内蒙古白云鄂博矿床碳酸岩侵位方式与三维形态及稀土潜在资源*

范宏瑞 徐亚 杨奎锋 张继恩 李晓春 张丽莉 佘海东 刘双良 徐兴旺 黄松 李秋立 赵亮 李献华 吴福元 翟明国,4 赵永岗 王其伟 杨占峰 刘云 闫国英 刘占全 崔凤 刘峰

在当前深刻变革和调整的国际政治经济形势下，大国博弈的核心是争夺资源及其控制权，近年来，美国、澳大利亚、日本和欧盟等对关键金属(Critical Metals)或战略矿产资源(Strategic Mineral Resources)给予了空前重视，纷纷以国家层面的政策手段和联盟关系建立自身的关键金属矿产安全战略。关键金属是指在第四次工业革命中不可缺失的矿产元素，可以说，未来国际矿产资源和科技的竞争，在很大程度上将集中于对关键金属资源的博弈与掌控。

作为关键金属的重要一员，当今世界每六项新技术的发明，就有一项离不开稀土元素(Rare Earth Elements, REE)。由于稀土元素具有优异的磁、光、电性能，能与其它物质组成品种繁多、性能各异的新型材料，并大幅提高产品的性能和质量，已经被广泛应用于航空航天、国防军工、能源化工、冶金机械、玻璃陶瓷和农牧养殖等诸多领域，也被称为不可或缺的“工业维生素”或“万能之土”。由17种元素组成的稀土是当今重要的战略矿产资源，但稀土矿床在全球的分布极不均匀，主要集中在中国、美国、澳大利亚、巴西、加拿大、俄罗斯、印度、越南、缅甸、泰国和格陵兰等国家和地区。中国是稀土资源大国，稀土也是我国为数不多、禀赋特优的战略矿产资源。据美国地质调查局(U.S. Geological Survey, 2021)统计，中国稀土氧化物资源量为4400万t，约占全球已探明总资源量37%。但由于稀土资源家底不明、采/储比严重失衡与环境问题，在近期的贸易争端中，稀土没有成为反制利器，反而被他国掣肘。近年来，境外新的稀土矿床及深海稀土潜在资源的相继发现(Katoetal., 2011; Takayaetal., 2018)，使我国现有的稀土资源优势面临严峻挑战，远期有可能失去“话语权”，亟待开展主要类型稀土矿床成因与资源潜力研究。

我国稀土矿床类型齐全、复杂、多样，主要为产在内蒙古白云鄂博、川西冕宁-德昌、鲁西微山、内蒙古巴尔哲、湖北庙垭、新疆巴楚等地与碳酸岩-碱性岩相关的稀土矿床(范宏瑞等, 2020)，以及华南五省的风化壳离子吸附型稀土矿床(周美夫等, 2020)。相较于其他类型矿床，与碳酸岩-碱性岩相关的内生稀土矿床具有规模大、品位高等特点，这也是国际上对这类稀土矿床勘查与开发越来越受到重视的原因。

白云鄂博稀土-铌-铁矿床稀土资源量位居全球首位(占比>30%)，铌资源也居世界第二，同时它又是一个大型的铁矿(Fanetal., 2016; Xieetal., 2016)。自丁道衡先生1927年在白云鄂博首次发现主矿铁矿体，何作霖先生1935年在铁矿石中发现稀土矿物，黄春江先生1944年发现东矿铁矿体和西矿铁矿脉群以来，来自科研院所、大专院校和地勘与生产单位的人员对白云鄂博矿床开展了多轮研究和勘查工作，在区域地质背景、岩石和矿物组成、成矿年代学、物质来源与矿床成因等方面取得了大量成果(张培善和陶克捷, 1986; 中国科学院地球化学研究所, 1988; Wangetal., 1994; Chaoetal., 1997; Smithetal., 2000; 张宗清等, 2003; Fanetal., 2006, 2014; Yangetal., 2009, 2011, 2019; Lingetal., 2013; Zhuetal., 2015; Zhangetal., 2017a; Songetal., 2018; Chenetal., 2020; Lietal., 2021)。但由于白云鄂博矿床经历了多期次的构造变形、岩浆侵位、蚀变交代、再活化和叠加改造等作用过程，矿石具有十分复杂的元素及矿物组成，有关巨量金属富集机理、矿体空间形态、元素赋存规律以及潜在资源等问题，一直以来就存在不同认识，制约了稀土资源评价以及有效利用。

图1 白云鄂博矿床地质简图(据Fan et al., 2016改绘)Fig.1 Geological map of the Bayan Obo REE deposit (modified after Fan et al., 2016)

为厘清白云鄂博矿床形成机理，评估稀土潜在资源，中国科学院地质与地球物理研究所与国家自然科学基金委员会于2019年分别部署/设立重点项目，组建了“白云鄂博稀土矿床深部结构与成矿过程”研究组，与包头钢铁(集团)公司及所属包头稀土研究院、白云鄂博铁矿、钢联股份巴润分公司、勘察测绘研究院、矿山研究院等通力合作，在白云鄂博实施了详细的区域地质调查、1:5千大比例尺地质图修编、多方法和多尺度综合地球物理测量以及成矿学研究等工作。经过地质、地球化学和地球物理等多学科的联合攻关，揭示了白云鄂博碳酸岩浆演化过程与稀土富集机理，明确了碳酸岩就位机制与构造控矿因素，构建了含矿地质体三维形态，重新评估了稀土潜在资源。

1 地质背景

白云鄂博矿床位于华北克拉通北部陆缘，紧邻中亚造山带。在矿区以北的宽沟断裂附近以及东南部地区，出露有晚太古代-早元古代片麻岩、花岗闪长岩等华北克拉通基底岩石。白云鄂博矿床发育在中元古代狼山-渣尓泰-白云鄂博裂谷系内，围岩为中-晚元古界白云鄂博群浅变质陆缘碎屑沉积岩。前人(中国科学院地球化学研究所, 1988)认为，矿区内白云鄂博群共发育4个组、9个岩性段，自下而上依次为都拉哈拉组H1含砾石英砂岩、H2石英岩；尖山组H3碳质板岩、H4暗色石英砂岩、H5碳质板岩夹灰岩；哈拉霍疙特组H6石英砂岩夹灰岩和板岩、H7石英砂岩与灰岩互层、H8白云岩；比鲁特组H9硅质(富钾)板岩(图1)。郝梓国等(2002)认为，砂砾岩-板岩-火山岩的岩性变化源自陆缘裂谷的演化、加深过程，裂谷超壳断裂与地幔沟通，最终引发火山熔岩、火山碎屑岩的喷发，形成矿区白云鄂博群最上部的H9板岩。

