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锂是最轻的金属元素，也是当今新能源产业的关键性矿产资源，被赋予“白色石油”“高能金属”等美誉（王登红，2019；娄德波等，2022；孔会磊等，2023；Vikentiev, 2023）。作为中国新一轮找矿突破行动的战略性矿产之一，同时也是美国、欧洲等发达国家的关键矿产，锂矿床的研究受到了国内外学者的广泛关注，中国是矿产资源消费大国，锂资源对外依存度很高，且对锂的需求还在持续增加（Gulley et al., 2018;翟明国等，2021；张汉成等，2025），因此，亟需开展锂成矿理论研究，以指导下一步找矿勘查。
位于江南造山带中段的幕阜山地区是中国重要的稀有金属成矿区，江南造山带中段自中生代以来强烈的构造-岩浆活动为稀有金属成矿提供了有利条件，目前在幕阜山地区已经发现稀有金属矿床（点）超70个，具有良好的稀有金属成矿潜力和找矿前景（李鹏等，2017；2019a；周芳春等，2019）。黄柏山稀有金属矿床位于幕阜山岩体的西南缘，是近几年新发现的稀有金属矿床，与仁里矿床和传梓源矿床组成仁里矿田。黄柏山矿床已初步圈定出高品位的锂伟晶岩脉2条、铌钽伟晶岩脉9条，预测资源量可达中型及以上规模，野外地质工作和化探结果表明，黄柏山矿床具有较好的锂矿找矿前景（黄建中等，2022；李鹏等，2023）。
已有的研究显示，幕阜山地区可能发育多期次稀有金属成矿作用，同一矿床成矿年龄存在较大差异，如仁里矿床（李鹏等，2019a；刘翔等；2019；Li et al., 2020; Xiong et al., 2020;周芳春等，2020；陈剑锋等，2022）。而黄柏山矿床目前的年代学研究较少，不同伟晶岩脉的成矿时代是否存在差异尚不清楚，仍需进一步厘定。不同元素在锂辉石中的替代关系可能会影响锂辉石的结晶（Drysdale, 1975）。目前，幕阜山地区锂辉石的形成过程是否受到元素替代的影响尚不清楚，对锂辉石的微量元素组成及其替代机制研究较少，制约了对矿床成矿过程的认识，亟需深入探索。传梓源矿床与黄柏山矿床同属仁里矿田，对二者锂辉石进行对比研究，有利于对黄柏山锂辉石品质进行综合评价，并对之后的找矿工作提供指导。因此，本文通过对黄柏山稀有金属矿床46号锂辉石伟晶岩脉开展铌钽铁矿年代学研究，厘定黄柏山矿床46号脉的成矿年代；选择黄柏山矿床46号脉和传梓源矿床中的锂辉石开展矿物学研究，综合评价黄柏山锂辉石品质，揭示黄柏山矿床成矿过程，为深入理解幕阜山地区伟晶岩型锂矿床成矿机制提供支撑，也可为下一步找矿勘查提供理论依据。
1 区域地质背景江南造山带位于扬子地块和华夏地块之间，横跨广西壮族自治区、贵州省、湖南省、江西省、安徽省和浙江省，长约1500 km，宽约200 km（图1a），是中国重要的稀有金属成矿带（李鹏等，2021），其经历了自新元古代以来的多次构造-岩浆事件，是中国华南地区最具特色的构造单元（Li, 1999; Zhou et al., 2002; Xu et al., 2007; Zhao, 2015）。
幕阜山位于湘东北地区，是中国最重要的稀有金属矿集区。幕阜山地区大面积出露的是新元古界冷家溪群，为一套含复理石建造的浅变质碎屑岩系，其岩性以板岩、变质杂砂岩以及片岩为主，平均厚度超6700 m（高林志等，2011；杨雪等，2020），寒武系、奥陶系以及志留系主要出露在岩体的东北部，白垩系则出露在岩体的西北部（图1b）。印支—燕山运动和燕山中晚期北北东向强烈构造运动是区域内北东向主体构造格局形成的主要原因（李鹏等，2021）。
幕阜山地区经历了新元古代至早白垩世的岩浆活动，其中以晚侏罗世的岩浆活动最为强烈（姜鹏飞等，2023）。燕山期的花岗岩构成了幕阜山杂岩体的主体，出露面积超过2300 km2，在岩体西南部则出露大约5.5 km2的新元古代花岗岩（姜鹏飞等，2023；李鹏等，2023）。幕阜山燕山期的花岗岩岩性主要为：黑云母二长花岗岩、二云母二长花岗岩以及白云母二长花岗岩等（李鹏，2017；张立平等，2020）。前人的研究表明，幕阜山燕山期的花岗岩是由同源岩浆不断分异演化产生的（李鹏等，2017；2021；许畅等，2019；Li et al., 2020；姜鹏飞等，2021）。区内的伟晶岩主要分布在岩体北部、中部和南部，依据稀有金属成矿种类，将区域的矿化由北东向南西划分为Be矿化带、Be+Nb+Ta矿化带、Be+Nb+Ta+Li矿化带以及Be+Nb+Ta+Li+(Cs)矿化带（图1b）（李鹏等，2017）。
2 矿床地质特征黄柏山矿床位于湖南省平江县梅仙镇，夹持在幕阜山岩体和梅仙岩体之间，东北部是幕阜山复式岩体（图2a），岩性为燕山期黑云母二长花岗岩，西南部则是梅仙岩体，岩性为新元古代二云母斜长花岗岩。矿区主要出露的地层是新元古代的北西走向冷家溪群云母片岩以及局部的粉砂质板岩，另有少量的第四系出露在矿区北部、西南部（图2b）。
矿区内主要发育北西向、北东东向、北东向以及北北东向4组断裂构造，褶皱构造不发育（李鹏等，2023）。区内伟晶岩十分发育，主要分布于幕阜山岩体外接触带冷家溪群云母片岩中，多顺层或与片岩片理小角度斜交产出，走向以北西向为主，倾向南西。目前圈定的伟晶岩脉有27条，其中，锂（铌钽）伟晶岩脉2条，铌钽（铍）伟晶岩9条。伟晶岩长度不一（20~1700 m），具有尖灭再现特征；厚度变化较大（0.1~32 m）（雒小荣等，2021；李鹏等，2023）。黄柏山伟晶岩可以划分为含绿柱石微斜长石钠长石伟晶岩（Ⅰ）、含铌钽矿钠长石伟晶岩（Ⅱ）、铌钽矿化钠长石伟晶岩（Ⅲ）和锂辉石钠长石伟晶岩（Ⅳ）4种类型（图2b）（李鹏等，2019b）。
本次重点描述603号和46号伟晶岩脉，603号脉走向为北西向，稀有金属矿物主要为锂辉石、铌钽铁矿、绿柱石等，脉体局部显示出明显的内部分带特征：从北到南依次可见白云母钠长石伟晶岩→糖粒状钠长石伟晶岩→叶钠长石伟晶岩→含石榴子石钠长石伟晶岩→钠长石伟晶岩→锂辉石伟晶岩，锂辉石w（Li2O）较高（7.91%~8.07%），并且锂辉石蚀变不明显，为优质锂辉石（李鹏等，2019b）。
黄柏山46号伟晶岩脉走向为北西向，侵入于冷家溪群中（图3a、b），主要的矿石矿物为锂辉石和铌钽铁矿，锂辉石呈现定向排列特征，锂辉石为白色，呈长条状、板片状产出，晶体大小为(5~10)cm×(1~2)cm（图3c、d，图4a~c）。脉石矿物为石英、钠长石以及白云母，没有明显的内部结构分带（图4c、d）。
3 样品采集与测试方法本次年代学研究的样品采集于黄柏山46号伟晶岩，为了增加对比研究，锂辉石矿物学和地球化学研究样品分别采自黄柏山46号伟晶岩和传梓源矿床。
