Áreas metalógenas y contexto estructural de mineralización favorable
Existen dos tipos principales de corteza más antigua distribuidas en todos los continentes. Una es la zona metamórfica de alto grado, que a menudo se compone de rocas que han alcanzado un metamorfismo profundo en la fase de granulita y la otra es el cinturón de granito-piedra verde, que se compone principalmente de rocas extrusivas metamórficas poco profundas en fase de esquisto verde, que a menudo contienen rocas de; diferentes edades. Intrusión granítica cuya edad diagenética se extiende desde el Arcaico hasta el Proterozoico. Hay pocos minerales con importancia industrial importante en áreas metamórficas de alta ley, pero hay muchas áreas de mineralización (cinturones) muy importantes en cinturones de piedra verde.
1. Áreas de mineralización de hierro, cobre, zinc y oro en el cinturón de piedras verdes
El magma volcánico máfico del cinturón de piedras verdes se origina en el manto y es el resultado de continuas y frecuentes erupciones. e intrusiones en entornos activos del producto. Los depósitos de mineral de hierro en el cinturón de piedra verde son depósitos de hierro de tipo Algoma, representados por los depósitos de mineral de hierro en Ontario, Canadá, y también distribuidos en Australia central, Suazilandia en África y el norte de Noruega. La formación de hierro ocurre en las series volcánicas y piroclásticas toleíticas-calco-alcalinas. Los cuerpos minerales en capas pueden ser óxidos de hierro, carbonatos, sulfuros y silicatos y formarse en ambientes volcánicos-sedimentarios de bajo Eh. Cerca de estas formaciones de mineral de hierro suelen aparecer depósitos masivos de sulfuro. Los depósitos masivos de sulfuros arcaicos se caracterizan por su riqueza en cobre y zinc, acompañados de oro y plata. La roca principal del depósito es roca volcánica basáltico-riolítica, a menudo relacionada con domos volcánicos y tubos de brecha volcánica. Este tipo de depósito es más típico en cinturones de piedras verdes como Abitibi en Canadá, que pertenece al Arcaico y al Proterozoico Inferior. Los depósitos de oro del tipo cinturón de Greenstone están ampliamente distribuidos y son de gran escala, y ocupan una posición importante en los recursos de oro del mundo. Las principales zonas productoras incluyen Canadá, Estados Unidos, África del Sur, India, Brasil y Australia Occidental. Las rocas anfitrionas del depósito de oro son basalto toleítico y rocas volcánicas félsicas con conglomerados complejos y turbiditas. Los depósitos de oro se encuentran principalmente en el borde del cinturón de piedra verde, no lejos del granito. Algunos depósitos de oro se encuentran a menudo en la misma zona que los depósitos masivos de sulfuros. Los minerales de níquel en el cinturón de piedra verde se producen principalmente en rocas ultrabásicas de komatiita, con áreas productoras típicas como Sudáfrica y Australia Occidental.
2. El oro, el uranio y el hierro (manganeso) de enormes cuencas del antiguo continente se construyeron en zonas mineras.
La cuenca Witwatersrand de Sudáfrica alberga uno de los depósitos de oro más grandes del mundo. Los depósitos de oro se encuentran en gruesas capas de antiguas rocas volcánicas metamórficas y sistemas de rocas sedimentarias. Los yacimientos de oro se encuentran en capas de conglomerados estacionales que se formaron con la aparición de las primeras cuencas sedimentarias. El oro proviene de cinturones de piedra verde cercanos. La presencia de fragmentos de pirita y pechblenda en las capas del conglomerado aurífero indica que la atmósfera reductora de esa época era necesaria para la preservación de estos materiales. Los sistemas de rocas minerales de Sudáfrica se formaron hace entre 2.500 y 2.900 millones de años. Además de Sudáfrica, Brasil y Ghana también tienen depósitos similares. La formación de hierro (manganeso) mencionada aquí se llama tipo dominante y se distribuye en todos los continentes. Es un gran depósito de mineral de hierro en la región de los Grandes Lagos de América del Norte, Brasil, Australia, Europa, Ucrania y otros lugares. Este tipo de formación que contiene hierro se forma en y alrededor de cuencas continentales estables, principalmente sistemas de rocas clásticas marinas poco profundas y rocas carbonatadas. Los estratos que contienen minerales están compuestos principalmente de minerales de óxido de hierro y óxido de silicio. A nivel mundial, la formación de este hierro se concentró en un periodo comprendido entre 2000 y 1800 Ma. Al mismo tiempo y posteriormente en ambientes similares, se formaron importantes depósitos sedimentarios de carbonato de manganeso en Sudáfrica, Brasil e India.
