扬子板块北缘镇巴地区吴家坪组富Li-REE-Nb-V黏土岩地球化学特征及其地质找矿意义

周 伟，祁晓鹏，张嘉升，徐 磊，杨 杰，王 璐，高景民

（中陕核工业集团地质调查院有限公司，陕西西安 710100）

0 引言

锂属于稀散元素矿产，自然界发现的锂矿床有卤水型、伟晶岩型、沉积型三种（Kesler et al.， 2012；孙文礼等，2021）。沉积型锂矿床产于沉积岩中，品位较低，规模大，易于开采，锂主要赋存于黏土岩中。随着黏土岩型锂资源选冶技术水平的提高和国际锂矿产品价格的一路飙升，勘查经费不断投入，勘查工作不断深化，国内外越来越多的沉积型锂矿床被发现和评价。塞尔维亚Jadar 盆地中新世湖相沉积岩中发现锂资源量200 万吨的超大型锂矿床（Li2O 品位1.8%）（赵元艺等，2015）；美国内华达州麦克德米特地区的黏土岩型锂矿床锂资源量188 万吨（Li2O 品位0.132%）（代鸿章等，2023）；我国扬子板块南缘（滇中、桂西、黔北）石炭纪-二叠纪铁-铝质岩层相继发现黏土岩型锂矿床（Li2O 品位0.21%～1.1%），并伴生铌、镓等关键金属矿产（温汉捷等，2020；凌坤跃等，2021）；王滑冰等（2021）报道了华北板块西缘（豫北焦作地区）石炭纪本溪组（C2b）黏土岩型锂矿（Li2O 品位0.11%～0.887%）的地质特征。这些成果表明黏土岩型锂矿具有巨大的资源潜力和广阔的开发前景。

扬子板块北缘西乡-镇巴一带有铝土/铝质黏土发育，是陕西省重要的铝土矿产地。2020～2022 年，中陕核工业集团地质调查院有限公司在扬子板块北缘开展锂矿勘查工作时，发现了镇巴地区二叠系吴家坪组黏土岩Li2O 最高品位0.39%，ΣREO（稀土氧化物总量）最高品位0.142%，V2O5最高品位0.26%，Nb2O5最高品位0.022%，该层黏土岩厚度可达4.37 m，平均厚度2.17 m，Li-REE-V-Nb 具有异常富集的特征。目前，扬子板块北缘镇巴地区二叠系吴家坪组黏土岩的岩石学特征、矿物组成尚不明晰，锂元素的富集原因亟待查明。本次研究以扬子板块北缘陕南镇巴地区二叠系吴家坪组黏土岩为研究对象，通过黏土岩的矿物学组成、主微量元素特征探讨该区锂元素富集因素，为扬子板块周缘黏土岩型锂矿勘查、评价提供参考，具有重要的找矿指导意义。

1 区域地质背景

研究区地处陕南镇巴地区，与四川省接壤，大地构造位置属扬子板块北缘（图1a）。区内无岩浆岩发育，出露的地层从早到晚有下志留统罗惹坪组（S1l）、中-下二叠统梁山组与阳新组（P1-2l-y）、上二叠统吴家坪组（P3w）、下三叠统大冶组（T1d）、中-下三叠统嘉陵江组（T1-2j）（图1b）。

图1 扬子板块北缘镇巴地区大地构造位置图（a）和镇巴大池地区地质简图（b）Fig.1 Geotectonic location map of the Zhenba area in the northern margin of the Yangtze Block （a） and simplified geological map of the Dachi area in Zhenba （b）

