高利娥 曾令森 嚴(yán)立龍 高家昊 趙令浩

中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所，北京 100037

關(guān)鍵金屬是指現(xiàn)今社會必需的、對戰(zhàn)略性新興產(chǎn)業(yè)的發(fā)展至關(guān)重要的、但安全供應(yīng)存在較高風(fēng)險的一類金屬元素及其礦床的總稱(涂光熾等, 2004; 蔣少涌等, 2020; 侯增謙等, 2020; 翟明國等, 2019)，包括三稀金屬(稀有、稀土和稀散)和稀貴金屬(鉑族金屬)(毛景文等, 2019a, b; 王登紅, 2019)。關(guān)鍵金屬作為全球高科技產(chǎn)業(yè)不可或缺的戰(zhàn)略性資源，尤其在航空航天、軍事、芯片和新能源等領(lǐng)域的重要作用，其富集和成礦機制是目前國際礦床學(xué)研究的熱點(毛景文等, 2019b)。隨著科技的發(fā)展，未來對關(guān)鍵金屬的需求將迅猛增長。但是，關(guān)鍵金屬礦產(chǎn)是國際上最近提出的資源概念，針對此類礦床的專門研究剛剛起步，認(rèn)知程度較低(侯增謙等, 2020)。

喜馬拉雅造山帶內(nèi)分布著兩條新生代淡色花崗巖帶，部分花崗巖經(jīng)歷了結(jié)晶分異作用，形成高硅花崗巖甚至偉晶巖(Wuetal., 2017; Gaoetal., 2021; 吳福元等, 2015; 劉志超等, 2020)。隨著中國地質(zhì)調(diào)查局成都地調(diào)中心李光明研究員團(tuán)隊在拿日雍錯(也叫錯那洞)發(fā)現(xiàn)了Be多金屬工業(yè)礦體(李光明等, 2017)，最近幾年以中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所吳福元院士和南京大學(xué)王汝成教授團(tuán)隊為代表的學(xué)者對喜馬拉雅淡色花崗巖稀有金屬的成礦作用開展了較詳細(xì)的研究，在佩枯措、夏如、吉隆、定結(jié)、告烏、然巴、康馬、錯那等地，發(fā)現(xiàn)了代表Be成礦的綠柱石，代表Nb-Ta成礦的鉭鐵礦、燒綠石-細(xì)晶石、鈮鐵金紅石，代表Sn成礦的錫石，代表Li成礦的鋰云母、鋰輝石等(Wangetal., 2017; Wuetal., 2020)。在拿日雍錯花崗巖中，相對富集Bi、Cs、Li、Sn、Be、Pb、B、W、Ta等稀有金屬成礦元素(高利娥等, 2019)。已有研究認(rèn)為，藏南喜馬拉雅高分異淡色花崗巖形成過程中伴隨著稀有金屬元素的富集，很可能成為我國新的重要稀有金屬成礦帶(Wangetal., 2017; Wuetal., 2020; Gaoetal., 2021; 李光明等, 2017; 曾令森和高利娥, 2017)。但在喜馬拉雅淡色花崗巖稀有金屬富集和成礦機理、影響因素等方面有待深入研究，形成新認(rèn)識，揭示成礦潛力高的勘探靶區(qū)。

本文以吉隆和亞東地區(qū)淡色花崗巖為研究對象，通過詳細(xì)的主量元素和微量元素測定，查明這些花崗巖中關(guān)鍵金屬元素的異常情況，尤其是Sn-Cs-Tl富集情況，揭示喜馬拉雅淡色花崗巖的Sn-Cs-Tl富集行為和機制。

