黃新鵬（福建省地質調查研究院，福州　350013）

福建平和福里石鈹（鉬）礦地質特征及成因初探

黃新鵬
（福建省地質調查研究院，福州350013）

平和福里石鈹 （鉬）礦礦體賦存于侏羅系上統(tǒng)南園組火山碎屑巖的斷裂裂隙中，側伏和隱伏的花崗巖體為主要的成礦母巖，是巖漿熱液和成礦物質的提供者。礦體呈脈狀、透鏡狀產(chǎn)出，圍巖蝕變以硅化（石英脈）、綠泥石化、次生石英巖化為主，成礦作用與巖漿活動和裂隙構造關系密切。與綠柱石（鈹?shù)V）共生的輝鉬礦Re-Os同位素測年結果顯示，等時線年齡為152.7±3.9 Ma，表明鈹 （鉬）礦成礦時代為晚侏羅世，屬中高溫熱液充填-交代型鈹鉬礦床，而非前人認為的火山期后熱液型礦床。

鈹?shù)V；地質特征；輝鉬礦Re-Os同位素年齡；福里石鈹（鉬）礦；福建

鈹被認為是一種“戰(zhàn)略性、關鍵性的材料”，是一種“對戰(zhàn)爭具有轉折性意義的基礎物質”［1］，鈹銅合金優(yōu)良的性能被廣泛用于航空航天等高科技領域。

鈹資源過去長期靠花崗偉晶巖及酸性熱液脈型礦床提供，但目前這類礦床的資源量趨于減少，火山巖中鈹?shù)V床的發(fā)現(xiàn)極大地改變了人類對鈹資源的需求，如著名的美國猶他州Spor Mountain含羥硅鈹石蝕變凝灰?guī)r礦床，由于礦床儲量大、品位富，可以露采以及采用酸溶法提取，因而具有極大的經(jīng)濟價值。另外，在墨西哥、前蘇聯(lián)等國家，也都發(fā)現(xiàn)與酸性火山巖、次火山巖有關的鈹?shù)V床或礦化點。近幾年來，在浙江、福建和廣東等沿?；鹕綆r帶發(fā)現(xiàn)含羥硅鈹石、硅鈹石、日光榴石和綠柱石的蝕變火山巖、次火山巖型等多處礦 （化）點。但這些賦存于火山巖區(qū)的鈹?shù)V床并不都屬火山巖型，如福建霞浦大灣鈹鉬礦，屬中-高溫熱液充填-交代型［2］。

1979年，福建原區(qū)測隊通過1∶5萬區(qū)域地質調查發(fā)現(xiàn)了平和福里石含綠柱石次生石英巖、絹英巖型鈹（鉬）礦床。之后，閩東南地質隊開展了礦區(qū)地表評價，在此基礎上2014年福建省地質調查研究院三稀項目組開展了地表1∶1萬土壤地球化學測量和1∶1萬地質填圖，同時進行了深部鉆探驗證及老硐清理和編錄，發(fā)現(xiàn)深部有鈹 （鉬）礦體的延深和隱伏巖體的侵入，初步查明平和福里石是一個具有一定規(guī)模、品位較富的鈹（鉬）礦床。筆者等也對福里石礦床的成礦特征和成礦年齡作了較深入的研究，該類型礦床的發(fā)現(xiàn)對我國浙江-福建-廣東沿海一帶廣泛分布的火山巖區(qū)鈹?shù)V資源的找礦突破具有十分重要的意義。

1　區(qū)域地質概況

平和福里石鈹?shù)V區(qū)處于福安-南靖北東向斷裂帶南東側，壽寧-平和NNE向斷裂從本區(qū)通過?；鹕綐嬙煳恢锰幱陂}東火山斷坳帶福安-平和北東向火山噴發(fā)帶和上杭-云霄北西向噴發(fā)帶交匯處。區(qū)內(nèi)不同時期、不同方向的斷裂構造發(fā)育。燕山期巖漿侵入-噴發(fā)活動十分頻繁和強烈，為內(nèi)生礦床提供了有利的成礦地質條件。區(qū)域出露地層（圖1）由老至新有侏羅系下統(tǒng)梨山組（J1l）、侏羅系上統(tǒng)南園組（J3n）。其中南園組出露范圍較廣，由于斷層切割，加上后期黃世尖巖體及其他巖體侵入，地層分布零星而不連續(xù)，呈港灣狀或孤島狀殘留于巖體之上。

