雪峰炒股群

㈠ 介紹幾本炒股學慣用書

股票知識的書籍（電子版）網站，下面三個站點的內容比較適合初學者，你看看吧。
http://www.8nn8.com/zt/gssm/股市掃盲
http://www.left-in.com/stock_study_1.htm股市入門基礎
http://finance.sina.com.cn/stock/blank/xgmgl.shtml股民入市全攻略

㈡ 早志留世灘北雪峰組合

（一）地質特徵

集中分布於灘北雪峰-小盆地一帶，受祁漫塔格主脊斷裂控制明顯，與古元古代金水口岩群、奧陶紀-志留紀灘間山（岩）群呈侵入接觸關系。部分圍岩具角岩化蝕變，蝕變帶寬窄不一；侵入體內部見有圍岩包體，大小在10～90cm，少部分以殘留體形式產出，出露最大面積約40m²，圍岩包體成分以片理化碎屑岩、變火山岩為主，呈不規則狀、稜角狀。岩石發育球狀風化地貌，受後期構造應力作用，發育次生節理、裂隙，其中貫入有後期二長花崗岩脈、正長花崗岩脈及細晶岩脈等。岩石普遍發育弱片麻理構造，片麻理總體方向與侵入體長軸方向、區域構造方向基本一致。岩石中見有少量富黑雲母包體，大小在3～5cm之間，無規律分布。同源包體為暗色閃長質包體，形態呈條狀（照片3）、液滴狀、次渾圓狀-渾圓狀，大小在1～10cm之間，最大40cm，呈星散狀分布，局部定向，方向20°～30°，包體長軸方向與寄主岩弱片麻理方向一致，與寄主岩界線清楚；密集區1m²含1～2個，一般為10～30個/m²。

圖4-1 東昆侖祁漫塔格走廊域奧陶紀-泥盆紀花崗岩地質圖

1—早志留世灘北雪峰組合；2—晚志留世十字溝組合；3—早泥盆世蓮花石組合；4—中晚泥盆世西大溝組合；5—晚泥盆世東溝組合；6—晚泥盆世阿達灘組合；7—中晚泥盆世哈得爾甘組合；8—早泥盆世巴音郭勒基性雜岩；9—晚泥盆世-早石炭世巴音郭勒呼都森組合；10—晚泥盆世庫魯克彼捷里克塔格組合；11—早泥盆世塔鶴托坂日組合；12—鎂鐵質-超鎂鐵質岩塊；13—同位素采樣點及年齡值（Ma）；14—斷層；15—地質界線；OSN—納赤台群；OStm—吐木勒克構造蛇綠混雜岩；OST—灘間山群；Ⅰ₁—柴達木陸塊；Ⅰ₂—北祁漫塔格早古生代岩漿弧和祁漫塔格早古生代結合帶；Ⅰ₃—昆侖陸塊；Ⅰ₄—南昆侖俯沖碰撞雜岩帶；Ⅱ₁—玉龍塔格-巴顏喀拉邊緣前陸盆地；F₁—昆南斷裂；F₂—東昆中斷裂；F₃—那陵格勒河斷裂；F₄—阿達灘斷裂；F₅—格爾木隱伏斷裂

（二）岩石、礦物及岩石組合特徵

鏡下實際礦物分類，該組合岩性單一，為花崗閃長岩，岩石呈灰色、淺灰色，中細粒花崗結構，部分岩石具變余花崗結構，弱片麻狀構造，塊狀構造。礦物粒徑在0.36～6.44mm之間，成分為斜長石（49%）、鉀長石（8%）、石英（30%）、黑雲母（10%）、角閃石（2%）及微量磷灰石，其中偶見有鉀長石似斑晶。

