地球化学复习中国地质大学北京.doc

(完整版)地球化学复习中国地质大学北京
Ø 1。 地球化学：地球化学是研究地球及其子系统的化学组成、化学机制和化学演化的科学。
Ø 2。 地球化学研究中的几个基本问题：(1)地球系统中元素及同位素的组成;（2）元素的共生组合和赋存形式问题；（3)元素的迁移和循环；(4）地球的历史与演化。
第一章
1。 元素丰度：化学元素在一定自然体系中的相对平均含量
3. 元素分布：元素在各种宇宙体或地质体中（太阳、行星、陨石、地球、地壳)整体（母体）的含量。
4. 元素分配：元素在构成该宇宙体或地质体内各个部分或各区段（子体）中的含量。
5. 元素克拉克值：元素在地壳中的丰度值称为元素的克拉克值。
6。 浓度克拉克值：某元素在某地质体中的平均含量与其克拉克值之比。
7。 元素的浓集系数：元素在矿床中的最低可采品位与其克拉克值的比值。
10。 地球元素丰度的研究方法:① 陨石类比法：直接利用陨石化学成分，经算术平均求出地球的元素丰度.② 地球模型和陨石的类比法:在一定地球模型基础上求出各圈层质量及比值,然后选择陨石类型或陨石相化学成分代表各圈层元素丰度。最后用质量加权平均法求整个地球元素丰度。③ 地球物理类比法：层壳模型地球物理类比法。
14。 元素克拉克值研究的地球化学意义:1) 大陆地壳化学组成对壳幔分异的指示；2) 元素克拉克值影响元素参加地球化学过程的浓度(强度)，从而支配元素地球化学行为；3) 自然界元素形成矿物的数目受克拉克值制约;4） 元素克拉克值是影响元素迁移和集中、分散等地球化学行为的重要因素；5） 元素克拉克值是进行矿产资源评价的重要指标
第二章
1。 元素地球化学亲和性：元素形成阳离子能力和显示出的有选择性与某阴离子结合的特性.
6. 亲生物元素：主要为C、N、H、O、P、B等元素，一般富集在生物圈内。
8。 元素的地球化学分类：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，称为地球化学分类.主要有查瓦里茨基分类、赵伦山分类等。
9. 离子电位：离子电位是表征离子电场强度的参数，电离电位（兀）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。其公式为:兀=Z/r
14. 内潜同晶：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，后者为主导(寄主)元素,前者为伴生(附属）元素，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。
15。 固溶体：含有类质同象混入物的混合晶体称为固溶体.
16. 晶体场理论：晶体场理论是一种静电理论,它把配合物中心离子和配位体看成是点电荷（偶极子），形成配合物时带正电荷的中心离子与带负电荷的配位体以静电相吸引,配位体间则相互排斥. 该理论考虑带负电荷的配位体对中心离子最外层电子包括d轨道和/或f轨道的影响，用以解释过渡元素物理化学性质。
17。 晶体场：带负电荷配位体对中心离子产生的静电场。
23. 晶体场稳定能：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电子能量和的差值,即导致总能量的下降值称为晶体场稳定能(CFSE）。
25. 元素的赋存状态：也称存在形式、结合方式、相态等。指元素在其迁移历史某个阶段所处的物理化学状态及与共生元素的结合性质.
27。 元素的离子电位对元素迁移的影响：(1）π〈2.5：为电价低半径大的碱性阳离子，在水溶液中同H+争夺O2—的能力弱，其氧化物溶于溶液，带出O2-形成简单阳离子和OH-。（2)π=2。5-8。0，为两性离子，多偏高价和具中等半径,在水溶液中与H+争夺O2-的能力弱，其氧化物易与H2O形成氢氧化物沉淀。（3）π〉8:离子半径小的高价阳离子，在水溶液中争夺O2-的能力比H+强，会夺取H2O中的O2—并与之结合成配阴离子.
