内容发布更新时间 : 2025/4/4 7:59:09星期一 下面是文章的全部内容请认真阅读。
② 亲硫性：只有能与硫结合形成高度共价键性质的金属才会显示亲硫倾向 ③ 铁性元素：元素在自然界以金属状态产出的一种倾向性。 5.地壳中元素的赋存形式：
独立矿物；超显微非结构混入物；胶体吸附；与有机质结合；类质同象
6.类质同象：在一定的外界条件下结晶时,晶体中的部分构造位置随机地被介质中的性质类似的原子、离子、 配位子、分子等其它质点所占据,结果只引起晶格常数的微小改变,但晶体的构造类型、化学键型等保持不变，这一现象称为类质同象。 7.类质同象基本规律：
（1）戈尔德施密特类质同象法则只是从相互置换的质点的电价、半径的角度来进行判断，因此该法则只适用于离子键化合物。
① 若两种离子电价相同、半径相似,则半径较小的离子优先进入晶格。因此，离子半径较小的元素集中于较早期结晶的矿物中，而较大离子半径的元素集中于较晚期结晶的矿物中。
② 若两种离子半径相似而电价不同, 则较高价离子优先进入晶格, 集中于较早期结晶的矿物中，称为“捕获”；而较低价离子集中于较晚期结晶的矿物中，称为“容许”。
③ 若两种离子电价相同、半径相似(隐蔽法则),丰度高的主量元素形成独立矿物, 丰度低的微量元素将按丰度比例进入主量元素的矿物晶格,即微量元素被主量元素所隐蔽。 （2）林伍德补充总结的类质同象规律:
当阳离子的离子键成分不同时,电负性小的离子优先进入晶格,形成较强的、离子键成分较多的键. (键强较高)的键，它们优先被结合进入矿物晶格。
8.内潜同晶:两种离子浓度大致相等,而一种元素以分散量进入另一元素的晶格内,可以分出主要元素和次要元素时,这时次要元素就隐蔽在主要元素之中,称为内潜同晶。 9.内潜同晶链:多个性质相似的元素依次连续的内潜同晶称为内潜同晶链。 10.补偿类质同象：常量元素丰度制约微量元素形成类质同象。
第三章：元素的地球化学迁移
1.元素的地球化学迁移：元素在地质作用中由一种存在形式变为另一种存在形式,并伴随着一定的空间位移的运动过程,叫元素的迁移。
2.交代反应：在难溶化合物的饱和溶液中出现能够形成更低活度积的化合物的离子时，则原矿物溶解,活度积更低的化合物沉淀，这种作用称为“交代反应”。
3.标准电极电位：氧化一还原电位是一个相对值，电化学中规定：在25℃溶液中，氧化态和还原态的浓度均为lmol时，平衡共存所测出的半反应的电极电位称为标准电极电位，用Eho表示。
4.地球化学障：在元素迁移过程中，环境的物理化学条件发生了急剧变化，导致介质中原来稳定迁移的元素其迁移能力下降，元素因形成大量化合物而沉淀，这些引起元素沉淀的条件或因素就称为地球化学障。
5.氧化障、还原障：自然界氧化还原反应使元素变价，造成元素性质截然改变， 导致元素原有的迁移状态在短距离内发生沉淀，这种现象称为氧化障或还原障。
6.离子电位π：用阳离子的离子电位（π）来定性表示,阳离子(包括H+)对氧(O2-)的争夺能力的不同。
7.环境的氧化还原电位：环境中各种离子间氧化还原反应达到平衡时的电位，称之为环境的氧化还原电位。环境的氧化还原电位是衡量自然环境氧化或还原某种元素(离子或原子)能力的量。
8.络合物的不稳定常数：络合物的平衡常数称为络合物离解常数，亦称络合物的不稳定常数，用K不来表示。
9.同离子效应：当在难溶化合物的饱和溶液中加入与该化合物有相同离子的易溶化合物时，原难溶化合物的溶解度将会降低，称为共同离子效应。同离子效应也受活度积原理的制约，是活度积原理在特定条件下的表现。
10.元素为什么会发生迁移？影响迁移的因素有哪些？ ? 原因：
地壳中的元素互相结合组成各种矿物、岩石等，对于其元素的整个历史来看，只是一个暂时的片断，它是在某个物理化学条件下，元素相对稳定、相对静止的一个暂时形式。随着地壳物质的不断运动和物理化学环境的改变，这种相对稳定性将遭到破坏，元素将以各种方式发生活化转移，早先形成的矿物、岩石及其组合将不断转变为新的矿物、新的岩石和新的
组合，相应地元素也发生转移和再分配并以一种新的形式再相对稳定下来。 ? 影响因素：
