地球化学考试复习资料

第一章1.克拉克值：元素在地壳中的丰度，称为克拉克值。元素在宇宙体或地球化学系统中的平均含量称之为丰度。丰度一般用重量百分数（%），PPM（百万分之一）或g/t表达。2.富集矿物:指所研究元素在其中的含量大大超过它在岩石总体平均含量的那种矿物。3.载体矿物:指岩石中所研究元素的重要量分布于其中的那种矿物。4.浓集系数=工业运用的最低品位/克拉克值。为某元素在矿床中可工业运用的最低品位与其克拉克值之比。5.球粒陨石：是石陨石的一种。（约占陨石的84%）：具有球体，具有球粒构造，球粒一般为橄榄石和斜方辉石。基质由镍铁、陨硫铁、斜长石、橄榄石、辉石构成。划分为：E群——顽火辉石球粒陨石，比较稀少；O群——一般球粒陨石: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，具有碳的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。为硕士命来源提供重要信息。分Ⅰ型、Ⅱ型和Ⅲ型。Ⅰ型其非挥发性构成代表了太阳系星云的非挥发性元素丰度。6.浓度克拉克值=某元素在地质体中的平均含量/克拉克值,反应地质体中某元素的浓集程度。1.陨石在地化研究中的意义：（一）陨石的成分是研究和推测太阳系及地球系统元素成分的重要根据：（1）用来估计地球整体的平均化学成分。eq\o\ac(○,1)陨石类比法，即用多种陨石的平均成分或用球粒陨石成分来代表地球的平均化学成分。eq\o\ac(○,2)地球模型和陨石类比法来代表地球的平均化学成分，其中地壳占质量的1%，地幔31.4%，地核67.6%，然后用球粒陨石的镍—铁相的平均成分加5.3%的陨硫铁可以代表地核的成分，球粒陨石的硅酸盐相平均成分代表地壳和地幔的成分，用质量加权法计算地球的平均化学成分。（2）I型碳质球粒陨石其挥发性构成代表了太阳系中非挥发性元素的化学成分。（二）陨石的类型和成分是用来确定地球内部具层圈构造的重要根据：由于陨石可以分为三种不一样的陨石—石陨石、石铁陨石和铁陨石，因而科学家设想陨石是来自某种曾经分异成一种富含金属的核和一种硅酸盐外壳的行星体，这种行星经破裂后就成为多种陨石，其中铁陨石来自核部，石铁陨石来自金属核和硅酸盐幔的界面，而石陨石则来自富硅酸盐的幔区。这种设想成为推测地球内部构造和化学成分的重要根据之一。（三）碳质球粒陨石的有机化合物成分是研究地球初期生命系统的化学演化及来源的重要根据和信息，在碳质球粒陨石中已发既有机化合物60多种。有人认为地球初期生命系统的化学演化不一定来源于行星的大气，而有也许来自太阳星云凝聚时已合成的有机质。2比较太阳系、地球、地壳重要化学元素丰度特性的异同点，阐明自然界元素丰度的基本特性和决定自然体系中元素丰度的最基本原因:（1）特性的异同：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，较难熔的镁铁硅酸盐和金属铁下沉。（2）自然界元素丰度的基本特性：eq\o\ac(○,1)个元素丰度随原子序数的增大而呈指数下降；在Z>45之后丰度值又相近。eq\o\ac(○,2)原子序数为偶数的同位素丰度不小于奇数者（中子数、质量数同）——奥多-哈根斯法则；eq\o\ac(○,3)四倍原则：如O（A=16），质子数为4的倍数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”的元素丰度高（氦、氧、钙等：2、8、14、20、2850、82、126）（3）决定自然体系中元素丰度的最基本原因：eq\o\ac(○,1)与原子构造有关具有最稳定原子核的元素分布最广，当中子数和质子数比例合适时核最稳定。如在原子序数<20的轻核中，中子∕质子等于一是，核最稳定，由此可以阐明O、Mg、Si、Ca的丰度较大的原因；随原子序数增大，核内质子间的斥力不小于核力，核子的结合能减少，原子核就趋于不稳定，因此元素同位素的丰度就要减少；偶数元素或同位素的原子核内，核子倾向成对，他们自旋力矩相等，而方向相反，量力力学证明：这种核的稳定性最大，因而这种元素或同位素在自然界分布最广；中子数等于幻数的同位素，其原子核中的壳层为核子所充斥，形成最为稳定的原子核，因而具有高的丰度。eq\o\ac(○,2)与元素来源、形成过程及元素形成后的化学分异有关。在恒星的高温条件下。可以发生有质子参与的热核反应，这使Li、Be、B迅速的转变为4He的同位素，因此，Li、Be、B丰度明显偏低就同他们在恒星热核反应过程中被消耗的历史有关；在内行星和陨石物质中气态元素（H、He等）的丰度极大的低于太阳系中各该元素的丰度，导致这种差异的原由于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.元素克拉克值的意义：（1）元素克拉克值确定着地壳作为一种物理化学体系的总特性以及地壳中多种地球化学过程的总背景；它为地球化学提供了衡量元素集中分散及其程度的标尺；是影响元素地球化学行为的重要原因，支配着元素的地球化学行为。(2)研究地壳的化学成分可以用来推测地球内部成分,用来与其他星球比较.(3)克拉克值是影响元素地球化学性质的重要原因:1)克拉克值高的元素易形成独立矿物,并可富集成矿:例如:Na、K、Rb、Cs四元素中，Na、K丰度大可以成矿；Rb、Cs则不能。2)克拉克值高的元素形成矿物种类也多：例如：O、Si、Al、Fe元素的矿物种类非常多；而克拉克值低的元素形成矿物种类也少，例如：Li、Re、Hf等不形成独立矿物。因此，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,克拉克值高的元素丰度大（Si例外),克拉克值小的元素丰度也小，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的背景值。地球化学省:地壳上某元素含量明显偏高的地段。浓度克拉克值=某元素在地质体中的平均含量/克拉克值,反应地质体中某元素的浓集程度。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=工业运用的最低品位/克拉克值(6)根据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）运用克拉克值估算矿产资源的储量1)Au的克拉克值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)陆地质量为地壳的62.9%,则陆地Au为84×109×62.9%=53×109吨4)美国占世界陆地的1/17.3,因此美国陆地的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,因此美国1KM深陆地的Au为3.064×109÷36.5=84×106吨；专家估计美国可回收Au资源为8.6×103吨；6)目前,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；阐明尚有较大的勘探潜力。