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Ⅰ型、Ⅱ型和Ⅲ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。○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）特征的异同：太阳系：H>He>O>N>C>Si>Mg>S地球;Fe>O>Mg>Si>Ni>S>Ca>Al>Ca>Na地壳：O>Si>Al>Fe>Ca>Na>K>Mg>Ti>H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Z>45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）○5Fe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（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<20的轻核中，中子∕质子等于一是，核最稳定，由此可以说明O、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；偶数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
数等于幻数的同位素，其原子核中的壳层为核子所充满，形成最为稳定的原子核，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、Rb、Cs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(独立矿物数)=200× 4√K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元素分散; 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 ＜ 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24×1018吨;2)地壳中Au为24×1018 ×3.5×10-9吨 = 84 ×109吨;3)陆地质量为地壳的62.9%,则陆地Au为84×109×62.9% =53×109吨4)美国占世界陆地的1/17.3,所以美国陆地的Au为53×109 ÷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=8.6×103÷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: ①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；②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 P 、 B 等。 2.化学反应制动原理：在氧不足的体系中, 元素与氧化合按自由能ΔGf由高负值---低负值顺序进行（结合顺序按-ΔGf的大小决定）,到铁由于其丰度高,可以消耗掉全部剩余的氧,以致使多余的铁和硫化合或呈自然铁存在,而使排在铁后面的元素不能与氧化合.铁起到化学反应的“制动剂”作用,这一现象称为～ 3.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“捕获”；而较低价离子集中于较晚期结晶的矿物中，称为“容许”。如Sc3+（角闪石、辉石，基性岩中）与Li+（黑云母与电气石，酸性岩或伟晶岩中）,Y3+（磷灰石、榍石、和萤石）与Na+（斜长石） 4.内潜同晶：两种离子浓度大致相等,而一种元素以分散量进入另一元素的晶格内,可以分出主要元素和次要元素时,这时次要元素就隐蔽在主要元素之中,称为内潜同晶. 5.残余富集：指类质同象影响微量元素的集中和分散的一种情况，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“晶体化学分散”,例如Rb因与K类质同象而分散；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“残余富集”。 6.补偿类质同象：指组分浓度不同影响元素类质同象置换规律的情况。一种熔体或溶液中如果缺乏某种成分,则从中晶出包含此种组分的矿物时,熔体或溶液中与之性质相似的其它元素就可以类质同象混入物的形式加以补充,称为“补尝类质同象”.如钒钛磁铁矿Fe2+(Fe,V,Ti)23+O4,当Fe2O3浓度过小时,不形成磁铁矿,V2O3,Ti2O3补偿Fe2O3进入磁铁矿晶格中而形成. 7.超显微非结构混入物：指元素在地壳中的一种赋存形式，为一种颗粒极细的混入物其最大的特点是不占据主矿物的晶格位置因而是独立化合物但又不能分离出来或进行矿物学研究的颗粒。 1.戈尔德施密特地球化学分类：依据：元素的性质和在地圈内的分布关系，他在铜矿石冶炼过程中注意到矿石经冶炼后形成四个相，金属铁相硫化铁相硅酸盐炉渣和气相CO2、H2O分别与陨石中的铁陨石，陨硫铁，球粒陨石的化学成分相比，并结合地质作用中的矿物组合和元素共生规律提出把元素分为~并推测地球内部壳层结构也有类似化学成分分异。结果：（见名词解释地球化学亲和性）意义：戈式分类作为考察元素地球化学行为的基本属性，已被普遍应用，如元素的地球化学亲和性和地球演化成圈过程元素在各圈层间的分异等有指导意义。