中亚成矿域锂矿床成矿规律及成矿模式

申萍 潘鸿迪 李昌昊 冯浩轩 马华东 罗耀清

1. 中国科学院矿产资源研究重点实验室,中国科学院地质与地球物理研究所,北京 100029 2. 中国科学院大学地球与行星科学学院,北京 100049 3. 长安大学地球科学与资源学院,西安 710054 4. 新疆自然资源与生态环境研究中心,乌鲁木齐 830000

稀有金属锂(铍、铌、钽、铷、铯)被誉为“能源金属”,是未来国家新能源战略的重大需求资源(陈骏,2019;翟明国和胡波,2021;吴福元等,2023),因而备受关注。中亚成矿域是世界三大成矿域之一,因其巨量的金属矿产而闻名于世(涂光炽,1999)。该成矿域除了发育大量的金、铜等矿床之外(涂光炽,1999; Yakubchuketal., 2005; Shenetal., 2015,2018),还蕴藏着众多的锂、铍、铌、钽、铷、铯、锡、钨等稀有金属矿床,其中,以锂矿床的数量最多。该地区锂矿床类型主要为伟晶岩型和花岗岩型,其中,伟晶岩型锂矿床为LCT(Li-Cs-Ta)型,以中国的可可托海、柯鲁木特、卡鲁安,哈萨克斯坦的Bakennoe、Belaya Gora,俄罗斯的Tastyg、Vishnyakovskoe和Zavitino等为代表(邹天人等,1986;王登红等,2002;邹天人和李庆昌,2006;Vladimirovetal.,2012;Zagorskyetal.,2014;张辉等,2019;Khromykhetal.,2020;申萍等,2021;赵振华等,2022);花岗岩型锂矿床以哈萨克斯坦的Novo-Akhmirovo,俄罗斯的Alakha、Orlovka和Etyka等为代表(Beskinetal.,1994;Badaninaetal.,2010;Seltmannetal.,2010;Annikovaetal.,2016,2019)。

中亚成矿域西起哈萨克斯坦的乌拉尔,向东经哈萨克斯坦、乌兹别克斯坦、吉尔吉斯斯坦、中国北部和蒙古国,至俄罗斯的南西伯利亚地区,与中亚造山带范围大体一致(涂光炽,1999)。中亚成矿域也是全球规模最大的增生型造山带和显生宙大陆地壳生长最显著的地区,经历了古亚洲洋从元古宙到中生代以地体增生、弧-弧碰撞、弧-陆碰撞拼贴为特征的长期构造演化(Xiaoetal.,2004,2008,2015;王涛等,2010;Lietal., 2015b,2017,2019),形成了众多与碰撞拼贴和后碰撞伸展相关的锂(铍、铌、钽、铷、铯)矿床(邹天人和李庆昌,2006;Seltmannetal.,2010;Vladimirovetal., 2012;Zagorskyetal.,2014;Khromykhetal.,2019,2020;Gerel,2021)。中亚成矿域因其丰富的锂矿资源和多期复杂的增生造山作用而吸引了众多地质学家,由此也积累了丰富的地质矿产资料。然而,由于气候、交通、开发要求(涂光炽,1999)等因素的制约,迄今为止对中亚成矿域锂矿床的研究程度依然稍逊于世界其他地区的锂矿床。

笔者在前人大量的研究成果基础上,结合对哈萨克斯坦、蒙古国和中国阿尔泰的稀有金属矿床的考察和研究,对中亚成矿域重要锂矿床以及含锂的稀有金属矿床的空间分布、成矿期次和成矿动力学背景等方面进行了系统的总结,讨论了含矿岩浆成因和成矿机制,建立了成矿模式,以期为“丝绸之路经济带”锂矿床的研究和勘探提供参考。

1 成矿省和成矿带

1.1 成矿省

本文统计了中亚成矿域规模达到小型及以上的锂矿床(大型>10万t、中型10～1万t、小型<1万t;中华人民共和国地质矿产行业标准的矿产资源储量规模划分标准,2021)及部分代表性矿点的矿床类型、元素组合、成矿时代、赋矿岩石、金属储量和品位等(表1、图1)。

图1 中亚成矿域地质简图和锂成矿省、成矿带及锂矿床分布图(底图据Yakubchuk et al., 2005; Xiao et al., 2009; Shen et al.,2015)成矿带和矿床分布资料来源:Vladimirov et al.,2012;Zagorsky et al.,2014;Seltmann et al.,2010;Annikova et al.,2016;Murzintsev et al.,2019;Khromykh et al.;2020;Shen et al.,2022;Sal’nikova et al.,2011;Andreeva et al., 2020;Gerel,2021;周振华和毛景文,2022;李寄邦等,2020;陈衍景等,2021;王登红等,2022;邹天人等,1986;张辉等,2019;赵振华等,2022Fig.1 Schematic tectonic map of the Central Asian Metallogenic Domain (CAMD) and locations of the major Li metallogenetic provience and metallogenic belt as well as Li deposits (based map after Yakubchuk et al., 2005; Xiao et al., 2009; Shen et al.,2015)Data sources of the metallogenetic belts and deposits: Vladimirov et al., 2012; Zagorsky et al., 2014; Seltmann et al., 2010; Annikova et al., 2016; Murzintsev et al., 2019; Khromykh et al., 2020; Shen et al., 2022; Sal’nikova et al., 2011; Andreeva et al., 2020; Gerel,2021; Zhou and Mao, 2022; Li et al., 2020; Chen et al., 2021; Wang et al., 2022

中亚成矿域锂矿床的空间分布不均,重要锂矿床集中分布在西伯利亚克拉通南部的造山带中,包括阿勒泰、桑吉伦高地(Sangilen Highland)、东萨彦(Eastern Sayan)和东外贝加尔(Eastern Transbaikalia)等地;此外,在东蒙古Gobi Ugtaal-Baruun Urt、中国大兴安岭南部以及东天山也有少量矿床和矿点出露(图1)。中亚成矿域锂矿床的成矿时代跨度大,从元古代到中生代都有产出,最早的锂矿床形成于早元古代、位于东萨彦地区,最晚的锂矿床形成于白垩纪、位于东外贝加尔和大兴安岭,古生代和中生代早中期的锂矿床位于阿勒泰、桑吉伦高地和东天山等地(表1)。

区域上,伟晶岩型锂矿床主要出露在成矿域的西段,这些矿床的形成时代相对较老(从古元古代到侏罗纪),成矿元素组合较复杂(Li-Be-Nb-Ta-Rb-Cs)(表1),矿床形成与西伯利亚克拉通和古亚洲洋两个构造体系有关(Seltmannetal., 2010;Zagorskyetal.,2014; Lietal., 2019);花岗岩型锂矿床主要出露在成矿域的东段,这些矿床的形成时代较新(以白垩纪为主),成矿元素组合相对简单(Li-Ta-Rb)(表1),矿床形成主要与蒙古-鄂霍茨克洋构造体系有关(Zagorskyetal.,2014)。

基于中亚成矿域锂矿床在成矿动力学背景、矿床类型和成矿时代等方面的差异,参照鲁蒂埃(1990)对成矿省的定义,并结合全国II级成矿区带的划分标准(陈毓川等,2006;徐志刚等,2008),以重要构造线为界,将该成矿域划分为2个成矿省:阿尔泰-东萨彦和蒙古-鄂霍次克(Mongol-Okhotsk)成矿省(图1)。其中,阿尔泰-东萨彦成矿省位于成矿域的西部,成矿省的西南以额尔齐斯断裂为界,东北以西伯利亚克拉通西南边界断裂为界;蒙古-鄂霍次克成矿省位于成矿域的东部,成矿省的西北以蒙古-鄂霍茨克缝合带为界,东南以大兴安岭和西拉木伦断裂为界。

