摘要：白山钼矿赋矿岩体为花岗斑岩，其主量、微量及稀土元素地球化学特征研究表明，岩体属过铝质高钾钙碱性系列，并相对富集大离子亲石元素（Rb，Th，Sr等），亏损高场强元素（Nb，Ce，Zr等），以及具有LREE富集的右倾稀土元素分布模式。下面小编整理了一些《稀土元素地球化学研究论文(精选3篇)》，仅供参考，希望能够帮助到大家。
稀土元素地球化学研究论文 篇1：
赣南地区变质岩离子吸附型稀土矿床地质特征及找矿方向
摘要： 通过对赣南地区变质岩离子吸附型稀土矿床进行岩石学、稀土元素地球化学和矿床地质特征研究，探讨变质岩离子吸附型稀土矿床的控矿因素、矿床成因及下一步找矿方向。赣南地区变质岩的原岩时代主要为青白口纪—奥陶纪，变质岩的稀土元素丰度较高，属轻稀土富集型。已发现的离子吸附型稀土矿床主要赋存于震旦纪—青白口纪变质岩中，以青白口纪库里组和南华纪寻乌岩组为主。石城—宁都—瑞金浅变质岩区和会昌—安远—寻乌中深变质岩区可作为离子吸附型稀土矿勘查的首选地区。
关键词： 赣南地区;变质岩;离子吸附型稀土矿;地质特征;找矿方向
文献标识码：A
赣南地区指江西省赣州市所辖区域，是我国离子吸附型稀土矿的主要产区，其成矿母岩有花岗岩、火山岩、混合岩[1]和近些年新发现的浅变质岩[2]。赣南地区变质岩分布广泛，稀土资源找矿潜力巨大。受葛藤嘴稀土矿床的启发，江西省地质勘查基金管理中心和赣州市稀土资源远景调查评价项目组对赣南地区变质岩进行了系统的稀土资源远景调查，基本摸清了区内变质岩风化壳离子吸附型稀土矿床的分布特征，可为我国稀土战略提供强有力的资源保障，也为今后稀土矿勘查提供思路和方向。目前，国内外对花岗岩、火山岩和混合岩稀土成矿母岩的研究程度较高，研究成果也较丰富[3-8]，而对变质岩离子吸附型稀土矿的研究较少[9-10]。为此，本文重点探讨赣南地区与稀土成矿关系密切的变质岩分布特征和离子吸附型稀土矿的找矿方向，为该区今后开展变质岩离子吸附型稀土矿调查选区提供参考。
1 变质岩特征
赣南地区变质岩分布较为广泛，出露面积约14 605 km2，占市域面积的37.06%[11]。区域变质岩、热接触变质岩和断裂（动力）变质岩均有分布，其中区域变质岩大面积分布，热接触变质岩主要分布在岩浆岩侵入体外接触带，断裂（动力）变质岩呈线状发育在断裂带中，大多数分布在区域变质岩区[12]。
1.1 变质作用时期
赣南地区变质岩的原岩时代主要为青白口纪—奥陶纪，变质作用可分为早古生代区域变质作用和中生代热接触变质作用。
（1）早古生代区域变质作用。青白口纪晚期-早古生代的一套连续沉积的巨厚岩系（志留系基本缺失），被中泥盆世及其以后的沉积岩不整合覆盖，沉积盖层基本未变质。侵入于浅变质岩系并被中泥盆世沉积岩不整合覆盖的上犹花岗岩体和龙回花岗岩体的锆石U-Pb年龄分别为408.2±4.7 Ma和443.9±3.2 Ma[13] 。因此，推断早古生代变质作用时期主要为志留纪，即加里东运动晚期。
（2）中生代热接触变质作用。主要为印支期和燕山期构造热事件的变质叠加和改造，大规模岩浆侵入和火山活动与不同围岩接触形成高热变质和接触交代变质，在深部岩体特别是岩体边部和顶部发生自变质作用[12]。
华东地质2019年
第40卷 第2期
陈斌锋，等：赣南地区变质岩离子吸附型稀土矿床地质特征及找矿方向
1.2 变质岩分区
根据《中国区域地质志江西志》[12]，赣南地区区域变质岩单元大致以兴国—定南为界，划分为2个区域：西部（罗霄山—诸广山加里东期造山带浅变质区Ⅱ4）主要为寒武纪和奥陶纪变质的绿片岩相，以浅部低温动力变质岩为主，热隆变质范围有限且分布零星，可细分为北部罗霄山浅变质岩小区（Ⅱa4）和南部诸广山—大庾岭浅变质岩小区（Ⅱb4）;东部（南武夷山加里东期造山带中深变质区Ⅱ3）主要为前震旦纪变质岩，可细分为北武夷中深变质岩小区（Ⅱa3）和南武夷浅变质岩小区（Ⅱb3），而南武夷浅变质岩小区又细分为石城—宁都—瑞金浅变质岩区和会昌—安远—寻乌中深变质岩区（图1）。
1.3 变质岩组合
赣南地区区域变质岩地层划分见表1，可分为3个岩石组合[12]。
（1）青白口纪晚期变质岩系。原岩为巨厚海相泥沙质和凝灰岩类，变质岩主要为千枚岩-变沉凝灰岩-变杂砂岩组合。神山组以千枚岩为主;库里组以变砂岩和变沉凝灰岩为主，局部夹有变细碧岩、变石英角斑岩、变玄武岩和硅质岩层，主要分布于石城—寧都—瑞金浅变质岩区，是该区最主要的稀土含矿母岩。
（2）南华纪—震旦纪变质岩系。下南华统上施组为千枚岩-千枚状变杂砂岩组合和含凝灰质岩石，上南华统沙坝黄组为千枚岩-磁铁石英岩-变余含砾砂岩组合。下震旦统坝里组为变杂砂岩-千枚岩组合，老虎塘组为硅质岩和硅质板岩组合。寻乌岩组为一套片岩、变粒岩和片麻岩组合，具跨时代沉积，其顶部地层时代可能属于早震旦世，主要分布于武夷山造山带变质岩区，目前在该段地层已发现呈一定规模的离子吸附型稀土矿床。
（3）寒武纪—奥陶纪变质岩系。主要分布在赣南西部罗霄复式向斜，变质程度比南华系—震旦系浅。寒武纪牛角河组和水石组为千枚岩（千枚状板岩）-变杂砂岩组合，局部有片岩-变粒岩。以底部碳质千枚岩、中部夹数层不稳定复成分砾岩、上部夹不纯灰岩为特征，有时可见变沉凝灰岩夹层。奥陶系为一套巨厚的以细砂、泥质为主的沉积岩夹硅质泥质岩层，变质矿物含量低，反映变质程度极浅，为泥质（页）岩、粉砂岩和细砂岩组合。
1.4 变质岩岩性特征
赣南地区变质岩有变沉凝灰岩、变砂岩、板（页）岩、绢云板岩、绢云千枚岩、片岩、变粒岩和片麻岩类。变沉凝灰岩主要分布在石城—宁都—瑞金一带，为该区最重要的稀土矿成矿母岩，岩性为变余粉屑-细屑-中屑沉凝灰岩。变砂岩类在该区大面积分布，按矿物成分和含量，可分为变砂岩、变杂砂岩和变长石石英砂岩，组构特征基本保留，仅胶结物发生变质重结晶。板岩、千枚岩类常与变（杂）砂岩夹层或互层，变质矿物主要为绢云母，有时可见含量不等的绿泥石和黑云母雏晶，当新生片状矿物结晶形态较好时，显示丝绢光泽，过渡为千枚岩类。云母片岩、变粒岩和片麻岩类主要分布于寻乌—会昌、赣县清溪、兴国杨村和南康内潮，以云母片岩为主，有白云（英）片岩和二云片岩，偶见斜长变粒岩和角闪斜长片麻岩。
2 稀土元素地球化学特征
赣南地区寒武纪—青白口纪变质岩稀土元素含量见表2，球粒陨石标准化稀土元素配分曲线见图2。寒武纪—青白口纪各类变质岩稀土元素总量为（75.49～339.21）×10-6，平均值为257.20×10-6，稀土元素总量较高。其中，泥质岩稀土元素总量平均值为273.21×10-6，大于砂质岩稀土元素总量平均值239.56×10-6;∑Ce/∑Y为2.92～6.31，平均值为3.86，属轻稀土富集型。各类变质岩稀土元素配分曲线形态基本呈右倾式，δEu平均值为0.53，为Eu弱负异常。多数样品无Ce异常，仅库里组变细屑沉凝灰岩和神山组碳质千枚岩具Ce弱负异常。赣南地区寒武纪—青白口纪变质岩配分曲线形态基本相近，表明青白口纪—寒武纪原岩沉积时构造环境平稳，沉积物来源相同，供给也相对稳定。
3 矿床地质特征
在该区已发现的离子吸附型稀土矿主要分布在震旦纪—青白口纪变质岩中[11]，包括青白口纪神山组和库里组、南华纪寻乌岩组和震旦纪坝里组[14-15]。葛藤嘴稀土矿为国内乃至世界首次在变质岩中发现的离子吸附型稀土矿床，其成矿母岩为青白口纪神山组和库里组，笔者以此为典型矿床进行说明。
3.1 地形地貌及风化壳
葛藤嘴矿区以山间盆地和丘陵为主，地形起伏平缓，总体西南部较高、中部较低，沟谷纵横。标高230.0～499.2 m，风化壳出露标高230～410 m，相对切深<150 m。剥蚀不强烈，风化壳具面型分布，厚度1.4～20.3 m，平均厚度9.53 m。山形多呈不规则的浑圆状或馍头状，冲沟呈放射状，风化壳主要分布在平缓的山顶和山坡。
