影響元素地球化學遷移的因素有哪些

Ⅰ 影響鈾遷移和聚集的主要因素

1.E_h值和pH值

鈾及其化合物或礦物在水溶液中的溶解度和存在形式對於表生環境中E_h值和pH值的變化極為敏感（劉金輝，2004；李子穎等，2006；吳伯林等，2006）。鈾屬兩性元素，在酸性溶液中大多呈絡陽離子，當溶液pH值增高時，鈾則趨向於形成各種絡陰離子。鈾在酸性介質中形成和UO₂OH⁺。在缺乏絡離子配位體的條件下，隨著介質pH值的增高，U⁴⁺和發生水解，分別以氫氧化物U（OH）₄ 和UO₂（OH）₂ 形式沉澱。

鈾和伴生元素在遷移沉澱過程中，由於其在地球化學性質上的差異，常在不同的E_h值環境中沉澱，形成一定的地球化學分帶。例如在砂岩型鈾礦床中，U與Se、Mo等元素經常伴生，但硒沉澱的E_h值偏高，硒常在E_h為正值的含氧水中先於鈾沉澱下來。鉬則相反，其沉澱的E_h值較鈾為低，因而鉬分布在沿層間氧化帶的傾向分布的鈾礦體下方，分布范圍甚廣，距離鈾礦體可達1.5km左右（余達淦等，2003）。

2.吸附作用

吸附作用系指一種物質將周圍介質的分子、原子或離子吸著黏附到自身表面以降低其表面自由能的作用。通常稱具有吸附能力的物質為吸附劑，被吸附的物質叫吸附質。鈾呈吸附狀態賦存於表生帶的岩石和礦物中，這是鈾地球化學的一個重要特點。吸附作用主要是一種表面現象，吸附劑比表面積的大小對吸附能力的影響很大，各種礦物、岩石對鈾的吸附能力很大程度上取決於它們的物質組分，各種沉積岩及礦物吸附鈾的能力按以下順序遞減：褐煤＞磷塊岩＞褐鐵礦＞黏土＞灰岩＞砂岩。

3.擴散作用

在靜止介質中，各種粒子（原子、離子、分子、膠粒等）的無序熱運動使一些粒子從濃度較高部位向濃度較低方向遷移，至體系中粒子的濃度最終趨向均一，這種運動叫擴散作用。UO²⁺的擴散作用是通過氧化還原作用進行的，富含有機質和黏土質的沉積物在成岩過程中，由於有機物分解產生的強還原環境以及黏土礦物的吸附作用，一部分鈾得以沉澱下來，造成孔隙溶液中鈾的濃度降低，形成一定濃度差。擴散作用使得周圍沉積物（岩石）孔隙溶液中的鈾不斷地朝此方向擴散並聚集在富含有機質的岩層中。

4.鈾與有機物質和微生物的關系

鈾在土壤中主要聚集在有機質含量偏高的腐殖土層之中，有時可形成局部的放射性異常（耿海波等，2005；薛偉等，2009；楊斌虎等，2006；陳宏斌等，2007；李細根等，2004；王士艷等，2008）。沉積岩的鈾含量常與有機碳含量呈正消長關系，遍布全球的黑色頁岩、炭板岩（包括石煤）以及部分褐煤的鈾含量普遍偏高，達n×10^-5，局部甚至可達n×10^-4～n×10^-3。鈾在部分動植物殘體中顯著富集。據報道，蘇格蘭泥盆系砂岩中魚骨殘體的鈾含量高達15×10^-4，蘇聯曾發現由含鈾魚骨化石層組成的工業鈾礦床；含鈾瀝青的分布相當廣泛，在美國安布羅西亞湖的巨型鈾礦床中，鈾與瀝青密切共生。

Ⅱ 影響地球化學元素遷移能力有哪些

地球上使化學元素遷移的主要靠水和氣，再就是火山的爆發，人工的開采。

Ⅲ 金元素地球化學性質及其遷移富集條件

金、銀為稀有貴金屬元素，在塊狀硫化物礦床中屬伴生類型，是伴生元素中主要的綜合利用對象。它們在岩石圈中的分布量是很小的，因其有特殊的經濟價值和易被采、選、冶的特點，即使在金屬量級上遠遠低於主金屬元素Cu、Pb、Zn（諸如小鐵山礦床），也把金、銀列為主金屬元素之內，甚至對原礦床類型的歸屬與命名均可發生影響。從元素的地球化學性質分析，Au、Ag與Cu、Zn、Pb等元素同屬親銅元素（副族），具有相同的外電子層（18）結構，在地殼中形成穩定的硫化物。在熱流體中一般以配合物形式遷移；當介質中氧濃度大，氟、氯存在時，尚且穩定；當介質S、Se、Te、

