地球化学复习资料讲解

地球化学复习资料

绪论

1.地球化学：地球化学探讨地壳（尽可能整个地球）中的化学成分和化学

元素与其同位素在地壳中的分布、安排、共生组合、集中分散与迁移循徊

规律、运动形式和全部运动历史的科学。

2.探讨对象：地球（、、、、、、）太阳系

3探讨内容：①元素的分布、安排

②元素集中、分散、共生组合、迁移规律核心：元素的化学

作用和变更。

4.学科特点

（1）对象：地球、地壳等与地质作用用地球化学方法探讨以相识自然作

用。

（2）以化学等为基础，着重于化学作用。

矿物岩石学：由结构构造了解成因

构造地质学：由物理运动了解过程

古生物学：由形态获得信息

（3）理论性与应用性

理论性：从化学角度查明过程、缘由

应用性：生态环境与治理、农业。矿产资源勘探、开发

5.地球化学的探讨方法

I.野外工作方法

（1）.现场宏观视察:

①地质现象的时空结构

②查明区内各种地质体的岩石-矿物组成与相关作用关系

③由此供应有关地球化学作用的空间展布、时间依次和相互关系

(2)地球化学取样：

①代表性

②系统性(空间、时间、成因)

③统计性.

.室内探讨方法

(1)精确灵敏的测试方法

(2)探讨元素的结合形式和赋存状态

(3)作用过程物理化学条件的测定(、、/。2、、、)

(4)自然作用的时间参数

(5)试验室模拟自然过程

(6)多元统计计算和建立数学模型

6.地球化学的发展趋势

阅历性一理论化

定性一定量

单学科探讨一多学科结合探讨

理论和方法的发展使其参与和解决重大科学问题的实力不断增加。

第一章太阳系和地球系统元素的丰度

1.太阳系元素组成的探讨方法

干脆采样分析(地壳岩石、陨石等)

光谱分析（太阳）

由物质的物理性质与成分的对应关系推算（行星）

利用飞行器视察、干脆测定或取样

分析测定气体星云或星际间物质

分析探讨宇宙射线

2.陨石：落到地球上的行星物体碎块，即从行星际空间穿越大气层到达地

表的星体残骸

3.陨石的分类

4.陨石的化学成分

（D铁陨石：主要由金属（98%）和少量其它矿物如磷铁银古矿［03P］、陨

硫铁（）、银碳铁矿（3C）和石墨等组成。

（2）石陨石：主要由硅酸盐矿物组成。依据它是否含有细小而大致相近的

球状硅酸盐结构而进一步分为球粒陨石和无球粒陨石。球粒主要是橄榄石

和辉石，有时为玻璃；无球粒陨石缺乏球粒结构，成分上与前者也有差异。

（3）石-铁陨石：由数量大体相等的和硅酸盐（主要是橄榄石，间或辉石）

组成。

5.球粒陨石与无球粒陨石的区分

6.球粒陨石的分类

依据化学成分的不同，分为5个

（DE群（顽辉石球粒陨石）；

（2）H群（高铁群一般球粒陨石）

（3）L群（低铁群一般球粒陨石）

（4）群（低铁低金属群一般球粒陨石）

（5）C群（碳质球粒陨石）

（H、L和群统称一般球粒陨石）。

7.无球粒陨石的分类

依据的含量划分为：（1）贫钙型L川。W3知；（2）富钙型Lco（）呈5%J；

依据成因划分为：（1）斜长辉石无球粒陨石系列；（2）顽火辉石无球粒陨

石系列；（3）尚未划分出成因系列的无球粒陨石。

8.铁陨石与石-铁陨石的区分

铁陨石:主要由铁锲合金、陨硫铁以与少量的硫化物、碳化物、氯

化物、磷化物、氧化物与磷酸盐以与自然铜、石墨等矿物组成。按多参数

微量元素分类，铁陨石可分为13个化学群。

石-铁陨石:则由近乎相等的石陨石和铁陨石组成，较为少见。

9.碳质球粒陨石

是一类脆性的乌黑的球粒陨石。其成分具有下列特点：①主要由含水

硅酸盐粘土矿物组成,常见者为细粒的蛇纹石或绿泥石；②含大量挥发分,

主要为水、硫、低等；③没有或只有极少的金属铁一银，有少量陨硫铁；

④含有大量的有机化合物，多半是高分子化合物，包括羟、脂族羟和芳族

羟，多呈黑色，难溶，含水度为20%,一般是化合水；还发觉有氨基酸。碳质

球粒陨石简洁风化，在球粒陨石中比较罕见，约5%但一般认为在太空陨

星体中可能很普遍。

10.碳质球粒陨石分类：

通常分三类，用I型、II型、山型或用Cl、C2、C3来表示，依次含碳量递

减而球粒数目递增。如I型含水和有机质最多，化合碳为3%〜5%,烧失量

24%〜30%；II型含水和有机质成分中等,烧失量12%〜24%；山型含高温矿

物和若干金属组分,烧失量2%〜12%。

11.行星的化学成分

（1）地球和类地行星（地球、、、）：

质量小、密度大、体积小、卫星少。物质成分以岩石为主，富含、、

等，亲气元素含量低。

（2）巨行星（木星和土星）：

体积大、质量大、密度小、卫星多。主要成分为H和。

（3）远日行星（天王星、海王星、冥王）：

成分已冰物质为主，H大约10乐、平均为12%。

12.月球的化学成分

克里普岩:是一种富含钾、稀土元素、和磷的岩石.

