影响元素地球化学迁移的因素有哪些

Ⅰ 影响铀迁移和聚集的主要因素

1.E_h值和pH值

铀及其化合物或矿物在水溶液中的溶解度和存在形式对于表生环境中E_h值和pH值的变化极为敏感（刘金辉，2004；李子颖等，2006；吴伯林等，2006）。铀属两性元素，在酸性溶液中大多呈络阳离子，当溶液pH值增高时，铀则趋向于形成各种络阴离子。铀在酸性介质中形成和UO₂OH⁺。在缺乏络离子配位体的条件下，随着介质pH值的增高，U⁴⁺和发生水解，分别以氢氧化物U（OH）₄ 和UO₂（OH）₂ 形式沉淀。

铀和伴生元素在迁移沉淀过程中，由于其在地球化学性质上的差异，常在不同的E_h值环境中沉淀，形成一定的地球化学分带。例如在砂岩型铀矿床中，U与Se、Mo等元素经常伴生，但硒沉淀的E_h值偏高，硒常在E_h为正值的含氧水中先于铀沉淀下来。钼则相反，其沉淀的E_h值较铀为低，因而钼分布在沿层间氧化带的倾向分布的铀矿体下方，分布范围甚广，距离铀矿体可达1.5km左右（余达淦等，2003）。

2.吸附作用

吸附作用系指一种物质将周围介质的分子、原子或离子吸着黏附到自身表面以降低其表面自由能的作用。通常称具有吸附能力的物质为吸附剂，被吸附的物质叫吸附质。铀呈吸附状态赋存于表生带的岩石和矿物中，这是铀地球化学的一个重要特点。吸附作用主要是一种表面现象，吸附剂比表面积的大小对吸附能力的影响很大，各种矿物、岩石对铀的吸附能力很大程度上取决于它们的物质组分，各种沉积岩及矿物吸附铀的能力按以下顺序递减：褐煤＞磷块岩＞褐铁矿＞黏土＞灰岩＞砂岩。

3.扩散作用

在静止介质中，各种粒子（原子、离子、分子、胶粒等）的无序热运动使一些粒子从浓度较高部位向浓度较低方向迁移，至体系中粒子的浓度最终趋向均一，这种运动叫扩散作用。UO²⁺的扩散作用是通过氧化还原作用进行的，富含有机质和黏土质的沉积物在成岩过程中，由于有机物分解产生的强还原环境以及黏土矿物的吸附作用，一部分铀得以沉淀下来，造成孔隙溶液中铀的浓度降低，形成一定浓度差。扩散作用使得周围沉积物（岩石）孔隙溶液中的铀不断地朝此方向扩散并聚集在富含有机质的岩层中。

4.铀与有机物质和微生物的关系

铀在土壤中主要聚集在有机质含量偏高的腐殖土层之中，有时可形成局部的放射性异常（耿海波等，2005；薛伟等，2009；杨斌虎等，2006；陈宏斌等，2007；李细根等，2004；王士艳等，2008）。沉积岩的铀含量常与有机碳含量呈正消长关系，遍布全球的黑色页岩、炭板岩（包括石煤）以及部分褐煤的铀含量普遍偏高，达n×10^-5，局部甚至可达n×10^-4～n×10^-3。铀在部分动植物残体中显着富集。据报道，苏格兰泥盆系砂岩中鱼骨残体的铀含量高达15×10^-4，苏联曾发现由含铀鱼骨化石层组成的工业铀矿床；含铀沥青的分布相当广泛，在美国安布罗西亚湖的巨型铀矿床中，铀与沥青密切共生。

Ⅱ 影响地球化学元素迁移能力有哪些

地球上使化学元素迁移的主要靠水和气，再就是火山的爆发，人工的开采。

Ⅲ 金元素地球化学性质及其迁移富集条件

金、银为稀有贵金属元素，在块状硫化物矿床中属伴生类型，是伴生元素中主要的综合利用对象。它们在岩石圈中的分布量是很小的，因其有特殊的经济价值和易被采、选、冶的特点，即使在金属量级上远远低于主金属元素Cu、Pb、Zn（诸如小铁山矿床），也把金、银列为主金属元素之内，甚至对原矿床类型的归属与命名均可发生影响。从元素的地球化学性质分析，Au、Ag与Cu、Zn、Pb等元素同属亲铜元素（副族），具有相同的外电子层（18）结构，在地壳中形成稳定的硫化物。在热流体中一般以配合物形式迁移；当介质中氧浓度大，氟、氯存在时，尚且稳定；当介质S、Se、Te、

