孫文禮，劉益，張照偉

(1.甘肅工業(yè)職業(yè)技術學院，甘肅 天水 741025；2.北京大學地球與空間科學學院，北京 100871；3.昆明理工大學國土資源工程學院，云南 昆明 650093；4.中國地質調查局西安地質調查中心，陜西 西安 7410054；5.自然資源部巖漿作用成礦與找礦重點實驗室，陜西 西安 7410054；6.西北地質科技創(chuàng)新中心，陜西 西安 7410054)

鋰資源安全供給是全球新能源產業(yè)蓬勃發(fā)展的基礎保障。中國已探明鋰礦資源量全球占比低于6%，而鋰資源消費量全球占比超過40%，對外依存度高達75%，鋰資源安全供給已成為制約中國新能源產業(yè)競爭力的“卡脖子”問題，所以尋找新資源基地、保障鋰資源安全供給已成為中國重大戰(zhàn)略需求(徐志琴等，2021；翟明國等，2021；秦克章等，2021；胡曉君等，2021)。因此，研究花崗偉晶巖(以下簡稱偉晶巖)巖石成因、厘定Li元素超常富集控制因素、構建有效找礦模型是目前礦床地質研究的重要任務(徐興旺等，2021)。偉晶巖型鋰礦是全球重要的鋰資源類型之一(陳衍景等，2021；胡曉君等，2021；張輝等，2021；孫文禮等，2021)。地質學家經過200多年研究已基本查清偉晶巖分帶性、礦物組合和含鋰礦物種類等特征，但在偉晶巖成巖、成礦的動力學背景、不同時代偉晶巖成分變化特征、偉晶巖巖漿起源和演化過程及鋰富集機制等方面仍處于探索階段，并在偉晶巖巖漿形成是否需要深部巖漿過程(London, 2018；Chen et al.，2020；Lv et al.，2020；Zhao et al.，2022)、偉晶巖巖漿演化是否發(fā)生不混溶作用(Thomas et al.，2015；London et al.，2018)、偉晶巖巖漿冷卻速率(Morgan et al.，1999；Zhou et al.，2021)和偉晶巖體系Li元素地球化學行為特征(秦克章等，2021；薛穎瑜等，2021；Zhang et al.，2021；Zhou et al.，2021)等方面存在巨大爭議。筆者通過梳理近40年花崗偉晶巖相關實驗巖石學、模擬計算、地球化學、年代學和鋰礦成因研究成果，較系統闡述LCT型偉晶巖基本特征、巖漿起源、巖漿演化過程和鋰富集機制，以期為中國偉晶巖巖石成因和鋰資源找礦工作提供參考。

1 偉晶巖定義及分類

偉晶巖主要由長石、石英和云母組成(Stilling et al.，2006；London，2018；Faria，2019)，且具有典型巖漿結構(文象結構)和巖漿礦物結晶特征(斜長石牌號遞減、鉀長石K/Rb遞減等)(圖1a、圖1b、圖1c)，因此偉晶巖被認為是一種花崗質、富含助溶劑組分(H2O、B、P、Li、CO32-等)、具有系統變化且極度粗粒礦物(圖1d)及復雜內部分帶和特殊結構(晶洞等)的脈狀巖漿巖(Barnes et al.，2010；Thomas et al.，2012；London，2018)。

(a).斜長石牌號變化趨勢；(b).鉀長石K/Rb；(c).鉀長石K/Cs值變化趨勢；(d).顆粒大小變化趨勢

偉晶巖分類研究從1920年持續(xù)到現在(Dill et al.，2015；London，2018)，早期分類方案是基于野外觀察的描述性分類方案，分類標準有礦物顆粒大小和內部分帶特征等(表1)。

