铀的沉淀机制 铀迁移和沉淀方式
铀的沉淀是成矿流体在运移过程中，由于温度、压力、Eh和pH值、水-岩化学反应等因素的作用，促使铀自流体中析出。现有研究成果表明，铀沉淀成矿的主要机理是减压、降温、还原（里奇等，1980；章邦桐等，1990；史维俊，1990；李宽良，1993；杜乐天，2001；邱爱金等，2002）。包括铀在内的金属从流体中沉淀的可能机制较多，它是各种因素耦合作用的结果。在前述成矿物质来源、成矿溶液来源、火山岩浆期后成矿流体系统演化研究的基础上，对相山矿田成矿流体中成矿物质的沉淀机制作分析如下。
6.3.3.1 降温作用
图6.4所示的实验结果表明，铀在水溶液中的溶解度并不呈直线关系，200～300℃范围内，晶质铀矿（UO2）溶解度较高，260℃时溶解度最大，超过260℃或低于200℃时，溶解度迅速降低。因此，铀成矿温度一般不超过260℃，且温度降低显然有利于铀沉淀。相山矿田铀成矿温度也不超过260℃，早期铀成矿温度约为200℃，晚期铀成矿温度约为150℃（李学礼等，2000）。据成矿期包裹体成分计算的温度，也表明早期成矿温度高于晚期成矿温度（表6.9）。
图6.4 晶质铀矿在水中的溶解度与温度的关系
表6.9 相山矿田部分矿床中萤石包裹体测温及计算的温度数据
由降温作用引起金属沉淀和矿床定位需要满足两个条件：一是流体中金属浓度较高；二是成矿流体的温度能够在较局部范围和短的距离内有大幅度的下降（周涛发等，2005）。矿田早期成矿作用主要与大规模火山塌陷及次火山岩侵位有关，在矿田北部形成钠交代型铀矿化，矿岩时差小，成矿流体主要由处于高温、高压状态的火山岩浆期后热液演化而成，岩浆期后热液与熔体状态的次火山岩作用，在次火山岩中形成矿前期的面式钠长石化，矿前期蚀变不仅改变了岩石成分，而且也改变了成矿流体的性质，随着流体温度、压力的降低，尤其是在次火山岩内、外接触带的构造破碎地段，成矿流体温度大幅度下降，促使岩浆期后富铀流体在次火山岩内、外接触带的局部范围内沉淀。在空间上矿床定位于北东向断裂、近东西向的基底断裂、推覆构造和火山环状构造的复合部位（图6.5）。同时，早期铀矿化在时间上也与花岗斑岩具良好对应关系。
图6.5 相山矿田北部区域断裂、环状断裂及次火山岩复合控矿示意图
6.3.3.2 流体浓缩作用
水-岩交代反应与流体浓缩成矿机制，近年来得到充分认识，尽管人们早就认识到成矿溶液中矿质浓度是金属矿物是否发生淀积的关键因素，因为只有当成矿流体达到饱和或接近饱和时，才会发生矿质沉淀。水-岩反应中的浓缩作用是成矿流体达到饱和的主要途径，在成矿流体达到饱和的情况下，新的低浓度流体的混入，可以造成饱和流体的稀释和电解性质的改变，导致流体中某些化学组分浓度的降低，这是金属矿化得以形成的主要原因（吕古贤等，1999）。
由于某些气相组分，尤其是CO2自流体中的分离而导致的压力降低，被认为是使铀沉淀成矿的一个重要条件。因为许多热液铀矿在空间分布上受断裂构造控制，这一客观事实被认为铀矿化是在压力降低时发生的。但对于CO2逸出引起铀沉淀的机理，亦有学者持怀疑态度（里奇等，1980），认为CO2的脱气作用使流体酸度降低，同时逸出的H2、H2S、CH4等组分将使流体的Eh值升高，这些作用会导致铀沉淀停止甚至使铀溶解。
