Cristalización de magma y depósitos minerales diferenciados

I. Generalidades

Los depósitos de magma formados por fraccionamiento de cristales son los más comunes y de suma importancia. Este tipo de depósito es la única fuente de cromo endógeno y también es una de las fuentes de metales del grupo del platino. En cuanto a su origen, también pertenecen a esta categoría los depósitos característicos de ilmenita que contienen vanadio, los depósitos de hierro ricos en apatita y algunos depósitos de metales raros.

Después de que el magma se enfríe, varios componentes materiales cristalizarán uno tras otro a medida que las condiciones cambian para formar una fase sólida. Durante el proceso de cristalización, los componentes minerales que se desprenden de la fase sólida y los componentes del magma que aún están. en estado líquido continuará cambiando, lo que resultará en diferentes diferencias en la composición del material en diferentes partes del macizo rocoso en diferentes etapas. La investigación petrológica muestra que la cristalización de varios minerales de silicato diagenéticos importantes en rocas de magma tiene una secuencia determinada. La situación de cristalización de minerales metálicos en magma es más complicada además de depender del contenido de metal y sus óxidos y sulfuros. condiciones de temperatura y presión para la formación de minerales, también se ve afectada por factores como la densidad del mineral, la forma del cristal, la dirección del flujo de gravedad y la estabilidad química del mineral. Sin embargo, desde la perspectiva de la naturaleza fundamental de la mineralización por fraccionamiento por cristalización, es causada por la diferenciación por cristalización de diferentes minerales en fase sólida de materiales en suspensión en fase líquida relativamente uniformes.

En los trabajos de investigación de este tipo de yacimientos minerales, se observó inicialmente que algunos minerales metálicos con puntos de fusión más altos, como la magnetita y la cromita, cristalizan antes en rocas magmáticas. Los depósitos minerales están formados por minerales de silicato diagenéticos y se convierten en cristales autigénicos. Algunos bordes de cristales también se funden. Los agregados se dispersan de manera relativamente uniforme en una cierta gama de disipados compuestos de rocas y pueden parecer moverse en el fluido de magma. Muestra la tendencia al movimiento, hundimiento y enriquecimiento local del magma líquido, formando los llamados "cuerpos heterogéneos" en los que ciertos minerales están relativamente enriquecidos. A algunos depósitos típicos con esta característica se les han dado nombres como "depósitos hiperconjugados" o "depósitos subenriquecidos". Generalmente no hay objeción a que la formación de minerales metálicos en tales depósitos preceda a la formación de la mayoría de los minerales de silicato, o al menos sea simultánea con la cristalización de los minerales de silicato en masa. Sin embargo, para muchos componentes metálicos que forman minerales en el magma, ya sea por su bajo contenido o porque el punto de fusión de sus compuestos no es alto, especialmente cuando el magma contiene una mayor proporción de componentes volátiles, se forman compuestos solubles y volátiles. La cristalización de minerales metálicos se retrasa significativamente, lo que resulta en un enriquecimiento relativo y una cristalización posterior en el magma residual durante las últimas etapas de la cristalización del magma. En muchos depósitos de magma, se puede ver que los cristales minerales de piroxeno y feldespato que forman rocas están llenos, cementados y fusionados con agregados minerales metálicos para formar una estructura de hierro meteórica similar a una esponja. Las composiciones de minerales con estas características son diversas, incluidos cuerpos minerales en forma de vetas, todo lo cual indica que muchos depósitos magmáticos se encuentran en las últimas etapas de cristalización de magma y han experimentado una diferenciación relativamente completa.

Una de las características genéticas más importantes de este tipo de depósito de magma es que la producción del depósito está obviamente relacionada con ciertos tipos de rocas de magma ultrabásicas. Los tipos comunes de combinaciones de rocas que contienen minerales son las siguientes:

1) Rock ultrabásico. Está compuesto de dunita, gabro plagioclasa, gabro monoclínico y, a veces, gabro. El más común es un macizo rocoso compuesto de dunita y gabro plagioclasa. Los cuerpos rocosos son en su mayoría lenticulares, con capas irregulares o macizos, a menudo distribuidos en grupos de bandas. En los cuerpos rocosos de dunita y peridotita plagioclasa, es común que las dos litofacies formen bandas que se extienden aproximadamente paralelas y se transforman entre sí, a menudo ocurren depósitos de cromita. bandas de una de las fases de dunita.

2) Rock ultrabásico-básico. La combinación de litofacies puede ser muy compleja, incluyendo varias rocas ultrabásicas, basaltos e incluso rocas ácidas. Varias litofacies constituyen capas o cinturones de basaltos que se distribuyen en capas de mayor grado, mostrando un cierto grado de diferenciación. La escala de los macizos rocosos varía mucho y hay grandes macizos rocosos que cubren un área de decenas de miles de kilómetros cuadrados. Las diferentes zonas litológicas tienen diferentes contenidos de minerales. Se producen en diferentes tipos litológicos.

3) Tipo basalto. Gabro, sílice, combinaciones de anortosita y anortosita se encuentran individualmente, que son las principales rocas portadoras de minerales de los depósitos de magnetita de vanadio y titanio. En gabro y gabro también se producen importantes depósitos de cobre y níquel.

