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第三章_地表地球化学作用与元素迁移

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地质 储层 沉积 地化 层序地层
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第三 章 地表地球化学作用与元素迁移内容提要化学作用与化学迁移水 理化学条件特征作用的基本类型天然水的类型迁移形式水 因 —体系组成外因 —物理化学环境实例分析与讨论风化作用硫化物矿床风化沉积过程元素迁移过程中的热力学规律和动力学控制自然界的物质是不断运动的,元素也必然包含其中。 地球自形成以来,其化学组成的演化就从未停止。因此组成地球的各圈层和各圈层内部不同尺度物质体系的化学组成是时间的函数。不同尺度体系的 化学不均一性 是驱使化学作用发生的原因之一,如高含量矿体成矿元素的含量呈中心式向周边围岩扩散; 环境物理化学条件 的改变也是导致化学作用产生的重要因素,如地表条件下岩浆岩的风化蚀变、不同地幔深度温度和压力的差异引进的地幔物质对流等。地球化学组成和环境条件的持续演化意示了地球的化学作用的普遍性,而 不同圈层边界 在化学组成和环境条件上的显著差异,导致了强烈的化学作用产生。地球的层圈界面、岩石界面和矿物相界面等地带,若两者间的物理化学性质差异很大,其中有一相为 流体 相、或者有 流体 作为介质,该处将成为化学作用十分活跃的地带。地表条件下岩体被剥蚀和发生风化作用过程地壳表层是地壳与水圈和生物圈接触的边界,是元素发生重新分配的重要场所,也是人类生产和生活的环境。认识地表条件下元素的地球化学行为,对了解地球的化学作用过程、物质循环及其影响,具有重要的理论和应用意义。生命与风化作用风化剖面§ 1.地球系统的化学作用与化学迁移1. 地球系统的化学作用类型 进行分类 水 熔体 水 如地表水与大气、火山喷气对大气和大洋水成分的改造 ) 岩 如陨石轰击地壳、构造断裂带岩石相互挤压 ) 有机化学作用(石油、天然气的形成)2. 物质迁移的类型 化学迁移 —以熔体、溶液或气态形式发生的物质迁移。如碳酸盐的溶解。 物理迁移 —以岩石和矿物碎屑形式发生的物质迁移。如河流的机械搬运。 生物迁移 —以有机物形式发生的物质迁移。如植物从土壤吸取元素而生长。上述作用类型通常相互伴随,如河流上游搬运的河砂到了大海沉积物中可能仅剩下石英砂了,化学沉淀的碳酸盐在浊积岩中变成的角砾状,土壤中生物生长导致了化学风化的加速等。3. 元素地球化学迁移的概念自然界中的元素互相结合组成各种矿物、岩石等,对于其元素的整个历史来看,只是一个暂时的片断,它是在某个物理化学条件下,元素相对稳定、相对静止的一个暂时形式。随着地壳物质的不断运动和物理化学环境的改变,这种相对稳定性将遭到破坏,元素将以各种方式发生活化转移,并以一种新的形式再相对稳定下来。元素在自然界(地壳)的这种作用就称为 元素的地球化学迁移 。环境发生物理化学条件变化时,元素原来的存在形式变得不稳定,为了与环境达到新的平衡,元素从一种赋存状态转变为另一种赋存状态,并伴随着元素组合和分布上的变化及空间上的位移,该过程称为 元素的地球化学迁移 。