等浓度大时，配合物变得不稳定而沉淀下来，由于硫化物是共价键或金属键型，与氧化物的离子键在结晶化学上有较大差别。由于离子化电势高，不易放出价电子，有趋向于生成自然元素（Au、Ag、Cu等）状态。金、银在块状硫化物矿

图5-39古陆块上与花岗岩类有关的（小秦岭式）石英脉型金矿床模式图（据裴荣富，1995）

图5-40康古尔金矿床26线剖面图（据曾章仁等，1996)

l—凝灰质砂岩；2凝灰岩；3—沉凝灰岩；4—安山岩；5—英安岩；6—正长斑岩（次粗面岩）；7—糜棱岩及千糜岩；8—金矿体；9铜矿体；10—铅锌矿体；11—钻孔

床内相对富集是在亲铜（硫）元素地球化学场的背景上，在喷气－火山成因类硫化物成矿过程中实现的。但由于金、银与铜、锌、铅在元素周期表中位置上的差异，还可能发生再分散、再富集的多阶段成矿特征，小铁山就具有这样的特点，可作为例子。

根据孙培基、韦永福等（1996）在《当代中国金矿地质》中有关火山岩地区金矿的主要类型、控矿条件、矿床模式的论述，结合北祁连山海相火山岩分布地区金矿类型、控矿条件、成矿机制作如下探讨。

根据不同类型金矿成矿流体的物理化学特点，大体可以分出四类不同的物理化学组合，每一类物理化学条件的组合对某一种或几种类型金矿沉淀有利。

（1）如果流体的

,a_∑s=10^-2.5,pH=5.5时其相对稳定，那么在低盐度中性—碱性流体系统中，有利于 Au以硫氢配合物

搬运沉淀，形成低硫浅成热液型金矿，金沉淀的主要温度为280～222℃，氧逸度的对数值（1gfO₂）变化区间为－33～－40。

（2）如果设

,pH=4.5的稳定条件下，在中高温的 Au、Cu成矿流体系统中，有利 Au以氯化物配合物的形式

搬迁，并沉淀形成石英明矾石型（酸性硫酸盐型）的金矿，其沉淀的温度区间为250～320℃，氧逸度的对数值为－32～－28。

（3）如果设

,a_∑s=10^-2.5,pH=5.5时相对稳定，则有利于含 Au富Cu的块状硫化物矿以

形式迁移，金沉淀的温度为 380～310℃，氧逸度的对数值为－32～－26。

（4）温度区间为450～300℃，氧逸度的对数值为－27～－22。

图5-41康古尔金矿区Ⅷ号金矿床剖面示意图

1—安山质凝灰岩，2—安山岩；3—安山质凝灰角砾岩；4—英安质火山角砾岩；5—金矿体；6—铜矿体

北祁连山块状硫化物矿床（点）较多，主要集中分布在白银厂、郭米寺地区酸性火山穹窿（短背斜）区，伴随多金属硫化物成矿的金亦具有前述相似的物理化学条件。与上述的第（3）组相当，这种同生型条件亦可称做金的阶段性富集。在以后的构造－流体系统的叠加改造

图5-42康古尔金矿床成矿过程示意图（据曾章仁等，1996)

1—海沟带杂砂岩；2—安山质火山岩及安山岩，3—塔里木板块前寒武纪结晶基底；4—石英斑岩；5—花岗斑岩；6—英云闪长岩（斜长花岗岩）；7—糜棱岩；8—碎裂岩和糜棱岩；9—蚀变岩型金矿体；10—含金石英脉；ll—含（金）多金属硫化物石英脉；12—深断裂；13—流体流动趋向

中再迁移再富集。例如下柳沟西山梁金矿石为含微细粒黄铁矿的叶蜡石、高岭石组合，显示后期叠加改造、富集的低温蚀变特征。

图5-43老王寨金矿区地质略图（据孙培基等，1996)

