松潘-甘孜-西昆仑花岗伟晶岩型稀有金属成矿带成矿规律
李建康1*，李鹏1，严清高1，王登红1，任广利2，丁欣3
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
2 中国地质调查局西安地调中心
3 中国地质大学（北京）地球科学与资源学院
松潘-甘孜-西昆仑成矿带全长2800km，因近年来这里不断取得令人瞩目的锂矿勘查成果，已成为一条新发现的世界级伟晶岩型稀有金属成矿带。
在其东段的川西地区，甲基卡矿田发现了Li2O储量88万吨超大型X03号脉矿、可尔因矿田发现了Li2O储量达50万吨超大型李家沟锂矿和党坝矿床新增66万吨Li2O储量；在其中段的青海与四川交界处，新发现的扎乌龙-草陇锂辉石伟晶岩矿区，Li2O资源量有望达到超大型规模；在其西段的新疆大红柳滩矿田，新发现了白龙山、大红柳滩南、507道班等大型-超大型锂矿床；该成矿带向西还出了国界，在阿富汗境内发现了Li2O储量超100万吨的Pasgushta等锂辉石伟晶岩矿床。
松潘-甘孜-西昆仑成矿带找矿潜力巨大，其成矿作用和成矿规律如何？倍受业内专家学者关注！带内大量产出富Li-Cs-Ta（LCT）型花岗伟晶岩，已发现了70余处以锂为主、共（伴）生铍铌钽的稀有金属矿产地。其中超大型锂矿床（Li2O>50万吨）5处，大型锂矿11处，中型锂矿床7处、中型铍矿床2处、小型锂矿床3处、小型铍-铌钽矿床2处、小型白云母-铍矿床1处和小型铌钽矿床1处等，集中产于5个矿田之中。
本文系统总结了该成矿带稀有金属矿床的地质特征和成矿规律，揭示了稀有金属大规模成矿的机制和主控因素。
研究认为，西康群-巴颜喀拉山群变沉积岩是各花岗岩-伟晶岩系统的成岩成矿物质来源，是众多大型、超大型稀有金属伟晶岩的“土壤”，变沉积岩的深熔作用产生富锂花岗质岩浆。成矿带内各伟晶岩型稀有金属矿床产于三叠系西康群-巴颜喀拉山群变质热穹隆中；与强过铝质、高碱性/基性组分比、富锂（Li）和挥发分的二云母花岗岩时空紧密共生，形成于晩三叠世古特提斯造山过程中，构成花岗岩-伟晶岩成矿系统。各矿田内，伟晶岩脉围绕花岗岩成群成带分布，锂辉石是主要的矿石矿物，晩期热液交代作用较弱。“造山作用-变质深熔-岩浆分异”对稀有金属成矿联合控制。厚层、高成熟度和富Li的变沉积岩源岩，富Li、Rb、Cs等元素的变质热穹隆，花岗岩的稀有金属元素组合，伟晶岩区域分带等是地质找矿标志。
作者建议，在今后工作中，除了重视伟晶岩研究外，还应重视花岗岩-伟晶岩系统源岩和母花岗岩体的研究；加大扎乌龙矿田及其周边的找矿工作。
本文研究成果为该成矿带今后的稀有金属找矿提供新的思路和理论指导，对全国其它地区稀有金属矿产勘查和矿床学研究都有重要启示和借鉴作用。
7.4 “造山过程-变沉积岩深熔-岩浆分异”对成矿作用的联合控制
花岗伟晶岩是锂（Li）、铍（Be）、铌（Nb）和钽（Ta）等战略性矿产资源的重要来源。近年来，由于新兴绿色产业的发展，锂等资源的需求快速增长，全球掀起伟晶岩型稀有金属资源的找矿高潮。近年来，中国在青藏高原东北缘的松潘-甘孜造山带及其西延部分（西昆仑甜水海地区）的花岗伟晶岩型锂资源找矿工作取得重大突破（图1）：（1）川西甲基卡矿床新发现X03号脉（Li2O储量88万吨），在川西可尔因矿田，新发现的李家沟锂矿Li2O储量达到50万吨，党坝矿床新增Li2O储量约66万吨；（2）发现青海与四川交界处的扎乌龙-草陇锂辉石伟晶岩矿区具有巨大锂找矿潜力，Li2O资源量有望达到超大型规模；（3）在西昆仑甜水海地区的大红柳滩矿田，发现新疆白龙山、大红柳滩南、507道班等超大-大型锂矿。这些找矿发现使松潘-甘孜-西昆仑成为世界级伟晶岩型稀有金属成矿带。该成矿带往西经帕米尔高原延伸至阿富汗兴都库什山脉，产出Li2O储量超100万吨的Pasgushta等锂辉石伟晶岩矿床，构成亚洲"锂腰带"。
图1 松潘-甘孜-西昆仑成矿带主要稀有金属伟晶岩矿田（床）分布简图
伴随伟晶岩型稀有金属资源的找矿高潮，国内外学者也日益重视稀有金属伟晶岩的研究，针对稀有金属伟晶岩成矿构造背景、花岗岩-伟晶岩成因联系、伟晶岩熔体形成和演化等重要科学问题取得了许多新的认识，建立了多种伟晶岩成岩成矿模型。在松潘-甘孜-西昆仑成矿带，各稀有金属伟晶岩矿床既有围绕花岗岩成群成带分布的共性，又表现出区域分带、成矿模型和时空分布等方面的差异，是研究伟晶岩成矿作用和成矿规律的典理想地区。近年来，国内学者对甲基卡、可尔因、扎乌龙和大红柳滩等地区的稀有金属伟晶岩开展了大量研究，积累了丰富的地质-地球化学数据。本文基于前人对松潘-甘孜-西昆仑成矿带的研究，结合作者的未发表资料及对其他地区伟晶岩型稀有金属矿床的研究，系统总结该成矿带内稀有金属矿床的地质特征和成矿规律，揭示稀有金属大规模成矿的机制和主控因素，为该成矿带今后的稀有金属找矿提供新的思路和理论指导。
在大地构造单元上，松潘-甘孜-西昆仑伟晶岩型稀有金属成矿带主要位于松潘-甘孜造山带。成矿带从该造山带东部的松潘-甘孜地区，向西经可可西里延伸至造山带西部的西昆仑甜水海地区，东西跨度约2800km，呈倒三角形状（图1）。该成矿带暨造山带东部与扬子陆块拼合于龙门山构造带，北部通过阿尼玛卿-东昆仑、麻扎-康西瓦缝合带与华北-塔里木陆块拼接，西南缘以金沙江古特提斯缝合带与羌塘陆块相接（图1）。
松潘-甘孜造山带形成于晚三叠世华北-塔里木、扬子和羌塘陆块汇聚及巴颜喀拉洋盆（古特提斯洋盆的一部分）闭合的造山过程中。在三叠纪，巴颜喀拉洋盆沉积了一套厚度超过17000m的复理石建造（任纪舜等，1980），主要由砂岩、板岩组成，总体上属于变泥质岩。该套沉积在松潘-甘孜-西昆仑成矿带普遍出露，在青海和南疆地区称为巴颜喀拉山群，在川西地区称为西康群（图2）。川西地区主要出露西康群中部、上部，包括上三叠统的杂古脑组、侏倭组、新都桥组；出露地层下部以砂岩为主，向上经砂岩、板岩互层过渡到以板岩为主（于远山等，2018）。巴颜喀拉山群主要为黑云母石英片岩、变细粒长石石英砂岩夹石英粉砂岩、板岩（魏小鹏，2018）。西康群板岩中含有大量黏土矿物（占比25~35vol%）和少量黑云母；黏土矿物主要为伊利石（＞50vol%）、伊蒙混层（＜40vol%）、绿泥石（1〜12vol%）和高岭石（1〜6vol%）；全岩锂含量平均约60ppm（1ppm=1ggg-1），Li主要赋存在黑云母（130〜280ppm）和黏土矿物（50〜250ppm）中（笔者未发表数据）。
2 松潘-甘孜-西昆仑成矿带东部（川西地区）稀有金属矿床分布图
①金沙江缝合带；②甘孜-理塘缝合带；③阿尼玛卿缝合带；④龙门山构造带。伟晶岩型稀有金属矿产地：编号1~2，分别对应扎乌龙矿田的石渠县扎乌龙和玉树州草陇矿床；3~10，分别对应可尔因矿田的马尔康县党坝、加达、热足、雀洛、高壤，金川县李家沟、业隆沟和壤塘县斯约武矿床；11~13，分别对应甲基卡-容须卡矿田的康定县甲基卡、雅江县木绒和道孚县容须卡矿床；14~16，分别对应九龙矿田的九龙县三岔河、洛木和塔今矿床，17~20，分别对应四川小金红杉林、丹巴大水井、泸定磨西和川汶川山葱林矿床. 各矿产地的主要特征见网络版附表S1. 据Li等（2019）.
