松潘-甘孜造山带三叠纪花岗岩地球化学特征及其对锂的成矿意义*

摘 要

青藏高原东北缘的松潘-甘孜造山带发育中生代花岗岩类及花岗伟晶岩型锂矿床。本文系统收集了该区同期发育的含矿与不含矿花岗岩的地球化学数据，探索并揭示了花岗岩相关的锂矿成矿的岩浆物源条件。研究表明，含矿与不含矿花岗岩都形成于晚三叠世， 其在空间分布上无明显差异。含矿花岗岩具高硅（ 平均 ７１. ５７％ ） 、 富锂（ Ｌｉ 含量 ＞ １００ × １０ ^{－ ６} ） 和弱过铝质-过铝质（ Ａ ／ＣＮＫ 为 １. ０４ ～ １. ６３ ） 特征， 相对较低的 Ｂａ、 Ｓｒ 含量和 Ｚｒ ／Ｈｆ、 Ｎｂ ／Ｔａ 值， 以及相对较高的 Ｒｂ 含量和 Ｒｂ ／Ｓｒ值，为相对贫水条件下形成的过铝质的高分异 Ｓ 型花岗岩；这些含矿花岗岩具相对低的 δ^７Ｌｉ 值（ － ３ ‰ ～ １ ‰） 和 ε_Ｎｄ （ ｔ） 值（ － １０ ～ － ８） ， 表明其具有相对较多的沉积组分和古老物质的贡献。不含矿花岗岩具变化的 ＳｉＯ_２ 含量， 平均铝饱和指数为１. ０４， 具相对较高的 Ｂａ、Ｓｒ 含量和 Ｚｒ ／Ｈｆ、Ｎｂ ／Ｔａ 值，其主体为准铝质到过铝质 Ｉ 型花岗岩；它们还具有相对高的 δ^７ Ｌｉ 值（ － １ ‰～ ５‰） 和 ε_Ｎｄ（ ｔ） 值（ － ７ ～ ０） ，表明其中有相对新生物质组分的贡献。综合分析和对比含矿与不含矿花岗岩的地球化学特征，含矿花岗岩主要源自古老地壳物质（ ε_Ｈｆ（ ｔ） ＜ ０） ，含交代沉积组分（ Ｔｈ ／Ｌａ ＞ ０. ６） ， 且岩浆分异程度较高（ Ｚｒ ／Ｈｆ ＜ ３５ 和 Ｎｂ ／Ｔａ＜ １０） 。可见，这些含矿与不含矿花岗岩在地球化学特征上的差异，对认识相关锂矿的成岩成矿过程具有重要意义。

关键词 松潘-甘孜造山带；三叠纪花岗岩；锂矿；地球化学

松潘-甘孜造山带是特提斯-喜马拉雅造山系的重要组成部分，经历古特提斯与新特提斯两次连续造山事件，形成了复杂的褶皱和活跃的岩浆活动，被誉为“ 中国地质百慕大”。三叠纪末，扬子、华北和羌塘陆块的碰撞导致大量晚三叠世至早侏罗世花岗岩的形成，这些花岗岩与三叠纪稀有金属伟晶岩矿床关系密切。例如，甲基卡矿床是目前亚洲规模最大的固体锂矿床，矿床规模达到超大型，其含锂伟晶岩脉产于花岗岩穹隆的顶部及周缘，与甲基卡花岗岩的结晶年龄一致，反映出二者的时空关联性。含矿花岗伟晶岩脉常围绕花岗岩分布，可产于岩体内部、 岩体外部、 岩体与围岩接触带，因此部分学者认为岩浆的分异演化是形成稀有金属伟 晶岩岩浆的关键。然而，也有研究指出，邻近的花岗岩并非伟晶岩的成矿母岩，是富集源区的深熔导致了稀有金属伟晶岩的形成。在一些超大型矿床中并未发现与其直接相关的成矿母岩， 如中国新疆阿尔泰可可托海三号伟晶岩、 加拿大坦科 Ｌｉ-Ｔａ-Ｃｓ-Ｂｅ 伟晶岩、澳大利亚格林布什 Ｌｉ-Ｔａ-Ｓｎ 伟晶岩矿床。伟晶岩脉的空间分布和地球化学特征表明，伟晶岩型锂矿床的形成受花岗岩源区、部分熔融程度、结晶分异作用、岩浆热液交代作用的控制。因此，对伟晶岩型锂矿相关的花岗岩的地球化学特征深入研究，对于揭示伟晶型岩锂矿的成岩成矿机制至关重要。