1.2 成矿带

本次研究共划分出4个成矿带和3个远景成矿带(图1、表1),其划分原则是:(1)成矿带由矿床规模达到中型的多个锂矿床组成,远景成矿带由矿床规模达到小型的多个锂矿床组成或有一个中型矿床和若干个矿点组成;(2)我国成矿带范围参考全国Ⅲ级成矿带的划分标准(陈毓川等,2006;徐志刚等,2008),如阿尔泰、东天山和大兴安岭等成矿带与全国Ⅲ级成矿带的范围基本一致;境外成矿带范围的划分是依据前人文献资料确定(Sal’nikovaetal.,2011;Vladimirovetal.,2012;Zagorskyetal.,2014;Andreevaetal., 2020; Khromykhetal.,2020;Gerel,2021),详见图1和表1。其中,阿尔泰、桑吉伦高地和东萨彦等3个成矿带位于阿尔泰-东萨彦成矿省;东外贝加尔成矿带、Gobi Ugtaal-Baruun Urt和大兴安岭等远景成矿带位于蒙古-鄂霍茨克成矿省。此外,在上述两个成矿省南部的中国东天山地区,还发育1个东天山远景成矿带。各成矿带的特征分述如下:

阿尔泰成矿带 横跨中、哈、俄、蒙四国,呈北西向展布,全长大于1000km(图2),是中亚成矿域规模最大的锂成矿带,包括哈萨克斯坦Kalba-Narym、中国阿尔泰和俄罗斯阿尔泰等3个成矿亚带;锂矿床类型包括伟晶岩型和花岗岩型,以前者为主(表1、图2)。

桑吉伦高地成矿带 位于俄罗斯图瓦共和国南部,包括南部和中部两个亚带(图3),南部亚带发育Tastyg、Pichi-Tastyg、Burchin Group、Sutlug和Khartyn等5个矿床,这些矿床总体上呈近东西向展布;中部亚带发育Kara-Adyr和Shuk-Byul两个矿床,呈近南北向展布(Kuznetsova,2018;Kuznetsovaetal.,2018)。

东萨彦成矿带 位于俄罗斯东萨彦地区(图4),矿床类型均为伟晶岩型。这些矿床呈北北西向展布,成矿带长500km,是俄罗斯境内锂储量最大的成矿带之一(Vladimirovetal.,2012;Zagorskyetal.,2014)。矿床分布在南部Urik Iya和北部Elash两个地堑中(Vladimirovetal.,2012),构成两个成矿亚带,南部Urik Iya亚带包括Goltsovoye、Urik和Belorechensk锂矿床;北部Elash亚带包括Vishnyakovskoe和Otboinoe锂矿床(Vladimirovetal.,2012;Zagorskyetal.,2014;Nozhkinetal.,2021)。

图4 俄罗斯东萨彦地质图及锂矿床分布图(据Sal’nikova et al.,2011修改)Fig.4 Geological map of the Eastern Sayan in Russia showing the distribution of Li deposits (modified after Sal’nikova et al., 2011)

东外贝加尔成矿带 位于俄罗斯贝加尔湖东南部的赤塔地区,是中亚成矿域最重要的花岗岩型锂成矿带。矿床以花岗岩型锂矿床为主,包括Achikan、Orlovka、Etyka和Malkhan等,有少量的伟晶岩型锂矿床,以Zavitino为代表(图5)。

图5 俄罗斯东外贝加尔及邻区地质简图和锂矿床分布图(据Andreeva et al., 2020)I-V-地块与构造带:I-西Stanovoi;II-Aga;III-额尔古纳;IV-蒙古-额尔古纳火山带; V-额尔古纳成矿带Fig.5 A sketch map of the Eastern Transbaikalia and adjacent territories showing the distribution of the major Li deposits (modified after Andreeva et al., 2020)I-V-terranes and structural-tectonic zones: I-Western Stanovoi;II-Aga; III-Argun;IV-Mongolia-Argun volcanic belt; V-Argun metallogenic belt

Gobi Ugtaal-Baruun Urt锂远景成矿带 位于蒙古国东部,呈北东东向展布,该成矿带发育Munktiin Tsagaan Durvuljin Li-Rb-Cs矿床和Khukh Del Uul钽矿点中伴生的伟晶岩型锂矿化等(Gerel,2021)。

大兴安岭锂远景成矿带 位于中国大兴安岭南段,是近几年新确立的成矿带,发育维拉斯托大型锂锡多金属矿床和石灰窑铌钽矿中伴生的伟晶岩型锂矿化等(陈新凯和周振华,2023)。

此外,在上述两个成矿省南部的中国东天山地区也发育锂矿床,以镜儿泉Li-Be-Nb-Ta矿床为代表(陈郑辉等,2006;李寄邦等,2020),构成东天山锂远景成矿带。

2 成矿期和成矿动力学背景

2.1 成矿期

中亚成矿域锂矿床集中形成于5个成矿期(图6):前寒武纪(1.85～1.83Ga)、晚寒武世-早奥陶世(494～483Ma)、早二叠世(294～272Ma)、晚三叠世-早白垩世(220～180Ma)和白垩纪(139～121Ma);其中,前4个成矿期集中发育在阿尔泰-东萨彦成矿省,最后一个成矿期发育在蒙古-鄂霍茨克成矿省。

图6 中亚成矿域锂矿床成矿时代柱状图年龄数据来源:Ilin et al.(1994)、Kovalenko et al.(1998)、Reyf et al.(2000)、Kostitsyn et al.(2004)、陈郑辉等(2006)、Abushkevich and Syritso(2007)、Zagorsky and Peretyazhko(2010)、Kuznetsova et al.(2011)、Sal’nikova et al.(2011)、Zagorsky et al.(2015)、Annikova et al.(2016,2019)、王春龙(2017)、Wang et al.(2017)、Khromykh et al.(2020)、Neymark et al.(2021)、Shen et al.(2022)Fig.6 Histogram of the mineralization ages of granite- and pegmatite-type Li deposits in the CAMD and showing five Li mineralization epochs

2.1.1 前寒武纪(1.85～1.83Ga)

前寒武纪锂成矿作用集中在西伯利亚克拉通西南缘的东萨彦成矿带,在该成矿带南部Urik Iya亚带,花岗岩的锆石U-Pb和云母Rb-Sr年龄分别为1858Ma和1817Ma(Vladimirovetal.,2012);在该成矿带的北部Elash 亚带,Pavlov黑云母花岗岩的锆石U-Pb年龄为1852± 5Ma(Nozhkinetal.,2021),Makagonetal.(2000)报道了Vishnyakovskoe锂矿床伟晶岩的Rb-Sr年龄为1490Ma,与伟晶岩有关的蚀变岩的Rb-Sr年龄为1480Ma,并认为含矿伟晶岩与Pavlov花岗岩无成因联系;后来的研究报道了含矿伟晶岩中钽锰矿和锡石的U-Pb年龄分别为1838±3Ma (Sal’nikovaetal.,2011)和1833.5±8.6Ma～1848±17Ma (Neymarketal.,2021),一些学者认为含矿伟晶岩的母体花岗岩是Pavlov花岗岩(Sal’nikovaetal., 2011; Neymarketal., 2021; Nozhkinetal., 2021)。

2.1.2 晚寒武世-早奥陶世(494～483Ma)

