绪论
●地球化学定义
●地球化学学科的特点和基本问题
●地球化学学科的研究思路和研究方法
●地球化学与化学、与地球科学其它学科的联系和区别。
1.元素分布与分配的概念（分布→整体，分配→局部）
分布: 是指元素在研究体系中（太阳、陨石、地球、地壳、地区等）的总体平均含量。
分配: 指的是元素在研究体系中各部分或各区段中的含量。
2.地球化学体系
按照地球化学的观点，我们把所要研究的对象看作是一个地球化学体系，每个地球化学体系都有一定的空间，都处于特定的物理化学状态（C、T、P等），并且有一定的时间连续。这个体系可大可小。某个矿物包裹体，某矿物、某岩石可看作一个地球化学体系，某个地层、岩体、矿床（某个流域、某个城市）也是一个地球化学体系，从更大范围来讲，某一个区域、地壳、地球直至太阳系、整个宇宙都可看作为一个地球化学体系。地球化学的基本问题之一就是研究元素在地球化学体系中的分布（丰度）、分配问题，也就是地球化学体系中“量”的研究。
3.元素丰度的概念
“丰度” 即元素在一个体系中的相对含量，又称为元素在体系中的“分布”。丰度值只反映元素在体系中分布的趋近倾向（平均值）。实际上，元素在体系空间上的分布是不均一的，在较大的体系中这一特征往往更显著。因此，分布还应反映元素在体系中的离散程度。
4.元素在地壳中的克拉克值和浓度克拉克值概念
将元素在地壳中的丰度称克拉克值。
浓度克拉克值 = 某元素在某一地质体中平均含量/某元素的克拉克值:＞1 意味该元素在地质体中集中了;＜1 意味该元素在地质体中分散了
5.太阳系、地球及地壳中元素丰度的研究方法
6.太阳系、地球及地壳中元素丰度特征并讨论它们的异同、分析造成这种现象的原因
7.元素克拉克值的地球化学意义并举例说明
1. 控制元素的地球化学行为
①元素的克拉克值在某种程度上影响元素参加化学过程的浓度，从而支配元素的地球化学行为。例如，地壳元素丰度高的K、Na，在天然水中高浓度，在某些特殊环境中，发生过饱
和作用而形成各种独立矿物（盐类矿床）；而地壳元素丰度低的Rb、 Cs，在天然水中极低浓度，达不到饱和浓度，为此不能形成各种独立矿物而呈分散状态。
②限定自然界的矿物种类及种属实验室条件下，化合成数十万种化合物。自然界中却只有3000多种矿物。
③限制了自然体系的状态实验室条件下可以对体系赋予不同物理化学状态，而自然界体系的状态受到限制，其中的一个重要的因素就是元素丰度的影响。例如，酸碱度pH值在自然界的变化范围比在实验室要窄很多，氧化还原电位也是如此。
④对元素亲氧性和亲硫性的限定在实验室条件下，化合物组成的剂量可以任意调配。在自然条件下，情况就不同了：在地壳O丰度高，S丰度低环境下，Ca元素显然是亲氧的；在地幔，陨石缺O富S环境，能形成CaS(褐硫钙石)。
2.可作为微量元素集中、分散的标尺
①可以为阐明地球化学省(场)特征提供标准。例如在东秦岭地区进行区域地球化学研究表明：东秦岭是一个富Mo贫Cu的地球化学省，Mo元素区域丰度比地壳克拉克值高2.3倍，而Cu元素则低于地壳克拉克值，这样的区域地球化学背景，有利于形成Mo成矿带。
②指示特征的地球化学过程某些元素克拉克比值是相对稳定的，当发现这些元素比值发生了变化，示踪着某种地球化学过程的发生。例如稀土元素比值、Th/U（3.3-3.5）、K/Rb、Zr/Hf、Nb/Ta在地壳环境下，性质相似，难以彼此分离，有相对稳定的比值。一旦某地区、某地质体中的某元素组比值偏离了地壳正常比值，示踪着某种过程的发生。Th/U<2则可认为本区存在铀矿化，Th/U>8-10则可认为本区发生了钍矿化。
3. 地壳丰度对地壳能源的限制
地壳的能源有两个主要来源，一个是太阳能，另外一个是放射性元素的衰变能。放射性衰变能是由放射性元素（K、U、Th）的类型和数量所决定的。例如，地球经过45亿年的演化， 235U 已衰变95％， 238U已衰变掉50%左右，而232Th仅消耗了其总量的20％，周而复始，为地球提供能量。
4、大陆地壳组成对壳幔交换作用的指示地幔橄榄岩产生的原始岩浆是玄武质（基性）;大陆地壳增生通过地幔熔融形成玄武质熔体的添加而实现的;现今的大陆地壳整体却是安山质（中性）
8.区域地壳丰度的研究方法及研究意义
区域浓度克拉克值=某元素在区域内某一地质体中平均含量/某区域元素的丰度值
①区域范围的确定——靶区的选择②研究元素空间上分布规律
③研究元素在时间上的分布规律④研究元素的分布特征的原因
意义：它是决定区域地壳（岩石圈）体系的物源、物理化学特征的重要基础数据；
为研究各类地质地球化学作用、分析区域构造演化历史及区域成矿规律提供重要的基础资料；为研究区域生态环境，为工业、农业、畜牧业、医疗保健等事业提供重要信息。
9.地壳中元素分配不均一性的基本特征
1. 地壳中元素的相对平均含量是极不均一的，丰度最大的元素是O：47%，与丰度最小的元素Rn的6x10-16相差达1017倍。相差十分悬殊。前九种元素：O、Si、Al、Fe、Ca、Na、K、Mg、Ti前五种: 8
2.58% 前九种: 98.13%十五种元素占99.61%，其余元素仅占0.39% 这表明：地壳中只有少数元素在数量上起决定作用，而大部分元素居从属地位。
2. 对比地壳、整个地球和太阳系元素丰度数据发现，它们在元素丰度的排序上有很大的不同：太阳系： H>He>O>Ne>N>C>Si>Mg>Fe>S地球： Fe>O>Mg>Si>Ni>S>Ca>Al>Co>Na地壳： O>Si>Al>Fe>Ca>Na>K>Mg>Ti>H 与太阳系或宇宙相比，地壳和地球都明显地贫H, He, Ne, N等气体元素；而地壳与整个地球相比，则明显贫Fe和Mg，同时富集Al, K和Na。
3. 地壳中元素丰度不是固定不变的，它是不断变化的开放体系。①地球表层H、He等气体元素逐渐脱离地球重力场；②每天降落到地球表层的地外物质102~105吨；③地壳与地幔的物质交换；④放射性元素衰变；⑤人为活动的干扰。
4. 地壳元素分布的不均一性。包括空间上分布的不均一性和时间上地壳元素分布的不均一性
1、元素的地球化学亲和性
自然体系中元素形成阳离子的能力和所显示出的有选择地与某种阴离子结合的特性，或说阳离子趋向于同某种阴离子结合的倾向。
2、Goldschmidt的元素地球化学分类
在地球系统中丰度最高的阴离子分别为氧和硫，除与该两元素结合外，金属元素的另一重要存在形式为自然金属（及其）互化物，其中丰度最高的元素是Fe。
亲石元素（Silicate Loving）离子的最外电子层具有8电子（S2P6）的惰性气体型的稳定结构，与氧容易成键，主要集中于硅酸盐相。
亲铜元素（Sulfur Loving）离子的最外层电子层具有18铜型结构（s2p6d10），在自然界中容易与硫形成化合物，这些元素主要分配在硫化物相中。
亲铁元素（Iron Loving）离子最电子层具有8-18过渡型结构，这类元素同氧、硫的化合能力较差，倾向于形成自然元素，因此，这类元素倾向分配在金属相中。
亲气元素（Gas Loving）原子最外层具有8个电子，原子半径大，具有挥发性或易形成挥发性化合物，主要分布在大气圈中。
亲生物元素（Bio-loving）这类元素主要富集在生物圈中，如C、N、H、O、P等。
3、元素类质同象概念
●某种物质在一定的外界条件下结晶时，晶体中的部分构造位置被介质中的其他质点
（原子、离子、络离子或分子）所占据而只引起晶格常数的微小改变，晶格构造类型、化学键类型、离子正负电荷的平衡保持不变或相近，这种现象称类质同象。
●混入晶体的物质称为类质同象混入物，含有类质同象混入物的晶体，称为混晶或固溶
体。
4、影响元素类质同象的晶体化学条件
（1）原子或离子半径相近对于离子电价和离子类型相同的离子键化合物，原子或离子半径相近时，易于发生类质同象。
（2）化学键类型相同或相似代换中，不同键性的相对关系接近，是代换的一个重要条件。键性不同，彼此不能置换
（3）代换前后总电价平衡电价补偿：对于离子化合物来说，类质同象代换前后，正负离子电荷保持平衡，否则将引起晶格的破坏。这对于异价类质同象代换有重要意义。1）数目不等的代换：3Mg2+ ? 2Al3+ (云母) 2）高+低 中等离子：∑ Ce3++Na+ 2Ca2+ (磷灰石) 3）成对离子代换：Pb2+ + Al3+ K+ +Si4+ (钾长石) 4）正负离子同时代换: ∑Ce3+ +O2- Ca2+ +F- (磷灰石)
（4）被代换的矿物晶体构造特征被代换的矿物晶体构造愈复杂、松弛(偏离最紧密堆积愈远)，类质同象的可能性愈大。因为这样的晶格，一种离子代换引起的电荷或体积的差异，容易由另外一种离子来进行补偿，甚至在某些铝硅酸盐中由于有较大的空间(10 ? -1000?层间空腔)，一些元素可以完全不顾体积补偿，而进行代换。例：沸石类矿物海绵状晶格中： 2K+ Ba2+, 2K+ Ca2+ , 2Na+ Ca2+
（5）代换的能量角度发生类质同象的元素之间，其形成晶体的生成热应相近
例如：斜长石系列与碱性长石中的钠长石、钾长石之间的代换关系。
5、影响元素类质同象的物理化学条件
组份浓度—“补偿类质同象”：一种熔体或溶液中如果缺乏某种组份，当需要从中结晶出包含此种组份的矿物时，熔体或溶液中性质与之相似的其他元素就可以类质同象代换的方式加以补充。例如： Ca5[F(PO4)3] 磷灰石 熔浆中结晶 (Ca与P浓度成比例)；如果熔体中Ca和P比例失调, P浓度较大而Ca含量不足时,与Ca2+相似的离子将以类质同象代换形式进入磷灰石晶格。
氧化还原电位还原内生条件: Fe2+(0.83?), Mn2+ (0.91?) 亲密共生
氧化表生条件: Fe3+( 0.87?), Mn4+ (0.52?) 彼此分离
温度和压力条件：通常增温促进类质同像置换，降温导致固溶体分解。 (Fe,Ti)2O3晶格中
Fe、Ti均位于氧的八面体空隙中；增温使离子的活动性增强，Fe、Ti可以占据任意的氧离子八面体空隙，即呈无序状态，形成混晶。降温使离子活动性减弱，Fe、Ti只能占据严格一定的空隙位置，即由无序状态转变有序状态，结果一个无序构造(混晶）就分解为两个有序构造(单晶)。(Fe,Ti)2O3Fe2O3+TiO2。压力对于类质同像的影响和温度相反，但研究较少。
6、Goldschmidt的类质同象法则
1）隐蔽法则：两个离子具有相近的半径和相同的电荷，则它们因丰度的比例来决定自身的行为，丰度高的主量元素形成独立矿物，丰度低的微量元素进入矿物晶格，为主量元素所“隐蔽”。如K+(1.33?)为主量元素形成钾长石、石榴石等矿物，Rb+(1.49?)为微量元素以类质同象形式为K+所“隐蔽”。
2）优先法则：两种离子电价相同，半径有别，半径小的离子集中于较早的矿物中，而半径较大的离子（化学键弱）将在晚阶段矿物中富集。如：在岩浆结晶的过程中，早期形成的橄榄石MgO含量高(Mg#大)，而晚期形成的橄榄中FeO含量增加(Mg#下降)。类似的现象还存在于角闪石和黑云母等矿物中。
