物质来源研究方法ppt课件

.,1,判别成矿物质来源的方法确定成矿物质来源，主要是矿石矿物中的金属元素来源是研究矿床成因、成矿模式及确定找矿方向，指导找矿的一个重要研究方面，一般从如下方面进行。一区域地质分析一个地区特定的岩石建造组合、构造演化、岩浆活动历史决定了特定的成矿作用及矿床组合。一个地区的岩石建造都可能成为提供成矿物质来源的母岩，包括沉积岩、岩浆岩、变质岩等各种岩石，地质判别标志是：,.,2,1、含矿围岩有很多矿床含矿围岩同时是成矿母岩，是提供成矿物质来源的主要原岩，因此一般矿床地质工作中都重视含矿围岩研究，包括围岩的岩石建造、组合、序列、岩相变化、矿物化学物质组成及蚀变的研究。2、赋矿围岩下部岩石及基底岩石建造基底岩石地层可以作为直接或间接的物源层。作为直接物源层，底部岩石在热水流体的作用下，活化溶解其中的成矿物质成为成矿溶液直接进入上部空间形成矿床；,.,3,作为间接物源层，在早期受风化剥蚀，为上部地层岩石沉积提供物源，形成初步富集层，经过后期的地质作用再进一步活化富集成矿。围岩和母岩.ppt3、岩浆岩成矿期的岩浆活动可以提供成矿物质参与成矿，而成矿期后的岩浆活动仅能造成矿床物质的重新分配或改造富集(岩浆活动.ppt)。岩浆岩石周围的围岩蚀变类型规模，与成矿关系密切，可以指示矿床分布及找矿前景。4、变质作用区域变质或动力变质作用都可以使成矿物质重新分配或提供成矿物质参与成矿(变质作用.ppt)。,.,4,5、沉积作用在沉积期间，成矿物质多来源混合，主要黏土吸附。6、控矿构造各种级别、各种类型的控矿构造在成矿中的作用是不同的，一些大型深部贯通性构造可以提供深部成矿物质来源，而中小型薄皮构造只能为含矿围岩中的成矿物质提供活动空间。7、矿化特征层状或似层状矿体一般是围岩周缘或源自围岩的矿化，而脉状强蚀变矿化体多是外源矿化。,.,5,二矿物学分析热水沉积矿石矿物与脉石矿物一般具有同源特征，因此矿石矿物、脉石矿物及其组合研究就成为成矿物质来源研究的一个重要方面。1、上地幔标型矿物：地幔岩矿物有40多种，其中主要是：镁橄榄石（Mg,Fe）2SiO4，57%；斜方辉石（Mg,Fe）SiO3，17；透辉石-硬玉（CaMgSi2O6-NaAlSi2O6），12；铬镁铝榴石（Mg,Fe,Ca)3(Al,Cr)2Si3O12，14。其次是顽火辉石、钾质硬锰闪石、金刚石、碳硅石，钾铁镍硫化物（K9.3Cu0.7Fe19.3Ni7.2S28）。,.,6,金伯利岩中另外还含有富镁钛铁矿、富铬镁铝石、铬透辉石，多数矿物富含Cr、Mg。2、花岗岩中的标型矿物除主要造岩矿物外，特征的稀有矿物有锂辉石、锂云母、磷锂矿、锂蓝铁矿、金绿宝石、黑稀金矿、晶质铀矿、褐钇铌矿、钛铌铀矿、铌钇矿等，以富含稀有、稀土成分为主。3、碱性岩浆岩中的标型矿物主要造岩矿物霞石、方钠石、霓石、钠铁闪石等。特征矿物有：K6(Fe,Ni,Ca)24S26Cl；KFe2S3；K3Fe10S14；NaFeS2.2H2O等钾钠硫化物。,.,7,4、热液成因标型矿物高温：辉砷钴矿、辉钼矿、辉铋矿、石英；中温：闪锌矿、硫锰矿、自然铋、铜矿物、方解石、白云石；低温：辰砂、辉锑矿、雄磺、雌磺、石膏、天青石、重晶石。5、区域变质标型矿物深绿辉石（榴辉岩）、蓝闪石（高压低温）、硬绿泥石（低级变质）、硬玉（高级富钠铝岩）、十字石、红柱石、石榴石等。6、海源卤水矿物石膏石盐光卤石杂卤石泻利盐钾石盐；7、陆源卤水矿物石膏石盐溢晶石芒硝钙芒硝天然碱（Na2CO3.NaHCO3.2H2O）。,.,8,8、金属矿物标型组合,自然矿物都是在一定地质条件下形成，在一定物理化学区间内存在的，因此某些矿物的存在与出现具有指示意义，可以作为矿床成因或成矿物质来源研究的标型。