下面，我将用我自己的方式来解释元素迁移技能搭配推荐阵容的问题，希望我的回答能够对大家有所帮助。让我们开始讨论一下元素迁移技能搭配推荐阵容的话题。

形成金矿床的决定因素是金以何种方式从岩石中被活化、萃取出来，被热液搬运，并随后在适当地方沉淀富集。

太古宙变质岩系的叠加作用和变质作用，以及新元古代玲珑超单元的形成，对于胶东地区金从岩石中活化转移到变质热液、深熔岩浆热液中起了重大作用。这些热液从深处向地表运移时，在有利地段可形成金矿点。中生代时，郭家岭超单元形成，区域上由于太平洋板块向欧亚板块的俯冲挤压和幔源岩浆侵位，在区内产生高热流体，加上断裂作用释放的巨大能量转换为热量，引起深部岩石的重熔（包括玲珑超单元的花岗岩的受热改造和与之有关的伟晶岩、煌斑岩脉的生成）。这时岩体就像一个热泵，引起周围和深部热液沿其裂隙对流循环，继续从岩体和围岩中淋滤、富集金等成矿元素。随着本区地壳不断隆起和剥蚀，在近地表的胶东岩群变质岩系和玲珑超单元的花岗岩中，产生压力降，溶解有金等成矿元素的热液流向地表，并与沿裂隙循环的雨水和地下水发生混合，最后在有利的构造部位金沉淀富集成矿。

研究表明，在氧化电位很低的条件下，如果温度低于350℃，金主要呈硫化氢络合物搬运，这种络合物的稳定性在很大程度上取决于pH值，在中温中深热液金矿的近中性、中碱性NaCl-H2O-CO2流体中，主要络合物为[Au（HS2）]－，在温度高达300～350℃、pH值近中性时，[AuHS]°类可以变得更为重要。在300～350℃的高FO2流体中可以发生氯化物络合作用，在较低的温度下，氯化物络合作用似乎不能使Au有很大的活动性。由此可知，在早期的高温（350℃）条件下，硫主要呈H2S气体形式存在，Au呈硫络合物形式迁移的可能性极小，主要呈氯的络合物，如[AuCl2][AuCl4]－等形式存在，随着热液的迁移，温度降低（<350℃）,Au转为以[Au S2]－和[AuS2]3－、[Au（HS）2]－,[Au（HS）2S]2－等形式搬运为主，它们与热液中的碱质，主要是钾和钠组成各种络合物进行迁移。在热液向低能扩容带迁移过程中，由于发生钾化，而消耗了大量的钾，热液由弱碱性变为中性－弱酸性。金络合物由于温度的降低和p H值的改变而变得不稳定，发生离解：

胶东金矿地质

其中释放出的S2-离子与围岩和热液中的Fe、Cu、Pb、Zn等结合形成黄铁矿、磁黄铁矿、方铅矿、黄铜矿、闪锌矿等硫化物，从而形成了目前所见的多金属硫化物中的粒间金和包体金。裂隙金的形成是由于含金热液的多期次活动造成的，裂隙金的形成晚于多金属硫化物，是在另一个物理化学环境下沉淀的。

元素迁移的方式

元素迁移的方式是多种多样的，这是由于元素本身状态与其所存在环境的复杂多样性所决定的。据物质运动的形式，元素的迁移大致可划分为以下三类。

1.化学及物理化学迁移

◎硅酸盐熔体迁移：在岩浆作用和超变质作用下，元素主要以硅酸盐熔体的形式参与迁移，其中元素可能直接参与硅酸盐晶体的构建或以赋存形式伴随着硅酸盐熔体的迁移而迁移。例如：贝加尔湖地区基性岩和超基性岩中熔离型铜-镍矿床的原生晕，其中Ni，Co，Cu和Ti含量离矿体越近含量越高，在垂直方向上可延伸几十米，个别情况下达140m。这反映了元素随硅酸盐熔体迁移的情况。