燕山期巖漿侵入活動強烈，形成的侵入巖主要為晚侏羅世花崗巖，其次為晚白堊世花崗閃長巖，其中晚侏羅世花崗巖與鈹 （鉬）礦產(chǎn)關系密切。區(qū)內(nèi)斷裂有北西向、北東向和近南北向等3組，層間裂隙及構造強烈地段、巖層脆弱地段和巖性剛柔相間地段的張性裂隙，為后期成礦熱液活動提供了有利場所。

圖1　福建平和福里石鈹（鉬）礦區(qū)域地質圖Fig.1　Regional geological map of Fulishi beryllium（molybdenum）deposit in Pinghe，F(xiàn)ujian

2　土壤測量的異常特征

在區(qū)內(nèi)已開展4 km2的1∶1萬土壤測量中，發(fā)現(xiàn)了Mo、Be、W、Sn、Bi、Rb、Li、U異常。根據(jù)各元素異常在空間的分布特征，劃分了4個綜合異常（圖2）。

FLHT-1：位于檢查區(qū)西側，呈近長條形北北東向展布，往南北延出測區(qū)外未封閉，為區(qū)內(nèi)最重要異常。該異常以Mo、Be異常為主，組合異常面積0.66 km2，伴有W、Sn、Bi、Rb、Li、U異常。Mo異常面積0.4 km2，規(guī)模強度較大，呈寬長條形北北東向展布，往南往北未封閉；Be異常面積0.3 km2，呈近圓形近南北向展布，往南未封閉。兩元素異常濃度分帶明顯，中部濃集中心非常清晰，且套合好，最高值（wB，下同）分別為Mo 484.5×10-6、Be 97.85×10-6，Be異常在南部還具小面積未封閉的濃集中心。中部濃集中心上還套合有Bi、Sn異常的濃度中帶和W、Li、Rb異常的濃度外帶，U的低緩異常在外圍呈環(huán)帶狀分布；Be異常南部濃集中心上部分套合有Sn、Li的低緩異常。異常區(qū)主要出露晚侏羅世南園組第一段、第二段火山巖，次生石英巖發(fā)育，南北外圍出露燕山早期中細粒花崗巖，區(qū)內(nèi)近南北向、近東西向斷裂發(fā)育。異常中部濃集中心已發(fā)現(xiàn)多個鈹鉬礦化體，異常主要由已知礦體引起。Be、Mo異常往西南、南方向出現(xiàn)新的（濃集中心）濃度中內(nèi)帶，推測區(qū)內(nèi)外圍還有較大的找礦空間。

FLHT-2：位于檢查區(qū)東北側，呈帽形，往北未封閉。該異常以Mo異常為主，伴有W、Sn、Bi、Rb、U異常。Mo異常濃度分帶清晣，濃度梯度變化不均，濃集中心位于南部，呈長條狀近東向展布，最高值193.5×10-6，濃集中心上見低緩的Rb異常套合，W、U、Sn、Bi等異常較低緩且僅部分與Mo異常濃度外帶套合。異常位于晚侏羅世南園組第二段火山巖與燕山早期中細?；◢弾r的接觸帶上，北北西向斷裂發(fā)育，由各元素異常特征推測由鉬多金屬礦化引起，由異常規(guī)模推測為局部礦化，找礦前景不明。

圖2　福里石鈹（鉬）礦區(qū)土壤異常剖析圖Fig.2　Soil anomaly map of Fulishi berylium（molybdenum）deposit

FLHT-3：位于檢查區(qū)東側，近不規(guī)則狀北北西向展布，往東未封閉。該異常以Be異常為主，伴有W、Li、U、Bi、Rb異常。Be異常呈馬鞍形北北西向展布，見多處小面積的濃度中帶，濃集中心不明顯。異常上較好套合近等面積的低緩Li異常、面積稍小的低緩Rb異常，異常外圍還部分套合有較大面積的W、Bi異常和低緩U異常。異常區(qū)出露晚侏羅世南園組第一段火山巖、早侏羅世梨山組上段，北北西向斷裂發(fā)育，北東外圍大面積出露燕山早期中細?；◢弾r。區(qū)內(nèi)成礦條件較好，推測可能由隱伏鈹多金屬礦化引起，且礦化埋藏較深，有一定找礦潛力。

