表生风化矿床、沉积矿床

第七章表生环境中的风化-沉积矿床第一节 风化(壳)矿床和原生矿床的表生变化
一、概述
地壳最表层的岩石或矿石，在大气、水、生物等营力长时期的作用下，遭受破坏并引起矿物成分和化学成分变化，即发生风化作用。

风化作用的结果，使岩石或矿石被分解为3种主要组分：①溶解在地表水体等溶液中的物质；②原岩中化学性质较稳定的矿物；③形成新矿物。

这3种主要组分，即风化产物，可以在原地或附近富集形成风化壳，也可被水介质等地表营力搬运较远距离而发生沉积作用。

风化（壳）矿床指地表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。

换言之，由风化壳中的风化产物所形成的矿床称为风化矿床。

按风化作用的性质不同，一般可将风化矿床分为机械风化矿床和化学风化矿床。

机械风化矿床包括残积及坡积矿床，是裸露于地表的岩石或矿石主要遭受物理风化作用，形成单矿物和含矿岩石的碎屑物，其中可溶物质和较轻的物质被地表水、地下水或风力带走，而大量较重的难溶物质、岩块或矿块则残留下来，当其中有用物质的含量和规模达到工业利用价值时，便成为残积矿床。

当那些残积的有用物质由于剥蚀作用和重力作用沿山麓斜坡向下移动并在山坡上积聚起来时，便形成坡积矿床。

在多数情况下，残积矿床和坡积矿床之间逐渐过渡，因此，又可统称为残坡积砂矿床。

这类矿床的组分主要是原岩分解后留下来的化学性质稳定的有用矿物和岩石碎屑，多呈棱角状，无分选或分选很差；矿石呈松散状，无明显层理，且品位多较高。

主要的残积和坡积矿床有砂金、砂锡、铌钽砂、金刚石砂、独居石砂、钛铁矿砂矿床等，工业价值较高，其中残积铌钽砂矿床是目前铌、钽的重要来源。

此外，残积、坡积砂矿床还是寻找原生矿床的有用标志。

化学风化矿床包括残余矿床和淋积矿床。

出露地表的岩石和矿床经受化学风化作用或生物风化作用后，易溶组分被地表水或地下水带走，难溶组分在原地彼此相互作用，或者单独地从溶液中沉淀出来，形成一些表生难溶的矿物残留在原地表部，其中有用组分达到工业要求时，即为残余矿床；如果风化壳中某些易溶物质被带到风化壳下部的潜水面附近沉淀下来，或通过地下水与岩石或矿石的相互作用形成的矿床称为淋积矿床。

残余矿床主要有残余型粘土（高岭土、蒙脱土）矿床、残余型（红土型）铝土矿床、残余型（红土型）铁矿床、残余型锰矿床、残余型稀土矿床和红土型金矿床等；淋积型镍矿床和淋积型铀矿床等具有重要意义。

残余型和淋积型风化矿床具有重要的工业意义。

例如，随着红土型镍矿床的发现和利用，镍金属储量迅速增长了4倍多。

目前，这类巨型的风化镍矿床占全部镍储量的50%以上。

再如，红土型铁矿不但规模大，矿石品位高，埋藏浅，而且矿床中还
第七章表生环境中的风化-沉积矿床187
含有铬、锰、镍、钴和钒，成为冶炼优质合金钢的“天然合金矿石”。

又如，闻名于世界的我国陶瓷工业主要原料的高岭土，也是来自风化矿床。

此外，残余型铝土矿床、稀土矿床和金矿床，均有重要的经济价值。

风化矿床大部分都是近代形成的，因此，它们经常出露于地表，埋藏浅，便于开采；矿床分布范围与原生岩石或矿体出露的范围一致或相距不远，往往是沿现代丘陵地形呈覆盖层状分布，多为面型矿体，底部界限不规则，有的情况下矿体沿裂隙风化带、岩溶漏斗分布，则呈线型或脉状、巢状、漏斗状等不规则形态；矿体常直接位于长期风化的侵蚀面上，向深处逐渐与母岩过渡，不少矿床具有垂直分带剖面。