但在深入把握元素在复杂的地质作用中的习性时又显得不够细。 2.元素具有地球化学亲和性的原因：1）元素的基本化学性质：（1）元素的电子层结构或电离能因素：如，亲铁元素Fe、Co 、Ni 、Os、Ir、Pt、Cu 、Ag 、Au等的特征是d亚层充满或近充满的18或近18电子结构,具较高的电离能。在化学反应中能保持原子的电子不被剥夺，也无力夺取外来电子，保持电中性，而无亲阴离子性。（2）元素的电负性因素。元素离子的电负性与O2-和S2-的差值反映其亲氧或亲硫的倾向。元素离子的电负性与O2-电负性的差值越大，反映其亲氧性倾向；反之亲氧性减弱。元素离子的电负性与S2-电负性的差值越大，反映其亲硫性倾向越弱；反之亲硫性越强。2）化合反应的能量效应(符合体系总自由能ΔGf最低法则)：①金属的亲氧和亲硫性按按金属元素氧化物和硫化物的生成自由能ΔGf由高负值---低负值顺序排列。一般说，亲氧性强，其亲硫性就弱，反之亦然。金属与氧生成自由能ΔGf由高负值---低负值排列顺序为:Ca 、Th 、Mg 、Al 、Zr 、U 、Ti 、Si 、V 、Na 、Mn 、Cr 、 K 、Zn 、W 、Sn 、Mo 、Fe 、Co 、Ni 、Pb 、Cu 、 Bi 、 Pd 、 Hg 、 Ag.②自然界地球化学体系都趋向于体系能量最低，故而存在着电价、半径、电负性极性对应等结合规律。电价：高（阳离子）对高（阴）、低对低；半径：大（阳离子）对大（阴）、小对小；电负性极性：电负性大（阴离子）对小（阳）、小对大。3）元素的丰度因素与化学反应的制动原理：上地壳:阴离子(丰度，下同) > 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（—ΔGf）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“捕获”；而较低价离子集中于较晚期结晶的矿物中，称为“容许”。如Sc3+（角闪石、辉石，基性岩中）与Li+（黑云母与电气石，酸性岩或伟晶岩中）,Y3+（磷灰石、榍石、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+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 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。例如:磁铁矿 Fe2+O.Fe3+2O3 有两个类质同象系列:Fe2+类质同象系列: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“晶体化学分散”,例如Rb因与K类质同象而分散；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“残余富集”。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(7—9) ×10-6,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(3—5)×10-6,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<0.001 mm的包裹体,特点是不占主晶格 位置,是独立化合物,但又不能分离出来或进行矿物学研究。4)吸附形式--离子或化合物分子被吸附在粘土矿物的表面,或由于电荷不平衡而吸附异性离子的现象,存在于晶体缺陷或解理面中,是独立化合物,但不占主晶格位置。5)与有机质结合形式---被有机物吸收,形成金属有机化合物。例如红血球中的铁;骨骼中的钙,生物体中的金属元素 K、Rb、Sr、 P、Ti、V、Cｒ、Ｍｎ、Fe 、Cｏ、Ni 、Cｕ、Zｎ… 元素在自然界的赋存状态和赋存形式是可变的,随环境而变: 例如：Pb :岩浆熔体中—阳离子Pb2+;岩浆岩---类质同象置换K存在长石中;硫化物矿床---方铅矿; 沉积还原环境中生成方铅矿。（2）研究方法：1）矿物学观察及X光衍射法确定类质同象。测矿物的光学常数来确定。如闪锌矿含FeS为0.2%时，N(折射率)=2.369;含FeS为28.2%时，N=2.47.现有配套资料查阅; 2)电子探针(由电子显微镜和X萤光光谱联合使用,探测微区为0.001mm)的应用. (1)研究细小颗粒矿物的成分、结构构造、光性特征等；（2）应用探针扫描法测定切片的精细地球化学剖面；（3）应用电子背散射图像研究元素的空间分布；（4）研究矿物的化学键性质和离子的价态:反映在探针谱线波长的不同; 3）偏提取法：通过选择合适的溶剂，只溶解样品中的某些组分，而保留其余不溶相，使之分离。适合超显微非结构混入物的形式； 4）放射性照相法：对超显微混入物和吸附态元素尤其有效。如对铀的赋存状态的研究十分有效。（3）地质意义：元素结合或存在形式不同，将具有不同的化学活动性和表现出不同的地球化学活动性和行为;另外对矿产资源的可利用性也很重要。 (1)具有不同的化学活动性;(2)具有不同的地球化学行为:如钼元素,酸性和富含铝铁氧化物土襄不利于形成(MoO4)2-;(3)对矿产资源的可利用性具有重要意义,如镍,在超基性岩中,存在于硅酸盐中则不能利用,如以硫化物形式存在,则可利用. 第三章 1、元素的地球化学迁移：元素在地质作用中由一种存在形式变为另一种,并伴随着一定的空间位移的运动过程,叫元素的~。