中国花岗岩型锂矿床：重要特征、成矿条件及形成机制*

郭春丽 张斌武 郑义 许箭琪 赵迁迁 闫金禹 周睿 符伟 黄可

1. 成矿作用与资源评价自然资源部重点实验室,中国地质科学院矿产资源研究所,北京 100037

2. 自然资源部深地科学与探测技术实验室,中国地质科学院,北京 100094

3. 中国地质大学,北京 100083

4. 中南大学,长沙 410083

锂是实现能源转型的关键金属之一。虽然锂价格在2021～2022年经历大涨之后迅速回落,但从长远来看锂必将是满足未来全球对新能源和核聚变重大需求的关键矿产(王学求等, 2021; 吴福元等, 2023),因此全球主要国家都在抓紧开发本国的锂矿资源,加大锂的储备并提升提锂工艺。花岗岩型锂矿床是以含锂花岗岩浆自身发生高度结晶分异作用为主导因素形成的富锂花岗岩,岩体即矿体,发育强烈的钠长石化、云英岩化、锂云母化、萤石化、黄玉化等蚀变,锂金属主要从锂云母、铁锂云母和锂白云母等中提取(李建康等, 2014; 王登红等, 2022)。目前发现的锂矿床类型主要有三种：卤水型(盐湖型、地下卤水型)、硬岩型(伟晶岩型、花岗岩型、隐爆角砾岩型)和黏土型(王核等, 2022)。中国是全球少有的三类锂矿床均有的国家(U.S. Geological Survey, 2018),锂主要从盐湖锂(盐湖型)、锂辉石(伟晶岩型)和锂云母(花岗岩型)中提取,其中盐湖锂资源储量占全国总量的70%,锂辉石和锂云母共占30%(马哲和李建武, 2018)。据上海有色网报道,2021年中国已探明的锂云母储量位居全球第一(56万t),依次为美国(35万t)和加拿大(27万t),可见锂云母是我国的优势锂资源。当前我国锂供应体系对外依存度极高,80%依赖国外进口,国内供应的锂资源只占20%(盐湖锂14%+锂云母5%+锂辉石1%,马哲和李建武, 2018);预测到2025年,在国内不断加大锂矿开采力度的情况下,对外依存度依然高居58.6%(马哲和李建武, 2018)。因此,花岗岩型锂矿虽然具有一定程度的劣势(品位低、选矿成本高),但仍是当前我国开展国际锂资源竞争的重要开采对象(王登红等, 2022)。当然,该类型锂矿也具有优势(规模大、可露天开采),其中铷、铯等也可被综合利用(吴福元等, 2023; 陈祥云等, 2023),因此未来进一步加强对花岗岩型锂矿的研究和勘查,对保障国家安全并助力国家实现“碳达峰、碳中和”的目标具有重要价值。

本文对我国目前报道的40个花岗岩型锂矿床的重要特征、成矿条件和形成机制进行了全面总结和归纳整理,包括：搜集了公开发表的学术、学位论文中花岗岩、伟晶岩、云英岩和各类岩脉的资料,整理了上述地质体的地质特征、矿物组成、成岩成矿年龄、全岩地球化学、全岩Nd和锆石Hf同位素数据,归纳了该类型锂矿的时空分布规律、岩体和含锂云母演化特征、伟晶岩和云英岩成因,以及各类岩脉的形成过程。在此基础上,提出了花岗岩型锂矿目前在理论研究方面存在的问题以及对未来进一步研究的展望。

1 重要特征

1.1 时空分布特征

我国花岗岩型锂矿床的含矿岩体大多数以隐伏岩体和小岩株形式产出(表1),其中13个为隐伏岩体,其余出露地表的岩体中绝大多数面积较小,范围在0.07～5.7km2之间;成矿岩体出露面积大于5.7km2的6个矿床分别是：江西白水洞矿床(甘坊岩体,400km2)、湖南正冲矿床(金鸡岭岩体,390km2)、湖南辉山坪矿床(大义山岩体,280km2)、浙江河桥矿床(河桥岩体,59.13km2)、云南新歧矿床(未定名岩体,40km2)和甘肃国宝山矿床(未定名岩体,13km2)。

岩体出露面积与其所拥有的Li2O资源量之间并无绝对的正相关关系,Li2O资源量排在前五位的矿床依次为：江西白水洞矿床(出露面积400km2、Li2O资源量1086.65万t、全岩最高Li2O含量1.67%)、河北麻地矿床(5.7km2、115万t、0.25%)、江西414矿床(9.5km2、71.53万t、3.23%)、江西松树岗矿床(隐伏岩体、60.38万t、0.34%)、江西九曲矿床(2.65km2、30万t、0.3%)。目前看来,甘坊岩体出露面积最大,成矿规模也最大,其已探明的Li2O资源量为1086.65万t(陈祥云等, 2023)。

含锂云母是花岗岩型锂矿最主要的提锂矿物。对已有云母Li2O含量数据的22个矿床进行统计,发现云母的Li2O含量范围变化较大,从0.01%到11.68%,绝大多数集中在1.91%～4.40%之间(表1)。云母Li2O含量最高值排在前五位的矿床依次为：江西414矿床(云母最高Li2O含量11.68%)、湖南长城岭矿床(10.92%)、江西白水洞矿床(8.19%)、内蒙古加不斯矿床(6.69%)、广西栗木矿床(6.49%)。

本文统计的40个花岗岩型锂矿床分布范围集中于中国南、北两个区域,其中33个位于中国南方,7个位于中国北方(图1、表1)：中国南方的花岗岩型锂矿绝大多数(25个)集中在华夏地块,7个分布在扬子与华夏地块相拼合的江南造山带,仅有1个位于喜马拉雅-青藏高原造山带南缘;中国北方的花岗岩型锂矿床有6个分布在中亚造山带和华北克拉通北缘,1个位于塔里木盆地东缘。将位于华夏地块的花岗岩型锂矿床再作进一步细分,又以华夏地块内陆的南岭地区为最多,少数分布在武夷造山带西缘。可见,华夏地块是我国最主要的花岗岩型锂资源产地,位于华夏地块腹地的南岭地区是花岗岩型锂矿最集中的区域。

图2 中国花岗岩型锂矿成岩成矿年龄直方图(数据来源于表2)Fig.2 Histograms of crystallization and mineralization ages of the granite-type lithium deposits in China (data from Table 2)

对已有成岩、成矿年龄数据的35个矿床进行统计,发现中生代是中国花岗岩型锂矿最主要的成矿期,形成两个主要峰期(表2、图2)：晚侏罗世-早白垩世是花岗岩型锂矿床形成的极盛时期,形成高峰期,包括南方21个矿床和北方4个矿床均与该时期的构造-岩浆活动有关;其次在三叠纪出现成岩成矿作用次高峰,包括5个矿床：南方的湖南长城岭(223～231Ma)、广东深坑(245Ma)和广西栗木(203～240Ma)以及北方的内蒙古东七一山(211～221Ma)和甘肃国宝山(202～255Ma)。此外,早侏罗世(182～205Ma)和晚白垩世(72～92Ma)的构造-岩浆活动也形成5个花岗岩型锂矿床：前者包括福建大坪(182～191Ma)、河北汉儿庄(183～205Ma);后者包括湖南界牌岭(88～92Ma)、湖南上堡(85～87Ma)和云南新歧(72～76Ma)。

1.2 岩性演化特征

图3 代表性矿区显示花岗岩演化序列的手标本照片(a-c)江西414矿床雅山岩体二云母花岗岩、白云母花岗岩、黄玉锂云母花岗岩(Pollard, 2021);(d-f)湖南香花岭矿床癞子岭岩体二云母(锂白云母)花岗岩、钠长石花岗岩、云英岩化花岗岩(Li et al., 2018a);(g-i)内蒙古赵井沟矿床隐伏岩体含黑云母较多的黑云母碱性长石花岗岩、含黑云母较少的黑云母碱性长石花岗岩、钠长石花岗岩(Zhang and Jiang, 2021). Ab-钠长石;Bt-黑云母;Kfs-钾长石;CGMs-Columbite Group Minerals, 铌铁矿族矿物Fig.3 Field photographs of various granites showing the evolutionary process from the representative granite-type lithium deposits

花岗岩型锂矿床的含矿岩体无论隐伏还是出露地表,绝大多数具有较为完整的岩性演化序列(表3),表现为岩体从早到晚规模不断变小,岩石粒度逐渐变细且颜色逐渐变浅,岩性从含黑色云母花岗岩演化为浅色含锂云母花岗岩再到云英岩,稀有金属成矿作用愈来愈强直至达到全岩矿化的程度。例如：江西414矿床的雅山岩体(9.5km2)在垂向上自下而上展现出明显的从二云母花岗岩→锂白云母二长花岗岩→黄玉锂云母花岗岩的分带性(图3a-c),各岩性带之间呈渐变过渡关系,钠长石含量逐渐升高,黄玉锂云母花岗岩是主要的工业矿体(Linetal., 1995; 朱金初等, 2002; 吴鸣谦, 2017; Pollard, 2021)。江西黄山矿床(隐伏岩体)下部中粒黑云母花岗岩中普遍含有富铌黑云母,较少铌钽氧化物,而上部细粒钠长石化花岗岩及伟晶岩中出现大量铌钽氧化物(Zhuetal., 2015, 2019; Wangetal., 2023)。湖南香花岭矿床癞子岭岩体(2.2km2)450～500m的垂直距离内,从下到上可划分出产状平缓且之间为渐变过渡关系的5个岩相带：(1)>200m黑鳞云母花岗岩带,主要由钾长石、石英、黑鳞云母和钠长石/奥长石组成;(2)150～250m浅色花岗岩带,主要由石英、钠长石/奥长石、微斜长石和少量锂白云母/黑鳞云母组成(图3d);(3)10～30m铁锂云母钠长石花岗岩带,主要由钠长石、石英、铁锂云母和少量钾长石组成(图3e);(4)20～40m云英岩带,含有大量铁锂云母、石英和黄玉(图3f),也是民采锡钨等矿产的重要层位;(5)10～20m伟晶岩和2m石英带,主要由钾长石、石英和少量钠长石组成且含大量铁锂云母和黄玉,10～20cm粗大黄玉垂直于伟晶岩层生长形成单向固结结构(Unidirectional Solidification Texture, UST)(朱金初等, 2011; 覃莉茜等, 2021)。江苏善安浜矿床(隐伏岩体)自下而上由含角闪石黑云母花岗岩、黑云母花岗岩、钠长石花岗岩组成,其中钽铌锂矿体赋存于钠长石花岗岩顶部,包括薄层状铌矿体、似层状铌矿体伴生钽、透镜状-似层状钽矿体伴生铌,Li2O主要富含在黑鳞云母、含锂白云母、铁锂云母及锂云母中(袁晓军等, 2004; 何坚平, 2006)。内蒙古赵井沟矿床(隐伏岩体)从底部到顶部大致可划分为6个岩相带：(1)斑杂状碱长花岗岩(图3g, h),钠长石化比较普遍;(2)砂糖粒状碱长花岗岩(图3i),钠长石化极为发育,有天河石细脉和浸染状或结核状萤石块体;(3)云英岩化,钠长石化比较普遍,以含有深绿色天河石和绿色云母为特点;(4)云英岩,云英岩化极为强烈而钠长石化相对较弱,局部地段见有浸染状或结核状绿帘石和萤石集合体;(5)碱长花岗细晶岩,在含矿侵入杂岩体边缘地带出现,呈单脉或脉群产出,钠长石化和白云母化十分发育,前者交代天河石现象常见;(6)碱长花岗伟晶岩,呈不规则状脉穿插在云英岩化碱长花岗岩中,脉的长度从几十米到数百米,宽度从几十厘米到几米,矿物颗粒粗大且伟晶结构明显(聂凤军等, 2013; Zhang and Jiang, 2021)。内蒙古加不斯矿床(隐伏岩体)自上而下有似伟晶岩壳→云英岩化黄玉锂云母花岗岩→锂云母钠长石花岗岩→二云母花岗岩→黑云母花岗岩的分带特征,其中锂云母钠长石化花岗岩是主要赋矿岩体,具有雪球结构,锂主要以锂云母及锂白云母形式存在(张荣臻等, 2023; Zhangetal., 2022a, 2023a)。河北麻地矿床岩体(5.7km2)在近500m由低到高的垂直剖面上,岩性从碱长花岗岩→碱长花岗岩→含天河石碱长花岗岩,颜色从肉红色→灰白色→白色;结构从细粒等粒→细粒不等粒→细粒似斑状;钠长石含量逐渐增加,粒度逐渐减小(蔡永红和齐云飞, 2020);岩石化学成分上Na2O渐增,K2O渐减,Li、Rb、Cs、Nb、Ta、F、Be含量渐增,并且在白色含天河石碱长花岗岩中出现黄玉、萤石等矿物(苗群峰, 2018)。甘肃国宝山矿床含矿岩体(13km2)大部分隐伏于地下,地表出露岩体依据岩性和接触关系可划分为四个阶段,第一阶段似斑状中粗粒花岗闪长岩位于西北侧,不具有含矿性;第二阶段黑云母中细粒二长花岗岩位于第一阶段花岗闪长岩东南,含少量天河石,具有全岩矿化的特征;第三阶段含天河石花岗岩呈北东-南西向带状展布,蚀变较弱,Rb2O含量较高;第四阶段含天河石花岗伟晶岩出露于第三阶段岩体东南端,一般沿原生节理贯入,分布无定向,Rb2O含量高;上述四个阶段岩体出露面积由大到小,岩石结构由粗到细,Rb2O含量逐渐升高(张岱, 2015)。

