风化矿床

后勤部长 · 发表于 2010-6-1 22:27

第八章  风化矿床



本章介绍了风化作用及风化壳矿床的概念、特征，阐述了风化矿床的形成条件，对风化矿床的成因类型作了详细的介绍，并列举了几类典型风化矿床的特征。对矿床的表生变化及次生富集作用，特别是对硫化物矿床的表生变化及次生富集作用进行了详细介绍。

第一节  概述

地壳表面的岩石和矿石在大气、水、生物等营力的作用下，发生物理的、化学的和生物化学的变化，称为风化作用。由风化产物所组成的岩石圈部分，称为风化壳。风化壳中由风化产物构成的矿床，称之为风化矿床或风化壳矿床。

风化作用根据性质的不同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。但是，除极地和温带高寒地区外，物理风化与化学风化相比，几乎是微不足道的。

化学风化作用是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配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CO[sub]2[/sub]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，如硫细菌能把硫和硫化物氧化成硫酸盐，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CO[sub]2[/sub]、H[sub]2[/sub]S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CO[sub]2[/sub]，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。

以上3种风化作用往往是相伴同时发生的，但随着环境条件的不同，它们相对的强度有所不同，如在极端干旱的沙漠地带和极地条件下，以及许多高山区，机械崩解作用常常是破坏岩石的最主要因素，即物理风化作用占优势；而在有一定温度和湿度的条件下，化学风化则起了主导作用，它可以在风化带的所有深度上起作用，并控制着风化产物的性质；与此同时，生物风化又可加快物理风化和化学风化的进程。因此，在风化作用过程中，外界条件起着重要的控制作用，但外因通过内因而起作用，矿物本身的特性则对风化过程的速度和强度发生根本性的影响。

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。波雷诺夫根据流经岩浆岩地区河水水系沉积物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8-1）。风化壳中元素的迁移能力可以相差数千倍，如岩浆岩在风化过程中先迁移走的是C1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SiO[sub]2[/sub]（硅酸盐），最后主要只剩下氧化物，特别是Fe[sub]2[/sub]O[sub]3[/sub]和SiO[sub]2[/sub]（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Fe[sup]2+[/sup]可以强烈地迁移；在湿热地区，SiO[sub]2[/sub]（硅酸盐）的迁移能力可以和Ca相同。

表8-1  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

2

3

4

5

强烈迁移的元素

容易迁移的元素

可迁移的元素

稍可迁移的元素

实际不迁移的元素（组分）

Cl、Br、I、S

Ca、Na、Mg、K、F、Sr、Zn

SiO[sub]2[/sub](硅酸盐中的)、P、Mn、Cu、Ni、Co

Fe、Al、Ti

SiO[sub]2[/sub](石英)

2n×10[sup]1[/sup]

2n×10[sup]0[/sup]

n×10[sup]-1[/sup]

n×10[sup]-1[/sup]

n×10[sup]-[/sup][sup]∞[/sup]



风化矿床大部分都是近代形成的（古近纪－第四纪），因此，它们经常出露于地表，埋藏浅，便于开采；按其出露形态可分为：①面型：平面上呈面状，剖面上呈层状或似层状，底部界线不规则，矿床分布范围与原岩或矿体出露的范围基本一致（图8-1）；②线型：沿裂隙或不同岩石的接触带分布（图8-2）；③岩溶型：位于碳酸盐岩溶洞中（图8-3）。它们的分布与原岩出露的范围相近，因此风化矿床还可作为原生矿床的可靠找矿标志。

某些风化矿床也可以形成于过去的地质历史时期，它们保存在古风化壳中。

风化矿床的矿石构造多呈胶状、网状、粉末状、结核状，常具胶状及残余结构，矿石大多疏松多孔。矿石矿物大多为氧化物、含水氧化物等，还有碳酸盐、硫酸盐、磷酸岩及其他含氧盐类和自然元素（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。大多数风化矿床的规模不大，个别也有大型和特大型

风化矿床形成的主要矿床有：铁、铝、锰、镍、钴、铀、钍、金、铂、钨、锡、金刚石、稀土和高岭土等。

图8－1  面型风化矿床剖面图
（转引自B.И.斯米尔诺夫）
1－覆盖层；2－赭石-粘土岩；3－含镍高岭石化蛇纹岩；4－含镍淋滤蛇纹岩；5－蛇纹岩

图8-2 线型风化矿床剖面图                            图8-3 岩溶型风化矿床剖面图
   （转引自B.И.斯米尔诺夫）                                     （据B.И.斯米尔诺夫）
1－蛇纹岩；2－含镍淋滤蛇纹岩；                      1－蛇纹岩；2－石灰岩；3－岩溶

