地球化学复习重点最新

绪论：
1.地球化学的定义：地球化学是研究地球及其子系统(含部分宇宙体)的化学组成、化学机制和化学演化的科学。

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2.地球化学研究的基本问题：（1）地球系统中元素及同位素的组成问题（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.陨石的分类：陨石主要是由镍-铁合金、结晶硅酸盐或两者的混合物所组成。

按成份分为三类：
(1)铁陨石：主要由金属Ni-Fe(98%)和少量其它矿物如磷铁镍古矿[(Fe,Ni,Co)3P]、陨硫铁(troilite)（FeS)、镍碳铁矿（Fe3C)和石墨(graphite)等组成。

(2)石陨石：主要由硅酸盐矿物silicate minerals组成。

根据它是否含有细小而大致相近的球状硅酸盐结构而进一步分为球粒陨石和无球粒陨石。

球粒主要是橄榄石和辉石，有时为玻璃；无球粒陨石缺乏球粒结构，成分上与前者也有差异。

(3)石-铁陨石：由数量大体相等的Ni-Fe和硅酸盐（主要是橄榄石，偶尔辉石）组成。

2.地壳、地球和太阳系元素丰度组成特征及其差异的原因：
太阳系：H>He>O>C>Ne>N>Fe>Si>Mg>S；特征规律：1.原子序数较低的范围内，元素的丰度随原子序数增大而呈指数递减，而在原子序数较大的范围内（Z>45）个元素丰度值很接近；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；3.H和He的丰度最高的两种元素；4.与He向邻近的Li和Be、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 呈明显的峰，它们是过剩元素；6.质量数为4的倍数的核素和同位素具有较高丰度；
地球：Fe>O>Mg>Si>Ni>S>Ca>Al>Co>Na；特征：1.地球物质的90%由Fe、O、Si和Mg四纵元素组成；2.含量大于1%的元素有Ni、Ca、Al、和S；3.Na、K、Cr、Co、P、Mn和Ti的含量均在0.01%-1%扥范围；
地壳：O>Si>Al>Fe>Ca>Na>K>Mg>Ti>H ;特征：①与地球和太阳系相比，最丰富的十种元素是O-Si-Al-Fe-Ca-Na-K-Mg-Ti-H；②不均匀性：前13种元素占地壳总重的99.7％；其余只占0.3％。

③分布量随原子序数增大而降低。

④偶数规则：偶数原子序数元素丰度高于相邻奇数元素，但有例外。

⑤四倍规则：4q型（如16 O 等）占87％；4q＋3型（如27 Al 等）占13％；4q＋2型（如238 U 等）和4q＋1型（如9 Be ）只占千分之几。

⑥差六规则：在丰度对数曲线上出现峰值的元素，其原子序数之差为6或6的倍数。

⑦原子核内质子和中子的奇偶性：偶－偶：60％；偶－奇和奇－偶：35％；奇－奇：5％。

⑧壳层规则（幻数）：2, 8, 14, 20, 28, 50, 82, 126。

（幻數是指原子核中质子数和中子数的某个特定数值，当质子数或中子数為幻数，或者二者取值均為幻数時，原子核显示出很高的稳定性）。

⑨放射性蜕变：U238，U235，K40、Rb87减少；Pb206、Pb207、Pb208，Ar40，Sr87增多。

元素丰度的排序上有很大的不同：由宇宙化学体系形成地球的演化（核化学）过程中必然伴随着气态元素的逃逸。

而地球原始的化学演化（电子化学）具体表现为较轻易熔的碱金属铝硅酸盐在地球表层富集，而较重的难熔镁、铁硅酸盐和金属铁则向深部集中。

由此可见地壳元素的丰度取决于两个方面的原因: 元素原子核的结构和稳定性；宇宙物质形成地球的整个演化过程中物质的分异。

总之，现今地壳中元素丰度特征是由元素起源直到太阳系、地球、（地壳）的形成和存在至今这一段漫长时期内元素演化历史的最终结果。

￥3.元素地壳丰度研究的地球化学意义：元素地壳丰度(克拉克值)是地球化学中一个很重要的基础数据。

它确定了地壳中各种地球化学作用过程的总背景，它是衡量元素集中、分散及其程度的标尺，本身也是影响元素地球化学行为的重要因素。

（1）控制元素的地球化学行为1）元素的克拉克值在某种程度上影响元素参加许多化学过程的浓度，从而支配元素的地球化学行为。

2）限定自然界的矿物种类及种属3) 限制了自然体系的状态4）对元素亲氧性和亲硫性的限定
（2）可作为微量元素集中、分散的标尺1）可以为阐明地球化学省(场)特征提供标准。

