廣西栗木錫鎢鈮鉭礦床巖漿液態(tài)不混溶作用及其與礦化的關(guān)系

王艷麗，彭齊鳴，祝新友，程細音，傅其斌，楊 毅

(1.中國地質(zhì)大學(北京)，北京 100083;2.有色金屬礦產(chǎn)地質(zhì)調(diào)查中心，北京 100012;3.中華人民共和國國土資源部，北京 100812;4.中色地科礦產(chǎn)勘查股份有限公司，北京 100012;5.昆明理工大學國土資源工程學院，云南昆明 650093)

Li－F花崗質(zhì)巖石以酸性、過鋁、富含H2O、F、B、P 等揮發(fā)性組分和富含 Li、Rb、Cs、Be、Ta、Nb、Sn、W等親石稀有金屬元素為主要特征，以黃玉－鋰云母－鈉長石花崗巖為典型代表(王聯(lián)魁等，2000;朱金初等，2002)。世界廣泛分布的富含Li、F的花崗巖，常伴有鎢錫鈮鉭鈹?shù)榷喾N礦化(王聯(lián)魁等，2000)，產(chǎn)于我國華南稀有金屬花崗巖礦集區(qū)的廣西壯族自治區(qū)恭城縣栗木錫鎢鈮鉭礦就是Li－F花崗巖成礦的代表礦床。

關(guān)于稀有金屬花崗巖的成因演化，巖漿說(杜紹華等，1984;夏衛(wèi)華等，1989;朱金初等，2002)與交代說(胡受奚，1975;王玉榮等，2007;袁忠信等，1987)已經(jīng)激烈地爭論了數(shù)十年，至今仍未完全平息。我國華南與鎢錫鈮鉭稀有金屬礦化有關(guān)的Li－F花崗巖體中存在很多與結(jié)晶分異觀點相悖的地質(zhì)現(xiàn)象，如條帶狀、韻律狀構(gòu)造、黑色斑點狀礦囊、云英巖包體以及似偉晶巖－細晶巖條帶等，越來越多的研究認為其屬于花崗巖巖漿液態(tài)不混溶的結(jié)果(王聯(lián)魁等，1983;張德會，1988;彭省臨等，1995;王聯(lián)魁等，2000)。

本文基于栗木礦床中存在的大量液態(tài)不混溶地質(zhì)現(xiàn)象，結(jié)合南嶺地區(qū)其他礦床(如江西大吉山鎢礦、梅子窩鎢礦、湖南瑤崗仙鎢礦、湖南錫田礦床等)的研究，提出液態(tài)不混溶作用是栗木礦床堿長花崗巖的主要分異機制，這種演化機制自巖漿階段持續(xù)至晚期熱液階段，制約鎢錫鈮鉭的富集成礦過程。

1 栗木礦床地質(zhì)概況

廣西栗木錫礦田處于南嶺成礦帶西段，恭城復式向斜北部揚起端。主要出露地層為寒武系邊溪組變質(zhì)砂巖;泥盆系下統(tǒng)蓮花山組、那高嶺組泥質(zhì)砂巖、粉砂質(zhì)頁巖，中統(tǒng)郁江組和東崗嶺組的石英砂巖、白云質(zhì)(泥質(zhì))灰?guī)r，上統(tǒng)融縣組灰?guī)r;下石炭統(tǒng)巖關(guān)階、大塘階灰?guī)r、白云質(zhì)灰?guī)r。礦區(qū)內(nèi)斷裂構(gòu)造主要有東西向、南北向兩組，構(gòu)成“廿”字型構(gòu)造體系(圖1)。栗木堿長花崗巖體形成于印支期(楊峰等，2009)，富含黃玉以及鎢、錫、鈮鉭礦物，富揮發(fā)性活動元素Li(348～464×10－6)、Rb(950～1600×10－6)和 F(1.4 ～1.7%)等，同時稀有元素 Ta、Nb、Hf、Zr、W、Sn 等富集，屬于典型的富 Li－ F 花崗巖。前人多將栗木花崗巖體頂部的淡色花崗巖確定為鈉長石花崗巖，深部的主體花崗巖確定為黑云母花崗巖，經(jīng)大量巖礦鑒定和長石電子探針分析，巖石中基本不含斜長石，鈉長石的An值均小于5，95%以上的樣品An＜2，平均僅有0.72，栗木花崗巖皆為堿長花崗巖(祝新友等，2012)。兩類堿長花崗巖接觸界線較清楚，但無冷凝邊和烘烤邊，細粒堿長花崗巖II呈“西瓜皮”狀上覆于中粒斑狀鋰鐵云母堿長花崗巖I之上(圖1中A－A’剖面圖)。

