中国花岗伟晶岩型锂矿特征和研究进展

孙文礼,马叶情,宋庆伟

(1.北京大学地球与空间科学学院，北京 100871；2.甘肃工业职业技术学院，甘肃天水 741025；3.中国地质环境监测院，北京 100081)

锂元素是自然界最轻的金属元素，广泛应用于民用和军用的众多领域，因此被称为战略性关键金属(Linnen et al.,2012)。金属氧化物形式赋存的花岗伟晶岩型和离子形式赋存的盐湖卤水型是全球锂资源最重要的两种类型(Li et al.,2019;Gourcerol et al.,2019;李志丹等，2020)。受锂电池等市场消费需求的驱动，约占全球锂资源38%的花岗伟晶岩型锂矿重新成为全球开发锂资源的主要矿床类型(Grosjean et al.,2012;Dill et al.,2015)。全球花岗伟晶岩型锂矿成矿时间从晚元古代(2850 Ma，王登红等，2017)延伸至渐新世(7Ma，Dini et al.,2002)，成矿动力学背景多与大陆碰撞和地壳增厚有关(Grosjean et al.,2012;Sarah and Hanson，2016；许志琴等，2018)。锂矿化花岗伟晶岩在三维空间上呈岩脉群侵位于各种岩石(Kesler et al.,2012;卢焕章等，1996；侯江龙，2018；吴宏恩和艾西梅，2018)，其二维平面形态特征与围岩的能干性有关(London,2018)。

1 时空分布与矿床地质特征

中国花岗伟晶岩型锂矿资源丰富(共计87处，表1)，其中超大型(LiO2≥ 500 000 t)和大型花岗伟晶岩型锂矿(500 000 t ≥ LiO2≥ 100 000 t)有16处，主要分布在新疆和四川两地，包括新疆自治区的可可托海3号矿脉、卡鲁安、库卡拉盖、卡拉喀、509道班西、白龙山、507锂矿、雪凤岭-双牙、俘虏沟南1号、俘虏沟南2号、托盖勒克和四川省的党坝、李家沟、业隆、扎乌龙、甲基卡。中国花岗伟晶岩型锂矿空间上具有明显的区带集中分布特点(图1)，主要分布于阿尔泰锂成矿带(23处)、川西松潘-甘孜锂成矿带(20处)、西昆仑-喀喇昆仑锂成矿带(16处)、华南锂成矿带(13处)、秦岭锂成矿带(8处)、阿尔金锂成矿带(4处)、柴北缘锂成矿带(2处)和东天山锂成矿带(1处)，其成矿成岩时代分别为385～157 Ma、236～152 Ma、223～144 Ma、412～125 Ma、396 Ma、217 Ma和243Ma(表1)。已有定年数据统计分析表明,中国花岗伟晶岩型锂矿的成矿期包括奥陶纪(2处)、泥盆纪(4处)、二叠纪(4处)、三叠纪(20处)、侏罗纪(9处)和白垩纪(4处)(图1)，目前在中国尚未发现寒武纪以前和古近纪以来的花岗伟晶岩型锂矿资源。

