圈层间物质能量交换及元素迁移富集

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一、不同圈层的能量交换

地球内部的热可以通过热传导、热辐射、激子 （辐射激发的原子）、物质运动 （如地下热泉、火山活动、岩浆活动、以及地幔对流等） 几种方式传导到地球表面。物质运动传导输送的热能就会和前三种热传导方式总和的量级相当。

大陆热流 大陆壳最上部是花岗岩，花岗岩由于富含放射性元素，因而是最热的岩石。大陆热流一部分来自地壳岩石中的放射性元素衰变产生的热能，另一部分来自深部地幔，两者所占的比例在不同的构造区有所差别。如加拿大地盾深部产生的热流 ｑ值约０．７μｃａｌ／（ｃｍ２·ｓ）①，而这个地区地表热流值 ｑ为０．９μｃａｌ／（ｃｍ２·ｓ）。说明有１／４的热流来自地壳，而３／４来自深部地幔。而在盆地和年轻的活动山区，地表平均热流值 ｑ 约 为 ２μｃａｌ／（ｃｍ２·ｓ）， 其中１．４μｃａｌ／（ｃｍ２·ｓ） 由深部地幔提供。这个年轻活动区年龄为０～６５Ｍａ，总热流

值是古老地盾区的两倍，约７０％热流来自地幔深部。地质学家推测上升的热对流柱位于盆地和年轻山脉之下，这里有热异常、地壳比较薄、火山作用及地震频繁等释放能量的构造运动。

对于大陆而言，各种不同年龄的构造区，热流值也有所差别，通常古老的稳定区热流值较低，年轻的活动区热流值较高。但总体上看，大陆平均热流值为１．４μｃａｌ／（ｃｍ２·ｓ）。

海底热流 和大陆相比，海底要年轻得多。但观测发现，海底热流值和大陆一值＞μｃａｌ／（ｃｍ２·ｓ），在５０～１００Ｍａ年龄的海底洋盆热流值约１．４μｃａｌ／（ｃｍ２·ｓ），年龄大于１２５Ｍａ的海底热流值＜１．１μｃａｌ／（ｃｍ２·ｓ）。海底热流值随年龄增加而减少，说明了海底岩石圈的冷却过程。即从大洋中脊产生较热的岩石圈，向两侧逐渐推向远离中脊的海沟，冷却了的岩石圈再在海沟处向下俯冲回到地幔中。地球物理学家认为这种对流形式约占地球总热流值的６０％，是地球冷却的主要方式。

二、不同圈层的物质交换

地球不同圈层之间的物质交换有多种方式，最主要的是地球的物质循环过程和元素的迁移过程。

地球最大规模的物质循环是与板块运动分不开的，地幔热物质通过对流从大洋中脊涌出形成新的洋壳，并在海沟处老洋壳因俯冲作用被插入大陆岩石圈之下的软流圈，在地幔软流圈被加热并熔融，与地幔物质混合后重新加入地幔的对流循环。

岩浆射气作用引起的地幔—地壳—水—大气的物质交换，幔源岩浆上升到地壳浅部或溢出地表并伴随气水的喷射，都使地幔物质向地壳、水圈、大气圈迁移。另一方面，岩石在地壳内部也可以因地壳运动或放射性聚热而熔融，转变为岩浆，岩浆冷却凝固形成岩石，导致地壳内部的物质分异。

岩石上升到地表，受风化作用而溶解、破碎呈溶液、碎屑，被水流、风搬运到湖泊、海洋沉积下来，随着地壳的下沉，在地壳深部固结形成岩石，或者随着洋壳俯冲到地幔软流圈加热熔融，重新加入地幔的对流循环。此外，幔源岩浆以底辟方式加入地壳－成壳作用过程；地壳重融 （大陆碰撞、放射性聚热） 都引起物质与元素的大规模的迁移和重新分配。

三、地壳—地幔的元素迁移和富集

元素除通过流体 （岩浆） 迁移外，最常见和研究得最多的地球化学作用是含水流体与矿物岩石间的化学反应，被称为水－岩相互作用。从反应性质来看，水－岩相互作用包括溶解、沉淀、吸附和离子交换，以及氧化、还原等化学过程。

（一） 流体作用和地球化学循环

地球表层含水流体可以来自大气降水、大洋水、岩浆水、变质水、同生水和初生水等。水是一种偶极性分子，具有沸点低、易挥发、溶解能力强、流动性大等特点。水的偶极性使其具有很高的介电常数而成为各种矿物的溶剂。水是弱电解质，其电离方程为：Ｈ２Ｏ

Ｈ＋ ＋ＯＨ－ 。当 Ｈ＋ 、ＯＨ－ 与矿物反应，两者浓度发生变化使水溶液具有酸 （或碱） 性。弱碱性弱电解质矿物可以溶解于酸性水溶液中，弱酸性弱电解质矿物可以溶解于碱性水溶液中。具有离子键的矿物属于电解质，有较高的溶解度，具有共价键和金属键的矿物溶解度较低。自然界中水呈弱酸或弱碱性，主要受两类溶解质的控制：当水溶液中溶解的是酸性物质，如ＣＯ２、Ｈ２Ｏ、ＳＯ２、ＨＣｌ、ＨＦ等，它们会增加水中 Ｈ ＋ 的浓度，使溶液呈酸性；如水溶液中溶解的是碱性元素，如Ｋ＋ 、Ｎａ＋ 、Ｃａ２＋ 、Ｍｇ２＋ 等，它们会增加水中 ＯＨ － 的浓度，导致溶液呈碱性。自然体系是一种开放体系，水中同时溶解两种不同的电解质、不同成因水的混合、或水溶液的稀释等使天然水的酸碱度趋于中性，因此自然界水溶液的ｐＨ值基本上在４～９的范围内变化。地球表层的元素在上述含水流体的作用下发生不同程度的地球化学循环。

