化探第10章++关于岩体含矿性评价的地球化学理论.docx
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化探第10章++关于岩体含矿性评价的地球化学理论
第十章关于岩体含矿性评价的地球化学理论
岩浆岩体有无含矿远景的地球化学评价己被列为现代勘查地球化学的重要工作之一。
目前，这方面发展可以概括为：
已从纯经验统计阶段发展到应用理论指导下评价方法和评价指标。
以下介绍一些有关岩体评价问题的理论探讨情况。
一、研究造岩元素对成矿的控制作用，为岩体评价提供理论基础
最初岩体评价是以岩浆的酸基性程度，即岩石中SiO2的含量做为准则，并以当时矿床学中有关岩浆成矿学说为理论基础。
根据这种学说，随着与矿有关岩浆岩中SiO2含量等降低，即酸性向中、基性过渡，应依次有利于形成以下元素的矿床：
Sn、W、Mo、Cu、Fe等，但在找矿实践中的认识到的大量客观事实，发现有很多例外。
后来发展到利用岩浆岩中Na2O与K2O含量以及钠交代和钾交代的程度作为评价准则。
例如在鄂东工作的地质工作者总结出如下规律：
岩体岩石含矿岩石中Na2O＋K2O含量（％）矿床类型
石英二长岩9.2～9.5Fe
闪长岩、花岗闪长岩7.3～8.82Fe、Cu
花岗闪长岩7.19Cu
花岗闪长岩7.16～7.82Mo、Cu
花岗闪长岩6.69～6.87W、Cu
石英闪长岩6.03W
根据长江中下游许多金属矿床研究的结果，南京大学地质系得出如下结论：
1、磁铁矿床［元素组合Fe－V－（Ti）—P］，含矿岩体特征为强烈钠长石化的闪长岩和辉长岩，钠交代占优势，钾交代只在岩体上部及作用后期才出现。
2、含Cu磁铁矿矿床（Fe－O—Cu—S），含矿岩体多为花岗闪长岩、石英闪长岩和闪长岩，有利成矿的特征是，岩体交代蚀变以钠交代为主，钟交代也较广泛，并且钠化与磁铁矿化有关，钭丨仳；与后来的硫化物矿化有关。
3、含大量硫化物的铜矿床（Cu￣Fe—S－0），有利成矿的岩体多为石英二长岩～花岗闪长岩，其中钾交代强于钠交代。
4、铜钼矿床（Cu—Mo—S），有利于成矿的标志为钾交代占优势的石英二长岩～花岗闪长岩。
5、铜矿床（Cu—S），钾交代占绝对优势的石英二长岩～花岗闪长岩。
这些准则在一定的地区是有效的，但也有例外。
近20余年夹，也常采用岩石化学综合指标来进行岩体评价工作。
这里又分两种情况：
（1）对岩石化学全分析（13项）结果进行岩石化学特征值（扎氏特征值或尼格里特征值）计算。
然后进行对比，确定含矿岩体与无矿岩体在特征值方面的区别；
（2）利用岩石化学全分析（13项）数据作为变量进行多元统计分析（点群分析、判别分析），来判定含矿岩体与无矿岩体。
所以，从实践方面看，岩体评价工作经历着由单元素到多元素，由单指标到多指标的发展过程。
但总的来说，这些评价方法均带有经验统计性质，基本缺乏必要的理论依据。
所以，还带有很大程度的盲目性。
在实践中综合标志常常优于单项标志，这是很显然的，因为在缺乏必要依据的情况下，综合标志可以避免遗漏成矿的重要影响因素。
另一方面，从岩体评价的实践经验，特别是成功的经验中，也可看到某些造岩元素与成矿密切有关的事实规律。
例如，Na与Fe的成矿、K与Cu、Mo等成矿有关。
这也有待于地球化学作出理论上的阐明。
近40多年来，地球化学对于造岩元素在成矿方面的控制作用己进行了一些研究，其成果有些已经被应用于岩体评价，而另外一些也值得从事化探工作的地质人员注意。
Na和K对成矿的控制作用：
谢普林（Щeпyлин）研究矽卡岩铁矿的地球化学，提出了铁成矿取决于以下两方面的因素：
（1）岩浆中碱金属（K、Na）比例对铁的地球化学行为影响；
（2）岩浆中H2O的饱和和逸出，必须发生在磁铁矿大量析出之前。
按照现在对岩浆性质的认识，岩浆应是一种离子～电子微观不均一的液体。