松潘-甘孜-西昆仑成矿带产出众多S型、I型及少量A型花岗岩，各类型花岗岩集中形成于227~195Ma，少量产于侏罗纪（胡健民等，2005；蔡宏明，2010）。S型花岗岩与伟晶岩空间关系密切，多呈圆形或长条状产出，侵位于西康群-巴颜喀拉山群变质热穹隆中，岩体边缘多具片麻状构造，显示出同构造侵位特征（侯立玮和付小方，2002），花岗岩浆的形成可能与三叠系下部大型拆离滑脱构造相关（胡健民等，2005）。
松潘-甘孜-西昆仑成矿带产出大量富Li-Cs-Ta（LCT）型花岗伟晶岩，形成70余处以锂为主、共（伴）生铍铌钽的稀有金属矿产地。该矿产地包括川西康定县甲基卡、雅江县木绒、金川县李家沟、马尔康县党坝，以及新疆白龙山等5处超大型锂矿床（Li2O>50万吨），11处大型锂矿（50万吨>Li2O>10万吨），7处中型锂矿床（10万吨>Li2O>1万吨），2处中型铍矿床（1万吨>BeO>2千吨），3处小型锂矿床（Li2O<1万吨），2处小型铍-铌钽矿床（BeO<2000吨；Ta205<500t；Nb2O5<1万吨），1处小型白云母-铍矿床（白云母<200吨）和1处小型铌钽矿床（网络版附表S1，http：//earthcn.scichina.com；图2、3）。
图3 松潘-甘孜-西昆仑成矿带西昆仑地区大红柳滩矿田稀有金属矿床分布图
伟晶岩型稀有金属矿产地：编号21〜32分别为新疆阿克沙依、阿克塔斯、大红柳滩东、大红柳滩南、白龙山、509道班西、505道班、507道班、雪凤岭、双牙、俘虏沟南2号、俘虏沟南1号等矿床。各矿产地具体特征见附表S1。据李侃等（2019）.
在松潘-甘孜-西昆仑成矿带中，伟晶岩脉群往往围绕花岗岩分布，构成花岗岩-伟晶岩成矿系统（图2、3）。由于单一花岗岩-伟晶岩成矿系统的伟晶岩脉群分布范围广，前人在勘查过程中往往把某一区域一条或多条稀有金属伟晶岩脉归为某一矿床。但按照矿床的“源-运-储”系统属性，同一花岗岩-伟晶岩系统在较大空间范围内产出的多个伟晶岩脉宜归为同一矿床，如产出含多条大型锂辉石伟晶岩脉的甲基卡锂矿床。但为了沿用前人的矿床命名，本文把某一花岗岩-伟晶岩系统中前人命名的多个矿床归为一个矿田。由此，本文划分出大红柳滩、可尔因、扎乌龙和九龙等稀有金属矿田（图2、3；附表S1）。同时，虽然甲基卡、木绒、容须卡等矿床不属于同一花岗岩-伟晶岩系统，但因空间距离近，本文也把三者归为一个矿田，即甲基卡-容须卡矿田（图2；附表S1）。此外，造山带东北部的四川平武县产出雪宝顶中型钨铍钨锡多金属矿床，其属于晶洞伟晶岩型矿床，因研究程度低，不是本文研究的重点。
在松潘-甘孜-西昆仑成矿带，甲基卡、可尔因、大红柳滩等矿田（床）的花岗岩-伟晶岩系统中，花岗岩主要属于二云母花岗岩或以二云母花岗岩为主的花岗岩杂岩体（图3、4），扎乌龙矿田的白云母花岗岩可能实为二云母花岗岩蚀变形成（青海省地质矿产局，1990）。二云母或白云母花岗岩体内部多产出以微斜长石和石英为主的伟晶状包体；岩体边缘产出似伟晶岩相或似伟晶岩壳。扎乌龙白云母花岗岩的似伟晶岩相约占岩体出露面积的10%（李兴杰等，2018），甲基卡二云母花岗岩的似伟晶岩壳含有绿柱石和铌钽铁矿等矿物（Deng等，2022）；大红柳滩矿田白龙山伟晶岩矿床中，与二云母花岗岩接触的伟晶岩（王核等，2021），可能属于岩体的似伟晶岩相，出露宽度约lkm。
图4 川西甲基卡、可尔因和扎乌龙矿田(床)地质图
(a)甲基卡锂矿床；(b)可尔因锂矿田；(c)扎乌龙锂矿田(四川和青海境内分别为扎乌龙和草陇矿床)。伟晶岩类型：I，微斜长石型；II，微斜长石-钠长石型；III，钠长石型；W，钠长石-锂辉石型；V，钠长石-锂(白)云母型。据李建康等(2007)和李兴杰等(2018).
各花岗岩-伟晶岩系统中，花岗岩的铝饱和指数（ASI）一般大于1.1，铝碱指数（A/NK）＞1.2，碱性与基性组分的摩尔分数比（碱性指数，RAB=（Li+Na+K）/（Mn+Fe+Mg+Ca+Ti））—般大于2（图5；附表S2）。花岗岩一般发育富L1云母、氟磷灰石和电气石等稀有金属成矿指示性矿物。例如，在甲基卡二云母花岗岩中，黑云母主要为黑鳞云母，其L1含量为4000~6000ppm（侯江龙等，2018a），局部有黑磷云母热液蚀变成因的锂辉石（王道德和朱书俊，1963）；氟磷灰石呈毛发状或针状大量产出，电气石赋存大量富H2O熔体包裹体（Deng等，2022）。在可尔因矿田的花岗岩杂岩体中，石英闪长岩、黑云母花岗岩、二云母花岗岩的黑云母Li含量分别约为1700、2500、3000ppm（马圣钞等，2019）。各花岗岩也具有较高的L1等稀有金属元素含量（图5c），甲基卡、可尔因等矿田中二云母花岗岩L1含量集中在100~500ppm（李建康等，2007；马圣钞等，2019；侯江龙等，2020），明显高于全球花岗岩的Li含量平均值（30ppm；刘英俊等，1984）；总体上，各花岗岩的L1含量与Nb/Ta比值呈反相关（图5c），反映出岩浆分异程度对岩体锂含量有一定制约作用。在雪宝顶铍钨锡矿床中，成矿母岩体（浦口白云母花岗岩）的Be（〜20ppm）、W（~10ppm）和Sn（〜lOOppm）含量（朱鑫祥，2021），分别是锂矿田中二云母或白云母花岗岩对应元素含量的2、4和5倍（图5d；附表S2）。以上花岗岩的稀有元素含量特征显示，花岗岩-伟晶岩系统中花岗岩组成对伟晶岩矿种组合有一定的制约作用。
图5 松潘-甘孜-西昆仑成矿带内主要花岗岩-伟晶岩系统中花岗岩的岩石化学特征
(a)〜(d)分别表示各伟晶岩田中花岗岩碱性指标的铝饱和指数(ASI)vs。铝碱指数(A/NK，Al/(Na+K))图解、ASIvs。碱性指数(RAB=(L1+Na+K)/(Mn+Fe+Mg+Ca+Ti))分布图、Li含量vs. Nb/Ta分布图、Be和Sn含量分布图。相关数据见附表S2.
