岩石地球化学及矿床地球化学特征
20世纪80年代以来，南京大学地球科学系、核工业290研究所、核工业北京铀矿地 质研究院等单位在这一地区开展了广泛的研究工作，并从区域上系统总结了产铀花岗岩的 地球化学特征（张祖还等，1991）。然而，上述研究大多侧重于大范围的区域性工作，或 是对产铀花岗岩铀矿化特征方面的研究，而很少针对某一具体的产铀岩体展开更加深入细 致的研究工作，因而对产铀岩体岩石地球化学特征及其成因方面的研究还比较薄弱。为 此，选择了南岭东段最为重要的产铀岩体——贵东复式岩体（图7-3）中的笋洞岩体， 开展了较为详细的年代学、微量元素和同位素地球化学研究工作，以便深入了解该产铀岩 体的岩石地球化学特征，查明花岗岩的物质来源及其形成的地球动力学背景。
贵东岩体位于南岭东段粤北地区，区域上属于南岭地区三条东西向岩浆岩带之一的花 山-大东山-贵东岩浆岩带的重要组成部分，是一个由沙溪岩体、鲁溪岩体、下庄岩体、 笋洞岩体、龟尾山岩体和帽峰岩体等组成的早中生代—晚中生代复式岩体（图7-3），出 露面积达1500km2。该岩体侵入的围岩在东北侧和东侧为寒武-奥陶系浅变质砂岩、板岩 及含炭板岩；在南侧主要为泥盆-石炭系砂岩、碳酸盐岩。接触带附近的围岩均有不同程 度的接触变质作用。笋洞岩体是贵东复式岩体的一个重要组成部分，出露面积约90km2。 主要由中粒，次为中粗粒黑云母花岗岩组成，局部见有中粗粒似斑状花岗岩。岩体范围内 NWW、NNE和NEE向基性岩脉十分发育（图7-4）。花岗岩呈花岗结构或似斑状结构， 组成矿物主要为钾长石、斜长石、石英、黑云母和白云母。以往研究认为，贵东复式岩体 属中-晚侏罗世岩浆活动产物（金景福，1984；王学成，1986；胡瑞忠等，1988）。但近 期高精度的单颗粒锆石U-Pb定年结果表明，贵东复式岩体是早中生代—晚中生代多次 岩浆活动产物（孙涛等，2003）。
1.形成时代
笋洞岩体以往尚未有人进行过年代学研究。为获得可靠的测年数据，从该岩体中335矿床KD-17坑道以西500m处，选择了新鲜的中粒似斑状黑云母花岗岩全岩样品，由天 津地质矿产研究所同位素实验室李惠民研究员采用当前比较可信的单颗粒锆石U -Pb同 位素稀释法测定岩体的形成时代，分析结果见表7-6。
图7-3 贵东复式岩体地质图
图7-4 粤北贵东复式岩体中笋洞岩体地质略图（a）研究区位置示意图；（b）贵东岩体简图；（c）贵东复式岩体东部花岗岩及基性岩脉分布图
由表7-6所示，笋洞岩体中锆石的U-Pb表面年龄表现出不同的变化特征：序号1 和2锆石为长柱状透明自形晶，代表岩浆结晶锆石。它们（尤其是序号2）的三组表面年 龄相当一致，反映锆石自形成以来，对放射成因铅保持了封闭。考虑到238U和235U的半衰 期及其丰度存在差异，锆石中放射成因207Pb的丰度比放射成因206Pb的丰度约低20倍，使 前者的测量精度较差，导致207Pb/235U和207Pb/206Pb年龄值往往不能反映岩体形成的真实年龄。这表明，对于放射成因组分积累较少的年轻锆石来说，206Pb/238U年龄比207Pb/235U 和207Pb/206Pb年龄更能反映锆石的结晶时间（Composton，1992）。因此，序号1和2的206Pb/238U年龄的加权平均值（189.1±0.7）Ma应代表锆石结晶年龄。序号3和4锆石颗 粒的表面年龄偏高，206Pb/238U年龄为223～289Ma，207Pb/235U年龄为236～318Ma，207Pb/206Pb 年龄为361～539Ma。它们为短柱状晶体，因此，表面年龄值的偏高可能同这两颗锆石内 部含有少量继承锆石核有关。本文取（189.1±0.7）Ma代表笋洞岩体的形成时代（图 7-5）。
表7-6 笋洞岩体锆石U-Pb同位素分析结果
注：206Pb/204Pb已对实验空白（Pb＝0÷050ng，U＝0.002ng）及稀释剂作了校正，其他比值中的铅同位素均为放 射成因同位素，括号内的数字为2σ绝对误差，0.0686（2）表示0.0686±0.0002（2σ）。
图7-5 笋洞岩体锆石U-Pb谐和图
利用激光探针ICPMS对贵东复式岩体中其他岩体所进行的系统单颗粒锆石U-Pb同 位素定年表明（徐夕生等，2003），贵东岩体是早中生代—晚中生代多次岩浆侵入形成的 复式杂岩体，其中鲁溪岩体（（239±5）Ma）、下庄岩体（（235.8±7.6）Ma）是早中生 代花岗岩；隘子岩体（（160.1±6.1）Ma）、司前岩体（（151±11）Ma）是晚中生代花 岗岩。鲁溪岩体中的锆石颗粒，除一个样品（S013-54）表现为410～500Ma外，其余锆 石颗粒可分为年龄较老和较年轻（图7-6（a）（b））两组，但两组锆石在形貌上没有明 显的区别。下庄岩体的15颗锆石样品中，有2颗锆石表现为元古代的年龄（即S013-88 和S013-100的207Pb/206Pb年龄分别为1275Ma和2137Ma），有2颗锆石表现为古生代的年 龄（即S013-87和S013-112的206Pb/238U年龄分别为427Ma和458Ma），这4颗锆石具 较复杂的内部结构或浑圆状核心（图7-6（c），（d）），表明它们是残留锆石或继承锆 石；其余11颗锆石样品的年龄较为一致。下庄岩体中1275～2137Ma残留锆石（图7-6（d））的发现，表明贵东花岗岩杂岩体的物质来源与华南元古宙陆壳基底有关（Xu Xish- eng et al.，2003）。详细的单颗粒锆石U-Pb同位素定年为研究贵东岩体的形成演化与构 造作用、成矿作用的关系提供了重要的依据。
图7-6 贵东复式岩体中代表性锆石颗粒背散射电子图像
2.主量元素特征
