元素的地球化学迁移共56页

稳定元素法：假定迁移过程中，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，确定出校正引资，进而对其他元素的含量进行校正。
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(3)物理化学界面
环境物理化学条件的明显改变既是元素发生迁移的动 因，又是元素终止迁移的制约因素。 自然界的物理化学界面，如氧化还原界面，压力释放 带，温度界面，pH界面，水位线，土壤湿度界面等通 常是元素发生或终止迁移的部位。
岩浆中至多含5－6％的H2O、CO2和其他挥发分。岩浆结晶后，岩浆 岩中的含水量为0.5%。可以形成岩浆期后热液。
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（四）水溶液中元素的搬运形式
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
第三章 水-岩化学作用和水介质中元素的迁移
地 球
• 地球系统的化学作用和化学迁移 • 水-岩化学作用
化 • 水-岩化学作用的影响因素
学 • 水-岩化学作用的实例
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一、地球系统的化学作用和化学迁移
（一）地球系统的化学作用类型
➢(1)水—岩反应和水介质中的化学作用。 ➢(2)熔—岩反应和熔浆化学作用。 ➢(3)水—气化学作用。 ➢(4)岩—岩化学作用。 ➢(5)有机化学作用。
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(4)地表是富氧(fO2＝0.213×105Pa)和富CO2 (fCO2=3.04×10Pa) 的环境。
逸度是指物质逃离本相的趋势，任何物质在一定温度下都 有一定的蒸汽压，两相平衡时（化学势相等），蒸汽逸度 ＝液或固体逸度。指气体的压力p×γ（校正系数）。 (5)地表温度偏低(-75~+200℃)，但温度变化迅速（昼夜和季节 变化）。 (6)一般处于低压[通常(1~200)*l05Pa，深海成岩作用可达 5000×105Pa条件下。

➢地球中的流体
➢高温水-岩化学作用
4、温度范围宽，为 50 ~700 ( 200 ~400 )℃。压力变 化范围也较宽，为100~2000×105Pa。高温水-岩化学 作用的压力不仅取决于深度，也与岩石的结构和地质 构造环境有关。 5、pH值主要在3~9之间变化：水溶液中H+和OH-的 活度积与溶液温度有关，230℃时活度积最高， [H+]×[OH-] 为10-12.3，高温热液的pH值和中性点可 据热液活度积计算。在 200~400℃温度下热液pH值 的中性点值为5.7~6.2。 6、生物和有机质的作用不如低温条件下活跃。
§4. 元素迁移的标志
➢物理化学界面（体系条件变化）
体系发生元素迁移的外部原因是环境条件的改变。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。
环境物理化学条件的改变既是元素发生迁移的原因，也是元 素终止迁移的制约因素。 自然界的物理化学界面，如氧化还原界面、压力释放带、温 度界面、pH值界面等常是元素发生迁移或迁移中止的指示。
3、由于在高温水溶液中常存在大量的易溶盐 类，增大了难溶元素在溶液中的溶解度，在 这样的溶液体系中存在盐效应。
§3. 水-岩化学作用的类型
➢氧化还原反离子交换反应
氧化还原反应
还原作用是氧化作用的逆过程。如三价铁还 原为亚铁，硫酸盐的高价硫被还原为负二价 硫等：
2Fe2O3·3H2O+C==4FeO+ CO2+3H2O 细菌常参与氧化和还原反应： 喜氧细菌起氧化作用，其中一种嗜铁杆菌能 将Fe2+ 氧化成Fe3+，另一类嗜硫杆菌能将硫化 物的硫氧化成硫酸盐。 厌氧细菌起还原作用，能把SO42-还原为H2S。

