地球化学读书报.docx
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地球化学读书报
地球化学读书报告
题目:
地球化学理论及其实际指导意义
学号:
20091004067
班级:
021091
姓名:
王国平
时间:
2011.11.27
一.地球系统元素丰度特征及其实际指导意义
1.地球系统元素丰度特征
(1)地壳内各种元素分布有明显的不均一性,元素丰度的差异基本上决定于原子核的相对稳性。
(2)地壳化学组成与元素克拉克值:
大陆地壳是原始地幔部分熔融产生的,将大陆的元素丰度对原始地幔标准化后的比值课定量衡量微量元素的相容性。
(3)陨石:
Ⅰ型碳质球粒陨石未经受热变质作用影响、形成于远离太阳的较低温度区域,是最原始的太阳星云凝聚物质,保留着太阳星云中非挥发性的物质的初始丰度。
(4)原子序数为偶数的元素其丰度大大高于相邻原子序数为奇数的元素。
(5)元素的原子丰度随元素原子序数增大而降低。
2.地球系统元素丰度实际指导意义
(1)陨石的研究意义
它是认识天体,行星的成分、性质及其烟花的最易获取、数量最大的地外物质;是认识地球的组成、内部构造和起源的主要资料来源,可以用陨石类比法,地球模型和陨石的类比来研究地球元素的丰度;陨石中的60多种有机化合物是非生物合成的“前生命物质”,对于探索生命的前期的化学演化开辟了新的途径;可作为某些元素和同位素的标准元素,它消除了元素丰度偶奇规律造成的REE丰度随原子序数增长的锯齿变化,球粒陨石中轻重稀土元素不存在分馏,这样图示能使REE任何分离都能清楚的显示出来。
(2)元素丰度不均一性指导迁移机理与成矿专属性
了解各个圈层,特别是岩石圈的平均含量,就可以把它作为标准,与地壳各个阶段进行比较,已确定元素的含量是增高了还是降低了,从而阐明元素迁移和及集中、分散的机理;亦可确定某一成矿区的特征元素和某一地质体的成矿专属性,为成矿物质来源提供一定的佐证。
(3)地壳化学成分和元素克拉克值的地球化学意义
大陆地壳化学组成对壳幔分异的指示,大陆地壳是在地质历史过程中通过地幔部分熔融的岩浆向上侵入或喷出逐步形成的,部分熔融形成地壳残余的地幔部分就成了现今的贫化后亏损地幔;元素克拉克值影响着参加地壳地球化学过程的浓度,支配着地球化学行为,例如,化学性质相似的碱金属(Na、K、Rb、Cs)在地壳中呈现不同的地球化学行为,丰度很低的阳离子和丰度很低的阴离子组成的化合物(Rb2SeO4、BeSeO4、SrSeO4)在自然界中尚未发现。
二.元素的结合规律与赋存形式及其实际指导意义
1.元素的结合规律与赋存形式理论知识
(1)元素地球化学亲和性分类
1)亲硫元素(亲铜元素):
有18或18+2的外电子层结构层,电负性较高,与硫形成高度共价键,亲硫元素和硫结合生成的硫化物、硫盐等常常和铜的硫化物共生,易熔于硫化铁熔体,主要集中硫化物-氧化物过渡带,代表型的有Cu、Pb、Zn、Au、Ag。
2)亲氧元素(亲石元素):
有惰性气体的电子层结构,即离子的最外电子层具有8电子惰性气体型(s2p6)的稳定结构,电负性较小,与氧形成高度离子键,亲氧元素与氧结合以后形成的氧化物、含氧盐是构成岩石圈的主要矿物形式,易熔于硅酸盐熔体,主要集中在岩石圈,代表型的元素有K、Na、Ca、Mg、Nb、Ta、Zr、Hf、REE。
3)亲铁元素:
元素的基本特征是原子具有d亚层充满或接近充满的电子构型,有18或18+2的外电子层结构—称为惰性金属型构型,代表型元素有铂族、Cu、Ag、Au、Fe、Co、Ni等。
但这些元素呈正价以阳离子形式存在时,具有亲硫性,形成硫化物。
(2)类置同象的基本规律
1)若两种离子电价相同,半径相似,则半径较小的离子优先进入矿物晶格,即较小离子半径的元素集中于较早期的矿物中,而较大离子半径的元素集中于较晚期矿物中。
2)若两种离子半径相似而电价不同,则较高价离子优先进入较早的矿物晶体,集中于较早期的矿物中,称为“捕获”;较低价离子集中于较晚期的矿物中,称为“容许”。
