江西相山下家嶺稀土礦風化球體中褐簾石的精細礦物學研究及其成礦指示意義 *

李光來 龍偉康 羅武平 楊永樂 劉曉東 鄔斌 韋星林 李成祥

1. 東華理工大學，核資源與環境國家重點實驗室，南昌 330013

2. 江西省地質局，南昌 330046

戰略性關鍵礦產資源在國民經濟中地位非常特殊(毛景文等, 2019; 翟明國等, 2019; 李曉峰等, 2019)，成為大國博弈的重要內容(Gulleyetal., 2018)；作為關鍵礦產資源的重要組成部分，稀土資源受到了世界各國的重點關注(European Commission, 2018; U.S. Geological Survey, 2022)。中國稀土儲量豐富，稀土的年產量和保有儲量均居全球第一(U.S. Geological Survey, 2022)。根據不同的分類標準，不同的學者對稀土礦的分類方案也有所不同(張培善, 1989; 許成等, 2015; Verplanck, 2017)。根據成礦作用的性質和能量來源可將稀土礦劃分為內生和外生兩大成因類型；再按照成礦作用的主要方式的不同，內生稀土礦可進一步劃分為巖漿巖型、偉晶巖型和熱液型等亞類，內生稀土礦多與碳酸巖、堿性巖以及堿性花崗巖關系密切(許成等, 2015)；外生稀土礦床主要包括沉積型和風化殼淋積型兩大類(姚星堂, 2015)。因為稀土礦物多具有密度大、結構穩定等特點，在沉積過程中?？尚纬缮暗V。相較而言，風化殼淋積型稀土礦分布比較局限，主要分布在我國以及東南亞地區(張祖海, 1990; Sanematsuetal., 2009)。與其他類型稀土礦相比，該類礦床具有成礦母巖多樣、埋藏淺、儲量豐富、放射性低等特點(楊岳清等, 1981; 賀倫燕等, 1988; 池汝安和田君, 2006)。

我國已發現的風化殼淋積型稀土礦床主要分布于南嶺及其鄰近地區，與其相關的成礦母巖有多種巖石類型，主要為花崗巖、變質巖以及少量火山巖；相對而言，花崗巖為母巖的此類稀土礦床研究程度最高(楊主明, 1987; 華仁民等, 2007; Lietal., 2019)，變質巖和火山巖為母巖的稀土礦研究程度很低(李曉峰等, 2021)。江西相山地區以發育火山巖型鈾礦而聞名于世，除鈾礦之外，在該火山巖盆地中部還發育有風化殼淋積型稀土礦，但長期以來并未引起足夠重視。

相山地區風化殼剖面發育比較完整，自上而下可以分為：黃壤層、鐵盤層、紅壤層、球形風化層和基巖層(羅武平等, 2019)；其中，球形風化層中稀土元素含量最高，該層上接紅壤層，承載上部風化淋積下來的稀土元素，本身也在遭受著強烈風化，自身的稀土元素也在不斷釋放，以供給下層成礦，從而記錄了大量的成礦信息。為了探索球形風化層中稀土元素的遷移規律，本文利用顯微鏡、掃描電鏡以及電子探針，對球形風化層中風化球體開展了詳細的研究工作，發現了被富稀土相強烈改造的褐簾石，進而對改造后的褐簾石開展了精細礦物學研究，并最終探討了此類褐簾石在控制稀土元素遷移過程中的作用。

1 地質背景

相山火山巖盆地位于贛杭火山巖帶西段(圖1a)，以產出大型火山巖型鈾礦而聞名，盆地內主體巖石為下白堊統鵝湖嶺組碎斑熔巖(圖1b)。長期以來，對該套巖石在成因上看法不一，存在較大爭議。前人爭論的焦點在于：該套巖石屬于淺成-超淺成侵入巖還是火山熔巖？僅使用過的名稱就有：黑云母花崗斑巖、碎斑次花崗斑巖、自碎潛花崗斑巖、碎斑流紋巖、碎斑熔巖等(陸志剛, 1997; 周肖華和王祝寧, 2012; 張萬良和李子穎, 2015)。鑒于從事該區成巖成礦研究的大部分學者傾向于將其稱為碎斑熔巖(劉曉東和馬麗君, 1989; 劉昌實等, 1992; 王德滋等, 1993; 李邦達, 1993; 周肖華和王祝寧, 2012)，并認為其為典型的火山熔巖，故本文沿用碎斑熔巖這一叫法。