锂辉石SEM-BSE成像在中南大学地球科学与信息物理学院扫描电镜实验室完成，分析仪器为JEOL JCM-7000台式扫描电子显微镜，在测试之前对样品做喷碳处理，仪器工作电压为15 kV，WD为15.5~15.7 mm，放大倍数为25~95倍。
铌钽铁矿的U-Pb年代学测试是在北京燕都中实测试技术有限公司利用LA-ICP-MS完成。激光剥蚀系统为NWR193nm Ar-F准分子激光系统，ICP-MS为Analytikjena Plasma Quant MSQ。铌钽矿U-Pb定年采用了铌钽矿标样ZTA-01（ID-TIMS年龄为（263.6±1.7）Ma）进行同位素分馏矫正，并利用Coltan139（ID-TIMS年龄为506 Ma；Che et al., 2015）作为次要外标。利用SRM610作为外标对铌钽矿微量元素浓度进行计算。激光剥蚀每个周期包括15 s空白信号和40 s的样品信号，测试激光束斑37 μm，能量为1.8 J/cm2,频率为8 Hz。原始数据使用ICPMSDateCal（Liu et al., 2008; 2010）软件进行离线矫正，使用Chew等（2014）基于207Pb的矫正方法对普通铅进行矫正。使用Isoplot4.5计算并由Tera-Wasseburg绘制图件，以此得出铌钽矿U-Pb年龄（Chew et al., 2011; 2014）。
锂辉石矿物成分的电子探针定量分析在武汉微束检测科技有限公司完成。定量分析利用配备有5道波谱仪的JEOL JXA-8230电子探针完成。详细的探针测试方法参照Yang等（2022）。测试条件为加速电压15 kV，加速电流20 nA，束斑直径10 μm。所有测试数据均进行了ZAF校正处理。所使用的标样如下：透辉石（Ca、Mg、Si）、微斜长石（K）、磷灰石（P）、硬玉（Na）、金红石（Ti）、蔷薇辉石（Mn）、铁铝榴石（Fe）、镁铝榴石（Al）、氧化铬（Cr）。
锂辉石的原位微量元素含量分析在中国地质大学（武汉）地质过程与矿产资源国家重点实验室利用LA-ICP-MS完成。激光剥蚀系统型号为RESOlution S-155，ICP-MS型号为Thermo iCAP Qc。激光束斑直径和剥蚀频率分别为32 µm和10 Hz，以高纯He气作为载气，Ar气和少量N2气混合后作为补偿气以调节灵敏度。样品剥蚀时间持续40 s左右。测试过程中，以NIST SRM 612进行信号漂移校正，USGS玄武岩玻璃（BIR-1G, BCR-2G, BHVO-2G）用于元素含量校正。对分析数据的离线处理采用软件ICPMSDataCal完成（Liu et al., 2008; 2010）。
4 结 果4.1 锂辉石岩相学特征锂辉石属于伟晶岩中的原生结晶矿物，在黄柏山矿床，锂辉石主要产于钠长石-锂辉石伟晶岩脉中，本次采集的黄柏山46号伟晶岩脉中的锂辉石样品分为2种：①原生锂辉石，呈白色至浅褐色、半自形粒状或短柱状产出，与石英、云母等矿物接触边缘较为平直，裂隙与解理发育（图5a~c）；②交代锂辉石，部分锂辉石遭受蚀变，呈半自形-他形产出，较为破碎，绢云母、细粒的白云母和石英填充于蚀变锂辉石内部或与其共生（图5d），部分锂辉石裂隙中包裹石榴子石（图5e、f）。受蚀变的锂辉石数量少于5%。
4.2 铌钽铁矿LA-ICP-MS U-Pb测年黄柏山46号伟晶岩脉中的铌钽铁矿颗粒整体呈半自形粒状、短柱状或片状产出，粒径较小，长100~200 μm，宽约100 μm。铌钽铁矿背散射电子图像表现出明显的环带结构，明暗交替，呈现周期性变化，表明这类样品中的Nb和Ta含量周期性变化，亮的部分富Ta、贫Nb，反之则富Nb、贫Ta，整体来看，铌钽铁矿发光特征较为统一，微裂隙不发育，未发现其他矿物的包裹体（图6a）。
30颗铌钽铁矿的206Pb/238U年龄为141.8~160.5 Ma（表1），其中，测点2、4、18年龄（141.8~143.0 Ma）偏小且偏离谐和线，这可能是因Pb丢失导致的（Smith et al., 2004），故将这3个测点剔除。铌钽铁矿27个测点在Tera-Wasseburg图解（图6b）中的下交点年龄为（148.1±0.8）Ma。
4.3 锂辉石主量元素地球化学特征黄柏山锂辉石的w（SiO2）为64.18%~65.01%，平均64.76%；w（Al2O3）为26.98%~27.46%，平均27.31%；w（FeOT）为0.49%~0.78%，平均0.61%；w（MnO）为0.07%~0.26%，平均0.16%；w（Na2O）为0.07%~0.20%，平均0.15%，经计算，w（Li2O）为7.88%~8.01%，平均7.98%（表2）。传梓源锂辉石的w（SiO2）为64.49%~65.15%，平均64.77%；w（Al2O3）为27.07%~27.51%，平均27.29%；w（FeOT）为0.33%~0.47%，平均0.41%；w（MnO）为0.07%~0.26%，平均0.17%；w（Na2O）为0.07%~0.23%，平均0.15%；经计算，w（Li2O）为7.85%~8.06%，平均7.96%（表2）。黄柏山矿床锂辉石中的w（Li2O）比传梓源矿床锂辉石略高，但都已接近锂辉石中w（Li2O）的最大极限（8.1%；邵厥年等，2010），2个矿床中的锂辉石w（SiO2）、w（Al2O3）均与理想的w（SiO2）（64.49%）、w（Al2O3）（27.44%）非常接近（李胜荣，2018）。黄柏山矿床锂辉石中的w（FeOT）高于传梓源矿床，而w（K2O）、w（TiO2）、w（MgO）等在2个矿床锂辉石中都极低。
4.4 锂辉石原位微量元素地球化学特征LA-ICP-MS微区分析结果（表3）显示，黄柏山矿床和传梓源矿床锂辉石中w（Ti）（黄柏山：（10.9~23.4）×10-6，传梓源：（10.9~16.8）×10-6）、w（Zn）（黄柏山：（4.70~14.4）×10-6，传梓源：（13.7~25.3）×10-6）、w（Ga）（黄柏山：（44.3~53.7）×10-6，传梓源：（61.8~69.2）×10-6）、w（Sn）（黄柏山：（4.2~23.0）×10-6，传梓源：（15.3~22.3）×10-6）等较高（表3）。2个矿床中获得有效测点数较多的元素中，除Ti、Ge在两地的锂辉石中含量相似之外，传梓源矿床锂辉石中的Sc、Zn、Ga、Sn等元素均高于黄柏山矿床锂辉石（图7a~f）。除以上元素外，黄柏山矿床和传梓源矿床锂辉石中其余元素含量低且大部分测点数据低于检测限（表3）。