◎水及水溶液迁移：在热液作用中以及水圈内，元素在热液中呈离子、原子和分子状态存在，而主要以配离子的形式进行迁移，在此迁移过程主要以扩散作用、渗透作用和气相运移。

◎气体迁移：在火山或热液氧化以及大气圈环境中，元素多以气体状态发生迁移。

2.机械迁移

机械迁移是指元素组成的固态物质在外力作用下，以机械运动形式进行迁移的方式，主要见于表生地质作用中。此迁移过程常常只是元素空间位置的变更，较少涉及元素形态上的变化。

3.生物迁移

生物迁移是由于生物的迁移或吸附作用导致元素的迁移。某些地区植物金属含量的异常常常指示地下矿床的存在就是生物地球化学迁移的反映。

元素的迁移按物质运动形式，可以分为上述三类，但应注意自然界中迁移方式并没有绝对界限，常常是一种迁移方式中伴随着其他的迁移方式。

元素迁移作用实例

地壳中元素赋存状态受环境物理化学条件制约。地质作用中形成的矿物和岩石,当环境改变时,则变得不稳定,它们会自发地产生变化与环境达成新的平衡。这一过程中元素原来的结合方式解体,重新组合和分配,如果在转变过程中形成活动态还将发生空间上的位移。

实例1 锡石-石英脉型及锡石-硫化物型热液矿床地球化学研究

巴尔苏科夫 (В.Л.Борсусов,1968)对苏联某锡石-石英脉型及锡石-硫化物型热液矿床的地球化学研究就是研究元素地球化学迁移的一个范例。

(1)花岗岩中锡的活化

两类锡矿床都与花岗岩密切相关 (图4-2),含矿花岗岩中的锡含量高出锡在酸性岩中克拉克值的4～5 倍,达 (16～30)×10-6 ,常见为 (18～20)×10-6;而不含矿的花岗岩含锡量为 (3～5)×10-6。花岗岩中 80%～100%的锡集中于黑云母中,石英、长石实际上不含锡。锡在黑云母中的含量相当均匀,变化于 (80～400)×10-6。显微镜下观察黑云母未发现锡石的颗粒;将黑云母单矿物研细到200～300目,用碘甲烷提取,离心机分离,经分析证明,处理前后的黑云母锡的含量未有变化,从而证明了锡是以类质同象形式进入黑云母晶格,而不是独立的微细粒的锡石。类质同象置换以下列方式进行:

Li++Sn4+→Mg2++Fe3+

图4-2 苏联某锡石 石英脉型矿床不同标高锡的含量曲线 (a)及垂直分带示意图(b)

(据赵伦山等,1988)

Ⅰ～Ⅳ—矿体不同部位Sn的含量曲线。1—第四系覆盖层;2—黑云母花岗岩;3—石英脉;4—锡矿体;5—云英岩化带;6—钠长石化、白云母化花岗岩

在锡石-石英脉发育地段,花岗岩遭受强烈的岩浆期后自变质作用,主要为长石的钠长石化和黑云母的白云母化。蚀变后的二云母花岗岩含锡为 12×10-6,大大低于未受自变质作用的黑云母花岗岩 (平均27×10-6 )。白云母锡含量也低于黑云母。对白云母的细粉末作离心分离试验时,证明其中含有少量微细颗粒锡石。事实证明,在白云母化过程中包含于黑云母中的锡被从晶格中活化,一部分形成锡石颗粒保留于白云母矿物微裂隙中,另一部分则被溶液带走。巴尔苏科夫认为,黑云母的白云母化实质是三价离子 Al3+和Fe3+代替六次配位的Mg2+和Fe2+,交代作用的同时锡被排出晶格。锡在白云母化过程中被带出导致了锡石-石英矿脉下部花岗岩中锡的负异常,如图4-2a所示。花岗岩中大量的锡被浸滤带出,进入蚀变溶液,据计算每立方米的白云母化花岗岩带出锡 10～60g,这便是形成锡石-石英脉的锡的来源。

