川西甲基卡区域伟晶岩分异演化及锂成矿过程：来自白云母矿物学的约束*

韩志辉 熊欣 李建康 严清高 姜鹏飞

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

2. 中国地质大学,北京 100083

3. 昆明理工大学,昆明 650093

随着近年来全球锂资源需求大幅度增加,伟晶岩型矿床作为锂资源的重要来源,其矿床成因及找矿勘探研究具有重要的经济意义(Bensonetal., 2017; 李建康等, 2021; 王登红等, 2022)。伟晶岩往往具有一定的分带性,具体可以表现为：(1)单个伟晶岩脉的矿物组分和结构变化的内部分带;(2)区域上距离花岗岩存在化学分馏和矿物分带的伟晶岩脉(London, 2014)。区域伟晶岩分带通常被认为是初始伟晶岩岩浆结晶分异控制的结果(Hulsboschetal., 2014)。白云母是伟晶岩中常见的造岩矿物之一,它往往贯穿于区域伟晶岩的各个分带内。它的矿物结构和化学成分如K/Rb、K/Cs比值对结晶介质化学条件反应灵敏,通常可以示踪伟晶岩空间分带分异演化关系(Alfonsoetal., 2003; Groatetal., 2003; Van Lichterveldeetal., 2008; Roda-Roblesetal., 2012; Johanetal., 2012; Lietal., 2015)。同时,白云母可以赋存多种稀有金属元素(Li、Nb、Ta、Sn等),往往可作为评价锂辉石矿化乃至锂矿化潜力的重要指标(Smeds, 1992; Maneta and Baker, 2019)。

松潘-甘孜造山带内发育甲基卡、可尔因、扎乌龙等超大型、大型伟晶岩型稀有金属矿床,是我国重要的锂铍铌钽成矿带(李建康等, 2007; 熊欣等, 2022)。其中,甲基卡是松潘-甘孜造山带内的典型超大型伟晶岩型锂矿床之一,具有规模大、共/伴生矿产多(Be、Nb、Ta、Rb、Cs)、找矿潜力好的特征。甲基卡内围绕二云母花岗岩体发育近500条伟晶岩脉,在空间上呈现良好的区域分带。然而,前人对甲基卡的研究工作主要局限于单条锂辉石伟晶岩脉的年代学(Lietal., 2013; Jinetal., 2023; Zhuetal., 2023)、同位素地球化学(Zhangetal., 2021; Zhaoetal., 2022)、矿物学(Wangetal., 2022; Zhaoetal., 2023)和流体包裹体(Li and Chou, 2017; 熊欣等, 2022)研究,缺乏区域伟晶岩脉系统的矿物学证据。因此,本文选取原生白云母为研究对象,研究其在甲基卡区域伟晶岩脉的矿物结构和成分演化特征,以查明甲基卡区域伟晶岩的演化过程与分异演化程度。在此基础上,与其他典型伟晶岩型锂矿床对比,揭示甲基卡锂矿床的成矿条件和成矿潜力。

1 区域地质背景

松潘-甘孜造山带沿青藏高原北部绵延2800km,向西延伸至新疆西昆仑地区,东部主体位于四川省,整体夹持于东昆仑-阿尼玛卿造山缝合带、金沙江-哀牢山缝合带和东部的龙门山断裂带之间,呈现出独特的东西向延伸、东宽西窄的“倒三角”状几何形态(图1a)。其形成于中-晚三叠世古特提斯洋闭合,北部的东昆仑-阿尼玛卿缝合带和南部的金沙江-哀牢山缝合带的俯冲背景下(Xuetal., 2020)。

