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A. 为什么南美东部，存在世界最大的斑岩型矿产，为何没有形成大规膙ms矿床

世界上25个已知的最大斑岩铜矿床中，半数以上形成于新生代的古一始新世、始一渐新世、中新世中期一上新世3个时期，且集中于智利中、北部和美国亚利桑那州西南一墨西哥北部3个地区。美国蒙大拿州和犹他州、巴拿马、秘鲁、阿根廷、印尼伊里安查亚、蒙古、伊朗也是重要的斑岩矿床产地。几个最大的矿床体系与高钾钙碱性侵入体有关，但最有利于大型斑岩铜矿床形成的却是钙碱性岩浆。
25个富金斑岩矿床集中于太平洋西南部和南美洲，以及欧亚大陆、加拿大不列颠哥伦比亚省、美国阿拉斯加州和澳大利亚新南威尔士州。许多矿床形成于13Ma。最大的矿床与高钾钙碱性侵入体有关，但许多矿床则产出于钙碱性斑状侵人体。过去20Ma以来，环太平洋地区大型斑岩铜．钼、铜．金矿床的形成与洋岛和陆弧下无震洋脊、海山链和洋底高原的俯冲密切相关。
1 先期地质构造的作用
巴布亚新几内亚和智利北部及中部与斑岩有关的大型铜和／或金矿床形成于第三纪拉张构造环境岩浆作用期间。早期构造环境在巴布亚新几内亚为中生代被动边缘，在智利北部为侏罗-白垩纪弧后盆地，在智利中部为渐新世弧内盆地，其基底岩石、断层体系和地层组合的先期地质构造在控制大型矿床的发育中起着重要作用。第三纪碰撞期间，深挤离的铲状断层发生倒转，强烈隆升、剥露，并伴有超压引起的破裂和流体流；陡倾的横推断层活化后形成平搓断层，并伴有陡而深的与扩张面、挠曲或断层交错有关的岩浆和／或流体通道；矿床通常形成于逆冲断层的上盘。在与碰撞有关的挤压作用下，平缓地层组合的强单元形成了上覆于下部被挤离断层或其它断层面所分隔的褶皱弱单元的地层板块，如巴布亚新几内亚的Darai／Mendi灰岩或同期地层以及智利中部Farellones组的熔岩，在岩浆和／或流体体系之上形成一个顶盖，阻碍着岩浆的上升，为岩浆和岩浆热液流体的聚集提供了理想的场所。
根据上述实例，建立了圈定大型斑岩铜体系远景区的一套勘查标志：(1)迁移到先期拉张构造内的岩浆弧；(2)深挤离的铲状同沉积断层和陡倾的横推断层的耦合体系；(3)可能会形成区域应力场扰动的刚性基底地块；(4)褶皱带，其具有相对未变形或缓褶皱的大型(50km宽)强地层板块，覆于十分复杂的褶皱断裂地层层序之上。与斑岩有关的矿床很可能形成于或靠近强地层板块的底部。
2 智利北部Rosario铜-钼一金矿床
Rosario铜-钼-金矿床位于智利北部Collahuasi地区，含高品位铜-银-(金)的浅成低温矿脉产于斑岩铜-钼矿体之中。其储量的95％以上为深成矿，而相邻的uiina和Quebrada Blanca矿床则以浅成硫化物矿石为主。矿化脉赋存于下二叠统火山沉积岩、下三叠统花岗闪长岩和晚始新世斑状石英二长岩内。高品位铜-银-(金)矿脉产于南西倾的Rosario断层系内。
该矿床热液蚀变作用的特点是以Rosario斑岩内的K长石为核心，向外过渡为次生黑云母．钠长石．磁铁矿组合。准同生关系表明，最早期的蚀变产物是磁铁矿，但已被黑云母-钠长石交代；矿脉的穿插关系表明，K长石形成于黑云母一钠长石蚀变期间和之后。黄铜矿和斑铜矿沉淀于与K长石和黑云母-钠长石组合伴生的石英脉中。早期热液流体为超盐度卤水，早期K、Na硅酸盐组合内弱矿化的伊利石、绿泥石(中级泥质)蚀变系中温、中盐度卤水所致。辉钼矿沉淀于钾蚀变和中级泥质蚀变事件期间形成的石英脉中。
斑岩型矿石和蚀变矿物被构造控制的石英、明矾石．黄铁矿、叶腊石、地开石和白云母、石英(绢英化)蚀变组合所叠加。白云母、石英、黄铁矿蚀变岩类向上呈喇叭形地带，环绕在受断层控制的高级泥质蚀变域的四周。压力、深度估测值显示，该矿床K、Na硅酸盐组合和高级泥质蚀变组合形成期间，至少有lkm的岩石遭受侵蚀。侵蚀作用发生于1．8Ma，速率很快。斑岩侵位时，重力滑动可能使剥露速率加快，有助于在Rosario斑岩上形成高硫化环境。导致Rosario斑岩铜矿化的热液系统在高硫化矿石蚀变组合形成之前就已部分剥露地表，这意味着在Rosario高硫化矿脉体系之下某处发生过第二次潜侵位，这点已为区域断层的几何形态以及贵金属和硫盐类的分带所证实。
3 阿根廷西北Bajo de la Alumbrera铜、金矿床
Bajo de la Alumbrera斑岩铜矿床的蚀变带集中在几个斑岩体内。这些蚀变带从中心的铜、铁硫化物和金矿化的钾质(黑云母、K长石、石英)核心带向外过渡为绿磐岩(绿泥石、伊利石、绿帘石、方解石)组合带。矿化的中泥质蚀变组合(绿泥石-伊利石±黄铁矿)形成于该矿床顶部和侧翼的钾质蚀变带内，并向外过渡为绢英化(石英、白云母、伊利石±黄铁矿)蚀变。流体18O和 D值(分别为8.3‰ -10.2‰和一33‰-一81‰)证实最早期的钾质蚀变为初始岩浆成因。低温钾质蚀变发生于 D值较低(低达一123‰)的岩浆流体。这些亏损组成与大气水迥然不同，而与来源于下伏岩浆的岩浆流体的脱气和挥发组分的出溶相吻合。根据相分离(或沸腾)对与钾质蚀变有关的流体的计算组成的变化进行了解释。如果铜铁硫化物沉积于冷却期，则这种冷却多半是相分离的结果。
岩浆水与矿床上覆中级泥质蚀变组合的形成直接相关。与该蚀变伴生的流体的18O和 D值分别为4．8‰～8．1‰和一31‰～一71‰)。与绢英化蚀变伴生的流体的组成(分别为一0．8‰ ～10．2‰和一31‰～一119‰)与中级泥质蚀变组合的值部分重叠。由此推断绢英化蚀变组合形成于下列两个阶段：(1)含D亏损水的高温阶段，可能形成于岩浆脱气和／或新的岩浆水注入成分不同的热液体系内；(2)低温绢英化蚀变阶段，模拟同位素组成的变化表明流体为岩浆水和大气水的混合。其后热液体系演化期间的成矿作用可能与岩浆流体的进一步冷却有关，部分系液．岩相互作用和相分离的结果，pH值和／或氧逸度的变化也可引起成矿作用。
4 智利中部大型斑岩铜-钼矿床
智利中部的大型斑岩铜-钼矿床产于白垩系一上新统火山岩厚层层序中。白垩系Las Chilcas组以钙碱性为主的玄武安山岩La／Sm比值为1．8～2．5，Sm／Ybn比值为1．8～2．8。渐新统一中新统A．banico组为玄武岩到流纹岩，向南总体过渡为钙碱性到拉斑玄武质岩类。该组所有的样品均LREE富集、HREE中等或局部高度分馏(La／Sm=1．3～1．41，Sm／Yb=1．5～1．58)。中中新统Salamanca组玄武安山岩和安山岩的REE地球化学与上白垩统相似(La／Sm=1．5～2．7，Sm／Yb=1．6～2．7)。上覆中中新统Farellones组岩性从拉斑玄武岩类到钙碱性岩类以及从玄武岩到安山岩，LREE富集和HREE分馏程度均相似(La／Smn=1．7～2．5、Sm／Yb=1．7～3．3)。而上新统La Copa Rhyolite杂岩则LREE高度富集、HREE强烈亏损(La／Smn=3．8～3．9，Sm／Ybn=4．2～4．7)。这些火山岩LREE富集、Nb负异常的特点，与弧环境吻合，大多数元素的丰度差异很小。智利中部中新世时期地壳变厚导致矿物成分从角闪石为主过渡到以石榴子石为主的残余矿物，从而使能形成大型斑岩铜矿床的流体释放出来。在Farellones组喷发末期和具较高La／Yb比值的La Copa Rhyolite杂岩喷发期问地球化学特征的迅速变化反映了构造环境的巨变，尽管rellones组的∑Nd值较低意味着较年青的岩套中地壳混染起着较大的作用。在地壳没有变厚的情况下，JuanFernandez脊的俯冲可能加剧了地壳内的断裂作用，甚至提供金属来源，因而在大型斑岩铜矿床的形成中成为关键性的地球动力作用。
智利中部Rio Blanco,Los Bronces斑岩铜-钼矿床矿床部分赋存于年龄为16．77 4-0．25～17．20±0．05(2a)Ma的Farellones组安山岩质火山岩中，但大部分容矿岩为San Francisco岩基的单元，包括11．964-0．40Ma的Rio Blanco花岗闪长岩、8．40±0．23Ma的Cascada花岗闪长岩和8．16±0．45Ma的闪长岩。侵入到该岩基内的浅成英安岩侵入体(晚期斑岩)的2o6pb尸 UID．TIMS年龄范围为6．32 4-0．09Ma(石英二长斑岩)、5．844-0．03Ma(长石斑岩)、到5．23 4-0．07Ma(Don Luis斑岩)；晚期矿化的Rio Blanco英安岩岩颈的SHRIMP锆石年龄为4．92 4-0．09Ma。石英二长斑岩、长石斑岩和Don Luis斑岩以及成矿前的闪长岩中斑晶黑云母的40Ar/39Ar坪年龄仅为5．12 4-0．07～4．57 4-0．06Ma，均比相应的锆石年青得多，而与侵入层序无关。San Francisco岩基单元内的热液黑云母和正长石脉的40Ar/39Arr年龄为5．32±0．27～4．594-0．11Ma。热液绢云母(白云母)为黄铜矿的一种伴生矿物，其点熔融年龄为4．404-0．15Ma(RioBlanco花岗岩)和4．37±0．06Ma(Don Luis斑岩)。