29。 类质同象置换法则:戈尔德斯密特类质同象法则 ：（1)小离子优先法则（2）高价离子捕获，低价离子容许法则：两种离子半径相似电价不同,高价离子优先进入早结晶矿物，称为“捕获”，低价离子集中于晚结晶矿物,称为被“容许”（3）隐蔽（容留）法则：两种离子有相似半径和相同电价，丰度高主量元素形成独立矿物， 丰度低微量元素按丰度比例进入主量元素矿物晶格，称为“隐蔽”或“容留；林伍德电负性法则：当阳离子离子键成分不同时,电负性小的离子形成离子键成分较高（键强较高)的键,优先被结合进入矿物晶格,电负性较大的离子则晚进入矿物晶格。
第三章
1. 元素地球化学迁移：当环境发生物理化学条件变化，使元素原来的存在形式变得不稳定时，为了与环境达到新的平衡，元素原来的存在形式自动解体，而结合成一种新的相对稳定地形式存在。当元素发生结合状态变化并伴随有元素的空间位移时,称元素发生了地球化学迁移.
9. 地球化学梯度：指在一个岩性相对稳定地区，特定元素在空间上离开矿床在垂向和水平方向上表现的含量分布变化,离开矿床一定距离后从异常浓度降至背景浓度.
12。 标型或指向矿物：地球化学中把稳定范围窄的矿物称为标型或指向矿物.
13. 矿物的稳定场:体系中任何一种矿物的稳定条件都包括一定的范围，称为稳定场。
14。 矿物共生 ：在平衡体系中同时形成的矿物组合。
19. 地球系统的化学作用类型：(1）水—岩反应和水介质中的化学作用；（2）熔岩反应和熔浆化学作用；（3）水-气化学作用（4）岩—岩化学作用;（5）有机化学作用。
21。 元素化学迁移的研究方法：（1）通过矿物组合的变化来判断；（2）通过岩石元素含量的系统测定和定量计算来判定,当有元素迁入或迁出时,元素在岩石中的相对含量必然会发生变化；（3）物理化学界面。自然界的物理化学界面是元素发生迁移的指示。
22. 地质流体的类型：（1）各类硅酸盐岩浆;（2)以H2O为主的流体，包括:岩浆水、变质水、同生水、海水、地表水等;（3）以碳氢化合物为主的流体，如石油、天然气等。
23. 水—岩化学作用的基本类型：(1)水化（合)-脱水反应：水从流体中移出或加入流体而流体的H+：OH—比值不变的反应。（2)水解反应：反应中H+或OH-离子被消耗，导致流体中H+:OH-改变。（3）去氢反应: 溶液中的OH-加入到矿物中.（4）碳酸盐化—脱碳酸盐化：涉及CO2的反应。碳酸盐化和脱碳酸盐化受由温度和压力控制的CO2活度制约.(5）阳离子交换反应：涉及固溶体中两种或更多组分在同一晶格相互交代的反应。(6）氧化—还原反应（7）硫化作用—脱硫化作用:涉及到重要的硫化物沉淀反应。由硫活度增高引起。
第四章
l 1。 微量元素:将各种地质体系中呈微量或痕量（〈0。1wt%)的元素称为痕量或微量元素.
l 4. 能斯特分配系数:平衡两相中的元素浓度比值就是能斯特分配系数.
l 10。 大离子亲石元素：离子半径大的低电荷阳离子(离子电位〈3.0）。 K, Rb， Cs, Sr， Ba。
l 14. 分异作用：元素和同位素与其它元素分离、隔离或分异形成新的化学实体和结构的地球化学作用。
15. 混合作用:指那些混合、均一和破坏有组织结构的化学作用.这些作用都是将所有不同的结构混合然后形成多少有些均一的介质。
25. 分配系数的应用:（1）检验成岩、成矿过程的平衡性 ；（2）判别岩浆作用过程中微量元素的地球化学行为 ；（3）利用微量元素的特征来反演地质作用过程；（4）微量元素分配系数温度计；（判断共存相形成的温度）
29。 典型岩石（岩浆岩，沉积岩）及矿物（斜长石、石榴子石）的稀土元素分配特征及其原因； A.熔岩流中源自地幔的橄榄岩捕掳体。呈比值为1的近水平线.代表未经大的分异的原始地幔。B.大洋中脊玄武岩，所有REE增大，LREE与HREE之间没有更大分异(T-过渡型玄武岩）。
C和D.LREE偏向增加表明分异作用明显。D有明显的Eu异常。与富Ca斜长石的分离有关.E.斜长岩强烈富集Eu，表明斜长石强烈富集Eu。F。漫长地质时间形成的由火成岩和沉积岩反复分异的页岩
l 30。 Eu和Ce经常出现特殊的异常的原因是什么?