2) 指示特征元素的地球化学过程3) 浓度克拉克值和浓集系数4) 地壳丰度对地壳能源的限制
第二章：
￥1元素的地球化学亲和性：在自然体系中元素形成阳离子的能力和所显示出的有选择地与某种阴离子结合的特性。

分类主要包括：亲氧性元素：离子最外层为8电子（s2p6）结构；离子键；氧化物的生成热大于FeO 的生成热；位于原子容积曲线的下降部分；主要集中于岩石圈。

能与氧以离子键ionic bond形式结合的金属元素称为亲氧元素。

亲硫性元素：离子的最外层为18电子（s2p6d10）结构;电负性大;共价键;氧化物的生成热小于FeO的生成热;位于原子容积曲线的上升部分;主要集中于硫化物-氧化物过渡圈;能与硫结合形成高度共价键的金属元素称为亲硫元素。

亲铁性元素：离子最外层电子具有8-18电子的过渡结构；金属键；氧化物的生成热最小；位于原子容积曲线的最低部分；主要集中于铁-镍核；元素在自然界以金属状态产出的一种趋向性称为元素的亲铁性。

￥2.类质同象及其地球化学意义：某些物质在一定的外界条件下结晶时，晶体中的部分构造位置随机地被介质中地其他质点（原子、离子、配离子、分子）所占据，结果只引起晶格常数的微小变化，晶体的构造类型、化学键类型等保持不变，这一现象称类质同象。

意义：1.确定了元素的共生组合；2.决定了元素在
共生矿物间的分配；3.支配微量元素在交代过程中的行为；4.类质同像的元素比值可作为地质作用过程和地质成因的标志；5.标型元素组合；6.影响微量元素的集中和分散；7.对自然界环境有影响。

3.类质同象置换法则及其控制因素：
（1）戈尔德施密特类质同象法则1）优先法则：两种离子电价相同，半径有别，半径小的离子集中于较早的矿物中，而半径较大的离子（化学键弱）将在晚阶段矿物中富集。

2)捕获允许法则：如果两个离子半径相近，而电荷不同，较高价离子优先进入较早结晶的矿物晶体中，称“捕获”，低价离子“允许”(admit)进入晚期矿物。

3）隐蔽法则：两个离子具有相近的半径和相同的电荷，则它们因丰度的比例来决定自身的行为，丰度高的主量元素形成独立矿物，丰度低的微量元素进入矿物晶格，为主量元素所“隐蔽”。

（2）林伍德法则：对于二个价数和离子半径相似的阳离子（离子键成分不同时）具有较低电负性者将优先被结合，因为它们形成一种较强的离子键成分较多的化学键。

Ringwood类质同象法则更适用非离子键化合物。

1）、晶体化学条件：原子或离子半径相近（离子电价和离子类型相同的离子键化合物）2）.物理化学条件：①组份浓度—“补偿类质同象”②氧化还原电位
￥4.元素的地球化学分类:戈尔德施密特元素的地球化学分类:亲铁元素、亲铜元素、亲石元素、亲气元素、亲生物元素White（2001）元素的地球化学分类（P85）:相容元素与不相容元素、高场强元素与大离子亲石元素（P86）
￥5.元素在固相中的存在形式：自然界的矿物一般都不是按某种化学式来限定成分的纯净化合物，而往往混有杂质，这种杂质按其聚集和赋存状态可分为五种状态：①独立矿物：能用肉眼或能在显微镜下进行研究的矿物，粒径大于0.001mm机械分散物：（固相、流体相）是成分不同于主矿物的细小独立矿物或固熔体分离结构。