晚寒武世-早奥陶世锂成矿作用集中在俄罗斯桑吉伦高地成矿带的南部亚带,该亚带发育早古生代Kystarys花岗岩体(图3),该花岗岩的锆石U-Pb年龄为489±4Ma和488±6Ma(Kuznetsova,2018;Kuznetsovaetal.,2018);锂矿床的围岩是文甸-寒武纪(Vendian-Cambrian)的碳酸盐岩(Kuznetsova,2018;Kuznetsovaetal.,2018),该亚带的Tastyg 和Sutlug矿床的锂辉石伟晶岩年龄分别为483±13Ma 和 494±7Ma(Kuznetsova,2018;Kuznetsovaetal.,2018),这些年龄与 Kystarys花岗岩的年龄接近。

2.1.3 早二叠世(294～272Ma)

早二叠世锂成矿作用集中在阿尔泰成矿带西南部的哈萨克斯坦Kalba-Narym亚带和俄罗斯的桑吉伦高地成矿带的中部亚带。Kalba-Narym亚带的锂矿床赋存在Kalba花岗岩体的粗粒黑云母花岗岩中,该黑云母花岗岩的锆石U-Pb年龄为297～288Ma(Annikovaetal.,2019;Khromykhetal.,2020),与锂辉石伟晶岩(Yubileiny、Belaya Gora)的云母Ar-Ar年龄(294.4～289.9Ma)(Khromykhetal.,2020)一致。桑吉伦高地中部亚带的Shuk-Byul 和Kara-Adyr 矿床的锂辉石伟晶岩年龄分别为272Ma和292±5Ma(Kuznetsovaetal.,2011),晚于矿区发育的Kystarys花岗岩的形成年龄(483～494Ma;Kuznetsova,2018;Kuznetsovaetal.,2018)(图3)。

2.1.4 晚三叠世-早侏罗世(220～180Ma)

晚三叠世-早侏罗世锂成矿作用集中在中国阿尔泰和俄罗斯阿尔泰以及中国的东天山地区。中国阿尔泰的伟晶岩型锂矿床形成于晚三叠世,延续到早侏罗世,例如,可可托海锂矿床的成矿年龄为220～180Ma(Zhuetal.,2006;Wangetal.,2007; Cheetal.,2015;Zhouetal.,2015;Shenetal.,2022);柯鲁木特锂矿床的成矿年龄为238～188Ma(Lvetal.,2012;王春龙,2017);卡鲁安锂矿床的成矿年龄为224～195Ma(马占龙等,2015;王春龙,2017)。俄罗斯阿尔泰Alakha矿区的2个锂辉石花岗斑岩的Rb-Sr等时线年龄分别为195.0±3.0Ma和198.6±1.1Ma(Ilinetal.,1994;Kovalenkoetal.,1998),与矿区南部发育的Chindagatui花岗岩的锆石U-Pb年龄(199.0±3.0Ma;Annikovaetal.,2016)基本一致。中国的东天山镜儿泉矿区的黑云母花岗岩、二云母花岗岩和白云母花岗岩锆石U-Pb年龄分别为223.6±1.5Ma、223.2±1.3Ma 和220.2±1.4Ma(李寄邦等,2020),伟晶岩中白云母的40Ar/39Ar坪年龄为243±2Ma(陈郑辉等,2006),锆石U-Pb 年龄为218.0±1.8Ma,花岗岩和伟晶岩的形成时代基本一致。这些成矿年龄与我国松潘-甘孜成矿带锂矿床主要为三叠纪(李建康等,2014;王核等,2022)的成矿年龄一致。

2.1.5 早白垩世(141～121Ma)

早白垩世锂成矿作用是中亚成矿域最年轻的成矿作用,集中在东外贝加尔成矿带和大兴安岭锂远景成矿带,这些成矿带发育大量的花岗岩型锂矿床。东外贝加尔发育中生代晚期(167～147Ma)的Khangilay和Kukulbey杂岩体,Orlovka和Zavitino锂矿床的形成分别与这2个岩体中发育的Orlovka和Nalgiken花岗岩有关(Vladimirovetal.,2012;Breiteretal.,2019);其中,Orlovka花岗岩的Rb-Sr和锆石U-Pb年龄分别为141.5±2.8Ma(Negreietal.,1995)和139.9±1.7Ma(Abushkevich and Syritso,2007)。Nalgiken岩体发育三阶段花岗岩,其锆石U-Pb年龄分别为169.0±3.0Ma、147.5±3.1Ma、140.0±3.0Ma(Zagorskyetal.,2011);Zavitino锂矿床的伟晶岩年龄为139.6±3.1Ma～129.6±2.7Ma(Zagorskyetal.,2011),与Nalgiken岩体三阶段花岗岩中最晚阶段花岗岩的年龄接近。维拉斯托锂锡多金属矿床的形成与石英斑岩有关,该斑岩形成年龄为135～140Ma(周振华和毛景文,2022;陈新凯和周振华,2023);成矿时代跨度较大,如锡石U-Pb年龄显示出集中的年龄范围(135～138Ma,Jiangetal.,2022),而辉钼矿Re-Os年龄显示出大的跨度范围(116.6～135Ma),云母40Ar-39Ar年龄分布在121.9～133.4Ma的范围内(周振华等,2019)。

2.2 成矿动力学背景

中亚成矿域挟持于东欧、西伯利亚和塔里木-华北克拉通之间(图1),经历了不同时期和不同性质的造山过程,形成了众多锂矿床,这些锂矿床主要分属于两个成矿省,少量属于两个成矿省之南的东天山锂远景成矿带。

2.2.1 阿尔泰-东萨彦成矿省

阿尔泰-东萨彦成矿省由沿西伯利亚边缘发育的前寒武纪大陆块和新元古代至古生代弧系统组成(Lietal., 2019),锂成矿作用与西伯利亚克拉通和古亚洲洋这两个构造体系有关(Seltmannetal., 2010;Zagorskyetal.,2014; Lietal., 2019)。

西伯利亚克拉通在1.88～1.84Ga发生拼合作用(Khain,2001;Rosen,2003),在西伯利亚克拉通南缘形成后碰撞造山带(Donskayaetal.,2002,2005;Larinetal.,2003)和有关的Sayan和Shunikhin杂岩体(1.88～1.84Ga)(Altukhovetal., 2005;Larinetal.,2006)。在～1.84Ga,西伯利亚克拉通南缘演化为一个台地,局部伸展形成陆内裂谷(Altukhovetal., 2005;Zagorskyetal.,2010,2014),在东萨彦形成Urik Iya和Elash两个地堑(Gladkochubetal.,2007;Zagorskyetal.,2014),其中发育多个前寒武纪伟晶岩型锂矿床。

晚寒武世-早奥陶世锂矿床的形成与图瓦-蒙古地块构造演化有关(Belichenkoetal.,2003;Kravchinskyetal.,2010;Kuznetsovaetal.,2018),该地块是由早前寒武纪基底和新元古代岛弧和蛇绿岩组成的复合地体,它们在晚新元古代拼合在一起,发育新元古代末期碳酸盐沉积盖层(Belichenkoetal.,2003;Kravchinskyetal.,2010;Lietal.,2019),在晚寒武世-早奥陶世,图瓦-蒙古地块拼贴到西伯利亚克拉通,发生碰撞-后碰撞造山作用(Kuzmichevetal.,2001;Babin and Vladimirov,2012;Gladkochubetal.,2019),在其北缘的桑吉伦高地形成多个伟晶岩型锂矿床。

早二叠世稀有金属成矿作用出现在阿尔泰造山带的西南缘和桑吉伦高地中部,这些锂矿床形成与Ob-Zaisan洋演化有关。晚石炭世Ob-Zaisan洋闭合,准噶尔和阿尔泰之间发生碰撞,形成阿尔泰造山带,该造山带在323～295Ma以地壳增厚为特征,随后经历了造山带平行伸展(约295～283Ma)与大规模左行走滑(约283～260Ma)(Lietal.,2017,2019);在阿尔泰造山带的西南缘,泥盆纪至石炭纪额尔齐斯增生杂岩从我国延伸进入哈萨克斯坦(哈萨克斯坦境内称为Kalba-Narym地体),受到了晚泥盆世至二叠纪弧-弧碰撞造山的叠加改造,发育早二叠世Kalba花岗岩体及其中的一系列伟晶岩型锂矿床(图2)。在图瓦地块北部的桑吉伦高地中部亚带发育早二叠世锂矿床(Zagorskyetal.,2014;Kuznetsova,2018;Kuznetsovaetal.,2018)。

