稀土矿主要存在什么地质
A. 稀土是一种地质土壤吗
稀土是我国跟丰富的一种材料，主要是汝铁硼！常可以用作高效电机的核心部件！
B. 只有中国的内蒙古有稀土矿吗澳大利亚，苏联，印度，非洲，北美南美洲都没有怎么神奇的地质，啥原理
1，稀土矿不光中国内蒙古有，中国江西省也有，而且很多。前几天，新闻上报到内的主席还去那视察了
2，稀土容矿不光中国有，像其他国家也有，较多的有澳大利亚。只是这个矿中国的储量和产量都是世界最多的。几乎占了全球的半壁江山吧。所以中国有很大的话语权。
C. （一）外生矿床的成矿地质条件和富集因素
1.冲积、残坡积、风化壳砂矿
这类矿床主要的成矿地质条件和富集因素有：
图10-6 福建南平花岗伟晶岩密集区分布略图
1）构造：持续缓慢上升的新构造运动是砂矿成矿的重要因素。地区上升过快，风化剥蚀强烈，成矿物质多被带走，不利于成矿。过缓则风化作用不发育，对成矿也不利。持续缓慢上升的新构造运动有利于剥蚀丘陵、侵蚀堆积地形以及厚大风化壳的形成。上升间歇有利于河谷成矿物质的堆积。
2）成矿物质来源：已知这类矿床的矿源岩石主要是燕山期黑云母花岗岩。其中钽铌铁矿除来源于黑云母花岗岩外，也来源于花岗伟晶岩。褐钇铌矿除来源于黑云母花岗岩外，也来源于钠铁闪石碱性花岗岩。独居石和磷钇矿还来自于混合岩、混合花岗岩和花岗片麻岩。锆石还来源于混合岩、石英闪长岩和正长岩等。
3）气候：我国华南高温多雨，具备有利于岩石风化的气候条件。
4）地貌：河流地貌对冲积砂矿的富集关系极大。一般河谷的横剖面如图10-7所示。砂矿最易富集在Ⅰ、Ⅱ级阶地及现代河床和河漫滩中。大体上，地貌单元时代愈新，含矿愈富。在现代河床及河漫滩中的矿体，多直接出露地表。它们直接受河水冲刷及外力的破坏，可进一步富集，矿体形态仍变动不定。赋存在Ⅰ级阶地，特别是Ⅱ级阶地的矿体，矿层稳定，矿体厚较大，埋藏较深。采矿时需进行剥离工作，有时剥离深度可达数米。沿河流流向，冲积砂矿多富集在河流地形由陡变缓，河床由窄变宽以及几条水系汇合处。
图10-7 河谷横剖面示意图
5）地表径流：地表径流作用与地区水量及地形地貌的变化有关。夏季河水暴涨，地表径流的水量和流速增大，便于风化岩石的冲刷以及粗碎屑的搬运和沉积。冬季河水的水量和流速减小，有利于中细沙的沉积。水量和流速变化是冲积砂矿沉积的重要条件。
2.风化壳离子吸附矿
这类矿床主要的成矿地质条件和富集因素如下：
1）构造：新构造运动既决定地区地貌景观，也决定地区风化壳的发育与保存。构造运动强烈，地区快速上升，常促使已形成的风化壳被冲刷和淋滤，风化物质被带走。构造运动过于微弱，山顶及山脊可能被夷平，也不利于风化壳的发育与保存。构造抬升、基岩风化、游离稀土元素向下淋滤，三者间保持适当比例，均衡制约，可促成风化壳中稀土元素最大限度的富集。基岩中构造裂隙及破碎带发育有利于天水循环，促进岩石风化。此外，均粒岩石与非均粒岩石，粗晶与细晶等结构构造不同也影响岩石的风化及风化岩石的保存。
2）成矿物质来源：离子吸附型稀土矿床的成矿物质来源于基岩，已知有花岗闪长岩、花岗岩、二长岩、石英正长斑岩、花岗斑岩、流纹斑岩、混合岩以及酸性火山岩等。基岩硅化强或岩石中广布石英脉，不利于岩石风化，不利于稀土金属成矿。基岩的稀土金属含量或丰度不是成矿富集的决定性因素。在南岭及其邻区，现知风化壳离子型矿床的基岩，其稀土元素含量最低的是112×10-6，地区内绝大多数火成岩的稀土元素含量达到或高于这一数值。当然，基岩稀土元素含量愈高，在其他相同条件下，愈有利于成矿。基岩的稀土元素配分是不同类型稀土元素风化成矿的决定性因素。斜长花岗岩、花岗闪长岩、二长花岗岩，岩石的w（LRE2O3）/w（HRE2O3）值较大，形成的风化壳矿床该比值也大。花岗斑岩、石英正长斑岩、流纹斑岩的w（LRE2O3）/w（HRE2O3）比值最大，形成的风化壳矿床富集轻稀土元素。二长岩及某些二长花岗岩富铕，风化后常形成高铕的轻稀土矿床。受到后期蚀变改造的二云母花岗岩，尤其是岩浆分异晚期形成的白云母化、萤石化花岗岩中重稀土元素明显富集，岩石的w（LRE2O3）/w（HRE2O3）常小于1，风化后可形成高钇的重稀土矿床。
基岩中稀土元素或呈独立矿物产出，或分散在其他造岩矿物和副矿物中，两种赋存形式产出的稀土元素均可成为风化壳离子型矿床的稀土金属来源。岩石中的大部分稀土金属是呈副矿物产出的，稀土副矿物抗风化的能力是风化壳稀土金属能否形成离子吸附型矿的关键。稀土副矿物抗风化的能力是稀土磷酸盐＞稀土硅酸盐＞稀土氟碳酸盐。独居石和磷钇矿抗风化力强，富含这些矿物的岩石，其中稀土矿物很难风化，难以成矿。褐帘石、榍石、硅铍钇矿较易风化，尤其是已不同程度似晶体化的这类矿物，易于风化解体，促成风化壳稀土金属富集成矿。氟碳铈矿、氟碳钙铈矿、氟碳钙钇矿及稀土萤石等最易风化解体。基岩富集这些矿物，结合其他有利条件，最易形成风化壳富矿。江西足洞（701）大型风化壳离子吸附型高钇矿床主要就是由氟碳钙钇矿、硅铍钇矿提供物源的。呈类质同象形式存在的稀土元素多半赋存在黑云母及长石等造岩矿物中。这些矿物风化解体形成粘土矿物，稀土元素解离出来即被粘土吸附。
3）气候：一般说来，雨量充沛，气候湿润有利于风化壳形成。但气候过于湿热、雨水冲刷强烈，化学风化作用十分彻底，此时发育砖红土壤型铁铝风化壳，不利于形成吸附稀土元素的粘土型硅铝风化壳。温带、亚热带是风化稀土成矿最理想的气候带。我国北纬21°以北，28°以南地区具有这样的气候条件，是有利于形成稀土风化壳矿床的地区。气候决定地区植被是否发育。植物腐烂后形成的腐植酸有助于稀土矿物解体，促使稀土离子在风化壳中随溶液向下迁移。含稀土离子的酸性溶液向下渗透淋滤，至基岩附近溶液酸度降低，稀土离子脱离溶液被粘土吸附。
4）地貌：低缓山丘有利于稀土风化壳发育，地形起伏过大或地形过于平缓均不利。在低缓山丘地区，一般山顶及山脊部位风化壳厚度大，常构成富矿段，在陡壁及沟谷中风化壳厚度小，矿层薄或不发育。
5）风化壳结构及稀土元素次生富集：风化壳在垂直剖面上具壳层结构（图10-8）。大体上，花岗岩风化壳自上而下可分出表土层、全风化层和半风化层，半风化层之下为基岩。各层之间以及与基岩之间均为渐变的连续过渡。在低缓山头及山脊，壳层结构最发育。表土层岩石疏松呈土状，顶部常覆盖一层腐植质土，其下常见铁铝氧化物发育的砖红色土。表土层主要由粘土及石英组成。全风化层岩石疏松易散，但仍保持基岩外貌，在风化壳中厚度最大，主要由粘土及石英组成。在此层下部产出长石、云母等风化残留矿物。半风化层岩石较为坚硬，岩石中长石、云母大量增加。由半风化层向下逐渐过渡为基岩。风化壳粘土矿物表面常带负电荷。风化壳中的稀土元素主要是呈阳离子形式被粘土矿物吸附。风化壳厚度愈大，粘土矿物含量愈高，稀土元素愈富集。同时，不同粘土矿物对稀土离子吸附的能力不同。大体上，粘土矿物对稀土元素的吸附能力为蒙脱石＞埃洛石＞多水高岭石＞高岭石。此外，在不同的水化学条件下，同一粘土矿物对稀土阳离子的吸附能力亦不同，不同稀土阳离子的被吸附能力也略有不同。风化壳中稀土元素主要富集在全风化层。与基岩相比全风化层稀土元素含量一般高2～5倍，个别可高达10多倍。风化壳稀土元素富集成矿是一个长期的不断的次生富集过程。基岩风化，长石风化成粘土，矿物中的稀土元素被解离出来。由于地表水pH值较小，解离出来的稀土元素随酸性水溶液向下淋滤。在下淋过程中，水溶液的pH值会不断增大，稀土离子随溶液的中和而沉淀并为粘土矿物吸附，稀土元素有了初步富集。随着风化作用向深处拓展，初次富集的稀土元素可随淋滤水再向下迁移，再次沉淀并进一步富集。风化强度逐渐增大，风化壳深度逐渐增大，上部带来的稀土元素逐渐增多，最后在全风化层中的富集可较基岩高达数倍量的稀土元素。稀土元素中的铈在次生富集中具有不同于其他稀土元素的地球化学行为。由于稀土矿物中的铈经风化作用易氧化成四价铈（CeO2），四价铈不溶于水，不能随水溶液向下迁移，结果在风化壳表层以铈石（CeO2）等形式就地沉淀。因此，全风化层中铈的含量较基岩中的会相对减少或近似，而除铈以外的其他稀土元素含量较基岩相对增大。风化壳离子吸附稀土矿床成矿模式见图10-16。
