第4章_水的地球化学循环
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贮存于地下岩土空隙中的水； 贮存于地下岩土空隙中的水；地球内部各种水的总和
地下水圈的水文物理分带
固体水带：具有严格完整的水结构，分布于地表极圈、 固体水带：具有严格完整的水结构，分布于地表极圈、雪线 之上的地区、 之上的地区、多年冻土带 液体水带：上部液态水，下部水汽混合层，下界深10-15 km 液体水带：上部液态水，下部水汽混合层，下界深 最深80 （最深 km） （热力学条件：0-398℃；1-25000巴） ） 热力学条件： ℃ 巴 实流体带：氢键破裂，下界深11-160 km （热力学条件： 热力学条件： 实流体带：氢键破裂，下界深 450-700℃；3-50000巴） ℃ 巴 单分子带：水不是溶剂，反应的参加者，下界深30-270km 单分子带：水不是溶剂，反应的参加者，下界深 热力学条件： （热力学条件：700-1000℃；50000-100000巴） ℃ 巴 离解分子带： 离解分子带：水分子已不存在
地壳中水的地球化学循环
水在地球中的全循环
水文循环
发生于地表与地表以下2km范围内； 范围内； 发生于地表与地表以下 范围内 循环方式：降水、蒸发、地表径流、地下径流、 循环方式：降水、蒸发、地表径流、地下径流、地表水 入渗地下等
地质循环
发生于地壳深部 循环方式
重结晶脱水 矿物释水 矿物结晶吸水 自由水变为结合水 沉积物压实释水 进入其他沉积层 初生水与其他成因水（主要是沉积成因水） 初生水与其他成因水（主要是沉积成因水）的水量交换
第四章 水的地球化学循环
地下水
水资源的组成部分 水资源的组成部分 水圈的组成部分 水圈的组成部分 水循环的参与者 水循环的参与者 参与成岩过程 参与成岩过程 参与成矿过程 参与成矿过程 参与深部地质过程 参与深部地质过程 地壳演化过程中扮演重要角色 在地壳演化过程中扮演重要角色
地下水圈
水圈 = 大气水 + 地表水 + 地球内部的水 地下水” “地下水” 的概念
地壳中水的地球化学循环
水文循环过程
地壳中水的地球化学循环
地质循环过程
海盆或湖盆中的沉积物在成岩过程中，一部分水将被挤出， 海盆或湖盆中的沉积物在成岩过程中，一部分水将被挤出，返回沉积 沉积物在成岩过程中 挤出 盆地；另一部分水封存在沉积岩中，成为沉积成因水 沉积成因水； 盆地；另一部分水封存在沉积岩中，成为沉积成因水；还有一部分水 与沉积岩结合成为结合水 结合水。 与沉积岩结合成为结合水。 地壳深处的沉积岩在高温高压下可发生重结晶作用，变为变质岩 变质岩， 地壳深处的沉积岩在高温高压下可发生重结晶作用，变为变质岩，在 此过程中有水释出，形成变质成因水 其中一部分可能回到地幔， 变质成因水， 此过程中有水释出，形成变质成因水，其中一部分可能回到地幔，还 有一部分可能与沉积岩发生水合作用，也成为结合水 结合水。 有一部分可能与沉积岩发生水合作用，也成为结合水。 当地幔中涌上的初生水进入地壳下部时，可能发生地壳物质的重熔作 当地幔中涌上的初生水进入地壳下部时，可能发生地壳物质的重熔作 在此过程中变质成因水、沉积成因水、变质岩、 用，在此过程中变质成因水、沉积成因水、变质岩、沉积岩及其中的 结合水，一起成为重熔岩浆 重熔岩浆。 此过程为吸水过程） 结合水，一起成为重熔岩浆。（此过程为吸水过程） 岩浆在上涌过程中冷却，并脱水，脱出的水可能重新回到沉积盆地中。 岩浆在上涌过程中冷却，并脱水，脱出的水可能重新回到沉积盆地中。