Además, existen en el mundo algunos depósitos de apatita, depósitos de apatita-magnetita y depósitos de elementos raros, distribuidos principalmente en rocas magmáticas alcalinas como la actinolita.

Tipos y ejemplos de depósitos minerales

Los depósitos de cromita en rocas ultrabásicas están relacionados con las rocas ultrabásicas ricas en magnesio. Hay dos tipos importantes de depósitos de cromita, uno es un depósito de cromita. en rocas ultrabásicas ricas en magnesio en los cinturones orogénicos del Paleozoico y Mesozoico en muchas partes del mundo. Generalmente se le llama depósito de cromita en forma de vaina o depósito de cromita de tipo alpino.

El otro son los depósitos de cromita en complejos estratificados de basalto ultrabásico distribuidos en muchos lugares, como los depósitos en Bushveld Rock Body, el más grande de Sudáfrica.

En la década de 1950, mi país comenzó a realizar censos y evaluaciones de varios sitios de cromita conocidos, y ha llevado a cabo más trabajos en Gansu, Qinghai, Mongolia Interior, Xinjiang y otros lugares. Se llevó a cabo un estudio general de varias zonas productoras de cromita, incluidos el Tíbet y Gansu. Los depósitos de cromita conocidos en estas zonas de mi país y de países vecinos como Rusia, Turquía, Irán, Vietnam, India, Filipinas y otros países pertenecen todos al primer tipo, es decir, depósitos de cromita en forma de vaina. El depósito de Luobusha es uno de los depósitos representativos que se descubrió en el sur del Tíbet y se puso en producción hace unos años.

1. Depósito de cromita de Luobusha

El macizo rocoso que contiene mineral se encuentra en la sección oriental del cinturón de rocas ultrabásicas del río Yarlung Zangbo. El macizo rocoso se introduce en el Triásico Tardío y el Terciario. formaciones rocosas, formadas a finales del período Yanshaniano y principios del Himalaya. El macizo rocoso principal de Luobusha tiene 43 km de largo, 3,7 km de ancho en la sección media y se inclina abruptamente hacia el sur. El macizo rocoso es de tipo rico en magnesio con una m/f de 8,8-11,6. La heterogeneidad interna del macizo rocoso es buena y se puede dividir en tres zonas de litofacies paralelas de norte a sur: la primera zona es la zona de facies de dunita inferior, de 150 a 800 m de ancho, principalmente de dunita, con ocasionales gabros de plagioclasa. pequeños cuerpos rocosos heterogéneos y pequeños cuerpos de cromita diseminados y dispersos en forma de franjas. La segunda zona es la zona de anortosita, la parte media contiene anortosita de dunita, de 200 a 1400 m de ancho, la parte inferior es principalmente anortosita de dunita y ocasionalmente una pequeña cantidad de peridotita de diorita y anortosita monoclínica, las partes media e inferior son las partes principales de la yacimiento industrial (Figura 3-1); la tercera zona es el cinturón de peridotita de plagioclasa, la parte media contiene anortosita de dunita, de 200 a 1400 m de ancho, y la parte inferior contiene roca de plagioclasa de dunita, ocasionalmente una pequeña cantidad de peridotita de diorita y monoclínica. Se encuentran anortosita. Las partes media e inferior son las partes principales del yacimiento industrial (Figura 3-2). 3-1); la tercera zona es la zona de facies de plagioclasa-peridotita, que se distribuye en el sur y la parte superior del yacimiento. Está dominada por peridotita de plagioclasa y también tiene una pequeña cantidad de yacimiento de rodocrosita. La tercera zona es la zona de facies de peridotita-peridotita de diorita, que se distribuye en el sur y la parte superior del macizo rocoso. Está dominada por peridotita de diorita y tiene pequeños cuerpos de mineral de cromita. En todo el macizo rocoso se han encontrado más de un centenar de yacimientos de cromita de distintos tamaños, que aparecen agrupados y concentrados en bandas, con formas que incluyen vetas, lentejas, quistes, franjas, etc. La longitud de los grandes yacimientos supera los 100 metros. metros. Los minerales que componen el mineral son principalmente espinela de cromo, olivino y serpentina, seguidos de una pequeña cantidad de magnetita, piroxeno, etc. En los yacimientos pequeños compuestos por minerales en bandas diseminados, los minerales tienen una estructura de grano fino autigénica-semiauténtica, mientras que en los yacimientos con forma de lenteja, venosos y vesiculares, los minerales son densos, masivos y densamente diseminados. El depósito es de gran escala, con un contenido de Cr2O3 que oscila entre 47,68% y 59,51%, Cr2O3/FeO que oscila entre 3,61 y 4,76 y metales asociados del grupo del platino.

La mineralización de cromita en el depósito de Luobusha muestra algunas características genéticas típicas:

(1) La litología de dunita en la parte inferior del macizo rocoso es consistente con la estructura de flujo primario del roca, y en forma de banda. Los cuerpos minerales varían en longitud y están compuestos de agregados de cromita con estructuras cristalinas euhédricas-semi-euédricas en un patrón diseminado escaso-medio-denso. Estas características indican que la cromita es el producto de la subconsolidación in situ de la cristalización del magma.

