铁氧化物十大品牌排行榜（四氧化铁）

铁氧化物的介绍

氧化亚铁FeO的存在形式：黑色(粉末状)固体化学性质：与酸反应生成亚铁和水，不稳定。在空气中加热，迅速氧化成氧化铁，溶于盐酸和稀硫酸，生成亚铁盐。不溶于水，不与水反应。Fe2O3一般性质：红棕色粉末别名：Fe2O3、Fe2O3(铁锈的主要成分)、Fe3O4:磁性氧化铁、氧化铁黑、磁铁、磁铁矿、磁铁矿一般性质：黑色晶体，具有磁性。

铁氧化物-铜-金型矿床

Sillitoe(2003年)将氧化铁铜金矿(IOCG)定义为含有大量磁铁矿和/或赤铁矿，并伴有黄铜矿和斑铜矿的矿床。Corriveau(2006年)和Cox和Singer(2007年)将氧化铁铜金(IOCG)矿床定义为氧化铁(低钛磁铁矿和赤铁矿)含量大于20%的铜金(或银、铌、稀土元素、铀、铋和钴)矿床。其主要特征是含有大量磁铁矿和/或赤铁矿，并伴有硫化铜、黄铁矿、金和稀土元素等。钠、钙和钾有强烈的变化。成矿流体盐度高，富含CO2和CaCl2，贫硫。矿床形成于克拉通或大陆边缘，位于浅-中-深地壳。虽然矿体出现在岩浆岩中，但矿化与火成岩活动没有必然联系(Pollard，2000；威廉姆斯等人，2005年).Hitzman等人(1992年)最初将这些沉积物定义为元古代。现有资料表明，这些矿床分布于太古宙至中、新生代。一些矿床除主要元素铁、铜、铀、金和稀土元素外，还不同程度地含有钴、银、铋、钼、氟、碲、硒，甚至锡、钨、铅、锌和钡。除了大量的氧化铁和丰富的铜和金外，IOCG型矿床还不同程度地富集了钴、镍、砷、钼、钨、铀、稀土元素、碲等元素(Niiranen，2005)。IOCG型矿床是继斑岩铜矿、块状硫化物矿床和浅成低温热液金矿床之后，近4050年来矿床研究和勘探的又一个新高潮。(1)地质特征对于IOCG型矿床的成矿环境，Hitzman等(1992)首先认为这类矿床出现在克拉通或大陆边缘，与伸展构造有密切的时空关系。现有资料表明，这类矿床产于非造山岩浆有关的大陆块体内部(如奥林匹克坝)、中性岩浆有关的较年轻的大陆边缘弧(如南美洲的安第斯山脉)、褶皱和推覆带(如伊萨山线性褶皱带的矿床)。IOCG型矿床通常出现在与矿化在空间和成因上相关的侵入体顶部区域，并受明显的构造控制(Papgeorge，2001；格罗夫斯，2007年).其中，A型花岗岩和碱性侵入岩被认为是关键因素。或者断层或剪切带控制矿化。研究表明，在大多数氧化铁铜金矿化区，有大量镁铁质中性长英质侵入岩与成矿年龄同时侵入，有证据表明这些侵入体为成矿提供了主要的流体和金属来源(Pollard，2000)。此外，Crease(1996)和Pollard(2000)发现镁铁质岩和超镁铁质岩同时与花岗岩结合。该镁铁质岩石与铜镍硫化物矿化有关，幔源岩浆为下地壳花岗质岩石的部分熔融提供了热源。Sillitoe(2003)推测，相对基性的岩浆作用有利于解释矿床中出现Cu-Au-Co-Ni-As-Mo-U-REE组合的原因。成矿时代可从太古代到中生代，其中1.9 ~ 1.5 Ga为最佳成矿时代。一般来说，成矿时代不是决定IOCG型矿床远景的关键因素。矿体形态是矿化的遗迹，在一定程度上可以反映矿床的形成过程。一般来说，IOCG矿床的矿体可分为脉状、筒状、板状、层状和不规则状。与其他类型矿床相比，IOCG矿床最大的特点是角砾岩筒矿体广泛发育。瑞典基律纳有40个铁磷酸盐矿床，其矿化主要为角砾岩状，但也有层状或层控的(Bergman et al .2001)。在南美洲安第斯山脉成矿带，除脉状矿体外，还有一些独立的角砾岩筒矿体和矽卡岩矿体(Sillitoe，2003)。当多种类型的矿体共存时，通常会形成超大型矿床。IOCG型矿床的一个显著特征是蚀变带，它包括三种主要类型：钠钙(钙钠)蚀变、铁蚀变和钾蚀变。不同矿床的矿物组合差异很大，主要有赤铁矿、低钛磁铁矿、斑铜矿、黄铜矿、黄铜矿和黄铁矿。

