江西吉泰盆地卤水型锂钾矿物源区岩石地球化学特征及成因分析

王春连,刘丽红,李 强, 孟令阳,刘成林, 张媛媛,王九一,余小灿,颜 开

(1. 中国地质科学院 矿产资源研究所，自然资源部 成矿作用与资源评价重点实验室，北京 100037； 2. 中国地质调查局 油气资源调查中心，北京 100029； 3. 北京大学 石油与天然气研究中心，地球与空间科学学院，北京 100871； 4. 江西省地质矿产勘查开发局 九〇二地质大队，江西 新余 338099； 5. 中国地质大学(北京) 地球科学与资源学院，北京 100083)

现代盐湖卤水及深层卤水中常常同时富含钾、锂、硼、铷、铯、溴、碘等高价值、战略新兴矿产资源(张西营等，2009; 周训等，2013，2015; 王春连等，2013a，2015，2018; 黄华等，2014; Yuetal.，2015; 刘成林等，2016; Wangetal.，2016)，是世界锂盐和钾盐产品的重要原料来源之一。钾盐是紧缺的战略性资源，我国可溶性钾盐资源/储量10多亿吨，基础储量占世界的6%。近年，由于罗布泊钾盐大规模开发投产和青海盐湖集团扩产，尤其成功利用低品位固体钾盐，我国钾盐对外依存度目前已从75%降低到45%，但同时消费量也呈快速增长趋势，从2000年的399.9万吨增加到2018年1 018.89万吨，钾肥消费量约占全球20%～25%(孙小虹，2019) 。目前，国内探明的钾盐资源主要分布于西北柴达木、罗布泊等盐湖卤水中，预测这些盐湖储量可采资源服务年限为20年(刘成林等，2006; 孟凡巍等，2012; 王春连等，2013b; 徐洋等，2017)。在2015年联合国气候变化大会上，德国等国家和地区承诺到2050年将不再销售燃油车，而锂是制造新能源汽车电池的重要原料。目前，全球开发利用的锂资源分为盐湖卤水型和硬岩型，其中陆相盐湖卤水锂产品占世界锂产量的75%(Leeetal.，2016; Choubeyetal.，2016; 王登红等，2017)，主要产量来自南美盐湖卤水，因其Mg/Li值很低，容易提取(Kesleretal.，2012)，2017年全球锂产量43万吨(Jaskula，2018)。尽管我国具有丰富的锂矿资源(李建康等，2006，2014; 翁梅茂等，2018; 熊欣等，2019)，但主要是矿石型和高Mg/Li的盐湖卤水型，由于环保、成本与技术等问题，还没有形成大规模应用效应。

江西吉泰盆地地层卤水中氯化钾含量接近1%，接近工业品位；氯化锂浓度超过600 mg/L，超工业品位两倍，属于“液态型富锂矿”，综合利用价值高(李瑞琴等，2013，2014; 刘成林等，2016)。开展卤水中成矿物质的来源和富集过程的科学研究，对于建立富钾锂卤水成矿模式和指导该地区富钾锂卤水的进一步找矿工作具有重要意义。华南中新生代盆地内和盆地周缘普遍中生代岩浆活动频繁，火成岩中钾、锂、铷、钨、锡、溴等元素含量丰富，其可能为盆地深部卤水中成矿物质的主要来源，富钾锂卤水的成矿物质是通过水-岩反应直接富集，还是通过地表风化再经过蒸发浓缩最后封闭储存而形成的，目前仍未查明。为解决吉泰盆地卤水中钾锂的物质来源和富集过程这一科学问题，本文选取江西吉泰盆地富钾锂卤水和盆地周缘中生代火成岩为研究对象，开展卤水和岩石化学成分分析和流体包裹体研究，并利用反应釜对火成岩的水-岩反应过程进行实验模拟，探究其对富钾锂卤水的物质来源及成因的指示意义。

