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A. 為什麼南美東部，存在世界最大的斑岩型礦產，為何沒有形成大規膙ms礦床

世界上25個已知的最大斑岩銅礦床中，半數以上形成於新生代的古一始新世、始一漸新世、中新世中期一上新世3個時期，且集中於智利中、北部和美國亞利桑那州西南一墨西哥北部3個地區。美國蒙大拿州和猶他州、巴拿馬、秘魯、阿根廷、印尼伊里安查亞、蒙古、伊朗也是重要的斑岩礦床產地。幾個最大的礦床體系與高鉀鈣鹼性侵入體有關，但最有利於大型斑岩銅礦床形成的卻是鈣鹼性岩漿。
25個富金斑岩礦床集中於太平洋西南部和南美洲，以及歐亞大陸、加拿大不列顛哥倫比亞省、美國阿拉斯加州和澳大利亞新南威爾士州。許多礦床形成於13Ma。最大的礦床與高鉀鈣鹼性侵入體有關，但許多礦床則產出於鈣鹼性斑狀侵人體。過去20Ma以來，環太平洋地區大型斑岩銅．鉬、銅．金礦床的形成與洋島和陸弧下無震洋脊、海山鏈和洋底高原的俯沖密切相關。
1 先期地質構造的作用
巴布亞紐幾內亞和智利北部及中部與斑岩有關的大型銅和／或金礦床形成於第三紀拉張構造環境岩漿作用期間。早期構造環境在巴布亞紐幾內亞為中生代被動邊緣，在智利北部為侏羅-白堊紀弧後盆地，在智利中部為漸新世弧內盆地，其基底岩石、斷層體系和地層組合的先期地質構造在控制大型礦床的發育中起著重要作用。第三紀碰撞期間，深擠離的鏟狀斷層發生倒轉，強烈隆升、剝露，並伴有超壓引起的破裂和流體流；陡傾的橫推斷層活化後形成平搓斷層，並伴有陡而深的與擴張面、撓曲或斷層交錯有關的岩漿和／或流體通道；礦床通常形成於逆沖斷層的上盤。在與碰撞有關的擠壓作用下，平緩地層組合的強單元形成了上覆於下部被擠離斷層或其它斷層面所分隔的褶皺弱單元的地層板塊，如巴布亞紐幾內亞的Darai／Mendi灰岩或同期地層以及智利中部Farellones組的熔岩，在岩漿和／或流體體系之上形成一個頂蓋，阻礙著岩漿的上升，為岩漿和岩漿熱液流體的聚集提供了理想的場所。
根據上述實例，建立了圈定大型斑岩銅體系遠景區的一套勘查標志：(1)遷移到先期拉張構造內的岩漿弧；(2)深擠離的鏟狀同沉積斷層和陡傾的橫推斷層的耦合體系；(3)可能會形成區域應力場擾動的剛性基底地塊；(4)褶皺帶，其具有相對未變形或緩褶皺的大型(50km寬)強地層板塊，覆於十分復雜的褶皺斷裂地層層序之上。與斑岩有關的礦床很可能形成於或靠近強地層板塊的底部。
2 智利北部Rosario銅-鉬一金礦床
Rosario銅-鉬-金礦床位於智利北部Collahuasi地區，含高品位銅-銀-(金)的淺成低溫礦脈產於斑岩銅-鉬礦體之中。其儲量的95％以上為深成礦，而相鄰的uiina和Quebrada Blanca礦床則以淺成硫化物礦石為主。礦化脈賦存於下二疊統火山沉積岩、下三疊統花崗閃長岩和晚始新世斑狀石英二長岩內。高品位銅-銀-(金)礦脈產於南西傾的Rosario斷層系內。
該礦床熱液蝕變作用的特點是以Rosario斑岩內的K長石為核心，向外過渡為次生黑雲母．鈉長石．磁鐵礦組合。准同生關系表明，最早期的蝕變產物是磁鐵礦，但已被黑雲母-鈉長石交代；礦脈的穿插關系表明，K長石形成於黑雲母一鈉長石蝕變期間和之後。黃銅礦和斑銅礦沉澱於與K長石和黑雲母-鈉長石組合伴生的石英脈中。早期熱液流體為超鹽度鹵水，早期K、Na硅酸鹽組合內弱礦化的伊利石、綠泥石(中級泥質)蝕變系中溫、中鹽度鹵水所致。輝鉬礦沉澱於鉀蝕變和中級泥質蝕變事件期間形成的石英脈中。
斑岩型礦石和蝕變礦物被構造控制的石英、明礬石．黃鐵礦、葉臘石、地開石和白雲母、石英(絹英化)蝕變組合所疊加。白雲母、石英、黃鐵礦蝕變岩類向上呈喇叭形地帶，環繞在受斷層控制的高級泥質蝕變域的四周。壓力、深度估測值顯示，該礦床K、Na硅酸鹽組合和高級泥質蝕變組合形成期間，至少有lkm的岩石遭受侵蝕。侵蝕作用發生於1．8Ma，速率很快。斑岩侵位時，重力滑動可能使剝露速率加快，有助於在Rosario斑岩上形成高硫化環境。導致Rosario斑岩銅礦化的熱液系統在高硫化礦石蝕變組合形成之前就已部分剝露地表，這意味著在Rosario高硫化礦脈體系之下某處發生過第二次潛侵位，這點已為區域斷層的幾何形態以及貴金屬和硫鹽類的分帶所證實。
3 阿根廷西北Bajo de la Alumbrera銅、金礦床
Bajo de la Alumbrera斑岩銅礦床的蝕變帶集中在幾個斑岩體內。這些蝕變帶從中心的銅、鐵硫化物和金礦化的鉀質(黑雲母、K長石、石英)核心帶向外過渡為綠磐岩(綠泥石、伊利石、綠簾石、方解石)組合帶。礦化的中泥質蝕變組合(綠泥石-伊利石±黃鐵礦)形成於該礦床頂部和側翼的鉀質蝕變帶內，並向外過渡為絹英化(石英、白雲母、伊利石±黃鐵礦)蝕變。流體18O和 D值(分別為8.3‰ -10.2‰和一33‰-一81‰)證實最早期的鉀質蝕變為初始岩漿成因。低溫鉀質蝕變發生於 D值較低(低達一123‰)的岩漿流體。這些虧損組成與大氣水迥然不同，而與來源於下伏岩漿的岩漿流體的脫氣和揮發組分的出溶相吻合。根據相分離(或沸騰)對與鉀質蝕變有關的流體的計算組成的變化進行了解釋。如果銅鐵硫化物沉積於冷卻期，則這種冷卻多半是相分離的結果。
岩漿水與礦床上覆中級泥質蝕變組合的形成直接相關。與該蝕變伴生的流體的18O和 D值分別為4．8‰～8．1‰和一31‰～一71‰)。與絹英化蝕變伴生的流體的組成(分別為一0．8‰ ～10．2‰和一31‰～一119‰)與中級泥質蝕變組合的值部分重疊。由此推斷絹英化蝕變組合形成於下列兩個階段：(1)含D虧損水的高溫階段，可能形成於岩漿脫氣和／或新的岩漿水注入成分不同的熱液體系內；(2)低溫絹英化蝕變階段，模擬同位素組成的變化表明流體為岩漿水和大氣水的混合。其後熱液體系演化期間的成礦作用可能與岩漿流體的進一步冷卻有關，部分系液．岩相互作用和相分離的結果，pH值和／或氧逸度的變化也可引起成礦作用。
4 智利中部大型斑岩銅-鉬礦床
智利中部的大型斑岩銅-鉬礦床產於白堊系一上新統火山岩厚層層序中。白堊系Las Chilcas組以鈣鹼性為主的玄武安山岩La／Sm比值為1．8～2．5，Sm／Ybn比值為1．8～2．8。漸新統一中新統A．banico組為玄武岩到流紋岩，向南總體過渡為鈣鹼性到拉斑玄武質岩類。該組所有的樣品均LREE富集、HREE中等或局部高度分餾(La／Sm=1．3～1．41，Sm／Yb=1．5～1．58)。中中新統Salamanca組玄武安山岩和安山岩的REE地球化學與上白堊統相似(La／Sm=1．5～2．7，Sm／Yb=1．6～2．7)。上覆中中新統Farellones組岩性從拉斑玄武岩類到鈣鹼性岩類以及從玄武岩到安山岩，LREE富集和HREE分餾程度均相似(La／Smn=1．7～2．5、Sm／Yb=1．7～3．3)。而上新統La Copa Rhyolite雜岩則LREE高度富集、HREE強烈虧損(La／Smn=3．8～3．9，Sm／Ybn=4．2～4．7)。這些火山岩LREE富集、Nb負異常的特點，與弧環境吻合，大多數元素的豐度差異很小。智利中部中新世時期地殼變厚導致礦物成分從角閃石為主過渡到以石榴子石為主的殘余礦物，從而使能形成大型斑岩銅礦床的流體釋放出來。在Farellones組噴發末期和具較高La／Yb比值的La Copa Rhyolite雜岩噴發期問地球化學特徵的迅速變化反映了構造環境的巨變，盡管rellones組的∑Nd值較低意味著較年青的岩套中地殼混染起著較大的作用。在地殼沒有變厚的情況下，JuanFernandez脊的俯沖可能加劇了地殼內的斷裂作用，甚至提供金屬來源，因而在大型斑岩銅礦床的形成中成為關鍵性的地球動力作用。
智利中部Rio Blanco,Los Bronces斑岩銅-鉬礦床礦床部分賦存於年齡為16．77 4-0．25～17．20±0．05(2a)Ma的Farellones組安山岩質火山岩中，但大部分容礦岩為San Francisco岩基的單元，包括11．964-0．40Ma的Rio Blanco花崗閃長岩、8．40±0．23Ma的Cascada花崗閃長岩和8．16±0．45Ma的閃長岩。侵入到該岩基內的淺成英安岩侵入體(晚期斑岩)的2o6pb屍 UID．TIMS年齡范圍為6．32 4-0．09Ma(石英二長斑岩)、5．844-0．03Ma(長石斑岩)、到5．23 4-0．07Ma(Don Luis斑岩)；晚期礦化的Rio Blanco英安岩岩頸的SHRIMP鋯石年齡為4．92 4-0．09Ma。石英二長斑岩、長石斑岩和Don Luis斑岩以及成礦前的閃長岩中斑晶黑雲母的40Ar/39Ar坪年齡僅為5．12 4-0．07～4．57 4-0．06Ma，均比相應的鋯石年青得多，而與侵入層序無關。San Francisco岩基單元內的熱液黑雲母和正長石脈的40Ar/39Arr年齡為5．32±0．27～4．594-0．11Ma。熱液絹雲母(白雲母)為黃銅礦的一種伴生礦物，其點熔融年齡為4．404-0．15Ma(RioBlanco花崗岩)和4．37±0．06Ma(Don Luis斑岩)。
