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元素的迁移汇总
第7章化学元素的迁移
物质的运动是绝对的,静止是相对的。
地球化学体系中元素也是这样,随着时间的发展,体系物理化学环境的不断改变,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。
地球化学体系中,元素的迁移明显表现为元素在空间上的运动,即元素在不同地圈、不同地质体或不同地段进行迁移。
在迁移过程中,元素之间将发生分离与重新组合,即进行再分配,出现分散与富集。
在地球化学体系中,元素呈气态、液态、固态存在,气态或液态(包括岩浆与水溶液)为活动态,固态(包括各种矿物与岩石)为相对的稳定态。
元素在固相中的扩散迁移速率极小,实际不起明显作用。
某些固态化合物也可发生迁移,但都是借助其它流体的作用,例如砂矿物随水流共同迁移。
因而地球化学体系中元素迁移规律的中心问题是元素的固态化合物与液态(气态)的转换问题,即主要为岩浆的形成和结晶问题与水溶液中化合物的溶解和沉淀问题。
元素的分布规律、元素的丰度值决定了硅酸盐岩浆及水溶液是元素地球化学迁移的最主要的两大体系。
H2O对作为一种极性分子集合体及其与硅酸盐岩浆的不完全混溶特性又决定了水溶液与硅酸盐岩浆为两大有关的独立体系。
此外,元素还可以以固相及气相形式迁移。
本章将首先讨论元素的迁移形式,其后分别讨论元素在这液相、气相、固相和熔体中的迁移规律。
7.1化学元素迁移形式
地壳中元素以不同的形式相互结合,组成各种矿物和岩石(包括土壤及有机质等),这是元素在—定的物理、化学条件下相对稳定,暂时存在的一种形式。
稳定是相对的,远动是绝对的。
由于环境的改变,已经形成的矿物和岩石就会失去稳定性,构成它们的元素也会重新活动,并在新的条件下又会以新的方式重新组合,构成新的集合体固定下来。
随时间的推移,物质不断组合,不断解体,组成它们的元素也随着环境的改变而不断转移。
元素的迁移是指元素从一种存在形式转变成另一种存在形式并伴随着一定的空间位移的运动过程。
元素的迁移总是包含在各种地质作用之中的,是各种地质作用的有机组成部分。
随着各种地质作用(如岩浆作用、热液作用、变质作用、各种表生作用等等)的发生,都伴随了不同程度元素的迁移。
正是由于元素的不断迁移才形成了元素的再分配。
因此查明不同地质体中元素的分布、分配、分散、集中的实际情况,便成为研究元素迁移的事实基础;搞清元素迁移的途径和化学机理是研究元素分布、分配、分散、集中的理论指导。
元素迁移可以通过不同的物质运动形式来实现。
根据迁移机理及驱动力,地壳中元素的迁移可以分为三种基本形式,即物理迁移、化学迁移和生物迁移。
7.1.1物理迁移
物理迁移是指物质(元素)以物理形式进行迁移,迁移过程中物质保持原有的化学性质。
物理迁移是地壳中元素的重要迁移形式之一,包括机械迁移、扩散与渗滤。
(1)机械迁移
机械迁移是由于物质(元素)在迁移过程中依靠外力或外部介质,本身的物质组成没有发生变化,如自然灾害中的崩塌、滑坡、泥石流等发生时,物质(元素)在势能及动能的作用下发生迁移,但这种迁移距离有限。
另一种机械迁移方式如河流、湖泊、海洋中的泥砂随着水体由高处向低处迁移,这也是在水体的势能和动能共同作用下的迁移,但这种迁移一般距离较大。
物质(元素)以悬浮物或气溶胶形式在气相中的迁移也是一种典型的机械迁移,它主要依靠风能进行迁移。
(2)扩散迁移
扩散迁移是一种常见的物理迁移,主要发生在相对静止的流体相(包括液体和气体)中。
如在静止的水体中加一种有色物质如墨水,过一会就会发现加入的墨水就完全混溶了。
扩散迁移的主要动力是在该体系中物质(元素)的浓度差。
一般来说,扩散迁移是在一个相对稳定的体系中物质从浓度高的地方向浓度低的地方迁移的一种现象。
