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（一）亚系列的厘定
该系列主要成矿发生在侏罗纪—白垩纪碰撞造山阶段，形成的有银、锡多金属矿、稀有金属、钨、锡及水晶等矿产。按与成矿有关花岗岩浆侵入的构造环境、类型，以及成矿作用与矿产组合的差异，可将其进一步划分为两个亚系列，即：①雀儿山－格聂地区与碰撞期后花岗岩有关的Sn-W-Ag-Pb-Zn成矿亚系列；②雅江－九龙地区与同碰撞期后花岗岩有关的Li-Be-Nb-Ta-W-Sn－水晶成矿亚系列来源:https://wzwxpx.com/bkjj/202412-102.html。
（二）雀儿山－格聂地区与碰撞期后花岗岩有关的Sn-W-Ag-Pb-Zn成矿亚系列
1.成矿地质背景
如前所述，产于德格－乡城断裂带与德来－定曲断裂带之间，呈NNW-SN向展布的雀儿山－格聂花岗岩带，各主要岩体为燕山期产物，总体具由似斑状钾长花岗岩→似斑状黑云母二长花岗岩和钾长花岗岩演化，属钙碱性岩系，偏碱性，具壳源（陆壳改造型）花岗岩特点，经综合判别为造山后花岗岩，其形成应主要与“义敦岛弧”与东部扬子陆块和西部藏东“江达弧”碰撞造山成地壳叠覆增厚有关。
各岩体侵入于上三叠统中，并形成了与之有关的Sn-（W）－多金属－Ag等系列矿产。与成矿直接有关岩体主要为似斑状钾长花岗岩、似斑状黑云母花岗岩、黑云母二长花岗岩及黑云母正长花岗岩，岩体所含Sn、Ag、Pb、Zn、Cu、W 等均高出克拉克值3～6倍，应为区内银、锡、多金属矿床的重要的矿源。
区内总体构造线方向为SN 向，甘孜－理塘和理塘－夏塞NW向的平移走滑断层穿切了早期形成的SN 向主干断裂和构造－岩浆岩带，在其构造交切（会）处，是银、锡多金属矿的富集成矿的最有利地段，遥感解译显示了十分清晰的环形影像。
根据矿产地产布特点、形成富集条件和找矿远景，可将其划分为两个远景区，即：石渠－德格银、锡、铜多金属远景区（北段）和义敦银锡多金属远景区（南段）。该次主要讨论义敦银锡多金属远景区（南段）。
1∶20万区域化探圈定综合异常38个，Ag、Sn、Pb、Zn异常17个，Cu、Au异常7个，Sn、W异常3个。异常均具高大全特点，峰值高，浓集中心明显，梯度清楚。综合异常面积23～180km2，元素重叠性好，异常带主要沿岩体外接触带呈NW向展布，与已知矿产地吻合性好。
在夏塞－玉忠一带，存在一条长百余千米，宽约50km的NNE向重力负异常带，含有两个负值中心，一个在夏塞－赤琼之间，一个在玉忠北东9km 处。夏塞矿床位于正负异常交界处。
本区磁场强度弱，北纬30°40′以南的大部分地区均处于航磁负异常区，30°40′以北地区为弱正磁异常区。亥隆、夏塞、砂西和杠日落等矿床都处于航磁异常的零值线上，措莫隆矿床接近零线。
区内已发现矿产地90余处，其中包括大型2个（夏塞、砂西），中型7个（硐中达、渣陇、措莫隆、连龙、亥隆、吕顶贡、热隆）和小型10个，其余为矿点、矿化点。矿种以银、锡、铅、锌、铜为主。成矿作用主要与白垩纪岩浆作用有关。矿床类型以接触交代型、热液型为主，次有云英岩型。矿体主要受NW 向构造控制，并围绕岩体外接触带分布。构造破碎带内发育硅化、碳酸盐化、矽卡岩化、云英岩化、黄铁矿化、褐铁矿化。
目前已发现的矿床（点），大多数产于花岗岩岩体与围岩接触带及外接触带，距岩体最远的有5km。在义敦地区主成矿元素在水平方向，从岩体接触带向外有由高温富锡（热隆、脚跟玛）→中低温富银铅锌（夏塞、砂西）组合变化，矿床类型为接触交代型（措莫隆式）→热液型（夏塞式）；在垂向上，自地表向下银铅含量逐渐降低，锌则逐渐升高并出现铜矿物，构成较完整的矿床成矿系列。这与国外的相似岩体所具有矿化水平分带和垂直分带特征，即远离岩体为Ag、Pb、Zn富集带，岩体接触带内与W、Sn、Mo、Bi富集带的特征相似。
区内多数矿产地为产于接触带的锡多金属矿和产于外接触带或远离岩体的银铅锌矿，但在岩体的内外接触带和近岩体的过渡带上，由于工作程度低，目前所取得的有关的矿化资料还很少，对成矿密切的母岩如昌多阔、辛果隆巴、措普、若洛隆、绒衣措、哈嘎拉、格聂等岩体深部的含矿性也未详细研究。
2.矿床式
（1）夏塞式银多金属矿
夏塞银多金属矿位于四川省甘孜藏族自治州巴塘县措拉乡境内，区内海拔为4450～5050m。
四川省地矿局区调队开展1∶20万义敦幅区域地质调查时（1980），在夏塞一带发现铅、锌矿点并圈定出化探异常。四川省地矿局化探队（1992）在夏塞外围圈出了银、铅、锌、锡、铜组合异常，经Ⅱ级查证发现夏塞矿床。四川省地矿局108队（1993～1999）开展普查，证实夏塞为一个大型岩浆期后热液脉型银多金属矿。近年来，四川省地质调查院在大调查中，又发现了与夏塞相同的砂西大型银多金属矿及脚跟玛、热隆和夏隆等银多金属大中型矿床。使之成为川西高原令人注目的多金属矿集区之一。
矿区大地构造位置位居西南三江构造成矿带中段，近SN向雀儿山－格聂花岗岩体群中段。赋矿围岩主要为上三叠统图姆沟组下段浅海－滨海相浅变质火山碎屑沉积岩系，岩性为变质长石石英砂岩、板岩和含流纹质火山碎屑砂岩来源:https://wzwxpx.com/zhishi/202412-17.html。矿区断裂构造发育，走向以NNW 向、NW向为主，倾向SSW，断面呈波状，断层性质多为逆冲断层，并发育构造破碎带，破碎带宽5～30m不等，主要矿体（带）均受该组断层的控制，产状与断裂基本一致（图9-5）。
