矿床地球化学（精选8篇）
矿床地球化学 篇1
一、3 6 1铀矿床地质特征
361矿床位于诸广山复式岩体南部, 地堑式的百顺断陷带中部, 南北向构造带、北北东向构造带与近东西向的暖水塘-焦坪断裂带三者复合部位, 受断陷带东缘 (F1) 牛澜断裂带上盘次级“入”字型构造 (F2) 烟筒岭断裂带所控制。矿区内岩性复杂, 构造发育, 热液活动强 (图1) 。地层出露简单, 只见有新生界第四系近代积层和残积层。岩浆作用频繁, 侵入体为中生代的诸广山岩体, 岩性主要有粗中粒斑状黑云母花岗岩, 其次为粗粒斑状黑云母花岗岩和中细粒黑云母花岗岩。岩脉极其发育, 脉岩主要有伟晶岩、细晶岩、细粒黑云母花岗岩、花岗正长岩及辉绿岩, 其中以粗中粒斑状黑云母花岗岩和细粒花岗岩与铀矿化关系最密切。
1.粗粒巨斑状黑云母花岗岩;2.中粗粒斑状黑云母二长花岗岩;3.中粒斑状二云母花岗岩;4.细粒二云母花岗岩;5.碱交代岩;6辉绿岩;7.硅化岩;8.碎粉岩;9铀矿体
二、3 6 1铀矿床稀土元素地球化学特征
根据图2可以明显看出, 沥青铀矿脉的稀土总量最高, 其次为碱交代富矿石和绿泥石化、水云母化碎裂花岗岩, 主构造边部的辉绿岩的稀土总量相对较低。
在富矿石沥青铀矿脉中稀土元素高度富集, 稀土元素总量ΣREE达到334.05μg/g, 明显高于地壳平均值 (146.8μg/g) , L/H值为3.13μg/g, 较低, (La/Yb) N值为2.25μg/g, Eu亏损明显, δEu值为0.24μg/g, δCe值为0.92μg/g, 属Ce亏损型, 在稀土元素配分模式图上, 呈轻稀土元素轻微亏损和重稀土元素轻微富集的海鸥型模式 (图3) 。
导致沥青铀矿中稀土元素富集以及L/H比值较低, 使分配模式呈海鸥型的因素可能是在成矿热液中, 稀土元素以络合物形式进行迁移 (黄国龙, 2010) , 而这种络合物的稳定性随着原子数的增加而增强, 因而在富C O 2的热液中, H R E E的碳酸阴离子络合物比LREE的更容易溶解和迁移。当热液流体发生去气作用而导致络合物发生分解时, L R E E、H R E E碳酸阴离子络合物都发生沉淀。但在相同的条件下, HREE的碳酸阴离子络合物比LREE的更容易发生沉淀, 从而造成沥青铀矿中H R E E的富集优于L R E E (黄国龙, 2 0 1 0) 。
近矿围岩样品中绿泥石化水云母化碎裂花岗岩、萤石化碎裂岩、绿泥石化花岗岩的稀土元素总量介于160.39~218.09μg/g之间, 平均值为191.96μg/g, 高于地壳稀土元素总量平均值 (163.5μg/g) ;L/H比值介于6.20~14.13之间, 平均值为9.79, 高于陆壳平均值 (9.53) 。Eu值介于0.508~0.658, 平均值为0.59。反映出花岗岩成岩过程岩浆内的轻稀土元素发生了强烈的分馏作用, 而重稀土元素分馏作用弱。它们的Eu异常都较为明显δEu=0.26~0.37, 平均为0.263, Ce异常都较弱, 其值δCe在0.95~1.01之间, 平均为0.977。这些特征反映它们是在大陆边缘陆棚水环境中沉积形成的 (吉磊, 1992) 。三个样品稀土元素分布曲线大致相似, 表明花岗岩各样品稀土元素分馏程度相同。
从稀土元素球粒陨石标准化分布形式图 (图5) 可知:在361铀矿床中构造碎粉岩的稀土元素配分曲线明显比其他的要低, 但各个岩石样品的曲线形态基本一致, 说明它们的形成演化条件和时期基本相同, 同时也显示样品之间稀土元素分馏程度基本相同。各个岩石样品稀土元素总量较高, Eu的负异常极强, 稀土配分模式曲线呈右倾下滑式的“V”字形, 而且数值都在1上方。各稀土元素分量、∑REE、L/H与球粒陨石标准值相差数十到数百倍;∑REE的值在56.64~218.09μg/g之间, L/H比值在5.07~14.13之间, 明显是轻稀土相对富集, 重稀土相对亏损。
在萤石化碎裂岩中, 稀土元素总量ΣREE为160.39μg/g, 在硅化角砾岩稀土元素总量ΣREE值为144.60μg/g, 而且它们的球粒陨石标准化曲线的数值基本上都是在10以上。由此可以推测, 萤石化、硅化与铀矿化的关系较密切, 可以作为找矿标志。
几乎所有蚀变岩石的铀含量均高于未蚀变岩石, 并随着蚀变的增强, 铀含量增加。这一特点表明, 在成矿过程中, 随着热液向围岩两侧扩散和渗透, 造成热液蚀变岩石, 并导致铀含量的提高, 虽然热液蚀变能使岩石中铀的存在形式改变, 但是由于热液蚀变产生的黏土又能将铀固定下来, 使吸附铀和裂隙铀增加。因此, 蚀变带本身是成矿作用的产物, 不太可能为成矿提供大量铀源, 只能作为寻找热液铀矿床的有效找矿标志。
摘要：361铀矿床沥青铀矿脉的稀土总量最高, 其次为碱交代富矿石和绿泥石化、水云母化碎裂花岗岩, 主构造边部的辉绿岩的稀土总量相对较低。富矿石沥青铀矿脉中稀土元素高度富集, 稀土元素配分模式图上, 呈轻稀土元素轻微亏损和重稀土元素轻微富集的海鸥型模式。花岗岩成岩过程中, 岩浆内的轻稀土元素发生了强烈的分馏作用, 而重稀土元素分馏作用弱。在361铀矿床中构造碎粉岩的稀土元素配分曲线明显比其它的要低, 但各个岩石样品的曲线形态基本一致, 说明他们的形成演化条件和时期基本相同, 同时也显示样品之间稀土元素分馏程度基本相同。几乎所有蚀变岩石的铀含量均高于未蚀变岩石, 并随着蚀变的增强, 铀含量增加。
关键词：361铀矿床,花岗岩型铀矿床,稀土元素地球化学特征
矿床地球化学 篇2
分析了四川冕宁大型稀土矿床硫同位素组成.结果显示成矿期脉石矿物重晶石与矿化期后硫化物(黄铁矿和方铅矿)的硫同位素组成明显不同,前者富集34S,其δ34S为+1.8‰～+6.7‰,后者富集32S,其δ34S在-10.9‰～-2.1‰之间,表明本区成矿流体中的硫和矿化期后富含硫化物流体中的硫具有不同的来源.矿区各种类型矿石中的.重晶石均普遍遭受过风化作用,且δ34S随风化作用的增强而增加,暗示物理分馏效应是本区重晶石硫同位素组成差异的主要原因,重晶石风化过程实际上是一个贫32S、富34S过程,未风化重晶石的δ34S与典型幔源硫的δ34S(0‰左右)相近,成矿流体中硫主要来源于地幔.矿石中重晶石风化作用过程中被淋滤的32S可能是矿化期后富含硫化物流体中的硫的重要来源,但有待深入研究.