      3－赭石-粘土岩；4－裂隙带                               沉积物； 4－矿石

第二节  风化矿床的形成条件

风化矿床的形成取决于多种因素，最重要的因素有：原岩（或矿床）的物质成分、气候条件、地形条件、水文地质条件、地质构造条件和风化时间等。

一、原岩（或矿石）的物质成分

原岩（或矿石）的物质成分和化学成分，对风化产物有重大影响。原岩（或矿石）的成分不同，其形成的风化矿床的类型也就不同（表8-2）。如富含铁、镍的超基性岩和基性

岩常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）碳酸盐岩常形成残余型铁矿床；富铝贫硅的碱性岩和玄武岩常形成红土型铝土矿床；花岗岩类岩石常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常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。

表8-2             风化矿床类型及其与原岩的关系

原岩

风化矿床类型

超基性岩浆岩

①红土型Ni-Co矿床；②Pd-Pt矿床；③红土型Fe矿床

古老的浅变质条带状铁质岩

风化壳型富Fe矿床（可形成大型矿床）

基性岩（玄武岩）

红土型铝土矿床

碱性岩（霞石正长岩）

红土型优质铝土矿床

酸性花岗岩类（侵入岩及火山岩）

①稀土元素矿床；②高岭土矿床；③残坡积砂矿

碳酸盐岩类

①淋积型Fe矿床；②铝土矿床

一般认为，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，欲达到某种程度的集中并构成矿床，仅靠该元素在原岩中的较高含量还是不够的，还需要母岩易于被分解才行，如Al[sub]2[/sub]O[sub]3[/sub]含量不高、甚至很低的碳酸盐岩石中若有泥质夹层经长期和强烈的风化作用后，也可以形成规模巨大的铝土矿，这是因为碳酸盐岩石易被风化溶解，其中含铝的粘土矿物转变为铝土矿，在原地逐渐残留堆积起来形成铝土矿床。
二、气候条件

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寒带及永久冻土带，水和生物导致的化学风化作用均极微弱，风化壳主要由物理风化作用形成的机械碎屑组成，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，元素可发生大量迁移和富集，创造了形成巨厚风化壳的条件，有利于形成大型残余矿床。

气候条件受纬度、海拔及距离海岸远近等因素控制，因此风化矿床也常呈带状分布。

三、地貌条件

地貌条件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。①陡峻的山岳地形，水流迅速，侵蚀作用强烈，物理风化超过化学风化，风化产物往往以粗碎屑物为主，并且常被地表水冲走，因而不利于风化矿床的形成。②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。③高差不大的山区及平缓丘陵地形对风化矿床的形成最为有利。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，风化产物能大量残留原地，形成准平原化地貌，有利于风化矿床形成。

四、水文地质条件

地下水的分带影响风化矿床的分带（表8－3）。表中各带的界限并非固定不变，而是依潜水面的升降而升降。一般来说，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水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。

表8-3 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O[sub]2[/sub]、CO[sub]2[/sub]、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，无土壤水，季节性变化大，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

五、构造条件

地形往往受地质构造因素控制，强烈的构造运动上升地区，一般不利于风化矿床的形成。但在区域缓慢上升和风化淋滤速度保持平衡的长时期准平原化的分水岭地区，能形成巨厚的风化矿床。稳定陆块有利于大规模风化矿床的形成。古风化壳矿床往往产生在沉积间断的不整合面上，如中国华北板块内奥陶系风化侵蚀面上的铁、铝矿床等。

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。

侵蚀基准面决定风化壳的最终厚度，而地壳的垂直运动将引起该基准面的变化，造成某一地带的相对抬升，另一地段的相对下降，并影响到潜水面的稳定性。长期稳定的地质构造环境是形成大型风化矿床的必要条件，

六、时效条件

各种风化作用持续时间的长短对于风化矿床的形成具有重要的影响。形成厚大的、成熟的风化矿床要求具备有利的“时效条件”。分解、淋滤易溶化合物（某些硫化物、硫酸盐、卤化物等）需要很长时间，那么分解硅酸盐矿物则需要更长的时间。巨大的风化矿床往往是在一个比较长的时间间隔内形成的。只有经历了这样一个较长的风化作用时期，才能使岩石中绝大部分组分被分解淋失，仅剩余一些极稳定的矿物和惰性组分残留下来，形成巨厚的风化矿床。

第三节  风化矿床的成因类型及矿床实例

一、残积-坡积矿床

裸露于地表的岩石或矿床遭受风化作用，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作短距离移动并在斜坡上积聚起来时，便形成坡积矿床。多数情况下，残积矿床和坡积矿床的关系十分密切，呈逐渐过渡关系，难以截然分开，因此，又可统称为残坡积矿床。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，多呈棱角状或保留原有矿物的外形，无分选或分选性很差；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、金刚石、独居石、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、坡积矿床还是寻找原生矿床的可靠标志。

二、残余矿床

地表岩石或矿床受化学风化作用和生物风化作用而分解时，易溶组分被地表水或地下水带走，难溶组分多呈胶体溶液留下并且相互发生作用，最后在原地或附近形成新的稳定矿物，当其中有用组分富集达到工业要求时，则形成残余矿床。该类矿床一般位于氧化带，矿体产状平缓，呈似层状，分布面积大、底部界限不平直，并与母岩呈过渡关系。主要矿产有粘土、高岭土、铝土矿、铁矿、锰矿、镍矿和稀土元素等。
残余矿床在风化矿床中占有重要的地位，较常见的有：
（一）粘土化作用形成的残余矿床

