地球化学 (1)
地球化学与地球化学循环
地球化学与地球化学循环
地球化学是研究地球及其各种构成物质的科学。地球上的各种元素
分布和相互作用，以及它们与地壳、海洋、大气等环境的关系都属于
地球化学的范畴。地球化学循环则是指地球上各种元素与物质在地壳、大气、水体以及生物圈之间相互转化、迁移和循环的过程。
一、地球化学循环的概述
地球化学循环是指地球上各种元素和环境之间的相互作用和循环的
过程。它包括岩石圈、大气圈、水圈和生物圈在地球表面上的相互作用。这些物质在地球不同圈层之间的转移和循环被称为地球化学循环。
地球化学循环可以分为有机地球化学循环和无机地球化学循环。有
机地球化学循环主要指碳、氧、氮、硫等元素在生物圈中的循环过程，包括植物光合作用、动物呼吸作用、微生物分解作用等。无机地球化
学循环则主要指含有金属元素的矿石的形成、水体中溶解物的循环、
岩石圈中元素的迁移等过程。
二、地球化学循环的重要性
地球化学循环对地球的生态系统和人类社会都有重要的影响。首先，地球化学循环是维持生态系统平衡和物质循环的重要机制。它调节了
各种元素和化学物质的稳定性和流动性，保持了地球上各种生物和非
生物因素之间的动态平衡。
其次，地球化学循环对气候变化和环境污染的影响不可忽视。大气
中的气态元素和化学物质的循环直接影响到大气组成的稳定性以及气
候变化的趋势。水体中溶解物的循环则直接关系到水质的清洁与否，
对生物圈和人类的健康产生重要影响。
最后，地球化学循环还对矿产资源的形成和分布有一定的影响。矿
石中的金属元素在地球化学循环中经历了岩浆、热液和沉积等作用，
形成了多种矿石矿床。这些矿产资源对于支撑现代社会的发展具有重
第一章 地球化学的学科性质和基本思想
接上
• 国际知名的地球化学和宇宙化学家尤里（Urey) 早就指出：“了解太阳系的形成不仅是一个力学 的问题，同时也是个化学的问题。力学控制着行 星体的复杂运动，而化学使之千差万别、变幻莫 测”。 • 世界著名地球化学家阿莱格尔（C.J. Allegre） 则更明确地说：“了解太阳系的形成，必须把牛 顿的理论与门捷列夫的理论结合起来”。由此可 见地球化学和宇宙化学在研究地球、太阳系和宇 宙成因方面的重要学术意义。
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）、岩石圈动力 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。 化学：地球化学（地球科学的二级学科，涉及固、液、 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、 液、气地球部分）。 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：如地 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。 这一类学科均为前一类学的的基础或支撑学科。
三、地球化学的基本观点与方法论
在地球化学教学和书籍中很少见到有关地 球化学方法论的专门论述。这种情况非常不利 于培养学生地球化学研究的思路和能力。然而， 在许多地球化学巨匠的著作和论文中，不乏潜 藏着的闪光的思想和深刻的哲理。总结现代地 球科学和地球化学已经取得的成就及其基本思 想，可以提出以下地球化学研究的基本指导思 想和方法论，共同学们参考和借鉴。
地球化学异常名词解释(一)
地球化学异常名词解释(一)
地球化学异常名词解释
地球化学异常是指地球地壳、岩石或地球化学物质在空间分布上的特殊性和规律性，通常被用来识别地质过程或资源矿产的迹象。下面是一些常见的地球化学异常名词的解释和示例。
1. 斑岩
斑岩是指由玄武岩或花岗岩等岩浆经过结晶和分异形成的具有颗粒状结构的岩石。它通常具有明显的矿石矿物、矸石矿物等地球化学异常特征，可以作为找矿的目标。例如，铜金矿床常与斑岩关联。2. 斑状矿化
斑状矿化是指矿化物以斑块或脉状分布在岩石中的现象。这种地球化学异常常见于含金、银、铜等金属的矿床。例如，金矿床中的金矿化通常呈现斑状分布。
3. 矿化体
矿化体是指包含有一定量的矿物或矿石的岩石或岩体。它可以是团块状、脉状、层状或块状等形式。地球化学异常的矿物探测通常是基于矿化体的存在。例如，石英脉是一种常见的矿化体，它往往富含金、银等金属矿物。
4. 异常浓度
异常浓度指的是某种元素或化合物在地壳中出现的异常高或异常
低的浓度。这种地球化学异常可能与地质过程或矿床形成相关。例如，铀矿床常常具有异常高的铀浓度。
5. 地球化学剖面
地球化学剖面是指在地球表面或地下某一区域上获取的多个地球
化学测量值之间的关系图。通过绘制地球化学剖面图，可以更好地理
解地球化学异常现象的空间分布规律。例如，通过绘制钍的地球化学
剖面图可以发现铀矿床的存在。
