Estudio sobre el mecanismo de mineralización
I. Investigación sobre inclusiones de fluidos minerales
Se realizaron pruebas de inclusión de flúor en la fluorita y calcita formadas durante el período principal de mineralización del depósito de Mohairihan. Las muestras eran principalmente de plomo y zinc. Mohairihan. Creta (fisura) que contiene fluorita extraída del pozo ZK17501 y del túnel TC27.
El Centro de Investigación de Análisis y Pruebas del Instituto de Geología de la Industria Nuclear de Beijing realizó análisis microcristalinos y análisis de espectroscopía láser Raman de inclusiones de fluidos. El instrumento de medición de microtemperatura es la etapa fría y caliente LinkamTHMSG-600 británica. El rango de medición de temperatura es de -196 ~ 600 °C. Cuando la temperatura es inferior a 0 °C, la precisión del análisis es de ±0,1 °C. La temperatura es superior a 200 °C, la precisión del análisis es de ±2 °C. Para una inclusión de agua de dos fases gas-líquido, determine la temperatura del punto de congelación Tm (hielo) y la temperatura completamente homogénea Th. Para inclusiones bifásicas gas-líquido, mida la temperatura del punto de congelación Tm y la temperatura homogénea completa Th; para inclusiones trifásicas que contengan CO2, mida la temperatura de fusión inicial Tm (CO2) del CO2 y la temperatura homogénea parcial Th (CO2) de la fase de CO2, la temperatura compuesta Tm (cla) cuando desaparece la jaula de CO2, y la temperatura homogénea completa Th de las inclusiones.
La espectroscopia Raman microláser se analizó utilizando un espectrómetro Raman microláser de grado científico LabRAM HR800, que utiliza un láser sólido de frecuencia de cristal Yag duplicada con una longitud de onda láser de 532 nm y un rango de escaneo de 100 a 4200 cm. -1, el tiempo de exposición es 1 segundo y el número de escaneos es 3 veces.
1. Composición y características de las inclusiones
Los minerales transparentes de toba que contienen fluorita están compuestos principalmente por minerales de calcita y fluorita. Las inclusiones minerales de fluorita están extremadamente desarrolladas, distribuidas principalmente en grupos, y algunas se distribuyen en franjas. Entre ellas, las inclusiones bifásicas ricas en líquido de color gris incoloro y las inclusiones en fase gaseosa de color gris oscuro son las principales (Fig. 4-1a). Localmente, no hay inclusiones trifásicas de color gris claro (Figura 4-1b~4-1d). Entre ellos, la relación de fase gaseosa de las inclusiones bifásicas ricas en líquido de color gris incoloro es generalmente de 5 a 15, y la mayoría de ellas es de 10 a 15. La longitud del eje largo de las inclusiones generalmente oscila entre 5 y 35 µm, y la mayoría oscila entre 6 y 16 µm. Las formas de las inclusiones incluyen elipses, rectángulos y formas irregulares, así como algunas formas de cristales negativos regulares y formas de cristales negativos incompletos. Las inclusiones trifásicas que contienen dióxido de carbono, de incoloras a grises claras, tienen generalmente una relación de fases gaseosas de 25 a 40. La longitud del eje largo de las inclusiones es generalmente de 5 a 25 µm, y la mayoría está entre 5 y 15 µm. La mayoría de estas inclusiones exhiben características típicas de "doble párpado" a temperatura ambiente, a saber, VCO2 LCO2 LH2O, y algunas de ellas exhiben dos fases (VCO2 LH2O) a temperatura ambiente, apareciendo una fase líquida de dióxido de carbono durante el proceso de congelación. El análisis con láser Raman muestra que los componentes de la fase gaseosa en las inclusiones son principalmente CO2 y H2S, y algunas inclusiones también contienen una pequeña cantidad de CH4.
Las inclusiones en los minerales de calcita están relativamente desarrolladas, distribuidas principalmente en racimos, y algunas se distribuyen en franjas. Entre ellas, las inclusiones de líquido puro transparente incoloro y las inclusiones de gas de color gris oscuro son las principales, y algunas de ellas. se desarrollan en el campo de visión. Hay una pequeña cantidad de inclusiones incoloras y grises ricas en líquido (Figura 4-1e, 4-1f, 4-1f, 4-1f). Figura 4-1e, 4-1f). La proporción de fases gaseosas de las inclusiones ricas en líquido en la calcita es generalmente de 5 a 15. La longitud del eje largo de las inclusiones generalmente oscila entre 3 y 25 µm, y la mayoría oscila entre 4 y 12 µm.
