地质时期成矿作用课件.ppt

1、地地 质质 时时 期期 的的 成成 矿矿 作作 用用 地球内部热向地表的转移，主要通过岩浆活动，地球内部热向地表的转移，主要通过岩浆活动，决定了（决定了（shape）地壳的构造演化。成矿作用效益受到）地壳的构造演化。成矿作用效益受到剥蚀的沉积作用的改造，这主要来自于太阳能。在靠剥蚀的沉积作用的改造，这主要来自于太阳能。在靠近地表具有陡（近地表具有陡（steep）的地热和化学梯度的地区，这）的地热和化学梯度的地区，这两种来源的能量的相互作用是持续的，这些地区岩石两种来源的能量的相互作用是持续的，这些地区岩石圈、大气圈、水圈和生物之间的相互作用产生了绝大圈、大气圈、水圈和生物之间的相互作用产生了绝

2、大多数矿床的极端地球化学异常。多数矿床的极端地球化学异常。1.Archean1.Archean（ca.3ca.3，800 to2500800 to2500100m.y:3,800 to 100m.y:3,800 to 3,000m.y.in southern Africa3,000m.y.in southern Africa）太古代岩石有某些非常重要的矿床富集：原生金矿、太古代岩石有某些非常重要的矿床富集：原生金矿、铜、锌、镍、铬、铁及少量的其它金属。绝大多数这些金铜、锌、镍、铬、铁及少量的其它金属。绝大多数这些金属来自绿岩带，是一套火山沉积建造，发生强烈褶皱，但属来自绿岩带，是一套火山沉积建

3、造，发生强烈褶皱，但变质程度较弱，所以它们的岩石组合能够很好地识别它，变质程度较弱，所以它们的岩石组合能够很好地识别它，并且它们的内部构造很好解析。并且它们的内部构造很好解析。在绝大多数太古代克拉通内，绿岩带分布在广泛的花在绝大多数太古代克拉通内，绿岩带分布在广泛的花岗岗片麻岩之中，花岗片麻岩之中，花岗片麻岩通常因为变形作用、变质片麻岩通常因为变形作用、变质作用，甚至熔融作用被强烈的均匀化，这样查明其原岩是作用，甚至熔融作用被强烈的均匀化，这样查明其原岩是火成的还是沉积的就不可能了。在这些条件下，得出这样火成的还是沉积的就不可能了。在这些条件下，得出这样的结论是合理的，即只有最耐火的岩石和矿石

4、组合才能生的结论是合理的，即只有最耐火的岩石和矿石组合才能生存下来。这就可以解释在片麻岩中容易识别原岩的主要是存下来。这就可以解释在片麻岩中容易识别原岩的主要是石英岩、大理岩、磁铁石英岩（石英岩、大理岩、磁铁石英岩（BIF）以及斜长岩中的铬）以及斜长岩中的铬地地 质质 时时 期期 的的 成成 矿矿 作作 用用铁矿。铁矿。Greenland，Isua岩系中的铁建造尤其重要，这是岩系中的铁建造尤其重要，这是因为它们是目前已知最老的沉积建造，因为它们是目前已知最老的沉积建造，376070m.y（Moorbath et al.，1973）。并且因为它们与角闪岩、滑）。并且因为它们与角闪岩、滑石片岩、含

5、碳酸盐硅质片岩有关，这些岩石可能是镁铁质石片岩、含碳酸盐硅质片岩有关，这些岩石可能是镁铁质到长英质火山建造的一部分（到长英质火山建造的一部分（Allaart，1976）。这些岩石）。这些岩石在绿岩带中常见，但在绿岩带中常见，但Windley（1977）认为大理岩和石英）认为大理岩和石英岩代表稳定地台或陆棚沉积，而与高能量的绿岩型堆积有岩代表稳定地台或陆棚沉积，而与高能量的绿岩型堆积有很大差别。很大差别。少量的含铜硫化物相的铁建造在少量的含铜硫化物相的铁建造在Isua岩系中也保存下岩系中也保存下来了，正象较年轻的太古代高级变质岩中出现硫化物一样，来了，正象较年轻的太古代高级变质岩中出现硫化物一样

6、，如如PikweSelebi角闪岩中的镍矿石。但通常讲，古老的片角闪岩中的镍矿石。但通常讲，古老的片麻岩地体中尤其缺少矿化富集，特别是硫化物，这与它们麻岩地体中尤其缺少矿化富集，特别是硫化物，这与它们可能局部来自火山岩的观点有冲突。许多年来已经提出了可能局部来自火山岩的观点有冲突。许多年来已经提出了强烈的变形和高级变质作用使早期的矿石组合分散掉强烈的变形和高级变质作用使早期的矿石组合分散掉地地 质质 时时 期期 的的 成成 矿矿 作作 用用了，且没留下任何痕迹，但这种看法也不能完全确定。目了，且没留下任何痕迹，但这种看法也不能完全确定。目前在年轻的造山带中有保存完好的经受了高级变质作用，前在年