6. 区域性地球化学异常
区域性地球化学异常指的是在特定地理区域上出现的共同的地球
化学异常。这种地球化学异常常常与地质构造、矿床类型等因素有关。例如，在某个区域内发现多个含铜的矿床可能是区域性地球化学异常
第1章 地球化学的学科性质和基本思想
续前 • 虽然现阶段的地球化学仍需有关于元素自然化学行为 和迁移历史研究部分，但其内涵与目的已同上阶段有 所不同。其表现为：1）研究已由地壳中的元素行为和 历史扩宽到元素在各地圈中的行为及在各地圈间的循 环历史。2）除在与元素行为和迁移历史直接有关的成 矿作用和环境污染等研究方面，原来研究元素集中、 分散和迁移的思路和方法仍然有效外，现阶段元素 （更 多情况下元素组合和同位素系统组合）自然行为 和活动规律研究，只是作为一种揭示地球化学作用机 制和特征、层圈相互作用过程和层圈化学演化历史的 手段在进行，而不是作为原来意义的研究目的。3）由 于固体地球层圈之间或之内物质和能量交换及动能传 递，主要是通过岩浆、沉积、和变质等作用进行的， 因此强调这些作用化学过程、化学机制及其中元素和 同位素行为的研究，以利于地球及其层圈的化学演化 的探索。
（四）地球化学在地球科学发展中的意义
• 地球化学专司研究寓于地球物质运动中的化学形式基 础运动，而地球及其各级子系统物质运动中均含有化 学运动、并且这种化学运动还处于同各该体系中的力 学、物理学等形式运动的相互作用和相互制约的状态。 因此，地球化学应能参与地球科学各个领域的研究， 并至少与研究地球物质力学运动和物理学运动的学科 研究是等效的。由生物化学推动现代生物学发展的重 大作用看，可能地球化学将在地球科学发展中起更大 一些的作用。在当代地球科学的两大前沿领域——全 球变化和大陆动力学研究中，地球化学已经成为重要 支撑学科之一，就足以说明地球化学在地球科学中的 意义和地位。
放射性同位素地球化学1(共86张PPT)
Rb-Sr等时线的改造 / 变质作用中的再平衡
• 变质作用，就是高温条件下，固态重结晶作用。 • 由于温度升高，发生同位素交换反响，不同矿物之间，87Sr/86Sr 均一化； • 而87Rb/86Sr〔Rb/Sr〕比值，受分配系数差异的制约，平衡的时候，不同矿物
之间，比值不同。
Rb-Sr等时线的改造 / 变质作用中的再平衡
×１０4
Sm-Nd同位素体系的地球化学意义
• 通过对陨石系统的研究，建立了壳幔演化关系模型， 其中包括亏损地幔演化模型、全球地壳生长模型和区 域初生地壳参加模型，并建立了岩浆物质来源的示踪 研究方法；
• 对于高级变质变质事件定年，具有重要作用。
球粒陨石全岩样品Sm-Nd等时线－－CHUR
• 问题： • 143Nd/144Nd =0.512638，是如何得来的？
• 144Sm : 147Sm : 148Sm : 149Sm : 150Sm : 152Sm : 154Sm =
3.09 : 14.97 : 11.24 : 13.83 : 7.44 : 26.72 : 22.71
• 142Nd : 143Nd : 144Nd : 145Nd : 146Nd : 148Nd : 150Nd = 27.11 : 12.17 : 23.85 : 8.30 : 17.22 : 5.73 : 5.62
SA、CC、DM分别代表样品、地壳和亏损地幔。而t表示引起 Sm/Nd比值发生变化的地质过程或事件的时间，如地壳深熔作用、 幔源岩浆发生结晶分异作用和富集REE的矿物发生分选作用的时间 等。T2DM的计算还需知道地幔物质进入地壳后，并在发生Sm/Nd 比值变化前的147Sm/144Nd比值，即地壳的147Sm/144Nd比值。对 于沉积岩类，往往用上地壳的平均比值来代替：0.118 0.017(540 个全球沉积岩平均值)，但对于中下地壳的样品，可能其 147Sm/144Nd比值相对要高。但假设作为一种同地区样品间的物源 区时代的相比照较，用上地壳组成代替，仍可获得有意义的地球化 学示踪信息。
第一章 勘查地球化学基本原理
只代表元素在大陆地壳中的平均含量，而不代表整个地 壳的平均化学成分。
地壳中元素分布规律
1.地壳中元素相对的平均含量是极不均匀的。 丰度最大的元素（O=47%）比丰度最小的元素 （Rn=7×10-16）在含量上可大1017倍，O占地壳 总重量的近二分之一，而Rn近重n*10t，相差十分 悬殊。
主要的元素地球化学分类： 戈尔德施密特分类 查瓦里次基分类 按硅酸盐熔体在高温还原条件下元素的相对挥发性 所作的元素分类
戈尔德施密特分类
根据元素的电子构型，元素与氧的亲和力以及元素在自然界中实际的分 布情况来化分的。
亲石元素——即化学上的亲氧元素（惰性气体型离子，外层8电子， S2Pb）。主要形成氧化物、氢氧化物、含氧酸盐。主要集中于岩石圈。 Li、Na、K、Rb、Cs、Fr、Be、Mg、Ca、Sr、Ba、Ra、B、Al、Sc、Y、 REE、Ac、Si、Ti、Zr、Hf、Th、V、Nb、Ta、Pa、W、U。