ID-TIMS和SHRIMP鋯石年齡的對比表明，大多數的40Ar/39Ar年齡，甚至95％的坪年齡均不代表初始岩漿冷卻或熱液蝕變-礦化作用的年齡。兩個輝鉬礦樣品的Re-0s年齡為5．4～6．3Ma，與晚期斑岩的鋯石u-Pb年齡基本一致。這意味著銅．鉬的成礦作用時代至少與晚期斑岩岩套中石英二長斑岩單元侵位的時代基本一致，因而與英安岩熔融體上升到次火山岩層位的過程同期。推斷熱液活動一直持續到4．37±0．06Ma，隨後是Don Luis斑岩的侵人和Rio Blanco英安岩岩頸的形成。因此，銅．鉬的深成成礦作用可能持續了2Ma。
Sur-Sur電氣石角礫岩位於該銅．鉬礦床東南部，占銅總資源量的近1／4。該角礫岩產於侵人中新世火山．火山碎屑岩的San Francisco岩基的花崗閃長岩(12～8Ma)內，並被一套弱礦化一無礦的長英質斑岩所切割，表明角礫岩的最小礦化年齡約為6Ma。角礫岩牆至少長3km、寬0．2km，垂向范圍至少lkm。其在深處被早期黑雲母和硬石膏膠結，在較高處被電氣石和鏡鐵礦膠結。這些早期形成的膠結物均已次生加大，並部分被黃銅礦、磁鐵礦、黃鐵礦和石英交代。角礫岩內的礦物分帶表現為從黑雲母及黑雲母蝕變，向上過渡為電氣石膠結物及石英-絹雲母-電氣石蝕變。鐵氧化物礦物也呈現分帶，從磁鐵礦為主，向上過渡為鏡鐵礦為主，再上黃鐵礦成為主要硫化物。次生富含液體和氣體並具超鹽度的流體包裹體保存於石英和電氣石膠結物中。硫化物膠結物的硫同位素組成為一4．1‰ ～2．7‰。樣品中 s最低值出現電氣石角礫岩中最高銅品位的產出位置，該地帶含大量鏡鐵礦(局部被磁鐵礦交代)。Sur-Sur電氣石角礫岩和Rio Blanco岩漿角礫岩中硬石膏膠結物內鉛的206Pb／204值為17．558～18．479，207Pb／204pb值為15．534～15．623，208Pb/204Pb值為37．341～38．412。硬石膏中的鉛較之該銅．鉬礦床硫化物礦石和火成岩主岩內的鉛，放射性低得多。硬石膏中的鉛必定來源於主岩漿．熱液系統外部的岩石，多半是前科迪勒拉基底。來自深部結晶侵入作用的岩漿．熱液爆發在Sur-Sur誘發了角礫岩的形成。流體靜壓力大大超過封閉的花崗閃長岩的岩石載荷及抗張強度，導致廣泛的角礫岩化，繼而侵人大量岩漿氣體和超鹽度鹵水。低密度氣相(攜帶H2O、SO2、HC1和B2O )的物理特徵與含銅鹵水有別，其首先通過角礫岩柱滲入並凝聚進入來源不明的地下水。硬石膏、鏡鐵礦和電氣石均沉澱自這種低鹽度酸性氧化混合溶液，然後岩漿．熱液鹵水上升，導致硫化物沉澱。氧化的酸性水與含銅岩漿、熱液鹵水混合，導致高品位銅的沉澱。
Rio Blanco銅-鉬礦床成礦晚期和成礦期後的流紋岩單元內未經蝕變的熔融包裹體，證實存在一種富揮發份的熔融體，其自最初為熔融體+蒸汽氣泡乳化液的一種富揮發份的含水相出溶，乳化液爆裂進入熔融體和初始岩漿流體。金屬隱蔽於出溶的揮發份相內，並來源於上述可能的成礦熱液流體。相鄰的同源岩漿侵人體，其熔融包裹體的差異可能與各礦體的礦化程度直接有關，如Rio Blanco礦床某個成礦後流紋岩岩體，其熔融包裹體雖然為富揮發份相，但卻幾乎沒有富金屬蒸汽捕獲的證據。相反，相鄰的成礦晚期流紋岩岩體中的包裹體也為揮發份相，但卻有證據證明富金屬熱液流體是在冷卻的最後階段蓄積的。
智利中部E1 Teniente斑岩銅鉬礦床為世界著名的最大斑岩銅礦床，其各期成礦作用與中新世末一上新世初的長英質侵入活動時空關系密切，大部分銅均侵位於晚岩漿期(5．9～4．9Ma)，與英安斑岩岩牆和英安岩岩筒侵入鎂鐵質中性岩床、岩株雜岩的時代同期。岩漿晚期的成礦作用主要發生於與英安岩的鉀長石蝕變和鎂鐵質侵人體組合的Na、K長石蝕變、黑雲母蝕變和綠磐岩蝕變伴生的石英、硬石膏為主的網狀脈內，同時還形成銅礦化弱的熱液黑雲母膠結角礫岩。之後為兩個礦化絹雲母蝕變期，即主熱液期(4．9～4．8 Ma)，和晚熱液期(4．8～4．4Ma)，形成厚大的富銅礦脈。晚岩漿期和主熱液期礦脈以Braden角礫岩岩筒為核心呈同心放射狀分布。大多數同心礦脈為緩傾斜的，而放射狀礦脈則近於垂直。礦脈的分布受深部大型岩漿房侵入後形成的局部應力狀態控制，岩漿房系英安岩即Braden角礫岩岩筒的來源，最終導致銅鉬礦化。晚熱液期礦脈從邊緣向內陡傾，環繞Braden角礫岩岩簡呈同心狀。與晚岩漿期和主熱液期相反，在由於侵入作用引起的應力釋放造成的沉降期，放射狀礦脈和緩傾斜的同心狀礦脈十分稀少。岩漿房的活化反過來又使同心狀構造活化，形成岩漿和／或液體壓力，導致爆破角礫岩化和液化。
5 印度尼西亞巴布亞的銅-金礦床
Grasberg火成雜岩內岩漿白雲母和熱液白雲母的40Ar/39Ar年齡為3．33±0．12～3．01±0．06Ma。侵入岩的年齡和侵入岩與熱液蝕變和成礦作用之間的准同生關系表明，Grasberg火成雜岩的形成經歷了若干個侵入．熱液蝕變旋迴，包括Dalam．Grasberg侵入-蝕變主旋迴(3．33±0．2～3．19±0．05Ma)、Kali侵入-蝕變旋迴(3．16±0．06～3．06±0．03Ma)、Kali侵入後和Grasberg礦化旋迴(3．06±0．03～3．010．o6Ma)。相鄰的Kucing Liar銅-鉬礦床的金雲母樣品，其測定的磁鐵礦年齡為3．41±0．03 Ma，在Grasberg火成雜岩內Dalam侵入體的年齡范圍內，表明其鈣硅酸鹽夕卡岩部分形成於該雜岩發育的早期階段。
Ertsberg侵入體內等粒狀閃長岩(2．67±0．03Ma)、侵入體內夕卡岩岩脈內的金雲母(2．71±0．04Ma)和Grasberg銅．金礦床中的金雲母(2．59±0．15Ma)的年齡值表明，Grasberg礦床的侵入、蝕變和成礦作用早於Grasberg火成雜岩的侵入和成礦作用。形成Grasberg火成雜岩和Ertsberg銅-金礦床的侵入作用和導致大規模蝕變和成礦作用的熱液流體似乎來源於更深處的岩漿房。基性岩漿可能也為Grasberg地區的銅-金礦床提供流體、金屬或硫等成礦物質。
Ertsberg地區產出多種夕卡岩型礦床和與斑岩有關的礦床，包括一個擁有世界最大規模銅．金資源量的礦床。Big Gossan早期的夕卡岩型銅．金礦床沿走向延伸2km到北西的Wanagon金礦床，被含Bi和Te礦物的各種晚期黃鐵礦、閃鋅礦、砷黃鐵礦(毒砂)和自然金疊加。Big Gossan金礦床金雲母的40Ar/39Ar坪年齡不足2．82±0．04Ma，而Wanagon金礦床K長石的40Ar39Arr年齡為3．62±0．045Ma。Wanagon岩床的K-Ar年齡值(3．81±0．06Ma)將上覆夕卡岩型銅-金礦床和晚期Wanagon金礦床的形成時間局限在約0．2Ma。
Big Gossan金礦床早期夕卡岩型銅-金礦化呈礦物學、化學和溫度三維分帶：高溫核(Zn／Cu比值低)向北西尖滅，並在深處開放；上覆黃鐵礦-Au-As-Zn-Bi-Te組合的最高銅品位和最大規模產於北西與北東向的斷層的接合部；該組合也見於礦床以北和以南的斷層和斷裂帶內。在Wanagon金礦床，夕卡岩和砂岩的淋濾作用發生於黃鐵礦-Au-As-Zn-Bi-Te組合進入之前。在砂岩內，該組合的礦化作用伴有K長石(冰長石)和少量石英脈的產出。而碳酸鹽岩內未見淋濾或次生K長石，但硫化物卻與石英及白雲石脈相伴產出。上述銅．金和上覆組合硫化物的 34S為一0．7‰ ～5．1‰ 。上覆組合的礦物成分包括自然金、銀黝銅礦和砷黝銅礦。Bi-Te-Ag-Au)礦物包括斜方輝鉍鉛礦、輝鉍礦、碲金銀礦、碲銀礦、碲鉛礦和輝碲鉍礦。在Big Gossan金礦床，穩定同位素研究顯示包裹體的流體為岩漿。上述組合形成於具不同組分的流體，可能是常見於低一高硫化作用的淺成熱液礦床的流體的岩漿母體。這類礦床形成的深度較淺，並含大量的非岩漿水(即大氣水)。