1.3 蚀变类型特征

含锂花岗岩、云英岩化花岗岩和云英岩中通常具有强烈的岩浆-热液蚀变作用,蚀变类型包含早期的云英岩化、(铁)锂云母化、白云母化、钠长石化、天河石化、钾长石化、黄玉化等,晚期的绢云母化、高岭土化、绿泥石化、绿帘石化、硅化、黄铁矿化、碳酸盐化等。其中稀有金属锂、铷、铯、铌、钽矿化可能与早期蚀变作用关系密切。例如：江西414矿床雅山岩体(9.5km2)中的蚀变类型有钠长石化、云英岩化、黄玉化、锂白云母化、锂云母化、绿泥石化、绢云母化、硅化和萤石化等,随蚀变程度加强,越来越多的锂云母、磷锂铝石、锂电气石、铁锂云母、铌钽锰矿、钽锰矿、富磷锰铁矿、细晶石、磷铝锰矿、含钽锡石、独居石、羟磷铍钙石、铯沸石、绿柱石及铯榴石等矿物出现(黄小龙等, 2001; 黄小娥和徐志华, 2005; 李胜虎, 2015; 巫志豪等, 2021; 吴鸣谦, 2017; 徐喆等, 2018; 万泰安, 2022)。江西白水洞矿床(甘坊岩体,400km2)的大港矿区含锂花岗岩表现出钠长石化、锂云母化等蚀变在岩体顶部最强烈,锂、铷、铯等稀有金属元素最富集,随着岩体埋深加深,矿化逐渐减弱的特征(李仁泽等, 2020);狮子岭矿区黄玉锂云母碱长花岗岩随蚀变加强,逐渐出现富稀有金属矿物,铌钽锰(铁)矿、钽铌锰(铁)矿、细晶石、富钽锡石、绿柱石和磷锂铝石(王成辉等, 2019; 刘泽等, 2023)。湖南金竹垄矿床含矿岩体(隐伏岩体)的主要蚀变类型包含钠长石化和云英岩化：钠长石化从岩体下部往上,强度逐渐增强,大量小板条状、叶片状钠长石晶出,交代早期结晶出的微斜长石、斜长石、石英等矿物;云英岩化主要发育在岩体顶部的长石石英伟晶岩壳和钠长石化花岗岩的接触带,由石英和各种浅色云母(如白云母、绢云母、铁锂云母和锂云母)等组成;主要矿石矿物为锰钽铌铁矿,次为变锆石、日光榴石等,铌和钽多以铌钽独立矿物(铌铁矿、钽铁矿、细晶石等)呈浸染状分布于含矿岩石中,部分以类质同象的形式分布于云母、榍石、霓石、钛铁矿等矿物中(孙颖超等, 2017; 毛禹杰等, 2021)。湖南上堡矿床岩体(2.1km2)上部原生黑云母花岗岩具有不同程度钠长石化、铁锂云母化、云英岩化,次为绢云母化、绿泥石化及高岭土化等,以钠长石化、云英岩化蚀变与铌钽矿化关系密切,主要稀有金属矿物有钽铌铁矿、铌金红石和细晶石,含少量铁锂云母、锂云母、独居石等(陈湘立等, 2003; 雷泽恒等, 2009; Zhaoetal., 2021)。江苏善安浜(隐伏岩体)花岗岩普遍具有强弱不等的钠长石化,表现为晶形较好、表面洁净的钠长石交代原岩中的钾长石、斜长石,使后者形态不规则、或呈残留状(何坚平, 2006),岩体中所含矿石矿物为铌铁矿、钽铁矿及细晶石,Li2O主要以含锂白云母、铁锂云母、黑鳞云母及锂云母的形式存在(袁晓军等, 2004)。云南新歧矿床含矿岩体(40km2)常见蚀变有钾长石化、钠长石化、绢云母化、硅化、高岭石化、黄玉化、石榴石化、以及绿泥石化和三水铝石化等,蚀变程度越高则稀有金属矿物的种类越多、含量越高,包括铌钇矿、磷钇矿、褐钇铌矿、锡石、黑钨矿、铌钽铁矿等(白嘉芬, 1987; 李良等, 2009; 丛冲和罗士俊, 2012)。河北麻地矿床岩体(5.7km2)矿化蚀变主要有铌钽矿化、锂矿化、铷矿化、黄铁矿化等,根据所含矿物和颜色将矿石分为三类：肉红色碱长花岗岩矿石(Rb2O=0.065%～0.20%)、灰白色碱长花岗岩矿石(Rb2O=0.082%～0.33%)、含天河石碱长花岗岩(Rb2O=0.15%～0.39%,伴生 Li2O=0.028%～0.31%)(苗群峰, 2018)。甘肃国宝山矿床岩体(13km2)发生不同程度的钠长石化、天河石化、钾化、褐铁矿化和绿帘石化,Rb矿体赋存于含天河石二长花岗岩和花岗伟晶岩中,2个主要矿化体的Rb2O含量分别为0.1%～0.19%和0.1%～0.16%,主要矿物有天河石、含铁的锂云母,副矿物有(铁)锰铝榴石、铌钽氧化物、锆石、独居石、锡石、萤石(贾志磊, 2016; Chenetal., 2022; 赖杨等, 2016)。

1.4 云母演化特征

含锂云母是花岗岩型锂矿床最重要的含锂矿物(表3)。锂元素以类质同象方式赋存在不同结构和成分的云母族矿物中(Roda-Roblesetal., 2006; Munketal., 2018; Ellisetal., 2022; Trochetal., 2022)。岩浆演化晚阶段花岗岩显著富集Li、Rb、Cs、Nb、Ta、F、P等,反映在云母成分上,会出现富稀有金属元素的多硅白云母、锂白云母、铁锂云母、锂云母等(Rodaetal., 2007; Wangetal., 2007; Van Lichterveldeetal., 2008; 李洁等, 2013; 李洁和黄小龙, 2013; Breiteretal., 2017)：云母中阳离子的替代机制为ⅥLi+ⅣSi→Ⅵ(Fe2+)+ⅣAl,因此从早至晚显示出Fe和Al含量逐渐降低,而Li和Si含量逐渐增加的趋势,大体上表现为从富铁黑云母→黑磷云母→铁锂云母→锂云母,或者白云母→多硅白云母→锂白云母→锂云母两种趋势。

例如：江西414矿床雅山花岗岩中的三八面体云母从富铁黑云母→铁叶云母→黑鳞云母→锂云母,二八面体云母由白云母→多硅白云母→富锂多硅白云母→锂云母(巫志豪等, 2021; 左梦璐, 2016; Lietal., 2015; 李洁等, 2013; 喻良桂, 2007)。两种演化路径都指示岩浆朝着富锂方向演化,最终形成锂云母(图4a),同时云母中Rb含量相应增加,锂云母的Rb2O含量为3.3%,K2O/Rb2O比值最低可达到1.8(Lietal., 2015)。江西白水洞矿床甘坊岩体从二云母花岗岩→碱长花岗岩→霏细岩,云母中Li2O和F的含量逐渐升高,Li2O从3.0%→3.8%→6.2%,F含量从4.5%→6.0%→7.3%(刘莹, 2019),云母的类型也发生转变,从铁叶云母到含锂白云母(图4b)。江西黄山矿床隐伏岩体中粒花岗岩具有较高的Nb含量,但并未见大量铌钽氧化物,Nb元素赋存于云母中,从黑鱗云母→铁叶云母(图4c),Nb平均含量从884×10-6→1347×10-6(Zhuetal., 2018)。湖南香花铺矿床尖峰岭岩体由下往上从碱长花岗岩带→云英岩带→伟晶岩带,黑云母(图4d)含量逐渐减少而铁锂云母逐渐增加(Yangetal., 2018; 袁玲玲等, 2022; 覃莉茜等, 2021)。湖南香花岭矿床癞子岭岩体从山顶向下450～500m的垂直距离内可见到明显的岩性分带：伟晶岩(铁锂云母)→云英岩(铁锂云母)→钠长石花岗岩(铁锂云母,图4e)→浅色花岗岩带(少量锂白云母或黑鳞云母)→黑云母花岗岩带(黑鳞云母)(朱金初等, 2011; 覃莉茜等, 2021)。浙江河桥矿床中主要有四类云母,铁黑云母、黑鳞云母、铁锂云母和白云母,花岗岩中含铁黑云母和黑鳞云母,伟晶岩中含铁锂云母,白云母在花岗岩和伟晶岩中均有出现(王吴梦雨, 2019)。福建大坪矿床云母类矿物主要为黑鳞云母,少量为富锂多硅白云母和多硅白云母(图4f),相比江西414矿床的黑鳞云母,大坪的黑鳞云母更富 Li和Rb,而Ba含量低(刘永超等, 2017)。内蒙古石灰窑矿床中云母(图4g, h)的Li2O、Rb2O、F含量从似斑状花岗岩→钠长花岗岩→云英岩化花岗岩→伟晶岩逐渐增加,在伟晶岩中达到最高(Li2O含量为3.8%～4.4%,Duanetal., 2021; Zhouetal., 2022)。内蒙古东七一山矿床岩性从似斑状碱长花岗岩→钠长石花岗岩→硅化花岗岩,铁锂云母在三种岩性中均有出现,但后两种岩性中的铁锂云母颜色要浅于碱长花岗岩斑晶中的同类云母,锂云母基本上仅与晚期钠长石和石英伴生(王勇等, 2009)。河北麻地矿床云母种属从锂铁云母(锂白云母)→铁锂云母→锂云母(图4i),其中锂云母呈无色略带浅玫瑰色或浅绿色,弱多色性,按颗粒与形态可分为两类：半自形-他形片状,局部可见黑云母残留,粒径0.2～1.5mm;细小鳞片状,粒径<0.2mm(苗群峰, 2018)。甘肃国宝山矿床云母主要为锂云母及少量黑云母、绢云母和白云母,在标本上以片状或叠层状集合体的形式产出,部分云母与拉长的石英沿一定方向顺层断续分布,构成条纹状构造,或沿裂缝充填构成细脉状构造(贾志磊, 2016)。