作 者：李波 黄智龙 许成 LI Bo HUANG Zhi-long XU Cheng 作者单位：李波,LI Bo(昆明理工大学,国土资源学院地质系,云南,昆明,650093;中国科学院,地球化学研究所,矿床地球化学国家重点实验室,贵州,贵阳,550002)黄智龙,HUANG Zhi-long(中国科学院,地球化学研究所,矿床地球化学国家重点实验室,贵州,贵阳,550002)
矿床地球化学 篇3
1 矿床地球化学的概念
矿床化学通常就是采用现代地球化学理论与技术对去研究矿床的一个非常重要的分支, 其在二十世纪的后半段出现并发展, 它研究的主要对象有不同类型的金属矿床、 非金属矿床和油气储藏。在研究的过程中主要的目标是借助现代地球化学理论的应用以及各种地球化学分析测试的技术对矿床的成矿时代进行全面的了解, 同时要和能够对矿物质源区的性质进行全面的研究, 同时还要在这一过程中建立矿床成因模式, 还要认真的确定模型这样才能对区域找矿形成有效的指导。
2 矿床地球化学方法在斑岩铜矿床中的应用
2.1 成矿物质来源的分析
矿床地球化学通常是借助矿物当中的微量元素稀土元素和同位元素的方法, 同时充分的结合矿床自身的地质特征对成矿物质来源进行更加科学和全面的分析及研究, 采用矿石或者是特征矿物当中的硫、铅、氢、氧等稳定性相对较强的同位素组成判断出成矿物质来源, 这种方法也成为了矿床地球化学研究过程中非常重要的一种方式和方法。 以前的研究人员在实际的工作中按照热液矿床硫同位素组成的基本特征研究出了三种不同的来源, 地幔硫主要是来源于硅镁层和上地幔的硫同位素当中, 同时其也组成了变化相对较为狭窄和陨硫铁的硫同位素基本构成有着非常强的相似性。 地层硫在不同环境下后塍的岩矿石在硫同位素组成方面有着非常强的相似性。地层当中所存在的有机硫通常是负值, 此外, 其变化的幅度也相对较大。 混合硫。 地幔上来源的岩浆在上侵的过程中和地壳物质产生了一定的混染现象, 在这样的情况下也就使得硫同位素的数值完全和混染地壳物质的性质以及严重程度有关。
在对碳同位素组成研究的过程中发现热矿床研究时, 我们可以充分的应用热液矿物的同位素来对矿物质的来源进行跟踪在研究中成矿晚期的含菱铁矿当中因为碳从岩浆当中迁移到了成矿流体当中, 碳在形式方面根本就没有出现变化, 同时在热液结晶的时候碳同位素分流也相对比较小, 所以我们可以采用简单的类比方式对碳源进行跟踪, 这样就可以推断出原始矿当中的具体成分, 此外还充分的展现出了矿区厂中铜矿成矿物质岩浆的具体来源。
2.2 在成矿年代判断中的应用
成矿时代的判断和确认对认识矿床自身的特征和成因等都有着十分重要的作用, 同时还能对成矿热液的具体来源进行科学的总结和分析, 在这一过程中还能对预测和矿查产生十分积极的作用。
当前经常使用的矿床鼎年的方法主要有古地磁法、地质方法以及同位素测年方法等, 古地磁定年法在应用的过程中会受到多种因素的影响和限制, 应用并不是十分的广泛。 地质定年法在应用的过程中不能精确的判断出成矿的年代, 同位素测年的方法在实际的应用中越来越广泛。 这种方法通窗是采用自然放射性同位素的衰变规律来判断出稳定字体同位素的含量, 进而就能够十分精确的计算出这种岩石或者是矿物的地质年龄。 同位素定年法在应用的过程中一定要注意三个要素:测试样品一定要具有高度的同时性, 测试样品本身要具备完全一致的初始比值, 形成后体系一般处在了封闭的状态, 同位素检测的方法有很多, 主要有Sm- Nd法、U- Pb法等等。
近年来, 对金属进行直接同位素测年的技术方法得到了很大的进步, 对矿物流体包裹体的Rb- Sr法和Ar- Ar法、矿石矿物的Rb- Sr法、Sm- Nd法和Re- Os法、 还有硫化物和金属氧化物的Pb同位素逐步淋滤定年法都是很好的方法。 例如Re- Os测年法, 它不仅适用于辉钼矿, 也可用于测定锇铱矿、铜镍硫化物矿石、铂族元素矿床及黑色页岩的年龄等。
2.3 在成矿流体来源研究方面的应用
在研究成矿流体来源时, 对流体包裹体的分析和测试提供了一种重建古成矿流体化学特征与演化的直接方法, 也是矿床地球化学研究中的重要内容。 目前主要是通过研究包裹体成分及元素比值和包裹体氢、氧同位素组成, 此外, 包裹体温度、密度和盐度也可以对流体的来源具有一定的指示作用。 研究流体包裹体元素比值主要有Na+/K+ 比值, F- /Cl- 比值以及I/Br和Br/Cl比值。 例如:根据Roedder资料, Na+/K+ 比值可作为判断热液类型的一个标志, 一般的来说, 岩浆热液的Na+/K+ 比值一般小于1, 而与沉积或地下热卤水有关的矿床其Na+/K+ 比值较高。
包裹体水的氢、氧同位素组成是判断成矿流体来源的重要依据, 一般用不含氢的矿物如石英、方解石、硫化物等测定包裹体水的氢同位素组成, 用不含氧的矿物如硫化物、萤石等测定包裹体水的氧同位素组成, 也可用测定含氧矿物的氧同位素组成通过换算成包裹体水的氧同位素组成。
3 斑岩铜矿床的地球化学异常评价
3.1 寻找盲矿体的地球化学标志:Cu、Ag、Mo出现中外带异常和Pb、Zn、As、S、Co的外带异常, 元素只有浓度梯度变化而组合分带不明显, Mn只有弱异常;在Cu、Ag异常内有时有K2O的正异常, Ti、Mn为正异常。
3.2 含矿岩体中等剥蚀时, 不论地表有露头或被残坡积层覆盖, 应用岩石或土壤地球化学方法均可有效发现异常, 特点是规模大、强度高、分带明显:中心是Cu、Ag、Mo高强度异常, 伴随有高K、Rb和Ti、Mn低值带; 外围有Pb、Zn、F、S、Co、As异常及Ti、Mn正异常, 呈现断续分布特点;据Cu、Mo、Ag异常中心可圈出赋矿地段或赋矿部位。
3.3 深剥蚀或尾部异常的特征:Cu、Ag异常规模小, Mo异常相对强, Ti、Mn有时有带出低值带, 外围Pb、Zn、Co异常及Ti、Mn带入正异常零星或不出现, 无V异常, 分带不如中等剥蚀明显, 黄铁矿中Pb、Zn、Ag、As含量低。
结束语
矿床地球化学是一个边缘化的学科, 它为斑岩铜矿的研究有着十分重要的作用, 但是其在发展的过程中依然存在着一定的不足, 我们在研究的过程中要针对这些不足加以改进和完善煤只有这样才能更好的促进我国地质工作的全面发展, 为我国其他行业的发展也提供了更好的条件。
参考文献
[1]姚春亮, 陆建军, 郭维民, 袁林, 李伟.斑岩铜矿若干问题的最新研究进展[J].矿床地质, 2007 (2) .
矿床地球化学 篇4
青海锡铁山矿床硅质岩的地球化学特征及形成环境
锡铁山滩间山群中广泛发育与铅锌成矿作用关系密切的硅质岩.地质、地球化学特征研究表明,区内硅质岩具条带状和纹层状构造,与含矿层产状一致.岩石总体以贫Si,富Al、Fe、Mn、Na等为特征,属不纯硅质岩,主成分与火山-沉积盆地热水沉积硅质岩特征相似.硅质岩的Fe/Ti、(Fe+Mn)/Ti、Ni/ Co、Ti/V等比值与热水沉积物类似,As、Sb、Ba、Ag、Hg等指示微量元素显著富集,REE总量低、Ce亏损较明显.表明本区硅质岩为热水沉积成因,形成于陆缘裂谷环境.
