Đang tải... (xem toàn văn)
Địa hóa quá trình phân dị magma và sự hình thành magma thứ sinhCác quá trình làm thay đổi thành phần của magma nguyên thủy gộp chung lại gọi là quá trình phân dị magma.Sự phân dị magma là kết quả của nhiều quá trình xảy ra theo các cơ chế khác nhau, đó là quá trình phân tách, dung li, đồng hóa, kết tinh...Quá trình dung liQuá trình từ một dung thể magma ban đầu trong những điều kiện nhất định đã tách thành hai pha lỏng không hòa trộn vào nhau, đó gọi là dung li. Kết quả của dung li là tự hệ một pha đồng nhất chuyển thành hệ hai pha có thành phần khác nhau với sự phân bố lại các nguyên tố. ví dụ như hiện tượng tách dung thê sunfua – silicat thành hai pha riêng biệt: sunfua dẫn đến tạo quặng về sau và silicat tạo đá mafic.
Địa hóa quá trình phân dị magma và sự hình thành magma thứ sinh Các quá trình làm thay đổi thành phần của magma nguyên thủy gộp chung lại gọi là quá trình phân dị magma. Sự phân dị magma là kết quả của nhiều quá trình xảy ra theo các cơ chế khác nhau, đó là quá trình phân tách, dung li, đồng hóa, kết tinh - Quá trình dung li Quá trình từ một dung thể magma ban đầu trong những điều kiện nhất định đã tách thành hai pha lỏng không hòa trộn vào nhau, đó gọi là dung li. Kết quả của dung li là tự hệ một pha đồng nhất chuyển thành hệ hai pha có thành phần khác nhau với sự phân bố lại các nguyên tố. ví dụ như hiện tượng tách dung thê sunfua – silicat thành hai pha riêng biệt: sunfua dẫn đến tạo quặng về sau và silicat tạo đá mafic. - Hòa trộn magma Hai magma có thành phần khác nhau trên đường di chuyển từ dưới sâu lên phía trên có thể gặp nhau, tương tác với nhau và làm thay đổi thành phần hóa học của chúng, quá trình đó gọi là sự hòa trộn. Sự hòa trộn dẫn đến thay đổi thành phần hóa học của lò magma phụ thuộc vào tỷ lệ số lượng của hai nguồn magma, mật độ và độ nhớt của chúng. - Quá trình đồng hóa magma Đồng hóa là một khả năng của một magma nguyên thủy sinhh ra từ manti trên đường di chuyển từ nguồn lên phần vỏ bên trên có thể thu hút các nguyên tố và các hợp phần từ đá vây quanh và làm biến đổi thành phần ban đầu của nó. Hệ quả của sự đồng hóa đối với đặc điểm địa hóa của magma sẽ rất lớn khi thành phần nguyên tố chính và phụ cũng như các đồng vị. quá trình đồng hóa magma xảy ra trong vỏ lục địa mạnh hơn trong vỏ đại dương, sự đồng hóa trong các lò magma bên dưới sự sống núi đại dương đảo đại dương và cung đảo vẫn xảy ra nhưng rất khó ghi nhận. Tương tác giữa magma với các đá của vỏ có thể xảy ra bằng nhiều cách: - Nóng chảy từng phần vật liệu của vỏ à hòa trộn với magma nguồn gốc manti ngay trong lò magma. - Tường , nền và trần của lò magma có thể nóng chảy khi đạt đến nhiệt độ nóng chảy với sự có mặt chất lưu và dung thể mới hình thành hòa trộn với magma trong lò magma. - Cả một khối đá của vỏ bị rơi vào lò magma và bị nóng chảy đồng hóa hoàn toàn. - Phụ thuộc vào phương thức