1.5 锂独立矿物特征

磷锂铝石(LiAlPO4[OH, F])是一种富锂的磷酸盐矿物,它是在含稀有金属花岗岩浆演化最晚期,由高度富集的Li、P、F、H2O相互作用形成的络合物。由于矿物中OH和F可以构成类质同像,因此可以形成富OH的羟磷锂铝石(Montebrasite),也可以形成富F的氟磷锂铝石(Amblygonite)。目前仅在江西414矿床、白水洞矿床(狮子岭矿区和霏细岩脉)中发现了磷锂铝石(黄小龙等, 2001; 车旭东等, 2007; 王成辉等, 2018, 2019; 刘莹, 2019),414矿床中磷锂铝石的含量(约1%)低于狮子岭矿区(4%～5%, 王成辉等, 2019)。

宜春414矿床中的磷锂铝石种属为F含量0.75%～7.68%的羟磷锂铝石(图5a;黄小龙等, 2001),而白水洞矿床狮子岭矿区既有氟磷锂铝石(图5b, c;王成辉等, 2018, 2019),也有羟磷锂铝石(图5d;刘泽等, 2023; 刘莹, 2019)。狮子岭矿区的氟磷锂铝石粒径较大,约200μm,P2O5含量为42.87%、CaO为0.09%,F为4.81%～12.40%(图5c;王成辉等, 2018),而羟磷锂铝石粒径较小,约10μm,P2O5含量为47.54%、CaO为1.87%,F为0.37%～2.74%,H2O为5.01%～6.24%(图5d;刘泽等, 2023);白水洞矿床霏细岩脉中的羟磷锂铝石呈不规则状,填充于长石和石英矿物间隙中,P2O5含量为47.13%～49.01%、CaO为0.04%～0.07%,F为3.16%～5.95%,H2O为3.34%～4.82%(刘莹, 2019)。

1.6 伟晶岩特征

花岗岩型锂矿床中伟晶岩极为发育,依据其产状可划分为三种类型(表4)：(1)呈连续或不连续(似)层状伟晶岩壳产于岩体最顶部(图6a-d),包括414、松树岗、姜坑里、茅坪、香花铺、香花岭、金竹垄、栗木、善安浜、赵井沟、石灰窑、加不斯矿床;(2)呈脉状、透镜状出现在岩体上部和顶部,形状受张性断裂或者裂隙带控制(图6e-g),包括白水洞、黄山、海罗岭、上坪、浒坑、小江、深坑、一六、良源、中坝、栗木、河桥、善安浜、新歧、赵井沟、石灰窑、麻地、汉儿庄、国宝山矿床。其中,既有伟晶岩壳也有伟晶岩脉的4个矿床是广西栗木、江苏善安浜、内蒙古赵井沟和石灰窑矿床;(3)比较少见的情况是伟晶岩夹在两种具有不同结构特征岩相的接触部位,例如：江西白水洞矿床的伟晶岩脉夹在黑鳞云母-白云母花岗岩与含锂云母碱长花岗之间(图6h)。内蒙古加不斯矿床的伟晶岩脉夹在锂云母钠长石花岗岩与黑云母花岗岩之间(Zhangetal., 2022a, 2023a)。

图6 代表性矿区的伟晶岩手标本和显微镜下照片(a、b)内蒙古石灰窑矿床伟晶岩壳中由定向石英和正长石构成UST结构(Zhang et al., 2023b);(c)江西414矿床伟晶岩壳中由石英、钾长石构成UST结构(图中4个带分别是：1-云母片岩;2-定向生长的石英、钾长石构成UST结构;3-石英、锂云母组成的云英岩;4-黄玉锂云母花岗岩的细晶岩相边缘, Pollard, 2021);(d)湖南香花岭矿床伟晶岩壳中由黄玉柱状晶体构成UST结构(Pollard, 2021);(e、f)内蒙古赵井沟矿床含粗粒天河石、石英、片状白云母的伟晶岩脉(Zhang et al., 2021);(g、h)江西海罗岭矿床云母锂辉石伟晶岩脉(徐喆等, 2023);(i)江西白水洞矿床伟晶岩夹在黑鳞云母白云母花岗岩与含锂云母碱长花岗之间(李仁泽等, 2020). Amz-天河石;Spo-锂辉石;Znw-铁锂云母Fig.6 Field photographs and photomicrographs of various pegmatites from the representative granite-type lithium deposit

第一类伟晶岩大多数呈层状或者壳状产出在花岗岩体顶部,一般从下至上,构成黑云母花岗岩带→二云母花岗岩带→白云母花岗岩带→钠长石花岗岩带→云英岩带→长石石英伟晶岩壳结构(表3)。该类伟晶岩厚度从几厘米至二十米不等,主要由钾长石、钠长石、石英、云母巨晶组成,并含少量其他副矿物(表4),有些矿区的伟晶岩发育在过冷却情形下(Shannonetal., 1982; London, 2009),由岩浆快速结晶形成UST结构。UST结构可以由石英、碱性长石、黄玉等不同矿物单向生长而成(表4),例如：内蒙古石灰窑伟晶岩壳的UST结构主要由沿围岩向侵入岩体垂直生长的大颗粒板状正长石组成(图6a, b);湖南香花岭矿床成矿岩体顶部伟晶岩壳的黄玉晶体呈细长柱状,长10～20cm,宽0.4～0.6cm,疏密不一,大多垂直于接近水平的伟晶岩层生长而形成UST结构(图6f)。伟晶岩壳中也常出现少量可被工业利用的含稀有金属矿物,包括天河石、(铁)锂云母、锡石、黑钨矿、铌钽氧化物、细晶石等(表4),例如：江苏善安浜矿床的铌钽矿体赋存在隐伏钠长石花岗岩体隆起部位的顶部及花岗伟晶岩壳中,自上而下分为三个矿体：钽为主伴生铌、铌为主伴生钽、铌矿(袁晓军等, 2004; 何坚平, 2006);内蒙古加不斯矿床天河石锂云母伟晶岩发育少量具有环带结构的矿物,早期富Mn的氧化物被后期富Ta、W、Sn的铌钽氧化物以细脉状的形式包围或沿富Mn的氧化物的裂隙渗透,从而推断Ta-Nb-W-Sn氧化物是在晚期富流体环境中形成的(Zhangetal., 2022a, 2023a)。

第二类伟晶岩脉一般位于含矿岩体上部或者周边围岩中,且可以穿切岩体,长、宽度不一,长度可以从几米至几百米,宽度可以从0.1米至几十米,主要组成矿物与第一类伟晶岩壳类似,包括钾长石、钠长石、石英和云母,但是其中可被工业利用的含稀有金属矿物的种类和数量均远远超过第一类伟晶岩壳(表4)。以既发育伟晶岩壳又发育伟晶岩脉的内蒙古赵井沟和石灰窑矿床为例：赵井沟岩体边部少量未被剥蚀的似伟晶岩壳主要矿物成分为钠长石、微斜长石、石英、黑云母,且有一定含量的富氟矿物相(如萤石、托帕石、电气石等,吴欢欢, 2020);而伟晶岩脉则主要由钠长石、天河石、石英和(铁)锂云母组成(聂凤军等, 2013),其中浅绿色天河石呈巨晶状,且其内部解理缝被大量(铁)锂云母、细粒板状钠长石颗粒填充,并包含有浸染状铌铁矿,指示富钠、铌、钽熔/流体的灌入和自交代作用(吴欢欢, 2020; Lietal., 2023)。石灰窑岩体上部发育的似伟晶岩层的UST结构由细粒等粒细晶岩带(ⅰ带)和粗粒自形石英长石带(ⅱ带)交替组成,其中ii带主要由粗粒的石英、高Rb微斜长石和铁锂云母组成,并且含有大量细粒含W-Sn铌钽氧化物(Zhangetal., 2023b);而伟晶岩脉则主要由石英、天河石、和铁锂云母组成,副矿物包含铌钽氧化物,铁锂云母为自形-半自形的细长板状,长柱状铌钽氧化物粒径可达5mm,天河石最大可达8～10cm,含稀有金属矿物粒径粗大可更好地被工业利用(孙艳, 2013; Zhouetal., 2022)。

第三类伟晶岩并不常见,从目前研究较为详细的内蒙古加不斯矿床来看,其中也可以出现可被工业利用的含锂矿物(表4)。该矿床中的含天河石锂云母伟晶岩主要由石英、天河石、锂云母和少量钠长石构成,岩体自上而下被详细划分为(Ⅰ)2～5cm黄玉锂云母钠长石细晶岩带;(Ⅱ)2～5cm细粒石英铁锂云母细带;(Ⅲ)天河石石英铁锂云母伟晶岩带,其中大颗粒的天河石(粒径1～4cm)垂直于顶部自上而下生长形成UST结构;(Ⅳ)细晶岩带(Zhangetal., 2022a, 2023a)。

图7 代表性矿区云英岩手标本和显微镜下照片(a)湖南金竹垄矿床发育在伟晶岩壳与钠长石化花岗岩之间的条带状云英岩(毛禹杰等, 2021);(b)湖南香花岭矿床伟晶岩壳与云英岩化花岗岩的接触关系(Wu et al., 2022);(c)湖南香花岭矿床云英岩化钠长花岗岩(Wu et al., 2022);(d)湖南香花岭矿床含大量铁锂云母、石英、黄玉的云英岩(王正军等, 2018);(e)内蒙古石灰窑矿床囊状云英岩,含大量锂云母、石英、萤石、少量锡石和铌铁族矿物(Zhang et al., 2023b);(f)江西茅坪矿床沿含矿石英脉两侧脉壁发育的含锂云母(Chen et al., 2020). Mo-辉钼矿Fig.7 Field photographs and photomicrographs of various greisens from the representative granite-type lithium deposits

