云南临沧岔河稀土矿床矿物学和微量元素地球化学特征

2022-02-07肖嵩,王俊,,王敏,洪刚,

大地构造与成矿学 2022年6期

肖嵩, 王俊, , 王敏, 洪刚,

李音3, 周家喜1, 2*

(1.云南大学地球科学学院, 云南昆明 650500; 2.云南省高校关键矿产成矿学重点实验室, 云南昆明 650500; 3.云南省核工业二〇九地质大队, 云南昆明 650032)

0 引言

离子吸附型稀土矿床又称为风化壳型稀土矿床, 具有稀土元素齐全、开采成本低和资源潜力大等特点, 是我国独特的具有战略意义的优势矿产资源之一(张民等, 2018; 池汝安和刘雪梅, 2019; 刘思德, 2019; 周美夫等, 2020)。近年来, 在我国滇西南临沧花岗岩中陆续发现了许多稀土矿床, 如QN稀土矿床、上允稀土矿床和勐往-曼卖稀土矿床等。

临沧花岗岩出露面积约7400 km2, 是我国西南三江地区出露面积最大的花岗质岩基, 被认为是地壳重熔的产物, 其形成可能与Sibumasu地块与思茅-印支地块碰撞有关(刘俊来等, 2011)。临沧岔河矿床是近年来在临沧岩体中段新发现的一个较为重要和典型的风化壳型稀土矿床。经估算, 矿区全风化层中333类工业矿稀土氧化物16185.8吨, 低品位矿稀土氧化物10959.8吨, 达到中型规模; 333+334?稀土氧化物111059.0吨, 具有大型风化壳型稀土矿的成矿潜力。工业矿体中平均稀土离子相品位为0.068%, 平均浸取率为67.21%; 低品位矿体中平均稀土离子相品位为0.031%, 平均浸取率为46.33%(云南省核工业二〇九地质大队, 2018)。

目前对临沧岔河矿床的研究还很有限, 仅在风化壳风化指数和Ce地球化学特征方面有报道(瞿亮等, 2021; 王长兵等, 2021), 严重制约了对该矿床成因的认识, 也影响进一步找矿勘查工作。本文在已有工作基础上, 通过对矿区内ZK11-50、ZK01-36和ZK01-60三个钻孔中不同风化程度样品的详细观察, 采集代表性样品, 进行系统深入的矿物学和地球化学研究, 以期为理解该矿床成因提供丰富的矿物学和元素地球化学信息。

1 区域概况

1.1 区域地质

三江地区在大地构造上位于扬子板块西南缘, 处于Sibumasu地块、思茅-印支地块与扬子板块的交汇部位, 西以昌宁-孟连缝合带与Sibumasu地块相连, 东以哀牢山-马江缝合带与扬子板块隔相邻(图1a)。由于其特殊的构造位置, 三江地区受到太平洋板块、印度洋板块和欧亚板块的共同影响, 并经历了特提斯形成、印度-欧亚大陆碰撞等一系列构造演化的影响, 为该地区独特地质构造的形成和成矿提供了有利的条件(孔会磊, 2011; 孙康, 2018)。

临沧岩体位于古特提斯构造域东部三江地区的Sukhothai岩浆弧中, 由北部云县延伸至南部勐海。区内出露的地层由老到新依次为元古宇大勐龙群(混合岩化的片岩、变粒岩和片麻岩)、元古宇澜沧群(片岩和千枚岩)、二叠系(玄武岩、流纹岩和花岗闪长岩)、三叠系(花岗岩)、侏罗系(二长花岗岩)、白垩系(辉长岩、闪长岩和花岗岩)、古近系(花岗岩)、新近系(花岗岩)和第四系(泥岩和粉砂岩)(吴随录, 2010; 孙康, 2018; 白雪瑞等, 2021)。该区断裂构造发育, 主要断裂有SN向的反“S”型澜沧江断裂带、NE向的南汀河断裂带和孟连断裂、NW向的晓街-那东断裂和南岭-城子断裂(图1b)。其中晓街-那东断裂和南岭-城子断裂将临沧岩体分为三个岩段(北段晓街岩段、中段临沧岩段、南段勐海岩段); 并且以南汀河断裂带东支为西界、以澜沧江断裂带为东界在宏观将岩体围限成一个呈SN走向的“海马”型区域。