3. Áreas de mineralización de hierro de cromo, cobre-níquel, grupo platino, vanadio-titanio en rocas magmáticas máficas y ultramáficas a gran escala en el antiguo sistema de rift continental.
Las áreas de mineralización típicas incluyen el macizo rocoso de Bushveld en Sudáfrica y la gran pared de roca en Zimbabwe. El plutón de Bushveld contiene grandes depósitos de cromita, depósitos de sulfuro de cobre-níquel y depósitos de elementos del grupo del platino. La Gran Muralla de Zimbabwe produce cromita. Las masas rocosas son tan grandes que algunas pueden abarcar continentes. La localización de magma procedente del manto a lo largo de las zonas de falla que cortan la corteza continental es el fondo básico de mineralización. La masa rocosa se introdujo en el escudo Arcaico o cinturón de piedra verde. Hay masas rocosas similares en Canadá, Estados Unidos y Groenlandia, que se formaron hace entre 2.000 y 2.500 millones de años.
La corteza precámbrica más temprana de China se concentra en el norte del norte de China y el sureste del noreste de China. Liaoji, Jidong, Jiaodong y otros lugares tienen famosos depósitos de oro y depósitos en forma de torres de hierro. Debido a que las rocas metamórficas en estas áreas generalmente están por encima de la fase de anfibolita y las características de los depósitos también son diferentes, hasta hace pocos años, estos depósitos eran esencialmente comparables a los depósitos del tipo cinturón de piedras verdes del mundo. Además, en China no existen grandes conglomerados auríferos ni complejos ultramáficos en capas, lo que se cree que está relacionado con los fuertes cambios tectónicos en la corteza antigua tardía de China.
2. Áreas de mineralización relacionadas con movimientos tectónicos de placas litosféricas
La tectónica de placas es un movimiento tectónico global basado en el estudio de la corteza oceánica. El movimiento tectónico de placas moderno se refiere al movimiento de división y convergencia de Pangea desde hace 200 millones de años. Se cree que el mecanismo de movimiento de la litosfera en forma de "placas" es en realidad mucho anterior. Mucha gente cree que el mecanismo de movimiento en forma de placas puede aparecer entre 2 mil millones de años y 654,38+0,8 mil millones de años. En primer lugar, los grandes continentes se separaron hace 654,38+0,8 mil millones de años y se fusionaron nuevamente en un continente global hace 654,38+0,0 mil millones de años. Es decir, el supercontinente (Rodinia) volvió a experimentar un ciclo de ruptura-convergencia entre hace unos 900 millones y 800 millones de años, y no fue hasta hace 300 millones a 200 millones de años que se fusionó gradualmente en Pangea. Las condiciones específicas de convergencia en cada continente son diferentes, pero sus mecanismos y características cinemáticas y dinámicas son similares. La evolución del movimiento de las placas incluye etapas como rifting, expansión del fondo oceánico, subducción y colisión. Durante el desarrollo de cada etapa, se forman cinturones de mineralización distintivos correspondientes bajo diferentes fondos estructurales (Figura 11-2).
1. Áreas de mineralización de estaño, uranio, apatita, niobio, tierras raras, diamantes, cromo, cobre-níquel, platino e ilmenita en rifts y valles de rift continentales.
El afloramiento de la astenosfera del manto provoca un adelgazamiento por tracción de la corteza continental, mostrando una evolución desde puntos calientes hasta fisuras. Los puntos calientes en el arco de la corteza continental son producto del mecanismo de ruptura de la placa continental. Los rifts se caracterizan por una intensa actividad de magma, la formación de cuencas de rift y el suministro continuo de material y energía profundos. Una grieta es esa parte de una zona de grieta que deja de avanzar cuando evoluciona hacia una grieta intracontinental, como una rama de la grieta trifurcada original. Las cuencas del rift no sólo contienen depósitos minerales relacionados con el magmatismo y los procesos hidrotermales, sino que también cuentan con áreas favorables para la formación de depósitos minerales relacionados con la sedimentación.
