1、6 水岩体系地球化学,讲课重点： 深源水的成因、成分、性质； 矿物在高温水中的溶解度相图； 交代作用原理 主 要 内 容 6.1 常温水岩体系地球化学 6.2 水的深循环和热液水的性质 6.3 高温水溶液中矿物的溶解度 6.4 高温水-岩开放体系的地球化学-交代作用,6 水岩体系地球化学 6.1 常温水岩体系地球化学,6.1.1 水-岩化学作用有关概念 按温度高低分高温和低温水-岩化学作用 (一)低温水-岩化学作用：温度0400,压力（1-10000）105Pa;Ph为3-10；PO2为10-100至（0.2 105 ） Pa ;主要发生在地表环境。特点：过量水；含大量的作用剂（O2、CO2、
2、H+、OH-）和各类电解质的盐类（Na、K、Ca、Mg）；常有生物和有机质参加作用；低温低压环境。 (二)高温水-岩化学作用：温度200700,压力（2000-100）105Pa;Ph为3-9；PO2低，为富CO2或SO2的还原环境 ;主要发生在地下一定深度的深部，相对少量的水， （230 下水的中性点为Ph =6.15）；络合物是成矿元素水溶液中的重要存在形式；含高温射气元素和组分。 （三）地球中的流体及地壳中水的流体相地球中的流体相包括：（1）各类硅酸盐熔融体；（2）以水为主的流体；（3）以碳氢化合物为主的流体，如石油、天然气等；（4）各种挥发份及应力作用形变的岩石和矿物流变体等地壳中水的
3、流体相：海水、卤水、地表水、沉积作用压实水、变质水、岩浆热液水等,(1atm=101325pa,1b=105pa),6 水岩体系地球化学 6.1 常温水岩体系地球化学,（四） 常温水岩体系地球化学：即研究“外生的或低温的有水参与的地球化学”，包括在地球表面大气圈、生物圈、海洋和水体中以及与其接触的岩石间所发生的化学反应，尤其以发生在各个界面之间的作用更为重要。 1) 表生水岩体系的物化环境:,1) 表生水岩体系的物化环境,2) 表生反应类型和特征：（1）氧化-还原反应:,（2）水解反应(如钾长石和白云母的水解反应):,脱水 反应：,2Fe2SiO4+O2+4H2O=2Fe2O3+2H4SiO4
4、 3FeS2+8.5O2+4H2O=2Fe3O4+3H2SO4; 2Fe2O33H2O+C=4FeO+CO2+4H2O,4KAlSiO8+6H2OAl4Si4O10(OH)8+8SiO2+4KOH,（3）水合作用:,（4）碳酸盐化和脱碳酸盐化作用:,（5）阳离子交换反应:发生在粘土矿物及胶体的交换吸附过程中，如,Fe2O3+nH2O Fe2O3nH2O赤铁矿 水针铁矿,CaSO4+2H2O CaSO42H2O硬石膏 石膏,CaCO3+H2CO3 Ca(HCO3)2铁橄榄石的碳酸盐化过程为： FeSiO4+4H2CO3 2Fe(HCO3)2+H4SiO4云母的碳酸盐化过程为： 2Ca2+ +2H
5、CO3-+KAl2AlSi3O10(OH)2+4H2O=4H+K+3Al(OH)2-+2CaCO3+3SiO2矿物或岩石间发生作用并放出CO32-或HCO3-称为脱碳酸盐化反应，如： CaCO3+SiO2=CaSiO3+CO2 方解石 硅灰石,粘土2Na+CaSO4= NaSO4+粘土Ca2+,6 水岩体系地球化学 6.1 常温水岩体系地球化学,6.1.2 胶体 1) 胶体定义: 胶体是一种物质的极细微粒(分散质或分散相)分散在另一物质(分散媒或分散介质)中形成的不均匀的细分散系.特点： (1)胶体质点的大小在10-3毫米- 10-6毫米之间. (2)胶体溶液介于悬浊液(粗分散系)和真溶液(离
