攀枝花米易地区白马含矿岩体微量元素地球化学特征及其意义

郭彦宏，陈友良，郭涛，欧何琼，殷桂芹

攀枝花米易地区白马含矿岩体微量元素地球化学特征及其意义

郭彦宏1，陈友良2，郭涛3，欧何琼1，殷桂芹1

（1.成都理工大学 地球科学学院，成都 610059；2.成都理工大学地学与核技术四川省重点实验室，成都 610059； 3.核工业二〇八大队，内蒙 包头 014000）

文章以白马铁矿具有代表性的及及坪矿段为研究对象，在系统的野外观察和剖面实测的基础上，对白马含矿岩体各矿层岩、矿石的微量元素地球化学特征进行了系统研究。结果表明：白马含矿岩体可划分为四个矿层，各矿层富集的微量元素随着含铁量的变化而有所不同，Ⅰ矿层显著富集V、Cr、Ni、Co等亲铁元素，Ⅱ、Ⅲ和Ⅳ矿层则相对富集Sr、Ba等亲石元素。各矿层样品的稀土元素具有从Ⅰ矿层→Ⅱ矿层→Ⅲ矿层→Ⅳ矿层逐渐增加的特征，反映随着岩浆的演化有逐渐富集稀土元素的趋势。Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ和Ⅳ矿层的δEu值分别为1.35、1.32、1.20和0.94，反映各矿层的结晶先后顺序为：Ⅰ矿层→Ⅱ矿层→Ⅲ矿层→Ⅳ矿层；总体上各矿层形成于相对还原的环境，且随着岩浆演化及磁铁矿的大量结晶，系统氧逸度逐渐降低。依据各矿层样品的微量元素、稀土元素的配分曲线以及特征元素比值特征，认为白马岩体至少由两期（或两阶段）地幔低程度部分熔融形成的岩浆侵入而成，其微量、稀土元素地球化学特征总体上与OIB相似，且与峨眉山高Ti玄武岩具有同源性。

白马岩体；微量元素；地球化学特征；高Ti玄武岩

攀西地区位于扬子陆块西缘，处于康滇地轴（攀西裂谷）的中部，是我国重要的成矿区带之一，也是我国重要的黑色、有色、稀土—稀有等矿产品生产基地（何真毅，2009；杨远萍，2017）。尤其是产于层状基性、超基性岩中的钒钛磁铁矿在全球矿业界享有盛名，先后在攀枝花、红格、白马等地区共发现了8处大型以上矿床和30多处中小型矿床。

自20世纪80年代以来，众多学者即对攀西地区的钒钛磁铁矿开展了大量的研究工作，并取得了一批高水平成果，对含矿层状基性-超基性岩体的成因、岩浆演化特征，钒钛磁铁矿的形成机理、成矿模式与找矿预测模型等均取得了重要进展（宋谢炎等，1994；张招崇等，2007）。但从前人取得的成果来看，其有关研究主要集中在攀枝花钒钛磁铁矿区和红格钒钛磁铁矿区，而对白马含矿岩体的特征研究相对较少。本文在野外详细调查和剖面实测的基础上，对白马含矿岩体的微量元素地球化学特征展开研究，并对岩体的成因进行探讨，以期为攀西地区钒钛磁铁矿的研究和岩浆演化提供新的依据。

图1 白马含矿岩体平面地质简图（陈富文，1990，有修改）

1 矿区地质特征

白马矿区在大地构造位置上处于扬子陆块西缘的康滇地轴中段之泸定—米易台拱上。矿区位处攀西地区中部（图1a），距攀枝花市区东北方向约100km（图1b）。矿区出露的地层主要为中元古界会理群天宝山组的浅变质岩系，震旦系观音崖组与灯影组的碎屑岩-碳酸盐岩建造，以及二叠系上统峨眉山玄武岩地层。白马岩体主要侵位于中元古界会理群天宝山组中。