一个完整的迁移过程包括:活化、搬运、沉淀三个环节。有三个迁移类型：化学与物理迁移（水及水溶液迁移）、硅酸盐熔体迁移、气体迁移，生物或生物地球化学迁移，机械迁移(很次要)。元素以固态形式迁移—主要是扩散作用:（定义:如果一个体系的不同部分中,某元素的浓度不同,则该元素的质点将自动从高浓度处向低浓度移动,直到各处浓度相同而后止。） 2、交代作用：一种难溶矿物沉淀以后，元素的迁移作用并非停止，溶液中饱和着组成化合物的离子，矿物与溶液处于动态平衡之中。只要溶液中出现了能够形成更低活度积的化合物的离子，则原矿物溶解,活度积更低的化合物沉淀，地球化学上称为“交代反应” 3、标准电极电位：相互作用的离子间发生电子转移的反应称为氧化一还原作用；电化学中规定：在25℃溶液中，氧化态和还原态的浓度均为l mol时，平衡共存所测出的半反应的电极电位称为标准电极电位，用Eθ表示。规定氢电极的反应：?H2→H+十e 的Eθ=0.00V 4、能斯特方程：任意态（T和浓度变化）氧化—还原反应：将化学反应等温方程式代入ΔG0 反应=n·F·Eh,经整理得到能斯特方程: Eh=Eho+(RT/nF)ln([氧化态]/[还原态]) Eh是化学反应接近平衡时的度量,因此也是反应强度标准。式中: R—气体常数T—绝对温度n—参加反应的电子数F—法拉第常数,F=23062.3卡/伏特·克当量=96500 J/VEho一标准氧化电极电位 [ ]—氧化态和还原态的浓度。在一个大气压和25℃条件下（只是浓度变化）,将R、F、T数值代入上式并变换成常用对数得: Eh=Ehθ+ (0.059/ n ) lg([氧化态] / [还原态]) 5、地球化学障：元素在迁移过程中碰到环境的物理化学条件发生了急剧变化，而使元素迁移强度在短距离内发生急剧减小，发生沉淀浓积。这些引起元素沉淀的条件和因素称为~包括氧化障和还原障。 6、氧化（还原）障：氧化还原反应改变元素原有的迁移状态，在短距离内发生沉淀，如元素在还原（氧化）状态下迁移，遇到氧化（还原）环境沉淀则称为还原障 7、离子电位π：为离子电价与其半径的比值。决定了离子吸引电价的能力，是影响元素性质和行为的重要因素。 8、环境的氧化还原电位Eh：指体系中有多种组分存在的氧化一还原反应中，作用结果的总体体系的电位，它取决于其中占主导地位的过剩组分的氧化还原电位,称为环境的氧化还原电位,用Eh表示。意义： 环境的氧化一还原电位是衡量自然环境氧化或还原某种元素(离子或原子)能力的量。例：与大气接触的各种地表环境中，O2是过剩组分。开阔海面及表层水，PO2=0.21，Eh=+0.3ev;海底有机质堆积区为缺氧环境PO2=10-100，Eh=-0.60 。 9、氧化一还原条件的标型矿物组合：根据标准型矿物组合判断环境的氧化还原条件，例：强还原条件下出现黄铁矿、硫化物、自然铁、磁铁矿组合；弱还原：磁铁矿、黄铁矿、自然硫；弱氧化：磁铁矿、褐铁矿、硫酸盐；强氧化：褐铁矿、硫酸盐、针铁矿等。 10、溶度积：是一种难容电解质固体和他的饱和溶液在平衡时的平衡常数。是导致各种金属盐类矿物出现交代反应的原因或主要控制因素。 1.元素迁移原因及其影响因素：原因：无论从整体还是从各个系统来看，地球系统的化学组成都是不均一的，而且系统的物理化学条件也在不断的发生变化，这是引发化学作用的主导因素。当环境发生物理化学变化，使元素原来的存在形式变得不稳定时，为了解与环境达到新的平衡，元素原来的存在形式发生解体，而结合成一种新的相对稳定的方式存在。当元素发生结合状态变化并伴随着一定的空间转移时，就称元素发生了化学迁移。 影响因素：（1）元素和化合物的性质：①化学键:共价键>离子键>分子键;②半径:半径越大,外电子易失,溶解于水的能力越大;③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）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：pH<6,酸性条件下：碱性和弱碱性元素如Ca、Sr、Ba、Cu、Zn、Cd、Cr+3、Fe+2、 Ni+2 —趋向成离子迁移;酸性元素如Si、Ge 等趋向沉淀；pH>7,碱性条件下相反；但Se+6、Mo+6、V+5、As+5—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 pH>11；NaOH与氢氧化物溶度积的小—大：Hg2+ 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+在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<0.771ev 时：Fe2+----Fe3++ e-① Eho=0.771ev Mn2++2H2O___Mn4+O2+4H++2e② Eho=1.28ev ∴在25℃时，他们可以共存的是Fe2+、Mn2+。Fe2+----Fe3++ e① Eho=0.771ev Mn2++2H2O___Mn4+O2+4H++2 e ② Eho=1.28ev Ⅱ. 1.28>介质的Eh>0.771ev时，①式可以反应，②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.碱性介质pH>7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 4.判断能否共存：Fe2+与Cu2+（1）a.