1）斜長石：呈半自形板狀或粒狀晶，具簡單環帶構造，鈉長石雙晶常見，較強的絹雲母化、簾石化，An＝26，為中長石。

2）鉀長石：他形晶，發育波狀消光，伴有輕微黏土化。

3）石英：他形粒狀，局部石英動態重結晶，晶內發育不規則鑲嵌波狀消光或帶狀消光變形結構，具細粒化。

4）黑雲母：板狀、片狀，普遍被綠泥石化和葡萄石化，呈紅褐色，多色性Ng′＝紅褐色，Np′＝淡黃色，解理膝折，發育緞帶或波狀消光變形結構。

5）角閃石：具綠色多色性，柱狀、板柱狀，具定向排列。

副礦物主要為磷灰石、金屬礦物、榍石、鋯石，以包體形式出現在主要礦物中，副礦物組合類型為磷灰石-榍石-磁鐵礦型。

（三）岩石、礦物及岩石組合特徵

圖4-2 R₁-R₂圖解

底圖據Batchelor，1985

1—早志留世灘北雪峰組合；2—早泥盆世蓮花石組合；3—東溝組合；4—晚志留世十字溝組合；5—西大溝組合；6—阿達灘組合

該組合實際礦物分類岩性為花崗閃長岩石，利用岩石化學測試數據對花崗岩實際礦物分類進行校正，部分花崗閃長岩應屬於英雲閃長岩的范疇（圖4-2，圖4-3），因此該組合為英雲閃長岩＋花崗閃長岩＋（二長花崗岩）組合。

圖4-3 硅鹼圖解

原圖據Middlemost，1994；圖例所代表岩性同圖4-2中1～6

岩石化學測試成果列於表4-1，岩石從英雲閃長岩至花崗閃長岩SiO₂變化不大，主要在60.07%～71.15%之間，富鉀、富鈉，且 Na₂O 含量主要在1.07%～4.41%之間，K₂O含量變化在1.55%～4.82%之間，Na₂O＋K₂O 為4.41%～7.45%，Na₂O/K₂O 為0.23～2.71，主要為鉀質類型，樣品含有較高的TFeO（1.68%～7.3%）和較低的MnO（0.04%～0.15%）、MgO（0.54%～3.56%）和P₂O₅（0.02%～0.24%），Al₂O₃變化較小（13.1%～16.67%），A/CNK主要在0.80～1.06之間，個別為1.288，為偏鋁質-弱過鋁質岩石，在SiO₂-AR圖解中（圖4-4）樣品分布於鈣鹼性岩區，SiO₂-K₂O圖中（圖4-5）樣品主要分布於高鉀鈣鹼性區。

表4-1 主元素分析成果（單位：%）

續表

續表

註：TB1～13為灘北雪峰組合；S1～13為十字溝組合；AD1～6為阿達灘組合；L1～9為蓮花石組合；D1～20 為西大溝組合；DG1～15為東溝組合；T1～7為灘北雪峰基性岩牆。

哈克圖解中（圖4-6），隨著SiO₂百分含量的微量增加，TiO₂百分含量未見明顯變化，P₂O₅、Al₂O₃、TFeO、MnO、CaO、MgO、Na₂O 百分含量呈減少趨勢，K₂O 增長。K₂O-Na₂O-CaO圖解中（圖4-7）顯示為富鉀的鈣鹼性趨勢，並不具TTG的趨勢。

稀土及微量元素測試成果列於表4-2，英雲閃長岩與花崗閃長岩具有相似的稀土元素配分模式圖（圖4-8），稀土總量為（118.27～424.30）×10^-6，輕重稀土元素之比2.66～9.85，（La/Yb）_N變化較大，在5.79～24.09之間，表現為輕稀土強烈富集的特徵，輕稀土分餾強烈，曲線向右陡傾，重稀土分餾不明顯，曲線近平坦，（Gd/Yb）_N集中在1.43～2.81之間，Y/Yb為9.8～13.1，δEu為0.46～0.76，具明顯的負異常。SiO₂-δEu圖解中（圖4-9），隨著SiO₂含量增長δEu有微弱下降的趨勢，顯示岩漿在演化過程中斜長石有一定程度的結晶分離作用。

微量元素測試成果列於表4-2，岩石中Rb（74.4×10^-6～184×10^-6）、Zr（198×10^-6～373×10^-6）含量較低，Ba含量較高，在（66～1237）×10^-6之間，Sr含量變化大，在（155～420）×10^-6之間，但主體仍為小於400×10^-6的低Sr花崗岩，僅一個樣品屬於高Sr花崗岩。微量元素特徵見標准化蛛網圖（圖4-10），除一件高Sr的樣品外，岩石明顯出現了Sr、P、Ti的負異常。