3）捕获允许法则：如果两个离子半径相近，而电荷不同，较高价离子优先进入较早结晶的矿物晶体中，称“捕获”（capture），低价离子“允许”（admit）进入晚期矿物。高价的Sc3+ 被早期辉石、角闪石等铁镁矿物所“捕获” (Li+ 仍在熔浆中)， Sc在基性、超基性岩中富集。低价的 Li+被晚期黑云母、电气石等铁镁矿物所“允许”。 Li在酸性岩、伟晶岩中富集。
7、Ringwood的电负性法则
对于两个价数和离子半径相似的阳离子，具有较低电负性者将优先被结合。
8、研究元素类质同象的地球化学意义
1. 阐明微量元素在各类岩浆岩中的分布以及微量元素在矿物中分配的实际规律
2. 地球化学中的“指纹”---标型元素组合
3. 矿产资源综合评价与利用
4. 地球化学环境与人体健康
9、晶体化学集中与晶体化学分散概念
一种倾向是选择与自身晶体化学性质相似的造岩元素以类质同象代换方式进入它们的晶格，呈分散状态，称之为“晶体化学分散”。
另一种倾向是那些与造岩元素差别大的微量元素不利于类质同象代换，而在残余熔体中聚积。在某一阶段形成独立矿物（副矿物）或转入到岩浆期后热水溶液中富集成矿，称之为“残余富集”。
10、晶体场理论的要点及应用范围
五重简并：孤立的过渡族元素离子，其5个d轨道的能量相同、电子云呈球形对称，电子在5个d轨道上的分布概率相同。
晶体场分裂：静电作用对中央离子电子层的影响主要体现在配位体形成的负电场对中心d电子起作用，从而使原来简并的5个d 轨道变得能级不同，即消除d轨道的简并。该现象叫d 轨道的能级在配位场(晶体场)中发生了分裂。
晶体场分裂能：d轨道电子能级分裂后的能量差，相当于一个电子从低能级跃迁到高能级轨道所需要的能量。八面体场中用?o表示，四面体中用?t表示。
适用范围
●只适用于第一过渡族元素
●只适用于离子键矿物的晶格，不适合于共价键矿物的晶格
11、八面体、四面体晶体场稳定能和八面体择位能概念
晶体场稳定能CFSE，也称晶体场稳定化能，系指d电子在分裂的d轨道上重新排布，使得配位体系的能量降低，这个总能量的降低值称为晶体场稳定化能。其值越大，配位体系越稳定。由于存在配位方式的差异，过渡族元素的离子分别具有八面体和四面体晶体场稳定能。Cr3+、Ni2+和Co3+等离子具有较大的八面体晶体稳定能，将趋于选择八面体配位位置；Ti4+和Sc3+等离子具有较大的四面体晶体场稳定能，将趋于选择四面体配位位置
过渡族元素离子的八面体与四面体晶体场稳定能之差叫八面体择位能。它反映了一个过渡元素离子对结构中八面体配位位置亲和性的大小。Cr3+、Ni2+、V3+和Mn3+等具有较高的八面体择位能，在氧化物和含氧盐类等矿物中将强烈选择八面体配位位置。
12、晶体场理论应用的地球化学意义
1）阐明岩浆结晶过程中过渡族元素的地球化学行为
2）为评价中酸性斑岩体含矿性提供评价的地球化学指标
3）解释过渡金属离子氧化倾向性的强弱
13、元素的赋存形式及其研究方法
固相
独立矿物：指形成能够用肉眼或在显微镜下进行矿物学研究的颗粒，粒径大于1μm，并且可以用机械的或物理的方法分离出单矿物。
自然界的矿物一般都不是按某种化学式来限定成分的纯净化合物，而往往混有杂质，这种杂质按其聚集和赋存状态可分为五种状态：机械分散物，以固相或流体相存在，成分不同于主矿物的细小独立矿物或固熔体分离结构；吸附相杂质，不参加主矿物晶格，在矿物表面、裂隙面等呈吸附状态；超显微结构混入物，（<0.001mm）它不占主矿物晶格位置，但又不能形
成可以进行矿物学 研究的颗粒，成分和性质不清；与有机质结合的形式，金属有机化合物、金属有机络合物、有机胶体吸附；类质同象，以原子、离子、络离子或分子为单位取代矿物晶格构造位置中的相应质点
液相
离子：元素在水溶液中的常见存在形式：阴、阳离子，络离子，酸根离子等
分子：H2O 、O2、CO2、N2等，有机物也主要以分子形式存在
胶体：Fe 、Mn 、Al 、Si 等溶解度小的元素的主要存在形式
微细颗粒物
研究方法
矿物学观察及X 射线衍射法（XRD ）
电子探针的应用（SEM-EDX ）
同步辐射（XANES ，EXAFS ） 萃取法（偏提取）
14、举例说明Pb 在地壳中的各种存在形式
1. 微量元素概念
微量元素 （痕量元素，trace elements)岩石中含量<0.1%的，用ppm (μg/g, 10-6), 或者 ppb (ng/g, 10-9)表示 不作为体系中任何相的主要化学计量组分存在的元素。对体系的化学和物理性质没有明显影响的元素。在所研究的地球化学体系中，其地球化学行为服从稀溶液定律(亨利定律，Henry ’s Law)的元素。
2. 能斯特分配定律与分配系数
能斯特分配定律表述为：在一定的温度和压力下，微量组份在两平衡共存相中的活度比为常数。
3. 总分配系数概念
在地球化学研究中，需要了解微量元素在岩石与熔体间的分配行为，即需要计算微量元素在由不同矿物组成的岩石和熔体间的总分配系数(微量元素在矿物集合体（岩石）及与之平衡的熔体间的分配关系)。例如地幔岩石发生部分熔融时，了解微量元素在形成的熔体与残留地幔岩石中的分配。总分配系数(D)的计算基于对各组成矿物简单分配系数(KDi )和各组成矿物在岩石中的相对质量百分数(ωi )（即岩石中所有矿物的分配系数与岩石中各矿物含量乘积之
和） :
∑==n i i
i D K D 1ω
4.元素在共存相中分配系数的确定方法
自然体系是多元素共存的多元体系，微量元素参与的地球化学过程受到常量元素所形成相的影响，即微量元素与常量元素间发生的类质同像作用。因此，可用复合分配系数(KD’)代替简单分配系数(KD)，以反映主、微量元素间的相互关系，其表达式为：KD’=(X Tr/X Ma)Ⅱ/ (X Tr/X Ma)Ⅰ式中，X Tr和X Ma分别表示微量元素和主量元素的摩尔分数。在固溶体中，微量元素(Tr)可以类质同像的方式替换主量元素(Ma)。例如，Ni在橄榄石和斜方辉石中可替换主量元素Mg，故Ni在两矿物间的复合分配系数可表达为：KNi’=(Ni/Mg)ol/(Ni/Mg)opx
5.相容元素、不相容元素、大离子亲石元素、高场强元素概念
总分配系数描述了在岩浆形成(部分熔融作用)或结晶过程中，微量元素在固体相与熔体相间的分配特征。因此，根据元素在相平衡条件下优先进入固体或熔体相的趋向，即D值的大小，将微量元素划分为相容元素和不相容元素：
相容元素： D>1，两相平衡时，优先进入结晶矿物相或残留相(岩石发生部分熔融时，趋向“安心”地保留在原岩中)。典型元素：Ni, Co, V, Cr
不相容元素：D<1，两相平衡时，优先进入熔体相，当D<0.1时，可称强不相容元素(岩石发生部分熔融时，趋向离开原来的“家”)。典型元素：大离子亲石元素(LILE)：K, Rb, Cs, Sr, Ba；高场强元素(HFSE)：Nb, Ta, Zr, Hf
场强(Field Strength)=离子半径/离子电价：将场强<0.2的不相容元素称为高场强元素(High field strength elements，HFSE)元素的电荷(Z)与其半径(r )比值称为离子电位，相当于电离势:如果Z/r>3.0 (2.0), 称为高场强元素。
大离子亲石元素（Large Ion Lithophile Elements--LILE）指离子半径大，电荷低，离子电位π<3，易溶于水的元素，化学性质活泼，地球化学活动性强，特别是有流体参与的系统。典型代表为K、Rb、Sr、Ba、Cs、Pb2+、Eu2+等。
高场强元素（High field strength elements--HFSE）离子电价较高、半径较小、具有较高离子场强(为离子电价与半径之比)的元素，其离子电位π>3，难溶于水，典型代表为Nb、Ta、Zr、Hf、P、Th、HREE、Th、Ce、U、Pb4+、Ti等。这些元素地球化学性质一般较稳定，不易受变质、蚀变和风化作用等的影响，因此常用来恢复遭后期变化岩石的原岩性质
6.微量元素地质温度计的原理与方法
●原理相平衡条件下，微量元素在共存相间的分配满足以下关系式：
lnKD = -(ΔH/RT) +B该式为一直线方程，其中“-(ΔH/R)”为斜率，B为截距。
在一定的温度范围内，可将ΔH(热焓)视为常数。因此，上式可描述为分配系数(KD)的对数值与温度的倒数(1/T)间的线性关系。
●应用方法对平衡体系中的共生矿物进行微量元素含量分析，计算出矿物对的微量元
素分配系数，结合根据实验方法或自然观察获得的分配系数与矿物结晶温度的线性关
系式(上式)，计算出矿物的结晶温度。
7. 元素在共存相中分配定律的地球化学意义
1) 定量了解共生矿物相中微量元素的分配行为2) 为研究岩浆、热液和古水体中元素浓度提供了途径3) 分析判断岩浆的结晶演化规律4) 为成矿分析提供理论依据5) 判断成岩和成矿过程的相平衡6) 微量元素分配系数温度计
8. 在岩浆结晶过程中元素分配的定量模型、特征及地球化学应用
矿物从熔体中结晶析出的过程有两种情况：
由于微量元素在晶体中的扩散速度比熔体或液体中慢得多，整体上来不及达到两相间
的完全平衡，而只能形成表面平衡，所形成晶体具环带状构造。因此，结晶过程实际
上是元素在化学不平衡条件下的分配过程。不平衡结晶过程元素的分配行为服从瑞利
分馏定律： 该方程是对随矿物结晶分离作用的发生，微量元素i 在熔体中含量变化的描述。式中，CiL ：矿物分异结晶达F 时岩浆中元素i 的瞬间浓度；Ci0：原始熔浆中元素i 的的浓度；F ：残留熔体相对于原始熔体的百分数（原始熔体分离结晶作用后剩余的部分），反映岩浆的结晶程度；当F=1时，代表结晶作用开始，当F=0时，代表结晶完成。Di ：微量元素i 在矿物与熔体间的分配系数
矿物晶体与熔体之间始终保持化学平衡，即矿物生长过程其内部的化学组成不断调
整，以达到与所处熔体新的化学平衡，由此生成的矿物晶体不发育化学环带—平衡结
晶作用。其相应的描述方程为： 意义：1）定量研究岩浆结晶过程中微量元素的化学演化规律；2）对岩浆成矿潜力进行判断；
3）探讨岩石成因
9. 在部分熔融过程中元素分配的定量模型、特征及地球化学应用
若在整个部分熔融过程中，熔体与残留固体(源区岩石)间始终保持化学平衡，直到熔体离开源区。这种熔融作用称为批次熔融(Batch melting)，也称平衡熔融或一次熔融。为简化微量元素在所形成的熔体中的浓度(含量)与部分熔融程度之间定量关系的推导过程，作了如下假定： （1）在整个部分熔融过程中，微量元素在固相(源岩)和液相(熔体)之间的总分配系数保持不变；（2）整个熔融过程中，残余固相中各矿物相(主要造岩矿物)对形成熔体的贡献比例保持不变（贡献量不变）。这些设定也是应用后述模型的前提条件。
基于前述设定，在平衡部分熔融过程中，微量元素i 在固相和熔体相中的浓度可由质量平衡关系获得： 式中: Cio 是微量元素i 于熔融作用发生前在固相母岩(源岩)中的含量；CiL 是微量元素i 在熔融过程中在熔体中的含量；CiS 是微量元素i 在熔融过程中在残余固相中的含量；F 是部分熔融程度，即形成的熔体占母岩的重量百分比例。F 值等于0，表示部分熔融作用还未发生，而F=1表示全部的源区岩石均发生熔融，因此自然过程发生的部分熔融作用，其F 值总10-?=i D i i L F
C C F F
D C C i i i L +-?