表1 常見偉晶巖分類方案表

2 LCT型偉晶巖基本特征

2.1 時空分布特征

已發(fā)現最古老LCT型偉晶巖為Consort偉晶巖(3 040 Ma)(Tomkinson et al.，1995)，最年輕LCT型偉晶巖為Fonte del Prete 偉晶巖(7 Ma)(陳衍景等，2021)。統計分析年代學研究成果(圖2)顯示，全球LCT型偉晶巖成巖時代具有多期次，且與潘吉亞超大陸、岡瓦納超大陸、哥倫比亞超大陸和諾基蘭超大陸存在期有較好耦合性(Magna et al., 2016；陳衍景等，2021；孫文禮等，2021；王汝成等，2021)；全球各大陸均發(fā)育LCT型偉晶巖，但空間上具有明顯區(qū)域性和集中性分布特征(McCauley et al.，2014；Li et al.，2015；Bradley et al.,2016；孫文禮等，2021；王汝成等，2021)。北美大陸LCT型偉晶巖主要分布在美國東海岸、西海岸和加拿大安大略、曼尼托巴等地，包括以Tanco為代表2 670～2 639 Ma，以Harding為代表1 460～1 347 Ma，以Kings Mountain 為代表395～264 Ma和以Little Nahanni為代表100～90 Ma的4個成巖峰期(圖2)。歐洲大陸LCT型偉晶巖主要分布在芬蘭、瑞典、捷克和俄羅斯東部地區(qū)，包括以Vishnya-kovskoe為代表1 858～1 765 Ma、以Oldrich為代表494～396 Ma和以Ctidruzice為代表337～242 Ma的3個成巖峰期(圖2)。亞洲大陸LCT型偉晶巖主要集中在中國四川、新疆和俄羅斯遠東地區(qū)，包括以甲基卡和可可托海3號脈為代表249～198 Ma，以阿克塔斯為代表190～148 Ma，以Orlovka為代表142～125 Ma和以瓊嘉崗為代表25～9 Ma的4個成巖峰期(圖2)。非洲大陸LCT型主要分布在埃塞俄比亞、莫桑比克、津巴布韋等地，包括以Sinceni為代表3 000～3 040 Ma，以Bikita為代表2 617～2 080 Ma，以Manono-Kitotoli為代表985～940 Ma和以Kenticha為代表547～452 Ma的4個成巖峰期(圖2)。大洋洲大陸LCT型偉晶巖主要分布在澳大利亞西部，成巖時代集中在2 879～2 527 Ma(圖2)。南極洲只發(fā)現490 Ma LCT型偉晶巖(圖2)。

超大陸存在期數據引自王汝成等(2021)；N=177表示本文統計的177個LCT型偉晶巖成巖時代數據

2.2 全巖成分與溫壓特征

2.2.1 全巖主微量元素特征

通過網格、探槽和巖心系統取樣方法獲得的偉晶巖全巖平均成分覆蓋200MPa含水花崗巖低共熔點組分范圍(Ab38Or29Qz33)(London，2018)，主要由SiO2、Al2O3、Na2O、K2O構成(圖3)(欒世偉等，1979；Stilling et al.，2006)。不同時代的LCT型偉晶巖平均成分均表現出與大陸地殼平均成分相似的Al2O3含量，更高SiO2、Na2O、K2O含量和更低Fe2O3、CaO、MgO、TiO2含量特征，但具有波動變化的Na/K值、P2O5和MnO含量(圖3)。

大陸地殼成分引自引自Rudnick 等(2003)；3 000 Ma Sinceni偉晶巖成分引自Trumbull等(1993)；2 620 MaTanco偉晶巖成分引自Stilling等(1995)；1 347 Ma Harding偉晶巖成分引自London(2018)；312 Ma Podlesi偉晶巖成分引自Breiter等(2005)；95 Ma Swamp偉晶巖成分引自London(2018)；實驗模擬成分引自London等(1988)

不同時代LCT型偉晶巖微量元素平均含量具有較大變化范圍(圖4)。例如，Sinceni偉晶巖(3 000 Ma)相比大陸地殼虧損Hf元素(圖4a)，而Tanco偉晶巖(2 620 Ma)相比大陸地殼富集Hf元素(圖4b)。但是相比于大陸地殼，不同時代LCT型偉晶巖均表現出Li、Cs、Ta、Be、Nb等稀有金屬元素超常富集和Zr虧損，Zr/Hf值、Nb/Ta值低的特征(圖4)。例如，瓊嘉崗LCT型偉晶巖(25 Ma)Li、Cs、Ta、Be元素分別富集375倍、45倍、32倍和105倍，Zr虧損0.11倍，、Zr/Hf值、Nb/Ta值低0.27倍和0.25倍(趙俊興等，2021)。