花岗伟晶岩型锂矿相关的花岗岩地球化学特征研究，对探索区域成矿规律具有重要指示意义。近年来，松潘-甘孜造山带先后发现了三叠纪甲基卡、可尔因、扎乌龙等大型-超大型伟晶岩型锂矿，使松潘-甘孜造山带成为锂-铍-钽稀有元素超常富集的地带，又称松潘-甘孜伟晶岩型锂矿链。这些稀有金属矿床不仅包括锂-铍-铌-钽矿床， 还涵盖了锂-铍、 锂、铍和钨-锡等多种类型，展现出巨大的综合利用潜力和资源增储前景，引起了国内外的广泛关注。特别是锂资源，作为新能源产业的关键原料，已被世界主要经济体列入关键矿产清单。

前人对该区内发育的晚三叠世-早侏罗世花岗岩进行了构造背景、成因机制以及地球化学特征等方面的系统研究，初步揭示了研究区内 侵入体的时空分布和岩石学特征。然而，对于含矿与不含矿花岗岩的地球化学特征（ 元素、放射性同位素、稳定同位素），尤其是含矿花岗岩的具体指标性特征，并不十分清晰，有待进一步研究。因此，结合前人研究资料，本文以松潘-甘孜造山带晚三叠世-早侏罗世花岗岩为研究对象，系统对比了含矿与不含矿花岗岩的时空分布差异和地球化学特征，进一步通过反距离权重法探索花岗岩地球化学特征在区域内的分布模式，试图研判锂矿成矿岩浆的地球化学性质，为松潘-甘孜造山带中生代岩浆作用及锂等稀有金属的成矿机制提供新的约束。

１ 松潘-甘孜造山带的地质背景

松潘-甘孜造山带横贯青藏高原北部， 是一条具有多地体和多向聚敛碰撞特征的典型的古特提斯造山带（ 图１ａ）。该造山带北缘以昆仑-阿尼玛卿古特提斯缝合带为界与昆仑-柴达木地体相拼接，西南缘则以金沙江古特提斯缝合带为界与羌塘地体相邻， 东南缘则以龙门山断裂带为界与扬子陆块西缘毗邻（ 图１ａ）。造山带下部发育新元古代基底和古生代-早中三叠世盖层， 其上广布巨厚（ ５ ～１５ｋｍ） 的三叠纪浊积岩（图２）。三叠纪时期，随着北侧阿尼玛卿和南侧的金沙江古特提斯洋盆的消亡和关闭，扬子、华北和羌塘陆块汇聚碰撞 ，形成了松潘-甘孜造山带。

在三叠纪-侏罗纪造山作用期间，区内古生代-三叠纪沉积盖层和新元古代基底之间的接触带经历了显著的地壳加厚和广泛的韧性剪切，导致了 广 泛 的 中 生 代 （ ２２５ ～ １９５Ｍａ） 花岗岩（ Ｓ 型、 埃达克质型、 普通Ｉ型、Ａ 型和高 Ｂａ-Ｓｒ 型）侵位和含锂-贫锂伟晶岩脉的产出。此外，造山带内存在成群分布的花岗片麻岩穹隆，其周缘发育花岗伟晶岩及动热变质带。围绕这些花岗岩穹隆发育的甲基卡、可尔因、扎乌龙等花岗伟晶岩型锂矿脉，位于花岗岩顶部的伸展构造部位。这些矿脉伴随着巴肯变质作用，是片麻岩穹窿形成过程中地壳减压和折返的产物。伟晶岩中锡石和铌钽铁矿的 Ｕ-Ｐｂ 年龄为 ２１５ ～ １９５Ｍａ， 普遍晚于花岗岩成岩年龄约 ５ ～ ２５Ｍｙｒ。

