第七章成矿物质来源成矿解读课件.ppt
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- 第七 成矿 物质 来源 解读 课件
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1、第六章成矿物质来源、成矿流体第六章成矿物质来源、成矿流体的性质及其演化的矿物学标志的性质及其演化的矿物学标志 第一节第一节 成矿物质的来源成矿物质的来源 一、与超基性岩浆、基性岩浆的分异与结晶作一、与超基性岩浆、基性岩浆的分异与结晶作用有关的矿床物质来源用有关的矿床物质来源 (一)与基性岩有关的Cu Ni硫化物矿床 含Pt的硫化物矿物(针镍矿、黄铜矿)构成的角砾矿石胶结了侵入岩的碎块,铂族矿物与水化硅酸盐(蛇纹石、绿泥石等)密切共生。伟晶相矿石的存在;铂族矿物与高温热液矿物共生,交代古铜辉石岩,铂族元素形成典型的热液矿物(Te、Bi、S、As、Sb化物,含钌铑的磁黄铁矿;铂族元素与大量的Au、
2、Ag矿物的共生等,都表明铂族元素可在岩浆期后的作用铂族元素可在岩浆期后的作用(伟晶作用、热液作用)中形成中形成。(二)岩浆期后阶段铂族元素的矿化类型与特(二)岩浆期后阶段铂族元素的矿化类型与特点点:1.伟晶岩型铂矿床伟晶岩型铂矿床。布什维尔德杂岩体苏长岩带中的酸性伟晶岩相中,铂族矿物是气化热液阶段的产物。2.矽卡岩型铂矿床矽卡岩型铂矿床:布什维尔德超复于白云岩之上的苏长岩体放出的含气热液渗透到其下的白云岩中形成含铂族矿物的矽卡岩(透辉石、钙铝榴石、阳起石等),富矿体沿接触而延伸约400m,宽约21m,砷铂矿、锑钯矿、磁黄铁矿、镍黄铁矿、黄铜矿及方黄铜矿共生。3.热液型铂矿床与铂矿化热液型铂矿床
3、与铂矿化。热液型铜矿床中,铂族矿物为铂碲钯矿、黄碲钯热液型铜矿床中,铂族矿物为铂碲钯矿、黄碲钯矿、钯碲铂矿,产于热液铜矿脉中与黄铜矿、斑铜矿、矿、钯碲铂矿,产于热液铜矿脉中与黄铜矿、斑铜矿、辉铜矿、蓝辉铜矿、硒铅矿、绿帘石共生。辉铜矿、蓝辉铜矿、硒铅矿、绿帘石共生。形成温度为270-400。矿脉旁围岩(麻粒岩)绿盘岩化,铂族矿物产于绿泥石、绿帘石、钠长石、石英绿盘岩化蚀变带中。蚀变带中贵金属含量为(g/T):Pt 24.0,Pd ll6,Rh 1.3,Ru 0.6,Ir 2,Au0.6,Ag152.4 斑岩铜矿及斑岩铜斑岩铜矿及斑岩铜-钼矿中,含铂族元素较低钼矿中,含铂族元素较低。铜精矿中Pt
4、 0.0080.2%,Pd 0.0090.16%,PdPt,Pt/Pd=l:510,钼精矿中,Pt/Pd1:0.5。含金石英脉中,若有硫化物共生时则含含金石英脉中,若有硫化物共生时则含Pt较高较高。布什维尔德杂岩体中部的瓦捷斯别山(典型的气成热液石英-硫化物脉型Au-Pt矿床)自然铂与镜铁矿或与黄铁矿共生;Pt含量不均匀(矿石含Pt数百到5700克/吨)。综上所述,铂族元素主要富集在含铂族元素主要富集在含CuCu、NiNi的的基性岩浆岩的热液作用阶段中基性岩浆岩的热液作用阶段中,其次从与基性其次从与基性-超基性岩有关的酸性伟晶岩中,也是气化超基性岩有关的酸性伟晶岩中,也是气化-热液热液作用的产
5、物作用的产物;此外在矽卡岩、热液脉等地质体此外在矽卡岩、热液脉等地质体中有时也可富集成矿或产生矿化中有时也可富集成矿或产生矿化。铂族元素被公认是地幔源的铂族元素被公认是地幔源的;但其成矿却但其成矿却延迟到热液阶段,而且赋矿岩石(围岩)可与延迟到热液阶段,而且赋矿岩石(围岩)可与基基-超基性岩无关,这就不能不使人产生怀疑:超基性岩无关,这就不能不使人产生怀疑:壳源(例如重熔型中酸性岩浆岩)是否可提供壳源(例如重熔型中酸性岩浆岩)是否可提供铂族元素或只提供一部分铂族元素。铂族元素或只提供一部分铂族元素。二、斑岩型矿床的成矿物质来源二、斑岩型矿床的成矿物质来源 斑岩型矿床(钨、铜-钼、锡)成矿金属来