13.丰度一一指化学元素与其同位素（核素）在宇宙各类物体中的相对含量。

（以原子数量作为1）

14.元素丰度与其规律

（1）在原子序数较低的元素来说，丰度随原子序数增大呈指数递减；

（2）原子序数为他数的元素其丰度大大高于相邻原子序数为奇数的元素;

（3）H和是丰度最高的两种元素（占太阳系全部原子数目的98%）；奇偶

规则

（4）与相近的、和B具很低的丰度，属于强亏损的元素；

（5）在丰度曲线上0和呈明显的峰，它们是过剩元素;

（6）质量数为4的倍数的核素或同位素具有较高丰度。四倍规则

其次章地球的结构和化学成分

1.地球元素丰度：

（1）元素丰度的探讨方法：

①陨石类比法：

a.陨石在太阳系形成；b.陨石与小行星成分相同；C.陨石是破坏了的星体

碎片；d.产生陨石的星体，其内部结构和成分与地球相像。

②地球模型和陨石类比法：

按地球的各主要圈层的比例计算：抵地核（32.4%）球粒陨石的银铁金属

相+5.3%陨硫铁（硫化物相）代表；b.地幔+地壳（67.6%）球粒陨石的平均硅

酸盐成分

③地球物理类比法（黎丹）：

（层）结合地球物理资料。

（2）地球元素丰度与其规律：

①三90%；

②含量大于1%的元素：、、、S；

③含量介于0.011%的元素、K、、、P、、。

地球元素丰度遵循太阳系元素丰度的基本规则，如奇偶规律、递减规律等。

2.地壳的平均化学成分与元素克拉克值

（1）地壳平均化学成分的确定方法：

①（5159,50;1924）:

a.剥蚀区

b.适合于区域地壳成分的估计

③地壳模型法：1(基性岩代表下地壳，酸性岩代表上地壳)

(2)元素克拉克值与其意义：

①定义：地壳中各元素的相对平均含量称为克拉克值。如以重量百分数表

示，称之为“重量克拉克值”，简称“克拉克值”；如以原子百分数表示，

则成为“原子克拉克值”。

②意义：

a.元素克拉克值影响着元素参与地壳地球化学过程的浓度，支配着元素的

地球化学行为；

b.元素克拉克值可以为阐明地球化学省的特征供应依据；

c.依据克拉克值可以计算出地壳中地球化学性质相像或相关元素之间的

平均比值。

上部地壳深成岩体的体积比例

花岗岩类和花岗闪长岩类77%

石英闪长岩类8%

闪长岩类1%

辉长岩类13%

正长岩类、斜长岩类、橄榄岩类1%

3.地壳中元素分布的一般规律

①与地球和太阳系相比，最丰富的十种元素是

地壳：

地球:

太阳系：

②不匀称性：前13种元素占地壳总重的99.7%；其余只占0.3%。

③分布量随原子序数增大而降低。例外：，，B;232、238U、235U；贵金

属，，等。

④偶数规则：偶数原子序数元素丰度高于相邻奇数元素，但有例外（4、

12、4、24、32、34、42、52、74W）。

⑤四倍规则：4q型（如160等）占87%；4q+3型（如27等）占13%；

4q+2型（如238U等）和4q+l型（如9）只占千分之几。

⑥差六规则：在丰度对数曲线上出现峰值的元素，其原子序数之差为6或

6的倍数。

⑦原子核内质子和中子的奇偶性：偶一偶：60%；偶一奇和奇一偶：35%；

奇一奇：5%。

⑧壳层规则（幻数）：2,8,14,20,28,50,82,126。（幻数是指原子

核中质子数和中子数的某个特定数值，当质子数或中子数卷幻数，或者二

者取值均卷幻数畤，原子核显示出很高的稳定性）。

⑨放射性蜕变:U238,U235,K40、87削减；206、207、208,40,87增

多。

4.地幔的组成

①上地幔（从面到350深度）由橄榄石一斜方辉石一单斜辉石一石榴子石

组成。

②过渡带（350〜900）：地幔岩发生相转变，伴随密度变更，引起地震波的

不连续，350〜400的地震波不连续面与橄榄石一B相（类尖晶石结构）、

辉石-＞石榴子石困难670深处地震波不连续则与辉石、橄榄石转变为钛铁

矿结构和钙钛矿结构的相变相吻合。

③下地幔（900〜2700）是结构极为紧密的、硅酸盐矿物组合（如钙钛矿结

构等）。固熔体的相变带对应。

原始地幔：是一种假想的地质体，是在地球内部、地壳、和地幔已经分别

出来

亏损地幔:又称“残留地幔”，指曾经对地壳形成做出过贡献，易熔组分被

明显的消耗掉的地幔物质，其中大离子亲石元素、热产元素等明显亏损，

难熔组分则相对富集，这样的地幔称为亏损地幔。

5.地球外部圈层的组成

1.大气圈

①电离层：80〜350（〜1000:外电离层）

②平流层：〜30（30〜60同温层）；

③对流层：8〜20。

④从地表到60高空的大气成分是近于匀称的，主要由N2、02和组成。随

着离开地面距离增加，大气圈变得淡薄了，但仍旧以氮和氧为主。

④次要组分中臭氧和二氧化碳很重要。臭氧主要集中在平流层内，它汲取

紫外线辐射；二氧化碳对地球的碳循环很重要，是主要的温室气体之一，

对气候有重要影响。

2.水圈

地球表面98%左右的水分布于海洋。因此，海水的平均组成可视为水圈的

平均组成。

以下这些元素的浓度比例近似恒定，生物活动和总盐度对其影响不大，称

为“保守元素”，即：5种阳离子，5种阴离子和1种分子的总和占海水盐

分的99.9%

第三章元素的结合规律与赋存形式

1.地球化学体系的特征

(1)T、P等条件的变更与试验条件相比相对有限

(2)多组分困难体系一一元素92种，同位素354种

(3)开放体系。

(4)自发进行的不行逆过程。

2.自然过程产物的特征

⑴自然稳定相(矿物)与各种流体相的总数有限

(2)元素形成自然分类组合。

(3)与各种阴离子结合的阳离子也组成特征各异的共生元素组合

⑷自然稳定相都不是纯的化合物。几乎每一种矿物都是一个成分困难、

元素含量与肯定变更范围的混合物系列。

⑸在地壳的物理条件下，相像的物质组成和类似的作用过程会使自然作

用产物的类型重复出现。

3.元素的地球化学亲和性

在自然体系中元素形成阳离子的实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。

4.元素地球化学亲和性分类：

依据元素在自然界丰度的凹凸，分为以下三类:

①亲氧/亲石/亲岩/造岩元素：能与氧以离子键形式结合的金属元素称为

亲氧元素。包括K、、、、、、、、等。

②亲硫/亲铜元素：能与硫结合形成高度共价键的金属元素称为亲硫兀素,

如、、、等。

③亲铁元素：在自然体系中，特殊是在氧、硫丰度低的状况下，一些金属

元素不能形成阳离子，只能以自然金属存在，它们常常与金属铁共生，以

金属键性相互结合，这些元素具亲铁性，称为亲铁元素,如....等。

元素在自然界以金属状态产出的一种趋向性称为元素的亲铁性。

5.亲氧元素特征

离子最外层为8电子(s2p6)结构、离子键、氧化物的生成热大于的生成

热、位于原子容积曲线的下降部分、主要集中于岩石圈

6.亲硫元素特征

离子的最外层为18电子(s2P6dl0)结构、电负性大、共价键、氧化物的

生成热小于的生成热、位于原子容积曲线的上升部分、主要集中于硫化物

一氧化物过渡圈

7.亲铁元素

离子最外层电子具有8-18电子的过渡结构、金属键、氧化物的生成热最

小、位于原子容积曲线的最低部分、主要集中于铁-银核

8.亲气元素

原子的最外层具有8电子、分子键、原子容积最大、形成具有挥发性或易

形成挥发性化合物

主要集中于地球外圈、亲气元素是组成地球大气圈的主要元素、惰性气体

元素以与主要呈易挥发化合物存在的元素。如氢、氮、碳、氧、与惰性气

体元素等

9.元素的地球化学分类和元素的赋存形式

(1)哥德施密特元素地球化学分类：

分类依据：以其提出的地球起源和内部构造假说为基础,依据化学元素的

性质与其在地球各圈层间的安排将元素分为：

①亲石元素；②亲铜元素；③亲铁元素④亲气元素⑤亲生物元素

(2)查瓦里斯基元素地球化学分类：

分类依据:以绽开式元素周期表为基础，赋以原子和离子半径以重要意义

并依据元素的地球化学行为的相像性将元素分为11族：

①氢族：②惰性气体族；

③造岩元素族：、、、、、、K、、、、和；

④岩浆射气元素族、C、N、0、F、P、S和；

⑤铁族、、V、、、、和

⑥稀有元素组：、Y、、、和；

⑦放射性元素组：、U和；

⑧铝鸨组、、、、、、、、、、和；

⑨伯族：

⑩半金属和重矿化剂族：、、、和;

卤族：、I和。

io.元素的赋存形式

(1)元素在固相中的存在形式:

①独立矿物②类质同象③超显微非结构混入物④吸附⑤与有机质结合

11.元素赋存形式的探讨方法：

①元素含量测定②显微镜法③萃取法④晶格常数测定：X光衍射法

⑤电子显微镜扫描与有机质结合

12..类质同象和固溶体

（1）定义：某些物质在肯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变更，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）类质同象置换的条件：

①离子（或原子）自身的性质，如半径相近、电价平衡、化学键一样、

配位多面体的对称性相同等；

②体系的物理化学条件，如温度、压力、组分特征和氧化还原条件等有

利于置换的进行；

③固熔体的热力学性质。

（3）限制类质同象置换的晶体化学因素

（1）化学键性一键性相同

⑵原子（离子）结合时的几何关系：

①离子键：半径相近O置换，但WK；

②共价健：a.键长相像是置换的重要条件。b.共价键化合物配位数相同也

是置换的重要条件。

(3)化合物中电中性原则

对于离子键化合物来说，类质同象前后正负离子的电荷应保持平衡，即化

合物点中性。为了保持化合物的电中性，不同电价的离子必需按肯定比例

协作进行置换，这种置换方式称为电价补偿类质同像置换。

电价补偿置换可以通过下面四种方式实现：

①质点数目不等的置换

②高电价质点和低电价质点协作置换中等电价质点

③离子成对置换

④正负离子配位置换

(4)有利的矿物晶体构造

矿物晶体构造越困难、松弛(偏离最紧密积累越远)，发生类质同象的可

能性越大。

13.类质同象置换法则

(1)戈尔德施密特类质同像法则(仅适用于离子键化合物)

①若两种离子电价相同、半径相像，则半径小的离子优先进入晶格；

②若两种离子半径相像而电价不等，较高价离子优先进入晶格；

③隐藏性法则:若两种离子具相近的半径和相同的电荷，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“隐藏二

(2)林伍德电负性法则：

留意到主族元素化合物的熔点普遍高于晶体结构相同的副族元素化合

物的熔点。并据此推论，熔点反映晶格中离子间的相对键强，而离子间的

相对键强可以从离子的电负性上得到说明。从而，他提出：“当阳离了的

离子键成分不同时，电负性较低的离子形成较高离子键成分的化学键键，

它们优先被结合进入矿物晶格

14.类质同象规律的意义.

