地球化学河北地大.docx

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地球化学河北地大

一、概念题

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）。

14、地球化学障：

地球化学障指地壳中物理或化学梯度具有突变的地带，通常伴随着元素的聚集或堆积作用。

即在元素迁移过程中经过物理化学环境发生急剧变化的地带时，介质中原来稳定的元素迁移能力下降，形成大量化合物而沉淀，这种地带就称为地球化学障。

15、K不稳定常数

即络合离子的溶解平衡常数

16、δEu

反映Eu与REE整体分离程度的参数，＝2EuN/（SmN+GdN）

17、同位素分馏系数：

同位素分馏系数,反映同位素在同种或不同种化合物中分馏程度的参数，＝同位素在A物质中的比值/同位素在B物质中的比值，

18、δO18值

δ值指样品同位素比值（Rsa）相对于标准样品的同位素比值（RSt）的千分差，表示式为：

δO18‰=﹛（O18/O16）样品/（O18/O16）标准-1﹜×1000

19、衰变定律：

单位时间内衰变的原子数与现存放射性母体的原子数成正比。

其数学表达式如下：

-dN/dt=λN

式中：

N为在t时刻存在的母体原子数；dN/dt为t时的衰变速率，负号表示N随时间减少；λ为衰变速率常数，表示单位时间内衰变的原子比例数，其单位为1/年或1/秒。

将前式由t=0到t求积分，整理后得：

ln（N/N0）=-λt

N0为t=0时的衰变母体原子数。

由此得：

N=N0e-λt或N0=Neλt

以上为放射性同位素衰变的基本公式，表明母核原子数为N0的放射性同位素，经时间t后残存的母体原子数N=N0e-λt，N与t为指数函数。

20、科尔任斯基相律

在一定的T、P及活性组分化学位μ的条件下，相互平衡的共存矿物数不超过惰性组分

数。

Φ≤Kи。

就是柯尔仁斯基相律。

二、问答题

1、下列矿物键的类型是什么?

（1）所有键都是离子键;

（2）所有键都是共价键;（3）部分键为离子键,部分为共价键:

（a）磷灰石;（b）黄铜矿;（c）萤石;（d）自然砷;（e）尖晶石。

（a）磷灰石：

离子键，共价键；（b）黄铜矿：

共价键；（c）萤石：

离子键；（d）自然砷：

共价键；（e）尖晶石：

离子键。

2、为什么U、Th在花岗岩中比在超基性岩中更为丰富？

（离子半径，U4+（6次配位）为0.97A,U6+（6次配位）为0.80A,Th3+（6次配位）为1.14A,Th4+（6次配位）为1.02A,Fe2+（6次配位）0.78A,Fe3+（6次配位）0.64A,Mg2+（6次配位）为0.64A。

这与U、Th的离子半径和类质同象置换有关。

U和Th的离子半径较大，U4+（6次配位）为0.97A,U6+（6次配位）为0.80A,Th3+（6次配位）为1.14A,Th4+（6次配位）为1.02A，而Fe2+（6次配位）0.78A,Fe3+（6次配位）0.64A,Mg2+（6次配位）0.64），因此二者不能进入早期结晶的镁铁矿物中，而富集在淡色的残余岩浆内。

U4+广泛地与Th4+,Zr4+,REE3+以及Ca2+呈类质同象置换。

3、多数稀土元素在花岗岩中比在玄武岩中更为丰富，但是Eu却在玄武岩中更为丰富，为什么？

大多数稀土元素都是呈3价出现，而Eu是变价元素，有2和3两个价态，Eu2＋与Ca2＋的离子半经比较接近，可以置换斜长石中的Ca，因此与大多数稀土元素在花岗岩中比在玄武岩中更为丰富，但是Eu不同，Eu在斜长石含量较高的玄武岩中更为丰富。

