第五章 区域成矿的地球化学分析(I).ppt

1、第五章 区域成矿的地球化学分析(I),壳-幔体系中的“选冶过程” 地球化学进展课程 2002年8月,一、成矿的本质与制约因素 （一） 本质 从地球化学观点看，成矿不是成矿元素新原 子的合成和堆积，而是壳幔系统中元素从原始 分散状态，通过各类地质-地球化学作用及其中 所包含的导致元素再分配（集中和分散）的机 制逐步浓集，最终在地壳局部地段达到当前工 业可利用的浓度水平（矿石）的全过程。对于 非金属和油气成矿，也是某些特殊有用组分的 浓集过程。 所以，成矿过程十分类似矿石的选-冶炼 流程。,（二）约束区域成矿的诸因素,壳幔及各类中间成矿系统（岩浆、热液、矿源层等）中成矿元素的浓度水平（类似矿石品位

2、 和选矿中间产物的元素浓度）； 各类地质-地球化学过程或机制浓集成矿元素的效率（类似选冶流程分离浓集效率）； 沟通矿源、连接各地质地球化学过程、约束成矿物理化学和热动力学条件及限制成矿空 间部位的构造运动性质与环境。 成矿所需成矿元素浓集的程度。,二、成矿诸因素的分析 （一）壳幔及中间成矿系统元素初始浓度对成 矿的意义 一般情况下区域成矿研究多缺区域壳幔元素丰度 资料，而常依赖岩石和地层的元素含量数据，后者则 是在区域壳或幔化学成分基础上，通过岩浆或沉积作 用的预富集，即中间矿源系统。 矿源系统，无论是初始壳幔的，还是中间性的， 对于其中成矿元素的初始浓度的成矿意义的评估，应 该持辨证态度。矿

3、源系统中成矿元素初始浓度高，一 般说对成矿是有利的，但这只是成矿的有利因素，而 非决定因素；是成矿的必要条件，而非充分条件。成 矿的决定因素和充分条件是存在使系统中成矿元素能 进一步浓集的过程与机制。,正如矿石的选冶过程，对矿石品位的要求是 随选冶技术流程效率发展而变的，在特定选冶 效率下，矿石品位越高越有利，选冶技术提高 可降低矿石的品位要求。同样区域成矿也取决 于区域壳幔和中间矿源体系中元素的初始浓度 （必要条件）及区域各类地质地球化学作用机 制的浓集效率（充分条件）两方面因素。 在一个地区中，如果只存在一般地质-地球化学，即 过程浓集效率正常时，则壳幔和中间矿源系统中成矿 元素初始浓度越

4、高越有利成矿。于是元素的地球化学 省就与成矿省相一致。如秦岭地区华北陆块南缘既是 Mo的地球化学省，又是Mo的成矿省。,在一个地区中，如果存在能强烈浓集某些元素的地质地球化学作用过程，或过程的组合，则即使壳幔和中间矿源系统中成矿元素初始浓度偏低，仍然能够成矿。在这种情况下，元素的地球化学省就与成矿省不一致。例如，南秦岭壳和幔均不富于V、Ni、U、Mo，然而早寒武世的沉积作用使是这些元素强烈富集于所形成的黑色页岩建造中，并通过该建造的变质或风化富集而成矿。 又如，碱性花岗岩浆的Be浓度（9 ppm)明显高于花岗岩浆的Be(35 ppm)。 然而，花岗伟晶岩型铍矿床（花岗岩浆的分异产物）常见，却不

5、形成与碱性花岗岩有关的铍矿床。这是由于Be为两性元素，在碱性岩浆中主要呈 BeO46- 酸根形式，结晶分异过程中易类质同象代替SiO44-而分散到硅酸盐造岩矿物中，故不能浓集成矿；在酸性的花岗岩浆中铍主要成碱性Be+2离子形式，不易类质同象分散于造岩矿物中，而倾向浓集成矿。,（二）壳幔体系中元素浓集的机制 与选冶过程提高元素浓度情况相似，元素在各类作用过程中的浓集均表现为元素在不同相间的不均一分配，结果元素在一种相中发生富集，伴之以在另一种相中的贫化。这种使元素在不同相间不均一分配的过程就是控制元素浓集的机制。壳幔体系中作用的类型不同，浓集元素的机制也不同。可分出以下主要类型： 1. 元素在不