葛藤嘴矿区风化壳自上而下分为表土层、全风化层、半风化层和基岩，与赣南地区花岗岩风化壳结构基本相同[16-18]。表土层一般厚0.3～3.5 m，分为灰黑色腐植土盖层和深褐红色黏土层。腐植土呈灰黑色，结构松散，含植物根系，由亚黏土、亚砂土和腐植土组成。腐植土以下为红色黏土层，植物根系少，颜色与上层明显不同，黏结性强。表土层一般在山顶较薄，在山脊、山脚较厚，样品稀土浸取相品位为0.015%～0.035%，少数可达工业品位。全风化層厚1.40～20.30 m，呈褐红色和褐黄色，少数呈灰白色，松散土状结构。原岩矿物基本解体，长石多风化成高岭土，呈土状，手搓具滑感。石英颗粒多数为0.05～1.00 mm，呈灰白色。微裂隙发育，多被黏土矿物充填，黏土含量为30%～40%。全风化层在山头和山腰厚度较大，山脚厚度较薄，矿体主要赋存于该层中上部;半风化层厚数米至几十米，黏土含量为15%～20%，岩石的坚硬程度提高，其颜色、结构构造与原岩差异较小，手搓较难碎成粉末。长石多为碎粒状，局部有高岭土化，与全风化层逐渐过渡，顶部富集稀土元素构成矿体。稀土浸取相品位一般为0.01%～0.02%，仅少数样品有稀土矿化。基岩厚度不详，为区域褶皱基底[11]。
3.2 矿体分布
葛藤嘴矿区稀土元素主要呈离子吸附态赋存在变质岩风化壳中，矿体主要分布于矿区中部库里组一段和二段变沉凝灰岩、变砂岩风化壳中。统计参与资源量估算的231个工程，发现矿体埋深0～5 m的工程有79个，占34.2%;矿体埋深5～10 m的工程有86个，占37.2%;矿体埋深10～15 m的工程有53个，占22.9%;矿体埋深15 m以上的工程有16个，占6.9%，表明该区多数矿体赋存在15 m以浅的全风化层中。
矿体平面多呈阔叶状、椭圆状或馒头状，剖面呈似层状随地形波状起伏，厚薄变化见图3。矿体倾角平缓，山顶倾角一般为5°～10°，沿山坡变陡为20°～30°，总体倾角较地形坡度略平缓。山顶矿体较厚，山脊次之，山坡及坡脚矿体较薄。矿体沿地层走向连续成片，一般长1 000～3 000 m，宽500～2 000 m，厚1.1～18.0 m，平均厚5.66 m。231个含矿工程中有123个工程矿体出露地表，说明该区剥蚀较强烈，矿体多被剥蚀而变薄。单工程样品稀土浸取相品位0.035%～0.139%，平均品位0.070%。稀土品位在剖面上主要以“漏斗型”为主，说明其剥蚀作用较强[14]。
3.3 矿石组成
矿石矿物主要由黏土矿物、石英、残余长石和云母类组成，次为变质岩中难风化分解的磁铁矿和磷灰石。矿石中黏土矿物主要有高岭石、埃洛石和水云母，含量为15%～40%;石英含量为30%～40%，残余长石含量为5%～10%，绢云母含量为15%。在风化壳形成中，黏土矿物是稀土离子的良好载体。矿石的化学成分以SiO2和Al2O3为主，含量占82.51%;其次为Fe2O3、FeO和MgO，总含量占7.69%，K2O、TiO2和Na2O总含量占5.89%。
该区各地层渗透系数远小于赣南地区花岗岩稀土矿的渗透系数，平均值为赣南地区花岗岩的2%～10%，渗透系数最大者为神山组二段全风化粉砂质千枚岩，最小者为库里组二段全风化变粉屑沉凝灰岩。矿石浸取相配分结果表明：∑YO为26.14%，Y2O3为13.52%，Eu2O3为0.89%，La、Nd 和Y占比最大，其次为Pr、Sm和Gd，表明该区为低钇富铕型轻稀土矿床。
4 控矿因素及矿床成因
4.1 控矿因素
（1）成矿时代。该区风化壳的形成时间应在第三纪以后，部分地区风化壳形成的时限可能始于晚更新世，但稀土元素富集时限至少始于早—中更新世。风化壳形成后必须保持一定时间，使表层剥蚀一定厚度，剥蚀速率小于稀土元素向下迁移的速度，从而使被剥蚀部分的稀土元素充分聚集在下部并逐渐发育[19]。风化壳离子吸附型稀土矿床的表生成矿时代为早更新世—全新世，稀土成矿富集时代主要为中更新世。
（2）变质作用。目前，关于变质作用中稀土元素是否活动、变质过程中存在明显流体时稀土元素的地球化学行为如何等问题的认识仍有较大争议[20]。低压变质作用中，大多数岩石稀土元素含量保持不变;中压变质作用中，在花岗岩化带变质岩中稀土元素含量发生变化，在花岗岩化较弱的地区，变质岩中的稀土元素含量稳定[21];高压变质作用中，稀土元素不活动[22]。赣南地区变质岩稀土元素主要赋存在稀土氟碳酸盐矿物、独居石和磷钇矿中，变质作用中稀土元素含量不发生大的变化。在变质作用中，岩石结构构造的变化将对岩石的耐风化程度产生影响，片状、板状和千枚状构造不利于岩石风化。一般情况下，区域变质作用不改变母岩的稀土元素丰度，但中深变质作用改变母岩的结构构造，提高岩石的耐风化程度，不利于成矿。
（3）成矿物质来源。赣南地区震旦纪—青白口纪变质岩在成岩早期沉积了一套稀土元素丰度较高的海底凝灰质和陆源碎屑物，以库里组变沉凝灰岩、变余砂岩和寻乌岩组片岩、片麻岩、变粒岩为主，稀土元素平均含量为257.20×10-6，远大于南岭地区离子型稀土成矿母岩含量的下限值（150×10-6） [18]。在母岩中，这些稀土矿物主要赋存在易风化的稀土硅酸盐和稀土氟碳酸盐矿物中，少数赋存在难风化的磷钇矿和独居石中，易风化的稀土矿物为稀土矿的形成提供了必要基础。
（4）构造。区域性断层控制变质岩的展布，稳定的大地构造环境可促进厚大风化壳的形成与保存。基岩中发育的断层、节理和裂隙，形成有利的氧化环境，有利于母岩风化[19]。赣南地区位于华南板块南华活动带，基底褶皱以近EW向展布，NE向和NW向断裂交织呈网络格架。构造体系的交接复合部位对成矿有利，各类矿床（点）及异常分布较密集。
（5）地貌。新构造运动决定了地貌的发育和风化壳的保存程度，只有风化壳的剥蚀速度小于或等于风化壳的形成速度，风化壳才能发育和保存。赣南地区低缓丘陵发育，相对高差30～200 m，一般山顶和山脊的风化壳厚度大，常形成富矿体;陡壁或沟谷的风化壳厚度小，矿体较薄或不发育。
（6）气候和植被。风化壳的化学作用强度随温度、湿度的增加而增大，植被的发育可加速母岩风化解离，保存风化壳，使地表水偏酸性，将稀土离子向地下淋滤、迁移、富集，形成稀土矿床。赣南地区属亚热带季风气候，雨量充沛，气候湿润，植被发育，岩石物理、化学风化作用强烈，有利于风化壳的形成。
（7）稀土元素富集成矿。风化壳中稀土元素富集成矿是长期不断的次生富集过程。原岩中长石风化成黏土，矿物中的稀土元素解离，由于地表天水pH值一般为弱酸性，解离出的稀土元素随天水向下淋滤，被黏土矿物吸附，稀土元素初步富集。随着风化作用向深处拓展，初步富集的稀土元素随淋滤水向下迁移，再次沉淀并进一步富集。该过程不斷进行，上部稀土元素逐渐增多，在全风化层中富集，并形成超过母岩稀土元素丰度2～8倍的稀土矿体[18]。
4.2 矿床成因
在成岩早期，赣南地区震旦纪—青白口纪变质岩沉积了一套稀土元素丰度较高的地层，为稀土矿化提供了必要的物质基础。在构造运动影响下，地壳抬升形成适宜的地形地貌条件，在新生代以化学作用为主的表生作用下，适宜的亚热带季风气候，pH值为5.5～6.5，原岩矿物遭受不同程度的风化破坏和分解，硅酸盐矿物含量减少并转变为黏土矿物，形成以高岭石和石英为主的松散变质岩风化壳，稀土元素随矿物分解，在稀土矿物中呈离子态并随天水下渗迁移，被具有较强吸附能力的黏土矿物吸附、捕获，稀土元素不断富集，最终形成稀土矿体，并严格受成矿母岩风化壳控制[11，14]。
4.3 找矿标志
（1）地层岩性。已发现的稀土矿床主要分布在库里组和寻乌岩组，成矿母岩为震旦纪—青白口纪变沉凝灰岩、变粉砂岩、凝灰质千枚岩、片岩、片麻岩和变粒岩，原岩呈巨厚层状，岩性较单一，是变质岩稀土矿床最重要的地层岩性标志。