作 者：李峰 坚润堂 赵向东 LI Feng JIAN Run-tang ZHAO Xiang-dong 作者单位：昆明理工大学,国土资源工程学院,云南,昆明,650093刊 名：昆明理工大学学报(理工版) ISTIC PKU英文刊名：JOURNAL OF KUNMING UNIVERSITY OF SCIENCE AND TECHNOLOGY(SCIENCE AND TECHNOLOGY)年，卷(期)：200934(6)分类号：P588.24关键词：硅质岩 地球化学 热水成因 锡铁山矿床
矿床地球化学 篇5
关键词：矽卡岩,铅锌矿床,稀土元素,成矿环境
1 矿区地质简述
矿区主要出露晚古生界地层, 包括第四系 (Q) 、中二叠统洛巴堆组 (P2l) 、上石炭-下二叠统来姑组 (C2P1l) 。其中来姑组 (C2P1l) 为主要含矿地层, 其分布于整个矿区, 上部岩性段以灰黑色板岩为主, 夹石英、长石石英晶屑凝灰岩及泥灰岩, 下部岩性段以砂岩为主, 夹板岩、少量砾岩、凝灰岩、灰岩。
矿区范围内目前共有20个大小不等的铅锌矿 (化) 体, 沿矿区主断层带及其两侧展布, 主要呈层状、似层状产出。以Pb-14矿体规模最大, 其次为Pb-12、Pb-13、Pb-20及Pb-21矿体, 本次主要研究对象为Pb-21矿体。Pb-21矿体位于整个矿区西部, 爬格西坡地段, 矿体在平面上呈近南北向展布, 形态上呈“蛇”形。矿体整体走向186°, 倾向西, 倾角54°~68°。矿体平均品位:Zn6.95×10-2、Ag19.78×10-6、Pb0.32×10-2。
矿区矿物组成主要金属矿物有方铅矿、闪锌矿、黄铁矿、磁黄铁矿、磁铁矿、黄铜矿, 少量黄锡矿、辉钼矿、孔雀石;脉石矿物主要有方解石、石英、石榴石、透辉石、硅灰石、阳起石、透闪石、绿帘石、绿泥石、黑云母、绢云母等。矿石组构:矿石的结构主要见它形粒状结构, 半自形-自形粒状结构, 乳浊状结构, 残余结构, 浸蚀结构。矿石的构造主要见块状构造, 稠密浸染状构造, 浸染状构造, 条带状构造, 斑点状构造, 网脉状构造。
2 分析测试方法
选取18件样品送至西南冶金地质测试所进行全岩分析测试。常量元素使用Axios X荧光仪通过X荧光法、重量法、滴定法、原子吸收法等方法 进行检测, 检测标准 参照GB/T14506.28 -2010、DZG20-02、GB/T14353-2010, 检测温度20℃, 检测湿度60%;微量元素使用i CAP6300全谱仪、802W摄谱仪、Nex ION300x ICP-MS质谱仪、AFS2202E原子荧光仪、Axios X荧光仪通过发射光谱法、质谱法、原子荧光法、X荧光法等方法进行检测, 检测标准参照DZG20-05、DZG20-06, 检测温度20℃, 检测湿度60%。测试结果列于表1、表2中。
3 常量元素特征
三件岩体样品中, 花岗斑岩具有稍高的Al2O3、Fe2O3、Na2O、K2O, 稍低的Mg O、Ca O, 总体上成分相近。岩体样品Si O2平均含量69.72%, Al2O3平均含量9.82%, Ti O2平均含量0.15%, 呈现高硅、中-高铝、低钛的特征。4件石榴石矽卡岩样品中, Si O2、Fe2O3、Ca O为主要组成部分, Si O2含量29.95%~35.54%, 平均33.06%, Fe2O3含量18.02% ~27.72% , 平均24.15% , Ca O含量33.00% ~36.82% , 平均34.72%, Al2O3平均含量仅1.46%。根据赵一鸣 (1986) 对矽卡岩分类的划分原则, 该矿区矽卡岩中的Ca含量远大于Mg、Mn和K+Na的含量, 故该矽卡岩为典型的钙矽卡岩。石榴石矽卡岩常量元素特征显示样品中除少量多余的Ca O、Si O2组分可能以方解石、石英存在外, 大部分为石榴石 (钙铁榴石Ca3Fe2[Si O4]3) , 这与镜下观察到的现象一致。3件磁铁矿石样品中, 随着深度的加深TFe含量与Si O2、Mg O、Ca O含量呈现负相关关系;TFe平均含量26.9%, Mg O平均含量7.78%, Ca O平均含量11.73%, 明显高于粉砂岩;Si O2平均含量24.95%, Al2O3平均含量0.62%, K2O平均含量0.053%, 明显低于粉砂岩。因此, 随着铁、镁、钙对硅、铝、钾的交代, 磁铁矿化不断加强。粉砂岩除Si O2平均含量64.92%外, Al2O3平均含量14.03%, TFe平均含量2.71%, Mg O平均含量2.47%, Ca O平均含量2.60%, K2O平均含量3.47%, 显示含有一定量的粘土矿物。铅锌矿石常量元素特征与磁铁矿石有一定的相似性, 随着深度的加深Pb、Zn元素含量与Si O2含量呈现明显的负相关关系;TFe平均含量8.51%, Mn O平均含量2.00%, 明显高于粉砂岩;Al2O3平均含量4.63%, K2O平均含量0.33%, 明显低于粉砂岩。其特征显示出铅锌矿化的过程, 实际上是铅、锌、铁、锰对硅、铝、钾的交代过程。
4 稀土元素特征
3件岩体样品的ΣREE值变化于107.92×10-6~240.34×10-6, 平均158.5×10-6, LREE/HREE=5.57~13.95, (La/Yb) N=5.98~19.39, 明显富集轻稀土元素; (La/Sm) N=2.38~6.94, (Gd/Yb) N=1.71~2.29, 轻稀土元素分馏程度高于重稀土元素;δEu=0.18~1.16, 平均0.61, δCe=0.82~0.94, 平均0.9, 总体呈现铕负异常, 铈弱负异常。4件矽卡岩样品的ΣREE值变化于24.79×10 -6 ~57.72×10 -6, 平均41.85×10 -6, LREE/HREE=5.17~8.85, (La/Yb) N=6.20~18.12, 明显富集轻稀土元素; (La/Sm) N=1.09~4.18, (Gd/Yb) N=2.35~3.61, 轻稀土元素分馏程度高于重稀土元素;δEu=1.27~3.28, 平均2.11, δCe=0.64~0.71, 平均0.67, 呈现铕正异常, 铈负异常。3件磁铁矿石样品的ΣREE值变化于6.93×10-6~9.95×10-6, 平均8.30×10-6, LREE/HREE=5.76~7.51, (La/Yb) N=8.39~10.92, 明显富集轻稀土元素; (La/Sm) N=2.96~4.32, (Gd/Yb) N=1.68~2.42, 轻稀土元素分馏程度高于重稀土元素;δEu=1.19~1.86, 平均1.59, δCe=0.77~0.87, 平均0.81, 呈现铕正异常, 铈负异常。4件粉砂岩样品的ΣREE值变化于179.23×10-6~251.47×10-6, 平均228.5×10-6, LREE/HREE=8.07~8.95, (La/Yb) N=9.84~11.48, 明显富集轻稀土元素; (La/Sm) N=2.94~3.63, (Gd/Yb) N=2.17~2.57, 轻稀土元素分馏程度高于重稀土元素;δEu=0.60~0.78, 平均0.68, δCe=0.84~0.96, 平均0.91, 呈现铕负异常, 铈弱负异常。4件铅锌矿石品的ΣREE值变化于64.44×10-6~157.72×10-6, 平均104.3×10-6, LREE/HREE=7.49~9.58, (La/Yb) N=11.10~15.49, 明显富集轻稀土元素; (La/Sm) N=3.13~3.66, (Gd/Yb) N=2.21~3.23, 轻稀土元素分馏程度高于重稀土元素;δEu=0.40~0.63, 平均0.54, δCe=0.56~1.03, 平均0.82, 呈现铕负异常, 铈负异常-无异常。
