2017, Vol. 39
[PDF全文]
萤石作为一种重要的非金属矿物原料，在冶金、炼铝、玻璃、陶瓷、水泥工业有着广泛的应用。浙江省是中国最重要的萤石产地之一，其萤石资源不但分布广、储量大、质量好，而且开采历史悠久、交通运输便利[1-2]。缙云骨洞坑萤石矿是浙江省近些年发现的一个大型萤石矿床，位于钦杭成矿带的东南侧，资源潜力巨大。但是，关于该矿床成因方面的研究尚未见到相关报道。因此，有必要对该矿床开展流体包裹体、同位素等方面的研究。缙云骨洞坑萤石矿毗邻浙江武义萤石矿田，加强对该矿床成因方面的研究有助于进一步阐明浙东南地区萤石矿成矿规律，亦可以指导缙云地区萤石矿勘探，具有重要的理论和实践意义。
微量元素(稀土元素，Rare Earth Elements，简称REE)记录了成矿流体演化和运移、物理化学条件改变以及流体水岩反应等成矿过程，因此一直被用来作为一种示踪成矿作用的手段[3-6]。萤石作为一种富钙的矿物，能够强烈富集稀土元素，继承成矿流体的稀土配分模式[7-10]。因此，研究稀土元素能为揭示成矿作用过程提供重要信息，并为成矿预测提供依据。流体包裹体是成矿过程中被包裹于矿物中的残留成矿流体，对它的研究有助于了解成矿流体的温度、压力、盐度、成分等性质，进而研究成矿作用的过程[11-14]。萤石中富含流体包裹体，常作为研究对象用于矿床成因的研究。鉴于此，本文在详细的野外考察和系统采样的基础上，对骨洞坑萤石矿萤石单矿物的微量(稀土)元素、流体包裹体进行分析研究，以期探讨该矿床成矿作用过程及成因。
1 区域地质背景与矿床地质特征以绍兴-江山深断裂为界，从建造和构造演化的角度可将浙江地区分为截然不同的两个部分，即浙西北震旦纪-古生代拗陷带和浙东南震旦纪-古生代隆起带(华夏古陆)。后者根据丽水-余姚超壳断裂又可分为上虞-龙泉隆起带和东南沿海拗陷带[15]，缙云骨洞坑萤石矿床即位处华夏古板块北东端的东南拗陷带中，紧邻西北侧钦杭结合带(钦州-杭州成矿带)(图 1)[16]。浙东南沿海拗陷带燕山期岩浆-火山活动剧烈，侏罗系-白垩系火山岩系和火山-沉积岩系中发现的萤石矿床占浙江省所有地层中产出的萤石矿床的85%以上。骨洞坑萤石矿所在区域广泛出露上侏罗统磨石山群，包括大爽组(J$_3d$)、高坞组(J$_3g$)、西山头组(J$_3x$)、九里坪组(J$_3j$)、馆头组(K$_1g$)、朝川组(K$_1c$)[17]。其中下白垩统馆头组(K$_1g$)为骨洞坑萤石矿主要赋矿层位。区域上出露的侵入岩主要有燕山期的花岗闪长岩、二长花岗岩与早白垩世次安山玢岩及次流纹岩[18]。
 |
| 图1 骨洞坑萤石矿大地构造位置图及矿区地质略图 Fig. 1 Tectonic outline of the study area and simplified geological map of the Gudongkeng fluorite deposit |
骨洞坑萤石矿区主要出露下白垩统馆头组(K$_1g$)，岩性以流纹质凝灰岩、含角砾凝灰岩为主，次为沉凝灰岩，属于一套陆缘河流相沉积，是在不均匀拉张环境下形成的沉凝灰岩[17]。空间上主要分布于矿区的北东侧。矿区西南侧主要出露燕山晚期中细粒钾长花岗岩(${\rm{\xi \gamma }}_5^3$)，空间上与馆头组呈侵入接触关系，接触带呈北西向展布，萤石矿体主要沿接触带分布产出(图 1b)。矿区不同时期断裂发育，控矿构造主要为北西向。根据矿体沿走向与倾向均呈舒缓波状特征以及矿体主要以透镜状产出的客观事实，研究区控矿构造具有以压为主兼扭的力学性质。