图1 甲基伟晶岩型矿床大地构造位置(a)和矿床地质简图(b)(据Li and Chou, 2016修改)1-二云母花岗岩;2-微斜长石型伟晶岩;3-微斜长石-钠长石型伟晶岩;4-钠长石型伟晶岩;5-锂辉石型伟晶岩;6-白(锂)云母型伟晶岩;7-伟晶岩脉编号;8-类型分带线;9-类型分带编号：Ⅰ-微斜长石带;Ⅱ-微斜长石-钠长石带;Ⅲ-钠长石带;Ⅳ-锂辉石带;Ⅴ-白(锂)云母带;10-采样位置Fig.1 The tectonic location of Jiajika granite pegmatite deposit (a) and geological map of the Jiajika deposit (b) (modified after Li and Chou, 2016)1-two-mica granite; 2-microcline type pegmatite; 3-microcline-albite type pegmatite; 4-albite type pegmatite; 5-spodumene type pegmatite; 6-muscovite (lepidolite) type pegmatite; 7-number of pegmatite dike; 8-zoning line of different types of pegmatite; 9-zoning number of different types of pegmatite： Ⅰ-microcline zone; Ⅱ-microcline-albite zone; Ⅲ-albite zone; Ⅳ-spodumene zone; Ⅴ-muscovite (lepidolite) zone; 10-sampling location

区域地层主要由零星分布在东部地区的新元古代-古生代变质结晶基底、三叠纪西康群巨厚复理石沉积建造和少量第四系组成。三叠纪西康群为一套三叠纪古特提斯洋闭合过程中的浊积岩组成(Xuetal., 2020),厚度约10～15km,主体岩性为砂板岩、板岩、千枚岩以及变质砂岩等,其中的黏土矿物和白云母是该套地层的主要载锂矿物(李建康等, 2023)。由于柴达木地块、羌塘地块和扬子地块的汇聚作用,松潘-甘孜造山带在晚三叠世至早侏罗世期间经历了广泛的变质变形作用,形成了大量北西和北西西向近直立褶皱构造和北东向走滑断裂构造。区内岩浆岩主要为形成于228～195Ma期间的不同成因的长英质侵入岩,与伟晶岩矿化相关的通常为S型花岗岩。受大规模岩浆作用的影响,在侵入体周围常形成具中高温、中低压巴罗式变质分带特征的变质穹隆,代表的有甲基卡、马尔康、雅江等。区域伟晶岩常与二云母或白云母花岗岩紧密共生,多呈脉状产于花岗岩体内外接触带,从而形成具伟晶岩区域分带的花岗-伟晶岩系统(李建康等, 2023)。

2 矿床地质特征

甲基卡稀有金属伟晶岩矿床位于青藏高原东缘四川省甘孜州境内,大地构造位置处于松潘-甘孜造山带中部的雅江褶皱逆冲-推覆带,平均海拔约4400m,矿区面积接近100km2(图1a)。矿区出露地层主要为三叠纪西康群的侏倭组、新都桥组和少量第四系。侏倭组主要分布在矿区西北部,岩性以钙质细砂岩、钙质粉砂岩和泥质粉砂岩为主。新都桥组主要分布在矿区中南部,是矿区内分布面积最广的地层,岩性以泥质粉砂岩和粉砂质泥岩。矿区内地层受岩体侵位热源影响,以二云母花岗岩为中心形成了一套巴罗式热接触变质带,向外发育十字石、十字石-红柱石、红柱石和黑云母变质带,变质程度向外逐渐递减。甲基卡复式背斜控制了矿区花岗岩和伟晶岩的展布,近南北向的背斜轴部控制了二云母花岗岩的侵位和产出,而背斜轴附近的纵向张裂隙和两翼的共轭扭裂群控制了伟晶岩脉的产出(图1b)。

图2 甲基卡区域伟晶岩样品代表性手标本照片Tur-电气石;Mc-微斜长石;Ms-白云母;Byl-绿柱石;Grt-石榴石;Spd-锂辉石Fig.2 Photographs of representative samples from the Jiajika regional pegmatitesTur-tourmaline; Mc-microcline; Ms-muscovite; Byl-beryl; Grt-Garnet; Spd-spodumene