圖1 相山火山盆地大地構造位置(a，據Hu et al., 2009)及下家嶺稀土礦地質簡圖(b，據郭福生等, 2016)Fig.1 Tectonic location map of Xiangshan volcanic basin (a, after Hu et al., 2009) and geological sketch of the Xiajialing REE deposit (b, after Guo et al., 2016)

下家嶺稀土礦位于相山火山盆地中心附近，早年有群眾在此露天開采稀土礦，遺留的采場南北最長達418m，東西最寬達186m，實際礦化規模遠大于此。礦區出露的主要巖性即為碎斑熔巖；礦區構造也比較簡單，微小的節理構造大量發育，并很大程度上控制了球形風化層中風化球體的發育。

下家嶺稀土礦由碎斑熔巖風化形成，風化殼剖面具有明顯的分層結構 (圖2)，自上而下可分為：①黃壤層，厚度80cm左右，呈土黃色，主要由高嶺石和石英等礦物組成，稀土總量：89×10-6～147×10-6；②鐵盤層，位于黃壤層下部，為硬鐵質層，厚度多不超過4cm，由鐵的氧化物礦物、石英及高嶺石組成，稀土總量：106×10-6～185×10-6；③紅壤層，位于鐵盤層下方，厚度?？蛇_到2m以上，由石英、高嶺石以及少量殘留斜長石和鉀長石組成，稀土總量：238×10-6～371×10-6；④球形風化層，內含大量風化球體，厚度大于6m(未見底)，由石英、黑云母、鉀長石、斜長石、高嶺石等礦物組成，稀土總量：386×10-6～787×10-6；⑤基巖層，為鵝湖嶺組碎斑熔巖，斑狀結構，近全晶質結構，主要由鉀長石、石英、黑云母以及斜長石組成，稀土總量：275×10-6(羅武平等, 2019)。在這些分層中，以球形風化層的稀土元素最為富集，并構成了稀土礦的主體。

圖2 下家嶺稀土礦風化殼剖面示意圖及代表性樣品照片(a)風化殼剖面示意圖；(b)黃壤層樣品；(c)鐵盤層樣品；(d)紅壤層樣品；(e)球形風化層野外照片；(f)風化球體切面；(g)基巖樣品Fig.2 Profile and representative photos of weathering crust in the Xiajialing REE deposit(a) weathering profile; (b) yellow soil sample; (c) iron plate layer sample; (d) red soil sample; (e) field photograph of spherical weathering layer; (f) weathered sphere section; (g) bedrock sample

2 樣品及分析方法

2.1 樣品特征

本次實驗所用樣品均取自下家嶺稀土礦露天采場，球形樣品整體上呈灰白色，不規則球狀(圖2f)；基巖樣品即為鵝湖嶺組的碎斑熔巖，風化程度微弱(圖2g)。將球形樣品沿中間切開后，與基巖樣品一道磨制探針片。

球形樣品的核部較為新鮮，與基巖樣品非常類似，保留了碎斑熔巖的斑狀結構和礦物組成，斑晶主要為鉀長石、斜長石、黑云母和石英；從核部向外到邊部，風化程度逐漸增強，石英和鉀長石總體上變化不大，特別是石英幾乎無變化；斜長石不同程度粘土化，越是球體邊部，粘土化越強；黑云母的變化則表現得更加明顯，邊部幾乎無黑云母殘留，而核部黑云母除了發生綠泥石化之外，礦物內部和邊部都發生了強烈的粘土化(圖3a-d)。褐簾石是該碎斑熔巖中最常見的載稀土副礦物，粒度多在數十微米到數百微米之間，以斑晶存在者，自形程度較好，長度可超過1000μm，球體樣品中褐簾石也發生了不同程度的被改造現象，但總體上保留了褐簾石的形態特征，并部分繼承了褐簾石的光學特征(圖3e, f)。

