岩石地球化学及矿床地球化学特征

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，SiO23562%～4258%，TiO2093%～13%，Al2O3526%～85%，FeOT1248%～1337%，MgO 1391%～2109%，CaO含量由于碳酸盐化而变化较大(39%～108%)，K2O+Na2O含量低(021%～051%)，P2O5012%～02%，H2O++CO2含量较高(912%～1437%)。岩石蚀变较强，m/f 204～316，属于铁质超基性岩(表4-3)；SI(固结指数)5062～6119，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SiO24362%～5248%，TiO2109%～199%，Al2O31028%～1572%，FeOT1054%～1255%，MgO 686%～1107%，CaO含量由于碳酸盐化而变化较大(063%～104%)，K2O+Na2O含量低(042%～233%)，P2O5024%～038%，H2O++CO2含量变化大(388%～1105%)。岩石蚀变程度明显不一，m/f 130～181，属于铁质基性岩(表4-3)；SI(固结指数)3819～4845，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SiO23858%～4412%，TiO2103%，Al2O3515%，FeOT1164%，镍黄铁矿化较强者可达1794%；MgO 242%～248%，K2O+Na2O相对较高(091%～129%)，P2O5011%～013%，岩石中H2O+含量458%～512%，而CO2含量较低(027%～045%)；m/f 263～404，属于铁质超基性岩(表4-5)；SI为5731～6652，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SiO2491%～554%，TiO2156%～196%，Al2O3948%～1428%，FeOT1102%～1276%，MgO 744%～1137%，K2O+Na2O含量较高，为207%～474%；P2O503%～04%；m/f 117～186，属于铁质基性岩(表4-5)；SI 3295～4189，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 063～133)，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41%～47%)和相对较高的FeOT含量(30%～48%)。岩石的固结指数(SI)介于218～354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)，SiO23147%～4024%，TiO2438%～541%，Al2O31251%～1427%，FeOT1626%～1979%，MgO 652%～659%，K2O+Na2O 222%～296%，P2O5006%～053%；m/f 050～071，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 5367%，TiO2194%，Al2O31348%，FeOT1085%，MgO 502%，K2O+Na2O 517%，P2O503%；m/f 081，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(3811%～5097%)；TiO2096%～671%，TiO2含量大于5%者与辉长岩有关；Al2O3217%～2008%，含量高低与斜长石含量有关；FeOT1056%～2131%，铁的高含量主要与橄榄岩和辉石岩相有关；MgO 251%～2603%，含量低者与辉长岩有关；CaO 484%～1611%，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137%；K2O+Na2O含量变化大，变化于017%～529%(平均131%)，含量高者与辉长岩有关；P2O5002%～065%。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031～162之间(平均104)；对于橄榄岩、辉石岩和含长辉石岩，其m/f为167～254(平均217)；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026～219之间(平均114)，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TNIrvine，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TNIrvine，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05～2)，峨眉山玄武岩的m/f比值也主要介于05～2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15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05%(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256～357(20件样品平均27)，为轻稀土富集型；稀土元素分馏程度高，(La/Yb)N为585～1982(平均99)；重稀土元素分馏较强，(Tb/Yb)N为163～30(平均219)；基本没有铕的异常，其δEu为084～109，平均值为097。

(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233～284之间(6件样平均25)；稀土元素分馏程度高，(La/Yb)N为818～1509(平均1070)；重稀土元素分馏较强，(Tb/Yb)N为198～295(平均247)，岩石的δEu 089～098，平均值为095。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319～545；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224～311；岩石中正铕异常特征明显，δEu为124～146。

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051～149之间(10件样品平均093)。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52～69，(Tb/Yb)N为14～31。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(22%～24%)，Al2O3含量大于14%，K2O+Na2O含量高，介于271%～456%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13～19，(Tb/Yb)N为43～49。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(TiO282%～91%)，较富碱(K2O+Na2O含量为1%～23%)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346～1265(25件样平均783)，而分馏程度较低，(La/Sm)N为111～23(平均171)；重稀土元素分馏程度中等，(Tb/Yb)N为079～377(平均228)。岩石的δEu值变化较大(052～153)，平均值为099，一般在辉石岩的顶部(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WVBoynton，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29，(Tb/Yb)N比值为176，δEu值为15。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031)，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486，(Tb/Yb)N比值为143(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076～106)、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139～253，(Tb/Yb)N比值为248～413。

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15～5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011%(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15g/t、Os+Ir+Ru的含量为0094g/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38706m，其中28132～28402m和286～29322m处见到两层铂族元素矿化体，其Pt+Pd平均含量分别为087g/t和036g/t。

根据我们采样分析的结果(表4-10)，在2805～285m和291～294m区间的Pt+Pd平均含量分别为033g/t(4件样品)和026g/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(2805～285m)：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 052～077)。②下矿层(291～294m)：Ni含量相对较低，Cr含量较高，无铕异常(δEu 088～089)。

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 EMungall，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005～02g/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02g/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。

一、韦帕(Weipa)铝土矿床

(一)成矿地质背景

韦帕矿区位于澳大利亚昆士兰州约克角半岛西海岸，南纬12°，顺西海岸延伸160km，宽40km。该地区属热带季风型气候，年平均温度31℃，年降雨量约1600mm，地表覆盖稠密的热带森林植物。

约克角半岛东部下伏以科恩内围层为核心的古生代塔斯曼褶皱带，其核心是由古生代火山岩和沉积岩所环绕的元古宙中期变质岩，其西部是中生代卡奔塔利亚盆地的一部分，之后成为卡隆巴盆地的一部分。

区域内变质岩或花岗岩基岩之上为侏罗系泥岩和粘土岩，层厚约250m，其上部是白垩纪早期形成的滨海相、浅海相和三角洲相的罗令当群，厚可达600m，由泥岩、砂岩和粗砂岩的多个连续的沉积旋回组成。韦帕地区沉积物主要由科恩内围层演化而来。韦帕地区的东部是广为伸展的麦鲁纳平原，该平原较韦帕台地低10～100m，由罗令当群下部组成。在麦鲁纳平原较高的河间地区发育由罗令当群泥灰岩而来的铁质红土。新近纪的海侵事件之后，区内粉砂岩、砂岩及部分砾岩在卡隆巴盆地中沉积。这些沉积物覆盖在约克角半岛西南部罗令当群沉积物之上。未固结的砂石和粉砂覆盖于海岸一带和韦帕地区海拔较低部位。

(二)矿床地质特征

韦帕铝土矿矿床位于约克角半岛西岸，南纬11°00'～14°30'，东经141°30'～142°00'。矿区海拔2～150m，局部地区沼泽化。区域内铝土矿覆盖面积约2500km2，南北延伸350km。

韦帕矿床发育较好的红土剖面(Bardossy et al，1990)，自上而下依次为:

土壤层:厚0～2m，平均厚度06m，一般是棕色至灰色的砂壤土，并伴有许多铝土矿豆粒。

硬结层:较少，厚03m，呈现出下伏铝土矿矿层被改造和被胶结的外表。

铝土矿层:主要的含矿层位。呈红褐色到浅黄褐色，矿层平缓、胶结松散、覆盖物薄(＜1m)，厚1～10m，平均厚35m。上部是由10%～30%高岭石的铁质三水铝石粗大结核组成，下部是松软的豆状三水铝石层，豆粒直径4～6mm(最大10mm)。豆粒呈坚硬的同心球状，外壳为颜色深浅不一的互层。部分豆粒中心还有局部被溶蚀的石英颗粒。也有复合豆粒出现，直径可达6cm，由若干一般大小的松散豆粒及一些砂粒或粘土粒大小的颗粒构成，这些颗粒包裹在颜色深浅不同的同心外壳层所组成的外壳之中。松散的豆石结构是韦帕铝土矿的一个显著特点。

