地球化学考试

1、绪 论 1. 概述地球化学学科的特点。答题要点：1) 地球化学是地球科学中的一个二级学科； 2) 地球化学是地质学和化学、物理化学和现代科学技术相结合的产物； 3) 地球化学既是地球学科中研究物质成分的主干学科，又是地球学科中研究物质运动形式的学科；地球化学既需要地质构造学、矿物学、岩石学作基础，又能更深刻地揭示地质作用过程的形成和发展历史，使地球科学由定性向定量化发展； 4) 地球化学已形成一个较完整的学科体系，仍不断与相关学科结合产生新的分支学科； 5) 地球化学作为地球科学的支柱学科，既肩负着解决当代地球科学面临的基本理论问题天体、地球、生命、人类和元素的起源和演化的重大使命，又有责任为

2、人类社会提供充足的矿产资源和良好的生存环境。2. 简要说明地球化学研究的基本问题。答题要点： 1） 地球系统中元素及同位素的组成问题； 2） 地球系统中元素的组合和元素的赋存形式； 3）地球系统各类自然过程中元素的行为（地球的化学作用）、迁移规律和机理； 4）地球的化学演化，即地球历史中元素及同位素的演化历史。 3. 简述地球化学学科的研究思路和研究方法。答题要点： 研究思路 1）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；2）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；3）具备有定性和定

3、量测定元素含量及鉴别物相的技术和装置。 研究方法： 一）野外阶段：1） 宏观地质调研。明确研究目标和任务，制定计划； 2） 运用地球化学思维观察认识地质现象；3） 采集各种类型的地球化学样品。二）室内阶段：1） “量”的研究，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分配量。元素量的研究是地球化学的基础和起点，为此，对分析方法的研究的要求：首先是准确；其次是高灵敏度；第三是快速、成本低。2） “质”的研究，即元素的结合形式和赋存状态的鉴定和研究。3） 地球化学作用的物理化学条件的测定和计算。4） 归纳、讨论：针对目标和任务进行归纳、结合已有研究成果进行讨论。 第一章 太阳系和地球系

4、统的元素丰度 1. 概说太阳成份的研究思路和研究方法.答题要点： 1）太阳表层的物质成分可代表太阳成分：太阳是炽热气态物质球体，表面温度达6000K，推断太阳物质通过热运动而强烈均匀化；2）太阳表层的温度极高，原子处于激发状态，并不断辐射各自的特征光谱，即太阳是一个发光的宇宙体，可以用光谱分析技术。 2. 简述太阳系元素丰度的基本特征.答题要点：1）随元素的原子序数增大，元素丰度呈指数下降;原子序数45的元素，元素丰度变化不明显；2）原子序数为偶数的元素，其元素丰度大于相邻的奇数元素；3）元素氢和氦有极高的元素丰度；4）锂、铍、硼元素丰度严重偏低；5）氧和铁元素丰度显著偏高； 3. 说说陨石的

5、分类及相成分的研究意义. 答题要点：按陨石中金属的含量分类：铁陨石；石-铁陨石；石陨石，石陨石包括球粒陨石和无球粒陨石。无论何种陨石，都是由金属相、硫化物相和硅酸盐相矿物组成。陨石的研究意义：研究陨石主要从陨石的成分、年龄、成因出发，其研究成果对研究地球有重要意义。 4. 月球的结构和化学成分与地球相比有何异同？答题要点：1）月球的主要岩石类型为玄武岩和辉长岩类，没有花岗岩和沉积岩，但有一种特殊的岩石（克里普岩），是一种含钾、稀土元素和磷的岩石；2）月球没有铁镍核，也没有大气圈和水圈；3）与地球化学成分比较，月岩中碱金属和挥发性元素，富耐熔元素和稀土元素。 6. 地球的结构对于研究和了解地球的

6、总体成分有什么作用？答题要点：地球是由地壳、地幔和地核等不同圈层组成。 地球化学组成具不均一性，不能用地球表层（如地壳）或某一研究区成分代表全球化学组成。7. 阐述地球化学组成的研究方法论. 答题要点： 一）分层研究法：分别获取地球各层的成分，按各层的相对质量百分比计算地球平均成分； 二）总体研究法：1) 陨石相成分分类; 2) 地球相成分分类及不同相成分质量百分比; 3) 据各相质量百分比计算地球平均成分. 8. 地球的化学组成的基本特征有哪些？答题要点：1) 地球中含量大于10%的元素有Fe、O、Si、Mg；大于1%的元素有Ni、S、Ga、Al；其次为Na、Cr、P和Mn；(参考教材P38

7、) 2) 与太阳系化学成分相比：地球富Fe、Mg、S和贫气态物质组分；与地壳化学成分相比：地球富Mg、Fe和贫Al、K、Na。 9. 讨论地壳元素丰度的研究方法. 答题要点：1) 克拉克法: 收集尽可能多的研究样品，进行系统的样品分析；将样品按种类和地区分组，求平均成分；确定各类样品的权值；加权平均求地壳元素丰度。2) 哥尔德斯密特法: 3) 维诺格拉多夫法；4）泰勒法；5）黎彤法。 10. 简介地壳元素丰度特征. 答题要点：1）地壳元素丰度差异大：丰度值最大的元素是最小元素的10e17倍；丰度值最大的三种元素之和达82.58%；丰度值最大的九种元素之和达98.13%；2）地壳元素丰度的分布规

