现代地球化学课件.pdf

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1、现代地球化学的定义：地球化学是研究地球及子系统（含部分宇宙体）的化学组成、化学作用和化学演化的科学。地球化学是研究地球的化学成分及元素在其中分布、分配、集中、分散、共生组合与迁移规律、演化历史的科学。概括起来有以下几个基本问题：第一：元 素（同位素）在地球及各子系统中的组成（量）第二：元素的共生组合和存在形式（质）第三：研究元素的 迁 移（动）第四：研究 元 素（同位素）的行为第五：元素的地球化学演化2、元素的共生组合和存在形式地质体内部的各种原子的结合和存在形式不是任意的、静态的，而是有条件的、变化的。它们受地质作用物理化学状态的控制，是随着地质历史的变动而变化的。因此，元素的共生组合和存在

2、形式是地质作用物理化学条件及变动历史的指示剂。从这个例子可见：元素的地球化学迁移包含了以下三个要素：环境物理化学条件的变化;元素结合方式的改变；导致元素在空间上的位移及元素集中、分散的转化。因此，元素的迁移过程能指示元素发生变化的动态过程，以及各种物理化学条件的制约关系，从而揭示地质、地球化学作用机制。4、研 究 元 素（同位素）的行为指的是 元 素（同位素）在自然界所发生的各种地质作用中的行为。通过行为的研究可以揭示地质体成因机制。地球化学矿物学岩石学矿床学化学研究对象全部化学元素与同位素原子的集合体一矿物矿物的集合体一岩石有用矿物的集合体一矿石、矿床元素及化合物究容研内元素在地球、地壳中演

3、化活动的整个历史只研究元素全部活动历史过程中的某个阶段，元素活动的某个“暂时”存在的形式元素及化合物的化学性质及行为研究对象所处的空间位置地球、地壳地球、地壳实验室样品的布局和采样要求明确的代表性样品的系统性样品的统计性:地球化学与研究地球物质成分的矿物、岩石、矿床学和基础学科化学的关系。地球化学研究方法的特点第一个特点，由于地球化学本质上是属于地球科学，所以其工作方法应遵循地球科学的思维途径，归纳一下有以下几个方面：(1)第一手实际资料来自于对自然地质现象的观察和研究；(2)在地球的时空结构中整理和综合资料；(3)事实规律的统计性特征；(4)反序地追踪历史；(5)结论的推断性和多解性以及认识

4、的反复深化。寸寸.这一切都基于一个根本的出发点，即一切地球化学过程都是寓于宏观的地质作用之中的，基于这个特点，为此要求我们各类地球化学样品必须有明确的地质产状的代表性；地球化学的研究结果应落实到解决地质学认识和应用的实际中去。第二个特点，要求每个地球化学工作者有一个敏锐的地球化学思维，也就是要善于识别隐藏在各种现象中的地球化学信息，从而揭示地质现象的奥秘(见图)。第三个特点是：具备有定性和定量测定元素含量及鉴别物相的技术和装置。1.地球化学体系的特点Geochem ical S ystem(1)T、P 等条件的变化与实验条件相比相对有限Cru st&U pper Man tl e：T:-8 0

5、 5 0 0 0 CP:0.O rT l O l O PadO 万大气压)Laboratory:T:1 0-5 K 5 x1 0 4 P:V acu u m 1 0 1 IPa（2）多组分复杂体系元素9 2 种，同位素3 5 4 种（3）开放体系。（4）自发进行的不可逆过程。元素的地球化学亲和性及其分类元素的基本性质1 .原子的电子层结构2 .原子和离子半径 原 子（离子）最外壳层电子密度最大处的半径叫镰）系和钢系收缩。锢系或钢系元素随原子序数增加其半径总体逐步减小（Eu 和 Y b例外）。3 .电离能（势）变化规律 I 指从原子电子层中移去电子所需要的能量。与原子半径成反比，金属性越强，电离

6、能越小4 .电子亲和能原子得到电子所放出的能量（E）叫电子亲和能。E越大，表示越容易得到电子成为负离子。5 .电负性变化 规 律 中性原子得失电子的难易程度。或者说原子在分子中吸引价电子的能力叫电负性。表示为：X=I+E（X：电负性；I：电离能；E：电子亲和能）横向（同一周期内）：随原子序数增大而增大。纵向：同一主族内，自上而下由大变小，同一副族内，各元素电负性相似。随元素金属性增强减小；非金属增强而增大。相对电负性2左右（1.8-2.1）H、B、S i、As、T e、Po、At 为金属与非金属分界点。元素间电负性相差越大，所形成化合物相对稳定6.化 学 键 离 子 键（电子交换）共价键（电子

