地球化学复习资料

地球化学复习资料
名词解释：
常量元素：组成物质主要结构和成分的元素，它们常占天然物质总组成的99%以上，并决定了物质的定名和⼤类划分。

微量元素：物质中除了那些构成主要结构格架所必须的元素之外，所有以低浓度存在的化学元素。

其浓度⼀般低于0.1%，在⼤多数情况下明显低于0.1%⽽仅达到ppm乃⾄ppb数量级。

稀有元素：在地壳中分布量较低，但易于在⾃然界⾼度富集形成较常见的矿物和独⽴⼯业矿床的的化学元素。

如REE、Nb、Ta、Be、Li、（W）等。

元素的丰度：元素在宇宙体或较⼤的地球化学系统中的平均含量。

元素在地壳中的丰度⼜称为克拉克值。

陨⽯：从星际空间降落到地球表⾯上来的⾏星物体的碎⽚。

类质同象：元素相互结合过程中，性质相似的元素发⽣代换起到性质相同的作⽤，按概率占据相同的位置，⽽不引起晶格常数过⼤的改变的现象。

晶体场稳定能（CFSE－crystal field stabilization energy）：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CFSE。

⼋⾯体择位能（Octahedral site preference energy ）
OSPE = CFSEo – CFSEt O-⼋⾯体配位场t-四⾯体配位场
离⼦电位(π):
是离⼦⼤⼩和离⼦电荷的综合作⽤效果，决定了离⼦吸引价电⼦的能⼒,π值为离⼦电价与离⼦半径(单位为10nm)的⽐值。

核素：由不同数量的质⼦和中⼦按⼀定结构组成各种元素的原⼦核称为核素，任何⼀个核素都可以⽤A=P+N这三个参数来表⽰。

⽽具有相同质⼦数，不同数⽬中⼦数所组成的⼀组核素称为同位素。

亲⽯元素：离⼦的最外电⼦层具有8电⼦（s2p6）稳定结构，氧化物的形成热⼤于FeO的形成热，与氧的亲和⼒强，易熔于硅酸盐熔体，主要集中在岩⽯圈。

亲铜元素：离⼦的最外电⼦层具有18电⼦（s2p6d10）的铜型结构，氧化物的形成热⼩于FeO的形成热，与硫的亲和⼒强，易熔于硫化铁熔体。

主要集中于硫化物—氧化物过渡圈。

亲铁元素：离⼦的最外电⼦层具有8—18电⼦过渡型结构，氧化物的形成热最⼩，与氧及硫的亲和⼒均弱，易熔于熔铁；主要集中于铁镍核。

亲⽓元素：原⼦最外电⼦层具有8电⼦，原⼦容积最⼤，具有挥发性或倾向形成易挥发化合物，主要集中在⼤⽓圈。

此外，⼽⽒还划分出―亲⽣物元素‖，这些元素多富集在⽣物圈内，包括C、N、H、O、P、B、Ca、Cl、Na、Si等。

化学反应制动原理：在K、Ca、Mn、Fe、Cu、Zn、O和S体系中，当体系中氧不⾜时，亲氧性⼤于铁的元素（K, Ca, Mn）优先与氧结合，然后才是铁与氧结合，它耗尽了体系中所有的氧。

