郭彥宏，陳友良，郭濤，歐何瓊，殷桂芹

攀枝花米易地區(qū)白馬含礦巖體微量元素地球化學(xué)特征及其意義

郭彥宏1，陳友良2，郭濤3，歐何瓊1，殷桂芹1

（1.成都理工大學(xué) 地球科學(xué)學(xué)院，成都 610059；2.成都理工大學(xué)地學(xué)與核技術(shù)四川省重點實驗室，成都 610059； 3.核工業(yè)二〇八大隊，內(nèi)蒙 包頭 014000）

文章以白馬鐵礦具有代表性的及及坪礦段為研究對象，在系統(tǒng)的野外觀察和剖面實測的基礎(chǔ)上，對白馬含礦巖體各礦層巖、礦石的微量元素地球化學(xué)特征進行了系統(tǒng)研究。結(jié)果表明：白馬含礦巖體可劃分為四個礦層，各礦層富集的微量元素隨著含鐵量的變化而有所不同，Ⅰ礦層顯著富集V、Cr、Ni、Co等親鐵元素，Ⅱ、Ⅲ和Ⅳ礦層則相對富集Sr、Ba等親石元素。各礦層樣品的稀土元素具有從Ⅰ礦層→Ⅱ礦層→Ⅲ礦層→Ⅳ礦層逐漸增加的特征，反映隨著巖漿的演化有逐漸富集稀土元素的趨勢。Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ和Ⅳ礦層的δEu值分別為1.35、1.32、1.20和0.94，反映各礦層的結(jié)晶先后順序為：Ⅰ礦層→Ⅱ礦層→Ⅲ礦層→Ⅳ礦層；總體上各礦層形成于相對還原的環(huán)境，且隨著巖漿演化及磁鐵礦的大量結(jié)晶，系統(tǒng)氧逸度逐漸降低。依據(jù)各礦層樣品的微量元素、稀土元素的配分曲線以及特征元素比值特征，認為白馬巖體至少由兩期（或兩階段）地幔低程度部分熔融形成的巖漿侵入而成，其微量、稀土元素地球化學(xué)特征總體上與OIB相似，且與峨眉山高Ti玄武巖具有同源性。

白馬巖體；微量元素；地球化學(xué)特征；高Ti玄武巖

攀西地區(qū)位于揚子陸塊西緣，處于康滇地軸（攀西裂谷）的中部，是我國重要的成礦區(qū)帶之一，也是我國重要的黑色、有色、稀土—稀有等礦產(chǎn)品生產(chǎn)基地（何真毅，2009；楊遠萍，2017）。尤其是產(chǎn)于層狀基性、超基性巖中的釩鈦磁鐵礦在全球礦業(yè)界享有盛名，先后在攀枝花、紅格、白馬等地區(qū)共發(fā)現(xiàn)了8處大型以上礦床和30多處中小型礦床。

自20世紀80年代以來，眾多學(xué)者即對攀西地區(qū)的釩鈦磁鐵礦開展了大量的研究工作，并取得了一批高水平成果，對含礦層狀基性-超基性巖體的成因、巖漿演化特征，釩鈦磁鐵礦的形成機理、成礦模式與找礦預(yù)測模型等均取得了重要進展（宋謝炎等，1994；張招崇等，2007）。但從前人取得的成果來看，其有關(guān)研究主要集中在攀枝花釩鈦磁鐵礦區(qū)和紅格釩鈦磁鐵礦區(qū)，而對白馬含礦巖體的特征研究相對較少。本文在野外詳細調(diào)查和剖面實測的基礎(chǔ)上，對白馬含礦巖體的微量元素地球化學(xué)特征展開研究，并對巖體的成因進行探討，以期為攀西地區(qū)釩鈦磁鐵礦的研究和巖漿演化提供新的依據(jù)。

圖1 白馬含礦巖體平面地質(zhì)簡圖（陳富文，1990，有修改）

1 礦區(qū)地質(zhì)特征

白馬礦區(qū)在大地構(gòu)造位置上處于揚子陸塊西緣的康滇地軸中段之瀘定—米易臺拱上。礦區(qū)位處攀西地區(qū)中部（圖1a），距攀枝花市區(qū)東北方向約100km（圖1b）。礦區(qū)出露的地層主要為中元古界會理群天寶山組的淺變質(zhì)巖系，震旦系觀音崖組與燈影組的碎屑巖-碳酸鹽巖建造，以及二疊系上統(tǒng)峨眉山玄武巖地層。白馬巖體主要侵位于中元古界會理群天寶山組中。

