地球化学笔记课件

陨石研究表明，绝大多数降落至地球的陨石来源于小行星带，也有极少数来自其他天体，如月球和火星表面。

陨石的成分多种多样，有些几乎全部由金属组成，另一些几乎全部由硅酸盐组成。

通常根据陨石中的金属含量先将陨石划分为三大类：石陨石、铁陨石和石铁陨石。

石陨石按其中是否具球粒结构又分为球粒陨石和无球粒陨石。

球粒陨石与无球粒陨石以是否含硅酸盐类球粒来区分的。

球粒陨石的最大特征是含球粒，具球粒构造。

球粒一般由橄榄石和斜方辉石组成，球粒间的基质常由镍铁、陨硫铁、斜长石、橄榄石、辉石等组成。

球粒陨石是最常见的一类陨石，据化学成分可划分为5个化学群：E群（顽辉石球粒陨石）、H群（高铁群普通球粒陨石，如我国的吉林陨石）、L群（低铁群普通球粒陨石）、LL群（低铁低金属普通球粒陨石）和C群（碳质球粒陨石）。

H群、L群及LL群统称为普通球粒陨石。

碳质球粒陨石中的非挥发性组成代表了太阳星云的平均化学成分，其中高温与低温矿物分别以包裹体或基质的形式共存于陨石中。

碳质球粒陨石是球粒陨石中的一个特殊类型，含有碳的有机化合物分子，并且主要由含水硅酸盐组成。

碳质球粒陨石按化学成分可划分为I，II和III三种（CI、CII和CIII）类型。

碳质球粒陨石虽然十分稀少，但在探讨太阳系元素丰度方面却有特殊的意义。

太阳系元素丰度也存在一些明显的规律（地球元素丰度也遵循太阳系元素丰度的基本规律），可简单归纳为：（1）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。

（2）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。

具有偶数质子数（A）或偶数中子数（N）的核素丰度总是高于具有奇数A或N 的核素。

这一规律称为奥多哈根斯法则，亦即奇偶规律。

（3）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%。

（4）与He相邻近的Li，Be和B具有很低的丰度，属于强亏损的元素。

（5）在元素丰度曲线上O和Fe呈现明显的峰，它们是过剩元素。

（6）质量数为4的倍数（即。

粒子质量的倍数）的核素或同位素具有较高丰度。

根据布伦（1975）的地球模型，地慢被划分为B，C和D层。

莫霍面以下的岩石圈部分和软流层（或低速层），一般深度为33~410km，这部分地慢为B层，通常被称为上地慢。

但也有将C层（约410~1000km）也划入上地慢的。

D层（约1000~ 2900km）为下地慢。

地球化学中常用的元素含量单位为质量分数含量（%）、10-6（ppm），10-9（ppb）或10-12（ppt）。

国际地球化学参考模型GERM（Geochemical Earth Reference Model）表明：大洋地壳成分是基性玄武质的，SiO2含量仅49.5%，而大陆地壳成分是中性花岗闪长质的，SiO2达59.1%。