晚三叠世-早侏罗世锂成矿作用出现在阿尔泰造山带的中北部;阿尔泰成矿带主体属于西伯利亚板块南缘阿尔泰陆缘活动带(Xiaoetal.,2004),印支期阿尔泰处于后造山阶段(Noklebergetal.,2010;王涛等,2010),广泛发生后造山岩浆作用,形成了中国阿尔泰的青河-哈龙伟晶岩带和有关的伟晶岩型锂矿床(邹天人和李庆昌,2006;Lvetal., 2018;张辉等,2019),在俄罗斯阿尔泰形成了中生代花岗岩及其有关的花岗岩型 Ta-Li 矿床(韩宝福,2008)。

2.2.2 蒙古-鄂霍次克成矿省

蒙古-鄂霍次克成矿省新太古代-古元古代变质岩零星出露,但与Rodinia超大陆聚合-裂解以及泛非事件相关的岩石学记录广泛分布(Zagorskyetal.,2014;Yangetal.,2019)。侏罗纪西伯利亚克拉通与华北克拉通碰撞,蒙古-鄂霍次克洋迅速闭合(Zagorskyetal.,2014);白垩纪蒙古-鄂霍茨克造山带进入碰撞后伸展阶段,岩石圈呈现出伸展特点,广泛发生板内岩浆作用和锂成矿作用,形成东外贝加尔成矿带及有关花岗岩型锂矿床。大兴安岭南段是蒙古-鄂霍茨克造山带碰撞后伸展和古太平洋俯冲弧后伸展背景共同叠加的作用(Yangetal.,2019),形成维拉斯托锂矿(周振华和毛景文,2022)。

此外,晚三叠世-早侏罗世锂成矿作用出现在上述两个成矿省南部的东天山造山带。东天山造山带位于哈萨克斯坦-准噶尔板块和塔里木板块的交汇部位,是碰撞造山过程的产物,晚石炭世发生碰撞,二叠纪进入后碰撞阶段,构造条件从挤压转化为拉张(Xiaoetal.,2004),直到三叠纪,东天山地区发育花岗岩及有关的锂矿床(李寄邦等,2020)。

上述研究可见,中亚成矿域锂矿床的形成都与伸展背景密切相关,前寒武纪锂矿床形成于西伯利亚西南缘裂谷带,古生代和中生代锂矿床形成于西伯利亚板块南部的碰撞带中,是碰撞后伸展阶段的产物。中亚成矿域锂成矿作用也与超大陆演化重大事件有关(图6),锂成矿作用始于努纳大陆,形成西伯利亚克拉通西南缘的东萨彦成矿带,经过冈瓦纳大陆和潘吉亚大陆演化,分别形成早古生代桑吉伦高地成矿带和中生代阿尔泰成矿带,成矿作用终结于西伯利亚克拉通和华北克拉通的碰撞,形成白垩纪东外贝加尔和大兴安岭成矿带。

3 典型矿床实例

3.1 伟晶岩型锂矿床

中亚成矿域大多数含矿伟晶岩具有很好的分带性,以中国新疆可可托海锂矿床为代表;少量伟晶岩分带性不明显,以俄罗斯Tastyg锂矿床为代表;所有伟晶岩型锂矿床的含锂矿物均为锂辉石。本文重点介绍可可托海和Tastyg这2个锂矿床的地质特征。

可可托海伟晶岩型锂矿床位于中国阿尔泰东部(图2),矿区出露的地层为中-晚奥陶世哈巴河群变质岩,侵入岩主要为泥盆纪变辉长岩,侵入于哈巴河群变质岩中;矿区外围的侵入岩主要为泥盆纪片理化黑云母花岗岩和二云母花岗岩等(图7a)。矿区三叠纪伟晶岩脉非常发育,以3号脉规模最大,形似一顶实心草帽,由上部陡倾斜的筒状岩钟体和下部缓倾斜两部分组成(图7b)。3号脉具有很好的分带,从外向里依次为I文象伟晶岩带、II粒状钠长石带、III块体微斜长石带、IV白云母-石英带、V叶钠长石-锂辉石带、VI石英-锂辉石带、VII白云母-薄片状钠长石带、VIII锂云母-薄片状钠长石带和IX石英和微斜长石核,其中,I～IV组成外带,V-IX组成内带(邹天人等,1986;Liu and Zhang, 2005;邹天人和李庆昌,2006)。

Tastyg锂矿床位于俄罗斯桑吉伦高地的南部(图3),空间上与Kystarys杂岩体有关(Kuznetsova,2018;Kuznetsovaetal.,2018),伟晶岩脉群侵入元古代灰岩中(图7c),在断裂的交汇处尖灭。该矿床由数十个紧密间隔的近垂直岩脉构成(图7d),岩脉厚度为1～20m,深度可达700m。伟晶岩脉没有明显的内部结构分带,主要矿物是石英、长石和锂辉石,其中,锂辉石是唯一的含Li矿石,见有细粒的石墨(graphite)聚集体(Kuznetsovaa and Prokof’ev,2009)。该矿床储量大(Li2O 59.6万t)、品位高(平均品位1.46%),开发前景大(Kuznetsovaa and Prokof’ev,2009)。

3.2 花岗岩型锂矿床

中亚成矿域花岗岩型锂矿床的花岗岩体含有浸染状或细脉状稀有金属矿物,花岗岩体即为矿体,这种花岗岩被称之为稀有金属花岗岩,因其挥发性和活动性大的元素Li、F、Rb、Cs含量高,也被称之为Li-F花岗岩。这种花岗岩具有岩相分带,含锂矿物主要为锂云母和铁锂云母。中亚成矿域花岗岩型锂矿床以俄罗斯Orlovka和Alakha为代表。

Orlovka钽锂矿床位于东外贝加尔成矿带,矿床形成与侏罗纪Khangilay岩体中的Orlovka穹状Li-F花岗岩有关,围岩为变沉积岩(图8a;Breiteretal.,2019)。矿体由Orlovka穹状花岗岩体最上部约100m厚的钠长石-天河石-Li-云母花岗岩组成,矿石矿物主要为铌铁矿-钽铁矿族矿物和烧绿石-细晶石族矿物(Syritsoetal.,2001)。矿体呈近水平状产出(图8b),内部分带明显,自底部向上发育的岩相依次为:(1)黑云母花岗岩;(2)黑云母-多硅白云母花岗岩;(3)含雪球石英的钠长石-微斜长石花岗岩,发育富Li多硅白云母,石英发育雪球构造;(4)含绿色白云母的花岗岩;(5)钠长石-锂云母-天河石花岗岩,发育天河石、铁锂云母-锂云母,常见黄玉、钶钽铁矿和烧绿石,是钽矿石赋存部位;(6)条带状伟晶岩/细晶岩层,伟晶岩条带由天河石和石英组成,细晶岩层由钠长石和石英组成;(7)云英岩,位于花岗岩和围岩接触带中,富含绿柱石和黄玉。不同岩相带之间呈渐变过渡接触,而伟晶岩/细晶岩层与其他岩相之间呈截然接触;黑云母花岗岩与雪球石英-钠长石-微斜长石花岗岩则呈侵入接触关系(Syritsoetal.,2001;Badaninaetal.,2004,2010;Breiteretal.,2019)。

