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地球化学课件9

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张本仁地球化学课件

张本仁地球化学课件

接上 2. 专门从事寓于地球物质运动中的某种基础形式运动的 学科 力学类：构造地质学（固体地球力学）、 ）、大陆和地幔 力学类：构造地质学（固体地球力学）、大陆和地幔 动力学（尚待建立）、大气动力学、海洋动力学等。 ）、大气动力学 动力学（尚待建立）、大气动力学、海洋动力学等。 分别为地质学、大气科学和海洋科学的三级学科。 分别为地质学、大气科学和海洋科学的三级学科。 化学：地球化学（地球科学的二级学科，涉及固、 化学：地球化学（地球科学的二级学科，涉及固、液、 气地球部分）。 气地球部分）。 物理学：地球物理学（地球科学的二级学科，涉及固、 物理学：地球物理学（地球科学的二级学科，涉及固、 气地球部分）。 液、气地球部分）。 生物学：研究地球系统生物作用的的学科， 生物学：研究地球系统生物作用的的学科，尚未形成 独立学科，但其内容有些已含于其他学科中： 独立学科，但其内容有些已含于其他学科中：如地 球化学中的生物地球化学， 球化学中的生物地球化学，矿床学中的生物和有机 质成矿作用，地质和海洋中的微生物作用等。 质成矿作用，地质和海洋中的微生物作用等。 这一类学科均为前一类学的的基础或支撑学科。 这一类学科均为前一类学的的基础或支撑学科。
接上 • 研究任务和范围：根据Goldschmidt(1954)《地球化 研究任务和范围：根据Goldschmidt(1954)《 Goldschmidt(1954) 地球化学是根据原子和离子的性质， 学》：“地球化学是根据原子和离子的性质，研究化 学元素在矿物、矿石、岩石、土壤、 学元素在矿物、矿石、岩石、土壤、水及气圈中的分 配和含量以及这些元素在自然界的迁移。 配和含量以及这些元素在自然界的迁移。这门科学不 仅限于研究用来区别物质的最根本单元的化学元素， 仅限于研究用来区别物质的最根本单元的化学元素， 还包括研究各种同位素（或原子的种类； 还包括研究各种同位素（或原子的种类；注；现称核 的分布和丰度， 素）的分布和丰度，并包括核子在宇宙中的出现率及 稳定性等问题” 稳定性等问题”。表明地球化学早期的设想就是建立 全球系统的学科，只是受取样的限制， 全球系统的学科，只是受取样的限制，研究采集中于 外部层圈。任务着重于研究岩石、 外部层圈。任务着重于研究岩石、矿物等地质体的化 学成分及其形成的化学作用，即地学小系统的化学。 学成分及其形成的化学作用，即地学小系统的化学。 总之，这一阶段的地球化学就以“ 总之，这一阶段的地球化学就以“元素原子自然历 的基本思想为特征， 史”的基本思想为特征，地球化学的研究内容和范围 也主要就是元素在地壳中的分布、分配、集中、 也主要就是元素在地壳中的分布、分配、集中、分散 及迁移历史，对象基本是地壳中的元素原子。 及迁移历史，对象基本是地壳中的元素原子。

09-第四章-第四节-风化作用地球化学PPT课件

09-第四章-第四节-风化作用地球化学PPT课件
性条件下易迁移）。
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14
-
15
风化作用地球化学
3. Eh值 改变元素的迁移性质，如Fe2+, Fe3+
-
16
风化作用地球化学
4. 矿物和岩石的耐风化能力
氧化物（锆石，金红石，刚玉，尖晶石，锡石，钛 铁矿，磁铁矿等）>
硅酸盐（橄榄石，辉石，长石，云母）> 碳酸岩（石灰岩等）> 硫化物（黄铁矿等）
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10
风化作用地球化学
（2）氧的作用
大气中的游离氧 21%（体积）
PO2 = 0.21大气压 溶解于水中的氧，随温度降低含量增加
作用：低价离子
高价离子
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11
风化作用地球化学
（3）CO2的作用 大气中CO2：0.03%（体积） 雨水中CO2：2.14% （体积） 控制水体的pH值 3CO2+3H2O = H2CO3+3H++CO32-+HCO3 使碳酸岩溶解 CaCO3 + H2CO3 = Ca(HCO3)2
第四节 风化作用地球化学
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1
风化作用地球化学
一、风化作用的特点和研究意义 （一）特点
常压 低温 处于大气圈游离氧和二氧化碳作用下 大气圈-水圈-岩石圈的相互作用 生物和有机质参与 营力：太阳能为主
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2
风化作用地球化学
（二）研究意义 1.风化壳型矿床的形成 Fe Al Mn TR, Nb, Ta, U
49.3
47.3
50.4
0.7
17.4
18.5
22.2
50.5
2.7
14.6
9.9
23.4
8.3
-