第二章1.元素地球化学亲和性：1）定义：指元素形成阳离子的能力及阳离子在自然体系中有选择地与某阴离子化合的倾向性。2）亲和性包括:①亲氧性(亲石性)---阳离子和氧结合成离子键为主的氧化物和硅酸盐的性质。亲氧元素离子最外层具有S2P6惰性气体型的8电子构造,电负性小,多为顺磁性,氧化物生成热>FeO的生成热,集中分布于岩石圈；与氧亲和力强。亲氧元素重要有---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。亲氧元素重要熔于硅酸盐熔体；②亲硫性(亲铜性)---阳离子和硫结合成共价键为主的硫化物和硫盐的性质。亲硫元素其离子最外层具有S2P6d10的铜型18电子构造,具较大的电负性和离子半径、较低的电价；多为逆磁性,氧化物生成热<FeO的生成热,集中分布于硫化物-氧化物过渡圈。重要熔于硫化铁熔体；亲硫元素重要有成矿元素--Cu、Pb、Zn、Au、Ag等。③亲铁性---指元素以金属状态产出的一种倾向性。亲铁元素离子最外层有8--18过渡型电子构造,多为强磁性,氧化物生成热最小,与氧和硫的亲合力均弱,易熔于熔铁，集中分布于铁镍核。在O和S缺乏的体系中,某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,构成或进入生物体。如:C、O、N、H、P、B等。2.化学反应制动原理：在氧局限性的体系中,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的大小决定）,到铁由于其丰度高,可以消耗掉所有剩余的氧,以致使多出的铁和硫化合或呈自然铁存在,而使排在铁背面的元素不能与氧化合.铁起到化学反应的“制动剂”作用,这一现象称为～3.若两种离子半径相似而电价不一样,则较高价离子优先进入晶格,集中于较初期结晶的矿物中，称为“捕捉”；而较低价离子集中于较晚期结晶的矿物中，称为“容许”。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：两种离子浓度大体相等,而一种元素以分散量进入另一元素的晶格内,可以分出重要元素和次要元素时,这时次要元素就隐蔽在重要元素之中,称为内潜同晶.5.残存富集：指类质同象影响微量元素的集中和分散的一种状况，在岩浆结晶分异过程中,可以与主量元素发生类质同象的微量元素会“晶体化学分散”,例如Rb因与K类质同象而分散；不能与主量元素发生类质同象的微量元素，则在残存熔体中富集，有也许在合适的条件下形成副矿物，或者转入岩浆期后热液中富集成矿，即“残存富集”。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的状况。一种熔体或溶液中假如缺乏某种成分,则从中晶出包括此种组分的矿物时,熔体或溶液中与之性质相似的其他元素就可以类质同象混入物的形式加以补充,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.超显微非构造混入物：指元素在地壳中的一种赋存形式，为一种颗粒极细的混入物其最大的特点是不占据主矿物的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的颗粒。1.戈尔德施密特地球化学分类：根据：元素的性质和在地圈内的分布关系，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分别与陨石中的铁陨石，陨硫铁，球粒陨石的化学成分相比，并结合地质作用中的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构造也有类似化学成分分异。成果：（见名词解释地球化学亲和性）意义：戈式分类作为考察元素地球化学行为的基本属性，已被普遍应用，如元素的地球化学亲和性和地球演化成圈过程元素在各圈层间的分异等有指导意义。但在深入把握元素在复杂的地质作用中的习性时又显得不够细。2.元素具有地球化学亲和性的原因：1）元素的基本化学性质：（1）元素的电子层构造或电离能原因：如，亲铁元素Fe、Co、Ni、Os、Ir、Pt、Cu、Ag、Au等的特性是d亚层充斥或近充斥的18或近18电子构造,具较高的电离能。在化学反应中能保持原子的电子不被剥夺，也无力夺取外来电子，保持电中性，而无亲阴离子性。（2）元素的电负性原因。元素离子的电负性与O2-和S2-的差值反应其亲氧或亲硫的倾向。元素离子的电负性与O2-电负性的差值越大，反应其亲氧性倾向；反之亲氧性减弱。元素离子的电负性与S2-电负性的差值越大，反应其亲硫性倾向越弱；反之亲硫性越强。2）化合反应的能量效应(符合体系总自由能ΔGf最低法则)：①金属的亲氧和亲硫性按按金属元素氧化物和硫化物的生成自由能ΔGf由高负值---低负值次序排列。一般说，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）元素的丰度原因与化学反应的制动原理：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。由于化学反应制动原理，排在FeO、FeS后的元素（—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的类质同象规律、为何说类质同象是微量元素分派结合的规律、类质同象的地质应用：1)戈尔德施密特法则：考虑电价、半径原因，合用于结晶过程中的离子键化合物(1)若两种离子电价相似、半径相似,则半径较小的离子优先进入晶格。因此，较小离子半径的元素集中于较初期结晶的矿物中，而较大离子半径的元素集中于较晚期结晶的矿物中。如Mg、Fe;Mn进入角闪石、黑云母等较晚结晶矿物中；(2)若两种离子半径相似而电价不一样,则较高价离子优先进入晶格,集中于较初期结晶的矿物中，称为“捕捉”；而较低价离子集中于较晚期结晶的矿物中，称为“容许”。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:若两种离子电价相似、半径相似,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。例如:Rb进入K矿物的晶格;Sr进入Ca矿物的晶格2)林伍德补充总结的电负性法则:更合用于非离子键性化合物(1)当阳离子的离子键成分（键强弱）不一样步,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。例如: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+的半径小,电负性小,最先进入硅酸盐矿物晶格.如橄榄石;Fe2+的半径与Zn2+相似,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,难进入初期硅酸盐矿物晶格.