等濃度大時，配合物變得不穩定而沉澱下來，由於硫化物是共價鍵或金屬鍵型，與氧化物的離子鍵在結晶化學上有較大差別。由於離子化電勢高，不易放出價電子，有趨向於生成自然元素（Au、Ag、Cu等）狀態。金、銀在塊狀硫化物礦

圖5-39古陸塊上與花崗岩類有關的（小秦嶺式）石英脈型金礦床模式圖（據裴榮富，1995）

圖5-40康古爾金礦床26線剖面圖（據曾章仁等，1996)

l—凝灰質砂岩；2凝灰岩；3—沉凝灰岩；4—安山岩；5—英安岩；6—正長斑岩（次粗面岩）；7—糜棱岩及千糜岩；8—金礦體；9銅礦體；10—鉛鋅礦體；11—鑽孔

床內相對富集是在親銅（硫）元素地球化學場的背景上，在噴氣－火山成因類硫化物成礦過程中實現的。但由於金、銀與銅、鋅、鉛在元素周期表中位置上的差異，還可能發生再分散、再富集的多階段成礦特徵，小鐵山就具有這樣的特點，可作為例子。

根據孫培基、韋永福等（1996）在《當代中國金礦地質》中有關火山岩地區金礦的主要類型、控礦條件、礦床模式的論述，結合北祁連山海相火山岩分布地區金礦類型、控礦條件、成礦機製作如下探討。

根據不同類型金礦成礦流體的物理化學特點，大體可以分出四類不同的物理化學組合，每一類物理化學條件的組合對某一種或幾種類型金礦沉澱有利。

（1）如果流體的

,a_∑s=10^-2.5,pH=5.5時其相對穩定，那麼在低鹽度中性—鹼性流體系統中，有利於 Au以硫氫配合物

搬運沉澱，形成低硫淺成熱液型金礦，金沉澱的主要溫度為280～222℃，氧逸度的對數值（1gfO₂）變化區間為－33～－40。

（2）如果設

,pH=4.5的穩定條件下，在中高溫的 Au、Cu成礦流體系統中，有利 Au以氯化物配合物的形式

搬遷，並沉澱形成石英明礬石型（酸性硫酸鹽型）的金礦，其沉澱的溫度區間為250～320℃，氧逸度的對數值為－32～－28。

（3）如果設

,a_∑s=10^-2.5,pH=5.5時相對穩定，則有利於含 Au富Cu的塊狀硫化物礦以

形式遷移，金沉澱的溫度為 380～310℃，氧逸度的對數值為－32～－26。

（4）溫度區間為450～300℃，氧逸度的對數值為－27～－22。

圖5-41康古爾金礦區Ⅷ號金礦床剖面示意圖

1—安山質凝灰岩，2—安山岩；3—安山質凝灰角礫岩；4—英安質火山角礫岩；5—金礦體；6—銅礦體

北祁連山塊狀硫化物礦床（點）較多，主要集中分布在白銀廠、郭米寺地區酸性火山穹窿（短背斜）區，伴隨多金屬硫化物成礦的金亦具有前述相似的物理化學條件。與上述的第（3）組相當，這種同生型條件亦可稱做金的階段性富集。在以後的構造－流體系統的疊加改造

圖5-42康古爾金礦床成礦過程示意圖（據曾章仁等，1996)

1—海溝帶雜砂岩；2—安山質火山岩及安山岩，3—塔里木板塊前寒武紀結晶基底；4—石英斑岩；5—花崗斑岩；6—英雲閃長岩（斜長花崗岩）；7—糜棱岩；8—碎裂岩和糜棱岩；9—蝕變岩型金礦體；10—含金石英脈；ll—含（金）多金屬硫化物石英脈；12—深斷裂；13—流體流動趨向

中再遷移再富集。例如下柳溝西山樑金礦石為含微細粒黃鐵礦的葉蠟石、高嶺石組合，顯示後期疊加改造、富集的低溫蝕變特徵。

圖5-43老王寨金礦區地質略圖（據孫培基等，1996)