(1)确定了元素的共生组合

(2)确定了元素在共生矿物间的安排

(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记。

⑸标型元素组合：

有些矿物中有大量类质同象混入，但同一种矿物在特定成因下往往只

富含某些特征的类质同象元素组合，据此可以推断矿物的形成环境，故可

以将有成因意义的元素组合成为“指纹元素组合”或“标型元素组合工

(6)影响微量元素的笑中与分散：

(7)对自然环境的影响：

15.晶体场稳定能与其对过渡金属行为的影响

1.晶体场理论概要

(1)正八面体配位时d轨道的分裂和晶体场分裂能

①五重简并：在一个孤立的过渡金属离子中，五个d轨道的能级相同，电

子云呈球形对称，电子在五个d轨道的分布概率相同，称为“五重简并工

②晶体场分裂：当过渡金属离子处在晶体结构中时\由于晶体场的非球形

对称特征，使d轨道的能级产生差异，称为“晶体场分裂”。

③晶体场分裂能：将一个孤立的过渡金属离子放在正八面体配位的晶体中

时，五个d轨道都受到配位体负电荷的排斥，轨道总的能级提高；由于正

八面体配位场中配位体质点处于直角坐标的三个垂直轴方向，故轨道电子

云的瓣指向配位体，使两个轨道电子的被排斥力比非轨道的被排斥力大,

轨道的能级要比非轨道电子的能级高得更多，轨道电子的能级与非轨道

电子能级间的能量差，称为“晶体场分裂能”。

⑵晶体场稳定能：d轨道电子能级分裂后的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”。

(3)电子的高自旋状态和低自旋状态

⑷八面体择位能

.晶体场理论对过渡金属行为的限制

(1)阐明金属离子在岩浆结晶演化过程中的地球化学行为

(2)过渡金属离子的物理、化学性质

①当过渡金属离子的d电子数为4s7时，同一金属离子有两个半径值，

高自旋状态比低自旋状态的离子半径大。

②金属离子在水中主要以水化物形式存在。

③过渡金属离子都有颜色和具有磁性，但被氧化的难易程度不同。

12.元素结合规律的微观限制因素

L确定元素结合的基本参数

(1)衡量原子得失电工的实力参数：

①电离能(D：气态原子(离子)丢失一个电子所需能量。

②电负性(X)：(电子亲和能)

⑵原子间结合方式一化学键类型:

①离子键:不同元素的原子经得、失电子呈离子状态，离子间的结合力主

要为静电引力，称为离子键。

②共价键:原子间的相互作用为电子云的相互重叠或穿透，称为共价键。

③金属键:金属物质中没一个原子都失去一些电子，这些电子在金属物质

中可以自由流淌，所以金属有良好的导电性和导热性。

④分子键:分子内部是离子键或共价键，分子间依靠偶极间作用力相互结

合，称为分子键。

⑶元素的成键规律一电负性限制：

推断化学键的法则：L6x|1+3.5x|I是化学键中离子键成分百

分数)

①周期表右上角X22.1,为强、中电负性元素，以阴离子族为主

②L8~2.2,弱电负性，形成金属键或金属键-共价键化合物，难溶。

③X<1.4,正电性元素，相互之间形成金属键化合物，但在自然界不能独

立存在。

元素负电性的周期变更：

1.金属元素的负电性低，非金属元素负电性高；

2.在周期表中负电性从左到右增高；

3.在周期表中同一族元素的负电性从上到下降低。

(4)原子的大小和离子半径

周期表中元素半径的总体变更规律：

①同一周期元素，随原子序数增大离子半径减小；

②同一族元素，从上向下随原子电子层增加，离子半径增大；

③周期表中左上方到右下方的对角线，离子半径相近或相等；

④锢系元素(希图元素)的离子半径从3+的0.103到3+的0.086渐渐

缩小；

⑤同一元素阳离子的离子半径小于原子半径，高正电荷的离子半径较小，

阴离子的半径大于原子半径，负电荷增加离子半径增大，因此同一元素阴

离子的半径远大于阳离子的半径。

(5)原子和离子的其它性质

①配位数：

②极化:在外电场的作用下，原子或离子的电子云的大小、形态发生变更

的现象称为极化。

③离子电位：等于电荷与半径之比。

④晶格能:相互远离的离子结合生成离子晶体时释放的能量称为晶格能。

(6)离子的性质

①离子体系的电中性原理

②价键规则：阴阳离子的总电荷相等。在类质同象置换中表现为电价补

偿法则。

第四章水-岩作用与水介质中元素的迁移

1.化学作用类型：

依据发生作用和生成物质的相态进行分类

(1)水-岩反应和水介质中的化学作用

(2)熔-岩反应

(3)水-气化学作用(地表水和大气中氧、二氧化碳等相互作用等)

（4）岩一岩反应（如球外物质撞击地球表面岩石等）；

（5）有机化学作用（地球表层生物参与风化作用、在地球肯定深度形成石油

和自然气等）

2.元素的地球化学迁移

（1）物质迁移类型

化学和物理化学迁移、生物和生物化学迁移、机械迁移

⑵元素地球化学迁移

定义：当元素发生结合状态变更并伴随有元素的空间位移时，称元素发生

了“地球化学迁移工

元素地球化学迁移包括三个过程：

①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

②元素在水介质中发生空间位移（不发生形成稳定固相的化学反应）；

③元素迁移到新的空间，在新的环境和新的条件下形成新的稳定结合，即

沉淀或结晶出新的矿物。

即:活化一转移一沉淀

⑶元素迁移的标记

①矿物组合的变更：如蚀变矿物组合；

②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

③物理化学界面：如氧化还原界面、压力释放带、温度界面、界面、水位

线等等。

(4)元素在水介质中迁移实力的影响因素

①迁移前元素的存在形式：

②晶体化学键类型：离子键化合物一易迁移，共价键和金属键化合物一难

迁移

③元素的地球化学性质：

④体系中相伴组分类型和浓度、体系中物理化学强度参数(浓度差、压力

差、温度差等)以与环境的和值的变更等。

3.水-岩化学作用的物理化学条件

(1)低温水-岩化学作用的物理化学环境

①过量水的体系：地球表而水和岩体积比：水总量〉岩石总量。

②水-岩间长期化学作用导致水体系中含有大量作用剂(02、2、、)