Figura 4-1 Tipos de inclusiones de fluidos
2. Análisis de composición de inclusiones de fluidos individuales
El análisis con microsonda láser Raman muestra que las inclusiones El componente de fase líquida es principalmente H2O, y los componentes de la fase gaseosa son H2O, CO2 (1 278-1 285 cm-1 y 1 385-1 388 cm-1), CH4 (2 909-2 919 cm-1), H2S (2 990 -11) , H2S (2599~2610cm-1) y H2 (587, 4157cm-1) y otros componentes (Figura 4-2). El principal fluido formador de mineral en la etapa de mineralización debe ser el H2O-CO2-H2S-CH4-NaCl. sistema. .
Modelo de mineralización de depósitos de plomo-zinc de Bohai Laang
Figura 4-2 Espectro láser Raman de inclusiones de fluidos
3 Medición de la temperatura de inclusión de fluidos
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Los resultados de la medición microscópica de la temperatura muestran (Tabla 4-1): la temperatura de la inclusión bifásica gas-líquido rica en líquido es completamente homogénea de 105 a 290 ℃, concentrada en el rango de 100 a 220 ℃ (Figura 4-3), la fase homogénea es la fase líquida. La salinidad es de 0,57 a 22,38, concentrada principalmente en los dos intervalos de 2 a 4 y 16 a 18, y la densidad es de 0,75 a 1,08 g/cm3, concentrada en 0,95 a 1,05 g/cm3.
El Th(CO2) de las inclusiones trifásicas que contienen CO2 es de 11~45 ℃, y la temperatura homogénea de algunas partes es >31 ℃, lo que puede deberse a la interferencia del H2S. La temperatura homogénea es de 182~267℃. Concentrada en el rango de 180~240℃ (Figura 4-3). 4-3), la salinidad es 26,35 ~ 26,44, y la mayor parte es una fase líquida homogénea según la temperatura y la salinidad completamente homogéneas de la solución acuosa de inclusión trifásica de CO2 que contiene inclusiones trifásicas de CO2, Liu Bin et al; (1987) pueden calcular la densidad del fluido cambiando entre 0,88 y 1,10.
Figura 4-3 Histograma de inclusiones fluidas bajo temperatura homogénea, salinidad, temperatura Th(CO2) parcialmente homogénea y presión
4. Estimación de presión y profundidad de mineralización.
Para inclusiones bifásicas gas-líquido, la presión del fluido se puede calcular utilizando la fórmula empírica de Shao Jielian (1988):
P=P0Th/T0
En la fórmula, P0=219 2620w, P0=1.020w, P0=1.020w, P0=2.020w, P0=3.020w, P0=1.020w. 219 2620w, T0 = 374 920w (3-1). T es la temperatura uniforme del fluido contenido (unidad: ℃); w es la salinidad del fluido contenido (unidad: ).
Después del cálculo, la presión de este tipo de inclusiones es de 6,0 a 36,4 MPa. Para inclusiones trifásicas que contienen CO2, la presión del fluido se puede obtener basándose en el diagrama de fases p_x del sistema H2O_CO2 de Roedder et. al. (1980). La presión del fluido es de 10 a 40 MPa, y la presión se concentra principalmente en el rango de 8 a 32 MPa.
Sun Fengyue et al. (2000) utilizaron una relación de ajuste por partes para estimar la profundidad de mineralización:
(1) Cuando la presión del fluido medida es inferior a 40 MPa, la presión hidrostática se utiliza el cálculo del gradiente, es decir, la presión dividida por el gradiente de presión hidrostática, la presión dividida por el gradiente de presión hidrostática (10 MPa/km);
(2) Cuando la presión del fluido medida es de 40~220 MPa, y = 0,0868/ ( 1/x 0,003 88) 2;
(3) Cuando la presión del fluido medida es 220~370 MPa, y = 11 e(x-221,95)/79,075;
(4) Cuando la presión del fluido medida es mayor a 370 MPa, y = 0.033 138 5x 4.198 98, donde y y x representan la profundidad de mineralización y la presión medida respectivamente.
Según la fórmula anterior, la profundidad de la etapa de mineralización principal es de 0,6 a 4,0 kilómetros, con una media de 2,4 kilómetros.
En resumen, el fluido formador de mineral de este depósito es un sistema de baja temperatura y salinidad media-alta, H2O-CO2-H2S-CH4-NaCl.