图10-8 风化壳剖面示意图
3.海滨砂矿
这类矿床主要的成矿地质条件和富集因素如下。
1）构造：我国海滨砂矿主要赋存于东部及东南部沿海地区。大地构造上它们分属于胶辽台隆、东南沿海造山系及台湾造山系，从而可分出三大海滨砂矿成矿区。对胶辽台隆成矿区和东南沿海成矿区而言，前者大陆架开阔平缓，内接大平原，后者大陆架狭窄陡立，内接丘陵山地。尤其是东南沿海地区，自中生代以来长期处于上隆和剥蚀状态，有助于岩石风化剥蚀，有利于形成厚大矿层。另一方面，历史上的海平面上升，促成目前陆上古沙堤砂矿形成。此外，不同规模的断裂活动、岩石崩解，有助于岩石风化，也是成矿的一个重要构造条件。
2）成矿物质来源：滨海地带基岩是滨海砂矿的物质来源地。寻找独居石、磷钇矿和锆石，首先要了解沿岸地区有无含大量这些矿物的基岩存在。胶辽台隆为太古宇片麻岩、混合花岗岩发育地区，岩石含有大量锆石和独居石副矿物。东南沿海地区，燕山期花岗岩及花岗闪长岩广泛分布，其中稀有稀土矿物含量很高。具体看，海南岛砂矿主要产出锆石和钛铁矿，它们分别来自岛上广泛分布的中生界石英闪长岩、闪长岩、花岗闪长岩、正长岩和石英正长岩。粤西和雷州半岛产出的锆石来自沿岸燕山期花岗岩及新生界玄武岩。在山东荣成石岛，锆石砂矿中的锆石来源于正长岩。磷钇矿砂矿主要分布在粤西海岸，岸上发育着厚大的寒武系八村群混合岩和混合花岗岩，含大量磷钇矿和独居石。粤西桂东陆上发育的混合岩型稀土元素风化壳砂矿床，本身就构成独居石和磷钇矿的富集。
3）气候和水文：东南沿海滨海砂矿区位于北回归线以南，属亚热带气候，高温多雨炎热潮湿，利于崩解岩石风化。风化物质被河流带入大海。在这里，水动力作用是促使稀有稀土矿物迁移、分选、富集的重要因素。河流、海浪、沿岸流和风暴潮具有不同的水动力性质，在重矿物富集中起不同的作用。我国东部沿海有长江、黄河等大江大河入海，现在这些地方没有砂矿富集。相反，东南沿海砂矿富集地一般无大河流。小溪、小河虽然流量和流速不大，但分布面积广，冲刷的基岩多，尤其在雨季，带入海中的陆上物质也相当可观，随着河流入海，流速减小，重矿物沉淀在河口三角洲附近。海滨波浪多由海潮引起，能进一步冲刷和剥蚀沿岸陆上或海下风化岩石，冲刷其中重矿物，随浪的起落而促进重矿物富集。沿岸流多由季风引起。我国东南沿海，冬季以东北风为主，夏季以东南风或西南风为主。东北风强劲，由东北风引起的沿岸流促使沿岩海水中的重矿物由东北向西南方向迁移，并在海港、岬湾等避风处沉淀富集。风暴潮由台风引起，是最强劲的海水动力作用。风暴潮过后常导致滨海地带砂矿产量增大。海南岛东南海岸带和粤西海岸带，大、中、小砂矿异常发育，海南岛西海岸滨海砂矿少见。前者面临台风带来的风暴潮袭击，后者很少受到台风干扰，可能是前者砂矿发育的一个原因。
4）地貌：沿海地貌对滨海砂矿的富集和分布起决定性作用。我国东南沿海在杭州湾以北属下降平原区滨海地貌，杭州湾以南属上升丘陵区或山地区滨海地貌。目前绝大部分砂矿集中在后一地貌单元中。在后一地貌单元中由沙质岬湾包围的海滩区、浅滩区和堆积阶地（图10-9）常是重矿物的富集场所。上述海潮区砂矿多见于海滩区，沙堤砂矿主要富集于浅滩区，沙地砂矿多富集于海成阶地，而堆积阶地砂矿主要见于堆积平台及海蚀阶地。在这些地貌单元中，有用矿物的富集又受次一级地貌单元的制约。大体上，滨海砂矿多分布于两地貌单元交界处、河流出口处、孤山向海伸出拐角的岬湾处，而靠内陆的砂矿主要分布于近山的海成地貌单元，如近海沙堤前鞍、远海沙堤后鞍等。沿海大陆架的地貌形态也是决定砂矿形成和富集的因素。对比我国沿海砂矿分布密度与大陆架宽度可知，大陆架宽度变窄，砂矿分布密度增大，二者具有相关关系。鲁东-辽东海岸带大陆架宽度大，砂矿密度小，粤西海岸带大陆架宽度较小，砂矿密度增大，海南岛东海岸大陆架宽度最小，沿岸赋存的滨海砂矿数量最大。窄大陆架的海滨地貌，特别是台阶式窄大陆架的海滨地带有利于砂矿的形成和富集。海滨地带狭窄的大陆架利于风暴潮抵达，并在该地造成强大的水动力场，而台阶式海底地貌有利于被强大潮水或波浪带来的碎屑物质按阶分级沉淀和保存。
图10-9 滨海地貌剖面示意图
4.现代盐湖沉积矿
这类矿床主要见于青海柴达木盆地，现以该盆地为例讨论盐湖矿的成矿地质条件和富集因素。
1）构造：大地构造上，柴达木盆地位于东昆仑造山系的二级构造单元——柴达木坳陷内。柴达木盆地北缘有柴达木深断裂，该断裂走向北西西，燕山期以来直到近代，断裂北侧上升，南侧沉降。柴达木盆地南缘有格尔木断裂，断裂呈北西西向或东西向，更新世以来受喜马拉雅运动影响，断裂南侧与西侧剧烈抬升，北侧与东侧相对下降。柴达木盆地就形成于这样四周抬升，中心相对下降的断陷或坳陷地质条件下，并在中更新世时成为一个统一的大水湖。其后，随着新构造运动的加强，盆地内部又发育一系列次级及更次级的断裂，断裂走向大体遵循两侧主断裂方向，多作北西西向，其次有北北西—南北向。这些次级或更次级的断裂活动，进一步导致盆地内不同地段的相对抬升与下降，使原来的统一大湖被分割成北西西向呈串珠状分布的大小湖盆（图10-10）。
图10-10 柴达木盆地察尔汗盐湖区盐湖及水系分布略图
2）成矿物质来源：柴达木盆地内最富锂的盐湖是一里坪湖、东台吉乃尔湖及西台吉乃尔湖，朱允铸等研究认为三个盐湖在成因上属由那棱格勒河形成的冲积扇的扇前湖。那棱格勒河上游的一条主要支流为洪水河。洪水河发源地分布着众多的新生代火山口，有的火山口1984年仍有火山爆发，沿火山四周及其附近的断裂至今仍有温泉热水溢出。据朱允铸等的资料，洪水河河水矿化度高达1321mg/L，锂含量2.04mg/L。与柴达木盆地内其他河流相比，那棱格勒河河水的锂含量高出其他河流50～100倍（朱允铸等，1990）。柴达木盆地盐湖中的锂多半来自其南侧昆仑山中的现代火山岩及热泉，这对进一步找寻富锂矿有重要的参考意义。
3）气候和水文：由于南北两侧高山峻岭的阻隔，柴达木盆地内部相对封闭，气候干旱少雨，年降雨量不到70mm，年蒸发量高达数千毫米。盆地内河流常出现干涸和断流，流向也时有变化。由河水带入盐湖的成矿物质因蒸发浓缩，或以盐类矿物呈固相沉淀，或仍残存于卤液中。干旱的气候条件是盐湖干涸，转变成干盐滩，并使其中盐类沉淀的重要条件。另一方面，要形成大盐湖锂矿必须有一定水流并携带矿质不断补充进入湖盆。盆地西南缘的阿尔金山及昆仑山，常年积雪，每年夏季冰雪融化，雪水与现代热泉向北东注入湖盆，使盐湖水不断得到补充。
4）地球化学：锂、铷、铯为稀有的碱性元素，地球化学性质极为活泼，常与氯结合呈氯化物赋存在水溶液中。锂的离子半径与盐类矿物各种金属元素的离子半径差异较大，加之锂的水合能强，锂不易进入盐类矿物晶格而存留在残余卤液中。铷的离子半与钾离子相近，可以类质同象形式赋存在钾矿物中，比如光卤石中。残存于卤液中的铷可能呈离子状态被粘土矿物吸附。碱金属元素中铯的离子半径最大，具有最为活泼的地球化学行为，加之地壳稀碱元素中铯的丰度最小，不易富集成矿。铯除赋存于残存卤液中外，据郑绵平等（1995）资料，在西藏谷露、色米、搭格架等热泉中铯呈水合物与硅的水合物结合，赋存在含水蛋白石等硅华中。
D. 稀土元素地球化学特征及地质意义