③有生物和有机质参与。

④地表富氧(/02=0.213x105)和富2(/2=3.04x10)<,

⑤地表温度低(-75〜+200C)：限制水岩作用速率。

@一般处于低压状态(1—200)x105

(2)高温水-岩化学作用的物理化学环境

①相对少量水的体系：岩石总质量远远大于水。

②水体系中含有大量作用剂和电解质盐类。

③氧逸度相对低。

④温度主要在200~400℃,上限可达700℃；压力变更(2000100)xC5。

⑤变更3〜9。

⑥可以有生物和有机质参与作用，但相对较少。

4.水-岩化学作用的基本类型

(1)氧化还原反应：

(2)脱水和水解反应

(3)水合作用

(4)碳酸盐化和脱碳酸盐化

(5)阳离子交换反应

3.地球中自然水的类型

(1)土也球中的流体

①各类硅酸盐岩浆(或硅酸盐熔融体)

②以H20为主的流体

岩浆水'变质水'同生水'海水\卤水'地表水'地热水

③以碳氢化合物为主的流体

(2)水流体的形成：

①沉积物的“去流体”作用

②变质作用释放出流体

③岩浆作用产生热液

(3)水溶液中元素的搬运形式：

①易溶盐类一氯化物和硫酸盐(真溶液)

②碱土金属的碳酸盐(3、3)和2等一一碳酸盐主要以溶解的重碳酸盐3-

搬运，2以真溶液或悬浮物搬运。

③、、P的化合物以与V、、、、等：一一溶解度小，除部分以真溶液搬运外,

还以胶体搬运，如()3等。

④石英、硅酸盐和铝硅酸盐类：一一溶解度微小，以悬浮物和沿水流底部

拖曳形式搬运。

4.体系组成对水-岩作用的影响

（1）活度积原理：

当温度肯定时，难溶强电解质溶液中离子活度的乘积为一常数，这一常数

称为活度积。由于难溶化合物的溶解度微小，其浓度与活度相当，故溶度

积与活度积均为常数，以表示

当溶液中某物质的离子积达到或超过该物质的活度积时，该物质即析出。

活度积原理可用来推断溶液中各元素的最大浓度和推断化合物的迁移实

力：

当溶液中出现能形成活度积更低的其它离子时，导致活度积更低化合物的

沉淀和已沉淀化合物的溶解，也就是通常所称的“交代作用”如：4（天

青石）——2.8x10-7

3（菱锯矿）——1.6x10-9

若在4饱和溶液中（已有部分沉淀）加入足够量的32-,则会发生3的沉

淀，同时已沉淀的部分4可能会重新溶解。

⑵共同离子效应：

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容化合物

时，原难溶化合物的溶解度将会降低，称为共同离子效应。

假如加入一种物质可使溶液中两种以上难溶盐从溶液中析出，当加入

量不足以使两种盐同时析出时，则较难溶的盐类先析出，进一步加入这种

物质，则较易溶的盐类才起先析出一一“分级沉淀作用”。

（3）盐效应:

当溶液中存在易溶盐类（强电解质）时，溶液的含盐度对化合物的溶

解度会产生影响，表现为随溶液中易溶电解质浓度的增大将导致其它难溶

化合物的溶解度增大，称为“盐效应”

（4）胶体作用：

大多数胶体带电（正电或负电），因此它们具有吸附异性离子的实力。

胶体优先吸附构晶离子，如（）3胶核的溶液中含有2+、3+和、3+、、、42-

时，（）3优先吸附3+

离子电价越高越易被吸附，如：3+>2+;3+>2+;2+>

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：

>>>>>2+>2+>2+

影响胶体物质凝合和沉淀的因素

①两种带不同电荷的胶体相遇时，电荷中和将导致凝合与沉淀。

②电解质的作用：在胶体溶液中加入电解质能使胶体凝合沉淀。所带电荷

得到中和，胶粒间斥力减弱，使胶粒相互接近聚合而成胶凝体。由于胶凝

作用而产生的胶体物质称凝胶。比如

硅胶溶体分散于H20中（凝合）一冻胶（缩水作用）一蛋白石220.

