地球化学第四章水岩化学作用和水介质中元素的迁移
地球化学中的元素迁移与地球演化
地球化学中的元素迁移与地球演化地球化学是研究地球上元素的分布、迁移和演化的学科。
元素的迁移、转化和演化是地球化学中的重要概念。
本文旨在探讨地球化学中的元素迁移与地球演化。
一、元素迁移1. 大气的化学反应大气中的化学反应和气候变化会导致元素的迁移。
例如,空气中的二氧化碳可以通过光合作用被植物吸收。
但是,如果大气中的二氧化碳过多,这会导致气候变化,从而影响植物、动物和人类的生活。
2. 地球内部的活动地球内部的活动可以导致元素的迁移。
例如,火山喷发会释放大量的二氧化硫和二氧化碳,这些化合物可以迁移到大气中。
地震可以引起水的迁移,使地下水和地表水的量减少或增加。
3. 水文循环水文循环是指地球上水从大气、陆地、河流、湖泊和地下水中循环。
水循环可以导致元素的迁移。
例如,雨水可以在流经泥土和岩石时溶解许多化学物质,如盐和氧化物。
这些溶解的物质可以在水循环过程中被运输到其他地方。
二、地球演化1. 地球的起源地球的起源始于46亿年前,当时太阳系的尘埃和气体聚集在一起形成了行星原始物质云。
这些物质经历了相当长时间的凝聚和熔化,形成了一个小行星,也就是我们现在的地球。
2. 大陨石撞击在地球早期的几亿年中,地球曾遭受数次大撞击。
这些撞击激发了地球的内部能量和热力学运动,导致了地球内部物质的循环和迁移。
这些撞击也使地球表面的岩石和矿物质发生了巨大的化学变化。
3. 活动板块地球表面的21个板块在持续不断地移动。
板块的移动导致了地球内部物质的运动和迁移,也导致了地球表面的地震和火山喷发。
这些运动和迁移使得大量的元素从地球内部向外部迁移。
三、结论地球化学中的元素迁移和地球演化是密切相关的。
地球上发生的各种化学和地球物理过程会导致元素的转化和迁移,从而对地球表面的化学组成和演化产生深刻影响。
了解和研究这些过程对我们了解地球的过去和现在具有十分重要的意义。
第四章 水的地球化学循环及水文地球化学分带
1 地壳中水的地球化学循环 地壳中水的地球化学循环 1.1 水在地球中的全循环 地壳中水的全循环包括水文循环及地质循环。 地壳中水的全循环包括水文循环及地质循环。 我们已经比较熟悉水文循环。 我们已经比较熟悉水文循环。
1.2 地壳中水的地球化学循环 地壳中水的地球化学循环 水的地球化学循环总是和水循环紧密相联的。 水的地球化学循环总是和水循环紧密相联的。 水的地球化学循环:在沉积 变质作用有次序有 水的地球化学循环:在沉积-变质作用有次序有 方向性的发展过程中,水直接参与岩石、 方向性的发展过程中,水直接参与岩石、有机物 质及气体经历的地球化学作用,并被分解、 质及气体经历的地球化学作用,并被分解、合成 等作用与现象的总和。 等作用与现象的总和。 水是通过分解和合成实现其在地壳中的地球化 学循环的。 学循环的。
Hale Waihona Puke CaCa沉积盆地承压含水层地下水化学成分正垂直分带
沉积盆地承压含水层地下水化学成分反垂直分带( ) 沉积盆地承压含水层地下水化学成分反垂直分带(1) 两个承压含水层地下水补给条件不同) (两个承压含水层地下水补给条件不同)
灰岩
粉砂岩
沉积盆地承压含水层地下水化学成分反垂直分带( ) 沉积盆地承压含水层地下水化学成分反垂直分带(2) 两个承压含水层由渗透性不同的岩石组成,下部大于上部) (两个承压含水层由渗透性不同的岩石组成,下部大于上部)
正垂直分带:矿化度随深度增加而增加, 正垂直分带:矿化度随深度增加而增加,水化学成分也按着水 平分带中的更替次序而变化; 平分带中的更替次序而变化; 反垂直分带:上部高矿化度水下面埋藏着低矿化度水, 反垂直分带:上部高矿化度水下面埋藏着低矿化度水,在它们 下面,水的矿化度随深度重新增加; 下面,水的矿化度随深度重新增加; 复杂垂直分带: 复杂垂直分带:水的矿化度随深度增加不只一次的增加或减少
《地球化学》章节笔记
