地球化学复习重点.doc

绪论：1. 地球化学：地球化学是研究地球及其子系统(含部分宇宙)的化学组成、化学作用和化学演化的科学.2. 地球化学研究的基本问题：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 元素的地球化学演化3. 地球化学的研究思路：“见微而知著”。通过观察原子、研究元素（同位素），以求认识地球和地质作用地球化学现象。4. 简述地球化学的研究方法：A. 野外工作方法：1 宏观地质调研2 运用地球化学思维观察、认识地质现象3 在地质地球化学观察的基础上，根据目标任务采集各种地球化学样品B.室内研究方法：4 量的测定，应用精密灵敏的分析测试方法，以取得元素在各种地质体中的含量值5 质的研究，也就是元素结合形态和赋存状态的研究6 动的研究，地球化学作用过程物理化学条件的测定和计算。包括测定和计算两大类。 7 模拟地球化学过程，进行模拟实验。8 测试数据的多元统计处理和计算。 第一章：基本概念1. 地球化学体系：我们把所要研究的对象看作是一个地球化学体系，每个地球化学体系都有一定的时间连续，具有一定的空间，都处于特定的物理化学状态（T、P等）2. 丰度：一般指的是元素在这个体系中的相对含量（平均含量）。3. 分布：元素的分布指的是元素在一个化学体系中（太阳、陨石、地球、地壳、某地区）整体的总的含量特征。4. 分配：元素的分配指的是元素在各地球化学体系内各个区域、各个区段中的含量。5. 研究元素丰度的意义：1 元素丰度是每一个地球化学体系的基本数据 以在同一体系中或不同体系中用元素的含量值来进行比较，通过纵向（时间）、横向（空间）上的比较，了解元素基本特征和动态情况，从而建立起元素集中、分散、迁移等系列的地球化学概念。是研究地球、研究矿产的重要手段之一。2 研究元素丰度是研究地球化学基础理论问题的重要素材之一。宇宙天体是怎样起源的？地球又是如何形成的？地壳中主要元素为什么与地幔中的主要元素不一样？生命是怎么产生和演化的？这些研究都离不开地球化学体系中元素丰度分布特征和分布规律。6. 获得太阳元素丰度的主要途径：光谱分析；直接分析；利用宇宙飞行器分析测定；研究宇宙射线7. 陨石研究的意义： 它是认识宇宙天体、行星的成分、性质及其演化的最易获取、数量最大的地外物质； 也是认识地球的组成、内部构造和起源的主要资料来源； 陨石中的60多种有机化合物是非生物合成的“前生物物质”，对探索生命前期的化学演化开拓了新的途径； 可作为某些元素和同位素的标准样品（稀土元素，铅、硫同位素）。8. 陨石的类型：陨石主要是由镍-铁合金、结晶硅酸盐或两者的混合物所组成，按成份分为三大类铁陨石石陨石石铁陨石9. 太阳系元素的丰度特征：1 H和He是丰度最高的两种元素。这两种元素的原子几乎占了太阳中全部原子数目的98。2 Li、Be和B具有很低的丰度，属于强亏损的元素（核子结合能低，形成后易分解），而O和Fe呈现明显的峰，它们是过剩元素（核子结合能最高，核子稳定） 3 原子序数较低时，元素丰度随原子序数增大呈指数递减，而在原子序数较大的范围内（Z45）各元素丰度值很相近。4 原子序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。具有偶数质子数（A）或偶数中子数（N）的核素丰度总是高于具有奇数A或N的核素，即奇偶规律。5 四倍规则：质量数为4的倍数（即粒子质量的倍数）的核素或同位素具有较高丰度。6 原子序数(质子数)或中子数是“幻数”的元素丰度高10. 地壳元素的丰度特征：1 地壳中元素的相对平均含量是极不均一的，丰度最大的元素是O=47%，与丰度最小的元素Rn=610-16相差达1017倍。前九种元素：O Si Al Fe Ca Na K Mg Ti占98.13% 前五种: 82.58% 前十五种元素占99.61%， 其余元素仅占0.39% 这表明：地壳中只有少数元素在数量上起决定作用，而大部分元素居从属地位。