（脱水）一隐晶质石髓2（结晶）一显晶石英

③胶体溶液浓度增大时，可以促使胶体凝合。比如剧烈蒸发作用可增加溶

液电解质浓度，从而加强胶凝作用。

④溶液的酸碱度对胶体的搬运与沉积也有很大影响。缘由是溶液值大小会

影响电解质对某些胶体的胶凝作用。，特殊会对两性胶体产生影响。

因此，变更溶液值，可以变更溶液中（）2+和2-的浓度，从而变更胶团所

带电荷的量，干脆影响胶体的凝合。

2.体系物理化学环境对水-岩作用影响

⑴值

值对元素迁移的影响详细表现在

①值影响氢氧化合物是否自溶液中沉淀

②值影响影响元素的共生与分别，如、在内生条件下共生，表生条件下

分别

跳帽一一酸性条件

^帽一一碱性条件

③值影响两性元素的迁移形式

酸性环境一以简洁离子或氢氧化物形式迁移

碱性环境一以酸根络合物形式迁移

④盐类的水解是低温水-岩作用中常见的一种化学反应一受值限制。

⑵氧化还原电位的影响

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。

氧化还原电位对元素迁移的影响

①氧化还原电位引起的元素化合价的变更，变更了化学元素与其化合物的

溶解度。

②介质的氧化还原电位对元素的共生有重要影响

③假如内生的岩石或矿物中有两种以上变价元素共生，在地表氧化时，由

于它们的氧化还原电位不同就会发生分别。

（3）温度和压力的影响

①温度对元素迁移的影响

确定元素和化合物的存在状态和活动性

元素与化合物的熔点、沸点和挥发性差异

温度与类质同象一一温度上升，类质同象增加，温度降低，出现固熔体的

分别或称矿物“净化”。温度对地球化学系统反应速率和方向有影响

21（11-12）（范特荷浦公式）式中：K1和K2——温度T1和T2的平衡常

数，Q——反应热，R——气体固定热，等于1.98小卡

对于反应式4+2H20-2+4,当T2>T1时，平衡移向左边，即温度上升4和

H20的浓度增大，2和的浓度减小，相反，当温度下降时，平衡移向右边。

温度也是确定物质相转变以与矿物稳定范围的主要因素。沉积环境一一蒸

友石

②压力对元素迁移的影响

内生作用中表现为气相、液相的分别。

4气+2H20气一2周+4气

依据勒下忒列定律，反应向削减体积方向进行

在变质作用中，压力增大，反应向比容小的矿物方向进行。

24（橄榄石）+2208（钙长石）f223012（镁铝石榴石）

比重：橄榄石一3.12-3.33；钙长石一2.75；镁铝石榴石一4.3。压力

增大，上述反应向右进行。

表生环境，影响反应进行的方向。

比如：3（固相）+2（气相）+II20（液相）一（3）2（液相）

（3）温度和压力的影响

⑷地球化学障

定义：在元素迁移过程中，假如环境的物理化学条件发生了急剧变更，导

致介质中原来稳定迁移的元素其迁移实力下降，元素因形成大量化合物而

沉淀，则这些影响元素沉淀的条件或因素就称为地球化学障。

常见的地球化学障类型

吸附障一胶体、有机质吸附微量元素，并沉淀。

碱性-酸性障

氧化障

还原硫化氢障

还原潜育障一金属以络阴离子形式沉淀，如U、V、等

硫酸盐和碳酸盐障硫酸盐或碳酸盐水与富含、、的其它类型水相互作用，

形成石膏、天青石等。

蒸发障石膏化、盐渍化

集合体结构、可渗透性

第五章微量元素地球化学

1.微量元素的概念：

定义①一一自然体系中含量低于0.1%的元素称微量元素。

定义②一一探讨体系中浓度低到可以近似地听从稀溶液定律（亨利定

律）的元素称为痕量元素。

“微量元素”是一个相对概念，它们的相对含量单位常为10-6和10-9o

它们往往不能形成独立矿物；而被容纳在其它组分所形成的矿物固熔体、

熔体或流体相中。

多数状况下以类质同象形式进入固熔体；个别存在于主晶格的间隙缺陷中

或陷入吸留带。

吸留一在沉淀形成过程中，由于沉淀生成过快，表面吸附的杂质离子来

不与离开沉淀，表面就被再沉积上来的离子所覆盖，陷入沉淀晶体内部，

这种现象叫做吸留或包埋。由包埋或吸留带来的杂质是不能清洗除去的，

但可以通过重结晶方式予以削减。

2.能斯特定律与安排系数

3.1)拉乌尔定律

1887年法国化学家拉乌尔(.,1830-1901)在探讨溶液的蒸汽压与

溶液组成关系时发觉，某些溶液在恒温下的蒸汽压和它的组成之间呈线性

关系，即假如以摩尔分数表示溶液的组成，符合以下线性关系：二0

式中为组份i在浓度时的蒸汽分压，0为纯组份i在相同温度下的饱和

蒸汽压。该试验规律称为拉乌尔定律。

性质特别相近的组份混合组成的溶液往往在整个浓度范围内都符合这

一规律,这类溶液称为志向溶液。不符合拉乌尔定律的溶液则称为非志向

溶液。

志向溶液：在志向溶液中，具有相同粒子体积和晶格键力的组份混合不

造成体系分子能态和体积的任何变更。在这种状况下，体系在混合过程既

不吸热也不放热，因此，在志向状态下混合组份的活度()等于它们的浓

度：=

2）亨利定律

当非志向组份越来越被稀释时，组份在溶剂中越来越分散，以至于最终其

四周的离子或分子氛围变成相同状态。因此，在高度稀释时，组份的活度

与其浓度之间呈正比例变更，在右图中用虚线表示，即有=,式中是

比例常数，又称亨利常数。

在组份i的稀溶液中（即摩尔分数-0）,物质i的蒸汽压与组成呈线性

关系：

二/式中为比例常数。该定律又称为“稀溶液定律”。

拉乌尔定律和亨利定律可用来说明很多地质物质的溶液行为。固溶体

的很多常量组份混合行为符合拉乌尔定律，如橄榄石中的镁橄榄石和铁橄

榄石组份；而亨利定律则常用来描述微量元素，如橄榄石中的锲。亨利定

律常用于描述微量元素安排系数一一它是一种与亨利常数有关的可测量

的量。

拉乌尔定律和亨利定律的区分

拉乌尔定律和亨利定律是溶液中两个最基本的阅历定律，都表示组元

的分压与浓度之间的比例关系。它们的区分在于：

（1）拉乌尔定律适用于稀溶液的溶剂和志向溶液，而亨利定律适用于溶

质；

（2）拉乌尔定律中的比例常数0是纯溶剂的蒸气压，与溶质无关，而亨

利定律的比例常数k则由试验确定，与溶质和溶剂都有关；

（3）亨利定律的浓度可用各种单位，只要K值与此单位一样就可以，而

拉乌尔定律中的浓度只能用克分子分数。

为什么拉乌尔定律中的比例常数与溶质无关，而亨利定律中的比例常

数却与溶质与溶剂都有关呢？这是由于稀溶液的溶质浓度很小，对溶剂分

子来说，其四周几乎都是溶剂分子，其活动很少受到溶质分子的影响，所

以拉乌尔定律中的比例常数只由溶剂的性质就基本可以确定。而对于稀溶

液的溶质分子来说，它的四周几乎全是溶剂分子，所以亨利定律中的比例

常数不能单独由溶质性质确定，而必需由溶质和溶剂二者共同确定。

(4)亨利定律的地球化学表述(简洁)安排系数

在肯定温度压力条件下，当两个共存地质相A、B平衡时，以相同形

式匀称赋存于其中的微量组分i在这两相中的浓度比为一常数：

(1)

和分别为元素i在A、B相中的浓度，为安排系数或也称简洁安排

系数或常规安排系数

(5)能斯特定律安排系数的热力学意义

当A、B两相平衡时，元素i在其间的化学势相等，即有

・・•志向气体的化学势i*(T)+,

・••有i*A+i*B+..……(2)

一(i*A-i*B)