骨洞坑萤石矿体沿北西向展布，矿(化)带长达1.8 km，最宽处达30 m(图 1b)。矿体呈透镜状、层状、似层状产出，倾向北东，倾角较大(52°~78°)。系统的野外调查和详细的室内研究表明，骨洞坑萤石矿矿石矿物为萤石，脉石矿物主要为石英，次为方解石、重晶石、黄铁矿等。萤石颜色丰富，主要为(浅)绿色、(浅)紫色、淡黄色、天蓝色、无色等。常可见晚期浅色萤石穿插于早期深色萤石，暗示了成矿的多阶段性。萤石结晶程度视产出位置表现出规律的差异性。一般情况下，位于矿体中部的萤石结晶颗粒相对粗大，晶洞发育时可见立方体、八面体等完好自形晶。矿体两侧和头尾部萤石结晶则相对较差。石英与萤石密切共生，两者表现出此消彼长的关系，即矿体两侧及头部、尾部的石英相对发育。矿石构造类型较多，矿体中部多产出块状(图 2b)、条带状、团块状、晶簇状构造矿石，而矿体的两侧及头部、尾部则以角砾状(图 2a)、细网脉状构造矿石为主。矿床围岩蚀变主要为硅化，次为碳酸盐化、黄铁矿化、绢云母化、绿泥石化等。其中，硅化形成的硅质顶盖是萤石矿找矿的重要标志[15, 18]。总之，由于萤石矿体严格受断裂构造控制，矿体各项特征在三维空间上都表现出一定的分带特征，揭示了成矿流体随着物理化学条件改变发生演化的特征。
 |
| 图2 骨洞坑萤石矿矿石特征及流体包裹体显微照片 Fig. 2 Photos of different ore structures and fluid inclusions of Gudongkeng fluorite deposit |
本次研究实地采集10件矿石样品，采样位置包含平硐、露头和矿石堆。样品平均重达2 kg。样品单矿物分选工作由河北廊坊诚信地质服务有限公司完成。
流体包裹体测温工作在中国地质大学(北京)地质过程与矿产资源国家重点实验室的流体包裹体实验室完成。实验仪器包括Linkam MDSG 600型冷热台和ZEISS偏光显微镜。前者的测温范围为-196.0~600.0 ℃，加热和冷冻速率可控范围为0.1~130.0 ℃/min，精确度可达0.1 ℃，样品最大视域直径为1 cm。实际测试过程中的升温或降温速度一般设置为5.0~20.0 ℃/min，相变点附近速度则降为1.0~2.0 ℃/min，以便观察准确[20]。矿石特征、包裹体岩相学特征及显微测温结果见图 2和表 1。
| 表1 骨洞坑萤石矿床包裹体显微测温结果 Table 1 Microthermometric data of fluid inclusions of Gudongkeng fluorite deposit |
 |
样品微量元素分析工作由中国地质大学(北京)的X射线荧光光谱和激光烧蚀等离子质谱(XRF & LA-ICPMS)实验室完成。实验步骤参考文献[19]。
3 分析结果 3.1 流体包裹体岩相学特征根据观察，骨洞坑萤石中的流体包裹体相对比较发育，包裹体的分布较均匀，多数呈孤立状的原始包裹体，少数呈带状分布，这种情况下的包裹体多为次生包裹体。各类包裹体的边界都比较清晰。根据室温下的相态及成分，将所观察到的包裹体划分为3类：液体包裹体(L型)、气体包裹体(V型)与含子矿物包裹体(S型)(图 2c，图 2d)。
L型包裹体为气液两相包裹体，液相大多占整个包裹体体积的80%~95%，少数占60%~80%；长轴约10~25 μm，形态多为多边形、似椭圆形等不规则形状，偶见少数负晶形。此类包裹体升温后绝大多数均一到液相，只有极个别包裹体均一到气相。此类包裹体是所有样品中最发育的包裹体类型，占到所观察包裹体的95%以上。
V型包裹体同样为气液两相包裹体，不同于液相包裹体的是，该类包裹体充填度较小，液相大多只占包裹体体积的20%左右，同时，该类包裹体数量较少，形态多为负晶形，长轴长约10 μm左右，加热后均一到气相。
S型包裹体为含子矿物包裹体，在所有样品中仅观察到一个该类型包裹体，形态为负晶形，长轴约31 μm。加热该包裹体至430 ℃时仍无明显变化。
