第四章 化学地球动力学及深部过程地球化学示踪
地球化学课件5
元素在地壳中的分布
阐述元素在地壳中的丰度、分布特征及其与地质构造、岩石类型 等因素的关系。
元素在地球各圈层中的迁移
分析元素在大气圈、水圈、生物圈和岩石圈之间的迁移途径和影响 因素。
元素迁移的地球化学过程
探讨元素迁移的主要地球化学过程，如溶解、沉淀、吸附、解吸、 氧化、还原等。
Hale Waihona Puke 元素存在形式及转化机制利用放射性同位素衰变规 律测定地质体年龄。
稳定同位素年代学
利用稳定同位素分馏原理 研究古气候、古环境等。
应用实例
测定岩石、矿物、化石等 地质体年龄，研究地球历 史与演化；分析古气候、 古环境变化，揭示地球环
境演变规律。
同位素示踪技术在环境科学中应用
大气环境示踪
利用同位素技术研究大气污染物的来源、 迁移转化和归宿。
运用色谱法、质谱法等有机分析技术，研 究样品中有机质的组成、结构和地球化学 行为。
数据处理与解释方法
第一季度
第二季度
第三季度
第四季度
数据整理与统计
对实验数据进行整理、 分类和统计，计算元素 的平均值、标准差、变 异系数等统计参数，了 解元素的空间分布和变 化特征。
数据可视化
利用GIS技术、地球化 学图件编制等方法，将 实验数据以图形、图像 等形式展现出来，直观 地反映元素的空间分布 规律和地球化学异常。
实验室分析测试技术
样品前处理
元素含量测定
对采集的样品进行破碎、研磨、过筛等前 处理，以满足不同测试方法的要求。
采用原子吸收光谱法、原子荧光光谱法、 电感耦合等离子体发射光谱法等方法，准 确测定样品中元素的含量。
同位素分析
有机地球化学分析
利用质谱法、中子活化法等手段，测定样 品中同位素的组成和比值，为地球化学示 踪和年代学研究提供重要依据。
中国地质大学 2012春地球化学课件 第4章3REE
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). 尽管REE化学行为相似， 还是能通过某些成岩和 成矿过程发生彼此分离。这是因电子构型对它们 离子价态和半径施加影响的结果，也与REE在造 岩矿物配位多面体类型众多和大小变化有关。
A negative Eu anomaly is typical of many continental rocks, as well as most sediments and seawater. The Eu anomaly probably arises because many crustal rocks of granitic and granodioritic composition were produced by intracrustal partial melting. The residues of those melts were rich in plagioclase, hence retaining somewhat more of the Eu in the lower crust,and creating a complimentary Eudepleted upper crust. Sediments and seawater inherit this Eu anomaly from their source rocks in the upper continental crust.
《地球化学》章节笔记
《地球化学》章节笔记第一章：导论一、地球化学概述1. 地球化学的定义：地球化学是应用化学原理和方法，研究地球及其组成部分的化学组成、化学性质、化学作用和化学演化规律的学科。
它是地质学的一个分支，同时与物理学、生物学、大气科学等多个学科有着密切的联系。
2. 地球化学的研究对象：- 地球的固体部分，包括岩石、矿物、土壤等；- 地球的流体部分，包括大气、水体、地下水等；- 地球生物体，包括植物、动物、微生物等；- 地球内部，包括地壳、地幔、地核等。