元素地球化学迁移的基本特征 空间上的位移: 元素发生了重新分配、分散和集中,形成分带性 元素在时间上的演化 : 元素的迁移由多个环节组成,即元素存在形式的非稳定化 (活化 )、以新的形式发生化学迁移(搬运)、以与新环境平衡的形式沉淀或结晶而进入新的体系(沉淀) 元素存在形式的变化 : 元素原来不稳定的存在形式 , 在新的环境和条件下形成新的稳定结合 物理化学条件的改变 : 元素发生迁移的过程伴随着物理化学条件的改变元素地球化学迁移的概念还具有以下含义:① 存在于各种地质过程 (大至圈层尺度的物质运动,如地幔对流、板块俯冲,小至单个矿物的蚀变 )中,以化学形式组成和记录了地质事件的过程;② 元素的化学迁移是联系元素分布与分配的桥梁。如元素在地球中的分布是通过元素的地球化学迁移而实现其在不同圈层中的分配;成矿作用是在地壳元素分布的背景下,通过元素的迁移,以较高浓度的分配形式集中富集的结果。③ 自然界元素迁移的主要特点是有流体相参加 (气相、水溶液相、熔体相及生物相)。 水溶液 相在自然界对元素的迁移具有极其重要的意义。4. 元素迁移的标志 宏观观察 通过矿物组合的变化可以确定相应元素的变化 出。如中酸性火成岩外围的碳酸盐岩石发生矽卡岩化:碳酸盐矿物(方解石、白云石)硅酸盐矿物(石榴石、辉石)( 橄榄岩因交代作用发生的蛇纹石化。在蛇纹石化过程中橄榄石多变为蛇纹石,斜方辉石多变为绢石 (具斜方辉石假象的蛇纹石 )。菱镁矿滑石蛇纹石蛇纹石橄榄石3)(2)(243新鲜橄榄岩蛇纹石化橄榄岩对研究的体系 (对象 )进行元素含量对比分析,可定量地了解元素在体系中发生迁移的特征,即带入或带出的元素及其程度。由于元素迁移将引起样品密度、体积的变化,不能简单地将迁移前后的样品直接进行元素含量的比较,需要建立可比较的参照指标。目前采用的方法主要有三种:微观定量测量 元素含量的变化指示了元素的迁移(1)等体积法: 假设迁移前后岩石的 体积 未变,通过对比元素迁移前后体系 密度 的变化,计算出体积校正因子,再对元素含量进行修正;(2)等阴离子法 :假设元素迁移前后体系中 氧离子的数量 没有变化,以 160个氧离子为基础,分别计算出元素迁移前后与其结合的阳离子的数量,以判断发生迁移的元素及变化量;(3)稳定元素法: 假设元素迁移过程中, 某 (些 )元素 没有发生明显的变化,即该元素的绝对含量保持了相对稳定。通过对比在体系变化前后该元素相对含量的变化,确定出校正因子,进而对其它元素的含量进行校正。这类元素有 其它 (3)种方法在实际应用中可操作性较强。• 条件界面观察体系发生元素迁移的外部原因是环境物理化学条件的改变。因此,当研究对象处于不同的条件界面后,将发生元素的迁移。如岩体或地层与流动水体系的接触、矿体出露于含水层等。这种观察将提醒研究者采集地质样品时,注意样品的代表意义:不同变化特征 (蚀变程度 )的样品,其所代表的地质意义不同。问题 : 在花岗岩出露区,研究元素在风化过程中的行为和了解花岗岩的成因,应分别如何布臵采样对象?花岗岩岩体风化剖面§ 2 元素在水溶液中的迁移形式其是地表环境中普遍存在, 为过剩组份 ; 如干旱与潮湿环境 ); 不同的元素与 响着元素的迁移和沉淀、富集与分散。地表条件以地壳与水圈直接接触为特征。流体相对自然界元素的迁移具有重要影响,其特点表现为:水溶液中元素的存在形式根据水中分散质点的大小,可将含水流体分为以下类型:溶液 :以单分子或离子状态存在( D< 10体 :分子或微粒子( D: 1010浮液 : D> 10离子或分子溶于水中的化合物,根据其化学键性质的不同,在水中的存在状态是不同的:离子化合物 :在水中电离为离子分子晶体化合物 :受极性分子的吸引,分解为极性分子原子晶体化合物 :具共价性键,只能分解为分子离子的基本性质决定了溶于水中的阳离子的存在形式。