新疆阿尔泰可可托海矿区伟晶岩成因与矿化潜力研究:来自石英SEM-CL和微量元素的指示*

曹冲 申萍 冯浩轩 罗耀清 楚翔凯 任文斌

伟晶岩型稀有金属矿床是Li、Be、Nb、Ta和Cs等产出的主要矿床类型之一。新疆阿尔泰可可托海3号脉稀有金属伟晶岩矿床是世界著名的超大型稀有金属Li-Be-Nb-Ta-Rb-Cs-Hf矿床(邹天人和李庆昌,2006),它具有独特帽状形态、完美的同心环状结构分带以及复杂稀有金属矿化特征(周起凤,2013;秦克章等,2021)。前人对可可托海稀有金属矿床的研究主要集中于3号脉,研究内容包括地质年代学(Chenetal., 2000;Zhuetal., 2006;周起凤,2013;闫军武等,2020)、矿物化学(Liu and Zhang, 2005;周起凤等,2013;白应雄等,2021;秦克章等,2021;Caoetal., 2022)、包裹体(吴长年等,1994,1995;林龙华等,2012;周起凤等,2013)、3号脉伟晶岩成因(邹天人等,1986;Liu and Zhang, 2005;Caoetal., 2013;Lvetal., 2021;秦克章等,2021;Shenetal., 2022)等。由于1号脉与2号脉等其他规模较小的伟晶岩脉与3号脉在经济意义上相差甚远,目前对于矿区内发育的其他伟晶岩和花岗岩的研究(Yinetal., 2013;白应雄等,2021;Caoetal., 2022;Shenetal., 2022)仍十分薄弱。然而,这些伟晶岩脉的研究对于理解可可托海矿区稀有金属伟晶岩的成因以及不同规模伟晶岩成矿潜力十分必要。例如,3号脉与其他伟晶岩脉是否具有成因联系以及何种成因联系仍存在疑问。各伟晶岩脉成矿潜力差异以及控制因素仍未知,这些问题的解决,将有力提升对阿尔泰地区伟晶岩型稀有金属矿床成矿理论的认知。

随着激光质谱仪技术的飞速发展,大大降低了元素检测限,通过对石英中微量元素的研究来制约矿床成因成为可能,并逐渐得到普及。石英是不同伟晶岩结构分带中的贯通矿物,其比长石、云母等其他矿物具有更高的稳定性而不容易发生蚀变。因此,石英是研究伟晶岩岩浆分异结晶过程以及岩浆性质的理想矿物(Larsenetal., 2004;Beurlenetal., 2014;Mülleretal., 2021)。石英中的微量元素主要包括Al、P、Ge、Ti、B、Li、Na、K、Rb、Be等,占微量元素总量的95%以上。在伟晶岩矿床,石英中的Ti含量与岩浆形成温度呈正相关关系(Wark and Watson, 2006),因而可以用来对比不同伟晶岩的形成温度(Mülleretal., 2015;唐宏和张辉,2018;Peterková and Dolejš, 2019)。Ge、Rb、B、Be含量的增长与岩浆分异程度密切相关(Larsenetal., 2000;Jacamon and Larsen, 2009;Mülleretal., 2015;Mülleretal., 2022, 2021),其中,石英Ge/Ti比值是指示伟晶岩分异程度的最好的指标(Larsenetal., 2004;唐宏和张辉,2018;Breiteretal., 2020;刘志超和袁梓昭,2022)。控制Li和Al进入石英晶格的因素仍存在争议,其含量可能受到所处环境的温度、压力、pH值、生长速度以及不平衡沉淀等多种因素的制约(卞玉冰等,2023)。Breiteretal.(2020)基于大量的数据,得出了石英Al含量可以有效区分A型(<250×10-6)和S型花岗岩(>450×10-6)。Mülleretal.(2021)基于世界范围内重要的伟晶岩矿区的石英微量元素数据,得出石英在判别伟晶岩成因类型和矿化潜力方面都具有重要意义。例如,石英的Al-Ti、Al-Li、Al/Ti-Ge/Ti二维图解以及Ti-Al/10-10×Ge三角图解可以很好区分RMG和DPA伟晶岩(Mülleretal., 2021)。在成矿潜力评价指标方面,Mülleretal.(2021)指出石英Li含量≥30×10-6,且Al含量≥100×10-6,是伟晶岩具有锂辉石矿化潜力的重要指标;石英中B含量>5×10-6也许是宝石级碧玺的矿化指标。刘志超和袁梓昭(2022)在研究喜马拉雅淡色花岗岩稀有金属成矿潜力时,指出石英中Be、Ti元素含量以及Al/Ti和Ge/Ti比值都有潜力成为喜马拉雅淡色花岗岩分异程度和矿化潜力的评价指标。综上所述,石英中的微量元素含量在指示伟晶岩岩浆分异程度、伟晶岩成因类型以及伟晶岩矿化潜力方面具有重要价值。