7、轻的造山带中有保存完好的经受了高级变质作用，甚至部分熔融的，像甚至部分熔融的，像Okiep和和Nababeep这样的硫化物矿体这样的硫化物矿体实例。尽管硫化物确实沿陡的构造在片麻岩岩石系中发生实例。尽管硫化物确实沿陡的构造在片麻岩岩石系中发生了运移（底劈？）。了运移（底劈？）。New South Wales的的Broken Hill是麻是麻粒岩相中大型硫化物矿体的另一个例子，尽管这些岩石中粒岩相中大型硫化物矿体的另一个例子，尽管这些岩石中的流动没有消除掉（的流动没有消除掉（obliberate）有关的构造要素。尽管）有关的构造要素。尽管似乎可能性不大，但仍有可能是如果这些矿体经受了极端似乎可能

8、性不大，但仍有可能是如果这些矿体经受了极端的机械运移和高温作用的话，它们也可能已经被分散掉了。的机械运移和高温作用的话，它们也可能已经被分散掉了。尝试的是（尝试的是（tentatively），这种假说认为在古老片麻岩杂），这种假说认为在古老片麻岩杂岩中的原岩中的硫化物矿化本来就稀少，至少与绿岩带中岩中的原岩中的硫化物矿化本来就稀少，至少与绿岩带中矿床的类型、品位和规模无法相比。到目前为止，绿岩带矿床的类型、品位和规模无法相比。到目前为止，绿岩带型火山活动和成矿作用似乎开始于目前可见的这些绿型火山活动和成矿作用似乎开始于目前可见的这些绿岩带的形成。岩带的形成。地地 质质 时时 期期 的的 成成

9、矿矿 作作 用用 世界范围内绿岩带中矿床丰富和矿床类型的多样性强世界范围内绿岩带中矿床丰富和矿床类型的多样性强有力的（有力的（vigorously）证明了火山活动对硫和金属富集的）证明了火山活动对硫和金属富集的重要性。甚至重要性。甚至Algomatype BIF和以及可能部分重晶石矿和以及可能部分重晶石矿也与火山活动有关。在广泛分布的沉积碎屑岩中没有重要也与火山活动有关。在广泛分布的沉积碎屑岩中没有重要的矿床产出，除非这些碎屑建造是火山机构的一部分。硫的矿床产出，除非这些碎屑建造是火山机构的一部分。硫化物矿石占绝对主导的代表是：科马提岩型化物矿石占绝对主导的代表是：科马提岩型Ni矿组合和火矿组

10、合和火山块状硫化物矿床。但世界金矿也可以说主要来自于绿岩山块状硫化物矿床。但世界金矿也可以说主要来自于绿岩带，无论是直接来自于含金石英脉或含金硫化物组合，还带，无论是直接来自于含金石英脉或含金硫化物组合，还是间接地来自于是间接地来自于Witwatersrand和类似的元古代陆缘盆地和类似的元古代陆缘盆地中的金从绿岩带的转移其中再富集。中的金从绿岩带的转移其中再富集。科马提熔岩流在绿岩带底部常见。这些熔岩流在喷出科马提熔岩流在绿岩带底部常见。这些熔岩流在喷出时应该具有很高的温度（时应该具有很高的温度（Green et al.，1975），这与它），这与它们在太古代中发育相一致。它们指示了地幔相对

11、浅部的高们在太古代中发育相一致。它们指示了地幔相对浅部的高温状态以及在喷出地点的高热流作用，无论是否是通过一温状态以及在喷出地点的高热流作用，无论是否是通过一地地 质质 时时 期期 的的 成成 矿矿 作作 用用阶段或两阶段熔融（阶段或两阶段熔融（Green，1975；Naldrett and Turner，1977）。）。岩浆源区硫的初始分布似乎对岩浆源区硫的初始分布似乎对Kambalda型镍矿床定型镍矿床定位起关键作用。这类矿床在澳大利亚和加拿大都已经被发位起关键作用。这类矿床在澳大利亚和加拿大都已经被发现，但在南非现，但在南非Barberton山地还未发现，尽管山地还未发现，尽管Barbe

12、rton橄橄榄岩中榄岩中NiO的含量达的含量达0.51%。或者尽管源区存在硫化物，。或者尽管源区存在硫化物，但没有到达地表，或许源区硫很稀少。考虑到整个但没有到达地表，或许源区硫很稀少。考虑到整个Barberton地区硫的低含量，源区硫稀少可能性更大。在地区硫的低含量，源区硫稀少可能性更大。在Barberton绿岩带底部的岩石比绿岩带底部的岩石比Kambalda和和Canada绿岩绿岩带中的类似岩石要老大约带中的类似岩石要老大约500m.y。在地质历史中地温梯度。在地质历史中地温梯度降低的时段内，降低的时段内，Barberton Komatiite岩浆来自于早期富含岩浆来自于早期富含硫地幔位置