２ 含矿与不含矿花岗岩的时空分布特征

松潘-甘孜成矿带的伟晶岩脉群主要分布在花岗岩周围，构成花岗岩-伟晶岩成矿系统（ 图 ３）。目前，造山带东部已发现甲基卡、马尔康、扎乌龙、雪宝顶和九龙五大稀有金属矿床（ 图 １ ａ） 。与稀有金属成矿有关的花岗岩主体形成于晚三叠世（ ２２０ ～ ２０５ Ｍａ） ，其中甲基卡马颈子花岗岩（ 约 ２２３ Ｍａ） 、马尔康可尔因花岗岩（ ２２６ ～ ２１１ Ｍａ） 、扎乌龙花岗岩（ 约 ２１２Ｍａ） 、雪宝顶盘口和浦口岭花岗岩（ 约 ２０１ Ｍａ）为 Ｓ 型花岗岩。九龙桥棚子花岗岩则为侏罗纪（１６５ ～ １５０Ｍａ） Ａ 型花岗岩，明显不同于其他稀有金属矿床。

含矿花岗岩主要分布在造山带东部， 岩体面积变化大（ 造山带内出露的花岗岩体总面积大致为 ６９６３ ｋｍ^２ ） 。甲基卡矿区的马颈子岩体位于康定、雅江和道孚三县交界处，呈“马颈子” 状岩株产出，出露面积约为 ５. ３ ｋｍ^２（ 图 １ ａ）。马尔康矿区的可尔因岩体位于川西金川县以北，呈不规则的三叉状岩基产出， 出露面积约为 ２２７ｋｍ^２（ 图 １ ａ） 。扎乌龙矿区位于甘孜石渠县，矿区中的白云母花岗岩呈不规则纺锤形岩基状产出，岩体出露面积小，在岩体顶部尚残留围岩顶盖（ 图 １ ａ） 。雪宝顶矿区花岗岩位于平武县， 单个岩体规模 较 小 （ 最 大 的 盘 口 岩 体 东 西 宽 ５５０ｍ， 南 北 长 约６００ｍ） ， 但分支颇多（图 １ ａ） 。

松潘-甘孜造山带不含矿花岗岩主体形成于晚三叠世，部分岩体年龄为早侏罗世（ 图１ ａ；２２５ ～ １９５ Ｍａ） ， 岩浆活动高峰期为 ２１１ Ｍａ（ 图 １ ｂ、电子版附表 １） 。仅九龙地区出露了乌拉溪、文家坪、桥棚子等侏罗纪（ １６５ ～ １５０Ｍａ） 的花岗岩。野外调查发现，多数岩体（ 如四姑娘山岩体， 独松岩体） 明显切穿围岩的构造线，表明其侵位晚于主要造山阶段，属于后碰撞花岗岩。不含矿花岗岩主要分布在造山带的东部，西部岩体数量和规模相对较少。岩体大多呈不规则圆形或长条状产出，少数面积超过 １００ｋｍ^２， 达到岩基规模（ 图 １ ａ） 。

