Los minerales de metales raros relacionados con las pegmatitas incluyen litio, niobio, tantalio, berilio, cesio, estaño, tungsteno, itrio, torio, uranio y circonio. Las pegmatitas albergan metales raros y un tesoro de piedras preciosas. Siempre ha sido objeto de investigación de la mineralogía y la geoquímica, y también es una ventana importante para explorar nuevas teorías de mineralización. Como tipo de depósito mineral independiente, los depósitos de pegmatita no sólo ocupan una posición importante en los depósitos minerales, sino que también son de gran importancia para rastrear la evolución estructural. La investigación extranjera sobre depósitos de pegmatitas también ha experimentado un proceso similar desde estudios de casos hasta estudios regionales, es decir, en el pasado, la mayoría de ellos se centraban en mineralogía de pegmatitas, zonificación estructural, geoquímica elemental, isótopos, inclusiones de fluidos fundidos, diagénesis y experimentos de minas y otros aspectos (Jollif, 1986; Burnham, 1986; Erci, 1992; Hansen, 1992; Lenz, 1992; Londres, 1988; Thomas, 1988), establecieron muchas señales de prospección (Londres, 1986), en los últimos años se ha ampliado al estudio del mecanismo de mineralización, modelo de mineralización, proceso diagenético (incluida la cronología) y entorno tectónico (Londres, 1985; Cerny, 1991; Swamson, 1992; Suwimonprecha, 1995; Miller, 1996; Lin Ning, 1998; Essaid, 2000) .
C rny (1985) dividió las pegmatitas en pegmatitas orogénicas y pegmatitas no orogénicas. c rny (1991a) dividió las pegmatitas que contienen metales raros en tres tipos: tipo LCT, tipo ny y tipo NYF. Los principales elementos de la pegmatita LCT son litio, rubidio, cesio, berilio, galio, estaño y niobio ta, y, REE, Sc, ti, Zr, Be, Th, U, f. Dado que la mica es el principal portador de elementos raros, Zou et al. (1975) clasificaron las pegmatitas en pegmatita de biotita (REE-Nb-U-Th-Zr), pegmatita de mica (Be) y pegmatita de moscovita (Be-Nb-Ta-Hf y Li-Rb-CS-Be-N). ). Diferentes tipos de pegmatitas pueden tener el mismo mecanismo genético, mientras que un mismo tipo de pegmatita puede pertenecer a diferentes orígenes.
Los datos geoquímicos isotópicos demuestran que los isótopos entre muchos diques de pegmatita y las rocas circundantes están desequilibrados, incluso los diques de pegmatita altamente diferenciados no son una excepción. Por ejemplo, cuando O'Connor et al (1991) estudiaron los diques de pegmatita ricos en litio alrededor del granito de Leinster en el sureste de Irlanda, basándose en las edades de los isótopos Rb-Sr de los diques y granitos de pegmatita, 87-Sr/86 Sr. La relación entre los valores iniciales y los oligoelementos excluye la posibilidad de que la pegmatita sea el producto fundido de una roca sedimentaria rica en litio y se considere de origen magmático. Brookins (1986) y Talor y Friedrichsen (1983) descartaron la posibilidad de que las pegmatitas en los Estados Unidos y el norte de Suecia derivaran de rocas rurales a través de la composición de isótopos Sr. Tomasak et al. (1998) basándose en el sistema de isótopos Sm-Nd, la pegmatita de la Montaña Vertical en Maine, EE. UU., está relacionada con el granito de biotita adyacente. Los diques de pegmatita de origen magmático generalmente tienen tres ocurrencias (Cě rny, 1991b). Cuando la filtración, la migración de fluidos y la difusión por convección por gravedad son las principales fuerzas impulsoras para la generación de magma residual, los diques de pegmatita se distribuirán principalmente en la parte superior del cuerpo granítico cuando las fracturas inducidas por el enfriamiento del macizo rocoso son el factor dominante; separación de magma, los diques de pegmatita se distribuirán hacia adentro desde la zona de contacto; la otra es que la pegmatita fundida se eleva bajo la acción de la flotabilidad, se separa del magma original que no está completamente enfriado y forma vetas en la masa rocosa. La situación no es común.