最早的地球化学研究始于对地壳中元素丰度的 研究。1989年美国学者F.W.克拉克发表《元素相 对丰度》一文，首先提出了19种元素在固体地壳 和大洋中的平均含量以来，许多学者从事这一工作。 A.E费尔斯曼提议把地壳中元素丰度称之为克拉克 值。
第一部分 同位素地球化学原理解析
2. 同位素分馏效应
由质子数目相同，中子数目不同的同位素原子或化合物之间物 理化学性质上的差异（热力学性质，运动及反应速度上的差异等）， 使得它们在自然界的各种地球化学作用过程中产生了同位素分馏。 根据分馏的性质和原因分为两大类型：热力学同位素分馏和动力学 同位素分馏。产生同位素分馏的各种作用统称为同位素分馏效应 （isotope fractionation efect）。
同位素丰度(isotope abundance)：指某种元素的各种同位素原子 数相对于其原子总数的百分比。
同位素比值(isotope ratio)：指某种元素的两种同位素丰度之比。 与同位素丰度一样，它也是用来表示天然物质中同位素含量的一种 方式。习惯上把重质量数的同位素原子记作比值的分子，轻质量数 的同位素原子记作比值的分母。例如：氢同位素比值为D/H；氧同位 素比值为18O/16O；碳同位素比值为13C/12C；锶同位素比值为87Sr/86Sr 等。
（3）Slap(Standard light Antarctic Precipitation)南极原始的粒雪样品。 δD SMOW = -55.50‰,δ18O SMOW = -428.5±1‰； D/H=(89.02±0.05)×10-6, 18O/16O=1882.766×10-6。
（4） PDB(Pee Dee Belemnite)美国卡罗莱纳州白垩系Pee Dee组中拟箭 石制成的CO2，作为碳氧同位素标准。 PDB的 δ13CPDB=0‰,δ18OPDB=0‰；13Cห้องสมุดไป่ตู้12C=1123.72 ×10-6, 18O/16O=415.80 ×10-5。
油气地球化学-第一章-化学基础和稳定同位素
第一节 有机化学基础
4、ห้องสมุดไป่ตู้香烃C6nH6n+6
另一类重要的烃类化合物是不饱和烃，在成岩作用阶段有许多化学反应包括氢化 反应可以使烯烃转变为链烷烃和环状化合物，因此在石油和沉积岩中几乎没有发现链 状烯烃，但芳烃却是石油和沉积岩中一种重要的烃类化合物和不饱和烃类型，它们的 化学性质与烯烃有很大差别，常见的芳烃有苯、甲苯、菲等以及一些多环的芳烃化合 物。苯为最简单的芳烃。
对映异构 ：指分子式、构造式相同，但构型不同，互呈镜像对映关系 的立体异构现象。对映异构体之间的物理性质和化学性质基本相同， 如沸点、熔点、溶解度，只是对平面偏振光的旋转方向（旋光性能） 不同
第二节 立体化学基础
CH3
CH3
CC
H
H
顺-2-丁 烯
HC3 CH3
顺-1，4-环己烷
CH3
H
CC
H
CH3
在油气地球化学研究中， 最重要的是支链烷烃是类 异戊二烯烷烃，规则的类 异戊二烯烷烃中每四个直 链碳原子上存在一个甲基。
2,2,3-三甲基丁烷
碳原子并不总是以直线 方式排列，也可以形成 支链，如分子式为C7H16 可以形成许多异构体
在石油和岩石中已发现6～40个碳原子的类异戊二烯烷烃
第一节 有机化学基础
第一节 有机化学基础
地球化学资料1
地球化学资料1
地球化学资料（1120101）
第⼀章
地球化学定义Definition
B.И.韦尔纳茨基（1922）：地球化学科学地研究地壳中的化学元素(chemical elements)，即地壳的原⼦，在可能的范围内也研究整个地球的原⼦。地球化学研究原⼦的历史、它们在时间和空间上的运动(movement)和分配(partitioning)，以及它们在整个地球上的成因(origin)关系。
V.M.费尔斯曼（1922）：地球化学研究地壳中化学元素---原⼦的历史及其在⾃然界各种不同的热⼒学(thermodynamical)与物理化学条件(physical-chemical conditions)下的⾏为。
V.M.哥尔德施密特（1933）：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、⽔及⼤⽓圈中的分布和含量以及这些元素在⾃然界中的迁移。地球化学的主要⽬的，⼀⽅⾯是要定量地确定地球及其各部分的成分，另⼀⽅⾯是要发现控制各种元素分配的规律(laws governing element distribution and partitioning)。
V.V.谢尔宾娜(1972):研究地球的化学作⽤的科学---化学元素的迁移、它们的集中和分散，地球及其层圈的化学成分、分布、分配和化学元素在地壳中的结合。（地球化学基础）