3.2 流体包裹体显微测温骨洞坑萤石矿萤石均一温度为129~326 ℃，主要集中在150~190 ℃(表 1，图 3)。根据NaCl-H$_2$O体系盐度-冰点公式$W=1.78T_{\rm m}-0.042T^2_{\rm m}+0.000557T^3_{\rm m}$($W$-盐度，%NaCleqv；$T_{\rm m}$-冰点温度，℃)计算流体盐度[20-21]。结果显示，骨洞坑萤石矿萤石流体包裹体的盐度为0.15%~2.07% NaCleqv，主要集中在0.30%~1.50%NaCleqv(表 1，图 3)。根据文献[21]的密度公式估算研究区流体包裹体密度。估算结果为：流体密度为0.64~0.93 g/cm$^3$，平均值为0.89 g/cm$^3$，属低密度流体。
 |
| 图3 骨洞坑萤石矿流体包裹体均一温度及盐度直方图 Fig. 3 Histograms of homogenization temperatures and salinities of fluid inclusions of Gudongeng fluorite deposit |
从微量元素、稀土元素组成(表 2)和微量元素蛛网图(图 4)可以看出，萤石样品相对富集V、Li、Sr，亏损Rb、Ba、Th、Mo和Sb。其中，V的含量为(0.65~18.00)×10$^{-6}$，平均11.62×10$^{-6}$；Li的含量为(1.57~8.46)×10$^{-6}$，平均4.81×10$^{-6}$；Sr的含量为(72.50~166.00)×10$^{-6}$，平均133.20×10$^{-6}$；Y的含量为(21.30~182.00)×10$^{-6}$。其他微量元素的含量相对较低，并且在不同样品中表现出大致相同的含量特征，反映出同源的特征。
| 表2 骨洞坑萤石微量元素组成与稀土元素组成及特征参数 Table 2 Trace elements composition, rare earth elements composition and parameters of Gudongkeng fluorite deposit |
|
 |
| 图4 骨洞坑萤石矿微量元素蛛网图 Fig. 4 Plots of chondrite-normalized trace element of Gudongkeng fluorite deposit |
从微量元素、稀土元素组成(表 2)可以看出，研究区萤石的∑REE为(46.18~151.27)×10$^{-6}$，平均值为97.88×10$^{-6}$；LREE与HREE比值为1.25~9.24，平均值为2.78；La$_{\rm N}$与Yb$_{\rm N}$比值为0.84~7.76，平均值为1.94；La$_{\rm N}$与Sm$_{\rm N}$比值为0.84~5.08，平均值为1.74；Gd$_{\rm N}$与Yb$_{\rm N}$比值为0.63~1.68，平均值为0.92，表明轻稀土相对弱富集，重稀土相对弱亏损。δEu值为0.09~0.51，平均值为0.19，表现出较强的负Eu异常；δCe值为0.85~0.99，平均值为0.95，表现出弱的负Ce异常。萤石稀土分布模式图表现出典型的“V”字特征(图 5)。
 |
| 图5 骨洞坑萤石矿稀土元素标准化分布模式图 Fig. 5 Normalized REE patterns of fluorite from Gudongkeng fluorite deposit |
