矿床学 第十章 风化矿床 2003.ppt

1、第十章 风化矿床 一、概念、特点及工业意义 概念：风化矿床（风化壳矿床）系指陆地表层在风化作用下形成的，质和量都能满足工业要求的有用矿物堆积的地质体。 风化作用是指地壳系表层的岩石和矿石在大气、水、生物等营力的影响下，发生物理的、化学的和生物化学的变化作用。 风化作用的结果，使硅酸盐类矿物、可溶盐类（碳酸盐等）及金属硫化物等等，被分解为三种主要组份： 1）溶解在溶液中的物质; 2）原岩中化学性质较稳定的矿物； 3）风化作用过程中形成的新矿物。 这三种主要组份，可以在原地或附近得到充分富集形成风化矿床；也可被搬运较远距离而沉积在水盆地中。,风化矿床具有以下特点： 1）埋藏浅、便于露天开采，（因多

2、为第三纪和第四纪的产物）。 2）矿床分布范围与原生岩石或矿体出露范围一致或相距不远，常沿现代丘陵地形呈覆盖层状分布，多为面型矿体。 3）矿体的深度决定于自由氧渗透到地下的深度，一般几米一几十米，有的达一、二百米；个别情况下沿裂隙带风化深度可达1500m以上，则呈线型矿体。另还有岩溶型矿体。 4）组成风化矿床的物质是在风化条件下比较稳定的元素和矿物。有自然金，被粘土矿物吸附的稀土元素，铁、锰、铝的氢氧化物和氧化物，高岭土，磷酸盐和含镍硅酸盐矿物等。 5）矿石结构一般疏松多孔，构造多为土状、多孔状或网格状。 6）矿床规模以中、小型为主，个别也有大型和特大型。,工业意义： 1. 风化产物不仅是许多沉

3、积矿床的成矿物质的重要来源之一; 2. 而且某些风化产物本身具有很重要的工业价值。 如：1) 红土型镍矿床的发现和利用，镍金属储量迅速增长了四倍。现在，这种巨型的风化镍矿床占全部镍矿储量的一半以上。如大洋洲的新喀里多尼亚红土型含镍硅酸盐矿床，分布面积达六、七千平方公里。 2) 红土型铁矿床不但规模大，矿石中还含有铬、锰、镍、钴和钒，成为炼优质合金钢用的“天然合金矿石”，如古巴的红土型铁矿床，储量达150亿吨，具有重要的工业价值。 3) 风化矿床可提供优质铝土矿和天青石等矿产。 4) 闻名于世界的我国陶瓷工业主要原料的高岭土。 5) 我国新发现的风化壳型稀土元素矿床和红土型金矿床，也具有十分重要

4、的工业意又。 6) 还有铂、钨、铀、金刚石、磷块岩等。,二、风化矿床的形成条件 （）气候条件 气候环境乃是岩石风化并形成风化矿床最重要的条件之一。因为风化作用主要是通过水和生物活动进行的。而水和生物的多寡与气候带有密切关系，其风化壳的特征和成矿作用表示于图101。 图101 从极地（左）到赤道（右）分带的土壤示意图,在极地冻土地带，由于化学风化作用很弱，一般不形成风化壳，有时由机械碎屑物质形成残积砂矿。 在温带内陆沙漠和热带沙漠气候地区，蒸发量远远大于降水量，水作用很弱，生物很少，以物理风化作用为主。化学风化作用主要表现在硷金属Na、K等和硷土金属Ca、Mg等的淋滤和淀积作用。风化壳主要由机械

5、碎屑物组成。在此砂层中，出现大量钙质胶结物(通常是方解石)。在水盆地中盐类物质浓度很高，有的已形成盐湖矿床。 在热带和亚热带的湿润炎热地区，气温高，雨量充足，生物活动力强，岩石往往发生强烈的化学风化作用。根据实验，温度增加10水解反应速度能增加2-2.5倍。这对矿物的分解、元素的迁移起着非常重要的作用，并能促使化学反应的平衡系统向产生新的物质方向进行，以利于化学风化矿床的形成。因此，一些巨大的铝、铁、锰等风化矿床主要分布在热带和亚热带的湿热气候地区内。 气候条件受纬度、高度，以及距离海洋远近等因素所控制。因此，研究风化矿床分布规律时，必须考虑地区的气候带所在的具体位置。但是在地质历史上，由于海

6、底扩张、板块运动、地壳升降等因素，近代气候条件不适于形成风化矿床的地区，可能有古代风化矿床存在。,（二）原岩条件 风化壳和物质成分是以原岩成分为根据的，原岩是成矿物质的来源。 1. 如富含铁、镍的超基性岩（根据黎彤、饶纪龙1962年资料，含Fe2O3 4.22%，FeO 7.77%；据K.Turkian和K.Wedepohl 1961资料，含Ni 210-1)和基性岩（同上，含Fe2O3 4.17%,FeO 7.61%;Ni 1.310-2)可形成红土型铁矿床和镍矿床。 2. 富铝贫硅的霞石正长岩：(含Al2O3 16.3330.59，SiO2 53.7839.74)和玄武岩(含Al2O3 1

7、2.8921.92, SiO2 0.7447.78%)形成红土型铝矿床。 3. 长石质岩石花岗岩类（Fe2O3 1.33%,FeO 1.77%，Al2O3 14.48%， SiO2 70.40%）可形成高岭土矿床。 4. 富含磷的碳酸盐类岩石可形成风化型磷矿床。 5. 含锰高的沉积岩、变质岩可形成残余锰矿床。 6. 富含稀土元素酸性岩浆岩可形成离子吸附型稀土元素矿床 7. 富含重砂矿物（锡石、锆英石、铌钽矿物等）的花岗岩， 可形成风化残积砂矿床等等。,（三）地貌条件 地貌条件不仅控制侵蚀和堆积作用的进行，同时还可决定地下水的动态和风化壳的地球化学特征。风化产物的淋滤状况，风化壳的厚度和保留程度

8、等均与地貌有关。地貌还影响到气候、植被、土壤覆盖层以及生物种属的差异。这在高差很大的山区比较明显，因为这些地区的气候显示垂直分带现象，在一个中、低纬度带的高山上，可以看到不同高度处有不同植被和不同类型的风化作用，以及不同的风化作用速度和强度。 强烈切割的陡峻高山地貌区，地下水位低，植被缺少，以物理风化为主，并且风化产物难以保存，新鲜岩石不断暴露地表接受风化，风化作用不彻底。因此，不利于风化壳和风化矿床的形成。而十分平坦的地形或有冲积层覆盖和地下水面很高的地区，也不利于风化矿床的形成。 高差不大的山区、丘陵地形对风化矿床的形成最为有利。由于坡度平缓,地下水位高，植物繁茂，化学风化和生物风化作用强