1 区域地质背景

吉泰盆地位于江西省中部，地理坐标北纬22°15′～27°30′，东经114°25′～115°25′，行政区划属吉安地区的吉安、泰和、吉水、峡江、遂川、万安等境内，面积4 550 km2，以低山丘陵为主，是江西省内第二大中新生代盆地(图1)。吉泰盆地从北向南被高陂-梅岗低隆、大塘-新圩断陷、南部斜坡带被划分为3个次级构造带。一些次级断陷、断隆如新圩断陷、绿竹断隆、东岭断陷、大塘断陷等沿北东往南西依次分布(余心起等，2005)。吉泰盆地的生成和发展主要由盆缘断裂和控盆断裂控制，盆地周边的界限都由断裂组成，相关断裂包括赣江大断裂、吉水大断裂、遂川大断裂、永新-峡江断裂、遂川-兴深断裂(图1、图2)。泰和坳陷位于吉泰盆地南部，呈北东40°方向展布，南起遂川-德兴大断裂，北与高陂-梅岗低隆相接，东西以盆边为界，面积约为1 400 km2(图2)。

图 1 吉泰盆地地质简图[据余心起等(2005)修改]Fig. 1 Simplified geologial map of Jitai basin(modified after Yu Xinqi et al.，2005)

图 2 泰和坳陷区域构造位置Fig. 2 Structural location of Taihe depression

2 样品与方法

围绕吉泰盆地共采集38个样品(图3、表1)。另外，在吉泰盆地实施的卤水勘探，6个钻孔钻遇高产富锂卤水(图3)。

2.1 富锂钾卤水成分分析

吉泰盆地卤水成分分析由国家地质测试中心测试完成，微量元素采用等离子质谱(X-series)分析，主量元素采用X射线荧光光谱仪(2100)分析。

2.2 火成岩岩相学研究

通过岩石薄片镜下鉴定，进行火成岩岩相学研究，确定岩石的矿物组合、成分、结构、构造、围岩蚀变特征、岩石类型及包裹体发育情况等。

2.3 岩石主微量元素含量分析

挑选部分新鲜花岗岩和玄武岩样品破碎至200目，送至国土资源部国家地质实验测试中心进行主量和微量元素分析，其中主量元素用熔片X射线荧光光谱法(XRF-PW4400)检测，检测依据为GB/T14506.28-2010，分析精度小于2%～5%；微量元素采用等离子质谱仪(ICPMS-PE300D) 检测，检测依据为GB/T14506.30-2010，分析精度小于5%～10%。

2.4 花岗岩样品石英流体包裹体分析

以江西省吉泰盆地富锂卤水矿区周缘花岗岩样品作为研究对象，运用冷热台测试花岗岩中石英流体包裹体均一温度。温度测定使用英国产LINKAM THMS600型冷热台，采用液氮进行冷冻。冷热台的温度范围为-196～600℃，精度：<0℃范围内，误差±0.2℃；0℃～50℃区间，误差±0.5℃。测试单位为中国地质科学院矿产资源研究所。

2.5 吉泰盆地中生代火成岩水-岩反应模拟实验

选定合适的花岗岩和玄武岩样品，清除岩石样品表面的风化物和附着物并进行粗碎，清洗烘干之后用碎样机将样品细碎至200目，从中筛取20 g备用，注意保证样品清洁无污染。采用酸溶法，称取约0.5 g粉末样品置于聚四氟乙烯塑料杯中，依次加入20 mL浓硫酸、氢氟酸、王水及10 mL盐酸并置于250℃的电热板上加热，待粉末样品完全溶解后将塑料杯放置在常温下冷却。将冷却后的样品装入容量瓶定容100 mL，后稀释20倍。在室内运用反应釜装置进行不同温度、反应时间、流体成分、流体类型等水-岩反应模拟实验，采用电感耦合等离子体原子发射光谱法(ICP-AES)测试反应产物。