5 结束语
稀土元素球粒陨石标准化分布型式图显示所选取的岩矿石样品均呈现向右缓倾、负Ce异常的分布特征, 与岩体一致, 存在一定的同源性。本次提供的矽卡岩样品为钙质矽卡岩, 且富含钙铁榴石, 其稀土配分型式与岩体相比具较低∑REE及正Eu异常 (图1、图2) 。前人通过实验研究表明, 在较氧化环境下生成的石榴石富钙铁榴石分子, 而还原条件下生成的石榴石更富含钙铝榴石组分[1]。钙铁榴石通过渗滤交代作用, 发生了较快的水岩反应, 且渗滤作用产生的稀释效应使矽卡岩∑REE降低。造成其正Eu异常的可能原因: (1) 根据矿物类质同像置换原理, 在不破坏晶体结构条件下, 离子半径相近的元素可以进行类质同像置换。石榴石中八配位的Ca2+ (r=1.12A) , 可容纳八配位的Eu3 (+r=1.066A) , 但不能容纳八配位的Eu2+ (r=1.25A) , 所以矿物类质同像置换可能是矽卡岩Eu正异常的重要因素之一, 这与钙铁榴石在比较氧化的条件下生成的事实相符; (2) 矿物或岩石对流体中Eu2+的吸附, Sverjensky认为溶液中Eu3+在高温条件下不稳定, 它与Eu2+之间可以通过:Eu3++Fe2+→Eu2++Fe3+的氧化还原反应使Eu3+转化为Eu2+, 换言之, Eu2+在流体中以主要形式出现指示高温环境[2]; (3) 高温热液流体具正Eu异常, 在流体与围岩作用生成石榴石矽卡岩的过程中, 石榴石捕获了一定量的流体包裹体, 造成矽卡岩呈现Eu正异常。矽卡岩稀土配分型式还具向右缓倾的特征, 探讨其可能的原因: (1) 淋滤作用, 但根据Bach et al的研究, 流体对岩石稀土的淋滤性从La到Lu逐渐降低, 得到的结果刚好相反[3]; (2) 岩石本身对稀土元素的吸收差异, 根据Gaspar et al提供的热力学资料显示钙铁榴石优先与LREE结合, 而钙铝榴石优先与HREE结合[4];随后赵劲松等人通过总结发现从不同成因和不同地质背景下产出的富含钙铁榴石的石榴石具相似的、富集LREE的REE分布模式, 而富含钙铝榴石的石榴石的REE分布模式恰好相反[5]。这种富集LREE、亏损HREE、正Eu异常的呈折线型稀土配分模式的石榴石和矽卡岩被称之为岩浆成因的矽卡岩[1,5]。磁铁矿石稀土配分型式与矽卡岩十分相似 (图2) , 区别只在于磁铁矿石∑REE低于矽卡岩, 表明它们之间存在成因联系。在淋滤作用的影响下, 磁铁矿石REE大量流失, 如格陵兰伊苏亚BIF型铁矿中磁铁矿∑REE=6.02×10-6~8.08×10-6[6];新疆东天山红云滩铁矿床中磁铁矿∑REE=2.26×10-6~12.53×10-6[7];新疆西天山查岗诺尔铁矿床的磁铁矿甚至出现一组残缺的配分曲线, 其MREE和HREE低于检测限[8], 他们认为磁铁矿残缺的REE曲线代表了晚期矽卡岩阶段磁铁矿的特征。蒙亚啊矿床矽卡岩期矽卡岩及磁铁矿石稀土元素均出现正Eu异常, 指示矽卡岩阶段为高温氧化环境。粉砂岩、铅锌矿石稀土配分型式相似, 且与岩体接近 (图3) 。粉砂岩∑REE高于岩体, 与其内部含有的粘土矿物紧密相关, 粘土矿物对稀土元素特别是轻稀土元素有富集作用[9], 这也造就了其向右缓倾的分布模式。铅锌矿石继承了其围岩 (粉砂岩) 的稀土分布特征, 只是经过流体的淋滤使其∑REE稍有减少。铅锌矿石的负Eu异常与矽卡岩及磁铁矿的正Eu异常相对, 暗示成矿过程从矽卡岩期到石英硫化物期成矿环境由高温氧化环境转变为低温还原环境。研究表明, 稀土元素的含量及分布特征不仅与离子间的类质同象置换、岩石或矿物本身对REE的吸附能力有关, 还与流体的PH值、Eh值、温度压力、络合介质种类、水-岩反应的阶段等密切相关[10], 所以, 仅凭岩矿石稀土元素含量及分布模式来判断其成因是不够严密的, 但我们可以从中获知蒙亚啊矿床各成矿阶段温度及氧化还原环境的转变。
参考文献
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矿床地球化学 篇6
微量元素地球化学是地球化学的重要分支学科之一,微量元素在岩石和矿物中的含量极其微少,在地质作用过程中它们在岩石和矿物中的浓度极易发生较明显的变化,因而微量元素可作为地质作用过程的示踪剂[3]。近年来,随着对黄沙铀矿区铀矿勘查工作的进一步开展,鉴于还未有过对221铀矿床元素地球化学特征方面的研究,本文将从微量元素地球化学入手,系统采集坑道内矿石及围岩样品,总结该矿床的微量元素迁移变化特征,探讨微量元素、稀土元素与铀成矿作用的关系,为该地区的下一步铀矿勘查工作提供借鉴。
1 区域地质背景
黄沙铀矿区位于青嶂山复式岩体中南部,处于黄田江断陷带的西南边缘、竹山-镇岗东西向褶皱带的南侧。区内出露岩性主要有燕山早期第一阶段肉红色粗粒、中粗粒似斑状黑云母花岗岩,是铀矿化的主要围岩;燕山早期第三阶段细粒二云母花岗岩,分布于矿区南部,是假茶坑岩体的一部分,在岩体内保留有燕山早期第一阶段的残留体;此外,区内还出露有燕山晚期细粒花岗岩、花岗斑岩、石英斑岩、石英正长岩及各种脉岩等,前者呈岩滴、岩脉状产出,后者主要为中基性岩脉,还有花岗岩脉、细晶岩脉及少量的正长岩脉。它们的产出严格受断裂构造的控制。
黄沙铀矿区内构造十分发育,主要表现为断裂和断陷两种形式。断裂构造主要呈EW向、NNE向展布,NWW向断裂也较发育,但规模较小(图1)。
EW向断裂是区内发育规模最大、活动时间最长的一组断裂,以黄沙断裂和上竹坑断裂为代表,横贯全区,它们是竹山-镇岗褶皱带的组成部分。该组断裂构造延伸十几千米到数十千米,构造宽度达十余米至数百米,控制了区内一些带状花岗岩体、花岗斑岩及基性脉岩的分布。黄沙断裂和上竹坑断裂两者联合组成黄沙断陷带,控制了黄沙铀矿区的展布。
NNE向断裂构造的规模也较大,以良伞寨断裂、下村断裂、F53与F55断裂为代表。F53与F55及良伞寨与下村断裂,分别组成了鹅公塘断陷带与下村断陷带,控制了区内矿床的分布。良伞寨断裂是斜贯全区先扭后压的主导断裂,形成了以蚀变破碎带为主的断裂带。F53与F55是两条走向近似平行、倾向相反的对偶断裂,两者组成了一个宽约0.9 km,长3.7 km的NNE向断陷带,控制了本区主矿带的展布,其中F53为断陷带的主要控矿构造,为一由北向南收敛的蚀变破碎断裂带,走向15°~20°,倾向南东,倾角50°~60°,构造带内岩石主要以赤铁矿化、绢云母化碎裂花岗岩及花岗碎裂岩为主,构造带中心局部为条带状角砾岩、糜棱岩和少量石英岩,岩石内片理、裂隙发育,破碎强烈。F55断裂构造发育不完整,倾向NW,倾角60°~70°,构造弱化,以破碎为主,行迹不清。