在产于变沉积岩的花岗岩-伟晶岩系统中，伟晶岩熔体多沿地层层理或片理及切层断裂自花岗岩向外迁移，往往使伟晶岩围绕花岗岩产生区域分带（London，2008）；但因伟晶岩熔体的挥发分易于在地层中扩散，单条伟晶岩脉的内部分带发育程度较差（Roda-Robles等，2012；Hulsbosch等，2014）。在松潘-甘孜-西昆仑成矿带，产在西康群-巴颜喀拉山群中的伟晶岩亦是如此，但受控于花岗岩产状及剥蚀作用，各矿田（床）的伟晶岩区域分带发育程度和模式不同。甲基卡是迄今为止发育最完整区域分带特征的伟晶岩矿床，被Cerny（1992）列为伟晶岩区域分带的典型实例。其分带具体表现为，自二云母花岗岩向外，呈同心圆状依次产出微斜长石型、微斜长石钠长石型、钠长石型、钠长石锂辉石型、钠长石锂（白）云母型伟晶岩（图4a；图6）。大红柳滩矿田可能因差异性剥蚀作用而总体上呈东西向分带，西部为微斜长石伟晶岩，向东经钠长石伟晶岩逐渐过渡为锂辉石伟晶岩。可尔因矿田东南部伟晶岩群的区域分带较发育（图4b）。同时，在各矿田中伟晶岩内部分带一般不太发育，多发育3〜5带（图6），锂辉石-钠长石-石英组合是锂矿化伟晶岩的主体内部结构带（李建康等，2007）。如扎乌龙矿床14号伟晶岩脉，由边缘到内部可分为细粒白云母石英边界带（约2vol%）、块体微斜长石带（〜23vol%）、块体钠长石锂辉石带（〜35vol%）和块体石英锂辉石带（〜40vol%），锂辉石可达30cmx10cm（Yan等，2020）。此外，可能受液相线过冷因素影响，一些伟晶岩（如甲基卡X03号脉）在高成核密度下结晶，发育细粒或微晶结构带（张辉等，2021），微晶锂辉石粒径约为（1〜0.5）mmx（0.1〜0.5）mm（付小方等，2021；Wang等，2022）。
图6 甲基卡矿床中典型伟晶岩脉类型和内部分带对比图(李建康等，2007)
图中I〜V分别指微斜长石型、微斜长石钠长石型、钠长石型、钠长石锂辉石型、钠长石锂(白)云母型伟晶岩；根据主体伟晶岩类型，308、134和161、80号脉分别归为微斜长石-钠长石型、钠长石-锂辉石型、钠长石-锂(白)云母型伟晶岩。为了方便对比，各伟晶岩脉垂直展示，不代表伟晶岩直立产出.
在全球，稀有金属花岗岩-伟晶岩系统多产出在巴罗式递进变质热穹隆构造中（Cerny，1992），如美国南达科他州BlackHills伟晶岩田（Norton和Redden，1990）、欧洲中阿尔卑斯造山带中的伟晶岩田（Guasto-ni等，2014）。在松潘-甘孜-西昆仑成矿带，川西雅江变质热穹隆群产出甲基卡、容须卡、长征、瓦多等热穹隆，赋存甲基卡、容须卡、长征和木绒等伟晶岩矿床（图7a）；在川西可尔因矿田，花岗岩和各类型伟晶岩侵位于三叠系西康群变质热穹隆中（图7b）。在这些变质热穹隆中，矽线石、十字石、红柱石、石榴子石、黑云母等变质相呈同心环状产出，花岗岩体一般位于热穹隆的中心（图7）。由于稀有金属伟晶岩的结晶条件（300〜500MPa、500〜700℃；London，2008）与十字石、红柱石的变质温压条件（600〜800MPa、620〜630℃；Zhao等，2019）接近，稀有金属伟晶岩主要产于十字石和红柱石变质带中（图7）。此外，雪宝顶矿床也受到紫柏杉变质热穹隆控制。对于这种与伟晶岩有关的变质热穹隆，Nonron和Rnonrn（1990）、侯立玮和付小方(2002)称之为花岗岩浆底辟穹隆；庄育勋(1994)提出挤压造山过程的“热-构造-片麻岩穹隆”模型来解释其形成机制；许志琴等(2019)称其为“片麻岩穹隆”构造，认为其可以指示伟晶岩形成的P-T条件，揭示“变形-变质-岩浆深熔-伟晶岩成矿”的时空耦合、制约与相互作用(Xu等，2020)。
图7 四川甲基卡-容须卡（a）和可尔因（b）矿田的变质热穹隆构造
1，花岗岩；2，花岗闪长岩；3，矽夕线石带；4，十字石带；5，红柱石带；6，石榴子石带；7，黑云母带；8，三叠系西康群；9，伟晶岩型稀有金属矿床。（a）中，木绒矿床隐伏于十字石-红柱石变质带。据许志琴等（2019）.
综上所述，在松潘-甘孜-西昆仑成矿带中，稀有金属伟晶岩与花岗岩密切共生，发育不同的伟晶岩区域分异-分带模式，产于变质热穹隆中。这种“花岗岩-伟晶岩-变质热穹隆”三位一体式地质特征，是揭示成矿规律的基本要素。
在松潘-甘孜-西昆仑成矿带，各伟晶岩矿田的稀有金属矿物主要包括锂辉石、绿柱石、铌钽铁矿、磷铝锂石、锂云母、锂绿泥石等(附表S1)，但大红柳滩矿田产出较多绿色锂电气石和少量硅铍石，可尔因和大红柳滩矿田还含有较多磷铝锂石(马圣钞等，2019；梁婷等，2021)。
与世界上许多伟晶岩产出粗晶原生透锂长石、发育热液交代成因锂辉石的特征不同，甲基卡、可尔因、扎乌龙、大红柳滩等矿田未见原生透锂长石，锂铝硅酸盐矿物以锂辉石为主，且锂辉石的热液交代特征不明显，只有极少数锂辉石的交代边占到锂辉石体积的50%。尽管如此，在松潘-甘孜-西昆仑成矿带中，仍可划分出五种锂辉石热液交代作用类型：(1)早期结晶的锂辉石边缘生长热液锂辉石，在背散射光下早期锂辉石和晚期热液锂辉石分别呈现出淡色和暗色，二者呈不规则凹凸状接触，反映出早期锂辉石被热液溶蚀后重新结晶的特征(图8a；Wang等，2022)；⑵锂辉石边缘发育蠕虫状锂辉石-石英合晶(SQI)，部分SQI中存在次生透锂长石（图8b和8C），反映伟晶岩熔体在锂辉石结晶过程中因压力降低而结晶出透锂长石、后者又因温度降低转化为SQI的过程（Charoy等，2001）；（3）碱性交代：锂辉石边缘产出由锂辉石、石英和钠长石/钾长石组成的蠕虫状结构或微晶集合体（图8d），其形成对应于反应：LiAlSi2O6（锂辉石）+Na+/K++SiO2（石英）—NaAlSi3O8（钠长石）/KAlSisO8（钾长石）+Li+（London和Burt，1982）；⑷弱酸性交代：锂辉石边缘产出锂辉石、石英和白云母微晶集合体，或锂辉石呈残缺板状与石英和细小鳞片状白云母共生（图8e），对应3LiAlSi2O6+K++2H+^KAl3Si3O10（OH）2（白云母）+3Si2O+3Li+（London和Burt，1982）；（5）酸性交代：锂辉石内部穿插或粒间发育锂绿泥石和石英，对应于5LIA1SI2O6+6H++H2O^LiA15Si3O10（OH）8（锂绿泥石）+7SiO2+4Li+（图8f；Bobos等，2007）。
图8 松潘-甘孜-西昆仑成矿带锂辉石伟晶岩的热液交代现象
(a)甲基卡134号脉中次生锂辉石在原生锂辉石晶体边部重新结晶；(b)甲基卡134号脉中锂辉石边部生长的透锂长石转变为锂辉石-石英合晶(SQI)；(c)甲基卡134号脉中锂辉石边部发育的SQI；(d)扎乌龙14号脉锂辉石发生钠质交代作用；(e)新疆白龙山锂矿中锂辉石发生弱酸性交代作用，形成白云母；(f)扎乌龙矿床中锂辉石发生酸性交代作用，形成锂绿泥石。(a)~(c)引自Wang等(2022)，(d)和(f)引自熊欣等(2021a)，(e)引自Yin等(2020)。Spd，锂辉石；Ab，钠长石；Mus，白云母；Ck，锂绿泥石；Pet，透锂长石；Qz，石英；CGM，铌钽铁矿。比例尺长度为200um.