3. 地球化学的研究内容：- 地球物质的化学组成及其时空变化；- 地球内部和外部的化学过程；- 元素的迁移、富集和分散规律；- 地球化学循环及其与生物圈的相互作用；- 地球化学在资源、环境、生态等领域的应用。
二、地球化学的研究方法与意义1. 地球化学的研究方法：- 野外调查与采样：包括地质填图、钻孔、槽探、岩心采样等；- 实验室分析：包括光学显微镜观察、X射线衍射、电子探针、电感耦合等离子体质谱（ICP-MS）、原子吸收光谱（AAS）等；- 地球化学数据处理：包括统计学分析、多元回归、聚类分析等；- 地球化学模型：建立地球化学过程的理论模型和数值模型；- 同位素示踪：利用稳定同位素和放射性同位素研究地球化学过程。
2. 地球化学研究的意义：- 揭示地球的形成和演化历史；- 了解地球内部结构、成分和动力学过程；- 探索矿产资源的形成机制和分布规律；- 评估和治理环境污染问题；- 理解地球生物圈的化学循环和生态平衡；- 为可持续发展提供科学依据。
三、地球化学的发展历程与现状1. 地球化学的发展历程：- 起源阶段：19世纪初，地质学家开始关注矿物的化学组成；- 形成阶段：19世纪末至20世纪初，维克托·戈尔德施密特等科学家奠定了地球化学的基础；- 发展阶段：20世纪中叶，地球化学在理论、方法、应用等方面取得显著进展；- 现代阶段：20世纪末至今，地球化学与分子生物学、环境科学等学科交叉，形成新的研究领域。
地球化学ppt课件
地球及其子系统中的化学元素、同位素及其化合物，以 及它们之间的相互作用和演化关系。
地球化学元素与同位素
01 元素
自然界中由相同核电荷数（质子数）的原子组成 的单质或化合物。
02 同位素
具有相同质子数和不同中子数的同一元素的不同 原子。
03 元素与同位素在地球化学中的应用
通过元素与同位素的分布、分配、迁移和转化研 究地球各圈层之间的相互作用和演化关系。
05
地球化学在灾害防治中应用
地震预测预报中地球化学方法
01
02
03
地球化学异常识别
通过监测地震前后地下水 中化学成分的变化，识别 与地震有关的地球化学异 常。
异常成因分析
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。
油气资源勘查中地球化学方法
油气地球化学勘探
通过分析地表土壤、岩石、水等介质 中烃类气体和轻烃等油气相关化合物 的含量和分布特征，推断地下油气藏 的存在和分布范围。
油气成因与演化研究
油气资源评价
综合地球化学、地质、地球物理等多 学科信息，对油气资源潜力进行评价 和预测。
利用地球化学方法分析油气成因类型、 成熟度、运移路径等，揭示油气藏的 形成和演化过程。
元素及同位素分析技术
元素分析
利用光谱、质谱等分析技术，对样品中的元素含量进行测定。常用的元素分析方法包括原子吸 收光谱法、电感耦合等离子体发射光谱法等。
同位素分析
通过测定样品中同位素的丰度比，研究地球化学过程和物质来源。同位素分析方法包括质谱法、 中子活化法等。
化学地球动力学课本检索
第一章，化学地球动力学：从同位素到板块构造一，主要研究内容和特点：（1）二，主要研究进展：1，地幔的化学结构（3）2，地幔的化学不均一性（5）3，地球的盒子模式（5）4，大陆增生（6）5，壳-幔相互作用（7）三，地球动力学循环：1，热点和地幔柱（8）2，俯冲（8）3，加热（9）4，大陆岩石圈（10）四，铍同位素示踪板块俯冲：（10）五，结语：（12）第二章，壳-幔深部过程化学地球动力学与大陆岩石圈研究一，固体地球科学发展历史的回顾：1，国际岩石圈计划：板块构造理论发展的必然（15）2，大陆岩石圈的挑战：板块构造理论的辉煌和困境（16）3，大陆动力学和化学地球动力学（16）4，壳-幔深部过程化学动力学研究的意义（17）二，深部壳-幔过程的研究对象：1，深部地壳两种代表性样品：麻粒岩相高级变质地体和麻粒岩捕掳体（17）2，火成岩中幔源捕掳体（18）3，幔源成因火成岩（19）三，深部壳-幔过程的地球化学制约：1，地球化学制约研究的特点和意义：多维制约研究（19）2，地球化学过程制约：过程制约、源区制约、条件制约（