礦區(qū)內(nèi)巖漿巖十分發(fā)育，侵入巖有酸性、基性-超基性以及堿性侵入巖類，其成巖時代為華力西早期到燕山期；噴出巖主要為廣泛分布的晚二疊紀峨眉山玄武巖。白馬含礦巖體是礦區(qū)內(nèi)分布最廣的基性-超基性層狀侵入巖體，前人測得其鋯石SHRIMP U-Pb年齡為258.5±3.5Ma（Zhou et al，2002）。經(jīng)詳細的巖礦鑒定，白馬巖體的巖石類型主要為輝長巖類，包括角閃輝長巖，橄欖輝長巖以及偉晶狀輝長巖等。其主要造巖礦物組合相似，均為斜長石＋含鈦普通輝石＋橄欖石組合，只不過由于它們含量變化及結(jié)構(gòu)、構(gòu)造的不同，從而形成比較復(fù)雜的、多種多樣的巖石類型，進而構(gòu)成若干個巖層。不同巖性的巖石加入不同含量的鈦鐵氧化物后又形成不同類型的礦石，進而構(gòu)成若干個礦體及含礦層。其中磁鐵礦化橄欖輝長巖是最主要的礦石類型。礦區(qū)內(nèi)斷裂構(gòu)造發(fā)育，以NE向為主，將白馬含礦巖體由北向南切割為夏家坪、及及坪、田家村、青杠坪及馬檳榔等5個礦段（圖1c）（陳富文，1990）。

本次選取白馬礦區(qū)中北部的及及坪礦段進行研究，該礦段巖體出露良好，分帶齊全，具有較好的代表性。通過系統(tǒng)的野外觀察和剖面實測，白馬含礦巖體無論是在宏觀上還是微觀上都具有較好的韻律旋回特征，按照礦石質(zhì)量由巖體中部向兩端變貧的趨勢，可將及及坪礦段巖體劃分為四個礦層，以Ⅰ礦層礦石質(zhì)量最好，兩側(cè)礦層質(zhì)量逐漸降低。根據(jù)巖體中巖石結(jié)構(gòu)、構(gòu)造特點及礦物組成的不同，亦可將及及坪礦段含礦巖體劃分為兩大韻律旋回（Ⅰ、Ⅱ韻律）以及兩個次級韻律旋回（Ⅱ-1、Ⅱ-2）（圖2）。

2 樣品采集與分析方法

本次研究在白馬鐵礦及及坪礦段含礦巖體中共采集了18件樣品，其中礦石樣品（TFe≥25%）6件，賦礦巖石樣品（TFe＜25%）12件。為了保證樣品定名的準確性，所有樣品均進行了巖礦鑒定。5件角閃輝長巖樣品分別采集于Ⅱ、Ⅲ和Ⅳ礦層；4件橄欖輝長巖樣品分別采集于Ⅰ和Ⅱ礦層；3件偉晶輝長巖樣品分別采集于Ⅰ和Ⅳ礦層；6件橄欖輝長巖礦石則分別采集于Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ和Ⅳ礦層。

圖2 白馬鐵礦及及坪礦段含礦巖體韻律旋回（與礦層劃分）示意圖

樣品全巖微量元素和稀土元素含量分析由核工業(yè)二三〇研究所分析測試中心實驗室完成，測試方法和依據(jù)為GB/T 14506.30-2010（硅酸鹽巖石化學(xué)分析方法第 30 部分：44 個元素量測定）。使用等離子質(zhì)譜儀（ICP-MS）進行分析，儀器型號為ELEMENT XR，測試精度優(yōu)于5%，分析質(zhì)量監(jiān)控結(jié)果表明樣品分析質(zhì)量滿足研究要求。

