自然体系中元素地球化学迁移
1 名词解释(自己整理)
名词解释克拉克值：指元素在地壳中的平均含量（常用单位有%，ppm，ppb，ppt）。
地球化学体系：根据研究需要把所要研究的对象（特定的物质区域）看作是一个地球化学体系，每个地球化学体系都有一定的空间，都处于特定的物理化学状态（T、P等），并且有一定的时间连续。
元素丰度：将元素在宇宙体或者较大的地球化学体系中的平均含量称之为丰度。
大陆地壳：地表向下到莫霍面，厚度变化在5-80km，分为上部由沉积岩和花岗岩组成的硅铝层，下部由相当于玄武岩、辉长岩或麻粒岩等组成的硅镁层两部分组成。
类质同象：某种物质在一定的外界条件下结晶时，晶体中的部分构造位置被介质中的其他质点（原子、离子、络离子或分子）所占据而只引起晶格常数的微小改变，晶格构造类型、化学键类型、离子正负电荷的平衡保持不变或相近的现象。
元素的地球化学亲和性：自然体系中元素形成阳离子的能力和所显示出的有选择地与某种阴离子结合的特性。
元素的地球化学迁移：当体系与环境处于不平衡条件时，元素将从一种赋存状态转变为另一种赋存状态，并伴随着元素组合和分布上的变化及空间上的位移，以达到与新环境条件的平衡，该过程称为元素的地球化学迁移。
共同离子效应：在难溶化合物的饱和溶液中加入含有同离子的易溶化合物时，难溶化合物的饱和溶液的多相平衡将发生移动，原难溶化合物的溶解度将降低。
水-岩化学作用：由于地壳上部与水圈直接接触，两者之间发生的化学作用统称为水-岩化学作用。
水-岩化学作用是地表条件下范围广泛和极为活跃化学作用，对地表系统元素的组成、演化及循环具有重要影响。
水-岩化学作用主要发生在地壳上部，可一直延伸到上地幔。
盐效应：当溶液中存在易溶盐类时，溶液的盐度对元素的溶解度有影响。
溶液中易溶电解质的浓度增大，导致其它化合物溶解度增大的现象，称为盐效应。
共同离子效应：当在难溶化合物的饱和溶液中加入与该化合物具有相同离子的易溶化合物时，原难容化合物的溶解度将会降低，称为—。
总分配系数（D i）：为了解微量元素在岩石与熔体间的分配行为，需计算微量元素在由不同矿物组成的岩石和熔体间的总分配系数。
地球化学元素在地质环境中的迁移与富集规律研究
地球化学元素在地质环境中的迁移与富集规律研究地球化学元素是地壳中不可或缺的组成部分，它们的分布和迁移对地球的物质循环和生物生存都至关重要。
在地质环境中，地球化学元素经历一系列的迁移过程，最终导致了它们在地壳中的富集。
研究地球化学元素的迁移与富集规律不仅可以揭示地球内部物质运动的机制，还对矿产资源勘探和环境保护都有重要意义。
首先，我们来探讨地球化学元素的迁移过程。
地球化学元素可以通过多种方式从一处地质区域迁移到另一处。
其中，水体是地球化学元素迁移的重要介质之一。
水中的溶解态元素可以通过水流的运动迁移到不同的地方。
例如，河流和大洋中的水流可以将溶解态元素带到远处，形成不同地区元素分布的差异。
此外，地下水也是元素迁移的重要媒介，它可以滤过地层、岩石等介质，将元素带到地下深处。
地震、火山等地质灾害也会造成地球化学元素的迁移，例如火山喷发会释放出大量的气体和物质，其中包含地球化学元素，通过大气传播到其他地区。
其次，地球化学元素在地质环境中的富集过程也是一个值得探讨的话题。
富集是指地球化学元素在特定地质区域中含量超过普通地区的现象。
地球化学元素富集的原因有多种，其中地质过程起到了关键作用。
例如，地壳中的构造活动会导致地层的抬升和推移，使得地下深处的元素被向上运送，从而在地表富集。
同时，地壳中的岩浆活动也会将地下的元素释放到地表，形成富集型岩石。
氧化还原反应也会导致元素的富集，例如在富含有机质的沉积岩中，元素会与有机质结合形成独特的矿石矿物。
研究地球化学元素的迁移与富集规律对矿产资源的勘探具有重要意义。
在勘探矿产资源时，了解元素的迁移与富集规律可以帮助我们找到矿床的位置和规模。
例如，如果我们知道地下水是元素迁移的媒介，那么我们可以通过分析地下水中的元素含量来确定矿床的可能存在。
而了解元素富集的原因，则可以指导我们选择合适的勘探方法和技术。
此外，对元素迁移与富集规律的研究还可以帮助我们解释一些地质现象，如地下水污染、地表元素异常等，从而为环境保护提供科学依据。
地球化学名词解释
1、克拉克值:是指元素地壳中重量百分含量。
2、浓度克拉克值:浓度克拉克值＝元素在某一地质体中平均含量/元素的克拉克值，它反映元素在地质体中集中和分散程度，大于1说明相对集中，小于1说明相对分散。
3、元素的地球化学迁移:元素从一种赋存状态转变为另一种赋存状态，并经常伴随元素组合和分布上的变化以及空间位移的作用称为地球化学迁移。
