化学沉积

『壹』 请问CVD（化学气相沉积）的原理及应用

化学气相沉积是一种化工技术，该技术主要是利用含有薄膜元素的一种或几种气相化合物或单质、在衬底表面上进行化学反应生成薄膜的方法。化学气相淀积是近几十年发展起来的制备无机材料的新技术。化学气相淀积法已经广泛用于提纯物质、研制新晶体、淀积各种单晶、多晶或玻璃态无机薄膜材料。这些材料可以是氧化物、硫化物、氮化物、碳化物，也可以是III-V、II-IV、IV-VI族中的二元或多元的元素间化合物，而且它们的物理功能可以通过气相掺杂的淀积过程精确控制。
原理
化学气相沉积技术是应用气态物质在固体上阐述化学反应并产生固态沉积物的一种工艺，它大致包含三步：
（1）形成挥发性物质 ；
（2）把上述物质转移至沉积区域 ；
（3）在固体上产生化学反应并产生固态物质 。
最基本的化学气相沉积反应包括热分解反应、化学合成反应以及化学传输反应等集中。 [1]

特点
1）在中温或高温下，通过气态的初始化合物之间的气相化学反应而形成固体物质沉积在基体上。
2）可以在常压或者真空条件下(负压“进行沉积、通常真空沉积膜层质量较好）。
3）采用等离子和激光辅助技术可以显著地促进化学反应，使沉积可在较低的温度下进行。
4）涂层的化学成分可以随气相组成的改变而变化，从而获得梯度沉积物或者得到混合镀层。
5）可以控制涂层的密度和涂层纯度。
6）绕镀件好。可在复杂形状的基体上以及颗粒材料上镀膜。适合涂覆各种复杂形状的工件。由于它的绕镀性能好，所以可涂覆带有槽、沟、孔，甚至是盲孔的工件。
7）沉积层通常具有柱状晶体结构，不耐弯曲，但可通过各种技术对化学反应进行气相扰动，以改善其结构。
8）可以通过各种反应形成多种金属、合金、陶瓷和化合物涂层。

『贰』 地理上的化学沉积是什么意思

化学沉积是指，岩石碎屑与搬运时与水发生了化反应而逐渐沉寂下来

『叁』 化学气相沉积和物理气相沉积有何区别

我翻了《材料概论》半天终于找到。化学气相沉积法CVD和等离子气相沉积法PCVD两者都是利用化学气相法制备纳米粉体的方法，在气象条件下，首先形成离子或原子，然后长大形成所需粉体，得到超细粉体。对于他们的不同，CVD是在高温远高于临界温度下，产物蒸汽形成过饱和蒸气压，自动凝聚成晶核，在聚集成颗粒，在低温区得到纳米粉体。可以选择条件来控制粉体的大小形状等。对于PCVD，它是利用电弧产生高温，将气体等离子化，然后这些离子逐渐长大聚合，形成超细粉体，该方法反应温度高，升温冷却速率较快。

『肆』 化学沉积作用和化学沉积物

在地壳表层，在化学和物理化学规律支配下，物质以离子状态迁移、再结合成固态物质的过程称为化学沉积作用。

化学沉积作用的前提是物质在水中离解成离子或分散成胶体成为真溶液或胶体溶液。这种物态的转变在任何有水的地方都可发生，主要发生在地表风化带中，是靠风化时的化学反应实现的。由于水具有极强的流动性和浸润性，也由于离解离子和胶体离子具有自动均一它在溶液中浓度的趋势，所以它们一旦进入到水中实际就已处在了迁移（或被搬运）状态。地壳中的所有元素都可以以离子状态搬运，除H＋、OH^－以外，主要是金属阳离子、酸根阴离子（或络阴离子）和各种各样的胶体离子等。其中数量较多、对沉积岩有重要意义的是 、Fe（OH）₃、MnO₂、SiO₂、腐殖质等胶体。金属阳离子和酸根阴离子可独立搬运，也可被胶体吸附随胶体搬运。宏观上，搬运是随地表和地下径流向汇水盆地进行的，而湖泊和海洋则是它们最重要的存储库。搬运过程中，若遇条件适宜，它们之中的相关成分就会彼此结合，再次通过物态转变形成某种矿物而沉淀出来，因而化学沉积作用的实质就是物质的溶解（包括形成胶体）和溶解物质的沉淀作用，其间涉及的物态变化不仅使搬运物与沉淀物不同，也使沉淀物与提供该沉淀物所需离子或胶体的原始母质失去了联系。显然，由化学沉积作用形成的矿物都是自生矿物。