在一个系统内,元素或物质的浓度不同,元素或物质的质点将自动地从高浓度向低浓度迁移,直到达到均一为止,这种现象称为扩散。
扩散的实质是使系统内部各部份达到均一化的过程。
引起扩散的原因是由于系统内部存在的浓度差,介质本身并不—定发生移动。
扩散是自动发生的一个连续的物质迁移的过程。
扩散作用是在岩石裂隙、孔隙不发育的情况下,元素迁移的一种形式。
它本身也有一个速度问题,扩散的速度往往与介质的性质有关,比如在气体或液体介质中扩散的速度就大于在固体介质中扩散的进度。
此外,扩散进度还与介质的粘滞性及岩石的孔隙度有关。
在岩石裂隙不发育的地方,成矿、成晕、围岩蚀变以及其它一些变化过程,扩散迁移起了很重要的作用。
例如矽卡岩的形成,是由于侵入岩中的硅、铝;碳酸盐岩中的钙、镁借助于孔隙溶液的沟通,相互扩散发生交待作用的结果。
地球化学找矿,也就是根据扩散原理,从浓度低的地段追溯找寻浓度的中心,再结合其它地质条件来预测成矿地段。
至于扩散范围的大小,主要与元素本身的活动性、成矿作用的强度、矿化的规模、原始溶液的浓度、作用时间的长短等因素有关。
(3)渗滤迁移
渗滤迁移也是一种物理迁移方式,它主要发生在具有一定孔隙度的物质的两侧及其附近。
如在用滤膜进行过滤时,水分子及溶解在水中的物质可以通过滤膜进行迁移,而溶液中的杂质则不能透过。
渗透迁移的动力主要是压力差,浓度差也可以导致在可渗透介质的两侧进行迁移。
渗滤作用是指溶液沿着岩石中细小的毛细管空隙运动时(这种细小的毛细管孔隙相当于一种半透膜)溶质和溶剂的速度不同而发生分异的现象。
引起渗滤的主要原因是由于“半透膜”两侧所存在的压力差。
和扩散作用不同,渗滤作用时溶液是流动的,元素随溶液的流动而迁移。
为了表示岩石渗透性的强弱,用过滤效应系数Ф来表示:
Ф=Vz/Vf
Vz:
溶质质点的平均速度;
Vf:
溶剂质点的平均速度。
如Ф=1,说明无过滤效应,Ф<1时,有过滤效应。
如Ф值愈大,说明渗滤速度愈快,如Ф值愈小,说明渗滤速度愈慢,甚至被“半透膜”阻挡在另一侧而造成了局部地段的相对浓集。
例如汞矿的形成,除了其它条件而外,许多富矿体多赋存于薄层页岩之下。
这种薄层页岩,实际上也就起到了“半透膜”的作用。
在一般溶液中,由于阴离子的活动性大于阳离子,因此阴离子比离阳子更容易通过“半透膜”,而阳离子在通过“半透膜”时,总要不同程度地受到阻碍。
通过实验测得了几种主要阳离子的过滤效应系数如下:
Fe2+>Al3+>Zn2+>Ni2+>Cu2+>Mg2+
0.880.860.790.760.740.66
需要指出的是,在各种地质作用的地球化学过程中,元素迁移的方式绝对不是单一的,它们总是随着时间、地点、条件的不同而采取不同的迁移方式。
就以扩散和渗滤而言,两者是密切结合但又因条件不同而有所侧重,当溶液沿着通道上升时,需要有压力差。
初期,由于压力较大,溶液在构造破碎带及裂缝中运动时,溶液的流动性和渗滤作用占主导地位,而此时扩散作用表现得不明显;随着流动和渗滤作用的不断进行,压力差会逐渐降低,以致最后消失,这时岩石中大规模的溶液的流动相对停止,此时溶液中所含的物质成分和围岩中物质成分之间的浓度差就表现出来了,于是扩散作用开始占主导地位。
矿体周围存在的原生晕,实际上就是扩散和渗滤相结合作用的产物。
当扩散和渗滤作用发生的时候,常常伴随着化学作用的发生、围岩蚀变的产生、交代带的形成、元素的迁移和沉淀等等,都是含矿溶液在扩散和渗滤的过程中,和围岩发生各种化学反应的结果。
7.1.2化学迁移
化学迁移是地壳中最常见、最主要和最复杂的一种迁移形式。
化学迁移的本质是元素在外界物理化学条件发生变化时由原来相对比较稳定的状态变为不稳定状态,即元素发生了活化。
活化了的元素其活动性大大增强,容易迁移,这一过程就是元素的化学迁移。
如铁在黄铁矿中是以二价形式存在,当黄铁矿暴露在地表环境中,黄铁矿中的二价铁被氧化成为三价铁,硫元素则被氧化成为六价硫,以硫酸根离子的形式存在,最终一部分铁被以FeSO4的形式带走导致铁的迁移,一部分继续氧化在原地形成铁帽(褐铁矿),成为一种最常见的找矿标志。