1 地質(zhì)背景與樣品

喜馬拉雅造山帶由特提斯喜馬拉雅帶、高喜馬拉雅結(jié)晶帶、低喜馬拉雅帶和次喜馬拉雅帶組成(圖1a)。它們之間的界限分別為藏南拆離系、主中央逆沖斷層、主邊界逆沖斷層。在喜馬拉雅造山帶內(nèi)，新生代淡色花崗巖沿著特提斯喜馬拉雅帶和高喜馬拉雅帶分布。在特提斯喜馬拉雅帶，新生代花崗巖侵入片麻巖穹窿核部。在高喜馬拉雅帶中，淡色花崗巖侵入到高喜馬拉雅結(jié)晶巖系中，或侵入藏南拆離系中，自西向東主要有Mandhata(納木那尼)、Manaslu(馬納斯魯)、Gyirong(吉隆)、Mount Qomolangma(珠穆朗瑪)、Makalu(馬卡魯)、Dinggye(定結(jié))、Dingga(定日)、Khula Kangri(庫拉崗日)和Cuona(錯那)等巖體。

圖1 藏南喜馬拉雅造山帶地質(zhì)簡圖(a)和亞東地區(qū)地質(zhì)簡圖(b)YTS-雅魯藏布江縫合帶；STDS-藏南拆離系；MCT-主中央逆沖推覆帶；MBT-主邊界逆沖推覆帶；MFT-主前緣逆沖推覆帶；TH-特提斯喜馬拉雅；HH-高喜馬拉雅；LH-低喜馬拉雅；SH-次喜馬拉雅

亞東位于高喜馬拉雅帶中部，新生代淡色花崗巖出露面積近200km2，根據(jù)鋯石U-Pb年齡可以解體為三個獨立巖體(圖1b, Liuetal., 2017)。告烏淡色花崗巖形成于23Ma，為含電氣石的淡色花崗巖，位于藏南拆離系和亞東谷露裂谷的交接部位，以巖床的形式侵位于藏南拆離系和剪切帶上盤的特提斯喜馬拉雅沉積巖系中，整體無變形，部分表現(xiàn)出弱定性特征，為同構(gòu)造侵位或構(gòu)造活動末期侵位巖漿。20～18Ma的頂嘎巖體和17～16Ma淡色花崗巖體，巖性為二云母花崗巖，侵入藏南拆離系和剪切帶下盤的高喜馬拉雅結(jié)晶巖系中，這兩期淡色花崗巖切穿藏南拆離系，巖漿侵位應(yīng)發(fā)生于韌性剪切活動停止后(劉志超等, 2020)。

吉隆位于高喜馬拉雅帶西部，新生代淡色花崗巖侵位于藏南拆離系和剪切帶下盤的高喜馬拉雅結(jié)晶巖系中(圖2)。藏南拆離系由古生代花崗質(zhì)片麻巖和新生代面理化的淡色花崗巖組成，并被后期的淡色花崗巖體侵位。面理化淡色花崗巖具有明顯的同構(gòu)造性質(zhì)(圖3a-c)，主期侵位約為22～20Ma，并記錄了早期36Ma和26Ma的巖漿熱液活動(Yangetal., 2009; 高利娥等, 2016)。后期的淡色花崗巖形成于17.7Ma，未變形，巖漿侵入到藏南拆離系中，形成時代在藏南拆離系活動停止之后(高利娥等, 2016)。高喜馬拉雅帶內(nèi)，淡色花崗巖形成年齡為22～16Ma(高利娥等, 2016)。其中一條變形的淡色花崗巖脈, 形成于21.0～18.7Ma，記錄了早期向北的伸展作用和后期向南的逆沖縮短作用(Wangetal., 2013)。

圖2 吉隆地區(qū)地質(zhì)簡圖

圖3 吉隆地區(qū)同構(gòu)造淡色花崗巖的野外特征

吉隆和亞東地區(qū)花崗巖主要由石英、斜長石、鉀長石、白云母、電氣石、石榴子石(圖3d)，以及少量的黑云母、條紋長石、磷灰石、獨居石、鋯石等組成(圖4a-f)。條紋長石呈脈狀、樹枝狀、網(wǎng)狀、蝌蚪狀等形態(tài)(圖4b)。斜長石具有核邊結(jié)構(gòu)，核部含有大量的白云母包裹體，邊部干凈，核部白云母包裹體呈90°或120°沿著斜長石的解理縫分布(圖4c, d)。電氣石半自形-他形柱狀，淺黃褐色為主(圖4c, e)。磷灰石呈粒狀、卵狀等形式成堆出現(xiàn)(圖4f)。手標(biāo)本上，淡色花崗巖中白云母和黑云母定向排列形成面理(圖3b, c)。未發(fā)生塑性變形，表明花崗巖冷凝后期未受強烈變形。亞東地區(qū)出現(xiàn)少量的鈉長花崗巖，主要由斜長石、石英，以及少量的鉀長石、石榴子石、磷灰石等組成(圖4g, h)。