尽管不同研究者获得的大陆地壳成分不尽相同，但和原始地慢成分对比均显示出明显富集大离子亲石元素和轻稀土元素，明显亏损Nb和Ti并显著富集Pb。

Nb和Ti的亏损是岛弧岩浆岩的特征，这也正是提出大陆地壳的增长主要发生于岛弧环境的重要地球化学依据之一。

大陆地壳是在地质历史过程中通过地慢部分熔融的岩浆向上侵入或喷出逐步形成的，部分熔融形成地壳后残余的地慢部分就成了现今的贫化或亏损（depleted）地慢。

大洋中脊玄武岩（MORE）是这种贫化地慢的典型代表。

相容性元素是指在矿物岩浆分配过程中主要富集在矿物中的元素。

反之，主要富集在岩浆中的元素为不相容性元素。

霍夫曼（Hoffmann，1988）提出，由于大陆地壳是原始地慢部分熔融产生的，因此将大陆地壳的元素丰度对原始地慢标准化后的比值可定量衡量元素的相容性。

比值越大者，元素的相容性越小，相对于地慢在大陆地壳中越富集。

相容性接近的元素具有相似的地球化学行为中基本固定或变化较小。

代表性的亲铁元素有铂族、Cu，Ag，Au，Fe，Ni等。

本特征是原子具有d 亚层充满或接近充满的电子构型。

因此亲氧元素又称为亲石元素；亲硫元素又被称为亲铜元素。

进入晶体中的微量物质称为“类质同象混入物”，含有类质同象混入物的晶体又被称为固溶体（solid solution）。

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，如黄铁矿中的Co和Ni；有些矿物中含有大量类质同象的“杂质”，但同一种矿物在特定的成因下往往只富含某些特征的类质同象元素组合，据此可以推断矿物的形成环境，故可以将有成因意义的元素组合称为指纹元素组合，也常被称为标型元素组合。

微量元素在岩浆结晶过程的演化有两种倾向：一种是选择类质同象方式进入与自身晶体化学性质相似的造岩元素组成的矿物晶格，导致微量元素呈分散状态，被称为“晶体化学分散”；另一种倾向是，当微量元素与造岩元素的晶体化学习性差别大、不利于进行类质同象置换时，微量元素将在残余熔体中聚积，有可能在适当的条件下形成独立矿物（副矿物）或转入到岩浆期后热液中富集成矿。

被称为“残余富集”。

dγ轨道电子能级与dε轨道电子能级间的能量差，称为晶体场分裂能，用Δ表示；元素所处的环境不同时，过渡元素的晶体场分裂能大小也不同。

元素的正八面体晶体场分裂能用Δo表示，正四面体晶体场分裂能用Δt表示。

同一元素且配位体相同时两种配位方式的分裂能大小关系一般为：Δt=-4/9Δo，负号表示两组d轨道的稳定性是相反的。

d轨道电子能级分裂后的d电子能量之和，相对于未分裂前d电子能量之和的差值，称为晶体场稳定能（CFSE）。

当元素处于弱电场时，晶体场分裂产生的分裂能△值较小（小于电子配对能），在每一个低能级轨道都已充填一个电子后，新增加的电子优先占据高能级轨道，使电子的自旋方向尽可能保持一致，称为电子的高自旋状态；当元素处于强电场中时，晶体场分裂产生的分裂能△值较大（大于电子配对能），在每一个低能级轨道都已充填了一个电子后，新增加的电子将优先选择占据低能级轨道，使成对电子数增加，因为成对电子的自旋方向相反，故称为电子的低自旋状态。

在八面体配位和四面体配位的晶体场中，过渡金属的离子可以分别获得八面体晶体场稳定能和四面体晶体场稳定能，不同配位的晶体场中同一离子所获得的晶体场稳定能是不同的，离子八面体配位的晶体场稳定能通常高于其四面体配位的晶体场稳定能，两者之差称为八面体择位能（OSPE）。

过渡金属离子八面体择位能大小的顺序如下：Me2+离子：Ni>（Cr）>（Cu）>Co>Fe>Mn>=Ga，ZnMe3+离子：Cr>（Mn）>Co>V>Ti>Fe>=Sc，Ga八面体择位能的大小决定了过渡金属离子进入矿物晶格的先后顺序。

为了维持体系总体处于能量最低状态，在岩浆结晶过程中，八面体择位能高的过渡金属离子优先进入矿物晶格，并因此影响了元素间的结合关系，而八面体择位能较低的离子或无八面体择位能的离子进入岩浆结晶晚期的造岩矿物晶格，或在残余岩浆中富集形成自己的独立矿物。

衡量原子得失电子的能力的参数：（1）电离能（I）：气态原子（离子）丢掉一个电子所需要的能量。

（2）电负性（X）：X=I+E（E是电子亲和能），电负性可用于度量中性原子得失电子的难易程度。

X值愈大，吸引电子的能力愈大，非金属性愈强。

分子键：分子内部是离子键或共价键，分子间依靠偶极间的作用力相互结合，称为分子键。

分子键最弱，分子键化合物熔沸点低，易挥发、易迁移。

各种化学键型的能量差异是很显著的，它们的能量级次大致如下（1）离子晶体的键能，800kJ/mol；（2）共价键和金属键，约为80kJ/mol；（3）分子键，8kJ/mol。