地球化学分析方法PPT课件

地球化学分析方法PPT课件

计算参数 （1）储层岩石含油气总量ST(mg烃/g岩石)：
ST=S′0+S′1-1+S′2-1+S′2-2+S′2-3+（10RC′/0.9）
（2）凝析油指数P1： （3）轻质原油指数P2： （4）中质原油指数P3： （5）重质原油指数P4：
（6）原油轻重烃比指数LHI： （7）含气率GR（％）： （8）含汽油率GSR（％）： （9）含煤油柴油率KDR（％）： （10）含蜡重油率WHR（％）： （11）含沥青率AR（％）： （12）含残余油率ROR（％）：
薄层色谱：将吸付剂研成粉末，再压成或涂成 薄膜。然后将样品溶液在其上展开以达到分离 的目的。 3．按物理化学原理分类 吸付色谱：用固体吸付剂作固定相，利用它对 混合物中不同物质的吸付性差异达到分离目的。 分配色谱：利用不同组分在给定的两相中有不 同的分配系数使之分离。
油气地化研究中应用最为广泛的是气相色谱： 气相色谱可对混合物进行多组分定性、定量
二、分离和纯化 抽提出来的沥青是十分复杂的混合物，视
研究目的进一步进行组分的分离和纯化。 柱色层法：利用硅胶和氢化钻作吸付剂。使混 合物分离以满足分析需要。柱色层重复性好， 可以定量，但流柱长。如碳即用此方法测定。 薄层色谱法：对于分离量少，多组分的混合物 十分方便。能检出0.1-0.005μg物质。
2
B．主峰碳 指相对百分含量最高值的正烷烃碳数。
•藻类为主，nC15~nC21；陆源高等植物nC25~ nC39；双峰型的谱图是多物源有机质或差异成 熟的反应。 C．轻重烃比值（∑nC-21/∑nC+22）
水生生物为主的母质类型，一般轻重烃比 值较高；反之，则与陆源高等植物有关。
D．（nC21+nC22）/（nC28+nC29） •陆源有机质为主，比值为0.6-1； •海洋有机质为主，比值为1.5-5.0； 湖生低等生物为主，比值1.5-5.0。 E．奇偶优势（CPI ，OEP值）

地球化学ppt课件

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研究对象
地球及其子系统中的化学元素、同位素及其化合物，以 及它们之间的相互作用和演化关系。
地球化学元素与同位素
01 元素
自然界中由相同核电荷数（质子数）的原子组成 的单质或化合物。
02 同位素
具有相同质子数和不同中子数的同一元素的不同 原子。
03 元素与同位素在地球化学中的应用
通过元素与同位素的分布、分配、迁移和转化研 究地球各圈层之间的相互作用和演化关系。
05
地球化学在灾害防治中应用
地震预测预报中地球化学方法
01
02
03
地球化学异常识别
通过监测地震前后地下水 中化学成分的变化，识别 与地震有关的地球化学异 常。
异常成因分析
研究地球化学异常的成因 机制，包括地震孕育过程 中的物理化学变化、地下 流体运移等。
异常时空演化规律
分析地球化学异常在时间 和空间上的演化规律，为 地震预测预报提供依据。
油气资源勘查中地球化学方法
油气地球化学勘探
通过分析地表土壤、岩石、水等介质 中烃类气体和轻烃等油气相关化合物 的含量和分布特征，推断地下油气藏 的存在和分布范围。
油气成因与演化研究
油气资源评价
综合地球化学、地质、地球物理等多 学科信息，对油气资源潜力进行评价 和预测。
利用地球化学方法分析油气成因类型、 成熟度、运移路径等，揭示油气藏的 形成和演化过程。
元素及同位素分析技术
元素分析
利用光谱、质谱等分析技术，对样品中的元素含量进行测定。常用的元素分析方法包括原子吸 收光谱法、电感耦合等离子体发射光谱法等。
同位素分析
通过测定样品中同位素的丰度比，研究地球化学过程和物质来源。同位素分析方法包括质谱法、 中子活化法等。