（一）真溶液的沉积作用

概略而言，物质是从真溶液形式搬运还是从真溶液中沉淀出来或以何种矿物沉淀出来主要是一个溶解度（solubility）或溶度积（solubility proct）问题，它所遵循的总的原则是当溶液中相关离子的浓度达到或超过某矿物的溶解度（或溶度积）时，它们就会彼此结合形成这种矿物而沉淀。

在常温常压下，按溶解度大小，可将矿物粗略地划分为易溶矿物和难溶矿物两大类：

1.易溶矿物溶解和沉淀的控制因素

易溶矿物主要是碱或碱土金属阳离子和强酸阴离子结合成的矿物，如芒硝（Na₂SO₄·10H₂O）、石盐（NaCl）、钾盐（KCl）、石膏（CaSO₄·2H₂O）等。它们的溶解度很大，溶解速度很高，地表天然水溶液只有在强烈蒸发使相关离子浓度达到很高而成为卤水时，它们才会沉淀出来，溶液一旦稀释，它们又会马上离解。虽然温度等条件可以稍稍改变它们的溶解度，但这种改变对它们的易溶性没有任何影响。根据它们的特殊沉淀条件，这类矿物常被称为蒸发矿物（evaporite mineral）。

2.难溶矿物溶解和沉淀的控制因素

难溶矿物主要指氧化物、钙镁铁碳酸盐、硫化物、硅酸盐等。这类矿物溶解度很小，溶解速度很低，但溶解度却受溶液条件的影响很大，其中主要是溶液的pH值、Eh值和温压条件。

图15－17 25℃时方解石、非晶质SiO₂和石英的溶解度与pH值的关系（据Blatt，1972）

（1）溶液的pH值

pH值又称酸碱度（acidity－alkalinity），通常将pH＝7视为中性，pH ＜7视为酸性，pH＞7视为碱性。pH值影响难溶矿物溶解度的一般规律是，当pH值降低时，酸性元素化合物（如SiO₂等）的溶解度减小，碱或弱碱性元素化合物（如CaCO₃、Fe₂O₃等）溶解度加大，pH值升高时则相反（图15－17）。在溶液已含有足够多的有关离子的情况下，溶解度减小的化合物就会沉淀出来，而溶解度加大的化合物则会离解。天然水溶液酸度增高主要是有更多的酸性气体（CO₂、SO₂、H₂S）或有机酸性物质（如羧酸、酚类等）溶解于水的结果，这些物质常常是由有机质腐烂、降解或火山喷气等排放出来的。天然水溶液碱度增高主要是因为溶入了较多碱或碱土金属阳离子（K⁺、Na⁺、Ca＋、Mg^2＋）的缘故，它们大多是通过有关矿物的水解、重碳酸盐化而进入水溶液的。低等藻类行光合作用大量消耗水中的CO₂也是使环境水体碱性增强的重要原因。大陆地区风化带地表水或河水因溶有少量CO₂和有机酸，pH值大多稍小于7（中到弱酸性），而海水和部分湖水的pH值则多在8以上，有时还更高，所以钙镁碳酸盐就常在海洋和部分湖泊中沉淀出来，而如果没有特殊原因，海水中就没有溶解态SiO₂沉淀。

图15－18 矿物的化学沉淀与Eh－pH值的关系（据Krumbein＆Garrels，1952）

（2）溶液的Eh值

E_h值即溶液的氧化－还原电位（redox potential），是溶液氧化性或还原性强弱的衡量指标，Eh值愈大，氧化性愈强，Eh值愈小，还原性愈强。Eh＞0视为氧化条件，Eh ＜0视为还原条件。Eh值只对变价元素如Fe、Mn、S等化合物的溶解度有影响。Fe、Mn等高价态化合物（Fe₂O₃、MnO₂）比低价态化合物（如FeO、MnO）溶解度小得多，因此在氧化条件下，溶液中的Fe、Mn就易以高价态化合物沉淀（图15－18）。相反，S等非金属元素的高价态化合物（如FeSO4）易离解成含氧酸根络阴离子，其溶解度要比低价态化合物（FeS、FeS2）大得多，因而在还原条件下，溶液中的S易以低价态化合物沉淀，这就是为什么常将赤铁矿（Fe₂O₃）和白铁矿（FeS）、黄铁矿（FeS2）分别看成是氧化和还原条件的指示性矿物的原因。在沉积水环境中，导致溶液Eh值改变的主要原因是其中游离氧的含量变化。与大气广泛接触的水环境或与这种水有通畅循环关系的水环境，由于有无限O₂的供应而成为典型的氧化环境。与大气隔绝的水环境（如沼泽泥内部、停滞的深海、深湖等）常为还原环境。在深海、深湖中，表层水与大气接触且循环良好，底层水与大气隔绝且安静少动，会在某一深度上存在一个氧化－还原界面oxidation－rection boundary）。决定该界面深度的因素除循环性以外，还有温度、盐度等，通常温度、盐度愈高，界面深度愈浅。据现代黑海的资料，界面深度大致不超过150m（Gaspers，1957），而在开放的太平洋中部，由于有底流和洋流的影响，在4000～5000m深处仍然是氧化条件。在还原环境中，细菌对氧的消耗起着重要作用，不仅有喜氧细菌吸取游离氧，还有厌氧细菌吸取化合物中的结合氧（例如它可将 还原为H₂S）。另外，Eh值与pH值也有关，因而含变价元素化合物的溶解或沉淀实际是受Eh和pH值的共同控制的（图15－18）。