13、的上部，因此没有镍矿床形成。否则，硫地幔位置的上部，因此没有镍矿床形成。否则，Barberton Komatiite源区因地幔不均一性而贫硫。源区因地幔不均一性而贫硫。Barberton绿岩带上部的安山岩没有产出大的火山块状硫绿岩带上部的安山岩没有产出大的火山块状硫化物矿床。化物矿床。地地 质质 时时 期期 的的 成成 矿矿 作作 用用 绝大多数绿岩带中富镁的层位之上发育拉斑玄武岩和绝大多数绿岩带中富镁的层位之上发育拉斑玄武岩和钙碱性的玄武岩系。沉积岩包括铁建造的夹层出现在熔岩钙碱性的玄武岩系。沉积岩包括铁建造的夹层出现在熔岩流之间，随后又沉积了玄武岩流之间，随后又沉积了玄武岩安山岩安山岩流纹

14、岩或流纹英流纹岩或流纹英安岩，具明显的旋回性，比整个绿岩带厚度小安岩，具明显的旋回性，比整个绿岩带厚度小1到到2个数量个数量级（级（Goodwin，1971；Anhaeusser，1971）。很明显，分）。很明显，分异作用发生在浅部的岩浆房中，并形成了这类组合。在加异作用发生在浅部的岩浆房中，并形成了这类组合。在加拿大的拿大的Superior和和Slave两省，这种绿岩带形成了特别富且两省，这种绿岩带形成了特别富且类型多的火山块状硫化物矿床、类型多的火山块状硫化物矿床、CuZn矿床、含金石英矿床、含金石英脉及脉及Algoma型型BIF。金矿床和。金矿床和BIF在南非、印度、西澳的在南非、印度、

15、西澳的Yilgarn都存在，但这些地体中目前还未发现许多火山块都存在，但这些地体中目前还未发现许多火山块状硫化物矿床。状硫化物矿床。在太古代绿岩带中，最老的岩石往往是最富镁铁质的，在太古代绿岩带中，最老的岩石往往是最富镁铁质的，它们产有镍矿床（如果成矿的话）。玄武岩在上一层中占它们产有镍矿床（如果成矿的话）。玄武岩在上一层中占主导，与不连续的玄武岩主导，与不连续的玄武岩安山岩互层，这种玄武岩安山岩互层，这种玄武岩安安山岩占的比例向上逐渐增多，并且在玄武岩山岩占的比例向上逐渐增多，并且在玄武岩安山安山地地 质质 时时 期期 的的 成成 矿矿 作作 用用岩占为主的层序中会含有某些小的流纹岩流、小穹

16、隆和不岩占为主的层序中会含有某些小的流纹岩流、小穹隆和不连续体。在小的流纹岩流中可能会产出小的硫化物矿体。连续体。在小的流纹岩流中可能会产出小的硫化物矿体。向上，流纹岩的比例增加，直到一个主要的火山活动旋回向上，流纹岩的比例增加，直到一个主要的火山活动旋回完成，而且大量的硫化物在很长的平静期内堆积在流纹岩完成，而且大量的硫化物在很长的平静期内堆积在流纹岩上部。太古代绿岩带的这种典型的生长历史列举过许多次上部。太古代绿岩带的这种典型的生长历史列举过许多次（见（见Anhaeusser，1971，1975），特别是这种太古代样式），特别是这种太古代样式的火山活动一直持续到的火山活动一直持续到18亿年

17、前，所有这些都是水下形成亿年前，所有这些都是水下形成的。旋回开始时的水深很难判断，但很可能小于的。旋回开始时的水深很难判断，但很可能小于3000至至6000米或者从一个单一的主要旋回中形成的火山物质为最米或者从一个单一的主要旋回中形成的火山物质为最多，在火山不断活动的时候，底部很可能发生下沉。放射多，在火山不断活动的时候，底部很可能发生下沉。放射性定年进一步证实褶皱作用或者与绿岩带的构造旋回在绿性定年进一步证实褶皱作用或者与绿岩带的构造旋回在绿岩带岩石和其产出区域有典型特点，不存在没有变形的太岩带岩石和其产出区域有典型特点，不存在没有变形的太古代块状硫化物矿床。这种普遍存在的（古代块状硫化物矿

18、床。这种普遍存在的（ubiquitous）变）变形作用可能是在绿岩带玄武岩中广泛产出金矿石英脉的原形作用可能是在绿岩带玄武岩中广泛产出金矿石英脉的原因之一。因之一。地地 质质 时时 期期 的的 成成 矿矿 作作 用用 最初的火山活动以超镁铁质熔岩流为特征，应该由薄最初的火山活动以超镁铁质熔岩流为特征，应该由薄的太古代地壳的破裂引起，这产生了高热流带并引起了上的太古代地壳的破裂引起，这产生了高热流带并引起了上地 幔 的 部 分 熔 融 以 提 供 玄 武 质 岩 浆。如 果 陷 落地 幔 的 部 分 熔 融 以 提 供 玄 武 质 岩 浆。如 果 陷 落（foundering）继续，玄武质地壳本