罗惹坪组为一套细碎屑岩沉积，岩性组合为浅灰绿色泥岩、粉砂岩等。梁山组不整合于罗惹坪组之上，主要为一套硅质铁质粉砂岩，夹不稳定的劣质煤层，底部（或者靠近底部）发育一套铝质黏土岩（或铝土矿）。阳新组为一套碳酸盐岩沉积，主要为中厚层状生物碎屑灰岩、微晶灰岩、含燧石结核微晶灰岩。吴家坪组不整合于阳新组之上，下部为黏土岩（又称王坡页岩，即本文研究对象），上部为浅灰色含燧石团块、条带灰岩、生物碎屑灰岩。三叠系大冶组和嘉陵江组总体为碳酸盐岩沉积，以灰岩、白云质灰岩组合为特征，反映了潮坪相-潮下带的沉积环境（周家云等，2015）。

2 吴家坪组黏土岩地质特征

镇巴地区吴家坪组（P3w）与下伏阳新组（P2y）灰岩呈平行不整合接触关系，自下而上分黏土岩段和灰岩段（图2a）。中陕核工业集团地质调查院有限公司在开展镇巴锂矿勘查工作时，发现吴家坪组黏土岩中Li2O 品位0.13%～0.39%，厚度0.66～4.37 m，平均厚度2.17 m，岩层产状61°～124°∠33°～86°，顶板为吴家坪组深灰色含燧石灰岩，底板为阳新组青灰色硅化灰岩。该层黏土岩呈浅紫红色、浅灰紫色、灰褐色、浅灰白色、浅灰黄色，为泥质结构，薄层状构造，主要由黏土矿物、铁质（结核）、铝质及粉砂质组成，局部发育硅化，黏土岩夹持于灰岩之间，变形严重（图2b、c、d），片理化特征明显。该层顶部局部发育炭质泥岩，3～5 cm（图2e）。本次研究采集完整的新鲜岩石，经镜下鉴定，铁染现象严重，矿物排列具微弱定向，可见杏仁构造，杏仁被黏土矿物充填（图2f），偶见辉石斑晶，多发生绿泥石化，斑晶粒径1～3 mm。岩石中赤铁矿发育，占3%～5%，呈细小的粒状，粒径多为0.1～0.4 mm，多分布于其它矿物的晶间或粒内（图2g）。基质黏土岩化发育，有高岭石、铝绿泥石、水铝石等（图2h、i）。围绕裂隙发育微细粒磁铁矿/赤铁矿，粒度多小于0.1 mm。黏土矿物呈包膜状，围绕长石边部发育，为伊利石（图2h）。

3 样品及分析方法

本次研究在吴家坪组底部黏土岩中采集样品12件，取样位置见图1，样品新鲜，开展全岩主量、微量元素分析。测试工作在核工业203研究所分析测试中心完成。主量元素分析采用日本岛津制造ICPS-7510 型电感耦合等离子体发射光谱仪，SiO2依 据GB/T16399-2021；Al2O3、TFe2O3、MgO、CaO、Na2O、K2O、P2O5、MnO、TiO2依 据GB/T14506.32-2019，元素分析误差小于5%。微量元素分析采用美国Thermo Fisher 制造XSERIESⅡ型等离子质谱仪，依据DZ/T0279.2-2016，15 项稀土分量依据GB/T14506.30-2010，测试精度优于5%。

4 分析结果

4.1 主量元素特征

吴家坪组黏土岩样品主量元素分析结果见表1。黏土岩的SiO2含量介于25.73%～32.68%，平均29.76%；Al2O3含量23.88%～35.78%，平均28.20%；TFe2O3含量17.88%～32.16%，平均23.04%；MgO 含量0.11%～0.21%，平均0.17%；CaO 含量0.15%～0.32%，平均0.22%；Na2O 含量0.63%～1.92 %，平均1.12%；K2O 含 量0.45%～2.20%，平 均1.25%；P2O5含 量0.02%～0.10%，平均0.06%；TiO2含量3.32%～4.52%，平均3.90%。从主量元素地球化学来看，吴家坪组黏 土 岩 主 要 由SiO2、Al2O3、TFe2O3、TiO2组 成。在SiO2- （Al2O3+TiO2） -TFe2O3图解，样品属于泥质铝土岩、含铝土岩泥质铁矿、富铁铝土岩、铝土质铁矿的范围（图3），总体上具有富铁、铝特征。