白云鄂博矿床含矿岩石是一套成因独特的白云岩，由于其顶部“覆盖”的是H9板岩，它最初被归为白云鄂博群哈拉霍疙特组第三岩段，被命名为H8白云岩(中国科学院地球化学研究所, 1988)。但填图发现，H8白云岩仅分布在白云鄂博矿区范围内，呈东西长达16km、南北宽近3km的带状展布(图1)，整体倾向南，在菠萝头山以东至打花等地，又被晚古生代(～270Ma)大面积花岗质岩石侵位(图1；范宏瑞等, 2009)。近十余年来的研究成果表明，H8白云岩为幔源岩浆成因的碳酸岩(Yangetal., 2011, 2019; Liuetal., 2018, 2020; Kuebleretal., 2020; Lietal., 2021; Tangetal., 2021)。

碳酸岩是指含碳酸盐矿物(如白云石、方解石、菱铁矿等)体积占比>50%，SiO2含量<20%的火成岩(LeMatre, 2002; Yaxleyetal., 2022)。目前全球共发现600余处碳酸岩出露，其中多数产于板内裂谷背景，如印度德干高原、加拿大地盾、东非裂谷系和西伯利亚地盾等地区(Le Bas, 1981; Woolley and Kjarsgaard, 2008)。在大洋背景(如非洲西部的Cape Verde和Canary岛屿；Hoernleetal., 2002; Schmidt and Weidendorfer, 2018)和造山带背景下(如与喜山运动相联系的巴基斯坦西北部、我国川西地区以及秦岭造山带等；Liu and Hou, 2017; Smithetal., 2018)也发育有相对少量的碳酸岩体。在全球碳酸岩中，400余处与碱性岩具有密切的空间共生关系(Woolley and Kjarsgaard, 2008)。碱性岩主要包括金伯利岩、霞石岩、霓霞岩、响岩、粗面岩、黄长岩和正长岩等(Mitchell, 2005)。碳酸岩与碱性岩常构成环状杂岩体，其中碳酸岩的体积占比较小，约占杂岩体的10%或更少(LeMatre, 2002)，据统计，全球单体碳酸岩出露面积平均约3km2(Simandl and Paradis, 2018)。在成矿的杂岩体中，矿化经常和碳酸岩具有更为密切的成因关系，形成的最大矿产资源为REE，以及Nb、Th、U、Fe、萤石等(Schmidt and Weidendorfer, 2018; Anenburgetal., 2021)。

2 白云鄂博碳酸岩及稀土富集机理

2.1 碳酸岩特征

依据岩石结构特征，白云鄂博碳酸岩可以分为粗粒碳酸岩和细粒碳酸岩(Yangetal., 2011)。细粒碳酸岩构成了白云鄂博碳酸岩的主体(图1)，也是主矿、东矿和西矿等铁矿体的直接围岩，其本身也具有非常高的稀土与铁含量；而粗粒碳酸岩则主要分布在细粒碳酸岩的边缘(如打花、菠萝头山东、主矿北、西矿南等地，图1)，稀土含量也超过工业边界品位。粗粒碳酸岩主要由粗粒白云石矿物组成，含有少量的方解石、磷灰石、磁铁矿、烧绿石等，而细粒碳酸岩主要由细粒白云石矿物组成，含有磁铁矿、赤铁矿、磷灰石、独居石和氟碳铈矿等(Sheetal., 2021)。

白云鄂博碳酸岩与围岩具有明显的侵入接触关系(图2a, b)，除侵位至基底片麻岩外，在主矿坑南侧的板岩内常见到顺层侵位的粗粒碳酸岩脉，岩脉内捕获了大量的围岩板岩的捕掳体(图2c)，在板岩中也可以见到有粗粒碳酸岩脉穿插(图2d)。在菠萝头山东部和南部的细粒碳酸岩内可以见到大量的围岩白云鄂博群砂岩、板岩的捕掳体(图2e, f)，围岩都遭受了不同程度的霓长岩化蚀变。上述野外特征均表明，白云鄂博粗粒与细粒碳酸岩皆为火成侵入岩，且侵位晚于围岩白云鄂博群的构造变形。

白云鄂博矿区还发育大量碳酸岩脉，根据主要矿物组成，这些岩脉又可以分为白云石型、白云石-方解石共存型和方解石型(王凯怡等, 2002; Yangetal., 2011)，化学组成上分别对应铁质碳酸岩、镁质碳酸岩和钙质碳酸岩(LeMatre, 2002)。碳酸岩脉主要发育在矿区外围的都拉哈拉和宽沟地区，在东介勒格勒南部和西矿南部也有出露，走向以北北东向为主。铁质碳酸岩脉与围岩霓长岩化蚀变作用较弱，镁质碳酸岩脉较强，而钙质碳酸岩脉最强。位于都拉哈拉的一号钙质碳酸岩脉(吴脉)与围岩形成宽达2m的霓长岩化带，接触带附近的石英砾岩完全被蚀变成由钠闪石和钠辉石等组成的霓长岩(Fanetal., 2014)。依据野外穿插关系和矿物生成世代，碳酸岩脉呈现出由铁质-镁质-钙质的侵位序列，晚期钙质碳酸岩脉中的稀土氧化物含量甚至>20%(Yangetal., 2003, 2011)。因此，白云鄂博巨量稀土的富集现已被认为与碳酸岩浆演化密切相关，但不同类型碳酸岩相的稀土元素含量却存在着巨大差异。镁质和钙质碳酸岩脉中的白云石与方解石都具有显著的核-边结构，核部富铁，边部富钙、镁和稀土，显示碳酸岩浆具有向晚期富稀土钙质碳酸岩的演化趋势(Yangetal., 2019)。

需要指出的是，在白云鄂博主矿坑南侧以及东接触带也赋存大理岩化的白云鄂博群沉积灰岩，岩石中心部位残留有灰黑色结晶灰岩，外侧发生较强烈的大理岩化。该大理岩化沉积灰岩的矿物组成与碳酸岩明显不同，主要由方解石和白云母组成。由于沉积大理岩出露在矿体附近，后侵位的火成碳酸岩存在被该沉积成因碳酸盐岩混染的可能性。

2.2 碳酸岩的成因

粗粒碳酸岩在主矿北侧露头上呈现有层状构造特征(图3a)，与围岩白云鄂博群石英砂岩呈互层产出，这也是粗粒碳酸岩最初被认为是沉积成因的重要证据(Chaoetal., 1997)。但野外观察发现，这种层状构造实际上是构造片理，而非沉积层理。在与石英砂岩接触带附近的粗粒碳酸岩相中还发育大量的钠闪石矿物(图3b)，而钠闪石是岩浆碳酸岩与围岩发生霓长岩化作用特有的蚀变矿物(Cooperetal., 2016)。在粗粒碳酸岩(图3c)的磷灰石中发现大量的烧绿石和球状碳酸盐包裹体(图3d)，这与典型火成碳酸岩矿物中的包裹体是非常相似的(Chakhmouradianetal., 2017)，表明粗粒碳酸岩相应为火成碳酸岩。

