地球化学第三章-元素迁移
元素的迁移精讲
第7章化学元素的迁移物质的运动是绝对的，静止是相对的。
地球化学体系中元素也是这样，随着时间的发展，体系物理化学环境的不断改变，早先形成的矿物、岩石及其组合将不断转变为新的矿物、新的岩石和新的组合，相应地元素也发生转移和再分配。
地球化学体系中，元素的迁移明显表现为元素在空间上的运动，即元素在不同地圈、不同地质体或不同地段进行迁移。
在迁移过程中，元素之间将发生分离与重新组合，即进行再分配，出现分散与富集。
在地球化学体系中，元素呈气态、液态、固态存在，气态或液态（包括岩浆与水溶液）为活动态，固态（包括各种矿物与岩石）为相对的稳定态。
元素在固相中的扩散迁移速率极小，实际不起明显作用。
某些固态化合物也可发生迁移，但都是借助其它流体的作用，例如砂矿物随水流共同迁移。
因而地球化学体系中元素迁移规律的中心问题是元素的固态化合物与液态（气态）的转换问题，即主要为岩浆的形成和结晶问题与水溶液中化合物的溶解和沉淀问题。
元素的分布规律、元素的丰度值决定了硅酸盐岩浆及水溶液是元素地球化学迁移的最主要的两大体系。
H2O对作为一种极性分子集合体及其与硅酸盐岩浆的不完全混溶特性又决定了水溶液与硅酸盐岩浆为两大有关的独立体系。
此外，元素还可以以固相及气相形式迁移。
本章将首先讨论元素的迁移形式，其后分别讨论元素在这液相、气相、固相和熔体中的迁移规律。
7.1 化学元素迁移形式地壳中元素以不同的形式相互结合，组成各种矿物和岩石(包括土壤及有机质等)，这是元素在—定的物理、化学条件下相对稳定，暂时存在的一种形式。
稳定是相对的，远动是绝对的。
由于环境的改变，已经形成的矿物和岩石就会失去稳定性，构成它们的元素也会重新活动，并在新的条件下又会以新的方式重新组合，构成新的集合体固定下来。
随时间的推移，物质不断组合，不断解体，组成它们的元素也随着环境的改变而不断转移。
元素的迁移是指元素从一种存在形式转变成另一种存在形式并伴随着一定的空间位移的运动过程。
第三章 自然体系中元素的地球化学迁移-1
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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。
地球化学第三章-元素迁移
➢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。
第三章 自然界中地球化学元素迁移
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
地球化学复习重点
绪论:1. 地球化学:地球化学是研究地球及其子系统(含部分宇宙)的化学组成、化学作用和化学演化的科学.2. 地球化学研究的基本问题:①元素(同位素)在地球及各子系统中的组成②元素的共生组合和存在形式③研究元素的迁移④研究元素(同位素)的行为⑤元素的地球化学演化3. 地球化学的研究思路:"见微而知著"。
通过观察原子、研究元素(同位素),以求认识地球和地质作用地球化学现象。
4. 简述地球化学的研究方法:A. 野外工作方法:①宏观地质调研②运用地球化学思维观察、认识地质现象③在地质地球化学观察的基础上,根据目标任务采集各种地球化学样品B.室内研究方法:④量的测定,应用精密灵敏的分析测试方法,以取得元素在各种地质体中的含量值⑤质的研究,也就是元素结合形态和赋存状态的研究⑥动的研究,地球化学作用过程物理化学条件的测定和计算。
包括测定和计算两大类。
⑦模拟地球化学过程,进行模拟实验。
⑧测试数据的多元统计处理和计算。
第一章:基本概念1. 地球化学体系:我们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时间连续,具有一定的空间,都处于特定的物理化学状态(T、P 等)2. 丰度:一般指的是元素在这个体系中的相对含量(平均含量)。
3. 分布:元素的分布指的是元素在一个化学体系中(太阳、陨石、地球、地壳、某地区)整体的总的含量特征。
4. 分配:元素的分配指的是元素在各地球化学体系内各个区域、各个区段中的含量。
5. 研究元素丰度的意义:①元素丰度是每一个地球化学体系的基本数据以在同一体系中或不同体系中用元素的含量值来进行比较,通过纵向(时间)、横向(空间)上的比较,了解元素基本特征和动态情况,从而建立起元素集中、分散、迁移等系列的地球化学概念。
是研究地球、研究矿产的重要手段之一。
②研究元素丰度是研究地球化学基础理论问题的重要素材之一。
宇宙天体是怎样起源的?地球又是如何形成的?地壳中主要元素为什么与地幔中的主要元素不一样?生命是怎么产生和演化的?这些研究都离不开地球化学体系中元素丰度分布特征和分布规律。
3-元素的地球化学迁移-2
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Fe2+≌Fe3+
Fe2+<Fe3+ Fe3+
过渡环境
弱氧化环境 氧化环境