伴随着成矿流体中CO2的逸出，铀发生沉淀，且矿物流体包裹体内的CO2含量与铀矿床中铀含量之间存在消长关系；相山矿田矿后期矿物包裹体内的CO2含量，也明显低于成矿期矿物包裹体内的CO2含量。作者认为，CO2脱气作用导致铀沉淀的本质可能是流体的浓缩作用。
天然成矿流体系统浓缩的主要方式包括：水-岩反应中的热液蚀变带的形成与水的浓缩；成矿流体中C、S等组分促进水的浓缩作用；沸腾、酸碱分异及流体相的浓缩（吕古贤等，1999）。碳质在外生铀矿床的形成中发挥了重要作用，主要表现为碳对铀的吸附，而在内生热液铀矿床成矿流体中C、S等组分在矿床形成中的作用并不明显。因而，相山矿田流体浓缩是水-岩反应中的热液蚀变带的形成及沸腾作用的结果。
如前所述，相山矿田广泛发育矿前期蚀变，并且矿前期蚀变与成矿期蚀变在时空上具连续性，水-岩作用形成了大量含水矿物，矿田内常见的蚀变矿物如绢云母含水量为6.19%，伊利石含水量为7.12%，而绿泥石含水量更是高达11.16%。由此可见，通过水-岩反应大量的水被“固化”在蚀变岩中，促成了含矿流体的浓缩。相山矿田几乎所有的具工业意义的矿化都继生于水热交代之后，且蚀变带的范围远远超过矿体的范围（图2.11）。控制蚀变空间场的构造带既是成矿流体运移的重要通道，也是矿质淀积的重要场所。相山矿田多期次热液活动，说明发生了成矿溶液的多次浓缩和新的流体的补给，促成了溶液物理化学性质的改变和矿质的沉积。
流体的沸腾往往表现为具有不同气液比和不同盐度的流体包裹体共存，气体包裹体、气液包裹体、液体包裹体和多相包裹体往往同时出现。含矿溶液在热驱动下向上运移，静水压力降低至流体在该种状态下的饱和蒸气压，构造破碎带会导致压力突然降低，促使流体沿构造带迅速上升和成矿流体的沸腾，CO2、H2S等大量逸出，同时引起水的广泛气化，造成残余流体相盐度增高。可见，传统认识的减压成矿作用，其机理是气体逸出、流体沸腾、成矿物质在流体中达到饱和或接近饱和浓度，同时由于体系内压的减小导致了新的流体的补给，这又促成了混合-冷却机制的发生，致使金属络合物解体，发生金属沉淀。
相山矿田铀矿床中广泛存在着流体的沸腾现象。相山矿田北部巴泉矿床就位于爆发角砾岩筒之中，火山气液在隐爆地带发生的减压、沸腾作用，造成铀的沉淀、富集，该矿床成矿年龄为120Ma。此外，矿田西部邹家山矿床隐爆角砾岩及其附近矿石中包裹体种类为：多相包裹体、富气相包裹体及富液相包裹体（表6.10），它们是沸腾机制下的产物。夏林圻等（1992）在相山矿田也发现有沸腾包裹体产出，其特征是具有近似相同均一温度的液体包裹体（Th（L）=187.3～198℃）和气体包裹体（Th（G）=192～204℃）共生于同一主矿物——石英之中。可见，相山矿田早、晚期铀成矿作用过程中均存在着流体的沸腾现象。
表6.10 邹家山矿床隐爆角砾岩及其附近矿石中包裹体的均一温度及盐度