4、元素的丰度值：每种化学元素在自然体中的质量,占自然体总质量(或自然体全部化学元素总质量)的相对份额(如百分数),称为该元素在该自然体中的丰度值.5、类质同象:某种物质在一定的外界条件下结晶时，晶体中的部分构造位置被介质的其它质点 (原子、离子、络离子、分子)所占据，结果只引起晶格常数的微小变化，而使晶体构造类型、化学键类型等保持不变的现象。
6、载体矿物和富集矿物载体矿物:载体矿物和富集矿物载体矿物是指岩石中所研究元素的主要量分配于其中的那种矿物。
但有时该元素在载体矿物中的含量并不很高，往往接近该元素在有时总体中的含量。
富集矿物是指岩石中所研究元素在其中的含量大大超过它在岩石总体中的含量的那种矿物。
7、元素的共生组合:具有共同或相似迁移历史和分配规律的元素常在特定的地质体中形成有规律的组合，称为元素的共生组合。
8、元素的赋存状态:也称为元素的存在形式、结合方式、相态、迁移形式等，指元素在其迁移历史的某个阶段所处的物理化学状态与共生元素的结合性质。
9、亲氧元素:是指那些能与氧形成强烈离子键化合物的元素，如K、Na、Si、Al 等，通常以硅酸盐形式聚集于岩石圈。
10、八面体择位能：任意给定的过渡元素离子,在八面体场中的晶体场稳定能一般总是大于在四面体场中的晶体场稳定能.二者的差值称为该离子的八面体择位能(OSPE). 这是离子对八面体配位位置亲和势的量度。
八面体择位能愈大，则趋向于使离子进入八面体配位位置的趋势愈强，而且愈稳定。
11、相容元素和不相容元素：在液相和结晶相（固相）的共存体系，如在岩浆结晶作用过程中，一些微量元素易以类质同像的形式进入造岩矿物晶格，称为相容元素，如Ni2+、Co2+、V3+、Cr3+、Yb3+、Eu2+等。
地球化学复习资料
地球化学复习资料第1章绪论一、地球化学的定义地球化学是研究地球及子系统(含部分宇宙体)的化学组成、化学作用和化学演化的科学（涂光炽）。
地球化学是研究地球的化学成分及元素在其中分布、分配、集中、分散、共生组合与迁移规律、演化历史的科学。
二、地球化学研究的基本问题第一：元素（同位素）在地球及各子系统中的组成（量）第二：元素的共生组合和存在形式（质）第三：研究元素的迁移（动）第四：研究元素（同位素）的行为第五：元素的地球化学演化第2章自然体系中元素的共生结合规律一、元素地球化学亲和性的定义在自然体系中元素形成阳离子的能力和所显示出的有选择地与某种阴离子结合的特性称为元素的地球化学亲和性。
二、亲氧元素、亲硫元素与亲铁元素的特点地球的组分分异，由元素的性质决定。
元素在周期表中的位置：亲铁元素: 地核亲石元素: 地幔与地壳亲气元素: 大气圈和水圈三、其它的概念离子电位（π）：是离子电价（W）与离子半径（R）的比值，即π=W/R电离能：指从原子电子层中移去电子所需要的能量。
电离能愈大，则电子与原子核之间结合得愈牢固。
电子亲和能：原子得到电子所放出的能量（E)叫电子亲和能。
E越大，表示越容易得到电子成为负离子。
电负性：中性原子得失电子的难易程度。
或者说原子在分子中吸引价电子的能力叫电负性。
表示为：X=I+E (X：电负性；I：电离能；E：电子亲和能)周期表上，以Li的电负性为1.0，得出其它元素相对电负性。
化学键：离子键（电子交换）,共价键（电子共用），金属键（价电子自由移动），范德华键（分子间或惰性原子间，存在弱的偶极或瞬时偶极），氢键（也属分子间静电力，含H的分子与其它极性分子或负离子间)四、元素的地球化学化学分类（戈式分类）亲氧（亲石）、亲硫（亲铜）、亲铁、亲气根据地球中阴离子中氧丰度最高，其次是硫（主要形成氧的化合物和硫化物）；而能以自然金属形式存在的丰度最高的元素是铁，因此，元素的地球化学亲和性主要分为以下三类：①亲氧性（亲石）元素；②亲硫性（亲铜）元素；③亲铁元素。
高等地球化学《元素的迁移和分异规律》课件
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
地球化学重点知识总结
第一章太阳系和地球系统的元素丰度第1节基本概念1、地球化学体系按照地球化学的观点，把所要研究的对象看作是一个地球化学体系，每个地球化学体系都有一定的空间，都处于特定的物理化学状态，并且有一定的时间连续。
这个体系可大可小。
某个矿物包裹体，某矿物、某岩石可看作一个地球化学体系，某个地层、岩体、矿床、某个流域、某个城市也是一个地球化学体系，从更大范围来讲，某一个区域、地壳、地球直至太阳系、整个宇宙都可看作为一个地球化学体系。
地球化学的基本问题之一就是研究元素在地球化学体系中的分布（丰度）、分配问题，也就是地球化学体系中“量”的研究。
2、分布和丰度体系中元素的分布，一般认为是指的是元素在这个体系中的相对含量（平均含量），即元素的“丰度”，体系中元素的相对含量是以元素的平均含量来表示的。