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如浓度磷符灰合石一Ca定5(P比O例4)3。F结如晶果时P2要O5求浓熔度体较中大C, a而O和CaPO2O含5 量不足时，Sr、Ce等可以类质同象形式进入其晶 格，导致磷灰石含较多稀散和稀土元素.
钒 钛 磁 铁 矿 Fe2+(Fe,V,Ti)23+O4 ， 当 岩 浆 中 FeO ： Fe2O3>1:2, 即Fe2O3浓度过小，不足以形成磁铁矿 时, V2O3,Ti2O3以补偿Fe2O3进入磁铁矿晶格。
(温r1-时r2形)/r成2=1不0完到全20类~4质0％同, 象高，温固下溶完体全发类生质分同解象；，低
(r1-r2)/r2>25~40％, 高温下只能形成不完全类质同 象，低温下不能形成类质同象；
异价类质同象情况下，元素置换能力主要取决于 正负电荷之平衡，离子半径大小退居次要地位, 离 子半径限制较宽，如黑云母中Mg2+和Al3+的(r1r2)/r2＝37％。
3. 氧化还原电位
对变价元素类质同象影响很大。它可以改变元素 价态，从而改变元素类质同象范围；
Fe、Mn在内生作用中彼此类质同象置换，但在表 生 条 件 下 ， 被 氧 化 为 高 价 － Fe3+ 和 Mn4+ ， 由 于 Mn4+离子半径缩小，在铁矿物中不适应, 从晶体中 析出，分别结合进入不同矿物中，产生分离。
固溶体-solid solution 含有类质同象混入物的混合
晶体称为固溶体。
固溶体的晶格常数随化合物成分的改变发生线性变化。 例如橄榄石的晶格常数的变化可以由图2.17和下式表示:
(Fe,Mg)SiO4
c＝0.579＋0.1x
c为晶胞中c轴长度， 单位为nm。 x＝w(Fe)
图2.17 橄榄石晶格常数与固溶 体成分的关系

地球化学课件

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2) 原子(离子)结合时的几何关系
化学键性相同时，是否发生类质同象取决于 原子 (离子)结合时的几何关系－半径，配位数等。同价类质 同象发育程度主要取决于离子半径差，差值增大， 类质同象臵换范围减小； r1和r2分别代表较大离子和较小离子的半径，当: (r1-r2)/r2<10~15％, 形成完全类质同象，端元组分 间无限混溶； (r1-r2)/r2=10到20~40％, 高温下完全类质同象，低 温时形成不完全类质同象，固溶体发生分解； (r1-r2)/r2>25~40％, 高温下只能形成不完全类质同 象，低温下不能形成类质同象；
1.戈尔德斯密特类质同象法则 戈尔德斯密特(1937)在研究岩浆结晶过程中元素 在矿物间分配的基础上，总结出元素发生类质同 象臵换的规律； 1)小离子优先法则:两种离子电价相同，半径相似， 小半径离子优先进入矿物晶格，集中于早结晶矿 物中，大半径离子集中于晚结晶矿物中。 Mg2+、Fe2+、Mn2+和 Ca2+离子半径分别为0.078nm， 0.083nm，0.091nm，0.099nm，因此Mg2+、Fe2+ 集中在早期结晶橄榄石等矿物中， Mn2+和Ca2+集 中在晚期晶出的辉石，角闪石， 斜长石和黑云母 等矿物中；
同样Ca2+和Hg2+，二者半径相近 (rCa2+=1.05A, rHg2+=1.12A)，电荷也相同， 但因二者电负性相差较大(Ca1.0，Hg1.9)， 也不能相互臵换。硅酸盐造岩矿物中不易 发现Cu和Hg等元素，反之赋存Cu和Hg等元 素的硫化物中也不易发现Na、Ca等元素；
键性接近是类质同象置换的首要条件。
当两种元素数量差异很大时一种元素以分散量进入另一元素晶格主导和伴生元素地球化学参数相近伴生元素隐藏在主导元素晶格中称为内潜同晶内潜同晶置换可以使许多地球化学行为相同或相地球化学行为相同或相近的元素依次进入晶格形成内潜同晶链近的元素