6、源、热液(“水”)的来源及成矿的“热源”存在着迥然不同的两种看法:岩浆源的岩浆源的;大气降水与自围大气降水与自围岩中浸出金属岩中浸出金属(“(“金属活化热液金属活化热液”)。研究了矿区地质、岩浆岩岩石学(岩体地质、岩石化学等)、岩石地球化学(微量元素、稀土配分模式等)、矿石的同位素地质学与地球化学(O、H、C、S等)、矿物共生组合、标型特征、包裹体矿物学、岩浆成矿流体的演化、围岩蚀变及分带、矿床的垂直分带等等。绝大多数人认为以上这些绝大多数人认为以上这些斑岩型矿床,其成矿物质来源属幔源,或经壳源斑岩型矿床,其成矿物质来源属幔源,或经壳源物质混杂而成。含矿岩浆岩为浅成物质混杂而成。含矿岩浆岩为浅
7、成-超浅成岩体超浅成岩体(次火山岩次火山岩)。斑岩斑岩铜矿铜矿毕鸟夫带毕鸟夫带软流圈软流圈低波速带低波速带下沉的岩石圈板块下沉的岩石圈板块莫霍面莫霍面玄武岩浆玄武岩浆玄武岩和辉长岩玄武岩和辉长岩海洋地壳中铜的富集海洋地壳中铜的富集海洋海洋海洋沉积物海洋沉积物海沟海沟岩基岩基古古大陆壳大陆壳链状链状火山群火山群斑岩铜矿床成因的板块构造模式斑岩铜矿床成因的板块构造模式 (据R.H.西里托,1972)三、内生钨矿床的矿质来源三、内生钨矿床的矿质来源 南岭地区钨矿床主要与花岗岩或浅变质岩伴生;另有产于斑岩中者。与花岗岩有关的称为“岩控钨矿床”,与斑岩有关者为“斑岩钨矿”。研究表明,斑岩(或玢岩)与花岗
8、岩是在不同的大地构造单元中产生的、物质来源不同、形成方式各异的两种岩浆岩。斑岩、玢岩与幔源有关,为“同熔型”(I型);花岗岩(南岭地区)多为“改造型”(S型)。I型与S型的岩石成分、矿物组成、含矿性、演化序列皆不相同(表6-3)。“S型型”花岗岩较花岗岩较“I型型”花岗花岗(斑斑)岩含岩含F量、量、F/Cl值、钾长石三斜度、值、钾长石三斜度、87Sr/86Sr值值均高;而成岩温度、均高;而成岩温度、Mg/(Mg+Fe3+Fe2+)、铜矿石中的铂族元素含量、氧化系数铜矿石中的铂族元素含量、氧化系数却相反,却相反,“同熔型同熔型”高于高于“改造型改造型”。S型型(系列系列)的演化序列的演化序列:花
9、岗闪长岩、二长花岗岩中粗粒斑状花岗岩浅色花岗岩(钠长花岗岩、超酸性花岗岩)花岗斑岩或石英斑岩岩墙。I型型(系列系列)的演化序列的演化序列:辉石闪长岩、石英闪长岩(或玢岩)花岗闪长岩、石英二长岩(或斑岩)石英粗安斑岩、石英钠长斑岩或花岗岩。S型系列为南岭花岗岩,型系列为南岭花岗岩,I型系列为长江中下游中型系列为长江中下游中-酸性酸性岩浆岩。岩浆岩。对比说明,“同熔型同熔型”是在氧逸度较高是在氧逸度较高(浅成浅成),高温环,高温环境中生成境中生成。“改造型改造型”则在中深、较低温、氧逸度较低则在中深、较低温、氧逸度较低的条件下形成。的条件下形成。与“同熔型”有关的铜矿石中含铂族元素较高(成矿物质来
10、自上地幔),而与“改造型”有关的铜矿石含铂族元素甚低,但氟含量高,与脉状钨矿床有关。两种类型岩浆岩中的黑云母成分不同黑云母成分不同,该矿物的化学成分继承了寄主岩的特点:同熔型黑云母较改造型黑云母Fe3+/(Fe2+Fe3+)与Mg/(Mg+Fe2+Fe3+)高为特征(图6-1,6-2)。斑岩型钨矿床与“改造型”花岗岩形成的黑钨矿成分不同黑钨矿成分不同。前者为端元组分钨铁矿前者为端元组分钨铁矿;后后者高温为中间组分钨锰铁矿或钨铁锰矿;者高温为中间组分钨锰铁矿或钨铁锰矿;中、中、低温时则多为钨锰矿,少数情况下为钨铁矿低温时则多为钨锰矿,少数情况下为钨铁矿。张理刚(1985)根据氢、氧同位素组成认为