7、共用）金属键（价电子自由移动）范德华键（分子间或惰性原子间，存在弱的偶极或瞬时偶极）氢 键（也属分子间静电力，含H的分子与其它极性分子或负离子间）7.离子极化 极化：当带有相反电荷的离子相互接近形成物质时，离子间除存在库仑引力外，还能在相反电荷的作用下使原子核外的电子运动发生变形,这种离子使异号离子电子运动发生变形的作用叫做离子极化作用。异号离子本身电子运动发生变形的性质叫做离子的变形性（即可极化性）。元素的地球化学亲和性定义:在自然体系中元素形成阳离子的能力和所显示出的有选择地与某种阴离子结合的特性称为元素的地球化学亲和性。元素的亲和性是表明其具有相对优先结合的能力。它是控制元素在自然界相互

8、结合的3个主要规律中的最基本规律。分类亲氧性（亲石）元素；能与氧以离子键形式结合的金属（半金属）元素称为亲氧元素。亲 硫 性（亲铜）元素；能与硫结合形成高度共价键的金属（半金属）元素称为亲硫元素，亲铁元素。为此，硫倾向形成共价键（或配价键的给予体），氧倾向形成离子键（或部分共价键）与硫形成高度共价键的元素，称亲硫元素（具亲硫性）,与氧形成高度离子键的元素，称亲氧元素（具亲氧性）。自然界元素亲和性的特点1）双重性和过渡性：自然界元素的亲和性不是绝对的，存在着双重性和过渡性。2）不同价态元素亲和性F e 2+,M n 2+低价具亲硫性，如F e S 2 ,M n S 2;F e 3+,M n 4+

9、高价具亲氧性，如F e 2 0 3 ,M n 0 2第三节类质同象代换及微量元素共生结合规律自然界的矿物一般都不是按某种化学式来限定成分的纯净化合物，而往往混有杂质，这种杂质按其聚集和赋存状态可分为五种状态：机械分散物：（固相、流体相）是成分不同于主矿物的细小独立矿物或固熔体分离结构（上图）；吸附相杂质：不参加主矿物晶格，在矿物表面、裂隙面等呈吸附状态；超显微非结构混入物：（0.0 0 1 m m）它不占主矿物晶格位置，但又不能形成可以进行矿物学研究的颗粒；与有机质结合的形式：金属有机化合物、金属有机络合物、有机胶体吸附（上图）；类质同象：以原子、离子、络离子或分子为单位取代矿物晶格构造位置中

10、的相应质点。类质同象的结果：只引起晶格常数的微小改变，晶格构造类型、化学键类型、离子正负电荷的平衡保持不变或相近。类质同象的定义定义某些物质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其他质点（原子、离子、配离子、分子）所占据，结果只引起晶格常数的微小改变，晶体的构造类型、化学键类型等保持不变，这一现象称为“类质同象”。进入晶体中的微量物质称为“类质同象混入物”；含有类质同象混入物的晶体被称为“固熔体”。2.类质同象产物特点晶格常数将微小变化；发生类质同象后晶格构造类型、化学键类型一致或相近；离子正负电荷的平衡不变；类质同象的类型1.从价态上分等价和异价类质同象：1）等价类质

11、同象：晶体中性质相似，电荷相同的元素彼此置换。如亲石元素置换：2）异价类质同象：晶格中发生异价离子的置换需要电价补偿，如：2.按类质同象程度分完全和不完全类质同象：1）完全类质同象两种组分可以任意比例互相替代，形成连续固溶体，称为完全类质同象。如：（M g,F e）2 S i O4 （橄榄石）N a A l S i 3 O8-C a A 1 2 S i O8 （斜长石）2)不完全类质同象若端元组分不能以任意比例形成连续固溶体的则称为不完全类质同象。如：K A l S i 3 0 8-N a A l S i 3 0 8 (条纹长石，高温时可以呈类质同象,低温时常发生出溶(类质同象的分解)而形成具

12、出溶条纹的长石硫化物固溶体出溶，如方铅矿中的辉银矿、决定元素类质同象代换的基本条件(-)晶体化学条件1、原子或离子结合时的几何关系离子键化合物一一原子或离子半径相近是重要条件共价键化合物：a.键长相似是类质同象重要条件A 1 3+(0.0 5 7 n m)与 S i 4+(0.0 3 9 n m)半径相差较大(4 7%),但 A 1 3+与 S i 4+的类质同象置换很普遍。因为在架状和链状硅酸盐中，A 1-0 和 S i-0 都主要为共价键，A 1-0 (0.1 7 n m)和 S i-0(0.1 6 1 n m)的键长相近(相差6%)b.共价键化合物配位数相同也是置换的重要条件。如 S i

13、 4+(四次配位)和C 4+(三次配位)配位数不同，不发生类质同象。自然金属自然金属易于形成类质同象。A u-A g 能形成完全类质同象，伯族元素间的类质同象也很发育，并可含较多的F e,铁伯矿含F e 可达1 2 2 0%2、化学键类型相同或相似电价相同，半径相似4、被代换的矿物晶体构造特征键性不同，彼此不能置换 代换中，不同键性的相对关系接近，是代换的一个重要条件。3、代换前后总电价平衡5、代换的能量角度1、温度和压力高温有利于类质同象原因：高温 烯 效应增高，A G=A H-T A S；以及有效半径趋于一致；增加了离子活动性、无序度增所以，一般低温下形成的矿物较纯。低压有利于类质同象原因