En resumen, existen tres modos genéticos principales de los depósitos de pegmatitas magmáticas: modo de pulsación, modo de diferenciación de magma y modo de separación de líquidos.
1. Forma de pulso
Según la zonificación regional de las vetas de pegmatita, солоов (1959, 1962) creía que diferentes fundidos de pegmatita se precipitaban en las áreas de origen del magma en diferentes momentos. Primero precipita la pegmatita fundida rica en potasio y luego se enriquecen Ta y Cs. Sin embargo, abundante evidencia de campo sugiere que la mayoría de los diques de pegmatita fueron intruidos por pulsos y luego se contrajeron radialmente para aumentar de tamaño antes de que comenzara la cristalización, por lo que este modelo de origen fue abandonado gradualmente.
2. Modelo de fraccionamiento de magma
Según la perspectiva del fraccionamiento por cristalización, debido a la incompatibilidad entre los componentes volátiles y los metales raros, a medida que los cristales tempranos precipitan, permanecen en el residuo. se enriquece gradualmente en la masa fundida hasta que finalmente cristaliza en vetas.
Por ejemplo, Evensen y London (2002) y London y Evensen (2003) demostraron que cuando la corteza se vuelve a fundir para formar granito, los minerales refractarios como la cordierita impedirán que el Be entre en la masa fundida, durante el proceso de evolución de la masa fundida, debido a la fusión. La interacción entre Be y varios coeficientes de partición de fusión/mineral entre minerales es baja, con un ligero enriquecimiento de las primeras fusiones. Cuando el 80% de la masa fundida cristaliza, la solubilidad del Be en la parte superior del macizo rocoso alcanza (15 ~ 20) × 10-6, y la solubilidad del Be de la pegmatita diferenciada es > 70 × 10-6 (Figura 1). Sheaer (1992) propuso un modelo idealizado en el que el magma original cristaliza continuamente para formar un campo de pegmatita (Fig. 2). Se cree que la litosfera se funde parcialmente para formar magma homogéneo o magma heterogéneo que se homogeneiza en la cámara de magma. y luego el magma original La cristalización continua forma extensos fenómenos de zonificación de granito, el bajo grado de cristalización forma granito de biotita y el alto grado de cristalización forma magma rico en metales raros. Este modelo es diferente de muchos otros modelos.
Figura 1 Diagrama esquemático del proceso de enriquecimiento de Be en la evolución de los fundidos corticales
(Basado en Evanson y London, 2002)
Está formado por magma La diferenciación por cristalización de las pegmatitas que contienen metales raros se puede dividir en tipo LCT y tipo NYF (Cě rny, 1991a). La composición de la pegmatita tipo LCT es peraluminio y la roca madre es granito tipo S y tipo I. Las pegmatitas provienen de la parte superior del macizo rocoso y son la primera fusión parcial de rocas en la corteza media y superior (Cě rny, 65438). La roca madre de las pegmatitas tipo NYF es granito tipo A o cuerpos rocosos con composiciones similares. El magma y el fluido producido por la fusión secundaria de la roca original de la corteza inferior en un corto período de tiempo participaron en la formación de muchas pegmatitas tipo NYF. pegmatitas (Cě rny, 191B). Estos dos tipos de pegmatitas también reflejan diferentes procesos de cristalización del magma original. Para el tipo LCT, el magma cristaliza de abajo hacia arriba. Para el tipo NYF, el magma cristaliza de afuera hacia adentro (Londres, 2005). Bea et al. (1994) estudiaron el fenómeno de diferenciación cristalográfica de las franjas de Pedrobernardo en España y propusieron un modelo de diferenciación por convección y gravedad (Figura 3). Este modelo cree que en la etapa inicial del emplazamiento del magma, se produce una fuerte convección debido a la alta temperatura, la baja viscosidad y el gran coeficiente de Rayleigh; posteriormente, a medida que la temperatura disminuye, la viscosidad aumenta; Cuando la proporción de masa fundida residual alcanza una fracción crítica (30% ~ 40%), las propiedades reológicas de la masa fundida cambian, lo que hace que la masa fundida de alta densidad entre cristales de alta densidad sea inestable y se hunda hacia la capa inferior bajo la acción de la gravedad. dejando residuos La masa fundida de baja densidad se extruye hacia la parte superior, provocando la zonificación del macizo rocoso. Este proceso incluye la cristalización en corrientes de convección, la cristalización en masa fundida estática, la precipitación de cristales y el ascenso de la masa fundida residual expulsada de la pila.
