四川省可尔因伟晶岩田东南密集区锂辉石矿床成矿规律

四川省可尔因伟晶岩田东南密集区锂辉石矿床成矿规律

古城会

【摘要】四川省可尔因伟晶岩田东南密集区内具有丰富的锂矿资源,伟晶岩脉充填于可尔因二长花岗岩体周围0～5 000 m宽度范围的地层节理裂隙中,按矿物组成及空间分布规律分为5种类型,具明显的水平和垂直分带特征.锂辉石矿体赋存于钠长锂辉石伟晶岩脉中,距岩体500～4 000 m,形态简单,以脉状为主,基本上全脉锂矿化,内部结构分带不明显.含矿伟晶岩的主要组成矿物为钠长石、石英、锂辉石,主要有用组分为锂,其他伴生可利用组分有稀有金属铌、钽、铍及有色金属锡.规模巨大的含矿伟晶岩脉有2～3种伟晶岩类型,富矿体、贫矿体及脉石之间往往呈渐变关系.【期刊名称】《地质找矿论丛》

【年(卷),期】2014(029)001

【总页数】7页(P59-65)

【关键词】锂辉石;伟晶岩;成矿规律;可尔因地区;四川省

【作者】古城会

【作者单位】四川省地质矿产勘查开发局化探队,四川德阳 618000

【正文语种】中文

【中图分类】P612;P618.71

可尔因地区位于四川省阿坝州马尔康县与金川县接壤地带，出露印支期—燕山晚期中酸性岩体面积达200 km2，派生出的花岗伟晶岩脉1 000余条，分布于岩体周围450 km2内，有西部、北部、东北、东南、南部5个主要密集区（图1）

［1］。这些伟晶岩脉中仅10%左右为工业锂辉石矿体。

20世纪50年代以来，在该地区的稀有金属矿产勘查工作中，先后发现了马尔康县集沐锂辉石矿床（中型）［1］、金川县观音桥锂辉石矿床（中型）［1］、金川县李家沟锂辉石矿床（特大型）［2］、马儿康县党坝锂辉石矿床（大型）［3］、金川县业隆沟锂辉石矿床（中型）［4］。其中，集沐锂辉石矿床和观音桥锂辉石矿床开采已近30年，资源濒临枯竭；近年来勘查的3个锂辉石矿床尚未开发，李家沟锂辉石矿床已提交最终勘探报告，党坝锂辉石矿床提交了详查报告，业隆沟锂辉石矿床正在开展详查工作。

李家沟和党坝锂辉石矿床的（331）＋（332）＋（333）类Li2O资源储量为100×104t［2-3］，约占可尔因地区已查明锂辉石矿资源储量的90%，占全国已查明固体锂矿资源储量的45%左右。李家沟锂辉石矿床与党坝锂辉石矿床均位于可尔因伟晶岩田东南密集区内，其成矿地质条件和矿床地质特征基本相同。本文通过总结这2个典型矿床的花岗伟晶岩类型及其分布特点，阐述锂辉石伟晶岩成矿规律，为今后该地区锂辉石矿的勘查提供帮助。

可尔因伟晶岩田东南密集区位于可尔因岩体东南、大金河两岸，大地构造位置位于巴颜喀拉甘孜褶皱系松潘褶皱带、西秦岭褶皱系南褶皱带与扬子准地台北西边缘的摩天岭褶皱带多种不同构造单元的复合部位［5］。

区域出露地层：①三叠系中统杂谷脑组（T2z），岩性为灰深灰色条带状变质长石石英细砂岩、钙质含岩屑长石石英砂岩，与灰黑深灰色钙质粉砂质绢云板岩、粉砂岩互层，夹较多的灰深灰色微晶灰岩；②三叠系上统侏倭组（T3zh），岩性以变质砂岩、板岩为主，多呈韵律式互层；③三叠系上统新都桥组（T3x），岩性为深灰黑灰色绢云板岩、粉砂质碳质钙质含铁白云石绢云板岩，夹薄层及中层变质长石石英砂岩、岩屑长石砂岩，偶夹微晶灰岩、变质砂岩透镜体，部分变质砂岩、板岩呈楔状体［67］。