14、：压力与温度的作用相反，压力增大，使配位多面体变形，不利于较大离子置换较小离子，减少了类质同象范围，促使类质同象物分解2、组分的浓度补 偿“类质同象”组分的浓度影响平衡反应。晶体生长时，熔体或溶液中离子的浓度与晶体-液体平衡有关。液体中某元素浓度高则进入晶体也多，反之则反。3、氧化还原电位仅影响变价元素，其结果将造成价态和离子半径的变化，造成类质同象的变化，如过渡元素等：F e 2+-F e 3+M n 2+-M n 4+C r 3+-C r 6+V 3+-V 5+在内生作用中，M n 2+主要呈类质同象赋存于F e 2+矿物中，进入表生作用条件时，F e 2+易 氧 化 成F e 3+,从而

15、使F e 3+和M n 2+结合于不同矿物中。U-T h,V-T i等也有类似现象类质同像置换法则1.戈氏法则-适用于岩浆结晶过程的离子键化合物优先法则：两种元素电价相同，半径较小者优先进入矿物晶格。捕获允许法则：两种离子半径相似而电价不同时，较高价的离子优先进入矿物晶格。隐蔽法则：两个离子具有相近的半径和相同的电荷，则它们因丰度的比例来决定自身的行为，丰度高的主量元素形成独立矿物，丰度低的微量元素进入矿物晶格，为主量元素 所“隐蔽”。2.R i n gw o o d法则：更适用于非离子键化合物 林伍德提出对戈氏法则的补充：对于二个价数和离子半径相似的阳离子，具有较低电负性者将优先被结合，因为

16、它们形成一种较强的离子键成分较多的化学键。五、研究元素类质同象代换的地球化学意义类质同象是支配地壳中元素（特别是一些微量元素）共生组合的一个重要因素。元素活动状况：是微量元素的分布、分配、集中、分散及迁移的规律。元素的共生组合：同时、同种成因处于同一空间所形成的元素组合。1 .决定元素的共生组合2 .决定元素在共生矿物间的分配3.支配微量元素在交代过程中的行为4 .类质同象的元素比值可作为地质作用过程和地质体成因的标志5 .影响微量元素的集中或分散6 .地球化学中的“指纹”一标型元素组合7 .分配系数与地质温度计8 .环境地球化学效应第一节地球系统的化学作用和化学迁移1、水-岩反应和水介质中的

17、化学作用2、熔-岩反应和熔浆化学作用3、水-气化学作用4、岩-岩化学作用5、有机化学作用二、元素的地球化学迁移1、元素的迁移方式：（1）化学 迁 移（2）生物迁移（3）机械迁移2、元素地球化学迁移的定义当元素发生结合状态变化并伴随有元素的空间位移时，称元素发生了地球化学迁移。元素地球化学迁移包括三个过程：由于物化条件的改变，元素从原来的固定（稳定的结合）状态转化为活动（非稳定结合）状态，并进入迁移介质；（活化）元素在介质中发生空间位移（该阶段迁移形式可变，但不发生形成稳定固相的化学反应）;（转移）元素迁移到新的空间，由于物化条件明显改变，元素在介质中存在形式不稳定，即沉淀或结晶出新的矿物（新的

18、稳定结合）。（沉淀）即:活化一转移一沉淀3.元素迁移的标志（识别方法）矿物组合的变化：如侵入体或热液矿床围岩中出现蚀变矿物组合。岩石中元素含量的系统测定和计算：a.等体积计算法b.等阴离子计算法（一般 以 160个氧为标准）物理化学界面：如氧化还原界面（流体包体测量）、压力释放带（断层、背斜轴部虚脱部位、古溶洞等）、温度界面（熔体、热液与围岩界面）、p H 界面、水位线、土壤湿度界面等等常是元素发生（或终止）迁移的指示。4、元素迁移能力的影响因素：内因（1）迁移前元素的存在形式（2）晶体化学键类型（3）元素的地球化学性质（半径、电价、电负性、离子电位等）离子电位的实质是：阳离子与H+对氧（O2

19、-）的争夺能力的不同。这可以用阳离子的离子电位（J T ）来定性表示：Ji=W/R （W：离子电价，R：离子半径）从静电观点来看，离子电位（口）是离子表面正电荷的一个度量。根据离子电位的大小，分以下三种情况：（下图）第一种情况：电价低半径大的离子，其离子电位小（“8）,如 B3+、C4+、Si4+、N5+、P5+、S6+等，它们争夺02-的能力较H+强，因此经常从（OH）-根中夺出02-，并与之结合成含氧酸形成BO33-、CO32-PO43-、SO42-等;第三种情况：离子电位居中（入 2.5-8）的一些阳离子，它们往往是一些两性元素（Be2+、Ti3+、Cr3+、A13+、Fe3+、V3+）

