地球化学
第一章太阳系和地球系统的元素丰度
一、基本概念
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范围，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性。
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。
2、有关丰度的概念
①丰度:一种化学元素在某个自然体中的重量占这个自然体的全部化学元素总重量（即自然体的总重量）的相对份额（如百分数），称为该元素在自然体中的丰度。因此，元素丰度就是化学元素在一定自然体中的相对平均含量。如元素的地壳丰度，元素的地球丰度，元素的太阳系丰度等。如果这个自然体占据一个较小的空间位臵时，习惯上称为元素的平均含量。如花岗岩中元素的平均含量，某矿区中元素的平均含量等。
②丰度表示法:元素丰度常用三种单位来表示，即重量单位、原子单位和相对原子单位。
③目前已建立的元素丰度体系
④与元素丰度有关的几个名词的说明：
（1.克拉克值：是地壳中元素重量百分数的丰度值。
（2.区域克拉克值：是指地壳以下不同构造单元中元素的丰度值。如地盾区地壳元素丰度值。
（3.丰度系数：是指某一自然体的元素丰度与另一个可作为背景的自然体的元素丰度的比值，因为丰度体系是多层次的，所以丰度系数也是多层次的，如以地球丰度为背境，则地壳中该元素的丰度系数定义为K1=地壳丰度/地球丰度。
如以地壳丰度为背境，则全球陆地地壳的该元素丰度系数定义为K2=陆地地壳丰度/地壳丰度。依次类推。当K＞1时，称为富集，当K ＜1时，称为贫化。因此，丰度系数可用来指示元素的富集和贫化及其程度。
3.丰度与分布
元素在一个体系中的分布，特别是在较大体系中的分布包含两层含义：①元素的相对含量（平均含量）= “丰度”；②元素含量的不均一性（分布离散特征数、分布所服从统计模型）。体系中元素的丰度值实际上只能对这个体系里元素真实含量的一种估计，它只反映了元素分布特征的一个方面，即元素在一个体系中分布的一种集中（平均）倾向；
4. 太阳系的组成
（1）太阳系：太阳，行星，行星物体（宇宙尘、彗星、小行星），卫
星。其中太阳的质量占太阳系质量的99.8％，其它占0.2％。
（2）九大行星分类：
地球组行星也称类地行星：地球、水星、金星和火星
巨行星：木星和土星
远日行星：天王星、海王星和冥王星。
类地行星离太阳近，表面温度高，自转周期长，公转周期短且速度快，体积小，质量小，密度大，卫星少。
类木行星离太阳远，表面温度低，自转周期短，公转周期长且速度慢，体积大，质量大，密度小，卫星多。
距太阳由近到远依次是：水星、金星、地球、火星、木星、土星、天王星、海王星、冥王星。
二、元素在太阳系中的分布规律
1.估算复杂系统总体化学组成的方法：
a.主体代表整体：如用太阳的组成代表太阳系的组成，岩浆岩的平均化学成分代表地壳的平均化学成分。
b.加权平均：用上、中、下地壳的组成求整体地壳的化学组成
c.拟定模型：如用陨石对比法求地球的化学组成
2.获取元素宇宙丰度的途径：
a.直接采样如测定岩石、各类陨石、月岩、月壤和火星样品。美国的阿波罗登月采集了月岩和月壤的样品；1997年的“探路者”号、“勇敢者”号、“机遇”号，测定了火星岩石的成分。
b.光谱分析：存在局限性，有些元素产生的辐射波长小于2900 ，通过大气层时被吸收
而观察不到；光谱产生于表面，只能代表表面成分。
c.利用宇宙飞行器分析测定星云和星际间物质及研究宇宙射线
d.由物质的物理性质与成分的对应关系推算。如对行星组成的研究。
3.陨石的化学成分
a.陨石的定义及研究意义
陨石是从星际空间降落到地球表面上来的行星物体的碎片。陨石是空间化学研究的重要对象，具有重要的研究意义：
①它是认识宇宙天体、行星的成分、性质及其演化的最易获取、数量最大的地外物质；
②也是认识地球的组成、内部构造和起源的主要资料来源；
③陨石中的60多种有机化合物是非生物合成的“前生物物质”，对探索生命前期的化学演化开拓了新的途径；
④可作为某些元素和同位素的标准样品（稀土元素，铅、硫同位素）。
b.陨石的分类：以陨石中金属含量为依据（见表1.2陨石的基本分类）陨石主要是由镍-铁合金、结晶硅酸盐或两者的混合物所组成，按成份分为三类：