矿区内岩浆岩十分发育，侵入岩有酸性、基性-超基性以及碱性侵入岩类，其成岩时代为华力西早期到燕山期；喷出岩主要为广泛分布的晚二叠纪峨眉山玄武岩。白马含矿岩体是矿区内分布最广的基性-超基性层状侵入岩体，前人测得其锆石SHRIMP U-Pb年龄为258.5±3.5Ma（Zhou et al，2002）。经详细的岩矿鉴定，白马岩体的岩石类型主要为辉长岩类，包括角闪辉长岩，橄榄辉长岩以及伟晶状辉长岩等。其主要造岩矿物组合相似，均为斜长石＋含钛普通辉石＋橄榄石组合，只不过由于它们含量变化及结构、构造的不同，从而形成比较复杂的、多种多样的岩石类型，进而构成若干个岩层。不同岩性的岩石加入不同含量的钛铁氧化物后又形成不同类型的矿石，进而构成若干个矿体及含矿层。其中磁铁矿化橄榄辉长岩是最主要的矿石类型。矿区内断裂构造发育，以NE向为主，将白马含矿岩体由北向南切割为夏家坪、及及坪、田家村、青杠坪及马槟榔等5个矿段（图1c）（陈富文，1990）。

本次选取白马矿区中北部的及及坪矿段进行研究，该矿段岩体出露良好，分带齐全，具有较好的代表性。通过系统的野外观察和剖面实测，白马含矿岩体无论是在宏观上还是微观上都具有较好的韵律旋回特征，按照矿石质量由岩体中部向两端变贫的趋势，可将及及坪矿段岩体划分为四个矿层，以Ⅰ矿层矿石质量最好，两侧矿层质量逐渐降低。根据岩体中岩石结构、构造特点及矿物组成的不同，亦可将及及坪矿段含矿岩体划分为两大韵律旋回（Ⅰ、Ⅱ韵律）以及两个次级韵律旋回（Ⅱ-1、Ⅱ-2）（图2）。

2 样品采集与分析方法

本次研究在白马铁矿及及坪矿段含矿岩体中共采集了18件样品，其中矿石样品（TFe≥25%）6件，赋矿岩石样品（TFe＜25%）12件。为了保证样品定名的准确性，所有样品均进行了岩矿鉴定。5件角闪辉长岩样品分别采集于Ⅱ、Ⅲ和Ⅳ矿层；4件橄榄辉长岩样品分别采集于Ⅰ和Ⅱ矿层；3件伟晶辉长岩样品分别采集于Ⅰ和Ⅳ矿层；6件橄榄辉长岩矿石则分别采集于Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ和Ⅳ矿层。

图2 白马铁矿及及坪矿段含矿岩体韵律旋回（与矿层划分）示意图

样品全岩微量元素和稀土元素含量分析由核工业二三〇研究所分析测试中心实验室完成，测试方法和依据为GB/T 14506.30-2010（硅酸盐岩石化学分析方法第 30 部分：44 个元素量测定）。使用等离子质谱仪（ICP-MS）进行分析，仪器型号为ELEMENT XR，测试精度优于5%，分析质量监控结果表明样品分析质量满足研究要求。

3 分析结果

3.1 微量元素组成特征

白马铁矿及及坪矿段含矿岩体中不同矿层矿石与赋矿围岩样品的微量元素含量如表1，从表1可以看出：相对于其余矿层，Ⅰ矿层显著富集V（656.0×10-6～2630.0×10-6，平均值为1492.5×10-6）、Cr（70.2×10-6～1570.0×10-6，平均值为460.1×10-6）、Ni（161.0×10-6～362.0×10-6，平均值为234.8×10-6）、Co（78.0×10-6～175.0×10-6，平均值为141.5×10-6）等亲铁元素，矿石质量较差的Ⅲ、Ⅱ和Ⅳ矿层则相对富集Sr、Ba等元素，可能为白马岩体中的磁铁矿和钛铁矿等矿物在分离结晶过程中，与Fe原子半径和电价相近的元素（V、Cr和Ni等）容易进入磁铁矿的矿物晶格，而Ⅰ矿层亏损的元素（Sr、Ba等）原子半径和电价与Fe明显不同，因而不易进入磁铁矿和钛铁矿的矿物晶格中，导致这些元素在Ⅰ矿层中较为亏损。