La diferenciación continua del magma forma un modelo de campo de pegmatitas.
(Según Sheaer, 1992)
Figura 3 Zonación vertical de cristales provocada por convección y posterior gravedad.
(Según Bea et al., 1994)
3. Modo de separación de líquidos
El modo de separación de líquidos del magma se puede demostrar en un gran número de Granitos ricos en fluoruro de litio. Cuando Mapaky (1984) describió esferulitas en rocas volcánicas ácidas de Amelia, encontró que el vidrio esférico es rico en Na y Fe, mientras que el vidrio básico es rico en K, Mg, H2O, etc. Además, existen anillos concéntricos y estructuras de bandas en la riolita superácida rica en flúor. Se cree que estas características estructurales, estructurales y de composición son el resultado de la separación del líquido del magma. En China, Wang Liankui et al (2000) también atribuyeron los granitos Dajishan, Yichun y Jianfengling en la región de Nanling de mi país al origen de la separación de líquidos basada en los cambios repentinos en la estructura, estructura y composición de diferentes partes de la masa rocosa. Otra forma de separación de líquidos es la separación de magma gas-líquido. Tycoн (1977) propuso que la parte superior del granito mineralizado de metales raros se forma mediante separación gas-líquido, por lo que la parte superior del macizo rocoso es rica en cámaras de magma volátiles, por lo que la parte superior del macizo rocoso es relativamente rica en minerales raros. Los elementos metálicos (Nb, Ta, W, Sn, etc.) son todos prolíticos, pero estos elementos son relativamente pobres en la parte inferior, formando un modelo de diferenciación de cámara de magma dual. En los últimos años, Chen Yuchuan, Luan Shiwei et al. (2003) utilizaron un modelo de separación líquida para explicar el origen de los depósitos de pegmatita de Altai y propusieron dos fuentes de magma original de pegmatita.
Además de las pegmatitas derivadas de la diferenciación del magma, también se encuentran Lamborge (1952, 1956), сокодв (1959, 1970), etc. Las pegmatitas metamórficas se pueden dividir en anatexis metamórfica y diferenciación metamórfica.
2. Ámbito de aplicación y ejemplos de aplicación
El depósito polimetálico de litio, niobio, tantalio y estaño de Greenbuss (Figura 4) está situado a 250 kilómetros al sur de Perth, Australia. Desde principios del siglo XX, esta zona minera se ha convertido en el centro de producción de arena de estaño en Australia Occidental. Después de 60 años, la pegmatita erosionada se ha convertido en el mineral principal y ahora se ha transformado en pegmatita fresca y dura para la extracción de minerales de estaño, tantalio y litio. En la actualidad, hay más de 765.438 toneladas de mineral de litio (que contiene Li2o 4,06%), 4,7 millones de toneladas de mineral de tantalio (que contiene Ta 0,06%), 108.000 toneladas de mineral de niobio (que contiene Nb 0,42%) y 4,7 millones de toneladas de mineral de estaño. (que contiene Sn 0,24%). 2,3 millones de toneladas de caolín (incluidas 300.000 toneladas)
Figura 4 Mapa geológico de la pegmatita Greenbush de Australia (A) y perfil de distribución de pegmatita (B)
( Según Fan Peifeng, 2000)
