Minerales no metálicos

1) Diamantes

Más del 50% de los diamantes del mundo se producen en cinco países: Australia, Zaire, Botswana, Rusia y Sudáfrica: Australia, Zaire, Botswana, Rusia y Sudáfrica. El Servicio Geológico de los Estados Unidos estima que las reservas mundiales totales de diamantes en 1998 eran de 980 millones de quilates (1 quilate = 0,2 gramos), con una base de reservas de 1.900 millones de quilates y una base de reservas de calidad de gema de 300 millones de quilates. Las minas de diamantes grandes y extragrandes incluyen: Argyle en Australia; Orapa, Jwaneng y Letlakane en Botswana; Peace and Success en Rusia; Finsch, Prime y Venetia en Sudáfrica; Estas nueve minas representan aproximadamente el 70% de la producción mundial. En la actualidad, el 75% de la producción mundial de diamantes naturales proviene de depósitos primarios (tipo kimberlita o lamprofiro), y el 25% proviene de depósitos aluviales. A excepción de los depósitos de diamantes lamprofiro de importancia industrial en Australia y la India, los minerales primarios restantes son de kimberlita. tipo.

Las reservas de diamantes de mi país representan una proporción muy pequeña de las reservas totales del mundo, sólo el 1,02%. Es un mineral en grave escasez. Durante décadas, las tasas de autosuficiencia han sido muy bajas. En los últimos años, la producción anual de diamantes de mi país ha sido de sólo 60.000 a 70.000 quilates, mientras que la demanda ha llegado a más de 700.000 quilates y la brecha se ha cubierto con importaciones. Para finales de este siglo, nuestro país necesitará entre 1,5 y 2 millones de quilates de diamantes. Según las reservas existentes, sólo podemos planear producir entre 400.000 y 500.000 quilates, y necesitamos agregar 50 millones de quilates de nuevas reservas. La tarea de exploración de diamantes es muy pesada y ardua.

El primer depósito primario descubierto en Sudáfrica en 1880: el cilindro de Yachatsfontein y el depósito de lamprofiro de potasa y magnesio descubierto en Argyle, Australia Occidental en 1979, son los principales sitios de exploración de diamantes del mundo. Los dos hitos más importantes. En la historia del desarrollo se encuentran los siguientes descubrimientos importantes desde los años 1980: la mina rusa Arkhangelsk y la mina de las Montañas Sayany. Los principales descubrimientos desde la década de 1980 son los siguientes: la mina Arkhangelsk y la mina Sayani Mountain en Rusia; la mina Copeton y la mina Aries en Nueva Gales del Sur y Australia Occidental, respectivamente; la mina Venetia en la provincia de Colorado, EE. UU.; y la mina Kamea en la provincia de Transvaal en Sudáfrica. La mina Sloan en los Estados Unidos, la mina Kameha en Homs, Siria, la mina Point Lake en los territorios del noroeste de Canadá, la mina Lake Lhasa en Venezuela, la mina Point Lake en los territorios del noroeste de Canadá y la mina Point Lake en los Territorios del Noroeste de Canadá. la mina Point Lake, Territorios del Noroeste, Canadá; la mina de diamantes Lhasa Lake, Venezuela; la mina de kimberlita con diamantes Tshabong, Botswana; se descubrió lamprofiro de olivino con diamantes en Ningxiang, provincia de Hunan, China, y se descubrieron 59 diamantes. En la muestra se han encontrado, además del condado de Gai, Dalian, Liaoning, Wafangdian, Montañas Lantian, Shandong Pingyi, Jiangsu, China. También se ha descubierto un lote de nuevos diamantes y anomalías de minerales indicadores en Sihong, Xinyi, Jiangsu, Sixian, Anhui, Yingxian, Anhui, Hubei, Shanxi, Zunyi, Hubei, Guizhou y otros lugares. Pero, en general, no se lograron avances importantes (Zhang Zhongwei, 1994).

Con el rápido desarrollo de la geología isotópica y las inclusiones minerales y los logros del estudio y exploración de diamantes, la comprensión de la gente sobre los diamantes y la formación de sus depósitos se ha profundizado aún más, y se han logrado avances significativos en la investigación teórica. sobre la mineralización de diamantes. La visión tradicional es que el diamante es un fenocristal de kimberlita, que originalmente cristalizó a partir de magma (fundido) de kimberlita en lo profundo de la formación, es decir, el diamante y la kimberlita se formaron al mismo tiempo. Desde principios de la década de 1980, debido al desarrollo de la tecnología de determinación de la edad de los isótopos, los resultados de las mediciones han demostrado que la edad de los diamantes suele ser mucho mayor que la edad de la kimberlita, lo que proporciona evidencia importante para la teoría del origen de la cristalización del diamante. La teoría de la captura de cristales cree que los diamantes ya se habían formado en las profundidades de la tierra antes de la intrusión de kimberlita. Cuando el magma de kimberlita se elevó desde las profundidades de la tierra a lo largo de grietas o fracturas hasta la superficie terrestre, capturó los fragmentos de roca que contenían diamantes y los depositó. En la corteza terrestre se acumulan localmente capas poco profundas. Sin embargo, los diamantes no están relacionados genéticamente con la kimberlita.