矿物组合中富含轻稀土、Bi、Co、U和金红石的矿物具有明显的化学“指纹”，其矿物化学可用于示踪成矿物质来源和成矿过程。特别是铁、铜、银、金、铀、稀土元素和轻稀土元素(铈、镧、钕、镨、钐、钆等)的异常高值。)为地球化学勘探提供了一个里程碑式的岩石组合(Corriveau，2005)。有些矿石矿物、脉石矿物和蚀变矿物不易风化和机械分散，其含量通常较高(如氧化铁和磷灰石)，可作为矿产勘查中的指示矿物。(二)主要成矿模式迄今为止，IOCG成矿系统的所有模式都需要高盐度、贫硫和相对氧化的流体来解释系统中丰富的铁氧化物和稀有硫化物。稳定同位素研究表明，IOCG矿床的形成与相关岩体有关，如硫同位素值显示岩浆来源(Marschik et al .2001；Sillitoe，2003年；奥利弗等人，2004年).金属硫可以通过不同类型的流体运输，硫也可以通过流体从附近的岩石或火山岩中提取。Pollard(2001)提出钠(钙)蚀变可能是由类似于斑岩铜金矿浆的不混溶的H2O-CO2-NaCl流体形成的。CO2普遍存在于与矿化有关的流体包裹体中。

也是岩浆来源的一个标志。最近对几个矿床的详细流体包裹体和稳定同位素研究表明，成矿流体主要来自岩浆（Pollard，2001）。Pollard（2006）总结提出与IOCG矿化有关的岩体可能侵位深度变化在2～15km之间，相当多IOCG型矿床形成深度比典型的斑岩铜矿深得多。研究表明，与磁铁矿-单斜辉石-钠长石（-黄铁矿-黄铜矿）脉有关的文象状和球粒状花岗岩基结晶过程所形成的流体含有高于1%的Cu，相关网脉含大量磁铁矿表明有大量富铜流体从花岗岩的脉状通道中流出并在其他地方形成矿化（Perring，2000）。Weihed et al.（2005）对其提出了矿床形成的地球动力学模型，强调地幔柱活动与IOCG型矿床、铜镍硫化物矿床、层状铅锌矿床、铜金矿床和浅成低温热液矿床的关系。Mark et al.（2000）对欧内斯特亨利矿床的岩浆热液流体与变质热液流体之间的混合作用进行了系统研究。Skirrow（2000）认为坦南特克里克Au-Cu-Bi矿床是由于不同状态的变质地层水，或与早期形成的赤铁矿或磁铁矿混合，或与之反应而形成。Williams（2005）对IOCG系统不同成因模式（流体来源、成矿过程、与火成岩的伴生关系、含长石容矿岩石的热液蚀变、铁氧化物与Cu（-Au）的关系、局部及全球构造背景等）进行了详细对比。总体上讲，IOCG型矿床是一类具有许多共性但成因联系不太密切的矿床类型。Pollard（2006）综合IOCG各种类型矿床的特点，提出了不同类型IOCG矿床的总体模型（图1）。二、应用范围及应用实例坎德拉利亚-蓬塔（Candelaria⁃Punta）铜矿位于智利北部的阿塔卡马省，坎德拉利亚矿床为坎德拉利亚-蓬塔矿区的西部延伸部分。赋矿地层为Banrrias组的火山岩及火山角砾岩，代表了晚白垩世的火山弧环境；与之穿插的Chanarcillo组的海相灰岩形成于弧后沉积环境。矿区内大多数矿体位于北西向脆性断裂带与块状火山岩、火山碎屑岩相接触的部位。这些北西向的断裂以及一条主要的北东向韧性剪切带，控制了铜-金矿化出现在早白垩世以熔岩和火山碎屑岩为主的安山岩中，隐伏在一套灰岩之下，灰岩受到了明显的交代变质作用。矿区内部北西向的断裂带以及一条主要的北东向断裂带控制了坎德拉利亚矿床的赋存部位。矿床储量为471×106t，铜品位为0.95%，金品位为0.22×10-6～0.6×10-6。铜-金矿在细脉中以不规则块状硫化物的形式产出，在基质中以热液角砾的形式产出，在热液蚀变岩中以不连续的纤维状或者网脉状、顺层透镜状产出。矿物组成上，黄铜矿是唯一的含铜矿物。铜-金矿石以典型的富磁铁矿和（或）赤铁矿以及Ag、Zn、Mo和轻稀土元素的局部富集为特征（图1）。矿区的岩石被不同类型不同程度的蚀变所影响，并且在矿床内部存在不同程度的横向和纵向的垂直分带现象。