地球化学考点

考试题型
1、名词解释（共30分，10个，每个3分）
2、简答题（共20分，4个，每个5分）
3、分析题（共20分，2个，每个10分）
4、作图计算题（共30分，2个，每个15分）
复习总方向
A：基本概念、观点或理论
→名词解释、简答题
B：基本现象（地球化学现象）
→分析题
C：基本方法（主要是地球化学数据处理）
→作图计算题
绪论
1、基本概念：地球化学；
2、地球化学研究的基本问题；
（知识点考查：A类）
第一章太阳系的元素丰度
1、基本概念：地球化学体系、元素的丰度；
2、元素的丰度研究意义；
3、陨石的分类及研究意义；
4、太阳系元素丰度规律；
（知识点考查：A类）
第二章地球的化学组成
1、基本概念：元素克拉克值、浓度克拉克值、元素的浓集系数、原始地幔、亏损地幔、富集地幔；
2、地球的圈层结构及其主要元素组成；
3、元素克拉克值研究地球化学意义；
4、大陆地壳化学组成研究方法；
5、地壳的化学组成特征；
（知识点考查：A类）
第三章元素的晶体化学性质与结合规律
1、基本概念：类质同象、元素的地球化学亲和性、八面体择位能；
2、元素的地球化学分类；
3、元素结合的基本规律及控制因素；
4、类质同象置换条件、法则及研究意义；
（知识点考查：A类、B类）
第四章元素的地球化学迁移
1、基本概念：元素地球化学迁移、活度积、共同离子效应、盐效应、标准氧化-还原电位、地球化学梯度、地球化学障、矽卡岩化；
2、水－岩化学作用的基本类型；
3、活度积原理及其应用；
4、体系物理化学环境对水－岩化学作用的影响；
5、风化过程中的水－岩化学作用
（知识点考查：A类、B类）
第五章微量元素地球化学
1、基本概念：微量元素、相容元素、不相容元素、高场强元素、低场强元素/称大离子亲石元素、能斯特分配系数、δEu、δCe；
2、亨利定律- 稀溶液定律；
3、分配系数的影响因素及应用；
4、结晶分异和部分熔融过程定量模型；
5、稀土元素分类、组成数据的表示、表征REE组成的参数、REE模式的解释；
6、微量元素的示踪；
（知识点考查：A类、B类、C类）
第六章放射性同位素地球化学
1、基本概念：半衰期、等时线年龄、模式年龄、内部等时线、封闭温度、εSr(t) ；
2、同位素地球化学研究领域；
3、放射性衰变定律及同位素定年原理；
4、同位素定年的基本假设；
5、Rb-Sr测年及Sr同位素示踪、Sm-Nd测年及Nd同位素示踪、U-Th-Pb同位素测年及Pb同位素示踪；
（知识点考查：A类、B类、C类）
第七章稳定同位素地球化学
1、基本概念：同位素丰度、δ值（D、18O、13C、34S）、同位素分馏；
2、自然界存在三种类型的同位素分馏；
3、同位素地质温度计；
4、大气降水同位素组成表现为四种效应；
5、H、O、C、S同位素的示踪应用；
（知识点考查：A类、B类、C类）
绪论
1．地球化学是研究地球及子系统(含部分宇宙体)的化学组成、化学机制(作用)和化学演化的科学。

2．地球化学研究基本问题概括起来有以下几个基本问题：第一: 元素（同位素）在地球及各子系统中的组成（量）、第二: 元素的共生组合和存在形式（质）、第三: 研究元素的迁移（动）、第四: 研究元素（同位素）的行为、第五: 元素的地球化学演化。

第一章
1．地球化学体系是指有一定的空间，都处于特定的物理化学状态，并且有一定的时间连续的体系。

2．元素的丰度实际上是对这个体系里元素真实含量的一种估计，是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）。

3．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。

4．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（占98%）和少量其他元素组成（Co，S，P，Cu，Cr，C 等）。