离子电位与水溶液中的离子离子电位 (π) 定义为:π = 离子电价 / 离子半径离子电位的 意义 :对离子表面正电荷的度量 。 通常通过与 H+离子电位的比较 , 以衡量其相对于 H+ , 该阳离子争夺与氧(合的能力 ( 离子吸引价电子的能力 ) 。根据不同元素离子电位的大小 , 元素在水溶液中以不同的形式存在: 电价低半径大的离子 , 其离子电位小 (π< , 如碱金属、 碱土金属元素 , 它们同 H+争夺 在水溶液中常呈离子或水合离子形式存在 ( 如 , 称为碱性离子; 电价高半径小的离子 , 其离子电位大 (π> 8), 如 , 它们争夺 +强 , 因此经常从 ( 根中夺出 并与之结合成含氧酸形成 [-、 [-、 [-、 [ 由于使 H+游离 , 溶液显酸性, 称为酸性离子 。 电价偏高而半径中等的阳离子 ( ) ,其电位居中( π: 8),往往表现出双重性,称为两性离子。在水中的存在形式受到溶液中酸碱度的影响:在碱性溶液中,由于 (浓度大和 H+浓度小,阳离子与结合成为含氧酸 [  ;在酸性溶液中由于 H+浓度高于 (浓度,阳离子以氢氧化物分子 OH)式存在。图 3 离子电位图解不同离子电位 (电价 /离子半径 )元素在水溶液中的存在形式2. 络合离子实验观察:a. 在含 水溶液中, 不稳定,会很快形成难溶的 g+ + b. 当溶液中再加入少量的 色沉淀立即消失。其原因是: [[ + 溶解度大,从而大大增强了 然界水溶液中,部分金属元素在水中的溶解能力较弱 (如 U、 ,但当其与水中的阴离子形成络合离子后,其溶解能力大为提高,使得其可以以稳定络合物的形式进行迁移。胶体的质点大小介于 100 1间 ,它有两个基本特点:① 胶体是一种多相体系 , 质点很细 , 因此具有较高的比表面积 (单位体积所具有的表面积 )。 由此形成的高表面能 , 使得它们具有很强的吸附能力;② 胶体质点带有一定电荷 。 相同胶体质点 , 由于带有同种电荷而互相排斥 , 使其保持悬浮状态 。 为平衡胶粒的电荷 , 胶体对水中的离子产生吸附和离子交换作用 。3. 胶体胶核 反离子(固定吸附) 扩散层 )负胶体吸附溶液中的正离子,如: u、 n、 K、 积锰矿石中元素组合特征);正胶体吸附溶液中的阴离子。如 体则主要吸附呈酸根阴离子存在元素,如 、 、 、 、 。正 胶 体 负 胶 体土矿物、 3 水 水 两者之间发生的化学作用可统称为水 水 这类作用可以一直延伸到上地幔,对地表系统元素的组成、演化及循环具有重要影响。岩化学作用的物理化学条件 根据水 其分为低温和高温两类水 们的物理化学条件分别具有如下特点:低温水 温水 水圈直接作用 ) 体系中水的量有限活性强 (水富含作用剂、具有流动性 ) 活性强 (水富含作用剂、具有流动性 )有生物和有机质的参加 生物或有机作用参与程度较低富氧和富二氧化碳 相对缺氧,富集 或 。原子半径和离子半径对元素溶解的影响主要是通过半径对元素间的类质同像臵换的控制而体现出来的 。 当矿物分解其中的主要元素转入溶液时 , 半径与该主要元素相近 , 并在晶格中类质同像该主要元素的微量元素 , 就失去保持在晶格中的前提 , 因而 , 也随之转入到溶液 。例热液作用于花岗岩 , 使花岗岩发生钾长石化 。 