最突出的特点就是大量的钠质和钙质的蚀变存在于火山岩、沉积岩及侵入岩体中，明显的蚀变包括钠长石化、钙质斜长石化、钠质方柱石化及一定程度的钙质角闪石、辉石、绿帘石等蚀变。硫同位素δ34S值主要处于-3.2‰～＋3.1‰之间，晚期可以达到7.2‰，表明其主要物质来源为岩浆，也有少数来自外围岩石，即蒸发沉积岩类。图1 不同类型IOCG矿床的总体模型图（据Pollard，2006）Chanarcillo组的岩性为灰岩和页岩，Banrrias组由早白垩世的火山岩和火山碎屑岩组成，一般认为它们与Copiapo大基岩同源。Marschik et al.（2001）对坎德拉利亚（Candelaria）铜矿的成矿模式进行了总结（图2）。A模型代表了一个以岩浆为主要组分的系统；B模型展示的是在较高温度条件下，获得了灰岩和页岩中锇同位素特征的深部循环的蒸发岩类；C模型代表一个相对低温的流体系统，该系统没有获取海相弧后环境矿床的锇同位素特征。图2 坎德拉利亚（Candelaria）成矿模式图（据Marschik et al.，2001）该矿床主要控矿构造为NW、NNW向断层，赋矿围岩为安山质-玄武质熔岩及火山碎屑岩，侵入岩为闪长岩及辉长岩墙。其围岩蚀变包括钠长石化、钠质斜长石化、钠质方柱石化等、并且在矿床内部存在横向的和垂直的分带现象。钻探、地质模型和地球物理方法（激发极化法）推动了该矿床的勘查工作。坎德拉利亚矿床的勘查实践表明，由于IOCG型矿床富含铁氧化物，常缺少硫化物或硫化物含量低，因此，地球物理是找矿评价的有效手段。在隐伏矿区，使用磁法和重力手段效果最好。成矿区的磁场和重力效应明显，以重力高、中等到高幅度磁异常为标志。三、资料来源毛景文，张作衡，王义天等.2012.国外主要矿床类型、特点及找矿勘查.北京：地质出版社，79～120王绍伟.2004.重视近20年认识的一类重要热液矿床-铁氧化物铜-金（-铀）-稀土矿床.国土资源情报，2：45～51张兴春.2003.国外铁氧化物铜-金矿床的特征及研究现状.地球科学进展，18（4）：551～560中国地质调查局发展研究中心主编.2008.国外矿产勘查理论、方法和技术—动态与趋势（内部资料）Barton M D，Johnson D A.2000.Alternative brine sources for Fe⁃Oxide（⁃Cu⁃Au）systems：Implications for hydrothermal alteration and metals.In：Porter T M，ed.Hydrothermal Iron Oxide Copper Gold ＆ Related Deposits：A Global Perspective.Adelaide：AMF，43～60Corriveau L.2006.Iron oxide copper⁃gold（＋/⁃Ag ＋/⁃REE ＋/⁃U）deposits：A Canadian perspective.Open⁃File Report of Geological Survey of Canada，1～56（http//gsc.nrcan.gc.ca/mindep/synth⁃dep/iocg）Cox P，Singer D A.2007.Descriptive and grade⁃tonnage models and database for iron oxide Cu⁃Au deposits.U.S.Geological Survey Open File Report，2007～1155：3～14Groves D I，Bierlein F.2007.Geodynamic settings of mineral deposit system.Journal of the Geoloogical Society of