3)两个离子具有相近的半径和相同的电荷,则它们将按丰度的比例,决定它们的行为,丰度高地主量元素形成独立矿物,丰度低的微量元素进入晶格,为主量元素所“隐蔽”。
4)对于二个价数和离子半径相似的阳离子,具有较低电负性者优先被结合,因为它们形成于一种较强的离子键成分较多的化学键,该电负性法则则更适用于非离子键化合物。
(3)控制类质同象的晶体化学因素
1)键性的相对接近,是类质同象置换一个很重要的因素
2)在化学键性相同的条件下,半径相近是离子化合物中离子发生类质同象一个很重要的因素;在共价化合物中,共价键性和键长相似是类质同象代换的重要条件。
另外配位数相同是发生类质同象一个很重要的条件。
3)化合物的电中性原则:
对于离子化合物来说,类质同像代换前后,正负离子电荷保持平衡,否则将引起晶格的破坏。
4)被代换的矿物晶体构造特征:
被代换的矿物晶体构造愈复杂、松弛(偏离最紧密堆积愈远),类质同像的可能性愈大。
5)代换的能量角度:
代换前后的能量(生成热)相近。
6)组份浓度---“补偿类质同像”:
熔体或溶液中如果缺乏某种组份,当晶出包含此种组份的矿物时,熔体或溶液中与之性质相似的其它元素可以类质同像的方式加以补充。
7)氧化还原电位:
在内生还原条件Fe2+(0.82Å)、Mn2+(0.91Å)亲密共生;在表生氧化条件Fe3+(0.67Å)、Mn4+(0.52Å)彼此分离。
在还原条件Fe2+(0.82Å)Zn2+(0.83Å),进入闪锌矿;在氧化条件:
Fe3+(0.67Å),Zn2+(0.83Å),不能互相置换。
8)温度和压力条件:
通常增温促进类质同像置换,降温导致固溶体分解。
(3)元素的赋存形式
1).独立矿物,亦称显微矿物形式,肉眼或者显微镜能够进行矿物学研究的颗粒。
2)超显微非结构混入物:
以极小的颗粒呈混合物存在于矿物中,但不占据矿物的晶格的位置,是一种独立的矿物,但不能提供矿物学研究。
3)类质同象结构混入物:
元素地球化学性质与矿物元素相近,占据矿物的晶格位置。
4)胶体或离子吸附状态:
元素以离子或化合物的形式被胶体颗粒、矿物晶面、解理面吸附,或以岩浆期后热液中离子形式存在于矿物颗粒间的粒间溶液。
5)与有机质结合:
有金属有机化合物、金属有机络合物或螯合物以及有机胶体吸附态金属离子。
2.元素的结合规律与赋存形式实际指导意义
(1)类质同象是支配地壳中元素共生组合的一个重要因素,特别是类质微量元素的常量元素间的制约、依赖关系,可通过亲石微量元素丰度来指示岩浆演化。
实例:
福建漳州复式岩体产于燕山期,岩相组成为更长环斑、花岗闪长岩、石英二长闪长岩和辉长苏长岩。
经查定各岩相Sc、V、Cr、Rb、Ba、等类质同象微量元素扽息结果列于表2-1,由各元素丰度可见,Sc、V和Cr的丰度随岩石基性程度的降低而递减,规律十分明显。
上述规律在于:
Sc、V、Cr均属于相容元素,在暗色矿物中代替Fe,集中于岩浆早起;Rb在矿物中代替K,Ba代替Ca,Rb和Ba均为不相容元素,在晚期岩浆中浓集。
上述相容与不相容元素不同的分配规律具有广普性,为岩浆演化序列的主要判据。
由表2-1数据可以判定漳州岩体岩浆的演化和侵入顺序由早到晚应为:
辉长苏长岩-石英二长闪长岩-花岗闪长岩-更长环斑二长花岗岩。
表2-1福建漳州复式岩体微量元素含量
岩相
元素
Sc
V
Cr
Rb
Ba
辉长苏长岩
22.71
204.3
26.29
27
284
石英二长闪长岩
18.53
190.2
23.42
98.5
398.2
花岗闪长岩
8
87.19
11.13
155.8
563.1
更长环斑二长花岗岩
5.64
37.89
4.51
172.4
11.57
(2)决定了元素在共生矿物中间的分配
Si、Al、K、Na、Mg、Ca等的元素是硅酸盐矿物的主要成分,但他们在不同矿物中的含量是不同的。
微量元素Ba、Rb、Cr、Pb、Zn在不同矿物中的含量取决于他们能否与各矿物中主量元素间发生类质同象。
(3)支配微量元素在交代过程中的行为
在主量元素发生迁移的同时,与主量元素发生类质同象置换的微量元素也会发生相似的迁移活动。
(4)指示成矿环境