去对数后：

[(i*B—i*A)]=

.......⑶

假如i浓度很低，则：公式(1)与(3)式相等，浓度等于活度。

⑹复合安排系数

简洁安排系数易随体系的基本成份而变更。为了减小这一影响，应用

复合安排系数或标准化安排系数可部分达到这一目的。为了与安排系

数相区分，以下用D表示复合安排系数，其定义为：

……⑷

下标一一携带元素，即可被微量元素置换的常量元素；

下标一一置换常量元素的微量元素；

下标s和1——分别表示固、液相；

和一一分别为相关微量元素和常量元素在固/液相中的简洁安排

系数。

⑺复合安排系数的热力学意义

士仁小曲士武，间的平衡置换常数，例如：

D*"=(〃】/(〃)/

(夕九(".)/2应中，0置换钾长石中的K()。该反应的

平衡常数为产物的活度积除以反应物的活度积。假如将［308］简写为A,该

反应的平衡置换常数为：

K=a/aa.......(5)

依据溶度积常数的定义，微量元素的纯晶体溶度积为:

因此，对难溶电解质而言，平衡常数为：

K=()/()

=K()/K()…….(6)

即和纯晶体的溶度积之比。

(8)总体安排系数

当固体中由多相组成时，固/液相共存于平衡体系中，元素i的安排系数

称为总体安排系数

式中为元素i在某单一矿物中的安排系数；上标a,b,…n分别代表矿

物，…n；1为与矿物平衡共存的液相；一・・・分别为矿物a,b,…n在岩

石中的比例分数。

安排系数：…….(1)

i*A+i*B+...(2)

R：气体常数=1.987卡/度•摩尔

[(i*B—i*A)]二

(3)

假如i的浓度很低，(1)=(3)

岩浆结晶作用

1.分别结晶作用一一瑞利分储定律的推导

2.平衡结晶作用

部分熔融作用

1、分别熔融作用一一瑞利熔融过程的推导

2、累积熔融作用一一连续分别熔体在体系中的聚集和混合

当自然过程中液相和结晶相共存时，微量元素在体系两相中的安排往往

是不均一的。在岩浆结晶过程中，那些简洁以类质同象的形式进入固体(造

岩矿物)的微量元素，称为相容元素,如2+、2+、V3+、3+、3+、2+等，

反之，则称为不相容元素。

两类不相容元素:

1、小半径高电荷的高场强元素U,,,,,；

2、低场强的大离子票石元素()一K,,,,2+,,2+o

稀土元素地球化学

1.稀土元素的主要性质

稀土元素()是原子序数从57()到71()的锢系15个元素。有时

也将性质相像的39号元素Y与列入同一元素组。

(1)稀土元素与其分组：

①两分法：

£族稀土：，也称轻稀土()；

£Y族稀土：、，亦称重稀土()。

两分法以划界的缘由：从起先在4f亚层上新增电子的自旋方向变更了。

而Y归入稀土的主要缘由是Y3+的离子半径与重稀土相近，化学性质与重

稀土相像，它们在自然界亲密共生。

②三分法：

轻稀土族为；中稀土族；重稀土族

(2)稀土元素的电子构型和价态

稀土元素最外层电子构型相同，易失去6s亚层上的两个电子，然后丢

失5d或4f电子，因为5d或4f电子在能量上接近6s电子。假如要再失

去4f上一个电子，则由于电子的电离能太高稀土元素最外层的电子构型

相同，易失去6s亚层的两个电子，然后失去1个很难实现，因此+4价态

的很少，多为+3价态。

但事实上，和有+2价态，和有+4价态。缘由是2+和4+具有半充溢的

4f亚层，2+具有全充溢的4f亚层，4+具有惰性气体债的电子构型。

(2)的配位和离子半径

稀土元素在矿物中的配位多面体多种多样，从6次配位到12次配位,

甚至更高配位。

配位数和离子半径大小有关，离子半径越大，它们占据配位数越大的位置,

反之亦然。其缘由是的原子容积显示出渐渐和稳定地随原子序数增大而减

小的趋势，这种原子容积减小在化学上称之为“解J系收缩”，它反映出离

子半径随原子序数增大而减小的规律。

(3)的安排系数

安排的一般规律：

①对于任何稀土元素的矿物/熔体来说，其安排系数值均在较宽的范围内

变更。

②虽然在肯定的矿物/熔体对之间的安排系数值有很大的变更范围，但该

矿物的安排系数模式形态一般不变。

③在矿物/熔体之间的安排系数值，富硅体系一般高于基性体系。

④副矿物在稀土元素安排方面起着重要作用

⑤的值表明，斜长石和钾长石的结晶或斜长石在部分熔融残余体中的存在

可以在熔体中造成亏损或负异样。

2.稀土元素在自然界的分布

(1)稀土元素在地球中的丰度从下地幔到上地幔再到地壳，总量不断增高。

(2)地壳中元素安排具以下一些特点:

①从到，元素的分布量明显表现出偶数元素高于相邻的奇数元素丰度，并

呈折线式渐渐降低的趋势，听从奥多-哈金斯法则。

②X()含量远比£(Y)含量高，EO/E(Y)=2.65^.93,大大超过

地幔、地球与陨石中的£()/£(Y)比值。

2.稀土元素在自然界的分储.