化学迁移最常见的是元素在水溶液和熔体中的迁移,此外,元素也可以在气相中进行化学迁移。
根据元素化学迁移所处的介质的不同,元素的化学迁移可以分为:
①熔体迁移;②溶液迁移;
气体迁移。
下面几节将详细描述元素在这三种介质中的迁移过程。
7.1.3生物迁移
生物迁移是元素迁移的重要形式。
生物迁移是指元素通过生物作用而发生转化、迁移的现象。
生物迁移的最大特点是元素在生物生命活动过程中发生的迁移。
最典型的生物迁移是植物的光合作用和微生物的分解作用及生态系统中元素在生物链中的传递。
植物的光合作用是最典型的元素的生物迁移。
在光合作用过程中,植物在太阳能的作用下吸收CO2和H2O,最终合成糖类,过程如下:
6CO2+6H2O=C6H12O+6O2
在这一过程中,大气中的C经过生物作用转化迁移到了植物中。
细菌的分解作用实际上是一种生物化学作用,是原来稳定的物质在细菌的作用下,变成活动的物质。
如在进行金矿原生矿的堆浸过程中,由于原生矿未被氧化,难以从矿石中被浸出来,如果在矿堆中加入适当的专门细菌,细菌就会在生存过程中不断地消耗原生矿中的硫,最终使原生矿中的金容易被浸出来。
生态系统中最基本的要素是生物群落,在生物群落中最重要的是维持各种群生命的生物链。
通过生物链,元素就会在植物——低等动物——高等动物之间进行进行迁移转化。
生态系统中流动着的物质是生命中化学能的运载工具,又是有机体维持生命活动所进行的生物化学过程的结构基础。
生物地球化学循环是指各种物质在人-地复合系统各圈层之间的迁移和转化。
它是在全球地质大循环和地球化学背景上,有生物活动驱动的物质循环。
地质、气候、生物因素都是循环的重要驱动力量。
当今,大气成分、土地利用等全球变化的内容都是通过生物地球化学循环作用实现的。
元素在生物之间的循环转化就是最重要的元素迁移方式。
在人类现已发现的109中化学元素中,生物有机体一般需要30-40种化学元素,其中C、H、O、N是主要的元素。
生命系统的兴衰多取决于这些元素的供应、交换和转化,因而被称为关键元素或能量元素。
其他元素可划分为两类:
一类是大量元素,包括P、K、S、Mg、Ca等,生物体对这些元素的需要量较大;另一类是微量元素,包括Mo、Co、I、F、Se等,生物体需要量虽少,但它们具有特殊的生理功能,是维持生命必不可少的。
7.2元素在液相中的迁移
元素在水中可以呈真溶液状态,也可以呈胶体状态或者形成一种稳定性较高的络合物。
一方面,这和元素本身的地球化学性质有着密切的关系,另一方面形成这些产物的外界条件也有很大的影响。
7.7.1水的结构及水溶液的基本性质
水分子是一个键能很强的偶极分子,这是氢与氧原子的电子层结构决定的。
氧的电负性很大,为3.5,氢的电负性也较大,为2.1,且两者的离子半径接近。
H-O之间属离子-共价键,共价键成分约占70%。
由于氢与氧的电负性差,氧带有一定的负电荷,氢具有一定的正电荷,正负电荷中心不重合,因而水分子为偶极分子。
由于水偶极分子间的分子键强大,使水具有较高的溶点(冰点)和沸点。
而其它分子化合物如CO2、SO2、CH4、NH3、H2S、HF、HCl等的溶点与沸点都低得多。
这样就使水成为地球化学体系中唯一的重要液相流体。
而其它的分子化合物都是呈气相存在,或成水溶液中的溶解物。
水的沸点与水的饱和蒸气压有关,随压力的增加,沸点不断增高(图7.1),而随着温度的提高,水的密度不断降低。
高压条件下的高温水遇到压力骤降时,水将发生沸腾、汽化而导致温度骤降,这在地球化学热液体系中具有重要的意义。
当温度与压力超过临界点时(374.15℃和221×105Pa),水转化为超临界流体,H2O以超临界流体存在,不再有两相平衡。
此时液体的密度主要决定于压力。
在这些条件下,从气体状态到液体状态的转变具有连续性。