圖4 富集關(guān)鍵金屬元素淡色花崗巖(a-f)和鈉長花崗巖(g、h)的顯微照片

2 分析方法

主量及微量元素的測試在自然資源部國家地質(zhì)實驗測試中心進(jìn)行。主量元素通過XRF(X熒光光譜儀3080E)方法測試，分析精度為5%。微量元素和稀土元素(REE)通過等離子質(zhì)譜儀(ICP-MS-Excell)分析，含量大于 10×10-6的元素的測試精度為5%，而小于10×10-6的元素精度為10%。個別在樣品中含量低的元素，測試誤差大于10%。31件亞東花崗巖的全巖元素分析結(jié)果列在表1中。

表1 亞東淡色花崗巖的主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)地球化學(xué)特征

續(xù)表1

續(xù)表1

續(xù)表1

續(xù)表1

續(xù)表1

3 數(shù)據(jù)及結(jié)果

根據(jù)巖石組成和關(guān)鍵金屬的富集程度，本文數(shù)據(jù)分為三類：富集關(guān)鍵金屬的淡色花崗巖，不富集關(guān)鍵金屬的淡色花崗巖和鈉長花崗巖。吉隆花崗巖包括馬拉山-吉隆的所有淡色花崗巖，數(shù)據(jù)來自于Gao and Zeng (2014)和Gaoetal. (2017)。從主量元素含量來看(圖5)，大多數(shù)花崗巖具有較高的SiO2(69.5%～78.8%)，Al2O3(11.0%～17.0%)，K2O(2.3%～8.4%)，和Na2O(1.4%～6.1%)，但較低的CaO(≤2.0%)、FeO(<2.0%)、MgO、MnO、P2O5和TiO2，較高的A/CNK (>1.1) 和K2O/Na2O(≥1.0)比值。與不富集關(guān)鍵金屬元素的花崗巖相比，富集關(guān)鍵金屬元素的花崗巖具有較高的Na2O(>3.4)和P2O5，但較低的CaO(<0.9%)、FeO(<1.4%)、MgO、MnO和TiO2。值得關(guān)注的是，亞東地區(qū)的兩件鈉長花崗巖的Na2O含量高達(dá)8.4%。

在微量元素特征上(圖6)，富集關(guān)鍵金屬元素的花崗巖具有Ba和Ti顯著的負(fù)異常，Th和Sr弱負(fù)異常。相比較，鈉長花崗巖還顯示了K和REE的負(fù)異常。與不富集關(guān)鍵金屬元素的花崗巖相比(Rb=104×10-6～386×10-6，Sr=14×10-6～320×10-6，Rb/Sr=0.6～19.0)，富集關(guān)鍵金屬元素的花崗巖具有較高的Rb(>300×10-6)和Rb/Sr(>5.0)，較低的Sr(<70×10-6)和Ba，鈉長花崗巖具有最低的Rb和Sr，即Rb=71×10-6～77×10-6，Sr=11×10-6～12×10-6，Rb/Sr=5.9～6.6(圖7)。在高場強元素含量和比值上，兩類花崗巖差別不大，Zr=3×10-6～165×10-6，Hf=0.2×10-6～10×10-6，Nb=0.2×10-6～35×10-6，Ta=0.1×10-6～27×10-6，Zr/Hf=10.7～40.6，Nb/Ta=1.2～16.3(圖8、圖9)。相對比，鈉長花崗巖具有較高的Nb和Ta(Nb=35×10-6～50×10-6，Ta=10×10-6～15×10-6)，中等含量的Zr和Hf(Zr=17×10-6～20×10-6，Hf=2×10-6)和Nb/Ta比值(3.3～3.4)，較低的Zr/Hf比值(8.6～9.5)。

