地球化学(复习资料)要点.pdf

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1、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 。丰度通常用重量百分数（% ） ，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主要量分布于其中的那种矿物。 4. 浓集系数=工业利用的最低品位/ 克拉克值。为某元素在矿床中可工业利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% ） ：含有球体，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、辉石组

2、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。为研究生命起源提供重要信息。分型、型和 型。型其非挥发性组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 , 反映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 依据： （1）用来估计地球整体的平均

3、化学成分。1 陨石类比法，即用各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。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组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结构的重要依据：由于陨石可以分为三种不 同的陨石石陨石、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

4、个富含金 属的核和一个硅酸盐外壳的行星体，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 球内部结构和化学成分的重要依据之一。（三）碳质球粒陨石的有机化合物成分是研究地球早期生 命系统的化学演化及来源的重要依据和信息，在碳质球粒陨石中已发现有机化合物60 多种。有人 认为地球早期生命系统的化学演化不一定来源于行星的大气，而有可能来自太阳星云凝聚时已合 成的有机质。 2 比较太阳系、地球、地壳主要化学元素丰度特征的异同点，说明自然界元素丰度的基本特征和 决定自然体系中元素丰度的最基本因素: （ 1） 特征

5、的异同：太阳系：HHeONCSiMgS 地 球;FeOMgSiNiSCaAlCaNa地壳： OSiAlFeCaNaKMgTiH 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征： 1个元素丰度随原子序数 的增大而呈指数下降； 在 Z45之后丰度值又相近。 2 原子序数为偶数的同位素丰度大于奇数者（中 子数、质量数同）奥多- 哈根斯法则；3四倍原则：如O （A=16） ，质子数为4 的倍数4Li 、P、 B丰度很低，为亏损元素（核子结合能低，形成后易分解）5 Fe 和 O过量（核子结合能最高，核 子稳定） 6 原子序数（质子数或中子数）是“幻数”的元素丰度高

6、（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因素： 1与原子结构有关具有最稳 定原子核的元素分布最广，当中子数和质子数比例适当时核最稳定。如在原子序数 1 元素富集 ; 浓集系数 = 工业利用 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）利用克拉克值估算矿产 资源的储量1)Au 的克拉克值 3.5 PPb, 地壳质量241018 吨;2) 地壳中 Au 为 24 1018 3.5 1

7、0-9 吨 = 84 109 吨;3) 陆地质量为地壳的62.9%, 则陆地 Au 为 8410962.9% =53 109 吨 4)美国占世界陆地的1/17.3,所以美国陆地的Au为 53109 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深陆地的Au 为 3.064 109 36.5=84 106 吨； 专家预计美国可回收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 1032098 =4.1 ；说明尚有较大的勘探潜力。 第二章 1.元素地球化学

8、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 : 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 电子结构 ,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；亲硫性 (亲铜性 ) -阳离子和硫结合 成共价键

9、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 电子结构 , 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 阳离子 -阳离子 高价态 ; 地幔 :阴离子1为岩浆热液成因矿床;(wCo/wNi) 0.001 mm,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的赋存形式。2）类质同象形式- 特点是进入晶格,构成结 构混入物 .如要分离须破坏矿物的晶格。3)超显微非结构混入物形式-直径 离子键 分子键 ; 半径 : 半径越大 , 外电 子易失 , 溶解于水的能力越大;电价 : 电价越高越难溶。 阳离子 : 一价 -NaCl 、 K

10、2SO4 、 (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：pH7,碱性条件下相反；但Se+6、Mo+6 、V+5、As+5呈高价离子迁

11、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)2 pH=9.0 ；Mg(OH)2 pH=10.5 ；KOH pH11 ；NaOH 与氢氧化物溶度积的小大： Hg2+介 质的 Eh0.771ev 时，式可以反应，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_ 0.82 ev（EH= 1.22 _ 0 .059 ?pH）, 小于 1.28ev ，达不到 Mn4+的条件，所以酸性介质中只有Mn2+存在，而不可能有Mn4+ 存在。 b. 碱性介