《地球化学》章节笔记第一章:导论一、地球化学概述1. 地球化学的定义:地球化学是应用化学原理和方法,研究地球及其组成部分的化学组成、化学性质、化学作用和化学演化规律的学科。
它是地质学的一个分支,同时与物理学、生物学、大气科学等多个学科有着密切的联系。
2. 地球化学的研究对象:- 地球的固体部分,包括岩石、矿物、土壤等;- 地球的流体部分,包括大气、水体、地下水等;- 地球生物体,包括植物、动物、微生物等;- 地球内部,包括地壳、地幔、地核等。
3. 地球化学的研究内容:- 地球物质的化学组成及其时空变化;- 地球内部和外部的化学过程;- 元素的迁移、富集和分散规律;- 地球化学循环及其与生物圈的相互作用;- 地球化学在资源、环境、生态等领域的应用。
二、地球化学的研究方法与意义1. 地球化学的研究方法:- 野外调查与采样:包括地质填图、钻孔、槽探、岩心采样等;- 实验室分析:包括光学显微镜观察、X射线衍射、电子探针、电感耦合等离子体质谱(ICP-MS)、原子吸收光谱(AAS)等;- 地球化学数据处理:包括统计学分析、多元回归、聚类分析等;- 地球化学模型:建立地球化学过程的理论模型和数值模型;- 同位素示踪:利用稳定同位素和放射性同位素研究地球化学过程。
2. 地球化学研究的意义:- 揭示地球的形成和演化历史;- 了解地球内部结构、成分和动力学过程;- 探索矿产资源的形成机制和分布规律;- 评估和治理环境污染问题;- 理解地球生物圈的化学循环和生态平衡;- 为可持续发展提供科学依据。
三、地球化学的发展历程与现状1. 地球化学的发展历程:- 起源阶段:19世纪初,地质学家开始关注矿物的化学组成;- 形成阶段:19世纪末至20世纪初,维克托·戈尔德施密特等科学家奠定了地球化学的基础;- 发展阶段:20世纪中叶,地球化学在理论、方法、应用等方面取得显著进展;- 现代阶段:20世纪末至今,地球化学与分子生物学、环境科学等学科交叉,形成新的研究领域。
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
地球化学题库
地球化学题库1 名词解释5分/题地球化学地球化学是研究地球及其子系统(含部分宇宙体)的化学组成、化学机制和化学演化的科学。
1)从研究对象来看:是地球及其子系统(地壳、地壳及其自然作用体系(岩浆作用、沉积作用、变质作用、成矿作用、表生作用、生态环境……)),目前正在向宇宙天体拓展;2)从研究形式来看:主要是元素和同位素在自然界的化学运动形式;3)从研究时间来看:包涵了整个地球、地壳演化和全部地质作用时期;对单个元素和同位素来讲,是研究它们的发生、不断发展及螺旋式演化的全部历史。
类质同象某些物质在一定的外界条件下结晶时,晶体中的部分构造位置随机地被介质中的其它质点(原子、离子、配离子、分子)所占据,结果只引起晶格常数的微小改变,晶体的构造类型、化学键型、离子正负电荷的平衡等保持不变或相近,这一现象称为“类质同象”。
克拉克值化学元素在一定自然体系(通常为地壳)中的相对平均含量。
又称元素丰度。
按照不同自然体系计算出来的元素丰度,有地壳元素丰度、地球元素丰度、太阳系元素丰度和宇宙元素丰度等。
研究地球及其各地圈的元素丰度,是地球化学的一个重要领域。
元素地球化学亲和性主要指阳离子在自然体系中趋向同某种阴离子化合的倾向。
地球和地壳中,阳离子的总数(种类)远远大于阴离子的总数,导致了在地球化学作用过程中阳离子对阴离子的争夺,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性地与某种阴离子结合的特性称为元素的地球化学亲和性。
它是控制元素在自然界相互结合的基本规律。
同位素分馏由于同位素质量不同,因此在物理、化学及生物化学作用过程中,一种元素的不同同位素在两种或两种以上物质(物相)之间的分配具有不同的同位素比值的现象。
引起同位素分馏的主要机制有:同位素交换反应;同位素动力学效应;其他物理-化学效应。