6、同相间由物质溶解平衡控制的不均一分配 这种分配服从Nernst分配定律，可发生于溶液、固溶体和气相之间，广泛存在于岩浆作用的各个环节，诸如部分熔融、分异结晶、岩浆离熔、气相,自岩浆逸出等；热液作用的各个环节（热液对岩石中元素的萃取、晶体自热液析出等），各类高温和低温条件下的水/岩反应（发生于热液、风化、沉积等作用），以及沉积水体中微量元素通过类质同象随寄主矿物的沉淀等。 这种元素浓集机制的效率一般以元素在不同相间的分配系数或总分配系数来度量。多数金属元素具有不同程度的不相容性，倾向在岩浆和溶液等流体相中浓集；而Cr、Ni、Co等相容元素则倾向在晶体相中浓集。,（1）部分熔融和分离结晶机制浓集元

7、素的效率 按部分熔融和分离结晶定量模型: *部分熔融：CL/C0 =I/F+(1+F) D 其中CL为形成的熔体的元素浓度； C0为原始固相中的元素浓度；D为元素在原始固相与形成熔体间的总分配系数；F为部分熔融程度，即熔体占原始固相的质量比例数。 *分离结晶： CL/C0 = F(D-1) 其中CL为分离结晶达某一程度时岩浆的元素浓度； C0为原始岩浆元素浓度； D为元素在析出晶体与岩浆间的总分配系数；F为分离结晶程度，即残留岩浆与原始岩浆的质量比例数。 由两种模型（图5-1）看：不相容元素随分配系数减小，可被岩浆浓集到初始浓度的几倍至十几倍，并受F值影响。,图5-1 部分熔融和分离结晶过程微

8、量元素分配的定量模型 CL:熔体中元素浓度,C0:元素初始浓度; D:总分配系数;F:部分熔融或分离结 晶程度,.,1.0,1.0,0,0 -,-,（2）玄武岩岩浆离熔机制浓集元素的效率 实验证明：玄武岩浆于12550C发生不混溶离熔时，可产生富硫化物熔体相和硅酸盐熔体相，Ni和Cu在两相间的分配系数分别为： KNi硫/硅 = 274； KCu硫/硅 = 245。 表明Ni和Cu分别在富硫化物熔体中相对于硅酸盐熔体浓集了274和245倍(Rajamani and Naldrett , 1978)。 按夏威夷火山熔岩湖离熔相实测数据(Skinner and Peck. 1963)计算： KNi硫

9、/硅 = 333； KCu硫/硅 = 200。 离熔的条件：温度 = 10650C, 压力 =1大气压 所以玄武岩浆离熔是使Ni和Cu向富硫化物熔体相中强烈浓集的机制。,（3）超临界水溶液相自岩浆熔体相分出机制的浓集效率： *Holland(1972)实验：温度= 810 855 0C；压力 =1.8 2.3 kb; 试料为：NaCl溶液花岗岩岩浆，实验持续时间：4 21 天。 结果获得了Mg、Ca、Mn、Zn的溶液/熔体分配系数分别为： KMg = 0.156; KCa = 0.38; KMn = 6.5; KZn = 9.5; 并且KMn和 KZn 正比于NaCl浓度的平方。 *Cande

10、la and Holland(1984)实验：条件：750 0C，1.4 kb; 试料为：NaCl溶液-花岗岩岩浆。结果获得了Mo和Cu的溶液/熔 体分配系数分别为： KMo = 2.51.6 ,并且与NaCl浓度无关；KCu = 9.1 2.5 , 并正比于 NaCl浓度。 我们的实验揭示，随溶液中F/Cl比值增大，MoS2溶解度增高，表明Mo的分配系数与F浓度有关，实质为Mo和F形成络合物增大了Mo的溶解度。,从岩浆热液作用的全过程看，具有不相容性的元素通过岩浆形成的部分熔融、岩浆分离结晶、到超临界水溶液相自岩浆的分离一系列流程的逐步浓集，最终多数会达到成矿所需浓度水平，因此，岩浆期后热液