栗木堿長花崗巖體大部分隱伏于礦區(qū)深部，在水溪廟、金竹源、老虎頭、三個黃牛等地，呈巖株、巖墻狀上侵，在其向上突出部位，形成花崗巖型錫鈮鉭礦化、長石石英脈型鎢礦化、石英脈型鎢錫礦化等。含錫鉭鈮花崗巖是礦區(qū)最主要的礦體，產(chǎn)于隱伏花崗巖頂部，呈緩傾斜似層狀產(chǎn)出。礦石以稀散浸染狀構(gòu)造、塊狀構(gòu)造為主，局部礦化富集，形成礦囊。礦石礦物主要為鈮鉭鐵礦和錫石，伴生有黝錫礦、黃銅礦、閃鋅礦等。長英質(zhì)脈型或石英脈型鎢錫礦體主要呈脈狀產(chǎn)出，形態(tài)復雜，產(chǎn)狀多變，且規(guī)模小。礦石礦物以錫石為主，伴生有黑鎢礦、白鎢礦、黝錫礦、黃銅礦、閃鋅礦、輝鉬礦等。礦床垂向分帶明顯，從下到上依次為中粒似斑狀堿長花崗巖I帶→細粒堿長花崗巖II帶(鈮鉭礦體堿長花崗巖)→花崗偉晶巖脈帶→長石石英脈帶→螢石鋰云母細脈帶。

2 液態(tài)不混溶的地質(zhì)地球化學證據(jù)

栗木礦床中，發(fā)現(xiàn)大量能代表巖漿液態(tài)分離的地質(zhì)現(xiàn)象，包括似偉晶巖－細晶巖緊密共生、花崗巖中不規(guī)則狀條帶、韻律條帶、礦化囊包體等，地球化學特征也表現(xiàn)出液態(tài)不混溶作用演化特點。巖漿晚期的液態(tài)不混溶作用常伴隨著鎢錫鈮鉭等的成礦作用。

2.1 巖漿液態(tài)不混溶作用及巖石學、礦物學特征

巖漿液態(tài)不混溶地質(zhì)特征表現(xiàn)在多個方面，不僅出現(xiàn)大量的似偉晶巖、細晶巖，而且還有體現(xiàn)液態(tài)分離作用的花崗巖條帶構(gòu)造、巖石流動構(gòu)造、以及與礦化有直接關(guān)系的礦囊、礦化堿長花崗巖II及長石石英脈等。

栗木礦區(qū)花崗巖頂部附近常見似偉晶巖與細晶巖緊密相伴出現(xiàn)。產(chǎn)在細粒堿長花崗巖II內(nèi)的似偉晶巖脈邊部尤其是下方常出現(xiàn)平行分布的細晶巖(圖2A)，二者間界限清楚，無明顯先后關(guān)系，為巖漿液態(tài)不混溶作用分離的產(chǎn)物;產(chǎn)在巖體頂部接觸帶附近的似偉晶巖－細晶巖常呈韻律條帶狀，條帶寬度大到幾十公分，小到1～2cm(圖2B，C)，條帶與巖體－大理巖接觸帶平行。

