1、4地球不同圈層間的物質-能量交換地球各圈層之間的物質與能量狀態的差異，是圈層相互作用和物質能 量交換的動力。4. 1不同圈層的能量交換地球的熱傳導熱量總是從高溫區向低溫區傳遞的，在第三章我們討論了地球內部溫 度的分布狀況。地球內部的熱可以通過熱傳導、熱輻射、激子(輻射激發 的原子)、物質運動(如地下熱泉、火山活動、巖漿活動、以及地幔對流 等)幾種方式傳導到地球表面。物質運動傳導輸送的熱能就會和前三種熱 傳導方式總和的量級相當。熱流觀測地球的熱流值是通過大陸和海洋直接觀測和計算的。將大約10 m長 的巖芯管插入沉積物中，測定從海底釋放出來的熱，巖芯管一側的溫度計 則記錄下不同深度的溫度，將巖芯取

2、上來之后，可以測定沉積物的熱傳導 率，將熱傳導率乘以溫度梯度即得熱流值。大陸是將溫度計放置在鉆孔中 測得的。目前已成千上萬次地在不同的大陸和洋底測定了熱流值和地溫梯 度。并由此掌握了大陸和大洋，以及不同地區熱流的差異。一般估計，每 年從地球內部傳遞到地表的熱能大約8.37X 102。平均每平方厘米的地 表達6.28X10J，大概是每年通過地震釋放能量的100倍。大陸熱流：大陸殼最上部是花崗巖，花崗巖由于富含放射性元素，因而是最熱的 巖石。大陸熱流一部分來自地殼巖石中的放射性元素衰變產生的熱能，另 一部分來自深部地幔，兩者所占的比例，不同的構造區有所差別。如加拿 大地盾深部產生的熱流q值約2.9

3、3 X 10-6J / cm2 / s，而這個地區地表熱流 值q為3.77X10J/ cm2 / s。說明有1/ 4的熱流來自地殼，而3/4來自 深部地幔。而在盆地和年輕的活動山區，地表平均熱流值q約為8.37X 10-6J / cm2 / s，其中5.86X10J/cm2/s由深部地幔提供。這個年輕活動 區年齡為065X 106年，總熱流值是古老地盾區的兩倍。約70%熱流來 自地幔深部。地質學家推測上升的熱對流柱位于盆地和年輕山脈之下，這 里有熱異常、地殼比較薄、火山作用及地震頻繁等釋放能量的構造運動。對于大陸而言，各種不同年齡的構造區，熱流值有所差別，通常古老 的穩定區熱流值較低，年輕的活

4、動區熱流值較高。但總體上看，大陸平均 熱流值為 5.86X10J/cm2/s。海底熱流:同大陸相比，海底要年輕得多。海低熱流值的觀測發現，和大陸一樣， 熱流值與地質特征關系密切。在近5X106年內形成的大洋中脊熱流值大于 1.26X10-J/ cm2 /s,在50百萬100百萬年年齡的海底洋盆熱流值約 5.86X10J/ cm2 / s,年齡大于125百萬年的海底熱流值小于5.07X10J / cm2 / s。海底熱流值隨年齡增加而減少，說明了海底巖石圈的冷卻過程。 即從大洋中脊產生較熱的巖石圈，向兩側逐漸推向遠離中脊的海溝，溫度 逐漸冷卻，冷卻了的巖石圈在海溝處向下俯沖回到地幔中，地球物理學

5、家 認為這種對流形式約占地球總熱流值的60%，是地球冷卻的主要方式。4. 2不同圈層的物質交換地球不同圈層之間的物質交換有多種方式，最主要的是地球的物質循 環過程和元素的遷移過程。地殼-地幔物質循環地球最大規模的物質循環是與板塊運動分不開的，沿地幔熱柱上升的 玄武巖熔漿從大洋中脊涌出并冷卻形成的洋殼，并在海溝處因俯沖作用被 插入大陸巖石圈之下的軟流圈，在地幔軟流圈被加熱并熔融，與地幔物質 混合后重新加入地幔的對流循環。這部分內容將在第五章1. 4節中詳細 介紹。巖漿-射氣作用引起的地幔-地殼-水-大氣的物質交換，幔源巖漿上升 到地殼淺部或溢出地表并伴隨氣水的噴射，使地幔物質向地殼、水圈和大 氣