本文以可可托海矿区1号脉、2号脉和3号脉具有典型结构分带的伟晶岩为研究对象,通过对伟晶岩内石英开展SEM-CL和LA-ICP-MS原位微量元素成分分析,查明不同规模伟晶岩在岩石成因和矿化潜力方面的差异,进而探讨不同规模伟晶岩成矿潜力差异及控制因素,以期为稀有金属成矿理论研究和未来的找矿勘查提供参考。

图1 新疆阿尔泰地区区域地质图(据Tian et al.,2016)Fig.1 Geological sketch map of the Chinese Altay (after Tian et al.,2016)

1 区域地质特征

新疆阿尔泰地区是阿尔泰造山带的重要组成部分,它以发育丰富的伟晶岩以及相关的稀有金属矿化而闻名(Lvetal.,2018)。新疆阿尔泰总体上可分为四个地体,从北向南依次为北阿尔泰、中阿尔泰、琼库尔和南阿尔泰地体(图1)。北阿尔泰地体(地体I)南部以红山嘴-诺尔特断裂为界,区内地层主要发育泥盆-下石炭统变火山岩和变沉积岩,岩浆岩主要是泥盆纪的花岗斑岩和花岗岩(Lvetal.,2018,2021)。中阿尔泰地体(地体II)北部以红山嘴-诺尔特断裂为界,南部以阿巴宫-库尔提断裂为界;区内地层主要有寒武-奥陶系哈巴河群浊积岩和火山碎屑岩、上奥陶统东锡列克-白哈巴组的火山磨拉石和陆源碎屑岩地层、中-上志留统库鲁木提群的变质砂岩;花岗岩则主要为早-中古生代(500～360Ma)I型与S型花岗岩,另有少量中生代花岗岩(230～202Ma),此外,在可可托海地区还有部分志留纪铁镁质岩石存在(Lvetal.,2018,2021)。琼库尔地体(地体III)北部以阿巴宫-库尔提断裂为界,南部以富蕴-锡伯渡断裂为界,它主要由古生代碎屑岩和火山岩组成,又被进一步分成早泥盆世康布铁堡组和中泥盆世阿尔泰组(Caietal., 2012;Longetal.,2012);该区域岩浆岩主要是中晚古生代I型花岗岩、晚古生代A型花岗岩以及志留纪-二叠纪镁铁质岩脉(Lvetal.,2018,2021)。南阿尔泰地体(地体IV)北部以富蕴-锡伯渡断裂为界,南部以额尔齐斯断裂为界;主要由泥盆纪含化石的岩层组成,其上覆盖了晚石炭世地层;在此区域,也发现少许石炭-二叠纪花岗岩(Lvetal.,2018,2021)。

阿尔泰伟晶岩存在一定的时空分布规律。其中,泥盆纪-晚石炭世以及二叠纪伟晶岩主要分布在琼库尔地体;而三叠纪-早侏罗世伟晶岩主要分布在中阿尔泰地体中(图1;Lvetal.,2018;张辉等,2019;秦克章等,2021)。阿尔泰地区产出10万余条伟晶岩脉,总体分布在9个矿集区(图1)。可可托海矿集区位于阿尔泰地区东南部,产出世界闻名的可可托海伟晶岩型稀有金属矿床。

图2 新疆阿尔泰可可托海矿区地质图(据白应雄等,2021;Cao et al.,2022修改)Fig.2 Geological map of the Koktokay pegmatite field of the Chinese Altay (modified after Bai et al.,2021; Cao et al.,2022)

图3 可可托海矿区1号脉和2号脉典型伟晶岩结构分带(a、b)可可托海矿区代表性伟晶岩结构剖面;(c)边缘带;(d)外侧带;(e)上部为细晶岩,下部为外侧带伟晶岩;(f)中间带雪白色块状石英;(g)中间带粗粒结构条纹长石和白云母;(h)立方体粗粒-伟晶结构的条纹长石和石英,条纹长石与石英位于中间带. Qz-石英;Tur-电气石;Ab-钠长石;Mus-白云母;Per-条纹长石Fig.3 Cross sections of No.1 and No.2 pegmatites in the Koktokay ore district(a, b) cross sections of pegmatites; (c) sample from border zone; (d) sample from wall zone; (e) sample with upper part of aplite and lower part of pegmatite; (f) snow-white massive quartz from intermediate zone; (g) coarse-grained perthite and muscovite; (h) cubic coarse-grained or pegmatitic perthite and quartz from intermediate zone. Qz-quartz; Tur-tourmaline; Ab-albite; Mus-muscovite; Per-perthite

图4 伟晶岩各结构分带正交偏光下显微镜照片(a) 3号脉坑底的白云母钠长花岗岩;(b) 3号脉东侧的钾长花岗岩;(c)伟晶岩的边缘带;(d)伟晶岩外侧带;(e)伟晶岩外侧带,由钠长石和石英组成;(f)层状细晶岩带,发育石榴石;(g)中间带,长石主要是条纹长石;(h)中间带,粗粒的石英和云母,含石榴石;(i)石英-云母组合(核部带). Grt-石榴石Fig.4 Thin-section microphotographs from different textural zones in the Koktokay field(a) muscovite albite granite at the bottom of No.3 pegmatite; (b) alkali feldspar granite in the eastern of No.3 pegmatite; (c) border zone; (d) wall zone; (e) pegmatite from wall zone composed of albite and quartz; (f) layered aplite containing garnet; (g) perthite hosted in pegmatite from intermediate zone; (h) pegmatite with coarse-grained quartz and muscovite from intermediate zone; (i) quartz-muscocvite associations from core zone. Grt-garnet