酸性介质：Cu====Cu2++2e- Eho=0.337eV; Cu+====Cu2++e- Eho=0.167eV---○1Fe3++3H2O===Fe(OH)3+3H++3e- Eho=0.98eV---○2; Fe===Fe2+ +2e- Eho=-0.44eV; Fe2+===Fe3++e- Eho=0.771eVⅠ.当环境的Eh<0.167时，在25℃时，他们可以共存的是Cu+，Fe2+。 Ⅱ.0.98eV>介质的Eh>0.167eV时，○1式可以反应，○2式不能进行反应，Fe3+与Pb2+共存。Ⅲ.当环境的Eh>0.771eV时，○1○2皆可反应，则Cu2+，Fe3+共存。b.碱性介质：Cu2O+2（OH）-+H2O=2Cu（OH）2+2e-○1 Eho=-0.08eV; 2Cu+2OH-=Cu2O+H2O+2e- Eho=-0.36eV Fe(OH)2+OH-=Fe(OH)3+e-②Eho=-0.55eV;Fe+2OH-=Fe(OH)2+2e- Eho=-0.89eV;由于在碱性条件下，Eh最小时，PH=14，Eh=1.22-0.059，PH=0.39eV,上面○1○2两式皆可反应，则Cu（OH）2与Fe（OH）3共存。Fe2+与Pb4+：酸性介质：Fe2+=Fe3++e-Ehθ=0.771ev ①.Pb2++2H2O=PbO2+4H++2e-Ehθ=1.45ev②.a、当环境的Eh<0.771ev时Ehθ①>Eh, Ehθ②>Eh.即：25℃克共存的Fe2+.Pb2+ .b、Ehθ②>Eh介>Eh①时，①式反应②式不反应。即，Fe3+与Pb2+共存。实际上，在酸性介质中PH=1-7时，氧化上限为1.16-0.82ev（Eh=1.22-0.59PH）。小于1.45ev达不到Pb4+反应的条件，故酸性介质中只Pb2+存在，而不会有Pb4+存在。碱性介质：Fe(OH)2+OH-=Fe(OH)3+e- Ehθ=-0.55ev ①. PbO+2(OH)-= PbO2+H2O+2e- Ehθ=0.248ev②.由于碱性介质中Eh最小时，PH=1.22-0.59PH=0.39ev。上面①②式都向右移动，则Fe(OH)3与PbO2共存，任何时候都见不到Fe(OH)2与PbO2共存Fe2+与Co3+：a.酸性介质：Fe3++3H2O===Fe(OH)3+3H++3e- Eho=0.98eV---○1; Fe===Fe2+ +2e- Eho=-0.44eV; Fe2+===Fe3++e- Eho=0.771eV； Co2+===Co3++e- ○2 Eho=1.82eV；Ⅰ.当环境的Eh<0.167时，在25℃时，他们可以共存的是Co2+，Fe2+；Ⅱ.1.82eV>介质的Eh>0.167eV时，○1式可以反应，○2式不能进行 反应，Fe3+与Co2+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（Eh=1.22-0.059PH）,小于 1.28，达不到Co3+的条件，所以酸性介质中只有Co2+存在，而不可能有Co3+。b.碱性介质： Fe(OH)2+OH-===Fe(OH)3+e- ○1Eho=-0.55eV;Fe+2OH-====Fe(OH)2+2e- Eho=-0.89eV;Co（OH）2+OH-====Co（OH）3+e- ○2 Eho=0.17eV在碱性介质中，Eh最小时，Eh=1.22-0.059PH=0.39eV, ○1○2 皆可反应，则Fe(OH)3与Co（OH）3共存，即任何时候都见不到Fe(OH)2和Co（OH）3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。 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)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Fe、Co、Ni、Cr、Mg等 9.δEu 异常：δEu= Eu／Eu* =EuN／【（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δEu负异常。 10.δCe 异常：δCe =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δCe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.α衰变：原子核自发地放射出α粒子(即氦核42He)而转变成其它元素原子核的过程叫α衰变。α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.β-衰变：原子核自发地放射出β-粒子(即电子)而转变成其它元素原子核的过程叫β-衰变. 