元古宙以来, 该区岩浆作用非常强烈, 岩浆岩分布较广, 有海西期玄武岩、印支期流纹岩、燕山期以及喜马拉雅期流纹岩, 并伴随有不同程度的变质。同时岩浆岩多沿构造断裂带分布, 一些岩体明显被后期断裂错断(图1b)。印支期岩浆岩在该区分布面积最大, 为临沧岩体主体部分, 分布在澜沧江断裂带与南汀河断裂带东支之间, 岩性主要为黑云二长花岗岩, 次为花岗闪长岩。印支期岩浆岩被晓街-那东断裂和南岭-城子断裂由北向南分为三个部分: 晓街岩段、临沧岩段和勐海岩段。晓街岩段为黑云母二长花岗岩, 粒度由中心向边缘变细, 出现眼球状和糜棱岩化的花岗岩(董晓涵等, 2018); 临沧岩段主体岩性为黑云二长花岗岩, 东缘出现少量灰白色似斑状花岗质片麻岩(吴随录, 2010; 彭智敏等, 2018; 赵枫等, 2018); 勐海岩段为黑云二长花岗岩, 黑云母局部富集成小团块(孙康, 2018)。

图1 临沧岩体大地构造位置图(a; 据刘俊来等, 2011修改)和区域地质略图(b; 据Dong et al., 2013修改) Fig.1 Geotectonic location (a) and regional geological maps (b) of the Lincang batholith

1.2 气候地貌类型

矿区地处北回归线以北, 属亚热带气候, 气温温和, 年平均气温16.3 , ℃ 降水充沛, 年降雨量1590.7 mm, 植被繁茂, 表生地质作用十分强烈, 以化学风化为主、物理风化为辅。同时由于滇西地区新生代的强烈隆升, 矿区地形以高山、中山为主, 矿床所处海拔约1700～2100 m, 相对高差400 m。澜沧江自北向南流经本区, 导致该区发育为典型的河流侵蚀地貌, 并以低-中等剥蚀, 低-中山地形地貌为主, 山顶宽阔, 脊线分明, 边坡坡度较缓(杨宝嘉和吕伟, 2006; 云南省核工业二〇九地质大队, 2018; 张民等, 2018; 陆蕾等, 2019)。临沧花岗岩遭受强烈的表生风化作用, 风化壳发育并在地势平缓的低-中山地形地区保存完整。

2 矿区地质特征

临沧岔河稀土矿床位于临沧岔河地区, 属临沧岩段和澜沧地层小区, 区内地层仅出露第四系全新统冲洪积层(图2), 主要沿矿区中南部和北部的两条岔河发育, 成分主要为砂砾石土、黏土质砾石土和砾质中粗砂土等。

图2 临沧岔河稀土矿区地质图(据云南省核工业二〇九地质大队, 2018修改) Fig.2 Geological map of the Chahe REE deposit in Lincang

2.1 断裂构造

矿区发育NW向和近EW向断裂构造。以NW向断裂为主, 奠定了矿区的主体构造格架, 近EW向断裂为次, 与之配套, 在区域上形成格状、带状断裂构造格局。NW向断裂发育较广泛, 大多平行排列,形成时间较早, 被近EW向断裂切断, 断裂性质早期多为正断层和逆断层, 晚期转变为走滑断层, 表明其遭受了多期变形叠加改造。近EW向断裂为地壳浅部构造, 其两侧岩石风化壳不发育, 断裂性质主要为左行走滑, 少数为右行走滑。