《有机地球化学》课件

《有机地球化学》课件
质谱分析
将有机化合物分子电离成离子，通过测量离子的质量和电荷比来推断分子的结构和组成。
核磁共振光谱
利用核自旋磁矩进行研究，提供分子内部结构的详细信息。
X射线衍射
利用X射线与有机化合物分子相互作用，分析分子的晶体结构和分子间相互作用。
01
02
03
04
红外光谱
利用红外光与有机化合物分子相互作用，分析分子的结构和组成。
水体污染的有机地球化学治理方法
包括自然净化、生物处理和化学处理等方法，利用有机地球化学原理，降低污染物浓度，改善水质。
05
有机地球化学的未来发展
Chapter
05
有机地球化学的未来发展
Chapter
生物燃料
利用有机地球化学原理，开发高效的生物燃料生产技术，减少对化石燃料的依赖。
页岩气
研究页岩气中有机物质的组成和演化规律，提高页岩气的开采效率。
有机地球化学概述
Chapter
总结词
有机地球化学是一门研究有机物质在地球各圈层中的分布、转化、运移规律的学科。
详细描述
有机地球化学是地球化学的一个重要分支，它主要研究有机物质在地球各圈层中的分布、形成、转化和运移规律。它涉及到地质、环境、生物等多个领域，对于理解地球的演化历史、资源形成和环境变化等方面具有重要意义。
有机地球化学
目录
有机地球化学概述有机地球化学基础知识有机地球化学在地质勘探中的应用有机地球化学在环境保护中的应用有机地球化学的未来发展
目录
有机地球化学概述有机地球化学基础知识有机地球化学在地质勘探中的应用有机地球化学在环境保护中的应用有机地球化学的未来发展
01
有机地球化学概述
Chapter

第11讲地球化学课件

第11讲地球化学课件

第11页/共43页
第二节:人体中元素的分布
• 毒性元素
对生物有毒性而无生物功能的元素。该类元素又可分为两类：
• 毒性元素 ：Cd、Ge、Sb、Te、Hg、Pb、Ga、In、As、Sn、Li，这些毒性元素 是指它们对生物体无有益作用，而只有毒性。
• 潜在毒性和放射性元素：Be、Tl、Th、U、Po、Ra、Sr、Ba。
第一节: 人体与地球化学环境的关系
环境地球化学 第1页
人体血液和地壳中元素含量的相关性
第2页/共43页
环境地球化学 第2页
宏量元素 O氧 C碳 H氢 N氮 Ca 钙 P磷 K钾 S硫 Na 钠 Cl 氯 Mg 镁 Fe 铁
总计
人体化学元素组成
Wt／％ 65.9 18.0 10.0 3.0 2.0 1.0 0.35 0.25 0.15 0.15 0.05 0.004
环境地球化学 第22页
Be为75％；Mg为70％；U为65.5％；Li为50％；Mn
第23页/共43页
第二节:人体中元素的分布
• 牙齿中的元素
多由Ca、P、F、Si、V等元素组成 。
• 毛发中的元素
由Si、Ni、As、Zn、F、Fe、Ti等组成。
• 肌肉中的元素
Zn、Cu、Ca、Mg、V、Se、Br等元素，它们在肌肉中的量占人体总量的 百分数为；Zn为65.2％；Br为60％；Se为38.3％；Cu为34.7％。
• 生命必需元素
这类元素是生命必须的微量元素，它们是人体维持正常机能所必需的元素Fe、Cu、 Zn、Mn、Co、I、Mo、Se、F、Cr、V、Ni、Br，约占人体重量的0.025％，它们 虽然在人体内含量甚微，但在人类生命过程中起着重要作用，这些元素在人体中的不足 或过剩都会影响到人的健康，甚至危及生命。

应用地球化学.ppt

应用地球化学.ppt

2. 生态地球化学调查相关理论
2．1．生态地球化学调查理论基础 2．1．1．地球表层、具生物效应的元素对生态系统存在控制与 影响作用
生态效应的表现之一，是元素在人体中的分布对健康的 影响，上表中标记为浅色的元素是对健康的必须元素；深 色的是有毒元素，而有些元素具双重性；生态地球化学调 查的元素主要局限于这些有生态效应的元素。
国土资源部目前正组织开展多目标地球化学调查，而生态 地球化学调查是其中的一部分，相关人员实际已在开展生 态地球化学工作，有不少的实际工作积累和认识积累，并 有理论和方法上的探讨（如奚小环“关于区域生态地球化 学评价若干意见”、杨忠芳的“多目标地球化学调查”、 湖南地质调查研究院的“洞庭湖区多目标生态地球化学调 查中的第四纪地质工作方法”等发言、报告等），相信大 家对他们的思想观点都已有认识，在此不再赘述；现将一 些通过阅读文献和实际工作形成的一些自己不成熟的认识 向大家作一介绍，由于这些认识完全是自我认识，虽有思 路较新的特点，同时也不成熟之弊病，请多提意见。
生态地球化学调查的理论及方法：生态地球化学 学科的定位决定了指导和开展生态地球化学调查的 理论和方法为生态学理论、地球化学理论以及二者 交叉融合可能形成的真正属于生态地球化学的理论 和方法，目前人们在开展生态地球化学调查时主要 借鉴的是地球化学理论与方法，而系统的生态地球 化学理论和方法还在人们的探索和形成过程中。
2．1．2．具生物效应的元素在地球表层分布、生态系 统均有时空上的差异性（不均一性）以及相互间的联系性 ，这种差异性的存在才使得开展生态地球化学调查具有必 要性，而联系性使调查发现规律成为可能。
如图2.1,2.2,2.3表现元素的空间分布的不均匀与不同生 态系统间的对应性（Dissanayake et al., 2019）。