FLHT-4：位于檢查區(qū)西南側，呈半橢圓形北東向展布，往西南未封閉。該異常以W異常為主，伴有Li、Bi、Sn、U異常。W異常呈不規(guī)則狀北東向展布，往西南未封閉，異常值低緩，僅見一處小面積濃集中心。異常上部分套合有低緩的Li、Bi、Sn、U異常。異常區(qū)出露晚侏羅世南園組第一段火山巖，發(fā)育兩條北西向（環(huán)狀）斷裂，各元素異常分布形態(tài)明顯受斷裂控制，推測本異常由巖漿構造活動引起，找礦前景不明。

將1∶1萬土壤測量數(shù)據(jù)進行聚類分析，得到元素聚類分析譜系圖（圖3），可見Rb-Sn組合和Bi-Mo組合相關系數(shù)均大于0.5，這兩組元素組合與Be共同構成了區(qū)內(nèi)主要的成礦元素組合，而U-Li元素組合相關系數(shù)大于0.4，主要反映了火山作用及巖漿期后的元素特征，W元素較為獨立，與成礦作用關系較弱，主要反映了背景特征。

圖3　土壤測量異常元素R型聚類分析譜系圖Fig.3　R-type cluster analysis of trace elements by soil survey

3　礦區(qū)地質特征

南園組第一段：該段主要分布于礦區(qū)中西部，其西部、北部 （圖外）被花崗巖侵入，東部被南園組第二段火山巖覆蓋。巖性主要為英安巖、英安質晶屑凝灰?guī)r等，頂部局部見鉀長流紋巖。

南園組第二段：分布于礦區(qū)中東部，為區(qū)內(nèi)主要出露地層。圍繞南洋山火山口呈環(huán)帶狀分布，呈噴發(fā)不整合覆蓋于南園組第一段之上，北部被花崗巖侵入。主要巖性有：流紋質含角礫晶屑凝灰?guī)r、流紋質晶屑凝灰?guī)r、流紋質含角礫弱熔結凝灰?guī)r，局部見火山角礫巖。

區(qū)內(nèi)以線型構造為主，斷裂構造十分發(fā)育，主要有近SN、EW、NE、NNE、NWW向斷裂、SN-SSE-SE-SEE帚狀斷裂以及屬南洋山火山機構的環(huán)狀、放射狀斷裂。其中EW向、近SN向屬成礦前斷裂，是區(qū)內(nèi)主要導礦和容礦構造，控制了區(qū)內(nèi)Ⅰ、Ⅱ號鈹（鉬）礦（化）體的產(chǎn)出。

由于巖漿侵入活動，使本區(qū)經(jīng)歷多次圍巖蝕變，前階段的蝕變巖石常為后階段蝕變所疊加和改造。造成蝕變帶相互交錯重疊，較為復雜?；◢弾r外接觸帶火山巖發(fā)生的蝕變主要有次生石英巖化、絹英巖化、電氣石化和硅化等；巖體內(nèi)接觸帶的蝕變有鉀長石化、鈉長石化、螢石化等。

4　礦床特征

4.1礦體規(guī)模、形態(tài)、產(chǎn)狀及其賦存部位

據(jù)礦體分布位置、產(chǎn)狀、礦化類型等特征，劃分為Ⅰ號（東礦帶）和Ⅱ號（西礦帶）2個礦帶。

（1）Ⅰ號礦帶共圈出12個礦體，其中6個相對較大，編為Ⅰ1—Ⅰ6號礦體。以鈹?shù)V體為主，主要賦存于次生石英巖體內(nèi)，部分賦存于次生石英巖體南、北兩側絹英巖化蝕變帶中。礦帶長約200 m，寬約100 m，走向近東西向。

礦體呈似脈狀產(chǎn)出，長一般為40～80 m，最長115 m，寬（厚）2～6 m，最寬（厚）15 m，以Ⅰ3礦體最為典型，其走向EW或近EW，傾向可能為N，傾角70°～90°，礦石以細脈浸染狀為主，平均品位BeO為0.393%，Mo為0.181%。次生石英巖屬火山期后熱液階段蝕變的產(chǎn)物，與其后的礦化階段——巖漿期后熱液階段有較長時間間隔，它僅作為先存的礦化圍巖存在；次生石英巖受斷裂控制，礦體與圍巖為截然突變關系。