笋洞岩体的主量元素组成具有如下特征（表7-7）：(1)SiO2含量高，为72.22％～ 75.18％（平均为73.50％）；(2)碱含量较高，K2O＋Na2O＝7.58％～8.84％（平均为 8.34％）；钾大于钠，K2O/Na2O＝1.51～2.00（平均为1.78）；(3)铝饱和指数（A/CNK） 高，样品的A/CNK值基本上都大于1.1（1.08～1.20，平均为1.13，表7-7），属强过 铝花岗岩范畴；在ACF图中，数据点都位于斜长石-堇青石-黑云母组合范围内，相似 于S形花岗岩（图7-8）。在A/CNK-NK/A图解上，数据点都位于亚碱性过铝质区域内（图7-7（b））；(4)在Frost et al.（2001）提出的SiO2-TFeO/（TFeO＋MgO）（图7-7（c））和SiO2-（K2O＋Na2O-CaO）（图7-7（d））图上，分别落在镁质花岗岩和碱钙 质花岗岩区，与过铝质淡花岗岩的分布区域一致；(5)CIPW标准矿物成分计算表明，所有 样品均出现刚玉分子，C值都大于1（1.23％～2.41％，表7-7），碱性长石含量高（Or＋Ab＝62.15％～67.23％），钙长石含量低（An＝1.80％～5.00％）；(6)FeO/（FeO＋ MgO）比值较低，低于0.8（0.64～0.79，平均为0.71），与过铝质花岗岩的特征（＜0.80，肖庆辉等，2002）完全一致。
表7-7 笋洞岩体的主量元素（ωt％）、微量元素和稀土元素（10-6）分析结果
续表
注：LOI为烧失量；Total为总量；TFeO＝FeO＋0.9×Fe2O3。
3.微量元素特征
笋洞岩体富集不相容元素Rb，Th和稀土元素Ce，Sm，Y，明显亏损Ba，Sr，P，Ti 和轻微亏损Nb，Ta，“峰” 和“谷” 区别明显（图7-8），属于典型的低Ba-Sr花岗岩， 相似于南岭东段强过铝花岗岩（孙涛等，2003）。Nb，Ta，Ti的亏损反映岩浆源区主要由 地壳物质组成，P的亏损可能同磷灰石的分离结晶作用有关。由表7-7可见，笋洞岩体 的Nb/Ta比值较低（5.81～8.81，平均为7.21）。这表明，岩浆作用过程中Nb和Ta发生 过较明显的分馏，Nb趋向亏损而Ta相对富集。笋洞岩体的铀含量（（7.3～18.2）× 10-6，平均为15.1×10-6）比中国东部上地壳的平均值（1.5×10-6，高山等，1999）高 5～12倍，从而可为区域内铀矿化的富集提供丰富的铀源。它的Rb/Sr比值（3.0～9.5， 平均为6.0）和Rb/Nb＝17.3～19.9（平均为18.5）都明显高于中国东部（分别为0.31 和6.8，高山等，1999）和全球（分别为0.32和4.5，Taylor et al.，1985）上地壳的平均 值。这些特征表明，笋洞岩体源自成熟度较高的陆壳物质。
图7-7 笋洞岩体的主要元素图解
4.稀土元素特征
由表7-7可知，笋洞岩体的稀土总量为（169.0～268.0）×10-6（平均为210.5× 10-6），它稍低于火成岩的平均含量（290×10-6）；LREE/HREE＝6.64～8.76（平均为 7.32），（La/Yb）N＝6.44～10.74（平均为8.72），表明轻稀土相对富集，轻、重稀土之 间的分馏相对明显，配分曲线略呈右倾型（图7-9）；（La/Sm）N值较高（3.05～3.88）， 反映轻稀土的分馏相对明显；（Gd/Yb）N值较低（1.33～2.58），反映重稀土的分馏不明 显；Eu亏损明显，δEu ＝0.14～0.31（平均为0.22）。
5.同位素特征
（1）氧同位素：如表7-8所示，笋洞岩体具有高的全岩δ18O值（10.2‰～12.7‰， 平均为11.0‰），反映其源区是由富18O的地壳物质组成。但应当指出，全岩δ18O值的变 化已远远超出分析误差允许的范围（约0.2‰）以及由岩浆结晶分异作用产生的δ18O值 变化范围（＜1‰～2‰，Muehlenbach et al.，1982），因而上述δ18O值的明显变化或者 反映岩体曾受到流体的作用，或者归因于岩体的源区具有不均一的氧同位素组成，本文认 为后一种可能性较大（讨论见Nd-Sr同位素部分）。
图7-8 笋洞岩体的微量元素蛛网图解（标准化所用MORB数据据Pearce，1983）
图7-9 笋洞岩体的稀土元素球粒陨石标准化曲线（标准化所用球粒陨石数据，Taylor et al.，1985）
表7-8 笋洞岩体的Nd-Sr同位素组成
注：Nd模式年龄采用二阶段模式进行计算，计算公式：
南岭东段中-新生代盆-山动力学及其铀成矿作用
（2）Nd-Sr同位素：笋洞岩体的εNd（t）值低，为-11.4～-9.3（平均为-10.3）；（87Sr/86Sr）i值高，为0.73109～0.74923。在εNd（t）-t图上，数据点位于南岭地区前寒武 纪地壳Sm-Nd同位素演化区域内（图7-10（a））；在εNd（t）-（87Sr/86Sr）i图上，数据 点都位于右下方第四象限内，与华南壳源型花岗岩（沈渭洲等，1999）的分布范围一致（图7-10（b））；采用两阶段模式（陈江峰等，1999）计算的Nd模式年龄为1762～ 1933Ma（平均为1843Ma）。这些特征表明，笋洞岩体属壳源型花岗岩范畴，是由古-中 元古代地壳组分经部分熔融形成的。