矿田西部晚期成矿流体沸腾导致的铀沉淀作用过程为：受原始岩浆发生带—高位岩浆房—火山成因建造系统控制的晚期成矿水汽热液，在热驱动下向上运移，经水-岩作用还从沿途岩石（基底地层及流纹英安岩）中浸出铀，促使成矿水汽热液中铀的叠加富集，沿陡倾构造上升的流体静水压力不断降低，由于水压破裂在构造两侧形成裂隙密集带，压力骤然降低，导致成矿流体沿构造带迅速上升和流体的沸腾，此时CO2等组分大量逸出，同时引起水的广泛气化，促使残余成矿流体中铀浓度达到饱和；由于成矿流体内压的减小，导致了新的、相对低温低压流体的补给，又促成了流体的混合，由于不同流体的温、压差异，成矿空间内流体的运动处于“湍流”状态，导致铀酰络离子解体、沉淀，如碳酸铀酰络合物分解，经还原成矿（式6.8、6.9 及6.10）；含氟化铀酰络合物的流体与富Ca2+的流体混合，可以形成铀 萤石型矿石（式6.11）。
水-岩相互作用及其与铀成矿关系研究
式6.11所示反应的热力学数据显示，温度降低对形成萤石有利（李宽良，1993），说明流体混合-冷却机制有利于成矿作用的发生。
6.3.3.3 流体的混合作用
图6.6所示为小侵入体周围的对流循环示意图。对比图6.6A及图6.6B，侵入体附近的对流循环途径有一定的差别（Sheppard，1986）。图A中循环天水和岩浆水具各自的循环途径，在理论上岩浆水和循环天水之间应存在着水力圈闭区，但事实上岩浆水和循环天水在一定的空间域内会混合；图B所示岩浆水对循环天水也有一定影响。图6.7所示为岩浆热液和地下水发生对流循环形成斑岩铜矿床示意图（Jensen，1998），岩浆热液和大气降水混合区是成矿有利部位。由于岩浆水与循环天水存在较大的温差，循环天水对岩浆水也起了冷却作用，同时在它们的混合区内流体的流动状态为“湍流”。流体混合-冷却作用及流动状态的改变，促使了矿质沉淀。
图6.6 小侵入体周围的对流循环示意图
图6.7 岩浆热液和地下水发生对流形成斑岩型铜矿床示意图
相山矿田居隆庵矿床流体包裹体温压资料显示，在几乎同一空间内不同温度、压力值的包裹体共存，表明在该空间内发生了温、压值相差悬殊的流体的混合作用。流体混合作用导致了成矿流体冷却、运动形式改变，并最终使得成矿流体物理化学性质发生变化，促使成矿物质沉淀。
相山矿田成矿流体混合在早、晚期成矿作用过程中均有表现，但晚期成矿作用过程中表现得更为明显。因为早期成矿流体主要由火山岩浆最晚期残余热液演化而成，相对处于高温、高压状态，其温度约为200℃、压力约为5×107Pa，成矿期古地形驱动的外生地下水难以以对流形式大量混入这种相对高温、高压状态的流体，但低温外生地下水的存在无疑起到了冷却场的作用，由于早期成矿流体在时空上与花岗斑岩密切相关，因此外生地下水的冷却场在空间上是围绕着花岗斑岩体的。当成矿流体与外生地下水温差大于某一临界值（ΔTc′）时，成矿流体的流动状态为“湍流”（紊流），形成有利于成矿的“混沌”区。显然，这种“混沌”区也是围绕花岗斑岩体的，因而早期铀矿化在空间上主要产于花岗斑岩体及其内、外接触带上。矿田晚期成矿流体温度约为150℃、压力约为2×107Pa，它是受原始岩浆发生带—高位岩浆房—火山成因建造结构控制的火山岩浆期后成矿热液系统演化的产物，在其沿构造通道上升运移过程中，成矿流体内压减小，导致了重力驱动的、相对低温的外生地下水与其混合，由于两种流体温差值大，流体混合的空间域内流体的流动状态为“湍流”。因而，在矿田西部居隆庵矿床中几乎同一空间内可以见到不同温、压值共存的流体包裹体。