(2) El mineral con una estructura granular fina-media y una estructura diseminada de densidad media en dunita y peridotita de olivino forma un cuerpo mineral lenticular, que se encuentra en una relación de transición gradual o rápida con la roca circundante o Aparece la llamada estructura de pórfido con tamaños y contenidos de granos minerales desiguales, así como una llamada estructura de pórfido compuesta por agregados de cromita alrededor del cuerpo de dunita y un anillo reticular formado por la llamada estructura de pórfido de los agregados de cromita. alrededor del cuerpo de dunita muestra que las condiciones de formación de la cromita están cambiando, y el magma residual que contiene mineral en rocas parcialmente consolidadas muestra signos de movimiento a corta distancia.

(3) En la zona central de la fase dunita-plagioclasa peridotita, el mineral de espinela de cromo es principalmente semiauténtico: forma minerales masivos en forma de agregados cristalinos, cuerpos minerales. Tiene una gradual a repentina. cambia la relación con la roca A veces, se puede ver que los agregados de espinela de cromo se funden en minerales con estructura de frijol de forma ovalada. Se puede decir que esto es la aparición de ricos minerales fundidos.

(4) También en las zonas de facies de gabro de dunita y plagioclasa, los cuerpos minerales en forma de lente y en forma de veta están compuestos de minerales masivos, con límites obvios, y su aparición está controlada por algunas interfaces estructurales dentro del El macizo rocoso incluso atravesó algunas estructuras de flujo primario.

En este caso, las rocas circundantes junto al yacimiento pueden sufrir alteraciones y decoloración. Además de la serpentinita, también puede haber una pequeña cantidad de minerales de silicato que contienen cromo, como clorito de cromo, grossularita de cromo y mica de cromo, etc. ., así como una pequeña cantidad de sulfuros como el níquel acicular y el sulfuro de níquel hexagonal. Estas características indican que la mineralización de cromo se caracteriza por un enriquecimiento tardío de magma residual.

Figura 3-1 Plano y sección transversal del macizo rocoso ultrabásico que contiene cromo en Luobusha, Tíbet

1-Terciario; 2-Triásico superior; 3-Peridotita de dunas; -Gabbro-peridotita que contiene anortosita; 5-Gabbro-peridotita; 5-Anortosita-peridotita; 7-Roca ultrabásica; Otro tipo importante de depósito de cromita es el complejo estratificado

Otro tipo importante de depósito de cromita El tipo importante es el complejo estratificado. Otro tipo importante de depósito de cromita es el depósito de cromita en el complejo estratificado. Su área de distribución no está tan extendida como el tipo anterior, pero tiene la fuente de cromita más grande del mundo, la roca Bushveld en Sudáfrica. El cuerpo es un representante típico.

2. Depósito de Cromo-Platino de Bushveld

Ubicado al noreste de Johannesburgo, Sudáfrica, cubre una vasta área y tiene una enorme masa rocosa heterogénea con un área expuesta de alrededor de 67.000 metros cuadrados. km2 Es una cuenca rocosa en su conjunto y la superficie está expuesta en cuatro cinturones rocosos en el noreste, este, sureste y oeste en forma aproximadamente arqueada. Algunas personas piensan que se formaron cuatro macizos rocosos en forma de lengua. básicamente al mismo tiempo (Figura 3-2). Las secuencias de rocas en capas en los cuatro cuerpos rocosos son similares, y la profundidad en la parte casi media de los cuerpos rocosos es de más de 8 kilómetros. La secuencia del macizo rocoso incluye zona de borde, zona de fondo, zona crítica, zona principal y zona superior. La zona del borde se compone de dos litologías: gabro y diabasa. La zona del fondo y la zona crítica se componen principalmente de secuencias de giro del macizo rocoso, que incluyen dunita → peridotita de diorita → capa de piroxeno antiguo, mina de hierro de cromo → peridotita de diorita → capa de onfacita de bronce, cromita → diorita peridotita → capa de onfacita de bronce. La olivina y la cromita son los principales minerales apilados en la dunita y la cromita en la parte inferior del ciclo. En la zona crítica se producen importantes capas de cromita, especialmente en la parte inferior de la zona crítica. Hay decenas de capas de cromita con un espesor superior. 1 cm. El espesor medio de los yacimientos principales es de 0,8 a 1,3 m. La extensión de estas capas de roca es muy estable y puede alcanzar decenas de kilómetros. También hay varias capas de roca importantes en la parte superior de la zona crítica. También hay varias vetas minerales importantes en la zona crítica superior. Los minerales de depósito típicos tienen un contenido de Cr2O3 de 46,0% a 47,6% y una relación Cr2O3/FeO de 1,6. Otra capa importante que contiene mineral en la parte superior de la capa crítica se llama gabro y norita de plagioclasa piroxítica in situ de Mcrensky, que pasa a la parte superior del gabro de plagioclasa. En esta capa, la capa de mineral que contiene metales del grupo del platino está separada por una. En él predominan los minerales de sulfuro de platino, arseniuro y hierro de platino de varios metros de espesor. Principalmente sulfuro de platino, arseniuro y mineral de hierro de platino, acompañado de sulfuro de níquel y cobre. Esta extensión de capa que contiene platino también es muy estable, y la capa que contiene platino contiene un contenido de platino de Pt10×10-6. Por encima de la zona principal de la capa McLeanski, el tipo de roca se caracteriza por gabro y gabro intercalados, y hacia arriba está el gabro de magnetita, que contiene más del 1,5% al ​​10% de magnetita, que es la zona superior, que consta de Está compuesta por mejores capas. de magnetita gabro, plagioclasa y magnetita, acompañadas de múltiples capas de roca de magnetita de vanadio-titanio.