ID-TIMS和SHRIMP锆石年龄的对比表明，大多数的40Ar/39Ar年龄，甚至95％的坪年龄均不代表初始岩浆冷却或热液蚀变-矿化作用的年龄。两个辉钼矿样品的Re-0s年龄为5．4～6．3Ma，与晚期斑岩的锆石u-Pb年龄基本一致。这意味着铜．钼的成矿作用时代至少与晚期斑岩岩套中石英二长斑岩单元侵位的时代基本一致，因而与英安岩熔融体上升到次火山岩层位的过程同期。推断热液活动一直持续到4．37±0．06Ma，随后是Don Luis斑岩的侵人和Rio Blanco英安岩岩颈的形成。因此，铜．钼的深成成矿作用可能持续了2Ma。
Sur-Sur电气石角砾岩位于该铜．钼矿床东南部，占铜总资源量的近1／4。该角砾岩产于侵人中新世火山．火山碎屑岩的San Francisco岩基的花岗闪长岩(12～8Ma)内，并被一套弱矿化一无矿的长英质斑岩所切割，表明角砾岩的最小矿化年龄约为6Ma。角砾岩墙至少长3km、宽0．2km，垂向范围至少lkm。其在深处被早期黑云母和硬石膏胶结，在较高处被电气石和镜铁矿胶结。这些早期形成的胶结物均已次生加大，并部分被黄铜矿、磁铁矿、黄铁矿和石英交代。角砾岩内的矿物分带表现为从黑云母及黑云母蚀变，向上过渡为电气石胶结物及石英-绢云母-电气石蚀变。铁氧化物矿物也呈现分带，从磁铁矿为主，向上过渡为镜铁矿为主，再上黄铁矿成为主要硫化物。次生富含液体和气体并具超盐度的流体包裹体保存于石英和电气石胶结物中。硫化物胶结物的硫同位素组成为一4．1‰ ～2．7‰。样品中 s最低值出现电气石角砾岩中最高铜品位的产出位置，该地带含大量镜铁矿(局部被磁铁矿交代)。Sur-Sur电气石角砾岩和Rio Blanco岩浆角砾岩中硬石膏胶结物内铅的206Pb／204值为17．558～18．479，207Pb／204pb值为15．534～15．623，208Pb/204Pb值为37．341～38．412。硬石膏中的铅较之该铜．钼矿床硫化物矿石和火成岩主岩内的铅，放射性低得多。硬石膏中的铅必定来源于主岩浆．热液系统外部的岩石，多半是前科迪勒拉基底。来自深部结晶侵入作用的岩浆．热液爆发在Sur-Sur诱发了角砾岩的形成。流体静压力大大超过封闭的花岗闪长岩的岩石载荷及抗张强度，导致广泛的角砾岩化，继而侵人大量岩浆气体和超盐度卤水。低密度气相(携带H2O、SO2、HC1和B2O )的物理特征与含铜卤水有别，其首先通过角砾岩柱渗入并凝聚进入来源不明的地下水。硬石膏、镜铁矿和电气石均沉淀自这种低盐度酸性氧化混合溶液，然后岩浆．热液卤水上升，导致硫化物沉淀。氧化的酸性水与含铜岩浆、热液卤水混合，导致高品位铜的沉淀。
Rio Blanco铜-钼矿床成矿晚期和成矿期后的流纹岩单元内未经蚀变的熔融包裹体，证实存在一种富挥发份的熔融体，其自最初为熔融体+蒸汽气泡乳化液的一种富挥发份的含水相出溶，乳化液爆裂进入熔融体和初始岩浆流体。金属隐蔽于出溶的挥发份相内，并来源于上述可能的成矿热液流体。相邻的同源岩浆侵人体，其熔融包裹体的差异可能与各矿体的矿化程度直接有关，如Rio Blanco矿床某个成矿后流纹岩岩体，其熔融包裹体虽然为富挥发份相，但却几乎没有富金属蒸汽捕获的证据。相反，相邻的成矿晚期流纹岩岩体中的包裹体也为挥发份相，但却有证据证明富金属热液流体是在冷却的最后阶段蓄积的。
智利中部E1 Teniente斑岩铜钼矿床为世界著名的最大斑岩铜矿床，其各期成矿作用与中新世末一上新世初的长英质侵入活动时空关系密切，大部分铜均侵位于晚岩浆期(5．9～4．9Ma)，与英安斑岩岩墙和英安岩岩筒侵入镁铁质中性岩床、岩株杂岩的时代同期。岩浆晚期的成矿作用主要发生于与英安岩的钾长石蚀变和镁铁质侵人体组合的Na、K长石蚀变、黑云母蚀变和绿磐岩蚀变伴生的石英、硬石膏为主的网状脉内，同时还形成铜矿化弱的热液黑云母胶结角砾岩。之后为两个矿化绢云母蚀变期，即主热液期(4．9～4．8 Ma)，和晚热液期(4．8～4．4Ma)，形成厚大的富铜矿脉。晚岩浆期和主热液期矿脉以Braden角砾岩岩筒为核心呈同心放射状分布。大多数同心矿脉为缓倾斜的，而放射状矿脉则近于垂直。矿脉的分布受深部大型岩浆房侵入后形成的局部应力状态控制，岩浆房系英安岩即Braden角砾岩岩筒的来源，最终导致铜钼矿化。晚热液期矿脉从边缘向内陡倾，环绕Braden角砾岩岩简呈同心状。与晚岩浆期和主热液期相反，在由于侵入作用引起的应力释放造成的沉降期，放射状矿脉和缓倾斜的同心状矿脉十分稀少。岩浆房的活化反过来又使同心状构造活化，形成岩浆和／或液体压力，导致爆破角砾岩化和液化。
5 印度尼西亚巴布亚的铜-金矿床
Grasberg火成杂岩内岩浆白云母和热液白云母的40Ar/39Ar年龄为3．33±0．12～3．01±0．06Ma。侵入岩的年龄和侵入岩与热液蚀变和成矿作用之间的准同生关系表明，Grasberg火成杂岩的形成经历了若干个侵入．热液蚀变旋回，包括Dalam．Grasberg侵入-蚀变主旋回(3．33±0．2～3．19±0．05Ma)、Kali侵入-蚀变旋回(3．16±0．06～3．06±0．03Ma)、Kali侵入后和Grasberg矿化旋回(3．06±0．03～3．010．o6Ma)。相邻的Kucing Liar铜-钼矿床的金云母样品，其测定的磁铁矿年龄为3．41±0．03 Ma，在Grasberg火成杂岩内Dalam侵入体的年龄范围内，表明其钙硅酸盐夕卡岩部分形成于该杂岩发育的早期阶段。
Ertsberg侵入体内等粒状闪长岩(2．67±0．03Ma)、侵入体内夕卡岩岩脉内的金云母(2．71±0．04Ma)和Grasberg铜．金矿床中的金云母(2．59±0．15Ma)的年龄值表明，Grasberg矿床的侵入、蚀变和成矿作用早于Grasberg火成杂岩的侵入和成矿作用。形成Grasberg火成杂岩和Ertsberg铜-金矿床的侵入作用和导致大规模蚀变和成矿作用的热液流体似乎来源于更深处的岩浆房。基性岩浆可能也为Grasberg地区的铜-金矿床提供流体、金属或硫等成矿物质。
Ertsberg地区产出多种夕卡岩型矿床和与斑岩有关的矿床，包括一个拥有世界最大规模铜．金资源量的矿床。Big Gossan早期的夕卡岩型铜．金矿床沿走向延伸2km到北西的Wanagon金矿床，被含Bi和Te矿物的各种晚期黄铁矿、闪锌矿、砷黄铁矿(毒砂)和自然金叠加。Big Gossan金矿床金云母的40Ar/39Ar坪年龄不足2．82±0．04Ma，而Wanagon金矿床K长石的40Ar39Arr年龄为3．62±0．045Ma。Wanagon岩床的K-Ar年龄值(3．81±0．06Ma)将上覆夕卡岩型铜-金矿床和晚期Wanagon金矿床的形成时间局限在约0．2Ma。
Big Gossan金矿床早期夕卡岩型铜-金矿化呈矿物学、化学和温度三维分带：高温核(Zn／Cu比值低)向北西尖灭，并在深处开放；上覆黄铁矿-Au-As-Zn-Bi-Te组合的最高铜品位和最大规模产于北西与北东向的断层的接合部；该组合也见于矿床以北和以南的断层和断裂带内。在Wanagon金矿床，夕卡岩和砂岩的淋滤作用发生于黄铁矿-Au-As-Zn-Bi-Te组合进入之前。在砂岩内，该组合的矿化作用伴有K长石(冰长石)和少量石英脉的产出。而碳酸盐岩内未见淋滤或次生K长石，但硫化物却与石英及白云石脉相伴产出。上述铜．金和上覆组合硫化物的 34S为一0．7‰ ～5．1‰ 。上覆组合的矿物成分包括自然金、银黝铜矿和砷黝铜矿。Bi-Te-Ag-Au)矿物包括斜方辉铋铅矿、辉铋矿、碲金银矿、碲银矿、碲铅矿和辉碲铋矿。在Big Gossan金矿床，稳定同位素研究显示包裹体的流体为岩浆。上述组合形成于具不同组分的流体，可能是常见于低一高硫化作用的浅成热液矿床的流体的岩浆母体。这类矿床形成的深度较浅，并含大量的非岩浆水(即大气水)。