可尔因地区印支期—燕山晚期地壳发生褶皱并伴随强烈的岩浆活动，形成了各类

中酸性岩体，并派生大量的伟晶岩脉、细晶岩脉、辉绿岩脉、煌斑岩脉，其中伟晶岩脉1 000余条［1］。区域主要控矿构造有可尔因—日隆关复式背斜和俄斯特背斜，主要断裂为卓斯甲平移逆冲断层和松岗走向逆冲断层［7］。

牛心寨岩体为印支期云闪正长岩，以富钽铌铁矿类及重稀土为主。燕山早期第一幕岩体小，为中性岩，含矿性差；第二幕酸性侵入岩（葫芦海子岩体）以含钼、铌矿化为主，多出现在细中粒花岗岩相及派生岩脉内，变斑状黑云母花岗岩岩相含钼

较差。可尔因岩体属燕山晚期侵入的二长花岗岩，其主要标志为岩浆作用阶段形成的大量独居石、锂辉石。岩浆作用晚期的气成热液沿地层节理裂隙侵入充填形成伟晶岩脉［1，8］。

2．1 伟晶岩脉与岩体的关系

在空间上以可尔因岩体为中心，花岗伟晶岩脉多在岩体周边0～5 000 m宽度范围的地层中成群成带分布，部分伟晶岩脉生根于花岗岩体中，岩体边部的伟晶岩矿物组分和结构构造与岩体基本相同，说明可尔因二长花岗岩体是伟晶岩脉的母岩。也有部分无根的伟晶岩脉单独赋存于地层中，这可能是岩浆结晶晚期，富含挥发组分的熔体、射气聚集在“岩浆房”顶部，当构造活动平静时就在原地形成伟晶岩异离体，当花岗岩浆系统平衡受构造活动破坏时，就沿着构造裂隙上升充填至合适的空间位置，形成贯入伟晶岩。

2．2 伟晶岩脉类型

采用微斜长石、钠长石、锂辉石、锂云母等主要矿物的数量比值，将伟晶岩脉分为5个类型：Ⅰ．微斜长石型；Ⅱ．微斜长石钠长石型（含锂辉石微斜长石钠长石型，不含锂辉石微斜长石钠长石型）；Ⅲ．钠长石型（含锂辉石钠长石型，不含锂辉石钠长石型）；Ⅳ．钠长石锂辉石型；Ⅴ．钠长石锂云母型。各类花岗伟晶岩的基本地质特征见表1［1］。

2．3 伟晶岩脉空间分布规律

花岗伟晶岩脉空间分布具有明显的垂直及水平分带特征。①水平分带：自可尔因岩体向外（水平方向）依次出现微斜长石型伟晶岩脉带（0～800 m）→微斜长石钠长石型伟晶岩脉带（800～1 500 m）→钠长石型伟晶岩脉带（1 500～2 300 m）→钠长石锂辉石型伟晶岩脉带（2 300～5 000 m）→石英脉；以李家沟矿区为例，在李家沟沟口距可尔因岩体最近的伟晶岩脉为Ⅰ类，向北至李家沟中部变为Ⅱ类，远离岩体至李家沟锂辉石矿体分布区则为Ⅲ类和Ⅳ类，以Ⅳ类伟晶岩脉为主，Ⅴ类伟晶岩局部出现；②垂直分带：如党坝锂辉石矿区，在大金河北岸谷底（海拔2 250 m）地层中紧邻花岗岩体的伟晶岩脉为Ⅰ类，海拔上升至2 700 m左右出现