元素的赋存形式指元素在一定的自然过程中或其演化历史的某个阶段所处的状态及与共生元素间的结合关系。
包括元素的赋存状态和元素的赋存形式。
岩石地球化学与元素迁移过程
岩石地球化学与元素迁移过程岩石地球化学是地球科学的重要分支之一,涉及研究地球内、地球表层以及与环境之间的物质循环和元素迁移过程。
了解岩石地球化学和元素迁移的过程可以帮助我们更好地理解地球的构造和演化,以及影响环境和人类生活的因素。
一、岩石地球化学的基本概念和原理岩石地球化学是研究地球中各种岩石和矿物中元素的分布、形态及其与地球动力学和环境的相互关系的科学研究领域。
它探讨了地球化学元素的形成、迁移和转换规律,以及岩石与矿物中元素含量和分布的控制因素。
地球地壳是岩石地球化学研究的重点区域。
地壳是地球最外部的固态岩石层,由不同的岩石和矿物组成。
地壳中的元素主要来源于地球内部的岩浆活动和地表的生物活动,它们通过不同的物理、化学和生物过程在地壳中发生迁移和转化。
二、元素迁移过程的类型和机制元素迁移是指元素在地球体系中由一个位置或相中转移到另一个位置或相的现象。
元素迁移的类型包括溶解迁移、扩散迁移、迁移圈和迁移通道等。
1. 溶解迁移溶解迁移是指溶解态的元素在地下水或地表水中随着水流的运动而迁移。
水是地球上一种普遍存在的溶剂,在接触各种岩石和矿物时,会溶解其中的一些化学元素。
通过地下水和地表水的流动,这些溶解的元素可以在地壳中迁移,进而影响到其他环境和生物。
2. 扩散迁移扩散迁移是指元素在地球体系中由高浓度区域向低浓度区域扩散的现象。
当两个区域之间存在浓度差时,元素会沿着浓度梯度扩散,直到达到平衡状态。
扩散的速率受到岩石和矿物的孔隙度、多孔介质的连通性、温度和压力等因素的影响。
3. 迁移圈和迁移通道迁移圈是指某一特定地域范围内的元素迁移共同体系。
在迁移圈中,元素可以通过不同的迁移通道进行迁移。
迁移通道可以是地下水流通的通道,也可以是岩石缝隙中固体物质的迁移通道。
通过研究迁移圈和迁移通道的特征和机制,可以更好地理解元素在地球体系中的迁移过程。
三、岩石地球化学与环境和人类活动的关系岩石地球化学和元素迁移过程对环境和人类活动有重要影响。
地球化学课件9、10第3章水-岩化学作用和水介质中元素的迁移三四
很高的表面能。胶体粒径为10-6~10-9m,比离子分子( ~10-10m)大,比机械悬浮体(> 10-4m)小。
直径1cm的球粒碎成1nm的微粒后表面积由0.0003m2 变成总表面积3000m2(为1000万倍,如肥皂) ③质点表面的电荷未达到饱和,带电荷。带正电者称 为正胶体,带负电的称为负胶体。 ④胶体具极强的吸附性(因带电荷及比表面大)。能吸 附与其电荷相反的其他离子。
Al(OH)3+H+=Al(OH)2++H2O Al(OH)3+OH+=AlO2-+2H2O ⑤增温可加速聚沉速度。(一方面加剧布朗运动,增加粒子
碰撞机会;一方面使离子水化程度降低)(所以胶体搬运 只在低温水流体中占有较重要地位)
其它的如放射线照射、毛细管作用、振荡以及大气放电等都 可导致胶体的凝聚
③胶体溶液浓度增大:可以促使胶体凝聚(如蒸发)。
④溶液的酸碱度:对胶体的搬运与沉积也有很大影响。
☆不同胶体在不同的pH值条件下凝聚(如高岭石在弱酸性、蒙 脱石在碱性下凝聚)
☆两性胶体:在酸的作用下显碱性,胶体带正电(生成正的同 型成带负电 的离同子型,带如电离Al子(OAHl)O2+2-)),,在胶碱体的带作负用电下。显酸性(生
1.活度积原理
◇溶解是指物质以离子状态存在于溶剂(水)中,形成真溶液。 如Cl、S、Ca、Na、Mg、K及部分Fe、Mn、Si、Al等元素多呈离 子状态溶解于水中。
◇可溶物质溶解多少—能否稳定迁移—何时沉淀,与溶解度有关
◇溶解度与溶度积有关,溶度积与活度积有关。
活度积:当温度一定时,难溶强电解质溶液中离子活度的乘积为一 常数,这一常数称为活度积。
水-岩化学作用和水介质中元素的迁移