（2）Ⅱ號礦帶共圈出14個礦體，其中相對較大的有7個，編為Ⅱ1—Ⅱ7號礦體。以鉬礦體為主，鈹鉬礦體、單鈹?shù)V體次之。賦存于絹英巖化蝕變帶中，礦帶長約400 m，寬約200 m。礦體受NE向石英細脈帶控制明顯，產(chǎn)狀依石英細脈帶產(chǎn)狀推測，走向NE，傾向NW為主，傾角80°左右。在老平硐PD1（110～132 m）、PD1-CM1發(fā)現(xiàn)較好的綠柱石化輝鉬礦礦化絹英巖帶、綠柱石化輝鉬礦化石英脈，但較為破碎，大部分則呈團塊狀零散分布于絹英巖中。輝鉬礦與綠柱石共生，呈鱗片狀零散分布于絹英巖中。

Ⅱ號礦帶礦體總體受NE向斷裂控制，斷裂帶內(nèi)礦化不均，含礦石英脈常呈網(wǎng)狀。

4.2礦石礦物成分、結構構造及礦石類型

礦石礦物主要有綠柱石、輝鉬礦。脈石礦物主要為次生石英、絹云母、白云母、紅柱石、硅線石、電氣石、螢石、黃鐵礦等。巖石結構：粒狀變晶結構、顯微粒狀結構和鱗片狀結構（圖4）。

圖4　綠柱石顯微特征Fig.4　Beryl microscopic characteristics

主要礦物特征：石英（70%），依粒徑可分兩群，大部分呈顯微粒狀結構（粒徑在0.02～0.05 mm），少部分呈粒狀變晶結構（粒徑在0.1～3 mm），等軸粒狀或不規(guī)則狀外形，切面混濁。絹云母（20%），鱗片狀，礦物間（001）晶面雜亂排列，無色，淺黃、黃、藍干涉色。綠柱石（2%），半自形粒狀結構，呈半自形晶，短柱狀或不規(guī)則狀外形，粒徑在0.2～7 mm，正中突起，負延長，無色，一軸晶，負光性；手標本綠柱石為淡綠色（圖5、圖6）。副礦物：鋯石、磷灰石。

圖5　自形柱狀綠柱石與片狀輝鉬礦共生Fig.5　Euhedral columnar beryl coexisting with flake molybdenite

圖6　綠柱石呈團塊聚集狀分布Fig.6　Beryl in mass gathering distribution

礦石結構主要有他形粒狀鑲嵌結構，半自形-自形柱狀、粒狀結構等。礦石構造主要以細脈浸染狀為主，局部見似層狀或晶洞狀構造。

礦石類型主要以細脈浸染狀為主，綠柱石、輝鉬礦石英脈型為次。金屬礦物生成順序：黃鐵礦→輝鉬礦 （綠柱石）→閃鋅礦→褐鐵礦。

4.3深部隱伏巖體的特征

（1）以張家口市崇禮區(qū)東溝為例，采用《張家口市水文水資源手冊》中的方法計算設計洪峰流量，并與崇禮東溝水文站流量成果進行比較，發(fā)現(xiàn)計算成果相對偏小，且相差較大，對評價項目的防洪安全極為不利。

花崗巖為中細?；◢徑Y構、似斑狀結構。巖石中造巖礦物粒徑可分兩群：一部分（30%）礦物（石英、鉀長石）粒徑在 3～5 mm；另一部分（70%）礦物 （石英、鉀長石、斜長石、黑云母）粒徑在0.2～1.5 mm。

主要礦物特征：石英（30%），半自形-他形晶，等軸粒狀或不規(guī)則狀，具波狀消光，切面較渾濁；鉀長石（50%），半自形-他形晶，板狀或不規(guī)則狀外形，具卡氏雙晶，泥化；斜長石（18%），半自形晶，板狀，具聚片雙晶、卡鈉復合雙晶，泥化；黑云母（2%），鱗片狀，被絹云母、鐵質礦物交代。