① 元素迁移前的存在形式：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。
② 化学键性质：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。
③ 元素的地球化学性质：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。
④ 体系中相伴生组分的类型和浓度
⑤ 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) ⑥ 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 11.元素迁移化学模型的研究方法。
a.确定元素发生迁移；
b.观察元素赋存状态：岩石和矿石中矿物组合的变化； c.地质作用物理化学条件的测算
12.举例说明介质的PH值对元素迁移的控制规律： (1)介质的pH值控制金属离子的溶解迁移
大部分金属元素在水体中以氢氧化物的形式存在．氧氧化物为碱性组分，它们在酸性溶液中溶解，溶液碱性增强时将使其沉淀．不同元素的氢氧化物发生沉淀的PH不同，它们的迁移能力将因氢氧化物的沉淀而降低。例如：
pH<6,酸性条件下：Ca、Sr、Ba、Cu、Zn、Cd、Cr+3、Fe+2、Mn+2、Ni+2呈离子迁移; pH>7,碱性条件下：Cr+3、Mo+6、V+5、As+5 、Se+6—呈高价离子迁移当， pH>7,碱性条件下，也不利于胶体形成。
(2)同一元素不同价态的氢氧化物沉淀时的pH值不同:
例如：对于Fe2+和Fe3+来说生成其氢氧化物的pH值要求不同： FeSO4+2H2O → Fe(OH)2↓+ 2H2SO4 (pH=5.5) Fe2(SO4)3+6H2O → 2Fe(OH)3↓+ 3H2SO4 (pH=2.48)
Fe3+只能在强酸性(pH<2.48)水溶液中迁移，一旦pH值增高，Fe(OH)3将会很快沉淀下来。 (3) 介质pH值的变化控制所有包括H+及OH-反应的平衡移动方向(电离反应、复分解反应、水解、中和及络合反应)
例如：U氧化一还原反应受pH关系控制 3H2O+2Fe2++(U+6O2)2+=U+4O2↓+Fe2O3+6H+
H+增加，酸性增加，则平衡向左移，形成(U+6O2)2+ ——迁移 ; H+减少，碱性增加，则平衡向右移，形成U+4O2 ——沉淀 . 13.举例说明环境的Eh值对元素迁移的控制规律： 与大气接触的各种地表环境中，O2是过剩组分。
在局部环境中,氧分压控制环境的氧化-还原电位。例如，开阔海面及表层水，PO2=0.21，Eh=+0.3ev;海底有机质堆积区为缺氧环境PO2=10-100，Eh=-0.60ev 。 水分解放出O2，而地壳中H2O是大量的，水控制了地壳中氧化条件的上限 自然界氧化还原环境的极限是由水的稳定场来确定:
水稳定上限: 2H2O → O2 + 4H+ + 4e Eh0=1.23V Eh0=1.23-0.059pH 其意义是一旦地壳中Eh0>1.23V的半反应氧化态物质出现 O3+2H++2e→H2O+O2 ↑ 水稳定的下限: H2→2H++2e Eh0=0V，Eh0=-0.59pH 其意义是，当地壳中出现Eh0低于0.00V的半反应还原态物质出现。 例如：Fe与水反应: Fe+H2O→Fe2++2e+O2-+H2↑
使之氧化为Fe2+，其结果是Fe耗尽。因此，水对还原态物质(Fe)是氧化剂。 H2O的稳定范围控制了地壳中元素可能的价态。 14.研究络合物稳定性的意义:
① 确定元素沉淀的分离和空间上的分带性。
天然水中存在各种元素的络合物，由于其稳定性不同，其迁移能力就有差异，这就导致元素迁移时被搬运的距离和沉淀先后的不同，为此，可造成元素沉淀的分离和空间上的分带性。
② 络合作用对元素迁移的影响。
K不稳愈大，络离子愈不稳定，电离能力愈强——溶液中简单离子愈多，金属离子就会 通过化学反应形成难溶的化合物立即沉淀。
③ 致使地壳中某些性质相似元素的分离。
地壳中某些性质相似的元素紧密共生，但当它们形成络合物时，由于络合物不稳定常数 的差别，导致它们彼此分离。