体系中元素的丰度值实际上只能对这个体系里元素真实含量的一种估计；元素在一个体系中的分布，特别是在较大体系中决不是均一的。
3、分布与分配分布指的是元素在一个地球化学体系中（太阳、陨石、地球、地壳某地区）整体总含量。
元素的分配指的是元素在各地球化学体系内各个区域、区段中的含量。
分布是整体，分配是局部，两者是一个相对的概念，既有联系也有区别. 把某岩石作为一个整体，元素在某组成矿物中的分布，也就是元素在岩石中分配的表现.4第2节元素在太阳系中的分布规律（一）获得太阳系丰度资料的主要途径。
主要有以下几种：1、光谱分析：对太阳和其它星体的辐射光谱进行定性和定量分析，但这些资料有两个局限性：一是有些元素产生的波长小于2900Å，这部分谱线在通过地球化学大气圈时被吸收而观察不到；二是这些光谱产生于表面，它只能说明表面成分，如太阳光谱是太阳表面产生的，只能说明太阳气的组成。
2 、直接分析：如测定地壳岩石、各类陨石和月岩、火星的样品.上个世纪七十年代美国“阿波罗”飞船登月，采集了月岩、月壤样品，1997年美国“探路者”号，2004年美国的“勇敢者”、“机遇”号火星探测器测定了火星岩石的成分。
地球化学中的元素地球化学行为与地球形成机制研究方法
地球化学中的元素地球化学行为与地球形成机制研究方法地球化学是研究地球上化学元素存在、分布、转移和环境效应等方面的学科。
元素地球化学行为与地球形成机制研究方法是地球化学研究的重要内容，本文将介绍地球化学中的元素地球化学行为以及研究这些行为的方法。
一、地球化学行为的基本概念在地球化学中，元素地球化学行为是指地球上元素在地球系统中的分布、转换和循环等过程。
了解元素地球化学行为可以帮助我们揭示地球的起源、演化和变化规律。
元素地球化学行为主要包括以下几个方面：1. 元素在地壳中的分布：地壳是地球最外层的固体壳层，包括陆壳和海壳。
不同元素在地壳中的分布不均匀，有些元素丰富，而有些元素相对较少。
了解元素在地壳中的分布可以帮助我们研究地球的成分和地球壳的形成机制。
2. 元素的富集与稀释：地球上某些地方可能富集了某种元素，形成了矿床或矿点；而其他地方则可能存在元素稀释的现象。
这些元素的富集与稀释与地球内部、外部环境条件等有密切关系，研究这些现象可以帮助我们了解地球的资源分布和形成机制。
3. 元素的转移与迁移：元素在地球系统中可以通过地球体系内部和地球体系之间的相互作用进行转移和迁移。
例如，岩石的风化、溶解和沉积作用可以将元素从地壳中释放出来，进入水体或大气中。
了解元素的转移与迁移过程可以帮助我们揭示地球系统中不同组分之间的相互作用和能量传递规律。
4. 元素的循环和生物地球化学行为：生物活动对地球化学行为也有重要影响。
例如，植物的吸收作用可以将元素从土壤中吸收到植物体内，进而进入食物链。
动物的新陈代谢过程、有机物的分解和燃烧等过程也会影响元素的循环和地球化学行为。
二、元素地球化学行为研究方法为了研究元素地球化学行为，地球化学家采用了多种不同的方法和技术。
下面介绍几种常用的研究方法：1. 地球化学剖面方法：地球化学剖面是指沿着某一条地理剖面收集样品，并对其进行元素分析。
通过对地球化学剖面的研究，可以得到地壳中不同元素的含量、分布和变化规律，揭示地球元素地球化学行为的时空差异。
地球化学揭示地球的化学元素来源与变化
地球化学揭示地球的化学元素来源与变化地球是我们生活的家园，它包含了丰富多样的元素，这些元素构成了地球的物质组成。
地球化学是研究地球上元素的分布、来源和循环的科学领域。
通过地球化学的研究，我们可以揭示地球的化学元素来源与变化的过程，进一步了解地球的演化历程。
本文将探讨地球化学对地球化学元素的来源与变化的揭示。
1. 地球元素的来源地球元素的来源有多种途径，包括原始地幔物质和外部物质输入两个主要来源。
原始地幔物质是地球形成过程中保留下来的物质，它富含铁、镁、硅等元素。
这些元素来源于地球形成时的原始物质，经过地壳的分异和地幔的搅动作用，被带到地壳。
外部物质输入是指来自太阳系外的物质通过陨石和彗星等方式输入地球。
这些外部物质中含有丰富的元素，特别是贵重金属元素。
当陨石或彗星撞击地球时，外部物质会融入地球的地壳和地幔中，丰富地球元素组成。
2. 地球元素的变化地球元素的变化主要通过地壳和地幔间的物质循环而实现。
地壳和地幔是地球的两个主要组成部分，它们通过物质交换和循环使地球元素发生变化。
地壳是地球的表层部分，富含硅、铝等元素。
地壳的物质循环包括板块运动、火山喷发和岩浆浸渍等过程。
当地壳板块运动时，板块之间的边界会发生碰撞、重叠或分裂，导致地壳物质的交换。