B. 西南地區黑色岩系鈾成礦作用分析

5.2.5.1 黑色岩系鈾礦化成因分析

在黑色岩系成因研究方面，前人開展了大量的工作，取得了重要進展，認為微量元素中的某些特徵元素及其比值能較好地反映黑色岩系的成因及其沉積環境。在U-Th關系方面，正常沉積物U/Th＜1，熱水沉積岩U/Th>1（陳蘭，2006）。將四個礦區30個樣品全部投到U-Th關系圖上（圖5.32），可以看出大部分樣品落在東太平洋隆起沉積區，從表5.10可以看出除GZ6的U/Th＜1外，其他樣品的值都大於1，且幾乎都落在U/Th值為1～100之內，表明整個研究區內熱水沉積作用明顯。

表5.10 四個礦區30件樣品元素分析結果中幾個重要參數統計

圖5.32 四個礦區黑色岩系U-Th關系圖

（底圖據Bostrom，1983）

Ⅰ—正常遠洋沉積區；Ⅱ—東太平洋隆起沉積區；Ⅲ—古熱水湓溢沉積區

將樣品投到Zn-Ni-Co三角圖上（圖5.33），可以發現大部分樣品反映的是熱液沉積物的特徵，說明熱水沉積作用對礦區內黑色岩系有一定的影響。

圖5.33 Zn-Ni-Co三角圖

（底圖據Choi et al.，1992）

Ⅰ—水成沉積物；Ⅱ—熱液沉積物

陳蘭（2006）、徐曉春等（2009）曾在其文章提到過：黑色頁岩中U/Th值可以反映含Th黏土礦區輸入的敏感程度，U在富含有機質的缺氧環境下相對穩定，可以很好地富集，U/Th值大反映了低的氧化還原條件；V在缺氧條件下更易富集，V/（V＋Ni）值大代表強還原的缺氧環境，表5.11中給出了U/Th、V/（V＋Ni）值與古氧相的對應關系。從表5.11中可以看出樣品的U/Th值都大於0.7，V/（V＋Ni）值除GZ01、GZ07、GZ32外其他都大於0.5，顯示出整個研究區黑色岩系的形成與缺氧的還原性沉積環境有關。

表5.11 缺氧環境的微量元素指標

（據陳蘭，2006）

Wignall提出U和Th的相互關系還可以用來指示缺氧環境，由U-Th/3值代表自生鈾的相對含量，並建立了如下關系式：

西南地區重大地質事件與鈾成礦作用

若δU>1，表明缺氧環境，δU＜1，則為正常海水沉積。貴州四個鈾礦區30件樣品的δU都大於1，顯示了其沉積環境為缺氧的還原環境。

劉英俊、曹勵明等（1984）提出La/Sm 的比值能對LREE 內部分餾程度提供信息，La/Sm比值越大反映LREE越富集，根據表5.10可以看出研究區La/Sm普遍都比較大，反映研究區不同程度地富集輕稀土。孫賢術等（1997）據La/Sm值將洋中脊玄武岩劃分為三種類型：La/Sm>1為地幔熱柱或異常型；La/Sm接近於1為過渡型；La/Sm＜1為正常型。由表5.10可以看出La/Sm都大於1，表明研究區黑色岩系在成因上可能與地幔熱柱或異常型洋中脊玄武岩有關。

通過比較四個礦區稀土元素球粒隕石標准化分布模式圖，發現分布模式圖總體上都呈現右傾或略微右傾的趨勢反映輕稀土有不同程度的富集。

Ce的負異常明顯或者弱的Ce異常。Ce是變價元素，可溶性Ce^3＋在氧化條件下易氧化成不溶性的Ce^4＋，因而在陸殼風化過程中，Ce總是以Ce^4＋被保留在風化殘留物中，而在河水中含量降低，當大量河水匯入海盆後，便會導致海水中Ce的虧損，從而引起化學/生物化學沉積岩中出現Ce的負異常（據皮道會等，2008）。Ce異常在後期成岩作用中可能會被改變（據皮道會等，2008），Morad等（2001）提出LaN/SmN可以用作評價這種影響的指標：當LaN/SmN值大於0.35，且與δCe無相關性時，δCe能用作海洋氧化還原狀態的指示劑。從表5.10中可以看出 LaN/SmN 值都大於0.35，在 δCe 與 La/Sm 相關圖（圖5.34）上顯示白馬洞（504）礦床的δCe與La/Sm相關性很差（圖5.34上的黑色三角形），其他三個礦床除個別樣品外總體上顯示出具有一定得相關性（圖5.34上的紅色三角形、紅色十字、藍色小格），因此可以用 δCe 判別白馬洞礦區的氧化還原環境。Wright等（1987）曾定義Ceanom（Ceanom＝lgδCe）＜-0.10表示氧化環境，Ceanom>-0.10表示缺氧環境。據表5.10，白馬洞礦區Ceanom在-0.06～-0.02之間，均大於-0.10，代表了缺氧的環境。

圖5.34 δCe與La/Sm相關圖

Eu的異常在白馬洞（504）礦床和金沙縣（703）礦床顯示正負異常都存在，馬鬃嶺和三穗縣的Eu異常特徵很相似，顯示Eu的負異常。礦床地質特徵顯示兩個礦所產的層位基本相當，含礦層都呈現數層且越往上礦層越薄。反映出馬鬃嶺和三穗縣兩個礦的形成環境非常相似。

5.2.5.2 黑色岩系鈾成礦控制因素分析

（1）空間上受斷裂構造的控制

在探明的鈾礦床（點）中，普遍與各類構造有密切的關系，特別是斷裂構造切割含鈾地層時，往往富集成礦。如在洋水背斜的南西傾伏端，當白馬洞東西向斷裂構造切割中下寒武統牛蹄塘組、清虛洞組、石冷水組含礦層，並與北北東犀牛洞斷裂構造帶成銳角交匯時，控制了504礦床。

（2）沉積構造、沉積旋迴對成礦有明顯的控製作用

古生代以來，地殼以震盪運動為主，具有多次沉積旋迴，並伴有鈾的活化遷移和重新分配、重新富集。如加里東早期構造旋迴的假整合，沉積了中下寒武統牛蹄塘組、清虛洞組、石冷水組含鈾層，通過後期構造改造富集成礦。

（3）沉積環境對成礦的作用

在氧化環境條件下，鈾源層中的鈾被活化，伴隨地表水、地下（熱）水，沿斷裂構造帶、層間破碎帶或透水層滲透，在還原條件下，鈾被還原吸附沉澱下來，形成後生鈾礦床，其特點是成岩時間早，成礦時間晚。

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E. 卡拉麥里Ⅰ號金礦

一、礦區地質

1.地層

礦區區內地層較為簡單，礦區地層如圖4-25、圖4-26所示。在北部大部分為第四系(Q)覆蓋，在研究區南部基岩出露良好，出露地層主要為下石炭統清水組(C₁q)。

(1)下石炭統清水組(C₁q)

該組地層只出露在清水一帶，該組地層下部岩性主要為灰綠色厚層狀凝灰質砂岩，其次為凝灰質含礫砂岩，局部夾凝灰質板岩；上部岩性主要為灰綠色-深灰色厚層狀凝灰質含礫砂岩、凝灰質砂礫岩。礫石大小均勻，呈次稜角狀和稜角狀，礫石成分以石英閃長岩和斜長花崗岩為主，部分為凝灰岩、硅質岩。粒徑一般在1～30cm左右。

清水組地層傾向170°～180°，傾角50°～75°。與下伏地層南明水組(C₁n)呈斷層接觸或平行不整合接觸。

(2)第四系(Q)

主要分布在研究區北部，以沖-洪積物為主，由礫石、砂礫、風積砂土及黃土組成；其次分布於南部沖溝和窪地中，以礫石、砂礫石等洪積物、殘坡積物組成。

圖4-25 卡拉麥里金礦區地質與構造簡圖

(據四川省核工業地質局二八三大隊修編)

1—第四系；2—下石炭統清水組；3—被第四系覆蓋的斷裂構造；4—構造層界線；5—擠壓破碎帶；6—研究區；7—斷層位置及編號；8—地層產狀；9—逆大斷層及推測逆大斷層；10—線狀背斜；11—線狀向斜

圖4-26 礦區地層綜合柱狀圖

2.構造

研究區主要由四條斷裂構造(F₁、F₂、F₃、F₄)控制(表4-18)，且其周圍多伴隨有破碎帶。受大構造卡拉麥里大斷裂控制，研究區內斷裂構造發育，由斷裂作用引起一系列岩層形變，如褶皺等亦相應發育。區內主要斷裂構造有四條，即F₁、F₂、F₃、F₄，均為層間斷層。斷層呈現壓扭性層間斷層的性質為逆斷層，斷層面傾角較高(傾角50°～75°)，傾向為157°～180°，出露寬度范圍0.5～2.0m，走向總體呈北東東—南西西向，與地層走向大體一致。破碎帶中常見不同規模的石英脈充填，並伴有硅化、黃鐵礦化、赤褐鐵礦化及絹雲母化等後生蝕變。斷裂構造在金礦形成過程中扮演著重要的角色，既可以提供流體通道，又可作為Au的存儲空間(朱永峰，2004)。