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水-岩化学作用的影响因素
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水-岩化学作用的影响因素
自然氧化－还原环境的极限 前述氧化还原反应是在溶液 中进行的。地壳中极端氧化 还原条件界限由水的稳定场 确定。强氧化条件上限由 H2O分解为O2的Eh0确定： H2O=1/2O2+2H++2eEh0=1.23v 地壳氧化还原条件的下限为 H2O的还原反应： ++2eH2=2H Eh0=0.00v 河南理工大学 -机械与动力学院
生物风化 ：植物根劈作用，动物活动等
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水-岩化学作用实例
化学风化是指岩石和矿物在表生水、二氧化氧碳等作 用下的分解过程，涉及岩石圈、大气圈、水圈和生物圈 的相互作用以及元素的地球化学循环。 1)风化作用的化学反应类型 （1）溶解作用
（2）氧化作用
（3）水解作用 （4）离子交换作用
水-岩化学作用的影响因素
氧化还原反应的地球化学意义
1）介质氧化还原电位决定了离子在水中的状态及其共 生关系: 酸性介质中： Fe2+→Fe3++eEh0=0.77 V Mn2++2H2O→MnO2+4H++2e- Eh0=1.28v Eh<0.77v的还原环境中，铁不能氧化为Fe3+，Fe2+与 Mn2+共生； 1.28v>Eh>0.77v的氧化环境中，Fe2+氧化为Fe3+, Fe3+与Mn2+共生；
地球化学——元素的地球化学迁移1
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。
地理环境中元素的迁移
地理环境中元素迁移6分收藏分享到顶[0]请用一段简单的话描述该词条，马上添加摘要。
地理环境中元素迁移-地理环境中元素迁移地理环境中元素迁移-正文元素及其化合物在地理环境中发生的空间位置移动及由此引起的富集和分散过程。
迁移方式元素在地理环境中的迁移有机械迁移、物理化学迁移和生物迁移3种方式。
机械迁移根据机械搬运营力又可分为：水的机械迁移作用，气的机械迁移作用，重力的机械迁移作用。
物理化学迁移指元素以简单的离子、络离子及可溶性分子的形式，在地理环境中通过一系列的物理化学作用(如溶解-沉淀、氧化还原、水解、络合与螯合、吸附-解吸等)所实现的迁移。
物理化学迁移又可分为水迁移和大气迁移。
物理化学迁移是元素在地理环境中迁移的最重要形式。
这种迁移的结果决定着元素在地理环境中的存在形式和富集状况。
生物迁移指元素通过生物体的吸收、代谢、生长、死亡，以及迁徙等过程所实现的迁移。
这是一种非常复杂的迁移形式。
某些生物对环境中的元素有选择吸收和积累作用。
生物通过食物链对某些元素的积累放大作用是生物迁移的一种重要形式。
迁移特点元素在地表环境中的迁移不同于在地壳内部的迁移，具有如下特点：①地理环境是内能和外能（太阳辐射能）的交锋地带，而外能占优势。
由于外能的分布有周期性、地带性和地区性，所以地理环境中元素的迁移过程具有明显的周期性、地带性和地区性。
②在地理环境中，水以气态、液态、固态三种状态存在，而以液态为主。
水在大气圈、岩石圈、水圈之间进行着不断的迁移循环，因此在地理环境中进行着以淋溶作用和淀积作用为主要内容的元素的水迁移过程。
③地理环境是生物有机体活动的场所，进行着以有机质的形成和分解为内容的物质生物循环过程。
生物体的化学组成受地理环境条件的控制，而生物体的遗传性和生物循环本身又给地理环境中元素的迁移以巨大的影响。
④在地理环境中具有高低起伏的地貌条件，进行着以化学元素按地貌部位重分配和重组合为中心内容的物质地质循环过程。
Chapt 3第二讲
又如硫化物的氧化：
2FeS2+7O2+2H2O → 2 Fe3O4+2H2SO4
氧化结果形成硫酸，提高了水的氧化作 用能力，进一步加速岩石的氧化。
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：
5、pH值仍主要在3 ～ 9之间变化 水溶液中 H+ 和 OH- 的浓度积与溶液的 温度有关， 230℃条件下， [H+]×[OH-] 为 10-12.3 ，据此可以计算高温热液的 pH 值和中性点。朱训等对德兴铜矿主成矿 期温度（ 200℃~400℃）热液 pH 值的中 性点的计算值为5.7～6.2。 6、生物和有机质的作用不如低温条件下 活跃。
第三章 地球化学作用 和元素迁移
→ 第二讲
第一节 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，这类作用还可以延伸到上地幔。 水-岩化学作用发生的温度和压力范围为0-400℃和1~10000×105Pa，水流体的pH值 在3~10之间，氧逸度(fo2)变化范围较广，可 在10-100 ~ 0.2 ×105 Pa 之间变化。水-岩化 学作用又可以分为低温水-岩作用和高温水岩作用。
2Fe2O3〃3H2O+C0→4FeO+ C