除了上述已指出的、笋洞岩体具有大的全岩δ18O值变化外，它的Nd，Sr同位素组成 同样变化明显：εNd（t）值的变化达2.1ε单位，（87Sr/86Sr）i值的变化达0.01814，都已远 远超出分析误差允许的范围（εNd为0.5ε单位，87Sr/86Sr为0.00005）。同一岩体中Nd，Sr 同位素组成显著变化的例子已不鲜见（陈江峰等，1992；DePaolo，1981；Michard-Vitrac et al.，1980；Juteau et al.，1984；Halliday，1984；Deniel et al.，1987；Krogstad et al.； 1996），并对此已提出不同的模式进行解释，如同化-分离结晶模式（DePaolo，1981； Halliday，1984）、壳-幔混合模式（Michard-Vitrac et al.，1980；陈江峰等，1992）、流 体作用模式（Juteau et al.，1984）和同位素初始不均一模式（Deniel et al.，1987；Krogs- tad et al.；1996）等。鉴于在εNd（t）-（87Sr/86Sr）i图上，笋洞岩体的数据点呈明显的水平 方向展布，十分类似于喜马拉雅地区Manaslu淡色花岗岩（图7-10（b）），因此，笋洞 岩体Nd，Sr，O同位素组成的明显变化很可能象Manaslu花岗岩（εNd（t）＝-16.1～ -13.1，（87Sr/86Sr）i＝0.73789～0.76372，δ18O＝11.2‰～12.7‰，Deniel et al.，1987） 那样，是由源区同位素组成的初始不均一性造成的。因为当这种具有不均一同位素组成的 源区发生低程度部分熔融时，岩浆作用（包括熔融和对流混合等）并没有使这种不均一 消失，而是继承了源区同位素组成的不均一性（Deniel et al.，1987；Krogstad et al.， 1996）。
图7-10 笋洞岩体的εNd（t）-t和εNd（t）-（87Sr/86Sr）i图
（3）Pb同位素：表7-9列出了笋洞岩体钾长石的铅同位素组成。由于钾长石不含铀 或铀含量极低，故测定的铅同位素组成即可代表岩体形成时的初始同位素组成。与上述 Nd，Sr，O同位素组成不同的是，笋洞岩体的铅同位素组成相当均一，206Pb/204Pb＝18.180～ 18.488，207Pb/204Pb＝15.655～15.661，208Pb/204Pb＝38.512～38.694。在铅构造模式图上， 数据点分布于造山带演化线上方（图7-11），相似于华南壳源型花岗岩（沈渭洲等， 1992；朱炳泉，1998），表明笋洞岩体的源区具有相对均一的铅同位素组成。
表7-9 笋洞岩体的Pb同位素组成
都是相关的专业，好与差没有人能够说的清楚。
一、主量元素
攀西地区的基性—超基性岩体，由于含矿性和所处位置的不同，其化学成分有一定差异。我们送样测试的部分岩体和峨眉山玄武岩的分析数据列于表4-3～表4-8中。
大岩子超基性岩体(主要为橄榄辉石岩)的化学成分变化不大，SiO235.62%～42.58%，TiO20.93%～1.3%，Al2O35.26%～8.5%，FeOT12.48%～13.37%，MgO 13.91%～21.09%，CaO含量由于碳酸盐化而变化较大(3.9%～10.8%)，K2O+Na2O含量低(0.21%～0.51%)，P2O50.12%～0.2%，H2O++CO2含量较高(9.12%～14.37%)。岩石蚀变较强，m/f 2.04～3.16，属于铁质超基性岩(表4-3)；SI(固结指数)50.62～61.19，表明大岩子超基性岩属于岩浆演化早期的产物。
表4-3 四川会理大岩子矿区超基性岩常量元素和微量元素成分表
续表
注：1号样品由西南冶金地质测试所和成都理工大学分析；2～7号样品之主要元素由国土资源部宜昌地质矿产研究所分析，微量元素由国土资源部物化探所测试。主要元素含量单位为10-2，微量元素为10-6，其中，Pt、Pd、Au、Ag为10-9。
表4-4 四川会理大岩子矿区超基性岩及矿化白云岩常量元素和微量元素成分表
续表
注：由国土资源部宜昌地质研究所(常量元素)和国土资源部物化探所测试。常量元素含量单位为10-2，Pt、Pd、Au、Ag的单位为10-9，Cu、Ni的单位为10-6。
表4-5 龙帚山地区峨眉山玄武岩及其暗色岩套主要元素和微量元素成分表
注：由国土资源部宜昌地质研究所和国土资源部物化探所分析，常量元素含量单位为10-2，微量元素为10-6，其中，Pt、Pd、Au、Ag为10-9。
表4-6 新街ZK301钻孔中岩体及峨眉山玄武岩的主要元素、微量元素及成矿元素成分表
注：样品由西南冶金地质测试所和成都理工大学(中子活化)分析，主要元素含量单位为10-2，微量元素为10-6，其中，Pt、Pd、Au为10-9。
表4-7 新街ZK101和ZK104钻孔中岩体和玄武岩的主量元素、 微量元素和铂族元素含量
注：主量元素由中国科学院广州地球化学研究所测定，铂族元素由中国科学院核分析联合开放实验室测定(李晓敏分析)，其他元素由成都理工大学分析测试。主量元素的含量单位为10-2，铂族元素和Au为10-9，其他元素为10-6。
表4-8 新街岩体ZK104和ZK181钻孔样品的主量元素、微量元素和铂族元素含量
注：主量元素由中国科学院广州地球化学研究所测定，铂族元素由中国科学院核分析联合开放实验室测定(李晓敏分析)，其他元素由成都理工大学分析测试。主量元素的含量单位为10-2，铂族元素和Au为10-9，其他元素为10-6。
大岩子超基性岩体边部或顶部出现辉绿辉长岩、辉绿岩，其化学成分SiO243.62%～52.48%，TiO21.09%～1.99%，Al2O310.28%～15.72%，FeOT10.54%～12.55%，MgO 6.86%～11.07%，CaO含量由于碳酸盐化而变化较大(0.63%～10.4%)，K2O+Na2O含量低(0.42%～2.33%)，P2O50.24%～0.38%，H2O++CO2含量变化大(3.88%～11.05%)。岩石蚀变程度明显不一，m/f 1.30～1.81，属于铁质基性岩(表4-3)；SI(固结指数)38.19～48.45，反映一种接近原始岩浆成分(大多数原生玄武岩浆的SI在40左右或更高)的岩石化学特征。
