稀土礦主要存在什麼地質
A. 稀土是一種地質土壤嗎
稀土是我國跟豐富的一種材料，主要是汝鐵硼！常可以用作高效電機的核心部件！
B. 只有中國的內蒙古有稀土礦嗎澳大利亞，蘇聯，印度，非洲，北美南美洲都沒有怎麼神奇的地質，啥原理
1，稀土礦不光中國內蒙古有，中國江西省也有，而且很多。前幾天，新聞上報到內的主席還去那視察了
2，稀土容礦不光中國有，像其他國家也有，較多的有澳大利亞。只是這個礦中國的儲量和產量都是世界最多的。幾乎佔了全球的半壁江山吧。所以中國有很大的話語權。
C. （一）外生礦床的成礦地質條件和富集因素
1.沖積、殘坡積、風化殼砂礦
這類礦床主要的成礦地質條件和富集因素有：
圖10-6 福建南平花崗偉晶岩密集區分布略圖
1）構造：持續緩慢上升的新構造運動是砂礦成礦的重要因素。地區上升過快，風化剝蝕強烈，成礦物質多被帶走，不利於成礦。過緩則風化作用不發育，對成礦也不利。持續緩慢上升的新構造運動有利於剝蝕丘陵、侵蝕堆積地形以及厚大風化殼的形成。上升間歇有利於河谷成礦物質的堆積。
2）成礦物質來源：已知這類礦床的礦源岩石主要是燕山期黑雲母花崗岩。其中鉭鈮鐵礦除來源於黑雲母花崗岩外，也來源於花崗偉晶岩。褐釔鈮礦除來源於黑雲母花崗岩外，也來源於鈉鐵閃石鹼性花崗岩。獨居石和磷釔礦還來自於混合岩、混合花崗岩和花崗片麻岩。鋯石還來源於混合岩、石英閃長岩和正長岩等。
3）氣候：我國華南高溫多雨，具備有利於岩石風化的氣候條件。
4）地貌：河流地貌對沖積砂礦的富集關系極大。一般河谷的橫剖面如圖10-7所示。砂礦最易富集在Ⅰ、Ⅱ級階地及現代河床和河漫灘中。大體上，地貌單元時代愈新，含礦愈富。在現代河床及河漫灘中的礦體，多直接出露地表。它們直接受河水沖刷及外力的破壞，可進一步富集，礦體形態仍變動不定。賦存在Ⅰ級階地，特別是Ⅱ級階地的礦體，礦層穩定，礦體厚較大，埋藏較深。采礦時需進行剝離工作，有時剝離深度可達數米。沿河流流向，沖積砂礦多富集在河流地形由陡變緩，河床由窄變寬以及幾條水系匯合處。
圖10-7 河谷橫剖面示意圖
5）地表徑流：地表徑流作用與地區水量及地形地貌的變化有關。夏季河水暴漲，地表徑流的水量和流速增大，便於風化岩石的沖刷以及粗碎屑的搬運和沉積。冬季河水的水量和流速減小，有利於中細沙的沉積。水量和流速變化是沖積砂礦沉積的重要條件。
2.風化殼離子吸附礦
這類礦床主要的成礦地質條件和富集因素如下：
1）構造：新構造運動既決定地區地貌景觀，也決定地區風化殼的發育與保存。構造運動強烈，地區快速上升，常促使已形成的風化殼被沖刷和淋濾，風化物質被帶走。構造運動過於微弱，山頂及山脊可能被夷平，也不利於風化殼的發育與保存。構造抬升、基岩風化、游離稀土元素向下淋濾，三者間保持適當比例，均衡制約，可促成風化殼中稀土元素最大限度的富集。基岩中構造裂隙及破碎帶發育有利於天水循環，促進岩石風化。此外，均粒岩石與非均粒岩石，粗晶與細晶等結構構造不同也影響岩石的風化及風化岩石的保存。
2）成礦物質來源：離子吸附型稀土礦床的成礦物質來源於基岩，已知有花崗閃長岩、花崗岩、二長岩、石英正長斑岩、花崗斑岩、流紋斑岩、混合岩以及酸性火山岩等。基岩硅化強或岩石中廣布石英脈，不利於岩石風化，不利於稀土金屬成礦。基岩的稀土金屬含量或豐度不是成礦富集的決定性因素。在南嶺及其鄰區，現知風化殼離子型礦床的基岩，其稀土元素含量最低的是112×10-6，地區內絕大多數火成岩的稀土元素含量達到或高於這一數值。當然，基岩稀土元素含量愈高，在其他相同條件下，愈有利於成礦。基岩的稀土元素配分是不同類型稀土元素風化成礦的決定性因素。斜長花崗岩、花崗閃長岩、二長花崗岩，岩石的w（LRE2O3）/w（HRE2O3）值較大，形成的風化殼礦床該比值也大。花崗斑岩、石英正長斑岩、流紋斑岩的w（LRE2O3）/w（HRE2O3）比值最大，形成的風化殼礦床富集輕稀土元素。二長岩及某些二長花崗岩富銪，風化後常形成高銪的輕稀土礦床。受到後期蝕變改造的二雲母花崗岩，尤其是岩漿分異晚期形成的白雲母化、螢石化花崗岩中重稀土元素明顯富集，岩石的w（LRE2O3）/w（HRE2O3）常小於1，風化後可形成高釔的重稀土礦床。
基岩中稀土元素或呈獨立礦物產出，或分散在其他造岩礦物和副礦物中，兩種賦存形式產出的稀土元素均可成為風化殼離子型礦床的稀土金屬來源。岩石中的大部分稀土金屬是呈副礦物產出的，稀土副礦物抗風化的能力是風化殼稀土金屬能否形成離子吸附型礦的關鍵。稀土副礦物抗風化的能力是稀土磷酸鹽＞稀土硅酸鹽＞稀土氟碳酸鹽。獨居石和磷釔礦抗風化力強，富含這些礦物的岩石，其中稀土礦物很難風化，難以成礦。褐簾石、榍石、硅鈹釔礦較易風化，尤其是已不同程度似晶體化的這類礦物，易於風化解體，促成風化殼稀土金屬富集成礦。氟碳鈰礦、氟碳鈣鈰礦、氟碳鈣釔礦及稀土螢石等最易風化解體。基岩富集這些礦物，結合其他有利條件，最易形成風化殼富礦。江西足洞（701）大型風化殼離子吸附型高釔礦床主要就是由氟碳鈣釔礦、硅鈹釔礦提供物源的。呈類質同象形式存在的稀土元素多半賦存在黑雲母及長石等造岩礦物中。這些礦物風化解體形成粘土礦物，稀土元素解離出來即被粘土吸附。
3）氣候：一般說來，雨量充沛，氣候濕潤有利於風化殼形成。但氣候過於濕熱、雨水沖刷強烈，化學風化作用十分徹底，此時發育磚紅土壤型鐵鋁風化殼，不利於形成吸附稀土元素的粘土型硅鋁風化殼。溫帶、亞熱帶是風化稀土成礦最理想的氣候帶。我國北緯21°以北，28°以南地區具有這樣的氣候條件，是有利於形成稀土風化殼礦床的地區。氣候決定地區植被是否發育。植物腐爛後形成的腐植酸有助於稀土礦物解體，促使稀土離子在風化殼中隨溶液向下遷移。含稀土離子的酸性溶液向下滲透淋濾，至基岩附近溶液酸度降低，稀土離子脫離溶液被粘土吸附。
4）地貌：低緩山丘有利於稀土風化殼發育，地形起伏過大或地形過於平緩均不利。在低緩山丘地區，一般山頂及山脊部位風化殼厚度大，常構成富礦段，在陡壁及溝谷中風化殼厚度小，礦層薄或不發育。
5）風化殼結構及稀土元素次生富集：風化殼在垂直剖面上具殼層結構（圖10-8）。大體上，花崗岩風化殼自上而下可分出表土層、全風化層和半風化層，半風化層之下為基岩。各層之間以及與基岩之間均為漸變的連續過渡。在低緩山頭及山脊，殼層結構最發育。表土層岩石疏鬆呈土狀，頂部常覆蓋一層腐植質土，其下常見鐵鋁氧化物發育的磚紅色土。表土層主要由粘土及石英組成。全風化層岩石疏鬆易散，但仍保持基岩外貌，在風化殼中厚度最大，主要由粘土及石英組成。在此層下部產出長石、雲母等風化殘留礦物。半風化層岩石較為堅硬，岩石中長石、雲母大量增加。由半風化層向下逐漸過渡為基岩。風化殼粘土礦物表面常帶負電荷。風化殼中的稀土元素主要是呈陽離子形式被粘土礦物吸附。風化殼厚度愈大，粘土礦物含量愈高，稀土元素愈富集。同時，不同粘土礦物對稀土離子吸附的能力不同。大體上，粘土礦物對稀土元素的吸附能力為蒙脫石＞埃洛石＞多水高嶺石＞高嶺石。此外，在不同的水化學條件下，同一粘土礦物對稀土陽離子的吸附能力亦不同，不同稀土陽離子的被吸附能力也略有不同。風化殼中稀土元素主要富集在全風化層。與基岩相比全風化層稀土元素含量一般高2～5倍，個別可高達10多倍。風化殼稀土元素富集成礦是一個長期的不斷的次生富集過程。基岩風化，長石風化成粘土，礦物中的稀土元素被解離出來。由於地表水pH值較小，解離出來的稀土元素隨酸性水溶液向下淋濾。在下淋過程中，水溶液的pH值會不斷增大，稀土離子隨溶液的中和而沉澱並為粘土礦物吸附，稀土元素有了初步富集。隨著風化作用向深處拓展，初次富集的稀土元素可隨淋濾水再向下遷移，再次沉澱並進一步富集。風化強度逐漸增大，風化殼深度逐漸增大，上部帶來的稀土元素逐漸增多，最後在全風化層中的富集可較基岩高達數倍量的稀土元素。稀土元素中的鈰在次生富集中具有不同於其他稀土元素的地球化學行為。由於稀土礦物中的鈰經風化作用易氧化成四價鈰（CeO2），四價鈰不溶於水，不能隨水溶液向下遷移，結果在風化殼表層以鈰石（CeO2）等形式就地沉澱。因此，全風化層中鈰的含量較基岩中的會相對減少或近似，而除鈰以外的其他稀土元素含量較基岩相對增大。風化殼離子吸附稀土礦床成礦模式見圖10-16。