涂光炽（1985）：地球化学是研究地球（包括部分天体celestial bodies）的化学组成(chemical composition)、化学作⽤（chemical process）和化学演化（chemical evolution)的科学。
地球化学总结 地壳与地幔地球化学 地球的元素丰度的估算方法： 1 陨石
地球化学总结
地壳与地幔地球化学
地球的元素丰度的估算方法：
1 陨石类比法，该估算方法是建立在以下假设根底之上的：
1）陨石是太阳系内的产物
2）陨石与小行星带物质成分相同
3）陨石是星体的碎片
4）陨石母体的内部结构和成分与地球相似
2 地球模型法和陨石类比法
在地球模型的根底上求出各圈层的质量和比值，利用陨石类型或陨石相的成分计算各圈层的元素丰度，最后用质量加权平均法求出全球的元素的丰度。例如：华盛顿球粒陨硫铁可以代表地核的成分；球粒陨石中硅酸盐的平均成分代表地幔和地壳的成分可以按比例各取一定质量的陨石，然后分别计算出各元素的全球丰度
克拉克值：地壳的平均化学成分，可以有多种表示方法
重量克拉克值：指地壳中元素的重量平均含量
原子克拉克值：指地壳中元素的原子平均含量
地壳的平均化学成分确实定方法：
1）岩石平均化学组成法克拉克将岩石圈的全部岩石分为两类：火成岩，质量占95%，水成岩占5%。然后取样按质量加权平均值法计算地壳的成分
2）细粒碎屑岩法戈尔德施密特认为，细碎屑岩是沉积物源区出露岩石经过剥蚀，搬运，并均匀混合的产物，其成分可以代表物源区地壳的平均化学组成Taylor和McLennan 那么用细粒碎屑沉积岩，特别是泥质岩作为上地壳的混合样品进行了研究。
3）地壳模型法Taylor和McLennan提出，现今大陆壳质量的75%在太古宙时期形成的，25%是在后太古宙时期形成的。后太古宙的大陆壳生长主要发生在岛弧地区，代表性物质是岛弧安山岩，由此他们计算出了现代大陆壳的元素丰度
地壳元素丰度特征：
1）地壳中各种元素的丰度是极不均匀的，其中，前三种元素O,Si,Al就占了82%，前8种元素占了98%
地球化学
地球化学地球化学是研究地球的化学组成、化学作用和化学演化的科学，它是地质学与化学、物理学相结合而产生和发展起来的边缘学科。自20世纪70年代中期以来，地球化学和地质学、地球物理学已成为固体地球科学的三大支柱。它的研究范围也从地球扩展到月球和太阳系的其他天体。 地球化学的理论和方法，对矿产的寻找、评价和开发，农业发展和环境科学等有重要意义。地球科学基础理论的一些重大研究成果，如界限事件、洋底扩张、岩石圈演化等均与地球化学的研究有关。发展简史从19世纪开始，一些工业国家逐渐开展系统的地质调查和??相关书籍填图、矿产资源的寻找及开发利用促进了地球化学的萌芽。1838年，德国舍恩拜因首先提出“地球化学”这个名词。19世纪中叶以后，分析化学中的重量分析、容量分析逐渐完善；化学元素周期律的发现以及原子结构理论的重大突破，为地球化学的形成奠定了基础。1908年，美国克拉克发表《地球化学资料》一书。挪威戈尔德施密特在《元素的地球化学分布规则》中指出化学元素在地球上的分布，这使地球化学从主要研究地壳的化学纽成转向探讨化学元素在地球中分布的控制规律。1927年他组织和领导了世界上第一个地球化学研究机构——生物地球化学实验室。1907年美国化学家博尔特伍德发表了第一批化学铀-铅法年龄数据。30～40年代铀-钍-铅法、钾-氩法、钾-锶法、普通铅法、碳-14法等逐步发展完善，使同位素地质年代学初具规模。在这个时期，中国在元素地球化学、同位素地质年代学方面也取得了一批重要成果，编辑本段基本内容地球化学主要研究地球和地质体中元素及其同位素的组成，定量地测定元素及其同位素在地球各个部分(如水圈、气圈、生物圈、岩石圈)和地质体中的分布；研究地球表面和内部及某些天体中进行的化学作用，揭示元素及其同位素的迁移、富集和分散规律；研??相关书籍究地球乃至天体的化学演化，即研究地球各个部分，如大气圈、水圈、地壳、地幔、地核中和各种岩类以及各种地质体中化学元素的平衡、旋回，在时间和空间上的变化规律。基于研究对象和手段不同，地球化学形成了一些分支学科。元素地球化学是从岩石等天然样品中化学元素含量与组合出发，比如已经测得太阳系各行星形成的年龄为45～46亿年，太阳系元素的年龄为50～58亿年等等。另外在矿产资源研究中，有机地球化学是研究自然界产出的有机质的组成、结构、性质、空间分布、在地球历史中的演化规律以及它们参与地质作用对元素分散富集的影响。生命起源的研究就是有
第六章 同位素地球化学-1
第六章同位素地球化学
第一节基本概念
一、同位素的定义
核素：是由一定数量的质子（P）和中子（N）构成的原子核。核素具有质量、电荷、能量、放射性和丰度5中主要性质。