1.7 云英岩特征

云英岩均产出于花岗岩体的上部,根据不同形态可将其归纳为三类(表5)：(1)呈连续或不连续分布的层状云英岩,或夹在富钠长石花岗岩与伟晶岩壳之间,或夹在花岗岩与变质岩接触带(图7a, b, d),包括414、姜坑里、茅坪、正冲、香花岭、香花铺、金竹垄、界牌岭、一六、栗木、赵井沟、加不斯矿床;(2)石英和云母占相对优势而构成具有似云英岩结构的云英岩化花岗岩(图7c, e),包括白水洞、海罗岭、茅坪、良源、中坝、新歧、石灰窑、加不斯、界牌岭、栗木、东七一山、麻地矿床;(3)以云英岩脉形式分布于花岗岩体上部,包括新歧、良源、中坝、栗木、东七一山矿床。

第一类位于含锂白色钠长石花岗岩与伟晶岩壳或者变质围岩之间的云英岩,主要由石英和各类浅色云母(包括白云母、绢云母、铁锂云母和锂云母)组成,伴生各种成矿矿物和富挥发分矿物(图7d),例如：白钨矿、黄铁矿、毒砂、黄铜矿、闪锌矿和辉钼矿(一六;秦锦华等, 2022);黄玉、天河石、萤石、铌钽铁矿和锆石(赵井沟;聂凤军等, 2013; Weietal., 2020);细晶石、铌锰矿、萤石、黄玉等(加不斯;张荣臻等, 2023);含锂白云母、绢云母、黄玉、萤石和氟磷锰矿等(栗木;梁磊等, 2017; 梁磊和张玲, 2019; 钟玉龙, 2021)。

第二类位于岩体顶部呈层状、似层状、透镜状、囊包状的云英岩或者云英岩化花岗岩常具有矿化现象(图7e),例如：良源岩体顶部云英岩矿体中Nb2O5、Ta2O5、WO3、Rb2O均达到工业品位,分别为0.0055%、0.0104%、0.25%和0.088%(范飞鹏等, 2022);尖峰岭岩体(香花铺矿床)顶部厚约2～3m的石英黄玉云英岩带是整个岩体矿化最富的部分,含大量锂云母、钽铌铁矿和细晶石,矿石平均品位Nb2O50.027%、Ta2O50.032%、Li2O 0.82%、Rb2O 0.24%(文春华等, 2017)。云英岩或者云英岩化花岗岩两者大多数情况下呈过渡状态,两者之间并没有清晰的界线,例如：海罗岭矿床成矿岩体垂直方向从上往下,依次从云英岩→云英岩化花岗岩→硅化花岗岩(胡论元等, 2015)。

第三类位于岩体顶部的云英岩脉大多沿花岗岩和围岩中的已有裂隙充填而成,因此其形态和规模严格受裂隙控制,例如：广东良源矿床云英岩脉呈脉状分布于岩体顶部的变质砂岩裂隙和破碎带中,常含有黑钨矿、白钨矿、辉钼矿、锡石和辉铋矿等(陈乐柱等, 2015; 肖惠良等, 2012)。有时,含黑钨矿石英脉两侧也伴生矿化强度不等的云英岩(图7f),例如：良源黑钨矿石英脉旁宽0.2～1.5m的云英岩内有黑钨矿、白钨矿、锡石、辉钼矿、辉铋矿等矿物(陈乐柱等, 2014, 2015);内蒙古东七一山分布于含钨石英大脉两侧的云英岩长30～200m、宽3～20m,以鳞片状绢云母和大小不等的粒状石英为主(康建飞, 2019)。

以上三类云英岩有时也可同时出现在一个矿床中,例如：湖南界牌岭矿床海拔-480m以下有一层厚度大于300m的黄玉花岗岩和云英岩带,岩体顶部为石英+白云母,向深部岩体中心靠近云英岩化减弱,矿物组合变为石英+白云母+黄玉,再向深部过渡为花岗岩(田野等, 2016, 2017)。广东良源矿床岩体上部既有呈似层状和透镜状云英岩分布于白云母化钠长石花岗岩顶部,也有云英岩脉分布于岩体顶部的变质砂岩裂隙和破碎带中(肖惠良等, 2023, 2012)。广东中坝矿床岩体有交代和充填两种成因的云英岩,前者是云英岩化的花岗岩,原生石英、长石和黑云母普遍发生次生加大、绢云母化和锂云母化,后者的规模产状受所充填裂隙控制(张国庆, 2016)。广西栗木矿床上述三类云英岩均发育,岩体顶部出现云英岩脉,似伟晶岩之下的云英岩带厚数米,岩体上部无斑或少斑白云母花岗岩中云英岩化以浸染状形式出现,云英岩化自上而下强度降低,直到细粒斑状二云母花岗岩中云英岩不再发育(林德松和王开选, 1987; 梁磊等, 2013; 董业才, 2014)。云南新歧岩体上部既发育大小不一、椭圆形的云英岩团块,也发育多条含稀有金属云英岩脉(李良等, 2009)。内蒙古加不斯矿床云英岩主要集中在黄玉锂云母钠长花岗岩顶部,从上往下从云英岩逐渐过渡为云英岩化花岗岩,铌钽矿化品位与云英岩化强度呈正相关关系(张荣臻等, 2023)。

1.8 各类型岩脉特征

含矿花岗岩体周边往往伴生有各种类型的岩脉(表6),依据岩性、结构和含矿性将其划分为三类：(1)基性岩脉;(2)不含矿中酸性斑岩脉;(3)含矿的酸性斑岩或细粒岩脉。这三类岩脉可以任意组合,同时出现于同一矿区,例如：湖南金竹垄矿床含有第一和第二类岩脉,湖南长城岭矿床包含第一和第三类岩脉,湖南香花岭矿床包含第二和第三类岩脉,江西黄山矿床包含上述三类岩脉。

第一类基性岩脉的岩性有煌斑岩、(拉斑)玄武岩、辉绿(玢)岩、辉长岩、闪长玢岩等,形态复杂,多呈岩脉状、岩墙状、小岩株状、岩豆、岩筒和岩管状产出。出露此类岩脉的矿区包括松树岗、黄山、海罗岭、九曲、茅坪、金竹垄、长城岭、上堡、良源、中坝、巴马、河桥、善安浜、大坪、石灰窑、麻地和国宝山。偏基性或镁铁质岩浆的出现是幔源岩浆加热地壳物质使部分熔融形成岩浆房,并对岩浆房提供热量、挥发分甚至成矿物质的主要表现。前人对基性岩的研究大多数以描述性文字为主,而对地球化学数据和成岩年龄的积累较少。以年龄数据较齐全的湖南长城岭矿区出露的基性岩为例,该矿床的基性岩形成时代有多期：安山岩脉锆石U-Pb年龄229.3±7.6Ma、161±1Ma和159±14Ma(刘勇等, 2012),辉绿岩锆石U-Pb年龄227±4.2Ma和153.7±3.1Ma(刘勇等, 2012),玄武岩Ar-Ar年龄178～181Ma(赵振华等, 1998),斜斑玄武岩Ar-Ar年龄79～83Ma(杨帆等, 2018)。

第二类不含矿的中酸性斑岩脉岩石学上的主要特征是含石英、钾长石和(或)斜长石斑晶,基质为隐晶质,显示浅成、超浅成就位的特点(覃宗光等, 2011; 肖惠良等, 2012; 康建飞, 2019; Liuetal., 2020; Liuetal., 2022c; 江西省地质局第一地质大队, 2022)。出露这一类岩脉的矿区包括黄山、海罗岭、九曲、香花岭、香花铺、金竹垄、上堡、良源、中坝、栗木、石灰窑、东七一山、汉儿庄和麻地。这些斑岩脉体的稀有金属矿化并不发育,或者仅有少量矿化(朱金初等, 2011),例如：广西栗木个别花岗斑岩脉中的细小节理裂隙面上局部有少量肉眼可见的细小锡石(梁磊等, 2013)。

第三类含矿的斑岩脉或细粒岩脉的热液交代作用强烈,具有钠长石化、锂云母化、黄玉化等蚀变特征,它们也是锂、铷、铯、铌、钽等稀有元素高度富集的主要地质体,甚至较周边成锂矿花岗岩体具有更高的稀有金属含量(表6),含有此类岩脉的矿区包括414、白水洞、黄山、上坪、留家山、浒坑、旱叫山、香花岭、长城岭、栗木、巴马和赵井沟。例如：江西白水洞矿床锂矿赋存于钠长石化花岗岩、霏细岩脉和细晶岩脉中,霏细岩脉和细晶岩脉中的锂云母呈细微片状集合体,Li2O含量高达1%～2%(周建廷等, 2011),且其中的Rb2O含量也高于钠长石花岗岩(刘莹, 2019)。江西上坪含矿花岗斑岩脉均具有一定程度的锂、铷、铯、铌、钽富集,Li2O含量为0.005%～0.018%,Rb2O为0.051%～0.084%、Cs2O为0.024%～0.053%、Ta2O5为0.0015%～0.0018%、Nb2O5为0.01%～0.013%(邱文江等, 2018)。江西留家山含矿细晶岩脉中铌、钽均达工业品位,Nb2O5含量为0.012%、Ta2O5为0.011%,伴生Li2O含量为0.65%、Rb2O为0.26%,BeO为137.3×10-6、Cs2O为297.9×10-6(徐喆等, 2022)。江西浒坑出露多条含矿细晶岩脉,其中一条沿走向长达200m、宽约5m的较大规模岩脉发育绢云母化、萤石化,稀有金属含量为Li2O 0.5%、Rb2O 0.23%、Cs2O 0.04%、Ta2O50.01%、Nb2O50.01%,一条长9m、宽2m规模较小的细晶岩脉中Ta2O5含量0.02%,另一条延长超过3m的岩脉Ta2O5含量0.01%(徐喆等, 2022)。湖南香花岭矿床著名的431岩脉位于癞子岭岩体东北侧,长1770m、宽1.8～18.4m,富含锡钨铌钽和氟,又被称为香花岭岩(杜绍华和黄蕴慧, 1984)、黄玉霏细斑岩(陈德潜, 1984)、(云母)黄英岩、(富黄玉)翁岗岩(朱金初等(1993)和碱长花岗斑岩(朱金初等, 2011)。广西栗木矿床发育众多含矿细脉,仅金竹源隐伏矿床地表1km2范围内含有2143条细脉(林德松和王开选, 1986),从上至下岩脉具有明显分带性：(Ⅰ)萤石锂云母细脉带,具部分锡矿化;(Ⅱ)长石石英脉带,锡钨矿体的赋存部位,且脉壁有铁锂云母镶边;(Ⅲ)花岗伟晶岩脉-花岗岩枝带,是锡钽铌矿体的赋存部位(姚锦其和李惠, 2008; 甘晓春等, 1992; 覃宗光等, 2011)。广西巴马花岗斑岩脉是锂、铍、铌、钽矿等稀有金属的主要赋存矿体,野外观察及测试结果表明岩脉中磷灰石越多,铍、锂含量越高,铍、锂有正相关性,钽、铯有正相关性(姚明等, 2016)。内蒙古赵井沟细晶岩脉有强烈的钠长石化、天河石化和白云母化,主要由石英、天河石、钠长石、白云母和锂云母组成(聂凤军等, 2013; 高允等, 2017),有的细晶岩脉中铌铁矿颗粒较大(可达200μm以上),自形程度较高,暗示其在母岩浆中饱和程度较高(吴欢欢, 2020)。