1.中泥盆系;2.震旦系;3.花岗斑岩;4.燕山晚期细粒花岗岩;5.正长岩、石英正长岩;6细粒二云母花岗岩;7中粒似斑状黑云母花岗岩;8.粗中粒似斑状黑云母花岗岩;9.粗粒似斑状黑云母花岗岩;10.硅化断裂带;11.蚀变破碎带;12.中基性岩脉;13.断陷带范围;14。矿床及编号
NW向组断裂同铀矿化关系极为密切,基本上控制了区内矿体的展布。当中基性岩脉(特别是闪长煌斑岩)有成矿期的硅质脉充填、叠加或同近EW向、NEE向蚀变破碎带、硅化带重接、斜接、反接时,往往铀矿化变好,或有较大的工业矿体产出,NW向的中基性脉岩同NW向的硅化破碎带重接部位也有较好的铀矿化或矿体产出,NW向的硅化破碎带单独出现时,也可形成规模小、变化大的矿体。
2 矿床地质特征
矿床位于黄沙铀矿区中部,区内岩浆活动强烈,构造发育,出露岩性有燕山早期过渡相粗中粒斑状黑云母花岗岩、边缘相中细粒二云母花岗岩、补体细粒二云母花岗岩、燕山晚期细粒花岗岩及中基性岩脉。
区内构造纵横交错,组成网格状骨架,矿床内北东向良伞寨断裂是斜贯全区先扭后压的主导断裂,与其成生联系的北西向次级构造F61和北东向次级构造F60是矿床主要储矿构造(图2)。粗中粒二云母花岗岩、闪斜煌斑岩是矿化的主要岩性,矿体严格受F60、F61号(组)带控制,主要矿化方向有二组,即主构造与不同方向的次级构造交汇复合部位成矿,硅化破碎带与闪斜煌斑岩脉呈斜接、重接、反接部位,形成工业矿体,其产状与主构造带的产状基本一致。
矿石结构构造较简单,主要呈浸染状、细脉状等。铀矿物主要有沥青铀矿和晶质铀矿;次生矿物有铀黑、脂铅铀矿、硅钙铀矿、钙铀云母等,呈集合体产于矿石的颗粒间和裂隙中。脉石矿物主要有中细晶石英、微晶石英、玉髓、萤石、方解石、高岭土等。金属矿物有黄铁矿、赤铁矿,少量方铅矿、黄铜矿等。围岩蚀变主要有白云母化、绢云母化、赤铁矿化、硅化,局部可见萤石化、黄铁矿化、绿泥石化;与矿化关系密切的有萤石化、黄铁矿化、赤铁矿、硅化。
3 样品采集与分析
系统采集221矿床坑道内矿石及围岩共9件样品,其中矿石样品3件,围岩样品6件。样品由广州澳实分析检测有限公司分析测试,测试方法代码为ME-MS81,测试仪器为电感耦合等离子体发射质谱,仪器型号Agilent 7700x,分析结果见表1、表2。
4 微量元素特征
4.1 微量元素组成
表1为221铀矿床坑道内矿石与围岩的微量元素含量。由矿石与围岩的微量元素原始地幔蛛网图(图3)可知,221铀矿床蚀变围岩富集大离子亲石元素Rb、Cs、U,较为富集Y、Sb、W,明显亏损Ni、Th等;铀矿石则明显富集Rb、Sb、W、Pb、U。但不管是蚀变围岩还是铀矿石,轻微量元素的富集亏损拟合较好,而重微量元素的的富集亏损差异则较大。这可能与成矿物质中各微量元素的地球化学行为特征有关,同时也反应了流体中重微量元素的分馏作用较为明显[4]。
4.2 微量元素相关性分析
运用SPSS统计软件分别对221铀矿床的矿石和围岩进行R型聚类分析,聚类分析结果见图4,由图可知,矿石样品中元素的相关性都比较好,当距离为10时,可以分为3类:(1)Ni,Y,Sc,Co,Cu;(2)Hf,Th,Cr,Zr,Ta,Rb,Nb,Zn,Cs,Sr,Sb;(3)W,U,Ba,Pb。然而围岩样品中元素的相关性较差,当距离为10时,可以分为6类:(1)Nb,Hf,Ta,Th,Sr,Zn,Zr;(2)Sc,Y;(3)Co;(4)Rb,Cs,Pb,Ba,W;(5)Cr,Ni,U,Sb;(6)Cu。
此外,在表3中,从U与各元素的相关性可以看出,矿石中U与各元素的相关性都比较好,其中与U元素呈负相关关系且相关系数小于-0.9的元素有Sc、Ni、Rb、Y、Nb;相关系数介于-0.9~-0.7的元素有Zn、Sr、Cs;与U元素呈正相关关系且相关系数介于0.7~0.9之间的元素有Ba、Pb;相关系数大于0.9的元素为W。在围岩中,U与各元素的相关性比较差,除个别元素外,大部分元素的相关系数介于-0.66~0.58之间,元素间分类无规律。由此可知,矿石与围岩的元素分类明显不同,在相关性上也有很大差异,说明矿石中的元素不来自于围岩或者不完全来自于围岩。
1.第四系;2.细粒二云母花岗岩;3.中细粒二云母花岗岩;4.粗中粒二云母花岗岩;5.中基性岩脉;6.硅化带,蚀变构造带;7.碱交代岩;8.矿带及编号;9.地质界线
5 稀土元素特征
稀土元素是一组地球化学性质极其相似的元素,在地质、地球化学作用过程中,往往以一个整体活动,但不同的稀土元素之间,性质仍有微小差别。同时,由于外界条件的变化,稀土元素之间可发生一定程度的分馏,它们的分馏情况能够灵敏的反映地质-地球化学作用的性质,因此,成为一种良好的地球化学指示剂[3]。
5.1 围岩稀土元素特征
据221铀矿床围岩稀土元素含量表(表2)及稀土元素球粒陨石标准化分布模式图(图5)可得出围岩稀土元素具有以下特征:(1)围岩ΣREE在151.71×10-6~255.00×10-6,平均值为201.08×10-6,除少量样品外,大部分样品接近或高于地壳的ΣREE平均值163.5×10-6[6];(2)属于轻稀土元素富集型,稀土元素球粒陨石标准化分布模式向右陡倾,右边相对平缓,反应出岩石成岩过程中轻稀土发生了强烈的分馏作用,而重稀土元素的分馏相对较弱;(3)围岩稀土元素具有明显的负铕异常,反映了造岩过程中岩浆母体经历过分异作用,也可能是继承了原岩(基底的变质岩系)的特征[7]。
5.2 矿石稀土元素特征
据221铀矿床矿石稀土元素含量表(表2)及稀土元素球粒陨石标准化分布模式图(图5)可得出矿石稀土元素具有以下特征:(1)矿石ΣREE在125.83×10-6~192.16×10-6(平均160.48×10-6),与围岩ΣREE相比有所减少,主要表现为轻稀土元素减少;(2)LREE/HREE比值与围岩相比较,也明显减少,分布模式右倾,属于轻稀土元素富集型;(3)δEu平均值为0.46,负铕异常比围岩更为明显;(4)(La/Yb)N值在8.05~20.41(平均12.87),比围岩的(La/Yb)N值小(平均25.38),反应矿石稀土元素的分馏作用与围岩相比相对较弱。
5.3 稀土元素来源探讨
5.3.1 Y/Ho比值特征指示
Y和Ho在自然界中一般以三价态存在,且离子半径非常接近,在地质作用过程中具有非常相似的地球化学行为,而且Y/Ho比值不受氧化-还原条件的影响,该比值的变化一般与热液、岩石间的水-岩反应有关,亦或者与不同热液系统间络合介质差异有关[10,11]。经历部分熔融或分离结晶的岩浆岩、洋中脊玄武岩以及一个沉积旋回内的碎屑岩,都略保持球粒陨石Y/Ho比值在28左右[10];而在含水溶液中,Y/Ho比值却不一定保持球粒陨石的比值,如南太平洋海水Y/Ho比值为57[10],与水作用有关的灰岩、热液成因的萤石等出现非球粒陨石的Y/Ho比值[10]。221铀矿床个围岩样品稀土元素的Y/Ho比值为29~32.04,而华南产铀花岗岩的Y/Ho比值为29.86,并都接近于球粒陨石的Y/Ho比值,说明研究区的花岗岩与华南花岗岩有着同源性,并同属于地壳部分重熔型花岗岩。