大陸地殼成分引自Rudnick等(2003)；3 000 Ma Sinceni偉晶巖全巖平均成分引自Trumbull等(1993)；2 620 Ma Tanco偉晶巖全巖平均成分引自Stilling等(2006)；312 Ma Podlesi偉晶巖全巖平均成分引自Breiter等(2005)；25 Ma瓊嘉崗偉晶巖全巖平均成分引自趙俊興等(2021)

2.2.2 溫壓特征

熔/流體包裹體、礦物溫度計、鋰硅鋁礦物相變關系和實驗巖石學研究是獲取LCT型偉晶巖侵位壓力、液相線溫度和固相線溫度常見技術方法(London，2018；Xiong et al.，2019)。鋰硅鋁礦物相變關系和流體包裹體數據研究表明LCT型偉晶巖侵位壓力為250～350 MPa(7～12 km)(London et al.，2018，1986)。該壓力條件下，水飽和LCT型偉晶巖液相線溫度約為680 ℃；水不飽和LCT型偉晶巖液相線溫度約為750 ℃；富集助熔組分(H、B、P等)LCT型偉晶巖液相線溫度約為650 ℃(Burnham et al.，1986；London，1989，2018；Chakoumakos et al.，1990)。因為偉晶巖全巖成分無法準確獲取、缺失含Ti氧化物和熱液交代等原因，花崗巖和流紋巖中常用鋯石飽和溫度計、鐵鈦氧化物溫度計、石英TitaniQ溫度計、黑云母Ti溫度計和石榴子石-黑云母Fe-Mg溫度計等均不適用于偉晶巖體系(London，2014)。但是鉀長石在亞固相線溫度熱液交代和重結晶過程中可以保留原始主量成分(Parson et al.，2009)，因此鉀長石固溶體溫度計是確定LCT型偉晶巖固相線溫度的可靠礦物溫度計(London，2020)。鉀長石溫度計研究結果表明LCT型偉晶巖結晶溫度為450±50 ℃，并且從邊緣帶到內核帶沿著425 ℃等溫線結晶(London，2012，2020)。與礦物溫度計不同，流體包裹體數據確定的LCT型偉晶巖結晶溫度和侵位壓力具有較大變化范圍(圖5)。例如，Harding偉晶巖偉晶巖形成條件是240～350 MP、580～710 ℃(Chakoumakos et al.，1990)；Peggys Cove偉晶巖為300～350 MPa、600～650 ℃(Kontak et al.，2002)；甲基卡偉晶巖為300～500 MPa、500～720 ℃(Li et al.，2017)；扎烏龍偉晶巖為310～480 MPa、500～580 ℃(Xiong et al.，2019)。

①.扎烏龍偉晶巖；②.甲基卡偉晶巖；③.Alakaha鋰輝石花崗巖斑巖；④.Peggys Cove偉晶巖；⑤.Harding偉晶巖；Peggys Cove偉晶巖數據引自Kontak等(2002)；Harding偉晶巖數據引自Chakoumakos等(1990)；扎烏龍偉晶巖數據引自Xiong等(2019)；甲基卡偉晶巖數據引自Li等(2016)；鋰硅鋁礦物相圖引自London(1984)；Alakaha鋰輝石花崗斑巖數據引自Annikova等(2016)