1—紫红色页岩、粉砂岩；2—厚层状变石英杂砂岩；3—黑色含炭硅质绢云板岩、含放射虫泥质硅质岩；4—砂质板岩、含炭砂质绢云板岩及变石英杂砂岩；5—钙质板岩及大理岩化灰岩；6—微层状变石英杂砂岩；7—黑色炭质绢云（凝灰质）板岩、大理岩化灰岩；8—变石英杂砂岩、含砾绢云板岩夹玄武质熔结角砾岩、凝灰岩等；9—蛇纹石化斜辉橄岩、橄榄岩；10—蛇纹石化斜辉橄榄岩及斜辉辉橄岩；11—片理化蛇纹岩；12—碳酸盐化硅化超基性岩；13—煌斑岩；14—花岗斑岩；15—玄武岩；16—蚀变基性岩；17—实测及推测断层；18—实测及推测地质界线；19—岩相界线；20—矿体及编号；21—完工见矿及未见矿孔

构造蚀变岩型金矿是北祁连山重要的金矿类型之一，即使以石英脉型金矿着称的小秦岭金矿（图 5-39），受剪切带控制的构造蚀变岩型金矿类型也是存在的，石英脉型金矿向下延伸往往由构造蚀变岩型金矿代替。从国内主要构造蚀变岩型金矿对比来看（表5 9），各种类型的构造蚀变岩型金矿其成矿背景、矿床特征及成矿条件均有异同点。但韧－脆性剪切构造作用的因素占有主导地位。特别是东天山晚古生代褶皱系康古尔金矿和三江褶皱系老王寨蛇绿混杂型金矿与研究区内火山岩地区的金矿比较相近（图5-40—图5 44）。从表5-9温、

表5-9国内典型构造蚀变岩型金矿特征对比表

据裴荣富等，1995；曾章仁等，1996；孙培基等，1996资料修编。

图5-44蛇绿岩混杂岩中构造蚀变岩金矿床模式图（据裴荣富，1995)

1—元古宙变质岩系；2—上古生界变质岩系；3—中生界（Mz）;4—超基性岩残块；5—火山凝灰质砂岩；6—砂板岩，7—碳酸盐岩；8—玄武岩，9—中—基性岩脉；10—含金石英脉；11—剪切带；12—金矿床（田）位置

压栏中考察，康古尔蚀变糜棱岩型金矿的成矿温度范围为140～310℃，众值范围为200～260℃，属中低温热液成矿产物。山东焦家金矿（200～280℃）、河南上官金矿（180～300℃）、广东河台金矿（125～600℃，众值200～250℃），小秦岭金矿（155～303℃），老王寨金矿虽未测温、压数据，但以矿石组合、蚀变岩类型判断，其成矿温度也不会高。据特征对比来推测，研究区内构造蚀变岩的金矿成矿温度仍应为中低温热液型。

在金矿多阶段成矿过程作用下，成矿物质及变质水、岩浆水、天水等多来源的混合热液和成矿类型的多成因等“三多”特征更为明显。除伴生型金矿具同生或同步成矿外，构造蚀变型金矿均具有后期叠加、改造的特征。

由于有关稳定同位素测试结果未到，使研究区金矿在成因上尚不能作出确切的判断，因此采取上述同类型金矿的特征对比，以求在研究区金矿研究中得到佐证。

Ⅳ 迁移的影响因素

元素发生迁移的根本原因是元素按照自身的发展规律不断地演化。元素演化的结果打破了原来的平衡，而各种元素在新的物理化学条件下又力求保持相对平衡。这种矛盾的发展，就是迁移的动力来源。由此可见，影响元素迁移因素有外因和内因，也就是元素本身的状态、组成和存在形式以及元素所存在的环境。

1.元素迁移的内因

1)元素的存在形式: 它影响着其活化转移的能力，显然呈气态的元素的活泼性要强于呈液态和固态的元素，呈吸附离子态的元素迁移能力要强于参与矿物晶格的元素。尤其是元素空间位置的明显变化，一般都要借助于气态或液态介质的搬运才能实现，甚至在固体状态发生的交代和变质作用，也有孔隙溶液的参加。

2)元素的地球化学亲和性: 它反映了元素在地质作用中的化学行为和存在形式，也决定了元素迁移的目标源。

3)原子的重力性质: 它是原子量大小的具体体现，主要决定了元素的位置，是在上还是在下、能否分离、分离状况如何等问题。在表生作用中，物质的搬运、沉积(沉积分异)以及在内生作用中，岩浆熔融体的结晶分异等都是由于元素重力性质不同造成的。