=)1(10i S
i L i C F C F C )1( 0-+=
是介于0-1之间。
10.岩浆结晶过程和部分熔融过程的判别方法
对于固-液相分配系数低的微量元素(即强不相容元素，称为超岩浆元素) ，如Ta、Th、La、Ce等，它们总分配系数很低，近于零，与0.2-0.5比较(多数情况下岩石发生部分熔融的F 值上限)可忽略不计。在部分熔融过程中(图解上主要为部分熔融程度F=0-0.3的范围)，熔体中这类元素的浓度变化较大，但在分离结晶作用过程，熔体中这类元素的含量变化相对较缓(从结晶开始至结晶完成的F=0 -1的范围)。
11.稀土元素的基本地球化学性质
●镧系元素由57至71号元素组成，增加的电子充填在4f和5d亚层，而不是最外层，
因此，这十五(14)个元素在自然界中密切共生，常成组进入矿物晶格；稀土元素容易失去的是外层6s25d1或6s24f1的三个电子，从而在自然界中主要呈三价；
●元素Y是5周期过渡元素的起点，次外层d型充填，外电子排布为5s24d1 ，呈三价
阳离子，其离子半径为88pm，与HREE的+3价离子相似(Er3+=88.1pm)。元素Sc的+3离子与Lu3+相似，性质上也与HREE相似。
12.稀土元素的数据处理方法及有关参数的计算方法（稀土元素配分模式图、ΣREE 、∑LREE/∑ HREE或ΣCe/ΣY 、(La/Yb)N ）
1）REE 组成(配分)模式图：在同一幅二维图解中，将样品的全部14个稀土元素的组成特征表达出来。将样品的稀土元素含量用球粒陨石进行标准化(根据研究需要，也可采用其它参考物质组成作为标准化值)，以标准化后数据为纵坐标(自然对数刻度)，以稀土元素的原子序数增加的序次为横坐标作图所获得的曲线。该图解称稀土元素的配分模式图，也称曾田彰正—科里尔图解(图件发明者)。
2）稀土元素总量：用符号ΣREE表示，代表全部REE元素含量的累加结果，常以ppm或者10－6为单位。应用ΣREE参数时需注意，部分作者采用14个自然界镧系元素加上元素Y计算总和，而另外的作者仅加和镧系元素。由于稀土元素属不相容元素，故总体上表现为从超基性岩、基性岩、中性岩至酸性岩，ΣREE值逐渐增高。相对于碳酸岩，沉积岩中细粒碎屑岩和砂岩ΣREE值较高，应主要反映了富集REE的副矿物和粘土矿物选择性吸附的结果，而非源区特征。因此，对于变质岩和壳源岩浆岩，ΣREE能对其原岩或源岩的性质进行定性的指示。
3）轻-重稀土元素比值：根据REE的分组，分别对LREE和HREE两组稀土元素的含量进行累加后相除获得，可表达为∑LREE/∑ HREE或ΣCe/ΣY。由于HREE和LREE在岩浆作用过程的相容性程度不同，该比值实际上反映了岩浆岩样品在结晶作用过程中所代表的岩浆结晶分异的程度，因而可为判别岩浆早期结晶矿物的特征或对岩浆残余源岩的REE组成等的分析提供判断的依据。
4）(La/Yb)N、(La/Lu)N、(Ce/Yb)N比值：由于REE属于镧系元素，在岩浆作用过程它们
之间发生的相对分异在其标准化曲线上呈渐变形式(除发生Ce 、Eu 异常外)，因此可用稀土元素分组中的代表元素代表各组REE 的组成，进而用其比值来描述整个REE 的配分曲线特征。上述三项比值的意义相近，可用于指示REE 配分曲线的斜率，即LREE 和HREE 的相对分异程度。式中的下标“N”表示其比值是经标准化后的比值(而非含量的直接比值)。在实际应用中，采用较多的是(La/Yb)N 比值，而(La/Lu)N 比值很少采用，原因是尽管Lu 代表了REE 中最后一个重稀土元素，但其在自然界中的含量较低，在分析过程中测试误差相对较大(尤其是早期的分析数据，部分结果中甚至难以报出有效的Lu 含量)。
5） (La/Sm)N 、(Gd/Lu)N 、 (Gd/Yb)N ：对LREE 和HREE 内部发生分馏的程度进行指示。例如，样品(La/Sm)N 比值较高，而(Gd/Yb)N 比值较低，显示该样品的REE 配分曲线中，LREE 分异明显，但HREE 分异较小或相对平坦。Sun 等(1989)根据洋中脊玄武岩中(La/Sm)N 比值，将MORB 划分出三种类型：＞1：P 型，即富集型，即地幔热柱或异常型，对应的REE 配分型式为LREE 富集型；≈1：T 型，即过渡型；＜1：N 型，即正常型，对应的REE 配分型式为LREE 亏损型。
13. Eu 异常、Ce 异常的概念及计算公式
元素的性质和不同矿物的结构决定了微量元素发生类质同像的行为存在差异，即不同矿物具有不同的REE 分配系数，含钙斜长石相对富集LREE(离子半径所决定)，但更选择性地富集+2价的Eu ，斜长石对Eu2+的分配系数远远大于其它REE ，即Eu2+的性质表现为对钙长石具强相容性，而对+3价的Eu3+富集能力一般。因此，岩浆岩中Eu 异常的产生主要是由于作为主要造岩矿物的斜长石的结晶所致，如在岩浆分离结晶过程中，斜长石的大量晶出将导致残余熔体中形成明显负异常 。
事实上，钙长石的结晶，不仅导致了Eu 相对其它REE 的相对富集，也导致以类质同像行为进入钙长石的微量元素Sr 发生相对富集。因此，若岩浆结晶过程的早期形成了富含大量钙斜长石的岩浆岩，在地球化学特征上将具有高Ca 、高Sr 和Eu 的正异常，而残余岩浆演化形成的岩石将形成明显的低钙、低锶和Eu 的负异常。
14. 稀土元素对岩石成因的指示意义
不同成因和构造环境类型的岩石具有相应的REE 配分模式
15. 变质原岩恢复的地球化学方法
在区域变质作用过程中，由于温度和压力条件的改变，导致原岩矿物发生变质，形成不同的新矿物。在这一过程中，不同性质的元素将发生不同程度的体系开放。但已有的研究积累表明，稀土元素和高强场元素在角闪岩相和甚至部分麻粒岩相的变质条件下，含量可能发生一些变化，但元素的组成模式或比值可基本保持稳定，据此设计的图解成为地球化学研究中恢复变质原岩重要的依据。
N
N N N N N N N N N N N Pr La Ce Ce Ce Pr La Ce Ce Ce Gd Sm Eu Eu Eu Gd Sm Eu Eu Eu ?=+?=?=+?=****/ ;2// ;2/
16.石榴石和长石的REE组成特征分别是什么？
分配系数的变化造成REE间的分异；有些矿物优先富集HREE（如锆石、石榴石），有些优先富集MREE（如磷灰石、单斜辉石、普通角闪石），有些优先富集LREE（如褐帘石）斜长石和钾长石的结晶可造成熔体中Eu负异常，石榴石、磷灰石、普通角闪石、单斜辉石和紫苏辉石的存在可在熔体中造成Eu的相对富集形成Eu正异常。
17.微量元素蜘网图及其意义
相对于主量元素，地质样品微量元素的数量较多，如地质样品常规的ICP-MS分析，可获得约为40个微量元素的含量数据，包括相容元素(Cr、Co、Ni等)、大离子亲石元素、高强场元素和稀土元素。
由于主量元素数量有限，通常采用Harker图解，即各主量元素或它们之间的比值相对SiO2含量作二维图解，对于基性岩样品，也可采用MgO代替SiO2的方法作图，获得一个图解组，用于反映随岩浆结晶分异作用的发生，各主量元素含量的变化趋势。(问题：岩浆结晶分异作用过程中，MgO和SiO2的含量如何变化？)
如果采用同样的方法对微量元素进行类似的作图表达，显然构成图解组中的图解数量过大，且相对分散的元素表达也不便于对样品中不同元素的相互关系进行直观的比较。基于上述原因，有研究者采用了在同一图解中将不同的微量元素以及部分主量元素的组成特征反映出来的方法，称为多元素“蛛网图”(multi-element spider diagram或spidergram)。
意义：（1）进行岩石分类
（2）研究岩石成因（模拟计算反演源岩和过程）
（3）鉴别岩石形成的构造环境
18.微量元素对岩石形成构造环境进行判别时应注意的问题
●多解性、适用条件：上述图解是根据已知环境中形成的岩浆或沉积岩等的地球化学特
征总结出来的，因此应用不同作者获得图解时会遇到多解性的现象，即得到不同判别结果。产生该现象原因可能来自图件的适用性范围与研究者的样品不同，或样品代表性不够(如幔源岩石受到了地壳的混染)。因此在应用中，选择好具代表性的样品和了解图件的适用范围十分重要
●以地质-地球化学调查为基础，多岩类配套分析：当研究的对象中存在多种岩类组合
时，应统筹考虑各岩系的特点，进而使所获得的结论具有在逻辑上的合理性。如，对酸性和基性火山岩互层的岩套进行研究时，不能得出基性岩为MORB，而酸性岩为岛弧环境流纹岩的结论；
●多图解：目前可用的判别图解较多，单一图件的判别结果可能存在一定程度的偶然性，
应尝试采用多种图解来获得相对统一的判别结果，以增加研究结论的说服能力；
●多手段：地球化学数据的多解性是地球化学研究工作中常遇到的突出问题，故在研究
工作中，应结合除微量元素以外的地球化学证据，如同位素地球化学特征等。
19. Mg#、ACNK 指数的意义与计算方法
● 基性岩浆的结晶过程将按鲍文序列结晶形成不同的矿物，即早期结晶的矿物以富镁的
矿物为主。为了解岩浆岩所代表的岩浆结晶分异演化的程度和过程，常用Mg#来指示，其定义式为： 注意：计算式中的Mg 和Fe2+均为原子数，即需将元素(氧化物)的含量除以其分子量。
● 在实际应用中，当主量元素的数据来自XRF 分析结果时，由于缺乏Fe2+的含量(只有
全铁的含量)，常采用以下两种方式之一进行处理：
1. 用全铁量代表亚铁的量(即假设全部Fe 为二价离子)（Mg 、Fe 质高）；
2. 设定Fe2+在全铁中的比例（根据统计结果），然后计算亚铁的含量。通常采
用的比例(Fe2+/Fe_total)为：
玄武岩和玄武安山岩=0.9；安山岩=0.85；英安岩=0.8；流纹岩=0.7
● 因此，在进行Mg#计算时，必须说明计算式中Fe 的处理方式。
铝饱和指数(ACNK)
● 定义：ACNK=Al2O3／(CaO+Na2O+K2O)
● 计算：各氧化物项均为摩尔数(分子数)
ACNK>1，铝过饱和—过铝质系列；
ACNK<1，铝不饱和—准铝质系列。
● 意义：主要应用于对花岗质岩浆岩源区的判别。通常过铝质系列来源于副变质岩(变