8、律与太阳系基本相同（参考教材P46-47）) 11. 地壳元素丰度特征与太阳系、地球对比说明什么问题？答题要点：1）元素丰度对元素原子序数作图，可看出地壳元素丰度的分布规律与太阳系的基本相同；2）地壳元素丰度值最大的10个元素与太阳系、地球的相比，其组成及排列顺序有差别： 12. 地壳元素丰度值（克拉克值）有何研究意义？答题要点：1）为研究地球的形成、化学分异及地球、地壳元素的成因等重大问题提供信息；2）确定了地壳体系的总特征；3）元素克拉克值可作为衡量元素相对富集或贫化的标尺；4）据元素克拉克值可获得地壳中不同元素平均含量间的比值，提供重要的地球化学信息。 13. 概述区域地壳元素丰度的研究

9、意义. 答题要点：1）作为区域内各种化学过程的总背景：可将区域地壳元素丰度作为衡量地质体内元素相对富集或贫化的标尺；2）可提供某些重要的地球化学作用信息；3）是研究区域地质演化的重要手段之一。 14. 简要说明区域地壳元素丰度的研究方法. 答题要点：1）建立区域地壳结构-组成模型；2）区域地壳元素丰度的计算方法：（1）分别计算不同类型岩石中元素的平均含量；（2）按不同类型岩石在地壳结构层中的质量比，加权平均计算各结构层的元素丰度；（3）按区域地壳结构-组成模型计算区域地壳元素丰度。 15. 岩浆岩中各岩类元素含量变化规律如何？答题要点：从超基性岩-基性岩-中性岩-酸性岩：1）Fe、Mg、Ni、

10、Co、Cr和Pt族元素等含量逐步降低；2）Ca、Al、Ti、V、Mn、P和Se等元素在基性岩中含量最高；3）K、Na、Si、Li、Be、Rb、REE等元素含量逐渐增高； 4）Ge、Sb、As等元素含量分配变化不明显。 16. 简述沉积岩中不同岩类中元素含量变化规律. 答题要点：1）主量元素变化规律：随物源不同而异；2）绝大多数微量元素在页岩和粘土类岩石中富集；3）Sr、Mn主要富集在碳酸岩石中。 第二章 元素结合规律与赋存形式 1. 亲氧元素和亲硫元素地球化学性质的主要差异是什么？答题要点：电子结构、化合物稳定性. 2. 简述类质同像的基本规律. 答题要点： 1）若两种离子电价相同，半径相似，

11、则半径较小的离子优先进入矿物晶格，即较小离子集中于较早期的矿物中，而较大离子集中于较晚期矿物中。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矿物晶格。 3. 阐述类质同像的地球化学意义. 答题要点： 解释元素的分布规律、为地质找矿及环境研究服务。4. 简述地壳中元素的赋存形式及其研究方法. 答题要点：1）赋存形式：独立矿物、类质同像形式、超显微非结构混入物、胶体吸附状态和与有机物结合的形式；2）研究方法：（1）运用矿物学观察及X光衍射法；（2）运用电子探针： （3）偏提取法（一种部分分解实验）。 6. 英国某村由于受开采ZnCO3矿的影响，造成住宅土壤、房尘及饮食摄入Cd明显高于其国

12、标，但与未受污染的邻村相比，在人体健康方面两村没有明显差异。为什么？答题要点：Cd 的存在形式（形态）。 第三章 水-岩化学作用和水介质中元素的迁移 1. 举例说明元素地球化学迁移的定义. 答题要点：由于环境物理化学条件的变化，元素原来的存在形式变得不稳定，为了与环境达到新的平衡，元素原来的存在形式自动解体，转变成一种新的相对稳定的结合方式，当元素赋存状态发生变化的同时，伴随有元素的空间位移和元素组合变化的，称为元素的地球化学迁。 影响元素地球化学迁移过程的因素。答题要点：活化（解体）迁移（空间位移，一般无存在形式变化）重新结合（沉淀、结晶）。自然界元素迁移的标志. 答题要点：1) 矿物组合的

13、变化; 2) 岩石中元素含量的变化（通过元素含量的系统测定或定量计算确定）; 3) 物理化学界面-氧化还原界面，压力释放带，温度界面，pH界面等。4. 元素地球化学迁移的研究方法. 答题要点： 1) 元素在岩石、矿物中的含量（分配）; 2) 元素存在形式的研究; 3) 元素含量的空间分布；4）实验研究； 5）建立成矿模型。 5. 水溶液中元素的迁移形式有那些？其中成矿元素的主要迁移形式又是什么？答题要点：水溶液中元素的迁移形式主要有： 离子（络离子）、分子；胶体；悬浮液。三者间可用滤纸和半透膜分开。6. 解释络离子的稳定性及其在地球化学迁移中的意义. 答题要点：1) 有利于成矿元素的稳定迁移（