若按戈氏法则，则应同步进入初期硅酸盐矿物晶。(2)内潜同晶：~(3)内潜同晶链:多种性质相似的元素依次持续的内潜同晶称为内潜同晶链.例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不不小于0.1%常不能形成自己的独立矿物而是分散在其他元素构成的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的元素分派规律，因此说~4）地质意义：对微量元素的分派、结合具特殊的意义：1）类质同象制约了岩石中微量元素与主量元素的共生组合。例如:Ni、Co等元素集中在超基性岩，与它们和Fe、Mg主量元素类质同象有关系。2）类质同象制约了元素在共生矿物间的分派。一种元素在同一岩石各构成矿物间的分派往往极不均匀,这种不均匀分派受结晶化学和热力学多方面的控制,但重要受类质同象规律和分派定律的制约。例如:Ba、Rb、Pb在硅酸盐矿物中重要类质同象K,因此在富K的长石和黑云母中Ba、Rb、Pb的含量也高;贫K矿物斜长石等Ba、Rb、Pb的含量则低。3）支配微量元素在交代过程中的行为:在交代变质过程中系统往往是开放的,在主量元素发生迁移的同步,与主量元素发生类质同象的微量元素也会发生类似的迁移。例如: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）类质同象的元素比值可作为地质作用过程和地质体成因的标志:例如:黄铁矿中的Co/Ni可以确定矿床成因: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）类质同象的标型元素组合或指纹元素组合:同一种矿物在不一样成因条件下往往有不一样特性的类质同象元素组合,据此可以推测矿物的形成环境。例如: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的集中和分散:在岩浆结晶分异过程中,可以与主量元素发生类质同象的微量元素会“晶体化学分散”,例如Rb因与K类质同象而分散；不能与主量元素发生类质同象的微量元素，则在残存熔体中富集，有也许在合适的条件下形成副矿物，或者转入岩浆期后热液中富集成矿，即“残存富集”。例如:Be(半径0.035)有两种形式:Be2+与(BeO4)6-;碱性岩中,Be的丰度较大,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的丰度较小,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）类质同象的生物致病:例如:骨痛病---骨骼中的Cd导致骨痛和骨骼断裂.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.地壳中元素的赋存形式有哪些?有哪些研究措施?有什么地质意义？（1）地壳中元素的赋存形式：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,可用物理措施分离出单矿物的赋存形式。2）类质同象形式---特点是进入晶格,构成构造混入物.如要分离须破坏矿物的晶格。3)超显微非构造混入物形式---直径<0.001mm的包裹体,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的表面,或由于电荷不平衡而吸附异性离子的现象,存在于晶体缺陷或解理面中,是独立化合物,但不占主晶格位置。5)与有机质结合形式---被有机物吸取,形成金属有机化合物。例如红血球中的铁;骨骼中的钙,生物体中的金属元素K、Rb、Sr、P、Ti、V、Cｒ、Ｍｎ、Fe、Cｏ、Ni、Cｕ、Zｎ…元素在自然界的赋存状态和赋存形式是可变的,随环境而变:例如：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）研究措施：1）矿物学观测及X光衍射法确定类质同象。测矿物的光学常数来确定。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.既有配套资料查阅;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)的应用.(1)研究细小颗粒矿物的成分、构造构造、光性特性等；（2）应用探针扫描法测定切片的精细地球化学剖面；（3）应用电子背散射图像研究元素的空间分布；（4）研究矿物的化学键性质和离子的价态:反应在探针谱线波长的不一样;3）偏提取法：通过选择合适的溶剂，只溶解样品中的某些组分，而保留其他不溶相，使之分离。适合超显微非构造混入物的形式；4）放射性摄影法：对超显微混入物和吸附态元素尤其有效。如对铀的赋存状态的研究十分有效。（3）地质意义：元素结合或存在形式不一样，将具有不一样的化学活动性和体现出不一样的地球化学活动性和行为;此外对矿产资源的可运用性也很重要。(1)具有不一样的化学活动性;(2)具有不一样的地球化学行为:如钼元素,酸性和富含铝铁氧化物土襄不利于形成(MoO4)2-;(3)对矿产资源的可运用性具有重要意义,如镍,在超基性岩中,存在于硅酸盐中则不能运用,如以硫化物形式存在,则可运用.第三章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,并伴伴随一定的空间位移的运动过程,叫元素的~。一种完整的迁移过程包括:活化、搬运、沉淀三个环节。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—重要是扩散作用:（定义:假如一种体系的不一样部分中,某元素的浓度不一样,则该元素的质点将自动从高浓度处向低浓度移动,直到各处浓度相似而后止。）2、交代作用：一种难溶矿物沉淀后来，元素的迁移作用并非停止，溶液中饱和着构成化合物的离子，矿物与溶液处在动态平衡之中。只要溶液中出现了可以形成更低活度积的化合物的离子，则原矿物溶解,活度积更低的化合物沉淀，地球化学上称为“交代反应”3、原则电极电位：互相作用的离子间发生电子转移的反应称为氧化一还原作用；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原则电极电位，用Eθ表达。规定氢电极的反应：½H2→H+十e的Eθ4、能斯特方程：任意态（T和浓度变化）氧化—还原反应：将化学反应等温方程式代入ΔG0反应=n·F·Eh,经整顿得到能斯特方程:Eh=Eho+(RT/nF)ln([氧化态]/[还原态])Eh是化学反应靠近平衡时的度量,因此也是反应强度原则。式中:R—气体常数T—绝对温度n—参与反应的电子数F—法拉第常数,F=23062.3卡/伏特·克当量=96500J/VEho一原则氧化电极电位[]—氧化态和还原态的浓度。