2.2 岩浆岩

矿区岩浆岩以中酸性侵入岩为主, 按时间先后顺序可分为二叠纪黑云花岗闪长岩(锆石U-Pb年龄为262±37 Ma; 肖倩茹, 2019)、三叠纪黑云二长花岗岩(锆石U-Pb年龄为225.1±6.1 Ma; 苑新晨等, 2021)和古近纪白云二长花岗岩(锆石U-Pb年龄为51.4±0.4 Ma; 高永娟等, 2014), 其分布与构造方向一致。

二叠纪黑云花岗闪长岩具半自形不等粒粒状结构, 块状构造, 多分布在矿区的东北部和东南部, 西部仅零星出露, 面积约为0.2 km2。三叠纪黑云二长花岗岩沿NW向和近SN向分布, 面积约为32 km2。主要造岩矿物有斜长石(25%～35%), 钾长石(35%～45%), 石英(20%～25%)和黑云母(8%～15%), 副矿物有锆石、金红石和榍石等(云南省核工业二〇九地质大队, 2018)。古近纪白云二长花岗岩为浅灰白色, 细粒花岗结构, 块状构造, 主要分布在矿区西部、西南部和南部, 面积约为1.8 km2。

2.3 风化壳特征

研究区风化壳发育并在地势平缓的低-中山地形地区保存完整, 具有明显的分层现象, 从地表往下依次分为黏土层(腐殖土层发育较少, 与黏土层合并为一层)、全风化层和半风化层(图3)。风化壳各层厚度有所差异, 黏土层厚度一般在3～5 m左右, 全风化层厚度在4～14 m左右, 钻孔未穿透半风化层, 因此厚度不详。

图3 风化壳剖面及临沧岔河稀土矿床样品特征图 Fig.3 Profiles of the weathering crust and photos of representative samples from the Chahe REE deposit

黏土层: 顶部为黑褐色腐殖土, 从上至下颜色由深变浅, 原岩结构被彻底破坏, 粘性较强, 渗透性差, 手搓具滑感。矿物组分多为黏土矿物, 石英较少。

全风化层: 该层风化程度高, 呈灰白色夹浅肉红色和黄褐色, 结构为疏松土状, 粉末状, 无粘性, 手搓具滑感。黑云母、长石等造岩矿物发生严重的高岭石化。

半风化层: 该层经历了中等程度的风化, 能清楚地看见矿物间的界限, 黑云母、长石等造岩矿物部分发生蚀变, 手搓具有砂感, 有灰白色硬质颗粒残余。

2.4 矿体特征

矿体主要分布在海拔1728～2116 m之间的浅剥蚀低-中山地貌亚区, 大部分矿体赋存在全风化层中, 部分赋存在半风化层和黏土层中, 垂向上呈向上凸起的透镜状, 上部覆盖非矿盖层(黏土层和部分全风化层), 矿体赋存类型为全保留型(图4)。

图4 风化壳矿体垂向分布示意图(A-A′剖面)(据云南省核工业二〇九地质大队, 2018修改) Fig.4 Schematic diagram of ore bodies in the weathering crust (A-A′ section)

矿体形态受地貌控制, 厚度一般在山头最大, 在山脚处最小, 在同一地貌类型和地貌单元中, 通常矿体在地形平缓处的厚度大于地形变陡处的厚度, 山腰处的矿体厚度更接近矿床的平均矿体厚度, 山头和山脚处矿体厚度往往偏厚与偏薄。山顶平均见矿厚度9.2 m, 稀土氧化物平均品位0.081%; 山腰平均见矿厚度7.7 m, 稀土氧化物平均品位0.075%; 山脚平均见矿厚度3.4 m, 稀土氧化物平均品位0.071%。

3 样品及实验方法

本次研究的样品采自钻孔ZK11-50、ZK01-36和ZK01-60, 共26件(图2), 其中风化壳黏土层样品3件, 全风化层样品13件, 半风化层样品10件。

对全部样品进行薄片制备和粉末样品加工, 在显微镜下鉴定的基础上, 结合扫描电镜分析, 进行详细的矿物学研究。扫描电镜分析在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室完成, 仪器型号为JSM-7800F, 分辨率为1 nm, 加速电压为0.5～30 kV, 电流为10-13～10-9A。微量元素分析在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室进行, 采用等离子体质谱仪(ICP-MS)测定, 仪器型号为PlasmaQuant-MS Elite, 稀土元素分析精度优于5%, 其他微量元素分析精度优于10%, 具体分析流程见Qi et al.(2000)。