圖6 富集關(guān)鍵金屬元素淡色花崗巖的原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蜘蛛網(wǎng)圖(a、c)和球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖(b、d)(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)

圖7 淡色花崗巖的微量元素特征

圖8 淡色花崗巖的其它微量元素特征和巖漿溫度

圖9 淡色花崗巖的高場強元素特征

在稀土元素特征上(圖6)，富集關(guān)鍵金屬元素的花崗巖顯示略微富集輕稀土和中稀土，虧損重稀土，(La/Yb)N=2.17～19.82，顯著的負(fù)Eu異常(Eu/Eu*=0.15～0.66)，微弱的負(fù)Nd異常(Nd/Nd*=NdN/[(PrN2×SmN)1/3=0.67～0.86)。鈉長花崗巖具有輕稀土和中稀土虧損，重稀土略富集，負(fù)Eu異常和負(fù)Nd異常的特征(Eu/Eu*=0.56～0.80，Nd/Nd*=0.79～0.80)。

富集關(guān)鍵金屬元素的花崗巖含有較高的W、Sn、B、Be、Cs、Tl等關(guān)鍵金屬元素(圖10、圖11)。具體表現(xiàn)在：全部樣品富集Sn、Cs、Tl和Be元素，變化范圍為1.69×10-6～55.20×10-6、14.6×10-6～126.0×10-6、1.05×10-6～4.97×10-6和6.71×10-6～184×10-6，平均值為18.92×10-6、35.48×10-6、2.13×10-6和16.12×10-6，約是維氏花崗巖平均值的6.3倍、7.1倍、1.4倍和2.9倍；部分樣品富集W、B、Li、Bi、U和Pb，最高值可分別達(dá)9.76×10-6、1610×10-6、182×10-6、12.2×10-6、32.6×10-6和58.8×10-6，平均值分別為2.12×10-6、200.6×10-6、146.5×10-6、5.51×10-6、9.39×10-6和41.01×10-6；略虧損Nb、Ta元素，變化范圍為1.90×10-6～78.80×10-6和0.34×10-6～15.2×10-6，平均為10.93×10-6、2.47×10-6。相比較，鈉長花崗巖富集Nb、Ta、Sn、Be、Cs。不富集關(guān)鍵金屬元素的花崗巖中這些元素的濃度大多數(shù)都低于維氏花崗巖平均值。

圖10 淡色花崗巖的關(guān)鍵金屬W (a)、Sn (b)、Nb (c)和Ta (d)與Rb/Sr的關(guān)系圖解

圖11 淡色花崗巖的關(guān)鍵金屬B (a)、Be (b)、Cs (c)和Tl (d)與Rb/Sr的關(guān)系圖解

4 討論

從上面地球化學(xué)數(shù)據(jù)可以看出，富集關(guān)鍵金屬元素的淡色花崗巖具有：(1)較高的SiO2、Al2O3和A/CNK比值，為過鋁質(zhì)淡色花崗巖(圖5)；(2)較高的Rb(>300×10-6)和Rb/Sr(>5.0)，較低的Sr，高度變化的高場強元素的濃度和比值(圖7-圖9)；(3)略微富集LREE和MREE，虧損HREE，顯著的負(fù)Eu異常和微弱的負(fù)Nd異常(圖6)；和(4)富集關(guān)鍵金屬元素Sn、Cs、Tl等。與富集關(guān)鍵金屬元素的淡色花崗巖相比，鈉長花崗巖具有不一致的地球化學(xué)特征, 包括(1)Na2O含量高達(dá)8.4%；(2)非常低的Rb和Sr含量(Rb<80×10-6，Sr<15×10-6)，較高的Nb和Ta含量(Nb>35×10-6，Ta>10×10-6)，Nb/Ta比值小于5，Zr/Hf比值小于10；(3)LREE和MREE虧損，HREE略富集，更加顯著的Eu和Nd負(fù)異常；和(4)富集關(guān)鍵金屬元素Nb、Ta、Sn、Be、Cs等。

