稀有金属伟晶岩型矿床 伟晶岩矿床的形成需要哪些地质条件
一、内容概述
与伟晶岩有关的稀有金属矿产有锂、铌、钽、铍、铯、锡、钨、钇、钍、铀、锆等。伟晶岩是稀有金属之家、宝石之库，长久以来成为矿床学、地球化学学家的研究对象，亦是探索新成矿理论的重要窗口。伟晶岩矿床作为一种独立的矿床类型，不但在矿床学上占有不可忽视的地位，而且在示踪大地构造演化的过程中同样具有重要意义。国外对于伟晶岩矿床的研究也经历了类似的从个案研究到区域性研究的过程，即以往多集中在伟晶岩矿物学、结构分带、元素地球化学、同位素、熔体-流体包裹体、成岩成矿实验等方面（Jollif，1986；Burnham，1986；Erci，1992；Hanson，1992；Lentz，1992；London，1988；Thomas，1988），并建立了许多找矿标志（London，1986），近年来扩展到成矿机理、成矿模式、成岩过程（包括年代学）及构造环境等成矿规律方面的研究（London，1985；Cerny，1991；Swamson，1992；Suwimonprecha，1995；Miller，1996；Linnen，1998；Essaid，2000）。
Cěrny（1985）把伟晶岩分为造山伟晶岩和非造山伟晶岩。Cěrny（1991a）把含稀有金属伟晶岩归为三种类型：LCT型、NY型LCT与NYF合型。LCT型伟晶岩的主要元素为Li、Rb、Cs、Be、Ga、Sn、Nb＜Ta、B、P、F；NYE型伟晶岩的主要元素为Nb＞Ta、Y、REE、Sc、Ti、Zr、Be、Th、U、F。由于云母是稀有元素的主要载体，邹天人等（1975）把伟晶岩分为黑云母伟晶岩（矿产为 REE-Nb-U-Th-Zr）、二云母伟晶岩（矿产为Be）、白云母伟晶岩（矿产为Be-Nb-Ta-Hf及Li-Rb-Cs-Be-Nb-Ta-Hf）和锂云母伟晶岩（矿产为Li-Rb-Cs-Ta-Hf）。不同类型的伟晶岩可能具有相同的成因机理，而相同类型的伟晶岩则可能属于不同的成因。
同位素地球化学资料证明许多伟晶岩脉与围岩间的同位素处于不平衡的状态，由伟晶岩可以追溯到岩浆源，即使高度分异的伟晶岩脉也不例外。如O’ Connor et al.（1991）在研究爱尔兰东南部Leinster Granite周边的富锂伟晶岩脉时，根据伟晶岩脉和花岗岩体的Rb-Sr 同位素年龄、87-Sr/ 86 Sr 初始值，及微量元素组成间的关联，排除伟晶岩为富锂沉积岩熔融产物的可能，属于岩浆成因，认为岩体中后期白云母是在消耗掉黑云母后生长的，该过程会提高残余熔体的Li的含量，并降低其黏度；Brookins（1986），Talor and Friedrichsen（1983）用 Sr同位素组成排除了美国和瑞典北部的伟晶岩物质来源于围岩的可能；Tomascak et al.（1998）根据Sm-Nd同位素体系分析美国缅因州Standpipe Hill伟晶岩与邻近的黑云母花岗岩有成因联系。岩浆成因的伟晶岩脉一般有三种产出形态（Cěrny，1991b）。当渗滤作用、流体迁移和重力对流扩散作用是产生残余岩浆的主要动力时，伟晶岩脉将主要分布在花岗岩体的上部；由岩体冷却诱发的裂隙是岩浆分离的主导因素时，伟晶岩脉将自接触带向内分布；另外一种是伟晶岩熔体在浮力作用下上升，从尚未完全冷却的母岩浆分离，并在岩体内部成脉，这种现象不常见。
概括起来，岩浆成因的伟晶岩型矿床的成因模式的主要有三种：脉动模式、岩浆分异模式和液态分离模式。
1.脉动模式