tương tác tủ lệ phần trăm trọng lượng đá của bỏ bị lôi cuốn vào quá trình đồng hóa và thành phần hóa học của các đá đó, kết quả cuối cùng sự đồng hóa là sẽ hình thành một magma mới, khác magma ban đầu về đặc điểm địa hóa, thành phần hóa học đặc biệt là sự phân bố các nguyên tố vết và TR. - Khả năng đồng hóa của magma thành phần mafic rất thấp. magma trung tính và axit có khả năng đồng hóa cao hơn vì chúng thường có quy mô lớn và hàm lượng chất lưu phong phú trong loại magma này làm giảm nhiệt độ nóng chảy của đá vây quanh. Trong quá trình đồng hóa, magma có thể thâu tóm một số kim loại để tạo nên những phức hệ xâm nhập magma axit phức tạp và mỏ quặng nhiệt dịch liên quan. - Quá trình di chuyển chất lưu Magma bao giờ cũng chứa một lượng chất lưu nhất định (CO2, H2O), hàm lượng của chúng tăng khi áp suất tăng . khi magma đi lên phía vỏ trái đất, do áp suất giảm nên độ hòa tan của chất lưu giảm rõ rệt và pha khí thoát ra, có thể gây ra núi lửa phun nổ. sự thoát khí cũng là một quá trình phân tách magma. Sự di chuyển của những chất lưu có thể gây ra biến chất trao đổi trong manti. Từ một magma nguyên thủy thành tạp từ dưới sau tỏng quá trình di chuyển lên mặt đất, do tác động của mỗi một hoặc tổ hợp các quá trình nêu trên, thành phần của maggma ban đầu bị biến đổi để hình thành magma mới – magma thứ sinh, nhưng trong hệ vẫn tiếp tục tồn tại chỉ một pha lỏng. khi áp suất và nhiệt độ giảm đến một giới hạn nào đó thì ngoài sự thay đổi thành phân, trong hệ mới có sự chuyển pha từ hệ một pha lỏng chuyển thành hệ hai pha: lỏng + rắn, pha rắn dần tách khỏi pha lỏng làm cho bản chất của lò magma thay đổi hoàn toàn, đó là nồi dung cơ bản của quá trình phân dị kết tinh Sự kết tinh magma có thể thực hiên theo ba phương thức: kết tinh theo quy tắc pha, kết tinh theo nguyên tắc phản ứng Bowen, kết tinh do sự thay đổi nồng độ. Kết quả của sự phân dị kết tinh có thể dẫn đến thành tạo xâm nhập lớn có tính phân lớp, lớp bên dưới là đá có thành phần mafic, các lớp bên trên có thành phần axit hơn. Quá trình kết tinh magma kèm theo hai kiểu phản ứng: phản ứng liên tục trong dung dịch cứng trong đó khoáng vật thành tạo trước dần dần thay đổi thành phần do phản ứng với pha lỏng, đặc trưng cho kiểu phản ứng này là liệt phản ứng gồm các khoáng vật fenspat. Phản ứng gián đoạn, trong đó thành phần của khoáng vật thành tạo trước thay đổi có bước nhảy vọt, đặc trưng cho kiểu phản ứng này là liệt phản ứng không liên tục gồm các khoáng vật Fe- Mg. Magma nguyên thủy hình thành do sự nóng chảy từng phần vật chất của manti trên, trên đường di chuyển lên mặt đất magma đó bị tác động của nhiều quá trình khác nhau làm biến đổi thành phần ban đầu để sinh ra magma thứ sinh. Khi nhiệt độ magma hạ xuống, quá trình kết tinh phân dị dẫn đến thành tạo các loại đá khác nhau, thành phần khoáng vật trong các đá cũng thay đổi có tình quy luật và được ghi nhận bằng