9、烈，并且风化产物能大量残留原地，有可能使矿物彻底分解，形成大量粘土矿物乃至生成某些残余矿床。 微小的地形起伏(倾角24，高低相差几十米)，也对风化矿床的形成具有一定的意义。如蛇纹岩经风化作用，在高处产生硅化蛇纹岩；在低处堆积含镍绿高岭石。因而在环绕硅化蛇纹岩山脊的低洼地带可形成风化型硅酸镍矿床。,（四）水文地质条件 风化矿床的形成，与地表水和地下水的运动情况，以及水的化学类型有关。它们在决定风化矿床的规模和深度方面起着很大作用。 大气水是风化壳内水主要来源。据水循环条件，将地下水分三个带(图18)。 （1）渗透带 又称“充气带”或“饱气带”。位于地表以下至地下水面(潜水面）以上。渗透带中的水来

10、自雨水，富含O2及CO2等，生物作用(特别是细菌作用)非常活跃，因而溶解和氧化的能力很强。此带的水自上而下快速流动，对岩石有强烈的破坏作用。因此，这个带又称“分解带”或“氧化带”。 （2）流动带 在渗透带以下的岩石空隙中充满着水，即为潜水。潜水面大致与地形起伏一致，随着雨季和旱季的季节变化而升降。在潜水面和停滞水面之间为“流动带”。此带的潜水缓慢地作侧向流动。潜水含氧(O2)较少(越深越少)，含盐较多。根据地区不同，或呈弱酸性，或呈弱硷性，故对岩石的分解和氧化能力比较弱。流动带的主要作用是将上部分解带里淋滤下来的各种成矿物质集中，并沉淀下来。因而此带又称为“胶结带”。 （3）停滞水带 此带位于

11、停滞水面以下，也称“滞流带”。此带内潜水几乎不含游离氧，,流动极其缓慢，或基本停滞不动。因之，潜水与原生矿物之间几乎保持平衡状态，原生矿物基本上不发生变化，或变化非常缓慢。 图102 地下水循环示意图 对化学风化最有利的条件是岩石具有适当的孔隙率和裂隙度，以保证易于吸收地表水，并使稳定而缓慢地往下渗透，风化残余矿床是由地表往下发展的，直到潜水面附近。若潜水面缓慢下降，则造成化学分解界面也相应下降，因而能够形成富厚的风化壳。相反，若潜水面上升，则风化壳停止发展，并可被以后的物理风化剥蚀殆尽。,（五）地质构造条件 无论对风化矿床的形成，还是对矿床的保存，地质构造条件都具有相当重要的意义。 地台区有

12、利于大规模的风化矿床形成。它往往产于长期沉积间断的不整合面上。我国华北地台上的奥陶系风化侵蚀面上的铁、铝矿床，西南地台上的寒武系和二叠系古侵蚀面上的铝土矿矿床，都是来源于富铁、铝的风化壳。 造山区不利于风化矿床形成，只有再经长期侵蚀，达到较为平缓的地貌或准平原化条件时，才能形成规模巨大的风化矿床。 区域构造对风化矿床也起控制作用。裂隙、裂隙带、破碎带的方向及完整程度可决定“线型风化矿床”的位置和形态特征。位于下降断块上的风化矿床，当其仅被薄的沉积物所覆盖时，可以成为工业矿床。但是当风化矿体被巨厚沉积物覆盖时，则难以开发利用。 侵蚀基准面决定风化壳的最终厚度，而地壳的垂直振荡运动将引起该基准面的

13、变化，造成某一地带的相对上升，另一地带相对下降，并影响到地下水面的稳定性。长期稳定的地下水面有利于风化壳形成明显的分带，而地下水面的变化将造成各带界面的改变。,（六）时间条件 在风化过程中，分解、淋滤易溶化合物(如硫化物、硫酸盐、卤化物等)需要较长的时间，而分解硅酸盐矿物则需要更长的时间。 如苏联南乌拉尔风化型硅酸镍矿床是在长达1500万2000万年的时间间隔内形成的。 因此，只有在一个较长时期稳定的地质环境中，才可以使风化作用进行得彻底，使岩石中的各种矿物组份的绝大部分被分解淋失，仅有一些稳定的矿物和惰性组份残留下来，形成厚度巨大的风化壳矿床。,三、风化矿床的成矿作用及矿床类型 （一）风化作

14、用 原岩被分解、溶失的主要营力是化学营力和生物营力。其中氧和二氧化碳对岩石的反应异常重要。氧和二氧化碳这两种物质在水圈和大气圈内比其他任何地方都丰富。因此，水解作用常常伴随着氧化作用（主要是二价铁变为三份铁的氧化作用）和碳酸化作用。所有这三种作用，都在紧靠大气圈和岩石圈的界面以下进行着，并与植物根系的生长和有机质的腐烂有密切关系。结果在本风化的岩石和大气圈之间进行某些风化成矿作用，并形成一个风化壳，从中通常可鉴别出一系列的“层”或“层位”，每一“层”都具有一定的生物的、物理的和化学的作用和特性。 1物理风化作用 物理风化作用是一种以崩解方式把岩石和矿物机械破坏成碎屑的作用。其主要因素有冰楔作用

15、，植物根系的楔插作用，昼夜温度的变化，层状节理化作用，暴风沙的冲击作用及冰川的侵蚀作用等。但是，除亚北极带和温带高寒地区外，物理风化与化学风化相比，几乎是微不足道的。 2化学风化作用 原岩由于化学作用，使组成岩石的矿物发生分解。也就是富含氧及二氧化碳的水（雨水和土壤水）与矿物发生化学反应的过程。,风化现象最完善的研究是既分析矿物的变化，同时又分析化学的变化。最有效的研究，是把这些变化同风化剖面上的风化强度或者深度联系起来。分析不同气候带的基岩的化学风化作用。尽管化学的和矿物的变化的完整程度不同，它们都是时间和风化作用强度的函数。对岩浆岩来说，矿物风化的顺序同矿物从岩浆中结晶的次序相同，在深处较