表1 镇巴地区吴家坪组黏土岩主量元素（%）和微量元素（×10-6）分析结果Table 1 Content of major elements （%） and trace elements （×10-6） of Wujiaping Formation claystone in the Zhenba area

图3 镇巴地区吴家坪组黏土岩SiO2-（Al2O3+TiO2）-TFe2O3图解（底图据Valeton，1983）Fig.3 SiO2-（Al2O3+TiO2）-TFe2O3 diagram of the Wujiaping Formation claystone in the Zhenba area（base diagram from Valeton，1983）

4.2 微量、稀土元素特征

吴家坪组黏土岩微量、稀土元素分析结果见表1。黏土岩的Li 含量介于754×10-6～1133×10-6；V 含 量525×10-6～721×10-6；Sr 含 量39.8×10-6～165×10-6；Ba 含 量26.5×10-6～65×10-6；Nb 含 量81.5×10-6～113.0×10-6；Ta含量2.8×10-6～4.99×10-6；Zr 含 量435×10-6～645×10-6；Hf 含 量8.81×10-6～13.50×10-6，V、Nb、Zr 等元素含量均较高。吴家坪组黏土岩ΣREE 含量介于400.29×10-6～1204.43×10-6，平均619.75×10-6，均为轻稀土元素富集的右倾型配分模式（图4）。轻重稀土元素之间、轻稀土元素内部分馏明显，重稀土元素内部分馏不明显。所有样品都具有微弱负Eu 异常，有两件样品具有明显Ce 正异常，其原因须进一步甄别。稀土氧化物总量ΣREO 含量介于0.048%～0.142%（ΣLREO含量0.036%～0.124%，ΣHREO 含量0.012%～0.018%），Li2O 含 量0.16%～0.24%，V2O5含 量0.19%～0.26%，Nb2O5含量0.016%～0.022%，吴家坪组黏土岩为富Li-REE-V-Nb岩石。

图4 镇巴地区吴家坪组黏土岩稀土元素配分曲线（标准化值据Sun and McDonough，1989）Fig.4 Normalized REE patterns of the Wujiaping Formation claystone in the Zhenba area（normalized data after Sun and McDonough， 1989）

5 讨论

5.1 黏土岩风化蚀变与形成环境

前已述及，吴家坪组黏土岩发育于平行不整合面之上，属于古风化壳沉积。这种沉积表壳层在经历了强烈的化学风化作用和水-岩反应作用后，大量的活动元素被带出（诸如K、Na、Ca、Mg 等元素），只残留化学性质较稳定的Al、Ti 等元素（Das et al.，2007；严桃桃等，2016）。吴家坪组黏土岩具有高铝、富钛的特征，暗示其形成过程中经历了强烈的化学风化作用。为了定量指示岩石的化学风化强度，遂建立了化学风化指数（CIA 指数）的概念（Nesbitt et al.， 1982），CIA 指数在评价黏土岩-铝土岩（矿）形成过程中应用广泛，其计算公示为：

式（1）中CaO*一般用CaO 代替，所有氧化物均为摩尔百分数。CIA 值越高，表明岩石中的Ca、Na、K 等元素淋滤带出的也越多，风化程度越强。CIA值为50～60，反应弱风化；CIA 值为60～80，反应了中等风化；CIA 值为80～100，反应了强风化作用（Fedo et al.， 1995）。利用式（1）计算得到吴家坪组黏土岩CIA 值介于80.84～93.79，进一步说明其发生的化学风化作用强烈。研究表明，平均上地壳的CIA 值约为50，黄土的CIA 值为60～80，而由伊利石、蒙脱石等黏土矿物组成的岩石CIA 值更高，经历彻底风化后的高岭石、绿泥石的CIA 值可达100（Nesbitt et al.， 1982）。