sự tiến hóa địa hóa theo các nguyên tố chính và đặc biệt là nguyên tố vết và TR. 1. Địa hoá học trầm tích Nguyên tố phụ: - Các quá trình này góp phần làm giàu các nguyên tố trong trầm tích Trong đá trầm tích có sự thay thế đồng hình của các nguyên tố phụ cho các nguyên tố chính: Li-> Mg, Ga->Al trong sét, Ba->K trong ilit Vật chất hữu cơ trong đá trầm tích chứa một số nguyên tố hiếm: V, Mo, Ni, Co, As, Cu, Br, I với hàm lượng cao tạo thành hợp chất hữu cơ kim loại hoặc tồn tại trong chất hữu cơ Một số ngyên tố được sv sử dụng sau khi chết thì nó tồn tại trong trầm tích. Một số thì bị hấp thụ ngay trên bề mặt vật chất hữu cơ - Thế oxi hoá khử Eh của môi trường ảnh hưởng lớn đến sự phân bố nguyên tố phụ trong đá trầm tích: +Mn, As, Sb và oxit của nó lắng đọng trong điều kiện oxi hoá nhưng As, Sb là chất ít tan nên hàm lượng rất ít +môi trường khử chứa vật chất hữu cơ hình thành mỏ U,V. trong đầm lầy thấy Cu 2+ bị khử thành dạng Cu tự sinh. Môi trường khử mạnh H 2 S thì các kim loại Cu, Pb, Zn tạo thành các sunfua (FeS 2 ) Nguyên tố chính: Các nguyên tố liên quan chặt chẽ với thế ion của chúng bằng liên kết giữa kim loại và phân tử nước lưỡng cực M-O-H: - Nếu lực hút giữa M-O>O-H: kim loại hoà tan trong dung dịch tạo lớp ion xung quanh phân tử Cs, Rb, Li - M-O<O-H: M kết hợp với O và giải phóng H + như B,N,P,S P 5+ +4H 2 O<-> PO 4 3- + 8H + - M-O=O-H kim loại lắng đọng dưới dạn hidroxit phụ thuộc chế độ Eh-pH +Trầm tích Fe: hành vi của Fe: ion Fe 2+ được giải phóng ra do phóng hoá các đá hoặc mỏ quặng sunfua trong môi trường có tính khử và axit yếu . khi độ kiềm tăng lên thì Fe được lắng đọng trong các điều kiện địa chất: oxi hoá các khoáng vật nguyên sinh của Fe tại chỗ hoặc di dời chút ít trong đất, oxi hoá trong hồ đầm khi nước thoáng khí và không có vật chất hữu cơ. Trong nước biển Fe lắng đọng dưới dạng oxit trong môi trường thoáng khí, dạng silicat ngậm nước trong môi trường khử yếu, dạng sufua khi thế Eh thấp và giàu S, dạng cacbonat Fe hình thành trong môi trường nước ngọt có tính khử + trầm tích Mn: hành vi của Mn cũng rất giống với Fe nhưng do tính chất oxi hoá khử và hàm lượng khi bị phong hoá khác nhau nên quá trình trầm tích có sự tách rời. + trầm tích P: trong môi trường địa chất dạng H 2 PO - 4 hoà tan trong dung dịch axit còn HPO 4 2- hoà tan trong dung dịch kiềm. PO 4 3- k bị thuỷ phân và phản ứng với cation để tạo photphat có khả năng kết hợp với các chất khác để tạo hợp chất vững bền – apatit + trầm tích muối: được hình thành nhờ sự kết tinh từ dung dịch quá bão hoà muối theo trình tự độ hoà tan CaCO3, CaSO4, NaCl thành phần của lớp muối phụ thuộc vào nguồn nước mang tới từ sông hồ vận chuyển ra biển, núi lửa, nước nóng từ lòng đất, các dung dich nhiệt dich 2. Địa hoá học thổ nhưỡng - Thành phần khoáng vật của đất: + nhóm khoáng vật nguyên sinh: thạch