实质是母核内一个中子分裂为一个质子、一个电子（即β- 质点，被射出核外）；如: 8737Rb → 8738Sr + β- ；4019K → 4020Ca+ β- ，β-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： 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=λN 式中λ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(-λt),表明放射性同位数随时间按指数规律而衰减，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,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)(eλt—1){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U– Th–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：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:μ= 238 U /204 Pb = 8.686 --- 9.238;Ψ= 232Th/ 204Pb = 35 --- 41;υ= 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)(eλt—1)其中(87Sr/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 = (143Nd0／144Nd) = 0.51264CHUR (147Sm/ 144Nd) CHUR0 = 0.1967 24、现代碳标准：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（ Z＜20 ）的相对质量差较大（ΔA / 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、δ值：%oδ=［(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: δD=［(D/H)样- (D/H)标］÷ (D/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: δ D = 0.00? ;δ18O = 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 ×10-5 ,(18O/16O)= 2067.1×10-6 规定: δ13C = 0.00 ? ;δ18OSMOW = 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:δ34S = 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α。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δD和δ18O之间有δD = 8δ18O+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Δ１相_２相=1000 lnα１矿_２矿= A（106）/T2 +Ｂ= δ１相_δ ２相=A（106）/T2 +Ｂ。1000 lnα１矿_２矿= 1000 lnα１矿-水 - 1000 lnα2矿-水 = δ１相_δ２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,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)(eλt—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 t>0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）:①低初始值的花岗岩:初始值(87Sr/86Sr)0＜0.706，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。②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。③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。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,即不一致线。 5. Pb —Pb等时线法原理和优点（上图）： 原理：238U→8α+ 6β-+ 206Pb + Q 235U→7α+ 4β-+ 207Pb + Q 207Pb/206Pb的比值：（取全岩样品） 207Pb = 207Pb/204Pb – (207Pb / 204Pb)0 = (eλ235t—1) 206Pb 206Pb/204Pb -(206Pb/ 204Pb)0 137.88 (eλ238t—1) 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= tgθ = (eλ235t—1) 137.88 (eλ238t—1) 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,δ多为负值,且同位素变化大:δD = +50— -500 ?; δ18O = +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δD 和δ18O接近0,由低纬度到高纬度重同位素亏损,δD 和δ18O值规律地减小; 2)大陆效应:自海岸到内陆,雨雪的δD和δ18O值减小; 3)海拔效应:随海拔升高,雨雪的δD和δ18O值减小; 4)季节效应:冬季雨雪水相对夏季亏损重同位素,δD和δ18O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δD和δ18O 之间有δD = 8δ18O+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δ180依次降低的次序是什么：（?）