黏土岩-铝土岩（矿）的形成一般经历了强风化阶段、黏土岩化阶段、铝土岩（矿）化阶段（温汉捷等，2020），对应的Al2O3含量增加，SiO2含量降低，Al2O3/SiO2值可以反应其经历的不同过程。吴家坪组黏土岩的Al2O3/SiO2值介于0.80～1.39，表明其形成于黏土岩化阶段（图5a），尚未演化至铝土岩（矿）阶段。

图5 镇巴地区吴家坪组黏土岩沉积环境判别（a，据温汉捷等，2020；b～d据龙珍等，2021）Fig.5 Identification of sedimentary environments of the Wujiaping Formation claystone， Zhenba area（a， after Wen et al.，2020； b～d after Long et al.， 2021）

沉积岩的La/Y 和（La/Yb）N值可以用来指示沉积环境的酸碱性变化，La/Y＞1，高（La/Yb）N值，指示碱性环境；La/Y<1，低（La/Yb）N值指示酸性环境（Abedini et al.， 2018）。吴家坪组黏土岩La/Y 值为1.19～2.44，（La/Yb）N值为5.91～10.63，表明它们形成于碱性环境（图5b），这不排除有基底碳酸盐岩风化物质的加入。

沉积岩的特征元素比值Sr/Ba 可以用来指示沉积水体的盐度变化，Ba2+在沉积水体中的溶解度很小，当盐度升高时，Ba2+便和SO42-化合，形成BaSO4而逐渐沉淀；Sr 的溶解度更大，Sr2+以离子的形式可以迁移很远，直至通过生物成因沉积。一般陆相淡水沉积物的Sr/Ba 值小于0.6，海相咸水沉积物Sr/Ba 值大于1.0，介于0.6～1.0 为半咸水沉积（倪善芹等，2010）。吴家坪组黏土岩的Sr/Ba 值为0.78～4.30，表明其形成于咸化-半咸化的海水环境（图5c）。

沉积岩在形成过程中，V 在氧化条件下易溶，在还原环境则吸附沉淀，Ni则相反，在还原条件下常以硫化物的形式沉淀。因此，V/（V+Ni）比值可指示沉积水体的氧化还原环境，氧化环境中V/（V+Ni）<0.6；氧化-还原过渡环境中V/（V+Ni）比值介于0.60～0.84；还原环境中V/（V+Ni）＞0.84（Dill et al.， 1988；李广之等，2008）。本区吴家坪组黏土岩V/（V+Ni）值为0.76～0.90，据此推断其形成于过渡-还原的沉积环境（图5d）。

5.2 富锂黏土岩成因探讨

吴家坪组黏土岩（又称王坡页岩）形成于中-晚二叠世之交，为古风化壳沉积，代表了阳新组灰岩顶部的风化剥蚀面，此时正值地史上的瓜德鲁普世-乐平世生物灭绝事件（GLB，约260 Ma）（Zhou et al.， 2002；杨振宇等，2009），与峨眉山大火成岩省的主喷发时限一致（喷发年龄262～258 Ma）（Zhou et al.， 2002；徐义刚等，2017）。胡晰（2016）在重庆文峰地区吴家坪组底部黏土岩中发现了大量火山灰形成的火山泥球；郭俊锋等（2017）在陕西汉中梁山地区吴家坪组黏土岩中发现斑脱岩，并认为是峨眉山大火成岩省喷发的火山灰沉积-蚀变的产物；张晗等（2020）对四川广元地区吴家坪组王坡层之上的凝灰岩研究后，认为凝灰岩与峨眉山大火成岩省酸性火山活动有关。杨晨晨等（2022）认为黔南马坡脚上二叠统吴家坪组凝灰岩亦来源于峨眉山大火成岩省酸性火山活动。由此可见，峨眉山大火成岩省对扬子板块周缘二叠纪沉积体系的影响广泛。本次研究工作，在该套黏土岩中发现了大量火山杏仁体，说明有峨眉山大火成岩省火山喷发物质的加入。