粘土化作用是在温暖湿润的气候条件下，富铝的硅酸盐岩石在H[sub]2[/sub]O、CO[sub]2[/sub]和生物的作用下，可被分解出碱金属和碱土金属（去碱作用），它们以各种碳酸盐的形式溶于水中被带走；同时，从岩石中分解出来的SiO[sub]2[/sub]、Al[sub]2[/sub]O[sub]3[/sub]、Fe[sub]2[/sub]O[sub]3[/sub]易形成胶体溶液，其中溶胶SiO[sub]2[/sub]·nH[sub]2[/sub]O带负电荷，溶胶Al[sub]2[/sub]O[sub]3[/sub]·mH[sub]2[/sub]O和Fe[sub]2[/sub]O[sub]3[/sub]·pH[sub]2[/sub]O带正电荷，此外，还生成一种由SiO[sub]2[/sub]和Al[sub]2[/sub]O[sub]3[/sub]混合组成的溶胶-胶体粘土，也带负电荷；正负电荷胶体相互作用而发生电性中和，引起凝聚，由于沉淀的凝胶SiO[sub]2[/sub]和Al[sub]2[/sub]O[sub]3[/sub]的比例变动很大，于是便形成各种不同的粘土矿物，如高岭石（Al[sub]2[/sub]O[sub]3[/sub]·2SiO[sub]2[/sub]·2H[sub]2[/sub]O）、多水高岭石（Al[sub]2[/sub]O[sub]3[/sub]·2SiO[sub]2[/sub]·nH[sub]2[/sub]O）、微晶高岭石、蒙脱石和水云母等。这种过程称为粘土化作用。如下所示：

1．残余粘土和高岭土矿床

由粘土化作用形成的各种粘土矿物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）以及母岩碎块等混合形成残余粘土矿床。若粘土矿物的成分是以高岭石、埃洛石为主（90%以上），则构成残余高岭土矿床。其反应式如下：

K[sub]2[/sub]O·Al[sub]2[/sub]O[sub]3[/sub]·6SiO[sub]2[/sub]（钾长石）+mH[sub]2[/sub]O+CO[sub]2[/sub]→Al[sub]2[/sub]O[sub]3[/sub]·2SiO[sub]2[/sub]·2H[sub]2[/sub]O（高岭石）+K[sub]2[/sub]CO[sub]3[/sub]+4SiO[sub]2[/sub]·nH[sub]2[/sub]O

质纯、价值高的高岭土矿石颜色洁白，含铁量少（Fe[sub]2[/sub]O[sub]3[/sub]一般不超过0.7%～1%，是在强酸性介质条件下，Fe[sub]2[/sub]O[sub]3[/sub]·pH[sub]2[/sub]O溶胶在腐植质的保护作用下被带出风化壳）。若受氧化铁污染，则呈黄色或粉红色。
中国高岭土矿床分布广泛，闻名世界的中国瓷器就是以它们为原料的。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风化壳中（图8-4），花岗岩中的钾长石和花岗伟晶岩中的微斜长石均已风化为高岭土，矿层厚1～3m到20～
30m，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Fe[sub]2[/sub]O[sub]3[/sub]含量不超过0.7%～1%。矿石质量优良，为著名的陶瓷原料。

图8－4　江西星子高岭土矿床剖面图

(转引自袁见齐等，1985)

1－前震旦纪片岩；2－花岗岩；3－风化花岗岩；4－由花岗岩风化而成的高岭土；5－风化花岗伟晶岩；6－花岗伟晶岩；7－由花岗伟晶岩风化而成的高岭土

2．残余型稀土矿床

含稀土矿物的母岩（主要是由酸性岩浆岩如黑云母花岗岩、白云母花岗岩、二长花岗
岩和碱性花岗岩等）在地表经长期的、强烈的粘土化作用后，形成了多水高岭土和高岭土，当介质溶液为弱酸性时，由氟碳钙铈矿、萤石、长石等矿物分解释放出来的稀土元素呈阳离子进入溶液，并被粘土矿物所吸附，使稀土离子在风化壳中逐渐富集起来，形成残余型稀土矿床。又称离子吸附型稀土元素矿床。
湿热的气候、富稀土元素的花岗岩体、岩体中断裂及破碎强烈，是形成大型稀土矿床的有利条件。此类矿床是20世纪60年代末，在中国江西南部首次发现，以后在江西、广东、湖南、福建、广西和安徽各地陆续都有发现，有巨大的经济价值。
（二）红土化作用形成的残余矿床