11、南岭地区一些钨矿床中热液水的来源为:岩浆水与大气降水,二者在成矿作用的不同阶段岩浆水与大气降水,二者在成矿作用的不同阶段起不同的作用。起不同的作用。漂塘钨矿漂塘钨矿:早期成矿阶段成矿热液水的早期成矿阶段成矿热液水的18O为为4.94.99.19.1;DD在在-48-48-55-55之间之间,表明热液水是岩浆成因。表明热液水是岩浆成因。中期成矿阶段中期成矿阶段18OH2O1.21.26.0,D6.0,D值为值为-59-59-63,-63,为岩浆水与大气水的混合。为岩浆水与大气水的混合。晚期矿化阶段晚期矿化阶段18OH2O值值1.81.8-6.9,D-6.9,D值值-6464-55,-55,属于大
12、气降水来源。属于大气降水来源。SMOW水-20-15-10-50510152025120500变 质 水岩浆水18OD大气线海水热液海水2065西华山坑道水内接触带;江水井水江水江水内接触带西华山钨矿雨水和主要脉钨矿床黑钨矿、石英包裹西华山钨矿雨水和主要脉钨矿床黑钨矿、石英包裹体水体水DD1818O O关系图关系图同位素地球化学D=-33.36-89.42,按计算的石英和黑钨矿包裹体水18O=+4.96+9.5l.高温岩浆热液矿床证据:A)岩浆水B)花岗岩普遍含较高的W、Sn、Nb、Ta、Be的含的含量;量;C)成矿温度高成矿温度高DD 四、前寒武纪变质铁矿中富矿体的成因及铁质四、前寒武纪变质
13、铁矿中富矿体的成因及铁质来源来源 我国前寒武纪变质铁矿床中,富铁矿的成因问题争论较多。以鞍本地区为例,大体上可分为四种见解:1.1.同生矿床同生矿床:认为富矿体是与贫矿体在大体上相同的沉积环境中在海底火山作用下形成,含石墨富矿即属此成因(弓长岭二矿区)-原为沉积菱铁矿,后经区域变质作用还原而成石墨与磁铁矿。同位索资料表明,该区Fe6(第六层铁矿)含石墨富矿体中的碳基本上是无机碳(13C为-4.7)(陈江峰等,1985)。弓长岭铁矿二矿区弓长岭铁矿二矿区弓长岭东南部的南芬铁矿床,据硫同位素资料(表),为沉积型富矿,与贫矿的形成方式相同。2 2变质热液变质热液(或混合岩热液或混合岩热液)形成的富矿
14、。据弓长岭二富铁矿体的产状及围岩蚀变、硫同位素等研究认为该矿体铁来自混合岩化热液或变质热液该矿体铁来自混合岩化热液或变质热液:富铁矿体受顺层富铁矿体受顺层-低角度斜交层理的深断裂控低角度斜交层理的深断裂控制;而近矿蚀变也受该断裂控制制;而近矿蚀变也受该断裂控制;富矿体主要由磁铁矿与富矿体主要由磁铁矿与-赤铁矿赤铁矿(磁赤铁矿磁赤铁矿)构成,且分布在地表以下构成,且分布在地表以下(150m(150m以下以下)的深部,显然并的深部,显然并非地表氧化而成。非地表氧化而成。形成该富矿体的物化学条件为:温度为480-535,压力2kb:氧逸度为10-2510-28bar。盐度大于17%(NaCl),热液
15、密度大于0.9;包体的气相成分为CO2、H2、CH4、H2S,以C02为主;包体的液相成分中,碱金属与碱土金属离子浓度高、Cl-的离子浓度低,此外尚含CO32-与HS-,因此热液为高盐度碱溶液。这种热液是在温压高、氧逸度低的环境中,沿较深的这种热液是在温压高、氧逸度低的环境中,沿较深的断裂带流动,与磁铁石英岩淋滤交代,去硅,磁铁矿断裂带流动,与磁铁石英岩淋滤交代,去硅,磁铁矿富集。富集。1-上混合岩;2-石英岩层;3-混合岩;4-绿片岩;5-角闪岩;6-石英黑云钠长石;7-中部片岩;8-下部片岩;9-斜长角闪岩;10-下混合岩;11-磁铁石英岩;12-高炉磁铁富矿;13-平炉磁铁富矿;14-断