3 结果

3.1 卤水成分分析结果

在吉泰盆地开展钾盐普查过程中发现有卤水矿点。据已实施的6个钻孔发现，盆内卤水矿床走向北东，倾向南西，目前控制卤水延伸约2 000 m。卤水赋存于白垩系周田组第3段的构造破碎带中，卤水具承压性，最大水头高于孔口标高3 m；多孔抽水试验显示，涌水量稳定，孔深200～300 m段单井涌水量在220 m3/d以上，卤水中LiCl的含量为工业品位2倍，为富锂卤水矿，同时还含有一定的钾、溴等有益组分(表2)。

3.2 火成岩地质特征

吉泰盆地及周缘中生代火山岩主要包括三叠纪、侏罗纪和白垩纪岩浆岩(图3)，其中三叠纪火成岩以侵入岩为主，主要分布于吉泰盆地的西北部、东南部、南部，岩性主要为黑云母二长花岗岩；侏罗纪火成岩以侵入岩为主，主要分布在吉泰盆地的东部、南部、西南部、西北部，岩性主要为黑云母二长花岗岩、细粒斜长花岗岩；白垩纪侵入岩以花岗岩为主，分布于吉泰盆地的北部、东北部、西南部，火山岩以玄武岩为主，在盆地内部零星出露，火成岩岩性主要为细粒白云母二长花岗岩、斜长花岗岩、杏仁状玄武岩。

图 3 吉泰盆地及周缘中生代火成岩分布图[据Zhou等(2006)修改]Fig. 3 Distribution of Mesozoic igneous rocks in Jitai basin and its periphery (modified after Zhou et al.，2006)

表1 吉泰盆地部分火成岩样品采样表Table 1 Sampling sites of some igneous rocks in Jitai basin

表2 吉泰盆地富锂钾卤水化学组成Table 2 Chemical composition of lithium-potassium rich brine water from Jitai basin

3.2.1 岩相学特征

吉泰盆地及其周缘的中生代发育的较典型火成岩主要为细粒白云母花岗岩、细粒黑云母花岗岩、细粒斜长花岗岩、杏仁状玄武岩(图4a～4d)，其镜下特征为：

(1) 细粒白云母花岗岩：形成于白垩纪，具交代结构、雪粒结构、半雪粒结构，主要矿物为石英(30%～40%)、斜长石(15%～20%)、钾长石(15%～20%)、 云母(15%～20%)、钠长石(5%～10%)。石英自形较好，多为六边形。斜长石为聚片双晶，呈短柱状分布于石英、钾长石中，具不同程度绢云母化、高岭土化。钾长石多为六边形，具雪粒结构，云母主要为片状白云母和绢云母。副矿物为黑色铁氧化物(图4e)。

(2) 细粒黑云母花岗岩：半自形细粒等粒结构，主要组成矿物包括石英(30%～40%)、斜长石(15%～20%)、钾长石(15%～20%)、条纹长石(3%～5%)、云母(10%～15%)。石英镶嵌结构发育，轻微波状消光。斜长石出现绢云母化，钾长石出现局部高岭土化。云母主要为片状黑云母和绢云母，有少量片状白云母，黑云母发生绿泥石化(图4f)。

(3) 细粒斜长花岗岩：产于侏罗纪，半自形细粒等粒结构，主要矿物为石英(30%～35%)、斜长石(35%～40%)、微斜长石(15%～20%)、白云母(5%～10%)。石英发育镶嵌结构，部分呈港湾状。斜长石出现不同程度绢云母化，微斜长石轻微高岭土化。副矿物为少量黑色铁氧化物(图4g)。

(4) 杏仁状玄武岩：形成于白垩纪，具斑状结构，发育气孔构造，斑晶主要为斜长石，基质为辉石、斜长石、钾长石。矿物组成为斜长石(55%～40%)、辉石(20%～15%)、钾长石(10%)、方解石(5%)、绿泥石(5%)。斜长石斑晶自形好，表面较干净。辉石大多数发生绿泥石化。方解石呈脉状或杏仁状充填在岩石中(图4h)。

