煤系戰略性金屬元素富集成礦的構造控制

曹代勇，魏迎春，秦國紅，寧樹正，王安民，張 昀，李 新，位金昊，徐來鑫

(1.中國礦業大學(北京) 地球科學與測繪工程學院，北京 100083；2.中國礦業大學(北京) 煤炭資源與安全開采國家重點實驗室，北京 100083；3.河北師范大學 地理科學學院，河北 石家莊 050024；4.中國煤炭地質總局勘查研究總院，北京 100039)

煤系戰略性金屬礦產與煤系非常規氣和清潔用煤資源是當前煤地質學研究的熱點和前緣領域，與其他戰略性金屬(關鍵金屬)礦產具有“稀”“伴”“細”的特點相似[1-2]，煤系戰略性金屬礦產屬于煤(煤系)微量元素富集成礦[3]，其類型多樣、成因復雜，煤系戰略性金屬礦產的形成與演化，受控于復雜的地質構造環境和重要的地球動力學過程，深刻體現了中國大陸的地質個性、自然優勢和資源特色[4-5]。

含煤巖系是一套發育煤層的沉積巖系，其特點是旋回性明顯、巖石類型多、有機質和黏土類細碎屑巖類發育。以有機質為主要物質組成的特征決定了煤的構成具有吸附性和還原性能[6]，在特定地質和地球化學條件下可富集多種戰略性金屬元素(例如鋰、鎵、鈾、鈧、鈦、釩、鍺、硒、鋯、鈮、鉿、鉭、稀土元素和釔、鉑族元素等)形成“煤系戰略性金屬礦床”[4-5,7-11]。煤化作用是一個開放系統，其中的煤層和分散有機質對溫度、壓力、流體等地質環境條件十分敏感，煤和煤系與圍巖存在能量和物質的交換，地質演化歷史中的各種構造–熱事件，無一不在煤和煤系中留下深刻的烙印[12]，不僅導致煤的有機組分、結構和構造變化，而且也可以導致包括金屬元素在內的無機組分發生遷移和富集，造成煤系戰略性金屬礦產成礦機制和賦存狀態的特殊性和復雜性。

構造作用是控制煤和煤系礦產資源形成、賦存的重要地質因素之一[13]，區域地質背景和盆地沉降充填提供了煤系礦產的物質基礎，盆地構造–熱演化決定了多種礦產耦合成礦過程，含煤巖系改造和構造格局控制了煤系礦產資源的賦存狀態。地質構造不僅為微量元素富集成礦提供了流體遷移的通道和物質沉淀的空間，而且構造–熱作用還會導致元素的重新分配、組合和調整。煤系戰略性金屬礦產與其他煤系礦產相同，均是煤盆地和含煤巖系形成、演化的產物，因此，在煤系戰略性金屬礦產成礦機制與分布規律研究中，地質構造控制作用是一個值得重視的因素。

1 煤系戰略性金屬礦產形成過程構造控制因素概述

蔣少涌等[1](2019)和翟明國等[2](2019)指出，戰略性金屬元素富集成礦是多種因素作用的結果，宏觀上與板塊俯沖、超大陸聚合和裂解、巖漿源區特征、巖漿結晶分異和表生作用等過程有關，微觀上又受揮發分、溫度、壓力、氧逸度、酸堿度、地質流體、古氣候、古環境等物理和化學因素控制。但是，諸多因素如何作用，以及何種因素或條件在成礦過程中起主導作用，仍存在爭議。

煤系戰略性金屬礦產作為煤系共伴生礦產資源，其成礦過程與成煤作用密切相關。劉桂建等[14](2001)把包括煤系戰略性金屬的煤中微量元素富集因素分為原生、次生和后生三大類，分別對應于泥炭化作用階段、成巖作用階段和變質作用階段。任德貽等[3,15](2006)指出，煤中微量元素的聚集和分布在泥炭化階段、煤化作用階段及后期風氧化作用階段受多種因素控制，包括成煤植物門類、泥炭沼澤類型、陸源區母巖性質、沉積環境、火山活動、微生物作用、氣候及水文地質條件、頂板沉積成巖作用、構造活動、巖漿熱液活動、地下水活動，以及成煤作用后的風氧化作用等；總結出6 種成因類型：陸源富集型、巖漿熱液作用富集型、火山作用富集型、大斷裂–熱液作用富集型、地下水作用富集型和沉積環境–生物作用富集型。V.V.Seredin等[8](2013)將煤中微量元素富集劃分為陸源碎屑富集型、火山凝灰巖富集型、滲透或大氣地下水驅動富集型，以及與各種成因的流體上升有關的滲出類型富集型。代世峰等[5](2022)指出煤系戰略性金屬礦產成因類型復雜，有火山灰成因、蝕源區供給成因、火山灰和熱液流體改造復合成因、同生熱液淋溶成因、后生熱液淋溶成因、海底噴流成因、熱液和沉積環境復合成因等；煤系金屬礦產成礦作用經歷的“蝕源區供給(和蝕源區形成)?物質遷移?金屬富集?后期改造保存”4 個過程，是在盆地沉積物“堆積?成巖?后期改造”3 個演化階段中發生和發展的。王文峰等(2021)認為，地質構造溝通了地球深部與地表的物質聯系，大地構造條件與氣候因素共同決定了聚煤作用、剝蝕作用強度及地表與地表水體的特征和組成，因而，煤中伴生元素的富集與虧損多與地質構造有關[16]。

可以看出，已經普遍認識到煤系戰略性金屬礦產的聚集分布是多因素、多階段、多層次綜合作用的結果，從煤系礦產物源相關、耦合成礦、同盆共存的角度分析[17]，煤中戰略性金屬富集成礦的構造控制貫穿于含煤巖系形成與演化的全過程(圖1)。

圖1 煤系戰略性金屬成礦構造控制因素Fig.1 Tectonic control factors for metallogenesis of strategic metal elements in coal measures

1.1 巖石圈板塊運動

顯生宙以來的全球板塊運動決定了地質歷史時期海陸分布和古地理面貌、全球氣候分帶、成煤植物區系等，這是影響聚煤作用的主要控制因素[18]，從宏觀上導致聚煤作用的興衰、含煤巖系的時空分布及其共伴生戰略性金屬元素遷移和富集成礦。

聚煤作用的古氣候、古植物、古地理和古構造4 大控制因素中，古氣候是前提條件，溫暖、潮濕的氣候條件，有利于成煤植物的生長，為泥炭沼澤發育和泥炭堆積提供充足的物質基礎，同樣溫暖、潮濕的氣候也有利于物源區充分風化剝蝕，分解的微量元素得以長期遷移進入聚煤盆地泥炭沼澤中聚集。溫暖、潮濕的氣候條件取決于地球表面的氣候分帶，地質歷史中古板塊的運動正是造成不同時期全球性聚煤帶的根本原因。以中國晚古生代含煤巖系為例，主要地塊古地磁恢復表明，從早古生代到晚古生代石炭–二疊紀時期，華北古板塊與華南古板塊同時向北運移，由南半球位移到北半球，古緯度變化分別為12.9°S→10.8°N 和6.9°S→3.3°N，呈近東西向排列[19]，處于北半球低緯度溫暖潮濕型氣候的熱帶、亞熱帶，以大羽羊齒植物為主的華夏植物群為特征，聚煤作用廣泛發育[20]。

早古生代早期，華北古大陸板塊與西伯利亞古大陸板塊之間隔著寬達4 000 km 的大洋，早古生代中晚期，華北古板塊北緣轉化為主動大陸邊緣[21]，洋殼向南俯沖消減，石炭紀時大洋關閉，華北古板塊與西伯利亞古板塊開始初始碰撞[21-23]，華北北緣地區陰山山脈開始隆起[19]，成為晚古生代華北聚煤盆地主要物源區。華北古板塊南緣在早古生代早期為被動大陸邊緣，寒武系和奧陶系均向北超覆，表明海侵來自南側古秦嶺洋；早古生代中期，洋殼開始向北俯沖消減，華北古板塊南緣轉化為安第斯型主動大陸邊緣[21]，中奧陶世后華北整體抬升成陸與此有關。兩個大陸的拼合是一個長期而復雜的地球動力學過程。一方面，從時間演化上包括從初始碰撞到全面拼貼等一系列構造事件[22]，另一方面，在空間展布上，大陸邊緣的不規則性可以造成沿縫合帶分段定時序碰撞的不同時性[24]。研究表明，華北古大陸板塊與華南古大陸板塊之間的初始碰撞始于泥盆紀，全面拼貼完成于三疊紀，具有由東向西逐步進行的穿時性[21]。由華北晚古生代聚煤盆地物源分析表明，晚石炭世至早二疊世物源主要來自北部陰山一帶，古水流向均指向南，南華北晚二疊世平頂山砂巖段古水流反向由南向北，反映華北南緣出現陸源剝蝕區[25]。華北南部西段鄂爾多斯盆地南緣石炭–二疊紀煤系沉積范圍僅限于五峰山–嵯峨山以北，二疊系下伏地層間為角度不整合接觸[26]，秦嶺洋的部分關閉可能始于海西期中期，北秦嶺古陸成為渭北煤田石炭–二疊系煤系Li、Ga、REE 等元素富集的主要物源[27-28]。上述特征表明，晚古生代，北部大陸碰撞過程及造山作用是控制板內克拉通煤盆地發育的主要因素，海西運動末期，隨南、北古洋殼不斷消減乃至天山–興蒙褶皺系的崛起，華北聚煤盆地基底抬升，海水由北向南逐漸退出，過渡為晚二疊世陸相盆地，華北古板塊繼續北移至北緯30°左右的副熱帶高壓帶，氣候轉為干旱，晚古生代聚煤作用結束。