三、水-岩化学作用的影响因素
影响因素有两个方面,一方面是与元素本身性质有关;另一方面与 环境因素有关,体系组成和物理化学条件。
1、体系组成对水-岩化学作用的影响 2、体系物理化学环境对水-岩化学作用的影响
三、水-岩化学作用的影响因素
1、体系组成对水-岩化学作用的影响
包括两个方面:一是化合物本身,二是其它化合物的影响,如盐 效应和共同离子效应。
二、水-岩化学作用
3、地球中天然水的类型
3.2 地壳中水流体相的形成
除同生水、海水和地表水外,岩石圈中的水与地壳的“去流体〞作用 有关。
〔1〕沉积物的“去流体〞作用,沉积物在压实成岩作用中释放流体 是地壳中流体的一种来源。
〔2〕变质作用放出流体 〔3〕岩浆作用产生热液,岩浆中最多大约5~6%的水和CO2等挥发 分,这些挥发份随岩浆上升释放出来形成流体。
2、水-岩化学作用的根本类型
2.2 脱水和水解反响
白云母
pH值对水解 过程的影响
二、水-岩化学作用
2、水-岩化学作用的根本类型
2.2 脱水和水解反响
温度和压力升高,可以使粘土矿物脱水:
二、水-岩化学作用
2、水-岩化学作用的根本类型
2.3 水合反响
水合作用的实质是是分子整体进入矿物晶格,从而使矿物的体积增大:
二、水-岩化学作用
2、水-岩化学作用的根本类型
2.1 氧化复原反响
实质就是电子转移,如铁橄榄石氧化〔蚀变〕,硫铁矿氧化等:
二、水-岩化学作用
2、水-岩化学作用的根本类型
2.2 脱水和水解反响
水解作用的实质是H+或OH-进入矿物晶格,分别取代其中的阳离子 或阴离子,从而形成新的矿物:
钾长石
高岭石
元素的地球化学迁移.ppt
Fe2+ → Fe3+ + e Eh0=0.77 (伏特)
V4+→ V5+ + e Eh0=1.00(伏特)
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1100
水-岩化学作用的影响因素
2) 判断反应进行的顺序和强度
Eh 愈大,反应进行愈彻底。 Eh <0.3,反应缓慢而不 完全。同时发生几对反应时,电位表上下距离最大的
水-岩化学作用的影响因素
1溶液中离子活度的乘积
为一常数,这一常数称为活度积;
2)共同离子效应:当在难溶化合物的饱和溶液中加入
与该化合物有相同离子的易溶化合物时,原难溶化
合物的溶解度将会降低;
3)盐效应:随溶液中的电解质浓度增大将导致其它难
溶化合物的溶解度增大;
2)酸性离子在碱性溶液中溶解度增高,有利于迁移, 在酸性条件发生沉淀;碱性元素离子性质相反;
3)在自然地球化学作用中,凡在反应方程式中有H+或 OH-出现作用,受热液介质pH值控制。
4)pH值影响元素共生或分离(Fe、Mn)
5) 影响两性元素的迁移形式;
6) 盐河南类理水工大解学-机反械应与动多力学生院成酸而受pH值的控制。
22
水-岩化学作用的影响因素
3.地球化学中的氧化-还原反应
同一化学反应中,某物质失去电子,发生氧化, 称 为还原剂, 同时必然有另一物质获得同量电子发生 还原,称为氧化剂。还原剂必然同氧化剂同时存在, 氧化和还原反应相互联系,同时发生, 这种有电子 得失的反应,叫做氧化还原反应。
氧化-还原反应在元素的迁移和沉淀活动中起着十 分重要的作用。
河南理工大学-机械与动力学院
55
水-岩化学作用的影响因素
Chapt第四讲水岩反应水岩化学作用的影响因素省公开课一等奖全国示范课微课金奖PPT课件
如:对于Fe2+和Fe3+来说它们氢氧化物pH值要求不一样。 FeSO4+2H2O → Fe(OH)2 ↓+ 2H2SO4 (pH=5.5) Fe2(SO4)3+6H2O → 2Fe(OH)3↓+ 3H2SO4 (pH=2.48)
Fe3+只能在强酸性(pH<2.48)水溶液中迁移,一旦pH值 增高,Fe(OH)3将会很快沉淀下来。 稀溶液中元素沉淀pH值升高,如Ga(OH)3,Al(OH)3。