2 矿区地质特征

可可托海矿区主要由变辉长岩、哈巴河群变沉积岩、广泛分布的黑云母花岗岩岩基以及丰富的花岗岩和伟晶岩岩脉组成(图2、图3)。矿区构造主要以断裂和构造裂隙为主,走向主要为310°～340°,不同倾角的裂隙交叉构成了容矿构造裂隙(周起凤,2013);此外,另一组近似EW走向的断裂为晚期构造。矿区内的破碎带以及缓倾斜节理为岩浆的上升和拓展空间提供了帮助(Tianetal.,2016;图2)。

矿区内变辉长岩为海西早期岩浆活动产物,形成于408±7Ma(Wangetal., 2006)。矿区内花岗岩有条带状黑云母花岗岩、二云母花岗岩和白云母花岗岩(图2)。黑云母花岗岩主要呈巨大的岩基形式分布在矿区周围,而二云母花岗岩和白云母花岗岩主要呈岩株或岩枝形式侵入到变辉长岩、哈巴河群地层或黑云母花岗岩内。其中,位于3号脉矿坑内的白云母钠长花岗岩主要由钠长石、石英和少量白云母组成(图4a)。其形成时代存在一定争议,Shenetal.(2022)给出了其铌钽铁矿U-Pb年龄集中在224.2±2.7Ma～220.7±4.0Ma之间(Shenetal.,2022),然而Hanetal.(2022)测得磷灰石、铌钽铁矿的U-Pb年龄分别是184.9±4.3Ma和182.3±1.0Ma。经过我们前期详细的岩石和矿物地球化学对比研究,发现它是一种矿化花岗岩(Caoetal.,2022;Shenetal.,2022)。位于黑云母花岗岩内部的碱长花岗岩,主要由微斜长石、石英和少量白云母组成(图4b),形成于海西中晚期(周起凤,2013)。

矿区内发育的厚度在0.5m以上的伟晶岩脉有37条,根据伟晶岩脉在矿区地表出露的规模大小(图2),3条具有代表性的伟晶岩脉分别是3号脉(包括矿坑西部的3a和3b脉)、2号脉和1号脉。其中,3号脉稀有金属储量规模最大,截止1999年12月,实际保有储量为:BeO=56943t、Li2O=8984t、Nb2O5=90t、Ta2O5=91t(周起凤,2013),为经济价值最高的稀有金属Li-Be-Nb-Ta-Cs矿床,在国内外享有盛名。1号脉距离3号脉矿坑以南1.2km左右,走向长大约1.4km,厚1～7m不等,总体呈北西-南东向展布,规模中等(图2)。2号脉距离3号脉矿坑西南大约0.6km处,长800m左右,总体呈南北向展布,规模较小(图2)。经过详细的野外地质调查,我们着重对可可托海1号脉和2号脉伟晶岩结构分带进行了细致对比。与3号脉同心环状的分带模式不同,矿区野外发现的1号脉和2号脉伟晶岩主要发育伟晶岩的边缘带、外侧带和中间带(图3a, b),很少出露核部带。

1号脉和2号脉边缘带位于伟晶岩脉与变辉长岩接触带,厚度很薄,大于1～2cm左右,它主要由白云母、石英、电气石和少量的Nb-Ta矿与磁铁矿组成。此带的白云母通常为银灰色、半自形-他形结构;电气石为黑色,呈柱状或针状结构;石英颗粒较细,与白云母共生(图3c、图4c)。此外,这些矿物,特别是电气石和石英晶体,通常呈梳状垂直于接触带分布(图3c)。从边缘带向内过渡到外侧带,该带通常十几至几十厘米厚,主要由钠长石和石英两种矿物组成,含少量白云母,但不发育电气石,偶尔可见浅绿色绿柱石和褐色石榴石晶体(图3d, e、图4d, e);此带中石英通常呈深灰色,大部分晶体垂直于接触带分布(图3e);云母含量降低,浅绿色,零星的云母颗粒呈半自形-自形结构,粒度通常小于1mm。外侧带与中间带之间为层状细晶岩带(图3e),该带通常呈现黑白相间的条纹,厚10～30cm左右,主要由细粒(通常<300μm)钠长石、石英、白云母组成(图3e、图4f);该带石榴石发育,手标本随处可见褐色石榴石。层状细晶岩带向内则过渡到中间带,其厚度最大,矿物晶体粒度也比上述外部带显著增大(图3g, h、图4g, h),主要包括石英、长石和云母三种主要矿物;其中石英呈雪白色晶体,伟晶或粗粒结构;长石主要为条纹长石,自形程度很高,显微镜下可见粗粒和伟晶结构的条纹长石(图4g)。云母呈粗粒片状结构,仍以淡绿色为主。中间带向内为核部带,主要以发育石英和白云母两种矿物为主,云母粒度一般小于1cm,云母呈粉红色和绿色(图4i)。