红土化作用是粘土化作用更进一步发展的风化作用。在地表环境下，粘土类矿物通常
是稳定的。但在热带、亚热带的气候条件下，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，从铝硅酸盐岩石中分解出来的碱和碱土金属（去碱作用），则不易被地表水带出风化场所，因此溶液具有碱性反应，SiO[sub]2[/sub]溶胶在碱性介质中不凝结，而被潜水带走（去硅作用）；而溶胶Al[sub]2[/sub]O[sub]3[/sub]·mH[sub]2[/sub]O和Fe[sub]2[/sub]O[sub]3[/sub]·pH[sub]2[/sub]O则可在原地凝聚。这样在地表就逐渐地堆积起铝的氢氧化物（三水铝土矿Al[sub]2[/sub]O[sub]3[/sub]·3H[sub]2[/sub]O和—水铝土矿Al[sub]2[/sub]O[sub]3[/sub]·H[sub]2[/sub]O）与铁的氢氧化物和氧化物（褐铁矿、水针铁矿、水赤铁矿、赤铁矿等）一起构成红土，形成了残余红土型铝土矿和铁矿床。一般把这一过程称为红土化作用。
1．残余红土型铝矿床

残余铝土矿矿床是由富铝贫硅的碱性岩（霞石正长岩）、基性岩（特别是玄武岩）以
及某些碳酸盐岩经红土化作用而形成。其形成过程如下：

福建漳浦铝土矿是此类矿床的典型实例。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8-5）为：富含铝土矿的红土层（1~2m）、贫铝土矿的红土层、风化玄武岩（1m至数米）、新鲜的玄武岩。



图8－5　福建漳浦玄武岩风化残余（红土）型铝土矿剖面示意图

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，并夹有玄武岩残留体的红土；4－风化玄武岩

含矿层按产状大致分为两种：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Al[sub]2[/sub]O[sub]3[/sub]44%~56%，Al[sub]2[/sub]O[sub]3[/sub]/SiO[sub]2[/sub]为4~10。化学成分较复杂，除Fe、Al外，还含有T1、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。

另外，铝土矿还有另一类型为钙红土型，是由含粘土质石灰岩和较纯的石灰岩在长期风化过程中形成的。这类矿床常和喀斯特地貌有关，故又可称为喀斯特型铝土矿床。中国广西平果铝土矿床是典型的喀斯特型铝土矿床。

2．残余红土型铁矿床

这类矿床主要是由超基性岩经红土化作用形成。由于超基性岩（橄榄岩、纯橄榄岩）
中经常含有5%~9%以上的铁，强烈风化时，它的主要组成矿物（如橄榄石和辉石）在氧化带发生氧化和分解出来的SiO[sub]2[/sub]呈胶体或硅酸被地下水带走，低价铁被氧化，转变为高价铁的氢氧化物和氧化物（如纤铁矿、针铁矿和含水赤铁矿等）残留地表，并在适宜条件下形成不同规模的红土型铁矿床。如果超基性岩中含镍较高，在风化作用过程中，镍以离子状态进入溶液，被残积层中的粘土所吸附，或从胶体溶液中直接沉淀，或以次生硅酸镍矿物富集起来，则形成红土型镍矿床。
该类矿床具有品位高、杂质少、规模大、埋藏浅等特点，单个矿体的储量可达几十亿吨至几百亿吨。据统计，目前世界上富铁储量的70%产于此类矿床中。矿石主要由红色、黄色、褐色的赤铁矿和针铁矿结核组成，其中混有磁铁矿、铬铁矿、钛铁矿和金红石等。
另外，含菱铁矿的碳酸盐岩地层经风化作用后，可形成相当规模的喀斯特型铁矿，矿体形态受溶洞形态控制，如中国山西式铁矿就属这种类型。
三、淋积矿床

当地表岩石或矿床受风化作用分解时，那些易溶于水的组分被带入潜水活动区，成为稀薄的含矿溶液。由于介质性质的改变或与周围的岩石发生交代作用，便可使有用物质发生沉淀而形成矿床，即淋积矿床。在淋积矿床形成过程中，潜水运动受阻或化学环境急剧改变地段常为成矿富集的有利地段。淋积矿床的矿体形状多呈不规则的似层状，其次为囊状、巢状等。矿石常具有网脉状、侵染状、粉末状、葡萄状、结核状等构造。淋积型的镍、钴、钒、铁、锰、铀等矿床具有较大的工业价值。

淋积型硅酸镍矿床

这类矿床是镍矿的一种重要类型，它们是由热带和亚热带地区的超基性岩风化而成的。这些岩石在红土化作用过程中镍先临时性溶解在水中，但很快又在红土层下面的风化岩石中发生中和反应形成镍的硅酸盐矿物，如硅镁镍矿、镍水蛇纹石、镍绿泥石、水硅镍矿等。这些次生镍硅酸盐富集而成淋积型硅酸镍矿床，其上红土层富铁往往可成为红土型铁矿。

中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一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2~3m，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新鲜蛇纹岩带（含Ni 0.1%~0.3%）。上述各带的界限是逐渐过渡的，各带的发育程度也随风化作用强度不同及其他因素的变化而异。

第四节  金属硫化物矿床的表生变化及次生富集作用

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其它类型的矿床更为强烈复杂，这种变化称为表生变化。表生变化的结果，改变了原矿床中矿石的组构、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，可在其下的流动带中发生次生富集，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8-6），自上而下为：