2）石陨石主要由硅酸盐矿物组成（橄榄石、辉石）。

这类陨石可以分为两类，即决定它们是否含有球粒硅酸盐结构，分为球粒陨石和无球粒陨石。

球粒陨石约含10%金属，有球体，具硅酸盐球粒构造。

球粒由橄榄石和斜方辉石组成，基质为镍铁，陨硫铁，斜长石，橄榄石，辉石等。

球粒陨石：是各类陨石中最为常见的类型，根据化学成分可分为：（1）顽辉石球粒陨石（E群）十分稀少（收集20块左右），是在比较还原条件下冷凝与聚集形成的。

（2）普通球粒陨石主要由橄榄石、斜方辉石、铁镍金属和陨硫铁组成，铁和亲铁元素含量以及金属铁/氧化铁比值为H＞L＞LL。

普通球粒陨石多遭受过不同程度的冲击变质作用，主要形成于太阳星云硅酸盐-金属分馏与凝聚阶段。

又分为高铁普通球粒陨石（H群）低铁普通球粒陨石（L群）低铁低金属普通球粒陨石（LL群）（3）碳质球粒陨石（C群）未经高温作用影响CI型（I型）碳质球粒陨石的难挥发性元素丰度与太阳光谱测定值一致，目前多作为太阳系非挥发性元素初始丰度的标准无球粒陨石约含1%金属，不含硅酸盐球粒，比球粒陨石结晶粗。

许多无球粒陨石与地球上的火成岩相似，因此它们可能由硅酸盐熔体结晶或岩浆残留物质凝结而成。

与铁陨石和石陨石均属于分异型陨石。

3）铁石陨石由数量上大体相等的Fe－Ni和硅酸盐矿物组成，是上述两类陨石的过渡类型。

5.陨石的研究意义①它是认识宇宙天体、行星的成分、性质及其演化的最易获取、数量最大的地外物质；②也是认识地球的组成、内部构造和起源的主要资料来源；③陨石中的60多种有机化合物是非生物合成的“前生物物质”，对探索生命前期的化学演化开拓了新的途径；④可作为某些元素和同位素的标准样品（稀土元素，铅、硫同位素）。

6.太阳系元素丰度规律①H和He是丰度最高的两种元素，这两种元素几乎占了太阳系中全部原子数目的98%。

②原子序数较低的元素丰度随原子序数增大呈指数迅速递减，较重元素范围内( 原子序数>45 ) 元素丰度曲线近于水平。

③原子序数为偶数的元素丰度明显高于原子序数为奇数的相邻元素；具有偶数质量数(A)或偶数中子数(N)的同位素的丰度也总是高于奇数质量数（A）或中子数（N）的同位素，这一规律称之奥多-哈根斯法则④Li、Be 和B具有很低的丰度为亏损元素，而O和Fe具有高丰度值⑤质量数为4的倍数的核数或同位素具有较高丰度
第二章
1.元素克拉克值是元素在地壳中的丰度，反映了地壳的平均化学成分，决定着地壳作为一个物理化学体系的总特征及地壳中各种地球化学过程的总背景。

2.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。

若＞1 意味该元素在地质体中发生了富集；若＜1意味该元素在地质体中发生了分散
3.元素的浓集系数是元素在矿床中的最低可采品位与其克拉克值的比值。

4.原始地幔PM：即地核形成以后，地壳形成以前的地幔，也即现今的地幔＋地壳。

原始地幔经过部分熔融形成地壳以后残余的地幔，称为亏损地幔DMM。

此外，由于板块俯冲作用将地壳物质再次循环返回地幔后可形成富集地幔。

5.地球的圈层结构分成地壳、地幔和地核三层。

6.地球的的主要元素组成：
7.元素克拉克值研究地球化学意义1. 控制元素的地球化学行为1）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= 某元素在某一地质体中平均含量/某元素的克拉克值。