二云母花岗岩是矿区内唯一出露的花岗质岩体,出露面积约5.3km2,呈镰刀状分布在矿区中南部,形成时代为晚三叠世(锆石U-Pb年龄为223±1Ma;郝雪峰等, 2015)。二云母花岗岩呈灰白色,中细粒结构,块状构造,局部见电气石团簇,野外可见局部分异出伟晶岩脉(图2a)。矿区内伟晶岩脉极其发育,地表出露面积大于20m2的脉体已超过500余条,整体环绕二云母花岗岩呈环状发育。地质年代学结果显示伟晶岩铌钽铁矿U-Pb年龄为213～208Ma(Lietal., 2013; 郝雪峰等, 2015; Zhuetal., 2023)。伟晶岩脉大多侵位于三叠纪变质沉积地层中,少部分位于岩体顶部,与岩体接触部分见有似伟晶岩壳,产状多样,主要为似层状、透镜状、分支复合状和脉状产出。伟晶岩的造岩矿物主要为微斜长石、钠长石、石英和白云母。稀有金属矿物包括绿柱石、铌钽铁矿和锂辉石,其中锂辉石呈微晶毛发状、细晶粒状以及中粗粒梳状结构。副矿物有磷灰石、石榴石、电气石、锡石、锆石和黄玉等。除少数脉体外,出露在地表的伟晶岩脉体内部结构分带大多缺失或不完整,但根据其矿物组成伟晶岩在空间上呈现出良好的分带性,自岩体向外可大致分为(表1)：微斜长石伟晶岩带(Ⅰ)、微斜长石-钠长石型伟晶岩带(Ⅱ)、钠长石型伟晶岩带(Ⅲ)、锂辉石型伟晶岩带(Ⅳ)和白(锂)云母型伟晶岩带(Ⅴ)。

Ⅰ带主要产于二云母花岗岩体内,最远距离约0.3km,主要由微斜长石、钠长石、石英、白云母组成(图2a)。Ⅱ带多距母岩体0～1.8km,主要由微斜长石、钠长石、石英、白云母和绿柱石组成,是绿柱石产出最主要的伟晶岩类型(图2b)。Ⅲ带距母岩0.8～2.1km,主要由微斜长石、钠长石、石英、白云母、绿柱石和锂辉石组成,Be和Li矿化达到工业品位(图2c)。Ⅳ带距母岩0.8～2.4km,主要由钠长石、锂辉石、石英和白云母组成,副矿物见有磷灰石、铌铁矿、绿柱石,偶见锰铝榴石,为锂矿化的主要伟晶岩类型(图2d, e)。Ⅴ带距母岩1.8～3.0km,主要由石英、白云母和钠长石组成(图3d, e)。在空间上,稀有成矿元素由中心向外,呈现出Be(Ⅰ型至Ⅱ型)→Be+Li(Ⅲ型)→Li(Ⅳ型)→Nb+Ta(Ⅴ型)的分带特征。

图3 甲基卡区域伟晶岩背散射图像Ab-钠长石;Qtz-石英;Ap-磷灰石;Clb-铌铁矿;Tpz-黄玉;Cst-锡石Fig.3 BSE images of Jiajika regional pegmatitesAb-albite; Qtz-quartz; Ap-apatite; Clb-columbite; Tpz-topaz; Cst-cassiterite

3 样品采集及分析方法

本次研究以甲基卡区域伟晶岩为研究对象,选取代表性伟晶岩脉系统取样即Ⅰ带(34号伟晶岩脉)、Ⅱ带(9号、33号伟晶岩脉)、Ⅲ带(104、502号伟晶岩脉)、Ⅳ带(134、151、504号伟晶岩脉)和Ⅴ带(528号伟晶岩脉)(图1b)。在此基础上,选取代表性手标本制成薄片,结合显微镜和背散射图像特征, 选择具有不同的产状和结构原生白云母矿物进行原位主、微量元素分析测试。