12、质 pH7时，可以出现Mn4+O2沉淀 :Fe(OH)2+OH-Fe(OH)3+e Eho= -0.56 Mn (OH)2+2（OH ) ； Mn 4+ O2+2H2O+2 e ；Eho= -0.05所以，任何时候都见不到Fe(OH)2 与 MnO2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小于 0.1 重量的元素称为微量元素.O、Si、Al 、Fe、Ca、Na、K、Mg 、Ti 组成地壳和地幔质量的99%， 其余 80 余种相对可称为微量元素

13、。 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.能斯特分配定律:在一

14、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= XA i/ XBi 式中 : XA i：A 相中溶质i 的浓度 ; XBi ：B 相中溶质i 的浓度 ; 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)间的分配为一常数. （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) :又称为岩石的分配系数,它是用来讨论微量元素在岩石(矿物集合体

15、)和与之平衡 的熔体之间的分配关系的.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配系数. 7.不相容元素 (ICE): D 小于 1 的元素 , 随着结晶程度的增长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 的元素 ,倾向在矿物晶体中富集,并随这些矿物的晶出而逐步在残余岩浆 中贫化 .如

16、 Fe、 Co、Ni、Cr、Mg 等 9.Eu 异常： Eu= EuEu* =Eu N【 （SmN+GdN ） 2 】反应 Eu 异常的程度，N为该元素球 粒陨石标准化值，一般还原条件下 Eu 负异常。 10.Ce 异常： Ce =CeCe*=CeN【 （LaN+PrN ） 2】反应 Ce 异常的程度， N为该元素球粒 陨石标准化值，一般氧化条件下Ce 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造成的REE 丰度的锯齿状变化，使样品中个REE间的任

17、何程度的分离都能清楚地显示出来，因为一般公认球 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 )而转变成其它元素的原子核的过程 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A210。 2.衰变 ：原子核自发地放射出粒子 (即氦核42He)而转变成其它元素原子核的过程叫衰变。 衰变的母核与子核原子序数相差2,质量数相差4。如， 22688Ra 22286Rn + 42He 3. -衰变 ：原子核自发地放射出 -粒子 (即电子 )而转变成其它元素原子核的过程叫-衰变 . 实 质是母核内一个中子分裂为一个质子、一个电

18、子（即- 质点，被射出核外） ；如 : 8737Rb 8738Sr + - ；4019K 4020Ca+ - ， -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的衰变方式叫做单衰变。 6.电子捕获 ：原子核自发地从K 层或 L 层电子轨道上吸取一个电子（多数为K 层捕获），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

19、： 4019K+ e- 4018Ar；13857La + e- 13856Ba 7.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后稳定的子核这一个系列 8.衰变常数 ： 卢瑟福认为 : 放射性元素在单位时间内衰变掉的原子数与现存的母核数成正比,其公 式为 :- N/t= N 式中 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一半所需的时间。 10. 分支衰变 ：一种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(- t), 表明放射性同位数随时间按指数规律而衰减

20、，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的碎片, 同时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+65Tb 13.BABI : 地球锶同位素的演化大约在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)比值作为标准。 14、地球Sr 的演化 ： （图） 地球形成后 ,因 87Rb 不断衰变成87Sr,而 86Sr 保持不变 ,故 87Sr/86Sr 比值不断增长。 现今未亏

21、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 比值大约是上地幔的十倍，且富含放射成因锶87Sr* ，锶同位素沿着Rb/Sr=0.15 的 直线（ C 线）快速增长，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

22、 ,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、同时形成的、经过锶均一化的、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 同 的 初 始 值 (87Sr/86Sr)0 ， 87Sr/86Sr 的 增 长 方 程 式 为:(87Sr/86Sr)= (87Sr/86Sr)0 + (87Rb/86Sr)(et1)Y =b+xm 该组岩石或矿物的数据投点都落在 以(87Sr

23、/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,在一个以上UTh 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