水溪廟礦段巖體頂部或邊緣地帶發(fā)現(xiàn)有大量近水平的不規(guī)則狀條帶，由兩類不同顏色的細粒堿長花崗巖組成(圖2D)。條帶大小不一，長0.5～20m，兩種花崗巖界線明顯，接觸帶無烘烤邊及冷凝邊，無穿插關(guān)系。二者巖性相近，均為堿長花崗巖，富含黃玉、白云母，以及錫石、鈮鉭礦物、黝錫礦、黃鐵礦、黃銅礦等，呈定向排列(圖2E)，顯示巖漿的流動性質(zhì)。類似的條帶還有由長石石英脈－石英脈共同組成的條帶(圖2F)，其成因是巖漿不混溶作用分離出的不同巖相在動力作用下形成。

鈮鉭礦物和鎢錫礦物呈副礦物分散于細粒堿長花崗巖II內(nèi)部，含量較高時構(gòu)成礦體。礦體與含礦化或正常的細粒堿長花崗巖II迅速過渡，無明顯截然的界線，這種現(xiàn)象也應是巖漿液態(tài)不混溶作用的結(jié)果。這類礦體在湖南瑤崗仙、江西大吉山等礦床的花崗巖中也有發(fā)現(xiàn)。

礦囊主要分布于金竹源礦段鈉長石花崗巖頂部，鎢錫礦物、鈮鉭礦物及黃鐵礦等硫化物高度集中分布于不規(guī)則囊狀體中。囊狀呈透鏡狀、團塊狀等(圖3A)，其中礦石礦物含量最高可達40%(圖3B)，主要為錫石、黝錫礦及少量鈮鉭礦等(圖3C、D)。礦囊中除了成礦物質(zhì)高度富集外，F(xiàn)、P、Na的含量也較堿長花崗巖高(表1)。礦囊的花崗結(jié)構(gòu)與細粒堿長花崗巖II相似，由此也說明，礦囊形成時，同周圍的堿長花崗巖均處于一種液態(tài)熔漿分離的狀態(tài)，是典型的巖漿不混溶地質(zhì)現(xiàn)象。任云生等(2003)結(jié)合高溫高壓實驗對這一觀點進行了驗證。類似的礦囊在湖南瑤崗仙、鄧阜仙、江西大吉山等鎢礦的巖體中均有發(fā)育。

表1 廣西栗木礦床各類巖體主量、微量元素平均含量Table 1 Average content of major and trace elements in the Limu deposit

續(xù)表1Continued Table 1

含礦石英脈或長英質(zhì)脈主要分布于巖體和似偉晶巖上方，礦化長英質(zhì)脈與似偉晶巖過渡，再向上過渡為石英脈，在水溪廟和三個黃牛礦區(qū)出現(xiàn)較多。

栗木礦床幾類巖體化學成分變化不大，均以強烈富 SiO2、Al2O3、低 CaO、MgO、MnO、FeO 為特點，K2O+Na2O平均8.10% ～9.01%。細粒堿長花崗巖II→細晶巖→似偉晶巖，巖石堿度K2O+Na2O、F含量、Na2O/K2O比值在中粒堿長花崗巖I中最低，逐漸增高;TiO2含量逐漸降低。顯示出揮發(fā)份在上部堿長花崗巖以及細晶巖、似偉晶巖中聚集，伴隨著堿度的增高，而Ti、Fe等組分殘留于下部的堿長花崗巖中。礦囊及花崗巖型礦體分布于細粒堿長花崗巖II中，主要含量指標與細粒堿長花崗巖II相似。相比之下，SiO275.38%、P2O50.22%、F 0.27%、MnO 0.2%，含量明顯高。

2.2 巖漿液態(tài)不混溶地球化學證據(jù)