由表 2和图 4可以看出，不同的萤石样品，其微量元素特征表现出大致相似的特征，指示该矿床成矿流体来源相对单一，成矿流体演化相对稳定的过程。微量元素中Ni、Co、Cu都表现出相对较高的含量，可能暗示着成矿物质来源或有深渊物质的加入[24]。研究区外围陈蔡群变质基底中Ni含量也相对较高，表明萤石矿的成矿物质来源可能与古老变质基底有一定的联系。
从表 2和稀土元素标准化分布模式图(图 5)可以看出，不同位置样品的稀土配分模型整体趋势是相似的，同样表明了骨洞坑萤石矿成矿物质来源是单一的。样品D4-02、D3-02、D2-02、D1-02的采样深度逐渐加深，每个样品之间垂距为50 m左右。从稀土配分模式图上可以看出，除了样品D2-02外，随着矿体深度的增加，稀土元素含量则是逐渐降低的。这一点与Strong等[25]对加拿大纽芬兰St. Lawrence地区萤石矿从早期到晚期稀土表现出来的特征一致，即从早期到晚期，萤石的稀土总量逐渐降低，而位于矿体上部的萤石通常是与石英一起作为“前锋”沉淀结晶[26]。
这一特征不仅在垂向上有所表现，在矿体延伸方向同样表现出了类似的特征。具体表现为：样品的采集方向由NW向SE依次为HLK、CW、D、WS、XTJ(字母分别代表一个位置)(图 1b)，从稀土配分模式图上可以看出，D位置样品的∑REE高于其两侧样品(HLK01样品未表现出相同的规律，有待进一步研究)。而实际调查结果是：D位置的矿体无论在规模和品位上都要高于向两侧延伸的矿体。这很可能表明D位置是断裂最初破裂的和成矿流体的源头，成矿流体由D位置向两端迅速移动，从而导致时间上D位置萤石结晶相对更晚。这种解释与2008年发生的汶川地震的主震断裂从汶川裂开迅速向两侧移动如出一辙，尽管二者在尺度上并不能相提并论。
4.2 δEu和δCe萤石中Eu与Ce异常特征与成矿流体的pH、Eh、流体组分以及温压条件密切相关[3, 6, 27-28]。这些参数能指示流体的氧化还原条件和流体的温度。
在200~250 ℃的高温环境中，认为Eu通常以Eu$^{2+}$形式存在。由于Eu$^{2+}$比Ca$^{2+}$的离子半径更大，因此两者之间不易发生置换和代替，最终可能会导致形成的富钙矿物(萤石)表现出Eu负异常特征。此外，当成矿环境表现为还原特征时，流体中的Eu$^{2+}$同样大量存在，亦会阻碍Eu与Ca置换替代作用的进行[29]。从表 2和图 5可以看出，骨洞坑萤石表现出较强的EuCN负异常，而萤石矿的流体包裹体测温结果表明，其成矿温度主要集中于150~190 ℃(表 1和图 3)，显然温度不是导致EuCN负异常的因素。导致EuCN负异常的原因应该是成矿过程是在偏氧化环境下完成的。
对于Ce异常的形成，一种普遍的观点是成矿环境是偏氧化特征的，因为只有成矿过程为氧化环境时，成矿流体中的Ce$^{3+}$才可能被氧化成Ce$^{4+}$，而后者在稀土元素迁移和固着过程中表现出不同于其他稀土元素的地球化学行为，从而会导致它与其他稀土元素产生分馏[30-31]。从表 2和图 5可以看出，骨洞坑萤石表现出弱的CeCN负异常，进一步表明成矿作用是在氧化环境下进行的。
4.3 稀土元素图解 4.3.1 La/Ho-Y/Ho图解Bau等[30]研究了英国和德国多个矿床中萤石的Y元素与其他REE的关系，并总结了La/Ho-Y/Ho图解。该项研究结果已经被广泛应用于萤石矿床及其相关矿床的成因研究[33-34]。他们的研究指出，Y、Ho的分馏现象并不完全取决于流体来源，流体的物理化学性质和流体的组成更多地影响了它们之间的分馏。具体表现为同源同期形成的萤石，其两者比值具有相似性，二者比值在图解上趋于一直线；而同源非同期的萤石Y/Ho与La/Ho表现出负相关关系；重结晶的萤石Y/Ho变化较小，La/Ho变化范围则较宽。