水蒸汽和超临界流体的密度是随压力而改变的。
在高温时一个给定相的水的密度是物质在这个相的溶解度的主要控制因素。
图7.1液体水的密度和蒸气压的变化
(引自戚长谋,1994)
常温常压下中性水pH=7,天然水中pH值可变动在0.8到11之间。
水的解离程度随温度的升高而增大,在100℃时〔H+〕×〔OH-〕=10-12,于是100℃时中性水的pH值为6。
由于水是偶极分子,使水具有很大的介电常数,常温常压下水的介电常数高达81,即离子间的静电引力在水中将比在空气中降低81倍,这导致离子键化合物在水中极易溶解。
与此相反共价键化合物在水中的溶解度则很小。
水溶液中溶质的增加导致与之平衡的溶液蒸气压的减小,这使水溶液的冰点降低,沸点增高。
随溶液中盐度的增加,水溶液的临界温度和压力也将增加。
在一般热液矿床形成的温度、压力以及常见的那种盐度条件下,成矿热液基本上是处于液体状态的。
7.2.2元素在水溶液中的迁移
7.2.2.1水中化合物的存在形式
盐类化合物溶解于水中,呈中性分子及离子状态。
例如,方解石在水中溶解后极少量呈CaCO3,大多数由于水的介电常数很大而成Ca2+及CO32-离子状态。
随着元素的电价增高,或化学键成分中共价性增强,化合物的解离程度迅速减小。
例如Fe(OH)3→Fe3++3OH-的解离程度就很小,其溶度积为4×10-40(25℃,101325Pa),所以溶液中Fe(OH)3是主要的存在形式,而Fe3+和OH-则很少。
溶于水中的元素的存在形式,即化合物在水中解离成什么离子,取决于元素本身的性质,如离子的电价、半径、离子电位及它们的电负性等。
电价低、半径大的阳离子(碱金属、碱土金属)在水中争夺O2-的能力比H+弱,它们的氧化物、氢氧化物或其它盐类化合物在水中溶解后,呈自由阳离子形式存在。
化合价高、半径又小的阳离子(B3+、C4+、N5+、Si4+、P5+、S6+等)争夺O2-的能力比H+大得多,所以一般与O2-能结合成稳定的酸根CO32-、SO42-、PO43-等,因而在水中呈酸根离子团形式存在。
离子电价介于这两类元素之间的元素(Fe3+、Zr4+等),它们与H+争夺O2-的能力相近,因此它们的存在形式随水中H+的浓度不同而变化,在H+浓度很大时(酸性溶液),它们才能成简单自由离子形式,否则将形成各种复杂的配离子。
元素在水溶液中存在形式可用离子电价—离子半径组成的离子电位(π=Z/r)图清楚的表示出来(图7.2)。
图7.2离子电位图解
(据戚长谋等,1994)
7.2.2.2水溶液中离子浓度的控制因素
水溶液中离子浓度最根本的控制因素是化合物的溶度积、离子强度、酸碱性及氧化还原条件。
1)溶度积的控制作用
溶于水中的离子的可能存在量(离子浓度)受难溶化合物溶度积的控制。
例如Ca2+与F-在水溶液中将形成CaF2沉淀,反应式为:
Ca2++2F-→CaF2(固)
其溶度积即摩尔浓度的乘积为10-9.8(常温常压下),所以Ca2+和F-的浓度是相互制约的:
(Ca2+)(F-)2=10-9.8。
假定Ca2+在水中的离子浓度为10-2mol/L,则F-的含量不能超过10-3.9,即水中F-含量约等于0.0001mol/L(相当于1.9ppm)。
钙在自然界是一种大量元素,这就限制了在一般水溶液中F有巨大富集的可能性。
Cl与K、Na、Ca、Mg的化合物在水中极易溶,解离程度极大,所以只有Cl-是水溶液中常见的大量阴离子。
电价高、共价键成分高,其化合物的溶度积就小。
溶度积溶随离子键程度的增高而增加。
由于硫化物的溶度积普遍很低,显然呈简单离子状态迁移的浓度是极低的。
在含S2-溶液中许多金属(如Pb、Zn、Cu、Ni等)的浓度最低,表明它们最易被沉淀为硫化物,这就是也野外调查中在炭质岩层及煤层等沉积岩中或在一些热液矿脉中看到的情况。
这些金属如果是同时以简单离子迁移,浓度一定很低,根本无法形成矿床。