3 分析結(jié)果

3.1 微量元素組成特征

白馬鐵礦及及坪礦段含礦巖體中不同礦層礦石與賦礦圍巖樣品的微量元素含量如表1，從表1可以看出：相對于其余礦層，Ⅰ礦層顯著富集V（656.0×10-6～2630.0×10-6，平均值為1492.5×10-6）、Cr（70.2×10-6～1570.0×10-6，平均值為460.1×10-6）、Ni（161.0×10-6～362.0×10-6，平均值為234.8×10-6）、Co（78.0×10-6～175.0×10-6，平均值為141.5×10-6）等親鐵元素，礦石質(zhì)量較差的Ⅲ、Ⅱ和Ⅳ礦層則相對富集Sr、Ba等元素，可能為白馬巖體中的磁鐵礦和鈦鐵礦等礦物在分離結(jié)晶過程中，與Fe原子半徑和電價相近的元素（V、Cr和Ni等）容易進入磁鐵礦的礦物晶格，而Ⅰ礦層虧損的元素（Sr、Ba等）原子半徑和電價與Fe明顯不同，因而不易進入磁鐵礦和鈦鐵礦的礦物晶格中，導(dǎo)致這些元素在Ⅰ礦層中較為虧損。

各礦層樣品的原始地幔標準化蛛網(wǎng)圖如圖3，從圖3可以看出：各礦層樣品的配分曲線雖有一定差異，但整體趨勢較為一致，普遍具有明顯的Th、Ta、Sr、Hf、Ti高峰，較明顯的Nb、Ce低峰，且與攀枝花巖體配分模式分布特征較為一致，說明其物質(zhì)來源相似。但部分元素（P、Rb等）與攀枝花巖體明顯不同，可能與地殼混染有關(guān)（宋謝炎等，2001）。此外，Ⅳ礦層樣品BM-39和BM-28 的配分曲線相對于其余樣品具有明顯差異，呈起伏不大的平緩右傾曲線，可能為不同階段巖漿的產(chǎn)物。

圖3 及及坪礦段含礦巖體各礦層樣品微量元素原始地幔標準化蛛網(wǎng)

（原始地幔數(shù)據(jù)引自Sun et al（1989），攀枝花巖體數(shù)據(jù)引自song et al（2013）

3.2 稀土元素組成特征

白馬鐵礦及及坪礦段含礦巖體中不同礦層礦石與賦礦圍巖樣品的稀土元素分析結(jié)果如表2，從表2可以看出：各礦層樣品的稀土元素總量差異不大，Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ和Ⅳ礦層樣品的ΣREE均值分別為15.97×10-6、29.48×10-6、34.26×10-6和63.54×10-6，具有從Ⅰ礦層→Ⅱ礦層→Ⅲ礦層→Ⅳ礦層逐漸增加的特征，反映隨著巖漿的演化巖體有逐漸富集稀土元素的趨勢。其中具有較高礦石質(zhì)量的Ⅰ礦層ΣREE相對較低，可能為CaO、MgO和FeO含量的增加可使熔體聚合度降低，導(dǎo)致溶質(zhì)（稀土元素）對熔體的分配系數(shù)降低（張招崇等，2007）。對及及坪礦段各礦層稀土元素的研究對比發(fā)現(xiàn)，除個別樣品（Ⅰ礦層的BM-18）δCe＞1外，其余樣品的δCe均＜1，一般為0.3～0.86，基本為負異常。δEu在Ⅲ、Ⅱ、Ⅰ礦層的平均值分別為1.20、1.32、1.35，均為正異常，但在第Ⅳ礦層平均值為0.94，無明顯的δEu異常。

樣品的球粒隕石標準化配分模式如圖4。從圖4可以看出：及及坪礦段各礦層樣品的稀土元素球粒隕石標準化配分曲線均為較平緩的右傾型式，且各礦層樣品稀土元素標準化配分曲線較為相似，暗示其物質(zhì)來源相同。樣品稀土配分曲線與攀枝花巖體的特征較為一致，但與OIB相比，LREE相對虧損，可能與巖漿上侵過程中有其他物質(zhì)加入有關(guān)。其中BM-28和BM-39樣品輕稀土元素比其他樣品更加富集，配分曲線亦有明顯差異，可能為不同巖漿期次的產(chǎn)物。從各礦層整體LREE/HREE來看，輕重稀土元素分異程度均為中等，表現(xiàn)為輕稀土相對富集，重稀土較為虧損，但各礦層中礦石的LREE/HREE相對于賦礦圍巖較高，可能與巖石中Fe元素的含量有關(guān)。