20）3，源区制约（21）4，模式年龄（21）5，质量平衡与表观混合作用（22）6，年代学制约和条件制约（22）四，地幔柱与岩石圈演化：1，地幔对流与地幔柱（23）2，从地幔柱到超级地幔柱和大型火成岩省（23）3，地幔柱构造（24）4，地幔柱与非威尔逊旋回：MOMO模式（24）5，地幔柱学说展望（25）五，壳-幔过程动力学研究的新方向：由壳论幔：1，花岗岩类成因与构造背景（25）2，广义地壳存留年龄（Tgc）与岩石源区省研究（26）六，结语：（27）第三章，地球的块体化学不均一性与地球动力学一，不同块体化学不均一性的地球化学证据：1，地幔的主要端元组分：HU,NHRL,DUPAL（31）2，铅同位素的壳-幔耦合性同步变化（31）3，不同块体钕模式年龄的显著性差异（33）4，主元素含量差异的显著性证据（35）5，微量元素丰度与比值的显著性差异（36）二，地球化学边界及其与构造边界及地球物理场的关系：1，中国大陆主要地球化学边界和块体归属性（37）2，全球地球化学边界及主要大陆和大洋同位素省的划分（39）3，地球化学边界与构造边界的差异性（41）4，地球化学边界与岩石圈波速结构及重力异常的关系（41）三，地球化学边界对超大型资源分布的制约：1，中国东部大陆地球化学边界与超大型矿床分布的密切关系（42）2，全球巨型、超巨型资源堆积与地球化学边界的关系（42）四，地球化学边界形成的地球动力学模式：1，地球深部冷热界面说（42）2，地幔对流圈界面说（43）3，地体拼接带与插入造山作用（43）4，块体的化学原始不均一性（43）第四章，Re-Os同位素体系及其在地幔化学地球动力学中的应用一，Re-Os同位素体系的基本特点：1，Re和Os的元素分度（46）2，Re-Os同位素体系（47）3，Re-Os同位素组成的测定方法（47）二，地幔锇同位素组成的演化：1，地球锇同位素组成的原始值（48）2，地幔锇同位素组成的演化（49）3，核-幔分异对地幔锇同位素演化的影响（50）4，壳-幔分异和地壳物质再循环对地幔锇同位素演化的影响（51）三，Re-Os同位素体系和大陆岩石圈地幔定年：1，大陆岩石圈地幔的Re-Os同位素体系定年（52）2，克拉通地区大陆根的年龄（53）3，造山带橄榄岩的年龄（54）4,，碱性玄武岩中橄榄岩包体的年龄及其意义（55）5，我国东部幔源橄榄岩包体的Re-Os同位素体系定年研究（56）五，Re-Os同位素体系在其他方面的应用：1，锇同位素和K/T界面事件（57）2，海水中锇同位素组成的演化（58）3，Pt-Os同位素体系（58）第五章，地幔稳定同位素地球化学一，氧同位素：1，高温氧同位素效应（63）2，橄榄岩包体中的氧同位素（74）3，橄榄岩的氧同位素（77）4，巨晶的氧同位素（80）5，镁铁质熔岩的氧同位素（80）6，地幔氧同位素不均一性（83）二，氢同位素：1，氢同位素分馏（85）2，地幔的氢同位素变化（87）3，玄武岩的氢同位素（88）4，榴辉岩和橄榄岩包体的氢同位素（89）4，地幔矿物结构水的氢同位素（91）三，硫同位素：1，高温分馏作用（92）2，地幔去气作用（93）3，玄武岩（94）4，榴辉岩和橄榄岩包体中的硫（96）四，碳同位素：1，高温碳同位素效应（97）2，地幔的碳同位素变化（99）3，地幔去气作用（102）4，原始地幔的碳同位素均一性问题（104）第六章，拉张环境中的大陆玄武岩浆作用：性质及动力学过程一，基本认识：1，岩石圈、软流圈和地幔的热结构（121）2,上地幔组成（124）3，上地幔部分过程和岩浆起源（124）4，大洋玄武岩-大陆玄武岩研究的重要参照（128）5，四个地幔端元：DMM、HIMU、EM1、EM2(129)二，大陆玄武岩的岩石学和地球化学特征：1，主量元素和岩石类型（133）2，稀土、微量元素（133）3，Sr-Nd同位素体系（135）4，铅同位素体系（137）三，大陆玄武岩浆的成因模式和一些关键问题：1，壳源物质的混染问题：玄武岩遭受地壳混染的证据（139）2，岩石圈/软流圈的地球化学区分（141）3，岩浆起源的深度（141）4，大陆岩石圈地幔是否可以作为玄武岩浆源（143）5，大陆玄武岩成因（145）四，大陆拉张区岩浆作用的动力学意义：1，岩浆的地球化学时空演化和构造演化之间的关系（146）2，岩石圈减薄的地球化学证据（146）3，大陆板内玄武岩浆作用的起因（148）4，根据岩浆的地球化学性质推断β因子的大小（150）5，横穿大陆拉张区的地球化学研究-以Rio