地球化学课件9

地球化学课件9
1/3CaCO316＋H2O18＝1/3CaC0318＋H2O16
当反应达到平衡时，其平衡常数与温度间有确定的关系，即碳酸 钙的氧同位素组成是温度的函数。温度升高时，相对较轻的16O由于 有较高的活性，易于迁移，在同位素交换反应中将优先被吸收进 生物壳体内，致使18O含量相对减少，δ180值随温度的上升而下降。
事实上CO2含量却存在着大幅度的变化，可见大洋表层水 体必定发生过显著的变化。
环境地球化学
第22页
第二十二页，编辑于星期三：四点 五分。
第五节:碳酸盐研究与全球变化
Broecker（1982）认为海水化学性质变化主要是由于 大洋中PO4含量变动引起的。
海水中磷、氮等元素是生物赖以生存的营养物质，因此 磷、氮等含量的多寡，直接影响到生物繁殖量的增减，进一 步也就决定了海水表层CO2被提取的程度 。
层水中的含氧量较高。据估计，目前大洋表层水中平均的CO2分压 （295×1011Pa）仅相当于深水CO2分压的（1000×1011Pa）1/3。由于 生物在吸收CO2时倾向于萃取其中的12C，因而随着CO2含量的下降，
δ13C值却明显升高，可达1.8‰～2.0‰。随着深度加大，到达缺氧层， 生物遗体与碎屑在沉降过程中不断发生腐解，在转换成营养盐时，吸取 02，释放CO2，并使12C回归到海水中，因而使这里的营养盐含量（肥力）
碳酸盐沉积层 含碳 7×1016t，δ13C为0‰；
沉积物中的有机质
含碳 2×1016t，δ13C约为-25‰； 地球内部原生碳
含碳9×1016t，δ13C为-5.5‰
环境地球化学
碳同位素在天然物质中的分配（以δ13C ） C：还原碳；CO2：氧化碳
第13页
第十三页，编辑于星期三：四点 五分。

地质大学北京地球化学 PPT课件

地质大学北京地球化学 PPT课件
第24页/共55页
4、联立方程组，使用计算机求解方程组，得 出所有未知项数值解；
5、编制相图，就解出的结果进行地质地球化 学问题的讨论
第25页/共55页
三 . 矿物相平衡计算和相图编制
单变反应平衡常数计算平衡线的热力学 条件，平衡在相图中的位置。
1. 矿物相转变和相平衡曲线的计算 矿物相平衡，体系矿物有一定的共生关系，形成稳定矿物组合（包括流
2．含有理想固溶体的平衡体系热力学性质的计算
斜长石高温下分解形成石榴石、矽线石、石英
3CaAl2Si2O8 = Ca3Al2Si3O12 + 2Al2SiO5 + SiO2
斜长石
石榴石 矽线石 石英
当设体系中斜长石、石榴石不是纯相，其中斜长石 中钙长石的活度为0.2；
石榴石为类质同象系列：
[Ca/(Ca+Fe2++Mg+Mn)] = 0.05 时；
• 熵（S）-体系的无序程度（热紊乱度）的度量。
• 自由能（ △G）-体系内可用于对外做功的能。 • 化学位（μi）-加入一克分子i组分时引起的体系
内自由能的变化。 • 自由度（F）-能在一定范围内自由变化而不改
变体系平衡的热力学（强度）参数。 • 相数（K）-体系内存在的、内部有一定化学成
分、彼此间有物理化学界面的个体数，如岩石 中的矿物数。
=
2(-202034)/19.1444x298 =-70.8
第20页/共55页
T/K logfO2
(2) 298 16.5 500 -12.2 700 -9.1 900
(3) -70.8 -36.4 -22.7 -13.6
logfO2 (2)
-96.3, -51.6, -32.8, -21.6,