在其中不同的局部存在着类似晶格构造的有序排列。
这些有序排列的局部或地段称之为群聚组。
由SiO44－规律连接而成的群聚组是岩浆中的主要部分（AlO44－也参加这一部分）。
此外还存在由Mg、Ca、Fe以及其他阳离子与氧组成的群聚组（六个氧排列形成八面空隙中充填着阳离子）。
但象Fe等中等离子电位的两性元素，它们在岩浆中存在的构造位置常随岩浆的成分而定。
当岩浆中Na和K等碱金属含量较低时，Fe2＋主要分布在SiAl2O6群聚组的外围（以平衡群聚组的电荷），Fe2＋就可和O2－形成自己的群聚组。
这时在岩浆结晶过程中Fe就不易转入硅酸盐造岩矿物中，而可在残余岩浆中富集，甚至转入岩浆期后热液，有利于成矿，或是形成磁铁矿作为岩浆岩的副矿物。
所以岩浆中Na和K等碱金属含量高是促使铁富集成矿的一种重要因素或必要条件。
此外，谢普林还指出岩浆侵入深度小（一般晚期小岩体具备这样的条件），即外压力小的环境这个真正使铁实现成矿的充分条件，岩浆内压力容易超过外压力，使汽液能够在大量磁铁矿从岩浆析出之前就从岩浆逸出，并溶解带出留在岩浆中的铁。
伯恩汉姆（Burnham，1967）通过实验室方法研究了铁在花岗岩类岩浆（熔体）与汽液相（热液由冷凝形成）之间的分配，结果发现在体系中增加NaC1含量，可以强烈促使铁向汽液相集中。
所以这种实验从另一个角度证实了Na对Fe成矿的控制作用。
此外，关于铁在热液中搬运形式的研究，也得出主要是呈Na2（FeC14〕搬运的结论，这也同伯恩汉姆的实验一致。
在前苏联，Г.A.索科洛夫早就提出，土加（Tутд）方柱型富磁铁矿床的形成，可能同花岗岩浆侵入了含盐地层加入了大量NaCl有关。
我国蔡本俊（1977，1980）也以许多事实论证了长江中下游地区和华北地区内生铁矿床与岩浆同化地层中的膏盐层的紧密联系。
总之，理论探讨与地质事实都已初步证明Na对Fe的控制作用。
所以在岩体评价工作采用Na作为指示铁矿的标志确实不是偶然的。
但必须指出，从地质事实来看，Na和K对不同元素成矿的控制还是存在着差异的，目前这种差异尚未得到理论上的说明，还有待于深入开开究。
二、岩浆中A12O3与Na2O、K2O、CaO等含量间的比例对Cu成矿的控制
根据晶体场理论，Cu2＋在O2－的六次配位八面体空隙位置中的晶体场稳定能为21.26千卡／克分；而在O2－的四次配位四面体空隙位置中的晶体场稳定能为6.4千卡／克分子。
所以，当Cu2＋在这种配位位置上进行分配时，它总是优先集中于八面体位置中。
伯恩斯与费菲（BurnandJyfe）曾提出：
岩浆中由于温度高，金属离子的动力较大（超过它们的八面体与四面体晶体场稳定能的差值），所以它们可以处于八面体与四面体两种配位位置中，但在硅酸盐矿物中过渡元素的离子绝大多数（除Zr2＋外）只占据八面体位置。
所以在岩浆结晶出硅酸盐矿物时，一种过渡金属离子（例如Cu2＋）在岩浆（液相）与晶体之间的分配可归结为以下形式：
分配
岩浆四面体＋岩浆八面体←→晶体八面体
由于已经证明金属离子处于岩浆八面体位置中和晶体八面体位置中的晶体场稳定能是基本相同的，所以金属离子在这两种八面体位置中的分配是均等的。
如果一种金属离子（例如Cu2＋）的八面体晶体场稳定能大于四面体晶体场稳定能，那么它在岩浆和晶体中的分配就完全取决于岩浆中四面体位置的数目。
如果岩浆中四面体位置的比例大，则该金属离子将大量地转入晶体。
反之，如果岩浆中四面体位置比例小，则该离子可以较多的残留在岩浆中。
伯恩斯等还证明，岩浆中四面体位置与八面体位置的比例取决于岩浆的成分，其规律是：
随着岩浆中A12O3／（K2O＋Na2O＋CaO）的比值增大，其中八面体位置就增多，即四面体位置／八面体位置比值下降。