剩下的铁只能与硫结合或呈铁的单质；亲氧性⼩于铁的元素（Cu, Zn）则不可能有机会与氧结合。

故铁起到了制动剂的作⽤，在与硫结合时，铁⼀样可以起这样的作⽤。

别列尔曼把这种现象称之为化学反应制动原理。

晶体场理论
晶体场理论是研究过渡元素化学键的理论，它从分析各种配位结构中离⼦外层电⼦的运动状态和能量⼊⼿，将配位体离⼦当作点电荷来处理。

它在静电理论的基础上，应⽤量⼦⼒学和对称性理论、群论的⼀些观点，重点研究配位体对中⼼离⼦d轨道或f 轨道的影响，来解释过渡元素和镧系元素的物理和化学性质。

能斯特分配定律：⼀定温度压⼒下,微量元素在平衡共存的两相之间进⾏分配,其分配系数KD是⼀常数,其⼤⼩等于微量元素在两相中浓度的⽐值。

体系温度的影响—由能斯特定律可以导出：lnKD=-(△H/RT)+B
式中：△H表⽰微量元素在两相中的热焓变化，B是积分常数。

可见分配系数与体系温度的倒数呈线性关系，这也就是微量元素温度计的基本原理。

化学位（µi）：加⼊⼀摩尔i组分时能引起的体系总⾃由能的变化，即为该体系中i组分的化学位（µi）。

它也就是体系中i组分的偏摩尔⾃由焓。

平衡态：平衡态是指在没有外界影响的条件下，体系长时间保持宏观物理化学参量不随时间发⽣变化的状态。

⾃然过程常⽤的平衡态判断有：ΔS孤=0；ΔGT,P=0；ΔHS,P=0 相平衡定律：系统中各相的数量不会影响体系的总数、各相的组成和性质之间的平衡，称为相平衡定律。

相律：在⼀个达到相平衡的物质体系中，相的总数ψ、温度、压⼒以及规定各个相组成的其它参量中可以独⽴变动的参量的总数φ，与物质体系中组分的总数x之间存在下列简单关系，称为相律：ψ+φ=X+2
哥尔德斯密特相律：F>=2，ф<=K
F：⾃由度；ф：相数；K：独⽴组分数。

该相律主要适⽤于区域变质作⽤过程的热⼒学平衡分析。

柯尔任斯基相律：ф<=K惰
ф：相数；K惰：惰性组分数．该相律主要应⽤于交代变质作⽤过程的热⼒学平衡研究。

相平衡的质量作⽤定律：在达到相平衡的两相（A、B）中，每个组分在两个相间相互转化的分⼦数是相等的，即在单位时间内由相A向相B转变的分⼦数i和由相B 向相A转变的分⼦数j相等。

化学平衡等温公式：-ΔGΘT=RTlnKp
⾃由能（ΔG）和⾃由焓（ΔH）
体系内可⽤于对外做功的能称为⾃由能．在等温体系内，⾃由能和⾃由焓的定义为：F=E-TS和G=H-TS
F：对外所做的功；E：体系的内能；T：绝对温度；S：熵；G：⾃由能；H：⾃由焓．由于状态的⾃由能和⾃由焓的绝对值G 和H实际上是⽆法获得的，通常只讨论由于状态变化引起的系统⾃由能和⾃由焓的增量（改变值）ΔG和ΔH．
等温等容体系的⾃由能减少原理：δF=δ(E-TS)<=0
同理可得出等温等压体系的熵增加值为：δS+δS'=δS-(1/T)δH =-1/T[δ(H-TS)]>=0
以及等温等压体系的⾃由能（⾃由焓）减少原理：δG=δ(H-TS)<=0
熵(S)：在⾮等温的状态变化中，与可逆过程相关的可逆功和可逆热都不是状态函数，为了找到⼀个与可逆热效应有间接联系的状态函数，根据在极限情况下克劳修斯不等式的基本关系，得出： q1/T1+q2/T2=0，或q1/T1=-q2/T2
q1、q2分别为状态1和状态2的的热量值；T1、T2分别为状态1和状态2的温度，虽然q 本⾝还不是⼀个状态函数，但q除以相对应的绝对温度T所得⽐值q/T已成为状态函数，这个状态被定义为熵。

体系的熵标志它所处状态的⼏率，熵⼤的状态，⼏率也⼤。

体系的某两个状态的熵值差若为ΔS，则这两个状态的⼏率⽐值为：eN(R)=eΔS/k。

这就是熵的统计原理．上式的意义是：状态2的⼏率的增⼤（减⼩）值与1的⼏率的减⼩（增⼤）值相等。

孤⽴体系（与外界⽆物质和能量交换）的⾃发过程总是向体系熵增加的⽅向进⾏，称熵增加原理。

其实质是：若孤⽴体系的热⼒学状态要有所变化，需要撤除体系内⼀些阻⽌它趋向热平衡、压⼒平衡和混合等变化的障碍，⽽障碍的撤除即相对于体系中原存在的的⼏率较⼩的状态被消除，体系将转变到⼀个更⼤⼏率（熵⼤）的状态，这就使得体系⾃发地向熵增加的状态转变。