副礦物有磷灰石、磁鐵礦、鋯石等。

5　成礦年齡

5.1樣品選取及測試方法

用于Re-Os同位素測年的輝鉬礦樣品采自礦區(qū)中的 PD1-YM1老硐，分別于 101.2、102.3、103.0、124.9、127.7、130.4 m處共采集6件樣品（編號141127-9—141127-14）。礦石中輝鉬礦呈鉛灰色，片狀，單個晶體為片狀，他形鱗片狀、葉片狀、常多片聚集成集合體，片徑一般在0.3～13 mm，礦物鑲嵌于石英-綠柱石之間、次生石英之間或生長于次生石英的裂縫中，賦礦圍巖為蝕變斜長斑巖及流紋質、英安質凝灰?guī)r。

輝鉬礦單礦物挑選在室內(nèi)進行，其純度均達到測試要求。同位素年齡測試由中國地質科學院國家地質實驗測試中心Re-Os同位素實驗室完成（2014年），采用ICP-MS（等離子體質譜儀）測定。樣品的化學處理和質譜測定技術參考文獻 ［3 -4］等。

5.2測試結果

福里石鈹 （鉬）礦中的輝鉬礦Re-Os同位素組成及模式年齡見表1。6件樣品的Re含量在（498.7～902.9）×10-9；輝鉬礦的模式年齡介于（151.1±2.4）～（152.9±2.2）Ma，年齡分布集中，平均為151.62±0.92 Ma。在輝鉬礦的Re-Os等時線年齡圖中 （圖7），所有的樣品均分布于等時線上，等時線年齡為152.7±3.9 Ma（可信度95%，MSWD=0.74），該年齡代表了輝鉬礦的成礦年齡。綠柱石 （鈹?shù)V）與輝鉬礦共生，其成礦年齡與輝鉬礦相當或相同。

6　礦床成因初探

本礦床成因早在20世紀80年代初就有火山期后熱液型礦床和巖漿熱液型礦床之不同說法［5-7］，其實構造控礦、容礦已是不爭的事實，只是熱液來源說法不同。

本次研究通過鉆孔驗證，火山巖只是蓋層，或可能為成礦提供了部分成礦物質，鉆孔穿過火山巖蓋層，在不同的深處都能見到花崗巖 （圖8），花崗巖中含有浸染狀鉬和鈹?shù)V化。因此，提供熱液的主要行為者應該是侵入巖，而不是火山巖期后熱液。礦床成因類型應屬中高溫巖漿熱液充填-交代型。

礦區(qū)處于武夷山北東-北北東構造帶南段與南嶺東西向構造帶東段的復合部位，閩西南區(qū)域內(nèi)同類型的還有上杭崗背、永定山口、南靖南坑鉬礦床，以及平和鐘騰斑巖型鉬礦床，其中永定山口輝鉬礦Re-Os同位素等時線年齡為165.3± 3.5 Ma［8］，而平和鐘騰輝鉬礦Re-Os同位素等時線年齡為109.0±2.8 Ma或112±2.6 Ma［9］。在時空上，從閩西南到閩東南鉬礦的成礦時代由165～131 Ma過渡到110～90 Ma，因此推測在龍海雙音山、詔安南山等閩東南區(qū)鈹?shù)V點其成礦時代相對變新，進一步證實了以武夷-云開隆起區(qū)為中心向東成礦時代相對更新的認識。

表1　平和福里石鈹 （鉬）礦中輝鉬礦Re-Os同位素年齡測試結果Table 1　Re-Os isotopic results of molybdenites from Fulishi berylium（molybdenum）deposit

圖7　輝鉬礦Re-Os同位素等時線年齡Fig.7　Re-Os isochron of molybdenites

圖8　福里石鈹 （鉬）礦成礦模式Fig.8 Metallogenic model of Fulishi berylium（molybdenum）deposit

7　找礦標志

該礦床的成礦模型見圖8，找礦標志如下。

圍巖蝕變標志：在巖體內(nèi)發(fā)育硅化（石英脈）、綠泥石化、次生石英巖化等圍巖蝕變，與成礦關系密切，蝕變及其組合是很好的找礦標志。

石英-電氣石脈標志：礦體均賦存于絹英巖化、次生石英巖化蝕變帶中。與絹英巖化蝕變關系密切，尤其與電氣石絹英巖化蝕變帶關系更為密切，礦體賦存于其帶內(nèi)或外側附近，說明礦化與含揮發(fā)分熱液的活動具有密切的聯(lián)系。

