風化礦床第八章風化礦床地殼表層的巖石和礦石在大氣、水、生物等營力的作用下，發生物理的、化學的和生物化學的變化，稱為風化作用。由風化產物所組成的巖石圈部分，稱為風化殼。風化殼中由風化產物構成的礦床，稱之為風化礦床（weatheringdeposits）或風化殼礦床。風化礦床以近代（第三紀至第四紀）形成者最為重要。風化礦床往往位于現代地形表面或近地表處。按其出露形態可分為面型（平面上呈面狀、剖面上呈層狀或似層狀）、線型（沿裂隙或不同巖石的接觸帶分布）和巖溶型（位于碳酸鹽巖溶洞中）三類。它們的分布與原巖出露的范圍相近，因此風化礦床還可作為原生礦床的可靠找礦標志。第八章風化礦床風化礦床的礦石多呈膠狀結構和殘余結構，礦石構造以多孔狀、粉末狀、皮殼狀、結核狀等最為常見。組成的礦石礦物大多為氧化物、含水氧化物、碳酸鹽、硫酸鹽、磷酸鹽及其他含氧鹽類，還有一些自然元素。它們一般都是在外生條件下十分穩定的礦物。風化礦床形成的主要礦產有：鐵、錳、鋁、鎳、鈷、金、鉑、鎢、錫、鈾、釩、稀土、金剛石、高嶺土等。1．物理風化作用物理風化作用是一種以崩解方式把巖石和礦物機械破壞成碎屑的作用，崩解使巖石和礦物顆粒比表面（單位體積的表面積或每單位重量物體的表面積）逐漸增大（礦物顆粒越來越細），增強了地表水、氧和二氧化碳對巖石和礦物的分解作用。其主要方式有冰楔作用植物根系的楔插作用晝夜溫度的變化、層狀節理化作用暴風沙的沖擊作用冰川的侵蝕作用等除極地和溫帶高寒地區外，物理風化與化學風化相比，幾乎是微不足道的。第一節風化作用的類型2．化學風化作用化學風化作用是由于化學作用使組成巖石的礦物發生分解，也就是富含氧及二氧化碳的水（雨水和土壤水）與礦物發生化學反應的過程。最有效的研究，是把這些變化同風化剖面上的風化強度或者深度聯系起來，分析不同氣候帶基巖的化學風化作用。盡管化學的和礦物的變化程度不同，但它們都是時間和風化作用強度的函數。對巖漿巖來說，礦物風化的順序同礦物從巖漿中結晶的次序相同，在深處較早結晶的那些礦物，在地表則是首先分解的。第一節風化作用的類型3．生物風化作用生物風化作用實質上是由生物生活和死亡過程中引起的化學風化作用，生物的生命活動產物，如CO2、O2、有機酸等強烈地影響著周圍環境的pH值、Eh值等一系列物理化學條件，從而影響著風化作用的進行。19世紀80年代開始認識了生物風化作用對風化殼形成的重要性。細菌、真菌、蚯蚓、藻類以及地衣等低級生物所組成的生物群覆蓋在巖石表面上或存在于土壤中，所有這些生物都能酸化周圍環境。這是由于它們呼吸時排出二氧化碳，而有的還在新陳代謝中排出有機酸，生物死亡后，則分解成各種有機酸，如腐殖酸、褐酸等。第一節風化作用的類型3．生物風化作用自然界中有些微生物。特別是鐵細菌、硫細菌和還原硫酸鹽細菌，具有氧化或還原某些元素的能力。如鐵細菌能將二價鐵氧化為三價鐵；硫細菌能把硫化物氧化成硫酸鹽。目前有些國家借助于細菌氧化的原理，通過“堆淋法”而從低品位的硫化物礦石中提取金屬。還原硫酸鹽細菌則能將硫酸鹽還原為H2S。生物生長期間，不斷地從周圍介質中有選擇地吸取某些元素，然后在新陳代謝過程中以有機化合物的形式把它們固定下來。元素的生物吸收和堆積有時可達到驚人的程度。