1—紫紅色頁岩、粉砂岩；2—厚層狀變石英雜砂岩；3—黑色含炭硅質絹雲板岩、含放射蟲泥質硅質岩；4—砂質板岩、含炭砂質絹雲板岩及變石英雜砂岩；5—鈣質板岩及大理岩化灰岩；6—微層狀變石英雜砂岩；7—黑色炭質絹雲（凝灰質）板岩、大理岩化灰岩；8—變石英雜砂岩、含礫絹雲板岩夾玄武質熔結角礫岩、凝灰岩等；9—蛇紋石化斜輝橄岩、橄欖岩；10—蛇紋石化斜輝橄欖岩及斜輝輝橄岩；11—片理化蛇紋岩；12—碳酸鹽化硅化超基性岩；13—煌斑岩；14—花崗斑岩；15—玄武岩；16—蝕變基性岩；17—實測及推測斷層；18—實測及推測地質界線；19—岩相界線；20—礦體及編號；21—完工見礦及未見礦孔

構造蝕變岩型金礦是北祁連山重要的金礦類型之一，即使以石英脈型金礦著稱的小秦嶺金礦（圖 5-39），受剪切帶控制的構造蝕變岩型金礦類型也是存在的，石英脈型金礦向下延伸往往由構造蝕變岩型金礦代替。從國內主要構造蝕變岩型金礦對比來看（表5 9），各種類型的構造蝕變岩型金礦其成礦背景、礦床特徵及成礦條件均有異同點。但韌－脆性剪切構造作用的因素佔有主導地位。特別是東天山晚古生代褶皺系康古爾金礦和三江褶皺系老王寨蛇綠混雜型金礦與研究區內火山岩地區的金礦比較相近（圖5-40—圖5 44）。從表5-9溫、

表5-9國內典型構造蝕變岩型金礦特徵對比表

據裴榮富等，1995；曾章仁等，1996；孫培基等，1996資料修編。

圖5-44蛇綠岩混雜岩中構造蝕變岩金礦床模式圖（據裴榮富，1995)

1—元古宙變質岩系；2—上古生界變質岩系；3—中生界（Mz）;4—超基性岩殘塊；5—火山凝灰質砂岩；6—砂板岩，7—碳酸鹽岩；8—玄武岩，9—中—基性岩脈；10—含金石英脈；11—剪切帶；12—金礦床（田）位置

壓欄中考察，康古爾蝕變糜棱岩型金礦的成礦溫度范圍為140～310℃，眾值范圍為200～260℃，屬中低溫熱液成礦產物。山東焦家金礦（200～280℃）、河南上官金礦（180～300℃）、廣東河台金礦（125～600℃，眾值200～250℃），小秦嶺金礦（155～303℃），老王寨金礦雖未測溫、壓數據，但以礦石組合、蝕變岩類型判斷，其成礦溫度也不會高。據特徵對比來推測，研究區內構造蝕變岩的金礦成礦溫度仍應為中低溫熱液型。

在金礦多階段成礦過程作用下，成礦物質及變質水、岩漿水、天水等多來源的混合熱液和成礦類型的多成因等「三多」特徵更為明顯。除伴生型金礦具同生或同步成礦外，構造蝕變型金礦均具有後期疊加、改造的特徵。

由於有關穩定同位素測試結果未到，使研究區金礦在成因上尚不能作出確切的判斷，因此採取上述同類型金礦的特徵對比，以求在研究區金礦研究中得到佐證。

Ⅳ 遷移的影響因素

元素發生遷移的根本原因是元素按照自身的發展規律不斷地演化。元素演化的結果打破了原來的平衡，而各種元素在新的物理化學條件下又力求保持相對平衡。這種矛盾的發展，就是遷移的動力來源。由此可見，影響元素遷移因素有外因和內因，也就是元素本身的狀態、組成和存在形式以及元素所存在的環境。

1.元素遷移的內因

1)元素的存在形式: 它影響著其活化轉移的能力，顯然呈氣態的元素的活潑性要強於呈液態和固態的元素，呈吸附離子態的元素遷移能力要強於參與礦物晶格的元素。尤其是元素空間位置的明顯變化，一般都要藉助於氣態或液態介質的搬運才能實現，甚至在固體狀態發生的交代和變質作用，也有孔隙溶液的參加。

2)元素的地球化學親和性: 它反映了元素在地質作用中的化學行為和存在形式，也決定了元素遷移的目標源。

3)原子的重力性質: 它是原子量大小的具體體現，主要決定了元素的位置，是在上還是在下、能否分離、分離狀況如何等問題。在表生作用中，物質的搬運、沉積(沉積分異)以及在內生作用中，岩漿熔融體的結晶分異等都是由於元素重力性質不同造成的。

4)濃度: 它是影響元素遷移的物理化學因素之一，也是擴散作用產生的主導因素並將導致元素的富集與分散。

5)氧化還原電位: 它是衡量元素氧化還原能力的標准，它決定了元素離子價態的遷移能力。例如，一些變價元素(如 Fe，Mn，Co，Ni 等)的高價化合物易於水解，故這些元素的低離子較高價離子更易於遷移。