腐泥土层:厚10～30m。由白色至浅棕色和粉红色的高岭土粘土、砂质粘土及带有长石砾岩的残余沉积物组成。砂质粘土厚1～5m;高岭土粘土厚2～8m，含80%～90%的高岭石和5%～20%的石英。

母岩:约克角半岛的基岩为变质岩和花岗岩类，其上平缓地覆盖着第三系长石砂岩和砂质粘土岩。

(三)矿石特征

韦帕矿床的主要矿石矿物为三水铝石，其次为勃姆石、刚玉、钛铁矿、磁铁矿、赤铁矿、褐铁矿、针铁矿;脉石矿物主要是高岭石和石英。矿石平均含Al2O352%～58%、SiO25%、Fe2O37%、TiO22%～3%。韦帕矿床不但具有较高的铝土矿含量，同时高岭土和勃姆石的含量也较高。

高岭土呈白色，块状，以透镜体形式赋存在腐泥土层中;透镜体向西南方向延伸，长2～3km，宽300m，平均厚45m。高岭土主要成分为SiO2516%、Al2O33305%、TiO2136%、Fe2O3157%、K2O018%，其他成分小于005%。目前已探明的和潜在的高岭土资源量为173Mt，具有较高的工业价值。

勃姆石的含量一般与豆石层(或铝土矿层)的厚度相关，例如，厚2m的豆石层含勃姆石25%，而更厚的豆石层中勃姆石的含量则不到5%。韦帕矿床相对高的勃姆石含量与相对简单的大气水淋滤条件存在一定关系。

(四)成矿时代

古气候学研究表明，韦帕地区在早白垩世区域隆起之后就已发育红土化，铝土矿化作用在古新世开始，并在始新世和渐新世持续矿化，矿化作用可能结束于中新世早期，因为自中新世开始该地区气候变得干燥，不再利于铝土矿化形成。

(五)矿床成因

母岩的性质是铝土矿形成的关键，母岩的多孔性和良好的渗水性、极低的侵蚀速度和长期有利的气候条件是形成铝土矿的主要因素。Grubb(1971)通过对韦帕铝土矿中的重矿物(如锆石)的分析发现，铝土矿中重矿物和下伏的风化沉积岩相似，认为铝土矿可能来自长石质母岩。Evans(1965)指出，长石的存在是母岩的一种重要的成分特征。对全区开展的地质研究显示，在离海岸线较远的东部和东南部，红土化和铝土矿化的强度减弱，在东南方向甚至还产出新鲜的长石砂岩，表明气候条件对韦帕红土矿化作用具有重要影响。

韦帕铝土矿的形成主要经历了陆生和表生富集两个阶段:陆生阶段，大陆准平原化，含铝的长石质母岩经风化作用形成含铝土矿物、粘土矿物、氧化铁矿物的富铝钙的红土、红土残积坡积层或红土铝土矿;表生富集阶段，原始铝土矿层随地壳抬升，粘土矿物中的硅质大部分被地下水、地表水溶解成Si(OH)4而淋失，部分硅质层凝胶与大部分氢氧化铝凝胶形成粘土矿物，使铝质加富，原始铝土矿层逐渐转变为有工业价值的铝土矿层。

总的来讲，在热带地区，季风环境对铝土矿化有利，红土的范围较为受限，在高原、台地的残余部分或岛上，母岩受到持续的侵蚀作用和长期的大气水淋滤形成含铝土矿的红土和铝土矿。另一方面，相对静止的环境和相对自由的地下排水系统对成矿有利，韦帕矿床一个最基本的特征是缺少因物理或化学条件改变而引起的海水再造结构，表明该矿床主要形成于相对宁静的构造环境中。

(六)勘查历史

韦帕铝土矿床由Evans于1955年发现。1965年澳大利亚联邦铝业公司(Comalco)对韦帕矿床进行了系统勘探，勘探设计按照152m×152m的网度钻孔，储量控制按照38m×38m的网度钻孔，初步获得铝土矿资源量500Mt，Al2O353%～56%，SiO245%～9%。1985年矿山年产量为118Mt，洗选后获铝土矿干矿石73Mt，平均品位为Al2O355%，SiO25%，从开始开采到1985年末，共采出223Mt铝土矿矿石。力拓公司于2002年对该矿床重新进行勘探，获得铝土矿资源量约3600Mt，其中Al2O3品位为55%，SiO2含量为5%～55%(力拓2002年年报);2006年探明和推测的铝土矿储量为2114Mt，其中Al2O3品位为51%(力拓2006年年报)。韦帕矿床所有权现归力拓集团所有。

二、桑加雷迪(Sangaredi)铝土矿床

(一)地质特征

桑加雷迪矿床位于几内亚的西部，靠近Kogon河。该矿床发现于20世纪初，初步探明储量大于2亿t，Al2O3平均品位59%，1973开始开采。矿区台地海拔为200～240m，台地边缘由陡峭的斜坡构成，没有垂直的悬崖。在矿区4km2的面积内覆盖着连续的铝土矿矿层，矿层形态中等不规则，向南西方向延伸(图13-5)。

桑加雷迪矿床具有明显的铝土矿剖面(图13-6)，几乎全部由原地的再沉积铝土矿组成。

(1)土壤层:厚可达1m，夹杂有腐殖质和铝土矿-红土砾石。

(2)硬结层:普遍缺失，仅沿台地边缘发现一些铁质红土。

(3)上部再沉积单元:厚约20m，呈粉红色、、灰色，主要由被胶结的铝土矿卵石砾岩和砂粒砾岩和铝土角砾岩交替组成，也称作碎屑铝土矿。碎屑岩铝土矿夹层普遍发育。胶体结构和鲕状结构发育，主要分布于底部，厚2～3m，岩相横向渐变为铝土矿砾岩。铝土矿为孔隙状和囊泡状，坚硬，呈层状，矿床的上部和中部存在明显的不整合接触界面。

(4)中部再沉积单元:厚25～30m，颜色为粉红色、紫色及灰色。主要由坚硬的铝土砾岩组成，具有较薄的砂碎屑岩铝土矿夹层，底部岩相渐变过渡成为豆状铝土矿和隐晶质铝土矿。豆状铝土矿主要由铝土矿砾岩演变而成，是在铝土矿再沉积之后发生的逐渐变化。

(5)下部再沉积单元:厚5～10m，浅棕色至粉红色，在矿床的南部由欠固结的铝土矿砾岩组成，砾岩为复矿碎屑岩，部分由古生代片岩及粒玄岩演变而成。这种砾岩因其具有较高的TiO2含量(7%～14%)而与上覆单元区分开。该单元也产出胶状铝土矿、隐晶质铝土矿、鲕状铝土矿和豆状铝土矿。这些矿石多由碎屑铝土矿原地蚀变而成。下部再沉积单元与下伏残留铝土矿之间存在着非常明显的接触关系，局部有较薄的铁壳层。

图13-5 桑加雷迪铝土矿矿床地质图

图13-6 桑加雷迪铝土矿主要单元剖面图

(6)原地铝土矿层:厚2～3m，棕色至红色，坚硬，带有下伏母岩的残余构造。

(7)腐泥土层:厚10～20m，粉红色至紫色，带有母岩的残余构造，呈孔隙状，主要由高岭石组成。

(8)母岩:母岩为泥盆系页岩和粉砂岩，呈灰色，具有明显的层理，局部含化石。

(二)化学成分

桑加雷迪矿床矿石化学成分具有氧化铝高、铁含量低的特点。Al2O340%～80%、SiO201%～30%、Fe2O308%～33%、TiO215%～14%。矿石矿物主要是三水铝石，其次为针铁矿、赤铁矿、高岭石和钛矿物。