在松潘-甘孜-西昆仑成矿带，各稀有金属矿田中二云母花岗岩的石英一般富含硅酸盐熔体包裹体。这些熔体包裹体包含白云母、磷灰石等固相和H2O-CH4（-H2）流体相（Li和Chou，2015；Fei等，2021）。在甲基卡二云母花岗岩中，利用热液金刚石压腔开展的加热实验表明，当固相完全熔化后，熔体包裹体中产生贫H2O相和富H2O相熔体、富H2O流体相共存的现象；继续加热，富H2O流体相在约750〜800°C溶解在富H2O熔体相中，形成富H2O熔体和贫H2O熔体的不混溶性共存；两不混溶相在约800-850°C完全均一（图9a；Li和Li，2014；Li和Chou，2015）。此类熔体包裹体中富H2O熔体相与花岗岩似伟晶岩壳中的熔体包裹体具有相似的组成和热力学特征（图9；Deng等，2022）。这些特征说明花岗岩浆在演化过程中可以发生液态不混溶作用，且不混溶作用可能是花岗岩浆分异出伟晶岩熔体的重要机制（Deng等，2022）。此外，由花岗岩及其伟晶岩壳中的熔体包裹体的热力学特征，推算甲基卡二云母花岗岩形成于约550MPa、800~850°C（图9；Deng等，2022）；实测熔体包裹体H2O含量约为6~8wt%（作者未发表数据）。
图9 甲基卡二云母花岗岩及其似伟晶岩壳中熔体包裹体的热力学特征
(a)MIGranite、MIGMP1、MIGMp2分别为花岗岩石英中含H2O-CH4熔体包裹体、花岗岩似伟晶岩壳石英中含H2O-CH4熔体包裹体和含H2O-CO2熔体包裹体。MIGranite在约750〜800℃，分离出富H2O和贫H2O熔体相；在800-850℃完全均一，该温度代表包裹体的捕获温度。在约750-850℃，MIgmp1流体相和固相相同时溶解在熔体中，显示出熔体包裹体捕获于H2O饱和状态；但MIGMp2无法实现均一，显示其捕获于H2O过饱和状态。根据MIgmp1及其共生H2O-CO2-NaCl包裹体的热力学特征，估算花岗岩形成于550~700MPa范围的低值，即约550MPa；基于Ab-Or-Qz-H2O最低共熔点组分的H2O饱和固相线(粗线)、H2O饱和液相线(点线)和最低H2O含量液相线(断线)(Holtz等，2001)，估算似伟晶岩壳中熔体包裹体H2O含量约为12wt%(不代表花岗岩中熔体包裹体H2O含量)。据Deng等(2022).
富晶体包裹体是伟晶岩的特征性流体包裹体类型（Roedder，1992）。松潘-甘孜-西昆仑成矿带的锂辉石伟晶岩含有大量富晶体包裹体，锂辉石中的富晶体包裹体含有亚稳定相方石英(Li和Chou，2016)、火成扎布耶石(非盐湖自然沉积的水成扎布耶石；Liu和Li，2022)、原生锂绿泥石(非锂铝硅酸矿物低温热液蚀变成因；Ding等，2020)等矿物。这些非典型矿物的形成证明富晶体包裹体为伟晶岩结晶过程中捕获的原生包裹体。Li和Chou(2017)利用热液金刚石压腔，原位观测到甲基卡134号脉锂辉石中富晶体包裹体在500〜700°C完全均一至高密度硅酸盐水溶液。而后，Xiong等(2019)、熊欣等(2021b，2022)和Fei等(2021)对扎乌龙、甲基卡和可尔因矿田(床)锂辉石伟晶岩开展了流体包裹体研究，发现这些伟晶岩表现出一致的P-T演化轨迹(图10)。Xiong等(2019)和熊欣等(2021b，2022)提出，在较早阶段(>450°C、>300MPa)，绿柱石和锂辉石结晶过程中捕获富晶体包裹体，伟晶岩结晶介质为低盐度、偏碱性、富碳酸盐的高密度硅酸盐熔体或水溶液；在较晚阶段(约400-300°C、约300~200MPa)，石英中的富CO2流体包裹体指示结晶介质为低盐度、弱酸性的盐水体系；而后，伟晶岩进入热液交代阶段。总体而言，弱碱性环境是锂辉石形成的有利条件(Liu等，2022a，2022b)，较低的盐度不利于锂辉石后期遭受较强烈的碱性交代(London和Burt，1982)。
图10 松潘-甘孜-西昆仑成矿带中主要伟晶岩矿田(床)与国外典型稀有金属伟晶岩矿床的P-T演化轨迹
美国Hardlng、加拿大Tanco和津巴布韦Blklta伟晶岩的P-T轨迹及LiAlSiO4-SiO2-H2O相图引自London（1984），甲基卡、可尔因和扎乌龙的P-T轨迹引自Li和Chou（2016）、Xiong等（2019）、Fei等（2021）和熊欣等（2021b，2022）.
近年来，刘丽君等(2017)、侯江龙等(2018b)、Fan等(2020)、Zhang等(2021)、Zhou等(2021)和Zhao等(2022)对松潘-甘孜-西昆仑成矿带的西康群-巴颜喀拉山群及典型伟晶岩矿田(床)中的二云母花岗岩、富锂和贫锂伟晶岩开展了锂同位素组成的分析(附表S3；图11)。在白龙山(属于大红柳滩矿田)和甲基卡矿床，西康群-巴颜喀拉山群和二云母花岗岩的δ7Li分别为-2.5〜3.2‰、-3.1〜1.9‰(图11)，该差异符合变泥质岩与其深熔成因花岗质熔体间的Li同位素分馏特征(Teng等，2006)。而且，邻近花岗岩的贫锂伟晶岩较花岗岩具有较高δ7Li值(图11)。在花岗岩浆结晶过程中，云母等矿物较平衡熔体具有较低的δ7Li值，导致花岗岩浆晚期分异形成的伟晶岩熔体具有较高的δ7Li(Teng等，2006)，所以花岗岩-伟晶岩的δ7Li变化特征反映出花岗岩浆分异出伟晶岩熔体的过程。此外，从贫锂到富锂伟晶岩，δ7Li显示出降低的趋势，前者，δ7Li变化为-0.8~11.6‰，后者变化于-1.4~1.9‰；一些学者认为这是伟晶岩熔体中流体出溶的结果(如Fan等，2020；Zhang等，2021)，也可能因为6Li较7Li具有较高的扩散速率，在伟晶岩熔体自花岗岩向外迁移和演化过程中，6Li倾向富集于远离岩体的锂矿化伟晶岩(Chakraborty和Upadhyay，2020)。综上所述，Li同位素特征不但指示出花岗岩-伟晶岩系统的成岩成矿物质来源于西康群-巴颜喀拉山群，也反映出花岗岩浆分异出伟晶岩熔体、伟晶岩熔体分异形成富锂伟晶岩熔体的过程。
图11 川西甲基卡矿床和新疆大红柳滩矿田白龙山矿床的锂同位素组分特征
箭头指示出从贫锂到富锂伟晶岩，δ7Li呈降低趋势。相关数据见附表S3
本文搜集了甲基卡、可尔因、扎乌龙和大红柳滩矿田（床）花岗岩-伟晶岩系统及西康群的Sr-Nd-Hf同位素数据（附表S4、S5）。在各伟晶岩矿田（床）中，花岗岩体的εNd(t)值集中在-8〜-10，均落于西康群变沉积岩的εNd(t)范围（-13.1〜-3.2）；花岗岩和西康群-巴颜喀拉山群的（87Sr/86Sr）i都集中于0.71〜0.72（图12a）。在花岗岩-伟晶岩系统中，统计的301颗锆石中，251颗锆石的εHf(t)集中在-13〜0；在εHf(t)vs.年龄图中，花岗岩-伟晶岩系统与西康群-巴颜喀拉山群的钿应）对应的地壳年龄均为1200〜1900Ma上（图12b）。该年龄值与花岗岩、伟晶岩和西康群-巴颜喀拉山群的锆石两阶段模式年龄（Tdm2）峰值一致（图12c、12d）。这些特征进一步说明了花岗岩与伟晶岩具有直接的成因联系，也证明了西康群-巴颜喀拉山群是各花岗岩-伟晶岩系统的成岩成矿物质来源。
图12 松潘-甘孜-西昆仑成矿带三叠系西康群-巴颜喀拉山群和甲基卡、可尔因、扎乌龙、大红柳滩等四个花岗岩-伟晶岩系统的Sr-Nd-Hf同位素特征
(a)和(b)分别为西康群-巴颜喀拉山群和四个典型花岗岩-伟晶岩系统的全岩(87Sr/86Sr)vs。细⑴图和锆石U-Pb年龄vs。电血)图，(b)的底图引用自吴福元等(2007)；(c)和(d)分别为西康群-巴颜喀拉山群和四个典型花岗岩-伟晶岩系统的锆石Hf同位素两阶段模式年龄(Tdm2)分布图。相关数据见附表S4、S5.