,.,9,三组合元素1、中酸性岩中元素组合K、Na、U、Th、Li、Be、Nb、Ta、W、Sn、Pb;2、基性超基性岩中元素组合Fe、Cr、Co、Ni、Pt、V、Ti、Cu、Zn、Sb、Mo;3、碎屑岩中的元素组合S、B、C、Hg、Sn、Mo、Pb、W、Cu、Zn;4、碳酸盐中的元素组合Sr、Ba、Li、Ca、Mg；5、热水沉积岩元素组合K、Na、Si、B、Be、Sr、Ba、F、Mn、Cu、Ni、Co、S。,.,10,一般以上述元素组合的富集程度或把成矿元素与上述组合元素进行相关分析或聚类分析，是分析成矿物质来源的重要方法，如果成矿元素与某组元素相关程度高，则说明有某种物质基础(元素相关分析.ppt)，相关分析应该考虑元素在岩石中的赋存状态，否则会分析错误。某些元素的相对值如CaMg，SrBa等及B的含量，可用于海陆源环境分析。表11.22海陆相沉积岩中元素特征判别值,.,11,四微量元素1、磁铁矿中的微量元素磁铁矿中类质同象现象非常普遍，高温形成的磁铁矿中类质同象杂质元素较高，通常有TiO2、Al2O3、MgO、V2O5、Cr2O3、MnO、CaO、Ni、Co。不同成因的磁铁矿微量元素种类含量不同：基性岩浆源磁铁矿中MgO、V2O5、Cr2O3、Ni、Co较高；花岗岩浆源磁铁矿富TiO2。因此磁铁矿中微量元素种类、含量可以反映成因及物质来源。,.,12,2、铅锌矿中的微量元素铅锌矿中Bi、Sn是高温成因标志，一般产在接触交代矿床中；而Hg、Sb、Ag是低温成因标志，可以产于层控矿床中。层控矿床一般多是中低温成因，因此微量元素含量都较低。个旧、老厂锡矿区，方铅矿中Cu（45095010-6）、Sn（300100010-6）含量高，Zn（1016010-6）低；独立铅锌矿床方铅矿中Cu40010-6）、Sn20010-6，Zn30010-6。,.,13,共生方铅矿、闪锌矿中CdS可以作为地质温度计，尤其是方铅矿中高温时，相关斜率增加。闪锌矿中FeS（分子）72.26695-15900.5/t+0.01448logfs2-0.38918(108/T2)-(7205.5/T)logfS2-0.34486(logfS2)如辽东地区高温闪锌矿（400500）FeS分子含量12.2415.90；中温闪锌矿（200300）FeS分子含量4.637.74；低温闪锌矿（100200）FeS分子含量1.071.52。3、黄铁矿微量元素黄铁矿中的CoNi与SSe比值可以判别黄铁矿成因或成矿元素来源。沉积成因黄铁矿S/Se2105，CoNi0.6；热液成因黄铁矿S/Se2104，CoNi1.17。,.,14,五稀土元素地球化学分析稀土元素是第三副族5771号元素（La、Ce、Pr、Nd、Pm、Sm、Eu、Gd、Tb、Dy、Ho、Er、Tm、Yb、Lu），也叫镧系元素，包括39号元素，代号REE，TR，Ln。稀土元素的电子层结构极为相近，因此化学性质相近，多呈三价，在自然界中总是作为一个整体产出。他们间的分配系数可以反映一定的地质作用和物理化学条件(稀土元素.ppt)。,.,15,1稀土总量分析稀土总量在判别母岩特征时有参考意义，一般稀土（特别是轻稀土）是不相容元素，在岩浆体系中，只有少量稀土进入晶格，大部分保留在熔浆中，这样导致残余熔体或重熔岩浆中稀土总量高于原始岩浆或残留体中的稀土含量。因此花岗岩浆的稀土总量高于基性岩浆，变质岩中长英质脉体稀土总量高于基体。如果固相中有榍石、褐帘石等富稀土矿物则稀土总量会增加。根据这一原理可以利用不同相中稀土总量的关系求得结晶分异量或熔融量。