圖4 及及坪礦段含礦巖體各礦層樣品稀土元素球粒隕石標準化配分模式圖

（球粒隕石數(shù)據(jù)引自Sun et al（1989），攀枝花巖體數(shù)據(jù)引自song et al（2013））

4 結(jié)果討論

4.1 礦層結(jié)晶順序與氧化還原性

4.1.1 礦層結(jié)晶順序

鐘祥等（2018）研究認為白馬巖體的礦物結(jié)晶先后順序為橄欖石→斜長石→磁鐵礦→鈦鐵礦→角閃石，斜長石為較早結(jié)晶的礦物。而Eu元素對斜長石分配系數(shù)較高，因此根據(jù)斜長石結(jié)晶對Eu的富集作用，認為先結(jié)晶的礦層中的δEu值較高，反之晚結(jié)晶的礦層中的δEu值較低（陳雙雙等，2013）。

筆者綜合比較四個礦層的δEu值，可以發(fā)現(xiàn)位于礦段底端的Ⅳ礦層δEu平均值為0.94，無明顯的δEu異常，而Ⅲ礦層、Ⅱ礦層和Ⅰ礦層δEu平均值分別為1.20、1.32、1.35，呈較明顯的正異常，反映頂端礦層（Ⅲ，Ⅱ，Ⅰ）斜長石結(jié)晶時優(yōu)先富集熔體中的Eu元素，使底端Ⅳ礦層礦物結(jié)晶時相對虧損Eu元素，說明白馬巖體及及坪礦段頂端礦層（Ⅲ，Ⅱ，Ⅰ）結(jié)晶較早。據(jù)頂端礦層（Ⅲ，Ⅱ，Ⅰ）的δEu平均值高低，得出頂端礦層的結(jié)晶先后順序為Ⅰ礦層→Ⅱ礦層→Ⅲ礦層。綜上，及及坪礦段礦層的結(jié)晶先后順序為：Ⅰ礦層→Ⅱ礦層→Ⅲ礦層→Ⅳ礦層。

4.1.2礦層氧化還原性

稀土元素中的Eu和Ce是具有重要指示意義的變價元素，可隨氧化還原環(huán)境不同呈現(xiàn)不同的價態(tài)，進而影響元素的沉淀（孟慶濤等，2013）。在相對還原條件下，三價Ce 離子在熔體中能保存較長的時間，而三價Eu離子則被還原成二價的Eu而發(fā)生沉淀，使得熔體中出現(xiàn)Ce的相對穩(wěn)定和Eu的相對異常；而在相對氧化的條件下，三價的Eu離子可在熔體中保存較長時間，而三價的Ce離子則被氧化成四價的Ce離子并沉淀，則流體中出現(xiàn)Eu的相對穩(wěn)定和Ce的相對異常特征。

圖5 及及坪礦段含礦巖體各礦層樣品玄武巖地殼混染判別圖解

（PM-原始地幔和N-MORB引自Sun（1989），SCLM-大陸巖石圈地幔引自Mc Donough（1990），LC、MC、UC分別代表下地殼、中地殼和上地殼引自Rudnick （2003），URB-未受地殼混染的和MRB-受地殼混染的Rajmahal玄武巖引自Kent（2000），麗江苦橄巖和麗江玄武巖引自Sun（1978），峨眉山高Ti、低 Ti 玄武巖引自肖龍（2003），HBT-夏威夷拉斑玄武巖，HAB-夏威夷堿性玄武巖，Dcecan-暗色巖）

在及及坪礦段中各礦層δCe平均值變化在0.29之間，δEu在各礦層的平均值變化范圍在0.41之間，發(fā)現(xiàn)Ce相對較為穩(wěn)定，而Eu較為異常，說明各礦層形成于相對還原的環(huán)境。且根據(jù)δEu在各礦層中的平均值：Ⅰ礦層（1.35）、Ⅱ礦層（1.32）、Ⅲ礦層（1.20）、Ⅳ礦層（0.94），可得出各礦層還原性的強弱為：Ⅰ礦層還原性＜Ⅱ礦層還原性＜Ⅲ礦層還原性＜Ⅳ礦層還原性。這與鐘祥等人對白馬鐵礦的研究相一致，認為隨著磁鐵礦的大量結(jié)晶，系統(tǒng)氧逸度逐漸降低（鐘祥等，2013），與前述礦層結(jié)晶的先后順序結(jié)果一致。