19、身会通过部分熔融再）继续，玄武质地壳本身会通过部分熔融再循环，这样安山质和玄武质的岩浆就形成了，同时伴有循环，这样安山质和玄武质的岩浆就形成了，同时伴有Zn、Cu和和S的形成，这些矿石的主要元素组成。向钙碱性的形成，这些矿石的主要元素组成。向钙碱性岩套（岩套（rock suites），），Zn似乎是地壳再循环的地球化学指似乎是地壳再循环的地球化学指示物。第一旋回的硫化物堆积不高显生宙蛇绿岩套中的示物。第一旋回的硫化物堆积不高显生宙蛇绿岩套中的Cyprus型块状硫化物那样丰富。型块状硫化物那样丰富。依赖于形成的安山岩和流纹岩数量的多少，玄武质地依赖于形成的安山岩和流纹岩数量的多少，玄武质地壳 向

20、 熔 融 地 带 发 生 某 种 水 平 运 移 是 必 须 的。正 如壳 向 熔 融 地 带 发 生 某 种 水 平 运 移 是 必 须 的。正 如Hutchinson（1973）的模式那样，这种活动可以从两侧发）的模式那样，这种活动可以从两侧发生，或者以一侧运动为主。生，或者以一侧运动为主。Tarney等（等（1976）已经描述了）已经描述了Chile白垩纪的这类组合，这可以部分地类比太古代绿岩白垩纪的这类组合，这可以部分地类比太古代绿岩地地 质质 时时 期期 的的 成成 矿矿 作作 用用带建造。在安山质岛弧之后是弧后盆地。但是，没有典型带建造。在安山质岛弧之后是弧后盆地。但是，没有典型的

21、增生板块边界、的增生板块边界、Cyprus型型VMS，豆荚状铬铁矿（除可，豆荚状铬铁矿（除可能的能的Selukwe以外）及蛇纹岩套本身在太古代岩石中发现。以外）及蛇纹岩套本身在太古代岩石中发现。但增生作用机制在更柔韧的（但增生作用机制在更柔韧的（flexible）太古代地壳中）太古代地壳中也会有很大的不同。也会有很大的不同。修改了的弧后机制的含义是在其生长时太古代绿岩带修改了的弧后机制的含义是在其生长时太古代绿岩带的大陆边缘位置。如果这是大陆生长机制的话，这必须在的大陆边缘位置。如果这是大陆生长机制的话，这必须在比地质历史上任何时期都要快的速度完成。在元古代类型比地质历史上任何时期都要快的速度

22、完成。在元古代类型构造活动中大陆增长速率发生突然降低。向构造活动中大陆增长速率发生突然降低。向Arizona 18亿亿年的年的Jerome太古代型块状硫化物矿床那样，局部的构造区太古代型块状硫化物矿床那样，局部的构造区应该是大陆边缘发生的连续增长的结果，大陆已经变得足应该是大陆边缘发生的连续增长的结果，大陆已经变得足够 刚 性 以 支 撑 早 元 古 代 的 大 型 盆 地 的 形 成。够 刚 性 以 支 撑 早 元 古 代 的 大 型 盆 地 的 形 成。全世界太古代地层主要由硅铝质火成岩组成，它们最全世界太古代地层主要由硅铝质火成岩组成，它们最初可能是火山成因。这是地幔向地壳发高能量转移的

23、结果。初可能是火山成因。这是地幔向地壳发高能量转移的结果。随着地壳生长和稳定化，高热液变得更集中于克拉通之间随着地壳生长和稳定化，高热液变得更集中于克拉通之间的向的向Limpopo这样的活动带中，而且火山活动强度发这样的活动带中，而且火山活动强度发生普遍下降。生普遍下降。地地 质质 时时 期期 的的 成成 矿矿 作作 用用2.2.早元古代早元古代（2500100m.y或或3000m.y（南非）（南非）1800100m.y）当其它地区绿岩带仍在生长的时候，现在的南非位当其它地区绿岩带仍在生长的时候，现在的南非位置的板块已经开始刚性化了。在置的板块已经开始刚性化了。在30亿年前，盆地就在亿年前，盆

24、地就在Transvaal南部形成了，并堆积了杏仁状（南部形成了，并堆积了杏仁状（amygdaloidal）玄武岩、化学沉积物（包括碳酸盐铁建造和某种程度分选玄武岩、化学沉积物（包括碳酸盐铁建造和某种程度分选的碎屑沉积。在的碎屑沉积。在Pongola盆地，在随后的盆地，在随后的400到到500m.y.间间沉 积 了 巨 厚 的 碎 屑 沉 积，构 成 了沉 积 了 巨 厚 的 碎 屑 沉 积，构 成 了 D o m i n i o n、Witwatersrand、Ventersdorp和和Transvaal地层系统，它们地层系统，它们显示了世界范围内构造和岩石类型的变化，但它们在巨大显示了世界范

25、围内构造和岩石类型的变化，但它们在巨大规模和岩性仍具有自己的特性。当然，规模和岩性仍具有自己的特性。当然，Witwatersrand砾砾岩 是 世 界 上 最 主 要 的 金 的 来 源 和 主 要 的岩 是 世 界 上 最 主 要 的 金 的 来 源 和 主 要 的 U 的 来 源的 来 源（Pretorius，1974）。）。地地 质质 时时 期期 的的 成成 矿矿 作作 用用 从这些新的克拉通盆地的地层厚度以及大量沉积物为从这些新的克拉通盆地的地层厚度以及大量沉积物为浅水沉积这一事实来判断，这些盆地应该在很长的时间内浅水沉积这一事实来判断，这些盆地应该在很长的时间内发生缓慢沉降（见发生缓