松潘-甘孜-西昆仑成矿带内主要伟晶岩矿田（床）的锆石/锡石/铌钽铁矿U-Pb和白云母Ar-Ar等同位素体系定年结果见附表S6，该表未列入高U或热液蚀变锆石的U-Pb定年结果。如图13所示，甲基卡、大红柳滩、可尔因和扎乌龙等花岗岩-伟晶岩系统具有相近的同位素年龄，二云母或白云母花岗岩锆石U-Pb年龄分布于约200~220Ma，此年龄可视为花岗岩侵位年龄；伟晶岩锆石/铌钽铁矿/锡石U-Pb年龄略微晚于花岗岩锆石U-Pb年龄，集中在190~210Ma，该年龄可代表伟晶岩结晶年龄。这些同位素定年结果说明成矿带内的各伟晶岩矿田（床）是同期造山作用的产物，也说明各花岗岩-伟晶岩系统中，花岗岩与伟晶岩具有紧密的成因联系，与前文Sr-Nd-Hf-Li同位素示踪结果一致。
图13 松潘-甘孜-西昆仑成矿带中主要稀有金属伟晶岩矿田（床）的同位素年龄分布
（a）~（d）分别为甲基卡矿床和大红柳滩、扎乌龙、可尔因矿田的二云母或白云母花岗岩和伟晶岩年龄。花岗岩年龄为锆石U-Pb年龄，伟晶岩年龄为锆石/锡石/铌钽铁矿U-Pb年龄. 相关数据见附表S6
Li等（2019）和Wang H等（2020）根据较少的早期同位素定年数据，发现从松潘-甘孜-西昆仑成矿带外围到内部，即从甲基卡、大红柳滩-扎乌龙-可尔因矿田（床），花岗岩和伟晶岩年龄具有同步降低的趋势。虽然同位素年龄可能受到不同实验室和同位素体系的系统误差干扰，但本文搜集的数据在一定程度上也体现出这种趋势：在甲基卡、大红柳滩、扎乌龙、可尔因矿田（床），花岗岩锆石U-Pb年龄分别集中于约220、220〜210、210、210〜200Ma；伟晶岩铌钽铁矿/锆石/锡石U-Pb年龄分别集中于210〜200、220〜200、200、200~190Ma（图13）。特别是，相对于成矿带外围的甲基卡和大红柳滩矿田（床），成矿带内部的扎乌龙和可尔因矿田的形成时代偏新（附表S6、图13）。值得说明的是，伟晶岩白云母Ar-Ar年龄明显年轻于伟晶岩锆石/铌钽铁矿/锡石U-Pb年龄，二者相差10〜50Myr。白云母中Ar-Ar同位素的封闭温度为300~400°C（Mezger，1990），与伟晶岩结晶温度的下限相近。但伟晶岩结晶速度较快，结晶时间无需10Myr。因此，白云母Ar-Ar年龄不能代表伟晶岩结晶年龄(McCauley和Bradley，2014)；据De-可址等(1984)和Roger等(2004)，该年龄值可能代表区域环境冷却到300-400°C的时代。
对于松潘-甘孜-西昆仑成矿带的稀有金属矿床形成机制，王登红等(2017b)提出“多旋回深循环内外生一体化”模型，即富锂沉积岩-深埋变质形成富锂变质岩-变质岩深熔形成富锂花岗岩-富锂花岗岩高度结晶分异形成富锂的熔体-流体-锂矿体。许志琴等(2018，2019)提出“岩浆-熔融-变质-变形”四位一体模型：大规模变形产生的增温模式引起造山带上部泥质岩部分熔融，熔体自源区向外迁移过程中，锂富集于岩浆演化的末端——花岗岩-伟晶岩系统。这些模型都涉及了造山作用、成矿物质源区和岩浆分异等三个方面，显示出三者是控制伟晶岩型稀有金属矿床形成的主要因素。
在世界上，LCT型花岗伟晶岩的形成与超大陆的汇聚造山作用密切相关(Cerny，1991a；Tkachev，2011)。全球(除中国外)LCT型稀有金属伟晶岩的形成高峰期主要发生在2638、1800、962、529、485、371、309和274Ma等几个时期，与地质历史上不同超大陆的汇聚时间相近(Bradley，2011；McCauley和Bradley，2014)。其中，2650~2600Ma是全球重要的稀有金属伟晶岩产出期，产出澳大利亚Greenbushes、津巴布韦Bikita和加拿大Tanco等超大型锂矿床(Dittrich等，2019)。
松潘-甘孜-西昆仑成矿带是古特提斯洋在晚三叠世闭合，华北-塔里木陆块、羌塘陆块和扬子陆块汇聚碰撞形成的造山带（许志琴等，1992）。如图13所示，成矿带内伟晶岩矿床主要形成于200~220Ma，略晚于古特提斯洋闭合的时间（约230Ma；Yu等，2022）。另外，各伟晶岩矿田（床）中的花岗岩属于淡色花岗岩，而淡色花岗岩多产于碰撞造山过程中（Harris等，1986；Na-belek和Liu，2004）。虽然一些学者认为这些伟晶岩矿床形成于造山后伸展阶段（如耿海涛，2020；Li等，2022），但主流观点认为它们形成于Harris等（1986）定义的同碰撞造山阶段（如Roger等，2004；李建康等，2007；Li等，2019；许志琴等，2019；王核等，2021；梁婷等，2021；唐俊林等，2022）。许志琴等（2019）和Roger等（2004）认为该成矿带内的伟晶岩矿床是板块汇聚造山过程中，基底与盖层之间发生韧性滑脱、逆冲及盖层大规模褶皱所导致的地壳缩短加厚的产物。具体而言，花岗岩-伟晶岩系统形成于碰撞折返造山过程中，经历了岩浆上涌的挤压收缩作用和岩浆侵位的顶部伸展机制（许志琴等，2019）。此外，如前文所述，成矿带外侧的甲基卡、大红柳滩矿床→造山带内部的扎乌龙矿床→造山带核部的可尔因矿田，花岗岩和伟晶岩年龄表现出依次降低的趋势（图13）。根据Li等（2019），这种规律显示出在松潘-甘孜造山过程中，构造应力自造山带外带向内部传递（图14），导致造山带中部（如可尔因地区）略晚于造山带外带产出花岗岩-伟晶岩系统。
图14 松潘-甘孜造山带碰撞造山过程中构造应力分布示意图
1，蛇绿混杂岩带；2，逆冲带；3，构造应力及方向；4，陆块运动方向；5，典型稀有金属矿田（床）：A-甲基卡，B-大红柳滩，C-雪宝顶，D-扎乌龙，E-可尔因；6，各矿床的形成时代（Ma）. 据Li等（2019）.