Grande裂谷为例（151）五，中国华北地区岩浆作用的时空演化和动力学：1，华北岩石圈的热侵蚀和热演化历史（153）2，岩浆作用的时空演化特征（156）3，岩石圈热状态、厚度和玄武岩性质之间的关系（156）4，玄武岩成因模型：岩石圈-软流圈相互作用（157）5，热-构造演化模型（158）六，主要结论、存在问题和今后的研究方向第七章，大陆地壳深部结构和组成一，研究方法：1，深部地壳样品（169）2，地球物理方法（171）3，壳源岩浆岩源区组成地球化学示踪（177）二，大陆地壳的结构：（178）三，深部地壳组成：1，变质分带（180）2，岩石组成的不均一性（181）3，麻粒岩地质体和麻粒岩包体成分差异及其意义（182）四，深部地壳的化学成分：1，地震波速与岩石类型之间的关系（185）2，麻粒岩的化学成分（186）3，各种地壳结构层成分估计（186）六，拆沉作用与大陆地壳成分的演化：（195）第八章，大陆深部地壳结构的研究与化学地球动力学的应用一，大陆深部地壳结构和性质研究进展：1，大陆地壳结构及重要界面性质（203）2，大陆下地壳物质组成（205）3，深部地壳变质作用和流体包裹体（208）4，深部地壳的流变作用（209）二，大陆深部地壳结构和性质的研究方法：1，地球物理方法（210）2，出露于地表的高级变质地体-探讨深部地壳的窗口（212）3，岩浆岩中的包体-来自深部地壳的样品（213）4，地球化学示踪方法（214）5，全球地学断面（GGT）三，化学地球动力学在研究深部地壳结构和性质方面的应用：1，基本思路和基本原理（216）2，岩浆岩的年代-地球化学岩石圈探针方法及应用（217）四，结语第九章，大陆地壳的形成时间及增生机制一，大陆地壳的基本特征及其化学成分：1，现代意义的大陆地壳的定义（224）2，陆壳的结构分层（225）3，陆壳的化学成分特征（227）二，陆壳的形成时间及增生机制研究的地球化学方法：1，陆壳形成时间的厘定（228）2，显生宙陆壳增长量与陆壳增生速率（230）3，陆壳积累增长曲线及其确定（232）三，大陆地壳的形成时间：1，早期陆壳的形成时间及其性质（233）2，全球大陆的总体形成时代（234）3，地壳历史上陆壳生长率的变化（238）四，大陆地壳的增生机制：1，陆壳的物质来源-盒子模型（238）2，大陆地壳的增长方式（241）3，壳-幔相互作用的方式及陆壳分异（243）4，壳-幔物质再循环的地球化学证据（245）五，中国大陆地壳的形成时间：1，中国大陆各主要块体的陆壳形成时间（247）2，中国北方造山带新元古代-显生宙陆壳增生（248）六，结语。
地球化学知识点整理
地球化学绪论1、地球化学的定义：地球化学是研究地球（包括部分天体）的化学组成、化学作用和化学演化的科学2、地球化学的基本问题：【填空】（1）质：地球系统中元素的组成（2）量：元素的共生组合和赋存形式（3）动：元素的迁移和循环（4）史：地球的历史和演化3、地球化学研究思路：【简答】在地质作用过程中，在宏观地质体变化和形成的同时，亦伴有大量肉眼难以辨别的化学组成变化的微观踪迹，它们包含着重要的定性和定量的地质作用信息，应用现代化学分析测试手段，剖析这些微观踪迹，从而揭示宏观地质作用的奥秘。
即“见微而知著”。
第一章地球和太阳系的化学组成第一节地球的结构和组成1、地球的圈层结构、主要界面名称：（1）地震波（P波和S波）在地球内部传播速度的变化，反映出地球内部物质的密度和弹性是不均一的。
这种不均一性在地球的一定深度表现为突变性质。
由此得出，地球内部具有壳层结构的概念，即认为地球由表及里分为地壳、地幔和地核三个部分。
界面分别为：莫霍面和古登堡面。
