矿床学总结范文第1篇

为了知道矿床氧化露头未遭受风化作用以前的情况, 首要的方法是精确地鉴定氧化带中的矿物。如果还能见到残余硫化物的话, 那么它就最有效地帮助我们确定原生矿石的成分, 但有时氧化露头上只剩下由Fe、Mn、Si、Al等元素所组成的氢氧化物和氧化物, 在这种情况下, 我们很难断定这些物质是否是由硫化物矿石氧化造成的, 那就更不用说原生硫化物究竟是那一种了。这时地质工作者应利用一些槽探和浅井向深部揭露几十厘米或几米, 就可能发现一些有指示意义的矿物存在, 它们对推断原生矿石的成分是很有帮助的。例如, 有菱锌矿和白铅矿、铅矾的存在, 则可以推测原生矿床是铅锌矿床。赤铜矿或几种铜的硫酸盐在氧化带中广泛发育, 则说明有辉铜矿、黄铜矿、斑铜矿等富铜硫化物发生了氧化作用, 次生白铁矿照例表明有磁黄铁矿的存在。镍华和钴华的出现, 说明在原生矿石中含有钴、镍的砷化物和硫化物。钼华与辉钼矿有关。黄钾铁矾说明有含铁硫化物 (黄铁矿) 的大量存在。砷铅矿和菱铅矾表明原生矿石中有方铅矿和毒砂共存。特别有必要说明孔雀石, 它是一种分布最广泛的表生矿物, 在非铜矿床的地表也能出现, 特别是铜含量比较高的地球化学区更是如此。由于对这种现象判断错误, 曾认为甘肃岷县一带有孔雀石粗线的石英岩区为一个大的铜矿基地, 后经山地工程揭露未发现任何铜矿床。其他如钒铅矿和砷铅钒矿亦不能作为钒矿床表生矿物的标志, 这主要是由于钼和钒的地球化学性质所决定, 尽管这两种元素在矿石或围岩中仅有微量存在, 但在氧化过程中亦可形成单独的钼矿物和钒矿物。对铁帽中褐铁矿的颜色、结构、构造的观察, 有时能为我们推断原生矿石的矿物成分提供某些线索。由黄铜矿生成的褐铁矿多为赭色, 斑铜矿生成的多为赭橙色, 黝铜矿生成的多为深褐色, 辉铜矿生成的多为栗色, 闪锌矿生成的多为浅棕色或棕色, 黄铁矿生成的多为红色, 等等 (见表1) 。

褐铁矿有原地生成的和经过迁移后生成的两种, 原地褐铁矿是在原来矿物空隙和节 (解) 理中沉淀的, 多呈蜂窝状, 常保留有原矿物的一些结构、构造特点, 因此可以帮助我们判断原生硫化物的种类。例如, 由黄铁矿生成的褐铁矿常具有粗大的或细小的格状构造;由斑铜矿生成的褐铁矿常具有眼球细胞状的三角形构造;由黝铜矿产生的褐铁矿常具有“高等线型”的构造等等。经过迁移后生成的褐铁矿往往具有钟乳状, 葡萄状等胶状构造, 但它不能作为判断原生矿物的依据。当硫化物被淋失以后所留下的空洞形状也可以作为判断原生矿物的标志。例如立方体空洞表明有黄矿体的存在;阶状立方体空洞是方铅矿遗留下来的特征;板状空洞代表辉钼矿;矛形空洞代表毒砂等。必须指出仅仅根据褐铁矿的颜色、结构、构造来判断原生矿物还不很可靠, 因为同一种矿物生成的褐铁矿的颜色、结构、构造变化很大;而不同的硫化物所生成的褐铁矿, 又往往具有相似的特征。不过, 在一般情况下, 褐铁矿蜂窝状构造的发育程度是和原生硫化物的含量有关系的, 如果再根据某些有指示意义的矿物和化学分析资料, 则可以对原生矿石的矿物成分及其含量有一个概略的了解。根据铁帽推测原生矿体的形状和大小时, 必须要非常谨慎。一般来说, 铁帽的大小与原生矿床的规模是大致成正比关系的。但是, 如果不考虑其他因素则往往会造成错觉。由于组成铁帽的物质比较疏松, 它可以沿山坡向低处迁移, 因而扩大了铁帽的范围;平行排列而又相距毗邻的矿脉, 在氧化过程中因物质的扩散和运移, 覆盖了矿脉之间的围岩, 造成了铁帽增大的假象。 (图1) 。有时铁帽很发育而且分布范围很大, 但原生矿体没有任何工业价值的情况也是存在的。例如, 在我国西北某地, 发现铁帽总长度达4, 000m左右, 最宽处达300m, 铁帽中有黄钾铁矾等硫酸盐矿物大量堆积, 通过揭露在深部只见有浸染状黄铁矿和局部地方有少量的黝铜矿存在。但也有与上述相反的情况, 即矿体的氧化露头比实际矿体要小, 甚至在地表没有贴帽的显示, 这主要是因金属组分大量的或全部的离开了氧化带的表层造成的。铁帽夸大或缩小矿体规模的情况, 在实际工作中可以经常遇到。产生这种情况的原因除风化作用以外, 还和矿体的形状有关。例如有的矿体成漏斗状, 地表氧化露头大而下部原生矿体小;而透镜状、倒锥状、囊状矿体如果剥蚀不深, 其情况则与上相反。已经露出地表的矿体或尚未露出但埋藏不深的盲矿体, 在地下水的强烈淋滤下, 矿石中可溶物质被流失, 致使矿体收缩, 引起上覆围岩、铁帽的陷落, 由这种局部陷落所造成的微型地貌, 也是一种良好的找矿标志, 但要注意和岩溶陷落或断层陷落相区别。