（1） 稀土元素大多呈三价态，但Eu特殊,既可以呈三价，也可呈二价。三价态时，Eu和其它REE性质相似,二价态则性质不同,固地质体中Eu2＋经常发生与其它三价REE离子的分离,造成在REE球粒陨石标准化丰度图解的Eu位置上出现“峰”（Eu过剩）或“谷”（Eu亏损).斜长石的大量晶出将导致残余熔体中形成明显的负异常。（2）表征样品Ce相对于其它REE分离程度的参数。 除3价外,氧化条件Ce呈4价与其它REE分离。例如：风化过程中,在弱酸性条件下，Ce4＋极易水解留在原地，淋出溶液贫Ce，河水和海水继承这种特征。
l 31。 微量元素分配研究的地球化学意义：?
（1）岩浆成岩过程的鉴别。部分熔融or分离结晶
（2)成岩成矿构造环境的判别。
（3）微量元素地质温度计和压力计
(4）灾变事件的微量元素地球化学证据.
第五章
l 1。 同位素地质年代学：研究岩层形成的年代顺序及测定其年龄值的学科.同位素地质年代学（又称绝对地质年代学。岩浆岩、沉积岩、变质岩、矿床）
l 2. 同位素：具有相同质子数和不同中子数的一组核素
l 3。 放射性同位素：原子核不稳定，以一定方式自发的衰变成其他核素的同位素。
l 4. 稳定同位素：原子核是稳定的，或者其原子核的变化不能被察觉。目前认为，凡原子能稳定存在的时间大于1017 a的就为稳定同位素。
l 5。 放射性成因同位素：通过放射性衰变形成的同位素（又称为放射性子体同位素）
l 6. 封闭温度:地质事件所涉及的各种同位素体系并不是在矿物岩石形成的那一瞬间开始计时，而是必须在温度降低到能使计时体系达到封闭状态，即由于热扩散导致子体的丢失量可以忽略不计时，子体才开始积累，此时的温度就是封闭温度.
l 8。 结晶年龄：记录了岩石岩浆作用年龄。对于变质岩，如果变质矿物结晶温度低于其封闭温度,则矿物一经形成，同位素时钟立即启动开始计时，从而记录下变质岩的结晶年龄。
l 9. 冷却年龄：对于岩浆岩，指岩体固结之后冷却过程中，达到矿物封闭温度时同位素时钟开始启动记录下来的年龄.对于变质岩，矿物在变质高峰期结晶生成,之后冷却过程中达到矿物封闭温度时同位素时钟启动记录下来的年龄。
l 10. 变质年龄：易与冷却年龄混淆，但它是指变质作用高峰期的年龄。
l 11. 地壳形成年龄：指一个新的大陆地壳块体从地幔中分异出来的时间。通过Sm—Nd模式年龄计算可以获得。
l 19。 一致年龄：若三个独立的年龄值相互吻合（相对误差≤10％），则该年龄称为一致年龄。
l 24。 普通铅：是指在U/Pb， Th/Pb比值低的矿物和岩石中任何形式的铅（如方铅矿、黄铁矿、钾长石等）。在矿物形成之前，Pb以正常的比例与U,Th共生，接受U,Th衰变产物Pb的不断叠加并均匀化。在固结形成含铅矿物后，矿物中再没有明显量的放射性成因Pb的生成，记录了矿物形成时的铅同位素组成。
l 25. 原生铅：地球物质形成之前在宇宙原子核合成过程中与其他元素同时形成的铅。
l 26. 原始铅：地球形成最初时刻的铅，相当于原生铅加上原子核合成作用完成至地球刚形成之间所积累的放射性成因铅。
l 27。 初始铅：指矿物和岩石结晶时进入矿物和岩石中的铅，其铅同位素组成等于原始铅同位素组成加上从地球形成到岩石、矿物结晶这段时间积累起来的放射成因的铅。
l 28。 混合铅：由两个以上不同U/Pb、Th/Pb比值的体系混合而成的铅
l 29. 分馏系数：A，B为含有相同元素的两种分子；a， b为分子系数；1为轻同位素，2为重同位素。则同位素分馏系数α定义为：α=RA/RB=［φ(A2)/(A1）］/[φ（B2)/（B1)］
l 30. R值： 稳定同位素丰度的变异通常用R值来衡量和比较，如大气中的w(16O）/w（18O)比值： R =φ(18O)/φ（16O）=2。0*10—3
l 31。 δ值（δ18O)：若取某一给定样品的R值为标准，则可测得各地质样品中R值与标准的绝对变差，以δ 表示
35. Sm—Nd等时线法的优点：
（1） 147Sm、143Nd这对母子体同位素同属稀土元素，具有十分相似的地球化学性质,使得放射性成因的子体143Nd形成后很自然地继承母体在晶格中的位置，而不会逃逸。（2）各种地质作用都很难使Sm和Nd 发生分离和迁移，因而Sm—Nd体系一般较易保持封闭。(3)研究表明：如果体系中没有流体参与,角闪岩相甚至麻粒岩相变质作用的岩石，仍能使Sm—Nd同位素系统保持封闭，从而能获得较正确的变质岩原岩的年龄信息.
