吴泽有

(福建省地质调查研究院，福州，350013)

1 区域地质背景

福建上杭洋坡坑稀土矿位于闽西南坳陷带南部，上杭—云霄北西向构造-岩浆活动带西北部。矿区及外围出露大面积侵入岩，发育有北东及北西向2组断裂构造(图1)。

区域出露地层主要有分布于东北部的晚震旦世黄连组，西南部的早-中寒武世林田组、晚泥盆世天瓦山东组、早石炭世林地组、早二叠世文笔山组，东北部的白垩纪黄坑组、寨下组、沙县组、崇安组及区内各地的第四纪更新世、全新世等多以断块出露。

区内岩浆活动强烈，侵入岩分布广泛，不同时代的侵入岩有印支期碎裂二长花岗岩，燕山早期石英二长岩、二长花岗岩、黑云母花岗岩，燕山晚期晶洞花岗岩、花岗斑岩和隐爆角砾岩。其中燕山早期花岗岩是形成风化壳离子吸附型稀土矿的主要母岩，分布面积大，岩性主要为似斑状中粒黑云母二长花岗岩和少斑中细粒黑云母花岗岩。岩体分布主要受线型构造控制，呈北西向展布。

构造位置处于上杭—云霄北西向构造-岩浆活动带西北部,北西向断裂带最为醒目。以梯子岭断裂为界，西南部形成岩浆构造带，东北部形成断陷带。岩浆构造带内均为不同时期的侵入岩充填，并发育有北西、北东向断裂。断陷带为白垩纪石帽山群杂陆屑-中酸性火山建造和赤石群红色陆屑建造，形成了闽西南铜、金、有色金属和铀矿等重要成矿带。

2 矿区地质特征

2.1 地层

矿区地层不发育，主要为第四纪全新世以及晚白垩世沙县组。

图1 上杭洋坡坑矿区区域地质图Fig.1 Regional geological map of Yangpokeng deposit in Shanghang county1—第四纪全新世；2—第四纪更新世；3—晚白垩世崇安组；4—晚白垩世沙县组；5—早白垩世寨下组上段；6—早白垩世寨下组下段；7—早白垩世黄坑组上段；8—早白垩世黄坑组下段；9—早二叠世文笔山组；10—早石炭世林地组；11—晚泥盆世天瓦山东组上段；12—晚泥盆世天瓦山东组下段；13—早-中寒武世林田组；14—晚震旦世黄连组；15—燕山晚期花岗斑岩；16—燕山晚期晶洞花岗岩；17—燕山早期黑云母花岗岩；18—燕山早期黑云母二长花岗岩；19—燕山早期石英二长岩；20—华力西-印支期碎裂二长花岗岩；21—加里东期片麻状二长花岗岩；22—隐爆角砾岩；23—正断层及产状；24—逆断层及产状；25—性质不明断层；26—地质界线；27—角度不整合地质界线；28—假整合界线；29—地层产状及流面产状；30—工作区范围；31—稀土矿点

第四纪全新世：呈线状沿沟谷分布，主要为冲洪积砂砾、粘土和残坡积物，大部分为农田耕地和居民用地。

晚白垩世沙县组：呈北西向带状展布于东北部外围，为一套紫红色陆相碎屑岩组合，以灰紫-紫红色中-厚层岩屑粉砂岩、钙质粉砂岩、粉砂质泥岩为主，夹紫红色中-厚层复成分砾岩、岩屑杂砂岩。

2.2 侵入岩

区内岩浆活动强烈，岩浆侵入活动时期主要为华力西-印支期和燕山早期、晚期。区内华力西-印支期侵入岩主要分布于矿区西南部，岩性以多斑巨斑状粗粒二长花岗岩、似斑状粗粒二长花岗岩、少斑中(细)粒二长花岗岩为主，岩体以普遍碎裂、叶理构造较发育为特征。矿区内燕山早期岩浆侵入活动强烈，分布面积大，是区内风化壳离子吸附型稀土矿的重要成矿母岩，岩性主要为碎裂似斑状中粒黑云母二长花岗岩、少斑中细粒黑云母花岗岩和细粒石英二长闪长岩。岩体分布主要受线型构造控制，呈北西向展布。燕山晚期岩浆活动规模较小，岩体呈小面积分布于中东部，岩性主要为细粒含黑云母二长花岗岩和晶洞斑状细粒花岗岩，明显受北西向、北东向断裂控制。区内与稀土成矿相关的岩体主要为燕山早期细粒含黑云母二长花岗岩。岩石多呈中细粒花岗结构，矿物粒度为0.15～3 mm。局部具似斑状结构，似斑晶为斜长石，粒度为3～5 mm，基质呈细粒花岗结构。岩石矿物成分主要为钾长石(28%～35%)、斜长石(34%～44%)、石英(21%～22%)、黑云母(6%～8%)及角闪石(1%～2%)等。