图8 中国北方与南方花岗岩型锂矿床花岗岩锆石Hf和全岩Nd同位素特征对比(a)年龄-锆石εHf(t)图解;(b)年龄-全岩εNd(t)图解(底图据Sun et al., 2005). CHUR=Chondrite Uniform ReservoirFig.8 Comparision diagrams of zircon Hf and whole-rock Nd isotope characteristics in granites from the granite-type lithium deposits in North and South areas

图9 中国花岗岩型锂矿床中黑云母二长花岗岩、含锂云母钠长花岗岩、云英岩主量元素分类图(a)SiO2-K2O+Na2O图解(Maniar and Piccoli, 1989);(b)SiO2-K2O图解(Rollinson, 1993);(c)SiO2-K2O+Na2O-CaO图解(Frost et al., 2001);(d)A/CNK-A/NK图解(A/CNK=Al2O3/(Ca2O+Na2O+K2O)摩尔数,A/NK=Al2O3/(Na2O+K2O)摩尔数; Streckeisen and Le Maitre, 1979)Fig.9 Classification diagrams of whole-rock major elements for the biotite monzonitic granite, Li-bearing albite granite and greisen in the granite-type lithium deposits in China

图10 4个典型花岗岩型锂矿床中黑云母二长花岗岩、含锂云母钠长花岗岩、云英岩稀土元素配分模式(标准化值据Sun and McDonough, 1989)Fig.10 Rare-earth element patterns of the biotite monzonitic granite, Li-bearing albite granite and greisen from four typicl granite-type lithium deposits (normalization values from Sun and McDonough, 1989)

2 成矿条件

2.1 岩浆房内部高度分异作用

2.1.1 岩石地球化学证据

首先,本文通过对比全岩Nd和锆石Hf同位素数据,判别成矿花岗岩的物质来源是否具有一致性。本文搜集到12个矿床共95个全岩εNd(t)值,包括中国南方的414、九曲、香花铺、香花岭、上堡、栗木和河桥矿床,中国北方的赵井沟、石灰窑、加不斯、东七一山和麻地矿床;搜集到11个矿床共406个锆石εHf(t)值,包括中国南方的香花铺、香花岭、长城岭、上堡、栗木、河桥、善安浜和大坪矿床,中国北方的赵井沟、加不斯和东七一山矿床。通过对比发现,中国南方成锂矿花岗岩的锆石εHf(t)值(-19.9～1.0)和全岩εNd(t)值(-10.7～-3.6)变化范围较大,但绝大多数为负值,显示含矿岩浆主要来源于地壳组分的部分熔融。中国北方锂矿床相关花岗岩除内蒙古赵井沟(εHf(t)=-11.0～-6.8)以外,其余矿床成矿花岗岩的锆石εHf(t)值(-4.8～8.6)显示物质来源更偏基性或者具有壳-幔岩浆混合的特征(图8a);内蒙古赵井沟和河北麻地矿床成矿花岗岩的全岩εNd(t)值分别为-9.6～-7.6和-14.9～-13.8,显示更多壳源组分特征而有别于其他三个中国北方锂矿床(石灰窑、加不斯、东七一山;图8b)。单个矿床的锆石εHf(t)值和全岩εNd(t)值变化范围较小(图8a, b),表明含矿岩浆的物质来源具有均一性;因此岩性变化和全岩主量、微量元素变化可以反映出岩浆的分异过程和分异程度。

本文搜集到659个样品的全岩主量和微量元素数据,按岩性特征将岩石划分为三类：黑云母二长花岗岩(119个样品)、含锂云母钠长花岗岩(498个样品)、云英岩(42个样品)。黑云母二长花岗岩的SiO2含量为67.96%～80.30%,几乎全部投在“花岗岩”区域(图9a);其K2O含量为3.15%～7.41%,A/CNK值为0.87～1.38,基本上属高钾钙碱性准铝质系列(图9b-d);相比黑云母二长花岗岩,含锂云母钠长花岗岩的SiO2含量偏低(65.30%～80.76%),大多数点落在“花岗岩”范围内,少数点分散于“(石英)二长岩”和“花岗闪长岩”范围(图9a)。含锂云母钠长花岗岩的K2O含量较低(K2O=0.48%～8.63%,图9b)且更偏碱性(图9c),可以划归为准铝-弱过铝质花岗岩(A/CNK=0.99～2.63,图9d)。云英岩属强过铝质(A/CNK=1.11～5.62,图9d),与前两种岩性相比,并规律性更差。从早阶段到晚阶段,三种类型岩石在地球化学特征上总体表现为向更低SiO2和K2O含量、更偏碱性、更过铝质方向演化。

本文选择了4个稀土元素数据相对齐全的矿床,包括江西414(雅山岩体,图10a)、湖南香花岭(癞子岭岩体,图10b)、香花铺(尖峰岭岩体,图10c)和内蒙古赵井沟(隐伏岩体,图10d),对比了黑云母二长花岗岩、含锂云母钠长花岗岩、云英岩的稀土元素配分模式。通过对三类岩性所搜集数据平均值的对比,发现它们无一例外地展现出随岩性变化,稀土元素总量降低、轻稀土下降、重稀土上升、Eu负异常增加的规律性。上述主量和稀土元素特征表明,从黑云母二长花岗岩到含锂云母钠长花岗岩,以岩浆结晶分异作用为主导因素;从含锂云母钠长花岗岩再到云英岩,逐渐从岩浆分异作用过渡到岩浆-热液相互作用。

图11 中国花岗岩型锂矿床中黑云母二长花岗岩、含锂云母钠长花岗岩、云英岩演化趋势判别图(a)K/Rb-Rb/Sr图解;(b)Zr/Hf-Nb/Ta图解(Ballouard et al., 2016);(c)10000Ga×Al-Zr图解(吴福元等, 2017);(d)SiO2-P2O5图解Fig.11 Discrimination diagrams of evolutionary trend for the biotite monzonitic granite, Li-bearing albite granite and greisen in the granite-type lithium deposits in China

图12 中国花岗岩型锂矿床云母分类图(底图据Tischendorf et al., 1997)Fig.12 Classification diagram of mica group minerals from the granite-type lithium deposits in China (base map after Tischendorf et al., 1997)

图13 中国花岗岩型锂矿床云母Li、F、Rb、Cs、Nb、Ta、W、Sn元素含量相关图(a)Li2O-F图解;(b)Rb-Cs图解;(c)Nb-Ta图解;(d)W-Sn图解Fig.13 Correlation diagrams of the Li, F, Rb, Cs, Nb, Ta, W, Sn contents in micas from the granite-type lithium deposits in China

随花岗岩浆分异程度的增加,K/Rb、Rb/Sr、Zr/Hf、Nb/Ta比值可以作为衡量岩浆结晶分异程度的参数。随着结晶分异程度增加,Rb/Sr比值逐渐升高(Pérez-Soba and Villaseca, 2010),K/Rb、Nb/Ta、Zr/Hf比值逐渐降低(Linnen, 1998; Dostaletal., 2015)。云英岩和含锂云母钠长花岗岩具有比黑云母二长花岗岩更高的Rb/Sr比值、更低的K/Rb比值(图11a),并且云英岩全部数据点和含锂云母钠长花岗岩的大部分数据点均落在Ballouardetal. (2016)提出的“与稀有金属相关花岗岩”范围内(图11b),说明Li、Rb、Cs、Nb、Ta、W、Sn等稀有金属元素随岩浆分异逐步富集在云英岩和含锂云母钠长花岗岩中,岩浆的不断分异最终导致稀有金属成矿作用的发生。目前对花岗岩成因类型的划分,大多数学者习惯采用Chappell and White (1974)提出的I-型、S-型和Loiselle and Wones (1979)提出的A-型分类方案。与稀有金属成矿相关的花岗岩大多经历了高分异过程,导致其Zr含量降低,而Ga/Al比值升高(吴福元等, 2023)。三类花岗岩在10000Ga/Al-Zr投图(图11c)上显示为由I-型、S-型花岗岩经历高度结晶分异作用后的产物,因此作者认为中国花岗岩型锂矿成矿母岩具有I-型、S-型花岗岩特征。

2.1.2 矿物学证据

本文将与花岗岩型锂矿床相关岩石划分为五类：黑云母二长花岗岩、含锂云母钠长花岗岩、云英岩、伟晶岩和细晶岩：黑云母二长花岗岩是指含有深色云母(黑云母、富铁黑云母、铁叶云母、黑鳞云母)和两种长石(斜长石、钾长石)的花岗岩;含锂云母钠长花岗岩是指含有富锂云母(白云母、锂多硅白云母、铁锂云母、锂云母)和钠长石的花岗岩,并未区分钠长石含量多少以及钠长石化程度;云英岩是指以石英和浅色云母为主的花岗岩,既包含云英岩也包含少量云英岩化花岗岩;伟晶岩指的是具有伟晶结构的岩石,既包含伟晶岩壳也包含伟晶岩脉;细晶岩是指具有细晶结构的岩石,主要包含细晶岩脉、霏细岩脉、霏细斑岩脉、细粒钠长石花岗岩脉。

从云母分类图(图12)来看,从黑云母二长花岗岩到含锂云母钠长花岗岩,云母的类型从富Fe云母向富Li云母转变;云英岩中的云母类型主要是锂多硅白云母、铁锂云母和锂云母,与含锂云母钠长花岗岩成分类似;伟晶岩中的云母变化范围较大,从黑鳞云母、铁锂云母到锂多硅白云母均有,推测伟晶岩壳和伟晶岩脉在岩浆体系中冷却固结时间不尽相同,导致形成的云母类型也有所差异;细晶岩中均为锂云母,推测细晶岩应为岩浆分异晚期在锂高度富集情况下所形成的。