26、慢沉降（见Muratov，1974）。这意味着或者来自）。这意味着或者来自盆地下地幔或下地壳的缺乏，或者随时间变化发生收缩或盆地下地幔或下地壳的缺乏，或者随时间变化发生收缩或冷却。（在当代的大洋盆地中，随着远离洋中脊的冷却作冷却。（在当代的大洋盆地中，随着远离洋中脊的冷却作用可能形成了现今洋底特征）。用可能形成了现今洋底特征）。早元古代早元古代Zuluan楔和对应的盆地沉积系统的化学特征楔和对应的盆地沉积系统的化学特征显示了矿床形成的根本过程。显示了矿床形成的根本过程。Zuluan沉积楔所有碎屑物的沉积楔所有碎屑物的灰绿色特征（无红层），以及大量的黄铁矿、晶质铀矿的灰绿色特征（无红层），以及大

27、量的黄铁矿、晶质铀矿的碎屑颗粒和各种形式的未氧化的碳的存在，都强有力地证碎屑颗粒和各种形式的未氧化的碳的存在，都强有力地证明了当时在大气圈和水圈中普遍缺少自由氧。这些特性在明了当时在大气圈和水圈中普遍缺少自由氧。这些特性在早前寒武纪作为大气圈缺氧的证据持续了很长的时间（见早前寒武纪作为大气圈缺氧的证据持续了很长的时间（见Cloud，1976）。实际上，太古代岩石中）。实际上，太古代岩石中BIF中的铁的氧中的铁的氧化物需要通过海水中的化物需要通过海水中的O2来使以来使以Fe2+方式搬运的方式搬运的Fe沉淀沉淀地地 质质 时时 期期 的的 成成 矿矿 作作 用用下 来，而 且 在下 来，而 且 在

28、 S w az i l an d 系 中 甚 至 存 在 重 晶 石 层系 中 甚 至 存 在 重 晶 石 层（Heinrichs and Reirner，1977），但），但Perry及其他学者及其他学者（1970）指出这里的）指出这里的S唯一比化学沉积物中硫化物的唯一比化学沉积物中硫化物的34S高高2.5的硫，而且硫酸盐可能是生活在太古代海洋中的的硫，而且硫酸盐可能是生活在太古代海洋中的光合生物产生的氧引起的局部沉积的结果。很显然，在西光合生物产生的氧引起的局部沉积的结果。很显然，在西澳澳Pilbara地块中生命应该与最老的岩石至少一样老，在地块中生命应该与最老的岩石至少一样老，在3000

29、m.y.以前光合作用在局部地方存在是合理的（以前光合作用在局部地方存在是合理的（Cloud，1973），或许与最老的），或许与最老的BIF一样老。但光合作用生物对地一样老。但光合作用生物对地表环境中化学方面的充分影响是大约在开始于早元古代中表环境中化学方面的充分影响是大约在开始于早元古代中期 并 形 成 大 量 快 速 增 加 的 铁 的 氧 化 物 的 沉 积。期 并 形 成 大 量 快 速 增 加 的 铁 的 氧 化 物 的 沉 积。Ronov（1964）估计到）估计到Superior型型BIF构成了早元古构成了早元古代沉积岩的代沉积岩的15%，甚至更多。，甚至更多。Fe 的来源一直存在激

30、烈的的来源一直存在激烈的争论（争论（Cloud，1973）尤其自）尤其自James（1954）关于铁建造）关于铁建造的沉积相的论文发表以来。在缺氧但富的沉积相的论文发表以来。在缺氧但富CO2的风化条件的风化条件地地 质质 时时 期期 的的 成成 矿矿 作作 用用下，在风化中硅酸盐中的下，在风化中硅酸盐中的Fe具有较强的活动性并在海水中具有较强的活动性并在海水中聚集起来。但如果这是聚集起来。但如果这是BIF中中Fe的唯一来源的话，那么通的唯一来源的话，那么通过相同的风化作用应该在沉积物中形成大量的其它碎屑物过相同的风化作用应该在沉积物中形成大量的其它碎屑物质，尤其是富铝的物质。对此，有很少的证据

31、存在。质，尤其是富铝的物质。对此，有很少的证据存在。还原还原Fe（和（和S）上午另一个可能的来源是晚太古代和早元）上午另一个可能的来源是晚太古代和早元古代强烈的火山活动。或许，火山活动和风化作用均对大古代强烈的火山活动。或许，火山活动和风化作用均对大洋中洋中Fe 的供应发挥了重要作用，且随时间进行而不断增的供应发挥了重要作用，且随时间进行而不断增加。这种加。这种Fe以及火山硫提供了方便的氧气储存来容纳由原以及火山硫提供了方便的氧气储存来容纳由原核生物的光合作用形成的自由氧。当大量早元古代浅海盆核生物的光合作用形成的自由氧。当大量早元古代浅海盆地 形 成 后，这 种 原 核 生 物 以 极 其

