新疆阿尔泰柯鲁木特112号钠长石-锂辉石伟晶岩脉的岩浆-热液演化与Nb-Ta成矿过程: 来自云母成分变化的启示

罗耀清 冯浩轩 申萍,3 MENUGE Julian Francis 白应雄 曹冲 武阳

1. 中国科学院地质与地球物理研究所, 中国科学院矿产资源研究重点实验室, 北京 100029 2. 中国科学院大学地球与行星科学学院, 北京 100049 3. 中国科学院地球科学研究院, 北京 100029 4. 爱尔兰应用地球科学研究中心(iCRAG), 都柏林 D04 N2E5 5. 都柏林大学地球科学学院, 都柏林 D04 N2E5 6. 华北理工大学矿业工程学院, 唐山 063210

1 区域地质特征

中国境内的新疆阿尔泰造山带位于中亚造山带西段,其南部以额尔齐斯断裂带与准噶尔板块相连,东南与蒙古戈壁阿尔泰相接,西北和北部分别为哈萨克斯坦矿区和俄罗斯山区阿尔泰(Windleyetal.,2002;Xiaoetal.,2004;图1)。该造山带是古生代俯冲-增生造山的产物,主要由变形变质程度不一的古生代火山-沉积岩和侵入其中的巨量的古生代花岗岩类构成(Caietal.,2011;图1)。

图1 中国新疆阿尔泰造山带地质简图及主要稀有金属伟晶岩矿床或矿点分布(据邹天人和李庆昌,2006修改)

新疆阿尔泰是全球著名的花岗伟晶岩区,区内已发现十万余条伟晶岩脉(邹天人和李庆昌,2006)。矿化类型上,已识别出工业白云母(伴随稀土矿化)伟晶岩(I类)和稀有金属矿化伟晶岩(II类)(王登红等,2001;邹天人和李庆昌,2006;秦克章等,2021)。时间上,它们形成于以下四个时期:奥陶纪-早志留世(476～436Ma)、晚泥盆世(～370Ma)、二叠纪(296～258Ma)、三叠纪-侏罗纪(250～151Ma)。前两个成矿期主要形成I类矿床,后两个时期以出现矿化规模不等的II类矿床为特征(杨富全等,2018)。空间上,它们被划分为9个伟晶岩矿集区(图1)。柯鲁木特-吉得克是其中规模最大的伟晶岩矿集区之一(图1中的矿集区4),其稀有金属储量仅次于可可托海伟晶岩矿集区。该矿集区内的伟晶岩脉形成于晚三叠-早侏罗世(张辉等,2019),被认为是晚三叠世吉得克花岗岩残余岩浆分异演化的产物(王春龙,2017)。以吉得克花岗岩体为中心,自内向外,伟晶岩的矿化类型和规模呈现出一定的空间分布规律:岩体内部分布有阿拉善小型Be、小吉得克小型Be等矿点;靠近岩体的边部分布有大吉得克小型Be-Nb、群库尔中型Be-Nb、阿祖拜中型Be-Nb-Ta等矿床;稍远离岩体的围岩中分布有卡鲁安大型Li-Be和柯鲁木特大型Li-Be-Nb-Ta矿床(邹天人和李庆昌,2006;王春龙,2017)。其中,柯鲁木特矿区东西长3.5km,南北宽1.7km,总面积约7km2,发育有112、116和228号等LCT型伟晶岩脉(图1、图2a);矿区Li2O、BeO、Nb2O5、Ta2O5探明储量分别为46156t,3514t,877.8t和902.2t(邹天人和李庆昌,2006);112号脉是柯鲁木特矿区内矿化最好、规模最大的脉体(图2)。

图2 柯鲁木特矿区地质简图(a,据杨富全等,2018修改)和112号脉内部分带图(b、c和d分别代表西、中和东段;据Lv et al.,2012;王春龙,2017修改)Fig.2 Geological sketch map of the Kelumute ore district (a, modified after Yang et al., 2018) and the internal zonation of the No. 112 pegmatite (b, c and d represents west, middle and east segments, respectively; modified after Lv et al., 2012; Wang, 2017)

2 柯鲁木特112号脉基础地质特征

112号脉侵位于晚奥陶世(片麻状)花岗岩中,平面呈“S”形展布,矿体呈似层状、板状产出,长约1380m,厚3～12m,控制斜深190m。脉体被地表碎石带切割为西、中、东段;三段走向分别为NW、近EW和NWW(图2);西段和东段倾向为NE,中段北倾,平均倾角分别为40°、45°、50°。各段在走向或延伸方向上具有分支、分支复合的现象(图2)。其中,中段脉体最长最厚,矿化程度最好,东段次之,西段最差(图2b-d)。依据矿物共生组合,全脉可分出5个主要的结构单元,各单元的野外分布位置和产出规模的大体特征如下(邹天人和李庆昌,2006;吕正航,2013;王春龙,2017):