矿区侵入岩主要出露绒衣措和若洛隆黑云母二长花岗岩，两者具有相似的岩石特征；前者出露于矿区西南2km 处，后者出露于矿区的西侧，与夏塞银多金属矿床有密切的空间关系。绒衣措黑云母二长花岗岩体向北倾伏于矿区地层之下，出露面积122km2，大致呈NW向展布，岩石化学性质为高酸性、碱性和分异程度高的酸性岩，稀土元素含量和配分特征与“S”型花岗岩一致（胡世华等，1996），绒衣措花岗岩40Ar/39Ar结晶年龄为93M（a应汉龙等，2006）。
矿区内已控制16个矿体，沿NNW向断裂带呈大脉状、透镜状、囊状间隔产出，赋存于次级NW和NNW 两组断裂破碎带中，且近于平行分布，矿体在破碎带中具有尖灭再现、分支、复合、膨缩现象。矿体长30～2800m，厚度宽5～80m。其中（1）号矿体长2200m，厚度平均为1.8m，控制垂深213m，平均品位Ag为343.85×10-6,Pb 2.87%,Zn 2.65%。（2）号矿体长2800m，平均厚度1.51m，控制垂深274m，平均品位Ag为339.01×106,Pb 4.02%,Zn 1.23%。（14）号矿体长2200m，平均厚度1.37m，控制垂深169m，平均品位Ag 为465.97×10-6,Pb 6.58%,Zn2.85%。
矿区主要有4种类型的矿石：富银铅锌矿石、银铅锌矿石、银多金属矿石和银锌矿石。矿石具块状构造、斑杂状构造、条带状构造、角砾状构造、脉状－细脉状构造等。
矿石中主要金属矿物有如下5类：
图9-5 夏塞银多金属矿床地质简图
（据邹光富等，2002）
1—上三叠统图姆沟组第一段；2—上三叠统图姆沟组第二段；3—上三叠统图姆沟组第三段；4—上三叠统图姆沟组第四段；5—绒衣措黑云母二长花岗岩；6—矽卡岩；7—银多金属矿体及编号；8—逆冲断层；9—推测断层；10—平移断层；11—地质界线；12—矿带编号
含银矿物为深红银矿、辉锑银矿、银黝铜矿、银金矿；
硫化物矿物为磁黄铁矿、黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿、辉锑矿、毒砂等；
硫盐矿物为柱辉铋铅矿、斜方辉铋铅、硫锑铅矿、黝铜矿、黄锡矿；
自然元素类为自然铋、铋锑矿、自然锑；
氧化物为锡石。
围岩蚀变以硅化、绢云母化、钠长石化、萤石化、绿泥石化、黄铁矿化、碳酸盐化为主，次为角岩化、矽卡岩化等。矿化特征和围岩蚀变表现为从近岩体到远离岩体，具有水平分带的现象，即距绒衣措岩体较近（西南处），局部发育矽卡岩化，围岩蚀变以硅化、绢云母化和钠长石化为主，矿石含银较低，矿石矿物组合为复杂的锡石－硫化物；离岩体较远处（北东），围岩蚀变以绢云母化、萤石化和硅化为主，矿石含银较高，矿石矿物组合银矿物－硫化物，更远处为铅、锌、银矿化。矿体从中深部至浅部，围岩蚀变有帘石化变为硅化和绢云母化，矿石的铜含量逐渐降低，而银和铅的含量增高。
成矿作用过程主要包括了矽卡岩期、热液期及表生期3个成矿期，其中热液期是最重要的矿床形成时期，根据矿物组合、生成顺序和物理化学条件，可划分为四个阶段（胡世华等，1996）：即氧化物阶段，早期硫化物阶段，晚硫化物－银阶段，碳酸盐化阶段。根据石英过剩氩和氩来源的理论分析，以及近年来测定的大量石英Ar-Ar年龄，并根据地质情况推断与成矿时代一致的报道（桑海青等，1994），夏塞银多金属矿床主要成矿作用阶段，即晚期硫化物－银成矿阶段的石英40Ar/39Ar年龄为75Ma左右，可以代表银矿化的时间（应汉龙等，2006）来源:https://wanghongming.com/bkjj/202412-29.html。矿床流体包裹体均一温度为95～230℃（邹光富等，2002）。矿石中的硫、铅同位素研究成果表明，硫可能来源于花岗岩和铅变质沉积围岩，矿石铅主要来源于上地壳，少量来源于下地壳。成矿作用与花岗岩浆作用有密切的关系（应汉龙等，2006）。矿床成因类型为岩浆期后中低温热液型银多金属矿床。
（2）措莫隆式锡多金属矿
措莫隆锡多金属矿位于四川省巴塘县茶洛乡境内。范围13km2，海拔3700～5401m。
该矿为四川省地矿局区调队在1∶20万区调时发现，1978～1982年和1987～1988年108、402地质队分别对措莫隆锡多金属矿区进行了初步普查和主矿体的勘探，储量规模达到中型（图9-6、图9-7）。
矿区出露地层为上三叠统中上段，为一套浅变质碎屑岩、中酸性火山碎屑岩夹碳酸盐岩，其中砂板岩含锡量较高，最高达90×10-6。区内褶皱断裂发育，主要构造线呈NNW-SN向，NNW-SN向次级断裂为主要的控岩控矿断裂。区内中酸性侵入岩和岩脉发育，主要有若洛隆和措莫隆似斑状黑云母二长花岗岩，为高酸度、碱性和分异程度高的酸性岩，具典型钾质演化系列，稀土元素含量和配分特征与S型花岗岩一致。同位素测定的成岩年龄为77～85Ma（侯立玮等，1994），93Ma（应汉龙等，2006）。