粗粒碳酸岩中磷灰石的氧同位素值(δ18OV-SMOW，5.0‰～6.2‰)(图4a)也与幔源初始碳酸岩的氧同位素组成(5.3‰～8.4‰，Tayloretal., 1967; Deines, 1989)一致。磷灰石的原位Sr-Nd同位素组成(εNd(t)=-2.5～+1.0，(87Sr/86Sr)i=0.70266～0.70293)也明显不同于白云鄂博群中的沉积灰岩和大理岩(εNd(t)=-5.3～-6.1，(87Sr/86Sr)i=0.72998～0.73115)(图4b, Yangetal., 2019)。基于以上结果，可以认为粗粒碳酸岩相应为岩浆成因碳酸岩，根据其主量元素组成可归类为镁质碳酸岩。

图2 白云鄂博地区碳酸岩野外照片(a)碳酸岩侵位至板岩，接触带碳酸岩一侧发生磁铁矿化，板岩一侧发生霓长岩化；(b)西矿板岩中顺层侵位的碳酸岩；(c)粗粒碳酸岩脉内板岩捕掳体；(d)粗粒碳酸岩脉侵入板岩；(e)细粒碳酸岩中的砂岩捕掳体；(f)细粒碳酸岩中的板岩捕掳体Fig.2 Photographs of carbonatite outcrops at Bayan Obo(a) carbonatite intruded into slate, magnetite mineralization occurred on the carbonatite side of the contacting zone, and fenitization occurred on the slate side; (b) bedding emplacement of carbonatitie into slate in the West Pit; (c) slate xenolith in a coarse-grained carbonatite dike; (d) coarse-grained carbonatite dike intruded into slate; (e) sandstone xenolith in the fine-grained carbonatite; (f) slate xenolith in the fine-grained carbonatite

图3 白云鄂博粗粒碳酸岩及其镜下矿物(a)粗粒镁质碳酸岩野外露头；(b)粗粒镁质碳酸岩手标本；(c)粗粒镁质碳酸岩镜下矿物组成；(d)粗粒镁质碳酸岩磷灰石矿物中的烧绿石矿物和球状碳酸盐包裹体(据Yang et al., 2019)Fig.3 Coarse-grained carbonatite and its compositional minerals at Bayan Obo(a) outcrop of coarse-grained carbonatite showing banded structure; (b) hand specimen photograph of coarse-grained carbonatite with disseminated riebeckite minerals; (c) crossed polar image of coarse-grained carbonatite; (d) parallel polar image of apatite with pyrochlore mineral and primary carbonate inclusions from coarse-grained carbonatite (after Yang et al., 2019)

图4 白云鄂博碳酸岩中磷灰石原位氧、锶-钕同位素及等时线年龄(据Yang et al., 2019)(a)白云鄂博粗粒碳酸岩中磷灰石的原位氧同位素.不同岩石及水的氧同位素值据Taylor et al. (1967)和Deines (1989)；(b)磷灰石原位锶-钕同位素，碳酸岩全岩锶-钕同位素据Yang et al. (2011);东非碳酸岩线(EACL)据Bell and Tilton (2001);地幔端员组成DMM、EMⅠ、EMⅡ、PREMA和HIMU据Zindler and Hart (1986)；(c)磷灰石钐-钕等时线年龄；(d)钙质碳酸岩脉中独居石原位钍-铅年龄Fig.4 In-situ apatite oxygen, strontium, and neodymium isotopes of carbonatite and isochron ages at Bayan Obo (after Yang et al., 2019)(a) In-situ oxygen isotope of apatite from the coarse-grained carbonatite. The oxygen isotope values for different rocks and waters from Taylor et al. (1967) and Deines (1989); (b) In-situ Sr-Nd isotope of apatite from the coarse-grained carbonatite. The Sr-Nd isotopes of whole rock carbonatites from Yang et al. (2011). CHUR stands for the chondritic uniform reservoir, and B.E. for bulk Earth. EACL stands for East Africa carbonatite line from Bell and Tilton (2001). DMM, EMⅠ, EMⅡ, PREMA, and HIMU are the mantle end-member components from Zindler and Hart (1986); (c) Sm-Nd isochron age of apatite from the coarse-grained carbonatite; (d) 208Pb/232Th dating of monazite from a calciocarbonatite dike

图5 白云鄂博碳酸岩及其矿物与铁含量关系(据Yang et al., 2019)(a)不同类型碳酸岩脉稀土与铁含量关系；(b)粗粒碳酸岩和碳酸岩脉中白云石和方解石原位稀土与铁含量关系；(c)细粒碳酸岩白云石中的球状赤铁矿和碳酸盐捕掳体Fig.5 Iron content versus REE concentration diagrams of carbonatite and minerals at Bayan Obo (after Yang et al., 2019)(a) iron content versus REE concentration diagrams of different types of carbonatite dikes; (b) iron content versus REE concentration diagrams of the dolomite and calcite from different types of carbonatites; (c) parallel polarized image of fine-grained dolomite showing iron and carbonatite immiscibility

图6 白云鄂博矿床改造(a)及新生(b)稀土矿物独居石与氟碳铈矿钍-铅年龄频谱图(据Li et al., 2021)Fig.6 Stacked histograms of 208Pb vs. 232Th ages of modified (a) and newly formed (b) monazite and bastnäsite grains at Bayan Obo (after Li et al., 2021)

为了限定白云鄂博碳酸岩的侵位年龄，对粗粒碳酸岩相开展了详细的副矿物年代学测试，获得磷灰石原位Sm-Nd等时线年龄为1317±140Ma(图4c)，该年龄结果与细粒碳酸岩中锆石Th-Pb年龄(1301±12Ma, Zhangetal., 2017b)一致；而对钙质碳酸岩脉中的独居石进行原位Th-Pb定年分析，获得的年龄数据具有较大的变化范围，从1321±14Ma到411±6Ma(图4d)，这应该是Th-Pb年龄体系受早古生代俯冲带流体叠加改造的结果(Songetal., 2018; Lietal., 2021)，而最大的年龄值1321±14Ma可以作为钙质碳酸岩脉的侵位年龄，该结果也与粗粒碳酸岩中磷灰石的Sm-Nd等时线年龄一致。