3.岩漿岩

在研究區的北部見超基性岩體，為華力西期橄欖輝長岩，為該區金礦的主要礦源層。此外見有石英脈、含金石英脈。含金石英脈集中分布在清水一帶及研究區北部泥盆世地層中，且多充填於北塔山組、平頂山組、南明水組、清水組的節理裂隙中。脈岩最長可達100m，一般長約幾米至十幾米，呈樹枝狀或豆莢狀單脈產出。

表4-18 卡拉麥里1號金礦斷裂構造特徵一覽表

註：據四川省核工業地質局二八三大隊整理。

4.蝕變特徵

(1)礦區蝕變

該金礦與石英脈以及蝕變關系密切，在近礦圍岩中含金石英脈和蝕變現象(安芳等，2007；王京彬等，2006；王慶飛等，2007)非常發育。常見蝕變類型主要有硅化、黃鐵礦化、褐鐵礦化、赤鐵礦化，其次是絹雲母化、綠泥石化、碳酸鹽化、綠簾石化等。

礦體及圍岩中均見較強的硅化現象，往往呈細脈狀、網脈狀，出現於裂隙面、層面、岩石碎塊周圍，是礦區內主要的蝕變現象之一，與金礦化關系密切；黃鐵礦化發育，以粉末狀為多見，粗晶粒狀黃鐵礦少見；分布於岩(礦)石裂隙中或層面上的粉末狀黃鐵礦的集合體往往呈「細脈狀」「薄膜狀」出現，粉末狀黃鐵礦與金礦化密切；當黃鐵礦晶形完整、晶粒粗大時含金弱或不含金，當黃鐵礦晶形不完整，而在肉眼或普通放大鏡下看不到晶形時則含金。在地表及地下破碎帶中均較發育褐鐵礦化、赤鐵礦化，呈明顯的褐色、褐紅色、肉紅色，在地表或地下淺深部位多見褐紅色、褐色，這主要由黃鐵礦氧化作用形成，而在地下200m附近的鑽孔中見到肉紅色硅化物，則往往含金量較高，這種現象屬於赤鐵礦化。另外在地表和地下均可見到綠泥石化，特別是構造帶兩側發育強烈綠泥石化也與金礦化相關，礦石蝕變主要為綠泥石化。此外與金礦化關系不是很緊密的蝕變有絹雲母化、綠簾石化及碳酸鹽化在礦區也比較發育。

(2)蝕變帶岩石薄片鑒定

對礦區蝕變岩帶進行采樣並磨製薄片，並對薄片進行鏡下鑒定，岩石薄片中礦物多為自形-半自形粒狀結構、交代結構、浸染狀結構、凝灰砂狀結構，且均有不同蝕變現象。

在鏡下可以看到礦物半自形-他形晶粒結構：半自形-他形的黃鐵礦等分布於半自形-他形柱粒狀石英及其他硫化物礦物間。交代殘留結構主要體現在褐鐵礦從邊部向內交代黃鐵礦，而使黃鐵礦僅保留有少量殘余。凝灰砂狀結構主要在由長石、石英砂屑及膠結物組成的部位可見到，膠結物為絹雲母、硅質等。在光薄片鑒定中，岩石中金屬硫化物主要為黃鐵礦，少量黃銅礦；金屬氧化物主要為褐鐵礦、磁鐵礦。鏡下觀察薄片的膠結物已重結晶，由鱗片狀綠泥石、石英、少量絹雲母組成。不透明礦物為黃鐵礦，以他形-半自形粒狀為主，少量呈立方體狀，光片中粒度大小在0.01～0.04mm之間。石英多呈他形粒狀，有碎裂粒化，粒化的石英呈網脈狀分布，具波狀消光。少量的粒化石英呈裂隙脈狀分布(沿粒狀石英分布)，在碎裂粒化石英之間和少量的裂隙中充填分布方解石細粒。由於受應力作用影響，碎屑及其觀察到的礦物多呈定向分布，已具綠泥石化、綠簾石化，蝕變礦物也呈定向性分布，石英長軸具定向性分布，岩屑同樣具壓扁拉長特徵，也具定向性分布(圖4-27)。

圖4-27 電子顯微照相

a—凝灰砂狀結構，正交偏光，放大倍數100×，岩石由殘余的原岩碎塊和次生礦物石英(Q)、方解石(Cal)等構成，碎塊具凝灰砂狀結構，由砂屑(Sx)和膠結物(Jj)組成；b—半自形-他形粒狀結構，單偏光，放大倍數100×；金屬硫化物黃鐵礦(Py)、黃銅礦(Cp)呈獨立單體或連晶狀分布在岩石裂隙中或透明礦物(Tm)粒間；c—蝕變角礫凝灰岩，正交偏光，放大倍數100×岩石由火山角礫(J1)岩屑晶屑(Jx)及交結物，長石被雲母交代；d—黃鐵礦，單偏光，放大倍數100×金屬硫化物為黃鐵礦(Py)呈裂隙分布，Tm為透明礦物

二、礦床地質特徵

1.賦礦層位

卡拉麥里1號金礦A、B 礦帶產於石炭系下統清水組地層中，含礦岩性為凝灰質砂岩、凝灰質含礫砂岩，其中A礦帶受控於北東東—南西西向F₁層間斷裂構造，礦體位於構造擠壓破碎帶中，B礦帶受控於北東東—南西西向F₂層間斷裂構造，礦體位於構造擠壓破碎帶中。賦礦岩石類型均為硅化凝灰質砂岩、凝灰質含礫砂岩。

2.礦體特徵

(1)A礦帶礦體特徵

A礦帶共圈定4條工業礦體(表4-19)，多呈層狀、似層狀、透鏡狀。礦體均產於下石炭統清水組地層中，含礦岩石為凝灰質砂岩、凝灰質含礫砂岩。礦體嚴格受岩性及構造破碎帶控制，呈層狀、似層狀、透鏡狀，北東東—南西西向展布。蝕變主要有硅化、黃鐵礦化、絹雲母化、褐鐵礦化、綠泥石化及綠簾石化等(圖4-28)。

表4-19 卡拉麥里1號金礦A礦帶礦體特徵一覽表

各礦體特徵分述如下：

Ⅰ號礦體：為該礦帶的主要礦體。礦體直接出露地表，地表由23個探槽控制構造破碎帶，經刻槽取樣分析，有10個槽探刻槽樣達到工業指標。深部由22個鑽孔控制，位於A6～A25勘探線之間，長度為1318m，埋深0～269.87m，平均真厚度為2.59m，厚度變化系數為81.73%，平均品位9.57g/t，品位變化系數為91.18%。礦體平均傾向160°，平均傾角為72°。礦體呈層狀、似層狀。礦體厚度及品位沿走向及傾向變化較小。

Ⅱ號礦體：為隱伏礦體。深部由7個鑽孔控制，位於A7～A25號勘探線之間，長度750m，最大埋深283.06m，平均真厚度3.03m，厚度變化系數為68.39%，平均品位為4.67g/t，品位變化系數為62.18%，礦體向南東傾，平均傾向160°，平均傾角為71°。礦體呈透鏡狀。礦體厚度及品位沿走向變化較穩定，該礦體沿傾向控製程度較低。礦體蝕變現象較普遍。

Ⅲ號礦體：為隱伏礦體。深部由3個鑽孔控制，位於A7～A11號勘探線之間，長度為189m，最大埋深262.81m，平均真厚度4.80m，厚度變化系數62.54%，平均品位4.68g/t，品位變化系數61.24%。礦體向南東傾，平均傾向160°，平均傾角70°。礦體呈似層狀、透鏡狀。礦體厚度及品位沿走向變化較穩定，該礦體沿傾向控製程度較低，礦體蝕變現象較普遍。

Ⅳ號礦體：為隱伏礦體。深部由2個鑽孔控制，位於A15～A17號勘探線之間，長度為121m，最大埋深為104.28m，平均真厚度為1.41m，厚度變化系數為67.68%，平均品位為9.77g/t，品位變化系數為76.58%。礦體向南東傾，平均傾向160°，平均傾角76°。礦體呈透鏡狀。礦體厚度及品位沿走向變化較穩定，該礦體沿傾向控製程度較低。礦體蝕變現象較普遍。

圖4-28 A礦帶A15號勘探線剖面圖

(2)B礦帶礦體特徵

該礦帶共圈定4條工業礦體(表4-20)，多呈層狀、似層狀、透鏡狀。礦體均產於下石炭統清水組地層中，含礦岩石為凝灰質砂岩、凝灰質砂礫岩。礦體嚴格受岩性及構造破碎帶控制，呈層狀、似層狀、透鏡狀，北東東—南西西向展布。蝕變主要有硅化、黃鐵礦化、絹雲母化、褐鐵礦化、綠泥石化及綠簾石化等。

表4-20 卡拉麥里1號金礦B礦帶礦體特徵一覽表

各礦體特徵分述如下：

Ⅰ號礦體：為該礦帶的主要礦體。為隱伏礦體，地表由14個探槽控制構造破碎帶，經刻槽取樣分析，均未達到工業指標。深部由34個鑽孔控制，位於A2～A25 勘探線之間，長度1169m，埋深158.91～259.13m，平均真厚度3.98m，厚度變化系數71.25%，平均品位10.69g/t，品位變化系數106.54%。礦體平均傾向160°，平均傾角73°。礦體呈層狀、似層狀。礦體厚度及品位沿走向及傾向變化較小，總體來看礦體由淺部向深部有品位變富之趨勢，Au品位由淺部向深部有增高趨勢。礦體蝕變現象較普遍。

Ⅱ號礦體：為隱伏礦體。深部由3個鑽孔控制，位於A21～A25號勘探線之間，長度為200m，最大埋深254.46m，平均真厚度3.66m，厚度變化系數59.13%，平均品位11.29g/t，品位變化系數為62.19%，礦體向南東傾，平均傾向160°，平均傾角為69°。礦體呈透鏡狀。礦體厚度及品位沿走向變化較穩定，該礦體沿傾向控製程度較低，礦體蝕變現象較普遍。