（二） 元素的活化和迁移

对于地球元素的活化和迁移而言，流体的运动是十分关键的。地表和深部均存在着水的循环。地表水或大洋水沿构造断裂或与矿物结合经深埋或构造运动带入深部，在高温条件下被释放，然后上升返回地表。此外，流体也可以因岩浆热引起的热对流和构造压力差而运动，并且总是从高温区向低温区、从高压区向低压区流动。

元素在地壳表层的迁移和富集取决于化合物在水中的存在形式；水溶液的酸碱度 （ｐＨ值）、氧 化还原电位 （Ｅｈ值）；缔合离子和络离 子的类型。Ｎａ、Ｋ、Ｃａ、Ｒｂ、Ｃｓ、Ｓｒ等元素溶解于天然水体中，一般不发生沉淀。

近３０年来双扩散对流理论受到广泛重视。双扩散对流是指扩散和对流两者的耦合过程。地球内部流体是多组分流体，它通过热扩散和物质扩散引起流体的运动。当它们的运动方向相反时就会产生双扩散对流。双扩散对流对成矿元素的运移有重要意义。

金属元素的氢氧化物在水中的活化迁移受溶液酸碱度的控制。通常随元素阳离子电价增高，半径缩小及电负性增大其氢氧化物的溶度积迅速降低。因此，只有在强酸性条件下这些金属元素才易于活化、迁移，当ｐＨ＜６时，Ｃａ、Ｓｒ、Ｓａ、Ｒａ、Ｃｕ、Ｚｎ、Ｃｄ、Ｃｒ３＋ 、Ｍｎ２＋ 、Ｎｉ２＋ 易 活化迁 移。相反，酸性氧化物，如ＳｉＯ２ 随水溶液的碱性增高而溶解度增大。当 ｐＨ＞８时，Ｃｒ６＋ 、Ｓｅ６＋ 、Ｍｏ ６＋ 、Ｖ ５＋ 、Ａｓ ５＋ 易活化迁移。中 （两） 性氧化物，如 Ａｌ２Ｏ３ 则在强酸强碱的水溶液中溶解度增高。

重金属元素主要是指汞、镉、铅、铬以及类金属砷等毒性大的元素，它可以来自矿床开采，使含有重金属元素的矿物从地下深处暴露出地表，或者通过工业加工过程排放到土壤、大气或水中。污染的危害程度却十分显著，表现为对生物明显的毒性效应。重金属元素在水中以机械的、物理化学的和生物的方式发生迁移。机械迁移是指重金属以溶解态或颗粒态迁移；物理化学迁移是指重金属以离子、络离子或可溶性分子在水中以物理化学的方式迁移；生物迁移是指重金属在生物体的新陈代谢、生长、死亡以及食物链等方式迁移。

（三） 元素的沉淀和富集

大量的实际观测表明成矿溶液大部分是一种盐水溶液，被称为热水或热卤水，总盐度 达０．０ｎ～ ＞４０ｗｔ％。主 要成 分为 Ｋ＋ 、Ｎａ＋ 、Ｃａ２＋ 、Ｍｇ２＋ 、Ｃｌ－ 、ＣＯ３ ２－ 、ＳＯ４ ２－ 等，其它组分浓度变化较大，金属离子的浓度为ｎ～ｎ×１０ －６。如果水流经膏盐地层后变成高盐度的卤水，可以使溶液中金属离子的浓度升高。成矿元素在热液中绝大多数呈可溶性络合物被搬运。当温度、压力降低，ｐＨ、Ｅｈ值改变，或与岩石发生交代作用时，可以使成矿元素发生沉淀 （成矿）。

（四） 有用元素的富集和矿床的形成

有用元素指有一定经济价值、能够被人类所利用的元素。当有元素以岩石的形式富集到一定的程度，使将它们开采和提炼出来所得到的价值比开采和提炼它们所付出的费用要高得多时，我们就把这种比地壳中元素丰度要高得多的岩石统称为矿床。

不同的元素要成为矿床其浓集程度差别很大，有的只需浓集到比地壳中该元素丰度的几倍就足于成为矿床，有的则需要浓集几百至十万倍才成为矿床，表３－３是几种可供开采的主要的金属元素的浓集系数。

矿床的形成与各种地质作用的推动相关。按照地质作用，可以分为内生矿床和外生矿床两大地质作用类型。每一种类型都有许多不同的具体成因类型。如岩浆热液矿床、变质交代矿床、沉积风化矿床等。由表３－２可见，矿床在地壳中不仅十分特殊，而且为数不多。从这个意义来说，如果人类不加节制，总有一天会出现地球矿产资源将会被人类消耗殆尽的问题。