成矿过程中水的地球化学循环
地下水的成矿作用 地下水的成矿作用
地下水中的成矿组分，在适宜的地球化学 地下水中的成矿组分， 条件，选择有利的地质环境富集 沉淀形 富集、 条件，选择有利的地质环境富集、沉淀形 成矿床的过程 地下水与矿床的关系
成矿溶液即地下水 地下水可将分散于岩石中的元素溶汲出来， 地下水可将分散于岩石中的元素溶汲出来，使 其发生迁移与富集过程， 其发生迁移与富集过程，并在合适地段成矿 地下水还可改造或破坏已有矿床
沉积成因水中富含更多的成矿组分； 沉积成因水中富含更多的成矿组分； 沉积盆地中的沉积物压实过程与深部变质过程有利于 沉积物中金属元素的淋滤。 沉积物中金属元素的淋滤。
地壳中水的地球化学循环
地壳中水的地球化学循环
由俄罗斯学者什瓦尔采夫提出 由俄罗斯学者什瓦尔采夫提出 什瓦尔采夫 含义：在地球内部的有次序、有方向的沉积-变质过程中 变质过程中， 含义：在地球内部的有次序、有方向的沉积 变质过程中， 在岩石、有机物、气体所经历的地球化学改造中， 在岩石、有机物、气体所经历的地球化学改造中，水均 直接参与者；在上述过程中产生的水的分解和合成作 为直接参与者；在上述过程中产生的水的分解和合成作 用的总和称为水的地球化学循环 水的地球化学循环始于表生带 风化作用，一直到深部 表生带的 水的地球化学循环始于表生带的风化作用，一直到深部 变质作用带形成再生水 形成再生水， 深部变质作用带的局部熔融 变质作用带形成再生水，或深部变质作用带的局部熔融 体冷却后分异出内生水，并返回地表为止(pg128 picture) 体冷却后分异出内生水，并返回地表为止
地壳中水的地球化学循环
沉积盆地深部-水的地球化学循环 沉积盆地深部 水的地球化学循环
表生带风化形成的粘土矿物高岭石、 表生带风化形成的粘土矿物高岭石、蒙脱石经搬 运在合适地段沉积后，随沉积物厚度的增加， 运在合适地段沉积后，随沉积物厚度的增加，底 部沉积物在高压下将进一步水解为伊利石和绿泥 石； 上述水解过程不仅促进了水的离解， 上述水解过程不仅促进了水的离解，使水中的氢 氧结合到新的粘土矿物中， 氧结合到新的粘土矿物中，还使水的成分由富钾 镁转为贫钾镁（富钾水环境蒙脱石转化为伊利石， 镁转为贫钾镁（富钾水环境蒙脱石转化为伊利石， 富镁水环境蒙脱石转化为绿泥石）。 富镁水环境蒙脱石转化为绿泥石）。 在沉积盆地底部还可能有含水矿物发生重结晶脱 水，如石膏变为硬石膏
地壳中水的地球化学循环
结论
岩石不仅是地下水储存与迁移的场所，同时还是 岩石不仅是地下水储存与迁移的场所， 一种活泼的化学反应剂 可以促进水分子的离解， 活泼的化学反应剂， 一种活泼的化学反应剂，可以促进水分子的离解， 并将离解的产物固定在新矿物中； 并将离解的产物固定在新矿物中； 水不仅是各类矿物的良好溶剂， 水不仅是各类矿物的良好溶剂，在适当的地质环 分解或合成——这也是水的地球化 境中，它还会分解或合成 境中，它还会分解或合成 这也是水的地球化 学循环的重要特色之一； 学循环的重要特色之一； 地下水处于不断流动、往复循环的过程中，因此， 地下水处于不断流动、往复循环的过程中，因此， 某一地下环境中的地下水的化学组分是地下水地 球化学循环的结果，而不仅仅与围岩的成分有关。 球化学循环的结果，而不仅仅与围岩的成分有关。