4)浓度: 它是影响元素迁移的物理化学因素之一，也是扩散作用产生的主导因素并将导致元素的富集与分散。

5)氧化还原电位: 它是衡量元素氧化还原能力的标准，它决定了元素离子价态的迁移能力。例如，一些变价元素(如 Fe，Mn，Co，Ni 等)的高价化合物易于水解，故这些元素的低离子较高价离子更易于迁移。

2.元素迁移的外因

1)化合物和矿物的性质: 元素组成的化合物和矿物的硬度、熔点、沸点和溶解度都将对元素的迁移产生较大的影响。如: 溶解度决定了元素进入溶液的难易程度，从而影响了元素的迁移能力。

2)化合物和晶体的能量性质: 化合物越稳定元素迁移能力越弱，晶格能不仅是衡量晶体内元素的稳定性，而且可以判断化学反应进行的方向和矿物从熔融体或溶液中晶出的顺序。

3)温度和压力: 温度决定元素及其化合物的物理状态，是呈气态、液态还是固态，元素构成的化合物溶解度的大小等，这些反过来又直接影响着元素的迁移能力，而压力的变化是引起气态和液态物质流动和渗透的直接原因。

4)酸碱度: 溶液酸碱度的变化不仅影响着氧化还原电位，而且也影响着化合物的溶解度。这也可影响元素的迁移能力。

正是内外因的影响，导致了元素迁移的复杂性和多样性，也造成了元素的富集与分散，从而决定了矿床的存在与否。

Ⅳ 试论述影响地理环境中化学元素迁移的因素

地理环境中化学元素迁移的因素，你的这个问题确实是个极度专业的问题。地理环境中的化学元素存在于各种地理环境要素中，例如土壤、岩石、大气、植被、动物以及地表和地下水中，这些元素的迁移的原因就是所有的地理环境过程的发展以及进行的过程，所以你的这个问题就涉及到地理环境的各种过程。因此，要解决你的这个问题就会写出许多的相关论文，至少是专家一级人才能回答，最好你给中国科学院地理科学与资源环境研究所的专家写信了解。

Ⅵ 元素的地球化学迁移

3.1.2.1 物质迁移的类型

在地球表层发生的物质迁移过程是可以直接观察的，地球深部物质的迁移虽然不能直接观察，但通过对地表地质现象的分析也可以得到某些认识。例如火山将岩浆喷出地表，可以确信岩浆在地下生成并具有较大的能量，由于地下深处的压力比地表大得多，当上部岩层出现了薄弱带时，深部的物质（特别是流体相）将会向上运移。

将物质的迁移按运移的营力和物质的存在形式进行分类，可以分为以下几种：

（1）化学和物理化学迁移——包括物质在硅酸盐熔体、水溶液和气相中的迁移，物质的质点较小，通常呈离子、分子或胶体；

（2）生物和生物化学迁移——物质的迁移与生物活动有关，如光合作用、生物还原（硫）作用等；

（3）机械迁移——元素的存在形式没有变化，物质以岩屑、矿物碎屑等形式迁移。

地球化学主要研究元素的化学和物理化学迁移。

3.1.2.2 元素地球化学迁移

当环境发生物理化学条件变化，使元素原来的存在形式变得不稳定时，为了与环境达到新的平衡，元素原来的存在形式自动解体，而结合成一种新的相对稳定的方式存在。当元素发生结合状态变化并伴随有元素的空间位移时，称元素发生了地球化学迁移。

元素的地球化学迁移过程包括了三个进程：首先是元素从原来固定（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，元素在介质中发生空间位移，在这一阶段元素的迁移形式可以发生变化，但不发生形成稳定固相的化学反应；最后，元素迁移到新的空间，由于物理化学条件的明显改变，元素在介质中的存在形式变得不稳定了，在新的环境、新的条件下元素形成新的稳定结合，即沉淀或结晶出新的矿物。

3.1.2.3 元素迁移的标志

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，如中酸性火成岩外围的碳酸盐岩石发生矽卡岩化时，原来的碳酸盐矿物（方解石、白云石）被新生成的硅酸盐矿物（石榴子石、辉石等）所替代，蚀变矿物的化学组成与原岩有明显的差异，岩石中硅、铝的原子数增加，同时镁、钙的原子数减少，指示碳酸盐岩石中发生了硅、铝的迁入和镁、钙的迁出。