La gran mayoría de las inclusiones homogéneas en los diamantes se pueden dividir en dos agregados genéticos principales, a saber, agregados ultramáficos (peridotita) y agregados de granate, que también se denominan tipo P (peridotita, lemmatita, tremolita, piropo que contiene cromo, espinela de cromo, etc.). .) y tipo E (epidota, tremolita, piropo, espinela de cromo, etc.). ****Agregados orogénicos, los diamantes que contienen tales inclusiones se denominan diamantes tipo P o diamantes tipo E respectivamente. Los diamantes tipo P se denominan diamantes tipo E. En todo el mundo, los diamantes de tipo P son más comunes que los diamantes de tipo E, con una relación de distribución de aproximadamente 3:1, lo que refleja los dos tipos principales de rocas que componen el manto superior, la peridotita y el granate, y la relación cuantitativa entre ellos. . Nunca se ha encontrado que existan dos combinaciones de inclusiones simultáneamente en un cristal principal. Este hecho muestra que el entorno geológico en el que se forman los diamantes no son rocas volcánicas derivadas del manto, como el lamprofiro de kimberlita, sino la litosfera subterránea del manto superior, por lo que el diamante sí lo es. no un fenocristal en la roca anfitriona, sino un cristal envuelto en un manto. La investigación sobre minerales de inclusión de diamantes en kimberlitas de Liaoning y Shandong, China, también respalda la conclusión anterior. Además, las características geoquímicas de los minerales de inclusión de diamante tipo P que son ricos en Mg y Cr, pero pobres en Ca y Ti, reflejan los basaltos agotados en el área de origen de la formación de diamantes. Esto indica que el área de origen de las rocas madre que contienen diamantes es un ambiente relativamente frío y estable en el fondo de la litosfera extremadamente agotada geoquímicamente, lo que favorece la preservación a largo plazo de los diamantes (Zhang Andy, 1994).

La nueva teoría de la formación de diamantes es de gran importancia. Dado que no existe una relación genética directa entre los diamantes y las rocas madre, entonces, en primer lugar, las estructuras que controlan las rocas no deberían ser el área objetivo de primera elección para la exploración de minerales primarios. Un enfoque razonable debería ser apuntar directamente a los quilates antiguos y estables que sí lo son. Es probable que se produzcan diamantes y luego ver si tiene el requisito previo para la pérdida geoquímica, es decir, si hay una gran área de desbordamiento de basalto, que es el requisito previo para los diamantes y el requisito previo para la producción de diamantes. La kimberlita y el lamprofiro son productos del metasomatismo del manto. Si no hay una activación tectónica adecuada (algunas de las cuales se denominan zonas de activación tectónica o fallas profundas, y otras se llaman puntos calientes y plumas del manto), la kimberlita y el lamprofiro formarán el magma de la roca. No podemos llevar diamantes a la superficie, por lo que la estructura de la falla sigue siendo importante, pero ya no es la primera prioridad.

En los últimos años, la experiencia mundial en exploración de diamantes demuestra que los cratones antiguos siguen siendo las mejores zonas para encontrar diamantes. Cuanto más antigua y estable sea la plataforma, y ​​cuanto más cerca esté del centro de la plataforma, más probabilidades habrá de encontrar diamantes. Por ejemplo, la kimberlita que contiene diamantes se encuentra en los Territorios del Noroeste de Canadá y la región de Arish. Todas Australia están ubicadas dentro de plataformas antiguas y estables. ② Merece atención la búsqueda de diamantes en las zonas activas en los márgenes de los cratones antiguos. Por ejemplo, desde los años 1980 se han descubierto en Sudáfrica y Australia no sólo yacimientos de diamantes de tipo lamprofiro, sino también de tipo kimberlita. (iii) Las áreas que se sabe que contienen diamantes son el foco de los esfuerzos de exploración de diamantes. Como los depósitos de diamantes en Arkhangelsk, Rusia, y muchas kimberlitas y lamprófiros que contienen diamantes en Australia y el sur de África. La variedad de rocas que contienen diamantes continúa expandiéndose. En los últimos años se han encontrado diamantes en otras rocas. Por ejemplo, se descubrieron diamantes en rocas metamórficas y rocas formadas por impactos de meteoritos en la ex Unión Soviética. Se descubrieron diamantes en respiraderos volcánicos sin kimberlita ni K-Mg en el noroeste de Siria. También se encuentran diamantes en rocas derivadas del manto. como la peridotita en muchas partes del mundo. Por lo tanto, además de que los tipos de kimberlita son los tipos de roca más importantes para encontrar diamantes, estos tipos de rocas no tradicionales que contienen diamantes también deberían recibir atención en las investigaciones. Se siguió desarrollando el método de indicación de minerales de arena pesada. El método clásico de arena pesada sigue siendo el método principal para optimizar el área objetivo, pero la base teórica y el contenido técnico del método de arena pesada han cambiado. Inicialmente, los minerales indicadores de arena pesada enfatizaban el piropo que contenía cromo, la tremolita de cromo y la ilmenita de magnesia. En los últimos años, se ha enfatizado la importancia de las espinelas de cromo y los granates G10 (alto en cromo, bajo en calcio) como minerales indicadores. Sin embargo, este no es siempre el caso fuera del continente sudafricano. En los últimos años, Griffin et al. en Australia han propuesto un método nuevo y más avanzado, que consiste en analizar oligoelementos de minerales como el granate y la cromita a través de sondas de protones para evaluar las áreas objetivo de exploración. También propusieron que el contenido de zinc en la cromita también está relacionado con la temperatura de formación y también puede ayudar a distinguir la cromita formada en diferentes condiciones. Además, el contenido de circonio y niobio en la cromita también se puede utilizar para ayudar a distinguir la cromita de la kimberlita, el pórfido potásico y algunas otras rocas (como cinturones de piedra verde, ofiolitas, etc.).