圖10-8 風化殼剖面示意圖
3.海濱砂礦
這類礦床主要的成礦地質條件和富集因素如下。
1）構造：我國海濱砂礦主要賦存於東部及東南部沿海地區。大地構造上它們分屬於膠遼台隆、東南沿海造山系及台灣造山系，從而可分出三大海濱砂礦成礦區。對膠遼台隆成礦區和東南沿海成礦區而言，前者大陸架開闊平緩，內接大平原，後者大陸架狹窄陡立，內接丘陵山地。尤其是東南沿海地區，自中生代以來長期處於上隆和剝蝕狀態，有助於岩石風化剝蝕，有利於形成厚大礦層。另一方面，歷史上的海平面上升，促成目前陸上古沙堤砂礦形成。此外，不同規模的斷裂活動、岩石崩解，有助於岩石風化，也是成礦的一個重要構造條件。
2）成礦物質來源：濱海地帶基岩是濱海砂礦的物質來源地。尋找獨居石、磷釔礦和鋯石，首先要了解沿岸地區有無含大量這些礦物的基岩存在。膠遼台隆為太古宇片麻岩、混合花崗岩發育地區，岩石含有大量鋯石和獨居石副礦物。東南沿海地區，燕山期花崗岩及花崗閃長岩廣泛分布，其中稀有稀土礦物含量很高。具體看，海南島砂礦主要產出鋯石和鈦鐵礦，它們分別來自島上廣泛分布的中生界石英閃長岩、閃長岩、花崗閃長岩、正長岩和石英正長岩。粵西和雷州半島產出的鋯石來自沿岸燕山期花崗岩及新生界玄武岩。在山東榮成石島，鋯石砂礦中的鋯石來源於正長岩。磷釔礦砂礦主要分布在粵西海岸，岸上發育著厚大的寒武系八村群混合岩和混合花崗岩，含大量磷釔礦和獨居石。粵西桂東陸上發育的混合岩型稀土元素風化殼砂礦床，本身就構成獨居石和磷釔礦的富集。
3）氣候和水文：東南沿海濱海砂礦區位於北回歸線以南，屬亞熱帶氣候，高溫多雨炎熱潮濕，利於崩解岩石風化。風化物質被河流帶入大海。在這里，水動力作用是促使稀有稀土礦物遷移、分選、富集的重要因素。河流、海浪、沿岸流和風暴潮具有不同的水動力性質，在重礦物富集中起不同的作用。我國東部沿海有長江、黃河等大江大河入海，現在這些地方沒有砂礦富集。相反，東南沿海砂礦富集地一般無大河流。小溪、小河雖然流量和流速不大，但分布面積廣，沖刷的基岩多，尤其在雨季，帶入海中的陸上物質也相當可觀，隨著河流入海，流速減小，重礦物沉澱在河口三角洲附近。海濱波浪多由海潮引起，能進一步沖刷和剝蝕沿岸陸上或海下風化岩石，沖刷其中重礦物，隨浪的起落而促進重礦物富集。沿岸流多由季風引起。我國東南沿海，冬季以東北風為主，夏季以東南風或西南風為主。東北風強勁，由東北風引起的沿岸流促使沿岩海水中的重礦物由東北向西南方向遷移，並在海港、岬灣等避風處沉澱富集。風暴潮由台風引起，是最強勁的海水動力作用。風暴潮過後常導致濱海地帶砂礦產量增大。海南島東南海岸帶和粵西海岸帶，大、中、小砂礦異常發育，海南島西海岸濱海砂礦少見。前者面臨台風帶來的風暴潮襲擊，後者很少受到台風干擾，可能是前者砂礦發育的一個原因。
4）地貌：沿海地貌對濱海砂礦的富集和分布起決定性作用。我國東南沿海在杭州灣以北屬下降平原區濱海地貌，杭州灣以南屬上升丘陵區或山地區濱海地貌。目前絕大部分砂礦集中在後一地貌單元中。在後一地貌單元中由沙質岬灣包圍的海灘區、淺灘區和堆積階地（圖10-9）常是重礦物的富集場所。上述海潮區砂礦多見於海灘區，沙堤砂礦主要富集於淺灘區，沙地砂礦多富集於海成階地，而堆積階地砂礦主要見於堆積平台及海蝕階地。在這些地貌單元中，有用礦物的富集又受次一級地貌單元的制約。大體上，濱海砂礦多分布於兩地貌單元交界處、河流出口處、孤山向海伸出拐角的岬灣處，而靠內陸的砂礦主要分布於近山的海成地貌單元，如近海沙堤前鞍、遠海沙堤後鞍等。沿海大陸架的地貌形態也是決定砂礦形成和富集的因素。對比我國沿海砂礦分布密度與大陸架寬度可知，大陸架寬度變窄，砂礦分布密度增大，二者具有相關關系。魯東-遼東海岸帶大陸架寬度大，砂礦密度小，粵西海岸帶大陸架寬度較小，砂礦密度增大，海南島東海岸大陸架寬度最小，沿岸賦存的濱海砂礦數量最大。窄大陸架的海濱地貌，特別是台階式窄大陸架的海濱地帶有利於砂礦的形成和富集。海濱地帶狹窄的大陸架利於風暴潮抵達，並在該地造成強大的水動力場，而台階式海底地貌有利於被強大潮水或波浪帶來的碎屑物質按階分級沉澱和保存。
圖10-9 濱海地貌剖面示意圖
4.現代鹽湖沉積礦
這類礦床主要見於青海柴達木盆地，現以該盆地為例討論鹽湖礦的成礦地質條件和富集因素。
1）構造：大地構造上，柴達木盆地位於東昆侖造山系的二級構造單元——柴達木坳陷內。柴達木盆地北緣有柴達木深斷裂，該斷裂走向北西西，燕山期以來直到近代，斷裂北側上升，南側沉降。柴達木盆地南緣有格爾木斷裂，斷裂呈北西西向或東西向，更新世以來受喜馬拉雅運動影響，斷裂南側與西側劇烈抬升，北側與東側相對下降。柴達木盆地就形成於這樣四周抬升，中心相對下降的斷陷或坳陷地質條件下，並在中更新世時成為一個統一的大水湖。其後，隨著新構造運動的加強，盆地內部又發育一系列次級及更次級的斷裂，斷裂走向大體遵循兩側主斷裂方向，多作北西西向，其次有北北西—南北向。這些次級或更次級的斷裂活動，進一步導致盆地內不同地段的相對抬升與下降，使原來的統一大湖被分割成北西西向呈串珠狀分布的大小湖盆（圖10-10）。
圖10-10 柴達木盆地察爾汗鹽湖區鹽湖及水系分布略圖
2）成礦物質來源：柴達木盆地內最富鋰的鹽湖是一里坪湖、東台吉乃爾湖及西台吉乃爾湖，朱允鑄等研究認為三個鹽湖在成因上屬由那棱格勒河形成的沖積扇的扇前湖。那棱格勒河上游的一條主要支流為洪水河。洪水河發源地分布著眾多的新生代火山口，有的火山口1984年仍有火山爆發，沿火山四周及其附近的斷裂至今仍有溫泉熱水溢出。據朱允鑄等的資料，洪水河河水礦化度高達1321mg/L，鋰含量2.04mg/L。與柴達木盆地內其他河流相比，那棱格勒河河水的鋰含量高出其他河流50～100倍（朱允鑄等，1990）。柴達木盆地鹽湖中的鋰多半來自其南側昆侖山中的現代火山岩及熱泉，這對進一步找尋富鋰礦有重要的參考意義。
3）氣候和水文：由於南北兩側高山峻嶺的阻隔，柴達木盆地內部相對封閉，氣候乾旱少雨，年降雨量不到70mm，年蒸發量高達數千毫米。盆地內河流常出現乾涸和斷流，流向也時有變化。由河水帶入鹽湖的成礦物質因蒸發濃縮，或以鹽類礦物呈固相沉澱，或仍殘存於鹵液中。乾旱的氣候條件是鹽湖乾涸，轉變成干鹽灘，並使其中鹽類沉澱的重要條件。另一方面，要形成大鹽湖鋰礦必須有一定水流並攜帶礦質不斷補充進入湖盆。盆地西南緣的阿爾金山及昆侖山，常年積雪，每年夏季冰雪融化，雪水與現代熱泉向北東注入湖盆，使鹽湖水不斷得到補充。
4）地球化學：鋰、銣、銫為稀有的鹼性元素，地球化學性質極為活潑，常與氯結合呈氯化物賦存在水溶液中。鋰的離子半徑與鹽類礦物各種金屬元素的離子半徑差異較大，加之鋰的水合能強，鋰不易進入鹽類礦物晶格而存留在殘余鹵液中。銣的離子半與鉀離子相近，可以類質同象形式賦存在鉀礦物中，比如光鹵石中。殘存於鹵液中的銣可能呈離子狀態被粘土礦物吸附。鹼金屬元素中銫的離子半徑最大，具有最為活潑的地球化學行為，加之地殼稀鹼元素中銫的豐度最小，不易富集成礦。銫除賦存於殘存鹵液中外，據鄭綿平等（1995）資料，在西藏谷露、色米、搭格架等熱泉中銫呈水合物與硅的水合物結合，賦存在含水蛋白石等硅華中。
D. 稀土元素地球化學特徵及地質意義