2.元素遷移的外因

1)化合物和礦物的性質: 元素組成的化合物和礦物的硬度、熔點、沸點和溶解度都將對元素的遷移產生較大的影響。如: 溶解度決定了元素進入溶液的難易程度，從而影響了元素的遷移能力。

2)化合物和晶體的能量性質: 化合物越穩定元素遷移能力越弱，晶格能不僅是衡量晶體內元素的穩定性，而且可以判斷化學反應進行的方向和礦物從熔融體或溶液中晶出的順序。

3)溫度和壓力: 溫度決定元素及其化合物的物理狀態，是呈氣態、液態還是固態，元素構成的化合物溶解度的大小等，這些反過來又直接影響著元素的遷移能力，而壓力的變化是引起氣態和液態物質流動和滲透的直接原因。

4)酸鹼度: 溶液酸鹼度的變化不僅影響著氧化還原電位，而且也影響著化合物的溶解度。這也可影響元素的遷移能力。

正是內外因的影響，導致了元素遷移的復雜性和多樣性，也造成了元素的富集與分散，從而決定了礦床的存在與否。

Ⅳ 試論述影響地理環境中化學元素遷移的因素

地理環境中化學元素遷移的因素，你的這個問題確實是個極度專業的問題。地理環境中的化學元素存在於各種地理環境要素中，例如土壤、岩石、大氣、植被、動物以及地表和地下水中，這些元素的遷移的原因就是所有的地理環境過程的發展以及進行的過程，所以你的這個問題就涉及到地理環境的各種過程。因此，要解決你的這個問題就會寫出許多的相關論文，至少是專家一級人才能回答，最好你給中國科學院地理科學與資源環境研究所的專家寫信了解。

Ⅵ 元素的地球化學遷移

3.1.2.1 物質遷移的類型

在地球表層發生的物質遷移過程是可以直接觀察的，地球深部物質的遷移雖然不能直接觀察，但通過對地表地質現象的分析也可以得到某些認識。例如火山將岩漿噴出地表，可以確信岩漿在地下生成並具有較大的能量，由於地下深處的壓力比地表大得多，當上部岩層出現了薄弱帶時，深部的物質（特別是流體相）將會向上運移。

將物質的遷移按運移的營力和物質的存在形式進行分類，可以分為以下幾種：

（1）化學和物理化學遷移——包括物質在硅酸鹽熔體、水溶液和氣相中的遷移，物質的質點較小，通常呈離子、分子或膠體；

（2）生物和生物化學遷移——物質的遷移與生物活動有關，如光合作用、生物還原（硫）作用等；

（3）機械遷移——元素的存在形式沒有變化，物質以岩屑、礦物碎屑等形式遷移。

地球化學主要研究元素的化學和物理化學遷移。

3.1.2.2 元素地球化學遷移

當環境發生物理化學條件變化，使元素原來的存在形式變得不穩定時，為了與環境達到新的平衡，元素原來的存在形式自動解體，而結合成一種新的相對穩定的方式存在。當元素發生結合狀態變化並伴隨有元素的空間位移時，稱元素發生了地球化學遷移。

元素的地球化學遷移過程包括了三個進程：首先是元素從原來固定（穩定的結合）狀態轉化為活動（非穩定結合）狀態，並進入遷移介質；隨之，元素在介質中發生空間位移，在這一階段元素的遷移形式可以發生變化，但不發生形成穩定固相的化學反應；最後，元素遷移到新的空間，由於物理化學條件的明顯改變，元素在介質中的存在形式變得不穩定了，在新的環境、新的條件下元素形成新的穩定結合，即沉澱或結晶出新的礦物。

3.1.2.3 元素遷移的標志

判斷元素是否發生了遷移，有多種識別方法：

（1）通過礦物組合的變化來判斷：在岩漿侵入體或熱液礦床的圍岩中經常可以發現蝕變礦物組合，如中酸性火成岩外圍的碳酸鹽岩石發生矽卡岩化時，原來的碳酸鹽礦物（方解石、白雲石）被新生成的硅酸鹽礦物（石榴子石、輝石等）所替代，蝕變礦物的化學組成與原岩有明顯的差異，岩石中硅、鋁的原子數增加，同時鎂、鈣的原子數減少，指示碳酸鹽岩石中發生了硅、鋁的遷入和鎂、鈣的遷出。