②类质同象：或称为结构混入物，指不同的元素或质点占据相同的晶格结点位置、而晶格类型和晶格常数不发生明显变化的现象。

③超显微非结构混入物：（或称为超显微包裹体）—被包裹在其他矿物中，粒径小于0.001mm的物质。

由于它不占据主矿物的晶格位置，因此是独立矿物，但又不形成可以进行矿物学研究的颗粒。

④吸附—胶体、晶体表面或解理面上由于电荷不平衡而吸附异性离子的现象。

是一种结合力较弱、易被交换和分离的存在形式（活性赋存形式）。

不参加主矿物晶格，在矿物表面、裂隙面等呈吸附状态；⑤与有机质结合—元素加入到有机物中，如血液中的Fe、骨骼中的Ca和脑细胞中的P都完全进入到有机质中。

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的方式存在。

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。

元素的地球化学迁移过程包括了三个进程：首先，是元素从原来的固定（稳定的结合）状态转化为活动（非稳定结合）状态，并进入迁移介质；随之，元素发生空间位移，在这一阶段元素有一定的迁移形式，但并没有形成稳定固相化合物；最后，元素在迁移到一个新的空间后，由于物理化学条件的明显改变，在新的环境、新的条件下元素形成新的稳定结合关系，即沉淀或结晶出新的矿物。

￥元素迁移的标志：(1)通过矿物组合的变化来判断；(2)通过岩石中元素含量的系统测定和定量计算来判定（等体积计算法、等阴离子计算）；(3)物理化学界面
￥2.水-岩化学作用的基本类型及其影响因素：氧化还原反应、脱水和水解反应、水合作用、碳酸盐化或脱碳酸盐化、阳离子的交换反应。

1 溶度积：当温度一定时，难溶强电解质溶液中离子浓度的乘积为一常数，这一常数称为溶度积常数，简称溶度积。

2、共同离子效应：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,此时，原难溶化合物的溶解度将会降低，称为共同离子效应。

3 盐效应：当溶液中存在易溶盐类(强电解质)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他难溶化合物的溶解度增大，称为盐效应。

4 胶体的作用；
5 pH值对元素迁移的影响：(1)pH值影响氢氧化物是否自溶液中沉淀，导致不同元素的氢氧化物在水介质中的迁移能力不同。

(2)pH值影响元素的共生或分离；(3)影响两性元素的迁移形式；(4)盐类的水解作用过程受pH 值的控制。

6、EΘ及Eh值的影响：根据能斯特方程，在某个平衡状态下，有着一个电位，即环境中各种离子间氧化还原反应达到平衡时的电位，称之为环境的氧化还原电位。

即在多组分体系中Eh与氧化还原反应的限度：Eh＝E1＝E2＝E3＝?＝En。

7 温度、压力的影响：温度的影响并不仅限于蒸发和增大物质浓度，温度的升高或降低可以改变反应进行的方向。

降低温度，有利于化学平衡向放热方向移动；升高温度，有利于化学平衡向吸热方向移动。

但地表条件下温度变化不大，因而对矿物溶解度的影响也就不十分显著了。

压力也是影响作用方向的一个重要的因素。

压力增大时，平衡向体积减小(气体摩尔总数减小)的方向移动；压力减小时，平衡向体积增大(气体摩尔总数多)的方向移动
￥3. 地球化学障：在元素迁移途中，如果环境的物理化学条件发生了急剧变化，导致介质中原来稳定迁移的元素其迁移能力下降，元素因形成大量化合物而沉淀，则
这些引起元素沉淀的条件或因素就称为地球化学障。

第四章：
1.微量元素概念：服从3个条件(1)在自然体系中含量低于0.1％；（2）在自然体系中不作为任何相的主要化学组分存在的元素；（3）近似服从稀溶液定律（亨利定律）。

存在形式：（1）快速结晶过程被陷入吸流带内（2）在主要晶格的间隙缺陷中（3）大多数情况下，微量元素以类质同象形式进入固溶体。

2.能斯特分配定律——微量元素在平衡共存两相间的分配关系。

当一种矿物（α相）与一种溶液（β相）处于化学平衡时微量元素i两相间进行分配，当分配或溶解达到平衡时，则i在α、β相中化学势相等。

分配系数：表明在温度、压力一定的条件下，微量元素
i在两相平衡分配时其浓度比为一常数KD,称为分配系数。

在一定浓度范围内，KD与i无关，只与温度压力有关。

简单分配系数：即能斯特分配系数。

总分配系数：指元素在固相整体和熔体中的分配系数，往往用岩石中所有矿物简单分配系数与岩石中各种矿物的含量乘积之和。

计算总体分配系数：已知花岗质岩浆中与岩浆平衡的结晶岩石矿物组成为：石英(Q)20％，钾长石(Or)10％，斜长石(Pl)50％，角闪石(Ho)20％。

各矿物的Rb, Sr, Ba 分配系数分别如下表。

求结晶岩石的总体分配系数
3.分配系数测定方法：直接测定法和实验测定法。

4.影响因素：体系总成分、温度和压力
5..岩浆结晶过程和部分熔融过程元素分配演化的定量模型，对岩浆成岩过程的鉴别？
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。