稀土元素是指原子序數從57到71的15個鑭系元素，在元素周期表中屬ⅢB族，同族中39號元素釔一般也看作稀土元素，同族中21號元素鈧早期也有人把劃入稀土元素，但多數研究者將它排除在外，因為它們在自然界中與稀土元素共生關系不密切，化學性質差別也比較大。稀土元素根據它們在物理化學性質上的某些差別可以將它們分成兩組:從La到Eu稱為輕稀土(LREE)，或鈰組稀土;從Gd到Lu，包括Y稱為重稀土(HREE)，或釔組稀土。稀土元素的離子半徑近似，電價以三價為主，故它們的地球化學行為近似。當然也存在一定的差別，其原因在於:①離子半徑有微小差別;②鹼性不同決定了它們的沉澱順序和遷移能力有所不同;③形成絡合物的能力各不相同，因而在自然界中的遷移能力也不相同;④它們被吸附的能力隨原子序數的增加、半徑的減小而減小。這樣就造成了它們在自然界中發生一定程度的分離(即出現「虧損」和「富集」)而顯示不同的分配特點。
(1)樣品採集及分析
本次研究分別在川東南的南川、萬盛、道真、武隆、石柱、黔江、酉陽、秀山、沿河，以及湘西的花垣、永順、龍山、咸豐、宣恩等地共採集了210件志留系小河壩組砂岩樣品(圖3.5)。
從各個剖面選取了37件新鮮樣品進行了稀土元素及微量元素地球化學分析(每個剖面的樣品自底部向頂部依次編號見表3.6)，主要岩性為砂岩、細砂岩，樣品稀土元素分析在中國科學院青島海洋研究所分析與檢測中心完成。樣品破碎後研磨至200目，然後裝袋備用。分析步驟為:稱取40mg樣品於Teflon溶樣罐中，加入0.6mLHNO3+2mLHF封蓋後，靜置2h後，於150℃電熱板上溶樣24h;加0.25mLHClO4於150℃電熱板上敞開蒸酸至近干;加1mLHNO3+1mLH2O密閉於120℃電熱板回溶12h;用高純H2O定容至40g;然後在儀器ICP-MS上進行測試，各標准樣品(GSR-1，GSR-3，BHVO-2，BCR-2)及空白樣品所測稀土元素的線性較好，分析誤差基本都小於5%，很少大於10%，相同樣品測試結果一致，測試結果准確可信。各測試樣品最終結果取三次測定的平均值。
表3.6 川東南-湘西志留系小河壩組砂岩稀土元素地球化學分析數據(μg/g)
注:數據測試在中國科學院青島海洋研究所分析與檢測中心進行。
(2)稀土元素含量及其特徵值
各沉積岩中稀土元素含量及化學參數見表3.6和表3.7。
表3.7 川東南-湘西志留系小河壩組砂岩稀土元素(μg/g)及地球化學參數
續表
注:隕石數據根據Leed球粒隕石(田彰正，1973);稀土元素總量∑REE=La+Ce+Pr+Nd+Sm+Eu+Gd+Tb+Dy+Ho+Er+Tm+Yb+Lu;輕稀土元素含量LREE=La+Ce+Pr+Nd+Sm+Eu;重稀土元素含量HREE=Gd+Tb+Dy+Ho+Er+Tm+Yb+Lu;L/H:輕稀土含量與重稀土含量之比;(LaN/YbN):LaN和YbN經球粒隕石標准化的比值;Eu/Eu*=Eu/(SmN×GdN)1/2;Ce/Ce*=Ce/(LaN×PrN)1/2;(Lan/Ybn):Lan和Ybn經北美頁岩標准化的比值。
川東南、湘西地區志留系小河壩組砂岩樣品的稀土元素分析結果(表3.6)表明，在湘西的宣恩板寮、龍山水田壩、咸豐、永順、花垣等地稀土總量(不包括Y)介於118.05～234.68μg/g之間，平均值為163.02μg/g。在川東南的南川、武隆、道真、秀山、酉陽、沿河、石柱漆遼、黔江石會等地稀土總量介於113.35～280.63μg/g之間，平均值為202.3μg/g。總體上，研究區志留系碎屑岩的稀土元素含量都明顯高於大陸上地殼的平均稀土元素總量值(146.4μg/g)，而比較接近北美頁岩的平均值(173.2μg/g)。
其中，LREE/HREE為輕、重稀土元素比值，能夠反映樣品輕、重稀土的分異狀況，在同一類岩石中，若該值較大，說明輕、重稀土分異明顯，輕稀土元素相對富集，重稀土元素則相對虧損。川東南地區樣品的LREE/HREE為4.41～10.81，平均值為9.05，在湘西樣品的LREE/HREE為6.74～11.44，平均值為8.77，研究區都略高於北美頁岩的比值(7.44)，表明研究區相對富集輕稀土元素，重稀土相對虧損。
LaN/YbN是稀土元素球粒隕石標准化圖解中分布曲線的斜率，反映曲線的傾斜程度。LaN/SmN、GdN/YbN分別反映了輕、重稀土元素之間的分餾程度，LaN/SmN值越大，表明輕稀土越富集;GdN/YbN值越小，表明重稀土越富集。川東南樣品的LaN/YbN為2.23～12.57，平均值為10.52，湘西樣品的LaN/YbN為8.69～13.61，平均值為10.05，表明研究區樣品的輕、重稀土元素分異較大。LaN/SmN、GdN/YbN分別反映輕稀土元素之間、重稀土元素之間的分餾程度。川東南樣品的LaN/SmN介於1.51～4.81之間，平均值為3.69，湘西地區樣品的LaN/SmN介於之間2.62～4.01，平均值為3.51，表明研究區輕稀土元素之間分異明顯;川東南地區樣品的GdN/YbN介於1.52～2.86，平均值為1.95，湘西地區樣品的GdN/YbN介於1.63～2.48，平均值為1.97，表明研究區重稀土元素之間分異不明顯。
Eu具有明顯的負異常，川東南地區樣品的δEu為0.55～0.68，平均值為0.61，湘西地區的樣品的δEu為0.55～0.70，平均值為0.63，研究區的δEu與北美頁岩標准值(δEu=0.65)較為接近;川東南地區樣品的δCe在0.66～0.96之間，平均值為0.94，湘西地區的樣品的δCe在0.94～0.97之間，平均值為0.96，兩區的δCe值基本正常。
(3)稀土元素的球粒隕石標准化配分模式
採用Leed球粒隕石(田彰正，1973)標准值對研究區志留系小河壩組砂岩樣品進行標准化，其稀土元素配分模式基本類似，均為輕稀土元素富集、重稀土元素虧損型，分布曲線在輕稀土處具有較大的斜率，而在重稀土處較為平坦，Eu處出現一個明顯「V」形，存在負Eu異常，表明沉積物的物源較為一致，物源相對穩定;從研究區稀土元素配分模式圖3.6和圖3.7可以看出La-Eu段輕稀土配分曲線較陡、斜率較大，表現為明顯的「右傾」，說明輕稀土元素之間的分餾程度較高;Gd-Lu段重稀土配分曲線較為平坦、斜率較小，重稀土元素之間的分餾程度較低。
圖3.6 湘西志留系小河壩組砂岩稀土元素配分模式
圖3.7 川東南志留系小河壩組砂岩稀土元素配分模式
(4)稀土元素的物源分析
A.沉積速率
前人研究表明，稀土元素中各元素在電價、被吸附能力等性質上仍有一定的差異，隨著環境的改變會發生分異，在海洋環境中尤為明顯。主要表現為輕稀土元素與重稀土、鈰(Ce)和銪(Eu)與其他元素間的分離。REE大部分被結合於碎屑礦物或以懸浮物入海，碎屑或懸浮顆粒在海水中停留時間的差異是造成REE分異程度不同的重要原因之一。當懸浮物在海水中停留時間較短時，REE隨其快速沉積下來，與海水發生交換的機會少，分異弱，這種沉積物的頁岩標准化的REE配分模式比較平緩，Ce呈正常型或弱負異常，曲線斜率Lan/Ybn值為1左右。當懸浮顆粒在海水中停留時間較長，即其沉降緩慢，促進了更細顆粒中的REE分解作用，使帶入海水中的REE有足夠的時間被粘土吸附、與有機質絡合和進行相關的化學反應，導致REE的強烈分異，沉積物中頁岩標准化稀土配分模式發生顯著變化，含量上輕、重稀土元素出現虧損或富集，Lan/Ybn值明顯大於1或小於1，Ce也發生選擇性分異，氧化環境中易呈Ce4+沉澱，具顯著負異常，而缺氧條件下負異常消失，甚至出現正異常。因此，可以認為REE的分異程度是沉積顆粒沉降速率快慢的響應。基於海水中粘土等細碎屑懸浮物是有機質和REE共同的「宿主」，有機質又是REE最強的吸附劑之一，二者具有共同的沉降速率。