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时，原难溶化合物的溶解度将降低。

盐效应：当溶液中存在易溶盐类时，溶液的盐度对元素的溶解度有影响。

溶液中易溶电解质的浓度增⼤，导致其它化合物溶解度增⼤的现象，称为盐效应。

天然⽔的离⼦强度（I）：天然⽔的离⼦强度是指天然⽔溶液中离⼦的浓度与电价平⽅乘积的总和。

其数学表达式为：
I=0.5×（C1Z12 + C2Z22 + C3Z32 +…＋CnZn2）
溶液中离⼦的活度即离⼦的有效浓度（溶液中离⼦表现出的具反应能⼒的浓度）。

离⼦的活度（a）相当离⼦的浓度（c）与离⼦的活度系数（g）之乘积。

即有： a = g×c。

离⼦的活度系数（g）随天然⽔的离⼦强度（I）变化的总规律是：
当I值⼩时，g～=1，I值增⼤，g值降低。

也就是说，天然⽔的离⼦强度的增⼤，离⼦的活度系数减⼩，将有利于难溶元素的溶解迁移。

活度积：在⼀定温度、压⼒条件下，难溶电解质离解的离⼦活度乘积是常数，这⼀常数称为活度积。

即在难溶化合物沉淀后，溶液中各离⼦的活度乘积相当于活度积(Ksp)。

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，该物质即析出，相反被溶解，这种溶解-沉积关系称为活度积原理。

活度积原理可⽤于：
1.）确定各盐类溶液中被研究元素的最⼤浓度；
2.）判断化合物迁移能⼒的⼤⼩
Ksp(S2-) < Ksp(PO43-) < Ksp(CO32-) < Ksp(SO42- ) < Ksp(Cl-）
3.）判断⾃然体系中元素溶解或沉淀的⽅向。

简答论述：
元素地球化学迁移的三个要素：
①环境物理化学条件的变化；②元素结合⽅式的改变；③导致元素在空间上的位移及元素集中、分散的转化。

研究元素丰度的意义
①元素丰度是每⼀个地球化学体系的基本数据。

可在同⼀或不同体系中进⾏⽤元素的含量值来进⾏⽐较，通过纵向（时间）、横向（空间）上的⽐较，了解元素动态情况，从⽽建⽴起元素集中、分散、迁移活动等⼀些地球化学概念。

从某种意义上来说，也就是在探索和了解丰度这⼀课题的过程中，逐渐建⽴起近代地球化学。

②研究元素丰度是研究地球化学基础理论问题的重要素材之⼀。

宇宙天体是怎样起源的？地球⼜是如何形成的？地壳中主要元素为什么与地幔中的不⼀样？⽣命是怎么产⽣和演化的？这些研究都离不开地球化学体系中元素丰度分布特征和规律。

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. 地壳克拉克值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）指⽰特征的地球化学过程
3) 浓度克拉克值和浓集系数
浓度克拉克值= 某元素在某⼀地质体中平均含量/某元素的克拉克值
＞1意味该元素在地质体中集中了
＜1意味该元素在地质体中分散了
区域浓度克拉克值=某元素在区域内某⼀地质体中平均含量/某区域元素的丰度值
浓集系数= 某元素最低可采品位/某元素的克拉克值。