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。

离子晶体的配位数取决于相互结合离子的半径比率，在离子型晶体中只有阴阳离子完全紧密接触时，晶体才是稳定的。

配位数从几何学上反映了化合物的稳定性，也决定了晶体的外部形态。

离子电位：离子电位是表征离子电场强度的参数，离子电位（二）等于离子的电荷与半径之比值，它决定了元素的存在形式和迁移能力。

其定义公式：π=Z/r 元素在固相中的存在形式：独立矿物，类质同象，超显微非结构混入物（或称为超显微包裹体），吸附：由于电荷不平衡而吸附异性离子，与有机质结合：元素加入到有机物。

配离子是指成分相对稳定的原子团组成的，又称为基团，它们具有独立的化学和晶体化学性质，在一定的物理化学条件下可以在固相、溶液相或熔融相中稳定存在。

水解作用的实质是水电离的H+或OH—进入矿物晶格，分别取代其中的阳离子或阴离子，从而使矿物解体形成新矿物。

水合作用的实质是水分子整体进入矿物晶格，从而使矿物的体积增大，如赤铁矿经水合作用生成水针铁矿阳离子交换反应主要发生在粘土矿物或胶体的交换吸附过程中。

例如，当吸附了Na+离子的粘土（或胶体）和自由（包括能自由电离）的Ca+离子相遇时，粘土将释放Na+离子和吸附Ca+离子。

阳离子交换反应也可以发生在一些有流体相参与的交代过程之中，如钾长石的钠长石化。

岩浆作用产生热液。

岩浆中最多大约含5%~6%的H2O、CO2和其他挥发分。

岩浆上升时，随温度和压力下降，岩浆中所含的流体会释放出来，形成通常所说的岩浆热液。

岩浆热液中除易溶元素外，还常常含有大量的Si，Al，Fe等难溶元素和高温射气元素F，B和PO43-、H2O等，热液中成矿元素的含量的高低与初始岩浆中成矿元素的含量及岩浆的结晶演化历程有关。

盐效应：随溶液中易溶电解质浓度的增大将导致其他难溶化合物的溶解度增大。

硅酸盐风化转变的一般过程是：钾长石一绢云母一水云母一高岭石；辉石一角闪石一绿泥石一水绿泥石一蒙脱石一多水高岭石一高岭石；黑云母一蛙石一蒙脱石一高岭石。

红土或砖红壤成因机制的核心是热带土壤中粘土矿物的稳定性问题。

热带土壤可分为两类：一类是以粘土矿物为主的土壤；另一类是铁质红土和铝质红土，其中粘土矿物含量较少。

如果红土化作用的最终产物是硅铝分离造成的无硅的三氧化二铝和无铝的二氧化硅的话，热带地区就不应该存在大量的硅铝未分离的粘土矿物。

但实际上并非如此，热带的“半年雨季，半年旱季”的干湿交替的气候特点，可能是红土化作用发生的主要原因。

在温度高、湿度大的雨季，二氧化硅等将被淋滤出去。

在旱季地下水面明显下降，水溶液沿毛细管上升，将下部的三氧化二铁和三氧化二铝带到地表，在干旱条件下水被蒸发而沉淀出富铁红土和富铝红土。

由于引起岩石风化的水溶液是近中性的（（pH值为6~8），又较少含硫酸铁等氧化剂，因此，硅的胶体运移、微生物和植物参与热带风化作用等在红土化过程中有重要意义。

试验表明，在酸性或碱性溶液中均可将硅酸盐矿物（包括粘土矿物）中的二氧化硅分解出来。

氧化铁只在pH<3的酸性溶液中溶解，实际上不可能从风化带中转移出去；三氧化二铝在弱酸性和弱碱性溶液中溶解，而在风化带中水溶液的pH值介于4~9时，也不能迁移。