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5）Sn的活化与地球化学迁移模型 ） 的活化与地球化学迁移模型
第一阶段：花岗岩发生自变质作 第一阶段： 长石钠长石化， 用——长石钠长石化，黑云母蚀变 长石钠长石化 为白云母， > 为白云母，T>300°C和pH>8，作用 ° 和 > ， 后从长石和黑云母中析出Fe、 和 后从长石和黑云母中析出 、Mg和 Sn，Sn溶解进入溶液以氟锡络合物 溶解进入溶液以氟锡络合物 ， 溶解进入溶液以 形式存在 存在。 形式存在。
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4.元素迁移现象的观察 4.元素迁移现象的观察: 元素迁移现象的观察:
可以通过现代测试手段进行
测定作用前后元素赋存状态、组合和含量的变化； 测定作用前后元素赋存状态、组合和含量的变化； 赋存状态 的变化 引用基础科学理论和方法进行综合分析 综合分析； 引用基础科学理论和方法进行综合分析； 在一定的条件下进行定量计算 建立作用的数学模 定量计算、 在一定的条件下进行定量计算、建立作用的数学模 型，定量研究元素的迁移。 定量研究元素的迁移。 例如：巴尔苏科夫对锡矿脉的研究 例如：巴尔苏科夫对锡矿脉的研究(1968) 锡石-石英脉型热液矿床系统的地球化学研究， 锡石-石英脉型热液矿床系统的地球化学研究，元 系统的地球化学研究 素迁移成矿的化学作用机制。 素迁移成矿的化学作用机制。
5．研究元素迁移的三个理论层次
化学模型：总结出地质成矿作用的化学机理－ 化学模型：总结出地质成矿作用的化学机理－定性或半定量的 关系； 关系； 热力学模型：进行定量的热力学计算， 热力学模型：进行定量的热力学计算，编制出说明研究区作用 机制的相图；作为地质成矿过程的理论参照模型； 机制的相图；作为地质成矿过程的理论参照模型； 动力学模型：构筑考虑多种因素定量影响关系的数学模型， 动力学模型：构筑考虑多种因素定量影响关系的数学模型，对 未知地区有一定的预测性。 未知地区有一定的预测性。 （本课程以前两个层次为重点，为基础性研究） 本课程以前两个层次为重点，为基础性研究） 以前两个层次为重点

三、水溶液中元素的迁移及分异作用 （一）水的性质
重要性：控制溶解度、熔点 性质：
O：3.5；H：2.1 高沸点（氢键） 高介电常数（81，偶极分子，溶剂）
南极之谜：冰下湖
（二）元素溶于水中的形式 1.气体分子在水中的溶解及存在形式 控制因素：偶极分子/非偶极分子
水性质的变化
气体在水中的溶解度（20℃，1大气压，L/L水）
（2）自然水溶解碱性物质（K、Na、Ca、Mg等） Mg2SiO4 + 4H2O <=> 2Mg2+ +4 OH- +H4SiO4 （3）自然水的中和作用
2 介质PH值对元素迁移的控制
（1）溶液PH值增大时，具碱性元素的化合物溶解度 降低,如： CaO + H2O <=> Ca2+ +2OH-
（2）溶液PH值降低时，具有酸性元素的化合物溶解 度降低,如： SiO2 + 2H2O <=> H4SiO4 <=> H++H3SiO4-
第四章 元素的迁移和分异 规律
目录
第一节 元素迁移与分异的概念及其的影响因素 第二节 在水溶液中元素的迁移与分异作用 第三节 在胶体过程中元素的迁移与分异作用 第四节 在岩浆中元素的迁移与分异作用 第五节 元素的迁移与分异其它方式和作用
第一节 元素迁移与分异的概念及其的 影响因素
一、元素迁移的定义和方式
第四节 在岩浆中元素的迁移与分异作用 （一）元素在岩浆熔体中的存在形式 1岩浆熔体的结构
地表岩浆
普通玻璃的结构
元素迁移和分异规律
2.熔体的聚合程度 与岩浆熔体有关的概念 （1）桥氧（BO）：连接两个硅-氧四面体的氧，表

生物相
H2O在各地球化学体系中普遍存在，为过剩组份； H2O有控制环境性质的作用(如干旱与潮湿环境)；
元素与H2O反应行为复杂，影响元素迁移和沉淀。
3.2 水溶液中元素的迁移
3.2.1 迁移形式
P102 根据水中分散质点的大小，可分为： 溶液：以单分子或离子状态存在（D＜10-6mm） 胶体：分子或微粒子（D：10-3～10-6mm） 悬浮液：D＞10-3mm
3.1.3 元素地球化学迁移的概念
元素地球化学迁移包括三个过程：
活化activation—迁移migration—沉淀deposition

火成岩侵入体

风化剥蚀单元
地表条件下岩体被剥蚀和发生风化作用过程
3.1.3 元素地球化学迁移的概念
深入理解迁移的概念：
① 空间位移表现为元素发生了重新分配→不同元素相对分 散或集中； ② 元素迁移由多个环节组成，即活化-迁移-沉淀； ③ 寓于各种作用中(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)：元素迁移（量和 质的变化）记录了地质事件； ④ 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迁移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，通过元素迁移，以 较高浓度的分配形式集中富集的结果。
元素的地球化学迁移（定义、标志）
3.1地球系统的化学作用与化学迁移
3.1.1 化学作用类型 -P94
– 水-岩反应和水介质中的化学作用（
盆地流体-岩石相互作用、热液交 代等）
– 水-气化学作用(地表水和大气O2、 CO2等相互作用) – 熔体-岩石和岩浆化学作用（岩石部 分熔融、岩浆结晶分异等） – 岩-岩化学作用(如陨石轰击地壳) – 有机化学作用(地球表层生物参与风 化作用、在一定深度形成石油和天然 气等)