风化矿床的矿石矿物大多为氧化物、含水氧化物等，还有碳酸盐、硅酸盐、磷酸岩及其他含氧盐和自然元素（如自然金等），它们都是在表生条件下比较稳定的矿物。

这些矿物有的是原岩中残留下来的，有的则是残余组分相互作用新形成的。

矿石的化学成分往往比较复杂，如残余型铁矿除Fe外，Cr、Mn、Co、V也可利用；残余型镍矿除Ni外，常含较高的Co、Mn、Fe。

大多数风化矿床的规模不大，个别也有大型和特大型，如新喀里多尼亚岛上的面型风化壳钴镍矿床，分布面积达7000 ~ 8000 km2；我国西南地区的风化壳型镍矿床，断续延伸达100 km以上。

二、重要矿床类型
1. 残余型高岭土矿床
江西星子高岭土矿床产在花岗岩、花岗伟晶岩的风化壳中，矿床的底部界限不规则，矿体呈透镜状或漏斗状，向深处逐渐与母岩过渡（自上而下依次为由花岗岩风化形成的高岭土－风化花岗岩－花岗岩）。

矿石成分以高岭石为主，含少量水云母，其他粘土矿物较少，一般Fe2O3不超过0.7% ~ 1%。

矿石质纯者颜色洁白，若受氧化铁污染则呈黄色或粉红色。

一般矿石需经洗选后方可利用。

我国高岭土矿床分布甚为广泛。

在东南各省的花岗岩风化壳中有丰富的高岭土，闻名世界的中国瓷器就是以它们作为原料的。

2、残余型铝土矿矿床
福建漳浦铝土矿矿床属于这类矿床。

矿区附近最古老的岩石为片麻状花岗岩，玄武岩覆于其上。

铝土矿即由玄武岩风化而成，其风化壳剖面自上而下（图7 - 1）为：富含铝土矿的红土层（1 ~ 2 m）、贫铝土矿的红土层、风化玄武岩（1 m至数米）、新鲜的玄武岩
图7 - 1 福建漳浦玄武岩风化残留红土型铝土矿示意剖面图
1—红土型风化壳矿体，2—富含三水铝石的红土型铝土矿，3—含三水铝石的贫铝土矿，并夹有玄武岩
2—残留体的红土，4—风化玄武岩
188
基础矿床学
含矿层按产状大致分为二种：一种呈毯状直接覆于玄武岩之上，与玄武岩风化面形状有关；另一种呈坡积层，位于山坡上或低地中。

矿石在红土中呈碎块或结核状，颜色为棕红、黄褐色，质地比较疏松，暴露在空气中会变得坚硬。

矿物成分主要是三水铝石，伴生矿物有褐铁矿、赤铁矿、钛铁矿、高岭石等粘土矿物。

矿石质量好，含Al2O3 44% ~ 56%，Al2O3/SiO2为4 ~ 10。

化学成分较复杂，除Fe、Al外，还含有Ti、Ga、Nb、Ta等。

矿石结构和构造较复杂，常见多孔状、鲕状、豆状、钟乳状、肾状、结核状等构造。

空洞的形状多不规则，孔径一般为1 ~ 3cm。

3. 淋积型镍矿床
我国云南南部地区淋积型镍矿床非常典型。

风化作用发生在基性—超基性岩浆岩出露区，风化成矿作用表现出明显垂向分带，自上而下依次为：①红色砂质粘土（厚3 ~ 5m，含Ni 0.2% ~ 0.5%）、②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、绿泥石等矿物，也可见铬尖晶石、磁铁矿等未分解的原生矿物，厚0.5 ~ 3m，含Ni 0.5% ~ 1%）、③含镍绿高岭石带（由含镍的绿高岭石、含镍蛇纹石、蛇纹石等组成，为工业矿层，一般厚2 ~ 10m, 含Ni 0.5% ~ 1.5%, 有时达2.2%）、④淋滤蛇纹岩带（本带中蛇纹岩已部分分解，质地较软，具网格状构造，厚一般2 ~ 3 m, 含Ni 0.5% ~ 1%, 其上部亦为工业矿层，下部为碳酸盐化蛇纹岩，裂隙中常有菱镁矿、白云石等碳酸盐细脉充填，这些碳酸盐是从上面淋滤下来的）、⑤新鲜蛇蚊岩带（含Ni 0.1% ~
0.3%）。