各矿层样品的原始地幔标准化蛛网图如图3，从图3可以看出：各矿层样品的配分曲线虽有一定差异，但整体趋势较为一致，普遍具有明显的Th、Ta、Sr、Hf、Ti高峰，较明显的Nb、Ce低峰，且与攀枝花岩体配分模式分布特征较为一致，说明其物质来源相似。但部分元素（P、Rb等）与攀枝花岩体明显不同，可能与地壳混染有关（宋谢炎等，2001）。此外，Ⅳ矿层样品BM-39和BM-28 的配分曲线相对于其余样品具有明显差异，呈起伏不大的平缓右倾曲线，可能为不同阶段岩浆的产物。

图3 及及坪矿段含矿岩体各矿层样品微量元素原始地幔标准化蛛网

（原始地幔数据引自Sun et al（1989），攀枝花岩体数据引自song et al（2013）

3.2 稀土元素组成特征

白马铁矿及及坪矿段含矿岩体中不同矿层矿石与赋矿围岩样品的稀土元素分析结果如表2，从表2可以看出：各矿层样品的稀土元素总量差异不大，Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ和Ⅳ矿层样品的ΣREE均值分别为15.97×10-6、29.48×10-6、34.26×10-6和63.54×10-6，具有从Ⅰ矿层→Ⅱ矿层→Ⅲ矿层→Ⅳ矿层逐渐增加的特征，反映随着岩浆的演化岩体有逐渐富集稀土元素的趋势。其中具有较高矿石质量的Ⅰ矿层ΣREE相对较低，可能为CaO、MgO和FeO含量的增加可使熔体聚合度降低，导致溶质（稀土元素）对熔体的分配系数降低（张招崇等，2007）。对及及坪矿段各矿层稀土元素的研究对比发现，除个别样品（Ⅰ矿层的BM-18）δCe＞1外，其余样品的δCe均＜1，一般为0.3～0.86，基本为负异常。δEu在Ⅲ、Ⅱ、Ⅰ矿层的平均值分别为1.20、1.32、1.35，均为正异常，但在第Ⅳ矿层平均值为0.94，无明显的δEu异常。

样品的球粒陨石标准化配分模式如图4。从图4可以看出：及及坪矿段各矿层样品的稀土元素球粒陨石标准化配分曲线均为较平缓的右倾型式，且各矿层样品稀土元素标准化配分曲线较为相似，暗示其物质来源相同。样品稀土配分曲线与攀枝花岩体的特征较为一致，但与OIB相比，LREE相对亏损，可能与岩浆上侵过程中有其他物质加入有关。其中BM-28和BM-39样品轻稀土元素比其他样品更加富集，配分曲线亦有明显差异，可能为不同岩浆期次的产物。从各矿层整体LREE/HREE来看，轻重稀土元素分异程度均为中等，表现为轻稀土相对富集，重稀土较为亏损，但各矿层中矿石的LREE/HREE相对于赋矿围岩较高，可能与岩石中Fe元素的含量有关。

图4 及及坪矿段含矿岩体各矿层样品稀土元素球粒陨石标准化配分模式图

（球粒陨石数据引自Sun et al（1989），攀枝花岩体数据引自song et al（2013））

4 结果讨论

4.1 矿层结晶顺序与氧化还原性

4.1.1 矿层结晶顺序

钟祥等（2018）研究认为白马岩体的矿物结晶先后顺序为橄榄石→斜长石→磁铁矿→钛铁矿→角闪石，斜长石为较早结晶的矿物。而Eu元素对斜长石分配系数较高，因此根据斜长石结晶对Eu的富集作用，认为先结晶的矿层中的δEu值较高，反之晚结晶的矿层中的δEu值较低（陈双双等，2013）。