（2）上地壳和下地壳分界面为康拉德面。
上地壳又叫做硅铝层，下地壳又叫做硅镁层。
大陆地壳由上、下地壳，而大洋地壳只有下地壳。
【填空】2、固体地球各圈层的化学成分特点：（分布顺序）地壳：O、Si、Al、Fe、Ca地幔：O、Mg、Si、Fe、Ca地核：Fe-Ni地球：Fe、O、Mg、Si、Ni第二节元素和核素的地壳丰度1、基本概念：【名词解释】（1）地球化学体系：我们把所要研究的对象看作是一个地球化学体系，有一定的空间，处于特定的物理-化学状态，并且有一定时间的连续（2）丰度：研究体系中被研究元素的相对含量（3）克拉克值：地壳中元素的平均含量（4）质量克拉克值：以质量计算表示的克拉克值（5）原子克拉克值：以原子数之比表示的元素相对含量。
它是指某元素在某地质体全部元素的原子总数中所占原子个数的百分数。
（6）浓度克拉克值：某一元素在地质体中的平均含量与克拉克值的比值2、克拉克值的变化规律：（1）递减：元素的克拉克值大体上随原子序数的增大而减小。
《地球化学》课程笔记
《地球化学》课程笔记第一章：地球化学概述一、地球化学的定义与范畴1. 定义地球化学是研究地球及其组成部分的化学组成、化学作用、化学演化规律以及这些过程与地球其他物理、生物过程的相互关系的学科。
2. 范畴地球化学的研究范畴包括但不限于以下几个方面：- 地球的物质组成和结构- 元素在地球各圈层中的分布、迁移和循环- 岩石和矿物的形成、演化和分类- 生物与地球化学过程的相互作用- 地球表面环境的化学演化- 自然资源和能源的地球化学特征- 环境污染和生态破坏的地球化学机制二、地球化学的研究内容1. 地球的物质组成- 地壳：研究地壳的化学成分、岩石类型、矿物组成及其变化规律。
- 地幔：探讨地幔的化学结构、岩石类型、矿物组成和地球化学动力学过程。
- 地核：分析地核的物质组成、物理状态和地球化学性质。
- 地球表面流体：研究大气、水圈和生物圈的化学组成和演化。
2. 元素地球化学- 元素的丰度：研究元素在地壳、地幔、地核中的丰度分布。
- 元素的分布：分析元素在地球各圈层中的分布规律和影响因素。
- 元素的迁移与富集：探讨元素在地质过程中的迁移机制和富集条件。
- 元素循环：研究元素在地球系统中的循环路径和循环速率。
3. 岩石地球化学- 岩石成因分类：根据岩石的化学成分、矿物组成和形成环境对岩石进行分类。
- 岩浆岩地球化学：研究岩浆的起源、演化、结晶过程和岩浆岩的地球化学特征。
- 沉积岩地球化学：分析沉积物的来源、沉积环境和沉积岩的地球化学特点。
- 变质岩地球化学：探讨变质作用过程中岩石的化学变化和变质岩的地球化学特征。
4. 矿物地球化学- 矿物的化学成分：研究矿物的化学组成、晶体结构和化学键合。
- 矿物的形成与变化：探讨矿物的形成条件、变化过程和稳定性。
- 矿物物理性质与地球化学：分析矿物的物理性质与地球化学环境的关系。
- 矿物化学分类：根据矿物的化学成分和结构特点进行分类。
5. 生物地球化学- 生物地球化学循环：研究元素在生物体内的循环过程和生物地球化学循环的模式。
第四章 地球化学热力学与地球化学动力学
在温度不变的情况下，可以得到下式：
d ln K p / dP d (GT / RT ) / dP 0 0 0
(4.25)
(4.26)
d ln K y / dP0 d ln K p / dP0 (V )(d ln P0 / dP0 ) V / P0
一、热力学基础
4.1.2 热力学参数及其基本性质 1、熵
系之间的几率比值：
根据波尔茨曼（Boltzmann）关系（又称为熵的统计原理）。任意两个体
R e S / k
孤立体系（与外界既无物质交换、又无能量交换的体系） 的自发过程总是向体系熵增加的方向进行，称熵增加原理。 自发过程： 某种变化有自动发生的趋势，一旦发生就无需借 助外力，可以自动进行，这种变化称为自发过程。
x 2
吉布斯相律：
F K 2
这个关系式称为相律。
F为自由度，是能在一定范围内自由变化而不改变体系平衡的热力学 （强度）参数的数目；K为组分数；φ为相数，只要研究过程的热力学平 衡问题，都可以应用吉布斯相律。