这一过程使斜长石晶格破坏 , 在斜长石中 而 发生类质同像 。 因此 , 斜长石晶格的破坏 , 使 因而 新形成的钾长石 , 可以从溶液中吸取 a, 使 离子半径也在一定程度上影响着化合物的溶解度。一般情况下,离子键矿物的溶解度随着离子半径的增大和电价的减小而增高。3) 晶体场效应过渡族元素 们在八面体配位中形成较高的晶体场稳定能,不易被淋滤,因而也就不易被溶解。影响元素地球化学迁移的内部因素 元素存在的形式 : 吸附态易迁移 ; 独立矿物或类质同象进入矿物晶格中则难迁移 元素及对应化合物的晶体化学性质 :1. 化学键类型: 如离子键化合物在水溶液中易溶易迁移2. 离子价态和半径 : 低价易溶易迁移 , 高价难溶难迁移3. 晶体场 稳定化能 : 低易迁移 , 高难 迁移 响水溶液中元素发生迁移的外部因素地壳岩石中元素进入溶液或从溶液中析出可为两种形式:直接溶解与饱和沉淀 :存在于易溶化合物中的元素,通过化合物的溶解,呈溶解分子和自由离子形式被搬运,当(温度等 )环境条件改变时因达到饱和,元素从溶液中析出 (如海滩晒盐 ),这种过程不伴随有化学反应 。化学反应溶解与形成沉淀 :多数情况下,岩石中的元素进入溶液发生迁移或从中析出,均伴随化学反应的发生,元素通过化学反应进入溶液并通过化学反应从溶液中析出。 唯一的原始人工晒盐工序 凿石造盐槽 (海南洋浦 ) 千年古盐田存在于易溶化合物中的元素,通过化合物的溶解,呈溶解分子和自由离子形式被搬运,当 (温度和压力等 )环境条件改变时因达到饱和时,元素从溶液中析出。多数情况下,岩石中的元素进入溶液发生迁移或从中析出,均伴随化学反应的发生:复分解反应酸碱反应氧化还原反应络合反应胶体作用1、 元素迁移过程中的复分解反应由于反应物之间的离子相互交换而形成新产物的反应称为复分解反应 。例如 , 含 就可发生下列复分解反应 , 使呈溶解状态被迁移的元素 白钨矿 ) ↓+ 1) 中和反应中和反应是反应所生成电离能力最弱的产物水的一种复分解反应 。 常见的生成水的反应是酸和碱的相互作用: H+ + 2O。例:含 可使后者发生黄玉化 , 结果 同时 并形成一定量的水 。 2 4黄玉 ) ↓+ 22 5水解反应化合物和水的复分解反应称水解反应: 水电离的 H+或 分别取代原来的阳离子或阴离子 , 从而使矿物分解形成新的矿物 。例 1化物矿床氧化带中 , 溶解于水的常常通过水解而呈 H)3胶体形式析出: + 62H)3↓ + 2 接触交代矽卡岩型铁矿床中赤铁矿的形成:2+ 3 + 6 6酸碱反应及介质的 H+]表示,其以 10为底的对数的负值称为,即:例如,在硫化物矿床氧化带形成初期,由于硫化物的迅速氧化,形成硫酸溶液的强酸性环境: 致多种硫化物中的金属元素进入溶液而发生迁移: (u, 然界中酸碱反应引起的溶液  in of 氧化物 H)4 2 H)4 H)3 a( H) l( H)2 e( H)2 n( H)2 n( H)2 多金属元素在水体中以该形式存在 )2) 纯铁帽 和 铁锰帽 。 两种铁帽形成的水溶液条件存在差异:H)2 沉淀 , 属碱性条件 。当在表生条件下水介质为偏酸性时 , 而H)2和 H)3是稳定的 , 形成较 纯铁帽 ;当水介质呈弱碱性时 , 进而形成 1)概念反应物之间发生元素电子得失和价态变化的化学反应称为氧化还原反应 。 反应中 , 原子或离子失去电子则称被氧化 , 得到电子则称被还原 。