元素的赋存形式（element form）是指元素在⼀定的⾃然过程或其演化历史中的某个阶段所处的状态及与共⽣元素间的结合关系。

*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下进⾏研究的矿物，粒径⼤于0.001mm。

(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。

微量元素进⼊主元素的晶格后，如不通过破坏矿物晶格的⼿段，采⽤机械和化学的⽅法都不能使两者分离。

(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。

如在岩浆岩中的Au、Ag、Pb、Bi、Hg等，常可以呈超细硫化物存在于其他矿物中。

(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）。

(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。

此外，微量元素常与有机物结合形成⾦属有机化合物或⾦属有机络合物，如铜⼄⼆胺配离⼦［Cu(CH)2］2+。

*元素赋存形式的研究意义：
（1）元素存在形式是研究元素迁移条件的基础。

（2）为矿⽯冶炼选择⽅案提供依据。

（3）在地球化学找矿⽅⾯，通过存在形式研究能加强找矿效果。

（4）在农业、环境地球化学⽅⾯，存在形式研也是⾮常有意义的，如存在形式与⽣物吸收率——⽣物有效性，重⾦属毒性——环境评价。

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，如热液对围岩的交代作⽤。

（2）熔-岩反应和熔浆化学作⽤，如岩浆结晶分异形成⽕成岩。

（3）⽔-⽓化学作⽤，如地表⽔和⼤⽓中H2O、O2、CO2的相互作⽤。

（4）岩-岩化学作⽤，如球外物质撞击地球表⾯的岩⽯。

（5）有机化学作⽤，如⽯油、天然⽓的形成过程。

⽔岩化学反应类型：
1、氧化还原反应
氧化作⽤和还原作⽤是⼀个完整体系中相互对⽴⼜相互统⼀的两个⽅⾯。

氧化还原反应实际上是电⼦转移的反应。

例如铁橄榄⽯的氧化：
2Fe2SiO4+ O2+4H2O = 2Fe2O3+2H4SiO4
在铁的硅酸盐和硫化物发⽣氧化时，在⽔的参与下，⼆价铁离⼦失去电⼦被氧化成三价，氧分⼦接受电⼦由原⼦态还原为负⼆价离⼦。

还原作⽤是氧化作⽤的逆过程。

如三价铁还原为亚铁，硫酸盐的⾼价硫被还原为负⼆价硫等：
2Fe2O3·3H2O+C==4FeO+CO2+3H2O
细菌常参与氧化和还原反应：
喜氧细菌起氧化作⽤，其中⼀种嗜铁杆菌能将Fe2+氧化成Fe3+，另⼀类嗜硫杆菌能将硫化物的硫氧化成硫酸盐。

厌氧细菌起还原作⽤，能把SO42-还原为H2S。

2、脱⽔和⽔解反应
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的矿物。

如在氧化带盐类的⽔解：
Fe2(SO4)3 + 6H2O →2Fe(OH)3 + 3H2SO4→Fe2O3 + nH2O 铁矿化
该反应也可以在矽卡岩化过程发⽣。

⼜如，正长⽯⽔解形成⾼岭⽯的反应：
4KAlSi3O8 + 6H2O→Al4[Si4O10](OH)8 + 2SiO2 +4KOH
⽔解反应受pH值控制，溶液偏酸性时有利于⽔解反应。

当⽔解反应使溶液偏碱性时，天然⽔吸收⼤⽓中的CO2和⼟壤中的CO2、HCl、H2S等，使⽔的pH值保持在5～7左右，增加了溶液⽔解的活⼒。

硅酸盐矿物⽔解后，碱⾦属和碱⼟⾦属阳离⼦与OH－离⼦⼀起进⼊⽔体，最后汇⼊⼤海，⽽与硅铝阴离⼦结合在⼀起的H+进⼊粘⼟矿物，这些粘⼟矿物属难溶解的弱酸性物质，成为⼟壤的主要组成部分。

在温度、压⼒增⾼时可发⽣脱⽔反应。

如：⾼岭⼟+⽯英=叶腊⽯+⽔
Al2Si2O5(OH)4+2SiO2→Al2Si4O10(OH)2 +H2O
叶腊⽯进⼀步脱⽔，转变成红柱⽯或蓝晶⽯：
Al2Si4O10(OH)2→Al2SiO5+3SiO2+H2O
3、⽔合作⽤
⽔合作⽤的实质是⽔分⼦整体进⼊矿物晶格中，从⽽使矿物的体积增⼤。

如： Fe2O3 + nH2O →Fe2O3·nH2O
⾚铁矿⽔针铁矿
⼜如：
CaSO4+2H2O →CaSO4·2H2O
硬⽯膏⽯膏
4、阳离⼦交换反应
主要发⽣在粘⼟矿物和胶体吸附过程如：
粘⼟-2Na+ + CaSO4 = Na2SO4 + 粘⼟- Ca2+(交换吸附)
⼜如钾长⽯的钠长⽯化（有流体相参与的过程） KAlSi3O8 + Na+ = NaAlSi3O8 + K+
胶体的作⽤
胶体——直径=10-6-10-9，⽐离⼦、分⼦⼤，但⽐悬浮体⼩。

1.胶体内部结构：胶团=胶粒+吸附层+扩散层
胶核—同型带电离⼦—反离⼦（固定吸附）—反离⼦(扩散层)
M[Fe(OH)3]— nFeO+ — (n - x)Cl- — xCl -
M[SiO2] —nSiO32- — 2(n - x)H+—2xH+
2.胶体的性质：
胶体是多相体系、⼀般都带电，有吸附性。