11、矿床类型是多种多样的。 （4）溶液析出矿物晶体机制的浓集效率 *热水溶液析出重晶石时Pb和Sr的分配实验（凌文黎， 1987）： 实验条件：200 0C，40.5 MPa, pH = 6.88, 盐度 = 10NaCl w%。 结果：KPb 晶体/溶液 =33， KPb 晶体/溶液 = 6.2。表明Pb和Sr能在析 出的重晶石富集。 又如，泻湖水体析出岩盐NaCl时, Br的晶体/溶液分配系数为 6.7,表明Br在岩盐中较水体浓集了6倍以上。,（5）对于形成难溶解矿物来说，其主要组分在晶体相和溶液间的分配则受化合物的容度积控制，例如，金属硫化物的溶度积（aMe2+.aS 2- )均极小，25

12、0C中性溶液中介于10的负10- 46次 方 左右，200 0C中性溶液中介于10的负9 - 27次方左右， 故重金 属离子在热液中的浓度只需达到ppm级次就足以成矿。 2. 元素在细分散相（胶体）与溶液相间通过吸附作用导致不均一分配 此类控制元素分配的机制主要见于风化和沉积作 用，在低温热液作用过程中发生胶体凝聚时也会出现。该机制受控于胶体化学或离子交换规律。,这类机制浓集元素的效率一般由富集系数来衡量， 富集系数为特定元素 i 在胶体或黏土沉积物中的含量 与溶液或水体中i浓度之比。 现以海洋沉积的黏土或黏土岩为例，主要成矿金 属元素的富集系数（黏土中 i 的含量/海水中 i 浓度) : C

13、u = 830,000; Pb = 1,500,000; Zn = 500,000; Ag = 40,740。 表明沉积作用过程中吸附机制具有十分强烈的浓集效 率。这使某些细粒黏土质沉积岩显著富集金属成矿元 素，所以此类岩层常常成为各类内生成矿作用的所需 的预富集或矿源层。,3. 元素在生物和溶液之间由生物化学机制导致的不均一分配 此类机制多见于风化、沉积等表生作用，浓集机制受生物新陈代谢作用控制, 浓集效率也以富集系数来表征。例如，原捷克斯洛伐克某山谷普通土壤中生长的一种木贼类的植物，其灰分中Au含量可到600克/吨，显著高于土壤中金含量。 海洋植物灰分与海水比较，揭示的金属元素的富集系数为

14、： Ag = 830; Cu = 3,700; Au = 7,200; Zn = 15,00; Pb = 267,000. 表明各种表生作用形成的富生物有机质的岩石也是重要的预富集过程或矿源层。,4. 重矿物机械分离机制 实质仍是不同相（矿物）分离导致的成矿元素的浓集和分散。沉积作用过程中由水动力学导致的矿物按比重大小发生分离，使有用金属元素随重矿物的集中而富集。 （三）元素浓集达最低工业要求所需浓集的倍数 根据上述有关地质地球化学作用所含的各类浓集 元素的机制及其效率分析，在壳幔系统中如果一种元素的浓度只需较壳幔丰度提高几倍就能达到工业利用水平，则这种元素往往只需通过一种地质作用即可成矿。,

15、然而，如果一种元素需浓集几十、几百、甚至成千上万 倍才能达到工业利用水平，则这种元素则需经过多种地 质作用过程组合起来的逐步浓集流程才能成矿。因而， 成矿多表现为多来源和多成因性质。 一般可采用特定元素 i 矿石的最低可采品位/ i 的地壳丰度之比(矿石的元素浓集系数）来衡量元素 i 成矿所需浓集的倍数。某些元素成矿所需浓集倍数为： Si = 1.5, Al = 3, Fe = 6, Ca = 11, Mg = 6。这些均为地壳中的主要元素，它们常常通过一种地质作用就能成矿。例如，岩浆型和沉积型铁矿，沉积型铝矿等。 Cu 50, Ni 70, V 30, Co 30, Sn 40, Li 80