20、,在水中的形式随溶液中酸碱度不同而变化:在碱性溶液中：（OH）-浓度大，H+浓度小，才能与02-结合成含氧酸BeO46-；在酸性溶液中：H+浓度大大高于（0H）-浓度，则呈氢氧化物分子Mex+（0H）x 或自由离子Mex+形式。元素迁移能力的影响因素：外因(1)体系中组分的浓度(2)温度、压力(3)环境中PH值、Eh值的变化1.水-岩化学作用地壳表层与水圈直接接触，于两者之间发生的化学作用可统称为水-岩化学作用。水-岩化学作用是地表条件下范围广泛和极为活跃的化学作用，对地表系统元素的组成、演化及循环具有重要影响。根据水-岩化学作用温度范围的差异，将其分为低温和高温两类水-岩化学作用。它们的物理

21、化学条件分别具有如下特点：低温水-岩化学反应高温水-岩化学反应体系中水过量(水圈直接作用)体系中水的量有限活性强(水富含作用剂、具有流动性)活性强(水富含作用剂、具有流动性)有生物和有机质的参加生物或有机作用参与程度较低富氧和富二氧化碳 相对缺氧，富集C 02和/或S02温度(Fe2+;Al3+Ca 2+;Ca 2+Na+同价离子，离子半径越大或水合离子半径越小越易被吸附，如：Cs+Rb+K+Na+Li+Ba 2+Ca 2+Mg 2+（6）胶体吸附作用对元素分异的影响使溶解度小的元素迁移：大多数元素具有中等大小的离子电位，往往溶解度小，胶体的吸附对它们的迁移有重要意义。如 Al、Fe等。页岩中

22、金属成矿元素的初步富集：页岩是粒度最小的碎屑岩，在沉积搬运中具较强的吸附金属离子的能力。如黑色页岩就是初步富集了 Cu、Pb、Zn、Au、Ag等成矿元素而成为重要的矿源层。元素在表生条件下的地球化学分异：大陆地壳中岩石的风化作用可以形成细的碎屑及粘土矿物，它们对K+、Rb+等较强的吸附能力是造成陆壳中相对富K、Rb而贫N a的重要原因。研究络合物稳定性的意义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。致使地壳中某些性质相似元素的分离地壳中某些性

23、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。二、体系物理化学环境对水-岩作用的影响PH值Eh值温度、压力氧化还原电位氧化还原电位是度量氧化还原的标准，发生氧化还原反应时，还 原 态（正极）与氧化态（负极）之间有一电位差，电子自动从正极流向负极所做的功（以电子伏特为单位）称为氧化还原电位。氧化还原反应研究的地球化学意义自然界氧化还原反应对变价元素的迁移、共生和沉淀有重要的控制作用。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。以地下水面为界，硫化物氧化带从上到

24、下分三个亚带：地卜冰面以上为氧化亚带；其下靠近地下水面处为氧化-还原亚带再下为原生硫化物矿石带。核素：具有特定核结构的原子称为核素（nuclide）,即核电荷数与中子数的结合。具有特定原子序数Z 的元素排在同一行，质子数相等，中子数不等。同位素定义：原子核内质子数Z 相同而中子数N 不同的一类核素称为同位素（Isotopes,iso-same,topos-place,占据周期表上同一位置）。同一化学元素原子量不同的两种以上原子互为同位素。放射性同位素(radioactive isotope)一原子核不稳定能自发进行放射性衰变或核裂变放出粒子衰变为另一种同位素的同位素。稳定同位素(stable

25、isotope)原子核稳定，至今尚未发现存在放射性哀变现象的同位素。部分是放射性同位素衰变的最终稳定产物，如 206Pb和 87Sr等，称为放射成因同位素(radiogenic isotope)放射性成因同放射性同位素8 7R b147sm238U235U232Th176LU位素87SrA F dA 206PbA 207Pb208Pbf”7H f母体子体(1)宇宙丰度：某一同位素在所有各种稳定同位素总量中的相对份额。(2)相对丰度：同一元素各同位素的相对含量。同位素年代学：放射性同位素衰变为稳定子体，根据母体衰减和子体积累，可以测定地质体系的形成时代，即同位素年代学。放射性同位素就是一地质时钟

26、(geochronometer)。地球化学示综：同位素组成变化可以用来指示示踪地质体的物质来源和经历过的地球化学过程，也可测定地球化学过程中的某些强度因子-地质温度计(geothermometer)。1、同位素衰变的基本特征：放射性同位素在原子核内部发生衰变，其结果是从一个核素转变为另一个核素;衰变是自发的、永久不息的一种恒制反应，而且衰变是按一定比例的；衰变反应不受任何温度、压力、元素的存在形式及其物理化学条件的影响；衰变前核素和衰变后核素的原子数，只是时间的函数。在 个 封 闭 系 统 内，单位时间内放射性母核哀变为子核的原子数与母核的原子数成正比。-d N/d t=X NN：在t时刻未衰