三、风化（壳）矿床的成矿作用和条件
1. 成矿作用
风化作用：是产生风化矿床成矿物质的重要作用，可分为物理风化作用、化学风化作用和生物风化作用。

物理风化作用是一种以崩解方式，机械地把岩石和矿物破碎成细块和碎屑的作用。

引起物理风化的主要因素有温度、冰冻、植物根系的楔插、暴风沙的冲击作用及冰川的侵蚀作用等。

上述诸因素中以温度因素最为重要。

因此，最有利于物理风化的地区是气候干燥、温度变化剧烈的沙漠、极地和永久积雪的高山等地区。

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，产生许多可溶的、不溶的或难溶的物质。

其中可溶性风化产物不断地被淋走，并向地下深处或地表洼地迁移。

因此，化学风化作用对岩石、矿石的改造要比物理风化作用强烈得多。

在化学风化作用过程中，水、大气和生物是最主要的因素。

天然水中常含有一定数量的氧、二氧化碳、有机酸、无机酸和各种盐类，能使许多物质溶解于水中，使岩石或矿石发生氧化作用、水化作用、阳离子带出作用、去硅作用和使某些残余组分之间发生相互反应。

而大气中的氧是一种强氧化剂，它直接影响许多元素在风化壳中迁移的状况，例如铬、钒、硫、砷等元素，在氧化作用下形成易溶的络合物在水中进行迁移，但有些元素如铁、锰等氧化后则不易迁移。

大气中的二氧化碳，很易溶解于水并形成碳酸，它对矿物的分解和元素的迁移起着重要的作用，促使化学风化作用加速进行。

生物风化作用实质上是由生物生命活动和死亡过程中引起的化学风化作用。

生物有机体在自然界分布极广，在岩石圈的上部、大气圈的下部和水圈的全部，几乎到处都有生物
第七章表生环境中的风化-沉积矿床189
的存在。

生物通过各种途径和作用促使岩石和矿物发生分解，对风化壳的形成极为重要。

生物活动直接影响天然水的化学类型，影响水的酸碱度和氧化还原环境，从而直接影响风化作用的进程，如硝化细菌使氨氧化为硝酸，硫细菌能把硫和硫化物氧化成硫酸，这些酸类物质加速了岩石的风化。

而铁细菌则将铁的低氧盐氧化为三价铁氧化物，促使铁在风化壳中富集。

生物作用可以改变大气的成分，例如大气圈中的氧含量达21%，几乎全部都是植物光合作用的产物。

此外，微生物的生命活动和有机体的分解，还能生成大量的CO2、H2S和有机酸等，这些生物活动产物是岩石发生化学风化的重要催化剂。

更为重要的是，有些生物可直接造成岩石的分解，如细菌、真菌、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，它们呼吸时排出CO2，在新陈代谢中排出有机酸，死亡后又分解出各种有机酸，这些排出或分解出的物质即可将岩石分解。

由于风化作用使原来岩石或矿石发生了分解，才使其中有用矿物或组分在地表富集成矿成为可能。

风化矿床的形成，是某些元素在风化壳中迁移和集中的结果。

原岩风化分解出的某些元素迁移流失，而另一些元素由于难以迁移则富集成矿。

化学元素在风化壳中迁移能力的大小，主要取决于元素本身的性质和它们所组成的矿物种类以及所处的地表环境。

波雷诺夫根据从火成岩地区排出的河水的干残物质的平均化学成分进行对比和计算，得出了风化壳中元素迁移的序列（表7 - 1）。

风化壳中元素的迁移能力可以相差数千倍，如火成岩在风化过程中，最先迁移走的是Cl和S等，以后盐基大部分从风化壳中游离出来，而且Ca、Na比Mg、K流失得要快些，再后风化壳中又丧失大部分的SiO2（硅酸盐），最后主要只剩下氧化物，特别是Fe2O3和SiO2（石英）。