Los oligoelementos del dióxido de magnesio y titanio también se pueden utilizar para ayudar a distinguir las fuentes de kimberlita, y el dióxido de magnesio y titanio de diferentes cuerpos de kimberlita a menudo tiene diferentes "huellas dactilares" de oligoelementos. Los métodos anteriores para indicar oligoelementos en minerales pueden ayudar mejor a encontrar depósitos de diamantes. Los métodos de detección remota, exploración física, exploración química y indicación de minerales de arena pesada son los métodos más optimizados para la exploración de diamantes. Todos estos métodos pueden desempeñar sus respectivas funciones en la exploración de diamantes, y cualquier método puede delinear posibles cuerpos rocosos. Sin embargo, combinar dos o tres métodos puede resultar más eficaz y eficiente. Por ejemplo, el descubrimiento de kimberlitas con diamantes en los Territorios del Noroeste de Canadá fue el resultado de combinar estudios aeromagnéticos, electromagnéticos y geológicos con métodos de indicación de minerales de arena pesada.

2) Azufre

Según las estadísticas del Servicio Geológico de Estados Unidos, las reservas mundiales de azufre en 1998 eran de 14×108t, la base de reservas era de 35×108t y los recursos totales eran aproximadamente 50×108t. El azufre producido en varios países del mundo proviene de depósitos naturales de azufre (azufre de mina), gas natural (azufre recuperado), petróleo con alto contenido de azufre (azufre recuperado), pirita y sulfuros de metales no ferrosos. El azufre de mina y el azufre reciclado también se denominan azufre elemental, y los dos últimos se denominan azufre de pirita y azufre de sulfuro de metales no ferrosos, respectivamente.

El azufre natural es un tipo de azufre elemental sólido. Según su entorno de formación, se divide en depósitos de azufre naturales en un entorno sedimentario y depósitos de azufre naturales en un entorno volcánico. Actualmente, el azufre natural que se extrae en el mundo es Los yacimientos minerales son casi exclusivamente de este tipo. En los últimos años se han logrado algunos avances en la investigación sobre el mecanismo de formación de dichos depósitos. Los depósitos naturales de azufre en ambientes sedimentarios se forman principalmente en ambientes diagenéticos de baja temperatura y ambientes diagenéticos de alta temperatura.

El ambiente diagenético de alta temperatura es principalmente el elemento azufre en yacimientos de gas natural ácidos profundos. El elemento azufre se encuentra principalmente en la fase gaseosa y líquida, con muy poca fase sólida. Cuando el gas natural es extraído o transportado a ambientes poco profundos, debido a cambios de temperatura y presión, el azufre elemental en las fases gaseosa y líquida precipita, formando una acumulación natural de azufre.

La temperatura de los depósitos naturales de azufre formados en un ambiente diagenético de baja temperatura es de 0 ℃ ~ 60 ~ 80 ℃, la profundidad de la formación es inferior a 2000 ~ 2500 metros y el valor del pH es generalmente de 4 ~ 9. El azufre natural (S0) pasa a través de minerales no metálicos por acción biológica (química) o biológica (microbiana) y se transforma a partir de la disolución de sulfatos (). Sin embargo, el sulfato no se puede convertir directamente en azufre natural, sino que primero se reduce a sulfuro de hidrógeno (H2S) y luego se oxida a azufre natural. Por tanto, la formación de sulfuro de hidrógeno es un requisito previo para la producción de azufre natural.