32、丰 富 的 形 式 繁 殖地 形 成 后，这 种 原 核 生 物 以 极 其 丰 富 的 形 式 繁 殖（prospered in profusion in many forms），包括叠层石。），包括叠层石。但还原铁和硫的补充随火山活动减弱而减少，而且但还原铁和硫的补充随火山活动减弱而减少，而且BIF沉沉积作用的减少比其开始出现的速度要快。在积作用的减少比其开始出现的速度要快。在2200到到2000m.y.高峰期以后，高峰期以后，BIF的形成到的形成到1800m.y.停止。这个停止。这个地地 质质 时时 期期 的的 成成 矿矿 作作 用用时间至少在北美与块状硫化物矿床的终止时间相吻合，由时间

33、至少在北美与块状硫化物矿床的终止时间相吻合，由于铁的沉积取决于发生在浅水的反应，因此这种沉积作用于铁的沉积取决于发生在浅水的反应，因此这种沉积作用在全球都是同时的。因多余的氧而消耗了大量的在全球都是同时的。因多余的氧而消耗了大量的Fe和和S，所以原核生物面临着有利化学环境的严重恶化（所以原核生物面临着有利化学环境的严重恶化（Cloud，1973）。形成的新环境使生物发生变异，形成了能量降低）。形成的新环境使生物发生变异，形成了能量降低消耗游离氧的新陈代谢作用的酶（消耗游离氧的新陈代谢作用的酶（enzyme）。这些物质）。这些物质逐渐演化成真核生物（逐渐演化成真核生物（eukaryote），这些

34、生物具有随地），这些生物具有随地球环境变化发生更快进化的良好机制。球环境变化发生更快进化的良好机制。Margulis（1974）认为从原核生物（认为从原核生物（prokaryote）到真核生物（）到真核生物（eukaryote）的演化是生物史上最大的进化间断，也是的演化是生物史上最大的进化间断，也是S和相关金属行和相关金属行为的一个主要间断。为的一个主要间断。地球表面化学大量游离氧的影响是逐渐的但是不可逆地球表面化学大量游离氧的影响是逐渐的但是不可逆的。一旦游离氧进入大气圈，铁就被固定在露头上而且缺的。一旦游离氧进入大气圈，铁就被固定在露头上而且缺氧条件仅保留在局部盆地中，这里有限的通气性使大

35、气氧氧条件仅保留在局部盆地中，这里有限的通气性使大气氧地地 质质 时时 期期 的的 成成 矿矿 作作 用用的缓冲作用被克服了。不但在一个普遍缺氧的大洋中存在的缓冲作用被克服了。不但在一个普遍缺氧的大洋中存在局部氧化条件，而正相反，是在普遍氧化的大洋中存在局局部氧化条件，而正相反，是在普遍氧化的大洋中存在局部还原条件。这对化学沉积作用存在明显的影响，如一些部还原条件。这对化学沉积作用存在明显的影响，如一些新类型金属硫化物的形成，这些矿床包括地质历史上第一新类型金属硫化物的形成，这些矿床包括地质历史上第一次出现的大规模层状沉积岩为围岩的贱金属矿床。次出现的大规模层状沉积岩为围岩的贱金属矿床。U也开

36、也开始以溶液的形式大规模的运移并且在大陆剥蚀面以下的高始以溶液的形式大规模的运移并且在大陆剥蚀面以下的高品位矿脉中富集。金不在近地表的环境沉淀下来，因为在品位矿脉中富集。金不在近地表的环境沉淀下来，因为在酸性氧化条件下在氯化物溶液中仍有高的溶解度。酸性氧化条件下在氯化物溶液中仍有高的溶解度。与重要的层状蒸发盐和红层中赤铁矿胶结的突然增长与重要的层状蒸发盐和红层中赤铁矿胶结的突然增长同时，一些新的矿床类型形成了。碳酸盐也成为重要的岩同时，一些新的矿床类型形成了。碳酸盐也成为重要的岩石类型。中元古代成矿与成岩作用的这些变化在大约石类型。中元古代成矿与成岩作用的这些变化在大约200m.y.的时期内完

37、成。当然，这些变化主要依赖于地球的时期内完成。当然，这些变化主要依赖于地球表面溶液中硫和铁的主导氧化状态的改变，与受生物影响表面溶液中硫和铁的主导氧化状态的改变，与受生物影响的碳的化学特征相互连接。但诱因是构造（的碳的化学特征相互连接。但诱因是构造（tctonic），通），通地地 质质 时时 期期 的的 成成 矿矿 作作 用用过控制把火山还原物质从地球内部向地表的释放，并通过过控制把火山还原物质从地球内部向地表的释放，并通过提供大陆边缘及其上部稳定的陆棚和浅海环境实现，这些提供大陆边缘及其上部稳定的陆棚和浅海环境实现，这些环境中光合作用生物能繁殖直到它们把游离氧消耗掉。环境中光合作用生物能繁殖