笔者综合比较四个矿层的δEu值，可以发现位于矿段底端的Ⅳ矿层δEu平均值为0.94，无明显的δEu异常，而Ⅲ矿层、Ⅱ矿层和Ⅰ矿层δEu平均值分别为1.20、1.32、1.35，呈较明显的正异常，反映顶端矿层（Ⅲ，Ⅱ，Ⅰ）斜长石结晶时优先富集熔体中的Eu元素，使底端Ⅳ矿层矿物结晶时相对亏损Eu元素，说明白马岩体及及坪矿段顶端矿层（Ⅲ，Ⅱ，Ⅰ）结晶较早。据顶端矿层（Ⅲ，Ⅱ，Ⅰ）的δEu平均值高低，得出顶端矿层的结晶先后顺序为Ⅰ矿层→Ⅱ矿层→Ⅲ矿层。综上，及及坪矿段矿层的结晶先后顺序为：Ⅰ矿层→Ⅱ矿层→Ⅲ矿层→Ⅳ矿层。

4.1.2矿层氧化还原性

稀土元素中的Eu和Ce是具有重要指示意义的变价元素，可随氧化还原环境不同呈现不同的价态，进而影响元素的沉淀（孟庆涛等，2013）。在相对还原条件下，三价Ce 离子在熔体中能保存较长的时间，而三价Eu离子则被还原成二价的Eu而发生沉淀，使得熔体中出现Ce的相对稳定和Eu的相对异常；而在相对氧化的条件下，三价的Eu离子可在熔体中保存较长时间，而三价的Ce离子则被氧化成四价的Ce离子并沉淀，则流体中出现Eu的相对稳定和Ce的相对异常特征。

图5 及及坪矿段含矿岩体各矿层样品玄武岩地壳混染判别图解

（PM-原始地幔和N-MORB引自Sun（1989），SCLM-大陆岩石圈地幔引自Mc Donough（1990），LC、MC、UC分别代表下地壳、中地壳和上地壳引自Rudnick （2003），URB-未受地壳混染的和MRB-受地壳混染的Rajmahal玄武岩引自Kent（2000），丽江苦橄岩和丽江玄武岩引自Sun（1978），峨眉山高Ti、低 Ti 玄武岩引自肖龙（2003），HBT-夏威夷拉斑玄武岩，HAB-夏威夷碱性玄武岩，Dcecan-暗色岩）

在及及坪矿段中各矿层δCe平均值变化在0.29之间，δEu在各矿层的平均值变化范围在0.41之间，发现Ce相对较为稳定，而Eu较为异常，说明各矿层形成于相对还原的环境。且根据δEu在各矿层中的平均值：Ⅰ矿层（1.35）、Ⅱ矿层（1.32）、Ⅲ矿层（1.20）、Ⅳ矿层（0.94），可得出各矿层还原性的强弱为：Ⅰ矿层还原性＜Ⅱ矿层还原性＜Ⅲ矿层还原性＜Ⅳ矿层还原性。这与钟祥等人对白马铁矿的研究相一致，认为随着磁铁矿的大量结晶，系统氧逸度逐渐降低（钟祥等，2013），与前述矿层结晶的先后顺序结果一致。

4.2 岩浆期次与地壳混染

白马铁矿及及坪矿段含矿岩体样品具有较高的Cr（287.52×10-6）、Ni（163.05×10-6），MgO（平均为8.93%）和镁铁比值（平均为0.81），反映岩浆来源于超镁铁质地幔（吴松洋等，2017），各岩矿石样品也富含大离子亲石元素和部分高场强元素（如图3），同样说明岩浆来源于地幔且富含超镁铁质的特点（赵宇新，2020；刘旭峰等，2019；薛笑秋等，2019）。各样品中稀土元素含量均较低，REE含量远低于洋岛玄武岩（OIB），轻重稀土分馏程度较高（（La/Yb）N平均为6.17），其中大部分样品LREE与正常大洋中脊玄武岩（N-MORB）相当，略低于富集洋中脊玄武岩（E-MORB），HREE更是低于MORB和OIB（如图4），可见其原始岩浆中HREE亏损较为强烈，大部分的HREE残留于地幔源区。而地幔岩体中的HREE强相容于石榴石相，指示源区由富集的石榴石地幔低程度部分熔融形成（吴松洋等，2017；Sun et al，1978）。Sc元素在石榴子石中也为强相容元素（赵正等，2012），Sc（平均为29.2×10-6）的亏损也佐证了这一结论。