图8－6 硫化物铜矿床表生变化及分带示意图

(转引自袁见齐等，1985)



（1）氧化带，位于潜水面以上，大致相当于地下水渗透带，自上而下又可分为３个亚带：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）原生硫化物带，位于停滞水面以下，相当于停滞水带。

二、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。

现以常见的铁、铜、铅，锌的硫化物为例，分析硫化物矿床在氧化带的变化特征。
1．黄铁矿

黄铁矿是硫化物矿床中最多、最普遍的矿物。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：

2FeS[sub]2[/sub]（黄铁矿）+7O[sub]2[/sub]+2H[sub]2[/sub]O→2FeSO[sub]4[/sub]+2H[sub]2[/sub]SO[sub]4[/sub]

硫酸亚铁很不稳定，进一步氧化生成硫酸铁：

4FeSO[sub]4[/sub]+2H[sub]2[/sub]SO[sub]4[/sub]+O[sub]2[/sub]→2Fe[sub]2[/sub]（SO[sub]4[/sub]）[sub]3[/sub]+2H[sub]2[/sub]O

或

12FeSO[sub]4[/sub]+3O[sub]2[/sub]+6H[sub]2[/sub]O→4Fe[sub]2[/sub]（SO[sub]4[/sub]）[sub]3[/sub]+4Fe（OH）[sub]3[/sub]

硫酸铁水解后生成氢氧化铁及硫酸：

Fe[sub]2[/sub]（SO[sub]4[/sub]）[sub]3[/sub]+6H[sub]2[/sub]O→2Fe（OH）[sub]3[/sub]+3H[sub]2[/sub]SO[sub]4[/sub]

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、针铁矿、水赤铁矿等

保留下来，它们与难溶物质如粘土、砂粒等残留在氧化带中形成“铁帽”，而硫酸铁则是一种很强的氧化剂，能促使铁、铜、铅、锌等硫化物氧化成硫酸盐。

２．黄铜矿

黄铜矿在氧化带中很不稳定。其化学反应为：

CuFeS[sub]2[/sub]（黄铜矿）+4O[sub]2[/sub]→CuSO[sub]4[/sub]+FeSO[sub]4
[/sub]
或

CuFeS[sub]2[/sub]+2Fe[sub]2[/sub]（SO[sub]4[/sub]）[sub]3[/sub]→CuSO[sub]4[/sub]+5FeSO[sub]4[/sub]+2S

硫酸亚铁如同前述，将进一步演变为褐铁矿、针铁矿残留原地形成铁帽。硫酸铜则因其溶解度大，易于转入溶液随地表水迁移流失或向下渗滤。在地下水的循环中硫酸铜全部或大部分从铜矿体上部氧化带中被带走，如在向下渗滤过程中，在氧化带下部遇到石灰岩或其他碳酸盐介质时，经反应后形成孔雀石和蓝铜矿等次生铜矿物。其反应式为：

2CuSO[sub]4[/sub]+2CaCO[sub]3[/sub]+H[sub]2[/sub]O→Cu[sub]2[/sub](OH)[sub]2[/sub]•CO[sub]3[/sub]（孔雀石）+2CaSO[sub]4[/sub]+CO[sub]2
[/sub]
　　       3CuSO[sub]4[/sub]+3CaCO[sub]3[/sub]+H[sub]2[/sub]O→Cu[sub]3[/sub][CO[sub]3[/sub]][sub]2[/sub]•(OH)[sub]2[/sub]（蓝铜矿）+3CaSO[sub]4[/sub]+CO[sub]2
[/sub]
硫酸铜溶液若遇到硅酸盐矿物或硅酸，可产生硅孔雀石，其反应式为：

CuSO[sub]4[/sub]+CaCO[sub]3[/sub]+H[sub]4[/sub]SiO[sub]4[/sub]→CuSiO[sub]3[/sub]•2H[sub]2[/sub]O（硅孔雀石）+CaSO[sub]4[/sub]+CO[sub]2[/sub]

在干燥条件下，硫酸铜可直接结晶成胆矾（CuSO[sub]4[/sub]•5H[sub]2[/sub]O）。

3．闪锌矿

闪锌矿在氧化带极不稳定，经氧化形成易溶于水的锌的硫酸盐（溶解度在18℃时为531g/l），其化学反应如下：

ZnS（闪锌矿）+2O[sub]2[/sub]→ZnSO[sub]4
[/sub]
或

ZnS+4Fe[sub]2[/sub]（SO[sub]4[/sub]）[sub]3[/sub]+4H[sub]2[/sub]O→ZnSO[sub]4[/sub]+8FeSO[sub]4[/sub]+4H[sub]2[/sub]SO[sub]4[/sub]

在氧化带中，锌被地下水从原矿床中完全淋失，当这种水溶液遇到碳酸盐岩时，特别是石灰岩时，则形成次生稳定的菱锌矿，其反应式为：

ZnSO4+CaCO[sub]3[/sub]+2H[sub]2[/sub]O→ZnCO[sub]3[/sub]（菱锌矿）+CaSO4+2H[sub]2[/sub]O