B. 西南地区黑色岩系铀成矿作用分析

5.2.5.1 黑色岩系铀矿化成因分析

在黑色岩系成因研究方面，前人开展了大量的工作，取得了重要进展，认为微量元素中的某些特征元素及其比值能较好地反映黑色岩系的成因及其沉积环境。在U-Th关系方面，正常沉积物U/Th＜1，热水沉积岩U/Th>1（陈兰，2006）。将四个矿区30个样品全部投到U-Th关系图上（图5.32），可以看出大部分样品落在东太平洋隆起沉积区，从表5.10可以看出除GZ6的U/Th＜1外，其他样品的值都大于1，且几乎都落在U/Th值为1～100之内，表明整个研究区内热水沉积作用明显。

表5.10 四个矿区30件样品元素分析结果中几个重要参数统计

图5.32 四个矿区黑色岩系U-Th关系图

（底图据Bostrom，1983）

Ⅰ—正常远洋沉积区；Ⅱ—东太平洋隆起沉积区；Ⅲ—古热水湓溢沉积区

将样品投到Zn-Ni-Co三角图上（图5.33），可以发现大部分样品反映的是热液沉积物的特征，说明热水沉积作用对矿区内黑色岩系有一定的影响。

图5.33 Zn-Ni-Co三角图

（底图据Choi et al.，1992）

Ⅰ—水成沉积物；Ⅱ—热液沉积物

陈兰（2006）、徐晓春等（2009）曾在其文章提到过：黑色页岩中U/Th值可以反映含Th黏土矿区输入的敏感程度，U在富含有机质的缺氧环境下相对稳定，可以很好地富集，U/Th值大反映了低的氧化还原条件；V在缺氧条件下更易富集，V/（V＋Ni）值大代表强还原的缺氧环境，表5.11中给出了U/Th、V/（V＋Ni）值与古氧相的对应关系。从表5.11中可以看出样品的U/Th值都大于0.7，V/（V＋Ni）值除GZ01、GZ07、GZ32外其他都大于0.5，显示出整个研究区黑色岩系的形成与缺氧的还原性沉积环境有关。

表5.11 缺氧环境的微量元素指标

（据陈兰，2006）

Wignall提出U和Th的相互关系还可以用来指示缺氧环境，由U-Th/3值代表自生铀的相对含量，并建立了如下关系式：

西南地区重大地质事件与铀成矿作用

若δU>1，表明缺氧环境，δU＜1，则为正常海水沉积。贵州四个铀矿区30件样品的δU都大于1，显示了其沉积环境为缺氧的还原环境。

刘英俊、曹励明等（1984）提出La/Sm 的比值能对LREE 内部分馏程度提供信息，La/Sm比值越大反映LREE越富集，根据表5.10可以看出研究区La/Sm普遍都比较大，反映研究区不同程度地富集轻稀土。孙贤术等（1997）据La/Sm值将洋中脊玄武岩划分为三种类型：La/Sm>1为地幔热柱或异常型；La/Sm接近于1为过渡型；La/Sm＜1为正常型。由表5.10可以看出La/Sm都大于1，表明研究区黑色岩系在成因上可能与地幔热柱或异常型洋中脊玄武岩有关。

通过比较四个矿区稀土元素球粒陨石标准化分布模式图，发现分布模式图总体上都呈现右倾或略微右倾的趋势反映轻稀土有不同程度的富集。

Ce的负异常明显或者弱的Ce异常。Ce是变价元素，可溶性Ce^3＋在氧化条件下易氧化成不溶性的Ce^4＋，因而在陆壳风化过程中，Ce总是以Ce^4＋被保留在风化残留物中，而在河水中含量降低，当大量河水汇入海盆后，便会导致海水中Ce的亏损，从而引起化学/生物化学沉积岩中出现Ce的负异常（据皮道会等，2008）。Ce异常在后期成岩作用中可能会被改变（据皮道会等，2008），Morad等（2001）提出LaN/SmN可以用作评价这种影响的指标：当LaN/SmN值大于0.35，且与δCe无相关性时，δCe能用作海洋氧化还原状态的指示剂。从表5.10中可以看出 LaN/SmN 值都大于0.35，在 δCe 与 La/Sm 相关图（图5.34）上显示白马洞（504）矿床的δCe与La/Sm相关性很差（图5.34上的黑色三角形），其他三个矿床除个别样品外总体上显示出具有一定得相关性（图5.34上的红色三角形、红色十字、蓝色小格），因此可以用 δCe 判别白马洞矿区的氧化还原环境。Wright等（1987）曾定义Ceanom（Ceanom＝lgδCe）＜-0.10表示氧化环境，Ceanom>-0.10表示缺氧环境。据表5.10，白马洞矿区Ceanom在-0.06～-0.02之间，均大于-0.10，代表了缺氧的环境。

图5.34 δCe与La/Sm相关图

Eu的异常在白马洞（504）矿床和金沙县（703）矿床显示正负异常都存在，马鬃岭和三穗县的Eu异常特征很相似，显示Eu的负异常。矿床地质特征显示两个矿所产的层位基本相当，含矿层都呈现数层且越往上矿层越薄。反映出马鬃岭和三穗县两个矿的形成环境非常相似。

5.2.5.2 黑色岩系铀成矿控制因素分析

（1）空间上受断裂构造的控制

在探明的铀矿床（点）中，普遍与各类构造有密切的关系，特别是断裂构造切割含铀地层时，往往富集成矿。如在洋水背斜的南西倾伏端，当白马洞东西向断裂构造切割中下寒武统牛蹄塘组、清虚洞组、石冷水组含矿层，并与北北东犀牛洞断裂构造带成锐角交汇时，控制了504矿床。

（2）沉积构造、沉积旋回对成矿有明显的控制作用

古生代以来，地壳以震荡运动为主，具有多次沉积旋回，并伴有铀的活化迁移和重新分配、重新富集。如加里东早期构造旋回的假整合，沉积了中下寒武统牛蹄塘组、清虚洞组、石冷水组含铀层，通过后期构造改造富集成矿。

（3）沉积环境对成矿的作用

在氧化环境条件下，铀源层中的铀被活化，伴随地表水、地下（热）水，沿断裂构造带、层间破碎带或透水层渗透，在还原条件下，铀被还原吸附沉淀下来，形成后生铀矿床，其特点是成岩时间早，成矿时间晚。

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E. 卡拉麦里Ⅰ号金矿

一、矿区地质

1.地层

矿区区内地层较为简单，矿区地层如图4-25、图4-26所示。在北部大部分为第四系(Q)覆盖，在研究区南部基岩出露良好，出露地层主要为下石炭统清水组(C₁q)。

(1)下石炭统清水组(C₁q)

该组地层只出露在清水一带，该组地层下部岩性主要为灰绿色厚层状凝灰质砂岩，其次为凝灰质含砾砂岩，局部夹凝灰质板岩；上部岩性主要为灰绿色-深灰色厚层状凝灰质含砾砂岩、凝灰质砂砾岩。砾石大小均匀，呈次棱角状和棱角状，砾石成分以石英闪长岩和斜长花岗岩为主，部分为凝灰岩、硅质岩。粒径一般在1～30cm左右。

清水组地层倾向170°～180°，倾角50°～75°。与下伏地层南明水组(C₁n)呈断层接触或平行不整合接触。

(2)第四系(Q)

主要分布在研究区北部，以冲-洪积物为主，由砾石、砂砾、风积砂土及黄土组成；其次分布于南部冲沟和洼地中，以砾石、砂砾石等洪积物、残坡积物组成。

图4-25 卡拉麦里金矿区地质与构造简图

(据四川省核工业地质局二八三大队修编)

1—第四系；2—下石炭统清水组；3—被第四系覆盖的断裂构造；4—构造层界线；5—挤压破碎带；6—研究区；7—断层位置及编号；8—地层产状；9—逆大断层及推测逆大断层；10—线状背斜；11—线状向斜

图4-26 矿区地层综合柱状图

2.构造

研究区主要由四条断裂构造(F₁、F₂、F₃、F₄)控制(表4-18)，且其周围多伴随有破碎带。受大构造卡拉麦里大断裂控制，研究区内断裂构造发育，由断裂作用引起一系列岩层形变，如褶皱等亦相应发育。区内主要断裂构造有四条，即F₁、F₂、F₃、F₄，均为层间断层。断层呈现压扭性层间断层的性质为逆断层，断层面倾角较高(倾角50°～75°)，倾向为157°～180°，出露宽度范围0.5～2.0m，走向总体呈北东东—南西西向，与地层走向大体一致。破碎带中常见不同规模的石英脉充填，并伴有硅化、黄铁矿化、赤褐铁矿化及绢云母化等后生蚀变。断裂构造在金矿形成过程中扮演着重要的角色，既可以提供流体通道，又可作为Au的存储空间(朱永峰，2004)。