稀土元素是指原子序数从57到71的15个镧系元素，在元素周期表中属ⅢB族，同族中39号元素钇一般也看作稀土元素，同族中21号元素钪早期也有人把划入稀土元素，但多数研究者将它排除在外，因为它们在自然界中与稀土元素共生关系不密切，化学性质差别也比较大。稀土元素根据它们在物理化学性质上的某些差别可以将它们分成两组:从La到Eu称为轻稀土(LREE)，或铈组稀土;从Gd到Lu，包括Y称为重稀土(HREE)，或钇组稀土。稀土元素的离子半径近似，电价以三价为主，故它们的地球化学行为近似。当然也存在一定的差别，其原因在于:①离子半径有微小差别;②碱性不同决定了它们的沉淀顺序和迁移能力有所不同;③形成络合物的能力各不相同，因而在自然界中的迁移能力也不相同;④它们被吸附的能力随原子序数的增加、半径的减小而减小。这样就造成了它们在自然界中发生一定程度的分离(即出现“亏损”和“富集”)而显示不同的分配特点。
(1)样品采集及分析
本次研究分别在川东南的南川、万盛、道真、武隆、石柱、黔江、酉阳、秀山、沿河，以及湘西的花垣、永顺、龙山、咸丰、宣恩等地共采集了210件志留系小河坝组砂岩样品(图3.5)。
从各个剖面选取了37件新鲜样品进行了稀土元素及微量元素地球化学分析(每个剖面的样品自底部向顶部依次编号见表3.6)，主要岩性为砂岩、细砂岩，样品稀土元素分析在中国科学院青岛海洋研究所分析与检测中心完成。样品破碎后研磨至200目，然后装袋备用。分析步骤为:称取40mg样品于Teflon溶样罐中，加入0.6mLHNO3+2mLHF封盖后，静置2h后，于150℃电热板上溶样24h;加0.25mLHClO4于150℃电热板上敞开蒸酸至近干;加1mLHNO3+1mLH2O密闭于120℃电热板回溶12h;用高纯H2O定容至40g;然后在仪器ICP-MS上进行测试，各标准样品(GSR-1，GSR-3，BHVO-2，BCR-2)及空白样品所测稀土元素的线性较好，分析误差基本都小于5%，很少大于10%，相同样品测试结果一致，测试结果准确可信。各测试样品最终结果取三次测定的平均值。
表3.6 川东南-湘西志留系小河坝组砂岩稀土元素地球化学分析数据(μg/g)
注:数据测试在中国科学院青岛海洋研究所分析与检测中心进行。
(2)稀土元素含量及其特征值
各沉积岩中稀土元素含量及化学参数见表3.6和表3.7。
表3.7 川东南-湘西志留系小河坝组砂岩稀土元素(μg/g)及地球化学参数
续表
注:陨石数据根据Leed球粒陨石(田彰正，1973);稀土元素总量∑REE=La+Ce+Pr+Nd+Sm+Eu+Gd+Tb+Dy+Ho+Er+Tm+Yb+Lu;轻稀土元素含量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:轻稀土含量与重稀土含量之比;(LaN/YbN):LaN和YbN经球粒陨石标准化的比值;Eu/Eu*=Eu/(SmN×GdN)1/2;Ce/Ce*=Ce/(LaN×PrN)1/2;(Lan/Ybn):Lan和Ybn经北美页岩标准化的比值。
川东南、湘西地区志留系小河坝组砂岩样品的稀土元素分析结果(表3.6)表明，在湘西的宣恩板寮、龙山水田坝、咸丰、永顺、花垣等地稀土总量(不包括Y)介于118.05～234.68μg/g之间，平均值为163.02μg/g。在川东南的南川、武隆、道真、秀山、酉阳、沿河、石柱漆辽、黔江石会等地稀土总量介于113.35～280.63μg/g之间，平均值为202.3μg/g。总体上，研究区志留系碎屑岩的稀土元素含量都明显高于大陆上地壳的平均稀土元素总量值(146.4μg/g)，而比较接近北美页岩的平均值(173.2μg/g)。
其中，LREE/HREE为轻、重稀土元素比值，能够反映样品轻、重稀土的分异状况，在同一类岩石中，若该值较大，说明轻、重稀土分异明显，轻稀土元素相对富集，重稀土元素则相对亏损。川东南地区样品的LREE/HREE为4.41～10.81，平均值为9.05，在湘西样品的LREE/HREE为6.74～11.44，平均值为8.77，研究区都略高于北美页岩的比值(7.44)，表明研究区相对富集轻稀土元素，重稀土相对亏损。
LaN/YbN是稀土元素球粒陨石标准化图解中分布曲线的斜率，反映曲线的倾斜程度。LaN/SmN、GdN/YbN分别反映了轻、重稀土元素之间的分馏程度，LaN/SmN值越大，表明轻稀土越富集;GdN/YbN值越小，表明重稀土越富集。川东南样品的LaN/YbN为2.23～12.57，平均值为10.52，湘西样品的LaN/YbN为8.69～13.61，平均值为10.05，表明研究区样品的轻、重稀土元素分异较大。LaN/SmN、GdN/YbN分别反映轻稀土元素之间、重稀土元素之间的分馏程度。川东南样品的LaN/SmN介于1.51～4.81之间，平均值为3.69，湘西地区样品的LaN/SmN介于之间2.62～4.01，平均值为3.51，表明研究区轻稀土元素之间分异明显;川东南地区样品的GdN/YbN介于1.52～2.86，平均值为1.95，湘西地区样品的GdN/YbN介于1.63～2.48，平均值为1.97，表明研究区重稀土元素之间分异不明显。
Eu具有明显的负异常，川东南地区样品的δEu为0.55～0.68，平均值为0.61，湘西地区的样品的δEu为0.55～0.70，平均值为0.63，研究区的δEu与北美页岩标准值(δEu=0.65)较为接近;川东南地区样品的δCe在0.66～0.96之间，平均值为0.94，湘西地区的样品的δCe在0.94～0.97之间，平均值为0.96，两区的δCe值基本正常。
(3)稀土元素的球粒陨石标准化配分模式
采用Leed球粒陨石(田彰正，1973)标准值对研究区志留系小河坝组砂岩样品进行标准化，其稀土元素配分模式基本类似，均为轻稀土元素富集、重稀土元素亏损型，分布曲线在轻稀土处具有较大的斜率，而在重稀土处较为平坦，Eu处出现一个明显“V”形，存在负Eu异常，表明沉积物的物源较为一致，物源相对稳定;从研究区稀土元素配分模式图3.6和图3.7可以看出La-Eu段轻稀土配分曲线较陡、斜率较大，表现为明显的“右倾”，说明轻稀土元素之间的分馏程度较高;Gd-Lu段重稀土配分曲线较为平坦、斜率较小，重稀土元素之间的分馏程度较低。
图3.6 湘西志留系小河坝组砂岩稀土元素配分模式
图3.7 川东南志留系小河坝组砂岩稀土元素配分模式
(4)稀土元素的物源分析
A.沉积速率
前人研究表明，稀土元素中各元素在电价、被吸附能力等性质上仍有一定的差异，随着环境的改变会发生分异，在海洋环境中尤为明显。主要表现为轻稀土元素与重稀土、铈(Ce)和铕(Eu)与其他元素间的分离。REE大部分被结合于碎屑矿物或以悬浮物入海，碎屑或悬浮颗粒在海水中停留时间的差异是造成REE分异程度不同的重要原因之一。当悬浮物在海水中停留时间较短时，REE随其快速沉积下来，与海水发生交换的机会少，分异弱，这种沉积物的页岩标准化的REE配分模式比较平缓，Ce呈正常型或弱负异常，曲线斜率Lan/Ybn值为1左右。当悬浮颗粒在海水中停留时间较长，即其沉降缓慢，促进了更细颗粒中的REE分解作用，使带入海水中的REE有足够的时间被粘土吸附、与有机质络合和进行相关的化学反应，导致REE的强烈分异，沉积物中页岩标准化稀土配分模式发生显著变化，含量上轻、重稀土元素出现亏损或富集，Lan/Ybn值明显大于1或小于1，Ce也发生选择性分异，氧化环境中易呈Ce4+沉淀，具显著负异常，而缺氧条件下负异常消失，甚至出现正异常。因此，可以认为REE的分异程度是沉积颗粒沉降速率快慢的响应。基于海水中粘土等细碎屑悬浮物是有机质和REE共同的“宿主”，有机质又是REE最强的吸附剂之一，二者具有共同的沉降速率。