圖4-4 SiO₂-AR（鹼度率）圖解

底圖據Wright，1969；圖例所代表岩性同圖4-2中1～6

圖4-5 SiO₂-K₂O圖解

底圖據Rollison，1993

1—鉀玄岩系列；2—高鉀鈣鹼性系列；3—鈣鹼性系列；4—低鉀拉斑玄武岩系列；圖例所代表岩性同圖4-2中1～6

（四）花崗岩形成時代

採用單顆粒鋯石激光燒蝕多接收器電感耦合等離子體質譜儀（LA-ICP-MS）進行測年工作，樣品由天津地質礦產研究所測試，實驗室條件、測試參數、儀器、流程等同前。

表4-2 微量元素分析成果 (單位：l0^-6)

續表

續表

圖4-6 哈克圖解

圖例所代表岩性同圖4-2中1～6

圖4-7 K₂O-Na₂O-CaO圖解

原圖據Barker and Arth，1976圖例所代表岩性同圖4-2中1～6

圖4-8 稀土元素球粒隕石標准化配分模式圖

標准化數據據Boynton，1984

圖4-9 SiO₂-δEu圖解

圖例所代表岩性同圖4-2中1～6

圖4-10 微量元素比值蛛網圖

球粒隕石標准化數據據Thompson，1982

1.ⅡP10JD（U-Pb）1-1號樣

樣品采自灘北雪峰東南部，岩性為灰白色中粗粒花崗閃長岩，樣品新鮮且無脈體。測試成果列於表4-3，樣品中1～13，15～20，22～24，26號等23顆鋯石測點²⁰⁶Pb/²³⁸U表面年齡加權平均值為434.2±3.2 Ma（圖4-11），可以較精確的確定花崗閃長岩形成年齡為434.2±3.2 Ma。

圖4-11 花崗閃長岩鋯石U-Pb年齡和諧圖和直方圖（ⅡP10JD（U-Pb）1-1）

2.IIP10JD（U-Pb）3-1

樣品采自灘北雪峰東南部，岩性為中粗粒花崗閃長岩（岩石化學分類應為英雲閃長岩），測試成果列於表4-4，樣品中2～21號等19顆鋯石測點²⁰⁶Pb/²³⁸U表面年齡加權平均值為434.7±3.2 Ma（圖4-12），可確定花崗岩形成年齡為434.7±3.2 Ma。

㈢ 雪峰的網路作品

《宋殤》 類別： 歷史
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《仙道厚黑錄》 類別： 仙俠
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《飛將》 類別： 歷史
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小說類別：秦漢三國 總推薦：65564 月推薦：8 周推薦：0
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《星空風暴》 類別：玄幻
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㈣ 關於國內股票書籍

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股票期貨技術分析
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股票是股份證書的簡稱，是股份公司為籌集資金而發行給股東作為持股憑證並藉以取得股息和紅利的一種有價證券。每股股票都代表股東對企業擁有一個基本單位的所有權。同一類別的每一份股票所代表的公司所有權是相等的。每個股東所擁有的公司所有權份額的大小，取決於其持有的股票數量占公司總股本的比重。股票是股份公司資本的構成部分，可以轉讓、買賣或作價抵押，是資本市場的主要長期信用工具，但不能要求公司返還其出資。

㈤ 《怎樣利用消息炒股》陳火金，文雪峰，王玉娟》.pdf

不重要，消息面落後技術面，你知道一條消息，一定有人比你先知道，比如一家公司發布業績預升的公告，你只知道預升，但是並不知道真還是假，實際情況高於預期還是低於預期，但是公司大股東高管一定知道，高於預期就會買股票，k線就會是上漲趨勢，低於預期就會賣股票，如果市場有人接手k線就是盤整趨勢，沒人接手就直接下跌，那你覺得，實際情況，是看消息快還是看技術面表現快？

