稀有金属伟晶岩矿床
与伟晶岩有关的稀有金属矿物有锂、铌、钽、铍、铯、锡、钨、钇、钍、铀和锆。伟晶岩是稀有金属的家园和宝石的宝库。它一直是矿物学和地球化学的研究对象，也是探索新的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，不仅在矿床学中占有重要地位，而且在追溯构造演化方面也具有重要意义。国外对伟晶岩矿床的研究也经历了类似的从个案研究到区域研究的过程，即过去多集中在伟晶岩矿物学、构造分带、元素地球化学、同位素、熔融流体包裹体、成岩成矿实验等方面(Jollif，1986；伯纳姆，1986；Erci，1992；汉森，1992；伦茨，1992；伦敦，1988；Thomas，1988)，建立了许多找矿标志(London，1986)，近年来扩展到成矿机制、成矿模式、成岩过程(包括年代学)、构造环境的研究(London，1985；塞尔尼，1991；Swamson，1992；Suwimonprecha，1995；米勒，1996；林宁，1998；Essaid，2000年).
c rny(1985)将伟晶岩分为造山伟晶岩和非造山伟晶岩。c rny(1991a)将含稀有金属的伟晶岩分为三种类型:LCT型、ny型和NYF型。LCT伟晶岩的主要元素为锂、铷、铯、铍、镓、锡和铌<钽、硼、磷和氟；NYE伟晶岩的主要元素为nb > ta、y、REE、Sc、ti、Zr、Be、Th、U、f，由于云母是稀有元素的主要载体，邹等人(1975)将伟晶岩划分为黑云母伟晶岩(REE-Nb-U-Th-Zr)、云母伟晶岩(Be)和白云母伟晶岩(Be-Nb-Ta-Hf和Li-Rb-CS-Be-N)。不同类型的伟晶岩可能具有相同的成因机制，而同一类型的伟晶岩可能属于不同的成因。
同位素地球化学数据证明，许多伟晶岩脉与围岩之间的同位素是不平衡的，伟晶岩可以追溯到岩浆源区，即使是高度分异的伟晶岩脉也不例外。例如，奥康瑙尔等人(1991)在研究爱尔兰东南部莱因斯特花岗岩周围的富锂伟晶岩脉时，根据伟晶岩脉和花岗岩的Rb-Sr同位素年龄、87-Sr/ 86 Sr初始值以及微量元素之间的关系，排除了伟晶岩是富锂沉积岩熔融产物的可能性，认为是岩浆成因。Brookins(1986)、Talor和Friedrichsen (1983)通过Sr同位素组成排除了美国和瑞典北部伟晶岩来源于围岩的可能性。Tomasak等人(1998)根据Sm-Nd同位素体系，美国缅因州竖山伟晶岩与邻近的黑云母花岗岩有关。岩浆成因的伟晶岩脉一般有三种产状(Cě rny，1991b)。当渗流、流体迁移和重力对流扩散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；当岩体冷却诱发的裂隙是岩浆分离的主导因素时，伟晶岩脉会从接触带向内分布；另一种是伟晶岩熔体在浮力作用下上升，与未完全冷却的母岩浆分离，在岩体中形成脉状，这种情况并不常见。
综上所述，岩浆伟晶岩矿床的成因模式主要有三种:脉动模式、岩浆分异模式和液体分离模式。
1.脉冲形式
根据伟晶岩脉的区域分带，солоов (1959，1962)认为不同时期的岩浆源区沉淀出不同的伟晶岩熔体，先沉淀出富钾伟晶岩熔体，再富集Ta和Cs。然而，大量的野外证据表明，大多数伟晶岩脉是被脉冲侵入的，然后在结晶开始前收缩成放射状以增大规模，因此这种成因模式逐渐被放弃。
2.岩浆分异模型
根据结晶分异的观点，由于挥发组分与稀有金属的不相容性，随着早期晶体的析出，它们在残余熔体中逐渐富集，直至最终结晶成脉。例如，Evensen和London(2002)和London和Evensen(2003)表明，当地壳重熔形成花岗岩时，堇青石等耐火矿物会阻止Be进入熔体，然后在熔体演化过程中，由于Be与各种矿物之间的熔体/矿物分配系数较低，早期熔体略有富集。而当80%的熔体结晶时，岩体顶部的Be溶解度达到(15 ~ 20) × 10-6，分异伟晶岩的Be溶解度> 70 × 10-6(图1)。Sheaer(1992)提出了一个母岩浆连续结晶形成伟晶岩场的理想化模型(图2)，认为岩石圈部分熔融后形成均质岩浆或异质岩浆在岩浆房中均质化，然后母岩浆连续结晶形成广泛的花岗岩分带现象，结晶分异程度低形成黑云母花岗岩，结晶分异程度高形成富含稀有金属的岩浆。这种模式不同于许多其他模式。
图1地壳熔体演化中Be富集过程示意图
(根据埃文森和伦敦，2002年)