区域铀成矿也为流体混合作用导致铀淀积提供了证据。对华南地区区域不整合面形成时间、脉岩年龄与铀成矿年龄进行统计，发现它们之间有一定的关联（表5.2，表5.3），在不整合面形成或脉岩侵入后的约5～20Ma内成矿作用发生。显然，区域不整合面的形成，表明区域构造应力场发生了变化，此时也往往是岩浆热事件发生的时间，还是外生地下水运动的活跃时期；脉岩侵入等热事件的发生，表明流体热驱动力也发生了变化。当区域构造应力场和热驱动力的变化导致成矿流体混合-冷却及流体运动形式的改变，则有助于区域成矿作用的发生。
图6.8为华南钨矿成矿壳层与铀矿成矿壳层关系示意图，钨（锡）矿成矿壳层一般比铀矿高200～700m，钨矿床属中、高温热液矿床，成矿温度一般大于200℃，而铀矿属中、低温热液矿床，成矿温度一般小于200℃，且钨成矿年龄较铀矿早50～90Ma。尽管钨矿与铀矿在空间上具上下关系，或者说钨矿和铀矿成矿流体的活动空间叠合，但两者并非同一期成矿流体的产物。对铀成矿壳层的上下界面一般用铀的地球化学性质给予解释，事实上，钨（锡）矿的成矿壳层也可以用其地球化学性质给予解释，因为矿质的沉淀都是由于成矿流体物理化学性质改变所致，但引起其改变的机制才是最本质的成矿机制。作者认为垂向上铀成矿壳层是成矿热液物理化学性质急剧改变的地段，向上运移的成矿流体与重力驱动外生水的混合-冷却、流体中气体逸出引起的沸腾，必将导致成矿流体的流动状态发生改变，并进而导致成矿流体物理化学性质的改变。对赣杭构造带火山岩型铀矿床与白垩纪红层盆地距离的统计结果表明，其一般为0～5km，即与火山岩浆活动密切相关的成矿热液在横向上也可能存在一个流体混合-冷却、气体逸出引起沸腾、成矿流体处于“湍流”状态的空间域。正因为如此，矿质沉淀场具有一定的空间域。
因此，相山矿田无论是早期铀成矿作用，还是晚期铀成矿作用，均不是受某一种机制作用所制约的，成矿流体中铀的沉淀是多种成矿机理耦合作用的结果。导致铀沉淀的各种机制，其本质是成矿流体的流动状态在一定的空间域处于“湍流”状态，在该空间域内成矿流体的物理化学性质发生改变，并最终促使铀在矿质沉淀场（成矿空间域）沉淀。
图6.8 华南钨（W）矿壳层与铀（U）矿壳层关系示意图
铀的沉淀方式~
水成铀矿床最主要的工业铀矿物是沥青铀矿，其次是铀黑、铀石、晶质铀矿和钛铀矿，只有在铀矿床氧化带和外生水成铀矿床中才见有较多的六价铀矿物。以铀酰的各种络离子形式迁移的六价铀，只有经过还原作用才能形成四价铀的矿物（王正其等，2004；李金宝等，2006）。
铀沉淀成矿的方式有3种：①充填成矿，充填是在已存在的裂隙和空洞中发生的，从溶液中产生的铀矿物充填在裂隙中，或附在空洞壁上，从壁向空洞中心生长（柳益群等，2006）；②交代成矿，这实质上是一种同时进行的旧矿物溶解和新矿物沉淀的过程，结果是新生矿物替换了原来存在的矿物，新形成的矿石矿物或其集合体替换了以前存在的岩石中的某一部分或全部；③充填交代成矿，在成矿过程中，充填和交代作用同时存在。
火山岩型铀矿床，在喷出至浅成岩浆演化序列喷溢和侵入过程，游离状态的铀随气液
分异和结晶分异而迁移。并且主要以铀离子和铀酰氟碳酸盐配合物运移，也有少部分以铀酰硅酸盐配合物搬运。
（一）岩浆成矿期铀沉淀富集