(2)锡石-石英脉型矿床分带结构

如图4-2b 上部含矿带在脉的两侧对称地发育云英岩化,向外很短距离内就过渡到未蚀变的黑云母花岗岩。在脉旁云英岩中出现锡石、萤石及黄玉。向下云英岩蚀变带的厚度收缩,但是钠长石化和白云母化带的厚度增大。锡伴随这种分带而分布:在上部带中,锡在脉旁云英岩中的含量为 (30～207)×10-6 ,远离脉壁逐渐下降;在中下部带中,锡在脉旁有个狭窄的迁出带;在最下面带中,出现锡的强烈迁出带,即负异常带,见图4-2a。在综合分析上述资料的基础上,巴尔苏科夫认为,在富集锡方面起主要作用的是岩浆期后自变质作用。

(3)锡的搬运和沉淀

深部花岗岩的钠长石化和白云母化表明自变质溶液早期是富钠的并具碱性;锡石-石英脉以及云英岩中的萤石(CaF2)、黄玉(Al2[SiO4](F,OH)2)等反映了氟对锡的搬运作用。氟的活动以及云英岩化作用中的Ca、Mg、K等的淋滤表明在锡石沉淀时,热液的pH 值已有所下降。

根据矿物气液包裹体的化学成分测定结果,锡石沉淀时热液含有大量的 F、Na、K、Ca、Cl、 等成分(含F-达2.85g/L)。均一法测得锡石的形成温度为250～300℃,而溶液的pH 值<6～8.3。为了证实F对Sn的搬运作用,及可能的氟锡络合物的化学性质,巴尔苏科夫进行了成矿过程模拟实验。配制了与气液包裹体成分相近的实验溶液,在含氟的钠-钾-氯化物溶液中,当温度达 300℃,压力为 500×105 Pa 及 pH=7～10 的范围内,在同时存在重碳酸离子、硼酸离子和二氧化硅的情况下,锡形成稳定的 [Sn (F6-x,OHx)]2-型氟-氢氧络离子。式中x值取决于溶液的pH值,它随pH值的增加而增大,同时还证明当pH 值下降到 7.5～8.0 时,络离子水解,Sn 则呈锡石析出,同时形成 HF。实验所得Na2 [Sn (F6-x,OH)]络合物的形成、稳定和分解的条件同分析矿床形成过程的物理化学条件基本吻合。过程中成矿溶液由碱性逐渐中和,络合物分解释放出来的 HF与其他组分作用形成含氟矿物。

(4)锡成矿模型

巴尔苏科夫指出,富Na和F的碱性岩浆期后溶液由深部沿裂隙向上运移,使花岗岩发生自变质作用,长石钠长石化,黑云母白云母化,黑云母晶格中的Sn被活化。Sn进入溶液形成Na2 [Sn (F6-x,OHx)]络合物向上运移,此时溶液具碱性,络合物是稳定的。黑云母被白云母交代的同时释放出了Fe2+和Mg2+,它们与溶液中的 B、SiO2、As、S 结合形成电气石和毒砂。

含有Na2 [Sn (F6-x,OHx)]的溶液继续上升,经钠长石化,溶液中 Na 的浓度降低,溶液pH 值下降。当溶液变为弱碱性至中性时,氟锡络合物变得不稳定,通过高温水解作用形成锡石和游离 HF:

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这将引起热液的迅速酸化,酸性溶液作用于上部花岗岩,导致碱金属的淋滤带出形成云英岩:

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HF与围岩的Ca作用形成萤石。

这样,巴尔苏科夫系统地说明了锡在深部带出和在上部的集中,解释了矿脉及蚀变的垂直分带,各带的矿物组合及锡在矿脉两侧的分配。

实例2 红土风化壳中自然金形成机理

众所周知,世界上许多地方包括巴西、西非以及西澳在内的红土风化壳上部成壤表层都有呈多种形式产出的自然金,从大的滚圆状天然金 (nugget-like)颗粒,到裂隙和节理中的树枝状金,再到孔隙空间中的微小晶体。在西澳的 Yilgarn 克拉通,回收红土剖面中的金是一主要的采金活动,偶尔还可发现一些质量超过1kg的块金。然而,这些环境中原生来源金中富含银 (严格说是含5%～10%Ag、少量Hg及其他杂质的银金矿)。富集在红土剖面中的金得到了化学纯化。概因风化壳中大气降水渗流致使元素的活动性产生差异导致Au、Ag发生了分离。只有在近地表非常特殊的条件下Au和Ag才会发生分离(Robb,2005)。