Los hotspots continentales se caracterizan por el desarrollo de cepas de granito peralcalino y alcalino y cuerpos rocosos en forma de anillo, que producen depósitos magmáticos hidrotermales de estaño, a veces acompañados de niobio. Un ejemplo típico es la meseta de Jos en Nigeria, que data del período Jurásico. Hay depósitos similares en el Proterozoico Superior del sureste de América del Norte.
Los depósitos característicos en ambientes de rift y rift son depósitos de niobio, tierras raras, apatita y vermiculita asociados con complejos alcalinos y rocas carbonatadas. Los diamantes en kimberlitas representados por el Valle del Rift de África Oriental y Sudáfrica se formaron principalmente en la Era Mesozoica y Proterozoica Tardía. Controlados por el sistema de rift intracontinental, los depósitos relacionados con rocas ultrabásicas básicas a gran escala incluyen depósitos de cromo, cobre-níquel, grupo platino y vanadio-ilmenita. Los depósitos más grandes del mundo incluyen Bushveld de Sudáfrica y el Océano de Zimbabwe. . La época es la Era Proterozoica Temprana. Es raro ver cuerpos rocosos de tan gran escala en áreas de rift relativamente nuevas. Los depósitos de mineral de hierro y cobre-níquel asociados con rocas poco profundas y rocas extrusivas del Triásico siberiano son otro ejemplo con características diferentes.
En la zona del rift existen sedimentos con un espesor de más de 10.000 metros, y existen importantes depósitos sedimentarios y estratigráficos en varias estructuras sedimentarias diferentes. Hay depósitos de cobre en capas en formaciones de roca clástica-dolomita y formaciones de esquisto asfáltico, representadas por los depósitos estratiformes del Cretácico en el margen atlántico de África, que pueden compararse con los esquistos cupríferos del Pérmico en Europa y los depósitos de cobre del Proterozoico tardío en Centroamérica. África. Comparar. Otro tipo de depósito es el depósito sedimentario hidrotermal de plomo, zinc y plata, incluido el depósito Sullivan en Canadá, el depósito Monte Aisha en Queensland, Australia y el depósito Devónico Megen en Alemania. Un entorno similar en la placa moderna se conoce como depósito de plomo y zinc de la veta Benue. Además, hay evaporitas en la serie de rocas carbonatadas que contienen magnesio, como los depósitos de sal de roca pérmica y sal de potasio en Chustan en Europa, y los depósitos de sal cuaternaria, sal de potasio y magnesita en el Valle del Rift de África Oriental.
Figura 11-2 Diagrama esquemático de las etapas de evolución del movimiento de placas y distribución de la mineralización (citado de Zhu Shangqing et al., 1997)
2. Cinturón de mineralización del margen continental pasivo y ambiente marino.
Los márgenes continentales pasivos evolucionan a partir de sistemas de rift intracontinentales debido principalmente a la expansión del fondo marino. El borde inicial del rift se hunde para formar plataformas y taludes continentales y se convierte en una cuenca oceánica con un borde pasivo. Su desarrollo posterior está relacionado con los efectos tectónicos del centro de expansión activo y sus dos alas. El principal proceso geológico durante la formación de márgenes continentales pasivos es la sedimentación acompañada de hundimiento. Los tipos de mineralización relevantes incluyen depósitos de evaporita en carbonatos de magnesia en secuencias transgresivas, como el Atlántico Sur y el Mar Rojo, para el Mioceno y depósitos de fosfato en conjuntos de esquisto negro, pedernal y dolomita en secuencias transgresivas, como los del Atlántico Sur y Rojo; Mares con depósitos de fosfato del Mioceno en Florida, Perú y depósitos de fosfato del Holoceno en África occidental; también hay zonas con lutitas negras ricas en metales, como el Mesozoico en el sur de Europa y el Cámbrico en Suecia. La mayoría de las limonitas oolíticas en sistemas de rocas clásticas del Jurásico marino poco profundo en Europa occidental se formaron en secuencias regresivas. También hay importantes depósitos de plomo y zinc en algunos carbonatos de la plataforma continental profundamente enterrados en ambientes relacionados, que se considera causados por precipitación atmosférica o fluidos hidrotermales singenéticos. Las áreas de mineralización típicas incluyen el Cámbrico y el Carbonífero en la cuenca del río Mississippi en los Estados Unidos, el Carbonífero en Irlanda y el Triásico en los Alpes del Sur.