14、络离子不稳定常数K一般较小，溶解度大）; 2) 可用于研究矿床元素分带; 3) 可用于解释相似元素分异. 7. 简述元素迁移形式的研究方法. 答题要点：1) 过滤法; 2) 蚀变矿物组合法; 3)气液包裹体成分研究; 4) 实验模拟. 8. 什么是共同离子效应？什么是盐效应？答题要点： 共同离子效应：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，使原难溶化合物的溶解度降低。盐效应：当溶液中存在易溶盐类时，溶液的含盐度对元素的溶解度有影响。溶液中易溶电解质的浓度增大，导致其他溶解度增大的现象。9. 天然水的pH值范围是多少？ 对于研究元素在水介质中的迁移、沉淀有何意义？答题要点

15、：一般是4-10，火山口喷气可达 3左右，干旱地区碱性水可大于 9。 10. 举例说明Eh、pH值对元素迁移的影响. 答题要点：1) 不同元素迁移要求的pH不同; 2) 影响氢氧化物自盐类溶液中沉淀，碱性条件下沉淀，酸性溶液下溶解; 3) 影响元素共生或分离; 4) 影响两性元素的迁移形式; 5) 影响酸碱反应的方向; 6) 影响盐类的水解。 11. 非标准电极电位E及环境的氧化还原电位Eh，在研究元素地球化学行为方面有什么作用？答题要点： 影响因素：组分影响第一，温度影响第二，当反应有氢离子，氢氧根离子参加时，受pH值影响。 12. 试述影响元素溶解与迁移的内部因素。答题要点：1）元素存在形

16、式； 2）元素和化合物的性质； 3) 晶体场效应。 简述水溶液中元素的迁移方式。参考答案： 水溶液中元素的迁移主要有两种方式：扩散和渗滤。1）扩散迁移：如果某元素在体系各部分的浓度不同，该元素的质点将自发由高浓度处向低浓度处迁移，直至体系各处浓度相等，元素（物质）的这种迁移方式称扩散迁移。2）渗滤迁移：当体系内存在压力差时，元素（物质）随溶液自高压处向低压处迁移的运移，称为渗滤迁移。第五章 微量元素地球化学 1. 什么是微量元素地球化学？其研究意义是什么？参考答案：微量元素地球化学是地球化学的重要分支学科，它研究在各种地球化学体系中微量元素的分布、分配、共生组合及演化的规律，其特色之处就是能够

17、近似定量地解决问题，使实际资料和模型计算结合起来。 微量元素可作为地质、地球化学过程示踪剂，在解决当代地球科学面临的基本理论问题天体、地球、生命、人类和元素的起源及演化，为人类提供充足的资源和良好的生存环境等方面发挥重要的作用。 2. 了解微量元素地球化学的研究思路及研究方法。参考答案：研究思路： “见微而知著”: 通过观察自然界中之“微”微量元素，来认识天体（部分）、地球中各种地质、地球化学作用之“著” 。 研究方法：采用精确、灵敏、快速的分析测试方法，获得高精度数据；应用各学科的先进理论（分配定律，耗散结构理论、协同论等等）来观察、研究宏观世界，以期获得更接近客观实际的认识。3.什么叫微量

18、元素、什么是主量（常量）元素？微量元素的主要存在形式有哪些？参考答案：微量元素：元素在所研究客体(地质体、岩石、矿物等)中的含量低到可以近似地用稀溶液定律描述其行为，该元素可称为微量元素。特点：在体系中含量低（0.1%），通常以独立矿物形式存在，其行为服从相律和化学计量比。在不同条件下演化规律不一致，可以指示地质、地球化学作用进行的条件和演化过程。 微量元素在矿物中主要存在形式有：快速结晶过程中陷入囚禁带内；赋存在晶格的缺陷; 在固溶体中替代主相的原子。 4. 阐述能斯特分配定律、能斯特分配系数的概念及其研究意义。参考答案：定律内容：在一定的温度压力下，微量组分在两共存相中的分配达平衡时，其在

19、两相中的化学位相等。 能斯特分配系数：在温度、压力恒定的条件下，微量元素i (溶质)在两相分配达平衡时其浓度比为一常数(KD)，此常数KD称为分配系数，或称能斯特分配系数。 能斯特分配定律及分配系数的研究有着极其重要的地球化学意义。可应用于如下多方面的研究：1）定量研究元素分配；2）为成矿分析提供了理论依据；3）判断成岩和成矿过程的平衡；4） 微量元素地质温度计；5） 微量元素地质压力计；6） 指示沉积环境 ；7）岩浆作用过程微量元素分配和演化定量模型的研究；8） 岩浆形成机制的研究；9）判断岩石的成因。 5. 稀土元素的主要特点是什么？其在地球化学体系中行为差异主要表现有哪些方面？。参考答案

20、：主要特点可归纳为：1）它们是性质极相似的地球化学元素组，在地质、地球化学作用过程中作为一个整体而活动；2）它们的分馏作用能灵敏地反映地质、地球化学过程的性质（良好的示踪剂）；3）稀土元素除受岩浆熔融作用外，其它地质作用基本上不破坏它的整体组成的稳定性；4）它们在地壳岩石中分布较广。 行为差异主要表现为：1）溶液的酸碱性：从La、CeLu，半径不断减小，离子电位（=W/R）增大，碱性减弱，氢氧化物溶解度减小，开始沉淀时溶液的pH值由86，为此，介质的酸碱度能控制稀土元素的分异；2）氧化还原条件：由于Ce3+ ( Ce4+)和 Eu3+ (Eu2+)的变价性，对外界氧化还原条件变化反应敏感，由于