3.岩浆岩

在研究区的北部见超基性岩体，为华力西期橄榄辉长岩，为该区金矿的主要矿源层。此外见有石英脉、含金石英脉。含金石英脉集中分布在清水一带及研究区北部泥盆世地层中，且多充填于北塔山组、平顶山组、南明水组、清水组的节理裂隙中。脉岩最长可达100m，一般长约几米至十几米，呈树枝状或豆荚状单脉产出。

表4-18 卡拉麦里1号金矿断裂构造特征一览表

注：据四川省核工业地质局二八三大队整理。

4.蚀变特征

(1)矿区蚀变

该金矿与石英脉以及蚀变关系密切，在近矿围岩中含金石英脉和蚀变现象(安芳等，2007；王京彬等，2006；王庆飞等，2007)非常发育。常见蚀变类型主要有硅化、黄铁矿化、褐铁矿化、赤铁矿化，其次是绢云母化、绿泥石化、碳酸盐化、绿帘石化等。

矿体及围岩中均见较强的硅化现象，往往呈细脉状、网脉状，出现于裂隙面、层面、岩石碎块周围，是矿区内主要的蚀变现象之一，与金矿化关系密切；黄铁矿化发育，以粉末状为多见，粗晶粒状黄铁矿少见；分布于岩(矿)石裂隙中或层面上的粉末状黄铁矿的集合体往往呈“细脉状”“薄膜状”出现，粉末状黄铁矿与金矿化密切；当黄铁矿晶形完整、晶粒粗大时含金弱或不含金，当黄铁矿晶形不完整，而在肉眼或普通放大镜下看不到晶形时则含金。在地表及地下破碎带中均较发育褐铁矿化、赤铁矿化，呈明显的褐色、褐红色、肉红色，在地表或地下浅深部位多见褐红色、褐色，这主要由黄铁矿氧化作用形成，而在地下200m附近的钻孔中见到肉红色硅化物，则往往含金量较高，这种现象属于赤铁矿化。另外在地表和地下均可见到绿泥石化，特别是构造带两侧发育强烈绿泥石化也与金矿化相关，矿石蚀变主要为绿泥石化。此外与金矿化关系不是很紧密的蚀变有绢云母化、绿帘石化及碳酸盐化在矿区也比较发育。

(2)蚀变带岩石薄片鉴定

对矿区蚀变岩带进行采样并磨制薄片，并对薄片进行镜下鉴定，岩石薄片中矿物多为自形-半自形粒状结构、交代结构、浸染状结构、凝灰砂状结构，且均有不同蚀变现象。

在镜下可以看到矿物半自形-他形晶粒结构：半自形-他形的黄铁矿等分布于半自形-他形柱粒状石英及其他硫化物矿物间。交代残留结构主要体现在褐铁矿从边部向内交代黄铁矿，而使黄铁矿仅保留有少量残余。凝灰砂状结构主要在由长石、石英砂屑及胶结物组成的部位可见到，胶结物为绢云母、硅质等。在光薄片鉴定中，岩石中金属硫化物主要为黄铁矿，少量黄铜矿；金属氧化物主要为褐铁矿、磁铁矿。镜下观察薄片的胶结物已重结晶，由鳞片状绿泥石、石英、少量绢云母组成。不透明矿物为黄铁矿，以他形-半自形粒状为主，少量呈立方体状，光片中粒度大小在0.01～0.04mm之间。石英多呈他形粒状，有碎裂粒化，粒化的石英呈网脉状分布，具波状消光。少量的粒化石英呈裂隙脉状分布(沿粒状石英分布)，在碎裂粒化石英之间和少量的裂隙中充填分布方解石细粒。由于受应力作用影响，碎屑及其观察到的矿物多呈定向分布，已具绿泥石化、绿帘石化，蚀变矿物也呈定向性分布，石英长轴具定向性分布，岩屑同样具压扁拉长特征，也具定向性分布(图4-27)。

图4-27 电子显微照相

a—凝灰砂状结构，正交偏光，放大倍数100×，岩石由残余的原岩碎块和次生矿物石英(Q)、方解石(Cal)等构成，碎块具凝灰砂状结构，由砂屑(Sx)和胶结物(Jj)组成；b—半自形-他形粒状结构，单偏光，放大倍数100×；金属硫化物黄铁矿(Py)、黄铜矿(Cp)呈独立单体或连晶状分布在岩石裂隙中或透明矿物(Tm)粒间；c—蚀变角砾凝灰岩，正交偏光，放大倍数100×岩石由火山角砾(J1)岩屑晶屑(Jx)及交结物，长石被云母交代；d—黄铁矿，单偏光，放大倍数100×金属硫化物为黄铁矿(Py)呈裂隙分布，Tm为透明矿物

二、矿床地质特征

1.赋矿层位

卡拉麦里1号金矿A、B 矿带产于石炭系下统清水组地层中，含矿岩性为凝灰质砂岩、凝灰质含砾砂岩，其中A矿带受控于北东东—南西西向F₁层间断裂构造，矿体位于构造挤压破碎带中，B矿带受控于北东东—南西西向F₂层间断裂构造，矿体位于构造挤压破碎带中。赋矿岩石类型均为硅化凝灰质砂岩、凝灰质含砾砂岩。

2.矿体特征

(1)A矿带矿体特征

A矿带共圈定4条工业矿体(表4-19)，多呈层状、似层状、透镜状。矿体均产于下石炭统清水组地层中，含矿岩石为凝灰质砂岩、凝灰质含砾砂岩。矿体严格受岩性及构造破碎带控制，呈层状、似层状、透镜状，北东东—南西西向展布。蚀变主要有硅化、黄铁矿化、绢云母化、褐铁矿化、绿泥石化及绿帘石化等(图4-28)。

表4-19 卡拉麦里1号金矿A矿带矿体特征一览表

各矿体特征分述如下：

Ⅰ号矿体：为该矿带的主要矿体。矿体直接出露地表，地表由23个探槽控制构造破碎带，经刻槽取样分析，有10个槽探刻槽样达到工业指标。深部由22个钻孔控制，位于A6～A25勘探线之间，长度为1318m，埋深0～269.87m，平均真厚度为2.59m，厚度变化系数为81.73%，平均品位9.57g/t，品位变化系数为91.18%。矿体平均倾向160°，平均倾角为72°。矿体呈层状、似层状。矿体厚度及品位沿走向及倾向变化较小。

Ⅱ号矿体：为隐伏矿体。深部由7个钻孔控制，位于A7～A25号勘探线之间，长度750m，最大埋深283.06m，平均真厚度3.03m，厚度变化系数为68.39%，平均品位为4.67g/t，品位变化系数为62.18%，矿体向南东倾，平均倾向160°，平均倾角为71°。矿体呈透镜状。矿体厚度及品位沿走向变化较稳定，该矿体沿倾向控制程度较低。矿体蚀变现象较普遍。

Ⅲ号矿体：为隐伏矿体。深部由3个钻孔控制，位于A7～A11号勘探线之间，长度为189m，最大埋深262.81m，平均真厚度4.80m，厚度变化系数62.54%，平均品位4.68g/t，品位变化系数61.24%。矿体向南东倾，平均倾向160°，平均倾角70°。矿体呈似层状、透镜状。矿体厚度及品位沿走向变化较稳定，该矿体沿倾向控制程度较低，矿体蚀变现象较普遍。

Ⅳ号矿体：为隐伏矿体。深部由2个钻孔控制，位于A15～A17号勘探线之间，长度为121m，最大埋深为104.28m，平均真厚度为1.41m，厚度变化系数为67.68%，平均品位为9.77g/t，品位变化系数为76.58%。矿体向南东倾，平均倾向160°，平均倾角76°。矿体呈透镜状。矿体厚度及品位沿走向变化较稳定，该矿体沿倾向控制程度较低。矿体蚀变现象较普遍。

图4-28 A矿带A15号勘探线剖面图

(2)B矿带矿体特征

该矿带共圈定4条工业矿体(表4-20)，多呈层状、似层状、透镜状。矿体均产于下石炭统清水组地层中，含矿岩石为凝灰质砂岩、凝灰质砂砾岩。矿体严格受岩性及构造破碎带控制，呈层状、似层状、透镜状，北东东—南西西向展布。蚀变主要有硅化、黄铁矿化、绢云母化、褐铁矿化、绿泥石化及绿帘石化等。

表4-20 卡拉麦里1号金矿B矿带矿体特征一览表

各矿体特征分述如下：

Ⅰ号矿体：为该矿带的主要矿体。为隐伏矿体，地表由14个探槽控制构造破碎带，经刻槽取样分析，均未达到工业指标。深部由34个钻孔控制，位于A2～A25 勘探线之间，长度1169m，埋深158.91～259.13m，平均真厚度3.98m，厚度变化系数71.25%，平均品位10.69g/t，品位变化系数106.54%。矿体平均倾向160°，平均倾角73°。矿体呈层状、似层状。矿体厚度及品位沿走向及倾向变化较小，总体来看矿体由浅部向深部有品位变富之趋势，Au品位由浅部向深部有增高趋势。矿体蚀变现象较普遍。

Ⅱ号矿体：为隐伏矿体。深部由3个钻孔控制，位于A21～A25号勘探线之间，长度为200m，最大埋深254.46m，平均真厚度3.66m，厚度变化系数59.13%，平均品位11.29g/t，品位变化系数为62.19%，矿体向南东倾，平均倾向160°，平均倾角为69°。矿体呈透镜状。矿体厚度及品位沿走向变化较稳定，该矿体沿倾向控制程度较低，矿体蚀变现象较普遍。