2.3 碳酸岩浆演化与稀土富集机理

白云鄂博矿区不同类型碳酸岩脉的稀土元素组成存在着很大的差异。铁质碳酸岩脉的稀土总量较低，(La/Yb)N显示轻、重稀土没有发生分异，在球粒陨石标准化配分图解中呈平坦型；镁质碳酸岩脉中稀土总量较高，(La/Yb)N显示轻、重稀土发生明显分异，表明该阶段岩浆成分已有所分化；钙质碳酸岩脉中的稀土总量异常富集，(La/Yb)N显示轻、重稀土发生了强烈分异(Yangetal., 2019)。白云鄂博矿区碳酸岩脉，由铁质→镁质→钙质演化中，随铁含量逐渐降低，钙镁含量的逐渐升高，稀土元素，尤其是轻稀土元素，呈明显的富集趋势，即存在铁含量与稀土元素含量的负相关现象(图5a)。

碳酸岩浆演化过程中的分离结晶作用可以造成不相容元素在晚期岩浆中富集(Yang and Le Bas, 2004)。在白云鄂博西矿区的白云岩中发现有大量的自形镁菱铁矿斑晶，这些镁菱铁矿矿物应是早期从碳酸岩浆中分离结晶出的堆晶矿物，它具有非常低的稀土元素含量。镁菱铁矿和铁白云石的分离结晶不仅造成碳酸岩浆向富集钙、镁的方向演化，而且会促进稀土元素在晚期岩浆中富集(图5b)。演化的碳酸岩浆在上升过程中由于压力降低，还发生了强烈的熔/流体不混熔作用。镜下观察发现，细粒碳酸岩中发育大量的球形赤铁矿和球形碳酸盐的捕掳体(图5c)，这很有可能是铁矿浆与碳酸岩浆发生不混熔时被捕获的产物。不混熔作用造成铁质从碳酸岩浆中分离，进一步促进碳酸岩浆由铁质向镁质方向演化。不混熔分离出的铁矿浆还具有吸附流体和挥发分的属性，在细粒碳酸岩中可以观察到赤铁矿、磁铁矿与稀土矿物独居石、磷灰石密切的共生关系。因此，铁矿浆的不混熔作用也促进了稀土元素的逐渐富集。碳酸岩浆在上升演化的过程中由于铁矿浆和碳酸岩浆的不混熔作用，逐渐分异成富流体、富铁、富稀土铁质碳酸岩端元和贫流体钙镁质碳酸岩端元，即现今地表分布的粗粒碳酸岩相和细粒碳酸岩相(图1)。富流体的铁质碳酸岩与上覆围岩(H9板岩等)发生强烈的霓长岩化作用，造成铁、稀土的进一步富集，形成白云鄂博主、东和西矿富铁与富稀土矿体。

白云鄂博地区目前发现的稀土含量最高的碳酸岩为钙质碳酸岩脉，通常钙质碳酸岩脉与围岩的接触带处都发育强烈的霓长岩化作用，因此演化的碳酸岩浆中稀土元素又经历了更为强烈的富集过程。Mian and Le Bas (1986)以及Kresten (1988)曾指出，碳酸岩与围岩的霓长岩化作用可以消耗碳酸岩中的铁、镁，并加入硅。霓长岩中的主要新生矿物为富铁、镁的钠闪石和钠辉石，而且钠闪石、钠辉石通常都具有较低的稀土元素含量(Liuetal., 2018)，因此，霓长岩化作用不仅消耗了碳酸岩中的铁、镁，还使晚期残余钙质碳酸岩浆中更加富集稀土元素。

图7 白云鄂博矿床古生代新生稀土矿物独居石和氟碳铈矿的钕同位素组成(据Li et al., 2021)Fig.7 A plot of εNd(t) vs. time for the Paleozoic newly-formed monazite and bastnäsite grains at Bayan Obo (after Li et al., 2021)

2.4 古生代改造作用对矿床的影响

为厘清白云鄂博矿床后期改造作用的时间与贡献，我们对白云鄂博矿石中的稀土矿物独居石和氟碳铈矿开展了详细的结构研究以及Th-Pb和Sm-Nd同位素分析。研究显示，矿床中绝大多数稀土矿物都遭受过热液改造作用(Lietal., 2021)。利用NanoSIMS对改造的稀土矿物进行Th和Pb面扫描显示Pb在稀土矿物内分布不规则，此外单个样品尺度Pb含量往往随Th-Pb年龄减小而降低，这些现象均表明样品在后期热液改造过程中发生了不同程度的Pb丢失。对白云鄂博稀土矿物进行Th-Pb定年可以获得一系列年龄(图6a)，这应该是同位素体系被扰动的结果，没有实际的地质意义。多个样品中最小的年龄为4.5～4.0亿年或2.8～2.6亿年，且相似的最小年龄在多个样品中出现，暗示了这些年龄是Th-Pb同位素体系被完全重置的结果，可以代表矿物被改造的时代。此外，矿石中发育部分有生长结构的新生稀土矿物，其年龄为4.5～4.0亿年或2.8～2.6亿年(图6b)，同样表明矿区内存在早古生代和晚古生代两期热液活动。对古生代新生稀土矿物进行微区Sm-Nd同位素分析表明其Nd同位素组成十分接近明确为13亿年生成的矿石Nd同位素演化线，表明新生稀土矿物生长所需的物质应该为中元古代矿石中的稀土活化而来，外来稀土的贡献不明显(图7)。因此，白云鄂博矿床的巨量金属堆积发生在13亿年左右(Zhuetal., 2015; Yangetal., 2019; Lietal., 2021)，矿床形成后分别在早古生代(4.5～4.0亿年)和晚古生代(2.8～2.6亿年)经历了两次改造。古生代改造过程导致了稀土等活化及部分新生矿物生成，但没有外源稀土的明显加入(李晓春等，2022)。

3 白云鄂博控矿构造与碳酸岩侵位

白云鄂博地区在中元古代时期经历的构造运动，改造了早期陆缘白云鄂博群沉积岩的沉积结构，控制了碳酸岩(白云岩)的侵位与分布样式。依据与碳酸岩侵位(～13亿年)的先后顺序，控矿构造可分为碳酸岩侵位前和侵位时期的构造。

3.1 碳酸岩侵位前的构造样式

位于华北克拉通北缘的白云鄂博，在1.8Ga时期经历了造山作用过程(Pengetal., 2014)。之后的沉降作用沉积了被动陆缘白云鄂博群沉积物，包括砾岩、砂岩、粉砂岩和灰岩等。碎屑锆石定年结果显示，石英砂岩中最年轻组份年龄为～1.8Ga(钟焱等, 2019)。砾岩、砂岩等地层均被～1.3Ga碳酸岩脉穿切，表明它们是中元古代的沉积物(Fanetal., 2014)。理论上，如果这些沉积岩在未受构造作用影响时，碳酸岩应呈水平侵位和展布。然而野外观测显示，这些地层在碳酸岩侵位之前发生了较为强烈的构造变形，发育有饼状构造和褶皱等挤压构造。