3 样品及分析方法

3.1 样品特征

本次研究的取样位置如图2所示,16件代表性样品分别来自矿区1号、2号和3号伟晶岩脉的边缘带、外侧带、中间带和核部带(图3a)。其中,样品主要集中于1号脉和2号脉伟晶岩各结构分带,3号脉伟晶岩各结构分带数据部分依据唐宏和张辉(2018)。测试目的是查明各个伟晶岩脉岩浆演化趋势以及金属禀赋差异,探索伟晶岩脉间的成因关系。样品选定之后,我们首先将其制作成激光片,然后对样品内的石英进行扫描电镜CL成像观察,目的是识别原生、次生或经历改造的石英颗粒,以备后续微量元素测试。

图5 可可托海矿区花岗岩与伟晶岩代表性石英SEM-CL图像(a)碱长花岗岩中石英;(b)白云母钠长花岗岩中石英;(c)2号脉外侧带伟晶岩,石英颗粒较小,但不存在震荡环带;(d)2号脉中外侧带样品中石英;(e)1号脉外侧带存在两期石英(分别是Qz-I和Qz-II),早期亮度偏暗,颗粒较大;晚期亮度较亮,填充早期颗粒间裂隙;(f)内核带块状雪白色的石英,显示均匀的CL图像,亮度很暗. 红色圆圈代表石英微量元素测试点位置Fig.5 SEM-CL images of representative quartz from granite and pegmatite in the Koktokay ore district(a) quartz hosted in alkali feldspar granite; (b) quartz hosted in muscovite albite granite; (c) fine-grained quartz without oscillatory zoning from wall zone of No.2 pegmatite; (d) quartz from wall zone of No.2 pegmatite; (e) two-stage quartz (QzI and QzII, respectively) are confirmed with the early stage quartz of large and dark and the late stage filling the gap of early ones; (f) massive snow-white quartz from core zone showing a uniform darker CL image. The red circle represents testing positions

3.2 分析方法

石英CL成像实验在在自然资源部战略性金属矿产找矿理论与技术重点实验室完成,分析仪器为捷克泰思肯电镜公司(TESCAN)的自动矿物分析系统,仪器型号为TIMA-GMS。探头为伸缩式全色CL探测器(标准版),探测器的波长范围为185～850nm(紫外线光、可见光和近红外线光)。分析步骤如下:薄片样品在实验前进行喷碳,将需要测试的薄片用导电胶粘贴在样品台上。在真空模式下,设置加速电压为10kV,电流为300pA,束斑尺寸为5nm,工作距离为 15mm。环境条件为温度22℃。

石英中微量元素原位测试在中国科学院地质与地球物理研究所矿产资源研究院重点实验室流体包裹体实验室完成,所用仪器为193nm ArFexcimer激光剥蚀系统,搭载Agilent 7900 质谱分析仪器。测试条件为:激光束直径为44μm,脉冲率为5Hz,能量密度为4 J/cm-2。每个元素的分析时间为10ms,每个周期的采样时间约为0.40s。每次分析包括20s的背景采集和50s的样品数据采集,然后是20s的冲洗时间。每做10个测试点,标样前后分析两次。最终数据用ICPMSDATACAL软件进行处理,数据处理采用的方法是多外标、无内标,采用多个参考玻璃作为外标。

4 结果

4.1 石英SEM-CL结构

与其他花岗岩或伟晶岩相比,碱长花岗岩中石英亮度较暗且均匀(图5a);白云母钠长花岗岩中石英比碱长花岗岩更亮,且存在钠长石包体(图5b)。2号脉外侧带的石英(20KK210-33-2)呈现粒状,CL亮度总体均匀(图5c,d)。1号脉外侧带的石英(21KK-1-11)明显具有前后两个世代(Qz-I和Qz-II),Qz-I形成较早,颜色较暗,颗粒较大且均匀,具有原生岩浆成因特征。Qz-II形成较晚,填充在颗粒QzI周围或裂隙中,亮度较亮,但颗粒较小,具有次生热液石英的特征(图5e)。中间带的块状石英亮度很暗,均匀且无环带(图5f)。