6、子分散系)之间. (3)胶体有丁答尔现象.（4）有气、固、液溶胶 (5)如果: 分散媒分散质 为胶溶体; 分散媒低价离子 构造吸附-进入胶粒构造内-吸附牢固.类质同象置换，如粘土中Li+,K+置换Mg2+ 吸附方法:单项吸附-负胶体吸附阳离子;如蒙脱石吸附Ca2+ Mg2+ 离子交换-蒙脱石中Ni2+ 置换Ca2+ Mg2+ ， Na + 排斥在外 一般地，常见粘土矿物的吸附能力：蒙脱石伊利石高岭石。,6 水岩体系地球化学 6.1 常温水岩体系地球化学,6）胶体的沉积与凝聚条件: （1）两种带相反电荷的胶体相遇,电荷中和而凝聚: Al2O3.nH2O + 2SiO2. nH2O H2Al2 S
7、i2O8. nH2O 正胶体 负胶体 高岭石凝胶 （2）电解质作用-河流入海口处的沉积. （3）胶体溶液浓度增大时,可造成胶体的沉积.如硅胶等 （ 4）溶液的pH变化时,可造成胶体的沉积: 例如: 高岭石在 pH = 6.6-6.8时凝聚; 蒙脱石在 pH 7.8时凝聚;,6 水岩体系地球化学 6.1 常温水岩体系地球化学,6.1.3 地球化学储存库,6 水岩体系地球化学 6.1 常温水岩体系地球化学,6.1.3 地球化学储存库,6 水岩体系地球化学 6.1 常温水岩体系地球化学,6.1.4 低温水解作用与硅、铝的迁移 6.1.4.1 硅酸盐矿物的化学风化作用,石英溶解度,1) 石英的水解及迁
8、移,2) FeAlSi溶解度-pH,红土化过程中硅与铁、铝的分离,3),图 K2O-Al2O3-SiO2-H20体系在25和101325Pa时的活度活度图解长石风化的两种可能产物，伊利石和高岭石的稳定场作为K+H+和溶解SiO2活度的函数而被表示。斜线表示的面积代表长石砂岩中地下水的成分范围。（据R.M.Garrels和F.T.Mackenzie，1971）,4)长石风化壳中矿物的稳定性特征,水的流速对风化产物的控制：高流速形成三水铝石；如热带区产铝土矿低流速形成高岭石；水停滞条件下（干旱区）形成蒙脱石。年平均降雨量为0-127CM时土壤中以蒙脱石为主，127-254以高岭石占优势；254-4
9、00以富铝土矿风化壳为特征。,风化标志矿物,5),6 水岩体系地球化学 6.1 常温水岩体系地球化学,6.1.5 氧化-还原体系中铁锰的沉积富集 6.1.5.1 铁的表生迁移和富集,水绿矾 针绿矾,铁的氧化物，硫化物，碳酸盐和硅酸盐的稳定场pH-Eh相图 aFe 2+ =10-4，S=10-6, CO2=100,T=25, p=101325Pa,存在非晶质SiO2 (据Garrels，1960）,赤铁矿、菱铁矿和磁铁矿 Ehpco2相图T=25，p=101325Pa，Ca2+=10-2.58 （引自Berner，1971）,黄铁矿、磁黄铁矿、菱铁矿、磁铁矿 Ehps2-相图 pH=7.37，l