若＞1 意味该元素在地质体中发生了富集；若＜1意味该元素在地质体中发生了分散
3.元素克拉克值是进行矿产资源评价的重要指标1）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。

2）元素克拉克值愈低，则浓集为有经济价值的矿床所需的“地质时间”就愈长。

8.大陆地壳化学组成研究方法：岩石平均化学组成法、细粒碎屑沉积岩法、大陆地壳剖面法、区域大规模取样和分析、火山岩中深部地壳包体研究法、地球物理法
9.地壳的化学组成特征1. 元素无处不有定律2. 地壳元素丰度特征1)元素相对平均含量极不均匀。

2)克拉克值大体随原子序数增大而减小，但Li，B，Be及惰性气体含量不符合此规律；3) 按元素丰度排列：太阳系、地球、地幔和地壳中10种主要元素分布顺序：太阳系：H>He>O>Ne>N>C>Si>Mg>Fe>S
地球：Fe>O>Mg>Si>Ni>S>Ca>Al>Co>Na
地幔：O>Mg>Si>Fe>Ca>Al>Na>Ti>Cr>Mn
地壳：O>Si>Al>Fe>Ca>Na>K>Mg>Ti>H
与太阳系相比，地球和地壳贫H、He、Ne和N等气体元素。

表明由宇宙物质形成地球的演
化过程必然伴随气态元素的散失、而与地球和地幔相比，地壳贫Fe、Mg，富Al、K、Na
和Si等亲石元素，表明地球原始化学演化为较轻易熔碱金属和铝硅酸盐在地球表层富集，较重难熔镁铁硅酸盐和金属铁下沉，在地幔和地核富集。

综上所述得出结论：地壳中元素丰度不仅取决于元素原子核的结构和稳定性（决定宇宙中元素丰度的因素），同时又受地球形成前、地球形成时以及地球存在时期物质演化和分异的影响。

第三章
1.类质同象：不同的元素或质点占据相同的晶格节点位置，而晶格类型和晶格常数只发生微小变化
2.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称为元素的地球化学亲和性。

3.八面体择位能：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，驱使离子进入八面体配位位置的趋势愈强，且愈稳定。

4.元素的地球化学分类1. Goldschmidt分类依据：根据化学元素的性质与其在地球各圈层间的分配，将元素分为：①亲石元素；②亲铜元素；③亲铁元素；④亲气元素；⑤亲生物元素。

2. 查瓦里茨基元素地球化学分类：以元素周期表为基础，赋于原子和粒子半径以重要意义，并根据元素地球化学行为的相似性分为12族：氢族；惰性气体族；造岩元素族，即Li、Be、Na、Mg、Al、Si、K、Ca、Rb、Sr、Cs和Ba；岩浆射气元素族，即B、C、N、O、F、P、S、Cl；铁族，即Ti、V、Cr、Mn、Fe、Co、Ni；稀有元素族（Sc、Y、Zr、Hf、Nb、Ta）和稀土元素；放射性元素族，即Ra、U、Th等；钼钨族；金属矿床成矿元素，即Cu、Ag、Au、Zn、Cd、Hg、Ga、In、Tl、Ge、Sn、Pb；铂族；半金属和重金属矿化剂族，As、Sb、Bi、Se、Te、Po；重卤素族，即Br、I、At。

3. 赵伦山等的地球化学分类10类：1. 造岩碱性元素族; 2. 稀土元素族; 3.高温成矿元素或酸土元素族; 4. 放射性元素族;
5. 第
一过渡族; 6.贵金属族; 7. 亲硫重金属族; 8. 造岩酸性元素族; 9. 阴离子元素族; 10. 地球挥
发分4.微量元素地球化学分类：高场强元素：场强=电荷/半径。