Figura 3-2 Mapa geológico de Bushveld en Sudáfrica

(Según Wielemse, 1969; Hunter, 1976)

Un estudio muy especial de la Se llevaron a cabo estudios petrológicos y geoquímicos detallados del macizo rocoso de Bushveld, algunos investigadores creen que existen dos tipos de magma durante la evolución magmática del plutón de Bushveld, uno es gabro supermagnético y el otro es anortosita. Hay diferencias en la composición química básica y. oligoelementos. La parte inferior de la Formación McClinski es producto de magma ultramáfico y la parte superior es producto de magma anortosita. En los márgenes se encuentran rocas que representan ambos materiales magmáticos. Con base en estos estudios, creemos que la mezcla del magma, la infusibilidad, la cristalización por separación que ocurre durante la diagénesis de los dos magmas y los cambios locales de presión, temperatura, enriquecimiento de oxígeno y enriquecimiento de azufre influyen en la formación de minerales magmáticos en el cuerpo de magma. . La edad del cuerpo de roca ígnea de Bushveld es de 1900 Ma.

Además del cuerpo de roca ígnea de Bushveld más grande de Sudáfrica, también hay cuerpos de roca ígnea en capas en otras partes de África, América del Norte, Escocia, Groenlandia y otros lugares, pero la mayoría de ellos son de pequeña escala. Hay muchos y el contenido de mineral también varía mucho.

También hay ejemplos de depósitos de magma tipo magma en capas en el área de Panxi en el suroeste de mi país.

3. Depósito de magnetita de vanadio y titanio de Panzhihua, Sichuan

Panzhihua está ubicado en el antiguo condado de Yanbian de Sichuan y ahora pertenece a la ciudad de Qukou. bases en el suroeste de mi país. El área minera está ubicada en la sección media del Cratón Kangdian y es una parte importante del cinturón de rocas ultrabásicas y del cinturón de basalto de norte-sur de Sichuan-Yunnan en el borde occidental del Río de la Plata Yangtze.

El macizo rocoso de Panzhihua es un gran cuerpo intrusivo estratificado, con tendencia de noreste a suroeste, de 19 kilómetros de largo, alrededor de 2 kilómetros de ancho e inclinado hacia el noroeste (Figura 3-3). Ambos lados del macizo rocoso están en contacto con estratos del Triásico, y la edad y la relación de contacto del mármol parcialmente expuesto en la pared inferior aún son controvertidas. El cuerpo principal del macizo rocoso estratificado es gabro, con cierta zonificación de litofacies. El grado de basicidad y riqueza de hierro de la composición rocosa cambia regularmente. El gabro y los cuerpos de mineral de hierro estratificados se concentran más en la parte inferior del macizo rocoso. se caracterizan por el flujo. Se caracteriza por el desarrollo de estructuras laminadas.

Hay entre 10 y 30 metros de gabro oscuro de grano fino en la parte inferior del macizo rocoso. Originalmente se pensó que era la "zona marginal" y luego se le llamó gabro rayado de grano fino. tiene características de deformación metamórfica y se especula que es el producto básico de la intrusión temprana de magma sexual (Feng Benzhi, 1990). Se cruza con algunas vetas de gabro que contienen minerales de tipo gabro en esta área. El cuerpo de gabro que contiene mineral encima se puede dividir claramente en cuatro partes: la zona de gabro inferior, la zona de gabro oscuro inferior, la zona de gabro superior y la zona de gabro superior de color claro. La zona mineral inferior es una capa mineral de gabro en capas de grano medio grueso, de 60 a 520 m de espesor, con varios metros de peridotita u olivino en el fondo. La mayoría de los yacimientos de valor industrial se concentran en esta zona. El yacimiento está estratificado y es muy estable a lo largo de la trayectoria y la tendencia. Hay 6 cinturones de mineral (IX, Ⅷ, Ⅶ, Ⅵ, Ⅴ, Ⅳ) rodeados según la ley. Las capas de mineral se producen en la parte inferior del mineral. -cinturón de rodamiento. La veta mineral se produce en la parte inferior de la zona mineralizada. La parte inferior del cinturón de gabro oscuro es gabro de grano medio grueso con un espesor de 160-600 m, que pasa desde la parte inferior del cinturón que contiene mineral. El gabro está intercalado con capas delgadas de gabro y mineral que contienen hierro. franjas, formando la capa mineralizada No. III Espesor 2-3m. La parte superior del cinturón mineral es gabro en capas de color claro con un espesor de 10 a 120 m. Es principalmente gabro que contiene hierro, intercalado con capas delgadas de roca de franja mineral y roca de franja mineral, formando dos capas de mineral No. Ⅱ y Ⅰ. ④La zona superior de gabro de color claro tiene un espesor de 500 a 1500 m, intercalada entre franjas de gabro oscuro y franjas minerales dispersas y diseminadas, con mineralización pobre (Figura 3-4).