例: + → + → + e → + e 准电极电位 。 上式反应是因为当 遇时 , 它们之间产生了电位差 , 使电子从 动向 移 。 由于 使得反应中 而 化学反应的电位差决定了氧化还原反应的方向 , 而氧化还原反应的电位差 , 取决于离子的氧化还原电位 3、氧化还原反应氧化还原电位一种离子氧化态时的电位可以表示为 ( 氧化还原电位的能斯特方程 ) :式中: ) ; 为法拉弟常数 ( 96500 J/V) ; 如 和还原态离子 (如 的浓度 。R E → + + e 中列出了在标准条件下( 25℃ , 1性溶液和碱性溶液中的 电极电位低的元素的还原态可与位于该元素的后面 、 电极电位较高的元素的氧化态相互作用 , 本身失去电子 , 前者被氧化 , 而后者被还原 。 电极电位低的元素的还原态不与其前面元素的的氧化态发生氧化还原反应 。 ( 电子向电位高处流 ) + 2e + 2e + e =+ 2=+ 2 2=+ 2 不存在 生;存在 与 生,不存在 与 )氧化还原电位  两个半反应间的氧化电位差值越大 , 反应越易进行 ,而且进行得较为彻底 , 如果差值小 , 反应不易进行 ,常导致多种价态的离子共存 。例: + 2e + 2e 由于两半反应的 Δ 仅为 因此在自然界中可见到 时存在 。多数情况下自然界发生氧化还原反应的条件与标准条件不同 , 因此 , 判断反应发生的方向应计算所处环境条件下各半反应的 用氧化还原电位的能斯特方程 ) 。3) 介质的氧化还原电位同属于大洋环境 , 当体系位于开阔的浅海时 , 指示了氧化环境 , 而位于封闭的盆地底部 , 2S、 指示处于还原环境 。 因此 , 自然环境中元素发生氧化或还原作用的能力可用介质的氧化还原电位来度量 , 它是代表天然复杂的介质中 ,各个氧化还原反应的总和 。若已知环境的 根据各种离子氧化反应的断在该环境中各离子所处的离子价态。R E 得酸性介质的 , 若需了解该水溶液中 通过以下判断和计算获得答案在酸性溶液中,铁的半反应为 : → + + e 2]3- > []+络离子 离子 N)2- 0 N)64- 5+ 7 ++ 323- 3 5H)4- 3 N)4= 8 1 = 0N)4= 7 9++ 6 93+ 5 ++ 7H)4- 8 H)3- 3N)43- 3 N)4= 6++ 1 ++ 8N)63- 3 H)4= 4部分常见络离子的稳定常数表( 3) 自然界络合物形成的环境 由于络合物需在有高浓度配位体的环境中才能形成(如一个 ),因此在地壳中发生络合反应的主要环境有 岩浆期后富含挥发份的热液、热卤水溶液等 。 富含高电负性的配位体环境 有利于络合物的形成,如 F–、 。高电负性配位体的化学性质活泼,可以取代化合物中弱电负性的阴离子或弱配位体,形成较稳定的络离子。 高浓度碱性阳离子的存在 ( K+、 )有利于络合作用的发生。碱性阳离子具有双重作用:①使介质呈碱性:使具两性特征的成矿元素形成络阴离子,如 [(–]络离子;②作为阳离子,与络阴离子结合,组成溶解度大的络合物,如: ( 4) 研究络合物稳定性的意义 确定元素的沉淀分离和空间上的分带性。天然水中存在各种元素的络合物 , 由于其稳定性不同,其迁移能力就有差异,导致元素迁移时被搬运的距离和沉淀先后不同,从而造成元素在沉淀分离和空间上的分带性[2–其 [2– > [2–[Σ] 2– > [ΣY (] 2–这就使得 a, 而造成了性质相似的 a、 f、 Σ味着有流体的作用)。