地壳中水的地球化学循环
水在其自身的地球化学循环中的作用
在水的地球化学循环过程中，它绝不仅是循环着的物 在水的地球化学循环过程中， 质，还深刻影响着各种地球化学过程与地质过程的进 在此进程中， 程；在此进程中，伴随着水的不断离解与合成
水具有破坏岩石，使其发生水解的能力； 水具有破坏岩石，使其发生水解的能力； 高温高压下，水的侵蚀性显著增强， 高温高压下，水的侵蚀性显著增强，这一点对许多地球化学过程 都有重要作用； 都有重要作用； 水温、水量）影响岩石的变质程度和变质矿物的种类及特征， 水（水温、水量）影响岩石的变质程度和变质矿物的种类及特征， 许多变质过程在水不存在或水量很小时都停止了； 许多变质过程在水不存在或水量很小时都停止了； 水可以加快晶体的生长速度， 水可以加快晶体的生长速度，并可使矿物结晶得以在更低的温度 下完成。 下完成。 水积极参与岩浆的形成和分异过程； 水积极参与岩浆的形成和分异过程；水量的大小对岩浆冷却时岩 石的结晶程度有重要影响；水还可降低地幔物质的熔融温度。 石的结晶程度有重要影响；水还可降低地幔物质的熔融温度。
地壳中水的地球化学循环
水在地球中的全循环
11.2km/s
大陆冰盖
沉积岩
结晶岩
地幔岩 岩浆源
地壳中水的地球化学循环
水文循环过程
海盆中的水蒸发进入大气圈， 海盆中的水蒸发进入大气圈，一部分在海域或近海 岸就形成大气降水，并返回海盆； 岸就形成大气降水，并返回海盆； 大气中的水蒸气运移到陆地后形成大气降水， 大气中的水蒸气运移到陆地后形成大气降水，一部 分形成地表径流， 分形成地表径流，另一部分入渗至地下成为地下径 流； 地表或地下径流最终又汇入海盆； 地表或地下径流最终又汇入海盆； 在此循环过程中， 在此循环过程中，还包括大气圈与大气圈外宇宙中 的水分子交换。 的水分子交换。
地下水圈的概念
地下水圈中的水量估算
最初的地下水总量指地下2km以内的自由水 以内的自由水 最初的地下水总量指地下 地球内部所有的水
地幔水：占地球总重量的 地幔水：占地球总重量的0.34%（谢鸿森，2005） （谢鸿森， ） 莫霍面以上（地幔以上） 莫霍面以上（地幔以上）10.5×108km3 × 康拉德面以上5.7× 重力水占1/3 ） 康拉德面以上 ×108km3（重力水占 沉积岩中： × 沉积岩中： 1.9×108km3 结晶岩中源自文库 8.6×108km3 结晶岩中： ×
地壳中水的地球化学循环
表生带-水的地球化学循环 表生带 水的地球化学循环
水是风化作用的积极参与者 2NaAlSi3O8 + 2CO2 + 11H2O = Al2Si2O5 (OH)4 + 2Na+ + 4H4SiO4 + 2HCO3风化过程中，水被离解为H 风化过程中，水被离解为 +和 OH-，其离解平衡 随风化过程的进行被不断破坏， 随风化过程的进行被不断破坏，其离解程度已不受 控于离解平衡常数，而取决于水解作用的规模； 控于离解平衡常数，而取决于水解作用的规模； 机械搬运与机械沉积使粘土矿物在合适的地段沉积 成岩，化学搬运与化学沉积（ 成岩，化学搬运与化学沉积（发生于水交替缓慢的 地带）则形成碳酸盐岩； 地带）则形成碳酸盐岩； 结果： 结果：铝硅酸盐 + 水 + CO2 = 粘土 + 碳酸盐
成矿过程中水的地球化学循环
地下水的成矿作用
在各种成因的地下水中—— 在各种成因的地下水中