5.稀土元素的分布：
(1)稀土元素在地球中的丰度从下地幔到上地幔再到地壳，REE总量不断增高。

(2)地壳中REE元素分配具以下一些特点：
①从La到Lu，元素的分布量明显表现出偶数元素高于相邻的奇数元素丰度，并呈折线式逐渐降低的趋势。

②∑(Ce)含量远比∑(Y)含量高，∑(Ce)/∑(Y)=2.65∼2.93,大大超过地幔、地球及陨石中的∑(Ce)/∑(Y)比值。

6.稀土元素的地化性质：（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）它们的分馏情况能灵敏地反应地质-地球化学作用的性质，有良好的示踪作用（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征（4）在地壳各岩石中分布广泛。

7. 相容元素：当自然过程中液相和结晶相共存时，微量元素在体系两相中的分配往往是不均一的。

在岩浆结晶过程中，那些容易以类质同象的形式进入固体（造岩矿物）的微量元素；
8.不相容元素离子电位的大小可分为：（1）大离子亲石元素：如K、Rb、Cs、Ba等，离子半径大，离子电荷低、离子电位﹤3，易溶于水，化学性质活泼，地球化学活动性强。

（2）高场强元素：如Nb、Ta、Zr、Hf、P、Th、HREE，它们的离子半径小、离子电荷高、离子电位﹥3，难溶于水，化学性质稳定，为非活动性元素。

第五章
1.同位素地球化学在解决地学领域问题的独到之处：
1）计时作用：每一对放射性同位素都是一只时钟，自地球形成以来它们时时刻刻地，不受干扰地走动着，这样可以测定各种地质体的年龄，尤其是对隐生宙的前寒武纪地层及复杂地质体。

2）示踪作用：同位素成分的变化受到作用环境和作用本身的影响，为此，可利用同位素成分的变异来指示地质体形成的环境条件、机制，并能示踪物质来源。

3）测温作用：由于某些矿物同位素成分变化与其形成的温度有关，为此可用来设计各种矿物对的同位素温度计，来测定成岩成矿温度。

另外亦可用来进行资源勘查、环境监测、地质灾害防治等。

2. 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 。

同位素分馏效应：在地质作用过程中，由于质量差异所导致轻稳定同位素(Z＜20)相对丰度发生改变的过程
3.同位素分馏分类
①物理分馏:也称质量分馏, 同位素之间因质量差异而引起的与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)，这样在蒸发、凝聚、升华、扩散等自然物理过程中，使得轻、重同位素分异。

②动力分馏：其实质是质量不同的同位素分子具有不同的分子振动频率和化学健强度
因轻同位素形成的键比重同位素更易破裂，这样在化学反应中轻同位素分子的反应速率高于重同位素分子，因此，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。

③平衡分馏（同位素交换反应）：在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做平衡分馏，也称同位素交换反应。

④生物化学反应：动植物及微生物在生存过程中经常与介质交换物质、并通过生物化学过程引起同位素分馏。

4.同位素分馏系数
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，称分馏系数α。

5.放射性同位素衰变反应分类
1）β——衰变：自然界多数为β—衰变，即放射性母
核中的一个中子分裂为1个质子和1个电子（即β—粒子），同时放出反中微子 γ，
2)电子捕获：是母核自发地从核外电子壳层（K 或L 层电子轨道上）捕获1个电子，通常在K 层上吸取1个电
子（K 层捕获），与质子结合变成中子，质子数减少1个（是β—衰变逆向变化），
3) α—衰变: 放射性母核（重核）放出α粒子（α粒子
由两个质子和两个中子组成，α粒子实际上是 4)重核裂变：重放射性同位素自发地分裂为2—3片原子量大致相同的“碎片”，各以高速度向不同方向飞散，如238U ，235U ，232Th 都可以发生这种裂变 6同位素地质年代学原理以及常用方法。

. ￥铅同位素分类 1）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）
2)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.
3)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）. 4)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. 5)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. 7.氢氧稳定同位素分馏
● 自然界中氢、氧同位素的分馏主要是蒸发、凝
结过程的同位素分馏和水与岩石圈、大气圈及生物圈的不同物质之间的同位素交换引起的。