按照礦物組成及演化順序，將栗木花崗巖劃分為四類:中粒斑狀堿長花崗巖I、細粒堿長花崗巖II、細晶巖和似偉晶巖。系統(tǒng)測定這些巖石和礦囊的物質(zhì)組成，平均地球化學成分分析結(jié)果見表1。主量元素成分測定方法用X熒光光譜法，微量元素測定方法采用ICP－MS。

在K2O－Na2O圖解(圖4)中，不同巖石K2O、Na2O發(fā)生明顯分異，中粒堿長花崗巖I中K2O＞Na2O，細粒堿長花崗巖K2O＜Na2O，二者差異相對小。相比之下，細晶巖、似偉晶巖的差異性更加明顯，呈兩級化分異，前者富Na2O，后者富K2O。礦囊的特點與細粒堿長花崗巖相似，只是Na2O含量略低。

圖4 栗木花崗巖K 2 O－Na2 O圖解Fig.4 Diagram of K 2 O vs Na2 O of the granites in the Limu deposit

整體上，栗木花崗巖富集揮發(fā)性活動元素Li、Be、Rb、F，其中 Rb 950 ×10－6～3096 ×10－6，細粒堿長花崗巖及細晶巖的Rb含量等已達到最低工業(yè)品位。Ta、Nb、Hf、Zr、W、Sn 等元素含量也很高，貧或虧損Ba、Sr，REE元素含量很低，尤其是細粒堿長花崗巖II及礦囊等，這也是華南地區(qū)稀有金屬花崗巖的特點(陳駿等，2008)。中粒堿長花崗巖I中成礦元素 Nb(31×10－6)、Ta(11×10－6)的含量明顯高于普通花崗巖(Nb:21 ×10－6，Ta:4.2 ×10－6)(李昌年，1992)。Nb、Ta、W、Cu、Zn 等在細粒堿長花崗巖II中進一步富集(表1)，為形成花崗巖型礦化奠定了良好的物質(zhì)基礎，通過巖漿不混溶作用分離形成的似偉晶巖W、Mo、Bi等成礦元素得到進一步富集，可能是巖體頂部形成似偉晶巖型及長石石英脈型礦化的重要原因。巖礦石的Rb/Sr(平均51～126)均較高，尤其是細粒堿長花崗巖II的Rb/Sr高達270。一般情況下，巖漿結(jié)晶分異演化過程中，隨著巖漿分離結(jié)晶的加強，Nb/Ta增加，而Zr/Hf減小(李昌年，1992)，而本礦區(qū)花崗巖巖體的 Nb/Ta、Zr/Hf比值具有正相關(guān)關(guān)系(圖5)，顯示巖漿分異可能以液態(tài)不混溶分異為主。

圖5 栗木花崗巖Zr/Hf－Nb/Ta圖解Fig.5 Diagram of Zr/Hf vs Nb/Ta in the Limu deposit

堿長花崗巖稀土總量很低，中粒堿長花崗巖I的ΣREE平均在60×10－6，與湖南鄧阜仙鎢礦晚期巖體(84×10－6)及瑤崗仙鎢礦粗粒堿長花崗巖(平均98×10－6)含量相當，遠低于南嶺花崗巖稀土總量平均值250×10－6(地礦部南嶺項目花崗巖專題組，1989)，細粒堿長花崗巖II平均為3×10－6，多數(shù)樣品＜1×10－6。稀土配分模式如圖6，中粒堿長花崗巖I稀土配分模式呈較平坦的“V”字形，與南嶺大部分鎢礦區(qū)花崗巖相類似。細粒堿長花崗巖II、礦囊、似偉晶巖及細晶巖等配分曲線相似，ΣREE較中粒堿長花崗巖低一個數(shù)量級，接近分析方法的檢出限，Eu異常較弱，配分曲線總體上微向右傾斜。相比之下，細晶巖中δEu為弱負異常，似偉晶巖中δEu呈弱正異常。

圖6 栗木礦床巖體REE配分圖(球粒隕石標準化值引自McDonough＆Sun(1995))Fig.6 Chondrite normalized REE pattern of the Limu granites(base diagram is from McDonough＆Sun(1995))