1）铁陨石（siderite）主要由金属Ni, Fe（占98%）和少量其他元素组成（Co, S, P, Cu, Cr, C等）。铁陨石主要由二种矿物组成，即铁纹石和镍纹石，这类陨石平均含金属98％．主要为镍铁合金，镍含量在4％一30％之间。除金属矿物外，一般还有副矿物，如陨硫铁(Frs)、磷铁镍钴矿及石墨等．这些付矿物呈小团块散布在金属中．根据矿物晶体结构和Ni／Fe比值，铁陨石一般又可划分成六而体式陨
铁、八面体式陨铁和富镍中陨铁陨石三个亚类．也可根据微量元素参数法划分成13个化学群、包括11个岩浆型和2个非岩浆型两大类．2）石陨石（aerolite）主要由硅酸盐矿物组成（橄榄石、辉石）。这类陨石可以分为两类，即决定它们是否含有球粒硅酸盐结构，分为球粒陨石和无球粒陨石。
石陨石(AeroUre)主要由硅酸盐矿物组成。根据是否含球粒可分为球粒陨石和无球粒陨石两个亚类．球粒陨石(Chondrite)是各类陨石中最常见的陨石类型．其最大特点是含有球体，具有球粒构造。球粒一般由橄榄石和斜方辉石组成，按球粒间的基质常由镍铁、陨硫铁、斜长石、橄揽石、辉石等组成。按照球粒陨石的化学和矿物组成球粒陨石可分成E群(顽火辉石球粒陨石)、O群(普通球粒陨石)和C群（碳质球粒陨石）等三大群。其中普通球粒陨石又可划分为H型（高铁的普通球粒陨石），L群（低铁群普通球粒陨石），LL群（低铁低金属普通球粒陨石）。
这些陨石大都是石质的，但也有少部分是碳质。碳质球粒陨石有一个典型的特点：含有碳的有机化合分子，并且主要由含水硅酸盐组成。它对探讨生命起源的研究和探讨太阳系元素丰度等各个方面具有特殊的意义。由于Allende碳质球粒陨石的元素丰度几乎与太阳中观察到的非挥发性元素丰度完全一致，碳质球粒陨石的化学成分已被用于估计太阳系中非挥发性元素的丰度。
3) 铁石陨石（sidrolite）由数量上大体相等的Fe、Ni和硅酸盐矿物组成（过渡类型），按两相比例可划分为：橄榄陨铁和中铁陨石，根
据两相比例可进一步划分出橄榄陨铁、中陨铁、古英铁镍陨石和古铜橄榄陨铁四个亚类。
陨石的主要矿物组成：Fe、Ni合金、橄榄石、辉石等。陨石中共发现140种矿物，其中39种在地球（地壳浅部）尚未发现。如褐硫钙石CaS，陨硫铁FeS。这说明陨石是在缺水、氧的特殊物理化学环境中形成的。
c.陨石形成的假说
1) 由一个富金属的核和一个硅酸盐外层的行星体破裂后分异而来，“一个母体形成陨石”
2)不同陨石形成于不同行星母体
d.陨石中的有机质（碳质球粒陨石中发现60多种）来源
1) 在还原态的原始大气下合成
2) 太阳星云凝聚晚期由CO，H2催化合成。
e）陨石的化学成分
要计算陨石的平均化学成分必须要解决两个问题：首先要了解各种陨石的平均化学成分；其次要统计各类陨石的比例。各学者采用的方法不一致。戈尔德施密特（V.M.Goldschmidt）采用硅酸盐：镍-铁：陨硫铁=10：2：1的比例来计算陨石的平决化学成分，结果如下：
元素O Fe Si Mg S Ni Al
% 32.30 28.80 16.30 12.30 2.12 1.57 1.38
Ca Na Cr Mn K Ti Co P
1.33 0.60 0.34 0.21 0.15 0.13 0.12 0.11
f）结论：
⑴从表中我们可以看到O、Fe、Si、Mg、S、Ni、Al、Ca是陨石的主要化学成分。
⑵根据对世界上众多各类陨石的研究，对陨石成分的看法还不甚一致，但以下一些基本认识是趋于公认的：
①它们来自某种曾经分异成一个富金属核和一个硅酸盐包裹层的行星体，这种天体的破裂就导致各类陨石的形成；
②石陨石与地球上的基性、超基性火山岩矿物组成和化学成分相似，铁陨石与地核的化学成分相似，陨石的母体在组成上、核结构上与地球极为相似；
③各种陨石分别形成于不同的行星母体，因为各类陨石具有不同的年龄及成分差异和氧同位素比值的不同；
④陨石的年龄与地球的年龄相近（陨石利用铅同位素求得的年龄是
45.5±0.7亿年；
⑤陨石等地外物体撞击地球，将突然改变地表的生态环境诱发大量的生物灭绝，构成了地球演化史中频繁而影响深远的突变事件，为此对探讨生态环境变化、古生物演化和地层划分均具有重要意义。
4.行星的化学成分