(三)成矿时代

剖面上残留部分矿物的形成时代为晚白垩世到始新世。碎屑铝土矿矿物的侵蚀和再沉积可能发生在铝土矿形成的第一阶段之后不久。在古近纪和新近纪，再沉积单元的进一步铝土矿化持续进行。在更新世间冰期之后，现今的气候条件似乎有利于这种矿化过程的持续。

(四)成因模式

综合研究表明，在矿床下部的腐泥土层和铝土矿层是真正的原地红土型风化剖面。在矿床的中部和东部，铝土矿层已被侵蚀，残留部分腐泥土层。搬运来的碎屑物质在新形成的侵蚀面和断裂下降的侵蚀面上堆积，随后遭受新的侵蚀。所有的沉积物质都是由附近的红土型风化剖面演变而来的。在碎屑矿物堆积之后，又开始了新一期的铝土矿化，导致该矿床中的再沉积单元整体发生铝土矿化。这些单元的碎屑状特征及其高渗透性确保了桑加雷迪地块在最终隆起之后具有特别有利的淋滤和泄水条件。与此过程相伴的是铝土矿中的氧化铝的局部重新分配。

(五)勘查历史

20世纪20年代法国地质学家就已对该矿床进行了普查，1948年起SBM(Societe des Bauxites du Midi)布设300m×300m网度对该矿床进行了钻孔验证，获得18亿t以上的高品位铝土矿。1963年CBG联合风险公司成立，并对矿床开展了进一步的钻探工作，设计了143个钻孔，之后又进行了大量的钻探工作，使钻孔网度达到150m×150m。1973年矿床正式开采，第一阶段获得了当时世界上质量最好的一部分矿石:Al2O3约60%，SiO21%，Fe2O32%～4%，TiO23%～5%;第二阶段矿石的品位相当不均匀，特别是高岭石粘土透镜体给开采造成了极大困难。部分铝土矿非常坚硬并且黏结，使得开采更加困难。1985年SOGEREM对不同的矿石品位和无矿夹层进行了详细的评价，1986年矿石平均品位为Al2O360%，SiO21%，Fe2O34%，TiO235%。目前该矿床由几内亚铝土矿公司和美国阿尔考采矿公司所有。

三、洛斯皮契夸斯(Los Pijiguaos)铝土矿床

洛斯皮契夸斯矿床位于委内瑞拉的玻利维亚州的西部，Caracas市以南约500km处。这是委内瑞拉当前唯一开采的铝土矿矿床，也是南美地区著名的铝土矿生产地区之一。洛斯皮契夸斯铝土矿矿石具高品位的特征(Al2O3含量为50%)，目前所勘探的矿体仅占整个资源量的一小部分。

(一)地质背景

洛斯皮契夸斯地区位于圭亚那地块西北缘(图13-7a)，北纬6°22'，西经66°52'。基底为中元古代帕拉瓜扎环斑花岗岩岩基(图13-7b)。该岩基面积超过3万km2，其中部为中元古界罗赖马组石英岩、砂岩、页岩所覆盖。花岗岩北部为塞拉德拉塞巴塔纳，高度通常为1000m以上(卡拉马夷平面)，最北部为塞拉尼亚德洛斯皮契夸斯，平坦部位为海拔600～700m的努里亚夷平面。努里亚夷平面代表了晚白垩世—古近纪圭亚那地块上最后一次强烈的侵蚀事件(McConnell，1968)。Soler和Lasaga(2000)把努里亚夷平面的形成时代下限定在35Ma，并以这个时间作为洛斯皮契夸斯地区开始形成铝土矿的时限。

图13-7 洛斯皮契夸斯矿床位置图(a)和区域地质图(b)

帕拉瓜扎花岗岩被认为是洛斯皮契夸斯风化层的母岩(Bardossyetal，1990)，其主要矿物有石英、微斜长石、奥长石、富Fe黑云母和角闪石，副矿物包括磷灰石、榍石、钛铁矿、赤铁矿和锆石。铝土矿层直接形成于帕拉瓜扎花岗岩之上。

(二)矿床地质

强烈的风化作用可以引起大范围的帕拉瓜扎花岗岩形成次生壳。但是，有些地方仍可见到一些未蚀变的新鲜母岩。在风化强烈的部位发育有较好的红土剖面，自上而下依次为土壤层、硬结层、铝土矿层、过渡带、腐泥土层和母岩:

(1)土壤层:较薄，厚度小于1m，由松散、浑圆的铝土矿结核(假豆石)和植物组成。

(2)硬结层:厚03～15m。坚硬，主体部分为浅红至浅黄-褐色，具有蜂窝状构造和较大的形状不规则的孔隙;在主体中包裹有次圆形、红褐色至粉红色的块状结核。在高原部位发育中元古界罗领马组石英岩、砂岩和页岩，沿台地边缘有大量次圆或浑圆状铝土矿碎屑，表现出经过机械磨圆的迹象。

(3)铝土矿层:平均厚度达76m，最厚15m。坚硬，块状、土状，略带不同色调的浅红褐色到较深的褐色或较浅的淡。该层完全由三水胶铝矿组成，从上到下可以分为4个明显不同的层(图13-8):坚硬而易碎的凝固的铝土矿交互层;豆状铝土矿夹未固结的结核;含部分胶结豆石的海绵状铝土矿和豆状结构的蜂窝状铝土矿。

(4)过渡带:厚0～2m，高岭石和石英含量逐渐增多，而三水铝石含量则逐渐减少。

(5)腐泥土层:厚可达40m，土状，呈浅黄、褐和粉红色等斑杂状。由高岭石粘土和较多的石英、云母片和一些氧化铁组成;经过厚达2m的“风化岩”过渡带渐变为母岩。

(6)母岩:为粗粒帕拉瓜扎花岗岩，具环斑结构，且黑云母和角闪石的含量变化不定。

(三)成因模式

洛斯皮契夸斯是典型的红土型铝土矿，形成于下伏帕拉瓜扎花岗岩的风化壳之上。在风化剖面中各种铝土矿结构构造交替或重现，标志着铝土矿化作用与机械破坏作用的发生，随后风化产物被短距离搬运到地形低洼处。显微结构上，浑圆状石英和水铝矿聚集体表明其并非简单的原地成因，而是曾发生过风化、机械搬运和再沉积作用。

帕拉瓜扎花岗岩中普遍发育的裂隙对大气水的渗透流动起着控制作用。花岗岩遭受强烈风化作用，成矿物质以颗粒和溶液形式被短距离搬运至夷平面的峡谷之中。铝土矿化引发脱硅和水合作用，Al2O3和Fe2O3在残留土壤中富集，SiO2和碱及碱土金属则完全被淋滤掉。具有交替结构的铝土矿层就是这种反复循环过程的产物。结果是原有的河间地无法得到原地的铝土矿盖层的保护来抵抗花岗岩风化和分解。河流侵蚀可在至今仍由小溪和江河占据着的未得到保护的地区形成新的水系，表明铝土矿化作用仍然在持续进行。

(四)勘探历史

对洛斯皮契夸斯地区进行铝土矿勘探始于1974年，1976～1979年瑞典铝业公司对该地区进行了可行性研究，初步探明矿石储量168Mt，Al2O349%、SiO2102%。1984年Menendez和Sarmentero(1984)以100m×100m钻探网度为依据重新估算的矿石储量达到58亿t。洛斯皮契夸斯矿床于1987年开始开采，1987～1994年年采铝土矿原矿石量超过5Mt。1998年确定矿石(Al2O3)的边界品位为44%，开采矿石量达到52Mt。目前该矿床属于委内瑞拉与圭亚那有限公司(CVG)所有。