La formación de sulfuro de hidrógeno en ambientes diagenéticos de baja temperatura está causada por la acción bacteriana y la termogénesis, siendo dominante la primera. H.G.Machel resumió los seis efectos de formación del sulfuro de hidrógeno que se convierte en azufre natural en ambientes de baja temperatura: H.G.Machel resumió los seis efectos de formación del sulfuro de hidrógeno que se convierte en azufre natural en ambientes de baja temperatura: ① Oxidación inorgánica del sulfuro de hidrógeno causada por oxígeno molecular ② Oxidación inorgánica del sulfuro de hidrógeno causada por compuestos de hierro de alta valencia; ③ Desproporción de compuestos complejos de azufre; ⑤ Metabolismo microbiano de bacterias de azufre coloreadas; ⑦ Ciertos tiobacilos se encuentran entre los; cepas más importantes. Metabolismo de bacterias de azufre incoloras; ⑤ Metabolismo microbiano de bacterias de azufre coloreadas; ⑥ Metabolismo microbiano de ciertas bacterias de azufre. Entre ellos, el depósito de azufre natural inorgánico postgenerado formado por la primera reacción es el más grande y tiene el mayor valor económico. Ocurren principalmente en domos de sal, rocas de arrecifes y otras evaporitas en capas. El azufre natural se presenta en forma de cementos cristalinos gruesos, a menudo asociados con hidrocarburos, y está estrechamente asociado con sistemas activos de aguas subterráneas.

En la exploración de depósitos naturales de azufre, desde que se confirmó aún más la teoría de que la formación de depósitos naturales de azufre está estrechamente relacionada con los hidrocarburos, los países extranjeros han seguido prestando atención a la exploración de petróleo y azufre y han logrado resultados. Por ejemplo, en el norte del Golfo de México, en Estados Unidos, hay grandes cantidades de sal evaporada, se desarrollan estructuras de domos de sal y hay buenos espectáculos de petróleo y gas. Al mismo tiempo, se descubrieron en la zona depósitos naturales de azufre extremadamente grandes.

3) Fósforo

Según las estadísticas del Servicio Geológico de Estados Unidos, las reservas mundiales de fósforo en 1998 eran de 120×108t, y la base de reservas era de 350×108t. Los recursos son abundantes y están ampliamente distribuidos, pero muy desequilibrados. Se han identificado recursos de fósforo en más de 60 países y regiones del mundo, pero el 90% se concentra en Marruecos, Estados Unidos, la ex Unión Soviética (principalmente Rusia y Kazajstán), China y Arabia Saudita. China y sus países vecinos tienen la tercera mayor concentración de recursos de roca fosfórica del mundo.

Desde finales de la década de 1970, se ha implementado el Proyecto 156 "Rocas fosfatadas" del Programa Internacional de Comparación Geológica (IGCP). Este plan incluye ① una base de datos internacional de recursos de rocas fosfatadas ② ​​rocas fosfatadas del Paleozoico y del Cámbrico; -Roca de fosfato del Eoceno; ④ serie de fósforo joven, etc. Se llevó a cabo una investigación enfocada. De 1991 a 1995 se llevó a cabo el seguimiento del Proyecto 325 del PICG "Correlación entre paleogeografía y rocas fosfatadas y minerales auténticos relacionados". El objetivo de este proyecto era identificar el origen de las rocas fosfatadas y las características paleogeográficas de las áreas de mineralización relacionadas, así como identificar las zonas de mineralización relacionadas. favorable Las condiciones para la formación de depósitos de fosfato se explican por las formaciones de rocas madre del Cretácico, pedernal, petróleo, clorito y fosfato.

Los depósitos de fosfato del mundo se pueden dividir en: depósitos de roca de fosfato que se originan a partir de la sedimentación marina; ② depósitos de apatita que se originan a partir de magma; ③ depósitos de apatita que se originan por metamorfismo ④ y acumulación de guano. producido en algunas islas oceánicas), estos pueden denominarse colectivamente depósitos de roca fosfórica (roca fosfatada). Entre ellos, los depósitos sedimentarios marinos de roca fosfórica son los más importantes, tanto en términos de importancia geológica como económica. Se estima que más del 90% de los recursos de roca fosfórica del mundo y aproximadamente el 80% de la producción provienen de este tipo, seguido de los depósitos de apatita magmática, representando otros tipos de recursos y producción solo el 1%.

China es rica en recursos de roca fosfórica, el tipo más importante de los cuales son los depósitos sedimentarios marinos de apatita. Entre aproximadamente el 85% de las reservas probadas, los depósitos de fosfato de tipo roca magmática (incluido el tipo de roca metamórfica) representan el 14,6%, y otros tipos sólo representan alrededor del 0,4%. La distribución de los recursos de fósforo es extremadamente desigual. Las cinco provincias del sur de Yunnan, Guizhou, Hunan, Hubei y Sichuan representan el 74,7% de las reservas de roca fosfórica disponibles del país. La región norte sólo representa el 21,9%, con pequeños depósitos minerales y una grave escasez de fertilizantes fosfatados. Por tanto, debemos prestar atención a los trabajos de prospección geológica de rocas fosfatadas en el norte de mi país. Fortalecer la comparación geológica entre las áreas que contienen fósforo en el norte y el sur y los países circundantes, y seleccionar áreas de formación de fósforo con buenas condiciones conocidas de contenido de fósforo como áreas clave para la investigación y exploración de roca de fósforo, como Henan (Xinji), Anhui. (Fengtai), el área de Shanxi (montaña Zhongtiao), el noroeste de la montaña Zhongtiao (Kogulqin), el lado norte de la cuenca del Tarim (Keping) y otras áreas. Al mismo tiempo, la teoría moderna de la mineralización de la roca de fósforo basada en la teoría del afloramiento de las corrientes oceánicas debe usarse como guía para buscar roca de fósforo del norte a través del método de análisis paleogeográfico de litofacies. Además, se debe prestar atención a la búsqueda de depósitos de apatita rica y de gran escala de origen magmático en cinturones de rocas alcalinas conocidas. También se debe prestar atención al desarrollo secundario de los datos geológicos de apatita existentes.