从微量元素和稀土元素标准化配分曲线看出，第Ⅳ矿层部分样品曲线（BM-28和BM-39）与其余样品曲线明显不同（如图3、图4），同时发现该地区具有韵律旋回地质特征（如图2），揭示该地区岩体为至少两期（或两阶段）岩浆侵入的结果，这与峨眉山大火成岩具有岩浆多期次侵入特征一致（宋谢炎等，1994）。前人研究发现，来自深部地幔物质的岩浆具有低的La/Ta比值，而受到岩石圈地幔物质混染后该比值将迅速增加，一般在25以上，但La/Sm比值变化不大；而如果混染了地壳物质则La/Sm比值将迅速增高，一般在5以上（朱弟成等，2006；张招崇等，2004）。而白马铁矿及及坪矿段中，BM-39和BM-28样品的La/Ta比值分别为15.36和22.77，与其余样品比值（1.08～6.59，平均为3.61）明显不同，表明BM-39和BM-28受到轻微的岩石圈地幔物质混染。而La/Sm比值（除BM-39样品，为5.43）基本上小于5，范围在1.49～4.73，平均为2.88，表明总体上两期岩体未受到强烈地壳混染。在玄武岩地壳混染判别图解上（如图5），白马岩体总体位于丽江苦橄岩和未受地壳混染的玄武岩（URB）附近，远离中地壳和上地壳物质分布区，少部分靠近下地壳（LC）以及沿硅铝质地壳混染趋势线延伸，表明白马岩体不存在强烈的中上地壳混染，少部分岩体可能与下地壳物质有一定联系，总体上与前人研究结果一致（Zhou et al，2008；Yu et al，2015）。

通过以上讨论，笔者认为白马岩体为至少两期（或两阶段）地幔物质低程度部分熔融岩浆入侵的结果，并且总体上未受到明显的地壳混染，但少部分岩体与下地壳物质有一定联系，同时BM-39和BM-28所在期次岩浆可能还受到轻微的岩石圈地幔物质混染。

4.3 与峨眉山高钛玄武岩的成因联系

白马含矿岩体靠近峨眉山大火成岩省的内带（如图1b），岩石以基性辉长岩类岩石为主，并且赋有Fe-Ti氧化物矿体，其岩石组合特征与峨眉山大火成岩省内带的攀枝花含Fe-Ti氧化物层状岩体一致，并且两者微量元素标准配分曲线相似（如图3和图4），暗示二者具有相似源区，可能都属于峨眉山高Ti玄武岩（Kent et al，2000；宋谢炎等，2005）。在Sm/Yb-La/Sm图解中（如图6），大部分岩矿石样品投在高Ti玄武岩系列中，部分岩石样品投影在攀枝花岩体区域内。各矿层的La/Sm比值较分散，可能与富Fe矿物的堆晶作用有关（陈列锰等，2014）。

图6 及及坪矿段含矿岩体各矿层样品Sm/Yb-La/Sm图解

（攀枝花岩体引自Song（2013），峨眉山高Ti、低 Ti 玄武岩引自肖龙（2003））

但是在Sm/Yb-La/Sm图里，发现少部分样品比较靠近低Ti玄武岩区内（BM-17、BM-15和BM-39），甚至第Ⅰ矿层里的样品BM-20投影点落在低Ti玄武岩区域内，那么这些样品（包括BM-20）到底是属于低Ti玄武岩系列，还是由其他原因所致？

从微量元素特征方面来看，这些岩矿石样品（包括BM-20）和及及坪矿段其余岩矿石样品标准配分模式都与攀枝花岩体相似（如图4），具有轻重稀土分馏明显，以及富集大离子亲石元素（LILE）和高场强元素（HFSE）的特点，且配分曲线总体介于OIB和E-MORB之间（如图4），但更加接近OIB，显示出与峨眉山高Ti玄武岩具有高度亲缘性（陈雪峰等，2016）。同时，前人在研究岩浆作用的过程中发现，相容性相似的元素在岩浆结晶分异和部分熔融的过程中比值保持不变（Condie et al，2003），因此借助这些微量元素的特性可以有效识别白马岩体的岩浆源区，如Nb/Yb和Th/Yb的比值。将白马铁矿及及坪矿段的岩矿石样品投在Nb/Yb-Th/Yb相关图上（如图7），可以发现图中岩石样品全部靠近OIB端元。但投影点偏向地幔演化趋势线上方，可能与源区中有来自地壳物质的贡献有关（陈雪峰等，2016）。根据前人研究，高Ti基性岩系列为OIB型，低Ti基性岩系列为岛弧型（Shellnutt et al，2011；2014）。综上，可以认为在图6中靠近低Ti玄武岩区域的岩矿石样品（包括BM-20）与及及坪矿段其余岩石样品一样与高Ti基性岩地球化学特征相一致，属于高Ti基性岩系列。