（3）溶液的温压条件

在其他条件相同时，物质的溶解度一般随温度升高或压力降低而减小，这一点对溶液中Ca^2＋与CO₂－3是否能结合沉淀具有重要意义。实际上，温度升高或压力降低将减小CO₂的溶解度导致pH值上升，结果CaCO₃的溶解度下降，相反，温度降低或压力升高导致 pH值下降则会加大CaCO₃的溶解度。石灰岩地区地下溶洞的发育和溶洞内钟乳石、石笋等的形成就与地下水承受压力的变化有关。在深海区，随深度加大，水温降低，水压则增高，CaCO₃的溶解度将随之加大。当水深达到一定程度、CaCO₃的沉淀和溶解达到平衡以后，就没有多余的CaCO₃沉淀出来，从表层水沉降到这一深度的CaCO₃也将被溶解。该CaCO₃分布的最大可能深度称为碳酸钙的补偿深度（carbonate compensation depth，简记为CCD）。现代海洋的CCD大致在4000～5000m范围内，在它之下没有CaCO₃沉积（主要是粘土质软泥、硅质软泥等），除非来自补偿深度以上的CaCO₃的堆积速率超过了它的溶解速率（如碳酸盐浊流沉积）。

溶解度对真溶解沉淀的控制具有普遍意义，但沉淀是否真的能够发生则还有更深层次的原因，海水中钙镁碳酸盐的沉淀就是一个典型例子。自然界常见的钙镁碳酸盐有4种：文石、低镁方解石（即通常所指的方解石）、高镁方解石和白云石。文石和低镁方解石几乎都是纯的CaCO₃，但低镁方解石为三方晶系，文石为斜方晶系。高镁方解石和白云石都是三方晶系，可共用CaxMg_1－xCO₃来表示，高镁方解石的x多为0.8～0.9，晶格中Ca、Mg完全无序排列，白云石的x为0.5～0.55，晶格中Ca、Mg呈有序或部分有序排列。如果只考虑离子浓度，现代表层海水对这4种矿物都是过饱和的，事实上，直接从海水中沉淀的主要是文石和少量高镁方解石，很少直接沉淀低镁方解石，尤其不能直接沉淀白云石。现在认为这种现象与化学动力学因素有关。海水中，Mg^2＋/Ca^2＋的浓度比平均在5：1以上，它们在一定条件下可以呈类质同象替换，但当CaCO₃呈斜方晶系（文石）成核时，Mg^2＋却不能替换Ca^2＋进入晶格，因而文石得以顺利沉淀，而当CaCO₃呈三方晶系成核时，Mg^2＋就有了较多替换Ca^2＋的机会从而就抑制了低镁方解石的沉淀。另一方面，水是一种弱极性分子，Mg^2＋和Ca^2＋在进入晶格之前都会被水分子的负极端吸引形成水合离子，但Mg^2＋的离子半径（0.65Å，1Å＝0.1nm）比Ca^2＋的离子半径（0.99Å）小，而Mg^2＋的水合离子半径（10.80Å）又比Ca^2＋的水合离子半径（9.60Å）大，这就使得Mg^2＋从水合离子中挣脱出来进入晶格要比Ca^2＋更困难，结果是进入晶格的Mg^2＋明显少于Ca^2＋，从而沉淀出高镁方解石，但沉淀难度显然大于沉淀文石。更重要的是，Mg^2＋对Ca^2＋的替换是随机的，即使进入晶格的Mg^2＋再多，也不可能直接沉淀出有序的白云石。由此可见，只有在Mg^2＋比Ca^2＋的浓度更低的条件下（如在淡水中）才有可能直接沉淀出低镁方解石。