21、价态变化，导致半径和酸碱性相应变化，致使与TR3+整体分离；3）络离子稳定性的差异：Y络离子稳定性Ce络离子稳定性，Ce矿物沉淀后，Y元素尚可呈络合物形式在溶液中迁移，在较晚的阶段沉淀，导致Ce与Y的分异。4）被吸附能力： Ce被胶体、有机质和粘土矿物吸附能力大于Y。 6. 讨论稀土元素的研究意义。参考答案：稀土元素可在地球化学研究中得到多方面应用：1）岩石成因：不同成因的岩石具有不同的稀土特征。例：花岗岩类的成因主要归结为三类： （a）基性岩浆分异：Eu负异常型； (b)地壳硅铝层重熔：轻缓平滑型；(c)花岗岩化：右倾型。2）变质岩原岩恢复：许多变质过程中，稀土元素保持原岩特征。3）研究地壳

22、演化：如不同时代的页岩有明显不同的特征，稀土元素特征能反映地壳的演化规律。 7. 你认为岩浆作用过程中决定元素浓集成矿的主要机制和决定因素是什么？答题要点：分配系数D、分异演化程度、部分溶融程度、重力分异 8 根据微量元素的特点,说明那些元素适合于研究沉积岩物源区特征,为什么? 答题要点： 化学性质稳定、在海水中居留时间短的，用其比值. 第六章 同位素地球化学 1. 同位素地球化学在解决地学领域问题中有何独到之处？参考答案：其独到之处可归纳为：1) 计时作用 体系的时钟，从体系形成以来时时刻刻不受干扰地走动着，可以测定体系的年龄，尤其是对隐生宙的前寒武纪地层及复杂地质体。2) 示踪作用 同位素

23、组成的变化受到作用环境和作用本身的影响， 指示地质体形成的环境条件、机制，并能示踪物源。3） 测温作用 由于某些矿物同位素组成的变化与其形成的温度有关 可用来设计各种矿物对的同位素温度计，测定成岩成矿温度。 此外，还可用来进行资源勘查、环境监测、地质灾害防治等。 2. 何谓稳定同位素、轻稳定同位素和重稳定同位素。答题要点：根据核素的稳定性，自然界中的同位素分两大类：1）放射性同位素: 其核能自发地衰变为其它核的同位素；2）稳定同位素: 其核是稳定的，到目前为止，还没有发现它们能够衰变成其它核的同位素。 稳定同位素又分为： a 轻稳定同位素： 原子序数Z20，A/A10% (A 为两同位素质量差

24、)，其发生同位素组成变化的主要原因是同位素分馏作用，其反应是可逆的。 b 重稳定同位素：原子序数Z20，A/A10%；其发生同位素同位素组成变化的主要原因是放射性核素不断衰变的结果所造成的，这种变化是不可逆的。 3. 选择同位素标准样品的条件。答题要点：同位素分析资料要能够进行世界范围内的比较就必须建立世界性的标准样品。世界标准样品的条件：1）在世界范围内居于该同位素成分变化的中间位置，可以做为零点；2）标准样品的同位素组成要均一；3）标准样品要有足够的数量；4）标准样品易于进行化学处理和同位素测定。 4. 造成放射性同位素组成变化的原因是什么？答题要点：主要原因是放射性衰变作用或称衰变反应。

25、放射性同位素不断自发地发射出质点和能量，改变同位素组成并转变成稳定的核素，这种过程称核衰变反应或蜕变。衰变反应。结果母元素同位素（母核）不断减少，而子元素同位素（子核）不断增加。常见的衰变反应有衰变、衰变、电子捕获、重核裂变四类。 5. 造成稳定同位素组成变化的原因是什么？答题要点：主要原因是稳定同位素的分馏作用。根据分馏作用的性质和条件的不同可分为：1）物理分馏：也称质量分馏，同位素之间因质量引起一系列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，使用使之在蒸发、凝聚、升华、扩散等自然物理过程中发生轻重同位素的分异。2）动力分馏：质量不同导致同位素分子参加化学反应活性的差异（

26、不同的分子振动频率和化学键强度）。导致轻同位素分子的反应速率高于重分子，在共存平衡相之间产生微小的分馏，反应产物、特别是活动相中更富集轻同位素。3）平衡分馏：化学反应中反应物和生成物之间由于物态、相态、价态以及化学键性质的变化，轻重同位素分别富集在不同分子中，也称同位素交换反应。达到同位素交换平衡时共存相同位素相对丰度比值为常数，称分馏系数。4）生物化学分馏：生物活动和有机反应也能导致的同位素分馏效应。如植物的光合作用使12C更多地富集于生物合成有机化合物中。生物成因的地质体如煤、油、气等具有最高的12C/13C值。生物化学分馏是同位素分异作用中重要的控制反应。 6. 放射性同位素年龄测定公式

27、，各符号的含义。答题要点：假设：以D表示由经过t（T0T）母核衰变成的子核数，则： D=N0-N 把N0=Net代入 经整理得： t=（1/）ln（1+（D/N） D/N是现存子核和母核的原子数比值。上述两式是同位素年龄测定的基本公式，不同的同位素年龄测定方法都是以此为计算公式的。 7. 利用衰变定律来测定岩石、矿物的年龄，应满足的哪些前提条件？参考答案：1) 应有适当的半衰期，这样才能积累起显著数量的子核，同时母核也未衰变完。如果半衰期太长，就是经过漫长的地质历史也积累不起显著数量的子核；如果半衰期太短，没有多久母核几乎衰变完了。2) 所测定同位素的衰变常数的精度能满足要求。3) 放射性同位