清水河岩体中的方辉橄榄岩，其SiO238.58%～44.12%，TiO21.03%，Al2O35.15%，FeOT11.64%，镍黄铁矿化较强者可达17.94%；MgO 24.2%～24.8%，K2O+Na2O相对较高(0.91%～1.29%)，P2O50.11%～0.13%，岩石中H2O+含量4.58%～5.12%，而CO2含量较低(0.27%～0.45%)；m/f 2.63～4.04，属于铁质超基性岩(表4-5)；SI为57.31～66.52，属于岩浆演化早期结晶的产物。
清水河岩体中的辉长岩或辉绿岩，其SiO249.1%～55.4%，TiO21.56%～1.96%，Al2O39.48%～14.28%，FeOT11.02%～12.76%，MgO 7.44%～11.37%，K2O+Na2O含量较高，为2.07%～4.74%；P2O50.3%～0.4%；m/f 1.17～1.86，属于铁质基性岩(表4-5)；SI 32.95～41.89，接近于原始玄武岩浆成分。
龙帚山上的峨眉山玄武岩与细粒辉长岩(脉)属于铁质基性岩(m/f 0.63～1.33)，它们在化学成分上具有很大的相似性(表4-5)，其中，细粒辉长岩具有相对较低的SiO2含量(低4.1%～4.7%)和相对较高的FeOT含量(3.0%～4.8%)。岩石的固结指数(SI)介于21.8～35.4之间，反映岩浆经历过明显的结晶分异作用。
新街岩体的底板为玄武岩，由于受玄武岩中斜长石含量以及岩石蚀变程度的影响，其化学成分变化较大(表4-6中XJ6、表4-7中X101-32)，SiO231.47%～40.24%，TiO24.38%～5.41%，Al2O312.51%～14.27%，FeOT16.26%～19.79%，MgO 6.52%～6.59%，K2O+Na2O 2.22%～2.96%，P2O50.06%～0.53%；m/f 0.50～0.71，属于比较富铁和富钛的玄武岩。新街岩体的顶板玄武岩(表4-6中XJ-34-2)，其SiO2含量相对较高，为 53.67%，TiO21.94%，Al2O313.48%，FeOT10.85%，MgO 5.02%，K2O+Na2O 5.17%，P2O50.3%；m/f 0.81，属于贫钛、富碱且富硅的玄武岩。
从玄武岩的化学成分上看，底板玄武岩总体上相当于苦橄质玄武岩的成分，而顶板玄武岩属于玄武安山岩，并有向玄武质粗面安山岩过渡的趋势。
新街岩体的岩石类型较多，如(含长)橄榄岩、(含长)辉石岩和辉长岩等，岩体中SiO2含量变化较大(38.11%～50.97%)；TiO20.96%～6.71%，TiO2含量大于5%者与辉长岩有关；Al2O32.17%～20.08%，含量高低与斜长石含量有关；FeOT10.56%～21.31%，铁的高含量主要与橄榄岩和辉石岩相有关；MgO 2.51%～26.03%，含量低者与辉长岩有关；CaO 4.84%～16.11%，主要富集在斜长石和单斜辉石中，以至于在含长辉石岩中CaO含量大于13.7%；K2O+Na2O含量变化大，变化于0.17%～5.29%(平均1.31%)，含量高者与辉长岩有关；P2O50.02%～0.65%。m/f比值变化较大，对于辉长岩或辉长苏长岩，其m/f变化于0.31～1.62之间(平均1.04)；对于橄榄岩、辉石岩和含长辉石岩，其m/f为1.67～2.54(平均2.17)；新街岩体主要为铁质超基性岩和铁质基性岩，少量样品为富铁质超基性岩和富铁质基性岩。岩体中大约90%的样品具有Na2O含量大于K2O的特征。
此外，同属于层状岩体的红格岩体，其m/f比值变化于0.26～2.19之间(平均1.14)，多数为富铁质超基性岩和富铁质基性岩，部分为铁质超基性岩和铁质基性岩(胡素芳，2001)。
攀西地区的基性—超基性岩体，除了新街、红格、力马河和青矿山等岩体的个别样品投入硅-碱图中碱性系列区域外，其他样品均落入亚碱性系列区内(图4-13a)。
图4-13 攀西地区基性—超基性岩体硅-碱图
(底图据T.N.Irvine，1971)
S—亚碱性系列；A—碱性系列；a—攀西地区基性—超基性岩体；b—峨眉山玄武岩；扣除样品中H2O和CO2，重新换算为100%，部分资料采用自己发表文献
图4-14 攀西地区亚碱性系列岩浆岩AFM图
(底图据T.N.Irvine，1971)
T—拉斑玄武岩系列；C—钙碱性系列
峨眉大火成岩省的峨眉山、龙帚山、新街、二滩以及杨柳坪地区的峨眉山玄武岩，其绝大多数成分点投入到亚碱性系列区域(图4-13b)。从图4-13可以看出，峨眉山玄武岩的碱(K2O+Na2O)含量往往比同源同期的基性侵入岩的碱含量略高。
将攀西地区投入亚碱性系列(图4-13)的岩石样品，在AFM图解上进一步投影后发现，攀西地区的大槽、大岩子、清水河、青矿山、力马河、核桃树、杨合伍、红格、新街等岩体的成分点投入拉斑玄武岩区域，其中，因红格岩体和新街岩体的铁含量较高，而具有相对较高的F值(图4-14)。龙帚山、二滩、新街等地区的峨眉山玄武岩因具有相对较高的碱含量，其成分点在AFM图上跨越了拉斑玄武岩与钙碱性玄武岩的分界线(图4-14)。
攀西地区的基性—超基性岩浆岩，可以大致划分为低铁和高铁两类。大多数样品属于低铁类型，岩石中TiO2含量随FeOT含量的增高而具有降低的趋势(图4-15)。新街岩体、红格岩体中大多数样品具有较高的FeOT含量(＞16%)，只有少量样品的铁含量相对较低，总体上属于高铁类型，同时反映了层状岩体的岩浆分异作用十分发育。此外，峨眉山玄武岩的FeOT含量相对较低，新街和红格岩体的部分样品同时也具有较高的TiO2含量(图4-15)。
攀西地区的基性—超基性岩浆岩的Al2O3与MgO含量间表现出明显的负相关关系(图4-16)，峨眉山玄武岩通常具有较低的MgO含量和相对较高的Al2O3含量；新街岩体与红格岩体的多数样品显示出相对较低的Al2O3含量(图4-16)。