24、： 指在一个U -Th Pb系统中演化的铅,又叫单阶段正常普通铅. (无 U -Th 矿物 ); 其特 征值为 := 238 U /204 Pb = 8.686 - 9.238;= 232Th/ 204Pb = 35 - 41;= 235 U / 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获的铅,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普通铅. 21、模式年龄：对于Rb/Sr 等时线测年，(87Sr/86Sr)= (87Sr/86Sr)0 + (87Rb/86Sr)(e t1)其中 (87Sr/

25、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，表示普通铅的演化，外图是V、Th、J 铅； 208Pb=52%、206 Pb=19、 207Pb=20 23、 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 = (143Nd0144Nd) = 0.51264CHUR (147Sm/ 144Nd) CHUR0 = 0.1967 24、现代碳标准

26、：美国 NBC( 国家标准局 )提供的草酸标准SRM 4990,即以 1950 年草酸放射性比 度 95%为现代碳标准比度: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 发生交换的各种含碳物质中,这种有交 换关系的碳称为交换碳.交换碳约占地球总碳的1/1000. 26、死碳 ：地球上不与大气CO2 发生交换的碳称为死碳,即交换碳之外所有的碳,例如各种碳酸盐 岩和死亡动植物的残骸遗物等. 27、现代碳 ：与现代大气CO2 发生交换并处于平衡的各种含碳物质称为. 28、稳定同位素：指无可测放射性的同

27、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（Z20 ）的相对质量差较大（A / A 10%）,在地质作 用中由于这种质量差所引起的同位素以不同的比值分配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，而残余水相中则相对富集D216O 和 H218O 。 30、 值：%o=(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 -为标准的重轻同位素比值.例如 : D=(D/H) 样- (D/H) 标 (D/

28、H) 标 1000 31、同位素效应：由于同位素质量的微小差别,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：氢和氧的世界标准,为大西洋、太平洋和印度洋500-2000M深范围内采集的等体积 海水混合而成 ,其同位素组成为:(D/H)=(155.76 0.05) 10-6 ;(18O/16O)=(2005.20 O.45)10-6 ; 规定 : D = 0.00;18O = 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的美洲拟箭石的鞘,碳酸钙 样品 (该样品已枯竭),同位素组成 : (13C/12C)= 1123.73 10

29、-5 ,(18O/16O)= 2067.1 10-6 规定 : 13C = 0.00 ;18OSMOW = 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的陨硫铁.其同位素组成 为:(34S/32S)=0.045 或者 (32S/34S)=22.22,规定 :34S = 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=10.294 208Pb =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同分子中而发生分

30、异叫作平衡分馏。也称为同位素交换反应。 达到同位素交换平衡时共存相同位素相对丰度比值为一常数，称为分馏系数 。它两种物质之间 同位素分馏的程度。交换反应特点 :A.就化学分子而言, 没有发生变化 ,即没有新物质形成. B.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的程度. 36、雨水线方程：H.Craig(1961) 认为大气水的 D 和 18O 之间有 D = 8 18O+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 相 _相 =1000 ln 矿 _矿 = A（106）/T2 += 相 _相 =A（1

31、06） /T2 +。1000 ln矿 _矿 = 1000 ln矿 -水 - 1000 ln2 矿-水 = 相 _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: 如果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, 并依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 ; 如果有

32、 , 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、同时形成的、经过锶均一化 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, 它们具有相同的初始值 (87Sr/86Sr)0 87Sr/86Sr的增长方程式为:(87Sr/86Sr )= (87Sr/86Sr)0 + (87Rb/86Sr)(e t 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

33、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 t0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）: 低初始值的花岗岩

34、: 初始值 (87Sr/86Sr)00.706 ，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。 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 石在形成以前， 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。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

35、。物 质来源 -可能是多种来源，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 -可能有多种壳幔物质混和方式. 例如：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不一致年龄处理谐和曲线法（图）：一致年龄和不一致年龄：一致曲线: 如果样品的 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加, 在 207Pb*/ 235U 和 206Pb*/ 238U为横纵坐标的图上, 样