3 討論

3.1 巖漿液態(tài)不混溶是栗木礦床巖漿演化主要機制

有關(guān)栗木堿長花崗巖成因，交代論者認為是由黑云母花崗巖強烈“鈉長石化”蝕變的結(jié)果(胡受奚，1975;王玉榮等，1979;袁忠信等，1987)。巖礦鑒定顯示，鈉長石結(jié)晶早于鉀長石和石英，往往被鉀長石、石英等礦物穿切，并非鈉長石化的結(jié)果。結(jié)晶分異成因觀點認為，早期花崗巖先結(jié)晶，富含揮發(fā)份和成礦物質(zhì)的殘余熱液殘留于頂部(朱金初等，1996;陳駿等，2008)。似偉晶巖也多被認為與結(jié)晶分離有關(guān)(Jahns and Burnham，1969)。對栗木礦床似偉晶巖－細晶巖條帶，朱金初等(1996)認為，水溪廟礦區(qū)偉晶巖和細晶巖呈韻律式交替出現(xiàn)，與熔漿在巖脈環(huán)境下的分異演化、F含量的漲落和黃玉的周期性晶出以及熔漿結(jié)晶的動力學機制有關(guān);王聯(lián)魁等(2000)認為該構(gòu)造是巖漿不混溶作用的結(jié)果。

近年一些研究認為，南嶺地區(qū)錫鎢多金屬礦區(qū)的花崗巖廣泛發(fā)育巖漿液態(tài)不混溶作用(王聯(lián)魁等，1983，2000;彭省臨等，1995)。巖漿液態(tài)不混溶(亦稱巖漿不混溶、巖漿液態(tài)分離)作用指原來均一的巖漿(或熔體)，演化到一定溫度、壓力條件下不再穩(wěn)定，分離成兩種或兩種以上成分不同、互不混溶的巖漿(或熔體)(Barker，1983)。早在20世紀后期，就有人用巖漿不混溶作用的觀點來解釋空間上并列產(chǎn)出而巖性不同的巖石成因，提出巖漿可能分裂成為互不相溶的兩種液體(蘇良赫，1984)。但由于種種原因，直到七十年代末，硅酸鹽液態(tài)不混溶才被列為重要的巖石成因(Yoder，1979)。由于花崗巖質(zhì)巖漿黏性大，長石、石英等礦物與熔漿的比重差別小等，張旗等(1997)認為酸性巖漿幾乎不可能發(fā)生結(jié)晶分異。

對于栗木花崗巖的演化過程，我們不否認結(jié)晶分異作用存在，但僅以結(jié)晶分異機制難以圓滿解釋礦囊、堿長花崗巖條帶、偉晶巖－細晶巖緊密共生等地質(zhì)現(xiàn)象。

栗木礦區(qū)各類堿長花崗巖及花崗巖型礦體，礦物成分及地球化學成分差異并不十分明顯，但各類巖石間界線明顯，無明顯的穿切關(guān)系;堿長花崗巖I、II之K2O/Na2O比值不同，似偉晶巖、細晶巖的K2O、Na2O組合顯現(xiàn)出更深層次的分離，其分離方向符合王聯(lián)魁等(1997，2000)提出的Li－F花崗巖液態(tài)分異的端元演化方向;同時，栗木花崗巖∑REE、δEu的突變性也顯示了與巖漿結(jié)晶分異作用的區(qū)別，而這些特征都可以用巖漿液態(tài)分異來解釋。同時，似偉晶巖－細晶巖呈相伴的脈狀產(chǎn)出于巖體邊部;礦囊不規(guī)則分布于巖漿巖中，其礦物組合與細粒堿長花崗巖相同，只是作為副礦物的鎢、錫、鈮鉭等礦物含量較高;這些均是巖漿發(fā)生液態(tài)分離作用的產(chǎn)物。