钠化微斜长石-石英带(I):该带呈较连续的带状沿脉体上、下盘分布(图2b-d);长度一般为10～15m,厚度一般为0.3～2m;占全脉比例约20%。白云母-石英-钠长石集合体(II):在中段,该集合体多呈巢状或脉状零星分布于脉体的下盘边缘或全部占据小支脉(图2c),少量出现在下述的III和IV带内部(邹天人和李庆昌,2006;吕正航,2013;王春龙,2017);在东段,则呈脉状分布于脉体的上盘边缘(图2d)。该集合体长5～10m,局部达50m,多数厚仅数十厘米,局部达5m;属全脉最小结构单元,仅占2%。钠化块体微斜长石带(III):该带呈巣状或不连续块状产于近上盘部位(图2c,d);长5～10m,厚1～3m;占全脉比例～5%。石英-钠长石-锂辉石带(IV):该带主要出现在脉体中间和偏下盘的位置,基本呈连续带状展布,是全脉最主要的组成部分和含矿带(占全脉～60%);长20～50m,厚3～5m,局部占据全脉厚度。糖晶状钠长石集合体(V):该集合体呈大小不等的巢带状产出;在中段,多出现在脉体的上、下盘(图2c);在东段,主要出现在脉体的上盘(图2d),少量位于脉体的下盘。该集合体长3～8m,局部达20m,厚0.5～2m;占全脉比例～13%。另外,不同文献对于分带的描述存在些许出入,如:吕正航(2013)和王春龙(2017)提及存在块体石英核,它们呈巢状或小脉体零星分布于脉体中段的中部,规模很小,占全脉比例不足1%;而邹天人和李庆昌(2006)并未提及,本次野外也未观察到;邹天人和李庆昌(2006)提到在I和III带中偶见极少量的白云母-钠长石集合体,而吕正航(2013)和王春龙(2017)并未提及,本次野外也未观察到。

3 采样与分析方法

本次研究的伟晶岩样品均采自112号脉的东段(图2d)。在各岩相单元出露连续的地区,自脉体上盘向内,分别采集了以下岩相单元的样品:脉体上盘边缘的钠化微斜长石-石英带(I),脉体中间靠上的钠化块体微斜长石带(III),脉体中间靠下的石英-钠长石-锂辉石带(IV),IV带下部的糖晶状钠长石集合体(V)。在另一露头处,还采集了位于脉体上盘边缘的白云母-石英-钠长石集合体(II)。分别在I带中选择了与围岩直接接触的两块样品(L101和P11),在集合体II中选择了L68一块样品,在III带中选择了L15和P22两块样品,在IV带中选择了4块样品(L17、P31、P321和P322),在集合体V中选择了P4一块样品,进行了手标本、显微镜下的观察和相关矿物学的研究。另外,对L101样品中的围岩部分(图3a)、靠近伟晶岩脉体约30cm处的围岩(L24)以及稍远处离伟晶岩脉体～1m的围岩(L18)也进行了相关研究。

利用Leica系列光学显微镜对各样品的矿物组合、共生关系,特别是云母的产状进行观察。采用配有BSE探头和X射线能谱仪(型号:X-Act SDD)的Zeiss Gemini 450场发射扫描电镜(Carl Zeiss,Germany)对薄片开展进一步的岩相观察、矿物鉴定以及BSE照相。仪器工作条件:加速电压15kV,电子束电流2.0nA。云母的主量元素含量分析和补充的BSE照相在JEOL JXA-8100和JEOL JXA-iHP200F电子探针仪器上完成。测试条件:加速电压15kV,电子束电流20nA,束斑直径10μm。测试使用的标样为天然样品和人工合成氧化物,包括硬玉(Si、Al、Na)、金红石(Ti)、赤铁矿(Fe)、MnO(Mn)、镁橄榄石(Mg)、硅灰石(Ca)、钾长石(K)、RbTiOPO4(Rb)、重晶石(Ba)、天青石(Sr)、铯镏石(Cs)、磷灰石(P)和黄玉(F)。元素F的特征峰和背景的测定时间分别为20s和10s,其他元素的特征峰和背景的测定时间分别为10s和5s。大部分元素的检测限为100×10-6～400×10-6,元素Na、Mg、Al、K和Ca的检测限优于100×10-6。数据统一采用ZAF校正。白云母的化学式根据24个阴离子计算。白云母中Li2O的含量根据Tischendorfetal. (1997)所提出的公式计算得到(Li2O*=0.3935×F1.362)。CGM的主量元素分析在JEOL JXA-iHP200F电子探针仪器上完成。测试条件:加速电压15kV,加速电流20nA,束斑直径1μm或2μm。测试时使用的标样为天然样品和人工合成标样,包括KNbO3(Nb)、LiTaO3(Ta)、MnO(Mn)、赤铁矿(Fe)、硅灰石(Ca)、金红石(Ti)、ZnWO4(W)、锆石(Zr)、金属Hf(Hf)、铀钍矿(Th、U)和金属Sc(Sc)。元素特征峰和背景的测定时间分别为20s和10s。所有元素的检测限在300×10-6以内。CGM的化学式以6个氧原子为基础计算。光学显微镜、场发射扫描电镜和JEOL JXA-8100电子探针位于中国科学院地质与地球物理研究所,JEOL JXA-iHP200F电子探针位于中国地质科学院矿产资源研究所。

4 柯鲁木特112号脉及围岩的岩相观察

4.1 112号脉各相带

前文主要介绍了各相带的名称、空间位置和产出规模,本节将重点描述各相带的手标本和显微镜下的矿物组成、晶粒相对大小和共生关系等。另外,由于大多数相带中晶体粒度变化很大,本次未做粒径估计,仅用巨晶、粗晶和细粒来以示区别。