4、下列岩浆岩：

①形成过程中仅与岩浆水发生了相互作用；②形成过程中广泛地与大气降水发生了相互作用。

试回答哪一种岩浆岩D/H比值和18O/16O比值更高

形成过程中仅与岩浆水发生了相互作用的岩浆岩D/H比值和18O/16O比值更高。

5、用Rb-Sr或Sm-Nd法对岩石定年时，为什么当岩石矿物中的87Rb/86Sr或143Sm/144Nd比值差别越大结果越好？

因为87Rb/86Sr或143Sm/144Nd比值差别大，则衰变形成的87Sr/86Sr或143Nd/144Nd值的差别也大，只有这样，才能在87Rb/86Sr或143Sm/144Nd与初始值的图解上拟合相关系数较好的一条直线，由此得到较好的等时线年龄。

否则可能使数据集中而拉不开等时线。

6、当以下每种物质形成时，其氧化电位是高还是低？

（1）陨石；

（2）煤；（3）海底锰结核；（4）钒钾铀矿；（5）页岩中的黄铁矿；（6）鲕绿泥石。

答：

高，低，高，高，低，低。

7、为什么硅酸盐矿物中K的配位数经常比Na的配位数大？

（离子半径：

K＋的为1.38A，Na＋的为1.02A，O2-的1.40A）。

K和Na都属于碱性元素，其离子半径分别为：

1.38A和1.02A（Krauskopfetal,1995）或1.59和1.24A（Gill,1996）。

以与阴离子O2-结合为例，O2-离子半径1.40A（Krauskopfetal,1995）或1.32（Gill,1996）,根据阳离子与氧离子半径比值与配位数关系，K+/O2-＝0.9857,Na+/O2-=0.7286，由于等大球周围有12个球，而在离子晶体中，随阳离子半径的减小，为达到紧密接触，因此配位数也要减少。

因此，在硅酸盐矿物中K的配位数经常比Na的配位数大，前者与氧的配位数为8，12，而后者为6,8。

8、研究表明，岩浆岩和变质岩中的不同矿物具有不同的18O/16O比值，例如岩浆岩中石英一般比钾长石具有更高的18O/16O比值，试阐明控制矿物18O/16O比值大小的原因是什么？

9、A、B两个岩体在岩浆结晶过程中W元素的分配分配系数KD＝0.1，和Ni元素的分配系数KD＝4。

请用图示分析一下，A、B两个岩体中W、Ni这两个微量元素的地球化学行为。

A岩体中W元素的分配系数KD＝0.1，明显小于1，随着岩浆结晶程度的增长（F由1趋向0），W元素在残余熔体中浓集起来，W元素称之为不相容元素（如图上部曲线）。

B岩体中Ni元素的分配系数KD＝4，大于1属相容元素，随着结晶程度的增加，Ni元素倾向在矿物晶体中富集，随矿物析出，而在残余岩浆中逐渐贫化（见图下部曲线）。

10、下列为不同构造环境中玄武岩的稀土元素问题（∑REE）及稀土组成配分模式图（洋中脊玄武岩、海洋拉斑玄武岩、高铝玄武岩、大陆拉斑玄武岩）。

按从大洋→大陆环境的顺序排列出各玄武岩（用英文字母排序）并简述理由。

从洋→大陆环境的玄武岩排列顺序为：

d→c→a→b

由于大洋中脊玄武岩的源区为上地幔，越往大陆一侧成因的玄武岩地壳混染的

程度越大。

而上地幔中稀土含量低，ΣLREE/ΣHREE接近，到地壳其ΣREE增加了

20多倍，ΣLREE/ΣHREE增加了3倍多，为此地幔源区的玄武岩ΣREE最小，

ΣLREE/ΣHREE接近1（平坦型），越靠近大陆成因玄武岩ΣREE增加，ΣLREE/ΣHREE

增大（右倾型）

11、某地层剖面如下图（示意），请对该套地层（无化石）定年并简述方法原理。

1-砾岩，2-含砾砂岩，3-砂岩，4-同生花岗闪岩岩床，5-含海绿石泥岩，6-灰岩

对该套地层定年可用两种方法

1）同生花岗闪长岩岩床的Rb-Sr等时线年龄方法

2）同生海绿石的Rb-Sr模式年龄法

3）应用条件有：

花岗闪长岩岩床为同一时间、同一母体，其初始锶比值均一，岩床各处Rb/Sr比值不同，为此经过t时间后，各样品样品的（87Sr/86Sr）样、（87Rb/86Sr）样将呈线性方程Y=aX+b,Y=-（87Sr/86Sr）样X=（87Rb/86Sr）样经线性拟合后可得斜率a=（eλt-1），从而可以求得年龄值。