5 讨 论5.1 黄柏山伟晶岩型锂矿床成矿年龄幕阜山地区的构造运动、岩浆活动以及成矿作用时间漫长，其中，燕山期多期次、多阶段的岩浆活动为稀有金属成矿提供了物质来源，强烈发育的断裂构造为成矿提供了成矿空间（刘翔等，2018；周芳春等，2019；李鹏等，2021）。幕阜山复式岩体燕山期早期侵入的闪长岩、花岗闪长岩与稀有金属成矿的关系还未有相关报道。与稀有金属成矿有关的幕阜山燕山期的岩浆活动从154 Ma开始，一直持续到122 Ma结束（表4）。
与稀有金属成矿有关的第一阶段岩浆活动以黑云母二长花岗岩为主，岩浆活动主要集中在154~140 Ma（表4），整体矿化较弱；第二阶段岩浆活动以二云母二长花岗岩为主，岩浆活动主要集中在146~127 Ma（表4），这个阶段稀有金属矿化强度最高；第三阶段的岩浆活动以白云母二长花岗岩为主，岩浆活动集中在142~122 Ma（表4），该阶段矿化强度明显弱于第二阶段（姜鹏飞等，2021；李鹏等，2021）。
本次获得的黄柏山46号脉铌钽铁矿的年龄为（148.1±0.8）Ma，形成于晚侏罗世，与幕阜山地区第一阶段的岩浆活动时间大致吻合。仁里、株树潭等矿床中也存在这一时期的稀有金属成矿年龄（146~144 Ma；李鹏等，2021）。此外，仁里矿床7号伟晶岩脉（无矿）锆石的Hf同位素特征表明其母岩可能为黑云母二长花岗岩（陈剑锋等，2022）。但是，与幕阜山黑云母二长花岗岩有关的稀有金属矿化一般以弱Be矿化为主，伴有少量的Nb-Ta矿化（许畅等，2019；李鹏等，2021；姜鹏飞等，2021），黑云母二长花岗岩中Li含量、演化程度较低，并不足以形成Li矿化。
二云母二长花岗岩被认为是幕阜山大部分稀有金属矿化伟晶岩的成矿母岩，与其有关的稀有金属成矿阶段被认为是幕阜山地区的主成矿阶段（文春华等，2019；李鹏等，2021；2023；Li et al., 2021），幕阜山地区已报道的最老的二云母二长花岗岩年龄为（145.8±0.9）Ma（Wang et al., 2014）。而在湘东北地区，连云山复式岩体已报道的二云母二长花岗岩年龄为152.9~145.0 Ma（表4），白沙窝矿床二云母二长花岗岩年龄为（147.5±1.6）Ma（Wen et al., 2021），均与本次获得的年龄相近，因此，推测黄柏山46号脉的母岩可能是这一时期侵入的二云母二长花岗岩。值得注意的是，黄柏山603号锂辉石伟晶岩中的铌钽铁矿U-Pb定年结果显示，其形成于（133.0±1.5）Ma（李鹏等，2023），与本次获得的年龄差距较大，暗示黄柏山矿床可能存在多期次稀有金属成矿作用。
5.2 黄柏山矿床和传梓源矿床锂辉石元素赋存机制辉石族矿物的一般化学式可以用XY[T2O6]表示。其中，X代表Ca2+、Na+、Li+等；Y代表Al3+、Fe3+、Fe2+、Cr3+、Ti4+等；T=Si4+、Al3+，偶有Ti4+、Cr3+。辉石族矿物中阳离子的类质同象置换现象非常常见。锂辉石的晶体化学通式为LiAl[Si2O6]，常见的元素替换机制有Fe3+和Mn2+替换Al3+，Na+和K+则替换Li+（李胜荣，2018）。
黄柏山矿床锂辉石中的Fe含量高于传梓源矿床，且Fe与Al含量存在负相关关系，传梓源矿床Fe含量与Al含量没有明显相关性（图8a），这说明仅黄柏山矿床锂辉石中可能存在Fe3+通过类质同象替换Al3+进入锂辉石晶格中。而2个矿床锂辉石中的Mn含量接近，且与Al并无明显相关关系，说明Mn并非以类质同象的形式赋存在锂辉石中（图8b）。
Ti和Cr是锂辉石中的常见替代元素，可以通过替换Al或Si进入锂辉石，黄柏山矿床和传梓源矿床锂辉石中的Cr含量低，并且大部分测点低于检测限（表3），而2个矿床中的Ti含量与Si、Al含量均不存在明显的相关性（图9a、b），因此，Ti和Cr并非通过类质同象替换进入锂辉石中。
过渡金属和后过渡金属被认为可能通过替换Al或Si进入锂辉石（Ito et al., 1991; Czaja et al., 2019），其中，Ga、Sn在各类锂辉石中含量均较高（Brennan et al., 2024），因此，二者通过类质同象替代赋存在锂辉石中的可能性更大。但元素相关性图显示（图9c~f），黄柏山矿床和传梓源矿床锂辉石中的Ga、Sn含量与Si、Al含量不存在明显的相关关系，因此，二者并非通过替换Si或Al进入锂辉石。
由于Li较轻且容易被替代，锂辉石中可能会存在空位或缺陷，从而产生可以容纳杂质的点位（Lipatov et al., 2007; Suthaharan et al., 2021）。因此，Mn、Ti、Ga、Sn等元素可能是通过进入这些位置从而赋存在两个矿床的锂辉石中。
5.3 黄柏山伟晶岩型锂矿床成矿过程在伟晶岩中，锂辉石是锂饱和熔体早期结晶的矿物，要达到锂辉石的结晶条件，熔体中的w（Li2O）需要达到1.08%~2.15%，除Li含量之外，锂辉石的结晶对温压条件同样有限制，黄柏山伟晶岩中锂硅酸盐矿物以锂辉石为主，未见锂霞石等矿物，说明其岩浆温度在500~700℃之间（Maneta et al., 2015），在此温度条件下，伟晶岩的结晶压力在300~400 MPa（London, 1990）。黄柏山锂辉石粒径较大，EPMA与LA-ICP-MS结果显示，黄柏山锂辉石成分较为均一（表2，表3）。结构稳定、粒径较大的锂辉石在形成的过程中需要满足成核速率低于组分扩散速率、体系内的挥发分含量较高等条件（Jolliff et al., 1986; London, 1997;王臻，2021）。在水热结晶形成过程中，当Al3+被Fe3+替换时，锂辉石更易成核（Drysdale, 1975），黄柏山矿床锂辉石Fe含量高于传梓源矿床，并存在Fe3+替换Al3+的现象（图8a），这可能是黄柏山高品质锂辉石形成的重要原因。
锂辉石极易遭受热液蚀变，这是稀有金属伟晶岩熔体-流体演化的结果（Zhu et al., 2018;李建康等，2023）。锂辉石与富Na+的碱性流体反应，在石英饱和的前提下锂辉石蚀变形成钠长石；在石英不饱和的情况下则生成锂霞石；在富H+、K+的弱酸性流体中，锂辉石与钾长石则会蚀变形成白云母（London et al., 1982）；而在富H+的酸性流体中，锂辉石则会蚀变为锂绿泥石（Bobos et al., 2007）。