图13-8 洛斯皮契夸斯铝土矿红土剖面

参考文献

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1同造山花岗岩及基性侵入岩

(1)462Ma的切木尔切克花岗质片麻岩

图3-8 阿尔泰同造山造山带花岗岩的常量元素的岩石类型图解

该岩体所测样品中除了少量细粒条带状黑云母花岗质片麻岩(169/1)外，其它主体岩石样品成分较均匀(图3-14a)。SiO2(699%～71%)、Al2O3(14%～158%)含量高，FeO(18%～3%)、MgO(09%～18%)和CaO(22%～34%)含量较低，特别是K2O含量很低(17%～35%)，K2O/Na2O=04～103(图3-8a)，为钠质花岗岩。这与所研究的其它花岗岩明显不同(见下)。铝饱和指数［ACNK=Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)克分子比值］变化于106～12，为弱过铝质(图3-8b);A/NK(Al2O3/(Na2O+K2O)=15～21较高(或过碱指数AKL(Na2O+K2O)/Al2O3)较低，为033～057);里特曼指数(σ)较小(123～171)，大大小于30。可见，尽管在有些图解中这些样品接近碱性花岗岩或A型花岗岩，但该岩石属于钙碱性系列。在有关常量元素的图解中大都位于拉斑玄武质及钙碱性花岗岩区(图3-8c)。这是本区所研究的花岗岩中唯一具有拉斑玄武质特点的花岗质岩石。

图3-9 阿尔泰造山带同造山片麻状花岗岩稀土元素球粒陨石标准化(SunandMcDonough，1989)分布模式(左)原始地幔标准化(SunandMcDonough，1989)蜘蛛网(右)

该岩石稀土元素总量较高(∑REE163×10－6～211×10－6)。在球粒陨石标准化的REE图解中(图3-9a)，各样品显示了相同的配分型式，曲线总体比较平缓，LREE略富集，HREE较平坦，(La/Yb)N较低(26～55)。δEu值为057～083，铕略具负异常。多数样品Ce略微亏损，Ce异常一般认为是岛弧花岗岩特点(但不全是，White and Pa-chett，1984)。

在原始地幔标准化的蜘蛛网图解中(图3-9b)，Ba、Sr、P、Nb、Ti为负异常，Rb、Th、K、La为正异常，表明这些花岗岩具有地壳熔体的特点，而源区残余相中含有斜长石、磷灰石和可能的黑云母(Ba亏损)。另外，微粒包体的不发育也说明了这一点。P、Nb、Ti负异常也是很多岛弧花岗岩的特点(如Sajonal et al，1996，)。此外，在该图中，Th为正异常，Ta略微负异常，Th/Ta较高，又显示了俯冲带岩浆的特点(如Roger and Hawkeswrth，1989)。

(2)约400～375Ma的侵入岩

阿维滩片麻状花岗岩

该岩体与上述切木尔切克花岗质片麻岩具有相似的地球化学特征:SiO2(70%～72%)、Al2O3(14%～16%)、FeO(16%～18)、MgO(088%～092%)和CaO(135%～36%)。铝饱和指数［ACNK=Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)克分子比值］变化于13～14，为过铝质或强过铝质(图3-8a)。A/NK(Al2O3/(Na2O+K2O)=14～18。过碱指数AKL(Na2O+K2O)/Al2O3)较低，为033～052。里特曼指数(σ)小于30，属于钙碱性系列。在有关常量元素的图解中大都位于钙碱性或与高钾钙碱性花岗岩交界区(图3-8b、c)。其中，粗粒强片麻状花岗岩与上述花岗岩质片麻岩更为相似(具钠质花岗岩特点)，而细粒弱片麻状花岗岩和不变形细粒黑云母花岗岩具有较高的K含量，K2O/Na2O=11～12，具有钾质花岗岩特点，可能是该岩体较晚的侵入相。

在球粒陨石标准化的REE图解中，显示与上述花岗质片麻岩相似的配分型式(图3-16a)，总体比较平缓。其中，中粗粒片麻状花岗岩(英云闪长岩，138/1)无铕负异常，甚至铕略微的正异常。细粒弱片麻状花岗岩(138/2)和不变形细粒黑云母花岗岩(141)的LREE含量略高一点，铕负异常略明显，可能反映了岩浆的分异作用。在原始地幔标准化的蜘蛛网图解中(图3-9b)，Rb、Th、K、La正异常更明显，可能显示了较多的壳源特点。

可可托海-吐尔洪花岗岩复式岩体

在阿尔泰造山带东部可可托海一带分布有大量的花岗岩，其中，可可托海岩体、可可托海南西水库和吐尔洪岩体花岗岩体以及青格里闪长岩体发育于同一地带，并相互连接，岩石类型相似，构造特征(变形特征)相同，特别是已经获得的较精确的锆石年龄完全相同，主要地球化学特征、同位素地球化学特征也相近。所以，它们可能是同一套岩石组合，在此作为一个岩浆作用产物进行研究。

16个测试样品较集中地反映了该复式岩体的地球化学特征。该岩体与上述同造山花岗岩也具有相似的地球化学特征。SiO2变化范围较大(64%～73%)，Al2O3集中于14%～16%，FeO(12%～35)、MgO(06%～25%)和CaO(235%～5%)均高于上述岩石。总体K2O<Na2O，K2O/Na2O=083～11，略高于上述花岗质片麻岩，但仍具有钠质花岗岩特点(图3-8b)。铝饱和指数［ACNK=Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)克分子比值］变化于092～12之间，略小于上述岩石，为准铝质及过铝质(图3-8c)。里特曼指数(σ)为1～18(小于30)，A/NK=14～28，属于钙碱性系列(图3-8a)。

在球粒陨石标准化的REE图解中(图3-9c)，主体岩石样品具有非常一致的配分型式，表明具有相似的成因。总体配分型式比较平缓，但与上述岩石相比，LREE略富集，(La/Yb)N较高一些(38～94)。δEu值略高(04～07)，显示微弱的铕负异常。Ce略有亏损，可能是岛弧花岗岩的特点。在原始地幔标准化的蜘蛛网图解中(图3-9d)，也显示与上述岩石相近的元素富集和亏损特点:Ba、Sr、P、Nd、Ti负异常，Rb、Th、K、La、Nd正异常，似乎显示了一定的壳源特点。

对于该时期花岗岩形成时的地壳成熟度，在AFM图解和SiO2-Log(CaO/(K2O+Na2O))图解上，显示了其来源于成熟度较低的地壳(图3-10)。

图3-10 阿尔泰同造山造山带花岗岩的地壳成熟度图解

可可托海基性侵入岩

吐尔洪岩体中的细粒闪长质包体的稀土配分型式与主岩石基本相同。而中性岩(辉石闪长岩)、基性岩(辉长岩)的化学成分有明显不同，MgO(74%～93%)，CaO(114%～116%)，TiO2(015%～17%)随SiO2的降低而增高。大部分基性岩石具有玄武岩成分特点，并显示为拉斑玄武岩(图3-11)。

图3-11 同造山可可托海辉长岩、后造山基性岩脉岩石类型图解

作为在可可托海花岗岩中呈小岩体或包体产出的暗色辉石闪长岩(120/5)，其稀土总量为∑REE34×10－6，稀土配分曲线十分平缓，无铕异常，与花岗岩呈互补关系辉长岩(122/2)则显示右倾，轻重稀土有分馏，并具有显著的铕正异常。另外，最显著的特点是富集Sr、Rb、K等大离子亲石元素(LILE)和LREE(图3-9e)，贫Ba、Th、Y和高场强元素Nb，TaTi，Zr和Th相对LILE和LREE表现明显的负异常。

另外，乌里奇大桥花岗岩基本特征同上述花岗岩。有两个样品异常，一个是花岗质片麻岩样品(149/2)。它有可能是早期花岗岩的代表。

2后造山花岗岩(喇嘛昭岩体)及基性侵入岩地球化学特征

(1)后造山花岗岩(喇嘛昭岩体)