超基性岩:δ18O = 5.0—6.0(与球粒陨石同)δD = - 60—-90 (角闪石);基性岩:δ18O = 5.3— 7.4 (辉长岩)δ18O = 5.6—7.6 (斜长石)；中性岩: δ18O = 5.4—7.4 (安山岩)δ18O = 5.8—7.7 (粗面岩)；酸性岩:δ18O = 6.0—13 (花岗岩)。 I型δ18O = 7.5 —10 S型δ18O = 10—13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-；σD=0%0（与海水一样）；σ18O=+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σD=-40~-80%0，σ18O=+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 -φ(相数) 10柯尔仁斯基相律(开放体系): φ(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，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 PH<2 2—4.5 4.5—6 >6 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PH—EH相图知： Fe2+---在强酸性条件下稳定，还原环境易溶解、迁移； Fe3+---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淀； 游离氧气出现（早元古代），深水远洋含铁硅质岩沉淀，Fe2+--Fe(OH)3↓; 元古代—古生代，浅水鲕状赤铁矿沉积，与灰岩、白云岩共生； 中生代—新生代，陆相铁矿沉积：湖相、沼泽相风化壳型铁矿。由于Eh高,二价铁很快被氧化成三价铁，不能远距离迁移。 5.简述大气降水、海水、岩浆水等不同成因热液的产状、化学成分及δD和δ18O 的特点。 1.大气降水：δD= -22%o,(全球平均)，变化范围δD= +55--- -350%o； δ18O= -4%o(全球平均)，变化范围δ18O= -55---+10%o 2.海水：‘黑烟’和‘白烟’分别由含金属元素硫化物（黑色）和SiO2（白色）的海水沉淀而成，还含有H2S，Na+-K+--Ca2+/Cl-型，缺乏Mg2+、SO42-；σD=0%0（与海水一样）；σ18O=+1.4（与海水一样）；PH= 3.0；水温350℃. 3.岩浆水：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σD=-40~-80%0，σ18O=+6—+9%0. 6.热液中成矿元素的主要来源有哪些？ 1.来自上地幔：上地幔岩石部分融熔分异出玄武质（安山质）岩浆，其中含有多种成矿元素，他们同岩浆一起沿区域性深大断裂进入地壳，在岩浆期后，这些成矿元素可随岩浆水一起形成岩浆（火山）热液，如：火山岩型Au矿、环太平洋斑岩铜矿中的成矿物质均来自上地幔。 2.来自地壳物质：主要是变质热液和重熔、改造花岗岩热液中的成矿元素来自地壳。其中下地壳的主要是深循环对老地层的改造---变质矿床、花岗岩化等。来自地壳浅部的主要是热液在侵入、上升过程中溶解、吸收围岩中分散的成矿组分。 7. 矽卡岩双交代作用：○1当岩浆期后热液作用于石英闪长岩时，K、Na、O2、Mg、Fe等首先转变为活性组分，其表现为：磁铁矿被溶解，角闪石和黑云母被透辉石交代，正长石被斜长石交代，结果形成矽卡岩旁蚀变石英闪长岩。这时，因石灰岩未含杂质只发生大理岩化。○2随着溶液的继续作用，Ca、Si和Al因在两种岩石空隙溶液中存在化学位或浓度差异而发生相对的扩散。在内接触带中，由于Ca的代入和Si的迁出，石英变得不稳定而消失，由于Al2O3的活动性较Si小，这时迁出少，因而使内接触带相对富于Al和Ca，导致了透辉石—斜长石矽卡岩带的形成。在外接触带中，主要由于Si的带入，大理岩则被次透辉石矽卡岩交代。○3当内接触带中继续带入Ca，进一步大量带出Si，在靠近原始接触面附近透辉石—石榴子石矽卡岩带开始代替了透辉石—斜长石带。进而就在岩石原始接触的界面上，石榴子石矽卡岩又交代透辉石—石榴子石矽卡岩而形成单矿物带。此时在外接触带中，因Si和Al的进一步带入，次透辉石矽卡岩变得不稳定，也为石榴子石矽卡岩所交代。外接触带石榴子石矽卡岩与内接触带的不同，前者接近钙铁榴石的成分，后者接近钙铝榴石。○4最后随着内接触带中Si的迁出，继续发生去硅反应，同时由于Al 的带出以及Ca的带入，单矿物石榴子石矽卡岩带得到充分发展，它在内接触带中宽度不断扩大，而在外接触带中几乎完全代替了次透辉石。柯尔仁斯基交代原理：~提出，在交代过程中随着物理化学性质的变化，有些组分很快的溶解和扩散，因此在空隙溶液和渗透溶液中的浓度将会迅速的趋向均匀，而且在交代岩石矿物中的浓度取决于其在溶液中浓度。这样在交代过程中为了消除组分在矿物和外来溶液之间存在的浓度梯度，就会发生其中一部分组分向岩石的带入和另一部分组分自岩石带出。 