4) Sal de potasio

Según las estadísticas del Servicio Geológico de Estados Unidos, las reservas mundiales de potasa en 1998 eran de 84×108t (K2O, lo mismo a continuación). 170×108t, y los recursos totales fueron aproximadamente 2500×108t, la sal de potasio del mundo tiene un alto grado de garantía y es un mineral con el período de garantía de reserva más largo entre los minerales a granel. La distribución de los recursos de potasa en el mundo es extremadamente desigual. Los depósitos de sal de potasio de importancia industrial sólo se distribuyen en una docena de países. Entre ellos, Canadá, Rusia, Bielorrusia y Alemania representan el 93% y el 81% de las reservas y reservas de potasa del mundo. base respectivamente. Sudeste Asiático Los recursos de sal potásica son relativamente abundantes, pero principalmente carnalita, con una cantidad estimada de recursos de 100×108t.

Formando marcadores geológicos para grandes cuencas que contienen potasio y depósitos de sal de potasio (incluidos antecedentes geotectónicos y paleogeográficos, edad de formación de la sal de potasio, perfiles sedimentarios que contienen potasio, distribución de la sal gema, composición del mineral de sal de potasio, entorno de depósito). , etc. ), y resumió sus características y reglas de formación de la siguiente manera: Las cuencas que contienen potasa tienen una consistencia obvia en la estructura geotectónica. Generalmente se ubican en zonas de actividad de meseta donde la corteza terrestre ha estado hundida durante mucho tiempo: pendientes de plataformas, diversas depresiones, depresiones, etc. Sin embargo, las ubicaciones tectónicas específicas de cada período geológico son diversas. Desde la perspectiva de la edad de mineralización, se sabe que los depósitos de sal de potasio se formaron en varias edades geológicas desde el Cámbrico (excepto el Ordovícico), pero más de la mitad se formaron en los períodos Devónico medio y tardío, Pérmico y Terciario. (iii) Las estructuras que contienen potasio se dividen en diferentes tipos según su relación posicional con las rocas no sal que rodean el techo y el piso. Los tipos de depósitos minerales son principalmente de tipo cloruro y clorosulfato, y algunos depósitos son de tipo sulfato simple. El 85% de los depósitos de potasa son del tipo cloruro. La mayoría de los depósitos de sal de potasio, especialmente los depósitos de sal de potasio grandes y extragrandes, están sustentados por sal gema (principalmente sal gema), con un amplio rango de distribución, gran espesor sedimentario y pocas capas de riolita. El rango de distribución y el espesor son proporcionales a la sal gema. (6) El 80% de las cuencas que contienen potasio contienen capas de petróleo y gas. (7) Los cuerpos minerales de sal de potasio de tipo cloruro están en su mayoría en capas, mientras que los cuerpos de mineral de sal de potasio de tipo sulfato están en capas y son lenticulares. (8) Las capas de sal de potasio se forman normalmente en las partes media y superior de las secciones estructurales que contienen potasio.

En la mayoría de las cuencas potásicas, la capa de potasa suele representar sólo del 5% al ​​10% del área de sal. (10) Las rocas que contienen potasio más ampliamente distribuidas en estructuras que contienen potasio son la carnalita, la sal-carnalita de potasio y la carnalita que contiene sal de potasio. (11) Muchas estructuras potásicas contienen intrusiones magmáticas, rocas extrusivas y sus productos de descomposición. (12) En muchas cuencas que contienen potasio se desarrollan estructuras sedimentarias sintéticas, y las estructuras que contienen potasio están estrechamente relacionadas con los movimientos tectónicos sinsedimentarios en la capa presalina. La mayoría de los depósitos de potasa se forman en ambientes marinos.