如捷克的奧斯蘭地區的1t水木賊的灰分中存在著金610g，在另一種木賊的1t灰分中含有金63g，而當地每噸土壤中僅含金0.1g。第一節風化作用的類型各種風化作用相互關系風化作用包括物理風化、化學風化和生物風化3種主要的作用過程，它們都在緊靠大氣圈和巖石圈的界面以下進行著，并與植物根系的生長和有機質的腐爛有密切關系，結果在未風化的巖石和大氣圈之間進行某些風化作用，并形成一個風化殼，從中通常可鑒別出一系列的“層”或“層位”，每一“層”都具有一定的生物的、物理的和化學的作用和特性。三種風化作用往往是相伴同時發生，但隨著環境條件的不同，它們相對的強度有所不同，如在極端干旱的沙漠地帶和北極圈的條件下，以及許多高山區，機械崩解作用常常是破壞巖石的最主要因素，即物理風化作用占優勢；而在有一定溫度和濕度的條件下，化學風化則起了主導作用，它可以在風化帶的所有深度上起作用，并控制著風化產物的性質；與此同時，生物風化又可加快物理風化和化學風化的進程。因此在風化作用過程中，外界條件起著重要的控制作用，但外因通過內因而起作用，礦物本身的特性則對風化過程的速度和強度發生根本性的影響。第一節風化作用的類型第二節風化作用中元素的遷移和富集

風化礦床的形成是元素在風化殼中遷移和富集的結果。化學元素在風化殼中遷移能力的大小，主要取決于元素自身的性質和由它們組成的礦物的種類以及它們所處的外界環境。風化礦床的形成，若以物理風化作用為主，一般不改變原巖和礦物的化學成分，因此有用礦物堆積都是一些原巖中的穩定礦物，如磁鐵礦、鈦鐵礦、錫石、鉻鐵礦、自然金、自然鉑和金剛石等。第二節風化作用中元素的遷移和富集

當化學風化作用強烈時，會發生水解、水合、氧化、還原、離子交換等反應，導致元素的遷移和富集，表現為某些元素的淋濾失散和另一些元素的殘積富集兩個對立面。元素在特定的風化條件下遷移能力的不同，引起了它們的彼此分異——風化分異。同樣，生物風化作用也能引起風化分異。第二節風化作用中元素的遷移和富集

B．波雷諾夫和A．比列爾曼研究了風化作用中元素遷移的相對活動性，并提出用水遷移系數來衡量風化作用中元素遷移的能力，并得出風化殼中元素遷移的序列（表8-1）。從表內可見，風化殼中元素遷移的能力是很不相同的，元素的遷移順序在某種程度上控制了風化殼內元素富集的可能性。當風化作用使元素發生遷移時，一部分元素及其化合物發生流失，另一部分元素和化合物則相對集中。正因為這種遷移作用，就使得風化礦床的形成成為可能。一、氣候條件氣候是控制風化礦床形成的重要因素之一。氣候的影響主要表現在溫度、濕度、生物活動等方面。在氣候干燥、溫差大的沙漠地區和寒帶及永久凍土帶，水和生物導致的化學風化作用均極微弱，風化殼主要由物理風化作用形成的機械碎屑物組成，因而不利于風化礦床的形成。第三節風化礦床形成的條件一、氣候條件在熱帶和亞熱帶地區，由于氣溫高，雨量充沛，生物繁殖極快，因而化學風化作用和生物風化作用進行得十分強烈，巖石和礦物的破壞和分解迅速，風化作用可不斷地向縱深發展，元素可發生大量遷移和富集，創造了形成巨厚風化殼的條件，有利于風化礦床的形成，世界上已知的大型鐵、錳、鎳、鋁等的風化礦床，多分布在此類地區。氣候條件一般受地質歷史時期所處的緯度、高度以及距離海岸遠近等因素的控制。現代形成的風化殼受現代氣候條件的控制，古風化殼則受古代氣候的控制。