地球化学9ppt课件
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勘查地球化学1PPT课件
• 中的μ和σ，就得到一条拟合曲线，用该曲线与实 测的直方图相比较，看其符合程度，可以判断实 测分别是否服从正态分布，即分别形式检验。
• 只有服从正态分布的数据，才能使用数理统计的 方法。
• 常量元素分析结果服从正态分布，微量元素直方 图往往偏向高含量方向延伸，形成正向不对称分 布，但服从对数正态分布。
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5
• 二、元素在岩石圈中的分布量 • 1、克拉克值 • 元素在地壳中的平均分布量称为克拉克值，或丰度。 • 不同元素克拉克值的单位不一致； • 不同元素在地球各层圈的分配不一致； • 不同元素在不同岩石类型中的分配不一致； • 影响元素分布不均匀性因素：地质作用、元素本身。 • 2、浓度克拉克值 • 地质体中某元素的平均值与克拉克值的比值。 • 如果浓度克拉克值大于1，说明该元素在地质体中相对集
• 描述一组随机变量，最严格的办法就是求得这一组数据的
概率分布函数，即概率P与含量X的依赖关系：
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14
• 在化探数据处理时，从原始分析数据出发，首先 把含量分成间隔，然后统计落在各间隔内的样品
数(频数)，再除以样品总数(n)，求出频率，以频 率对间隔作图，就得出常用的直方图。
• 检验直方图是否呈正态分布，直方图是对密度函 数的一个近似表达。如果呈正态分布，则有正态
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• 六、元素迁移的影响因素
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带、存在形式以及物理化学参数（T、P、pH、Eh）等， 并用这些标志进行找矿的一门科学。
• 2、研究对象
• 1）地球化学异常；
• 2）如何在给定的自然和经济条件下，合理、有效地应用 勘查地球化学技术方法，达到预定的找矿目标或其他目的。
• 3、研究内容 • 1）地球化学异常的发育特征； • 2）地球化学异常形成机制； • 3）地球化学异常的观测技术； • 4）地球化学异常的评价方法。
地壳与地幔地球化学课件
原始地幔形成于地球增生时的最初的几百万年， 当Fe－Ni分异形成地核时，由留下的富Fe、Mg 的硅酸盐物质堆积形成的初始地幔称之为原始地 幔（PM：Primitive Mantle）
地壳与地幔地球化学
根据Vp及Vs波速分布，可将地幔分为三层，这是原始
地幔进一步分异演化的结果 1.上地幔：深度约从10km到400km，其质量约占地球 的10％，主要由橄榄石及辉石组成。根据地震剖面， 上地幔又可分为坚硬的外壳（岩石圈的下部）及下伏 的部分熔融的软流圈。上地幔的地质样品是由构造作 用如洋壳（蛇绿岩）仰冲或特殊的火山作用（如金伯 利岩和碱性玄武岩喷发）带至地表
Ringwood(1962) 提出可以用模式橄榄岩（3份橄榄 岩+1份玄武岩）代表整个地幔的成分（地幔岩Pyrolite）， 根据高温高压实验成果提出一个完整的橄榄岩相转变系列， 可以解释地幔中主要地震波（剪切波Shear 、压缩波 Pressure）两个不连续面性质，即将地幔划分为三个带（上 地幔、过渡带、下地幔） ，各带之间为等化学的相转变关系
地壳与地幔地球化学
2.过渡带：有时也作为上地幔的一部分。从400km到 670km深处，其质量占地球的7.5％。进入过渡带，P波 及S波的波速显著增加，岩石密度及导电性明显增长， 显示该层范围内地幔物质的性质发生明显改变。硅酸 盐的矿物结构产生相变，橄榄石在400km处矿物结构转 变为尖晶石结构；近700km时又从尖晶石结构转变为钙 钛矿结构
（交代）富集地幔 为经过地幔流体交代的地幔， 表现为相对于原始地幔明 显富碱、 LREE及 Rb、Sr、Ba 等地幔不相熔元素。有时还可能出现富铁的特征，Mg#指 数可低至 79。在矿物成分上，可出现富 K的矿物，如角闪石和金云母等。
地壳与地幔地球化学
地壳与地幔地球化学
根据Vp及Vs波速分布，可将地幔分为三层，这是原始
地幔进一步分异演化的结果 1.上地幔：深度约从10km到400km，其质量约占地球 的10％，主要由橄榄石及辉石组成。根据地震剖面， 上地幔又可分为坚硬的外壳（岩石圈的下部）及下伏 的部分熔融的软流圈。上地幔的地质样品是由构造作 用如洋壳（蛇绿岩）仰冲或特殊的火山作用（如金伯 利岩和碱性玄武岩喷发）带至地表
Ringwood(1962) 提出可以用模式橄榄岩（3份橄榄 岩+1份玄武岩）代表整个地幔的成分（地幔岩Pyrolite）， 根据高温高压实验成果提出一个完整的橄榄岩相转变系列， 可以解释地幔中主要地震波（剪切波Shear 、压缩波 Pressure）两个不连续面性质，即将地幔划分为三个带（上 地幔、过渡带、下地幔） ，各带之间为等化学的相转变关系
地壳与地幔地球化学