1.2 區域構造的活動性

區域構造的活動性決定了盆–山關系和煤盆地類型及其演化，從而影響煤系金屬元素富集成礦作用。聚煤作用有利的構造–古地理條件是連續緩慢的構造沉降，在古大陸板塊內部往往發育巨型克拉通拗陷型煤盆地，基底構造穩定，聚煤期沉降相對緩慢、形成廣闊的陸表海環境，海陸過渡相泥炭沼澤大面積連續發育，盆地周緣物源區緩慢平穩的構造抬升，為物源區母巖遭受徹底的剝蝕、風化和淋濾分解提供了良好條件，有利于親石元素Al、Ga 等搬運富集成礦。此類克拉通拗陷盆地后期改造通常較輕微，煤中金屬元素遷移主要受聚煤期源–匯系統控制，成因類型以陸源富集型為主。如華北石炭–二疊紀聚煤盆地、鄂爾多斯中侏羅世聚煤盆地、華南上揚子晚二疊世聚煤盆地等均為大陸板塊內部的巨型拗陷型煤盆，盆緣普遍發育煤系戰略性金屬富集成礦帶。

與之相對應的是大陸邊緣活動帶、大陸裂谷帶等構造環境，構造–巖漿活動強烈、基底不穩定，煤盆地以斷陷型、斷拗型和小型山間(拗陷)型為特征，如位于濱太平洋活動大陸邊緣的內蒙古東部早白堊世海拉爾–二連斷陷盆地群、新特提斯構造域三江造山帶的滇西新近紀走滑拉分盆地群。煤盆地通常以變質巖系或巖漿巖為基底，規模較小、盆地展布具有明顯的方向性，聚煤作用和含煤巖系受盆緣斷裂和盆內斷裂系統的控制，巖相變化和煤層變化劇烈，盆緣隆起高差大、物源區剝蝕強烈，盆內同沉積構造發育，以拉張環境下正斷層為特征，盆地后期改造和熱液活動通常較明顯，煤系金屬元素遷移富集成礦受物源區性質、巖漿作用、斷裂作用等多種因素控制。成因類型除陸源富集型之外，還包括巖漿熱液作用富集型、火山作用富集型、大斷裂–熱液作用富集型和地下水作用富集型等多種類型。俄羅斯遠東濱海地區南部發育于新生代大陸裂谷帶小型斷陷盆地的煤–鍺礦床[29]、我國內蒙古二連早白堊世斷陷盆地群勝利煤田烏蘭圖嘎煤–鍺礦床[30]和滇西新近紀走滑拉分盆地群幫買盆地臨滄煤–鍺礦床[31]等著名煤–鍺礦床，均發育同沉積期或聚煤期后深斷裂，切割基底，形成溝通巖漿巖或變質巖深循環含礦熱液進入煤系的有利通道，煤的還原障和鍺元素的有機親和性導致鍺在煤層中合適部位富集成礦，富礦層段與斷裂構造關系密切。

1.3 構造控礦作用

廣義的構造控煤作用泛指構造作用對煤的聚集和賦存的控制關系，包括作用過程即構造運動對聚煤作用和聚煤期后改造作用的控制、作用結果即構造形態對聚煤作用和改造作用的控制[32-33]。煤系戰略性金屬礦產作為煤系共伴生礦產類型，其成礦過程同樣受到構造運動和構造形態的控制，可以從構造控煤角度理解煤系戰略性金屬元素遷移富集的構造控礦作用。

聚煤期前的構造運動奠定煤盆地基底構造格局，構造沉降和隆升提供了聚煤作用的場所和含煤巖系的物源區，包括成煤盆地的構造類型(拗陷盆地、斷陷盆地、斷拗盆地等)和蝕源區的性質(物質組成、結構構造、地形地貌)，從而決定了含煤巖系及其戰略性金屬元素形成的物質基礎。研究表明，煤系戰略性金屬礦床具有物源區母巖專屬性特征，例如，煤中鍺礦床的盆地基底或盆地周邊為花崗巖，煤系中鈮?鋯?鎵?稀土礦床的底部為玄武巖或者為灰巖，煤中鈮?鋯?鎵?稀土礦床均含有堿性火山灰夾矸[5]。這些基底和圍巖的巖性差異在很大程度是由早期構造–巖漿活動所決定的，取決于大地構造環境和特定的構造單元。

聚煤期構造作用主要表現為盆–山耦合過程、同沉積期盆緣和盆內構造活動、巖漿侵入和火山噴發等方式，通過對聚煤源–匯系統、巖相古地理與成煤環境、泥炭沼澤類型及其地球化學條件等因素的影響，在泥炭化階段和成巖作用階段，決定成礦物質的遷移與原生聚集。

聚煤期后構造作用通過盆地沉降–隆升史、斷裂活動、褶皺變形、巖漿活動、構造應力與應變等形式，影響煤變質類型、含礦熱液運移、容礦空間變動、剝蝕和風(氧)化，促使元素遷移和重組，主要體現為構造沉降增溫和巖漿熱效應、構造格局與含礦熱液活動、構造應力應變控礦機制，以及煤田構造定位決定礦床賦存狀態等4 方面。

1.4 構造–巖漿作用

巖漿作用是指地殼深處或上地幔形成的，以硅酸鹽為主要成分，熾熱、黏稠并富含揮發分的熔融體，在壓力差的驅動下，沿構造軟弱帶上升到地殼上部或噴溢到地表冷凝成巖的過程。這一過程與巖石圈地殼的結構、構造和應力狀態密切相關，因此，巖漿作用可以視為地殼運動的一種表現形式，又稱為構造–巖漿作用。巖漿成分復雜，在向上運移過程中，由于物理化學條件的改變，分異冷凝形成不同類型的巖漿巖，地殼中的高分異花崗巖和LCT 型偉晶巖中富集Li、Be、Rb、Cs、Nb、Ta 等元素，殼幔混合來源的堿性花崗巖和NYF型偉晶巖則富含Nb、Ta、Zr、Hf、Y 等元素[1-2]。巖漿作用不僅是決定煤變質類型的重要因素，而且對包括煤系戰略性金屬元素在內的微量元素的遷移富集也有重要的影響。其方式主要表現在以下方面。

其一，不同類型的巖漿巖以風化剝蝕碎屑、淋濾含礦流體等形式從物源區搬運進入沉積區，聚煤期噴出作用以火山灰或火山碎屑形式進入沉積區，成煤盆地基底或外緣巖體經熱液萃取沿斷裂運移進入泥炭沼澤[34]，為金屬元素的原始聚集和遷移提供了豐富的物質基礎。

其二，成煤期后的巖漿侵入煤系或煤層，所帶來的揮發分或熱液活動，與煤層發生物質交換，使微量元素發生遷移和再富集[3,14]。R.B.Finkelman 等[35](1998)研究了受到長英質白斑巖侵入的白堊紀揮發性無煙煤，總結出火成巖侵入改變煤中元素組成的方式主要有3 種：受熱揮發、巖漿殘留，以及通過流體增加或帶走元素。F.Goodarzi[36](1995)和R.B.Finkelman 等[35](1998)等研究接觸變質煤，發現煤熱解過程中與有機質結合的Cl、Mn 和Se 等元素由于逸散而含量減少。

其三，構造巖漿侵位產生的高溫和壓力，導致區域巖漿熱變質作用和接觸變質作用[37]，促進煤有機大分子結構發生變化，可能造成與有機質結合的揮發性元素逸散[3]。這是由于與微量元素結合的有機官能團主要有羧基(－COOH)、羥基(－OH) 等[38]，隨著煤化作用增加，基本結構單元的脂肪族側鏈和含氧官能團逐漸降解，特別是羧基(－COOH)和羥基(－OH)的大量消失，導致與這些官能團締結的微量元素也隨之減少，形成的金屬螯合物含量降低[39]。