4.2 石英中原位微量元素结果

各伟晶岩脉不同结构分带的石英微量元素结果见表1。石英中含量较高的微量元素包括Li、Al、P、Ti、Ge、B、Be、Na、K、Mg、Mn等。总体上,Li元素变化范围主要在1×10-6～100×10-6之间。对比石英中微量元素数据,我们发现石英的CL亮度主要受控于石英中微量元素的含量总和。碱长花岗岩中石英CL图像亮度很暗,主要是其微量元素含量低导致的(图5)。对于Li元素来说,碱长花岗岩石英中Li元素显著偏低,含量从低于检测限至6×10-6。含矿的白云母钠长花岗岩中Li含量较高,在32×10-6～49×10-6之间,平均42×10-6。3号脉外侧带石英中Li含量(27×10-6～62×10-6,平均39×10-6),其含量是最高的。1号脉外侧带石英中Li含量中等,为10×10-6～45×10-6,平均30×10-6。2号脉外侧带石英中Li含量最低,为3×10-6～26×10-6,平均17×10-6。石英中Al与Li含量变化是一致的。其中,石英中Al含量最低的仍是白云母碱长花岗岩,变化范围是13×10-6～48×10-6,平均25×10-6。含矿白云母钠长花岗岩Al含量变化范围为206×10-6～264×10-6,平均232×10-6。对于伟晶岩来说,3号脉外侧带石英中Al含量最高,为147×10-6～345×10-6,平均211×10-6;1号脉外侧带石英中Al含量中等,为80×10-6～288×10-6,平均164×10-6;2号脉外侧带石英中Al含量最低,为50×10-6～185×10-6,平均100×10-6。对于特定伟晶岩脉(1a号脉;图3a),从外侧带到中间带再到核部带,石英中的Li和Al含量都呈现出逐渐升高的趋势。

在不同伟晶岩之间,石英中P含量变化并不大,多数集中于10×10-6～30×10-6之间。对于1a号脉(图3a),不同结构带石英中P含量仍没有表现出升高或降低的趋势。石英中的Ti含量变化较大,其中Ti含量最高的出现在碱长花岗岩中,范围是2.48×10-6～12.94×10-6,平均为5.70×10-6。对于不同伟晶岩,3号脉外侧带石英Ti含量最高,范围为1.01×10-6～2.57×10-6,平均为1.75×10-6。1a号脉外侧带石英中Ti含量较低,范围是0.77×10-6～0.82×10-6,1b号脉和2号脉外侧带石英中Ti含量较高,范围分别为1.27×10-6～1.53×10-6和0.86×10-6～1.38×10-6。白云母钠长花岗岩石英中Ti含量范围为1.97×10-6～2.38×10-6。对于特定伟晶岩脉(1a号脉;图3a),从外侧带到中间带,再到内核,石英中Ti含量呈现先升高后降低的趋势。石英中Ge含量变化也较大,呈现与Ti恰相反的变化趋势。例如,碱长花岗岩石英Ge的含量最低,变化范围是1.12×10-6～1.78×10-6,平均1.45×10-6。含矿白云母钠长花岗岩石英Ge含量较高,变化范围是2.50×10-6～2.66×10-6,平均2.60×10-6。对于不同伟晶岩来说,3号脉伟晶岩外侧带石英Ge含量最低,变化范围是2.54×10-6～3.78×10-6,平均2.87×10-6;1号脉外侧带石英中Ge含量介于3.38×10-6～3.94×10-6,平均3.78×10-6;2号脉外侧带石英Ge含量介于2.14×10-6～4.01×10-6,平均3.54×10-6。对于1a号脉(图3a),从外侧带到中间带到核部,石英中Ge含量逐渐升高。

石英中Mn含量在不同伟晶岩或花岗岩中变化并不大,总体位于0.4×10-6～1.0×10-6之间。Be含量大部分数据低于检测限,少数伟晶岩核部带石英中Be含量较高,例如21KK-1-19(核部),Be含量介于0.10×10-6～1.80×10-6,平均0.52×10-6。石英中B含量变化也较大,其中含量最低的是碱长花岗岩中的石英,多数值在检测限以下;相反,含矿白云母钠长花岗岩石英含B较高,介于0.94×10-6～1.45×10-6。对比不同伟晶岩,3号脉外侧带石英中B含量较高,介于0.83×10-6～1.65×10-6,平均1.2×10-6;2号脉外侧带石英中B含量介于0.61×10-6～2.17×10-6,平均1.0×10-6;1号脉外侧带伟晶岩石英中B含量介于0.53×10-6～1.49×10-6,平均仍是1.0×10-6。对于1a号脉来说(图3a),从外侧带到中间带再到核部,石英中B含量呈现出先升高后降低的趋势。石英中Na含量变化很大,其中大部分介于1×10-6～10×10-6之间,个别超过100×10-6的测试点可能有钠长石显微包体的存在。其他元素,例如K、Mg、Ca、Fe、Rb、Sr等元素含量较低,大多位于检测限以下。

表1 新疆阿尔泰可可托海矿区稀有金属伟晶岩矿床石英微量元素数据表(×10-6)