(1)金存在的表生环境

对西澳地区近地表红土环境中地下水的研究表明,地下水呈酸性 (pH<5)和氧化特征,受海水对降雨的影响具有低到中等的盐度。随深度增加,地下水pH 值增大,水的碱性增强。而随Fe3+/Fe2+比值降低地下水也变得更为还原 (图4-3)。

图4-3 典型红土剖面中Au和Ag重新分布的性质和特征

(据Robb,2005)

插图表示了两种机理,通过这样的机理,一个原生 Au-Ag合金颗粒将在红土化过程中被破坏,Ag偏向于被除去

(2)主要的控制反应体系

红土化过程主要受随地下水与风化壳反应和铁被氧化的水解作用控制。两种反应反映了过程的性质。以下反应描述了风化壳下部接近基岩部分黄铁矿等硫化物被水解破坏和形成氢离子的过程:

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下述反应表明潜水面附近二价铁被氧化形成含铁表土中针铁矿的过程:

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上述过程是红土化中的主控化学反应,可以解释为什么这样的环境中地下水呈酸性的原因。酸性基岩形成的红土比基性基岩上形成的红土酸性更强,后者的pH 值被蚀变形成的重碳酸盐离子缓冲。

(3)来自实验研究的证据

Cloke and Kelly (1964)的研究证明,在低pH、高Eh 和存在含Cl-的环境中,表生条件下的Au能呈 络合物进入溶液(图4-4),然而Au的溶解仅出现在有自由氧存在而使Fe2+完全被氧化的高Eh 环境中。相比之下,在还原性更强环境中,与 Au 相比,以几种络合物如AgCl (最稳定)、 或 等形式存在的Ag则更容易进入溶液。因此在更宽广的表生环境中,Au-Ag合金颗粒中的Ag更可能被淋滤而流失。

图4-4 与河水或湖水有关红土剖面的E h-pH 图解

(据Robb,2005)

表示 Au、Ag、Pt和Pd氯化物络合物的氧化还原电位和稳定性,以及控制它们溶解度的Eh 值范围

(4)红土剖面中金再富集的地球化学模型

根据Au和Ag所呈现的氯化物物种和典型红土剖面的Eh-pH条件,显然,在潜水面上部近地表风化壳的酸性氧化和中等盐度条件下,原生 Au-Ag 合金颗粒易于溶解。Mann (1984)的研究表明,金颗粒的破坏与Au和Ag的溶解,实际上产生于Au-Ag合金被铁的氢氧化物 (如针铁矿)替代的过程中。然而针铁矿本身也含有细小颗粒的高纯度金,表明Au以针铁矿形式迅速发生了再沉淀,而 Ag 则保留在溶液中并被迁移带走。因为金的高溶解度只能在高Eh 条件下才能维持,只要弱还原条件下Eh 有略微的减小,Au就会发生沉淀。如下列反应所示:

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溶解度降低和金的沉淀归因于流体与更为还原的风化壳的反应。当处于潜水面之下时,还原风化壳中的Fe2+和Mn2+含量随深度增加而升高。这是由于氧化还原反应控制了该环境中金的沉淀,这也解释了金与针铁矿和水锰矿的共生组合关系。而在金沉淀的同时,银则作为AgCl保留在溶液中并被搬运离开金沉淀位置。]]

需要强调的是,氯化物配位体在促进金和银溶解的效率方面特别适用于像西澳这样干旱环境中的红土地区。而在湿润的赤道地区,因高降雨量的稀释效应和其他化合物的存在,氯化物离子活动能力降低,而腐殖酸和富里酸等对金的溶解可能起到更加重要的作用。

