伟晶岩型矿床研究进展与伟晶岩有关的稀有金属矿产有锂、铌、钽、铍、艳、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。1伟晶岩的分类地球上存在形形色色各不相同的伟晶岩，从不同的研究角度，可以把伟晶岩分成不同的 类别。根据形成深度，金兹堡、季莫菲耶夫、费尔德曼把伟晶岩归为四类：浅成伟晶岩：亦 称晶洞伟晶岩，形成深度1.53.5km，产于浅成花岗岩侵入体的顶部，围岩为最浅变质岩系； 中深伟晶岩：又名稀有金属伟晶岩，形成深度3.57km，产于花岗岩体之外低压-中高温 的菁青石-角闪石变质相（至绿片岩相）岩石中。主要矿产有：Li、Rb、Cs、Be、Ta、Nb等； 深成伟晶岩：即白石母伟晶岩，形成深度711km，产于较高压-高温的铁铝榴石-角闪石 变质相中；最深伟晶岩：形成深度11km，产于角闪岩相至麻粒岩相变质岩系中，与混合 岩过渡，无明显花岗岩母岩。Cerny （1985）把伟晶岩分为造山伟晶岩和非造山伟晶岩。非造山伟晶岩又分为深成类、 稀有金属类和晶洞类；造山伟晶岩又可细分为深成类、白云母类、稀有金属类和晶洞类。C erny，（1991a）把含稀有金属伟晶岩被归为三种类型：LCT型、NYF型和LCT与NYF混 合型。LCT型伟晶岩的主要元素为Li、Rb、Cs、Be、Ga、Sn、NbvTa、B、P、F； NYE型 伟晶岩的主要元素为 NbTa、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）。其他分类，如，根据花岗伟晶岩中矿物的共生组合和结构特征，对伟晶岩进行分类；根 据特征性造岩矿物和稀有元素的形成、演化、发展的规律分类；根据伟晶岩中稀有元素和少 量元素的差异进行分类；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。2岩浆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、87Sr/86Sr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，并降低其粘度；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 etal(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(Crny, 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(图1-1)。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。图1-1伟晶岩与花岗岩体的关系示意图(Crny，1991)A-花岗岩体向外分离结晶，外围为伟晶岩脉带；B-伟晶岩脉产于由岩体冷却产生的裂隙中;C-伟晶岩熔体在自母岩浆上升的过程中结晶成脉1) 脉动模式根据伟晶岩脉的区域分带性，CoMogoB (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1520ppm，由此分异出的伟晶岩的Be溶度则70pmm (图1-2)。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1-3)，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。80%坊怵奸f花岗V；珞4图1-2地壳熔体演化中Be的富集过程示意图(Evensen and London, 2002)O SnBe. Ta, Li、Cs 罕 fO 9i 7 RI也 Nb-la. LI gW)尸 /FTvT) OI Elc. Nb-Ta无魇仃金屈小化企恩伟应*奥股十=二毋花岗岩丁尸-F+-t -k 卡工.=5.土卡+ 十广中怛母花岗七十气 爪卡卡 * 七十 -f NEysct V-k_+：1_部带:中部带壶妄-嫁 击建1培 应金llp图1-3岩浆的连续分异形成伟晶岩田模型(Sheaer, 1992)图1-4对流作用及随后的重力作用导致的结晶垂直分带现象(Bea et al.， 1994)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(Cerny, 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(Cerny, 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(Cerny, 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1-4)。该模型认为在岩浆侵位的初期由于高温、低粘度和高瑞利系数，发生较为强烈的对流；随后，伴随温度降低，粘度增高，当残余熔体比例达到临界分 数（3040%）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的，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。该过程涉及到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。3）液态分离模式岩浆的液态分离模式可以在富Li-F花岗岩中得到了大量的论证。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，TycoH （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得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（图1-5）。图1-5阿尔泰伟晶岩成岩成矿模式（陈毓川等，2003）I -花岗岩顶部“液态分离”低熔气液流体相；II-花岗岩浆中下部富水和挥发分的低温岩浆;III-白云母或二云母花岗岩；W-围岩3变质成因的伟晶岩除了岩浆分异成因的伟晶岩，Ramberg（1952，1956）、CoKogoB（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。1）变质深熔成因许多国外学者提出了伟晶岩的深熔成因假说，依据为：很难将高度演化分异的岩浆成 分同化学成分相对原始、似深成来源的熔体联系起来（Stewart，1978； Norton and Redden， 1990）；一些伟晶岩群的化学成分反映出了原岩主量元素的组成（Stugard，1958； Novak et al， 1999）；找不到任何与细小的伟晶岩脉有联系的深成岩体（Simmons et al， 1995）。这些国外学者推崇的变质深熔观点可表述为：在低于花岗岩最低熔融点下，富锂的沉积 岩部分熔融产生富锂的熔体，熔体沿区域变质梯度从无锂或贫锂的伟晶岩脉及相关的花岗岩 演化向富锂伟晶岩脉演化；伟晶岩脉是低程度部分熔融的产物，而相关的花岗岩则是高程度 部分熔融的结果，从而形成花岗岩体和伟晶岩脉的区域分带性，如熔融程度高达40%时， 形成黑云母花岗岩浆，而熔融程度仅为20%时，形成富稀碱金属的伟晶岩脉（Norton，1973； Zasedatelev， 1974， 1977； Stewart， 1978； Breaks et al， 1978； Shmakin， 1983； Matheis， 1985）。Shearer etal（1992）用图形描述了该伟晶岩脉的成因模型（图1-6）。图1-6部分熔融成因的伟晶岩模型（Shearer et al，1992）2）变