● 动力过程，如植物的光和作用、呼吸作用等也
能引起较小的同位素分馏。

● 蒸发时，较轻的同位素组分（1H 和16O ）总是优
先富集在汽相中，富集的顺序取决于温度。

纬度效应
氧同位素温度计在同位素交换平衡反应中，同位素分馏系数α是绝对温度t 的函数。

简化后得：△A-B ≈A ×106/T 2 + B
（a ，b 为可从实验室测得得待定常数）
① 内部温度法：根据共生矿物对之间的同位素分馏作用来测定同位素地质温度;如：石英—磁铁矿氧同位素温度计。

② 外部温度法：矿物与水之间的同位素平衡迅速（几天或几小时），可直接用于矿物一流体相的地质测温，称为外部测温法。

例如：以石英、方解石共生矿物对为例：
1000 lnα石英-水=3.38×106T -2
-3.40 1000 lnα方解石-水=2.78×106T -2-3.40 则石英—方解石氧同位素温度计为： 1000 lnα石-方=(3.38-2.78)·(106T -2)+[ -3.40 -（-3.40）] 1000 lnα石-方=Δ石-方=0.60（106T -2）
外部测温法，可用来计算水介质的氢、氧同位素组成。

其条件是，当某矿物的氢、氧同位素组成及其形成温度是可知时，便可根据有关方程，计算出介质水的氢、氧同位素组成：
1000 lnα矿物—水=δ18O 矿—δ18O 水=(α/T 2)+b
其中δ18O 矿、T 已知，a 、b 是待定常数，则可计算出成矿溶液的H 、O 同位素组成。

8.硫、碳同位素分馏
1）硫同位素的地球化学分馏。

2）生物动力分馏。

3）平均分馏。

1）光合作用和热裂解作用的动力分馏。

2）不同含碳化合物之间的同位素交换反应。

3)碳的氧化还原反应的平衡分馏
第六章：
1.有机地球科学概念：研究地质体与天体中有机质组成、结构及其发生、发展与演化规律的科学。

自然界中有机质分类：蛋白质、脂类、碳水合物、色素、木质素，还有少量其他化合物。

2.腐殖酸：是腐殖质的主要部分，是腐殖质中能溶于碱溶液的部分。

是动植物遗骸，经过微生物的分解和转化，以及一系列的化学过程和积累起来的一类有机物质。

它是由芳香族及其多种官能团构成的高分子有机酸，具有良好的生理活性和吸收、络合、交换等功能。

腐殖酸的物理－化学性质：腐殖酸的元素组成为C50－60％，H3－6％，N 1.5－6％，S1％，其余大部分为O ，以苯、萘、蒽、吡啶等芳香环作为骨架，具有羧基、羰基、酚基、醇基和甲氧基等。

占土壤有机质总量的80－90％，多富集在细粒组分中。

腐殖酸是一种亲水性可逆胶体，比重在1.330～1.448之间，通常呈黑色或棕色胶体状态，其颜色和比重随煤化程度的加深而增加。

具有疏松的“海绵状”结构，使其产生巨大的表面积（330～340 m2/g ）和表面能，构成了物理吸附的应力基础。

由于腐殖酸分子结构中所含的活性基团能与金属离子进行离子交换、络合或螯合反应，因此可用来处理重金属离子废水、印染废水和其他工业废水。

（1）胶体性质（2）有明显的酸性（3）亲水性。

￥3.生物标志化合物：生物标志物（指纹化合物、地球化学化石、分子化石），指地质体中分布的一类含氢的、
E Y X A
Z A Z +++→-+γβ1
E
Y e X A Z A Z +→+--1E
He Y X A Z A Z ++→--)(4242α
有时还含氧、氮和其他原子的碳的化合物，通过对比碳的化合物及其生物前身物质，可以推断化合物的成因、并提供重要的地质、地球化学信息指地质体中仍保留有生物先源物或前身物基本碳骨架的有机化合物。

（1）指示沉积岩中有机质的来源。

（2）指示沉积物有机质成熟度。

（3）指示环境的氧化－还原条件。

常见的生物标志物：1、正构烷烃；2、无环的类异戊二烯型烃；3、萜类化合物；4、甾类化合物；5、常规多环芳烃；6、卟啉化合物；。