16、早结晶的那些矿物，在地表则是首先分解的。 3生物风化作用 生物风化作用实质上是由生物生活和死亡过程中引起的化学风化作用。十九世纪八十年代开始认识了生物风化作用对风化壳形成的重要性。细菌、真菌、蚯蚓、藻类以及地衣等低级生物所组成的生物群覆盖在岩石表面上，或存在于土壤中，所有这些生物都能酸化周围环境。这是由于它们呼吸时排出二氧化碳，而有的还在新陈代谢中排出有机酸；生物死亡后，则分解成各种有机酸，如腐植酸、褐酸等。 自然界中有些微生物，特别是铁细菌、硫细菌和还原硫酸盐细菌，具有氧化或还原某些元素的能力。如铁细菌能将二价铁氧化为三价铁；硫细菌能把硫化物氧化成硫酸盐。目前 有些国家借助于细菌氧化的原理，

17、通过“堆淋法”而从低品位的硫化物矿石中提取金属。还原硫酸盐细菌则能将硫酸盐还原为H2 S。 生物生长期间，不断地从周围介质中有选择地吸取某些元素，然后在新陈代谢过程中以有机化合物的形式把它们固定下来。元素的生物吸收和堆积有时可达到惊人的程度。如捷克的奥斯兰地区的一吨水水贼的灰分中存在着610 g金，在另一种木贼的一吨灰分中含有63g金，而当地土壤中仅含金0.1gt。,（二）风化作用中元素的迁移和富集 在风化作用过程中发生着水化作用、水解作用、氧化作用、酸的作用、离子交换以及生物的作用。这些因素都是在元素的电价、离子半径、离子电位、化合物的键性上来体现的，因而它们决定了元素或其化合物的集合状态、

18、在天然水中的溶解度、为胶体物质吸附的强度、以及矿物和元素在风化作用中迁移和富集的根本规律。 不同的矿物和岩石在不同条件下，化学风化有难易、快慢的差别，表现为某些元素的淋滤失散和另一些元素的残积富集两个对立面。元素在特定的风化条件下迁移能力的不同，引起了它们的彼此分异风化分异。 波雷诺夫在1934年首先根据河水中元素的含量与河水流经地区岩石中元素含量相比较，提出了元素迁移的相对活动性。彼列尔曼在1955年提出用“水迁移系数Kx”来衡量元素在风化带中的活动能力。此系数是指地表水或潜水的干渣中元素的含量与该区岩石中相应元素含量的比值。Kx值愈大，表明元素从风化竞中迁出的能力也愈强；相反，Kx值愈小，

19、则迁出的能力也愈弱。其计算公式； Kx = mx X100 /a X Nx Kx元素x的水迁移系数； Nx 元素x在河水流经区域岩石中的平均含量() a河水中矿物质残渣总量(mg/1)；mx 元素x在河水中的含量（mg/1）；,根据水迁移系数，可将风化带中的元素分为五类（表101）。 元素迁移 迁移的难易程度 元 素 迁移系数 系列等级 1 强烈迁移的 Cl、Br、I、S KX=n10 n102 2 易迁移的 Ca、Mg、Na、K 、F、Sr 、Zn KX=n n10 3 可迁移的 Cu、Ni、Co、Mo 、V、Mn、 SiO2 (硅酸盐中)、P KX=n10-1 n 4 惰性的 Fe、Al、

20、Ti、Sc 、Y、TR- KX=n10 -2 n10 -1 5 实际不迁移的 SiO2（石英中的） KX=n10 - 元素迁移顺序在某种程度上控制了风化壳内元素富集的可能性。事实上，在风化较彻底的风化壳中很难有CI、S存在，Ca、Na 、 Mg、K只微量存在，SIO2 、P、 Mg 、 Fe、 AI、Ti比较大量地残留原地。 对超基性岩风化壳的研究表明，按照地球化学迁移率（原岩中化学元素含量与风化壳最终产物中含量的比值），MgO、SIO2 、CaO和Ni显示较大的迁移能力；TIO2 、Cr2O3 、Fe2O3 显示最小的迁移能力。所以超基性岩风化壳表部的完全风化带残留有大量的铁、铬等氧化物，常

21、常形成红土型铁矿床；而风化壳中的半风化带则聚集Ni、SIO2 和MgCO3 ，可形成硅酸镍矿床。,（三） 风化矿床的分类 根据风化矿床的形成作用和地质特点分为以下三类。 1残积及坡积砂矿床 原生矿床或岩石遭受风化作用，其中未被分解的重砂矿物或岩石碎屑，残留在原地或沿斜坡堆积起来形成的矿床。 2残余矿床 原生矿床或岩石经化学风化作用和生物风化作用后，形成的一些难溶的表生矿物，残留在原地表部，其中有用组份达到工业要求时，即为残余矿床。 3淋积矿床 原岩或贫矿体经化学风化作用，某些易溶物质被水带到风化壳下部的潜水面附近沉淀下来，所形成的矿床，称淋积矿床。,（四）风化矿床的类型及其特点 1残积及坡积砂

22、矿床 裸露于地表的岩石或矿体部分，由于受到物理的、化学的和生物的风化作用，在其表部形成单矿物和含矿岩石的碎屑层，其中可溶物质和较轻的微粒，被地表水、地下水或风力带走，留下来的物质则常是较重的难溶的矿物、岩块或矿块，当其中有用物质的含量达到工业开采价值时，便成为残积矿床（图103）。当那些残积的有用碎屑物质由于剥蚀作用和重力作用沿山坡移动，并在山坡上积聚起来便形成坡积矿床。因此，残积矿床和坡积矿床常常呈逐渐过渡的关系。 图 103金矿脉上面的残积砂矿 由于组成这类矿床的有用矿物的化学性质稳定，而且是在原地残留或移动不远，故一般都具有棱角或保留原来矿物的外形；无分选或分选很差。无明显层理。 残积及

23、坡积砂矿床，不仅本身具有工业价值，而且是寻找原生矿床可靠标志。,主要的残积及坡积砂矿床有砂金、砂锡、铌钽砂矿床。 （l）砂金矿床 当原生金矿床遭受风化后，由于其他轻矿物和不稳定的物质被水或风带走。从而使金相对富集起来，形成残积砂金矿床。 著名实例有澳大利亚的卡尔古利，那里原生的金一黄铁矿一硫化物矿床的氧化带，由于强烈风化，形成了红土，金就在疏松的红土中富集，含金达30克吨。 （2）残积一坡积砂锡矿床 云南箇旧原生锡石一硫化物矿床，产于石灰岩中，由于矿石和围岩易于风化，因此，在矿体的上部和附近的岩溶洼地、缓坡上，广泛发育有这类矿床。矿层厚，品位高，规模大，开采和选矿都很方便，是我国最重要的锡矿类