La estructura de riolita de las rocas y depósitos minerales se puede dividir en diferentes niveles. En primer lugar, las partes inferior y superior del macizo rocoso son los niveles más altos de expresión de riolita, que se especula que es el resultado de una cristalización y discontinuidad similar en el medio desarrollada después de la intrusión asincrónica de magma. En segundo lugar, la parte inferior de la zona mineral y el gabro se pueden dividir en tres ciclos rítmicos, y la parte superior de la zona mineral y el gabro se pueden dividir en dos ciclos rítmicos La parte inferior de cada ciclo es. mejor mineralizado mientras que la parte superior está mineralizada El debilitamiento de la composición química se manifiesta en el cambio en la proporción del contenido de los minerales constituyentes. El tipo, la estructura y la función esencial de los minerales constituyentes son los mismos, pero hay ciertos cambios en el. forma específica. El espesor de cada ciclo rítmico varía de decenas a cientos de metros y se considera representativo del proceso de recarga pulsante del magma. La segunda estructura rítmica más intuitiva es la capa de riolita. Puede haber una o más capas de riolita en un ciclo rítmico, y el espesor generalmente oscila entre unos pocos metros y decenas de metros. La riolita generalmente pasa de mineral denso o densamente lixiviado a mineral escaso lixiviado con azufre, y luego de mineral escaso a gabro mineralizado y gabro no mineralizado, de abajo hacia arriba. Esta estructura de riolita indica directamente la gravedad y la diferenciación cristalográfica de la masa fundida que contiene mineral del magma gabro. La siguiente estructura rítmica dentro de la capa de riolita son las repetidas bandas superpuestas en blanco y negro. Las bandas negras están compuestas principalmente de minerales de hierro y minerales de silicato oscuro. Las bandas blancas están compuestas de minerales de hierro y minerales de silicato. De estas tiras también se pueden separar pequeñas capas dominadas por piroxeno o plagioclasa. Estas pequeñas capas a menudo se convierten en cristales euhédricos y semieuédricos en forma de listones, que muestran la disposición direccional de la capa que fluye.

Figura 3-3 Mapa geológico de macizos rocosos portadores de minerales en el área de Panzhihua de Diqing

(Citado de Feng Benzhi, 1990)

1 -Cuaternario; 2- Triásico; 3-gabro de correa metamórfica rayada de grano fino; 8-gabro de correa metamórfica masiva; granodiorita; 10-diorita indosiniana; 11-falla

Figura 3-4 Perfil del depósito de magnetita de vanadio-titanio en capas de Panzhihua

(Citado de Feng Benzhi, 1990)

1-lutitas de arenisca del Triásico superior; 2-sienita de hornblenda; 3-gabro de grano grueso; 7-gabro de grano fino disperso; 8-Cuerpo mineral diseminado denso; 9-Cuerpo mineral masivo denso; Estructura en capas de 10-Gabbro Rock; Número de cinturón de 11 minerales; 12-falla

El mineral es principalmente de tipo magnetita de vanadio y titanio. Las reservas son muy ricas. Los principales minerales metálicos son la magnetita y la ilmenita, que son naturalmente granulares semieuédricos o de otra forma, con una estructura de hierro meteórica similar a una esponja y una estructura llena de espacios entre los agregados y los minerales de ganga. tienen formas granulares euhédricas o de otras formas, y los agregados y minerales de ganga son granulares euhédricas o de otras formas. Los minerales tienen una estructura de meteorito similar a una esponja y una estructura llena de huecos. Algunas ilmenitas tienen formas granulares euhédricas o de otras formas. Los agregados y los minerales de ganga tienen una estructura de meteorito similar a una esponja y una estructura llena de huecos. Parte de la ilmenita tiene una estructura de disolución y los cristales invitados son espinela de cromo y espinela de magnesia-aluminio. El vanadio no tiene ningún mineral independiente y está contenido en la magnetita. Además de la pirrotita, el sulfuro de cobalto y el mineral de níquel-cobalto, también se encuentran una pequeña cantidad de sulfuros metálicos en el mineral de arsénico-platino.

Actualmente se sabe que también hay varios imanes importantes de vanadio-titanio en el macizo rocoso ultrabásico de Sichuan-Yunnan y los complejos básicos en capas (incluidos los ultrabásicos) en el macizo rocoso ultrabásico. También se produce en depósitos minerales, macizos rocosos básicos y macizos rocosos ultrabásicos. Es de destacar que las capas de flujo de plagioclasa en la esfenita de Panzhihua son muy similares a los cristales de plagioclasa dispuestos linealmente característicos de los agregados tardíos de esfenita en la Bushveldita de Sudáfrica (Jensen y Bateman, 1979).

También existe un depósito magmático de magnetita de vanadio-titanio, que es un depósito penetrante generado en anortosita y gabro. Hay ejemplos bien documentados en el norte de China.