2 區域構造背景決定了煤系戰略金屬礦產成礦區帶展布

2.1 中國煤田構造基本格局

中國大陸自晚古生代主要成煤期以來，相繼經歷了古亞洲地球動力學體系、太平洋地球動力學體系和特提斯地球動力學體系的作用[22]，大陸構造演化的時空非均勻性、基底屬性和地層結構的復雜性，導致煤田構造格局呈現復雜而又有序的總體面貌[40]。控制中國煤田構造格局的區域構造因素包括：賀蘭山–龍門山–哀牢山南北向構造帶、大興安嶺–太行山–武陵山南北向構造帶，天山–興蒙東西向構造帶和昆侖–秦嶺–大別山東西向構造帶，上述區域性構造帶劃分了三大煤田構造域(煤系變形構造組合帶)和五大賦煤構造區[33,41]，構成影響和控制煤系戰略性金屬富集成礦的基本構造背景。

東部煤田構造域位于大興安嶺?太行山?武陵山構造帶以東，煤系變形時空差異明顯，具有復合變形或疊加變形性質。前中生代受古亞洲地球動力學體系控制，中、新生代主要受太平洋地球動力學體系的控制，西太平洋板塊的俯沖，造成華北克拉通的破壞[42]，構造–巖漿活動頻繁、煤盆地后期改造強烈。華北和東北具有中生代早期擠壓/中生代晚期–新生代伸展負反轉構造背景，秦嶺?大別山以南則以多期持續擠壓變形為特征，構造變形和巖漿作用強度由東向西遞減。

中部煤田構造域具有過渡變形的特點，位于賀蘭山?龍門山?哀牢山構造帶與大興安嶺?太行山?武陵山構造帶之間，屬于前中生代古亞洲地球動力學體系、中–新生代特提斯地球動力學體系與太平洋地球動力學體系交匯部位。巖石圈和地殼結構穩定，發育鄂爾多斯盆地和四川盆地等巨型煤–油氣多能源盆地，煤盆地多被構造隆起帶環繞，盆–山結構清晰，盆緣造山帶構造–巖漿活動為煤系戰略性金屬遷移富集提供了良好的區域構造背景。

西部煤田構造域位于賀蘭山?龍門山?哀牢山構造帶以西，以擠壓變形為特征。經歷了古亞洲洋盆和特提斯洋盆的開啟、俯沖、閉合以及微陸塊多次碰撞造山，特別是受印度/亞洲碰撞(60～50 Ma)以來的近程效應和遠程效應影響[43]，煤田構造以擠壓體制為特色，區域構造線呈NW–NWW–NNW 弧形展布，變形強度向北遞減。構造變形組合由滇藏賦煤構造區的平行條帶結構，轉換為西北賦煤構造區的多中心環帶結構[33]。

賀蘭山–龍門山–哀牢山南北向構造帶、天山–興蒙近東西向構造帶、昆侖–秦嶺–大別山東西向構造帶等區域性構造帶相互組合，劃分了東北、華北、華南、西北和滇藏五大賦煤構造區。

2.2 五大賦煤構造區煤系戰略性金屬成礦構造背景

東北賦煤構造區的大地構造區劃屬于天山–興蒙造山帶東段，區內以早白堊世內陸含煤巖系為主，其次為晚侏羅世煤系，沿NNE 向展布的小型斷陷盆地中發育古近紀煤系。該區以興蒙造山帶及其中間地塊為基底，印支運動以后卷入濱太平洋活動大陸邊緣，古、新太平洋地球動力學體系的轉折期，巖石圈地殼發生大規模裂陷并伴隨大規模巖漿侵入和噴發，在伸展作用下形成一系列NE?NNE 向展布的斷陷盆地，并發生強度較大的成煤作用。中生代成煤盆地均屬于地塹或半地塹構造類型，盆地規模普遍較小、離散程度較高、成帶性明顯，往往追蹤基底斷裂網絡發育。區內海西期和燕山期巖漿活動強烈，晚中生代煤盆地的形成多與火山活動有密切關系，含煤巖系覆蓋在火山巖之上或被火山巖所控制。東北賦煤區自西向東分為3 個亞區，大興安嶺以東的東部和西部亞區煤中微量元素富集程度一般不高[44]，西部帶發育于變質基底或火山巖基底之上的海拉爾盆地群和二連盆地群，煤中鍺、稀土等金屬元素富集成礦，比較典型的包括勝利煤田烏蘭圖嘎煤?鍺礦床[30,45]和伊敏煤田五牧場煤?鍺礦床[46-47]，以及烏蘭圖嘎煤中鎢、鉑族等金屬元素的超常富集，二連盆地南部部分煤田煤中鈾的富集和部分中侏羅世煤中稀土元素富集[30,48]。

華北賦煤構造區位于興蒙造山帶與秦嶺–大別山造山帶之間的華北古大陸板塊主體部位，廣泛發育石炭?二疊紀煤系，其次為鄂爾多斯盆地及外圍的中侏羅世煤系、晚三疊世煤系和東部沿海的古近紀煤系。華北晚古生代聚煤盆地是一個典型的巨型克拉通拗陷，基底連續穩定，加里東運動構造抬升整體隆起成陸，經歷了奧陶紀晚期至石炭紀早期長達150～130 Ma 年的風化剝蝕，形成以高鋁并含鎵和鋰等親鋁元素的黏土巖為特征的風化殼，構成石炭–二疊紀海陸交互相含煤巖系的直接基底。海西運動期間華北陸塊南、北古洋逐漸消減閉合，北部天山–興蒙造山帶陰山古陸和南部秦嶺造山帶相繼隆起，構成華北石炭–二疊紀煤系的物源區。在斜坡沉積構造背景下[49]，煤系底部風化殼黏土巖抬升遭受剝蝕，作為近源物質進入泥炭沼澤參與成煤作用，使北方石炭–二疊紀煤中主要以鎵、鋰異常及少量輕稀土異常為主[50-52]。海西運動末期，天山–興蒙造山帶崛起致使華北盆地基底抬升，海水由北向南逐漸退出，過渡為晚二疊世陸相盆地，晚古生代成煤作用結束，華南古板塊與華北古板塊于中生代早期由東向西逐漸完成碰撞對接，構成中國大陸的主體。印支運動是中國大陸構造演化的重大轉折，中國東部進入濱太平洋構造域的演化階段，華北陸塊發生解體，經歷了中生代板內擠壓變形和新生代活動大陸邊緣伸展變形階段。受控于周緣造山帶活動和盆地基底結構及物質運動的差異性，西部繼承性發育鄂爾多斯中生代陸相含煤盆地，太行山以東卷入環太平洋構造域，構造–巖漿活動明顯，構造應力、巖漿熱和熱液對石炭?二疊紀煤系微量元素遷移造成不同程度的影響。

華南賦煤構造區處于特提斯構造域與環太平洋構造域的交匯部位，跨揚子陸塊區和華南褶皺系2 個一級大地構造單元，劃分為揚子賦煤構造亞區和華夏賦煤構造亞區[33]。中、晚二疊世煤系全區發育，其次為晚三疊世煤系，新近紀煤系則局限于西南部滇東一帶。華南巖石圈經歷了多期、幕式的生長，煤田構造格局時空差異顯著，物源供給具有多源性，煤層沉積環境多樣，沉積相變化明顯；同時，區域內同沉積斷裂非常發育，為熱液流體和巖漿活動提供了物質運移通道[53]。晚二疊世聚煤盆地屬于巨型克拉通拗陷構造類型，揚子陸塊變質基底固結于晉寧期，為富煤帶的形成提供了穩定的構造環境；加里東褶皺帶構造活動相對較強，在構造和古地理適宜的地區，也形成了次要富煤帶。海西期東吳運動使盆地周緣的構造帶抬升隆起成陸，為煤系戰略性金屬元素富集提供了豐富的物質來源，尤其是中、晚二疊世之交“峨眉地幔熱柱”活動，發生的大規模基性巖漿噴溢，控制了西南地區的構造格局，構成了康滇古陸玄武巖山地、玄武巖斜坡、茅口灰巖溶蝕及殘積平原和淺海4 個構造地形臺階，決定了晚二疊世聚煤前的古地理面貌[54]，以蝕源區供給、火山灰降落和熱液流體等方式，對川黔滇渝地區晚二疊世煤的地球化學特征和煤系戰略性金屬成礦產生重要影響[53,55-57]。黔東凱里地區下二疊統梁山組煤中稀土元素富集來源于研究區東側雪峰古陸石炭統的表生作用產物[58]，廣西以早古生代變質巖系為基底的右江裂陷盆地同期合山組煤系以淺水碳酸鹽臺地沉積環境為特色，上賢、扶綏等區煤和煤系泥巖中鋰、稀土富集則主要受東南部云開古陸[59]、西南部哀牢山?松馬縫合帶酸性巖漿巖[60]剝蝕物源的控制。江南古陸以東以華南褶皺系前泥盆紀變質為基底的華夏賦煤構造亞區活動性大、后期改造強烈，煤田逆沖推覆和滑覆構造全面發育，中生代構造巖漿活動強烈，煤變質程度普遍較高[41]，煤系戰略性金屬成礦條件較差[59]。