anh, octocla, microlin, anbit, biotit, muscovit, tremolit, enstabit, diopxit, rodonit, olivin, epidot, tuamalin, ziacon, rutin + nhóm khoáng vật thứ sinh: calinit, monmorilonit, vecmuculit, alophan, gotit, hidrogotit, hematit, manhetit, gipxit, piroluzit, canxit, dolomit, thạch cao - Thành phần hoá học của đất: + nguyên tố đa lượng: tương đối giàu O,H (dạng H 2 O), C, N(dạng chất hữu cơ), tương đối nghèo: Ca, Mg, Na, K, Fe, Al. tuỳ thuộc vào từng giai đoạn mà hàm lượng các nguyên tố có sự thay đổi + nguyên tố vi lượng: -Mn: dạng oxit, hidroxit, muối cacbonat, bicacbonat. Độ linh động của Mn trong đất phụ thuộc vào độ pH, thành phần cơ giới, độ ẩm, hàm lượng chất hữu cơ và các chất dinh dương. - Fe: vai trò trong đồng hoá N 2 , và sinh tổng hợp cloprophin, khử NO 3 - , SO 3 2- . Hàm lượng Fe lớn, nhưng độ hoà tan trong đất còn phụ thuộc vào độ pH, thành phần cơ giới, độ ẩm, hàm lượng chất hữu cơ, và một số nguyên tố - Co: vai trò cố định đạm. tồn tại ở dạng Co 2+ và hấp thụ trao đổi. đất có phản ứng trung tính và kiềm thì độ linh động và độ hoà tan giảm - Cu: vai trò trong các phản ứng chuyển hoá sinh hoá. Chứa nhiều trong diệp lục. mức độ dễ tiêu của Cu cũng phụ thuộc vào các yếu tố như Fe - Zn: có nhiều trong các enzym quan trọng như trong Protein là kích thíc tố sinh trưởng. trong đất axit thì Zn 2+ dễ tiêu và linh động - Mo: tham gia vào quá trình oxi hoá khử trong cây, chuyển hoá NO 3 - thành axit amin, cố định đạm. dạng dễ tiêu : (MoO 4 ) 2- - B: cần thiết cho sự phát triển tế bào, vận chuyển nước, hidrat cacsbon. Dạng tồn tại: (B 2 O 7 ) 2- . Dễ tiêu giảm khi pH tăng, đất giàu chất hữu cơ thì dễ tiêu tăng + kim loại nặng: As, Hg, Pb, Se có tính độc hại cao ảnh hưởng đến cây trồng và môi trường đất - Phân bố nguyên tố trong đất: Các quá trình địa hoá xảy ra trong đất làm cho sự phân bố các nguyên tố đa lượng và vi lượng theo chiều thẳng đứng của phẫu diện đất khá phức tạp. chia ra thành từng nhóm các nguyên tố có hành vi giống nhau: Fe – Al, Na – Ca, K – Rb – Ba, Ti – Nb, Pb – Ga – K. đường phân bố Si ngược với phân bố Al và Fe Sự phân bố nguyên tố trong đất trở nên phức tạp do quá trình địa hoá: các cá thể sống và quá trình hô hấp của chúng làm cho nồng độ CO 2 trong đất cao hơn trong khí quyên, nồng độ CO 2 cao, pH thấp làm tăng nhanh phản ứng hoá học trong đất,; các axit hữu cơ do cây và sinh vật tạo ra làm tăng sự hoà tan và phân bố lại một số nguyên tố, hoạt động của cây phần lớn làm chuyển các nguyên tố của đá mẹ thành chất dinh dưỡng. 