地球化学复习资料

第一章1.克拉克值：元素在地壳中丰度，称为克拉克值。元素在宇宙体或地球化学系统中平均含量称之为丰度。丰度通惯用重量百分数（%），PPM（百万分之一）或g/t表示。2.富集矿物:指所研究元素在其中含量大大超出它在岩石总体平均含量那种矿物。3.载体矿物:指岩石中所研究元素主要量分布于其中那种矿物。4.浓集系数=工业利用最低品位/克拉克值。为某元素在矿床中可工业利用最低品位与其克拉克值之比。5.球粒陨石：是石陨石一个。（约占陨石84%）：含有球体，具备球粒结构，球粒通常为橄榄石和斜方辉石。基质由镍铁、陨硫铁、斜长石、橄榄石、辉石组成。划分为：E群——顽火辉石球粒陨石，比较稀少；O群——普通球粒陨石:H亚群—高铁群，橄榄石古铜辉石球粒损石；L亚群—低铁群，橄榄紫苏辉石球粒陨石；LL亚群—低铁低金属亚群；C群——碳质球粒陨石，含有碳有机化合物和含水硅酸盐，如烷烃、芳烃、烯烃、氨基酸、卤化物、硫代化合物等。为硕士命起源提供主要信息。分Ⅰ型、Ⅱ型和Ⅲ型。Ⅰ型其非挥发性组成代表了太阳系星云非挥发性元素丰度。6.浓度克拉克值=某元素在地质体中平均含量/克拉克值,反应地质体中某元素浓集程度。1.陨石在地化研究中意义：（一）陨石成份是研究和推测太阳系及地球系统元素成份主要依据：（1）用来估量地球整体平均化学成份。eq\o\ac(○,1)陨石类比法，即用各种陨石平均成份或用球粒陨石成份来代表地球平均化学成份。eq\o\ac(○,2)地球模型和陨石类比法来代表地球平均化学成份，其中地壳占质量1%，地幔31.4%，地核67.6%，然后用球粒陨石镍—铁相平均成份加5.3%陨硫铁能够代表地核成份，球粒陨石硅酸盐相平均成份代表地壳和地幔成份，用质量加权法计算地球平均化学成份。（2）I型碳质球粒陨石其挥发性组成代表了太阳系中非挥发性元素化学成份。（二）陨石类型和成份是用来确定地球内部具层圈结构主要依据：因为陨石能够分为三种不一样陨石—石陨石、石铁陨石和铁陨石，因而科学家构想陨石是来自某种曾经分异成一个富含金属核和一个硅酸盐外壳行星体，这种行星经破裂后就成为各种陨石，其中铁陨石来自核部，石铁陨石来自金属核和硅酸盐幔界面，而石陨石则来自富硅酸盐幔区。这种构想成为推测地球内部结构和化学成份主要依据之一。（三）碳质球粒陨石有机化合物成份是研究地球早期生命系统化学演化及起源主要依据和信息，在碳质球粒陨石中已发觉有机化合物60多个。有些人认为地球早期生命系统化学演化不一定起源于行星大气，而有可能来自太阳星云凝聚时已合成有机质。2比较太阳系、地球、地壳主要化学元素丰度特征异同点，说明自然界元素丰度基本特征和决定自然体系中元素丰度最基本原因:（1）特征异同：太阳系：H>He>O>N>C>Si>Mg>S地球;Fe>O>Mg>Si>Ni>S>Ca>Al>Ca>Na地壳：O>Si>Al>Fe>Ca>Na>K>Mg>Ti>H硅酸盐在地球表层富集，较难熔镁铁硅酸盐和金属铁下沉。（2）自然界元素丰度基本特征：eq\o\ac(○,1)个元素丰度随原子序数增大而呈指数下降；在Z>45之后丰度值又相近。eq\o\ac(○,2)原子序数为偶数同位素丰度大于奇数者（中子数、质量数同）——奥多-哈根斯法则；eq\o\ac(○,3)四倍标准：如O（A=16），质子数为4倍数eq\o\ac(○,4)Li、P、B丰度很低，为亏损元素（核子结合能低，形成后易分解）eq\o\ac(○,5)Fe和O过量（核子结合能最高，核子稳定）eq\o\ac(○,6)原子序数（质子数或中子数）是“幻数”元素丰度高（氦、氧、钙等：2、8、14、20、2850、82、126）（3）决定自然体系中元素丰度最基本原因：eq\o\ac(○,1)与原子结构关于具备最稳定原子核元素分布最广，当中子数和质子数百分比适当初核最稳定。如在原子序数<20轻核中，中子∕质子等于一是，核最稳定，由此能够说明O、Mg、Si、Ca丰度较大原因；随原子序数增大，核内质子间斥力大于核力，核子结合能降低，原子核就趋于不稳定，所以元素同位素丰度就要降低；偶数元素或同位素原子核内，核子倾向成对，他们自旋力矩相等，而方向相反，量力力学证实：这种核稳定性最大，因而这种元素或同位素在自然界分布最广；中子数等于幻数同位素，其原子核中壳层为核子所充满，形成最为稳定原子核，因而具备高丰度。eq\o\ac(○,2)与元素起源、形成过程及元素形成后化学分异关于。在恒星高温条件下。能够发生有质子参加热核反应，这使Li、Be、B快速转变为4He同位素，所以，Li、Be、B丰度显著偏低就同他们在恒星热核反应过程中被消耗历史关于；在内行星和陨石物质中气态元素（H、He等）丰度极大低于太阳系中各该元素丰度，造成这种差异原因为这些元素在行星和陨石母体形成或存在过程中逃逸到宇宙空间所致。3.元素克拉克值意义：（1）元素克拉克值确定着地壳作为一个物理化学体系总特征以及地壳中各种地球化学过程总背景；它为地球化学提供了衡量元素集中分散及其程度标尺；是影响元素地球化学行为主要原因，支配着元素地球化学行为。(2)研究地壳化学成份能够用来推测地球内部成份,用来与其它星球比较.(3)克拉克值是影响元素地球化学性质主要原因:1)克拉克值高元素易形成独立矿物,并可富集成矿:比如:Na、K、Rb、Cs四元素中，Na、K丰度大能够成矿；Rb、Cs则不能。2)克拉克值高元素形成矿物种类也多：比如：O、Si、Al、Fe元素矿物种类非常多；而克拉克值低元素形成矿物种类也少，比如：Li、Re、Hf等不形成独立矿物。所以，自然界仅3000种矿物，而试验室可有数十万种化合物。N(独立矿物数)=200×4√K原子克拉克值；(4)生物体内,克拉克值高元素丰度大（Si例外),克拉克值小元素丰度也小，甚至有害。(5)克拉克值是确定区域地球化学异常和地球化学省背景值。地球化学省:地壳上某元素含量显著偏高地段。浓度克拉克值=某元素在地质体中平均含量/克拉克值,反应地质体中某元素浓集程度。浓度克拉克值<1元素分散;浓度克拉克值>1元素富集;浓集系数=工业利用最低品位/克拉克值(6)依照元素对比值确定矿化类型:克拉克值之比:Th/U＝3.3--3.5;Th/U＜2铀矿化;2.5＜Th/u＜4铀和钍矿化；Th/u＞5钍矿化（7）利用克拉克值估算矿产资源储量1)Au克拉克值3.5PPb,地壳质量24×1018吨;2)地壳中Au为24×1018×3.5×10-9吨=84×109吨;3)陆地质量为地壳62.9%,则陆地Au为84×109×62.9%=53×109吨4)美国占世界陆地1/17.3,所以美国陆地Au为53×109÷17.3=3.064×109吨5)陆壳平均深36.5KM,人类可采矿深1KM,所以美国1KM深陆地Au为3.064×109÷36.5=84×106吨；教授预计美国可回收Au资源为8.6×103吨；6)现在,美国已探明Au储量为R=2098吨,美国Au资源潜力和储量之比为F=8.6×103÷2098=4.1；说明还有较大勘探潜力。第二章1.元素地球化学亲和性：1）定义：指元素形成阳离子能力及阳离子在自然体系中有选择地与某阴离子化合倾向性。2）亲和性包含:①亲氧性(亲石性)---阳离子和氧结合成离子键为主氧化物和硅酸盐性质。亲氧元素离子最外层具备S2P6惰性气体型8电子结构,电负性小,多为顺磁性,氧化物生成热>FeO生成热,集中分布于岩石圈；与氧亲和力强。亲氧元素主要有---碱金属、碱土金属、稀土元素、稀有元素等--Li、Na、K、Rb、Cs、Mg、Ca、Sr、Ba、Al、Zr、Hf、Nb、Ta、REE等。亲氧元素主要熔于硅酸盐熔体；②亲硫性(亲铜性)---阳离子和硫结合成共价键为主硫化物和硫盐性质。