火山喷发会将地壳深部岩浆带到地表，丰富地表元素。
岩浆浸渍是指岩浆流经地壳时，其中的成分会溶解并浸入地壳中，改变地壳元素的组成。
地幔是地球的中间层，富含铁、镁等元素。
地幔中物质的循环主要通过地幔对流和岩石熔融过程实现。
地幔对流是指地幔中的岩石物质因温度或密度差异而发生上下运动，使元素在地幔中重新分布。
岩石熔融是指地幔中部分岩石由于高温和高压条件下发生熔化，形成新的岩浆，带来地幔物质的变化。
通过地壳和地幔的物质交换和循环过程，地球元素发生着不断的变化，从而构成了地球多样化的岩石和矿物。
结论地球化学为我们揭示了地球元素的来源与变化过程，帮助我们更好地了解地球的化学组成和演化历程。
地球化学期末复习20221207整理
地球化学期末复习20221207整理名词解释：1、硅酸盐地球：地球总体元素丰度与球粒陨石相近，除了挥发元素外，主要是由硅酸盐组成的，故名硅酸盐地球。
2、元素丰度：就是化学元素在一定自然体中的相对平均含量3、元素地球化学迁移：当体系与环境处于不平衡条件时，元素将从一种赋存状态转变为另一种赋存状态，并伴随着元素组合和分布上的变化及空间上的位移，以达到与新环境条件的平衡，该过程称为元素的地球化学迁移。
4、元素地球化学亲和性：在自然体系中元素形成阳离子的能力和所显示出的有选择地与某种阴离子结合的特性称为元素的地球化学亲和性。
5、微量元素：是指构成物质的常量（或主要）元素之外的、用现代分析技术可以检测出来的所有元素。
6、不相容元素：总分配系数小于1，在硅酸盐熔体中相对富集的元素。
7、相容元素：总分配系数大于1，在早期结晶的固相矿物组合中相对富集的元素。
8、能斯特分配定律：在一定的温度压力下，微量组分在两共存相中的分配达平衡时，其在两相中的化学位相等。
9、分配系数：在温度、压力恒定的条件下，微量元素i(溶质)在两相分配达平衡时其浓度比为一常数(KD)，此常数KD称为分配系数，或称能斯特分配系数。
10、放射性衰变定律：单位时间内发生衰变的原子数与现存放射性母体的原子数成正比。
其数学表达式：—dN/dt=λN11、同位素等时线：对于同期同源地质样品，它们应有相同的初始子体同位素比值和形成时间，即各样品均符合具相同参数（如对于Sm-Nd的143Nd/144Nd(0)和t）的放射成因子体同位素衰变方程，表现为各样品沿以初始子体同位素比值为截距，以(eλt-1)为斜率的直线分布，这条直线称为等时线。
12、Sr模式年龄：用假定初始87Sr/86Sr比值的方法计算出来的同位素年龄称为Sr模式年龄。
13、同位素封闭温度：对各种同位素定年体系来说，它们不是在矿物、岩石形成时的那一瞬间就开始计时，而是必须当温度降低到能使该计时体系达到封闭状态时，即子体由于热扩散丢失可以忽略不计时，子体才开始积累，这个开始计时的温度就是封闭温度，得到的年龄即为表面年龄或称冷却年龄。
元素在表生环境中的迁移
事例：Hg在环境中的迁移(三) 原子半径、离子半径离子电位图解式中：Eh 为实际条件下的氧化电位；化电位；R 为气体常数（F 为法拉弟常数（96500C OXD 和C RED 分别为氧化态离子的浓度。
例如：Fe 2+表中列出了在标准条件下（25℃, 1atm ）溶液中的Eh 0在多组分体系中,|ΔEh |值大的两个半反应首先进行,当一个反应物被耗尽之后，|ΔEh |稍小的反应依次进行。
例1：体系中共存以下三种离子六个价态离子时Sn 4++2e -----Sn 2+Eh =0.15ev ①U 6++2e ------U 4+Eh =0.334ev ②Fe 3++e --------Fe 2+Eh =0.771ev ③反应首先在①③之间进行，|ΔEh |=-0.62。
Sn 2+氧化为Sn 4+，Fe 3+还原为Fe 2+,直到Fe 3+或Sn 2+之中有一个耗尽为止之后反应在②③或①②之间进行。
（2）标准氧化还原电位Eh 0数据的应用①ΔEh 0可用来判断反应的顺序z 两个半反应间的氧化电位差值越大，反应越易进行，而且进行得较为彻底；z 如果差值小，反应不易进行，常导致多种价态的离子共存。
例2：Sn 2++2e ------Sn Eh 0=-0.136VPb 2++2e ------Pb 0Eh 0=-0.126V由于两半反应的∆Eh 0值较小，仅为0.001，因此在自然界中可见到Sn 、Sn 2+、Pb 、Pb 2+同时存在。
（2）标准氧化还原电位Eh 0数据的应用②ΔEh 0可用来判断反应的强度0.5=0.77 + (298×[Fez水溶液中Fe2+离子的浓度比z在此条件下，Fe2+离子失去电子成为没有发生。
HS −、HCO 3−、CO CN −等。