En ambientes marinos, se pueden formar tipos de depósitos únicos en las dorsales y cuencas oceánicas. En primer lugar, durante el Holoceno se formaron depósitos masivos de sulfuros de cobre, hierro y zinc en las dorsales oceánicas, como muchos en la Dorsal del Pacífico Oriental. La mayoría de los investigadores los consideran similares al entorno geológico de los enormes depósitos de sulfuro del Cretácico en Chipre. En segundo lugar, los nódulos y costras que contienen óxidos e hidróxidos de manganeso, níquel, cobalto y cobre en las cuencas oceánicas se distribuyen en los océanos Atlántico, Pacífico e Índico y tienen una edad del Holoceno. En cuanto a si existen depósitos equivalentes de años anteriores, aún no se ha determinado.
3. Áreas de mineralización en ambientes tectónicos relacionadas con la subducción de placas.
La subducción de la corteza oceánica a lo largo del cinturón de Beowulf hasta el margen continental o el cinturón del arco de islas oceánicas forma entornos tectónicos relacionados, incluidos arcos magmáticos, depresiones extra-arco y extra-arco, zonas de magma de arco posterior y arcos magmáticos. En la cuenca posterior, estos ambientes a menudo se extienden a un gran espacio, y los procesos magmáticos e hidrotermales asociados han formado muchos cinturones de mineralización distintivos.
Los arcos magmáticos incluyen arcos magmáticos en los márgenes continentales y arcos insulares en el océano. Se caracterizan por el desarrollo de rocas magmáticas calco-alcalinas, ácidas y neutras, que son principalmente andesita, basalto y magma emplazadas durante. Actividades volcánicas. Andes y plutones. Los arcos magmáticos asociados con las placas modernas están mejor representados por el límite entre la Placa del Pacífico y la Placa Americana y el límite entre la Placa del Pacífico y la Placa Asiática. Los principales tipos de depósitos en la zona del arco magmático son: ① Depósitos de cobre y molibdeno tipo tubo de pórfido y brecha y depósitos de cobre y oro relacionados con granito tipo I. Los depósitos terciarios en los Andes de América del Sur y los cinturones de pórfidos de cobre del Cenozoico y Mesozoico de la Cordillera de América del Norte son ejemplos destacados. Los depósitos minerales en el cinturón del arco insular incluyen los depósitos terciarios de cobre y oro en Filipinas y el cinturón de Papúa Nueva Guinea.
Además, hay cinturones de cobre iraníes y cenozoico-mesozoicos en el Tíbet, China, y depósitos minerales en Apala, Kazajstán y otros lugares del Paleozoico. ② Depósitos de telurio, oro y plata y vetas de cuarzo aurífero en cráteres de andesita, como los depósitos terciarios en Colorado y Fiji en Estados Unidos. (3) Depósitos de estaño-tungsteno en granito peraluminoso tipo S, como el cinturón de mineral de estaño en el sudeste asiático. ④ Depósitos de antimonio, tungsteno y mercurio en rocas volcánicas básicas o rocas volcánicas andesíticas dacíticas, como los Alpes orientales. ⑤ Los depósitos de magnetita, hematita y apatita en rocas volcánicas básicas, como Laco en Chile, se consideran comparables a la sodalita Kiru en Suecia.
Las trincheras y los arcos exteriores son lugares donde el fondo del océano se encoge. El arco exterior es la zona montañosa donde se eleva el arco volcánico en las laderas costeras y de trinchera. El arco exterior a veces está separado del arco magmático por una depresión del arco exterior, y su descenso y deposición se ven afectados por el arco magmático y el arco exterior, y están indirectamente relacionados con la subducción. Depósitos de trinchera, la zona de flysch del arco exterior contiene ofiolita y bloques de ofiolita estructuralmente emplazados en capas de asentamiento, que pueden contener cromita o depósitos masivos de sulfuro, como la cromita en forma de vaina en las montañas de Indo-Birmania. También se ha explicado que los enormes depósitos de sulfuro de Chipre se acumularon en el arco exterior. Se cree que algunos cuerpos de granito que contienen minerales se inmiscuyen en el arco exterior, como los granitos que contienen estaño en el suroeste de Japón. Los más antiguos son la mineralización de uranio y cobre en los granitos del Devónico de las Tierras Altas de Escocia. Además, en algunos flysch, como las montañas de la costa de California, existen depósitos de antimonio, mercurio y oro.
