第三章 自然体系中元素的地球化学迁移 3.1元素地球化学迁移的概念及形式 3.2水溶液中元素的迁移 3.3元素迁移过程中的热力学规律 3.4元素迁移过程介质性质和条件的判断标志.pptVIP

元素迁移化学模型的研究方法 1)观察元素迁移的方法： ①确定元素发生迁移首先应测定元素在空间、时间和不同成因介质中含量的变化，对常量元素可采用岩石化学计算法或矿物含量计算法估计元素的带出和带入。 ②观察元素赋存状态的变化 包括岩石和矿石中矿物组合的变化：如上例花岗岩中 长石的钠长石化、黑云母的白云母化，云英岩带中的石英、白云母、萤石、黄玉组合及矿脉下部的石英、钠长石组合的更替，说明元素迁移作用的结果。花岗岩黑云母中的类质同像形式的Sn和白云母化以后其中微粒锡石的赋存形式证明Sn经过了重新组合。 ③作用物理化学条件的测算 在一些地球化学作用中有可能直接观察或推算，如包体测温、测压、盐度及成分的测定；在空间上条件的变化可以从构造裂隙的分布、各种地质地球化学界面的对比，如内外接触带、海水—沉积物界面、氧化—还原界面、地层中不同岩性间的界面等都是物理化学条件变化地段。 2)根据观察资料建立化学反应方程 根据地质事实列出反映作用化学机制的反应方程式。包括广泛的元素物理化学状态的变化，如矿物的多形转变．同位素的交换反应等。 3)根据理论相图分析作用的物理化学控制因素和地质条件 根据离子电位的大小，分以下三种情况： 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； 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)-中夺出O2-,并与之结合成含氧酸形成[BO3]3-、[CO3]2-、[PO4]3-、[SO4]2-等。 A SEA FLOOR HYDROTHERMAL VENT 深海热泉 A BLACK SMOKER FROM THE EAST PACIFIC RISE 查表得知: Fe2+ → Fe3+ +e Eh0=0.77 比Eh环 高, 反应向左进行， V3+ → V4+ +e Eh0=0.36 比Eh环低, 反应向右进行， Fe3+ + V3+ → V4+ + Fe2+ , 为此，在以上的体系的Eh环中，Fe2+和V4+共存, 其反应的速度和完全程度取决于Eh0和Eh环的绝对值大小. 3. 自然界络合物形成的环境 (1) 由于络合物必须在高浓度配位体环境中才能形成，因此在地壳中最发育络合反应的环境有：岩浆期后富含挥发份的热液、热卤水溶液…… (2) 富含高电负性的配位体环境；如：F-、Cl-、SO42-、CO32-等，高电负性配位体的化学性质活泼，可以取代化合物中弱电负性的阴离子或弱配位体，形成较稳定的络离子。 (3) 高浓度碱性阳离子的存在（Na+、K+、Ca2+……）有利于络合作用的发生。碱性阳离子具有双重作用。 ①使介质呈碱性：具两性的成矿元素形成络阴离子的[(BeO4)6—]形式； ②作为阳离子，与络阴离子结合成溶解度大的络合 物，如：K2[WO2F4] 4. 研究络合物稳定性的意义： (1) 确定元素沉淀的分离和空间上的分带性。 天然水中存在各种元素的络合物, 由于其稳定性不同，其迁移能力就有差异，这就导致元素迁移时被搬运的距离和沉淀先后的不同，为此，可造成元素沉淀的分离和空间上的分带性。 日本学者秋林用实验的方法研究重金属络合物[Mex+(HS—)n]x—n的搬运，根据这些络合物的不稳定常数K不确定其活动性的顺序： Fe Co Zn ≈ Pb Cd Cu Hg K不： 大 小 这一顺序与一般热液矿中所观察到的元素从热液中析出的顺序以及它们在矿床和原生晕中的分带规律大致相似。 （2） 致使地壳中某些性质相似元素的分离 地壳中某些性质相似的元素紧密共生，但当它们形成络合物时，由于络合物不稳定常数的差别，导致它们彼此分离。 例如：Ta和 Nb，Hf 和 Zr，ΣCe和ΣY与F-,CO32-形成络阴离子,它们的K不常数各不相同！ [TaF7]2- [NbF7]2- K不 [HfF7]2- [ZrF7]2- [ΣCe (CO3)3]3- [ΣY (CO3)3]3