由于Al 和Ti 在风化过程中属于不活动元素（Das et al.， 2007），风化产物中的Al2O3/TiO2值更接近母岩中的比值。来源于铁镁质岩石的沉积物质，Al2O3/TiO2＜14，来源于长英质岩石的沉积物质，Al2O3/TiO2值为19～28（Addison et al.， 1983）。镇巴地区吴家坪组黏土岩Al2O3/TiO2值介于6.27～7.92，表明其与镁铁质岩石有关。在Al2O3-TiO2协变图中，样品均位于基性岩区（图6a）。黏土岩中Ti的主要载体矿物为金红石，吴家坪组黏土岩TiO2含量较高（3.73%～4.52%），而峨眉山大火成岩省亦发育有相当部分的高钛玄武岩，推断该黏土岩的高Ti 特征可能与峨眉山高钛玄武岩相对应。利用砂-泥岩的多项主量元素物源图解（Roser et al.， 1988），对吴家坪组黏土岩进行判别，所有样品均位于镁铁质火成岩物源区（图6b）。

图6 镇巴地区吴家坪组黏土岩物源判别（a， 据 Addison et al.， 1983；b，据Roser et al.， 1988；c，据Allègre and Minster，1978；d，据Panahi et al.， 2000）Fig.6 Discrimination diagrams of provenance for the Wujiaping Formation claystone in the Zhenba area（a， after Addison et al.， 1983； b， after Roser et al.， 1988； c， after Allègre and Minster， 1978； d， after Panahi et al.， 2000）

虽然样品的主量元素指示研究区吴家坪黏土岩来源于峨眉山玄武岩，但稀土元素是否也具有这样的特点呢？利用ΣREE- （La/Yb）N双对数图解判别，大部分样品都位于玄武岩范围内（图6c）。此外， Cr、Ni 等元素在识别铝土矿源岩中具有一定的指示意义，被广泛应用于铝土矿源岩的研究之中（Panahi et al.， 2000）。Ni、Cr 双对数图解可以较好地识别铝土矿的类型及其物源（Schroll et al.，1968）。吴家坪组黏土岩Cr 变化范围相对较小，介于689×10-6～947×10-6，Ni 变化范围稍大，介于72.2×10-6～207×10-6，Ni、Cr 双对数图解（图6d）可以看出，样品投点更靠近玄武岩区域。

沉积岩的母岩虽然经历了风化、剥蚀、搬运、沉积、成岩作用，但沉积岩的某些特征元素仍然保留对母岩的继承性，一般来源于中酸性火成岩的沉积岩多具有明显的负Eu异常，而来源于玄武岩等基性火成岩的沉积岩则无Eu 异常或显示较弱的负Eu 异常（杨社锋等，2007；李赛等，2022）。且母岩为玄武岩，在化学风化过程中，可以出现风化剖面的上部岩石具有Ce 正异常（Dai et al.， 2014），研究区吴家坪组黏土岩有全部样品显示微弱负Eu 异常（δEu 值为0.60～0.72），2 件样品具有明显正Ce 异常（δCe 值为2.69～2.74）（图4），这与玄武质岩石的风化情况一致。

综合以上研究结果，笔者认为研究区吴家坪组黏土岩主要来源于峨眉山大火成岩省的玄武岩，但尚不能排除有下伏碳酸盐岩基地风化剥蚀沉积物的加入。我国沉积型锂资源的赋矿岩石主要有凝灰岩和黏土岩类（包括黏土岩、铝质黏土岩、铝土矿），成矿作用包括火山岩受流体交代-淋滤以及碳酸盐岩风化-沉积两种类型（张英利等，2022）。研究区吴家坪组黏土岩锂元素的超异常富集与火山岩受流体交代-淋滤关系密切，伴随着峨眉山玄武岩喷发作用进行，携带着丰富锂元素的火山物质不断运移至喷发界面，压力逐渐降低，使流体饱和，形成一些玻屑物，大气降水水解玻屑，从火山灰中淋滤锂，搬运至盆地，盆地基底为阳新组碳酸盐岩，盆地沉积物在干旱条件下蒸发浓缩，使得锂进一步富集（Hofstra et al.， 2013），随着黏土矿物的不断形成（伊利石、高岭石、蒙脱石、水铝石等），吴家坪组富锂黏土岩（矿）沉积于不整合面之上（图7a）。晚二叠世晚期发生海进，沉积了吴家坪组灰岩，其下的富锂黏土岩得以保存（图7b）。