费斯（P.G.Feiss.1978）将上述研究成果用于研究斑岩铜矿的成矿控制因素和岩体评价，根据上述原理，费斯认为有利于斑岩铜矿形成的条件应该是岩浆中含Al2O3高，含碱金属和碱土金属较低（即Al2O3／（K2O＋Na2O＋CaO较高），因为在这样的岩浆中八面体位置将大大多于四面体位置，在岩浆结晶过程中，具有很高八面体晶体场稳定能的Cu2＋离子可以大量留在残余岩浆（只有少量分散到造岩矿物中去）中，直到热液形成时转入其中，所以岩浆中富A12O3是形成斑岩铜矿的有利条件。
根据这种理论，费斯在美国西南部斑岩带和加勒比海斑岩铜矿带，应用岩体SiO2含量及A12O3／（K2O＋Na2O＋CaO）比值作为区分含矿岩体与不含矿岩体的准则，试验工作的结果证明，两个地区的含矿岩体在SiO2含量相同的条件下，其A12O3／（K2O＋Na2O＋CaO）比值大致都高于不含矿岩体（图8）。
图8斑岩带中含矿与不含矿岩体
在美国西南部斑岩带中25个含矿岩体标准A12O3含量的平均值为1.81，标准离差为1.37；23个不含矿岩体的标准标准Al2O3含量的平均值为0.94，标准离差为2.59（Econ，Geo1，1973，1978）。
鄂东冶金606队（1980）根据自己的经验，也指出岩体中Al2O3分子数>K2O＋Na2O＋CaO分子数是岩体具有Cu矿床远景的标志。
研究元素成矿集中分散条件，改进岩体评价方法：
进行岩体评价常有的想法是，岩体中成矿元素含量高反映岩浆中该元素浓度大，可能成矿的机会就大。
这种认识在实践中确实也取得一定的事实支持。
例如：
矿床含矿花岗岩类一般酸性岩类
（1）华南钨矿床W：
22～212×10－61.5×10－6
（2）锡矿床Sn：
云南200×10－610×10－6
东德厄尔山20～50×10－65～18×10－6
马来亚100～2500×10－610×10－6
前苏联16～30×10－63～5×10－6
澳大利亚20×10－63×10－6
（3）前苏联硼B矿床B：
30～200×10－615×10－6
（4）前苏联钼矿床Mo：
31～59×10－61×10－6
（5）加拿大铜矿床Cu：
3～120×10－620×10－6
云南斑岩铜矿床1000×110－620×10－6
Mo：
19×110－61×10－6
然而对含矿岩体是否一定成矿，元素含量高的问题，尚存在着争议。
主要有两类观点：
一类观点认为：
（1）岩体本身成矿元素含量高未必有利成矿，因为岩体中成矿元素含量高，正是它分散了的表现；
（2）岩体中成矿元素含量最高常常是矿化叠加所致，因含矿岩体往往都遭受强烈蚀变与矿化。
另一类观点认为：
在岩浆结晶过程中，晶体化学性质与造岩元素相差大的成矿元素，不易进入造岩矿物晶格，而在残余岩浆中聚集。
这时结晶形成的岩石与分出的气水相（热液）都同这时的岩浆处于平衡因而也应富集该成矿元素。
所以晚期岩浆岩富含成矿元素，就标志有利成矿。
这就要求岩体评价不能孤立地依靠岩石中成矿元素的含量，而要考虑成矿元素在岩浆结晶分异过程中有无逐步集中的倾向。
为了评价这些观点，首先谈谈以下事实情况：
（1）晶体化学（类质同象）分散与残余富集成矿确实是岩浆结晶过程两种统一对立的倾向。
下列事实可以证明此点。
辉长岩铁含量大于斜长岩，但后者却与铁矿有关（如河北大庙磁铁矿矿床）。
因辉长岩结晶时，形成大量暗色矿物，铁能大量分散其中，结果不利成矿。
然而，在形成斜长石时，暗色矿物析出得少，铁没有大量分散的条件，结果有利于成矿。
两性元素Be2＋在碱性岩中的平均含量为9×10－6，高于在花岗岩中的含量（3～5×10－6）。
但碱性残余岩浆形成的碱性伟晶岩中很少形成Be矿床，相反在花岗伟晶岩中却常常出现Be矿床。
这种矛盾现象也可从晶体化学分散和残余富集的角度加以说明。
在碱性岩浆中Be2＋呈［BeO4］6－形式，并且又与Ta5＋、Nb5＋、Ti4＋、TR3＋等高价阳离子同时存在，这种条件有利于［BeO4］6－在硅酸盐中类质同象代替〔SiO4〕4－，结果Be就大量分散到碱性岩中。