.同位素：原子核内质子数相同而中子数不同的一类原子叫做同位素(isotope)，他们处在周期表上的同一位置
二、同位素的分类
– 放射性同位素(radioactive isotope)：原子核是不稳定的，它们能够白发地衰变成其他的同位素。最终衰变为稳定的放射性成因同位素。
目前已知的放射性同位素达1200种左右，由于大部分放射性同位素的半衰期较短，
目前已知自然界中存在的天然放射性同位素只有60种左右。
放射性同位素例子：238U→234Th＋4He(α)＋Q→206Pb；235U→207Pb；232Th→208Pb
– 稳定同位素(stable isotope)：原子核是稳定的，迄今还未发现它们能够自发衰变形成其他的同位素。自然界中共有1700余种同位素，其中稳定同位素有260余种。
z轻稳定同位素，又称天然的稳定同位素，是核合成以来就保持稳定。其特点是①原子量小，同—元素的各同位素间的相对质量差异较大；②轻稳定同位素变化主
要原因是同位素分馏作用所造成的，其反应是可逆的。如氢同位素（1H和2H）、
氧同位素（16O和18O）、碳同位素（12C和13C）等。
z重稳定同位素，又称放射成因同位素(radiogenic isotope)：稳定同位素中部分是由放射性同位素通过衰变后形成的稳定产物。其特点是①原子量大，同—元素的
各同位素间的相对质量差异小（0.7%~1.2%）环境的物理和化学条件的变化通常
地球化学一级标准物质
地球化学一级标准物质
地球化学一级标准物质是一种可以纯化并确定其元素组成、矿物组合、结晶状态和同
位素丰度的物质。它是地球化学研究和矿物勘探开发的基础，是地球化学分析技术和方法
的评价标准，对地球化学分析和环境监测等领域的发展具有重要意义。
地球化学一级标准物质是经过国际组织认定的、具有全球代表性和公认价值的地球化
学物质，其元素组成、同位素丰度以及矿物组合等已得到准确测定，在国际上应用广泛。
常见的地球化学一级标准物质包括基岩、玄武岩、火山岩、沉积岩、矿物、土壤、沉积物、水、大气样品等。
地球化学一级标准物质的制备必须采用高精度、高稳定性和高纯度的实验方法和技术，包括化学纯化、物理纯化和同位素分离等方法。同时，地球化学一级标准物质的性质和成
分必须通过多种实验手段进行全面检验和验证，确保其可以在不同实验室和研究领域中得
到可靠应用和有效推广。
地球化学一级标准物质在地球化学研究、能源勘探、矿产开发、环境与生态监测、生
态修复等领域具有广泛运用价值。它可以用于分析不同地质环境下的元素分布规律、构建
地球化学模型、探索矿床成因和地质演化历史、评价地质资源潜力、监测大气和水环境污
染物质、控制和修复环境污染等方面。因此，地球化学一级标准物质对促进地球科学、环
境科学和资源科学的发展和进步，具有重要的科学研究和现实意义。
总之，地球化学一级标准物质的认定和制备是地球化学研究和应用领域的重要内容，
它为促进科学技术进步、保护生态环境和实现可持续发展提供了有力支撑。
非传统稳定同位素-2-铁同位素(1)解析
质子作用的溶解作用
• 稀盐酸（HCl）对针铁矿、角闪石的溶解（质子作用的溶 解）过程均不发生铁同位素分馏
• 稀HCl对玄武岩、黑云母花岗岩及层状硅酸盐矿物（黑云 母/绿泥石）的溶解过程中，铁的轻同位素优先溶解（ Skulan et al., 2002; Johnson et al., 2002; Wiederhold et al., 2006; Chapman et al., 2009; Kiczka et al., 2010）
2004 Crosby et al.,
2005 Bullen et al.,
2001 Johnson et al., 2002 Welch et al.,
2003 Balci et al.,
2006 Croal et al.,
2004 Balci et al.,
2006
溶解作用
• 质子作用的溶解（Proton-promoted dissolution） • 配位体控制的溶解（Ligand-controlled dissolution） • 还原性溶解作用（Reductive dissolution）
1.3 ‰
ferrihydrite -Fe(II)aq
22℃
reduction
2～3 ‰
geothite-Fe(II)aq
haematite/geothite-F e(II)aq
地球化学课件Geochemistry couseware 1
2、晶体化学学派（30~40年代），以北欧挪威的戈尔德施密 特（V.M.Goldschemidt） 为代表，主要应用晶体化学的理 论和方法来研究矿物和岩石中的元素分配和结合规律；
• Mass spectrometers allow us to determine the age of rocks and the temperature of ancient seas.