黄柏山伟晶岩中并未发现锂绿泥石、锂霞石，且锂辉石中K含量极低（表2），而Na含量则较高，这说明锂辉石可能仅遭受富Na+碱性出溶流体的蚀变。然而，黄柏山的锂辉石Li2O含量接近锂辉石中的Li2O的最大值，大部分的锂辉石是新鲜锂辉石，受到轻微蚀变的锂辉石占比低于5%，这说明热液蚀变对于黄柏山矿床锂辉石的影响较小。传梓源矿床中的大多数伟晶岩脉：如206号脉中的锂辉石经过了碱性、弱酸性、酸性3个阶段的出溶流体交代作用，大多蚀变为锂绿泥石、腐锂辉石等，仅有少量锂辉石蚀变较弱（许畅，2019；李建康等，2023）。本次采集的传梓源锂辉石Li2O含量较高，蚀变不明显，表明其未经历完整的出溶流体交代过程，但其杂质元素含量高于黄柏山锂辉石（图7a~f，表2），出溶流体交代强度更高。总体上看，黄柏山矿床锂辉石品质明显优于传梓源矿床锂辉石，导致这种差异的原因可能是黄柏山矿床中发育的大量的断裂、错断等微构造破坏了冷家溪群的良好封闭性，使得出溶流体未充分对已结晶的锂辉石叠加改造就已经迁移流失（李建康等，2023；李鹏等，2023）。因此，黄柏山伟晶岩的形成可能经历了完整的岩浆-热液演化过程，但容矿空间封闭性被破坏，导致成矿后期伟晶岩熔体出溶热液快速逸散，对锂辉石影响较小。
6 结 论（1） 黄柏山矿床46号脉铌钽铁矿U-Pb年龄为（148.1±0.8）Ma，表明其形成于晚侏罗世，其母岩可能是同时期侵入的二云母二长花岗岩。
（2） 黄柏山锂辉石的Li2O含量极高，结构稳定，杂质元素含量低，Fe3+替换Al3+进入锂辉石中可能是黄柏山高品质锂辉石形成的重要原因。
（3） 黄柏山伟晶岩的形成经历了完整的岩浆-热液演化过程，锂辉石受到岩浆演化晚阶段出溶的富Na+碱性流体的热液交代作用，但黄柏山矿床微构造大量发育导致容矿空间被破坏，流体快速逸散，因此，先形成的锂辉石得以保存。
表1黄柏山46号伟晶岩脉铌钽铁矿LA-ICP-MS U-Pb同位素定年结果Table 1 LA-ICP-MS U-Pb dating results of columbite-tantalite from No. 46 pegmatite vein in Huangbaishan测点
w（B）/10-6
U/Th
同位素比值
年龄/Ma
207Pb矫正年龄
Th
U
207Pb/206Pb
1σ
207Pb/235U
1σ
206Pb/238U
1σ
207Pb/235U
1σ
206Pb/238U
1σ
Ma
1σ
1
3.80
114
30.00
0.0540
0.0017
0.172
0.005
0.0231
0.0003
161.3
4.6
147.0
1.6
146.0
1.6
2
0.79
40.5
51.07
0.0638
0.0033
0.198
0.012
0.0224
0.0004
183.5
9.8
143.0
2.5
140.3
2.6
3
1.00
48.2
48.35
0.0567
0.0018
0.179
0.006
0.0233
0.0003
167.6
4.7
148.2
2.1
146.7
2.2
4
5.42
212
39.11
0.0503
0.0009
0.154
0.003
0.0223
0.0002
145.5
2.2
142.2
1.5
141.9
1.5
5
0.77
40.4
52.60
0.0557
0.0022
0.179
0.007
0.0237
0.0004
166.7
5.8
150.9
2.2
149.7
2.2
6
4.64
125
26.94
0.0535
0.0012
0.175
0.004
0.0239
0.0004
164.0
3.6
152.4
2.4
151.5
2.4
7
6.49
209
32.20
0.0508
0.0009
0.162
0.003
0.0231
0.0002
152.8
2.8
147.5
1.6
147.1
1.6
8
1.13
41.6
36.81
0.0616
0.0024
0.198
0.007
0.0238
0.0003
183.7
6.0
151.9
2.0
149.5
2.0
9
0.87
43.8
50.64
0.0510
0.0022
0.194
0.007
0.0237
0.0003
180.2
6.1
151.1
2.1
149.0
2.1
10
4.85
136
28.04
0.0522
0.0011
0.168
0.004
0.0235
0.0003
157.7
3.3
149.5
1.7
148.9
1.7
11
0.75
37.2
49.73
0.0571
0.0022
0.198
0.008
0.0252
0.0004
183.0
6.5
160.5
2.2
158.9
2.2
12
0.72
37.2
51.45
0.0560
0.0021
0.181
0.007
0.0235
0.0003
168.8
6.0
149.4
2.1
148.1
2.1
13
1.14
105
92.11
0.0510
0.0012
0.167
0.004
0.0237
0.0003
156.7
3.6
151.0
2.0
150.6
2.0
14
0.65
36.9
56.42
0.0553
0.0028
0.171
0.008
0.0228
0.0003
160.5
7.1
145.4
1.9
144.2
2.0
15
3.89
150
38.56
0.0526
0.0010
0.173
0.004
0.0238
0.0004
161.9
3.6
151.7
2.5
151.0
2.5
16
0.44
25.7
58.81
0.0546
0.0023
0.172
0.008
0.0229
0.0004
161.0
6.5
145.8
2.4
144.8
2.4
17
3.52
128
36.36
0.0517
0.0012
0.166
0.004
0.0232
0.0003
155.9
3.6
148.1
1.7
147.6
1.7
18
7.70
214
27.79
0.0492
0.0009
0.151
0.003
0.0222
0.0003
142.6
2.6
141.8
1.8
141.7
1.8
19
1.10
51.9
47.18
0.0553
0.0019
0.178
0.006
0.0235
0.0004
165.9
5.1
150.0
2.7
148.8
2.7
20
0.82
42.8
52.45
0.0553
0.0021
0.176
0.007
0.0231
0.0003
164.5
6.0
147.1
2.0
145.9
2.0
21
0.78
42.9
55.07
0.0613
0.0026
0.194
0.009
0.0229
0.0003
179.9
7.2
146.1
1.7
143.9
1.7
22
0.57
31.1
55.04
0.0642