本书将REE的分异程度作为一种指示剂来表征沉积物沉积速率。川东南地区志留系小河坝组砂岩Lan/Ybn值在0.62～1.85之间，均值为1.55(表3.7)，湘西地区志留系小河坝组砂岩Lan/Ybn值在1.28～2.0之间，均值为1.48，从川东南到湘西地区Lan/Ybn的值逐步降低，表明沉积物的沉积速率有增加的趋势，反映了距物源近的特点。海水中有机质主要以颗粒状或细颗粒等形式沉淀，沉积颗粒的沉降速率对有机质的聚集和保存影响显著。研究区志留系小河坝期沉积速率普遍较高，使得龙马溪期沉积的有机质聚集和保存，这一点在前人对本区的有机碳含量研究上也有体现。总体上看，川东南地区沉积物的沉积速率较湘西低，表明湘西更接近物源区，其海水深度也较浅。
B.稀土元素对物源的指示意义
稀土元素在水体中停留的时间非常短，能够快速进入到细粒沉积物中且不发生分异，能更好地保留源区的地球化学信息(杨守业，1999;Cullers，1988)，因此对沉积物具有示踪意义。杨守业等综合前人研究，认为控制沉积物中稀土元素组成最主要的因素是物源。在稀土元素示踪物源研究中，应注重稀土元素配分模式曲线的几何形态，而不是稀土元素的绝对丰度(赵振华，1997)。在实际应用中，研究者往往从配分模式曲线的特征来判断物质来源。相同来源的物质往往具有非常相似的稀土配分模式曲线，所以，在物源示踪研究中，稀土元素得到了广泛的应用。在反映盆地物源区性质的指标中，稀土元素分布模式是最可靠的指标之一。源自上地壳的稀元素具有轻稀土富集、重稀土含量稳定和明显负Eu异常等特征(McLennan，1995;Bhatia，1986)。本书做了川东南-湘西地区志留系小河坝组砂岩稀土元素样品Leed球粒陨石标准化的配分模式曲线(图3.6，3.7)，稀土元素总体具有轻稀土富集、重稀土含量稳定、明显的负铕异常等特征，样品的球粒陨石标准化配分模式相似，均属轻稀土富集型，Ce基本正常。从研究区的稀土元素配分模式可以判断川东南-湘西地区志留系小河坝组的物源一致。总体显示出研究区志留系小河坝组砂岩与上地壳基本一致的分布模式，说明研究区志留系小河坝期沉积岩的原始物质应源自上地壳。
李双建和张廷山等对黔中隆起北侧的贵州习水喉滩、綦江观音桥志留系石牛栏组灰岩和靠近雪峰山隆起西北侧的湖南石门磺厂志留系罗惹坪组泥岩的稀土元素地球化学进行了研究(张廷山，1998;李双建，2008)。比较显示研究区地区的REE配分模式与石门磺石的罗惹坪组泥岩的REE配分模式(笔者采用Leed球粒陨石对参考文献中的数据进行统一标准化)十分接近(图3.8为本书数据，图3.9中的方形样品为贵州习水;三角形为湘西样品;菱形样品为湖北石门样品)，都显示出轻稀土富集、重稀土相对亏损的右倾型，存在明显负Eu异常，Ce基本正常。且稀土元素各种特征参数比值都很接近，说明研究区与石门磺石具有相似的物质来源。而川东南地区的稀土元素配分模式图与靠近黔中隆起的贵州习水喉滩、綦江观音桥石牛栏组灰岩的稀土元素配分模式存在明显的不同。表明研究区与石门的罗惹坪组应为同源，而与贵州习水喉滩、綦江观音桥石牛栏组应不同源。
图3.8 湘西小河坝组砂岩稀土元素配分模式
图3.9 湘西地区侵入岩稀土元素配分模式(据刘钟伟，1994)
前人大量的研究结果表明，震旦纪-早志留世沉积时期，黔中隆起接受的是以碳酸盐岩为主的沉积，并且在其北侧未见有侵入岩体的报道，小河坝期若是黔中隆起向川东南地区提供的物源，那么在川东南地区的小河坝组砂岩应该体现碳酸盐岩作为物源的沉积记录，本次对研究区稀土测试研究结果显示，小河坝组砂岩物源区应为沉积岩与碱性玄武岩的混合区，所以物源只能是来自雪峰山隆起。同时与刘钟伟对湘西地区古丈、芷江、沅陵、怀化及通道一带侵入在新元古界板溪群(局部为下震旦统)中之北东向岩体的稀土元素配分模式相近(图3.9)。说明川东南志留系小河坝组砂岩的物源来自雪峰山隆起的新元古界板溪群及其侵入岩体。
据前人研究成果，川东南-湘西地区志留系小河坝组砂岩的物源来自雪峰山隆起南西段的古丈、芷江、沅陵、怀化及通道一带的新元古界板板溪群及其侵入板溪群中的基性-超基性岩体及中-基性喷出岩。小河坝组砂岩重砂矿物研究结果也证明了这一结论。
Bhatia et al.(1983，1986)在对澳大利亚东部不同大地构造背景的沉积盆地中砂岩和泥岩的稀土元素特征总结如表3.8。该表系统地揭示了稀土元素分布特征所反映的沉积盆地的大地构造背景和物源区类型。本书数据与表中数据对比显示，本区小河坝组砂岩的物源区与活动大陆边缘抬升基地类型相近。
表3.8 不同大地构造背景沉积盆地杂砂岩的稀土元素特征
川东南-湘西地区志留系小河坝组砂岩多表现明显负异常，应用上述稀土元素的特征进一步判断物源区的性质:根据轻重稀土比值与稀土总量图解(La/Yb-∑REE图解，底图据Alleyre，1978)。其投点主要分布在沉积岩和碱性玄武岩的交汇区，仅少数几个样品落在了沉积岩区(图3.10)。说明研究区志留系小河坝组砂岩的源区主要为沉积岩和碱性玄武岩混合区。
C. GdN/YbN比值与源区特征
在地球演化初期，Gd含量较高，随着元素分馏作用，Gd含量越来越小。Gd/Yb的比值也就随着地层时代的变新而逐渐变小(Taylor，1985;Mclennan，1993)。以Gd/Yb等于2.0为界，太古宇的Gd/Yb比值常大于2.0;而后太古宙的年轻地层则小于2.0。由于Gd和Yb在沉积过程中受地质作用的干扰较小，一旦封闭到沉积地层中，它们的含量就很难改变，因而可用它们判别母岩的特性。同样Gd/Yb的比值也是一个常用的判断沉积地层相对时间的方法，它具有随着地层时代的变新而逐渐变小的特点(邵磊等，2001)。
图3.10 川东南-湘西志留系小河坝砂岩La/Yb-∑REE图解(底图据Alleyre，1978)
川东南-湘西地区小河坝组砂岩37件Gd/Yb比值分析表明(图3.11)，总体以2.0为界，样品数值全部在1.5～2.86，比较集中。可能反映其源岩类型比较单一。约76%的样品小于2.0。表明研究区志留系小河坝组砂岩的源岩地层时代主要以后太古宙地层为主;同时含有少量的太古宙地层的源岩。
图3.11 川东南-湘西地区小河坝组GdN-GdN/YbN关系图
E. 白云鄂博式铁铌稀土伴生萤石矿床
典型矿床：白云鄂博铁铌稀土伴生萤石矿床
一、矿床概况
1.矿床名称
内蒙古自治区白云鄂博铁铌稀土伴生萤石矿床。
2.地理位置
白云鄂博铁铌稀土伴生萤石矿床分为主矿、东矿、西矿和东介勒格勒4个矿段。位于内蒙古自治区包头市白云鄂博铁矿区，地理坐标：东经109°58′06″，北纬29°27′53″。
3.矿床类型、资源储量、规模、品位、勘查程度和开发情况
白云鄂博铁铌稀土伴生萤石矿床，主要矿产为铁、铌、稀土，萤石为伴生矿产。
该矿床成因类型为沉积交代型。
1927年，丁道衡随中瑞西北科学考察团到西北考察，取道乌盟草原，发现了白云鄂博铁矿。1950年至1954年，地质部四一二地质队对该矿床主矿、东矿、西矿进行了勘探，对东介勒格勒矿段进行了普查。
1956年该矿山开采之后，中苏合作队和地质部一零五队又先后对矿床中的稀土、稀有元素做了研究工作。1975年至1977年，包头钢铁公司勘探队等单位进行了补充勘探工作，提交了《白云鄂博铁矿主东矿储量计算说明书》，估算了主矿、东矿铁矿资源量，提交了一个大型铁矿。
1978年至1980年中国有色金属工业总公司内蒙古地质勘探公司对白云鄂博西矿进行了勘探，提交了《内蒙古自治区包头市白云鄂博铁矿西矿地质勘探报告》，提交了铁矿石储量、伴生稀土矿储量、伴生和共生铌矿储量。