4 结果

4.1 岩相学与矿物学

岩相学和矿物学研究结果表明, 黏土层、全风化层和半风化层样品中的主要矿物有黏土矿物、石英、长石类和云母类矿物、(含)稀土矿物以及少量的赤铁矿、锆石、重晶石等。黏土层样品黏土矿物含量约为70%(图5a); 全风化层样品中黏土矿物含量在约为55%(图5b); 半风化层样品中黏土矿物含量较低, 约为40%(图5c)。

黏土矿物以高岭石为主, 呈集合体产出, 分布在长石和云母周围(图5b), 其内有少量矿物晶体残留(图5d), 部分高岭石继承了原先矿物的晶型(图5c)。石英晶型较好, 粒状结构, 表面粗糙有裂纹(图5b)。长石类矿物有正长石和斜长石, 大多风化蚀变严重, 残留少量完整晶体(图5e)。云母类矿物以黑云母为主, 受风化影响蚀变严重, 高岭石化沿黑云母解理发育(图5f)。赤铁矿多以不规则形式分布在黑云母和高岭石裂隙中, 少数分布在高岭石集合体中(图5g)。锆石以粒状形式镶嵌在石英中(图5h)。重晶石以独立矿物形式分布在基质中(图5i)。

图5 临沧岔河稀土矿床风化壳样品矿物特征 Fig.5 Photomicrographs and SEM images of samples from the weathering crust of the Chahe REE deposit

(含)稀土矿物有独居石、方铈石、锰铈矿、磷铝镧矿和硅铈石。独居石在稀土矿物中含量较多, 存在形式多样; 大部分独居石以它形粒状形式独立分布(图6a), 少数分布在石英裂隙和高岭石集合体中(图6b、c)。方铈石多以不规则形式分布在高岭石表面(图6d), 少数以粒状形式分布在高岭石集合体中(图6e)。锰铈矿多以柱状形式分布在黑云母和高岭石裂隙中(图6f), 少数分布在高岭石表面(图6g)。磷铝镧矿以独立矿物形式分布在基质中(图6h)。硅铈石呈条带状分布在石英边缘和裂隙中(图6i)。

图6 临沧岔河稀土矿床风化壳样品稀土矿物特征(含稀土矿物能谱图) Fig.6 Characteristics of REE minerals in samples from the weathered crust of the Chahe REE deposit

4.2 微量元素

临沧岔河稀土矿床风化壳样品的微量元素含量见表1。

表1 临沧岔河稀土矿床风化壳样品的微量元素组成(×10-6) Table 1 Trace element concentrations of samples from the weathering crust of the Chahe REE deposit (×10-6)

黏土层样品Rb变化范围为36.0×10-6～123×10-6, Sr变化范围为10.0×10-6～34.0×10-6, Ba变化范围为134×10-6～595×10-6, Ga变化范围为17.1×10-6～22.3×10-6, Y变化范围为5.76×10-6～19.0×10-6。

全风化层样品Rb变化范围为72.1×10-6～603×10-6, Sr变化范围为15.7×10-6～146×10-6, Ba变化范围为358×10-6～3114×10-6, Ga变化范围为15.3×10-6～22.5×10-6, Y变化范围为13.2×10-6～141×10-6。

半风化层样品Rb变化范围为166×10-6～566×10-6, Sr变化范围为55.8×10-6～89.9×10-6, Ba变化范围为813×10-6～2803×10-6, Ga变化范围为13.4×10-6～30.1×10-6, Y变化范围为11.4×10-6～56.5×10-6。

