西藏琼嘉岗伟晶岩型锂矿矿物包裹体形成过程及其对熔-流体特征的指示*

2024-01-29施睿哲赵俊兴何畅通秦克章赵永能曹明坚贾丽辉

岩石学报 2024年2期

关键词：独居石电气石锂辉石

施睿哲赵俊兴何畅通秦克章, 2 赵永能, 2 曹明坚, 2 贾丽辉

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. 德国地学研究中心,波茨坦 14473

4. 岩石圈演化国家重点实验室,中国科学院地质与地球物理研究所,北京 100029

高演化的花岗岩和伟晶岩的形成通常会经历一系列复杂的演化过程,如分离结晶、流体相饱和、流体/熔体-熔体相分离以及后期的热液蚀变作用,这些过程对于稀有金属的富集均起到重要作用。在岩浆分异过程中,不相容元素如稀有金属元素Be、Nb、Ta、Sn和W以及挥发分Li、B、F和水等均会随着分异程度的增强而逐渐富集(Linnen and Cuney, 2005; Merinoetal., 2013)。而流体出溶过程则会强烈富集流体活动性强的元素如Li等(Dostal and Chatterjee, 2000; Linnen and Cuney, 2005; Thomasetal., 2006)。此外,出溶的流体与早期结晶的矿物和岩石反应时还会活化那些早期在熔体中富集的元素(Michaud and Pichavant, 2020; Zhangetal., 2023)。稀有金属是在航空航天和国防工业中都起到关键作用的战略性金属,花岗伟晶岩型稀有金属矿床作为全球最重要的稀有金属矿床类型,研究和理解花岗伟晶岩型稀有金属矿床的成矿过程可以为稀有金属的找矿勘探提供非常重要的指示意义。

喜马拉雅造山带产出大量的淡色花岗岩,吴福元等(2015)基于对淡色花岗岩的研究指出喜马拉雅淡色花岗岩为高分异的花岗岩,这预示着喜马拉雅地区具有很好的稀有金属成矿潜力。近年来,我国学者通过野外的不断探索,在喜马拉雅地区发现了近20处具有稀有金属矿化的花岗岩和伟晶岩(Wuetal., 2020),如错那洞大型钨-锡-铍矿床(李光明等, 2017; 何畅通等, 2020),在高喜马拉雅热曲和普士拉地区(Liuetal., 2020; 刘小驰等, 2021)以及特提斯喜马拉雅库曲伟晶岩(周起凤等, 2021)中均报道有锂辉石的发现,在珠峰地区还有锂云母和锂电气石的发现(刘晨等, 2021)。而位于珠峰地区的琼嘉岗伟晶岩型锂矿是喜马拉雅地区首次发现的具有工业价值的伟晶岩型锂矿,对琼嘉岗锂矿的岩浆热液演化过程进行研究可以为喜马拉雅地区的稀有金属成矿机制提供指示意义。

目前,用于研究花岗岩-伟晶岩岩浆热液演化过程的方法众多,多数研究集中于利用矿物学和岩石学等方法来反演熔-流体的演化,然而,这些方法只能提供矿物或岩石结晶时的熔体或流体信息,对于早期熔体的特征缺乏指示意义。原生矿物包裹体为矿物结晶时捕获的早期晶体或熔体所形成,因此,其能反演矿物结晶之前即早期岩浆的特征,除原生矿物包裹体外,矿物中有时还会发育次生矿物包裹体,其形成多与流体作用有关。由于矿物包裹体的形成横跨早期岩浆到晚期流体,因此其在地质研究中具有广泛应用,如：(1)利用碎屑锆石中原生矿物包裹体种类和元素组成指示花岗岩源区以及形成环境(Maasetal., 1992; Hopkinsetal., 2008; Darlingetal., 2009);(2)根据锆石中次生包裹体类型和数量来评估蚀变类型以及指示流体演化过程(Belletal., 2015);(3)锆石中黑云母和磷灰石包裹体组成可以反映全岩的元素组成(Jenningsetal., 2011),而磷灰石包裹体的F-Cl组成还可以用于探讨花岗岩熔体的挥发分演化(Kendall-Langleyetal., 2021)。独居石、磷灰石和锆石是琼嘉岗锂矿中最为常见的三种副矿物,其原生矿物包裹体种类和组成对应熔体早期阶段的矿物组成,对于理解琼嘉岗花岗岩-伟晶岩岩浆演化和锂辉石伟晶岩的形成有重要意义。本研究主要利用扫描电镜和电子探针分析来研究独居石、磷灰石和锆石中的矿物包裹体,以期：(1)查明花岗岩和伟晶岩初始熔体早期结晶矿物的种类;(2)识别花岗岩和伟晶岩中原生和次生矿物包裹体类型;(3)利用原生和次生矿物包裹体种类和组成指示熔-流体特征及演化历史。

图1 喜马拉雅淡色花岗岩分布图(据刘志超等, 2020)Fig.1 Distributions of Himalayan leucogranites (modified after Liu et al., 2020)