根据伟晶岩脉的区域分带性，Солодов（1959，1962）认为不同时期从岩浆源析出不同的伟晶岩熔体，首先析出的富钾伟晶岩熔体，随后析出富含Ta、Cs、Rb及部分Be的钾-钠伟晶岩熔体，紧接着析出富含Ta、Nb的特殊熔体-溶液，最后形成相对富含钾并含Sn的钠-锂脉动熔体。但大量的野外证据表明多数伟晶岩脉是经一次脉动性侵位的，然后在结晶作用开始前收缩成径状以增大规模，因而这种成因模式逐渐被抛弃。
2.岩浆分异模式
按照结晶分异的观点，由于挥发性组分和稀有金属的不相容性，随着早期晶体的析出，逐渐在残余熔体中富集，直至最后结晶成脉。如，Evensen and London（2002），London and Evensen（2003）通过Be的熔体/矿物分配系数，表明在地壳重熔形成花岗岩时，堇青石等难熔矿物将阻止Be进入熔体，随后在熔体演化过程中，由于Be与各矿物间的低熔体/矿物分配系数，早期的熔体中的轻微富集，而当80%的熔体结晶后，岩体顶部的Be溶度达到（15～20）×10-6，由此分异出伟晶岩的Be溶度则＞70×10-6（图1）。Sheaer（1992）提出了一种理想化的母岩浆连续结晶形成伟晶岩田的模型（图2），认为岩石圈经部分熔融后形成均一的岩浆或者不均一岩浆在岩浆房达到均一化，此后母岩浆的连续结晶作用形成较宽的花岗岩分带现象，低程度的结晶分异作用形成黑云母花岗岩，而高程度的结晶分异作用则形成富稀有金属的岩浆，该模型与许多岩浆分异成因伟晶岩脉的分带模式相近。
图1 地壳熔体演化中Be的富集过程示意图
（据Evensen and London，2002）
岩浆结晶分异成因的含稀有金属伟晶岩可被分为LCT型和NYF型（Cěrny，1991a），LCT 型伟晶岩的成分表现为过铝，母岩为S型和I型花岗岩体，伟晶岩来源于岩体的上部，是中上部地壳岩石首次部分熔融产生（Cěrny，1991c）；NYF型伟晶岩的母岩为A型花岗岩或成分类似的岩体，下地壳原岩在短时间内二次熔融产生的岩浆和流体参与了较多的NYF族伟晶岩的形成（Cěrny，1991b）。这两种伟晶岩也反映了母岩浆结晶过程的不同，对于 LCT 型，岩浆自下往上结晶；对于 NYF 型，岩浆则从外往里结晶（London，2005）。Bea et al.（1994）研究了西班牙 Pedrobernardo带状岩席往上发展的结晶分异现象，提出了对流和重力分异模型（图3）。该模型认为在岩浆侵位的初期由于高温、低黏度和高瑞利系数，发生较为强烈的对流；随后，伴随温度降低，黏度增高，当残余熔体比例达到临界分数（30%～40%）时，熔体的流变学性质发生改变，使各高密度晶体间的较高密度熔体变为不稳定，在重力作用下沉到下层，同时残留的低密度熔体被挤压到上部，从而造成了岩体的分带性。该过程涉及了对流过程中的结晶作用、静止熔体中的结晶作用、晶体沉降作用和积压排出残余熔体上升的作用。
图2 岩浆的连续分异形成伟晶岩田模型
（据Sheaer，1992）
图3 对流作用及随后的重力作用导致的结晶垂直分带现象
（据Bea et al.，1994）
3.液态分离模式
岩浆的液态分离模式可以在富 Li-F 花岗岩中得到大量的论证。Mapaky（1984）描述亚美利亚的酸性火山岩中的球粒时，发现球体玻璃富 Na、Fe，而基性富 K、Mg、H2O等，另外在超酸性富F流纹岩中具同心环带和条带构造，这些结构、构造和成分特点均被认为是岩浆液态分离的结果。在国内，王联魁等（2000）等也根据岩体不同部位结构、构造、成分的突变性，把我国南岭地区的大吉山、宜春和尖峰岭等花岗岩归为液态分离成因。液态分离的另一种形式是岩浆的气液分馏，Tycoн（1977）提出了稀有金属矿化花岗岩上部由气液分离形成，所以岩体上部为富挥发分岩浆房，因而岩体上部相对富集F、Li和亲石的稀有金属元素（Nb、Ta、W、Sn 等），而下部相对贫这些元素，构成双岩浆房分异模式。近年来，陈毓川、栾世伟等（2003）用液态分离模式较好地解释了阿尔泰伟晶岩型矿床的成因，提出了原始伟晶岩浆的两种来源。