成矿作用主要发生在措莫隆与若洛隆似斑状花岗岩与图姆沟组碳酸盐岩和变质碎屑岩石接触带中，矿体围岩主要是矽卡岩、黑云透辉长英角岩、绿泥长英角岩、石英角岩及大理岩。矽卡岩以措莫隆花岗岩为中心，在2km 范围内呈环带分布，从花岗岩向外为内矽卡岩带（绿帘透辉矽卡岩和石榴透辉矽卡岩）→外接触带矽卡岩带（阳起透辉矽卡岩）→远接触带矽卡岩带（绿帘透辉矽卡岩和透辉矽卡岩）。含矿矽卡岩距花岗岩体0～500m，其产出受层间破碎带及岩性控制，多产于外接触带，少数产于内接触带及陡倾断裂带中。
已发现的含矿矽卡岩有37个，呈似层状、透镜状及不规则囊状、脉状等，产状与围岩一致，围绕岩体成群成带平行产出，走向NNW，与区域构造线一致。
已圈定25个矿体，其中长度大于1000m 厚度大于1m 者有12个，以措莫隆岩体为界，分为东西两矿带：东矿带发育较好，以锡矿化为主，矿体呈似层状、透镜状、及不规则囊状，具弯曲、膨缩尖灭再现和分支复合现象，矿带地表长80～650m，厚1.38～8.46m，最厚48.48m,Sn 0.1%～6.563%，最高13.32%；西矿带（于措莫隆与若洛隆岩体之间）以铜、锡、铅、锌矿化为主，矿体长40～120m，厚1～6m,Sn 0.005%～0.23%。
矿石类型以矽卡岩型锡石－硫化物型矿石为主，少量为云英岩型石英（萤石）型及镜铁－磁铁矿型铜锡矿石。主要有益元素为锡、铜、铅、锌和铂族元素。矿石具细粒晶结构、自形－半自形－他形晶结构及交代结构，浸染状构造及条带状、团块状构造。主要金属矿物有锡石、黄铁矿、黄铜矿、磁铁矿、闪锌矿、方铅矿、黝铜矿、毒砂等；非金属矿物有绿泥石、绿帘石、石榴子石、透辉石、阳起石、萤石、石英、方解石、绢云母、长石、符山石等。
图9-6 措莫隆锡矿床地质略图
（据川地108地质队修改）
1—上三叠统图姆沟组；2—流纹质凝灰岩；3—中粒似斑状花岗岩；4—细粒似斑状二长花岗岩；5—矿化矽卡岩；6—实测及推测地质界线；7—侵入接触热变质带；8—推测压性断层；9—推测张性断层；10—侵入接触界线及产状
围岩蚀变按蚀变矿物组合由岩体内接触带→外接触带→远离岩体的水平方向显示水平分带，即内接触带主要是云英岩化、萤石化；外接触带以阳起石化、萤石化、硅化为主，次为镜铁－磁铁矿化、黄铁矿化；远离岩体主要是碳酸盐化、绿泥石化。锡矿化主要与外接触带阳起石化、萤石化、硅化关系密切。矿化表现为从花岗岩向外为Cu→Pb→Zn→Ag→Sn；垂向上从深部向上，依次为含锡磁铁矿→铜锡矿化及锡多金属矿化→锡铅锌银矿化。
矿床的形成大致可分为4个成矿期，6个矿化阶段，即：矽卡岩成矿期（早期矽卡岩阶段、晚期矽卡岩－磁铁矿阶段）→过渡期（锡石－萤石阶段）→石英硫化物成矿期（铁铜硫化物阶段、铅锌硫化物碳酸盐化阶段）→表生期（次生矿物阶段）。矿石石英流体包裹体均一温度220～450℃，矿床形成温度为中－高温。
图9-7 措莫隆锡多金属矿床地质剖面图
（据川地108地质队）
1—第四系残坡积物；2—长英角岩；3—黑云石英角岩；4—大理岩；5—石英角岩；6—斑点状石英角岩；7—透辉石英角岩；8—石榴透辉矽卡岩；9—阳起透闪透辉矽卡岩；10—符山石矽卡岩；11—碎裂岩；12—实测及推测断层；13—表内矿Sn>0.2%;14—表外矿Sn 0.1%～0.19%;15—细粒似斑状黑云二长花岗岩；16—细－中粒似斑状黑云二长花岗岩
根据硫同位素研究成果，δ34S均值为－4.5‰，具轻硫型特点，反映其岩浆硫源的基本特征，硫源主要来自地壳的下部。但含矿溶液δ34S值与矿体产出部位的不同而有所差异：靠近接触带的同一矿体的不同矿物，或不同矿体中的同种矿物，其δ34S值离差很小，表现出较高的均一性；远离接触带的矿体δ34S值变化范围很大，离差达18.77‰，反映含矿流体受围岩交代作用强弱而改变，显示有非岩浆硫源的参与（侯立玮，1994）。从矿体和岩体稀土配分极为相似，围岩Sn、Cu、Pb的高背景值判断，成矿物质主要来源于花岗岩体，部分来源于围岩。
（三）雅江－九龙逆冲－滑脱带与同碰撞期后花岗岩有关的Li-Be-Nb-Ta-W-Sn－水晶成矿亚系列
1.成矿地质背景
界于扬子陆块与甘孜－理塘断裂带之间，散布于雅江－九龙雅江复理石逆冲－滑脱带上三叠统内的花岗岩，岩性为白云母（二云母）花岗岩、花岗闪长岩，以及花岗伟晶岩等，为陆－弧碰撞及陆－陆碰撞期后陆壳重熔型花岗岩的组成部分，其同位素年龄主要介于210～110Ma之间，具Li、Be、Nb、Ta、W、Sn、水晶等成矿作用。
含矿花岗伟晶岩母岩为二云母花岗岩。含矿岩体主要沿不同方向褶皱横跨叠加所形成的穹窿状背斜核部侵入，单岩体呈圆形、纺锤形产出，岩体边缘常具片麻状构造，显示为同构造侵位。成矿作用主要与花岗伟晶岩及岩浆期后热液作用有关。
含矿伟晶岩主要产于花岗岩母岩体顶部或内外接触带，属该成矿亚系列主要代表性矿床为：甲基卡伟晶岩型锂－铍－铌－钽－水晶矿床和赫德石英脉型钨－锡矿床。在道孚容须卡、哈若山，道孚－雅江长征、瓦多，九龙三岔河、洛木，石渠扎乌陇，以及研究区外的金川可儿因等地，亦有相关大中型矿床形成。
在以上各已知矿床中，含矿花岗伟晶岩脉多成群产出，伟晶岩的类型由母岩体中心向外，具由含绿柱石微斜长石钠长石型伟晶岩和钠长石型花岗伟晶岩→钠锂型花岗伟晶岩→含铌、钽花岗伟晶岩→石英脉的变化。