在酸性岩浆中，Be2＋主要是呈自由离子形式，并且常常缺少高价阳离子，这就造成不利于Be进入硅酸盐的条件，导致Be在残余岩浆中的富集和在伟晶岩中成矿。
（2）我国和前苏联的一些钨钼矿带中，岩浆活动都具有多阶段的特征，并且钨钼总是随岩浆结晶分异过程而逐步富集，钨钼矿床照例是同含W、Mo最高的晚期小岩体紧密相关。
这说明晚期岩体富含成矿元素是有利成矿的标志。
（3）岩石遭受蚀变，有时引起成矿元素的贫化。
例如，别乌斯研究与含铍伟晶岩有关和无关的花岗岩及其中的斜长石，发现两类花岗岩及斜长石中的Be含量都存在差别。
但是花岗岩的斜长石含Be量（12～42×10－6）显著高于不含矿花岗岩的Be含量（0～15×10－6），而含矿花岗岩岩石中的Be含量仅稍稍高于世界普通花岗岩的平均Be含量。
后经详细研究发现含矿花岗岩Be含量显得不够高的原因，在于当岩石遭受钾长石化时，斜长石发生分解，Be被部分带出所致。
（4）研究Sn、Be、W、Mo、Ta等成矿过程证明，有时含矿岩体中成矿元素含量高，只是意味着这种岩体可以作为成矿元素的供应来源，而并不说明岩浆活动形成富含成矿元素的热液。
前述介绍的巴尔苏科夫研究锡矿的情况就是如此。
（5）多数含矿岩体成矿元素含量高，确实是矿化、蚀变叠加造成的。
在这种情况下，元素含量分布的显者特点是离散程度增大。
基于上述事实，我们倾向认为：
（A）对于含矿岩体成矿元素含量高，必须注意具体情况具体分析，应持历史发展的观点，注意区别各种不同情况；还要记住具体岩浆岩中成矿元素的含量只是岩浆结晶过程中某阶段元素在固相中的分配，而不等同于原始岩浆和残余岩浆的成分。
（B）与成矿有关的岩浆活动，必定具有成矿元素残余富集的特征和条件。
这些特征和条件应是评价岩体含矿性的最有意义的准则。
（C）不管成矿元素在岩体中含量高的原因是什么（残余富集或矿化叠加），和具有的意义是什么（矿源意义或反映残余富集），它们都能作为岩体含矿的指示准则，只不过（a）在考虑含量数学平均值的同时，要注意比较它们的标准离差和变化系数；（b）在研究元素含量的同时，要注意蚀变、矿化的情况及元素在岩石蚀变、矿化过程中迁出或带入的现象。
总之，岩浆富集某种成矿元素只是成矿的必要条件，但成矿能否真正实现，还要取决于有利成矿的充分条件。
上述思想认识己经在某些有关岩体评价的研究中得到了体现。
塔乌松和科兹洛夫（Д.B.Taycн、BД·Ko3лв1970）研究了前苏联远东地区Sn、W、Be、Nb、Ta等元素成矿的地球化学过程。
发现有利成矿的条件是：
（1）岩体富含这些元素（必要条件）；
（2）岩体富含F等挥发元素和半深成条件下结晶（2～4km），因在这种条件下（外压力较低）有利挥发组脱气逸出，它们携带着Sn、W、Be等成矿元素大量向侵入体上部、顶部迁移，最终集中成矿（充分条件）。
这种成矿地球化学过程及有利条件的具体表现是：
岩体深部金属元素贫化、岩体上部或晚期侵入岩相中F和金属含量增高，分布不均、离散程度大。
依据这些研究成果，塔乌松等提出了以下评价岩体含矿性的准则（表14、15）：
含矿岩体和无矿岩体地球化学特征对比表14
岩体类型
Li
Rb
Be
Sn
Nb
Ta
F
x
σ2
x
σ2
x
σ2
x
σ2
x
σ2
x
%
含矿岩体
84
571
350
3546
66
4.75
6.3
6.8
26
4.1
4.1
0.3
无矿岩体
68
357
190
2123
58
－
4.0
1.6
9.3
1.1
1.1
0.41
无矿岩体
32
71
150
211
2.0
0.28
2.9
0.4
5.2
0.3
0.3
0.08
含矿岩体深部与顶部、主期和晚期的地球化学特征对比表15
岩体类型
Li
Rb
Tl
Be
Pb