续表1

续表1

图6 石英微量元素替换机制图解(a)Li-Al;(b)Na-Al;(c)P-Al;(d)B-Li. 3号脉部分数据源于唐宏和张辉,2018;灰色圆圈和黑色方块数据分别代表DAP和RGM型伟晶岩(Mülleret al., 2021).“P”代表伟晶岩脉,P1后字母(例如“a”)代表伟晶岩脉测试的结构剖面的编号;“B”、“W”、“Z”和“H”分别代表伟晶岩的边缘带、外侧带、中间带和核部带. MG-白云母钠长花岗岩;MAG-白云母碱长花岗岩. 图7、图8的图例和数据来源与图6相同Fig.6 Diagrams of replacement mechanism of trace elements of quartz (a) Li vs. Al; (b) Na vs. Al; (c) P vs. Al; (d) B vs. Li. Some of data of No.3 pegmatite are derived from Tang and Zhang (2018). The gray circles and black squares represent DAP and RGM pegmatites, respectively (Mülleret al., 2021). “P” represents “pegmatite”. The letters (e.g. “a”) after “P1” represent the numbering of cross sections of pegmatites. “B”, “W”, “Z” and “H” represent the border, wall, intermediate and core zones, respectively. MG-muscovite albite granite; MAG-muscovite alkali feldspar granite. The legends and data sources of Fig.7 and Fig.8 are the same as those of Fig.6

图7 石英微量元素二元图解Fig.7 Binary diagrams of quartz trace elements

4.3 花岗岩和伟晶岩结晶温度

在伟晶岩矿床,石英中的Ti含量与岩浆形成温度呈正相关关系(Wark and Watson, 2006),因而可以用来对比不同伟晶岩的形成温度(Mülleretal.,2015;唐宏和张辉,2018;Peterková and Dolejš,2019)。利用石英中Ti4+与Si4+替换关系建立的温度计(TitaniQ)被广泛应用于估计花岗岩或伟晶岩岩浆形成的平均温度(Thomasetal.,2010;Huang and Audétat,2012;Mülleretal.,2015;Peterková and Dolejš,2019),其表达式为:T(K)=-3765/[ln(CTi/aTiO2)-5.69],其中CTi为石英中的Ti含量(×10-6),aTiO2为石英中TiO2相对金红石的活度。在这一表达式中,根据可可托海矿区白云母钠长花岗岩全岩锆石饱和温度(据Shenetal., 2022),求得活度值aTiO2后再代入上述表达式,从而确定伟晶岩和花岗岩形成温度。计算结果见表1。碱长花岗岩形成温度最高,变化范围介于575～738℃,平均642℃。含矿的花岗岩形成温度介于556～571℃之间,平均565℃。对于伟晶岩来说,3号脉形成温度最高,其外侧带变化范围是506～578℃,平均544℃,这个温度比唐宏和张辉(2018)计算的文象伟晶岩带温度(平均452℃)更高。1a号脉外侧带(21KK-1-22)其形成温度介于488～494℃;1b号脉外侧带(21KK-1-11)其形成温度介于523～526℃。2号脉外侧带(20KK210-33和20KK210-28)其形成温度介于465～529℃。对于可可托海1号脉伟晶岩,按照边缘带、外侧带、中间带和核部带的顺序,其石英的形成温度逐渐下降(表1)。综上所述,含矿的钠长花岗岩以及各个伟晶岩脉,其形成温度主要介于450～570℃,这表明其形成于过冷却的富挥发分含水硅酸盐熔体(London,2009)。

5 讨论

5.1 可可托海矿区伟晶岩石英微量元素的替换机制

研究表明,石英中微量元素的存在形式主要有两类:一种是进入石英晶格中的微量元素,它包括直接与Si呈现类质同象替换的微量元素(包括Al3+、Fe3+、B3+、Ti4+、Ge4+和P5+)和存在于石英矿物晶格间隙或通道的元素(包括Li+、 K+、Na+、H+、Fe2+),后者主要作为三价或五价离子替换的电价补偿物(Götze and Möckel,2012)。另一种主要呈固体或流体包裹体形式存在的微量元素(Rottier and Casanova,2021)。在可可托海稀有金属伟晶岩矿区,除了Ge4+、Ti4+与Si4+简单替换,石英中Li与Al的相关性最大,数据点演化趋势线斜率接近1/4(图6a);而Na和Al的相关性并不明显(图6b)。这表明,石英中Li++Al3+→Si4++□替换是主要的替换方式,而Na++Al3+→Si4++□替换是次要的。P与Al的相关性很差或没有相关性(图6c),表明石英中P5++Al3+→2Si4+替代方式不是主要的。B与Li具有微弱的正相关关系(图6d),表明石英中可能存在少量的Li++B3+→Si4++□替换(Müller and Koch-Müller,2009;Götze and Möckel,2012)。花岗岩或伟晶岩之间微量元素含量也存在差异,白云母碱长花岗岩中微量元素含量(例如Li、Al、Na、Ge和B等)最低(图6a-d、图7a),Ti含量最高(图7b),SEM-CL的图像亮度最暗(图5a),推断CL亮度可能与微量元素总含量呈正相关关系,微量元素的进入导致石英晶格缺陷,从而影响其CL强度(Götze and Möckel,2012)。Ti含量与其形成温度呈正相关关系,说明温度条件是影响微量元素进入石英晶格的重要因素。相比较外侧带,伟晶岩中间带和核部带微量元素含量更高,替换机制也更复杂,它可能呈现更多的Na++Al3+→Si4++□和P5++Al3+→2Si4+替换(图6a-c)。