2.3 构造

矿区构造以断裂为主，主要发育有北西向和北东向断裂带。

北西向断裂带：分布于矿区东南部，两端延出区外，属区域上杭—云霄北西向构造带的西北段，断裂走向320°，倾向北东，倾角50°～280°。该断裂经历了张扭-拉张-断陷-挤压的多次活动，控制了沙县组河流-湖泊相的红色粗-细碎屑沉积。

北东向断裂带：主要分布于矿区中北部，以张扭性正断层为主，走向50°～80°，倾向北西，倾角80°，长度为1～6 km，宽从数十厘米至数米，断裂带内发育构造角砾岩，具硅化、黄铁矿化、钾化。断裂经过岩体处仅有厚度不大的硅化岩出现，作为矿体的夹石，经强烈风化作用后，多呈碎石颗粒状分布。断裂带的次级裂隙、破劈理等构造，往往使岩石风化作用加剧，有利于矿液的运移、富集和成矿。

3 矿体地质特征

3.1 矿体特征

该区稀土矿属花岗岩风化壳离子吸附型矿床，矿体呈似层状贮存于侵入岩风化壳中，含矿层主要为花岗质砂土层，结构疏松，自然渗透性能良好。顶板主要为粘土层，底板为半风化层或母岩。

根据样品化学分析成果，区内稀土矿在距地表12～15 m范围内品位最好，该段范围内岩石以风化状态为主，原岩的结构构造已遭受破坏，大部分长石晶体碎裂，仅残留颗粒状石英，呈疏松砂土状，为区内稀土矿主要贮存部位；风化层之下为半风化层，该层介于基岩与风化层之间，厚度为0.5～2 m，岩石呈松散-块状，依稀可见花岗岩结构，但岩石结构较松散、易碎，局部包裹有小块基岩。半风化层中稀土矿仍具有一定的品位，但相对于风化层稀土含量明显下降，而且由于岩石仍保留有一定的晶体结构，稀土矿的提取成本增加。因此，半风化层中的稀土矿并非主要的研究对象。

3.1.1 矿体规模

矿区由北向南，划分为双坝塘、观音井、黄砂3个矿段，共圈定209个矿体，其中主矿体(面积≥0.1 km2)有33个，小矿体(面积<0.1 km2)有176个。矿体分布总面积为10.861 km2。

双坝塘矿段:位于矿区北部。矿体分布于福全、加庄、寨背、双坝塘、乃康、岩头、佰公塘等地。共圈定矿体84个，面积超过0.1 km2的矿体有13个，面积为0.05～0.08 km2的矿体有7个，其余矿体面积均小于0.05 km2。矿体走向长度为500～2 410 m，宽度为200～930 m。

观音井矿段:位于矿区中部。矿体分布于观音井、湖洋、欧坑等地。共圈定矿体92个，其中面积超过0.1 km2的矿体有14个，面积为0.05～0.08 km2的矿体有5个，其余矿体面积均小于0.05 km2。矿体走向长度为300～1 030 m，宽度为130～280 m。

黄砂矿段：位于矿区南部。矿体分布于古楼村(东)、大坝里、黄砂、岭背。圈定矿体33个，面积大小不等，其中面积超过0.1 km2的主要矿体有6个，面积为0.09 km2的矿体有2个(H9、H29)，其余均为面积小于0.03 km2的矿体。矿体走向长度为300～1 700 m，宽度为200～300 m。

3.1.2 矿体形态

洋坡坑稀土矿矿床类型属花岗岩风化壳离子吸附型，大多数贮存于风化壳结构层中的全风化层的中上部。含稀土母岩为燕山早期似斑状中粒黑云母二长花岗岩和少斑中细粒黑云母花岗岩等。全区正地形海拔310～350 m，最高442.13 m；负地形即沟谷地带海拔200～260 m，一般地形平均相对切割深度约90 m。属典型的丘陵地貌区，也是离子吸附型稀土矿成矿的典型地貌特征。