南岭地区燕山期喷出至浅成序列岩浆多旋回多次喷溢侵入演化，至晚侏罗世喷溢的火山熔岩中，铀大量集中，并在火山岩浆强烈的绢云母化、绿泥石化、赤铁矿化等自交代过程，离子状态的铀被绢云母、绿泥石等集合体吸附沉淀富集，形成富铀岩体或矿体。随着岩浆冷却温度降低等物理化学条件变化，铀酰氟碳酸盐配合物分解，U6+被Fe2+还原，形成微粒状、球粒状沥青铀矿，同时有粉末状赤铁矿沉淀，因而铀矿化的火山熔岩变成红色。分解的氟与钙化合而晶出萤石，呈分散状分布。也有部分U6+被S2-还原成U4+而晶出沥青铀矿，S2-失去电子后与Fe2+化合而晶出黄铁矿，或其他硫化物，如方铅矿、黄铜矿、辉钼矿等。所以沥青铀矿与硫化物紧密共生。因此，火山熔岩铀矿体中的富矿地段，尤其是出现沥青铀矿地段有较多的赤铁矿或黄铁矿等硫化物，并有萤石和方解石发育。
除了火山熔岩成岩过程铀沉淀富集成矿体外，在火山通道呈侵入形式产出的次火山岩小岩体，成岩过程钠长石化或绢云母化等自交代强烈的部分，铀也以同样方式沉淀富集成矿体。
图5-3 火山岩型铀成矿模式示意图
1—红色砂砾岩（K2）；2—次花岗斑岩（γπ）；3—隐爆角砾岩；4—震碎花岗岩；5—晶屑凝灰熔岩（ ）；6—凝灰熔岩（ ）；7—含角砾凝灰岩（ ）；8—流纹岩；9—凝灰岩（ ）；10—英安岩（ ）；11—花岗岩；12—寒武系；13—断裂带；14—矿体
当然在火山岩浆成岩过程，也有极少量铀进入矿物晶格呈类质同像形式赋存，如钍石、钛铀矿等。
（二）热液期铀沉淀富集
气液分异和结晶分异的结果，喷出至浅成序列演化分异的最晚阶段岩浆中的铀，又以铀酰氟碳酸盐配合物和铀酰硅酸盐配合物形式，以及游离离子形式运移至热液中。这些富含铀的热液从岩浆中分离后，沿断裂裂隙上升充填交代沉淀。
由于喷出至浅成序列岩浆演化，与深成至浅成序列岩浆演化由中酸性→酸性→超酸性，SiO2由低→高不同，而是由基性→中酸性→酸性→中性→基性演化，SiO2由低→高→低。比较来说，喷出至浅成序列岩浆中，SiO2含量偏低，CO2、F等挥发分含量较高。所以铀主要形成铀酰氟碳酸盐配合物搬运，因而热液铀矿化过程主要伴随萤石化、方解石化、黄铁矿化、绿泥石化和绢云母化（照片4-3）。虽然也以铀酰硅酸盐配合物形式搬运，但不是主要的。尽管火山岩型铀矿床中硅化较弱，但也形成含沥青铀矿赤铁矿化硅化岩阶段（照片4-4），以及含沥青铀矿黄铁矿化硅化岩阶段等。虽然这些硅化岩成矿阶段不是主要的成矿阶段，但普遍发育，几乎所有矿床中都可见及。
蛋白质的分级沉淀的原理
答：原理就是：溶液中的离子强度不同时,不同蛋白质的溶解度不同,步骤就是不断加硫酸铵以血浆为例：加到盐浓度20~30%时纤维蛋白原沉淀,再加到浓度50%时球蛋白沉淀,饱和时清蛋白沉淀基本原理硫酸铵沉淀法可用于从大量粗制剂中浓缩和部分纯化蛋白质.用此方法可以将主要的免疫球从样品中分离,是免疫球蛋白...
金、银多金属元素的沉淀
答：n为电荷数;Me为金属离子)。目前被人们接受的元素沉淀机制有:过滤效应，热液与围岩的化学反应和成矿环境物理化学条件的改变。化学反应有复分解反应、中和反应和水解反应等。由于上述因素的改变，使原来在溶液中稳定的配合物发生分解而沉淀。人们通过lgfS2、lgfO2、lgfCO、lgfH2、pH值、Eh值、盐度、矿化...