亲硫元素其离子最外层具备S2P6d10铜型18电子结构,具较大电负性和离子半径、较低电价；多为逆磁性,氧化物生成热<FeO生成热,集中分布于硫化物-氧化物过渡圈。主要熔于硫化铁熔体；亲硫元素主要有成矿元素--Cu、Pb、Zn、Au、Ag等。③亲铁性---指元素以金属状态产出一个倾向性。亲铁元素离子最外层有8--18过渡型电子结构,多为强磁性,氧化物生成热最小,与氧和硫亲协力均弱,易熔于熔铁，集中分布于铁镍核。在O和S缺乏体系中,一些金属不能与阴离子形成化合物,只能以自然金属形式存在,它们以金属键结合,与铁共生。亲铁元素有---Fe、Co、Ni、Ru、Rh、Pd、Os、Ir、Pt等.④亲气性--原子最外层8电子,原子容积最大,熔点、沸点低,以气体形式存在，具挥发性，集中在大气圈.如:O2、N2、H2、Ne、Ar、Kr等。⑤亲生物性:这些元素富集在生物圈,组成或进入生物体。如:C、O、N、H、P、B等。2.化学反应制动原理：在氧不足体系中,元素与氧化合按自由能ΔGf由高负值---低负值次序进行（结合次序按-ΔGf大小决定）,到铁因为其丰度高,能够消耗掉全部剩下氧,以致使多出铁和硫化合或呈自然铁存在,而使排在铁后面元素不能与氧化合.铁起到化学反应“制动剂”作用,这一现象称为～3.若两种离子半径相同而电价不一样,则较高价离子优先进入晶格,集中于较早期结晶矿物中，称为“捕捉”；而较低价离子集中于较晚期结晶矿物中，称为“允许”。如Sc3+（角闪石、辉石，基性岩中）与Li+（黑云母与电气石，酸性岩或伟晶岩中）,Y3+（磷灰石、榍石、和萤石）与Na+（斜长石）4.内潜同晶：两种离子浓度大致相等,而一个元素以分散量进入另一元素晶格内,能够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.5.残余富集：指类质同象影响微量元素集中和分散一个情况，在岩浆结晶分异过程中,能够与主量元素发生类质同象微量元素会“晶体化学分散”,比如Rb因与K类质同象而分散；不能与主量元素发生类质同象微量元素，则在残余熔体中富集，有可能在适当条件下形成副矿物，或者转入岩浆期后热液中富集成矿，即“残余富集”。6.赔偿类质同象：指组分浓度不一样影响元素类质同象置换规律情况。一个熔体或溶液中假如缺乏某种成份,则从中晶出包含此种组分矿物时,熔体或溶液中与之性质相同其它元素就能够类质同象混入物形式加以补充,称为“补尝类质同象”.如钒钛磁铁矿Fe2+(Fe,V,Ti)23+O4,当Fe2O3浓度过小时,不形成磁铁矿,V2O3,Ti2O3赔偿Fe2O3进入磁铁矿晶格中而形成.7.超显微非结构混入物：指元素在地壳中一个赋存形式，为一个颗粒极细混入物其最大特点是不占据主矿物晶格位置因而是独立化合物但又不能分离出来或进行矿物学研究颗粒。1.戈尔德施密特地球化学分类：依据：元素性质和在地圈内分布关系，他在铜矿石冶炼过程中注意到矿石经冶炼后形成四个相，金属铁相硫化铁相硅酸盐炉渣和气相CO2、H2O分别与陨石中铁陨石，陨硫铁，球粒陨石化学成份相比，并结合地质作用中矿物组合和元素共生规律提出把元素分为~并推测地球内部壳层结构也有类似化学成份分异。结果：（见名词解释地球化学亲和性）意义：戈式分类作为考查元素地球化学行为基本属性，已被普遍应用，如元素地球化学亲和性和地球演化成圈过程元素在各圈层间分异等有指导意义。但在深入把握元素在复杂地质作用中习性时又显得不够细。2.元素具备地球化学亲和性原因：1）元素基本化学性质：（1）元素电子层结构或电离能原因：如，亲铁元素Fe、Co、Ni、Os、Ir、Pt、Cu、Ag、Au等特征是d亚层充满或近充满18或近18电子结构,具较高电离能。在化学反应中能保持原子电子不被剥夺，也无力夺取外来电子，保持电中性，而无亲阴离子性。（2）元素电负性原因。元素离子电负性与O2-和S2-差值反应其亲氧或亲硫倾向。元素离子电负性与O2-电负性差值越大，反应其亲氧性倾向；反之亲氧性减弱。元素离子电负性与S2-电负性差值越大，反应其亲硫性倾向越弱；反之亲硫性越强。2）化合反应能量效应(符合体系总自由能ΔGf最低法则)：①金属亲氧和亲硫性按按金属元素氧化物和硫化物生成自由能ΔGf由高负值---低负值次序排列。通常说，亲氧性强，其亲硫性就弱，反之亦然。金属与氧生成自由能ΔGf由高负值---低负值排列次序为:Ca、Th、Mg、Al、Zr、U、Ti、Si、V、Na、Mn、Cr、K、Zn、W、Sn、Mo、Fe、Co、Ni、Pb、Cu、Bi、Pd、Hg、Ag.②自然界地球化学体系都趋向于体系能量最低，故而存在着电价、半径、电负性极性对应等结合规律。电价：高（阳离子）对高（阴）、低对低；半径：大（阳离子）对大（阴）、小对小；电负性极性：电负性大（阴离子）对小（阳）、小对大。3）元素丰度原因与化学反应制动原理：上地壳:阴离子(丰度，下同)>阳离子--阳离子高价态;地幔:阴离子<阳离子---阳离子低价态;整个地球:阴离子<<阳离子-阳离子出现金属态:Fe0和Ni0，Pt族，Au，Hg，Ag等；多具亲铁性。因为化学反应制动原理，排在FeO、FeS后元素（—ΔGf）不能与氧和硫结合，多具亲铁性。3.戈尔德施密特和林伍德总结类质同象规律、为何说类质同象是微量元素分配结合规律、类质同象地质应用：1)戈尔德施密特法则：考虑电价、半径原因，适适用于结晶过程中离子键化合物(1)若两种离子电价相同、半径相同,则半径较小离子优先进入晶格。所以，较小离子半径元素集中于较早期结晶矿物中，而较大离子半径元素集中于较晚期结晶矿物中。如Mg、Fe;Mn进入角闪石、黑云母等较晚结晶矿物中；(2)若两种离子半径相同而电价不一样,则较高价离子优先进入晶格,集中于较早期结晶矿物中，称为“捕捉”；而较低价离子集中于较晚期结晶矿物中，称为“允许”。如Sc3+（角闪石、辉石，基性岩中）与Li+（黑云母与电气石，酸性岩或伟晶岩中）,Y3+（磷灰石、榍石、和萤石）与Na+（斜长石）；(3)隐蔽法则:若两种离子电价相同、半径相同,丰度高主量元素形成独立矿物,丰度低微量元素将按丰度百分比进入主量元素矿物晶格,即微量元素被主量元素所隐蔽。比如:Rb进入K矿物晶格;Sr进入Ca矿物晶格2)林伍德补充总结电负性法则:更适适用于非离子键性化合物(1)当阳离子离子键成份（键强弱）不一样时,电负性小离子优先进入晶格,形成较强、离子键成份较多键。比如:Zn2+半径0.083nm（纳米）电负性857.7千焦/克分子;Fe2+半径0.083nm电负性774千焦/克分子;Mg2+半径0.078nm电负性732千焦/克分子;三者中Mg2+半径小,电负性小,最先进入硅酸盐矿物晶格.如橄榄石;Fe2+半径与Zn2+相同,但电负性较小,次进入硅酸盐矿物晶格.如橄榄石、辉石等;Zn2+因电负性较大,难进入早期硅酸盐矿物晶格.若按戈氏法则，则应同时进入早期硅酸盐矿物晶。(2)内潜同晶：~(3)内潜同晶链:多个性质相同元素依次连续内潜同晶称为内潜同晶链.比如稀土元素及钛铌钙铈矿(Na,Ce,Ca)(Ti,Nb)2O63）为何~：微量元素在地球系统各体系中含量低小于0.1%常不能形成自己独立矿物而是分散在其余元素组成矿物晶格中而类质同象正是制约元素质点在矿物晶格中占据元素分配规律，所以说~4）地质意义：对微量元素分配、结合具特殊意义：1）类质同象制约了岩石中微量元素与主量元素共生组合。比如:Ni、Co等元素集中在超基性岩，与它们和Fe、Mg主量元素类质同象关于系。2）类质同象制约了元素在共生矿物间分配。一个元素在同一岩石各组成矿物间分配往往极不均匀,这种不均匀分配受结晶化学和热力学多方面控制,但主要受类质同象规律和分配定律制约。比如:Ba、Rb、Pb在硅酸盐矿物中主要类质同象K,所以在富K长石和黑云母中Ba、Rb、Pb含量也高;贫K矿物斜长石等Ba、Rb、Pb含量则低。