28、素应具有较高的地壳丰度，在当前的技术条件下，能以足够的精度测定它和它所衰变的子体含量。4) 矿物、岩石结晶时，只含某种放射性同位素，而不含与之有蜕变关系的子体或虽含部分子体，其数量亦是可以估计的。5) 保存放射性同位素的矿物或岩石自形成以后一直保持封闭系统，即没有增加或丢失放射性同位素及其衰变产物。 8. 概述同位素研究工作方法程序。参考答案：一个完整的同位素样品的研究包括样品的采集、加工、化学制样、测定及结果的计算和解释等环节。以Rb-Sr法为例，工作程序如下：1）观察； 2）作出采样计划： a 空间分布; b 新鲜程度; c 肉眼目估含钾矿物含量；3）采集10-15 个样品（0.5-1kg

29、)配上标本（磨制薄片), 单矿物样量（0.5-1g) ；4）无污染加工(玛瑙研钵）；5）作Rb,Sr 定量分析算出每个样Rb/Sr比值；6）结合Rb/Sr 比值和镜下观察结果，选择无后期作用叠加的五个样品，送Rb-Sr同位素实验室；7） Rb-Sr等时线法样品用全岩样, 为了拉开比值亦可挑选合适的单矿物与全岩样共同成线。 9. 以Rb-Sr等时线法为例说明同位素测年的样品采集过程中应注意的事项。答题要点：RbSr等时线法样品的采集过程中的注意事项：一组样品采集在同一母体上(保证是同源,才能有一致的87Sr/86Sr初始值); 样品布点的空间分布合理(以免样品Rb/Sr比值接近,形成不了等时线)

30、; 尽力保证样品新鲜,不受后期作用影响(保持封闭体系)。 K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). 同位素地质年代学的依据是同位素衰变定律：单位时间内衰变的原子数与现存放射性母体的原子数成正比。其数学表达式为：-dN/dt = N N：t时刻存在的母体原子数；dN/dt：t时的衰变速率；负号表示随时间减少；：衰变速率常数。 经过推导得出地质年代学的基本公式： D/DS = (D/DS)0 + (N/DS)(et - 1)(D/DS)0 样品初始同位素原子数比值 (N/DS) 母体同位素与参照同位素原子数比值，一般同位素稀释法计算获得 D/DS样品现今的同位素

31、原子数比值，质谱测定-衰变 原子核中一个中子分裂为一个质子和一个电子（质点），质点被射出核外，反应通式为： AZM AZ+1M + ，Z：核电荷数；A：质量数。衰变结果，核内减少一个中子，增加一个质子，质量数不变，核电荷数增加1，变为周期表右侧的相邻元素。如： 8737Rb 8738Sr + 、 4019K 4020Ca + 其中8737Rb与8738Sr、4019K与4020Ca称为同量异位素。 -衰变 重核放射出由2个质子和2个中子组成的质点（即He核），衰变反应为： AZM + e A-4Z-2M + 衰变结果，质量数减4，核电荷数减2，在元素周期表上向左移动2格。如：22688Ra 2

32、2286Rn + 42He根据放射性同位素以上特性，放射性同位素衰变定律为单位时间内衰变的原子数与现存放射性母体的原子数成正比。其数学表达式如下： -dN/dt=N， 式中：N为在t时刻存在的母体原子数；dN/dt为t时的衰变速率，负号表示N随时间减少；为衰变速率常数，表示单位时间内发生衰变的原子的比例数，用实验方法测定，其单位为1/年或1/秒。将上式由t=0到t求积分，整理后得ln(N/N0)=- t ： N0为t=0时的衰变母体原子数。由此得：=N0e-t 或N0 =Net 以上为放射性同位素衰变的基本公式，表明母核原子数为N0的放射性同位素，经时间t后残存的母体原子数N= N0e-t，N

33、与t为指数函数。设衰变产物子体的原子数为D*，当t=0时，D*=0，经时间t的衰变反应，则：D* = N0 - N ， D* = N0（1 - e-t）或 D* = N (et - 1) 例如对于衰变反应87Rb 87Sr + ，87Rb为母体，87Sr为子体，则： 87Sr = 87Rb (e-t - 1) 对于任一放射性同位素体系，放射性核素衰变掉初始原子数的一半所需的时间称为半衰期，以T1/2表示。根据定义，当t=T1/2时, N=(1/2)N0，代入D* = N (et - 1) 并整理得： T1/2=ln2/ 由此可见，T1/2与呈反比关系，衰变常数值愈小，半衰期愈长，核的寿命也愈长

34、。记参照的同位素为Ds，并使等式D* = N (et - 1) 两边同除以DS，则： D* / DS = N / DS (et - 1) 如果在t=0时，在所研究的地球化学体系中存在初始子体同位素，记作D0，则t时刻，子体同位素的原子数总数为： D = D* + D0 D* = D - D0 ， D / DS = (D0 / DS) + N / DS (et - 1) 习惯上，将上式中（D0/DS）写作(D/DS)0，则： D / DS = (D / DS) 0 + N / DS (et - 1) 式中：D/DS是代表样品现今的同位素原子数比值，用质谱直接测定获得；(D/DS) 0是样品初始同