16、; Ba 600, Zn 600, Pb 600, Mo 130, Cr 400; As 4000, Ag 2000, Au 6000, Pt 6000; B 17000, Sb 25000, Bi 25000, Hg 14000。 这些微量元素矿床一般多属于多成因类型，需要多种浓集过程才能成矿，除非存在强烈的富集机制。,（四）构造运动性质和环境对成矿意义的剖析 矿石的选冶流程中加料、卸料、各中间过程的衔接等全依赖人力或机械力来完成。壳幔系统中成矿流程的类似操作则由构造活动来完成，构造运动的具体功能如下： *特定的构造运动沟通壳、幔中的特定部位物质库或矿源； *特定性质的构造作用约束和伴随着特

17、定地质-地球化学作用，如，特定的岩浆或沉积作用； *特定性质的构造作用和构造环境限定着成矿过程的热动力和物理化学条件； *特定的构造作用使特定早期预富集的地质-地球化学作用过程与特定晚期浓集成矿的地质-地球化学过程衔接起来，即限定着成矿流程的特定地质-地球化学作用组合与矿床类型； *构造约束着成矿流体的运移途径及最后成矿的场所部位； *构造影响着矿床的保存及破坏。,三、成矿诸因素的综合分析及其实际应用 现以岩浆型Ni矿床和斑岩型Cu矿床为例，说明元素通过岩浆和热液的浓集成矿的机制及其控制因素，并探讨如何将这种由元素浓集成矿的综合分析方法用于区域成矿研究。 （一）岩浆型Ni矿床的形成 1. 产出

18、构造环境：大陆热点和裂谷，伴随基性-超基性岩浆活动。 2.玄武岩岩浆演化过程中Ni的分配行为： * 根据 Ni 在橄榄石、斜方辉石和单斜辉石与岩浆熔体相之间的分配系数分别为14、5和 2.6, 岩浆分离结晶过程中固/液间的总分配系数(D)1, 必然导致Ni随岩浆结晶而迅速在岩浆中贫化，故岩浆分离结晶过程或机制不可能导致镍的成矿。,接上,考虑到玄武岩浆发生熔离过程时，Ni可显著向富硫化物熔体相中浓集，Ni的富硫化物熔体相/硅酸盐熔体相分配系数可达274330，故可断定岩浆熔离作用的发生应是Ni成矿的关键，亦即抓住了岩浆熔离发生的控制因素，也就是抓住了成矿的关键。 3. 控制玄武岩浆熔离的因素：

19、（1）在富集Fe（Ni、Cu）的玄武质岩浆中硫化物，主要FeS能否过饱和，应取决于硫的浓度。据现代熔岩湖观察，岩浆熔体中硫浓度增长到大约360 ppm 时，FeS熔体就会过饱和而自硅酸盐熔体析出（熔离），使Ni强烈向其中浓集。,（2）实验还证明，岩浆中FeO浓度降低会促使FeS溶解度减小，而导致熔离发生。控制FeO浓度下降的因素有： a. CaO、MgO和Al2O3浓度比例增大 ；b.Fe2+被早期结晶的矿物结合；c. 氧逸度增高使.Fe2+转化为 Fe3+。 （3）温度降低使FeS溶解度减小。 讨论：这些控制熔离的直接因素是物理化学性质的，必须结合成矿的具体条件使之地质化。例如，俄罗斯诺利斯

20、克岩浆型Cu-Ni矿床由于岩浆侵入含膏盐的地层，同化了地层中的石膏（水合CaSO4)增大了岩浆的S、Ca浓度，导致了熔离的发生使铜镍成矿。矿石具有接近石膏的异常高的34S值（+14+21%0），可证明相当数量的硫、钙取自围岩。,又如，夏威夷现代熔岩湖中玄武岩质岩浆发生熔离作用，其控制因素，明显为温度的降低。 抓准了熔离的控制因素，才有利于根据导致这些因素的地质条件开展有效的找矿。如找诺利斯克型矿床，除注意基性-超基性岩分布区外，要特别重视含膏盐地层产出处。 4. 由有效的找矿标志，也可判断出岩浆熔离型铜镍 矿形成的控制因素： 例如，四川冶金605队在康滇地轴北段研究了基性-超基性岩体，得出：含