沉积岩)源区。
20. Harker 图解的特点与用途
● 正如微量元素的表达一样，研究者通常应用不同的图解方法，将样品的常量元素特征
直观而突出地表达出来。
● 由于常量元素的数量相对微量元素而言较少，因而较少采用将全部元素全部表示于同
一图解。
● 通常采用的方法是以SiO2含量为横坐标，以其它常量元素(氧化物形式)为纵坐标分
别作图，该图组称Harker 图解。
● 除常量元素外，Harker 图解中也可用微量元素(含量或比值)和同位素组成；
● 对于基性-超基性岩，可用MgO 含量或Mg#代替SiO2，可更有效地反映岩浆的结晶分
异和化学演化特征。
第五章
+
+=2#Fe Mg Mg Mg
1.何为“同位素”、“放射性同位素”、“放射成因同位素”？
●具相同质子数、不同质量数核素的总和，称为元素的同位素，它们在元素周期表上占
据相同的位置。
●发生放射性衰变的同位素称放射性同位素或母体同位素。
●放射性衰变过程中及最终形成的稳定同位素称为放射成因同位素或子体同位素。
2.同位素发生放射性衰变的原因是什么？有几种衰变形式（请举例说明）？
自然界中部分核素在能量上处于不稳定状态，自发地从某一元素的同位素衰变成为另一元素的同位素，并伴随各种粒子形式的能量释放的过程称为放射性衰变。
1.β-衰变
●原子核中一个中子分裂成为一个质子和一个电子（即β-粒子或β-质点），β-质点
被射出核外，同时放出中微子v的过程称为β-衰变。
●反应通式为：AZX→AZ+1Y+β-+v+E，其中Z为核电荷数，A为质量数。
●衰变结果：原子核内减少一个中子，增加一个质子，质量数不变，核电荷数增加1，
原子
序数增加1，元素变为周期
表右侧的相邻元素。
如：8737Rb→8738Sr+β-
4019K→4020Ca+β-
2. 电子捕获衰变（β+衰变）
●原子核自发地从K或L层电子轨道上捕获一个电子（多数为K层捕获），与一个质子
结合转变成一个中子，亦即一个质子转变为一个中子和一个正电子，正电子发射出来就是β+粒子；它是β-衰变的逆反应（并非可逆反应）。
●反应通式为：AZX+e→AZ-1Y+E
●衰变结果：原子核内减少一个质子，增加一个中子，质量数不变，核电荷数减少1，
原子序数减少1，元素变为周期表左侧的相邻元素。如：4019K+e→4018Ar 。
以上8737Rb与8738Sr、4019K与4020Ca、 4019K与4018Ar等母、子体同位素为同量异位素，故β-衰变和电子捕获衰变又被统称为同量异位素衰变。
3. 重粒子衰变（α衰变）
●放射性母体同位素（重核，原子序数通常大于83（Bi））放射出α粒子而转变为另
一个新的子体核素。
●α粒子由2个质子和2个中子组成，带正电荷＋2。实际为He原子核，即He2+，称
四粒子组。
●反应通式为：AZX+e→A-4Z-2Y+α
●衰变结果：原子核内减少2个质子和2个中子,质量数减少4，核电荷数减少2，原
子序数减少2,元素在元素周期表中向左移动2格。
如：23892U→23490Th+42He 22688Ra→22286Rn+42He（镭-氡）
4. 重核裂变
重同位素自发地分裂为2-3片原子量大致相同的碎片。如：238U、235U和232Th等重核都可能发生这种裂变。
3.放射性同位素定年的原理和基本公式是什么？
(1) 衰变作用是发生在原子核内部的反应，反应结果
是由一种核素变成另一种核素；
(2) 多数衰变自发地不断进行，并有恒定的衰变比例；
(3) 衰变反应不受温度、压力、电磁场和原子核存在
形式等物理化学条件的影响；
(4) 衰变前和衰变后核素的原子数只是时间的函数。
4.何为λ常数、半衰期、同位素等时线？
放射性同位素在单位时间内衰变掉的原子数与现存的母核数成正比。其数学表达式为:
式中N为在t时刻存在的母体原子数；
也就
随时间减少；
公式中λ为衰变速率常数，表示单位时间内放射性核素的原子发生衰变的概率（Probability)，它是每个放射性核素的特征值，称之为衰变常数，用实验方法测定获得，其量纲为时间单位的倒数，如1/年或1/秒等。
对于任一放射性同位素体系，放射性核素母体原子衰变完一半所需要的时间称为半衰期，以T1/2表示。
半衰期用来衡量放射性母体同位素发生放射性衰变的相对快慢，与λ呈反比关系，衰变常数λ值愈小，半衰期愈长，发生放射性衰变的速率愈慢，核的寿命也愈长。
除非假定样品形成时子体同位素的初始比值，单一样品同位素分析难于确定地质体的形成时代。
对于同期同源的一套地质样品，它们应有相同的初始子体同位素比值和形成时间，即在放射成因子体同位素衰变方程中，各样品均具相同的参数：
表现为各样品沿以初始子体同位素比值为截距，以(eλt-1)为斜率的直线分布，这条直线称为等时线。故对一套同源同期样品进行同位素测定，对各样品点进行线性拟合，可对该地质体进行定年和初始比值确定。
5.放射性同位素定年的前提是什么？
衰变的最终产物是稳定同位素。
必须准确知道或能有效校正岩石或矿物形成时就己经存在的子体同位素初始比值（含量）。
能够精确测定获得放射性母体同位素的半衰期和衰变常数，同时，用作年龄测定的放射性母体同位素的半衰期应与所测地质体的年龄大体相当（？）。
准确知道放射性母体同位素的种类和相对丰度，并有精确测定计算岩石或矿物中母、子体同位素比值和含量的高精度的同位素制样和质谱测定实验室方法技术。
自岩石或矿物形成以来，同位素体系保持封闭，母体和子体核素只因衰变反应而改变，没有因后期地质作用（如变质、热液蚀变、风化等）的影响而发生母、子体同位素的带入或迁出。
6.用同位素等时线法测量地质年龄的基本要求是什么？
具相同的物质来源—同源
具相同的形成时代—同期
同位素体系未受后期地质作用明显改造和明显的围岩混染—封闭（采样时不要在接触带上采）
组成等时线的样品具合适的N/D比值变化
7. 同位素封闭温度和冷却年龄的概念
在地质事件（侵入体的结晶和变质作用等）中，对各种同位素定年体系来说，封闭温度不是在矿物、岩石形成时的那一瞬间就开始计时，而是必须当温度降低到能使该计时体系达到封闭状态时，即子体由于热扩散丢失可以忽略不计时，子体才开始积累，这个开始计时的温度就是封闭温度，得到的年龄即为表面年龄或称冷却年龄。
8. Rb-Sr 同位素体系定年的特点是什么？需注意什么？
Rb ：分散元素，通常不形成独立矿物；其离子半径（0.148 nm ）与K+（0.133 nm ）相近，Rb+能在所有含K 矿物中置换K+，故在一般含K 矿物中都有一定量的Rb 存在。
由于Rb-Sr 元素的易活动性，当所研究的地质体发生过有流体作用参与的变质作用后，其同位素体系可能发生不同程度的开放，若开放过程不能导致体系内同位素组成均一化时，其结果可能是无地质意义的混合线，或根本不能形成等时线。因此难以获得原岩的形成年龄。结论：Rb-Sr 法不太适合于对较高变质程度的地质体进行原岩形成时代定年。（注意：足够大体积的全岩样品仍可能获得原岩年龄，而变质作用使得体系Sr 同位素组成达新的均一化的样品，可获得变质事件的年龄（内部等时线）。）
Rb-Sr 全岩等时线法很少用于沉积岩的年龄测定(Why?）。
Rb －Sr 等时线法常用来测定中酸性岩浆岩的年龄，它可以同时给出其结晶年龄和初始Sr 比值，数据点线性拟合的程度还可检验样品是否保持封闭。对于基性岩浆岩，由于Rb 含量低，Rb-Sr 等时线法定年较为困难，可用Sm-Nd 法进行定年。（为什么？）
9. BABI 的定义和意义是什么？是如何确定的？
BABI 定义：B asaltic A chondrite B est I nitial= Bulk Earth, undifferentiated
● 研究地球物质的(87Sr/86Sr)0演化，必须了解地球形成时的(87Sr/86Sr)0。然而，
由于难于获得地球形成时的岩石样品，当然也就无法直接了解地球形成时的锶同位
素初始比值。
● 通常认为地球和陨石是在大致相同的时间内由太阳星云的凝聚相通过重力凝聚作
用形成的，所以在地球科学领域内，人们通常借助于研究陨石来确定地球的
(87Sr/86Sr)0比值。
● 目前公认的玄武质无球粒陨石的(87Sr/86Sr)0比值为0.69897±
0.00003(Faure,1977)，该值代表地球形成时的初始比值，以BABI 表示。
10. 何为UR 、εSr ？
4
0870*******)0(???????????????-???? ?????? ??=UR sample Sr Sr Sr Sr Sr ε4878687101)(???????
????????-???? ?????? ??=t UR t sample Sr Sr Sr Sr Sr t ε
(87Sr/86Sr)UR=0.7045 (87Rb/86Sr)UR=0.0827
UR 为锶的均质体的87Sr/86
Sr 比值，可以用整个地球的值来代表
11. Sm-Nd 同位素等时线法定年的特征是什么？为什么Sm-Nd 同位素方法可对较高级变质
地质体进行定年？
由于Sm 和Nd 同属稀土元素，它们的离子半径、电价、电负性等地球化学性质十分
相似，因而由147Sm 经α衰变形成的143Nd 很自然地继承了晶格中母体同位素的位
置，并且后期地质作用很难使Sm 和Nd 发生分离和迁移。现有研究表明，经过角闪
岩相甚至麻粒岩相变质作用的岩石，如果体系中没有流体参与的话，仍使Sm-Nd 同
位素系统保持封闭，能正确地给出变质岩原岩年龄的信息。这正是Sm-Nd 法定年的
优点所在。
另外147Sm 的衰变常数较小，因此Sm-Nd 法比较适合对古老岩石的定年。
各岩石的Sm/Nd 比值变化范围较小（一般变化于0.1-0.5之间），而酸性岩类其Sm/Nd
比值变化范围更小。因此，Sm-Nd 全岩等时线法不宜对酸性岩进行年龄测定，主要应
用于对基性岩、超基性岩等岩类的年龄测定，而对于基性和超基性的结晶岩，往往
应用全岩+矿物等时线法进行年龄测定效果更好。
注意：Sm 在源区“亏损”的岩石(如MORB)中发生相对富集，这一特征与Rb-Sr 同位素体系相反!