在一种大气压和25℃条件下（只是浓度变化）,将R、F、T数值代入上式并变换成常用对数得: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的物理化学条件发生了急剧变化，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。这些引起元素沉淀的条件和原因称为~包括氧化障和还原障。6、氧化（还原）障：氧化还原反应变化元素原有的迁移状态，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的比值。决定了离子吸引电价的能力，是影响元素性质和行为的重要原因。8、环境的氧化还原电位Eh：指体系中有多种组分存在的氧化一还原反应中，作用成果的总体体系的电位，它取决于其中占主导地位的过剩组分的氧化还原电位,称为环境的氧化还原电位,用Eh表达。意义：环境的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)能力的量。例：与大气接触的多种地表环境中，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、氧化一还原条件的标型矿物组合：根据原则型矿物组合判断环境的氧化还原条件，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：是一种难容电解质固体和他的饱和溶液在平衡时的平衡常数。是导致多种金属盐类矿物出现交代反应的原因或重要控制原因。1.元素迁移原因及其影响原因：原因：无论从整体还是从各个系统来看，地球系统的化学构成都是不均一的，并且系统的物理化学条件也在不停的发生变化，这是引起化学作用的主导原因。当环境发生物理化学变化，使元素本来的存在形式变得不稳定期，为理解与环境到达新的平衡，元素本来的存在形式发生解体，而结合成一种新的相对稳定的方式存在。当元素发生结合状态变化并伴伴随一定的空间转移时，就称元素发生了化学迁移。影响原因：（1）元素和化合物的性质：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,溶解于水的能力越大;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）元素的存在形式；（3）溶液中组分的类型和浓度；（4）环境的物理化学条件等，如温度，PH、EH值的变化。2.介质pH值对元素迁移的控制规律：(1)介质pH值控制金属离子的溶解迁移：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)介质的pH控制氢氧化物从溶液中的沉淀，如Mn(OH)2pH=9.0；Mg(OH)2pH=10.5；KOHpH>11；NaOH与氢氧化物溶度积的小—大：Hg2+<Ni2+<Cu2+<Zn2+<Fe2+<Pb2+<Co2+<Cd2+<Mn2+偏碱性的元素有也许在较高的PH范围迁移。(3)同一元素不一样价态的氢氧化物沉淀时的pH值不一样:例如：Fe(OH)3pH=2.48;Fe(OH)2pH=5.5(4)弱电解质CO2、H2S等在不一样pH的水中溶解形式不一样.例如:CO2在水中溶解形式有HCO3-、CO3-、H2CO3等(5)溶液pH变化时,对不一样性质组份的溶解度产生不一样的影响:当pH由小→大时,有三种状况溶解度减少: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值的变化控制所有包括H+及OH-反应的平衡移动方向(电离反应、复分解反应、水解、中和及络合反应)3.Eh对元素迁移的控制：介质(环境)的氧化还原电位对变价元素的共生组合起决定作用:环境的氧化还原电位是体系中总体的电位Eh，假如某些离子与该体系电位不符，则必然要发生自发的氧化还原反应，即但凡高于此值的价离子自发地还原；而低于此值的氧化还原反应的低价离子自发地氧化。例如: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。当环境的Eh<0.771ev时：Fe2+----Fe3++e-①Eho=0.771evMn2++2H2O___Mn4+O2+4H++2e②Eho=1.28ev∴在25℃时，他们可以共存的是Fe2+、Mn2+。Fe2+----Fe3++e①Eho=0.771evMn2++2H2O___Mn4+O2+4H++2e②Eho=1.28evⅡ.1.28>介质的Eh>0.771ev时，①式可以反应，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,氧化的上限为1.16__0.82ev（EH=1.22_0.059•pH）,不不小于1.28ev，达不到Mn4+的条件，因此酸性介质中只有Mn2+存在，而不也许有Mn4+存在。b.碱性介质pH>7时，可以出现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因此，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.当环境的Eh<0.167时，在25℃时，他们可以共存的是Cu+，Fe2+。Ⅱ.0.98eV>介质的Eh>0.167eV时，eq\o\ac(○,1)式可以反应，eq\o\ac(○,2)式不能进行反应，Fe3+与Pb2+共存。Ⅲ.当环境的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;由于在碱性条件下，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、当环境的Eh<0.771ev时Ehθ①>Eh,Ehθ②>Eh.即：25℃克共存的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）。不不小于1.45ev达不到Pb4+反应的条件，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.由于碱性介质中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.当环境的Eh<0.167时，在25℃时，他们可以共存的是Co2+，Fe2+；Ⅱ.1.82eV>介质的Eh>0.167eV时，eq\o\ac(○,1)式可以反应，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，氧化的上限为1.16-0.82（Eh=1.22-0.059PH）,不不小于1.28，达不到Co3+的条件，因此酸性介质中只有Co2+存在，而不也许有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的元素.