在潮湿气候条件下，当地下水中含CO[sub]2[/sub]和SiO[sub]2[/sub]时，则形成异极矿（Zn[sub]4[/sub]Si[sub]2[/sub]O[sub]7[/sub][OH][sub]2[/sub]·H[sub]2[/sub]O）、硅锌矿（Zn[sub]2[/sub]SiO[sub]4[/sub]）等。因而锌在氧化带中的含量大为减少。

４．方铅矿

在氧化带，方铅矿分解初期阶段形成铅矾，其反应式为：

PbS（方铅矿）+2O[sub]2[/sub]→PbSO[sub]4[/sub]（铅矾）

或

PbS+4Fe[sub]2[/sub](SO[sub]4[/sub])[sub]3[/sub]+4H[sub]2[/sub]O→PbSO[sub]4[/sub]+8FeSO[sub]4[/sub]+4H[sub]2[/sub]SO[sub]4[/sub]

铅矾溶解度很小，不易溶解于水。铅矾通常是沿着方铅矿的解理和四周逐渐发育的。当铅矾遇到碳酸盐溶液时，则进一步形成稳定和难溶的白铅矿。

PbSO[sub]4[/sub]+H[sub]2[/sub]CO[sub]3[/sub]→PbCO[sub]3[/sub]（白铅矿）+H[sub]2[/sub]SO[sub]4[/sub]

白铅矿的溶解度较小（在18℃时其溶解度为0.001g/l），在氧化带比较稳定，因此，在一般情况下铅不从氧化带中迁出。

由上述可见，铅和锌在原生矿床中两者紧密共生，但在表生环境中，由于两者硫酸盐的溶解度的不同，而发生分离。大多数情况下，铅留在氧化带内呈白铅矿和铅矾在原生矿体的上部聚集，锌则呈易溶硫酸盐迁出矿体，或在离原生矿体较远的地方形成菱锌矿、异极矿等沉淀下来。因此，氧化带中锌的缺失，往往不能作出原生矿体中不含锌的结论。相反如氧化带中缺失铅矿，一般来说，原生矿体中铅矿的规模是不会太大的。

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（颜色、孔穴形态、构造、次生矿物及分布范围等），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。如栗色、棕色、橘红色系由含

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，疏松和多孔的铁帽中，其方形的孔洞，原来矿物为黄铁矿，方形具阶梯状的孔洞为方铅矿，板状的孔洞为辉钼矿，菱形的多为菱锰矿等等。铁帽具多孔状、放射状和蜂窝状状构造等。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。
铁帽除了作为寻找原生矿床的标志外，有时本身就可以作为矿床开采。如广东韶关大宝山铁矿是中国最大的铁帽型铁矿。

自然界中也存在着“假”铁帽，是由某些含铁的岩石经风化作用形成的褐铁矿堆积而成或由外地迁移而来，其下面没有原生矿体。

三、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易溶硫酸盐溶液，当渗透到潜水面之下流动带的还原环境时，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物。例如，当硫酸铜溶液交代原生矿石中的硫化物时，便可产生辉铜矿、铜蓝等次生铜矿物，其反应式如下：

14CuSO[sub]4[/sub]+5FeS[sub]2[/sub]（黄铁矿）+12H[sub]2[/sub]O→7Cu[sub]2[/sub]S（辉铜矿）+5FeSO[sub]4[/sub]+12H[sub]2[/sub]SO[sub]4[/sub]

7CuSO[sub]4[/sub]+ 4FeS[sub]2[/sub]（黄铁矿）+4H[sub]2[/sub]O→7CuS（铜蓝）+4FeSO[sub]4[/sub]+4H[sub]2[/sub]SO[sub]4
[/sub]
CuSO[sub]4[/sub]+PbS（方铅矿）→CuS（铜蓝）+PbSO[sub]4[/sub]（铅钒）

CuSO[sub]4[/sub]+ZnS（闪锌矿）→CuS（铜蓝）+ZnSO[sub]4[/sub]

11CuSO[sub]4[/sub]+8H[sub]2[/sub]O+5CuFeS[sub]2[/sub]（黄铜矿）→8Cu[sub]2[/sub]S（辉铜矿）+5FeSO[sub]4[/sub]+8H[sub]2[/sub]SO[sub]4[/sub]

经过上述反应的结果，可以大幅度地提高矿石中的某种金属的含量（品位），从而提高矿床的工业价值。根据这一特征，通常把这类富集金属的作用，称为次生富集作用。发生此类作用的流动带，称为次生富集带。次生富集矿石的金属含量可较原生矿石高几倍至几十倍，不具工业价值的原生含矿岩石，经次生富集作用可变为矿石甚至是富矿石。由此可见，次生富集作用具有很大的实际意义。