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水稳定下限:
H2
2H+ + 2e
Eh0 = 0 V, Eh = -0.59 pH
其意义是一旦地壳中Eh0<0 V半反应还原态物质(即强还原剂)出现,如Fe0等,便会马
上与水反应,Fe0 + H2O → Fe2+ + 2e + O2- + H2↑水发生分解放出H2 。但水丰度很高,
结果是只能把还原剂耗尽。所以水稳定场控制了地壳中氧化条件上限。
盐效应现象实质是与水离子强度以及溶液中离子活度 特征亲密相关,下面先来了解天然水离子强度和溶液中 离子活度系数。
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天然水离子强度是指天然水溶液中离子浓度与电价平 方乘积总和。其数学表示式为:
I=0.5×(C1Z12+ C2Z22+ C3Z32++ CnZn2)
溶液中离子活度即离子有效浓度。离子活度(α)相 当于离子浓度(c)与离子活度系数()之乘积。
所以: →
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① 在表生作用过程中,当水介质为偏酸性时, Mn大部 分淋失, 而Fe(OH)2, Fe(OH)3是稳定,形成纯铁帽。 ②而当水介质呈弱碱性时, Fe、Mn氢氧化物都沉淀,而 形成Fe-Mn帽。
地球花学第四章
3、胶体 胶体的质点大小界于10-3~10-6mm之间,它有两个基本特
点: ①胶体是一种多相体系,质点很细,因此具有很大的 比表面积(单位体积所具有的表面积)。为此具有很大的 表面能,致使它们具有很强的吸附作用; ②胶体质点带有一定电荷。相同胶体质点,由于带有同 种电荷,互相排斥,而使其保持悬浮状态。为平衡胶粒电 荷发生胶体对离子的吸附及离子交换作用。 胶体分类:自然界胶体分为正负两类,负胶体相对分 布更广泛。
§2
元素在水溶液中迁移形式
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 1、离子或分子 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
§1 元素地球化学迁移的概念
元素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称元素的地球化 学迁移。 从这个概念我们对元素在自然界的迁移可更深入理解: 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; ②时间上变化应涉及到从元素形成、演化发展到目前 阶段的整个历史,也包含某个时期元素活化、搬运和沉淀的 阶段性; ③寓于各种作用之中,为其有机的组成部分,元素的 迁移(量和质的变化)记录着作用的过程。
径、机制和物理化学条件,则又是阐明元素分布、 分配、集中、分散规律的理论指导。
⑤自然界元素迁移的主要特点是有流体相参加(气相、 水溶液相、熔体相及生物相)。水溶液相在自然界对 元素的迁移具有极其重要的意义: a.H2O在各地球化学体系中普遍存在,为过剩组份; b.H2O有控制环境性质的作用; c.元素与H2O反应表现出复杂的行为,影响着元素的 迁移和沉淀。
17第六章水-岩化学作用与水介质中元素的迁移2
3成矿过程的归纳总结、划分成矿阶段
①花岗岩的自变质作用 或水/岩交代作用, 成矿元素进入流体,形成稳定络合物 Na2[Sn(F,OH)6]
②成矿元素在流体中迁移、富集
③流体所处条件改变,成矿元素从成矿流体 中析出。
过程特点:元素赋存形式发生改变;含量发 生了改变;空间上发生了改变—元素地球化 学迁移过程
②分异:元素亲硫性和环境硫浓度
实际地质情况:Cu和一部分Zn多在砂岩、 粉砂岩层中赋矿;Pb、Zn硫化物富集于碳 酸盐层与泥质岩石的层间过度带;铁硫化 物则在富含有机碳的泥质岩石中居多,且 大多为硫铁多金属复杂共生 .