II. Investigación de isótopos de plomo
1. Recolección de muestras
El mineral de plomo en el área de estudio se encuentra principalmente en toba fracturada, y hay mucha galena y esfalerita. Distribuida en forma de finas vetas, puntas de estrella y terrones, la litología de la roca que contiene mineral es toba fracturada; la recolección de muestras selecciona principalmente secciones locales masivas de mineral de plomo y zinc y recolecta mineral fresco después del desmontaje de la superficie.
2. Métodos de análisis y resultados
La muestra se separó de minerales individuales para obtener minerales individuales de sulfuro puro (pureza >98). El método de medición está de acuerdo con el "Método para la determinación de isótopos de plomo, estroncio y neodimio en rocas" (GB/T17672-1999), y el instrumento de medición es un espectrómetro de masas de ionización térmica ISOPROBE-T. ***Se analizaron isótopos de plomo en 14 muestras. Entre ellas, las 5 muestras analizadas en este libro fueron 9 muestras de la mina de plomo y zinc East Mozakhach con tipo MVT en el mismo cinturón de mineralización (Tabla 4-2). Entre ellos, hay 8 muestras de mineral de plomo, 3 minerales de ganga y 3 enclaves que contienen mineral; la composición de isótopos de plomo es generalmente concentrada, con un rango de distribución de: 206Pb/204Pb=18.303~18.920, 207Pb/204Pb=15.417~15.768. , 208Pb/204Pb=38.509~38.966; entre ellos, las muestras de mineral de plomo se concentran en 206Pb/204Pb=18.468~18.798, 207Pb/204Pb=15.518~15.635, 208Pb/204Pb=38.512~38.818; pertenecen al plomo ordinario.
Los parámetros de cálculo del isótopo de plomo se citan de Doe B R (1981): λ238U = 0,155 125 × 10-9a-1, λ238U = 0,984 85 × 10-9a-1, λ238Th = 0,494 75 × 10-9a - 1. La edad de la tierra es 4,43×109a.
3. Características de la composición isotópica del plomo
El mineral de plomo es un mineral metálico que no contiene U y Th (es decir, como galena, plomo amarillo en el mineral de hierro, etc. (Wei Juying, 1988; Zhang Ligang, 1988) Wu Kaixing (2002) creía que el componente de Pb en el mineral se ve afectado principalmente por los valores iniciales de Pb, U/Pb y Th/. Relación U, a saber μ(238U/204Pb), υ (235U/204Pb), ω(232Th/204Pb), κ(Th/U) y el tiempo de formación del área de origen, sin verse afectado por el entorno geoquímico de formación. La composición de isótopos de plomo es un sistema de seguimiento geoquímico muy útil. También se utiliza ampliamente en depósitos metálicos e incluso no metálicos y es una herramienta eficaz para estudiar el origen de los minerales (Stacey, 1983). El área de estudio calculada según el programa GeoKit de Lu Yuanfa (2004) (Tabla 4-3) muestra que 206Pb/207Pb está entre 1,1811 y 1,2114, y la mayoría de los skarns de plomo se concentran entre 1,1918 y 1,2114, según cree Cui Bin (1996). que la composición de isótopos de plomo de la mayoría de los depósitos unidos a capas es plomo normal, y el valor de μ es uniforme y alto (μ se concentra principalmente entre 9 y 11), con las características de evolución de una fuente mixta de corteza y manto; por un valor alto de μ (μ = 10,25-11) y Pb compuesto de más de dos isótopos diferentes. Las características de evolución de la mezcla y el Pb mezclado en el que el Pb normal se mezcla principalmente con una pequeña cantidad de Pb anormal reflejan la fuente múltiple; naturaleza de múltiples etapas y génesis múltiple de los depósitos minerales unidos a capas. Características evolutivas, su valor μ es bajo (μ = 8,25-10) y las características de la evolución de múltiples etapas.
Chen Haoshou (1981) creía que el Pb normal es Pb contemporáneo o diagenético, y la edad del modelo calculado es consistente con la roca circundante, lo que indica que inicialmente se depositó de la misma fuente. Por lo tanto, el Pb normal generalmente se caracteriza como metamórfico sedimentario débil. sedimentación unida a capas; mientras que el Pb mixto o anormal representa una sedimentación sedimentaria fuertemente metamórfica o post-metamórfica controlada por capas. En el área de estudio, el μ (238U/204Pb) de la mina de plomo y zinc en Mohailaheng es de 9,14~9,77. El μ (238U/204Pb) del mineral de plomo es principalmente de 9,27~9,77, con un promedio de 9,42 y un μ. valor inferior a 10. El isótopo de plomo en el área de estudio no tiene las características de plomo anormal y plomo mixto, lo que indica que la composición de isótopos de plomo de la mina de plomo y zinc tiene las características del plomo normal.