3）支配微量元素在交代过程中行为:在交代变质过程中系统往往是开放,在主量元素发生迁移同时,与主量元素发生类质同象微量元素也会发生类似迁移。比如:钾长石交代钠长石时，Sr2+随Na+从晶格迁出，而Rb+则随K+带入。4）类质同象元素比值可作为地质作用过程和地质体成因标志:比如:黄铁矿中Co/Ni能够确定矿床成因:克拉克值Co/Ni=0.28;(wCo/wNi)>1为岩浆热液成因矿床;(wCo/wNi)<1为沉积成因矿床5）类质同象标型元素组合或指纹元素组合:同一个矿物在不一样成因条件下往往有不一样特征类质同象元素组合,据此能够推测矿物形成环境。比如:磁铁矿Fe2+O.Fe3+2O3有两个类质同象系列:Fe2+类质同象系列:Mg2+、Co2+、Ni2+、Zn2+、Cu2+、Cr3+等,富Mg2+、Co2+、Ni2+、Cr3+、V3+--基性超基性岩;富Mg2+、Zn2+、Cu2+、GA3+--接触交代变质型碳酸岩;Fe3+类质同象系列:Al3+、Sn4+、V3+、Ge4+、Mn3+、Ti4+等;富Al3+、Sn4+而贫Mg2+--酸性岩;富V3+、Ge4+、Mn2+---沉积变质岩.6）类质同象影响微量元素集中和分散:在岩浆结晶分异过程中,能够与主量元素发生类质同象微量元素会“晶体化学分散”,比如Rb因与K类质同象而分散；不能与主量元素发生类质同象微量元素，则在残余熔体中富集，有可能在适当条件下形成副矿物，或者转入岩浆期后热液中富集成矿，即“残余富集”。比如:Be(半径0.035)有两种形式:Be2+与(BeO4)6-;碱性岩中,Be丰度较大,为(7—9)×10-6,富K+Na+和高价Ree3+、Ti4+等离子,为处碱性介质中:酸根形式存在(BeO4)6-与(SiO4)4-类质同象而分散:如在长石中,(BeO4)6-+Ree3+=(SiO4)4-+(K、Na)+在辉石中,(BeO4)6-+Ti4+=(SiO4)4-+Mg2+酸性岩中,Be丰度较小,为(3—5)×10-6,但酸性介质中以Be2+形式存在,不与主量元素Si发生类质同象而可富集成矿.如绿柱石.7）类质同象生物致病:比如:骨痛病---骨骼中Cd造成骨痛和骨骼断裂.Cd类质同象Zn,进入闪锌矿(ZnS)中;地表发生氧化作用:ZnS+2O2=ZnSO4CdS+2O2=CdSO4；ZnSO4和CdSO4溶解度大----迁移----粮食瓜果蔬菜---生物体----骨骼----Cd2+类质同象置换Ca2+----不停积累以致病.4.地壳中元素赋存形式有哪些?有哪些研究方法?有什么地质意义？（1）地壳中元素赋存形式：1）独立矿物形式--指粒度>0.001mm,有特定化学性质,用肉眼或显微镜可见,可用物理方法分离出单矿物赋存形式。2）类质同象形式---特点是进入晶格,组成结构混入物.如要分离须破坏矿物晶格。3)超显微非结构混入物形式---直径<0.001mm包裹体,特点是不占主晶格位置,是独立化合物,但又不能分离出来或进行矿物学研究。4)吸附形式--离子或化合物分子被吸附在粘土矿物表面,或因为电荷不平衡而吸附异性离子现象,存在于晶体缺点或解理面中,是独立化合物,但不占主晶格位置。5)与有机质结合形式---被有机物吸收,形成金属有机化合物。比如红血球中铁;骨骼中钙,生物体中金属元素K、Rb、Sr、P、Ti、V、Cｒ、Ｍｎ、Fe、Cｏ、Ni、Cｕ、Zｎ…元素在自然界赋存状态和赋存形式是可变,随环境而变:比如：Pb:岩浆熔体中—阳离子Pb2+;岩浆岩---类质同象置换K存在长石中;硫化物矿床---方铅矿;沉积还原环境中生成方铅矿。（2）研究方法：1）矿物学观察及X光衍射法确定类质同象。测矿物光学常数来确定。如闪锌矿含FeS为0.2%时，N(折射率)=2.369;含FeS为28.2%时，N=2.47.现有配套资料查阅;2)电子探针(由电子显微镜和X萤光光谱联合使用,探测微区为0.001mm)应用.(1)研究细小颗粒矿物成份、结构结构、光性特征等；（2）应用探针扫描法测定切片精细地球化学剖面；（3）应用电子背散射图像研究元素空间分布；（4）研究矿物化学键性质和离子价态:反应在探针谱线波长不一样;3）偏提取法：经过选择适宜溶剂，只溶解样品中一些组分，而保留其余不溶相，使之分离。适合超显微非结构混入物形式；4）放射性摄影法：对超显微混入物和吸附态元素尤其有效。如对铀赋存状态研究十分有效。（3）地质意义：元素结合或存在形式不一样，将具备不一样化学活动性和表现出不一样地球化学活动性和行为;另外对矿产资源可利用性也很主要。(1)具备不一样化学活动性;(2)具备不一样地球化学行为:如钼元素,酸性和富含铝铁氧化物土襄不利于形成(MoO4)2-;(3)对矿产资源可利用性具备主要意义,如镍,在超基性岩中,存在于硅酸盐中则不能利用,如以硫化物形式存在,则可利用.第三章1、元素地球化学迁移：元素在地质作用中由一个存在形式变为另一个,并伴伴随一定空间位移运动过程,叫元素~。一个完整迁移过程包含:活化、搬运、沉淀三个步骤。有三个迁移类型：化学与物理迁移（水及水溶液迁移）、硅酸盐熔体迁移、气体迁移，生物或生物地球化学迁移，机械迁移(很次要)。元素以固态形式迁移—主要是扩散作用:（定义:假如一个体系不一样部分中,某元素浓度不一样,则该元素质点将自动从高浓度处向低浓度移动,直到各处浓度相同而后止。）2、交代作用：一个难溶矿物沉淀以后，元素迁移作用并非停顿，溶液中饱和着组成化合物离子，矿物与溶液处于动态平衡之中。只要溶液中出现了能够形成更低活度积化合物离子，则原矿物溶解,活度积更低化合物沉淀，地球化学上称为“交代反应”3、标准电极电位：相互作用离子间发生电子转移反应称为氧化一还原作用；电化学中要求：在25℃溶液中，氧化态和还原态浓度均为lmol时，平衡共存所测出半反应电极电位称为标准电极电位，用Eθ表示。要求氢电极反应：½H2→H+十eEθ4、能斯特方程：任意态（T和浓度改变）氧化—还原反应：将化学反应等温方程式代入ΔG0反应=n·F·Eh,经整理得到能斯特方程:Eh=Eho+(RT/nF)ln([氧化态]/[还原态])Eh是化学反应靠近平衡时度量,所以也是反应强度标准。式中:R—气体常数T—绝对温度n—参加反应电子数F—法拉第常数,F=23062.3卡/伏特·克当量=96500J/VEho一标准氧化电极电位[]—氧化态和还原态浓度。在一个大气压和25℃条件下（只是浓度改变）,将R、F、T数值代入上式并变换成惯用对数得:Eh=Ehθ+(0.059/n)lg([氧化态]/[还原态5、地球化学障：元素在迁移过程中碰到环境物理化学条件发生了急剧改变，而使元素迁移强度在短距离内发生急剧减小，发生沉淀浓积。这些引发元素沉淀条件和原因称为~包含氧化障和还原障。6、氧化（还原）障：氧化还原反应改变元素原有迁移状态，在短距离内发生沉淀，如元素在还原（氧化）状态下迁移，碰到氧化（还原）环境沉淀则称为还原障7、离子电位π：为离子电价与其半径比值。决定了离子吸引电价能力，是影响元素性质和行为主要原因。8、环境氧化还原电位Eh：指体系中有多个组分存在氧化一还原反应中，作用结果总体体系电位，它取决于其中占主导地位过剩组分氧化还原电位,称为环境氧化还原电位,用Eh表示。意义：环境氧化一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)能力量。例：与大气接触各种地表环境中，O2是过剩组分。开阔海面及表层水，PO2=0.21，Eh=+0.3ev;海底有机质堆积区为缺氧环境PO2=10-100，Eh=-0.60。9、氧化一还原条件标型矿物组合：依照标准型矿物组合判断环境氧化还原条件，例：强还原条件下出现黄铁矿、硫化物、自然铁、磁铁矿组合；弱还原：磁铁矿、黄铁矿、自然硫；弱氧化：磁铁矿、褐铁矿、硫酸盐；强氧化：褐铁矿、硫酸盐、针铁矿等。