白云鄂博铁铌稀土伴生萤石矿床的勘查工作未估算伴生萤石矿资源量。
白云鄂博铁铌稀土伴生萤石矿床目前正在开采。
4.所属Ⅲ，Ⅳ级成矿区带
白云鄂博铁铌稀土伴生萤石矿床位于Ⅲ级成矿区带Ⅲ-58-①华北陆块北缘西Au-Fe-NbREE-Cu-Pb-Zn-Ag-Ni-Pt-W-石墨-白云母成矿带，白云鄂博-商都Au-Fe-Nb-REE-Cu-Ni-Pt成矿亚带。
5.区域成矿地质条件
（1）大地构造位置
该矿床所在大地构造位置属华北陆块区，矿床位于天山-阴山纬向构造带中段，白云鄂博复背斜构造带中。
（2）区域地层
区域上出露的地层和岩性有太古界二道洼群绿色结晶片岩，元古界白云鄂博群变质岩，志留系和石炭系浅变质岩，侏罗系沉积岩和火山岩系及新近系和第四系。区内地层强烈褶皱变质，断裂发育，岩浆岩多种类、多期次侵入，地质情况异常复杂。
（3）区域构造
区内褶皱有加里东期早中期褶皱、加里东期晚期褶皱和华力西期中晚期褶皱。
区内断裂构造发育，后期对早期断裂有继承，有切割。加里东期以东西、北西、北西西、南北向逆断层为主，正断层次之，还有平推和性质不明断层。华力西期主要是北东、北北东向逆断层或逆掩断层。燕山期除继承和发展早期断裂外，见有北北东向平推断层。以加里东期和华力西期断裂与金属矿产关系密切。
（4）区域岩浆岩
岩浆岩分布广泛，分4期14次侵入。加里东期中期为一次侵入，岩性为超基性岩，多呈岩脉产出，侵入于白云鄂博群。加里东期晚期分3次侵入，岩性为压碎、破碎花岗闪长岩、黑云母花岗闪长岩、斜长角闪岩和斜长花岗岩，其中斜长角闪岩和斜长花岗岩侵入于白云鄂博群。华力西期中期分5次侵入，岩性为中细粒花岗闪长岩、黑云母花岗闪长岩、斑状黑云母花岗岩、黑云母二长花岗岩。华力西期晚期分6次侵入，主要岩性为斜长角闪岩、闪长岩、石英闪长岩等。
（5）区域变质岩
分为接触变质岩、混合岩、动力变质岩和区域变质岩。接触变质岩为角岩、板岩和矽卡岩。区域变质岩为片岩、云母石英片岩等。
二、矿床地质特征
（一）矿区成矿及控矿地质条件
1.地层
矿区出露地层有元古界白云鄂博群、火山岩系、古近系和第四系（地质部四二一地质队，1954；包头钢铁公司勘探队，1977；中国有色金属工业总公司内蒙古地质勘探公司，1987）（图10-1）。
图10-1 白云鄂博铁铌稀土伴生萤石矿床地质图
1—白云鄂博群第一岩段；2—白云鄂博群第二岩段；3—白云鄂博群第三岩段；4—白云鄂博群第四岩段；5—白云鄂博群第五岩段；6—白云鄂博群第六岩段；7—白云鄂博群第七岩段；8—白云鄂博群第八岩段；9—白云鄂博群第九岩段；10—花岗岩；11—闪长岩；12—混合岩；13—铁矿；14—推测逆断层；15—地质界线；16—推测地质界线；17—推测正断层
白云鄂博群 白云鄂博群与其上部火山岩系及古近系红层呈不整合接触，已出露的岩层总厚度大于3000m，岩层一般为东西走向。受强烈褶皱及断裂作用，这一地区的主要岩石为石英岩、板岩、白云岩及石灰岩。按岩性自下而上分为9个岩段，即H1～H9。
H1：暗色板岩、粗粒石英岩，上部为灰白色粗粒长石石英岩，厚198m。
H2：块状中细粒白色石英岩，层理不明显，厚277m。
H3：下部为黑色板岩，上部为黑色及灰色板岩，局部夹紫黑色铁质细条，厚454m。
H4：下部为灰黑色中粒石英岩，中部为灰色长石石英岩与灰黑色板岩互层，上部为灰黑色石英岩，厚293m。
H5：灰黑色薄层板岩，上部含有石灰岩及砂岩薄层，厚178m。
H6：下部为灰黑色细粒钙质石英岩，上部为棕色、灰色长石石英岩。厚308m。
H7：灰色、灰黑色板状含石英颗粒、含泥石灰岩及灰白色粗粒含长石石英岩。厚433m。
H8：深灰、黑色板状泥质石灰岩，本层分布范围较广。在背斜南部出露者，岩性为白色或淡棕色结晶白云岩，并略呈片状构造。白云岩的分布与铁矿分布有着密切关系，是铁矿赋矿层位。白云岩大部分均受矿化作用的影响而呈棕色，其中大部分含稀土矿物及星散状萤石。厚524m。
H9：石英岩板岩。本层分布广，北部岩石主要为灰黑色薄层板岩，厚度变化大。南部岩石主要为黑色致密硅质板岩，岩层中常夹有白云岩的薄层或透镜体。本层与花岗岩接触处，常受热力变质作用形成角页岩，出现黑云母、红柱石、堇青石等变质矿物。
火山岩系 火山岩系分布于矿区北部，露头呈北西西-南东东向延展，覆于白云鄂博群H8，H9之上，与其呈不整合接触。下部主要为安山岩、石英安山岩，上部主要为流纹岩，局部地区见火山集块岩，岩石风化程度较高。该火山岩系不整合覆于白云鄂博群之上，但为花岗岩所侵入，其形成时代应晚于白云鄂博群，而较花岗岩形成时间略早。
古近系 出露在矿区北部凹地中，为红色地层，主要为砾岩、砂岩和页岩。岩石疏松，未受剧烈的挤压及变质作用。
第四系 主要为冲积物、坡积物，厚度变化较大，一般在11～300m之间。
2.构造
褶皱 白云鄂博附近为一大复背斜，轴向东西。由于错综的逆断层，使构造更加复杂，大背斜中的小背斜和小向斜也呈各种各样的形式出现，因地段不同，其倾斜方向和倾角也有不同。矿区内主要有宽沟背斜、北部向斜、南部向斜等褶皱构造。
南部向斜 宽沟背斜南翼岩层，由老而新，至主矿、东矿之南，H8岩层重复出现，造成以 H9硅质板岩为轴部的向斜构造，轴向东西，铁矿即赋存于向斜两翼的白云岩中。
断层 矿区内断层发育，主要为东西向逆断层和南北向横断层。逆断层有宽沟背斜北翼逆断层、宽沟背斜南翼逆断层、南部向斜南翼逆断层。宽沟背斜北翼逆断层，断距极大，整个白云鄂博群中部的岩层均受此断层影响而缺失。宽沟背斜南翼逆断层之东段南支断层，东起巴音博格都北部，向西经过主矿体、东矿体至乌托乌花与北支断层合并。断层从H4与H8之间通过，使H4与H8之岩层断失。
由断层破碎带中所见到的显著交代作用和铁矿矿化及矿体并未受断层影响等事实证明，白云鄂博矿区的主要断层及主矿西部之横断层形成于成矿作用之前。铁矿及其围岩白云岩都呈东西向分布，矿体附近无显著的东西走向断层，据此认为矿体分布与东西向的褶皱有关，特别是白云岩的紧密褶皱及其延展方向有关系（地质部四二一地质队，1954）。
3.岩浆岩
矿区内岩浆岩主要为侵入岩，位于矿区的南部和西部，主要岩性为花岗岩、片麻状花岗岩、闪长岩和酸性岩脉。
花岗岩体以岩盘、岩株出露于矿区南部及矿区以西以北外围，侵入于白云鄂博群及火山岩中，一般东西向延长。矿区南部花岗岩与白云鄂博群的接触地区有混杂岩带出露。
4.变质岩
白云鄂博附近的白云鄂博群曾受过轻微的区域变质。由于花岗岩所产生的混合作用、热力变质及广泛的交代作用，致岩石原有的轻微区域变质现象，均被后期作用所掩盖。
5.围岩蚀变
主要的围岩蚀变有铁矿化、钠闪石化、霓石化、萤石化、长石化、云母化。随着岩性的不同和距离铁矿体的远近，蚀变种类和强弱程度也有所差异，一般近矿围岩蚀变作用强，铌、稀土含量高，远矿围岩蚀变和矿化作用弱。
（二）矿床特征
1.矿体特征
白云鄂博铁铌稀土伴生萤石矿床分为4个矿段，即主矿、东矿、西矿和介勒格勒矿（图10-1）。主矿和东矿每个矿段只有一个矿体，西矿分为11个矿体。矿体均赋存于白云鄂博群H8岩段中。
主矿矿体：矿体东西延长1250m，南北宽415m，向下延伸达970m，为本区最大矿体。矿体走向近于东西，倾向南，倾角45°～57°。矿体呈豆荚状，中部宽，向两端逐渐变窄，上部宽，向下逐渐尖灭。纵向上，因夹层形成矿体的分叉现象，夹有一个含铁矿的云母岩萤石带。
萤石带构成主矿主要夹石，地面、地下分布极广（图10-2）。
图10-2 白云鄂博铁铌稀土伴生萤石矿床主矿剖面图
1—表面堆积；2—铁矿碎块堆积层；3—第四系；4—铁矿；5—褐铁矿；6—菱铁矿；7—萤石带；8—钠角闪石岩；9—钠辉石岩；10—钠长石岩；11—白云岩；12—石灰岩；13—云母岩；14—板岩；15—基性岩脉