2)导致地壳中地球化学性质相似元素 (分离应用 实例 : 江西修水香炉山钨矿矿床基本特征:①石英 — 黑钨矿脉产在花岗岩裂隙带中;②工程揭露表明,石英脉下部密集硫化物 (,而在 石英脉上部钨矿 (n)显富集;③黑钨矿富集处两侧围岩中具萤石化和含氟电气石化。研究目标 :① 为什么会形成下部硫化物和上部黑钨矿空间分带?③在与灰岩的接触带还可能形成什么岩石和矿化?分析 :1) 从黑钨矿 体 两侧围岩 发生的富氟矿物蚀变 (氟电气石 )现象判断,成矿热液中富含卤素元素阴离子。因此(K,[(K,[其中 6价。由于黑钨矿发生沉淀的前提是存在富氧环境导致 [- 化合物的沉淀,因此需要了解成矿环境发生氧化的原因。2) 在岩浆热液作用的早期阶段,深部裂隙系统内含矿热液中相对富集 2S, 而 于硫化物矿物的溶度积很低,热 液中较低水平的 度已足 形成硫化物矿物的沉淀 , 而在相对还原的环境下,钨仍呈络合物形式在溶液中迁移。3) 岩浆热液作用晚期阶段 ,当成矿热液运移到浅部裂隙带,游离氧浓度大大增 加,促使络合物离解, 将 其 子配位体全部撤换成 成钨酸根 [2-,与溶液中 ( )结合而发生沉淀,形成黑钨矿(和白钨矿);释放出的配位体 合,从热液中析出,形成萤石(和含氟电气石) :    )( 2)(),(22242422242223萤石黑钨矿C a 黑钨矿 ( (称锰铁钨矿;白钨矿 ( 也称钙钨矿。体化学作用对元素迁移的意义1)胶体的形成可增强元素的迁移能力例如 表条件下含量高),其迁移能力有限,但当它们形成胶体后,迁移能力显著提高,可进行较长时间和长距离的迁移。2)胶体的吸附和解吸可以导致部分元素发生沉淀与富集。例如在河流的入海口,由于海洋中有 致 而发生沉淀和富集。铝土矿,如没有胶体搬运(从岩石中含量 10%富集到达到 50%以上),就没有这种矿的形成。不同元素在真溶液和胶体溶液中的溶解度对比图6 典型水 风化过程是发生最为普遍的水 是地球元素发生地球化学分配和再循环(壳、幔尺度的大循环,三大岩类的转换)的重要方式; 风化过程发生于地壳表层,其所处的地表环境具有以下特点:相对于地壳深部,地表环境压力小且变化小、温度较低但变化迅速;富含氧和二氧化碳,水可呈固、气、液态广泛分布;生物作用明显,元素行为受到有机地球化学的影响(人类);水圈、大气圈和生物圈的共同作用,使得大多数出露于地表的岩石处于化学上的不稳定状态。一、风化过程水 地表岩石发生风化作用的实质表现为造岩矿物与所处的地表环境处于化学上的不平衡,但不同矿物的 不稳定性程度 存在区别; 地表条件下,岩浆作用过程中结晶较早的矿物稳定性差,造岩矿物稳定性增强的序次与鲍文序列相同 (右图 );938)提出的硅酸盐矿物稳定性顺序s 岩石形态上趋向圆形 (球形风化 ) 体积减小 形成地表条件下稳定的矿物 形成土壤不同气候条件下的风化剖面铁铝土壤剖面 : 褐色,多发育于温带森林区; 钙结层土壤剖面 : 发育于干旱草原和灌木植被区; 红土层土壤剖面 :化学风化强烈, A、 壤层发育深但营养物质主要集中于表层。多发育于热 、硫化物矿床的表生氧化作用 硫化物矿床形成于相对还原的地质环境,当地壳运动抬升至与水圈和大气圈接触时,硫化物矿床将发生氧化作用; 控制硫化物矿床风化作用的主要化学作用为 氧化 表现为以 潜水面 为界线,界线以上的强氧化带,硫化物矿床发生氧化反应,不同硫化物矿物氧化后形成溶解度不同的硫酸盐类,而在潜水面以下环境相对还原,溶解的硫酸盐类发生不同程度的还原作用而形成次生的硫化物; 沿风化剖面氧化还原环境的连续变化以及元素发生迁移 致了元素组合在空间上呈现分带特征; 硫化物矿物经地表风化过程中的氧化还原作用,发生的元素再分配可使部分成矿元素高度富集,形成特殊的次生氧化或 (和 )还原矿床(可节省大量冶炼成本) 。