(1)饼状构造：白云鄂博主、东矿及东部接触带等多地均发育有该类型构造，如东介勒格勒南部及东矿东北角等部位的长石石英砾岩(图8a)和石英粗砂岩(图8b)，以及西矿中部出露的基底岩石粗粒花岗糜棱岩中石英均发生变形(图8c, d)，而长石未有变形(图8e)。石英颗粒和砾石的长、宽和厚度比值约为10:12:2(图8c, d)；弗林图解展示它们的k值小于1(图9a)，表明有两个方向的应变为缩短，而第三个方向的应变为拉长，该应变特征表现为饼状构造。其构造面理走向为E-W向，倾角约70°～80°；但倾向有差异，东矿东北部倾向南，东介勒格勒南部则倾向北(图9b)。

(2)褶皱：白云鄂博矿区板岩(H9)的原岩包括有粉砂岩和泥岩等。粉砂岩表现为厚层状(图8f)，但显微结构显示石英局部颗粒间见约120°的晶面夹角(图8g中红色箭头所示)，并呈定向排列(图8g)，表明石英颗粒发生了重结晶。而泥岩局部残留有微褶皱等构造，如东介勒格勒南部板岩中的残留微褶皱转折端(图8h)，它们的两翼已被改造为构造面理(图8i)，显微特征显示石英呈长条状，为重结晶的产物(图8j)。构造面理走向为E-W向，倾角约77°(图9b)。

(3)构造置换：饼状构造和残留褶皱转折端及劈理等构造改造了沉积岩的原生沉积结构，如砾石中定向排列的石英(图8a-e)和板岩中定向排列的重结晶石英颗粒(图8g, i, j)构成的构造面理。野外实地填图发现，白云鄂博矿区砾岩、石英砂岩和板岩在区域走向上均无稳定的延伸，亦表明它们的展布是构造置换的结果。

(4)碳酸岩及相关脉体与上述构造间的关系可以刻画它们的变形时代。西矿中段矿坑中碳酸岩沿近直立的构造面理侵位(图10a, b)，菠萝头山北侧碳酸岩和霓长岩脉沿石英砂岩中的破裂面发育(图10c)，东介勒格勒南侧砾岩中饼状构造被霓长岩化蚀变脉体斜切(图8b、图10d, e)。以上现象均表明白云鄂博矿区内构造面理和饼状构造都早于碳酸岩及其霓长岩化蚀变。

因此，在白云鄂博碳酸岩体侵位之前，早-中元古代白云鄂博群沉积岩(包括石英砂岩、砾岩和板岩)经历了区域性的挤压、剪切作用，原水平或发生褶皱的地层进一步被构造置换，形成砾石的饼状构造、糜棱岩和微褶皱等。新形成的构造面理呈近E-W走向陡立产出(图9b)，这为碳酸岩浆的上涌与侵位提供了有利通道。

图8 白云鄂博碳酸岩围岩的构造样式(a)东介勒格勒南部砾岩中饼状构造，砾石粒径长约10cm；(b)东介勒格勒南部细粒砾岩中饼状构造，砾石粒径长约1cm；(c)XZ面显示砾石被拉长;(d)XY面展示砾石被压扁；(e)XZ面显微照片展示石英颗粒发生了重结晶，而长石未有变形；(f)东矿西壁粉砂岩露头；(g)粉砂岩镜下特征，展示石英发生重结晶并具定向性排列，注意红色箭头指示石英颗粒间具120o的粒间角；(h)东介勒格勒南部板岩中的微褶皱，原始层理被构造置换为近直立的面理；构造面理之间残留褶皱转折端；(i)东矿西壁H9硅质板岩薄片特征，展示了近平行展布的劈理；(j)重结晶石英颗粒Fig.8 Structure patterns in the sedimentary rocks surrounding carbonatite body at Bayan Obo(a) pancake-type structures in the southern Dongjielegele area, the pebble of which sized at ～10cm; (b) pancake-type structures of conglomerate, whose pebbles are ～1cm in size, showing flattening of pebbles of conglomerates; (c) XZ surface of flattened pebble with elongated feature; (d) XY surface of flattened pebble with pancake feature; (e) microscopic feature on the XZ surface showing recrystallized and elongated quartz grains, and plagioclase with no deformation; (f) siltstone from H9 at western wall of the East Pit; (g) micro-structure of siltstone showing recrystallized quartz has preferred orientations. Note the 120o grain boundary intersections of quartz grain pointed by red arrow; (h) remnant hinges of fold in slate, southern Dongjielegele area; (i) the original sedimentary bedding has been superimposed by near vertical-dipping cleavages in slate H9 at western wall of the East Pit; (j) note elongated recrystallized quartz grain is parallel to the foliation

图9 白云鄂博饼状构造弗林图解(a)、构造面理赤平投影(b)和碳酸岩(脉)玫瑰花图解(c)(a)砾岩中砾石和花岗糜棱岩中石英颗粒的弗林图解，展示它们的k值均处于0到1之间，表明它们为饼状构造；(b)碳酸岩侵入之前，石英砂岩和板岩中发育的面理、饼状构造和劈理产状，下半球吴氏网投影，不同色标代表面理法线的集中程度；(c)碳酸岩体及岩脉走向玫瑰花图解Fig.9 Flinn diagram of flattened conglomerate (a), stereonet diagram of tectonic foliation (b) and rose diagram (c) of the carbonatite and related dikes at Bayan Obo(a) Flinn diagram of deformation styles of the pebbles of conglomerate and quartz grains of granitic mylonite. The value is 0

图10 白云鄂博早期构造与碳酸岩及其相关蚀变(a)西矿中部矿坑中板岩与碳酸岩的接触特征，展示了碳酸岩局部平行于板岩面理；(b)局部露头展示碳酸岩沿近垂直于板岩的构造面理侵入；(c)菠萝头山北侧石英砂岩、碳酸岩和霓长岩蚀变脉体间关系；(d)东介勒格勒南部发育的饼状构造被霓长岩化脉体斜切；(e)显微结构展示霓长岩化脉体斜切糜棱岩构造面理Fig.10 Field photos showing relation among the early structure, carbonatite, and related alteration at Bayan Obo(a) contact between slate and carbonatite, showing carbonatite is local parallel to foliation from the middle West Pit; (b) local outcrop showing that carbonatite cross cuts sub-vertical dipping foliation from the middle West Pit; (c) fenitized dike between the carbonatite and sandstone from northern Boluotou Mountain; (d) field photo showing the fenitized dike cross-cuts the pancake-type structure at southern Dongjielegele area; (e) microscopic feature showing the fenitized dike cuts cross mylonitic foliation