6、圈遷移。另一方面，巖石在地殼內部也可以因地殼運動或放射性聚熱而 熔融，轉變為巖漿，導致地殼內部的物質分異。巖漿冷卻凝固形成的巖石上升到地表后，受風化作用而溶解、破碎呈 溶液、碎屑，被水流、風搬運到湖泊、海洋沉積下來，隨著地殼的下沉， 在地殼深部壓實形成巖石，或者隨著洋殼俯沖到地幔軟流圈加熱熔融，重 新加入地幔的對流循環(圖4-9)。囹4T三大巖類的物質循環KI自艾獻T）上述各種地質作用都引起殼-幔之間物質與元素的大規模的遷移和重 新分配。（2）海底熱泉海底存在許多因大洋中脊擴張而形成的裂隙，冰冷的海水沿裂隙下滲 到幾公里深處。當下滲海水遇到熱的玄武巖時就會受熱膨脹上升，形成富 含從玄武巖中溶解

7、的礦物質和氣體的熱泉從海底涌出。這已為各大洋中脊 觀察到的熱泉口所證實，熱泉有兩種形式：一種是在裂谷地帶以攝氏十幾 度的泉水從裂隙流出；另一種以350C 土的高溫從海底熱泉口噴出，在噴 口周圍沉積了大量硫化物礦物質，是一種重要的海底熱液成礦作用。在方 圓數千米的熱泉口周圍溫水中生活著有蠕蟲類、蛤、蟹等組成生物群落， 它們以細菌類為食，而這些細菌類卻以熱泉水中的硫化物、二氧化硫及氧 中吸收能量（見第五章圖5-21）。4. 3地殼-地幔的元素遷移和富集地球上部圈層除元素通過流體（巖漿）遷移外，最常見和研究得最多 的地球化學作用是含水流體與礦物巖石間的化學反應，被稱為水-巖相互 作用。從反應性質來看

8、，水-巖相互作用包括溶解、沉淀、吸附和離子交 換，以及氧化、還原等化學過程。（1）流體作用和地球化學循環地球表層的含水流體可以來自大氣降水、大洋水、巖漿水、變質水、 同生水和初生水等。水是一種偶極性分子，具有沸點低、易揮發，溶解能 力強，流動性大等特點。礦物的溶解作用：水的偶極性使其具有很高的介電常數而成為各種礦 物的溶劑。水是弱電解質，其電離方程為：HO=H+OH-。當H+、OH-與礦物2反應，兩者濃度發生變化使水溶液具有酸(或堿)性。弱堿性弱電解質礦 物可以溶解于酸性水溶液中，弱酸性弱電解質礦物可以溶解于堿性水溶液 中。具有離子鍵的礦物屬于電解質，有較高的溶解度，具有共價鍵和金屬 鍵的礦物

9、溶解度較低。自然界中水呈弱酸或弱堿性，主要受兩類溶解質的 控制：當水溶液中溶解的是酸性物質，如CO、HO、SO、HCl、HF等，它 們會增加水中H+的濃度，使溶液呈酸性；如水溶液中溶解的是堿性元素， 如K+、Na+、Ca2+. Mg2+等，它們會增加水中OH一的濃度，導致溶液呈堿性。 自然體系是一種開放體系，水中同時溶解兩種不同的電解質、不同成因水 的混合、或水溶液的稀釋等使天然水的酸堿度趨于中性，因此自然界水溶 液的pH值基本上在49的范圍內變化。地球表層的元素在上述含水流體 的作用下發生不同程度的活化，并隨流體遷移。元素的活化和遷移對于地球元素的遷移而言，流體的運動是十分關鍵的。地表和深部

10、均 存在著水的循環。地表水或大洋水沿構造斷裂或與礦物結合經深埋或構造 運動帶入深部，在高溫條件下被釋放，然后上升返回地表。此外，流體也 可以因巖漿熱引起的熱對流和構造壓力差而運動，并且總是從高溫區向低 溫區、從高壓區向低壓區流動。近30年來雙擴散對流理論受到廣泛重視。雙擴散對流是指擴散和對 流兩者的耦合過程。地球內部流體是多組分流體，它通過熱擴散和物質擴 散引起流體的運動。當它們的運動方向相反時就會產生雙擴散對流。雙擴 散對流對成礦元素的運移有重要意義。元素的沉淀和富集大量的實際觀測表明成礦溶液大部分是一種鹽水溶液，被稱為熱水或 熱鹵水，總鹽度達0.0n40wt%。主要成分為K+、Na+、Ca

11、2+、 崛吃ci，呷-等，其他組分濃度變化較大金屬離子的濃度 為nnx100X10_6。如果水流經膏鹽地層后變成高鹽度的鹵水，可以使溶 液中金屬離子的濃度升高。成礦元素在熱液中絕大多數呈可溶性絡合物被 搬運。當溫度、壓力降低，pH、Eh值改變，或與巖石發生交代作用時， 可以使成礦元素發生沉淀(成礦)。4. 4地殼表層元素的遷移和富集地幔-地殼元素遷移與礦產形成關系密切，而地殼表層元素遷移與人 類生存發展關系密切，尤其有害元素遷移富集對環境污染關系密切。地表 環境的特征是常溫、常壓，與大氣圈直接接觸和大量水介質的存在，并且 有生物和有機質的參與。因此，那些在高溫高壓條件下穩定的元素在地表 環境中