0.0027
0.211
0.009
0.0240
0.0005
194.2
7.4
153.2
3.0
150.3
3.0
23
3.27
106
32.42
0.0540
0.0012
0.174
0.004
0.0232
0.0003
163.1
3.7
148.1
1.8
147.2
1.8
24
0.59
31.0
52.19
0.0581
0.0024
0.197
0.008
0.0249
0.0004
182.6
6.5
158.5
2.4
156.8
2.4
25
1.85
77.5
41.89
0.0541
0.0017
0.180
0.006
0.0242
0.0005
167.8
5.3
154.2
2.8
153.2
2.8
26
7.24
167
23.07
0.0515
0.0009
0.169
0.004
0.0238
0.0004
158.6
3.3
151.4
2.2
150.9
2.2
27
2.75
85.8
31.20
0.0525
0.0016
0.171
0.006
0.0236
0.0004
160.3
4.8
150.3
2.2
149.7
2.2
28
0.32
38.0
120.63
0.0573
0.0018
0.186
0.007
0.0235
0.0003
172.8
5.6
149.7
2.1
148.1
2.1
29
0.77
39.0
50.78
0.0562
0.0020
0.181
0.007
0.0235
0.0003
168.6
5.6
149.7
2.0
148.3
2.0
30
0.76
37.7
49.54
0.0559
0.0023
0.179
0.007
0.0236
0.0004
167.5
6.2
150.3
2.3
149.0
2.3
注：Li2O含量根据完全化学配比计算获得，Li*=1-Na-K-Ca。表2黄柏山、传梓源矿床锂辉石电子探针分析结果（w(B)/%）Table 2 Major element composition(w(B)/%) of spodumenes from the Huangbaishan and Chuanziyuan deposit组分
黄柏山矿床
传梓源矿床
1
2
3
4
5
6
7
8
9
1
2
3
4
5
6
7
8
SiO2
64.78
64.93
64.69
64.92
64.82
64.76
65.01
64.18
64.72
64.66
64.49
64.55
64.80
64.94
64.50
65.10
65.15
TiO2
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0.01
0
0
0
0
0
0
0
Al2O3
27.46
27.33
27.38
27.22
27.25
27.30
27.46
26.98
27.40
27.51
27.07
27.09
27.29
27.25
27.15
27.48
27.45
FeOT
0.49
0.56
0.58
0.70
0.78
0.60
0.49
0.68
0.62
0.38
0.40
0.39
0.44
0.47
0.46
0.33
0.38
MnO
0.26
0.12
0.07
0.15
0.15
0.21
0.12
0.21
0.13
0.20
0.13
0.16
0.26
0.25
0.24
0.07
0.09
CaO
0
0.02
0.01
0.01
0.01
0
0.01
0.01
0.01
0.01
0.02
0
0.01
0.02
0.01
0.01
0.01
Na2O
0.16
0.13
0.07
0.14
0.16
0.13
0.16
0.20
0.15
0.14
0.12
0.23
0.17
0.17
0.18
0.08
0.07
K2O
0
0
0
0.01
0
0
0.01
0.01
0
0
0.22
0.20
0
0.01
0.01
0.02
0
Cr2O3
0
0
0
0.01
0
0
0
0
0
0.06
0.01
0
0.01
0.01
0
0
0.01
Li2O
7.97
8.01
8.01
8.00
7.98
7.99
8.00
7.88
7.97
7.97
7.89
7.85
7.97
7.99
7.93
8.05
8.06
总和
101.12
101.10
100.81
101.17
101.16
100.99
101.26
100.15
101.02
100.94
100.39
100.48
100.94
101.10
100.48
101.12
101.23
根据2个Si原子计算
Ti
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
Al
0.999
0.992
0.997
0.988
0.990
0.993
0.995
0.991
0.998
1.003
0.989
0.989
0.992
0.989
0.992
0.995
0.993
Fe
0.013
0.014
0.015
0.018
0.020
0.015
0.013
0.018
0.016
0.010
0.010
0.010
0.011
0.012
0.012
0.008
0.010
Mn
0.007
0.003
0.002
0.004
0.004
0.005
0.003
0.005
0.003
0.005
0.003
0.004
0.007
0.006
0.006
0.002
0.002
Ca
0
0.001
0
0
0
0
0
0
0
0
0.001
0
0
0.001
0
0
0
Na
0.010
0.007
0.004
0.009
0.009
0.008
0.010
0.012
0.009
0.008
0.007
0.014
0.010
0.010
0.011
0.004
0.004
K
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0.009
0.008
0
0
0.001
0.001
0
Cr
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0.001
0
0
0
0
0
0
0
Li*
0.990
0.992
0.996
0.991
0.991
0.992
0.990
0.987
0.991
0.992
0.983
0.978
0.990
0.989
0.988
0.995
0.996