27、变完母核的原子数d N/d t：单位时间内所哀变的原子数X：衰变速率常数（单位时间内衰变几率）1/年、1/秒-：表示d t时间内母核的变化趋势是减少的如果t=0时，放射性成因同位素原子数为功，经时间t后它原子总数为：M=D+N(eJ)|该方程是同位素定年基本原理的表达式半 衰 期（T、t l/2、单位：年）即母核衰变为其原子数一半所经历的时间。由上式：N/N O=e-Xt,N/N 0=l/2,1/2=e-X T （两边取对数）-In 2=-A T,；.T=0.6 9 3/入地球化学复习提纲第一章绪论地球化学一一是研究地球及其子系统（含部分宇宙体）的化学组成、化学作用和化学演化的科学。地球化学研

28、究的基本问题（1）元 素（同位素）在地球及各子系统中的组成；（2）元素的共生组合和存在形式；（3）研究元素的迁移；（4）研 究 元 素（同位素）的行为；（5）地球的历史与演化；地球化学研究思路“见微而知著”，通过观察原子之微,以求认识地球和地质作用之著。采集样品的要求：1）明确的代表性；（2）系统性；（3）统计性；第二章化学元素的丰度与分布丰度一一一种化学元素在某个自然体中的重量占这个自然体总重量的相对份额（如百分数），称为该元素在自然体中的丰度。克拉克值是地壳中元素的重量百分数的丰度单位。区域克拉克值是指地壳不同构造单元中元素的丰度值。如克拉通地壳元素丰度值。丰度系数一一是指某一自然体的元素

29、丰度与另一个可作为背景的自然体的元素丰度的比值。例：以地球丰度为背境,则地壳中该元素的丰度系数定义为：K=地壳丰度/地球丰度当K 1 时，称为富集，当KV 1 时，称为亏损。重量丰度：以重量单位表示的元素丰度。确定太阳系元素组成的途径对太阳及其它星体辐射的光谱进行定性、定量测定。直接测定地球岩石、月球岩石和各类陨石；利用宇宙飞行器对临近地球的星体进行观察和测定；分析测定气体星云、星际间物质和宇宙线的组成太阳系元素丰度规律氢和氢是丰度最高的两种元素，其原子数几乎占太阳中全部原子数目的9 8%原子序数较低的范围内(Z 4 5)各元素丰度值很相近。质量数为4 的倍数的核素或同位素具有较高丰度。原子序

30、数为偶数的元素其丰度大大高于相邻原子序数为奇数的元素。锂、镀和硼具有很低的丰度，属于强亏损的元素，而 0和 F e 呈现明显的峰，它们是过剩元素。陨石类型：石陨石（球粒陨石：约含1 0%的金属；非球粒陨石：约含1%的金属）;石铁陨石：约含5 0%的金属；铁陨石：金属含量大于9 0%；地球元素丰度计算法陨石类比法：直接利用陨石的化学成分,经算术平均求出地球的元素丰度；地球模型和陨石类比法;地球物理类比法，也称层壳模型物理类比法；地球元素丰度特征地球物质的9 0%由铁、氧、硅、镁四种元素组成；地球元素丰度也遵循太阳系元素丰度的基本规律，如奇偶规律、递减规律等等。惰性元素丰度大幅度下降。戈尔德施密特

31、的元素分类（1）亲石元素：元素离子的最外层多具有8 个电子层结构，与氧亲和力强，主要集中在岩石圈。（2）亲铜元素：离子的最外电子层具有1 8 电子的铜型结构,与硫亲和力强，主要集中于硫化物一氧化物过渡圈。（3）亲铁元素：离子的最外电子层具有8 1 8 电子过渡型结构，与氧和硫的亲和力均弱，主要集中于铁银核。（4）亲气元素：原子最外电子层具有8 电子，具有挥发性，主要集中在大气圈。主量元素（丰度大于1%）和微量元素（丰度小于0.1%）。不相容元素当地幔发生部分熔融作用时，优先进入熔体相的微量元素称为不相容元素；相容元素当地幔发生部分熔融作用时，优先进入矿物象的微量元素称为相容元素。原始地幔指核幔

32、分离，但还没有形成地壳阶段的地幔。被认为是地球地质演化的初始状态。亏损地幔及富集地幔一一地幔中相对于原始地幔亏损不相容元素的地幔，称之为亏损地幔，反之为富集地幔。全球地幔至少可以划分出5 个端元a.亏损地幔(D MM)b.HI M U 地 幔 c.富集地幔(E M I 和 E M H)d.流行地幔(P R E M A)e.整个硅酸盐地球(B S E)地壳元素丰度特征地壳中元素分布具有明显的不均匀性；氧丰度最大为4 7%,前九种元素：氧、硅、铝、铁、钙、钠、钾、镁、钛;随原子序数增大，元素丰度有大致的下降趋势，惰性气体亏损，位于丰度的下限；奇偶规则；(4)四倍规则；(5)与地球及太阳系的丰度有明