必须指出，不是所有的成矿元素都能够形成次生富集矿床的，因为次生硫化物的沉积是通过交代作用实现的，金属元素能不能交代硫化物中的其他金属，使其本身还原成为次生硫化物，通常是由元素的亲硫性大小顺序决定的，这一序列称为休曼序列，即Hg-Ag-Cu-Bi-Cd-Pb-Zn-Ni-Co-Fe-Mn，由前至后，亲硫性逐渐变小。在这个序列前面的金属盐类，可以交代位于其后面的金属硫化物，即序列前面的元素可置换后面的元素，相反的情况一般是不存在的。例如铜的硫酸盐溶液可以交代铅、锌、铁、钴等原生硫化物，但不能交代汞、银的原生硫化物。实际上，休曼序列是由金属元素的氧化还原电位的高低决定的，前面元素的氧化还原电位高于后面元素。

最具有工业价值的次生硫化物矿床是铜矿床。银矿床的次生硫化物富集作用不如铜矿床那样普遍，但是在一些银矿床的氧化带中，银在上部贫化和下部变富或次生富集的现象常较明显，如中国河南某银矿区，在地表分布零星的贫矿，在下部却连成几百米的矿体，银的含量增加到250×10[sup]-6[/sup]~300×10[sup]-6[/sup]，个别达1000×10[sup]-6[/sup]。其次生富集作用如下：

CuS（铜蓝）+Ag[sub]2[/sub]SO[sub]4[/sub]→CuSO[sub]4[/sub]+Ag[sub]2[/sub]S（辉银矿）[sub]
[/sub]
ZnS（闪锌矿）+Ag[sub]2[/sub]SO[sub]4[/sub]→Ag[sub]2[/sub]S（辉银矿）+ZnSO[sub]4[/sub]

有时有自然银和辉银矿同时生成，如

Cu[sub]2[/sub]S（辉铜矿）+2AgSO[sub]4[/sub]→Ag[sub]2[/sub]S（辉银矿）+2Ag（自然银）+2CuSO[sub]4
[/sub]
次生硫化物富集带的厚度，一般为几米至几十米，个别矿床可达百米以上。次生硫化物多聚集于该带的上部，随着深度的增加，次生硫化物逐渐减少，最后过渡为原生矿石带。

　



小结

1．本章重点是掌握风化矿床的成矿条件、成矿作用和各成因类型的地质特征及铁、铜、铅、锌在氧化带的变化及次生富集带的形成。

2．残坡积矿床是由原岩或原矿床中化学性质比较稳定、比重较大的有用矿物在原地或沿山麓斜坡向下作了短距离移动后，在附近斜坡上堆积而成。因而矿物和岩石碎屑多呈棱角状或保留原有矿物的外形、无分选、矿石呈松散状，无明显层理。
3．地表岩石或矿床在化学风化和生物化学风化下，分解出的难溶组分在原地彼此相互作用形成新的稳定矿物，由这些物质在原地或附近堆积即形成残余矿床。在其风化过程中，从岩石（特别是富铝的硅酸盐岩石）分解出来的SiO[sub]2[/sub]、Al[sub]2[/sub]O[sub]3[/sub]、Fe[sub]2[/sub]O[sub]3[/sub]等胶体的相互作用引起凝聚，形成各种粘土矿物，构成残余型粘土矿床，这一过程称为粘土化作用。若母岩含稀土矿物，经化学风化分解释放出来的稀土元素呈阳离子进入溶液，并被粘土矿物所吸附，使稀土离子在风化壳中逐渐富集起来，便形成残余型稀土矿床。随着风化作用的进一步发展，同时碱和碱土金属在风化壳内的增多而又不易带出风化场所时（溶液呈碱性），由于SiO[sub]2[/sub]溶胶在碱性介质中不凝结，而被潜水带走（去硅作用）；而溶胶Al[sub]2[/sub]O[sub]3[/sub]·mH[sub]2[/sub]O和Fe[sub]2[/sub]O[sub]3[/sub]·pH[sub]2[/sub]O则可在原地凝聚。这样便形成铝的氢氧化物与铁的氢氧化物和氧化物的堆积，构成红土型残余矿床，这一过程称为红土化作用。
4．地表岩石或矿床受风化而分解出的易溶组分向下渗滤到潜水面以下，由于介质物化条件的改变，发生交代作用及淋积作用，从而形成淋积矿床。淋积矿床位于残余矿床之下，二者常相共生，但界线很不清楚，合称为风化壳（残余矿床可看着是狭义的风化壳）。
5．硫化物矿床的近地表和露出地表部分，在风化作用下会发生强烈的表生变化，发育由氧化带、次生硫化物富集带和原生硫化物带构成的表生分带。氧化带常由三部分组成，即①铁帽（寻找原生矿床的重要标志）；②遭受强烈淋滤的矿石；③遭受氧化的矿石。从氧化带中淋滤出来的某些金属硫酸盐进入缺氧的流动带后，与原生硫化物反应形成某些金属含量增加的次生富集带，从而大大提高矿床的工业价值。