第三節風化礦床形成的條件二、原巖條件原巖的礦物成分和化學成分，對風化產物有重大影響。原巖成分的不同，其所形成的風化礦床的類型也就不同（表8-2）。如富含鐵、鎳的超基性巖和基性巖常形成紅土型鐵礦床和鎳礦床；富鋁貧硅的堿性巖常形成紅土型鋁土礦床；花崗巖等酸性巖風化后可形成高嶺土礦床和稀土元素礦床；含錳高的沉積巖、變質巖可形成殘余錳礦；富含重砂礦物（錫石、鋯英石、鈮鉭礦物等）的花崗巖可形成殘積砂礦床，等等。第三節風化礦床形成的條件二、原巖條件在物理風化、化學風化和生物風化作用下，礦物的破壞程度是很不相同的。有些礦物的晶格很容易被破壞，其中易溶元素首先脫離晶格，呈離子或分子狀態進入溶液，部分或全部地被地表水、地下水帶入風化殼下部，甚至可能帶出風化場所?；顒有暂^差的組分，則在原地殘留下來。有些礦物的晶格十分穩定（如獨居石、鋯英石、鈮鉭礦物等），抵抗風化能力很強，當其他礦物遭到破壞，分解而被搬運介質帶走時，而它們卻留在原地相對富集。第三節風化礦床形成的條件二、原巖條件一般認為，原巖中有用組分含量越高，形成風化礦床的可能性就越大。但是，欲達到某種程度的集中并構成礦床，僅靠該元素在原巖中的較高含量還是不夠的，還需要母巖易于被分解才行，如Al2O3含量不高、甚至很低的碳酸鹽巖中若有泥質夾層經長期和強烈的風化作用后，也可以形成規模巨大的鋁土礦。這是因為碳酸鹽巖易被風化溶解，其中含鋁的粘土礦物轉變為鋁土礦，在原地逐漸殘留堆積起來形成鋁土礦床。第三節風化礦床形成的條件三、地貌條件地貌條件不僅決定物質的侵蝕和堆積，同時也決定地下水的動態以及風化殼的地球化學特征。風化產物的淋濾狀況，風化殼的厚度和保留程度等均與地貌有關。在陡峻的山岳地區，地下水位低，以物理風化為主，且風化產物難以保存，因而風化殼不發育，不利于風化礦床的形成。高差不大的山區及平緩丘陵地形對風化礦床的形成最為有利。地表水和地下水的流動都比較緩慢，植被繁茂，物理風化作用微弱，化學風化作用和生物風化作用強烈，并且風化產物能大量殘留原地，形成準平原化地貌，有利于形成風化礦床。平原洼地，潛水面高，水流不暢，不利于風化作用的進行，不易形成巨厚的、發育完全的風化礦床。第三節風化礦床形成的條件四、地質構造條件無論是對風化礦床的形成和保存，地質構造條件都具有相當重要的意義。地貌景觀往往受地質構造條件的控制，巨厚風化殼礦床的形成，一般是在區域緩慢上升和風化淋濾速度保持平衡的準平原化的分水嶺地區。穩定陸塊有利于大規模的風化礦床的形成。古風化礦床往往產于長期沉積間斷的不整合面上，如我國華北板塊內奧陶系風化侵蝕面上的鐵、鋁礦床等。強烈褶皺的造山帶不利于大規模風化礦床的形成。第三節風化礦床形成的條件四、地質構造條件區域構造對風化礦床也起控制作用。裂隙、裂隙帶、破碎帶的方向及完整程度可決定線型風化礦床的位置和形態特征。侵蝕基準面決定風化殼的最終厚度，而地殼的垂直運動將引起該基準面的變化，造成某一地帶的相對抬升，另一地段的相對下降，并影響到潛水面的穩定性。長期穩定的地質構造環境是形成大型風化礦床的必要條件，如前蘇聯南烏拉爾的風化型硅酸鎳礦床，是在15~20Ma的時間間隔內形成的。第三節風化礦床形成的條件五、水文地質條件風化礦床的形成和地表水、地下水的運動情況以及水的化學類型有密切的關系。