Zn
Sn
Nb
Ta
F（%）
附加侵入期（晚期）
花岗岩
84
372
4.4
6.9
19
42
7.4
44
6.8
0.33
主期黑云母
花岗岩顶部
70
342
4.3
6.6
30
61
6.2
22
2.8
0.30
主期黑云母花岗岩
深部脱气部分
12
142
1.1
2.5
22
85
2.6
21
6.9
0.06
表14说明，含矿岩体中成矿元素（Li、Rb、Be、Sn、Nb、Ta）平均含量，一般高于无矿岩体，但对有些元素并不显著（如Li、Be）。
然而成矿元素在两类岩体中的方差（62）却有重大差别，更具有评价指示意义。
表15反映出岩体成矿的有利条件。
其中的数据说明，从岩体的深部向顶部，从主期到晚期，Li、Rb、Be、Sn、Nb、Ta、T1存在着富集趋势，这是成矿有利的特征，而Pb与Zn则相反，所以岩体无含Pb与Zn矿的远景。
南京大学地质系和贵阳地化所研究华南花岗岩与成矿关系时，同样发现与W、Sn、Be矿有关的岩体多数为多阶段形成的复式岩体，成矿元素含量由早阶段岩石到晚阶段岩石表现出明显的增长（表16），并且矿床照例是同晚期岩体关系密切。
华南花岗岩中W、Be、Nb的含量（×10－6）表16
岩体名称
元素
第一阶段
第二阶段
第三阶段
西华山岩体
W
Be
Sn
7.0
15.1
42.1
8.9
17.3
32.1
7.0
18.9
49.2
邓阜仙岩体
W
Sn
100
32
100
25.5（？
）
360
61.0
姑婆山岩体
Nb
Sn
－
6.4
36
12.1
73
15.1
三、卤族元素在岩体评价方面的应用
多年来，国内外十分重视应用F、C1等元素作为评价岩体的含矿性指示，这种动向是同成矿作用地球化学研究所取得的进展是分不开的。
20世纪60年代以来，伯恩汉姆（Burnham，1967）与霍兰德（Ho11and，1972）先后通过实验研究卤族化合物（NaC1）对于Fe、Zn、Mn（Pb）、Sn等成矿的影响，结果证明，增大NaC1含量有利于这些元素由岩浆向气液相（热液）中聚集，即有利于成矿。
同时，元素在热液中搬运形式的许多研究也证明F、C1在这方面起着的重大作用。
这些研究以为应用F、C1等作为岩体评价指标奠定了理论基础。
实践证明应用F、C1作为指示元素，常常可以取得较好的效果。
例如，美国西南部含矿岩体黑云母含：
Cl达0.11～0.25%，含F达0.4～3.8％；墨西哥普罗维登查含矿岩株黑云母含C1达0.25～0.5％；丰山洞含矿岩体黑云母含F达0.52％，含C10.3%；富家坞含矿花岗闪长斑岩含F0.14％，含C10.29％。
然而，一般酸性岩含F仅0.08%，含C10.024%。
由于目前还无法正确估计含矿岩体中F、Cl含量的下限（或含矿岩体F、Cl含量的上限），所以，应用F、C1指标有时难免会有失误。
第十一章元素表生迁移的某些规律及其在化探中的应用
表生带中的地球化学过程是在特殊的物理化学条件下进行的：
（1）低而速变的温度（地表温度一般小于160°C，即由－75°C到＋85°C，有昼夜和季节变化）；
（2）低压（常压）：
（3）常处在大气O2与CO2作用下，氧化还原界面主要取决于潜水面的高低及其它因素；（4）水介质广泛存在，天然水具有各种不同的酸碱度（PH值变化于4～9），在特殊条件下PH值可达1～2（硫化物矿床氧化带），干旱地区碱湖水PH值则可大于10；
（5）有生物和有机质参加作用。
这些因素又，主要受气候、地形和排水条件的控制。
所以
（1）表生带中元素迁移有其不同于内生作用的特殊规律；
（2）表生地球化学受景观条件的控制，当然在表生带中，元素迁移的内部因素还是基本与内生条件下的相同。
一、表生带中元素的活动性及其规律的应用
根据各种景观元素迁移资料，己总结得出元素在表生带不同环境中迁移活动性变化的规律（表17），由表可见：