10、溶度积：是一个难容电解质固体和他饱和溶液在平衡时平衡常数。是造成各种金属盐类矿物出现交代反应原因或主要控制原因。1.元素迁移原因及其影响原因：原因：不论从整体还是从各个系统来看，地球系统化学组成都是不均一，而且系统物理化学条件也在不停发生改变，这是引发化学作用主导原因。当环境发生物理化学改变，使元素原来存在形式变得不稳定时，为了解与环境达成新平衡，元素原来存在形式发生解体，而结合成一个新相对稳定方式存在。当元素发生结合状态改变并伴伴随一定空间转移时，就称元素发生了化学迁移。影响原因：（1）元素和化合物性质：①化学键:共价键>离子键>分子键;②半径:半径越大,外电子易失,溶解于水能力越大;③电价:电价越高越难溶。阳离子:一价----NaCl、K2SO4、(NH4)+易溶二价----CaSO4、BaSO4三价----Al3+、Fe3+四价----Si4+、Ti4+、Zr4+、Hf4+难溶阴离子:一价----Cl-、HO-、(NO3)-易溶二价----(SO4)2-、(CO3)2-三价----(PO4)3-;四价----(SiO4)4-难溶（2）元素存在形式；（3）溶液中组分类型和浓度；（4）环境物理化学条件等，如温度，PH、EH值改变。2.介质pH值对元素迁移控制规律：(1)介质pH值控制金属离子溶解迁移：pH<6,酸性条件下：碱性和弱碱性元素如Ca、Sr、Ba、Cu、Zn、Cd、Cr+3、Fe+2、Ni+2—趋向成离子迁移;酸性元素如Si、Ge等趋向沉淀；pH>7,碱性条件下相反；但Se+6、Mo+6、V+5、As+5—呈高价离子迁移;两性元素在强酸强碱下溶解迁移，在正常水体PH=4-9内难溶(2)介质pH控制氢氧化物从溶液中沉淀，如Mn(OH)2pH=9.0；Mg(OH)2pH=10.5；KOHpH>11；NaOH与氢氧化物溶度积小—大：Hg2+<Ni2+<Cu2+<Zn2+<Fe2+<Pb2+<Co2+<Cd2+<Mn2+偏碱性元素有可能在较高PH范围迁移。(3)同一元素不一样价态氢氧化物沉淀时pH值不一样:比如：Fe(OH)3pH=2.48;Fe(OH)2pH=5.5(4)弱电解质CO2、H2S等在不一样pH水中溶解形式不一样.比如:CO2在水中溶解形式有HCO3-、CO3-、H2CO3等(5)溶液pH改变时,对不一样性质组份溶解度产生不一样影响:当pH由小→大时,有三种情况溶解度降低:Fe(OH)3,Fe(OH)2,CaCO3(碱性物质)溶解度增大:SiO2(酸性物质)溶解度开始变小而后增大:A12O3两性物质(pH=4-10时几乎不溶)(6)介质pH值改变控制全部包含H+及OH-反应平衡移动方向(电离反应、复分解反应、水解、中和及络合反应)3.Eh对元素迁移控制：介质(环境)氧化还原电位对变价元素共生组合起决定作用:环境氧化还原电位是体系中总体电位Eh，假如一些离子与该体系电位不符，则必定要发生自发氧化还原反应，即凡是高于此值价离子自发地还原；而低于此值氧化还原反应低价离子自发地氧化。比如:Fe2+、Mn2+在内生作用中是共生元素,还原状态时都是二价。a.酸性介质：I。当环境Eh<0.771ev时：Fe2+----Fe3++e-①Eho=0.771evMn2++2H2O___Mn4+O2+4H++2e②Eho=1.28ev∴在25℃时，他们能够共存是Fe2+、Mn2+。Fe2+----Fe3++e①Eho=0.771evMn2++2H2O___Mn4+O2+4H++2e②Eho=1.28evⅡ.1.28>介质Eh>0.771ev时，①式能够反应，②式不能进行反应，则Fe3+沉淀与Mn2+共存。实际上，在酸性介质中，即pH=1__7时,氧化上限为1.16__0.82ev（EH=1.22_0.059•pH）,小于1.28ev，达不到Mn4+条件，所以酸性介质中只有Mn2+存在，而不可能有Mn4+存在。b.碱性介质pH>7时，能够出现Mn4+O2沉淀:Fe(OH)2+OH---Fe(OH)3+eEho=-0.56Mn(OH)2+2（OH)；Mn4+O2↓+2H2O+2e；Eho=-0.05所以，任何时候都见不到Fe(OH)2与MnO2共生4.判断能否共存：Fe2+与Cu2+（1）a.酸性介质：Cu====Cu2++2e-Eho=0.337eV;Cu+====Cu2++e-Eho=0.167eV---eq\o\ac(○,1)Fe3++3H2O===Fe(OH)3+3H++3e-Eho=0.98eV---eq\o\ac(○,2);Fe===Fe2++2e-Eho=-0.44eV;Fe2+===Fe3++e-Eho=0.771eVⅠ.当环境Eh<0.167时，在25℃时，他们能够共存是Cu+，Fe2+。Ⅱ.0.98eV>介质Eh>0.167eV时，eq\o\ac(○,1)式能够反应，eq\o\ac(○,2)式不能进行反应，Fe3+与Pb2+共存。Ⅲ.当环境Eh>0.771eV时，eq\o\ac(○,1)eq\o\ac(○,2)皆可反应，则Cu2+，Fe3+共存。b.碱性介质：Cu2O+2（OH）-+H2O=2Cu（OH）2+2e-eq\o\ac(○,1)Eho=-0.08eV;2Cu+2OH-=Cu2O+H2O+2e-Eho=-0.36eVFe(OH)2+OH-=Fe(OH)3+e-②Eho=-0.55eV;Fe+2OH-=Fe(OH)2+2e-Eho=-0.89eV;因为在碱性条件下，Eh最小时，PH=14，Eh=1.22-0.059，PH=0.39eV,上面eq\o\ac(○,1)eq\o\ac(○,2)两式皆可反应，则Cu（OH）2与Fe（OH）3共存。Fe2+与Pb4+：酸性介质：Fe2+=Fe3++e-Ehθ=0.771ev①.Pb2++2H2O=PbO2+4H++2e-Ehθ=1.45ev②.a、当环境Eh<0.771ev时Ehθ①>Eh,Ehθ②>Eh.即：25℃克共存Fe2+.Pb2+.b、Ehθ②>Eh介>Eh①时，①式反应②式不反应。即，Fe3+与Pb2+共存。实际上，在酸性介质中PH=1-7时，氧化上限为1.16-0.82ev（Eh=1.22-0.59PH）。小于1.45ev达不到Pb4+反应条件，故酸性介质中只Pb2+存在，而不会有Pb4+存在。碱性介质：Fe(OH)2+OH-=Fe(OH)3+e-Ehθ=-0.55ev①.PbO+2(OH)-=PbO2+H2O+2e-Ehθ=0.248ev②.因为碱性介质中Eh最小时，PH=1.22-0.59PH=0.39ev。上面①②式都向右移动，则Fe(OH)3与PbO2共存，任何时候都见不到Fe(OH)2与PbO2共存Fe2+与Co3+：a.酸性介质：Fe3++3H2O===Fe(OH)3+3H++3e-Eho=0.98eV---eq\o\ac(○,1);Fe===Fe2++2e-Eho=-0.44eV;Fe2+===Fe3++e-Eho=0.771eV；Co2+===Co3++e-eq\o\ac(○,2)Eho=1.82eV；Ⅰ.当环境Eh<0.167时，在25℃时，他们能够共存是Co2+，Fe2+；Ⅱ.1.82eV>介质Eh>0.167eV时，eq\o\ac(○,1)式能够反应，eq\o\ac(○,2)式不能进行反应，Fe3+与Co2+共存。实际上，在酸性介质中，即PH=1-7时，氧化上限为1.16-0.82（Eh=1.22-0.059PH）,小于1.28，达不到Co3+条件，所以酸性介质中只有Co2+存在，而不可能有Co3+。b.