4. Depósito de magnetita de vanadio y titanio Damiao

Distribuido en Damiao, ciudad de Chengde, provincia de Hebei. El macizo rocoso que contiene mineral se produce en gneis precámbrico, que es la parte noreste de. La provincia de Hebei es una de las masas rocosas más grandes del cinturón de rocas ultrabásicas y se extiende a lo largo de 40 kilómetros. El cuerpo principal del macizo rocoso es diorita, seguido del gabro sureste. Los cuerpos minerales se concentran en las zonas de falla dentro de la diorita y la zona de contacto con el cuerpo de gabro, en forma de vetas o lentes. hacia abajo. El yacimiento está compuesto principalmente de mineral de hierro macizo y está claramente delimitado de la roca circundante. Parte del yacimiento también se produce en la zona de inmersión mineral en el borde del gabro de Suzhou. La magnetita del mineral tiene una estructura de grano grueso y está firmemente incrustada. La ilmenita disuelta en las partículas de magnetita suele tener forma de hojas y gránulos. A simple vista se pueden ver dos o tres grupos de hojas en el bloque pulido. estructura de solución de solución sólida de celosía. El depósito Damiao se diferencia del tipo de depósito anterior en muchos aspectos, mostrando las características de penetración tardía del rico mineral fundido.

3. Origen de los depósitos minerales y métodos de mineralización

La investigación sobre el origen de este tipo de depósitos minerales explora principalmente la relación entre la mineralización y la diferenciación de la cristalización del magma. ¿Qué componentes se enriquecen, cómo se enriquecen y en qué condiciones pueden causar una mineralización efectiva? La investigación en estos aspectos debe basarse primero en la observación y análisis de la ocurrencia, morfología y características de mineralización de los depósitos minerales, especialmente la observación de organismos macroscópicos y microscópicos en los minerales, lo cual es de gran importancia. Además, desde hace mucho tiempo se llevan a cabo estudios teóricos y experimentales sobre las condiciones ambientales para la formación de rocas magmáticas y depósitos minerales. Por supuesto, estos estudios se han visto limitados en cierta medida debido a los experimentos de alta temperatura y alta presión. En la investigación a largo plazo sobre este tipo de depósitos, la comprensión de la diferenciación de la cristalización temprana y el enriquecimiento tardío del magma residual se ha enriquecido y profundizado continuamente, formando dos modelos genéticos de cristales de pila y filtración a presión, que reflejan los depósitos de magma generalmente aceptados en la actualidad. Concepto de causa.

Figura 3-5 El modelo genético de capas ricas en cromita en unidades cicloestratigráficas que contienen capas ricas en cromita, basado en la relación de cristalización de minerales acumulados y relacionado con la tasa de deposición aparente

(En la figura, X es la distancia total entre la parte superior e inferior de la intrusión.

Citado de Yuan, Seeqi et al., 1985)

La estructura cristalina de pilotes se propone basándose en el tipo de roca de depósito que tiene una estructura cristalina de pilotes. Los depósitos de cromita y los depósitos de magnetita de vanadio-titanio en algunas rocas máficas-ultramáficas estratificadas tienen esta característica. Por ejemplo, las rocas de acumulación de cromita o cromita + peridotita en el fondo o la parte inferior del macizo rocoso del depósito de cromita en capas, las rocas dominadas por plagioclasa y las rocas dominadas por clinopiroxeno forman capas de riolita, los depósitos de cromita y los acumulados de peridotita de cromitita se forman mediante empaquetamiento cercano de principalmente cristales euhédricos-semiédricos. Un estudio detallado de la unidad de riolita de la capa rica en cromita de la intrusión ultramáfica estratificada en Muskox, Canadá, propone un modelo para explicar la formación de la capa rica en cromita (Figs. 3-5). La unidad de riolita cristalizada a partir de magma comienza con la codeposición de olivino y cromita. Los cristales de olivino son más grandes y se hunden rápidamente en la lava líquida. La densidad de la cromita es mayor que la del olivino, pero las partículas de cristal son más delgadas y se hunden. lentamente, una pequeña cantidad se dispersa en peridotita. Sólo cuando los cristales de olivino alcanzan básicamente el fondo del cuerpo de magma y la plagioclasa comienza a cristalizar pero la cromita que aún no se ha hundido en grandes cantidades continúa hundiéndose hasta la parte superior de la capa de acumulación de cristales, se puede formar una capa de cristal principal rica en cromita. Luego, la plagioclasa formada a partir de una pequeña cantidad de cromita puede continuar cristalizando y finalmente se forma la diorita en la que la plagioclasa y el feldespato monoclino conviven juntos. Midiendo los radios de las partículas de olivino, plagioclasa y cromita en 0,07 mm, 0,035 mm y 0,005 mm respectivamente, y las densidades de 3,3 g/cm3, 3,3 g/cm3 y 4,5 g/cm3 respectivamente, y estableciendo el magma, la densidad de el magma es de 2,7 g/cm3 y la viscosidad es de 500 Pa-segundos. Según la fórmula de Stokes, los investigadores calcularon que las tasas de deposición de los tres minerales en el magma son del 40% y el 40% respectivamente. Según la fórmula de Stokes, las tasas de deposición de los tres minerales en el magma son 40 m/a, 10 m/a y 0,6 m/a respectivamente, lo que verifica la racionalidad de la formación previa de varios tipos de rocas en secuencia. El modelo de mineralización por penetración del filtro prensa es una explicación para la acumulación de minerales en el magma residual en una etapa posterior (Fig. 3-6). Cuando el magma máfico cristaliza, el magma residual se vuelve rico en hierro, titanio y volátiles. Normalmente, la magnetita es el último mineral en cristalizar y se rellena alrededor o entre los granos de plagioclasa de calcio formada anteriormente o minerales orogénicos oscuros, pero cuando el magma contiene niveles de hierro más altos de lo normal, la fase líquida residual se hundirá debido al aumento de la gravedad específica de algunos de los primeros minerales de hierro cristalizados y puede desplazar a la plagioclasa de calcio formada anteriormente, provocando que la fase líquida continúe disminuyendo. La fase líquida que disminuye gradualmente se exprime para formar una papilla de cristales rica en hierro. En un desarrollo posterior, puede aparecer una fase líquida residual rica en hierro o los espacios que quedan en los cristales de silicato condensados ​​y acumulados pueden convertirse en mineral de hierro pobre en intersticios. puede fluir hacia abajo para alcanzar una capa de cristales de mineral de hierro rotos que se forma en parte de la interfaz del macizo rocoso cerca de la interfaz de la roca solidificada. Este es un tipo de producto que se agrega principalmente por gravedad. Otra posibilidad es que los fluidos residuales ricos en hierro acumulados experimentaran ciertos cambios tectónicos antes de solidificarse, formando depósitos a través de intensa diagénesis o permeabilidad. La filtración se refiere a la extrusión de líquido residual que contiene hierro de los espacios entre los cristales de silicato, lo que hace que los cristales minerales de silicato se doblen o incluso se rompan, formando pequeños grupos de mineral de hierro con baja concentración distribuidos a lo largo de los canales en movimiento. Sin embargo, si la extrusión se produce en un área grande de áreas de fluido residual rico en hierro que se recogen por gravedad, se extruirán en su conjunto y se transferirán a lugares donde se reduce la presión, como las áreas de fisuras de corte del consolidado. cuerpos rocosos y rocas intrusivas, formando cuerpos minerales penetrantes con alta concentración de mineral.