16、层 矿物合成实验资料与包裹体测温所得形矿物合成实验资料与包裹体测温所得形成富矿的物理成富矿的物理-化学条件相似化学条件相似(P=2kb,T400600,fO210-25,弱碱性溶液(表6-5)。据上述认为,弓长岭二矿区磁铁富矿是在压力2000bars左右,温度450600,氧逸度fO2低于10-25bar,在弱碱性溶液中形成。硫同位素研究表明,弓长岭二矿区、八硫同位素研究表明,弓长岭二矿区、八盘岭、樱桃园的富铁矿皆由后期叠加的热液形盘岭、樱桃园的富铁矿皆由后期叠加的热液形成,它们与南芬富铁矿的成因不同成,它们与南芬富铁矿的成因不同。前者的矿质来源主要为后期热液(与富铁矿-磁铁矿-共生的黄铁矿中
17、的硫来自热液),而后者的矿质与贫矿属同一来源。磁铁富矿与蚀变岩磁铁富矿与蚀变岩(石榴绿泥岩石榴绿泥岩)在空间上在空间上紧密相随,在形成时间上一致,二者间往往紧密相随,在形成时间上一致,二者间往往找不到明显的接触界限,为过渡关系,有时找不到明显的接触界限,为过渡关系,有时可见二者同时交代了贫铁矿层。可见二者同时交代了贫铁矿层。因此,磁铁富矿与蚀变岩为统一的热液作用改造贫矿层的结果。上列五个方面是作为富矿成因与热液活上列五个方面是作为富矿成因与热液活动有关的证据提出的。在贫矿的基础上,经动有关的证据提出的。在贫矿的基础上,经热液去硅、加富而成,富矿的铁质来源主要热液去硅、加富而成,富矿的铁质来源主
18、要是热液是热液(变质热液或混合岩化热液变质热液或混合岩化热液)。3.3.层状富矿为沉积变质形成,脉状富矿则与热层状富矿为沉积变质形成,脉状富矿则与热液作用有关液作用有关。4.4.层状富矿为原生沉积较富的矿床经热液叠加层状富矿为原生沉积较富的矿床经热液叠加再加富而成。再加富而成。陈光远等(1984)认为弓长岭地区“磁铁矿磁铁矿及赤铁矿贫、富矿层均为太古代绿岩带各旋回及赤铁矿贫、富矿层均为太古代绿岩带各旋回火山沉积产物,形成于火山喷发间隙或喷发以火山沉积产物,形成于火山喷发间隙或喷发以后,是绿岩带火山沉积旋回演化发展晚期的产后,是绿岩带火山沉积旋回演化发展晚期的产物。物质来源概与富铁的超镁铁质科马
19、提岩及物。物质来源概与富铁的超镁铁质科马提岩及拉斑玄武岩的海底火山喷发有关拉斑玄武岩的海底火山喷发有关”。磁铁矿富矿,是元古代花岗岩侵入体的低中级磁铁矿富矿,是元古代花岗岩侵入体的低中级热变质使当地铁矿层中的铁质局部活化、短程热变质使当地铁矿层中的铁质局部活化、短程运移运移”而形成。强调铁质是而形成。强调铁质是“就地取材就地取材”。五、载体矿物五、载体矿物 一些硅酸盐矿物中的Fe、Mg离子可以被其它有用元素代替,如Sn可以进入很多铁-镁矿物的晶格中(Sn-Fe或Sn-Mg代替);但Sn不能进入长石晶格,因为Sn与K、Na的离子半径差值大,Au可代替K(钾长石中),而不能代替Na。Na离子半径1
20、.37,K离子半径为1.33,Au离子半径为0.97。因此,Au能以微量存在于钾长石中。据晶体化学资料,Al3+、Si4+、Sn4+、W6+、Fe3+、Fe2+的性质相近,它们之间能够组成固溶体(表)。W6+可能在黑云母中代替四面体位置上的Si或Al;或W6+代替八面体中的Al、Fe3+、Fe2+(如黑钨矿中WO42-构成畸变八面体那样)。南岭钨矿床中,花岗岩造岩矿物中的黑云母、白云母皆含W(表6-7),其中黑云母含W量相当于白云母的二倍。表中还可看出黑云母与钾长石含W高。与钨矿物共生的辉秘矿、辉钼矿、锡石等矿物的W含量比造岩矿物还高。比较花岗岩中与蚀变围岩中W含量,发现由于微斜长石化或云英岩