4+O 2+3H2O
细菌常参与氧化和还原反应，喜氧细菌 中存在一种嗜铁杆菌能把 Fe2+ 氧化为 Fe3+ ， 另一类嗜硫杆菌能把硫化物的硫氧化成硫 酸盐。起还原作用的厌氧细菌，能把 SO42 －还原为H S。 2
2、脱水和水解反应
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
地球化学第三章篇-元素迁移
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
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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。
第三章 章 元素的地球化学迁移
V3+ ……)，在水中的形式随溶液中酸碱度不同而变化：
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。
2013-8-2 27
（2）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。
原子晶体化合物：具共价性键，只能分解为分子
下面重点讨论离子化合物在水溶液中存在形式。溶于水中的阳离
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离子化合物在水溶液中的存在形式
这里需要引出离子电位的概念。 离子电位的实质是：阳离子与H+对氧(O2-)的争夺能 力的不同。这可以用阳离子的离子电位（π）来定性表示： π = Z / R （Z：离子电价，R：离子半径） 从静电观点来看，离子电位（π）是离子表面正电荷 的一个度量。 根据离子电位的大小，分以下三种情况：（下图） 第一种情况：电价低半径大的离子，其离子电位小 (π＜2.5)，如碱金属、碱土金属元素，它们同H+争夺O2的能力弱，在水中常呈离子或水合离子形式存在
2013-8-2 4
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
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。
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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。
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水-岩化学作用的影响因素
第三章 自然体系中元素的地球化学迁移(9.22)
（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。 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。
(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)。
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 化合物易溶于水，并在水中解离为离子。 具有共价键的化合物，由于这种键性很强，所以化合物的 熔点和沸点均较高，物理硬度也较大，故此类化合物一般难以 溶解。
离子的电价和半径
金属离子的电价愈高，就形成愈难溶解的化合物。
一般碱金属的化合物通常是易溶的，如: NaCl, Na2SO4
等；二价碱土金属则形成较难溶解的化合物，如： CaCO3，CaSO4等；三价金属，如Al、Fe的化合物更难 溶解。阴离子也有同样的规律性，三价阴离子PO43-产生 的化合物比二价阴离子SO42-和一价阴离子产生的化合物 更难溶解。 另外，同一元素不同电价的离子具有不同的溶解能 力。一般低价目 的离子比高价的离子易溶，例如： Fe2+>Fe3+, V3+>V5+等。
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
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§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。
新鲜橄榄岩
蛇纹石化的橄榄岩
3Mg2SiO4+4H2O+SiO2→2Mg3Si2O5(OH)4
➢通过岩石中元素含量的系统测定和定 量计算来判定
对研究的体系进行元素含量对比分析，可定量地了 解哪些元素在体系中发生了迁移，迁入或迁出程度 大小。 元素迁移将引起样品密度的变化，不能将迁移前后 的样品直接进行元素含量的比较，需要建立可比较 的参照指标。目前采用的方法主要有：