（2）地球化学特征。母岩含火山物质或稀土含量高的陆源碎屑物，其含量大于南岭稀土成矿母岩下限值，具较高的稀土元素丰度。
（3）地形地貌。丘陵地貌或山岭低缓区，相对高差30～200 m，山坡平缓、山脊圆滑，切割较小地段，基岩出露少，面型风化壳发育。
（4）构造。断裂发育，为风化作用提供有利的空间条件。岩石基本无硅化，有利于风化作用。
（5）外生作用。亚热带季风气候，温暖潮湿，雨量充沛，四季分明，水系发育，植被茂盛，易形成深厚的硅铝质风化壳。
5 找矿方向
变质岩是赣南地区稀土矿床的成矿母岩之一，稀土元素丰度基本达到离子吸附型稀土矿床成矿的最低要求，且多数地区均发育风化程度不一的风化壳，初步查明变质岩风化壳发育面积为583 km2，占变质岩总面积的3.99%。但变质岩中离子吸附型稀土矿仅见于震旦纪以前的地层，包括青白口纪神山组、库里组和南华纪寻乌岩组，而震旦纪及以后的寒武纪、奥陶纪和部分泥盆纪浅变质岩中未发现一定规模的变质岩离子吸附型稀土矿，仅在赣县坳子下岩体东北部接触带附近的震旦纪坝里组中发现稀土矿化，但不具规模。岩浆上侵时与围岩发生混合岩化作用，使变质岩围岩也含有一定的稀土矿物，远离岩体无稀土矿化，离子吸附型稀土矿的岩石类型主要有变沉凝灰岩、千枚岩、变余砂岩、片岩、变粒岩和片麻岩。野外勘查及综合研究表明，石城—宁都—瑞金浅变质岩区和会昌—安远—寻乌中深变质岩区（图1），可作为离子吸附型稀土矿勘查的首选地区，具有较好的寻找离子吸附型稀土矿的找矿前景。
5.1 石城—宁都—瑞金找矿潜力区
该区是武夷变质岩带变质作用最浅的地段，属于宁都—于都小坳陷与闽西南坳陷之间的局部隆起区，剥蚀浅，出露地表的为加里东期造山带的浅部，花岗质岩浆活动与地热活动较弱。该区广泛分布青白口纪神山组、库里组和震旦纪坝里组、老虎塘组浅变质岩，以变砂岩、变沉凝灰岩、千枚岩和凝灰质千枚岩为主。青白口纪神山组和库里组为离子吸附型稀土矿的母岩，分布面积为1 400 km2，风化壳面积约300 km2。母岩稀土元素丰度普遍较高，平均丰度为384×10-6，部分千枚岩稀土元素含量也较高，但岩石不易风化[14]。成矿母岩具有相似的稀土元素配分特征，属轻稀土富集型，在球粒陨石标准化稀土元素配分曲线图[9]中，Ce和Eu显示负异常，Pr和Nd显示正异常，说明浅变质岩类具有相似的原岩特征。目前，已发现葛藤嘴、大粮田、固村和小姑等中—大型稀土矿床，在瑞金—石城地区有大面积分布的稀土成矿母岩未进行调查，说明该区具有寻找大型变质岩离子吸附型稀土矿的巨大潜力。
5.2 会昌—安远—寻乌找矿潜力区
该区变质岩原岩时代为南华纪—寒武纪，寒武系以浅变质岩为主，南华系—震旦系变质程度极不均匀，为不同变质相、变质矿物的共生组合，2种变质程度悬殊的岩类“混居一室”。如安远孔田地区寻乌组片麻岩呈极不规则的树枝状分布于韧性剪切带中，其揉皱变形强烈，与周围变质岩界线模糊，可见混染现象。该区稀土成矿母岩主要为中深变质的寻乌组，以片岩、变粒岩和片麻岩夹变余长石石英砂岩为主，分布面积约1 000 km2，圈定风化壳面积约200 km2，主要分布在寻乌北部澄江一带、安远县南部孔田地区和会昌县高排、中村地区。寻乌岩组母岩稀土元素丰度平均值为201.03×10-6，轻、重稀土元素比值为3.19～3.39，平均值为3.30，属轻稀土富集型。在球粒陨石标准化稀土元素配分曲线图（图2）中，曲线呈左陡右缓的不对称“V”型，Eu明显负异常。会昌—安远—寻乌中深变质岩区丘陵发育，在寻乌澄江和安远孔田发现中型变质岩离子吸附型稀土矿床，而外围还有稀土成矿母岩未调查，说明该区具有寻找中—大型变质岩离子吸附型稀土矿的巨大潜力。
6 结 论
（1）赣南地区变质岩分布广泛，变质岩原岩时代主要为青白口纪—奥陶纪，发育风化程度不同的风化壳。该区各类变质岩稀土元素丰度较高，基本达到离子吸附型稀土矿床成矿的最低母岩要求。
（2）赣南地区已发现的离子吸附型稀土矿床主要分布在青白口纪—震旦纪变质岩中，以青白口纪库里组、神山组变沉凝灰岩、变粉砂岩和南华纪寻乌岩组片岩、片麻岩和变粒岩为主，今后找矿方向应以这些岩性为主。
（3）赣南地区东北部石城—宁都—瑞金浅变质岩区和东南部会昌—安远—寻乌中深变质岩区，可作为离子吸附型稀土矿勘查的首选地区。
参考文献
[1] 王登红，赵芝，于扬，等. 我国离子吸附型稀土矿产科学研究和调查评价新进展[J].地球学报，2017，38（3）：317-325.
[2] 赵芝， 王登红， 邹新勇，等. 江西宁都葛藤嘴浅变质岩离子吸附型稀土矿成矿模式[J].地质论评， 2016， 62（Z）：421-422.
[3] 张恋，吴开兴，陈陵康，等. 赣南离子吸附型稀土矿床成矿特征概述[J].中国稀土学报，2015，33（1）：10-17.
[4] 王登红，赵芝，于扬，等. 离子吸附型稀土资源研究进展、存在问题及今后研究方向[J].岩矿测试，2013，32（5）：796-802.
[5] 范飞鹏，肖惠良，陈乐柱，等. 南岭东段含稀土矿花岗岩体中暗色包体地质特征——以陂头岩体为例[J].华东地质，2016，37（1）： 36-44.
[6] 王登红， 王瑞江， 李建康，等. 中国三稀矿产资源战略调查研究进展综述[J].中国地质， 2013， 40（2）：361-370.
[7] 赵芝，王登红，陈郑辉，等. 南岭离子吸附型稀土矿床成矿规律研究新进展[J].地质学报，2017，91（12）：2814-2827.
[8] 趙芝，王登红，陈振宇，等. 南岭东段与稀土矿有关岩浆岩的成矿专属性特征[J].大地构造与成矿学，2014，38（2）：255-263.
[9] 王臻， 赵芝， 邹新勇，等. 赣南浅变质岩岩石地球化学特征及稀土成矿潜力研究[J].岩矿测试， 2018，37（1）：96-107.
[10]周雪桂，王水龙，袁承先，等. 赣南宁都地区变质岩离子吸附型稀土矿床地球化学特征及找矿意义[J].华东地质，2018， 39（3）：194-201.
[11]江西省地质矿产勘查开发局赣南地质调查大队.江西省赣州市稀土资源远景评价报告[R].2017：1-132.
[12]江西省地质矿产勘查开发局.中国区域地质志江西志[M]. 北京： 地质出版社，2012：691-748.
[13]张芳荣. 江西中—南部加里东期花岗岩地质地球化学特征及其成因[D].南京：南京大学，2011.
[14]江西省地质矿产勘查开发局赣南地质调查大队.江西省宁都县葛藤嘴稀土矿普查报告[R].2015：1-65.
[15]王阳平， 赵鹏坤. 江西省古溪地区新型稀土矿找矿远景分析[J].中国高新技术企业， 2016（30）：152-153.
[16]池汝安，田君.风化壳淋积型稀土矿评述[J].中国稀土学报，2007，25（6）： 641-650.
[17]谢有炜，阙兴华，陈斌锋.龙南上黄湾稀土矿地质特征及成矿条件分析[J].矿产与地质， 2017，31（2）：295-299.
[18]袁忠信，李建康，王登红，等.中国稀土矿床成矿规律[M].北京： 地质出版社，2012.
[19]吴澄宇. 赣南粤北地区风化壳离子吸附型稀土矿床研究[D].北京：中国地质科学院， 1988.
[20]刘丛强， 唐红峰. 变质作用中稀土元素再分配及其对流体作用的指示意义[J].中国科学：地球科学， 1999（6）：520-526.
[21]B.A.马克雷金娜， 朱和宝. 中等压力变质作用和花岗岩化过程中的稀土元素[J].地质地球化学， 1980（10）：23-33.
[22]赵大贤. 高压变质作用中的稀土元素行为[J].世界地质， 1992（4）：73-80.