如果该值>3 ，则称为高场强元素，如Nb、Ta等，亦为亲石元素-化学性质稳定，为非活动性元素，可作为原始物质组成的示踪剂。

低场强元素：比值<3 ，又称为大离子亲石元素，如K、Rb、Sr、Ba-化学性质活泼，地球化学活动性强，可作为地壳演化和地质作用发生的示踪剂。

（两种分类方案并列）就微量元素在岩浆作用过程中元素性质和行为习性，划分出相容元素和不相容元素。

当岩石发生部分熔融时，会出现熔体相和结晶相（矿物相）。

优先进入矿物相的元素称为相容元素，优先进入熔体相的元素称不相容元素。

5.元素结合的基本规律及控制因素：(1)衡量原子得失电子的能力参数①电离能(I)：气态原子丢失一个电子所需能量。

②电负性(X)：原子在其外层吸引价电子的能力
(2)原子间结合方式—化学键类型①离子键:离子间结合力主要为静电引力。

②共价键:
原子间相互作用为电子云相互重叠或穿透。

③金属键:金属物质中每一个原子都失去一些电子，这些电子在金属物质中可以自由流动，所以金属有良好的导电性和导热性。

④分子键:分子内部是离子键或共价键，分子间依靠偶极间作用力相互结合，称为分子键。

(3)元素的电负性(X)在地球化学中的意义1)说明元素的地球化学性质和行为2)判断化学键类型的法则
X>2.1，强－中电负性，以阴离子族为主
与1.7<X<2.1元素结合，ΔX＝1.0~1.7，共价键为主的酸性化合物；
与X<1.4元素结合，离子键为主, ΔX>2，易溶于水的强离子键；
ΔX＝1.5~2.0 ，混有共价键，难溶于水；
X=1.8~2.2，弱电负性（p区和左部的d、s区）
ΔX<1时，元素相互之间形成金属键；
与（X＝1.4~1.8) 结合，金属键－共价键过渡型的难熔化合物，Ag3Sb X<1.4，电正性元素
电正性元素只能与电负性阴离子或络阴离子结合形成各种盐类化合物，其中碱族迁移能力最强。

(4)原子的大小与离子半径
6.类质同象置换的条件主要有：①离子(或原子)自身的性质，如半径相近、电价平衡、配位多面体的对称性相同和化学键的一致等；②体系的物理化学条件，如温度、压力、组分特征和氧化还原条件等有利于置换的进行。

类质同象置换法则：①Goldschmist类质同象法则1)小离子优先法则：两种离子电价相同，半径相似，小半径离子优先进入矿物晶格，集中于早期结晶矿物中，大半径离子集中于晚期结晶矿物中。

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期结晶矿物，称为“捕获”(capture)，低价离子集中于晚期结晶矿物，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”。

②林伍德电负性法则：林伍德提出对戈氏法则的补充——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。

戈尔德斯密特类质同象法则只是从相互置换的质点的电价、半径角度考虑问题，因此该法则只适用于离子键化合物。

而林伍德电负性法则更适用于非离子键。

类质同象研究的地球化学意义①确定了元素的共生组合②决定元素在共生矿物之间的分配③硅酸盐矿物多样性的原因④支配微量元素在交代过程中的行为⑤类质同象元素比值可作为地质作用过程和地质体成因的标志⑥标型元素组合⑦影响微量元素的集中或分散
第四章
1.元素地球化学迁移：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上位移的作用。

2.当温度一定时，难溶强电解质溶液中离子活度的乘积为一常数，这一常数称为活度积
3.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
4.溶液中某一离子浓度增加或溶液中其它离子总浓度(盐度)增加都能降低该离子发生化学反应的有效浓度，表现为随溶液中的电解质浓度增大将导致其它难溶化合物的溶解度增大，称为盐效应。

5.离子浓度为1mol/L，气体压强为101.3kPa，温度为25℃我们把2H+/H2的电位人为地定为零，这样通过测定H+/H2与其他电对之间的电位差，就可以相对确定每一种电对的电极电位．这样测得的电极电位叫做标准电极电位或标准氧化-还原电位，以Eh0标示。