5.2 石英中稀有金属组成及对矿化潜力的指示

先前, 学者们对于伟晶岩矿化指标进行了一系列总结工作。例如,黄永胜等(2016)通过对比阿尔泰地区二叠纪与三叠纪伟晶岩流体包裹体形成的温度压力条件,发现三叠纪伟晶岩侵位较浅,它更有利于岩浆演化而形成大型矿床。Tangetal.(2018)和吕正航等(2018)通过对比新疆阿尔泰地区贫矿、简单矿化、复杂矿化等伟晶岩钾长石中P含量发现,钾长石高P含量有利于形成大型伟晶岩矿床,并认为钾长石中P2O5含量高于0.1%可作为伟晶岩找矿标志。Selwayetal.(2005)指出,绿色粗粒结构的云母,且Li含量大于2000×10-6可以指示伟晶岩具有Li-Cs-Ta矿化潜力。然而,由于云母、长石矿物容易遭受风化和热液交代作用影响,利用它们的成分来指示稀有金属矿化潜力存在一定的局限性(Beurlenetal.,2014)。石英作为岩浆或热液过程中的稳定矿物,在研究稀有金属矿化潜力方面越来越受到国内外学者的关注。Breiteretal.(2000)指出石英Ti<10×10-6和Ge/Ti>0.1可用作指示富稀有金属元素高度演化岩浆体系的关键性评价指标。刘志超和袁梓昭(2022)对喜马拉雅然巴不同分异程度的淡色花岗岩进行了石英微量元素的对比分析,发现Be、Ti元素含量以及Al/Ti、Ge/Ti有潜力成为指示花岗岩分异程度和稀有金属矿化潜力的指标。Mülleretal.(2021)基于世界范围内8个伟晶岩成矿区的254个伟晶岩的石英微量元素数据分析,指出石英中Li含量大于30×10-6,Al含量大于100×10-6是伟晶岩锂矿化的重要识别标志。而石英中B含量大于5×10-6可能是宝石级别电气石矿化的重要识别标志。综上所述,石英的Li、Be、B含量,以及Al/Ti和Ge/Ti比值等是伟晶岩矿化潜力的重要判别指标。

本文所研究的可可托海矿区1、2、3号伟晶岩的外侧带石英为岩浆成因,其均匀的CL图像指示石英结晶后没有后期岩浆或热液活动的再平衡影响。外侧带为伟晶岩演化的早期阶段,热液流体出溶过程还未发生(周起凤,2013),因此外侧带石英矿物化学可以用来反映伟晶岩的稀有金属含量特征。通过对比结果发现,可可托海3号脉伟晶岩外侧带伟晶岩石英具有更低的Ge含量(2.87×10-6;图7a)、Ge/Ti(平均1.83)和Al/Ti(平均122)比值(图7e,f),指示其分异演化程度最低。然而,它却含最高的Li(平均39×10-6;图6a、图7d)、Ti(平均1.75×10-6;图7b)和Al含量(211×10-6;图7a-d)。Li元素属于不相容元素,它会随着岩浆的分异不断在残余熔体中富集,也就是说石英高Li含量会与岩浆高演化程度密切相关(Mülleretal.,2021)。基于石英中的Ge/Ti比值可以推测,与其他伟晶岩脉体相比,3号脉外侧带具有最低的演化程度,而核部带具有最高演化程度(图6e),因而具有更宽的分异范围(Caoetal.,2022)。令人意外地是,3号脉外侧带尽管分异程度低,但石英却包含最高的Li含量,这表明其Li含量并不由分异程度简单控制,主要与3号脉伟晶岩岩浆中Li的稀有金属禀赋有关。因此,利用单一指示岩浆演化程度的矿物学标志(例如石英Ge/Ti和Al/Ti比值)来评价伟晶岩的矿化潜力是不可行的。这个结论与我们前期利用云母微量元素得出的结论一致(Caoetal.,2022)。与之相反,3号脉外侧带石英中Be含量比其他伟晶岩脉体要低,部分低于检测限(表1),它与Al呈现明显的正相关关系(图7c),这表明石英中Be含量可能与石英中的Al含量密切相关。含矿的白云母钠长花岗岩石英中Li含量(平均42×10-6)与3号脉外侧带石英中Li含量一致(图6a、图7d)。与之相反,白云母碱长花岗岩石英中Li含量(最高为6×10-6)和Al含量(主要小于30×10-6)最低(表1),表明其为贫矿花岗岩。各伟晶岩和花岗岩中石英中B含量并没有显著差异,但中间带石英中B含量最高,核部带又显著下降(表1、图6d),这可能与伟晶岩演化早期电气石的大量结晶有关。综上所述,可可托海矿区3号脉具有更高的Li矿化潜力,这可能受伟晶岩稀有金属含量、伟晶岩浆分异范围以及分异程度的综合制约。此外,本文研究认为石英中Li和Al含量能有效指示花岗岩或伟晶岩的矿化潜力。石英中Ge/Ti和Al/Ti比值可以指示伟晶岩的演化程度,但在利用它们指示伟晶岩矿化潜力方面应该考虑更多因素。