化学动力学因素对许多化学过程都有影响，尤其对缓慢进行的化学过程的进行速率影响更大，在化学沉积作用中是一个不可忽视的重要因素。

（二）胶体溶液的沉积作用

风化带中形成的胶体本身在搬运途中一般没有变化（除Al（OH）₃等两性胶体可因pH值改变而发生电性符号的改变以外），但它吸附的离子却可与溶液中别种离子进行交换，这是它的一大特色。通常情况下，溶液中浓度较大的离子可以交换浓度较小的离子，若浓度相差不大或所有离子的浓度都很低，则总的交换趋势是吸附强度较大的离子可交换吸附强度较小的离子。一般离子电价愈高、原子量愈大或离子半径愈大（或水合离子半径愈小），其吸附强度也愈大。在成分复杂的水溶液中，由于吸附强弱不同，胶体优先吸附某种离子的作用称为选择性吸附（selective absorption），这是微量元素在沉积作用中得以富集的重要机理之一，尤以粘土和腐殖质负胶体的沉积学意义最为重要。粘土数量巨大，粘土胶体不仅对金属阳离子具有很强的吸附能力和交换能力，其胶核边界处在结构单元层间的阳离子也可进行交换。地壳中钾和钠的含量相差不大，如岩浆岩和变质岩中平均K：Na＝1：1.02，但粘土对K⁺的选择性吸附却使风化中析出的K⁺大多富集在粘土质沉积物中，而Na⁺则更多地进入了海洋，结果海水中平均K：Na＝1：28.5。然而不同粘土矿物的吸附或交换能力（以胶体质点单位面积可吸附或交换的离子的摩尔数计）并不相同，如蒙脱石、伊利石和高岭石的交换能力之比就大致为10：2.5：1。腐殖质胶体是一种大分子化合物，化学性质很稳定，它的重要意义在于它可被Fe（OH）3等正胶体吸附，并在正胶体外围形成一层保护膜，当腐殖质含量较高时，正胶体和这层保护膜还可改变电性符号成为负胶体搬运到十分遥远的地方。

胶体所带电荷如被中和就会从溶液中沉淀出来形成凝胶体（jel）。这种作用称为胶体的絮凝作用（flocculation）。能使胶体发生絮凝作用的物质称凝结剂（flocculant），它们可以是异电性的胶体离子，也可以是异电性的离解离子。只有当凝结剂的浓度达到或超过某一数值时絮凝作用才会发生。刚刚沉淀出来的凝胶体暂时还只是悬浮在溶液中的、由极细小固态物质构成的松散联结体（或称网状体），其机械强度很低，通常只能在水动力条件很低的环境中沉积，主要的沉积环境可分为三类：

◎风化带内部：尤其是在温暖多雨、地形起伏不大的土壤层中，这里是胶体离子和离解离子的原产地，离子浓度常常较高，胶体沉积常在其他颗粒表面形成胶膜（如有机质膜、粘土膜、氧化铝膜等）或发育成结核或豆粒。

◎沼泽地带：富含粘土胶体的沉积物常常在这里形成粘性很强的“淤泥”，如果原胶体的吸附离子对人体健康有利，这种淤泥就可用于“泥浴”，而当某种吸附的微量元素达到一定富集程度时还可供开采提炼（如形成铀矿）。

◎海洋和某些湖泊中的某些低能地带：海洋和某些湖泊中的大量离解离子常常是正负胶体的有效凝结剂。例如，当河流带有比较丰富的硅质、铁质胶体时，在河口三角洲的间湾、前三角洲等处就可发生胶体的絮凝作用和沉积作用形成硅质、铁质结核或团块产在泥质、粉砂质沉积物中。在大洋底部广泛分布的玛瑙纹状铁锰结核可能也与胶体的絮凝作用有关。能导致胶体发生絮凝作用的其他原因还有蒸发浓缩、较大的pH值波动和辐射、放电等。