图7 镇巴地区吴家坪组富锂黏土岩形成示意图（a，据张英利等，2022修改）Fig.7 Formation mechanism of the Wujiaping Formation Li-enriched claystone， Zhenba area （a， modified from Zhang et al.， 2022）

5.3 地质找矿意义

《陕西省区域地质志》（韩芳林等，2013）对吴家坪组的定义为：平行不整合于阳新组灰岩之上，整合于大冶组灰岩之下的地层序列，底部稳定发育一层铁-铝质黏土岩（王坡页岩段），以纹层状灰岩、薄层泥质灰岩出现为该组顶界线。该层黏土岩在陕西汉中梁山厚约2 m，黎坪洪山厚度大于20 m，西乡堰口厚度3.9～5.5 m，四川南江厚度8.53 m。由此可见，吴家坪组黏土岩在扬子板块北缘广泛发育，具有较大规模。

扬子板块北缘镇巴地区吴家坪组黏土岩Li2O品位0.13%～0.39%，参照《古代固体岩类矿产地质勘查规范，DZ/T 0212.3-2020》（Li2O 边界品位0.06%，最低工业品位0.2%；中华人民共和国自然资源部，2020a）；Nb2O5含量为0.016%～0.022%，参照《稀有金属类矿产地质勘查规范，DZ/T 0203-2002》（风化壳型矿床Nb2O5边界品位0.008%～0.010%，最低工业品位0.016%～0.020%；中华人民共和国自然资源部，2020b）；轻稀土氧化物总量Σ LREO 为0.036%～0.124%，参照《稀土矿产地质勘查规范，DZ/T 0202-2022》（风化壳离子吸附型矿床Σ LREO 边界品位0.035%～0.065%，最低工业品位0.050%～0.098%；中华人民共和国自然资源部，2022）。该层黏土岩的锂、铌、轻稀土已经达到或超过相关矿产最低工业品位要求，钒品位达到伴生矿产可利用标准（伴生矿工业品位0.1%～5%；《矿产资源工业要求手册》编委会，2022），这些信息显示吴家坪组黏土岩综合成矿效果较好，潜在经济价值巨大。

近些年来，川南沐川地区二叠系宣威组底部黏土岩中发现古风化壳-沉积型铌、稀土矿床（文俊等，2021）；滇东-黔西二叠系宣威组（平行不整合于二叠系峨眉山玄武岩组之上）黏土岩中稀土氧化物含量最高达1.6%（赖杨等，2022）；广西平果地区二叠系合山组（不整合于二叠系茅口组灰岩之上）铝土岩系中锂和铌等关键金属超异常富集，Li2O 含量最高1.05%，Nb2O5含量最高0.04%（凌坤跃等，2021）；滇中盆地二叠系倒石头组（不整合于石炭系马平组灰岩之上）铝土岩系Li2O 含量最高1.1%（温汉捷等，2020）；华北淄博地区石炭系本溪组（平行不整合于奥陶系八陡组灰岩之上）铝土质泥岩中发现金红石型钛矿，并伴生铌钽、锂、镓等多种重要矿产（张保涛等，2022）；本文在二叠系吴家坪组（平行不整合于二叠系阳新组灰岩之上）黏土岩中发现了锂、稀土、铌、钒的超异常富集，这些成果表明，沉积间断面往往是某些关键金属矿产的富集部位，地史时期的不整合面在找矿工作中应当重点关注，助力新一轮找矿突破。