上述五种岩相中云母的微量元素Li、F、Rb、Cs、Nb、Ta、W、Sn含量具有一定的相关性(图13)：其中Li与F、Rb与Cs呈正相关关系(图13a, b),并显示出从黑云母二长花岗岩→含锂云母钠长花岗岩→云英岩→细晶岩,Li和F含量逐渐增加的规律性(图13a);从黑云母二长花岗岩到含锂云母钠长花岗岩,Rb和Cs含量呈增长趋势(图13b)。Nb和Ta具有相关性且呈现两种演化趋势(图13c)：从黑云母二长花岗岩→含锂云母钠长花岗岩→云英岩,Ta含量逐渐增长而Nb含量没有明显变化,伟晶岩中随Nb含量增加而Ta变化不显著。由于高分异花岗岩浆中Ta相较Nb含量更高(Pérez-Soba and Villaseca, 2010; Ballouardetal., 2016),可见含锂云母钠长花岗岩和云英岩是岩浆更高分异阶段的产物,而这里的伟晶岩应该以岩浆分异早阶段形成的伟晶岩壳为主;W和Sn含量也随岩浆分异而增加(Lenharoetal., 2003; Badaninaetal., 2004),也指示含锂云母钠长花岗岩和云英岩是岩浆高分异阶段的产物(图13d)。

作为特征性的含锂矿物,磷锂铝石的出现表明岩浆已达到很高分异阶段,通常与锂白云母、(含铯)锂云母、铌钽氧化物和富铪锆石等共同出现在极高分异花岗岩中(Dostal and Chatterjee, 2000; Linnen, 1998; Linnenetal., 2014; Breiteretal., 2017)。推测磷锂铝石既可以是岩浆成因的,也可以是热液成因的：江西白水洞矿床中氟磷锂铝石(LiAlPO4F)是含锂岩浆经历了高度分异作用之后,在极富F条件下形成的;羟磷锂铝石(LiAlPO4OH)是岩浆分异晚期释放出的富H2O热液流体与尚未固结熔体之间发生相互作用的结果,这与含稀有金属伟晶岩中产出的热液成因羟磷锂铝石的形成过程是一致的(杨岳清等, 1994, 1995; 王贤觉等, 1981)。

2.2 岩浆房顶部完好封闭作用

2.2.1 伟晶岩壳证据

前述三类伟晶岩中,第二类伟晶岩脉因含有数量更多、粒径更大且品位更高的(含)稀有金属矿物而最具工业利用价值。相对而言,第一类伟晶岩壳或者不具有矿化,或者矿化程度较弱。例如：江西治金第七地质勘探队(1973)基于勘查实践,认识到岩体顶部与变质岩接触部分的似伟晶岩带含矿品位低,没有工业价值。周旻等(2006)提出江西松树岗伟晶岩壳中的铌钽矿化体规模小,不具工业意义。而且,伟晶岩壳的矿化程度相对于其下部的花岗岩而言也比较弱,例如：江西414矿区的伟晶岩壳中云母成分为铁锂云母,而其下部云英岩和钠长花岗岩则为锂云母(吴鸣谦等, 2017)。江西白水洞矿床大港矿区似伟晶岩的Li含量为52.2×10-6,远低于Li含量308×10-6～346×10-6的黑鳞云母-白云母花岗岩和Li含量3020×10-6～4480×10-6的含锂云母碱长花岗岩(李仁泽等, 2020)。这种矿化偏弱的现象可能表明伟晶岩壳相比其他两类伟晶岩和其下部含矿花岗岩而言,形成时间更早,此时含稀有金属岩浆尚未发生充分分异。

早在20世纪晚期,有国内学者提出第一类伟晶岩壳早于其下部花岗岩冷却结晶的认识(夏卫华等, 1989)。后来,依据“具有似伟晶岩壳的江西姜坑里矿床发育多个蚀变带,而未见似伟晶岩壳的江西海罗岭矿床仅发育2个蚀变带”这一现象,林仟同和龚萍(2002)提出似伟晶岩壳的存在可能造成一种相对封闭的环境,导致岩体内部具有充分的结晶分异、蚀变交代时间。通过对湖南金竹垄矿床的研究,毛禹杰等(2021)也提出类似观点,认为伟晶岩壳形成的封闭体系会促进流体形成自上而下和自下而上的双对流系统,从而形成云英岩化、白云母化和绢云母化等热液蚀变。基于伟晶岩壳发育在岩体最顶部及其地球化学特征,国外有学者提出伟晶岩壳是岩浆房内岩浆与顶部围岩接触最早冷却固结的产物(Legrosetal., 2016),其较高的能干性使其成为岩浆房的盖层(Butler and Torvela, 2018),从而使岩浆房中岩浆的充分分异成为可能。

根据全岩P2O5含量高低可以将含锂花岗岩划分为高P(>0.4%)和低P(<0.1%)两个亚类(Taylor, 1992; London, 1992; Londonetal., 1993),据此标准,唯有江西的414和白水洞矿床含锂云母钠长花岗岩以及云英岩可被称为高P亚类(图11d),这也是为何这两个矿床中会出现磷锂铝石(LiAlPO4[OH, F],图5)的原因。较高的P元素含量可能来自源区组分中的高P物质,也可能由于岩浆房具有更好的封闭环境导致挥发组分P无法逃逸出去。鉴于江西414和白水洞矿床花岗岩与中国南方其他含锂矿床成矿花岗岩在全岩Nd和锆石Hf同位素上并未显示出明显的差异性(图8),因此作者更倾向于第二种可能性,即更加封闭的岩浆房促成了P和Li的高度富集,两者相结合形成了具有高Li含量的磷锂铝石。

本文倾向认为伟晶岩壳是整个岩浆房体系中最早冷却固结的产物,其发育程度越好,越有利于其下部岩浆发生充分结晶分异作用,形成富稀有金属花岗岩体。更重要的是,由于这层壳的阻隔,岩浆房中Li、P、F、H2O等易扩散组分难以迁移进入围岩,从而使Li元素被封闭在岩浆房内形成富锂花岗岩,并在适当条件下还可形成高Li含量的独立矿物,氟磷锂铝石(LiAlPO4F)和羟磷锂铝石(LiAlPO4OH)。

2.2.2 含矿云英岩证据

传统观点认为云英岩是花岗岩发生热液蚀变作用的产物,云英岩越发育,代表成矿流体的强度越高(Shcherba, 1970a, b; 袁忠信等, 1987);也有观点认为花岗岩浆分异晚期岩浆作用与热液作用共存,云英岩形成于熔体-流体过渡体系(London, 1986; 卢焕章, 1990; 周凤英等, 1995);第三种观点认为云英岩是一种特殊的岩浆岩,由富Li-F花岗岩在超浅成环境下发生液态分离而成(王京彬, 1990; 邱瑞照等, 1998b; 王联魁等, 1999, 2000)。本文倾向于第二种较为折中的观点,认为花岗岩型锂矿床的云英岩在熔体-流体共存体系下形成的,但此流体是岩浆经历高度分异过程之后释放出来的“岩浆流体”,而并非“外界流体”。例如：以研究较深入的湖南癞子岭岩体(香花岭矿床)为例,其顶部黄玉云英岩的主要矿物为黄玉、铁锂云母和石英,其中黄玉的含量往往可达到全岩的1/3(朱金初等, 2011),其中包裹体既有单独捕获岩浆房中硅酸盐熔体形成的熔体包裹体,也有单独捕获不混溶流体形成的流体包裹体,还有以任意比例同时捕获熔体与流体而构成的熔体/流体包裹体,其中熔体/熔流包裹体的均一温度和盐度分别是470～680℃和30%～32% NaCleqv,流体包裹体均一温度和盐度分别为375～520℃和3.3%～5.0% NaCleqv,反映出云英岩是岩浆作用晚期至热液作用早期的产物,结晶于熔体-流体并存阶段(周凤英等, 1995);癞子岭岩体的云英岩含有Li2O含量较高(～3.4%)的铁锂云母,与其下部钠长石花岗岩中云母的Li2O含量相当(Xieetal., 2018);癞子岭云英岩超低的Nb/Ta比值(～1.7,王正军等, 2018)也可以表明其是熔体、流体共同作用的产物,因为Nb/Ta比值低于5表明体系中存在流体(Ballouardetal., 2016)。

如果承认伟晶岩壳是早期注入岩浆房内的岩浆批次与上覆围岩接触,最早发生冷却凝固而形成的壳体,那么云英岩便是在伟晶岩壳已构成的良好封闭环境内,由下部岩浆经历充分结晶分异作用,释放出岩浆热液的环境下形成的。由于Li也是一种易挥发组分,因此云英岩中的云母多数会形成富含Li的锂云母、铁锂云母和锂白云母。许多学者认为：云英岩的形成是岩浆作用与热液作用共存过程中,热液流体对含矿熔体中已形成长石进行水岩反应的结果(林德松和王开选, 1987; 何坚平, 2006; 孙颖超等, 2017; 毛禹杰等, 2021; 梁玲慧, 2013; 董业才, 2014; 聂凤军等, 2013; Weietal., 2020; Zhouetal., 2022; Zhangetal., 2023a),主要有以下两种形成方式：(1)斜长石在高HF环境下分解为黄玉、萤石和石英;(2)和(3)碱性长石在富H2O条件下分解为白云母和石英。

CaAl2Si2O8+4HF=Al2SiO4(黄玉)+CaF2(萤石)+SiO2(石英)+2H2O+F2

(1)

3KAlSi3O8+H2O=KAl3Si3O10(OH)2(白云母)+6SiO2(石英)+K2O

(2)

2NaAlSi3O8+KAlSi3O8+H2O=KAl3Si3O10(OH)2(白云母)+6SiO2(石英)+Na2O

(3)

本文作者认为含钨石英脉也是一种云英岩,只是其中石英的含量远远超过云母,因此常习惯被称为“含矿石英脉”而非“含矿云英岩脉”。例如：广西栗木矿床含矿岩体上覆围岩中广泛出露0.1～1m宽的长石石英脉,其中含黑钨矿、白钨矿、锡石和黝锡矿,脉壁两侧常见约1cm厚的铁锂云母镶边(甘晓春等, 1992; 姚锦其和李惠, 2008)。黄定堂(1999)测得江西松树岗矿区含钨锡石英脉的氧同位素组成与松树岗隐伏岩体的氧同位素组成接近,分别为9.97‰～10.03‰(平均值10.00‰)和9.51‰～10.78‰(平均值10.08‰),表明两者的氧同位素组成是同源的。江西茅坪矿床从下往上从花岗岩→云英岩→石英脉,其中的云母类型从黑鳞云母+富锂多硅白云母→富锂多硅白云母+铁锂云母→铁锂云母(陈光弘, 2019),说明从花岗岩到石英脉是同一岩浆热液体系演化的结果。湖南香花铺矿床含钨矿石英脉中绿柱石含有熔体包裹体(常海亮等, 2007),可证明石英脉也是岩浆演化“后期”熔体-流体共存体系的产物,而非仅仅是岩浆“期后”流体作用的结果。云英岩中的矿物流体包裹体的均一温度也确实高于石英脉(Korgesetal., 2018),江西茅坪含矿石英脉的流体包裹体测温也证实从深部到浅部是一个逐渐降温的过程,完全均一化温度从362℃逐步降低至158℃(Chenetal., 2018)。