（三）化学沉积分异

普斯托瓦洛夫（Пустовалов）在提出机械沉积分异的同时也提出了化学沉积分异（chemical sedimentdifferentiation）。普斯托瓦洛夫认为，母岩风化的溶解物质因受化学原理的支配会在不同条件下沉淀出不同化合物，并给出了氧化物－硅酸盐－碳酸盐－硫酸盐－卤化物的大致沉淀顺序（图15－19）。应该说，化学沉积分异也是沉积学中的一条基本规律，只是受到认识水平的限制，当时对这一规律的内涵还缺乏全面深入的理解，只局限在某个具体的沉积盆地以内。今天看来，在整个表生带内的广义化学沉积作用中，所有化学过程都是严格受作用条件控制的，条件的改变迫使溶解消失的矿物和新形成的矿物或矿物组合发生改变，分异也就同时出现。在大陆风化带，母岩中的易溶成分不断流失，强烈的氧化使其中的铁锰成分氧化成高价氧化物留在风化带内形成风化壳，这个过程实际就是易溶成分和难溶成分的一次分异过程。在较碱性条件下，铝硅酸盐矿物（如高岭石粘土）在去硅作用下失去硅而留下氧化铝矿物，硅铝也就发生了分异，如此等等。从一般意义上讲，表生带中的任何矿物都有它稳定存在的条件范围，超出了这个范围它就不能形成或被分解，这个范围就像屏障一样限制了它们的分布，这就是图15－18图中碳酸盐障（carbonatefence）、硫化物障（sulphide fence）等的深刻含义。该图实际就是一张化学沉积分异图。

图15－19 普斯托瓦洛夫（1954）化学沉积分异图解

正像机械沉积分异常常不能彻底一样，化学沉积分异也不是绝对的，其主要原因是许多天然进行的化学过程都比较缓慢，一定条件下的分异常需要一定时间的累积才比较明显或接近最后完成。

（四）化学沉积物和化学结构

单纯由化学沉积作用形成的沉积物称为化学沉积物。按现代沉积学的观点，狭义的化学沉积物并不多见，它主要是由蒸发矿物构成的沉积物以及某些硅质、磷质等沉积物，也包括更少见的泉华（sinter），如硅华（geyserite）、石灰华（adarce）等，然而人们习惯上却将更多地壳表层（包括风化带）中的沉淀物都看成是化学沉积物，例如喀斯特溶洞中的钟乳石和先成沉积物被彻底交代或重结晶的产物等。也就是说，通常所说化学沉积物实际已有相当广泛的含义，是指广义的化学沉积物。在构筑方式上，化学沉积物受溶液性质、结晶条件等诸多因素的控制，可以是均一的，也可是纹层状或条带状的。

所有化学沉积物都是某种结晶过程的直接产物，因而广义的化学沉积物在结构上就与结晶岩（如岩浆岩）相似，不同的是，化学沉积物都是在低温低压条件下形成的。这种在低温低压条件下，由水溶液沉淀作用、彻底交代作用、重结晶作用或其他化学作用直接形成的结构总称为化学结构或结晶结构。多数情况下，化学结构的构成矿物都很单一，或者矿物中的主要成分都是相同的。

化学结构可仿照结晶岩结构划分为非晶质结构、隐晶质结构和显晶质结构三大类。(1)非晶质结构相当于结晶岩的玻璃质结构，由凝胶体脱水形成的非晶质体（如蛋白石、胶磷矿等）构成。非晶质结构在埋藏条件下很不稳定，易向晶质结构转化。(2)隐晶质结构属晶质结构范畴，但单个晶体还很细小而难以分辨，其中纤细的隐晶（如玉髓、隐晶磷灰石、隐晶菱铁矿等）可排列成扇状或放射球粒状集合体，这种结构也可称扇状（放射状）结构或球粒结构。隐晶质结构可由非晶质结构转化而来，也可由交代作用或水溶液的沉淀作用直接形成。(3)显晶质结构由彼此镶嵌的较粗大晶体构成，按主要晶粒大小（图15－20）可进一步划分为极粗晶、粗晶、中晶、细晶、极细晶和微晶结构，也可按晶粒的相对大小或自形程度划分成等粒、不等粒、似斑状或自形、半自形、他形晶等。显晶质结构可由水溶液的沉淀作用直接形成，这时溶液浓度通常不高，沉淀速度也比较缓慢，而且沉淀愈慢形成的晶体愈粗。显晶质结构也可由重结晶或交代作用形成。某些晶体粗大的结构常常是由晶体较细小的结构或某种非化学结构重结晶形成。

图15－20 化学沉积物晶体粒度分级

『伍』 外延法和化学气相沉积的区别

化学气相沉积过程中有化学反应，多种材料相互反应，生成新的的材料。
物理气相沉积中没有化学反应，材料只是形态有改变。
物理气相沉积技术工艺过程简单，对环境改善，无污染，耗材少，成膜均匀致密，与基体的结合力强。缺点膜一基结合力弱,镀膜不耐磨, 并有方 向性
化学杂质难以去除。优点可造金属膜、非金属膜,又可按要求制造多成分的合金膜,成膜速度快,膜的绕射性好