2.过渡带：有时也作为上地幔的一部分。从400km到 670km深处，其质量占地球的7.5％。进入过渡带，P波 及S波的波速显著增加，岩石密度及导电性明显增长， 显示该层范围内地幔物质的性质发生明显改变。硅酸 盐的矿物结构产生相变，橄榄石在400km处矿物结构转 变为尖晶石结构；近700km时又从尖晶石结构转变为钙 钛矿结构
（交代）富集地幔 为经过地幔流体交代的地幔， 表现为相对于原始地幔明 显富碱、 LREE及 Rb、Sr、Ba 等地幔不相熔元素。有时还可能出现富铁的特征，Mg#指 数可低至 79。在矿物成分上，可出现富 K的矿物，如角闪石和金云母等。
地壳与地幔地球化学
《主量元素地球化学》课件
现代阶段
现代科技的应用使得主量元素地 球化学研究更加深入和广泛，研 究领域不断拓展，研究方法和技 术也不断创新和完善。
02
主量元素在地壳中的分布 与迁移
主量元素在地壳中的分布规律
区域分布规律
主量元素在地壳中的分布呈现明显的区域性特征，受到地 球形成与演化历史、地质构造、岩浆活动等多种因素的影 响。
主量元素地球化学与环境科学的交叉研究
总结词
研究主量元素在环境中的迁移、转化和 归宿，以及它们对环境和生态系统的生 态效应。
VS
详细描述
环境科学主要关注地球上各种环境因素和 人类活动对环境的影响，而主量元素地球 化学则关注主量元素在环境中的迁移、转 化和归宿。通过交叉研究，可以更深入地 了解主量元素对环境和生态系统的生态效 应，为环境保护和治理提供科学依据。
主量元素地球化学在地质灾害预测中的应用
• 总结词：地质灾害预测是主量元素地球化学的一个重要应用方向，通过分析地质体中元素的异常变化，可以预 测地质灾害的发生。
• 详细描述：主量元素地球化学在地质灾害预测中具有重要的作用。许多地质灾害，如地震、火山喷发、滑坡等，都与地壳中元素的异常分布和活动有关。通过分析地质体中元素的丰度 、分布和活动性，可以预测地质灾害的发生。例如，在地壳板块边界，由于地壳应力作用，常常会发生地震和火山喷发。通过分析这些区域的地壳元素组成和活动性，可以预测地质灾 害的可能性和影响范围。此外，主量元素地球化学还可以用于研究地质演化过程，为地质学研究提供重要的理论依据。
熔融迁移
在高温条件下，地壳中的岩石发生熔 融，主量元素以熔融态的形式进行迁 移。
水溶迁移
主量元素可溶解于水溶液中，随着地 下水的流动而发生迁移。
岩浆作用迁移
《环境地球化学》PPT课件
• 研究人类活动对环境破坏和污染问题，并阐明污染规律及其 环境效应；
• 研究过去地球环境（特别是15万年以来）的演变历史以及环 境变化记录信息的提取；
• 研究碳、氧、氢、磷、硫及其它元素的全球地球化学和生物 地球化学循环；
• 研究农业环境介质中化学元素的分布、结合转化、迁移循环
对农业生产的影响。
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和社会科学的研究活动向环境污染领域延伸或扩展的结果。
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9
3)环境地球化学与全球环境变化研究：
时间：
二十世纪90年代以来。
特点：
环境地球化学的研究活动不仅包括地球化学环境与 植物、动物和人体健康，也包括人为活动释放入环境中 的污染物的地球化学，而且还包括了全球环境变化的地 球化学方面。环境地球化学的研究范畴实现了第三次扩 展或更新。
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12
1) 区域环境研究
• 区域环境分异研究 ;
区域环境地球化学分异特征是区划环境的重要基础。区域性环境规划是 发展区域环境中协调资源开发、发展经济和改善环境的纲领。编制区域环境 规划必须在环境目标和环境内容上与区域规划协调。
80年代初以区域环境综合研究为主，着重探索区域内环境物 质运移和净化关系。通过分析自然环境特征和承载能力，阐明了 环境区域的控制因素及净化功能，提出了环境保护分区，阐明了 环境污染过程及环境质量状况，提出了区域环境的对策建议。
• 研究个别元素和元素对的环境地球化学行为，亦即研究对人 类有益或有害元素以及生命元素的赋存规律、结合形态及其 对人类健康的影响；
• 研究区域环境地球化学特征，揭示与原生环境有关的地方性 疾病的发生原因，探讨人类长寿的环境地球化学因素；
• 研究原生地球环境及其演化因素的环境地球化学分类、元素 演化过程中能量的作用、元素环境背景值的确定、原生环境 质量评价以及人类活动对自然环境的影响和预测等；
地球化学ppt课件
19
水环境地球化学研究
2024/1/25
水体化学组成与性质
研究水体中各种溶解物质、胶体物质和悬浮物质的含量、分布和 变化规律，揭示水体的化学性质。
水体中污染物的迁移转化
分析水体中污染物的来源，研究其在水体中的迁移、转化和归宿， 为水污染防治提供依据。
水环境地球化学过程
探讨水体中化学物质的循环、转化和相互作用过程，以及这些过程 对水环境的影响。
可燃冰资源勘查
利用地球化学方法分析可燃冰赋存层位的岩石、 土壤等介质中的气体组成和同位素特征，揭示可 燃冰的成因和分布规律。
2024/1/25
16
环境资源评价中地球化学方法
1 2
环境质量评价
通过分析土壤、水、大气等环境介质中的元素和 化合物含量，评价环境质量状况及其对人类健康 的影响。
污染来源与迁移转化研究
灾害体地球化学特征分析