z 例如：Sn 元素在内生成矿作用中常以六氟锡酸钠Na 2[SnF 6]的形式迁移：Sn 4+F -F -F -F -F -F -Na +Na +Cu 2++2NH 2—CH 2COOH （二氨基乙酸）在自然界，具环状结构的有机络合物一般比较稳定，在表生作用中有机络合物是部分重金属元素发生迁移的主要形式。
自然体系中元素的地球化学迁移
盐
盐
*18—20oC时的溶度积
（续上表）
硫 Bi 2 S 3 — 1.6 ¬ 10 -58 HgS — 4 ¬ 10
-37 -72
化 Sb 2 S 5 — 1 ¬ 10
-30 -24
物 NiS* — 1.4 ¬ 10 -29 CdS — 1 ¬ 10 CoS* — 2 ¬ 10 -19 FeS — 4 ¬ 10
某些化合物的溶度积（25oC）（引自А.И.别列尔曼，1968）
硫 BaSO 4 —1.1¬10-10 PbSO 4 —2¬10-8 HgSO 4 —5¬10-7 碳 Hg2 CO 3 —9¬10-17 PbCO 3 —1.5¬10-13 CdCO 3 —2.5¬10-14 Ag2 CO 3 —6.2¬10-12 CoCO 3 —1¬10-12 ZnCO 3 —6¬10-11 FeCO 3 *—2.5¬10-11 MnCO 3 —1¬10-10 磷 酸 Pb3 (PO 4 )2 —8.2¬10-43 Zn3 (PO 4 )2 —9.1¬10-33 Ca3 (PO 4 )2 —3.5¬10-33 Ba3 (PO 4 )2 —1.3¬10-29 Ag3 PO 4 —1.3¬10-20 FePO 4 —1.3¬10-22 酸 SrSO 4 —2.8¬10-7 Ag2 SO 4 —7.7¬10-5 CaSO 4 —6.1¬10-5 酸 CuCO 3 —1.4¬10-10 SrCO 3 —1¬10-9 CaCO 3 —4.8¬10-9 BaCO 3 —8¬10-9 NiCO 3 —1.4¬10-7 MgCO 3 —1¬10-5 Li2 CO 3 —1.710-3 盐、 砷 酸 PbHPO 4 —1¬10-11 FeHPO 4 —4¬10-10 CaHPO 4 —5¬10-6 AlPO 4 —1¬10-6 Ag2 AsO 4 —1¬10-22 盐
地球化学地球元素的循环和变化
地球化学地球元素的循环和变化地球化学是研究地球上各种元素、化学反应和地球化学循环的学科。
地球元素的循环和变化是地球化学的重要研究内容之一。
本文将探讨地球元素的循环过程及其对地球环境和生态系统的影响。
一、地球元素的循环过程地球元素循环是指地壳、地球内部、大气层和水圈之间的元素交换和再分配过程。
它主要包括生物循环、岩石循环和大气循环三个方面。
1. 生物循环生物循环是指地球元素在生物圈内的转移和再生过程。
植物通过光合作用将二氧化碳和水转化为有机物，释放出氧气。
而动物则通过呼吸将氧气转化为二氧化碳，并将有机物分解为无机物，形成死亡和排泄产物。
这些无机物通过分解作用和细菌的作用再次转化为可利用的养分，进入土壤和水体，供植物重新吸收利用。
2. 岩石循环岩石循环是指地球元素在岩石圈内的转移和再分配过程。
地壳中的岩石通过风化和侵蚀，将元素释放到土壤和水体中。
然后，这些溶解于水和土壤中的元素可以被植物吸收，进入生物圈。
当植物和动物死亡后，它们的遗体和废物会经过分解和压实，形成沉积物、矿石和石油等。
3. 大气循环大气循环是指地球元素在大气圈内的循环和交换过程。
大气中的元素主要以气态形式存在，例如氮气、氧气和二氧化碳等。
氮气可以通过闪电活动和细菌固氮作用转化为植物可利用的氨和硝态氮。
氧气通过植物光合作用释放到大气中，而二氧化碳则通过植物的吸收和动物的呼吸进入大气。
二、地球元素的变化与环境影响地球元素的循环和变化对地球环境和生态系统起着重要影响。
下面将从土壤、水质和大气等方面进行讨论。
1. 土壤中的元素变化地球元素在土壤中的分布和变化会影响土壤的肥力和作物的生长。
例如，氮、磷和钾等营养元素是作物生长所需的主要元素，它们的含量和比例会影响作物的生长和产量。
土壤可达性是指土壤中某个元素的有效性和可利用程度。
如果土壤中某个元素的可达性过高或过低，都会对作物生长造成不利影响。
2. 水质中的元素变化地球元素在水体中的循环和变化会影响水质的污染和净化过程。
第5章_自然地理系统内部的物质循环汇总
2021/6/24
四、生物循环
（2）生态系统的物质循环
• 生态系统是生物与非生物环境之间相互依存，通过能量转换和 物质循环所构成的能量与物质运动的统一体。
• 广义的生态系统的物质循环即为生物循环。狭义的理解，是指 生物圈内的各种生物体自身与非生物环境间进行能量与物质的 输入与输出，以维系生命过程，当生物生命终结时，再以生物 遗骸等回归环境完成的物质循环。这种循环有别于生物的食物 链循环，而称为“生物地球化学循环”。