6.地球化学梯度：描述一个地球化学景观中元素含量的逐渐变化。

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。

7.地球化学障：描述一个地球化学景观中元素含量的急剧变化。

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。

8.矽卡岩化：在酸性或中酸性岩浆和碳酸盐岩石的接触带上，通过交代作用将引发矽卡岩的形成，称矽卡岩化。

9.水－岩化学作用的基本类型1）氧化还原反应2）脱水和水解反应3）水合反应4）碳酸盐化和脱碳酸盐反应5）阳离子交换反应
10.活度积原理：由于难溶化合物的溶解度极小，其浓度与活度相当，故溶度积与活度积均为常数，以Ksp表示。

当溶液中某物质的离子积达到或超过该物质的活度积时，该物质即析出。

活度积原理可用来判断溶液中各元素的最大浓度和判断化合物的迁移能力。

应用：硫化物矿床的氧化带经常见到白铅矿（PbCO3）、铅矾（PbSO4），而在炭质页岩、煤层中黄铁矿和方铅矿等硫化物常见。

为什么呢？地下水中Pb2＋浓度很高，很容易达到沉淀PbCO3 (1.5×10－13）、PbSO4（2×10－8）的Ksp。

硫化物的Ksp很小［PbS(1×10－29)、FeS2（1×10－19）］，凡是只要有S2－离子的存在，一般情况都能形成黄铁矿、方铅矿等硫化物。

11.体系物理化学环境对水－岩化学作用的影响：①水溶液pH值的控制反应1）溶解酸性物质2）溶解碱性物质与岩石接触，通过矿物水解作用，K＋、Na+、Ca2+、Mg2+等离子进入水中，增高OH-浓度，水溶液向碱性变化.②介质pH值对元素迁移的控制规律1）金属氢氧化物沉淀的pH值，氢氧化物为碱性组分，在酸性溶液中溶解，在碱性增强时沉淀。

2）受介质pH值影响元素的迁移-沉淀规律③地球化学中的氧化－还原反应
12.风化过程中的水－岩化学作用:1、物理风化：温度变化、矿物岩石的膨胀和破裂等
2、化学风化：是指岩石和矿物在表生水、二氧化氧碳等作用下的分解过程，涉及岩石圈、大气圈、水圈和生物圈的相互作用以及元素的地球化学循环。

如方解石的溶解（无固体风化残余，所有的离子均溶解于溶液中）CaCO3＋2H+＝Ca2+＋H2O＋CO2（气体）长石的分解（粘土是常见的风化残余）：
2NaAlSi3O8（钠长石）＋2H+ + H2O＝Al2Si2O5(OH)4＋4SiO2＋2Na+
黄铁矿的溶解（形成溶解硫酸H2SO4）：
2FeS2 ＋5H2O＋15O2（气体）＝4H2SO4 ＋Fe2O3·H2O
包括（1）溶解作用（2）氧化作用（3）水解作用（4）离子交换作用
3、生物风化：植物根劈作用，动物活动等
第五章微量元素地球化学
1、微量元素：定义1：将各种地质体系中呈微量或痕量(<0.1wt%)的元素称为微量或痕量
元素。

定义2：构成物质的常量元素之外，用现代分析技术可以检测出的所有元素。

定义3：矿物中不记入分子式而在该矿物中存在的元素。

定义4：在所研究体系中的含量低到可以近似地用稀溶液定律描述其地球化学行为的元素。

2、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；
3、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
4、高场强元素：离子半径小的高电荷阳离子(离子电位>3.0)。

Zr，Hf，Nb，Ta，Th，U，Ti，REE。

5、低场强元素：离子半径大的低电荷阳离子(离子电位<3.0)。

又称大离子亲石元素。

K，Rb，Cs，Sr，Ba。

此组元素更活泼，特别在涉及流体相的体系中。

6、能斯特分配定律：在给定溶质、溶剂及温度和压力下，微量元素i在两相间的浓度比值为常数K D，它与温度和压力有关，与i的浓度无关(在一定浓度范围内)。

两相中的浓度比值就是能斯特分配系数（摩尔分配系数）。

7、δEu(或Eu/Eu*): 表示Eu 异常程度。

δEu ＝ Eu/Eu*＝
N
N Gd
Sm Eu )2(+ 8、δCe 或(Ce/Ce*) ：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。