图4-15 攀西地区岩浆岩FeOT-TiO2关系图
图4-16 攀西地区岩浆岩Al2O3-MgO关系图
攀西地区的基性—超基性岩浆岩的TiO2含量与m/f比值具有一定负相关关系(图4-17)，超基性岩大多数属于铁质(m/f值为2～6)，少量为富铁质(部分红格岩体)，个别样品为镁质超基性岩(大槽岩体)。基性岩的绝大多数样品均属于铁质基性岩(m/f值为0.5～2)，峨眉山玄武岩的m/f比值也主要介于0.5～2之间。仔细对比可以发现，攀西地区的峨眉山玄武岩，其m/f比值多数集中在1附近，而多数基性岩体往往比玄武岩的m/f比值略高(多数集中在1.5附近)，且一般具有更低的TiO2含量(图4-17)。
关于峨眉山玄武岩中TiO2与P2O5的关系问题，从图4-18可以看出，两者间具有正相关趋势，杨柳坪地区的玄武岩具有相对较低的TiO2和P2O5含量，龙帚山、二滩和峨眉山地区的峨眉山玄武岩，一般具有相对较高的TiO2与P2O5含量。在新街地区，由于层状岩体中钒钛磁铁矿的集中富集而导致玄武岩中TiO2含量相对较低。
图4-17 攀西地区岩浆岩TiO2-m/f关系图
图4-18 峨眉山玄武岩P2O5-TiO2关系图
新街和红格等层状岩体，显示出更宽的TiO2含量和P2O5含量范围，通常情况下，TiO2含量大于3%或者P2O5含量大于0.5%(图4-19)。其他地区的基性—超基性岩体的TiO2与P2O5含量相对较低，并具有一定的正相关关系。
图4-19 攀西地区基性—超基性岩体P2O5-TiO2关系图
二、微量元素特征
攀西地区的基性—超基性岩体，由于岩浆起源与演化过程的不同，其稀土元素和微量元素的组成特征有明显的差异(表4-3～表4-8)。
在Tb/Yb-Ti/Y关系图上(图4-20)，攀西地区的龙帚山、二滩和新街等地区的峨眉山玄武岩，绝大多数样品投影在一个相对集中的区域(图4-20中的峨眉山玄武岩区)，显示出相对较高的Ti/Y比值和Tb/Yb比值。
红格岩体的大多数样品显示出远高于峨眉山玄武岩的Ti/Y比值和Tb/Yb比值，个别样品投在峨眉山玄武岩区的附近；新街岩体的成分点主要投在峨眉山玄武岩区及其附近，1件新街底板玄武岩样品显示出红格岩体地球化学特征(图4-20)。其他地区的基性—超基性岩体则具有相对较低的Tb/Yb比值或Ti/Y比值。
不同地区的基性—超基性岩浆岩的稀土元素配分曲线具有各自的特征：
(1)大岩子、核桃树、清水河、青矿山含铜镍铂的基性—超基性岩体。稀土元素配分曲线属于平滑的右倾型(图4-21b、22f和22h)，其(La/Sm)N为2.56～3.57(20件样品平均2.7)，为轻稀土富集型；稀土元素分馏程度高，(La/Yb)N为5.85～19.82(平均9.9)；重稀土元素分馏较强，(Tb/Yb)N为1.63～3.0(平均2.19)；基本没有铕的异常，其δEu为0.84～1.09，平均值为0.97。
(2)力马河含铜镍硫化物的基性—超基性岩体。稀土元素配分曲线属于平滑的右倾型(图4-21c)，其(La/Sm)N变化于2.33～2.84之间(6件样平均2.5)；稀土元素分馏程度高，(La/Yb)N为8.18～15.09(平均10.70)；重稀土元素分馏较强，(Tb/Yb)N为1.98～2.95(平均2.47)，岩石的δEu 0.89～0.98，平均值为0.95。总体上与会理大岩子和清水河等岩体的稀土元素丰度类似。
图4-20 攀西地区基性—超基性岩体Tb/Yb-Ti/Y关系图
(3)攀枝花、红格、新街含PGE层状岩体。
攀枝花岩体：稀土元素配分曲线显示中稀土元素富集程度较高(图4-21f)，轻稀土元素的丰度明显大于重稀土元素，其(La/Yb)N为3.19～5.45；其特点是，轻稀土元素只有弱的分馏，(La/Sm)N约为1，而重稀土元素分馏明显，(Tb/Yb)N为2.24～3.11；岩石中正铕异常特征明显，δEu为1.24～1.46。
红格岩体：红格岩体的稀土元素丰度变化较大(图4-21d)，配分曲线可以划分为三种情况：①轻稀土元素相对富集，但稀土元素丰度值较低，且轻稀土元素几乎无明显分馏现象，其(La/Sm)N变化于0.51～1.49之间(10件样品平均0.93)。这是红格岩体的主体，它与岩体中低的碱含量有关，其K2O+Na2O含量小于1%。②轻稀土元素显著富集，且稀土元素分馏程度很高，岩石中(La/Sm)N为5.2～6.9，(Tb/Yb)N为1.4～3.1。这种轻稀土元素强烈分馏的特征与辉长岩或含长辉石岩相有关，岩石中SiO2含量较高(大于42%)，TiO2含量相对较低(2.2%～2.4%)，Al2O3含量大于14%，K2O+Na2O含量高，介于2.71%～4.56%之间。③重稀土元素强烈分馏，而轻稀土元素分馏不明显的稀土元素分布型式，其(La/Sm)N为1.3～1.9，(Tb/Yb)N为4.3～4.9。这种稀土元素特征与岩石中SiO2含量偏低(＜34%)，相对富铝(Al2O3＞6%)，富钛(TiO28.2%～9.1%)，较富碱(K2O+Na2O含量为1%～2.3%)有关。岩石中富含P2O5，其稀土元素丰度值显著增高。
新街岩体：岩体中稀土元素丰度值变化较大(图4-21g)，但辉长岩、辉石岩，含长橄榄岩等岩石类型的稀土元素特征无显著差异。岩石中轻稀土元素相对富集，(La/Yb)N为3.46～12.65(25件样平均7.83)，而分馏程度较低，(La/Sm)N为1.11～2.3(平均1.71)；重稀土元素分馏程度中等，(Tb/Yb)N为0.79～3.77(平均2.28)。岩石的δEu值变化较大(0.52～1.53)，平均值为0.99，一般在辉石岩的顶部(特别是含PGE层位)往往呈现弱的负铕异常，而在含长橄榄岩、橄榄辉长岩等部位则无铕异常或正铕异常显著。