（2）通過岩石中元素含量的系統測定和定量計算來判定：當岩石中有元素（原子或離子）加入，或岩石中原有的元素遷出，元素在岩石中的相對含量就必然會發生變化。因此通過岩石中元素含量的系統測定和定量計算，可以確定哪些元素發生了遷移（包括遷入和遷出），並可計算出遷移量的大小。常用的定量計算方法有：①等體積計演算法，本方法假定在元素遷移的前後岩石的體積沒有發生明顯的改變，但岩石的相對密度可以因岩石化學組成和結構的改變發生變化，計算過程以單位體積為標准，用岩石相對密度和元素在岩石中的質量分數計算各元素在單位體積岩石中的量，通過對比元素在遷移前後的量來確定其是否發生了遷移；②等陰離子計算，由於地殼中最主要的陰離子是氧，可以將各種陽離子都看成是與氧結合的，綜合考慮與氧結合的陽離子的價態，陽離子和氧離子的比例一般為1∶1.6，因而計算時以160個氧（相當80～120個陽離子）為單位，分別計算與氧結合的各種陽離子的個數，通過對比同類陽離子在原岩和變化後岩石中的數目差異，來確定發生遷移的元素種類和遷移量。

（3）物理化學界面：從前述元素遷移的三個進程可知，環境物理化學條件的明顯改變既是元素發生遷移的動因，又是元素終止遷移的制約因素，因此，自然界的物理化學界面，如氧化還原界面、壓力釋放帶、溫度界面、pH界面、水位線、土壤濕度界面等常常是元素發生（或終止）遷移的指示。

3.1.2.4 元素在水介質中遷移能力的影響因素

元素是否會發生遷移，首先與元素遷移前的存在形式有關，如果元素原來呈吸附狀態，則容易發生遷移；若元素已進入到礦物晶格內部，形成了獨立礦物或呈類質同象，則難遷移。晶體的化學鍵類型是影響晶格的穩定性的重要因素，離子鍵和分子鍵化合物由於易溶入水溶液，較易遷移；共價鍵和金屬鍵化合物則較難遷移。元素的地球化學性質——如離子的電價、半徑等，它們既決定了元素結合成化合物時的化學鍵性，又控制了元素在水溶液中的遷移形式，對元素在水介質中的穩定性有重要影響。除此之外，體系中相伴組分的類型和濃度、體系中物理化學強度參數的空間變化（濃度差、壓力差、溫度差等），以及環境的pH和Eh值變化，都會影響元素的遷移形式和遷移能力。

Ⅶ 影響元素遷移的外部條件

外部條件（外因）主要是指介質的地質和水文地球化學條件及環境因素。影響元素遷移的外因很多，而且往往綜合作用於不同的水文地球化學系統，這些外部條件對每一具體地段的影響，可以是各不相同的，這就使得元素的遷移方式、遷移能力相差懸殊。主要的外部條件有：溫度、壓力、濃度、酸鹼條件、氧化還原條件、有機物、膠體、水文地質條件和人為因素等。

（一）溫度、壓力及濃度對元素遷移的影響

溫度對元素的遷移有很大影響，主要表現在三個方面：（1）影響元素和化合物的活性；（2）影響化學反應的速度和方向；（3）影響元素或化合物的溶解度。

壓力對物質溶解度的影響比較小，但從地殼深部地下水質的形成來看，壓力這個因素也是不可忽視的。一般說來，壓力對礦物溶解度的影響表現在隨壓力增加而增加。壓力主要是對氣態物質的影響較大，如地下水中的游離O₂，其含量隨深度增加（即壓力增大）而減小。

在地下水中，各種組份的濃度梯度是引起物質沉澱－溶解作用、擴散作用及交替吸附作用的動力，即決定物質遷移能力的動力。根據質量作用定律，在一定溫度、壓力下，對任一可逆反應：

當反應達到平衡時，可求得平衡常數：

水文地球化學基礎

如果體系中，某一組份濃度改變，則反應向著消除這一影響的方向進行。元素在地下水中形成絡合物的程度也與元素在地下水中的濃度有關。從溶度積（K_so）規則同樣可以說明溶液中難溶物質的濃度對元素遷移的影響。對一些溶解度小的鹽來說，如溶液中增加相同離子的活度，則鹽類溶解度降低（「同離子效應」）。

（二）酸鹼條件對元素遷移的影響

元素在地下水中遷移的程度及其在地下水中的存在形式，與地下水的酸性條件（pH值）有關。pH值影響著化合物的溶解與沉澱、弱酸和弱鹼的水解作用，金屬離子的成絡作用、吸附作用等。地下水的pH值一般在6.5—8.5之間。pH值的大小主要取決於溶質性質與數量、礦物的水解作用及生物作用等。自然界不同環境下，水的pH值有所不同，如表3-3所示。