Al observar la historia del descubrimiento de depósitos de sal de potasio, Wu Zhihui notó que existen las siguientes formas y métodos de descubrimiento: ① descubrimientos "accidentales" durante la búsqueda y extracción de otros minerales o construcciones geológicas, como Stasford, Alemania Los primeros depósitos de sal de potasio se descubrieron en la extracción de sal de roca. Los depósitos de sal de potasa en Mengjing, Yunnan, mi país, se descubrieron en antiguas cuevas de minas. Los primeros depósitos de potasa del mundo se descubrieron mientras se extraía sal gema en Alemania. ②Se descubren durante la exploración de petróleo y gas. Según las estadísticas, más de la mitad de las cuencas y depósitos de potasio se descubren de esta manera. Esta es también la principal forma de descubrir cuencas que contienen potasio y depósitos de sal de potasio. Aquí se han realizado descubrimientos ocasionales, algunos mediante análisis intencionados de recortes de perforación petrolera y muestras de fluidos de perforación. Según los resultados de la investigación sobre la química del agua, el análisis de los cambios en el contenido de potasio y bromo y el coeficiente de bromo-cloro en aguas subterráneas o salmueras es un método relativamente maduro y ampliamente utilizado para encontrar potasio. Descubrimientos como el depósito de potasa de Nepa en Rusia se realizan mediante predicciones científicas e investigaciones y estudios intencionados. De lo anterior se desprende que el descubrimiento de depósitos de potasa está estrechamente relacionado con la exploración de petróleo y gas. Esto no se debe sólo a que los depósitos de sal de potasio a menudo ocurren junto con el petróleo y el gas, sino que, lo que es más importante, la exploración de petróleo y gas puede proporcionar una gran cantidad de información útil para la exploración de sal de potasa.

El mundo es rico en recursos de sal de potasio, pero los recursos de sal de potasio de mi país son insuficientes. Durante mucho tiempo, la proporción de nitrógeno, fósforo y potasio en la fertilización de las tierras agrícolas ha estado desequilibrada. No hay muchos recursos probados de sal de potasio, distribuidos principalmente en la cuenca Qaidam en Qinghai (tipo moderno lago salado) y la cuenca Lanping-Simao en Yunnan (antigua sal sólida de potasio). De acuerdo con la situación actual en China, cabe señalar los siguientes puntos: La prospección de sal potásica es una tarea estratégica a largo plazo en mi país. En un futuro próximo, la prospección geológica y el desarrollo integral de salmuera rica en potasio en Qaidam, Lop Nur y. Se pueden continuar otros lugares. Podemos combinar las antiguas sales de potasio con avances en la geotectónica regional, la paleogeografía de litofacies y otros aspectos para mejorar nuestra comprensión de la predicción de las perspectivas de acumulación de sal de potasa en mi país. La coexploración de petróleo y sal es una forma importante de exploración de sal de potasio. La sal de potasio no solo está estrechamente relacionada con el petróleo y el gas, sino que también tiene una gran dependencia de este último en la exploración del primero. El proceso de exploración de petróleo y gas es muy importante. El descubrimiento y delimitación de depósitos de potasa tiene un efecto inconmensurable. Las cuencas de Tarim y Shaanxi-Gansu-Ningxia pueden utilizarse como áreas clave de exploración de petróleo y sal. En los países vecinos de mi país u otros países ricos en recursos minerales de sal de potasio, mediante inspección y evaluación, seleccionaremos lo mejor para la inversión y el desarrollo para proporcionar al país un suministro estable de recursos de sal de potasio. (iv) Resumir y organizar los datos geológicos de sal de potasio y la experiencia de prospección de potasio en el mundo y en mi país, desarrollar activamente la teoría de la mineralización de sal de potasio y los métodos de prospección de potasio, y llevar a cabo trabajos geológicos de sal de potasio de acuerdo con las características geológicas de mi país.

5) Boro

Según las estadísticas del Servicio Geológico de Estados Unidos, las reservas mundiales de mineral de boro en 1998 eran de 1,7×108t, y la base de reservas era de 4,7×108t. La distribución de los recursos de boro en el mundo es muy desigual, y la mayoría de ellos se distribuyen en Estados Unidos, Turquía, Rusia y Kazajstán. Los tipos de depósitos de boro en el mundo se pueden dividir en tipo volcánico-sedimentario según su importancia industrial; ② tipo sedimentario de lago salado; ③ tipo de remodelación metamórfica; ④ tipo de magnolia púrpura; ⑤ tipo de solución acuosa natural; tipo de erupción volcánica (Zheng Mianping 1987, Jiang Chunchao 1994), las más importantes son:

(1) Depósitos volcánico-sedimentarios. La mayoría de estos depósitos se distribuyen en los bordes activos de los continentes y en las zonas de colisión volcánica. Son el tipo de recurso de boro más importante del mundo y representan la gran mayoría de las reservas totales de boro del mundo. Estados Unidos pertenece a este tipo. Se caracteriza por una edad de mineralización tardía, de alta ley y a gran escala. Todos los depósitos de borato volcánico-sedimentarios conocidos se encuentran en los cinturones tectónico-volcánicos del Pacífico y los Alpes-Himalaya. Los depósitos de boro volcánico-sedimentarios se pueden dividir en tipos de roca volcánica-arcilla según la serie de rocas de boro (como el depósito de boro de Cramer en el Pacífico). Estados Unidos) y tipos de arcilla carbonatada (como los depósitos de Kilkar, Emmet y Bigdi en Turquía).

(2) Depósitos sedimentarios de lagos salados. Suelen aparecer en zonas áridas-semiáridas del interior del Cenozoico. Las aguas profundas y los respiraderos volcánicos pueden ser la principal fuente de boro en las cuencas de los lagos continentales y la fuente de boro enriquecido en las salmueras de las cuencas de sal cruda, mientras que las aguas superficiales y subterráneas pueden ser fuentes secundarias de boro.