2021/6/24
四、生物循环
2、生物循环的自然地理意义
实现了太阳能与化学潜能的转换。 引起化学元素迁移，使其在自然地理环境中重新分配。 改变大气的组成，并保持大气成分的相对平衡。 影响并制约水圈的化学成分。 将太阳能引入成土过程。 参与了某些岩石和矿物的形成。
2021/6/24
第二节 自然地理环境中化学元素迁移
17 年
水体类型 沼泽水 土壤水 河流水 大气水 生物水
循环周期 5年 1年
（16 天）12 天 10 天 数小时
二、水分循环
2、大洋水循环—大洋环流
大洋环流： 在一定的海 洋空间范围内，大规模的 海水沿一定方向并具有相 对比较稳定的流速流向构 成的环流体系。其表层环 流，指海面以下至水深 400～500m 混合水层内的 洋流。
第五章 自然地理系统内部的物质联系
第一节 自然地理系统内的物质循环 一、大气循环 二、水分循环 三、地质循环 四、生物循环
第二节 自然地理环境中化学元素迁移 一、元素的地球化学迁移 二、影响元素迁移的因素 三、元素迁移的方式
地球化学——元素的地球化学迁移2
2．矿物的活度积与溶解－沉淀平衡
难溶化合物矿物在水溶液中发生弱电离；达 到平衡后体系中构成该矿物的阴、阳离子的 活度的乘积为一常数：活度积； 活度积是温度的函数，溶液中离子与矿物处 于平衡状态。例如：萤石的活度积： CaF2 = Ca2+ + 2FKsp = aCa2+.a2F-/aCaF2 = aCa2+.a2F- =4×10-11
离子强度具有静电力的性质： 高离子强度的水溶液，相当于提高了溶 液的介电性； 高离子强度的溶液对难溶矿物有较大的 溶解和携带能力。
活度系数与溶液离子强度有如下的函数关 系： logγi= -AZi2 (I<0.1) 称为许克尔方程，A为常数 。 离子的性质和行为除与化学性质有关，还 与所处的溶液环境条件有关，因此在热力 学计算中通常采用离子活度而非浓度。
可以通过平衡常数计算一定条件下控制溶解类型
根据质量作用定律列出反应平衡常数式；热力学法计算K值： K1 = [H2CO3]/PCO2 = 10-1.5 a K2 = [H+][HCO3﹣]/[H2CO3] = 10-6.4 b K3 = [H+][CO32﹣]/[HCO3﹣] = 10-10.3 c K4 = [H+][OH﹣] = 10-14 d 为求解上列方程，加入质量守恒关系式： (ΣCO2为总摩尔 数） nΣCO2 = nH2CO3+nHCO3-+nCO32-+nCO2 e 给定ΣCO2 和pH求解方程组，可算出各溶解类型与pH的关 系曲线。
磷酸盐 Pb3(PO4)2—8.2×10-43 Zn3(PO4)2—9.1×10-33 Ca3(PO4)2—3.5×10-33 Ba3(PO4)2—1.3×10-29 Ag3(PO4)—1.3×10-20 Fe(PO4)2—1.3×10-22
8-10元素的地球化学迁移
地球系统化学作用和化学迁移
3.水溶液中元素的迁移
地球表面2/3被水覆盖，各种盐度的含水流体对于地球火山活动、 岩浆作用、变质作用以及成矿作用等具有决定性的意义。
地球系统化学作用和化学迁移
③ 元素迁移到新的空间，形成稳定结合，沉淀或结 晶出新的矿物。
即:活化activation—转移migration—沉淀deposition
地球系统化学作用和化学迁移
地球系统化学作用和化学迁移
2.元素的地球化学迁移
元素地球化学迁移的内涵：
① 空间上的位移表现为元素发生了重新分配、元素的分散和集 中的分带性；
钾长石
高岭石
水-岩化学作用
在不同pH值条件下，矿物水解的产物是不同的
白云母
在温度、压力增高时，粘土矿物可发生脱水反应
水-岩化学作用
研究表明：从岩浆中出溶的高温蒸汽相富含成矿组分以 及HCl等酸性组分，随温度降低从岩浆中分异的成矿流 体具有强酸性。
几乎所有象下面的矿石矿物沉淀反应:
MeCl2(aq)+H2S(aq) MeS+2H++2ClFeCln2-n+2H2S+1/2O2 FeS2+2H++H2O+nCl-
5)离子键化合物在水中极易溶解， 水是矿物和离子化 合物的良好溶剂。
地球系统化学作用和化学迁移
矿物在水中的溶解度：
具有离子键性的化合物及矿物大多属电解质，在水中 有较高的溶解度。具有离子－共价过渡型键的矿物多 属于弱电解质，在水中只有一部分电离成离子，如：
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如200 ℃，0.3GPa时lgKsp为-10，中性水pH值为5