因此,本文提出从岩体顶部含矿云英岩到穿切围岩的含矿石英脉的形成很可能是一个连续演化的过程,即在富HF、H2O流体交代作用下部分长石分解成石英、白云母、黄玉和萤石等,此熔体-流体共存体系赋存于岩浆房顶部形成云英岩,沿上覆围岩裂隙灌入形成石英脉。在这种情况下,即便原始岩浆中富含大量的Li成矿物质,由于锂元素的异常活泼也会散失殆尽或者只在石英脉中留下少量残余,因此大部分Li会被保留在云英岩中。

2.3 岩浆房底部持续加热作用

对40个花岗岩型锂矿床的统计发现(表6),有17个矿区范围内出露偏基性岩浆岩。陈毓川等(1989)早在20世纪末就察觉到地幔活动之于花岗岩浆成岩成矿过程的重要性,曾明确指出：“这不是一种偶然的现象,而是给我们提供了一个信息,即大片花岗岩岩浆源的形成与形成基性和中性岩浆岩的另一个源有成因联系”。吴福元等(2023)通过对南岭地区诸多花岗岩体周边辉长岩脉、辉绿岩脉和煌斑岩脉的野外观察以及年代学和地球化学的统计,提出：“乌石辉长岩来源于富集岩石圈地幔的部分熔融。千里山、宝山、金鸡岭和淘锡坑等岩体和矿区中的辉绿岩-煌斑岩具有与寄主花岗岩相同的年龄,并显示不同程度的亏损地幔的贡献,表明此幔源岩浆的源区应是上涌的软流圈地幔。它们非常有可能是同深成岩墙,是幔源镁铁质岩浆活动在浅部的体现”。以偏基性岩年龄数据积累较多的湖南长城岭矿床为例：该矿区的玄武岩脉、辉长岩脉和辉绿玢岩脉具有宽泛的年龄(79～229Ma,赵振华等, 1998; 刘勇等, 2012; 杨帆等, 2018),表明至少从印支中期到燕山晚期,该区基性岩浆一直处于活动状态。目前为止,对矿区范围内出露的各类型基性岩体、岩株、岩脉等的详细研究工作依然很少,因此吴福元等(2023)特别指出对此类岩脉“研究相对较少,因为它甚至产在周围的地层中,多被认为是花岗岩岩浆期后的产物,与花岗岩本身的形成无关”。

另一个矿区/岩体尺度的证据是花岗岩中具有火成岩成因的暗色微粒包体(Igneous Microgranular Enclaves, IMEs)。吴福元等(2023)提出：“壳幔相互作用的第二个记录是花岗岩体中包含的微粒包体”。但也有不同观点,例如：汪相(2023a)在总结大量资料基础上提出：“微粒包体可以在矿物组成、微量元素和同位素成分上显示出与寄主花岗岩的同源性,更特殊的是,一方面,它们的87Sr/86Sr初始比值可以远远大于0.710,而εNd(t)值可以为很大的负值;另一方面,它们可以出现S型花岗岩中,甚至在最典型的S型花岗岩中。这些特征并不显示,微粒包体与幔源岩浆之间有着必然的联系”。其实,由岩浆注入岩浆房所形成的IMEs成因极为复杂,大体可以划分为五种成因类型：(1)亏损软流圈地幔岩浆注入中酸性岩浆房发生淬冷固结的产物(Schleicheretal., 2016);(2)富集岩石圈地幔岩浆注入中酸性岩浆房发生淬冷固结的产物(Ratajeskietal., 2001);(3)包体与寄主岩均为壳源岩浆,两者具有非常相似的物理和化学性质,因为岩浆房由不同批次岩浆累积而成,较晚注入岩浆房的岩浆批次可以形成包体(张斌武等,2024);(4)包体与寄主岩为同源岩浆,包体为较早阶段结晶相,其再上升注入岩浆房发生冷却固结形成包体(Rodríguez and Castro, 2019);(5)因减荷降压导致岩浆房下部呈晶粥状态的闪长质层发生熔融而形成少量中性岩浆,其再上升注入岩浆房中冷凝形成包体(汪相, 2023a)。前三种成因的微粒包体可以证明幔源岩浆与壳源岩浆之间发生了相互作用,例如：南岭西段姑婆山岩体中部的里松岩体含有大量IMEs,其锆石Hf-O同位素值明显分为两组：第一组εHf(t)值相对较高(3.1～8.0)而δ18O值较低(5.1‰～6.4‰),第二组εHf(t)值较低(-2.9～2.5)而δ18O值较高(6.8‰～7.6‰),Lietal. (2009)认为第一组是幔源岩浆(εHf(t)=8.0、δ18O=5.1‰)冷却结晶的产物,第二组应该来源于花岗岩浆,其与寄主岩锆石的εHf(t)值(-2.5～1.6)和δ18O值(6.2‰～8.1‰)基本重叠。通过对上述各类暗色包体的总结(张斌武等,2024),本文作者认为上述(1)～(4)模式本质上可归结为同一地质过程,皆可归因于幔源岩浆对岩浆房的持续加热：下地壳组分发生部分熔融形成的岩浆在中上地壳汇聚成岩浆房,不同来源(软流圈地幔、岩石圈地幔、地壳)的岩浆批次注入已形成的岩浆房内可形成(1)～(3)类包体,岩浆房底部的堆晶体被加热、重熔、上升、冷却形成第(4)类包体。岩浆房内岩浆持续的演化/分异需要大量的热来维持,此热量很可能由长期活动的高温幔源岩浆提供,并使上述一系列地质过程得以维系,且对含矿岩浆的成岩乃至成矿作用产生积极影响。

从区域尺度来看,出露在道县一带的拉斑玄武岩、宁远一带的碱性玄武岩及宜章一带的拉斑玄武岩是南岭地区地幔物质记录的有力证据。吴福元等(2023)提出：“由于宁远和道县两地玄武岩形成于170Ma和150Ma左右,因此我们有理由认为该玄武岩浆活动可能导致了南岭地区侏罗纪(150～170Ma)大面积花岗岩的形成”。汪相(2023b)则认为：“道县拉斑玄武岩、宁远碱性玄武岩和宜章拉斑玄武岩,它们的喷发年龄分别是150Ma、177Ma和178Ma。从空间上看,这三个玄武岩集中出现在湘南地区(靠近南岭的西端),而燕山早期的特大花岗岩基(如佛冈、大东山花岗岩基)主要出现在粤北地区(靠近南岭的东段),两者相距甚远;从时间上看,这3个玄武岩的喷发年龄与南岭燕山早期花岗岩的定位年龄(150～160Ma)并不一致,甚至出现无法解释的滞后性(如道县拉斑玄武岩的150Ma的喷发年龄);从构造上看,部分玄武岩浆在177～178Ma已经喷发,而“伸展体制”下的燕山早期花岗岩的峰值年龄为155Ma,这意味着伸展环境持续了20Myr以上,而这种事实上的推测无法获得相应的构造-岩石学证据的支持”。通过对南岭地区的基性岩的全面总结,本文作者发现：(1)从空间上看,南岭东段出露的基性岩数量(17个)要多于南岭西段(10个),其中位于南岭东段的基性岩体/株/脉包括下庄、霞岚、菖蒲、隘高、白面石、车步、程龙、盘古山、淘锡坑、新丰、大吉山、诸广山、铁木岭、河岭、汝城、东坑、会昌;位于南岭西段的基性岩体/株/脉包括道县、宁远、宜章、鲁洞、富川、长城岭、回龙圩、金鸡岭、宝山、千里山;(2)从时间上看,基性岩的年龄跨度为70～230Ma,即从印支中期一直到燕山晚期均有基性岩浆活动。进一步详细划分,发现早白垩世(100～145Ma)是基性岩浆活动的高峰期,晚侏罗世(145～160Ma)为次高峰期,而且这两个峰期的基性岩大多数位于南岭东段;(3)从构造上看,形成于155Ma的花岗岩最可能是受到了次高峰期145～160Ma基性岩浆活动的影响(作者,待发表)。近年来,地球物理证据也证实华南地区下地壳下部有大量的幔源岩浆底垫,例如：Heetal. (2021)证明在九嶷山地区存在上地幔和中地壳的S波低速异常带,其中上地幔的低速异常代表软流圈上涌以及对岩石圈的改造,而中地壳的低速异常代表该层地壳物质发生了部分熔融作用。Zhangetal. (2005, 2008)发现在华夏中地壳下部存在一个厚约5km的辉长岩-玄武岩的基性岩层,在下地壳下部存在一个P波异常的过渡层,表明华夏地块有可能存在时代较新的大规模基性岩的侵入和底垫。这不得不令我们重温陈毓川院士早在1989年做出的论断,从而更敬佩他对此科学问题的敏锐性,他曾提出：“很可能就是地幔物质从开始到最后都在影响着花岗岩岩浆源的形成,起码要提供热量和挥发分,甚至某些成矿元素。当花岗岩逐渐固化时,这些地幔物质可直接沿裂隙侵入上部地壳形成基性岩脉”(陈毓川等, 1989)。

近二十年来,对岩浆房的认识已取得了重要进展,传统的大水缸(big tank)模型已被晶粥体(crystal mush)模型所取代(Cooper, 2017)。而且,由于晶粥体模型能够更加有效地解释更为复杂的地质现象(Hildreth, 2004; Bachmann and Huber, 2016; Jacksonetal., 2018),因而被广泛接受并得以快速发展。基于此模型,本文作者拟对前述另外两种类型的岩脉(不含矿中酸性斑岩脉、含矿酸性斑岩或细粒岩脉)的成因进行较为合理的解释。统计发现(表6),第二类斑岩脉中的稀有金属矿化并不发育或者仅有少量矿化,而第三类斑岩或细粒岩脉中热液蚀变广泛发育,也是稀有元素高度富集的主要地质体,甚至较周边成锂矿的花岗岩体具有更高的稀有金属含量。因此,我们提出：第二类岩脉可能来源于岩浆房底部贫矿的晶粥体,其被下伏持续活动的幔源岩浆重新加热并发生重熔,在有利的构造条件下沿裂隙上侵至近地表而形成,第三类岩脉极有可能来源于岩浆房顶部富含稀有金属元素的残留岩浆-热液混合物,沿岩浆房上部裂隙上侵而形成。

因此,无论从小的矿区/岩体尺度还是从大的区域尺度,无论是岩体内部的微粒包体还是岩体外部的各类岩脉,无论基性岩脉还是含矿/不含矿的酸性岩脉,无一例外地展示出壳幔相互作用之于成岩成矿作用的重要意义。正是由于高温幔源岩浆的长期加热,才使得岩浆房内的岩浆分异能够持续进行,导致晶粥体与残留熔体逐渐发生分离,并使残留熔体不断抽离上升,岩浆房内岩浆不断分异出热液,包括锂铷铯铌钽钨锡等在内的不相容成矿元素不断在岩浆-热液中聚集,最终形成可被工业利用的稀有金属矿体。