En algunos depósitos, las salmueras que contienen boro y litio coexisten con borato sólido en lagos salados secos, lo que indica la existencia de depósitos de transición, como el Lago Salado Seco de Atacama en Chile. Argentina, Estados Unidos, China, India, Irán y Perú producen depósitos de sal de boro.

(3) Remodelación metamórfica de yacimientos minerales. Producido principalmente en áreas metamórficas sedimentarias del Proterozoico. Debido al metamorfismo térmico y al metamorfismo regional, los depósitos sedimentarios de boro originales sufren metamorfismo, formando nuevos agregados de mineral de boro. Los depósitos de boronita-sericita en Houxianyu, Liaoning y Jilin, China, y los depósitos de boronita-sericita en Wengquangou, Liaoning, son depósitos representativos de este tipo y tienen una escala relativamente grande. La ley B2O3 del mineral es del 10% al 15% para el primero y del 5% al ​​10% para el segundo.

(4) Yacimiento tipo zoisita. El boro se enriquece industrialmente en skarn de calcio y skarn de magnesia. Por ejemplo, el depósito de Dalnegorsk en la zona costera de la antigua Unión Soviética es del tipo skarn calcáreo. Los depósitos de boro de roca sika de magnesio son en su mayoría de tamaño grande y mediano. La ex Unión Soviética, Rumania, China, Corea del Norte, Estados Unidos, Italia y Francia producen depósitos de borato de magnesio de Thika.

Desde la perspectiva de la neotectónica, la mayoría de los depósitos de boro vulcano-sedimentarios y de skarn cálcico del mundo se distribuyen en los dos cinturones plegados tectónicos más importantes del mundo, a saber, el cinturón plegado de la Cuenca del Pacífico y el cinturón plegado Alpino-Himalaya. , el cinturón plegado de la Cuenca del Pacífico es el margen activo del continente, y los depósitos de boro de magnesia-sikanita se distribuyen en el área del cratón, y algunos se distribuyen en otros cinturones plegados costa afuera. Algunos de estos también se encuentran en otros cinturones plegados epigenéticos. Los depósitos de sal de boro se encuentran en grandes depresiones continentales.

6) Fluorita

En 1998, las reservas de espato flúor y la base de reservas del mundo eran 2,2×108t y 3,7×108t respectivamente, y los recursos de espato flúor identificados eran aproximadamente 4×108t, el. La cantidad de recursos recuperables de espato flúor en la roca de fosfato es de aproximadamente 3,3×108t. Más de 30 países en el mundo producen espato flúor, y China es el mayor productor, con una producción de 160×104t, lo que representa entre el 30% y el 35% de la producción total mundial. Entre el 30% y el 35% de la producción mundial total, excepto la ex Unión Soviética, que es más importante, Mongolia, México, Sudáfrica y otros países representan entre el 35% y el 40%.

Los depósitos de espato flúor se encuentran en todos los continentes del mundo, principalmente en Europa y Asia, seguidos de África y América del Norte. La fluorita se forma en una amplia gama de entornos geológicos y puede formarse en diversas condiciones geológicas, desde magmatismo hasta procesos exógenos. Se han encontrado depósitos industriales de fluorita en rocas carbonatadas, pegmatitas, depósitos de solución, magnolia y otros productos, entre los cuales los depósitos hidrotermales son los más importantes. Yang Yue clasificó los depósitos de fluorita en siete tipos importantes desde una perspectiva económica: ①Depósitos de fluorita en forma de lugar en rocas volcánicas, rocas metamórficas y fisuras sedimentarias. La fluorita en esta forma se puede encontrar en todo el mundo. Por ejemplo, el depósito de Osul en el norte de España, el depósito de Torgola en el norte de Italia y el Reino Unido y los Estados Unidos tienen famosos depósitos de vetas de fluorita. Los depósitos estratificados, cuasi estratificados y en cojín representan la mayoría de las rocas carbonatadas. Existen depósitos de fluorita en capas en el área de Southern Rock en Illinois en los Estados Unidos, el área norte del estado de Coahuila en México y el área de Ottos Hupe en el estado de Transvaal en Sudáfrica. Las rocas carbonatadas y los volcanes ácidos entran en contacto con depósitos de fluorita. Este tipo de depósito es muy común en el mundo. Por ejemplo, las regiones de San Luis Potosí, Aguachale y Río Bergende en México son famosas por la extracción de este tipo de depósito de fluorita. Depósitos de fluorita reticulados y empaquetados en zonas de corte y brechas. A este tipo pertenece el yacimiento de espato flúor de Buffalo, en la provincia de Transvaal, en Sudáfrica. El mineral de espato flúor se produce en finas vetas en los lechos de granito del cuerpo de magma de Bushveld. Hay muchas redes de venas en el oeste de los Estados Unidos que contienen bajas cantidades de fluoruro de calcio. Depósitos de fluorita en los márgenes de cuerpos de rocas carbonatadas y cuerpos de magma alcalinos. El espato flúor de tales depósitos es de baja calidad y generalmente no cumple con los requisitos económicos, con la excepción del depósito de espato flúor de Okorus en Namibia. (6) Depósitos residuales erosionados de depósitos primarios. Esta es una fuente importante de espato flúor de grado metalúrgico. Este depósito de espato flúor altamente erosionado se extrae en grandes cantidades en la región de Asturias de España y en Tailandia. (vii) Vetas de plomo-zinc ricas en fluorita. Los depósitos de plomo y zinc en forma de veta en muchas partes del mundo contienen grandes cantidades de fluorita, que es una producción mineral en forma de veta y se puede recuperar de los relaves o desechos como subproducto después de la minería. Como la mina de plomo y zinc en la región de Paralar en México. Además de los siete tipos de depósitos minerales mencionados anteriormente, también hay algunos tipos poco comunes que a veces tienen valor industrial, como las rocas carbonatadas que se encuentran en India y Sudáfrica: depósitos de fluorita producidos por disipación en rocas alcalinas; depósitos llenos de brechas volcánicas y pegmatitas encontradas en estados como Canadá y Montana; depósitos sedimentarios de espato flúor lacustres en la región de Castells en el sur de Italia.