38、直到它们把游离氧消耗掉。3.Late Proterozoic3.Late Proterozoic（1800100m.y 到到600100m.y）晚元古代成矿作用的主要变化是涉及到成矿作用的化晚元古代成矿作用的主要变化是涉及到成矿作用的化学变化。大型陆缘海中的沉积作用为贱金属富集提供了环学变化。大型陆缘海中的沉积作用为贱金属富集提供了环境，此时铁的氧化物的沉积已经失去其广泛分布性。境，此时铁的氧化物的沉积已经失去其广泛分布性。Cu和和Pb是主要的金属，但并不出现在同一个矿体中。是主要的金属，但并不出现在同一个矿体中。Zn与与Pb比与比与Cu共生要多，与火成作用主导的系统中的情况相共生要多，与火成

39、作用主导的系统中的情况相反。反。巨大、狭长（巨大、狭长（elongate）、缓慢沉降的盆地是晚元古）、缓慢沉降的盆地是晚元古代主导的构造特征，而且它们都很好地保存下来。但仍然代主导的构造特征，而且它们都很好地保存下来。但仍然地地 质质 时时 期期 的的 成成 矿矿 作作 用用存在大量的切割不断脆性化的地壳的深断裂为聚集热和各存在大量的切割不断脆性化的地壳的深断裂为聚集热和各种幔源组分提供了到达地壳的通道（种幔源组分提供了到达地壳的通道（Milanovskiy，1976）。从太古代完全活动地壳机制到克拉通更脆性的裂）。从太古代完全活动地壳机制到克拉通更脆性的裂谷作用在南非克拉通上以大约谷作用在南

40、非克拉通上以大约25亿年的大岩墙的形成为标亿年的大岩墙的形成为标志。碱性杂岩包括岩浆碳酸岩变得主导，志。碱性杂岩包括岩浆碳酸岩变得主导，Palabora大约大约20亿年（亿年（Hanekom et al.，1965），而且加拿大的碳酸岩年），而且加拿大的碳酸岩年龄介于龄介于17.5亿年和亿年和16.5亿年之间。绝大多数金伯利岩形成亿年之间。绝大多数金伯利岩形成于中生代到第三纪，但最老的形成于元古代（于中生代到第三纪，但最老的形成于元古代（Dawson，1967），尽管冲积金刚石砂矿在更老的岩石中发现的），尽管冲积金刚石砂矿在更老的岩石中发现的（Wastson，1973），），Bushveld杂

41、岩和杂岩和Sudbury分别是分别是20和和14.4亿年，尽管有人认为这些岩体是冲积成因。一系列亿年，尽管有人认为这些岩体是冲积成因。一系列富富 T i 的 斜 长 岩 地 块 和 层 状 杂 岩 在 晚 古 生 代 形 成的 斜 长 岩 地 块 和 层 状 杂 岩 在 晚 古 生 代 形 成（17001100m.y）是另一个地幔分异和断裂活动的表现。）是另一个地幔分异和断裂活动的表现。地地 质质 时时 期期 的的 成成 矿矿 作作 用用 象象Limpopo这样迷一般的活动带仅局部似乎成矿组分这样迷一般的活动带仅局部似乎成矿组分是在高级变质作用带进来的，尽管热液状态可能使分散的是在高级变质作用

42、带进来的，尽管热液状态可能使分散的矿化重新组合成够品位的矿体。这些活动带构成了高热流矿化重新组合成够品位的矿体。这些活动带构成了高热流带，并且已经被解释为或者是裂谷或者是克拉通间的碰撞带，并且已经被解释为或者是裂谷或者是克拉通间的碰撞带（带（Windley，1977）。）。Shackleton（1973）认为被）认为被Limpopo活动带所切割的早期线性断裂通常可以追索出来，活动带所切割的早期线性断裂通常可以追索出来，活动带是叠加在早期的线性构造之上的，而且没有使其错活动带是叠加在早期的线性构造之上的，而且没有使其错移。在南非的移。在南非的Okiep，与基性岩有关的铜矿床被活化，与基性岩有关的

43、铜矿床被活化（remobilized）成（）成（NamaquaNatal活动带，活动带，14亿年，亿年，Halbich，1978）切层的陡的构造。某些这类陡倾构造与）切层的陡的构造。某些这类陡倾构造与大的角砾有关，这些角砾中含有这个层序上部的大的岩石大的角砾有关，这些角砾中含有这个层序上部的大的岩石碎块。碎块。Lombard and Schreuder（1978）得出结论认为）得出结论认为dikation（膨胀的）在挤压前沿裂谷肯定出现，这可能解（膨胀的）在挤压前沿裂谷肯定出现，这可能解释活动带历史的重要事实。在非洲这些活动带中，晚的多释活动带历史的重要事实。在非洲这些活动带中，晚的多地地 质

44、质 时时 期期 的的 成成 矿矿 作作 用用的裂谷作用产生了岩浆活动和热液矿化，如在的裂谷作用产生了岩浆活动和热液矿化，如在Transvaal 的的Messina（Jacobsen，1975）。）。所有这些事件在时间（短的时间内）与最近由观测到所有这些事件在时间（短的时间内）与最近由观测到的由同位素解释的某些地幔演化事件相对比。的由同位素解释的某些地幔演化事件相对比。Brooks et al.（1978）报道了世界范围的洋岛和洋中脊拉斑玄武岩）报道了世界范围的洋岛和洋中脊拉斑玄武岩的的1600200m.y.的的Rb/Sr等时线，这可能确定了地幔演化等时线，这可能确定了地幔演化中的一次重要事件。