元素迁移的化学模型

由上述实例可见,元素的迁移过程常常包含几个环节、几种作用机制,它们之间是互相制约的,每一个环节的作用机制都可以用代表性化学反应来表述。

实例1 中锡矿床形成中Sn的活化机制是花岗岩中黑云母的白云母化,其反应方程为

含Sn黑云母+K+→白云母+Sn4++ (Mg,Fe)2+

Sn4+在含矿溶液中络合迁移及水解沉淀可用下式表示

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两个反应方程概略地说明了Sn从活化到迁移沉淀的基本化学过程及其所反映的地质因素。

实例2 中潜水面附近二价铁被氧化形成含铁表土中针铁矿的过程:

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上述两个实例的化学反应体系可以称为元素迁移的化学模型。虽然只是定性 (或半定量)地说明迁移的性质,但却是最基本的作用机制,是进一步深入进行研究的必要前提。

元素迁移化学模型的研究方法可以归纳如下:

(1)观察元素迁移的方法

确定元素发生迁移 首先应测定元素在空间、时间和不同成因介质中含量的变化,如图4-2a中Sn在深部围岩中的负异常说明Sn被活化带出;还可以计算一定体积内元素带出带入的总量。对常量元素可以采用岩石化学计算法或矿物含量计算法估计元素的带出和带入量。

观察元素赋存状态的变化 包括岩石和矿石中矿物组合的变化:如例1花岗岩中长石的钠长石化、黑云母的白云母化,云英岩带中的石英、白云母、萤石、黄玉组合及矿脉下部的石英、钠长石组合的更替,说明是元素迁移作用的结果。花岗岩黑云母中的类质同象形式的Sn和白云母化以后其中微粒锡石的赋存形式都证明Sn经过了重新组合。

作用物理化学条件的测算 在一些地球化学作用中有可能直接观察或推算,如流体包裹体测温、测压、盐度及成分的测定;在空间上条件的变化可以从构造裂隙的分布、各种地质地球化学界面的对比,如岩体的内外接触带、海水-沉积物界面、氧化还原界面、地层中不同岩性间的界面等都是物理化学条件变化地段。

(2)根据观察资料建立化学反应方程

根据地质事实列出反映作用化学机制的反应方程式,包括广泛的元素物理化学状态的变化,如矿物的多形转变、同位素的交换反应等。在地质作用产物中,当时存在的作用剂或流体相经常是不被保留的 (除一部分包裹体外),现在能观察到的只是固相形成物,如果还保留部分未变化前的地质体,如交代残留体,则可以首先列出反应前后的固相化合物构成的方程式,然后加入流体相 (作用剂)配平方程可以得到完整的化学式。在观察不到残留体的情况下,可以根据矿物产出的一般成因和本研究区的地质环境建立化学反应方程。对于一个地质体如一条矿脉几种矿物构成一个组合或有几个化学反应同时发生,则应选择主要的有代表性或有控制意义的反应进行研究。

图4-5 为美国蒙大拿州Butte 斑岩铜矿床中细晶花岗斑岩的显微照片,可见斜长石已经被绢云母和石英完全交代,形成典型的黄铁绢英岩化蚀变。这种蚀变现象在斑岩铜矿床中具有代表性,根据交代关系建立反应方程如下:

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图4-5 美国蒙大拿州 Butte 斑岩铜矿中强烈绢英岩化的细晶花岗斑岩

(据Seedorff et al.,2005)

长石 (白色)已经被完全交代为石英 (深灰色)和绢云母 (浅灰色)

式 (4-11)表示中长石蚀变为绢云母,为实现这样的转变所必需的流体相和产物流体相通过配平方程式求得。由式 (4-11)可见,绢云母化作用是一种水解反应,反应中需要 H+和K+的带入并结合到绢云母中去,释放出Na+和Ca2+,被残余热液带出,同时析出SiO2 (石英)。从反应方程还可以看出长石绢云母化是在较酸性环境中发生的;提高体系的 [H+]使反应向右进行。而反应结果体系酸度降低,溶液向偏酸性转化。