当水中有许多其它离子存在时,化合物的溶解度将增加(盐效应现象),例如CaSO4在水中的溶解度约2g/L,而在0.1molNaCl溶液中它的溶解度增为3.3g/L;当NaCl在溶液中的浓度达到130g/L时,CaSO4的溶解度增加到7.48g/L。
2)溶液中离子强度的意义
产生盐效应的原因是由于水中带有正、负电荷的离子间的相互作用,使Ca2+和SO42-离子活动性有所降低,它们能起作用的浓度(有效浓度)减小了。
在热力学中讨论多种化学反应的平衡常数等问题时都要用有效浓度,即活度(α)。
活度α=γ·c,c为实际浓度,γ为活度系数。
活度系数与溶液中的离子强度(I)有关,I为溶液中离子电场强度的总和:
式中:
ci为各种离子的摩尔浓度,zi为各离子的电荷。
随离子强度的增加,活度系数将逐步减小。
且离子电价愈高,活度系数减小愈快。
只有在很稀的溶液中活度系数才等于1。
不同离子强度的溶液中离子活度系数见表7.1。
在高矿化溶液中,难溶化合物的溶解度将有较大的增长。
当离子强度过大时,反而会使γ值增加,甚至大于1,以致造成相反的影响。
溶度积还随温度而改变,例如重晶石(BaSO4)的溶度积在25℃时为1.1×10-10,而到100℃时增至2.8×10-10。
但一般说来温度影响较小。
表7.1具不同离子强度的溶液中的离子活度系数()
(据戚长谋等,1994)
溶液离子强度
活度系数
一价离子
二价离子
三价离子
0.000
1
1
1
0.001
0.96
0.87
0.72
0.002
0.95
0.81
0.63
0.005
0.92
0.72
0.48
0.01
0.89
0.63
0.35
0.02
0.87
0.57
0.28
0.05
0.81
0.43
0.15
0.1
0.76
0.34
0.084
0.2
0.70
0.24
0.041
0.5
0.62
0.15
0.014
综上所述,由于水是极性分子的集合体,盐类化合物在水中的溶解可以呈分子状态(含量极低)和离子状态。
离子状态浓度受溶度积控制,温度与溶液离子强度将影响溶度积。
但高价阳离子及电负性高的阳离子在水中呈简单离子的浓度都是很低的。
只有K+、Na+、Ca2+、Mg2+及Cl-、SO42-、HCO3-才能在真溶液中作大规模长距离迁移。
7.2.2.3水溶液的酸碱度
水溶液的酸碱度对元素在水中的存在状态及迁移有重大影响。
常温常压下纯水的pH值等于7,天然水的pH值一般变动在4到9之间,在少数情况下可具更大或更小的pH值。
某些水的pH值大致范围见表7.2。
1)天然水溶液酸碱度的控制因素
控制天然水溶液酸碱度的主要因素是CO2和电解质的含量。
经物理化学方程计算,与大气圈平衡的雨水,其pH值为5.7左右;河水、湖水在植物稀少的地区,pH值变动在7.2~8.4之间。
在一些特殊情况下,溶液的酸碱度决定于某些特殊因素。
例如,火山气体含有大量的HF、HCl,它们极易溶于水,而使某些火山热液成为强酸性,pH值可达1。
而一些硫化矿床的氧化带,由于大量黄铁矿(FeS2)的氧化而形成Fe2(SO4)3,它的水解也形成强酸性溶液。
在强还原介质中有大量H2S产出时,由于H2S的溶解度比CO2为大,H2S-HS--S2-体系使这些溶液的呈酸性。
表7.2各种天然水的pH值
(引自H.J.Rosler和H.Lange,Geochemicaltables,1972)
2)水溶液中pH值的地球化学意义
①金属元素的氢氧化物从水溶液中沉淀主要受溶液酸碱度的控制
表7.3列出了某些金属元素的氢氧化物溶度积及它们从溶液中开始沉淀时的pH值。
表7.3金属氢氧化物的溶度积及其开始沉淀时的pH值
(据A.Й.Нерельман,1968)
氢氧化物
溶度积
pH
氢氧化物
溶积物
pH
Sn(OH)4
1×10-57
2
La(OH)3
1×10-20
8
Zr(OH)4
8×10-52