俄罗斯Alakha锂钽矿床位于俄罗斯阿尔泰南部,产于早侏罗世Alakha稀有金属花岗岩岩株之中(Ilinetal.,1994;Annikovaetal.,2016),Alakha岩株侵入晚三叠-早侏罗世Chindagatui杂岩体的斑状黑云母花岗岩中(图8c)。Alakha岩株发育垂向分带(图8d),且各岩相带之间呈渐变过渡关系(Kudrinetal.,1994),顶部为厚达数十米的细-极细粒钠长岩,上部为锂辉石花岗斑岩,发育雪球构造(Annikovaetal.,2016),下部为白云母-锂辉石-奥长石花岗岩(Kudrinetal.,1994)。其中,锂辉石花岗斑岩即为Li-Ta矿体,其Li2O品位为0.24%～1.46%(平均0.98%),Ta2O5品位为0.007%～0.018%(平均0.0114%),矿石矿物为锂辉石、铌钽矿族矿物和少量细晶石(Annikovaetal.,2016)。

4 含矿岩浆成因

4.1 花岗岩型锂矿床

4.1.1 稀有金属花岗岩特点

中亚成矿域花岗岩型锂矿床的稀有金属花岗岩在产状上呈小岩株产出,位于母质花岗岩的顶部,例如,东外贝加尔的Orlovka和Etyka穹状Li-F花岗岩及有关的钽锂矿呈小岩株产出(图8a),位于Khangilay花岗岩体的顶部(Beskinetal.,1994;Breiteretal.,2019)。稀有金属花岗岩常与黑云母花岗岩、二云母花岗岩和白云母花岗岩相伴产出,从底部(或核部)到顶部(或边部)呈渐变的岩相分带,依次为花岗岩、微斜长石花岗岩、天河石花岗岩、锂云母花岗岩和云英岩等;含锂矿物主要为锂云母和铁锂云母(Kovalenko and Kovalenko,1984;Annikovaetal.,2016,2019;Kuznetsova,2018;Kuznetsovaetal.,2018)。

稀有金属花岗岩的稀土元素总量(ΣREE)较低,具有明显的负Eu异常,稀土元素配分模式呈明显的四分组效应(图9a),富集不相容元素Li、Cs、Ta、Nb、Rb、Th、U、Hf,强烈亏损Ba、Sr、Eu、Ti、Zr等元素(图9b),微量元素Nb/Ta和Zr/Hf比值低(图10a),这些特点表明富含稀有金属的岩浆经历了岩浆结晶分异作用和熔-流体相互作用,与世界典型的Li-F 花岗岩的演化特点类似(Breiteretal., 1999; Selwayetal., 2005; Ballouardetal., 2016)。

图9 中亚成矿域主要锂矿床的球粒陨石标准化稀土元素配分图(a、c、e,标准化值据McDonough and Sun, 1995)和地壳标准化微量元素蛛网图(b、d、f,标准化值据Wedepohl, 1995)数据来源: Kuibida et al.,2009;Shen et al.,2022;王春龙,2017;Kuznetsova,2018;Kuznetsova et al.,2018;Nozhkin et al.,2021;刘思宇,2021;李寄邦等,2020;Wang et al.,2017;Yang et al.,2019;祝新友等,2016;Annikova et al., 2016;Zaraisky et al.,2009;Badanina et al.,2010;Breiter et al.,2019;Syritso et al.,2021. 图10、图12数据来源同此图Fig.9 Chondrite-normalized REE patterns (a, c, e, normalization values after McDonough and Sun, 1995) and continental crust-normalized trace element spider grams (b, d, f, normalization values after Wedepohl, 1995) of the main lithium deposits in the CAMD Data sources: Kuibida et al., 2009; Shen et al., 2022; Wang, 2017; Kuznetsova, 2018; Kuznetsova et al., 2018; Nozhkin et al., 2021; Liu, 2021; Li et al., 2020; Wang et al., 2017; Yang et al., 2019; Zhu et al., 2016; Annikova et al., 2016; Zaraisky et al., 2009; Badanina et al., 2010; Breiter et al., 2019; Syritso et al., 2021. Data sources in Fig.10 and Fig.12 are same as this figure

图10 中亚成矿域主要锂矿床的Zr/Hf-Nb/Ta图解(底图据Ballouard et al.,2016)Fig.10 Zr/Hf vs. Nb/Ta diagram of the main lithium deposits in the CAMD(base map after Ballouard et al.,2016)

4.1.2 稀有金属花岗岩成因

地壳中锂的丰度为13×10-6～35×10-6(Wedepohl,1995),形成锂矿物的花岗质熔体锂含量需达到6968×10-6(Manetaetal., 2015),因此,花岗质岩浆的高度结晶分异作用是形成富锂岩浆的重要条件。在东外贝加尔的Orlovka矿区,从Khangilay岩体的黑云母花岗岩和二云母花岗岩到含矿的Orlovka Li-F花岗岩,岩石的ΣREE降低,稀土配分四分组效应明显增强(图9a),成矿元素(Li、Cs、Rb、Ta、Nb)含量明显增加(图9b),Nb/Ta和Zr/Hf比值明显降低(图10a);此外,Orlovka Li-F花岗岩被石英TIMA、CL形貌学及微区微量元素证实为与Khangilay花岗岩同源岩浆分异的结果(Breiteretal.,2019)。在俄罗斯阿尔泰的Alakha矿区,从Chindagatui岩体的黑云母花岗岩和白云母花岗岩到含矿的Alakha花岗斑岩,岩石的ΣREE也显示明显的降低(图9a)。此外,在矿物成分上,这些含矿花岗岩还含有高Al的石榴石,以及富Li、F、B 的黄玉、萤石和电气石等矿物。上述含矿花岗岩浆的演化与法国的Beauvoir 钠长花岗岩(Raimbaultetal.,1995)以及与我国宜春的钠长花岗岩(Huangetal.,2002;李洁和黄小龙,2013;Lietal.,2015a)的演化特点类似,表明中亚成矿域的Li-F花岗岩为母质黑云母花岗岩或二云母花岗岩岩浆持续高分异的产物。

4.2 LCT型伟晶岩

4.2.1 LCT型伟晶岩特点

由于伟晶岩矿物颗粒粗大,仅有少量的岩石地球化学数据被报道。可可托海3号脉具有很低的ΣREE(0.78×10-6～4.20×10-6)和Eu负异常(0.05～0.34)(王贤觉等,1981),显示强烈的稀土配分四分组效应(图9c),Nb/Ta和Zr/Hf比值低(图10b)。Tastyg伟晶岩的一个数据显示Eu的强烈负异常(δEu=0.008),富集B、F和成矿元素(Li、Cs、Rb、Ta、Nb),但亏损Ba、Sr、Eu、Ti等元素(Kuznetsovaetal.,2018),Nb/Ta和Zr/Hf比值低(图10c)。这些特点与世界典型的LCT型伟晶岩的特点一致(Moneckeetal.,2002;Selwayetal.,2005;Ballouardetal.,2016)。

4.2.2 伟晶岩与花岗岩的关系

中亚成矿域大多数伟晶岩与花岗岩有密切的时空关系,例如,东萨彦成矿带锂矿床的年龄(1838～1848Ma)与Pavlov黑云母花岗岩的年龄(1852Ma)接近(Nozhkinetal.,2021);桑吉伦高地南部锂矿床的年龄(483～494Ma)与 Kystarys花岗岩的年龄(489～488Ma)接近(Kuznetsova,2018;Kuznetsovaetal.,2018);中国阿尔泰三叠纪柯鲁木特锂矿床与矿区外围的三叠纪(203Ma)吉得克花岗岩年龄一致(王春龙,2017);哈萨克斯坦Kalba-Narym地区早二叠世Bakennoe、Belaya Gora和Yubileiny锂矿床与附近的早二叠世(290～288Ma)Kalba岩体年龄一致(Khromykhetal.,2019,2020);东天山镜儿泉三叠纪锂矿床与矿区发育的花岗岩(243～218Ma)的年龄一致(李寄邦等,2020)。