据赵伦山等 (1988),内蒙古甲生盘层状铅锌矿床细微颗粒黄铁矿与黏土质沉积物呈纹层状构造,其中的黑色条带为有机碳富集层。从对照矿区地质环境可以分析出黄铁矿具有沉积成因。根据地球化学资料,含矿层中黄铁矿和铅锌硫化物的品位与有机碳呈正相关关系。因此,由物理化学形成条件推断,沉淀黄铁矿所需要的 S2-为有机质还原海水 的产物,根据贝尔纳等(1980)反应方程

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H2 S与Fe2+及Zn2+、Pb2+等离子化合形成黄铁矿、磁黄铁矿、闪锌矿和方铅矿,而 活度的增高导致在含矿层中普遍发育的碳酸盐沉积。

(3)根据理论相图分析作用的物理化学控制因素和地质条件

目前,地球化学对大量的自然化学反应已经进行了较多的理论和实验研究,积累了一批实验或计算的相图、曲线及参数。引证这些成果与研究区对比,对反应发生的条件、反应前后体系性质的变化方向以及共生反应的相互关系进行定性或半定量的分析。

以长石绢云母化反应为例,赫姆利 (Hemley,1964)和Montoya & Hemley (1975)已对包括反应式 (4-11)的体系进行了实验研究,并编制了T-lg [(aK+)/(aH+)]相图(图4-6)。分析相图可以了解到400℃时长石变为绢云母反应要求aK+/aH+≈103 ,绢云母在该比值范围内稳定,而在低温 (200℃)时,绢云母稳定范围的 (aK+)/(aH+)为103～105。因此长石的绢云母化受体系的T、aK+和aH+三个因素的控制。如果已经测知成矿温度,可以由相图估计aK+/aH+比值。如由包裹体成分研究得到成矿溶液的[K+],则可根据相图估计 [H+]。此外,根据长石的不一致溶解理论可以推测,绢云母化反应证明成矿作用发生在中低温 (T<400℃)和低压条件下,因为在高温 (>550～600℃)和高压 (>800×105～1000×105 Pa)条件下,H2 O 活度降低,富 K+的流体与斜长石将发生钾长石化而不是绢云母化。

图4-6 硅酸盐矿物稳定相图

(据Misra,2000)

1MPa总压力和 100℃以上饱和水蒸气压力条件下,根据K2O-Al2O3-SiO2-H2O-HCl体系实验确定的作为温度和lg[(aK+)/(aH+)]函数的硅酸盐矿物稳定相图

根据理论相图还可以从研究对象的矿物组合中存在和不存在的矿物,半定量地估计作用的T、P、 和 等条件。

总之,元素迁移的化学模型虽然只给出了定量或半定量的信息,但这些信息都直接依据于地质产物中观察到的事实,因此能够反映作用的总体特征,也是深入定量计算的基础。

影响元素迁移的内在因素

内因是指元素及其化合物本身的物理化学特性，主要包括原子（或离子和离子团）的电价及半径、化学键的性质及电负性、溶解度、重力性质等，这些参数是决定元素迁移能力和迁移方式的重要因素。

1.原子（或离子、离子团）电价与半径对元素迁移的影响

金属离子的电价愈高，就形成愈难溶解的化合物，在表生带的迁移能力也就愈弱。一般一价碱金属的化合物（如NaCl、Na2SO4等）易溶于水，其迁移性好；二价碱土金属的化合物（如CaCO3、CaSO4等）较难溶解，迁移性次之；三价金属离子如Al3+、Fe3+等的化合物更难溶解，迁移性更差。阴离子也有类似的情况，如 产生的化合物比 和 产生的化合物难于溶解，迁移性也差。