24、型之一。 （3）残积铌钽砂矿床 这类矿床主要分布于热带和亚热带地区的富含铌、钽铁矿等副矿物的花岗岩和花岗伟晶岩的风化壳中，共生矿物有锡石、黑钨矿、锆石、独居石、钛铁矿等。这类矿床是目前铌、钽的重要来源。 非洲尼日利亚是这类矿床最著名产地。在乔斯高原，含铌铁矿黑云母花岗岩和钠长石化花岗斑岩，经风化后形成的残积及坡积铌铁矿砂矿床中，还伴生有钽铁矿、锡石、锆英石、钛铁矿、独居石、磷钇矿等，可以综合利用，规模巨大，属于选矿，具极大工业价值，从中获得的铌精矿，占世界产量的95。,此外，澳大利亚利别里帕尔含铌铁矿伟晶岩区、美国南达科他洲含稀土一钛一钽一铌矿物的花岗岩区、中国南岭江西会昌残积铌钽矿床位于含铌

25、钽钠长石化黑云母花岗岩地表风化壳中。 矿石呈松散块状，粉状，颗粒在0.5毫米以下，至0.02毫米时铌钽铁矿成单体。矿石中有 4 0余种矿物。铌钽矿物中的铌铁矿占 80，钽铌铁矿占 2 0。其他独居石、磷钇矿和锆英石可以顺便回收利用。矿石中铌钽矿物分布均匀，一般较稳定。90的铌钽是以独立矿物出现，其中32呈细小包裹体赋存于云母、长石、石英矿物中。,2残余矿床 （1）残余型粘土矿床 花岗岩和片麻岩在温暖潮湿的气候条件下，铝硅酸盐矿物在水、二氧化碳和生物的作用下被分解，形成粘土质风化产物。根据不同的风化强度和风化作用持续的时间，可以是钾质粘土（伊利石）、三八面体的蒙脱石（二价离子来自铁镁矿物）、高岭

26、石，或者是三水铝矿。 KAl2AlSi3O10(OH)2 K1-nAl2AlSi3O10(OH)2 H2O PH=9.5 白云母 PH=9.5-7.8(?) 伊利石 Al2Si4O10(OH)2 nH2O Al4Si4O10 (OH)8 PH=8.5-7 蒙脱石 PH=5-3.5 高岭石 在风化作用持续时间长，或风化作用强度大的情况下，钠和钙就从蒙脱石的层间位置上脱离；钾从伊利石的层间位置上脱离；只有高岭石较稳定，被保留在风化壳中。蒙脱石的钠和钙的结合健比伊利石中的钾的结合键要长些和弱些。此外，蒙脱石的层间阳离子比伊利石中的要少，所以，钠和钙的淋滤比钾快。蒙脱石和伊利石都向高岭石转化，从蒙脱石

27、和伊利石中释放出来的胶体的Al-OH组份相结合形成高岭石。 在较强烈风化条件下，如热带潮湿气候条件，产生高岭石的去硅作用，并生成三水铝矿Al(OH)3 。二氧化硅在风化壳中如何溶解还不清楚，因二氧化硅溶解度在pH值低于8.5一9.0情况下是很低的。目前流行假说是归因于有机物的活动性。,在残余粘土矿床中，最重要是高岭土矿床和蒙脱石(微晶高岭石组成)矿床。 A 高岭土矿床 残余型高岭土矿床，主要产在酸性和中性的铝硅酸盐岩石的风化壳中。 江西星子高岭土矿床是此类矿床的典型实例。它发育在白云母花岗岩及花岗伟晶岩的氧化带（图104）。花岗岩中的钾长石和花岗伟晶岩中的微斜长石均已变为高岭土。 矿层厚由l3

28、m至2030m不等，可见分带现象。矿石主要由高岭石组成，含少量水云母，其中有大量石英和白云母，经水淘洗后是很好的陶瓷原料。由花岗伟晶岩中块体微斜长石风化而成的高岭土，不含杂质，颜色洁白，具蜡状光泽，质量最优。驰名于世界的江西景德镇瓷器原料即来源于此。 B 蒙脱石矿床 河北宣化蒙脱石矿床可作为这一类矿床实例。该矿床分布面积很大，矿区内广泛发育着侏罗一白垩纪火山岩系，蒙脱石矿层由凝灰岩风化而成。两层凝灰岩夹在河流相砂砾层中，上层凝灰岩比较纯，主要为火山玻璃质岩石，而下层凝灰岩却含有很多晶体和岩石碎屑。上层凝灰岩的成分是酸性的，厚约3035m。在凝灰岩的大部和下部都有蒙脱土。在凝灰岩层底部的蒙脱上往

29、往很纯，白色或粉红色，块状构造，蜡状光泽，膨胀性和吸水性都大，厚约以0.8m。上层蒙脱石往往不太纯，常含有一些岩石碎块，呈粉红色粉末状，厚约569lm。蒙脱土和凝灰岩往往是过渡关系。 蒙脱石的成因是酸性凝灰岩由表层水的作用变化而形成的。,图104 江西星子高岭土矿床剖面图,（2）残余红土型铁、铝矿床 红土型铁矿床是富铁橄榄岩或玄武岩风化作用的产物。而红土型铝矿床是富铝少硅的霞石正长岩、玄武岩、安山岩，以及石灰岩风化作用产物。 玄武岩和安山岩分布广，从风化角度，二者之间有几个重要方面不同： A 玄武岩中的矿物结晶温度比花岗岩中大约高3 00，环境较缺水。由此玄武岩中钙硷性矿物和铁镁质矿物就比较容

30、易分解。 B 玄武岩矿物晶体比花岗岩小，含有玻璃基质，增加玄武岩分解速度。及二者间含铁量不同(玄武岩含铁12，花岗岩4)，这样，在潮湿玄武岩露头上，易形成厚富铁风化壳。该铁为世界多处重要来源。研究最好区之一是夏威夷群岛。 玄武岩的风化作用通常直接形成粘土矿物、氧化铝和富钛氧化铁。 因风化强度大小、时间长短不同所形成各种类型粘土矿物顺序如图10-5所。 玄武岩原生矿物直接变成蒙脱石，一方面是因钾不够充分，不能够结晶出伊利石，另一方面也因母岩中AISi比率较高。由于进一步的淋滤，蒙脱石遭到破坏，而为高岭石或三水铝矿所代替。风化产物的变化，决定于降雨季节性。在潮湿和干旱交替下，氧化铁稳定。当潮湿时，