行星表面温度较低，因而缺乏原子光谱的激发条件，这排斥了应用光谱测定其成分的可能。现在对于行星化学成分的了解都是通过间接方法获得的。因此，目前关于行星化学成分的知识还是极贫乏的。
主要掌握三个规律：
1) 内行星愈靠近太阳，它的金属含量越高；
2) 地球和金星的化学成分可能十分接近，它们有很相似的直径和平均密度；
3) 由火星和月球的平均密度来看，它们在化学成分上属同一类天体。
5.太阳系元素丰度规律
太阳是炽热气态物质的球体，其直径为1,391,000公里，质量等于1.983×1033克，相当于地球质量的333,434倍。太阳的表面温度达6000K，密度为1.41克/厘米.
我们会发现太阳系元素丰度具有以下规律：
（1）H和He是丰度最高的两种元素。这两种元素的原子几乎占了太阳中全部原子数目的98％。太阳系元素丰度递减规律：H>He>O>Ne>N>C>Si>Mg>Fe>S。
（2）原子序数较低的范围内，元素丰度随原子序数增大呈指数递减，而在原子序数较大的范围内（Z＞45）各元素丰度值很相近。
（3）奥多-哈根斯法则：原子序数为偶数的元素其丰度大大高于相邻原子序数为奇数的元素。具有偶数质量数（A）或偶数中子数（N）的核素丰度总是高于具有奇数质量数（A）或中子数（N）的核素。这一规律也称奇偶规律。
（4）质量数为4的倍数（即α粒子质量的倍数）的核素或同位素具有较高丰度。此外，还有人指出原子序数（Z）或中子数（N）为“约数”（2、8、20、50、82和126等）的核素或同位素丰度最大。例如，4He（Z=2，N=2）、16O（Z=8，N=8）、40Ca（Z=20，N=20）和140Ce
（Z=58，N=82）等都具有较高的丰度。
（5）Li、Be和B具有很低的丰度，属于强亏损的元素，而O和Fe 呈现明显的峰，它们是过剩元素。
三、地球的结构和化学成分
1.地球的结构和各圈层的组成；
地球具有圈层结构：地壳、地幔和地核
2.地球元素丰度研究方法；
1) 陨石类比法：直接利用陨石的化学成分，经算术平均求出地球的元素丰度。
计算的假设条件：陨石在太阳系形成；陨石与小行星带的物质成分相同；陨石是已破碎了的星体碎片；产生陨石的星体，其内部结构和成分与地球类似。
采用单陨石类比法求出的地球化学成分铁的丰度明显偏低。
2) 地球模型和陨石的类比法
在一定的地球模型的基础上求出各圈层的质量及比值，然后选择陨石类型或陨石相的化学成分来代表各圈层的元素丰度，最后用质量加权平均法求整个地球的元素丰度。
3) 地球物理类比法，也称层壳模型物理类比法。采用的地球元素丰度尽可能立足于地球自身的物质成分和物性模拟实验的基础上。3.地球元素丰度及其规律：
地球物质的90%由Fe、O、Si、Mg四种元素组成；含量大于1％的元素还有Ni、Ca、Al；S、Na、K、Cr、Co、P、Mn和Ti的含量
均在0.01％～1%范围；以上共15中。
元素丰度递减规律：Fe>O> Si > Mg >Ni> Ca > Al > S >Co>Na
4.地球的形成和早期分异（埃尔萨塞假说）：原始地球形成经历一段时期后，在其内部大约几百公里深度温度达到了金属铁的熔点，游离铁发生熔融并逐渐汇聚成液态铁层。由于液态铁的密度大于硅酸盐，液态烃层就向地球的中心下沉，形成地核。在熔铁向中心不对称下沉时，导致较轻的硅酸盐发生不对称上升和遭受部分熔融，部分熔融的物质上升并形成地壳。因此地壳是三大层圈中最年轻的成员（<42亿年）。
5、地壳的化学组成
地壳分为大陆地壳、大洋地壳。大陆占地球表面积的42%，大陆地壳的的质量占整个地壳质量的79%。大陆地壳丰度是地球各层圈中研究最详细和较正确的。
大陆地壳由演化的、低密度的岩石组成，使大陆地壳高于海平面，大陆地壳的这种演化的成分在太阳系是独一无二的，使陆地生物空前繁荣。另外，大陆地壳的化学组成和演化机制是认识地球总体成分、分异演化和地球动力学过程的基本化学前提。再加之大陆地壳是人类生活和获取资源的场所，为此大陆地壳化学组成的研究自地球化学学科诞生以来一直是研究的中心问题之一。
1) 大陆地壳化学组成的研究方法
岩石平均化学组成法：用主体代表整体，他们的思路是在地壳上部16公里范围内（最高的山脉和最深海洋深度接近16公里）分布着95%
的岩浆岩，5%沉积岩（4%的页岩，0.75%的砂岩，0.25%的灰岩），且沉积岩是岩浆岩派生的，因此认为岩浆岩的平均化学成分实际上可以代表地壳的平均化学成分。具体做法：