风化壳结构层发育良好，并保存较好、较全，有利于离子型稀土矿成矿。风化层厚度一般为3～15 m，局部为20～30 m。含矿层厚度一般为2～10 m。

矿体总体形态较简单，呈面形分布，形成不规则面形矿体，长轴方向与山脊延伸方向一致。矿体在平面上分布形态往往受风化壳分布形态控制，因风化壳受地表径流冲刷切割破坏，矿体连续性受到破坏。矿体形态主要呈椭圆状、长条状、港湾状、不规则状等。低丘山区多呈馒头状随地形分布，规模较大，形态较简单，连续性较好。中丘山区矿体分布形态则相对较复杂，规模较小，连续性较差。

矿体在垂直剖面上形态较为简单，总体随地形波浪起伏呈似层状产出。矿体多为隐伏、半隐伏状，矿层多被残积层掩盖，少数直接裸露于地表。形态为长条状、椭圆状、豆荚状。矿体埋深一般在2 m以下，3～12 m为矿床富矿层位。

3.1.3 矿体产状

矿体产状与岩体风化壳、地貌形态基本一致，从山顶向四周呈倾斜似层状。山脊上较平缓，倾角一般为5°～10°，山坡矿体相对较陡，倾角一般为15°～25°，少数超过30°。

离子吸附型稀土矿的底板是实施原地浸矿工艺技术生产中重要因素。勘查区的矿体出露标高一般在200 m以上，最高420.3 m。在坡谷及少部分低矮山丘，矿体底板标高可低于当地侵蚀基准面，多数均显著高于当地侵蚀基准面高程。

3.1.4 矿体厚度

矿体厚度是指矿体铅直厚度。双坝塘矿段厚度为1.0～23.3 m，主要矿体厚度为5.5～10.1 m，矿体厚度变化系数为42.9%～63.7%；观音井矿段矿体厚度为1.0～20.95 m，主要矿体厚度为6.45～12.56 m，矿体厚度变化系数41.47%～69.28%；黄砂矿段矿体厚度1.0～19.0 m，主要矿体厚度5.3～7.4 m，矿体厚度变化系数37.0%～60.7%，主要矿体的厚度总体变化较稳定。

3.2 矿石质量

3.2.1 矿石成分

矿体由成矿母岩风化而成，由于在整个风化过程中基岩不断解离，元素迁移、吸附并富集成矿，故与原岩矿物成分不尽相同。主要矿物为高岭土类粘土矿物、中粗-中细粒石英及钾长石颗粒、云母等。

造岩矿物主要为中粗-中细粒石英、钾长石、云母及暗色副矿物等。石英呈不规则粒状，粒度一般为1～3 mm，含量为20%～40%。钾长石未风化多呈碎粒状，粒度多数大于2 mm，含量为2%～5%，从地表往下含量增多。云母类有黑云母、水云母，多呈片状，粒度1 mm左右，含量为3%～5%。暗色副矿物含量较少。

离子吸附型稀土矿矿区不同岩石类型的微量元素分析显示，微量元素主要特征与维若格拉多夫(1962)地壳微量元素丰度、酸性岩微量元素丰度比较，各岩类的U、Th含量均相对较高，其它元素含量反映正常。微量元素在不同岩石类型之间相比较，含量值均较稳定，未有明显变化。

次生矿物主要为高岭土类粘土矿物，含量一般在40%以上，从地表往下，含量逐渐减少。

矿石(或风化壳)的化学成分与原岩化学成分相比较，SiO2含量均低于70%，Al2O3含量为20%～30%，Na2O含量普遍偏低，K2O含量也变少，CaO含量降低。客观地反映了风化壳与原岩的化学成分的变化。

3.2.2 矿石结构构造

原岩经风化后，在原地观察其仍具原岩特征。风化壳仍保留原岩的斑状结构(原岩的钾长石斑晶为高岭土类粘土矿物替代)，半风化层仍保留块状构造，全风化层则为疏松土状和粉状构造。

3.2.3 矿石品位

矿区3个矿段单工程稀土氧化物品位为0.050%～0.426%，主要矿体单工程品位为0.080%～0.141%。品位变化系为15.2%～51.67%。

矿区稀土组分分布较均匀，品位变化总体较稳定，但随着矿体埋藏部位的变化，矿石品位在垂向上和横向上具有一定的变化规律。

根据大量单工程品位数据统计表明，矿石品位在垂向上随着深度变化，矿石品位具上、下贫，中间富特征(图2)。

矿体单工程矿石品位在区域横向变化呈跳跃形态，但变化值均局限在一定品位(0.05%～0.15%)，反映了矿石品位横向变化总体具有相对稳定性(图3)。

图2 矿石品位垂向变化趋势图(图中每根线代表一个单工程)Fig.2 Vertical change trend chart of the ore grade(Each line represents a single project)