碱性介质：Fe(OH)2+OH-===Fe(OH)3+e-eq\o\ac(○,1)Eho=-0.55eV;Fe+2OH-====Fe(OH)2+2e-Eho=-0.89eV;Co（OH）2+OH-====Co（OH）3+e-eq\o\ac(○,2)Eho=0.17eV在碱性介质中，Eh最小时，Eh=1.22-0.059PH=0.39eV,eq\o\ac(○,1)eq\o\ac(○,2)皆可反应，则Fe(OH)3与Co（OH）3共存，即任何时候都见不到Fe(OH)2和Co（OH）3共生。第四章1.微迹元素：热力学角度定义:在地质体或相中,浓度低到使其行为服从稀溶液亨利定律作用范围元素.因为难以界定元素服从稀溶液亨利定律作用范围,故人们习惯上把所研究体系中含量小于0.1重量％元素称为微量元素.O、Si、Al、Fe、Ca、Na、K、Mg、Ti组成地壳和地幔质量99%，其余80余种相对可称为微量元素。2.大离子亲石元素（LIL）：指离子半径大、电价低亲石活动性元素,比如:K、Rb、Cs、Sr、Ba、Tl等.大离子亲石元素半径越大,越在地壳表层富集;在岩浆结晶时也越晚期进入矿物相,富集于晚期矿物中;大离子亲石元素易溶解于流体相,被流体相携带迁移.3.高场强元素(HFS)指离子半径小、电价高亲石非活动性元素,即Z/r>3元素.比如:Nb、Ta、Zr、Hf、P、Y等.高场强元素因为高离子电位,易形成岩浆副矿物,如锆石、磷灰石等独立相.高场强元素活动性小:熔点高,难熔于熔体相;不溶于水,难被水溶解或携带迁移.4.能斯特分配定律:在一定温度、压力下,溶质在互不相溶两平衡相(A相和B相)间浓度比为一常数.两平衡相(A相和B相)化学位相等:KA/BDi=XAi/XBi式中:XAi：A相中溶质i浓度;XBi：B相中溶质i浓度;KD：能斯特分配系数(简单分配系数);5.复合分配系数：在一定温度压力下,两种溶质(i、J)在两平衡相(A和B相)间分配为一常数.（Ki.jA/B=K(A/BDj)/K（A/BDj)；Ki.j：复合分配系数。KD：能斯特分配系数）6.总分配系数(D):又称为岩石分配系数,它是用来讨论微量元素在岩石(矿物集合体)和与之平衡熔体之间分配关系.总分配系数(D)表示为:Di=∑KDi.X=KDiA/L.XiA+KDiB/L.XiB+…式中:XA、XB…..为岩石中A、B….相各自占质量百分数;KDiA/L、KDiB/L…..为A、B…各相矿物和与之平衡熔体之间分配系数.7.不相容元素(ICE):D小于1元素,伴随结晶程度增加而逐步在残余岩浆中富集.如Rb、Cs、Ba、Sr、Zr、Nb、Th、REE、P等8.相容元素(CE):D大于1元素,倾向在矿物晶体中富集,并随这些矿物晶出而逐步在残余岩浆中贫化.如Fe、Co、Ni、Cr、Mg等9.δEu异常：δEu=Eu／Eu*=EuN／【（SmN+GdN）／2】反应Eu异常程度，N为该元素球粒陨石标准化值，通常还原条件下δEu负异常。10.δCe异常：δCe=Ce／Ce*=CeN／【（LaN+PrN）／2】反应Ce异常程度，N为该元素球粒陨石标准化值，通常氧化条件下δCe正异常。11.稀土元素球粒陨石标准化丰度：把样品中某稀土元素丰度与标准对应球粒陨石各元素丰度相除，所得值为该元素~（如Eu~：EuN=Eu样／Eu球。目标：消除因为奇偶规律所造成REE丰度锯齿状改变，使样品中个REE间任何程度分离都能清楚地显示出来，因为通常公认球粒陨石中轻重稀土元素无分异）第五章同位素地球化学1．放射性衰变：某种元素原子核自发地放射出粒子(或射线)而转变成其它元素原子核过程叫放射性衰变。这类核素称为天然放射性同位素，共约64种，大多数A＞210。2.α衰变：原子核自发地放射出α粒子(即氦核42He)而转变成其它元素原子核过程叫α衰变。α衰变母核与子核原子序数相差2,质量数相差4。如，22688Ra→22286Rn+42He3.β-衰变：原子核自发地放射出β-粒子(即电子)而转变成其它元素原子核过程叫β-衰变.实质是母核内一个中子分裂为一个质子、一个电子（即β-质点，被射出核外）；如:8737Rb→8738Sr+β-；4019K→4020Ca+β-，β-衰变母核比子核原子序数降低1,质量数相等。4.r衰变：在原子核放射性衰变时,伴随放射出r射线,即r衰变.r射线是波长很短电磁波,r射线一个量子即一个光子.当处于激发态(不稳定态)→基态(稳定态)时放出r射线.5．单衰变：射性母核经过一次衰变就变为稳定子核衰变方式叫做单衰变。6.电子捕捉：原子核自发地从K层或L层电子轨道上吸收一个电子（多数为K层捕捉），与一个质子结合变成一个中子。衰变产物核质量数不变，核电荷数减1。如：4019K+e-→4018Ar；13857La+e-→13856Ba7.衰变系列:从放射性同位素母核经过多个中间放射性子核直到最终稳定子核这一个系列8.衰变常数：卢瑟福认为:放射性元素在单位时间内衰变掉原子数与现存母核数成正比,其公式为:-△N/△t=λN式中λ即是衰变常数。9.半衰期：任一放射性核素衰变掉初始原子数二分之一所需时间。10.分支衰变：一个母核同时有二种衰变方式叫做分支衰变。11.放射性衰变定律：设N0为放射性母体初始原子数，衰变进行到t时未衰变母体原子数为N,N=N0e(-λt),表明放射性同位数随时间按指数规律而衰减，就是放射性衰变定律。12.核裂变：一个重核分裂为两个或几个中等质量碎片,同时放出中子和能量衰变叫重核裂变。分为自发裂变和诱发裂变。自然界只有235U和238U可发生重核裂变:23592U→30Zn+65Tb13.BABI:地球锶同位素演化大约在46亿年左右开始,那时原始锶(87Sr/86Sr)比值为0.699(BABI),该固定值即为BABI。以玄武质无球粒陨石(87Sr/86Sr)比值作为标准。14、地球Sr演化：（图）地球形成后,因87Rb不停衰变成87Sr,而86Sr保持不变,故87Sr/86Sr比值不停增加。现今未亏损地幔--比值介于0.704---0.706(A1AA2线);上地幔Rb亏损区比值为0.702---0.704(B线)。在地壳(C线):29亿年前地壳形成时初始--比值为0.7025。后因Rb富集,大陆壳Rb/Sr比值大约是上地幔十倍，且富含放射成因锶87Sr*，锶同位素沿着Rb/Sr=0.15直线（C线）快速增加，现今大陆壳--比值为0.719。在上地幔,因Rb/Sr比值不均一,锶同位素增加线是以BABI为起点一组发散曲线，其中A1、A、A2线代表正常地幔演化范围，B线代表地幔Rb亏损区演化线。地球形成早期，--比值较大,故--比值增加较快，Sr增加线A1AA2线斜率较大。在距今29亿年时,地幔分异出地壳C线,Rb元素随之向地壳迁移,至使上地幔--比值增加减慢（A1AA2线斜率变小）。15、等时线：一组同源、同时形成、经过锶均一化、化学成份有差异样品(岩石或矿物)，自结晶以来保持封闭状态,它们具备相同初始值(87Sr/86Sr)0，87Sr/86Sr增加方程式为:(87Sr/86Sr)=(87Sr/86Sr)0+(87Rb/86Sr)(eλt—1){Y=b+xm}该组岩石或矿物数据投点都落在以(87Sr/86Sr)为Y轴和以(87Rb/86Sr)为X轴坐标系一条直线上--即等时线上。16、放射性成因铅：岩石矿物形成后由铀钍衰变城铅（铅同位素约三分之一来自放射性成因铅）17、原始铅：地球形成时所存在铅,其同位素组成相当于原生铅，同位素加上自元素形成到地球形成这段时间内,地球物质中所积累放射成因铅.CDT铅同位素是地球原始铅公认数据:204Pb=1;206Pb=9.307;207Pb=10.294;208Pb=29.476.18、异常铅：指数次体系开放,在一个以上U–Th–Pb系统中演化铅（多阶段铅.