（4)由于147Sm的衰变常数较小,因此Sm—Nd法通常适合对古老岩石的定年(＞10亿年）。
l 35。 Sm—Nd模式年龄计算的假定条件：假定地壳岩石的Sm/Nd比值变化只发生在从CHUR源区分离的时刻，其后Sm/Nd比值保持不变，则地壳岩石在一个时间为t的(143Nd/144Nd）0值就是CHUR源区在时间为t的演化值。
l 42. 大气降水H—O同位素组成四种效应:
① 纬度效应：随纬度升高（年平均气温降低),δD和δ18O值下降;
② 大陆效应:从海岸向大陆内部δD和δ18O下降；
③ 季节效应：夏季温度较高，大气降水相对较重，富集D和18O；冬季反之；
④ 高度效应：随高度增加δD和δ18O值下降。

10. 地球化学障：指地壳中物理或化学梯度具有突变的地带,常伴随元素聚集或堆积作用。即在元素迁移过程中经过物理化学环境发生急剧变化地带时，介质中原来稳定的元素迁移能力下降,形成化合物沉淀。
11。 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中的其它质点（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（保持稳定）的现象。
12. 完全类质同象：晶体化学性质相近的元素之间可以充分置换，形成任意比例的固溶体，称为完全类质同象。
13. 有限类质同象：晶体化学性质相差较大的离子间的置换受晶格构造的限制，只能形成有限类质同象。.
9. 相容元素：岩浆结晶或固相部分熔融过程中偏爱矿物相的微量元素。
7. 不相容元素：岩浆结晶或固相部分熔融过程中偏爱熔体或溶液相的微量元素. 也称为亲岩浆元素。
7。 等时线 ：具有相同年龄（t）和初始(D/Ds）0比值的一套同成因岩石或矿物形成一条直线，称之为等时线。
22。 不一致线:该式为一直线方程，对于一组铅丢失程度不同的锆石样品，它们的206Pb＊/238U和207Pb＊/235U比值应在一条直线上（称不一致线）。
3。 亲铁元素：亲铁性是元素在自然界以金属态产出的一种倾向性。有铂族、Cu、Ag、Au、Fe、Co、Ni等。特征:元素具有d亚层充满或接近充满的电子构型，有18或18+2的外电子层结构,铂族和第一、二副族元素电负性中等，亲铁性元素的第一电离能往往较高。
4。 亲硫元素（亲铜元素)：只有能与硫结合形成高度共价键性质的金属才会显示亲硫倾向。有Cu、Pb、Zn、Au、Ag等，它们的特征是：有18或18+2的外电子层结构，电负性较高.
5. 亲气元素：原子最外电子层具有8个电子的稳定结构。具有挥发性，或易生成挥发性化合物。主要集中在大气圈。
2。 亲氧元素（亲石元素）：只有能与氧以离子键结合的金属才是亲氧元素.有K、Na、Ca、Mg、Nb、Ta、Zr、Hf、REE等。它们的特征是：有惰性气体的电子层结构，电负性较小.