图3 矿石单工程品位变化趋势图Fig.3 Change trend chart of single project grade of the ore

3.2.4 矿石稀土配分特征及贮存状态

矿石稀土配分特征是针对不同岩石类型，矿区共做了矿石稀土元素分量52件组合样品分析、原岩稀土元素配分4件。52件组合样的统计结果显示，其稀土配分模式呈右倾缓斜曲线(图4)，与原岩稀土配分模式基本一致。图中曲线可见，不同岩类的矿石配分模式基本相似。但燕山晚期二长花岗岩矿石稀土配分(ZH2312、ZHL2324)Eu亏损相对较大，燕山早期黑云母花岗岩矿石稀土配分(ZH2936、ZHL4010)Eu亏损次之。大多数燕山早期二长花岗岩矿石稀土配分Eu亏损也相当明显。

图4 矿物稀土元素配分模式图Fig.4 Mineral REE distribution pattern

此外，对矿区63件矿石稀土氧化物配分样品分析结果统计，稀土氧化物配分特点w(LREE)/w(HREE)比值普遍较大，矿区属轻稀土富集特点。中稀土Eu2O3配分值为0.58%～1.02%，Tb4O7配分值为0.26%～0.75%。Dy2O3配分值为1.4%～4.68%；重稀土Y2O3配分值为6.33%～34.37%，矿区稀土矿配分类型属低钇-中铕型。根据柱浸试验有关矿产品配分分析结果，Eu2O3配分值为0.77%，Tb4O7配分值为0.45%，Dy2O3配分值为2.62%；重稀土Y2O3配分值为15%。显示Y2O3配分值低，Eu2O3配分值中等。与矿石配分比较，基本一致。

矿石中稀土元素贮存状态主要呈离子相，具可交换性吸附态，吸附于粘土矿物的表面或颗粒间，次为类质同象、微固体混入相、矿物相等。

通过3 633件单工程组合样品分析成果统计，矿石中稀土元素离子相率(浸出率)值为5%～99.8%。其中，离子相率大于或等于70%的样品数占32%，离子相率为50%～70%的样品数占41%，离子相率低于50%的样品数占27%，总平均值为57.7%。

随意抽取主要矿体H5、H23、G35对其离子相率统计分别为57.3%、58.6%、65.2%。主要矿体离子相率是变化的，但总体较稳定，与矿区总平均值相近，均大于55%。

离子相率与全相品位关系其总体变化趋势是随全相品位含量高、低而增、减变化(图5)。同理，浸出量与全相品位也存在如此变化关系。离子相率在不同岩石类型中变化不大。上述H5、H23矿体岩石类型为燕山早期二长花岗岩，G35矿体为燕山早期黑云母花岗岩。

图5 离子相率与全相品位关系Fig.5 The relationship of the ion fraction and whole phase grade

垂向上离子相率变化由16个单工程组合样分析成果，自地表往下随着深度加深，稀土离子相率变化趋势由低→高→低,进一步说明了矿体上覆粘土层或底部层(弱风化层或半风层)，有时虽稀土氧化物总量达到工业品位，但稀土浸出率却很低，在目前开采技术条件下，实际是没有工业价值意义的。

3.2.5 矿石的放射性含量和伽马强度

对矿区不同岩类的岩石、岩(矿)芯、剖面等进行放射性顺检。同时，收集前人有关岩石放射性的区域调查资料。综合上述顺检工作成果和剖面放射性测量，燕山早期二长花岗岩风化壳放射性强度一般为21～46γ，黑云母花岗岩风化壳一般为21～32γ。燕山晚期二长花岗岩风化壳一般为29～47γ。岩(矿)芯放射性强度值一般为20～30γ。

岩石放射性强度测量，燕山早期二长花岗岩岩石放射性强度一般为36～40γ，燕山晚期二长花岗岩岩石一般为35～41γ。另据区域调查资料显示，区内燕山晚期正长花岗岩(原岩)一般铀含量为9.7×10-6～16.0×10-6，钍含量为41×10-6～46×10-6，伽马强度为45～55γ；二长花岗岩(原岩)一般铀含量为2.0×10-6～6.2×10-6，钍含量为22×10-6～30×10-6，伽马强度为30～37 γ。

矿区未风化的岩石放射性值比风化壳层和矿体高，其中燕山晚期二长花岗岩放射性值相对较高。该次放射性顺检工作结果在各岩性及矿体中均未发现放射性伽马异常，放射性强度未超标。