胶体按其所带电荷的性质分为：正胶体和负胶体。

正胶体──氢氧化物；负胶体──氧化物，硫化物，单质，腐殖质。

半径⼤、电价低的离⼦易被胶体吸附，对稀有元素富集的影响较⼤，如褐铁矿（+）可以吸附V、As、P、W、Co、Ni等离⼦，腐植⼟（-）可以吸附Mo、V、U、Co、Ni等离⼦。

带相反电荷的胶体相迂时会发⽣凝聚沉淀。

带同种电荷的胶体能在同⼀溶液中稳定迁移。

能量不论是从⼀个物体传给另⼀个物体,或者是从⼀种形式转化为另⼀种形式，其总量不变,这就是能量守恒定律。

热⼒学第⼀定律的数学表达式: Q=ΔU+A
Q为由系统和环境间的温度差引起的能量交换形式; ΔU为系统内能的改变值；A为系统与环境交换的功。

第⼆定律的数学表达式是: η=(Q1-Q2)/Q1=(T1-T2)/T1
η：有效⼯作系数；Q1：⾼温热源提供的全部热量值;Q1-Q2：热量交换过程能转化成功的热量值;T1、T2分别为⾼温物体和低温物体的初始绝对温度值。

第⼆定律的实质是:在热-功当量的转化中,功能全部转换成热，⽽热不能全部转换成功。

*分配系数的应⽤：
1）检验成岩、成矿过程的平衡性——⼀定温度、压⼒下各相处于平衡时，元素在共存矿物间的分配系数为⼀常数，可据此来检验⾃然过程是否达到平衡。

⽅法是：
①在体系的不同部位(为同时同成因的产物)采集若⼲个同种共存矿物对样品；
②测定矿物对中某微量元素的含量；
③计算分配系数，若接近某固定值，即则可视成岩、成矿过程达到了平衡。

2）判别岩浆结晶过程中微量元素的地球化学⾏为———利⽤瑞利分馏定律，将岩浆结晶中某微量元素的瞬间浓度相对于该元素的原始浓度⽐值（XTr熔体/XoTr熔体）作为纵坐标，以反映岩浆结晶程度的F为横坐标，并赋于KD不同的值，就可做出反映元素⾏为的图解：①KD＜1的微量元素：都随着F值从1到0（代表结晶程度不断提⾼）的变化，⽽在残余的熔体中逐步富集起来，这些元素称为不相容元素(incompatible element),如W、Sn、Mo、Cu等(微观⾓度：残余富集)；②KD＞1的微量元素：则倾向在结晶矿物中富集。

随着矿物不断晶出，在残余熔浆中逐渐贫化，这些元素即相容元素（compatible elements），如Ni、Co、Cr等（微观⾓度：晶体化学分散）。

3）微量元素分配系数温度计——当微量元素在共存各相中分配达到平衡时，有lnKD = -(ΔH/RT)+B 的函数关系，
以-（ΔH/R）为斜率，B为截距，即当在所讨论范围内ΔH（热焓）可看作为常数时，分配系数（KD）的对数与温度倒数
（1/T）存在线性关系。

⽅法是：测定待研究地质体中共⽣矿物对中某微量元素的含量，算出该元素在矿物对的分配系数，利⽤以上关系式即可计算出矿物结晶温度。

稀⼟元素地球化学在微量元素地球化学中占据很重要的地位，这是由稀⼟元素以下四个优点所决定的：
1.他们是性质极相似的地球化学元素组，在地质、地球化学作⽤过程中作为⼀个整体⽽活动—集体观念强；
2.他们的分馏作⽤能灵敏地反映地质、地球化学过程的性质—指⽰功能强 ;
3.稀⼟元素除受岩浆熔融作⽤外，其它地质作⽤基本上不破坏它的整体组成的稳定性—应变能⼒强；
4.他们在地壳岩⽯中分布较⼴—⼴泛性。