構造標志：EW向、NE向斷裂交叉部位作為成礦溶液遷移的通道，其附近的EW向、NE向斷裂帶提供了沉淀成礦的場所。

化探異常標志：Cu-Mo-Pb-Be多元素化探次生暈異常是比較可靠的地表找礦標志。

地形地貌標志：區(qū)內(nèi)的次生石英巖化帶，巖石堅硬、抗風化，地貌上常形成帶狀突起的正地形，并且在其附近常有硅化巖的坡積滾塊。因此，地貌及殘坡積物特征上可作為本區(qū)的輔助找礦標志。

本文資料主要引自福建省地質調查研究院2012—2015年開展的“福建三稀資源綜合研究與重點評價”項目工作成果，參加工作的還有王衍勛、陳貽真、鄭明泉、黃良偉等。文中的有關數(shù)據(jù)均為野外實際采集分析，同位素年齡測試得到了國家地質實驗中心李超博士的幫助，本文得到王登紅研究員、李建康副研究員、孫艷高工的指導，在此表示衷心感謝！

［1］王瑞江，王登紅，李建康，等.稀有稀土稀散礦產(chǎn)資源及其開發(fā)利用［M］.北京：地質出版社，2015：44.

［2］楊武平.福建霞浦大灣鈹鉬礦床地質特征及成因初探［J］.福建地質，2008，27（1）：1-7.

［3］杜安道，何紅蓼，殷寧萬，等.輝鉬礦的錸-鋨同位素地質年齡測定方法研究［J］.地質學報，1994，68（4）：339-347.

［4］杜安道，趙敦敏，王淑賢，等.Carius管溶樣-負離子熱表面電離質譜準確測定輝鉬礦錸-鋨同位素地質年齡［J］.巖礦測試，2001，20（4）：247-252.

［5］林德松.華南一蝕變火山巖型綠柱石礦床的成因探討［J］.礦床地質，1985，4（3）：19-30.

［6］林德松，王開選.福建平和含綠柱石蝕變火山巖礦床的特點及成因研究［J］.冶金工業(yè)部地質研究所學報，1983 （3）：1-14.

［7］福建省區(qū)域地質調查隊.1∶5萬九峰、南勝、大溪幅區(qū)域地質調查報告 （礦產(chǎn)）［R］.福州：福建省地質調查研究院，1983.

［8］羅錦昌，陳鄭輝，屈文俊.福建省永定山口鉬礦輝鉬礦錸-鋨同位素定年及其地質特征［J］，巖礦測試，2009，28 （3）：254-258.

［9］王登紅，陳鄭輝，陳毓川，等.我國重要礦產(chǎn)地成巖成礦年代學研究新數(shù)據(jù) ［J］.地質學報，2010，84（7）：1030-1040.

Geological characteristics and genesis of Fulishi beryllium（molybdenum）deposit in Pinghe，F(xiàn)ujian

HUANG Xin-peng
（Fujian Institute of Geology Survey，F(xiàn)uzhou 350013，China）

Fulishi beryllium（molybdenum）deposit in Pinghe ore bodies exists in the faults of volcanic clastic rock of Jurassic Nanyuan Formation.The lateral and hidden granite mass is the main ore-forming parent rock，and the provider of the magmatic hydrothermal and metallogenic matter.Ore bodies shape as vein or lenticular. The main surrounding rock alteration is silicify（quartz vein），chloritization and secondary quartzite.The mineralization is closely related to magmatic activity and fissure structure.According to the results of molybdenite Re-Os isotopic dating，the isochron age is 152.7±3.9 Ma，showing that the beryllium（molybdenum）ore formed in Late Jurassic，belongs to the high temperature liquid filling-metasomatic type beryllium molybdenum deposit rather than post volcanic hydrothermal deposit.

beryllium ore；geological characteristics；molybdenite Re-Os isotope age；Fulishi beryllium（molybdenum）deposit；Fujian

P618.7

A

1674-9057（2016）01-0099-08

10.3969/j.issn.1674-9057.2016.01.013

2015-05-19

中國地質調查局項目 （1212011220803；1212011220820）

黃新鵬（1963—），男，工程師，研究方向：地質礦產(chǎn)調查，353698794@qq.com。

引文格式：黃新鵬.福建平和福里石鈹（鉬）礦地質特征及成因初探［J］.桂林理工大學學報，2016，36（1）：99-106.