受此启发，我们首次在扬子板块北缘镇巴地区二叠系梁山组（平行不整合于志留系罗惹坪组之上）底部铝质黏土岩中发现锂、镓超异常富集，Li2O含量最高0.79%，三叠系须家河组（平行不整合于三叠系关岭组灰岩之上）底部（炭质）泥岩Li2O 含量最高0.22%，相关成果将另文报道。虽然上述成矿事实清楚，但古风化壳-沉积型关键金属矿产元素的富集机制、赋存状态、选冶技术还有待深入研究，以期后续为扬子板块北缘关键金属矿产锂、稀土、铌等勘查评价、开采利用提供依据。

6 结论

（1）扬子板块北缘镇巴地区吴家坪组黏土岩产于吴家坪组（P3w）与阳新组（P2y）的平行不整合界面，代表了古风化壳沉积，属于富锂、稀土、铌、钒的黏土岩，锂、铌、轻稀土已经达到或超过相关矿产最低工业品位要求，钒品位达到伴生矿产可利用标准。

（2）镇巴地区吴家坪组黏土岩的CIA（化学风化指数）值为80.84～93.79，表明其沉积母岩经历了强烈的化学风化作用；主微量元素地球化学特征表明黏土岩形成于咸化-半咸化、氧化-还原过渡、碱性的沉积环境，对应于黏土岩化阶段。综合研究认为，黏土岩来源于峨眉山大火成岩省的玄武岩，锂元素的富集与火山岩受流体交代-淋滤有关。

（3）吴家坪组黏土岩在扬子板块北缘广泛发育，Li-REE-Nb-V-Ti 综合成矿效果较好，潜在经济价值巨大。沉积间断面往往是某些关键金属矿产的富集部位，找矿工作应当重点关注。

致谢：感谢审稿专家对文章提出的宝贵意见。

［附中文参考文献］

代鸿章， 王登红， 刘善宝， 李鑫， 王成辉， 孙艳.2023.国外锂矿找矿新进展（2019～2021年）及对我国战略性矿产勘查的启示［J］.地质学报， 97（2）： 583-595.

郭俊锋， 宋祖晨， 肖良， 李相传， 郑亚娟， 姚肖永， 周雪柔.2017.陕西汉中梁山二叠系乐平统底部吴家坪组王坡页岩新认识［J］.地质论评， 63（5）： 1169-1178.

韩芳林， 张拴厚， 王根宝， 崔建堂， 王北颖， 王学平.2013.陕西省区域地质志［M］.北京： 地质出版社：255-270.

胡晰.2016.重庆文峰地区吴家坪组底部黏土岩地球化学特征及含矿性［D］.成都：成都理工大学：1-64.

《矿产资源工业要求手册》编委会.2022.矿产资源工业要求手册［M］.北京： 地质出版社：1-206.

赖杨， 龚大兴， 秦建华， 田恩源， 惠博， 徐璐， 高泽东.2022.滇东-黔西沉积型稀土：一种新类型稀土资源及其开发利用潜力［J］.中国地质， 49（6）： 1823-1833.

李广之， 胡斌， 邓天龙， 袁子艳.2008.微量元素V 和Ni的油气地质意义［J］.天然气地球科学， 19（1）： 13-17.

李赛， 段先哲， 牛苏娟， 李南， 孙浩然， 吴鹏， 戴浩橦， 郭聪，丁心科.2022.华南中生代玄武岩地球化学特征及其地球动力学意义［J］.地质与勘探， 58（5）： 1001-1015.

凌坤跃， 温汉捷， 张起钻， 罗重光， 顾汉念， 杜胜江， 于文修.2021.广西平果上二叠统合山组关键金属锂和铌的超异常富集与成因［J］.中国科学（地球科学）， 51（6）： 853-873.

龙珍， 付勇， 何伟， 唐波， 龙克树， 刘阳， 王天顺.2021.贵州新民铝土矿矿床Li 的地球化学特征与富集机制探究［J］.矿床地质，40（4）： 873-890.