分析滑坡、泥石流等灾害体的物质组成、化学成分等地球化学特征 。
灾害预测和防治
结合地质环境地球化学评价和灾害体地球化学特征分析，进行滑坡 、泥石流等地质灾害的预测和防治。
26
人类活动对环境影响评价中地值 调查
调查评价区域的环境地球化学背景值 ，为环境影响评价提供依据。
研究地球化学异常的成因 机制，包括地震孕育过程 中的物理化学变化、地下 流体运移等。
异常时空演化规律
分析地球化学异常在时间 和空间上的演化规律，为 地震预测预报提供依据。
24
火山活动监测和预警中地球化学方法
火山气体监测
通过监测火山释放的气体 成分和含量变化，判断火 山活动的状态和趋势。
2024/1/25
2024/1/25
数据获取和处理
地球化学数据获取困难，处理和分析方法复杂，需要进一步提高 数据质量和处理效率。
水环境地球化学研究
2024/1/25
水体化学组成与性质
研究水体中各种溶解物质、胶体物质和悬浮物质的含量、分布和 变化规律，揭示水体的化学性质。
水体中污染物的迁移转化
分析水体中污染物的来源，研究其在水体中的迁移、转化和归宿， 为水污染防治提供依据。
水环境地球化学过程
探讨水体中化学物质的循环、转化和相互作用过程，以及这些过程 对水环境的影响。
可燃冰资源勘查
利用地球化学方法分析可燃冰赋存层位的岩石、 土壤等介质中的气体组成和同位素特征，揭示可 燃冰的成因和分布规律。
2024/1/25
16
环境资源评价中地球化学方法
1 2
环境质量评价
通过分析土壤、水、大气等环境介质中的元素和 化合物含量，评价环境质量状况及其对人类健康 的影响。
污染来源与迁移转化研究
灾害体地球化学特征分析
分析滑坡、泥石流等灾害体的物质组成、化学成分等地球化学特征 。
灾害预测和防治
结合地质环境地球化学评价和灾害体地球化学特征分析，进行滑坡 、泥石流等地质灾害的预测和防治。
26
人类活动对环境影响评价中地值 调查
调查评价区域的环境地球化学背景值 ，为环境影响评价提供依据。
研究地球化学异常的成因 机制，包括地震孕育过程 中的物理化学变化、地下 流体运移等。
异常时空演化规律
分析地球化学异常在时间 和空间上的演化规律，为 地震预测预报提供依据。
24
火山活动监测和预警中地球化学方法
火山气体监测
通过监测火山释放的气体 成分和含量变化，判断火 山活动的状态和趋势。
2024/1/25
2024/1/25
数据获取和处理
地球化学数据获取困难，处理和分析方法复杂，需要进一步提高 数据质量和处理效率。
高等地球化学《元素的迁移和分异规律》课件
三、水溶液中元素的迁移及分异作用 （一）水的性质
重要性：控制溶解度、熔点 性质：
O：3.5；H：2.1 高沸点（氢键） 高介电常数（81，偶极分子，溶剂）
南极之谜：冰下湖
（二）元素溶于水中的形式 1.气体分子在水中的溶解及存在形式 控制因素：偶极分子/非偶极分子
水性质的变化
气体在水中的溶解度（20℃，1大气压，L/L水）
（2）自然水溶解碱性物质（K、Na、Ca、Mg等） Mg2SiO4 + 4H2O <=> 2Mg2+ +4 OH- +H4SiO4 （3）自然水的中和作用
2 介质PH值对元素迁移的控制
（1）溶液PH值增大时，具碱性元素的化合物溶解度 降低,如： CaO + H2O <=> Ca2+ +2OH-
（2）溶液PH值降低时，具有酸性元素的化合物溶解 度降低,如： SiO2 + 2H2O <=> H4SiO4 <=> H++H3SiO4-
第四章 元素的迁移和分异 规律
目录
第一节 元素迁移与分异的概念及其的影响因素 第二节 在水溶液中元素的迁移与分异作用 第三节 在胶体过程中元素的迁移与分异作用 第四节 在岩浆中元素的迁移与分异作用 第五节 元素的迁移与分异其它方式和作用
第一节 元素迁移与分异的概念及其的 影响因素
一、元素迁移的定义和方式
第四节 在岩浆中元素的迁移与分异作用 （一）元素在岩浆熔体中的存在形式 1岩浆熔体的结构
地表岩浆
普通玻璃的结构
元素迁移和分异规律
2.熔体的聚合程度 与岩浆熔体有关的概念 （1）桥氧（BO）：连接两个硅-氧四面体的氧，表
地球化学课件第3章_微量元素地球化学
第三章微量元素地球化学近20年来微量元素地球化学，尤其是稀土元素地球化学得到了迅猛发展和广泛应用。
上世纪60年代之前，微量元素的研究主要是了解和查明微量元素在陨石、地球各圈层以及不同地质体中的分布、演化和迁移规律，研究对象为上部地壳。
60－80年代，开始利用微量元素作为示踪剂或指示剂研究成岩、成矿作用，例如进行岩石类型划分、原岩恢复、成岩成矿物质来源及其物理化学条件分析等。
20世纪90年代以来，微量元素地球化学进入定量模型和理论发展阶段，主要利用微量元素的特有的地球化学性质、结合热力学有关理论，建立微量元素地球化学模型，对成岩、成矿的熔融与结晶作用过程进行定量理论计算，使微量元素地球化学形成了独特的理论体系和研究方法。
实际上，微量元素地球化学是和现代分析技术的发展相伴生的，早期的分析仪器主要是光谱和X-衍射，随着电感耦合等离子发射光谱、中子活化、电子探针、离子探针以及同位素质谱稀释法的发展和应用，使得大量快速的精确的微区微粒的微量元素测定成为可能。
目前，微量元素研究涉及地球化学和地质学的一切领域，大至地球和天体的形成和演化、小至矿物晶格中的元素分配。