31、二价铁从矿物中分解出来；到旱季便被氧化，并沉淀成非常不易溶解的含水氧化铁。这些物质在持续潮湿季节，也不可再重新活动。在季节性湿热气候条件下，风化作用的最终产物为钛铁质红土。 夏威夷雨热带，二价铁从铁镁矿物中析出，保持可溶状态，并不从土壤孔隙中沉淀。铝质残余物就以一水软铝矿、一水硬铝矿和三水铝矿形式堆积。玄武岩在潮湿和干旱交替下形成红土型含钛铁矿床；在持续潮湿下形成红土型铝矿床。,图105 夏威夷群岛热带土壤风化作用图解 （表示风化作用的初期、中期和末期的产物）,红土型铁矿床 现代红土型铁矿床广泛分布于赤道附近的热带、亚热带地区。古巴红土型铁矿床就属于此类最为典型的矿床。形成这类铁矿床的母岩是含

32、铁高并易于风化的岩石，主要为超基性岩和含铁多的碳酸盐类岩石。 如母岩为含铁59以上的超基性岩（纯橄榄岩、橄榄岩），在红土风化作用下，橄榄石、辉石等富含低价铁的矿物在氧化带中氧化、分解。其中氧化镁一般成为易溶的重碳酸盐被地下水带走，氧化硅也呈溶解状态被地下水带走；低价铁被氧化转变为高价铁，水解形成针铁矿、水针铁矿、水赤铁矿，然后脱水成赤铁矿。继续风化使赤铁矿带向下发展逐步代替针铁矿带。此外，细菌还可以使针铁矿部分以Fe（HCO3）2形式转入溶液中，向下淋滤到红土层以下，再氧化沉淀形成团块状、皮壳状或板状赤铁矿。 高价铁矿物的溶解度很小，在氧化带中很稳定，因而残留在地表。只有很少量的铁可呈低价铁化

33、合物或溶胶被潜水带走。故在红土型风化壳剖面的最上部的铁壳带及其下面的斑点带中有大量铁的富集，矿石含铁3050或更高。矿体内因残留有原超基性岩的副矿物一铬铁矿、铁铬铁矿、钒钛铁矿、钛铁矿等，以及风化作用形成的硅酸镍矿、含钴的锂硬锰矿、钾硬锰矿等，使得矿石成为很特征的富含铬、锰、镍、钴、钒的“天然合金铁矿石”，可直接冶炼优质合金钢。,残余红土型铝土矿床 红土型铝土矿床发育在热带和亚热带地区的霞石正长岩和玄武岩风化壳中。由于热带和亚热带微生物和植物大量生长，它们所形成的腐植质和有机酸极为丰富，这就促进化学风化作用的强烈进行。因为岩石的裂隙和孔隙充满了水，不断地分解着岩石。当从硅酸盐岩石中分解出来的硷

34、金属和硷土金属离子进入溶液，则溶液具有硷性反应。SIO2 溶胶在硷性介质中不凝结，并被地下水向下携带，沉淀在较深的地方，或被地下水带走。为了移去氧化硅，通畅的排水条件会对铝土矿的形成起主要作用。而溶胶AI2O3 mH2O和Fe2O3 PH2O则可在原地凝聚。这样就逐渐堆积起铝的氢氧化物（三水铝矿Al2O3 3H2O和一 水铝矿Al2O3 H2O ）和铁的氢氧化物（褐铁矿、水针铁矿、水赤铁矿等）。由于霞石正长岩和玄武岩富含铝少硅，所以常常在这类岩石的风化壳中，发育具有很大工业价值的红土型铝土矿床。 美国的阿肯色铝土矿床是这类矿床的典型代表（见图106，107）。铝土矿层发育在硷性霞石正长岩露头上

35、，由于霞石（Na2OAl2O32SIO2）中 Al2O3 SIO2的比值高，SIO2在硷性溶液中被大量溶解并迁出，AI呈Al2O3H2O和Al2O33H2O 形式残留在氧化带而成优质铝土矿。,图106 阿肯色铝土矿床横断面图图 107 阿肯色风化铝土矿剖面图 1一砂和粘土，2一豆状和多孔状铝土矿（结 核带）3一具花岗岩状结构的铝土矿（淋滤。 带）；4一假碎屑状和致密状粘土; 5一高岭土 化霞石正长岩; 6一新鲜的霞石正长岩,一般认为这类铝土矿形成可划分三个阶段： 1）造岩硅酸盐矿物分解阶段：部分硷金属和硷土金属以及氧化硅从粘土矿物聚集体中迁出； 2）继续去硅作用阶段：游离的氧化铝呈三水铝矿和一

36、水铝矿聚集； 3）铝土矿复杂化阶段：碳酸盐、硫酸盐、粘土矿物等使铝土矿成分复杂化。 前两个阶段的分解作用是在硷性介质（ PH 9一7.5 ）中进行的，第三阶段则以酸性介质（pH73）为特征。铝土矿矿床的垂直分带常与铝土矿的上述阶段性发育过程有关。这种垂直分带一般自上而下分为铁壳带，斑点带（铝土矿带）和分解带（粘土带）及原岩带。 由基性岩玄武岩风化形成的铝土矿床，以印度德干高原铝土矿矿床最著名。矿层发育在晚白垩世的玄武岩风化壳中。矿体呈不规则斗篷状，在水平方向上具有断续展布特点，厚120m。由上而下分带： 1）红壤层带：含红土碎块和铝土矿碎块的疏松状红色土壤。 2）铝土矿带：多孔状、致密状、豆状

37、构造铝土矿 3）半分解玄武岩带： 4）未分解的新鲜玄武岩带。 我国东南沿海一带也发育有玄武岩风化形成的红土型铝土矿矿床。如福建漳浦铝土矿矿床。,（3）离子吸附型稀土元素矿床 在花岗岩、正长岩及火山岩等含稀土元素较多的原岩风化壳中，常发现这类矿床。例如，有的花岗岩中稀土元素已有一定程度的富集，其中副矿物有氟碳钙钇矿、砷钇矿、钛钇矿、独居石、磷钇矿、硅被钇矿、褐钇铌矿等，为形成风化型稀土金属矿床提供了丰富的成矿物质来源。 当这类花岗岩在风化作用下，稀土矿物和硅酸盐矿物一起被破坏、分解。其分解产物以离子状态（往往以复杂的碳酸盐络合物形式）进入到溶液中去，除了一部分被地表水带走外，大部分则被多水高岭石