需要说明的是,以前的研究认为可可托海矿区未见与3号脉同期的三叠纪花岗岩(邹天人和李庆昌,2006;张辉等,2019),最近的研究显示,在3号脉采坑中出露的白云母钠长花岗岩(刘宏,2013)为稀有金属花岗岩(Shenetal.,2022;Hanetal.,2023),花岗岩的铌钽矿U-Pb年龄集中在224.2±2.7Ma～220.7±4.0Ma范围内(Shenetal.,2022),与3号脉形成年龄(220～210Ma)基本一致(Chenetal.,2000;Cheetal.,2015;Zhouetal.,2015;Shenetal.,2022),考虑到有的花岗岩呈碎块位于3号脉中的包裹关系(Shenetal., 2022;申萍等,2023),我们认为,可可托海稀有金属花岗岩的形成时代要稍早于3号脉。可可托海3号脉具有比白云母钠长花岗岩(Shenetal.,2022;Hanetal.,2023)更低的ΣREE和Eu负异常值(图9c),二者的矿物组成及元素特征也一致(Shenetal.,2022;Hanetal.,2023)。可见,二者具有共同的岩浆源区,所不同的只是3号脉比白云母钠长花岗岩具有更高的演化程度。

镜儿泉矿床发育黑云母花岗岩、二云母花岗岩和白云岩花岗岩,其中后者与成矿关系最为密切,具有比前二者更低的∑REE和负Eu异常以及明显的四分组效应(图9c),并且更富集Rb、Ta、P,亏损Ba、Sr、Nd、Eu(图9d),Nb/Ta和Zr/Hf比值更低(图10b)。可见,镜儿泉矿区的白云母花岗岩是从黑云母花岗岩到二云母花岗岩持续结晶分异的产物,矿区的伟晶岩是否是白云母花岗岩演化产物,需要进一步研究。

除了可可托海和镜儿泉矿床之外,中亚成矿域其余的含矿伟晶岩与同期花岗岩基之间没有显示直接的演化关系,这是由于同期花岗岩的∑REE均较高,负Eu异常和四组分效应均不明显(图9e),Nb、Ta亏损(图9f),Nb/Ta和Zr/Hf比值均较高(图10c),与伟晶岩不同。需要注意的是,稀有金属伟晶岩通常与所赋存的花岗岩岩基无直接关系,而是与其高演化形成的花岗岩岩株有关(赵振华等,2023),因此,中亚成矿域这些伟晶岩与同期花岗岩基之间没有演化趋势,可能是由于缺失了高演化的花岗岩岩株所致;实际上,矿区可能发育这种岩株,比如,东哈萨克斯坦Kalba-Narym地区的伟晶岩与Kalba花岗岩的粗粒斑状黑云母花岗岩有关,我们在矿区野外观察中见有中细粒白云母花岗岩岩株出露,这种岩株可能与伟晶岩成矿有关。十分明显,中亚成矿域花岗岩基、岩株和含矿伟晶岩三者之间的关系还有待进一步研究。

4.2.3 伟晶岩与变质岩地层的关系

迄今未发现侵入于未变质沉积岩中的伟晶岩(Bradleyetal., 2017),这可能反映了伟晶岩与变质作用之间的内在联系。在中亚成矿域,一些伟晶岩矿区没有出露与伟晶岩同期的花岗岩,例如,中国阿尔泰晚三叠世卡鲁安锂矿床周围发育泥盆纪哈龙岩体,俄罗斯桑吉伦高地中部早二叠世Shuk-Byul 和Kara-Adyr 锂矿床周围发育早奥陶世Kystarys花岗岩体,这些稀有金属伟晶岩被认为可能是地壳深熔的产物(Zagorskyetal.,2014;张辉等,2019;Lvetal., 2021; 赵振华等,2022)。

通常,深熔成因伟晶岩以云母/长石伟晶岩为主(Mülleretal., 2017),虽然也可派生稀有金属伟晶岩(Magnanietal., 2022),但是,其中的稀有金属含量是否足够高,仍存在争议(Gionetal., 2021);深熔成因伟晶岩受角闪岩相和麻粒岩相变质作用控制,伟晶岩与变质峰期同期或滞后20～30Myr(Mülleretal., 2017)。中亚成矿域锂矿床发育Li-Be-Nb-Ta伟晶岩,野外考察显示,哈萨克斯坦Kalba-Narym地区的二叠纪伟晶岩和中国阿尔泰的三叠纪伟晶岩分别直接切穿泥盆纪和奥陶纪变质岩(图11a,b),伟晶岩与围岩变质岩不具有密切的产状关系。岩相学研究表明,这些围岩主要为片岩,其变质程度较低,多为红柱石相(图11c),最高为十字石相,不具有达到深熔成因伟晶岩所需的变质熔融条件。中国阿尔泰区域变质作用形成早于二叠纪(Lietal., 2015b),已有的同位素年龄资料表明,中国阿尔泰伟晶岩形成时代(220～180Ma)明显滞后于区域变质作用。因此,中国阿尔泰伟晶岩深熔成因的可能性不大。

图11 阿尔泰成矿带含矿伟晶岩脉和地层的穿切关系(a)哈萨克斯坦Kalba-Narym地区的Akchatau锂辉石伟晶岩脉斜切泥盆纪片岩的片理;(b)中国可可托海南部伟晶岩脉斜切奥陶纪哈巴河群片岩的片理;(c)哈巴河群片岩正交偏光显微照片,片岩中大量发育黑云母(Bt)和红柱石(Andal)Fig.11 Cross cutting relationships between pegmatite and strata in the Altay ore belt (a) Akchatau pegmatite vein, Kalba-Narym area in Kazakhstan, oblique cut Devonian schist; (b) Koktokay pegmatite, oblique cut schist of the Ordovician Habahe Group, southern Koktokay, China; (c) micrograph of schist of the Habahe Group, with abundant biotite (Bt) and andalusite (Andal) in the schist, China

在中国阿尔泰,大量发育的哈巴河群变质岩被认为是潜在的稀有金属伟晶岩物源(马占龙等,2022)。岩石地球化学研究表明,青河地区哈巴河群变质岩的稀有金属含量分别为Li=7×10-6～54×10-6、Be=0.6×10-6～2.4×10-6、Nb=3.1×10-6～11.3×10-6、Ta=0.20×10-6～0.78×10-6(马占龙等,2022);我们获得的可可托海地区哈巴河群黑云母片岩的稀有金属含量分别为Li=58×10-6～82×10-6、Be=1.7×10-6～3.1×10-6、Nb=10.9×10-6～14.2×10-6、Ta=0.92×10-6～1.3×10-6(申萍等,2023),这些数值都与平均大陆上地壳富集的稀有金属含量接近(Li=22×10-6、Be=3.1×10-6、Nb=26×10-6、Ta=1.5×10-6;Wedepohl,1995),若以此作为伟晶岩岩浆的源岩,其发生部分熔融,很难直接形成含矿伟晶岩岩浆,需要岩浆进一步演化。