10、ogpco2=-2.4，虚线为海相 硫化铁沉积条件（引自Berner，1971）,铁蛇纹石-磁铁矿-菱铁矿-Fe（OH)3稳定关系的logpco2-logpo2图解 T=25,P=101325Pa，相对于非晶质SiO2硅酸是饱和的 （据Klein and Bricker，1977）,Fe 矿沉积规律,氧化还原标志矿物,Mn迁移和沉积富集,6.1.5.2,第四周期元素的电负性与亲和性,Fe -Mn亲和性,沉积Mn矿床：锰在沉积氧化物相和碳酸盐相（稳定范围为EH小，PH大）中形成工业矿床；锰的碳酸盐相具有更大的稳定范围；常与镁、钙形成类质同象,1),锰结核：D=1-20CM,同心圆状胶体沉积物.中
11、心为陆源碎屑，含锰的碎片；外层为胶体成因的不同比例的锰铁氢氧化物，具“玛瑙构造”，含金属元素Cu、Co、Ni、Zn等,海洋Mn结核分布图,2),太平洋Mn结核分布图,太平洋Mn结核的覆盖率70%以上,且品位高,泥沙少.太平洋有二处Mn结核密度达60Kg/m2;分布规模 1800万(km)2.太平洋Mn结核储量多达540亿吨.近岸富铁;大洋中心富Mn.,Mn结核中元素含量:,与沉积速率、结核物质供给的多少、结核形成和停留时间的多少有关.,不同深度Mn结核元素含量,5. Mn结核的物质来源: 1)陆源:河流搬运入海的风化产物. Mn溶解相-2.2 105 吨/年; Mn胶体相-4 107 吨/年;
12、 Mn沉积相-3.6 106 吨/年. 2)海源: 海底火山; 海底热液-洋脊“黑烟囱”; 洋岛、岛弧、水下高地的风化产物; 海洋蒸发盐、碳酸盐等. 6.Mn结核的成因: 1) 内核:放射虫等生物遗体及细碎屑; 2) 深海: Mn、铁氢氧化物胶体凝聚及吸附理论.,沉积岩FeMnAl特征,硫化物矿床氧化带,6.1.5.3,硫化物风化相图,孔雀石，兰铜矿,地球化学障,6.1.5.4,6 水岩体系地球化学 6.1 常温水岩体系地球化学,6.1.6 CaCO3 (石灰岩、白云岩)的溶解与沉淀 6.1.6.1石灰岩的溶解与沉淀,海相碳酸盐形成于温暖的浅海；深海以生物碳酸盐为主。,6.1.6.2 白云岩的
13、形成,白云岩的溶度积: Ca2+ . Mg2+ . CO32- 2 = 10-17 实际上,现代海水中 Ca2+ . Mg2+ . CO32- 2 = 1.25 10-15 比白云岩的溶度积大100倍,但却没有白云岩的沉积. 原因：低温条件下白云岩沉积存在动力学障碍, 即Mg2+ 的脱水化 作用比Mg2+ 在晶面上沉积的能量大的缘故.只有提高温度才能使白云岩沉积. 2.白云岩的沉积条件（R.J.Patterson,1980）: 1) 盐度增加:氯化物浓度为 3.25-3.75 Cl-/Kg,是正常海水3.5-4倍; 2) 海水的 Mg2+/ Ca2+ 6; 3) 海水的 pH = 6.36.9
14、;4) 海水的 PCO2 101325- 101.325 Pa; 5) 温度 t = 25-40 C0; 6) 与H2S或FeS2共生的还原环境.,1.白云岩的溶解度，同CaCO3一样，都是温度上升或PCO2下降引起白云岩沉淀：MgCa(CO3)2 白云岩 = Ca2+ + Mg2+ + 2CO32-,6 水岩体系地球化学 6.1 常温水岩体系地球化学,3. 白云岩成因的迴流模型 2CaCO3 +Mg2+ =MgCa(CO3)2 + Ca2+,沉积岩元素特征,6 水岩体系地球化学 6.2 水的深循环和热液水的性质,6.2.1 水的深循环:,6.2.2 深源水(大气水、海底热泉水、岩桨水)的化学