本書將REE的分異程度作為一種指示劑來表徵沉積物沉積速率。川東南地區志留系小河壩組砂岩Lan/Ybn值在0.62～1.85之間，均值為1.55(表3.7)，湘西地區志留系小河壩組砂岩Lan/Ybn值在1.28～2.0之間，均值為1.48，從川東南到湘西地區Lan/Ybn的值逐步降低，表明沉積物的沉積速率有增加的趨勢，反映了距物源近的特點。海水中有機質主要以顆粒狀或細顆粒等形式沉澱，沉積顆粒的沉降速率對有機質的聚集和保存影響顯著。研究區志留系小河壩期沉積速率普遍較高，使得龍馬溪期沉積的有機質聚集和保存，這一點在前人對本區的有機碳含量研究上也有體現。總體上看，川東南地區沉積物的沉積速率較湘西低，表明湘西更接近物源區，其海水深度也較淺。
B.稀土元素對物源的指示意義
稀土元素在水體中停留的時間非常短，能夠快速進入到細粒沉積物中且不發生分異，能更好地保留源區的地球化學信息(楊守業，1999;Cullers，1988)，因此對沉積物具有示蹤意義。楊守業等綜合前人研究，認為控制沉積物中稀土元素組成最主要的因素是物源。在稀土元素示蹤物源研究中，應注重稀土元素配分模式曲線的幾何形態，而不是稀土元素的絕對豐度(趙振華，1997)。在實際應用中，研究者往往從配分模式曲線的特徵來判斷物質來源。相同來源的物質往往具有非常相似的稀土配分模式曲線，所以，在物源示蹤研究中，稀土元素得到了廣泛的應用。在反映盆地物源區性質的指標中，稀土元素分布模式是最可靠的指標之一。源自上地殼的稀元素具有輕稀土富集、重稀土含量穩定和明顯負Eu異常等特徵(McLennan，1995;Bhatia，1986)。本書做了川東南-湘西地區志留系小河壩組砂岩稀土元素樣品Leed球粒隕石標准化的配分模式曲線(圖3.6，3.7)，稀土元素總體具有輕稀土富集、重稀土含量穩定、明顯的負銪異常等特徵，樣品的球粒隕石標准化配分模式相似，均屬輕稀土富集型，Ce基本正常。從研究區的稀土元素配分模式可以判斷川東南-湘西地區志留系小河壩組的物源一致。總體顯示出研究區志留系小河壩組砂岩與上地殼基本一致的分布模式，說明研究區志留系小河壩期沉積岩的原始物質應源自上地殼。
李雙建和張廷山等對黔中隆起北側的貴州習水喉灘、綦江觀音橋志留系石牛欄組灰岩和靠近雪峰山隆起西北側的湖南石門磺廠志留系羅惹坪組泥岩的稀土元素地球化學進行了研究(張廷山，1998;李雙建，2008)。比較顯示研究區地區的REE配分模式與石門磺石的羅惹坪組泥岩的REE配分模式(筆者採用Leed球粒隕石對參考文獻中的數據進行統一標准化)十分接近(圖3.8為本書數據，圖3.9中的方形樣品為貴州習水;三角形為湘西樣品;菱形樣品為湖北石門樣品)，都顯示出輕稀土富集、重稀土相對虧損的右傾型，存在明顯負Eu異常，Ce基本正常。且稀土元素各種特徵參數比值都很接近，說明研究區與石門磺石具有相似的物質來源。而川東南地區的稀土元素配分模式圖與靠近黔中隆起的貴州習水喉灘、綦江觀音橋石牛欄組灰岩的稀土元素配分模式存在明顯的不同。表明研究區與石門的羅惹坪組應為同源，而與貴州習水喉灘、綦江觀音橋石牛欄組應不同源。
圖3.8 湘西小河壩組砂岩稀土元素配分模式
圖3.9 湘西地區侵入岩稀土元素配分模式(據劉鍾偉，1994)
前人大量的研究結果表明，震旦紀-早志留世沉積時期，黔中隆起接受的是以碳酸鹽岩為主的沉積，並且在其北側未見有侵入岩體的報道，小河壩期若是黔中隆起向川東南地區提供的物源，那麼在川東南地區的小河壩組砂岩應該體現碳酸鹽岩作為物源的沉積記錄，本次對研究區稀土測試研究結果顯示，小河壩組砂岩物源區應為沉積岩與鹼性玄武岩的混合區，所以物源只能是來自雪峰山隆起。同時與劉鍾偉對湘西地區古丈、芷江、沅陵、懷化及通道一帶侵入在新元古界板溪群(局部為下震旦統)中之北東向岩體的稀土元素配分模式相近(圖3.9)。說明川東南志留系小河壩組砂岩的物源來自雪峰山隆起的新元古界板溪群及其侵入岩體。
據前人研究成果，川東南-湘西地區志留系小河壩組砂岩的物源來自雪峰山隆起南西段的古丈、芷江、沅陵、懷化及通道一帶的新元古界板板溪群及其侵入板溪群中的基性-超基性岩體及中-基性噴出岩。小河壩組砂岩重砂礦物研究結果也證明了這一結論。
Bhatia et al.(1983，1986)在對澳大利亞東部不同大地構造背景的沉積盆地中砂岩和泥岩的稀土元素特徵總結如表3.8。該表系統地揭示了稀土元素分布特徵所反映的沉積盆地的大地構造背景和物源區類型。本書數據與表中數據對比顯示，本區小河壩組砂岩的物源區與活動大陸邊緣抬升基地類型相近。
表3.8 不同大地構造背景沉積盆地雜砂岩的稀土元素特徵
川東南-湘西地區志留系小河壩組砂岩多表現明顯負異常，應用上述稀土元素的特徵進一步判斷物源區的性質:根據輕重稀土比值與稀土總量圖解(La/Yb-∑REE圖解，底圖據Alleyre，1978)。其投點主要分布在沉積岩和鹼性玄武岩的交匯區，僅少數幾個樣品落在了沉積岩區(圖3.10)。說明研究區志留系小河壩組砂岩的源區主要為沉積岩和鹼性玄武岩混合區。
C. GdN/YbN比值與源區特徵
在地球演化初期，Gd含量較高，隨著元素分餾作用，Gd含量越來越小。Gd/Yb的比值也就隨著地層時代的變新而逐漸變小(Taylor，1985;Mclennan，1993)。以Gd/Yb等於2.0為界，太古宇的Gd/Yb比值常大於2.0;而後太古宙的年輕地層則小於2.0。由於Gd和Yb在沉積過程中受地質作用的干擾較小，一旦封閉到沉積地層中，它們的含量就很難改變，因而可用它們判別母岩的特性。同樣Gd/Yb的比值也是一個常用的判斷沉積地層相對時間的方法，它具有隨著地層時代的變新而逐漸變小的特點(邵磊等，2001)。
圖3.10 川東南-湘西志留系小河壩砂岩La/Yb-∑REE圖解(底圖據Alleyre，1978)
川東南-湘西地區小河壩組砂岩37件Gd/Yb比值分析表明(圖3.11)，總體以2.0為界，樣品數值全部在1.5～2.86，比較集中。可能反映其源岩類型比較單一。約76%的樣品小於2.0。表明研究區志留系小河壩組砂岩的源岩地層時代主要以後太古宙地層為主;同時含有少量的太古宙地層的源岩。
圖3.11 川東南-湘西地區小河壩組GdN-GdN/YbN關系圖
E. 白雲鄂博式鐵鈮稀土伴生螢石礦床
典型礦床：白雲鄂博鐵鈮稀土伴生螢石礦床
一、礦床概況
1.礦床名稱
內蒙古自治區白雲鄂博鐵鈮稀土伴生螢石礦床。
2.地理位置
白雲鄂博鐵鈮稀土伴生螢石礦床分為主礦、東礦、西礦和東介勒格勒4個礦段。位於內蒙古自治區包頭市白雲鄂博鐵礦區，地理坐標：東經109°58′06″，北緯29°27′53″。
3.礦床類型、資源儲量、規模、品位、勘查程度和開發情況
白雲鄂博鐵鈮稀土伴生螢石礦床，主要礦產為鐵、鈮、稀土，螢石為伴生礦產。
該礦床成因類型為沉積交代型。
1927年，丁道衡隨中瑞西北科學考察團到西北考察，取道烏盟草原，發現了白雲鄂博鐵礦。1950年至1954年，地質部四一二地質隊對該礦床主礦、東礦、西礦進行了勘探，對東介勒格勒礦段進行了普查。
1956年該礦山開采之後，中蘇合作隊和地質部一零五隊又先後對礦床中的稀土、稀有元素做了研究工作。1975年至1977年，包頭鋼鐵公司勘探隊等單位進行了補充勘探工作，提交了《白雲鄂博鐵礦主東礦儲量計算說明書》，估算了主礦、東礦鐵礦資源量，提交了一個大型鐵礦。
1978年至1980年中國有色金屬工業總公司內蒙古地質勘探公司對白雲鄂博西礦進行了勘探，提交了《內蒙古自治區包頭市白雲鄂博鐵礦西礦地質勘探報告》，提交了鐵礦石儲量、伴生稀土礦儲量、伴生和共生鈮礦儲量。