钠化微斜长石-石英带(I):主要矿物由钠长石～37%、石英～30%、微斜长石～28%和白云母～4%组成(图3a, b和图4a, b)。它们主要形成于2个世代:早世代形成巨晶或粗晶的微斜长石和石英,可能伴随形成有少量的粒度不等的白云母和钠长石(图3a, b和图4a, b),在手标本上可见一些巨晶的钠长石垂直伟晶岩-围岩的界线生长(图3b);晚世代形成相对细粒的钠长石(Ab*)+石英(Qtz*)的矿物组合体(图4a, b),组合体中钠长石多、石英少,该矿物组合体生长在早期巨晶石英和微斜长石的晶隙间或交代微斜长石(图4b)。副矿物见有石榴子石、CGM和磷灰石;常见CGM与磷灰石共生(详见后文)。前人将I带命名为“中细-中粗粒伟晶岩带”(邹天人和李庆昌,2006);由于粒度较粗的微斜长石和石英多被晚世代的钠长石所穿插甚至交代,所以笔者认为使用“钠化微斜长石-石英带”更贴切,此名称亦保证了所有相带的命名原则一致。

图4 柯鲁木特112号脉典型岩相单元的正交偏光照片(a)与白云母花岗岩直接接触的钠化微斜长石-石英(I),围岩发生了云英岩化和绢云母化;(b)钠化微斜长石-石英(I);(c)白云母-石英-钠长石(II);(d)钠化块体微斜长石(III);(e)石英-钠长石-锂辉石(IV);(f)糖晶状钠长石(V)Fig.4 Cross-polarized photomicrographs of the representative zones of the Kelumute No. 112 pegmatite(a) albitized microcline-quartz (I) is in contact with muscovite granite, greisenization and sericitization took place in the country rock; (b) albitized microcline-quartz (I); (c) muscovite-quartz-albite (II); (d) albitized blocky microcline (III); (e) quartz-albite-spodumene (IV); (f) saccharoidal albite (V)

白云母-石英-钠长石集合体(II):主要矿物组成如下:钠长石占～51%,石英占～35%,白云母占～7%,石榴子石占～2%,微斜长石占～2%(图3c、图4c)。该集合体中石英和钠长石的粒度相对均一,多数为粗晶,少数呈巨晶或细粒(图4c),云母多呈细粒(图4c),常与钠长石共生,少数石榴子石呈粗晶出现(图3c),可见极少量细粒微斜长石残片。与I带类似,见有细粒的钠长石(Ab*)和石英(Qtz*)穿插在巨晶的石英或钠长石的晶隙间(图4c)。其他副矿物见有磷灰石和锆石。

钠化块体微斜长石带(III):主要矿物有微斜长石～52%、石英～25%、钠长石～13%、锂辉石～6%和白云母～2%(图3d、图4d)。该带以出现大量的块状微斜长石为特征,微斜长石周边偶见生长有巨晶锂辉石和粗晶云母(图3d)。巨晶的微斜长石和锂辉石显示共同生长、相互穿插的特点(图4d),钠长石呈粗-细晶,多以交代的形式出现在巨晶的微斜长石或锂辉石内(图3d)。副矿物见有石榴子石、CGM、磷灰石和绿柱石等。前人将其命名为“块体伟晶岩带”(邹天人和李庆昌,2006)或“钠化小块体带”(吕正航,2013)。块体指呈伟晶的微斜长石,由于微斜长石多被钠长石所交代;所以,综合考虑,笔者认为“钠化块体微斜长石带”这个名称更为具体,推荐使用。

石英-钠长石-锂辉石带(IV):该带以出现大量的厚板状锂辉石特征,另外,绿柱石也在该带最为富集,是112号脉最重要的富Li和Be的相带(邹天人和李庆昌,2006)。主要矿物有:石英～27%、钠长石～32%、锂辉石～34%、微斜长石～4%、白云母～2%和绿柱石～1%(图3e、图4e)。手标本和镜下往往能够观察到晚世代的相对细粒的钠长石(Ab*)穿插于早先形成的巨-粗晶的石英、锂辉石或白云母的晶隙间,部分锂辉石直接被切穿、分割而呈残片状(图4e)。另有少量CGM、磷灰石和锆石等。

糖晶状钠长石集合体(V):主要矿物有钠长石(～86%)、石英(～10%)和白云母(～2%)(图3f、图4f)。该集合体中钠长石、石英和云母的粒度均匀且较细,多在0.5～2.0mm之间。副矿物有CGM、锆石和磷灰石(图3f),常见CGM和磷灰石共生(图4f)。相较于其他岩相单元,CGM和锆石在该集合体中最为富集(图3f);因此,其被认为是演化晚期富集高场强元素(High strength field element,HSFE)Nb、Ta、Zr、Hf的残余熔体结晶产物(邹天人和李庆昌,2006;吕正航,2013;王春龙,2017)。

4.2 围岩与蚀变

在野外,可见钠化微斜长石-石英外侧带(I)侵入围岩中,二者之间的界线比较清晰,界线两侧发育石榴子石(图5)。另外,笔者对直接接触伟晶岩、靠近伟晶岩～30cm、离伟晶岩～1m的围岩样品进行了手标本和薄片观察,其主要特征如下:

图5 柯鲁木特112号脉的钠化微斜长石-石英带(I)与围岩的野外接触界线两侧发育石榴子石相较于(a)图,(b)图中围岩发生了更强烈的云英岩化Fig.5 The garnet crystals occur on both sides of the contact between the albitized microcline-quartz zone (I) of the No. 112 pegmatite and country rock in field The country rock in Fig.5b suffered from more intense greisenization than that in Fig.5a

与伟晶岩外侧I带直接接触的围岩样品呈浅灰绿色,中细粒结构,块状构造(图3a)。主要矿物为石英(～42%)、斜长石(～24%)、白云母(～23%)、微斜长石(～6%)和石榴子石(～3%)(图4a、图6a)。副矿物见有磷灰石和锆石。可定名为白云母花岗岩。白云母保留了原先的片麻状组构,通常呈弱定向排列,部分斜长石和石英晶体内见充填有细小白云母(图4a)。

图6 柯鲁木特112号脉的围岩的单偏光显微照片(a)与伟晶岩直接接触的白云母花岗岩,白线右侧为钠化微斜长石-石英带(I);(b)离伟晶岩～30cm的含电气石花岗岩;(c)含电气石花岗岩中黑云母被电气石交代;(d)离伟晶岩～1m的二云母花岗岩Fig.6 Plane-polarized photomicrographs of the country rocks of the Kelumute No. 112 pegmatite(a) muscovite granite is in contact with the pegmatite directly and the right part of the white line is albitized microcline-quartz zone (I); (b) tourmaline bearing granite (～30cm away from the pegmatite-country rock contact); (c) the replacement of biotite by tourmaline in tourmaline bearing granite; (d) two-mica granite (～1m away from the contact)

靠近伟晶岩(～30cm)的围岩样品呈浅灰白色,中细粒结构,块状构造(图3g)。主要矿物为石英(～38%)、斜长石(～24%)、白云母(～19%)、微斜长石(～6%)、黑云母(～6%)和电气石(～5%);副矿物见磷灰石和锆石。可定名为含电气石花岗岩。白云母通常与呈残片状的黑云母共生构成定向条带(图6b),电气石呈浸染状分布, 常与呈残片状的黑云母共生(图6c)。大部分斜长石包裹有细小白云母颗粒(图6b)。

稍远离伟晶岩(～1m)的围岩样品呈灰白色,中细粒结构,块状构造,手标本可见黑云母呈定向排列(图3h)。主要矿物为石英(～40%)、斜长石(～25%)、黑云母(～14%)、白云母(～12%)、微斜长石(～5%)和电气石(～1%);副矿物有磷灰石和锆石。可定名为二云母花岗岩。黑云母通常与白云母共生,呈条带状;相对大的斜长石颗粒往往包裹有细小白云母(图6d);副矿物电气石常与黑云母共生。

不难发现,随着与伟晶岩脉距离增加,围岩中白云母含量减少,黑云母含量增加(图6a-d);石榴子石多出现在界线两侧(图5、图6a);电气石多出现在靠近界线(～30cm)的围岩中(图6b,c);各围岩样品中均可见斜长石内包裹有细小云母(图4a、图6a-d)。依据目前的岩相证据判断,围岩(原岩为片麻状二云母花岗岩)主要发生了云英岩化,并伴随有电气石化和绢云母化。随着与伟晶岩脉的距离增加,云英岩化的强度逐渐变弱。与伟晶岩直接接触的围岩中绝大多数的黑云母和部分斜长石被交代,形成了白云母、石英和石榴子石(图3a、图5、图6a);靠近伟晶岩脉的围岩(～30cm)中部分黑云母和斜长石被交代,形成了白云母、石英和电气石(图3g、图6b),薄片中常见电气石与黑云母残片共生(图6c);而稍远离伟晶岩脉的围岩(～1m)中仅少量黑云母和斜长石被交代,形成了白云母、石英和微量电气石(图3h、图6d)。

5 柯鲁木特112号脉中云母的产状与成分

5.1 云母的分类与矿物学特征

在I、II、III、IV和V相带中,基于光学显微镜和扫描电镜下的观察,以云母的自身结构和共生矿物的特征为判别标准,以云母成因及BSE图像特点为命名原则,识别出原生成分均一的Type A、原生被改造的成分变化的Type B和次生成分均一的Type C共3类云母。Type A云母具有如下总体特点:(1)云母颗粒相对大(长多为100～1000μm),生长在石英、微斜长石或钠长石的晶粒间(图7a-d),其形成可能早于、同时于或稍晚于周边的矿物,但云母及其共生矿物均由伟晶岩岩浆早期演化结晶形成;(2)云母的BSE图像上未显示出明显的成分变化(图7a-d)。Type B与Type A云母的特点(1)相同,但其BSE图像存在明暗变化,有的发育核部亮、边部暗的核-边结构(图7e-g, i),有的在解理两侧显示局部的暗带(图7h),有的显示条带状的明暗分带,总体表现出云母颗粒中间亮、边部暗的特点(图7j);另外,与Type B云母共生的钾长石发育微孔隙,孔隙内往往充填有磷灰石或含Bi矿物(图7e, g, i, j)。我们认为Type B云母的成分变化是晚期出溶流体改造的结果,后文6.1节将给出详细的解释。Type C云母特点如下:颗粒相对小(小于60μm),以交代的形式出现在巨晶钾长石内,巨晶钾长石往往发育微孔洞,微孔洞中充填有磷灰石或钠长石(图7k, l)。Type C云母是在岩浆演化晚期出溶流体交代原生矿物的过程中形成。由于采样和观察的局限性,上述Type A-C云母并未在每个相带中都被识别出来。为了描述方便,用字母l(light)代表Type B云母的亮部,用字母d(dark)代表其暗部。例如,I-Bl代表钠化微斜长石-石英外侧带中的原生受改造云母的亮部,I-Bd代表相应的暗部。柯鲁木特112号脉各相带中出现的云母类型有:I-A、I-Bl/Bd、II-Bl/Bd、III-A、III-Bl/Bd、III-C、IV-A及V-A,其具体种类、自形程度、晶粒大小、BSE下结构变化和共生矿物等特征详见表1。