据初步统计，研究区及相邻地区迄今已发现锂铍铌钽、水晶矿产地30余处（包括了马尔康、金川地区），其中特大型1处，大型5处（包括石渠扎乌陇），中型3处，小型12处，其余为矿点。根据四川矿产储量平衡简表（2004）的统计，锂的总量居全国第三位。
2.甲基卡式伟晶岩型稀有金属矿
甲基卡伟晶岩型稀有金属矿床位于四川省西部康定、雅江和道孚三县交界处，矿区面积60km2。海拔4300～4600m。
该矿床系由群众报矿（1959年），经四川省甘孜队和丹巴队检查评价后发现。1960～1962年甘孜队、402队进行了初步普查，1965～1972年404队完成了矿床的详查和主要矿脉的勘探。锂规模达特大型，伴生的铍等稀有金属储量也达到了大型规模。是我国规模最大，品位最富的花岗岩伟晶岩型矿床。
矿区出露地层为于上三叠统西康群变质砂板岩（图9-8），经历了多期变形－变质作用，发育与碰撞造山早期深层次滑脱－推覆有关的低压热流变质作用。深熔壳源岩浆底辟侵位－热隆伸展，同构造的动热变质和期后酸性岩枝及花岗伟晶岩侵位形成的热接触变质带与气热蚀变带发育，从岩浆穹窿边部到核部依次发育稳定的具环形分布和递增变质特点的绢云母带－绿泥石带→黑云母带→柘榴子石带→红柱石带→十字石带→矽线石带。
含矿花岗伟晶岩母岩为二云母花岗岩。含矿岩体常沿不同方向褶皱横跨叠加所形成的穹窿状背斜核部侵入，呈单岩体呈圆形、纺锤形产出，岩体边缘多具片麻状构造，显示为同构造侵位。唐国凡等人研究成果表明（1984），化学成分属硅铝过饱和、富碱、低铁、镁和K2O> Na2O；稀土元素及微量元素分析结果和稀土元素分布型式，主要显示地壳上部硅铝层富轻稀土，贫铕的特点；在Rb-Y+Nb和Rb-Yb+Ta关系图上，均主要落于碰撞花岗岩区。二云母花岗岩Rb-Sr年龄214.7M（a唐国凡，1984），K-Ar年龄变化于190～210Ma之间（1∶20万康定幅区调报告）。矿化伟晶岩为二云母分异演化的产物。K-Ar年龄变化于183～188Ma之间（1∶20万康定幅区调报告）、Rb-Sr年龄189Ma（唐国凡，1984），Ar-Ar变化于198.9～195.7Ma之间（王登红等，2005），即早侏罗世。
区内伟晶岩极为发育，成群分布，主要产于母岩体内外接触带（岩浆热穹窿顶部及翼部）的上三叠统西康群变质碎屑岩中。
受张性断裂层间虚脱空间控制，强交代、强矿化伟晶岩一般产于穹窿顶部附近封闭条件较好的张性空间。由于控脉构造主要是成脉前和成脉期节理裂隙控制，脉体形态多样，可形成单脉或各类复合形态，一般远离母岩的伟晶岩形态较单一，以单脉状为主，岩体内或近岩体接触带的伟晶岩形态较为多样。伟晶岩脉因系主动强力侵位形成，故在主脉的周边有较多根须状小支脉（图9-9）。
图9-8 甲基卡矿区伟晶岩分布图
1—二云母花岗岩；2—伟晶岩及编号；3—石英脉；4—蚀变中性岩
伟晶岩的规模相差悬殊，一般长100～500m，最长为1450m，厚1～10m，最厚为630m，延深50～300m，最深＞500m。脉长×厚度大于20m 者共计约500条，其中具有工业价值的矿化伟晶岩有114条，包括锂矿脉78条，铍矿脉18条，铌钽矿脉18条。最具工业价值的是锂辉矿石。矿床的工业类型主要有锂辉石矿床、绿柱石矿床、锂云母矿床、铌钽铁矿矿床，以及铌钽铁矿锂辉石矿床。
图9-9 甲基卡矿田伟晶岩带综合剖面图
Ⅰ—矽线石带；Ⅱ—十字石带；Ⅲ—十字石红柱石带；Ⅳ—红柱石带；V—黑云母带；PBe—含绿柱石伟晶岩；PLi—含锂辉石伟晶岩；PNbTa—含铌钽铁矿伟晶岩
伟晶岩的类型由母岩体中心向外，具有含绿柱石微斜长石钠长石型伟晶岩和钠长石型花岗伟晶岩→钠锂型花岗伟晶岩→含铌、钽花岗伟晶岩→石英脉的变化（或分带）。伟晶岩脉一般分异欠佳，单脉带状构造不甚发育，标准的环带状全分异脉极少。大多数为文象和等粒类型及块状类型。原生结构带一般内部为块体结构带，向两侧由粗到细晶结构带，大致对称或不对称。矿化伟晶岩矿物组成：稀有矿物主要为锂辉石、绿柱石、铌钽铁矿、锂云母、锡石等；脉石矿物主要为微斜长石、钠长石、石英、白云母。
含稀有元素的矿物在单脉体内的变化规律为沿走向方向一般为中间富，两端贫；沿深度方向中上部分异好，交代强，矿化强。沿厚度方向，陡倾者常为对称分布，锂矿脉两侧贫，中间强，铌钽矿脉中间稳定，边缘相对较富；缓倾斜矿脉具单向分带，中上部矿化强，中下部矿化较弱。如果矿化主要发生在晚期交代，则不具上述规律，而表现为与交代作用强弱呈现正相关。
伟晶岩交代作用十分发育，主要为钠长石化，其次有白云母化、锂云母化、云英岩化以及绢云母化。交代强弱程度和类型与伟晶岩的类型和距母岩体的距离有关；时间上早期阶段不甚发育，晚期阶段增强；与矿化的关系上，锂辉石与中晚期钠长石化有关，绿柱石与早期白云母化与钠长石化有关，铌钽铁矿、锡石与晚期交代生成的白云母共生。交代作用属自交代。
综合分析前人有关成果，矿床地球化学成分与稀有微量元素显示：
1）由母岩二云花岗岩内向外，伟晶岩从微斜长石型（Ⅰ）→微斜长石钠长石型（Ⅱ）→钠长石型（Ⅲ）→锂辉石型（Ⅳ）→锂（白）云母型（V）,SiO2,CaO,MgO,K2O等递减，而Al203,Na2O递增；在Ⅰ型中K2O>Na2O,Ⅱ～Ⅴ型中则K2O<Na2O，其中以Ⅲ型的Na2O含量最高，K2O含量最低，表明有钠长石化强度渐增强，微斜长石含量减少，伟晶岩脉最为发育，钠长石化作用强烈，锂辉石含量最多。