（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）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。常用的定量计算方法有：①等体积计算法，本方法假定在元素迁移的前后岩石的体积没有发生明显的改变，但岩石的相对密度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，用岩石相对密度和元素在岩石中的质量分数计算各元素在单位体积岩石中的量，通过对比元素在迁移前后的量来确定其是否发生了迁移；②等阴离子计算，由于地壳中最主要的阴离子是氧，可以将各种阳离子都看成是与氧结合的，综合考虑与氧结合的阳离子的价态，阳离子和氧离子的比例一般为1∶1.6，因而计算时以160个氧（相当80～120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数目差异，来确定发生迁移的元素种类和迁移量。

（3）物理化学界面：从前述元素迁移的三个进程可知，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、土壤湿度界面等常常是元素发生（或终止）迁移的指示。

3.1.2.4 元素在水介质中迁移能力的影响因素

元素是否会发生迁移，首先与元素迁移前的存在形式有关，如果元素原来呈吸附状态，则容易发生迁移；若元素已进入到矿物晶格内部，形成了独立矿物或呈类质同象，则难迁移。晶体的化学键类型是影响晶格的稳定性的重要因素，离子键和分子键化合物由于易溶入水溶液，较易迁移；共价键和金属键化合物则较难迁移。元素的地球化学性质——如离子的电价、半径等，它们既决定了元素结合成化合物时的化学键性，又控制了元素在水溶液中的迁移形式，对元素在水介质中的稳定性有重要影响。除此之外，体系中相伴组分的类型和浓度、体系中物理化学强度参数的空间变化（浓度差、压力差、温度差等），以及环境的pH和Eh值变化，都会影响元素的迁移形式和迁移能力。

Ⅶ 影响元素迁移的外部条件

外部条件（外因）主要是指介质的地质和水文地球化学条件及环境因素。影响元素迁移的外因很多，而且往往综合作用于不同的水文地球化学系统，这些外部条件对每一具体地段的影响，可以是各不相同的，这就使得元素的迁移方式、迁移能力相差悬殊。主要的外部条件有：温度、压力、浓度、酸碱条件、氧化还原条件、有机物、胶体、水文地质条件和人为因素等。

（一）温度、压力及浓度对元素迁移的影响

温度对元素的迁移有很大影响，主要表现在三个方面：（1）影响元素和化合物的活性；（2）影响化学反应的速度和方向；（3）影响元素或化合物的溶解度。

压力对物质溶解度的影响比较小，但从地壳深部地下水质的形成来看，压力这个因素也是不可忽视的。一般说来，压力对矿物溶解度的影响表现在随压力增加而增加。压力主要是对气态物质的影响较大，如地下水中的游离O₂，其含量随深度增加（即压力增大）而减小。

在地下水中，各种组份的浓度梯度是引起物质沉淀－溶解作用、扩散作用及交替吸附作用的动力，即决定物质迁移能力的动力。根据质量作用定律，在一定温度、压力下，对任一可逆反应：

当反应达到平衡时，可求得平衡常数：

水文地球化学基础

如果体系中，某一组份浓度改变，则反应向着消除这一影响的方向进行。元素在地下水中形成络合物的程度也与元素在地下水中的浓度有关。从溶度积（K_so）规则同样可以说明溶液中难溶物质的浓度对元素迁移的影响。对一些溶解度小的盐来说，如溶液中增加相同离子的活度，则盐类溶解度降低（“同离子效应”）。

（二）酸碱条件对元素迁移的影响

元素在地下水中迁移的程度及其在地下水中的存在形式，与地下水的酸性条件（pH值）有关。pH值影响着化合物的溶解与沉淀、弱酸和弱碱的水解作用，金属离子的成络作用、吸附作用等。地下水的pH值一般在6.5—8.5之间。pH值的大小主要取决于溶质性质与数量、矿物的水解作用及生物作用等。自然界不同环境下，水的pH值有所不同，如表3-3所示。