西北賦煤構造區東以賀蘭山、六盤山為界，南以昆侖山、秦嶺為界，跨越天山–興蒙造山帶、塔里木陸塊區、秦祁昆造山帶等不同的一級大地構造單元，主要受特提斯地球動力學體系與古亞洲地球動力學體系的影響，總體上呈盆–山耦合構造格局。本區主要發育早?中侏羅世含煤巖系，聚煤盆地形成于古亞洲動力學體系造山期后伸展的地球動力學背景，為斷裂斷塊格局控制的泛湖盆體系的湖沼環境[61]，湖盆周邊發育成煤沼澤，煤中元素匯入和聚集受控于造山帶活動控制[16]，取決于盆地沉降與山體相對抬升速率，盆緣隆起的前中生代巖漿巖與變質巖系的剝蝕提供了豐富的金屬元素物源。新生代以來印度/歐亞板塊碰撞拼合的遠程效應影響[43,62-63]，使西北地區盆地不同程度反轉，形成再生型前陸盆地。西北賦煤區目前發現的煤中金屬異常主要以鎵、鈾為主，分布在北疆天山造山帶與卡拉麥里造山帶夾持的準噶爾盆地東部和南部[64]、天山造山帶中的吐哈盆地[59]和伊犁盆地南北緣[16,65]，以及青海祁連山南麓的木里煤田[64,66]。

滇藏賦煤構造區大地構造區劃屬于特提斯范疇，主體為西藏–三江造山系，由歸屬于歐亞大陸和岡瓦納大陸的若干陸塊(地體)及其間的縫合帶構成，地質演化歷史復雜，構造–巖漿活動期次多、強度大。含煤巖系主要賦存于青藏高原北部和滇西地區，受NW?SE 向深斷裂的控制和強烈的新構造運動改造，褶皺、斷裂極為發育，煤系賦存條件復雜。滇藏賦煤構造區劃分為青南–藏北賦煤亞區、藏中(岡底斯)賦煤構造亞區和滇西賦煤構造亞區3 個賦煤構造亞區[33]。滇西賦煤構造亞區位于西南三江特提斯造山帶和復合成礦系統[67]，構造格局以新生代走滑斷裂變形為顯著特征，發育眾多小型山間盆地和走滑拉分盆地，新近紀有聚煤作用發生。發育于印支期花崗巖基底之上的幫買走滑拉分盆地，新近紀褐煤中鍺的超常富集是最著名的煤系戰略性金屬礦產開發的成功實例，煤中鍺的富集與切割基底的斷裂導通富硅含鍺熱水溶液循環有關[31]。滇藏賦煤區廣泛的構造–巖漿活動為煤系金屬元素富集成礦提供了良好的構造條件，但青南–藏北和藏中亞區因含煤塊段分布零星、資源量小、工作程度低，很少開展煤地球化學研究工作，僅在昆侖山賦煤帶尕瑪羊曲地區局部發現煤中鍺、鎵異常，在昌都妥壩、巴貢等地零星發現煤中鎵輕度富集[68]。

2.3 中國煤系戰略性金屬礦產成礦區帶

煤系戰略性金屬元素富集成礦影響因素復雜，時空分布差異顯著，但仍有規律可循，呈現分區成帶分布的基本特點，與區域構造背景和煤田構造格局具有一定程度的相關性。現有煤系戰略金屬礦產富集區主要分布在二連–海拉爾盆地群、鄂爾多斯煤盆地周緣及鄰區、四川盆地和云貴高原等區域[10,16,59,69-70]，呈NNE向展布；此外，還沿東西向展布的天山–陰山造山帶、秦嶺–祁連造山帶，以及新特提斯造山帶滇西走滑斷陷盆地群分布。

寧樹正等[59](2019)以煤中金屬異常點空間分布為基礎，結合礦化特征、賦存特征、富集控制因素，將全國劃分出7 個煤中金屬元素礦產資源成礦區帶：(1) 二連盆地–海拉爾盆地鍺、稀土成礦帶，(2) 天山鎵成礦帶；(3) 陰山南麓鎵–鋰成礦區帶；(4) 太行山東鎵成礦帶；(5) 祁連–秦嶺鎵–鋰成礦帶；(6) 川滇桂鎵–鋰、稀土成礦帶；(7) 滇西三江鍺成礦帶。本文從區域構造控制角度出發，對上述成礦帶進行重新梳理，將中國煤系戰略性金屬成礦區帶劃分為3 大成礦域、8 個成礦帶(圖2)。其中，中部成礦域、西部成礦域和東部成礦域分別以賀蘭山–龍門山–哀牢山南北向構造帶和大興安嶺–太行山–武陵山南北向構造帶為界，與中國煤田構造格局一級單元?3 大煤田構造域的范圍相當，反映了大地構造格架對煤系戰略性金屬元素富集成礦的控制，8 個成礦帶的劃分則綜合考慮了現有研究成果揭示的煤系戰略性金屬元素富集特點和賦煤構造單元格局。

中部成礦域，處于3 大地球動力學體系的交匯部位，區域構造具有過渡性質，盆–山結構清晰，以華北古大陸板塊和華南古大陸板塊主體為基底，發育巨型克拉通拗陷型聚煤盆地，聚煤作用廣泛、煤系戰略性金屬元素成礦條件優越，是目前報道煤系戰略性金屬礦產最豐富的區域。陰山造山帶和秦嶺造山帶把中部成礦域自北向南分為3 段。北段發育于巖漿巖或變質基底之上的早白堊世地塹和半地塹型盆地群是我國煤中鍺最為富集的區域[45,48,72]，同聚煤期或聚煤期后盆緣張性斷裂構成含礦熱液運移的通道[30,47,59,73]，是控制微量元素遷移富集的主要因素。華北晚古生代聚煤盆地主要受北部造山帶構造–巖漿活動控制，聚煤期陰山古陸穩定性隆升使酸性和中酸性巖漿巖以及盆地邊緣的風化殼鋁土礦層遭受剝蝕，為石炭–二疊紀煤系鋁、鎵、鋰等元素的富集提供了豐富的物源[74-78]；盆地南緣秦嶺古陸、西緣阿拉善古陸也構成盆緣煤系戰略性金屬元素原生聚集的物源區[27,79-80]。受中生代以來區域構造演化形成的賦煤構造單元格局控制[33]，華北西部成礦帶分解為鄂爾多斯盆地周緣成礦亞帶和山西成礦亞帶(圖2)。南段峨眉地幔柱事件導致的地殼隆升和玄武巖漿噴溢，決定了華南晚古生代聚煤盆地西部構造–古地理格局和沉積物源，構成康滇古陸以東川渝滇黔地區鎵、鈮、鋯、稀土多金屬成礦帶的主要構造控制因素[5,55-57]。大火山巖省外圍右江裂陷盆地右江成礦帶合山組煤和煤系泥巖中鋰、稀土富集還同時受東南部云開隆起[59]和西南部哀牢山?松馬縫合帶酸性巖漿巖[60]的控制。

圖2 中國煤系戰略性金屬礦產成礦區帶分布(據文獻[10，48，59，70-71]修編)Fig.2 Distributing of ore-forming zones strategic metal minerals in coal measures in China (modified from[10，48，59，70-71])

西部成礦域，煤系戰略性金屬元素成礦集中于天山構造隆起帶、祁連山–秦嶺構造隆起帶和滇西三江走滑構造帶內或旁側，前兩者主要為構造隆起控制的陸源碎屑成因。天山成礦帶包括西段夾持于北天山與中天山之間的伊犁盆地煤中鈾[16,81]和東段夾持于阿勒泰山系克拉麥里斷裂隆起帶與天山造山帶之間的準噶爾盆地東部煤中鎵[64]。整體上伊犁盆地煤中戰略性金屬含量不高，在盆地南北邊緣局部地區出現了U、Se、Mo 及Re 等元素的高度富集，且盆地南緣顯著高于北部及中部，這與北部的同沉積斷裂構造和南緣受到后生富鈾溶液滲入有關[65]。祁連造山帶中祁連拗陷木里煤田煤中鎵富集，其控制因素主要為聚煤期盆地北緣由酸性巖和中性巖漿巖組成的托萊山提供物源，后期巖漿中的熱水與地層水經煤田南部深斷裂帶向上運移進入煤中，煤層的還原障和吸附障性能使得Ga在煤田東部礦區相對富集[64]。滇西三江造山帶新近紀含煤盆地群則主要為走滑斷裂控制的斷裂–熱液作用富集型，典型實例是幫買盆地臨滄煤鍺礦床[31]。