35、位素原子数比值； N/DS是母体同位素与参照同位素原子数比值，一般通过同位素稀释法分析计算获得；是衰变常数。 t = (1 / ) ln( D / DS) - (D / DS) 0 / N / DS +1 同位素定年方法K-Ar法 钾有三种同位素组成，39K，40K和41K。它们的相对丰度为：39K=93.2581%，40K=0.01167%，41K=6.73021%。其中40K是放射性同位素，通过和电子捕获二种衰变方式，前者占40K总衰变的88%, 后者占12%，其衰变反应如下：40K + e 40Ar 记衰变常数为e； 40K 40Ca + 记衰变常数为。因此40K的总衰变常数=e+。根据

36、放射性同位素衰变定律，在钾、钙、氩的封闭体系中，可用下式表达： 40Ar + 40Ca = 40K (et - 1) 其中40Ar占总衰变量为e/，因此有： 40Ar = (e / ) 40K (et - 1) 式中：t是由40K衰变成40Ar所积累的时间，氩同位素广泛存在于空气和各种岩石矿物中，为了把由40K衰变而成的40Ar与其它的40Ar相区别，我们用40Ar*来表示，上式改为：40Ar* = (e / ) 40K (et - 1) ， t = (1/) ln(e / )( 40Ar / 40K) + 1上式是K-Ar法年龄计算的基本公式。在实际应用中，把样品分成两份，一份样品通过同位素

37、稀释法计算或通过测定K含量计算40K；另一份样品确定40Ar，早期采用体积法计算获得40Ar，然而其准确度不高，目前主要采用同位素稀释法计算获得40Ar。要确保K-Ar法获得年龄的可靠性，除了正确地测定衰变常数外，还必须样品对于钾和氩是封闭体系，在岩石或矿物形成后没有发生过钾或氩的带入和带出。但钾活泼的碱金属元素，氩一般呈气态，容易发生扩散，它们受热事件作用较为敏感，在岩石或矿物形成后所经历的地质作用（如区域变质、接触变质、热液活动和构造运动等）中有可能发生迁移，使得K-Ar年龄偏低，或者代表最后一次热事件的年龄，因此，在K-Ar法年龄解释中，必须注意热事件的影响。另一方面，样品中混入大气氩或

38、过剩氩的存在，使得年龄偏老，从而必须对混入的大气氩的校正或过剩氩的检查。 钾是常量元素，可进行K-Ar分析的矿物相当多，这是K-Ar应用的一个优点，但考虑到岩石或矿物对氩的保存性，并不是所有的岩石或含钾矿物用作K-Ar法年龄测定的对象。一般认为，角闪石、黑云母、白云母、高温碱长石等是K-Ar法年龄测定的理想矿物，新鲜的粗面岩、玄武岩、辉绿岩等也可给出地质意义的年龄，沉积地层中的海绿石和伊利石，作为沉积过程中形成的自生矿物，在研究沉积地层的年龄中受到重视。 40Ar-39Ar法60年代开始发展起来的40Ar-39Ar法（又称快中子法），是通过用快中子照射矿物或岩石样品，使其中的39K通过核反应转

39、化成39Ar为基础。 1939K（n, p) 1839Ar T1/2=126 y 39Ar=39K T()()d T：辐照时间()：能量为 的中子流密度()：能量为 的中子流捕获面积 ：能量 39Ar=39K T()()d（1）根据K-Ar 定年公式： 40Ar*=(e/)40K(et-1) （2），（2）/（1）并整理得： 40Ar*/39Ar=(et-1) /J其中： J =（/e）(39K/40Ar) T()()d t=1/ln(J( 40Ar*/39Ar)+1 式中：40Ar*/39Ar 由质谱测定，J为每次快中子照射样品的参数，无量纲，可由每次照射的标准样品（年龄已知）的（40Ar*

40、/39Ar)s标定： J=( 40Ar*/39Ar)s(et-1) 上式中的s代表标准样品，这样就可以计算样品的年龄。Rb-Sr 法定年Rb有2种同位素：85Rb(72.15%)为稳定同位素，87Rb(27.85%)为放射性同位素。Sr有4种同位素：84Sr(0.56%)、86Sr(9.86%)、87Sr(7.02%)和88Sr(82.56%)，它们均为稳定同位素，其中87Sr为放射成因同位素，由87Rb经衰变而成，反应如下： 87Rb 87Sr + 根据衰变定律有： 87Sr=87Rb(et-1) 考虑到在所研究的地质样品中，可能含有初始87Sr,记作(87Sr)0，上式改写为：87Sr =

41、 (87Sr)0 + 87Rb (et - 1) 将上式两端除以非放射成因的86Sr原子数，得： 87Sr / 86Sr = (87Sr / 86Sr)0 + 87Rb / 86Sr (et - 1) 含钾矿物是Rb-Sr法定年的主要对象，如果矿物中样品(87Sr/86Sr)0为0或(87Sr/86Sr)0相对于87Sr/86Sr来说可忽略不计，则可直接计算矿物年龄，如钾长石、白云母、锂云母、天河石、铯榴石、海绿石、钾盐、光卤石等。而对于不可忽视的(87Sr/86Sr)0样品来说，如岩石样品中一般都包含有一定数量的(87Sr/86Sr)0，则必须考虑(87Sr/86Sr)0对测定年龄的影响。利