Sm －Nd 等时线法适用范围：
? 测定那些因Rb/Sr 比值低或对Rb －Sr 不再封闭的岩石的年龄；
? 测定古老岩石的年龄-陨石、月球及地球上古老的基性岩和超基性岩类的年
龄。
12. Sm-Nd 同位素体系与Rb-Sr 同位素体系在地球化学特征及等时线定年方法上有何差
异？
13. 何为CHUR 、DM 岩浆库，其现在Sm-Nd 同位素组成是什么？
假设未发生分异作用的原始地幔岩浆库是一个具有球粒陨石Sm/Nd 比值的均一岩浆库（CHUR ），
随着研究的深入，人们发现随着地壳从地幔中的分异，地幔发生亏损，因而用相对于亏损地幔计算的Nd 同位素模式年龄很合理，
14. 何为Sm-Nd 同位素的ε参数和模式年龄，如何计算？ 用上式定年的关键是要知道样品形成时的初始(143Nd/144Nd)0比值，在假设模型的基础上，将假设的初始比值代入上式计算的年龄称为模式年龄： TCHUR 和TDM
，模式年龄的
可靠性取决于初始比值的选择。
由于在整个地质时期，143Nd/144Nd比值变化较小，所以引入了εNd参数:
式中εNd(0)代表样品现今的（143Nd/144Nd）测比值相对于CHUR现今的(143Nd/144Nd )0CHUR 比值的偏差值；
εNd(t)代表样品t时刻的（143Nd/144Nd）Sample（t）比值相对于t时刻CHUR的(143Nd/144Nd )CHUR（t）比值的偏差值，它们分别由公式计算获得：
（143Nd/144Nd）S(t)=（143Nd/144Nd）S-(147Sm/144Nd)S(eλt-1)
（143Nd/144Nd）CHUR(t)=（143Nd/144Nd）CHUR-(147Sm/144Nd)CHUR(eλt-1)
15.U-Th-Pb同位素体系定年的方法几种？分别是什么？
一、U-Th-Pb法定年由于U、Pb的易活动性(尤其是U)，在地表条件下的风化作用和低级变质，常可导致体系的U-Pb同位素组成不能保持封闭，往往得不到一致年龄，因此用等时线法成功获得有意义年龄的实例相对有限。
二、Pb-Pb等时线及普通Pb-Pb法由于238U和235U半衰期较大，此法一般适合于古老地质体的年龄测定；要正确进行定年，须满足以下条件：（1）样品保持U-Pb封闭体系；（2）合理地选择铅同位素初始比值。优点：(1) 无须测定样品中U、Pb含量；(2) 不涉及母/子体同位素比值项，故接近现代发生的U丢失事件（如近期风化淋滤）对该方法不造成严重影响（Rosholt and Bartel, 1969）（为什么？）,可以最大限度地避免由于铅丢失带来的年龄误差。
三、锆石U-Pb定年锆石的成因较为复杂，如存在有岩浆成因、变质成因和碎屑锆石等。据此在进行锆石U-Pb年龄测定前，必须对锆石进行矿物形态学的研究，区分锆石的成因类型。如岩浆型锆石晶型完好，而碎屑成因锆石表面一般有磨蚀现象等。只有正确判断锆石的成因类型才能对锆石年龄所代表的地质意义作出合理的解释。
16.何为谐和年龄、谐和曲线和不一致线？
206Pb*/238U和207Pb*/235U比值只是时间t的函数，在207Pb*/235U（x轴）- 206Pb*/238U （y轴）坐标系中，通过选取不同的年龄t，可求出一条理论曲线（图）。若锆石U-Pb同位素体系保持封闭，该曲线称为谐和曲线或一致曲线，该图示称谐和曲线图(concordia) (Wetherill, 1956) 。
符合对U 、Pb 保持封闭条件的矿物的一致年龄将位于该曲线上的某一点，
该年龄称谐和年龄。通常情况下，若岩浆岩中锆石Pb 的丢失由单一事件引发，对于发生了不同程度Pb 丢失的锆石，其U/Pb 同位素组成将偏离谐和曲线，而沿一条直线分布，构成一条与谐和曲线有两个交点的“弦线”，该直线称为不一致线(Discordia)。不一致线与谐和曲线的上交点(upper intercept)常代表了锆石的结晶年龄，而下交点(lower intercept)则代表了后期热改造事件的时间（铅丢失事件或变质事件年龄）。
17. U-Pb 同位素定年常采用的分析测试方法有哪些？并对每一种方法进行简要评述。 U-Pb 锆石谐和线法年龄测定至少需要3个以上样品，常用的测定方法如下：
传统锆石定年方法：由于这种方法所需样品量较大，故须将许多颗（至少几颗）
锆石一起溶解进行分析。但这种方法有可能误把不同时期不同成因的锆石混在一起
分析，如果发生这种情况，则获得的年龄是一个没有确切地质含义的混合年龄
（Rogers et al., 1989）。
单颗粒锆石法：随着同位素制样技术和质谱分析技术的提高，锆石U-Pb 谐和线法
年龄研究可用单颗粒锆石法，其中又分为两类：
一类是单颗粒锆石化学法：用单个锆石颗粒进行样品的化学制备和质谱测定，通过多个锆石的分别测定确定谐和年龄或构筑不一致线确定与谐和线的交点年龄；
另一类是单颗粒锆石原位(in situ)分析：主要方法有二次离子质谱(SIMS)和与激光剥蚀系统(laser ablation)联机的质谱分析。前者以SHRIMP 为代表，后者以LA-ICP-MS 为代表。
18. 与同位素年代学中的其它长寿命同位素体系相比，K-Ar 同位素体系的主要特征是什么？
（1）钾是活泼碱金属元素，氩一般呈气态，容易发生扩散丢失，它们对热事件作用较为敏感，
勘查地球化学心得体会--兼浅谈广东化探找金矿 王立强 广东省地质局七一九地质大队地质勘查所 1前言 目前，化探找金逐步被人们重视，在地质找矿中的效果也逐渐明显，成为寻找各种类型金矿床比较快速、经济、有效的重要手段。在区域普查中，通过查明区域地球化学异常，可迅速指出找矿远景区；在详查及勘探阶段，通过岩石地球化学异常的研究，可直接发现金矿床或矿体，更好地发挥化探在地质找矿工作中的作用。但是金在地壳内部的本底含量极低，即使是金矿体中的金含量一般亦仅为n×10-6～10n×10-6，仅凭肉眼无法将之直接区分出来，因此以对样品(水系沉积物、土壤、岩石等>进行定量分析为主要工作手段的化探方法，在当今金矿勘查中发挥了极其重要的作用。 中国地球化学的发展主要是借鉴了前苏联和西方的研究思路，前苏联的勘察地球化学主要依靠对土壤进行金属测量，但采样点布置较稀疏，而西方国家主要采用水系沉积物测量，但是主要用于研究，两者优缺点都有。80年代以来，金分析技术目臻成熟，当时Au分析的检出限低于或等于0.3×10-6，准确度、精密度在一定程度上能满足区域化探的要求，因而全国区域化探找金空前繁荣，特别是谢学锦先生提出的“区域化探全国扫面计划”建议，将我国的勘察地球化学推进到快速发展的崭新阶段。随着时代发展，金分析技术逐步进步，中国勘察地球化学也得到了长足的进步，三十年以来已完成1:500万和1:1 000万比例尺的39种元素或氧化物的全国地球化学图，使中国拥有了最引人瞩目的全国规模地球化学数据库，使中国化探走在了世界前列。而广东化探找金始于1974年，主要为以1:20万水系沉积物测量为主要工作方法的区域化探扫面，不过因为受金分析技术的影响，当时找金主要从金的伴生元素如As、Cu、Pb等入手，其难度不言而喻，但广东各地质单位的前辈在这种艰难条件下提交了大
应用地球化学考试重点 绪论 1、应用地球化学：运用地球化学基本理论和方法技术，解决人类生存的自然资源和环境质量的实际问题的学科。地球化学是其理论基础。 2、应用地球化学研究内容： 元素分布与矿产资源 元素在各介质中的含量 元素的分布与分配 地球化学异常与指标 矿床的成因（矿床学为主） 矿床的储量（找矿勘探课程为主） 3、地球化学找矿与其它探矿方法的比较： （1）与地球物理相比，地化方法已成为其有效的辅助手段之一，在评价和解释地球物理异常时，可排除其多解性。 在某种意义上说是一种直接的找矿方法，因而成果的推断解释较物探法简单、直接。 （2）同时，它较地质钻探等投资少。 （3）地质物化探综合运用，则更能提高找矿的效果。 （4）传统的地质找矿方法，以矿物学和岩石学的观察为基础，要求要有可见标志。所以必须要求矿物的粒度在光学显微镜的分辨能力以上。而地球化学方法是依靠分析测试手段探测其微观标志 （5）任何一种找矿方法，都有一个应用条件问题，都要根据研究区地形地貌自然景观条件的不同，以及目标矿种的地球化学特征的不同，选择相宜的方法技术。 4、应用地球化学研究领域 第一章 1、地球化学旋回：地幔物质分异出的岩浆及地壳重熔物质形成的岩浆上升结晶形成岩浆岩，经构造运动进入表生环境，经风化剥蚀，搬运沉积，形成沉积岩，沉积岩经沉降或俯冲作用到达地壳深部，发生变质或重熔作用，形成岩浆，完成一个大循环。 2、常组组分分布特征： 地壳的物质成分与上地幔最有成因联系。起源于地幔。 地壳：便于采样→数据较多。 地幔：不能采样→数据少。 遵循化学计量原则形成自然矿物
地壳：易熔的硅铝长英质成分（Si、Al、Ca）和Ｋ、Na、水增加，以长英质浅色矿物为主。 地幔：难熔组分Mg、Fe、Ni、Co、Cr；以铁镁暗色矿物为主。 岩石圈中十余种常量元素占总量的绝大部分。 常量元素在地壳中总量占99. 9%以上 3、微量元素的分布规律：（判断/填空） 不受化学计量原则控制 ?微量元素分布服从概率分布规律，既有随机性，又有统计性。 ?从地核到地壳的垂直方向上，分散在结晶矿物中的微量元素在地球化学旋回中产生了分异作用，有些元素(亲石元素)具有明显的从地核，下地幔向上地幔，最终在地壳中富集。 ?微观上受元素类质同象置换条件制约，少部分以超显微非结构混入物（在矿物结晶生长时混入晶格缺陷或机械包裹）。 ?宏观上受元素分配系数制约，以某种统计规律反映富集贫化趋势。 元素的地球化学分类 4、谢尔巴科夫分类方法： 谢尔巴科夫用元素的向心力和离心力描述这种向地球外圈贫化或富集的趋势 谢尔巴科夫分类方法：向心元素、最弱离心元素、弱离心元素、离心元素 ?每次重熔，不相容元素和相容元素都产生一次分离，从而使晚期的岩浆较早期的岩浆更富集不相容元素。5、巴尔科特把岩浆岩演化的这种规律总结为极性演化，即酸性岩越来越酸性，基性岩越来越基性。这为矿产评价 与找矿提供了思路，即在时代最新的花岗岩类岩体中寻找不相容元素的矿床。 6、戈尔德施密特提出划分为亲铁、亲硫(亲铜)、亲氧(亲石)、亲气、亲生物元素的分类方案 7、从超基性岩到酸性岩，还具有由相容元素组合变为不相容元素组合的特征。 8、正常分布与异常分布： 一般将遵从常规、不悖常理、无特别异举即为正常，其核心是从众，相反即为异常。 地球化学的正常分布，也就是某一空间中多数位置上元素含量所具有的相对波动不大的特征。 地球化学中的异常，是指某一区段的地球化学特征明显不同于周围无矿背景区的现象。 9、背景区元素含量：背景上限、背景值、背景下限 10、把异常区内高于正常上限Ca的样品数n’与总样品数n的比值n’/n称为异常率。 异常率的大小，不仅与成矿作用的强度、规模有关，成矿作用越强，越接近矿化中心，异常率越高。 11、背景值分为四级：全球的背景值、地球化学省的背景值、区域的背景值、局部的背景值。 12、地球化学省：在地壳的某一大范围内，某些成分富集特征特别明显，不止是一两类岩石中元素丰度特别高，而 且该种元素的矿床常成群出现，矿产出现率也特别高。通常将地壳的这一区段称为地球化学省。地球化学省实质上是一种地球化学异常，它是以全球地壳为背景的规模巨大的一级地球化学异常。 13、地球化学指标：是指一切能提供地球化学信息或地质信息的，能直接或间接测定的地球化学变量。地球化学指 标在三度空间和时间上的分布与演化称为地球化学场。 14、地球化学场有以下特征： （1）与地球物理场相比，它没有严格的数学公式或化学定律进行准确的描述、推断、或延拓，它是具体点上地球化学环境（化学、热力学、动力学）综合制约的结果，可以定性推测而不能准确推算。 （2）地球化学场是一个连续的非均匀场。 （3）地球化学场是一个不可逆动态演化的非稳定场。 （4）地球化学场的指标不具有传递性。 15、地球化学障：凡是浓度梯度极大值所在的点，叫做地球化学障，其实质就是地球化学环境发生骤然变化，元素 活动性发生急剧改变的地段（A·И·彼列尔曼）。它是一种地球化学环境的边界。 16、50年代阿伦斯（1954，1957）提出常量元素服从正态分布，微量元素服从对数正态分布规律，概括了当时最 有影响的认识。地质体中元素含量的概率分布型式与该地质体经历的地质作用过程有关。 维斯捷里斯(V.B.Visteeius.1960)的“地球化学过程的基本定律”最有代表性：单一地球化学过程所形成的地质体，元素含量服从正态分布；由数个地球化学作用过程叠加所形成的复合地质体中元素含量偏离正态分布，并且多为正偏分布（其中有些服从对数正态分布）。