12、请设计两套氧同位素温度计，查明花岗岩的成岩温度及含铜石英脉的成矿温度，并简述原理。

氧同位素在同一体系达到平衡时，分馏系数α与温度T之间有一定的函数关系：

1000lnα=a/T2b≈ΔA-B

a,b为待定常数

α为A、B矿物分馏系数

T为绝对温度

ΔA-B为A、B矿物对δ18O的差值

在花岗岩体中的含铜石英--方解石脉图示中

1）测定成岩温度用石英—磁铁矿矿物对作为氧同位素温度计

2）测定成矿温度用含铜石英方解石中的石英—方解石含氧矿物作为氧同位素温度计矿物测定。

3）分别测定矿物的δ18O值，公共秩序公式，计算即得岩体成岩及矿脉成矿温度。

13、分析在岩浆结晶分异过程中分配系数KD＝0.25和KD＝4这两个微量元素的地球化学行为。

A岩体中W元素的分配系数KD＝0.1，明显小于1，随着岩浆结晶程度的增长（F由1趋向0），W元素在残余熔体中浓集起来，W元素称之为不相容元素（如图上部曲线）。

B岩体中Ni元素的分配系数KD＝4，大于1属相容元素，随着结晶程度的增加，Ni元素倾向在矿物晶体中富集，随矿物析出，而在残余岩浆中逐渐贫化（见图下部曲线）。

14、讨论在自然界中由于氧化还原条件的变化稀土元素的分异。

稀土元素的分异主要体现于Eu和Ce二元素，前者易还原成二价阳离子，后者易氧化四价阳离子，从而与整体三价的REE发生分离。

Eu2+易与Ca2+性质相似，因此易与类质同象替代Ca2+如在早期结晶的斜长岩中出现铕正异常，而后期结晶的岩石中出现铕负异常。

Ce4+在弱酸性条件下易发生水解而滞留原地，使淋滤出的溶液贫Ce，形成Ce负异常，在海水中亦易形成Ce与REE的分离。

15、以Rb-Sr等时线法为例说明同位素年龄测定公式。

N0-N=D=Neλt-N=N（eλt-1）

t=1/λln（1+D/N）

据衰变规律，上述公式中t为时间，λ为衰变常数，D为由衰变形成的子核原子数，N为现存母核原子数，N0为母核原有原子数。

对于Rb-Sr法有

87Sr样品-87Sr初始=87Rb（eλt-1），显然定年需要已知87Sr初始，这对实际操作有困难，为此人们设计等时线年龄方法，假定地质体中初始锶分布均匀，而铷分布是不均匀的，随时间变化，在地质不同部位由铷衰变形成的锶也不一样，通过最小二乘法拟合出线性方程，并获得锶初始值和斜率，然后求年龄。

在实际工作中方程两边同时比上稳定同位素86Sr以提高分析精度，从而提高测年精度，有公式如下

以

为纵坐标，

为横坐标作图或进行线性拟合即可求得截距即锶同位素初始比值和斜率,即eλt-1值,从而可以求得年龄t的值。

16、试分析“氧、氢同位素纬度效应”的原因。

是由于轻同位素周而往复的“蒸发—凝聚”物理分馏形成的。

质量数小的H216O趋向于进入蒸相中，而较重的D218O趋向于凝聚在液相中，在地球的高纬度地区，蒸发作用不明显，因此高纬度地区水分馏作用不明显，δD‰、δ18O‰最低，而低纬度的赤道地区蒸发作用强烈，经周而复始的反复分馏使D和18O在水中浓集程度越来越大，因此会出现如图所示的“氧、氢同位素纬度效应”，克雷格线较明显地表示了δD‰、δ18O‰与纬度间存在的近似线性关系。