“内生水的成矿作用”一般与岩浆活动过程有关， 内生水的成矿作用”一般与岩浆活动过程有关， 内生水的成矿作用 内生矿床的成矿机理比较复杂，本课程暂不讨 内生矿床的成矿机理比较复杂， 论； 与渗入成因水相比， 与渗入成因水相比，沉积成因水的成矿作用更 加普遍； 加普遍；
地下水圈的概念
“地下水”的存在形式： 地下水”的存在形式： 地下水
自由水（重力水） 自由水（重力水） 毛细水 结合水： 结合水：靠静电引力吸附在固体表面的水
离解常数大 pH值低 值低 氢键数量少——溶解性低 溶解性低 氢键数量少
矿物结构水： 矿物结构水：存在于矿物结晶格架或晶层之间
结构水： 的形式存在，常温常压下矿物风化释出； 结构水：以OH-、H+ 的形式存在，常温常压下矿物风化释出；如高岭 石 结晶水：以水分子的形式存在于结晶格架，高温高压下释出； 结晶水：以水分子的形式存在于结晶格架，高温高压下释出；如石膏 沸石水：以水分子的形式存在于晶层间，常温常压可部分逸出； 沸石水：以水分子的形式存在于晶层间，常温常压可部分逸出；如方 沸石、 沸石、蒙脱石
地壳中水的地球化学循环
深部变质带-水的地球化学循环 深部变质带 水的地球化学循环
区域变质带中， 区域变质带中，粘土矿物将与碳酸盐矿物在高温高 压条件下重结晶生成原生铝硅酸盐， 压条件下重结晶生成原生铝硅酸盐，在此过程中伴 随有再生水的形成； 随有再生水的形成； 来自上地幔的初生水则可能使地壳深部形成局部熔 融体，此过程为吸水过程， 融体，此过程为吸水过程，将使变质带的各种成因 的水融入局部熔融体的岩浆中； 的水融入局部熔融体的岩浆中； 局部熔融体在冷却过程中将释水， 局部熔融体在冷却过程中将释水，此部分水与变质 成因水、 成因水、深循环而来的受到加热烘烤的渗入成因水 相混合，如可沿合适通道涌出地表，即成为现代热 相混合，如可沿合适通道涌出地表， 泉。
地下水圈的水文物理分带
固体水带：具有严格完整的水结构，分布于地表极圈、 固体水带：具有严格完整的水结构，分布于地表极圈、雪线 之上的地区、 之上的地区、多年冻土带 液体水带：上部液态水，下部水汽混合层，下界深10-15 km 液体水带：上部液态水，下部水汽混合层，下界深 最深80 （最深 km） （热力学条件：0-398℃；1-25000巴） ） 热力学条件： ℃ 巴 实流体带：氢键破裂，下界深11-160 km （热力学条件： 热力学条件： 实流体带：氢键破裂，下界深 450-700℃；3-50000巴） ℃ 巴 单分子带：水不是溶剂，反应的参加者，下界深30-270km 单分子带：水不是溶剂，反应的参加者，下界深 热力学条件： （热力学条件：700-1000℃；50000-100000巴） ℃ 巴 离解分子带： 离解分子带：水分子已不存在
地壳中水的地球化学循环
水在地球中的全循环
水文循环
发生于地表与地表以下2km范围内； 范围内； 发生于地表与地表以下 范围内 循环方式：降水、蒸发、地表径流、地下径流、 循环方式：降水、蒸发、地表径流、地下径流、地表水 入渗地下等
地质循环
发生于地壳深部 循环方式
重结晶脱水 矿物释水 矿物结晶吸水 自由水变为结合水 沉积物压实释水 进入其他沉积层 初生水与其他成因水（主要是沉积成因水） 初生水与其他成因水（主要是沉积成因水）的水量交换
第四章 水的地球化学循环
地下水