4.1 富集關(guān)鍵金屬淡色花崗巖的形成過程：分離結(jié)晶作用

隨著巖漿分離結(jié)晶作用的進(jìn)行，當(dāng)巖漿演變成高硅體系，礦物組成和元素地球化學(xué)行為會發(fā)生改變，如：(1)主要造巖礦物相溶解度的改變(Ren, 2012)；(2)微量元素分配系數(shù)的變化(Shearer and Papike, 1987; Glazneretal., 2008; Gaoetal., 2021)以及稀土元素四分組效應(yīng)的出現(xiàn)(Liuetal., 2016)；(3)副礦物溶解行為的變化(Wolf and London, 1994; Bea, 1996; Linnen and Keppler, 1997, 2002; Gaoetal., 2021a, b; 郭春麗等, 2017; 曾令森和高利娥, 2017)；(3)鈉長花崗巖的出現(xiàn)(Liuetal., 2014; Wuetal., 2020)；和(4)結(jié)晶富Mn石榴子石、高Hf鋯石、電氣石和富集稀有金屬元素的綠柱石、鈮鐵礦等(Liuetal., 2019; 高利娥等, 2012; 劉志超等, 2020)。

圖5-圖9顯示了富集關(guān)鍵金屬元素淡色花崗巖中重要主微量元素的變化趨勢和相互關(guān)系。在花崗質(zhì)巖漿分離結(jié)晶過著中，隨著溫度的降低，斜長石中的CaO含量降低(Shearer and Papike, 1987; Scailletetal., 1995; Patio Douce and Harris, 1998)。與不富集關(guān)鍵金屬元素的花崗巖相比，富集關(guān)鍵金屬元素的花崗巖具有較高的Na2O(圖5b)，但較低的CaO(圖5c)和鋯飽和巖漿溫度(圖8b)，CaO含量與巖漿溫度呈正相關(guān)關(guān)系(圖7d)，并出現(xiàn)鈉長花崗巖。另外，富集關(guān)鍵金屬元素花崗巖還具有較低的Sr、Ba，和顯著的Eu負(fù)異常，Eu異常與Sr含量正相關(guān)(圖7c)，以上特征表明富集關(guān)鍵金屬元素的淡色花崗巖是較原始花崗質(zhì)巖漿經(jīng)歷不同程度斜長石分離結(jié)晶作用的產(chǎn)物。

Zr和Hf具有相似的地球化學(xué)性質(zhì)，巖漿演化過程中Zr/Hf比值應(yīng)保持一致。越來越多的文獻(xiàn)數(shù)據(jù)表明，在巖漿演化過程中，Zr/Hf比值可發(fā)生變化(Dupuyetal., 1992; Davidetal., 2000; Linnen and Keppler, 2002)。在SiO2>74.0%的高硅花崗巖中，較低Zr/Hf 比值的形成機制有兩種：(1)鋯石的分離結(jié)晶作用(Bea, 1996; Davidetal., 2000; Claiborneetal., 2006)；(2)花崗巖熔體結(jié)構(gòu)的變化(Linnen and Keppler, 2002; 郭春麗等, 2017; 曾令森和高利娥, 2017)。在鋯石中，Zr的溶解度是Hf的五倍(Linnen and Keppler, 2002)，因此鋯石的分離結(jié)晶作用可以降低花崗質(zhì)熔體的Zr/Hf比，但同時降低殘余熔體的Zr和Hf的含量。在富集關(guān)鍵金屬元素的花崗巖中，Zr 與A/NK呈正相關(guān)(圖8a)，表明鋯石發(fā)生了分離結(jié)晶作用。但是隨著Zr/Hf比值降低，Zr和Hf含量先降低，后升高(圖9a, b)。當(dāng)熔體的Zr/Hf比值超過20時，Zr-Zr/Hf 和 Hf-Zr/Hf系統(tǒng)關(guān)系發(fā)生了改變(Gaoetal., 2021a)。隨著巖漿分異作用的進(jìn)行，花崗質(zhì)巖漿的結(jié)構(gòu)將改變，鋯石和鉿石的溶解度發(fā)生變化，Hf的溶解度將明顯高于Zr的溶解度(Linnen and Keppler, 2002)，導(dǎo)致熔體的Zr/Hf比值降低。因此，鋯石的分離結(jié)晶作用和熔體結(jié)構(gòu)的變化共同控制了花崗巖中Zr和Hf的含量和系統(tǒng)關(guān)系。