Geological characteristics and prospecting direction of the metamorphic
rock ion-adsorption REE ore deposit in South Jiangxi
CHEN Bin-feng， ZOU Xin-yong，PENG Lin-lin， ZHOU Xing-hua， QUE Xing-hua， ZHANG Qing
（Geological Survey Team of Gannan， Bureau of Geology and Mineral Exploration
and Development of Jiangxi Province， Ganzhou 341000， China）
Key words：South Jiangxi; metamorphic rocks; ion-adsorption REE ore; geological characteristics; prospecting direction
作者：陈斌锋 邹新勇 彭琳琳 周兴华 阙兴华 张青
稀土元素地球化学研究论文 篇2：
东天山白山钼矿地球化学特征及地质意义
摘 要：白山钼矿赋矿岩体为花岗斑岩，其主量、微量及稀土元素地球化学特征研究表明，岩体属过铝质高钾钙碱性系列，并相对富集大离子亲石元素（Rb，Th，Sr等），亏损高场强元素（Nb，Ce，Zr等），以及具有LREE富集的右倾稀土元素分布模式。根据矿物稀土元素作为示踪剂提供的信息表明，含钼矿物的石英脉稀土元素组成和分布模式与壳幔同熔型花岗岩有众多相似之处，推测该成矿物质来源与花岗岩岩浆有关，来自同一源区，形成于碰撞后演化阶段向板内转化的构造环境，并具相同的成岩方式与成岩成矿同期。
关键字：东天山;地球化学;白山钼矿
新疆东天山造山带位于中亚增生造山带南缘，是全球显生宙陆壳增生与改造最显著的地区，其形成和演化经历了多岛海型俯冲增生、陆-陆碰撞和地体拼贴等复杂地质作用[1]，发育多类型的成矿系统，形成多种成因类型的矿床[2]。白山钼矿自1988年被新疆地矿局第六地质大队发现以来，众多学者从矿床地质特征、矿床蚀变分带、找矿标志等方面先后对其开展过研究工作[3-4]。此外，众多工作者运用地球物理方法，开展了该矿区深部和外围的矿产远景调查工作[5-7]，并运用锆石U-Pb、Re-Os等同位素测试方法确定了含矿岩体（脉）的形成时代[8-13]，但对于该矿床的成矿时代及成矿作用期次尚存在争议，对于含矿斑岩体的形成构造环境亦存在不同认识。由于不同研究学者在该矿区采集样品代表性不同，与成矿密切相关的深部斑岩体相关研究报道较少，在一定程度上制约了对该区域斑岩型钼矿成矿作用的认识和理解。鉴于此，本次研究以该矿区深部钻孔中赋矿斑岩体等样品为研究对象，运用岩石地球化学和流体包裹体测试分析，探讨白山钼矿斑岩体的形成环境，探讨成岩与成矿的关系，为该地区斑岩型钼矿的研究提供基础资料。
1 成矿地质背景
白山钼矿位于哈萨克斯坦-准噶尔板块南觉罗塔格晚古生代沟弧帶内（图1）1，其成矿带属于康古尔-土屋、赤湖-镜儿泉Cu、Au成矿带东延部分。区域上断裂十分发育，由北向南依次分布康古尔塔格深大断裂，镜儿泉大断裂、干墩大断裂，其中干墩大断裂是白山矿区内主要导矿构造，对矿床的形成具重要意义。区域上出露长城系咸水泉岩组中深变质变粒岩，蓟县系镜儿泉岩组绿片岩相变质岩，泥盆系大南湖组下亚组火山碎屑岩及火山熔岩，石炭系干墩组微晶片岩、细碧质绿片岩和热变质角岩，侏罗系野马泉组陆相沉积碎屑岩和第四系[1]。区域内侵入岩较发育，岩石类型齐全，基性到酸性岩均有出露，以偏酸性深成侵入岩为主[14]，中-基性岩次之，超基性岩分布最少，岩体形成时代为华力西期和印支期。东天山地区处于挤压-堆叠环境[15]，在局部伸展环境下，深源斑岩岩浆侵位，对形成白山斑岩型钼矿提供了良好的成矿地质环境。
2 矿床地质特征
矿区出露地层主要为下石炭统干墩组，受区域性大断裂干墩断裂影响，矿区内次级断裂、裂隙较为发育，矿区内以近EW向断层为主，白山钼矿体赋存于F3与F5之间的石炭系干墩组角岩带内。矿区南部出露岩浆岩侵位于下石炭统干墩组中，其岩性为中粒、中细粒黑云母斜长花岗岩和黑云母花岗斑岩（图2）。白山钼矿床共圈定钼矿体17个，其中P4、P5号矿体为主矿体，矿体走向近EW向，矿体形态较简单，以似层状为主，矿体长100～3 000 m，平均厚度2.31～43.9 m，最厚达123.5 m，矿体沿走向变化属稳定型。矿体钼平均品位0.030%～0.106%，矿区平均品位0.06%，品位变化较均匀，矿层中钾长石-石英网脉、石英大脉十分发育。矿石矿物主要赋存于石英脉中，有辉钼矿、黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿、磁黄铁矿、及少量的钛铁矿、磁铁矿、方铅矿和白铁矿。矿化围岩蚀变主要有硅化、钾化、黑云母化、绢云母化、绿泥石化等，其中硅化和钾化与成矿作用密切相关。
3 样品特征及测试方法
在本次研究采集岩石样品中选择矿区深部钻孔揭露的赋矿岩体、围岩等10件样品进行主量、微量、稀土的分析测试。其中bs-4、bs-5分别采自钻孔ZK0-4深1 068 m和1 569 m处，bs-22、bs-23、bs-25、bs-29分别采自钻孔ZK15-5深1 530 m、1 762 m、 1 846.3 m和2 013 m处。D003至D007号样品为地表路线地质调查采集的样品。此外，对采集的5件含矿岩石及围岩进行稀土元素测试分析，Tc-B1为围岩，岩性为硅化长英质角岩，TC-B5岩性为硅化角岩中的细脉浸染状钼矿石，TC-B2为含钼长石-石英脉，TC-387为含钼石英细脉，ZK-D9为含钼矿石石英大脉。
在ZK39-1和ZK15-5号钻孔，根据矿化阶段的划分分别挑选了第一阶段3件不含辉钼矿的石英脉（样品号bs-8、bs-13、bs-24）和第二阶段3件含辉钼矿石英脉（样品号bs-10、bs-12、bs-15）进行了包裹体显微测温。
主量元素、微量元素和稀土元素测试由新疆矿产实验研究所完成，主量元素测试方法为X射线荧光光谱分析（XRF），微量元素测试方法为电感耦合粒子质谱仪分析（ICP-MS），分析精度和准确度均优于5%。包裹体测温实验在在中国地质大学（北京）包裹体实验室进行，测试仪器为Linkam THMSG-600冷热台。该仪器测温范围为-196℃～+600℃，测试精度为±0.1℃（表1）。
4 矿床地球化学特征
4.1 主量元素
由表1可见，主量元素含量相对稳定，SiO2含量为64.80%～76.42%，K2O含量为1.81%～5.23%，Na2O含量为2.38%～4.79%，K2O、Na2O含量较高，里特曼指数σ为1.5～2.82，均小于3.3，显示钙碱性特征;在TAS图解中（图3-a），投影点落入“Ir”下方，在花岗岩和花岗闪长岩的范围内，在AFM图解中（图3-b），所有点落在钙碱性系列范围内，表明成矿母岩以钙碱性花岗岩为主。
在SiO2-K2O图解中（图4-a），大多数点落在高钾钙碱性-钾玄岩系列范围内，个别点落在钙碱性系列范围内，结合AFM图解及相关前人资料，认为白山钼矿成矿母岩体为高钾钙碱性系列;全碱（Na2O+K2O）含量为5.72%～8.88%，平均7.64%，略低于中国同酸度岩石的全碱平均含量（7.89%）[16];随SiO2含量的增高，K2O/Na2O的比值增加（0.86～1.82），反映岩体随分异程度的增加，逐渐由富Na转变为富K[17]。
Al2O3含量为12.11%～16.05%，属于高铝岩类，A/CNK=1.19～1.52，A/NK=1.56～2.81，指示岩石具有偏铝质和过铝质的特性（图4-b）。MgO含量中等，为0.20%～2.61%;CaO含量较高，为1.16%～4.85%;P2O5含量较低，所有样品均小于0.2%;烧失量较少，基本小于3%，反映了样品蚀变较弱的特征。
表1和图5中，含矿母岩总体上具高Al2O3、富K特征，SiO2含量与Al2O3、MgO、CaO、FeOt具较明显的负相关关系，与MnO、Na2O具不明显的负相关关系，与K2O含量具明显的正相关关系，与P2O5含量具较弱的正相关关系。随着SiO2含量的增加，主要元素Al2O3、MgO、CaO、MnO、Na2O等氧化物的含量呈递减趋势，可能反映了钼矿区斑岩体中斜长石、角闪石等富Mg、Ca矿物是岩浆早期演化过程中分异结晶的产物[14]。
4.2 稀土元素
在表1中，ΣREE为64.45×10-6～176.93×10-6，平均101.23×10-6，总体稀土含量较低（小于200×10-6），与地壳重熔型花岗岩（S型花岗岩）较高的稀土含量具较大差别[18]。LREE/HREE值为7.74～26.42，平均值15.39>1，显示轻稀土较重稀土富集的特征。 （La/Yb）N为 8.39～60.27，平均值约为 24.30，（La/Sm）N为3.12～5.98、（Tb/Lu）N为1.36～3.64，表明轻重稀土分馏明显，轻稀土分馏明显，重稀土分馏不明显的特征，这与我国含钼花岗岩具相似性。在球粒陨石标准化分布曲线上（图6）[19]，曲线表现为左陡右缓向右倾斜的轻稀土富集型。无Ce异常，Eu负异常中等（δEu=0.41～0.88），表明在源区可能存在部分斜长石残留。