33、显差异；研究地壳元素丰度的意义1 .大陆地壳丰度对壳幔分异的指示作用；2 .丰度控制元素的地球化学行为；1）元素的克拉克值在某种程度上影响元素参加许多化学过程的浓度，从而支配元素的地球化学行为。2）限定自然界的矿物种类及种属。3）限制了自然体系的状态。4）对元素亲氧性和亲硫性的限定。3.丰度可作为微量元素集中、分散的标尺；1）可以为阐明地球化学省（场）特征提供标准。2）指示特征的地球化学过程。3）判断元素在地壳中富集成矿的能力元素地球化学迁移一一当元素发生结合状态变化并伴随有元素的空间位移时，称元素发生了地球化学迁移。水一岩化学作用的基本作用类型氧化还原反应：失去电子发生氧化反应，得到电子发生

34、还原反应；脱水和水解反应：水解作用的实质是水电离的氢离子或氢氧根离子进入矿物晶格，分别取代其中的阳离子或阴离子；水合作用：水分子整体进入矿物晶格，从而使矿物的晶格增大。碳酸盐化和脱碳酸盐化反应：天然水中最常见的碳酸根和重碳酸根离子与矿物或岩石间发生的作用；阳离子交换反应：主要发生在粘土矿物或胶体的交换吸附过程中；第三章地球化学热力学基础相是指体系中的一个部分，它具有均匀的物理和化学性质，且不同于其他部分的相应性质。体系的热力学状态一般分成平衡、不平衡和亚稳平衡。平衡状态是在没有环境干扰条件下，体系各部分的可测宏观性质在长时间内不再发生任何变化的一种状态，即体系的最大稳定态，此时体系的能量处于最

35、低状态。自然体系是平衡态的证据与标志呢？矿物共生组合在时间上,空间上的重复出现；一定化学成分的矿物共生组合，随其形成条件而改变；常见岩石（矿石）中主要矿物的种数有限；热力学计算的地球化学意义判断所研究温度、压力条件下化学反应进行的方向、限度等。计算地球化学反应发生时所需的物理化学条件。估算化学反应进行所需体系的有效组分浓度、逸度等。热力学在元素结合规律中的应用 根据反应自由能大小来判断元素的亲氧、亲硫性。根据自由能大小，判断元素的亲氧性或亲硫性强弱。第四章地球化学动力学基础地球化学动力学一一在现代地球化学理论的基础上，应用数学、物理学、化学理论和方法，借助先进的计算机技术和实验模拟技术，定量地

36、研究各种地球化学作用过程中物质运动的机制、速率和过程。自然体系演化动力学研究的基本任务：分析体系演化的机制，通常包括化学反应历程、各种组合的扩散过程、表 面（界面）过程及其相互影响；确定每一个过程的速率表达式-速率方程；根据各种宏观可测物理量诸如温度、压力、体积、组分浓度及时间的观测和实验结果确定每一个过程的速率，进而讨论体系演化的动力学规律。化学反应速率一一单位时间内,单位体积反应物或生成物的量随时间的变 化 率。水溶液中元素的迁移方式主要有两种：扩散迁移，渗滤迁移。扩散迁移一一如果一个体系的不同部分内某元素的浓度不同（不均匀），则该元素的质点将自动从高浓度处向低浓度处迁移，直到各处浓度相等

37、，这就是扩散作用。扩散在气体、液体和固体中都可能发生。扩散作用基本特征：扩散是一个连续的物质迁移过程，使体系内元素的浓度自动均匀化，即体系内组分连续变化。扩散介质不一定运动，体系内浓度梯度的存在是扩散的动力。扩散的速度与浓度梯度成比例，因而扩散速度随距离增大而迅速减小。渗滤作用一一指物质被水溶液携带沿岩石孔隙均匀流动而发生的物质和能量的输运作用。渗滤作用主要动力学特征：溶质流动，元素随之迁移；缓慢的流速，充分的水-岩接触，有利于达到较完全的化学反应和水-岩物质交换。迁移动力是压力差。迁移速度与体系内的压力差有关，与浓度梯度无关，元素可以自低浓度处向高浓度处迁移。第五章微量元素地球化学自然界元素