38、、高岭石和水云母等粘土矿物吸附，使稀土元素离子在风化壳中富集成矿。因为高岭石等粘土矿物的表面常因破键而出现未饱和的过剩负电荷，它需要吸附介质中的阳离子以维持电价平衡。风化壳中的钾、钠、钙等离子活动性较大，稀土元素离子活动性较小，当后者置换前者后，前者进入溶液并被不断地带走，后者被粘土矿物吸附，从而残留在风化壳中。 我国南岭燕山期含稀土矿物的花岗岩在有利地质地貌条件下，形成了特大型稀土元素矿床。江西某地离子吸附型稀土元素矿床的母岩为白云母花岗岩，稀土元素含量为0.02一0.03，母岩遭受风化后，在近地表的粘土层中稀土元素含量提高到0.088，最高达0.43 。,一般这类矿床的垂直剖面有如下四个带

39、，自上而下： 1）富铁残积层：含水介质为弱酸性，粘土含量也较高，但由于 Fe( OH)3 胶体的大量存在，与粘土矿物发生胶体凝聚与电性中和作用，故粘土矿物对稀土元素的吸附容量减小。这样，大量稀土离子被地表径流带走，从而造成稀土元素在地表残积层中相对贫化。 2）完全风化带：介质为弱酸性，稀土在水溶液中的溶解能力相对增强，加之此时已有大量的粘土矿物存在，有利于稀土元素离子被吸附，故此带中稀土元素离子的次生富集程度提高。 3）半风化带：介质属弱破性，稀土元素在水溶液中的溶解能力最差，同时粘土矿物也较少，故稀土元素的次生富集程度较低。 4）未风化原岩带： 离子吸附型稀土元素矿床埋藏较浅，矿石疏松，故可

40、露天开采，且不需选矿，用盐水淋洗含矿粘土，就可将90以上的稀土元素转入氯化钠溶液中，而得到纯度达 9 4以上的稀土元素的氧化物。 我国江西某地花岗岩中的稀土元素残余矿床主要为 钇 钆、镝、镱等重稀土元素；轻稀土元素只有少量钕、镧。 花岗岩风化壳往往是钇族元素相对富集，铈族元素相对贫化；而火山岩风化壳中则由于有大量铈族稀土元素存在。所以轻稀土元素相对富集。 巴西莫罗杰费的含褐帘石正长岩风化壳中含铈、钇、镧和钍等元素，成为本类型的著名工业矿床。,3. 淋积矿床。 （1）淋积型硅酸镍矿床 它是镍矿一种重要类型，有的矿床规模巨大，如新喀里多尼亚硅酸镍矿床。该矿床都是由超基性岩风化形成的，与在中生代、第

41、三纪、第四纪的热带、亚热带气候条件下形成的蛇纹岩风化壳有关。 镍在超基性岩内基本上是以类质同象混入物形式代替镁而进入硅酸盐矿物中，主要是进入橄榄石晶格，部分进入斜方辉石和角闪石晶格，因而由纯橄榄岩、橄榄岩到辉石岩，镍的含量逐渐降低，由0.24降到0.16。 橄榄石和辉石在风化或热液作用下转变为蛇纹石，蛇纹石分解作用早期镍即被释放出来，主要呈重碳酸盐，少量呈硫酸盐和氢氧化镍溶胶进入溶液，从风化壳上部迁移到风化壳下部，以次生(或含)镍矿物再沉积下来，使镍富集。分二步: 第一阶段：在富含CO2 和腐植酸地下水作用下，介质呈酸性，橄榄石等矿物分解，F e, M g, Ni 进入溶液，而Si形成SiO2

42、胶体。铁形成氧化物后稳定,留在原地。 第二阶段：由于风化作用继续发展，介质仍为酸性溶液，更多的Mg、N i和Si进入溶液，并随溶液向下渗透进入地下水带，由于中和反应，便呈含水硅酸盐沉淀，或Ni离子置换Fe、Mg离子，形成镍硅酸盐或含镍硅酸盐矿物，如硅镁镍矿NiOSIO2 H2 O、镍铁绿泥石(Ni，Mg)6(Si4Ol0 )(OH)8、暗镍蛇纹石 Ni4 （Si4Ol0 ) (OH)4 4H2O ，含镍绿高岭石(Ni , F e)2(OH)2(Si4O10 )nH2O)沉淀。由于镍的溶解度比镁小，因此，沉淀的NiMg高于溶液中的NiMg比值。于是形成镍的富集，达到含镍1.5的矿石。,这一类矿床

43、著名的实例有新喀里多尼及我国云南的硅酸镍矿床。 新喀里多尼亚硅酸镍矿床 位于南太平洋，大约长400km ，平均宽约48km ，于 1865年被发现。 矿体产干蛇纹石化的纯橄榄岩和云辉橄榄岩的完全风化带。该区红土化作用进行得彻底，硅、钙和锰被迁出。铁在红土中以褐铁矿形式出现，含有 1025的水。垂直剖面有明显的分带性（图108）。 A）风化残余富铁红土带：主要为铁质红土，最上部相当于赭石带，红土层的平均厚度 4050 m，其中由褐铁矿组成的最顶部铁帽厚 16 m。各组份平均含量为 Fe2O3 60，SIO2 18，Al2O3 0.45%，NIO1.64，CoO 0.1。少量的钴和锰富集在红土层的

44、较下部。 B）橄榄岩蚀变和镍次生富集带：是镍矿富集带，矿石类型为细脉状绿色硅镁镍矿，其中镍多半含于绿高岭石中。这些镍矿物集合体呈脉状填充于蛇纹岩的稠密细脉中，并胶结蛇纹岩角砾构成最富的镍矿石。” 矿石矿物有，硅镁镍矿、镍绿泥石、镍水蛇纹石和镍皂角石。矿物的颜色从鲜苹果绿色、浅绿色到白色。当硅酸盐中的铁被镍置换则呈绿色，被锰置换则呈褐色。钴含量达10，呈钴土矿。矿石平均含镍35，最高达10，这样，镍富集达 1030倍。,图108 新喀里多尼亚含镍红土矿床典型剖面图,云南南部硅酸镍矿床 在滇南超基性岩带（全长105km，宽50200m）内，已发现若干红土型镍矿床。由于滇南地处亚热带，成矿条件良好，