因此，含矿和不含矿花岗岩集中发育在造山带的东部地区，均主要形成于晚三叠世，在时空分布上并无明显差别。

３ 含矿与不含矿花岗岩的地球化学特征

含矿与不含矿花岗岩的地球化学性质特征，对认识两者的成岩成矿过程和规律以及构造动力学过程具有重要的指示意义。

松潘-甘孜造山带含矿与不含矿花岗岩具有不同的主量元素特征。研究表明， 含矿花岗岩 ＳｉＯ_２ 含量为 ５９. １８％ ～７５. ０６％ ， 平均７１. ５７％ ；Ａｌ_２ Ｏ_３含量为１３. ９％ ～ ２５. ３９％ ， 平均１６. １３ ％ ；ＣａＯ ／Ｎａ_２ Ｏ ＝ ０. ０２ ～ １. ２１， 平均 ０. ２３ （ 电子版附表２） 。而不含矿花岗岩 ＳｉＯ_２ 含量为 ５２. ７５％ ～ ８０. ０８％ ， 平均６７. ８３ ％ ；Ａｌ_２ Ｏ_３ 含 量 为 ３. ８６％ ～ １９. ８３ ％ ， 平 均 １５. １２％ ；ＣａＯ ／Ｎａ_２ Ｏ ＝ ０. ０２ ～ １２. ３６， 平均 １. １２（ 电子版附表 ２） 。在岩浆岩 ＴＡＳ 分类图解中，大多数含矿花岗岩具钾长花岗岩-二长花岗岩特征（ 图 ４ａ），部分含矿花岗岩具正长岩特征（ 雪宝顶矿区盘口岩体）。不含矿花岗岩的岩石类型多样， 包括花岗岩、花岗闪长岩、英云闪长岩、 石英二长岩和二长岩（ 图４ａ）。含矿花岗岩 Ａ ／ＣＮＫ ＝ １. ０４ ～ １. ６３， 平均 １. ２２， 主要为过铝质系列的花岗岩（ 图 ４ｂ） 。不含矿花岗岩 Ａ ／ＣＮＫ 平均１. ０４， 主要为准铝质到弱过铝质的花岗岩（ 图 ４ｂ） 。通过对马颈子花岗岩、可尔因花岗岩、扎乌龙花岗岩、雪宝顶盘口和浦口岭花岗岩的研究， 前人认为这些含矿花岗岩具 Ｓ 型花岗岩特征。如马颈子花岗岩岩石中可见白云母及电气石，Ｍｇ＃ 值较低（ ２９. ８５ ～ ３７. ９４） ，Ａ ／ＣＮＫ ＞ １. １， ＣＩＰＷ 中 有 刚 玉 且 含 量 ＞ １ ％ 。不含矿花岗岩多数为含角闪石的 Ｉ 型花岗岩，少数岩体为 Ａ 型花岗岩（ 如年宝玉则、桑日麻、四姑娘山岩体）和 Ｓ 型花岗岩（ 如岗龙乡和独松花岗岩体）。因此，含矿花岗岩主体为过铝质 Ｓ 型花岗岩， 不含矿花岗岩则主要为准铝质到弱过铝质系列的 Ｉ 型花岗岩。