部分熔融方程：C1/Co=1/F，C1熔融体，Co源区，F部分熔融量。如，某岩体稀土总量100，源区，则20，表明原岩经过20部分熔融形成岩体。结晶分异方程C1/（C1-Co）1/F,在上述情况下，0.80，表示母岩浆经的分离结晶后形成的残余熔体岩体。,.,16,2稀土元素分配图解法以稀土元素排列顺序La、Ce、Pr、Nd、Pm、Sm、Eu、Gd、Tb、Dy、Ho、Er、Tm、Yb、Lu为横座标，以稀土元素分析值分别被球粒陨石相应元素含量值相除得到标准化值，并取其对数值作图，称为稀土配分图解。一般有三种稀土分配型式，即正常型、轻稀土富集型与轻稀土亏损型，再以Eu、Ce处曲线形状划分出Eu亏损型、Eu富集型，Ce亏损型与Ce富集型（图11.41）。与陨石原始物质相比，地球物质分异过程中，重稀土进入地幔，轻稀土进入地壳，最近研究发现，热水流体中有富集中稀土现象。稀土元素.ppt,.,17,3轻重稀土比值轻稀土含量和表示为，重稀土含量和表示为。值，反映稀土的分异程度，值越大反映分异越好，为轻稀土富集，重稀土亏损，表明岩石形成过程中有富集稀土的相，如部分熔融中，有石榴石存在于残留相或结晶相中，因此该参数是判别残留相（结晶相）矿物组合的重要依据。如白云鄂博稀土矿床30，有强烈分异作用存在，是导致稀土富集成矿的重要因素。轻重稀土比值也可以用端元元素比较，如La/Lu等。,.,18,4、异常值Eu一般成三价，与其它稀土元素一样是共生的，但成二价时，可以与其它稀土分离，出现负Eu异常，如果出现Eu正异常，表明Eu与轻稀土共生；如果出现Eu负异常，表明Eu与重稀土共生，因此Eu值是划分岩石亚类的重要参数。壳型花岗岩值0.46；壳幔型花岗岩值0.84；碱性花岗岩0.30。与重稀土类似，Eu倾向于富集在残留相或结晶相中，造成熔融相亏损。尤其是早期结晶的斜长石富Eu，使得残余熔浆中亏损Eu，成负异常，富挥发分流体（Cl、F）与熔体的交代作用，也可以造成Eu亏损。,.,19,N（NN）1/2，其中Eu、Sm、Gd为球粒陨石标准化值。与Eu类似，Ce可以呈4价与其它稀土分离，在表生风化作用中，Ce4+易于水解残留原地，造成淋出液中亏损或负异常。海水、海相沉积岩中负异常，而锰结核中则正异常。因此异常反映为海相生物或化学沉积岩；岩浆岩的负异常反映了风化作用，其它岩石一般无异常。(稀土元素.ppt)。,.,20,五同位素示踪分析不同地质作用或物理化学作用中，稳定同位素的丰度及其变化是不同的，主要原因是同位素分馏作用，即轻重同位素在物质间的分配变化，一些物质中富集重同位素，另一些物质中富集轻同位素。尤其是一些较轻的元素，、等同位素质量小，相对质量差别大，如：质量差别100；12C/13C质量差别8.3；16O/18O质量差别12.；32S/34S质量差别6.；204Pb/206Pb质量差仅1。在地质作用中质量较轻的同位素分馏明显，并且更有意义。,.,21,稳定同位素应用的一般范围：1）氢氧同位素：判别成矿流体来源演化；2）硼、硅同位素：判别热水沉积岩蚀变岩石成因；3）硫、铅、锶同位素：判别成矿物质。一般来说，无机或深部地质作用中富集重同位素，有机或浅源地质作用中富集轻同位素，但是硅、硼同位素特征可能与此相反。应用同位素分析成矿元素来源的前提是封闭条件下保持体系内外没有同位素交换，否则将失去意义。本节主要是讨论成矿物质来源的同位素分析方法。,.,22,1、硫同位素自然界硫有32S、33S、34S和36S四个同位素，其中32S为95.02%和34S4.21%，地质研究中经常用32S与34S的相对比值判别成矿物质来源。