『陆』 化学成因的沉积构造

1.晶痕和假晶

在化学沉积作用中结晶出来的石盐、石膏等矿物晶体被泥、粉砂掩埋后，因沉积物失水收缩而稍微突出在岩层顶面，突出部分同时也会嵌入到上覆岩层的底面，当矿物晶体被选择性溶解后就会在上、下岩层接触面上留下与晶体大小和形态完全一致的空洞，该空洞就称为晶痕。晶痕被充填或原晶体直接被别的矿物交代，就称为假晶（图8-15A）。

图8-15 化学成因的沉积构造

2.鸟眼构造

鸟眼构造是指碳酸盐岩层内，成群出现的被方解石晶体充填的一种孔洞状构造。由于充填物常呈白色，也称雪花构造。有些鸟眼构造很微细，只有在显微镜下才能见到。鸟眼构造主要发育在石灰岩或白云岩中，多与低等藻类的沉积作用有关。

3.结核

结核是指其成分、颜色和结构构造等与围岩有显著区别的非层状自生矿物集合体。常见于陆源碎屑岩、碳酸盐岩或古土壤层内部或层间界面上。结核形态常呈较规则到极不规则的瘤状、透镜状、饼状、姜状等。它与围岩的界线可以截然，也可模糊，大小不等。按自生矿物成分，分为钙质、硅质、铁质、锰质和磷质结核。结核内部可以均一，也可呈放射状、同心状、菜花状、网格状等，某些钙质、硅质结核内部还有生物遗体或遗迹。通常，钙质结核主要产在砂岩、粉砂岩和泥质岩（包括古土壤）中，硅质结核主要产在碳酸盐岩中，其他成分的结核则可产在各种沉积岩中。

结核可分为同生结核、成岩结核和次生或后生结核三种成因类型，以成岩结核最常见。

◎同生结核：是在大致与围岩沉积的同时形成的，常是胶体絮凝作用的产物。这种结核常有清晰的边界，成分比较单纯，内部均一或呈放射状、同心状，菜花状等，围岩层理与其边缘相切或圆滑地绕过（图8-15B）。

◎成岩结核：是在围岩固结过程中形成的，可看成是围岩物质成分在固结阶段通过选择性溶解、运移再沉淀或围岩成分被交代的结果。这种结核有清晰或不清晰的边界，多切断围岩层理或保留有围岩层理的残余，偶尔也可受围岩层理的限制（图8-15C）。

◎次生结核：是在围岩固结之后形成的，通常只是围岩溶洞的化学充填物，实际上就是一种晶洞沉积构造。边界清晰，围岩层理完全被它切断，内部矿物晶体多自形，有时有向心生长的趋势，在其中心部位有时还有未被填满的空隙。其形成多与围岩裂隙有关。

4.缝合线

缝合线是在垂直或大体垂直层面的断面上表现出来的一种波曲形的线状细缝。缝合线常见于碳酸盐岩中（图8-15D），也见于砂岩、硅质岩或蒸发岩中。一般认为，缝合线是岩石在固结以后由压溶作用形成的。

『柒』 地理上的化学沉积作用是什么意思

化学类沉积，比如在海底里有很多生物骨骼，它们吸收了空气中的二氧化碳形成碳酸钙，当碳酸钙浓度达到一定程度就在海底堆积下来，形成石灰岩。如果里面镁离子含量达到一定程度就形成白云岩，是碳酸镁和碳酸钙的混合。

『捌』 化学沉积和生物化学沉积成矿系统

在化学沉积和生物化学沉积成矿系统中形成了大量的铁、锰、铝矿床，具有重要的经济价值，现以铁、锰、铝矿床为例，加以论述。

1.成矿物质来源

沉积铁、锰、铝矿床的成矿物质可有多种来源，其中陆源物质是大多数矿床的最主要来源。该类矿床多分布于离古陆不远的海盆边缘，在剖面上矿层总是位于沉积间断面上的海侵层序的中、下部或底部。矿层产出特征表明，成矿物质主要是由大陆岩石和矿床的风化产物提供的。在长期沉积间断期间，由于风化作用，岩石和矿石中铁、锰、铝等成矿物质被释放出来，它们由流水等营力搬运到湖、海盆地，沉积形成矿床。例如，宣龙式铁矿床发育在太古宙角闪石片麻岩和磁铁石英岩不整合面之上的中元古界串岭沟组之中。铁质是由这些富含铁的岩石所提供的。又如，世界上铝土矿都产于长期沉积间断的风化侵蚀面上，特别是碳酸盐岩古侵蚀面上。在炎热潮湿气候条件下，铝硅酸盐经长期风化，碱金属和SiO₂大量淋失，最后风化残余物为以铝土矿物［Al(OH)₃］为主的红土，石灰岩风化残余物为钙红土，当红土中铝土矿物含量及其他指标达工业要求时，即为红土型铝土矿床。红土、钙红土或红土型铝土矿是沉积型铝土矿床最主要的物质来源。