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㈦ 如何評價張雪峰老師雪峰老師為什麼突然就不火了

張雪峰是一位網紅考研教師，憑著七分鍾解讀34所985高校而成功走紅，隨著人氣上升，張雪峰還受邀參加了一些綜藝節目，人氣大大添加。張雪峰走紅後幫忙不少同學規劃考研，在迷茫的日子中尋找燈塔，但是爆紅後，張雪峰點評了西南大學，並因此遭到爭議。

張雪峰不火的原因與他的言辭有很大的聯系，或許是因為人氣增高，所以張雪峰什麼都敢說。此前張雪峰在視頻中給同學們主張，他說不主張咱們去西南大學，因為學習的是獸醫。這一番言辭放到網上後，掀起許多討論，西南大學的學生對此非常不滿，工作發酵後，張雪峰發文抱愧，但學生們並不配合，張雪峰因此遭到許多爭議。

㈧ 雪峰（銻金）礦集區

湘中盆地—雪峰毗鄰隆起區8萬km²的地區內已發現銻礦床（點）、礦化點共171處，其中工業礦床約40處。本區是全球最大的銻成礦區。它的出現與殼幔演化過程中發生湘中富銻地幔柱這一深部地質異常事件是分不開的（張術根等，1996）。

湖南銻金礦床集中分布在湘西北成礦域內的雪峰弧形隆起帶及其東南側，即所謂的「雪峰（銻金）礦集區」。該礦集區內不但發育有錫礦山、沃溪等大型、超大型銻金礦床，而且分布有諸如廖家坪、符竹溪、龍山及漠濱等眾多銻金礦床（點）。有關該礦集區銻金礦床的成因認識至今仍有爭議。對雪峰礦集區內銻、金礦床的成因認識已提出了如下三種主要觀點：

（1）最早的岩漿成因說，認為岩漿熱液作用為成礦提供了主要的礦質來源和熱動力力源（張振儒等，1978；楊舜全，1986）。

（2）20世紀80年代流行的沉積—變質成因說，認為成礦物質主要來自其賦礦圍岩，成礦是賦礦圍岩中金屬元素在變質作用過程中發生活化、遷移和富集的結果（塗光熾等，1984；羅獻林等，1996），這種元素遷移、富集成礦的過程又與地殼中大規模流體活動密切相關（馬東升，1997）。

（3）海底熱鹵水噴流（或熱泉）成礦說（張理剛，1985）。

岩漿成因論提出後，很快遭到懷疑和否定，主要是由於在很多礦床中沒有發現岩漿岩，一時找不到岩漿岩與已知礦（床）體在空間上的直接聯系。如沃溪、漠濱、龍山等礦床即是如此。然而，「岩漿否定論」（完全否定岩漿作用對銻金成礦的貢獻）卻與近年來新發現的許多地質事實不相符。而在「再造成礦」的學術思想（塗光熾等，1984，）指導下發展形成的沉積—變質成因認識雖已被普遍接受而流行，但通過地層中金屬元素的遷移和再富集形成如錫礦山那樣的巨量（大於200萬噸）金屬銻的堆積，不但其過程和機理目前無法驗證，而且受到大量最新同位素定年資料的挑戰。同樣，觀點（3）也難以與大量同位素成礦年齡測定結果相符合（凌水成，1999）。

成礦特徵：區內銻、金成礦除發育於中元古界冷家溪群、新元古界板溪群馬底驛組和五強溪組、及震旦江口組等前寒武系淺變質岩系（如西安、沃溪、漠濱、及龍山等一大批典型Sb—Au礦床等）之外，還廣泛發育於顯生界的不同層位中，如錫礦山超大型銻礦的主礦體即賦存於古生界泥盆系佘田橋組和棋梓橋組中，且礦區范圍內出露的各時代的岩系地層，如下石炭統等都見有銻、金礦化（凌水成，1999）；又如安化滑板溪等一帶的銻金礦床（點）則賦存於奧陶系寧國組的淺變質岩中（鮑振襄，1993）；辰溪長田灣銻礦則產於石炭系灰岩中；安化太平金礦床礦區范圍內出露有自新元古界板溪群到古生界志留系等很多岩系地層，但主要銻金礦化卻並不受前寒武系變質岩系控制，而是發育於古生界奧陶系粉砂質岩系中（張寧，1999）。此外，在雪峰隆起西北側的白堊系紅層中也發現了微細浸染型金礦化。可見，區域銻金成礦並非局限於某一層位，而是具有十分明顯的區域穿層成礦特徵。