5 成矿温度-压力和成矿机理

5.1 成矿温度-压力

前人已经对中亚成矿域部分稀有金属矿床进行了包裹体研究,获得了矿床形成的温度-压力数据(Zagorskyetal.,1997;Titovetal.,1999; Reyfetal.,2000;Badaninaetal.,2004;Annikovaetal.,2016)。锆石的溶解度强烈依赖于温度,采用锆石溶解度模型估算的花岗岩锆石饱和温度是可靠的(Watson and Harrison,1983),此外,对于没有继承锆石的侵入体,TZr代表了源区原始岩浆的最低温度;而对于富含继承锆石的侵入体,TZr代表了岩浆温度的上限(Milleretal., 2003)。本次研究利用前人岩石地球化学数据,采用锆石溶解度模型(Watson and Harrison,1983),估算了中亚成矿域锂矿床含矿和无矿花岗岩的锆石饱和温度TZr(℃),结果显示在图12中,可见,除了维拉斯托花岗岩和Tastyg伟晶岩的温度高于700℃,大多数稀有金属花岗岩和伟晶岩的锆石饱和温度TZr平均值接近于650℃;无矿花岗岩的TZr平均值高于700℃。

图12 中亚成矿域主要锂矿床的锆石饱和温度范围Fig.12 Zircon saturation temperature ranges of the main lithium deposits in the CAMD

对于花岗岩型锂矿床,俄罗斯Orlovka锂矿床的花岗岩矿物包裹体研究表明,其岩浆结晶温度和压力分别为650～750℃和～200MPa(Reyfetal.,2000;Badaninaetal.,2004);利用前人的数据估算的TZr为617～760℃,与矿物包裹体研究结果基本一致。俄罗斯Alakha锂矿床的花岗岩矿物包裹体研究表明,其岩浆结晶温度和压力分别为530～550℃和320～360MPa(Titovetal.,1999;Annikovaetal.,2016);利用前人的数据估算的TZr为595～644℃,高于包裹体研究获得的温度,这可能代表了岩浆温度的上限。对于维拉斯托和镜儿泉锂矿,利用前人的花岗岩数据估算的TZr分别为610～738℃和696～618℃。

就伟晶岩型锂矿床而言,可可托海3号脉包裹体测温结果显示,形成的温度和压力条件在熔体阶段为900～600℃、320～250MPa,在熔流体阶段为650～500℃、280～220MPa,在流体阶段为530～450℃、250～180MPa(吴长年等,1994,1995;卢焕章等,1996;朱金初等,2000;冷成彪等,2007);估算的稀有金属花岗岩的TZr为588～676℃(Shenetal., 2022),花岗岩侵位压力为170～190MPa(作者未发表)。东萨彦南部Urik Iya亚带的锂辉石伟晶岩形成压力高(300～500MPa),而北部Elash亚带的锂辉石伟晶岩形成压力低(200～350MPa)(Zagorskyetal.,1997),与成矿有关的Pavlov花岗岩的TZr变化较大,为687～785℃(Nozhkinetal., 2021)。

在LiAlSiO4-SiO2-H2O体系的相图中(图13;London,1984),Alakha和Orlovka花岗岩型锂矿床的包裹体测量获得的P-T参数,分别对应于锂辉石+石英和透锂长石+石英的稳定区域;可可托海的稀有金属花岗岩的P-T参数对应于透锂长石+石英的稳定区域;这些锂矿的形成温度远低于LiAlSiO4-SiO2-H2O体系中的固相线。正常的I型和S型花岗岩TZr平均值分别为781℃和764℃(Chappell and White,1992;Kingetal.,1997),而稀有金属花岗岩是富挥发分和富碱的,高分异结晶作用发生在低温条件(<650℃;Pichavantetal.,1988;London,2008;Wuetal.,2020)。中亚成矿域锂矿床的形成温度(～650℃)与世界锂矿床的形成温度一致,说明中亚成矿域成矿岩浆是富含挥发分的,导致固相温度降低。

图13 中亚成矿域主要锂矿与其他地区典型伟晶岩型锂矿的P-T演化轨迹加拿大Tanco和津巴布韦Bikita伟晶岩的P-T轨迹及LiAlSiO4-SiO2-H2O相图引自London(1984); 中国甲基卡和扎乌龙伟晶岩的P-T轨迹引自李建康等(2023); 中国可可托海和大喀拉苏伟晶岩的P-T轨迹分别引自卢焕章等(1996)和Suo et al.(2022); Alakha和Orlovka花岗岩的P-T轨迹引自Annikova et al.(2016),Badanina et al.(2004)和Reyf et al.(2000). Spd-锂辉石;Pet-透锂长石;Qz-石英Fig.13 The evolution pressure-temperature paths for the representative rare-metal pegmatites in the CAMD and others found worldwide The LiAlSiO4-SiO2-H2O diagram and the evolution of the P-T paths for Tanco (Canada) and Bikita (Zimbabwe) pegmatites obtained from London (1984); The P-T paths for the Jiajika and Zhawulong pegmatites (China) determined by Li et al. (2023); The P-T paths for the Kokotugay and Dakalasu pegmatites (China) determined by Lu et al. (1996) and Suo et al. (2022), respectively; The P-T paths for the Alakha and Orlovka granties determined by Annikova et al.(2016),Badanina et al.(2004)and Reyf et al.(2000). Spd-spodumene; Pet-petalite; Qz-quartz

中亚成矿域锂矿床的岩浆结晶压力变化较大,例如,同为花岗岩型锂矿床,Alakha锂矿床的花岗斑岩结晶压力(320～360MPa)高于Orlovka锂矿床的花岗岩结晶压力(～200MPa);同为伟晶岩型锂矿床,东萨彦成矿带南部的锂辉石伟晶岩的结晶压力(300～500MPa)高于北部锂辉石伟晶岩的结晶压力(200～350MPa),与世界含矿伟晶岩形成压力较低(200～300MPa;London,2008)不同,其原因有待查明。

5.2 成矿机理

Vasyukova and Williams-Jones(2014)在加拿大魁北克Strange Lake 稀有金属矿床中发现了罕见的硅酸盐-氟化物熔体不混溶现象,认为不混溶作用在稀有金属成矿的富集过程中起到了关键作用。中亚成矿域花岗岩型和伟晶岩型锂矿床中均发育熔融包裹体和流体包裹体,并发育富子晶流体包裹体以及CO2-NaCl-H2O和NaCl-H2O流体包裹体,并富含挥发分(H2O、CH4和CO2)(卢焕章等,1996;Kovalenkoetal.,1998;Titovetal.,1999;Badaninaetal.,2004;Thomasetal.,2009),表明流体的不混溶作用是中亚成矿域锂成矿的重要机制。比如,Alakha矿床中含锂辉石花岗斑岩的石英斑晶中包含H2O和CO2流体包裹体,说明在石英结晶时其岩浆房包含流体和硅酸盐熔体(Kovalenkoetal.,1998;Titovetal.,1999)。对于Orlovka Ta-Li矿床,Badaninaetal.(2004)基于花岗岩中的石英流体发育富B的包裹体(H3BO3高达15.1%)和富含碳酸盐的包裹体(NaHCO3高达35%),提出了流体不混溶作用的认识;Thomasetal.(2009)在绿柱石中观察到的复杂包裹体群,包含大量共存的铝硅酸盐熔体和少量富含H2O和CO2的铝硅酸盐熔融物以及富含CO2-H2O的流体,进一步证明在相对较浅地壳深度的伟晶岩形成过程中,熔体-熔体之间和熔体-流体之间的不混溶的现象是广为存在的(Badaninaetal.,2004;Thomasetal.,2009)。可可托海3号脉发育有硅酸盐熔融包裹体和流体-熔融包裹体(邹天人等,1986;吴长年等,1994;卢焕章等,1996;朱金初等,2000;冷成彪等,2007),表明矿床形成过程中发生了流体不混溶作用。