注：Li2O含量根据完全化学配比计算获得，Li*=1-Na-K-Ca。表3黄柏山、传梓源锂辉石LA-ICP-MS分析结果（w(B)/10-6）Table 3 LA-ICP-MS trace element analytical results of spodumenes (w(B)/10-6) from the Huangbaishan and Chuanziyuan deposits元素
黄柏山
传梓源
1
2
3
4
5
6
7
1
2
3
4
5
6
7
Be
bdl.
2.96
1.29
bdl.
1.68
bdl.
bdl.
1.53
1.57
1.97
bdl.
2.86
bdl.
3.31
Sc
1.71
2.09
1.87
2.16
1.53
1.09
1.17
3.87
3.04
3.08
2.79
2.42
3.22
3.09
Ti
23.4
10.9
14.1
17.1
14.0
11.0
13.7
11.4
10.9
13.2
12.4
16.8
15.6
bdl.
Ni
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
13.5
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
Zn
14.4
10.8
10.5
7.40
10.3
4.70
6.34
17.8
24.3
20.3
25.3
23.0
16.7
13.7
Ga
53.7
45.7
44.9
51.4
44.3
47.5
45.8
66.7
69.2
65.7
67.2
67.0
61.8
63.5
Ge
8.52
bdl.
4.97
8.90
3.61
bdl.
bdl.
7.91
6.96
5.59
6.87
bdl.
5.36
bdl.
Y
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
0.01
bdl.
0.02
bdl.
0.01
0.01
bdl.
0.01
Zr
0.19
0.09
bdl.
0.05
bdl.
0.05
0.08
0.09
0.16
0.23
0.18
0.29
0.26
0.30
Nb
0.13
bdl.
bdl.
0.03
0.01
bdl.
0.03
0.01
bdl.
bdl.
bdl.
0.02
0.08
bdl.
Mo
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
0.25
bdl.
bdl.
0.19
0.12
0.38
bdl.
0.06
Ag
0.09
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
0.02
bdl.
0.04
bdl.
bdl.
0.34
In
0.11
bdl.
bdl.
0.11
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
0.11
0.12
bdl.
bdl.
Sn
18.4
8.60
4.20
23.0
8.00
6.40
8.60
15.3
19.9
18.5
19.3
22.3
20.3
15.6
Cs
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
32.5
La
bdl.
bdl.
0.01
0.01
bdl.
0.01
bdl.
bdl.
0.01
bdl.
0.01
0.01
bdl.
0.01
Ce
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
0.01
bdl.
0.01
bdl.
bdl.
0.01
Pr
bdl.
0.01
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
0.01
bdl.
bdl.
0.01
bdl.
bdl.
Nd
bdl.
bdl.
0.03
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
Eu
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
0.01
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
0.02
0.03
bdl.
Gd
bdl.
0.03
0.03
bdl.
bdl.
bdl.
0.03
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
0.03
bdl.
0.03
Tb
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
0.01
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
0.01
Tm
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
0.01
bdl.
bdl.
Lu
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
0.01
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
0.01
bdl.
Hf
0.14
0.01
0.01
0.08
bdl.
0.01
0.05
0.14
0.07
0.11
0.07
0.18
0.18
0.07
Ta
0.15
0.09
bdl.
0.19
0.04
0.10
0.29
0.03
bdl.
bdl.
0.01
0.02
0.11
0.01
W
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
0.13
0.22
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
Pb
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
0.06
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
U
0.01
0.01
bdl.
0.03
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
bdl.
0.01
bdl.
bdl.