从图 6可以看出，骨洞坑萤石Y/Ho相对均一，大致呈一条直线分布，表明所有萤石具有同源同期形成的特征。从D位置向两侧CW、WS、XTJ位置的萤石样品分布沿重结晶方向演化，表明位于D位置两侧的萤石可能源于早期结晶萤石的再迁移重结晶。这点与前述微量、稀土特征是一致的。
 |
| 图6 骨洞坑萤石Y/Ho-La/Ho图解 Fig. 6 La/Ho diagram of Gudongkeng fluorite deposit |
萤石的Tb/Ca-Tb/La图解常作为矿床成因类型的判别标志。Moller等[35]通过对全球150多个萤石矿床的统计研究后发现，萤石的Tb/Ca-Tb/La(原子数比)图解可以用于区分沉积型、热液型以及伟晶岩型萤石矿床。其横坐标Tb/La表示的是稀土元素的分馏程度和结晶的先后顺序(Tb/La越大，分馏程度愈高)，而纵坐标Tb/Ca则指示萤石形成的地球化学环境。Tb/Ca如果表现出线性演化，则反映了萤石可能经过了重新活化的过程。
骨洞坑萤石矿床样品大多落入热液成因类型的区域(图 7)。由D位置向两侧，样品整体上沿重新活化方向演化，该特点与前述La/Ho-Y/Ho图解得出的结论一致。图中HLK样品落入沉积成因区域，其原因有待进一步探索。
 |
| 图7 骨洞坑萤石Tb/Ca-Tb/La图解 Fig. 7 Tb/La diagram of Gudongkeng fluorite deposit |
研究区萤石矿成矿流体温度主要集中在150~190 ℃，盐度在0.3%~1.5%NaCleqv变化，流体密度主要分布在0.67~0.94 g/cm$^3$，这些均表明骨洞坑萤石成矿流体应属低温、低盐度、低密度的NaCl-H$_2$O体系流体。此外，骨洞坑萤石包裹体测温过程中出现了少量的高温流体包裹体，对于它们的解释一种可能是由于萤石是一种硬度低而脆的矿物，萤石形成后易受到成矿后构造的影响，导致原生包裹体发生细颈化现象，从而导致测温结果较高[13]。值得说明的是，骨洞坑萤石矿成矿流体特征与武义地区萤石矿具有类似的特征，后者成矿流体均一温度为85~320 ℃，主要集中在100~140 ℃，盐度多为1.7%~5.2%NaCleqv，两者应属浙东南地区统一的成矿流体场。总体而言，研究区萤石包裹体均一温度、盐度与密度变化范围均较窄，成矿流体应属于中-低温、低盐度、低密度的NaCl-H$_2$O体系。综合前述内容可以判断，浙江缙云骨洞坑萤石矿应属浅成中低温热液裂隙充填型萤石矿。
5 结论(1) 骨洞坑萤石矿轻稀土相对弱富集，重稀土相对弱亏损，配分曲线表现出典型的“V”字型特征。所有样品表现出较强的Eu负异常以及较弱的Ce负异常，表明成矿环境相对偏氧化特征。
(2) 不同位置萤石样品表现出重结晶方向演化的趋势。
(3) 骨洞坑萤石矿属于热液成因类型矿床。
(4) 骨洞坑萤石矿成矿流体属于中-低温、低盐度、低密度的NaCl-H$_2$O体系。
| [1] |
黄国成, 张永山, 程海艳. 浙江省萤石矿床区域成矿规律与找矿方向研究[J].
矿床地质, 2015, 34(6): 1209–1222.
HUANG Guocheng, ZHANG Yongshan, CHENG Haiyan. A study of regional metallogenic regularity and prospecting direction of fluorite deposits in Zhejiang Province[J]. Mineral Deposits, 2015, 34(6): 1209–1222. doi: 10.16111/j.0258-7106.2015.06.009 |
| [2] |
杨济民. 浙江东部萤石矿成矿规律探讨[J].
矿产与地质, 2013, 27(2): 169–172.