由于难以界定元素服从稀溶液亨利定律作用的范围,故人们习惯上把所研究体系中含量不不小于0.1重量％的元素称为微量元素.O、Si、Al、Fe、Ca、Na、K、Mg、Ti构成地壳和地幔质量的99%，其他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、电价低的亲石活动性元素,例如:K、Rb、Cs、Sr、Ba、Tl等.大离子亲石元素的半径越大,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、电价高的亲石非活动性元素,即Z/r>3的元素.例如:Nb、Ta、Zr、Hf、P、Y等.高场强元素由于高的离子电位,易形成岩浆副矿物,如锆石、磷灰石等独立相.高场强元素的活动性小:熔点高,难熔于熔体相;不溶于水,难被水溶解或携带迁移.4.能斯特分派定律:在一定温度、压力下,溶质在互不相溶两平衡相(A相和B相)间的浓度比为一常数.两平衡相(A相和B相)的化学位相等:KA/BDi=XAi/XBi式中:XAi：A相中溶质i的浓度;XBi：B相中溶质i的浓度;KD：能斯特分派系数(简朴分派系数);5.复合分派系数：在一定温度压力下,两种溶质(i、J)在两平衡相(A和B相)间的分派为一常数.（Ki.jA/B=K(A/BDj)/K（A/BDj)；Ki.j：复合分派系数。KD：能斯特分派系数）6.总分派系数(D):又称为岩石的分派系数,它是用来讨论微量元素在岩石(矿物集合体)和与之平衡的熔体之间的分派关系的.总分派系数(D)表达为:Di=∑KDi.X=KDiA/L.XiA+KDiB/L.XiB+…式中:XA、XB…..为岩石中的A、B….相各自占的质量百分数;KDiA/L、KDiB/L…..为A、B…各相矿物和与之平衡的熔体之间的分派系数.7.不相容元素(ICE):D不不小于1的元素,伴随结晶程度的增长而逐渐在残存岩浆中富集.如Rb、Cs、Ba、Sr、Zr、Nb、Th、REE、P等8.相容元素(CE):D不小于1的元素,倾向在矿物晶体中富集,并随这些矿物的晶出而逐渐在残存岩浆中贫化.如Fe、Co、Ni、Cr、Mg等9.δEu异常：δEu=Eu／Eu*=EuN／【（SmN+GdN）／2】反应Eu异常的程度，N为该元素球粒陨石原则化值，一般还原条件下δEu负异常。10.δCe异常：δCe=Ce／Ce*=CeN／【（LaN+PrN）／2】反应Ce异常的程度，N为该元素球粒陨石原则化值，一般氧化条件下δCe正异常。11.稀土元素球粒陨石原则化丰度：把样品中某稀土元素丰度与原则对应的球粒陨石各元素丰度相除，所得值为该元素的~（如Eu的~：EuN=Eu样／Eu球。目的：消除由于奇偶规律所导致的REE丰度的锯齿状变化，使样品中个REE间的任何程度的分离都能清晰地显示出来，由于一般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：某种元素的原子核自发地放射出粒子(或射线)而转变成其他元素的原子核的过程叫放射性衰变。此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)而转变成其他元素原子核的过程叫α衰变。α衰变的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)而转变成其他元素原子核的过程叫β-衰变.实质是母核内一种中子分裂为一种质子、一种电子（即β-质点，被射出核外）；如:8737Rb→8738Sr+β-；4019K→4020Ca+β-，β-衰变的母核比子核原子序数减少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射线是波长很短的电磁波,r射线的一种量子即一种光子.当处在激发态(不稳定态)→基态(稳定态)时放出r射线.5．单衰变：射性母核通过一次衰变就变为稳定子核的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层电子轨道上吸取一种电子（多数为K层捕捉），与一种质子结合变成一种中子。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通过多种中间放射性子核直到最终稳定的子核这一种系列8.衰变常数：卢瑟福认为:放射性元素在单位时间内衰变掉的原子数与现存的母核数成正比,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的时间。10.分支衰变：一种母核同步有二种衰变方式叫做分支衰变。11.放射性衰变定律：设N0为放射性母体的初始原子数，衰变进行到t时未衰变母体的原子数为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：一种重核分裂为两个或几种中等质量的碎片,同步放出中子和能量的衰变叫重核裂变。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:地球锶同位素的演化大概在46亿年左右开始,那时原始锶的(87Sr/86Sr)比值为0.699(BABI),该固定值即为BABI。以玄武质无球粒陨石的(87Sr/86Sr)比值作为原则。14、地球Sr的演化：（图）地球形成后,因87Rb不停衰变成87Sr,而86Sr保持不变,故87Sr/86Sr比值不停增长。现今未亏损地幔的--比值介于0.704---0.706(A1AA2线);上地幔Rb亏损区的比值为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的富集,大陆壳Rb/Sr比值大概是上地幔的十倍，且富含放射成因锶87Sr*，锶同位素沿着Rb/Sr=0.15的直线（C线）迅速增长，现今大陆壳的--比值为0.719。在上地幔,因Rb/Sr比值不均一,锶同位素增长线是以BABI为起点的一组发散曲线，其中A1、A、A2线代表正常地幔演化范围，B线代表地幔Rb亏损区的演化线。地球形成初期，--比值较大,故--比值增长较快，Sr增长线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,至使上地幔的--比值增长减慢（A1AA2线斜率变小）。15、等时线：一组同源的、同步形成的、通过锶均一化的、化学成分有差异的样品(岩石或矿物)，自结晶以来保持封闭状态,它们具有相似的初始值(87Sr/86Sr)0，87Sr/86Sr的增长方程式为:(87Sr/86Sr)=(87Sr/86Sr)0+(87Rb/86Sr)(eλt—1){Y=b+xm}该组岩石或矿物的数据投点都落在以(87Sr/86Sr)为Y轴和以(87Rb/86Sr)为X轴坐标系的一条直线上--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：地球形成时所存在的铅,其同位素构成相称于原生铅，同位素加上自元素形成到地球形成这段时间内,地球物质中所积累的放射成因铅.CDT的铅同位素是地球原始铅的公认数据:204Pb=1;206Pb=9.307;207Pb=10.294;208Pb=29.476.18、异常铅：指多次体系开放,在一种以上U–Th–Pb系统中演化的铅（多阶段铅.