rocas félsicas y mineralización
El granito en diferentes épocas en China está muy relacionado con la mineralización. Entre ellos, la mineralización de granito en el este de China se concentró principalmente en la Era Mesozoica, especialmente en el Período Yanshaniano. En cuanto a los tipos de mineralización, los diferentes cinturones de granito tienen sus propias características. Por ejemplo, tungsteno, estaño, berilio, niobio, tantalio, uranio y tierras raras; en el cinturón de granito de Nanling; molibdeno y oro en el cinturón de granito de Qinling-Dabie; hierro y cobre en los tramos medio e inferior del río Yangtze; cinturón en el cinturón de granito de Altai Litio, berilio, niobio, tantalio, hierro, plomo, zinc en el granito del norte de China; estaño y polimetales en el cinturón de granito de Sanjiang.
(1) Depósitos de pórfido de cobre (molibdeno) y depósitos de molibdeno (cobre) relacionados con magma tipo I (magma similar al aluminio)
Los depósitos de pórfido son las fuentes más importantes del mundo de cobre y molibdeno, especialmente en la Cuenca del Pacífico. Los depósitos de pórfido de cobre y molibdeno están relacionados principalmente con magma de granito tipo I similar a la alúmina en un ambiente oxidante. Según el enriquecimiento relativo de cobre y molibdeno, los depósitos de pórfido de cobre-molibdeno se pueden dividir en dos categorías: una son los depósitos de pórfido de cobre (molibdeno) con cobre como principal metal explotable, acompañado de una pequeña cantidad de molibdeno y ocasionalmente oro; El otro son los depósitos de pórfido de molibdeno (cobre), que son principalmente metales explotables, acompañados de una pequeña cantidad de cobre y, a veces, una pequeña cantidad de tungsteno.
La mineralización de pórfido está relacionada con la circulación hidrotermal magmática de rocas intrusivas. El macizo rocoso relacionado con depósitos de pórfido de cobre (molibdeno) tiene un bajo contenido de agua inicial (producto de la deshidratación y fusión de la hornblenda en condiciones de deficiencia de agua) y una profundidad de emplazamiento poco profunda (Figura 9-16 (1)). Para los fundidos graníticos, el Cu es un elemento compatible (coeficiente de partición cristal/fundido = 2, el Cu entra en la fase de sulfuro y en la biotita), pero el coeficiente de partición del Cu entre los volátiles ricos en Cl y el fundido es grande (aproximadamente 9). Debido a que el magma cristaliza muy poco antes de saturarse con agua, la gran cantidad de Cu aportada por el magma no será capturada por los cristales de cristalización temprana. Cuando los volátiles hierven, la fase gaseosa que contiene una alta concentración de Cl eliminará una gran cantidad de Cu del silicato fundido, lo que resultará en el enriquecimiento de Cu en los volátiles. A diferencia del Cu, el Mo es un elemento incompatible en la masa fundida de granito (coeficiente de partición cristal/fusión < 1). Cuando la masa fundida cristaliza, el Mo permanecerá en la masa fundida. Una vez que el agua se satura, el molibdeno pasará a la fase líquida. Debido a que el coeficiente de partición del Mo en volátiles/fusión es relativamente pequeño (aproximadamente 2,5) y no se ve afectado por la abundancia de Cl, la abundancia de Mo en esta fase fluida no será muy alta. Por lo tanto, en este caso, el magma de granodiorita de alta ley tipo I precipitará una fase fluida acuosa rica en Cu pero moderada en Mo, formando un depósito típico de pórfido de Cu-(Mo) (Figura 9-16 (1)).
La formación de depósitos de pórfido de molibdeno (cobre) es diferente. El contenido de agua inicial del magma relacionado con este depósito es ligeramente mayor (producto de la deshidratación y fusión de la biotita en condiciones de deficiencia de agua), y la profundidad de emplazamiento del macizo rocoso es ligeramente más profunda (Figura 9-16 (2)). Antes de que el magma se sature con agua, el magma cristalizará y el cobre pasará a los minerales que cristalizaron antes. Por lo tanto, la zona del borde de la intrusión formada por la cristalización temprana es una zona anormal que contiene Cu. Dado que el Cu se ha dispersado en el mineral en la etapa inicial, cuando la materia volátil alcanza la saturación, una gran cantidad de Cu no entrará en la fase fluida de agua, lo que no favorece el enriquecimiento de Cu. Por otro lado, el Mo es un elemento incompatible a medida que el magma cristaliza, la concentración de Mo en la masa fundida residual seguirá aumentando. Una vez que la fase fluida esté saturada, el Mo se enriquecerá y entrará en la fase fluida. Por lo tanto, dichos depósitos suelen tener anomalías de Cu en la periferia y elementos de Mo en el medio.