adakite地球化学特征及成因 1968年，Green and Ringwood提出，大洋玄武岩（MORB）在岛弧俯冲带转变为榴辉岩之后，可以发生部分熔融，形成钙碱性的安山岩。然而，Stern和Gill的试验和地球化学研究表明，绝大多数岛弧安山岩不可能由俯冲的MORB部分熔融形成。现今各大洋周边俯冲洋壳的平均年龄为60Ma，已基本冷却，岩Benioff带的地热梯度较低（≤10 ℃/km），洋壳在俯冲过程中不能直接熔融，而是发生变质并逐步脱水。富含大离子亲石元素（LILE）的水热流体向上运移，交代地幔楔，并使之发生部分熔融，形成岛弧拉斑玄武岩和钙碱性玄武岩。岛弧玄武岩经过分离结晶等演化，形成典型的岛弧玄武岩-安山岩-英安岩-流纹岩岩系。 1990年，Defant and Drummond重新提出，某些岛弧钙碱性安山岩和英安岩为俯冲版片部分熔融形成。在一些地区，如果年轻、热的洋壳发生俯冲，则沿Benioff带的地热梯度高（25~30 ℃/km），洋壳可能发生脱水熔融，形成高铝的中-酸性岩石。这类岩石最早发生于aleutian群岛的Adak岛，因此，被命名为adakite，指的是新生代与年轻洋壳俯冲有关的、具有独特地球化学特征的一类中-酸性火山岩或侵入岩，其地球化学特征与太古代高铝的英云闪长岩-奥长花岗岩-花岗闪长岩（TTG）相似。由于其特殊的成因，对研究陆壳的起源和演化、俯冲带的元素地球化学行为以及壳-幔相互作用有重要意义，对探讨一些造山带的古构造演化也很有帮助。 1、adakite的岩石地球化学特征 adakite的主要矿物组合为：斜长石+角闪石±黑云母，单斜辉石和斜方辉石极少，只在Aleutian和墨西哥的高镁安山岩中有所发现。
高一化学上册实验题汇总 1. 下图是实验室制取纯净干燥氯气的装置 (1)图中有处错误,分别为A B C D E (2)分液漏斗中应加入(填代号) A.稀HNO3 B.H2O C.浓HCl D.稀HCl 圆底烧瓶中应加入(填代号) A.浓H2SO4 B.MnO2固体 C.KmnO4固体 (3)写出制气装置中浓HCl与MnO2反应的方程式 (4)用双线桥标出(3)中反应的电子转移情况 (5)标准状态下若有VLCl2生成,则被氧化的n HCl mol 2. 红热的铜丝在氯气里 ,使集气瓶中充满 ,这种烟实际上 是 ,反应为 ,CuCl2溶于少量水后,溶液呈. 3. 新制的氯水显色，说明氯水中有分子存在。向氯水中滴入几滴AgNO3溶液， 立即有生成，说明氯水中有存在。蓝色石蕊试纸遇到氯水后，首先变红，但很快又褪色，这是因为。氯水经光照后，黄绿色消失，并放出无色的气，该反应的化学方程式是。 4. 实验室用2.0 mol/L NaCl溶液配制100mL 0.50 mol/L NaCl溶液。 （1）配制上述溶液，需要2.0 mol/L NaCl溶液 mL。 （2）配制上述溶液除需要玻璃棒、胶头滴管外，还需要的仪器有、、。 （3）配制过程中出现以下情况，对所配溶液浓度有何影响（填“偏高”“偏低”“不变”） ①没有洗涤烧杯和玻璃棒。。 ②定容时俯视容量瓶的刻度线。。 ③如果加水超过了刻度线，取出水使液面恰好到刻度线。。
5. 请利用下列装置及试剂组装一套装置。其流程是，先制取纯净干燥的Cl2（不收集），后试 验干燥的Cl2和潮湿的Cl2有无漂白性。试回答： （1）按气体从左向右流向将各装置依次连接起来（填接口标号）： a 接，接，接，接，接。 （2）烧瓶中发生反应的化学方程式是。 （3）D装置的作用是，E装置的作用是，F装置的作用是。 （4）C瓶中的现象是，B瓶中的现象是。以上事实说明起漂白作用的物质是。 6. 根据如下装置回答问题： （1）A中的现象是___ （2）B中出现浑浊，写出反应的离子方程式_________ （3）C中收集的气体是 7. 现用MnO2与浓盐酸反应制氯气，再用铜粉和氯气制取少量CuCl2 ，其实验流程示意图如下： 上图中“→”表示气流方向。请完成下列填空。 （1）A 中发生反应的化学方程式为； （2）C中选用的试剂是。
一．关于地球化学的定义： 地球化学是研究地球（包括部分天体）的化学组成、化学作用和化学演化的科学。二．地球化学的基本问题 1、地球系统中元素的组成（质） 2、元素的共生组合和赋存形式（量） 3、元素的迁移和循环（动）4：地球的历史和演化（史）三．地球化学研究思路 在地质作用过程中，在宏观地质体变化和形成的同时，亦伴有大量肉眼难以辨别的化学组成变化的微观踪迹，它们包含着重要的定性和定量的地质作用信息，应用现代化学分析测试手段，剖析这些微观踪迹，从而揭示宏观地质作用的奥秘。（一句话那就是“见微而知著”） 第一章地球和太阳系的化学组成 第一节地球的结构和组成 一．大陆地壳和大洋地壳的区别： 1.大洋地壳较薄，10-5公里，平均厚8公里；大陆地壳较厚，最厚可达70公里,平均厚33公里。(整个岩石圈也是大陆较厚，海洋较薄。海洋为50—60公里，大陆为100—200公里或更深。) 2.在元素的分配上，洋壳比陆壳贫硅和碱金属，但较富镁富铁。正是这种原因，大洋沉积物中富含Fe、Mn、Co、Ni等亲铁元素，它们是现代海洋中巨大的潜在资源。 二. 固体地球各圈层的化学成分特点 ○1地壳：O、Si、Al、Fe、Ca○2地幔：O、Mg、Si、Fe、Ca○3地核：Fe-Ni○4地球：Fe、O、Mg、Si、Ni 第二节元素和核素的地壳丰度 一．概念 1.地球化学体系:按照地球化学的观点，我们把所要研究的对象看作是一个地球化学体系，每个地球化学体系都有一定的空间，都处于特定的物理化学状态（C,T,P等）并且有一定的时间联系。 2.丰度:表示元素在某地质体中（如地球，地壳，宇宙星体及某岩类，岩体等）的含量。 3.克拉克值：元素在地壳中的平均含量 4.质量克拉克值：若计算元素在地壳中的平均含量时以质量计算，则称为质量克拉克值。 5.原子克拉克值：以原子数之比表示的元素相对含量（即指某元素在某地质体中全部元素的原子总数中所含原子个数的百分数） 任意元素的原子克拉克值=某元素在某地质体中的相对原子数（用N表示）/所有元素相对原子数之和（用 N表示） 6.浓度克拉克值：某元素在某地质体中的平均含量/元素克拉克值 二．克拉克值的变化规律： ①递减：元素的克拉克值大体上随原子序数的增加而减少（但锂，铍，硼以及惰性气体的含量并不符合上述规律，丰度值很低）②偶数规则：周期表中原子序数为偶数的元素总分布量（86%）大于奇数元素的总分布量（14%）。相邻元素之间偶数序数的元素分布量一般大于奇数元素分布量，稀土特别明显。③四倍规则：4q型占87%，4q+3占13%，剩下的只占千分之几。 三“元素克拉克值”研究意义 1.是地球化学研究重要的基础数据。 2.确定地壳中各种地球化学作用过程的总背景。 3.是衡量元素集中、分散及其程度的标尺。 4.是影响元素地球化学行为的重要因素。四．区域元素丰度的研究的意义： 1.它是决定区域地壳（岩石圈）体系的物源、物理化学特征的重要基础数据； 2.为研究各类地质、地球化学作用、分析区域构造演化历史及区域成矿规律提供重要的基础资料； 3.为研究区域生态环境，为工业、农业、畜牧业、医疗保健等事业提供重要信息。 第四节水圈、大气圈和生物圈的成分二．自然水的主要阳离子和阴离子成分海水：钠离子＞镁离子＞钙离子、氯离子＞硫酸根＞碳酸氢根、淡水：钙离子＞钠离子＞镁离子、碳酸氢根＞硫酸根＞氯离子。 第六节元素的地球化学分类 一．元素的地球化学分类(戈氏分类法)以及各类元素的主要分布趋势 (1)亲石元素:主要分布于岩石圈(2)亲铜元素:主要分布于地幔(3)亲铁元素:主要分布于地核(4)亲气元素:主要集中于大气圈。此外,戈氏还划分出"亲生物元素" 第七节太阳系化学 一．太阳系化学组成的基本特点 1) 在所有元素中H, He占绝对优势, H占90%, He占8% 。 2）递减规则：太阳系元素的丰度随着原子序数（Z）的增大而减少，曲线开始下降很陡，以后逐渐变缓。在原子序数大于45的重元素范围内，丰度曲线近于水平，丰度值几乎不变。 3)奇－偶规则：偶数原子的丰度大于奇数原子 第二章微量元素地球化学 一．微量元素的概念 人们常常相对于地壳中的主量元素而言，人为地把地球化学体系中，其克拉克值低于0.1%的元素，通称为微量元素。 二．微量元素的基本性质 ①微量元素的概念到目前为止尚缺少一个严格的定义；②自然界“微量”元素的概念是相对的；③低浓度（活度）是公认的特征，因此往往不能形成自己的独立矿物（相）。四．能斯特定律 能斯特定律描述了微量元素在平衡共存两相间的分配关系。当一种矿物(α相)与一种溶液(β相)共存时,微量元素i(溶质)将在两相间进行分配,当分配达到平衡时（有：μi α=μ i β ），其两相浓度比为一常数。此常数称为能斯特分配系数。 五．由能斯特定律引出的分配系数 ①简单分配系数（即能斯特分配系数）a α i /aβi=K D（T、P）。在一定温度压力条 件下，在恒温恒压下，微量元素i在两 相间的浓度比为一常数，它适用于稀溶 液中微量元素的分配。K D即为能斯特分 配系数，也称简单分配系数。 ②复合分配系数：既考虑微量元素在两相 中的比例，也考虑与微量元素置换的常 量元素在两相中的浓度比例，能较真实 地反映两者之间类质同象交换对微量元 素分配的影响。 D tr/cr=[C s tr/C s cr]/[C l tr/C l cr]=(C tr/C cr)s/(C tr/C c r )l。 ③总体分配系数（岩石分配系数）：实际上 是矿物的简单分配系数和岩石矿物的百 分含量乘积的代数和。代表式：D i=∑（上 n下j=i）K i D,j W j。第j种矿物对微量元 素i的简单分配系数、D i为岩石的分配 系数，n为含微量元素i的矿物数，W j 为第j种矿物的质量百分数。 五．影响分配系数的因素 体系成分、温度、压力、氧逸度 六．由分配系数引出的微量元素的分类 相容元素（D＞1）:按地球化学作用过程中，当固相（结晶相）和液相（熔体相，流体相）共存时，若微量元素易进入固相，称为相容元素 不相容元素（D小于1）:按地球化学作用过程中，当固相（结晶相）和液相（熔体相，流体相）共存时，若微量元素易进入液相，称为不相容元素. 亲岩浆元素（D＜＜1）:亲岩浆元素总体分配系数相对于1来说可忽略不计。 超亲岩浆元素（D＜＜0.2）:超亲岩浆元素的总体分配系数相对于0.2到0.5可忽略不计第四节稀土元素地球化学 一．稀土元素组成
综合地球化学和地球物理矿产资源勘查方法- 一个案例研究在地下室复Ilesa 面积、尼日利亚埃马纽尔〃AriyibiAbiodun 地球和空间物理研究实验室, 物理系, 奥巴费米〃Awolowo大学(非统),勒-演练,尼日利亚 1、介绍 地球的地壳由岩石的固体。当岩石经过仔细的检查,它们 被发现是由不同的大小,形状和颜色离散的颗粒组成的。这 些谷物是矿物质,它们是构建块的岩石土壤的形成从岩石一 般涉及到的物理作用、化学风化作用产生的表面处理。气候 条件下的风化的影响来确定两种形式的风化明显比其他变 得更多。在干旱的气候,那里很少有水并且那里是明显的昼 夜温度变化的,化学风化作用很大次级机械风化岩石分解成 简单的成分越来越多，小型谷物和碎片里个人矿物质构成岩 石很容易得到。另一方面,如果气候炎热潮湿,降雨量可观 化学风化变得明显、个体所形成矿物岩石都受到相当强烈的 化学和相对温和的机械风化,形成不同的产品的所有成分的 土壤在大多数地下室复杂的岩石、风化产品,成为能够反映 一定的特征(地球化学和矿物学)的母岩。 先前的研究区已经暗示ofsulphide矿化但报导的范围已经 仅仅局限于角闪岩和周围地区Iwara断层。目前的工作区域