2）挥发组分较高，平均大于1%，由母岩体向外，伟晶岩类型的演化有增高趋势。
3）稀有微量元素由母岩体向外，随伟晶岩类型的变化有增高趋势，其中Li、Be、Ta、Cs、（Sn）增加明显，但变化幅度不一致Nb/Ta、Rb/Cs等比值递减。稀有元素演化顺序为Be（Nb）→Li→Ta（Cs、Sn）。
矿区内石英脉广泛发育，一部分产于伟晶岩脉中，另一部分则产于伟晶岩带的外部围岩之中。伟晶岩带的外围分布的石英脉常受张性裂隙控制，在伟晶岩浆演化末期，即气成热液阶段的产物，石英体规模较大，形态及成分简单，部分脉中发育晶洞构造。此类石英脉分布区是寻找水晶和熔炼水晶的有利地区，已知矿床有哈若山、烧炭沟等大型水晶矿床。产于伟晶岩中的石英脉，形态较复杂，偶见锂辉石、绿柱石、铌钽铁矿等。
据侯立玮、付小方等研究（2002），甲基卡递增变质带形成温度为615～445℃，地温梯度为30～0℃/km。经估算环状十字石带形成压力P=4×105kPa，边缘P=3.5×105kPa，伟晶岩为P≤2×105kPa。
土壤及其形成
一、碲的地球化学
碲在元素周期表中位于第五周期ⅥA族（氧亚族）S-Se-Te系列，与硫的性质颇相似，但显示出某些金属的性质。Goldsmit（1924）将其划入亲铜元素组，得到B.B.Cepъина的补充，E.Caдeчки-Кардаш（1952）进一步细分为亲硫一铜元素组与亲氧铜元素组。碲的地球化学参数列于表7-1。
表7-1 碲地球化学参数一览表
自然界已发现90余种碲的矿物，其中包括自然元素（自然碲和碲硒矿）两种；硫化物及含硫盐类11种；碲化物39种（含未定名矿物）；氧化物及含氧盐20种。其余多数资料不全或与Se、S等构成类质同象系列。
碲元素的地壳克拉克值很低，一般为（1～10）×10-9（n×10-9，F.W.Clarke，1924；1×10-9，A.E.Φepcан1962；A.A.бeyc，1975；10×10-9A.П.вцноградов，1935）。黎彤（1973）的陆壳丰度是16×10-9。陨石、各类地质体及硫化物矿物中碲的含量如表7-2，可见Te主要富集在硫化物中，它们是碲元素的工业来源，通过综合回收（利用）获得。研究证明，碲仅在贫硫的情况下（如金矿床）形成独立矿物，但分布很少。来源:https://www.wanghongming.com/zhishi/202412-39.html
表7-2 碲在各种岩石（地质体）及矿物中的含量（wB/10-6）
二、碲的矿物学
重点简述铋的碲化物矿物辉碲铋矿族矿物学的研究现状。
辉碲铋矿族矿物的最早定义是仅仅包括Bi2（S+Se+Te）3在内的矿物（Strunz，1970），它们均属六方或三方晶系，具有近似立方最紧密堆积层晶体结构（Pauling，1975）。但是Bayliss等（1986）将辉碲铋矿族矿物的范围扩大到其成分具有从周期表Va族（As，Sb和Bi）到VIa族（S，Se和Te）的化学成分的矿物，并依据单位晶胞中基元层的数量分为8个亚族。表7-3仅列出包括S、Te、Bi的矿物，它们之间的共生组合关系可在Bi-S-Te三角图解中表示（图7-1）来源:https://wzwxpx.com/cshi/202412-98.html。
图7-1 辉碲铋矿族矿物的S-Te-Bi图解
（一）自然碲亚族
在该亚族中，包含自然硒和自然碲。最早发现的自然硒-碲合金（Selen-tellurium）（Se，Te）［Se∶Te=2∶3］是1890年Dana和Wells在洪都拉斯的El Plomo银矿发现的。但到目前为止，全世界亦仅在Smithsonian博物馆存有一块标本（NMNH R186）。由于该样品细小，不易分选，对此进行的X射线分析表明它们完全是自然硒和自然碲的混合物，所以自然硒-碲被废除，而确定为两个矿物种——自然硒和自然碲。
（二）楚碲铋矿亚族
楚碲铋矿由Shimazaki和Ozawa于1978年在日本Tsumo矽卡岩矿床中首次发现，其后相继在前苏联东北地区（Gamyanin et al.，1982）、Madagan（Zav'yaoov et al.，1982）和瑞典Tunaberg（Dobbe，1993）等地报道。因碲铋矿是Zav'yalov和Begizov（1981）在前苏联发现的，其化学成分从Bi2.00Pb0.02S1.12Se0.02Te0.86到B1.38Pb0.24S0.95Te1.42。但对两个样品进行的晶体结构精修表明，它们和楚碲铋矿具有相同的晶体结构，硫楚碲铋矿亦是由Zav'yalov和Begizov（1982）发现，其晶体结构和楚碲铋矿相似。很显然，楚碲铋矿、因碲铋矿和硫楚碲铋矿应具有相似的化学成分，其矿物化学式可一致简化为Bi（Te，S），在三者之间存在Te、S的有序度差别。
表7-3 辉碲铋矿族矿物分类