(2) Mineral de estaño de tungsteno (molibdeno) relacionado con magma tipo S (peraluminoso)
La producción de mineral de pórfido de tungsteno está relacionada con granito epigenético altamente diferenciado. El magma de granito peraluminoso formado por la fusión anatéctica de rocas metasedimentarias es relativamente rico en agua, tiene una débil capacidad de ascenso del magma, un emplazamiento profundo y una baja fugacidad de oxígeno. En condiciones reductoras, W es un elemento incompatible en el magma granítico.
A medida que el magma cristaliza, aumenta la concentración de W en la masa fundida residual. En condiciones reductoras, el Mo es un elemento relativamente compatible, por lo que la abundancia de Mo en la masa fundida residual disminuirá. Cuando la fase fluida acuosa precipita, el W se enriquece aún más, formando un depósito de W-(Mo) con anomalías de Mo en la periferia y el centro rico en W (Figura 9-16 (3)).
Figura 9-16 Modelo genético de depósitos de pórfido de cobre, molibdeno y tungsteno (modificado con base en Candela Holland, 1984, 1986; Qiang Li, 1988; Candela, 1992)
A gran cantidad de estudios Muestra que el granito peraluminoso generalmente está relacionado con depósitos litófilos de estaño-tungsteno-uranio. Los principales modelos de mineralización son: (1) tipo greitzita Sn-W-Mo-Nb-Ta-F-B-P-Li (2) roca tipo pegmatita rayada de grano fino (Be-B-Li-P); tipo de tubería (Sn, B); (4) tipo de veta laminar que contiene minerales polimetálicos (5) tipo Skarn (estaño, arsénico, tungsteno, oro, plomo, zinc).
(3) Depósitos minerales relacionados con el granito peralcalino
Los depósitos minerales relacionados con el granito peralcalino incluyen niobio, tantalio, tierras raras, circonio, berilio, litio, rubidio, cesio, uranio, El torio, el hafnio y la criolita son tipos importantes de depósitos de metales raros. Este tipo de depósito a menudo se asocia con una variedad de metales raros, tiene leyes ricas y es de gran escala. Según las estadísticas de H.A. SoRodov (1985), el 10% del Nb, el 26% del Ta y el 34% de los recursos de tierras raras de itrio en el mundo provienen de depósitos de granito alcalino.
Basado en la relación entre los principales minerales de mineralización de tierras raras (Nb, REE) y los minerales oscuros estándar en las rocas mineralizadas, los depósitos de granito alcalinos o ultraalcalinos se pueden dividir aproximadamente en tres categorías: (1 ) depósitos de granito de biotita que contienen Nb (Sn); (2) depósitos de granito de albita-albita de tierras raras que contienen niobio (3) depósitos de granito de niobita que contienen tierras raras ligeras; En todos los complejos graníticos alcalinos-peralcalinos que contienen elementos de tierras raras, generalmente existen granitoides de biotita independientes, pero sólo unos pocos tienen altos contenidos de Nb y Ta. Los depósitos se producen principalmente en la zona de contacto interna del macizo rocoso. Los depósitos de albita-albita de tierras raras que contienen niobio están ampliamente distribuidos y son el tipo más importante de depósitos de granito peralcalino. Los depósitos típicos a gran escala incluyen: Strange Lake en Canadá, un depósito de granito de albita que contiene Nb, HREE, Zr y Be, en Arabia Saudita, un depósito de granito de albita que contiene Nb, Y y Zr, etc. El depósito “801” en Mongolia Interior y el depósito de granito que contiene itrio en Cida, Sichuan, también son ejemplos típicos de este tipo de depósito. En la actualidad, no hay muchos depósitos ligeros de granito de neolita que contengan tierras raras. El segundo depósito endógeno de tierras raras más grande después del depósito de Bayan Obo se encuentra en el granito ultraalcalino de Maoniuping en Sichuan, China.