白雲鄂博鐵鈮稀土伴生螢石礦床的勘查工作未估算伴生螢石礦資源量。
白雲鄂博鐵鈮稀土伴生螢石礦床目前正在開采。
4.所屬Ⅲ，Ⅳ級成礦區帶
白雲鄂博鐵鈮稀土伴生螢石礦床位於Ⅲ級成礦區帶Ⅲ-58-①華北陸塊北緣西Au-Fe-NbREE-Cu-Pb-Zn-Ag-Ni-Pt-W-石墨-白雲母成礦帶，白雲鄂博-商都Au-Fe-Nb-REE-Cu-Ni-Pt成礦亞帶。
5.區域成礦地質條件
（1）大地構造位置
該礦床所在大地構造位置屬華北陸塊區，礦床位於天山-陰山緯向構造帶中段，白雲鄂博復背斜構造帶中。
（2）區域地層
區域上出露的地層和岩性有太古界二道窪群綠色結晶片岩，元古界白雲鄂博群變質岩，志留系和石炭系淺變質岩，侏羅系沉積岩和火山岩系及新近系和第四系。區內地層強烈褶皺變質，斷裂發育，岩漿岩多種類、多期次侵入，地質情況異常復雜。
（3）區域構造
區內褶皺有加里東期早中期褶皺、加里東期晚期褶皺和華力西期中晚期褶皺。
區內斷裂構造發育，後期對早期斷裂有繼承，有切割。加里東期以東西、北西、北西西、南北向逆斷層為主，正斷層次之，還有平推和性質不明斷層。華力西期主要是北東、北北東向逆斷層或逆掩斷層。燕山期除繼承和發展早期斷裂外，見有北北東向平推斷層。以加里東期和華力西期斷裂與金屬礦產關系密切。
（4）區域岩漿岩
岩漿岩分布廣泛，分4期14次侵入。加里東期中期為一次侵入，岩性為超基性岩，多呈岩脈產出，侵入於白雲鄂博群。加里東期晚期分3次侵入，岩性為壓碎、破碎花崗閃長岩、黑雲母花崗閃長岩、斜長角閃岩和斜長花崗岩，其中斜長角閃岩和斜長花崗岩侵入於白雲鄂博群。華力西期中期分5次侵入，岩性為中細粒花崗閃長岩、黑雲母花崗閃長岩、斑狀黑雲母花崗岩、黑雲母二長花崗岩。華力西期晚期分6次侵入，主要岩性為斜長角閃岩、閃長岩、石英閃長岩等。
（5）區域變質岩
分為接觸變質岩、混合岩、動力變質岩和區域變質岩。接觸變質岩為角岩、板岩和矽卡岩。區域變質岩為片岩、雲母石英片岩等。
二、礦床地質特徵
（一）礦區成礦及控礦地質條件
1.地層
礦區出露地層有元古界白雲鄂博群、火山岩系、古近系和第四系（地質部四二一地質隊，1954；包頭鋼鐵公司勘探隊，1977；中國有色金屬工業總公司內蒙古地質勘探公司，1987）（圖10-1）。
圖10-1 白雲鄂博鐵鈮稀土伴生螢石礦床地質圖
1—白雲鄂博群第一岩段；2—白雲鄂博群第二岩段；3—白雲鄂博群第三岩段；4—白雲鄂博群第四岩段；5—白雲鄂博群第五岩段；6—白雲鄂博群第六岩段；7—白雲鄂博群第七岩段；8—白雲鄂博群第八岩段；9—白雲鄂博群第九岩段；10—花崗岩；11—閃長岩；12—混合岩；13—鐵礦；14—推測逆斷層；15—地質界線；16—推測地質界線；17—推測正斷層
白雲鄂博群 白雲鄂博群與其上部火山岩系及古近系紅層呈不整合接觸，已出露的岩層總厚度大於3000m，岩層一般為東西走向。受強烈褶皺及斷裂作用，這一地區的主要岩石為石英岩、板岩、白雲岩及石灰岩。按岩性自下而上分為9個岩段，即H1～H9。
H1：暗色板岩、粗粒石英岩，上部為灰白色粗粒長石石英岩，厚198m。
H2：塊狀中細粒白色石英岩，層理不明顯，厚277m。
H3：下部為黑色板岩，上部為黑色及灰色板岩，局部夾紫黑色鐵質細條，厚454m。
H4：下部為灰黑色中粒石英岩，中部為灰色長石石英岩與灰黑色板岩互層，上部為灰黑色石英岩，厚293m。
H5：灰黑色薄層板岩，上部含有石灰岩及砂岩薄層，厚178m。
H6：下部為灰黑色細粒鈣質石英岩，上部為棕色、灰色長石石英岩。厚308m。
H7：灰色、灰黑色板狀含石英顆粒、含泥石灰岩及灰白色粗粒含長石石英岩。厚433m。
H8：深灰、黑色板狀泥質石灰岩，本層分布范圍較廣。在背斜南部出露者，岩性為白色或淡棕色結晶白雲岩，並略呈片狀構造。白雲岩的分布與鐵礦分布有著密切關系，是鐵礦賦礦層位。白雲岩大部分均受礦化作用的影響而呈棕色，其中大部分含稀土礦物及星散狀螢石。厚524m。
H9：石英岩板岩。本層分布廣，北部岩石主要為灰黑色薄層板岩，厚度變化大。南部岩石主要為黑色緻密硅質板岩，岩層中常夾有白雲岩的薄層或透鏡體。本層與花崗岩接觸處，常受熱力變質作用形成角頁岩，出現黑雲母、紅柱石、堇青石等變質礦物。
火山岩系 火山岩系分布於礦區北部，露頭呈北西西-南東東向延展，覆於白雲鄂博群H8，H9之上，與其呈不整合接觸。下部主要為安山岩、石英安山岩，上部主要為流紋岩，局部地區見火山集塊岩，岩石風化程度較高。該火山岩系不整合覆於白雲鄂博群之上，但為花崗岩所侵入，其形成時代應晚於白雲鄂博群，而較花崗岩形成時間略早。
古近系 出露在礦區北部凹地中，為紅色地層，主要為礫岩、砂岩和頁岩。岩石疏鬆，未受劇烈的擠壓及變質作用。
第四系 主要為沖積物、坡積物，厚度變化較大，一般在11～300m之間。
2.構造
褶皺 白雲鄂博附近為一大復背斜，軸向東西。由於錯綜的逆斷層，使構造更加復雜，大背斜中的小背斜和小向斜也呈各種各樣的形式出現，因地段不同，其傾斜方向和傾角也有不同。礦區內主要有寬溝背斜、北部向斜、南部向斜等褶皺構造。
南部向斜 寬溝背斜南翼岩層，由老而新，至主礦、東礦之南，H8岩層重復出現，造成以 H9硅質板岩為軸部的向斜構造，軸向東西，鐵礦即賦存於向斜兩翼的白雲岩中。
斷層 礦區內斷層發育，主要為東西向逆斷層和南北向橫斷層。逆斷層有寬溝背斜北翼逆斷層、寬溝背斜南翼逆斷層、南部向斜南翼逆斷層。寬溝背斜北翼逆斷層，斷距極大，整個白雲鄂博群中部的岩層均受此斷層影響而缺失。寬溝背斜南翼逆斷層之東段南支斷層，東起巴音博格都北部，向西經過主礦體、東礦體至烏托烏花與北支斷層合並。斷層從H4與H8之間通過，使H4與H8之岩層斷失。
由斷層破碎帶中所見到的顯著交代作用和鐵礦礦化及礦體並未受斷層影響等事實證明，白雲鄂博礦區的主要斷層及主礦西部之橫斷層形成於成礦作用之前。鐵礦及其圍岩白雲岩都呈東西向分布，礦體附近無顯著的東西走向斷層，據此認為礦體分布與東西向的褶皺有關，特別是白雲岩的緊密褶皺及其延展方向有關系（地質部四二一地質隊，1954）。
3.岩漿岩
礦區內岩漿岩主要為侵入岩，位於礦區的南部和西部，主要岩性為花崗岩、片麻狀花崗岩、閃長岩和酸性岩脈。
花崗岩體以岩盤、岩株出露於礦區南部及礦區以西以北外圍，侵入於白雲鄂博群及火山岩中，一般東西向延長。礦區南部花崗岩與白雲鄂博群的接觸地區有混雜岩帶出露。
4.變質岩
白雲鄂博附近的白雲鄂博群曾受過輕微的區域變質。由於花崗岩所產生的混合作用、熱力變質及廣泛的交代作用，致岩石原有的輕微區域變質現象，均被後期作用所掩蓋。
5.圍岩蝕變
主要的圍岩蝕變有鐵礦化、鈉閃石化、霓石化、螢石化、長石化、雲母化。隨著岩性的不同和距離鐵礦體的遠近，蝕變種類和強弱程度也有所差異，一般近礦圍岩蝕變作用強，鈮、稀土含量高，遠礦圍岩蝕變和礦化作用弱。
（二）礦床特徵
1.礦體特徵
白雲鄂博鐵鈮稀土伴生螢石礦床分為4個礦段，即主礦、東礦、西礦和介勒格勒礦（圖10-1）。主礦和東礦每個礦段只有一個礦體，西礦分為11個礦體。礦體均賦存於白雲鄂博群H8岩段中。
主礦礦體：礦體東西延長1250m，南北寬415m，向下延伸達970m，為本區最大礦體。礦體走向近於東西，傾向南，傾角45°～57°。礦體呈豆莢狀，中部寬，向兩端逐漸變窄，上部寬，向下逐漸尖滅。縱向上，因夾層形成礦體的分叉現象，夾有一個含鐵礦的雲母岩螢石帶。
螢石帶構成主礦主要夾石，地面、地下分布極廣（圖10-2）。
圖10-2 白雲鄂博鐵鈮稀土伴生螢石礦床主礦剖面圖
1—表面堆積；2—鐵礦碎塊堆積層；3—第四系；4—鐵礦；5—褐鐵礦；6—菱鐵礦；7—螢石帶；8—鈉角閃石岩；9—鈉輝石岩；10—鈉長石岩；11—白雲岩；12—石灰岩；13—雲母岩；14—板岩；15—基性岩脈