表3-3不同環境水的pH值

1.pH值與金屬氫氧化物沉澱的關系

地下水的pH值是控制金屬氫氧化物Me（OH）_n沉澱的重要因素，一般，金屬呈氫氧化物Me（OH）_n開始沉澱的pH值可按下式求得：

水文地球化學基礎

式中：〔Meⁿ⁺〕——平衡時Meⁿ⁺離子的摩爾濃度（mol·L^-1）；

K_s——Me（OH）_n的溶度積；

K_w——水的離子積，K_w=10^-14;

n——金屬離子Meⁿ⁺的電荷數。

如已知

，當〔Fe³⁺〕＝0.02mol·L^-1時，開始沉澱Fe（OH）₃的pH值為：

水文地球化學基礎

一般情況下，Fe³⁺在水中的含量隨pH值降低而增大，在鹼性水中產生Fe（OH）₃的沉澱。

表3-4列出部分氫氧化物從水溶液中開始沉澱的pH值。從另一個角度看，表3-4也是氫氧化物沉澱發生溶解的pH值條件。

鹼金屬或鹼土金屬元素在一般地下水中的pH值范圍內，不能形成氫氧化物沉澱。它們無論是形成陽離子（K⁺、Na⁺、Ca²⁺、Sr²⁺）或是形成絡合物穩定性小的元素（Be等），在地下水正常pH值范圍內（pH=6—8）都具有高的遷移性。

表3-4部分氫氧化物從溶液中沉澱的pH值（25℃） （據A.И.別列爾曼，1968）

圖3-12一些主要氧化物溶解度與pH的關系（據南京大學《地球化學》修改）

圖3-13SiO₂及CaCO₃的溶解度和介質的pH值關系

1—SiO₂2—CaCO₃在水中溶解曲線；3—CaCO₃在海水中溶解曲線（據C.W.科林斯，1950）

只有當pH＞8（鹼性）時，Ni²⁺、Co²⁺、Zn²⁺、Ag⁺、Cd²⁺、Cu²⁺、Pb₂₊等離子才能形成氫氧化物沉澱，因此在自然界水體中，這些離子雖然濃度很低，但能隨水遷移。

2.pH值與元素溶解度的關系

在溶液中，pH值的變化對於不同組份的溶解度將產生不同的影響（圖3-12,3-13）。當溶液中pH值增大時，具有鹼性及弱鹼性的元素的化合物，其溶解度降低，如CaCO₃、Fe₂O₃（Fe₂O₃只在pH=2—3的溶液中存在，當pH=4—5時，就幾乎全部析出）等；對於酸性元素的化合物來說，其溶解度隨pH值增大而增大，如SiO₂、GeO₂；而兩性元素如Al₂O₃溶於強酸性和強鹼性溶液（即在強酸強鹼條件下都能呈溶解態遷移），而在pH=4—9時是難溶的。P₂O₅的情況和Al₂O₃相似。

總體講，鹼性元素在酸性介質中易遷移，在鹼性介質中易沉澱，酸性元素則相反。pH＜7時，Ca²⁺、S、P、Mn²⁺、Cu²⁺、Zn²⁺、Cr³⁺具有強遷移性；pH>7時，V⁵⁺、As、Cr⁶⁺、Se、Mo、W、Ge等元素遷移性強；Na、K、Cs、Cl、F、B、I、Br等在酸性或鹼性溶液中都強烈遷移。