又分U铅、J铅和Th铅）.19、正常铅：指在一个U-Th–Pb系统中演化铅,又叫单阶段正常普通铅.(无U-Th矿物);其特征值为:μ=238U/204Pb=8.686---9.238;Ψ=232Th/204Pb=35---41;υ=235U/204Pb=0.063---0.067.20、普通铅：（狭）指岩石矿物形成时从周围介质中捕捉铅,即岩石矿物形成时就存在铅.(也叫初始铅)地球形成时就存在原始铅对地球而言也是普通铅.21、模式年纪：对于Rb/Sr等时线测年，(87Sr/86Sr)=(87Sr/86Sr)0+(87Rb/86Sr)(eλt—1)其中(87Sr/86Sr)，(87Rb/86Sr)为样品实测，经过估算(87Sr/86Sr)0计算得来T为模式年纪22、卡农三角：（图）分析1280个铅矿物同位素成份而得到三角形图解，其中1100多个落到小三角形中，其余落于线两侧，小三角形称卡农三角形，表示普通铅演化，外图是V、Th、J铅；208Pb=52%、206Pb=19、207Pb=2023、CHUR：球粒陨石均一库，代表地球或未分异原始地幔值，现今地幔值：I(Nd)CHUR0=(143Nd0／144Nd)=0.51264CHUR(147Sm/144Nd)CHUR0=0.196724、当代碳标准：美国NBC(国家标准局)提供草酸标准SRM—4990,即以1950年草酸放射性比度95%为当代碳标准比度:A0=13.56±0.07dpm/g.(每克含碳物质每分钟放射13.56次)25、交换碳：地球上有3.2×1016吨碳分布在与大气CO2发生交换各种含碳物质中,这种有交换关系碳称为交换碳.交换碳约占地球总碳1/1000.26、死碳：地球上不与大气CO2发生交换碳称为死碳,即交换碳之外全部碳,比如各种碳酸盐岩和死亡动植物残骸遗物等.27、当代碳：与当代大气CO2发生交换并处于平衡各种含碳物质称为~.28、稳定同位素：指无可测放射性同位素。一部分是放射性同位素衰变最终稳定产物；另一部分是自核合成以来就保持稳定同位素。29、同位素分馏作用：轻稳定同位素（Z＜20）相对质量差较大（ΔA/A≥10%）,在地质作用中因为这种质量差所引发同位素以不一样比值分配到两种物质或两相中现象，称为同位素分馏作用。比如水蒸发时，水蒸气富集H216O，而残余水相中则相对富集D216O和H218O。30、δ值：%oδ=［(R样-R标)/R标］×1000=［(R样/R标)-1］×1000式中R样--为样品重轻同位素比值;R标--为标准重轻同位素比值.比如:δD=［(D/H)样-(D/H)标］÷(D/H)标×100031、同位素效应：因为同位素质量微小差异,引发单质或化合物在物理化学性质上发生改变现象称为同位素效应.32、Smow：氢和氧世界标准,为大西洋、太平洋和印度洋500---M深范围内采集等体积海水混合而成,其同位素组成为:(D/H)=(155.76±0.05)×10-6;(18O/16O)=(.20±O.45)×10-6;要求:δD=0.00‰;δ18O=0.00‰33、PDB：碳同位素世界标准,为美国南卡罗莱那州白垩系皮狄组地层美洲拟箭石鞘,碳酸钙样品(该样品已枯竭),同位素组成:(13C/12C)=1123.73×10-5,(18O/16O)=2067.1×10-6要求:δ13C=0.00‰;δ18OSMOW=30.86‰34、CDT：硫同位素世界标准,为美国亚利桑那州迪亚布洛峡谷铁陨石中陨硫铁.其同位素组成为:(34S/32S)=0.045或者(32S/34S)=22.22,要求:δ34S=0.00‰CDT铅同位素还是地球原始铅公认数据:204Pb=1;206Pb=9.307;207Pb=10.294208Pb=29.476.35、同位素平衡分馏：化学反应中反应物和生成物之间因为物态、相态、价态以及化学键性质改变，使轻重同位素分别富集在不一样分子中而发生分异叫作平衡分馏。也称为同位素交换反应。达成同位素交换平衡时共存相同位素相对丰度比值为一常数，称为分馏系数α。它两种物质之间同位素分馏程度。交换反应特点:A.就化学分子而言,没有发生改变,即没有新物质形成.B.交换反应为可逆反应,可用平衡分馏常数K定量描述交换反应进行程度.36、雨水线方程：H.Craig(1961)认为大气水δD和δ18O之间有δD=8δ18O+10关系.37、同位素地质温度计：符合微量元素地质温度计通常原理。比如两相平衡共存氧同位素地质测温公式Δ１相_２相=1000lnα１矿_２矿=A（106）/T2+Ｂ=δ１相_δ２相=A（106）/T2+Ｂ。1000lnα１矿_２矿=1000lnα１矿-水-1000lnα2矿-水=δ１相_δ２相。对两已知平衡相物质而言AB为已知常数T为温度。1.同位素计时原理前提天然衰变公式：1）同位素计时原理:假如所研究体系中母体和子体原子数改变归因放射性衰变,就可经过测定体系(岩石矿物)中子母体含量,并依据衰变定律计算出该体系(岩石矿物)地质年纪.2）同位素计时前提:（1)衰变最终产物是稳定同位素;（2)已知衰变常数精准值;（3)已知母体同位素种类和相对丰度;（4)体系(岩石矿物)形成时不存在稳定子同位素;假如有,必先扣除.（5)体系(岩石矿物)形成以来是封闭,子母同位素不失不得.（+衰变定律公式）2.Rb-Sr等时线年纪：全岩Rb-Sr等时线年纪法原理:一组同源、同时形成、经过锶均一化、化学成份有差异样品(岩石或矿物)，自结晶以来保持封闭状态,它们具备相同初始值(87Sr/86Sr)087Sr/86Sr增加方程式为:(87Sr/86Sr)=(87Sr/86Sr)0+(87Rb/86Sr)(eλt—1)即Y=b+xm该组岩石或矿物数据投点都落在以(87Sr/86Sr)为Y轴和以(87Rb/86Sr)为X轴坐标系一条直线上--即等时线上（最少5个样）.该线斜率m与落在线上同源样品(岩石或矿物)年纪关于,而截距b等于同源样品初始值。经过估算(87Sr/86Sr)0计算得来T为模式年纪。（图）证实:当t=0时,ABC三点同一直线,纵标为初始值;当t>0时,ABC三点移至A1B1C1三点;因:一个母核变为一个子核。故:123线斜率皆为-1;123线平行;三角形CC1O、BB1O、AA1O相同;即A1B1C1三点同线---等时线。3.(87Sr/86Sr)0应用:判断花岗岩物质起源和成因方式（上图）:①低初始值花岗岩:初始值(87Sr/86Sr)0＜0.706，位于上图地幔源区内（A1--B线范围内）；物质起源----上地幔起源;成因方式----先由上地幔物质部分熔融形成原始玄武岩浆,再由原始玄武岩浆分异结晶而成。②高初始值花岗岩:初始值(87Sr/86Sr)0位于上图壳增加线（C线）两侧附近及其上。这些岩石在形成以前，其大部分物质已呈硅铝质地壳存在了。物质起源----陆壳起源,即来自古老基底硅铝酸性岩石。成因方式---古老花岗质基底岩石或古老沉积岩经部分熔融形成。③中等初始值花岗岩:初始值(87Sr/86Sr)0介于上图C线和A1线之间,即位于地壳锶和地幔锶增加线之间。物质起源----可能是多个起源，或来自壳幔混和源区，或来自地壳下部Rb/Sr比值低角闪岩相、麻粒岩相高级变质岩等。成因方式----可能有多个壳幔物质混和方式.比如：花岗岩株可能由玄武质小型侵入体与地壳围岩同化混染形成;造山带花岗岩可能因挤压磨擦升温,深部壳幔物质熔融混和而来;前寒武纪花岗片麻岩可能由超变质混合岩化、花岗岩化而来。4.U-Pb不一致年纪处理——谐和曲线法（图）：一致年纪和不一致年纪：一致曲线:假如样品母核铀和子核铅保持封闭,那么放射性成因子核与母核比值随时间而有规律增加,在207Pb*/235U和206Pb*/238U为横纵坐标图上,样品207Pb*/235U和206Pb*/238U比值坐标点必定落在铅正常增加曲线上----即一致曲线上.