同时，微量元素与同位素的结合，可以更加准确全面地理解地质、地球化学过程，所以说，微量元素地球化学的应用和发展有助于各项地质研究，包括油气地质研究。
第一节微量元素的概念和类型一、微量元素的概念微量元素(trace element)，又称痕量元素，目前未有统一认可的严格定义。
习惯上把研究体系(矿物岩石等)中元素含1%的量大于称为主要元素或常量元素(major，common element)，把含量在1%-0.1%称为次要元素(minor，subordinate element)，而把含量小于0.1%称之为微量元素。
有人也把次要元素当作微量元素的。
这取决于研究者的兴趣和研究目的。
有人认为，在地壳中除O、Si、Al、Fe等几个丰度最大的元素外，其余均可称为微量元素。
应用地球化学.ppt
2. 生态地球化学调查相关理论
2．1．生态地球化学调查理论基础 2．1．1．地球表层、具生物效应的元素对生态系统存在控制与 影响作用
生态效应的表现之一，是元素在人体中的分布对健康的 影响，上表中标记为浅色的元素是对健康的必须元素；深 色的是有毒元素，而有些元素具双重性；生态地球化学调 查的元素主要局限于这些有生态效应的元素。
国土资源部目前正组织开展多目标地球化学调查，而生态 地球化学调查是其中的一部分，相关人员实际已在开展生 态地球化学工作，有不少的实际工作积累和认识积累，并 有理论和方法上的探讨（如奚小环“关于区域生态地球化 学评价若干意见”、杨忠芳的“多目标地球化学调查”、 湖南地质调查研究院的“洞庭湖区多目标生态地球化学调 查中的第四纪地质工作方法”等发言、报告等），相信大 家对他们的思想观点都已有认识，在此不再赘述；现将一 些通过阅读文献和实际工作形成的一些自己不成熟的认识 向大家作一介绍，由于这些认识完全是自我认识，虽有思 路较新的特点，同时也不成熟之弊病，请多提意见。
生态地球化学调查的理论及方法：生态地球化学 学科的定位决定了指导和开展生态地球化学调查的 理论和方法为生态学理论、地球化学理论以及二者 交叉融合可能形成的真正属于生态地球化学的理论 和方法，目前人们在开展生态地球化学调查时主要 借鉴的是地球化学理论与方法，而系统的生态地球 化学理论和方法还在人们的探索和形成过程中。
2．1．2．具生物效应的元素在地球表层分布、生态系 统均有时空上的差异性（不均一性）以及相互间的联系性 ，这种差异性的存在才使得开展生态地球化学调查具有必 要性，而联系性使调查发现规律成为可能。
如图2.1,2.2,2.3表现元素的空间分布的不均匀与不同生 态系统间的对应性（Dissanayake et al., 2019）。
地球化学课件5
Ds/ltr-cr实质上是理想溶液中tr和cr之间的平衡
置换常数 例如，在K[AlSi3O8]＋Rb= Rb[AlSi3O8]＋K 的反应中，Rb(tr)置换钾长石中的K(cr)。该反 应的平衡常数为产物的活度积除以反应物的活度 积。如果将[AlSi3O8]简写为 A ，该反应的平衡置 换 常 数 为 ： K = a strAa lcr / a scrA a ltr …… (5)
拉乌尔定律和亨利定律的区别
为什么拉乌尔定律中的比例常数与溶质无关， 而亨利定律中的比例常数却与溶质及溶剂都有 关呢？这是由于稀溶液的溶质浓度很小，对溶 剂分子来说，其周围几乎都是溶剂分子，其活 动很少受到溶质分子的影响，所以拉乌尔定律 中的比例常数只由溶剂的性质就基本可以确定 。而对于稀溶液的溶质分子来说，它的周围几 乎全是溶剂分子，所以亨利定律中的比例常数 不能单独由溶质性质决定，而必须由溶质和溶 剂二者共同决定。
一、微量元素地球化学的基本理论
(2)理想溶液 Ideal Solution
在理想溶液中，具有相同粒子体积
和晶格键力的组份混合不造成体系分子能态
和体积的任何变化。在这种情况下，体系在
混合过程既不吸热也不放热，因此，在理想
状态下混合组份的活度（ ai ）等于它们的浓
度：
a = X
1
亨利定律 Henry’s law
P i = P i0 X i
一、微量元素地球化学的基本理论
式中Pi为组份i在Xi浓度时的蒸汽分压 ，Pi0为纯组份i在相同温度下的饱和蒸汽压。 该实验规律称为拉乌尔定律。
性质十分相近的组份混合组成的溶 液往往在整个浓度范围内都符合这一规 律,这类溶液称为理想溶液。不符合拉乌 尔定律的溶液则称为非理想溶液。
置换常数 例如，在K[AlSi3O8]＋Rb= Rb[AlSi3O8]＋K 的反应中，Rb(tr)置换钾长石中的K(cr)。该反 应的平衡常数为产物的活度积除以反应物的活度 积。如果将[AlSi3O8]简写为 A ，该反应的平衡置 换 常 数 为 ： K = a strAa lcr / a scrA a ltr …… (5)
拉乌尔定律和亨利定律的区别
为什么拉乌尔定律中的比例常数与溶质无关， 而亨利定律中的比例常数却与溶质及溶剂都有 关呢？这是由于稀溶液的溶质浓度很小，对溶 剂分子来说，其周围几乎都是溶剂分子，其活 动很少受到溶质分子的影响，所以拉乌尔定律 中的比例常数只由溶剂的性质就基本可以确定 。而对于稀溶液的溶质分子来说，它的周围几 乎全是溶剂分子，所以亨利定律中的比例常数 不能单独由溶质性质决定，而必须由溶质和溶 剂二者共同决定。
一、微量元素地球化学的基本理论