岩浆结晶分异形成的含稀有金属伟晶岩可分为LCT型和NYF型(Cě rny，1991a)。LCT型伟晶岩的成分为过铝，母岩为S型和I型花岗岩。伟晶岩来自岩体的上部，是地壳中上部岩石的第一次部分熔融(Cě rny，65438)。NYF型伟晶岩的母岩为A型花岗岩或成分相似的岩体，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许多NYF型伟晶岩的形成(Cě rny，191B)。这两种伟晶岩也反映了母岩浆不同的结晶过程。对于LCT型，岩浆自下而上结晶。对于NYF型，岩浆从外向内结晶(伦敦，2005)。Bea等(1994)研究了西班牙Pedrobernardo带状片的结晶分异现象，提出了对流和重力分异模型(图3)。该模型认为，岩浆侵位早期由于温度高、粘度低、瑞利系数大而发生强对流；随后，随着温度的降低，粘度增加。当残余熔体的比例达到临界分数(30% ~ 40%)时，熔体的流变性质发生变化，使高密度晶体间的高密度熔体不稳定，在重力作用下下沉到下层，残余的低密度熔体被挤压到上部，从而造成岩体的分带。这个过程包括对流中的结晶、静态熔体中的结晶、晶体沉淀和从堆积中排出的残余熔体的上升。
岩浆的不断分异形成伟晶岩场模型。
(据Sheaer，1992)
图3对流和后续重力引起的晶体垂直分带。
(据Bea等，1994)
3.液体分离模式
岩浆的液态分离模式可以在大量富锂氟花岗岩中得到证明。Mapaky(1984)描述阿米莉亚酸性火山岩中的球粒时，发现球形玻璃富含Na和Fe，而基性玻璃富含K、Mg、H2O等。此外，超酸性富氟流纹岩中存在同心环带和条带状结构，这些结构、构造和成分特征被认为是岩浆液态分离的结果。在国内，王连奎等(2000)也根据岩体不同部位结构、构造、成分的突变，将我国南岭地区的大吉山、宜春、尖峰岭花岗岩归为液体分离成因。液体分离的另一种形式是岩浆的气液分离。Tycoн(1977)提出稀有金属矿化花岗岩上部是气液分离形成的，所以岩体上部富含挥发性岩浆房，所以岩体上部相对富含稀有金属元素(Nb、Ta、W、Sn等。)均为亲岩，而下部这些元素相对贫乏，构成了双重岩浆房分异模式。近年来，陈玉川、栾世伟等人(2003)用液体分离模型解释了阿尔泰伟晶岩矿床的成因，提出了伟晶岩原岩浆的两个来源。
除了来源于岩浆分异的伟晶岩，还有兰贝格(1952，1956)、сокодв (1959，1970)等。变质伟晶岩可分为变质深熔作用和变质分异作用。
二、适用范围及应用实例
Greenbuss锂、铌、钽和锡多金属矿床(图4)位于澳大利亚珀斯以南250公里处。自20世纪初以来，这个矿区已成为西澳大利亚的锡砂生产中心。60年后，风化伟晶岩已成为主要矿石，现在已转变为新鲜坚硬的伟晶岩作为锡、钽、锂矿石进行开采。目前锂矿石(含li2o 4.06%)765438+万吨，钽矿石(含Ta 0.06%)470万吨，铌矿石(含Nb 0.42%)10.8万吨，锡矿石(含Sn 0.24%)470万吨，高岭土230万吨(含30万吨)
图4澳大利亚格林布什伟晶岩地质图(A)和伟晶岩分布剖面图(B)
(据范佩凤，2000)
矿区伟晶岩群由一系列长2 ~ 3 km、宽10 ~ 300 m的岩脉和少数直径数米的雁形透镜体组成，从侵入中心向外呈放射状分布。后期变形变质作用不同程度地改造了伟晶岩的岩浆结构和构造。伟晶岩由内向外可分为李带、钾带、钠带和边缘带。主要矿石矿物为锂云母、锡石、钽铁矿、细晶石和结晶铀。富锡钽矿体产于钠长石带中。研究表明，伟晶岩有三次成矿事件，第一次与伟晶岩的原始结晶和围岩交代作用有关(成矿时间为2527Ma)，第二次与伟晶岩中具有相同结构和构造的热液蚀变有关(2430Ma)，最后一次与后变形变质阶段成矿元素的活化和迁移有关(1100Ma)。绿布什伟晶岩的形成深度大于11km，其侵入和结晶处于中高温中压变质环境。根据组构分析、同位素资料和侵入时间，伟晶岩区可划分出M1、M2和M3三种变质作用，其中伟晶岩侵入主要受M2变质变形作用控制。
该矿床的主要特征是:①矿床位于澳大利亚太古宙克拉通边缘的地槽带；(2)矿床形成于中高温中压变质区，不需要明显的花岗岩母岩；(3)伟晶岩具有分带性，由内向外可分为锂带、钾带、钠带和边缘带，富锡钽矿体产于钠长石带；④主要矿石矿物为锂云母、锡石、钽铁矿、细晶石和结晶铀。
三。信息来源
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