Figura 3-6 Diagrama esquemático ideal de acreción gravitacional tardía

(Citado de Yuan, Seeqi et al,

1-El magma basal (a) cristaliza en la etapa inicial Etapa, (b) después de la formación de la zona de condensación 2-La capa (c) formada por la sedimentación de los cristales ferromagnéticos formados tempranamente se encuentra sobre la zona de condensación (b), mientras que los poros de los cristales de silicato posteriores están ubicados; ubicado en él, y sus espacios Ocupados por magma residual rico en óxidos minerales fluyen hacia la capa d, mientras que sobre ella flotan cristales de silicato de etapa tardía 4-Se forman cuerpos minerales de óxido consolidados; una pequeña cantidad de silicatos en etapa tardía Los cristales de sal quedan atrapados como depósitos de gravedad activos y enriquecidos (d) y se extruyen o se vierten como penetraciones de magma

La investigación reciente se ha centrado más en la complejidad a largo plazo de los procesos que forman estos depósitos, así como la diversidad y amplitud de los factores de control de ingredientes.

Por ejemplo, un estudio detallado de la estructura del mineral en los depósitos de cromita muestra que, además de la típica estructura cristalina de pila y la estructura de meteorito esponjoso, existen varias relaciones complejas entre las partículas minerales de cromita y silicato y los agregados de olivino o sus agregados están rodeados de cromita. o agregados de cromita plagioclasa, que muestran una estructura eutéctica pseudopolicristalina y pseudopolicristalina y una estructura de anillo en forma de red. También hay agregados de cromita rodeados por minerales de silicato que se cementan en estructuras esféricas en forma de grupos. También hay estructuras esféricas y en forma de racimos de agregados de cromita cementados por minerales de silicato. Al mismo tiempo, la investigación sobre la composición mineral de la espinela de cromo muestra que la composición de la cromita diseminada y la cromita en capas a menudo son significativamente diferentes. Esta última tiene un valor de Mg/(Mg+Fe) y un contenido de Cr2O3 más altos que la primera, lo que indica que. El mineral de hierro de cromo se genera de diferentes maneras y en diferentes condiciones. También hay algunos estudios que creen que la proporción de cromita formada durante la diferenciación de la cristalización temprana y el asentamiento por gravedad es muy pequeña, y que generalmente se forman grandes cantidades de cromita después de que la mayor parte del macizo rocoso cristaliza, como en el macizo rocoso de Bushveld. La capa de cromita en la zona del fondo se formó después de que cristalizó el 66% del magma en la zona del fondo.

Además, algunos estudios experimentales también han arrojado nueva luz sobre el mecanismo de formación de los depósitos de cromita. Por ejemplo, los experimentos muestran que cuando el ?O2 en el magma es inferior a 0,1 Pa, se elimina más del 90% del contenido. El cromo es Cr2+, solo cuando aumenta el O2, hay un rango estable más grande de Cr3+ para formar cromita, aumentando así la cantidad de cristalización de cromita. Los experimentos también han demostrado que en sistemas de magma bastante basálticos, la zona de fase líquida de la espinela Mg-Fe-A1 se expandirá al aumentar la presión. Por lo tanto, cuando el magma se mueve debido al movimiento tectónico o al corte, los cambios de presión también pueden ser un factor. Enriquecimiento con cromita. Durante el proceso de cristalización del magma, la mezcla de diferentes magmas también puede afectar las condiciones y vías de cristalización de la cromita.