水资源的组成部分 水资源的组成部分 水圈的组成部分 水圈的组成部分 水循环的参与者 水循环的参与者 参与成岩过程 参与成岩过程 参与成矿过程 参与成矿过程 参与深部地质过程 参与深部地质过程 地壳演化过程中扮演重要角色 在地壳演化过程中扮演重要角色
地下水圈
水圈 = 大气水 + 地表水 + 地球内部的水 地下水” “地下水” 的概念
地壳中水的地球化学循环
水文循环过程
地壳中水的地球化学循环
地质循环过程
海盆或湖盆中的沉积物在成岩过程中，一部分水将被挤出， 海盆或湖盆中的沉积物在成岩过程中，一部分水将被挤出，返回沉积 沉积物在成岩过程中 挤出 盆地；另一部分水封存在沉积岩中，成为沉积成因水 沉积成因水； 盆地；另一部分水封存在沉积岩中，成为沉积成因水；还有一部分水 与沉积岩结合成为结合水 结合水。 与沉积岩结合成为结合水。 地壳深处的沉积岩在高温高压下可发生重结晶作用，变为变质岩 变质岩， 地壳深处的沉积岩在高温高压下可发生重结晶作用，变为变质岩，在 此过程中有水释出，形成变质成因水 其中一部分可能回到地幔， 变质成因水， 此过程中有水释出，形成变质成因水，其中一部分可能回到地幔，还 有一部分可能与沉积岩发生水合作用，也成为结合水 结合水。 有一部分可能与沉积岩发生水合作用，也成为结合水。 当地幔中涌上的初生水进入地壳下部时，可能发生地壳物质的重熔作 当地幔中涌上的初生水进入地壳下部时，可能发生地壳物质的重熔作 在此过程中变质成因水、沉积成因水、变质岩、 用，在此过程中变质成因水、沉积成因水、变质岩、沉积岩及其中的 结合水，一起成为重熔岩浆 重熔岩浆。 此过程为吸水过程） 结合水，一起成为重熔岩浆。（此过程为吸水过程） 岩浆在上涌过程中冷却，并脱水，脱出的水可能重新回到沉积盆地中。 岩浆在上涌过程中冷却，并脱水，脱出的水可能重新回到沉积盆地中。
成矿过程中水的地球化学循环
地下水的成矿作用 地下水的成矿作用
地下水中的成矿组分，在适宜的地球化学 地下水中的成矿组分， 条件，选择有利的地质环境富集 沉淀形 富集、 条件，选择有利的地质环境富集、沉淀形 成矿床的过程 地下水与矿床的关系
成矿溶液即地下水 地下水可将分散于岩石中的元素溶汲出来， 地下水可将分散于岩石中的元素溶汲出来，使 其发生迁移与富集过程， 其发生迁移与富集过程，并在合适地段成矿 地下水还可改造或破坏已有矿床
沉积成因水中富含更多的成矿组分； 沉积成因水中富含更多的成矿组分； 沉积盆地中的沉积物压实过程与深部变质过程有利于 沉积物中金属元素的淋滤。 沉积物中金属元素的淋滤。
地壳中水的地球化学循环
地壳中水的地球化学循环
由俄罗斯学者什瓦尔采夫提出 由俄罗斯学者什瓦尔采夫提出 什瓦尔采夫 含义：在地球内部的有次序、有方向的沉积-变质过程中 变质过程中， 含义：在地球内部的有次序、有方向的沉积 变质过程中， 在岩石、有机物、气体所经历的地球化学改造中， 在岩石、有机物、气体所经历的地球化学改造中，水均 直接参与者；在上述过程中产生的水的分解和合成作 为直接参与者；在上述过程中产生的水的分解和合成作 用的总和称为水的地球化学循环 水的地球化学循环始于表生带 风化作用，一直到深部 表生带的 水的地球化学循环始于表生带的风化作用，一直到深部 变质作用带形成再生水 形成再生水， 深部变质作用带的局部熔融 变质作用带形成再生水，或深部变质作用带的局部熔融 体冷却后分异出内生水，并返回地表为止(pg128 picture) 体冷却后分异出内生水，并返回地表为止
地壳中水的地球化学循环