硫可以S2-、S22-、S0、S4+和S6+多价态存在，有时还以Sx2-、S2O82-络合物存在，不同价态硫富集34S的能力不同，导致同位素分馏；硫酸盐与金属硫化物具有明显的同位素分馏；表生微生物作用会造成硫同位素分馏；不同硫化物间也会有同位素分馏；不同源区硫同位素有较大差异。,.,23,1）自然岩石34S值自然岩石硫同位素有较大的差异（表11.4-1）。表11.4-1各种岩石中硫化物的同位素组成,.,24,2）平衡分馏在平衡条件下，在岩浆环境或250以上的热液中，重同位素优先富集于具有较强化合键的化合物中，由高价到低价，富集34S化合物的顺序是SO42-SO32-SO2SxH2SS2-。硫化物与H2S之间的平衡分馏方程为：表明在高温热平衡条件下，硫化物与H2S的分馏系数很小，在低温时有较明显分馏，尤其是硫酸盐与H2S的分馏系数在低温时很大，只有在高于250接近平衡（图11.4-1）。,.,25,图11.4-1硫同位素平衡分馏图解（根据H.Ohmoto，1979）实线为实测值，虚线为外推或理论计算值,.,26,3）氧化还原反应硫化物的氧化是非平衡单向化学反应，分馏表现不明显，基本没有变化：=1.0014。硫酸盐无机还原反应中会有明显同位素分馏：=1.0221.016，无机还原多是在大于250的高温热液中进行，如火山气体SO2被H2S还原成自然硫，海水中SO42-被Fe2+还原成H2S：SO42-+8Fe2+10H+=H2S+8Fe3+4H2O，并形成硫化物，其硫同位素组成34S低于原始硫酸盐（图11.4-2），但是仍表现较大的正值，如内蒙古霍各乞铜矿的同位素组成（图11.4-3）。,=,.,27,图11.4-2沉积硫化物的硫同位素组成,.,28,图11.4-3霍各乞矿田硫同位素组成频率分布图Fig.11.4-3Frequencychartof34SfromHuogeqimine1.黄铁矿2.磁黄铁矿3.黄铜矿4.方铅矿5.闪锌矿6.重晶石硫化物被热液淋滤时，会有微弱的分馏反应，进入溶液的硫相对富集34S，但是与原始硫化物硫同位素组成基本接近。,.,29,4）生物作用生物对硫的作用一般在低温条件下进行可以导致明显分馏，生物氧化硫化物生成硫酸盐，分馏系数较小，不同的细菌氧化作用有些稍微富集34S，有的富集32S；在开放体系中，生物还原硫酸盐成为H2S，H2S结合金属元素形成硫化物，根据黑海海底静止环境的生物还原分析，a=k32/k34=1.0401.060，即硫酸盐还原作用形成的硫化物34S比海水硫酸盐低4060。比无机还原分馏系数大得多。如果体系对H2S是开放的，即在还原过程中有硫化物生成，而无硫酸盐补给，则H2S的34S为：对于封闭体系硫酸（=20）还原生成的硫化物34S一般为-5，而沉积顶层最后形成的硫化物34S值接近海水的34S值。含硫有机物在细菌分解中产生的H2S的34S值比原始有机物低约5,.,30,5）热液体系中34S热液体系中主要是硫化物金属矿物及硫酸盐非金属矿物，结晶矿物的硫同位素取决于热液中硫的浓度（S）和同位素组成；物理化学参数（T、Ph、fO2），温度决定了各种硫化物之间的分馏系数，其他参数决定各种原子团相对比例以及结晶矿物类型和相对数量。在S=0.1mol/kgH2O、34SS=0、T=250时，结晶的黄铁矿和重晶石分别为-27+5，030。岩浆热液体系中硫同位素组成接近岩浆岩的硫同位素组成（图11.4-4）。,.,31,图11.4-4斑岩铜矿中硫同位素组成,.,32,6）水岩作用中34S变化水岩作用过程中流体同位素演化与水岩比值，硫源丰度有关，即流体中硫同位素值与地层硫及流体中硫的含量有关（图11.4-5）。流体中硫含量高，则在水岩作用中，不易被同化，倾向于保持流体中原始硫同位素值；地层中硫丰度高，则易于改造流体中的同位素组成，使流体中的硫同位素值接近于地层硫同位素值。