Ⅲ號礦體：為隱伏礦體。深部由5個鑽孔控制，位於A5～A11號勘探線之間，長度為200m，最大埋深199m，平均真厚度2.37m，厚度變化系數64.10%，平均品位8.53g/t，品位變化系數66.32%。礦體向南東傾，平均傾向160°，平均傾角73°。礦體呈似層狀、透鏡狀。礦體厚度及品位沿走向變化較穩定，該礦體沿傾向控製程度較低，礦體蝕變現象較普遍。

Ⅳ號礦體：為隱伏礦體。深部由3個鑽孔控制，位於A7～A11號勘探線之間，長度為197m，最大埋深132m，平均真厚度2.04m，厚度變化系數58.15%，平均品位6.19g/t，品位變化系數60.11%。礦體向南東傾，傾向160°，平均傾角72°。礦體呈透鏡狀。礦體厚度及品位沿走向變化較穩定，該礦體沿傾向控製程度較低。礦體蝕變現象較普遍(圖4-29)。

圖4-29 B礦帶A15號勘探線剖面圖

3.礦石質量

(1)結構

礦石結構為自形-半自形粒狀結構、交代結構、浸染狀結構、凝灰砂狀結構。

1)半自形-他形晶粒結構：半自形-他形的黃鐵礦等分布於半自形-他形柱粒狀石英及其他硫化物礦物間。

2)交代殘留結構：褐鐵礦從邊部向內交代黃鐵礦，而使黃鐵礦僅保留有少量殘余。

3)凝灰砂狀結構：岩石由長石、石英砂屑及膠結物組成。受應力作用影響，碎屑呈定向分布，膠結物為絹雲母、硅質等。

(2)構造

根據礦物集合體的形態特徵和其形成的地質作用，礦石構造主要為原生礦石構造，有細脈狀及網脈狀構造、浸染狀構造、塊狀構造。

1)細脈狀及網脈狀構造：含礦石英脈呈細脈狀、網脈狀充填於岩石裂隙中。

2)浸染狀構造：黃鐵礦等金屬硫化物集合體浸染於石英顆粒間或岩石中。

3)塊狀構造：金屬硫化物集合體呈團塊狀分布於岩石中。

4.金的賦存狀態

金礦物絕大部分呈裂隙金嵌布在黃鐵礦或石英的裂隙中。局部可見金礦物。經專門的物相分析以及可選性試驗研究工作中的物相分析，金礦物主要為難溶硅酸鹽包裹金、硫化物包裹金、自然金等(表4-21)。

表4-21 礦物物相分析結果

由表4-21的數據可知，A礦帶礦石中包裹金含量占總金含量的比例為84.71%。B礦帶礦石中包裹金占總金的比例為92.81%。

根據組合樣分析結果和選冶礦石的原礦光譜半定量分析結果以及原礦化學多元素分析結果(表4-22，表4-23，表4-24)來看，卡拉麥里1號金礦A、B礦帶的金礦石中有益元素和有害元素的含量都比較低，其有害組分主要為As、C及黃鐵礦對金礦的選冶可能有影響。

表4-22 原礦化學多元素分析結果

註：帶有「∗」標記的項目含量單位為10^-6。

表4-23 原礦光譜半定量分析結果

從以上光譜和礦石多元素分析結果看，礦石有益元素為Au、Cu，伴生Ag、Sb可綜合利用，其他元素均無利用價值。As含量為0.00%～0.24%，對人體不會產生危害。

表4-24 原礦組合分析樣分析結果

據組合樣分析(均為礦化樣)，只有部分樣品銀(Ag)品位已達到綜合開發利用的標准。

三、岩石地球化學特徵

1.樣品採集及測試分析

本次研究共在卡拉麥里1號礦區採集3個樣品，KL-1和KL-2兩個岩樣在一號礦區石英岩脈上採集，KL-3則採集於該區出露的火山岩岩體上，手標本上KL-3 岩樣為隱晶質結構不易於定名，可用TAS圖解對該岩樣進行分析，所有樣品均避開蝕變帶、風化帶以及強構造帶，選擇新鮮的岩石進行采樣。將採集的岩樣送至河北省區域地質礦產調查研究所實驗室進行主量、微量元素，稀土元素的測試分析，該實驗主要運用Axios^maxX射線熒光光譜儀、P1245電子分析天平、X Serise 2等離子體質譜儀等儀器對樣品進行分析。

2.岩石地球化學特徵

(1)主量元素

對岩樣主量元素分析，KL-1 和KL-2 兩個岩樣因產於石英脈上，因此其主要是由SiO₂組成(分別是86.08%和92.84%)，KL-3樣品SiO₂含量為58.82%。從表4-25和圖4-30中可明顯看出隨著SiO₂含量增多其他主量元素含量有減小的趨勢；KL-3樣品為隱晶質火山岩手標本不易於定名和判別類型，對KL-3 岩樣進行TAS圖(圖4-30)解分析，其屬於玄武安山岩系列，屬於中基性岩漿岩。含量少說明卡拉麥里1號金礦形成與石英脈關系密切，在三個樣品中的含量較高TiO₂的相對含量較低。在對主量氧化物的含量分析圖上可以明顯看出除SiO₂含量最高以外，Al₂O₃、CaO和Na₂O含量最高，明顯地高於其他組成成分，樣品中仍然含有FeO，表明該地區的氧化程度不高，初步可斷定該區岩石形成於相對還原環境下。

表4-25 主量元素含量 單位：%

圖4-30 樣品氧化物含量特徵圖與KL-3樣品TAS圖

(2)微量和稀土元素

表4-26中上下地殼稀土元素數據引自GERM，對上下地殼稀土元素和樣品稀土元素同用球粒隕石標准化，在蛛網圖上進行曲線對比分析，在圖上可以看出樣品元素曲線與下地殼元素曲線相一致，可以初步判斷其物質來源於地殼深部或地幔區。

表4-26 稀土元素地球化學分析 單位：10^-6

註：δEu＝ ＝2Eu_N/(Sm_N+Gd_N)；δCe＝2Ce_N/(La_N+Pr_N)。

稀土元素不以類質同象的形式進入石英晶格中，因此石英對稀土元素沒有選擇性，且主要存在於石英的流體包裹體中(陳衍景等，2007；豐成友等，2013；芮宗瑤等，2003；周慧等，2013)，石英中的稀土元素可以代表液體的稀土特徵(李厚民等，2003)。從表中數據可以看出樣品稀土元素總量(ΣREE 不含 Y)都比較小(分別為10.85、4.65、76.56)，可以明顯地看出稀土元素的總量(ΣREE)和SiO₂含量成負相關關系。根據三個岩樣的稀土元素球粒隕石標准化形式分布特徵分析，在圖4-31上顯示三個岩樣分布曲線相對的吻合並且與下地殼的稀土元素曲線相一致，從圖上可以看出曲線整體呈右傾趨勢，且整體曲線比較平坦。在 Eu 處出現峰值，Ce 處出現凹槽；岩樣中 Eu 元素(δEu 為2.31、1.44、0.95)呈現明顯正異常，下地殼δEu為1.12與樣品測得結果相似；Ce元素(δCe為0.88、0.77、0.88)表現出為負異常。ΣLREE/ΣHREE 值(2.88、2.58、4.21)均大於2.5，(La/Sm)_N值(1.60、1.58、2.29)均大於1表明LREE相對富集。

從三個岩樣微量元素(表4-27，表4-28)原始地幔標准化蛛網圖(圖4-31)曲線整體變化趨勢一致，曲線比較陡峭，峰和槽分異明顯。很明顯能看到U、Nb、Sr、Zr、Y等微量處為峰值；而 Ta、La、Nd、Hf、Yb 等元素處為凹槽。從表4-28 可以看出Co/Ni、Hf/Sm、Nb/La、Th/La值較低平均值小於1。Y/Ho(26.93、206.14、25.55)，由於Y和Ho具有相同的地球化學性質，在許多地質過程中其比值相對穩定。地球上大多數岩漿岩和碎屑沉積物都保持著球粒隕石的Y/Ho比值28左右(Bau et al.，1995)。

表4-27 微量元素含量 單位：10^-6

表4-28 微量元素地球化學分析

圖4-31 稀土元素蛛網圖與微量元素蛛網圖

(3)討論

在地質背景上卡拉麥里1號位於卡拉麥里斷裂帶北部東准噶爾褶皺帶上，區域上斷裂和褶皺非常發育，有利於深部成礦物質隨岩漿活動帶至上地表，並為Au的儲存提供了有利空間。區域上岩漿岩多為基性超基性岩，而Au的母岩多是此類岩漿岩。礦區蝕變發育，說明礦區曾經有較強烈的流體活動，有利於Au的運移和富集。從稀土元素的特徵上ΣLREE/ΣHREE值(2.88、2.58、4.21)均大於2.5，(La/Sm)_N值(1.60、1.58、2.29)均大於1表明LREE相對富集，成礦物質應為地幔柱型，從這方面也證實了該礦形成的物源在深部。Hetpobcar等人(1985)對淺成和深成的金礦床礦石稀土元素分布進行了初步研究表明：深成建造礦脈的石英稀土元素含量最低，並與Au和一系列基岩型元素有明顯相關性，具Au、Ag礦化，稀土元素與金成負相關關系，含金石英脈普遍貧稀土元素。而該樣品測得的稀土元素總量(ΣREE)都比較小，也可以指示該金礦的深成建造。在對比上下地殼和樣品稀土元素的蛛網圖上，樣品曲線和下地殼曲線呈現一致性標明物質來源於深部。綜上初步可斷定卡拉麥里1號大型金礦床物質來源於深部幔源位置，且應為原始地幔。