21、矿岩体的S、SNi、Ni、SNi/Ni和MgO/CaO明显高于无矿岩体。这可证实硫浓度为首要控制因素的论断；含矿岩体MgO/CaO比值高说明岩浆早期熔离有利于成矿，因为熔离越晚岩浆中Ni越贫化。,（二） 斑岩型铜矿床 1.产出构造环境：多见于岛弧和活动大陆边缘区中，与岩浆-热液作用有关。 2.岩浆作用过程中铜的地球化学行为与浓集机制： （1）部分熔融机制只能导致铜在熔体中的微弱富集，因为Cu具有弱的不相容性，它在残留固相与熔体相的总分配系数D = 0.34。 （2）长英质岩浆分离结晶过程中，铜的集中或分散行为取决于岩浆的成分。根据晶体场理论分析和硅酸盐熔体的吸收光谱研究发现，随熔体的Al2O3

22、/(CaO+Na2O+K2O)比值增大Cu 2+在熔体占据八面体结构位置增多，从而使铜更倾向于在残留岩浆中浓集，即导致Cu 2+的不相容性增强（D减小）。然而一般长英质岩浆的分离结晶过程虽能造成铜的浓集，但还足以达到成矿的要求，还需进一步浓集。,接上,（3）超临界水溶液自岩浆的的分离可使铜在热液中进一步明显浓集，并成矿。因铜的热液/熔体分配系数可达9.12.5, 并随溶液NaCl浓度增大而增大。 所以控制铜浓集的Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)比值和Cl浓度均可为找矿标志。例如： （1）美国西南部和加勒比斑岩铜矿带中含矿岩体相对于无矿岩体绝大多数显示高的 Al2O3/(CaO+Na2O

23、+K2O)比值（图5-2,Feiss,1978）。 （2）多数含矿岩体的斑岩和黑云母的Cl含量高于无矿岩体。,图5-2美国西部和加勒比斑岩铜矿SiO2- Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)图解,（三）上述成矿思路和方法的实际应用 按照上面提出的有关成矿的思路，结合一个地区的具体地质构造条件，从与成矿有关的地质作用中浓集成矿元素机制及其效率和控制因素分析入手，即可近似定量地评估各该区域成矿的可能性与潜力，并为找矿提供标志和准则。 1.实际应用方面存在的困难和问题是：目前还缺少各种地质作用（包括其中不同过程）浓集不同元素效率的系统的定量参数分配系数和浓集系数等。 2. 解决途径: 除不断通过

24、模拟实验测定元素的分配系数外，应注意通过以下途径获取元素在不同过程中的浓集效率的参数： *应用斑晶/基质法确定成矿元素的晶体/熔体间的分配系数；,接上,以统一岩浆作用的晚期岩石/早期岩石某一元素的比值，揭示该元素在该岩浆分离结晶过程中的浓集或贫化趋势； 以岩浆和沉积等作用原始产物/源区某元素含量之比，衡量这些作用发生过程浓集该元素的效率； 以特定类型岩石中某元素含量/世界范围该类岩石平均含量之比度量该岩石形成过程浓集该元素的效率，等等。 3.例举: （1）粤北翁源热水含矿花岗岩体和大东山无矿花岗岩体的对比，表明成矿元素在含矿岩体的岩浆演化过程中的浓度是逐步增长的,而在不含矿岩体的岩浆分异过程中