圖3 下家嶺稀土礦風化球體顯微照片(a)風化較弱的碎斑熔巖；(b、c)斜長石不同程度絹云母化；(d)黑云母綠泥石化；(e、f)被后生改造的褐簾石. Kfs-鉀長石；Qtz-石英；Ser-絹云母；Aln-褐簾石；Chl-綠泥石；Bi-黑云母Fig.3 Microscopical photos of weathered spheres of the Xiajialing REE deposit(a) weakly weathered porphyritic lavas; (b, c) sericitization of plagioclase; (d) chloritization of biotite; (e, f) allanites strongly affected by weathering. Kfs-potash feldspar; Qtz-quartz; Ser-sericite; Aln-allanite; Chl-chlorite; Bi-biotite

2.2 分析方法

本次研究的所有測試工作均在東華理工大學核資源與環境國家重點實驗室完成。首先在偏光顯微鏡下開展詳細的巖相學研究，標記疑似富稀土礦物，拍照記錄后，將探針片噴碳并開展掃描電鏡實驗研究，針對顯微鏡下標記的疑似富稀土礦物采集背散射圖像并開展能譜(EDS)測試。所用儀器為SEM 450型場發射掃描電鏡，工作電壓為20kV，工作電流為2.0×10-8A。

最后根據背散射照片和能譜數據，避開裂隙和礦物包裹體布置電子探針測試點，并選取具有特征現象的富稀土相開展元素X射線面分析。所用電子探針型號為JXA-8100；化學成分測試條件為：加速電壓15kV，電流2.0×10-8A，所有測試數據均采用ZAF電子計算機程序修正。標樣選擇上，U、Th、Pb選用瀝青鈾礦為標樣，稀土元素選用稀土磷酸鹽為標樣，Ti和Mn選用紅鈦錳礦為標樣，Nb選用鈮酸鍶鋇為標樣，Al選用托帕石為標樣，Na和Ca選用斜長石為標樣，Fe、Mg和Si選用鎂鋁石榴子石為標樣，Zr和Y選用鋯石為標樣，P選用獨居石為標樣，F選用螢石為標樣，Ta選用金屬鉭為標樣、Hf選用金屬鉿為標樣。此外，富稀土相的元素面分析范圍根據富稀土相大小設定，步長0.5μm，每步停留時間50ms，面分析照片中顏色的鮮艷程度與元素含量成正相關關系。

3 分析結果

顯微鏡下可見風化球體中褐簾石“大斑晶”有不同程度被改造的痕跡，掃描電鏡檢查后，發現這種改造作用主要源自不同類型的富稀土相。

3.1 富稀土相產出特征

如圖4所示，風化球體中富稀土相主要有兩種產出狀態，一類主要占據原褐簾石位置，為富稀土相疊加改造褐簾石的產物(圖4a, b)，隨改造程度不斷增加而發生如下變化：褐簾石→高硅高鑭富稀土相→低硅高鑭富稀土相→低硅高鈰富稀土相，不同的富稀土相構成了極其復雜的環帶結構。另一類則主要沿裂隙分布，在背散射圖像上，呈明亮的微脈狀，形態嚴格受裂隙的形態控制，微脈的寬度一般不足2μm。

圖4 稀土元素富集相及相關礦物的背散射圖像(a、b)富稀土相改造褐簾石；(c)微裂隙中的富稀土相；(d)低硅高鈰富稀土相被溶蝕；(e、f)基巖中的褐簾石. 2，13，18，30，31，33，34-褐簾石；1，8，16，22-高硅高鑭富稀土相；3，5，6，7，15-低硅高鑭富稀土相；11，14，17，20，24，25-低硅高鈰富稀土相；4-磷灰石；12，28，32-綠泥石；9, 21-裂隙中稀土. Mnz-獨居石；Ap-磷灰石Fig.4 Backscattering photographs of REE-rich phases and related minerals(a, b) transformation of allanite by REE-rich phase; (c) REE-rich phase in microcracks; (d) dissolution of low Si high Ce REE-rich phase; (e, f) allanite in bedrock. 2, 13, 18, 30, 31, 33, 34-allanite; 1, 8, 16, 22-REE-rich phase with high silicon and high lanthanum; 3, 5, 6, 7, 15-REE-rich phase with low silicon and high lanthanum; 11, 14, 17, 20, 24, 25-REE-rich phase with low silicon and high cerium; 4-Apatite; 12, 28, 32-chlorite; 9, 21-REE in fractures. Mnz-monazite; Ap-apatite