表3-3不同环境水的pH值

1.pH值与金属氢氧化物沉淀的关系

地下水的pH值是控制金属氢氧化物Me（OH）_n沉淀的重要因素，一般，金属呈氢氧化物Me（OH）_n开始沉淀的pH值可按下式求得：

水文地球化学基础

式中：〔Meⁿ⁺〕——平衡时Meⁿ⁺离子的摩尔浓度（mol·L^-1）；

K_s——Me（OH）_n的溶度积；

K_w——水的离子积，K_w=10^-14;

n——金属离子Meⁿ⁺的电荷数。

如已知

，当〔Fe³⁺〕＝0.02mol·L^-1时，开始沉淀Fe（OH）₃的pH值为：

水文地球化学基础

一般情况下，Fe³⁺在水中的含量随pH值降低而增大，在碱性水中产生Fe（OH）₃的沉淀。

表3-4列出部分氢氧化物从水溶液中开始沉淀的pH值。从另一个角度看，表3-4也是氢氧化物沉淀发生溶解的pH值条件。

碱金属或碱土金属元素在一般地下水中的pH值范围内，不能形成氢氧化物沉淀。它们无论是形成阳离子（K⁺、Na⁺、Ca²⁺、Sr²⁺）或是形成络合物稳定性小的元素（Be等），在地下水正常pH值范围内（pH=6—8）都具有高的迁移性。

表3-4部分氢氧化物从溶液中沉淀的pH值（25℃） （据A.И.别列尔曼，1968）

图3-12一些主要氧化物溶解度与pH的关系（据南京大学《地球化学》修改）

图3-13SiO₂及CaCO₃的溶解度和介质的pH值关系

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

只有当pH＞8（碱性）时，Ni²⁺、Co²⁺、Zn²⁺、Ag⁺、Cd²⁺、Cu²⁺、Pb₂₊等离子才能形成氢氧化物沉淀，因此在自然界水体中，这些离子虽然浓度很低，但能随水迁移。

2.pH值与元素溶解度的关系

在溶液中，pH值的变化对于不同组份的溶解度将产生不同的影响（图3-12,3-13）。当溶液中pH值增大时，具有碱性及弱碱性的元素的化合物，其溶解度降低，如CaCO₃、Fe₂O₃（Fe₂O₃只在pH=2—3的溶液中存在，当pH=4—5时，就几乎全部析出）等；对于酸性元素的化合物来说，其溶解度随pH值增大而增大，如SiO₂、GeO₂；而两性元素如Al₂O₃溶于强酸性和强碱性溶液（即在强酸强碱条件下都能呈溶解态迁移），而在pH=4—9时是难溶的。P₂O₅的情况和Al₂O₃相似。

总体讲，碱性元素在酸性介质中易迁移，在碱性介质中易沉淀，酸性元素则相反。pH＜7时，Ca²⁺、S、P、Mn²⁺、Cu²⁺、Zn²⁺、Cr³⁺具有强迁移性；pH>7时，V⁵⁺、As、Cr⁶⁺、Se、Mo、W、Ge等元素迁移性强；Na、K、Cs、Cl、F、B、I、Br等在酸性或碱性溶液中都强烈迁移。