除了岩浆分异成因的伟晶岩，Ramberg（1952，1956）、Сокодов（1959，1970）、维利科斯拉文斯基、B.格列博维茨基、K.克拉茨、M.马努依洛娃、M.萨利耶、索科洛夫等发现古老结晶地层中的许多伟晶岩形成于退变质阶段，受变质相的温度和压力制约。变质成因的伟晶岩可分为变质深熔成因和变质分异成因两类。
二、应用范围及应用实例
格林布希斯锂、铌、钽、锡多金金属矿床（图4）位于澳大利亚Parth以南250km处。从20世纪初，该矿区就成为西澳生产锡砂的中心，60年以后，风化伟晶岩成为主要矿石，目前已经转入新鲜坚硬的伟晶岩作为Sn、Ta、Li矿石进行开采。目前矿山保有锂矿石710万t（含Li2O4.06%），钽矿石470万t（含Ta 0.06%），铌矿石1080万t（含Nb 0.42%）、锡矿石470万t（含Sn 0.24%）、高岭土含量230万t（含量30%）。
图4 澳大利亚格林布希斯伟晶岩地质图（A）及伟晶岩分布剖面图（B）
（据Fan P F，2000）
矿区伟晶岩群由一系列长2～3km，宽10～300m的岩脉和少数直径数米的雁行状透镜体组成，它们从侵入中心向外呈放射状分布，伟晶岩的岩浆结构、构造不同程度地被晚期变形和变质作用所改造。伟晶岩具有分带性，由内向外可分为Li带、K带、Na带和边缘带。主要矿石矿物为锂辉矿、锡石、钽铁矿、细晶石和晶质铀矿。锡-钽富矿体赋存于钠长石带。研究表明，伟晶岩具有三次成矿事件，第一次与伟晶岩原始结晶作用和围岩交代作用有关（成矿时间2527Ma），第二次成矿与伟晶岩内部同构造、同编制的热液蚀变有关（2430Ma），最后一次成矿事件出现在后变形和变质阶段与成矿元素活化转移有关（1100Ma）。格林布希斯伟晶岩的形成深度超过11km，其侵入和结晶作用处于中-高温、中压变质环境下。根据组构分析、同位素资料以及侵入时间，伟晶岩区可辨别出M1、M2、M3三种变质作用，其中伟晶岩侵入体主要受M2变质变形作用控制。
该矿床主要特点为：①矿床位于澳大利亚太古宙克拉通边缘优地槽带；②矿床形成于中-高温、中压的变质地区，而且不需要明显的花岗岩类母岩；③伟晶岩具有分带性，由内向外可分为Li带、K带、Na带和边缘带，锡-钽富矿体赋存于钠长石带；④主要矿石矿物为锂辉矿、锡石、钽铁矿、细晶石和晶质铀矿。
三、资料来源
陈毓川，叶庆同，王京彬等.2003.中国新疆阿尔泰成矿带矿床地质、成矿规律与技术经济评价.北京：地质出版社，1～453
李建康.2006.川西典型伟晶岩型矿床的形成机理及其大陆动力学背景.北京：中国地质大学（北京）博士学位论文
王登红，邹天人，徐志刚等.2004.伟晶岩矿床示踪造山过程的研究进展.地球科学进展，19（4）：614～610
Cěrny P.1985.Extreme fraction in rare⁃element pegmatite：selected example of data and mechanism.Canadian Mineralogist，23：381～421