圖5 稀土元素富集相背散射電子像照片(a)及同區域La、Ce、Nd、Ga、Y、Si、Ca、F元素特征X射線面分析圖像(b-i)Fig.5 Backscattered electron image of REE-rich phases (a) and X-ray compositional maps of La, Ce, Nd, Ga, Y, Si, Ca and F in the same region as in Fig.5a (b-i)

在背散射圖像上，不同的富稀土相亮度有所差異，改造殘余的褐簾石最暗，高硅高鑭富稀土相次之，低硅高鑭富稀土相和低硅高鈰富稀土相最為明亮，而裂隙中的富稀土相也較為明亮。當褐簾石完全被低硅高鈰富稀土相占據后，隨著風化作用的進行，稀土元素被帶走，而形成一種溶蝕殘留結構(圖4d)。與風化球體中遭受了強烈的后生改造的褐簾石相比，基巖中的褐簾石亮度比較均一(圖4e, f)。

3.2 富稀土相元素面分析結果

不同類型的富稀土相，形成了極為復雜的環帶，為了進一步探究稀土元素在環帶中的富集規律，對圖4a的對應區域，開展了元素面分析研究，分析的主要元素包括：La、Ce、Nd、Gd、Y、Si、Ca、F，面分析結果如圖5所示，總體上，這些元素的分布很不均勻，即便是極小的范圍內，單一元素仍有顏色差異。

除了磷灰石和褐簾石因La含量低比較“灰暗”之外，環帶中La元素的分布總體上比較均勻，但是高硅高鑭富稀土相的La含量小于低硅高鑭富稀土相及低硅高鈰富稀土相的La含量。

環帶中Ce元素含量最高的部位主要集中在遭受稀土疊加最劇烈的原褐簾石的頭部區域(圖5)，盡管背散射圖像上亮度與低硅高鑭富稀土相幾乎一致，但是該區域主要為紅褐色，明顯不同于低硅高鑭富稀土相與高硅高鑭富稀土相紫色為主的色調。Ce在環帶邊部含量偏低，可能反映邊部相對遭受改造程度較弱，磷灰石因Ce含量低同樣表現的比較“灰暗”，而褐簾石Ce含量較高，呈淡藍色。

Nd元素含量最低的為磷灰石，其次為褐簾石和高硅高鑭富稀土相，表現為紫色；其余部分主要為黃綠色，Nd含量比較高。Gd、Y與Nd元素有些類似，同樣表現為磷灰石中的含量最低，其次為褐簾石和高硅高鑭富稀土相，其余區域含量較高。

富硅的部分主要為褐簾石和高硅高鑭富稀土相，褐簾石遠離更加富釷的低硅高鈰富稀土相分布。隨著被改造程度的增加，褐簾石→高硅高鑭富稀土相→低硅高鑭富稀土相→低硅高鈰富稀土相，硅和鈣的含量逐漸降低。鈣含量較高的部分主要為磷灰石和褐簾石。除了褐簾石和磷灰石氟含量低之外，富稀土相總體上都含有一定量的氟，且分布相對均勻。

值得注意的是被改造的褐簾石右下角還存在一構造裂隙(圖5)，裂隙中明顯含有La、Ce、Nd、Gd、Y以及F等元素。顯示了這些元素有沿構造裂隙向外遷移的趨勢。

3.3 富稀土相的化學成分特征

利用電子探針對基巖中的褐簾石以及風化球體中的褐簾石和不同的富稀土相開展了化學成分定量分析，測點位置如圖4所示，分析結果見表1。

基巖中的褐簾石成分，SiO2：31.93%～33.36%；La2O3：4.51%～4.90%、Ce2O3：9.1%～10.75%、Nd2O3：1.65%～3.25%，相對富集鑭、鈰和釹；稀土元素總量：18.04%～21.77%，輕稀土總量：17.18%～21.01%，重稀土總量介于0.76%～0.86%之間，含量很低，輕重稀土比值20.07～27.80，輕稀土高度富集。