1 喜马拉雅淡色花岗岩概况

喜马拉雅淡色花岗岩带由北向南可划分为特提斯喜马拉雅淡色花岗岩带和高喜马拉雅淡色花岗岩带(图1; Le Fortetal., 1987; Harrisonetal., 1998; 吴福元等, 2015)。其岩浆活动可以划分为三个阶段：高喜马拉雅阶段(44～26Ma)、新喜马拉雅阶段(26～13Ma)和后喜马拉雅阶段(17～13Ma)。北侧特提斯喜马拉雅淡色花岗岩以二云母花岗岩为主,另含少量电气石淡色花岗岩和石榴石淡色花岗岩,主要以独立岩体形式产出于片麻岩穹隆的核部(Liuetal., 2014, 2016);南侧的高喜马拉雅淡色花岗岩主要为电气石花岗岩和二云母花岗岩,且以岩席或岩墙的形式沿藏南拆离系产出(Liuetal., 2020)。花岗岩相关的伟晶岩以多种形式产出,或以岩脉形式穿插于淡色花岗岩中(Liuetal., 2016; 王汝成等, 2017),或者以透镜体/囊状体形式独立产出在地层中(刘志超等, 2020; 刘小驰等, 2021),或产出于大理岩和矽卡岩与岩体接触带内(李光明等, 2017; 何畅通等, 2020),还可与淡色花岗岩呈渐变过渡关系(周起凤等, 2021)。

2 琼嘉岗伟晶岩型锂矿地质特征

琼嘉岗伟晶岩型锂矿位于高喜马拉雅淡色花岗岩带的珠峰地区(图1)。区域上出露的花岗岩主要有二云母花岗岩和电气石白云母花岗岩。伟晶岩主要以透镜体或板状体形式产出于肉切村群大理岩和弱矽卡岩化大理岩中,局部以岩脉形式穿切花岗岩,或与花岗岩呈渐变过渡关系(图2)。锂辉石伟晶岩为块状构造,粒状结构,锂辉石为主要的矿石矿物,另见绿柱石以及少量的钶钽铁矿和锡石。脉石矿物主要由微斜长石、钠长石、石英、电气石及少量石榴石组成。锂辉石伟晶岩的内部结构分带较为简单,从外到内可划分为细粒钠长石带、分层细晶岩带和块体长石+锂辉石带(秦克章等, 2021; 赵俊兴等, 2021)。除锂辉石伟晶岩外,矿区内还发育无矿伟晶岩。独居石U-Pb定年结果显示区域内存在两期岩浆事件,早期岩浆事件(25～23Ma, 赵俊兴等, 2021)主要形成电气石白云母花岗岩以及伴生的无矿伟晶岩和锂辉石伟晶岩;晚期岩浆事件(19～16Ma,未发表数据)形成二云母花岗岩和伴生的无矿伟晶岩。

锆石、磷灰石和独居石为琼嘉岗锂矿花岗岩和伟晶岩中最为常见的三种副矿物。锆石晶体多呈四方双锥状,棱柱状,少数呈不规则状等形态,粒径大小不一,多数为20～150μm之间,少数达200μm。阴极发光结果显示锆石具有较为特殊的结构,核部通常为继承锆石,在继承锆石周围为具有振荡环带或结构均一的生长边,这种生长边为岩浆演化过程中结晶形成。锆石边部还发育具有断裂和孔隙的热液蚀变锆石,在锂辉石伟晶岩的锆石中,还可见岩浆锆石和热液锆石交织生长的现象,且这种交代现象在锂辉石伟晶岩的锆石中最为明显(施睿哲, 未发表)。磷灰石晶体多呈棱柱状或四方柱状,部分呈浑圆状,粒径多为30～100μm,少数达150μm。阴极发光显示部分磷灰石颗粒也具有核边分异的现象,核部为结构均一的岩浆磷灰石,而边部显示溶蚀结构(施睿哲, 未发表)。与锆石和磷灰石不同,独居石晶体多数呈浑圆状或不规则状,粒径介于20～120μm之间。多数独居石晶体表面出现大量的孔洞和裂隙,表明其经历了强烈的热液蚀变作用。而与锆石和磷灰石相似的是,独居石也显示核边分异现象,核部的阴极发光强度明显强于边部。

图2 琼嘉岗伟晶岩型锂矿地质简图(据秦克章等, 2021; 赵俊兴等, 2021)Fig.2 Simplified geological map of Qongjiagang pegmatite-type Li deposit (modified after Qin et al., 2021; Zhao et al., 2021)