地下水有分帶性，地下水的這種分帶性與風化礦床的分帶密切相關（表8-3）。應該注意的是，表8-3中所列各帶的界線并非固定不變，而是依潛水面的升降而升降。一般說來，各帶界線常因侵蝕作用的影響不斷地向下移動，但如果地殼下降或補給潛水的水量在較長時期內增大，亦可引起各帶界線的回升。還應該指出，這種分帶情況僅出現在透水性大致相同的巖石（土壤）內，但實際上往往因巖石的裂隙發育不均，使分帶情況變得更加復雜。第三節風化礦床形成的條件第四節風化礦床的類型及其特征風化礦床，據其形成作用和地質特征，可以分為殘積、坡積礦床、殘余礦床及淋積礦床三類。殘積、坡積砂礦床指原生礦床或巖石遭受風化作用，其中未被分解的重砂礦物或巖石碎屑，殘留在原地或沿斜坡堆積起來形成的礦床。殘余礦床指原生礦床或巖石經化學風化作用和生物風化作用后，形成的一些難溶的表生礦物，殘留在原地表部，其中有用組分達到工業要求時形成的礦床。淋積礦床指原巖或貧礦體經化學風化作用，某些易容物質被水帶到風化殼下部的潛水面附近沉淀下來形成的礦床。第四節風化礦床的類型及其特征一、殘積、坡積礦床原生礦床或巖石遭受風化作用，其中未被分解的重砂礦物或巖石碎屑，殘留在原地形成的礦床，稱為殘積礦床（eluvialdeposits）。在某些條件下，殘積物由于剝蝕作用和重力作用的影響，漸漸地沿斜坡向下移動一定距離后，在斜坡的某些部位堆積下來成為礦床，這種礦床稱為坡積礦床（colluvialdeposits）。殘積礦床和坡積礦床的關系十分密切，二者通常呈過渡關系，難于截然分開，故也可統稱為殘坡積礦床，如圖8-1所示。這類礦床的形成，以物理風化為主，因在原地殘余或位移距離不大，碎屑一般均具有明顯的棱角，甚至保留原來礦物的晶形外貌，無分選性或分選性差，也無明顯的層理。第四節風化礦床的類型及其特征一、殘積、坡積礦床殘坡積礦床不僅本身具有工業價值，而且是尋找原生礦床的可靠標志。例如：我國南嶺地區的許多鎢、錫礦床，即是在發現殘坡積砂礦之后才進一步找到原生礦床的。殘坡積礦床種類不多，分布也有限，但有些較為重要，主要有金、鎢、錫、鈮、鐵、鋁土、鉭和水晶等的殘積、坡積礦床。第四節風化礦床的類型及其特征1.殘積砂金礦床——殘積金礦床最著名的當屬澳大利亞的卡爾古利，那里發育金-黃鐵礦-硫化物的原生礦床，該礦床由于強烈風化形成了紅土，金就在疏松的紅土中聚集，含金高達30×10-6。2.殘坡積砂錫礦床——我國云南個舊一些原生錫石硫化物礦床產于石灰巖中，由于礦石和圍巖均易于風化，因此在礦體的上部和附近的巖溶洼地、緩坡上廣泛地發育殘坡積錫礦，礦層厚且品位高，開采和選礦都很方便，成為我國重要的錫礦床類型之一。一、殘積、坡積礦床第四節風化礦床的類型及其特征3.殘積鈮鉭砂礦床——這些礦床主要分布于熱帶、亞熱帶地區的富含鈮、鉭鐵礦等副礦物的花崗巖和偉晶巖的風化殼中，共生礦物還有錫石、黑鎢礦、鋯石、獨居石等，這種礦床是目前鈮、鉭的重要來源。尼日利亞是這類礦床的最著名產區，在喬斯高原，含鈮鐵礦黑云母花崗巖和鈉長石化花崗斑巖，經風化后形成殘坡積鈮鐵礦砂礦床，其中還伴生有鉭鐵礦、錫石、鋯英石、鐵鐵礦、獨居石、磷釔礦等，可以綜合利用。該礦規模巨大，易于選礦，具有很大的工業價值。從中獲得的鈮精礦，占世界產量的95%。