地球化学背景-修改精品PPT课件

地球化学背景-修改精品PPT课件
4、离心元素 v/u>1 c/v>1 Li、Rb、Cs、Sr、Ba、Y、REE、Zn、Hf、Nb、 Ta、B、Al、In、Tl、Si、Pb、Sb、U、F、O
19
最强的离心元素当属在水圈、生物圈和大气圈中富集的元素， 如H、C、O、N及惰性气体。岩浆结晶过程中，某些元素并不 进入造岩矿物晶格，它们倾向于在富含水的溶体相中富集。地 球化学家用元素相溶性来描述在结晶相或流体相富集的特征。 不相容元素（incompatible elements）是指那些在结晶分异过程 中倾向于残留流体相中聚集的元素。相容元素(compatible elements)则是指容易进入结晶相而在残余流体相中迅速降低的 元素。地球化学家用分配系数(KD )来定量刻划微迹元素在两相 中的分配特征。
元素分布、分配有两重含义 其一：是元素在地球各圈层的分布 特别是地壳表
层各地质体间及各类岩石、矿物间的分布、分配—— 不考虑成因联系 其二：是元素在各地质作用过程中的分布、分配—— 考虑成因联系 前者是后者的结果 是应用地球化学研究的主要内容
3
分配——存在形式，分布——空间展布
金矿中金以硫化物及自然金的形式存在，反映了Au在矿石的具体分配形 式，而矿石中金的品位则是反映其在矿石中的分布情况。
32
戈尔德施密特的地球化学分类的意义
在矿产勘查中很有实际意义，亲硫元素和亲铁元 素的结合特点与构成硅酸盐类的元素有很大区别。 亲石元素多以类质同象分散于造岩矿物中，待这 些硅酸盐矿物结晶后，亲硫元素常以硫化物脉出 现，或自然元素在晚期不同环境以其独立矿物形 式出现。
亲硫元素、亲铁元素与亲氧元素、亲气元素的差
研究地壳、地幔的物质组成，首先是通过直接样品分析获得，其次是 与陨石物质对比和模拟上地幔的温度－压力条件对硅酸盐物质合成的 实验研究获得。

表生地球化学作用及元素的地球化学ppt课件.ppt

表生地球化学作用及元素的地球化学ppt课件.ppt

从使用情况来看，闭胸式的使用比较 广泛。 敞开式 盾构之 中有挤 压式盾 构、全 部敞开 式盾构 ，但在 近些年 的城市 地下工 程施工 中已很 少使用 ，在此 不再说 明。
（2）反映第四纪气候及环境的变迁。对地区 以及更大的范围内的气候变化进行预测。
表生地球化学作用及元素的地 球化学行为
概念 表生风化及成岩作用 沉积地球化学作用 岩溶地球化学作用 冰川地球化学作用 微生物地球化学作用 稀土元素的地球化学行为
从使用情况来看，闭胸式的使用比较 广泛。 敞开式 盾构之 中有挤 压式盾 构、全 部敞开 式盾构 ，但在 近些年 的城市 地下工 程施工 中已很 少使用 ，在此 不再说 明。
从使用情况来看，闭胸式的使用比较 广泛。 敞开式 盾构之 中有挤 压式盾 构、全 部敞开 式盾构 ，但在 近些年 的城市 地下工 程施工 中已很 少使用 ，在此 不再说 明。
表生地球化学作用的概念
表生环境是一个在太阳能和重力能驱使下，以内生过 程所提供的岩石、矿石为原料，固相、液相、气相共 同存在，物理、化学、生物一起作用的一个巨大的多 组分的动力学体系。
从使用情况来看，闭胸式的使用比较 广泛。 敞开式 盾构之 中有挤 压式盾 构、全 部敞开 式盾构 ，但在 近些年 的城市 地下工 程施工 中已很 少使用 ，在此 不再说 明。
表生地球化学作用及元素的地 球化学行为
概念 表生风化及成岩作用 岩溶地球化学作用 冰川地球化学作用 微生物地球化学作用 稀土元素的地球化学行为
从使用情况来看，闭胸式的使用比较 广泛。 敞开式 盾构之 中有挤 压式盾 构、全 部敞开 式盾构 ，但在 近些年 的城市 地下工 程施工 中已很 少使用 ，在此 不再说 明。
岩溶地球化学作用
碳-水-钙循环构成的岩溶动力过程驱动岩溶环 境的元素迁移,并制约元素迁移的质和量。在弱 岩溶动力作用下,可溶性元素迁移,难溶元素在 环境中相对富集;在强岩溶作用条件下,岩石的 碳酸盐成分迅速溶解并以很高的浓度迁移,难溶 的Fe、Si、Al、P、Mn元素在岩溶水中也有一 定的含量,因此元素迁移对岩溶动力条件具有敏 感性。碳酸盐岩背景的元素迁移造成富钙的环 境,由此影响其它元素的迁移,但岩石中元素的 高背景值仍可促进生态环境中该类元素的富集。