Ⅲ号矿体：为隐伏矿体。深部由5个钻孔控制，位于A5～A11号勘探线之间，长度为200m，最大埋深199m，平均真厚度2.37m，厚度变化系数64.10%，平均品位8.53g/t，品位变化系数66.32%。矿体向南东倾，平均倾向160°，平均倾角73°。矿体呈似层状、透镜状。矿体厚度及品位沿走向变化较稳定，该矿体沿倾向控制程度较低，矿体蚀变现象较普遍。

Ⅳ号矿体：为隐伏矿体。深部由3个钻孔控制，位于A7～A11号勘探线之间，长度为197m，最大埋深132m，平均真厚度2.04m，厚度变化系数58.15%，平均品位6.19g/t，品位变化系数60.11%。矿体向南东倾，倾向160°，平均倾角72°。矿体呈透镜状。矿体厚度及品位沿走向变化较稳定，该矿体沿倾向控制程度较低。矿体蚀变现象较普遍(图4-29)。

图4-29 B矿带A15号勘探线剖面图

3.矿石质量

(1)结构

矿石结构为自形-半自形粒状结构、交代结构、浸染状结构、凝灰砂状结构。

1)半自形-他形晶粒结构：半自形-他形的黄铁矿等分布于半自形-他形柱粒状石英及其他硫化物矿物间。

2)交代残留结构：褐铁矿从边部向内交代黄铁矿，而使黄铁矿仅保留有少量残余。

3)凝灰砂状结构：岩石由长石、石英砂屑及胶结物组成。受应力作用影响，碎屑呈定向分布，胶结物为绢云母、硅质等。

(2)构造

根据矿物集合体的形态特征和其形成的地质作用，矿石构造主要为原生矿石构造，有细脉状及网脉状构造、浸染状构造、块状构造。

1)细脉状及网脉状构造：含矿石英脉呈细脉状、网脉状充填于岩石裂隙中。

2)浸染状构造：黄铁矿等金属硫化物集合体浸染于石英颗粒间或岩石中。

3)块状构造：金属硫化物集合体呈团块状分布于岩石中。

4.金的赋存状态

金矿物绝大部分呈裂隙金嵌布在黄铁矿或石英的裂隙中。局部可见金矿物。经专门的物相分析以及可选性试验研究工作中的物相分析，金矿物主要为难溶硅酸盐包裹金、硫化物包裹金、自然金等(表4-21)。

表4-21 矿物物相分析结果

由表4-21的数据可知，A矿带矿石中包裹金含量占总金含量的比例为84.71%。B矿带矿石中包裹金占总金的比例为92.81%。

根据组合样分析结果和选冶矿石的原矿光谱半定量分析结果以及原矿化学多元素分析结果(表4-22，表4-23，表4-24)来看，卡拉麦里1号金矿A、B矿带的金矿石中有益元素和有害元素的含量都比较低，其有害组分主要为As、C及黄铁矿对金矿的选冶可能有影响。

表4-22 原矿化学多元素分析结果

注：带有“∗”标记的项目含量单位为10^-6。

表4-23 原矿光谱半定量分析结果

从以上光谱和矿石多元素分析结果看，矿石有益元素为Au、Cu，伴生Ag、Sb可综合利用，其他元素均无利用价值。As含量为0.00%～0.24%，对人体不会产生危害。

表4-24 原矿组合分析样分析结果

据组合样分析(均为矿化样)，只有部分样品银(Ag)品位已达到综合开发利用的标准。

三、岩石地球化学特征

1.样品采集及测试分析

本次研究共在卡拉麦里1号矿区采集3个样品，KL-1和KL-2两个岩样在一号矿区石英岩脉上采集，KL-3则采集于该区出露的火山岩岩体上，手标本上KL-3 岩样为隐晶质结构不易于定名，可用TAS图解对该岩样进行分析，所有样品均避开蚀变带、风化带以及强构造带，选择新鲜的岩石进行采样。将采集的岩样送至河北省区域地质矿产调查研究所实验室进行主量、微量元素，稀土元素的测试分析，该实验主要运用Axios^maxX射线荧光光谱仪、P1245电子分析天平、X Serise 2等离子体质谱仪等仪器对样品进行分析。

2.岩石地球化学特征

(1)主量元素

对岩样主量元素分析，KL-1 和KL-2 两个岩样因产于石英脉上，因此其主要是由SiO₂组成(分别是86.08%和92.84%)，KL-3样品SiO₂含量为58.82%。从表4-25和图4-30中可明显看出随着SiO₂含量增多其他主量元素含量有减小的趋势；KL-3样品为隐晶质火山岩手标本不易于定名和判别类型，对KL-3 岩样进行TAS图(图4-30)解分析，其属于玄武安山岩系列，属于中基性岩浆岩。含量少说明卡拉麦里1号金矿形成与石英脉关系密切，在三个样品中的含量较高TiO₂的相对含量较低。在对主量氧化物的含量分析图上可以明显看出除SiO₂含量最高以外，Al₂O₃、CaO和Na₂O含量最高，明显地高于其他组成成分，样品中仍然含有FeO，表明该地区的氧化程度不高，初步可断定该区岩石形成于相对还原环境下。

表4-25 主量元素含量 单位：%

图4-30 样品氧化物含量特征图与KL-3样品TAS图

(2)微量和稀土元素

表4-26中上下地壳稀土元素数据引自GERM，对上下地壳稀土元素和样品稀土元素同用球粒陨石标准化，在蛛网图上进行曲线对比分析，在图上可以看出样品元素曲线与下地壳元素曲线相一致，可以初步判断其物质来源于地壳深部或地幔区。

表4-26 稀土元素地球化学分析 单位：10^-6

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

稀土元素不以类质同象的形式进入石英晶格中，因此石英对稀土元素没有选择性，且主要存在于石英的流体包裹体中(陈衍景等，2007；丰成友等，2013；芮宗瑶等，2003；周慧等，2013)，石英中的稀土元素可以代表液体的稀土特征(李厚民等，2003)。从表中数据可以看出样品稀土元素总量(ΣREE 不含 Y)都比较小(分别为10.85、4.65、76.56)，可以明显地看出稀土元素的总量(ΣREE)和SiO₂含量成负相关关系。根据三个岩样的稀土元素球粒陨石标准化形式分布特征分析，在图4-31上显示三个岩样分布曲线相对的吻合并且与下地壳的稀土元素曲线相一致，从图上可以看出曲线整体呈右倾趋势，且整体曲线比较平坦。在 Eu 处出现峰值，Ce 处出现凹槽；岩样中 Eu 元素(δEu 为2.31、1.44、0.95)呈现明显正异常，下地壳δEu为1.12与样品测得结果相似；Ce元素(δCe为0.88、0.77、0.88)表现出为负异常。ΣLREE/ΣHREE 值(2.88、2.58、4.21)均大于2.5，(La/Sm)_N值(1.60、1.58、2.29)均大于1表明LREE相对富集。

从三个岩样微量元素(表4-27，表4-28)原始地幔标准化蛛网图(图4-31)曲线整体变化趋势一致，曲线比较陡峭，峰和槽分异明显。很明显能看到U、Nb、Sr、Zr、Y等微量处为峰值；而 Ta、La、Nd、Hf、Yb 等元素处为凹槽。从表4-28 可以看出Co/Ni、Hf/Sm、Nb/La、Th/La值较低平均值小于1。Y/Ho(26.93、206.14、25.55)，由于Y和Ho具有相同的地球化学性质，在许多地质过程中其比值相对稳定。地球上大多数岩浆岩和碎屑沉积物都保持着球粒陨石的Y/Ho比值28左右(Bau et al.，1995)。

表4-27 微量元素含量 单位：10^-6

表4-28 微量元素地球化学分析

图4-31 稀土元素蛛网图与微量元素蛛网图

(3)讨论

在地质背景上卡拉麦里1号位于卡拉麦里断裂带北部东准噶尔褶皱带上，区域上断裂和褶皱非常发育，有利于深部成矿物质随岩浆活动带至上地表，并为Au的储存提供了有利空间。区域上岩浆岩多为基性超基性岩，而Au的母岩多是此类岩浆岩。矿区蚀变发育，说明矿区曾经有较强烈的流体活动，有利于Au的运移和富集。从稀土元素的特征上ΣLREE/ΣHREE值(2.88、2.58、4.21)均大于2.5，(La/Sm)_N值(1.60、1.58、2.29)均大于1表明LREE相对富集，成矿物质应为地幔柱型，从这方面也证实了该矿形成的物源在深部。Hetpobcar等人(1985)对浅成和深成的金矿床矿石稀土元素分布进行了初步研究表明：深成建造矿脉的石英稀土元素含量最低，并与Au和一系列基岩型元素有明显相关性，具Au、Ag矿化，稀土元素与金成负相关关系，含金石英脉普遍贫稀土元素。而该样品测得的稀土元素总量(ΣREE)都比较小，也可以指示该金矿的深成建造。在对比上下地壳和样品稀土元素的蛛网图上，样品曲线和下地壳曲线呈现一致性标明物质来源于深部。综上初步可断定卡拉麦里1号大型金矿床物质来源于深部幔源位置，且应为原始地幔。