45、这个年龄与用中的一次重要事件。这个年龄与用Pb同位素成分确定的洋同位素成分确定的洋壳岩石的年龄一致（壳岩石的年龄一致（1800100m.y.），这是一个重要的），这是一个重要的对应性，因为它强化了等时线年龄代表了一次真正地质事对应性，因为它强化了等时线年龄代表了一次真正地质事件而非没有年轻记录的随意的混合这一结论。件而非没有年轻记录的随意的混合这一结论。Brooks等等（1978）认为这可能表明了一次象化学上独立的软流圈的）认为这可能表明了一次象化学上独立的软流圈的分离作用发生在分离作用发生在20001500m.y.前。前。Pb从地幔向地壳的重从地幔向地壳的重要的释放作用可能与大约此时的碱性岩

46、浆活动有关。元古要的释放作用可能与大约此时的碱性岩浆活动有关。元古代红色的富钾花岗岩与太古代灰色的钠质花岗质岩石形成代红色的富钾花岗岩与太古代灰色的钠质花岗质岩石形成地地 质质 时时 期期 的的 成成 矿矿 作作 用用鲜明的对比。沉积岩中层状的铅矿床可能与这种联系有密鲜明的对比。沉积岩中层状的铅矿床可能与这种联系有密切的关系，因为这些矿床是世界上最老的以切的关系，因为这些矿床是世界上最老的以Pb为主的矿床为主的矿床而且因它们通常似乎比其它层状矿床与火山岩更密切的空而且因它们通常似乎比其它层状矿床与火山岩更密切的空间关系。如在间关系。如在Sullivan，存在一个可能与相邻的主要断裂，存在一个可

47、能与相邻的主要断裂有关的蚀变根。在有关的蚀变根。在Mt.Isa 和和McArthur River矿床的沉积地矿床的沉积地层中含有凝灰岩，而在层中含有凝灰岩，而在Broken Hill矿床的沉积岩中也可能矿床的沉积岩中也可能含有某些火山成因的物质（包括铁建造）（含有某些火山成因的物质（包括铁建造）（Stanton，1972）。）。尽管尽管Mt.Isa含含Cu，但这种新类型（选择性富含，但这种新类型（选择性富含Pb）引）引起了普遍的问题，它们目前仍然难以回答（起了普遍的问题，它们目前仍然难以回答（Gustafson and Williams，1981）。）。Pb与与Zn和和Cu的分离是在源区因的分

48、离是在源区因金属的选择性溶解造成还是在矿体形成场所选择性沉淀引金属的选择性溶解造成还是在矿体形成场所选择性沉淀引起？中元古代起？中元古代Pb矿床的最初出现是由地表化学变化，或许矿床的最初出现是由地表化学变化，或许通过涉及到碳酸盐络合物的某些变化引起，或者它更象通过涉及到碳酸盐络合物的某些变化引起，或者它更象地地 质质 时时 期期 的的 成成 矿矿 作作 用用是与热流向地表转输方式的变化有关的新的地幔分离系统是与热流向地表转输方式的变化有关的新的地幔分离系统的结果？在以后的地质历史中，的结果？在以后的地质历史中，Pb以各种方式与碳酸盐联以各种方式与碳酸盐联系在一起，例如在系在一起，例如在Miss

49、issippi河谷型矿床中和被斑岩系统河谷型矿床中和被斑岩系统切割的碳酸盐中。但是它也在富硅的火成岩中运移，尤其切割的碳酸盐中。但是它也在富硅的火成岩中运移，尤其是钾长石中，通过风化作用是钾长石中，通过风化作用Pb可能会从钾长石中释放出来。可能会从钾长石中释放出来。Engel and others（1974）展示了在中元古代存在石英二）展示了在中元古代存在石英二长岩和石英闪长岩比例的快速增加。而且长岩和石英闪长岩比例的快速增加。而且Pb在显生宙岛弧在显生宙岛弧环境形成的块状硫化物矿床中成为主要成分。令人好奇的环境形成的块状硫化物矿床中成为主要成分。令人好奇的是，在中元古代存在一个很强的出次出现

50、后（是，在中元古代存在一个很强的出次出现后（1715亿亿年），在晚元古代它表现出与年），在晚元古代它表现出与Zn和和Cu伴生上的较弱的情伴生上的较弱的情况。尽管在某些时候观察到了（况。尽管在某些时候观察到了（Hutchison，1973），这），这种行为方式并没有被很好理解。把它与地表环境变化过程种行为方式并没有被很好理解。把它与地表环境变化过程中中Pb的起源、迁移和沉淀的化学作用联系起来是有吸引力的起源、迁移和沉淀的化学作用联系起来是有吸引力的，但 大 量 的 层 控的，但 大 量 的 层 控 P b 矿 床 与 中 元 古 代 裂 谷矿 床 与 中 元 古 代 裂 谷的早期联系也是一个有说