45、蛇纹岩风化壳厚 6 0 80 m，矿层厚510m。矿石含镍0 9一2。矿床的垂直分带自上而下依次为： A）红色砂质粘土或粘土：厚35m，含Ni0.20.5 。 B）褐色赭石带：由赭石、水赤铁矿、针铁矿及粘土类矿物组成。底部有绿高岭石、蛇纹石、绿泥石、黄钾铁矾等矿物。厚0.53 m，含Ni0.5 1。 C）含镍绿高岭石带：由含镍的绿高岭石、暗镍蛇纹石、蛇纹石等组成，为工业矿层，一般厚210m；含Ni0.51.5，个别达2.2。 D）淋滤蛇纹岩带：常被次生硅质物充填，具网格状构造，此带一般厚 23 m，含Ni0.5l。其上部亦为工业矿层，下部为碳酸盐化蛇纹岩（菱镁矿细脉），可具有工业价值。 E）新

46、鲜蛇纹岩：含Ni0.1一0.3 。,（2）淋积型铀矿床 美国科罗拉多高原砂砾岩中的淋积型铀（钒）矿床规模巨大，具有十分重要的工业意义。 科罗拉多高原为北美陆台的一部分，基底为前寒武纪结晶片岩，盖层为总厚达三、四千米陆相沉积岩系，为上古生界、三叠系、侏罗系、白垩系和第三系的砾岩、砂岩、页岩(夹有灰岩、熔岩、凝灰岩)。铀(钒)矿体绝大部分在砾岩和砂岩中，呈层状、凸镜状、带状、鸡窝状。矿体大小不一，数目众多。除多数为整合矿体外，还有细脉状矿化发育交代型矿体。矿区内红色砂、砾岩和浅色(灰色、绿色、浅灰色)砂、砾岩成互层。铀矿化多集中于浅色砂砾岩中。矿体核部为淋积矿石，边部为次生氧化矿石。淋积矿石由沥青

47、铀矿、水硅铀矿、钒云母及黄铁矿、黄铜矿等硫化物及方解石、重晶石、萤石等组成。次生氧化矿石由钾钒铀矿、矾钙铀矿、硅钙铀矿、铜铀云母、水矾铁矿、水钙矾铜矿、次生铜矿物、铁和锰的氢氧化物、水铝矿、高岭石、黄钾铁钒、自然硫、石膏，铁明矾石等组成。 产在各种围岩（从上古生代到第三纪）中的矿化，其形成时间都在5080Ma。（即晚白垩世到第三纪）范围内。铀的淋滤源，可能为基米里期火山凝灰岩中的分散铀矿化和原生沉积的铀矿化。原生分散的铀被潜水淋滤（呈易溶的铀硫酸盐、复合的硷性一铀碳酸盐和复合的硷性一腐植酸铀络合物等状态），并在潜水迁移通道和构造有利地段（水介质由氧化条件转变为还原条件，急剧降低铀的迁移能力）沉

48、淀出淋积矿石。后来，由于潜水面下降，淋积矿石带转变为氧化带，又发生氧化作用而形成次生氧化矿石。,四、矿床的表生变化及次生富集作用 所有矿床，不论金属矿床，还是非金属矿床的近地表部分，在风化作用下都要发生变化，尤其是金属硫化物矿床，其表生变化比较强烈，而金属氧化物矿床则较弱。 找矿实践表明，能否认识和正确评价金属硫化物矿床的风化露头，乃是找矿工作成功与否的关键之一。由于不掌握矿床表生变化的规律和特点，而未能正确评价露头，导致漏掉重要矿床的事例屡见不鲜。例如，湖北黄梅菱铁矿矿床，对其铁帽露头，在 1958年进行初步评价时，认为是多金属硫化物矿床的氧化露头，但经钻探，地下未发现原生金属硫化物，于是否

49、定了。后来又进行了工作，确认铁帽下面为一很有工业价值的菱铁矿矿床。 由于多金属硫化物矿床的硫化物易于氧化、溶解和淋失，因此，氧化露头中金属含量会降低（如锌、铜镍、钴、钼铀和硫化物型金矿石等）。如不了解这种特点，就有可能在找矿、勘探工作中造成错觉，而忽视了深部原生矿体。因此，在评价表生变化比较强烈的矿体露头时，必须进行精细的研究，才能确定其原生成分，以推测深部矿体的组构和工业意义。 此外，对于铜、银、铀等矿床，在表生变化过程中，这些金属元素往往被水溶液淋滤进入胶结带，经再沉积作用发生次生富集，从而大大提高矿床的工业价值。因而研究矿床的次生富集作用，具有重要的理论意义和经济意义。,（）金属硫化物矿

50、床的表生变化 1金属硫化物矿床的表生分带 金属硫化物矿床的近地表部分，长期经受氧、二氧化碳、水、生物有机质等风化作用，可产生表生分带现象。 在风化作用良好的条件下，发育完好的金属硫化物矿床的垂直表生分带，和地下水的关系如图109。 （1）氧化带： 大致相当于地下水渗透带； 地下水面 （2）次生硫化物富集带： 大致相当于 地下水流动带； 停滞水面 （3）原生硫化物矿石带： 大致相当于停滞水带。 图109铜硫化物矿床的表生分带示意图,渗透带,流动带,停滞带,氧化带,次生硫化,物富集带,完全氧化亚带(铁帽),淋滤亚带,次生氧化物富集亚带,黄铜矿,FeSO4,CuSO4,赤铜矿,自然铜,褐铁矿,孔雀石

51、,方铅矿,闪锌矿,铜蓝,黄铁矿,黄铜矿,辉铜矿,地下水面,原生硫化物矿石带,2金属硫化物矿床的氧化带 分布在地表至潜水面之间的部位，大致相当于渗透带。氧化带的厚度决定于风化作用的强度、地下水面的深度、围岩的透水性以及裂隙发育的程度。一般厚几米至几十米，个别也可达几百米。氧化带又可分为如下几个亚带： l ）完全氧化亚带(铁帽)O2具褐色至棕红色、松散-多孔-蜂窝状构造. 2）淋滤亚带强酸溶液带走硫化物余铁的氧化物、氢氧化物、石英重晶石 3）次生氧化物富集亚带地下水面降低次生硫化物再氧化-赤铜矿、自然铜 （由辉铜矿氧化作用形成） 氧化带里矿物变化总的趋势是硫化物减少，氧化物增多。硫化物在氧化过程中