一、热力学基础
4.1.3 平衡态及相律 3、相律
戈尔德斯密特相律：
热力学第一定律的实质是：能量不论是从一个物体传给另一个物 体．或者从—种形式转化成另一种形式，其总量不变，这就是能量 守恒（和能量转化）定律。
一、热力学基础
4.1.1 热力学第一定律和第二定律
热力学第二定律
W Qh Qc Th Tc Qh Qh Th
Qc Tc 1 1 Qh Th
一、热力学基础
4.1.4 化学平衡 1、化学平衡的等温公式
由标准自由焓定义的气相化学反应的平衡常数Kp，等于生成物 逸度乘积与反应物逸度乘积之比。即：
第四章 地球化学动力学基础
第四章地球化学动力学基础4.1 引言在地球化学研究领域中，热力学理论和方法的运用已经取得了丰富的成果，平衡热力学方法已经成为人们认识地球的化学结构和化学演化的重要手段之一。
然而，地球化学过程通常极其缓慢，以致一些自然体系可能没有达到平衡。
大量的野外观察资料和新的实验结果都充分地证明了这一观点。
例如下述这些自然体系的研究结果：（1）单一物相内部化学成分的变化；（2）矿物晶体中的成分分带；（3）矿物组合中的反应边结构；（4）不平衡的矿物组合；（5）矿物晶体的出溶作用；（6）晶体的有序—无序结构和晶体缺陷等等。
这些自然体系均显示对热力学平衡态的偏离。
如何解释这些自然体系并且准确地描述这些自然体系的演化过程便成为地球化学研究的重要课题。
平衡热力学理论方法之所以不能完全解决这些问题，是因为上述自然体系的演化过程是路径相关的，因而也是时间相关的。
而平衡热力学方法仅考虑体系的状态参量和状态函数，由此讨论体系的演化方向，是路径无关的。
研究自然体系的化学演化具有两个含义：（1）研究体系由平衡的起始状态Ⅰ演变到新的条件下的平衡的终了状态Ⅱ，其结果用状态函数的变化量△H，△S，△G等来表示；（2）研究体系演化的路径，这是时间相关的问题。
如果自然体系均是平衡的，则我们无法确定体系演化的路径，即自然体系的演化过程被平衡的终了态掩蔽了。
反之，大量自然体系的不平衡特征恰好成为自然体系演化路径的记录，有助于我们探讨自然体系化学演化的历程。
例如对于晶体生长过程的认识正是来自晶体的各种缺陷，火成岩中某些矿物相出现顺序的颠倒、一些矿物组合中相律的不适用性等现象都将成为这些体系演化过程的记录。
因此，为了解决这些路径相关的自然体系演化的问题，则必然要在讨论体系演化过程的时候引入速率的概念，进行演化过程的动力学研究。
由于自然体系演化过程的复杂性，在引入速率概念的同时还必须具体分析体系演化的实际过程，包括：化学反应过程——反应速率，质量传输（迁移）——扩散速率，等等。
壳幔相互作用深部过程的(精)
二、秦岭商丹古会聚带洋壳俯冲与壳幔再 循环论证
（一）研究基础：
1 会聚带共存着能代表古洋岩石圈残留的松树沟蛇绿 岩片（构造侵位时代为983 ±140 Ma)与形成于洋内岛 弧的丹凤群以玄武岩为主的火山岩系（984 ±36 Ma)， 它们的岩石可提供古洋岩石圈及岛弧岩浆的化学组成 信息，为研究设置本区域壳幔的具体约束； 2 古洋岩石圈特征：
图3 丹凤群基性火山岩 Ti/1000(×10-6) 对 Mg(%) 图解, 显示岩浆的演化趋 势
a: 岩浆A; b: 岩浆B; c: 混合 岩浆 C. 演化线 a 起点处的断 线圈代表早期结晶岩石的包 体; 演化线 b起点处的实线圈 代表具有接近 N-MORB 化学 成分的镁铁质岩石包体.
图4 丹凤群和二郎坪群基性火山岩Y/Tb-Y图解
图1 丹凤群玄武 岩εNd-Nb/Th、 εNd-La/Nb和 εNd-Ba/Nb图解 (据李曙光, 1994) 基础数据引自张 旗等(1995).
图2 丹凤群变玄武岩的Th/Yb-Ta/Yb图解（Pearce,1983) (引自张旗等，1995） DM: 亏损地幔；MORB：洋脊玄武岩（N型）；OIB：洋岛玄武岩； TH：拉斑玄武岩； CAB：钙碱性玄武岩；SHO：钾玄岩。空圈为 三十里铺玄武岩；黑圆点为郭家沟玄武岩；×：LREE亏损型玄武岩.