4.3 稀土元素

临沧岔河稀土矿床风化壳样品的稀土元素组成见表2。

全部样品的稀土元素总量(∑REE)为124×10-6～ 1802×10-6。黏土层样品的∑REE为205×10-6～456×10-6; 全风化层样品的∑REE为180×10-6～1802×10-6; 半风化层样品的∑REE为124×10-6～472×10-6。且所有样品均富集轻稀土元素(LREE=113×10-6～1678×10-6, HREE=7.30×10-6～124×10-6, LREE/HREE=9.94～61.5)。球粒陨石标准化稀土元素配分曲线呈右倾型(图7), 大部分样品具有明显的Eu负异常(δEu=0.35～0.80), 仅ZK11-50半风化层上部19号样品(δEu=1.02)、ZK01-60全风化层下部40号样品(δEu=1.17)和半风化层下部46号样品(δEu=1.08)具有微弱的Eu正异常。钻孔ZK11-50除黏土层11号样品(δCe=2.91)外, 其余样品都具有Ce负异常(δCe=0.17～0.90); 钻孔ZK01-36黏土层20号样品(δCe=2.10)、全风化层下部23号样品(δCe=1.16)和半风化层中下部26号样品(δCe=1.05)具有Ce正异常特征, 其余样品为Ce负异常(δCe= 0.48～0.90); 钻孔ZK01-60黏土层37号样品(δCe= 1.02)、全风化层最上部38号样品(δCe=1.41)和半风化层中上部43号样品(δCe=1.13)具有Ce正异常, 其余样品为Ce负异常(δCe=0.47～0.99)。

图7 临沧岔河稀土矿床各钻孔风化壳样品的球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(球粒陨石标准化值据Boynton et al., 1984) Fig.7 Chondrite-normalized rare earth element patterns for samples from the weathering crust of the Chahe REE deposit

5 讨论

5.1 矿物学指示意义

本次研究发现岔河风化壳型稀土矿床黏土矿物随着风化程度增加而增多。风化作用加速黏土矿物形成, 例如在半风化样品中的部分高岭石还保留有原生矿物轮廓(图5c), 而在黏土层样品中, 部分原生矿物已经消失的无影无踪。石英、长石和黑云母是原岩中的原生矿物, 抗风化能力石英＞正长石＞斜长石＞黑云母。在风化开始时, 黑云母优先被风化, 形成黏土矿物如高岭石等, 因此在半风化层样品中有斜长石、未风化黑云母和高岭石共存的现象(图5d)。随着风化程度加深, 斜长石和正长石也开始风化至风化完全, 在风化程度较高的全风化层样品中只见有正长石, 斜长石和黑云母则完全蚀变成高岭石(图5e)。石英抗风化能力最强, 在整个风化过程中基本未受破坏, 被完全保留下来(图5a、b、c)。

研究表明, 赤铁矿一般形成于氧化环境(Jiang et al., 2018), 半风化层样品中发现黑云母与赤铁矿共存的现象(图5g), 指示该样品周围存在潜水面, 为赤铁矿的形成提供了氧化环境。锆石是花岗岩中的副矿物, 抗风化能力强, 在风化过程中被完全保留下来(图5h)。花岗岩风化壳中出现重晶石, 可能指示基岩遭受了热液改造, 由于重晶石抗风化能力强, 在风化过程中保留了下来(图5i)。

基岩黑云二长花岗岩中(含)稀土矿物有榍石、独居石、磷钇矿和磷灰石等(何显川等, 2016; 张民等, 2018; 陆蕾等, 2019)。当岩石遭受风化时, 独居石等(含)稀土矿物抗风化能力比较强, 在经历风化作用后会大量保存下来, 并残留在全风化层和半风化层中; 而抗风化能力弱的(含)稀土矿物(如榍石、磷灰石等)在表生地质作用下风化解体释放出稀土元素, 释放的稀土元素被新生成的黏土矿物(如高岭石等)吸附, 或形成新的稀土矿物(方铈石、锰铈矿)(刘英俊等, 1984; 池汝安和王淀佐, 1993; 马英军等, 2004; Duzgoren-Aydin and Aydin, 2009; Braun et al., 2018;