36、品 207Pb*/ 235U和 206Pb*/238U 比值的坐标点必定 落在铅正常增长的曲线上-即一致曲线上. 不一致线 : 如果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: 如 果样品的铅丢失或铀获得, 则坐标点落在一致曲线的下方; 如果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, 随后又保持封闭, 那么一组经历相同的样品, 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 ,

37、 即不一致线。 5. Pb Pb 等时线法原理和优点（上图）： 原理 ： 238U8+ 6-+ 206Pb + Q 235U7+ 4-+ 207Pb + Q 207Pb/206Pb 的比值：（取全岩样品） 207Pb = 207Pb/204Pb (207Pb / 204Pb)0 = (e235t1) 206Pb 206Pb/204Pb -(206Pb/ 204Pb)0 137.88 (e238t1) 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= tg = (e235t1) 137.88 (e238t 1)

38、优点： 1 精度高；2不直接接触放射性样品。 6.Sm-Nd 模式年龄计时原理方法：（2 图） 7.大气水同位素组成的特点及影响大气水同位素组成的基本原因是什么：（1）.大气水的同位素比 海水贫 D 和 18O,多为负值 ,且同位素变化大:D = +50 -500 ; 18O = +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 D 和18O 接近 0,由低纬度到高纬度重 同位素亏损 ,D 和 18O 值规律地减小; 2)大陆效应 :自海岸到内陆,雨雪的 D 和18O 值减小 ; 3) 海拔效应 :随海拔升高 ,雨雪的 D 和18O 值减小 ; 4)季节效

39、应 :冬季雨雪水相对夏季亏损重同位素, D 和 18O 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显著. 3. 雨水线关系 :大气水的 D 和18O 之间有 D = 818O+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 180 依次降低的次序是什么：（）超基 性岩 :18O = 5.0 6.0(与球粒陨石同)D = - 60 -90 (角闪石 );基性岩 :18O = 5.3 7.4 (辉长岩 ) 18O = 5.67.6 (斜长石 )； 中性岩 : 18O = 5.47.4 (安山岩 )18O = 5.87.7 (粗面岩 )；

40、酸性岩 : 18O = 6.013 (花岗岩 )。 I 型18O = 7.5 10 S型18O = 1013 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经过深埋运 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-；D=0%0（与海水一样）

41、；18O=+1.4（与海水一样） ；PH=3.0；水温 350. 3 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加而降低的 现象，其原因是溶解的盐类降低了水的活度。 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呈现有规律的交替。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，随物理化学条件的改变，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

42、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 D=-40-80%0 ，18O=+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

43、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同要发生相互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 - ( 相数 ) 10 柯尔仁斯基相律(开放体系 ): (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

44、组分数。说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 :两种不同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 起了相互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. 两种不同成分的岩石: 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同，分成多种物化条件不同的体系，即为地球化 学储存库

45、，地表的储存库有海水、陆壳、洋壳、大气圈等，储存的元素各不相同。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，同时，个储存库又是元素循环历史中某一阶段 的聚集体。有意义的地滑储存库界面： 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)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：主要是长石、云母、角闪石类，水解 之 后 可 形 成

46、 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、铝的分离： （3）长石风化壳中矿物的稳定性特征：在 25 和 101325Pa时的活度活度图解长石风化的两种可能产物，伊利石和高岭石的稳定场作为K+H+ 和溶解SiO2 活度的函数而被表示。斜线

47、表示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；254-400 以富铝土矿风化壳为特征。 4.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

48、 用 如 下 ： Fe2SiO4+1/2O2+2H2O-Fe2O3+H4SiO4；2FeS+7O2+2H2O-2FeSO4+2H2SO4 B.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： FeS2 FeSO4.7H2O Fe2(SO4)3.8H2O KFe3(SO4)2(OH)6 2Fe2O3.3H2O PH6 2.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PHEH 相图知： Fe 2+ -在强酸性条件下稳定，还原环境易溶解、迁移； Fe 3+ -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主要 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