沉积盆地深部-水的地球化学循环 沉积盆地深部 水的地球化学循环
表生带风化形成的粘土矿物高岭石、 表生带风化形成的粘土矿物高岭石、蒙脱石经搬 运在合适地段沉积后，随沉积物厚度的增加， 运在合适地段沉积后，随沉积物厚度的增加，底 部沉积物在高压下将进一步水解为伊利石和绿泥 石； 上述水解过程不仅促进了水的离解， 上述水解过程不仅促进了水的离解，使水中的氢 氧结合到新的粘土矿物中， 氧结合到新的粘土矿物中，还使水的成分由富钾 镁转为贫钾镁（富钾水环境蒙脱石转化为伊利石， 镁转为贫钾镁（富钾水环境蒙脱石转化为伊利石， 富镁水环境蒙脱石转化为绿泥石）。 富镁水环境蒙脱石转化为绿泥石）。 在沉积盆地底部还可能有含水矿物发生重结晶脱 水，如石膏变为硬石膏
地壳中水的地球化学循环
结论
岩石不仅是地下水储存与迁移的场所，同时还是 岩石不仅是地下水储存与迁移的场所， 一种活泼的化学反应剂 可以促进水分子的离解， 活泼的化学反应剂， 一种活泼的化学反应剂，可以促进水分子的离解， 并将离解的产物固定在新矿物中； 并将离解的产物固定在新矿物中； 水不仅是各类矿物的良好溶剂， 水不仅是各类矿物的良好溶剂，在适当的地质环 分解或合成——这也是水的地球化 境中，它还会分解或合成 境中，它还会分解或合成 这也是水的地球化 学循环的重要特色之一； 学循环的重要特色之一； 地下水处于不断流动、往复循环的过程中，因此， 地下水处于不断流动、往复循环的过程中，因此， 某一地下环境中的地下水的化学组分是地下水地 球化学循环的结果，而不仅仅与围岩的成分有关。 球化学循环的结果，而不仅仅与围岩的成分有关。
地壳中水的地球化学循环
水在其自身的地球化学循环中的作用
在水的地球化学循环过程中，它绝不仅是循环着的物 在水的地球化学循环过程中， 质，还深刻影响着各种地球化学过程与地质过程的进 在此进程中， 程；在此进程中，伴随着水的不断离解与合成
水具有破坏岩石，使其发生水解的能力； 水具有破坏岩石，使其发生水解的能力； 高温高压下，水的侵蚀性显著增强， 高温高压下，水的侵蚀性显著增强，这一点对许多地球化学过程 都有重要作用； 都有重要作用； 水温、水量）影响岩石的变质程度和变质矿物的种类及特征， 水（水温、水量）影响岩石的变质程度和变质矿物的种类及特征， 许多变质过程在水不存在或水量很小时都停止了； 许多变质过程在水不存在或水量很小时都停止了； 水可以加快晶体的生长速度， 水可以加快晶体的生长速度，并可使矿物结晶得以在更低的温度 下完成。 下完成。 水积极参与岩浆的形成和分异过程； 水积极参与岩浆的形成和分异过程；水量的大小对岩浆冷却时岩 石的结晶程度有重要影响；水还可降低地幔物质的熔融温度。 石的结晶程度有重要影响；水还可降低地幔物质的熔融温度。
地壳中水的地球化学循环
水在地球中的全循环
11.2km/s
大陆冰盖
沉积岩
结晶岩
地幔岩 岩浆源
地壳中水的地球化学循环
水文循环过程
海盆中的水蒸发进入大气圈， 海盆中的水蒸发进入大气圈，一部分在海域或近海 岸就形成大气降水，并返回海盆； 岸就形成大气降水，并返回海盆； 大气中的水蒸气运移到陆地后形成大气降水， 大气中的水蒸气运移到陆地后形成大气降水，一部 分形成地表径流， 分形成地表径流，另一部分入渗至地下成为地下径 流； 地表或地下径流最终又汇入海盆； 地表或地下径流最终又汇入海盆； 在此循环过程中， 在此循环过程中，还包括大气圈与大气圈外宇宙中 的水分子交换。 的水分子交换。