前人研究认为，不相容元素中Th和Ta的比值能够很好地反应原始岩浆的地球化学特征，在原始地幔中Th/Ta值约2.3，而在下地壳、中地壳和上地壳中Th/Ta值较高，分别约为3.45、9.25和10（宋谢炎等，2001）。在图6投影点相对较为异常的样品中，其Th/Ta值相对于样品平均值明显较高（BM-20为5.96、BM-17为7.09、BM-15为3.76，样品整体平均Th/Ta值为2.49），显示出图6中的投影异常点Th/Ta值高于原始地幔，可能为不同成分的地壳混染所导致。这与前人对俄罗斯大火成岩省的研究结果一致，认为低钛玄武岩的成因之一是遭受更为严重的地壳混染作用，且与混染物质的成分差异有关（Lightfoot et al，1990；Sharma et al，1997）。因此，在Sm/Yb-La/Sm图解中，有少部分岩石样品靠近低Ti玄武岩系列，甚至BM-20投影在低Ti玄武岩系列内是与地壳混染有关。

图7 及及坪矿段含矿岩体各矿层样品Nb/Yb-Th/Yb图解

（岛弧玄武岩引自Tsvetkov（1991），Hochstaedter（2000）；峨眉山高Ti、低Ti 玄武岩引自肖龙（2003）

5 结论

本文在系统的野外观察和剖面实测的基础上，对白马铁矿及及坪矿段含矿岩体各矿层岩、矿石的微量元素地球化学特征进行了系统研究，得出以下主要认识：

1）白马含矿岩体按照矿石质量由岩体中部向两端变贫的趋势，可将及及坪矿段岩体划分为四个矿层，以Ⅰ矿层矿石质量最好，两侧矿层质量逐渐降低。微量元素研究表明，各矿层富集的微量元素随着含铁量的变化而有所不同，Ⅰ矿层显著富集V、Cr、Ni、Co等亲铁元素，Ⅱ、Ⅲ和Ⅳ矿层则相对富集Sr、Ba等与铁离子半径和电价差异较大的元素。各矿层样品的稀土元素具有从Ⅰ矿层→Ⅱ矿层→Ⅲ矿层→Ⅳ矿层逐渐增加的特征，反映随着岩浆的演化有逐渐富集稀土元素的趋势。

2）Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ和Ⅳ矿层的δEu值分别为1.35、1.32、1.20和0.94，具有逐渐降低的趋势，反映各矿层的结晶先后顺序为：Ⅰ矿层→Ⅱ矿层→Ⅲ矿层→Ⅳ矿层；总体上各矿层形成于相对还原的环境，且随着岩浆演化及磁铁矿的大量结晶，系统氧逸度逐渐降低。

3）依据各矿层样品的微量元素、稀土元素的配分曲线以及特征元素比值，得出白马岩体至少有两期（或两阶段）地幔低程度部分熔融形成的岩浆侵入，并且岩体不存在强烈的中上地壳混染，部分岩体可能受到不同程度的下地壳物质混染；同时，白马含矿岩体的微量、稀土元素地球化学特征总体上与OIB相似，且与峨眉山高Ti玄武岩具有同源性。

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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

攀枝花市国土资源局科研项目“国土资源部野外科学观测研究基地-白马铁矿典型地质观察剖面实测”。

郭彦宏（1994-），男，四川绵阳人，硕士研究生，从事矿床地球化学研究工作

陈友良（1965-），男，湖南人，教授，研究方向：铀矿地质

P595

A

1006-0995（2021）01-0131-09

10.3969/j.issn.1006-0995.2021.01.026