3 LCT型偉晶巖巖漿成因

3.1 結晶分異成因

a.Osis Lake地區(qū)黑云母花崗巖、白云母花崗巖、淡色花崗巖和 LCT型偉晶巖結晶分異趨勢，數據引自Stilling等(2006)；b.白龍山地區(qū)黑云母花崗巖、二云母花崗巖和LCT型偉晶巖鉀長石成分結晶分異趨勢，數據引自Yan等(2022)；c.白龍山地區(qū)二云母、貧瘠-鈹礦化和鋰礦化LCT型偉晶巖白云母成分結晶分異趨勢，數據引自Yan等(2022)和Xing等(2020)；d.Osis Lake偉晶質淡色花崗巖和偉晶巖元素含量特征，數據引自Stlling等(2006)

表2 結晶分異成因的花崗巖-偉晶巖微量元素特征表

3.2 深熔成因

因為很多地區(qū)LCT型偉晶巖成巖時代、全巖地球化學組成和單礦物成分與空間臨近花崗巖存在解耦，相反LCT型偉晶巖與空間鄰近圍巖卻有相似全巖和單礦物Hf-Sr-Nd同位素組成(圖7a)。因此，偉晶巖被認為不是花崗巖漿結晶分異產物，而是富助溶劑成分(B、P、Li等)地殼物質部分熔融產物(熔融程度為5%～20%)(圖7b)(Chen et al.，2020；Lv et al.，2021；趙振華等，2021；Zhao et al.，2022)。LCT型偉晶巖深熔成因模型已經成功應用于阿爾泰造山帶(Chen et al.，2019；Lv et al.，2021)、Variscan造山帶(Dill，2015；Melleton et al.，2012)、Sveconorwegian造山帶(Müller et al.，2017)、Laxfordian造山帶(Shaw et al.，2016)和松潘甘孜造山帶(Zhao et al.，2022)的偉晶巖巖漿起源解釋。深熔成因LCT型偉晶巖多侵位于高角閃巖相-麻粒巖相地層，與區(qū)域高溫變質作用有時空耦合關系，可觀察到偉晶巖與混合巖共存現象，在偉晶巖中可見變沉積巖包體(Müller et al.，2017；Lv et al.，2021)。因為地殼物質水致熔融的熔體成分與偉晶巖不同，所以根據深熔成因模型，認為LCT型偉晶巖是含水礦物脫水熔融產物(趙振華等，2021)。角閃石是重要的REE寄主礦物，因此，LCT型偉晶巖被普遍認為是白云母和黑云母脫水熔融產物(Müller er al.，2017；Chen et al.，2020)。根據源區(qū)特征，深熔成因模型可分為均一源區(qū)不同比例熔融和不同源區(qū)同一比例熔融2種模型。依據均一源區(qū)不同比例熔融模型，認為20%～40%熔融形成花崗巖，5%～20%熔融形成偉晶巖，且礦化越復雜偉晶巖對應越小熔融比例(Shearer et al.，1992；趙振華等，2021)。根據不同源區(qū)同一比例熔融模型，認為不同稀有金屬礦化偉晶巖的形成與源區(qū)化學組成和熔融機制有關(Chen et al.，2020；Lv et al.，2020)。

1.清河偉晶巖；2.清河花崗巖；3.清河云母片巖；4.不同源區(qū)5%～20%部分熔融熔體成分；5.貧鋰源區(qū)部分熔融熔體成分范圍；6.富鋰源區(qū)部分熔融熔體成分范圍；7.甲基卡貧鋰偉晶巖；8.甲基卡富鋰偉晶巖。①.為富鋰泥巖部分熔融曲線且δ7Li=+2.41‰；②.為富鋰泥巖部分熔融曲線且δ7Li=-2.12‰；③.為貧瘠泥質巖部分熔融曲線且δ7Li=+2.38‰；④.為貧瘠泥質巖部分熔融曲線且δ7Li=-3.16‰，部分熔融計算公式為δ7Liresidue =(δ7Lii+1 000)f(α-1)-1 000，α=1.003