岩性控礦而非 「層控」 對區內前寒武系淺變質岩中的部分典型銻金礦床成礦地質特徵的總結表明：富含鈣質、凝灰質的砂岩或砂質板岩、粉砂岩或粉砂質板岩等是銻金礦床的有利成礦/控礦圍岩。而近年來在湘中發現的如太平、廖家坪、高家坳、白雲鋪、下馬橋等許多銻金礦床，多賦存於下奧陶系和中泥盆統等不同層位中。其主要控礦圍岩岩性為：泥質粉砂岩、石英雜砂岩、粉砂質泥岩等（陳強春，1998）。此外，廣西的馬雄銻礦的賦礦圍岩為下泥盆統炭質、泥質粉砂岩；雲南的木利銻礦即賦存於下泥盆統的灰岩、硅質岩、及頁岩中（華仁民，1994）。而世界其他地區如西伯利亞的Olimpiada銻金（鎢）礦床產於（中元古代）灰岩及變質板岩互層的碎屑沉積岩中（Afanasjeva et al.，1995）；南美的Ixtahuacan銻金（鎢）礦床賦存於由炭質頁岩、砂岩及灰岩互層組成的黑色頁岩中；美國Bolivia地區的眾多銻金礦床的賦礦圍岩為泥盆系和志留系的粉砂岩、板岩夾互層狀炭質板岩；中歐捷克和斯洛伐克等地的銻金礦床，則主要產於富含中酸性火山碎屑岩的石墨片岩、綠色千枚岩及變質砂屑岩等淺變質泥砂質岩系中（Dill，1998）。湖南銻金礦床與臨近省區及世界其他地區的同類礦床相比，具有相似（同）岩性的賦/控礦圍岩。而且，富含炭質、鈣質及凝灰質的陸源碎屑混雜岩系可能是該類礦床的最有利成礦/控礦圍岩。因此，區內銻金礦成礦不但並非局限於某個或某幾個層位，而是穿越不同時代的地層、於具相同（似）岩性的有利圍岩中富積成礦。即是岩性控礦而非「層控」。

賦礦圍岩Sb、 Au含量特徵 馬東升等（1998）系統地研究了區內前寒武系變質岩中Sb、Au等礦化元素的含量特徵，測得賦礦圍岩中Sb含量在1.6×10^-6～2.6×10^-6之間，富集度在8～13之間；Au含量為2.4×10^-9～3.6×10^-9，富集度在1.3～2之間。但目前對顯生界其他賦礦岩系的礦化元素含量等的系統分析和研究還不多見。劉繼順（1996）的分析結果顯示：顯生宇Au含量在1.7×10^-9～4.4×10^-9之間，Sb含量在7.5×10^-6～17.5×10^-6之間。而區域泥盆系的Sb含量在0.68×10^-6～2.26×10^-6之間。不同的研究者所得的分析結果不同，但對比後發現，顯生宇與前寒武系岩系具相似的含金性特徵：含金量低，接近地殼豐度值（1.8×10^-9）。同時，與前寒武系岩系相比，盡管顯生宇的Sb含量有可能偏高，但泥盆系地層與前寒武系岩系的Sb含量還是近於一致，接近其地殼豐度值（0.2×10^-6）。雖然區域上Sb、Au礦床具有明顯的穿層成礦特徵，但Sb、Au成礦的規模、強度等在不同的層位有明顯的差別。