①在世界各大洲和大洋岛屿采集了5159个不同岩浆岩样品和676件沉积岩样品；
②对53种元素进行了定量的化学分析；
③其样品的数量相当于这些样品在地球表面分布面积的比例；
④计算时用算术平均求出整个地壳的平均值。
他们的工作具有重大的意义：
①开创性的工作，为地球化学发展打下了良好的基础；
②代表陆地区域岩石圈成分，其数据至今仍有参考价值。
2）其它方法：细粒碎屑沉积岩法；大陆地壳生长历史法；大陆地壳剖面法；区域大规模取样和分析；火山岩中的深部地壳包体研究法；地球物理法。
3）综合上述各种研究方法，根据目前对地壳的认识，显然具有以下的不足之处:首先采用的地壳的概念不统一，均未按照现代地壳结构模型来考虑；其次没有考虑岩石组成随深度和构造单元的变化。
4) 大陆地壳的结构和组成
①地壳中元素的丰度特征：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%，比丰度最小的元素Rn为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
五种: 82.58%
前九种: 98.13%
前十五种元素占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。
地壳、整个地球和太阳系元素丰度排序对比：
太阳系：H>He>O> C, N > Ne > Mg, Si> 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。这种差异说明什么呢？
由宇宙化学体系形成地球的演化（核化学）过程中必然伴随着气态元素的逃逸。而地球原始的化学演化（电子化学）具体表现为较轻易熔的碱金属铝硅酸盐在地球表层富集，而较重的难熔镁、铁硅酸盐和金属铁则向深部集中。
由此可见地壳元素得丰度取决于两个方面的原因: 元素原子核的结构和稳定性；宇宙物质形成地球得整个演化过程中物质得分异。
总之，现今地壳中元素丰度特征是由元素起源直到太阳系、地球、（地壳）的形成和存在至今这一段漫长时期内元素演化历史的最终结果。
②大陆地壳的结构特征：
A大陆地壳的整体平均厚度为37km，上地壳平均厚度为12km，中地壳厚度为11km，下地壳厚度为14km；
B 随温度增加，温度和压力增大、变质程度升高，不同深度的岩石对应不同的变质相，
上地壳：绿片岩相和未变质的岩石（沉积岩和花岗岩）；
中地壳：英云闪长－奥长花岗－花岗质片麻岩为主的角闪岩相岩石下地壳：麻粒岩相岩石组成
C 大陆地壳与原始地幔相比显示出明显地富集大离子亲石元素和轻稀土元素，明显地亏损Nb和Ti并显著富集Pb，具有岛孤岩浆岩的特征。
6.地壳化学成分和元素克拉克值的地球化学意义：
1) 大陆地壳的化学组成对地幔分异的指示
大陆地壳是通过地幔部分熔融的岩浆向上侵入或喷出形成的，部分熔融形成地壳后残余的地幔部分就是现在贫化或亏损的地幔。将大陆地壳的元素丰度对原始地幔标准化后的比值可定量衡量元素的相容性。
2) 地壳元素丰度在元素地球化学行为研究中的意义
A 控制元素的地球化学行为
元素的克拉克值在某种程度上影响元素参加许多化学过程的浓度，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。
B 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。矿物种属有限（硅酸盐25.5%；氧化物、氢氧化物12.7%；其他氧酸23.4%；硫化物、硫酸盐24.7%；卤化物5.8%；自然元素4.3%；其它3.3% ）。
为什么酸性岩浆岩的造岩矿物总是长石、石英、云母、角闪石为主？因为地壳中O, Si, Al, Fe, K, Na, Ca等元素丰度最高，浓度大，容易达到形成独立矿物的条件。
C 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。Mo地壳丰度1×10-6，东秦岭Mo区域丰度2.3×10-6，Mo的地球化学省。
又如：克山病病区中土壤有效Mo、饮水Mo含量、主食中Mo含量普遍低于地壳背景，导致人体Mo低水平。
D限制了自然体系的状态和对元素亲氧性和亲硫性的限定