3.2 碳酸岩侵位时期的构造样式

白云鄂博碳酸岩作为火成岩，已有大量有迹可循的地质现象，如都拉哈拉一号脉(图11a)处的流动构造(趾状构造和视鞘褶皱构造)(图11h-i)、碳酸岩中的围岩残留体(图11g)、碳酸岩穿切板岩面理(图10a)和球粒结构-流动构造，以及碳酸岩边部围岩中的围岩蚀变(如霓长岩化、黑云母化等蚀变)(图10c)；局部还可见碳酸岩侵入到片麻岩和片麻状花岗岩中，如西矿西南部、尖山南侧和东介勒格勒南侧等部位。碳酸岩(脉)不仅可以顺构造面理，还可沿断裂面侵位。

(1)顺构造面理侵位。图10a展示了西矿中段矿坑中碳酸岩顺着构造面理侵入，菠萝头山西段的碳酸岩主体也平行于板岩的构造面理(图11f)。

白云鄂博碳酸岩主体顺E-W走向的构造面理侵入，形成了南、北两带的碳酸岩(图1)，北带目前较长，包括有西矿、主矿、东矿、菠萝头山、白陶-打花儿等地，南带包括主矿南部的高磁(异常)区和东介勒格勒等，其西、东侧分别被晚古生代花岗质岩石穿切。在菠萝头山以南地区，大量碳酸岩呈岩株沿NE-SW向(主要为50°～70°走向)展布，穿切板岩面理，连接了南、北两带的碳酸岩；东矿东北角碳酸岩脉和都拉哈拉一号脉侵位也是以NE-SW走向为主。综合矿体和碳酸岩(脉)E-W和NE-SW的走向(图9c)，以及岩脉构成的左行雁列式排列构造，表明其可能形成于左行剪切的环境中(图12左下角图解)。

(2)沿断裂面侵位。都拉哈拉一号碳酸岩脉南、北侧分别出露有石英砂岩和砾岩(图11a, b, d)。显微结构显示，石英砂岩中石英粒间发育120°夹角，表明它们发生过静态重结晶，局部石英砂岩中还可见被拉长的石英颗粒，为约400°C塑性变形的产物(图11c)；砾岩中砾石的石英颗粒有明显的重结晶现象，与石英砂岩特征相似(图11e)，表明石英砂岩的变形要早于该型砾岩沉积。两种沉积岩都向南倾斜，其中南侧石英砂岩的倾角为50°～70°，北侧砾岩的倾角为29°～33°。结合变形样式和产状的差异，推测二者之间为断层，一号碳酸岩脉沿断层面侵位。

3.3 中-晚元古代盆地发育史与碳酸岩侵位

白云鄂博地区经历了多期次的构造改造，Wangetal.(2002)和范宏瑞等(2010)对白云鄂博基底岩浆岩和含石榴石蓝晶石花岗片麻岩进行了定年，结果表明该区域在～1.9Ga发生了岩浆侵位和变质作用。在更广阔区域上，从西侧阿拉善黑山到东部大同孤山口地区，都出露有1.9～1.8Ga的高压变质岩，与同时代的高温变质带(孔兹岩带)构成了俯冲带上盘的双变质带，说明上述地质事件与华北北缘古元古代的俯冲造山相关(Pengetal., 2014; Wanetal., 2015; Wangetal., 2015)。之后，区域上转为被动大陆演化阶段，白云鄂博地区沉降了相应的沉积物，如石英砂岩和砾岩；因无新锆石生成，这些沉积岩中的最年轻碎屑锆石年龄为～1.8Ga(Fanetal., 2014; 马铭株等, 2014; 钟焱等, 2019)。石英砂岩和砾岩的组份主体为石英，含量达70%～80%以上，其次为长石，表明它们分选程度高，是被动大陆边缘滨海环境沉积物，地层原始产状为近水平展布(图13a)。

如前文所述，在碳酸岩侵位之前，白云鄂博地区石英砾岩发育饼状构造，石英砂岩发生重结晶，板岩中残留有褶皱转折端、其它部分被构造置换为劈理，它们的产状都近直立(图13b, c)。因此，1.8～1.3Ga期间沉降的沉积物受到水平挤压应力作用，近水平的地层被构造置换为近直立的构造面理，这为碳酸岩的侵位提供了有利通道(图13d)。

虽然矿区总体上分为南北两带，但它们之间与碳酸岩侵位相关的蚀变和碳酸岩脉均表明岩体在深部可能享有同一岩浆通道。碳酸岩侵位时，受到了左行剪切作用影响，形成雁列式破裂，使得岩浆可沿破裂、也可顺构造面理侵位，出现分叉、合并等现象(图13d)。不过碳酸岩体在走向上较为一致，且与穿切围岩面理的碳酸岩枝或岩脉相连接，这与前人的白云鄂博群地层“褶皱”模型(向斜构造控矿)所预测的结果不吻合。“褶皱”模型预测的岩脉应该为镜像对称，即东接触带处广泛分布NE-SW走向的碳酸岩脉，就应该对称地出露有大量NW-SE走向的碳酸岩脉；实际情况是基本上只有NE-SW走向的碳酸岩脉。因此，研究结果支持白云鄂博矿区的碳酸岩是岩浆上涌过程中分叉侵位的产物，这也否定了“白云向斜”的存在。矿区内白云鄂博群岩石的展布、早晚关系等需要重新审视，而矿体形态以及稀土-铁等资源量也需重新评估。

图11 白云鄂博碳酸岩侵入特征和岩浆流动构造(a)都拉哈拉一号碳酸岩脉侵入的断层，将石英砂岩和砾岩分隔；(b)断层南部石英砂岩野外露头；(c)变石英砂岩的显微结构特征；(d)断层北侧砾岩野外露头；(e)砾岩的显微结构特征；(f)菠萝头山顺板岩构造面理侵入的碳酸岩；(g)碳酸岩中的板岩残留体；(h)一号碳酸岩脉向南侧发育的趾状构造；(i)一号碳酸岩脉向东流动的视鞘褶皱构造Fig.11 Features of intrusive contact and flow structure in carbonatite dike at Bayan Obo(a) quartz sandstone and conglomerate is spatially separated by intrusive No.1 carbonatite dike, Dulahala area; (b) field features of meta-quartz sandstone in the south of the No.1 carbonatite dike; (c) microscopic feature of meta-quartz sandstone; (d) field features of conglomerate in the north of the No.1 carbonatite dike; (e) microscopic feature of conglomerate. The relation suggests a fault develops along the boundary between meta-sandstone and conglomerate; (f) carbonatite intrudes the foliation in parallel in slate, Boluotou Mountain; (g) remnant slate in carbonatite; (h) intrusive structure in the No.1 carbonatite dike, Dulahala area; (i) eastward-moving flow structure in the No.1 carbonatite dike