3.2.2 岩石地球化学分析结果

由吉泰盆地火成岩部分样品的主微量元素分析结果(表3)可知，花岗岩中SiO2含量较高，为63.42%～73.60%，平均值为70.03%；K2O含量变化较大，为3.17%～5.74%，平均值为4.51%；Na2O含量变化范围较大，为 2.73%～7.09%，平均值为4.01%；Al2O3含量除了一个样品最高为20.16%外，其余样品含量稳定，平均值为15.40%；CaO含量在0.15%～3.28%之间，变化范围较大，平均值为1.33%。

3.3 花岗岩石英流体包裹体特征

3.3.1 流体包裹体岩相学特征

流体包裹体岩相学研究是显微测温、古温度-压力计算、盐度测试、成分分析等的前提和基础(Roedder，1963; Goldstein and Barker，1990; Roberts and Spencer，1995; Roberts and Belkin，1995; Goldstein，2001; 董娟等，2015; 孟凡巍等，2018)。通过显微镜下观察，样品中包裹体载体矿物为石英，主要为自形-半自形晶体，发育港湾状结构，粒径在200 μm～1mm间不等。石英中流体包裹体发育程度一般，主要为气-液两相次生包裹体，指示岩石形成后流体的活动情况。流体包裹体大小不一，变化幅度大，一般在1～20 μm之间，最小的在0.5 μm以下，最大的可达40 μm，形状各样，主要呈不规则状、椭圆状、楔形、圆粒状、长条状等，气液比范围较大，为5%～20%，主要沿裂隙呈线性或不规则分布(图5)。

图 4 江西吉泰盆地及周缘火成岩野外(a～d)及镜下(e～h，正交偏光)照片Fig. 4 Field (a～d) and microscopic (e～h, crossed nicols) photographs of igneous rocks in and around Jitai basin，Jiangxi provincea—白云母花岗岩； b—黑云母花岗岩； c—斜长花岗岩； d—杏仁状玄武岩； e—白云母花岗岩的雪粒结构； f—黑云母花岗岩； g—斜长花岗岩； h—杏仁状玄武岩； Q—石英; Ab—钠长石; Pl—斜长石; Ms—白云母; Bt—黑云母; Chl—绿泥石; Cal—方解石a—muscovite granite; b—biotite granite； c—plagiogranite； d—almond-like basalt; e—snow grain structure of muscovite granite； f—biotite granite； g—plagiogranite； h—almond-like basalt; Q—quartz; Ab—albit; Pl—plagioclase; Ms—muscovite; Bt—biotite; Chl—chlorite; Cal—calcite

样品 编号岩石类型SiO2TiO2Al2O3TFe2O3MnOMgOCaONa2OK2OP2O5LOI总量JXYS-1花岗岩72.920.0115.950.480.110.060.155.723.170.350.8499.76JXJJ-3花岗岩73.550.1514.391.430.070.190.363.644.940.161.0199.89JXWT-3花岗岩66.470.6115.153.980.101.773.282.743.690.241.4099.43JXXD-1花岗岩73.600.0414.661.200.080.120.454.135.000.010.82100.11JXXG-1花岗岩72.080.1315.331.530.090.250.654.214.860.371.06100.56JXLA-3花岗岩63.420.2120.161.410.050.361.207.095.020.161.54100.62JXLA-10花岗岩70.330.2815.142.130.050.491.603.424.140.181.7699.52JXJGS-1花岗岩71.300.2214.591.960.080.371.063.105.740.210.7099.33JXJGS-5花岗岩70.780.4614.103.050.100.701.363.314.620.280.7799.53JXJGS-6花岗岩65.840.7714.515.180.101.643.212.733.890.251.3399.45JXTH-1玄武岩46.892.5315.2512.080.186.568.013.162.070.652.0099.38