– Ion probes allow us to do these things on micron scale samples.
Analytical technology
• Like much of science, is very much driven by technology.
• The electron micro-probe allows us to analyze mineral grains on the scale of microns in minutes
Very broad topic
• Atmospheric chemistry • Geochemical thermodynamics • Isotope geochemistry • Marine chemistry • Trace element geochemistry • Soil chemistry • environment geochemisty • etc
应用地球化学第一章元素分布的基本规律
• 亲氧元素（又称亲石元素）：离子外层电子云为8个电子的隋 性气体型稳定结构，与氧形成稳定的离子键化合物，易熔于硅 酸盐熔体的元素，如Li、Na、K、Rb、Cs、Fr、Be、Mg、Ca、Sr、Ba、Ra、B、
Al、Sc、Y、TR、C、Si、Ti、Zr、Hf、V、Nb、Ta、P、As、0、W、Mn、H、F、Cl、 Bi、I。
（1）向心元素 ν /μ ＜1 c／ν ＜1 • Mg、Cr、Fe、C0、Ni、Cu、Rn、Rh、Pt、Os、 Ir、Pd、Au （2）最弱离心元素 ν /μ ＞1 c/ν ＜1 • P、Na、Ca、Sc、Ti、V、Mn、Zn、C、N、Cl、 Br、I （3）弱离心元素 ν /μ ＜1 c／ν ＞1 • Ga、Ge、As、Se、Sn、Te、Bi、Re、Mo （4）离心元素 ν /μ ＞1 c／ν ＞1 • Li、Rb、Cs、Sr、Ba、Y、REE、Zn、Hf、Nb、 Ta、B、Al、In、Tl、Si、Pb、Sb、U、F、O
稀 碱 金 属 碱 土 金 属 稀 土 元 素 稀 有 元 素 放射性 元 素 铁 族 元 素
铂 族 元 素
有 色 金 属 贵金属 卤 族 元 素
-6 地球及各圈层部分元素分布表 (10 )及特征 Table 1-6 Distribution and characteristic of Partial element in the Earth and its different layer s 元 素 特 征 地 壳 上 地 幔 下 地 幔 地 核 3 符号 比重 (g/cm ) 熔点 (℃) 沸点 (℃) 0.534 179 1317 21 4.1 0.5 锂 (Li) (Rb) 铷 1.532 38.89 688 78 2.6 2.0 铯 (Cs) 1.8785 28.5 690 1.4 0.3 0.1 2.6 769 1384 480 120 10 锶 (Sr) 钡 (Ba) 3.51 725 1638 390 76 1 4.469 1522 3338 24 5.0 0.5 钇 (Y) 镧 (La) 6.146 918 3464 39 0.7 0.4 铈 (Ce) 6.770 798 3433 43 1.1 0.7 镨 (Pr) 6.773 931 3520 5.7 1.0 0.1 钕 (Nd) 7.008 1021 3074 26 5.0 0.8 8.66 2468 4927 19 6.0 1.0 0.1 铌 (Nb) 钽 (Ta) 17.1 2996 1.6 0.1 0.01 0.006 5425 ±100 19.05 1132.3 4 1.0 0.014 0.003 铀 (U) 钍 (Th) 11.7 ~1700 13.5 4.0 0.056 0.013 7.20 1890 2484 110 1600 2000 660 铬 (Cr) 锰(Mn) 7.20 1244 2097 1300 1600 1500 360 铁 (F) 7.86 1535 3000 58000 95000 98000 82000 钴 (Co) 8.90 1495 2900 25 160 200 420 镍 (Ni) 8.80~!8.90 1452 3075 89 1500 2000 48000 12.45 2310 0.001 0.1 0.10 16 钌 (Ru) 铑 (Rh) 12.41 1960 0.001 0.02 0.02 3 钯 (Pd) 12.02 1552 0.01 0.09 0.12 5.5 锇 (Os) 22.61 3050 0.001 0.05 0.05 8 铱 (Ir) 22.65 2443 0.001 0.05 0.05 2.6 铂 (Pt) 21.45 1768 0.05 0.20 0.20 13 8.50~9.00 1083 2595 55 40 铜 (Cu) 20 390 铅 (Pb) 11.34 327.3 1744 12 2.1 0.1 42 锌 (Zn) 7.1 4 419.40 907 94 60 30 680 0.005 2.6 19.3 1063 2966 0.004 0.005 金 (Au) 0.05 10 银 (Ag) 10.5 960.8 2212 0.075 0.06 1.69(g/L) 450 170 100 氟 (F) -219.62 -118.14 氯 (Cl) 280 5 5 3.214(0 °) -100.98 -34.6 溴 (Br) 4.4 1.1 0.5 3.119(g/L) -7.2 -58.78 碘 (I) 0.6 0.1 0.01 4.93(g/L) 113.5 184.35
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U(10-6) 0.01 0.07 0.008 0.014 0.84 0.43
~2.4 8.2 4.8 3.2 1.4 1.9 3.5 1.6
Th(10-6) 0.04 0.36 0.01 0.05 3.8 1.6
~8 17 21.5 11.7 3.9 1.2 12.9 7.2
Pb(10-6) 1