有机溶剂沉淀法的原理是什么
答：有机溶剂引起蛋白质沉淀的主要原因是加入有机溶剂使水溶液的介电常数降低，因而增加了两个相反电荷基团之间的吸引力，促进了蛋白质分子的聚集和沉淀。有机溶剂引起蛋白质沉淀的另一种解释认为与盐析相似，有机溶剂与蛋白质争夺水化水，致使蛋白质脱除水化膜，而易于聚集形成沉淀。
蛋白质的分级沉淀的原理
答：原理就是：溶液中的离子强度不同时,不同蛋白质的溶解度不同,步骤就是不断加硫酸铵以血浆为例：加到盐浓度20~30%时纤维蛋白原沉淀,再加到浓度50%时球蛋白沉淀,饱和时清蛋白沉淀基本原理硫酸铵沉淀法可用于从大量粗制剂中浓缩和部分纯化蛋白质.用此方法可以将主要的免疫球从样品中分离,是免疫球蛋白...
沉淀硬化的机理是什么?
答：即某些合金的过饱和固溶体在室温下放置或者将它加热到一定温度，溶质原子会在固溶点阵的一定区域内聚集或组成第二相，从而导致合金的硬度升高的现象。沉淀硬化热处理：沉淀硬化的热处理工艺过程为固溶处理+时效处理；沉淀硬化机制为弥散强化。沉淀硬化机理：沉淀硬化机理是因为金属材料中第二相粒子从过饱和固溶...
3、原生动物有机废水进行絮化沉淀的机制是什么?
答：微生物取食的机制。四膜虫在12小时内能取食7200个细菌，有效降低污水中细菌的数量。草履虫每天大约能够吞食43000个细菌。所以通过原生动物可以对有机废水进行絮化沉淀。
有哪些方法可使蛋白质沉淀?沉淀的原理是什么?有何实用意义?
答：盐析法可以使蛋白质沉淀。盐析法的原理 蛋白质在水溶液中的溶解度取决于蛋白质分子表面离子周围的水分子数目，亦即主要是由蛋白质分子外周亲水基团与水形成水化膜的程度以及蛋白质分子带有电荷的情况决定的。蛋白质溶液中加入中性盐后，由于中性盐与水分子的亲和力大于蛋白质，致使蛋白质分子周围的水化层减弱...
生成沉淀的条件
答：原理：从液相中产生一个可分离的固相的过程，或是从过饱和溶液中析出的难溶物质。沉淀作用表示一个新的凝结相的形成过程，或由于加入沉淀剂使某些离子成为难溶化合物而沉积的过程。产生沉淀的化学反应称为沉淀反应。物质的沉淀和溶解是一个平衡过程，通常用溶度积常数Ksp来判断难溶盐是沉淀还是溶解。溶度...
土壤中磷、钾肥被固定的机制有什么不同
答：（1）化学沉淀机制：如土壤溶液中Fe、Al、Ca与磷酸根沉淀 （2）表面吸附机制：如金属氧化物或水化物通过专性吸附磷酸根，使其失活 （3）闭蓄态机制：在酸性土壤中，在磷矿物表面形成一层无定形氧化铁，水给铁膜，使磷矿物被包起来失活。（4）生物固定机制：微生物使有效态磷转化为自身磷。:(1)...
氯化钠溶液和硝酸银溶液为什么会产生白色沉淀?
答：氯化钠溶液与硝酸银溶液发生化学反应生成白色沉淀物，这是由于氯离子与银离子结合形成沉淀的结果。1.反应机制：氯化钠溶液中的氯离子（Cl-）与硝酸银溶液中的银离子（Ag+）发生置换反应，产生氯化银沉淀（AgCl）和硝酸钠（NaNO3）。反应的平衡方程式为：2AgNO3+2NaCl→2AgCl↓+2NaNO3。2.沉淀的形成：...