东矿矿体：矿体东西长1200m，南北最宽350m，向下延伸（斜深）400～800m，为本区第二大矿体。矿体倾向南东，倾角58°。矿体西段窄，东段宽。矿体东段出现分叉尖灭。东段矿体夹有一个含铁矿的钠辉石岩萤石带。
2.矿石特征
（1）矿石自然类型
矿石自然类型主要为块状、条带状、层纹状和浸染状矿石。
块状矿石 主要由铁矿矿物组成，仅含少量脉石矿物，大致相当于高品位矿石，包括磁铁矿石、赤铁矿石、假象赤铁矿石。
条带状、层纹状和浸染状矿石 由于脉石矿物的增加，大致相当于中低品位矿石，一般含有相当数量的稀土矿物，根据其他主要脉石矿物的种类及含量，可以进一步分为富萤石的矿石、富钠辉石的矿石、富钠角闪石的矿石、富云母的矿石和富白云石的矿石。
富萤石的矿石：含萤石、稀土矿物较多，矿石主要呈层纹状和条带状。
富云母矿石、富白云石矿石：含云母、白云石，均含有萤石。
（2）矿石工业类型
按全铁含量分为高品位矿石、中品位矿石、低品位矿石3种。中品位矿石又分为中品位萤石型矿石、中品位钠辉石型矿石。低品位矿石含脉石矿物较多，其中以萤石、钠辉石、稀土矿物为最主要。其工业类型又分为低品位萤石型矿石、低品位钠辉石型矿石。
（3）矿石结构、构造
矿石结构 粒状、柱状、半自形晶和粒状变晶结构等。
矿石构造 块状构造、条带状构造、层纹状构造和浸染状构造。
萤石一般呈粒状，偶见立方体。颜色淡紫至黑紫，无色者偶也见之。在磁铁矿中的萤石，常充填于磁铁矿晶粒之间，也常与鳞片状赤铁矿、重晶石、稀土矿物呈层纹状、条带状产出。
（4）矿石矿物组成
主要有磁铁矿、赤铁矿、褐铁矿、磷灰石、黄铁矿、方铅矿、重晶石、白云石、方解石等，矿石中含有大量稀土矿物、萤石、钠辉石、钠角闪石、云母等。
萤石在矿体中普遍存在，随矿石品位增高而逐渐递减。局部富集呈萤石带，形成夹石。在上下盘矿体部分含量较高，中心部分及矿体外围含量较低。据大量标本鉴定结果，高品位矿石中萤石含量在10%以下，中品位萤石型矿石中含量10%～18%，低品位萤石型矿石中含量15%～24%。
三、矿床成因与成矿模式
（一）矿床成矿及控矿因素
1.地层对成矿的控制
白云鄂博铁矿均赋存于白云鄂博群H8岩段中，在其他岩性段中未见大的矿体存在。
2.岩性对成矿的控制
白云鄂博铁矿均赋存于白云鄂博群H8岩段白云岩中。而在其他岩性段中未见矿体存在，矿体严格受白云岩控制。
3.侵入岩对成矿的控制
本区铁铌稀土伴生萤石矿床的成矿地带与其南之花岗岩基边缘大致平行；在花岗岩体中也见有稀土矿物褐帘石细脉，说明稀土元素可能来自花岗岩；矿体和围岩中有大量含钠矿物，可能与富钠酸性或偏酸性岩浆有关。东介勒格勒的花岗岩中含有萤石颗粒，说明本区含萤石矿床与花岗岩有密切的成因关系（李毓英，1959）。
（二）矿床地球化学特征
1.硫同位素
为探讨白云鄂博铁铌稀土伴生萤石矿床的成因，许多学者做了大量的硫同位素测定工作。1979年，杨风筠做了主矿、东矿矿体的方铅矿、黄铁矿硫同位素测定，主东矿铁矿体δ34S=-3.7‰～+7.8‰，平均δ34S=2.93‰。西矿δ34S=-4.2‰～+4.0‰，平均δ34S=0.52‰。认为白云鄂博矿床硫化物的成因明显的不同于32S大量富集的变化范围较宽的典型生物型的硫化矿物，也不同于绝大部分的硫来自海水硫酸盐的海相沉积硫化物，其中硫和一部分成矿物质主要来自深部，并可能与火山成因有关。白鸽等认为可能是与海相火山喷溢作用有关（白鸽等，1983）。
赖小东等（2012）做了该矿床白云岩的硫同位素分析，其结果为全岩的硫同位素组成在硫同位素分布直方图中出现两个比较明显的峰值，一个在0‰左右，平均值为+0.02‰，具有深源特征；另一个在+8‰左右，平均值为+6.88‰，明显高于幔源硫。认为全岩及硫化物的硫有两个来源：地幔和海水。
2.稀土元素
白鸽等（1983）认为白云鄂博铁铌稀土伴生萤石矿床的稀土元素球粒陨石标准化形式为中等分馏程度的富集型，轻稀土元素相对富集，重稀土元素相对亏损，略具负铕异常。
（三）成矿时代
白云鄂博铁铌稀土伴生萤石矿床的成矿时代有着不同认识。章雨旭等（2008）认为白云鄂博矿床的赋矿围岩为白云鄂博群中部的白云岩，成矿年龄必定晚于白云鄂博群赋矿白云岩及其下伏岩层的年龄。
白云鄂博群H8岩段白云岩的成因，有着不同的观点。周振玲等（1980）、刘铁庚等（1985）、认为是岩浆碳酸盐岩。曹荣龙等（1994），杨晓勇等（2010），孟庆润等（1982，1992）认为白云岩是沉积成因。孟庆润等（1982）通过大量野外和室内工作，认为该层白云岩有一定的层位，与上覆下伏岩层整合接触，是一套连续、渐变过渡的沉积。岩层中残留一些原生的沉积构造如微波状纹理、水平条纹构造、条带状构造、包卷层理和原始沉积的生物碎屑结构、亮晶藻鲕内碎屑结构及含陆源碎屑结构等，在白云岩中发现有蓝绿藻的藻灰结核、菌藻类化石和孢子化石等，认为该层白云岩属于沉积形成。
孙淑芬（1992）、乔秀夫等（1997）根据地层中的古生物证据认为白云鄂博群形成时代不早于震旦纪，可能是震旦纪至奥陶纪。
章雨旭等（2008）对收集到的白云鄂博矿床矿石、矿物及碳酸岩墙和上覆板岩的Sm-Nd年龄数据进行了计算和分析，认为可以采用白云鄂博矿床辉钼矿的Re-Os模式年龄（439±8Ma）或黄铁矿Re-Os等时线年龄（439±86Ma）为白云鄂博的成矿年龄，时代为寒武纪—奥陶纪。这与赋矿地层的古生物化石年代相符。
（四）成矿作用及成矿模式
关于白云鄂博铁铌稀土伴生萤石矿床的成因，有着不同观点，主要有①沉积成岩，后期热液交代（李毓英，1959；孟庆润等，1992）；②与碳酸岩岩浆侵入作用有关（周振玲等，1980；刘铁庚，1985；杨学明等，1998）；③幔源碳酸岩流体喷溢同生沉积及富稀土地幔流体对沉积碳酸盐岩的交代成矿（白鸽等，1983）；④海相火山碳酸岩岩浆成矿-火山沉积成因（袁忠信，2012）；⑤同生沉积成矿，又有后期叠加的交代成矿（曹荣龙等，1994；杨晓勇，2010）。
笔者认为白云鄂博H8白云岩的宏观沉积证据充足，又有流体交代作用证据，同意并采用白云鄂博铁铌稀土伴生萤石矿床为同生沉积成矿，又有后期叠加的交代成矿的观点。
寒武纪至奥陶纪，白云鄂博地区地壳拉张裂陷形成断陷盆地，来自地幔的富稀土铌铁等成矿物质的碳酸盐流体沿断裂上升，在海底断陷盆地发生海底喷气-沉积，形成碳酸钙和铁铌稀土的沉积物，由于碳酸钙的沉淀，卤水中Mg2+浓度增高，大部分泥晶方解石受镁的同生交代转变为白云石，形成微矿化白云岩和矿化白云岩。
在后期的变质变形过程中，原生沉积的赤铁矿发生重结晶变为磁铁矿，同生成矿物质向褶皱的轴部集中，形成厚大铁铌稀土伴生萤石矿。
燕山期，随着花岗岩的侵入，矿床受到改造，形成现今之面貌。
四、区域成矿要素
1.白云岩
白云鄂博铁铌稀土伴生萤石矿床赋存于白云岩中，白云岩是该类型萤石矿床的必要成矿要素。
2.地层
该类型矿床受白云鄂博群H8岩段控制，其他岩段未见矿体存在，白云鄂博群H8岩段是该类型萤石矿床的区域成矿必要要素。
3.侵入岩
侵入岩在该类型矿床的后期改造中起到了一定作用，是该类型矿床区域成矿的重要要素。
F. 稀土元素的地质指导示作用
稀土元素的地化性质：（1）它们是性质极为相似的地球化学元素组，在地质专-地球化学作用过属程中整体活动（2）它们的分馏情况能灵敏地反应地质-地球化学作用的性质，有良好的示踪作用（3）除经受岩浆熔融外，稀土元素基本上不破坏它们的整体组成特征（4）在地壳各岩石中分布广泛。
G. 元素分析在地质学研究中的意义