(2)理想溶液 Ideal Solution
在理想溶液中，具有相同粒子体积
和晶格键力的组份混合不造成体系分子能态
和体积的任何变化。在这种情况下，体系在
混合过程既不吸热也不放热，因此，在理想
状态下混合组份的活度（ ai ）等于它们的浓
度：
a = X
1
亨利定律 Henry’s law
P i = P i0 X i
一、微量元素地球化学的基本理论
式中Pi为组份i在Xi浓度时的蒸汽分压 ，Pi0为纯组份i在相同温度下的饱和蒸汽压。 该实验规律称为拉乌尔定律。
性质十分相近的组份混合组成的溶 液往往在整个浓度范围内都符合这一规 律,这类溶液称为理想溶液。不符合拉乌 尔定律的溶液则称为非理想溶液。
第12章-2-生物地球化学循环PPT优秀课件
HNO2 H NO2
NO2
1 2O2
NO3
75.24kJຫໍສະໝຸດ 31（4）氨化过程
C 2 N H 2 C H O 1 1 2 O O 2 2 C H 2 O H 2 O N 3 H 7k 3J5
32
（5）反硝化作用 硝酸盐在缺氧和有葡萄糖的条件下被真菌和假
单胞细菌还原回到大气圈中，完成氮的大循环。
29
（8）碳循环与温室效应加剧的调控 温室气体减排 植树造林 增加陆地区域的水体面积
30
3. 氮循环
（1）氮的主要贮存库：大气圈和生物圈
（2）生物固氮过程：与豆科植物具有共生关系 的的细菌和根瘤菌等。
N2 2N 2N3H2 2NH3
（3）硝化过程
NH3 112O2 HNO2 H2O689.7kJ
纬向地带性（热量地带性） 干湿地带性（水分地带性） 垂直地带性分布
10
（四）营养结构 1. 概念：非生物环境与生物群落之间和生产者、
消费者与分解者之间，通过营养或食物传递形 成的一种组织形式。 2. 食物链：不同生物之间类似链条式的食物依存 关系，食物链上的每一个环节称为营养级。 活食食物链、腐食食物链 食物的非专一性 3. 食物网：食物链相互交叉，形成复杂的摄食关 系网。 一个生态系统的食物网结构愈复杂，该系统的 稳定性程度愈大。
低熵的。
13
2. 呼吸作用：绿色植物中的有机物质被氧化，释 放出CO2、H2O和热能的过程。 呼吸作用是光合过程的逆过程； 呼吸作用是一个放能反应和熵增加过程。
14
（二）初级生产与次级生产 1.初级生产：绿色植物通过光合作用，吸收和固定
太阳能，将无机物转化成有机物的生产过程； 净初级生产量：总初级生产量减去植物因呼吸作
表生地球化学作用及元素的地球化学ppt课件.ppt
从使用情况来看，闭胸式的使用比较 广泛。 敞开式 盾构之 中有挤 压式盾 构、全 部敞开 式盾构 ，但在 近些年 的城市 地下工 程施工 中已很 少使用 ，在此 不再说 明。
（2）反映第四纪气候及环境的变迁。对地区 以及更大的范围内的气候变化进行预测。
表生地球化学作用及元素的地 球化学行为
概念 表生风化及成岩作用 沉积地球化学作用 岩溶地球化学作用 冰川地球化学作用 微生物地球化学作用 稀土元素的地球化学行为
从使用情况来看，闭胸式的使用比较 广泛。 敞开式 盾构之 中有挤 压式盾 构、全 部敞开 式盾构 ，但在 近些年 的城市 地下工 程施工 中已很 少使用 ，在此 不再说 明。
从使用情况来看，闭胸式的使用比较 广泛。 敞开式 盾构之 中有挤 压式盾 构、全 部敞开 式盾构 ，但在 近些年 的城市 地下工 程施工 中已很 少使用 ，在此 不再说 明。
表生地球化学作用的概念
表生环境是一个在太阳能和重力能驱使下，以内生过 程所提供的岩石、矿石为原料，固相、液相、气相共 同存在，物理、化学、生物一起作用的一个巨大的多 组分的动力学体系。
从使用情况来看，闭胸式的使用比较 广泛。 敞开式 盾构之 中有挤 压式盾 构、全 部敞开 式盾构 ，但在 近些年 的城市 地下工 程施工 中已很 少使用 ，在此 不再说 明。
表生地球化学作用及元素的地 球化学行为
概念 表生风化及成岩作用 岩溶地球化学作用 冰川地球化学作用 微生物地球化学作用 稀土元素的地球化学行为
从使用情况来看，闭胸式的使用比较 广泛。 敞开式 盾构之 中有挤 压式盾 构、全 部敞开 式盾构 ，但在 近些年 的城市 地下工 程施工 中已很 少使用 ，在此 不再说 明。
岩溶地球化学作用
碳-水-钙循环构成的岩溶动力过程驱动岩溶环 境的元素迁移,并制约元素迁移的质和量。在弱 岩溶动力作用下,可溶性元素迁移,难溶元素在 环境中相对富集;在强岩溶作用条件下,岩石的 碳酸盐成分迅速溶解并以很高的浓度迁移,难溶 的Fe、Si、Al、P、Mn元素在岩溶水中也有一 定的含量,因此元素迁移对岩溶动力条件具有敏 感性。碳酸盐岩背景的元素迁移造成富钙的环 境,由此影响其它元素的迁移,但岩石中元素的 高背景值仍可促进生态环境中该类元素的富集。
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生物壳体的δ13C主要受极其复杂的生命 效应所控制，物理的因素占相当次要的地位。
环境地球化学
第12页
第五节:碳酸盐研究与全球变化
全球不同碳储存库的碳同位素：
大气中CO2 含碳0.000069×1016t，δ13C
为-7‰； 大洋水体中溶解的CO2
含碳 0.004×1016t，δ13C为 0‰； 碳酸盐沉积层
环境地球化学
第4页