Eu正異常和Ce負異常說明相對還原的環境，而還原環境有利於金礦的形成。而Ti元素的低含量吻合了卡拉麥里的碰撞造山構造運動而非拉張構造，證實了該地區的碰撞造山運動。因此該地區的岩漿活動要發生在碰撞後的鬆懈階段及後碰撞(吳小奇等，2009)時期，在這一時期該碰撞帶才成為相對薄弱的地帶，深部岩漿才可以沿薄弱帶上涌至地表。一般來說，Co/Ni比值越大，礦物的形成溫度越高(盛繼福等，1999)。該金礦區的Co/Ni(0.5185 0.4286 0.3687)，說明該金礦成礦溫度不高，說明該金礦為中低熱液型礦床。以往認為，Cl優先配合LREE，而F則易於HREE結合。近年研究發現，富F的熱液亦可遷移大量的LREE(Flynn et al.，1978；Alderton et al.，1980；Haas et al.，1995)。富Cl的熱液富集LREE、Hf/Sm、Nb/La、Th/La值一般小於1；而富F的熱液富集LREE和HREE，Hf/Sm、Nb/La、Th/La值一般大於1(Oreskes et al.，1990；畢獻武等，2004)。所以認為卡拉麥里1號金礦的成礦熱液中的Cl應該多於F。

四、礦床成因

根據野外鑒別及室內岩礦資料，新疆富蘊縣卡拉麥里1號金礦礦床的形成與海西中晚期花崗岩的大規模侵入活動關系密切，岩漿後期含礦熱液以其後的斷裂構造為導礦構造產生運移流動後，就位於斷裂壓扭破碎部位富集成礦，故礦床應屬岩漿後期中低溫熱液型金礦床。其工業類型為破碎蝕變帶型金礦床。礦石屬金-石英-硫化物系列建造類礦石。

五、找礦方向

1)地層岩性標志，自中泥盆世初期至早石炭世後期屬於弧盆階段，沉積了一套類復理石火山-碎屑岩建造；火山凝灰岩是區內找金的有利岩性標志；

2)構造標志，研究區內礦體嚴格受斷裂構造控制，斷裂構造是區內找金的重要標志之一；

3)圍岩蝕變標志，區內礦化均與硅化、黃鐵礦化、赤褐鐵礦化等蝕變現象有關，因此蝕變現象也是本區找金的重要標志之一。

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G. 稀土元素地球化學特徵及地質意義

稀土元素是指原子序數從57到71的15個鑭系元素，在元素周期表中屬ⅢB族，同族中39號元素釔一般也看作稀土元素，同族中21號元素鈧早期也有人把劃入稀土元素，但多數研究者將它排除在外，因為它們在自然界中與稀土元素共生關系不密切，化學性質差別也比較大。稀土元素根據它們在物理化學性質上的某些差別可以將它們分成兩組:從La到Eu稱為輕稀土(LREE)，或鈰組稀土;從Gd到Lu，包括Y稱為重稀土(HREE)，或釔組稀土。稀土元素的離子半徑近似，電價以三價為主，故它們的地球化學行為近似。當然也存在一定的差別，其原因在於:①離子半徑有微小差別;②鹼性不同決定了它們的沉澱順序和遷移能力有所不同;③形成絡合物的能力各不相同，因而在自然界中的遷移能力也不相同;④它們被吸附的能力隨原子序數的增加、半徑的減小而減小。這樣就造成了它們在自然界中發生一定程度的分離(即出現「虧損」和「富集」)而顯示不同的分配特點。

(1)樣品採集及分析

本次研究分別在川東南的南川、萬盛、道真、武隆、石柱、黔江、酉陽、秀山、沿河，以及湘西的花垣、永順、龍山、咸豐、宣恩等地共採集了210件志留系小河壩組砂岩樣品(圖3.5)。

從各個剖面選取了37件新鮮樣品進行了稀土元素及微量元素地球化學分析(每個剖面的樣品自底部向頂部依次編號見表3.6)，主要岩性為砂岩、細砂岩，樣品稀土元素分析在中國科學院青島海洋研究所分析與檢測中心完成。樣品破碎後研磨至200目，然後裝袋備用。分析步驟為:稱取40mg樣品於Teflon溶樣罐中，加入0.6mLHNO₃+2mLHF封蓋後，靜置2h後，於150℃電熱板上溶樣24h;加0.25mLHClO₄於150℃電熱板上敞開蒸酸至近干;加1mLHNO₃+1mLH₂O密閉於120℃電熱板回溶12h;用高純H₂O定容至40g;然後在儀器ICP-MS上進行測試，各標准樣品(GSR-1，GSR-3，BHVO-2，BCR-2)及空白樣品所測稀土元素的線性較好，分析誤差基本都小於5%，很少大於10%，相同樣品測試結果一致，測試結果准確可信。各測試樣品最終結果取三次測定的平均值。

表3.6 川東南-湘西志留系小河壩組砂岩稀土元素地球化學分析數據(μg/g)

注:數據測試在中國科學院青島海洋研究所分析與檢測中心進行。

(2)稀土元素含量及其特徵值

各沉積岩中稀土元素含量及化學參數見表3.6和表3.7。

表3.7 川東南-湘西志留系小河壩組砂岩稀土元素(μg/g)及地球化學參數

續表

注:隕石數據根據Leed球粒隕石(田彰正，1973);稀土元素總量∑REE=La+Ce+Pr+Nd+Sm+Eu+Gd+Tb+Dy+Ho+Er+Tm+Yb+Lu;輕稀土元素含量LREE=La+Ce+Pr+Nd+Sm+Eu;重稀土元素含量HREE=Gd+Tb+Dy+Ho+Er+Tm+Yb+Lu;L/H:輕稀土含量與重稀土含量之比;(La_N/Yb_N):La_N和Yb_N經球粒隕石標准化的比值;Eu/Eu^*=Eu/(Sm_N×Gd_N)^1/2;Ce/Ce^*=Ce/(La_N×Pr_N)^1/2;(La_n/Yb_n):La_n和Yb_n經北美頁岩標准化的比值。

川東南、湘西地區志留系小河壩組砂岩樣品的稀土元素分析結果(表3.6)表明，在湘西的宣恩板寮、龍山水田壩、咸豐、永順、花垣等地稀土總量(不包括Y)介於118.05～234.68μg/g之間，平均值為163.02μg/g。在川東南的南川、武隆、道真、秀山、酉陽、沿河、石柱漆遼、黔江石會等地稀土總量介於113.35～280.63μg/g之間，平均值為202.3μg/g。總體上，研究區志留系碎屑岩的稀土元素含量都明顯高於大陸上地殼的平均稀土元素總量值(146.4μg/g)，而比較接近北美頁岩的平均值(173.2μg/g)。

其中，LREE/HREE為輕、重稀土元素比值，能夠反映樣品輕、重稀土的分異狀況，在同一類岩石中，若該值較大，說明輕、重稀土分異明顯，輕稀土元素相對富集，重稀土元素則相對虧損。川東南地區樣品的LREE/HREE為4.41～10.81，平均值為9.05，在湘西樣品的LREE/HREE為6.74～11.44，平均值為8.77，研究區都略高於北美頁岩的比值(7.44)，表明研究區相對富集輕稀土元素，重稀土相對虧損。

La_N/Yb_N是稀土元素球粒隕石標准化圖解中分布曲線的斜率，反映曲線的傾斜程度。La_N/Sm_N、Gd_N/Yb_N分別反映了輕、重稀土元素之間的分餾程度，La_N/Sm_N值越大，表明輕稀土越富集;Gd_N/Yb_N值越小，表明重稀土越富集。川東南樣品的La_N/Yb_N為2.23～12.57，平均值為10.52，湘西樣品的La_N/Yb_N為8.69～13.61，平均值為10.05，表明研究區樣品的輕、重稀土元素分異較大。La_N/Sm_N、Gd_N/Yb_N分別反映輕稀土元素之間、重稀土元素之間的分餾程度。川東南樣品的La_N/Sm_N介於1.51～4.81之間，平均值為3.69，湘西地區樣品的La_N/Sm_N介於之間2.62～4.01，平均值為3.51，表明研究區輕稀土元素之間分異明顯;川東南地區樣品的Gd_N/Yb_N介於1.52～2.86，平均值為1.95，湘西地區樣品的Gd_N/Yb_N介於1.63～2.48，平均值為1.97，表明研究區重稀土元素之間分異不明顯。

Eu具有明顯的負異常，川東南地區樣品的δEu為0.55～0.68，平均值為0.61，湘西地區的樣品的δEu為0.55～0.70，平均值為0.63，研究區的δEu與北美頁岩標准值(δEu=0.65)較為接近;川東南地區樣品的δCe在0.66～0.96之間，平均值為0.94，湘西地區的樣品的δCe在0.94～0.97之間，平均值為0.96，兩區的δCe值基本正常。

(3)稀土元素的球粒隕石標准化配分模式

採用Leed球粒隕石(田彰正，1973)標准值對研究區志留系小河壩組砂岩樣品進行標准化，其稀土元素配分模式基本類似，均為輕稀土元素富集、重稀土元素虧損型，分布曲線在輕稀土處具有較大的斜率，而在重稀土處較為平坦，Eu處出現一個明顯「V」形，存在負Eu異常，表明沉積物的物源較為一致，物源相對穩定;從研究區稀土元素配分模式圖3.6和圖3.7可以看出La-Eu段輕稀土配分曲線較陡、斜率較大，表現為明顯的「右傾」，說明輕稀土元素之間的分餾程度較高;Gd-Lu段重稀土配分曲線較為平坦、斜率較小，重稀土元素之間的分餾程度較低。