稀土元素分析结果见表2，不同样品间的ΣREE含量接近，分别为3.39×10-6和3.14×10-6，δEu分别为0.56和0.81，其他特征值如La/Lu、La/Sm、Sm/Nd、Eu/Sm、Eu/ΣREE等比值也都十分相近。在球粒陨石标准化作稀土元素分布模式图中（图7），石英脉型钼矿石和含钼石英脉的ΣREE很相似，均呈明显右倾型，均具Eu、Ce的负异常，特征元素含量和分布模式图与花岗岩体具高度相似性，暗示它们和花岗岩体之间有成因上的联系。此外，含钼长石-石英脉的ΣREE含量最高，为69.12×10-6，可能是由于含大量钾长石造成的，比含钼矿石英大脉和含钼石英细脉更富集ΣREE，表现出Eu、Ce负异常，两者REE分布曲线型式极为相似，反映它们具相同的物质来源。
4.3 微量元素
表1表明白山钼矿床富集W、Sn、Mo等成矿元素。其中Mo含量最高可达204×10-6（平均含量为25.86×10-6），明显高于我国花岗岩中Mo的平均含量（0.49×10-6）。在微量元素蛛网图中（图8），白山钼矿床花岗岩与壳幔同熔型花岗岩形态相似，Sr，Ba含量较高，平均分别为402.5×10-6和589.5×10-6。与洋中脊花岗岩相比亏损Nb（1.18×10-6～6.96×10-6）、Ce（6.0×10-6～73×10-6）、Zr（97.38×10-6～172×10-6）等高场强元素，Nb呈明显的深“V”字形，其余高场强元素呈平坦曲线。富集Rb（61×10-6～140×10-6）、Th（3.7×10-6～15.26×10-6）、Sr（148×10-6～951×10-6）等大离子亲石元素。Ce/Pb比值1.38～4.33（平均2.74），该值与全球岛弧花岗岩相似。
4.4 流体包裹体
根据矿化階段的划分分别挑选了第一阶段3件不含辉钼矿的石英脉（样品号bs-8、bs-13、bs-24）和第二阶段3件含辉钼矿石英脉（样品号bs-10、bs-12、bs-15）进行了包裹体显微测温。流体包裹体测温结果显示（表3，图9），白山钼矿床石英流体包裹体的均一温度范围落在91℃～424℃之间，通过冰点温度查出盐度[19]，盐度范围相似1.23～9.73% NaCl。
第一阶段为黄铁矿、黄铜矿化阶段，共获取石英脉中包裹体均一温度49个，介于94℃～424℃。其中Ⅰ型包裹体3个，范围为342℃～424℃;Ⅱ型包裹体46个，均一温度为94℃～202℃。冰点温度-4.5℃～ - 0.8℃（富气相包裹体未获取到有效冰点），对应的盐度值为1.40～7.02% NaCl，盐度较低。
第二阶段为辉钼矿+黄铁矿+黄铜矿化阶段，共获取石英脉中包裹体均一温度56个，均一温度范围91℃～381℃。其中Ⅰ型包裹体2个，范围为318℃～381℃;Ⅱ型包裹体54个，均一温度为91℃～280℃。冰点温度6.4℃～-0.7℃（富气相包裹体未获取到有效冰点），对应的盐度范围为1.23～9.73% NaCl。由此可见，第一阶段较第二阶段温度稍低，第一阶段包裹体盐度也略低于第二阶段。在加热过程中Ⅰ型包裹体一般均一到气相，Ⅱ型包裹体一般均一到液相。
根据流体包裹体的均一温度和盐度，利用NaCl-H2O溶液包裹体的密度式[20]，计算出第一阶段石英脉中流体包裹体密度范围为0.65～0.99 g/cm3;第二阶段石英脉中流体包裹体密度范围为0.57～ 0.99 g/cm3（表3）。运用流体压力经验公式[21]，得出第一阶段均一压力为55.04～546.31 MPa，第二阶段主成矿阶段成矿压力为53.29～983.94 MPa（表3）。通过压力估算第一阶段成矿深度范围0.22～3.11 km，第二阶段成矿深度范围0.18～2.48 km。
5 讨论
5.1 构造环境
花岗岩是大陆地壳主要组成部分，是板块俯冲碰撞及陆壳增生的重要产物，对研究壳幔演化过程，探讨板块相互作用及形成构造背景具有重要意义[22]。区域构造研究认为：研究区泥盆纪对应于区域构造演化中的板块碰撞前岛弧阶段[23]，石炭纪转为主碰撞构造演化阶段[24]，二叠纪转入后碰撞构造演化阶段[25]，三叠纪进入板内演化阶段。
在微量元素构造判别图中（图10），样品基本全部落在火山弧花岗岩区，仅个别点落在火山弧与同碰撞区域的交界线上，显示白山钼矿床处于岛弧环境。同时从侧面上反映白山斑岩型钼矿区花岗岩物质来源具继承性，应为下地壳原火山弧物质经过重熔形成。在 R1-R2构造环境判别分类图解上，样品点基本落入板块碰撞前区域（图11），表明白山钼矿花岗斑岩体形成于东天山碰撞后演化阶段向板内转化阶段的构造环境。
5.2 成岩与矿化探讨
稀土元素组成是探讨成岩成矿作用及其物质来源的重要示踪剂，在对成矿围岩或母岩、组成矿石的矿石矿物的研究中，稀土元素是一组特别有意义的元素组。它们在岩石中的丰度分布及聚集迁移的规律性和特征有助于研究岩浆起源、演化和岩石形成条件等重要岩石学问题[18]。
本次研究深部花岗斑岩岩体与含矿石英大脉与细脉的ΣREE含量接近，特征值La/Lu、La/Sm、Sm/Nd、Eu/Sm、Eu/ΣREE等比值也都十分相近，其分布模式极为相似，均呈明显的右倾型，均具Eu、Ce负异常，暗示含矿石英脉和花岗岩体之间有成因上的联系，可推断白山地区的花岗岩都是来自同一源区，并具相同的成岩方式。
在稀土元素相关性图解中（图12），所有样品均落于“同熔系列”范围内，表明白山地区花岗岩属于同熔型花岗岩。该花岗斑岩的SIMS锆石U-Pb年龄为（226.8±3.2） Ma[13]，近地表辉钼矿Re-Os等时线年龄为（224±4.3） Ma[11]，深部辉钼矿Re-Os等时线年龄为（223.2±2.7） Ma[12]。以上年龄表明无论是近地表还是深部辉钼矿的成矿时代与花岗斑岩体的成岩时代为同期成矿，流体包裹体研究表明成矿深度在0.18～3.11 km。区域地质背景研究表明东天山三叠纪发育大量高钾钙碱性花岗岩，主要产于造山期后板内伸展环境，是由底侵带来的热量诱发下地壳物质部分熔融形成，并可能混有幔源岩浆物质[13，26，27]。该矿区氢氧同位素研究表明，白山钼矿床的成矿流体组成是岩浆水与岩浆的大气降水不同比例混合的成矿热液[11]。
综上认为，白山斑岩型钼矿花岗斑岩体为重要成矿母岩体，与含矿石英脉来自同一源区，并具相同的成岩方式，是由底侵带来的热量诱发下地壳物质部分熔融形成，并有可能混有幔源岩浆物质。在岩浆水与大气降水混合作用下形成成矿热液，成岩成矿同期。
6 结论
（1） 白山钼矿成矿形成于碰撞后演化阶段向板内转化阶段的构造背景。
（2） 白山斑岩型钼矿的花岗斑岩体为重要成矿母岩体，与含矿石英脉来自同一源区，并具相同的成岩方式，是由底侵带来的热量诱发下地壳物质部分熔融形成，并有可能混有幔源岩浆物质。在岩浆水与大气降水混合作用下形成成矿热液，并具相同的成岩方式与成岩成矿同期。
参考文献
[1] 李锦轶，王克卓，李亚萍，等.天山山脉地貌特征、地壳组成与地质演化[J].地质通报，2006，25（8）：895-909.
[2] 陈衍景.中国西北地区中亚型造山-成矿作用的研究意义和进展[J].高校地质学报，2000，6（1）：17-22.
[3] 邓刚，吴华，卢全敏.东天山白山斑岩型钼矿床的地质特征及找矿标志[J].地质通报，2004，23（11）：1132-1138.
[4] 贺静，莫新华，彭明兴，等.白山钥矿地质特征及成因探讨[J].西部探矿工程，2002，S：163-165.
[5] 盧鸿飞，王志福，王恒，等.新疆哈密白山铂矿的深部定位预测[J].矿床地质，2012，31（S）：865-866.
[6] 卢鸿飞，王志福，王恒，等.CSAMT测深和重力测量技术在哈密白山钥矿深部找矿和远景评价中的应用[J].地球物理学进展，2013，28（3）：1547-1556.
[7] 卢鸿飞，路魏魏，王恒，等.哈密白山铂矿地质特征及地球物理响应[J].新疆有色金属，2015，2：54-61.
[8] 周济元，张斌，张朝文.东天山古大陆及其边缘银、铼、钼、金和铜矿地质特征[M].北京：地质出版社，1996，105-133.
[9] 李华芹，陈富文，吴华，等.东天山白山铼钼矿区燕山期成岩成矿作用同位素年代学证据[J].地质学报，2005，79（2）：249-255.
[10] 李华芹，陈富文，吴华，等.东天山白山铼钼矿区燕山期成岩成矿作用同位素年代学证据[J].地质学报，2005，79（2）：249-255.
[11] 张达玉，周涛发，袁峰，等.新疆东天山地区白山钼矿床的成因分析[J].矿床地质，2009，28（5）：663-672.
[12] 涂其军，王杨双，董连慧，等.新疆东天山白山钥矿辉钼矿Re-Os测年及地质意义[J].新疆地质，2014，32（3）：322-327.
[13] 王银宏，张方方，刘家军，等.东天山白山钥矿区花岗岩的岩石成因：锆石U-Pb年代学、地球化学及Hf同位素约束[J].岩石学报，2015，31（7）：1962-1976.
[14] 木合塔尔·买买提，桑树勋，木合塔尔·扎日，等.东天山土屋-延东大型、超大型斑岩铜矿田成矿条件探讨[J].新疆地质，2011，29（2）：166-172.
[15] 左國朝，梁广林，陈俊，等.东天山觉罗塔格夹白山一带晚古生代构造格局及演化[J].地质通报，2006，25（1-2）：48-57.
[16] 史长义，鄢明才，迟清华.中国花岗岩类化学元素丰度[M].北京：地质出版社，2008.
[17] 贾志业.西天山莱历斯高尔-肯登高尔一带岩浆过程和铜钼矿成矿作用研究.[D].中国地质大学，2012.
[18] 邱家骧.应用岩浆岩岩石学[M].武汉：中国地质大学出版社，1991，225-248.
[19] 卢焕章，范宏瑞，倪培，等.流体包裹体[M].科学出版社，2004.