5.2 云母的主量元素成分变化特征

所有云母总体表现出富SiO2(45.30%～49.25%)、贫MgO(bdl～1.17%)、TiO2(bdl～0.49%)、MnO(bdl～0.27%),而FeOT(bdl～5.73%)和Al2O3(29.18%～39.22%)含量变化大的特征(表2)。在(Fe+Mn+Ti-AlVI)-(Mg-Li)图解中,云母投在了多硅白云母或白云母的区间(图8a)。其中,I带中的部分Type A云母和所有Type B云母的亮部因含有最高的FeOT含量(5.20%～5.73%)而投入多硅白云母区域;而其他云母FeOT含量较低(bdl～2.83%),属于白云母(图8a)。在(Fe+Mn+Mg+Ti)-AlVI图解中,这些元素与云母八面体层中的AlVI呈明显负相关关系,说明它们以替代八面体中的AlVI的方式进入晶格(图8b)。

从Type B云母内部变化的视角来看,包括I-B、II-B和III-B云母,从各自的亮部到暗部,FeOT的含量明显降低(I-B、II-B和III-B各自亮部和暗部FeOT的含量分别为:5.20%～5.73% vs. 0.94%～1.62%、2.31% vs. 1.42%～1.93%、2.36%～2.41% vs. 1.20%～1.38%;图9a)。尽管Type B云母中MgO、F、TiO2和MnO的含量并不高(绝大部分<1.0%);但是,它们也具有类似于FeOT的变化规律:从各自的亮部到暗部,这些元素的含量下降(图9b, c、表2)。与之相反的是,从各自的亮部到暗部,Al2O3的含量升高(图9d)。

图9 柯鲁木特112号脉典型分带云母主量元素成分变化图解Fig.9 The plot of the major element compositions in micas from the typical zones of the Kelumute No. 112 pegmatite

从原生云母(包括Type A云母和Type B云母的亮部)到次生Type C云母的变化视角来看,各相带中原生云母要较III带中次生Type C云母的FeOT、MgO、F和TiO2的含量均偏高(图9a-c、表2),而Al2O3的含量大体偏低(图9d)。

从原生云母(即Type A云母和Type B云母的亮部)在不同分带中变化的视角来看,即从外侧贫Li带中I-A+I-Bl+II-Bl→中间贫Li带中III-A+III-Bl→中间富Li带中IV-A→富HSFE带中V-A云母,云母中FeOT、MgO、F和TiO2的含量整体降低,以FeOT的变化最为明显(图9a-c、表2),Al2O3含量整体上升(图9d)。

总体看来,无论是从Type B云母的亮部到暗部,还是从原生到次生云母,抑或从外侧贫矿带的原生云母到中间富矿带的原生云母,都呈现出相似的变化趋势:云母中FeOT、MgO、F和TiO2的含量降低,Al2O3含量整体升高。FeOT、MgO和TiO2与Al2O3负相关的演化关系进一步印证了这些元素主要替代了云母中八面体AlVI的位置(图8b)。

6 讨论

6.1 云母结构与成分的变化:对伟晶岩岩浆-热液演化的启示

伟晶岩从岩浆到热液的演化是一个复杂的多阶段过程(Kontak,2006;Kaeteretal.,2018,2021;Ballouardetal.,2020;Barrosetal.,2020;Hulsbosch and Muchez,2020;Errandonea-Martinetal.,2022;Shawetal.,2022)。熔/流体包裹体的研究表明,伟晶岩岩浆的结晶演化起始于水-硅酸盐熔体完全混溶的超临界状态(Thomas and Davidson,2016)。在岩浆就位后,当演化体系的温度下降至临界温度～720℃以下时,原先的超临界相将演变成两种不混溶的液相,即贫水富硅酸盐熔体相和富水贫硅酸盐熔体相(Thomas and Davidson,2016)。随着体系温度的下降和分离结晶演化,会出现流体的出溶,从而导致其转变为聚合的过铝质硅酸盐熔体-解聚的富水熔体-流体(polymerized silicate melt-depolymerized hydrosaline melt-aqueous fluid)三种不混溶的液相,这被认为是控制伟晶岩成岩成矿的重要机制(Thomasetal.,2012;Ballouardetal.,2020;Hulsbosch and Muchez,2020;Kaeteretal.,2021;Errandonea-Martinetal.,2022)。然而,在此理论基础之上,关于伟晶岩岩浆体系流体出溶及其与围岩相互作用的时间先后还存在争议。