第五节:碳酸盐研究与全球变化
4氧同位素应用
（l）查明地质时期海水古温度的变化趋势
通过生物氧同位素研究法确定了自晚白垩纪（约 7000万年前）以来全球气候有逐渐变冷的趋势。
Emiliani（1954）根据底栖有孔虫δ180值逐渐递增 的趋势，确定了自白垩纪以来，全球大洋深水平均温度 曾从13oC逐渐下降到目前的2oC左右。
环境地球化学
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第五节:碳酸盐研究与全球变化
3．生命效应对壳体δ 180值的影响
生物在造壳过程中所吸取的氧同位素组分还受到生 物自身的生长速率、新陈代谢、光合作用等多种生命效 应的影响与干扰，即所谓“生物个体的分馏作用”。
只有当生物体内δ180值与海水的氧同位素达到平衡， 才可有效指示古海洋环境。有孔虫与软体动物壳体的 δ180值与海水基本保持平衡，因此常用来指示古海洋 环境。
含碳 7×1016t，δ13C为0‰； 沉积物中的有机质
含碳 2×1016t，δ13C约为25‰； 地球内部原生碳
含碳9×1016t，δ13C为-5.5‰
环境地球化学
碳同位素在天然物质中的分配（以δ13C ） C：还原碳；CO2：氧化碳
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第五节:碳酸盐研究与全球变化
海水与无机碳酸盐中的δ13C值均为0‰， 因此当碳酸盐从海水中沉淀出来时，不会影 响到海水原先的碳同位素值，即基本上不会 引起碳同位素的分馏作用。但当有机物质从 海水中析出时，由于两者相差悬殊，必然明 显地影响到海水中的δ13C值。
第五节:碳酸盐研究与全球变化
一、海相碳酸盐研究与全球变化 （－）氧同位素 古海洋学研究中，一般都用碳酸盐中的氧 同位素成分来研究古温度、古气候、古盐度 等环境要素。
环境地球化学
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第五节:碳酸盐研究与全球变化
1．海水温度对δ18O的影响
碳酸钙从水溶液中沉淀出来进入生物壳体时，相互间发 生同位素交换反应，反应方程为：
环境地球化学
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第五节:碳酸盐研究与全球变化
第三纪时期低纬度地区的垂直温度梯度变化图
环境地球化学
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第五节:碳酸盐研究与全球变化
环境地球化学
早上新世平均的δ018值与深水的标绘图
误差栅线代表±1标准偏差，编号为站位号
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第五节:碳酸盐研究与全球变化
（二）碳同位素
1.自然界碳同位素的分布及其在生物中的分馏 作用
环境地球化学
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第五节:碳酸盐研究与全球变化
地球表面碳同位素的分馏作用主要是由植物的光合 作用引起。
海生和陆生植物碳同位素效应是明显不同的。这是 因为海水与大气交换过程中，趋于更多地逸散12C至大 气中，致使大气中CO2的δ13C值明显偏低。而在光合作 用物过 体程内中的，δ陆13C生亦植明物显主偏要轻是，提通取常大为气-2中3‰的～CO-23，5‰因；此而植 海生植物则是从海水中游离的CO2、CO3-2、重碳酸根中 萃取碳元素，相对来说海水含12C少，因而δ13C稍高， 其变化幅度从-17‰～-30‰。其中，在水温小于 10oC 的情况下，其δ13C值有随温度下降而更偏负的趋势， 但在10oC以上时，其δ13C限于-17‰～-22‰，且不随温 度而变化。因此，可以根据有机质的δ13C值的差异作 为判别海、陆相的一项指标。
环境地球化学
南 大 西 洋 中 纬 度 表 层 水 温
南 大 西 洋 深 部 水 温
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第五节:碳酸盐研究与全球变化
（2）揭示全球气候周期变化的趋势
经过修改综合的布容期古温度曲线
曲线特征显示：在70万年期间，清晰地显示出波长大体相 同、近十万年的周期变化；同时，δ180值的振幅十分相近， 具有相近的极大值与极小值。
环境地球化学
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第五节:碳酸盐研究与全球变化
2.海水同位素组分对δ18O的影响—冰期效应与盐度效应
壳体同位素组分不仅受到海水温度的制约，而且还受到海水本身 同位素组分背景值的影响。但从总体上来说，在开放性的大洋环 境中，由于大洋环境的搅混与调节作用，盐度的变动极微，引起 同位素组分的变动甚小（仅1‰的幅度），因而不是主要的影响因 素。
由于在任何时候、任何地区，底栖有孔虫氧同位素 温度始终低于浮游有孔虫的氧同位素温度，表明大洋的 底层水系由高纬地区的表层水下沉扩散而来，所以，从 新生代底层水的这种变冷趋势可以推出高纬地区的表层 水以致大气圈也存在着逐渐变冷的趋势。
环境地球化学