221铀矿床矿石样品稀土元素的Y/Ho比值为26.61~47.30,远高于围岩样品稀土元素的Y/Ho比值。前文已述及,成矿流体在沿岩石缝隙运移时会与围岩发生水-岩反应,流体会从围岩中以络合的方式带出一部分元素,Y/Ho比值也会发生变化。如果成矿流体及铀源来自于花岗岩本身,则矿石的Y/Ho比值将十分接近围岩的比值,但实际上矿石的Y/Ho比值远高于围岩,由此可见,成矿物质并非全来自于花岗岩体本身,可能具有深部地幔组分来源特征。
5.3.2 δCe、δEu特征指示
Ce、Eu是具有重要意义的变价元素,可随环境的氧化还原条件不同而呈不同的价态,在相对还原的条件下Ce3+可在溶液中保存较长时间,而Eu3+则被还原成Eu2+而发生沉淀,使得流体中出现Ce的相对稳定和Eu的相对异常;在相对氧化的条件下,Eu3+可在溶液中保存较长时间,而Ce3+则被氧化成Ce4+并沉淀,使得流体中出现Eu的相对稳定和Ce的相对异常[12]。由表3中数据可知,221铀矿床围岩样品的δEu值为0.31~0.46,平均值为0.39;δCe值为0.97~1.53,平均值为1.08。明显的负Eu异常和比较稳定的Ce含量,表明围岩形成于比较还原的环境。而矿石样品的δEu值为0.41~0.52,平均值为0.46,δCe值为0.92~1.00,平均值为0.96,表明铀成矿形成于较为还原环境,而且矿石的形成环境的还原性比围岩的形成环境的还原性要弱的多。
5.3.3 稀土元素特征指示
前文已阐述,221铀矿床矿石ΣREE要小于围岩的ΣREE;矿石LREE/HREE比值与围岩LREE/HREE比值相比较也明显降低;Sm/Nd比值平均为0.21;矿石Ce/Y比值平均为36.73,与围岩的Ce/Y比值(平均值为83.64)相比较要小得多。以上数据特征表明了成矿物质来源具有上、下地壳混合的特点,成矿物质在运移过程中与围岩发生了混染。
此外,从矿石、辉绿岩和正长岩稀土元素的球粒陨石标准化分布模式图(图6)中可以看出,221铀矿床矿石的稀土元素分布模式与区内辉绿岩尤其是正长岩的稀土元素分布模式十分相近,而且辉绿岩等已经被证实具有幔源性质[13],这说明了221铀矿床的成矿流体具有幔源性质。
6 结论与讨论
从221铀矿床微量元素特征来看,矿石中与U密切相关的元素有Sc、Ni、Y、Nb、Sr、Cs、Pb等高场强元素;围岩中的微量元素组合无明显的规律性,且相关性不高。从矿石与围岩中元素的R型聚类分析来看,成矿物质并不全来自于围岩,而是有部分成矿物质为深层来源。
通过对矿221铀矿床矿石与围岩稀土元素的研究发现,矿石与围岩的稀土元素有较大的差异,说明它们的来源并不一致;矿石样品中的ΣREE要明显少于围岩样品中的ΣREE,形成这种差异性特征的原因可能有如下几方面:(1)在酸性和碱性条件下,尤其是在强酸性条件下铀具有很强的迁移能力。酸性环境有利于铀和稀土元素尤其是碱性较弱的重稀土元素的聚集。而黄沙铀矿区围岩蚀变以碱性蚀变为主,不利于稀土元素的富集;(2)络合离子[REE(CO3)3]3-,[REE(CO3)4]5-可以稳定地存在于富含碳酸的溶液中。而黄沙铀矿区指示拉张环境的基性岩脉与铀矿化有很大的关系,基性岩脉能够提供大量的ΣCO2矿化剂,有利于成矿流体的形成,但是不利于稀土元素一同运移;(3)独居石、褐帘石等副矿物的分离结晶在花岗岩演化过程中起着重要作用,使得轻稀土元素和稀土元素总量同步减少[7]。总之,矿石与围岩的稀土元素特征及参数比值的差异也说明了成矿物质并不完全来自围岩,而是有一部分来自地壳深部。
矿床地球化学 篇7
叠层山铜银矿点位于索尔库里北山东段铜、银、铅、锌、锑成矿远景区内,处在阿尔金南缘断裂北侧次级断裂构造带中。
1.1 地层
区内出露地层主要为蓟县系金雁山组,分布于测区东部叠层山一带,主要为灰岩、硅质灰岩、白云岩、鲕状灰岩夹千枚岩、板岩、砾岩。其中局部见有铁染硅化灰岩条带,与铜矿关系较为密切。
1.2 构造
区内构造比较发育,阿尔金南缘深大断裂穿过全区,其次为与之平行及斜交的次级断裂。深大断裂走向北北东向,为逆冲-左行走滑-正滑型组合断裂。次级断裂多呈近东西向,局部地段表现为北西向、北西向,基本上沿阿尔金山南麓展布。在测区东侧沿断裂带分布有数条基性岩脉,近东西向产出,受断裂影响多呈大的透镜状顺断裂带产出。在叠层山一带发育有一条近东西向的断层破碎带,破碎带宽数十米,倾向北,产在褐铁矿化硅化灰岩中,基本顺层产出,其中见有铜矿化体4层,与成矿关系极为密切。
1.3 岩浆岩
测区内少见岩浆岩出露,在测区东部叠层山矿点南侧见数条基性岩脉产出,岩性主要为辉绿岩,受构造影响多呈大的透镜状产出。测区南侧阿尔金深大断裂以南大通沟北山一带发育有花岗岩体、花岗闪长岩、闪长岩等。测区北侧喀腊达坂一带亦见该类杂岩体出露。
1.4 地球化学异常特征
经1∶50 000水系沉积物测量工作,在叠层山一带圈定了综合异常,该异常面积较小,仅有7.63 km2,异常形态为椭圆形,元素组合铜、银、锑,较为简单,三元素套合较好,其中铜、锑具三级质量浓度分带,银具二级质量浓度分带,铜、银异常面积较小,锑异常面积较大,铜极大值为579×10-6,银极大值为882×10-9,锑极大值为235.92×10-6,与叠层山铜银矿非常吻合。异常区内出露地层为侏罗系金雁山组灰岩、硅质灰岩、白云岩。
2 矿区地质概况
含矿地层主要为蓟且系金雁山组,主要为灰岩、硅质灰岩、白云岩、鲕状灰岩夹千枚岩、板岩、砾岩。其中局部见有铁染硅化灰岩条带。
2.1 地层
1)灰岩。灰岩在区内大面积分布,岩石呈灰-深灰色,泥晶结构,致密块状构造。岩石多呈中-薄层状,中夹灰黄色泥灰岩透镜体及角砾状灰岩透镜体。
2)铁染硅化灰岩。铁染硅化灰岩呈带状展布于测区中部,带宽约200 m,为区内控矿带,岩石表皮呈红褐色,新鲜面呈深灰色,地表局部出露孔雀石化。具明显的褐铁矿化、碳酸盐化,矿化部位局部硅化十分强烈。
3)千枚岩。千枚岩呈层状夹于灰岩中,厚约100 m,岩石呈灰色、灰黑色,千枚状结构,片状构造。中夹薄层状的炭质千枚岩夹层。
4)绿泥片岩。绿泥片岩分布于测区北中部,呈带状展布,岩石呈灰绿色、绿色,鳞片变晶结构,片状构造。多与千枚岩呈互层状产出。
2.2 构造
区内地层总体呈单斜层状产出。断裂构造见有两条,为阿尔金断裂之次级断裂。一条为走向北东南西的逆断层,分布测区东南部,长2 500 m,产状132°∠65°;一条为顺灰岩层面分布的逆断层,分布于测区中部,长约700 m,产状36°∠40°,该断层为区内的控矿构造。褶皱构造在区内表现为岩层的波状起伏,使地层产状变化较大。
2.3 岩浆岩
区内未见岩浆岩出露。
3 矿体特征及矿床成因
3.1 矿体规模及产状
矿体产于蓟县系塔昔达坂群金雁山组铁染硅化灰岩中,受灰岩层间破碎带控制。经4个槽探、硐探工程,圈定铜银矿体4个。地表工程以60~80 m,间距控制矿体,深部以延伸40 m控制矿体,经深部硐探工程控制,矿体在走向和倾向上变化较大,且其厚度有向深部变窄的趋势。
Ⅰ号矿体分布于顺层产出的挤压断层中,由4个地表工程和3个深部硐控工程控制,矿体长510 m,平均厚5.11m,产状340°∠50°~345°∠48°;由黝铜矿化、孔雀石化、兰铜矿化硅化灰岩组成,铜品位一般0.59%~8.19%,最高20.00%,平均品位2.43%,银平均品位78.77 g/t。