15、成分和性质,6.2.2.1,6 水岩体系地球化学 6.2 水的深循环和热液水的性质,6.2.2 深源水(大气水、海底热泉水、岩桨水)的化学成分和性质,6.2.2.2热液来源,大气水,6.2.2.2,6.2.2.2,6.2.2.2,6.2.2.2,;18O= +7.00,海水,红海下的热水池,红海为萌海洋,正在裂开,所以海底有现代热泉涌出.目前发现红海底有三个热水池,其中二个被命名为“大西洋二号”和“发现”.红海热泉特点:1)水温低 44.9C0- 59.2C0,但水温升高快:1966年美国某科研小组测得红海底的热水温度为56.5 C0;1974年美国同一科研小组测得红海底部同一地点的热水温度为
16、59. 2 C0,八年间水温增加了2.7 C0 ,说明红海裂开很快.2)红海的三个热水池处于海面下2000M处.3)海水成分:Cl- 、Na+ 、K+ 、Mn2+ 、Pb2+ 、Zn2+ 、Fe2+ 、 Cu+ . 比红海海水的含量高2-4个数量级; 海水的盐度25.5%(红海表层盐度41%,正常大洋水盐度35%); D=+7.5;18O=+1.12; 海水比重为1.2 .,洋脊裂谷热泉,6.2.2.11,洋脊裂谷热泉成分,生命的起源：海底“热泉”说：,温度高;还原性气体CO2、CO 、H2、CH4和H2S等;蓝藻,光合细菌,硫细菌,特别是古细菌,高温下异常繁盛,而离开了这样的环境,则不能正常
17、生活.,碱性 (pH 8.88.3) 热泉，美国黄石国家公园, 95C,75C,83C,65C,海底“黑烟囱”,海底热泉和陆地上的热泉它们都有很多共同的特点: 1. 温度高2. 含有大量的还原性气体，除了二氧化碳以外，还有一氧化碳、氢气、氨气还有硫化氢。3. 都含有大量的生物，比如说蓝藻、光合细菌、硫细菌，特别是一类古细菌，在高温下异常地繁盛，它在超过一百度的时候大量繁盛，而离开了这样的环境，比如温度一降下来，它马上就进行休眠，而且并不能正常的生活.那么这些生物是不是就代表了最早的，最原始的，地球生命起源的时候，这种原始的生命形式呢？,对“热泉”说有利的证据(1)早期地球温度较高,产生的最早生
18、命形式应该是一些能适应高温的生物,而热泉中的生物恰恰就是嗜热微生物;(2)热泉的环境与早期的地球环境有很多类似之处:如,都是高温并含有还原性气体CO 、H2、CH4和H2S等;(3) 热泉口附近形成的FeS和其它硫化物,在它的表面有利于有机分子的合成;可产生乙酸甚至硫化脂。(4)热泉口向外层海水之间形成了一个温度和水化学渐变的梯度,也有利于各种化学的连续反应;(5)现代热泉中的生物是“生物演化树”中的最根部的类型.,对“热泉”说的质疑(1)现代生物的20种氨基酸和嘌呤嘧啶，戊核糖骨架在高温下是不稳定的，在这样的极端环境条件下，它们的生命也就几秒种。(2) 高温起源的嗜热生物是如何进化到现存生物
19、的。,云南腾冲现代热泉通道的沉积,古代“热泉通道”的沉积,热泉口和海底“黑烟囱”可能是地球最早期微生物变异和多样性的最佳发源地,以原核生物为主体的热泉微生物群落代表了生命起源之后第一个完美的地表微生物生态系统,黑烟囱白烟囱,地幔柱-洋岛链,6 水岩体系地球化学 6.2 水的深循环和热液水的性质,6.2.2 深源水(大气水、海底热泉水、岩桨水)化学成分和性质,6.2.2.3 热液性质,1)温度: 50-550 C0 : 证据： A. 热液中只有a-石英, 相变温度573 C0; B.水的临界温度为373C0; C.包体气液均一温度为200-550 C0; D.热液中有金属硫化物和自然金属, 其熔