4.2 巖漿期次與地殼混染

白馬鐵礦及及坪礦段含礦巖體樣品具有較高的Cr（287.52×10-6）、Ni（163.05×10-6），MgO（平均為8.93%）和鎂鐵比值（平均為0.81），反映巖漿來源于超鎂鐵質(zhì)地幔（吳松洋等，2017），各巖礦石樣品也富含大離子親石元素和部分高場強元素（如圖3），同樣說明巖漿來源于地幔且富含超鎂鐵質(zhì)的特點（趙宇新，2020；劉旭峰等，2019；薛笑秋等，2019）。各樣品中稀土元素含量均較低，REE含量遠低于洋島玄武巖（OIB），輕重稀土分餾程度較高（（La/Yb）N平均為6.17），其中大部分樣品LREE與正常大洋中脊玄武巖（N-MORB）相當(dāng)，略低于富集洋中脊玄武巖（E-MORB），HREE更是低于MORB和OIB（如圖4），可見其原始巖漿中HREE虧損較為強烈，大部分的HREE殘留于地幔源區(qū)。而地幔巖體中的HREE強相容于石榴石相，指示源區(qū)由富集的石榴石地幔低程度部分熔融形成（吳松洋等，2017；Sun et al，1978）。Sc元素在石榴子石中也為強相容元素（趙正等，2012），Sc（平均為29.2×10-6）的虧損也佐證了這一結(jié)論。

從微量元素和稀土元素標準化配分曲線看出，第Ⅳ礦層部分樣品曲線（BM-28和BM-39）與其余樣品曲線明顯不同（如圖3、圖4），同時發(fā)現(xiàn)該地區(qū)具有韻律旋回地質(zhì)特征（如圖2），揭示該地區(qū)巖體為至少兩期（或兩階段）巖漿侵入的結(jié)果，這與峨眉山大火成巖具有巖漿多期次侵入特征一致（宋謝炎等，1994）。前人研究發(fā)現(xiàn)，來自深部地幔物質(zhì)的巖漿具有低的La/Ta比值，而受到巖石圈地幔物質(zhì)混染后該比值將迅速增加，一般在25以上，但La/Sm比值變化不大；而如果混染了地殼物質(zhì)則La/Sm比值將迅速增高，一般在5以上（朱弟成等，2006；張招崇等，2004）。而白馬鐵礦及及坪礦段中，BM-39和BM-28樣品的La/Ta比值分別為15.36和22.77，與其余樣品比值（1.08～6.59，平均為3.61）明顯不同，表明BM-39和BM-28受到輕微的巖石圈地幔物質(zhì)混染。而La/Sm比值（除BM-39樣品，為5.43）基本上小于5，范圍在1.49～4.73，平均為2.88，表明總體上兩期巖體未受到強烈地殼混染。在玄武巖地殼混染判別圖解上（如圖5），白馬巖體總體位于麗江苦橄巖和未受地殼混染的玄武巖（URB）附近，遠離中地殼和上地殼物質(zhì)分布區(qū)，少部分靠近下地殼（LC）以及沿硅鋁質(zhì)地殼混染趨勢線延伸，表明白馬巖體不存在強烈的中上地殼混染，少部分巖體可能與下地殼物質(zhì)有一定聯(lián)系，總體上與前人研究結(jié)果一致（Zhou et al，2008；Yu et al，2015）。

通過以上討論，筆者認為白馬巖體為至少兩期（或兩階段）地幔物質(zhì)低程度部分熔融巖漿入侵的結(jié)果，并且總體上未受到明顯的地殼混染，但少部分巖體與下地殼物質(zhì)有一定聯(lián)系，同時BM-39和BM-28所在期次巖漿可能還受到輕微的巖石圈地幔物質(zhì)混染。