有些矿物中含有大量类质同象的杂质,但是同一种矿物在特定的成因下往往只富含某些特征的类质同象元素组合,据此可以推测矿物的生成环境。
不同成因的磁铁矿具有不同的标型元素组合,常见的组合方式为:
①基性、超基性岩,富Cr3+、V3+、Ti4+、Mg2+、Ni2+、Co2+;②酸性,碱性岩,富Al3+、Sn4+、而贫Mg2+;③接触交代型碳酸盐,富Mg2+、Zn2+、Cu2+、Ga3+;④沉积变质岩,Mn2+、V3+、Ge4+。
(5)判断成矿条件是否有利
硅酸盐中如镁的含量高,既不利于镍的集中,反之,如Ca、Mg低、S多,则Ni易富集成矿。
例如某一矿区,通过化探,发现了Ni地球化学省,做了大量的资料,结果分析Ni都在硅酸盐的晶格中,就是由于缺少S这种成矿介质引起的。
(6)判断介质的酸碱变化
以含镉闪锌矿的氧化为例,在碱性环境中ZnSO4,不易淋失,可形成了菱锌矿或异极矿。
若介质的酸性增加,则ZnSO4被淋失,而CdS则残留下来。
云南增利用这种关系,以镉为指示元素找锌,取得了效果。
(7)判断离矿体远近
(Zn,Fe)CO3只有在进矿才有,远离矿体即变为ZnCO3,因为Fe2+易氧化成Fe3+,从晶格中排出。
(8)地质温度计
Fe以类质同象状态进入闪锌矿的含量的温度的函数,图2-2。
(9)地质压力计
闪锌矿+六方磁黄铁矿+黄铁矿的组合中,闪锌矿成分与其形成的压力密切。
有公式为:
P=42.30-32.10log[X(FeS)/(%)]
图2-2压力高达6kar和温度低于340°时与六方磁铁矿和黄铁矿共存的P-T-X图
三.元素的地球化学迁移及其实际指导意义
1.元素的地球化学迁移理论知识
(1)元素地球化学迁移的三个阶段
首先是元素从原来固定(稳定的结合)状态转化为活动(非稳定结合)状态,并进入迁移介质;随之,元素在介质中发生空间位移,在这一阶段元素的迁移形式可以发生变化,但并没有发生形成稳定固相的化学反应;最后,元素迁移到新的空间,由于物理化学条件的明显改变,元素在介质中的存在形式变得不稳定了,在新的环境、新的条件下元素将形成新的稳定结合,即沉淀或结晶出新的矿物。
(2)水岩作用的基本类型
(1)氧化还原反应:
通过电子转移,使某些原子地球化学性质发生改变,从而达到活化迁移.
(2)脱水和水解反应:
水电解出H+和0H-进入晶格,分别取代了其中的阳离子或者阴离子,从而使矿物分解形成新矿物。
(3)水合作用:
水分子整体进入矿物中晶格中,从而使矿物的体积增大。
(4)碳酸盐化和脱碳酸盐反应:
天然水中常见的碳酸根和重碳酸根离子在矿物中的带进与带出。
(5)阳离子交换:
主要发生在粘土矿物或胶体的交换吸附过程中。
(2)水岩作用的影响因素
(1)活度积原理:
在一定温度、压力条件下,难溶电解质离解的离子活度乘积是常数,当溶液中出现能够形成更低活度积的离子时,会发生活度积更低化合物的沉淀和原矿物的溶解,也就是通常所说的“交代作用”。
(2)盐效应:
溶液中易溶电解质的浓度增大,导致其它化合物溶解度增大的现象,称为盐效应。
(3)pH值:
pH值影响氢氧化物自溶液中沉淀,各种氢氧化物在pH值达到一定值时要发生沉淀,即氢氧化物在碱性条件下沉淀,在酸性条件下溶解。
(4)Eh值:
确定共生变价元素的价态;影响元素的迁移能力大部分元素低价易迁移(氧化障),部分元素高价易迁移(还原障)。
(5)温度和压力:
温度的影响并不仅限于蒸发和增大物质浓度,温度的升高或降低可以改变反应进行的方向。
降低温度,有利于化学平衡向放热方向移动;升高温度,有利于化学平衡向吸热方向移动。
但在地表条件下温度变化不大,因而对矿物溶解度的影响就不十分显著了。
压力也是影响作用方向的一个重要的因素。
压力增大时,平衡向体积减小(气体克分子总数减小)的方向移动;压力减小时,平衡向体积增大(气体克分子总数多)的方向移动。
2.元素的地球化学迁移实际指导意义
(1)热液蚀变中的指示作用
深源热液的组成与围岩的成分差异较大时,其间会发生物质成分的交换,通过围岩成分的变化(即通常所说的围岩蚀变)可以判断曾发生过水岩交代作用过程。
钾长石的钠长石化:
Na++KAlSi3O8==K++NaAlSi3O8.