图 5 花岗岩中石英及流体包裹体镜下照片Fig. 5 Fluid inclusions of quartz in granite

3.3.2 流体包裹体均一温度

矿物包裹体均一温度测定是流体包裹体研究的重要参数之一，可以为研究流体古温度、盆地热液活动提供直接的依据(刘德汉，1995; 王春连等，2013a)。次生包裹体是在主矿物形成之后，捕获后期流体而形成，因此其均一温度代表与火成岩发生水-岩反应的流体的温度。在温度下降过程中，当包裹体中流体的收缩系数大于主矿物的收缩系数时形成气-液两相包裹体，气泡的大小与密度有关，当流体大于临界密度时分离出少量的气相而形成小气泡；当流体小于临界密度则凝聚出少量液相，形成大气泡。均一法测温的原理就是上述相变化的逆过程，随温度的升高气相和 液相比例发生变化，当上升到均一温度时，发生相的转变从而达到均一，而均一温度就表示包裹体捕获时流体的最低古温度(卢焕章，2004)。吉泰盆地花岗岩流体包裹体均一温度见图6。

图 6 花岗岩石英包裹体均一温度直方图Fig. 6 Histogram of fluid inclusions of quartz in granite

3.4 火成岩水-岩反应模拟结果

3.4.1 时间变量的水-岩反应模拟实验

为探索反应时间对水-岩反应元素溶出量的影响，本次实验选用花岗岩和玄武岩样品各1个，反应溶液为0.5 mol/L NaCl 溶液，实验结果见表4。

3.4.2 温度变量的水-岩反应模拟实验

探究温度对水-岩反应的影响，实验选用3个花岗岩样品及1个玄武岩样品，反应溶液为二次去离子水。由于升高温度或增加流体浓度都能缩短反应平衡的时间，为保证实验在平衡状态下进行，结合时间对水-岩反应的影响结论，按照反应温度为200、250、300、350、400℃所对应的反应时间为 6、5、4、3、2 h进行，结果见表5。

3.4.3 流体成分变量的水-岩反应模拟实验

探究流体成分对水-岩反应的影响，实验选用同样的3个花岗岩样品及1个玄武岩样品，反应溶液为0.5 mol/L的NaCl 溶液和1.0 mol/L的NaCl溶液。反应温度为200～400℃，所对应的反应时间为6～2 h，结果见表6。

4 讨论

4.1 岩石地球化学特征

花岗岩样品ALK含量，即Na2O + K2O含量中等偏高(6.43%～12.11%)，在( Na2O+K2O)-SiO2图(图7a)上，落在正长岩、石英二长岩、花岗闪长岩、花岗岩区内，说明吉泰盆地周缘岩浆发生了不同程度的分异。在K2O-SiO2图上(图7b)，除了蚀变的一个样品落入钾玄岩系列区，其余花岗岩样品落在高钾钙碱性区，铝饱和指数ACNK值在1.47～1.76之间，平均值为1.56，都属于强过铝质，过碱指数AKI值在0.42～0.62之间，平均值为0.55，为过碱性。根据已有研究，酸性偏碱性的岩石有利于锂元素的聚集(王丽丽，2015)，因此，吉泰盆地周缘花岗岩有利于锂元素的富集。花岗岩中Rb、Ba、Zr 相对富集，具有华南高演化花岗岩的普遍特征，说明花岗岩经历强烈的分异演化，玄武岩的K2O含量为2.07%，Na2O含量为3.16%，Na2O/K2O值说明玄武岩稍富钾，可能为卤水中钾的来源。

4.2 水-岩反应起止温度的设定

由包裹体均一温度可知，花岗岩气-液两相包裹体均一温度范围变化较大，集中区间为170～230℃，平均 210.1℃，可以看出发生水-岩反应的流体温度较高，成矿的最低温度为约210℃。因此，以150～200℃作为火成岩水-岩反应的起始温度，并将实验温度范围设定为150～400℃，以探索水-岩反应对卤水成矿的作用。