[20] 刘斌，沈昆.流体包裹体热力学[M].北京：地质出版社，1999：1-247.
[21] 邵洁连.金矿找矿矿物学[M].北京：中国地质大学出版社，1988：1-158.
[22] 吴福元，李献华，杨进辉，等.花岗岩成因研究的若干问题[J].岩石学报，2007，23（6）：1217-1238.
[23] Zhou TF，Ynan F，Fan Y，et al.Granites in the Sawner region of the west.lnnggar，Xinjiang Province，China;Geochronological and geo-chemical characteristics and their geodynamic significance[J].Uthos，2008.106：191-206.
[24] 王京彬，徐新.新疆北部后碰撞构造演化与成矿[J].地质学报，2006.80（1）：23-31.
[25] 王京彬，王玉往，何志军.东天山大地构造演化的成矿示踪[J].中国地质，2006，33（3）：461-469.
[26] 朱志敏，熊小林，初凤友，等.新疆东天山白山钼矿深部岩体地球化学特征及成因意义[J].岩石学报，2013，29（1）：167-177.
[27] 吴艳爽，项楠，汤好书，等.东天山东戈壁钼矿床辉钼矿Re-0s年龄及印支期成矿事件[J].岩石学报，2013，29（1）：121-130.
Key words：East Tianshan;Geochemistry;Baishan Molybdenum
作者：涂其军 韩琼 王刚
稀土元素地球化学研究论文 篇3：
福建李坊重晶石矿床硅质岩地球化学特征及其构造背景
摘要： 为研究福建李坊重晶石矿床硅质岩的成因和构造背景，对该矿床9件硅质岩样品进行了主量元素、稀土元素和微量元素地球化学分析。结果显示：重晶石化硅质岩富Al、Ti、Fe、Mn和Mg，顶板硅质岩富Al、Fe，贫Mn、Ti、Mg;重晶石化硅质岩和顶板硅质岩稀土元素含量均较低，且富集轻稀土元素，Eu呈弱负异常-正异常，Ce呈负异常-弱正异常; Ba、Sr、Rb和Th相对富集，Ta、Hf和Y相对亏损。李坊重晶石矿床中硅质岩为热水沉积成因，硅质岩在沉积过程中受陆源物质输入影响，形成于酸性氧化的大陆边缘构造环境。
关键词： 硅质岩;地球化学特征;重晶石矿床;热水沉积;构造背景;福建李坊
文献标识码：A
硅质岩是指由化学作用、生物和生物化学作用以及火山作用形成的富含二氧化硅（一般>70%）的沉积岩，包括盆地内经机械破碎再沉积的硅质岩[1]，其在化学和生物化学沉积岩中所占比例仅次于碳酸盐岩，且分布较广泛。硅质岩受后期成岩作用和风化作用影响较小，地球化学特征常被用来讨论硅质岩成因和构造背景，是研究古环境和古气候的重要载体[2]。目前，硅质岩的成因类型[3-8]、沉积构造背景[9-13]、古生物特征[14-15]和同位素特征[16-17]等方面研究成果较多，提升了硅质岩的研究程度。
李坊重晶石矿床位于福建省永安市大湖镇李坊村，是迄今為止在闽浙地区发现的唯一的大型独立重晶石矿床[18-19]。前人研究认为，该矿床有海相沉积型成因[20]、沉积变质成因[18，21]和热水或热泉沉积成因[19，22]等成因之争，分歧主要集中于矿床成因是正常海相沉积还是热水沉积。李坊重晶石矿床顶、底板和夹石中均发育硅质岩[18-19， 22]，硅质岩是重晶石矿床重要的赋矿层位，作为容矿岩石，硅质岩在该矿床的成矿作用中具有重要作用。本文对李坊重晶石矿床硅质岩进行研究，进一步明确该矿床的成因，为下一步找矿预测工作提供指导。
1 区域地质背景
南平—宁化断裂带和政和—大埔断裂带将福建省分为闽东火山断陷带、闽西南坳陷带和闽西北隆起带3个构造单元（图1（a）），李坊重晶石矿床位于闽西南坳陷带中部。矿区出露的地层为下古生界—中生界，发育志留纪、三叠纪侵入岩和晚侏罗世—早白垩世火山岩[23]。下古生界主要为浅变质板岩、变质砂岩和石英千枚岩;上古生界以砾岩、砂岩、泥岩等碎屑岩和石灰岩、白云质灰岩等碳酸盐岩沉积为主;中生界以陆相沉积砾岩、砂岩、粉砂岩、泥岩、泥灰岩、火山碎屑岩和页岩为主[24]。
李坊重晶石矿床出露寒武纪林田组变质砂岩、石英千枚岩、板岩、硅质岩和少量大理岩，东北部被晚侏罗世南园组凝灰岩不整合覆盖[18-19，22] （图1（b）），西部和北部被三叠纪花岗岩侵入[25]。含矿岩系以浅变质砂岩和砂质泥岩复理石为主，夹硅质岩、重晶石和少量大理岩，局部发育鲍马序列，为典型大陆边缘半深水-深水复理石沉积环境[22]。
矿床含矿岩系延伸长约6 km，宽1～3 km，分为4个矿区7个矿段（图2），其中Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ矿段为北矿区，Ⅳ、Ⅴ矿段为中矿区，Ⅵ矿段为南矿区，Ⅶ矿段为东矿区。重晶石矿床有3个含矿层位，各个含矿层厚50～150 m，沿走向长300～1 700 m，沿倾向宽150～400 m;矿体约200个，呈似层状、透镜体或长条状，矿层厚度不等，薄者0.2～0.5 m，厚者10～30 m。矿体与地层呈整合接触或同步褶曲，接触界线清晰。不同矿段矿体产状差异显著，北矿区矿层倾向约300°，倾角30°～50°;中矿区矿层倾向约240°，倾角20°～40°;南矿区矿层倾向约270°，倾角65°～85°;东矿区矿层倾向约250°，倾角30°～40°。矿体顶、底板为硅质岩[18]、千枚岩、石英千枚岩、板岩或大理岩;矿石主要呈半自形-自形粒状结构，致密块状、条纹状、条带状、蜂窝状及角砾状构造。矿区硅质岩一般呈薄-中层状或透镜状产出，
1. 侏罗纪南园组; 2. 晚寒武世东坑口组;3. 早—中寒武世林田组第三岩性段;4. 早—中寒武世林田组第二岩性段;5. 早—中寒武世林田组第一岩性段; 6. 重晶石矿体;7. 三叠纪花岗岩;8. 地质界线;9. 不整合界线;10. 断层;11. 重晶石矿段编号
常为重晶石矿的顶、底板或夹石，厚数cm～数m。硅质岩以碧玉为主（岩石学特征另文发表），以灰色、灰白色、灰绿色为主，主要成分为石英，次要成分为重晶石及少量绿泥石、白云母;石英呈微粒结构，粒度一般为0.01～0.05 mm，多呈纹层状构造。
3 样品与测试方法
在李坊重晶石矿床北矿区Ⅱ矿段475～495露采场中共采集9件样品，其中样品编号701～704为重晶石化硅质岩，样品编号801～805为顶板硅质岩。重晶石化硅质岩产于夹石中，顶板硅质岩是重晶石矿床的顶板围岩。样品送至澳实分析检测（广州）有限公司进行主量元素、稀土元素和微量元素测试。主量元素用X荧光光谱仪测试，检出限为0.01%，样品在煅
4 地球化学特征
4.1 主量元素特征
硅质岩主量元素含量及特征参数见表1。重晶石化硅质岩（编号：701～704）SiO2含量为60.62%～65.45%，平均值为63.02%;Al2O3含量为10.44%～12.15%;TiO2含量为0.46%～0.54%;TFe2O3含量为4.42%～6.41%;MnO含量为0.04%～0.06%;MgO含量为1.28%～2.84%，总体富Al、Ti、Fe、Mn和Mg。
顶板硅质岩（编号：801～805）SiO2含量为74.83%～87.64%，平均值为82.46%，低于纯硅质岩的SiO2含量（91.0%～99.8%）[28]，可能受陆源物质输入的影响;Al2O3含量为0.19%～5.08%，3件样品（编号：801，802，805）的Al2O3含量均>4%;TiO2含量均<0.09%;TFe2O3含量为0.57%～2.43%，MnO含量为0.01%～0.02%;MgO含量为0.02%～0.55%，总体富Al、Fe，贫Mn、Ti、Mg。
4.2 稀土元素特征
硅质岩稀土元素含量及特征参数见表2。重晶石化硅质岩（编号：701～704）的稀土元素总量ΣREE为（136.71～163.96）×10-6，平均值为146.98×10-6，稀土元素总量较低，轻稀土元素相对富集。其中3件样品（编号：702，703，704）Ce呈正异常， 1件硅质岩样品（编号：701）Ce呈弱负异常（δCe=0.99）。在北美页岩标准化稀土元素配分曲线图（图3（a））中，Eu呈正异常， Ce的正负异常不明显，曲线呈平坦状，这是由于重晶石化硅质岩形成时热水供应较稳定，所以4件样品的稀土元素总量比较集中，且曲线变化较一致。
顶板硅质岩（编号：801～805）稀土元素总量ΣREE为（5.23～110.43）×10-6，平均值为44.83×10-6，且分布不均匀，轻稀土元素含量较高且相对富集。3件样品（编号：801，802，803）Eu呈正异常（δEu>1），2件样品（编号：804，805）Eu呈微弱负异常;3件样品（编号：803，804，805）Ce呈负异常（δCe<1），2件样品（编号：801，802）Ce呈弱正异常。在北美页岩标准化稀土元素配分曲线图（图3（a））中，样品801、802和805的稀土元素配分曲线演化趋势大体相同，但稀土元素总量变化大，推断由于成矿末期热水供应不稳定引起的;样品803和804的稀土元素配分曲线演化趋势与801、802和805存在较大差异，且它们的Al2O3和TiO2含量较其他样品低5～9倍，表明其形成于成矿末期，且陆源物质输入较少，是由较纯的热水喷发而成的。
4.3 微量元素特征