Ⅱ号矿体分布Ⅰ号矿体北约20 m处,由4个地表工程和1个深部硐探工程控制,矿体长510 m,平均厚4.4 m,产状340°∠50°~20°∠48°;由黝铜矿化、孔雀石化、兰铜矿化硅化灰岩组成,铜品位0.40%~9.75%,最高品位13.60,平均3.45%,银平均品位109.01 g/t。
Ⅲ号矿体分布于Ⅱ号矿体北约30 m处,由地表单工程控制,矿体长200 m,厚0.84 m,铜品位0.85%,产状340°∠40°。
Ⅳ号矿体位于Ⅱ、Ⅲ号矿体之间,由地表单工程控制,矿体长200 m,视厚0.95 m,产状355°∠42°,铜品位0.80%由黝铜矿化、孔雀石化、兰铜矿化硅化灰岩组成。
矿区Ⅰ+Ⅱ号矿体平均品位Cu 2.82%。矿体的产状变化与地层的产状变化相一致。在硐探工程中发现矿体产状变化较大,显示该矿体受褶皱构造影响变形较大。
3.2 矿物组分和结构及构造
含矿岩石为孔雀石化硅化灰岩。主要矿石矿物为黝铜矿、孔雀石、兰铜矿,质量分数约5%~10%。最高可达15%~20%,偶见质量分数达20%~30%者。脉石矿物主要为方解石,呈细脉状沿岩石裂隙分布,质量分数约80%~90%。矿石矿物有2种,氧化矿石和原生矿石。
氧化矿石呈孔雀绿色、蓝色,主要为孔雀石、兰铜矿。孔雀石多沿岩石裂隙分布,亦有呈细脉状分布者;兰铜矿多呈细脉状、网脉状分布,少数沿岩石裂隙分布。二者质量分数一般3%~8%,最高可达15%。主要分布于地表。
原生矿石呈深灰色,为黝铜矿,泥晶结构,致密块状构造。多呈网脉状、细脉状分布,少数呈浸染状分布。在深部工程中原生矿比例增大。
3.3 矿床成因分析
矿床地球化学 篇8
镍资源主要来源有两种,即岩浆型硫化物型铜镍矿床和硅酸盐型镍矿床。按照镍矿石成因分为两个类型,硫化镍矿石和氧化镍矿石。随着现代工业生产和人们生活的提高,镍金属已经被广泛应用在各个领域,具有非常重要的作用。以往镍资源开发利用,绝大部分来自于岩浆型硫化镍矿床,但硫化镍资源越来越少。随着选冶工艺和技术水平的提高,红土型镍矿可以生产出氧化镍、硫镍、镍铁等中间产品。其中硫化镍和氧化镍可以生产出镍精矿,从而缓解硫化镍原料不足。因此,以开发红土型硅酸镍矿床为宗旨,阐述氧化型硅酸镍矿的地质特征及矿床的成因,对今后开发利用该类矿床非常重要和必要。
2 区域地质概况
2.1 大地构造位置
内蒙古地区大地构造划分为I级华北地台和天山一兴蒙地槽,Ⅱ级为内蒙地轴、兴蒙地槽、内蒙古中部地槽,Ⅲ级为二连—东乌珠穆沁旗复背斜带、阿巴嘎旗复背斜带、西乌珠穆沁旗复背斜带、苏尼特左旗—锡林浩特复背、苏尼特右旗复背斜带及镶黄旗—多伦复背斜带。白音胡硕镍矿床处于西乌珠穆沁旗复背斜带。
2.2 区域地层
本区出露地层主要是古生界石炭系和二叠系,其次是第四系地层,分层由下至上如下。
(1)下部为硬砂岩、含砾凝灰岩、粉砂岩夹灰岩,上部以安山岩、凝灰岩为主与石炭系下统的敖木根呼都格组(C1a)界限不清。
(2)石炭系上统阿木山组(C3a)。第一岩段(C3a1)岩性主要为灰黑色硅泥质粉砂岩、黄褐色晶屑凝灰岩;第二岩段(C3a2)岩性主要为灰绿色长石石英砂岩、晶屑凝灰岩;第三岩段(C3a3)岩性主要为黑色粉砂岩、板岩、长石石英砂岩。
(3)二叠系格根敖包组(P1g)。第二岩段(P1g2)岩性为灰绿色、紫褐色安山玢岩、英安玢岩、角砾安山岩;第三岩段(P1g3)岩性为灰绿色凝灰质粉砂岩、板岩、长石石英砂岩;第四岩段(P1g4)岩性为黄褐色岩屑晶屑凝灰岩。
(4)第四系(Q)。区内第四系较发育,分布于沟谷及坡地上,早期为古阶地冲洪积层(),岩性主要为砂砾石层及黄褐色含砾砂土。晚期为全新统冲积和坡积砂砾层(),岩性为鹅黄色细砂、砂石及碎石和风成黄土砂土。
2.3 区域岩浆岩
2.3.1 加里东期侵入岩
分布在阿巴嘎旗一带,露头零星,岩体侵入于上志留统巴特敖包群。侵入岩性单一,以粉灰色、浅肉红色蚀变斜长花岗岩、糜棱岩为主,由于受断裂破坏和强烈的动力变质作用,岩石破碎,糜棱岩化强烈。
2.3.2 华力西(海西)侵入岩
(1)早—中期分布集中,出露于苏木左旗以南,阿巴嘎旗查干敖包一带,岩性以中酸性岩为主,超基性—中性岩次之。
(2)晚期活动强烈,侵入体多沿褶皱带的次级褶皱轴部侵入。区内分布广泛,岩石种类繁多,主要以酸性侵入岩为主,超基性岩次之。①酸性岩岩性以黑云母花岗岩、黑云二长花岗岩、黑云花岗闪长岩、石英闪长岩、斜长花岗岩及钾长花岗岩为主。②基性—超基性岩呈脉群出现,岩石岩性种类繁多,基性岩主要有石英角闪辉长岩、蚀变辉长岩、辉绿岩等,超基性岩主要有斜辉辉橄岩、二辉辉橄岩、纯橄岩、辉石岩、角闪岩等。
该期超基性岩是区域镍矿床形成的母岩,目前发现的氧化—硅酸镍矿床就是由赋存在该期超基性岩体顶部的岩体经氧化淋漓作用形成。
2.3.3 燕山期侵入岩
分布相当广泛,以早期占主导地位,岩体以岩基、岩珠形式产出,岩性以中酸性岩体为主,有黑云母花岗岩、花岗闪长岩、石英闪长岩等。
2.4 区域构造
本区经受多次构造变动,褶皱构造和断裂构造极为发育。断裂可划分为NE、NW、近EW、NNE向4组,其中以NE向为主,NW向次之,构造活动主要体现为海西期和燕山期。
(1)海西期构造。本期构造重点体现为褶皱构造,形成沿大兴安岭发育的一条褶皱构造带,在本区表现为西乌旗复背斜,呈NE向分布,其NW翼为本区地层。
(2)燕山期构造。本期构造重点体现为断裂构造,主要断裂是二连浩特一贺跟山深大断裂带,该断裂带NE向,延长700km,是西伯利亚板块与华北板块的缝合线,受其控制派生出不同方向的脆性断裂,但这些断裂带均远离矿区含镍岩体,只对地层造成破坏,未对岩体造成破坏。
3 矿区地质背景
3.1 矿区地层
矿区地层自下而上如下。
(1)石炭系中统本巴图组(C2b)。灰绿—灰色长石砂岩、凝灰质粉砂岩。
(2)石炭系上统阿木山组(C3a)。第一岩段(C3a1),灰色泥质粉砂岩、黄褐色晶质凝灰岩。
(3)二叠系格根敖包组(P1g)。第二岩段(P1g2),灰褐色凝灰质粉砂岩、板岩长石砂岩、泥质粉砂岩。第三岩段(P1g3),砖红色粉砂质泥岩。
(4)第四系(Q)。全部为坡积砂砾、洪积砂砾和风成砂砾及黄土。
3.2 矿区构造
矿区内无大型断裂构造,只发育更次级的小型韧性剪切带、NE—NW向的几组节理或小型断层破碎带,一般倾向N—NW,倾角60°～85°。
矿区基岩顶部靠近地表处,风化裂隙十分发育,特别是纯橄榄岩、二辉橄榄岩,多数在风化作用和岩石蚀变双重作用下形成似松散土状的绿色、灰绿色蛇纹岩层。
3.3 矿区岩体特征
3.3.1 岩体形态产状规模
岩体主要为海西晚期超基性岩体(,岩体规模较大,地表似纺锤形,长8km,宽3km,东西走向。
3.3.2 岩体类型及岩相
岩体为斜辉辉橄岩—二辉橄榄岩—纯橄榄岩型,岩性差异不大。
斜辉辉橄岩—斜辉橄榄岩,黑绿色、褐绿色,块状及片状构造橄榄石占70%,已全部蚀变为利蛇纹石,形成网格状构造,斜方辉石基本变为绢石,但有少量残晶,绢石含量30%;单斜辉石<5%,具有反应边及文象聚晶结构,橄榄石粒径1～2mm,辉石5～10mm。
纯橄榄岩出露面积不大,位于斜辉辉橄岩体中部,未形成独立岩体。