由人工合成的两个矿物（Bi0.58Te0.42）Te和Bi（Te0.75Bi0.25），由于其具体结构与楚碲铋矿相同，而分别被称为碲质楚碲铋矿（tellurian tsumoite）和铋质楚碲铋矿（bismuthian tsumoite），表明楚碲铋矿固溶体范围可远离标准成分，Te扩展为38%～71%，并覆盖赫碲铋矿、叶碲铋矿、碲铋矿的化学成分。而Dobbe（1993）在瑞典Tunaberg更发现了成分为（Bi1.17-1.40Te0.54-0.82Pb0.01-0.02Sb0.00-0.09S0.00-0.03）2.00 的楚碲铋矿，表明在楚碲铋矿中在Te为30%～43%之间存在连续固溶体系列。因此，有必要将成分为BiTe的楚碲铋矿称为狭义（或标准）楚碲铋矿，而把偏离了标准成分的楚碲铋矿称为广义的楚碲铋矿。
（三）辉碲铋矿亚族
辉碲铋矿（Bi2Te2S）已经由Glat（1967）、Evdovimenko和Tsypin（1971）以及Abrikosov和Beglaryan（1973）等通过人工合成得到，其化学成分的变化范围为Bi2Te2S-Bi2Te1.7S1.3。Pauling（1975）认为Te被替代后，辉碲铋矿的化学稳定性会增加。Liu等（1995）通过实验得出，由成分相当于1/3辉铋矿+2/3碲铋矿的溶液在600℃时可有辉碲铋矿晶出。
硒硫碲铋矿（Csikbvaite）由Koch（1948）在罗马尼亚的Csiklova发现，其化学式为Bi2S2Te。但近年的研究发现，它实际上是由60%的硒质辉碲铋矿（Bi2S1.1Se0.1Te1.8）和40%的辉铋矿组成的混合物，因而该矿物已被国际矿物学会新矿物命名委员会废除。
（四）硫碲铋矿亚族来源:https://wzwxpx.com/bkjj/202412-123.html
硫碲铋矿-A首次于1853年发现于巴西San Jose，因而得名Joseite-A，其化学式为Bi4TeS2，硫碲铋矿-B的化学式为Bi4Te2S，但两者都存在（Te，S）的有序与无序排列问题，因此，它们的化学式均可表示为Bi4（S，Te）和Bi4（Te，S）3.。S、Te有序的硫碲铋矿-A的（006）的衍射峰较强，而S、Te有序的硫碲铋矿-B的（003）的衍射峰强。此外，在叶碲铋矿（Bi4Te3）和脆硫铋矿（Bi4S3）之间存在较宽的连续固溶体范围，如Godovikov等（1970）描述的Bi4.1S2.2Te0.7。因此，可以将无序的硫碲铋矿-A——Bi4（Te，S）3看作为碲质脆硫铋矿，而硫碲铋矿-B，可以看作为与硫质叶碲铋矿具有相同的化学成分，事实上在我国的盘古山已经发现了成分为（Bi3.5Te0.5）（S2.0Te1.0）的碲质脆硫铋矿。
Wehrlite由Ozawa和Shimazaki（1982）重新研究，发现它实际上是叶碲铋矿和碲银矿（hessite）Ag2Te的混合物，因此，它已被国际矿物学联合会新矿物及矿物命名委员会废除。
（五）赫碲铋矿
赫碲铋矿，由于未能有人工合成矿物，其真实性曾经受到怀疑，如Godovikov等（1966）曾认为它是Bi5Te3和细粒自然铋的混合物。但此后的工作证实了赫碲铋矿的存在（Rikhter，1967），它的晶体结构衍生于楚碲铋矿（Bayliss，1991）。
1.土壤的概念及分层
土壤一般是指覆盖在基岩上面、生长着植物的疏松物。
土壤是在岩石风化产物的基础上通过成壤作用（有生物的参加，经过淋溶、沉淀等）逐渐形成的。它受气候、生物、母质、地形、时间等因素综合影响，其中生物起主导作用。不同气候带土壤类型各不相同。比如，我国华南亚热带地区发育红壤、砖红壤、黄壤（富Fe，Al）；东北山地、华北西部、秦岭山地发育棕色森林土（富Si，Al，Fe）；在华北地区（北到沈阳以北，南到长江黄河之间，东到海边，西到西安以西）发育褐色土（富Ca，Mg）；沿大小兴山岭山麓、松辽平原的东北和北部的大陆性气候带发育黑土（可保持丰富的金属和非金属元素）；干旱区发育碱土（富NaCl，Na2SO4）。
土壤由矿物质、有机质、土壤溶液和土壤空气等组成。矿物质和有机质是土壤的主体。土壤矿物质包括原生矿物（如石英、云母等）和次生矿物（如高岭石、蒙脱石等）两大类，在不同气候带不同类型的土壤中，土壤的矿物成分不完全相同。土壤的有机质包括非腐殖质（如蛋白质、碳水化合物、脂肪等）和腐殖质两类有机物质。腐殖质是微生物活动的产物，一般不易被微生物所分解，是土壤有机质的主体。
在岩石矿物风化和成壤过程中，可溶性碱及二氧化硅、三氧化二铁、三氧化二铝等相继成为游离状态，并且产生各种不同的次生矿物。
同时由于有机质的分解和腐殖质的形成，产生各种无机酸和有机酸及其盐类来源:https://wzwxpx.com/cshi/202412-99.html。在这些物质的基础上，通过淋溶和淀积两方面的作用，逐渐形成土壤发生层。
在土壤发生层的上层，由于下渗水流的作用，不仅可溶性碱，而且胶状氧化物及二氧化硅和黏土质点等成分，随水下淋。由于植物残体的聚积和细菌分解作用，使下渗水具有更强的淋蚀作用。这样在上层就形成淋滤层（或称溶解层），通常以A表示。因此在A层中，上部为富含有机质的暗色层（A1），下部由于黏土矿物、铁锰氧化物及有机质大量被淋滤（包括微量元素）而形成浅色层（A2）。它主要由砂（二氧化硅）组成并含有一定数量的黏土，黏性差、较松散为A2层的另一特点。A2层厚度多小于30cm，在气候潮湿、土壤发育成熟的条件下，A1与A2层均可见。但在干旱地区或成壤不充分的地段，A2层可能缺失。