Cěrny P.1991 b.Rare⁃element granite pegmatites：Part II.Regional to global environments and petrogenesis.Geosci.Can.，18，68～81
Essaid B，José M C N，Kazuo F，et al.2000.Pegmatites in southeastern Brazil.Revista Brasileira de Geociências，30（2）：234～237
Evensen J M，London D.2002.Experimental silicate mineral/melt partition coefficients for beryllium，and the beryllium cycle from migmatite to pegmatite.Geochim.Cosmochim.Acta，66，2239～2265
Fan P F.2000.Accreted terranes and mineral deposits of Indochina.Journal of Asian Earth Sciences，18（3）：343～350
London D，Evensen J M.2003.Beryllium in silicic magmas and the origin of beryl⁃bearing pegmatites.In：Grew，E S.（Ed.），Beryllium：Mineralogy，Petrology，and Geochemistry.Mineralogical Society of America Reviews in Mineralogy and Geochemistry，50：445～486
Shearer C K，Papike JJ，Jolliff B L.1992.Petrogenetic links among granites and pegmatites in the Harney Peak rare⁃element granite⁃pegmatite system，Black Hills，South Dakota.Can.Mineral，30，785～809
中亚造山带中与岩浆岩有关的金属矿床的特点和分布规律~
如果如上所述，中亚造山带中的大量花岗岩是由地幔来源的新生物质重熔而成的；那么人们自然会感兴趣，在这样的背景下，同岩浆岩有关的金属矿床是不是也同地幔来源的物质有密切的关系？这是下面将继续讨论的问题。
表4-2 中亚造山带中与岩浆岩有关的主要金属矿床
续表
资料来源：1.戴自希等，2001；2.王登红等，2002；3.赵一鸣等，1997；4.聂凤军等，1993；5.宋叔和，1992；6.Metal Mining Agency of Japan，1998；7.聂凤军等，2000；8.向伟东，胡绍康，阎鸿铨等，1998。
表4-2中列举了研究区内与岩浆岩有关的主要大、中型矿床的基本特点。图4-1上展示了这些矿床的空间分布。从表4-2和图4-1可知：