3 样品及分析方法

本次研究选取琼嘉岗伟晶岩型锂矿矿区内早期岩浆事件所形成的电气石白云母花岗岩、花岗岩中的伟晶岩脉、花岗岩中暗色条带(电气石条带)、无矿伟晶岩和锂辉石伟晶岩,以及晚期岩浆事件形成的二云母花岗岩和无矿伟晶岩进行锆石、磷灰石和独居石单矿物挑选。将样品粉碎至50～80目,通过重、磁方法对样品进行筛选,随后在双目镜下挑选出晶型较好的单矿物颗粒,共计挑选出约900粒独居石、2100粒磷灰石和1950粒锆石,将所有颗粒清洗后制成环氧树脂靶并抛光。随后在中国科学院地质与地球物理研究所使用日立TM4000plus型扫描电子显微镜系统,在高真空模式以及20KeV的加速电压下拍摄背散射电子图像(BSE),并观察副矿物中的矿物包裹体;利用扫描电镜中配备的Bruker Quantax75能量色散光谱仪对矿物包裹体进行X射线单点分析,根据谱图特征确定矿物包裹体类型。单点分析采集信号15s,以确保频谱面积超过2.5×105个计数点。本次研究共计观察67个独居石颗粒,254个磷灰石颗粒和116个锆石颗粒。矿物包裹体主量元素分析在中国科学院地质与地球物理研究所使用JEOL-JXA8100完成。实验条件为：加速电压15kV,束流20nA,束斑大小为1μm。所有数据均采用ZAF进行校正。

4 分析结果

4.1 矿物包裹体类型及形态特征

寄主独居石、磷灰石、锆石中的矿物包裹体类型多样,且形态大小不一。按照包裹体的化学组成可将包裹体分为硅酸盐矿物、氧化物矿物、磷酸盐矿物以及少量的硫化物矿物,其中硅酸盐矿物根据其是否含水还可分为无水硅酸盐矿物和含水硅酸盐矿物。此外,除单个矿物包裹体外,还可见少量的复合型包裹体。

4.1.1 无水硅酸盐矿物包裹体

琼嘉岗锂矿花岗岩和伟晶岩三种主要副矿物中发现的无水硅酸盐矿物包裹体主要是钾长石、钠长石、斜长石、锆石以及少量绿柱石。钾长石和钠长石包裹体在三种寄主矿物中均可见(图3c、图4a、图5a),钾长石包裹体粒径为5～35μm,多数呈浑圆状,长条状以及其他不规则形状,表面干净或发育少量裂隙。钠长石是最常见的硅酸盐矿物包裹体(图3a, i、图4b, e、图5b),局部与钾长石和黑云母共生。钠长石包裹体粒径5～30μm,多数呈浑圆状,少数呈边界平直的四边形,颗粒表面较为干净,裂隙很少发育。斜长石包裹体多见于锂辉石伟晶岩的磷灰石中,粒径约10～30μm,颗粒表面干净,多远离裂隙(图4c)。在寄主独居石和磷灰石中可见锆石包裹体(图3b, d, f、图4b, d, f, h),多数颗粒较小,粒径为2～10μm,多数呈边界平直的四边形,少数呈浑圆状及其他不规则形状。在锂辉石伟晶岩的磷灰石中还可见一绿柱石包裹体,该包裹体呈椭圆状,粒径约10μm(图4l)。

图3 琼嘉岗锂矿独居石中矿物包裹体BSE图像(a)锂辉石伟晶岩独居石中钠长石和磷灰石(穿切裂隙)包裹体;(b)电气石白云母花岗岩独居石中锆石(穿切裂隙)包裹体;(c)二云母花岗岩独居石中钾长石(远离裂隙)、电气石(穿切裂隙)和石英(穿切愈合裂隙)包裹体;(d)二云母花岗岩独居石中锆石(远离裂隙)、磷灰石(远离裂隙)和白云母(远离裂隙)包裹体;(e)电气石白云母花岗岩独居石中黑云母(穿切裂隙)包裹体;(f)二云母花岗岩独居石中黑云母(穿切裂隙)、锆石(远离裂隙)和磷钇矿(穿切裂隙)包裹体;(g)锂辉石伟晶岩独居石中电气石(穿切裂隙)包裹体;(h)电气石白云母花岗岩独居石中晶质铀矿(穿切愈合裂隙)包裹体;(i)无矿伟晶岩(25～23Ma)独居石中石英和钠长石(穿切裂隙)包裹体;(j)锂辉石伟晶岩独居石中方钍石和磷灰石(远离裂隙)复合包裹体;(k)锂辉石伟晶岩独居石中磷灰石(填充裂隙)包裹体;(l)无矿伟晶岩(19～16Ma)独居石中白云母(填充裂隙)包裹体. Ab-钠长石;Ap-磷灰石;Bt-黑云母;Kfs-钾长石;Mnz-独居石;Ms-白云母;Qz-石英;Tho-方钍石;Tur-电气石;Urn-晶质铀矿;Xtm-磷钇矿;Zrn-锆石Fig.3 BSE images of mineral inclusions in monazite from Qongjiagang Li deposit(a) albite and apatite (on crack) inclusions in monazite from spodumene pegmatite; (b) zircon (on crack) inclusion in monazite from tourmaline-muscovite granite; (c) K-feldspar (isolated from crack), tourmaline (on crack) and quartz (on anneal crack) inclusions in monazite from two-mica granite; (d) zircon (isolated from crack), apatite (isolated from crack) and muscovite (isolated from crack) inclusions in monazite from two-mica granite; (e) biotite inclusion (on crack) in monazite from tourmaline-muscovite granite; (f) biotite (on crack), zircon (isolated from crack) and xenotime (on crack) inclusions in monazite from two-mica granite; (g) tourmaline (on crack) inclusion in monazite from spodumene pegmatite; (h) uranite (on anneal crack) inclusion in monazite from tourmaline-muscovite granite; (i) quartz and albite (on crack) inclusions in monazite from barren pegmatite (25～23Ma); (j) composite inclusion of thorite and apatite (isolated from crack) inclusion in monazite from spodumene pegmatite; (k) apatite inclusion (filling crack) in monazite from spodumene pegmatite; (l) muscovite (filling crack) inclusion in monazite from barren pegmatite (19～16Ma). Ab-albite; Ap-apatite; Bt-biotite; Kfs-K-feldspar; Mnz-monazite; Ms-muscovite; Qz-quartz; Tho-thorianite; Tur-tourmaline; Urn-uraninite; Xtm-xenotime; Zrn-zircon