Eu正异常和Ce负异常说明相对还原的环境，而还原环境有利于金矿的形成。而Ti元素的低含量吻合了卡拉麦里的碰撞造山构造运动而非拉张构造，证实了该地区的碰撞造山运动。因此该地区的岩浆活动要发生在碰撞后的松懈阶段及后碰撞(吴小奇等，2009)时期，在这一时期该碰撞带才成为相对薄弱的地带，深部岩浆才可以沿薄弱带上涌至地表。一般来说，Co/Ni比值越大，矿物的形成温度越高(盛继福等，1999)。该金矿区的Co/Ni(0.5185 0.4286 0.3687)，说明该金矿成矿温度不高，说明该金矿为中低热液型矿床。以往认为，Cl优先配合LREE，而F则易于HREE结合。近年研究发现，富F的热液亦可迁移大量的LREE(Flynn et al.，1978；Alderton et al.，1980；Haas et al.，1995)。富Cl的热液富集LREE、Hf/Sm、Nb/La、Th/La值一般小于1；而富F的热液富集LREE和HREE，Hf/Sm、Nb/La、Th/La值一般大于1(Oreskes et al.，1990；毕献武等，2004)。所以认为卡拉麦里1号金矿的成矿热液中的Cl应该多于F。

四、矿床成因

根据野外鉴别及室内岩矿资料，新疆富蕴县卡拉麦里1号金矿矿床的形成与海西中晚期花岗岩的大规模侵入活动关系密切，岩浆后期含矿热液以其后的断裂构造为导矿构造产生运移流动后，就位于断裂压扭破碎部位富集成矿，故矿床应属岩浆后期中低温热液型金矿床。其工业类型为破碎蚀变带型金矿床。矿石属金-石英-硫化物系列建造类矿石。

五、找矿方向

1)地层岩性标志，自中泥盆世初期至早石炭世后期属于弧盆阶段，沉积了一套类复理石火山-碎屑岩建造；火山凝灰岩是区内找金的有利岩性标志；

2)构造标志，研究区内矿体严格受断裂构造控制，断裂构造是区内找金的重要标志之一；

3)围岩蚀变标志，区内矿化均与硅化、黄铁矿化、赤褐铁矿化等蚀变现象有关，因此蚀变现象也是本区找金的重要标志之一。

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G. 稀土元素地球化学特征及地质意义

稀土元素是指原子序数从57到71的15个镧系元素，在元素周期表中属ⅢB族，同族中39号元素钇一般也看作稀土元素，同族中21号元素钪早期也有人把划入稀土元素，但多数研究者将它排除在外，因为它们在自然界中与稀土元素共生关系不密切，化学性质差别也比较大。稀土元素根据它们在物理化学性质上的某些差别可以将它们分成两组:从La到Eu称为轻稀土(LREE)，或铈组稀土;从Gd到Lu，包括Y称为重稀土(HREE)，或钇组稀土。稀土元素的离子半径近似，电价以三价为主，故它们的地球化学行为近似。当然也存在一定的差别，其原因在于:①离子半径有微小差别;②碱性不同决定了它们的沉淀顺序和迁移能力有所不同;③形成络合物的能力各不相同，因而在自然界中的迁移能力也不相同;④它们被吸附的能力随原子序数的增加、半径的减小而减小。这样就造成了它们在自然界中发生一定程度的分离(即出现“亏损”和“富集”)而显示不同的分配特点。

(1)样品采集及分析

本次研究分别在川东南的南川、万盛、道真、武隆、石柱、黔江、酉阳、秀山、沿河，以及湘西的花垣、永顺、龙山、咸丰、宣恩等地共采集了210件志留系小河坝组砂岩样品(图3.5)。

从各个剖面选取了37件新鲜样品进行了稀土元素及微量元素地球化学分析(每个剖面的样品自底部向顶部依次编号见表3.6)，主要岩性为砂岩、细砂岩，样品稀土元素分析在中国科学院青岛海洋研究所分析与检测中心完成。样品破碎后研磨至200目，然后装袋备用。分析步骤为:称取40mg样品于Teflon溶样罐中，加入0.6mLHNO₃+2mLHF封盖后，静置2h后，于150℃电热板上溶样24h;加0.25mLHClO₄于150℃电热板上敞开蒸酸至近干;加1mLHNO₃+1mLH₂O密闭于120℃电热板回溶12h;用高纯H₂O定容至40g;然后在仪器ICP-MS上进行测试，各标准样品(GSR-1，GSR-3，BHVO-2，BCR-2)及空白样品所测稀土元素的线性较好，分析误差基本都小于5%，很少大于10%，相同样品测试结果一致，测试结果准确可信。各测试样品最终结果取三次测定的平均值。

表3.6 川东南-湘西志留系小河坝组砂岩稀土元素地球化学分析数据(μg/g)

注:数据测试在中国科学院青岛海洋研究所分析与检测中心进行。

(2)稀土元素含量及其特征值

各沉积岩中稀土元素含量及化学参数见表3.6和表3.7。

表3.7 川东南-湘西志留系小河坝组砂岩稀土元素(μg/g)及地球化学参数

续表

注:陨石数据根据Leed球粒陨石(田彰正，1973);稀土元素总量∑REE=La+Ce+Pr+Nd+Sm+Eu+Gd+Tb+Dy+Ho+Er+Tm+Yb+Lu;轻稀土元素含量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:轻稀土含量与重稀土含量之比;(La_N/Yb_N):La_N和Yb_N经球粒陨石标准化的比值;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经北美页岩标准化的比值。

川东南、湘西地区志留系小河坝组砂岩样品的稀土元素分析结果(表3.6)表明，在湘西的宣恩板寮、龙山水田坝、咸丰、永顺、花垣等地稀土总量(不包括Y)介于118.05～234.68μg/g之间，平均值为163.02μg/g。在川东南的南川、武隆、道真、秀山、酉阳、沿河、石柱漆辽、黔江石会等地稀土总量介于113.35～280.63μg/g之间，平均值为202.3μg/g。总体上，研究区志留系碎屑岩的稀土元素含量都明显高于大陆上地壳的平均稀土元素总量值(146.4μg/g)，而比较接近北美页岩的平均值(173.2μg/g)。

其中，LREE/HREE为轻、重稀土元素比值，能够反映样品轻、重稀土的分异状况，在同一类岩石中，若该值较大，说明轻、重稀土分异明显，轻稀土元素相对富集，重稀土元素则相对亏损。川东南地区样品的LREE/HREE为4.41～10.81，平均值为9.05，在湘西样品的LREE/HREE为6.74～11.44，平均值为8.77，研究区都略高于北美页岩的比值(7.44)，表明研究区相对富集轻稀土元素，重稀土相对亏损。

La_N/Yb_N是稀土元素球粒陨石标准化图解中分布曲线的斜率，反映曲线的倾斜程度。La_N/Sm_N、Gd_N/Yb_N分别反映了轻、重稀土元素之间的分馏程度，La_N/Sm_N值越大，表明轻稀土越富集;Gd_N/Yb_N值越小，表明重稀土越富集。川东南样品的La_N/Yb_N为2.23～12.57，平均值为10.52，湘西样品的La_N/Yb_N为8.69～13.61，平均值为10.05，表明研究区样品的轻、重稀土元素分异较大。La_N/Sm_N、Gd_N/Yb_N分别反映轻稀土元素之间、重稀土元素之间的分馏程度。川东南样品的La_N/Sm_N介于1.51～4.81之间，平均值为3.69，湘西地区样品的La_N/Sm_N介于之间2.62～4.01，平均值为3.51，表明研究区轻稀土元素之间分异明显;川东南地区样品的Gd_N/Yb_N介于1.52～2.86，平均值为1.95，湘西地区样品的Gd_N/Yb_N介于1.63～2.48，平均值为1.97，表明研究区重稀土元素之间分异不明显。

Eu具有明显的负异常，川东南地区样品的δEu为0.55～0.68，平均值为0.61，湘西地区的样品的δEu为0.55～0.70，平均值为0.63，研究区的δEu与北美页岩标准值(δEu=0.65)较为接近;川东南地区样品的δCe在0.66～0.96之间，平均值为0.94，湘西地区的样品的δCe在0.94～0.97之间，平均值为0.96，两区的δCe值基本正常。

(3)稀土元素的球粒陨石标准化配分模式

采用Leed球粒陨石(田彰正，1973)标准值对研究区志留系小河坝组砂岩样品进行标准化，其稀土元素配分模式基本类似，均为轻稀土元素富集、重稀土元素亏损型，分布曲线在轻稀土处具有较大的斜率，而在重稀土处较为平坦，Eu处出现一个明显“V”形，存在负Eu异常，表明沉积物的物源较为一致，物源相对稳定;从研究区稀土元素配分模式图3.6和图3.7可以看出La-Eu段轻稀土配分曲线较陡、斜率较大，表现为明显的“右倾”，说明轻稀土元素之间的分馏程度较高;Gd-Lu段重稀土配分曲线较为平坦、斜率较小，重稀土元素之间的分馏程度较低。

图3.6 湘西志留系小河坝组砂岩稀土元素配分模式

图3.7 川东南志留系小河坝组砂岩稀土元素配分模式

(4)稀土元素的物源分析

A.沉积速率

前人研究表明，稀土元素中各元素在电价、被吸附能力等性质上仍有一定的差异，随着环境的改变会发生分异，在海洋环境中尤为明显。主要表现为轻稀土元素与重稀土、铈(Ce)和铕(Eu)与其他元素间的分离。REE大部分被结合于碎屑矿物或以悬浮物入海，碎屑或悬浮颗粒在海水中停留时间的差异是造成REE分异程度不同的重要原因之一。当悬浮物在海水中停留时间较短时，REE随其快速沉积下来，与海水发生交换的机会少，分异弱，这种沉积物的页岩标准化的REE配分模式比较平缓，Ce呈正常型或弱负异常，曲线斜率La_n/Yb_n值为1左右。当悬浮颗粒在海水中停留时间较长，即其沉降缓慢，促进了更细颗粒中的REE分解作用，使带入海水中的REE有足够的时间被粘土吸附、与有机质络合和进行相关的化学反应，导致REE的强烈分异，沉积物中页岩标准化稀土配分模式发生显著变化，含量上轻、重稀土元素出现亏损或富集，La_n/Yb_n值明显大于1或小于1，Ce也发生选择性分异，氧化环境中易呈Ce⁴⁺沉淀，具显著负异常，而缺氧条件下负异常消失，甚至出现正异常。因此，可以认为REE的分异程度是沉积颗粒沉降速率快慢的响应。基于海水中粘土等细碎屑悬浮物是有机质和REE共同的“宿主”，有机质又是REE最强的吸附剂之一，二者具有共同的沉降速率。