图4-21 攀西地区基性—超基性岩体及峨眉山玄武岩的稀土元素配分型式图
(球粒陨石值据W.V.Boynton，1984；红格岩体资料据胡素芳，2001；力马河、核桃树、青矿山、攀枝花岩体资料据姚家栋，1988；二滩玄武岩资料据钟宏，2006)
此外，在新街岩体底部与峨眉山玄武岩接触部位的细粒辉长岩(X101-30)，其(La/Sm)N比值为2.9，(Tb/Yb)N比值为1.76，δEu值为1.5。相对于其上部岩体，具有轻稀土元素分馏程度稍高、重稀土元素分馏程度偏低，正铕异常显著的特征。这可能与岩石中斜长石含量丰富、Al2O3含量高达20%有关。
(4)攀西地区峨眉山玄武岩。龙帚山和二滩地区的峨眉山玄武岩，其稀土元素配分曲线类似(图4-21a、22c)，均属于平滑的右倾型，并以轻稀土元素相对富集且稀土元素分馏程度较高、无铕异常为特征。
新街岩体顶部的玄武安山岩，以明显的负铕异常(δEu为0.31)，轻稀土元素分馏显著而重稀土分馏不明显为特征，其(La/Sm)N比值为4.86，(Tb/Yb)N比值为1.43(图4-21g)。
新街岩体底部的苦橄质玄武岩以铕异常不明显(δEu值为0.76～1.06)、轻稀土元素分馏程度偏低且重稀土元素分馏较显著为特征，其(La/Sm)N比值为1.39～2.53，(Tb/Yb)N比值为2.48～4.13。
攀西地区的基性—超基性岩体在稀土元素Tb/Yb-La/Sm关系图上呈现出明显的差异(图4-22)，龙帚山玄武岩和二滩玄武岩的分布范围相对较窄，两者间显示出一定正相关关系；新街玄武岩的分布范围相对较大。
大岩子、清水河、青矿山、核桃树、力马河等地区的基性、超基性岩体的成分点，基本上分布于龙帚山玄武岩成分点的附近(图4-22)。
图4-22 攀西地区基性—超基性岩浆岩Tb/Yb-La/Sm关系图
红格岩体和新街岩体的成分点分布范围广，常以Tb/Yb和La/Sm比值较高或较低而显著不同于前述岩体，反映出两者间的岩浆起源演化有显著差异。
在La/Sm-La关系图上，龙帚山和二滩地区的玄武岩，以及大岩子、清水河、青矿山、核桃树、力马河等岩体的基性—超基性岩中大多数样品的La/Sm比值比较接近(图4-23)，可能暗示这些岩体与峨眉山玄武岩属于同源岩浆结晶分异的产物。攀枝花岩体、红格岩体、新街岩体以及部分新街玄武岩和龙帚山玄武岩的成分点，显示出较明显的La/Sm与La含量的正相关关系(图4-23)，可能暗示这些岩体与峨眉山玄武岩之间的关系主要为同源岩浆演化中不同部分熔融程度的岩浆结晶的产物。
图4-23 攀西地区基性—超基性岩浆岩La/Sm-La关系图
攀西地区的基性—超基性岩浆岩，其微量元素的丰度值变化较大(表4-3～表4-8)。总体上看，峨眉山玄武岩、含铜镍铂族元素的基性—超基性岩，分异良好的层状基性—超基性岩，它们在微量元素蛛网图上存在显著差异(图4-24)。
玄武岩富集低场强元素Th、Rb或Ba，高场强元素Y、Yb的丰度值较低。其中，龙帚山玄武岩以亏损K、微富集Ti或略亏损Ti为特点，二滩玄武岩以微富集Ti、亏损或富集K和Ba为特征。
龙帚山细粒辉长岩(脉)的微量元素蛛网图特征与龙帚山玄武岩类似(图4-24)。
此外，新街岩体底部的苦橄质玄武岩的Rb、Ba、Th、K、Ta、Nb等含量相对较低，大致相当于龙帚山玄武岩中含量最低的样品，但Ti的含量比较高，有明显的富集特征。而新街岩体顶部偏碱性的玄武质安山岩的丰度值总体上与二滩玄武岩类似，但更富集Th、La、Ce、Hf而亏损Ba和Sr(图4-24e)。
清水河岩体与大岩子岩体的微量元素分配曲线具有很大的相似性(图4-24b、图4-24d)，以相对富集Hf，强烈亏损Sr，亏损P、Nb，微亏损Ti为特征。橄榄岩中不相容微量元素的含量一般低于辉长岩中的含量。
图4-24 攀西地区基性—超基性岩体及峨眉山玄武岩的微量元素蛛网图
(原始地幔值据Sun ＆ McDonough，1989；红格岩体资料据胡素芳，2001；二滩玄武岩及部分龙帚山玄武岩资料据钟宏，2006)
两个岩体之间也显示出一定化学成分上的差异：清水河岩体的低场强元素Rb、Th、U等元素富集程度较高。除了1件偏中性的辉长岩样品中钾含量特别低而导致Rb含量低，并出现明显钾亏损外；其他样品未见钾的异常，却出现了Ba的负异常特征(图4-21b)。大岩子岩体具有Th、U富集，K明显亏损的特征，总体上看，Ba的异常特征不明显(图4-21d)。
红格岩体与新街岩体由于岩浆结晶分异作用十分发育，以至于在岩体的微量元素构成上十分复杂。总体上看，这些层状岩体以明显富集钛、低场强元素含量范围大为特征(图4-21e、图4-21f)。其中，红格岩体的钛和磷特别富集，一些橄榄岩或辉石岩中Rb、Ba、Th的含量很低，而某些辉长岩或含长辉石岩中又比较富集，许多岩石中Ta、Nb、La、Ce、Sr的原始地幔标准化厚的丰度值比较高，总体上这些元素没有明显的异常特点。
新街岩体钛的富集程度没有红格岩体那么高，大多数成分点还显示出U的富集以及P、Nb和Sr的负异常特征(图4-21e)。
关于攀西地区不同岩体以及峨眉山玄武岩化学成分的总体特征，可以从图4-25上大致得到反映：大岩子岩体与清水河岩体的化学成分具有很大的相似性(图4-25a)，以亏损Sr、富集Zr、Hf以及具有弱的负钛异常为特征；不同之处在于大岩子岩体具有较低的K和Rb。分布有钒钛磁铁矿的红格岩体和新街岩体，其微量元素成分明显不同于大岩子岩体和清水河岩体，以不相容微量元素含量偏低以及明显富钛为特征，两个岩体间的差异表现在，新街岩体富集U、Th而亏损Nb和P，显示出更多的亲地壳成分；红格岩体除了更加富钛外，还富集P、Ta而相对贫Ba、Th、U等元素，即富集了更多的耐熔组分(图4-25a)。