(2)指导分析成矿作用
例如某一矿床:
①、锡矿床地质概况:
锡矿体为锡石石英脉,其根部插入花岗岩花岗岩主体为黑云母花岗岩,在矿体的下部部分黑云母已白云母化,成为二云母花岗岩,同时花岗岩还发生了钠长石化。
②、矿脉与蚀变带的分带结构及元素含量的空间分布从剖面中可以观察到矿脉与蚀变带的分带结构:
脉内矿物组合——锡石-石英;脉旁蚀变矿物组合——云英岩化(长石钠长石,黑云母白云母),含蚀变矿物黄玉和萤石;元素含量在脉体上方为正异常,在脉体下方为负异常。
③、岩石中的锡含量:
含锡花岗岩——16-30×10-6;不含锡花岗岩——3-5×10-6;二云母花岗岩——12×10-6;黑云母花岗岩——27×10-6;④、元素存在形式的研究:
在岩石各组成矿物中锡分配的研究表明:
80-100%的锡分配在黑云母中,显微镜下未见锡石颗粒;KI无法提取黑云母中的锡,故锡在其中以类质同象的形式存在。
据矿物组合和矿物成分得出以下认识:
花岗岩已钠长石化,脉旁有富氟蚀变矿物,成矿热液富钠和氟;矿脉上部云英岩化反映有K、Ca、Na带入,下部NaCa据矿物中包裹体成分:
溶液富Na、F、K、(OH)、Cl和HCO3—,溶液pH=6-8.3,T=250-300CpH8时SnO2大量溶解,锡可能以Sn(F、OH)62-形式迁移;
pH7.5时,SnO2析出,同时释放出HF;结论锡的成矿过程为:
Na2Sn(F、OH)62--SnO2+HF+2Na(OH)
四.微量元素地球化学特征及其实际指导意义
1.微量元素地球化学理论知识
(1)微量元素在矿物中主要存在形式
①.快速结晶过程中陷入囚禁带内
②.赋存在晶格的缺陷中
③.在固溶体中代替主相的原子
(2)能斯特定律及分配系数
在温度、压力一定的条件下,微量元素i(溶质)在两相平衡分配时其浓度比为一常数(KD),KD称为分配系数。
(3)稀土元素的特征
①.它们的性质极相似的地球化学组,在地质、地球化学作用的过程中作为一个整体而活动;
②.它们的分馏能作为灵敏地反映地质、地球化学过程的性质;
③.除岩浆作用外,其他地质作用基本不改变他们的整体性;
④.稀土元素分类
57LaCePrNdPmSmEuGdTbDyHoErTmYb71Lu39Y
镧铈镨钕钜钐铀钆铽镝钬铒铥镱镥钇
两分法:
∑Ce族La-Eu轻稀土(LREE)
∑Y族Gd-Y重稀土(HREE)
三分法:
轻稀土La-Nd
中稀土Sm-Ho
重稀土ER-Lu+Y
(4)稀土元素地球化学行为差异原因
①溶液的酸碱性:
从La、Ce→Lu,半径不断减小,离子电位(π=W/R)增大,碱性减弱,氢氧化物溶解度减小,开始沉淀时溶液的pH值由8→6,为此,介质的酸碱度能控制稀土元素的分异;
②氧化还原条件:
由于Ce3+(Ce4+)和Eu3+(Eu2+)的变价性,对外界氧化还原条件变化反应敏感,由于价态变化,导致半径和酸碱性相应变化,致使与TR3+整体分离;
③络离子稳定性的差异:
ΣY络离子稳定性>ΣCe络离子稳定性,ΣCe矿物沉淀后,ΣY元素尚可呈络合物形式在溶液中迁移,在较晚的阶段沉淀,导致ΣCe与ΣY的分异;
④被吸附能力:
ΣCe被胶体、有机质和粘土矿物吸附能力大于ΣY。
(5)岩浆结晶作用过程
(1)平衡结晶——矿物晶体与熔体始终保持平衡,结晶的晶体无环带。
CiL==Ci0/Di(1--F)+F或CiL/Ci0=1/[Di(1-F)+F],Di──分配系数,Di大,倾向进入结晶相,属相容元素,CiL小;Di小,留在熔浆相,属不相容元素,CiL大。
1—F──结晶程度,F==1,未结晶。
(2)分异结晶:
矿物与熔体只是表面平衡,因微量元素在晶体中的扩散要比在熔体中慢得多,使得微量元素在晶体边缘和晶体核部分布不均一,只有晶体边部与熔体达到平衡,而晶体内部与熔体不平衡。
则形成晶体的环带状构造。
为此,推导出瑞利分馏定律。
CiL==Ci0·F(Di-1),CiS==Ci0·Ci0·F(Di-1),F为残留熔体与原始熔体的百分数,反映岩浆结晶程度。
F=1刚开始结晶,F=0完全结晶Di=1,无贫富;Di1,晚期富集。
(6)批次部分熔融
在固相和熔体相中的浓度可由质量平衡关系获得:
Cio=FCil+(1-F)Cis,式中:
F是熔融程度,即形成的熔体占母岩的重量百分数,它反映部分熔融的程度。
F值由0→1表明熔融程度不断增大,F==0,未熔,F==1,全熔。
Ci0是微量元素i在初始固相母体物质中的浓度,CiL是微量元素i在熔体中的浓度,CiS是微量元素i在熔融后残余固相中的浓度。
2.微量元素地球化学实际指导意义
(1)微量元素地球化学特征指导环境意义
通过测试了成都金沙遗址河流相沉积物微量元素质量分数,并通过对微量元素质量分数和比值特征及其与粘粒、铁游离度和有机质等的相关性分析,探讨了微量元素特征对环境变化的指示意义,结果表明:
Ba,Cr,Zr,Sr质量分数和Ba/Nb,Rb/Sr,Ba/Sr比值可用于指示沉积物源区环境的变化。
成都平原位于四川盆地西部,西靠青藏高原东缘的龙门山与邛崃山,第四纪沉积体主要以岷江和沱江两大流域形成的冲积扇砾石为主,其中全新世沉积下部为砾石层,上部为泥质层金沙遗址地处成都市西郊。
金沙遗址沉积物微量元素质量分数总体上,Rb,Ba,V,Cr,Co,Ni,Cu,Nb,Sc,Th等元素质量分数变化趋势一致,均在剖面深度130~200cm范围出现波峰,但Cr,Th质量分数变化幅度较小,表明相对稳定;而Sr,Zr元素与上述相反,在130~200cm深度范围出现波谷,表明这两种元素发生了相对亏损;Pb,Ba和Zn在剖面中变化较小,质量分数相对稳定.所有元素均在深度130cm和230vm左右出现异动。
根据沉积物微量元素质量分数在剖面中的总体变化,自下而上可把剖面划分为250~200cm、200~130cm和130~300cm 3个层次,微量元素受化学风化作用的影响会发生相对变化,说明金沙遗址沉积物在不同堆积阶段气候环境存在差异。
对金沙遗址砂泥质层不同深度沉积样品的微量元素质量分数及其有机质、粘粒质量分数及铁游离度进行相关性分析,发现沉积物中元素Rb,Nb与粘粒质量分数呈显著正相关,
Be,Cr,Co,Ni,Cu,Pb,Be,Zn,Sc,Th等元素与粘粒质量分数呈现弱正相关性,其中Rb,Nb,Rb元素与有机质质量分数呈现弱正相关;元素Sr,Zr质量分数与粘粒和有机质质量分数均呈现明显负相关,而与铁游离度呈现弱正相关;元素Be,Rb,Cr,Cu,Nb,Zn等微量元素与铁游离度呈负相关.可以看出,相对于有机质和铁游离度,微量元素质量分数与粘粒质量分数的相关性更明显,表明金沙沉积物微量元素质量分数受粒径大小的影响较强,Rb等大多数微量元素质量分数随粘粒质量分数的增加而增加,而Sr,Zr质量分数变化则相反.元素Sr,Zr相对易淋失,而铁游离度与粘粒和有机质的弱负相关则表明后两者受风化成壤强度影响较小,可能沉积物粒径大小主要受流水搬运动力的影响。
微量元素反映的龙门山及成都平原地区气候环境变化特征可概括为以下3个阶段
①(250~200cm):
Ba/Nb,Rb/Sr,Ba/Sr比值以及Ba和Cr等元素质量分数变化均出现早期增大,中、晚期较平稳的态势,而Sr质量分数变化趋势相反。