此外， 含矿花岗岩和不含矿花岗岩也具有不同的微量元素特征（ 附表 ２、图 ５、图 ６） 。含矿花岗岩相对于不含矿花岗岩具有更低的 Ｚｒ 和 Ｈｆ 含量（ 含矿花岗岩的 Ｚｒ 含量为 １４ ×１０ ^{－ ６} ～ １６１ × １０ ^{－ ６}， 平均 ５０ × １０ ^{－ ６}； Ｈｆ 含量为 １ × １０ ^{－ ６} ～ ４ ×１０ ^{－ ６}， 平均 ２ × １０ ^{－ ６}； 不含矿花岗岩的 Ｚｒ 含量为 ８ × １０ ^{－ ６} ～１３８０ × １０ ^{－ ６}， 平均 １５６ × １０ ^{－ ６}； Ｈｆ 含量为 ０ × １０ ^{－ ６} ～ ２４ ×１０ ^{－ ６}， 平均 ５ × １０ ^{－ ６}） ， 且 Ｎｂ ／Ｔａ 比值更小（ 含矿花岗岩的 Ｎｂ含量为 ５ × １０ ^{－ ６}～ ５２ × １０ ^{－ ６}， 平均 １９ × １０^{－ ６}； Ｔａ 含量为 １ ×１０ ^{－ ６} ～ ２２ × １０ ^{－ ６}， 平均 ５ × １０ － ６；不含矿花岗岩的 Ｎｂ 含量为４ × １０ ^{－ ６} ～ ３７２ × １０^{－ ６}， 平均 ２２ × １０ ^{－ ６}； Ｔａ 含量为 ０ × １０ ^{－ ６} ～２２７ × １０ ^{－ ６}， 平均 ２ × １０ ^{－ ６} ） 。 花岗岩全岩的 Ｚｒ ／Ｈｆ 和 Ｎｂ ／Ｔａ比值可以用于衡量花岗岩的结晶分异程度。 在 Ｚｒ ／Ｈｆ-Ｎｂ ／Ｔａ 图 解 中， 含 矿 花 岗 岩 的 Ｎｂ ／Ｔａ（ ＜ １０） 和 Ｚｒ ／Ｈｆ 比值（ ＜ ３５） 较不含矿花岗岩低， 且部分含矿花岗岩落入极端分异的区域（ Ｎｂ ／Ｔａ ＜ ５； Ｚｒ ／Ｈｆ ＜ ２６） （ 图５） ， 这表明含矿花岗岩经历了更强烈的分异过程。 含矿花岗岩较不含矿花岗岩具有更低的 Ｂａ、Ｓｒ 含量（ 含矿花岗岩的 Ｂａ含量为 ８ × １０ ^{－ ６} ～ ８８３ × １０ ^{－ ６}， 平均 １５３ × １０ ^{－ ６}； Ｓｒ 含量为 １２× １０ ^{－ ６} ～ ３８７ × １０ ^{－ ６}， 平均 ７９ × １０ ^{－ ６}； 不含矿花岗岩的 Ｂａ 含量为 １０ × １０ ^{－ ６} ～ ３０８２ × １０ ^{－ ６}， 平均 ８４１ × １０ ^{－ ６}； Ｓｒ 含量 １０ ×１０ ^{－ ６} ～ １８８３ × １０ ^{－ ６}， 平均 ４４２ × １０ ^{－ ６}） 和更高的 Ｒｂ 含量（ 含矿花岗岩的 Ｒｂ 含量为 １８６ × １０ ^{－ ６} ～ ６１８ × １０ ^{－ ６}， 平均 ３７５ ×１０^{－ ６}；不含矿花岗岩的 Ｒｂ 含量为 ６ × １０ ^{－ ６} ～ ６９３ × １０ ^{－ ６}， 平均１８６ × １０ ^{－ ６}） （ 附表 ２） 。 因此， 含矿花岗岩具有相对较低的 Ｂａ和 Ｓｒ 含量以及较高的 Ｒｂ ／Ｓｒ 比值， 不含矿花岗岩则具有较高的 Ｂａ、Ｓｒ 含量和较低的 Ｒｂ ／Ｓｒ 比值（ 图 ６ａ， ｂ） 。 由于云母类矿物富集 Ｒｂ， 其 Ｒｂ ／Ｓｒ 比值较高。 在地壳熔融过程中， 水致熔融（ 云母稳定， 从而在源区残留） 和脱水熔融（ 云母失去稳定性， 发生分解进入熔体） 会使熔体中 Ｒｂ 含量和 Ｒｂ ／Ｓｒ 值出现差异。因此， 含矿花岗岩为相对贫水状态下黑云母脱水熔融的产物， 而不含矿花岗岩则主要受白云母水致熔融作用的影响（ 图 ６） 。