必须指出，同一种元素的迁移能力在不同的环境中是不一样的。

在还原条件下，铁呈Fe2+可以强烈地迁移；在湿热地区，SiO2（硅酸盐）的迁移能力可以和Ca相同。

表7 - 1 风化壳中元素的迁移序列
元素迁移序列迁移序列中的元素或组分迁移等级指标
1 强烈迁移的元素 Cl、(Br、I)、S 2n×101
2 容易迁移的元素 Ca、Na、Mg、K 2n×100
3 可迁移的元素 SiO2（硅酸盐的）、P、Mn、Cu、Ni n×10 -1
4 稍可迁移的元素 Fe、Al、Ti n×10 -1
5 实际不迁移的元素（组分） SiO2(石英) n×10 - ∞
由于风化过程中元素发生了迁移，一部分元素及其化合物流失了，而另一部分则集中了并且相互发生作用（组成新矿物），由此而可能形成矿床。

例如残余型粘土矿床，是风化壳中难迁移的SiO2、Al2O3、Fe2O3等组分集中并相互作用而形成的；在温暖潮湿的气候条件下，富铝的硅酸盐岩石在H2O、CO2和生物的作用下，可分解出碱金属和碱土金属，它们以各种碳酸盐的形式溶于水中被带走；与此同时，从岩石中分解出来的SiO2、Al2O3、Fe2O3等在水中容易变成胶体物质，而溶胶SiO2 · nH2O带负电荷，溶胶Al2O3 · mH2O和Fe2O3 · pH2O带正电荷，此外还生成一种由SiO2和Al2O3混合组成的溶胶-胶体粘土，也带负电荷；
190
基础矿床学
正负电荷胶体相互作用而发生电性中和，引起凝聚，结果便产生SiO2、Al2O3和 Fe2O3的凝胶混合物；由于沉淀的凝胶SiO2和Al2O3的比例变动范围很大，因此便形成各种不同的含水硅酸盐矿物，如高岭石、多水高岭石、微晶高岭石、绢云母等，它们与一些铁的氢氧化物和未分解的矿物（石英、锆英石、金红石、电气石等）以及母岩残块相混合而形成粘土矿床。

形成这类粘土矿床的作用通常称为粘土化作用。

残余（红土）型铝土矿床是富铝的硅酸盐岩石红土化作用过程中一部分元素迁移，而另一部分元素集中并相互作用形成的。

在热带和亚热带的气候下，雨季与旱季相互交替，全年天气炎热，昼夜温差变化不大，因此最有利于微生物的作用和植物的生长，从而形成丰富的腐殖质和有机酸等，这就促进了化学风化作用的强烈进行。

如果地形平坦或坡度不大，从硅酸盐岩石中分解出来的碱金属和碱土金属，则不易被地表水带走，因而溶液具有碱性反映。

SiO2溶胶在碱性介质中不凝结，而被潜水带走；而溶胶Al2O3 · mH2O和Fe2O3 · pH2O，则可在原地凝聚。

这样在地表就逐渐堆积起铝的氢氧化物（三水铝石Al2O3 · 3H2O 、一水铝土矿Al2O3 · H2O）和铁的氢氧化物（褐铁矿、水针铁矿、水赤铁矿等），构成红土。