風化球體中褐簾石在成份上表現為：SiO2：29.49%～32.35%，略低于基巖中的褐簾石；La2O3：0.94%～6.07%、Ce2O3：3.22%～12.59%、Nd2O3：3.27%～6.06%，高度富集鑭、鈰以及釹，稀土元素總量21.81%～26.98%，輕稀土總量在10.09%～25.38%之間，重稀土含量較低，總量介于1.39%～11.72%之間，除了一個數據比較異常之外(LREE/HREE為0.86)，輕重稀土比值13.12～16.89，顯示輕稀土高度富集。

三種富稀土相的化學組成如下：高硅高鑭富稀土相，SiO2：11.51%～19.77%，La2O3：12.69%～17.54%，Ce2O3：6.80%～8.49%，Nd2O3：7.87%～11.28%；Y2O3：5.26%～8.93%，稀土元素含量高，總量達46.14%～61.34%，輕稀土總量在35.48%～44.94%之間，重稀土含量較低，總量介于10.65%～16.41%之間，輕重稀土比值2.74～3.33，顯示輕稀土富集。

低硅高鑭富稀土相，SiO2：0.58%～6.78%；高度富集稀土元素，其中La2O3：21.09%～24.64%，Ce2O3：4.45%～6.34%，Nd2O3：13.08%～15.21%，Y2O3：9.39%～14.34%；除此之外還富集Gd2O3，含量介于3.51%～4.28%之間；稀土元素總量68.96%～81.52%，輕稀土總量在50.73%～57.75%之間，重稀土含量較低，總量介于17.83%～24.99%之間，輕重稀土比值2.26～2.92，顯示輕稀土富集。

低硅高鈰富稀土相，SiO2：0.45%～1.79%；高度富集稀土元素，其中La2O3：12.89%～19.16%，Ce2O3：20.66%～26.59%，Nd2O3：10.36%～12.36%，Y2O3：7.00%～9.01%；除此之外還富集Gd2O3，含量介于3.86%～4.73%之間；稀土元素總量67.65%～77.6%，輕稀土總量在54.32%～62.29%之間，重稀土含量較低，總量介于13.33%～15.82%之間，輕重稀土比值3.64～4.44，輕稀土顯著富集。

對裂隙中的微細脈狀富稀土相也嘗試著開展了探針測試，因樣品極小，能滿足探針測試的位置極少，本次測試僅獲得了兩個測試數據，SiO2：0.55%～2.66%；高度富集稀土元素，其中La2O3：21.86%～23.81%，Ce2O3：4.44%～5.98%，Nd2O3：12.04%～15.31%，Y2O3：9.7%～13.69%；除此之外還富集Gd2O3，含量2.97%～4.04%；稀土元素總量67.21%～80.09%，輕稀土總量49.96%～55.69%，重稀土含量較低，總量17.24%～24.40%，輕重稀土比值2.28～2.90，輕稀土富集。

磷灰石：稀土總量2.11%，輕重稀土含量相當，輕稀土含量1.00%，重稀土含量1.11%，輕重稀土比值0.9。

綠泥石：綠泥石同樣表現出不同程度富集稀土元素的特征。稀土總量：0.17%～2.19%，其中輕稀土總量介于0.12%～1.46%之間，重稀土總量：0.05%～0.73%，輕重稀土比值1.07～2.39。

4 討論

4.1 褐簾石引起稀土異常聚集的可能原因

褐簾石的礦物化學式可以寫為(Ce, Ca, Y)2(Al, Fe)3(SiO4)3(OH)，成分變化范圍極大，稀土元素?？膳c鈣發生類質同相置換，其稀土總量?？蛇_23%左右，同時，因化合價相同或相似，Th4+以及U4+也?？商娲⊥猎剡M入褐簾石晶格，因此富含U、Th特別是Th是褐簾石的重要特征之一，也因此褐簾石常被用來開展U-Th-Pb同位素年代學研究(劉福來和薛懷民, 2007; McFarlane, 2016)。

事實上，褐簾石作為母巖中重要稀土來源礦物的案例較多。典型的如：廣西姑婆山花崗巖中褐簾石承擔了全巖49.3%的稀土元素(陳春等, 1992)，廣東新豐花崗巖中褐簾石承擔了全巖50%以上的稀土元素(谷湘平, 1989)，兩個巖體都各自形成了風化殼淋積型稀土礦。下家嶺稀土礦碎斑熔巖基巖中稀土總量275×10-6，P2O5含量很低，僅為0.04%(羅武平等, 2019)，且形成了相當數量的磷灰石，能夠供獨居石和磷釔礦等稀土礦物形成的磷極少，這也導致磷酸鹽礦物不太可能作為稀土元素的關鍵載體礦物，另外，碎斑熔巖中未發現稀土氟碳酸鹽礦物，與此同時，卻發現了褐簾石的大量發育。據此可以推斷褐簾石極有可能是下家嶺稀土礦基巖中主要的稀土元素載體礦物，并可能是下家嶺稀土礦中稀土元素的重要來源礦物。