38、结合的基本规律（1）元素的地球化学亲和性；（2）矿物品体形成或变化过程的类质同象规律；（3）晶体场理论对过渡元素行为的控制；元素的地球化学亲和性在自然体系中，元素形成阳离子的能力和所显示出的有选择地与某种阴离子结合的特性。类质同象某些物质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其他质点（原子、离子、配离子、分子）所占据，结果只引起晶格常数的微小改变，晶体的构造类型、化学键类型等保持不变，这一现象称为类质同象。进入晶体中的微量物质称为“类质同象混入物”，含有类质同象混入物的晶体又被称为固溶体。研究元素类质同象代换的地球化学意义确定了元素的共生组合决定了元素在共生矿物间的分配支

39、配微量元素在交代过程中的行为类质同象的元素比值可作为地质作用过程和地质体成因的标志地球化学中的 指纹 一标型元素组合影响微量元素的集中和分散对自然环境的影响晶体场理论是研究过渡元素（络合物）化学键的理论。它在静电理论的基础上，应用量子力学和对称性理论、群论的一些观点，重点研究配位体对中心离子的d 轨道或f 轨道的影响，来解释过渡族元素，锢系元素的特性和化学性质。晶体场稳定能d电子轨道能级分裂后的d电子能量之和，相对于未分裂前d电子能量之和的差值，称为晶体场稳定能。晶体场理论对过渡金属元素行为的控制（1）阐明岩浆结晶过程中过渡元素的地球化学行为（2）控制过渡金属离子的物理、化学性质元素在固相中的

40、存在形式独立矿物；类质同象；超显微包裹体；吸附相杂质；与有机质结合的形式；元素赋存形式的研究意义若元素的结合形式不同，将具有不同的化学活动性；同一种元素的不同赋存形式，表现出不同的地球化学行为。对矿产资源的可利用性，元素的存在形式有时比元素的含量更有意义。岩石的分配系数一一在一定温度压力下，微量元素在平衡共存的两相之间进行分配，其分配系数Kd是一常数，分配系数的大小等于微量元素在两相中浓度的比值。K D =矿物相中微量元素浓度比去熔体中微量元素浓度；K D 1,相容元素；K D 1,不相容元素；影响分配系数的因素体系化学组成的影响：熔体的成分是控制矿物/熔体分配系数的最重要的因素。温度的影响：

41、大量实验研究表明，分配系数是温度的函数压力的影响：其他因素的影响：第一过渡族元素在熔体中处于四面体和八面体位置，而在结晶的镁铁矿物中均处于八面体位置。氧逸度能改变变价元素的价态，导致分配系数的变化。晶体在熔体相中的晶出速度、熔体相中挥发份的多少和挥发份的组成都在不同程度上影响分配系数。批式部分熔融一一岩浆形成最常见也是最可能的熔融模式。在整个部分熔融过程中，熔体与残留固体始终保持平衡，直到熔体离去，这种熔融又称平衡熔融或一次熔融。稀土分类 锢 锦 错 被 钿 彩 箱 钮 钺 镉 钦 锂 铁 镜镌稀土元素间的差异：1 .晶体化学性质的差异。从锢到错，离子半径不断减小，离子电位不断增大，决定了元素

42、的类质同象及迁移能力各异。2 .元素碱性差异。R EE从锢到错碱性减弱，氢氧化物溶解与沉淀的p H 值也逐渐降低（p H：8-6）,决定了稀土元素迁移能力与沉淀先后的不同。3 .元素的价态差异。某些稀土元素的变价性，对外界氧化还原条件变化反应敏感：车 市 3+-电 市 4+（氧化条件），销3+一销2+（还原条件）。由于离子价态变化，导致半径和酸碱性的变化，致使与R EE3+整体分离。4 .形成络合物的稳定性不同。5 .离子被吸附的能力不同。增田一科里尔图解图的纵坐标是稀土元素含量的球粒陨石标准化数值的对数，横坐标为原子序数，也称为球粒陨石标准化图解。优点：在于它可消除由于原子序数的奇偶效应所造

43、成的各稀土元素间丰度的锯齿状变化，从而使样品中各个稀土元素之间的任何程度的分离能在图中明确的显示出来。异常系数SE u,反映箱异常的程度E u/E u*,由于错常常部分呈E u 2 +离子产出，故地质体中E u 2+经常发生与其它三价RE E离子的分离。这造成在RE E球粒陨石标准化丰度图解中在错的位置上有时出现“峰”（错的过剩）和“谷”（错的亏损）。指 数b E u,用来指示铜异常的大小：第六章放射性同位素地球化学及示踪同位素地球化学是研究地球和宇宙物质中核素的形成、丰度及其变化，以及根据这些核素在自然作用中的衰变和分储来追踪各种地质地球化学作用过程的学科。核素一一由一定数量的质子（P）和

44、中 子（N）构成的原子核。同位素具有相同质子数和不同中子数的一组核素。同位素分类：放射性同位素；稳定同位素；放射性同位素衰变的性质：放射性同位素在原子核内部发生衰变，其结果是从一个核素转变为另一个核素；衰变是自发的、永久不息的一种均衡反应，而且衰变是按一定比例的；衰变反应不受任何温度、压力、元素的存在形式及其物理化学条件的影响；衰变前核素和衰变后核素的原子数，只是时间的函数。放射性同位素衰变方式a 衰变：放射性母核放出a 粒 子（a 粒子由两个质子和两个中子组成）。B 衰变：自然界多数为B 衰变，即放射性母核中的一个中子分裂为1 个质子和1 个电子（即B 一粒子），同时放出中微子。电子捕获：是