6．学习本章内容后，要通过典型矿例的实训，学会分析风化矿床的成矿条件和成因，掌握观察、描述、归纳实训矿床地质特征的技能。

复习思考题

1．什么是风化成矿作用、风化矿床？

2．试述风化矿床的地质特征及其工业意义。

3．简述风化矿床的形成条件。

4．说明残（坡）积矿床的成矿机理。

5．何谓粘土化作用？常与那些矿种的形成有关？它们与何种基岩相对应？

6．何谓红土化作用？常与那些矿种的形成有关？它们与何种基岩相对应？

7．试述金属硫化物矿床的表生分带及其分带与地下水分带的关系。

8．试述Fe、Cu、Pb、Zn等主要金属硫化物在氧化带中的习性。

9．为什么铅锌矿床经风化作用后，其上部铅相对富集，而锌则相对贫化？

10．什么是铁帽？研究铁帽对找矿评价有何意义？

11．简述Cu、Ag的次生富集作用。

12．为什么Cu、Ag能够形成次生富集带？



(1）残积、坡积矿床: 岩石或矿脉等在风化过程中，一些比重小、颗粒微细的碎屑被流水、风等带走，而其中比重大、化学性稳定的矿物颗粒，如金、铂、锡石、金刚石等，在风化碎屑中就会相对增加。这种有用矿物若堆积在原地，则称为残积砂矿床；若沿地表移动堆积于山坡上，则称为坡积砂矿床。

这类矿床，除少数贵重金属及稀有分散金属具有一定工业意义之外，一般都由于不断剥蚀而规模较小，储量不大，但品位较高，离地表近，易采易选，可供地方工业之用。我国已知的这类矿床，有铁、钨、锡石、锰、金等。如云南个旧的砂锡矿、广西的残积铁矿、安徽的坡积铁矿、江西的残积和坡积砂钨矿、黑龙江黑河和新疆阿尔泰的残积和坡积砂金矿等。
(2）残余矿床: 岩石在化学风化为主的条件下，可溶物质（如K、Na、Ca、Mg等往往形成各种盐类，在水中处于真溶液状态）被淋走或淋滤，带出风化壳；而难溶或不溶的物质（如Si、Al、Fe、Mn等往往形成胶体）则残留原地及其附近，由此而形成的矿床称为残余矿床（图1-6-27）。
形成这类矿床需要有一定的母岩、气候和地形条件，如花岗岩一类的岩石，在气候炎热和雨季相互交替的条件下，其中长石等硅酸盐矿物，经化学分解后往往残余下来形成高岭土矿床或铝土矿床。有些岩石在风化后也可形成残余铁、锰矿床。如江西星子高岭土矿床、福建樟浦的三水型铝土矿床，都是残余矿床。

残余矿床在风化矿床中占有很重要的地位，其中某些矿床规模极大，品位很高，具有很大的工业意义，常为某些矿种矿量的主要来源之一，如目前世界上富铁矿储量的70%产于此类矿床。
(3)淋滤（或淋积）矿床：又称渗滤矿床。地表岩石或品位较低的矿床，在风化过程中有一部分溶于水的组分渗入地下，因沉积作用或沿途与围岩发生交代作用所形成的矿床，称为淋积矿床。例如某些含镍的超基性岩，在风化淋滤作用下可以使镍矿得到富集，形成红土型镍矿床（图1-6-28,1-6-29）。特别是金属硫化物（黄铜矿、黄铁矿、方铅矿、闪锌矿等），在淋滤作用下往往使硫化矿床发生次生富集作用，大大提高矿床的品位和开采价值，因此这种淋滤成矿作用对于硫化物矿床特别是铜矿床具有重要的意义。
引起硫化物矿床的变化和次生富集作用，主要与潜水循环分带和各带的化学环境有关。图1-6-29表示一条以黄铜矿为主的硫化物矿脉，在地下氧化带和还原带所引起的变化。
氧化带：介于地面与潜水团之间的渗透带中。在这个带内，地下水由上向下淋滤，地下水中饱和氧及二氧化碳，因此，这个带内可发生强烈的氧化作用和溶解作用。
还原带：这个带的上限为潜水面，潜水面与地形起伏相适应；下限决定于矿区当地的侵蚀塞准面（湖或江河水面）。在这个带内，地下水呈水平方向流动，其速度是缓慢的。这个带内氧的含量随深度的增加而逐渐减少，亦即还原性愈来愈强；它是地下水的饱和地带，含有较高的盐类，因此呈中性或弱碱性。所以这个带内盛行还原作用和淋积作用。
原生硫化物矿石带:位于还原带以下的地带，地下水基本处于停滞状态，叫停滞水带。这里的地下水基本不含游离氧，化学作用和搬运作用非常微弱，硫化物在此带不发生什么变化，故称原生硫化物矿石带。
我国祁连山区的黄铁矿型铜矿床，就有明显的分带，在次生富集带里形成了各种的富矿石。
次生硫化富集带大大提高了矿床的工业价值。有些矿山原生铜矿石品位不够工业要求，次生硫化矿石就成为主要的开采对象。我国东北的红透山铜矿，这个带的矿石厚为15-20m；西北的白银铜矿，厚达20-25m，最厚处达70m。