二、讨论题

1、试论地球化学研究的基本问题

围绕原子在地质环境中多方面的变化结果及其地质意义的分析，形成了地球化学研

究中的几个基本问题：

①研究地球和地质体中元素及其同位素的组成。

包括元素及其同位素的含量在空间、

时间及不同产状地质体中的变化，即为元素的平均含量（丰度）和分布分配问题。

研究元素在

地球及各层圈（地壳、地幔、地核）中的平均含量－丰度问题；研究元素及其同位素的含量

在不同地质构造单元、岩石、矿物和矿床中的变化，亦即元素的分布和分配问题；

②研究元素的共生组合和赋存形式。

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。

赋存形式（存在形式、赋存状态）：

指元素在地质体中以什

么形式存在。

常见的形式有：

化合物（氧化物、硫化物、硅酸盐、碳酸盐等等）、类质同像

混入物、机械混入物、包裹体及吸附物等等。

元素的结合状态是地质作用物理化学条件的指

示剂，元素的存在形式具有成因意义。

③研究元素的迁移。

元素的地球化学迁移或搬运：

系指元素因其性质不同，在自然界的各种外界条件影响外界条件影响

2、试述亲石元素、亲铜元素、亲铁元素和亲气元素的地球化学性质与其在地球各层圈间的分配特征。

1）亲石元素：

离子的最外电子层具有8电子（S2P6）惰性气体型稳定结构，氧化物的生成热大于FeO的生成热，与氧的亲和力强，位于原子容积曲线的下降部分，易熔于硅酸盐熔体，主要集中在岩石圈中。

2）亲铜元素：

离子的最外电子层具有18电子（s2p6d10）的铜型结构，氧化物的生成热小于FeO的生成热，与硫结合能力强，位于原子容积曲线的上升部分，易熔于硫化铁。

主要集中于硫化物—氧化物过渡圈。

3）亲鉄元素：

离子的最外电子层具有8—18电子过渡型结构，氧化物的生成热最小，位于原子容积曲线的底部，易熔于铁。

主要集中于鉄—镍核。

4）亲气元素：

离子的最外电子层具有8电子结构，原子容积最大，具有挥发性或易形成挥发化合物，主要集中在大气圈。

3、试述稀土元素数据的处理步骤和表示方法。

①REE组成模式图示：

对样品中REE浓度以一种选定的参照物质中相应REE浓度进行标准化，将样品中每种REE浓度除以参照物质中各REE浓度,得到标准化丰度，然后以标准化丰度对数为纵坐标,以原子序数为横坐标作图.两种图：

（1）曾田彰正-科里尔（Masuda-Coryell）图解：

浓度标准化参照物质为球粒陨石.由曾田彰正和科里尔创制；图示的优点:

可以消除由于原子序数为偶数和奇数造成的各REE间丰度的锯齿状变化,使样品中各REE间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和重稀土元素之间不存在分异。

（2）用所研究体系的一部分作参考物质进行标准化。

4、要获得准确的同位素地质年龄必须满足的条件是什么？

1）必须知道母体同位素准确的半衰期和衰变常数；2）必须知道某次地质作用形成岩石和矿物后，它们必须一直保持封闭状态，没有因为后来的热液交代作用、变质作用或表生作用等影响而发生母体或子体同位素丢失或加入的情况。

4）岩石和矿物形成时往往难免混入少量子体同位素，所以就必须有能够准确扣除被测对象中初始混入的子体同位素含量的方法；5）要有能准确和高灵敏的分析方法来测定母体和子体同位素含量。

5、举例说明自然界稳定同位素分馏反应的几种类型

1.物理分馏：

也称质量分馏，同位素之间因质量引起一系列同质量有关的性质的不同，如密度、比重、熔点、沸点等微小的差别，使用使之在蒸发、凝聚、升华、扩散等自然物理过程中发生轻重同位素的分异。

2．动力分馏：

含有两种同位素的分子，由于质量不同导致它们参加化学反应活性的差异。

质量不同的同位素分子具有不同的分子振动频率和化学键强度。

轻同位素形成的键比重同位素更易于破裂，因此，轻同位素分子的反应速率高于重分子，在共存平衡相之间产生微小的分馏，反应产物、特别是活动相中更富集轻同位素。

如：

C+16O→C16O2平衡常数为K1

C+16O18O→C16O18O平衡常数为K2

经实验测定25C时K1/K2=1.17。

3．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，轻重同位素公别富集在不同分子中发生的分异，也称同位素交换反应。