0.01
注：bdl.表示低于检测限。表4幕阜山地区及其周边燕山期岩浆岩成岩年代Table 4 The rock forming age of Yanshanian magmatic rocks in the Mufushan area and its surrounding areas岩性
采样地点
测试方法
年龄/Ma
资料来源
黑云母二长
花岗岩
幕阜山复式岩体
锆石U-Pb年龄
154.1±2.5
Xiong et al., 2020
锆石U-Pb年龄
151.2±1.1
Ji et al., 2017
锆石U-Pb年龄
151.0±2.7
李安邦等，2021
锆石U-Pb年龄
148.3±1.4
Wang et al., 2014
锆石U-Pb年龄
146±0.2
李鹏，2017
锆石U-Pb年龄
142.9±0.9
许畅等，2019
锆石U-Pb年龄
140.7±0.7
Li et al., 2020
二云母二长
花岗岩
幕阜山复式岩体
锆石U-Pb年龄
145.8±0.9
Wang et al., 2014
锆石U-Pb年龄
139.3±0.2
刘翔等，2019
锆石U-Pb年龄
139±0.2
李鹏，2017
锆石U-Pb年龄
138.3±0.3
Li et al., 2020
锆石U-Pb年龄
138±0.2
李鹏，2017
锆石U-Pb年龄
127.0±1.4
Ji et al., 2017
连云山复式岩体
锆石U-Pb年龄
152.9±2.5
Wang et al., 2016
锆石U-Pb年龄
150.4±1.7
Ji et al., 2017
锆石U-Pb年龄
149.4±1.1
张鲲等，2019
锆石U-Pb年龄
145.0±1.0
许德如等，2017
白沙窝Be-Li-Nb-Ta矿床
锆石U-Pb年龄
147.5±1.6
Wen et al., 2021
白云母二长
花岗岩
幕阜山复式岩体
锆石U-Pb年龄
142.6±2.6
李安邦等，2021
锆石U-Pb年龄
141.0±2.4
Xiong et al., 2020
独居石Th-Pb
140.7±2.2
Xiong et al., 2020
锆石U-Pb年龄
134.8±3.1
李安邦等，2021
锆石U-Pb年龄
130.4±4.7
李安邦等，2021
锆石U-Pb年龄
124.9±0.3
姜鹏飞等，2021
锆石U-Pb年龄
122.0±0.4
李鹏，2017
图3黄柏山锂辉石伟晶岩野外照片a. 46号锂辉石伟晶岩脉露头；b.锂辉石伟晶岩脉侵入冷家溪群中；c.锂辉石伟晶岩；d.锂辉石采样地
Fig. 3 Field photos of the Huangbaishan spodumene pegmatite a. Outcrop of No. 46 spodumene pegmatite; b. The spodumene pegmatite intruded into the Lengjiaxi Group; c. Spodumene pegmatite; d. Spodumene sampling site
图4黄柏山锂辉石伟晶岩样品照片 a. 46号锂辉石伟晶岩脉中的锂辉石定向排列；b.锂辉石与石英共生；c.锂辉石、白云母和石英共生；d. 46号锂辉石伟晶岩脉中的钠长石 Qz—石英；Spd—锂辉石；Ms—白云母；Ab—钠长石
Fig. 4 Photos of spodumene pegmatite samples from the Huangbaishan deposit a. Directional arrangement of spodumene in the No. 46 spodumene pegmatite; b. Coexistence of spodumene and quartz; c. Coexistence of spodumene, muscovite, and quartz; d. Albite in No. 46 spodumene pegmatite Qz—Quartz; Spd—Spodumene; Ms—Muscovite; Ab—Albite
图5黄柏山锂辉石伟晶岩显微镜及BSE照片 a.新鲜锂辉石显微镜正交偏光照片；b.弱蚀变锂辉石显微镜单偏光照片；c.新鲜锂辉石与白云母共生（BSE图像）；d.锂辉石与钠长石、白云母、石英共生（BSE图像）；e.石榴子石填充在锂辉石裂隙中（BSE图像）；f.弱蚀变锂辉石裂隙中填充绢云母和石榴子石（BSE图像） Qz—石英；Spd—锂辉石；Mus—白云母；Ab—钠长石；Grt—石榴子石；Ser—绢云母
Fig. 5 Photomicrographs and BSE images of the Huangbaishan spodumene pegmatite a. Photomicrograph of fresh spodumene (cross-polarized light); b. Photomicrograph of weakly altered spodumene (single-polarized light); c. Fresh spodumene and muscovite coexist (BSE image); d. Spodumene coexists with albite, muscovite, and quartz (BSE image); e. Garnet filling in spodumene fractures (BSE image); f. Weakly and altered spodumene fractures filled with sericite and garnet (BSE image) Qz—Quartz; Spd—Spodumene; Mus—Muscovite; Ab—Albite; Grt—Garnet; Ser—Sericite
图6黄柏山46号锂辉石伟晶岩中铌钽铁矿BSE图像（a）和U-Pb年龄图解（b）
Fig. 6 BSE image of representative columbite-tantalite grains (a) and U-Pb dating diagram of columbite-tantalite (b) in No. 46 pegmatite vein of the Huangbaishan deposit
图7黄柏山、传梓源锂辉石微量元素箱线图（a~f）
Fig. 7 Box diagrams of trace elements in spodumene from the Huangbaishan and Chuanziyuan deposits(a~f)
图8黄柏山、传梓源锂辉石主量元素相关性判别图 a. Al-Fe图解；b. Al-Mn图解
Fig. 8 Correlation discrimination diagram of major element content of spodumene from the Huangbaishan and Chuanziyuan deposits a. Al-Fe diagram; b. Al-Mn diagram
图9黄柏山、传梓源锂辉石微量元素与硅、铝元素含量相关性判别图 a.w（Si）-w（Ti）图解；b.w（Al）-w（Ti）图解；c.w（Si）-w（Ga）图解；d.w（Al）-w（Ga）图解；e.w（Si）-w（Sn）图解；f.w（Al）-w（Sn）图解
Fig. 9 Correlation discrimination diagrams between trace elements and silicon content of spodumene from the Huangbaishan and Chuanziyuan deposits a.w（Si）-w（Ti）diagram; b.w（Al）-w（Ti）diagram; c.w（Si）-w（Ga）diagram; d.w（Al）-w（Ga）diagram; e.w（Si）-w（Sn）diagram; f.w（Al）-w（Sn）diagram
图1幕阜山稀有金属矿集区大地构造位置（a）和区域地质矿产简图（b）（据李鹏等，2017；姜鹏飞等，2021修改） 1—第四系；2—白垩系；3—志留系下统；4—奥陶系上统；5—寒武系下统；6—震旦系；7—新元古界冷家溪群；8—第三/四次侵入体；9—第二次侵入体；10—第一次侵入体；11—燕山早期侵入体；12—新元古代侵入体；13—伟晶岩脉；14—铍矿床/矿点；15—铍铌钽矿床/矿点； 16—锂铍铌钽矿床/矿点；17—稀有金属矿物组合分带；18—黄柏山矿床 Be—铍；Nb—铌；Ta—钽；Li—锂；Cs—铯
Fig. 1 Tectonic location (a) and geologic sketch map (b) of the Mufushan rare metal concentration area (modified from Li et al., 2017; Jiang et al., 2021) 1—Quternary; 2—Cretaceous; 3—Lower Silurian; 4—Upper Ordovician; 5—Lower Cambrian; 6—Sinian; 7—Neoproterozoic Lengjiaxi Group; 8—The third/fourth intrusive body; 9—The second intrusive body; 10—The first intrusive body; 11—Early Yanshanian intrusion; 12—Neoproterozoic intrusion; 13—Pemative vein; 14—Be mineral deposit/occurrences; 15—Be-Nb-Ta mineral deposit/occurrences; 16—Li-Be-Nb-Ta mineral deposit/occurrences; 17—Rare matal mineralization zoning; 18—Huangbaishan deposit Be—Beryllium; Nb—Niobium; Ta—Tantalum; Li—Lithium; Cs—Cesium