许多学者应用不混溶机制将LCT型伟晶岩中钠长石-锂辉石亚类的形成过程总结为以下3个阶段:第一阶段是原生的微斜长石、钠长石、锂辉石、绿柱石、云母、石英和CGM等矿物的结晶阶段,即超临界熔体的结晶阶段(Kaeteretal.,2018,2021);第二阶段,残余的超临界熔体演变成不混溶的贫水富硅酸盐熔体和富水贫硅酸盐熔体,两种液相周期性结晶,发生晶体-熔体相互作用,主要表现为已结晶的矿物被石英-云母组合体(Kaeteretal.,2018)或被钠长石(钠长石化;Ballouardetal.,2020;Shawetal.,2022)所交代;第三阶段出现了流体的出溶,这一阶段早期为熔体-熔体-流体的不混溶,发生晶体-流体-熔体相互作用;晚期以流体作用为主,表现为流体对已结晶矿物的进一步自交代以及引起围岩的云英岩化、电气石化等(Kaeteretal.,2018,2021;Ballouardetal.,2020;Barrosetal.,2020)。这些研究认为流体的出溶以及与之相关的围岩蚀变发生在伟晶岩岩浆演化的晚期阶段(即体系绝大部分矿物已结晶,仅残存少量熔体)。然而,也有一些研究表明,伟晶岩岩浆在侵位之初就发生了流体出溶(Sirbescu and Nabelek,2003;Mulja and Williams-Jones,2018;Errandonea-Martinetal.,2022)。侵位初始压力的骤降是引起流体出溶的关键因素(Mulja and Williams-Jones,2018)。早期出溶流体富B、F和Li,它们在热驱动和扩散作用下会向围岩迁移,引起流体-围岩相互作用,造成围岩的相关蚀变(如黑云母蚀变成电气石,角闪石蚀变成锂蓝闪石;London,2016;Mulja and Williams-Jones,2018;Errandonea-Martinetal.,2022)。与此同时,围岩中某些矿物被分解会释放出Mg和Ca等活动性强的元素,它们会扩散至伟晶岩熔体中(目前尚不清楚这些元素以何种介质进入伟晶岩熔体),造成伟晶岩熔体的混染(Novák,2007;Nováketal.,2013,2017)。因此,伟晶岩外侧相带中电气石往往最为富集Mg和Ca,并且外侧带常发育大量磷灰石。随着熔体从边缘向脉内的分离结晶,残余熔体会二次富水,发生三相不混溶,并最终导致自交代的发生(Errandonea-Martinetal.,2022)。已固结的伟晶岩外侧带可能会阻止二次出溶流体与围岩之间的相互作用(Nováketal.,2017;Errandonea-Martinetal.,2022)。

结合现有的观察与测试,我们更倾向认为柯鲁木特112号脉历经了早期流体出溶与围岩混染、内部分离结晶与钠长石化、二次流体出溶3个重要阶段,其演化过程类似于上述第二种模式。该过程的细节及其相关证据如下:

(1)早期流体出溶与围岩混染:在此阶段发生了围岩与伟晶岩岩浆的物质交换,围岩中黑云母的分解为外侧I带中富Fe白云母的形成提供了Fe源。早期富B、P、F和Li的出溶流体在热驱动和扩散作用下会向围岩迁移,大部分黑云母和少部分斜长石被交代,发生以云英岩化为主、电气石化和绢云母化为辅的蚀变;与伟晶岩脉距离最近的围岩云英岩化最强烈,并且随着距离的增加而减弱(图4a、图6a-d)。在围岩中黑云母被交代的过程中,会有一部分Fe(或Mg和Mn)被释放出来,它们或残留在围岩中或进入伟晶岩熔体,为后续矿物的晶出提供了重要的元素来源。比如,围岩中的电气石(图6c)、围岩与伟晶岩的界线两侧的石榴子石(图5)以及外侧I带中富Fe的Type A和Type B白云母(图7a, e-h、图9a)。笔者对围岩中一个黑云母进行了成分测试,发现其中FeOT的含量为20.03%(图8a、表2),其被交代分解后可为电气石、石榴子石和白云母等的形成提供足够的Fe源。另一种可能是:伟晶岩熔体初始本是富Fe的,但由于分离结晶作用,从外侧向内部结晶,云母中Fe的含量递减,不需要围岩的混染即能在外侧带晶出富Fe白云母(图9a)。但是,伟晶岩与围岩界线两侧石榴子石的出现(图5),表明伟晶岩岩浆与围岩确实发生过物质交换;另外,围岩中浸染状分布的电气石与残存黑云母共生的现象,亦表明了黑云母的被交代分解为电气石的形成提供了Fe或Mg(图6c)。因此,笔者认为围岩中黑云母的分解为外侧带中异常富Fe白云母的晶出提供Fe源是非常合理的。但是,需要指出的是,这种围岩混染可能是局部的,因为对于另一与围岩直接接触的样品(P11)中Type A云母,其FeOT和MgO的含量并未达到异常的高值(图9a)。