52、大部分的金属形成可溶性盐类，因而被淋滤。在氧化带的表部，铁和锰的硫化物和碳酸盐很容易被氧化形成氧化物或氢氧化物，它们和难溶物质如粘土、砂粒等残留地表，构成了铁帽。 当雨水在氧化带逐渐向下渗透中，变得越来越酸化。在氧化带中部层位，有较高酸度产生强烈氧化淋滤亚带。但这种情况少见，只在诸因素配合条件下才能形成。如苏联乌拉尔黄铁矿型铜矿床，由石英和重晶石所组成疏松的淋滤亚带。 还有一些矿床，在氧化带的下部出现次生氧化物富集亚带，这是由于当矿体遭受长期风化，侵蚀面和潜水面随之降低，使得次生硫化物富集带逐渐进入氧化部位，引起次生硫化物再氧化，特别是辉铜矿的氧化作用，形成赤铜矿和自然铜等新矿物堆积。,（1）

53、金属硫化物矿体氧化带形成机理及其地球化学行为特点 氧化带中金属硫化物易氧化生成各种硫酸盐。黄铁矿在氧化过程中伴随硫酸盐形成的同时还产生硫酸，降低了地下水的PH值，并进一步促进硫化物的溶解。这一现象对了解氧化带中各种元素的地球化学行为很有意义。由于各种金属硫化物在水中的溶解度是极小的，一旦氧化成硫酸盐后，绝大多数易于溶解，而为地表下渗水和地下水搬运。 黄铁矿是最普遍的硫化物矿物，和其他含铁的硫化物一起氧化后常常留下褐铁矿成赤铁矿并产生硫酸。 2FeS2 15/2O2 4H2O = Fe2O3 4SO4 2 8H+ 实际上，铁是以二价铁离子或硫酸铁的形式存在于溶液中。二价铁离子再氧化成三价铁离子，

54、形成不溶解的赤铁矿，或水解后成不溶解的褐铁矿。 2FeS2 7O2 2H2O = 2Fe2+ 4SO4 2 4H+ 2Fe2+ 1/2O2 2H2O = Fe2O3 4H+ 在大规模黄铁矿矿体氧化带内，铁似乎是被淋滤掉，没有留下大量赤铁矿或褐铁矿，因为硫酸的存在使得PH值很低，铁保持在溶解的二价铁状态。但在水富含氧条件下，可导致黄铁矿完全氧化，没有经过硫酸铁阶段，而变成硫酸高铁。 2FeS2 15/2O2 H2O = Fe2 ( SO4) 3 4 SO42 2H+ 在干旱地区，一些铁继续以高价或低价硫酸盐形式存在于露头上。在我国西北地区的金属硫化物矿床的氧化带中，常常可以见到很多黄钾铁矾（KF

55、e3 ( SO4) 2 OH6）等硫酸铁类矿物。,硫化铁类矿物的风化作用涉及铁和硫的氧化作用。硫在金属硫化物中通常是负二价；所以FeS2应该看做一个例外，实际上SO2 2 与Fe 2+ 呈藕合形式出现。氧化作用使硫酸盐其中硫的化合价提高为6，在S 2和S6中间阶段有一个自然硫的产生情况。例如，硫酸高铁溶液与辉铜矿作用应释放出铜离子，并产生自然硫。 Cu2S4 Fe3+ 6SO4 2 2Cu2+ 4Fe 2+ 6SO4 2 S 这说明少量自然硫存在于风化露头内。 硫化铁矿物被氧化后所产生的硫酸高铁和硫酸，对于其他金属硫化物的溶解力很强。并且硫酸高铁氧化硫化物矿物，形成溶解的硫酸铁。硫酸铁不稳定，

56、继续氧化成为硫酸高铁。如下式： 4FeSO4O2 2H2SO4 2Fe2（SO4）3 2H2O 硫酸高铁在中性或弱酸性溶液中不稳定，常发生水解作用，最终转变为氢氧化铁和硫酸。 Fe2（SO4）3 6H2O 2Fe（OH）3 3H2SO4 氢氧化铁是易于凝聚的水溶胶。它凝聚为各种表生铁矿物，其中分布最广泛的是水赤铁矿、针铁矿和褐铁矿，它们与二氧化硅等组成“铁帽”（硫化物矿体表部的富铁残余体）。 同时硫酸铁又是一种很强的氧化剂，能使铁、铜、铅、锌等的硫化物氧化成硫酸盐，化学反应见前、后。 常见铁的硫化物矿物为黄铁矿、白铁矿、磁黄铁矿等，在氧化带变化过程是： 铁的硫化物硫酸亚铁硫酸亚铁(水解)氢氧化

57、铁,在氧化带中各种硫化物分解的强度是不同的，此与硫化物一硫酸盐的氧化一还原电位（E h）和介质的酸硷度（P H）有关。一些硫化物较快地溶解消失，另一些硫化物可部分地甚至全部长期保存。最容易分解的硫化物是磁黄铁矿、黄铁矿、黄铜矿和闪锌矿等，难于分解的硫化物有方铅矿、辉银矿等，实际上不分解的硫化物是辰砂。如黄铜矿的分解反应式： 2CuFeS2（黄铜矿）十17/2O2 2H2OFe2O3 2Cu 2+ 4SO4 2 4H + CuFeS2十4Fe3+ 2H2O 3O2 Cu 2+ 5Fe2+ 2SO4 2 4H + 不含铁的纯硫化物直接氧化或被硫酸高铁氧化产生硫酸溶液： Cu2S（辉铜矿）十2H + 3SO4 2十5/2O2 2Cu 2+ 4SO4 2 H2O Cu2S十2Fe3+3SO4 2十3/2O2H2O2Cu 2+2Fe2+4SO4 22H+ PbS 2O2 PbSO4 (铅矾）。 在石灰质岩石存在的情况下，方铅矿氧化成相对难溶的碳酸铅一白铅矿； PbSH2OCO22O2 = PbCO3 4SO4 22H+ 这个过程可以包括两个阶段：氧化作用生成铅矾，和铅矾转变为白铅矿。在野外可以看到白铅矿的核心是方铅矿，过渡带是铅矾。 锌、银的硫化物也是溶解在硫酸高铁溶液中： ZnS(闪锌矿)2Fe3+ 十3S