統計分析表明，湖南省內53%的金礦床（點）分布於前寒武系岩系中，前寒武系變質岩系蘊含了省內55%以上的黃金儲量。而顯生界泥盆系中產有目前世界上最大的銻礦床——錫礦山銻礦床。不同層位中這種Sb，Au成礦規模和強度的顯著差異，與賦礦地層的Sb，Au含量特徵形成了強烈的對比。看來，賦礦地層某部位或地段的Sb，Au含量特徵並不是決定其Sb，Au成礦作用發育強度和程度的關鍵因素。此外，大量分析結果表明賦礦圍岩中Sb，Au含量分布極不均勻。Sb，Au成礦即是地層中一種特殊的Sb，Au不均勻分布。故在很大程度上，探討Sb，Au成礦機理就是探討Sb，Au不均勻分布的機理。

Sb—Au 成礦與印支—燕山期岩漿活動的時空耦合 ①印支—燕山期岩漿活動是席捲全區的重大地質事件。盡管在如沃溪、龍山、漠濱等一些礦床內，至今尚未發現有岩漿岩，但沿桃江—白馬山—城步區域性大斷裂及其兩側分布的城步、瓦屋塘、白馬山、芙蓉、關帝廟、溈山等岩體或復式岩體都為印支—燕山期侵入或有印支—燕山期的岩體，這些岩體或岩脈在空間上形成了一條規模壯觀的岩漿岩帶；②芙蓉復式花崗岩體在區域上形成一系列岩脈群，溈山花崗岩的內外接觸帶已發現中酸性岩脈就達160條之多，瓦屋塘—崇陽坪—中華山花崗岩體的西側也見有眾多煌斑岩等基性岩脈群，而紫雲山、奎溪坪—洞底坪等地的煌斑岩脈群更是特別發育；③在該區域性斷裂西北側、雪峰隆起（及其以南）的太平、符竹溪、廖家坪、沈家埡、沃溪、莫家坪、錫礦山等大量銻金礦床內和/或其外圍都發育有含Sb、Au的各類岩脈；④在該區域性大斷裂東南側，岩漿活動更為強烈，如水口山、關帝廟（印支期）等大量花崗岩體及其外圍的大量煌斑岩脈群（其中僅清水塘、馬頭山等地就分布有100多條煌斑岩脈）。

近年來在錫礦山、廖家坪、符竹溪、板溪、田莊、太平等一大批Sb—Au礦床內發現了大量印支—燕山期的基性、超基性，及中酸性的長英質岩脈（體）。同時，在白馬山、中華山、黃茅園、大乘山、芙蓉等花崗岩岩體內部和/或周邊找到了Sb Au礦床/點（權正鈺等，1998）。特別是一些岩脈金、銻含量之高使其本身即成為工業礦體的事實，較好地表明了岩漿活動對區內金成礦的貢獻。如安化廖家坪金礦床內發育的花崗斑岩脈含金可高達6.1×10^-6，多在0.5×10^-6以上（羅綱元，1994）；安化江南鎮則發現了煌斑岩型金礦化（黃業明，1996）。而一些印支—燕山期的中酸性岩體的Sb、Au含量分析結果（表7-1），則更進一步地說明，岩漿活動與區內銻金礦床成礦的可能聯系。

就金而言，除仙鵝抱蛋岩體的金含量接近其地殼豐度值外，其餘已知岩體的金含量都明顯高出其地殼豐度值，而且具較高的富集度。且不同時代的岩石中，基性、超基性岩的金含量隨時代變老而趨於增高；酸性岩則隨其時代變新金含量趨於增高，以燕山期I型花崗岩含金量最高（楊舜全，1986；王甫仁，1993；李恆新，1995）。對銻而言，燕山期花崗岩（岩體或岩脈）中Sb的富集也很明顯。如水口山花崗閃長岩中輝銻礦Sb含量30×10^-9；新邵梨樹坳花崗閃長斑岩群的輝銻礦Sb含量達210×10^-9～350×10^-9；而一些產於燕山期的岩體中的礦床之閃鋅礦也含有較高的Sb，如鴨公塘礦區的閃鋅礦含Sb高達1000×10^-6以上（王甫仁，1993）。