因為U和Th衰變可以產生α粒子及其他裂變產物，富含該類元素的礦物常因輻照損傷而蛻晶化(Meldrumetal., 1998; McGloinetal., 2016)，含有富鈾釷礦物包裹體的寄主礦物也常因遭受輻照而產生放射暈(Procházkaetal., 2011; Ozhaetal., 2015)，同時體積膨脹的蛻晶化載鈾釷礦物可以撐裂周圍的寄主礦物。下家嶺稀土礦風化球體中的褐簾石中鈾含量雖然不高，但是具有較高的釷含量，部分ThO2含量高達1%，由232Th衰變到208Pb的過程中，需要發生多次α衰變和多次β衰變，α粒子撞擊在他種物質原子核時，在自身能量損失的同時，被撞擊的原子核可能因獲得動能而產生反沖，引起原子位移而產生晶格缺陷，晶體本身因輻照損傷而蛻晶化，晶體同時發生“體積腫脹”(Zangetal., 2013)，長期的輻照，可能使得礦物內部彌散著越來越多的細小孔洞。晶體結構的破壞程度則主要受α粒子能量以及作用時間控制(Meldrumetal., 1998)。α粒子同時還具有非常強的電離能力，當α粒子與周圍的原子發生庫倫作用時，電子獲得能量，能量足夠時，脫離原子核束縛，成為自由電子，即便能量不夠也可能使得附近原子由基態轉變成激發態，進而發出X射線，這種能量也可能傳遞給外層電子，產生自由電子。

圖6 褐簾石與富稀土相主要元素及相關參數協變圖解Fig.6 Covariance diagrams of main elements and related parameters of allanite and REE-rich phases

圖7 低硅高鈰富稀土相背散射電子像照片(a)及同區域La、Ce、Nd、Ga、Y、Si、Ca、F元素特征X射線面分析圖像(b-i)Fig.7 Backscattered electron image of low Si high Ce REE-rich phase (a) and X-ray compositional maps of La, Ce, Nd, Ga, Y, Si, Ca and F in the same region as in Fig.7a (b-i)

需要指出的是，球形風化層的上部連接全風化層，風化過程中形成的大量游離態的稀土元素以REE(CO3)2-、REECO3+、REEF2+、REEF2+、REEHCO3+等多種形式隨流體下滲(Wood, 1990; 陳志澄等, 1993; 馬英軍等, 2004; Sanematsuetal., 2013; 梁曉亮等, 2022)，風化球體長時間處于這類富含稀土元素的流體滲流通道中。而蛻晶化褐簾石的“疏松多孔”無疑是有利于流體浸潤和流體通過的，客觀上有利于流體改造作用的進行。

褐簾石晶體內部是如何固定稀土元素的呢？衰變的過程中α粒子的電離作用將產生大量的自由電子和陽離子，可能會在極微觀的尺度作用于帶電的稀土元素絡合物，進而起到吸附并固定稀土元素的作用，而形成的稀土絡合物的濃度差，將促進稀土元素從周圍不斷向原褐簾石晶體匯聚。

4.2 不同類型富稀土相產生的原因分析

隨著風化作用的進行，富稀土相SiO2的含量持續減少，在以SiO2為橫坐標的協變圖解中(圖6)，SiO2與Al2O3、FeO、CaO成正相關關系，反映Al、Fe、Ca等主要元素與SiO2一道逐漸被淋失。SiO2與Gd2O3、LREE2O3、∑REE2O3均成負相關關系，顯示隨著硅的減少，Gd2O3、LREE2O3、∑REE2O3的含量持續增加。