1. 盐效应：当溶液中存在易溶盐类时,溶液的含盐度对化合物的溶解度会产生影响，表现为随溶液中易溶电解质浓度的增大将导致其它难溶化合物的溶解度增大，成为盐效应。
2. 同离子效应：当在难溶化合物的饱和溶液中加入与该化合物有相同离子的易溶化合物时，原难溶化合物的溶解度将会降低,称为共同离子效应。
3. 活度积原理：当溶液中某物质的离子积达到和超过该物质的活度积时，该物质析出.
4。 胶体作用：两种带有不同性质电荷的胶体相遇时，由于电荷的中和会发生凝聚和沉淀2.在胶体溶液中加入电解质会使胶体发生凝聚和沉淀3。.胶体溶液浓度增大时，可以促使胶体凝聚4。PH对胶体搬运和沉积有很大影响。
25. 溶液pH对元素迁移的控制作用：
1)不同元素的氢氧化物在水介质中的迁移能力不同,同一种元素的不同价态离子的氢氧化物迁移能力也不同；（2）酸性离子在碱性溶液中溶解度增高，有利于迁移,在酸性条件发生沉淀；碱性元素离子性质相反，在酸性溶液中溶解度增高，碱性条件下沉淀;两性元素在极端酸碱条件下能被溶解迁移；（3）在自然地球化学作用中，凡在反应方程式中有H+或OH—出现作用，受热液介质pH值控制,如各种成矿反应、络合物平衡反应、弱电解质溶解类型优势场变化,以及胶体质点的稳定性等。(4）pH值影响元素共生或分离( Fe、Mn ）铜和钼在氧化、酸性介质中都具有中等的或很高的活动性，斑岩铜矿中，铜钼伴生.在pH中性和碱性条件下,钼、铜的活动性差异很大：钼形成钼酸根络阴离子，在水中稳定迁移，铜—碱式碳酸盐沉淀.（5）影响两性元素的迁移形式：在不同的pH值条件下两性元素的迁移形式不同, 酸性条件以简单离子或氢氧化物的形式迁移，在碱性条件下以酸根络合物的形式迁移；（6)盐类水解反应多生成酸,因此作用过程受pH值的控制。
23. 分配系数的测定方法：（1)直接测定法：直接测定地质体中两平衡共存相中元素浓度，并按能斯特分配定律计算元素的分配系数.如测定火山岩中斑晶矿物和基质(代表与矿物平衡的熔体）。（2）实验测定法：通过实验使一种矿物和一种液体(熔体或溶液）处于平衡,或使两种矿物达到平衡，并使微量元素在两相中达到溶解平衡，然后测定该元素在两相中的浓度，得出分配系数。分为两类: 化学试剂合成和直接采用天然物质为初始物质法。
24。 影响分配系数的因素:元素分配系数随温度，压力和各相化学成分而变化.（1）体系化学成分的影响:如：岩浆体系化学成分变化，取决于硅酸盐熔体的结构。元素在给定矿物与熔体间的分配系数，一般在硅质较富的岩石中较大（2)温度对分配系数的影响： 随温度升高分配系数减小。（3)压力对分配系数的影响：微量元素在凝聚相间的分配系数对压力的变化不敏感，因为微量元素的溶解能引起的相体积变化极小。（4)氧逸度对分配系数的影响：对变价元素Eu和Ce，氧逸度影响体系中Eu2+/Eu3+和Ce3+/Ce2+比值,也影响它们的分配系数。
33. 同位素定年公式及地质年代学的假设（利用衰变定律来测定岩石、矿物的年龄，应满足的哪些前提条件）(1)保持体系封闭,自矿物岩石形成后，同位素体系保持封闭,没有因后期地质作用（变质,热液蚀变，风化等)影响发生母子体同位素带入或迁出；(2)放射性母体同位素半衰期与所测地质体年龄相当，且半衰期和衰变常数已知；（3)必须准确知道放射性母体同位素的丰度,并有精确测定岩石矿物中母子体同位素含量的实验室方法;（4)准确知道或能够有效校正岩石矿物形成时已经存在的子体同位素初始含量；（5）必须选择母体/子体比值高的矿物
34. Rb-Sr等时线满足的条件及注意事项(Rb—Sr等时线满足的条件）
（1）所研究的一组样品具有同时性和同源性（2)岩石或矿物形成时Sr同位素组成在体系内是均一的，具有初始87Sr/86Sr值（3）体系内化学成分不均一,Rb/Sr比值有差异（4)自结晶以来体系保持封闭。

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