表1 甲基卡区域伟晶岩脉类型划分标准和主要矿物组成

白云母主量元素分析和背散射图像拍摄在中国地质科学院矿产资源所电子探针实验室完成,测试仪器为日本电子JEOL JXA-iHP200F场发射电子探针。电子探针实验测试条件为加速电压15kV,束流20nA,束斑直径为10μm。样品采用天然矿物或合成金属氧化物国家标准,包括有石英(Si)、斜长石(Na)、硬玉(Al)、赤铁矿(Fe)、金红石(Ti)、氧化锰(Mn)、镁橄榄石(Mg)、磷灰石(Ca)、钾长石(K)、金云母(F)和石盐(Cl)。Rb和Cs元素的特征峰的测定时间为20s,其他元素为10s。所有数据由ZAF程序校正,大多数元素检出限为100×10-6～300×10-6。云母类矿物晶体化学式中的Li和H2O分别依据Tischendorfetal. (1997, 1999)和Tindle and Webb (1990)公式进行计算。以每个单位晶胞22个氧原子计算为标准。

白云母微量元素原位LA-ICP-MS分析测试分析在中国地质科学院国家地质实验测试中心完成。实验采用美国应用光谱公司ASI J-200 343nm激光剥蚀系统与德国X-Series电感耦合等离子质谱仪联机完成。实验条件为激光剥蚀斑直径为30μm,输出频率为6Hz,能量密度6J/cm2。空白背景值和信号采集时间分别设置为30s和20s。硅酸盐标准样品为NIST SRM610和SRM612,每分析10个样品点后测试1组标准样品以监控仪器状态。数据处理采用ICPMS DataCal软件完成(Liuetal., 2010)。

4 分析结果

4.1 矿物结构

甲基卡区域伟晶岩脉白云母大多呈自形-半自形,与钠长石、微斜长石、绿柱石、锂辉石等共生(图3)。Ⅰ-Ⅳ带伟晶岩脉内,白云母背散射图像均呈现下均一结构的特征(图3a-d),未观察到明显的蚀变现象。Ⅴ带伟晶岩脉内,白云母背散射图像呈现均一结构(图3e)和成分分带(图3f)两种结构特征。成分分带的白云母表现为核部相对较亮,富Rb、Cs的特征,平均含量分别为0.09%和0.15%,而相对较暗的部分平均Cs含量为0.05%,Rb含量则低于检测限。

表2 甲基卡区域伟晶岩中白云母的电子探针分析结果(wt%)

图4 甲基卡区域伟晶岩白云母Mg-Li与Fetot+Mn+Ti-AlⅥ判别图解(据Tischendorf et al., 1997)Fig.4 Plot of Mg-Li vs. Fetot+Mn+Ti-AlⅥ for muscovite from the Jiajika regional pegmatites (after Tischendorf et al., 1997)

4.2 主量元素特征

4.3 微量元素特征

图5 甲基卡伟晶岩白云母替代机制图解Fig.5 Diagram of the replacement mechanism of muscovite in Jiajika pegmatites

白云母微量元素测试分析数据范围见表3,完整数据参照电子版附表2。大部分稀土元素如REE、Y、Sb、Cu、Mo、Ag等均低于检测限。微量元素主要包括Li、Be、Rb、Mn、Zn、Nb、Sn、Cs、Ta、W、Tl和B。Li含量呈现由Ⅰ至Ⅲ带(679.2×10-6～931.0×10-6、418.7×10-6～1524×10-6、377.5×10-6～1667×10-6)逐渐增高,Ⅳ带(649.4×10-6～1353×10-6)和Ⅴ带(452.7×10-6～1228×10-6)略微降低的特征。Be在各个分带伟晶岩之间变化不大。由Ⅰ带至Ⅳ带,白云母呈现出Rb、Mn、Zn、Nb、W和Ta、Tl呈上升,然而至Ⅴ带则发生明显的下降的特征(图6)。然而,由Ⅰ带至Ⅴ带,Cs含量呈现持续增加的特征(图6),范围分别为71.5×10-6～254.8×10-6、109.5×10-6～346.6×10-6、141.1×10-6～755.7×10-6、335.8×10-6～884.3×10-6、412.5×10-6～1360×10-6。总体上白云母K/Rb比值呈现相对下降的趋势,范围为26.3～47.1、19.9～29.2、13.3～27.2、7.4～15.0、8.9～24.2。