Ⅱ类伟晶岩脉，至3 300 m则出现Ⅲ类伟晶岩脉，当海拔上升至3 650 m出现Ⅳ类伟晶岩直至4 150 m。

不同类型的伟晶岩出现在不同的区域，但有时同一地段发现2种以上伟晶岩同时

存在，破坏了分带的完整性，这是岩浆房内富含挥发分的伟晶岩异离体于不同阶段脉动贯入的主要标志。

2．4 伟晶岩脉与构造的关系

伟晶岩脉主要受可尔因岩体周围地层中节理裂隙的控制，且成群成带相互平行产出。伟晶岩脉主要受控于一组特别发育的节理裂隙，一般规模较小的伟晶岩脉（20～100 m）赋存于1～2条相邻并贯通的节理裂隙中，规模中等的伟晶岩脉（100～500 m）赋存于3～5条相邻并贯通的节理裂隙中，规模大的伟晶岩脉（＞500 m）赋存于6条以上相邻并贯通的节理裂隙中。规模巨大的伟晶岩脉在走向上和倾向

上其形态均呈舒缓波状（如党坝Ⅷ号脉）。有时，富含挥发分的伟晶岩异离体从一条主节理裂隙通过一系列次要节理裂隙贯入另一条主节理裂隙中形成伟晶岩，造成规模巨大脉体产状的较大变化及出现分支现象，厚度大的地段甚至出现围岩夹石（如李家沟Ⅰ号脉），这类脉体受控于2组以上的节理裂隙控制。

2．5 伟晶岩脉的内部构造分带特征

Ⅰ，Ⅱ类伟晶岩分异相对较好，常具不明显的带状构造。一般边缘为细粒或中粒结构带，向内分为文象或中粗粒结构带，有时出现条纹长石单矿带及石英核，但多不对称。文象结构带是Ⅰ，Ⅱ类伟晶岩特有的结构带。交代作用带（或交代集合体）是重叠在原生结晶带基础上发展的，故部分伟晶岩显斑杂状构造。其他类型伟晶岩的原生构造属未分异或分异不完全的类型，多具块状构造。根据主要矿物粒度、成分及交代作用等，将各类伟晶岩划分为若干结构带（表1）。

3．1 伟晶岩的矿物成分及变化规律

矿区内花岗伟晶岩的矿物成分因后期多次交代作用而复杂化。目前为止共发现45

种矿物，若将变种计算在内共65种，分别属于不同的成因组（表2）［1］。各

种矿物的含量随着伟晶岩类型的不同而变化（表3）。伟晶岩类型不同，则矿物共生组合各异，变化规律为：从Ⅰ到Ⅴ类伟晶岩，或从二长花岗岩体向外，长石类矿物的变化为：微斜长石＋钠更长石→钠长石＋微斜长石→钠长石＋少量微斜长石→钠长石；云母类矿物的变化为：白云母＋黑云母→白云母→绿色含锂白云母→锂云母；稀有矿物的变化为：褐帘石＋绿柱石→绿柱石→锂辉石。副矿物方面也有变化，电气石由多变少，由黑色电气石变为多色电气石，其他如锆石、独居石等也由Ⅰ类到Ⅴ类伟晶岩逐渐减少，而磷灰石、锡石、黄铁矿、方铅矿、闪锌矿、黄铜矿、黑钨矿、铁锰矿磷酸盐等逐渐出现广泛。

3．2 伟晶岩脉的地球化学特征

在李家沟矿区主要含矿伟晶岩脉及部分不含矿伟晶岩脉内，采取的61件样品经X 荧光光谱仪检测的平均化学成分见表4［2］。从表4中可以看出，区内花岗伟晶

岩脉除锂元素富集成矿外，其他稀有金属元素如铍、铌、钽、铷也得到了充分富集，而伟晶岩脉中主要造岩元素硅、铝、钾、钠、铁等相对稳定，与稀有金属的矿化程度关系不明显。此外，高温有色金属元素锡、钨的富集程度也较高。