稀土元素作为一组揭示成矿物质来源、成矿条件及矿床成因的示踪剂元素,在岩内石学领域特别是在岩容浆岩及岩浆起源及演化方面已得到广泛应用[2?3],而稀土元素在矿床学领域的应用研究特别是同一成矿系统不同成矿类型的稀土特征研究相对薄弱。目前,有关磁铁矿、铅锌矿和铜多金属矿等单一成矿类型矿床的稀土元素地球化学的应用研究[4?9]已经很多,而运用稀土元素地球化学特征来厘定成矿系统并讨论成矿作用叠加及演化的稀土地球化学行为却少有报道。
H. 什么地质有稀土，怎么区分稀土
碱性。不长植物
I. 影响烟草质量的主要地质因素
1.营养元素对烟草的影响
（1）稀土元素
湖南农学院1990年研究，施用稀土，烟叶产量增产5.7%～8.8%，桂阳烤烟研究所年施用稀土，亩产可提高20%～30%，优级烟可增加10%以上，外省亦有类似报道。因此稀土对烤烟生长是一种很有益的元素，据此分析江华涛圩烤烟产量和质量在国内名列前茅并优于云烟（表3-27），是与该类型岩石含稀土高有直接关系，该处除地层岩石（成土母质母岩）含稀土外，在涛圩南为姑婆山花岗岩体（图3-16），它有离子吸附型稀土矿床，通过地表水和地下水，都可将稀土携带至烟田。因此在该岩体以及九嶷山岩体（有离子吸附型稀土矿化）周围（道县、蓝山、宁远）种植烤烟质量皆优。
图3-16 石炭系下统岩关阶灰红壤烤烟种植区分布略图（1∶50万）
（2）钾
钾能促进烟草体内的碳氮代谢，协调烟叶中的化学成分，对加强烟支的燃烧性和持久性有决定性作用。因此钾是影响烟叶生产的一个重要营养元素。云南、贵州等省研究表明，地质体中含钾丰富与否，对烟的宜种性至关重要，湖南农学院[16]研究，对烟草施钾肥后，产量比对照高6.7%～11%，且外观品质好，色泽纯正，油分充足，中上烟比例，均价等都有不同程度的提高，这一点也就证实了钾对烟草生产的重要性。本项研究在实地考察烟田时，对地质体的岩石、土壤采样进行了元素分析，其中有效态含量列于表3-28，由表可知，土壤中有效钾含量在前述产优质烟的地质体类型中毫无例外地都高，而石灰岩红壤类型的桂阳樟市烟叶质量差，其有效钾就低很多。
（3）其他微量元素
由表3-28所列数据可以看出，省内优质烟“樟片”、“流片”所处地质体类型的Zn,Cu,Ca都高，特别是Ca高出很多，在本项研究所采土壤样品中，当属最高含量之列：第四系红土和红层紫色土类型，微量元素有变化，有高有低，但总的说来还是比较高的；而石灰岩红壤类型甚为贫乏。可见这些元素，可以影响烤烟质量，故湖南农学院[19]对烟草喷施锌等微肥后，烟叶比对照增产6.3%～6.7%，同时提高了中上等烟叶比例。
表3-28 烤烟土壤元素有效态含量（10-6）和pH值
2.pH值
从表3-28可知，产优质烟的土壤pH值都为碱性，而第四系红土类型中至酸性，石灰岩红壤则为酸性。因此，种植优质烟以碱性土为宜。
3.土壤质地
从本项研究的五个地质体类型中，红层含砾紫砂和紫色土、泥灰岩夹砂、页岩饭石土（灰红砂壤）及部分第四系红砂土，土壤粘粒和砂粒含量适宜，土壤通透性好；石灰岩红壤黏性大，通透性差。因此前者有利于烟草生长，可产优质烟。
J. 模型四十八 风化壳离子吸附型稀土矿床找矿模型
一、概 述
风化壳离子吸附型稀土矿 ( 也称风化淋积型矿床) 是稀土矿床重要类型之一，是中国首次发现和确定的在适宜气候和地貌条件下形成的外生矿床。该类型矿床是由含稀土的花岗岩类和火山岩类在温湿气候和低山丘陵地貌等表生条件下经过强烈风化作用，所含的稀土元素以离子形式被释放出来，随渗透水迁移到风化壳的下部，被风化形成的黏土矿物表面所吸附，经多次的迁移、吸附，富集而形成的稀土矿床。
邓志成 ( 1988) 将稀土矿分为两大类: 一类是原生稀土矿床，以白云鄂博超大型稀土矿床为代表; 另一类是与酸性岩类风化作用有关的稀土矿床，包括风化壳离子吸附型稀土矿床、风化壳砂矿型稀土矿床和滨海砂矿型稀土矿床 3 种。其中，风化壳离子吸附型稀土矿床是我国较具特色的一种稀土矿，具有重要的经济价值，在我国华南地区特别是南岭地区广泛分布 ( 图 1) 。风化壳离子吸附型稀土矿按工业利用还可分为富铈轻稀土矿床及富钇重稀土矿床两类。轻稀土矿床以江西寻乌河岭矿床为代表，除此之外尚有江西寻乌南桥、赣县坳子下、信丰安西以及广西岑溪岸村等，均构成大型矿床;重稀土矿床以江西龙南足洞矿床为代表，除此之外尚有广东揭阳五经富、广东新丰来石等，也都具大型矿床规模。
图 4 中国江西足洞原矿稀土含量与粒度的关系图( 引自张祖海，1990)
( 5) 矿体特征
矿体呈层状、似层状分布于全风化花岗岩层的中、下部及半风化花岗岩层的上部，品位自上而下呈弱—强—弱变化趋势。矿体形态在平面上随地形变化呈似层状的条带，在剖面上矿体随地形起伏呈现连续的弯月形和透镜状，由山脊向两侧延伸。矿体厚度一般为 10m，有的厚度达 30m，严格受地形和岩体风化程度限制。矿体厚度变化一般具有如下特征: 缓坡的矿体比陡坡的矿体厚度大; 宽阔浑圆的山头比狭窄山头厚度大; 从山顶至山腰、山脚厚度逐渐变小; 覆盖层在山顶处较薄 ( 有时岩体还会出露地表) ，山谷及坡脚较厚。另外，岩石风化程度与矿化呈正比关系，风化程度越高，风化壳厚度越大，矿化就越好; 风化越深，岩石粒度越细，稀土含量就越高 ( 图 4) 。江西河岭矿区稀土平均品位≤0. 1%的探井的风化壳厚度均 ＜ 9m，而风化壳厚度≥9m 的地段，稀土品位均 ＞0. 1%。
( 6) 稀土元素赋存状态
未风化花岗岩与全风化花岗岩的稀土元素赋存状态有很大差别。未风化花岗岩的稀土元素一部分以独立稀土矿物，如褐帘石、独居石，分布在岩石中，大部分呈微细粒或少量的类质同像分散在造岩矿物、含稀土矿物和金属矿物中，而且在不同岩相相带中稀土元素含量也有所不同。过渡相有15. 9% 的稀土元素分布在稀土矿物中，有 3. 7% 分布在含稀土矿物中，有 32% 分布在造岩矿物中。中心相有 17%的稀土元素分布在稀土矿物中，有 15% 分布在含稀土矿物中，造岩矿物所含稀土元素为23% 。而在全风化花岗岩中，稀土元素有 70% 吸附在黏土矿物中，稀土独立矿物消失，而分散在石英、长石、云母中的稀土元素占 28. 34%，在磁铁矿、锆石、钛铁矿中稀土元素只占 0. 6%。这种稀土元素绝大部分 ( ＜71%) 被黏土矿物吸附，符合离子吸附型矿床的特点 ( 黄金七，2008) 。
( 7) 风化壳矿化模式
稀土矿化在垂直方向上具有明显的分层性，而沿水平方向变化不大。表生作用促使原岩分解和元素选择性迁移、富集，进而形成不同成分的风化壳。据含矿花岗岩、混合岩及火山 － 次火山岩风化壳的发育特征，张祖海 ( 1990) 认为风化壳结构模式自上而下可分为腐殖层、残坡积层、全风化花岗岩层和半风化花岗岩层 ( 图 5) ，各层间无明显界线，为渐变过渡关系。其风化壳的厚度各处不一，变化较大，与所处的地形位置有关。
1) 腐殖层 ( 图 5A) : 呈灰褐色，含大量植物根茎。主要由黏土、石英及腐殖物组成。厚0 ～ 1m。
2) 残坡积层 ( 图 5B) : 呈土黄—砖红色，含少量植物残骸。主要由 ( 含铁) 黏土、石英及少量岩石碎块组成，结构疏松。厚 0. 3 ～1m。上述两层品位较低，一般在 0. 02%以下。
3) 全风化层 ( 图 5C) : 呈黄白—浅红色。80% 由黏土矿物和石英组成，其余为钾长石和白云母。结构疏松多孔易碎。厚度一般 4 ～10m，约占整个风化壳厚度的 60% 以上。由于该层位是风化壳中长期稳定发育的主体部分，且恰好与稀土离子垂直渗滤途中的浓集部位相吻合，故其黏土矿物吸附稀土离子达到了最佳状态。因此，该层稀土矿化最富，品位最高达 0. 25%，为矿体的主要赋存层位。