東礦礦體：礦體東西長1200m，南北最寬350m，向下延伸（斜深）400～800m，為本區第二大礦體。礦體傾向南東，傾角58°。礦體西段窄，東段寬。礦體東段出現分叉尖滅。東段礦體夾有一個含鐵礦的鈉輝石岩螢石帶。
2.礦石特徵
（1）礦石自然類型
礦石自然類型主要為塊狀、條帶狀、層紋狀和浸染狀礦石。
塊狀礦石 主要由鐵礦礦物組成，僅含少量脈石礦物，大致相當於高品位礦石，包括磁鐵礦石、赤鐵礦石、假象赤鐵礦石。
條帶狀、層紋狀和浸染狀礦石 由於脈石礦物的增加，大致相當於中低品位礦石，一般含有相當數量的稀土礦物，根據其他主要脈石礦物的種類及含量，可以進一步分為富螢石的礦石、富鈉輝石的礦石、富鈉角閃石的礦石、富雲母的礦石和富白雲石的礦石。
富螢石的礦石：含螢石、稀土礦物較多，礦石主要呈層紋狀和條帶狀。
富雲母礦石、富白雲石礦石：含雲母、白雲石，均含有螢石。
（2）礦石工業類型
按全鐵含量分為高品位礦石、中品位礦石、低品位礦石3種。中品位礦石又分為中品位螢石型礦石、中品位鈉輝石型礦石。低品位礦石含脈石礦物較多，其中以螢石、鈉輝石、稀土礦物為最主要。其工業類型又分為低品位螢石型礦石、低品位鈉輝石型礦石。
（3）礦石結構、構造
礦石結構 粒狀、柱狀、半自形晶和粒狀變晶結構等。
礦石構造 塊狀構造、條帶狀構造、層紋狀構造和浸染狀構造。
螢石一般呈粒狀，偶見立方體。顏色淡紫至黑紫，無色者偶也見之。在磁鐵礦中的螢石，常充填於磁鐵礦晶粒之間，也常與鱗片狀赤鐵礦、重晶石、稀土礦物呈層紋狀、條帶狀產出。
（4）礦石礦物組成
主要有磁鐵礦、赤鐵礦、褐鐵礦、磷灰石、黃鐵礦、方鉛礦、重晶石、白雲石、方解石等，礦石中含有大量稀土礦物、螢石、鈉輝石、鈉角閃石、雲母等。
螢石在礦體中普遍存在，隨礦石品位增高而逐漸遞減。局部富集呈螢石帶，形成夾石。在上下盤礦體部分含量較高，中心部分及礦體外圍含量較低。據大量標本鑒定結果，高品位礦石中螢石含量在10%以下，中品位螢石型礦石中含量10%～18%，低品位螢石型礦石中含量15%～24%。
三、礦床成因與成礦模式
（一）礦床成礦及控礦因素
1.地層對成礦的控制
白雲鄂博鐵礦均賦存於白雲鄂博群H8岩段中，在其他岩性段中未見大的礦體存在。
2.岩性對成礦的控制
白雲鄂博鐵礦均賦存於白雲鄂博群H8岩段白雲岩中。而在其他岩性段中未見礦體存在，礦體嚴格受白雲岩控制。
3.侵入岩對成礦的控制
本區鐵鈮稀土伴生螢石礦床的成礦地帶與其南之花崗岩基邊緣大致平行；在花崗岩體中也見有稀土礦物褐簾石細脈，說明稀土元素可能來自花崗岩；礦體和圍岩中有大量含鈉礦物，可能與富鈉酸性或偏酸性岩漿有關。東介勒格勒的花崗岩中含有螢石顆粒，說明本區含螢石礦床與花崗岩有密切的成因關系（李毓英，1959）。
（二）礦床地球化學特徵
1.硫同位素
為探討白雲鄂博鐵鈮稀土伴生螢石礦床的成因，許多學者做了大量的硫同位素測定工作。1979年，楊風筠做了主礦、東礦礦體的方鉛礦、黃鐵礦硫同位素測定，主東礦鐵礦體δ34S=-3.7‰～+7.8‰，平均δ34S=2.93‰。西礦δ34S=-4.2‰～+4.0‰，平均δ34S=0.52‰。認為白雲鄂博礦床硫化物的成因明顯的不同於32S大量富集的變化范圍較寬的典型生物型的硫化礦物，也不同於絕大部分的硫來自海水硫酸鹽的海相沉積硫化物，其中硫和一部分成礦物質主要來自深部，並可能與火山成因有關。白鴿等認為可能是與海相火山噴溢作用有關（白鴿等，1983）。
賴小東等（2012）做了該礦床白雲岩的硫同位素分析，其結果為全岩的硫同位素組成在硫同位素分布直方圖中出現兩個比較明顯的峰值，一個在0‰左右，平均值為+0.02‰，具有深源特徵；另一個在+8‰左右，平均值為+6.88‰，明顯高於幔源硫。認為全岩及硫化物的硫有兩個來源：地幔和海水。
2.稀土元素
白鴿等（1983）認為白雲鄂博鐵鈮稀土伴生螢石礦床的稀土元素球粒隕石標准化形式為中等分餾程度的富集型，輕稀土元素相對富集，重稀土元素相對虧損，略具負銪異常。
（三）成礦時代
白雲鄂博鐵鈮稀土伴生螢石礦床的成礦時代有著不同認識。章雨旭等（2008）認為白雲鄂博礦床的賦礦圍岩為白雲鄂博群中部的白雲岩，成礦年齡必定晚於白雲鄂博群賦礦白雲岩及其下伏岩層的年齡。
白雲鄂博群H8岩段白雲岩的成因，有著不同的觀點。周振玲等（1980）、劉鐵庚等（1985）、認為是岩漿碳酸鹽岩。曹榮龍等（1994），楊曉勇等（2010），孟慶潤等（1982，1992）認為白雲岩是沉積成因。孟慶潤等（1982）通過大量野外和室內工作，認為該層白雲岩有一定的層位，與上覆下伏岩層整合接觸，是一套連續、漸變過渡的沉積。岩層中殘留一些原生的沉積構造如微波狀紋理、水平條紋構造、條帶狀構造、包卷層理和原始沉積的生物碎屑結構、亮晶藻鮞內碎屑結構及含陸源碎屑結構等，在白雲岩中發現有藍綠藻的藻灰結核、菌藻類化石和孢子化石等，認為該層白雲岩屬於沉積形成。
孫淑芬（1992）、喬秀夫等（1997）根據地層中的古生物證據認為白雲鄂博群形成時代不早於震旦紀，可能是震旦紀至奧陶紀。
章雨旭等（2008）對收集到的白雲鄂博礦床礦石、礦物及碳酸岩牆和上覆板岩的Sm-Nd年齡數據進行了計算和分析，認為可以採用白雲鄂博礦床輝鉬礦的Re-Os模式年齡（439±8Ma）或黃鐵礦Re-Os等時線年齡（439±86Ma）為白雲鄂博的成礦年齡，時代為寒武紀—奧陶紀。這與賦礦地層的古生物化石年代相符。
（四）成礦作用及成礦模式
關於白雲鄂博鐵鈮稀土伴生螢石礦床的成因，有著不同觀點，主要有①沉積成岩，後期熱液交代（李毓英，1959；孟慶潤等，1992）；②與碳酸岩岩漿侵入作用有關（周振玲等，1980；劉鐵庚，1985；楊學明等，1998）；③幔源碳酸岩流體噴溢同生沉積及富稀土地幔流體對沉積碳酸鹽岩的交代成礦（白鴿等，1983）；④海相火山碳酸岩岩漿成礦-火山沉積成因（袁忠信，2012）；⑤同生沉積成礦，又有後期疊加的交代成礦（曹榮龍等，1994；楊曉勇，2010）。
筆者認為白雲鄂博H8白雲岩的宏觀沉積證據充足，又有流體交代作用證據，同意並採用白雲鄂博鐵鈮稀土伴生螢石礦床為同生沉積成礦，又有後期疊加的交代成礦的觀點。
寒武紀至奧陶紀，白雲鄂博地區地殼拉張裂陷形成斷陷盆地，來自地幔的富稀土鈮鐵等成礦物質的碳酸鹽流體沿斷裂上升，在海底斷陷盆地發生海底噴氣-沉積，形成碳酸鈣和鐵鈮稀土的沉積物，由於碳酸鈣的沉澱，鹵水中Mg2+濃度增高，大部分泥晶方解石受鎂的同生交代轉變為白雲石，形成微礦化白雲岩和礦化白雲岩。
在後期的變質變形過程中，原生沉積的赤鐵礦發生重結晶變為磁鐵礦，同生成礦物質向褶皺的軸部集中，形成厚大鐵鈮稀土伴生螢石礦。
燕山期，隨著花崗岩的侵入，礦床受到改造，形成現今之面貌。
四、區域成礦要素
1.白雲岩
白雲鄂博鐵鈮稀土伴生螢石礦床賦存於白雲岩中，白雲岩是該類型螢石礦床的必要成礦要素。
2.地層
該類型礦床受白雲鄂博群H8岩段控制，其他岩段未見礦體存在，白雲鄂博群H8岩段是該類型螢石礦床的區域成礦必要要素。
3.侵入岩
侵入岩在該類型礦床的後期改造中起到了一定作用，是該類型礦床區域成礦的重要要素。
F. 稀土元素的地質指導示作用
稀土元素的地化性質：（1）它們是性質極為相似的地球化學元素組，在地質專-地球化學作用過屬程中整體活動（2）它們的分餾情況能靈敏地反應地質-地球化學作用的性質，有良好的示蹤作用（3）除經受岩漿熔融外，稀土元素基本上不破壞它們的整體組成特徵（4）在地殼各岩石中分布廣泛。
G. 元素分析在地質學研究中的意義