圖3.6 湘西志留系小河壩組砂岩稀土元素配分模式

圖3.7 川東南志留系小河壩組砂岩稀土元素配分模式

(4)稀土元素的物源分析

A.沉積速率

前人研究表明，稀土元素中各元素在電價、被吸附能力等性質上仍有一定的差異，隨著環境的改變會發生分異，在海洋環境中尤為明顯。主要表現為輕稀土元素與重稀土、鈰(Ce)和銪(Eu)與其他元素間的分離。REE大部分被結合於碎屑礦物或以懸浮物入海，碎屑或懸浮顆粒在海水中停留時間的差異是造成REE分異程度不同的重要原因之一。當懸浮物在海水中停留時間較短時，REE隨其快速沉積下來，與海水發生交換的機會少，分異弱，這種沉積物的頁岩標准化的REE配分模式比較平緩，Ce呈正常型或弱負異常，曲線斜率La_n/Yb_n值為1左右。當懸浮顆粒在海水中停留時間較長，即其沉降緩慢，促進了更細顆粒中的REE分解作用，使帶入海水中的REE有足夠的時間被粘土吸附、與有機質絡合和進行相關的化學反應，導致REE的強烈分異，沉積物中頁岩標准化稀土配分模式發生顯著變化，含量上輕、重稀土元素出現虧損或富集，La_n/Yb_n值明顯大於1或小於1，Ce也發生選擇性分異，氧化環境中易呈Ce⁴⁺沉澱，具顯著負異常，而缺氧條件下負異常消失，甚至出現正異常。因此，可以認為REE的分異程度是沉積顆粒沉降速率快慢的響應。基於海水中粘土等細碎屑懸浮物是有機質和REE共同的「宿主」，有機質又是REE最強的吸附劑之一，二者具有共同的沉降速率。

本書將REE的分異程度作為一種指示劑來表徵沉積物沉積速率。川東南地區志留系小河壩組砂岩La_n/Yb_n值在0.62～1.85之間，均值為1.55(表3.7)，湘西地區志留系小河壩組砂岩La_n/Yb_n值在1.28～2.0之間，均值為1.48，從川東南到湘西地區La_n/Yb_n的值逐步降低，表明沉積物的沉積速率有增加的趨勢，反映了距物源近的特點。海水中有機質主要以顆粒狀或細顆粒等形式沉澱，沉積顆粒的沉降速率對有機質的聚集和保存影響顯著。研究區志留系小河壩期沉積速率普遍較高，使得龍馬溪期沉積的有機質聚集和保存，這一點在前人對本區的有機碳含量研究上也有體現。總體上看，川東南地區沉積物的沉積速率較湘西低，表明湘西更接近物源區，其海水深度也較淺。

B.稀土元素對物源的指示意義

稀土元素在水體中停留的時間非常短，能夠快速進入到細粒沉積物中且不發生分異，能更好地保留源區的地球化學信息(楊守業，1999;Cullers，1988)，因此對沉積物具有示蹤意義。楊守業等綜合前人研究，認為控制沉積物中稀土元素組成最主要的因素是物源。在稀土元素示蹤物源研究中，應注重稀土元素配分模式曲線的幾何形態，而不是稀土元素的絕對豐度(趙振華，1997)。在實際應用中，研究者往往從配分模式曲線的特徵來判斷物質來源。相同來源的物質往往具有非常相似的稀土配分模式曲線，所以，在物源示蹤研究中，稀土元素得到了廣泛的應用。在反映盆地物源區性質的指標中，稀土元素分布模式是最可靠的指標之一。源自上地殼的稀元素具有輕稀土富集、重稀土含量穩定和明顯負Eu異常等特徵(McLennan，1995;Bhatia，1986)。本書做了川東南-湘西地區志留系小河壩組砂岩稀土元素樣品Leed球粒隕石標准化的配分模式曲線(圖3.6，3.7)，稀土元素總體具有輕稀土富集、重稀土含量穩定、明顯的負銪異常等特徵，樣品的球粒隕石標准化配分模式相似，均屬輕稀土富集型，Ce基本正常。從研究區的稀土元素配分模式可以判斷川東南-湘西地區志留系小河壩組的物源一致。總體顯示出研究區志留系小河壩組砂岩與上地殼基本一致的分布模式，說明研究區志留系小河壩期沉積岩的原始物質應源自上地殼。

李雙建和張廷山等對黔中隆起北側的貴州習水喉灘、綦江觀音橋志留系石牛欄組灰岩和靠近雪峰山隆起西北側的湖南石門磺廠志留系羅惹坪組泥岩的稀土元素地球化學進行了研究(張廷山，1998;李雙建，2008)。比較顯示研究區地區的REE配分模式與石門磺石的羅惹坪組泥岩的REE配分模式(筆者採用Leed球粒隕石對參考文獻中的數據進行統一標准化)十分接近(圖3.8為本書數據，圖3.9中的方形樣品為貴州習水;三角形為湘西樣品;菱形樣品為湖北石門樣品)，都顯示出輕稀土富集、重稀土相對虧損的右傾型，存在明顯負Eu異常，Ce基本正常。且稀土元素各種特徵參數比值都很接近，說明研究區與石門磺石具有相似的物質來源。而川東南地區的稀土元素配分模式圖與靠近黔中隆起的貴州習水喉灘、綦江觀音橋石牛欄組灰岩的稀土元素配分模式存在明顯的不同。表明研究區與石門的羅惹坪組應為同源，而與貴州習水喉灘、綦江觀音橋石牛欄組應不同源。

圖3.8 湘西小河壩組砂岩稀土元素配分模式

圖3.9 湘西地區侵入岩稀土元素配分模式(據劉鍾偉，1994)

前人大量的研究結果表明，震旦紀-早志留世沉積時期，黔中隆起接受的是以碳酸鹽岩為主的沉積，並且在其北側未見有侵入岩體的報道，小河壩期若是黔中隆起向川東南地區提供的物源，那麼在川東南地區的小河壩組砂岩應該體現碳酸鹽岩作為物源的沉積記錄，本次對研究區稀土測試研究結果顯示，小河壩組砂岩物源區應為沉積岩與鹼性玄武岩的混合區，所以物源只能是來自雪峰山隆起。同時與劉鍾偉對湘西地區古丈、芷江、沅陵、懷化及通道一帶侵入在新元古界板溪群(局部為下震旦統)中之北東向岩體的稀土元素配分模式相近(圖3.9)。說明川東南志留系小河壩組砂岩的物源來自雪峰山隆起的新元古界板溪群及其侵入岩體。

據前人研究成果，川東南-湘西地區志留系小河壩組砂岩的物源來自雪峰山隆起南西段的古丈、芷江、沅陵、懷化及通道一帶的新元古界板板溪群及其侵入板溪群中的基性-超基性岩體及中-基性噴出岩。小河壩組砂岩重砂礦物研究結果也證明了這一結論。

Bhatia et al.(1983，1986)在對澳大利亞東部不同大地構造背景的沉積盆地中砂岩和泥岩的稀土元素特徵總結如表3.8。該表系統地揭示了稀土元素分布特徵所反映的沉積盆地的大地構造背景和物源區類型。本書數據與表中數據對比顯示，本區小河壩組砂岩的物源區與活動大陸邊緣抬升基地類型相近。

表3.8 不同大地構造背景沉積盆地雜砂岩的稀土元素特徵

川東南-湘西地區志留系小河壩組砂岩多表現明顯負異常，應用上述稀土元素的特徵進一步判斷物源區的性質:根據輕重稀土比值與稀土總量圖解(La/Yb-∑REE圖解，底圖據Alleyre，1978)。其投點主要分布在沉積岩和鹼性玄武岩的交匯區，僅少數幾個樣品落在了沉積岩區(圖3.10)。說明研究區志留系小河壩組砂岩的源區主要為沉積岩和鹼性玄武岩混合區。

C. Gd_N/Yb_N比值與源區特徵

在地球演化初期，Gd含量較高，隨著元素分餾作用，Gd含量越來越小。Gd/Yb的比值也就隨著地層時代的變新而逐漸變小(Taylor，1985;Mclennan，1993)。以Gd/Yb等於2.0為界，太古宇的Gd/Yb比值常大於2.0;而後太古宙的年輕地層則小於2.0。由於Gd和Yb在沉積過程中受地質作用的干擾較小，一旦封閉到沉積地層中，它們的含量就很難改變，因而可用它們判別母岩的特性。同樣Gd/Yb的比值也是一個常用的判斷沉積地層相對時間的方法，它具有隨著地層時代的變新而逐漸變小的特點(邵磊等，2001)。

圖3.10 川東南-湘西志留系小河壩砂岩La/Yb-∑REE圖解(底圖據Alleyre，1978)

川東南-湘西地區小河壩組砂岩37件Gd/Yb比值分析表明(圖3.11)，總體以2.0為界，樣品數值全部在1.5～2.86，比較集中。可能反映其源岩類型比較單一。約76%的樣品小於2.0。表明研究區志留系小河壩組砂岩的源岩地層時代主要以後太古宙地層為主;同時含有少量的太古宙地層的源岩。

圖3.11 川東南-湘西地區小河壩組Gd_N-Gd_N/Yb_N關系圖

H. 美服魔獸世界 交易號 倉庫號 洗金 交易方式干過打金的來介紹下

美服沒人交易金幣的，他們注重，成就，裝備，都是團隊方式自己打。
美國Facebook和Twitter申請暴雪平台，SMN和美魔獸沒任何關系，也用不到
一月15美元/月卡，每沖卡不能交易任何東西。
游戲麥？美國藝電公司的平台，和暴雪啥關系。
美服只有帶練，還是中國的。交易東西也只賣給國玩，范圍很小。
對了，國內的MF帶練，都是弄個擺設，其實不帶練的
有些也帶練，也是根據國服熟悉的內容，不看英文就知道怎麼做任務升級（他們可能都不懂英文）
韓服交易G直接封號，美服交易G超過限度封，封A方不封B方，只封出售交易的，你把錢給別人，就意味著自己號廢除，B方不封。你小號交易一次，沖的15美元月卡就沒了
歐服可以交易G，但不能使用代理，如果出去歐洲封號。你只能卡著玩了
所以，放棄吧
美國電子商務很發達，但不支持虛擬交易，暴雪更不支持游戲東西交易，這是他們最終極的游戲設計。

I. 背投是什麼意思，它與電視有什麼區別SMN 是什麼意思它是哪三個英文詞彙的縮寫

背投電視
相信曾在一段時間里，你耳邊經常聽到、媒體上經常看到"背投電視"一詞，或許你正在每天都在使用它。背投電視憑借其自身優勢已獲得了市場的認可。那麼，你了解背投電視了嗎？