不一致线:假如样品母核铀和子核铅不能保持封闭,那么样品207Pb*/235U和206Pb*/238U比值坐标点不能落在铅正常增加一致曲线上:假如样品铅丢失或铀取得,则坐标点落在一致曲线下方;假如样品铅取得或铀丢失,则坐标点落在一致曲线上方.。若样品形成后在某次地质事件中丢失部分放射性成因铅,随即又保持封闭,那么一组经历相同样品,在207Pb*/235U和206Pb*/238U为横纵坐标图上数据点就组成了一条直线,即不一致线。5.Pb—Pb等时线法原理和优点（上图）：原理：238U→8α+6β-+206Pb+Q235U→7α+4β-+207Pb+Q207Pb/206Pb比值：（取全岩样品）207Pb=207Pb/204Pb–(207Pb/204Pb)0=(eλ235t—1)206Pb206Pb/204Pb-(206Pb/204Pb)0137.88(eλ238t—1)数据点落在以207Pb/206Pb为Y轴以(206Pb/204Pb)为X轴坐标系一条直线上，即等时线，斜率为:m=tgθ=(eλ235t—1)137.88(eλ238t—1)优点：eq\o\ac(○,1)精度高；eq\o\ac(○,2)不直接接触放射性样品。6.Sm-Nd模式年纪计时原理方法：（2图）7.大气水同位素组成特点及影响大气水同位素组成基本原因是什么：（1）.大气水同位素比海水贫D和18O,δ多为负值,且同位素改变大:δD=+50—-500‰;δ18O=+10—-55‰.（2）.大气水同位素有规律地改变:1)纬度效应:赤道雨水δD和δ18O靠近0,由低纬度到高纬度重同位素亏损,δD和δ18O值规律地减小;2)大陆效应:自海岸到内陆,雨雪δD和δ18O值减小;3)海拔效应:随海拔升高,雨雪δD和δ18O值减小;4)季节效应:冬季雨雪水相对夏季亏损重同位素,δD和δ18O减小;5)降水量效应:随降水量增大,重同位素降低,这现象在热带温带夏季最显著.3.雨水线关系:大气水δD和δ18O之间有δD=8δ18O+10关系.8.在平衡条件下形成共生火成岩矿物，其氧同位素δ180依次降低次序是什么：（‰）超基性岩:δ18O=5.0—6.0(与球粒陨石同)δD=-60—-90(角闪石);基性岩:δ18O=5.3—7.4(辉长岩)δ18O=5.6—7.6(斜长石)；中性岩:δ18O=5.4—7.4(安山岩)δ18O=5.8—7.7(粗面岩)；酸性岩:δ18O=6.0—13(花岗岩)。I型δ18O=7.5—10S型δ18O=10—13火成岩氧同位素超基性→酸性，依次增大。（图）第六章1.水深循环：由地表或海底到地壳深处，能够经过结构断裂下渗方式或与岩石结合经过深埋运动而带入地壳深处水，在高温条件下被释放，然后由结构运动上侵返回地壳浅部，称为水深循环。2.海底热液泉：当代大洋中脊，海水延断层下渗，达数千米与新生玄武岩反应，溶液升温淋取金属等元素沿扩张洋脊上升，以热泉水形式涌出地面，称海底热泉水。特点：Na+-K+--Ca2+/Cl-型，缺乏Mg2+、SO42-；σD=0%0（与海水一样）；σ18O=+1.4（与海水一样）；PH=3.0；水温3503盐排斥效应:在NaCl----H2O---CO2体系中，CO2溶解度随溶液中盐类浓度增加而降低现象，其原因是溶解盐类降低了水活度。4热液交代作用:以水为主携带大量可溶物质高温流体相流入围岩体系中，水、岩之间发生化学反应形成新矿物组合，这种组合隋环境条件改变展现有规律交替。热液交代作用包含围岩蚀变、岩浆自变质、他变质以及成矿作用后期叠加和交代等。5活动组分：在交代作用过程中，随物理化学条件改变，有些组分很快溶解或扩散，期在溶液中浓度会快速趋向均匀，在交代岩石中浓度取决于其在溶液中浓度，为了消除分布矿物和外来溶液之间存在浓度梯度，会发生一部分组分向岩石代入和另一部分组分自岩石带出，这么组分为活动组分。如矽卡岩化过程中Na2O、K2O、FeO、MgO、H2O等。6惰性组分：在交代作用过程中，有些组分扩散和反应速率极慢，它们在孔隙溶液和渗透溶液间存在浓度梯度在给定条件下不能消除，不能发生代入和带出，称惰性组分。7岩浆水和初生水：岩浆水指岩浆熔体中分离出来水，可起源于上地幔和地壳形成初生水，也能够来自地壳重熔沉积岩和火成岩中水，岩浆水σD=-40~-80%0，σ18O=+6—+9%0.初生水指由下地壳或上地幔去气后析出水，从原始岩浆中分离出来，从未参加水圈循环一个新水。8热液自混作用障：热液自混作用，是指热液中因裂隙结构条件改变，先后分开几股支流后期有相汇合一个动力学机制，自混作用中因支流性质不一样要发生相互反应使一部分矿质沉淀下来，形成均一残液再向上移动，这种使矿质沉淀下来环境或物化条件称热液自混作用障。9吉布斯相律：热力学相律表述了平衡状态下和平衡过程中，体系相数与热力学组分数关系。吉布斯相律:自由度数F=K+2-φ(相数)10柯尔仁斯基相律(开放体系):φ(相数)≤K(惰性组分数)，即：在一定温压及活性组分化学位条件下，平衡共存矿物数不超出惰性组分数。说明平衡共存矿物数决定于惰性组分而与活性组分无关，这么就能够将具备活性组分开放体系当成只有惰性组分封闭系统来处理11接触交代作用:两种不一样化学成份岩石接触带中,除了温度增高作用外,气液流体相活动引发了相互接触岩石之间以及它们和溶液之间交代反应,叫做接触交代作用.两种不一样成份岩石:石灰岩+酸性岩浆岩----较多见;基性岩浆岩+酸性岩浆岩,如美国宾夕法尼亚州康威尔矿,即是与辉绿岩关于磁铁矿.2.何谓地球化学储存库?各储存库之间界面有什么地球化学意义?以地质圈为基础，按照化学成份和物质状态不一样，分成多个物化条件不一样体系，即为地球化学储存库，地表储存库有海水、陆壳、洋壳、大气圈等，储存元素各不相同。如海水是H、O元素储存库，大气圈是O2、N2、储存库等。储存库之间界面是元素表生迁移化学反应面，同时，个储存库又是元素循环历史中某一阶段聚集体。有意义地滑储存库界面：A：气-水-岩界面：各种风化壳;B:气-水界面：海、湖、河水和大气接触面；C：水-沉积物界面：新鲜沉积物中有大量孔隙水：D：水-海底喷发岩界面：海水与大洋玄武岩。3..简述低温条件下A1或Si(选择其一元素)地球化学迁移。（1）三类硅酸盐化学分化-低温水解作用：A.硅铝酸盐：主要是长石、云母、角闪石类，水解之后可形成粘土矿物和游离硅酸。2KalSi3O8（长石）+11H2O=Al2Si2O5（OH）4+4H4SiO4+2K++2OH-；B.铁硅酸盐：主要是辉石、橄榄石，水解之后形成铁氧化物和游离硅酸（中间产物可能有蛇纹石等），4FeSiO3+8H2O+O2=2Fe2O3+4H4SiO3；C.石英水解为硅酸：SiO2+2H2O=H4SiO（2）红土化过程中硅与铁、铝分离：（3）长石风化壳中矿物稳定性特征：在25℃和101325Pa时活度—活度图解长石风化两种可能产物，伊利石和高岭石稳定场作为K+\H+和溶解SiO2活度函数而被表示。斜线表示面积代表长石砂岩中地下水成份范围。（4）水流速对风化产物控制：高流速形成三水铝石；如热带区产铝土矿；低流速形成高岭石；水停滞条件下（干旱区）形成蒙脱石。年平均降雨量为0-127CM时土壤中以蒙脱石为主，127-254以高岭石占优势；254-4004.简述Fe或Mn(选择其一元素)表生迁移富集作用。Fe表生迁移和富集：1.原生铁矿物在表生条件下迁移受O2、H2O、介质PH作用，向着氧化、水化方向改变，终变成Fe2O3.nH2O产物。A原生铁矿物有硅酸盐和硫化物两大系列，其作用以下：Fe2SiO4+1/2O2+2H2O----Fe2O3+H4SiO4；2FeS+7O2+2H2O-----2FeSO4+2H2SO4B.