YANG Jimin. Metallogenic regularity of fluorite deposit in eastern Zhejiang[J]. Mineral resources and geology, 2013, 27(2): 169–172. |
| [3] |
曹华文, 张伟, 裴秋明, 等. 滇西小龙河锡矿床、来利山锡矿床萤石、方解石微量元素地球化学特征[J].
矿物岩石地球化学通报, 2016, 35(5): 925–935.
CAO Huawen, ZHANG Wei, PEI Qiumimg, et al. Trace element geochemistry of fluorite and calcite from the Xiaolonghe Tin deposits and Lailishan Tin deposits in Western Yunnan, China[J]. Bulletin of Mineralogy, Petrology and Geochemistry, 2016, 35(5): 925–935. doi: 10.3969/j.-issn.1007-2802.2016.05.013 |
| [4] | DENG XiaoHua, CHEN Yanjing, YAO Junming, et al. Fluorite REE-Y (REY) geochemistry of the CA. 850 Ma Tumen molybdenite-fluorite deposit, eastern Qinling, China: Constraints on ore genesis[J]. Ore Geology Reviews, 2014, 63(2): 532–543. doi: 10.1016/j.oregeorev.-2014.02.009 |
| [5] | GRAUPNER T, MÜHLBACH C, SCHWARZ-SCHAMPERA U, et al. Mineralogy of high-field-strength elements(Y, Nb, REE) in the world-class Vergenoeg fluorite deposit, South Africa[J]. Ore Geology Reviews, 2015, 64(1): 583–601. doi: 10.1016/j.oregeorev.2014.02.012 |
| [6] | EHYA F. Variation of mineralizing fluids and fractionation of REE during the emplacement of the vein-type fluorite deposit at Bozijan, Markazi Province, Iran[J]. Journal of Geochemical Exploration, 2012, 112(1): 93–106. doi: 10.-1016/j.gexplo.2011.08.005 |
| [7] | BAU M, MÖLLER P. Rare earth element fractionation inmetamorphogenic hydrothermal calcite, magnesite and siderite[J]. Mineral Petrol, 1992, 45(3): 231–246. doi: 10.-1007/BF01163114 |
| [8] | BOUABDELLAH M, ZEMRI O, JÉBRAK M, et al. Geology and mineralogy of the El Hammam REE-rich fluorite deposit(Central Morocco): A product of transtensional pangean rifting and central atlantic opening[M]. Mineral Deposits of North Africa. Springer International Publishing, 2016: 307-324. |
| [9] | ALIPOUR S, ABEDINI A, TALAIE B. Geochemical characteristics of the Qahr-Abad fluorite deposit, southeast of Saqqez, western Iran[J]. Arabian Journal of Geosciences, 2015, 8(9): 7309–7320. doi: 10.1007/s12517-014-1747-6 |
| [10] |
黄从俊, 王奖臻, 李泽琴. 扬子西南缘拉拉IOCG矿床萤石稀土元素地球化学特征[J].
矿物学报, 2015(1): 95–102.
HUANG Congjun, WANG Jiangzhen, LI Zeqin. REE geochemistry of fluorite from Lala IOCG deposit, SW margin of Yangtze block[J]. Acta Mieralogica Sinica, 2015(1): 95–102. doi: 10.16461/j.cnki.1000-4734.2015.01.014 |
| [11] |
邹灏, 淡永, 张寿庭, 等. 重庆东南部彭水地区重晶石萤石矿床的成矿物质来源探讨:地球化学证据[J].
大地构造与成矿学, 2016, 40(1): 71–85.
ZOU Hao, DAN Yong, ZHANG Shouting, et al. Geochemical evidence for sources of ore-forming material of barite-fluorite deposits in Pengshui area, Southeast Chongqing[J]. Geotectonica et Metallogenia, 2016, 40(1): 71–85. doi: 10.16539/j.ddgzyckx.2016.01.007 |
| [12] | DENG X H, CHEN Y J, SANTOSH M, et al. Re-Os geochronology, fluid inclusions and genesis of the 0.85 Ga Tumen molybdenite-fluorite deposit in Eastern Qinling, China: Implications for pre-Mesozoic Mo enrichment and tectonic setting[J]. Geological Journal, 2013, 48(5): 484–497. doi: 10.1002/gj.2520 |
| [13] |
张寿庭, 曹华文, 郑硌, 等. 内蒙古林西水头萤石矿床成矿流体特征及成矿过程[J].