一、何為背投電視

顧名思義，"背投"就是背後投影的電視機。一種假借投影和反射原理，將屏幕和投影系統置於一體的電視顯象系統。在投影顯示設備中，按其投影方式投影顯示分為正投影（Front Projection）和背投影兩種方式。正投影最直接的應用就是投影機，是指光線投射到屏幕正面顯象。而背投影其原理簡單來說是將投影機安裝在機身內的底部，信號經過反射，投射到半透明的屏幕背面顯像。背投電視就是這種原理的產物，根據其內部利用的投影機種類，主要可以分為LCD（液晶）和DLP（數碼光路處理器）兩種。由於投影機和屏幕的合為一體，背投電視的用戶無須對系統進行光學調整，使得其使用方便性大大超過了正面投影機。

二、背投電視的技術原理

背投影彩電與普通彩電的成象原理不同，但它是在普通彩電的基礎上結合了投影技術，研製開發而成的。從其工作原理上看，接收部分的原理與普通彩電基本相同，而最大的區別在於接收電視信號後的處理上。普通彩電收到視頻信號後通過顯像管直接顯示到屏幕上，而背投影彩電接收到信號後，通過電路處理，再經會聚電路和數字濾波電路優化處理，將其傳輸給並排放置的紅（R）、綠（G）、藍（B）3隻單色投影管。3隻投影管產生的電視圖像分別經過透鏡放大，而經反射鏡反射到投影屏上合成為一幅完整的大屏幕彩色圖像。普通彩電所用的顯像管尺寸和電視的尺寸是一致的，如普通的25英寸電視用25英寸的顯像管，而背投影彩電用的是 3個7英寸的小管子，這3隻管子分別發出紅、綠、藍3種顏色的光，它們疊加在一起投影到屏幕上，形成完整的圖像。即它的基本原理是把我們平常所說的投影機和熒幕融為一體。基本原理可以用下圖表示。

投影機投射圖象要經過幾次反射才能投射到熒幕上，所以背投式投影對於反射鏡有很高要求。首先是不能變形，其次是反射率要高。在反射率方面，它和普通光學玻璃反射的方法不同，背投式投影是採用反射率較高的正面反射方式。

投影機是投影顯示系統重要部件，其性能參數主要有亮度、對比度、解析度等等，其性能的好壞就代表著熒幕顯示的好壞。

在現階段，大屏幕的背投電視大致可以包括三類：等離子電視、液晶背投電視和DLP背投電視。它們都具有非常高的清晰度，尤其是等離子電視和液晶背投電視。但是，前兩種產品雖然都有明顯的優勢，現在卻都受到成本和製造上的限制，價格方面都顯得非常昂貴，非一般消費者所能夠承擔。而現在DLP背投電視同傳統的 CRT電視相比具有明顯的優勢，在價格上則相對其它兩種產品而言就便宜了許多。因此，對於大多數家庭用戶而言，DLP背投電視才是合理的選擇。因此，在這里主要對DLP背投電視進行說明。

DLP是英文Digital Light Porsessor 的縮寫，譯作數字光處理器。它以DMD（Digital Micormirror Device）以數字微鏡裝置作為成像器件，反射光投射圖像到屏幕。其關鍵器件DMD是由德州儀器公司開發研製的一種半導體元件，一個 DMD 晶元包含成千上萬的微小的正方形反射鏡片。這些微鏡按照行列緊密排列，每個微鏡代表一個像素，並可由相應的存儲器控制在開或關的兩種狀態下切換轉動，從而控制光的反射。

DLP投影機的技術關鍵點如下：首先是數字優勢。數字技術的採用，使圖像灰度等級達256-1024級，色彩可以達到2563 -10243種，圖像雜訊消失，畫面質量穩定，精確的數字圖像可不斷再現，而且歷久彌新。其次是反射優勢。反射式DMD器件的應用，使成像器件的總光效率達60%以上，對比度和亮度的均勻性都非常出色。在DMD塊上，每一個像素的面積為16μm×16μm，間隔為1μm。根據所用DMD的片數，DLP投影機可分為：單片機、兩片機、三片機。

三、背投電視的優勢在哪裡

1、更大、更清晰的畫面視聽享受。

傳統的顯像管式電視機由於受技術及成本的限制，38英寸基本已是屏幕對角線尺寸的極限，現在市場上最流行的大屏幕普通電視仍以29英寸和34英寸為主，雖然現在顯像管電視在設計和品質上有很大的提高，但是其尺寸的先天限制無法營造影院般的臨場震撼感覺。而背投彩電的尺寸卻是43英寸、48英寸、51英寸，長虹公司還研製出65英寸16：9格式的背投彩電，甚至有公司的投影電視超出了70英寸。而且，今天的背投電視配有3D杜比環繞聲和杜比定向邏輯環繞聲。這些電視機內部除了左右兩個聲道的揚聲器和重低音音箱外，還裝有一個中置揚聲器，並提供兩個外接的後置環繞音箱。其更大的畫面帶來更佳的視聽效果。

傳統顯像管彩電大多仍採用隔行掃描技術，行間閃爍嚴重，看久了會眼睛疲乏、腦袋發昏。包括一些進口的背投彩電也還在使用隔行掃描技術。而現在的背投彩電基本採用逐行掃描技術，如長虹"精顯王"背投彩電是全球第一家採用逐行掃描＋60／75HZ變頻的精密顯像技術，消除了行間閃爍及圖像大面積閃爍現象，圖像穩定、細膩、層次清晰。而且背投電視種的自動數字降噪和清晰度提高電路能對輸入的圖象內容逐幅進行檢測，動態地控制降噪電路及降噪量，使圖像質量得到提高。沒有噪波的圖像就不會被噪波電平大小所控制的濾波器處理，獲得噪波和清晰度均較佳的圖像。背投的水平觀看角度為160°，垂直視角70°、屏幕亮度提高到了350尼特的水平，完全可以符合觀看要求。

2、成熟的高亮度和長壽命使用技術。

背投式顯示系統採用的是封閉的投射光路，所以完全避免了外界光線干擾，因此使得屏幕亮度大幅提高。我們知道，一般普通投影機亮度也就在1000流明左右，而背投電視流明可以達到4000～5000左右，這樣不會有黯淡的效果，使得顯示圖像更加艷麗逼真。如長虹"精顯王"背投彩電採用由雙凸透鏡、菲涅爾光學透鏡、保護透鏡三層組成的均勻增益屏幕，具有超高亮度，還消除了環境光線反射的影響，保護眼睛不疲勞。另外，過去背投彩電由於投影管高熱問題沒有有效解決，包括許多進口背投彩電仍只有1．5萬小時左右使用壽命，而長虹公司對投影管中起冷卻作用的冷媒進行了獨特配方，延長了使用壽命。長虹"精顯王"背投彩電的使用壽命在 2．5萬小時，也就是說如每天看4小時，可使用20年，是一些進口背投彩電使用壽命的1．67倍。

3、更多更強的增值保證，適應數字時代要求。

現在的背投彩電一般都擁有VGA、SVGA介面、高保真音響等，接駁電腦後可上網沖浪、觀看股票行情、玩電腦游戲等，因其大屏幕的特點，使圖文清晰、視聽更震撼，為消費者提供了更多更好的增值服務內容。

4、更符合環保健康要求。

傳統顯像管電視的工作原理是靠高壓電子槍打出高速電子流在顯像管的熒光粉塗層上發光成像的，在這個工作過程中會產生如X射線這樣的電磁幅射，而且屏幕越大，輻射越強。背投電視的工作原理是用三隻投影管先把光束投射在機內鏡面上，再由鏡面反射到屏幕上成像，這一過程中均是光的運動，所以沒有輻射的危害。而且DLP背投電視採用全數碼處理，這樣就避免了普通CRT顯示器所必須的掃描屏幕的過程，因此也就避免了圖像的閃爍，而使得圖像顯示更加穩定。也正是這個原因，背投顯示也就沒有必要採用高壓掃描電路，所以也沒有X射線輻射，完全實現了零輻射要求，減少對人體的傷害，更符合現代綠色環保潮流，有利於家庭用戶的健康。

5、是價格實惠，使用壽命長。

目前市場上的投影儀價格一般在2萬元以上，而且主要掌握在洋品牌手中。背投產品性能優越，價格實惠，價格在1－3萬之間。此外，前投儀接收信號後，由於傳播過程造成光線發散，大量信號遺失，因此最終顯示時，原有信號的清晰度、亮度都大大削弱，在許多時候學生根本看不清楚屏幕上的圖像和字跡。當投影機燈泡使用壽命到期時，投影機的亮度會明顯下降。這時要更換燈泡，目前，燈泡的價格比較高，常見的數據投影機燈泡價格要幾千元人民幣，使用價值昂貴。而背投彩電的燈管壽命遠遠高於普通投影，如長虹75P系列背投彩電由於採用國際先進技術，使用壽命達到20000 小時以上，是接收和顯示終端設備中性價比最高的產品。

四、背投電視的主要應用領域

1、辦公領域。以前在辦公會議時候，要觀看電腦內容的時候，往往都需要接上一個投影機，掛上屏幕，而且畫面有時候還不是很清楚，對會議造成一定的影響。而背投一方面使用簡單、方便，另一方面畫面尺寸對會議要求完全符合，因此，目前在辦公領域具有替代投影的趨勢。

2、學校多媒體應用。背投影電視相對於投影機來說，價格相對便宜，而且使用時間長，又有VGA介面，視角寬，完全可以適應多媒體應用要求，性價比更高。因此，在許多學校都建立起了以背投電視為顯象設備的多媒體教室。

3、家庭影院。近幾年來，隨著"家庭影院"的影音觀念被引入人們的生活，中層收入人員數量也日益成規模，人們對於電視系統的屏幕尺寸、畫質清晰度等提出了更高的要求，而包括純平電視在內的傳統CRT顯象管電視，由於自身技術原理局限，其最大尺寸不可能超出38英寸。因此，家居面積的增大與傳統電視畫面尺寸受限，使背投電視在家庭影院建設中成為首選。