第七章硅酸盐熔融体系的地球化学 1、部分熔融：在地球深处某些热量聚集的部位,固相岩石由冷到热慢慢升温,易熔组分先熔,形成岩浆,难熔组分残留为固相,在很大范围内处于半熔状态,称为部分熔融。 2、批次熔融：在整个部分熔融过程中，熔体与残留固相发生连续的再平衡,直到熔体的移出——自然界可能发生的情况。 3、分馏熔融：部分熔融产生的无限小量的熔体,连续地由残余固相中移去. 4、花岗岩化作用：一般发生在大规模的造山带，并与中、高级区域变质作用伴生；花岗岩化作用最重要的机制是交代作用 .作用的过程为:①由于上地幔的去气、去碱、去硅作用，以及温度、压力显著升高的下部地壳中水、钾、钠、硅等的活化转移,形成“岩汁”。②“岩汁”，借助裂隙和孔隙，向上和向周围扩散。③进行交代结晶作用，使原有岩石中花岗岩质成分不断增加，总成分逐步接近花岗岩。花岗岩化作用常常是不均匀的，因此形成条带状、网脉和斑杂状等构造；结构上常具变斑状、蠕虫状、残留状等交代结构。矿物成分上可以有变质矿物的残留。因此,花岗岩化作用的不均一性，可形成各种混合花岗岩。 5、群聚态组：是指岩浆熔体内复杂的絡阴离子团有序结构的局部区域(近程有序)其内部结构与晶体结构相似,边缘有序度低且与熔体处于动态平衡中. 6、桥氧：是连结两个Si-O四面体的氧，与两个Si4+或取代Si4+的四次配位阳离子相联。表示为Si-O-Si 或O0非桥氧：是联结一个Si4+和一个非四次配位阳离子的氧，表示为Si -O-Me或O-；自由氧：是连结两个非四次配位阳离子的氧，表示为Me-O-Me或O2- 7、岩浆的结晶分异作用：指硅酸盐熔融体在冷却过程中，因熔融组分的熔点不同而分别结晶析出、形 成系列其矿物和化学成分不同的岩石的地质作用；其最基本的模型为鲍温反应系列，另外还受挥发份、、压力、氧逸度、微量元素的分异规律等控制。 8、八面体择位能：离子八面体配位的晶体均稳定能CFSE与四面体配位的CFSE差值，成为OSPE；在岩浆结晶过程中，OSPE大的过渡金属离子优先进入矿物晶体。 2.试述地幔岩部分熔融与玄武岩浆成因机制; 答：林伍德模式: 地幔岩 = 3橄榄岩 +1玄武岩成分:橄榄石 70% ; 辉石 20% ;长石 10% .地幔岩部分熔融举例：2MgSiO3(顽火辉石) ——Mg2SiO3 (残留相)+SiO2(熔体相) 1557 0C 1910 0C 690 0C 残留相—- D > 1,相容元素,难熔组分.如:橄榄石、斜方辉石等;熔体相___ D < 1,不相容元素,易熔组分.如:酸性岩浆中的石英钾长石组分;基性岩浆中的单斜辉石等。 地幔成分中含量>1%的组分：SiO2、MgO、FeO、Al2O3、CaO，其部分熔融作用可用：三元相图描述。图中心梯形框为自然界常见玄武岩的化学成分范围；地幔成分位于梯形框左下方由橄榄石-辉石-尖晶石限定的区域内。当地幔物质升温达到1150℃（接近干体系）相当于D点成分的熔体首先开始析出，其成分相当于石英拉斑玄武岩。部分熔融程度提高，熔出物成分沿DC线发展，此时残余固相为难熔的以纯橄榄岩、橄榄岩成分为主，部分熔融程度提高到达C点，开始有镁橄榄石的成分进入熔相，形成的岩浆成分相当于橄榄玄武岩岩浆。总之，随着部分熔融程度的提高，熔体相和残余固相都向更加基性的方向发展。最终温度大约达到1700℃时全部熔融形成橄榄岩浆。图 3.简述各类花岗岩的一般特征; 答：1、按化学成分可分为：M型、I型（包括科迪勒拉型和加里东型）、S型、A型 ①M型—大洋岛孤型斜长花岗岩为主（与岛弧火山岩共生）（87Sr/86Sr）≤0.704；（Al／K＋Na+２Ca）＜1.0 ；斑岩型Cu.Au矿化。②活动大陆板块边缘型—科迪勒拉I型（87Sr/86Sr）＜0.706 ；（Al ／K＋Na+２Ca）＜1.05；与辉长岩共生的英云闪长岩或二长花岗岩，斑岩型Cu、Mo矿化（或与安山岩或英安岩共生）。③造山期后隆起型—加里东I型 0.705 ＜（87Sr/86Sr）＜0.709；（Al／K＋Na+２Ca）≈1；花岗闪长岩和花岗岩为主，矿化通常不强。④克拉通褶皱带和大陆碰撞型—S型（87Sr/86Sr）> 0.708； Al／K＋Na+２Ca）>1.05；过铝质花岗岩组合，云英岩型和脉型W、Sn矿化。⑤稳定褶皱带和克拉通穹隆和裂谷型－A型（87Sr/86Sr）≈0.703～0.712，变化范围大；（Al／K＋Na+２Ca）过碱性的，相对富F。Nb-Fe矿 SnO2和萤石CaF2矿化。（2图！） 2、按成因可分为三种：地壳重熔花岗岩（Si-Al层重熔），原地交代花岗岩（花岗岩化，混合岩化），基性岩分异的花岗岩。 4.叙述主要元素O、Si、Al、Fe、Mg、Ca、Na、K在岩浆结晶过程中的行为。 答：上述8种成分占岩浆质量的90%以上，它们在部分熔融的原岩和岩浆结晶生成的岩石中，主量元素构成了矿物相的主要成分，部分熔融过程矿物相的易熔程度强弱决定了他们进入熔浆的先后顺序，控制 了熔浆的成分变化规律，在原岩部分熔融程度较低时，只富含Na、K、Si、Al的矿物被熔融，熔浆中这些元素的富集度高，熔浆的碱度和SiO2的含量也高，随原岩部分熔融程度增高，富含Na、K、Si、Al的矿物逐渐被熔融耗尽，富含Fe、Ca、Mg的含量逐渐增高，熔浆的碱度和SiO2的含量降低，基性程度增高。 在岩浆结晶演化过程中，随着硅氧络阴离子团聚合程度的增高（岛状、单链、双链、层状和架状），配阴离子之间公用氧的数目不断增加，配阴离子中氧的有效电价逐渐降低，吸引自由阳离子的能力逐渐减弱，这决定了不同聚合程度的硅氧络阴离子与不同的阳离子相结合的稳定性。 