Cu>Pb>Zn>Fe
② 重金属硫化物分异
Cu、Pb、Zn、Fe分异根本是元素亲硫性和体 系的性质。
2[AuS]-+2Fe2+→FeS2(黄铁矿)+Au0(自然金) +Au+
分析
3、随着减压沸腾,CO2等挥发分大量进入溶液,可迅 速减低各种络合物的溶解度,有利于金等元素的沉淀。
6.5 水-岩化学作用的实例(自学)
6.5.1 风化过程中的水-岩化学作用 6.5.2 沉积地球化学作用 6.5.3 高温水-岩化学作用
用机制研究实例 6.5.3.3 交代变质作用
6.5.3.1 深源水溶液的类型及化学组成
1. 深源水溶液的类型: ①大气降水 ②深循环海水 ③经过演变的同生水 ④变质水 ⑤岩浆水 ⑥初生水
6.5.3.1 深源水溶液的类型及化学组成
2. 深源水溶液的化学组成 ①热泉水 ②海底热泉水 ③岩浆热液
2KAlSi3O8(kf)+11H2O→Al2Si2O5(OH)4 (Kao) +H4SiO4+2K++2OH-
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KAl2[AlSi3O10](OH)2 —> K1-nAl2[AlSi3O10](OH)2· H2O pH=7.8~9.5 —>Al2[AlSi3O10](OH)2· nH2O pH=7.5~8.5 —>Al2[Si4O10](OH)2· nH2O pH=7~8.5 —>Al4[Si4O10](OH)8 · 4H2O pH=6~7 —>Al4[Si4O10](OH)8· 2H2O pH=5~6(?) —>Al4[Si4O10](OH)8 pH=3.5~8
地球系统中化学作用的基本特点
1、地球中化学作用是在地球系统组成和条 件的背景上进行的;(大量组分共存、 开放体系、物理化学条件变化范围有限 等) 2、无论在大系统和少体系中都可以发生地 球化学作用,在化学界面上地球化学化 学作用较强烈,流体的参与使化学作用 加速和加强; 3、自发进行的不可逆过程,体系内相数 有限,稳定相一般都不是纯化合物。
判断元素是否发生了迁移,有多种识别方法: 1、通过矿物组合的变化来判断 在岩浆侵入 体或热液矿床的围岩中经常可以发现蚀变矿物 组合,如当中酸性岩浆岩外围的碳酸岩岩石发 生矽卡岩化时,原来的碳酸盐矿物(方解石 CaCO3 、白云石 (Ca,Mg)CO3 )被新生成的硅酸 盐矿物(石榴子石 (Ca,Fe)3(Fe,Al)2[SiO4]3 、辉石 Ca(Mg,Fe)Si2O6 等)所替代。蚀变岩 石与原岩成分的差异:硅、铝的原子数相对增 加,同时镁、钙的原子数相对减少,指示碳酸 岩岩石中发生了硅、铝的迁入和镁、钙的迁出 。
3.1.2.2 元素地球化学迁移 当体系所处的环境其物理化学条件发生 变化时,为了适应环境条件的变化、与 环境达到新的平衡,元素间原来的结合 关系将自动解体,转变成一种新的相对 稳定的结合方式,在元素赋存状态发生 变化的同时,伴随有元素的空间位移和 元素组合的变化时,称为元素的地球化 学迁移。
3.1.2.3 元素地球化学迁移包括三个环节:
1 、过量水的体系:地球表面大洋面积 占71%,大陆面积占29% 。 2 、水 - 岩间长期的化学作用使 水体系 中含有大量的作用剂(O2,CO2,H+,OH-) 和各类电解质盐类( Na 、 K 、Ca 、 Mg 的 盐),同时水又有很好的流动性。因 此,表生化学作用过程中水既是作用 介质,又是良好的溶剂和搬运剂。
3.1 地球系统的化学作用和化学迁移