Tabla 4-1 Resultados microtérmicos y parámetros relacionados de inclusiones fluidas en el depósito de plomo y zinc de Mohailaheng
Tabla 4-2 Composición isotópica del depósito de plomo y zinc de Mohailaheng
Nota: Las muestras de este libro fueron analizadas por el Centro de Pruebas y Supervisión de Recursos Minerales de Wuhan del Ministerio de Tierras y Recursos de la República Popular China.
Tabla 4-3 Tabla de parámetros de isótopos de plomo del depósito de plomo y zinc de Mohailaheng
Wu Kaixing (2002) creía que μ (238U/204Pb) y υ (235U/204Pb) puede cambiar, lo que puede estar estrechamente relacionado con la pérdida y adición de U. ω (238U/204Pb) y υ (235U/204Pb) también existen en el área de estudio. En el área de estudio, ω(232Th/204Pb)=34,08~37,68. El valor ω de la mayoría de las minas de plomo es 35,37~37,68, con un valor promedio de υ1=51,55~75,88. Los minerales son relativamente grandes y están más concentrados en 55,52 ~ 75,56; υ2 = 41,29 ~ 69,32. El valor υ1 del mineral de Pb cambia en un rango relativamente grande, principalmente concentrado entre 48,51 ~ υ2 = 41,29 ~ 69,32, y el valor del mineral de cuarzo de plomo. está principalmente entre 48,51 y 66,85. Las edades del modelo calculadas utilizando el modelo de evolución de plomo de una sola etapa para isótopos de plomo en el área de estudio son relativamente pequeñas y en su mayoría negativas, lo que significa que el plomo en los depósitos de plomo-zinc en el área de estudio tiene las características de evolución mixta corteza-manto. . Proyecte los valores de 207Pb/204Pb, 208Pb/204Pb y 206Pb/204 en el área de estudio en la gráfica 207Pb/204Pb 206Pb/204, 208Pb/204Pb-206Pb/204 (Zartman R E et al., 1981) (Figura 4 -4), puedes ver que la relación lineal de las estalactitas de plomo no es muy obvia.
Figura 4-4 Diagrama esquemático de la composición de isótopos de plomo en el área de estudio
▲-Mineral de plomo; □-Vena de calcita (abajo)
Figura 4 -5 Diagrama esquemático de la composición de isótopos de plomo en el área de estudio
Curva de evolución del manto A; curva de evolución del cinturón orogénico C-curva de evolución de la corteza superior D-curva de evolución de la corteza inferior
4. Fuente del material
En general, se cree que los cambios en el valor característico μ del área de la fuente del isótopo de Pb pueden proporcionar información sobre los procesos geológicos que ocurren en los cuerpos geológicos y reflejar la fuente de Pb ( Wu Kaixing, 2002). Zhu Bingquan (1998) cree que el plomo con un valor μ bajo (menos de 9,58 o 9,74) proviene de la corteza inferior o del manto superior, o de otras unidades estructurales, y se encuentra básicamente en un sistema cerrado. La formación de depósitos minerales generalmente es estrecha. relacionado con la actividad magmática. Durante el proceso de mineralización Básicamente no se mezcla con materiales de la corteza. El plomo con valores elevados de μ (9,58 o 9,74) o el plomo radiactivo ubicado a la derecha de la isócrona cero proviene de rocas de la corteza superior con contenidos relativamente altos de uranio y torio (Zartman R E et al., 1981; Zhu Bingquan, 1998; Wu Kaixing, 2002). El plomo con un valor alto de μ generalmente proviene de la corteza superior, el plomo con un valor bajo de μ y un valor bajo de ω proviene del manto superior, y el plomo con un valor bajo de μ y un valor alto de ω son fuentes típicas de la corteza inferior (Doe B R et al., 1979; Kamona A F , Año 1999).