红土化作用的结果，可形成残余(红土)型铝土矿床。

残余型铁矿床是富含低价铁的岩石经红土化作用形成的。

当气候湿热时，这类含铁岩石经强烈的化学风化极易氧化、分解。

其中氧化镁一般成为易溶的重碳酸盐被地下水带走；低价铁的化合物转变为高价铁的氢氧化物，如褐铁矿、针铁矿、赤铁矿等。

这些矿物在表生条件下很稳定，在风化壳中相对富集而形成红土型铁矿床。

2、成矿条件
风化矿床的形成取决于多种因素，最重要的因素有：原岩、矿石的物质成分、气候、地形、水文地质、地质构造和时间等。

原岩、矿石是风化矿床成矿物质的来源，因此原岩的矿物成分和化学成分及其含量高低，对风化产物有重要影响。

原岩的成分不同，其所形成的风化矿床的类型也不同。

如富含铁、镍的超基性岩和基性岩可形成红土型铁矿床和镍矿床；含铁硅质岩或含铁石英岩、含铁（菱铁矿、铁白云石）碳酸盐岩也是残余型铁矿的重要原岩；富铝贫硅的（霞石正长岩等）碱性岩和玄武岩可形成红土型铝土；花岗岩类岩石可形成残余型高岭土矿床；含锰高的沉积岩、变质岩可形成残余锰矿床；富含稀土元素的酸性侵入岩、碱性岩和火山岩遭受化学风化后可形成离子吸附型稀土元素矿床；富含重砂矿物的花岗岩、伟晶岩可形成残、坡积砂矿床等等。

一般来说，原岩中有用组分含量越高，形成风化矿床的可能性就越大。

但是，要达到风化壳中某种元素的高度集中并形成矿床，仅靠该元素在原岩中的较高含量还是不够的，还需要母岩容易被分解才行。

气候对风化矿床形成的影响主要表现在温度、降雨量、生物活动等方面。

在气候干燥、温差大的沙漠地区和气候严寒的永久冻土带，由于水和生物的作用均很微弱，因而不利于风化矿床的形成。

在热带和亚热带地区，由于气候炎热，雨量充沛，生物繁殖极快，因而化学风化作用和生物风化作用进行得十分强烈并不断向深部发展，岩石和矿物破坏和分解迅速，元素大量迁移，有利于形成大型残余矿床。

气候条件受纬度、海拔高程及距离海岸远近等因素控制。

地形直接影响地表水和地下水的运动，因而关系到风化作用能否彻底进行及风化产物能否很好地保存下来。

陡峻的山岳地形，水流迅速，侵蚀作用强烈，风化产物往往以粗碎
第七章表生环境中的风化-沉积矿床191
屑物为主，并且常被地表水冲走，因而不利于风化矿床的形成。

平缓丘陵地形，地表水和地下水的流动都比较缓慢，侵蚀作用亦较微弱，而且化学风化作用占主要地位，有利于风化壳形成和保存。

平原洼地，水流不畅，是沉积物堆积的场所，不利于风化作用的进行。

必须指出，地形往往受地质构造因素控制，巨厚风化壳的形成，一般是在区域缓慢上升和风化淋滤速度保持平衡的准平原的分水岭地区。

地下水的分带影响风化矿床的分带（表7 - 2）。

表中各带的界限不是固定不变的，它依潜水面升降而升降。

一般说来，各带界限常因侵蚀作用的影响不断地向下迁移，但如果地壳下降或补给潜水的量在较长的时期内增大，亦可引起各带界限的回升，从而影响风化矿床的规模。

还应该指出，这种分带情况是出现在透水性大致相同的岩石、土壤内，但实际上往往因岩石的裂隙发育不均匀，使分带情况变得更加复杂。

此外，地下水的性质决定了风化产物的化学成分和生物活动特征，因而对风化作用的进程和产物类型有很大的影响。

表7 - 2 风化矿床分带与地下水分带的成因关系
风化矿床分带地下水分带基本特征
氧化带渗透带
位于地表至潜水面之间。

地下水为土壤水，季节性强，以垂直运动为主，水中富含O2、CO2、
有机酸、硫酸等，呈酸性反应。

化学作用以氧化分解方式为主。

胶结带流动带位于潜水面和停滞水面之间。

地下水为潜水，不如土壤水季节性变化大，作垂直和水平运动，但以水平运动为主。

水中含氧较少，含盐类较多，呈弱酸性或碱性发应。

化学作用以还原沉淀方式为主（物质是自渗透带中淋滤出来的）。

原生带停滞带
位于潜水活动区的下部，即在当地侵蚀基准面以下。

潜水基本上停止流动，几乎不含游离氧。

潜水与原生矿物保持平衡状态。

厚度巨大的风化壳矿床的形成，除了有利的气候、地形等因素外，时间因素必不可少。

有一个较长时间的稳定的地质构造环境，可以使风化作用进行得极其彻底，岩石中绝大部分物质均被淋失，仅有一些极稳定的矿物和一些惰性组分残留下来并日益富集，从而形成较大规模的风化矿床。