此外，澳大利亞和美國也發現殘積鈮鉭砂礦床；我國近年也發現同類礦床，規模巨大，品位很高。一、殘積、坡積礦床第四節風化礦床的類型及其特征二、殘余礦床原生礦床或巖石經化學風化作用和生物風化作用后，形成的一些難溶的表生礦物，殘留在原地表部，其中有用組分達到工業要求時形成的礦床稱為殘余礦床(residualdeposits)。殘余礦床形成的條件是：溫暖或炎熱的潮濕氣候，準平原化的高原地形和持久的風化時間。礦床一般呈面型分布，也見呈線型分布者。這類礦床在垂直剖面上往往具有分帶現象，并與母巖呈過渡關系。第四節風化礦床的類型及其特征（一）殘余粘土礦床殘余礦床在風化礦床中占有重要的地位，主要礦產有粘土（高嶺土、蒙脫土）、鐵、錳和鋁土礦等。在溫暖潮濕的氣候條件下，鋁硅酸鹽巖石在水、二氧化碳和生物的作用下，可分解出堿金屬和堿土金屬（去堿作用），它們以各種碳酸鹽的形式溶于水中被帶走。與此同時，從巖石中分解出來的SiO2、A12O3、Fe2O3等在水中易于變成膠體物質，正負電荷膠體相互作用而發生電性中和，彼此凝聚，結果便產生SiO2、Al2O3和Fe2O3的凝膠混合物。由于沉淀的凝膠SiO2和Al2O3的比例變動很大，于是便形成各種不同的含水硅酸鹽礦物，如高嶺石、多水高嶺石、蒙脫土、白云母等，它們與一些鐵的氫氧化物和未分解的礦物（石英、鋯英石、金紅石等）以及母巖碎塊相混合而成為粘土礦床，而形成這類粘土礦床的作用通常被稱為粘土化作用。在殘余粘土礦床中，最重要的是高嶺土礦床和蒙脫土礦床。第四節風化礦床的類型及其特征第四節風化礦床的類型及其特征我國殘余高嶺土礦床分布甚為廣泛，聞名世界的中國瓷器就是以它們作為原料的。江西星子嶺高嶺土礦床是此類礦床的典型實例。（二）殘余紅土型鐵、鋁礦床在熱帶和亞熱帶的氣候下，雨季（降雨量大）與旱季相互交替，全年天氣炎熱，日夜溫差變化不大，因此最有利于植物繁殖和微生物的作用，從而形成豐富的腐殖質和有機酸等，這就促進了化學風化的劇烈進行。如果地形平坦或坡度不大，從硅酸鹽巖石中分解出來的堿和堿土金屬（去堿作用），則不易被地表水帶出風化場所，因此溶液具堿性反應；SiO2溶膠在堿性介質中不凝結，而被潛水帶走（去硅作用），而溶膠A12O3·mH2O和Fe2O3·pH2O，則可在原地凝聚。這樣，在地表就逐漸地堆積起鋁的氫氧化物（三水鋁土礦Al2O3·H2O和一水鋁土礦A12O3·H2O）與鐵的氫氧化物和氧化物（褐鐵礦、水針鐵礦、水赤鐵礦、赤鐵礦等），它們一起構成紅土。一般把這一作用稱為紅土化作用。第四節風化礦床的類型及其特征（二）殘余紅土型鐵、鋁礦床1.殘余紅土型鋁土礦床已知紅土型鋁土礦床發育在熱帶和亞熱帶地區的霞石正長巖和玄武巖風化殼中。由于霞石正長巖和玄武巖富鋁貧硅，所以這類巖石經紅土化作用的結果常形成具有很大工業價值的紅土型鋁土礦床。由霞石正長巖風化而成的紅土型鋁土礦床以美國的阿肯色鋁土礦床是典型代表第四節風化礦床的類型及其特征（二）殘余紅土型鐵、鋁礦床1.殘余紅土型鋁土礦床鋁土礦還有另一類型為鈣紅土型，是由含粘土質石灰巖和較純的石灰巖在長期風化過程中形成的。這類礦床常和喀斯特地貌有關，故又可稱為喀斯特型鋁土礦床。鈣紅土型鋁土礦有世界著名的南美牙買加鋁土礦床及法國、匈牙利等一些西歐國家的鋁土礦床。