稀土元素作為一組揭示成礦物質來源、成礦條件及礦床成因的示蹤劑元素,在岩內石學領域特別是在岩容漿岩及岩漿起源及演化方面已得到廣泛應用[2?3],而稀土元素在礦床學領域的應用研究特別是同一成礦系統不同成礦類型的稀土特徵研究相對薄弱。目前,有關磁鐵礦、鉛鋅礦和銅多金屬礦等單一成礦類型礦床的稀土元素地球化學的應用研究[4?9]已經很多,而運用稀土元素地球化學特徵來釐定成礦系統並討論成礦作用疊加及演化的稀土地球化學行為卻少有報道。
H. 什麼地質有稀土，怎麼區分稀土
鹼性。不長植物
I. 影響煙草質量的主要地質因素
1.營養元素對煙草的影響
（1）稀土元素
湖南農學院1990年研究，施用稀土，煙葉產量增產5.7%～8.8%，桂陽烤煙研究所年施用稀土，畝產可提高20%～30%，優級煙可增加10%以上，外省亦有類似報道。因此稀土對烤煙生長是一種很有益的元素，據此分析江華濤圩烤煙產量和質量在國內名列前茅並優於雲煙（表3-27），是與該類型岩石含稀土高有直接關系，該處除地層岩石（成土母質母岩）含稀土外，在濤圩南為姑婆山花崗岩體（圖3-16），它有離子吸附型稀土礦床，通過地表水和地下水，都可將稀土攜帶至煙田。因此在該岩體以及九嶷山岩體（有離子吸附型稀土礦化）周圍（道縣、藍山、寧遠）種植烤煙質量皆優。
圖3-16 石炭系下統岩關階灰紅壤烤煙種植區分布略圖（1∶50萬）
（2）鉀
鉀能促進煙草體內的碳氮代謝，協調煙葉中的化學成分，對加強煙支的燃燒性和持久性有決定性作用。因此鉀是影響煙葉生產的一個重要營養元素。雲南、貴州等省研究表明，地質體中含鉀豐富與否，對煙的宜種性至關重要，湖南農學院[16]研究，對煙草施鉀肥後，產量比對照高6.7%～11%，且外觀品質好，色澤純正，油分充足，中上煙比例，均價等都有不同程度的提高，這一點也就證實了鉀對煙草生產的重要性。本項研究在實地考察煙田時，對地質體的岩石、土壤采樣進行了元素分析，其中有效態含量列於表3-28，由表可知，土壤中有效鉀含量在前述產優質煙的地質體類型中毫無例外地都高，而石灰岩紅壤類型的桂陽樟市煙葉質量差，其有效鉀就低很多。
（3）其他微量元素
由表3-28所列數據可以看出，省內優質煙「樟片」、「流片」所處地質體類型的Zn,Cu,Ca都高，特別是Ca高出很多，在本項研究所采土壤樣品中，當屬最高含量之列：第四系紅土和紅層紫色土類型，微量元素有變化，有高有低，但總的說來還是比較高的；而石灰岩紅壤類型甚為貧乏。可見這些元素，可以影響烤煙質量，故湖南農學院[19]對煙草噴施鋅等微肥後，煙葉比對照增產6.3%～6.7%，同時提高了中上等煙葉比例。
表3-28 烤煙土壤元素有效態含量（10-6）和pH值
2.pH值
從表3-28可知，產優質煙的土壤pH值都為鹼性，而第四系紅土類型中至酸性，石灰岩紅壤則為酸性。因此，種植優質煙以鹼性土為宜。
3.土壤質地
從本項研究的五個地質體類型中，紅層含礫紫砂和紫色土、泥灰岩夾砂、頁岩飯石土（灰紅砂壤）及部分第四系紅砂土，土壤粘粒和砂粒含量適宜，土壤通透性好；石灰岩紅壤黏性大，通透性差。因此前者有利於煙草生長，可產優質煙。
J. 模型四十八 風化殼離子吸附型稀土礦床找礦模型
一、概 述
風化殼離子吸附型稀土礦 ( 也稱風化淋積型礦床) 是稀土礦床重要類型之一，是中國首次發現和確定的在適宜氣候和地貌條件下形成的外生礦床。該類型礦床是由含稀土的花崗岩類和火山岩類在溫濕氣候和低山丘陵地貌等表生條件下經過強烈風化作用，所含的稀土元素以離子形式被釋放出來，隨滲透水遷移到風化殼的下部，被風化形成的黏土礦物表面所吸附，經多次的遷移、吸附，富集而形成的稀土礦床。
鄧志成 ( 1988) 將稀土礦分為兩大類: 一類是原生稀土礦床，以白雲鄂博超大型稀土礦床為代表; 另一類是與酸性岩類風化作用有關的稀土礦床，包括風化殼離子吸附型稀土礦床、風化殼砂礦型稀土礦床和濱海砂礦型稀土礦床 3 種。其中，風化殼離子吸附型稀土礦床是我國較具特色的一種稀土礦，具有重要的經濟價值，在我國華南地區特別是南嶺地區廣泛分布 ( 圖 1) 。風化殼離子吸附型稀土礦按工業利用還可分為富鈰輕稀土礦床及富釔重稀土礦床兩類。輕稀土礦床以江西尋烏河嶺礦床為代表，除此之外尚有江西尋烏南橋、贛縣坳子下、信豐安西以及廣西岑溪岸村等，均構成大型礦床;重稀土礦床以江西龍南足洞礦床為代表，除此之外尚有廣東揭陽五經富、廣東新豐來石等，也都具大型礦床規模。
圖 4 中國江西足洞原礦稀土含量與粒度的關系圖( 引自張祖海，1990)
( 5) 礦體特徵
礦體呈層狀、似層狀分布於全風化花崗岩層的中、下部及半風化花崗岩層的上部，品位自上而下呈弱—強—弱變化趨勢。礦體形態在平面上隨地形變化呈似層狀的條帶，在剖面上礦體隨地形起伏呈現連續的彎月形和透鏡狀，由山脊向兩側延伸。礦體厚度一般為 10m，有的厚度達 30m，嚴格受地形和岩體風化程度限制。礦體厚度變化一般具有如下特徵: 緩坡的礦體比陡坡的礦體厚度大; 寬闊渾圓的山頭比狹窄山頭厚度大; 從山頂至山腰、山腳厚度逐漸變小; 覆蓋層在山頂處較薄 ( 有時岩體還會出露地表) ，山谷及坡腳較厚。另外，岩石風化程度與礦化呈正比關系，風化程度越高，風化殼厚度越大，礦化就越好; 風化越深，岩石粒度越細，稀土含量就越高 ( 圖 4) 。江西河嶺礦區稀土平均品位≤0. 1%的探井的風化殼厚度均 ＜ 9m，而風化殼厚度≥9m 的地段，稀土品位均 ＞0. 1%。
( 6) 稀土元素賦存狀態
未風化花崗岩與全風化花崗岩的稀土元素賦存狀態有很大差別。未風化花崗岩的稀土元素一部分以獨立稀土礦物，如褐簾石、獨居石，分布在岩石中，大部分呈微細粒或少量的類質同像分散在造岩礦物、含稀土礦物和金屬礦物中，而且在不同岩相相帶中稀土元素含量也有所不同。過渡相有15. 9% 的稀土元素分布在稀土礦物中，有 3. 7% 分布在含稀土礦物中，有 32% 分布在造岩礦物中。中心相有 17%的稀土元素分布在稀土礦物中，有 15% 分布在含稀土礦物中，造岩礦物所含稀土元素為23% 。而在全風化花崗岩中，稀土元素有 70% 吸附在黏土礦物中，稀土獨立礦物消失，而分散在石英、長石、雲母中的稀土元素占 28. 34%，在磁鐵礦、鋯石、鈦鐵礦中稀土元素只佔 0. 6%。這種稀土元素絕大部分 ( ＜71%) 被黏土礦物吸附，符合離子吸附型礦床的特點 ( 黃金七，2008) 。
( 7) 風化殼礦化模式
稀土礦化在垂直方向上具有明顯的分層性，而沿水平方向變化不大。表生作用促使原岩分解和元素選擇性遷移、富集，進而形成不同成分的風化殼。據含礦花崗岩、混合岩及火山 － 次火山岩風化殼的發育特徵，張祖海 ( 1990) 認為風化殼結構模式自上而下可分為腐殖層、殘坡積層、全風化花崗岩層和半風化花崗岩層 ( 圖 5) ，各層間無明顯界線，為漸變過渡關系。其風化殼的厚度各處不一，變化較大，與所處的地形位置有關。
1) 腐殖層 ( 圖 5A) : 呈灰褐色，含大量植物根莖。主要由黏土、石英及腐殖物組成。厚0 ～ 1m。
2) 殘坡積層 ( 圖 5B) : 呈土黃—磚紅色，含少量植物殘骸。主要由 ( 含鐵) 黏土、石英及少量岩石碎塊組成，結構疏鬆。厚 0. 3 ～1m。上述兩層品位較低，一般在 0. 02%以下。
3) 全風化層 ( 圖 5C) : 呈黃白—淺紅色。80% 由黏土礦物和石英組成，其餘為鉀長石和白雲母。結構疏鬆多孔易碎。厚度一般 4 ～10m，約占整個風化殼厚度的 60% 以上。由於該層位是風化殼中長期穩定發育的主體部分，且恰好與稀土離子垂直滲濾途中的濃集部位相吻合，故其黏土礦物吸附稀土離子達到了最佳狀態。因此，該層稀土礦化最富，品位最高達 0. 25%，為礦體的主要賦存層位。