4.3 與峨眉山高鈦玄武巖的成因聯(lián)系

白馬含礦巖體靠近峨眉山大火成巖省的內(nèi)帶（如圖1b），巖石以基性輝長巖類巖石為主，并且賦有Fe-Ti氧化物礦體，其巖石組合特征與峨眉山大火成巖省內(nèi)帶的攀枝花含F(xiàn)e-Ti氧化物層狀巖體一致，并且兩者微量元素標準配分曲線相似（如圖3和圖4），暗示二者具有相似源區(qū)，可能都屬于峨眉山高Ti玄武巖（Kent et al，2000；宋謝炎等，2005）。在Sm/Yb-La/Sm圖解中（如圖6），大部分巖礦石樣品投在高Ti玄武巖系列中，部分巖石樣品投影在攀枝花巖體區(qū)域內(nèi)。各礦層的La/Sm比值較分散，可能與富Fe礦物的堆晶作用有關(guān)（陳列錳等，2014）。

圖6 及及坪礦段含礦巖體各礦層樣品Sm/Yb-La/Sm圖解

（攀枝花巖體引自Song（2013），峨眉山高Ti、低 Ti 玄武巖引自肖龍（2003））

但是在Sm/Yb-La/Sm圖里，發(fā)現(xiàn)少部分樣品比較靠近低Ti玄武巖區(qū)內(nèi)（BM-17、BM-15和BM-39），甚至第Ⅰ礦層里的樣品BM-20投影點落在低Ti玄武巖區(qū)域內(nèi)，那么這些樣品（包括BM-20）到底是屬于低Ti玄武巖系列，還是由其他原因所致？

從微量元素特征方面來看，這些巖礦石樣品（包括BM-20）和及及坪礦段其余巖礦石樣品標準配分模式都與攀枝花巖體相似（如圖4），具有輕重稀土分餾明顯，以及富集大離子親石元素（LILE）和高場強元素（HFSE）的特點，且配分曲線總體介于OIB和E-MORB之間（如圖4），但更加接近OIB，顯示出與峨眉山高Ti玄武巖具有高度親緣性（陳雪峰等，2016）。同時，前人在研究巖漿作用的過程中發(fā)現(xiàn)，相容性相似的元素在巖漿結(jié)晶分異和部分熔融的過程中比值保持不變（Condie et al，2003），因此借助這些微量元素的特性可以有效識別白馬巖體的巖漿源區(qū)，如Nb/Yb和Th/Yb的比值。將白馬鐵礦及及坪礦段的巖礦石樣品投在Nb/Yb-Th/Yb相關(guān)圖上（如圖7），可以發(fā)現(xiàn)圖中巖石樣品全部靠近OIB端元。但投影點偏向地幔演化趨勢線上方，可能與源區(qū)中有來自地殼物質(zhì)的貢獻有關(guān)（陳雪峰等，2016）。根據(jù)前人研究，高Ti基性巖系列為OIB型，低Ti基性巖系列為島弧型（Shellnutt et al，2011；2014）。綜上，可以認為在圖6中靠近低Ti玄武巖區(qū)域的巖礦石樣品（包括BM-20）與及及坪礦段其余巖石樣品一樣與高Ti基性巖地球化學(xué)特征相一致，屬于高Ti基性巖系列。

前人研究認為，不相容元素中Th和Ta的比值能夠很好地反應(yīng)原始巖漿的地球化學(xué)特征，在原始地幔中Th/Ta值約2.3，而在下地殼、中地殼和上地殼中Th/Ta值較高，分別約為3.45、9.25和10（宋謝炎等，2001）。在圖6投影點相對較為異常的樣品中，其Th/Ta值相對于樣品平均值明顯較高（BM-20為5.96、BM-17為7.09、BM-15為3.76，樣品整體平均Th/Ta值為2.49），顯示出圖6中的投影異常點Th/Ta值高于原始地幔，可能為不同成分的地殼混染所導(dǎo)致。這與前人對俄羅斯大火成巖省的研究結(jié)果一致，認為低鈦玄武巖的成因之一是遭受更為嚴重的地殼混染作用，且與混染物質(zhì)的成分差異有關(guān)（Lightfoot et al，1990；Sharma et al，1997）。因此，在Sm/Yb-La/Sm圖解中，有少部分巖石樣品靠近低Ti玄武巖系列，甚至BM-20投影在低Ti玄武巖系列內(nèi)是與地殼混染有關(guān)。