本书将REE的分异程度作为一种指示剂来表征沉积物沉积速率。川东南地区志留系小河坝组砂岩La_n/Yb_n值在0.62～1.85之间，均值为1.55(表3.7)，湘西地区志留系小河坝组砂岩La_n/Yb_n值在1.28～2.0之间，均值为1.48，从川东南到湘西地区La_n/Yb_n的值逐步降低，表明沉积物的沉积速率有增加的趋势，反映了距物源近的特点。海水中有机质主要以颗粒状或细颗粒等形式沉淀，沉积颗粒的沉降速率对有机质的聚集和保存影响显著。研究区志留系小河坝期沉积速率普遍较高，使得龙马溪期沉积的有机质聚集和保存，这一点在前人对本区的有机碳含量研究上也有体现。总体上看，川东南地区沉积物的沉积速率较湘西低，表明湘西更接近物源区，其海水深度也较浅。

B.稀土元素对物源的指示意义

稀土元素在水体中停留的时间非常短，能够快速进入到细粒沉积物中且不发生分异，能更好地保留源区的地球化学信息(杨守业，1999;Cullers，1988)，因此对沉积物具有示踪意义。杨守业等综合前人研究，认为控制沉积物中稀土元素组成最主要的因素是物源。在稀土元素示踪物源研究中，应注重稀土元素配分模式曲线的几何形态，而不是稀土元素的绝对丰度(赵振华，1997)。在实际应用中，研究者往往从配分模式曲线的特征来判断物质来源。相同来源的物质往往具有非常相似的稀土配分模式曲线，所以，在物源示踪研究中，稀土元素得到了广泛的应用。在反映盆地物源区性质的指标中，稀土元素分布模式是最可靠的指标之一。源自上地壳的稀元素具有轻稀土富集、重稀土含量稳定和明显负Eu异常等特征(McLennan，1995;Bhatia，1986)。本书做了川东南-湘西地区志留系小河坝组砂岩稀土元素样品Leed球粒陨石标准化的配分模式曲线(图3.6，3.7)，稀土元素总体具有轻稀土富集、重稀土含量稳定、明显的负铕异常等特征，样品的球粒陨石标准化配分模式相似，均属轻稀土富集型，Ce基本正常。从研究区的稀土元素配分模式可以判断川东南-湘西地区志留系小河坝组的物源一致。总体显示出研究区志留系小河坝组砂岩与上地壳基本一致的分布模式，说明研究区志留系小河坝期沉积岩的原始物质应源自上地壳。

李双建和张廷山等对黔中隆起北侧的贵州习水喉滩、綦江观音桥志留系石牛栏组灰岩和靠近雪峰山隆起西北侧的湖南石门磺厂志留系罗惹坪组泥岩的稀土元素地球化学进行了研究(张廷山，1998;李双建，2008)。比较显示研究区地区的REE配分模式与石门磺石的罗惹坪组泥岩的REE配分模式(笔者采用Leed球粒陨石对参考文献中的数据进行统一标准化)十分接近(图3.8为本书数据，图3.9中的方形样品为贵州习水;三角形为湘西样品;菱形样品为湖北石门样品)，都显示出轻稀土富集、重稀土相对亏损的右倾型，存在明显负Eu异常，Ce基本正常。且稀土元素各种特征参数比值都很接近，说明研究区与石门磺石具有相似的物质来源。而川东南地区的稀土元素配分模式图与靠近黔中隆起的贵州习水喉滩、綦江观音桥石牛栏组灰岩的稀土元素配分模式存在明显的不同。表明研究区与石门的罗惹坪组应为同源，而与贵州习水喉滩、綦江观音桥石牛栏组应不同源。

图3.8 湘西小河坝组砂岩稀土元素配分模式

图3.9 湘西地区侵入岩稀土元素配分模式(据刘钟伟，1994)

前人大量的研究结果表明，震旦纪-早志留世沉积时期，黔中隆起接受的是以碳酸盐岩为主的沉积，并且在其北侧未见有侵入岩体的报道，小河坝期若是黔中隆起向川东南地区提供的物源，那么在川东南地区的小河坝组砂岩应该体现碳酸盐岩作为物源的沉积记录，本次对研究区稀土测试研究结果显示，小河坝组砂岩物源区应为沉积岩与碱性玄武岩的混合区，所以物源只能是来自雪峰山隆起。同时与刘钟伟对湘西地区古丈、芷江、沅陵、怀化及通道一带侵入在新元古界板溪群(局部为下震旦统)中之北东向岩体的稀土元素配分模式相近(图3.9)。说明川东南志留系小河坝组砂岩的物源来自雪峰山隆起的新元古界板溪群及其侵入岩体。

据前人研究成果，川东南-湘西地区志留系小河坝组砂岩的物源来自雪峰山隆起南西段的古丈、芷江、沅陵、怀化及通道一带的新元古界板板溪群及其侵入板溪群中的基性-超基性岩体及中-基性喷出岩。小河坝组砂岩重砂矿物研究结果也证明了这一结论。

Bhatia et al.(1983，1986)在对澳大利亚东部不同大地构造背景的沉积盆地中砂岩和泥岩的稀土元素特征总结如表3.8。该表系统地揭示了稀土元素分布特征所反映的沉积盆地的大地构造背景和物源区类型。本书数据与表中数据对比显示，本区小河坝组砂岩的物源区与活动大陆边缘抬升基地类型相近。

表3.8 不同大地构造背景沉积盆地杂砂岩的稀土元素特征

川东南-湘西地区志留系小河坝组砂岩多表现明显负异常，应用上述稀土元素的特征进一步判断物源区的性质:根据轻重稀土比值与稀土总量图解(La/Yb-∑REE图解，底图据Alleyre，1978)。其投点主要分布在沉积岩和碱性玄武岩的交汇区，仅少数几个样品落在了沉积岩区(图3.10)。说明研究区志留系小河坝组砂岩的源区主要为沉积岩和碱性玄武岩混合区。

C. Gd_N/Yb_N比值与源区特征

在地球演化初期，Gd含量较高，随着元素分馏作用，Gd含量越来越小。Gd/Yb的比值也就随着地层时代的变新而逐渐变小(Taylor，1985;Mclennan，1993)。以Gd/Yb等于2.0为界，太古宇的Gd/Yb比值常大于2.0;而后太古宙的年轻地层则小于2.0。由于Gd和Yb在沉积过程中受地质作用的干扰较小，一旦封闭到沉积地层中，它们的含量就很难改变，因而可用它们判别母岩的特性。同样Gd/Yb的比值也是一个常用的判断沉积地层相对时间的方法，它具有随着地层时代的变新而逐渐变小的特点(邵磊等，2001)。

图3.10 川东南-湘西志留系小河坝砂岩La/Yb-∑REE图解(底图据Alleyre，1978)

川东南-湘西地区小河坝组砂岩37件Gd/Yb比值分析表明(图3.11)，总体以2.0为界，样品数值全部在1.5～2.86，比较集中。可能反映其源岩类型比较单一。约76%的样品小于2.0。表明研究区志留系小河坝组砂岩的源岩地层时代主要以后太古宙地层为主;同时含有少量的太古宙地层的源岩。

图3.11 川东南-湘西地区小河坝组Gd_N-Gd_N/Yb_N关系图

H. 美服魔兽世界 交易号 仓库号 洗金 交易方式干过打金的来介绍下

美服没人交易金币的，他们注重，成就，装备，都是团队方式自己打。
美国Facebook和Twitter申请暴雪平台，SMN和美魔兽没任何关系，也用不到
一月15美元/月卡，每冲卡不能交易任何东西。
游戏麦？美国艺电公司的平台，和暴雪啥关系。
美服只有带练，还是中国的。交易东西也只卖给国玩，范围很小。
对了，国内的MF带练，都是弄个摆设，其实不带练的
有些也带练，也是根据国服熟悉的内容，不看英文就知道怎么做任务升级（他们可能都不懂英文）
韩服交易G直接封号，美服交易G超过限度封，封A方不封B方，只封出售交易的，你把钱给别人，就意味着自己号废除，B方不封。你小号交易一次，冲的15美元月卡就没了
欧服可以交易G，但不能使用代理，如果出去欧洲封号。你只能卡着玩了
所以，放弃吧
美国电子商务很发达，但不支持虚拟交易，暴雪更不支持游戏东西交易，这是他们最终极的游戏设计。

I. 背投是什么意思，它与电视有什么区别SMN 是什么意思它是哪三个英文词汇的缩写

背投电视
相信曾在一段时间里，你耳边经常听到、媒体上经常看到"背投电视"一词，或许你正在每天都在使用它。背投电视凭借其自身优势已获得了市场的认可。那么，你了解背投电视了吗？