5.3 石英微量元素变化及对岩石成因的指示

石英Ge与Ti含量在岩浆固相线以下仍会保持含量的稳定,因此可以用来指示伟晶岩岩浆演化过程与成因(Larsenetal.,2004)。根据石英的Ge/Ti-Ge图解(图7e)和Ge/Ti-Al/Ti图解(图7f),可可托海矿区1a号脉,1b号脉以及3号脉都呈现的演化趋势线近似平行(图7e,f),这表明可可托海矿区的伟晶岩脉是既相互独立而又彼此联系的。平行的演化趋势代表它们之间的成因关系不是“母子”关系,彼此独立说明它们之间并非完全无关,而很可能源于相同的母岩浆,即“兄弟”关系。这个结论与我们先前利用云母微量元素投图得出的研究结论(Caoetal.,2022)一致。此外,矿区内白云母钠长花岗岩与3号伟晶岩脉外侧带在Ti含量(指示形成温度)和演化程度(Ge/Ti值)方面是一致的(表1、图6a、图7e,f),并且白云母钠长花岗岩是矿化花岗岩,因此,我们也认为其与3号脉是同源的,这个结论与Shenetal.(2022)利用年代学和岩石地球化学手段得出的结论一致。而不含矿的白云母碱长花岗岩与含矿钠长花岗岩和伟晶岩之间没有成因联系,因为其石英微量元素定义的演化趋势明显与后者存在显著差异(图7、图8)。综上所述,尽管可可托海矿区内1号脉、2号脉和3号脉伟晶岩在稀有金属禀赋和矿床规模方面存在较大的差异,但是我们认为这种差异并非源区导致的,可能主要受后期岩浆过程(例如熔体-熔体不混溶过程)的控制。

图8 石英Al/10-Ti-Ge×10三元图解(据Müller et al.,2021)Fig.8 Quartz ternary diagram of Al/10-Ti-Ge×10 (after Müller et al., 2021)

对比世界上两大成因类型伟晶岩的石英微量元素(如图7的Ge-Al、Ti-Al、Be-Al、Li-Ge/Ti、Ge/Ti-Ge和Ge/Ti-Al/Ti图解),可可托海伟晶岩和花岗岩所有的投点明显分成两组,大部分数据点(包括成矿的白云母钠长花岗岩及各伟晶岩脉)所投区域与世界范围内代表性的RMG-成因伟晶岩一致(图7a-f), 少量数据点(主要是贫矿的白云母碱长花岗岩)所投区域与世界范围内代表性的DPA-成因伟晶岩一致(图7a-f)。在图8的Al/10-Ti-Ge×10图解中,仍然仅有贫矿的白云母碱长花岗岩与DPA-成因伟晶岩所投范围一致,指示其是直接深熔形成的。而含矿的白云母钠长花岗岩以及各伟晶岩都投在RMG-成因伟晶岩区域(图8)。所以,基于上述图解,我们认为可可托海矿区伟晶岩和含矿花岗岩都是源于母岩花岗质岩浆体系高度结晶分异的产物,尽管尚未在地表发现其母岩花岗岩。最近,何兰芳等(2023)通过地球物理大地电磁测深(AMT)手段,揭示了可可托海矿区南部可能存在隐伏的伟晶岩或淡色花岗岩体,这为可可托海伟晶岩的RMG-成因又提供了地球物理学证据。

综合以上证据,我们对可可托海伟晶岩型稀有金属矿床提出了一个简单的成因模型:在晚三叠世-早白垩世,地壳深部(大约12km,Shenetal.,2022)发生部分熔融,形成了巨大隐伏的母岩花岗岩,含矿的白云母钠长花岗岩以及各伟晶岩脉(包括3号脉、2号脉和1号脉)沿着矿区内断裂通道从母岩中逐渐分离出来,在矿区的不同位置就位。由于它们上侵通道和所遭受的外部环境差异,造成了它们在岩石类型、演化程度、成矿潜力和矿床规模等方面的差异。

6 结论

(1)可可托海矿区白云母钠长花岗岩以及各伟晶岩脉中石英微量元素含量主要受Li++Al3+→Si4++□替换控制,可能存在少量的Na++Al3+→Si4++□和P5++Al3+→2Si4+替换。

(2)与其他小规模伟晶岩脉(例如1号脉和2号脉)相比,3号脉伟晶岩具有宽的分异范围和最高的稀有金属Li含量。这与岩浆分异演化程度无关,而与初始伟晶岩浆中Li金属禀赋关系密切。

(3)石英微量元素地球化学指示可可托海伟晶岩与RMG-成因伟晶岩存在地球化学亲和性。可可托海各伟晶岩脉以及矿化的白云母钠长花岗岩之间为“兄弟”关系,都源于相同的母岩花岗岩。

致谢感谢中国科学院地质与地球物理研究所黄亮亮高级工程师和楚翔凯博士在石英的微量元素测试和数据处理过程中提供的帮助。此外,感谢两位匿名审稿人提出的意见和建议。