四、风化（壳）矿床的勘查评价要点
风化矿床以近代形成的最为重要。

因此，应主要在白垩纪（尤其是第三纪）以后出露地质体的地表分布区寻找有工业意义的风化矿床。

风化矿床的形成需要长期稳定的地质构造条件，需要相当长时间的沉积间断和风化剥蚀，并在地表的低洼处积累风化残余物质；因此，地台区的风化壳或不整合面是风化矿床勘查的重要标志，不整合面分布范围大、不整合面上下地层时代间隔较长，则形成的风化矿床的规模可能就大。

含矿原岩是风化矿床形成的必要条件，风化壳之下的岩石若为含有稳定元素（Fe、Al、Ni等）或稳定矿物（自然金、锡石、黑钨矿等）的易分解岩石，如玄武岩、正长岩、花岗岩、碳酸盐岩等，则风化壳中可能有风化矿床存在。

原岩的含矿性愈好，则形成风化矿床的规模可能愈大。

要形成规模较大的风化矿床，气候条件非常重要，可根据古地磁等资料确定研究区的古纬度，
192
基础矿床学
然后分析该区风化时期是否为热带、亚热带的湿热气候条件。

形成时代较老的风化矿床较少，这是由于形成后多遭受了地面侵蚀或海蚀而被破坏殆尽，因此在勘查风化矿床时必须研究其保存条件。

对风化矿床进行评价，应着重分析风化壳的厚度、垂直分带性及各带的物质成分变化。

当风化壳表层出现规模较大的红土带或铁壳带，并且向下逐渐与原岩过渡，则表明原岩分解彻底，其中产有残余型风化矿床的可能很大。

五、原生矿床的表生变化
各类矿床的近地表和露出地表部分，在风化作用下都要发生变化，尤其是金属硫化物矿床的变化比较强烈，这种变化称为表生变化。

表生变化的结果，改变了原矿体的结构、原矿石的矿物成分和化学成分。

了解这种变化特点，有助于我们推测深部矿体的类型。

此外，铜、银、铀等矿床在表生变化过程中，可以发生次生富集，从而大大提高矿床的工业价值。

因而了解并研究矿床的表生变化和次生富集作用具有重要意义。

（一）金属硫化物矿床的表生变化
1. 金属硫化物矿床的表生分带
金属硫化物矿床的地表—近地表部分，长期经受强烈的化学风化作用，可发育完整的表生分带（图7 - 2），自上而下为：
图7 - 2 硫化物铜矿床表生分带示意图
（引自袁见齐等，1985）
（1）氧化带位于潜水面以上，大致相当于地下水渗透带，自上而下发育①完全氧化亚带（铁帽）、②淋滤亚带、③次生氧化物富集亚带；
（2）次生硫化物富集带位于潜水面以下，停滞水面以上，相当于地下水流动带；
（3）原生硫化物矿石带位于停滞水面以下，相当于停滞水带。