4) 半风化层 ( 图 5D) : 基本保持原岩颜色和结构，但长石已风化成高岭土和绢云母，黏土矿物含量低于 30%。厚度以 2 ～3m 居多。进入此层矿化减弱、品位降低。D 层之下即为基岩———成矿母岩，未风化。
轻、重稀土在风化壳垂直方向上的分层富集现象明显，即轻稀土一般在全风化层中部富集，而重稀土多在全风化层下部最富集。此类型的轻稀土矿床中，Ce 从半风化层到全风化层，随着风化程度的加深而逐渐亏损，但是到了腐殖层又富集起来。La、Nd 的迁移富集规律与 Ce 正好相反。它们从半风化层到全风化层逐渐富集，到全风化层上部其富集程度有所降低，表层明显贫化。残坡积层中 Ce高于 La，全风化层中 Ce 低于 La 是该类矿的特点。总体上轻重稀土在垂直方向上表现相同，即都呈现上下两头小、中间大的 “凸”字形。
图 5 风化壳垂直剖面结构模式图( 据张祖海，1990，修改)
三、矿床成因和找矿标志
1. 矿床成因
含稀土花岗岩类在地表遭受风化作用时，其所含的硅酸盐和稀土矿物一起被破坏、分解，释放出来的稀土元素以离子状态进入到水溶液中。随着水溶液的渗透，稀土元素由风化壳上部向下迁移。在迁移过程中，随 pH 值的增加，溶液偏碱性 ( pH 值约为 6. 8 左右) ，使得稀土元素呈氢氧化物或碳酸盐沉淀，降低了稀土元素的迁移能力，而被高岭石、埃洛石、水云母等黏土矿物所吸附，使稀土离子在风化壳中得以富集。风化壳上部黏土矿物中的稀土元素较容易从矿物中被解吸，淋溶下来随水继续向下迁移和吸附，稀土离子再被黏土矿物吸附固定，这样迁移、吸附、解吸、再迁移、再吸附反复循环，最后在全风化层中形成具工业规模的风化壳离子吸附型稀土矿床。在此过程中，稀土离子之所以能被高岭石等黏土矿物所吸附，是因为黏土矿物粒度较小，具有较大的比表面积，加上黏土矿物的表面常因破键而出现未饱和的过剩负电荷，需要吸附介质中的阳离子以维持电介平衡，风化壳中的钾、钠、钙等碱金属和碱土金属因活性大而易于不断迁移，而稀土离子活动性较小，得以被黏土矿物所吸附。
值得一提的是，风化壳离子吸附型矿床的形成主要是内外生条件的平衡统一的结果，由此，王伦等 ( 1988) 提出了 “四元一体”的成矿模式:
1) 成矿母岩具有必要的最低稀土浓度。如: 赣南地区稀土矿富集度最高为 6. 95，平均为 3. 98。按照成矿母岩稀土浓度与风化壳成矿富集度的关系，花岗岩类稀土浓度最低不小于 170 ×10－ 6。在其他条件相近时，母岩稀土浓度越高对成矿越有利。
2) 成矿母岩应具有易风化解离的稀土赋存状态类型。即稀土载体矿物主要为硅酸盐矿物和氟碳酸盐矿物以及某些热液蚀变富集稀土矿物类。而磷酸盐矿物，如独居石型和磷钇矿以及稀土铌钽酸盐矿物较难风化，不利于形成离子吸附型稀土矿床。
3) 风化壳的地形相对切割深度对成矿的控制。风化壳主要是在第四纪以来形成的，地貌形态受到新构造运动的制约。花岗岩类面型风化壳主要发育在低丘和中丘地貌区，且分布在中、低地貌区的二级阶地以上的低缓夷平面内，其海拔标高在 150 ～500m，相对切割深度在 30 ～1000m 之间。
4) 风化壳的 pH 值控制着稀土元素的富集和赋存部位。风化壳中稀土总量与 pH 值呈抛物线型函数关系，当 pH 值为 6 ～6. 5 时，稀土总量的平均值最高，易于形成较厚的风化壳，对吸附有利。风化壳在垂直剖面由下而上 pH 值呈规律地递减。全风化层中的中下部 pH 值为 5. 7 ～6. 9。因此，此层为矿化富集区。江西不同矿区风化壳 pH 值变化范围和峰值不相同，安西平均 pH 值为 4. 5 ～5. 5，河岭为 5 ～5. 5，足洞为 6 ～6. 5，南桥为 6. 5 ～7. 0。安西矿区由于地形平缓风化较深，风化壳 pH 值偏酸性，南桥矿区成矿母岩富碱风化程度较低，故风化壳偏中性至弱碱性，江西河岭及足洞两个矿区特征介于二者之间。
2. 找矿标志
( 1) 地理气候、地形地貌标志
相对稳定的纬度带 ( 北纬 22° ～ 29°) ，特别是北纬 24° ～ 26°的亚热带温湿气候有利于风化壳发育。其充沛的雨量，茂盛的植被、明显的季节性气候交替以及较好的排水条件等，是形成花岗岩类岩体风化壳的先决条件。
高差不大 ( 一般 250 ～60m) 的丘陵对形成风化壳矿床最为有利，因为它能保证降水渗透到潜水面并由局部的侵蚀基准造成的排水条件，以促使其发生积极的化学作用，产生次生富集。风化壳的厚度严格受地形起伏的控制，在地形平缓的圆顶、缓坡等地，厚度较大; 在被冲刷的沟底，厚度较小，甚至为零。
该类型矿床地形地貌特征可分为两种，一种为馒头状小山包，风化壳保存程度属裸脚式，即山脚部分基岩裸露; 另一种以较大的山包为主，矿区处于低山区，风化壳保存程度为全覆式，基岩很少出露，矿体多分布在较大面积的山坡上。
( 2) 风化层标志
花岗岩的自交代作用中，发生钾交代和钠交代时，能析出大量的稀土矿物，故微斜长石化 ( 钾化) 和钠长石化 ( 钠化) 以及大量的长石风化的过渡现象，是这类矿床鲜明的地质标志。矿体周边半风化和未风化的原岩以及风化壳中的风化物，通常具有以下标志:
1) 富钠长石细粒锂云母花岗岩，一般含氟碳钙钇矿、黄钇钽矿，其风化壳内有细粒石英和锂云母的残留等，是找重稀土元素离子吸附型矿床的标志。
2) 富钾长石粗粒或中粒锂黑云母花岗岩，其中常有钠长石脉充填于内，一般含氟碳钙钇矿、硅铍钇矿、磷钇矿。风化壳内残留有中、粗粒石英和锂黑云母，是找重稀土元素离子吸附型矿床的标志。
3) 海西—印支期粗粒二云母花岗岩，风化后常形成富铕轻稀土元素离子吸附型矿床。
4) 富钾长石中、粗粒铁黑云母或铁叶黑云母花岗岩的风化壳内，残存有褐钇铌矿、独居石等矿物，其边缘相钠高于钾，是找重稀土元素离子吸附型矿床的标志 ( 常伴生钪) 。
5) 富钠长石中、细粒铁黑云母 ( 少量白云母) 花岗岩，风化后残留中、细粒石英和铁黑云母，是找轻稀土元素离子吸附型矿床的标志。
6) 含铌钽矿物的花岗岩风化壳矿区及外围可能找到花岗岩风化壳离子吸附型稀土矿床。
7) 含稀土矿化花岗岩风化壳中，多水高岭石、高岭石、水化黑云母等黏土矿物富集地段是稀土元素离子吸附型矿床的富集区。
另外，岩石风化程度越高，风化壳厚度越大，岩石粒度越细，越有利于矿化。
( 3) 构造地质标志
不同级次的断裂具有不同的控矿功能: 主要断裂控制矿带，次级断裂控制矿区，低级断裂和密集的裂隙控制矿床。如在南岭地区，燕山早期矿化花岗岩受南岭 EW 向复杂构造带控制，形成了主要呈EW 向展布的原生稀土矿化带。特别是以新华夏系拱 － 坳交替带之次级断裂构造组合为主，与 EW 向构造带同级断裂交接地段为主要的控岩构造标志。而且两个构造体系的次级构造密集产出地段常常是富矿地段。其派生的低级断裂及裂隙发育地区易富集风化壳中的稀土元素。微裂隙愈发育，稀土的次生富集程度愈高。这主要是由于微裂隙发育地段，化学风化作用较为强烈，并常形成次生淋滤成因的较纯的多水高岭石等黏土矿物，促进了稀土离子的富集。
( 4) 岩浆岩找矿标志
矿床富集在矿化花岗岩的风化壳中。矿化花岗岩体多为复式岩体的组成部分，前者形成较早而常常成为复式岩体的主体面呈大岩基状产出，矿床 ( 点) 一般产于花岗岩类岩基中。另外，在复式岩体中往往是早阶段岩体的稀土含量高于晚阶段岩体。尤其是大岩基的舌状突出部位和靠近岩体的内接触带是成矿的有利地段。
( 5) 地球化学找矿标志
风化淋滤作用是稀土元素在风化壳中富集、分异的主要控制因素，随着风化淋滤作用的进行，稀土在风化壳剖面上可形成一个轻 － 重稀土的天然离子色谱层。由于 Ce 的地球化学特殊性，在地表条件下为黏土矿物强烈吸附而固定，从而在上部红土化层出现强烈的 Ce 正异常，向下出现强烈的 Ce负异常。
( 金庆花)