Nb和Ta也表現(xiàn)出相似的地球化學(xué)性質(zhì)，在多數(shù)地質(zhì)作用中一般不發(fā)生明顯的分餾。最近一系列研究得出，Nb和Ta易溶于云母和富Ti礦物相中(Stepanov and Hermann, 2013; Stepanovetal., 2014; Gaoetal., 2017)。在金紅石和鈦鐵礦中DTa>DNb，而在云母中DTa

另外，富集關(guān)鍵金屬元素的花崗巖中具有明顯的Nd負(fù)異常(圖6)。在淡色花崗巖中，稀土元素主要賦存于獨居石和磷灰石中(Whittington and Treloar, 2002; Zengetal., 2005)。富集關(guān)鍵金屬元素的花崗巖中，∑LREE和Nd異常正相關(guān)(圖8f)，P2O5和Nd異常(圖8e)也正相關(guān)，表明花崗巖經(jīng)歷了獨居石和磷灰石的分離結(jié)晶作用。

以上分析可以表明，富集關(guān)鍵金屬元素的花崗巖經(jīng)歷了斜長石、鋯石、獨居石、磷灰石、云母等的分離結(jié)晶作用，雖然具有高的10000Ga/Al值，但落入分離結(jié)晶作用形成的S型花崗巖區(qū)域(圖12)，實質(zhì)為高分異的S型花崗巖。

圖12 淡色花崗巖的A型花崗巖判別圖(據(jù)Whalen et al., 1987)

4.2 喜馬拉雅淡色花崗巖中關(guān)鍵金屬Sn-Cs-Tl富集機制初探

三稀金屬包括稀有、稀土和稀散，是關(guān)鍵金屬的重要組成部分。稀有金屬包括鋰(Li)、鈹(Be)、銣(Rb)、銫(Cs)、鈮(Nb)、鉭(Ta)、鋯(Zr)、鉿(Hf)、鎢(W)、錫(Sn) 等。鎢錫是我國傳統(tǒng)的優(yōu)勢礦產(chǎn)資源，蔣少涌等(2020)指出我國原生鎢錫礦床有5種主要類型：斑巖型、云英巖型、矽卡巖型、石英脈型和錫石硫化物型；3種次要類型：蝕變花崗巖型、熱液角礫巖型和低溫?zé)嵋好}型?；◢弾r的高度分異作用對鎢錫成礦至關(guān)重要，與鎢礦化有關(guān)的巖漿巖主要為陸殼重熔型花崗巖。與錫礦床相關(guān)的巖漿巖除了高分異花崗巖外，還包括A型花崗巖等多種巖石類型(Chenetal., 2013; 華仁民等, 2010; 蔣少涌等, 2020)。銫的地殼豐度為3×10-6，地球化學(xué)性質(zhì)與鉀和鉈相似，常以類質(zhì)同像形式存在于富鉀礦物中，如天河石(含銣微斜長石)中Cs2O可達(dá)0.1%～0.3%。銫大多呈分散態(tài)存在，含銫礦物常見于花崗偉晶巖中，隨著巖漿分異程度增強，銫含量增加，容易富集于巖漿晚期階段、堿性巖和花崗偉晶巖中，與綠柱石、鋰輝石、鋰云母、電氣石以及鈮鉭礦物共生。此外，銫還可富集在鹽湖鹵水中。所以，銫礦床可分為堿性長石花崗巖(花崗偉晶巖型)和鹵水型。