有關(guān)巖漿液態(tài)不混溶過程中堿金屬元素的行為，前人開展過大量的研究(李健康等，2008)，巖漿不混溶作用共軛兩相的分離導致了Na、Li與K的分離(王聯(lián)魁等，1997，2000)。通過對世界Li－F花崗巖地球化學特征研究(王聯(lián)魁等，2000)，認為典型Li－F花崗巖中存在富Na、富K、富Si三端元組分。栗木巖體中K、Na分離的現(xiàn)象也符合巖漿液態(tài)不混溶作用分異演化端元，且從中粒堿長花崗巖I→細粒堿長花崗巖II→細晶巖+似偉晶巖→長石石英脈，巖漿不混溶是一個不斷進行、連續(xù)演化的過程。

似偉晶巖和細晶巖不僅見于栗木堿長花崗巖中，在國內(nèi)湖南瑤崗仙、鄧阜仙、江西西華山(王聯(lián)魁等，1983;張德會，1988)、蕩平(余行禎等，1988)等礦床以及美國達科他和加利福尼亞等地也有廣泛出現(xiàn)(Jahns et al.，1963;Stem et al.，1986;Rockhold et al.，1987)。似偉晶巖中往往含有大量的不混溶流體包裹體，包括熔融包裹體和熔流包裹體(Webster et al.1997;Kovalenko et al.1996;Thomas et al.2000)，因此被認為是巖漿晚期不混溶作用的產(chǎn)物。夏衛(wèi)華等(1984)在栗木老虎頭堿長花崗巖的石英中發(fā)現(xiàn)熔融包裹體，為栗木花崗巖液態(tài)不混溶演化提供了更直接的證據(jù)。湖南瑤崗仙多數(shù)礦脈的下部變?yōu)殚L石石英脈，甚至偉晶巖脈(陳依壤，1988)，林新多等(1986)據(jù)此提出“上液下漿”的觀點，張德會(1988)認為石英脈是液態(tài)分異作用的結(jié)果。由此，我們初步認為栗木礦床含礦長英質(zhì)脈很可能是巖漿液態(tài)不混溶作用的直接產(chǎn)物。彭省臨等(1995)進行的鎢、錫的流－熔分配和熔－熔分配實驗結(jié)果分析表明，在超臨界條件下，花崗質(zhì)巖漿期后熱液成礦作用難以形成大、中型鎢、錫礦床，而液態(tài)分離作用可以形成富鎢、錫的高硅熔體，是形成鎢、錫礦床的主要成礦作用。

綜上所述，巖漿液態(tài)不混溶作用貫穿于栗木巖漿演化整個過程，是栗木花崗巖的主要分異機制，同時也存在結(jié)晶分異的影響。

3.2 巖漿液態(tài)不混溶過程中成礦物質(zhì)的富集作用

在巖漿演化過程中，成礦元素在流/熔體間的交換、分配過程是巖漿熱液礦床形成的重要環(huán)節(jié)。實驗研究表明，W、Sn的流－熔分配系數(shù)很小(彭省臨等，1995;王玉榮等，2007;胡小燕等，2007)，Nb、Ta同樣傾向于分散在花崗巖熔漿，但在超臨界狀態(tài)下，Nb、Ta氟絡合物能夠溶于氣熱相中(王玉榮等，1979)。有資料解釋，鎢在殘余熔漿中聚集的原因是鎢對氧有很強的親和力，形成的WO42－具有較大的體積，難于大量進入造巖礦物晶格，導致其在殘余熔漿中大量聚集(李建平，2012)。元素在熔體和流體間的分配特征不僅受到溫度、壓力、氧逸度等條件的制約，流體組成、堿含量、熔體的NBO/T(非橋氧鍵/橋氧鍵)也是制約元素分配行為的重要因素，尤其是揮發(fā)份元素F、Cl等。F傾向于分配進入熔體相中，其分配系數(shù)小于1，熔體中F含量的增加可使錫在熔體中的溶解度增大(Bhalla et al.2004)。