倪善芹， 侯泉林， 王安建， 琚宜文.2010.碳酸盐岩中锶元素地球化学特征及其指示意义： 以北京下古生界碳酸盐岩为例［J］.地质学报， 84（10）： 1510-1516.

孙文礼， 马叶情， 宋庆伟.2021.中国花岗伟晶岩型锂矿特征和研究进展［J］.地质与勘探， 57（3）： 478-496.

王滑冰， 白德胜， 安颖， 邵江波， 卫建征， 纵瑞， 张明礼， 何铖.2021.豫北焦作地区本溪组锂元素分布及富集特征［J］.矿物岩石地球化学通报， 40（2）： 458-469.

温汉捷， 罗崇光， 杜胜江， 于文修， 顾汉念， 凌坤跃， 崔燚， 李阳，杨季华.2020.碳酸盐黏土型锂资源的发现及意义［J］.科学通报， 65（1）： 53-59.

文俊， 竹合林， 张金元， 张航飞， 郭文彦， 游学军， 赵伟， 李鹏程，陈东方.2021.川南沐川地区首次发现宣威组底部古风化壳-沉积型铌、稀土矿［J］.中国地质， 48（3）： 970-971.

徐义刚， 钟玉婷， 位荀， 陈军， 刘海泉， 颉炜， 罗震宇， 李洪颜， 何斌，黄小龙， 王焰， 陈赟.2017.二叠纪地慢柱与地表系统演变［J］.矿物岩石地球化学通报， 36（3）： 359-373.

严桃桃， 龚庆杰， 李金哲， 陈晶， 周伟伟， 李睿堃.2016.Al2O3/Ti： 风化与蚀变过程中的原岩示踪［J］.岩石学报， 32（8）： 2425-2432.

杨晨晨， 黄虎， 邓昌州.2022.黔南马坡脚上二叠统吴家坪组凝灰岩成因及其地质意义［J］.矿物岩石地球化学通报， 41（2）： 398-413.

杨社锋， 方维萱， 胡瑞忠， 王思德， 魏宁.2007.老挝Boloven 高原玄武岩风化壳中稀土元素富集与主量元素关系［J］.中国稀土学报， 25（4）： 461-468.

杨振宇， 沈渭洲， 郑连弟.2009.广西来宾蓬莱滩二叠纪瓜德鲁普统-乐平统界线剖面元素和同位素地球化学研究及地质意义［J］.地质学报， 83（1） ： 1-15.

张保涛， 胡兆国， 梅贞华， 李秀章， 王向伟， 柳森， 陈磊， 魏正宇.2022.华北地区本溪组首次发现古风化壳沉积金红石型钛矿［J］.地质学报，96（6）： 2251-2254.

张晗， 黄虎， 侯明才.2020.四川广元地区朝天剖面上二叠统吴家坪组凝灰岩成因及其地质意义［J］.地球科学与环境学报， 42（1）： 36-48.

张英利， 陈雷， 王坤明， 王刚， 郭现轻， 聂潇， 庞绪勇.2022.沉积型锂资源成矿作用特征［J］.矿床地质， 41（5）： 1073-1092.

赵元艺， 符家骏， 李运.2015.塞尔维亚贾达尔盆地超大型锂硼矿床［J］.地质论评， 61（1）： 34-44.

中华人民共和国国土资源部.2020a.古代固体盐类矿产地质勘查规范.DZ/T 0212.3-2020［S］.北京： 地质出版社：1-24.

中华人民共和国国土资源部.2020b.稀有金属类矿产勘查规.DZ/T 0203-2020［S］.北京： 地质出版社：1-45.

中华人民共和国国土资源部.2022.稀土矿产地质勘查规范.DZ/T 0202-2022［S］.北京： 地质出版社：1-50.

周家云， 龚大兴， 李萌.2015.四川盆地三叠纪蒸发岩特征、盐盆迁移及其构造控制［J］.地质学报， 89（1）： 1945-1952.