,图11.4-5初始岩浆水与沉积物水岩作用中硫同位素值演化实线、虚线、点线分别代表600、400、250；Z=S岩浆水/S地层初始岩浆水34S3.5，地层34S=-24；含膏盐地层34S=-30,.,33,图11.4-6是岩浆水与沉积岩及火成岩岩石水岩作用中流体中硫同位素组成34S的变化，在高温流体作用下，不仅是硫化物与热液中硫同位素的交换，也包括了硫化物的淋滤溶解，可以明显改变热液硫的同位素组成。,图11.4-6岩浆水与碎屑岩地层及闪长岩体水岩作用后热液体系34SH2S演化曲线实线、虚线分别代表350和150；碎屑岩地层34S=24；闪长岩34S=+4.15Z为热液体系硫含量与碎屑岩及闪长岩初始硫含量比值；PYH2S,.,34,2、铅同位素铅有4个同位素，分别是204Pb、206Pb、207Pb与208Pb，丰度值分别是1.4、24.1、22.1、52.4，其中204Pb是原生铅，非放射性成因铅。238U、235U和232Th经过放射性衰变后变成铅的稳定同位素206Pb、207Pb与208Pb，按照铅的形成时间和成因分为原生铅、原始铅、放射性成因铅和普通铅。原生铅是指在地球形成以前，在宇宙原子核合成过程中与铀钍等所有元素形成的铅，其中主要是204Pb。原始铅是指地球形成初期存在的铅，它的元素丰度与同位素组成相当于原生铅加上地球形成前所有的放射性成因铅。,.,35,由于地球物质分布的不均匀性，原始铅在地球各处分布不均，通常取铁陨石陨硫铁的铅同位素组成代表原始铅。因为铁陨石中铀钍含量极低，可以作为天然物质中残留下来的原始物质代表。原始铅的同位素组成：204Pb=1；206Pb=9.307；207Pb=10.294；208Pb=29.476。,.,36,其中为衰变常数，238=1.5512510-10；235=9.848510-10；232=0.4947510-10；238U/235U=137.880.14。,放射性成因铅是指地球形成以后，由于铀钍放射性衰变而形成的铅，包括206Pb、207Pb与208Pb，他们的丰度取决于矿物中放射性元素的丰度和矿物年龄，常受到普通铅的污染,放射成因铅的增长可以用下述方程表示：,.,37,普通铅是指岩石或矿物形成时从周围介质中捕获的那部分铅，不包括矿物岩石本身的所含的放射性成因铅，原始铅也是一种普通铅。在同一环境形成的矿物岩石具有相同的普通铅组成，通常专指方铅矿与钾长石中的铅。岩石中铅的重要载体是钾长石，其次是黑云母，火成岩和变质岩中的铅的平均含量是53ppm，伟晶岩的微斜长石含铅可达98ppm，最高达1%，表明铅与放射性元素及碱金属元素具有更亲密的共生关系。,.,38,1）同位素演化铅同位素比值变化可以解决岩石矿床成因与形成年龄，追溯铅的来源与演化。考虑地球对于U、Th和Pb是一封闭系统，其年龄为T，则铅同位素组成是时间的函数：a0=206Pb/204Pb；b0=207Pb/204Pb；C0=208Pb/204Pb；=238U/204Pb；V=/137.88=235U/204Pb；W=k=232Th/204Pb，k=232Th/238U。因此任何时间t时的普通铅的同位素组成可以由下式表示：,.,39,普通铅是原始铅加上到矿物形成时累计的放射性成因铅，他们的同位素组成与时间及原体系中的值和W值有关。地球的年龄与原始铅同位素组成是常数，通常选取迪亚布峡谷铁陨石的陨硫铁铅，根据M.Tatsumoto（1973）数据：a0=9.3070.006；b0=10.2940.006；c0=29.4760.018；T=4570Ma；=238U/204Pb=137.88。