壳幔相互作用深部过程的 地球化学论证
以古洋壳和陆壳俯冲-再循环为例
张本仁 欧阳建平 张宏飞 赵志丹 凌文黎
一、引 言
壳幔相互作用是推动大陆发展的直接动力， 是整个地球动力学系统的重要组成部分。 壳幔物质再循环是壳幔相互作用的重要表现， 揭示壳幔物质再循环是探讨壳幔作用及其动 力学的必经途径。 已提出的壳幔再循环类型有： 1 板块会聚带与B型俯冲有关的壳幔再循环； 2 岩石圈的底侵和拆沉； 3 陆壳俯冲有关的超高压变质岩的形成和折返。
(完整word版)地球化学知识点整理
地球化学绪论1、地球化学的定义：地球化学是研究地球（包括部分天体）的化学组成、化学作用和化学演化的科学2、地球化学的基本问题：【填空】（1）质：地球系统中元素的组成（2）量：元素的共生组合和赋存形式（3）动：元素的迁移和循环（4）史：地球的历史和演化3、地球化学研究思路：【简答】在地质作用过程中，在宏观地质体变化和形成的同时，亦伴有大量肉眼难以辨别的化学组成变化的微观踪迹，它们包含着重要的定性和定量的地质作用信息，应用现代化学分析测试手段，剖析这些微观踪迹，从而揭示宏观地质作用的奥秘。
即“见微而知著”。
第一章地球和太阳系的化学组成第一节地球的结构和组成1、地球的圈层结构、主要界面名称：（1）地震波（P波和S波）在地球内部传播速度的变化，反映出地球内部物质的密度和弹性是不均一的。
这种不均一性在地球的一定深度表现为突变性质。
由此得出，地球内部具有壳层结构的概念，即认为地球由表及里分为地壳、地幔和地核三个部分。
界面分别为：莫霍面和古登堡面。
（2）上地壳和下地壳分界面为康拉德面。
上地壳又叫做硅铝层，下地壳又叫做硅镁层。
大陆地壳由上、下地壳，而大洋地壳只有下地壳。
【填空】2、固体地球各圈层的化学成分特点：（分布顺序）地壳：O、Si、Al、Fe、Ca地幔：O、Mg、Si、Fe、Ca地核：Fe-Ni地球：Fe、O、Mg、Si、Ni第二节元素和核素的地壳丰度1、基本概念：【名词解释】（1）地球化学体系：我们把所要研究的对象看作是一个地球化学体系，有一定的空间，处于特定的物理-化学状态，并且有一定时间的连续（2）丰度：研究体系中被研究元素的相对含量（3）克拉克值：地壳中元素的平均含量（4）质量克拉克值：以质量计算表示的克拉克值（5）原子克拉克值：以原子数之比表示的元素相对含量。
它是指某元素在某地质体全部元素的原子总数中所占原子个数的百分数。
（6）浓度克拉克值：某一元素在地质体中的平均含量与克拉克值的比值2、克拉克值的变化规律：（1）递减：元素的克拉克值大体上随原子序数的增大而减小。
地球化学-重点精选全文完整版
可编辑修改精选全文完整版绪论1地球化学学科特点：1．地球化学研究的主要物质系统是地球、地壳、地幔及地质作用体系, 因此它是地球科学的一部分。
2．地球化学着重研究地球系统中的化学运动3．地球化学以化学类科学理论为基础（无机化学、有机化学、物理化学、热力学等）；4．综合性边缘科学，与其它学科相互渗透，已形成三十个分支学科。
5．理论与应用并重：在矿产资源开发与利用、全球环境与气候变化、污染与治理、地方病防治、农牧业生产等需要应用地球化学知识；6 . 地球化学是年青学科,发展迅速。
3地球化学的研究思路：那就是在地质作用过程中形成宏观地质体的同时，还形成大量肉眼难以辨别的常量元素、微量元素及同位素成分的组合的微观踪迹，它们包含着重要的定性和定量的地质作用信息，只要应用现代分析测试手段观察这些微观踪迹以及宏观的地球化学现象，便可深入地揭示地质作用的奥秘。
概括一句话那就是见微而知著（即通过观察原子之微，以求认识地球和地质作用之著）5地球化学研究方法及其的特点研究方法：一）野外阶段：1)宏观地质调研。
明确研究目标和任务，制定计划；2)运用地球化学思维观察认识地质现象；3)采集各种类型的地球化学样品。
二）室内阶段：1)“量”的研究，应用精密灵敏的分析测试方法，以取得元素在各种地质体中的分配量。
元素量的研究是地球化学的基础和起点，为此，对分析方法的研究的要求：首先是准确；其次是高灵敏度；第三是快速、成本低；2)“质”的研究，即元素的结合形式和赋存状态的鉴定和研究；3)地球化学作用的物理化学条件的测定和计算；4)归纳、讨论：针对目标和任务进行归纳、结合已有研究成果进行讨论。