42、用一组全岩样品的Rb-Sr等时线法不仅可以研究样品的年龄，还可以研究样品的(87Sr/86Sr)0比值，后者是一个重要的地球化学参数。 87Sr/86Sr =(87Sr/86Sr)0+87Rb/86Sr (et-1) y=ax+b 式中： y=87Sr/86Sr ，x=87Rb/86Sr， a= et-1，b =(87Sr/86Sr)0上式是x和y的一次线性方程，直线的斜率为a，截距为b。通过一组样品实测的现今87Sr/86Sr比值和87Rb/86Sr比值，可将该直线进行计算拟合，求解a和b ，由于a=et-1，因此,可以计算出等时线的年龄t：t=1/ln(1+a) Sr同位素地球化学 地球化

43、学系统中初始(87Sr/86Sr)0比值是一个重要的地球化学示踪参数，该值代表物质形成时的87Sr/86Sr比值，不同的地球化学储存库，它们的(87Sr/86Sr)0值是不同的。因此，(87Sr/86Sr)0比值对示踪物质来源，壳幔物质演化及壳幔相互作用等方面具有重要意义。通过全岩Rb-Sr等时线法可获得岩石形成时(87Sr/86Sr)0，对于单个样品，若年龄t已知，实测该样品的87Sr/86Sr 和87Rb/86Sr比值，下式计算(87Sr/86Sr)0比值：(87Sr/86Sr)0 =87Sr/86Sr -87Rb/86Sr (et-1) 研究地球物质的(87Sr/86Sr)0演化，必须了

44、解地球形成时的(87Sr/86Sr)0。然而，由于难于获得地球形成时的岩石样品，当然也就无法直接了解地球形成时的锶同位素初始比值。由于地球和陨石是在大致相同的时间内由太阳星云的凝聚相通过重力凝聚作用形成的，所以在地球科学领域内，人们通常借助于研究陨石来确定地球的(87Sr/86Sr)0比值。目前公认的玄武质无球粒陨石的(87Sr/86Sr)0比值为0.698970.00003(Faure,1977)代表地球形成时的初始比值，以BABI表示。 Sm-Nd法定年及Nd同位素地球化学Sm-Nd法定年 自然界中，Sm有七种同位素，它们是：144Sm(3.10%)、147Sm(15.10%)、148Sm

45、(11.30%)、149Sm(13.90%)、150Sm(7.40%)、152Sm(26.60%)和154Sm(22.60%)、，其中147Sm、148Sm和149Sm 是放射性同位素；Nd也有七种同位素，它们是：142Nd(27.16%)、143Nd(12.18%)、144Nd(23.80%)、145Nd(8.29%)、146Nd(17.10%)、148Nd(575%)和150Nd(5.63%)，其中144Nd和145Nd是放射性同位素，但它们具有非常大的半衰期(分别为21015年和大于是11017年),因此可视为稳定同位素。 Sm-Nd法定年是基于147Sm的衰变反应：147Sm 143N

46、d +根据衰变定律有：143Nd=147 Sm(et-1) 将上式两端同除以稳定同位素144Nd，并考虑样品中初始Nd同位素，则有： 143Nd/144Nd=(143Nd/144Nd)0+147Sm/144Nd(et-1) 143Nd/144Nd：样品现今的比值，用质谱直接测定； (143Nd/144Nd)0：样品的初始比值； 147Sm/144Nd：样品现今的147Sm和144Nd原子数比，用同位素稀释法测定并计算获得，：147Sm 的衰变常数；t是样品形成的年龄。Nd同位素地球化学 Nd 同位素地球化学示踪主要基于Nd同位素初始比值(143Nd/144Nd)0，该比值通过等时线法获得，对于

47、一个已知年龄的样品，通过实测该样品的143Nd/144Nd和147Sm/144Nd比值，就能计算该样品的 (143Nd/144Nd)0比值，公式如下：(143Nd/144Nd)0=143Nd/144Nd -147Sm/144Nd(et-1) 由于在整个地质时期，143Nd/144Nd比值变化较小，所以一般用Nd表示，其定义如下：Nd(0)=( 143Nd/144Nd)s/(143Nd/144Nd )CHUR-1104 式中Nd(0)代表样品现今的（143Nd/144Nd）S比值相对于CHUR现今的 (143Nd/144Nd )CHUR比值的偏差值。Nd(t)=( 143Nd/144Nd)s(t

48、)/(143Nd/144Nd )CHUR(t)-1104式中代表样品时间为t时的(143Nd/144Nd)S(t)比值相对于CHUR，时间为t时的(143Nd/144Nd)CHUR(t)比值的偏差值。其中：(143Nd/144Nd)S(t)=(143Nd/144Nd)S-(147Sm/144Nd)S(et-1)， (143Nd/144Nd)CHUR(t)=(143Nd/144Nd)CHUR-(147Sm/144Nd)CHUR(et-1) 通过推导，有： Nd(t)Nd(0)- fsm/NdQNdt 对于Sr 同位素也可用以上类似的定义：Sr(0)= (87Sr/86Sr)S /(87Sr/86