En el cinturón de mineral de plomo-zinc de Mohairahen en el área de estudio, μ(238U/204Pb) = 9,14 a 9,77, de los cuales el mineral de plomo μ(238U/204Pb) está en su mayoría entre 9,27 y 9,77, con un promedio de 9,42 tiza de diópsido; El promedio μ del sistema es 9. El valor promedio ω del área de estudio es 35.91, del cual el μ promedio de mineral de plomo es 39.99, el μ promedio de diópsido es 35.99 y el μ promedio de diópsido es 35.36. El valor ω promedio en el área de estudio es 35,91, entre los cuales el valor ω promedio del mineral de plomo es 39,99, el valor μ promedio del sistema Cretácico es 35,61 y el valor μ promedio de las vetas de calcita es 35,99. Los principales estratos que contienen mineral en el área minera de Mohairahen son rocas cretácicas de capas gruesas de color blanco grisáceo y negro grisáceo del grupo del complejo del Carbonífero Inferior. Los estratos del grupo del complejo del sistema inferior y del grupo de carbonato indican que la mineralización en esta área no es directa. relacionado con la actividad magmática. Esto sugiere que la mineralización en el área no está directamente relacionada con la actividad magmática. Según este análisis, el plomo en la zona de estudio puede estar estrechamente relacionado con los estratos sedimentarios de la corteza superior.
Zortman R E (1981) propuso el "modelo de "tectónica de plomo" y proporciona una buena descripción del modelo de "tectónica de plomo". Stacey JS (1983) creía que al realizar un seguimiento utilizando el modelo tectónico de plomo, el plomo en minerales con un punto de proyección por encima de la línea de crecimiento orogénico debe contener componentes de la corteza superior, mientras que el plomo en minerales con un punto de proyección por debajo de la línea de crecimiento orogénico debe originarse en la manto o corteza inferior; mineral de plomo con un punto de proyección cerca de la línea de crecimiento orogénico indica un origen mixto del yacimiento. En el diagrama del modelo de estructura isotópica de Pb 207Pb/204Pb-206Pb/204 (Zartman R E et al., 1981) (Figura 4-5a), la mayoría de las muestras en el área de estudio se proyectan entre el manto inferior y el cinturón orogénico, y unas pocas muestras se proyectan sobre el cinturón orogénico y la corteza superior, cerca del cinturón orogénico en el diagrama 208Pb/204Pb-206Pb/204 (Zartman R E et al, 1981) (Fig. 45b), la mayoría de los puntos se proyectan entre ellos. el cinturón orogénico y la corteza inferior, cerca de todo el cinturón orogénico, algunas muestras se ubican entre el orógeno y la corteza superior. Combinado con los antecedentes geológicos regionales del área de estudio, las características geológicas del área minera, las estructuras que contienen mineral, la geoquímica de la roca del yacimiento y la actividad magmática en el área minera, se muestra que los depósitos de plomo en el área de estudio tienen muchos Características genéticas estratigráficas sedimentarias.
Los valores promedio de V1 y V2 en el área de estudio se muestran en la Tabla 4-3. El valor promedio de V1 es 62.59 y el valor promedio de V2 es 55.63. V1 y V2 en el área de estudio son relativamente altos, 64,83 y 58,16 respectivamente, el valor promedio de V2 es relativamente alto. la zona fronteriza norte.
Figura 4-6 Mapa de valores propios del vector de isótopos de plomo V1-V2
A-Sur de China; B-Yangtze; C-Norte de China; D-Norte de Xinjiang;
Zhu Bingquan (1998) creía que los cambios en el torio-plomo y la correlación entre las composiciones isotópicas del torio-plomo y el uranio-plomo son de gran importancia para los procesos geológicos. Las interrelaciones entre composiciones isotópicas pueden proporcionar información más rica sobre procesos geológicos y fuentes de materiales. Para resaltar esta variabilidad, los isótopos de plomo se expresan como desviaciones relativas del manto coetáneo, representado visualmente mediante un diagrama de clasificación diagenética Δγ-Δβ. Esta representación gráfica elimina la influencia de los factores temporales y teóricamente proporciona mejores efectos de rastreo que el modelo de evolución global (Zheng Minghua, 2001). Los datos de la prueba se calcularon mediante el software Geokit de Lu Yuanfa (2004) y se obtuvieron las desviaciones relativas Δa, Δβ y Δγ del mineral del depósito de plomo-zinc de Mohairane y el manto del mismo período. Proyecte las muestras en el área de estudio en el diagrama Δγ-Δβ (Zhu Bingquan, 1998) (Figura 4-7). La mayoría de los puntos de muestra se proyectan dentro del rango de magma de plomo orógeno, cerca del área de magma de plomo de la zona de subducción donde se encuentra. La corteza superior y el manto están mezclados. Algunos puntos están ubicados en la zona de subducción, zona de magma de plomo donde se mezclan la corteza superior y el manto.