在全球范围内，某一构造单元的伟晶岩通常表现出相近的稀有金属矿种组合（Černý，1991a，1991b）。在~2.6Ga，加拿大地盾、津巴布韦克拉通和澳大利亚Pil-bara和Yilgarn地盾中伟晶岩主要产在长英质基底组成的绿片岩带中（陈衍景等，2021），具有一致的Li-Ta-Cs成矿元素组合（Cerny，1991b；Cem*等，2003）。这主要归因于某一构造单元的花岗岩-伟晶岩系统具有相似的物质来源。大部分LCT型稀有金属伟晶岩的成岩成矿物质来源于洋盆沉积，洋盆沉积物在压实成岩后的深熔过程中，发生脱水熔融而形成花岗岩-伟晶岩系统的花岗质熔体（London，2017）。制约变沉积岩孕育出稀有金属伟晶岩的重要因素是沉积物源区陆壳的成熟度，高成熟度陆壳一般富钾长石和白云母、亏损斜长石和暗色矿物（Hessler和Lowe，2006），其风化剥蚀物含有较多细粒云母和黏土矿物，云母和黏土矿物能够容纳锂等稀有金属元素和F、P、B等助熔性组分（London，2017；王汝成等，2019）。因此，由高成熟度物源组成的变沉积岩易于深熔形成富稀有金属的花岗质岩浆。世界上最早（3.1Ga）的稀有金属伟晶岩产在南非Barberton绿片岩带及邻区Swaziland古片麻岩杂岩体中（Har-ris等，1995），该地区与世界上其他TTG（英云闪长岩-奥长花岗岩-花岗闪长岩）产出地区相比，发育较多浊流沉积岩，沉积岩中富含长石和云母（Hessler和Lowe，2006）。而且，太古宙Tanco、Greenbushes、Bikita伟晶岩成岩成矿物质也均来源于高成熟度的太古宙变沉积岩（Tkachev，2011）。
在甲基卡、可尔因、扎乌龙等矿田（床）的花岗岩-伟晶岩系统中，花岗岩属于S型花岗岩，花岗岩-伟晶岩系统与西康群-巴颜喀拉山群具有一致的Sr-Nd-Hf-Li等同位素组成，显示出花岗岩-伟晶岩岩浆来源于西康群-巴颜喀拉山群深熔作用（图11、12），这与李兴杰等（2018）、Zhao等（2022）和Li等（2022）的认识一致。西康群-巴颜喀拉山群和花岗岩-伟晶岩系统εHf(t)值均＜0，锆石Hf模式年龄集中在1200〜1900Ma（图12），指示沉积岩物源区为华北克拉通基底（秦宇龙等，2020）。一般而言，沉积基底在经历多旋回构造岩浆活动后，成熟度有增高的趋势（秦克章等，2019）。例如，在阿尔泰造山带，从加里东期到海西期，花岗岩K、Na含量逐渐升高，87Sr/86Sr同位素向富集方向发展；海西期花岗岩呈现贫Rb、Y和富Ca特点，源区以新生陆壳物质为主，缺少来自成熟陆壳的物质，印支期花岗岩则反之，富含成熟古老大陆地壳物质（曲国胜，1989；Lin等，2019；Lv等，2021）。同理，华北克拉通基底物质在进入巴颜喀拉洋盆前，经历了元古宙和显生宙加里东期、海西期等多期次构造旋回，成熟度呈增高趋势。所以，其三叠纪风化作用能够分选出较多长英质组分和富Li黏土（西康群黏土矿物的Li含量可达250ppm，笔者未发表数据），形成富Li等成矿元素的西康群-巴颜喀拉山群。因而，在可尔因地区，西康群Li含量集中在50ppm，高于东昆仑（约20ppmLi）、北羌塘（约20ppmLi）、南秦岭（约30ppmLi）地区古老地层的Li含量（胡方泱等，2022）。这些长英质和Li等组分可以降低西康群-巴颜喀拉山群的固相线和液相线（陈国能等，2015），使之易于在造山过程中深熔而产生大规模的富稀有金属花岗质岩浆。
目前，国内外学者对伟晶岩熔体的形成机制存在较大争议，即伟晶岩熔体是直接形成于变沉积岩的深熔作用，还是花岗岩浆分异作用的产物。在松潘-甘孜-西昆仑成矿带，一些学者认为甲基卡、可尔因等稀有金属矿田中，花岗岩和伟晶岩均为源岩深熔成因（如Fei等，2020）。前人的高温高压实验表明，虽然变泥质岩深熔作用能够产生相对富锂的花岗质岩浆，但其锂含量不足于支撑其分异出锂辉石伟晶岩，其侵位后需要进一步分异才能形成稀有金属伟晶岩熔体（Michaud等，2021）。与之类似，本文作者在850°C、500MPa开展的无水熔融实验也表明，初始含60ppmLi的西康群经部分熔融产生约含200ppmLi的花岗质熔体（笔者未发表数据），其难以直接分异出锂辉石伟晶岩熔体。而且，即使较低程度的深熔作用能够形成稀有金属伟晶岩熔体，但熔体规模一般较小，难以迁移较远的距离，无法发生液相线过冷效应而产生伟晶岩内部分带结构（London，2020）。
目前，二云母花岗岩（包括二云母花岗岩蚀变形成的扎乌龙白云母花岗岩）被较广泛地认为是甲基卡、大红柳滩、可尔因和扎乌龙等矿田（床）的伟晶岩母岩体（如邹天人和李庆昌，2006；李建康等，2007；马圣钞等，2019；Yan等，2020；王核等，2021；Yan等，2022），相关证据如下：（1）伟晶岩略晚于花岗岩形成（图13），符合花岗岩浆分异产生伟晶岩熔体的过程。⑵花岗岩和伟晶岩具有一致的Sr-Nd-Hf同位素组成（图12），显示出二者具有相同的物质来源和直接的成因联系；特别是从花岗岩到伟晶岩，δ7Li增大，符合岩浆分异出的伟晶岩熔体δ7Li升高的特点（Teng等，2006）。（3）二云母花岗岩具有较高的Li含量（200~500ppm），甲基卡二云母花岗岩的黑鳞云母Li含量达到6000ppm，反映出花岗岩浆有较高的Li含量，奠定了花岗岩浆分异出富Li等稀有金属伟晶岩熔体的物质基础。（4）花岗岩体内部产出伟晶状囊包体，边部存在似伟晶岩壳；在甲基卡花岗岩的似伟晶岩壳中，熔体包裹体中子矿物白云母的Li含量接近800ppm（Deng等，2022），超过判定伟晶岩脉群稀有金属矿化潜力的白云母Li含量门槛（〜500ppm，即稀有金属伟晶岩脉群中未矿化伟晶岩脉的白云母最低Li含量；Man-eta和Baker，2019）。这些特征说明各伟晶岩矿田中的二云母花岗岩岩浆不但可以分异出伟晶岩熔体，且分异出的伟晶岩熔体具有进一步演化而形成锂辉石伟晶岩熔体的潜力。此外，在大红柳滩矿田，二云母花岗岩与各类型伟晶岩脉中的长石和白云母Rb、Cs含量呈现出连续变化的特征，指示出二云母花岗岩是伟晶岩母岩体（Yan等，2022）。在世界范围内，相对于黑云母和白云母花岗岩，二云母花岗岩也多地被认为是稀有金属伟晶岩的母岩体，如中国幕阜山仁里（Li等，2021）、美国Black Hills（Pickering和Johnston，1998）、俄罗斯Malkhan（Peretyazhko等，2004）等花岗岩-伟晶岩系统。这可能主要因为：黑云母花岗岩一般为弱过铝质或准铝质岩石，其结晶残余岩浆难以结晶为强过铝质岩石（如LCT型伟晶岩）；Li在黑云母、白云母与花岗质熔体间的分配系数分别为1.7和0.8（Icenhower和London，1995），所以白云母而非黑云母的结晶能够促使残余岩浆富Li等组分；而且，初始母岩浆富H20、Li等组分的特性，导致其演化到二云母花岗岩浆、而不需进一步演化到白云母花岗岩浆便可分异出稀有金属伟晶岩熔体。