稀散金屬一般指在地殼中豐度很低(多為10-9級)，分布極為分散的元素，包括鎵(Ga)、鍺(Ge)、硒(Se)、鎘(Cd)、銦(In)、碲(Te)、錸(Re)、鉈(Tl)8種元素。據(jù)最新統(tǒng)計資料表明，盡管中國鎵、鍺、硒、鎘和銦的資源儲量在全球第一，但是，稀散金屬礦床的成礦成因等方面研究程度相對較低(謝桂青等, 2020)。鉈的地殼豐度很低(0.45×10-6)，地殼巖石中的w(Tl)和w(Pb)正相關(guān)，鉈主要呈類質(zhì)同象替代鉀、銣進(jìn)入云母和鉀長石(Raderetal., 2018)。一直以來鉈主要作為伴生組分從銅礦床和鉛鋅硫化物礦床中作為綜合利用對象而被回收(溫漢捷等, 2020)。目前為止鉈成礦的研究相對比較薄弱，溫漢捷等(2020)大致劃分出兩個具有工業(yè)意義的礦床類型, 即低溫?zé)嵋盒豌B礦床和塊狀硫化物型含鉈礦床。熱液型鉈礦床一般和金、汞等礦化關(guān)系密切，鉈的超常富集主要出現(xiàn)在成礦熱液演化較晚階段，最大的特點是能夠形成鉈的獨立礦床(陳代演和鄒振西, 2000)。硫化物型含鉈礦床中鉈以類質(zhì)同象進(jìn)入黃鐵礦晶格,不產(chǎn)出鉈獨立礦物(Murao and Itoh, 1992)，如中國安徽和縣香泉發(fā)現(xiàn)鉈礦。

關(guān)鍵金屬元素通常含量極低，在常具有“稀、細(xì)、伴”的特征，獨立礦物不易被直接觀察，并且，地球化學(xué)行為較為復(fù)雜，礦化類型和成礦機制多樣，認(rèn)知難度大(侯增謙等, 2020)。毛景文等(2019a)初步把關(guān)鍵礦產(chǎn)分為8種成因類型，即：(1)與花崗巖-偉晶巖有關(guān)的W、Sn、Nb、Ta、Li、Rb、Cs、Be礦床；(2)與碳酸巖-堿性巖有關(guān)的REE、Nb、U礦床；(3)與鎂鐵質(zhì)-超鎂鐵質(zhì)巖有關(guān)的Ni、Co、Cr、Pt族元素礦床；(4)低溫?zé)嵋盒蚑l、Te礦床；(5)多種類型熱液礦床中的伴生組分，包括Re、Ge、In、Cd、Tl、Te、Se、Sc、Ga等；(6)表生沉積型礦床；(7)與表生鹽湖有關(guān)的Li、Rb、Cs礦床；(8)與表生風(fēng)化作用有關(guān)的稀土礦床。

地球化學(xué)數(shù)據(jù)表明，本文中富集關(guān)鍵金屬元素的花崗巖富集Sn、Cs、Tl等元素。這些花崗巖經(jīng)歷了斜長石、鋯石、獨居石、磷灰石、云母等的分離結(jié)晶作用，為高分異的S型花崗巖。根據(jù)目前關(guān)鍵礦產(chǎn)的成因類型劃分，喜馬拉雅淡色花崗巖屬于與花崗巖-偉晶巖有關(guān)的W、Sn、Nb、Ta、Li、Rb、Cs、Be礦床。實驗研究表明，REE、F、Li、Rb、Cs、Be、Sn和W在分離結(jié)晶過程中更傾向于進(jìn)入熔體中(Keppler and Wyllie, 1991; Linnen, 1998)。隨著分離結(jié)晶作用的增強，花崗巖中的鉀長石向微斜長石甚至天河石(即富Rb鉀長石)演化，斜長石含量減少且逐漸向富Na端元演化，最后形成鈉長花崗巖(Wuetal., 2003a, b)。本文中富集關(guān)鍵金屬元素的花崗巖中K-Rb-Cs-Tl具有很好的正相關(guān)性(圖13)，表明Cs和Tl主要呈類質(zhì)同象替代鉀、銣進(jìn)入云母。同時，鎢錫的富集與花崗巖的高度分異演化密切相關(guān)。上述分析表明，隨著巖漿分異程度增強，Sn、Cs、Tl、Be、W、B、Li、Bi、U、Pb等關(guān)鍵金屬元素在殘余熔體中富集，Cs和Tl呈類質(zhì)同象替代鉀、銣進(jìn)入云母。