我國的廣西平果鋁土礦床則是典型的喀斯特型鋁土礦床。根據鋁土礦床產出的地質環境又可分為3種類型：①高原型鋁土礦床，如印度德干高原鋁土礦床；②準平原型鋁土礦床，如南美洲、馬來西亞鋁土礦床；③喀斯特型鋁土礦床，如地中海和廣西平果鋁土礦床。第四節風化礦床的類型及其特征（二）殘余紅土型鐵、鋁礦床2.殘余紅土型鐵礦床殘余紅土型鐵礦廣泛分布于熱帶、亞熱帶地區，原巖以富鐵的超基性巖和玄武巖為主，也包括含菱鐵礦或鐵白云石的石灰巖以及含鐵硫化物礦床，它們經紅土化作用后，高價鐵的氫氧化物和氧化物殘留地表，構成殘余紅土型鐵礦床，這類礦床往往產于風化殼型硅酸鎳礦床的表部，具有品位高、雜質少、規模大、埋藏淺等特點，單個礦床的儲量可達幾十億噸至幾百億噸。這類在古巴、菲律賓、印度尼西亞等國的鐵礦資源中占有重要地位，據統計，目前世界上富鐵儲量的70％產于此類礦床中。另外，含菱鐵礦的碳酸鹽巖地層經風化作用后，可形成相當規模的喀斯特型鐵礦，礦體形態受溶洞形態控制。如我國的山西式鐵礦就屬這種類型。第四節風化礦床的類型及其特征（三）離子吸附型稀土元素礦床在花崗巖類等含稀土元素較多的原巖風化殼中常發育離子吸附型稀土元素礦床。這類花崗巖在風化作用下，稀土礦物被破壞分解時，釋放出的稀土元素可呈陽離子進入溶液；而硅酸鹽礦物風化成多水高嶺土、高嶺土、水云母等粘土礦物。由于破鍵而出現未飽和的過剩負電荷，它們需要吸附溶液中的陽離子以維持電價平衡，活動性大的鉀、鈉、鈣等陽離子會被溶液帶走，活動性較小的稀土元素陽離子就會被粘土礦物吸附，而使稀土離子在風化殼中逐漸富集起來，形成有工業價值的礦床。這類礦床在江西、廣東、湖南、福建、廣西和安徽等地均有發現，有巨大的經濟價值。如江西南部花崗巖風化殼離子吸附型富釔重稀土元素礦床。第四節風化礦床的類型及其特征三、淋積礦床當地表巖石或礦床受化學風化作用分解時，那些易溶于水的組分中的一部分被帶入潛水活動區，成為稀薄的含礦溶液。由于介質性質的改變或與周圍的巖石發生交代作用，便可使有用物質發生沉淀而形成為礦床，即淋積礦床。淋積礦床的礦體形狀多呈不規則的似層狀，其次為囊狀、巢狀等。礦石常具網脈狀、浸染狀、粉末狀、葡萄狀、結核狀等構造。淋積型的鎳、鈷、釩、鈉、鐵、錳、鈾等礦床具有較大的工業價值。第四節風化礦床的類型及其特征淋積型硅酸鎳礦床這類礦床是鎳礦的一種重要類型，它們是由熱帶和亞熱帶地區的超基性巖風化而成。這些巖石在紅土化作用過程中鎳先臨時性溶解在水中，但很快又在紅土層下面的風化巖石中發生中和反應形成鎳的硅酸鹽礦物，如硅鎂鎳礦、鎳水蛇紋石、鎳綠泥石、水硅鎳礦等。這些次生鎳硅酸鹽富集而成淋積型硅酸鎳礦床，其上紅土層富鐵往往可成為紅土型鐵礦。新喀里多尼亞淋積鎳礦床即是此類礦床的典型代表。另外，古巴、澳大利亞、巴西、菲律賓及我國的云南、內蒙古、臺灣等國家或地區都有硅酸鎳礦床分布。第四節風化礦床的類型及其特征第五節金屬硫化物礦床的表生氧化及次生富集作用各類礦床的近地表和露出地表的部分，在受到風化作用時都會發生不同程度的變化，這種變化被稱為表生氧化(oxidation)。其結果會改變礦床中礦石的組構、礦物成分及化學成分。這在金屬硫化物礦床中表現得尤為強烈。硫化物礦床在暴露地表后，常發生強烈的風化作用，礦床中原生硫化物與大氣和水里的氧結合，遭受不同程度的氧化，形成新的礦物和新的溶劑，這種溶劑能進一步溶解其他礦物，這種作用稱為表生氧化作用。