图6 甲基卡伟晶岩白云母代表性微量元素箱线图上下横线分别代表最大值和最小值,矩形上下边缘为第一四分位数和第三四分位数,黑色圆圈代表平均值Fig.6 Box whisker of representative trace elements in muscovites from Jiajika regional pegmatitesThe upper and lower horizontal lines represent the maximum and minimum values, the upper and lower edges of the rectangle represent the first and third quartiles, and the black circle represents the average value

图7 甲基卡区域伟晶岩脉白云母矿物K/Rb-Rb (a)和K/Cs-Cs (b)散点图Fig.7 Plots of K/Rb vs. Rb (a) and K/Cs vs. Cs (b) in muscovites of Jiajika regional pegmatites

图8 甲基卡伟晶岩与其他LCT伟晶岩白云母K/Rb-Cs演化图解1-2：仁里伟晶岩(Li et al., 2021);3-4：可可托海3号伟晶岩脉(周起凤等, 2013);5-6：加拿大Rush Lake伟晶岩 et al., 1981);7：西班牙Cap the Creus伟晶岩(Alfonso et al., 2003);8：加拿大Wekusko Lake伟晶岩(Benn et al., 2022);9：加拿大Tanco伟晶岩(加拿大矿物学会数据库未发布数据)Fig.8 Muscovite K/Rb vs. Cs fractionation plot from Jiajika and other LCT pegmatites1-2： Renli pegmatite, Hunan (Li et al., 2021); 3-4： Koktokay No.3 pegmatite, Xinjiang; 5-6： Rush Lake pegmatite, Canada; 7： Cap the Creus pegmatite, Spain (Alfonso et al., 2003); 8： Wekusko Lake pegmatite, Canada (Benn et al., 2022); 9： Tanco pegmatite, Canada (MAC Depository, unpublished data)

5 讨论

5.1 区域伟晶岩脉的两阶段演化

甲基卡区域伟晶岩脉(Ⅰ-Ⅳ带)均发育均一结构的原生白云母,呈自形状与伟晶岩的主要造岩矿物如微斜长石、钠长石、锂辉石等共生。由Ⅰ带至Ⅳ带,它们呈现Li、Rb、Cs、Ta含量逐渐升高,K/Rb和K/Cs比值逐渐降低的特征(图7a, b),不相容元素B、Be、Rb、Cs、Nb、Zn、Sn和Tl等含量逐渐增加的特征,这表明结晶分离是控制甲基卡Ⅰ-Ⅳ带白云母矿物成分演化最主要的控制因素,即Ⅰ-Ⅳ带均一结构的原生白云母为岩浆阶段的产物。

然而,明显不同于Ⅰ-Ⅳ带,Ⅴ带内白云母矿物呈现成分分带的特征,化学组分发生明显变化,即呈现出Cs2O含量明显增高,B、Be、Rb、Cs、Nb、Zn、Sn和Tl等明显降低的特征(图6)。白云母这种矿物结构和化学组分的变化,可能受到：(1)外界熔体或流体的注入;(2)竞争矿物结晶导致体系组分不平衡;和(3)体系中熔体发生不混溶导致使得体系组分发生改变,进而导致同种矿物含量发生变化(周起凤等, 2013)。考虑到甲基卡伟晶岩结晶过程中无明显外来物质的加入且围岩蚀变有限(Wangetal., 2022),因此,排除外界熔体或流体的注入导致各结构带云母振荡变化的可能性。同时,竞争矿物通常仅仅影响尺度较小的同一矿物颗粒主微量成分的变化,但不是Ⅴ带伟晶岩脉整体的白云母微量成分变化。因此,熔体不混溶是控制Ⅴ带内云母主微量组分振荡变化的主要机制,表明体系已由以熔体为主的阶段进入以熔流体为主相对不稳定的阶段。类似的结构现象在新疆可可托海(周起凤等, 2013)和赣西狮子岭(刘泽等, 2023)等地已有报道,它们是液相不混溶而形成的成分分带(周起凤等, 2013)。