二、水-岩化学作用的物理化学环境
1. 水-岩化学作用 地壳表层与水圈直
接接触，于两者之间发 生的化学作用可统称为 水-岩化学作用。水-岩 化学作用是地表条件下 范围广泛和极为活跃的 化学作用，对地表系统 元素的组成、演化及循 环具有重要影响。
2.水-岩化学作用的物理化学环境
（1）低温水-岩作用的物理化学环境 ①过量水的体系：地球表面水、岩体积比：水总量>岩
石总量。
②水-岩间长期化学作用导致水体系中含有大量作用剂 （O2、CO2、H+、OH-)和电解质盐类（Na、K、Ca、 Mg的盐），水还有很好的流动性。既是作用介质， 又是良好的溶剂和搬运剂。
K-Feldspar
Kaolinite
如白云母水解：
KAl2 [ AlSi3O10 ](OH)2→K1-nAl2 [ AlSi3O10 ] (OH)2.H2O (pH= 7.8~9.5,伊利石)
→ Al2 [ AlSi3O10 ] (OH)2.nH2O (pH= 7.5~8.5,贝得石)
→Al2 [ AlSi3 ] (OH)2.nH2O (pH= 7~8.5,蒙脱石) →Al4 [ Si4O10 ] (OH)8.4H2O
简而言之是“动”的研究，也就是元素在自然作用体系中的含量和存在形式 在时间、空间上的变化。
例：元素从矿源层中活化迁移到沉淀成矿（左图） ①某金属元素（Cu）呈分散状态赋存于矿物颗粒表面。该元素含量较高，形 成矿源层； ②某个时期，其深部发生了某地质作用，沿裂隙发生了热液活动，矿源层裂 隙两侧物理化学状态发生了改变，矿源层中的元素被萃取至流体中迁移； ③热液迁移至上部由于物理化学条件的变化（岩石渗透率、pH……)，流体 中元素又以新的结合方式沉淀下来。
③ 常有生物和有机质参与。加快速度或有选择性、方 向性。
④地表富氧和富CO2 。 ⑤地表温度低（-75~+200℃），但变化快(昼夜及季节
变化），温度影响水岩作用速率。 ⑥一般处于低压状态（ 1~200) × 105 Pa。
（2）高温水-岩作用的物理化学环境
①相对少量水的体系：岩石总质量远远大于水。 ②水体系中含有大量作用剂和电解质盐类，含盐度较
在碱性溶液中：(OH)-浓度大，H+浓度小，才能与O2-结合成含氧 酸[BeO4]6- ；
在酸性溶液中：H+浓度大大高于(OH)-浓度，则呈氢氧化物分子 Mex+(OH)x或自由离子Mex+形式。
图 3-4 离子电位图解
4、元素迁移能力的影响因素: ➢ 外因
（1）体系中组分的浓度 （2）温度、压力 （3）环境中PH值、Eh值的变化
(pH= 6~7,埃洛石)
→ Al4 [ Si4O10 ] (OH)8.2H2O (pH= 5~6,变埃洛石)
→ Al4 [ Si4O10 ] (OH)8 (pH= 3.5~8,高岭石)
在温度、压力增高时，黏土矿物可发生脱水反应：
Al2 Si2O5 (OH)4+2SiO2→Al2 Si4O10 (OH)2+H2O kaolinite quartz pyrophyllite(叶腊石)
液态水中水分子的解离度很小。常温常压下H+与 OH-的浓度积为10-14.（高温时增高）
熔点 沸点 熔化热 气化热 标准生成热
H2O 0℃ 100 6kJ/mol 40.7 -237.1
H2S -86 -61 2.4
18.7 -33.5
三相点 0.008 ℃ 0.06bar)
临界点 （374 ℃，
Fe2O3+3H2O
4K [ AlSi3O8 ] +6H2O=Al4 [ Si4O10 ](OH)8+8SiO2+4KOH 钾长石 (K-feldspar) 高岭石(kaolinite)
钾长石水解形成高岭石
4K [AlSi3O8 ]+ 6H 2O = Al4 [Si4O10 ](OH )8 + 8SiO2 + 4KOH
①除简单离子（卤化物）外，络合物是成矿元素在水溶 液中的重要存在形式。如Na[Sn(F,OH)6]、 （K,Na)2[WO2F4]和(K,Na)2[MoO4]
②除CO2外，H2S、H2、NH4、F、B、PO4等高温射气元 素和组分常参与高温水-岩作用
③存在大量易溶盐类，增大了难溶元素在溶液中的溶解 度（盐效应）
作为大洋岩石圈板块的 一部分离开大洋中脊。在消 减带向下再次进入地幔。与 此伴随的是进一步的化学分 离,产生的流(熔)体向上进入大 陆地壳作为富SiO2的花岗岩类 固结,成为陆壳的主要组成部 分。
另一方面,地表岩石暴露 于阳光之下,水和空气浸透了 岩石.构成第二部分地球化学 机器.在活动性气体和有机质 参与下,与地壳岩石发生反应, 产生又一次化学分异.这种情 况下化学分离特别清晰,SiO2 集中于石英砂和燧石中,铝进 入粘土矿物,钙进入灰岩,重金 属进入矿石.