東部成礦域，中新生代構造–巖漿活動強烈，除陸源碎屑來源之外，巖漿活動和火山灰、斷裂控制的熱液流體，以及構造–熱作用等成因類型也很普遍。聚煤期后強烈構造–巖漿活動對煤系微量元素遷移改造作用顯著，為數不多的研究成果報道包括：華北東部成礦帶太行山東麓峰峰–邯鄲礦區受成煤期陰山古陸物源控制及燕山期巖漿侵入影響，煤中Li、Nb、Ta、Th、Y、La、Sm、Ce、Er、Yb 輕度富集[82]；華北平原區濟寧煤田許廠井田煤中錸(Re)富集[83]、新安煤田孟津井田早二疊世煤中Li 富集[84]，江南古陸南側贛東北上二疊統樂平組和上三疊安源組煤中發現Li、Cr、Rb、Cs、Sc輕度富集[85]。

3 聚煤期構造–巖漿活動與盆地的充填奠定了煤系戰略性金屬礦產的物質基礎

3.1 物源區構造隆起與風化剝蝕

盆–山關系和沉積過程的源–匯系統研究拓寬了盆地動力學的視野[86]，造山帶隆升與沉積盆地沉降、物源區剝蝕與匯聚區充填是統一系統中相輔相成的兩方面，聚煤期盆緣構造隆升成陸，遭受不同程度的風化剝蝕，產物搬運進入盆內充填，包括碎屑物質的直接輸入和溶解物質的隨水遷入，為煤系沉積和戰略性金屬富集提供物質來源，陸源富集型是煤系戰略性金屬的主要成因類型[3,8]。

華北石炭–二疊紀煤系戰略性金屬元素分布與富集成礦是構造隆升物源控礦的良好實例。華北晚古生代聚煤盆地屬于典型巨型克拉通拗陷，發育于華北古大陸板塊的主體部分，聚煤期構造穩定、古地理環境連續過渡，聚煤作用廣泛發育，明顯的構造運動和巖漿活動主要發生在古大陸板塊邊緣，構成聚煤盆地的物源區。早古生代中晚期，古蒙古洋殼向南俯沖消減，華北古大陸板塊北緣開始由被動大陸邊緣轉化為安第斯型主動大陸邊緣[21]，石炭紀時大洋關閉，華北古大陸與西伯利亞古大陸開始對接[21–23]，陰山古陸隆起遭受剝蝕[19]，成為晚古生代華北聚煤盆地的主要物源區。現有研究成果普遍認為，華北地區石炭–二疊紀煤系中鋁、鎵、鋰、稀土等金屬元素的富集與于陰山古陸的抬升剝蝕密切相關，Sun Yuzhuang 等[87](2013)研究了準格爾煤田官板烏素露天礦6 號煤中鋰的賦存狀態，認為陰山古陸中元古代形成的鉀長花崗巖是煤中鋰的可能來源；王金喜[88](2019)通過分析鋰同位素特征，認為寧武盆地周邊高鋰鋁土礦為該地區鋰元素富集提供了部分物源，并且其最初來源為北部陰山古陸中元古代鉀長花崗巖。泥炭堆積期間，盆緣隨陰山帶隆起的本溪組風化殼鋁土礦經過風化剝蝕后，三水鋁石膠體溶液被帶入到泥炭沼澤中，在成巖作用早期經壓實脫水形成準格爾煤田超常富集的勃姆石[75,77]，后者是鎵的主要載體[89]。

陸源富集成因的金屬元素含量通常隨泥炭沼澤與陸源區的距離增加而遞減，呈現有規律的變化，王文峰等[74](2011)分析準格爾煤田煤中鎵的平面分布，從東北部東孔兌與牛連溝區至南部勘探區煤中鎵含量逐漸減少，認為這可能與北側陰山古陸物源區的距離增加有關。受到元素搬運距離的影響，鄂爾多斯周緣成礦亞帶東段河東煤田煤中Al、Ga、Li 含量同樣由北向南逐漸降低[90]。該成礦亞帶西段石炭–二疊系煤中稀土元素的含量分布呈現出北高南低的趨勢，Eu 負異常、Ce 負異常，侏羅系煤中稀土元素含量分布總體上呈現出由北向南增高的趨勢，具有輕微Eu 負異常和輕微Ce 正異常，且前者稀土元素含量明顯大于后者，造成二者差異的原因主要是物源不同[80]。石炭–二疊紀陰山地區作為華北古大陸板塊的板緣俯沖造山帶，處于隆起狀態遭受剝蝕，因而與西北方向的阿拉善地塊共同為鄂爾多斯盆地西緣石炭–二疊系煤中的稀土元素提供了主要物源；從晚古生代末期開始，揚子古板塊以逆時針呈剪刀狀與華北古板塊拼合，秦–祁造山帶對華北板塊內部中生代構造–沉積作用的影響日趨顯著，盆地形態發生不對稱，表現為南陡北緩[91-92]，因此，鄂爾多斯盆地中侏羅統煤中稀土元素的主要物源可能來自秦嶺造山帶崛起的古陸風化剝蝕。

3.2 聚煤期巖漿活動

區域上盆內巖漿活動以火山灰和火山碎屑降落、同生熱液淋溶等形式進入泥炭沼澤，使得各種元素在泥炭和成巖過程中富集。

發生在中晚二疊世之交的峨眉山地幔柱事件對西南地區聚煤作用和煤系戰略性金屬元素原始聚集具有重要影響，峨眉山玄武巖的同位素年代學研究表明，巖漿房的形成年齡及地幔活動導致地殼開始隆升的時間始于～273 Ma，于261.9±2.0～261.5±2.1 Ma 發生4 次大規模噴發，可能持續到258.86±0.71 Ma[93]，時限由晚二疊世聚煤期前延續到同聚煤期。峨眉山大火山巖省以蝕源區供給、火山灰降落和熱液流體等方式向泥炭沼澤輸送成礦物質，導致煤和煤系泥巖中Li、Nb、Ta、Zr、Ga、稀土元素等金屬元素富集[53,94-95]。Dai Shifeng等[11,96](2018)在滇東宣威組煤系下段發現了厚達5～8 m的高度富集鈮–鋯–稀土–鎵多種戰略性金屬元素層段，其成因與同期大規模火山噴發作用有關，并認為這種堿性火山灰是峨嵋山地幔柱消亡階段的產物。

東亞(俄羅斯和華南的濱海)的金屬煤礦床，含有Zr(Hf)–Nb(Ta)–REE 和U(Mo，Se)–REE 礦石，主要受從深地幔和/或軟流圈上升的地幔柱演化控制，兩者都包括一些大陸地殼的改造，這種地幔–地殼相互作用不僅導致了煤盆地的形成，而且在廣泛的火山作用和成礦熱液活動中發揮了重要作用，在這些礦床中發現了3 種成礦樣式：凝灰巖型、熱液型和混合凝灰巖–熱液型[94]。西伯利亞東部南雅庫梯煤田埃爾金礦區侏羅紀–早白堊世煤灰中REE 含量高達1 840 μg/g，該地區在泥炭聚積期火山作用活躍，泥炭沼澤水可能將微量元素從火山碎屑中溶出，也可能有火山熱液注入泥炭沼澤，使REE 及Sc 富集[3]。

3.3 盆內同沉積構造

泥炭沼澤和沉積環境是影響煤中微量元素聚集的2 個重要地質地球化學因素，聚煤期盆地內的隆起和拗陷(凸起和凹陷)、斷裂活動等同沉積構造控制古地理格局，在一定程度上影響沉積環境和泥炭沼澤類型及其演變，從而間接地影響煤中戰略性金屬元素的原生聚集。