阿尔泰造山带发育较多的圆形和椭圆形花岗岩体。地质特征、岩体的切割关系以及地球化学特征一致表明它们为后构造岩体或后造山花岗岩。对此，前人已经作了研究，特别是对一些典型的A型花岗岩，将其称之为非造山花岗岩(如邹天人等，1988)。一般而言，这些具有A型花岗岩特点，定年相对困难，故一直缺少准确的锆石同位素定年资料，很多岩体形成的确切时间还不是十分清楚。Windely et al(2002)试图对此问题进行研究，测定了喇嘛昭岩体的锆石年龄。虽然还没有给出确切年龄值，但已经限定其形成时代为260～290Ma。因此，应注意重点对这一时代较为明确的岩体进行了研究;另外，该岩体为黑云母、二云母花岗岩，不是典型的A型花岗岩，因而与本区同造山黑云母花岗岩在成分、成因以及构造背景上有一定的可比性。

该岩体呈圆形状，无变形，北部侵入并切割了乌里奇岩体，南侧侵入于变质岩(黑云母斜长片麻岩)中，显示了典型的后构造特点。主体岩性以中、中粗粒含斑黑云母或二云母二长花岗岩为主。岩石呈灰白色，块状构造。

图3-12 阿尔泰造山带喇嘛昭花岗岩常量元素的岩石类型图解(据PeccerilloandTaylor，1976)

4块有代表性样品的地球化学测试结果如图3-12所示。可以看出，该岩体具有高硅(SiO2=724%～744%)、高碱(K2O=42%～49%，Na2O=39%～43%)和低P2O5(004%～012%)、FeO(035%～11%)、MgO(015%～046%)、TiO(014%～028%)、和CaO(067%～144%)的特点，K2O/Na2O比值为108～124，显示钾质花岗岩和钾玄岩系列特点(Visnen， et al，2000)。Al2O3(138%～145%)高于一般的碱性花岗岩(碱性花岗岩的Al2O3一般小于12%)。铝饱和指数集中于103～105为准铝质到过铝质过渡特点;A/NK为113～129;过碱指数AKL为057～066;里特曼指数为213～259，显示碱性与钙碱性过渡特点。在其它图解中也显示高钾钙碱性或高分异钙碱性花岗岩特点。在SiO2-(K2O+Na2O)、SiO2-FeOT/MgO和在10000Ga/Al-Nd等图解中位于碱性及A型花岗岩区，或其边界附近，似乎类似于某些铝质A型花岗岩(邱检生等，2000;Kings，1997)。但是，以下微量元素特征表明它不是典型的A型花岗岩。

该岩石稀土元素总量较高，∑REE=(139～185)×10－6，轻重稀土分馏不十分明显((La/Yb)N=34～94)，HREE略富集，铕负异常明显(Eu/Eu=023～044)。在球粒陨石标准化的REE图解中(图3-13a)，具一定程度的“海鸥”状分型式，与该区同造山钙碱性花岗岩明显不同。在原始地幔标准化的蛛网图解中(图3-13b)，Rb、Th、K、La正异常，Ba、Sr、P、Nb、Ti负异常。Rb/Sr(2～11)和Rb/Ba(1～6)比值高于典型的I型花岗岩，而低于或接近于A型花岗岩另外，Zr、Ce、Y含量较低，在A型花岗岩判别图解中，样品均位于I、S型和A型花岗岩区边界附近(图3-14);只是Nb较高，在该图解样品点落在A型花岗岩区。这些特点似乎显示了I、S型和A型花岗岩的过渡特点。在SiO2-(K2O+Na2O)、SiO2-FeOT/MgO等很多图解中大都位于碱性及A型花岗岩区或其余钙碱性花岗岩边界区域(未显示)，似乎类似于某些铝质A型花岗岩(邱检生等，2000;Kings，1997)。但是，该岩石并不是A型花岗岩，除了Nd含量较高导致在在10000Ga/Al-Nd位于A型花岗岩区域及边界附近外，在其它各类A型花岗岩判别图解中均不在A花岗岩区域(王涛等，2005)。

图3-13 阿尔泰造山带喇嘛昭花岗岩体的稀土元素球粒陨石标准化(SunandMcDonough，1989)分布模式(左)原始地幔标准化(SunandMcDonough，1989)蛛网图(右)

图3-14 阿尔泰造山带喇嘛昭花岗岩体岩石类型图解

(2)后造山基性岩脉

阿尔泰基性岩脉的岩石类型为辉长辉绿岩、细粒辉长岩、中粒辉长岩、中粒-中粗粒辉石岩、橄榄辉石岩。具有明显的辉长结构、辉长辉绿结构，有时可见橄榄石"斜方辉石"角闪石退变反应结构。矿物组成为:斜长石40%～55%，斜方辉石5%～10%，单斜辉石10%～15%，橄榄石5%～10%，角闪石5%～40%，黑云母5%～8%。圆粒状橄榄石位于绿色角闪石颗粒内，或分布在斜长石、单斜辉石之间。有些岩石几乎全由角闪石(65%～70%)和斜长石(20%～25%)。角闪石多为棕色，个别为绿色。斜长石发生钠黝帘石化和绢云母化。

这些基性岩的化学成分与乌恰沟、唐巴湖、阿拉哈克等地的基性岩化学成分一致(方同辉等，2002)。在R1-R2图解，基性岩样品有两个在橄榄辉长岩区，与乌恰沟、阿拉哈克、唐巴湖基性岩分布区域大致相同。三地的基性岩样点都分布在Fa-Di上地幔岩浆演化趋势线附近。分异指数Di和固结指数Si表明，这些基性岩的基性程度较高，分异程度较小。基性程度最高、分异最差的是乌恰沟(方同辉等，2002)，阿尔泰基性岩的氧化物与lgSi呈线性关系，表明岩浆为纯分异演化，未受陆壳物质的混染。阿尔泰、阿拉哈克与唐巴湖的样品在氧化物-lgSi图解中都恰好落在同一条趋势线上，表明两地的基性岩浆分异演化性质类似，在岩浆成因方面可能存在着密切的联系。乌恰沟样品的氧化物-lgSi趋势线与阿尔泰、阿拉哈克、唐巴湖的明显不同，说明乌恰沟基性岩浆的分异演化与阿拉哈克、唐巴湖两地的基性岩没有直接的联系，可能分属于不同期次、不同来源的岩浆活动的产物。

阿尔泰基性岩稀土元素总量均较高(247～274)×10－6，稀土元素配分曲线呈轻稀土相对亏损、重稀土相对略微富集的左倾型(图3-15)。这与乌恰沟基性岩较明显的轻重稀土分馏右倾的型式不同，而与阿拉哈克、唐巴湖基性岩近于平坦型的稀土元素配分曲线相似，与达拉布特辉长岩较也较为相似，都近于平坦型。阿尔泰基性岩δEu值为09～102，几乎没有铕异常。而乌恰沟基性岩δEu值为082、114和18，阿拉哈克、唐巴湖的值变化范围为09～101。可见，阿尔泰基性岩与前者有一定差别。

图3-15 阿勒泰造山带后造山基性岩脉稀土元素球粒陨石标准化(SunandMcDonough，1989)分布模式(左)原始地幔标准化(SunandMcDonough，1989)蛛网图(右)

在原始地幔标准化的蜘蛛网图解中(图3-15)，Sr、K强烈富集，细粒辉长岩(148/5)的Rb、Ba较富集，但Th亏损，而辉绿辉长岩(148/1)Rb、Ba较亏损。另外，Nb、Y、Yb、Sc相对于洋中脊玄武岩丰度值有亏损。