4) 半風化層 ( 圖 5D) : 基本保持原岩顏色和結構，但長石已風化成高嶺土和絹雲母，黏土礦物含量低於 30%。厚度以 2 ～3m 居多。進入此層礦化減弱、品位降低。D 層之下即為基岩———成礦母岩，未風化。
輕、重稀土在風化殼垂直方向上的分層富集現象明顯，即輕稀土一般在全風化層中部富集，而重稀土多在全風化層下部最富集。此類型的輕稀土礦床中，Ce 從半風化層到全風化層，隨著風化程度的加深而逐漸虧損，但是到了腐殖層又富集起來。La、Nd 的遷移富集規律與 Ce 正好相反。它們從半風化層到全風化層逐漸富集，到全風化層上部其富集程度有所降低，表層明顯貧化。殘坡積層中 Ce高於 La，全風化層中 Ce 低於 La 是該類礦的特點。總體上輕重稀土在垂直方向上表現相同，即都呈現上下兩頭小、中間大的 「凸」字形。
圖 5 風化殼垂直剖面結構模式圖( 據張祖海，1990，修改)
三、礦床成因和找礦標志
1. 礦床成因
含稀土花崗岩類在地表遭受風化作用時，其所含的硅酸鹽和稀土礦物一起被破壞、分解，釋放出來的稀土元素以離子狀態進入到水溶液中。隨著水溶液的滲透，稀土元素由風化殼上部向下遷移。在遷移過程中，隨 pH 值的增加，溶液偏鹼性 ( pH 值約為 6. 8 左右) ，使得稀土元素呈氫氧化物或碳酸鹽沉澱，降低了稀土元素的遷移能力，而被高嶺石、埃洛石、水雲母等黏土礦物所吸附，使稀土離子在風化殼中得以富集。風化殼上部黏土礦物中的稀土元素較容易從礦物中被解吸，淋溶下來隨水繼續向下遷移和吸附，稀土離子再被黏土礦物吸附固定，這樣遷移、吸附、解吸、再遷移、再吸附反復循環，最後在全風化層中形成具工業規模的風化殼離子吸附型稀土礦床。在此過程中，稀土離子之所以能被高嶺石等黏土礦物所吸附，是因為黏土礦物粒度較小，具有較大的比表面積，加上黏土礦物的表面常因破鍵而出現未飽和的過剩負電荷，需要吸附介質中的陽離子以維持電介平衡，風化殼中的鉀、鈉、鈣等鹼金屬和鹼土金屬因活性大而易於不斷遷移，而稀土離子活動性較小，得以被黏土礦物所吸附。
值得一提的是，風化殼離子吸附型礦床的形成主要是內外生條件的平衡統一的結果，由此，王倫等 ( 1988) 提出了 「四元一體」的成礦模式:
1) 成礦母岩具有必要的最低稀土濃度。如: 贛南地區稀土礦富集度最高為 6. 95，平均為 3. 98。按照成礦母岩稀土濃度與風化殼成礦富集度的關系，花崗岩類稀土濃度最低不小於 170 ×10－ 6。在其他條件相近時，母岩稀土濃度越高對成礦越有利。
2) 成礦母岩應具有易風化解離的稀土賦存狀態類型。即稀土載體礦物主要為硅酸鹽礦物和氟碳酸鹽礦物以及某些熱液蝕變富集稀土礦物類。而磷酸鹽礦物，如獨居石型和磷釔礦以及稀土鈮鉭酸鹽礦物較難風化，不利於形成離子吸附型稀土礦床。
3) 風化殼的地形相對切割深度對成礦的控制。風化殼主要是在第四紀以來形成的，地貌形態受到新構造運動的制約。花崗岩類面型風化殼主要發育在低丘和中丘地貌區，且分布在中、低地貌區的二級階地以上的低緩夷平面內，其海拔標高在 150 ～500m，相對切割深度在 30 ～1000m 之間。
4) 風化殼的 pH 值控制著稀土元素的富集和賦存部位。風化殼中稀土總量與 pH 值呈拋物線型函數關系，當 pH 值為 6 ～6. 5 時，稀土總量的平均值最高，易於形成較厚的風化殼，對吸附有利。風化殼在垂直剖面由下而上 pH 值呈規律地遞減。全風化層中的中下部 pH 值為 5. 7 ～6. 9。因此，此層為礦化富集區。江西不同礦區風化殼 pH 值變化范圍和峰值不相同，安西平均 pH 值為 4. 5 ～5. 5，河嶺為 5 ～5. 5，足洞為 6 ～6. 5，南橋為 6. 5 ～7. 0。安西礦區由於地形平緩風化較深，風化殼 pH 值偏酸性，南橋礦區成礦母岩富鹼風化程度較低，故風化殼偏中性至弱鹼性，江西河嶺及足洞兩個礦區特徵介於二者之間。
2. 找礦標志
( 1) 地理氣候、地形地貌標志
相對穩定的緯度帶 ( 北緯 22° ～ 29°) ，特別是北緯 24° ～ 26°的亞熱帶溫濕氣候有利於風化殼發育。其充沛的雨量，茂盛的植被、明顯的季節性氣候交替以及較好的排水條件等，是形成花崗岩類岩體風化殼的先決條件。
高差不大 ( 一般 250 ～60m) 的丘陵對形成風化殼礦床最為有利，因為它能保證降水滲透到潛水面並由局部的侵蝕基準造成的排水條件，以促使其發生積極的化學作用，產生次生富集。風化殼的厚度嚴格受地形起伏的控制，在地形平緩的圓頂、緩坡等地，厚度較大; 在被沖刷的溝底，厚度較小，甚至為零。
該類型礦床地形地貌特徵可分為兩種，一種為饅頭狀小山包，風化殼保存程度屬裸腳式，即山腳部分基岩裸露; 另一種以較大的山包為主，礦區處於低山區，風化殼保存程度為全覆式，基岩很少出露，礦體多分布在較大面積的山坡上。
( 2) 風化層標志
花崗岩的自交代作用中，發生鉀交代和鈉交代時，能析出大量的稀土礦物，故微斜長石化 ( 鉀化) 和鈉長石化 ( 鈉化) 以及大量的長石風化的過渡現象，是這類礦床鮮明的地質標志。礦體周邊半風化和未風化的原岩以及風化殼中的風化物，通常具有以下標志:
1) 富鈉長石細粒鋰雲母花崗岩，一般含氟碳鈣釔礦、黃釔鉭礦，其風化殼內有細粒石英和鋰雲母的殘留等，是找重稀土元素離子吸附型礦床的標志。
2) 富鉀長石粗粒或中粒鋰黑雲母花崗岩，其中常有鈉長石脈充填於內，一般含氟碳鈣釔礦、硅鈹釔礦、磷釔礦。風化殼內殘留有中、粗粒石英和鋰黑雲母，是找重稀土元素離子吸附型礦床的標志。
3) 海西—印支期粗粒二雲母花崗岩，風化後常形成富銪輕稀土元素離子吸附型礦床。
4) 富鉀長石中、粗粒鐵黑雲母或鐵葉黑雲母花崗岩的風化殼內，殘存有褐釔鈮礦、獨居石等礦物，其邊緣相鈉高於鉀，是找重稀土元素離子吸附型礦床的標志 ( 常伴生鈧) 。
5) 富鈉長石中、細粒鐵黑雲母 ( 少量白雲母) 花崗岩，風化後殘留中、細粒石英和鐵黑雲母，是找輕稀土元素離子吸附型礦床的標志。
6) 含鈮鉭礦物的花崗岩風化殼礦區及外圍可能找到花崗岩風化殼離子吸附型稀土礦床。
7) 含稀土礦化花崗岩風化殼中，多水高嶺石、高嶺石、水化黑雲母等黏土礦物富集地段是稀土元素離子吸附型礦床的富集區。
另外，岩石風化程度越高，風化殼厚度越大，岩石粒度越細，越有利於礦化。
( 3) 構造地質標志
不同級次的斷裂具有不同的控礦功能: 主要斷裂控制礦帶，次級斷裂控制礦區，低級斷裂和密集的裂隙控制礦床。如在南嶺地區，燕山早期礦化花崗岩受南嶺 EW 向復雜構造帶控制，形成了主要呈EW 向展布的原生稀土礦化帶。特別是以新華夏系拱 － 坳交替帶之次級斷裂構造組合為主，與 EW 向構造帶同級斷裂交接地段為主要的控岩構造標志。而且兩個構造體系的次級構造密集產出地段常常是富礦地段。其派生的低級斷裂及裂隙發育地區易富集風化殼中的稀土元素。微裂隙愈發育，稀土的次生富集程度愈高。這主要是由於微裂隙發育地段，化學風化作用較為強烈，並常形成次生淋濾成因的較純的多水高嶺石等黏土礦物，促進了稀土離子的富集。
( 4) 岩漿岩找礦標志
礦床富集在礦化花崗岩的風化殼中。礦化花崗岩體多為復式岩體的組成部分，前者形成較早而常常成為復式岩體的主體面呈大岩基狀產出，礦床 ( 點) 一般產於花崗岩類岩基中。另外，在復式岩體中往往是早階段岩體的稀土含量高於晚階段岩體。尤其是大岩基的舌狀突出部位和靠近岩體的內接觸帶是成礦的有利地段。
( 5) 地球化學找礦標志
風化淋濾作用是稀土元素在風化殼中富集、分異的主要控制因素，隨著風化淋濾作用的進行，稀土在風化殼剖面上可形成一個輕 － 重稀土的天然離子色譜層。由於 Ce 的地球化學特殊性，在地表條件下為黏土礦物強烈吸附而固定，從而在上部紅土化層出現強烈的 Ce 正異常，向下出現強烈的 Ce負異常。
( 金慶花)