Liu Yingchao (2008) determinó que el plomo en la mina de plomo y zinc era de origen cortical basándose en los isótopos de plomo del cinturón de mineral de plomo y zinc de tipo MVT de East Mohaha en el mismo cinturón de mineralización y las características geológicas del plomo de Mohailahen; -Depósito de zinc No hay evidencia de que la mineralización esté relacionada con el magmatismo (Liu Yingchao, 2008; Tian Shihong, 2011). Por lo tanto, la mineralización de plomo del depósito de plomo y zinc de Mohemaierheng obviamente no está directamente relacionada con la actividad magmática, lo que refleja que está estrechamente relacionada con la mineralización de la corteza superior, y la mineralización de plomo puede originarse en los estratos sedimentarios de la corteza superior.
Figura 4-7 Diagrama de isótopos de plomo Δγ-Δβ
LC-corteza inferior; UC-corteza superior; OIV-rocas volcánicas insulares oceánicas; A, B, C; , D son las muestras y las áreas de enriquecimiento relativo en cada área respectivamente.
Lu Wu fue el primero en señalar que la mineralización de plomo del depósito no tiene relación directa con la actividad magmática, lo que refleja que la mineralización de plomo está estrechamente relacionada. relacionados con los estratos sedimentarios de la corteza superior. /p>
Lu Wuchang (1986) estudió los depósitos controlados por capas y los depósitos controlados por capas y creía que existen tres tipos principales de composición de isótopos de plomo: (1) La composición de isótopos de plomo es estable y el Pb radiactivo El contenido es muy bajo. La edad del modelo es básicamente consistente con la edad de la roca circundante; (2) el contenido de Pb radiactivo es muy alto, 206Pb/204Pb>18.8, 208Pb/204Pb>38.8, lo que da la edad futura del modelo; ③ contiene una pequeña cantidad de Pb radiactivo, la edad del modelo es muy alta, la edad futura del modelo es muy alta ③ Contiene una pequeña cantidad de Pb radiactivo y la relación 207Pb/204Pb es cercana o superior a la composición de isótopos de Pb de; Sedimentos planctónicos. Este tipo de depósito tiene las características del Pb de la corteza superior, pero se compensa con el Pb de la corteza inferior deficiente en uranio. El 206Pb/204Pb en el área de estudio generalmente se encuentra entre 18.51 y 18.92, con un promedio de 18.62; el promedio de 208Pb/204Pb es 38.64 esto significa que la composición de isótopos de plomo del depósito de plomo-zinc en el área de estudio es relativamente estable y; el contenido de plomo trazador radiactivo es relativamente bajo. Las muestras del área de estudio fueron moldeadas en los diagramas de discriminación del ambiente tectónico 207Pb/204Pb-206Pb/204 y 208Pb/204Pb-206Pb/204 (Zartman et al, 1981) (Figura 4-8). cinturones y En la zona de superposición de la corteza inferior, algunos puntos de plomo se encuentran en la zona de la corteza superior, y la mayoría de los depósitos de plomo y zinc en el área de estudio están ubicados en tobas de capas extremadamente gruesas. La actividad del magma es débil y la composición de isótopos de plomo. es estable, lo que indica que los depósitos de plomo-zinc tienen características de evolución de la corteza superior.
Figura 4-8 Diagrama esquemático del ambiente tectónico de isótopos de plomo
LC-corteza inferior; UC-corteza superior; OIV-rocas volcánicas de islas oceánicas; A, B, C, D es la concentración relativa de muestras en cada área.
Esto muestra que el depósito de plomo tiene las características de evolución de la corteza superior.
Por lo tanto, los depósitos de plomo y zinc en el área de estudio se producen principalmente en tobas de capas extremadamente gruesas. La mineralización de plomo obviamente no está directamente relacionada con la actividad magmática, y la composición de isótopos de plomo es estable, lo que refleja que los minerales de plomo. puede originarse desde arriba.