3同造山、后造山侵入岩Sr、Nd、Pb同位素特征

(1)Sr、Nd同位素特征

进行了34个样品的测试。几个样品Sr初始值(87Sr/86Sr)i变化较大，异常低或高。这可能是由于样品Sr含量低，加之测量误差导致87Rb/86Sr比值较大，当一般大于3时，(87Sr/86Sr)i误差范围很大，其已经失去了地质意义(Jahn et al，2000)。该结果将不作为讨论的依据。除此之外，绝大部分样品的Sr初始值较集中，变化于0703～0708之间，有些ISr较高(0708～071)。大部分数据和参数都在正常的范围之内，没有出现ISr异常低的情况，其所测结果可以用于有关问题的讨论。这些Rb-Sr同位素特征似乎反映了所测岩石源区的复杂性，即有壳源特点，也有幔源信息。

图3-16 花岗岩f(Sm/Nd)-TDM关系图

一般而言，Sm、Nd同位素较稳定，结果相对可靠，是分析、讨论岩石成因和源区特点的基础，故以下主要依据这些资料进行讨论。总体看，绝大部分样品的43Nd/144Nd比值变化范围小，在051410～0512660，f(Sm/Nd)变化范围限定于－02～－048之间(图3-16)，所给出的模式年龄TDM基本有效，可以参与有关讨论(Jahn et al，2000a)。只有3个样品的f(Sm/Nd)<02，模式年龄没有地质意义。

图3-17 ISr-εNd(t)关系图

这些测试数据显示，绝大多数样品的εNd(t)值高(>0)，大大高于一般造山带中的花岗岩(εNd(t)值<0，如澳大利亚兰克兰造山带)。在ISr-εNd(t)图解中(图3-17)中，多数样品位于第1和2象限，反映了中亚造山带正εNd(t)值花岗岩的普遍特点，即年轻幔源对花岗岩的形成贡献了重要的物质来源(Jahn et al，2000a，b;洪大卫等，2000)。

就岩石类型而言，基性岩、后造山晚期中酸性岩脉εNd(t)为正值，且数值最高，英云闪长岩、花岗闪长岩εNd(t)值较高(多大于0)，二云母花岗岩εNd(t)值较低(接近0和小于0)。就同造山和后造山花岗岩的对比分析来看，同造山花岗岩εNd(t)值较低，多变化于－3～+4之间，平均+05左右;模式年龄TDM(单阶段)较老(08～14Ga)。而后造山花岗岩εNd(t)值较高，如喇嘛昭二云母花岗岩εNd(t)值为+13～+28，平均205，富蕴220Ma的花岗闪长岩εNd(t)值高达55，晚期中酸性岩脉更高(+86)，平均模式年龄TDM变化大(06～17Ga)(图3-18a、b)。

图3-18 侵入年龄与εNd(t)关系图

具体分析可见，460Ma的花岗质片麻岩的εNd(t)值稳定，相对最低，变化于－12～+05，模式年龄TDM(单阶段)变化于较老(123～19Ga)，相对其它花岗岩似乎含有较多的壳源组分。400Ma和360Ma的花岗岩变化范围较大－25～+4，多数大于0，有些达到+4，显示有较多的年轻幔源组分。相比而言，后造山花岗岩(如喇嘛昭)εNd(t)值高，均大于0(+13～+28)，模式年龄TDM为085～178Ga。值得注意的是，220Ma左右的花岗闪长岩显示较高的εNd(t)值。特别是一些后造山基性岩、中酸性岩脉具有更高的εNd(t)值(高达+86)。这似乎暗示在后造山阶段壳幔相互作用较强烈，更多的幔源物质参与到了花岗岩混染中酸性岩脉的形成。

这种特点在同造山和后造山基性岩中表现得更为清楚。400Ma的可可托海辉长岩(在可可托海花岗岩中的基性岩小岩体)εNd(t)值为+02～+20，TDM为114～123Ga，表明该时期基性岩浆相对富集，或者它们遭受了较强的古老地壳物质的混染。但从同时间、同地点的可可托海花岗岩的εNd(t)值(－07)来看，陆壳物质混染存在，但似乎是有限的。而280Ma的辉长岩脉εNd(t)值高达+74～+81，显示了相当亏损地幔的特点。这直观地表明，在阿尔泰造山带同造山过程中，幔源基性岩浆亏损不强烈，并还可能受到古老地壳的混染，暗示壳幔相互作用较弱;而后造山基性岩浆亏损程度高，并受到古老地壳混染较轻，说明壳幔相互作用强烈。

(2)Pb同位素特征

Pb同位素也是物源示踪的一个重要手段(Doe＆Zartarm，1979)，它有三个稳定同位素206Pb、207Pb、208Pb以及一个放射性同位素204Pb，而204Pb衰变周期比地球年龄长，所以基本上也可以认为是稳定的。Pb同位素在自然界中几乎不发生分馏，其组成不受物理、化学条件的影响，只受其源区的铀、钍的含量和衰变影响，所以作为示踪剂在探讨物质来源方面得到广泛应用(ZartarmandDoe，1981;Norman et al，1999;张宏飞等，1997;毛德宝等，2001;李龙等，2001;PhilippeandStephan，2002;吴开兴等，2002)。因长石特别是钾长石中U、Th含量非常低，所以基本上不含放射成因铅，其铅同位素组成基本上代表了岩浆的初始铅同位素特征，而长石是花岗岩的主要造岩矿物，因而长石铅同位素可以应用于示踪花岗岩的物质来源(ZartmanandDoe，1981;Gariepy et al，1985;张理刚，1988;1993;李献华等，1987;朱炳泉等，1998)。一些学者曾对于阿尔泰花岗岩作过部分Pb同位素研究(如王中刚等，1990;何国琦等，1990;曲国胜等，1991;康旭等，1992;刘家远等，1995;赵振华等，1996;李华芹等，1998;袁峰等，2001a)，从模式年龄角度探讨构造演化问题，并对一部分岩体和矿床进行了物源的示踪。本研究对该造山带内同造山和后造山花岗岩的不同类型的代表性岩体进行了Pb同位素测定，并结合前人资料，试图进一步从整个造山带角度较系统地研究阿尔泰花岗岩Pb同位素特征，探讨具有幔源组分的特点，为研究阿尔泰花岗岩的成因和探讨大陆地壳生长提供新的证据(童英等，2006)。

阿尔泰同造山花岗岩206Pb/204Pb范围为18082～18921，平均值为18282;207Pb/204Pb范围为15496～15599，平均值为15530;208Pb/204Pb范围为37721～38187，平均值为37961;μ值范围为810～824，平均值为815。

阿尔泰后造山花岗岩206Pb/204Pb范围为17997～18422，平均值为18238;207Pb/204Pb范围为15460～15599，平均值为15522;208Pb/204Pb范围为37661～38262，平均值为37938;μ值范围为805～826，平均值为814。可见，后造山花岗岩的204Pb平均值略高于同造山花岗岩，而206Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb值以及μ值的平均值均略低于同造山花岗岩。

在样品的频数直方图上，同造山花岗岩和后造山花岗岩的样品分布都很集中，206Pb/204Pb值主要集中在18～186;207Pb/204Pb值主要集中在1545～1560之间;208Pb/204Pb值主要集中在3760～3820之间(图3-19)。综合前人资料(王中刚等，1990;何国琦等，1990;曲国胜等，1991;康绪等，1992;刘家远等，1995;赵振华等，1996;李华芹等，1998;袁峰等，2001a，总计64个)，Pb同位素分布也很集中，206Pb/204Pb值在178～188范围内的样品比例为922%;207Pb/204Pb值在1545～1570范围内的样品比例为953%;208Pb/204Pb值在3760～3860范围内的样品比例为938%。