由A层淋溶下来的氧化物及黏土质点，在其下淀积，因而在淋溶层下出现淀积层，简称为B层。在B层因更富含黏土，黏性强，具有黏土结构，由于铁、锰的氧化物的存在而使土层呈黄褐色、棕褐色。有机质很可能在A层即完全分解为二氧化碳与水，但也可以转移至B层。除了可通过下渗水将上层物质转移至B层外，有时下伏层位中的可溶性物质靠地下水循环也可带至B层淀积下来。
在B层以下为淋溶和淀积作用均不发育的C层。在C层含有风化程度不等的、部分被分解的岩石。C层是形成A层、B层土壤的“母质”，故有母质层之称。在C层有机质含量最少，所含黏土也往往比B层少，并比B层颜色浅，有时尚保留原岩的结构构造。
由上所述可以看出，土壤的形成和土壤剖面的分层是一个统一过程。尽管B层与A层同时在形成，但往往在A层很明显时才能辨认出B层。因而成壤作用不充分的土壤，分层界线模糊不清，在A层之下甚至缺失B层，成壤作用充分的成熟土壤的理想剖面如图3-1所示。来源:https://wzwxpx.com/cshi/202412-25.html
图3-1 理想的土壤剖面（示主要层位）
在成壤过程中，由于物质的淋溶和淀积，微量元素也进行再分配。耐风化矿物中的元素，容易在A层中富集。可溶金属元素或黏土等胶体吸附的元素，从A层移出，部分在B层中与含水的铁、锰氧化物及黏土一起聚集。如赞比亚红土剖面上某些元素在土壤层位中的变化，除碱金属随深度而增加，Co，Ni变化很小外，其他元素均在B层中富集，见图3-2。
图3-2 土壤剖面中元素分布图
需要说明的，微量元素不仅在不同层位的土壤中分布不均匀，而且在同一层位不同粒度的土壤中的含量也不一致。其原因是元素在风化、成壤过程中的行为状态不同。很显然，耐风化矿物中的元素与在黏土或铁、锰氧化物上呈吸附离子的易溶金属元素相比，后者肯定富集于更细粒的土壤中。这些情况，在矿化地区或无矿化的地区都是存在的，而且对土壤地球化学找矿说来有重要意义，这一问题在有关章节中还要讨论。
2.元素在土壤中的正常分布、分配
成壤以后，元素在土壤中的正常分布、分配有如下特点：
（1）元素在土壤中的平均含量是不平均的，例如Si为33%，Hg只有0.01×10-6。土壤中主要的化学成分是Si，Al，Ca，Mg，K，Na。土壤中的元素的丰度见表3-1。
表3-1 元素在土壤和地表植物中的丰度 （wB/%）来源:https://wzwxpx.com/cshi/202501-213.html
续表
（据A.II.维诺格拉多夫，1962；JI.II.马柳加，1963）
（2）不同岩石风化的土壤中常量元素（Si，Al，Fe，Ca，Mg，K，Na）差异不大（表3-2），但微量元素的富集特点不同。如由超基性岩风化形成的土壤中相对富集Ni，Cr，Co，Cu；花岗岩风化形成的土壤中相对富集W，Sn，Be，Mo，Pb，Li，Th，Te等。
表3-2 不同母岩形成的土壤各层位中的主要化学成分（wB/%）
（3）土壤中微量元素在不同土壤层中的分配是不同的，根据实际观察有如下几种情形：
1）从上到下含量变化不大（图3-3a）。这是在干旱或寒冷地区的山坡上，因生物及化学风化极弱，而以物理风化为主，残坡积物又不断被剥蚀所造成的特殊情形。
2）越往下元素含量越高（图3-3b）。这是强烈淋失作用的结果。在沼泽土壤和热带潮湿气候条件下，在非碳酸盐母岩上的土壤的Cu，Zn，U，Ni常见这种情形。
3）越往下元素含量越低（图3-3c）。这是由于表层发生了残余富集或生物聚积作用。在灰岩地区的Sn，Pb（残余富集），森林地区的Cu，Co，Mn等（生物聚集）常见这种特点。此外，在干旱地区，强烈的蒸发作用亦可造成此种情形。
4）在淀积层聚积（图3-3d）。这是淋溶作用不大，淀积层中的Fe，Mn氢氧化物及黏土、有机质对元素的吸附作用使Cu，Ni，Zn，Co等元素聚积。
5）有几种使元素聚积的作用同时存在。在某几个层位上出现元素的高含量（图3-3e）。
图3-3 元素在土壤层位中的分配
（4）微量元素在同一土壤层中粒度不同含量也不一致。耐风化矿物中的元素在土壤中以原生矿物碎屑形式存在，多富集在较粗的粒级中；抵抗风化能力较弱的矿物中的元素（许多金属硫化物中的元素等）在土壤中常呈吸附离子形式存在，一般富集在较细的粒级中。
（5）土壤中微量元素的概率分布形式多服从对数正态分布。
3.次生晕的形成
是已生成的矿体（矿化）及原生晕，在表生带与围岩一同遭受风化作用，随着矿物的破碎和分解，其中的元素发生迁移，在一定的条件下一些与成矿有关的元素可以在矿体上方或附近的土壤中聚集形成含量增高的地段，即为次生晕。在次生晕的形成过程中，元素迁移成晕的方式主要有下列几种。
（1）机械迁移
元素呈固相（包括原生矿物或难溶的次生矿物碎屑）进行迁移。矿石风化后逐渐由大块变成细小的碎屑，由于剥蚀作用地表面不断下降，风化侵蚀面也不断向下延伸，矿石的碎屑相对地由下层土壤逐渐变为上层土壤。由于风化作用总是从地表向深处进行，相对于上层的土壤，下层遭受的风化作用更强一些，颗粒变得更细一些。又由于水、风等的作用使细小碎屑发生水平移动，越接近地表位移越大。同样围岩的碎屑亦产生上述迁移。