在范围和寻求独特的地球化学和地球物理使用一个集成的 方法在这片片岩带包含未分化片岩、片麻岩、混合岩、伟晶岩、片岩变闪长岩、石英岩、石英片岩、花岗片麻岩、片岩和麻粒岩和片麻岩旨在描述该地区矿产勘查。地球化学 数据从61年抽样地点受到多元分析和解释，描绘地球化学异常区。地球物理调查异常区,采用了超——低频电磁(甚低频电气磁探方法。 2。地质背景 Ilesa的区域,位于尼日利亚西南部的地下室复杂(片岩带)的前寒武纪时代(De不力,1953)。德不力(1947)和拉斯(1957)建议尼日利亚的地下室是多环复杂。这证实了赫尔利(1966,1970)用放射法来确定岩石的年龄。尼日利亚地下室被认为有结构复杂性由于折叠、火成岩和变质活动与五大岩石单元内识别复杂的Rahaman地下结构。这些都是: 复杂的混合岩片麻岩石英岩。这个地质图的Ilesa面积如图1。 插入图 其中的片岩带组Ilesa面积部分有着各种各样的称为“新 变质沈积物”(Oyawoye,1964),“年轻的变质沈积物”(麦咖 哩,1976);片岩、元火成岩岩石”(Rahaman,1988)。尼日利亚片岩带发生的岩化趋势特征显示为尼日利亚基底杂岩。片岩带组成变质的,半泥质泥质岩石, c硅酸盐岩石,和卵石片岩。
海南省前寒武纪的研究现状 海南岛地处欧亚板块、印度-澳大利亚板块和菲律宾板块的交汇部位，大地构造位置独特，据前人研究，海南岛出露有一套中元古代结晶基底岩石，对研究华夏一直华南地块在columbia大陆裂解以后和Rodinia聚合之前的演化具有重要意义。 海南岛前寒武纪基底岩石仅在琼西戈枕断裂带上盘抱板-饶文-公爱一带及琼中上安地区零星出露。其中，琼西地区以一套具花岗-绿岩系建造特征的抱板杂岩为主。岩性主要发育有以斜长角闪片(麻)岩为主的变质岩，混合花岗质类岩石，中-基性火山岩；琼中地区发育有一套变质火山岩系，并有少量麻粒岩及紫苏花岗岩分别以透镜状和脉状分布其中。 随着海南戈枕金矿的发现，大批学者对海南岛以抱板杂岩为代表的元古宙地层进行了较为详细的研究，目前所取得的较为统一的认识有：抱板群的形成、组成与演化；石碌群的地层出露以及琼中地区变质岩的主要组成、年代学特征等。 据(候威等.1992，涂少雄.1993，梁新权.1995，马大栓等.1998)等抱板杂岩主要包括一套深变质岩、花岗质类岩石以及中-基性火山岩。 谭忠福(1991)，候威等(1992)，涂少雄.(1993) 梁新权(1995) 马大栓等(1998)，许德如(2000)等对分别对分布在琼中乘坡农场、抱板、土外山、二甲矿区的抱板群变质岩进行研究，认为变质岩主要可以分为变质沉积岩和绿片岩，变质沉积岩主要由石英二云母片岩和白云母石英片岩，是组成抱板群的主要岩石类型，绿片岩主要由斜长角闪片(麻)岩组成，两者产状基本一致互层产出。梁新权(1998)，许德如(2001)，徐德明等(2008)对花岗质类岩石研究，认为其主要组成部分为花岗闪长岩和二长花岗岩，呈岩株或岩枝侵入于抱板群片岩或片麻岩中,与围岩呈侵入接触关系谭忠福等(1991)，涂少雄(1993)马大栓(1998)对二甲矿区，琼中乘坡农场万泉河边及东方县戈枕水库大坝处发育的斜长角闪(片)岩进行研究，认为斜长角闪岩呈脉状斜切围岩中，角闪岩见冷凝边，围岩见有明显的热接触蚀变现象，指示为后期岩脉。 叶伯丹等(1990)研究认为抱板群的变质时期及条纹-眼球状混合岩形成时期应在1145±40Ma，进而推测其原岩时代应为中元古代或更早，候威(1992)对抱板群内的变火山岩、混合花岗(质)片麻岩及其中的暗色包体进行地质年龄分析，得到Sm-Nd等时线年龄为1699.64 士3Ma、1379.54 士25Ma及2885.07士23Ma. 从而他认为抱板群中的斜长角闪片岩的原岩形成于前寒武纪古元古代长城纪时期, 混合花岗(质)片麻岩形成时代是中元古蓟县纪时期并推测海南到存在有太古宙基底；谭忠福等(1991)对海南岛中部抱板群中的变火山岩进行Sm-Nd 法测年，得年龄为975±8.6Ma,张业明等(1998)对海南岛西部的变基性火山岩进行研究，认为其形成于1165Ma士；涂少雄(1993)通过对抱板群内岩体进行同位素测定研究，认为抱板群形成于中元古代早期（1600～1700Ma），1400Ma士经历了一次角闪岩相变质作用混合演化和地壳重熔，并在1000Ma士发生基性岩浆侵入事件，对应于晋宁运动。 梁新权(1995)研究了土外山除发育的变基性玄武岩并认为其主量元素特征与全球大陆拉斑玄武岩和大洋拉斑玄武岩化学成分的算术平均值相当接近, 是一种过渡性拉斑武岩，稀土元素特征及大地构造背景分析图解均指示原岩倾向于岛弧拉斑玄武岩，Sr一N d同位素分析结果,斜长角闪片岩的。e N d ( T ) 为正值( e N d ( T ) = 2.555 ) , 说明这套玄武岩浆来源于亏损地慢区，但e N d ( T ),又要比17 亿年前全球地慢亏损平均值(e N d ( T )= 十6.26 ) 要小些，猜测是受到了少量下地壳物质混染。形成的大地构造背景为岛弧环境，并位于大洋一侧。许德如(2000)，斜长角闪片麻岩呈绿色、墨绿色，片麻状构造，柱状、粒状变晶结构，主要变质矿物为绿色普通角闪石（75%～80%）、斜长石（15%～20%）、石英（0%～5%），ＳｉＯ２变化范围小(48.86%~52.38%)，平均为50.13%，TiO2平均为0.85%，基本上小于1.0%，P2O5基本小于0.1%，显示了岛弧火山岩特征，与许多元古代低钛拉斑玄武岩一致。Al2O3平均为14.06%，MgO平均为7.75%，CaO 8.9%～13.85%，K2O 和Na2O 平均值分别为0.78%和1.67%且K2O 一、元素地球化学背景特征 工区对Au、Ag、Cu、Pb、Zn、As、Sb、Bi、W、Sn、Mo等十一种元素的含量进行了统计分析，其地球化学特征参数见表3-1。 1、全区内背景值对比特征， （1）从1∶5万水系沉积物测量—土壤测量—岩石测量，背景值逐渐增高的有Sb、Pb、Ag、Cu、Zn等元素，其中以Pb、Ag、Zn变化最为显著，Pb在1∶5万水系沉积物测量中最低为17.36×10-6,到1∶1万土壤地球化学测量中增加到40.64×10-6,在岩石中最高为85.45×10-6;Ag在1∶5万水系沉积物测量中最低为0.06×10-6,到1∶1万土壤地球化学测量中增加到0.10×10-6,在岩石中最高为0.13×10-6,增加了一个数量级;Zn在1∶5万水系沉积物测量中最低为72.78×10-6,到1:1万土壤地球化学测量中增加到96.38×10-6,在岩石中最高为537.88×10-6, 增加了一个数量级,是正常的成矿序列,反映了是区内的主成矿元素，从岩石中迁移进入土壤经次生变化后迁移到水系中进一步的贫化。 （2）区内从岩石测量或土壤测量—1∶5万水系沉积物测量，背景值逐渐增高的有Sn、Au等元素，Sn在岩石中最低为1.72×10-6; 到1:1万土壤地球化学测量中增加到 2.21×10-6,在1∶5万水系沉积物测量中最高为2.51×10-6,是一个反正常的变化序列,但同处一个数量级；Au在岩石中为0.97×10-9; 到1:1万土壤地球化学测量中减少到0.54×10-9,在1∶5万水系沉积物测量中最高为1.22×10-9,反映出Sn、Au元素从岩石中迁移进入土壤经次生变化后，迁移到水系中富集。 （3）区内从土壤测量—1∶5万水系沉积物测量—岩石测量，背景值逐渐增高的有Bi、W、Mo等元素，这类均是高温元素，其中Bi在土壤中最低0.36×10-6，在1∶5万水系沉积物测量中为0.46×10-6, 在岩石中最高为0.50×10-6; W在土壤中最低2.19×10-6，在1∶5万水系沉积物测量中为2.29×10-6, 在岩石中最高为3.18×10-6; Mo在土壤中最低0.51×10-6，在1∶5万水 元素地球化学分类 yuansu diqiu huaxue fenlei 元素地球化学分类 geochemical classification of the elements 在元素周期表的基础上，结合元素的自然组合及各种地球化学特征，对化学元素进一步的分类。它反映了化学元素在自然界的分布规律及其相互间的共生组合特征与其原子结构的密切关系。元素的地球化学分类较多，被广泛采用的是V.M.戈尔德施密特及A.H.扎瓦里茨基的分类。 戈尔德施密特的分类是以其地球起源和内部构造的假说为基础的，他根据化学元素的性质与其在各地圈内的分配之间的关系，将元素分为4个地球化学组，如图1戈尔德施密特元素地球化学分类图所示。①亲石元素，离子最外层具有2个或8个电子，呈惰性气体型稳定结构，与O、F、CL亲合力强，多组成氧化物或含氧盐，特别是硅酸盐,形成大部分造岩矿物,并主要集中在岩石圈；②亲铜元素，离子最外层具有 18个电子的铜型结构，与S、Se、Te亲和力强，多形成硫化物和复杂硫化物；③亲铁元素，离子最外层具有8～18个电子的过渡型结构，与O及S的亲和力均较弱,主要集中在地球深部的铁镍核中；④亲气元素，为惰性气体，呈原子或分子状态集中在地球的大气圈中。此外，戈尔德施密特还划分出亲生物元素，这些元素多富集在生物圈中。 扎瓦里茨基的分类能够从原子结构这一最本质的原因去理解元素在自然界的分布与组合规律。按这种分类，化学元素被分成 12族（图2扎瓦里茨基元素地球化学分类图）:①氢族；②造岩元素族(Li、Be、Na、Mg、Al、Si、K、Ca、Rb、Sr、Cs和Ba)；③惰性气体族 (He、Ne、Ar、Kr、Xe、Rn)；④挥发分元素族(B、C、N、O、F、P、S、Cl)；⑤铁族(Ti、V、Cr、Mn、F e、Co、Ni);⑥稀土稀有元素族 (Sc、Y、Zr、Nb、TR、Hf、Ta等)；⑦放射性元素族(Fr、Ra、Ac、Th、Pa、U等）；⑧钨钼族 (Mo、Tc、W、Re)；⑨铂族(Ru、Rh、Pd、Os、Ir、Pt)；⑩硫化矿床成矿元素族 (Cu、Zn、Ge、Ag、Cd、In、Sn、Au、H g、Tl、Pb等)；□半金属元素族(As、Sb、Bi、Se、Te、Po)；□重卤素元素族(Br、I、At)。 除了上述这些系统的分类外，还有根据特定的地质作用对元素进行地球化学分类的。如在描述岩浆分异结晶作用或部分熔融过程中，把进入结晶相或残留相的称为相容元素，而进入熔体相的称为不相容元素等。 参考书目南京大学地质学系编：《地球化学》（修订本），科学出版社，北京，1979。赵伦山、张本仁编著：《地球化学》，地质出版社，北京，1988。 （王中刚） 1.生物圈：生命活动的范围包括水圈，大气圈，浅层岩石圈。 有机圈：生物及其产生的有机质分布空间。它不仅包括生物圈，而且包括沉积岩石圈。 2.地球化学界面：是指Eh值或pH值的某种特定值或某种特定界限，特定的矿物或沉积物只在界限的一边存在，不在界限的另一边存在。 3.有机物界面：指位于Eh值为0的界面（界限），有机物在下方为还原环境，有机物能够保存，在上方为氧化环境，有机物不能保存。 4.沥青A：使用有机溶剂直接从沉积物或岩石中直接提取的可溶有机物。 沥青B：从已抽取沥青A的沉积物或岩石的残积物，经过高温热解再用有机溶剂提取的有机物。 沥青C：从已抽取沥青A的沉积物或岩石的残余物，经过酸（HCL)的处理后，再用有机溶剂提取的有机物。 5.氯仿沥青A组分：（1）油质：即溶于石油醚而不被硅胶吸附的沥青部分。（2）胶质：用苯和乙醇—苯从硅胶中解析的产物。（3）沥青质：溶于氯仿而不溶于石油醚的沥青部分。 6.干酪根：泛指一切不溶于常用有机溶剂的沉积岩中的有机质。 7.有机显微组分：能在显微镜下辨认出来的有机组分。 8.稳定碳同位素δ13C值：是指稳定13C与12C相对原子丰度比值。 9.干酪根的类型：一，据生物来源分类可以分为腐泥型和腐植型。二、根据显微组分、如果干酪根主要由某一显微组分组成，即称它为这种 干酪根。三、根据干酪根元素分类法:可将干酪根划分为Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ型。 10.腐泥型干酪根：主要由产烃能力高的腐泥质（类脂化合物，蛋白质）组成的干酪根。 腐殖型干酪根：主要由产烃能力低的腐殖质（高等植物组分，木质素，丹宁，纤维素）组成的干酪根。 11.有机质的成熟度：是指有机质的热演化水平，是沉积有机质在低温升高的条件下有机质化学性质和物理性质的总和。 