3.3 不混溶成因

偉晶巖巖漿不混溶成因有超臨界流體和熔體熔離2種模型。Thomas等(2012c)發(fā)現偉晶巖存在成分共軛的A型熔體包裹體(H2O≈16%)和B型熔體包裹體(H2O≈35%)。在500～700 ℃熔體包裹體均一實驗中，B型熔體包裹體水含量逐漸降低，而A型熔體包裹體水含量卻不斷增加。當溫度為731±21 ℃時，2類熔體包裹體性質基本相同且均有26.5%±1.5%水含量，表明2類熔體來源于同一體系，因此Thomas提出偉晶巖漿是超臨界流體觀點(Thomas et al.，2012c，2015)。不同于超臨界流體模型，依據熔體熔離模型，認為特定物理化學條件下，富F-Li花崗巖漿受堿性-堿土元素離子特性和揮發(fā)分解聚作用影響，熔離出成分共軛的富揮發(fā)分貧硅熔體(對應偉晶巖巖漿)和貧揮發(fā)分富硅熔體(對應花崗母巖)(李福春等2003；李建康等，2008)。堿性-堿土元素含量、稀土元素配分模式、揮發(fā)分元素含量、Zr-Hf 等元素比值、O-H-Sr同位素組成和包裹體成分突變是該類不混溶作用發(fā)生的主要標志(王聯魁等，2002；Veksler et al.，2004；李建康等，2008；熊欣等，2019)。

總之，LCT型偉晶巖結晶分異成因和深熔成因模型建立的基礎是地球化學研究結果(Shearer et al.，2012；London，2018；Chen et al.，2020)，而不混溶成因模型建立的基礎是包裹體和實驗巖石學研究成果(Veksler et al.，2004；李健康等，2008；Thomas et al.，2015)。3種起源模型最大爭論點在于LCT型偉晶巖巖漿形成是否需要深部巖漿演化過程。已有研究成果表明深部花崗質巖漿結晶分異過程、不混溶過程及地殼物質部分熔融作用均可產生LCT型偉晶巖巖漿。其中，中國白龍山偉晶巖(Yan et al.，2021)和甲基卡偉晶巖(熊欣等，2019)是需要深部巖漿演化過程的典型代表，清河偉晶巖(Chen et al.，2020)是地殼物質深熔作用的典型代表。

4 LCT型偉晶巖演化過程

4.1 演化過程模型

從Partin于1801年開始偉晶巖研究至今(London，2018)，對偉晶巖巖漿演化過程的認識依然存在巨大爭議，可以分為20世紀之爭和21世紀之爭2個階段(李建康等，2021)。20世紀主要爭論是水飽和條件平衡結晶(J-B模型)(Jahns et al.，1969)和水不飽和條件非平衡結晶(London模型)(London，1988，2014)。J-B模型，認為偉晶巖巖漿中水過飽和(>10%)且偉晶巖是硅酸鹽熔體和富水流體共存條件下平衡結晶產物(圖8a)(Jahns et al., 1969；李建康等，2021)，并提出偉晶結構和細晶結構是含水流體對溶質遷移分異結果，鉀長石巨晶和鈉質細晶巖形成與硅酸鹽熔體中大量K元素融入上升流體有關。雖然J-B模型對偉晶巖成因理解具有突出貢獻(李建康等，2021)，但是該模型與眾多實驗巖石學研究和野外觀察相矛盾(London et al.，1988，1992，1996；Morgan et al.，1999)。實驗巖石學研究證實水飽和條件(>11.5%)只能形成自形等粒、取向隨機結晶相，而水不飽和條件(≤3.5%)才可以形成復雜內部分帶和特殊結構結晶相(London，1988，1989，2005)。因此，不同于J-B模型，London模型強調水不飽和是偉晶巖形成必要條件，并提出高溫偉晶巖巖漿(Tliquidus=750±50 ℃)侵位后會與圍巖產生溫度差(△T，冷卻度)，當△T=150～200 ℃時，具有最小成核延遲時間、最大成核密度和最小生長速率，此時有利于細晶巖形成；而△T=50～130 ℃時，具有最大成核延遲時間、最小成核密度和最大生長速率，從而有利于偉晶巖內帶巨大礦物顆粒形成(圖8b)(London，2018)。London(1999)通過巖石實驗學研究，證實偉晶巖巖漿固結過程中熔體相與結晶相的接觸區(qū)域相對富集不相容元素，London將該區(qū)域命名為邊界層，并提出組成帶狀優(yōu)化過程(CZR，constitunent zoning-refine)來闡述偉晶巖巖漿具體演化過程，即偉晶巖巖漿演化過程存在特殊邊界層，且隨著偉晶巖巖漿持續(xù)演化，該邊界層不斷富集不相容元素和揮發(fā)分并逐漸向內核運移，直至內核帶礦物結晶時邊界層與熔體相合并。用組成帶狀優(yōu)化過程可以解釋J-B模型無法解釋的條帶狀細晶巖成因(London，1999；李健康等，2021)。