一、何为背投电视

顾名思义，"背投"就是背后投影的电视机。一种假借投影和反射原理，将屏幕和投影系统置于一体的电视显象系统。在投影显示设备中，按其投影方式投影显示分为正投影（Front Projection）和背投影两种方式。正投影最直接的应用就是投影机，是指光线投射到屏幕正面显象。而背投影其原理简单来说是将投影机安装在机身内的底部，信号经过反射，投射到半透明的屏幕背面显像。背投电视就是这种原理的产物，根据其内部利用的投影机种类，主要可以分为LCD（液晶）和DLP（数码光路处理器）两种。由于投影机和屏幕的合为一体，背投电视的用户无须对系统进行光学调整，使得其使用方便性大大超过了正面投影机。

二、背投电视的技术原理

背投影彩电与普通彩电的成象原理不同，但它是在普通彩电的基础上结合了投影技术，研制开发而成的。从其工作原理上看，接收部分的原理与普通彩电基本相同，而最大的区别在于接收电视信号后的处理上。普通彩电收到视频信号后通过显像管直接显示到屏幕上，而背投影彩电接收到信号后，通过电路处理，再经会聚电路和数字滤波电路优化处理，将其传输给并排放置的红（R）、绿（G）、蓝（B）3只单色投影管。3只投影管产生的电视图像分别经过透镜放大，而经反射镜反射到投影屏上合成为一幅完整的大屏幕彩色图像。普通彩电所用的显像管尺寸和电视的尺寸是一致的，如普通的25英寸电视用25英寸的显像管，而背投影彩电用的是 3个7英寸的小管子，这3只管子分别发出红、绿、蓝3种颜色的光，它们叠加在一起投影到屏幕上，形成完整的图像。即它的基本原理是把我们平常所说的投影机和荧幕融为一体。基本原理可以用下图表示。

投影机投射图象要经过几次反射才能投射到荧幕上，所以背投式投影对于反射镜有很高要求。首先是不能变形，其次是反射率要高。在反射率方面，它和普通光学玻璃反射的方法不同，背投式投影是采用反射率较高的正面反射方式。

投影机是投影显示系统重要部件，其性能参数主要有亮度、对比度、解析度等等，其性能的好坏就代表着荧幕显示的好坏。

在现阶段，大屏幕的背投电视大致可以包括三类：等离子电视、液晶背投电视和DLP背投电视。它们都具有非常高的清晰度，尤其是等离子电视和液晶背投电视。但是，前两种产品虽然都有明显的优势，现在却都受到成本和制造上的限制，价格方面都显得非常昂贵，非一般消费者所能够承担。而现在DLP背投电视同传统的 CRT电视相比具有明显的优势，在价格上则相对其它两种产品而言就便宜了许多。因此，对于大多数家庭用户而言，DLP背投电视才是合理的选择。因此，在这里主要对DLP背投电视进行说明。

DLP是英文Digital Light Porsessor 的缩写，译作数字光处理器。它以DMD（Digital Micormirror Device）以数字微镜装置作为成像器件，反射光投射图像到屏幕。其关键器件DMD是由德州仪器公司开发研制的一种半导体元件，一个 DMD 芯片包含成千上万的微小的正方形反射镜片。这些微镜按照行列紧密排列，每个微镜代表一个像素，并可由相应的存储器控制在开或关的两种状态下切换转动，从而控制光的反射。

DLP投影机的技术关键点如下：首先是数字优势。数字技术的采用，使图像灰度等级达256-1024级，色彩可以达到2563 -10243种，图像噪声消失，画面质量稳定，精确的数字图像可不断再现，而且历久弥新。其次是反射优势。反射式DMD器件的应用，使成像器件的总光效率达60%以上，对比度和亮度的均匀性都非常出色。在DMD块上，每一个像素的面积为16μm×16μm，间隔为1μm。根据所用DMD的片数，DLP投影机可分为：单片机、两片机、三片机。

三、背投电视的优势在哪里

1、更大、更清晰的画面视听享受。

传统的显像管式电视机由于受技术及成本的限制，38英寸基本已是屏幕对角线尺寸的极限，现在市场上最流行的大屏幕普通电视仍以29英寸和34英寸为主，虽然现在显像管电视在设计和品质上有很大的提高，但是其尺寸的先天限制无法营造影院般的临场震撼感觉。而背投彩电的尺寸却是43英寸、48英寸、51英寸，长虹公司还研制出65英寸16：9格式的背投彩电，甚至有公司的投影电视超出了70英寸。而且，今天的背投电视配有3D杜比环绕声和杜比定向逻辑环绕声。这些电视机内部除了左右两个声道的扬声器和重低音音箱外，还装有一个中置扬声器，并提供两个外接的后置环绕音箱。其更大的画面带来更佳的视听效果。

传统显像管彩电大多仍采用隔行扫描技术，行间闪烁严重，看久了会眼睛疲乏、脑袋发昏。包括一些进口的背投彩电也还在使用隔行扫描技术。而现在的背投彩电基本采用逐行扫描技术，如长虹"精显王"背投彩电是全球第一家采用逐行扫描＋60／75HZ变频的精密显像技术，消除了行间闪烁及图像大面积闪烁现象，图像稳定、细腻、层次清晰。而且背投电视种的自动数字降噪和清晰度提高电路能对输入的图象内容逐幅进行检测，动态地控制降噪电路及降噪量，使图像质量得到提高。没有噪波的图像就不会被噪波电平大小所控制的滤波器处理，获得噪波和清晰度均较佳的图像。背投的水平观看角度为160°，垂直视角70°、屏幕亮度提高到了350尼特的水平，完全可以符合观看要求。

2、成熟的高亮度和长寿命使用技术。

背投式显示系统采用的是封闭的投射光路，所以完全避免了外界光线干扰，因此使得屏幕亮度大幅提高。我们知道，一般普通投影机亮度也就在1000流明左右，而背投电视流明可以达到4000～5000左右，这样不会有黯淡的效果，使得显示图像更加艳丽逼真。如长虹"精显王"背投彩电采用由双凸透镜、菲涅尔光学透镜、保护透镜三层组成的均匀增益屏幕，具有超高亮度，还消除了环境光线反射的影响，保护眼睛不疲劳。另外，过去背投彩电由于投影管高热问题没有有效解决，包括许多进口背投彩电仍只有1．5万小时左右使用寿命，而长虹公司对投影管中起冷却作用的冷媒进行了独特配方，延长了使用寿命。长虹"精显王"背投彩电的使用寿命在 2．5万小时，也就是说如每天看4小时，可使用20年，是一些进口背投彩电使用寿命的1．67倍。

3、更多更强的增值保证，适应数字时代要求。

现在的背投彩电一般都拥有VGA、SVGA接口、高保真音响等，接驳电脑后可上网冲浪、观看股票行情、玩电脑游戏等，因其大屏幕的特点，使图文清晰、视听更震撼，为消费者提供了更多更好的增值服务内容。

4、更符合环保健康要求。

传统显像管电视的工作原理是靠高压电子枪打出高速电子流在显像管的荧光粉涂层上发光成像的，在这个工作过程中会产生如X射线这样的电磁幅射，而且屏幕越大，辐射越强。背投电视的工作原理是用三只投影管先把光束投射在机内镜面上，再由镜面反射到屏幕上成像，这一过程中均是光的运动，所以没有辐射的危害。而且DLP背投电视采用全数码处理，这样就避免了普通CRT显示器所必须的扫描屏幕的过程，因此也就避免了图像的闪烁，而使得图像显示更加稳定。也正是这个原因，背投显示也就没有必要采用高压扫描电路，所以也没有X射线辐射，完全实现了零辐射要求，减少对人体的伤害，更符合现代绿色环保潮流，有利于家庭用户的健康。

5、是价格实惠，使用寿命长。

目前市场上的投影仪价格一般在2万元以上，而且主要掌握在洋品牌手中。背投产品性能优越，价格实惠，价格在1－3万之间。此外，前投仪接收信号后，由于传播过程造成光线发散，大量信号遗失，因此最终显示时，原有信号的清晰度、亮度都大大削弱，在许多时候学生根本看不清楚屏幕上的图像和字迹。当投影机灯泡使用寿命到期时，投影机的亮度会明显下降。这时要更换灯泡，目前，灯泡的价格比较高，常见的数据投影机灯泡价格要几千元人民币，使用价值昂贵。而背投彩电的灯管寿命远远高于普通投影，如长虹75P系列背投彩电由于采用国际先进技术，使用寿命达到20000 小时以上，是接收和显示终端设备中性价比最高的产品。

四、背投电视的主要应用领域

1、办公领域。以前在办公会议时候，要观看电脑内容的时候，往往都需要接上一个投影机，挂上屏幕，而且画面有时候还不是很清楚，对会议造成一定的影响。而背投一方面使用简单、方便，另一方面画面尺寸对会议要求完全符合，因此，目前在办公领域具有替代投影的趋势。

2、学校多媒体应用。背投影电视相对于投影机来说，价格相对便宜，而且使用时间长，又有VGA接口，视角宽，完全可以适应多媒体应用要求，性价比更高。因此，在许多学校都建立起了以背投电视为显象设备的多媒体教室。

3、家庭影院。近几年来，随着"家庭影院"的影音观念被引入人们的生活，中层收入人员数量也日益成规模，人们对于电视系统的屏幕尺寸、画质清晰度等提出了更高的要求，而包括纯平电视在内的传统CRT显象管电视，由于自身技术原理局限，其最大尺寸不可能超出38英寸。因此，家居面积的增大与传统电视画面尺寸受限，使背投电视在家庭影院建设中成为首选。