图12 白云鄂博矿区碳酸岩和铁矿体展布特征，绿色线段标识了碳酸岩延伸方向左下角图展示碳酸岩侵位时的应力场特征Fig.12 Diagram showing orientation of carbonatite and related dikes, and their strikes are presented in green lineThe en echelon structure of dikes and carbonatite bodies has been interpreted as formation in sinistral shearing and extensional setting (insert diagram)

图13 中元古代白云鄂博盆地发育史及碳酸岩侵位Fig.13 Tectonic evolution and carbonatite intrusion in the Bayan Obo Basin during the Meso-Late Proterozoic

4 白云鄂博碳酸岩三维形态

4.1 综合地球物理探测与解译

白云鄂博矿区主要岩/矿石样品的岩石物理性质测量结果表明，碳酸岩(白云岩)都不同程度的含铁，板岩、碳酸岩和铁矿体的磁化率呈从低到高的变化，电阻率则呈从高到低的总体变化特征。因此，可以根据矿区磁化率和电阻率的分布特征来认识碳酸岩体的总体分布形态。

为此，我们在白云鄂博矿区进行了航磁探测和可控源音频大地电磁探测，探测范围如图14所示。从航磁异常特征图(图15)可以看出，主矿、东矿整体表现为高值磁异常区，主矿西北部有局部高值异常圈闭。高值磁异常总体成东西走向，在主矿、东矿西部仍存在局部东西向高磁异常区，推断的高磁异常区与铁矿富集区基本重合。

结合岩石物性测量结果，高磁性体主要对应含铁碳酸岩(白云岩)及赋存于其中的富铁矿体等，因此可以用于揭示碳酸岩体的主体三维形态。根据正则化反演框架，引入稳定泛函，采用吉洪诺夫正则化方法进行磁异常反演(Tikhonov and Arsenin, 1977; Li and Oldenburg, 1996)，获得白云鄂博矿区主要磁性体磁化强度分布特征，并据此分析碳酸岩体分布形态特征。从磁异常反演结果(图16)可以看出，磁性体揭示出的碳酸岩体分布具有沿东西向展布的基本特征，主矿、东矿地区是磁性体分布的主要地区，主矿、东矿为连通的碳酸岩体分布区，且碳酸岩体的深度较大。东介格勒高磁异常区也揭示其下方发育有较大规模，呈板/枝状分布的碳酸岩。

对白云鄂博矿区可控源音频大地电磁测深数据进行预处理、地形校正、场源效应校正、静态位移校正和反演，结果显示(图17)，在西矿与主矿之间的区域，浅部(深至约1km)以低电阻率异常为主，近东西向展布，深部则表现为高电阻率异常体；在主矿与东矿之间，有南北两侧高阻异常夹持下的低阻体，浅部呈“V”字形、中深部陡立，南侧的浅部低阻异常与深钻KY15-04-01(终孔1927m)所揭示的含磁铁矿碳酸岩-磁铁矿层段在深度(地下559～868m深度段)和位置上基本吻合；东矿的东南方向也存在较大规模的低电阻率异常体。整体来看，低阻异常体在主、东矿采坑之间最深，并可继续向深部(2km以深)延伸，而往东、西两侧埋深变浅。

综合航磁与可控源音频大地电磁测深结果，高磁异常体与低阻异常体具有较好的空间一致性，结合岩/矿石物理性质测量结果，可以推断该异常体揭示出了碳酸岩体的三维分布形态。

4.2 白云鄂博碳酸岩的空间展布

综合野外观察、专题填图与地球物理测量，以及相应的地质、地球化学研究结果，我们认为白云鄂博碳酸岩具有侵位中心，并在深部享有同一岩浆通道，该中心位于主、东矿之间，也是白云鄂博成矿的最佳部位。～13亿年的碳酸岩浆在侵位中心侵入后，再沿着白云鄂博群石英岩、板岩内由早期构造置换而成的陡立面理，往西(西矿)、往东(打花)推进(图18)。碳酸岩浆在上涌及向两侧推进过程中，可出现分叉、合并等现象。因此，白云鄂博主矿和东矿深部及其两侧具有非常良好的找矿前景，而西矿最西侧以及打花等地深部找矿远景相对较差。白云鄂博矿区是否还有第二个碳酸岩浆侵位中心，还需要做进一步工作来证实。

图14 白云鄂博矿区综合地球物理探测示意图红色区域为航磁测量区域，蓝色线点为可控源音频大地电磁探测测线Fig.14 Integrated geophysical survey map in the Bayan Obo MineRed lines indicate the Aeromagnetic survey area, blue point lines are CSAMT survey

图15 白云鄂博矿区航磁异常图Fig.15 Aeromagnetic anomaly map of Bayan Obo Mine

图16 白云鄂博矿区磁性体反演分布Fig.16 Magnetization intensity inversion result in the Bayan Obo Mine

图17 白云鄂博矿区可控源音频大地电磁测深电阻率反演结果Fig.17 Resistivity inversion result from CSAMT survey in the Bayan Obo Mine

5 白云鄂博矿床稀土潜在资源

5.1 白云鄂博矿床稀土资源现状

自白云鄂博矿床开发以来，其普查与详查工作目标矿种一直为铁矿，并多完成于20世纪70年代之前，对矿区稀土等资源量一直没有权威的数据。目前公开报道的稀土资源量也是主矿和东矿境界内当时(1950’s)地表(主矿“敖包”所在的最高峰当时为海拔1783.9m，白云鄂博矿区平均海拔1640m)之下500～800m的总量，难以体现实际的资源量。进入21世纪后，包钢(集团)公司对主矿、东矿进行了深部勘探，已完成大于1000m的钻孔23个。于2014年在东矿南侧完成的1775.4m深孔(WK20-22，图18)，其终孔标高-100m，仍未穿透碳酸岩体，碳酸岩中稀土含量均达到边界品位；在主矿与东矿之间施工，并于2022年6月25日完成的1927m科研钻孔(KY15-04-01)，终孔附近仍为碳酸岩与砂岩/石英岩互层，且霓长岩化作用强烈，这都进一步证实了白云鄂博矿床深部仍具有巨大的资源前景。

对白云鄂博稀土资源量现有多种说法。目前国内外文献发表的数据多认为，白云鄂博稀土工业储量3600万t(RE2O3)，这也是美国地质调查局(USGS)每年发布的全球矿产品概要(Mineral Commodity Summaries)年报(U.S. Geological Survey, 2021)的中国数据(共计4400万t)来源。Drewetal.(1990)基于主矿和东矿详细勘探的结果，计算的稀土资源量为4800万t(RE2O3)。近年来，随着主矿、东矿深部矿体的勘探及西矿的开发，稀土资源量随之扩大，但不同文献资料报导的数值差异很大。例如，李春龙等(2015)报导的白云鄂博稀土资源量大于1亿t；Wengetal.(2015)的统计表明原矿中的稀土资源量为0.92亿t，尾矿中的稀土为0.83亿t，合计1.75亿t；李潇雨等(2021)报导的稀土资源量为1.8亿t。但这些稀土资源量都没有提供原始资料支撑或来源出处，难以评估这些资源量的准确性。