5. La importancia geológica de la composición isotópica de Pb
Los cambios en la composición isotópica de Pb de los minerales no sólo están relacionados con las series temporales de la evolución de la corteza y el manto y la edad de mineralización , pero también muestra claramente características regionales Las características están estrechamente relacionadas con los tipos de minerales y depósitos minerales, por lo que pueden tener un valor potencial más importante en el estudio de las leyes de mineralización, guiar la prospección de minerales y evaluar los depósitos minerales (Zhu Bingquan, 1984). La composición de isótopos de plomo del depósito de plomo y zinc de Mohailaheng muestra que el plomo tiene las características de evolución del plomo normal; el isótopo de plomo μ (238U/204Pb) de los minerales es principalmente de 9,27 a 9,77, con un promedio de 9,42; El valor promedio es 39,99, y el valor promedio de μ Todos son inferiores a 9,58. 206Pb/204Pb es generalmente 18,51-18,92, con un promedio de 18,62; 208Pb/204Pb tiene un promedio de 38,64, que tiene características de composición de isótopos estables.
En el diagrama del modelo de estructura isotópica de Pb de Zartman, la mayor parte del mineral de Pb se encuentra dentro del cinturón orogénico de Pb, cerca de la mezcla de la corteza superior y el manto de magma de Pb en la zona de subducción, y algunos puntos se encuentran dentro de la mezcla de la corteza superior. y manto de magma de Pb en la zona de subducción; combinado con el fondo geológico del área de estudio, características geológicas del área minera, estructura de mineralización, geoquímica de la roca del yacimiento, actividad de magma en el área minera, etc., la mina de plomo en el área de estudio; es más propenso a propiedades de roca sedimentaria y sedimentaria, con un promedio de 208Pb/204Pb de 38,64. Combinado con los antecedentes geológicos regionales del área de estudio, características como la estructura del yacimiento, la geoquímica del yacimiento y la actividad magmática indican que los depósitos de plomo en el. El área de estudio tiene características estratigráficas más sedimentarias.
Primero, el agua superficial en la periferia del área de estudio disuelve o filtra elementos minerales útiles en las rocas del lecho rocoso y luego migra al borde de la cuenca o al centro de la cuenca bajo la acción de la gravedad. . Después de migrar a los estratos o fisuras relativamente débiles, los elementos minerales útiles en los estratos continúan disolviéndose, percolándose y metasomatizándose, y se enriquecen y precipitan en partes adecuadas de la estructura para formar escamas, escamas, lentes, venas, irregulares y otros. diferentes formas de cuerpos minerales o vetas; se forman zonas de alteración mineralizada en las rocas circundantes locales; en segundo lugar, bajo la acción de la gravedad, el agua superficial y el agua subterránea penetran y se infiltran en una determinada parte de la corteza terrestre a lo largo de fracturas o fisuras secundarias en el área minera. Durante el proceso de infiltración y filtración, los elementos minerales útiles en la capa sedimentaria se metasomatizan para formar fluidos formadores de minerales. Bajo la acción de la disminución de la temperatura y la presión de la capa de roca suprayacente, los fluidos formadores de minerales migran hacia arriba bajo la acción. de flotabilidad Migra hacia arriba bajo la acción de la flotabilidad y se deposita y enriquece en partes adecuadas de la estructura y estratos. En tercer lugar, el fondo estructural metalogénico del área de estudio es el período de colisión tardía de la meseta tibetana, acompañado de grandes-. deslizamiento de rumbo a escala, empuje inverso y cizallamiento a gran escala y otros procesos geológicos importantes (Tian Shihong, 2011), la mineralización en esta área está estrechamente relacionada con estructuras de empuje regionales y fallas de deslizamiento de rumbo. Las fallas secundarias con tendencia NWW, NW-SE y NE en el área minera se cruzan, proporcionando un área favorable para la búsqueda de depósitos de plomo-zinc.