元素在表生带不同环境中迁移活动性变化的规律表17
相对
活动性
环境条件
氧化的
酸性的
中到碱性的
还原的
很高
Cl，I，Br；S，B
Cl，I，Br；S，B
Cl，I，Br；S，B；Mo，V，U，Se，Re
Cl，I，Br；
高
Mo，V，U，Se，Re；
Ca，Na，Mg，F，Sr，
Ra；Zn
Mo，V，U，Se，Re；
Ca，Na，Mg，F，Sr，
Ra；Zn，Cu，Co，
Ni，Hg，Ag，Au
Ca，Na，Mg，F，Sr，Ra；
Ca，Na，Mg，F，
Sr，Ra；
中等
Cu，Co，Ni，Hg，Ag，
Au；As，Cd
As，Cd
As，Cd
低
Si，P，K，Pb，Li，Rb
Ba，Be；Bi，Sb，Ge，
Cs，Ti
S，P，K；Pb，Li，
Rb，Ba，Be，Bi，
Sb，Ge，As，Ti；
Fe，Mn
S，P，K；Pb，Li，
Rb，Ba，Be，Bi，
Sb，Ge，As，Ti；
Fe，Mn
S，P，K；
Fe，Mn
很低
Fe，Mn
Al，Ti，Sn，Te，W
Nb，Ta，Pt，Cr，Zr
Th、TR
Fe，Mn
Al，Ti，Sn，Te，
W，Nb，Ta，Pt，Cr，Zr
Zr；Th，TR
Fe，Mn
Al，Ti，Sn，Te，W，
Nb，Ta，Pt，Zr；
Th，TR
Fe，Mn
Al，Ti，Sn，Te，W，
Nb，Ta，Pt，Zr；
Th，TR
不活动
Zn，
Cu，Co，Ni，Hg，Ag，Au
S，B；
Mo，V，Se，Re
Zn
Cu，Co，Ni，Hg，Ag，Au
（1）有些元素对环境依赖较少，或不受明显影响，如：
a、Cl、I、Br在各种环境中活动性都很高；
b、Ca、Na、Mg、F、Sr、Rb在各种环境中活动性较高；
c、Si、P、K在各种环境中活动性都低；
d、A1、Ti、Sn、Te、W、Nb、Ta、Pt、Cr、Zr、Th、TR不活动。
（2）有些元素对环境敏感，Mo、V、U、Se、Re在氧化及酸性条件下活动性较高，在碱性环境中活动性很高、在富硫还原环境中又变为不活动。
因为在氧化环境中，Mo、V、Se等都呈高价形成络阴离子～MoO42－、VO43－、SeO42－；而碱性环境又有利于这些元素的氧化和形成MoO42－、VO43－、SeO42－等络阴离子，并扩大它们的溶解度。
但在还原富S2－条件下，—部分亲硫元素呈硫化物沉淀，例如Mo形成MoS2，Se加入硫化物（类质同象），U则形成难溶氧化物。
（3）Cu、Co、Ni、Hg、Ag、Au在氧化条件下中等活动，在酸性环境中活动性高，而在中碱性环境中活动性很低：
在还原富S2－环境中活动性也很低。
（4）Zn与Cu的行为接近，但Pb与PbSO4与PbCO3的溶解度小，在有SO42－与CO32－存在时，Pb的活动性就大大受到限制。
所以在氧化、酸性、中到碱性环境中Pb的活动性都低。
巴锐克首和布雷德绍等人（J.J，BaraksoandBradshaw，1970）对Mo在地表的贫化和淋失作了详细研究，发现PH值对Mo地球化学行为的重要影响，并证明在酸性土壤环境中（PH〈6.2）Mo呈稳定的酸式钼酸根（HMoO4）－，特别是在有稳定的铁离子存在时，它实际上是不迁移的。
然而，在碱性环境（PH＞6.2）中，Mo则转变为（MoO4）－络阴离子，其溶解度很大，故使Mo活动性增大，易遭受淋滤贫化。
这一研究进一步提高了人们对钼的表生地球化学行为的认识。
掌握表生带中元素活动性变化规律，不仅对于解释元素土壤地球化学异常和水化学异常具有重大意义，而且也为阐明地表风化基岩中的地球化学异常所必须。
现举几个实例来说明这一情况。
例一：
波多黎哥斑岩铜矿土壤地球化学异常研究（据R.E.jearn
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