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。
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）
E 浓度克拉克值和浓集系数
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
浓度克拉克值＞1 意味该元素在地质体中集中了
浓度克拉克值＜1意味该元素在地质体中分散了
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
浓集系数=某元素最低可采品位/某元素的克拉克值，反映了元素在地壳中倾向于集
的能力，Sb锑和Hg浓集系数分别为25000和14000，Fe的浓集系数为6，这说明
Fe成矿时只要克拉克值富集6倍即可。
第二章元素的结合规律与赋存形式
2.1 元素的结合规律和自然体系及自然作用产物的特征
1.地球化学体系的特征
1) 温度、压力等条件的变化幅度有限
-80～1800摄氏度0.0n～1010Pa（十万个大气压），在实验室条件
下可从0 K到5×104，压力可从真空到120万个大气压。
2) 多组分的复杂体系92种元素和354种核素，但浓度（丰度）相差悬殊，而化学反应受制于浓度，因此制约了某些化学反应的发生；此外∑阴离子＜∑阳离子，制约了某些元素的结合方式。
3) 体系是开放的，体系不断进行物质与能量交换，地球化学作用具有分阶段单向演化的特征；化学反应受动力学和热力学控制，自然作用过程具有不可逆性和不彻底性。
2. 自然过程产物的特征
1) 自然稳定的化合物和单质的种类有限；矿物总数大约7大类、200族数、3000多种。
2) 元素形成自然分类组合的化合物系列，形成特征各异的有规律的共生元素组合；
3) 自然界形成的化合物（矿物）都是不纯的，每一种矿物都构成一个成分复杂、含量变化的混合物系列。
3.元素结合规律的微观控制因素：
（1）体系的组成（系统的元素丰度）：体系中各元素间存在丰度的差异，使元素间的结合有一定的倾向性。
（2）体系状态的稳定性：体系的能量愈低体系的状态愈稳定。元素结合的电负性（X）、电离势（I）、电子亲和能（E）、晶格能（U）等能量参数决定了元素结合的可能性和形成化合物的稳定性。
（3）晶体结构的稳定性：在微观上是保持晶体结构的稳定的因素，包括化学键的方向性和离子间的最紧密堆积等。宏观上是有利晶体结
构的稳定的热力学条件。
从空间几何形式的侧面：
a半径（原子、离子）：设想离子或分子呈球形，离子晶体中正负离子中心之间的距离是正负离子半径之和，离子中心之间的距离何以用X射线衍射测出。但原子的半径是随着外界条件（温度、压力、化学键性、原子的价态、配位模型）而改变的，因此提出了离子半径、共价半径、金属半径以及分子半径等概念。
掌握戈尔德施密特离子半径计算模型：原理是将离子晶体视为球形负离子的最紧密堆积，其中的孔隙为正离子所占据，并根据测定出的离子间距或晶格常数来确定离子半径，将F-和O2-分别定为0.133nm 和0.132nm，据此来推算其它离子半径。表2.9和表2.10。
元素周期表中元素半径的总体变化规律：①同一周期，原子序数增大，离子半径减小；②同一族元素，从上到下随电子层数增加，原子半径增大。③在周期表的左上方到右下方的对角线上，离子半径相近或相等。④镧系收缩：稀土元素的离子半径从La3+的0.103nm到Lu3+的0.086nm逐步缩小，称为镧系收缩。稀土元素的化学性质形似和离子半径相近，因而紧密共生。
b配位数：原子（金属晶体）或离子（离子晶体）周围紧邻的原子或异号离子数称为配位数。配位数取决于相互结合的离子半径比率，受化学键性、共价键的数目和方向性的影响。
香浓的阴离子配位数的计算模型：化合物类型为：PApQBqYXy，其中A、B为阳离子，而X为阴离子，P、Q、Y为各离子的配位数；p、
q、y为系数。
c原子和离子极化：在外电场作用下，原子或离子电子云的大小、形状发生变化的现象称为极化，当极化增强时，会引起离子键向共价键过渡，配位数减小、离子半径减小和化合物的溶解度降低等现象。
d 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，它是度量晶格稳定性的参数。电荷高、半径小、配位数大的离子，晶格能大。