地球系统的化学不均一性和系统的物理化 学条件的不断改变,是引发化学作用的导因。 地球各层圈内部和一些流体相中,会发生相转 变和不同相间的元素分配,这是常见的化学作 用方式。 地球的层圈界面、岩石界面和矿物相界面 等地带,若两者间的物理化学性质差异很大, 其中有一相为流体相、或者有流体作为介质, 该处将成为化学作用十分活跃的地带。
2、通过岩石中元素含量的系统测定和定量 计算来判定 当岩石中有元素(原子或离子形式)加 入,或岩石中原有的元素迁出,元素在 岩石中的相对含量就必然会发生变化。 因此通过岩石中元素含量的系统测定和 定量计算,可以确定哪些元素发生了迁 移(包括迁入和迁出),并可计算出迁 移量的大小。
3、通过物理化学(环境)界面来判断 从元素迁移的三个阶段(环节)可知 ,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。因此,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。
3.2 水-岩化学作用
水 - 岩化学作用是地壳中最广泛和最活跃的化 学作用,这类作用可以一直延伸到上地幔。水 -岩化学作用发生的温度和压力范围为0-400℃ 和 1~10000×105Pa ,水 - 岩化学作用通常又分 为低温水岩作用和高温水岩作用。
3.2.1 低温水-岩作用的物理化学环境
低温水-岩作用发生在近地表处,地表是地球 的岩石圈、水圈、大气圈和生物圈交织重叠的 区带,因此其物理化学环境有以下特征:
3.1.2 元素的地球化学迁移
3.1.2.1 物质迁移的类型 在不同介质中物质的迁移形式和迁移方式都有所不同, 它们可分为: 1、化学和物理化学迁移——硅酸盐熔体迁移,水溶液 迁移,气态迁移; 2、生物和生物化学迁移——与与生物活动有关,如光 合作用、生物还原(硫)作用等; 3、机械迁移——以岩屑,矿物碎屑的形式进行迁移 物质经常不是以单一形式而是以多种形式进行迁移, 地球化学主要研究物质(元素)的化学和物理化学迁 移。
3.2.2
水岩化学反应类型:
1、氧化还原反应 redox reaction 氧化作用和还原作用是一个完整体系中相互 对立又相互统一的两个方面。 氧化还原反应实际上是电子转移的反应。例 如铁橄榄石的氧化: 2Fe2SiO4+ O2+4H2O = 2Fe2O3+2H4SiO4 在铁的硅酸盐和硫化物发生氧化时,在水的参 与下,二价铁离子失去电子被氧化成三价,氧 分子接受电子由原子态还原为负二价离子。
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。
(二)络离子对元素迁移的意义
络离子电离常数——即络离子不稳定常数 K不 设有反应: (MXn)(m-pn)- = Mm+ + nXp则 K不= [Mm+][Xp-]n/[MXn(m-pn)-] (如:K不[AgCl2]- = [Ag+]([Cl-]2)/([AgCl2]- ) 络离子对元素迁移的意义: A、有利于成矿元素的稳定迁移(络离子不稳定常 数K不一般较小,溶解度大); B、可用于研究矿床中元素分带; C、可用于解释相似元素分异。
II、与成矿有关的天然水溶液的化学组成
1、热泉水:具大气降水深循环成因的特征,盐度较低 ,矿化度一般较高。 例:(美国加洲南部)地下热卤水矿化度很高(高温 、高盐度),水的同位素成分接近大气降水。水为 Na 、 Ca—Cl 型,沉淀物为 Cl 化物型。 Cu 、 Pb 、 Zn 、 Fe、Mn、As、Cd、Ag都达成矿热液浓度。 2、海底热液泉:现代大洋中分布的深循环热液,主要 产于大洋中脊,盐度比较高,溶液为Na、Ca、K—Cl 型,富 SiO2 、 Fe 、 Mn 和重金属,富 H2S ,含大量硫化 物。酸性,含CO2、H2、NH4等。 富含金属成矿物质。水的同位素成分接近海水。