1、原生硫化矿脉;2、氧化矿石;3、围岩

摘要：硫化物矿床氧化露头不论在矿物成分及结构、构造方面, 或是在地貌上都往往具有明显的特征。地质工作者除了把这些特征作为良好的找矿标志外, 还必须根据这些特征推测矿床深部的矿物成分和含量以及矿体规模的大小, 以便对矿床做出经济技术评价。

关键词：硫化物矿床,氧化带铁帽型金 (银) 矿床,指导意义

参考文献

[1] 姚敬劬.我国金矿床氧化带的地质地球化学特征[J].黄金, 1994 (5) .

矿床学总结范文第2篇

1 矿区地质概况

G矿床是铀钨共生的矿床, 位于雪峰古隆起的东南缘, 南越岭复式背斜的东侧, 处在大龙向斜盆地中。区内出露有元古界板溪群上亚群、震旦系、寒武系、奥陶系、泥盆系、石炭系地层。矿区西侧为南越岭复式花岗岩体。

1.1 矿区含矿地层及岩浆岩

泥盆系地层是矿区的主要含矿地层, 铀含量3-1710-6, 钨含量0.8-17.810-6。地层历经多次构造作用, 随着岩石的破碎, 地下水的溶滤, 化学元素发生了新的活化转移并重新分配, 在构造的有利部位富集成矿。

矿区西侧为南越岭复式花岗岩体, 主体为加里东期, 伴随有燕山早期补体和燕山晚期脉体, 构成多期多阶段侵入的复式岩体。

加里东期花岗岩 (γ3) :呈北北东向大岩基产出, 主要岩性为中粗粒斑状黑云母花岗岩;

燕山早期花岗岩 (γ52) :呈众多的小岩株产出, 岩性为中细粒、细粒黑 (二) 云母花岗岩, 属富铀岩体;

燕山晚期脉体, 种类有花岗细晶岩, 花岗伟晶岩、云英岩、长英岩脉体。

1.2 矿区构造

矿区经历了加里东期、印支期、燕山期、喜山期等多期次构造运动, 矿区内褶皱及断裂构造发育。

1.2.1 褶皱构造

区内主要发育有大龙向斜, 该向斜位于南越岭东侧, 向斜两翼不对称, 东翼被断裂F3、F6破坏, 造成地层缺失, 向斜内次级褶皱发育, 为一复式向斜构造盆地。

1.2.2 断裂构造

矿区内断裂构造发育, 主要有F1、F3两条规模巨大的层间破碎带和以F2为代表的破碎断裂组。 (图1)

(1) F1层间破碎断裂带。

F1层间破碎带处在中泥盆统信都组 (D2x) 第五层细碎屑岩与中泥盆统唐家湾组 (D2t) 碳酸盐岩接触部位, 为一条顺层发育的多期、多阶段、长期活动的复杂层间挤压破碎带, 属区内主要的储矿构造。构造带走向长数十公里, 宽度一般几米至几十米, 走向北东, 倾向南东, 倾角平均55°左右, 其走向、倾向上均呈舒缓波状延伸, 膨胀收缩频繁。构造岩以构造泥为核心, 上部为强破碎~破碎白云岩、白云质角砾岩;下部为破碎砂岩, 厚度几米至几十米不等, 均赋存有铀矿体。