這樣，礦床就被氧化，同時礦床中很多礦質被淋濾，礦床發生表生氧化和淋濾的這一部分稱為礦床的氧化帶，深度可達潛水面。氧化帶中淋濾溶液向下滲流，穿過潛水面，進入缺氧的地下水流動帶，可與原生硫化物反應形成了次生硫化物，可使某些金屬在流動帶中富集，從而大大地提高礦床的工業價值，這種作用稱為次生富集作用(supergeneenrichment)。因此，了解硫化物礦床的表生氧化和次生富集的可能性，具有重要意義。第五節金屬硫化物礦床的表生氧化及次生富集作用在風化作用下，如果金屬硫化物（特別是銅硫化物）礦床所處條件適宜，可有一個發育完整的表生分帶，自上而下為：氧化帶，位于潛水面以上，相當于滲透帶。帶內又可分出以下亞帶（自上而下）：（1）完全氧化亞帶—鐵帽；（2）淋濾亞帶；（3）次生氧化物富集亞帶。次生硫化物富集帶原生硫化物帶第五節金屬硫化物礦床的表生氧化及次生富集作用在風化作用下，如果金屬硫化物（特別是銅硫化物）礦床所處條件適宜，可有一個發育完整的表生分帶，自上而下為：次生硫化物富集帶，位于潛水面以下、停滯水面以上。相當于流動帶。原生硫化物帶，位于停滯水面以下。相當于停滯水帶。礦床垂直分帶的產生，乃地下水長期作用的結果。但多數情況下分帶發育不全，有些地區如冰川地帶和侵蝕作用極為強烈的地區，礦床氧化帶很淺，甚至完全沒有。一、金屬硫化物礦床的表生氧化作用在氧化帶中，硫化物一般都很容易轉變為硫酸鹽，特別是礦床中常見的黃鐵礦，氧化后形成的硫酸鐵和硫酸，對其他硫化物礦物的分解起著重要的作用。除硫酸鉛外，一般金屬硫酸鹽都易溶于水。因此金屬物質在氧化帶將被地表水或地下水搬運而分散。在有利的條件下，這些金屬能夠轉移到深部發生再沉積。以常見的鐵、銅硫化物為例，最常見的鐵的硫化物礦物為黃鐵礦、白鐵礦、磁黃鐵礦等。第五節金屬硫化物礦床的表生氧化及次生富集作用一、金屬硫化物礦床的表生氧化作用它們在氧化帶中的變化過程是：鐵的硫化物→硫酸亞鐵→硫酸鐵(水解)→氫氧化鐵，化學反應式如下：2FeS2（黃鐵礦）+7O2+2H2O→2FeSO4+2H2SO42Fe7S8（白鐵礦）+31O2+2H2O→14FeSO4+2H2SO4硫酸亞鐵很不穩定，會很快地變為硫酸鐵：4FeSO4+2H2SO4+O2→2Fe2(SO4)3+2H2O或12FeSO4+3O2+6H2O→4Fe2(SO4)3+4Fe(OH)3硫酸鐵水解后，生成氫氧化鐵及硫酸：Fe2(SO4)3+6H2O→2Fe(OH)3+3H2SO4近年來的研究證明，在硫化物的表生氧化和硫酸形成過程種，細菌起著非常重要的作用，如硫氧化桿菌等。目前，細菌已被視為參與硫化物礦床氧化過程的一種因素而日益受到人們的重視。第五節金屬硫化物礦床的表生氧化及次生富集作用一、金屬硫化物礦床的表生氧化作用如果氧化帶中水很少，那么硫酸濃度則相對增大，因而反應不易向右進行。