12.生烃演化模式：是指有机质在生烃演化过程中所表现的基本规律的总和。 13.生油门限：是指沉积盆地中干酪根开始热降解生烃作用的起始成熟度或深度。跨越这一成熟度或深度后，干酪根便开始有效的生烃作用。 液态窗：油气大量生成的温度范围65.6—149. 14.未熟—低熟油：是指所有非干酪根晚期热降解成因的各种低温早熟的非常规油气，包括在生物甲烷气生烃高峰之后，在埋藏升温达到干酪根晚期热降解大量生油之前，经由不同生烃机制的地温生物化学反应生成并释放出来的液态和气态烃。 15.生物标志化合物：是指油气中和沉积有机质中源于生物具有的特征，稳定的碳骨架，在油气生成过程中没有或很少发生变化，能追溯和识别其原始先质的碳骨架化合物。 16.质谱图：化合物在电子的轰击后，会根据化合物结构属性离解成 不相容元素 incompatible elements释文：又称湿亲岩浆元素(hy-gromagmatophile elements)，在岩浆或热液的矿物结晶过程中趋向于在液相中富集的某些微量元素(如Sn、Li、Rb、Sr、Cs、Be、Ba、Zr、Hf、Nb、Ta、Th、U和稀土元素)。因其浓度低，不能形成独立矿物相。因受其离子半径、电荷和化合键所限，很难进入造岩矿物晶体结构中，而在残余岩浆或热液中相对富集。其固——液相分配系数近于零。元素的不相容性可因结晶条件的不同而改变。 相容元素 compatible element释文：在岩浆或热液中的某些微量元素(如Cr、Ni、Co、V等)。在矿物结晶过程中趋向于在早期固相中富集。因其浓度低，不能形成独立矿物，但其离子半径、电荷、晶体场等晶体化学性质与构成结晶矿物的主要元素相似，故在固——液相反应或平衡中易于呈类质同象形式进入有关矿物相。其固——液相分配系数明显大于1。元素的相容性可因结晶条件的不同而改变。 高场强元素 电价较高、半径较小、具有较高离子场强(为离子与半径之比)的，典型代表为Nb、Ta、zr、Hf、Th等。这些元素性质一般较稳定，不易受、蚀变和作用等的影响，因此常用来恢复遭后期变化的原岩性质。指小、离子电荷大、(2/R)大于3的元素，如、、、、、、等。 大离子亲石元素 large ion lithophile element，LILE 释文：大离子亲石元素是指离子半径大，电荷低，离子电位π<3，易溶于水的元素，化学性质活泼，地球化学活动性强，特别是有流体参与的系统。典型代表为K、Rb、Sr、Ba、Cs、Pb2+、Eu2+等。 亏损地幔 depleted mantle，DM 释文：亏损地幔是指曾对地壳的形成作出过贡献，易熔组分已被明显消耗的地幔物质，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。亏损地幔又称残留地幔，是经过部分熔融出岩浆后的地 幔残留部分。其相对于原始地幔明显亏损易熔组分，如K 2O、Na 2 O、CaO、Al 2 O 3 、 TiO 2 等，Mg质高，多大于91，一般为91.5-93.5。微量元素中地幔不相容元素亏损，如出现左倾的稀土配分型式等。亏损地幔，是洋中脊玄武源区的主要成分，主要特征是低Rb/Sr,高Sm/Nd;143Nd/144Nd比值高，87Sr/86Sr比值低，其&Nd(t)为高正值，&Sr(t)为负值。 富集地幔 在地球发展演化的早期阶段，地幔不断地发生部分熔融，相当部分容易进入液相的元素随着熔融作用不断地移出地幔源区进入岩浆，从而使地幔亏损了上述组分，形成了化学上的亏损地幔。如Si、AL、Ca、Na、K等。如果地幔中加入了上述元素，则形成富集地幔。 元素地球化学 第一章：导论 ◆地球化学的三个主要分支：①元素地球化学②同位素地球化学③实验地球化学 ◆元素地球化学：是地球化学最主要的分支学科，它通过逐一阐明个别元素的地球化学和宇宙化学特征及其与其它元素的组合关系来研究自然界化学演化规律的学科,是地球化学的传统研究内容和主干学科。它力求完整地了解元素的地球化学旋回及其演化历史和原因,揭示元素含量变化对自然过程的指示意义 ◆元素地球化学主要研究内容和任务： （1）每个或每组化学元素的地球化学性质； （2）元素或元素群在自然界的分布、分配情况； （3）元素相互置换、结合、分离的规律和机制； （4）元素的存在形式、组合特点、迁移条件； （5）每个元素的地球化学旋回及其演化历史和原因 （6）应用于地球资源、环境和材料的研究、预测、开发和保护。 ◆元素地球化学的研究方法： （1）地质研究方法； （2）高灵敏度、高精度、快速和经济的测定和分析手段：ICP-MAS、ICP-AES、X荧光、电子探针等等； （3）各种地球化学模拟实验研究； （4）一些物理化学、热力学等理论的应用； （5）计算机技术在处理大量数据方面的广泛应用。 ◆戈尔德施密特的元素地球化学分类： 亲铁元素Siderophile：富集于陨石金属相和铁陨石中的化学元素。它们与氧和硫的结合能力均弱,并易溶于熔融铁中；在地球中相对于地壳和地幔,明显在地核内聚集。其离子最外层电子数在8～18之间。典型的秦铁元素有镍、钴、金、铂族元素。 亲石元素lithophile：在陨石硅酸盐相中富集的化学元素;在地球中它们明显富集在地壳内,有较大的氧化自由能。在自然界中都以氧化物,含氧盐，特别是硅酸盐的形式出现。如硅、铝、钾、钠、钙、镁、铷、锶、铀、稀土元素等。其离子最外层电子数为2或8。 亲铜元素chalcophile：在陨石硫化物相和陨硫铁(FeS)中富集的化学元素；在自然界中,它们往往易与S2-结合成硫化物和复杂硫化物。如硫、铜、锌、铅、镉、砷、银、硒、碲、锑等。其离子最外层有18个电子。 亲硫元素sulphophile：指不易与氧、氟和氯结合，而易于形成硫化物、硒化物、碲化物、砷化物等矿物的元素。该术语现一般理解为与“亲铜元素”同义，并包括一些亲铁元素。 亲气元素atmophile：组成地球大气圈的主要元素,惰性气体元素,以及主要呈易挥发化合物存在的元素。如氢、氮、碳、氧、及惰性气体元素等。 亲生物元素biophile：集中在有生命的动植物内的元素。C, H , O, N, P, S, Cl, I, (B), (Ca, Mg, K, Na), (V, Mn, Fe, Cu) ◆有关其他元素分类的常用术语： 常量元素：组成物质主要结构和成分的元素，它们常占天然物质总组成的99%以上，并决定了物质的定名和大类划分。 微量元素(trace element, microelement)：物质中除了那些构成主要结构格架所必须的元素之外，所有以低浓度存在的化学元素。其浓度一般低于0.1%，在大多数情况下明显低于0.1%而仅达到ppm乃至ppb数量级。 次要元素(minor element)：在文献中单独出现时时与微量元素同义；当两者同时出现时，一般指含量为1～5的化学元素。 稀有元素(rare element)：在低壳中分布量较低，但易于在自然界高度富集形成较常见的矿物和独立工业矿床的的化学元素。如REE、Nb、Ta、Be、Li、（W）等。 分散元素(dispersed element)：在地壳中元素丰度低，并且其离子半径和电荷等化学性质与地壳中的高丰度元素(硅、铝、钙、铁、钾、钠等)相似的一类微量元素。因上述性质，它们在自然界中大多以类质同像置换形式分散存 地球化学赵伦山张本仁 韩吟文马振东等 P 1：地球化学基本问题) P 5：克拉克值，地球化学发展简史（几个发展阶段） P31：元素丰度，表示单位元素在地壳平均化学丰度―――确定方法，克拉克值， P37：元素克拉克值的地球化学意义 P68：类质同象和固溶作用 P81：元素的赋存状态――1，5种 P88: 元素迁移 P 123: 相律 P169: 衰变定律 P181：痕量元素地球化学，稀土元素的研究方法和意义（痕量元素=微量元素） 复习内容及答案汇总 一、地球化学研究的基本问题、学科特点及其在地球科学中的地位（P1－） 地球化学是研究地球及相关宇宙体的化学组成、化学作用和化学演化的科学，在地球化学发展历史中曾经历了较长时间的资料积累过程，随后基于克拉克、戈尔施密特、维尔纳茨基、费尔斯曼等科学家的出色工作，地球化学由分散的资料描述逐渐发展为有系统理论和独立研究方法的学科。目前地球化学已发展成为地球科学领域的重要分支学科之一，与岩石学、构造地质学等相邻学科相互渗透与补充，极大地丰富了地球科学研究内容，在地质作用过程定量化研究中已不可或缺。 地球化学的研究思路和学科特点是：（1）通过分析常量、微量元素和同位素组成的变化，元素相互组合和赋存状态变化等追索地球演化历史；（2）利用热力学等现代科学理论解释自然体系化学变化的原因和条件，探讨自然作用的机制；（3）将地球化学问题置于地球和其子系统（岩石圈、地壳、地幔、地核等）中进行分析，以个系统的组成和状态约束作用过程的特征和元素的行为。 围绕原子在自然环境中的变化及其意义，地球化学研究主要涉及四个基本问题：（1）研究地球和动质体中元素和同位素的组成；（2）研究元素的共生组合和赋存形式；（3）研究元素的迁移和循环；（4）研究元素和同位素迁移历史和地球的组成、演化历史、地球化学作用过程。 二、简述痕量元素地球化学研究解决的主要问题 痕量元素地球化学理论使许多地质难题迎刃而解，其可解决的主要问题有： 1、克拉克值:是指元素地壳中重量百分含量。 2、浓度克拉克值:浓度克拉克值＝元素在某一地质体中平均含量/元素的克拉克值，它反映元素在地质体中集中和分散程度，大于1说明相对集中，小于1说明相对分散。 3、元素的地球化学迁移:元素从一种赋存状态转变为另一种赋存状态，并经常伴随元素组合和分布上的变化以及空间位移的作用称为地球化学迁移。 4、元素的丰度值：每种化学元素在自然体中的质量,占自然体总质量(或自然体全部化学元素总质量)的相对份额(如百分数),称为该元素在该自然体中的丰度值. 5、类质同象:某种物质在一定的外界条件下结晶时，晶体中的部分构造位置被介质的其它质点 (原子、离子、络离子、分子)所占据，结果只引起晶格常数的微小变化，而使晶体构造类型、化学键类型等保持不变的现象。 6、载体矿物和富集矿物载体矿物:载体矿物和富集矿物载体矿物是指岩石中所研究元素的主要量分配于其中的那种矿物。但有时该元素在载体矿物中的含量并不很高，往往接近该元素在有时总体中的含量。富集矿物是指岩石中所研究元素在其中的含量大大超过它在岩石总体中的含量的那种矿物。 7、元素的共生组合:具有共同或相似迁移历史和分配规律的元素常在特定的地质体中形成有规律的组合，称为元素的共生组合。 8、元素的赋存状态:也称为元素的存在形式、结合方式、相态、迁移形式等，指元素在其迁移历史的某个阶段所处的物理化学状态与共生元素的结合性质。 9、亲氧元素:是指那些能与氧形成强烈离子键化合物的元素，如K、Na、Si、Al 等，通常以硅酸盐形式聚集于岩石圈。 10、八面体择位能：任意给定的过渡元素离子,在八面体场中的晶体场稳定能一般总是大于在四面体场中的晶体场稳定能.二者的差值称为该离子的八面体择位能(OSPE). 这是离子对八面体配位位置亲和势的量度。八面体择位能愈大，则趋向于使离子进入八面体配位位置的趋势愈强，而且愈稳定。 11、相容元素和不相容元素：在液相和结晶相（固相）的共存体系，如在岩浆结晶作用过程中，一些微量元素易以类质同像的形式进入造岩矿物晶格，称为相容元素，如Ni2+、Co2+、V3+、Cr3+、Yb3+、Eu2+等。另一些微量元素不易进入造岩矿物晶格，倾向于残留在熔浆或液相这中，称为不相容元素，如Rb、Cs、Sr、Ba等。 12、元素的地球化学亲和性:元素的地球化学亲和性，指阳离子在地球化学过程中趋向于同某种阴离子结合的性质。分亲铁性（趋向于单质形式产出）、亲硫性（趋向于与硫形成强烈共价键的性质）和亲氧性（趋向于与氧形成强烈离子键的性质） 13、分配系数:从能斯特分配定律的表达式中可知：在温度、压力恒定的条件下，微量元素i (溶质)在两相分配达平衡时其浓度比为一常数(KD)，此常数KD称为分配系数，或称能斯特分配系数。分配系数只受温度、压力的限定，而与溶质的浓度无关（在一定浓度范围内）。元素地球化学背景特征
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