1）中亚造山带的金属矿床一方面以铜、金多金属为主，包括铜、金、钼、镍、铅、锌、银等。其中包括许多世界著名的大型、超大型矿床，例如哈萨克斯坦的阿克斗卡斑岩铜矿、阿尔哈雷陆相火山岩金矿、蒙古的额尔登特斑岩铜钼矿、奥隆奥夫特热液脉型金矿、塔林破碎触变带金矿、我国新疆的阿舍勒火山沉积型铜锌矿、土屋斑岩铜矿等。另一方面区内还出现了许多著名的大型、超大型稀有金属和放射性元素矿床，如新疆阿尔泰地区的可可托海、库鲁木图花岗伟晶岩型锂-铍-铌-钽矿床、内蒙古中部的巴尔哲碱性花岗岩型铌-钇-铍矿床和哈萨克斯坦的维尔赫尼-厄斯佩碱性花岗岩型稀土-锆-铌矿床（研究区之外，据Heinhorst等，2000）以及俄罗斯外贝加尔地区的斯特列利佐夫和蒙古东部的多尔诺特超大型火山岩型铀矿等。这些金属矿床，除黑色岩系矿床之外，包括块状硫化物型、斑岩型、陆相火山岩型、铜镍硫化物型、矽卡岩型、热液脉状型、伟晶岩型等在内的各类矿床均与岩浆作用有关，尤其是与不同时代的花岗岩有密切的成因联系。
2）在中亚造山带，虽然新元古代（例如内蒙古白乃庙铜矿）和早古生代（例如哈萨克斯坦的科克塔斯扎尔铜金矿、博谢库利铜钼矿、库斯莫龙铜锌矿、阿克巴斯套铜锌矿、热依桑铜钼矿等，均在研究区之外，据MMAJ，1998）就已有成矿活动，但成矿作用的高峰期却出现在晚古生代和中生代，同区域花岗岩浆活动的高峰完全一致。而且大体上以东经150°为界，西部的成矿作用主要发生在晚古生代，东部主要在中生代，反映出西部的成矿作用主要受古亚洲洋构造域的控制，而东部则明显受到太平洋构造域叠加的影响。值得注意的是，过去人们一直以为，陆相火山岩金矿在时空分布上局限于环太平洋带和特提斯带的中新生代火山岩带中，现在却在中亚造山带范围内发现了晚古生代的陆相火山岩型金矿，如新疆阿希、哈萨克斯坦阿尔哈雷和乌兹别克斯坦可奇布拉克（在研究区之外，据MMAJ，1998）等。这无论从拓宽经济效益还是从深化成矿理论研究等方面看均具有重要意义（涂光炽，1999）。
3）从矿床的成矿元素组合上看，以铜、金为代表的多金属元素组合遍布整个中亚造山带，但是从西向东又有明显的变化。哈萨克斯坦的矿山阿尔泰地区明显是以铜、金为主，产出一系列的超大型矿床；而至中国新疆境内，则明显变成以锂-铍-铌-钽稀有金属为主（例如可可托海和库鲁木图超大型矿床），并伴有少数的铜-镍矿床（例如喀拉通克和黄山）。至东蒙古—额尔古纳一带，则以铜、铅、锌、银为主，且出现了少量的铜-锡组合（例如内蒙古黄岗、浩布高和大井）、铀-钼组合（例如俄罗斯的斯特列利佐夫和蒙古多尔诺特超大型铀矿）和铌-钇-铍稀有金属组合（内蒙古巴尔哲）。大兴安岭南段，即内蒙古锡林浩特-甘珠尔庙一带是我国北方目前唯一已知的锡多金属成矿密集区，其中黄岗锡矿是目前我国北方地区最大的锡矿。同广西大厂、云南个旧、湖南骑田岭等华南著名锡矿相比，它的最大特点是与铜密切共生。类似的情况亦见于俄罗斯额尔古纳-黑龙江成矿带的布格达因和舍尔洛伏戈尔钨-锡矿（赵一鸣等，1997）。铜、金、镍是地幔来源成矿域的典型成矿元素，钨、锡、铀则是地壳来源成矿域的典型成矿元素。本区东部出现的锡-铜、铀-钼组合可能是不同类型花岗岩、不同来源成矿作用叠加的结果。
4）在空间分布上，矿床常成群成带出现，明显受一定构造-岩浆活动带的控制，例如阿尔泰、巴尔喀什-伊犁、北蒙古鄂尔浑-色楞格、东天山吐哈盆地、东蒙古克鲁伦-额尔古纳、内蒙古锡林浩特-甘珠尔庙、南蒙古中戈壁-内蒙古温都尔庙等成矿带就都是最显著的成矿密集带。
伟晶岩矿床是指由伟晶岩形成过程中有用组分富集达到工业要求而形成的矿床。
富含矿石、矿物，有开采价值的伟晶岩岩体。大型深成火成岩体，一般都伴生着脉状伟晶岩体，它们是由晚期的含挥发组分的残余岩浆结晶形成。与花岗岩体伴生的花岗伟晶岩脉，由晶粒很粗的长石、石英和白云母组成。花岗伟晶岩最多，经济价值也最大，一般讲伟晶岩往往是指花岗伟晶岩。
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