Irvine (1977) utilizó el diagrama trifásico olivino-cromita-sílice para ilustrar que el magma con una determinada composición inicial producirá olivino, olivino + cromita en secuencia según la ruta normal de cristalización y acumulación de clinopiroxeno. secuencias. Si la cristalización evoluciona hasta cierto punto y hay más fase líquida rica en silicio y aluminio mezclada cerca de la unión de olivino + cromita, se formará olivino y olivino en base a la combinación mineral original que se ha formado. piedra + cromita, cromita, plagioclasa + cromita, plagioclasa, etc. Especialmente cuando la fase líquida en evolución normal se mezcla con la fase de magma original en la cámara de magma, es posible precipitar cromita sola, formando una capa de cromita casi monomineral.

La deposición de cromita en rocas ultrabásicas está controlada por la litología o la estructura. Después de estudiar las características típicas de los depósitos de cromita lenticular, los mineralogistas hicieron una explicación especial del entorno estructural y las condiciones de control del mineral para la formación de dichos depósitos. Los depósitos de cromita lenticulares a menudo se distribuyen a lo largo de enormes zonas de fallas regionales. Los tipos de rocas que contienen minerales están significativamente deformados estructuralmente por peridotita de graupel. Se producen cuerpos de cromita masivos y sumergidos en grupos y bandas, y sus periferias a menudo tienen conchas de dunita serpentinizadas. las rocas tienen diversas estructuras como aglomerados, pellets, gneis y acumulaciones. Muchas estructuras residuales han sido transformadas o destruidas por el flujo de magma a altas temperaturas. Estas estructuras residuales son alteradas o destruidas. Con base en estas circunstancias, actualmente se cree que la cromita en forma de vaina era originalmente una acumulación en capas de roca del manto y su cámara de magma estaba ubicada en el fondo de la cámara de magma formada por fusión parcial y sufrió una deformación tectónica en la placa en expansión. límite y luego fue llevado a la zona de acreción del límite de la placa. Se convirtió en parte del conjunto de ofiolitas de la corteza oceánica.

IV. Puntos clave de la evaluación de la exploración de depósitos minerales

Los principales objetos de investigación son los depósitos de cromo, V, depósitos de mineral de hierro que contienen Ti y fósforo, que son depósitos magmáticos formados por La diferenciación por cristalización también puede estar asociada con depósitos de Cu-Ni y depósitos de PGE (elemento del grupo del platino). El primer paso para explorar estos depósitos es encontrar y estudiar las rocas ígneas ultrabásicas asociadas y ciertas rocas ígneas alcalinas.

Las rocas ultrabásicas-básicas se producen en zonas de actividad magmática temprana en varias épocas cuando se desarrollaron zonas de actividad cortical. Existen importantes cinturones de mineralización en las zonas de actividad Paleozoica, Mesozoica y Cenozoica; Área de cratones antiguos, lo más importante es el gran cuerpo de roca magmática en capas en el supercontinente Paleozoico. Los magmas ultrabásicos-básicos se originan principalmente en el manto, y se cree que la cromitita en forma de vaina se produjo mediante el fraccionamiento del magma basáltico en peridotitas en forma de flecha dejadas en el manto.

El basalto de roca ultrabásico en capas es la primera roca formada en la parte inferior de la cámara de magma por el magma basáltico separado del manto. Es la capa más baja que forma la corteza oceánica. A través de estos entendimientos se forman varias rocas de magma ultrabásico. son la base teórica general para la búsqueda de depósitos de magma en rocas ultrabásicas.

Las áreas de distribución de ultrabasalto-basalto suelen tener diferentes tipos de combinación de cuerpos rocosos y litofacies. Un cuerpo rocoso tiene una única litofacies, lo que está más relacionado con la formación de litofacies complejas y diversas por diferenciación del magma, que tienen diferentes litofacies. diferentes efectos de mineralización, como dunita que contiene mineral de cromo y espenita de piroxeno que contiene esfena, mostrando una exclusividad obvia. Sin embargo, muchos cuerpos rocosos también tienen las características tanto de metales primarios como de metales asociados. La aparición y escala de los macizos rocosos son factores importantes que determinan la producción y la escala de los depósitos minerales. Los cuerpos minerales en macizos rocosos estratificados tienden a tener una mayor continuidad. Los modos de generación de yacimientos de macizos rocosos complejos son diversos, y es necesario estudiar con más detalle el control de las litofacies y los cambios estructurales dentro del macizo rocoso. Los yacimientos individuales de muchos depósitos de mineral de hierro complejos en forma de vaina son pequeños, y el grupo de yacimientos compuesto por varios yacimientos dentro de un cierto rango totaliza las reservas de mineral.

Estudiar la composición y estructura del mineral tiene importancia tanto teórica como práctica. Los agregados de cromita son densos o escasos, y el tamaño de las partículas cristalinas afecta directamente la dificultad de tratamiento del mineral, mientras que la cromita espinela la composición. La cantidad de minerales determina directamente el valor de utilización del mineral. Los minerales ricos en magnesio y cromo son los mejores, porque la calidad del mineral de cromo depende del contenido de Cr2O3 y Cr2O3/FeO. Cr2O3/FeO tiene ciertos requisitos. Los componentes asociados también se utilizan durante la exploración de depósitos minerales. Los elementos del grupo del platino a menudo coexisten en los minerales de cromo, por lo que se requieren análisis e investigaciones detallados sobre su composición y formas de existencia.