Mg、Fe、Ca、Na、K的极化能力依次降低，从结合方式和能量上的稳定性分析，Mg、Fe倾向于与那些有效电价高的硅氧四面体结合，岛状和链状的硅氧配阴离子常与Mg2+，Fe2+结合形成辉石和橄榄石；Ca、Na、K倾向于与有效电价低的配阴离子结合；单链和双链的硅氧配阴离子常与Mg，Ca，Fe结合形成辉石和角闪石；层状和架状的硅氧配阴离子则与Ca、Na、K结合形成云母和长石。上述的这种结合关系，与元素自岩浆中析出的方式和先后顺序是一致的，即：Mg-Fe-Ca-Na（K）。【见图 5.推导微量元素在岩浆分异结晶中的定量模型--瑞利分馏定律公式, 并叙述微量元素Ba、Cu、Mn、Ga、Sc、Co、Cr、Ni在部分熔融过程中的行为。 答：（1）公式推导:体系中微量元素Tr的摩尔份数为:XTr =Y(Tr组分mol) / n(所有组分mol)；当含Tr的矿物晶出时,新生晶体中的Tr浓度为: XTr晶 = dY(新生晶体中Tr mol) /dn(新生晶体中所有组分mol) XTr晶 = KD. XTr熔体 = ( dY/dn ) -----(1) 而残余熔浆中Tr浓度为 : XTr残熔 = (Y-dY) / ( n-dn) =Y / n ----(2) (2)式变形为: Y= n. XTr熔体-----(3) (3)式两边微分: dY=d(n. XTr熔体 ) =n.d XTr熔体 + XTr熔体 .dn ---(4) 将(4)式两边除以 dn得:(dY/dn )= (n.dXTr熔/dn)+ XTr熔----(5) 将(5)式代入(1)式得: KD.XTr熔 = ( dY/dn )= (n.dXTr熔/dn)+ XTr熔 ---(6) 整理(6)式KD. KD.XTr熔 - XTr熔 = n.d XTr熔 /dn； (KD –1). XTr熔 = n.dXTr熔/dn； dn/n = (d XTr熔 )/(KD –1). XTr熔 ---(7) 对(7)式积分:左 =∫01 dn/n =ln n1 –ln n0 =ln (n1/n0)；右 =∫01 dXTr熔 /(KD –1). XTr熔 =［1/(KD –1)］.ln (XTr熔 / XTr0熔)；左 = 右； ln (n1/n0) = ［1/(KD –1)］.ln (XTr熔 / XTr0熔)。(n1/n0)(KD –1) = XTr熔 / XTr0熔-----(8)。令(n1/n0 )= F ,则(8)式为: F(KD –1) = XTr熔 / XTr0熔。 XTr熔 = XTr0熔. F(KD –1) --------瑞利分馏定律公式。 （2）微量元素Ba、Cu、Mn、Ga、Sc、Co、Cr、Ni在部分熔融过程中的行为。【上图】 由部分熔融的推导公式C L/C0=1/[D(1-F)+F]。○1当F→0时，C L/C0→1/D，微量元素在所形成的熔体中富集或贫化程度最大，随着增大，则熔体中微量元素的富集和贫化程度逐渐减小，当岩石全熔，即F=1时，熔体中元素浓度就完全与母岩中该元素的原始浓度一致。○2总分配系数D<1的不相容元素，在形成的熔体中发生富集，但其最大富集浓度不能超过D=0的曲线。 ○3总分配系数D>1的相容元素，在部分熔融形成的熔体中发生贫化，过程中，相容元素的浓度随熔融程度（F）和增大表现为缓慢增大。 第八章 1、环境地球化学：“研究岩石（包括土壤）-水-大气-生物系统中的复杂的相互作用及其对地表环境化学特征控制的科学”；或研究化学元素和微量物质在人类赖以生存的地球表面及其附近的含量、分布和迁移过程及与人类健康关系的科学。” 2、盐度：在1千克海水中将所有碳酸盐转化为氯化物，所有溴化物和碘化物转化为氯化物后，所含可溶性无机化合物的总克数即为海水的浓度（用?表示） 3、氯度：用Cl?表示，是指海水中Clˉ、Brˉ、Iˉ3中离子的总量，以g／kg表示，三者通常以AgNO3容量法测定。结果=[Cl]+[Brˉ／Br]×Cl+[Iˉ／I]×Clˉ,(国际氯度19?) 4、标准海水：为了统一国际氯度和盐度标准所建立的，规定国际标准海水氯度为19? 5、大气圈的准定态：自古生代以来，大气圈的主要成分基本是恒定的，其主要发生循环的组分（N2、O2、CO2等）的输入与输出基本达到动态平衡 6、CO2温室效应：大气圈中的CO2能使太阳可见光通过，但能吸收地球反射的在13-17微米之间的再辐射，从而阻止了地球热量向外层空间的散逸，因此CO2浓度的增加能保持地球和大气的温度，这一现象叫CO2的温室效应 7、臭氧层：地球上空10—50公里臭氧比较集中的大气层，其最高浓度在20—25公里处主要作用是吸收短波紫外线。 8、生态平衡：是指在一定时间内，生物和环境之间、生物各种属之间通过物质和能量交换达到的一种高度适应、协调统一的平衡 9、环境背景值：指在不受污染的情况下，环境要素（大气.水.土壤.岩石.河湖.沉积物.生物等）的平均化学成分。反映地表圈层中各环境要素的原有化学组分（成分、形态）的特征 10 、人体必需的常量和微量元素：常量元素（%）：O（68.5）C（18）H（3）Ca（2）P（1）K（0.3）S （0.25）Na（0.15）Cl（0.15）Mg（0.05）共占人体99.95。微量元素：Fe.Zn.I.Mo.Se.Cu.Cr.Mn.Co.Sn.V.F.Si.Ni.As
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