0.4 0.1 0.3 2.7 3.7 5.8 14.4 23 22.8 13.7 5.6 19.6 18.7
U-Th-Pb定年的原理
206 Pb /204 Pb 206 Pb /204 Pb 238U /204 Pb e1t 1 0
1 1.551251010 y1
207 Pb /204 Pb 207 Pb /204 Pb 235U /204 Pb e2t 1 0
14.010×109
Decay Constant (y-1) 1.55125×10-10 9.8485×10-10 2.829×10-6 4.9475×10-11
适合定年的矿物
Although U and Th occur in a large number of minerals, only a few are suitable for dating by the U, Th-Pb methods. To be useful for dating, a mineral must be retentive with respect to U, Th , Pb and the intermediate daughters, and it should be widely distributed in a variety of rocks. 适合定年的矿物主要有：Zircon(锆石), Baddeleyite( 斜锆石), Monazite(独居石), Apatite(磷灰石), Sphene(Titanite)(榍石), Garnet(石榴石), Rutile(金红 石), Perovskite(钙钛矿), Ilmenite (钙钛矿), Cassiterite( 锡石), Calcite(方解石)
➢ 在氧化条件下，U形成UO22+络合物(U价态为的+6)，易溶于 水，此时为活动元素(mobile element)。
➢ U和Th在硅酸盐矿物中的含量很低，含U，Th的主要矿物有 ：uraninite (沥青铀矿)，thorianite(方钍石)，zircon(锆石)， thorite(硅酸钍矿)，allanite(褐帘石)，monazite(独居石)， apatite(磷灰石)，xenotime(磷钇矿)，sphene(榍石)
206Pb, 207Pb, 208Pb；中间 产物的半衰 期非常短；
U, Th, Pb 的地球化学特征
Isotope 238U 235U 234U 232Th
Abundance (%) 99.2743 0.7200 0.0055 100.00
Halflife (years) 4.468×109
0.7038×109 2.45×105
206
Pb
0
207 Pb /204 Pb 206 Pb /204 Pb
207 Pb /204 206 Pb /204
Pb Pb
0
235U 238U
e2t
e1t
1
1
0
该方程无法求解t；
当t=0时：
lim f (t) lim f '(t) t0 g(t) t0 g '(t)
Pb(Lead): Z=82, 原子量＝207.2；密度＝11.34；熔点＝ 327.5，沸点＝1740，价态：+2,+4
各类岩石中U,Th,Pb的平均含量
Rock type Chondrites (球粒陨石) Achondrites (无球粒陨石) Iron meteorites (铁陨石) Ultramafic rocks (超镁质岩) Gabbro (辉长岩) Basalt (玄武岩) Andesite (安山岩) Nepheline syenite (霞石正长岩) Granitic rocks (花岗质岩石) Shale (页岩) Sandstone (砂岩) Carbonate rocks (碳酸盐岩) Granitic gneiss (花岗质片麻岩) Granulite (麻粒岩)
lim
t0
e2t e1t
1 1
lim
t0
2e2t 1e1t
2. 该方程式所有的参数与矿物或岩石的U,Pb含量无关 ，只与Pb同位素比值有关；
3. 方程式的左边为放射性成因的（207Pb/206Pb）*，即：
207 Pb /204 Pb 206 Pb /204 Pb
207 Pb /204 Pb 206 Pb /204 Pb
0
207 Pb *
适合定年的矿物
最接近于满足测年条件的矿物是锆石，可以认为其初始 铅同位素比值接近0，
因此锆石成为目前用来进行U-Th-Pb年龄测定的主要对 象，受到广泛重视。 锆石的成因较复杂，有岩浆成因、变质成因和碎屑锆石 等，在进行锆石U-Th-Pb年龄测定前，必须进行矿物形态 的研究，区分锆石的成因类型。 岩浆型锆石晶形完好，阴极发光图象具有环带构造，而 碎屑成因锆石表面一般有磨蚀现象。只有正确判断锆石的 成因类型才能对锆石年龄的地质意义作出合理解释。
207 Pb /204 Pb 206 Pb /204 Pb
0 0
235U 238U
e2t
e1t
1
1
207 Pb /204 Pb 206 Pb /204 Pb
207 Pb /204 206 Pb /204
Pb Pb
0
235U 238U
e2t
e1t
1
1
0
特征：
1. 目前，地球、月球、火星及各种陨石的235U/238U同 位素比值是常数：235U/238U=1/137.88；
2 9.84851010 y1
208 Pb /204 Pb 208 Pb /204 Pb 232Th /204 Pb e3t 1 0
3 4.94751011 y1
U-Th-Pb定年的原理
t6
1
1
ln
206 Pb /204 Pb 206 Pb /204 Pb
解决方法
原理：the effect of Pb loss on U-Pb dates can be minimized by calculating a date based on the 207Pb/206Pb ratio which is insensitive to recent Pb loss provided that the Pb that was lost from the mineral had the same isotope composition as the Pb that remained (i.e., isotope fractionation).