2
Be(OH)2
1×10-20
5.7
Th(OH)4
1×10-50
3.5
Ni(OH)2
8.7×10-19
6.7
Co(OH)3
2.5×10-43
-
Cu(OH)2
1.6×10-19
5.4
Sb(OH)3
4×10-42
0.9
Zn(OH)2
4.5×10-17
5.2
Fe(OH)3
4×10-38
2.5
Fe(OH)2
4.8×10-16
5.5
Ga(OH)3
5×10-37
3.5
Pb(OH)2
7×10-16
6.0
Al(OH)3
1.9×10-33
4.1
Co(OH)2
1.3×10-15
6.8
In(OH)3
1×10-33
3.7
Mn(OH)2
4.1×10-14
9.0
Cr(OH)3
7×10-31
5.3
Cd(OH)3
2.3×10-14
6.7
Ti(OH)4
1×10-30
1.4-1.6
Mg(OH)2
5×10-12
10.5
Bi(OH)3
1×10-30
4.5
Ag(OH)
2×10-8
9.0
Sn(OH)2
1×10-27
3.5
Ce(OH)3
-
7.4
Sc(OH)3
1×10-27
4.9
Nd(OH)3
-
7
Hg(OH)2
3×10-26
7.0
UO2(OH)2
-
4.5
Y(OH)3
1×10-24
6.8
NbO2OH
-
0.4
表中可以清楚地看到,随元素阳离子电价的增高、半径的缩小以及电负性的增大,元素的氢氧化物的容积迅速减小,所以只有在强酸性的溶液中这些阳离子的存在才有重要意义。
②pH值与化合物溶解度的关系
许多化合物的溶解度与溶液PH值有密切关系。
酸性氧化物,例如SiO2,随溶液碱性程度增加而溶解度增大。
中性(两性)氧化物,例如A12O3则是在强酸与强碱介质中溶解度增高,而在中性水中溶解极少。
在酸性的温泉水及矿水中(pH<4=Al2O3易溶,而SiO2溶解度小,因而有硅华沉淀;当地表水pH值为5-9时,SiO2的溶解度增大,而Al2O3不溶,导致相对富集形成红土型风化壳。
7.2.2.4氧化还原反应
地球化学作用中,在相互作用的离子间发生电子转移的反应称为氧化一还原作用。
氧化—还原是一种变价反应。
元素的变价也是一种存在形式的变化,伴随着元素物理、化学性质的截然改变,因此在元素的迁移、沉淀活动中起十分重要的作用。
1)氧化还原电位
在地球化学作用中,如果发生电子的得失转移,就同时发生了氧化和还原两种反应,这一对反应构成一个自然化学电池。
氧化还原反应是自然界元素迁移过程中的重要反应,它决定元素在水中的电价状态。
水溶液中氧化还原电位(Eh)定义为:
Eh=-△rG/n/F
式中:
n-为反应中原子间发生转移的电子数,F—法拉第常数(96.55kJ/mol·V)。
氧化-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时平衡共有所测出的半反应的电极电位称为标准电极电位,以Eh0标示。
任意规定反应:
1/2H2→H++e的Eh0=0.00V,称为氢电极。
将地壳中常见的各元素氧化-还原半反应作为一个电极与氢电极构成电池,测得标准电极电位值,如表4.5所示。
表中统一按半反应的还原态-氧化态+e-的反应方向E0由低到高的顺序排列,标准氧化-还原电位表的应用如下:
确定电子转移的方向,即反应进行的方向。
根据标准电极电位表,任一对氧化-还原反应,位于表上方的半反应为(-)极,位于下方的半反应为(+)极,反应的驱动力决定于电位差,即Eh=Eh0--Eh0+。
当Eh<0时,反应正向进行,即
(一)极半反应向右进行,(+)极半反应向左进行。
当Eh>0时,反应向相反方向进行。
2)pH—Eh相图
在氧化还原反应中,电极电位(氧化还原电位Eh)高的元素被还原,而电位低的元
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