表明此阶段龙门山及成都平原早期气候特征为相对冷干向暖湿变化,之后气候较温湿,并持续了一段时间。
②(200~130cm):
Ba/Nb,Rb/Sr,Ba/Sr比值以及Ba和Cr等元素质量分数变化均出现逐渐增大,在中期达到峰值,而后突然降低的过程,元素SR和Zr质量分数变化则相反.表明这段时间内龙门山及成都平原地区有一个增温和降温的变化过程。
③(130~0cm)此阶段各种特征比值及Ba,Cr和Zr等元素质量分数变化均相对平缓,表明气候波动不大。
(2)微量元素地球化学特征指导成矿机理
这里以大新铀矿床为例,地质概况大新铀矿床位于桂西南地区,武夷-云开造山系西南端,大新凹断束那岭-俸屯背斜北东端。
该背斜走向近东西,核部为寒武系,两翼为泥盆系,两翼不对称,地层南缓北陡,两翼泥盆系与寒武系之间被F2正断层切割,构成地垒式构造(图1)。
大新铀矿床矿化岩石位于区域性正断层F2和次级断层F3(F13、F23、F33)夹持的构造破碎带中。
本区构造破碎带具有明显的分带性,不同的构造地球化学带中铀矿化程度不同,并且同一构造地球化学带中不同时代控矿地层的铀矿化程度大体相同。
图4-1大新铀矿床区域地质剖面示意图
1———第四系;2———东岗岭组上段;3———东岗岭组下段;4———四排组;5———那高岭组;6———莲花山组;7———前泥盆系;8———断层。
构造破碎带实测剖面铀及稀土元素含量分布曲线如图4-2。
图4-2 构造破碎带实测剖面铀和稀土元素总量分布曲线图
各构造地球化学带岩石的稀土元素球粒陨石标准化配分曲线非常相似,这表明各构造地球化学带的稀土元素来源及铀源基本一致,铀丰度为(8~100)×10-6为含铀层位的分类方法,可知稀土元素和铀主要来源于即寒武系。
构造泥、构造角砾岩带和糜棱岩带中稀土元素明显富集,说明其与构造热液活动相关联;而碎裂岩带稀土元素没有明显的富集,反映其没有经受明显的热液活动影响。
这一特点和图4-2所显示的构造角砾岩带中的铀矿化富集程度最高,其次为糜棱岩带,构造泥和碎裂岩带则没有明显铀富集的现象基本吻合,且构造热液活动越强烈,铀矿化越富集。
大新铀矿床在泥盆纪沉积形成铀的预富,集,在华南燕山早期、晚期构造运动产生的构造热液作用下,地下水被加热,使之成为地下热水并且向上运移,在上升途中主要萃取寒武系的活性铀并形成含铀热水溶液。
F2作为导矿通道,沟通寒武系和泥盆系,使含铀热水溶液沿着F2继续向上运移至其次级断层F13、F23、F33等控制的富含有机质、黄铁矿的还原环境中沉淀富集,形成铀矿床。
(3)微量元素地球化学指导深部找矿
微量元素地球化学场可表征成矿时金矿化空间分布规律和范围、矿液的来源通道和深部的找矿方向。
金矿体的空间展布规律主要通过矿上晕因子F2,而代表盲矿体存在与否的前缘晕分布趋势则由头晕因子F3。
辽西排山楼大型金矿床的最佳前缘晕指示元组合As-Sb,近矿晕指示元素组合为Ag-Pb-As-Sb-Bi,矿上晕指示元素组合为Au±(Cu-Ag),尾晕指示元素组合为V-Mn-Co-Ti。
预测深部矿体的前缘晕分布场场型浓集中心的尖灭再现对应矿体的尖灭再现,且高浓集中心下部均出现膨大矿体。
前缘晕分布场与金矿体空间分布场相随相生,而且沿走向和倾向向深部变大,前缘晕和矿上晕近似叠加,前缘晕和尾晕也存在叠加,预示深部有盲矿体存在。
(4)微量元素地球化学指导物源意义
化学性质稳定、主要受物源影响、相对独立于沉积环境和成岩作用、在搬运和沉积过程中其含量基本保持不变、相关性较好的两种特征元素含量比值可作为物
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