25、成矿元素浓度则基本没有明显浓集，甚至发生贫化。,元素含量单: ppm,（2）粤北基底岩层部分熔融形成燕山期含矿花岗岩过程浓集元素的程度: W Sn Li Be Nb Bi 基底岩层 1.6 3.8 39 3.4 20 0.61 燕山花岗岩 6.5 15.0 65 7.0 27 1.32. 浓集系数 4.1 3.95 1.7 2.06 1.35 2.13 表明这些成矿元素在基底岩层中含量已较高, 通过部分熔融又有 不同程度的富集, 其中W、Sn、Bi、Be分别浓集4至2倍。 总之，这样处理基本可以对成矿的可能性作出半定量的评估。,四、秦岭区域成矿规律地球化学分析 （一）区域地质构造单元： 华北陆

26、块南缘（SNC)、 北秦岭（NQ)、南秦岭(SQ)和扬子陆块北缘（NYC） （图5-3）,图5-3秦岭及邻区地质略图 1= 第四系；2= 华北克拉通盖层；3= 南秦岭盖层；4= 扬子克拉通盖层；5=元古宇； 6= 太古宇；7= 蛇绿岩；8= 晚中生代花岗岩；9 = 晚古生代-早中生代花岗岩；10 = 早古生代花岗岩；11 = 中-晚元古代花岗岩；12 =镁铁质-超镁铁质侵入岩。,（二）区域成矿特征 1. 秦岭区域成矿的突出特征为： * 以Mo、Au、Pb、Zn、Ag、Hg、(Sb)为优势矿产，而Cu的具规模的矿床基本未见； * 显示出北Mo、Au（华北陆块南缘）及南Pb、Zn、Ag、Hg(Sb

27、)（南秦岭）的区域成矿分带规律； * 秦岭产出大量花岗岩类，但与花岗岩有关的岩浆期后热液矿床 十分少见，同南岭的情况明显不同。 2. 这些特征显然是受该区域壳幔系统组成、状态和不均一性控制的：,接上,（1）通过对秦岭区域四个构造单元地壳和上地幔元素丰度的估算，发现Mo和Au正是在华北陆块南缘上地幔中明显富集的元素；Pb和Zn在全区上地幔中分别为富集和略富集的元素;Hg缺分析数据, 但根据其经常伴生元素Sb和As的地壳丰度看,也是扬子和南、北秦岭明显高于华北南缘的元素;Ag在幔中的丰度未测定,但全区地壳丰度是接近全球陆壳丰度, 然而Cu在华北南缘壳幔中均亏损,北秦岭和南秦岭地壳丰度接近全球陆壳,

28、在扬子北缘上地幔中则明显富集. 对比秦岭优劣势矿产与壳幔元素丰度表明: 优势矿产（钼、金、铅、锌）正是秦岭地壳、尤其上地幔中富集的元素；华北南缘的劣势矿产（铜）也正是该构造单元壳幔亏损的元素。这可说明区域地壳，尤其地幔成分对于成矿一般具有约束作用。,表5-2 秦岭区域地壳与上地幔某些元素的丰度（10-6）,Au含量单位:10-9. 大陆地壳元素丰度数据引自Wedepohl (1995);全球上地幔元素丰度数据引自黎彤(1976),其中Au丰度数据引自Anderson(1983),（2）秦岭造山带地壳含有4060 %的岩浆喷发和侵入岩类（变质基性和中酸性火山岩、底侵镁铁质岩及TTG片麻岩等），绝

29、大多数具有低的87Sr/86Sr比值，变质后含有大量角闪石和黑云母，这必然限制着花岗岩类源区的特征。 （3）秦岭造山带长期显示高的壳幔热流，其证据为： * 现今地表热流仍然高于两侧克拉通。 * 多数花岗岩具有准铝质（A/KNC =0.95-1.0)、K/Na =0.04 -1.10、 18O(%0) 900oC 范围的高熔融区间（Witney, 1988)。 （4）讨论 * 秦岭地壳W、Sn、Bi、Li、Be等明显贫于南岭地壳，这由两地区花岗岩元素的平均含量对比就可看出：,Li Be Nb Ta W Cu Pb Zn REE 秦岭 26 2.6 18 2.8 0.5 9 50 46 163 南岭 78 4.2 29 7 3.5 - 50 - 190 *秦岭地壳中与花岗岩类有关的成矿元素本来就较贫，加之壳幔的高热流导致花岗