同一元素不同电价的离子具有不同的化学性质和迁移能力。如Fe3+具有较低的迁移能力，Fe2+具有较高的迁移能力。

离子半径是影响化合物的溶解度、存在形式及迁移能力的重要因素。一般情况下，阴离子半径通常大于阳离子半径。同一元素不同价的离子其半径也是不同的。如： 一般，离子半径随电价的降低而增大，离子键矿物的溶解度也增大。阳离子电价（Z）与其半径（γ）之比称为离子电位（π），即 离子电位（π）是决定离子在水溶液中的存在形式、形成络阴离子的强弱、迁移行为的重要因素。元素在溶液中的存在形式与离子电位（π）的关系见图3-11。

π＜2.5，为电价低、半径大的碱性阳离子，在水中以自由离子（水合离子）形式迁移。

π＝2.5—8.0为两性离子，在强酸条件下，可呈简单的离子活动，在正常天然水溶液中（pH=4—9），则生成氢氧化物沉淀，尤其氧化物易与H2O化合形成氢氧化合物沉淀，如：FeH2O3+3H2O→2Fe（OH）3。

图3-11　离子电位图解（据南京大学《地球化学》）

π＞8为电价高，半径小的阳离子（又称酸性离子），形成多酸阴离子及 类型的阴离子。

元素在岩石中的存在形式也影响元素活动转移的能力。一般情况下，呈吸附离子形式存在的元素，较易被溶液浸出，活动转移性强。

2.化学键性质与电负性对元素迁移的影响

地壳中绝大多数元素呈化合物状态，元素键合成化合物后，元素本来的特性往往有了较大的改变，从而引起迁移性能的变化。由于形成化合物的键性不同，决定着矿物的溶解性能不同，从而导致元素在溶液中存在的形式也不同。

以离子键结合的化合物（如NaCl等）多以简单的离子形式存在，以共价键（或配位键）结合的化合物，则以络离子形式存在于水中。

具离子键型的矿物，常比共价键矿物更易溶解。因此，化学键性不仅对地下水中元素在迁移过程中组份存在形式有影响，而且对矿物的溶解性也起着决定作用，这就确定了元素在地下水中迁移的强弱。

元素的电负性是指原子在化合物中吸引电子的能力。两元素的电负性差是判断化合物键性的标志。电负性差别大的元素之间，多形成离子键化合物，且易溶于水，迁移性好。电负性相近的元素之间形成共价键化合物，不易溶于水，迁移性差。

3.溶解度（或溶度积）对元素迁移的影响

元素及其化合物的溶解度，直接决定着元素进入溶液的难易程度，因而也决定着元素的迁移能力。溶解度愈大，元素的迁移能力也愈大。各种盐类在水溶液中的理论溶解度相差悬殊，各类化合物溶解度由小到大的顺序为：

水文地球化学基础

在多组份天然溶液中，金属元素首先选择溶解度（或溶度积）最小的化合物的阴离子形成沉淀。

4.原子的重力性质

原子的结构不同，其质量也各不相同，元素在地球引力作用下发生迁移，这种迁移主要受重力场的支配，轻元素向地球表部运动，重元素向地球核部运动。因此，当含水层之间存在水力联系时，矿化度不同的地下水，占据与其比重相适应的高度位置。

热液中元素的迁移

热液中引起元素迁移的因素较多，如流动、温度、压力、浓度、电位等。元素的迁移可分为流动和非流动两类。若元素的迁移受热液的流动制约，则为流动迁移。若元素的迁移与热液的流动无关，则为非流动迁移。除流动迁移外，其它因素导致的迁移均属非流动迁移。

（一）流动迁移

由热液流动产生的元素迁移具有下列特征：迁移方向单一（与热液流动方向一致）；迁移速度相近，在迁移区段内，只发生单纯的元素迁移，不引起热液成分的变化，并被认为是远源热液迁移至矿化部位的主要迁移方式。

（二）温度迁移

温度迁移为非流动热液中因存在温度差异而产生的元素迁移。自然界中很多热液体系规模巨大，不同部位的热液具有不同的温度（最大温度差可达400～500℃），相应地常常具有元素的不同浓度，这必然会引起元素的迁移。季克俭等所做的NaCI溶液中不同温度区元素含量的对比实验证实了这一点。