图4 琼嘉岗锂矿磷灰石中矿物包裹体BSE图像(a)锂辉石伟晶岩磷灰石中钾长石(穿切裂隙)包裹体;(b)锂辉石伟晶岩磷灰石中钠长石、锆石和锡石(远离裂隙)包裹体;(c)锂辉石伟晶岩磷灰石中斜长石和黄铜矿(远离裂隙)包裹体;(d)电气石白云母花岗岩磷灰石中锆石(远离裂隙)、独居石(穿切裂隙)和白云母(远离裂隙)包裹体;(e)电气石白云母花岗岩磷灰石中锆石、黑云母和钠长石(远离裂隙)包裹体;(f)花岗岩中暗色条带磷灰石中锆石(远离裂隙)和电气石(穿切裂隙和远离裂隙)包裹体;(g)电气石白云母花岗岩磷灰石中石英(远离裂隙)和定向排列独居石(穿切裂隙)包裹体;(h)花岗岩中伟晶岩脉磷灰石中钠长石、锆石和磷钇矿(远离裂隙)复合包裹体;(i)电气石白云母花岗岩磷灰石中独居石和晶质铀矿(远离裂隙)包裹体;(j)锂辉石伟晶岩磷灰石中钶钽铁矿(远离裂隙)包裹体;(k)锂辉石伟晶岩中石英(穿切裂隙)和闪锌矿(远离裂隙)包裹体;(l)锂辉石伟晶岩磷灰石中绿柱石(远离裂隙)包裹体. Brl-绿柱石;Cln-钶钽铁矿;Ccp-黄铜矿;Cst-锡石;Pl-斜长石;Sp-闪锌矿Fig.4 BSE images of mineral inclusions in apatite from Qongjiagang Li deposit(a) K-feldspar (on crack) inclusion in apatite from spodumene pegmatite; (b) albite, zircon and cassiterite (isolated from crack) inclusions in apatite from spodumene pegmatite; (c) plagioclase and chalcopyrite (isolated from crack) inclusions in apatite from spodumene pegmatite; (d) zircon (isolated from crack), monazite (on crack) and muscovite (isolated from crack) inclusions in monazite from tourmaline-muscovite granite; (e) zircon, biotite and albite (isolated from crack) inclusions in monazite from tourmaline-muscovite granite; (f) zircon (isolated from crack) and tourmaline (on crack and isolated from crack) inclusions in apatite from dark band in granite; (g) quartz (isolated from crack) and oriented monazite (on crack) inclusions in apatite from tourmaline-muscovite granite; (h) composite inclusion of albite, zircon and xenotime (isolated from crack) in apatite from pegmatite vein in granite; (i) monazite and uranite (isolated from crack) inclusions in apatite from tourmaline-muscovite granite; (j) coltan (isolated from crack) inclusion in apatite from spodumene pegmatite; (k) quartz (on crack) and sphalerite (isolated from crack) inclusion in apatite from spodumene pegmatite; (l) beryl (isolated from crack) inclusion in apatite from spodumene pegmatite. Brl-beryl; Cln-coltan; Ccp-chalcopyrite; Cst-cassiterite; Pl-plagioclase; Sp-sphalerite