偉晶巖研究21世紀之爭的關鍵點在于巖漿演化過程是否發(fā)生不混溶作用。Thomas等(2012c，2015)基于熔體包裹體研究，認為London系列巖石實驗研究的基本假設條件不對(水含量過低)，因此在偉晶巖巖漿是超臨界流體觀點的基礎上，提出該超臨界流體運移到較淺區(qū)域(低溫低壓)后發(fā)生OH-→H2O，CO32-→CO2轉變，從而降低體系穩(wěn)定性并誘發(fā)A型熔體相-B型熔體相-C型流體相不混溶(圖8c)(Thomas et al.，2012b)。其中，富集水-碳酸鹽-碳酸氫鹽B型熔體相與中間帶礦物單向生長(UTC結構)和巨大晶體結晶有關，富堿性碳酸鹽C型流體包裹體有較高硅溶解度，從而有利于石英內核形成。

A.硅酸鹽熔體；B.水；X1-Xx4.不同成分體系

總而言之，London演化模型建立的基礎是高溫、高壓實驗結果，而Thomas模型建立的基礎是綠柱石等礦物中熔/流體包裹體研究結果。2種模型爭論日益激烈并各有回應(London，2015；Thomas，2015)。London認為Thomas模型存在熔/流體包裹體不是原生包裹體，不能代表偉晶巖巖漿整體組成等問題(London，2015)；而Thomas認為偉晶巖巖漿侵位后的過冷卻狀態(tài)很難維持London模型組成帶狀優(yōu)化過程所需的物理化學條件(Thomas et al.，2015)。2種模型相對矛盾，但各自具有自洽性，2種模型的有效性均需未來更多的研究證實(李健康等，2021)。

4.2 冷卻速率和P-T軌跡

傳統觀點認為偉晶巖巖漿需要極其緩慢固結過程來保障巨大礦物顆粒生長，但是熱力學數值模擬計算表明偉晶巖巖漿在較短時間可與圍巖達到熱平衡(Chakoumakos et al.，1990；Morgan et al.，1999；London，2012)；Li元素擴散、Li同位素分餾和熱力學耦合計算表明偉晶巖巖漿必須在極短時間(<2 700 d)內冷卻固結，否則Li元素會通過顆粒邊界擴散作用遷移彌散到圍巖，從而不能形成偉晶巖鋰礦(圖9a)(Zhou et al.，2021)。偉晶巖巖漿冷卻固結速率與侵位深度、液相線溫度、圍巖類型、地熱增溫率和脈體寬度等眾多因素有關，但同一個偉晶巖群不同偉晶巖脈冷卻固結速率主要受控于脈體寬度。例如，San Diego 地區(qū)厚1 m、2 m、8 m和25 m偉晶巖內核帶冷卻至結晶溫度(450 ℃)所需時間分別為12天、50天、600天和22年(Webber et al.，1999)。對流體包裹體研究，表明偉晶巖巖漿固結后仍存在流體活動(Xiong et al.，2019；Xing et al.，2020)，全球LCT型偉晶巖侵位后P-T軌跡可以分為單階段快速降溫降壓的扎烏龍型(dP/dT≈0.85)和先等壓降溫(dP/dT≈0)后快速降溫降壓(dP/dT≈0.88)的Harding型(圖9b)(孫文禮等，2021)，其中扎烏龍型單階段P-T演化軌跡表明偉晶巖巖漿就位時伴隨地殼抬升，而Harding型兩階段P-T演化軌跡表明偉晶巖巖漿固結后發(fā)生地殼抬升(Chakoumakos et al.，1990；Xiong et al.，2019)。