地下水圈的概念
地下水圈中的水量估算
最初的地下水总量指地下2km以内的自由水 以内的自由水 最初的地下水总量指地下 地球内部所有的水
地幔水：占地球总重量的 地幔水：占地球总重量的0.34%（谢鸿森，2005） （谢鸿森， ） 莫霍面以上（地幔以上） 莫霍面以上（地幔以上）10.5×108km3 × 康拉德面以上5.7× 重力水占1/3 ） 康拉德面以上 ×108km3（重力水占 沉积岩中： × 沉积岩中： 1.9×108km3 结晶岩中源自文库 8.6×108km3 结晶岩中： ×
地壳中水的地球化学循环
表生带-水的地球化学循环 表生带 水的地球化学循环
水是风化作用的积极参与者 2NaAlSi3O8 + 2CO2 + 11H2O = Al2Si2O5 (OH)4 + 2Na+ + 4H4SiO4 + 2HCO3风化过程中，水被离解为H 风化过程中，水被离解为 +和 OH-，其离解平衡 随风化过程的进行被不断破坏， 随风化过程的进行被不断破坏，其离解程度已不受 控于离解平衡常数，而取决于水解作用的规模； 控于离解平衡常数，而取决于水解作用的规模； 机械搬运与机械沉积使粘土矿物在合适的地段沉积 成岩，化学搬运与化学沉积（ 成岩，化学搬运与化学沉积（发生于水交替缓慢的 地带）则形成碳酸盐岩； 地带）则形成碳酸盐岩； 结果： 结果：铝硅酸盐 + 水 + CO2 = 粘土 + 碳酸盐
成矿过程中水的地球化学循环
地下水的成矿作用
在各种成因的地下水中—— 在各种成因的地下水中
“内生水的成矿作用”一般与岩浆活动过程有关， 内生水的成矿作用”一般与岩浆活动过程有关， 内生水的成矿作用 内生矿床的成矿机理比较复杂，本课程暂不讨 内生矿床的成矿机理比较复杂， 论； 与渗入成因水相比， 与渗入成因水相比，沉积成因水的成矿作用更 加普遍； 加普遍；
地下水圈的概念
“地下水”的存在形式： 地下水”的存在形式： 地下水
自由水（重力水） 自由水（重力水） 毛细水 结合水： 结合水：靠静电引力吸附在固体表面的水
离解常数大 pH值低 值低 氢键数量少——溶解性低 溶解性低 氢键数量少
矿物结构水： 矿物结构水：存在于矿物结晶格架或晶层之间
结构水： 的形式存在，常温常压下矿物风化释出； 结构水：以OH-、H+ 的形式存在，常温常压下矿物风化释出；如高岭 石 结晶水：以水分子的形式存在于结晶格架，高温高压下释出； 结晶水：以水分子的形式存在于结晶格架，高温高压下释出；如石膏 沸石水：以水分子的形式存在于晶层间，常温常压可部分逸出； 沸石水：以水分子的形式存在于晶层间，常温常压可部分逸出；如方 沸石、 沸石、蒙脱石
地壳中水的地球化学循环
深部变质带-水的地球化学循环 深部变质带 水的地球化学循环
区域变质带中， 区域变质带中，粘土矿物将与碳酸盐矿物在高温高 压条件下重结晶生成原生铝硅酸盐， 压条件下重结晶生成原生铝硅酸盐，在此过程中伴 随有再生水的形成； 随有再生水的形成； 来自上地幔的初生水则可能使地壳深部形成局部熔 融体，此过程为吸水过程， 融体，此过程为吸水过程，将使变质带的各种成因 的水融入局部熔融体的岩浆中； 的水融入局部熔融体的岩浆中； 局部熔融体在冷却过程中将释水， 局部熔融体在冷却过程中将释水，此部分水与变质 成因水、 成因水、深循环而来的受到加热烘烤的渗入成因水 相混合，如可沿合适通道涌出地表，即成为现代热 相混合，如可沿合适通道涌出地表， 泉。