發育于晉寧期基底之上的晚二疊世華南聚煤盆地構造活動性較大，華南裂陷槽的發展，控制著盆地的古地理和富煤帶遷移，導致泥炭沼澤環境的地質地球化學條件的空間變異特征。在揚子克拉通邊緣及加里東褶皺帶存在著較多的基底斷裂，在聚煤期表現為同沉積斷裂構造，其活動致使構造格局各組成部分構造發展的差異性，從而控制古地理和富煤帶的展布[97]。六盤水聚煤中心的形成主要和同沉積斷裂構造有關，是斷塊差異沉降的結果；以加里東褶皺帶為基底的廣西右江盆地同沉積構造發育，呈現出碳酸鹽巖臺地與臺間海槽相間的古地理格局，合山組含煤地層以富碳酸鹽巖為特征，成為影響煤和泥巖中鋰、鈮、鎵、稀土元素富集的因素之一[60,98]。

熱液流體作用是我國西南地區煤中礦物和地球化學異常的重要影響因素之一[55,95]，而同沉積斷裂活動則構成流體運移的有利通道。熱液流體對煤系及煤中戰略性金屬元素的富集作用主要體現在2 個方面，其一是提供戰略性金屬元素，其二是對火山灰中戰略性金屬的淋溶與再分配[53]。俄羅斯遠東濱海地區南部煤–鍺礦床位于錫霍特山脈以西的新生代大陸裂谷帶，在被不同方向斷裂(大多為同沉積斷裂)包圍的小型凹陷中，盆地附近基性和堿基性火山活動及相應的熱液活動發育，鍺礦床僅占含煤凹陷的一小部分，多位于斷裂交匯處[3]。代世峰等[99](2008)研究了云南省東南部硯山礦晚二疊世煤的礦物學和地球化學特征，提出了煤中微量元素和礦物富集的同沉積火山灰與海底噴流復合模式的新成因類型，海底噴流從鎂鐵質–超鎂鐵質巖中萃取了V、Ni、Cu 和Mo，并可能與下伏富U 巖漿層提供的物質混合在一起，沿深大斷裂搬運沉積至泥炭沼澤。云南臨滄煤–鍺礦床的礦化特征之一是富鍺煤在平面上表現出與盆地基底NNW 和近EW 向同生斷裂平行的串珠狀分布的趨勢，富鍺煤礦段對應著斷裂的交叉部位。胡瑞忠等[31](1996)將煤–鍺成礦過程概括為：在第一含煤段形成時，同生斷裂中存在著熱水循環活動，從基底二白云母花崗巖中浸取鍺，沿盆地西部NNW 和近EW 向同生斷裂的交叉部位涌出，熱液中的鍺隨硅質巖一起沉淀下來，形成富鍺硅質巖，或在通道附近的煤中發生富集。

4 煤盆地的構造–熱演化促進煤系金屬元素的遷移和富集成礦

4.1 構造沉降增溫和巖漿熱效應

盆地構造沉降–熱史分析是盆地動力學和化石能源(煤、油氣)地質學常用的研究方法之一，泥炭沼澤形成后由于構造沉降被沉積物覆蓋而埋藏于地下，盆地持續沉降受地熱增溫和上覆巖層壓力控制，泥炭層相繼經歷成巖作用和深成變質作用(區域變質作用)，形成褐煤、煙煤等各種煤類。與構造沉降相關聯的地溫梯度所決定的地熱增溫在此過程中起到主導作用，后期巖漿活動帶來的疊加熱場使熱效應更加顯著。熱力作用不僅通過有機大分子的降解和縮聚機制促使煤級增高，而且也會在一定程度上影響包括戰略性金屬元素在內的微量元素的遷移和富集，我國東部和南方印支期、燕山期構造–巖漿活動強烈，對煤系戰略性金屬元素的遷移、重組影響更為顯著。

煤中微量元素賦存狀態包括有機親和與無機親和兩大類[3]，在煤化作用早期的成巖作用階段，褐煤中含大量的腐殖酸，可與金屬陽離子化合形成金屬螯合物，同時腐殖酸具有強烈的吸附作用，可吸附一定量的金屬離子[100]，有利于有機結合態金屬元素賦存。隨著煤化程度增加，基本結構單元的脂肪族側鏈和含氧官能團逐漸降解，特別是羧基(－COOH)和羥基(－OH)的大量減少，從而使與官能團締結的金屬元素也隨之減少。因此，通常有機態結合的微量元素在褐煤中含量較高，隨煤化作用程度提高含量降低，無煙煤階段，微量元素以無機態占主導地位[39,101]。

劉金鐘等[102](1992)研究發現熱變質煤中Ga 元素的含量隨著煤變質程度的增加而降低。張軍營等[39](2000)用逐級化學提取方法，分析了沈北煤田、黔西南煙煤，山西平朔、陽泉、晉城的褐煤、煙煤和無煙煤中與有機質結合的Zn、Cr、Co、Cd、Cu、Ni、Pb、Sb、V 等9 種元素，呈現隨煤化作用程度增加、煤中微量元素有機親合性明顯降低的總體規律。F.E.Huggins 等[103](2004)研究伊利諾斯盆地從泥炭和低階煤中的螯合有機締合物到高揮發分煙煤中無機締合物的轉變過程，發現隨著煤階的增加，有機結合度總體上有降低的趨勢。王文峰等[16](2021)指出，隨著煤化作用的加深，煤中螯合官能團(―COOH，―OH)分解，導致有機結合態微量元素喪失，部分形成微細粒礦物，因此，富鈾煤一般都為低煤級煤。構造巖漿活動帶來的高溫還可能促使礦物變化，從而影響無機親和態元素的賦存狀態。華北晚古生代聚煤盆地北緣陰山造山帶燕山運動期巖漿侵入，在巖漿熱液的烘烤作用下，三水鋁石或勃姆石進一步形成硬水鋁石，致使大青山煤田煤中鎵元素的富集[104]。

4.2 構造格局與含礦熱液活動

褶皺和斷裂是最基本的兩大類構造樣式，含煤巖系褶皺和斷裂變形通過改變地層或巖石的結構、構造，為后期含礦流體活動提供有利條件，從而影響元素的遷移和富集。通常在褶皺軸部或轉折端張性斷裂及微裂隙發育，可成為含礦流體聚集和元素富集的有效空間；不同規模、不同性質的斷裂活動，構成含礦流體運移的通道，提供新的成礦物質或促進先期元素賦存狀態的改變。

任德貽等[3](2006)劃分了煤中微量元素成因的大斷裂–熱液作用富集型，認為煤中異常高含量的元素與通過斷裂帶運移的熱液、揮發物質有關。Zhou Yiping等[105](1992)研究發現滇西三江斷裂帶附近的新近紀褐煤盆地煤中As 含量極高，認為與后生熱液礦化作用有關，礦區發育穿切含煤巖系的斷裂帶，熱液將成礦物質?螢石帶入龍潭組與下伏茅口組灰巖之間的不整合面并沉淀。S.F.Diehl 等[106](2004)對阿巴拉契亞造山帶東南隅的勇士煤田煤中潛在有害元素的分布及富集原因進行了研究，從古生代持續到三疊紀的阿勒格尼造山運動所形成的逆沖斷裂體系成為熱液流體長距離運移通道，在晚古生代末將熱液流體帶入勇士煤田。煤田中東部正斷層十分發育，斷層附近構造破壞的煤中熱液硫化物和碳酸鹽礦化作用明顯，導致多種潛在的有害元素高度富集。

王文峰等[74](2011)認為準格爾煤田煤中鎵元素的富集也受構造、巖漿熱液等地質作用的影響，黑岱溝勘探區的褶曲、斷層相對發育，斷層能產生裂隙并溝通了煤層與深部巖體的聯系，由于Ga 是低熔點的金屬，能隨氣水熱液沿裂隙擴散，并被煤層吸附。趙蕾等[107](2022)指出，鄂爾多斯盆地和沁水盆地在晚侏羅世?早白堊世均出現過明顯的構造熱事件，準格爾煤田和晉城礦區富鋰煤的含鋰溶液來源很可能與這次構造熱事件有關。海拉爾盆地群伊敏斷陷盆地五牧場煤中鍺來自周緣巖漿活動，區域上高角度張性斷裂發育，構成熱液活動的通道，熱液將煤中的鍺元素活化，在濃度差的驅動下，在平面上橫向搬運，到達受到熱液弱變質但是有機質尚且豐富的長焰煤、氣煤后，再次被有機質束縛，在長期熱液作用下，達到富集[46]。太行山東麓燕山期巖漿侵入是峰峰－邯鄲礦區晚古生代煤中微量元素的來源之一，礦區中部的九龍礦與巖體的距離近于南部的梧桐莊礦，受燕山期巖漿熱液的影響較大，2 號煤鏡下可見熱液成因的黃鐵礦，Li、Nb、Ta 等和稀土元素相對富集[83]。