与花岗岩共生的基性岩具有与花岗岩相似的Pb同位素特征:206Pb/204Pb范围为17984～18513，平均值为18255;207Pb/204Pb范围为15488～15547，平均值为15519;208Pb/204Pb范围为37732～38065，平均值为37895;μ值范围为919～971，平均值为945。

图3-19 中国阿尔泰造山带花岗岩Pb同位素频数图

从上述测试结果来看，阿尔泰花岗岩不论属于什么时代(早、晚古生代)，也不论属于何种类型(I型、S型、A型)，也不论什么构造背景(同造山、后造山)，其Pb同位素组成都显示了相似的同位素特点，即较低的206Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb值，且207Pb/204Pb值变化幅度很小，未显示出空间上的分带性。其μ值为919～971，集中于930～960。一般而言，铅同位素比较均匀，μ值低于974的正常铅来自深部地壳或上地幔，基本上不受壳源物质的混染(Stacey et al，1975)，这表明阿尔泰花岗岩物源可能为上地幔或深部地壳。

典型的壳源花岗岩，在Pb同位素构造演化图解中(图3-20)，其投影点多在上地壳区或下地壳区(张理刚等，1993)(如华南大容山(于津生等，1997)、喜马拉雅拉萨地体(Gariepy et al，1985;李献华等，1987)、云南腾冲(陈吉琛，1991))。从图3-20中可以看出，本区花岗岩投影点主要集中在地幔演化线和造山带演化线之间，并且更靠近地幔演化线一侧，显示其与典型的壳源花岗岩明显不同;为了消除时间因素的影响，朱炳泉等(1998)提出将206Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb表示成同时代地幔的相对偏差Δα、Δβ、Δγ。计算公式如下:

中国典型造山带花岗岩与大陆地壳生长研究

式中:α、β、γ为测定值;αM(t)、βM(t)、γM(t)为t时的地幔值。地幔值按μ=78的似单阶段增长线(代表原始地幔增长线，232Th/238U=404，T=457Ga，(206Pb/204Pb)0=9307、(207Pb/204Pb)0=10294、(208Pb/204Pb)0=29476)进行计算。年龄可以采用以别的定年方法测定的年龄(主要为新近获得的锆石U-Pb年龄)。在铅构造模式图上可以看到最能反映源区变化的是207Pb/204Pb和208Pb/204Pb的变化，因此Δγ-Δβ图具有很好的示踪意义。本区花岗岩均主要落在上地壳与地幔混合的俯冲铅(岩浆作用)区域，部分落在与此区域相邻的造山带铅和地幔源(图3-21)，且后造山花岗相对更靠近地幔源铅区域，说明这些花岗岩的形成与早期洋壳俯冲和壳幔混合关系密切。对于同造山花岗岩来说，这很容易理解，而对于后造山花岗岩来说，这时造山已结束，它的形成只能是地幔底侵带来的热源，导致早期俯冲深埋的洋壳物质重熔，上侵就位。但不管其形成的方式是否不同，它们均与早期的俯冲幔源物质有关。

图3-20 中国阿尔泰造山带花岗岩铅同位素构造演化图解(据ZartmanandHaines，1988)

图3-21 中国阿尔泰造山带花岗岩铅同位素的Δγ-Δβ成因分类图解(据朱炳泉等，1998)

同时，阿尔泰造山带的花岗岩Pb同位素组成同整个造山带中的沉积岩、火山岩、基性侵入岩、矿石以及铁帽显示出同步性，它们具有相一致的Pb同位素组成，没有明显差异，206Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb值的变化幅度较小(图3-22)，显示了阿尔泰花岗岩的独特性。造成这种原因可能有两种:①Pb同位素的耦合效应，即Pb同位素变化具有同步性，壳幔分异过程中铀与铅可能没有发生明显的分异(如华南，朱炳泉等，1998);②这些岩石、矿石以及铁帽形成时间不长，具有相似的源区———新生地壳或者有幔源组分加入的源区，Pb同位素分馏不明显，使得出现一定的假耦合效应。然而，无论是何种原因，均都表明这些花岗岩的形成与幔源成分关系密切。这一点在Pb同位素物质源区判别图解上更清楚地显示了这一点(图3-23)，本区花岗岩的投影点相对集中，基本上都落在洋岛玄武岩和岛弧玄武岩的范围内，远离上地壳、下地壳和深海沉积物，显示其源岩与岛弧物质相近，其源区与上地壳和下地壳的远亲源性，可能与俯冲的岛弧物质或洋壳有关，说明幔源物质在其源区可能占主导地位。可见Pb同位素特征与Nd同位素特征相一致，都揭示了幔源组分的特点。

图3-22 中国阿尔泰造山带花岗岩、沉积岩、火山岩、矿石及铁帽铅同位素组成图解

图3-23 中国阿尔泰造山带花岗岩Pb同位素物质源区判别图解(据Zartman et al，1979)(图例同图3-21)

另外，与阿尔泰花岗岩共生的基性岩，Pb同位素组成与花岗岩相一致。在源区判别图解中(图3-23)，亦清楚地显示，两者的落点相互交错，基性岩也都落在洋岛玄武岩和岛弧玄武岩区域，这表明两者可能具有相似的物源特征，而基性岩浆只能来源于地幔的熔融或地幔岩的部分熔融。因此，Pb同位素特征进一步佐证，阿尔泰花岗岩来源应与地幔物质来源有关，至少可以说明幔源组分参与了其岩浆的形成。同处中亚造山带南缘的内蒙古中部苏尼特左旗—锡林浩特地区的花岗岩的Pb同位素也显示出相似的特征。表明这种具有幔源成因的花岗岩在中亚造山带可能是一种较为普遍的现象。