2.2 元素的地球化学亲和性
1.元素的地球化学亲和性：主要指阳离子在自然体系中趋向同某种阴离子化合的倾向。
地球和地壳中，阳离子的总数（种类）远远大于阴离子的总数，导致了在地球化学作用过程中阳离子对阴离子的争夺，在自然体系中元素形成阳离子的能力和所显示出的有选择性地与某种阴离子结合的特性称为元素的地球化学亲和性。它是控制元素在自然界相互结合的基本规律。
2.元素的地球化学亲和性分类：
自然体系中元素的地球化学亲和性分类主要由：亲氧性元素，亲硫性元素，和亲铁性元素。
2.1 亲铁元素（siderophile element）：铁具有这种倾向，在自然界中，特别是O，S丰度低的情况下，一些元素往往以自然金属状态存在，常常与铁共生，称之为亲铁元素。
基本特征：不易与其他元素结合，因为它们的价电子不易丢失（具有
较高电离能）。它们的第一电离能往往较高：I1Au=9.2电子伏特，I1Ag=7.5电子伏特，I1Cu=7.7电子伏特
另外,周期表VIII族过渡金属元素（铂族元素）具明显亲铁性：
I1Pt = 8.88电子伏特
I1Pd = 8.30电子伏特Pt等元素在自然界往往
I1Ni = 7.61电子伏特以金属状态出现。
I1Co = 7.81电子伏特
代表性的亲铁元素：铂族、Cu、Ag、Au、Fe、Co、Ni等。
2.2 亲氧元素（oxyphile element or lithophile element）和亲硫元素（sulfophile element or chalcophile element）：
①氧和硫的某些化学参数比较见表 2.1。可知硫的电负性小于氧（Xs
②电负性和亲和性的关系：见表2.2，随相对电负性增加，亲氧性减弱，亲硫性增强。
③化学反应制动原理：当阴离子不足时，在自然体系中各阳离子将按
亲和性强弱与阴离子反应，亲和性强的阳离子将抑制亲和性弱的化学反应（这是自然界的竞争机制）。
例1.在地壳中某体系内，阴离子（S2-）不足，地壳中Fe的丰度比Mn高出两个数量级，况且Fe的亲硫性比Mn强。为此在这样的环境下，只能产生Fe的硫化物和Mn的氧化物（硅酸盐）共生现象，绝对不会发生硫锰矿和铁的氧化物共生的现象。这就是化学反应抑制原理在起作用！
反应自由能：FeSiO3+MnS→MnSiO3+FeS (DGr=-11.56 KJ,)
2.3 自然界元素亲和性的特点
A双重性和过渡性：自然界元素的亲和性不是绝对的，存在着双重性和过渡性。
B不同价态元素具有不同的亲和性：
Fe2+, Mn2+ 低价具亲硫性，如FeS2 , MnS；
Fe3+, Mn4+ 高价具亲氧性，如Fe2O3 , MnO2 3.元素地球化学分类
元素周期表实质上就是化学元素的一种自然分类，应用周期表可以系统地说明元素的原子结构与其各种物理性质和化学性质之间的关系。但是对于地球化学来说这还不够，地球化学还要求说明原子结构与元素在自然作用过程中的行为和自然组合之间的联系。这就必须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作出进一步的分类。这样的分类就称为元素的地球化学分类。现在已经有了许多种元素的地球化学分类，例如，v．M．戈尔德施密特，B．N．维
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
地球化学图相关计算 一、计算Al 2O 3/(CaO+Na 2O+K 2O)和Al 2O 3/(Na 2O+K 2O)或A/CNK-A/NK 分子(摩 尔)比步骤与投图 1．列出Al 2O 3、CaO 、Na 2O 和K 2O 的分子量 Al 2O 3分子量 CaO 分子量 Na 2O 分子量 K 2O 分子量 102.00 56.00 62.00 94.00 主要氧化物分子量 氧化物 Al 2O 3 CaO Na 2O K 2O Si 2O TiO 2 Fe 2O 3 FeO MnO MgO P 2O 5 分子 量 102.0 56.0 62.0 94.0 60.0 80.0 160.0 72.0 71.0 40.0 142.0 2．列出所测样品的Al 2O 3、CaO 、Na 2O 和K 2O 含量 岩性 样品号 Al 2O 3含量 CaO 含量 Na 2O 含量 K 2O 含量 (x ηγT 1) P4XT06 14.44 0.41 2.66 5.52 (x ηγT 1) P15XT02 13.31 0.41 4.33 4.47 (z ηγT 1) P15XT03-1 13.34 0.57 4.32 4.25 (z ηγT 1) P4XT10 13.82 0.56 4.23 4.30 3．求出分子(摩尔)数(样品中Al 2O 3、CaO 、Na 2O 和K 2O 含量除以各自氧化物