δCe ＝ Ce/Ce*＝N
N
La Ce )2Pr
(+
7、亨利定律 - 稀溶液定律: 微量元素作为次要组分出现在体系中，可作为溶质对待。

在无限稀释的溶液中，溶质的活度ai 与溶质摩尔浓度Xi 成正比。

即：Xi →0时，有 a i =K h X i 。

式中: K h 为亨利常数，只受温度、压力影响，而与浓度无关。

8、影响分配系数的因素：
1）离子半径和离子电价
离子半径和离子电价对元素在矿物晶格中能否发生替换和替换程度起决定作用。

2）体系化学成分的影响
SiO2：决定岩浆的性质（酸性/基性）
酸性岩浆熔体结构与基性岩浆熔体结构的Si ∶O 分子比率不同。

3）温度对分配系数的影响
分配系数是温度的函数。

随温度升高分配系数减小。

温度效应在很大程度上取决于所考虑的元素和矿物相。

4）压力对分配系数的影响
分配系数随压力增加迅速增加
5）氧逸度对分配系数的影响
9、分配系数的应用：
1、定量了解共生矿物相中微量元素的分配行为
2、为研究岩浆、热液和古水体中元素浓度提供了途径
3、分析判断岩浆的结晶演化规律，判别其形成的源区性质和构造
4、为成矿分析提供依据
5、判断成岩和成矿过程的相平衡
6、微量元素分配系数温度计
结晶分异和部分熔融过程定量模型
稀土元素＝La 系＋Y
10、稀土元素分类
两分法:
(1)轻稀土(LREE)或铈族稀土，La 到Eu:原子序数小，质量小；
(2)重稀土(HREE)，Gd 到Lu ：原子序数大，质量大，有时把钇(Y)也列入HREE 。

Gd 到Lu+Y 为钇族稀土；
三分法:
轻稀土(LREE:La-Nd)，中稀土(MREE: Sm-Ho)和重稀土(HREE:Er-Lu).
11、稀土元素组成数据的表示 1、REE 组成模式图示（1）曾田彰正-科里尔(Masuda-Coryell)图解（2）用所研究体系的一部分作参考物质进行标准化
12、表征REE组成的参数(1) 稀土元素总量-∑REE(2) LREE/HREE(或∑Ce/∑Y) (3)(La/Yb)N、(La/Lu)N和(Ce/Yb)N (4) δEu(或Eu/Eu*) (5)δCe 或(Ce/Ce*)
13、REE模式的解释（ppt上的两个例子）
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.
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. 表明斜长石强烈富集Eu.
F.由漫长地质时期的火成岩和沉积岩反复分异后的页岩
IAB.岛弧玄武岩; MORB.大洋中脊玄武岩; CFB.大陆溢流拉斑玄武岩; HTB.夏威
夷拉斑玄武岩.板内玄武岩富集不相容元素.
第六章放射性同位素地球化学
半衰期：母体同位素原子半数发生衰变所经历的时间，并
用t1/2表示（t1/2=Ln2/λ），用以衡量放射性母体同位素发
生放射性衰变的相对快慢，衰变常数λ值愈小，半衰期愈
长，发生放射性衰变速率愈慢，核的寿命也愈长。

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。

模式年龄：一般认为来自地壳源的地质体其初始锶比
值平均为（87Sr/86Sr）0 = 0.712，
将给定值初始锶值及测定的值代入上式求出岩石或矿
物的年龄，此年龄称为模式年龄。

内部等时线：将全岩和该岩石中单矿物组合起来构成
全岩+矿物等时线，这种等时线称内部等时线。

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。