上述表明,甲基卡区域伟晶岩脉发生了两阶段演化,Ⅰ-Ⅳ带为岩浆结晶分异主导的岩浆阶段,而Ⅴ带为流体出溶主导的岩浆-热液过渡阶段。

5.2 区域伟晶岩分异演化程度与锂矿化的潜在标志

甲基卡早期伟晶岩脉白云母Li含量为679.2×10-6～931.0×10-6,它已经达到大部分富锂伟晶岩脉的Li的矿化含量下限,如美国Black Hills锂辉石伟晶岩(≥500×10-6; Jolliffetal., 1992),表明甲基卡伟晶岩熔体锂含量较高。同时,甲基卡早期伟晶岩脉中白云母中B的浓度为158×10-6,所有伟晶岩中的平均值为213×10-6,高于幕阜山地区伟晶岩(46.3×10-6; Lietal., 2021)和爱尔兰Leinster伟晶岩(165×10-6; Kaeteretal., 2018)。同时考虑到在Ⅰ至Ⅲ带内伟晶岩内发育电气石,表明初始熔体内极富B。因此,甲基卡伟晶岩初始熔体具有极高的挥发分如Li和B,就位时即是富集稀有金属的伟晶岩熔体。这与前人在甲基卡早期伟晶岩脉中实测熔体包裹体Li含量超过了1000×10-6的现象相符(Dengetal., 2022),表明初始熔体远高于Li成矿的预富集条件(～500×10-6; Maneta and Baker, 2019)。

本次统计国内外典型锂辉石型伟晶岩白云母K/Rb和Cs数据,总结了锂辉石伟晶岩脉Cs含量和K/Rb分馏指数之间的关系,从而评估潜在的锂矿化(图8)。K/Rb和Cs散点图表明,锂辉石型伟晶岩脉白云母K/Rb比值一般低于100,明显低于深熔成因伟晶岩的白云母K/Rb>250(Stern, 1966)。锂辉石伟晶岩脉主要经历了中等或高等程度的岩浆演化过程。Cs的含量尽管在含Li和贫Li伟晶岩中的分布有一定的重叠,但在200×10-6以下的白云母寄主伟晶岩一般贫Li,而高于400×10-6的情况下则很可能伴随Li矿化的出现。K/Rb≤20可以作为区分含Li伟晶岩和贫Li伟晶岩的参考值,低于这一比值的伟晶岩往往伴有不同程度锂矿化。

6 结论

本文通过对甲基卡矿床区域伟晶岩中白云母特征的精细分析,得出以下认识：

(1)甲基卡矿床区域伟晶岩脉发育两阶段演化,早阶段在Ⅰ-Ⅳ带内形成有均一结构的原生白云母,指示矿物演化受岩浆结晶分异控制;在Ⅴ带内形成具有成分分带的白云母,成分演化受结晶分异和液相不混溶共同控制,即岩浆-热液过渡阶段的产物。

(2)甲基卡矿床区域伟晶岩脉初始熔体挥发分(Li、B、P)含量极高,伟晶岩岩浆就位时是高度分异演化的稀有金属伟晶岩岩浆。白云母中相对较低的Cs2O含量和K/Rb、K/Cs比值,表明甲基卡岩浆就位后经历了中等程度的结晶分异。

(3)白云母中Cs含量和K/Rb比值可作为伟晶岩分异演化程度的潜在指示标志。当Cs含量≥400×10-6或K/Rb≤20时,可以作为判断矿化形成锂辉石的地球化学指标。