圖7 栗木礦床巖漿液態(tài)不混溶成礦模式Fig.7 A metallogenic model of magma liquid immiscibility for the Limu deposit

南嶺與鎢錫成礦有關(guān)的堿長花崗巖富含Li、F等揮發(fā)份，其中F在巖漿液態(tài)分異過程中發(fā)揮了重要作用，一方面可能作為巖漿不混溶作用的催化劑，另一方面是與成礦元素結(jié)合形成絡合物，促進成礦元素的遷移(李統(tǒng)錦，1994;王玉榮等，2007;Peng，1993)。

在花崗巖巖漿演化過程中，液態(tài)分離作用促使體系中成礦元素及揮發(fā)份在其中一相熔體中的不斷富集。栗木礦床的形成自始至終發(fā)生巖漿液態(tài)不混溶作用，并伴隨著元素的分離和成礦物質(zhì)的富集。與中粒堿長花崗巖I相比，細粒堿長花崗II富含Na2O、P2O5、活潑元素 Li、成礦元素 Cu、Zn、W、Bi、Mo、Sb、Nb、Ta，以及堿土元素 Sr、Rb。此時，巖漿液態(tài)不混溶作用形成了礦化元素在細粒堿長花崗巖II中的第一步富集。

富含成礦元素的細粒堿長花崗巖II經(jīng)巖漿液態(tài)分離作用，礦化進一步富集，又分離出了含礦花崗巖以及稠密浸染狀分布的鈮鉭礦、黝錫礦、錫石等礦囊。在瑤崗仙鎢礦床，除了礦囊的發(fā)現(xiàn)外，還發(fā)現(xiàn)大量代表巖漿液態(tài)分離作用的云英巖包體，包體內(nèi)強烈富集黑鎢礦，含量可達10%以上。

細晶巖和似偉晶巖中成礦元素含量都較高，但Nb、Ta在細晶巖中更為富集，而 Cu、Zn、W、Bi、Mo恰好相反，在似偉晶巖中富集。同時，似偉晶巖中揮發(fā)份F的含量達到了0.23%，這些特征為似偉晶巖巖漿進一步發(fā)生液態(tài)不混溶作用分離出鎢錫礦化長英質(zhì)脈提供了條件，并奠定物質(zhì)基礎。

3.3 栗木礦床成礦模式

栗木礦床的形成是巖漿不斷發(fā)生多級液態(tài)分異作用的結(jié)果，從巖漿侵位到形成礦床，都是以液態(tài)分離作用為主線，在巖漿液態(tài)分異過程中，實現(xiàn)了成礦元素的富集和沉淀。不同類型的礦化，對應液態(tài)分離作用的不同階段。值得一提的是，栗木花崗巖巖漿液態(tài)不混溶，并不是純粹上的一分為二，而是原巖一部分(通常是富含揮發(fā)份的熔體)進一步分異，分離出的熔體可以經(jīng)過不混溶作用進一步分異。據(jù)此構(gòu)建了栗木礦床液態(tài)分離成礦模式(圖7)。

4 結(jié)論

(1)巖漿液態(tài)不混溶作用是栗木堿長花崗巖演化的主要機制，制約著巖漿晚期至熱液階段的巖漿分異演化過程。

(2)巖漿液態(tài)不混溶促進成礦元素的富集和沉淀，礦化類型與巖漿不混溶階段有直接聯(lián)系，不同類型的礦化對應巖漿液態(tài)不混溶作用的不同階段。兩類堿長花崗巖之間具有液態(tài)不混溶關(guān)系，頂部的細粒堿長花崗巖II經(jīng)進一步的巖漿不混溶作用，分離出花崗巖型礦化、礦囊;在巖漿頂部的液態(tài)分異作用形成緊密共生的似偉晶巖和細晶巖，似偉晶巖進一步液態(tài)分離可能形成長石石英脈型礦化。

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