实验装置为由连通器连通的两个试管，注入去离子水溶液，含NaCl 20%，或含Cu2＋约9mg/mL，液面高于连通器，然后用沸水加热其中的一个试管，温度为93℃，加热时间为200h，另一个试管温度随室温变化，平均温度为16℃。在冷、热试管中各取6个样，分别测定其中的Na＋、Cu2＋含量（表13-14）。由表可见，试管冷端和热端的溶液浓度是有明显差异的，热端溶液的Na＋含量平均为6.983%，冷端平均为7.045%，冷端的Na＋含量比热端高0.062%。溶液中Cu2＋的含量差异与 Na＋相似，热端Cu2＋浓度平均为8.6555（mg/g），冷端平均为8.6638（mg/g），冷端比热端高0.0083（mg/g）。

表13-14 同一溶液中不同温度处Na＋、Cu2＋含量表

实验结果表明，同一容器内均匀的溶液，当不同部位存在温度差异时，会发生变化，溶液的浓度由均一变为不均一，Na、Cu等离子浓度都是在低温部位增高，在高温部位降低，也就是从高温部位向低温部位迁移。溶液中由于温度差异引起元素迁移，化学上称之为索列（Soret）效应。

（三）压力迁移

压力迁移为非流动热液中因存在压力差异而产生的元素迁移。在 NaCI-H2O体系中，当温度不变，压力发生变化时，不仅体系的相态可能发生变化，而且，不同相中NaCl的含量也发生变化。如在400℃的等温条件下，当压力达临界压（285 bar）时，体系呈均一的流体相，当压力低于临界压时，体系分解为气、液两相。随压力的降低，气相中的NaCl含量显著降低，而液相中NaCl含量不断增高（表13-15）。在这一过程中，NaCl从气相迁移至液相，从高压液相转移至低压液相，直至液相达饱和而沉淀。压力从临界态的285 bar至NaCl饱和溶液压182 bar，下降了103 bar，压力降低了36%，而气相中NaCl含量从2.6%下降至0.008%，降低了325倍。液相中NaCl含量从2.6%增至46.0%，增长了18倍。由此可知，压差迁移可能是热液体系中元素的重要迁移形式。

表13-15 NaCl-H2O体系气液平衡区的压力、温度和成分

（四）浓度迁移

浓度迁移为非流动热液中因存在浓度差异而产生的元素迁移。

交代热液主要为粒间溶液，它是高温条件下水－岩反应的产物，其成分受主岩控制，不同主岩的粒间溶液的成分不同，花岗岩的粒间溶液富含Si、Al，碳酸盐岩的粒间溶液富含Ca、Mg，因此，这两种岩石接触带上的粒间溶液可能存在显著的浓度差，并导致浓度迁移，元素从高浓度区向低浓度区移动，Si、Al从花岗岩向碳酸盐岩迁移，Ca、Mg从碳酸盐岩向花岗岩迁移。这样，在接触带上形成主要由上述元素组成的矽卡岩。因此，矽卡岩是浓度迁移和双向或多向迁移的典型代表，也是主要元素来自附近围岩的重要证据。

非流动迁移明显有别于流动迁移。元素的迁移与热液的流动无关，而与热液的温度、压力、浓度和电位等密切相关。不同元素的迁移具双向或多向性。带状蚀变岩是交代作用的产物，在交代过程中，每个蚀变岩带既有元素的带出，又有另一些元素的带入。非流动迁移普遍地见于热液体系内，对成矿热液的形成和交代成矿作用起重要作用。

元素迁移的影响因素

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

◎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。

◎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。

◎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。

◎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。

◎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，故这些元素的低价离子态较高价离子态更易于迁移。

2.元素迁移的外因

◎化合物和矿物的性质：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。例如，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。

◎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，晶格能不仅可以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。

◎温度和压力：温度决定元素及其化合物的物理状态，即呈气态、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。

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

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

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