12、特別活躍。（1）元素的活化和遷移元素在表殼的遷移和富集取決于化合物在水中的存在形式；水溶液的 酸堿度（pH值）、氧化還原電位（Eh值）；締合離子和絡離子的類型。 Na、K、Ca、Rb、Cs、Sr等元素溶解于天然水體中，一般不發生沉淀。化合物在水中的存在形式鹽類化合物溶解于水中可呈中性分子，也可呈離子狀態，化合物在水 中離解成什么離子，取決于元素的性質，如離子的電價、半徑、電位及其 電負性等。電價低半徑大的陽離子（堿金屬、堿土金屬）在水中爭奪O2- 的能力比H+弱，它們的鹽類和氧合物在水中溶解后，其陽離子都呈自由陽 離子。相反電價高半徑小的陽離子（B3+、C4,、N5,、Si ,、P5,、S6+

13、等）爭奪O2- 的能力比H,大得多。因此可以與O2一結合成穩定的酸根 3、河伏等*因而，在水中呈酸根離子團？水溶液的酸堿度水溶液的酸堿度（pH值）對元素在水中的存在狀態及遷移有重大影 響，天然水的pH值在49之間，只有極特殊的情況下，pH值才會超出 此范圍，如火山湖pH值V4,沙漠土壤中硫酸水pH值可達1，而干旱的 堿性土壤水pH值可達10。金屬元素的氫氧化物在水中的活化遷移和沉淀受溶液酸堿度的控制。 通常隨元素陽離子電價增高，半徑縮小及電負性增大其氫氧化物的溶度積 迅速降低。因此，只有在強酸性條件下這些金屬元素才易于活化、遷移， 當 pH 值V6 時，Ca、Sr、Sa、Ra、Cu、Zn、Cd

14、、C%、Mn2+. Ni2+易活化遷 移。相反，酸性氧化物，如SiO隨水溶液的堿性增高而溶解度增大。當 pH值N8時，Cr6,、Se6,、M、V2,、As肝易活化遷移。中（兩）性氧化物， 如Al O則在強酸強堿的水溶液中溶解度增高。23氧化還原電位在自然界中能自動發生的化學反應都以體系內向著自由能降低的方 向進行的，即電位高的發生還原；電位低的發生氧化。許多反應還同時受 pH值的控制。氧化還原電位（Eh值）對金屬元素遷移有很大影響，天然 水中（如雨水、河水、表層海水）以高Eh值為特征，在堿性溶液中，呈 高價態的元素（V、As、Cr、Mo、Se）都將發生強烈的活化。而在還原條 件下，有兩種情況：

15、不含HS和富含HS的還原環境。在不含HS的還原 環境，無論是堿性還是酸性條件，Fe2+、Mn2+等元素都具有極強的活化遷移 能力；在富含HS的還原環境則不利于這些元素的遷移，而有利于它們的2沉淀富集。除此之外在天然水中還可以絡離子或有機絡離子的形式遷移。(2)重金屬元素在水中的遷移重金屬元素主要是指汞、鎘、鉛、銘以及類金屬砷等毒性大的元素， 它可以來自礦床開采，使含有重金屬元素的礦物從地下深處暴露出地表， 或者通過工業加工過程排放到土壤、大氣或水中。即使其含量均小于 0.1%，但污染的危害程度卻十分顯著，表現為對生物明顯的毒性效應。 重金屬元素在水中以機械的、物理化學的和生物的方式發生遷移。機

16、械遷 移是指重金屬以溶解態或顆粒態遷移；物理化學遷移是指重金屬以離子、 絡離子或可溶性分子在水中以物理化學的方式遷移；生物遷移是指重金屬 在生物體的新陳代謝、生長、死亡以及食物鏈等方式遷移。元素的富集一一地球化學障地球化學屏障是元素遷移過程中的一種特殊的現象，當元素遷移到某 處，環境的物理化學條件發生改變，可使元素從活化遷移狀態轉化為靜止 狀態，并使元素富集。許多大型、超大型礦床都與地球化學急劇轉變帶有 關。地球化學障有氧化還原障、酸堿性屏障、生物屏障、吸附屏障和蒸發 屏障等。氧化障在還原環境被遷移的元素驟然轉化為氧化環境時會發生沉淀 和富集，如富含HS的溫泉溢出地表被氧化為硫磺，富集和堆積在