不混溶作用在含矿花岗岩的形成中起重要作用。在特定的物理化学条件下， 富含 Ｆ-Ｌｉ 的花岗岩浆受碱性-碱土元素离子特性以及挥发分分解和聚合作用影响， 熔离出成分共轭的贫挥发分富硅熔体（ 含矿花岗岩） 和富挥发分贫硅熔体（ 花岗伟晶岩）。含矿花岗岩的贫水特征指示了岩浆演化过程中的不混溶作用。花岗岩 Ｌｉ 同位素分馏指示含矿花岗岩的高分异和贫水特征。含矿花岗岩的 Ｌｉ 含量显著高于不含矿花岗岩（ 前者 Ｌｉ 含量为 １００ × １０ ^{－ ６}～ ５００ × １０ ^{－ ６}， 后者 Ｌｉ含量为 ０ × １０ ^{－ ６} ～ １００ × １０ ^{－ ６}） ， 且其 δ^７ Ｌｉ 值（ － ３ ‰ ～ １ ‰） 较不含矿花岗岩（ － １ ‰ ～ ５‰） 更低（ 图 ７、电子版附表 ３） 。这表明岩浆演化后期， 由于岩浆分异和流体出溶作用， 含矿花岗岩中 Ｌｉ 富集， 而 δ^７ Ｌｉ 值降低。这证实含矿花岗岩形成于岩浆演化后期的贫水环境中。

Ｓｒ-Ｎｄ-Ｈｆ 同位素数据（ 电子版附表 ４、附表 ５） 显示，含矿花岗岩的 ε_Ｎｄ（ ｔ） 值集中于 － １０ ～ － ８，不含矿花岗岩的ε_Ｎｄ（ ｔ） 值主要分布在 － ７ ～ ０（ 图 ８ａ） ，含矿花岗岩的（ ^８７ Ｓｒ ／^８６ Ｓｒ） ｉ 比值 集 中 于 ０. ７０８ ～ ０. ７１８，不 含 矿 花 岗 岩 集 中 于０. ７０４ ～ ０. ７１０， 暗示含矿花岗岩源区更富集地壳组分（ 图 ８ａ，ｂ） 。含矿花岗岩 ε_Ｈｆ（ ｔ） 值普遍偏低（ 主体为 － １４ ～ － ２） 且具有较广泛的 Ｈｆ 模式年龄分布（ ０. ４ ～ ３. ７Ｇａ， 主体为 １. ４ ～２. ０Ｇａ） ， 表明其源自更古老的地壳物质（ 图 ９ａ， ｂ） 。不含矿花岗岩的 ε_Ｈｆ（ ｔ） 值则集中于 － １０ ～ ４， 主体位于 ０. ９ ～ １. ６５Ｇａ的地壳演化线之内及附近， 表明其源岩为新元古代的扬子克拉通陆壳物质的部分熔融（ 图 ９ａ） 。Ｓｒ-Ｎｄ-Ｈｆ 同位素特征揭示含矿花岗岩源区更富集古老地壳组分， 且其受松潘-甘孜造山带沉积物质影响显著， 而不含矿花岗岩与西扬子克拉通关系密切（ 图 ９ａ） 。此外，与全岩 ε_Ｎｄ（ ｔ） 值相比， 含矿与不含矿花岗岩的 ε_Ｈｆ（ ｔ） 值部分重叠，这可能是因为锆石的 Ｈｆ 同位素更多反映源区的特征，而全岩 Ｎｄ 同位素则反映了岩浆上升过程中沉积物及地壳物质的同化作用。

综上所述，含矿与不含矿花岗岩的地球化学特征存在显著差异（ 表 １） 。含矿花岗岩为过铝质 Ｓ 型花岗岩，形成于相对贫水环境，代表了岩浆演化晚期的分异产物， 沉积物的贡献对其形成起到了关键作用。而不含矿花岗岩主体为准铝质到弱过铝质 Ｉ 型花岗岩， 形成于含水环境，岩浆演化程度较低，有部分新生地壳物质的贡献。此外，含矿花岗岩与不含矿花岗岩的形成深度， 围岩性质， 所处的构造环境、区域变质程度和成岩成矿流体的不同可能也是造成两者差异的重要原因。例如， 甲基卡二云母花岗岩具高的 Ａｌ_２ Ｏ_３ ／ＴｉＯ_２ 值（１３３. １ ～ ２７９. ８），为高压低温下形成的强过铝质花岗岩，而造山带东部的四姑娘山岩体（ 不含矿花岗岩） 则具有 Ａ 型花岗岩特征，为低压高温环境的产物。