王敏等, 2020; Borst et al., 2020; Li and Zhou, 2020)。

5.2 微量元素富集规律及其地质意义

从表1中可以看出, 从风化壳底部向上, Rb、Sr和Ba的绝对值含量总体表现为降低的趋势; Ga含量变化不大; Y的绝对值含量在全风层中最高, 在半风化层中次之。

化学风化过程中, 活性元素的淋失会影响稳定元素的浓度, 元素的绝对含量变化不能真实反应元素的迁移和富集(陈骏等, 1997; 谢明君等, 2021)。因此, 为准确表示风化过程中风化壳中某元素的亏损和富集, 本文采用质量平衡计算的方法来对比元素地球化学行为(Nesbitt, 1979)。因Zr一般存在于锆石等抗风化能力强的矿物中, 在风化过程中不易风化而保存下来(刘英俊等, 1984), 所以选用Zr作为参比元素。微量元素Zr标准化富集系数图见图8。

Ba、Rb与K, Sr与Ca的离子半径、负电性和离子化电位具有相似性, Ba和Rb在钾长石和黑云母中可以替代K, Sr在斜长石中可以替代Ca(Imeokparia和赵振华, 1983; 刘英俊等, 1984)。斜长石、钾长石和黑云母为易风化矿物, 且斜长石抗风化能力弱于钾长石, 略强于黑云母, 黑云二长花岗岩中黑云母含量低于钾长石(云南省核工业二〇九地质大队, 2018), 因此在风化初期, 黑云母和斜长石大量风化, 导致Sr在半风化层中严重亏损, 而Ba和Rb在半风化层中轻微亏损。随着风化程度升高, 黑云母和斜长石风化完全, 钾长石开始不断分解, Rb和Ba进一步发生亏损, 最终导致Rb、Sr和Ba在黏土层几乎迁移殆尽(图8)。研究表明, 在风化过程中, Rb在高岭石中经历了吸附和解吸附的过程, 自风化壳剖面底部向上, 高岭石对Rb的吸附能力先升高后降低, 在全风化层吸附能力最强(张卓盈, 2021), 因此在钻孔ZK11-50和ZK01-60全风化层样品中Rb有突然富集的现象(图8)。重晶石中的Ba和Sr可形成完全类质同象替代, 钻孔ZK11-50和ZK01-60部分全风化层样品相对相邻样品出现Ba和Sr富集的现象可能与重晶石的存在有关。

Ga的地球化学性质与Al相似, 主要赋存在富Al的原生和次生矿物中(程忠富等, 1994; Wei et al., 2018), 在花岗岩中黑云母是Ga的富集矿物, 长石是Ga的主要载体矿物(刘英俊等, 1984)。风化初期, 黑云母和长石风化释放一部分Ga, 导致Ga在半风化层中亏损(图8), 而随着风化作用加强, 全风化层和黏土层形成的大量黏土矿物(如高岭石等)会吸附Ga, 同时强烈的风化作用也会导致Fe3+进一步发生活化使得黏土矿物中Ga3+发生淋失(程忠富等, 1994), 因此, 在黏土层中Ga强烈亏损, 而在全风化层中Ga相对于半风化层和黏土层富集(图8)。Y主要存在于稀土矿物中, 在风化过程中, 抗风化能力弱的稀土矿物分解释放Y, 被流水淋滤至全风化层中下部发生富集。

图8 微量元素Zr标准化富集系数图 Fig.8 Trace element variaitons in the representative profiles

总体而言, 在风化过程中, Rb、Sr、Ba、Ga、Y都遭受了不同程度的淋失和富集, Rb、Sr、Ba的变化主要与造岩矿物的风化有关, Ga和Y的变化主要与黏土矿物的吸附有关。

5.3 稀土元素地球化学特征及地质意义

前期研究表明, 临沧岔河矿床基岩稀土元素总量较高, 具有较好的成矿潜力, 且矿床的全风化层矿体平均浸取率(69.16%)大于黏土层矿体平均浸取率(62.33%)(云南省核工业二〇九地质大队, 2018)。风化壳剖面与基岩的球粒陨石标准化稀土元素配分曲线变化趋势基本一致, 均表现为轻稀土元素富集, 重稀土元素相对亏损的“右倾”模式(图7)。