5 鋰富集機制

5.1 巖漿起源過程的富鋰機制

據深熔成因模型，認為偉晶巖Li元素含量受控于源區(qū)物質組成、熔融機制、殘留相礦物組成和轉融礦物與熔體平衡系數等多個因素(Chen et al.，2020；Michaud et al.，2021；Zhao et al.，2022)。源區(qū)物質組成是偉晶巖Li含量的主要控制因素(Shaw et al.，2016；Chen et al.，2020；Lv et al.，2020)；微量元素模擬計算表明貧Li變泥質巖(Li=216×10-6)經白云母脫水熔融(5%～20%)只能形成貧瘠偉晶巖，而富Li偉晶巖(Li=3 158×10-6～4 830×10-6)形成需要源區(qū)加入富Li組分(Li=2 000×10-6)(圖7b)(Zhao et al.，2020)。富Li地殼物質深熔過程Li元素復雜的地球化學行為可簡化為殘余相礦物和轉融礦物與熔體的總分配系數(DLimineral/melt)(Michaud et al.，2021)，當DLimineral/melt小于1時Li元素偏向進入熔體相，而大于1時偏向進入殘余礦物或轉融礦物。據分配系數研究結果表明，黑云母是主要鋰相容礦物(表3)；因此，黑云母脫水熔融(Bt+Qz+Pl+Kfs=Melt+Opx+Spl+Ilm+Kfs)有利于Li元素進入熔體相，而白云母脫水熔融(Ms+Pl+Qtz = Bt+Kfs+Als±Spl+Melt)的DLimineral/melt隨著源區(qū)殘余黑云母和轉融黑云母所占比例變化而表現出較大變化范圍(DLimineral/melt=0.05～2.28)(Michaud et al.，2021)，即源區(qū)殘留較多黑云母時，白云母脫水熔融熔體貧Li富重Li同位素，而殘留較少黑云母時，熔體富Li富輕Li同位素(圖10b)(Chen et al.，2020；Zhao et al.，2022)。

石英閃長巖鋰富集趨勢和鋰同位素分餾趨勢引自Zhou et al.(2021)；二云母花崗巖和假設的花崗巖漿結晶分異鋰富集曲線基于瑞利分餾模型Cmelt=C0*F(D-1)計算所得，C0為初始濃度，D為假設的分配系數(0.1～1.1)，F為殘余熔體比例，二云母花崗巖鋰初始濃度引自Zhao et al.(2022)，假設花崗巖漿的鋰初始濃度為100×10-6；全球S型花崗巖鋰同位素組成和云母片巖熔融過程的鋰同位素分餾趨勢引自Chen et al.(2020)

表3 Li元素的礦物-酸性巖漿分配系數表

據熔離成因模型，認為花崗巖漿發(fā)生熔離作用形成富揮發(fā)分偉晶巖巖漿過程中，稀有金屬優(yōu)先與揮發(fā)分以絡合物或化合物形式相結合(LiF、Li2CO3等)從而進入富揮發(fā)分熔體相(李建康等，2008；Thomas et al.，2012)。巖石試驗學研究證明Li元素在富F熔體相和貧F熔體相之間的分配系數大于1(圖11a)，而富B熔體相中Li2O含量大于30%(圖11b)。

a.黑色圓圈為富化物熔體與硅酸鹽熔體間分配系數；白色圓圈為富P熔體和貧P熔體間分配系數，數據引自Veksler等(2004)，D為分配系數；b.數據引自Veksler等(2004)