又分U铅、J铅和Th铅）.19、正常铅：指在一种U-Th–Pb系统中演化的铅,又叫单阶段正常一般铅.(无U-Th矿物);其特性值为:μ=238U/204Pb=8.686---9.238;Ψ=232Th/204Pb=35---41;υ=235U/204Pb=0.063---0.067.20、一般铅：（狭）指岩石矿物形成时从周围介质中捕捉的铅,即岩石矿物形成时就存在的铅.(也叫初始铅)地球形成时就存在的原始铅对地球而言也是一般铅.21、模式年龄：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，通过估算(87Sr/86Sr)0计算得来的T为模式年龄22、卡农三角：（图）分析1280个铅矿物同位素成分而得到的三角形图解，其中1100多种落到小三角形中，其他落于线两侧，小三角形称卡农三角形，表达一般铅的演化，外图是V、Th、J铅；208Pb=52%、206Pb=19、207Pb=2023、CHUR：球粒陨石均一库，代表地球或未分异的原始地幔值，现今地幔值：I(Nd)CHUR0=(143Nd0／144Nd)=0.51264CHUR(147Sm/144Nd)CHUR0=0.196724、现代碳原则：美国NBC(国标局)提供的草酸原则SRM—4990,即以1950年草酸放射性比度95%为现代碳原则比度:A0=13.56±0.07dpm/g.(每克含碳物质每分钟放射13.56次)25、互换碳：地球上有3.2×1016吨碳分布在与大气CO2发生互换的多种含碳物质中,这种有互换关系的碳称为互换碳.互换碳约占地球总碳的1/1000.26、死碳：地球上不与大气CO2发生互换的碳称为死碳,即互换碳之外所有的碳,例如多种碳酸盐岩和死亡动植物的残骸遗物等.27、现代碳：与现代大气CO2发生互换并处在平衡的多种含碳物质称为~.28、稳定同位素：指无可测放射性的同位素。一部分是放射性同位素衰变的最终稳定产物；另一部分是自核合成以来就保持稳定的同位素。29、同位素分馏作用：轻稳定同位素（Z＜20）的相对质量差较大（ΔA/A≥10%）,在地质作用中由于这种质量差所引起的同位素以不一样的比值分派到两种物质或两相中的现象，称为同位素分馏作用。例如水蒸发时，水蒸气富集H216O，而残存水相中则相对富集D216O和H218O。30、δ值：%oδ=［(R样-R标)/R标］×1000=［(R样/R标)-1］×1000式中R样--为样品的重轻同位素比值;R标--为原则的重轻同位素比值.例如:δD=［(D/H)样-(D/H)标］÷(D/H)标×100031、同位素效应：由于同位素质量的微小差异,引起单质或化合物在物理化学性质上发生变化的现象称为同位素效应.32、Smow：氢和氧的世界原则,为大西洋、太平洋和印度洋500---M深范围内采集的等体积海水混合而成,其同位素构成为:(D/H)=(155.76±0.05)×10-6;(18O/16O)=(.20±O.45)×10-6;规定:δD=0.00‰;δ18O=0.00‰33、PDB：碳同位素世界原则,为美国南卡罗莱那州白垩系皮狄组地层的美洲拟箭石的鞘,碳酸钙样品(该样品已枯竭),同位素构成:(13C/12C)=1123.73×10-5,(18O/16O)=2067.1×10-6规定:δ13C=0.00‰;δ18OSMOW=30.86‰34、CDT：硫同位素世界原则,为美国亚利桑那州迪亚布洛峡谷铁陨石中的陨硫铁.其同位素构成为:(34S/32S)=0.045或者(32S/34S)=22.22,规定:δ34S=0.00‰CDT的铅同位素还是地球原始铅的公认数据: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由于物态、相态、价态以及化学键性质的变化，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。也称为同位素互换反应。到达同位素互换平衡时共存相似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的程度。互换反应特点:A.就化学分子而言,没有发生变化,即没有新物质形成.B.互换反应为可逆反应,可用平衡分馏常数K定量描述互换反应进行的程度.36、雨水线方程：H.Craig(1961)认为大气水的δD和δ18O之间有δD=8δ18O+10的关系.37、同位素地质温度计：符合微量元素地质温度计的一般原理。例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的变化归因放射性衰变,就可通过测定体系(岩石矿物)中子母体含量,并根据衰变定律计算出该体系(岩石矿物)的地质年龄.2）同位素计时前提:（1)衰变的最终产物是稳定同位素;（2)已知衰变常数的精确值;（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)形成以来是封闭的,子母同位素不失不得.（+衰变定律公式）2.Rb-Sr等时线年龄：全岩Rb-Sr等时线年龄法原理:一组同源的、同步形成的、通过锶均一化的、化学成分有差异的样品(岩石或矿物)，自结晶以来保持封闭状态,它们具有相似的初始值(87Sr/86Sr)087Sr/86Sr的增长方程式为:(87Sr/86Sr)=(87Sr/86Sr)0+(87Rb/86Sr)(eλt—1)即Y=b+xm该组岩石或矿物的数据投点都落在以(87Sr/86Sr)为Y轴和以(87Rb/86Sr)为X轴坐标系的一条直线上--即等时线上（至少5个样）.该线的斜率m与落在线上的同源样品(岩石或矿物)的年龄有关,而截距b等于同源样品的初始值。通过估算(87Sr/86Sr)0计算得来的T为模式年龄。（图）证明: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:一种母核变为一种子核。故:123线斜率皆为-1;123线平行;三角形CC1O、BB1O、AA1O相似;即A1B1C1三点同线---等时线。3.(87Sr/86Sr)0的应用:判断花岗岩的物质来源和成因方式（上图）:①低初始值的花岗岩:初始值(87Sr/86Sr)0＜0.706，位于上图地幔源区内（A1--B线范围内）；物质来源----上地幔来源;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高初始值的花岗岩:初始值(87Sr/86Sr)0位于上图的壳增长线（C线）两侧附近及其上。这些岩石在形成此前，其大部分物质已呈硅铝质地壳存在了。物质来源----陆壳来源,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中等初始值的花岗岩:初始值(87Sr/86Sr)0介于上图的C线和A1线之间,即位于地壳锶和地幔锶增长线之间。