(2)伟晶岩岩浆内部分离结晶与钠长石化:从外侧贫矿的I带和II集合体,至中间贫Li的III带,到中间富Li的IV带,再到富HSFE的V集合体,云母中FeOT、MgO和F的含量整体降低。这个阶段的演化类似于Kaeteretal.(2018,2021)和Ballouardetal.(2020)提出的第一和第二阶段的演化。伟晶岩岩浆在历经早期流体出溶迁移至围岩后,熔体应是贫水的,从外侧带向内结晶,早期以巨晶的原生矿物结晶为主,稍晚可能出现了贫水的过铝质熔体与富水的过碱性熔体的不混溶,造成了早期巨晶微斜长石、锂辉石和石英被细粒的钠长石(多)+石英(少)的组合(Ab*+Qtz*)所切穿、交代(图4),导致了外侧的微斜长石-石英(I)、中间上部的块体微斜长石(III)、中间下部的石英-锂辉石(IV)不同程度的钠长石化(Albitite,Ab*),以及糖晶状钠长石巣状集合体(V)的形成(图4;Mülleretal.,2018;Ballouardetal.,2020)。比较确定的是,最富集HSFE的V集合体中原生云母(V-A)是在较晚的钠长石化过程中形成。但是,有一个问题值得思考:本次研究中大多数的白云母(包括I-A,I-B,II-B,部分III-A和IV-A)粒度较小、常与晚世代的细粒钠长石或石英(Ab*+Qtz*)共生(表1、图4、图7),难道它们均是在各相带中所有原生巨晶矿物分离结晶完成后稍晚的统一的钠长石化过程中形成的吗(Kontak,2006;Kaeteretal.,2018,2021)?如果是这样,我们将很难理解从外侧贫矿带向中间富矿带原生云母(I-A+I-Bl+II-Bl→III-A+III-Bl→IV-A→V-A)中FeOT、MgO和F的含量在时空上整体下降的演化趋势(图9a-c)。所以,在统一的钠长石化之前,这些云母很可能与各相带中原生巨晶矿物一道,遵循分离结晶规律,从外至内有序晶出。另外,我们更愿意提出一种猜想:原生巨晶矿物的结晶和稍晚的钠长石化可能是按照整体的结构分带从外向内幕式发生的,岩浆的演化方向应是:(i)“富K熔体晶出→富Na熔体交代,钠化微斜长石-石英外侧带(I)和白云母-石英-钠长石外侧集合体(II)形成”;(ii)“富K熔体晶出→富Na熔体交代,钠化块体微斜长石中间上带(III)形成”;(iii)“富Li熔体晶出→富Na熔体交代,石英-钠长石-锂辉石中间下带(IV)和最晚期富HFSE的糖晶状钠长石集合体(V)形成”。在幕式演化过程中,不混溶的富K熔体和富Na熔体各自独立演化、交替结晶;富K熔体最终演化为富Li熔体;富Na熔体会逐渐富集HSFE。在此背景下,原生云母中Fe含量的变化同样遵循分离结晶规律:从外向内,含Fe矿物(白云母、石榴子石和CGM)的分离结晶导致白云母中Fe含量的递减。

(3)二次流体出溶:晶体-流体相互作用导致Type B云母的成分分带以及以交代形式出现的Type C云母的形成。在伟晶岩岩浆演化末期,体系中的水会再次富集,体系演变成晶体-残存熔体-出溶流体共存的状态(Araujoetal.,2023b)。从柯鲁木特的例子看来,体系中的残存熔体可能就是演化晚期的富Na富HSFE的熔体。现有的证据更多指向的是晶体和出溶流体发生过相互反应:Type B云母通常具有FeOT、MgO和F含量低的暗边,暗部与亮部之间的界线多呈港湾状(图7e-g, i),有些暗部会出现在云母解理两侧(图7h);此外,这些Type B云母周边往往共生有发育孔洞的钾长石,孔洞中充填有细小磷灰石、含Bi矿物和锰氧化物等(表1、图7e-g, i, j),或是见有Type B云母的暗边与微粒磷灰石共生(图7f,h)。另外,见有Type C低Fe白云母以交代的形式充填在巨晶微斜长石中(图7k,l)。这些岩相证据表明:二次出溶流体沿云母边界或解理萃取了云母中部分Fe、Mg和F,导致了Type B云母中暗部的形成;此后,含Fe、Mg和F的流体会与周边的微斜长石再次发生晶体-流体作用(甚至是晶体-熔体-流体相互作用),导致其内发育孔洞,并充填有Fe、Mg和F含量低的Type C白云母(图9a-c)。

6.2 对伟晶岩Nb-Ta成矿过程的启示

以上述柯鲁木特112号脉的3个重要演化阶段为背景,结合目前观察到的与CGM有关的岩相特征,综合学者们已发表成果和文献资料,将柯鲁木特112号脉Nb-Ta成矿过程的初步认识总结如下:

(1)早期流体出溶:流体-围岩相互作用,围岩中黑云母被分解后释放的Fe会扩散至伟晶岩熔体中,从而为外侧I带中CGM的晶出提供Fe源。笔者选择各带中典型的CGM进行了主量成分测试,发现如下规律:相较于其他相带,含有富Fe的Type A和Type B白云母的外侧I带(L101样品;表2)中的CGM具有普遍高的Fe含量(5.45%～9.10% vs. 3.51%～6.00%;图7a、图10c-d;表3)。因此,笔者认为,在围岩混染过程中,围岩中Fe元素加入含Nb和Ta的伟晶岩熔体后将会促进CGM的晶出。另一种可能是:二次流体出溶过程中,在流体萃取I带中Type B云母中的Fe后,含Fe流体与含Nb和Ta熔体的结合也可能形成I带中相对富Fe的CGM。但是,岩相观察并不支持这一点:在I带中,与富Fe的CGM共生的是无成分分带的富Fe的Type A云母(图7a),而不是发育成分分带的Type B云母。