４ 花岗岩地球化学与锂的成矿意义

在地质构造和成矿背景相似的地区，含矿与不含矿花岗岩的分布受地壳结构、岩浆性质和成矿过程影响。因此，岩浆与成矿的空间制约特点有利于深入理解锂矿资源的潜在分布与成因。

同位素制图是表征地壳结构以及控制金属矿产系统形成过程的有效工具。锆石 Ｈｆ 同位素和全岩 Ｎｄ 同位素等值线图揭示出松潘-甘孜造山带东部新老地壳的空间分布特征（ 图 １０、图 １１ ） 。其中新生地壳主要出露于 丹 巴-九 龙 以 东 及 阿 坝 周 边 （ ε_Ｈｆ （ ｔ） ＞ ０、 ε_Ｎｄ（ ｔ） ＞－ ６. １５） ，指示这些区域的岩浆活动受亏损地幔的影响显著。古老地壳主要出露于扎乌龙周边和丹巴-九龙以西（ ε_Ｈｆ（ ｔ） ＜ε_Ｎｄ（ ｔ） ＜ － ６. １６），表明该区岩浆明显受古老地壳源区的控制。与具有显著的铜、金矿床潜力的新生地壳不同，在空间分布上，造山带伟晶岩型锂矿成矿物质的堆积与富集发生在具有古老基底的成熟陆壳区（ ε_Ｈｆ （ ｔ） ＜ － ４. ２７、 ε_Ｎｄ （ ｔ） ＜ － ８. ７７、 ｔ_２ＤＭ（ Ｈｆ） ＞１. ５３Ｇａ 和 ｔ_２ＤＭ（ Ｎｄ） ＞ １. ６７Ｇａ） 。古老地壳经历多期构造-岩浆作用和物质循环改造，致使锂等稀有金属矿物逐次迁移叠加。

岩浆分异演化程度与稀有金属矿化密切相关，稀有金属倾向于在分异程度高且富含挥发分的高碱过铝质硅酸盐岩浆中富集。岩浆演化过程中，Ｂａ^{２ ＋} 与 Ｋ ^＋ 离子半径相近，且 Ｂａ-Ｏ 键更具共价性，因此 Ｂａ 易在晶出的高温钾矿物中富集， 而 Ｓｒ 也有类似特征。因此，在分异程度高的岩浆中，Ｂａ 的含量减少而 Ｒｂ的含量增加。Ｒｂ ／Ｂａ 和 Ｂａ ／Ｓｒ 等值线图揭示了松潘-甘孜造山带岩浆分异程度的空间分布差异（ 图 １２ａ，ｂ） 。松潘、 阿坝和可尔因具有高分异程度特征（ Ｒｂ ／Ｂａ ＞６. ４、Ｂａ ／Ｓｒ ＜ ２. １） ， 其他地区花岗岩的岩浆分异程度相对较低（ Ｒｂ ／Ｂａ ＜ ６. ３、Ｂａ ／Ｓｒ ＞ ２. ２） 。可尔因、甲基卡矿区花岗岩的岩浆演化程度（ Ｒｂ ／Ｂａ ＞ １. ６、Ｂａ ／Ｓｒ ＜ ２. ３） 明显高于非矿区（ Ｒｂ ／Ｂａ ＜ １. ６、Ｂａ ／Ｓｒ ＞ ２. ３） （ 图 １２ａ 和 １２ｂ） 。雪宝顶和九龙矿区花岗岩分别具有较高的 Ｒｂ ／Ｂａ 和较低的 Ｂａ ／Ｓｒ 比值，同样指示岩浆的高演化程度。