1.1 阿尔泰锂成矿带

阿尔泰锂矿成矿带位于中亚造山带西段，包括可可托海、卡鲁安等23处花岗伟晶岩型锂矿资源(表1)，该锂成矿带有泥盆纪-石炭纪、二叠纪、三叠纪和侏罗纪4个成矿期次，其中三叠纪是成矿成岩主峰期(图1)。阿尔泰地体的可可托海花岗伟晶岩田是阿尔泰锂成矿带的典型代表。可可托海伟晶岩田的 3 号脉是全球分异程度最高的LCT型伟晶岩脉(伍守荣等，2015)。形成于晚三叠世的3号伟晶岩脉侵入早泥盆世辉长岩中(409 Ma，Wang et al.,2006)，两者接触带发育强烈的热液蚀变现象(Liu et al.,2014)。空间上3号伟晶岩脉形似草帽，根据产状可分为上部陡倾斜的筒状岩钟体和下部缓倾斜的脉状体(图2，朱金初等，2000)。筒状岩钟体的地表露头呈梨形，走向NW335°，倾向NE，其具有明显的内部同心环状分带，包括文象伟晶岩带、细粒钠长石带、块体微斜长石带、白云母-石英带、叶钠长石-锂辉石带、石英-锂辉石带、白云母-薄片钠长石带、锂云母-薄片钠长石带、块体微斜长石和石英核带(图2)。缓倾斜脉状体见于地下200～500 m处，总体走向NW310°，倾向SW，倾角10°～25°。缓倾斜脉状体的内部分带相对简单，其边缘部位由文象伟晶岩带、细粒状钠长石带和细粒伟晶岩带组成，中间膨大部位由文象伟晶岩带、块体微斜长石带、白云母-石英带、细粒状钠长石带、叶钠长石-石英-锂辉石带、钠长石-锂云母带和细粒伟晶岩带组成(朱金初等，2000；伍守荣等，2015；陈剑锋等，2018)。上部陡岩钟和下部缓脉体的锂富集部位和赋存矿物相似，主要富集于锂云母-薄片钠长石带、叶钠长石-锂辉石带和石英-锂辉石带的锂辉石和锂云母。

1.2 川西松潘-甘孜锂成矿带

川西锂成矿带位于松潘-甘孜造山带东部，包括党坝、李家沟、业隆、扎乌龙和甲基卡等大型-超大型伟晶岩型锂矿(图3a)。该锂成矿带的伟晶岩型锂矿主要形成于印支期-燕山期(表1)，空间分布受控于北西和北东向 X 型陡倾剪裂隙(杨吉成等，2019)，以甲基卡锂矿田为代表(LiO2资源量>200万t，潘蒙等，2016；侯江龙等，2020)。不同于可可托海3号岩脉的内部分带，该地区的498条伟晶岩脉围绕二云母花岗岩呈现外部分带特征，从岩体向外依次包括微斜长石型、微斜长石-钠长石型、钠长石型、钠长石-锂辉石型和钠长石-锂(白)云母型花岗伟晶岩(图3b)。除微斜长石型伟晶岩主要产于二云母花岗岩体内，其余类型伟晶岩脉依次产于岩体外，其中锂矿化主要发育在钠长石-锂辉石型和钠长石-锂(白)云母型花岗伟晶岩中，含锂矿物以锂辉石为主，此外有少量锂云母、磷锂铝石和磷锂锰矿(杨吉成等，2019)。

图3 甲基卡矿田伟晶岩外部分带示意图(据Li et al.,2015；侯江龙等，2018改编)

2 挥发性元素与含锂矿物组合特征

表2 伟晶岩中常见含锂矿物一览表

3 成矿温压与冷却演化特征

3.1 成岩成矿的温压条件

受限于复杂的内部分带、巨大的矿物颗粒和普遍发育的后期热液蚀变，花岗伟晶岩全岩地球化学数据很难获得(张成华和纪国栋，1983；Simmons et al.,2016)，所以花岗伟晶岩熔体侵位时的温压条件是研究岩石成因和锂成矿条件的重要参数(Müller et al.,2018)。因为火成岩和变质岩中常用的黑云母Ti温度计(Wu and Chen,2015)、石英TitaniQ温度计(Wark and Watson,2006)、石榴子石-黑云母Fe-Mg温度计(Dasgupta et al.,1991)、锆石饱和Ti温度计(Reid et al.,2011)和氧化物Fe-Ti温度计(Ghiorso and Evans,2008)都不适用于花岗伟晶岩熔体体系(London,2014)，所以基于氧稳定同位素(Taylor et al.,1979)和矿物包裹体(Xiong et al.,2019)特征确定花岗伟晶岩结晶温度是目前常用方法。中国锂矿化花岗伟晶岩的结晶温度与全球典型高温花岗伟晶岩(> 550℃，London,2018)相似，如阿尔泰花岗伟晶岩锂矿成矿带二叠纪花岗伟晶岩形成温度为430～580℃(张辉等，2019)，川西扎乌龙花岗伟晶岩锂矿形成温度500～580℃(Xiong et al.,2019)，川西甲基卡花岗伟晶岩锂矿形成温度500～720℃(Li and Chou,2016)。早期研究认为稀有金属矿化花岗伟晶岩侵位深度较浅(3.5～7km，Ginsburg et al.,1979)，但是近年来国外典型花岗伟晶岩的大量研究表明其侵位深度压力介于200～300MPa(London,2018)，如Tanco花岗伟晶岩中的锂辉石、透锂长石和石英的包裹体特征显示花岗伟晶岩锂矿的侵位深度是7～9 km(500～600Ma，Trumbull,1979)。相比于国外典型富锂花岗伟晶岩，中国锂矿化花岗伟晶岩具有侵位深度更大的特征(图4)，如可可托海3号脉形成于370MPa(卢焕章等，1996)、川西扎乌龙花岗伟晶岩锂矿形成于310～480MPa(Xiong et al.,2019)、甲基卡花岗伟晶岩锂矿形成于约440MPa(Li and Chou,2016)。