17、泉口。 一2、- 、八 氧化屏障可導致Fe、Mn、Co、S、Sr、Ba等元素的沉淀和富集。還原障在氧化條件下遷移的元素(如V、As、Cr、Mo、Se、Co、Ni、 Cd、Au等)驟然轉化為還原環境可發生沉淀和富集；而Fe、Cu、Pb、Zn、 Ag、Hg、Cd、U等元素遷移中遇到富含HS的還原水，形成金屬硫化物礦 物。2酸性屏障 在酸性條件下S0形成沉淀，當pH5時，Fe%、AL,、 C03+、C%、Bi3+、Sn2+、Th4+、Zf、Ti4+、Sb3+、SC3+等元素離子易形成沉淀和 富集。堿性屏障通過硫化礦床或超基性巖的酸性水帶有豐富的金屬離子， 當它流經石灰巖地層時，水的pH值顯著提高，使

18、Ca、Mg、Fe、Mn、Cu、 Pb、Zn、Sr、V、Cr、Co、Ni、Cd等元素沉淀和富集。蒸發屏障在干旱地區，強烈的蒸發作用引起土壤的鹽堿化，大量的 K、Na、Ca、Mg的硫酸鹽、碳酸鹽和氯化物沉淀，還可富集F、I、B、Sr、 Mo等微量元素。生物屏障生物對某些元素有富集作用，許多植物對Cu、Pb、Zn、Fe、 Ti、Ga、Ge、As、Se、F有富集作用，如銅草對Cu的富集，硅藻對SiO 的富集。煤(古代森林)灰中富含Ga、Ge、S、As、Se、F等元素。現代 林區的土壤中富含Cu、Pb、Zn、Fe、Ti等元素。放射性元素通過地表、大氣層核爆試驗及核電站和核能研究排放廢 物、廢液進入土壤，

19、如S、C37，它門被土壤中的無機膠體吸附，也可吸附屏障土壤、河湖底部的粘土等對元素有極強的吸附能力，如吸附 Na、 K、 Mg、 Ca、 Pt、 Au、 Ag、 Hg、 V、 Cu、 Ni、 Co、 Ba、 Zn、 Pb、 Ti 等 元素，使水中的一些對生物有毒害作用的元素，如Hg、Cd、Pb、Ti等得 到凈化。此外水溶液中的各種膠體對元素也有選擇性的吸附，如硅酸鹽溶 膠易吸附Cu、Co。氫氧化錳易吸附Li、Cu、Ni、Co、Zn、Ra、Ba、W、Ag、 Au、Ti等元素。土壤對化學農藥還有降解和吸附作用使其凈化。4. 5礦床與潘多拉魔盒地殼中的元素豐度迄今為止人類所利用的天然元素幾乎都來自地

20、殼的表層。人類活動 (如超深鉆)目前可能到達的最大深度也只有13km。而礦床開采還要淺， 最深的石油開采也只有4000多米。其他固體礦床就更淺。我們常用的大 部分元素的含量在地殼的大部分地方大都接近于該元素的地殼平均豐度， 說明它們有均一化的趨勢。地殼中元素平均豐度是指某一元素在地殼中的平均重量百分含量，稱 為克拉克值。它是根據對所有巖石類型進行大量化學分析所測得的結果， 經過加權平均計算出來的。元素克拉克值反映了地殼的平均化學成分，也是微量元素在地殼某些 地方中集中或分散程度的標準。礦床的概念地殼中存在著人類需要的各種元素。但是人類真正能夠利用的，除了 少數可以用作建筑材料的巖石之外，大多數

21、巖石并不能用于提煉人類所需 要的各種元素。這是因為我們所需要的元素，在多數的巖石中含量太低了， 以致于將它們開采出來并進行提煉，所付出的遠遠超過所得，在經濟上是 極不合算的。因此地質學家們要尋找出一種巖石，某種有經濟價值的元素 能夠濃集到這樣的程度，即將它開采和提煉出來所得到的價值比開采和提 煉它們所付出的費用要高得多，只有這種巖石，才具有經濟價值。我們就 把這種比地殼中元素豐度要大得多的巖石稱為礦床。不同的元素要成為礦床其濃集程度差別很大，在不同的國家也有所差 別。有的只需濃集到比地殼中該元素豐度的幾倍就足于成為礦床，有的則 需要濃集幾百至十萬倍才成為礦床表4-2是幾種可供開采的主要的金屬 元素的濃集系數。表42成曠金建克素的濃集系教元素地殼豐度宮集系數元素地殼豐度富集系數元素地殼豐度富集系數鋁 S.04蝶 0.0072150鉛 0.00010：000敬510辭 0.0082300金 0.0000002： 4000桐 0 0055 S0r 100曲 0.000161200汞 0.000002100000元素富集系數=曠床中的元素豐度丁地殼中元索豐度這樣一來，礦床在地殼中不僅是十分特殊的巖石，而且是罕見的，為 數不多