6、在给定初始值和设定近似解的条件下，用反应 自由能ΔGr＝0法或平衡常数法求解方程： T-p 、 T-p-a关系式。编制热力学相图： T-p 、T-p-a。 或得出结果，解出数值解。 7、在本工作区对照地质问题检验计算结果，并对 未知区进行预测；在有条件时可进行一定的模拟 实验，检验和修定计算程序。
1．地球化学热力学体系的特点和理论参照模型 自然地质作用过程复杂性和非线性特点是热力学理 论应用的难点。几十年探索取得了一些解决方法， 达到“理论参照模型”的成果。要点如下： 1、自然化学反应的平衡性问题与局域平衡理论。 2、多组分体系的特点和处理原则：固溶体热力学。 3、地质成矿热力学体系的开放性－分期、分带，子体 系的划分。 4、自然热力学过程的自发性、多阶段演化性、和作用 不彻底性。
§ 3-5 元素迁移中的热力学
30多年来引入化学热力学和化学动力学理论研 究自然过程，形成了系统的地球化学理论，称为 地球化学热力学、地球化学动力学；可作为地球 化学分析自然过程性质和条件的理论参照模型 。
一．化学热力学在研究地质课题中的应用意义和方 法 基础科学理论和方法引入是地球化学支撑和学科 优势所在。地球化学把任一地质和成矿作用都看成 是一种自然热力学体系，体系反应过程中有物质形 态转化、能量得失，形成一定产物；引入化学热力 学研究复杂自然作用，可以编制出研究区相图－构 筑理论参照模型；加深对地质作用性质和条件认识， 并使地质研究向定量化和预测化方向深入 。
2.反应平衡常数的计算和意义
3．吉布斯自由能的定义和计算方法：
定义公式： ΔG = ΔH －TΔ S 自由能是体系中能 转化为有用功的能量 任意态反应自由能 ΔGR.T.P =ΔG0R.T +∫1PΔVR.PdP + RT lnK 反应达到平衡时有： ΔGR.T.P = 0 温压变化的反应自由能： ΔG0R.T = -∫1PΔVR.PdP - RT lnK 设反应前后体积不变，ΔV＝0，得： ΔG0R.T = - RT lnK

二．元素迁移的观察和研究方法
写出化学反应方程式，加入流体相： ② 写出化学反应方程式 ， 加入流体相 ：
NaAlSi3O8-CaAl2Si2O8 + 2H++ K+ = 带入流体相） 斜长石 （带入流体相） KAl2[AlSi3O10](OH)2 +2SiO2 + Na+ +Ca2+; 残余流体相） 绢云母 石英 （残余流体相）
ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ
• 模拟包裹体成分配制溶液，SnO2作试料， 300°C、500×105Pa，SnO2溶解实验； • pH>8，SnO2大量溶解，呈[Sn(F,OH)6]2- 形式； • pH ≅ 7.5 时，SnO2从溶液中析出，同时释放出 SnO HF; • 由实验结果分析锡沉淀过程为： Na2[Sn(F,OH)6]2- →SnO2＋HF＋2Na(OH)
锡石-石英脉型热液矿床系统的地球化学 锡石 石英脉型热液矿床系统的地球化学 石英脉型 研究，元素迁移成矿的化学作用机制。 研究，元素迁移成矿的化学作用机制。 通过地质及实验研究对锡矿床的认识
1．实际观察地质体和矿化体矿物组成、元 素含量和赋存状态： 从实际观察资料出发，占有地质和成矿 作用的信息，特别是注意作用前后的以上 各种地球化学特征的变化，追踪一个过程； 如上例 2．建立地质成矿作用的化学反应方程式： ①根据观察列出作用前后的矿物发生的 变化： 如肉眼和薄片观察可见： 斜长石 → 绢云母
（ 2 ）. 元素在岩石、矿物中的含量： • 一般含锡花岗岩含锡量为16-30×10-6，常见为 18-20×10-6；不含锡花岗岩：3-5×10-6。 • 本岩体二云母花岗岩：12×10-6；黑云母花岗岩： 27×10-6；上部脉旁云英岩中，近脉处含锡可达 30-207×10-6，远离脉壁逐步下降；下部脉旁云 英岩中锡在其中有一个狭窄的迁出带。元素含量 在脉体上方为正异常，在脉体下方为负异常。