地球化学基础课件

地球化学基础课件
岩又是如何形成花岗岩的？水和空气如何侵蚀花岗岩 中的矿物？ ▪ 更深层次问题：对流和分异的最终结果是什么？地壳从地
幔中分离的过程是怎样的？地壳物质通过消减作用回到地 幔达到一种平衡状态了么？拟或地壳增长的总量如何？
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这两种过程充满物理化学问题：
▪ 时间问题：地幔对流，分异作用和消减
1.1 地球化学基本问题
➢自然物质的运动和存在状态是所处介质条件的函数。地球化 学把任一地质作用都看成是一种热力学体系，反映地质环境 的体系物理化学条件，作用于具有独立性格的原子，使之产 生有规律的变化。根据现代基础科学理论解释变化的原因和 条件，使地球化学有可能在更深层次上认识地质作用的机制。
➢地球化学问题必须置于地球或其子系统(区域岩石圈,壳,幔)中进行
✓to discover the causes回答为什么,Why?
✓to study reactions回答怎样进行反应, processes ✓to assemble the reactions into geochemical cycles. ✓简称:KDSA.
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转变为理性理解，见微知著，然后返回地质学研究，
站在新的科学高度理解地质学问题。
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1 地球化学的基本问题及定义
地球是个及其复杂的物质体系。地球科学具有众多分支学科，它们从不同 侧面认识地球的过去和现在。
地球化学着重从地球的化学组成、化学作用和化学演化，即物质的化 学运动形式方面研究地球。
量也不完全相同，这是体系所处热动力学条件差异造成的。探 讨元素在地球化学体系中不同相(矿物)之间含量变化及其与热力 学条件的依存关系，是元素分配的研究范畴。从动态角度研究 可以获得元素自然演化的认识。
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南极海冰 大量形成
冰形
盖成
形
成
底栖有孔虫的氧 同位素测定值反 映新生代以来有 阶梯状逐渐变冷 的总趋势。
过去7000万年来，大洋深水（底栖有孔虫）氧同位素测定值 （标定的增量单位为1Ma ）
环境地球化学
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第五节:碳酸盐研究与全球变化
太 平 洋 低 纬 度 表 层 水 温
据δ180值作出的7000万年以来大洋水温变化图
环境地球化学
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第五节:碳酸盐研究与全球变化
2.海水同位素组分对δ18O的影响—冰期效应与盐度效应
壳体同位素组分不仅受到海水温度的制约，而且还受到海水本身 同位素组分背景值的影响。但从总体上来说，在开放性的大洋环 境中，由于大洋环境的搅混与调节作用，盐度的变动极微，引起 同位素组分的变动甚小（仅1‰的幅度），因而不是主要的影响因 素。
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第五节:碳酸盐研究与全球变化
4氧同位素应用
（l）查明地质时期海水古温度的变化趋势
通过生物氧同位素研究法确定了自晚白垩纪（约 7000万年前）以来全球气候有逐渐变冷的趋势。
Emiliani（1954）根据底栖有孔虫δ180值逐渐递增 的趋势，确定了自白垩纪以来，全球大洋深水平均温度 曾从13oC逐渐下降到目前的2oC左右。
地球化学课件9
第五节:碳酸盐研究与全球变化
1．海水温度对δ18O的影响
碳酸钙从水溶液中沉淀出来进入生物壳体时，相互间发 生同位素交换反应，反应方程为：
1/3CaCO316＋H2O18＝1/3CaC0318＋H2O16 当反应达到平衡时，其平衡常数与温度间有确定的关系， 即碳酸钙的氧同位素组成是温度的函数。温度升高时，相对 较轻的16O由于有较高的活性，易于迁移，在同位素交换反 应中将优先被吸收进生物壳体内，致使18O含量相对减少， δ180值随温度的上升而下降。 最适用于有孔虫同位素分析的关系式： t＝16.9－4.4(δs－δw)＋0.10(δs－δw)2 式中，δs：壳体中氧同位素值，δw：水体的氧同位素值
生物壳体的δ13C主要受极其复杂的生命 效应所控制，物理的因素占相当次要的地位。
环境地球化学
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第五节:碳酸盐研究与全球变化
全球不同碳储存库的碳同位素：
大气中CO2 含碳0.000069×1016t，δ13C
为-7‰； 大洋水体中溶解的CO2
含碳 0.004×1016t，
第五节:碳酸盐研究与全球变化
地球表面碳同位素的分馏作用主要是由植物的光合 作用引起。