El grupo de pegmatitas en la zona minera consiste en una serie de diques de 2 a 3 km de largo y de 10 a 300 m de ancho, y unas pocas lentes en forma de ganso con un diámetro de varios metros, extendiéndose hacia afuera desde el centro de intrusión. Distribución radial. La deformación y el metamorfismo posteriores modificaron la estructura del magma y la estructura de la pegmatita en diversos grados. Las pegmatitas se pueden dividir en zona de Li, zona de potasio, zona de sodio y zona de borde desde el interior hacia el exterior. Los principales minerales son lepidolita, casiterita, tantalita, cristales finos y uranio cristalino. El yacimiento de tantalio rico en estaño se encuentra en la zona de albita. La investigación muestra que hay tres eventos de mineralización en la pegmatita. El primero está relacionado con la cristalización original de la pegmatita y el metasomatismo de las rocas circundantes (el tiempo de mineralización es 2527 Ma). a alteración hidrotermal (2430Ma), y el último está relacionado con la activación y migración de elementos de mineralización en la etapa metamórfica post-deformación (1100Ma). La profundidad de formación de la pegmatita arbustiva verde es superior a 11 km, y su intrusión y cristalización se producen en un entorno metamórfico de temperatura media-alta y presión media. Según el análisis de la estructura, los datos de isótopos y el tiempo de intrusión, el área de pegmatita se puede dividir en tres tipos de metamorfismo: M1, M2 y M3. Entre ellos, la intrusión de pegmatita está controlada principalmente por la deformación metamórfica de M2.
Las principales características de este depósito son: ① El depósito está ubicado en la zona geosinclinal en el borde del cratón Arcaico australiano (2) El depósito se forma a una temperatura y presión media-alta; zona metamórfica y no requiere roca madre de granito obvia; (3) La pegmatita tiene características de zonificación y se puede dividir en zona de litio, zona de potasio, zona de sodio y zona de borde desde el interior hacia el exterior. Se produce un yacimiento de tantalio rico en estaño. en la zona de albita ④ Los principales minerales son lepidolita y casiterita, tantalita, cristales finos y uranio cristalizado.
Tres. Fuente de información
Chen Yuchuan, Ye Qingtong, Wang Jingbin, et al. Geología de depósitos, reglas de mineralización y evaluación técnica y económica del cinturón metalogénico de Altai en Xinjiang. Beijing: Geology Press, 1 ~ 453.
Li Jiankang. 2006. Mecanismo de formación y antecedentes dinámicos continentales de depósitos típicos de pegmatita en el oeste de Sichuan. Beijing: Tesis doctoral de la Universidad de Geociencias de China (Beijing).
Wang, Zou, et al. 2004. Avances de la investigación sobre el seguimiento del proceso orogénico de los depósitos de pegmatita. Avances en Ciencias de la Tierra, 19(4):614~610.
Cherny P.1985. ¿Una puntuación extrema poco común? Pegmatita elemental: ejemplos seleccionados de estadísticas y mecánicas. Mineralogista canadiense, 23:381~421
c rny p. Pegmatitas de granito elemental: segunda parte. Medio ambiente regional a global y petrogénesis. Geological Sciences, 18, 68~81
Essaid B, José M C N, Kazuo F, et al., 2000. Pegmatitas en el sureste de Brasil. Brazil Journal of Geography, 30(2):234~237
Evens en J. M., London D. 2002. Coeficientes experimentales de partición de minerales de silicato/fusión del berilio y su distribución desde las migmatitas del ciclo del berilio hasta las pegmatitas. Journal of Geochemistry, 66, 2239~2265
Fan Peifeng 2000. Terrenos de acreción y depósitos minerales en Indochina. Journal of Asian Geosciences, 18(3):343~350
¿El origen del berilio y el berilo en el magma silíceo? Contiene pegmatita. En: Crecimiento, E.S. (Ed.), Berilio: Mineralogía, Petrología y Geoquímica. Reseñas de Mineralogía y Geoquímica de la Sociedad Mineralógica Estadounidense, 50:445~486
Shiller C K, Papik JJ, Jolliff B L.1992.
¿Es rara una conexión petrogénica entre el granito de Harney Peak y la pegmatita? ¿Granito elemental? Sistema de pegmatitas de Black Hills, Dakota del Sur. poder. Minerales, 30, 785~809