硅质岩微量元素含量及特征参数见表3。硅质岩Ba含量均>10 000×10-6，Sr含量为（76.7～379.0）×10-6，平均值为229.2×10-6（表3），表明硅质岩形成于富Ba、Sr的环境。在北美页岩标准化微量元素蛛网图（图3（b））中，重晶石化硅质岩（编号：701～704）微量元素含量相对较高，且变化趋势一致，说明其形成于稳定的热水环境;而顶板硅质岩（编号801，802，805）微量元素含量较低，且分布不均匀，特别是803和804顶板硅质岩在北美页岩标准化微量元素蛛网图中的曲线演化趋势与其余硅质岩样品差别较大，反映了顶板硅质岩是在成矿末期形成，热水供应不稳定，而803和804顶板硅质岩是由较纯的热水喷发而成。
此外，所有硅质岩均相对富集Rb、Th、Ce，相对亏损Ta、Hf、Y（图3（b））。富集Ba、Rb等大离子亲石元素和Nb、Th、Zr、P、Ce等高场强元素，相对亏损Hf、Ta、Y，部分高场强元素的富集可能反映了硅质岩受到了陆源物质的混染。
5 讨 论
5.1 硅质岩成因
研究表明，硅质岩的形成与热水作用有关[30]。在TFe2O3/TiO2-MnO/TiO2图解（图4（a））中，硅质岩样品均落入热水沉积物区。在SiO2-Al2O3图解（图4（b））中， 样品801～805落入热水区，样品701～704落入水成区。研究表明，洋中脊热水沉积物Al/（Al+Fe+Mn）平均值为0.01，深海热水硅质岩Al/（Al+Fe+Mn）平均值为0.12，生物成因硅质岩Al/（Al+Fe+Mn）平均值为0.60[32]。本文9件硅质岩样品Al/（Al+Fe+Mn）值为0.18～0.65，平均值为0.51，具有生物硅质岩的特征。在SiO2/（K2O+Na2O）-MnO/TiO2图解（图5（a））中，9件硅质岩样品均落入热水成因区。在Al-Fe-Mn图解（图5（b））中，7件样品落入非热水沉积成因区，2件样品（803，804）落在热水沉积物区。（Fe+Mn）/Ti和Fe/Ti可判别热水和正常沉积物[33]， 样品701～704和样品805（Fe+Mn）/Ti<25，Fe/Ti<20，表现出非典型热水沉积的特征，而样品801～804显示出典型热水沉积物特征（表1）。在Al/（Al+Fe+Mn）-Fe/Ti图解中（图6（a）），7件硅质岩样品热水物质所占比例约20%，2件样品热水物质所占比例约40%，陆源物质所占比例约60%～80%，表明硅质岩沉积时受陆源物质输入影响较大。样品富Al2O3，富Nb、Th、Zr、P、Ce等高场强元素，也反映成岩时受陆源物质输入影响，导致Al-Fe-Mn图、SiO2-Al2O3图解中投点、Al/（Al+Fe+Mn）值、（Fe+Mn）/Ti值和Fe/Ti值漂移。
Sa. 正长石;OIg. 中长石
图4 硅质岩TFe2O3/TiO2-MnO/TiO2图解（a）和SiO2-Al2O3图解（b）[28，31]
Fig. 4 Diagrams of TFe2O3/TiO2-MnO/TiO2 （a） and SiO2-Al2O3 （b） for the siliceous rocks[28，31]
Sa. 正长石;OIg. 中长石
图5 硅质岩SiO2/（K2O+Na2O）-MnO/TiO2图解（a）和Al-Fe-Mn图解（b）[28，32]
Fig. 5 Diagrams of SiO2/（K2O+Na2O）-MnO/TiO2（a） and Al-Fe-Mn（b） for the siliceous rocks[28，32]
（a）： 曲線代表东太平洋隆起（EPR）、红海（RS）热水沉积物与陆源矿井屑（TS）、深海黏土（PS）热水沉积物的混合曲线，数据代表热水沉积物所占比例，%;（b）：Ⅰ. 正常沉积区;Ⅱ. 热水沉积区;Ⅲ. 红海沉积区
图6 硅质岩Al/（Al+Fe+Mn）-Fe/Ti图解（a）和（Ni+Co+Cu）×10-Fe-Mn图解（b）[31，36]
Fig. 6 Diagrams of Al/（Al+Fe+Mn）-Fe/Ti （a） and （Ni+Co+Cu）×10-Fe-Mn （b） for the siliceous rocks[31，36]
研究区硅质岩稀土元素总量相对较低（表2，图3（a）），轻稀土元素较富集，Eu正异常，Ce负异常，具有热水沉积硅质岩的特征[34];它们的Ba、Sr富集程度较高，具有热水注入特征[2]。热水沉积U/Th值>1，非热水沉积U/Th值<1[35]。研究区9件硅质岩U/Th值均<1，推断它们均形成于氧化环境，导致U淋失而具有非热水沉积的特点。此外，Ni/Co值<3.6是现代热水沉积物的典型特征[13]，研究区样品701，702，703和704的Ni/Co值分别为3.15、2.80、3.60和3.20，均≤3.60（样品801～805未测Ni、Co），具有现代热水沉积物的特征。在（Ni+Co+Cu）×10-Fe-Mn图解（图6（b））中，样品701～704全部落入了热水成因区。
综上所述，李坊重晶石矿床硅质岩为热水沉积成因，形成过程中有较多的陆源物质输入。
5.2 硅质岩沉积环境
研究表明，当Fe2O3/FeO>1时为氧化环境，当Fe2O3/FeO<1时为还原环境[37]。研究区重晶石化硅质岩（编号：701～704）Fe2O3/FeO为1.15～2.39，说明其形成于氧化环境。当SiO2/Al2O3>3.6时为氧化环境，当SiO2/Al2O3<3.6时为还原环境[38]。研究区重晶石化硅质岩（编号：701～704）SiO2/Al2O3为 4.99～6.27（表1），表明其形成于氧化环境;801、802和805顶板硅质岩的SiO2/Al2O3分别为20.97、15.97和21.15，表明形成于较强的氧化环境中;样品803和804的SiO2/Al2O3为391.47和431.89，反映其形成于强氧化环境。
研究表明，当U/Th>1.25时为还原环境，当U/Th<0.75时为氧化环境[17]; V/Cr>4.25为还原条件，V/Cr为2～4.25为亚还原条件，V/Cr<2时为氧化环境[39]。此外，氧逸度不同时Cu和Zn发生分离，因此Cu和Zn也可指示氧化还原条件[40]。由表3可知，研究区9件硅质岩样品的U/Th为0.18～0.79，平均值为0.45;V/Cr为0.2～2.2，平均值为1.0;样品701～704的Cu/Zn为0.82～2.40（样品801～805的Cu、Zn未测）（表3），表明研究区硅质岩形成于氧化环境。
主量元素受pH影响较大，在沉积过程中易受pH影响产生分离。因此，MnO/TFe值可指示介质的pH值。研究区9件硅质岩样品的MnO/TFe为0.002～0.050，平均值为0.013，且有7件样品的MnO/TFe均<0.013，2件样品（编号：803，804）的MnO/TFe>0.013（表1），表明研究区硅质岩形成于酸性环境[32]。
5.3 硅质岩构造背景
利用地球化学特征可恢复岩石形成的构造背景[41-45]，判别硅质岩产出环境[41-43]。研究区硅质岩样品701～704的Al2O3/（Al2O3+Fe2O3）分别为0.73、0.71、0.83和0.81，平均值为0.77（801～805未测试Fe2O3），δCe平均值为0.95，（La/Ce）N平均值为1.26;MnO/TiO2平均值为0.36;（La/Lu）N平均值为1.23; Al/（Al+Fe）为0.18～0.65（平均值为0.52）;（La/Yb）N平均值为1.57，δEu平均值为1.52（表1，表2），这些比值与大陆边缘硅质岩特征值相近[39-41]，表明李坊重晶石矿床的硅质岩形成于大陆边缘环境。此外，样品701～704在Al2O3/（100-SiO2）-Fe2O3/（100-SiO2）图解（图7（a））、Al2O3/（Al2O3+Fe2O3）-（La/Ce）N图解（图7（b））和Al2O3/（Al2O3+Fe2O3）-Fe2O3/TiO2图解（图7（c））中，均落入大陆边缘区域。
值得注意的是，研究区硅质岩V/Y平均值为5.89，Ti/V平均值为17.63，与大陆边缘环境硅质岩的标准值[43]具有较大差距。由V/Y和Ti/V值可知，V含量较多，而V是黏土矿物的主要元素，说明研究区受陆源物质影响较大。由图5（a）可知，硅质岩热水成分所占比例仅为20%～40%，陆源物质输入较多，从而导致V富集。陈先沛等[22]对李坊重晶石矿床进行研究，发现矿床下部发育良好的鲍玛浊积岩序列，表明李坊重晶石矿床形成于半深海—深海相的复理石盆地，进一步证实李坊重晶石矿床形成于大陆边缘构造环境。
综上所述，根据硅质岩地球化学特征和构造环境判别图解，结合含矿岩系的沉积建造特征，认为李坊重晶石矿床硅质岩形成于大陆边缘热水沉积构造环境。
5.4 指示意义
运用地球化学方法研究李坊重晶石矿床硅质岩的成因、沉积环境和构造背景，对了解永安地區构造和古环境演化具有指示作用，丰富了李坊重晶石矿床的理论研究，完善了“李坊式”重晶石矿床学和地质学方面的内容。此外，李坊重晶石矿床中重晶石与硅质岩为共生组合[18-22]，指示李坊重晶石矿床可能是热水沉积形成的，形成于大陆边缘构造环境，为李坊重晶石矿床是热水沉积成因提供了有力证据。
6 结 论
（1）李坊重晶石矿床硅质岩SiO2、BaO、Al2O3、TFe2O3、MgO和LREE相对富集，Eu弱负异常-正异常，Ce负异常-弱正异常。李坊重晶石矿床硅质岩为热水沉积成因，且硅质岩在沉积过程中受陆源物质输入的影响。
（2）李坊重晶石矿床硅质岩形成于大陆边缘酸性氧化环境。
（3）李坊重晶石矿床硅质岩地球化学研究，对了解永安地区构造和古环境演化具有指示作用。
参考文献
[1] 桑隆康， 马昌前. 岩石学[M]. 北京： 地质出版社， 2012： 373-378.