图10 柯鲁木特112号脉钠化微斜长石-石英带(I)中氟磷灰石与CGM共生的BSE图像(a、b)及各典型分带中的CGM成分投图(c、d)Fig.10 The BSE images showing that CGM coexists with fluorapatite in the albitized microcline-quartz zone (I) (a, b) and the plot for major compositions of CGM (c, d) in typical zones of the Kelumute No. 112 pegmatite

(2)中期伟晶岩的钠长石化过程中,即富Na、F、P和HSFE的熔体结晶过程中,磷灰石稍早的晶出会消耗体系中的F,进而引发CGM的结晶。笔者发现,在112号脉的部分相带中,一些CGM出现在相对细粒的钠长石(Ab*)晶粒间,它们常与氟磷灰石紧密共生(图4f和图10a-b),或在其周边的细晶钠长石的粒间发育有氟磷灰石;类似的岩相特征在可可托海伟晶岩脉中也有发现(白应雄等,2021)。Akinfievetal.(2020)对前人有关于Nb2O5和Ta2O5在含水溶液中的溶解实验(Timofeevetal.,2015,2017)进行了很好的总结和推演:在300～600℃、50～100MPa的NaF-HF含水溶液中,CGM[(Mn0.756Fe0.244)(Nb0.847Ta0.153)2O6]主要以Nb和Ta的氢氧络合物[Nb(OH)5和Ta(OH)5]和氢氟络合物(HNbO3F-和HTaO3F-)的形式在溶液中迁移;因此,体系演化过程中,酸性的富F溶液被中和或是F被消耗均会引发Nb和Ta的沉淀(Akinfievetal.,2020)。本次岩相观察到的氟磷灰石与CGM的共存印证了体系中F的被消耗会引发CGM的沉淀(图10a, b)。从现有的岩相证据看来,此阶段形成的CGM更像是直接从富Na的熔体中晶出,而没有明显的流体参与(Van Lichterveldeetal.,2007,2018)。

(3)在二次流体出溶过程中,晶体-流体-熔体相互作用促使CGM的结晶。在柯鲁木特112号伟晶岩脉中,晚期出溶流体会与Type B云母相互作用,萃取Type B云母中的Fe,致使其暗部形成。对于可可托海2b号脉,最近研究发现磷灰石存在溶解-再沉淀结构:干净的高Mn磷灰石(MnO=10.27%)受流体交代后会形成多孔隙的低Mn磷灰石(MnO=4.41%)及被包裹在低Mn磷灰石中的极度富Mn的细小磷灰石颗粒(MnO=55.64%)(白应雄等,2021)。云母的暗边和磷灰石的溶解-再沉淀结构表明:在伟晶岩岩浆演化晚期,出溶流体刚开始处于贫Fe或Mn的状态,随后的流体-晶体相互作用会导致云母或磷灰石中的一些流体活动性元素(如Mn和Fe)释放进入流体相。根据已有文献资料,萃取了Mn和Fe的流体可以与残存的富Nb或Ta的熔体相互反应,形成CGM。这一CGM的结晶过程强调了在伟晶岩演化晚期残存熔体中不相容组分(Nb、Ta)与流体中活动性组分(Fe和Mn)的结合。Linnenetal.(2012,2019)首先提出了关于这一过程的思考,McNeiletal.(2020)后续完成了实验的验证。最近,在对Rwanda的Buranga富磷酸盐的稀有金属伟晶岩的岩浆-热液演化过程的研究中,Araujoetal.(2023a,b)提供了非常好的岩相证据证实了这一Nb-Ta成矿过程(机制)的存在。我们将透过柯鲁木特112号脉中磷灰石的结构和成分的变化特征,在另文中对这一过程精细刻画。

7 结论

(1)柯鲁木特112号伟晶岩脉历经了早期流体出溶、熔体内部分离结晶与钠长石化和二次流体出溶3个重要阶段。

(2)早期流体出溶引起围岩中黑云母被交代,进而为外侧贫矿带中富Fe白云母的形成提供了Fe源;随后熔体的分离结晶致使原生白云母中Fe、Mg和F的含量从外侧贫矿带至中间富矿带整体降低;晚期二次出溶流体会与已结晶矿物发生流体-晶体相互作用,导致富Fe白云母的成分分带以及次生贫Fe白云母的形成。

(3)早期流体出溶导致的围岩混染Fe的加入、中期钠长石化过程中磷灰石的晶出对体系中F的消耗、晚期二次流体出溶过程中晶体-流体-熔体相互作用均是控制Nb-Ta成矿的过程。

致谢中国科学院地质与地球物理研究所贾丽辉和原江燕老师以及中国地质科学院矿产资源研究所陈振宇和刘春花老师在测试分析过程中提供了指导和帮助;新疆阿勒泰地区自然资源局在野外工作中给予了便利;文章撰写过程受益于与都柏林大学的Victor博士、Elena博士和Teimoor博士后的讨论;匿名审稿人对本文认真审阅并提出了宝贵的修改意见;在此一并深表感谢!