2 对比地壳、整个地球和太阳系元素丰度数据发现，它们在元素丰度的排序上有很大的不同：太阳系：HHeONeNCSiMgFeS 地球： FeOMgSiNiSCaAlCoNa 地壳： OSiAlFeCaNaKMgTiH 地壳和地球与太阳系或宇宙相比，明显地贫H, He, Ne, N等气体元素；地壳与整个地球相比，则地壳中明显贫Fe和Mg，而富集Al和K和Na。11. 元素在主要岩石类型中的分布：A.主要类型岩浆岩中元素的分配 1Fe，Mg、Cr，Ni、Co和铂族等，按超基性岩、基性岩、中性岩、酸性岩的顺序含量递减； 2Ca，A1，Ti，V，Mn，Cu和Sc等在基性岩中含量最高，而在超基性岩，中性岩酸性岩中含量降低； 3碱金属元素K、Na、Li、Rb，Cs及Si，Be、Sr、Ba、Zr、Hf、U、Th、Nb，Ta、W，Mo，Sn，Pb和稀土元素等，随着由超基性岩向基性岩，中性岩、酸性岩过渡，其含量明显递增。碱性岩中K，Na的含量达最高值；4某些元素在各类岩浆岩中的含量变化不大，例如Ge、Sb、As等B.主要类型沉积岩中元素的分配沉积岩由于处于表生环境下，元素在各类岩石中的含量变化更加明显。1碱金属元素Li，Na、K、Rb，Cs和Si、A1等在页岩和泥质岩中含量最高，碳酸盐岩中最低，含量之差常达10倍(Li，Cs)至数10倍(K，Na)；2碱土金属元素Ca、Mg和Sr在碳酸盐中含量最高，砂岩中最低。与它们的克拉克值相比，在硫酸盐中的富集程度可达10至100倍但Mg在深海碳酸盐沉积物中并不富集，这是因为MgCO3溶解度大于CaCO3。由于Mg2+离子在大洋深部环境能交换微粒长石中的K，形成绿泥石，因而海洋泥质沉积物比钙质沉积物相对富Mg(约高5倍)3过渡族元素Mn，Co，Ni等在深海沉积物中含量高，因而在深海沉积物中形成了巨大的海底锰结核矿产，并伴有Ni、Co等可供综合作用。与Mn类似，在深海沉积物中富集的元素还有B、Na、Ba、P、S、Cu、Mo、Pb及卤素元素F、Cl、Br，I等，它们的含量都高于各自在岩浆岩中含量的最高值。C.变质岩中元素的分配各类变质岩的化学成分受原岩(沉积岩和火成岩)的控制一般地说变质岩石中元素的含量并不因其变质类型和变质程度的不同面有明显差异。 第二章：元素的结合规律和赋存形式1. 戈尔德施密特的地球化学分类：是以地球的起源和内部构造的假说为基础的。他根据化学元素的性质与其在地球地圈内的分配之间的关系将元素分为五个地球化学组： 亲石元素； 亲铜元素； 亲铁元素； 亲气元素； 亲生物元素2.元素的地球化学亲和性：是指在自然体系中元素形成阳离子的能力以及阳离子在自然体系中有选择地与某阴离子结合的倾向性。3.元素的地球化学亲和性的原因：1 元素基本化学性质:电子构型、电负性、极化力、电离势等有关；2 化合反应的能量效应:元素与氧化合按自由能Gf由高负值向低负值顺序进行。3 与元素的丰度因素：化学反应的制动原理.4 元素结合的物理化学条件（宏观上：元素化合反应的能量效应）4. 元素的地球化学亲和性分类：1 亲氧性元素：只有能与氧以离子键性结合的金属才是亲氧元素2 亲硫性：只有能与硫结合形成高度共价键性质的金属才会显示亲硫倾向3 铁性元素：元素在自然界以金属状态产出的一种倾向性。5. 地壳中元素的赋存形式：独立矿物；超显微非结构混入物；胶体吸附；与有机质结合；类质同象6. 类质同象：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性质类似的原子、离子、 配位子、分子等其它质点所占据,结果只引起晶格常数的微小改变,但晶体的构造类型、化学键型等保持不变，这一现象称为类质同象。7. 类质同象基本规律：（1） 戈尔德施密特类质同象法则只是从相互置换的质点的电价、半径的角度来进行判断，因此该法则只适用于离子键化合物。1 若两种离子电价相同、半径相似,则半径较小的离子优先进入晶格。因此，离子半径较小的元素集中于较早期结晶的矿物中，而较大离子半径的元素集中于较晚期结晶的矿物中。2 若两种离子半径相似而电价不同, 则较高价离子优先进入晶格, 集中于较早期结晶的矿物中，称为“捕获”；而较低价离子集中于较晚期结晶的矿物中，称为“容许”。3 若两种离子电价相同、半径相似(隐蔽法则),丰度高的主量元素形成独立矿物, 丰度低的微量元素将按丰度比例进入主量元素的矿物晶格,即微量元素被主量元素所隐蔽。