图5 琼嘉岗锂矿锆石中矿物包裹体BSE图像(a)电气石白云母花岗岩锆石中钾长石(远离裂隙)包裹体;(b)无矿伟晶岩(25～23Ma)锆石中钠长石(穿切裂隙和填充裂隙)包裹体;(c)花岗岩中伟晶岩锆石中黑云母、白云母和晶质铀矿(远离裂隙)包裹体;(d)无矿伟晶岩(25～23Ma)锆石中白云母、晶质铀矿、钾长石(远离裂隙)包裹体;(e)电气石白云母花岗岩锆石中磷灰石(穿切裂隙)、电气石和晶质铀矿(远离裂隙)包裹体;(f)电气石白云母花岗岩锆石中独居石(远离裂隙)包裹体;(g)电气石白云母花岗岩锆石中独居石(穿切裂隙)包裹体;(h)电气石白云母花岗岩中晶质铀矿(远离裂隙)和磷灰石(穿切裂隙)包裹体;(i)无矿伟晶岩(25～23Ma)锆石中晶质铀矿和磷灰石(远离裂隙)包裹体;(j)二云母花岗岩锆石中石英(远离裂隙)包裹体;(k)电气石白云母花岗岩锆石中石英、白云母和磷灰石(远离裂隙)复合包裹体;(l)花岗岩中伟晶岩脉锆石中石英和黑云母(穿切裂隙)复合包裹体Fig.5 BSE images of mineral inclusions in zircon from Qongjiagang Li deposit(a) K-feldspar (isolated from crack) inclusion in zircon from tourmaline-muscovite granite; (b) albite (on crack and filling crack) inclusion in zircon from barren pegmatite (25～23Ma); (c) biotite, muscovite and uranite (isolated from crack) inclusion in zircon from pegmatite vein in granite; (d) muscovite, uranite and K-feldspar (isolated from crack) in zircon from barren pegmatite (25～23Ma); (e) apatite (on crack), tourmaline and uranite (isolated from crack) inclusions in zircon from tourmaline-muscovite granite; (f) monazite (isolated from crack) inclusion in zircon from tourmaline-muscovite granite; (g) monazite (on crack) inclusion in zircon from tourmaline-muscovite granite; (h) uranite (isolated from crack) and apatite (on crack) in zircon from tourmaline-muscovite granite; (i) uranite and apatite (isolated from crack) inclusion in zircon from barren pegmatite (25～23Ma); (j) quartz (isolated from crack) inclusion in zircon from two-mica granite; (k) composite inclusion of quartz, muscovite and apatite (isolated from crack) in zircon from tourmaline-muscovite granite; (l) composite inclusion of quartz and biotite (on crack) in zircon from pegmatite vein in granite

4.1.2 含水硅酸盐矿物包裹体

三种寄主矿物中的含水硅酸盐矿物包裹体主要有白云母、黑云母和电气石。白云母包裹体在三种寄主矿物中均有发育,但频率相对较低,其粒径为5～25μm,多数呈不规则形状或浑圆状,少数呈长板状。多数颗粒表面干净(图3d),少数由于后期流体作用呈现交代残余结构(图4d、图5d),另可见一解理发育明显的白云母包裹体填充独居石裂隙中(图3l)。黑云母包裹体粒径为3～30μm,多数呈不规则状,少量颗粒中可见一组清晰的解理(图3e)。部分黑云母包裹体也由于后期热液作用影响而呈现交代残余结构(图3f)。电气石包裹体颗粒粒径主要为5～20μm,极少数颗粒大于100μm,呈长柱状和浑圆状等其他不同形态。多数颗粒表面干净(图4e、图5f),少数呈现轻微蚀变特征(图3c, g)。

4.1.3 氧化物矿物包裹体

寄主矿物中的氧化物矿物包裹体主要有晶质铀矿、钶钽铁矿、石英以及少量的方钍石、锡石和烧绿石。晶质铀矿包裹体主要见于锆石以及少量磷灰石中(图4i、图5c, d, h, i),粒径为2～15μm,形态多呈浑圆状或不规则状,多数颗粒表面干净,少数呈斑杂状。钶钽铁矿包裹体主要出现在寄主磷灰石中,粒径为2～10μm,呈浑圆状,颗粒表面干净(图4j)。石英包裹体粒径为5～25μm,多呈浑圆状以及其他不规则形状,在三种寄主矿物中均有石英包裹体出现,多数石英包裹体表面干净(图3i、图5j),局部与未知矿物交织生长(图4k)。在锂辉石伟晶岩的独居石和电气石白云母花岗岩的磷灰石中还发育少量方钍石包裹体(图3j),粒径为6μm,呈浑圆状。锂辉石伟晶岩和电气石白云母花岗岩的磷灰石中还分别可见一锡石和烧绿石包裹体,锡石包裹体颗粒较小,粒径约1μm,呈椭圆状(图4b)。

4.1.4 磷酸盐矿物包裹体

磷酸盐矿物包裹体主要是磷灰石、独居石和磷钇矿。锆石和独居石寄主矿物中发育大量磷灰石包裹体(图3a, d, j, k、图5e, h, i),粒径为3～15μm,多数呈浑圆状和不规则状,可见其与白云母、黑云母以及钾长石等硅酸盐矿物共生(图5k)。独居石包裹体见于寄主磷灰石和锆石中,形态主要为浑圆状(图4d、图5f, g),粒径为5～20μm,在少数磷灰石颗粒中可见独居石包裹体呈定向分布(图4g)。在磷灰石和独居石中还可见少量磷钇矿包裹体,粒径为8～15μm,多呈不规则状(图3f、图4h),局部可见与钾长石共生(图4h)。