隨著硅的淋失，La2O3、Nd2O3、Y2O3和HREE2O3在稀土富集早階段的較長時期內表現為持續增高，當SiO2的含量下降到2%以下時，出現了低硅高鈰富稀土相，Ce的急速增加，促進了 La2O3、Nd2O3、Y2O3、HREE2O3的下降，而Ce突然上升的原因，可能因為早期風化過程中，鈰因升價而以方鈰石(CeO2)的形式被固定(吳澄宇等, 1989; 池汝安等, 2012)，直到風化作用最后階段，鈰才被釋放到流體中，并帶入下層。

SiO2含量下降的同時，輕重稀土的比值先急速降低，最后階段上升，反映了在稀土富集的早期階段，由褐簾石控制的富稀土相重稀土含量富集速度明顯快于輕稀土，其原因可能由于鑭系收縮，重稀土離子半徑逐漸減小，而粘土礦物對其吸附能力也相對減小，從而導致已被上層吸附的重稀土離子，相較輕稀土，更容易發生解吸而被流體淋濾至下部(池汝安等, 1995)，后期重稀土雖有減少，但是因為鈰的顯著增加，輕重稀土的比值不降反升。

綜合以上信息，褐簾石在富稀土相形成的過程中，一方面大量的承接上部淋積下來的稀土元素，另一方面自身的主要成分硅、鈣、鋁和鐵也在不斷淋失，而稀土富集的早階段，重稀土富集速度較快，而后除鈰之外的輕稀土富集速度加快，最后鈰富集速度突然加快，最終形成低硅高鈰的富稀土相。其根本原因不在于褐簾石礦物對不同稀土元素的選擇性接納，可能在于，隨著風化作用的持續進行，上部下滲的含稀土流體本身的成分即是不斷演化的，最早階段更加富集重稀土元素，而后更加富集除Ce之外的輕稀土元素，最后富集Ce等難富集元素。

4.3 富稀土相稀土元素的釋放過程

前已述及，稀土元素形成了多個稀土富集相，在進一步遭受流體改造后，富稀土相將發生怎樣的改變呢？富稀土相周圍的裂隙中常富含稀土元素(圖4、圖5)，為進一步探索稀土礦物在后期水/巖反應的過程中的變化趨勢，本次研究對周圍發生強烈“溶蝕”的低硅高鈰富稀土相開展了元素面分析的研究工作(圖7)。

從圖片上看，低硅高鈰富稀土相被強烈溶蝕，體積已消失至原有體積的不到一半，消失部分主要被綠泥石、鉀長石以及硅質代替，稀土元素“四散而逃”，在殘余礦物周圍，La、Ce、Nd、Gd和Y元素有大量殘留，礦物裂隙及礦物邊緣表現的尤為突出。表明風化球體中富稀土相經流體溶蝕后，稀土元素最終主要沿裂隙遷移?？梢灶A見，最終，隨著風化作用的持續進行，富稀土相將釋放大部分稀土，隨下滲流體進入下一層成礦。

這種褐簾石衍生的稀土元素富集相的存在，說明除了粘土礦物可以通過吸附并富集稀土元素之外，富釷褐簾石也可以固定并富集稀土元素。但是，由褐簾石衍生出的稀土富集相本身可能并不具有直接的工業價值，而僅作為成礦過程的中間產物而短暫存在，在進一步風化過程中將逐漸被淋溶直至消失。

5 結論

綜上所述，本文得出如下結論：

(1)下家嶺稀土礦風化球體中的富釷褐簾石經稀土元素疊加改造后，形成了多個稀土富集相，可以分為：高硅高鑭富稀土相、低硅高鑭富稀土相以及低硅高鈰富稀土相。

(2)下家嶺稀土礦形成過程中，下滲的含稀土流體早階段更加富集重稀土元素，而后更加富集除Ce之外的輕稀土元素，最后富集Ce等難富集元素。

(3)下家嶺稀土礦風化球體中的富釷褐簾石，一定程度上起到了“承上啟下”的作用，起初，承接上部淋積下來的稀土元素，促成稀土元素富集；而后，釋放稀土元素，也促進了風化殼剖面更深部位的稀土成礦。

致謝本文在成文過程中，得到了東華理工大學張雄杰副教授的指導，深受啟發；浙江大學饒燦教授協助解釋了部分探針數據；范宏瑞研究員和匿名審稿人提出了許多寶貴的修改意見；謹向以上專家致以誠摯謝意。