London，164：19～30Hitzman M W.2000.Iron oxide copper⁃gold deposits：What，where，when and why.In：Porter T M（eds）.Hydrothermal Iron Oxide Copper⁃Gold ＆ Related Deposits：A Global Perspective.Adelaide：AMF，9～25Hitzman M W，Oreskes N，Einaudi M T.1992.Geological characteristics and tectonic setting of proterozoic iron oxide（Cu⁃U⁃Au⁃REE）deposits.Precambrian Research，58：242～287Mineral Deposites of Canada.A synthesis of majar deposit⁃types，district metallongeny，the evolution of geological provinces，and explorations methodsNiiranen T.2005.Iron Oxide⁃copper⁃gold deposits in Finland：case studies from the peraphja schist belt and the central Lapland greenstone belt.Ph D thesis No 187 of the department of geology，University of Helsinki，Helsinki，27Papageorge M.2001.Iron oxide Cu⁃Au deposits：Separating fact from fantasy⁃short course.Geoscience Canada，28（1）：31～36Pollard P J.2000.Evidence of a magmatic fluid and metal source for Fe Oxide Cu⁃Au mineralisation.In：Porter T M（eds）.Hydrothermal Iron Oxide Copper⁃Gold＆Related Deposits：A Global Per⁃spective.Adelaide：AMF，27～ 41Pollard P J.2001.Sodic⁃calcic alteration in Fe⁃oxide⁃Cu⁃Au districts：an origin via unmixing of magmatic H2O⁃CO2⁃NaCl？CaCl2⁃KCl fluids.Mineralium Deposita，36：93～100Pollard P J.2006.An intrusion⁃related origin for Cu⁃Au mineralization in iron oxide⁃coppergold（IOCG）provinces.Mineralium Deposita，41：179～187Requia K et al.2003.Re⁃Os and Pb⁃Pb geochronology of the Archean Salobo iron oxide copper⁃gold deposit，Carajas mineral province，northern Brazil.Mineraliun Deposite，38（6）：727～738Sillitoe R H.2003.Iron oxide⁃copper⁃gold deposits：An Andean view.Mineralium Deposita，38：787～812Williams P J，Barton M D，Johnson D A et al.2005.Iron Oxide Copper⁃Gold Deposits：Geology，Space⁃Time Distribution，and Possible Modes of Origin.Economic Geology，100th Anniversary Volume：371～405