4.3 構造應力應變控礦機制

國內外學者早就注意到變形巖石發生化學變化的現象[108-112]，提出應力礦物的概念[113]。構造地球化學觀點認為，構造應力是元素遷移富集的驅動力之一，不同類型構造巖中元素的遷移與富集規律不同。Sun Yan等[114](1984)從動力分異角度，提出造巖元素穩定順序依次為Si、Fe、Mg、Mn、Al、Ca、Na、K，某些離子半徑小、密度大和電位高的元素，例如Fe、Ca、Mg、Y、Yb、Be 等在斷裂帶中間巖帶即強應力條件下聚集或富集，REE 總量相對分散，ΣHREE/ΣLREE 相對降低；相反，離子半徑大、密度小和電位低的元素，如K、Na、Ba、Sr 和Rb 等呈現分散或離散組合，REE 總量相對集中，ΣHREE/ΣLREE 明顯增高[115]。煤是由有機質和無機物質組成的混合巖，對構造應力十分敏感，構造應力尤其是剪切應力在改變煤體結構的同時，也會以應力降解形式加速煤芳環結構上的官能團、側鏈等結合能較低的化學鍵斷裂[116]，造成煤中元素、尤其是有機親和性元素遷移分異，其原因在于雜原子官能團作為有機結合態微量元素的重要吸附位點，應力作用下的降解導致相關微量元素的聚散。同時，由于構造應力造成元素載體礦物發生碎裂、流變、壓溶等物理化學變化，也可促使煤中無機親和性元素遷移富集[117]，從而促進煤層與外界環境的物質交換過程[12,118]。

煤變形–變質動力學機制的差異是導致煤中微量元素富集分異的重要原因，不同變形機制對元素遷移的控制機理不同。大別山北麓豫皖交界處的石炭系楊山煤系展布于山前逆沖推覆構造帶內，中生代構造巖漿活動強烈，根據構造環境的不同，將楊山煤系高變質煤劃分為3 類不同變質–變形類型：以構造應力為主導的構造–熱變質煤位于商城花崗巖基西側剪切應變帶內馬鞍山煤礦；皮沖巖株附近受巖漿高溫作用的巖漿熱變質煤；其他地區的區域變質煤。不同類型煤中微量元素實測數據顯示系統性差異[118]，構造–熱變質煤中實測As、Se、Sb、Bi、Rb、Sr、Ta、Zr、Nb、Hf 等微量元素的平均值均低于其他兩種變質類型煤；稀土元素數據亦有類似結果，區域變質類型煤的稀土元素含量與地殼豐度值相近，巖漿熱變質煤稀土元素含量高于地殼豐度，而構造–熱變質煤的稀土元素含量最低。上述特征似乎表明，強烈構造應力尤其是剪切變形促使微量元素向煤體外遷移。Li Yunbo[119]等(2014)研究了淮北礦區構造煤中元素遷移富集規律，依據煤中元素分布特征，將構造煤中元素遷移模式分為穩定型、聚集型、散失型和復雜型等4 類，發現Bi、Ge 和Mn等元素在斷層面附近富集，并初步探討了元素分異的動力學機制。程國璽等[120](2017)根據煤中元素的應力敏感性特征，劃分出3 種類型：(1) 脆性變形敏感型元素Ca、Mg、Zn、Mn、Sb、Hg 等，在脆性變形階段含量隨變形程度的增強而增加；(2) 韌性變形敏感型元素Si、Al、K、Rb、Th、Cu、U、Sc、Cr 和REE 元素，脆性變形煤中含量變化不大，韌性變形階段含量顯著增加或減少；(3) 穩定或復雜變化型元素，元素含量變化與構造變形程度的關系復雜，或總體穩定在某一水平。劉和武等[117](2021)基于煤高溫高壓變形實驗和淮北煤田逆沖推覆構造背景下構造煤的實測數據分析，篩選出應力敏感元素，并劃分為富集型與散失型兩大類；闡釋了具有無機親和性元素遷移變化的影響因素，主要機制包括礦物的應力誘導混入、局部動力遷移及動力變質。

4.4 煤田構造定位決定礦床賦存

我國煤田構造的典型特征之一是含煤巖系后期改造明顯，晚古生代以來，中國大陸經歷了海西、印支、燕山和喜馬拉雅四大構造旋回，多期性質、方向、強度不同的構造運動，使不同時期形成的不同類型聚煤盆地遭受不同程度的分解破壞，或抬升剝蝕、或下降深埋，充填其中的含煤巖系相應地發生變形、變位和變質作用，形成形態各異、規模不等的賦煤塊段[121]，也決定了煤系戰略性金屬礦床的現今賦存狀態。

宏觀上，煤系戰略性金屬成礦區帶不僅取決于元素的富集特征，而且還受煤田構造格局的控制。例如，華北晚古生代巨型克拉通拗陷聚煤作用廣布，煤系鋁、鎵、鋰等富集分布區域應遠大于目前發現的礦區，中、新生代的構造運動使華北晚古生代盆地解體，形成5 個賦煤構造亞區、22 個賦煤構造帶的基本格局[33]。含煤巖系失去原有的連續性和完整性，部分抬升風化剝蝕、部分深埋超越開發深度，統一的煤系金屬元素原生聚集空間演變為鄂爾多斯盆地周緣成礦亞帶、山西斷塊成礦亞帶、華北東部成礦帶等分離的成礦區帶。此外，煤系戰略金屬礦產作為煤層(或煤系泥巖等其他層位)的同體礦產，找礦和勘查的對象不僅包括元素的品位分布，還要查明金屬元素的載體?煤層的賦存狀況，也就是煤系戰略性金屬礦床的賦存狀況，后者主要是由煤層或煤系巖層的構造形態所決定。

5 幾個值得關注的問題

5.1 與煤盆地沉積充填相關聯的大地構造背景研究

已經認識到煤系金屬礦產成礦作用經歷了“蝕源區供給(和蝕源區形成)?物質遷移?金屬富集?后期改造保存”4個過程，是在盆地沉積物“堆積?成巖?后期改造”3 個演化階段中發生和發展的[5]，當前對堆積–成巖階段的金屬元素遷移富集研究較深入，強調聚煤環境、物源類型等沉積作用的控制；相對而言，蝕源區形成和演化的研究比較薄弱，大地構造背景、盆–山關系動力學機制等關鍵問題涉及較少，在一定程度上阻礙了對戰略性金屬元素聚集成礦過程的全面認識。盆地和造山帶是在空間發展和形成機制上具有密切聯系的統一的構造系統，具有盆山耦合性質[122]，近年來盆地動力學研究的重要進展是源–匯系統(source-tosink)，即把研究區域從沉積區擴大到剝蝕物源區，研究物源區古地貌演化、巖石風化、搬運到沉積的完整動力系統[86]，從而建立起盆–山聯系。由“源”到“匯”的地球表層動力學過程常常受到構造活動和氣候(海平面)演變的塑造與控制，“構造–氣候–沉積”耦合機制是源–匯系統研究的核心科學問題[123]，上述認識為深入研究煤系戰略性金屬元素原生堆積條件提供了新的思路。

應從大地構造背景角度關注含煤巖系沉積期區域構造運動導致的盆緣(如華北晚古生代盆地北緣陰山晚古生代造山帶、華南西部康滇古陸和峨眉山大火山巖省)和盆內(如華北晚古生代盆地呂梁隆起、右江盆地基底斷塊)構造升降和剝蝕進程，研究剝蝕區抬升時間、速率、幅度，以及在氣候條件耦合下風化剝蝕作用強度，從而正確理解沉積物原始組分特征和物源供給速率的變化[124]。華北晚古生代聚煤盆地北緣大青山煤田砂巖種類的變化特征表明，晚石炭世?早二疊世早期，陸源區母巖組合主要為下古生界寒武系?奧陶系含燧石條帶或結核的碳酸鹽巖和碎屑巖以及上元古界震旦系石英巖，構造作用表現為整體的平穩隆升，早二疊世中晚期陸源區發生了較為強烈的隆升，還可能伴有沖斷和褶皺作用，剝蝕作用已觸及到古老變質巖系和先期侵入的花崗巖體[125]，這一認識可以搭建板緣造山帶陰山古陸構造演化與克拉通拗陷聚煤盆地沉積充填之間的橋梁。華南右江盆地內合山組不活動元素Al、Ti、Nb、Ta、Zr、Hf 及REE 物源示蹤研究，顯示底部富Nb 鋁土礦及上覆富Li 黏土巖的物源差異，鋁土礦及Nb 的物源主要來自西北方向的峨眉山大火山巖省(ELIP)相關堿性長英質巖類，而黏土巖則主要來自西南方向的哀牢山–松馬縫合帶的二疊紀巖漿弧的過鋁質或中等分異酸性巖[98]，指示聚煤時期區域構造格局的重大變化。近年來對天山–陰山、昆侖–秦嶺和峨眉山地幔柱等環繞各大沉積盆地的巨型造山帶開展了系統研究，獲得包括洋殼時代、俯沖消減、碰撞造山過程等重要構造事件的系統定年數據，盆內沉積巖也開展了碎屑鋯石定年工作，研究成果表明，造山帶與盆地演化中的構造事件和階段性可以很好地對比，從而解釋了盆地多次發生構造變革的原因[43,86,93]。區域構造研究成果的合理利用，將從定量角度推進對煤系戰略性金屬元素遷移富集過程的全面認識。