3.pH值与元素存在形式的关系

一些金属元素（如Cd、Pb、Hg、I、Zn等）、弱酸、弱碱及盐类的存在形式与pH值有很大关系。某些弱酸的存在形式与pH的关系，见图2-2,2-3。

另外，能同地下水中阴离子形成稳定络合物的许多成络元素，它们在酸性水中，元素的迁移形式呈简单的阳离子或同水中阴离子结合成络合物形式（

等）。在碱性水中，元素迁移的形式呈复杂的络合物（如

。这些元素在地下水的一般pH值（6—8）条件下，都具有强的迁移能力。

4.pH值与化合物水解的关系

化合物的水解作用与pH值有关。不同离子水解的pH值不同（图3-14），从而引起元素的迁移分异。

图3-14主要离子的水解谱（据阮天健、朱有光）

（三）氧化还原条件对元素迁移的影响

元素在氧化还原反应中伴随有电子的得失，导致离子的化学性的改变，化合物的溶解度也相应的改变，迁移形式也不同，从而影响元素的迁移。

1.K、Na、Ca等元素氧化后形成阳离子而不形成氢氧化物〔因为这些元素的Me（OH）_n溶度积较大〕，故在水中以单个阳离子状态广泛迁移。

2.氧化后生成的阳离子，在地下水中形成阴离子团，再与地下水中的阳离子等生成溶度积较大的盐，它们以阴离子团存在于地下水中进行迁移，如S^2-氧化成S⁶⁺形成的

，同水中的阳离子Zn²⁺生成ZnSO₄，其溶解度较ZnS的溶解度大大增加了。

3.一些离子氧化后

与碳酸生成稳定的络合物在地下水中进行迁移。如

，即：

，从而增强了铀的迁移。

与上述作用相反的情况，则不利于元素在水中迁移。

大部分变价元素，按在中性水中迁移的性质可分为两组（表3-5）。

表3-5部分变价元素不同价态时的迁移性能

地下水的氧化还原条件不仅能决定元素迁移的强弱，还可决定元素在地下水中存在形式。如在富氧的介质中，由于铁的氧化（Fe²⁺→Fe³⁺）和水形成一系列的氢氧化物：

，因为地下水在多数情况下为含氧且近中性，所以以上铁的氢氧化物中，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，如果没有达到

的溶度积，则以

的形式迁移，如果达到它的溶度积，则形成

的胶体迁移，甚至从溶液中沉淀出来。

氧化还原条件对元素迁移强度的影响很大。例如，表生带氧化环境和还原环境中元素迁移强度（用K_x表征）序列见表3-6。

将表3-6中两个半序列进行比较，便得出“迁移相对性”的概念，即同一元素在氧化与还原环境中迁移强度的差别。我们把同一元素在氧化与还原环境中的水迁移系数之比称为迁移相对性系数（C_x）（迁移的对比度），即，

可以看出，C_x值愈大，说明氧化还原条件对元素迁移影响越大，反之则小（表3-7）。由于元素在不同的氧化或还原环境中其迁移性能不同，故氧化还原环境对地下水成分的垂直分带具有一定的影响。

（四）有机物对元素迁移的影响

地下水中含有大量的有机物，它与元素形成的化合物形式是多种多样的，在地下水中元素呈有机络合物的形式迁移较为普遍。如Fe³⁺、Al³⁺、Cu²⁺、F^-、I^-、Br^-、B³⁺等元素，大多数情况下与有机酸结合成络合物形式，其溶解性增强、被吸附性减弱，从而加强了元素在地下水中的迁移。元素有机络合物愈稳定，则它们的迁移性愈强。有机物中的腐殖酸可与Cu、Pb、Zn、Ni、Co、Mo、V、Fe、Mn、Ti等许多金属离子形成金属－有机螯合物，这更利于元素的迁移。

植物遗体分解，溶于水后，使水呈酸性，而某些金属元素在酸性介质中迁移性增强，因此，这也利于某些金属元素的迁移。

表3-6表生带氧化环境和还原环境中元素迁移序列（据A.H.别列尔曼，1966）

表3-7Zn、Pt的迁移相对性系数（C_x）

另外，有机物的存在还间接地影响元素在地下水中的存在形式，改变阳离子价态，影响元素的迁移。

（五）胶体对元素迁移的影响

胶体有巨大的表面能，能吸附一定的反号离子，还可使离子发生交替吸附作用，因此，胶体对元素的迁移影响很大。

表3-8地下水中的常见胶体

地下水中常见的胶体可分为两类，即正胶体和负胶体（表3-8）。在自然界中，负胶体较正胶体分布要广泛得多。

胶体吸附现象在表生带表现较为突出，不同胶体对元素的吸附有选择性。负胶体一般吸附介质中的阳离子。例如：粘土矿物胶体吸附K⁺、Na⁺、Ca²⁺、Mg²⁺、Cu²+、Ni²⁺、CO²⁺、Ba²⁺、Zn²⁺、Pb²⁺、U、Ti等元素，腐殖质胶体吸附Mo、V、U、Co、Ni等元素。正胶体一般吸附介质中的阴离子，如FeO⁺胶体吸附V、P、As、Cr等元素（呈