基岩具有弱Ce负异常和显著Eu负异常特征, 大部分风化壳样品的Eu异常特征与基岩相似, 表明风化过程并未改变Eu异常特征。花岗岩中Ca主要存在于斜长石中, Eu2+与Ca2+具有相同的电荷, 相比于其他稀土元素, 两者更容易发生置换(Li et al., 2019)。ZK11-50中19号样品和ZK01-60中40号和46号样品具有弱Eu正异常特征, 并且三个样品与相邻样品相比富集Sr(图7), 推测Eu和Sr正异常可能与样品中局部含有较多斜长石颗粒有关。

风化壳样品的Ce异常与基岩有所不同, 其中半风化层样品Ce异常特征与基岩相似, 暗示低风化程度对Ce异常没有明显影响, 全风化层和黏土层样品Ce开始出现正异常, 表明Ce在风化过程中发生了富集。Ce在内生作用阶段主要以Ce3+的形式存在, 在氧化条件下, Ce3+可被氧化成Ce4+, 易与铁锰铝等氧化物和氢氧化物结合或直接形成方铈石沉淀发生Ce4+富集(Nesbitt, 1979; 宋云华等, 1987; Banfield and Eggleton, 1989; Braun et al., 1990; Ohta and Kawabe, 2001; 马英军等, 2004; 陈炳辉等, 2007)。在黏土层弱酸环境下, Ce与腐殖质的络合能力最强, 形成稳定的络合物残留在原地, 导致Ce正异常(陈志澄等, 1994, 1997; 耿安朝和章申, 1998; 马英军等, 2004; 张宏飞和高山, 2012)。由于Ce在近地表条件下的氧化、方铈石的形成以及铁锰氧化物和腐殖质的固定使得向风化壳剖面下部迁移的Ce减少, 因而黏土层和全风化层最上部样品出现Ce的正异常。研究显示, 地下水潜水面也是一个重要的氧化还原障, 能促使Ce3+的氧化并发生沉淀, 导致Ce的正异常(周美夫等, 2020)。全风化层下部和半风化层中出现弱Ce正异常可能与地下水潜水面的存在和波动导致Ce发生沉淀有关。

花岗岩中稀土元素主要赋存在副矿物中, 稀土元素的富集和分异很大程度上与主要(含)稀土矿物的抗风化能力有关(包志伟, 1992), 并且稀土元素在风化过程中的迁移富集也会受到黏土矿物吸附作用的影响(刘英俊等, 1984; 池汝安和王淀佐, 1993; 马英军等, 2004; Duzgoren-Aydin and Aydin, 2009; 范晨子等, 2015; Braun et al., 2018; 王敏等, 2020; Borst et al., 2020; Li and Zhou, 2020)。抗风化能力弱的(含)稀土矿物(独居石等)主要存在于全风化层和半风化层中, 黏土矿物含量黏土层＞全风化层＞半风化层, 通常来说, 黏土矿物含量越多, 吸附的稀土元素也就越多。但各钻孔样品的轻稀土元素和稀土元素总量均集中在全风化层下部(图9), 表明稀土元素的富集还与其他因素有关。研究表明, 黏土层中植物根系多, 腐殖酸和无机酸含量高, 长石和云母风化转变成黏土矿物时会使该层pH降低、风化壳下部pH升高, 导致黏土矿物对REE的吸附能力从风化壳剖面自上而下先减弱后增强(杨骏雄等, 2016), 同时风化初期形成的黏土矿物比风化后期形成的更稳定的黏土矿物(如高岭石)吸附能力强, 导致很大一部分稀土元素被释放迁移至更深层(Li et al., 2019), 使得更多的稀土元素随流水淋滤至全风化层和半风化层, 最终导致稀土元素大量富集在全风化层中, 全风化层是较好的成矿部位。