第七章表生环境中的风化-沉积矿床193
2. 金属硫化物矿床的氧化带
在氧化带，金属硫化物主要发生氧化和淋滤，还有次生氧化物的沉淀富集。

氧化使大部分矿物发生了变化，形成可溶性盐类，因而被淋滤。

在氧化带表部，铁和锰的硫化物、碳酸盐最终形成氧化物或氢氧化物（褐铁矿），它们和难溶物质如粘土等残留地表，构成铁帽。

氧化带内有两种主要的化学变化，一种是某些矿物被氧化、溶解和搬运，另一种是使硫化矿物转变成氧化矿物。

氧化带中的硫化物一般都很容易转变为硫酸盐，特别是硫化物矿石中常见的黄铁矿和磁黄铁矿，氧化后形成硫酸（亚）铁和硫酸，对其他硫化物矿物的分解发挥着重要作用。

化学反应方程式如下：
FeS2 （黄铁矿）+ 4O2 + H2O → FeSO4 + H2SO4
硫酸亚铁很不稳定，进一步氧化生成硫酸铁：4FeSO4 +2H2SO4 +13O2→2Fe2﹙SO4﹚3 + 2H2O或
12FeSO4 +3O2+6H2O→4 Fe2﹙SO4﹚3 +4Fe﹙OH﹚3
硫酸铁水解后生成氢氧化铁及硫酸：Fe2﹙SO4﹚3 +6H2O→2Fe﹙OH﹚3 +3H2SO4
黄铁矿等铁硫化物的氧化产物中，氢氧化铁继而转变成褐铁矿和赤铁矿保留下来，而硫酸铁则是一种很强的氧化剂，能促使铁、铜、铅、锌等的硫化物氧化成硫酸盐：FeS2 + Fe2﹙SO4﹚3→3FeSO4+2S
CuFeS2（黄铜矿）+ 2 Fe2﹙SO4﹚3→CuSO4 + 5FeSO4 + 2S
ZnS（闪锌矿）+ 4 Fe2﹙SO4﹚3 + 4 H2O→ZnSO4 + 8FeSO4 + 4 H2SO4
PbS（方铅矿）+ Fe2﹙SO4﹚3 +H2O + 3O2→PbSO4 + 2FeSO4 + H2SO4可见，金属硫化物在氧化带中先氧化成金属硫酸盐；由于CuSO4、ZnSO4等是易溶的，因而被淋失带出氧化带，PbSO4难溶则在氧化带中沉淀下来生成铅钒。

在某些情况下，铜和锌等也可在氧化带中形成堆积，如由于围岩或脉石矿物中含有大量碳酸盐或硅质岩，ZnSO4可形成菱锌矿（ZnCO3）、异极矿（Zn4Si2O7 [OH]2 · H2O），CuSO4可形成孔雀石、蓝铜矿和硅孔雀石；或由于在干燥条件下因蒸发生成胆矾、水胆矾等矿物，在氧化带中残留下来。

Fe2﹙SO4﹚3是一种难溶的胶体化合物，在原地沉淀、脱水后变成褐铁矿、水针铁矿、针铁矿、水赤铁矿、赤铁矿，在氧化带残留富集形成“铁帽”。

金属硫化物矿床露头氧化后常形成铁帽，铁帽可以保留原生硫化物的某些可供鉴别的特征，因而详细研究铁帽的特征，就可能判断深部是否有硫化物矿体存在及其类型和规模大小。

铁帽一般多呈疏松多孔构造，这种构造多由纤细的硅质褐铁矿交织薄膜构成骨架，骨架间空洞充填了疏松状褐铁矿及次生矿物。

不同矿床留下的铁帽是有差别的，主要表现在铁帽的颜色、孔穴形态、构造及其次生矿物不同。

如栗色、棕色、桔红色系由含铜硫化物氧化而成；砖红色是由黄铁矿氧化而成；黄褐色及浅棕色则是闪锌矿变化的结果。

再如，褐铁矿呈“立方体核”和“菱形网状”的蜂窝状构造，指示出原生硫化物中方铅矿的存在；三角形的褐铁矿网孔，是由斑铜矿变来的。

此外，铁帽中残留的金属氧化物（赤铜矿、锑华等）、碳酸盐和硫酸盐类矿物（白铅矿、铅矾、孔雀石等），也可帮助判断下部原生硫化物矿床的类型或成分。

1.硫化物矿床的次生富集带
从硫化物矿床氧化带中淋滤出来的某些金属的易溶硫酸盐溶液，当渗透到潜水面之下的还原环境，便以交代原生硫化物的方式生成新的硫化物，这些新的硫化物称为次生硫化。