地学前缘, 2014, 21(5): 31–40.
ZHANG Shouting, CAO Huawen, ZHENG Luo, et al. Characteristics of ore-forming fluids and mineralization processes of the Shuitou fluorite deposits in Linxi, Inner Mongolia autonomous region[J]. Earth Science Frontiers, 2014, 21(5): 31–40. doi: 10.13745/j.esf.2014.05.004 |
| [14] | CONSTANTOPOULOS J. Fluid inclusions and rare earth element geochemistry of fluorite from south-central Idaho[J]. Economic Geology, 1988, 83(3): 626–636. doi: 10.2113/gsecongeo.83.3.626 |
| [15] |
徐旃章, 吴志俊.
浙江省萤石矿成矿规律与成矿预测[M]. 成都: 四川科学技术出版社, 1991: 39-57.
XU Zhanzhang, WU Zhijun. Metallogenic regularity and metallogenic prediction of fluorite deposits in Zhejiang Province[M]. Chengdu: Sichuan Science and Technology Press, 1991: 39-57. |
| [16] |
毛景文, 陈懋弘, 袁顺达, 等. 华南地区钦杭成矿带地质特征和矿床时空分布规律[J].
地质学报, 2011, 85(5): 636–658.
MAO Jingwen, CHEN Maohong, YUAN Shunda, et al. Geological characteristics of the Qinhang(Shihang) metallogenic belt in South China and spatial-temporal distribution regularity of mineral deposits[J]. Acta Geological Sinica, 2011, 85(5): 636–658. |
| [17] |
俞国华.
浙江省岩石地层[M]. 北京: 中国地质大学出版社, 1986: 1-76.
YU Guohua. Stratgraphylithostratic of Zhejiang Province[M]. Beijing: China University of Geosciences Press, 1986: 1-76. |
| [18] | 方乙, 李忠权. 浙江缙云县骨洞坑萤石矿床成因及成矿模式[J]. 四川有色金属, 2010(3): 10–17. |
| [19] |
曹华文, 张寿庭, 高永璋, 等. 内蒙古林西萤石矿床稀土元素地球化学特征及其指示意义[J].
地球化学, 2014, 43(2): 131–140.
CAO Huawen, ZHANG Shouting, GAO Yongzhang, et al. REE geochemistry of fluorite from Linxi fluorite deposit and its geological implications, Inner Mongolia Autonomous Region[J]. Geochimica, 2014, 43(2): 131–140. |
| [20] |
韩文彬, 马承安, 王玉荣, 等.
萤石矿床地质及地球化学特征以浙江武义矿田为例[M]. 北京: 地质出版社, 1991.
HAN Wenbing, MA Cheng'an, WANG Yurong, et al. Geological and geochemical characteristics of the fluorite deposit: A case study of Wuyi fluorite ore field in Wuyi county, Zhejiang Province[M]. Beijing: Geological Publishing House, 1991. |
| [21] |
王守旭, 张兴春, 秦朝建, 等. 滇西北中甸普朗斑岩铜矿流体包裹体初步研究[J].
地球化学, 2007, 36(5): 467–478.
WANG Shouxu, ZHANG Xingchun, QIN Chaojian, et al. Fluid inclusions in quarta veins of Pulang porphyry copper deposit, Zhongdian, northwestern Yunnan, China[J]. Geochimica, 2007, 36(5): 467–478. |
| [22] | THOMPSON R N. Magmatism of the British tertiary volcanic province[J]. Scottish Journal of Geology, 1982, 18: 59–107. |
| [23] | BOYNTON W V. Cosmochemistry of the rare earth elements: Meteorites studies[J]. Developments in Geochemistry, 1984, 2: 63–114. doi: 10.1016/B978-0-444-42148-7.50008-3 |
| [24] |
邹灏, 方乙, 陈合毛, 等. 浙江天台盆地下陈萤石矿稀土元素地球化学特征及成因[J].