这样，矿石碎屑由原矿体位置向外迁移，矿体附近围岩的碎屑向原矿体位置迁移。于是在矿体上覆土壤中，由于有矿体或原生晕的碎屑的存在，某些元素的含量显著高于正常岩石所形成的土壤中的含量而形成次生分散晕。通过这种方式形成的晕叫作机械分散晕（图3-4）。
图3-4 风化剥蚀与矿床次生晕形成关系示意图
1—矿体；2—围岩；3—矿石质点
当地面有一定坡度时，重力等作用使地表疏松物向下坡滑动，越接近地面下滑的速度和距离越大，从而使晕发生位移（图3-5）。
此外，重力、冰川、风的作用及地表水的冲刷，还可使矿石破坏后的碎屑被搬运离开矿体一定距离而形成离矿较远的次生晕（图3-6，图3-7，图3-8）。
（2）水成迁移来源:https://www.wanghongming.com/cshi/202501-162.html
元素在水溶液中呈分子、离子、配离子或胶体等形式进行迁移。对于金属硫化矿床来说，它们中的许多金属（如Cu，Zn，Fe，Co，Ni等）的硫化物在表生带容易氧化，生成易溶于水的硫酸盐，金属以离子状态转入地下水中。还有些多金属在表生带可以形成可溶性的配离子，如［VO4］3-，［MoO4］2-，［CrO4］2-，［VO2（CO3）3］4-，或与腐殖质形成可溶性有机金属配合物（如腐殖质能与Fe，Al，Ti，U，V形成可溶性的有机配合物）。
图3-5 风化岩石碎块借重力作用向下坡滑动
1—土壤；2—矿体；3—矿石碎块
图3-6 风力活动造成的次生晕
图3-7 冰川活动造成的次生晕
图3-8 冲积锥及山麓冲积物中的次生晕来源:https://wzwxpx.com/zhishi/202412-39.html
这些以离子或配离子溶于地下水中的元素，它们或由矿体向四周扩散；或由毛细作用由地下水面上升；或随地下水流动而迁移。在迁移过程中当物理化学条件（pH和Eh等）改变，或发生化学反应生成难溶于水的化合物；或者被吸附（特别是胶体的吸附）等作用使这些元素从地下水中沉淀出来而固定的土壤中。
有些元素可在水中以胶体的形式迁移，在风化带中常见的正胶体有 Zr4＋，Ti4＋，Ce4＋，Al3＋，Fe3＋的氢氧化物。负胶体有As，Sb，Cd，Cu，Pb 的硫化物；H2SiO3以及Mn4＋，U6＋，Sn4＋的氢氧化物；自然元素（S，Ag，Au等）。氢氧化铁有时带负电荷。当胶体在土壤层中发生凝聚时，这些金属亦可固定在土壤中。
通过这种方式在土壤中形成的晕称为水成分散晕。前苏联文献中将元素以水溶液（零点溶液）迁移形成的晕称盐晕。
由于地下水的运动，易溶元素可被带到离矿体较远的地下水渗出区的土壤中或湖泊底部沉积物中形成异常（图3-9）。
图3-9 地下水运动示意图
1—雨季潜水面；2—雨季泉水或渗出区；3—旱季泉水或渗出区；4—旱季潜水面；5—矿体；6—次生晕
（3）生物迁移
植物通过根系能从土壤中，特别是从矿体附近的土壤中吸收一些微量元素，如Cu，Co，Ni，Pb，Zn，As，Be，Mo，Fe，Ag，Au，Mn，V，U等而进入植物的各种器官中，当植物的枝、叶落在地面，可使一些元素聚积在土壤A0层中。当这些枝叶腐烂后，所吸收的元素又转入地表水及地下水中，其中一部分又可被植物吸收，一部分聚积在腐殖层中，一部分随地下水下渗到土壤B层中被Fe，Mn氢氧化物或黏土矿物等吸附，使土壤中某些元素聚集形成分散晕，这种晕称生物成因的晕（图3-10）
图3-10 生物迁移成晕示意图
（4）自然电场迁移来源:https://www.wzwxpx.com/xwzx/202412-113.html
自然电场迁移在表生带中金属硫化矿体和地下水接触时，由于环境的氧化还原条件不同，潜水面以上矿体处于氧化带，容易失去电子，矿体带正电，溶液带负电。潜水面以下矿体处于还原带，矿体得到电子带负电，溶液带正电，从而使潜水面上下矿体之间、矿体和地下水接触面之间、潜水面上下水体之间出现电位差，产生自然电场，电流方向如图3-11所示。在电场作用下，土壤溶液中的阳离子按实线轨迹运动，在矿体上方将出现一个低含量带，而在四周则出现高含量带。
图3-11 自然电场迁移离子的理想模型
这种成晕机制曾用以解释加拿大某地冰碛物上的次生晕。加拿大某铜多金属硫化矿床矿体产在斑状变晶石英长石绿泥石片岩中，地表为冰碛层形成的土壤覆盖。矿体呈透镜体，长约137m，最大厚度约46m，延深约244m。矿石以细粒黄铁矿为主（85%）其余为ZnS，PbS，CuFeS2及砷黄铁矿，平均品位：Cu 0.3%，Pb 0.6%，Zn 3.2%。化探样品取自B层，分析结果见图3-12。剖面上除Pb外其余元素在矿体正上方表现为低值，而在外围出现宽阔的正异常。
图3-12 加拿大某地冰碛物上的次生晕
1—绿色片岩；2—斑状变晶石英长石绿泥石片岩；3—矿体；4—安山岩
Pb在矿床上方形成正异常可能是由于生成难溶的PbSO4或者PbCO3，停留在矿体的上方。
关于“侏罗纪—白垩纪与碰撞花岗岩有关的Sn-Cu（Fe）-Pb-Zn-Ag、Li-Be-Nb-Ta-W-Sn成矿系列”这个话题的介绍，今天小编就给大家分享完了，如果对你有所帮助请保持对本站的关注！来源:https://wzwxpx.com/xwzx/202412-31.html