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。