45、母核自发地从K 层捕获1 个电子，与质子结合变成中子，质子数减少1 个（是B衰变逆向变化）。重核裂变：重放射性同位素自发地分裂为2 3 片原子量大致相同的“碎片”，各以高速度向不同方向飞散，如铀2 3 8,铀2 3 5,针2 3 2 都可以发生这种裂变。放射性衰变定律 在一个封闭系统内，单位时间内放射性母核衰变为子核的原子数与母核的原子数成正比：o模式年龄一一采用假定初始（锯8 7/锯8 6）0 比值的方法计算出来的同位素年龄称为珈一锢同位素“模式年龄”。锄一锦等时线法为了弥补对初始锯估计的缺陷，设计了锄银等时线法。假设：一组同源样品在同一时间形成；母源中S r 在样品形成时，同位素已均一化，

46、为此，样品中的初始值（锅8 7/铢8 6）各处相同；通常情况下，由于矿物成分上的差异，各样品中枷/锢比值是不同的，经过时间t以后，各样品的（锯87/锯86）样、（锄87/锯86）样将呈线性变化（半衰期相同）。锄一锯等时线法样品的采集的注意事项一组样品采集在同一母体上（保证是同源，才能有一致的银87/锅86初始值）；样品布点的空间分布合理（以免样品锄/锯比值接近，形成不了等时线）；尽力保证样品新鲜，不受后期作用影响（保持封闭体系）；钾含量低的样品（超基性岩）不应用此法,沉积岩样品应是同生沉积矿物（海绿石）。阶段加热一一把样品逐步升温，每隔一定温度范围提取该温度下所释放的氮,量，进行氨氮,比测量，

47、直至样品最后全部熔融。这样我们就得到一组由每个温度下测得的年龄组成的年龄。钾-氨定年适应矿物普通角闪石、黑云母、白云母是钾-氨法年龄测定的理想矿物，火山岩中的透长石、歪长石、斜长石和全岩、海绿石。同位素年代学的意义1、地球科学中的一项基本工作；2、研究天体演化、测年不可缺少的研究手段之一；3、为地层划分提供依据；彩一铉的特点和基本性质：(1)丰度低，各岩石类型的彩/铉变化小，同源的硅铝岩石中比值差异更小。(2)母子体性质相似，子体形成后很自然地继承母体的晶格位置而不逃逸。(3)高价态，不易活动，较易保持封闭。(4)彩一铉等时线年龄满足条件：(1)所研究的一组样品具有同时性和同源性；(2)所测样

48、品中，有较为明显的彩/铉比值差异；(3)在样品形成后，体系保持彩和铉封闭。第七章稳定同位素地球化学同位素分储1)同位素比值(R)：单位物质中某元素的重同位素与轻同位素的原子数之比。表示同位素丰度的相对变化。2)对标准样品R的绝对比率差(A R)A R =R样品-R标准；3）分微系数（a）,表示同位素分镭作用的大小：a二某元素同位素在A物质中的比值/某元素同位素在B物质中的比值（其中A、B可以是相同的化合物，亦可以是不同化合物）注：Q 偏离1愈 大,分储作用愈强；a愈接近1,分储作用愈弱。在同位素交换反应时，分储效应是随温度而变化的，一般来说温度越高，a越小，分储效应愈不显著。同位素分储机理同位

49、素分储效应：在地质作用过程中，由于质量差异所导致轻稳定同 位 素（ZV20）相对丰度发生改变的过程。引起分储效应的原因：平衡分储、动力分储、物理分储、生物化学分馆。平衡分储：当体系处于同位素平衡时，同位素在两种或两种以上物相间的分偏称为同位素平衡分储，也称同位素交换反应。动力分微：是指偏离同位素平衡分储的分储现象：质量不同的同位素分子具有不同的分子振动频率和化学健强度，引起化学反应中轻、重同位素分子的反应速率差异，从而导致分储。物 理 分 储（质量分储）：同位素之间因质量差异而引起的与质量有关的性质的不同，（如密度、比重、熔点、沸点等微小的差别），这样在蒸发、凝聚、升华、扩散等自然物理过程中，使得轻、重同位素分异。生物化学分储：动植物及微生物在生存过程中经常与介质交换物质、并通过生物化学过程引起同位素分储。化学答案1、A B C D 2、A B C 3、A B C D 4、A B C E 5、A B C D 6、A B C D 7、D8、A C D 9、A 1 0、B 1 1、C 1 2、C 1 3、B 1 4、A B C D 1 5、C