3.3 矿石类型

矿石的自然类型主要为花岗岩风化的砂土状矿石，多呈疏松砂土状、粉状构造。

矿石的工业类型为花岗岩风化壳型。

3.4 矿体围岩和夹石

矿体和围岩均为黑云母二长花岗岩的风化产物，二者外貌和物理性质无明显的区别，矿体和围岩只能依靠基本分析资料加以确定，彼此呈过渡渐变关系。

离子吸附型稀土矿采用原地浸取工艺采矿方式，采矿时无需剔除夹石，并且浸矿液将通过夹石层。浸矿液从矿石层通过非矿石层(即夹石)，可能存在有稀土元素离子重新交换、吸附，呈新的饱和状态。另外，即使矿石地段，原地浸取也存在浸矿液无法全部覆盖渗透，即“渗透盲区”，无形中使矿石成为“夹石”。

4 矿床成因及找矿标志

4.1 矿床成因

矿区的稀土元素主要呈离子吸附状态贮存于花岗岩风化壳中。矿床的成因类型属于次生富集离子吸附型稀土矿床。

(1)矿床的形成与第四纪新构造运动有关。含矿岩体在亚热带潮湿气候条件下，长石被水解，经脱碱去硅、吸水变成高岭石—埃洛石；稀土矿物也被水解形成离子状态，被粘土矿物吸附，部分形成新矿物被水带走流失；随着风化作用不断进行，稀土矿物元素的迁移富集，最后形成了有一定规模的富含稀土并能够经济回收利用的花岗岩风化壳。

(2)离子吸附型稀土矿成矿条件。①母岩稀土含量是成矿的内生物质基础；②稀土元素载体的易解离程度是成矿的必要条件；③中温中湿的亚热带气候是成矿的关键条件；④地表水渗淋形成的pH值梯度，是着稀土分溜、富集和矿体定位的决定因素；⑤新构造活动的地壳上升速率和剥蚀率大体持平衡状态，是风化壳发育和矿体保存的根本条件。花岗岩风化壳离子吸附型稀土矿的形成，受稀土内生条件和表生条件双重控制，其成矿机理表现为有利的成矿母岩与有利的古气候、地貌条件相结合，促使母岩矿物中的稀土元素大量转变为风化壳中呈吸附状态的稀土离子，从而富集成矿。

(3)矿区花岗岩风化壳离子吸附型稀土矿床具有成矿物质的来源单一、成矿阶段和矿床成因简单的特点。其成矿物质来自各期次的侵入体，但主要为燕山早、晚期花岗岩。成矿阶段主要经历了含矿(稀土元素)岩体的形成，区域构造演化(地壳抬升)和含矿岩体接受风化、淋滤、富集形成风化壳离子吸附型矿体3个阶段。前2个阶段主要为第3阶段的发生提供条件，对矿化富集没有明显的影响，第3阶段主要为矿化富集、形成矿体阶段。在第3阶段进行过程中需要必不可少的古地理和古气候条件。

4.2 找矿标志

(1)岩性组合标志。燕山早期二长花岗岩、黑云母花岗岩及晚期二长花岗岩岩体，这些岩体的化学成分以富硅、铝、钾、钠及挥发分为特点。副矿物种类较多，组合复杂，稀土矿物以广泛出现磷酸稀土矿物为特征，种类较多，以独居石、褐帘石为主。这些侵入岩体(风化壳)是区内花岗岩风化壳离子吸附型稀土矿床的主要“矿源层”，是找矿的主要标志。

(2)风化壳标志。花岗岩风化壳发育完全、程度良好，尤其风化壳全风化层发育、保存状况较好，是离子吸附型稀土矿床矿(化)体的直接找矿标志。

(3)地貌标志。成矿岩体所处地貌环境一般为低山丘陵地带，剥蚀不强烈，且次级构造裂隙较发育，有利于面型风化壳的发育，这样的构造地貌环境是良好的稀土富集区。是间接的找矿标志。

(4)化探异常特征的标志。水系沉积物稀土元素异常是风化壳离子吸附型稀土矿床矿(化)体的间接找矿标志。

资料主要引用福建省地质调查研究院2013年开展的福建省上杭县洋坡坑矿区离子吸附型稀土矿勘探项目，系集体劳动成果，文中的有关数据均为野外实际采集分析成果。

1 福建省地质矿产局.福建省区域地质志.北京：地质出版社，1985.

2 张颐，丘文，王文亮.福建龙岩万安稀土矿床地质特征及成因探讨.福建地质， 2014，33 (3).