在表生铁矿物形成最终产物之前，有一系列阶段性产物。如黄铁矿氧化，随溶液PH改变，出现以下矿物阶段：FeS2FeSO4.7H2OFe2(SO4)3.8H2OKFe3(SO4)2(OH)62Fe2O3.3H2OPH<22—4.54.5—6>62.在表生条件下由铁氧化物、硫化物、碳酸盐和硅酸盐稳定场PH—EH相图知：Fe2+---在强酸性条件下稳定，还原环境易溶解、迁移；Fe3+---在碱性、氧化条件下形成，通常为沉淀。在近中性介质中，能够有大量Fe(OH)3形成胶体迁移，搬运入海，组成沉积岩中铁质成份主要起源。3.铁矿床分布时代：前寒武纪（75%），其中早元古代为48%；古生代（5%）；中生代（15%）；新生代（5%）。前寒武纪铁矿床以沉积变质型（硅铁石英岩）和沉积型为主，占80%。4.铁矿沉积规律；地球出现游离氧气之前，因CO2分压很高，Fe(HCO3)2大量溶解于水中而不沉淀；游离氧气出现（早元古代），深水远洋含铁硅质岩沉淀，Fe2+--Fe(OH)3↓;元古代—古生代，浅水鲕状赤铁矿沉积，与灰岩、白云岩共生；中生代—新生代，陆相铁矿沉积：湖相、沼泽相风化壳型铁矿。因为Eh高,二价铁很快被氧化成三价铁，不能远距离迁移。5.简述大气降水、海水、岩浆水等不一样成因热液产状、化学成份及δD和δ18O特点。1.大气降水：δD=-22%o,(全球平均)，改变范围δD=+55----350%o；δ18O=-4%o(全球平均)，改变范围δ18O=-55---+10%o2.海水：‘黑烟’和‘白烟’分别由含金属元素硫化物（黑色）和SiO2（白色）海水沉淀而成，还含有H2S，Na+-K+--Ca2+/Cl-型，缺乏Mg2+、SO42-；σD=0%0（与海水一样）；σ18O=+1.4（与海水一样）；PH=3.0；水温3503.岩浆水：岩浆水指岩浆熔体中分离出来水，可起源于上地幔和地壳形成初生水，也能够来自地壳重熔沉积岩和火成岩中水，岩浆水σD=-40~-80%0，σ18O=+6—+9%0.6.热液中成矿元素主要起源有哪些？1.来自上地幔：上地幔岩石部分融熔分异出玄武质（安山质）岩浆，其中含有多个成矿元素，他们同岩浆一起沿区域性深大断裂进入地壳，在岩浆期后，这些成矿元素可随岩浆水一起形成岩浆（火山）热液，如：火山岩型Au矿、环太平洋斑岩铜矿中成矿物质均来自上地幔。2.来自地壳物质：主要是变质热液和重熔、改造花岗岩热液中成矿元素来自地壳。其中下地壳主要是深循环对老地层改造---变质矿床、花岗岩化等。来自地壳浅部主要是热液在侵入、上升过程中溶解、吸收围岩中分散成矿组分。7.矽卡岩双交代作用：eq\o\ac(○,1)当岩浆期后热液作用于石英闪长岩时，K、Na、O2、Mg、Fe等首先转变为活性组分，其表现为：磁铁矿被溶解，角闪石和黑云母被透辉石交代，正长石被斜长石交代，结果形成矽卡岩旁蚀变石英闪长岩。这时，因石灰岩未含杂质只发生大理岩化。eq\o\ac(○,2)伴随溶液继续作用，Ca、Si和Al因在两种岩石空隙溶液中存在化学位或浓度差异而发生相正确扩散。在内接触带中，因为Ca代入和Si迁出，石英变得不稳定而消失，因为Al2O3活动性较Si小，这时迁出少，因而使内接触带相对富于Al和Ca，造成了透辉石—斜长石矽卡岩带形成。在外接触带中，主要因为Si带入，大理岩则被次透辉石矽卡岩交代。eq\o\ac(○,3)当内接触带中继续带入Ca，深入大量带出Si，在靠近原始接触面附近透辉石—石榴子石矽卡岩带开始代替了透辉石—斜长石带。进而就在岩石原始接触界面上，石榴子石矽卡岩又交代透辉石—石榴子石矽卡岩而形成单矿物带。此时在外接触带中，因Si和Al深入带入，次透辉石矽卡岩变得不稳定，也为石榴子石矽卡岩所交代。外接触带石榴子石矽卡岩与内接触带不一样，前者靠近钙铁榴石成份，后者靠近钙铝榴石。eq\o\ac(○,4)最终伴随内接触带中Si迁出，继续发生去硅反应，同时因为Al带出以及Ca带入，单矿物石榴子石矽卡岩带得到充分发展，它在内接触带中宽度不停扩大，而在外接触带中几乎完全代替了次透辉石。柯尔仁斯基交代原理：~提出，在交代过程中伴随物理化学性质改变，有些组分很快溶解和扩散，所以在空隙溶液和渗透溶液中浓度将会快速趋向均匀，而且在交代岩石矿物中浓度取决于其在溶液中浓度。这么在交代过程中为了消除组分在矿物和外来溶液之间存在浓度梯度，就会发生其中一部分组分向岩石带入和另一部分组分自岩石带出。第七章硅酸盐熔融体系地球化学1、部分熔融：在地球深处一些热量聚集部位,固相岩石由冷到热慢慢升温,易熔组分先熔,形成岩浆,难熔组分残留为固相,在很大范围内处于半熔状态,称为部分熔融。2、批次熔融：在整个部分熔融过程中，熔体与残留固相发生连续再平衡,直到熔体移出——自然界可能发生情况。3、分馏熔融：部分熔融产生无限小量熔体,连续地由残余固相中移去.4、花岗岩化作用：通常发生在大规模造山带，并与中、高级区域变质作用伴生；花岗岩化作用最主要机制是交代作用.作用过程为:①因为上地幔去气、去碱、去硅作用，以及温度、压力显著升高下部地壳中水、钾、钠、硅等活化转移,形成“岩汁”。②“岩汁”，借助裂隙和孔隙，向上和向周围扩散。③进行交代结晶作用，使原有岩石中花岗岩质成份不停增加，总成份逐步靠近花岗岩。花岗岩化作用经常是不均匀，所以形成条带状、网脉和斑杂状等结构；结构上常具变斑状、蠕虫状、残留状等交代结构。矿物成份上能够有变质矿物残留。所以,花岗岩化作用不均一性，可形成各种混合花岗岩。5、群聚态组：是指岩浆熔体内复杂絡阴离子团有序结构局部区域(近程有序)其内部结构与晶体结构相同,边缘有序度低且与熔体处于动态平衡中.6、桥氧：是连结两个Si-O四面体氧，与两个Si4+或取代Si4+四次配位阳离子相联。表示为Si-O-Si或O0非桥氧：是联结一个Si4+和一个非四次配位阳离子氧，表示为Si-O-Me或O-；自由氧：是连结两个非四次配位阳离子氧，表示为Me-O-Me或O2-7、岩浆结晶分异作用：指硅酸盐熔融体在冷却过程中，因熔融组分熔点不一样而分别结晶析出、形成系列其矿物和化学成份不一样岩石地质作用；其最基本模型为鲍温反应系列，另外还受挥发份、、压力、氧逸度、微量元素分异规律等控制。8、八面体择位能：离子八面体配位晶体均稳定能CFSE与四面体配位CFSE差值，成为OSPE；在岩浆结晶过程中，OSPE大过渡金属离子优先进入矿物晶体。2.试述地幔岩部分熔融与玄武岩浆成因机制;答：林伍德模式:地幔岩=3橄榄岩+1玄武岩成份:橄榄石70%;辉石20%;长石10%.地幔岩部分熔融举例：2MgSiO3(顽火辉石)——Mg2SiO3(残留相)+SiO2(熔体相)15570C19100C6900C残留相—-D>1,相容元素,难熔组分.如:橄榄石、斜方辉石等;熔体相___D<1,不相容元素,易熔组分.如:酸性岩浆中石英钾长石组分;基性岩浆中单斜辉石等。地幔成份中含量>1%组分：SiO2、MgO、FeO、Al2O3、CaO，其部分熔融作用可用：三元相图描述。图中心梯形框为自然界常见玄武岩化学成份范围；地幔成份位于梯形框左下方由橄榄石-辉石-尖晶石限定区域内。当地幔物质升温达成1150℃（靠近干体系）相当于D点成份熔体首先开始析出，其成份相当于石英拉斑玄武岩。部分熔融程度提升，熔出物成份沿DC线发展，此时残余固相为难熔以纯橄榄岩、橄榄岩成份为主，部分熔融程度提升抵达C点，开始有镁橄榄石成份进入熔相，形成岩浆成份相当于橄榄玄武岩岩浆。总之，伴随部分熔融程度提升，熔体相和残余固相都向愈加基性方向发展。最终温度大约达成3.简述各类花岗岩通常特征;答：1、按化学成份可分为：M型、I型（包含科迪勒拉型和加里东型）、S型、A型①M型—大洋岛孤型斜长花岗岩为主