流体—岩石相互作用中氧同位素地球化学及动力学研究现状

流体－岩石相互作用的研究突破了静止的固体地球观。开放体系、不平衡和动力学的研究构成了以地球内部流体为目标的前缘领域。矿物－流体体系氧同位素交换反应动力学模型主要分为５种：封闭、“封闭”、单向流动开放体系、流体缓冲体系和岩石缓冲体系。１８Ｏ／１６Ｏ交换机制主要为扩散控制和表面控制，后者通常伴随着强烈的矿物蚀变反应，前者则缺乏之。花岗岩－流体体系主要包括浅成系统、深成和／或者长期活动系统以及均一化平衡系统。花岗岩－流体氧同位素交换反应大多属于开放体系不平衡类型。同变形期流体－岩石相互作用的本质在于变形与流体化学反应的藕合作用。流体循环与质量传输机制主要包括平流或渗透、扩散以及平流－扩散复合机制。     

地壳流体－岩石氧同位素交换反应动力学研究现状

矿物－流体体系氧同位素交换反应动力学模型主要分为５种：封闭、＂封闭＂、一般开放、流体缓冲体系以及岩石缓冲体系。交换机制主要为扩散控制和表面控制。层状辉长岩上部、下部岩系辉石往往表现出不同的交换速率和交换程度，流体的初始δ１８Ｏ值也显示出较大的不均一性。花岗岩－流体氧同位素交换反应绝大多数为开放体系不平衡类型。中深成岩基与浅成岩体在有效反应时限、流体标准化渗透率方面不同。前寒武纪条带状硅质铁建造分为低级变质地带（Ⅰ组）和高级变质地带（Ⅱ组），前者多为典型的开放体系不平衡类型，石英反应程度低；后者则接近平衡，石英反应程度高。造山带低级变质地体流体－岩石１８Ｏ交换主要是在岩石缓冲体系下进行的。流体循环与质量传输机制主要有：平流、扩散、扩散－平流复合机制。     

论大陆岩石圈形成过程中的克拉通化阶段

流体控制着地球系统中质量和能量的传输。流体岩石反应过程在岩石圈中是十分普遍的现象。在流体流动体系中 ,流体在岩石裂隙中通过平流、扩散、水动力弥散和动力学弥散等方式进行输运并与岩石发生同位素交换反应。文章首先对封闭体系、“封闭”体系、开放体系以及缓冲体系中的同位素交换模型进行了简单讨论 ,然后在讨论氧同位素动力学交换机制的基础上 ,建立了平衡交换模型和动力学交换模型。结合流体流动的归一化速率、弥散系数和流体岩石的反应速率等变量 ,对流体岩石交换反应的流体运动方程中的Peclet数和Damk¨ohler数进行了讨论 ,并详细解释了它们在流体岩石交换反应过程中的物理意义和地质用途。     

电气石—水体系中D／H交换动力学研究

本文对电气石-水体系氢同位素动力分馏进行了实验研究。研究表明,电气石-水体系氢同位素交换以扩散交换为主。在温度为800～450℃范围内,该体系的氢扩散动力学方程为:logD=-5.96-6.68×10~3/T(圆柱模式),logD=-5.64-6.42×10~3/T(薄板模式),扩散活化能为128.0 kJ/mol(圆柱模式)和123.1 kJ/mol(薄板模式)。     

成矿地球化学体系自组织现象研究的历史、现状与未来

金属矿床的形成是一个概率极低的自然过程,它是在特殊的地质-物理化学条件下发生的。在什么条件下成矿物质如何集中,这是矿床地球化学研究的核心,在成矿过程中不断发生化学或生物化学反应,并通过流动、扩散、弥散进行质量传输,体系不断与环境交换物质与能量,它们都是开放的非平衡热力学体系,严格说来,研完成矿过程应该采用与此相适应的非平衡热力学和动力学(化学和流体力学的)方法,才能正确地揭示成矿机制。按照耗散结构理论,在开放体系远离平衡态的条件下,当体系参量达到并超过某一阀值时,体系通过     