除了大陆风化物质来源外，海底火山喷发、海底热液活动和海底岩石的分解作用也提供铁、锰等成矿物质。海洋中有众多火山，火山喷发物和热液喷出物中的部分铁、锰可以呈低价态进入海水，被海流搬运至海盆边缘，因氧化还原环境改变等原因而发生沉淀。古老的沉积变质铁矿(BIF)铁质被认为是海底火山活动提供的。在现代大洋中脊、岛弧和海盆中，查实有多处正在发生的海底热液沉积成矿作用，热水沉积物中有块状硫化物、铁、锰氧化物层和结核、铁锰碳酸盐等。这些海洋内部来源物质很可能是一些锰矿床矿质的主要来源。我国南方有众多沉积锰矿床多分布在远离古陆的海盆，含矿岩系为较特殊的碳、硅、泥组合，由此推断锰可能为深部来源，有可能是由热液喷溢作用携带到海底的。

表 6-4 不同板块构造环境中盆地类型、沉积建造与主要矿产

( 修改自孟祥化，1993，补充了主要矿产)

2.成矿物质的搬运和沉积

流水搬运成矿物质的形式有:①真溶液;②胶体溶液;③机械悬浮物;④碎屑颗粒滚动搬运。铁、锰的化合物呈前三种形式被流水搬运，至于以哪种形式为主，则存在不同的认识。

大多数学者认为，铁、锰最可能的被搬运形式是胶体。在湿热气候条件下，富含有机质的地表水往往呈弱酸性，有利于胶体的形成。在岩石风化过程中，Si，Al，Fe，Mn的化合物常呈带正电荷的Al(OH)₃，Fe(OH)₃和带负电荷的MnO₂，SiO₂的水溶胶，它们被流水带出风化壳，在适量腐殖酸保护下，与腐殖酸结合成稳定的腐殖酸络合物，被河水搬运到水盆地内。由于海水中存在NaCl，MgSO₄等电解质，使水溶胶电性中和而凝聚沉淀。胶体凝聚后慢慢固结，析出水分和发生重结晶，形成较大矿物晶体。

铁、锰是变价元素，三价铁和四价锰的化合物难溶于水，二价铁、锰化合物易溶于水。在还原条件或缺氧的水体中，铁、锰往往呈低价的铁、锰重碳酸盐溶液迁移。如在一些局限或半局限海盆下部，往往存在缺氧水体，海底热液活动或海底岩石分解带出的铁、锰物质，可能呈重碳酸盐进入含CO₂的海水中。当它们被海流运动带到海盆边缘时，由于海水中CO₂逸失或遇到富氧海水，铁、锰就形成碳酸盐或氧化物和氢氧化物而沉淀堆积。

生物化学作用对铁、锰的聚集起一定作用。一些细菌能将铁、锰碳酸盐氧化成氧化物;一些细菌外层有机基质中常充填有铁和锰的氧化物和氢氧化物。宣龙式铁矿床中常见的肾状构造矿石，有研究认为是聚环状藻类吸附铁质形成的。在我国黑色页岩型锰矿床的矿石中，发现大量蓝藻(主要是变异球集藻)和生物细胞降解后形成的显微球粒，结合有机质分析表明，某些碳酸锰是由蓝藻直接形成的，而另一些则是由生物化学作用形成的。

铁、锰等成矿物质最终以哪种矿物沉淀，主要与所在环境的氧化还原电位的高低有关，其次还与介质的pH值有关。

海盆中不同部位的E_h值和pH值有所不同，但pH值变化要小得多。实测数据表明，海湾盆地从边缘向中心，随着海水深度的加大，其物理化学性质及细菌的繁殖情况均表现出规律性变化(图6-18)，这种规律性变化对于成矿物质的沉积，以及不同矿物相的形成起着重要的控制作用。

图6-18 海湾盆地物理化学条件变化示意图(引自袁见齐等，1985)