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岩的风化蚀变、不同地幔深度温度和压力的差异引 进的地幔物质对流。地球化学组成和Байду номын сангаас境条件的持 续演化意示了地球的化学作用的普遍性，而不同圈 层边界上在化学组成和环境条件下的显著差异，导 致了强烈的化学作用产生。
自然体系的元素也是不断运动和迁移的。地壳中的元素 互相结合组成各种矿物、岩石等，对于其元素的整个历史来 看，只是一个暂时的片断，它是在某个物理化学条件下，元 素相对稳定、相对静止的一个暂时形式。随着地壳物质的不 断运动和物理化学环境的改变，这种相对稳定性将遭到破坏， 元素将以各种方式发生活化转移，并以一种新的形式再相对 稳定下来。元素在自然3界73中741的07这种过程叫做元素的地球化学 迁移。
等阴（氧）离子计算法：
地壳中最主要的阴离子是氧，假定地壳中各种 阳离子都是与氧结合的。
按阳离子的价态和丰度，一般情况下阳离子和 氧离子的比例接近1：1.6。因此计算时以160个 氧（相当80～120个阳离子）为单位，分别计算 与氧结合的各种阳离子的个数，通过对比同类 阳离子在原岩和变化后岩石中的个数差异，来 确定各元素是否发生了迁移及迁移量的大小。
第二节
水-岩化学作用及其 类型
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）。地表条件以地壳与水 圈直接接触为特征。水溶液相在自然界对元素的迁移 具有极其重要的意义。具体表现为：
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。
元素迁移的三个阶段
§4. 元素迁移的标志
➢通过体系矿物组合的变化判断（宏观判断）
岩石发生矿物组合的变化，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蛇纹石，斜 方辉石多变为绢石(具斜方辉石假象的蛇纹石)。
地壳表层以是地壳与水圈和生物圈接触的边界，是元素 发生重新分配的重要场所，也是人类生产和生活的环境。认 识地表条件下元素的地球化学行为，对了解地球的化学作用 过程、物质循环及其影响有重要的理论和应用意义。
第一节
地球系统的化学作用 与化学迁移
§1. 地球系统的化学作用类型
➢水-岩反应和水介质中的化学作用
第三章 自然体系中元素的 地球化学迁移
本章主要内容
➢地球系统的化学 作用与化学迁移
地球系统的化学作用类型 元素的地球化学迁移
➢水-岩化学作用
作用的物理化学条件 作用的基本类型 地球中天然水的类型 水溶液中元素的搬运形式
➢水岩化学作用影响 因素
内因—体系组成 外因—体系物理化学环境
➢水岩化学作用实例
等体积法 等阴离子法
等体积计算法：
假定元素迁移前后岩石的体积没有发生明 显的变化，但岩石的比重可以因岩石化学 组成和结构的改变发生变化。计算过程以 单位体积为标准，通过岩石比重和元素在 岩石中的重量百分比计算各元素在单位体 积岩石中的量，对比元素在迁移前后岩石 中的量就可以确定元素是否发生了迁移。
➢空间上的位移表现为元素发生重新分配，使不同元素发 生相对分散或集中。
➢元素迁移由多个环节组成，即元素存在形式的非稳定化 (活化)、以新的形式发生化学迁移、以与新环境平衡的形 式沉淀或结晶而进入新的体系。
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，但并没有形成稳定的固 相化合物；
➢岩-岩化学作用
球外物质撞击地球表面的岩石，在构造断 裂带岩石间的相互挤压造成岩石变质。
➢有机化学作用
水中生物的遗骸下沉而被埋入地下
地球表层生物参与风化作用过程，在地球 一定深度形成石油和天然气的过程。
因地热或地压等作用而变成石油
石油多集中在背斜构造部分，像砂 岩之类空隙较多的岩石地层等
§2. 物质迁移的类型
地球尺度的物 质循环与迁移
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岩石圈三类岩 石的物质循环
地球生物圈的物 质循环与迁移
自然界的物质是不断运动的。地球自形成以来， 其化学组成的演化就从未停止。
不同体系的化学不均一性是驱使化学作用发生的 原因之一，如高含量矿体成矿元素的含量呈中心式 向周边围岩扩散。而环境物理化学条件的改变也是 导致化学作用产生的重要因素，如地表条件下岩浆
➢化学迁移---物质在硅酸盐熔体、 水溶液和气相中的迁移。
➢生物迁移---以有机物形式发生 的迁移，常与生物活动有关。
➢机械（物理）迁移---元素的存 在形式一般不发生变化，物质以 岩屑、矿物碎屑等形式迁移。
§3. 元素地球化学迁移的概念
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。
大气降水与地表岩石的相互作用、聚水盆 地中物质的溶解-沉淀、热液对围岩的交代 作用等。
➢熔岩反应和熔浆化学作用
岩石部分熔融形成岩浆，岩浆结晶分异形 成火成岩，岩浆与围岩间的化学作用。
➢水-气化学作用
地表水和大气中H2O、O2、CO2的相互作 用和循环，火山喷气对大气和大洋水成分 的改造等。
§1. 地球系统的化学作用类型