5.2 作為含礦流體運移通道的斷裂構造特征

眾多學者已經注意到斷裂構造作為熱液運移通道在俄羅斯遠東煤–鍺、內蒙古勝利煤田烏蘭圖嘎煤–鍺和滇西臨滄煤–鍺成礦中的重要作用[7,30-31,46,59,73]，然而對控礦斷裂自身特征的研究尚較粗淺。例如，斷裂活動是同聚煤期溝通圍巖與泥炭沼澤、還是聚煤期后活動使含礦熱液與煤層發生物質交換，抑或是兩種方式都有，尚未定論，更多的是定性推斷。由斷層力學性質、斷層帶物質和結構等因素決定的斷層封閉性研究在油氣勘探開發中得到普遍應用[126]，斷層封閉性特征對煤系金屬元素遷移的氣水熱液運移有何影響，現有工作也少有涉及。

下一步的研究應集中于3 方面：其一是斷裂構造的規模、垂向切割深度、平面延伸長度等特征，確定是否溝通礦源與泥炭沼澤或煤層；其二是斷裂活動時間，區分聚煤期前的基底斷裂、聚煤期同沉積斷裂、聚煤期后活動斷裂抑或是多期活動斷裂；其三是斷裂的性質，屬于拉張性斷裂、擠壓性斷裂、剪切(走滑)斷裂還是反轉斷層，以及由此決定的斷裂帶的封堵性。斷裂構造的上述特征，都會對作為煤系戰略性金屬元素富集成因類型的含礦熱液或地下水運移產生重要的影響。

5.3 不同時期巖漿活動的影響差異性

巖漿作用與構造運動的關系密切，巖漿活動可以發育于板塊邊界(俯沖、碰撞和拉伸邊界)，也可以發育于大陸內部，拉張環境下形成幔源型性巖漿，擠壓環境下以殼源型巖漿為主；巖體規模也可能差異懸殊，從區域規模的巖基到直接侵入煤層的巖脈。巖漿作用是影響煤系戰略性金屬元素遷移富集的重要因素之一，元素的遷移、富集與成礦受地殼、地幔、或殼幔相互作用過程控制，不同時期巖漿活動所起的作用不同。聚煤期前(煤盆地基底或外圍)的巖體，作為物源區的重要組成部分，以巖體風化剝蝕碎屑搬運和淋濾產物形式影響泥炭沼澤元素構成；聚煤期的巖漿活動以火山灰降落、同生熱液淋溶等形式進入泥炭沼澤沉積；聚煤期后的巖漿作用所帶來的揮發分及被其捕獲的元素以及熱液萃取活動侵入煤層，使煤中有關元素含量增加，但其富集樣式往往受控于侵入體的形態，不同于火山噴發影響下的(近)層狀分布特征[127-128]。巖體侵位的熱力作用和應力作用，對巖漿變質煤熱解過程中有機親和性元素和應力敏感元素的遷移也有不同程度影響。

因此，詳細研究和區分不同期次的巖漿活動，以及巖漿與同期構造運動的關系，對于全面認識煤系戰略性金屬元素遷移富集具有重要意義。當前，對巖體作為蝕源區物質供給、同沉積期火山作用和熱液流體的研究較多，但聚煤期后構造–巖漿作用的影響研究相對薄弱，尤其是我國中、東部地區，印支運動和燕山運動中多期、多類型、不同規模的巖漿活動，對煤系戰略性金屬元素的遷移和改造作用的研究，應引起足夠的重視。

5.4 應力應變的構造物理化學效應

由于所處大地構造背景不同，我國煤田構造格局時空差異顯著，但大多數煤盆地都經歷了不同程度的后期改造，煤層變形較強烈，各類構造煤發育，這是造成煤與瓦斯突出災害和制約煤層氣連續排采的主要因素。由于產業需求的推動，國內外尤其是我國地質工作者對構造煤開展了大量研究工作，取得豐碩成果[129-131]，研究視野已經從煤體宏觀破壞和物理化學性質改變深入到構造煤的大分子結構尺度[132-133]；此外，構造地球化學的發展及其動力成礦研究等領域得到成功應用[134]，這些研究成果引起人們對構造應力應變影響煤系戰略性金屬元素遷移重組的關注。

姜波等[133]從礦井瓦斯防治角度，針對煤層構造變形常量和微量元素的遷移富集機制開展了出色的研究工作，但研究目的并非針對金屬元素成礦，且研究區域局限于煤系戰略性金屬礦產并不豐富的兩淮地區，煤田構造變形相對強烈的華南西部成礦帶、華北鄂爾多斯周緣成礦亞帶的南段和西段等煤系戰略性金屬礦產分布區尚未開展此方面工作。有研究表明，變形強度高的構造煤中稀土元素含量呈增加趨勢[117,119-120]；但也有研究認為構造應力作用對稀土元素含量分布并不產生影響[135]，或構造應力導致稀土元素分配模式變化，向富集重稀土的方向發展[118]。由此可見，煤中微量元素的應力敏感性尚存爭議，亟待開展更全面深入的研究。

構造物理化學認為構造應力改變壓力、溫度等物理化學條件，進而控制巖石礦床分布及其地球化學過程，表現為不同程度的物質組分遷移和結構變化[134]，煤對溫度、壓力等物理化學條件的敏感性為從構造物理化學角度研究戰略性金屬元素的遷移提供了新思路[136]。可行的途徑包括選擇代表性實例并結合模擬實驗，研究不同構造環境(擠壓、拉張、剪切)、不同構造要素(斷裂、褶皺)條件下，應力應變對不同元素遷移的影響，為全面認識煤系金屬礦產分布尤其是局部異常增添依據。

6 結論

a.構造作用是控制煤和煤系礦產資源形成、賦存的重要地質因素之一，區域地質背景和盆地沉降充填提供了煤系礦產的物質基礎，盆地構造–熱演化決定了多種礦產耦合成礦過程，含煤巖系改造和構造格局控制了煤系礦產資源的賦存狀態。在煤系戰略性金屬礦產成礦機制與分布規律研究中，地質構造控制作用是一個不可忽視的因素。

b.煤中戰略性金屬富集成礦的構造控制因素包括大地構造背景、構造運動、構造–巖漿活動等方面，體現在對金屬礦產載體?含煤巖系的控制、對成礦物質來源的控制、對元素原生聚集和后期遷移重組的控制。從煤系礦產物源相關、耦合成礦、同盆共存角度分析，構造作用對煤中戰略性金屬富集成礦的控制貫穿于含煤盆地形成與演化的全過程，劃分為聚煤期前、聚煤期和聚煤期后三大階段。

c.聚煤期前的構造運動奠定煤盆地基底構造格局，構造沉降和隆升提供了聚煤作用的場所和含煤巖系的物源區，包括聚煤盆地的構造類型(拗陷盆地、斷陷盆地、斷拗盆地)、蝕源區方面性質(物質組成、結構構造、地形地貌)等，從而決定了含煤巖系及其戰略性金屬元素形成的物質基礎。

d.聚煤期構造作用主要表現為盆–山耦合過程、同沉積期盆緣和盆內構造活動、巖漿侵入和火山噴發等方式，通過對聚煤源–匯系統、巖相古地理與聚煤環境、泥炭沼澤類型及地球化學條件等因素的影響，決定成礦物質在泥炭化階段和成巖作用階段的遷移與原生聚集。

e.聚煤期后的構造–熱演化過程使含煤巖系變形、變位和變質，導致結構構造變化和包括金屬元素在內的物質成分變化，從而對金屬元素遷移重組產生不同程度的影響，主要體現為構造沉降增溫和巖漿熱效應、構造格局與含礦熱液活動、構造應力應變控礦機制，以及煤田構造定位決定礦床賦存狀態等4 方面。

f.在煤系戰略性金屬元素富集成礦諸多控制因素中，構造控制研究是一個相對薄弱的環節，今后的工作應加強以下4 方面研究：與煤盆地沉積充填相關聯的大地構造格局與演化、作為含礦流體運移通道的斷裂構造特征、不同時期巖漿活動的影響差異性，以及應力應變的構造物理化學效應。