引言
金属钛及其合金具有许多其它金属材料无法替代的优异性能，用途广泛。钛一向被人们认为是
稀有金属，其实它在地壳中的丰度很高，以结构金属计，钛在铝、铁和镁之后，位列第四，为0．56％，比常见的有色金属铜、镍、铅、锌的总和还要多很多。
钛矿资源主要有金红石和钛铁矿两种，其中钛铁矿按其成因不同又分为砂矿和岩矿。砂矿的结构
比较疏松，品位也较高．主要分布在热带和亚热带气候潮湿的沿海地区和内河区域，主要产地有澳大利亚、印度、斯里兰卡等地。钛矿资源以岩矿居多，岩矿系原生矿，结构致密，成分复杂，品位相对较低，通常产地集中，储量很大，有一定的开采价值，主要产地有中国、美国、加拿大、挪威和前苏联等。
我国的钛资源位居世界之首，约占40％，分布在20多个省区的100多处矿区，主要集中在西南、中南和华北地区。攀西地区的钒钛磁铁矿是世界知名的综合性矿床。储量十分丰富，占我国钛资源的92％，为我国钛工业提供了雄厚的资源基础…。
由于传统的钛冶炼工艺投资大、流程长、成本高、对环境污染较为严重，钛的产量一直处于较低
水平。2007年全球海绵钛的产量仅17万t。
1钛冶金工艺概述
1．1传统的钛冶金工艺
传统的钛冶炼工艺为克劳尔法[21，采用金属钠或金属镁还原四氯化钛制得金属钛，因在钛的熔点
以下生产，得到的金属钛呈海绵状，所以称为海绵钛。
克劳尔工艺有3个主要工序：富钛料的制取(如果采用金红石则可省略)，四氯化钛的制备和还原蒸馏生产海绵钛。
富钛料制取一般处理的是钛铁矿．目的是尽可能去除铁。使钛组分富集；四氯化钛的制备是用氯
气将富钛料中的钛组分由氧化物转化为氯化物，包括氯化和精制两部分：用金属镁蒸汽还原蒸馏四氯化钛，在900 oC左右四氯化钛和镁蒸汽混合反应便可得到海绵钛。
克劳尔工艺不连续，流程长，工序多，并且常温下TICl4具有挥发性、腐蚀性，使得海绵钛生产成本高．限制了钛在各行业的应用。
1．2钛冶金新工艺
为了降低金属钛的生产成本，相关人员探索研究了许多提取钛的新方法，主要有TiCh电解工艺、FFC工艺、OS工艺、预还原成型工艺(PRP)、QIT工艺、MER工艺、ITP(Armtrong)SE艺，目前被认为最有希望替代克劳尔法在未来钛冶金工业化生产中应用的是熔盐电解法，人们希望能够象电解铝那样生产金属钛。
1．2．1 TiCl4电解P--53
TiCl。电解还原法曾被认为可能取代克劳尔工艺，它是在熔盐中(如氯化钠)溶解钛，电解过程中
四价钛在阴极逐步被还原成金属钛析出，阳极放出氯气。美国、日本、前苏联、意大利、法国、中国等都对TiCL电解还原法进行了长期深人的研究，也曾建造了几家小型工厂．但由于实际生产中存在钛的各价离子间的氧化还原反应、隔膜破坏、枝晶等问题，未达到预期的技术经济指标，这些工厂都已停产关闭。
1．2．2 FFC工艺
FFC法又称为剑桥工艺．2000年由英国剑桥大学的D·J·Fray教授及其合作者提出。它是使固体
TiO：经过一定处理后作为阴极，石墨作为阳极，碱土金属的熔融氯化物f如CaCl2)作为电解质进行熔盐电解，当外加的电压低于熔盐的分解电压时(实验中的工作电压为2．8～3．2 V)，阴极上的氧电离后进入电解质扩散到阳极，并在阳极生成O：或与碳结合生成CO。气体放出，阴极上则析出纯金属钛。该方法由于将原有的电化学脱氧过程转变为直接以氧化物为原料电解生产金属钛，引起了世界冶金界专家学者和产业界的极大兴趣。
FFC法的优点为：不产生氯气，不使用TiCL等强腐蚀性污染环境的化学物质，是一种绿色工艺：生产周期短。产品适于粉末冶金成形，取消了铸造、机加工和其他昂贵的加工过程．可节省大量的生产成本。但其存在产物海绵钛氧含量较高，工艺不连续，电流效率较低的缺点。
1．2．3 OS工艺
此方法由日本的One和Suzuki提出，其主要特点是用电解得到的钙将TiO：还原为金属钛。在Ca，CaO／CaCl：熔盐中，以石墨坩埚为阳极，用不锈钢网做成阴极，TiO：粉末直接放入阴极篮中，在两极间加电压进行恒流电解，采用的电压高于CaO的分解电压而低于CaCI：的分解电压，Caz+在阴极上还原为钙，氧在阳极上与碳生成CO或C02。由于TiO：和钙的密度差异，两者并不直接接触，TiO：被溶解在熔盐中的钙还原为金属钛。
据称此方法可大幅度降低生产成本，可用来生产钛粉。与FFC工艺有相似的优缺点，所产钛金属
氧含量较高。
1．2．4 PRP工艺
此方法是日本学者Okabe等提出的，它是将TiO：和助熔剂CaO或CaCl：混合均匀后制成所需的
形状在800 oC烧结，烧结后的固体样品放入不锈钢容器中置于熔融Ca金属的上方，在800～1 Ooo℃范围内Ca蒸气与TiO：反应生成Ti和CaO，产物酸洗后可以得到纯度为99％的钛粉末，产其氧含量可降至2 800x10巧。
PRP工艺适用于生产均匀的细粉。
1．2．5 QIT工艺
加拿大的魁北克钛铁公司是世界著名的钛渣生产公司。该公司2003年申请了钛渣电解法还原金
属钛的专利(QIT工艺)。
该工艺的产品是熔体钛。可以浇铸成锭、坯。采用不同的电解液、阳极和 *** 作方法，可以有几种不同的概念设计。但基本的概念设计都包含熔盐电解质，如CaF2进入反应室，熔融的钛渣引入反应室(钛渣位于电解质下面)以及随后的电解过程。固体电解质、熔渣和金属形成衬里层保护电解槽的内部和底部，衬里层的设计是关键，它解决了产物的污染问题。该技术已经用于大型电弧炉(EAF)熔炼钛铁矿。电解采用一步法或两步法。在两步法中，电解的第一步是提纯钛渣，除去e、Cr、Mn、V等杂质。在电解液／熔渣阴极界面上生成的液滴由于重力作用沉降至反应室底部。金属混合物累计达到一定程度通过底部的放液口排出．然后进入第二步。在更高的温度下。电解还原第一步产出的熔渣。从而得到金属钛。如果仅为一步反应，钛渣就需要用有很高Ti品位的Sorel渣或更高品位的USG渣，总Fe量需低于1．4％(以FeO计)，否则必须采用两步法。由于有许多用于汽车和其他市场上的低成本的合金都含有一定的铁，因此其中含有Fe并不是问题。如果把其他金属氧化物加入到熔体中。就可以得到合金。
例如。加入氧化铝和五氧化二钒可以得到Ti一6AI一4V合金。与其他提取方法一样，该工艺需要解决的问题是产品组成的控制、产物质量的测试及成本分析等。
1．2．6 MER工艺
这是MER公司开发出的一种全新的电解还原工艺，该工艺以TiO：或金红石和碳为阳极，氯化物
的混合物作为电解液。该阳极技术曾用于镁和铝的电解提取。TiO：或金红石粉末与含碳的原料以及粘结剂搅拌均匀后模压成型制成电极，经加热处理制成复合阳极。电解时，阳极上放出CO／CO：混合气体，溶解的Ti3+离子在阴极上放电还原为金属钛。该方法可用钛铁矿作为原料生产钛铁合金
1．2．7 USTB工艺
2005年．北京科技大学朱鸿民教授等提出了一种新型的熔盐电解提取海绵钛的方法——TiO／TiC
可溶性固溶体阳极电解生产纯钛的方法(USTB法)。
它是将碳和二氧化钛或碳化钛和二氧化钛粉末按化学反应计量混合压制成型。在一定条件下制成具有金属导电性的TiO·mTiC阳极，然后以碱金属或碱土金属的卤化物熔盐为电解液，在一定温度下进行电解，钛以低价离子形式溶解进入熔盐中，并在阴极沉积，阳极所含碳、氧形成碳氧化物气体CO、CO，或0：放出，该方法可获得高纯度的金属钛粉末，其中含氧<300x10-6、含碳700x10撕，达到国家一级标准。并且阴极电流效率可达89％。
该方法突出的优点是电解过程可以连续进行，并且没有阳极泥产生。工艺简单，成本低。
1．2．8 ITP(Armtrong)2E艺
该方法由美国罔际钛公司开发，它是将Tich气体注入熔融的钠中，其中钠过量，过量的钠起冷却
还原产物并携带产物进入分离工序的作用。产物除去钠和盐即可得到产品钛粉，其氧含量最低为
0．2％，达到二级钛的标准。对工艺略加改进，可生产VTi、AlTi合金。ITP工艺可用来生产钛粉，目前已接近商业化，但还需解决产品氧含量、设备寿命、分离设备优化等问题。
结论
金属钛的提取是冶金届重要的研究领域之一．熔盐电解工艺被认为是最有希望取代克劳尔法的
钛冶金工艺．作为储量巨大而又非常重要的钛资源．钒钛磁铁矿的综合利用意义重大。将熔盐电解提取金属钛的USTB工艺应用于处理攀西地区的钒钛磁铁矿，将是今后钛冶金的重要研究方向。
作者 ： 高承君 梁曦彬

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