具锂辉石矿化的伟晶岩脉一般分布于距离岩体500～4 000 m的范围内，而具工业价值的锂辉石伟晶岩脉主要分布于距离岩体1 000～3 500 m范围内。锂辉石矿化伟晶岩脉内沿厚度方向无明显的横向分带特征，一般具全脉矿化，只是局部地段特别是脉体边部因岩石矿物组成比例不同（主要是一些团块状石英核），导致矿化不均。

4．1 矿体特征及分布规律

含锂辉石花岗伟晶岩基本上全脉锂矿化，故矿体形态简单，和伟晶岩脉基本一致。矿体形态以脉状为主，似层状、透镜状次之，矿体产状和伟晶岩脉产状近于一致。规模较小的矿体分支复合现象不显著；规模较大的矿体一般长200～500 m，最长2 832 m，一般厚15～30 m，最厚124．15 m，在矿体厚大部位常常出现分支不复合现象，并有一定夹石。伟晶岩脉的锂云母化主要产在矿脉顶部，矿体呈透镜状，规模小，一般长20～40 m，厚2～4 m。含锂云母花岗伟晶岩周围一般为锂辉石花岗伟晶岩，两者之间没有明显的分界线，呈渐变关系［2-3］。

矿体在花岗伟晶岩脉中具以下分布规律：

（1）脉状矿体多赋存于大型伟晶岩脉中（如李家沟矿区的Ⅰ，Ⅸ，Ⅺ-3号脉及党坝矿区的Ⅷ号脉），延续性大，矿体厚度较脉体厚度略小，矿化富集，多数品位w（Li2O）＞1%，个别地段存在“无矿窗”；透镜状矿体主要赋存于长度中等、局部厚度较大的花岗伟晶岩脉中。

（2）钠长石锂辉石型伟晶岩中的脉状、似层状矿体，其空间分布与内部结构构造关系不明显，但矿体边缘的细粒石英钠长石交代带中一般没有矿体赋存，即使有也是贫矿体。规模巨大的含矿伟晶岩脉（水平长度＞1 500 m，斜深达500 m以上），延展空间可出现2～3个伟晶岩类型，相邻类型的伟晶岩多呈渐变关系。锂辉石矿往往位于脉体的特定部位（一般在脉体中心一定高程范围内）。如李家沟锂辉石矿床主矿体Ⅰ号脉在11线剖面（图2）海拔3 700～3 900 m范围内锂辉石

含量最高，结晶颗粒中等，多呈半自形与自形晶，岩石中锂辉石15%～35%，钠长石30%～35%，石英20%～30%，微斜长石5%，白云母＜0．5%，是典型的第Ⅳ类伟晶岩；3 700 m以下矿化开始变弱，矿石中锂辉石含量逐渐减少，结晶颗粒逐渐变为细粒和微粒结构，而白云母、微斜长石、钠更长石含量明显增多；至3 615 m高程，因矿化差，矿体与脉体相间出现，岩石的矿物组成为：微斜长石＋钠更长石占45%～55%，石英30%～35%，微斜长石5%～10%，锂辉石2%～5%，白云母2%～5%；至3 480 m高程时脉体几乎不含锂辉石，为典型的第Ⅲ类伟晶岩。同样，党坝锂辉石矿区主矿体Ⅷ号脉15线剖面也具有相似的纵向分带特征。一般含矿伟晶岩纵向分带不完整，主要原因是单个伟晶岩的自然出露高差和探矿工程控制高差均低于600 m，同一脉体中最多出现3类伟晶岩。

（3）在钠长石锂辉石型伟晶岩中，矿体大小和脉体大小成正比，一般矿体长度较脉体长度小1／10～1／15，矿体厚度为脉体厚度的75%以上。

（4）富矿体的产出部位有时受接触线控制，如钠长石锂云母型伟晶岩中，铍的富矿体分布于脉体上下盘接触带或下盘接触带，因为这些地方不仅钠长石化强烈，锂云母化亦较强烈，这说明铍的富矿体是经过多次富集形成的。