(2) F3层间破碎断裂带。

F 3层间破碎带产于上泥盆统桂林组 (D2g2) 第二层细晶白云岩与上泥盆统东村组 (D3d1) 泥质白云岩及白云质泥页岩接触部位, 为一条顺层发育的层间破碎带, 一般发育于D3d1泥质白云岩及白云质泥页岩中, 局部切入D2g2细晶白云岩中, 长二十多公里, 宽度一般几米至几十米, 走向北东, 倾向南东, 倾角变化较大, 35°~60°不等。构造岩自上而下一般为:上盘构造角砾岩或破碎白云质泥页岩, 核部为构造泥, 下盘为构造角砾岩或破碎白云岩。F3上下盘平行的次级带较为发育。

(3) F2断裂组。

是在矿区广泛分布的压扭性雁行断裂组, 走向为26°~46°, 倾向南东, 倾角40°~50°, 断裂长度1km~10km不等, 在矿区范围内, F2断裂组多次横切、斜切F1、F3断裂。

F1、F3层间破碎带对铀钨矿化起着十分重要的控制作用, 到目前为止, 已探明的铀钨矿体都分布在F1、F3层间破碎带及其上下盘, F1控制了矿区的一号铀矿床, F3控制了三号铀矿床。

1.3 铀钨矿化的一般特征

矿区铀钨矿体多呈似层状、扁豆状、透镜状等, 矿体产状与构造产状基本一致, 矿体分布在构造带及其上下盘, 严格受F1、F3构造控制。

矿区中钨的发现较晚, 已圈出的矿体主要产于F1上盘的破碎白云岩中, 在部分岩心上见白钨矿呈细脉侵染状分布, 在构造带中的构造泥和角砾岩中, 亦有钨的矿化富集, 钨与赤铁矿的发育程度关系密切。

铀主要与矿物状和吸附状两种形式存在, 矿物状的铀以沥青铀矿为主, 铀黑和次生铀矿物次之, 吸附状的铀主要为构造泥中的蒙脱石所吸附。沥青铀矿主要呈细脉状、环带状、葡萄状产出, 常形成沥青铀矿方解石脉。与沥青铀矿共生的金属矿物有方铅矿、闪锌矿、黄铜矿、黄铁矿、赤铁矿等。

沥青铀矿的成矿时代一般认为是33.7~96百万年, 成矿温度为120℃~326℃, 可分为两个阶段120℃~164℃和260℃~326℃。

矿床中钨矿石类型可分为两类:破碎白云岩类矿石、构造泥角砾岩类矿石, 在这两类矿石中, 钨的分布及存在形式是不同的。

2 钨在矿石中的分布

2.1 破碎白云岩类矿石中钨的分布

这类矿石白钨矿呈细脉侵染状分布在破碎白云岩中, 各地段分布不均匀, 有呈密集的细网脉状、侵染状分布, 也有呈稀疏星散状分布的。

2.2 构造泥角砾岩类矿石中钨的分布

在本类型的矿石中, 钨的分布较复杂。为了探讨这类矿石中钨的分布规律, 分别进行了筛析分级、水析分级, 并分别查明了各级中钨的分布状况。

2.2.1 筛析分级样品中钨的分布

样品中钨含量为0.05%, 经筛析分为七级, 各粒级中WO3的含量变化较小, 说明样品中钨的分布较均匀, 见表1。

由于本样品中以粘土矿物为主, 碎样时常结成团块, 所以粗粒级所占比例较大, WO3的占有率也较高, 但各粒级中WO3的品位变化率较小, 一般不超过10%。

2.2.2 水析分布样品中钨的分布

对样品筛析分级后, 160目部分又进行了水析分级, 见表2。

各粒级中WO3的含量变化较大, >10μ的部分WO3的百分含量都大于原矿中WO3的百分含量, 而小于10μ的部分WO3品位降低, 但因其所占重量比例大, 所以WO3的占有率大于50%。经分析, 小于10μ的部分主要由碎片状水云母, 团块状绿泥石及少量蒙脱石、高岭石和细小的铁氢氧化物组成。

选取不同类型、不同品级、不同深度及不同区段的矿石样品进行了水析分级, 发现钨主要集中在-160目~+56μ和小于10μ的两个粒级中, 两者合计WO3的占有率79.9%。但WO3的分布有很大的不同。-160目~+56μ的平均重量比为16.24%, 平均品位高, 达到0.376%。这一粒级的矿物组成是赤铁矿、白钨矿、碳酸盐矿物及少量砂岩岩屑黄铁矿锆石等重矿物。而小于10μ的平均重量比为60.18%, 平均品位较低, 组成这一粒级的主要矿物为水云母、绿泥石、蒙脱石、高岭石及少量铁氢氧化物。