20、点温度一般 20km处,岩石塑性流动,裂隙闭合. C.水-岩压力不光由深度决定,断裂破碎带压力减小.例如:大洋 底的黑烟囱和白烟囱；江西德兴铜矿-成矿压力为(90-200) 105 Pa; 1962年肯尼迪实验: NaCl浓度为0.6%时,水的临界压力为234 105 Pa; NaCl浓度为26%时,水的临界压力为1237 105 Pa.,6.2.2 深源水(大气水、海底热泉水、岩桨水)化学成分和性质,6.2.2.3 热液性质,3）热液的pH=3-9 A.证据: 实测热泉水pH=6-8; 实测包体水pH=6-8; 但热液pH变化大:石英岩化、明矾石化 、高岭石化 pH Fe3+, 有Mn2+
21、、Co2+共存. B.计算法:用包体中变价元素对的浓度比值计算. 常用变价元素对:Fe2/ Fe3+ 、HS-/ SO42- 、CO/ CO2 、CH4/ CO2等. 例如:反应式CO2 (溶解态) + 8H+ +8e- = CH4 (溶解态)+2 H2O 能斯特方程:Eh= Eh0t+ RT ln CO2. H+ 8 nF CH4 = Eh0t +2.48 10-5T. log CO2/CH4 -8pH,6 水岩体系地球化学 6.2 水的深循环和热液水的性质,6.2.3 热液活动中成矿元素的主要来源和迁移沉淀形式6.2.3.1 热液中成矿元素的来源,6.2.3.2 成矿元素迁移型式,成矿元素
22、迁移型式,6.2.3.2,6.2.3.3 K不1 K不络离子: Mem+Xp-n(m-pn) 当电离达到平衡时: Mem+Xp-n(m-pn) =Mem+ + nXP-令:平衡常数 = 不稳定常数K不即: K不= Mem+ . XP- n / MeXn (m-pn) 2.络合作用对元素迁移的影响:K不稳愈大，络离子愈不稳定，电离能力愈强溶液中简单离子愈多，金属离子就会通过化学反应形成 难溶的化合物立即沉淀。,不稳定常数,6.2.3.3,6.2.3.33.元素的络合物不稳定常数K不次序如下: Co(S2O3) 2- 内带(近程指示元素) Ni(S2O3)2- Zn (S2O3) 2- pb(S2
23、O3)2- (中程指示元素) Cu(S2O3) 2- Ag(S2O3) 2- Hg(S2O3) 2- 外带(远程指示元素),6 水岩体系地球化学 6.3 高温水溶液中矿物的溶解度,6.3.1.1 NaCl-H2O体系,6.3.1 NaCl-H2O-CO2体系,1、NaCl在水中有较高的溶解度，隋温度和压力的升高而增大； 2、含盐的高温水溶液比纯水有更高的临界温度和压力；盐类的溶解扩大了高温溶液在液态的存在范围。,应用：例如，估算气、液相包体的盐浓度或压力,NaCl-H2O体系,6.3.1.2,NaCl-H2O-CO2体系,6.3.1.3,1、盐排斥效应：2、CO2或气体溶解导致临界温度和压力的
24、降低；富卤化物流体在500-600度时仍是液态3、相对晚期的高盐度热液中降温降压分离出独立的CO2相,碳酸岩在热液中溶解度,6.3.2.1,1 在CO2H2O溶液中CaCO3的溶解度高于纯水；2. CO2升高，温度降低，则 CaCO3的溶解度增加；3 . 在高钙的围岩中，低温方解石脉是各种热液矿床的特征的晚期产物（降压），高温热液无方解石脉的形成。,Si02在热液中溶解度,6.3.3.1,在高、中、低温热液矿床中广泛分布石英脉,Si02在热液中溶解度,6.3.3.2,应用：1.高温高压溶解大量SIO2，降压形成脉体，缓慢降温形成硅化；2.估计热液流体的总体积；进而计算矿液中成矿元素的浓度,基本