圖13 淡色花崗巖的K-Rb-Cs-Tl 的關(guān)系圖解

喜馬拉雅造山帶被認(rèn)為是稀有金屬成礦的有利地區(qū)，錯那洞發(fā)現(xiàn)了較大規(guī)模的鎢錫鈹?shù)V床(李光明等, 2017)。在錯那洞穹窿內(nèi)，花崗質(zhì)巖漿發(fā)生高度的分離結(jié)晶作用(高利娥等, 2017, 2019)，使熔體中Be、W、Sn以及揮發(fā)分富集，一方面，在偉晶巖中形成綠柱石；另一方面，從巖漿中出溶的成礦熱液侵入碳酸鹽巖，發(fā)生水巖反應(yīng)，沉淀出Be、W、Sn等稀有金屬元素(何暢通等, 2020)。所以，錯那洞稀有金屬的成礦類型包括兩類：(1)巖漿偉晶巖型；和(2)熱液矽卡巖型。在巖漿分離結(jié)晶過程中，由于稀有金屬元素在硅酸鹽礦物和熔體之間的分配系數(shù)小于1，有利于稀有金屬元素在熔體中富集，并為后期熱液矽卡巖型礦化創(chuàng)造有利條件(Evensen and London, 2002)。因此，喜馬拉雅造山帶不僅是稀有金屬成礦的有利地區(qū)，而且可以富集其它關(guān)鍵金屬元素，巖漿結(jié)晶分離作用是最重要的成因機制。

4.3 關(guān)鍵金屬富集的動力學(xué)背景

從地質(zhì)圖上看(圖1、圖2)，這些富集關(guān)鍵金屬元素的淡色花崗巖都侵位于藏南拆離系內(nèi)，吉隆淡色花崗巖形成于20～22Ma(高利娥等, 2016)，亞東淡色花崗巖形成于23Ma(Liuetal., 2017)，為同構(gòu)造侵位花崗巖(Yangetal., 2009; 劉志超等, 2020)。Wuetal. (2020)提出，喜馬拉雅地殼厚度為70km，藏南拆離系侵角為17.3±0.3°，當(dāng)巖漿沿著藏南拆離系上升，需要運移150～200km。如此長距離的移動，促使了巖漿的廣泛分離結(jié)晶作用。研究表明，變形作用會驅(qū)動壓濾效應(yīng)，促使巖漿分異(Beaetal., 2005)。因此，侵位過程中，富集關(guān)鍵金屬元素的淡色花崗巖受到藏南拆離系的韌性剪切影響，促使巖漿發(fā)生廣泛的結(jié)晶分異作用，以及后期的關(guān)鍵金屬元素富集。

5 結(jié)論

(1)吉隆和亞東淡色花崗巖可以分成三類：富集關(guān)鍵金屬的淡色花崗巖、不富集關(guān)鍵金屬的淡色花崗巖和鈉長花崗巖。

(2)全巖主微量元素地球化學(xué)特征表明，富集關(guān)鍵金屬元素的花崗巖經(jīng)歷了斜長石、鋯石、獨居石、磷灰石、云母等的分離結(jié)晶作用，屬于高分異的S型花崗巖。

(3)富集關(guān)鍵金屬元素的花崗巖含有較高的Sn、Cs、Tl、Be、W、B、Li、Bi等關(guān)鍵金屬元素，屬于與花崗巖-偉晶巖有關(guān)的礦床。

(4)關(guān)鍵金屬元素的富集與花崗巖的高度分異演化密切相關(guān)，隨著巖漿分異程度增強，Sn、Cs、Tl、Be、W、B、Li、Bi、U、Pb等關(guān)鍵金屬元素在熔體中富集，Cs和Tl呈類質(zhì)同象替代鉀、銣進(jìn)入云母。

(5)富集關(guān)鍵金屬元素的花崗巖侵位于藏南拆離系內(nèi)，為同構(gòu)造侵位花崗巖。藏南拆離系的活動促使了巖漿的廣泛分離結(jié)晶作用，以及后期的關(guān)鍵金屬元素富集。