图4-25 基性—超基性岩浆岩分布区微量元素蛛网图
(图中数据为几何平均值，原始地幔值据Sun ＆ McDonough，1989)
新街地区的峨眉山玄武岩以低场强元素(Rb、Ba、Th、U，K等)含量较低为特征，U、Th较低反映了样品中以苦橄质玄武岩为主体的特征(图4-25b)。新街岩体与新街玄武岩的U、Th含量具有某种互补的特点，反映了它们之间密切的成因联系。
总体上看，含Cu-Ni-PGE的岩体与富含Fe-Ti-V的层状岩体，它们的微量元素成分差异十分显著，前者以富集不相容元素(特别是低场强元素)、亏损Sr、微亏损Ti为特征；而后者以显著富集钛，低场强元素含量较低为特征。这些特征差异暗示这两类岩体的原始岩浆成分有显著差异。
三、成矿元素特征
攀西地区不同岩体的含矿性差异明显，统计表明(表4-9)，在Cu/Ni比值比较小的岩体中，如力马河岩体、清水河岩体以及富含钒钛磁铁矿的红格岩体中，其PGE含量一般较低，Cu/Pd比值高；而在Cu/Ni比值较大的岩体中，其PGE可能得到更好的富集效果，如大岩子矿床、新街矿床、核桃树矿床等，显示了相对较低的Cu/Pd比值。
表4-9 攀西地区含铜镍硫化物铂族元素岩体矿化特征表
姚家栋等(1988)研究表明，核桃树岩体中(Pt+Pd)的含量与Cu呈明显的正相关关系，而与Ni含量也具有正相关关系，但相关性稍差。矿石中Cu/Ni比值大于1的情况下，铂族元素矿化最好。
关于成矿元素Cu、Ni和PGE在岩浆岩中的富集程度，通常与岩浆岩的基性程度有关，一般在超基性岩中的丰度远高于基性岩。如会理县大岩子岩体中的橄榄辉石岩，其Cu、Ni和PGE含量是辉长岩和辉长辉绿岩样品的3～13倍。
会理县大岩子矿床中(Pt+Pd)的含量与Cu的含量间存在较好的正相关关系(图4-26a)，这也符合铂族元素富集在含铜硫化物中的规律；而(Pt+Pd)与Ni含量的正相关特征则不够显著(图4-26b)。Au与(Pt+Pd)含量的相关图(图4-26c)表明，Au除了与铜硫化物和铂族元素一起矿化外，白云岩中的金似乎还存在单独矿化的现象。
尽管大岩子矿床中Cu/Pd比值和Pt/Pd比值的变化范围较大，但大多数样品的Pt/Pd比值介于1.5～5之间，而Cu/Pd比值主要位于原始地幔比值附近，表明铂族元素高度富集在含铜硫化物中。
我们较详细地研究了新街岩体ZK301钻孔中Cu、Ni、PGE等成矿元素的空间分布规律，有关成矿元素的分析值详见表4-6～表4-8以及表4-10。
新街矿区ZK301钻孔控制到的新街岩体相当于岩体的第一堆积旋回(图4-11)，岩体的顶底板均为玄武岩。经光(薄)片鉴定和岩石化学成分分析均表明，含硫高的岩石中并没有大量富集铂族元素，而富铂族元素的超基性岩中硫化物含量并不多。这表明，铂族元素在硫化物中的富集程度有很大的差异。
由于新街岩体倾向南西，倾角较陡，尽管岩体的韵律分层现象明显，但空间上仍有很大的起伏。通常一个钻孔只能控制岩体的部分岩相带，要考察整个岩体成矿元素的空间变化情况，就必须将钻孔资料综合起来研究。如图4-27所示，ZK101和ZK104新街岩体的四个岩相带的空间岩性特征。
图4-26 大岩子矿区基性—超基性岩和矿化白云岩中成矿元素关系图
表4-10 新街矿区ZK301钻孔成矿元素成分表
续表
注：样品由西南冶金地质测试所分析，Pt、Pd、Au的含量单位为10-9，Ag的含量单位为10-6，Cu、Ni的含量单位为10-2。
在新街岩体的1号勘探线上，Pt、Pd、Os、Ir、Ru富集在岩体底部的橄榄岩(Ⅰa)和含长橄榄岩(Ⅰb)岩相带中(图4-28)。在铂族元素矿化较好的第Ⅰ岩相带(5个样品)，Cu、Ni和S的含量相对较高，表明铂族元素矿化与铜镍硫化物有关；2个样品存在明显的正铕异常特征(图4-28)，暗示橄榄岩中可能存在少量早期结晶的斜长石。在矿化部位，有1个样品的Cu/Pd比值小于原始地幔值(图4-28)，岩石Cr含量只有0.11%(表4-7)，暗示铂族元素可能高度富集在硫化物中。
图4-27 新街岩体1号勘探线剖面采样位置示意图
此外，新街岩体ZK181钻孔X181-15B样品(含长辉石岩)，其Pt+Pd含量为1.5g/t、Os+Ir+Ru的含量为0.094g/t，Cr、Cu、Ni和S的含量均较低(表4-8)，而Cu/Pd比值低到1088，远小于7692的原始地幔比值，可能暗示铂族元素在硫化物中趋向于形成独立的铂族矿物包裹体。
图4-28 新街岩体ZK101-104钻孔成矿元素及地球化学参数变化趋势
●超基性岩；◆基性岩；▲玄武岩
图4-29 新街岩体ZK301钻孔成矿元素含量及地球化学参数剖面图
●超基性岩◆基性岩；▲玄武岩
综上所述，从岩浆中熔离出少量富含铂族元素的硫化物流体，下沉到新街岩体底部的(含长)橄榄岩相中，构成含铂族元素的第Ⅰ岩相带。
根据攀西地质队资料，控制新街岩体的ZK301钻孔孔深387.06m，其中281.32～284.02m和286～293.22m处见到两层铂族元素矿化体，其Pt+Pd平均含量分别为0.87g/t和0.36g/t。
根据我们采样分析的结果(表4-10)，在280.5～285m和291～294m区间的Pt+Pd平均含量分别为0.33g/t(4件样品)和0.26g/t(2件样品)，表明两者的分析结果基本吻合(图4-29)。这两层铂族元素的矿化具有不同的地球化学特征(图4-29)：①上矿层(280.5～285m)：Ni含量相对较高；Cr含量低，并大致与Pt、Pd含量间有正相关关系；负铕异常较明显(δEu 0.52～0.77)。②下矿层(291～294m)：Ni含量相对较低，Cr含量较高，无铕异常(δEu 0.88～0.89)。