物质来源----也许是多种来源，或来自壳幔混和的源区，或来自地壳下部Rb/Sr比值低的角闪岩相、麻粒岩相高级变质岩等。成因方式----也许有多种壳幔物质混和方式.例如：花岗岩株也许由玄武质小型侵入体与地壳围岩同化混染形成;造山带花岗岩也许因挤压磨擦升温,深部壳幔物质熔融混和而来;前寒武纪花岗片麻岩也许由超变质混合岩化、花岗岩化而来。4.U-Pb不一致年龄处理——谐和曲线法（图）：一致年龄和不一致年龄：一致曲线:假如样品的母核铀和子核铅保持封闭,那么放射性成因子核与母核的比值随时间而有规律的增长,在207Pb*/235U和206Pb*/238U为横纵坐标的图上,样品207Pb*/235U和206Pb*/238U比值的坐标点必然落在铅正常增长的曲线上----即一致曲线上.不一致线:假如样品的母核铀和子核铅不能保持封闭,那么样品的207Pb*/235U和206Pb*/238U比值坐标点不能落在铅正常增长的一致曲线上:假如样品的铅丢失或铀获得,则坐标点落在一致曲线的下方;假如样品的铅获得或铀丢失,则坐标点落在一致曲线的上方.。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,那么一组经历相似的样品,在207Pb*/235U和206Pb*/238U为横纵坐标的图上的数据点就构成了一条直线,即不一致线。5.Pb—Pb等时线法原理和长处（上图）：原理：238U→8α+6β-+206Pb+Q235U→7α+4β-+207Pb+Q207Pb/206Pb的比值：（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轴坐标系的一条直线上，即等时线，斜率为:m=tgθ=(eλ235t—1)137.88(eλ238t—1)长处：eq\o\ac(○,1)精度高；eq\o\ac(○,2)不直接接触放射性样品。6.Sm-Nd模式年龄计时原理措施：（2图）7.大气水同位素构成的特点及影响大气水同位素构成的基本原因是什么：（1）.大气水的同位素比海水贫D和18O,δ多为负值,且同位素变化大:δD=+50—-500‰;δ18O=+10—-55‰.（2）.大气水的同位素有规律地变化:1)纬度效应:赤道雨水的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,雨雪的δD和δ18O值减小;3)海拔效应:随海拔升高,雨雪的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:随降水量的增大,重同位素减少,这现象在热带温带夏季最明显.3.雨水线关系:大气水的δD和δ18O之间有δD=8δ18O+10的关系.8.在平衡条件下形成的共生火成岩的矿物，其氧同位素δ180依次减少的次序是什么：（‰）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.水的深循环：由地表或海底到地壳深处，可以通过构造断裂下渗方式或与岩石结合通过深埋运动而带入地壳深处的水，在高温条件下被释放，然后由构造运动上侵返回地壳浅部，称为水的深循环。2.海底热液泉：现代大洋中脊，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（与海水同样）；σ18O=+1.4（与海水同样）；PH=3.0；水温3503盐排斥效应:在NaCl----H2O---CO2体系中，CO2的溶解度随溶液中盐类浓度的增长而减少的现象，其原因是溶解的盐类减少了水的活度。4热液的交代作用:以水为主携带大量可溶物质的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的矿物组合，这种组合隋环境条件的变化展既有规律的交替。热液交代作用包括围岩蚀变、岩浆自变质、他变质以及成矿作用的后期叠加和交代等。5活动组分：在交代作用过程中，随物理化学条件的变化，有些组分很快溶解或扩散，期在溶液中的浓度会迅速的趋向均匀，在交代岩石中的浓度取决于其在溶液中的浓度，为了消除分布矿物和外来溶液之间存在的浓度梯度，会发生一部分组分向岩石的代入和另一部分组分自岩石带出，这样的组分为活动组分。如矽卡岩化过程中的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的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的水，可来源于上地幔和地壳形成的初生水，也可以来自地壳重熔的沉积岩和火成岩中的水，岩浆水的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的水，从原始岩浆中分离出来，从未参与水圈循环的一种新水。8热液自混作用障：热液自混作用，是指热液中因裂隙构造条件的变化，先后分开几股支流后期有相汇合的一种动力学机制，自混作用中因支流的性质不一样要发生互相反应使一部分矿质沉淀下来，形成均一的残液再向上移动，这种使矿质沉淀下来的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，体系的相数与热力学组分数的关系。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：在一定的温压及活性组分的化学位的条件下，平衡共存的矿物数不超过惰性组分数。阐明平衡共存的矿物数决定于惰性组分而与活性组分无关，这样就可以将具有活性组分的开放体系当成只有惰性组分的封闭系统来处理11接触交代作用:两种不一样化学成分的岩石接触带中,除了温度增高的作用外,气液流体相的活动引起了互相接触岩石之间以及它们和溶液之间的交代反应,叫做接触交代作用.两种不一样成分的岩石: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的康威尔矿,即是与辉绿岩有关的磁铁矿.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，按照化学成分和物质状态的不一样，提成多种物化条件不一样的体系，即为地球化学储存库，地表的储存库有海水、陆壳、洋壳、大气圈等，储存的元素各不相似。如海水是H、O元素的储存库，大气圈是O2、N2、的储存库等。储存库之间的界面是元素表生迁移的化学反应面，同步，个储存库又是元素循环历史中某一阶段的汇集体。故意义的地滑储存库界面：A：气-水-岩界面：多种风化壳;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)的地球化学迁移。（1）三类硅酸盐的化学分化-低温水解作用：A.硅铝酸盐：重要是长石、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：重要是辉石、橄榄石，水解之后形成铁氧化物和游离硅酸（中间产物也许有蛇纹石等），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、铝的分离：（3）长石风化壳中矿物的稳定性特性：在25℃和101325Pa时的活度—活度图解长石风化的两种也许产物，伊利石和高岭石的稳定场作为K+\H+和溶解SiO2活度的函数而被表达。