氧化矿石带 (铁帽 )淋滤矿石带氧化矿石富集带潜水面次生硫化物富集带原生硫化物矿石带硫化物矿床典型风化剖面主要硫化物的氧化反应( 3) 33( 2) 2141( 1)2227)(3232322242222H ( s ) F e ( O H )O H O/ F H O/ F e SP y r i t 黄铁矿  S O - x ) F e (O O- x / (S - x )( 2122)Py r r h o t i t e(242221磁黄铁矿H F e ( O H ) H O/ C uF e e O C uF e t e )( C h a l c op y H A s O H F e ( O H )O H O/ F e A s S H A s H O F e A s S t e )( A r s e n op y 砂 2O P b S( G a l e n a )2e)( S ph a le r i t方铅矿闪锌矿Z n OZ n S 硫化物矿床氧化带的发育强度与发育速度主要决定于硫化物的数量。硫化物矿床经常存在数量不等的黄铁矿、白铁矿和磁黄铁矿,它们在氧化过程中,不仅产生硫酸亚铁如水绿矾、铁明矾等,而且产生游离的硫酸。这不仅使浅表水的 且促使矿床氧化速度加快。水绿矾 7铁矿 x = 0 于二价铁在氧化条件下很易氧化为三价铁,后者易发生水解作用形成氢氧化铁 (即针铁矿及水针铁矿 )沉淀下来,部分并转变为赤铁矿。这些铁的氢氧化物和氧化物在地表很稳定,又不溶于水,因此,残留在原地,形成了所谓 铁帽 ,即盖在硫化物矿脉顶部的富含铁的氧化物的顶盖。当原生矿床硫化铁的矿物含量低时,它的氧化产物可以使周围岩石染成铁锈色,俗称为 “火烧皮” 。由于各种金属元素地球化学性质的差异及其硫酸盐在水中溶解度的不同,导致了元素间发生分离。例如 方铅矿 氧化成的铅矾,溶解度小,可在原地残留,并可进一步转变为 碳酸盐(白铅矿)和磷酸盐(磷酸氯铅矿) 等,形成了含铅铁帽;而经常与方铅矿密切共生的 闪锌矿 ,当其氧化成硫酸锌时,由于其在水中溶解度大,很快被水带走,如遇石灰岩就与之作用形成 菱锌矿 ,并最后转变成 异极矿(锌的含水硅酸盐) 。异极矿H)2 . 生铜的硫化物,如 黄铜矿 、 辉铜矿 和 斑铜矿 等,在表生氧化过程中所形成的硫酸铜常因溶解度大而被淋失。但在干旱气候条件下,可形成多种硫酸盐矿物,如 胆矾、水胆矾、铜绿矾 等矾类矿物堆积。辉铜矿 5硫酸铜溶液遇到碳酸盐矿物或岩石时,则起化学作用,形成地表条件下常见的 孔雀石 和 蓝铜矿 ;此外,在较还原环境下,还可形成 自然铜 和 赤铜矿 。当硫酸铜溶液进入地下水面附近,遇到原生硫化物时,发生交代作用可产生 辉铜矿 、 铜蓝 等次生硫化物。孔雀石 赤铜矿 而扩大矿石储量,提高矿床的经济价值。在具有伴生金的硫化物矿床中,随着氧化带的发育, 金在铁帽亚带的中下部富集 。正确评价金属矿床的 氧化露头 ,是找矿工作成功的关键之一。自然金④ 驱龙铜矿区向北的河流中发育长达 6
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