4.3 富锂钾卤水成因探讨

4.3.1 时间对火成岩水-岩反应的影响

在探究时间对水-岩反应元素淋滤的影响中，由于原岩成分的差异性及装置的不稳定性，元素出溶量呈现出的规律性不强(图8)，但花岗岩和玄武岩的Ca、K、Sr、Li元素具有明显的正相关性，一定条件下花岗岩的Mg元素与S元素有相关性，玄武岩的Mg元素与Ca、K、Sr、Li元素呈负相关。Ca、K、Sr、Li等大多数元素在300℃下反应约3 h左右达到平衡状态，反应结果与卤水含量相差很大，说明卤水矿的形成需经过漫长的时间。

表4 时间变量的水-岩反应模拟实验影响结果Table 4 The water-rock reaction simulation experiment with time variable

JXXD-1花岗岩0.52000.527.22010.8120.0220.1800.0390.5010.492JXXD-1花岗岩0.52001.024.7409.6230.0170.1720.0380.4720.424JXXD-1花岗岩0.52002.029.73016.8410.0300.6010.0720.5820.393JXXD-1花岗岩0.52003.027.24014.2130.0290.2260.0510.5000.412JXXD-1花岗岩0.52004.024.24911.3171.5010.2240.0242.1330.392JXXD-1花岗岩0.52005.021.82311.3120.0260.1820.0250.6150.471JXXD-1花岗岩0.52006.022.10213.9770.0240.1810.0450.3920.480

注： -的含义是低于检测限(下同)。

4.3.2 温度对火成岩水-岩反应的影响

受到原岩元素成分的影响，花岗岩中K+溶出量出现两种变化特点： 其一是在250℃达到相对高值，随温度升高溶出量下降，在300～350℃溶出量最低，后随温度升高而迅速增大，最大值可达2.7 mg/L。另一种是随温度升高而增大，在300℃左右达到最大值，随后溶出量减小。玄武岩中K+溶出量明显高于花岗岩，在300℃后相对稳定，比花岗岩高约3倍(图9)。

表5 温度变量的水-岩反应模拟实验影响结果Table 5 The water-rock reaction simulation experiment with temperature variable

表6 流体成分变量的水-岩反应模拟实验结果Table 6 The water-rock reaction simulation experiment with the fluid composition

续表 6 Continued Table 6

图 7 花岗岩(Na2O+K2O)-SiO2 关系图(a，底图据 Middlemost，1994)和K2O-SiO2 关系图(b，底图据Peccerillo and Taylor，1976)Fig. 7 (Na2O+K2O)-SiO2 relation diagram (a，modified from Middlemost，1994) and K2O-SiO2 relation diagram (b，modified from Peccerillo and Taylor，1976) of granites

花岗岩Li+的溶出量很低，变化规律不明显，除了JXYS-1号花岗岩样品以外，总体趋势和玄武岩大致相似，在0～350℃期间溶出量较稳定，波动范围小，而350℃后随温度升高而迅速增大，400℃时花岗岩最大值为0.087 mg/L，玄武岩最大值为0.068 mg/L(图9)。

图 8 火成岩水-岩反应离子浓度随时间变化图Fig. 8 Diagram of ion concentration with time in water-rock reaction of igneous rocks

探究温度对水-岩反应的影响实验中，由于原岩成分的差异性及实验装置的不稳定性，元素出溶量并没有呈现出较强的规律性(图10)。K、S、Na元素相关性较好，Na在300℃时最高，在花岗岩中都呈现两种相似的变化趋势，在一类花岗岩中溶出量随温度升高先增再减，在350℃左右达到最大值，Mg、Ca、K、S元素在玄武岩中的溶出量特征相同，即先减再增，在400℃达到最大值。Li、Mg元素离子溶出量很低，表明一定温度下Mg元素强烈倾向于保留在固体相中，因此有利于高Li低Mg卤水的形成。相同温度下流体对Li+的淋滤能力显著高于Mg2+，而温度越高流体Mg/Li越低，说明温度是控制流体Mg/Li的重要因素。玄武岩中K+溶出量在400℃时最高，比花岗岩高约2倍，说明K+的来源可能主要是玄武岩。花岗岩元素出溶量总体分为两种变化特征，说明花岗岩经过了高程度分异结晶作用。各元素溶出量并不都随温度升高而增大，在特定温度有最大的溶出量。