3.pH值與元素存在形式的關系

一些金屬元素（如Cd、Pb、Hg、I、Zn等）、弱酸、弱鹼及鹽類的存在形式與pH值有很大關系。某些弱酸的存在形式與pH的關系，見圖2-2,2-3。

另外，能同地下水中陰離子形成穩定絡合物的許多成絡元素，它們在酸性水中，元素的遷移形式呈簡單的陽離子或同水中陰離子結合成絡合物形式（

等）。在鹼性水中，元素遷移的形式呈復雜的絡合物（如

。這些元素在地下水的一般pH值（6—8）條件下，都具有強的遷移能力。

4.pH值與化合物水解的關系

化合物的水解作用與pH值有關。不同離子水解的pH值不同（圖3-14），從而引起元素的遷移分異。

圖3-14主要離子的水解譜（據阮天健、朱有光）

（三）氧化還原條件對元素遷移的影響

元素在氧化還原反應中伴隨有電子的得失，導致離子的化學性的改變，化合物的溶解度也相應的改變，遷移形式也不同，從而影響元素的遷移。

1.K、Na、Ca等元素氧化後形成陽離子而不形成氫氧化物〔因為這些元素的Me（OH）_n溶度積較大〕，故在水中以單個陽離子狀態廣泛遷移。

2.氧化後生成的陽離子，在地下水中形成陰離子團，再與地下水中的陽離子等生成溶度積較大的鹽，它們以陰離子團存在於地下水中進行遷移，如S^2-氧化成S⁶⁺形成的

，同水中的陽離子Zn²⁺生成ZnSO₄，其溶解度較ZnS的溶解度大大增加了。

3.一些離子氧化後

與碳酸生成穩定的絡合物在地下水中進行遷移。如

，即：

，從而增強了鈾的遷移。

與上述作用相反的情況，則不利於元素在水中遷移。

大部分變價元素，按在中性水中遷移的性質可分為兩組（表3-5）。

表3-5部分變價元素不同價態時的遷移性能

地下水的氧化還原條件不僅能決定元素遷移的強弱，還可決定元素在地下水中存在形式。如在富氧的介質中，由於鐵的氧化（Fe²⁺→Fe³⁺）和水形成一系列的氫氧化物：

，因為地下水在多數情況下為含氧且近中性，所以以上鐵的氫氧化物中，以

的形式在地下水中存在的量最多。在pH>5的含氧地下水中，如果沒有達到

的溶度積，則以

的形式遷移，如果達到它的溶度積，則形成

的膠體遷移，甚至從溶液中沉澱出來。

氧化還原條件對元素遷移強度的影響很大。例如，表生帶氧化環境和還原環境中元素遷移強度（用K_x表徵）序列見表3-6。

將表3-6中兩個半序列進行比較，便得出「遷移相對性」的概念，即同一元素在氧化與還原環境中遷移強度的差別。我們把同一元素在氧化與還原環境中的水遷移系數之比稱為遷移相對性系數（C_x）（遷移的對比度），即，

可以看出，C_x值愈大，說明氧化還原條件對元素遷移影響越大，反之則小（表3-7）。由於元素在不同的氧化或還原環境中其遷移性能不同，故氧化還原環境對地下水成分的垂直分帶具有一定的影響。

（四）有機物對元素遷移的影響

地下水中含有大量的有機物，它與元素形成的化合物形式是多種多樣的，在地下水中元素呈有機絡合物的形式遷移較為普遍。如Fe³⁺、Al³⁺、Cu²⁺、F^-、I^-、Br^-、B³⁺等元素，大多數情況下與有機酸結合成絡合物形式，其溶解性增強、被吸附性減弱，從而加強了元素在地下水中的遷移。元素有機絡合物愈穩定，則它們的遷移性愈強。有機物中的腐殖酸可與Cu、Pb、Zn、Ni、Co、Mo、V、Fe、Mn、Ti等許多金屬離子形成金屬－有機螯合物，這更利於元素的遷移。

植物遺體分解，溶於水後，使水呈酸性，而某些金屬元素在酸性介質中遷移性增強，因此，這也利於某些金屬元素的遷移。

表3-6表生帶氧化環境和還原環境中元素遷移序列（據A.H.別列爾曼，1966）

表3-7Zn、Pt的遷移相對性系數（C_x）

另外，有機物的存在還間接地影響元素在地下水中的存在形式，改變陽離子價態，影響元素的遷移。

（五）膠體對元素遷移的影響

膠體有巨大的表面能，能吸附一定的反號離子，還可使離子發生交替吸附作用，因此，膠體對元素的遷移影響很大。

表3-8地下水中的常見膠體

地下水中常見的膠體可分為兩類，即正膠體和負膠體（表3-8）。在自然界中，負膠體較正膠體分布要廣泛得多。

膠體吸附現象在表生帶表現較為突出，不同膠體對元素的吸附有選擇性。負膠體一般吸附介質中的陽離子。例如：粘土礦物膠體吸附K⁺、Na⁺、Ca²⁺、Mg²⁺、Cu²+、Ni²⁺、CO²⁺、Ba²⁺、Zn²⁺、Pb²⁺、U、Ti等元素，腐殖質膠體吸附Mo、V、U、Co、Ni等元素。正膠體一般吸附介質中的陰離子，如FeO⁺膠體吸附V、P、As、Cr等元素（呈