3.2 P-T演化轨迹特征

虽然花岗伟晶岩熔体的冷却历史(P-T演化)与侵位深度、侵位温度、围岩类型、地热增温率和脉体宽度等因素有关(Chakoumakos and Lumpkin,1990)，但普遍认为该熔体在较短时间内冷却固结(London,2018)。花岗伟晶岩具体的P-T演化轨迹可通过流体包裹体数据和锂硅铝矿物组合关系反演(London,1986)。如图4所示，花岗伟晶岩侵位以后随着温度降低会有不同程度的压力降低。全球花岗伟晶岩的P-T轨迹可划分为扎乌龙型和Harding型。扎乌龙型P-T演化轨迹以单阶段快速降温降压为特征(dP/dT≈0.85)，而Harding型经历先近等压降温(dP/dT≈0)、后快速降温降压(dP/dT≈0.88)的两阶段演化路径。与Tanco和Bikita富锂花岗伟晶岩相似，中国甲基卡花岗伟晶岩P-T演化轨迹类似于两阶段模型，而可可托海3号脉介于单阶段模型和两阶段模型之间。但不同于国外富锂花岗伟晶岩，我国典型花岗伟晶岩锂矿P-T演化轨迹均未进入锂霞石稳定域(图4)。

图4 全球典型富Li花岗伟晶岩P-T演化轨迹

4 成矿成岩过程

4.1 结晶分异模型与伟晶岩成因

因为某些花岗伟晶岩与空间关联花岗岩具有较大的结晶年龄差以及解耦的地球化学特征，所以花岗伟晶岩又被解释为地壳物质小比例深熔熔体侵位后冷却结晶的产物(Simmons and Webber,2008;Deveaud et al.,2015 Barros and Menuge,2016;Faria,2019)。深熔成因模型也许是个别花岗伟晶岩的真正成因，但对于大多数富锂/锂矿化花岗伟晶岩并不适用，因为全球多数富锂/锂矿化花岗伟晶岩区围岩以中低变质岩为主而不是混合岩，而且Rb-Sr研究表明锂矿化花岗伟晶岩不可能由富锂沉积岩经过小比例深熔作用产生(O'Connor et al.,1991)。所以，大多数花岗伟晶岩锂矿集区缺少成因相关花岗母岩的原因是其埋藏较深尚未被剥蚀出露，而富锂富水花岗伟晶岩熔体的较小粘度(Dingwell et al.,1996;Romano et al.,2001;Thomas et al.,2012;Bartels et al.,2015)和离子的高扩散性(Acosta-Vigil et al.,2005;London,2018)致使其更容易沿着断裂或裂隙上升到高于花岗质岩浆房数十公里的浅部(Beurlen et al.,2014)，从而被剥蚀出露。同理，全球大面积出露的花岗岩都缺失同期次的花岗伟晶岩是因为侵位较浅的花岗伟晶岩已被剥蚀殆尽(London,2018)。