En resumen, los estratos expuestos en el área minera de plomo y zinc de Mohailaheng son principalmente la Formación Zaduo del Sistema Carbonífero Inferior (C1Z) y la Formación Jianzha del Sistema Triásico Superior (T3J). Sistema Las gruesas capas de toba gris-blanca y gris-negra del Grupo de Carbonato Zaduo (C1Z2) son los principales cuerpos mineralizados en el área minera, se han identificado preliminarmente 4 zonas mineralizadas y 8 cuerpos de mineral de zinc (plomo). Se han identificado preliminarmente 4 zonas mineralizadas y 8 yacimientos de zinc (plomo). Entre ellas, las zonas mineralizadas MⅣ y MⅠ son las más grandes y tienen un enorme potencial de prospección. El área minera μ = 9,14 ~ 9,77, la mina de plomo μ es principalmente de 9,27 ~ 9,77, el valor promedio de μ es inferior a 9,58 y el valor promedio de ω es 39,99, que tiene características normales de evolución de isótopos de plomo 206Pb/204Pb; generalmente 18,51 ~ 18,92, y el valor promedio de 208Pb/204Pb es 38,64, y tiene una composición de isótopos de Pb estable; la composición de isótopos de Pb es estable; En el mapa del modelo de estructura de isótopos de plomo de Zatman, los minerales formadores de plomo tienen características de evolución de corteza-manto, y los depósitos de plomo y zinc en el área de estudio se encuentran principalmente en rocas carbonatadas en capas extremadamente gruesas. La mineralización está relacionada con el magma. Las actividades no están directamente relacionadas. Los minerales de piedra de plomo que reflejan la mina de plomo y zinc de Mohailaang se originan en los estratos sedimentarios formados por la corteza superior que contiene minerales. Durante el proceso de migración del fluido que contiene minerales, a través de la filtración, la extracción y el metasomatismo, se enriquecen en la convergencia. de estructuras de fallas secundarias o en partes adecuadas de los estratos. Se recolectan y precipitan para formar minerales. La intersección de estratos de mineralización de carbonatos en capas gruesas y estructuras de fallas secundarias es un lugar favorable para la prospección o mineralización de minerales.
El depósito de Jinding es extremadamente pobre en Pb radiactivo, y una gran cantidad de datos se acerca a la composición de isótopos de Pb de las rocas del manto. Esto puede significar que el Pb tiene las características de una mezcla de Pb fuente del manto y. fuente de la corteza terrestre Pb, y también puede estar fragmentada con el área de Jinding. Las rocas clásticas son ricas en componentes básicos-ultrabásicos (Li Youguo, 2006). La composición de isótopos de plomo del área minera de plomo y zinc de Mohailaheng se caracteriza por una evolución normal del plomo, una composición estable de isótopos de plomo, minerales de piedra de plomo con características de evolución de la corteza superior y la intersección de estratos de roca carbonatada en capas gruesas y extremadamente gruesas y estructuras de fallas secundarias. Una ubicación favorable para la mineralización o mineralización (Li Shanping, 2012).
En los últimos años, desde la implementación del innovador proyecto de prospección nacional "358", se ha llevado a cabo una nueva ronda de trabajos de prospección y exploración en el área de Zhaitang. Se han logrado una serie de avances en la investigación. sobre el modelo de mineralización de depósitos de plomo-zinc producidos en minerales sedimentarios, y se han descubierto depósitos minerales sedimentarios representativos. Los depósitos de plomo y zinc son dos depósitos de plomo y zinc a gran escala, Mohailaheng y Dongmuzhagra. Se descubrieron varios puntos de mineralización y puntos de mineralización con perspectivas de prospección en su periferia, y el trabajo de prospección ha logrado avances importantes. Sin embargo, a medida que se profundiza en la comprensión de los antecedentes estructurales de los depósitos sedimentarios de plomo y zinc, se enfrentan algunos problemas nuevos. Los depósitos de plomo-zinc de Mohailahang y East Mozhagra tienen muchas similitudes con los típicos depósitos de plomo-zinc de tipo "MVT", pero también tienen sus propias características de depósito únicas y no se pueden aplicar al tipo de origen de depósito clásico, por lo que se necesita más investigación. En general, se cree que este tipo de depósito está relacionado con estructuras de empuje, pero el mecanismo intrínseco entre los depósitos sedimentarios de plomo y zinc y las estructuras de empuje aún no está claro. Los depósitos de plomo-zinc típicos de tipo MVT a menudo se desarrollan en dolomita (Leach et al., 2005), y los fenómenos de alteración como la dolomitización y la silicificación son comunes. Sin embargo, el depósito de plomo-zinc de Mohairahen desarrolla localmente alteraciones como la dolomitización y la silicificación. fenómeno, ¿existe una relación espacio-temporal entre estas alteraciones y la mineralización, y conduce a la aparición de zonificación de metales en el yacimiento dentro de una región o en un solo yacimiento? El depósito de plomo y zinc de Mohairahen tiene características obvias de formación de fases, pero no está claro cuánto tiempo lleva formarse el depósito y cómo se relacionan las fases. La principal especie mineral del depósito de plomo y zinc tipo MVT es el sulfuro metálico de plomo y zinc, mientras que el área del depósito de plomo y zinc de Mohailaheng contiene pirita diseminada escasa y otros sulfuros metálicos, y el mecanismo de mineralización aún no ha sido explorado.