5.2 巖漿演化過程的富鋰機制

偉晶巖內部結構分帶和礦物組合分帶反應偉晶巖巖漿演化過程的復雜性。已有觀察證實含Li礦石礦物出現在石英、鉀長石和鈉長石等礦物結晶之后(Cameron et al.，1949；Norton，1983)，表明早期不含水礦物和鋰不相容礦物(表3)結晶具有富鋰效應。實驗巖石學證明該富鋰效應不是平衡結晶的產物，而是組成帶狀優(yōu)化過程局部富集結果，即隨著固結程度逐漸增加，結晶相與熔體相之間邊界層的不助溶劑組分和不相容元素富集效應不斷放大(圖12a)直至局部達到過飽和而發(fā)生稀有金屬礦石礦物沉淀(London，1999，2018)。偉晶巖巖漿Li初始濃度越高和脈體越寬越有利于組成帶狀優(yōu)化過程進行從而達到超常鋰富集效應(London，2014)。不同于實驗巖石學研究，熔體包裹體研究，認為偉晶巖超臨界流體上升淺部發(fā)生不混溶作用時，Li等稀有金屬優(yōu)先與揮發(fā)分和助溶劑結合形成絡合物或化合物從而富集在B型熔體相；因為B型熔體相比A型熔體相更富集揮發(fā)分和助溶劑組分(圖12b)；B熔體相中Li等稀有金屬含量與不混溶發(fā)生時B型熔體相溫度和含水量有關(Thomas et al.，2015)。

邊界層、熔體相成分數據引自London等(2014)；A型和B型熔體包裹體成分引自Thomas等(2012)

綜上所述，LCT型偉晶巖巖漿起源和演化過程均具有鋰富集效應。不同巖漿起源模型和演化模型分別從實驗巖石學、地球化學、模擬計算和包裹體研究等不同角度厘定結晶分異過程、深熔作用、不混溶作用和組成帶狀優(yōu)化過程的控鋰因素。偉晶巖復雜的巖漿起源和演化過程是不同富鋰機制解釋模型差異較大的主要原因；另一方面，研究手段和方法的差異也是造成不同富鋰機制產生的重要原因，各種富鋰機制的合理性需要未來更多的研究來論證。

6 結論

(1)LCT型偉晶巖是全球重要的Li元素儲庫之一，主要侵位于大陸上地殼(250～350 MPa)，成巖時代為3 040～7 Ma，成巖峰期與潘吉亞超大陸、岡瓦納超大陸、哥倫比亞超大陸和諾基蘭超大陸存在期有較好耦合性。不同地質歷史時期LCT型偉晶巖均表現出與大陸地殼平均成分相似的Al2O3含量，但具有更高SiO2、Na2O、K2O、Li、Cs、Ta、Nb和更低Fe2O3、CaO、MgO、TiO2、Zr，以及低Nb/Ta值、Zr/Hf值等特征。

(2)花崗質巖漿結晶分異、地殼物質深熔和花崗質巖漿不混溶均可產生LCT型偉晶巖巖漿。結晶分異成因LCT型偉晶巖Li元素超常富集(Li>10 000×10-6)需要深部母巖漿房總分配系數小于0.5、結晶分異程度大于99%且Li初始濃度大于100×10-6；黑云母脫水熔融形成高溫花崗巖漿，并發(fā)生結晶分異是比白云母脫水熔融更為高效的Li富集機制。源區(qū)Li元素含量是深熔成因LCT型偉晶巖Li元素富集程度的主要控制因素，源區(qū)殘余黑云母和轉融黑云母所占比例是次要控制因素。不混溶成因LCT型偉晶巖Li元素富集程度受控于揮發(fā)分含量和含Li化合物/絡合物(LiF)進入富揮發(fā)分貧硅熔體相的能力。

(3)偉晶巖巖漿形成后在重力分異作用下上升至地殼淺部并在較短時間固結，其具體演化過程有J-B模型、London模型和Thomas模型。其中據London模型，認為Li元素通過組成帶狀優(yōu)化過程富集，而Thomas模型顯示稀有金屬富集機制與熔離發(fā)生時B型熔體相溫度和含水量有關。

致謝：感謝中國地質大學(北京)趙志丹教授和北京大學魏春景教授在本文撰寫過程中的有益討論、感謝匿名審稿人的寶貴建議。