地球化学复习资料要点.docx

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、辉石组成。划分为： E 群顽

2、火辉石 球粒陨石，比较稀少；O群一一普通球粒陨石：H亚群一高铁群，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 亚群群低铁低金属亚群； C 群群群碳质球粒陨石，含有碳的有机化合物和含水硅酸盐，如烷烃、 芳煌、烯烧、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I型、n型和 出型。I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化学成分

3、 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群铁相的平均成分加 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 同的陨石群石陨石、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个

4、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：HHeONCSiMg弛球;FeOMgSiNiSCaAlCaNa 地壳：OSiAlFeCaNaKMgTiH 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。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）一一奥多-哈根斯法则；。3四倍原则：如O（A=16）,质子数为4的倍数C4 Li、P、 B丰度很低，为亏损元素（核子结合能低，形成后易分解）。 5Fe和。过量（核子结合能最高，核 子稳定）06原子序数（质子数或中子数）是“幻数”的元素丰度高（氨、氧、钙等：2、8、1

6、4、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， 当中子子和质子子比例适当时核最稳定。 如在原子序子20 的轻核中，中子/质子等于一是，核最稳定，由此可以说明Q Mg Si、Ca的丰度较大的原因；随原子序数增大，核内质子间的斥力大于核力，核子的结合能降低，原子核就趋于不稳定，所以元素同位素 的丰度就要降低；偶子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；中子子等 于幻子的同位素， 其原子核中的壳层为核子所充满， 形成最

7、为稳定的原子核， 因而具有高的丰度。2与元素起源、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 参加的热核反应，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，造成这种差别的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. 元素克拉克值的意义： （ 1 ）元素克拉克值确定着地壳作为一个物理化学体系的总特征以及地壳中各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

8、散及其程度的标尺；是影响元素地球化学行为的重要因素， 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, 用来与其它星球比较. （3） 克拉克值是影响元素地球化学性质的重要因素: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、RbKCs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。所以，自然界仅3000种矿物，而实验室可有数十万种化合物。N（独立矿物

9、数）=200 X 4 VzK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 , 反映地质体中某元素的浓集程度。浓度克拉克值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 v Th/u 5牡矿化（7）利用克拉克值估算矿产资源的储量1）Au的

10、克拉克值 3.5 PPb,地壳质量24X1018吨;2）地壳中Au为24X1018 X 3.5 X 10-9吨=84 X 109吨;3）陆地质量为地壳的62.9%,则陆地 Au为84 X 109X 62.9% =53 X 109吨4）美国占世界陆地的 1/17.3,所以美国陆地的 Au为53X 109 + 17.3 =3.064 X 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 X 109 + 36.5=84 X 106吨； 专家预计美国可回收Au资源为8.6 X 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

11、量之比为 F=8.6 X 103+2098 =4.1 ;说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: 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 、

12、 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 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（一AGf）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

13、象规律、为什么说类质同象是微量元素分配结合的规律、类质同象的地质应用： 1） 戈尔德施密特法则： 考虑电价、半径因素，适用于结晶过程中的离子键化合物（1）若两种离子电价相同、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早期结晶的矿物中，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同, 则较高价离子优先进入晶格，集中于较早期结晶的矿物中，称为中t获II;而较低价离子集中于较晚期结晶的矿物中，称为-W许1如Sc3+ （角闪石、辉石，基性岩中）与 Li+ （黑云母与电气石，酸性

14、岩或 伟晶岩中），丫3+ （磷灰石、楣石、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 : 更适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 同时 , 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+

15、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:多个性质相似的元素依次连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）2O6 3 ）为什么 ： 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

16、是制约 元素质点在矿物晶格中占据的元素分配规律，因此说4 ）地质意义：对微量元素的分配、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配 。 一种元素在同一岩石各组成矿物间的分配往往极不均匀,这种不均匀分配受结晶化学和热力学多方面的控制 ,但主要受类质同象规律和分配定律的制约。例如 :Ba、 Rb、 Pb 在硅酸盐矿物 中主要类质同象 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

17、 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时,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: 同一种矿物在不同成因条件下往往有不同特征的类质同象元素组合,据此可以推测矿物的形成环境。

18、例如:磁铁矿Fe2+O.Fe3+2O3有两个类质同象系列：Fe2+类质同象系 歹U：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,能够与主量元素发生类质同象的微量元素会 点体化学分散口例如Rb因与K类质同象

19、而分散；不能与主量元素发生类质 同象的微量元素，则在残余熔体中富集，有可能在适当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 成余富集1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（79） X10-6，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（35） x 1

20、0-6，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 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+不断积累以致病.4 . 地壳中元素的赋存形式有哪些?有哪些研究方法?有什么地质意义？（1）地壳中元素的赋存形式： 1）独立矿物形式-指粒度 0.001 mm,有特定化学性质，用肉眼或显微镜可见,可

21、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、 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

22、)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+& Mo+6 V+S As+5一呈高价离子迁移； 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)2 pH=9.0 ; Mg(OH)2 pH=10.5 ; KOH pH11; NaOH氢氢氧化物溶度积的小一大： Hg2+Ni2+Cu2+Zn2+Fe2+ Pb2+Co2+Cd2+ Mn2+ 偏碱性的元素有

23、可能在较高的 PH 范围迁 移。 (3) 同一元素不同价态的氢氧化物沉淀时的 pH 值不同 : 例如： Fe(OH)3 pH=2.48; Fe(OH)2 pH=5.5(4)弱电解质 CO2 H2s等在不同pH的水中溶解形式不同.例如:CO2在水中溶解形式有 HCO3r CO3、H2CO3=?溶液pH变化时，对不同性质组份的溶解度产生不同的影响：当pH由小-大时，有三种情况溶解度减少：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

24、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， 如果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，即凡是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+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 介 质的Eh0.771ev时，式可以反应，式不能进行反应，则 Fe3+沉淀与Mn2钺存。实际上， 在酸性介质中，即pH=1_7时, 氧化的上限为1.

25、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均在，而不可能有 Mn4疥在。b.碱性介质 pH7时，可以出现 Mn4+OW淀:Fe（OH）2+OH-Fe（OH）3+e Eho= -0.56 Mn （OH）2+2（OH ）;Mn 4+ O2 J +2H2O+2 e ; Eho= -0.05 所以，任何时彳都见不到Fe（OH）2与MnO发生第四章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

26、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。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、

27、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施两平衡相（A和B相）间的分配为一常数.

28、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）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 = E 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、

29、 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 Fe、 Co、 Ni 、 Cr、 Mg 等9.8Eu异常：8 Eu= Eu/Eu* =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8 Eu负异常。10 . SCe异常：SCe =Ce/Ce*=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8 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

30、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A 210。2 . “衰变：原子核自发地放射出a粒子（即氨核42He）而转变成其它元素原子核的过程叫a衰变。a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 . 3 -衰变：原子核自发地放射出3 -粒子（即电子）而转变成其它元素原子核的过程叫3 -衰变.实质是母核内一个中子分裂为一个质子、一个电子（ 即3 -质点，被射出核外）；如：8737Rb -8738S