3. Địa hoá học vỏ phong hoá Hành vi địa hoá của các nguyên tố trong quá trình phong hoá rất khác nhau: trong vỏ phong hoá các đá có sự phân hoá rõ rệt giữa nhóm nguyên tố hoá trị cao với nhóm nguyên tố có hoá trị thấp: +các nguyên tố hoá trị I ( Na, K, Li…) và các nguyên tố hoá trị II ( Ca,Mg, Fe 2+ …) dễ dàng hoà tan đi vào dung dịch nước. + các nguyên tố hoá trị III ( Al, Fe 3+ ,Si) được tích luỹ lại tại chỗ hoặc bị mang đi theo con đường cơ học. + Fe, Al,Si trong vỏ phong hoá thường tạo thành hợp chất dạng keo: keo dương, keo âm đặc trưng Các loại đá phổ biến được cấu thành chủ yếu từ các nhóm khoáng vật sau: silicat, alumosilicat, thạch anh và cacbonat. Các sản phẩm phong hoá của khối đá mẹ thường phân bố có quy luật theo diện so với đá đó. Các hợp chất clorua, sunfat hoà tan di chuyển ra biển hoặc tích tụ lại ở những dòng chảy trũng nhất. các oxit Fe, Al, Mn, tích tụ trên đường phân thuỷ hoặc ở sườn. caolinit, cacbonat Ca lắng đọng ở thung lũng xung quanh khối hoặc sườn đồi. Để đánh giá mức độ linh động của các nguyên tố bằng cách so sánh thành phần đá mẹ thổ nhưỡng, nước mặt chảy qua vỏ phong hoá polumopB.B đưa ra 5 nhóm sau: + nguyên tố bị mang đi mạnh: Cl, Br,I, S + nguyên tố bị mang đi dễ dàng: Ca, Na, Mg, K + nguyên tố linh động: Silicat, P, Mn +nguyên tố kém linh động: Fe, Al, Ti +nguyên tố không linh động: thạch anh Các phản ứng của quá trình phong hoá: Oxi hoá Các kháng vật mafic, đặc biệt là các silicat sẫm màu dễ bị phong hoá nhất để giải phóng Fe, Mg. ion Fe 2+ bị oxi hoá thành Fe 3+ ở 2 dạng: Dạng không chứa nước: hematit (Fe 2 O 3 ), manhetit (Fe 3 O 4 ) Dạng hidrat: gotit, lepidocrokit Các phản ứng: Các khoáng vật chứa Fe 2+ tác dụng trực tiếp với O 2 : Fe 2 SiO 4 + 1/2O 2 + 2H 2 O → Fe 2 O 3 + H 4 .SiO 4 Có sự tham gia của CO 2 : Fe 2 SiO 4 + 4H 2 CO 3 → 2Fe 2+ + 4HCO 3 - + H 4 SiO 4 sau đó Fe 2+ bị oxi hoá: Fe 2+ + 4HCO 3 - 1/2O 2 + 2H 2 O → Fe 2 O 3 + 4H 2 .CO 3 phản ứng thuỷ phân: dạng phong hoá các khoáng vật silicat và alumosilicat bằng phản ứng nước – khoáng vật dẫn đến dư thừa ion H + và OH - trong dung dịch silicat sẫm màu giàu Fe,Mg đặc trưng cho đá mafic bị thuỷ phân theo phản ứng: Mg 2 SiO 4 + 4H 2 O 2Mg 2+ + 4OH - +H 2 SiO 4 Trong vỏ phong hoá thường xuất hiện khí CO 2 tham gia: Mg 2 SiO 4 + 4H 2 CO 3 2Mg 2+ + 4HCO 3 - +H 2 SiO 4 Trường hợp môi trường axit mạnh : Mg 2 SiO 4 + 4H + 2Mg 2+ + H 2 SiO 4 Trong hệ mở của vỏ phong hoá Mg 2+ đi vào dung dịch nước và di chuyển ra khỏi phạm vi vỏ phong hoá làm cho cân bằng của các phản ứng trên luôn luôn chuyển dịch về bên phải và khoáng vật olivin không ngừng bị phân huỷ Cacbonat hoá Quá trình này là sự tác dụng tương hỗ giữa các anion CO 3 2- và HCO 3 - với các đá và các khoáng vật. các khoáng vật bị hoá tân từng phần hoặc toàn bộ các cation kim loại chuyển vào cacbonat. Các cacbonat của kim loại hoá trị dưới tác dụng trong nước có chứa CO 2 lại tiếp tục hoà tan chuyển vào dung dịch dưới dạng bicacbonat: CaCO 3 + H 2 CO3 → Ca(HCO 3 ) 2 4. Địa hoá quá trình biểu sinh các mở sunfua - Thành phần hoá học của quá trinhg biểu sinh các mở sunfua Là sản phẩm của quá trình nhiệt dịch. Gồm các khoáng vật sunfua đơn giản: galerit (PbS), sfalerit (ZnS), chancopirit ( CuFeS 2 ) ; khoáng vật sunfua chứa Fe, Cu - các phản ứng oxi hoá của sunfua : + Oxi hoá của sunfua đơn giản: các sunfua bị oxi hoá, các kimloaij được giải phóng phân tán vào nước di chuyển ra khỏi phạm vi mỏ, hoặc chuyển thành các hợp chất thứ sinh bền vững hơn: sunfat, cacbonat, silicat hoặc theo nước ngầm đi xuống dưới và gây phản ứng với các sunfua nguyên sinh tạo các sunfua thứ sinh CuFeS 2 + 4 O 2 > CuSO 4 +FeSO 4 Tiếp theo phản ứng với CO 2 và H 2 O là chất xúc tác quan trọng cho quá trình Cu 2+ + CO 2 + H 2 O CuCO 3 .Cu(OH) 2 Các phản ứng trên trong thực tế là các chuỗi phản ứng phức tạp qua các cơ chế hình thành khác nha. +Oxi hoá kháng vật sunfua Fe Khoáng vật sunfua Fe ( pirit, pirotin, macazit )có thể gặp trong các loại đá khác nhau: macma, biến chất, trầm tích, than đá Ví dụ về sự phong hoá của pirit theo nhiều cơ chế khác nhau: -Quá trình oxi hoá pirit (FeS 2 ) thành oxit Fe: 4FeS 2 + 15O 2 + 14 H 2 O 4Fe(OH) 3 + 2SO 4 2- + 4H + Phản ứng oxi hoá Fe 2+ thành Fe 3+ xảy ra rất chậm vì vậy Fe 2+ có thể di chuyển trong nước trước khi lắng đọng , bị dịch chuyển một ít so với thân quặng ban đầu. Fe là nguyên tố kém linh động nên nó chỉ di chuyển tốt trong môi trường axit . sự oxi hoá pirit kèm theo giải phóng H + làm axit hoá nước mỏ, SO 4 2- trong dung dịch lại tương tác với các sunfua khác - sự oxi hoá pirit có thể xảy ra do ion Fe 3+ : FeS 2 + 14Fe 3+ + 8 H 2 O 15Fe 2+ + 2SO 4 2- + 16H + Lượng Fe 3+ có được là do oxi hoá Fe 2+ và do Fe(OH) 3 phân li. - sự phân huỷ pirit xảy ra do hoạt động sống của vi khuẩn - khi pirit trong môi trường giàu sunfat nó chuyển thành jarozit (M + Fe 3+ (SO 4 ) 2 (OH) 6 ) sau khi FeS 2 Fe(OH) 3 + oxi hoá các khoáng vật sunfua Cu Trong mạch nhiệt dịch thường gặp sunfua Cu: chancopirit CuFeS 2 , chancozin Cu 2 S, covelin CuS, bocnit Cu 5 FeS 4, cubanit Cu 2 Fe 4 S 6 và các thành phần phức tạp khác. Ví dụ: oxi hoá khoáng vật chancozin: Cu 2 S + 5/2 O 2 + 2H + 2 Cu 2+ + SO 4 2- + H 2 O Sản phẩm của loạt phản ứng là Cu 2+ và SO 4 2- đi vào dung dịch nước và trở thành ion linh động. ion Cu 2+ có thể từ vỏ phong hoá di chuyển vào nước ngầm sau đó lắng đọng lại ở dạng oxit, cacbonat khi độ pH của dung dịch nước tăng lên. - Hành vi của lưu huỳh trong oxi hoá các sunfua Trong dung dịch nước thiên nhiên S tồn tại dưới dạng SO 4 2- , HSO 4 - , S 2- , S 0 , HS - ,H 2 S o tuỳ thuộc vào Eh, pH của dung dịch và phản ứng giữa chúng SO 4 2- , HSO 4 - dạng phổ biến trong nước bề mặt môi trường oxi hoá HS - ,H 2 S o dạng phổ biến trong điều kiện khử, môi trường có nồng độ O 2 thấp S phân tử có trường bền vững mở rộng khi nồng độ tổng S tăng lên S chính là nguyên tố quyết định quá trình tạo khoáng sunfua trong điều kiện nội sinh và thúc đẩy sự phân huỷ các khoáng vật trong điều kiện ngoại sinh. - Sự phân đới theo chiều thẳng đứng của đới biểu sinh các mỏ quặng sunfua là sự phân bố lại các nguyên tố trong quá trình biểu sinh các mỏ sunfua nhờ sự phân huỷ hoà tan một số khoáng vật nguyên sinh giải phóng