4.1.5 硫化物包裹体

在锂辉石伟晶岩的磷灰石中还可见少量黄铜矿以及闪锌矿包裹体。其中,黄铜矿颗粒较小,粒径约1μm(图4c),而闪锌矿包裹体呈浑圆状,粒径为5μm(图4k)。

4.1.6 复合型包裹体

三种寄主矿物中发现的复合型包裹体主要有三种类型：(1)石英、磷灰石和白云母(图5k);(2)石英和黑云母(图5l);(3)钠长石、磷钇矿和锆石(图4h)。石英、磷灰石和白云母的复合包裹体中,石英呈浑圆状,粒径约8μm,磷灰石和白云母颗粒较小,粒径约1μm,呈不规则状。石英和黑云母的复合包裹体中黑云母呈不规则状,粒径约10μm,石英呈椭圆状包裹黑云母。第三类复合包裹体中,磷钇矿和锆石生长于钠长石之上,其中磷钇矿呈不规则状,粒径约12μm,锆石呈四方柱状,粒径5μm,而钠长石呈不规则长条状,粒径约20μm。

4.2 包裹体成分特征

由于多数包裹体颗粒较小,电子探针分析难以获得其准确的主量元素组成,且多数包裹体数量有限,难以获得较为系统的数据。因此,本次研究仅针对磷灰石中颗粒较大的长石包裹体进行电子探针分析。此外,在电子探针分析过程中,部分寄主磷灰石会对其中的包裹体产生荧光效应,使得获得的长石包裹体的钙含量高于其真实值。Bell (2016)在研究锆石中的硅酸盐矿物包裹体时,利用电子探针分析得出的硅酸盐包裹体中的Zr含量计算得出相应的由于二次荧光效应带入的Si含量,从而消除二次荧光效应的影响。前人研究表明,琼嘉岗锂矿长石P含量较低(<0.01%, Liuetal., 2023),因此,在本次研究中,我们根据长石包裹体中的P含量计算得出由二次荧光效应所造成的超出的Ca含量,并将其扣除,从而得到真实的Ca含量。根据Bell (2016)的研究,我们还将所有氧化物总量均一到100%作为最后的结果(表1)。

电气石白云母花岗岩磷灰石中长石均为碱性长石,即钾长石-钠长石系列,且多为富Ab端元的钠长石,钠长石Ab值为56.1～98.6,Or值为1.39～43.9;另可见一钾长石,Ab值为3.38,Or值为96.6(表1)。无矿伟晶岩(25～23Ma)磷灰石中长石包裹体成分均一,均为钠长石,Ab值为84.8～93.3,An值为0.27～2.82,Or值介于3.88～14.9之间(表1)。锂辉石伟晶岩磷灰石中长石包裹体成分变化范围较大,可见部分An牌号较高的斜长石,这些长石的An值为16.2～32.3,Ab值介于64.0～82.7之间,Or值集中于1.13～3.68;钠长石的主量元素组成变化范围较窄,Ab值为91.2～98.1,An值为0.00～5.64,Or值为1.54～3.35;另有少量钾长石,Ab值为2.82～17.6,Or值为82.4～97.2(表1)。

图6 琼嘉岗锂矿锂辉石伟晶岩磷灰石中稀有金属包裹体钶钽铁矿(a)和绿柱石(b)能谱图Fig.6 Energy spectrum of rare metal mineral inclusions columbite (a) and beryl (b) in apatite from spodumene pegmatite of Qiongjiagang Li deposit

图7 琼嘉岗锂矿独居石中矿物包裹体频数直方图Fig.7 Frequency histograms of mineral inclusions in monazite from Qongjiagang Li deposit

图8 琼嘉岗锂矿岩磷灰石中矿物包裹体频数分布直方图Pcl-烧绿石Fig.8 Frequency histograms of mineral inclusions in apatite from Qongjiagang Li depositPcl-pyrochlore

图9 琼嘉岗锂矿锆石中矿物包裹体频数分布直方图Fig.9 Frequency histograms of mineral inclusions in zircon from Qongjiagang Li deposit

图10 琼嘉岗锂矿磷灰石中长石包裹体An-Ab-Or三元图解实验岩石学条件：富铍熔体(样品号：Bep-56、Bep-60、Bep-53;温度：700℃;压力：200MPa);富锂熔体(样品号：1、4、6、7;温度：600℃;压力：500MPa)Fig.10 An-Ab-Or ternary diagram of feldspar inclusions in apatite from Qongjiagang Li depositThe conditions of the experiment： Be-rich melt (sample No. Bep-56, Bep-60, Bep-53; temperature： 700℃; pressure： 200MPa); Li-rich melt (sample No. 1, 4, 6, 7; temperature： 600℃; pressure： 500MPa)