1．污水的农业灌溉与土地处理系统工程
2．湿地利用与污水净化工程
3．污水库的氧化塘改造工程 4．淀区生物操纵与水产养殖工程
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谢谢您的观看！
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①大气搬运；②气 溶胶和蒸气从土 壤表面进入大气 圈；③来自大气 的固态和水溶态 沉降物的进入； ④元素的生物循 环；⑤地表径流； ⑥地下径流
单元景观中元素迁移循环示意图
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二、地表元素迁移过程中形态的变化
地表环境是一个多变的复杂体系，干湿条件、生物变化与人类活 动都会引起不同环境介质特别是水和沉积物的pH值、Eh值的改变， 促使许多金属元素的价态、化合态与结合态的变化，进而会改变元素 的环境化学行为与生态环境毒性。如水中的溶解态元素不但易被生物 吸收，增加毒性，而且也有利于元素迁移，扩大影响范围。
大气圈 物质存在的形态：气、液、固（气溶胶与微粒物质）
风成气溶胶 破裂的泡沫 水面蒸发
降尘 降雨 降雪
水面表层（50～100µm）
生物作用
光化学反应
对流上涌的上升运动 扩散作用 泡沫反应
风浪作用 溶解作用 沉降作用
水体 物质存在的形式：溶解态、悬浮微粒态
水—气界面处物质的转换机理
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Back
水样通过0.45µm滤膜 过滤
颗粒态金属
溶解态金属
可
与
交
碳
换
酸
的
盐
离
结
子
合
态
态
的与 结水 合合 态氧
化 物
结与 合有 态机
质 及 硫 化 物
不稳定态
的原
游
残生
离

2. 地球中的流体及成因 ⑴ 地球中几种流体： 硅酸盐熔融体酸性-超基性，碱性岩浆 H2O为主的流体 –作用最为重要
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⑵ 水的成因
① 沉积物 “去流体”作用
沉积物一定厚度，上覆压力使沉积物中流体，从 沉积物中排出并集中。
页岩压实之前大约由45％水和55％的矿物碎屑组 成，压实作用之后，原来所含水失去75％，25％被 封闭在页岩孔隙中。
Fe2SiO4(Fa)＋4H2O→2Fe2＋＋4OH－＋H4SiO4 4KAlSi3O8＋3H2O→Al4[Si4O18][OH]8+8SiO2＋
4KOH
MgCO3(菱镁矿)＋H2O→Mg2＋＋OH－＋HCO3－
OH－转入海洋，H＋部分进入粘土矿物。
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从上述反应得到一条重要的结论是：与硅酸矿物接 触的水，只要时间足够长，则一定要变成碱性。因为 有OH－产生，在这些矿物破坏时，不但作为矿物的基 本成分的元素，如Fe、Mn、K、Na转入溶液，而且 其中的混入元素也开始在水中迁移，形成广泛的背景。
去水作用与压力有关，当上覆负荷的压力
大于流体静压力，发生去水作用； 与沉积盆 地的构造条件有关，沉积物中有裂隙产生时， 水沿裂隙排出。
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② 变质作用放出的流体
变质作用，原固定在岩石中挥发份释放，形成变质流体。
Mg(OH)2 → MgO+H2O KAl2(Al，Si3)Ol0(OH)2 → KAlSi3O8+Al2O3+H2O KAl2(Al，Si3)Ol0(OH)2+SiO2→ KAlSi3O8+A12O3+SiO2+H2O CaCO3+SiO2 → CaSiO3+CO2 ③岩浆作用所放出的热液

VS
氧化还原反应
元素在氧化或还原条件下，发生电子得失 反应，改变了其存在形式和迁移能力。
生物迁移
生物吸收和排泄
植物和动物通过吸收和排泄作用，将元素从环境中富集到体内，然后在死亡后 将元素以有机物形式固定下来。
生物活动
动物和植物的活动，如啃食、挖掘等，可以改变元素在环境中的分布和迁移路 径。
03
CATALOGUE
05
CATALOGUE
未来研究方向与展望
深入研究元素迁移机制
深入研究元素在地球化学过程中的迁移机制， 包括物理迁移、化学迁移和生物迁移等，揭示 元素迁移的内在规律和影响因素。
探索元素在复杂环境中的迁移行为，如土壤、 水体、大气等环境介质中元素的迁移转化过程 ，建立更加精准的迁移模型。
深入研究元素在地球化学循环中的迁移机制， 揭示元素在地球各圈层之间的循环规律和相互 影响。
元素迁移影响因素
物理因素
温度变化
温度变化可以影响元素的溶解度、扩散速度 和活动性，从而影响元素在地球化学体系中 的迁移。
压力变化
压力变化可以改变元素的溶解度和活动性，从而影 响元素在地球化学体系中的迁移。
地壳运动
地壳运动如地震、火山喷发等，可以导致元 素在地球化学体系中的重新分布和迁移。
化学因素
加强元素迁移与环境变化关系的研究
深入研究元素迁移与全球气候变化、环境污染、生态退化等环境问题之间 的关系，揭示元素迁移对环境变化的响应和影响。
开展跨学科合作，综合运用地球化学、环境科学、气候学等多学科理论和 方法，深入探究元素迁移与环境变化之间的相互作用机制。
针对全球环境问题，开展跨国界的合作研究，共同应对全球环境挑战，推 动地球科学的发展。