25、不受溶液离子强度和盐度的影响；主要与温度压力和PH有关；在高于水的临界温度时压力影响很大；,解释沉积成岩作用中广泛分布的硅质结核及硅质胶结现象,6.3.3.3,Si02和钠长石溶解度,6.3.4.1 铝硅酸盐矿物,1、 中低温和低压条件下钠长石的溶解度小于石英，故中浅变质岩中石英脉分布更为广泛。2 、 T600度，压力5*108Pa时，钠长石的溶解度超过石英，反映在中高温（压）变质和热液活动中见石英和长石同时充填在脉体中；在蓝闪石片岩区见几乎纯的钠长石脉；,溶解度,6050403020100,ppm,方铅矿的溶解度：也适合于Pb,Zn,Cu,Ag等硫化物,6.3.5.1,1，高盐度溶液有利于硫
26、化铅溶解形成氯络合物；2，温度控制硫化物的溶解度；3，由酸性向碱性变化致使方铅矿沉淀；4，低硫体系有利于铅呈氯络合物迁移；富硫体系则呈硫氢络离子迁移，以前者为主。,高硫和低硫体系皆可溶解金属硫化物并成矿：,矽卡岩成因,6.4.1 热液作用举例-1.接触交代作用:两种不同化学成分的岩石接触带中,除了温度 增高的作用外,气液流体相的活动引起了相互接触岩石之间以 及它们和溶液之间的交代反应,叫做接触交代作用.两种不同成分的岩石: 石灰岩 + 酸性岩浆岩-较多见; 基性岩浆岩+酸性岩浆岩,如美国宾夕法 尼亚州的康威尔矿,即是与辉绿岩有关的磁铁矿.2.双交代:两种不同化学成分岩石接触带中,新形成的矽卡岩
27、不仅交代石灰岩,形成外矽卡岩,同时还交代岩浆岩,形成内矽卡岩,叫做双交代作用.3.活动组分和惰性组分： 以苏联都林矿区为例说明接触交代作用,矽卡岩形成机理图,6.4.1,代号 岩石 矿物成分 惰性组分0 石英闪长岩 斜长石 石英 钾长石 黑云母 CaO SiO2 Al2O3 Na2O K2O 角闪石 磷灰石 榍石 磁铁矿 FeO MgO HO- F P2O5 TiO21 蚀变闪长岩 斜长石 石英 透辉石 CaO SiO2 Al2O3 MgO 磷灰石 榍石 P2O5 TiO22 透辉石斜长石 斜长石 透辉石 CaO SiO2 Al2O3 MgO 矽卡岩 磷灰石 榍石 P2O5 TiO23 透辉石
28、石榴石 透辉石 石榴石 CaO SiO2 Al2O3 MgO 矽卡岩 磷灰石 榍石 P2O5 TiO24 石榴石矽卡岩 石榴石Ca3Al2 Si3O12 CaO SiO2 Al2O3 5 次透辉石矽卡岩 次透辉石Ca Mg Si2O6 CaO SiO2 MgO6 大理岩化石灰岩 大理石 CaO CO27 石灰岩 石灰石 CaO CO2,组分分类,6.4.1,组分活动性,6.4.1,在各种条件下H2O和CO2及其它挥发份都是最活动的组分，其次是碱金属，而Al2O3和TiO2则经常都属惰性组分；外界条件改变使元素在活动顺序中的先后位置有所改变。,6 水岩体系地球化学 6.4 高温水-岩开放体系的地