岩石黑色—灰绿色、紫色,块状及片状构造网构造,橄榄石占95%,属贵橄榄石,已蚀变为纤维状蛇纹石及片蛇纹石,偶见残晶,铬尖晶石含量<5%,自形晶—它形晶边缘蚀变为黑色,中部黄褐色、红褐色,另外有磁铁矿、褐铁矿、金红石、水镁石、伊丁石、石棉及碳酸盐矿物,但地表大部分已受风化淋滤作用形成含镍硅质骨架和紫色红土层,而纯橄榄岩则风化与蚀变形成含镍利蛇纹石和网格状硅质骨架。
3.3.3 岩体与围岩蚀变
(1)岩体与围岩接触部位,受构造影响形成厚度不等的变质破碎带。①接触变质带仅在白音胡硕北部下二迭系格根敖包组地层接触部位,宽约20～100m,岩体变质轻微,并有铁锰物质浸染,具有明显的褐铁矿化、赤铁矿化、硅化、绿泥石化、碳酸盐化,地层灰岩已白云岩化和硅化。②动力变质带。岩体受构造断裂活动的影响形成多种破碎带,碎裂岩形成程度不等的变质带,在各个岩体中均有表现,斜辉辉橄岩受这些动力变质作用成为压碎蛇纹石化辉橄岩,有的糜棱岩化,绢石压碎呈碎斑状,蛇纹石呈叶片状饶曲,产出新的蛇纹石石棉,而带内的围岩成角砾岩,带内具褐铁矿化、硅化等。
(2)岩体自变质作用。所有岩体自变质作用极强,多数基岩遭到强、中、弱3种程度的变质蚀变作用。强蚀变蚀变矿物含量>80%;中等蚀变蚀变矿物含量20%～50%;弱蚀变蚀变矿物含量<20%。
岩石之中自变质蚀变类型有蛇纹石化、绿泥石化、次闪石化、硅化、碳酸盐化、绢石化等。
(3)近地表风化壳中有自变质蚀变、它变质蚀变作用和混合沉积作用形成的风化蚀变混积变质带,多发生在岩体上部,以橄榄石含量偏多的岩石中是形成风化壳型氧化—硅酸镍矿床的前提条件与成矿作用之一。该变质带由上向下一般分为4层:①上层为多数已剥蚀掉赭石红土层;②部分剥蚀掉为黄色—绿色高岭土层;③硅质骨架层为绿色高岭土硅化蛇纹岩;④与下部未风化基岩过渡接触的碳酸盐化蛇纹岩层。
4 矿体地质特征
该矿床为风化壳型氧化—硅酸镍矿床。岩体中部斜辉辉橄岩—二辉橄榄岩,岩相顶部为风化蚀变混积变质带,按其在岩体中分布位置划分为3个矿体。
Ⅰ号矿体位于岩体最北部,矿体平面形态为大型蝌蚪状,长1 650m,宽度150～1 150m,矿体顶部埋深6～11m,矿体底部埋深18～22m。剖面形态为水平层状似板状,整体产状为水平层状面型分布。
Ⅱ号矿体位于岩体中间矿体规模稍小,长1000m,宽100～400m,矿体顶部埋深6～8m,矿体底部埋深16～18m,平面呈中间胖大的“S”型,剖面特征与I号矿体一致。
Ⅲ号矿体位于岩体南部,是矿区最大矿体,矿体平面形态为不规则透镜状,6线～3线之间,矿体方位角为60°,长1 950m;3线～9线矿体方位角转为335°,长度为750m,矿体水平宽度100～800m,矿体顶部埋深0.5～8m,矿体底部埋深9～18m。剖面特征和产状特点均与I号矿体一致。
白音胡硕矿区3个矿体的顶部围岩为风成黄土与植被层,平均厚度为4.5～11m,矿体底部围岩与下部矿体岩相一致的强蚀变、强风化呈砂土或含砾砂土状的蛇纹岩,其两侧围岩为不含矿体的强—弱风化、强蚀变的斜辉(或二辉)辉橄岩。
5 矿体分带特征
5.1 矿石类型特征
矿石类型按其分布层位及其自然状态的不同划分为2种类型。
(1)第一层矿为粉土状、砂土状和红土型镍矿。分布于矿体上部,是矿区分布最普遍而广泛的矿石层,按其颜色不同一般分为上下2层(局部为3层)。①上层为砖红色、红褐色呈松散一微致密型的土状、粉砂土状镍矿石,脉石矿物以染色高岭土为主。②下层为黄绿色、灰绿色呈松散一致密型的土状、粉土状镍矿石,脉石矿物仍以染色高岭土为主。
(2)第二层在黄绿色土层矿石下方局部区段可见厚度<1m的黑色土层,其物质组成与上述土层基本一致,只是含有石炭使土的颜色变黑。
5.2 矿体厚度特征
(1)Ⅰ号矿体白音胡硕矿体。①上部第一层矿厚度范围6～8m,平均6.5m。②下部第二层矿厚度范围0.8～4.5m,平均3.8m,该层矿部分区段亦有缺失。
(2)白音胡硕Ⅱ号矿体矿体。①上部第一层矿厚度范围6～10m,平均8.5m。②下部第二层矿厚度范围0.7～7.5m,平均5m,部分区段有缺失。
(3)白音胡硕Ⅲ号矿体。本矿体是白音胡硕矿区最大矿体,但其矿石类型只有一种为第一层矿石类型,但在本矿体中主要表现为风化砂土型和含砾石砂土型的镍矿石,厚度变化4～13m,平均5.6m,第二层硅质骨架型矿石在0线～4线区段零星出现,厚度均<1m。
5.3 矿石品位分布特征
本矿床所含镍品位,按其矿体矿层的不同有所差异,但相同矿层镍品位比较稳定,波动性不大。
(1)第一层矿为土状红土型镍矿,镍品位0.5%～1.1%,平均镍品位为0.9%,本层矿石局部含有砂砾,经筛选后含镍品位会有小幅度上升。
(2)第二层矿为硅质骨架型黑土镍矿,镍品位0.7%～1.3%,平均镍品位为1.1%,本层矿石经碎矿后筛选去掉骨架物质后,镍品位会大幅度上升,达到1.5%～2.4%,最高3.5%。
5.4 矿石矿物特征
矿石中矿物颗粒极为细小,一般情况下肉眼辨认不出,只在显微镜下尚可辨认。
(1)金属矿物主要有紫硫镍铁矿、暗镍蛇纹石、镍绿泥石、镍磁铁矿、含镍泻利岩,其它金属矿物为含镍矿石、黄铜矿、褐铁矿,一般含量很少,只偶尔发现。
(2)脉石矿物主要有高岭土、蛇纹石、绿泥石、滑石,夹有石英、长石颗粒及少量残留未完全蚀变的辉石、橄榄石类矿物。在骨架型矿石中,主要是石英骨架高岭土和方解石为主。
6 矿床成因探讨
本矿床属于风化壳风化淋滤混积氧化镍—硅酸镍矿床,其成因机制按矿床中不同类型矿石特点不同而略有差异。
(1)第一层粉土状或含砾砂土状红土型矿石成因。本层砂石土层的结构和颜色虽然有些变化与差异,但整体还是以土状红色为主。该矿层的载体岩石超基性岩体也是成矿母岩,超基性岩体侵入成岩后,地表上升遭受剥蚀,在气候炎热潮湿、雨量充沛的条件下,由于风化作用、生物化学作用、岩石自变质作用及元素水解淋滤迁移渗透作用均非常强烈,同时经过漫长的地质时代,在富含镍元素的斜辉橄榄岩—二辉橄榄岩岩相的上部形成淋漓型红土、褚土、高岭土型氧化镍—硅酸镍矿的混合型沉积矿床,所形成的矿体形态简单,规模大,似层状分布,矿区地形起伏不大,矿体形态受地形表面起伏形态所控制,与超基性岩上部风化壳基本一致。
(2)第二层硅质骨架型黑土镍矿成因。在超基性岩体经过上述各种地质作用期间,受到燕山期构造影响,在本区部分地段贯入了大量富含SiO2的热液,造成岩体矽化作用非常强烈,形成密集的石英网脉,切割并包围了原来形成的矿源层,又经漫长的地壳风化和淋滤化学作用,矿源层自变质作用及热液所携带富含镍元素的二次富集矿化作用,使矿源层演变成为黑土状红土状富矿石,并赋存在石英骨架的空格间隙或残余气孔中,并被石英骨架所分割包围,形成目前第二层矿石的结构状态。同时由于多次热液贯入作用在局部地段还形成一种窄脉状骨架矿体,垂直或斜向切穿原水平骨架矿层甚至切割到第一层土状矿层,形成少量陡倾斜立脉式脉状矿体,但是这种类型的矿石在白音胡硕分布不广泛,说明这种热液作用不是很强,属于作用边缘和末梢。
摘要：白音胡硕镍矿床位于内蒙古锡林郭勒盟西乌珠穆沁旗白音胡硕境内,处于西乌珠穆沁旗复背斜带,矿床范围较大,形状简单,呈面型分布。研究分析该类镍矿床地质特征和矿床成因对充分开发利用氧化型硅酸镍矿具有重要的意义。