总体上看，Cu/Pd比值等于或小于原始地幔值时，出现Pt、Pd矿化(图4-29)，这与世界上一些典型铂族元素矿床的地球化学特征一致(James E.Mungall，2005)；从另外一个角度看，在基性—基性岩体的(Pt+Pd)/Cu比值突然增高的地方，也是铂族元素矿化的位置。
从图4-28可以得出，Pt+Pd含量与Pt/Pd比值有比较密切的成因联系(大致呈正相关关系)，在Pt、Pd矿化部位，常常具有Pt含量大于Pd的特征，而在铂族元素含量较低的地段则具有Pt含量小于Pd的特点。
Au、Ag趋向于在岩体底部接触带附近富集(图4-28)，这些位置上经常见到玄武岩的贯入，岩石一般较破碎且有热液活动的痕迹。
Cu、Ni、S大致具有明显的正相关关系，它们富集于铜镍硫化物之中，并趋向于岩体的靠下部富集(第一韵律旋回)。Cu/Ni比值由岩体底部往上，有逐渐降低的趋势。
综上所述，新街岩体中铂族元素矿化具有以下几种情况：
(1)PGE在橄榄岩相中的矿化(Pt+Pd含量为0.05～0.2g/t)，与硫化物的含量较高有关，是熔离硫化物下沉到早期结晶的橄榄岩相中形成的。而在某些硫化物含量较高的样品中，PGE含量并不高。
(2)Pt+Pd含量大于0.2g/t的样品，往往具有较低的硫化物含量。这时存在两种不同的情况，一种是Cr含量和Cu/Ni比值相对较低，有负铕异常的矿化部位，属于分异结晶作用晚期，由于S达到饱和而从岩浆中结晶出来的微量硫化物，这种硫化物高度富集铂族元素所造成；另一种是Cr含量较高、无铕异常的富PGE部位，存在微量富含铂族元素的硫化物。
岩石地球化学及矿床地球化学特征
新街岩体钛的富集程度没有红格岩体那么高,大多数成分点还显示出U的富集以及P、Nb和Sr的负异常特征(图4-21e)。 关于攀西地区不同岩体以及峨眉山玄武岩化学成分的总体特征,可以从图4-25上大致得到反映:大岩子岩体与清水河岩体的化学成分具有很大的相似性(图4-25a),以亏损Sr、富集Zr、Hf以及具有弱的负钛异常为...
矿床地球化学特征
(1)氧同位素特征:据杨军臣等(1998)的研究,矿区斜长花岗斑岩中的2件石英氧同位素δ18O矿物 值分别为10.55‰和18.24‰,按花岗岩浆固结温度为650℃,计算出岩浆水的δ18O水值分别为9.39‰和17.08‰;1件含黄铜矿磁黄铁矿矽卡岩中的石榴子石的氧同位素δ18O矿物 值为8.64‰,由于缺乏温度资料,按假设温度650℃,550...
地质及地球化学特征
Irish型矿床主要的围岩是灰岩和白云岩。BHT型矿床的围岩则是双峰式火山岩和碎屑沉积物,这些沉积物往往变质成为角闪岩相和麻粒岩相的岩石。 二、SEDEX型矿床的地球化学特征 1.矿石组成 SEDEX矿床主要经济组分是赋存于层状矿石矿物闪锌矿和方铅矿中的Zn、Pb和Ag组分。最高品位的Pb+Zn矿石一般在喷气口和层状矿石的过渡...
地球化学特征
一、微量元素 从矿石微量元素\/原始地幔标准化配分型式来看与上地壳\/原始地幔标准化配分型式大体一致(图4-6;表4-3)，说明矿石的流体主要来源于地壳;矿石跟上地壳相比:铁族元素Sc、V、Cr、Co、Ni明显亏损;W、Mo族元素明显富集;硫化物矿床族元素Cu、Pb、Zn、Au明显富集;重矿化剂族元素As、Sb、Bi...
(三)岩石学和地球化学特征
黑云斜长变粒岩:浅灰—灰白色,以矿物粒度细、分布均匀、变化小、延伸稳定为其主要特点。矿物成分及含量一般为:斜长石50%～65%,石英10%～25%,黑云母10%～25%,钾长石0～10%。黑云母和角闪石二者互为主次,当角闪石含量大于黑云母时,岩石相变为角闪斜长变粒岩。岩石含石榴子石较普遍,副矿物有磷灰石、磁铁矿、锆...
矿石的地球化学特征
一、主量元素特征 通过对山东省乳山市西涝口、山东省莱西市北泊矿区不同钻孔、不同类型的22件样品进行主量元素测试(表2-9)，发现岩石氧化物中的Ca、Na、K与Al、Si的氧化物形成长石，Ca还可以与烧失量中的CO2形成碳酸盐矿物，多余Si形成石英;在成分含量上大理岩质碎裂岩类岩石比花岗质碎裂岩类中的...
区域岩石和地层地球化学特征
2.地层岩石地球化学特征 西天山地区不同时代地层岩石中主要元素的富集分布特征见表1-2。表1-2 新疆西天山地区不同地质单元主成矿元素岩石地球化学参数表 由表1-2可以看出，元古宇富集元素有Co，Ti，志留系陆源碎屑岩夹碳酸盐岩及火山岩富集元素为Ag，Pb，Co，Sn，泥盆系海相碳酸盐岩及碎屑岩建造...
矿区侵入岩岩石学与地球化学特征
(2)地球化学特征 Ⅰ.主元素特征 岩石SiO2含量在40.60%～40.13%之间,平均44.93%,明显具有贫硅的特点,MgO含量为9.89%～22.84%,平均12.75%;Al2O3含量为8.03%～17.88%,平均15.82%;TiO2含量为0.70%～1.08%,平均0.99%;K2O含量为0.07%～1.40%,平均0.79%。岩石K2O\/Na2O值为0.19～0.83,A\/CNK为0.76～0.82,表现为铝不...
矿床地球化学特征
1—金矿 1:5万比例尺水系沉积物测量，金元素异常呈近南北向分布，长7—8km，宽2—3km，分布面积约16km2，等值线形态大体成脉状，南宽北窄。有两个浓集中心，一个在别列兹河北，一个在别列兹河南。北部异常弱，南部异常强，异常最高达390×10-9，一般3—12×10-9。异常编号为Au-7号异常（图4...
矿床地球化学特征研究(构造叠加晕模型)
金矿床地球化学异常综合模式是:①前缘晕特征指示元素是Hg、As、Sb、(F、I、B、Ba);②近矿指示元素是Au、Ag、Cu、Pb、Zn;③尾晕特征指示元素是:Mo、Bi、Mn、Co、(Sn)。上述前、尾晕特征指示元素并不是在每个矿床都出现。 (2)同一阶段在同一构造体系中形成的串珠状金矿体,有总体的前缘晕和尾晕,但串珠状...