（5）富矿体、贫矿体及脉石之间往往呈渐变关系，这种渐变接触关系在深部表现尤为明显。

（6）含锂辉石伟晶岩脉中的工业矿体一般延深很大，常达150 m以上；深部矿体厚度往往和脉体厚度近于一致；含锂云母伟晶岩脉中的工业矿体延深仅15～20 m，且厚度迅速变小。

4．2 矿体尖灭性质

根据地表观察及工程揭露，本区工业矿体沿走向尖灭方式为逐渐尖灭，有2种形式：①矿体厚度沿走向逐渐减小或分岔，为主要尖灭方式；②工业矿物沿走向逐渐减少直至没有，即因锂辉石减少而尖灭。

矿体尖灭标志：①脉体厚度减小及脉体结构变细；②工业矿物急剧减少，而石英、微斜长石增多；③钠长石化减弱，云英岩化增强。

根据大量坑探和钻探资料，证实矿体沿倾向的尖灭方式与沿走向的尖灭方式基本一致。

（1）可尔因伟晶岩田东南密集区内的含矿伟晶岩脉距燕山晚期二长花岗岩体一般500～4 000 m，具有明显的水平分带和垂直分带特征，规模巨大的含矿伟晶岩脉一般具2～3个伟晶岩类型。

（2）锂辉石矿体主要赋存于第Ⅳ类花岗伟晶岩脉（即钠长锂辉石伟晶岩脉）中，伟晶岩脉充填于地层节理裂隙中。

（3）含矿伟晶岩形态简单，主要呈脉状产出，基本上全脉锂矿化，和伟晶岩脉形态基本一致，内部结构分带不明显，局部的锂云母化蚀变形成的锂云母花岗伟晶岩，周围一般为钠长锂辉石花岗伟晶岩，两者之间没有明显的分界线，呈渐变关系。（4）含矿伟晶岩的主要组成矿物为钠长石、石英、锂辉石，无黑色电气石及不含或含少量白云母是该类伟晶岩的重要标志。当伟晶岩中的白云母含量增多及出现黑色电气石时，锂辉石矿化变弱直至变为无矿化的第Ⅲ类伟晶岩。

（5）富矿体、贫矿体及脉石之间往往呈渐变关系。

（6）含矿伟晶岩主要有用组分为锂，其他伴生可利用的有稀有金属铌、钽、铍及有色金属锡。

【相关文献】

［1］四川省地质局四○四地质队．四川省可尔因花岗伟晶岩田初步勘查报告［R］．成都：四川省地质矿产勘查局，1965．

［2］四川省地质矿产勘查开发局化探队．四川省金川县李家沟锂辉石矿床补充地质勘探报告［R］．成都：四川省地质矿产勘查局，2012．

［3］四川省地质矿产勘查开发局化探队．四川省马尔康县党坝锂辉石矿床地质详查报告

［R］．成都：四川省地质矿产勘查局，2013．

［4］四川省地质矿产勘查开发局化探队．四川省金川县业隆沟锂矿地质普查报告［R］．成都：

四川省地质矿产勘查局，2011．

［5］许志琴，侯立伟，王宗秀，等．中国松潘甘孜造山带的造山过程［M］．北京：地质出版社，1992：1-190．

［6］四川省地质局第二区域地质测量队．1∶200 000马尔康幅区域地质调查报告［R］．成都：四川省地质矿产勘查局，1979．

［7］四川省地质矿产局区域地质调查队．1∶200 000观音桥幅区域地质调查报告［R］．成都：四川省地质矿产勘查局，1986．

［8］廖远安，姚学良．金川一过铝多阶段花岗岩体演化特征及其与成矿关系［J］．矿物岩石，1992，12（1）：12-22．