不過，硫酸鐵是一種很強的氧化劑，能使鐵、銅、鉛、鋅、銀等的硫化物氧化成硫酸鹽，如以下各式：FeS2（黃鐵礦）+Fe2(SO4)3→3FeSO4+2SCuFeS2（黃銅礦）+2Fe2(SO4)3→CuSO4+5FeSO4+2SZnS（閃鋅礦）+4Fe2(SO4)3+4H2O→ZnSO4+8FeSO4+4H2SO4PbS（方鉛礦）+4Fe2(SO4)3+4H2O→PbSO4+8FeSO4+4H2SO4第五節金屬硫化物礦床的表生氧化及次生富集作用一、金屬硫化物礦床的表生氧化作用上式表明了鐵的硫化物的重要性，它們是生成硫酸鐵和硫酸等溶劑的基礎，它們的分解最終產物為Fe(OH)3，是一種難溶的膠體化合物，它們多在原地沉淀形成凝膠物質，脫水后變成為氧化鐵的混合物——褐鐵礦，包括水針鐵礦（Fe2O2·H2O）、針鐵礦（αFeO(OH)）、水赤鐵礦（2Fe2O3·H2O）、赤鐵礦（Fe2O3）等，由于這些礦物異常穩定，所以它們與難溶物質如粘土、砂粒等殘留在氧化帶中，而其他組分在氧化過程中多呈易溶鹽類被水帶走，從而形成所謂“鐵帽”。第五節金屬硫化物礦床的表生氧化及次生富集作用一、金屬硫化物礦床的表生氧化作用銅的原生硫化物以黃銅礦最為主要，其次為斑銅礦、輝銅礦等。銅硫化物除自身可被氧化分解為硫酸銅外，更多的是被鐵硫化物氧化最終產物硫酸鐵氧化為硫酸銅。硫酸銅具有很好的溶解性，通常被帶出氧化帶并向潛水面下移動，因此在大多數情況下，氧化帶是明顯地缺銅的。但在某些情況下，銅也可在氧化帶中形成堆積，這可能與圍巖或脈石礦物中有大量碳酸鹽或硅質巖的存在有關，也可能由于蒸發作用促使銅從溶液中沉淀下來。如果是這樣，則可有一些孔雀石、硅孔雀石、藍銅礦、膽礬、水膽礬等礦物出現在氧化帶鐵冒中。由上述可見，在一個鐵、銅硫化物礦床中，只要出現前述的次生礦物，往往即可確定該礦床發生了表生氧化作用。這些礦物出現的深度即代表氧化帶的深度。氧化帶發育的程度，系受氣候、地形、構造、礦床產狀、礦石成分、圍巖性質和時間等因素的控制。氧化帶的厚度，一般多在數十米以內，但也見達百米以上者。第五節金屬硫化物礦床的表生氧化及次生富集作用一、金屬硫化物礦床的表生氧化作用發育完全的氧化帶內，一般包括以下各亞帶：（1）完全氧化亞帶（鐵帽）：位于氧化帶的最上部（圖8-5），氧化作用進行得最為強烈，氧化時間也最長，以鐵的氧化物和氫氧化物占絕對優勢，故又稱為鐵帽。鐵帽呈褐色至棕紅色，具松散或多孔狀、蜂窩狀構造。通常作為金屬硫化物礦床的重要找礦標志。特別是其中褐鐵礦的顏色和特征性構造能反映原生硫化物的種類。第五節金屬硫化物礦床的表生氧化及次生富集作用一、金屬硫化物礦床的表生氧化作用發育完全的氧化帶內，一般包括以下各亞帶：（2）淋濾亞帶：位于鐵帽之下，是在其上部完全氧化亞帶發育初期階段所形成的強酸性溶液影響下發生的。淋濾作用強烈以致硫化物幾乎完全被帶走，僅由鐵的氧化物、氫氧化物和石英、重晶石等穩定礦物構成。第五節金屬硫化物礦床的表生氧化及次生富集作用一、金屬硫化物礦床的表生氧化作用發育完全的氧化帶內，一般包括以下各亞帶：（3）次生氧化富集亞帶：僅出現在某些銅礦床氧化帶的下部。它是由于構造作用使礦床分布區上升和地下水面下降，引起次生硫化物富集帶隨之上升進入氧化帶，銅的次生硫化物從而受到氧化，結果生成更富含銅的新礦物——赤銅礦、自然銅等。如：4Cu2S（輝銅礦）+9O2→2Cu2O（赤銅礦）+4CuSO4Cu2S+2O2→Cu（自然銅）+CuSO4第五節金屬硫化物礦床的表生氧化及次生富集作用一、金屬硫化物礦床的表生氧化作用次生氧化富集亞帶在許多情況下