松潘-甘孜造山带不同类型花岗岩均含有不同程度的沉积物贡献。其中含矿花岗岩与松潘-甘孜造山带沉积物的同位素特征接近（ δ^７Ｌｉ ＝ － ３. ２‰ ～ ２. ４‰；） （ ε_Ｎｄ（ ｔ） ＝ － １３. ５ ～ － ３. ５） （ 图 ７、图 ８ａ） ， 表明花岗岩源自西康群-巴颜喀拉群的深熔作用。花岗岩的 Ｔｈ ／Ｌａ 比值是示踪弧岩浆中板块沉积物的最佳示踪剂之一， 由于沉积物富集 Ｔｈ， 因此高Ｔｈ ／Ｌａ 通常代表较高的沉积物输入。扎乌龙、 雪宝顶、 可尔因、九龙南部和阿坝地区 Ｔｈ ／Ｌａ ＞ ０. ６， 其他地区的 Ｔｈ ／Ｌａ 比值主要介于 ０. ５１ ～ ０. ５９ 之间（ 图 １３ａ） 。可尔因、扎乌龙、雪宝顶稀有金属矿区花岗岩的高 Ｔｈ ／Ｌａ 值表明， 锂矿区花岗岩沉积物的贡献更为显著。此外， 全岩 Ｌｉ 含量也存在明显空间差异。雪宝顶矿区 Ｌｉ ＞ ２８９ × １０ ^{－ ６}， 可尔因和甲基卡矿区花岗岩 Ｌｉ ＞ １３６ × １０ ^{－ ６}， 而非矿区花岗岩 Ｌｉ ＜ １８３ × １０ ^{－ ６} （ 图１３ｂ） 。其中， 雪宝顶以 Ｗ-Ｓｎ-Ｂｅ 矿床为主， 其花岗岩的高 Ｌｉ含量是挥发性元素富集和低温下岩浆充分分馏结晶的结果。

综上研究，在空间分布上，松潘-甘孜造山带三叠纪锂矿区含矿花岗岩标志性地球化学特征为 Ｌｉ ＞ １３６ × １０^{－ ６}、ε_Ｈｆ（ ｔ）＜ － ４. ２７、ε_Ｎｄ（ ｔ） ＜ － ８. ７７、Ｔｈ ／Ｌａ ＞ ０. ６、Ｒｂ ／Ｂａ ＞ １. ６ 及 Ｂａ ／Ｓｒ ＜ ２. ３（ 表 １ ） 。以上地球化学特征表明， 松潘-甘孜造山带含矿花岗岩具有特定的成矿地球化学环境，与不含矿花岗岩相比，含矿花岗岩更富锂和沉积物，且具有高分异程度的特征。这些关键性地球化学特征的识别，有利于深入理解花岗伟晶岩型锂矿的成因及其分布规律。

５ 结论

（１） 松潘-甘孜造山带锂矿区含矿与不含矿花岗岩均主要形成于晚三叠世。含矿花岗岩的岩石组合主体为钾长花岗岩-二长花岗岩， 部分为正长岩。不含矿花岗岩的岩石组合为花岗岩、 花岗闪长岩、 英云闪长岩、 石英二长岩和二长岩。

（２） 松潘-甘孜造山带锂矿区含矿与不含矿花岗岩的地球化学性质有一定差异。与不含矿花岗岩相比， 含矿花岗岩具高硅、富铝和锂特征， 具有相对较低的 Ｂａ、Ｓｒ、Ｚｒ／Ｈｆ 和 Ｎｂ ／Ｔａ 值， 以及相对较高的 Ｒｂ 和 Ｒｂ ／Ｓｒ 值， 为相对贫水条件下形成的过铝质的高分异 Ｓ 型花岗岩。此外， 含矿花岗岩还具有相对低的 δ^７Ｌｉ 值（ － ３‰ ～ １ ‰） 和负的 ε_Ｎｄ（ ｔ） 值（ － １０ ～－ ８） ， 这表明其中有更多沉积物和古老地壳组分的贡献。

（３） 松潘-甘孜造山带中生代花岗岩的地球化学特征存在明显的空间差异。与其他地区相比， 锂矿区含矿花岗岩具相对高锂、高分异和高沉积物贡献的特征。