流体-岩石相互作用过程中氧同位素交换地球化学动力学评述

氧同位素研究对于示踪流体—岩石相互作用过程中流体的时间累积流量(或流体／岩石比)、流动方向和组成具有重要意义。基于质量平衡原理可以建立“封闭”体系和开放体系的氧同位素交换模型。“封闭”体系又可分为封闭、批式挥发和瑞利挥发体系。瑞利挥发较批式挥发造成岩石更大的^18O亏损，但在地质过程中两者差异并不显著。开放体系连续模型中氧同位素迁移的机制包括扩散称散和平流。由流体流动速率和扩散称散系数定义的Peclet数决定了上述两种机制在一定尺度上对氧同位素迁移的相对贡献。流体—岩石交换受表面动力学控制，当交换速率快于流体流动时，可认为流体和岩石达到了氧同位素分馆平衡，反之则没有达到平衡。由流体流动速率和流体—岩石反应速率常数定义的Damkoehler数决定了反应接近平衡的程度。如果采用多种矿物相监控，则矿物内部分馆可有效地区分这两种反应模型。对流体—岩石相互作用过程中氧同位素变化的地球化学动力学进行了系统评述，其原理和模型也可扩展到对其他元素的研究。     

安徽沙溪斑岩铜(金)矿床矿化小岩体的形成条件

各种数据资料证明沙溪斑岩铜(金)矿床成矿物质主要来自岩浆热液。矿化斑岩体的特征应包括与矿化有一定内在联系的岩体的各种特点,特别是岩浆期后热液活动的特点。根据岩体的形态、产状和形成方式,岩浆体系的物理化学性质,以及岩浆期后热液活动的特征,推断矿化斑岩体形成的充分且必要条件是:岩浆一热液体系极端远离平衡态;岩浆-热液体系的物理化学性质使其能够提供足够的成矿物质;岩浆热液体系具有半封闭性,一方面不断与环境(岩浆源、围岩、地下水)进行物质与能量交换,另一方面成矿物质又要相对集中不被逸散。     

喀斯特山区溪流上覆水—孔隙水—沉积物中不同形态氮的赋存特征及其迁移——以麦西河为例

选取贵州百花湖入湖支流麦西河为对象,研究了上覆水—孔隙水—沉积物体系氮的形态差异,结果表明:麦西河上覆水中,以硝态氮(NO-3-N)为主,氨态氮(NH+4-N)次之,亚硝态氮(NO-2-N)最低;孔隙水中,溶解无机氮中以NH+4-N为主, NO-3-N次之, NO-2-N最低;沉积物中,总氮(TN)的含量为1110.67～4413.16mg/kg;固定态铵含量为34.56～170.05mg/kg,占TN的1.47%～6.25%;可交换态氮以NH+4-N为主, NO-3-N次之, NO-2-N最低。孔隙水NH+4-N是上覆水NH+4-N的2.65～19.51倍,上覆水NO-3-N是孔隙水NO-3-N的7.14～20.43倍。沉积物TN与孔隙溶解水无机氮(DIN)、孔隙水NH+4-N、沉积物可交换态氮和沉积物可交换性NH+4-N呈显著正相关;在沉积物中,可交换性NO-3-N与可交换性NH+4-N及可交换态氮呈显著正相关,可交换性NH+4-N与可交换态氮呈极显著正相关;孔隙水溶解无机氮与孔隙水NH+4-N呈极显著正相关。麦西河不同介质中氮的迁移关系则表现为:由于浓度梯度,上覆水中的NO-3-N扩散到孔隙水中,进而累积到沉积物中;沉积物的可交换性NH+4-N,进入孔隙水,最终扩散到上覆水中。      

床面形态驱动下潜流交换试验

为揭示河床形态特征引起的潜流交换规律,构建循环式水槽装置,通过NaCl示踪对比分析了4种河床地形驱动下的潜流交换规律,并基于扩散理论探讨了潜流交换与地表水水动力及床沙渗透特性之间的关系.结果表明,潜流交换可以发生在平坦河床地形,且交换速率随地形起伏度和雷诺数的增大而增大;在相似的地形条件下,地表流速是影响潜流交换速率的主导因素,地表水深对潜流交换速率影响较弱;此外,分析表明,有效扩散系数与河床特征粒径之间具有2次方幂率函数关系,且与河床渗透系数成正比;交换深度d正比于雷诺数Re的1/2次方.     

安徽沙溪斑岩铜(金)矿床矿化小岩体的形成条件。

各种数据资料证明沙溪斑岩铜(金)矿床成矿物质主要来自岩浆热液。矿化斑岩体的特征应包括与矿化有一定内在联系的岩体的各种特点，特别是岩浆期后热液活动的特点。根据岩体的形态、产状和形成方式，岩浆体系的物理化学性质，以及岩浆期后热液活动的特征，推断矿化斑岩体形成的充分且必要条件是：岩浆-热液体系极端远离平衡态；岩浆-热液体系的物理化学性质使其能够提供足够的成矿物质；岩浆热液体系具有半封闭性，一方面不断与环境(岩浆源、围岩、地下水)进行物质与能量交换，另一方面成矿物质又要相对集中不被逸散。