海生和陆生植物碳同位素效应是明显不同的。这是 因为海水与大气交换过程中，趋于更多地逸散12C至大 气中，致使大气中CO2的δ13C值明显偏低。而在光合作 用物过 体程内中的，δ陆13C生亦植明物显主偏要轻是，提通取常大为气-2中3‰的～CO-23，5‰因；此而植 海生植物则是从海水中游离的CO2、CO3-2、重碳酸根中 萃取碳元素，相对来说海水含12C少，因而δ13C稍高， 其变化幅度从-17‰～-30‰。其中，在水温小于 10oC 的情况下，其δ13C值有随温度下降而更偏负的趋势， 但在10oC以上时，其δ13C限于-17‰～-22‰，且不随温 度而变化。因此，可以根据有机质的δ13C值的差异作 为判别海、陆相的一项指标。
含碳 7×1016t，δ13C为0‰； 沉积物中的有机质
含碳 2×1016t，δ13C约为25‰； 地球内部原生碳
含碳9×1016t，δ13C为-5.5‰
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碳同位素在天然物质中的分配（以δ13C ） C：还原碳；CO2：氧化碳
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第五节:碳酸盐研究与全球变化
海水与无机碳酸盐中的δ13C值均为0‰， 因此当碳酸盐从海水中沉淀出来时，不会影 响到海水原先的碳同位素值，即基本上不会 引起碳同位素的分馏作用。但当有机物质从 海水中析出时，由于两者相差悬殊，必然明 显地影响到海水中的δ13C值。
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第五节:碳酸盐研究与全球变化
（3）建立大洋水柱的垂直温度梯度剖面
原理：
基于古代灭绝的浮游有孔虫也有类似于现生种那样的 分层生活的习性，利用生活在不同水深处的浮游有孔虫以 及栖息在不同洋底深度的底栖有孔虫进行系统的氧同位素 测定，从而重塑大洋某一时段自下而上温度结构的垂向剖 面，以了解古大洋水文结构中十分重要的古温跃层的深度 以及温度变化的梯度 。
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第五节:碳酸盐研究与全球变化
3．生命效应对壳体δ 180值的影响
生物在造壳过程中所吸取的氧同位素组分还受到生 物自身的生长速率、新陈代谢、光合作用等多种生命效 应的影响与干扰，即所谓“生物个体的分馏作用”。
只有当生物体内δ180值与海水的氧同位素达到平衡， 才可有效指示古海洋环境。有孔虫与软体动物壳体的 δ180值与海水基本保持平衡，因此常用来指示古海洋 环境。
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南 大 西 洋 中 纬 度 表 层 水 温
南 大 西 洋 深 部 水 温
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第五节:碳酸盐研究与全球变化
（2）揭示全球气候周期变化的趋势
经过修改综合的布容期古温度曲线
曲线特征显示：在70万年期间，清晰地显示出波长大体相 同、近十万年的周期变化；同时，δ180值的振幅十分相近， 具有相近的极大值与极小值。
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第五节:碳酸盐研究与全球变化
第三纪时期低纬度地区的垂直温度梯度变化图
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第五节:碳酸盐研究与全球变化
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早上新世平均的δ018值与深水的标绘图
误差栅线代表±1标准偏差，编号为站位号
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第五节:碳酸盐研究与全球变化
（二）碳同位素
1.自然界碳同位素的分布及其在生物中的分馏 作用
由于在任何时候、任何地区，底栖有孔虫氧同位素 温度始终低于浮游有孔虫的氧同位素温度，表明大洋的 底层水系由高纬地区的表层水下沉扩散而来，所以，从 新生代底层水的这种变冷趋势可以推出高纬地区的表层 水以致大气圈也存在着逐渐变冷的趋势。
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第五节:碳酸盐研究与全球变化
南
北 半 球
极 冰 盖
冰期效应，在地质历史时期中可以造成大洋水体同位素成分的明 显变动。当δ18O值向正值偏移时，意味着冰期的到来，向负值偏 移代表着向间冰期的转化。这种冰期效应可以通过生物壳体在大 洋地层中留下明显的记录。
目前一般认为，当以 PDB为标准时，底水温度变化1oC时，相对于 δ180值0.26‰的变化；而δ180值0.1‰的变化相对于盐度0.2‰的 变化或间冰期海平面10m的变化。同位素测温的误差约在±0.1‰ 的范围内，对应于±0.5oC的温度变化。