斜线表达的面积代表长石砂岩中地下水的成分范围。（4）水的流速对风化产物的控制：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)的表生迁移的富集作用。Fe表生迁移和富集：1.原生铁矿物在表生条件下的迁移受O2、H2O、介质的PH作用，向着氧化、水化方向变化，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，其作用如下：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变化，出现下列矿物阶段：FeS2FeSO4.7H2OFe2(SO4)3.8H2OKFe3(SO4)2(OH)62Fe2O3.3H2OPH<22—4.54.5—6>62.在表生条件下由铁的氧化物、硫化物、碳酸盐和硅酸盐的稳定场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，一般为沉淀。在近中性介质中，可以有大量Fe(OH)3形成胶体迁移，搬运入海，构成沉积岩中铁质成分的重要来源。3.铁矿床分布的时代：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。由于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的产状、化学成分及δD和δ18O的特点。1.大气降水：δD=-22%o,(全球平均)，变化范围δD=+55----350%o；δ18O=-4%o(全球平均)，变化范围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）的海水沉淀而成，还具有H2S，Na+-K+--Ca2+/Cl-型，缺乏Mg2+、SO42-；σD=0%0（与海水同样）；σ18O=+1.4（与海水同样）；PH=3.0；水温3503.岩浆水：岩浆水指岩浆熔体中分离出来的水，可来源于上地幔和地壳形成的初生水，也可以来自地壳重熔的沉积岩和火成岩中的水，岩浆水的σD=-40~-80%0，σ18O=+6—+9%0.6.热液中成矿元素的重要来源有哪些？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，其中具有多种成矿元素，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的成矿物质均来自上地幔。2.来自地壳物质：重要是变质热液和重熔、改造花岗岩热液中的成矿元素来自地壳。其中下地壳的重要是深循环对老地层的改造---变质矿床、花岗岩化等。来自地壳浅部的重要是热液在侵入、上升过程中溶解、吸取围岩中分散的成矿组分。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，其体现为：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，成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)伴随溶液的继续作用，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对的扩散。在内接触带中，由于Ca的代入和Si的迁出，石英变得不稳定而消失，由于Al2O3的活动性较Si小，这时迁出少，因而使内接触带相对富于Al和Ca，导致了透辉石—斜长石矽卡岩带的形成。在外接触带中，重要由于Si的带入，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替代了透辉石—斜长石带。进而就在岩石原始接触的界面上，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的深入带入，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的不一样，前者靠近钙铁榴石的成分，后者靠近钙铝榴石。eq\o\ac(○,4)最终伴随内接触带中Si的迁出，继续发生去硅反应，同步由于Al的带出以及Ca的带入，单矿物石榴子石矽卡岩带得到充足发展，它在内接触带中宽度不停扩大，而在外接触带中几乎完全替代了次透辉石。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的变化，有些组分很快的溶解和扩散，因此在空隙溶液和渗透溶液中的浓度将会迅速的趋向均匀，并且在交代岩石矿物中的浓度取决于其在溶液中浓度。这样在交代过程中为了消除组分在矿物和外来溶液之间存在的浓度梯度，就会发生其中一部分组分向岩石的带入和另一部分组分自岩石带出。第七章硅酸盐熔融体系的地球化学1、部分熔融：在地球深处某些热量汇集的部位,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,在很大范围内处在半熔状态,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持续的再平衡,直到熔体的移出——自然界也许发生的状况。3、分馏熔融：部分熔融产生的无限小量的熔体,持续地由残存固相中移去.4、花岗岩化作用：一般发生在大规模的造山带，并与中、高级区域变质作用伴生；花岗岩化作用最重要的机制是交代作用.作用的过程为:①由于上地幔的去气、去碱、去硅作用，以及温度、压力明显升高的下部地壳中水、钾、钠、硅等的活化转移,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分不停增长，总成分逐渐靠近花岗岩。花岗岩化作用常常是不均匀的，因此形成条带状、网脉和斑杂状等构造；构造上常具变斑状、蠕虫状、残留状等交代构造。矿物成分上可以有变质矿物的残留。因此,花岗岩化作用的不均一性，可形成多种混合花岗岩。5、群聚态组：是指岩浆熔体内复杂的絡阴离子团有序构造的局部区域(近程有序)其内部构造与晶体构造相似,边缘有序度低且与熔体处在动态平衡中.6、桥氧：是连结两个Si-O四面体的氧，与两个Si4+或取代Si4+的四次配位阳离子相联。表达为Si-O-Si或O0非桥氧：是联结一种Si4+和一种非四次配位阳离子的氧，表达为Si-O-Me或O-；自由氧：是连结两个非四次配位阳离子的氧，表达为Me-O-Me或O2-7、岩浆的结晶分异作用：指硅酸盐熔融体在冷却过程中，因熔融组分的熔点不一样而分别结晶析出、形成系列其矿物和化学成分不一样的岩石的地质作用；其最基本的模型为鲍温反应系列，此外还受挥发份、、压力、氧逸度、微量元素的分异规律等控制。8、八面体择位能：离子八面体配位的晶体均稳定能