传统上，伟晶岩熔体多被认为是母花岗岩浆分离结晶作用的残余熔体。但是，利用瑞利分馏模型开展的模拟计算表明，在包括甲基卡矿床在内的许多花岗岩-伟晶岩成矿系统中（如美国BlackHills和法国St-Sylvestre伟晶岩田），花岗岩和伟晶岩熔体具有不同的分离结晶轨迹（Shearer等，1992；Villaros和Pi-chavant，2019；Zhao等，2022）；而且，在同位素方面，虽然从花岗岩到伟晶岩，δ7Li的增高可视为岩浆分异的结果（Teng等，2006），但δ7Li存在突变性增高的特征（图11）。这些特征说明花岗岩和伟晶岩熔体存在组成和结构等方面的明显差异，不能简单地用岩浆分离结晶模型解释。由此，岩浆演化过程中，岩浆液态不混溶作用也被认为是花岗岩浆分异出伟晶岩熔体的一种机制（Li等，2013b；Deng等，2022）。
花岗岩浆液态不混溶作用是富Li、F等助熔剂花岗质岩浆的分异机制之一。如前文所述，在甲基卡矿床，二云母花岗岩的熔体包裹体特征表明，岩浆液态不混溶可能是花岗岩浆分异出伟晶岩熔体的主要机制（Li和Li，2014）。在岩浆结晶过程中，残余熔体中Li等成矿元素和H2O等挥发分的逐渐富集可能是导致花岗质岩浆发生不混溶作用的内在因素（Deng等，2022）。不混溶过程中，各元素因电荷数/离子半径不同而发生分配，Li等稀碱元素更多地分配到富H2O熔体而不是其共存的贫H2O熔体（Thomas等，2006）。该富H2O熔体可能最初呈小熔体滴（类似于熔体包裹体）不混溶于晶粥中，并不断在岩浆上部聚集而形成富Li、H2O和低黏度的伟晶岩熔体，伟晶岩熔体最终沿岩浆浮力产生的底劈裂隙向外迁移（Rivalta和Dahm，2006）并结晶为伟晶岩（图15a；Deng等，2022）。这种伟晶岩熔体形成机制可称为甲基卡式“岩浆液态不混溶”成因模型。
图15 甲基卡式“岩浆液态不混溶”型(a)和可尔因式“岩浆分离结晶+液态不混溶”型成因模型(b)
据李建康等(2007)和Deng等(2002)绘制
与甲基卡矿床不同，可尔因矿田的成矿母岩体是以二云母花岗岩为主的花岗岩杂岩体，由深部岩浆以"石英闪长岩→黑云母花岗岩→二云母花岗岩→白云母花岗岩”顺序先后侵位而形成（李建康等，2007）。这种特征可用邹天人和徐建国（1975）“花岗岩树”模型和Shearer等（1992）岩浆连续分离结晶模型解释。即深熔成因的原始花岗质岩浆具有较低挥发分和Li等成矿元素含量，早阶段上侵的岩浆无法分异出稀有金属伟晶岩熔体；但其后深部残余岩浆的挥发分和稀有金属元素含量增高，导致较晚阶段侵位的花岗岩浆（如二云母花岗岩浆）富含成矿元素或组分，能够分异出伟晶岩熔体（图15b）。此外，在可尔因矿田，二云母花岗岩与伟晶岩的同位素、化学组成与甲基卡花岗岩-伟晶岩系统类似，所以二云母花岗岩浆侵位后，也可能通过“岩浆液态不混溶”分异出伟晶岩熔体。由此，可尔因矿田中伟晶岩的形成可归纳为“岩浆分离结晶+液态不混溶”型伟晶岩成因模型。大红柳滩矿田的花岗岩也是由多岩相单元组成的杂岩体，可能与可尔因矿田具有相似的伟晶岩熔体形成机制。
7.4 “造山过程-变沉积岩深熔-岩浆分异”对成矿作用的联合控制
以上所描述的造山作用、变沉积岩深熔和岩浆分异作用往往相互制约，“三位一体”式控制稀有金属的成矿过程，主要表现在以下几方面。
(1)在矿田尺度上，研究区各伟晶岩矿床的形成伴随着造山作用产生的较大规模岩浆活动、沉积岩变质热穹隆形成的相对封闭环境、较低的地质环境冷却速率(表现为各伟晶岩矿田的白云母Ar-Ar年龄小于铌钽铁矿U-Pb年龄约10〜50Myr)。与之类似，阿尔泰稀有金属成矿带除了发育大规模的加里东期-印支期岩浆活动外，存在挤压造山作用产生的“热-构造-片麻岩穹隆”(庄育勋，1994)，伟晶岩白云母Ar-Ar年龄也小于铌钽铁矿U-Pb年龄(如在可可托海3号脉，二者相差30Myr；陈剑锋等，2018)。由此推测，造山过程中较大规模的岩浆活动、变质热穹隆和低冷却速率可能是超大型伟晶岩型稀有金属矿床形成的有利环境。这是因为这类环境不但可以促进岩浆较充分分异，从而形成高度富集稀有金属元素的伟晶岩熔体，也可以使伟晶岩熔体/流体在较长时间内处于较高温压环境中，使锂辉石等稀有金属矿物得以充分结晶，同时抑制锂绿泥石等低温蚀变矿物的形成。
(2)在松潘-甘孜-西昆仑成矿带尺度上，在扬子、华北和羌塘陆块汇聚造山过程中，西康群-巴颜喀拉山群在前寒武纪基底上逆冲、滑脱产生的剪切热是其深熔而产生岩浆的主要热源(许志琴等，1992，2019；Ro-ger等，2004)。与之类似，在北美元古宙Trans-Hudson造山过程中，元古宙变沉积岩在太古宙基底上逆冲而产生的剪切热，导致元古宙变沉积岩深熔而形成美国北达科他州Black Hills等花岗岩-伟晶岩成矿系统(Nabe-lek和Liu，1999；Nabelek等，2001)。但在相同的构造背景下，甲基卡和可尔因矿田(床)分别以“岩浆液态不混溶”和“岩浆分离结晶+液态不混溶”作用形成伟晶岩熔体(图15)。在变泥质岩深熔模型中(Shmakin，1983；Shearer等，1992)，变沉积岩低程度部分熔融作用(如<20%)能够形成较富Li等不相容元素和挥发分的花岗质熔体；反之，熔体的Li和挥发分含量降低。由此，Li等(2019)把甲基卡和可尔因地区的成矿差异解释为：甲基卡地区位于造山带中南部，主要受到扬子陆块与羌塘陆块汇聚产生的单向构造应力影响，积累的构造剪切热较少，造成西康群重熔程度较低，产生相对富挥发分和成矿元素的二云母花岗质岩浆，其可以主要以不混溶作用分异出伟晶岩熔体；可尔因地区位于造山带中东部，受到扬子陆块与羌塘陆块、华北陆块汇聚产生的双向造山极性的影响，处于东西和南北方向构造应力汇聚的中心，造成西康群遭受较高程度的部分熔融，产生的花岗质岩浆含有较少H2O等挥发分和稀有金属元素，需要经过多阶段侵位和较高程度分离结晶作用后，才能形成可分异出伟晶岩熔体的花岗质岩浆。这种解释既体现了浅部岩浆分异作用对深部深熔作用的响应，也反映出“造山过程-泥质岩深熔-岩浆分异”三位一体式成矿过程。
(3)在全球尺度上，太古宙Tanco、Bikita、BlackHills和古元古代Polokhovo等稀有金属伟晶岩产出大量透锂长石(Tkachev等，2018)。与之不同，松潘-甘孜-西昆仑成矿带中主要产出锂辉石伟晶岩，未见原生透锂长石，这可能主要归因于成矿物源区地壳成熟度的差异。如前文所述，松潘-甘孜-西昆仑成矿带中花岗岩-伟晶岩系统的源岩为西康群-巴颜喀拉山群，后者物源区为华北克拉通基底(秦宇龙等，2020)。华北克拉通基底在遭受三叠纪风化作用而进入巴颜喀拉洋盆前，经历了多期构造-岩浆旋回，具有更高的成熟度。与之不同，国外太古宙和古元古代稀有金属伟晶岩的源岩为古老基底，其物源区地壳为新生地壳(Dittrich等，2019)。所以，相对于古老基底，西康群-巴颜喀拉山群来源于高成熟度地壳，含有较多富H2O、P等挥发分的长英质组分和黏土矿物，深熔形成的花岗质岩浆更富挥发分。富挥发分花岗质岩浆在上侵过程中易于在较大深度出溶岩浆热液或分异出伟晶岩熔体，促使伟晶岩熔体在较高压力(如400~500MPa)下结晶(Varlamoff，1978；Candela，1997)，而较高压条件利于锂辉石而不是透锂长石结晶(London，1984)。因此，松潘-甘孜-西昆仑成矿带产出众多锂辉石伟晶岩而非透锂长石伟晶岩。由此，也可以理解中国为什么缺乏透锂长石伟晶岩。即中国大陆是由众多微陆块拼合造山而形成的复合大陆(翟明国，2013)，显生宙的多旋回微陆块拼合造山作用不但可以破坏太古宙和元古宙伟晶岩，使之重新进入地壳构造-岩浆旋回中，也有利于提高显生宙地壳的成熟度，从而促进锂辉石伟晶岩的产出。同理，在北美大陆，太古宙形成伯尼克湖Tanco、Whabouchi、Rose、JamesBay和美国北达科他州BlackHills等透锂长石-锂辉石伟晶岩；在古生代阿巴拉契亚山造山带只产出Kings Mountain等锂辉石伟晶岩(Tkachev等，2018)；在全球范围内，从太古宙、元古宙到显生宙，全球锂辉石伟晶岩有增多趋势，显生宙的锂矿化伟晶岩主要为锂辉石伟晶岩(Tkachev等，2018；Grew，2020)。