5 讨论

5.1 包裹体产状及其对岩浆热液演化过程的指示

矿物晶体中的裂隙可以为流体提供运输通道,从而可以蚀变晶体内部以及其中的包裹体,进而改变其化学组成(Harrison and Schmitt, 2007; Trailetal., 2007)。因此,通常情况下,跟裂隙相关的包裹体会受到不同程度的流体作用的影响,而远离裂隙的包裹体则能够保留其原始特征。基于此,Belletal. (2015)根据包裹体与裂隙的关系将包裹体划分为四种类型：(ⅰ)远离裂隙;(ⅱ)穿切裂隙;(ⅲ)穿切愈合裂隙;(ⅳ)填充裂隙。利用相似的方法,我们也将琼嘉岗锂矿独居石、磷灰石和锆石中的包裹体划分为以上四种类型,根据这些不同类型包裹体的矿物类型和数量,可对花岗岩和伟晶岩的岩浆热液演化过程进行一定指示。

5.1.1 原生稀有金属矿物包裹体的指示意义

与次生包裹体不同,原生包裹体多形成于远离裂隙且非放射性损伤等存在微裂隙的区域,通常这些区域流体难以进入,因此这些包裹体的种类和数量可以反映早期熔体的特征。在电气石白云母花岗岩的磷灰石中可见富铌和钽的钶钽铁矿包裹体(图6a),在岩浆演化早期,稀有金属元素Nb和Ta通常为不相容元素,因此在早期结晶矿物中相对亏损,而随着岩浆分异程度的不断增高,熔体Nb和Ta含量逐渐升高,最终在晚期高演化岩浆中富集成矿(Linnen and Cuney, 2005; Merinoetal., 2013),因此,在演化程度相对较低的电气石白云母花岗岩磷灰石中出现的钶钽铁矿包裹体表明熔体在花岗岩中磷灰石结晶前已经达到了铌和钽的饱和,也就是说,琼嘉岗锂矿的早期花岗岩岩浆即为富铌钽的岩浆,从而在演化较早阶段就能形成铌钽矿物的沉淀。除铌钽矿物外,在锂辉石伟晶岩磷灰石中还可见一绿柱石包裹体(图6b),表明在锂辉石伟晶岩的磷灰石结晶之前熔体中已经达到了铍的饱和。此外,将成矿系列和不成矿系列包裹体种类进行对比可以发现,稀有金属包裹体均出现在成矿系列的花岗岩和伟晶岩的寄主矿物中,这也侧面表明矿物包裹体的种类可以为评判花岗岩和伟晶岩的稀有金属成矿潜力提供一定指示意义,即,当花岗岩或伟晶岩矿物中出现稀有金属包裹体时,其形成稀有金属成矿的潜力可能更大。

5.1.2 次生矿物包裹体对流体性质的指示

次生矿物包裹体可以从流体中直接沉淀形成,也可以是由原生矿物包裹体经热液蚀变而形成。通常,填充裂隙的包裹体被认为是从流体中直接沉淀而形成,而穿切裂隙的包裹体多数由原生包裹体经不同程度流体的蚀变而形成(Belletal., 2015)。琼嘉岗锂矿独居石、磷灰石和锆石三种寄主矿物中出现的填充裂隙的包裹体数量较少,在锂辉石伟晶岩的独居石和磷灰石中分别可见磷灰石(图7c)和钾长石包裹体(图8c),在早期岩浆事件的无矿伟晶岩中还可见一钠长石包裹体(图9b)。独居石通常富集轻稀土而亏损重稀土,而磷灰石则富集大部分稀土元素,因此形成独居石中发育的次生磷灰石包裹体的流体为富重稀土流体,从而为磷灰石包裹体的形成提供必要的物质来源。而钾长石和钠长石次生包裹体的出现则表明流体中富含K、Na等元素,可能为富碱流体。

穿切裂隙的包裹体在三种寄主矿物中均广泛发育,且种类多样。在锆石和磷灰石中出现较多独居石包裹体(图8、图9),我们对于锆石结构和组分的研究表明,锆石中穿切裂隙的独居石包裹体多与热液蚀变有关,而由于锆石多富集重稀土,而独居石为轻稀土富集矿物,因此形成独居石所需的稀土元素由热液流体直接提供(施睿哲, 未发表数据)。而Harlov (2015)对磷灰石蚀变过程的研究表明,磷灰石在与流体接触过程中会释放稀土元素,当流体中稀土元素达到饱和时则会形成独居石沉淀,且独居石包裹体会统一沿着磷灰石的c轴方向拉长,我们在磷灰石中观察到的定向排列的独居石包裹体(图4g)也验证了这一观点。在寄主锆石中还发育大量的晶质铀矿包裹体,以及少量的方钍石包裹体(图9),通常情况下,这些包裹体是由于热液蚀变过程中锆石中的U、Th释放进入流体,并在流体中饱和沉淀而形成的(Somanetal., 2010),即为次生包裹体。然而,锆石中的晶质铀矿和方钍石包裹体多数产出于远离裂隙的位置(图9),显示原生包裹体的特征。我们对锆石元素组成的研究显示琼嘉岗锂矿的锆石显示高U、Th特征(施睿哲, 未发表数据),而238U、235U和232Th的衰变会释放大量的α粒子,由于α衰变涉及的母子核质量差大,衰变能也大,从而会引起锆石内部晶格发生错位,即放射性损伤(李秋立, 2016)。内部晶格的错位也会使得锆石晶体体积增大,进而造成外部未经历放射性损伤的锆石晶体产生裂隙(Hay and Dempster, 2009)。因此,我们观察到的大量远离裂隙的晶质铀矿包裹体实际是产于放射性损伤区域。Geisleretal. (2007)在研究锆石在流体中的再平衡过程时指出,放射性损伤锆石在与流体接触时,流体可通过由于晶格错位而造成的微孔隙进入锆石晶体,从而发生后续的交代作用。因此,本次研究中观察到的远离裂隙的晶质铀矿和方钍石包裹体并非代表原生包裹体,而是和穿切裂隙的包裹体同样形成于流体所引发的溶解-再沉淀过程。此外,在三种寄主矿物中还发育大量的穿切裂隙的硅酸盐包裹体,如白云母、黑云母、长石、电气石等,我们认为它们是原生包裹体或者是由原生包裹体经历了不同程度的热液蚀变所形成的,而由于缺乏包裹体元素组成等信息,因此对于它们是否经历了流体交代作用,以及交代的程度尚不得知。