图2黄柏山伟晶岩型稀有金属矿床位置（a）及区域地质简图（b）（据李鹏等，2019b修改） 1—第四系；2—冷家溪群；3—粗中粒似斑状黑云母二长花岗岩；4—粗中粒片麻状黑云母二长花岗岩；5—新元古代二云母斜长花岗岩；6—含绿柱石微斜长石钠长石伟晶岩及编号；7—含铌钽矿钠长石伟晶岩及编号；8—铌钽矿化钠长石伟晶岩及编号；9—锂辉石钠长石伟晶岩及编号；10—伟晶岩类型初步分带；11—主要断裂；12—黄柏山稀有金属伟晶岩密集区范围 Be—铍；Nb—铌；Ta—钽；Li—锂
Fig. 2 Location (a) and geological map (b) of the Huangbaishan pegmatite type rare metal deposit (modified from Li et al., 2019b) 1—Quternary; 2—Lengjiaxi Group; 3—Medium-coarse grained hypocrystalline porphyritic biotite monzogranite; 4—Medium-coarse grained gneissic biotite monzogranite; 5—Neoproterozoic two-mica plagioclase granite; 6—Beryl-bearing microcline albite pegmatite and its serial number; 7—Columbite-tantalite bearing albite pegmatite and its serial number; 8—Nb-Ta mineralized albite pegmatite and its serial number; 9—Spodumene albite pegmatite and its serial number; 10—Pegmatite type zoning; 11—Main faults; 12—The Huangbaishan rare pegmatite concentration area Be—Beryllium; Nb—Niobium; Ta—Tantalum; Li—Lithium
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参考文献
摘要
幕阜山西南缘仁里矿田中的黄柏山伟晶岩型锂矿床是近年来新发现的锂矿床，具有较好的锂成矿潜力。针对黄柏山伟晶岩型锂矿成矿年龄及其成矿过程等问题，本次研究对黄柏山矿床46号伟晶岩脉开展了铌钽铁矿U-Pb同位素测年，并选择黄柏山46号伟晶岩脉和传梓源矿床中的锂辉石开展主微量元素地球化学测试进行对比研究。同位素测年结果表明，黄柏山矿床46号伟晶岩脉中的铌钽铁矿U-Pb年龄为（148.1±0.8）Ma。锂辉石主微量地球化学特征显示，黄柏山矿床中的锂辉石w（Li2O）为7.88%~8.01%（平均7.98%），主要的微量元素为Zn（4.70×10-6~14.4×10-6）、Ga（44.3×10-6~53.7×10-6）、Sn（4.20×10-6~23.0×10-6）；传梓源矿床中的锂辉石w（Li2O）为7.85%~8.06%（平均7.96%），主要的微量元素为Zn（13.7×10-6~25.3×10-6）、Ga（61.8×10-6~69.2×10-6）、Sn（15.3×10-6~22.3×10-6）。相较于传梓源矿床中的锂辉石，黄柏山矿床矿石品质更优，纯度更高。锂辉石中的元素替代关系显示，黄柏山锂辉石中存在Fe3+替换Al3+进入晶格，这可能是黄柏山高品质锂辉石形成的重要原因。在岩浆-热液演化后期，锂辉石可能遭受富Na+的碱性出溶流体的交代作用，但黄柏山矿床大量发育的断裂等构造使得容矿空间被破坏导致出溶流体快速逸散，对先成的锂辉石并未完全改造，Li并未大量流失。因此，上述因素是黄柏山伟晶岩型锂矿床能够形成高品质锂辉石的主要原因。
Abstract
Located in the Renli ore field on the southwestern margin of the Mufushan area, Hunan Province, the Huangbaishan pegmatite-type Li deposit is a newly discovered Li deposit in recent years, and has significant Li minera-lization potential. The U-Pb isotope dating of columbite-tantalite collected from the No. 46 pegmatite vein of the Huangbaishan, and element content analysis of spodumene from the No. 46 pegmatite vein of the Huangbaishan and the Chuanziyuan Li deposit (also located in the Renli ore field) were conducted in this study, which reveal the mineralization age and process of the Huangbaishan pegmatite-type lithium deposit. The U-Pb isotope dating results show that the age of columbite-tantalite in the No. 46 pegmatite vein is (148.1±0.8）Ma. Major and trace elements analysis of spodumene suggests that thew(Li2O) in spodumene from the Huangbaishan deposit ranges from 7.88% to 8.01% (with an average of 7.98%). The primary trace elements identified are Zn (4.70×10-6~14.4×10-6), Ga (44.3×10-6~53.7×10-6), and Sn (4.20×10-6~23.0×10-6). In contrast, thew(Li2O) in spodumene from the Chuanziyuan deposit ranges from 7.85% to 8.06% (with an average of 7.96%), and the primary trace elements are Zn (13.7×10-6~25.3×10-6), Ga (61.8×10-6~69.2×10-6), and Sn (15.3×10-6~22.3×10-6). Compared to the spodumene from the Chuanziyuan deposit, the spodumene from the Huangbaishan deposit has superior ore quality and greater purity. The element substitution patterns in spodumene suggest that Fe³⁺ replaces Al³⁺ in the crystal lattice, which may be a key factor in the formation of high-quality spodumene in Huangbaishan. During the late stages of magmatic-hydrothermal evolution, spodumene was subjected to metasomatism by Na⁺-rich alkaline dissolved fluids. However, the extensive development of faults and other structures in the Huangbaishan deposit led to the destruction of the ore hosting space, which caused the dissolved fluids to dissipate rapidly and the hydrothermal alteration was incomplete. Therefore, lithium is avoided to loss, high-quality and purity spodumene could be formed in the Huangbaishan pegmatite-type lithium deposit.