化学键类型
化学键的类型是影响元素及化合物能否发生分解的重要因 素。
具有分子晶格的化合物，在晶格结点上的单个分子内部， 原子常常以共价键或极性键相联系，但在各个分子之间则是由 较弱的分子间力联结的。破坏分子晶格，只需的能量较小。因 此，分子晶格的物质较易变成液态或气态。
具有离子键化合物，虽然其熔点和沸点一般较高，但多数
显然，元素在原体系中的存在形式直接影响了其在发生 水-岩化学作用过程中发生迁移的难易程度。
如存在于矿物晶格中的元素不易发生元素的迁移，而以 吸附态形式存在的元素则易于发生元素的大量迁移。
例如，我国华南寒武系的黑色页岩中U的含量很高，U以 (UO2)2+的形式被有机质吸附，用15%的稀盐酸溶液进行浸泡 (不破坏矿物的晶格，可使80%的U被萃取出来)。
即:活化—转移—沉淀
新鲜橄榄岩
宏观观察
岩石发生了矿物组合的变
化，如橄榄岩因交代作用发生的
蛇纹石化。在蛇纹石化过程中橄 榄石多变为利蛇纹石，斜方辉石 多变为绢石(具斜方辉石假象的蛇 纹石 )。
蛇纹石化橄榄岩
3Mg 2 SiO4 + 4H 2O + SiO2 2Mg3 Si2O5 (OH )4
橄榄石
元素地球化学迁移包括三个过程： ①由于物化条件的改变，元素从原来的固定（稳定的结
合）状态转化为活动（非稳定结合）状态，并进入 迁移介质；（活化）
②元素在介质中发生空间位移（该阶段迁移形式可变， 但不发生形成稳定固相的化学反应）；（转移）
③元素迁移到新的空间，由于物化条件明显改变，元素 在介质中存在形式不稳定，即沉淀或结晶出新的矿 物（新的稳定结合）。（沉淀）
第三章 自然体系中元素的地球化学迁移
元素的地球化学迁移 水-岩化学作用的特点 水-岩化学作用的影响因素 实例分析 岩浆熔体中元素的迁移和分异作用
主要通过熔-岩相互作用和水-岩相互作用， 造成岩石圈三大岩类的物质循环
一个巨大化学机器,驱动 力:内部热和表面来自太阳的 热.地球内部热驱动地幔对流, 将深部物质带到大洋中脊地 表,温度压力降低导致组分分 离或分异形成玄武质熔岩,富 Si,K,Ca,Na,Al,Fe和碱金属,然后 固结为组成洋壳的岩石。
PH（作用过程有H+或OH-生成或消耗时才有影响） 3KAlSi3O8 +2H+ => KAl2[AlSi3O10](OH) 2 （白云母）+
2K + +6SiO2
温度、压力——改变矿物的熔点或溶解度！
温度升，有利吸热反应。升温有的溶解度增大 （如石英、重晶石），有的则降低（如石膏）
压力增，有利反应向体积减小方向进行。 有挥发分作为络合剂时，压力升，溶解度增大。
当新的地幔物质被带到 地表暴露在地表营力下,分异 岩石再次被带到地下进入对 流地幔中,来自两种作用的能 量建立了进入岩石圈岩石流 体的循环.
第一节 元素的地球化学迁移
1、元素的迁移方式: (1)化学迁移（2）生物迁移（3）机械迁移
2、元素地球化学迁移的定义 当元素发生结合状态变化并伴随有元素
的空间位移时，称元素发生了地球化学迁移。
第二种情况：电价高半径小的离子，其离子电位大(π＞8)，如B3+、 C4+、Si4+、N5+、P5+、S6+等，它们争夺O2-的能力较H+强，因此经 常从(OH)-根中夺出O2-，并与之结合成含氧酸形成[BO3]3-、[CO3]2-、 [PO4]3-、[SO4]2-等；
第三种情况：离子电位居中（π：2.5～8）的一些阳离子，它们 往往是一些两性元素(Be2+、Ti3+、Cr3+、Al3+、Fe3+、V3+……)，在 水中的形式随溶液中酸碱度不同而变化：
相伴组分类型和浓度： 如配位体S,Cl,F,O等浓度高，以及碱金属离子浓度高有
利于成矿金属形成配离子迁移。 AgCl(s) + Cl- => [AgCl2] –
Eh(对变价离子，影响其价态和半径，进而影响溶解度) Fe(OH)3 Ksp=4×10-38 ; Fe(OH)2 Ksp= 4.8×10-16
三、水-岩作用的基本类型 1、氧化还原反应
2Fe2SiO4(橄榄石)+O2+4H2O =2Fe2O3+2H4SiO4(氧化)，
3FeS2+11O2+6H2O=Fe3O4+6H2SO4
2Fe2O3.3H2O+C=4FeO+CO2+3H2O(还原) 细菌常参与氧化还原反应
铁橄榄石的氧化作用，形成赤铁矿：
第二节 水-岩化学作用的特点 一、水的分面唯一以三态形式存在，而且一般条件下 以液态为主。（HF的沸点为19.9℃,)。