các kim loại vào môi trường nước đồng thời thành tạo một số khoáng vật thứ sinh. + Đới oxi hoá các mỏ quặng phát triển theo từng giai đoạn theo chiều sâu cùng với quá trình thẩm thấu vào dòng nước đi xuống có chứa tác nhân phong hoá + Ranh giới dưới của đới oxi hoá nằm gần gương nước ngầm và chuyển tiếp dần đến đới quặng nguyên sinh trong điều kiện môi trường khử. + quy mô, chiều dày, thành phần và đặc điểm của đới oxi hoá rất khác nhau phụ thuộc vào: -thành phần của quặng nguyên sinh: độ rỗng và độ thấm tốt để dung dịch nước vận động. - mức độ bóc mòn yếu để có đủ thời gian cho quá trình oxi hoá xảy ra hoàn toàn - độ sau gương nước ngầm thích hợp để lộ ra thể tích khối quặng đủ lớn cho oxi hoá - lượng mưa hàng năm nhỏ, đủ cho phản ứng oxi hoá và vận chuyển các ion, không làm cuốn trôi các ion bị phong hoá, giữ mực nước ngầm ở thấp - địa hình thoải để ngăn cản sự bóc mòn và giữ ổn định độ chênh thuỷ lực của gương nước ngầm + tốc độ oxi hoá phụ thuộc vào các yếu tố môi trường: nhiệt độ, Eh. pH, thành phần cấu tạo quặng gốc, thành phần tính chất của đá vây quanh + quá trình biểu sinh các mỏ sunfua dẫn đến sự phân đới các sản phẩm đặc trưng( trường hợp lý tưởng. sự oxi hoá xảy ra hoàn toàn, sản phẩm được bảo toàn): -đới quặng oxi hoá: phân bố trên gương nước ngầm, trong môi trường oxi hoá, dung dịch giàu O 2 tự do, và CO 2. Thành phần khoáng vật : nhóm oxit, hidroxit, sunfat, cacbonat, phophat, asenat, vadanat, molipdat, cromat, voframat, halogenua,kim loại tự sinh + lớp quặng phủ bề mặt: chủ yếu tích tụ Fe. Mn dưới dạng oxit , hidroxit + phụ đới quặng oxi hoá bị rửa lũa gồm các hợp chất kim loại với oxi liệt kê ở trên và các đá quặng bị biến đổi + phụ đới quặng oxi hoá giàu chủ yếu các khoáng vật oxit, cacbonat,và các khoáng vật khác cùng với một ít sunfua -đới quặng sunfua làm giàu thứ sinh nằm dưới gương nước ngầm, trong môi trường khử, không còn O 2 tự do, có H 2 S do phản ứng giữa H 2 SO 4 với các sunfua nguyên sinh. ở đới này tập trung các sunfua thứ sinh khó hoà tan do phản ứng thay thế các sunfua nguyên sinh gồm các khoáng vật của Cu: chancozin, covelin, bocnit và khoáng vật khác của Ag -đới quặng sunfua nguyên sinh không có ranh giới rõ ràng với đới quặng làm giàu thứ sinh. 5. Địa hoá học magma 6. Địa hoá học pectmatit 7. Địa hoá học nhiệt dịch . dạng phổ bi n trong điều ki n khử, môi trường có n ng độ O 2 thấp S ph n tử có trường b n vững mở rộng khi n ng độ tổng S tăng l n S chính là nguy n tố quyết định quá trình tạo khoáng sunfua. cứng trong đó khoáng vật thành tạo trước d n d n thay đổi thành ph n do ph n ứng với pha lỏng, đặc trưng cho kiểu ph n ứng n y là liệt ph n ứng gồm các khoáng vật fenspat. Ph n ứng gi n đo n, . trường ảnh hưởng l n đ n sự ph n bố nguy n tố phụ trong đá trầm tích: +Mn, As, Sb và oxit của n lắng đọng trong điều ki n oxi hoá nhưng As, Sb là chất ít tan n n hàm lượng rất ít +môi trường