所有這些表明：印支—燕山期的岩漿岩與區內銻金礦床之間有明顯的時空關系，印支—燕山期的岩漿活動與區內銻金成礦作用在成礦物源和成礦流體等方面具成因聯系。

此外，最新的成礦年齡同位素測定結果（表7-2）顯示：區內銻金成礦主要發生在印支—燕山期。其次，如吳良士等（2000）測得錫礦山的成礦年齡為156.29±4.63Ma（Sm—Nd法）；金坑沖礦石鉛同位素模式年齡為145～244Ma（羅獻林等，1996）；沃溪和龍山的石英流體包裹體Rb—Sr等時線年齡分別為144.8±11.7Ma和175±27Ma（馬東升，1999）。這些已被廣泛引用的最新的成礦年齡數據，初步揭示了區內銻金成礦與印支—燕山期大規模的岩漿作用在時間上的明顯耦合關系。雖然一些研究者認為區內岩脈規模小，不具備提供大量礦質（金、銻）的能力（彭建堂等，1999）。但我們不能因為岩脈的規模小而否定區域大規模岩漿作用的存在。相反，眾多規模小的印支—燕山期岩脈的廣泛出露，更加證明了印支—燕山期大規模岩漿作用的客觀存在。礦床作為一種特殊的岩石，也是地球層圈作用過程的產物。銻金成礦與印支—燕山期大規模的岩漿活動在時間、空間上的明顯耦合關系，預示了區域銻金成礦與印支—燕山期岩漿作用之間的可能成因聯系。

表7-1 部分印支—燕山期岩體（脈）的Sb、Au含量

表7-2 部分岩體（脈）的同位素年齡測定結果

機制探討 Sb 的地球化學研究表明，巨量金屬Sb 的富集或堆積是一個長期而持續的過程，且地球層圈作用過程中，Sb的遷移主要通過非岩漿過程的含水流體，使來自深部地幔和地殼沉積物中的Sb遷移進入聚斂板塊邊緣的岩漿源區（Milleretal，1994；Peucker⁃Ehrenbrinketal，1994；JochumandHofmann，1997），進而積聚形成含礦流體庫。由於Sb元素的不相容性，俯沖帶環境極有利於Sb通過俯沖遷移而於地殼中發生超常富集或巨量堆積（Jochum and Hofmann，1997）。Au與Sb的構造地球化學性質有所區別，既可通過非岩漿過程的含水流體遷移，又可通過上侵的岩漿直接向上遷移進入地殼淺部。因而二者既可同時富集成礦，又可相互不發生聯系而分別成礦。

中元古代末華南板塊與揚子陸塊開始對接、碰撞，形成大陸碰撞造山帶（鄧家瑞等，1998）。雪峰Sb—Au礦集區即在這種構造背景下演化、發育。到中生代印支—燕山期，華南大地構造格局的根本性轉變（EW向擠壓轉為NE NNE向的伸展拉張）奠定了Sb—Au成礦大爆發的地質背景。在華南板塊與揚子板塊拼接、碰撞過程中，華南板塊板塊向揚子板塊俯沖，Sb—Au通過含水流體的非岩漿作用過程向板塊聚斂帶遷移。此過程可能自元古宙末開始，持續到加里東期。同時，在板塊俯沖過程中，由於上地幔熱上隆，發生板片拆離，引發陸殼部分熔融作用，形成板緣岩漿源或岩漿庫。非岩漿過程遷移的Sb—Au含礦流體進入板緣岩漿源區，形成Sb—Au含礦流體庫。從而導致板緣岩漿源或岩漿庫中物質和能量的極度積聚。受中國東部岩石圈減薄等深部地質過程影響，中生代印支—燕山期中國東部發生了大規模的、突變性的構造動力轉折。構造格局的根本性轉變誘發斷裂作用，增強了地殼滲透性。這種構造應力性質的突變和滲透性構造的急速擴容作用，為板緣岩漿源區或岩漿庫超常積聚的物質和能量的急劇釋放提供了力源並創造了空間條件，從而引發Sb—Au含礦流體庫的大爆炸，導致Sb—Au成礦大爆發，引起岩漿大侵位等。區內廣泛發育的Sb—Au礦床和各種岩漿岩及脈岩即可能是這種成礦大爆發的不同表現形式。

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