2 、 脱 水 和 水 解 反 应 dehydration and hydrolyze 水解作用的实质是水电离的H+或OH-进入 矿物晶格,分别取代其中的阳离子或阴离 子,从而使矿物解体形成新的矿物。如在 氧化带盐类的水解: Fe2(SO4)3 + 6H2O →2Fe(OH)3 + 3H2SO4 →Fe2O3 + nH2O 铁矿化 该反应也可以在矽卡岩化过程发生。
3、水合作用 hydration 水合作用的实质是水分子整体进入矿物 晶格中,从而使矿物的体积增大。 如: Fe2O3 + nH2O → Fe2O3· nH2O 赤铁矿 水针铁矿 又如: CaSO4+2H2O → CaSO4· 2H2O 硬石膏 石膏
4、阳离子交换反应 cation exchange
3.2.4 水溶液中元素的迁移
(一)水溶液中元素的迁移形式 元素的迁移形式主要有:离子、分子;胶体和.悬浮体 。 1、简单离子:与离子对氧离子的争夺能力有关,可用 离子电位的大小来衡量。 p值小的离子,争夺氧离子的能力弱,主要以简单 离子形式存在; 2 、络离子: p值大的离子,争夺氧离子的能力强,常 以络离子形式存在,络离子结构的通式: [MAm+Xbn-] (中心阳离子-配位体) (如 [Ag+Cl2]- 和[Sn4+F6]2-等) 。 3、胶体:个体的直径为10-6~10-9,比离子、分子大 ,但小于悬浮体。
地球化学
第四章 水—岩化学作用和 水介质中元素的迁移
陈远荣
2011 年 11月
桂林理工大学地球科学学院
自然界的物质是不断运动的,元素也包含于其中 ,本章的主要内容是地球系统水—岩化学作用 和作用类型及元素在水介质中的迁移及迁移的 控制因素。 要求掌握: 1、元素的地球化学迁移 2、水介质中元素迁移沉淀的化学规律及其影 响因素 3、热力学在元素结合规律中的应用 4、自然过程的方向和相图的编制 5、地球化学动力学概念
首先,是元素从原来的固定(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; 随之,元素发生空间位移,在这一阶段元素有 一定的迁移形式,但并没有形成稳定固相化合物 ; 最后,元素在迁移到一个新的空间后,由于物 理化学条件的明显改变,在新的环境、新的条件 下元素形成新的稳定结合关系,即沉淀或结晶出 新的矿物 。
3、 有生物和有机质参加作用。 4 、富氧 ( fo2 = 0.213×105Pa ) 和 富CO2 ( fco2 = 3.04 × 10Pa)的环 境。 5 、低( -75 ~ +200 )而迅速变化( 昼夜和季节变化)的温度条件。 6、低压(通常1~200×105Pa,深海 成岩可达5000 × 105Pa)类型很多,主要分为以下几种
(1)水岩反应和水介质中的化学作用,如热液对围岩的 交代作用。 (2)熔-岩反应和熔浆化学作用,如岩浆结晶分异形成火 成岩。 (3)水-气化学作用,如地表水和大气中H2O、O2、CO2 的相互作用。 (4)岩-岩化学作用,如球外物质撞击地球表面的岩石。 (5)有机化学作用,如石油、天然气的形成过程。
3、岩浆热液: 经历过结晶过程的酸性和中性岩浆(初 熔岩浆含水量4—5% ,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。岩浆水中除有易溶的常量 元素外,常含有大量的Si、Al、Fe等难 溶元素和高温射气元素F、B和PO43-, H2O等,热液中成矿元素的含量变化范 围很宽,与初始岩浆中成矿元素的含量 及岩浆的结晶演化历程有关。