29、球化学-交代作用,6.4.2 地球化学相律：热力学相律表述了平衡状态下和平衡过程中，体系的相数与热力学组分数的关系。吉布斯相律:自由度数 F= K+ 2 _ (相数),1）戈尔德施密特矿物学相律：在自然条件下，矿物常形成于一定的温度压力变化范围，并在此范围内保持稳定，如钠长石-绿泥石-绿帘石组合在变质岩中可以出现在不同的变质条件下。F 2，(相数) K，即平衡共存的矿物数不超过组分数。2)柯尔仁斯基相律(开放体系): (相数) K(惰性组分数) ，即：在一定的温压及活性组分的化学位的条件下，平衡共存的矿物数不超过惰性组分数。说明平衡共存的矿物数决定于惰性组分而与活性组分无关，这样就可以将具有活
30、性组分的开放体系当成只有惰性组分的封闭系统来处理。 由吉布斯相律推导: 因为: K(独立组分数) =K活+K惰 -(1)； F(自由度) K活+2 -(2) 吉布斯相律:(相数) =K独+2 _ F 代入(1) =K活+K惰+2 _ F 代入(2) K活+K惰+2 _K活-2； K惰,6 水岩体系地球化学 6.4 高温水-岩开放体系地球化学-交代作用,6.4.3 矽卡岩形成条件1)温度:包体测温 300-700 C0 矽卡岩造岩矿物形成; 200-500 C0 矽卡岩成矿. 温度越高,生成的变质带越宽-石榴石带越宽; 温度600 C0, 生成透辉石为主的变质带.2)压力: 压力750 atm,
31、即距地表数百米-二公里范围内. 理由: CaCO3 =CaO + CO2 如果压力太大, CO2不易逸出,聚集后CaCO3难分解;如果离地表太近或压力太小, CO2易逸出, 不能参与形成矽卡岩活动中去.3)pH: A.从早期-晚期形成的矽卡岩矿物来看,早期热液为酸性, 晚期为碱性,pH=5-9. B.矽卡岩包体实测为pH=7.2-7.4,近中性.,6.4.3 4)矽卡岩形成的地理条件: A.地壳薄弱处-地台边缘、地槽区等,且成群出现-有岩体侵 入的活动区. 例如:我国北方燕辽地槽; 南方扬子地槽都有多处矽卡岩. B.空间位置-矽卡岩处于岩浆侵入体的热变质范围内. 5)矽卡岩成矿条件与规模: A
32、.取决于热变质的范围大小和时间长短; B.取决于溶液中K+ 、 Na + 、Fe 2+ 、 Cu 2+ 、F- 、 Cl 等离子的多少. 矽卡岩可有多种元素成矿,矿体一般位于外矽卡岩带. 例如Fe矿Cu矿都在外矽卡岩带.,第六章 水岩体系地球化学 思 考 题 一.名词解释： 1.水的深循环 2.海底热液泉 3.盐排斥效应 4.热液的交代作用 5.活动组分 6.惰性组分 7.岩浆水和初生水 8.吉布斯相律 9.戈尔德施密特矿物学相律 10.柯尔仁斯基相律 11.接触交代作用 二.何谓地球化学储存库?各储存库之间界面有什么地球化学意义? 三.简述低温条件下A1或Si(选择其一元素)的地球化学迁移。 四.简述Fe或Mn(选择其一元素)的表生迁移的富集作用。 五.简述大气降水、海水、岩浆水等不同成因热液的产状、化学成分及 D和18O 的特点。 六、说明矽卡岩形成时双交代作用的化学机理和柯尔仁斯基交代原理。,热液的交代作用:以水为主携带大量可溶物质的高温流体相流入围岩体系中，水、岩之间发生化学反应形成新的矿物组合，这种组合隋环境条件的变化呈现有规律的交替。热液交代作用包括围岩蚀变、岩浆自变质、他变质以及成矿作用的后期叠加和交代等。盐排斥效应:在NaCl-H2O-CO2体系中， CO2的溶解度随溶液中盐类浓度的增加而降低的现象，其原因是溶解的盐类降低了水的活度。,