圖7 及及坪礦段含礦巖體各礦層樣品Nb/Yb-Th/Yb圖解

（島弧玄武巖引自Tsvetkov（1991），Hochstaedter（2000）；峨眉山高Ti、低Ti 玄武巖引自肖龍（2003）

5 結(jié)論

本文在系統(tǒng)的野外觀察和剖面實測的基礎(chǔ)上，對白馬鐵礦及及坪礦段含礦巖體各礦層巖、礦石的微量元素地球化學(xué)特征進行了系統(tǒng)研究，得出以下主要認識：

1）白馬含礦巖體按照礦石質(zhì)量由巖體中部向兩端變貧的趨勢，可將及及坪礦段巖體劃分為四個礦層，以Ⅰ礦層礦石質(zhì)量最好，兩側(cè)礦層質(zhì)量逐漸降低。微量元素研究表明，各礦層富集的微量元素隨著含鐵量的變化而有所不同，Ⅰ礦層顯著富集V、Cr、Ni、Co等親鐵元素，Ⅱ、Ⅲ和Ⅳ礦層則相對富集Sr、Ba等與鐵離子半徑和電價差異較大的元素。各礦層樣品的稀土元素具有從Ⅰ礦層→Ⅱ礦層→Ⅲ礦層→Ⅳ礦層逐漸增加的特征，反映隨著巖漿的演化有逐漸富集稀土元素的趨勢。

2）Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ和Ⅳ礦層的δEu值分別為1.35、1.32、1.20和0.94，具有逐漸降低的趨勢，反映各礦層的結(jié)晶先后順序為：Ⅰ礦層→Ⅱ礦層→Ⅲ礦層→Ⅳ礦層；總體上各礦層形成于相對還原的環(huán)境，且隨著巖漿演化及磁鐵礦的大量結(jié)晶，系統(tǒng)氧逸度逐漸降低。

3）依據(jù)各礦層樣品的微量元素、稀土元素的配分曲線以及特征元素比值，得出白馬巖體至少有兩期（或兩階段）地幔低程度部分熔融形成的巖漿侵入，并且?guī)r體不存在強烈的中上地殼混染，部分巖體可能受到不同程度的下地殼物質(zhì)混染；同時，白馬含礦巖體的微量、稀土元素地球化學(xué)特征總體上與OIB相似，且與峨眉山高Ti玄武巖具有同源性。

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Characteristics and Their Significance of Microelement Geochemistry of the Baima Ore-Bearing Rock Body in Miyi, Panzhihua

GUO Yan-hong1CHEN You-liang2GUO Tao3OU He-qiong1YIN Gui-qin1

(1-College of Earth Sciences, Chengdu University of Technology, Chengdu 610059; 2-Sichuan Provincial Key Laboratory of Geosciences and Nuclear Technology,Chengdu University of Technology, Chengdu 610059; 3-The 208th Geological Party, Bureau of Geology, CNNC, Baotou, Inner Mongolia 014000)

The Baima ore-bearing rockmass may be divided into 4 ore formations.The concentration of microelements varies with the amount of iron in each ore formation. V, Cr, Ni Co and other siderophile elements are enriched in ore formation I, while Sr, Ba and other lithophile elements are relatively enriched in ore formations II, III and IV. The content of REE increases gradually from ore formations I to II To III To IV which indicates that there is a trend of enrichment in rare earth elements with the evolution of magma. The δEu values from ore formations I to II To III To IV are 1.35, 1.32, 1.20and 0.94, respectively, indicating the crystalline sequence from ore formations I to II To III To IV. These show that all of the ore formations were formed in a relatively reduction conditions with oxygen fugacity decreased gradually. From the above-mentioned, it is concluded that the Baima pluton was formed by low-degree partial melting mantle in two stages at least and similar to OIB and homologous to the Ti-rich Emeishan basalt.

Baima pluton; minor element; geochemical characteristic; Ti-rich basalt

2020-08-28

攀枝花市國土資源局科研項目“國土資源部野外科學(xué)觀測研究基地-白馬鐵礦典型地質(zhì)觀察剖面實測”。

郭彥宏（1994-），男，四川綿陽人，碩士研究生，從事礦床地球化學(xué)研究工作

陳友良（1965-），男，湖南人，教授，研究方向：鈾礦地質(zhì)

P595

A

1006-0995（2021）01-0131-09

10.3969/j.issn.1006-0995.2021.01.026