的分子量) 岩性样品号Al2O3分子数CaO分子数Na2O分子数K2O分子数 (xηγT 1) P4XT06 （14.44/102.0=） 0.142 （0.41/56.0=） 0.007 （2.66/62.0=） 0.043 （5.52/94.0=） 0.059 (xηγT 1) P15XT02 （13.31/102.0=） 0.130 （0.41/56.0=） 0.007 （4.33/62.0=） 0.070 （4.47/94.0=） 0.048 (zηγT 1) P15XT03-1 （13.34/102.0=） 0.131 （0.57/56.0=） 0.010 （4.32/62.0=） 0.070 （4.25/94.0=） 0.045 (zηγT 1) P4XT10 （13.82/102.0=） 0.135 （0.56/56.0=） 0.010 （4.23/62.0=） 0.068 （4.30/94.0=） 0.046 4．分别求出Al 2O 3 /(CaO+Na 2 O+K 2 O)和Al 2 O 3 /(Na 2 O+K 2 O)或A/CNK-A/NK分子 (摩尔) 比 岩性样品号Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)分子比（摩尔）Al2O3/(Na2O+K2O)分子比（摩尔）(xηγT1) P4XT06 0.142/(0.007+0.043+0.059)=1.299 0.142/(0.043+0.059)=1.393 (xηγT1) P15XT02 0.130/(0.007+0.070+0.048)=1.046 0.130/(0.070+0.048)==1.112 (zηγT1) P15XT03-1 0.131/(0.010+0.070+0.045)=1.046 0.131/(0.070+0.045)=1.138 (zηγT1) P4XT10 0.135/(0.010+0.068+0.046)=1.093 0.135/(0.068+0.046)=1.189 5．投图 以Al 2O 3 /(CaO+Na 2 O+K 2 O) 或A/CNK分子（摩尔）比X为轴和以Al 2 O 3 /(Na 2 O+K 2 O) 或A/NK 为Y轴，投点即可。 换算公式 n = m / M，n是摩尔数，m是质量或含量，M是分子量。摩尔比和分子比可以看做是一个意思。 二、微量元素蛛网图K、P、Ti等的计算 1. K=K 2 O×0.83013×10000 2. P=P 2O 5 ×0.43646×10000 3. Ti=TiO 2 ×0.5995×10000 三、花岗岩R2-R1构造环境判别图解（阳离子或原子数之比）R2和R1的计算步骤 1．列出R 2和R 1 R1=4Si-11(Na+K)-2(Fe+Ti)，R为阳离子数或原子数。
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。
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 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。 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）。 地球化学 一．名词解释 1. 异戊二烯型化合物：由一个个异戊二烯单元头尾相连重复组合而成一类化合物，它广泛存在于生物体、近代沉积物、古代沉积岩以及原油中。 2. 萜类：环状的异戊二烯型化合物。 3.同位素效应：由于同位素不同，引起单质或化合物在物理、化学性质上发生微小变化的现象，称为同位素效应。 