5.2 高An值长石包裹体出现的原因

前人研究表明,高An值的斜长石多形成于基性-超基性岩浆中,如在高铝的岛弧玄武岩和辉长岩中普遍出现(Arculus and Wills, 1980; Brophy, 1986; Beard and Borgia, 1989)。而随着岩浆演化程度的升高,长石的An值会逐渐降低,当达到伟晶岩阶段时,长石的牌号通常小于10(如,Leinster锂辉石伟晶岩,Barrosetal., 2020;Austroalpine锂辉石伟晶岩,Knolletal., 2018,图10)。而琼嘉岗锂矿锂辉石伟晶岩的磷灰石中出现的斜长石包裹体An值变化范围较大,且出现部分An值位于20～30之间甚至高于30的斜长石(图10),这种在高演化的锂辉石伟晶岩中出现高An值的斜长石的现象显然是与前人的普遍认知所不相符的。

前人曾利用实验岩石学的方法来研究不同的因素对长石An牌号的影响。Londonetal. (1989)在200MPa条件下模拟了挥发分饱和时花岗伟晶岩内部不同矿物相的分异过程,其中,长石的组成在不同温度以及水含量条件下发生变化,随着温度以及水含量的升高,长石的An值均出现不同程度的增高;Panjasawatwongetal. (1995)在研究熔体组分以及压力对斜长石组成的影响时发现当温度和水含量一定时,斜长石An值随着压力的升高而降低。虽然这些实验结果均表明温度、压力和含水量等因素对长石的An值有一定的控制作用,但是这些控制作用是有限的,当温度、压力以及含水量出现较大变化时,长石的An牌号仅出现细微的变化(变化范围在10以内),因此并不能用于解释琼嘉岗锂矿锂辉石伟晶岩的磷灰石中斜长石包裹体An值变化范围大且An值高的现象。此外,Evensen and London (2002)还指出含Be的熔体中可结晶出高An值的长石(～30),如前文所述,琼嘉岗锂矿锂辉石伟晶岩熔体达到了铍的饱和,因此,这似乎可以用来解释高An值长石包裹体出现的原因。然而,琼嘉岗锂辉石伟晶岩中的长石却不具备高An值的特征(Liuetal., 2023, 图10),因此,我们认为,含Be熔体也不是导致高An值长石包裹体出现的原因。和富铍熔体不同,前人研究表明富锂熔体中结晶出的长石普遍An值较低(Maneta and Baker, 2014, 图10),同样不能够作为解释高An值长石包裹体出现的原因。另一个可能导致长石具有高An值的原因是流体的交代,当长石受到富钙流体的交代时,流体与矿物发生元素的替换,大量的钙元素进入长石晶格,从而使得长石的An值升高。然而,锂辉石伟晶岩磷灰石中出现的斜长石包裹体多数为远离裂隙的包裹体(图8c),且并未生长在蚀变磷灰石区域,如前文所述,这些斜长石包裹体可被认定为原生包裹体,因此,其并未经受流体交代作用。有学者曾对高喜马拉雅聂拉木地区发育的淡色体中长石元素组成进行研究,结果显示长石多为中长石,且具有与区域上的变泥质岩(Wangetal., 2013)有可比性的较高的An值,并将淡色体的成因解释为高喜马拉雅结晶岩系原地熔融形成,因此更能代表原岩的组成(Yangetal., 2019)。而本次研究中出现的高钙的斜长石包裹体具有与聂拉木淡色体相似的An值(图10),因此,我们认为这些斜长石形成于伟晶岩母岩浆的早期阶段,且早期熔体是相对富钙的,随后在锂辉石伟晶岩岩浆演化过程中被磷灰石所捕获。而又由于长石结晶可能发生在岩浆演化各个过程,因此锂辉石伟晶岩磷灰石中斜长石具有较大范围的An值代表了熔体结晶过程中经历不同程度结晶分异过程。