由盆地边缘向深处可能存在一个由氧化过渡到还原的环境变化，铁矿物也相应出现不同的相(图6-19)。氧化物相位于海湾盆地边缘，氧化界面(即游离氧的下界)直达盆地底部，为充分氧化环境，形成铁的氧化物和氢氧化物，如赤铁矿、褐铁矿等;随着远离海岸和海水变深，海水中氧的含量逐渐减小，海底处于氧化还原界面的过渡地带，形成铁的硅酸盐(鲕绿泥石)等矿物，构成硅酸盐相(鲕绿泥石相);碳酸盐相(菱铁矿相)产在离海岸更远部位，氧化界面在盆地底面以上，处于弱还原带，由于有机质分解产生大量的CO₂气体，铁则以低价铁的形式与CO₂结合，形成低价铁盐，如菱铁矿等矿物;硫化物相出现在海湾盆地更深地带，氧化界面远在水底盆地之上，处于强还原环境。由于细菌分解有机质产生大量H₂S等，使铁以硫化物(黄铁矿、白铁矿等形式)沉淀下来。

图6-19 沉积铁矿床的相变示意图(引自袁见齐等，1985)

沉积锰矿床矿物组合的变化和沉积铁矿相似，有类似的矿物相变分带。在沉积作用中，铁和锰又常彼此分离，锰可以单独形成矿床，这主要受E_h，pH的控制。锰与氧的亲和力低于铁与氧的亲和力，在任何天然E_h-pH条件下，亚铁离子较亚锰离子更容易氧化，铁的化合物无例外地都比锰化合物溶解度小。因此，在任何含有这两种金属的溶液中，除非Mn/Fe值很大，铁总比锰先沉淀。因此，在沉积过程中就发生Fe，Mn的分离。

缺氧海盆环境对锰质的聚集起着重要作用。缺氧环境不但有利于陆源锰和海源锰的彻底海解，而且可以使锰呈溶解状态长期蕴集在水盆地中，也可以使Mn有机质悬浮物蕴集于缺氧海水中。如现代最典型的缺氧盆地黑海中就蕴集着亿吨溶解状态的锰(Roy，1976)。这些在缺氧海中蕴集的锰质，当海平面上升-下降(岸退-岸进)过程中与充氧水混合，形成藻-锰堆积，最终形成氧化锰-碳酸锰矿床。

在地表条件下，氧化铝的活动性很弱，水体中铝的含量极低，因此，关于氧化铝在水体中的搬运方式与Fe，Mn大不相同。研究认为，铝土矿物可能以碎屑、悬浮物迁移。但更多研究认为铝土矿床主要是风化成因的，为红土型铝土矿床。

铁、锰、铝矿床中矿质的高度富集是在沉积作用阶段完成的，在其沉积后被埋藏的成岩过程中，还会发生成矿物质的再分配，形成一些新的矿物组合和矿石组构，甚至导致某些矿质不同程度的再富集。

『玖』 关于“化学沉积”

在现代岩溶学成因理论建立后，“化学沉积”一直指导着岩溶洞穴石灰华成因机理的研究。但近年来随着研究程度的加深，岩溶洞穴石灰华的个体形态，越来越引起岩溶工作者的关注。关注主要集中在洞穴石灰华个体的“反重力沉积”现象上。

如以上提及的卷曲石、树枝状石灰华、灵芝状石灰华等等，它们共同的特点是具有向上方、斜上方、四周等延伸的沉积特征，这是一种违反地心引力的沉积现象。这种“反重力沉积”现象，是无机化学物质沉淀理论，所不能解释的。为了能用传统的“化学沉积”理论来解释“反重力沉积”现象，不少岩溶工作者列举了诸如洞穴气流、毛细作用、溅滴作用等等来进行解释。但这样的解释总是让人感到牵强和繁琐，不能得到一种令人信服的圆满解释。

『拾』 沉积物化学包括哪些

海洋沉积来物—海水界面，是地球上最源大的界面之一。它与悬浮体—海水界面组成了液体与固体界面关系。沉积物化学，包括沉积物的生成和移动规律，沉积物的化学组成和矿物组成，沉积物与底栖生物的作用，沉积物中的有机物及其组成和变化规律，沉积物的间隙水化学。总而言之，从海面到海底，海水与不同属性物质问题界面接触发生的种种化学过程，都是人们正在探索的课题。海水—沉积物界面，海洋界面化学研究贯穿其全部过程。当然，这其中有界面热力学和非平衡动态热力学和统计力学，化学动力学和稳定态胶体的凝聚和动力学过程，以及再悬浮变化规律，也是化学海洋学探讨的课题。