地球化学第三章-元素迁移

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1、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,地球尺度的物质循环与迁移,37374107,37374107,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,37374107,37374107,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

2、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。地球化学组成和环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。,37374107,37374107,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

3、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。元素在自然界中的这种过程叫做元素的地球化学迁移。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 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

4、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。,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 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。,水中生物的遗骸下沉而被埋入地下,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,1. 地球系统的化学作用类型,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。,2.

5、物质迁移的类型,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。,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。,3. 元素地球化学迁移的概念,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，但并没有形成稳定的固相化合物；最后，

6、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,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)。,新鲜橄榄岩 蛇纹石化的橄榄岩,3Mg2SiO4+4H2O+SiO22Mg3Si2O5(OH)4,4. 元素迁移的标志,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

7、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：,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。,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8012

8、0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。,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。,4. 元素迁移的标志,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

9、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：,H2O在各地球化学体系，尤其是地表环境中普遍存在，为过剩组份。 H2O的存在对环境性质的起着明显的控制作用(如干旱与潮湿环境)。 不同的元素与H2O反应表现出复杂的行为，影响着元素的迁移和沉淀、富集与分散。,1. 水-岩化学作用的定义,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

10、地幔。,2. 水-岩化学作用的物理化学条件,低温水-岩化学作用 高温水-岩化学作用,低温水-岩化学作用 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、有生物和有机质参加作用。,低温水-岩化学作用 4、富氧 ( fo2 = 0.213105Pa )和富CO2 ( fco2 = 3.04 10 Pa）的环境。 5、低T（-75 +200）而迅速变化（昼夜和季

11、节变化）的温度条件。 6、低压（通常1200105Pa，深海成岩可达5000105Pa）条件。,高温水-岩化学作用 1、相对少量水的体系：地壳岩石中平均含水量约为4% （相当于上地幔含水量0.35%的11倍），地壳总质量为2.61019吨，因此地壳总水量为 1018吨，相当于水圈质量的0.7倍。2、水体系中含大量的作用剂和各类电解质盐类，深源水中常含丰富的成矿物质。但高温水组成变化大。高温水-岩化学作用过程中，水仍然既是作用介质，又常作为溶剂和搬运剂。 3、氧逸度较低且变化范围较宽，是相对富CO2和富SO2-SO3的环境。,高温水-岩化学作用 4、温度范围宽，为 50 700 ( 200 40

12、0 )。压力变化范围也较宽，为1002000105Pa。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39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 200400温度下热液pH值的中性点值为5.76.2。 6、生物和有机质的作用不如低温条件下活跃。,相对于低温水岩作用，高温水岩作用具以下特点: 1、高温水溶液中除简单离子（卤化物）外，络合物（络离子）是成矿元素在水溶液中的重要存在形式。如NaSn(F,OH)6、(K,Na)2WO2F4和(K,

13、Na)2MoO4就是锡、钨、钼在高温热液中可能的迁移形式。,2、除CO2外，H2S、H2、NH4、F、B和PO43-、H2O等气体元素和组分也经常参与高温水-岩化学作用。 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,氧化还原反应 脱水和水解反应 水合作用 碳酸盐化和脱碳酸盐化反应 阳离子交换反应,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：2Fe2O33H2O+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

14、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。,脱水和水解,水解反应受pH值控制，溶液偏酸性时有利于水解反应。当水解反应使溶液偏碱性时，天然水吸收大气中的CO2和土壤中的CO2、HCl、H2S等，使水的pH值保持在57左右，增加了溶液水解的活力。,在不同的pH条件下，矿物水解后的产物是不同的，如在表生条件下硅酸盐矿物水解可形成不同的次生矿物，以白云母（KAl2 AlSi 3O 10 (OH)2）水解形成的次生矿物系列为例：KAl2 AlSi 3O 10 (OH)2K1-n Al2AlSi 3O10 (OH)2H 2O

15、pH=7.89.5 伊利石 Al2AlSi 3O10 (OH)2nH2O pH=7.58.5 贝得石 Al2Si 4O10 (OH)2nH2 O pH=78.5 蒙脱石 Al4Si 4O10 (OH)8 4H2 O pH=67 埃洛石 Al4Si 4O10 (OH)82H 2O pH=56(?) 变埃洛石 Al4Si 4O10 (OH)8 pH=3.58 高岭石,高压环境下含水矿物的脱水,温度压力增高可发生脱水反应。如： Kaolinite+Qz=Pyrophyllite+H2O Al2Si2O5(OH)4+2SiO2Al2Si4O10(OH)2 +H2O 叶腊石进一步脱水，转变成红柱石或蓝晶

16、石： Al2Si4O10(OH)2Al2SiO5+3SiO2+H2O,水合作用,实质：水分子整体进入矿物的晶格，使矿物体积增大,赤铁矿经水合作用变成针铁矿,碳酸盐化和脱碳酸盐化,实质：CO32-、HCO3-与岩石或矿物之间发生的作用 灰岩的溶解（碳酸盐化）： CaCO3+H2CO3 Ca（HCO3）2,方解石的脱碳酸盐化： CaCO3+SiO2 CaSiO2+CO2,阳离子交换反应,主要发生在粘土矿物和胶体吸附过程如 粘土-2Na+ + CaSO4 Na2SO4 + 粘土- Ca2+(交换吸附) 又如钾长石的钠长石化（有流体相参与的过程）KAlSi3O8 + Na+ = NaAlSi3O8 + K+ 不同粘土矿物的阳离子交换容量是有差异的。,