Los depósitos antes mencionados son principalmente depósitos metasomáticos estratificados y cuasi estratificados en rocas carbonatadas, seguidos de depósitos de vetas llenas controladas por fallas estructurales en rocas volcánicas, rocas metamórficas y rocas sedimentarias, y depósitos de fluorita en red en zonas de fallas estructurales.

7) Barita

Recursos mundiales de barita Según estadísticas del Servicio Geológico de Estados Unidos en 1998, las reservas probadas de barita en el mundo son 1,5×108t, y la base de reservas es 4,8. ×108t, la cantidad de recursos es de aproximadamente 20×108t. Está ampliamente distribuido en todos los continentes, principalmente en más de 20 países y regiones, incluidos China, Kazajstán, Estados Unidos, India, Canadá, Marruecos y Turquía. La barita se forma en condiciones de solución de temperatura media y baja y durante la acción de fuentes externas. Ya sea endógena o exógena, la fuente original de bario es el magma. Los depósitos de barita incluyen:

(1) Depósitos tipo solución. Este tipo de depósito es de alta calidad y el concentrado de barita de alta calidad proviene principalmente de este tipo de depósito. Este tipo de depósito está ampliamente distribuido en la naturaleza y es la principal fuente de recursos de barita en muchos países del mundo. Este tipo de yacimiento se encuentra ampliamente distribuido en la naturaleza y es la principal fuente de recursos de barita en muchos países del mundo. Depósitos de vetas ① La ley de barita de los depósitos de vetas es alta, pero el tamaño del yacimiento es generalmente pequeño. Las reservas de dichos depósitos son generalmente pequeñas, algunas de tamaño mediano y otras de tamaño grande. Son ejemplos típicos los numerosos depósitos de barita en forma de vetas en la región del Cáucaso de la antigua Unión Soviética. Además, India, Alemania, Italia, Reino Unido, Francia, Grecia, Argelia, Marruecos y muchos otros países del mundo también cuentan con depósitos de este tipo. Los depósitos de disolución de capas son generalmente depósitos grandes o gigantes. Por ejemplo, también pertenecen a este tipo el depósito Apserian en Georgia, el depósito de barita Galcha Southwest en Alemania y el depósito del Macizo Central en Francia.

(2) Depósitos controlados por estrato. J.B. Maynard et al. clasificaron los depósitos estratigráficos de barita en dos categorías basándose en el fondo geotectónico y las características estratigráficas y geoquímicas de la producción de barita: ① Depósitos de barita de "margen continental", como las montañas Ouachita en Arkansas, EE. UU., la montaña Ashlar y el arroyo Chamberlain. depósito y el depósito East Nova en el centro de Nevada. El depósito de East Northumberland Canning en el centro de Nevada y el depósito de Xinhuang en la provincia de Hunan, China (2) depósitos de barita de "rift cratónico", que a menudo están asociados con una importante mineralización de plomo y zinc. Por ejemplo, los depósitos de Megen y Rammelsberg en Alemania y el depósito de Seluin en Canadá; (3) depósitos primarios de barita, que son barita residual formada en depósitos minerales primarios (iii) de ambientes de corteza erosionados. Este tipo de depósito se forma en un entorno de corteza de meteorización primaria. Fácil extracción y fácil beneficio son las características de este tipo de yacimiento. Los depósitos eluviales están ampliamente distribuidos en los Estados Unidos y son una fuente importante de minas de barita en los Estados Unidos. Se distribuyen principalmente desde Missouri, Pensilvania hasta Alabama, así como en los Apalaches, el área de Sweetwater en Tennessee y Georgia. El área representa casi la mitad de las reservas totales de barita en los Estados Unidos y el 60% de su producción. Además, el depósito de Medvedev en los Urales del Sur, en la antigua Unión Soviética, es también un depósito residual típico con grandes reservas.