导致分储的缘由：

(1)晶体化学性质差异一离子半径、离子电位等；

(2)元素碱性差异：稀土元素都具有明显碱性，但强度不同。从一,离子半

径减小，碱性减弱；

⑶元素的价态：价态变更导致半径和酸碱性变更

⑷形成络合物的稳定性不同：从一，络合物的稳定性增大；

(5)离子被吸附的实刀不同：从一,被吸附的实力增大。

3.稀土元素组成数据的表示

(1)组成模式图

以球粒陨石稀土元素丰度标准化了的稀土元素安排模式图又称为图解(,

1962;,,1963)；

有时按须要以原始地幔或其它物质作为标准Eu皿二石”(中)

Eu*

标准化后的数据与其比值以下标N表示

Ce。八/Zzz+Pr、

—=^=Ce/(^—)

(2)表征组成的参数JV

②3()/3()或£,()/£3(丫)

③3()/3()、3()/3()、3()/3()、3()/3()、3()/3()

⑶异样参数

(4)稀土配分模式图

错异样

错异样以*或6表示。其中表示样品的实际标准化钠含量，*表示样品中和

标准化含量的线性内插投影点，即无错异样时的投影位置。

*=2/(+)

稀土元素模式图的纵坐标常以标准化值以10为底的对数表示，所以也常

用公式:*=/[()()]1/2

当东大于1(1.05)时称为正异样，小于1(0.95)为负异样。

稀土模式的说明

稀土元素属于那些溶解度最小的化学元素，并且在低级变质作用、风化和

热液作用中是相对不活动的。热液中的比它所流经的岩石中的含量低5

102到106倍(1989),因此，热液活动预期不会对岩石的稀土有较大

的影响，除非水/岩比值特别大。

但并不是完全不活动的。因此，我们在说明走蚀变或高变质的岩石时应对

此加以留意。但尽管如此，在弱蚀变的岩石中，的分布模式一般能够牢靠

地代表未蚀变岩石的原始分布模式，可以信任稀土元素分布模式的峰、谷

以与倾斜度所供应的信息。

海水和河水中的稀土元素安排

稀土元素的水溶液地球化学性质主要受稀土形成络合物的类型，它们在海

洋中以溶解状态存在的时间长度(停留时间)的影响，并在较小程度上受

水的氧化程度的影响。

稀土在海水和河水中的含量特别低，它们在水中.主要以颗粒状态迁移。悬

浮颗粒的浓度比溶解态的稀土要高6〜7个数量级。

通常对页岩标准化加以比较。在页岩标准化图解中，海水中的稀土具有从

轻稀土向重稀土逐步富集的趋势，并常常显示明显的负异样。河水的稀土

浓度比海水高大约1个数量级。

海水的负异样

异样用*表示。其中*是依据和或和计算的的内插值：

*=2(+)=3(2+)

海水中负异样的出现是由于3+氧化成4+,并水解以2的形式从溶液中沉

淀而造成的：

开放性的大洋中有亏损，但在浅海中则不然

在有些特殊状况下海水可不显示负异样，甚至出现的正异样。这种状况往

往发生在表层海水或近海中。由于生物作用活跃，有机质发育而产生局部

相对还原的环境，使3+难以氧化成4+

沉积物中的稀土元素分布

在沉积岩中的浓度常常以等为参照的标准化表示。碎屑沉积物的稀土

特征如下：

沉积物中稀土唯一最重要的来源是其源岩。它们在沉积作用中主要靠

颗粒物质的搬运，并由此能反映源区的化学特征。

风化和成岩作用对稀土元素分布的影响较小。由于稀土元素的不活动

性，它们在风化壳中的含量主要取决于其母岩的含量，并且往往产生不同

程度的富集。

在剧烈风化的花岗岩风化壳中，被黏土吸附的稀土可占整个风化壳稀

土含量的90%以上，有些能形成风化壳离子吸附型稀土矿床。

成岩作用儿乎对稀土元素的再分布没有影响，除非在水/岩比值特别大

的时候。

在沉积物中分布的一个重要特征是，沉积物中黏土粒级的部分能最牢

靠地反映源岩稀土元素的分布状况，并且含黏土的岩石或黏土岩的也比其

它沉积岩高得多。因此，在很多探讨中常利用岩石中的黏土部分或干脆用

富黏土的沉积物（岩）鉴别沉积过程和源区。快速沉积的杂砂岩也具有类

似的探讨意义。石英对岩石中的稀土起稀释作用，使稀土元素的含量降低。

碳酸盐也有类似的作用。重矿物的存在，尤其是钻石、独居石和褐帘石，

能对样品的稀土模式产生重要影响O

不同类型岩浆岩中稀土元素的含量与分布模式

早期岩浆结晶过程中稀土元素的析出较少，一般不产生富集。

伟晶、气成-热液与热液作用作用中稀土元素可大量析出，常富集成一些

具有工业意义的矿床。

稀土元素的富集一般与酸性-碱性岩以与超基性碱性岩关系亲密

各类火成岩中，稀土元素的配分也呈现出规律性变更，由超基性岩一基性

岩f酸性岩一碱性岩，ZXY比值规律性增加。

Y族稀土的富集主要与碱性花岗岩类有关。

族的富集主要与霞石正长岩有关。

超基性-碱性杂岩的特点是、、、的富集程度较高。

由于岩浆作用、伟品作用与热液作用发育过程中，都在晚期发育Y族稀土

的聚集（相对于族而言）。较晚期的侵入岩含2Y比早期多，随着伟晶作用、

气成-热液与热液作用的发展，富含2矿物将被富含2Y的矿物所取代。

生物的稀土元素分布

主要取决于它们的生长环境和养分来源

含量依种类、器官和地理分布不同有较大差别

通常低等植物如苔拜、地衣等含量较高

常见轻稀土更加富集

第六章同位素地球化学

1.同位素的基本性质

(1)核素与同位素

核素是由肯定数量的质子和中子构成的原子核。

具有质量、电荷、能量、放射性、丰度五种特性。

160原子核f8个质子+8个中子。

具有相同质子数的核素称为元素。

具有相同质子数和不同中子数的一组核素称为同位素。

(2)同位素的分类

按原子核的稳定性分类：

放射性同位素的原子核是不稳定的,它们以肯定方式自发的衰变()成其它

核素的同位素，比如238U-206(经过8次。衰变和6次B衰变)；235U-

207(经过7次Q衰变和4次B衰变)。凡原子核能稳定存在的时间大于

1017a的就可称为稳定同位素。

目前已发觉的自然同位素：340种

稳定同位素：273种

放射性同位素：67种

人工合