中国地质, 2014, 41(4): 1375–1386.
ZOU Hao, FANG Yi, CHEN Hemao, et al. REE geochemistry and genesis of the Xiachen fluorite deposit in Tiantai Basin, Zhejiang Province[J]. Geology in China, 2014, 41(4): 1375–1386. |
| [25] | STRONG D F, FRYER B J, KERRICH R. Genesis of the St-Lawrence fluorspar deposits as indicated by fluid inclusion, rare earth element, and isotopic data[J]. Economic Geology, 1984, 79(5): 1142–1158. doi: 10.2113/gsecongeo.79.5.1142 |
| [26] |
孙海瑞, 黄智龙, 周家喜, 等. 热液矿床中萤石的稀土元素地球化学及其地质意义[J].
岩石矿物学杂志, 2014, 33(1): 185–193.
SUN Hairui, HUANG Zhilong, ZHOU Jiaxi, et al. Rare earth elements geochemistry of fluorite in hydrothermal deposit and its geological significance[J]. Acta Petrologica et Mineralogica, 2014, 33(1): 185–193. |
| [27] | WILLIAMS M R, HOLWELL D A, LILLY R M, et al. Mineralogical and fluid characteristics of the fluoriterich monakoff and E1 Cu-Au deposits, Cloncurry region, Queensland, Australia: Implications for regional F-Barich IOCG mineralisation[J]. Ore Geology Reviews, 2015, 64: 103–127. doi: 10.1016/j.oregeorev.2014.05.021 |
| [28] | MAHDY N M, SHALABY M H, HELMY H M, et al. Trace and REE element geochemistry of fluorite and its relation to uranium mineralizations, Gabal Gattar Area, Northern Eastern Desert, Egypt[J]. Arabian Journal of Geosciences, 2014, 7(7): 2573–2589. doi: 10.1007/s12517-013-0933-2 |
| [29] | SCHWINN G, MARKL G. REE systematics in hydrothermal fluorite[J]. Chemical Geology, 2005, 216(3-4): 225–248. doi: 10.1016/j.chemgeo.004.11.012 |
| [30] | BAU M, MÖLLER P. Rare-earth element fractionation in Metamorphogenic hydrothermal calcite, magnesite and siderite[J]. Miner. Petrol, 1992, 4(3): 231–246. doi: 10.-1007/BF01163114 |
| [31] | BAU M. Rare-earth element mobility during hydrothermal and metamorphic fluid-rock interaction and the significance of the oxidation state of europium[J]. Chemical Geology, 1991, 93(3-4): 219–230. doi: 10.1016/0009-2541(91)90115-8 |
| [32] | Bau M, Dulski P. Comparative study of Yttrium and rareearth element behaviors in fluorine-rich hydrothermal fluids[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1995, 119(2): 213–223. doi: 10.1007/BF00307282 |
| [33] |
许东青, 聂凤军, 钱明平, 等. 苏莫查干敖包超大型萤石矿床的稀土元素地球化学特征及其成因意义[J].
矿床地质, 2009, 28(1): 29–41.
XU Dongqing, NIE Fengjun, QIAN Mingping, et al. REE geochemistry and genesis of Sumochagan Obo superlarge fluorite deposit[J]. Minreal Deposits, 2009, 28(1): 29–41. |
| [34] | MAKIN S A, SIMANDL G J, MARSHALL D. Fluorite and its potential as an indicator mineral for carbonatiterelated rare earth element deposits[J]. Geological Fieldwork, 2013. |
| [35] | MOLLER P, PAREKH P P, SCHNEIDER H J. The application of Tb/Ca-Tb/La abundance ratios to problems of fluorspar genesis[J]. Mineralium Deposita, 1976, 11(1): 111–116. doi: 10.1007/BF00203098 |