La metalogénesis y la mineralización en ambientes de retroarco también son importantes, y las zonas de magma de retroarco pueden estar a cientos de kilómetros de distancia de los arcos magmáticos contemporáneos. Las zonas de fallas de empuje del arco posterior y las cuencas de compresión del arco posterior a menudo se desarrollan cerca de las zonas de magma del arco posterior continental, mientras que las cuencas extensionales del arco posterior se desarrollan en zonas de magma del arco posterior del arco insular. Las zonas magmáticas de arco posterior típicas son los arcos volcánicos terciarios de Bolivia, los cinturones de granito del Cretácico-Eoceno de Myanmar y Tailandia, y los cinturones de granito del Cretácico-Terciario temprano de las montañas de la Cordillera de América del Norte. Las rocas intrusivas en el cinturón magmático del arco posterior son generalmente ricas en silicio y peralúmina, y en las intrusiones también se conservan rocas volcánicas silíceas. Los tipos de depósitos relacionados incluyen depósitos hidrotermales de estaño-tungsteno producidos en granito tipo S y rocas volcánicas, como el cinturón occidental del cinturón de mineral de estaño del sudeste asiático, que van desde el Cretácico hasta el Eoceno. Las zonas mineras de estaño de Bolivia son del Mioceno. El macizo rocoso es un gran batolito de roca, como el batolito de Idaho en los Estados Unidos, y los depósitos relacionados de molibdeno y tungsteno se encontraban en el Terciario temprano. También se cree que en este entorno se formaron algunos depósitos de pórfido de cobre (oro, plata). El cinturón de granito en el sureste de China está relacionado con algunas rocas intrusivas del Mesozoico tardío en el suroeste y generalmente se considera que es el producto del cinturón de magma del arco posterior. Existen depósitos hidrotermales de uranio en algunas zonas de fallas de empuje del arco posterior. Los sistemas rocosos dominados por sedimentos clásticos en cuencas de compresión de arco posterior son zonas donde se forman sales de potasio, como los sedimentos cretácicos de la meseta de Korat en Tailandia. Los depósitos en cuencas extensionales del arco posterior incluyen vetas epitermales de oro y plata en rocas volcánicas, como los depósitos del Mioceno en la región de Basin and Ridge de los Estados Unidos.
4. Zonas de mineralización en entornos tectónicos relacionadas con zonas de colisión
La colisión se produce por reducción de la litosfera. La litosfera se estrecha debido al plegamiento y la compresión, formando un cinturón activo lineal, o cinturón orogénico, que a menudo va acompañado de una serie de actividades magmáticas, metamorfismo medio a profundo, fallas de empuje y el emplazamiento de una antigua corteza oceánica. La mineralización asociada también es diversa y puede ocurrir en cuencas de antepaís, zonas de fallas de empuje de antepaís, márgenes continentales traseros de zonas de sutura y cuencas entre montañas.
Los depósitos hidrotermales de tungsteno-estaño relacionados con el granito peraluminoso tipo S se producen en la zona de empuje del antepaís. Las áreas típicas son los depósitos terciarios en el Himalaya, como los depósitos del Triásico Inferior en las principales cadenas montañosas de Malasia. y depósitos del Pérmico Temprano en el sur de Inglaterra. Depósitos hidrotermales de uranio relacionados con granitos de color claro tipo S, como los depósitos del Devónico en el macizo central francés y los depósitos del Proterozoico tardío en Namibia.
Los depósitos minerales en la zona de sutura incluyen depósitos de cromita en forma de vainas en ofiolitas sobrecorridas (como los depósitos del Cretácico en Omán), depósitos masivos de sulfuros de cobre y hierro (como los depósitos del Ordovícico de Nueva Zelanda en Finlandia). Hay depósitos de jadeíta, nefrita y piedras preciosas en rocas metamórficas de la zona de sutura y en rocas metamórficas del margen poscontinental, como en algunos lugares de Myanmar. Además, en las cuencas del antepaís hay depósitos más importantes de uranio, vanadio y cobre, como los depósitos terciarios en India y Pakistán.