4.同位素分馏：在各种自然过程中，由于同位素的效应引起同位素相对含量在不同相之间的变化。 5.干酪根：沉积物和沉积岩中不溶于非氧化性的无机酸、碱和常用有机溶剂的一切有机质。 6.腐殖质：指土壤和现代沉积物中不能水解的、不溶于不溶于有机溶剂的有机质。 7.低熟油：指所有非干酪根晚期热降解成因的各类低温早熟的非常规石油。 8.生物标志物：是沉积物（岩）、原油、油页岩和煤中那些来源于生物体，在有机质演化过程中具有一定稳定性，没有或很少发生变化，基本保存了原始生化组分的碳骨架，记载了原始生物母质特殊分子结构信息的有机化合物。 9.质谱法：通过研究分子量和离子化的分子碎片来认识分子结构的一种现代分析技术（以高能电子将单个分子击碎，用碎片的质量组成特征，推测分子的结构组成和分子量，以达到分子鉴定的目的）。 10.质谱法（棒图）：将每一次扫描的记录，应用质荷比对检测器响应值作图，就可以得到由色谱分离的某一种化合物的质谱图。 11.质量色谱图： 12.总离子流图： 13.生物成因气： 14.热成因气： 二．简答题 1.生物有机质的化学组分 碳水化合物 脂类 蛋白质和氨基酸 木质素和丹宁 2.异戊二烯单元的结构及简单组合、拆分 3.富沉积有机质的沉积环境 4.C 、O 同位素丰度的表示方法 5.自然界中碳同位素分馏的几种方式和结果 6.干酪根的光学显微组分分类 主要（1）统计腐泥组和壳质组之和与镜质组的比例； 采用（2）采用类型指数(T 值)来划分，具体方法是将鉴定的各组分相对百分含量代入下式， 计算出T 值，再依据表中的分类标准划分类型。 两种 方法 以透射光为基础的干酪根显微组分分类 组 分 亚 组 分 腐泥组 无定形—絮状，团粒状，薄膜状有机质 藻质体 孢粉体—孢子、花粉、菌孢 树脂体 壳质组 角质体 木栓质体 表皮体 镜质组 结构镜质体 无结构镜质体 惰质组 丝质体 7.干酪根研究的常用测试方法 干酪根研究的常用方法 直接方法：显微镜 SEM ——scanning electronic microscope 荧光显光镜 IR 吸收光谱 X-ray 核磁共振（NMR ），顺磁共振(ESR) （不破坏干酪根，根据其物理特性来研究干酪根的性质、结构） 间接方法：元素分析 稳定同位素 热解分析（热失重、热模拟、热解—-色谱） 超临界抽提、氧化分解 100 )100()75()50()100(-?+-?+?+?=惰质组含量镜质组含量壳质组含量腐泥组含量T 地球化学涉及的基本图件制作及相关软件应用（连载...） 发帖之前思绪良久，本想以有声视频的形式呈现给大家，但碍于工作紧张，只能以教程的形式展现，希望带给大家些许帮助。如有什么问题我们一起交流，我的邮箱94024716@https://www.doczj.com/doc/b114841550.html,. 地球化学图件涉及内容较多，本帖将从基本的原始数据图开始，到最后的解释推断等图件，逐一展现，帖子将不定期更新，对此也希望大家支持与谅解。 说明的是各种作图软件有的需要狗和相关插件，如有需要，请联系本人。 1、点位图 MAPGIS做法： 设置带号是关键。 记住数据类型为6，即字符串型 将预先做好的图框套入！！！ 根据属性表注释，建立一个新的点文件，注释文件， 完成！！！ 为突出高值，我们在预先统计好的基础上，对高值进行特殊标注，如Cu将大于80的数据进行特殊表示，这就涉及我们刚才所要注意的属性类型，因设定的为字符串型，所以在输入数值时加引号""。可以改变其子图类型和注释大小，颜色。我们将注释颜色改为红色，完成。 事先说明的是该软件所做点位图只能针对单个元素进行，而且所作点位无属性。 成图格式为明码格式，进行转换。 2 地球化学图的各种做法简介 在此介绍我所掌握的各种做法，仅供参考。 一、MAPGIS 在DTM模块完成， 设置好各项参数点确定。标记我们这里选无，也可以选自己相要的制图幅选择数据投影变换，填好各项。 完成。套图框 强调的是，MAPGIS网格化是根据数据范围进行，而未经扩边处理，所以和原图框比较较小。 二、金维 数据网格化 与图框大小不合，要进行扩边处理，进行两次扩边之后，完成。元素地球化学背景特征
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