6 成矿模式

基于对可可托海伟晶岩型锂矿床和Orlovka花岗岩型锂矿床的研究,总结中亚成矿域两类锂矿床的成矿模式。

阿尔泰造山带在晚三叠世处于哈萨克斯坦-准噶尔板块和西伯利亚板块碰撞后阶段,软流圈上涌,地壳部分熔融,造成板内岩浆作用(图14a)。近几年来,我们在可可托海矿区进行了地质-遥感-地球物理研究,确定了矿区发育多处三叠纪稀有金属花岗岩岩枝,大地电磁测深(MT)显示,矿区距现今地表12～15km以下深处,发育低电阻率异常体,反映深部可能存在残余岩浆房或局部熔融带,认为矿区花岗质岩浆源于现今地下12～15km的局部熔融带(Shenetal., 2022;申萍等,2023),据作者未发表的数据显示,花岗岩侵位压力为170～190MPa,若以30MPa/km计算,推测花岗岩形成深度约为地下6km处,因此,现今15km的局部熔融带在三叠纪应位于地下21km(15+6=21km)深处;按照30℃/km计算,推测地下21km处的温度约为630℃;前已述及,我们利于全岩数据估算的可可托海稀有金属花岗岩的TZr为588～676℃,平均温度为619℃(Shenetal., 2022),据作者未发表的研究表明,该花岗岩中的锆石未见继承锆石,则估算的TZr代表了源区原始岩浆的最低温度。因此,地下21km处的630℃可能代表了局部熔融带的最低温度。由于可可托海地区热泉发育,而且,在1931年曾发生过8级以上的大地震(杨章和戈澎漠,1980),因此,该地区可能为高热异常区,其温度应该明显高于630℃,在这种条件下,地壳岩石很有可能在深部发生部分熔融,形成花岗质岩浆,这种岩浆在向上15km运移过程中,在热驱动下发生结晶分异作用和流动分异作用,形成富含挥发分和稀有金属元素的花岗质岩浆,这些岩浆在岩浆房或花岗岩基顶部进一步富集,然后就位形成稀有金属花岗岩岩枝和更高分异的伟晶岩岩脉(图14b)。因此,可可托海伟晶岩型锂矿床成矿模式为“地壳熔融→深部花岗岩基→浅部稀有金属花岗岩岩枝-伟晶岩脉”。

蒙古-鄂霍茨克造山带在白垩纪处于碰撞后伸展阶段,软流圈上涌,地壳部分熔融造成板内岩浆作用(图14c),Khangilay花岗岩体(黑云母花岗岩和二云母花岗岩)侵位于断裂交汇部位(Badaninaetal.,2010),用重力测量数据估算的侵入岩面积为24×22km2(Beskinetal.,1994);这个规模大的花岗岩基中的岩浆不断演化,不相容元素(Li、Ta、Rb等)和挥发组分(F、B、P等)不断富集,在花岗岩基的顶部形成Orlovka的 Li-F花岗岩小岩株(cupola)及其中的Ta-Li 矿床(图14d),该花岗岩体顶端发育伟晶岩-细晶岩壳(图8b),这是保证含矿熔体在近封闭环境下不断发生分异的一个重要因素(吴福元等,2023)。该矿床的花岗岩矿物包裹体研究表明,岩浆结晶温度和压力分别为650℃和～200MPa(Reyfetal.,2000;Badaninaetal.,2004),以30MPa/km计算,推测Li-F花岗岩就位于地下7km处,根据钻孔深部(Beskinetal.,1994),估算深部黑云母花岗岩的侵位深度为地下8km处。因此,Orlovka花岗岩型锂矿床成矿模式为“地壳熔融→深部花岗岩基→浅部花岗岩-稀有金属花岗岩岩株”。

7 主要结论

(1)中亚成矿域发育一系列锂矿床,主要集中在西伯利亚克拉通南部的造山带中;锂矿床的成矿时代跨度大,并具有多期成矿的特点,包括前寒武纪(1.85～1.83Ga)、晚寒武世-早奥陶世(494～483Ma)、早二叠世(294～272Ma)、晚三叠世-早侏罗世(220～180Ma)和早白垩世(139～121Ma)等5个成矿期;锂矿床的类型主要为伟晶岩型和花岗岩型,伟晶岩型锂矿床主要位于成矿域的西部,而花岗岩型锂矿床集中在成矿域的东部,且花岗岩型比伟晶岩型锂矿床的形成时代更年轻,元素组合更简单。

(2)基于成矿构造背景和锂成矿特征的研究,以重要构造线为界,将中亚成矿域划分为2个成矿省和7个锂成矿带。阿尔泰-东萨彦成矿省位于成矿域的西部,包括阿尔泰、桑吉伦高地和东萨彦等3个成矿带,这些成矿带主要发育伟晶岩型锂矿床,锂矿床形成集中在前4个成矿期,其中,第1个成矿期锂成矿作用与西伯利亚克拉通构造体系有关,后3个成矿期锂成矿作用与古亚洲洋构造体系有关。蒙古-鄂霍茨克成矿省位于成矿域的东部,包括东外贝加尔成矿带以及Gobi Ugtaal-Baruun Urt和大兴安岭2个远景成矿带,这些成矿带主要发育早白垩世花岗岩型锂矿床,矿床形成主要与蒙古-鄂霍次克构造体系有关。此外,在上述两个成矿省南部的中国东天山也发育一个锂远景成矿带,该成矿带发育晚三叠世伟晶岩型锂矿床,矿床形成与哈萨克斯坦-准噶尔板块和塔里木板块碰撞有关。

(3)中亚成矿域大多数含矿伟晶岩具有很好的分带性,含锂矿物为锂辉石;花岗岩型锂矿床的花岗岩具有岩相分带,含锂矿物为锂云母和铁锂云母。稀有金属花岗岩和伟晶岩都富含挥发分和不相容元素Li、Cs、Ta、Nb、Rb等,岩石具有明显的四分组效应,Nb/Ta和Zr/Hf低;含矿岩浆的形成温度相对较低(～650℃),而压力变化较大(500～170MPa)。稀有金属花岗岩和大多数稀有金属伟晶岩为花岗质岩浆分异结晶的产物,其分异结晶的驱动机制主要是热驱动;锂富集机理为岩浆结晶分异作用和流体不混溶作用。

(4)本文提出中国阿尔泰伟晶岩型稀有金属矿床的成矿模式为“地壳熔融→深部花岗岩基→浅部稀有金属花岗岩岩枝-伟晶岩脉”,该模式揭示了晚三叠世-早侏罗世伟晶岩型锂的成矿机理,即哈萨克斯坦-准噶尔板块与西伯利亚板块碰撞后的伸展环境,上涌炽热软流圈岩浆诱发地壳发生部分熔融,热驱动的结晶分异作用和15km的流动分异作用造就富含挥发分和稀有金属的高分异花岗质岩浆,促进了伟晶岩集中成矿。综合前人研究成果,提出东外贝加尔成矿带花岗岩型锂矿床成矿模式为“地壳熔融→深部花岗岩基→浅部花岗岩-稀有金属花岗岩岩株”,揭示了早白垩世花岗岩型锂成矿机理,即白垩纪蒙古-鄂霍茨克洋闭合后,上涌炽热软流圈岩浆诱发地壳发生部分熔融,热驱动的结晶分异作用形成稀有金属花岗岩,导致花岗岩型锂矿的形成。

致谢研究工作得到了陈骏院士、吴福元院士、翟明国院士和李献华院士的指导;也得到了新疆有色地勘局及可可托海矿务局、阿勒泰自然资源局、哈萨克斯坦萨特巴耶夫地质科学研究所和蒙古科技大学等单位的帮助。张招崇教授、王京彬研究员、王登红研究员和李鹏飞研究员等审稿人提出了许多宝贵的意见与建议。在此一并深表感谢!