铁氧化物的区别

有五种氧化物(氧化铁、氧化亚铁、二氧化铁、三氧化铁、四氧化三铁)铁的氧化物，有氧化亚铁FeO，二氧化铁FeO2,三氧化二铁Fe2O3，四氧化三铁Fe3O4，氧化亚铁又称一氧化铁，黑色粉末，熔点为1369±1℃，相对密度为5.7，溶于酸，不溶于水和碱溶液。极不稳定，易被氧化成三氧化二铁；在空气中加热会迅速被氧化成四氧化三铁。在隔绝空气的条件下，由草酸亚铁加热来制取。主要用来制造玻璃色料。三氧化二铁是棕红(红)色或黑色粉末，俗称铁红，熔点为1565℃，相对密度为5.24。在自然界以赤铁矿形式存在，具有两性，与酸作用生成Fe(Ⅲ)盐，与强碱作用得[Fe(OH)6]3-。在强碱介质中有一定的还原性，可被强氧化剂所氧化。三氧化二铁不溶于水，也不与水起作用。灼烧硫酸亚铁、草酸铁、氧氧化铁都可制得，它也可通过在空气中煅烧硫铁矿来制取。它常用做颜料、抛光剂、催化剂和红粉等。四氧化三铁为黑色晶体，加热至熔点(1594±5℃)同时分解，相对密度为5.18，具有很好的磁性，故又称为“磁性氧化铁”。它是天然产磁铁矿的主要成分，潮湿状态下在空气中容易氧化成三氧化二铁。不溶于水，溶于酸。近代测试表明，它实际是铁的混合价态化合物，化学式应为FeⅡFeⅢ[FeⅢO4]。在磁铁矿中由于Fe2+与Fe3+在八面体位置上基本上是无序排列的，电子可在铁的两种氧化态间迅速发生转移，所以四氧化三铁固体具有优良的导电性。由铁在蒸汽中加热，或者将三氧化二铁在400℃用氢还原都可制得四氧化三铁。四氧化三铁用来做颜料和抛光剂等。磁性氧化铁能用于制造录音、录相磁带和电讯器材等。1、二氧化铁为水溶性酸性氧化物。可与水、碱反应。氧化铁(Fe2O3)是一种红棕色粉末，多存在于赤铁矿中，俗称铁红，可作油漆的颜料，是金属氧化物，可和酸发生反应。Fe2O3 + 6HCl=2FeCl3+3H2O。氧化亚铁(FeO)是一种黑色粉末，不稳定，在空气里加热，可被氧化成Fe3O4，和酸(弱氧化性酸)反应。FeO+2HCl==FeCl2+H2O。四氧化三铁（Fe3O4）是具有磁性的黑色晶体，多存在于磁铁矿中，俗称磁性氧化铁，是一种复杂的氧化物，其中1/3是Fe2+、2/3是Fe3+，Fe3O4可看作是由FeO、Fe2O3形成的化合物。[实质是Fe(FeO2)2，偏铁酸亚铁盐]三氧化铁是高铁酸（H2FeO4）的酸酐，有极强的氧化性，高铁酸是强酸，但溶于水中会迅速水解，所以H2FeO4在水中显不出酸性。二氧化铁(FeO2)为深绿色黏稠的油状液体。熔点为-25℃，沸点为170℃。有焦糊气味。与水互溶。水溶液呈酸性。二氧化铁（ferrum dioxide）化学式：FeO2，为铁的高价氧化物,铁呈+4价。二氧化铁的物理性质：为深绿色黏稠的油状液体。熔点为-25℃，沸点为170℃。有焦糊气味。与水互溶。水溶液呈酸性。二氧化铁的化学性质：1、二氧化铁为水溶性酸性氧化物,可与水、碱反应。FeO2 + H2O ==== H2FeO3FeO2 + NaOH ==== NaHFeO3FeO2 + 2NaOH ==== Na2FeO3 + H2O2、FeO2有氧化性，可使金属等还原剂氧化（以单质铁为例）：3FeO2 + Fe ==== 2Fe2O33、FeO2有弱还原性：　3FeO2 + O3 ==== 3FeO34、FeO2遇水歧化，生成高铁酸。5、二氧化铁与盐酸放出氯，与硫酸放出氧。FeO2+5HCl=Cl2+FeCl3+2H2O