图 9 水-岩反应中K、Li离子浓度变化图Fig. 9 Diagram of K, Li ion concentration with temperature in water-rock reaction

图 10 火成岩水-岩反应离子浓度随温度变化图Fig.10 Diagram of ionic concentration with temperature in water-rock reaction

4.3.3 流体成分对火成岩水-岩反应的影响

花岗岩样品中K+溶出量变化趋势相似，相同温度下1 mol/L的NaCl溶液含量高于0.5 mol/L的NaCl溶液，在0.5 mol/L的NaCl溶液中K+溶出量最高为28.085 mg/L，而其浓度总体随着盐度增高而增大，1 mol/L的NaCl溶液中最大值为67.553 mg/L(表6)。玄武岩中K+溶出量相同温度下随盐度增大而减小，在200℃的0.5 mol/L的NaCl溶液中达到最大值60.609 mg/L(图11)。NaCl溶液反应后的Li+溶出量较低，花岗岩在相同温度下1 mol/L的NaCl溶液中其浓度比0.5 mol/L的NaCl溶液高，最高值为3.53 mg/L，玄武岩中相同温度下溶出量相似，且比花岗岩小约一个数量级，最大值为0.406，因此推测NaCl溶液浓度对Li+溶出量影响较小，并且玄武岩不是卤水中锂的主要来源(图11)。

图 11 水-岩反应中K、Li 离子浓度变化图Fig. 11 Diagram of K, Li ion content with temperature and NaCl solution concentration in water-rock reaction

在探究流体成分对水-岩反应的影响实验中，由于原岩成分的差异性及实验装置的不稳定性，元素出溶量呈现出的规律性不强。K+在花岗岩中随反应溶液NaCl浓度增大而增大，与浓度变化呈正相关，在玄武岩中随浓度增大而减小。Ca2+的溶出量整体随盐度增大而减小。Mg2+在花岗岩中溶出量少，玄武岩中随浓度增大而减小。Sr2+溶出量随浓度增大而减小。Li+溶出量较低，且在玄武岩中比花岗岩小约一个数量级。因此，高盐度不利于花岗岩中的Ca2+和Sr2+以及玄武岩中的Mg2+和Sr2+溶出，并且NaCl溶液浓度对Li+溶出量影响较小，玄武岩不是卤水中锂的主要来源，相同条件下NaCl溶液对岩石中各元素的淋滤能力比去离子水高约1～2 个数量级，说明高盐度流体是各成矿元素主要的迁移载体。

4.3.4 流体中Mg/Li值的控制因素

由于Li和Mg在元素周期表中处于对角线位置，离子半径、电荷、离子极化力等相近，结构和化学性质相似，提取过程中难以分离，因此卤水中的Mg/Li值决定了卤水锂的提取成本。结合环太平洋低Mg/Li盐湖周围、青藏高原低Mg/Li盐湖周围普遍有热液活动痕迹，华南高温富钾锂卤水具有低Mg/Li 特征(Risacheretal.，2003; 刘喜方等，2007; 刘成林等，2016)，认为Mg/Li值高低可能与温度有关，卤水低Mg/Li值可以作为热液活动的识别标识之一。但在水-岩反应过程中，原岩Mg和Li的含量、不同温度和成分的流体对Mg和Li的淋滤能力、淋滤时间等都可能是卤水中Mg/Li值高低的控制因素。付路路(2017)选用吉泰盆地周缘的花岗岩进行了常温静态淋滤实验，得出的结论是在常温静态淋滤中，流体成分、淋滤时间对实验结果中Mg/Li值的影响较小，淋滤后的Mg/Li值与原岩Mg/Li值相当，表明地表成因的卤水中Mg/Li主要受原岩成分控制。本文通过对比，发现吉泰盆地火成岩高压釜水-岩反应模拟结果中的Mg/Li与卤水低Mg/Li 特征相吻合(表7)。随着反应时间的延长或者流体成分的变化，Mg/Li值受到的影响较小；而随着温度的升高，Mg/Li值显著降低，初步判断温度是控制水-岩反应中流体Mg/Li值的关键因素之一(图12)。