达到同位素交换平衡时共存相同位素相对丰度比值为常数，称分馏系数α。

如：

1/3CaC16O3+H218O≒1/3Ca18O3+H216O

25℃时同位素分馏系数α=1.0310。

4．生物化学分馏：

生物活动和有机反应也能导致的同位素分馏效应。

如植物的光合作用使12C更多地富集于生物合成有机化合物中。

生物成因的地质体如煤、油、气等具有最高的12C/13C值。

生物化学分馏是同位素分异作用中重要的控制反应。

6、自然界放射性衰变反应有几种类型？

试述衰变定律。

1.β-衰变

原子核中一个中子分裂为一个质子和一个电子（β-质点），β-质点被射出核外，反应通式为：

AZM→AZ+1M+β-其中Z为核电荷数，A为质量数。

衰变结果，核内减少一个中子，增加一个质子，质量数不变，核电荷数增加1，变为周期表右侧的相邻元素。

如：

8737Rb→8738Sr+β-、4019K→4020Ca+β-，其中8737Rb与8738Sr、4019K与4020Ca为同量异位素。

2.电子捕获

它是β-衰变的逆反应（并非可逆反应），是原子核自发地从K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，反应通式为：

AZM+e→AZ-1M，衰变结果，质量数不变，核电荷数减1，变为周期表左邻元素。

如：

4019K+e→4018Ar。

3.α-衰变

重核放射出由2个质子和2个中子组成的α质点（即He核），衰变反应为：

AZM+e→A-4Z-2M+α

衰变结果，质量数减4，核电荷数减2，在元素周期表上向左移动2格。

如：

22688Ra→22286Rn+42He。

4.重核裂变

重同位素自发地分裂为2-3片原子量大致相同的碎片。

如：

238U、235U和232Th等重核都可能发生这种裂变。

衰变定律：

放射性衰变定律—单位时间内衰变的原子数与现存放射性母体的原子数成正比。

其数学表达式如下：

-dN/dt=λN整理后N=N0e-λt或N0=Neλt

以上为放射性同位素衰变的基本公式，表明母核原子数为N0的放射性同位素，经时间t后残存的母体原子数N=N0e-λt，N与t为指数函数。

7、试述稀土元素地球化学特点的异同。

共同点：

1）它们是性质极为相似的地球化学元素组在地质—地球化学作用过程中整体活动。

2）它们的分异情况能灵敏的反映出地质—地球化学作用的性质，良好的示踪作用。

3）除经受岩浆熔融外，稀土元素基本上不破坏它们的整体组成特点。

4）在地壳各岩石中分布广泛。

5）它们原子结构相似，离子半径相近，在自然界紧密共生。

差异点：

1）晶体化学性质的差异。

各稀土元素的离子半径、离子点位等有差别，决定了元素的类质同像的差别。

2）稀土元素在自然界由于质量不同导致有分馏作用，形成轻重稀土分离。

3）由于稀土元素中由于Eu2+与Ca2+晶体化学性质相似，往往可以使Eu2+脱离REE3+整体，而单独活动，这样在岩浆早期富Ca2+的环境中，斜长石一般含较高的Eu2+，形成斜长石的“正铕异常”。

而Ce3+Ce4++eEh0=1.61伏特 

只有在强氧化条件下才能进行，这样亦与REE3+整体脱离，形成所谓的“负铈异常”。

4）氧化还原作用、酸碱条件、吸附作用、络离子稳定性的差异都可以导致稀土元素产生分异变化。

8、试述地壳中元素的主要赋存形式。

元素的赋存形式是指元素在一定的自然过程或演化历史某个阶段所处的状态与共生元素间的结合关系。

元素的赋存形式应包括元素赋存状态和元素的存在形式。

自然界元素有三态即气态、液态和固态。

元素的赋存形式主要有

（1）独立矿物—能用肉眼或能在显微镜进行研究的矿物，粒径大于0.001mm。

（2）类质同像—或称为类质同像结构混入物，指不同的元素或质点占据相同晶格结点位置，而矿物晶格不发生变化或发生微小变化。