通常选定含铅矿物，以地质演化中封闭体系矿物锆石最佳，测定U、Th、Pb丰度，然后测定204Pb、206Pb、207Pb、208Pb同位素值，238U/204Pb，235U/204Pb，232Th/204Pb可以通过计算获得。据上述公式可以画出给定和W值时随时间的增长曲线。,.,40,然而在地球物质分异后，U/Pb和Th/Pb比值出现了区域性的差异，只有对于普通球粒陨石和地幔，他们的、W值接近于地球平均的、W值，可以用上述公式描述。凡是在一个U-Th-Pb封闭体系中演化的普通铅成为正常铅，铅增长曲线遵循单阶段演化模式，即、W恒定，所以称单阶段铅。正常铅在U/Pb、Th/Pb比值变化很小的源区演化，是来自地幔铅。许多普通铅的同位素组成与相应时代正常铅不一致，称为异常铅，异常铅的演化经历了多个U-Th-Pb体系，使、W发生阶段性变化，所以也称多阶段铅。普通铅法年龄测定与U-Th-Pb法有差异，U-Th-Pb法是测定岩石矿物形成以来所经历的时间，普通铅法是矿石铅、不含铀钍的岩石铅，所测年龄是地球年龄减去矿物形成时所经历的时间。,.,41,2）铅同位素示踪大多数金属矿床都是多次富集的异常铅，含有较高的异常铅，因此以铅同位素追踪成矿物质源区主要考虑U、Th的富集规律。天然铀的同位素组成：238U占99.275%；235U占0.7196%；234U占0.0054%；232Th基本100%。原子半径U1.385；Th1.798。铀有U4+、U6+，钍主要为Th4+，因此U、Th化学性质有一定差异。U、Th放射性元素易于富集在碱性岩浆岩中（表11.4-2），但是不同的岩浆岩Th/U比值不同，表明Th、U稍有分异，酸性岩石中相对富集U、碱性岩中相对富集Th，喷出岩、浅成岩、岩浆期后热液较深成侵入岩富集U。一般火成岩的Th/U比值为3.54，地幔岩石12，表明岩浆演化过程中，地壳物质优先富集Th。,.,42,表11.4-2岩浆岩中U、Th含量及Th/U比值,.,43,岩浆岩中Th向着分异程度高的碱性岩石中集中，K/Th比值近恒定，都3103（图11.4-8）。,图11.4-8各类火成岩Th/U比值与K含量的关系图(R=钾长石/斜长石),.,44,U4+、Th4+的化学性质相近，在高温热液及伟晶岩阶段经常共生，但是在低温氧化阶段，U4+转变为U6+，呈现（UO2）2+存在，与Th发生分离集中于低温矿床中。在变质岩中随着变质程度加深，U、Th含量降低，U、Th向浅变质部分集中。在低级变质岩中铀的活动性比钍大，铀发生迁移后，Th/U比值增高，而在高级变质岩中钍发生强烈迁移，导致Th/U比值降低（表11.4-3）。区域变质作用中铀钍的迁移主要是岩石脱水、脱碱、去CO2作用等，铀钍与水及CO2一起迁移。在混合岩化作用中，铀钍集中于重熔的碱性岩浆中，而晚期花岗岩中，钍的大量带入，导致Th/U比值集聚增加。,.,45,表11.4-3俄罗斯朗基地区变质岩中铀钍含量及Th/U比值,.,46,238U、235U和232Th在地质作用中，尤其是物质分异演化过程中会发生分馏，大部分进入地壳，导致206Pb、207Pb与208Pb的分馏，206Pb、207Pb与208Pb会在上地壳造山带富集，下地壳亏损，因此在正常铅模式演化曲线上，下地壳模式曲线低于幔源铅的模式曲线（图11.4-9）。图11.3-9铅同位素演化曲线地幔（a），造山带（b），参加造山带的上部地壳（c）,和参加造山带的下部地壳（d），每条曲线上的分段符号表示在0.4b.y.中年龄逐渐增长的时间。图中还指出了年龄为1.6b.y.的重新活化的上部地壳（c）和年龄为1.6b.y.的重新活化的下部