3 形成机制

花岗岩型锂矿床成矿复式岩体中不同阶段形成的岩石尽管在结构上发生变化,但同位素组成并无显著差异(图8),因此花岗岩体多阶段不同岩性的形成是岩浆房原地结晶分异的结果。正是经历了岩浆的高度结晶分异过程,才使得残留熔体发生多次抽离,从而导致稀有金属成矿作用在高分异岩浆中越来越富集。

图14 代表性成矿花岗岩体不同类型岩性接触关系野外照片(a)湖南栗木矿床第三阶段黄玉锂云母花岗岩与第一阶段白云母花岗岩涌动接触关系(Huang et al., 2020);(b)江苏善安浜矿床第一阶段含角闪石黑云母花岗岩与第二阶段细粒黑云母花岗岩涌动接触关系(司晓博, 2021);(c)内蒙古赵井沟矿床钠长石花岗岩穿切进入花岗伟晶岩(Wei et al., 2020);(d)内蒙古加不斯矿床黑云母花岗岩(BG)与黄玉锂云母花岗岩(TLG)脉动接触关系(Zhang et al., 2022a);(e)内蒙古加不斯矿床钾长石黑云母伟晶岩脉(KPD)夹在黑云母花岗岩(BG)与黄玉锂云母花岗岩(TLG)之间(Zhang et al., 2022a);(f)内蒙古国宝山矿床白云母花岗岩与斑状黑云母花岗岩涌动接触关系(Chen et al., 2022). BG-biotite granite黑云母花岗岩;TLG-topaz lepidolite granite黄玉锂云母花岗岩;KPD-K-feldspar-biotite pegmatitic dykes钾长石黑云母伟晶岩脉Fig.14 Field photographs of contact relations between different lithological types in the representative ore-bearing granitic plutons

图15 花岗岩型锂矿床形成模式图Fig.15 The model diagram showing the forming process of the granite-type lithium deposit

不同结构特征的岩相之间呈现涌动(图14a, b, f)或脉动(图14c, d)接触关系：涌动表现为两种岩相之间呈逐渐过渡关系并无明显边界,脉动指两种岩相之间有明显边界(高秉璋等, 1991)。具有不同结构特征的岩性代表不同阶段形成的岩石,即岩浆房内早阶段的岩浆尚未完全固结就被晚阶段岩浆穿切,视晚阶段岩浆活动性强弱而呈现出涌动或脉动特征(吴福元等, 2023)。有时不同岩性之间并未表现出涌动或脉动的接触关系,而在不同岩性之间发育一层薄的伟晶岩(图14e)。除上述代表性照片(图14)之外,文献中也可以见到大量描述性文字,例如：湖南金竹垄矿床细粒白云母花岗岩与早阶段黑云母花岗岩、二云母花岗岩呈突变接触关系,接触界线清晰明显,多呈脉状、枝状侵入于早阶段岩体中(孙颖超等, 2017; 毛禹杰等, 2021)。江西旱叫山一带的典型侵入体呈北北东向长条状展布,它与老安背单元呈涌动接触关系,二者之间找不到明显的接触面,但依据风化差异和岩石类型的不同,野外很容易区分(蔡小龙和王佳玲, 2022; 张何猛, 2011)。河北汉儿庄矿床成矿母岩体早阶段红色碱长花岗岩和晚阶段灰白色碱长花岗岩之间既有脉动也有涌动接触关系：脉动接触界线截然,未见明显冷凝边;涌动接触两者界线较模糊,在两者之间有0.5～3m的过渡带,表明两次侵入活动的时间间隔较短(蔡永红和齐云飞, 2020)。河北麻地矿床早阶段肉红色碱长花岗岩与晚阶段灰白色碱长花岗岩之间有两种接触关系：(1)涌动型侵入接触,两者接触关系较模糊,在两者之间有0.5～1m的混合带;(2)脉动型侵入接触,两者界线截然,局部可见灰白色碱长花岗岩岩枝穿插于肉红色碱长花岗岩之中,同时在灰白色碱长花岗岩中可见肉红色碱长花岗岩捕掳体,但灰白色碱长花岗岩未见明显的冷凝边(蔡永红和齐云飞, 2020)。甘肃国宝山岩体第一阶段似斑状中粗粒花岗闪长岩与第二阶段二长花岗岩体呈脉动侵入接触(张岱, 2015)。

本文构建了花岗岩型锂矿床的形成模式(图15)：基于近年来国际上对穿地壳岩浆系统的认知(Lee andmorton, 2015; Huangetal., 2015b; Cashmanetal., 2017),幔源岩浆加热促使下地壳基底发生部分熔融形成初始岩浆,在逐级上升过程中初始岩浆不断发生分异,导致酸性程度逐步升高、稀有金属元素和挥发分逐步在更上一级岩浆房中发生富集(图15a);岩浆房内岩浆随着矿物的逐步结晶、冷却逐渐向低温方向演化(Bachmann and Huber, 2016),形成下部富堆晶体、中部富碱性长石、上部富云母石英的岩浆房(图15b);岩浆房顶部的伟晶岩壳是岩浆房内热的岩浆遇到冷的围岩而最早发生冷却固结的产物,其形成的良好封闭环境起到阻隔易挥发组分Li逃逸的作用,并使得岩浆房内含矿熔体得以持续发生结晶分异作用(图15b);同时,正是由于较早形成伟晶岩壳构成的封闭环境,使其下部残余岩浆中的挥发分不断上升并聚集于其下,促成含矿岩浆顶部发生云英岩化,进而形成云英岩型和不同碱性程度的钠长石花岗岩型矿体(图15c)。在下伏热的影响和断裂的触发下,各类岩浆将向上侵入形成各类岩脉：基性岩脉来源于同位素亏损/富集的幔源岩浆(图15b),不含矿中酸性岩脉来源于岩浆房底部堆晶体重熔(图15b),含矿酸性岩脉来源于岩浆房顶部稀有金属元素高度富集的岩浆-热液(图15b, c)。

稀有金属成矿物质的富集往往发生在具有古老基底物质的成熟陆壳区(王汝成等, 2021)。我国的花岗岩型锂矿床高度集中在包含华夏地块、江南造山带在内的华南地区(图1),华南变质基底是具有高W、Sn、Nb、Ta等成矿元素含量的成熟基底,且泥质沉积岩还通常富集Li、F、P等元素(马东升, 2008),此类基底发生部分熔融,便可形成Li等稀有金属初步富集的初始岩浆。但是,这种优越的稀有金属成矿源区条件并不是一蹴而就的,而是在长期地质历史演化过程中逐步积累而成的。华南从新元古代到中生代发生过多期构造活动,每期均产生相应的岩浆活动(Guoetal., 1989; 许志琴等, 2010; Shuetal., 2021),经历了上述构造事件和地壳物质循环之后,直到晚中生代华南陆壳已经发育的相当成熟,使基底中的锂元素以及其他稀有金属元素得以高度聚集(舒良树等, 2021)。晚侏罗世-早白垩世古太平洋板块对华南地区的持续作用引发了华南地区强烈的以弧后伸展为主的构造运动(Li and Li, 2007; Lietal., 2007),从而引发了含锂等稀有金属陆壳的重熔以及含矿花岗岩浆的高度分异,最终促成了锂等稀有金属成矿作用的高峰期。

4 中国花岗岩型锂矿床研究展望

作为全球第一大锂消费国,中国的本土自给能力较弱而对外依存度极高,锂资源保障存在巨大的安全隐患(马哲和李建武, 2018)。相对于锂产业的蓬勃发展,我国锂矿资源成矿规律的研究程度较低,自20世纪80年代以来长期处于停滞状态(李建康等, 2014);尤其花岗岩型锂矿床由于其“品位低、粒度细”的特点,以往受制于选矿技术水平而利用程度低,前人对花岗岩型锂矿成矿机制的研究也更加薄弱(舒良树等, 2021)。本文就理论研究方面亟待解决的关键科学问题提出以下五点展望：

(1)中国南方和北方花岗岩型锂矿床在形成时代和构造背景上具有显著的差异性：南方33个锂矿床主要分布在华夏地块,高度集中于晚侏罗世-早白垩世;而北方仅有的7个锂矿床不仅空间上分散,且时间跨度很大(三叠纪、侏罗纪、白垩纪)。目前对于北方花岗岩型锂矿的成因研究尚显薄弱,这7个矿床是否可作为整体考虑,是否具有内在成因联系,尚有待通过进一步研究来加以限定。

(2)含锂的各类型云母是花岗岩型锂矿床中最具有工业利用价值的矿物。前人只对少数规模较大矿床中的含锂云母进行了详细分类和测试分析,但目前尚无研究将不同时代、不同构造区域锂矿床中的云母类型及其锂含量进行系统对比。因此,未来应进一步加强对全国花岗岩型锂矿床中各类型含锂云母类型、结构、成分等特征的全面、细致、系统的研究。

(3)含锂岩体顶部发育成矿和不成矿伟晶岩,其中成矿伟晶岩的形成过程可能类似于伟晶岩型锂矿,其形成时间晚于下部钠长石花岗岩;而不成矿伟晶岩的形成应早于其下部钠长石花岗岩和云英岩,虽然它的存在对于岩浆分异和成矿的意义早已引起注意,但目前对它的研究还相当有限。将来可开展两类伟晶岩成因机制差异性的对比研究,重点对早期形成的伟晶岩开展岩石结构、矿物组成、形成温度、流体/熔体包裹体组分研究,来评估前人观点的正确性与否。

(4)如果承认上述伟晶岩具有两种成因机制,相应地,存在于含锂花岗岩体顶部的云英岩也应该有两种形成模式。依据现有资料,伟晶岩壳若为早期形成则矿化较弱,而其下部的云英岩绝大多数是锂矿化的重要载体;反之,是否会呈现出相反的矿化强度规律性?云英岩既可以形成于岩浆“后期”由岩浆自身分异出热液的阶段,也可以形成于岩浆“期后”有外界流体参与的阶段;是否云英岩的这两种成因机制与两类伟晶岩相对应?因此未来有必要对此两种成因的云英岩开展详细的矿物组成、流体/熔体包裹体研究,以及云英岩与上覆含矿石英脉、伟晶岩壳之间的共生关系研究。

(5)含矿岩体周边及内部的各类岩脉与主体花岗岩的关系非常密切,但目前对它们的研究只有少量报道。可以肯定的是基性岩脉、不含矿和含矿的中酸性岩脉均是高温幔源岩浆维持岩浆房分异,导致含稀有金属花岗岩浆形成、分异和成矿的重要表征。因此,今后应对三类岩脉开展形成时代、矿物组成、地球化学以及同位素等方面的研究,从而进一步完善地幔岩浆之于岩浆房原地分异模型的重要影响。

致谢感谢江西省地质调查勘查院、江西省第七地质大队、湖南省矿产资源调查所、广西地质调查院、广东省932地质队的诸位同仁,在作者对南岭及周边地区花岗岩型锂矿床进行野外实地考察过程中提供的指导和帮助。感谢四位审稿人提出的宝贵修改意见,提高了本文的逻辑性和可读性,并使作者提高了对花岗岩型锂矿床成因机制的认识。