[2] 杨海生， 周永章， 杨志军， 等. 热水沉积硅质岩地球化学特征及意义： 以华南地区为例[J]. 中山大学学报（自然科学版）， 2003， 42（6）： 111-115.
[3] 吕志成， 刘丛强， 刘家军， 等. 北大巴山下寒武统毒重石矿床赋矿硅质岩地球化学研究[J]. 地质学报， 2004， 78（3）：390-406.
[4] 朱杰， 杜远生. 北祁连造山带老虎山奥陶系硅质岩地球化学特征及古地理意义[J]. 古地理学报， 2007， 9（1）： 69-76.
[5] 邓昆， 周立发， 曹欣， 等. 香山群狼嘴子组硅质岩地球化学特征及形成环境[J]. 中国地质， 2007， 34（3）： 497-505.
[6] 马文辛， 刘树根， 黄文明， 等. 渝东地区震旦系灯影组硅质岩结构特征与成因机理[J]. 地质学报， 2014， 88（2）： 239-253.
[7] 史冀忠， 卢进才， 魏建设， 等. 银额盆地及邻区二叠系硅质岩岩石学、地球化学特征及沉积环境[J]. 地质通报， 2018， 37（1）： 120-131.
[8] 张亚冠， 杜远生， 徐亚军， 等. 湘中震旦纪—寒武纪之交硅质岩地球化学特征及成因环境研究[J]. 地质论评， 2015，61（3）： 499-510.
[9] 彭军， 伊海生. 扬子板块东南大陆边缘上震旦统热水成因硅质岩的地球化学标志[J]. 成都理工大学学报（自然科学版），2000， 27（1）： 8-14.
[10]王小红， 杨建国， 谢燮， 等. 甘肃北山地区红山铁矿硅质岩的地球化学特征及沉积环境[J]. 地质通报， 2012， 31（7）： 1178-1183.
[11]冯胜斌. 豫西东秦岭二郎坪群地质特征及其与铜多金属成矿作用关系研究[D]. 北京：中国地质大学（北京）， 2006.
[12]邱振， 王清晨. 湘黔桂地区中上二叠统硅质岩的地球化学特征及沉积背景[J]. 岩石学报， 2010， 26（12）： 3612-3628.
[13]王红军， 郑有业， 许荣科. 青海省绿梁山铜矿成因新证据——来自硅质岩地球化学特征及其沉积环境[J]. 地质与勘探， 2017， 53（1）： 63-77.
[14]TEKIN U K， GONCUOGLU M C. Late Middle Jurassic （Late Bathonian-early Callovian） radiolarian cherts from the Neotethyan Bornova flysch zone， Spil Mountains， Western Turkey[J]. Stratigraphy & Geological Correlation， 2009，17（3）： 298-308.
[15]KRINGS M， TAYLOR T N. A fungal reproductive unit from the Lower Devonian Rhynie chert （Aberdeenshire， Scotland） that demonstrates an unusual hyphal investment pattern[J]. Scottish Journal of Geology， 2015， 51（2）： 131-139.
[16]MARSHALL C P， EMRY J R， MARSHALL A O. Haematite pseudomicrofossils present in the 3.5-billion-year-old Apex Chert[J]. Nature Geoscience， 2011， 4： 240-243.
[17]KIMURA H， WATANABE Y. Ocean anoxia at the Precambrian-Cambrian boundary[J]. Geology， 2001， 29（11）： 995-998.
[18]許诚贤， 吴家聪. 福建李坊重晶石矿床成因探讨[J]. 福建地质， 1983（3）： 47-55.
[19]詹柏松. 福建李坊重晶石矿床地质特征及成矿条件探讨[J]. 福建地质， 1985（2）： 17-37.
[20]褚有龙. 中国重晶石矿床的成因类型[J]. 矿床地质， 1989，8（4）： 91-96.
[21]施满堂， 陈文彬， 林辉， 等. 李坊受变质沉积重晶石矿区（着重于Ⅳ矿段）构造分析[J]. 福建地质， 1986（2）： 18-35.
[22]陈先沛， 高计元， 曹俊臣. 中国重晶石和萤石矿床[M]. 北京： 地质出版社，1994： 281-314.
[23]福建省地质调查研究院. 中国区域地质志福建志[M]. 北京： 地质出版社， 2016： 1-976.
[24]李兼海. 福建省岩石地层[M]. 北京：中国地质大学出版社， 1997.
[25]肖爱芳， 王治淇， 黎敦朋. 闽西南新冲正长花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb测年及其找矿意义[J]. 地球科学前沿， 2017， 7（3）： 349-355.
[26]肖爱芳， 黎敦朋. 闽西南下古生界东坑口组与魏坊组地层层序与物源区特征[J]. 地质通报，2017， 36（10）：1750-1759.
[27] 黄长煌. 福建港里地区变质岩与南园组火山岩地球化学特征及锆石U-Pb年龄对比[J]. 华东地质， 2017， 38（1）：12-20.
[28]MURRAY R W，JONES D L，BUCHHOLTZ M R. Diagenetic formationof bedded chert： Evidence from chemistry of the chert-shale couplet[J]. Geology， 1992， 20： 271-274.
[29]GROMET L P， DYMEK R F， HASKIN L A， et al. The “North American shale composite”： its compilation， major and trace element characteristics[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta， 1984， 48： 2469-2482.
[30]EDMOND J M， DAMM K V. Hotspring at the Sea floor[J]. Science， 1993（8）： 37-50.
[31]SCHREYER W， BERNHARDT H J， MEDENBACH O.Petrologic Evidence for a rhodochrosite precursor of spessartine in Coticules of the Venn-Stavelot massif， Belgium[J]. Mineralogical Magazine， 1992， 56（385）： 527-532.
[32]ADACHI M， YAMAMOTO K， SUGISAKI R. Hydrothermal chert and associated siliceous rocks from the northern Pacific their geological significance as indication od ocean ridge activity[J]. Sedimentary Geology， 1986， 47（1/2）： 125-148.
[33]BOSTROM K. Genesis of ferromanganese deposits-diagnostic criteria for recent and old deposits[M]. New York： Plenum Press， 1983： 473-489.
[34]常华进， 储雪蕾， 冯连君， 等. 湖南安化留茶坡硅质岩的REE地球化学特征及其意义[J]. 中国地质， 2008，35（5）： 879-887.
[35]加娜提古丽·吾斯曼， 周瑶琪， 姚旭， 等. 安徽省巢湖地区二叠纪栖霞组、孤峰组硅质岩地球化学特征对比及大地构造背景分析[J]. 现代地质， 2017， 31（4）： 734-745.
[36]GIBBS A E， HEIN J R， LEWIS S D， et al. Hydrothermal palygorskite and ferromanganese mineralization at a central California margin fracture zone[J]. Marine Geology， 1993， 115（1）： 47-65.
[37]李強. 凤-太盆地硅质岩系地球化学特征及热水成矿效应[J]. 岩石矿物学杂志， 2009， 28（3）： 243-250.
[38]范喆. 尕斯库勒湖泊钻孔记录的地球化学元素变化及古环境演化[D]. 兰州： 兰州大学， 2010.
[39]李广之，胡斌，邓天龙，等. 微量元素V和Ni的油气地质意义[J]. 天然气地球科学， 2008， 19（1）： 13-17.
[40]杨瑞东. 贵州晚二叠世硅质岩类型及其沉积地球化学环境[J]. 贵州地质， 1990，7（2）： 171-176.
[41]SUGISAKI R， MIZUTANI S， HATTORI H， et al. Late Paleozoic geosynclinal basalt and tectonism in the Japanese Islands[J]. Tectonophysics， 1972， 14（1）： 35-56.
[42]PETER J M， SCOTT S D. Mineralogy， composition， and fluid-inclusion microthermometry of seafloor hydrothermal deposits in the southern trough of Guaymas Basin， Gulf of California[J]. Canadian Mineralogist， 1988， 26： 567-587.
[43]MURRAY R W. Chemical criteria to identify the depositional environment of chert： general principles and applications[J]. Sedimentary Geology， 1994，90（3/4）：213-232.
[44]胡元邦， 侯中健， 邓江红， 等. 滇西昌宁更戛乡下泥盆统向阳寺组硅质岩地球化学特征及构造环境探讨[J]. 中国地质， 2016， 43（2）： 650-661.
[45]孙建东， 骆学全， 张雪辉， 等. 江西省铅山县二叠纪海相火山岩锆石U-Pb年龄及Lu-Hf同位素组成[J]. 华东地质，2016， 37（4）： 246-251.
作者：罗坤 黎敦朋 肖爱芳