表7 流体对各元素淋滤能力计算表Table 7 Calculation of filtration capacity of fluid for each element

图12 高压釜水-岩反应结果中的Mg/Li值变化图Fig. 12 Mg/Li relationship in autoclave water-rock reaction

通过与常温静态淋滤结果(付路路，2017)以及吉泰盆地卤水化学分析结果(表2)对比可知，高压釜水-岩反应结果中S、Br等元素低于常温浸泡结果，而Li、Na、K、Sr等元素的溶出量明显高于常温浸泡结果，但仍比盆地卤水中元素含量低约2个数量级，说明较高温度更有利于K、Li、Na、Sr等元素的富集，高于常温的改造过程对流体成分影响显著，有利于火成岩发生水-岩反应为卤水提供物质来源，火成岩水-岩反应是富钾锂卤水成矿的重要过程之一，而地表蒸发浓缩是卤水成矿最主要机理。

5 结论

本文在前人研究的基础上，通过对吉泰盆地及其周缘的中生代火成岩的野外调查采样、室内岩相学研究、流体包裹体分析、主微量元素测试及火成岩水-岩反应模拟实验等一系列工作，分析了富锂卤水中成矿物质来源与中生代火成岩的关系，总结了高温水-岩反应对吉泰盆地富锂卤水成矿的作用，初步得出以下结论：

(1) 野外证据表明，吉泰盆地中生代火成岩以花岗岩、玄武岩为主。研究区岩浆发生了不同程度的分异，花岗岩有富硅、强过铝、过碱性的特征，有利于岩石中锂元素的富集，从而为卤水提供锂元素。玄武岩贫钠而稍富钾，可能为卤水提供钾。通过镜下岩相学研究，花岗岩主要矿物为石英、长石和云母，蚀变作用强烈，斜长石绢云母化、钾长石高岭土化、黑云母绿泥石化等。玄武岩主要矿物长石和辉石，辉石发生绿泥石化。研究表明地下热液对研究区火成岩的交代作用强烈，火成岩通过水-岩反应为富钾锂卤水矿床提供物质来源。

(2) 吉泰盆地周缘中生代花岗岩中流体包裹体以后期次生包裹体为主，包裹体体积较小，以气-液两相包裹体为主，未发现盐类子矿物，推测流体盐度未达到饱和，流体活动温度中-较高，均一温度集中在170～230℃，流体来源可能以大气降水为主。

(3) 实验表明，较高温度下花岗岩中Mg元素出溶量极少，有利于高Li低Mg卤水的形成，说明花岗岩与卤水中的Li来源关系密切。玄武岩中流体对K的淋滤能力相比较强，推测玄武岩为卤水中K的来源之一。与常温结果相比，较高温度下流体对元素的淋滤能力显著增强，温度是流体对元素的淋滤能力的主要控制因素，高盐度流体是各成矿元素主要的迁移载体。

(4) 常温静态淋滤中的Mg/Li值与原岩Mg/Li值相当，表明地表成因的卤水中 Mg/Li值主要受原岩成分控制。高压釜水-岩反应中的Mg/Li值与卤水低Mg/Li特征相吻合，但低于原岩的Mg/Li值，温度是控制高温水-岩反应中流体 Mg/Li值的关键因素之一。

(5) 高压釜水-岩反应结果与卤水成分特征吻合，但数量级相差较大，表明富锂卤水的形成需要漫长的时间，水-岩反应是卤水形成的重要过程之一，而地表蒸发浓缩是卤水成矿最主要机理。

致谢本文野外地质工作期间得到了江西省地质矿产勘查开发局九○二地质大队吴强工程师的大力支持，中国地质科学院矿产资源研究所赵艳军副研究员等人在样品处理过程中给予了较大帮助，审稿专家给论文提出了许多建设性的意见，在此一并致谢！