在⽬前测试技术⽔平⼤⼤提⾼的前提下（JA—1600电感耦合体发射光谱法测量精度可达10-9），他们得以⼴泛应⽤。

稀⼟分类（两分法和三分法）
ΣCe 族稀⼟:La—Eu 轻稀⼟(LREE) ΣY 族稀⼟:Gd—Y 重稀⼟(HREE)
轻稀⼟:La—Nd 中稀⼟:Sm—Ho 重稀⼟:Er—Lu+Y
微量元素的⽰踪意义
微量元素在地球系统中不是独⽴存在的，他们与各种地球物质的地质过程相联系。

微量元素参与各种地球化学作⽤，作⽤过程中体系物理化学状态的转变，作⽤物质的质量迁移，能量
的输运与动量的传递等，必然在微量元素组成上打上作⽤随时间演化的烙印。

为此，通过观察、捕捉微量元素提供的地球化学作⽤的时空信息，可⽤来解释各种复杂的地质作⽤的原因和条件，追踪作⽤演化历史，使为地球科学基础理论的发展，为⼈类提供充⾜资源和良好⽣存环境等作出贡献成为可能。

岩浆成岩过程的鉴别
根据平衡部分熔融和分离结晶作⽤中微量元素分配的定量模型，可以对成岩过程进⾏鉴别。

Allegre 等⼈（1978）提出了判别部分熔融和分离结晶的⽅法。

他们认为：
◆固—液相分配系数⾼的相容元素：如Ni,Cr等，在分离结晶作⽤过程中它们的浓度变化很⼤，但在部分熔融过程中则变化缓慢；
◆固—液相分配系数低的微量元素：如Ta、Th、La、Ce等（称为超岩浆元素），它们总分配系数很低，近于0，与0.2～0.5⽐较可忽略不计。

在部分熔融过程中这些元素浓度变化⼤，但在分离结晶作⽤过程中则变化缓慢。

◆固—液相分配系4数中等的微量元素：如HREE、Zr、Hf等（称亲岩浆元素），它们的总分配系数与1⽐较可忽略不计。

为
此：
对于平衡部分熔融：CHL=CHo,s / F和CML=CMo,s / ( DMo+F )，式中CHL为超岩浆元素在液相中的浓度，CML为亲岩浆元素在液相中的浓度；CHo,s和CMo,s分别为它们在原始固相中的浓度；
对于分离结晶作⽤：CHL=CHo,l / F、CML=CMo,l /F、CHL/CML=CHo,l /CMo,l =常数。

因此，当⽤CHL/CML对CHL作图时，即⽤某超岩浆元素（H）与亲岩浆元素（M）浓度⽐值对超岩浆元素浓度作图时，平衡部分熔融的轨迹为⼀条斜率为
DMo/CMo的直线，因为H元素的DHo可以忽略不计，⽽M元素DMo值就不能不予考虑；⽽分离结晶作⽤的轨迹则构成⼀条⽔平线。

同位素分类
⼀类是其核能⾃发地衰变为其它核的同位素，称为放射性同位素；另⼀类是其核是稳定的，到⽬前为⽌，还没有发现它们能够衰变成其它核的同位素，称为稳定同位素。

⾃然界引起同位素成分变化的原因
主要是放射性衰变和同位素分馏效应
1.放射性衰变：放射性同位素经过⾃然衰变，转变为其它元素的同位素，结果母元素同位素不断减少，⽽⼦元素同位素不断增加，从⽽改变着母元素和⼦元素同位素的成分，它是放射性核素原⼦核的⼀种特性，不受外界物化条件的影响。

1)α—衰变: 放射性母核放出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
42He核）：
X：母核，Y：⼦核；Z：原⼦序数，A：质量数，E：能量
2)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，通式为：
3)电⼦捕获：是母核⾃发地从核外电⼦壳层捕获1个电⼦，通常在K层上吸取1个电⼦（e），与质⼦结合变成中⼦，质⼦数减少1个（是β—衰变逆向变化），通式为：
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。

同位素分馏效应：
1)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。

2)引起分馏效应的原因：物理分馏、同位素交换反应、⽣物化学反应、动⼒分馏。

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同位素交换反应：就是在化学反应中反应物和⽣成物之间由于物态、相态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，称同位素交换反应。

例如：⼤⽓圈与⽔圈之间发⽣氧同位素交换反应
③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。

例如：植物通过光合作⽤，使12C更多地富集在有机体中，因此⽣物成因地质体如煤、油、⽓等具有⾼的12C。

④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（从热⼒学⾓度上来讲H218O的内能、热容、熵与H216O是不同的），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。