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第五节:碳酸盐研究与全球变化
南
北 半 球
极 冰 盖
1/3CaCO316＋H2O18＝1/3CaC0318＋H2O16 当反应达到平衡时，其平衡常数与温度间有确定的关系， 即碳酸钙的氧同位素组成是温度的函数。温度升高时，相对 较轻的16O由于有较高的活性，易于迁移，在同位素交换反 应中将优先被吸收进生物壳体内，致使18O含量相对减少， δ180值随温度的上升而下降。 最适用于有孔虫同位素分析的关系式： t＝16.9－4.4(δs－δw)＋0.10(δs－δw)2 式中，δs：壳体中氧同位素值，δw：水体的氧同位素值环 Nhomakorabea地球化学
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第五节:碳酸盐研究与全球变化
（3）建立大洋水柱的垂直温度梯度剖面
原理：
基于古代灭绝的浮游有孔虫也有类似于现生种那样的 分层生活的习性，利用生活在不同水深处的浮游有孔虫以 及栖息在不同洋底深度的底栖有孔虫进行系统的氧同位素 测定，从而重塑大洋某一时段自下而上温度结构的垂向剖 面，以了解古大洋水文结构中十分重要的古温跃层的深度 以及温度变化的梯度 。
南极海冰 大量形成
冰形
盖成
形
成
底栖有孔虫的氧 同位素测定值反 映新生代以来有 阶梯状逐渐变冷 的总趋势。
过去7000万年来，大洋深水（底栖有孔虫）氧同位素测定值 （标定的增量单位为1Ma ）
环境地球化学
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第五节:碳酸盐研究与全球变化
太 平 洋 低 纬 度 表 层 水 温
据δ180值作出的7000万年以来大洋水温变化图
冰期效应，在地质历史时期中可以造成大洋水体同位素成分的明 显变动。当δ18O值向正值偏移时，意味着冰期的到来，向负值偏 移代表着向间冰期的转化。这种冰期效应可以通过生物壳体在大 洋地层中留下明显的记录。
目前一般认为，当以 PDB为标准时，底水温度变化1oC时，相对于 δ180值0.26‰的变化；而δ180值0.1‰的变化相对于盐度0.2‰的 变化或间冰期海平面10m的变化。同位素测温的误差约在±0.1‰ 的范围内，对应于±0.5oC的温度变化。
环境地球化学
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第五节:碳酸盐研究与全球变化
全球不同碳储存库的碳同位素：
大气中CO2 含碳0.000069×1016t，δ13C
为-7‰； 大洋水体中溶解的CO2
含碳 0.004×1016t，δ13C为 0‰； 碳酸盐沉积层
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第五节:碳酸盐研究与全球变化
4氧同位素应用
（l）查明地质时期海水古温度的变化趋势
通过生物氧同位素研究法确定了自晚白垩纪（约 7000万年前）以来全球气候有逐渐变冷的趋势。
Emiliani（1954）根据底栖有孔虫δ180值逐渐递增 的趋势，确定了自白垩纪以来，全球大洋深水平均温度 曾从13oC逐渐下降到目前的2oC左右。
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第五节:碳酸盐研究与全球变化
3．生命效应对壳体δ 180值的影响
生物在造壳过程中所吸取的氧同位素组分还受到生 物自身的生长速率、新陈代谢、光合作用等多种生命效 应的影响与干扰，即所谓“生物个体的分馏作用”。
只有当生物体内δ180值与海水的氧同位素达到平衡， 才可有效指示古海洋环境。有孔虫与软体动物壳体的 δ180值与海水基本保持平衡，因此常用来指示古海洋 环境。
含碳 7×1016t，δ13C为0‰； 沉积物中的有机质
含碳 2×1016t，δ13C约为25‰； 地球内部原生碳
含碳9×1016t，δ13C为-5.5‰
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碳同位素在天然物质中的分配（以δ13C ） C：还原碳；CO2：氧化碳
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第五节:碳酸盐研究与全球变化
海水与无机碳酸盐中的δ13C值均为0‰， 因此当碳酸盐从海水中沉淀出来时，不会影 响到海水原先的碳同位素值，即基本上不会 引起碳同位素的分馏作用。但当有机物质从 海水中析出时，由于两者相差悬殊，必然明 显地影响到海水中的δ13C值。
第五节:碳酸盐研究与全球变化
一、海相碳酸盐研究与全球变化 （－）氧同位素 古海洋学研究中，一般都用碳酸盐中的氧 同位素成分来研究古温度、古气候、古盐度 等环境要素。
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第五节:碳酸盐研究与全球变化
1．海水温度对δ18O的影响
碳酸钙从水溶液中沉淀出来进入生物壳体时，相互间发 生同位素交换反应，反应方程为：
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第五节:碳酸盐研究与全球变化