络阴离子形式）。

吸附作用服从质量作用定律，水中阳离子浓度愈大，吸附作用越强。一般情况下，高价阳离子比低价阳离子被吸附的能力要强。但如果低价离子浓度大，也可以交替吸附高价阳离子。

胶体的吸附作用对于微量元素的富集同样也有很大的影响。例如，表生带广泛分布的胶体物质对铀迁移的影响主要表现在U⁴⁺及

易被粘土、有机物、淤泥、煤、泥炭、铁锰沉积、硫化物等胶体吸附，从而阻碍铀在地下水中的迁移。

（六）水文地质条件对元素迁移的影响

1.地层岩性对元素迁移的影响

地层的岩性对元素的迁移影响也较大。岩石的透水性是使岩石中的元素转入水中的先决条件。透水性好的岩石，能使地下水及大气降水自由通过，加速氧化作用，促进元素迁移。围岩的化学活性越大，越有利于元素的迁移。在自然界分布很广的碳酸盐类岩石，由于它在一定程度上能改变地下水的酸度，因此影响着金属元素的迁移。

2.水交替条件（径流条件）对元素迁移的影响

水交替条件（径流条件）的强弱对元素迁移影响较大。水交替强度与气候、地形及岩性有关。在气候湿润、地形切割强烈、岩石透水性好的山区，地下水交替强烈，岩石中的元素转移到水中的能力增强，元素在地下水中的迁移性也增强，但是，由于稀释作用，一般地下水中物质含量降低。在平原地区，尤其是细粒物质沉积区，由于水交替微弱，阻碍了元素的迁移，结果使地下水中物质含量增高，元素聚集。

地下径流量增大，可加速岩石及矿物的溶滤作用，使元素大量转入水中，但径流量增大，水量增多的结果往往导致物质含量降低。对深层水来说，水压（水头）及水的流速也是元素迁移的重要原因。

3.地下水的化学成分及矿化度对元素迁移的影响

地下水的化学成分及矿化度，反映了一定的地球化学环境，因此对元素的迁移影响较大。如地下水中O₂的含量随深度增加而减少。这样，在浅部由于O₂含量较多，氧化作用可使变价元素从低价转为高价，使化合物氧化为含氧化合物，使难溶化合物变为可溶化合物而转入水中。在深部缺氧的还原条件下，Fe³⁺还原成Fe²⁺，从而增加铁在水中的迁移。富含CO₂的地下水可溶蚀破坏碳酸盐岩石，使其化学成分转入水中。富含CH₄及H₂S的地下水易使低价元素迁移。

水的矿化度增高会引起盐类沉淀，对元素的迁移是不利的。

（七）人类活动对元素迁移的影响

人类活动常使地下水中化学元素发生改变，这方面的影响是不能忽视的。

1.由于矿石冶炼废水及矿山水的渗漏排放，使元素被分散到地下水中，发生元素的迁移。

2.大量的工业“三废”（废水、废气、废渣）、城市生活污水的排放，可改变地下水的化学成分。大量的金属元素及人工合成有机废物进入地下水中，将发生各种吸附、沉淀等物理化学及生物化学作用；由于人工回灌，不同化学成分的水产生简单的及复杂的混合作用，使化学元素发生改变；由于过量开采地下水，使地层中的环境发生变化，有些元素沉淀析出，有些则溶于地下水中。如北京市部分地区，随地下水开采强度增加，地下水硬度逐年升高。又如我国东北地区，当开采利用河谷地下水时，发现Fe、Mn离子在水中富集并难于处理，这都是人为因素使氧化还原条件及酸碱条件发生变化而引起的。

3.在农业灌溉中，由于灌水不当等原因可使土壤产生次生盐渍化。而洗盐排水可使原来土壤盐渍化脱盐淡化，这主要是由于Na⁺、Cl^-、Ca²⁺、

等元素的转移所致。

Ⅷ 自然环境怎么影响地表元素

水粒作用、区域地质背景与风化作用、水化学因素都会影响地表元素。

①在地理环境中，水以气态、液态、固态三种状态存在，而以液态为主。水在大气圈、岩石圈、水圈之间进行着不断的迁移循环，因此在地理环境中进行着以淋溶作用和淀积作用为主要内容的元素的水迁移过程。

②地理环境是生物有机体活动的场所，进行着以有机质的形成和分解为内容的物质生物循环过程。生物体的化学组成受地理环境条件的控制，而生物体的遗传性和生物循环本身又给地理环境中元素的迁移以巨大的影响。

③ 在地理环境中具有高低起伏的地貌条件，进行着以化学元素按地貌部位重分配和重组合为中心内容的物质地质循环过程。

④ 地理环境是人类生存的场所，进行着人类活动影响下的化学元素的迁移过程。人类对矿产资源的开发、利用，以及由工农业生产活动而引起的环境化学污染均属这类过程。