放射性衰变定律：
①放射性同位素在原⼦核内部发⽣衰变，其结果是从⼀个核素转变为另⼀个核素；
②衰变是⾃发的、永久不息的⼀种恒制反应，⽽且衰变是按⼀定⽐例的；
③衰变反应不受任何温度、压⼒、元素的存在形式及其物理化学条件的影响；
④衰变前核素和衰变后核素的原⼦数，只是时间的函数。

⽬前新⽣代前, 较为成熟和常⽤的同位素测年⽅法有：
U—Th—Pb法、K—Ar法、Rb—Sr 法、Sm—Nd法、Re—Os法等，测定第四纪同位素年代的⽅法有14C法。

各类⽞武岩对构造环境的鉴别
◆在板块边缘深海环境下喷发的洋中脊⽞武岩(MORB)：拉斑质⽞武岩曲线呈平坦型，碱性⽞武岩在Rb、Ba、Th、Ta、Nb处局部隆起，其后的元素与拉斑质⽞武岩⼀致；快速扩张的洋中脊⽞武岩与MORB的⽐值⼤于1，缓慢扩张的洋中脊⽞武岩则⼩于1；
◆远离板块边缘喷发的板内⽞武岩(WPB)：拉斑质⽞武岩除Y、Yb、Sc、Cr等元素外，其他元素均呈隆起；碱性⽞武岩中Ba、Th、Ta、Nb和Hf、Zr、Sm两组元素呈双隆起的曲线形式；
◆在汇聚板块边缘喷发的⽕⼭弧⽞武岩(V AB)：拉斑质⽞武岩除Sr、K、Rb、Ba为选择性富集外，从Ta到Yb所有元素以低丰度为特征；碱性⽞武岩中Sr、K、Rb、Ba、Th等元素有较强富集和Ce、P、Sm等元素富集，呈现峰⾕迭起的曲线形式；
◆过渡型⽞武岩兼有相应端元组分特征。

地壳中各类岩⽯稀⼟元素相对丰度曲线，根据Eu和Ce的分布可分为五种类型
花岗岩斜长岩⼤洋拉斑⽞武岩海⽔锰结
Eu Eu Eu Ce Ce 铕亏损型铕富集型平坦型铈亏损型铈富集型稀⼟元素的主要性质
1、稀⼟元素属新增电⼦充填在4f亚层的―4f型元素‖：4f亚层电⼦因受5s2和5p6亚层中8个电⼦的屏蔽，很少参与化学反应，故这15个元素的化学性质相似，在⾃然界密切共⽣，成组进⼊矿物晶格；
2、在化学反应中的电⼦转移：稀⼟元素原⼦易失去6s25d1或6s24f1三个电⼦，故均呈三价产出；
3、Y元素：是第5周期过渡元素的起点，次外层d型充填，外电⼦排布为5s24d1，与稀⼟元素性质相似，也呈三价阳离⼦存在；
4、稀⼟元素中最稳定的三个元素：La（f 0）—代表轻稀⼟，Eu（f 7）和Lu（f 14）—代表重稀⼟
元素地球化学亲和性的热⼒学控制
(1)⽤氧化物⽣成⾃由能判断元素的亲氧、亲硫性。

(a)随氧化物⽣成⾃由能（负值）变⼩，元素的亲氧性减弱，亲硫性增强；
(b)氧化物⽣成⾃由能（负值）⽐FeO⼤的元素具亲氧性，反之具亲硫性。

(2)据含氧盐与硫化铁的反应⾃由能⼤⼩来判断元素的亲氧、亲硫性。

(3)据硫化物的⽣成⾃由能⼤⼩，判断元素的亲硫性强弱。

天然⽔溶液的类型
1、⼤⽓降⽔；
2、深循环海⽔；
3、经过演变的同⽣⽔；
4、变质⽔；
5、岩浆⽔；
6、卤⽔。

与成矿有关的天然⽔溶液的化学组成
1、热泉⽔：具⼤⽓降⽔深循环成因的特征，盐度较低，矿化度⼀般较⾼。

例：（美国加洲南部）地下热卤⽔矿化度很⾼（⾼温、⾼盐度），⽔的同位素成分接近⼤⽓降⽔。

⽔为Na、Ca—Cl型，沉淀。