综上所述，“造山作用-变泥质岩深熔-岩浆分异”三位一体式成矿作用控制了松潘-甘孜-西昆仑成矿带稀有金属伟晶岩的产出。相对于伟晶岩形成和演化的研究，造山过程中变沉积岩及其深熔作用、母花岗岩成矿指标等方面的研究程度较低，较大程度地限制了对稀有金属矿床成矿规律的精细刻画。因此，今后应从以下几个方面加强研究：(1)与沉积型锂资源对比，剖析西康群-巴颜喀拉山群中Li等成矿元素的富集机制；(2)通过高温高压实验，定量化模拟西康群-巴颜喀拉山群深熔形成花岗岩-伟晶岩熔体的机制和条件；(3)加强花岗岩岩体的研究，剖析花岗岩就位和演化过程中岩浆分异出伟晶岩熔体的机制和条件。以上研究工作应贯穿于稀有金属矿床的勘查工作中，以通过理论研究指导找矿工作。根据“造山过程-变泥质岩深熔-岩浆分异”三位一体式稀有金属成矿作用，应重点从以下方面厘定找矿标志。
(1)厚层、高成熟度和富Li的变沉积岩源岩。在花岗伟晶岩找矿预测中，源自成熟地壳和富稀有金属元素的变泥质岩应为首要要素。在松潘-甘孜-西昆仑成矿带中，西康群-巴颜喀拉山群是孕育出众多大型、超大型稀有金属伟晶岩的“土壤”，富锂伟晶岩找矿工作应限于西康群-巴颜喀拉山群分布范围。反之，造山带东缘前寒武系出露地区仅产出白云母伟晶岩(如川西丹巴白云母伟晶岩)；造山带西部前寒武纪布伦阔乐群系中，产出铍矿化恰特伟晶岩；雪宝顶铍锡矿床紧邻龙门山构造带，其铍矿化与西秦岭铍成矿作用有一定亲缘关系(图1、2)。
(2)富Li、Rb、Cs等元素的变质热穹隆。由于围岩的热液蚀变和元素扩散作用，赋存稀有金属伟晶岩的变质热穹隆一般较富含稀碱金属元素（如Li、Cs、Rb等）。Galeschuk和VAnstone（2005）对加拿大马尼托巴省BernieLake伟晶岩开展的土壤地化测量发现，土壤Rb、Cs等元素异常与深部伟晶岩有良好的对应关系。在川西，靠近可尔因和甲基卡花岗岩体的变泥质岩中，全岩Li2O含量可以达到0.4%。距离可尔因杂岩体500m处，西康群黑云母Li含量达到3000ppm；距离岩体约lkm地区，黑云母锂含量仍然可以达到1500ppm（作者未发表数据）。
(3)花岗岩的稀有金属元素组合。寻找母岩体是伟晶岩型稀有矿床勘查的关键。在松潘-甘孜-西昆仑成矿带，伟晶岩母岩体主要为二云母花岗岩，具有强过铝质、高分异程度和富H2O等挥发分及稀有金属元素等特征。过铝质岩浆一般含有较多Nb、Ta，二者可与Al组成非桥氧键，所以铌钽铁（锰）矿在岩浆中的溶解度随着Al2O3含量的增加而提高（Linnen和Keppler，1997；VanLichtervelde等，2010）。另外，较高碱性元素含量和较低基性元素含量（Ca、Fe、Mn、Mg、Ti）可以指示岩浆的高分异程度。因此，铝饱和指数（ASI）＞1.1、铝碱指数（A/NK）＞1.2、碱性指标（RAB）＞2.0可用来判断岩体分异出伟晶岩的潜力（图5）。母花岗岩的成矿元素含量也是重要的成矿指标（图5c、5d）。研究区二云母花岗岩中Li含量可达100〜500ppm，超过美国BlackHills稀有金属矿田HarneyPeak花岗岩（主要集中在20~100ppm）和加拿大安大略省GhostLake伟晶岩田中花岗岩（20~120ppm）的锂含量（见Breaks和Moore Jr，1992；Teng等，2006），这对应于松潘-甘孜-西昆仑成矿带的巨大锂辉石资源量。同理，铍矿床的母岩体具有较高Be含量，如雪宝顶铍矿床的母花岗岩（浦口白云母花岗岩）Be含量〉20ppm，是甲基卡、可尔因、扎乌龙等锂矿田（床）母花岗岩Be含量的2倍（图5d）。
(4)伟晶岩区域分带。在确定伟晶岩母岩体后，应结合母岩体的产状，划分各矿田（床）中伟晶岩的水平和垂向区域分带。一般母岩体的凸起、顶部、缓倾斜部位一般具有较好的分异程度，这些部位周边的伟晶岩群往往具有较明显的区域分带特征。在厘定区域分带时，不但要注意水平分带，还应重视垂向分带，以研究外围和深部找矿方向。在某种程度上，伟晶岩区域分带模型相当于找矿模型，其作用相当于“五层楼”模型在石英脉型黑钨矿找矿工作的作用（WangDH等，2020）。锂云母伟晶岩细脉对稀有金属伟晶岩的指示作用，相当于“五层楼”中白云母线脉对深部黑钨矿大脉的指示作用。这是因为，锂云母伟晶岩一般是较大规模伟晶岩熔体高度分异的产物，其存在暗示区域曾产出较大规模的伟晶岩熔体；大规模的伟晶岩熔体，即使不能产生分异出锂辉石伟晶岩，也可能产出一定规模的铌钽矿化伟晶岩。
目前，中国已在西昆仑地区的大红柳滩和松潘-甘孜地区的甲基卡、可尔因等地区取得了锂资源找矿突破。相对而言，位于四川和青海交界处、邻近可可西里的扎乌龙矿田研究程度较低。笔者团队早期的工作表明，该地区具有巨大找矿潜力（见李兴杰等，2018；Xiong等，2019；Yan等，2020；熊欣等，2021a，2021b）。扎乌龙矿田位于松潘-甘孜-西昆仑成矿带中部，是关联松潘-甘孜和西昆仑地区的关键支点（图1）。在扎乌龙矿田，位于四川和青海境内的锂辉石伟晶岩分别被归为扎乌龙和草陇矿床（图4）。根据1967年四川地质局404地质队的勘查工作，扎乌龙矿床Li2O储量约10万吨，主要集中在14号脉，但仅有地表工程控制。2019年，四川地调院根据地表测量，预测14号脉周边地区的锂资源量可达70万吨。而且，扎乌龙花岗岩西部呈“舌状”延伸到青海境内的草陇矿床，该“舌状”部位主要为似伟晶岩，指示花岗岩体西部分异程度高，即青海境内的草陇矿床具有较好的找矿前景（图4）。笔者（李建康）于2016年在野外工作中发现草陇矿床97、98、99、100、106、107、108号脉为锂辉石伟晶岩脉（图4），证明该区具有巨大的锂找矿前景。此外，据前人1/20万矿产调查资料，扎乌龙岩体向西80km处产出尕朵和扎朵锂矿点，二者不但产出锂辉石，还产出粗晶磷铝锂石，部分伟晶岩的P2O5含量达到3.1‰；但区域未见花岗岩出露，说明区域剥蚀程度低，具有较好的找矿前景。
致谢 感谢三位匿名审稿专家的认真评阅，评审意见使论文质量得以大幅提高。
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原文来源：李建康，李鹏，严清高，王登红，任广利，丁欣. 2023. 松潘-甘孜-西昆仑花岗伟晶岩型稀有金属成矿带成矿规律. 中国科学：地球科学，53(8):1718-1740，doi：10.1360/SSTe-2022-0163.
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