所以钨主要分布在重矿物组的白钨矿、赤铁矿及轻矿物组的粘土矿中。

3 钨的存在形式

根据矿石中钨的分布情况, 确定了矿石中钨存在于白钨矿、赤铁矿、粘土矿中, 其中破碎白云岩矿石中钨的存在形式简单, 仅存在于白钨矿中;构造泥、角砾岩矿石中钨的存在形式复杂, 钨除以单矿物形式 (白钨矿) 出现外, 还分布在含钨赤铁矿、粘土矿中。

3.1 白钨矿

破碎白云岩矿石中的白钨矿呈细脉侵染状分布, 白钨矿脉宽不到1mm, 其中的白钨矿, 部分晶形较好。在部分铀矿石中, 见有白钨矿呈细脉状与微脉状、微粒状沥青铀矿共生。白钨矿脉中未见其他金属矿物。

构造泥、角砾岩矿石中的白钨矿呈乳白色, 半透明无色透明, 一般呈不规则粒状。无色透明者呈完好的正方双锥晶形。有的可见连晶, 常有连生体。白钨矿粒度1mm以下。

3.2 含钨赤铁矿

根据人工重砂及单矿物分离, 选出了纯的赤铁矿作化学分析, 检测样品平均含WO30.464%, 含U0.026%, 见表3。

矿石中赤铁矿的含量为71.76~18440g/T, 平均含量为6379g/T。

含钨赤铁矿暗红黑色, 不规则粒状, 少数呈扁豆状, 半金属光泽, 粒度1.5mm以下。含钨赤铁矿中钨不是以单矿物形式存在, 而是以离子形式被Fe (OH) 3胶体吸附后, 在地质历史过程中, 由于胶体老化脱水, 形成了含钨赤铁矿。

3.3 粘土矿物中钨的存在形式

在F1构造带的构造泥矿石中, 粘土矿物占矿物重量的60%以上。粘土矿物经分析鉴定, 其主要组成是水云母、绿泥石、蒙脱石及铁的氢氧化物小球粒。

根据粘土矿化学成分的分析, 发现绝大多数样品中粘土矿物的WO3含量都比原岩低得多, 说明主要含钨的矿物不是粘土矿物。利用电子探针分析, 粘土矿中的钨可能主要是以微粒状白钨矿的形式存在。

4 结语

本矿区钨的矿化有以下特点:

(1) 钨矿化与铀矿化受同一构造、同一地层控制, 两种矿化的空间分布相近或重叠。

(2) 钨矿石的矿物成分较简单, 破碎白云岩细脉侵染状钨矿石中除白钨矿、白云石、方解石和粘土矿物外, 金属矿物极少。构造泥中, 有白钨矿、含钨赤铁矿和粘土矿物, 还有少量的金属矿物。如黄铁矿等。

(3) 白钨矿的成矿温度较低, 在分布有细脉侵染状白钨矿的破碎白云岩矿石中未见明显蚀变现象。

(4) 钨的存在形式较为复杂, 钨的成矿有多阶段性, 钨除了呈单矿物白钨矿产出外, 还分布在赤铁矿、粘土矿物中, 在粘土矿物中钨可能主要以微粒状白钨矿的形式存在。

摘要：G铀钨共生矿床位于雪峰古隆起的东南缘, 南越岭复式背斜的东侧。文章阐明了该铀钨共生矿床的矿化特征, 通过检测分析结果认为矿床中钨主要分布在重矿物组的白钨矿、赤铁矿及轻矿物组的粘土矿中;钨的存在形式较为复杂, 钨的成矿有多阶段性, 钨除了呈单矿物白钨矿产出外, 还存在于含钨赤铁矿中, 在粘土矿物中钨可能主要以微粒状白钨矿的形式存在。

矿床学总结范文第3篇

1 区域地质概况

邓阜仙钨锡矿位于赣南隆起与湘桂坳陷交接部, 处南岭成矿带中段 (徐志刚等, 2008) 。属华南成矿带与扬子成矿带的过度位置邓埠仙钨矿位于邓埠仙花岗岩体的东南部, 为中高温热液充填石英脉型黑钨矿床。脉状钨矿主要为黑钨矿-硫化物-石英等矿物组合石英脉。以黑钨矿为主, 白钨矿次之。