絡陰離子形式）。

吸附作用服從質量作用定律，水中陽離子濃度愈大，吸附作用越強。一般情況下，高價陽離子比低價陽離子被吸附的能力要強。但如果低價離子濃度大，也可以交替吸附高價陽離子。

膠體的吸附作用對於微量元素的富集同樣也有很大的影響。例如，表生帶廣泛分布的膠體物質對鈾遷移的影響主要表現在U⁴⁺及

易被粘土、有機物、淤泥、煤、泥炭、鐵錳沉積、硫化物等膠體吸附，從而阻礙鈾在地下水中的遷移。

（六）水文地質條件對元素遷移的影響

1.地層岩性對元素遷移的影響

地層的岩性對元素的遷移影響也較大。岩石的透水性是使岩石中的元素轉入水中的先決條件。透水性好的岩石，能使地下水及大氣降水自由通過，加速氧化作用，促進元素遷移。圍岩的化學活性越大，越有利於元素的遷移。在自然界分布很廣的碳酸鹽類岩石，由於它在一定程度上能改變地下水的酸度，因此影響著金屬元素的遷移。

2.水交替條件（徑流條件）對元素遷移的影響

水交替條件（徑流條件）的強弱對元素遷移影響較大。水交替強度與氣候、地形及岩性有關。在氣候濕潤、地形切割強烈、岩石透水性好的山區，地下水交替強烈，岩石中的元素轉移到水中的能力增強，元素在地下水中的遷移性也增強，但是，由於稀釋作用，一般地下水中物質含量降低。在平原地區，尤其是細粒物質沉積區，由於水交替微弱，阻礙了元素的遷移，結果使地下水中物質含量增高，元素聚集。

地下徑流量增大，可加速岩石及礦物的溶濾作用，使元素大量轉入水中，但徑流量增大，水量增多的結果往往導致物質含量降低。對深層水來說，水壓（水頭）及水的流速也是元素遷移的重要原因。

3.地下水的化學成分及礦化度對元素遷移的影響

地下水的化學成分及礦化度，反映了一定的地球化學環境，因此對元素的遷移影響較大。如地下水中O₂的含量隨深度增加而減少。這樣，在淺部由於O₂含量較多，氧化作用可使變價元素從低價轉為高價，使化合物氧化為含氧化合物，使難溶化合物變為可溶化合物而轉入水中。在深部缺氧的還原條件下，Fe³⁺還原成Fe²⁺，從而增加鐵在水中的遷移。富含CO₂的地下水可溶蝕破壞碳酸鹽岩石，使其化學成分轉入水中。富含CH₄及H₂S的地下水易使低價元素遷移。

水的礦化度增高會引起鹽類沉澱，對元素的遷移是不利的。

（七）人類活動對元素遷移的影響

人類活動常使地下水中化學元素發生改變，這方面的影響是不能忽視的。

1.由於礦石冶煉廢水及礦山水的滲漏排放，使元素被分散到地下水中，發生元素的遷移。

2.大量的工業「三廢」（廢水、廢氣、廢渣）、城市生活污水的排放，可改變地下水的化學成分。大量的金屬元素及人工合成有機廢物進入地下水中，將發生各種吸附、沉澱等物理化學及生物化學作用；由於人工回灌，不同化學成分的水產生簡單的及復雜的混合作用，使化學元素發生改變；由於過量開采地下水，使地層中的環境發生變化，有些元素沉澱析出，有些則溶於地下水中。如北京市部分地區，隨地下水開采強度增加，地下水硬度逐年升高。又如我國東北地區，當開采利用河谷地下水時，發現Fe、Mn離子在水中富集並難於處理，這都是人為因素使氧化還原條件及酸鹼條件發生變化而引起的。

3.在農業灌溉中，由於灌水不當等原因可使土壤產生次生鹽漬化。而洗鹽排水可使原來土壤鹽漬化脫鹽淡化，這主要是由於Na⁺、Cl^-、Ca²⁺、

等元素的轉移所致。

Ⅷ 自然環境怎麼影響地表元素

水粒作用、區域地質背景與風化作用、水化學因素都會影響地表元素。

①在地理環境中，水以氣態、液態、固態三種狀態存在，而以液態為主。水在大氣圈、岩石圈、水圈之間進行著不斷的遷移循環，因此在地理環境中進行著以淋溶作用和淀積作用為主要內容的元素的水遷移過程。

②地理環境是生物有機體活動的場所，進行著以有機質的形成和分解為內容的物質生物循環過程。生物體的化學組成受地理環境條件的控制，而生物體的遺傳性和生物循環本身又給地理環境中元素的遷移以巨大的影響。

③ 在地理環境中具有高低起伏的地貌條件，進行著以化學元素按地貌部位重分配和重組合為中心內容的物質地質循環過程。

④ 地理環境是人類生存的場所，進行著人類活動影響下的化學元素的遷移過程。人類對礦產資源的開發、利用，以及由工農業生產活動而引起的環境化學污染均屬這類過程。