第三纪时期低纬度地区的垂直温度梯度变化图
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第10页
第五节:碳酸盐研究与全球变化
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早上新世平均的δ018值与深水的标绘图
误差栅线代表±1标准偏差，编号为站位号
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（二）碳同位素
1.自然界碳同位素的分布及其在生物中的分馏 作用
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地球表面碳同位素的分馏作用主要是由植物的光合 作用引起。
海生和陆生植物碳同位素效应是明显不同的。这是 因为海水与大气交换过程中，趋于更多地逸散12C至大 气中，致使大气中CO2的δ13C值明显偏低。而在光合作 用物过 体程内中的，δ陆13C生亦植明物显主偏要轻是，提通取常大为气-2中3‰的～CO-23，5‰因；此而植 海生植物则是从海水中游离的CO2、CO3-2、重碳酸根中 萃取碳元素，相对来说海水含12C少，因而δ13C稍高， 其变化幅度从-17‰～-30‰。其中，在水温小于 10oC 的情况下，其δ13C值有随温度下降而更偏负的趋势， 但在10oC以上时，其δ13C限于-17‰～-22‰，且不随温 度而变化。因此，可以根据有机质的δ13C值的差异作 为判别海、陆相的一项指标。
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南 大 西 洋 中 纬 度 表 层 水 温
南 大 西 洋 深 部 水 温
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第五节:碳酸盐研究与全球变化
（2）揭示全球气候周期变化的趋势
经过修改综合的布容期古温度曲线
曲线特征显示：在70万年期间，清晰地显示出波长大体相 同、近十万年的周期变化；同时，δ180值的振幅十分相近， 具有相近的极大值与极小值。
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第五节:碳酸盐研究与全球变化
2.海水同位素组分对δ18O的影响—冰期效应与盐度效应
壳体同位素组分不仅受到海水温度的制约，而且还受到海水本身 同位素组分背景值的影响。但从总体上来说，在开放性的大洋环 境中，由于大洋环境的搅混与调节作用，盐度的变动极微，引起 同位素组分的变动甚小（仅1‰的幅度），因而不是主要的影响因 素。
由于在任何时候、任何地区，底栖有孔虫氧同位素 温度始终低于浮游有孔虫的氧同位素温度，表明大洋的 底层水系由高纬地区的表层水下沉扩散而来，所以，从 新生代底层水的这种变冷趋势可以推出高纬地区的表层 水以致大气圈也存在着逐渐变冷的趋势。
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第五节:碳酸盐研究与全球变化
南
北 半 球
极 冰 盖
1/3CaCO316＋H2O18＝1/3CaC0318＋H2O16 当反应达到平衡时，其平衡常数与温度间有确定的关系， 即碳酸钙的氧同位素组成是温度的函数。温度升高时，相对 较轻的16O由于有较高的活性，易于迁移，在同位素交换反 应中将优先被吸收进生物壳体内，致使18O含量相对减少， δ180值随温度的上升而下降。 最适用于有孔虫同位素分析的关系式： t＝16.9－4.4(δs－δw)＋0.10(δs－δw)2 式中，δs：壳体中氧同位素值，δw：水体的氧同位素值环 Nhomakorabea地球化学
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（3）建立大洋水柱的垂直温度梯度剖面
原理：
基于古代灭绝的浮游有孔虫也有类似于现生种那样的 分层生活的习性，利用生活在不同水深处的浮游有孔虫以 及栖息在不同洋底深度的底栖有孔虫进行系统的氧同位素 测定，从而重塑大洋某一时段自下而上温度结构的垂向剖 面，以了解古大洋水文结构中十分重要的古温跃层的深度 以及温度变化的梯度 。
南极海冰 大量形成
冰形
盖成
形
成
底栖有孔虫的氧 同位素测定值反 映新生代以来有 阶梯状逐渐变冷 的总趋势。
过去7000万年来，大洋深水（底栖有孔虫）氧同位素测定值 （标定的增量单位为1Ma ）
环境地球化学
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第五节:碳酸盐研究与全球变化
太 平 洋 低 纬 度 表 层 水 温
据δ180值作出的7000万年以来大洋水温变化图
冰期效应，在地质历史时期中可以造成大洋水体同位素成分的明 显变动。当δ18O值向正值偏移时，意味着冰期的到来，向负值偏 移代表着向间冰期的转化。这种冰期效应可以通过生物壳体在大 洋地层中留下明显的记录。
目前一般认为，当以 PDB为标准时，底水温度变化1oC时，相对于 δ180值0.26‰的变化；而δ180值0.1‰的变化相对于盐度0.2‰的 变化或间冰期海平面10m的变化。同位素测温的误差约在±0.1‰ 的范围内，对应于±0.5oC的温度变化。