21、化作用,W富集到蚀变矿物(微斜长石、白云母)之中。云英岩中的W大部分在白云母中。此时的白云母较花岗岩中的白云母含W量增加100以上。可见,W在云英岩中被富集起来。随着交代作用的发展,由黑云母花岗岩经正随着交代作用的发展,由黑云母花岗岩经正常云英岩、富石英云英岩到云英岩化最终阶段的常云英岩、富石英云英岩到云英岩化最终阶段的富云母云英岩,富云母云英岩,W W含量总体趋势是增加的含量总体趋势是增加的(表表6-8)6-8)。尤其是富云母云英岩中尤其是富云母云英岩中W W含量达到最大值,这是含量达到最大值,这是因为白云母含因为白云母含W W高所致。高所致。蚀变花岗岩中Sn的含量变化与上述W的情况相似(表
22、6-9)。花岗岩中的黑云母、白云母以及云英岩中的白云母都可花岗岩中的黑云母、白云母以及云英岩中的白云母都可以看成以看成W W的载体矿物。的载体矿物。花岗岩中的长石(钾长石、斜长石)因云英岩化、钾微斜长石化而解体,将其所含W释放出来至岩浆期后成矿的事实表明,钾长石、斜长石也是W的携带者。钾(微斜长石)化是花岗岩的早期蚀变,在蚀变后释放出的W、Sn(被带入含矿热液中)超过花岗岩中W含量的一半(表6-10),Be近1/3。钾化是将花岗岩中的斜长石、钾长石、云母(主要为黑云母)等改造为以钾微斜长石、钠长石、石英为主,黑云母、白云母、萤石、绿泥石、锆石、黑钨矿为辅的岩石。钾化岩石含W、Sn、Be均低于花
23、岗岩的原因是,原花岗岩载体矿物(黑云母、白云母、钾长石、斜长石)中的W、Sn、Be主体部分带入含矿热液中。硅化作用也使花岗岩中的W含量降低原花岗岩载体矿物中的W大部分被带入成矿热液中(表6-12);但与钾微斜长石化相比,后者中W的贫化(即W被带出)更为显著。在西华山矿区,出现红长石化(钾微斜长石)的地段位于花岗岩体的较深部位,向上为硅化,再向上,至岩体顶部为云英岩化地段。黑云母、白云母、钾长石、斜长石都被认为是载体矿黑云母、白云母、钾长石、斜长石都被认为是载体矿物;而钾微斜长岩物;而钾微斜长岩(蚀变岩中者蚀变岩中者)与石英则不是载体矿与石英则不是载体矿物,见表物,见表6-136-13。样品样品
24、编号编号矿物矿物Aug/gg/gAgg/gg/gAsg/gg/gBig/gg/gCog/gg/gGag/gg/gIng/gg/gNig/gg/gSbg/gg/gS%Fe%FW-25黄铁矿黄铁矿54.891409.61815.90.2897.32.250.06728.625.542.5435.38FW-50黄铁矿黄铁矿47.71127.5454.80.1339.52.170.08614.14.546.1138.25FW-51黄铁矿黄铁矿54.19132.1519.60.348.82.360.08615.65.844.8038.88FW-52黄铁矿黄铁矿17.23148.71876.20.1711
25、6.32.570.14423.914.7FW-53黄铁矿黄铁矿12.28355.6371.90.2516.92.320.0868.47.344.6137.68FW-54黄铁矿黄铁矿2.26231.93922.80.2483.12.150.19226.834.5FW-55黄铁矿黄铁矿0.4736.01305.30.1485.71.930.05821.35.2801黄铁矿黄铁矿0.2648.016000.2088.03.40.2439.07.948.7543.28802黄铁矿黄铁矿0.2381.014000.1071.03.700.1731.063.047.4743.81803方铅矿方铅矿7.80
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