Th/U 4
5.1 1.2 3.6 4.5 3.7 3.3 2.1 4.5 3.7 2.8 0.63 3.7 4.5
在部分熔融和岩浆结晶分异过程中，U、Th浓集于液相并 进入富Si产物；
U, Th, Pb 的地球化学特征
❖ U有三种放射性同位素，它们的相对原子丰度 238U为99.2739%，235U为0.7024%，234U为 0.0057%；
U, Th, Pb 的地球化学特征
U 238
92
206 82
Pb+824He 6
Q
Q 47.4MeV/atom
U 235
92
207 82
Pb+724He 4
Q
Q 45.2MeV/atom
232 90
Th
208 82
Pb+ 624
He
4
Q
Байду номын сангаас
Q 39.8MeV/atom
均为放射性 反应链，其 最终的产物 分别为：
解决方法
206 Pb /204 Pb 206 Pb /204 Pb 238U /204 Pb e1t 1 0
207 Pb /204 Pb 207 Pb /204 Pb 235U /204 Pb e2t 1 0
207 Pb /204 Pb 206 Pb /204 Pb
3) The isotopic composition of U is normal and has not been modified by isotope fractionation or by the occurance of a natural chain reaction based on induced fission of 235U;
U-Th-Pb定年及同位素地球 化学示踪
U-Th-Pb定年法 Pb-Pb定年法 普通Pb定年法(common Lead) Pb同位素地球化学示踪
U, Th, Pb 的地球化学特征
➢ U 和Th在自然界常以+4形式存在，U4+的离子半径为1.05Ă和 Th4+的离子半径为1.10 Ă，因此它们的地球化学行为一致 (Geochemical coherence)。
❖ Th只有一个同位素232Th，是放射性同位素； ❖ Pb有四种同位素：204Pb, 206Pb, 207Pb, 208Pb ❖ 238U，235U和232Th的衰变反应为：
U、Th的放射性衰变反应
238U 234 Th ...... 226 Ra 222 Rn ...... 210 Pb ...... 206 Pb 235U 231 Th ...... 227 Th 223 Ra ...... 211 Bi ...... 207 Pb 232Th 228 Ra ...... 224 Ra 220 Rn ...... 212 Pb ...... 208 Pb
U-Th-Pb定年的假设条 件 1）the mineral has remained closed to U, Th, Pb, and all
intermediate daughters throughout its history;
2) The decay constants of 238U, 235U and 232Th are known accurately;
(concordant age )。
U-Th-Pb定年的原理
➢ 由于238U、235U和232Th的半衰期较大，因此U-Th-Pb
法一般只适合古老地质体的年龄测定. ➢ 该定年法适合于富含Th, U的矿物；
适用的矿物——U、Th矿物及富含U、Th的矿物，如 沥青铀矿、晶质铀矿、钍石、锆石、独居石、榍石、 磷灰石等，这些矿物富含U、Th，对于U、Th、Pb和 中间子体的封闭性较好，同时在各种岩石中分布较普 遍（假设这些矿物中铅同位素初始比值为0）。 ➢ 要获得正确的U-Th-Pb年龄，必须满足以下条件：
0 1
238U /204 Pb
t7
1
2
ln
207 Pb /204 Pb 207 Pb /204 Pb
0 1
235U /204 Pb
t8
1
3
ln
208 Pb /204 Pb 208 Pb /204 Pb
0 1
232Th /204 Pb
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
4) All analytical results are accurate and free of systematic errors.
难点
一般情况下，很难得到样品的一致年龄(concordant age) ，主要原因有：
1）U在氧化条件下为活动元素，在化学风化过程中易丢 失（lost);
2)放射性衰变过程中形成的α粒子破坏矿物晶格，造成Pb 以及放射反应链中形成的其他元素的丢失。例如： 210Pb的母体是222Rn（t=3.0d），222Rn是一个惰性气体 ，它通过扩散作用从大陆表面进入大气中。
U, Th, Pb 的地球化学特征
Th(Thorium): Z=90， 原子量＝232；密度＝11.7；熔点 ＝1750℃，沸点＝4000℃，价态：+4
U (Uranium): Z=92，原子量＝238；密度＝18.7； 熔点 ＝1132℃，沸点＝3818℃，价态：＋2,+3, +4,+5,+6;