4.2 锂同位素与成矿

锂有6Li(7.52%)和7Li(92.48%)两个稳定同位素。不同的扩散速率(6Li大约快3%)和较大的质量差(～17%)导致锂同位素在热液交代、地表风化和岩浆结晶分异等多个地质作用过程都会发生分馏(Parkinson et al.,2007;Barnes et al.,2012;Tomascak et al.,2016)。大量研究证明花岗伟晶岩锂同位素特征是研究花岗伟晶岩熔体起源、结晶历史和锂矿化过程的重要窗口(Teng et al.,2006a,b;苏嫒娜等，2011)。因为岩浆结晶分异过程6Li 偏向于进入高配位数的矿物结构，而7Li 偏向于保留在低配位数的流体/熔体中(Wenger and Armbruster,1991;Wunder et al.,2007)，所以花岗岩-花岗伟晶岩体系中，花岗伟晶岩全岩具有比花岗岩更高锂含量和更富集重锂同位素特征(Teng et al.,2006b;苏嫒娜等,2011;Barnes et al.,2012;Ding et al.,2019)。同理，低演化程度(高K/Rb和Li/Cs)的花岗伟晶岩全岩δ7Li值与花岗母岩相似或略高，而高演化程度(低K/Rb和Li/Cs)的花岗伟晶岩全岩δ7Li值显著高于花岗母岩(Teng et al.,2006a;Magna et al.,2010;苏嫒娜等,2011;Barnes et al.,2012;Liu et al.,2019;Ding et al.,2019)。中国川西甲基卡矿床中矿化伟晶岩、未矿化伟晶岩和围岩的锂同位素特征表明花岗伟晶岩侵位后的冷却结晶、流体出溶、与围岩交代反应等地质过程均会发生锂同位素分馏，但分馏机制各不相同(刘丽君等，2017)。因此受结晶分异程度、流体出溶时间、围岩交代反应等地质过程的干扰，花岗伟晶岩从边缘相到内核相的各结构成分分带全岩锂同位素和单矿物锂同位素均无递变规律(Maloney et al.,2008;Barnes et al.,2012)，如川西打枪沟锂矿(何成麟等，2020)。但是与加拿大LNPG伟晶岩相似，中国大型-超大型伟晶岩锂矿具有未矿化带全岩比锂辉石矿化带全岩更富集重锂同位素的特征(图5)，这表明表明锂矿化过程发生在流体出溶后(Fan et al.,2020)，因为流体出溶过程中6Li比7Li更易进入流体相(Maloney et al.,2008)。流体出溶后结晶的锂辉石比石英(矿化后主结晶相)具有更富集轻锂同位素和较窄δ7Li变化范围的特征(图5)，这与结晶分异过程中7Li偏向进入矿物中的低配位有关(Teng et al.,2006a)。

图5 典型伟晶岩全岩和单矿物δ7Li

5 结论

中国花岗伟晶岩型锂矿空间上具有集中成带分布特征，已发现的16处大型-超大型花岗伟晶岩型锂矿主要分布于阿尔泰锂成矿带、川西松潘-甘孜锂成矿带、西昆仑-喀喇昆仑锂成矿带和阿尔金锂成矿带。三叠纪是中国花岗伟晶岩型锂矿的主成矿期，成岩成矿过程与造山带花岗质岩浆的结晶分异有关。中国花岗伟晶岩锂矿的矿石矿物主要是α-锂辉石，透锂长石、锂云母、锂电气石、磷铁锂矿和磷锰锂矿，其中磷铁锂矿-磷锰锂矿结晶于富P-H2O体系的岩浆作用阶段，透锂长石-α锂辉石结晶于富Li-H2O体系的岩浆-热液过渡阶段，锂云母-锂电气石结晶于富F-H2O体系的热液阶段。中国伟晶岩锂矿成矿压力约为310～480MPa，成矿温度约为430～720℃；不同于以Harding伟晶岩为代表的侵位后P-T两阶段冷却演化轨迹，中国花岗伟晶岩锂矿存在以川西扎乌龙为代表的单阶段快速降温降压型冷却演化轨迹。以甲基卡和大红柳滩锂矿为代表的中国花岗伟晶岩型锂矿的锂矿化带全岩具有比未矿化带全岩更富重锂同位素的特征，表明锂成矿发生在流体出溶之后。

致谢：成文过程中，与中国地质大学莫宣学教授和中科院海洋所孙普助理研究员进行了有益讨论和咨询，在此一并表示衷心感谢。