（2）林伍德补充总结的类质同象规律:当阳离子的离子键成分不同时,电负性小的离子优先进入晶格,形成较强的、离子键成分较多的键. (键强较高)的键，它们优先被结合进入矿物晶格。8. 内潜同晶:两种离子浓度大致相等,而一种元素以分散量进入另一元素的晶格内,可以分出主要元素和次要元素时,这时次要元素就隐蔽在主要元素之中,称为内潜同晶。9. 内潜同晶链:多个性质相似的元素依次连续的内潜同晶称为内潜同晶链。10. 补偿类质同象：常量元素丰度制约微量元素形成类质同象。 第三章：元素的地球化学迁移1. 元素的地球化学迁移：元素在地质作用中由一种存在形式变为另一种存在形式,并伴随着一定的空间位移的运动过程,叫元素的迁移。2. 交代反应：在难溶化合物的饱和溶液中出现能够形成更低活度积的化合物的离子时，则原矿物溶解,活度积更低的化合物沉淀，这种作用称为“交代反应”。3. 标准电极电位：氧化一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，平衡共存所测出的半反应的电极电位称为标准电极电位，用Eho表示。4. 地球化学障：在元素迁移过程中，环境的物理化学条件发生了急剧变化，导致介质中原来稳定迁移的元素其迁移能力下降，元素因形成大量化合物而沉淀，这些引起元素沉淀的条件或因素就称为地球化学障。5. 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。 6. 离子电位：用阳离子的离子电位（）来定性表示,阳离子(包括H+)对氧(O2-)的争夺能力的不同。7. 环境的氧化还原电位：环境中各种离子间氧化还原反应达到平衡时的电位，称之为环境的氧化还原电位。环境的氧化还原电位是衡量自然环境氧化或还原某种元素(离子或原子)能力的量。8. 络合物的不稳定常数：络合物的平衡常数称为络合物离解常数，亦称络合物的不稳定常数，用K不来表示。 9. 同离子效应：当在难溶化合物的饱和溶液中加入与该化合物有相同离子的易溶化合物时，原难溶化合物的溶解度将会降低，称为共同离子效应。同离子效应也受活度积原理的制约，是活度积原理在特定条件下的表现。10.元素为什么会发生迁移？影响迁移的因素有哪些？u 原因： 地壳中的元素互相结合组成各种矿物、岩石等，对于其元素的整个历史来看，只是一个暂时的片断，它是在某个物理化学条件下，元素相对稳定、相对静止的一个暂时形式。随着地壳物质的不断运动和物理化学环境的改变，这种相对稳定性将遭到破坏，元素将以各种方式发生活化转移，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并以一种新的形式再相对稳定下来。u 影响因素：1 元素迁移前的存在形式：元素原来呈吸附状态，则容易发生迁移；若元素已进入到矿物晶格内部，形成了独立矿物或呈类质同象，则难迁移。2 化学键性质：离子键和分子键化合物由于易溶入水溶液，较易迁移；共价键和金属键化合物则较难迁移。3 元素的地球化学性质：离子的电价、半径等，它们既决定了元素结合成化合物时的化学键性，又控制了元素在水溶液中的迁移形式，对元素在水介质中的稳定性有重要影响。4 体系中相伴生组分的类型和浓度5 体系中物理化学强度参数的空间变化(浓度差、压力差、温度差等)6 环境的pH和Eh值变化，都会影响元素的迁移形式和迁移能力11.元素迁移化学模型的研究方法。a.确定元素发生迁移；b.观察元素赋存状态：岩石和矿石中矿物组合的变化；c.地质作用物理化学条件的测算12.举例说明介质的PH值对元素迁移的控制规律：(1)介质的pH值控制金属离子的溶解迁移 大部分金属元素在水体中以氢氧化物的形式存在氧氧化物为碱性组分，它们在酸性溶液中溶解，溶液碱性增强时将使其沉淀不同元素的氢氧化物发生沉淀的PH不同，它们的迁移能力将因氢氧化物的沉淀而降低。例如：pH7,碱性条件下：Cr+3、Mo+6、V+5、As+5 、Se+6呈高价离子迁移当， pH7,碱性条件下，也不利于胶体形成。