49、Sr)U.R-1 104 Sr(t)=(87Sr/86Sr)S(t)/(87Sr/86Sr)U.R(t)-1 104U-Th-Pb法定年 U有三种天然放射性同位素，它们是238U(99.2739%)、235U(0.0057%)和234U(0.0057%)，238U/235U=137.88； Th只有一个同位素232Th，属天然放射性同位素，自然界还有一些U和 Th的同位素都是238U、235U和232Th的短寿命且含量极微的中间子体。Pb有四种同位素，它们是204Pb、206Pb、207Pb和208Pb，其中204Pb是非放射成因铅，而206Pb、207Pb和208Pb是放射成因铅。 238U

50、、235U和232Th经一系列的衰变形成，反应如下：238U206Pb+8+6，235U207Pb+7+4， 232Th208Pb+6+4 根据衰变定律，并考虑样品中有初始铅的混入，有以下等式：(206Pb/204Pb)=(206Pb/204Pb)0+(238U/204Pb)(e1t-1) (1) (207Pb/204Pb)=(207Pb/204Pb)0+(235U/204Pb)(e2t-1) (2) (208Pb/204Pb)=(208Pb/204Pb)0+(232Th/204Pb)(e3t-1) (3) 以上等式中，(206Pb/204Pb)、(207Pb/204Pb)和(208Pb/20

51、4Pb)分别为样品现今的Pb同位素比值，由质谱直接测定；(206Pb/204Pb)0、(207Pb/204Pb)0和(208Pb/204Pb)0分别为样品形成时的Pb同位素初始比值；(238U/204Pb)、 (235U/204Pb)和 (232Th/204Pb)分别为样品现今的同位素比值，通过同位素稀释法测定并计算获得；1、2、3分别为238U、235U和232Th的衰变常数；t为样品形成的时间。联立方程（1）和(2)式，并整理得：(207Pb/204Pb) -(207Pb/204Pb)0/ (206Pb/204Pb) - (206Pb/204Pb)0 =235U(e2t-1)/ 238U(

52、e1t-1)=1/137.88(e2t-1)/ (e1t-1) (4) 在不同的自然体系中元素的共生组合规律是不一样的。如，Fe、Ni、Co、Pt等富集于陨石的金属铁相之中；Si、O、Al、Mg、Fe等富集于陨石的硅酸盐相之中；S、Fe、Cu、Ni、Co、Zn等则富集于陨石的硫化物相之中；在地壳体系的超基性岩、基性岩、中性岩和酸性中也有不同的元素组合特征。Fe、Ni集中于地核，而U、Th集中于地壳。 在K、Ca、Mn、Fe、Cu、Zn、O和S体系中，当体系中氧不足时，亲氧性大于铁的元素（K, Ca, Mn）优先与氧结合，然后才是铁与氧结合，它耗尽了体系中所有的氧。剩下的铁只能与硫结合或呈铁的单

53、质 ；亲氧性小于铁的元素（Cu, Zn）则不可能有机会与氧结合。故铁起到了制动剂的作用，在与硫结合时，铁一样可以起这样的作用。别列尔曼（A., 1965）把这种现象称之为化学反应制动原理。(1)亲石元素：离子的最外电子层具有8电子（s2p6）稳定结构，氧化物的形成热大于FeO的形成热，与氧的亲和力强，易熔于硅酸盐熔体，主要集中在岩石圈。 (2)亲铜元素：离子的最外电子层具有18电子（s2p6d10）的铜型结构，氧化物的形成热小于FeO的形成热，与硫的亲和力强，易熔于硫化铁熔体。主要集中于硫化物氧化物过渡圈。 (3)亲铁元素：离子的最外电子层具有818电子过渡型结构，氧化物的形成热最小，与氧及硫

54、的亲和力均弱，易熔于熔铁；主要集中于铁镍核。 (4)亲气元素：原子最外电子层具有8电子，原子容积最大，具有挥发性或倾向形成易挥发化合物，主要集中在大气圈。此外，戈氏还划分出“亲生物元素”，这些元素多富集在生物圈内，包括C、N、H、O、P、B、Ca、Cl、Na、Si等。碱性岩中Be质量分数为(710-6)(910-6)，酸性花岗岩中Be的质量分数为(310-6)(510-6)，即在酸性花岗岩中Be的质量分数相对较低。但自然界极少见到与碱性岩有关的Be矿床，却在某些与酸性花岗岩有关的伟晶岩脉中见到Be矿床，其中Be以形成绿柱石(Be3Al2Si6O18)的形式富集。 对Be在有较低含量的酸性花岗岩浆中成矿的原因可做如下分析： Be2+的相对电负性为1.5，离子电位=5.71,属两性元素；Be2+的半径为0.035nm；从Be的化学和晶体化学性质推测，在硅酸盐熔体中，Be2+可以与Si4+类质同象，类质同象方式为BeO46-SiO44-。实现这一置换需具备两个条件：介质呈碱性，因为只有在碱性条件下Be2+才能以酸根的形式存在；体系中有可以参与置换的高价阳离子，以补偿因BeO46-置换SiO44-时造成的电价失衡。在碱性岩浆中，熔体成分的特征是富Na、K和贫Si，Be2+呈BeO46-，同