5.2 白云鄂博矿床稀土潜在资源推算

为进一步摸清白云鄂博矿床稀土资源家底，基于我们的地质调查、地球化学与地球物理研究最新成果，对白云鄂博稀土潜在资源进行推算。

(1)白云鄂博碳酸岩普遍含铁，碳酸岩即为稀土矿体

上述数据表明，白云鄂博碳酸岩的稀土氧化物含量普遍大于2.0%，且含有一定的铁。这一稀土含量远高于硬岩型稀土矿床工业开采的边界品位(0.5%；《矿产资源工业要求参考手册》编委会，2022)。和世界主要稀土矿床相比，白云鄂博碳酸岩的稀土氧化物含量也明显偏高(Wengetal., 2015)。此外，白云鄂博碳酸岩中的稀土矿物主要是氟碳铈矿和独居石，现有的选冶技术都可有效的将稀土提取出来。因此，我们认为白云鄂博含矿碳酸岩体即为稀土矿体，目前及未来皆可作为重要的稀土资源加以开发利用。

图19 白云鄂博碳酸岩稀土含量统计图Fig.19 Diagram of REE contents of carbonatite at Bayan Obo

(2)稀土潜在资源推算方法及计算结果

白云鄂博碳酸岩体沿E-W走向构造面理侵入，形成了长度不等的南、北两带(图1)，北带包括西矿、主矿、东矿、菠萝头山、打花，南带包括主矿南部的高磁(异常)区和东矿南部的东介勒格勒等。本次地球物理观测范围涉及西矿坑东缘至东矿坑东缘之间(对应X轴坐标为36659000至36665800)，该部分碳酸岩体形态及深部特征见图16和图17，未包括西矿及菠萝头山-打花分布的碳酸岩。

本次白云鄂博稀土潜在资源推算北带分为航磁测量范围、菠萝头山-打花和西矿三部分，其中菠萝头山-打花碳酸岩按照36665800切面处形态向东延伸3km，西矿地区碳酸岩按照36659000切面处形态向西延伸7km，延伸长度均依据中国科学院地质与地球物理研究所最新修编的1:5000地质图中碳酸岩地表实际产状给出；南段依据碳酸岩体产出形态(图16)及钻孔信息，仅向下推算至500m深处。

由于碳酸岩体在较小范围内形态稳定，因此将图16按照100m和200m两种切片密度获取不同位置碳酸岩体切面形态，依据切面面积累加获得碳酸岩体体积。在前述内容基础上，获得0～500m和500～1000m的碳酸岩体积分别为4.32km3和1.63km3。采用白云鄂博碳酸岩稀土(REE2O3)品位2%，碳酸岩最小密度2800kg/m3，计算获得白云鄂博矿区0～500m范围内稀土潜在资源为2.42亿t，500～1000m范围内稀土潜在资源为0.91亿t，1000m以浅推算的稀土潜在资源合计为3.33亿t。上述计算值仍是较保守的推算结果，白云鄂博矿区实际的稀土潜在资源应大于上述推算值。

6 结论

通过近期在白云鄂博矿区开展的地质、地球化学与地球物理专项研究，获得了如下主要认识：

(1)白云鄂博地区经历了多期次的构造运动，在碳酸岩体侵位之前，矿区的早-中元古代沉积岩(白云鄂博群石英砂岩、砾岩和板岩等)经历了区域性的挤压构造作用，水平地层被构造置换，形成砾石的饼状构造、糜棱岩和褶皱等。新形成的近E-W走向、陡立的构造片理为～13亿年的碳酸岩浆上涌提供了有利通道。矿区内中元古界白云鄂博群沉积岩石的展布、归属及早晚关系等需要重新审视。

(2)白云鄂博H8白云岩为火成成因的碳酸岩，它们与围岩具有明显的侵入接触关系，碳酸岩即是稀土成矿母岩，也是稀土矿体。白云鄂博巨量金属的堆积发生在～13亿年，碳酸岩浆具有从铁质-镁质-钙质演化的趋势，且不同阶段碳酸岩中的稀土元素，尤其是轻稀土元素，呈现出逐渐富集的趋势。矿床形成后分别在早古生代(4.5～4.0亿年)和晚古生代(2.8～2.6亿年)遭受了两次改造作用，改造过程导致了稀土活化及新生矿物生成，但没有外来稀土的明显加入。

(3)从磁异常反演结果揭示出的碳酸岩体分布具有沿东西向展布的基本特征，主矿和东矿是磁性体分布的主要地区，主矿和东矿之间为连通的碳酸岩分布区，且碳酸岩体发育深度较大。高磁异常体与低阻异常体揭示出了碳酸岩体(矿体)的三维分布形态。白云鄂博的碳酸岩具有侵位中心，并在深部享有同一岩浆通道，中心位于主、东矿之间。碳酸岩浆侵位后，沿早期构造置换而成的陡立面理，往西(西矿)、往东(打花)分别推进，可出现分叉、合并等现象。

(4)白云鄂博碳酸岩体量大、演化程度高，是其巨量稀土堆积的关键因素。利用获得的碳酸岩体(稀土矿体)分布范围、体积、(最小)密度等，采用碳酸岩全岩稀土含量2%(根据历年数据获得的保守平均值)，推算出白云鄂博矿区500～1000m以浅稀土潜在资源为3.33亿t，这是白云鄂博目前公认值3600万t的9.25倍，U.S. Geological Survey (2021)公布的全球已探明稀土总资源量(包括白云鄂博)1.2亿t的2.78倍。目前碳酸岩体的深部特征及矿区东、西延伸展布形态仍不清楚，是否存在隐伏的碳酸岩体以及另外的侵位中心，这都制约了对白云鄂博稀土等战略资源的准确评估。应进一步加强白云鄂博岩石物性等基础研究，开展以高精度重-磁-电和地震为主的综合地球物理探测，更精准地圈定碳酸岩体三维空间展布形态；配合矿山开采工程，建议开展新一轮以稀土为主的勘探工作，验证稀土潜在资源量，以获取白云鄂博战略矿产资源准确家底。

致谢研究工作得到秦克章研究员、王建研究员、苗来成研究员、王一博研究员、薛国强研究员、何兰芳高工、朱明田副研究员、陈卫营副研究员和郑忆康副研究员等的大力支持与协助。张连昌研究员和李晓峰研究员悉心审稿，使文章得以完善。在此一并致以衷心的感谢！