(2)同一元素不同价态的氢氧化物沉淀时的pH值不同: 例如：对于Fe2+和Fe3+来说生成其氢氧化物的pH值要求不同：FeSO4+2H2O Fe(OH)2+ 2H2SO4 (pH=5.5)Fe2(SO4)3+6H2O 2Fe(OH)3+ 3H2SO4 (pH=2.48) Fe3+只能在强酸性(pH1.23V的半反应氧化态物质出现 O3+2H+2eH2O+O2 水稳定的下限: H22H+2e Eh0=0V，Eh0=-0.59pH 其意义是，当地壳中出现Eh0低于0.00V的半反应还原态物质出现。 例如：Fe与水反应: Fe+H2OFe2+2e+O2-+H2 使之氧化为Fe2+，其结果是Fe耗尽。因此，水对还原态物质(Fe)是氧化剂。 H2O的稳定范围控制了地壳中元素可能的价态。14.研究络合物稳定性的意义:1 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。2 络合作用对元素迁移的影响。K不稳愈大，络离子愈不稳定，电离能力愈强溶液中简单离子愈多，金属离子就会通过化学反应形成难溶的化合物立即沉淀。3 致使地壳中某些性质相似元素的分离。地壳中某些性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。 第四章：微量元素地球化学1. 微量元素：地球化学体系中含量低于0.1%,不参加化学计量计算或者服从稀溶液亨利定律的元素称成为微量元素。2. 能斯特分配定律与分配系数及其研究意义：1 能斯特分配定律：在一定的温度和压力下，微量组份在两共存相中的活度比为常数，而与该组分的绝对浓度无关，这个常数称为分配系数，它可以表示一种组分在两个共存相中的分配关系。2 分配系数：3 研究意义：a. 微量元素分配系数温度计：分配系数与温度、压力有关；也就是说T、P是常数时，KD为常数。b.定量研究元素的分配：元素分配的微观理论只能定性地解释元素的分配关系，至于具体分配的量是多少，微观理论无法回答。而应用分配系数，可以具体地计算共生平衡矿物中的分配量。 c.检验成岩、成矿过程的平衡性一定温度、压力下各相处于平衡时，元素在共存矿物间的分配系数为一常数，可据此来检验自然过程是否达到平衡。d.判别岩浆结晶过程中微量元素的地球化学行为3. 总分配系数：微量元素在岩石与熔体之间的总分配系数，常用岩石中所有矿物的分配系数与岩石中各矿物含量的乘积之和来表达。4. 相容元素： 当固相(结晶相)和液相(熔体相，流体相)共存时，若微量元素易进入固相，称为相容元素5. 不相容元素：若微量元素易进入液相，称为不相容元素。6. 微量元素地质温度计的原理与方法： 原理：在影响分配系数的各种因素中，温度是很重要的。分配系数(KD)与体系温度的倒数呈线性关系： lnKD=-(H/RT)+B 方法：在一定范围内，H可看做常数，一个理想的地质温度计应具有尽可能大的H值。在设计地质温度计的步骤：1 需要在不同温度条件下测定分配系数值；2 计算出微量元素的分配系数；3 用分配系数的对数值与相对应的绝对温度倒数作图；4 求出三直线的斜率和截距，求得到一组H和B值；5 根据直线斜率判别所选元素是否适合做地质温度计，通常直线的斜率较大时，表明所选元素两相间的分配系数对温度均比较敏感，可以作为地质温度计。7. 岩浆结晶过程和部分熔融过程的判别方法：根据平衡部分熔融和分离结晶作用中微量元素分配的定量模型，可以对成岩过程进行鉴别。判别方法如下。 固液相分配系数高的相容元素：如Ni,Cr等，在分离结晶作用过程中它们的浓度变化很大，但在部分熔融过程中则变化缓慢； 固液相分配系数低的微量元素：如Ta、Th、La、Ce等，它们总分配系数很低，近于0，与0.20.5比较可忽略不计（称为超岩浆元素）。在部分熔融过程中这些元素浓度变化大，但在分离结晶作用过程中则变化缓慢； 固液相分配系数中等的微量元素，如HREE、Zr、Hf等，它们的总分配系数与1比较可忽略不计（称亲岩浆元素）。对于平衡部分熔融：CHL=CHo,s / F 和 CML=CMo,s / (DMo+F )式中：CHL为超岩浆元素在液相中的浓度，CML为亲岩浆元素在液相中的浓度；CHo,s，CMo,s，分别为它们在原始固相中的浓度。 F为熔体占母岩的质量分数，反映部分熔融的程度。对于分离结晶作用：CHL=CHo,L/ F C