2 测试方法及测试结果

本次采集的样品主要是邓阜仙矿区13、15、16 号脉中黑钨矿以及与黑钨矿共生的毒砂样品, 进行单矿物稀土元素分析。测定结果显示, 相同样品间, 稀土元素组成关系相近;不同样品间, 毒砂与黑钨矿样品分别富集重稀土元素与轻稀土元素。毒砂样品 (DBX-13-89-1C、DBX-15-89-1c) 富集轻稀土元素, 其LREE值均高出黑钨矿样品, 分别为24.4510- 6、55.4910- 6;HREE则均低于黑钨矿样品值, 分别为2.4410-6、2.9210-6;毒砂样品LREE/HREE较黑钨矿样品高出一个数量级, 分别为10.02、19.00.同时毒砂样品存在明显的负铕异常。LaN/YbN较黑钨矿中高, 分别为12.98、32.28。不存在明显的Ce异常, δCe值分别为0.98、0.98。

黑钨矿样品 (DBX-13-3w-6、DBX-16-89-6) 中富集重稀土, 其LREE值分别为16.5710- 6、14.3910- 6;HREE分别为15.2810-6、29.2710-6;黑钨矿样品LREE/HREE分别为1.08、0.49, 同时黑钨矿样品不存在明显的负铕异常。LaN/YbN值分别为0.37、0.2。未见明显Ce异常, δCe分别为0.92、0.78。

3 讨论与结论

3.1 讨论

毒砂与黑钨矿中均未出现明显的Ce异常, 说明样品形成于还原条件。毒砂样品出现较明显负铕异常, 黑钨矿样品中只出现低负铕异常或者未出现负铕异常。造成稀土元素分配模式差异的主要原因是由于稀土元素在不同金属矿物中分配系数不同。光片镜下鉴定发现, 毒砂常以粒状分布在黑钨矿缝隙中, 判断其形成时间晚于黑钨矿。成矿热液中, 富集重稀土元素的黑钨矿形成后, 使得残余溶液中富集轻稀土元素, 也造成了毒砂中富集轻稀土元素。

邓埠仙岩体由古-中元古代基底发生部分熔融作用, 经深部重熔作用形成的花岗岩浆, 经深部分异作用, 在印支运动影响下, 发生侵位活动, 形成了邓埠仙复式岩体的主体岩基。伴随深部岩浆房分异继续, 产生较多挥发份和酸性物质。于燕山早期受构造运动影响再次位侵。富含成矿元素和挥发份的酸性岩浆分离出热液。成矿热液中挥发分以及成矿元素不断浓集, 循环过程中, 混合大气降水, 通过循环萃取促进了成矿热液中成矿元素的富集。成矿元素络合物状一定条件下发生沸腾作用, 向上部聚集并沿构造有利部位充填交代, 随着物理化学条件改变, 成矿金属络合物逐渐变得不稳定, 金属矿物晶出在构造有利部位, 构造裂隙同时也被石英脉充填胶结。

3.2 结论

3.2.1 毒砂样品富集轻稀土元素, 其LREE值均高出黑钨矿样品, 分别为24.4510-6、55.4910-6;HREE则均低于黑钨矿样品值, 分别为2.4410-6、2.9210-6;毒砂样品LREE/HREE较黑钨矿样品高出一个数量级, 分别为10.02、19.00.同时毒砂样品存在明显的负铕异常。LaN/YbN较黑钨矿中高, 分别为12.98、32.28。与黑钨矿相同, 不存在明显的Ce异常, δCe值分别为0.98、0.98。黑钨矿样品中富集重稀土, 其LREE值分别为16.5710-6、14.3910-6;HREE分别为15.2810-6、29.2710-6;毒砂样品LREE/HREE分别为1.08、0.49, 同时毒砂样品存在明显的负铕异常。LaN/YbN值分别为0.37、0.2。未见明显Ce异常, δCe分别为0.92、0.78。

3.2.2 毒砂样品中负铕异常较黑钨矿明显, 且比较黑钨矿富集轻稀土元素, 而黑钨矿则主要富集重稀土元素, 不但体现了稀土元素在不同矿物间分配系数不同, 同时表明, 在黑钨矿形成后, 导致残余溶液中富集轻稀土元素, 从而也会促进毒砂中富集轻稀土元素。

摘要：毒砂与黑钨矿稀土元素配分曲线显示, 稀土元素在不同金属矿物之间的分配系数不同, 毒砂优先富集轻稀土, 黑钨矿优先富集重稀土。通过镜下鉴定, 黑钨矿形成时间早于毒砂, 黑钨矿中富集重稀土, 导致残余残夜中富集轻稀土, 因此进一步导致毒砂富集轻稀土元素。

关键词：稀土元素,石英脉型,邓阜仙,湖南

参考文献

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[3] 熊德信, 孙晓明, 石贵勇, 王生伟, 高剑锋, 薛婷.云南大坪金矿白钨矿微量元素、稀土元素和Sr-Nd同位素组成特征及其意义[J].岩石学报, 2006, 03:733-741.