特点第一个特点：由于地球化学是隶属于地球科学的，为此，首先要遵循地质学的思维方法和工作途径。
归纳起来有以下几个方面：♠第一手实际资料来自对自然地质现象的详细观察和研♠在地学的时空结构中整理和综合资料；♠确信事实规律的统计性特征；♠反序追踪历史；♠结论的推断性和多解性，以及认识的反复深化。
第四章 地球化学热力学和地球化学动力学
以橄榄石热液变质为例（假设温度、压力基本 保持不变，只考虑热液中CO2浓度的变化）。
从图上可见：随着热液中 CO2分压（浓度）的增大(A－ B)， 纯橄榄岩将逐步转变成菱 镁铁矿＋蛇纹石、滑石、石英。 图上每个圆点所代表的矿物组 合都反映着热液变质的一定阶 段。也就是在相应的外界条件 下，受变质的橄榄岩所处的平 衡状态；
3．吉布斯自由能的定义和计算方法： 定义公式： ΔG = ΔH －T ΔS 自由能是体系中能转化为有用功的能量
任意态反应自由能：
ΔGR.T.P =ΔG0R.T +∫1PΔVR.PdP + RT lnK
反应达到平衡时有：
ΔGR.T.P = 0
温压变化的反应自由能：
ΔG0R.T = -∫1PΔVR.PdP - RT lnK 设反应前后体积不变，ΔV＝0，得：
4.3 自然过程的方向和相图的编制
1. 地球化学热力学稳定场：
在地球化学体系的热力学环境中，每种矿物 或矿物组合都有一定的热力学稳定范围（T、 P、C、pH、Eh等）这个范围就称地球化学热 力学稳定场。为了要求得稳定场，需要进行 地球化学热力学稳定场计算。
指导思想：地质现象(翻译) 地球化学的语言。 方法要点：
(△G)T，P <0 (温度与压力固定的体系)
（3）熵值的增大和能的减少这两个准则是等效的 能的减少 平衡态和可逆过程; 熵值的增大 平衡态和不可逆过程.
（4） 多数地球化学过程是在恒温、恒压条件下进 行的，为此自由能的减少（△G）是最常用的判断 准则。 在恒温、恒压条件下, 地球化学过程向着自由能减 少的方向进行。
Eh = Eh0 - 0.059/n pH 这就是反应的Eh与pH关系式 (式中n是参加反应 电子数)。（由热力学可知：Eh0 = △G0/ nF， △G0: 标准反应自由能的变化值）
第4章4地球化学
本章的主要内容：
• 基本概念
• 微量元素在共存相中的分配
• 岩浆作用过程中微量元素的定量分配模型 • 稀土元素地球化学 • 微量元素的示踪意义
4.5 微量元素分配研究的地球化学意义
(1) 为确定地质－地球化学过程的物理化学条件提供 了新方法； (2) 开辟了根据岩石和矿物中微量元素含量探讨岩浆， 热液，源区特征及演化历史的重要途径； (3) 为鉴别岩石和矿床成因提供了良好的指示； (4) 为分析微量元素(包括多数成矿元素属于此类元素) 在地壳中的分散集中，尤其是浓集成矿机制奠定了 理论基础；
4.5.4 大地构造地球化学
微量元素浓度对原始地幔组成标准化图(Rollison1993). 从左向右元素在小量地幔熔体中的相容性增大.
4.5.4 大地构造地球化学
2. 球粒陨石标准化蛛网图
Chondrite-normalized spider diagrams
Thomptson(1982)提出，球粒陨石组成是直接 测定而不是估计的，因此对球粒陨石组成值的 标准化比对原始地幔标准化更好。元素的排列 顺序与Wood et al.(1979)的稍有不同。 一定程 度上是随机的。横坐标元素从左向右以相容性 增大的顺序排列。
岩石中的活动性差的微量元素，Y、Yb、Th、Sc、Zr、 Nb、REE，沉积过程中难溶于水，活动性小，并且在 海水中滞留的时间也短，在沉积成岩和变质作用过程 中相对较稳定，细粒的陆源碎屑物中的含量能定量反
映它们在源岩区岩石中丰度。
—沉积岩构造环境分析
砂泥质岩石的化学组成可以追溯源岩区及判别构造环 境的途径。
倍，Sb和Bi25000倍。那么在地球和地壳中什么是促使元
地球花学第四章
3、胶体 胶体的质点大小界于10-3~10-6mm之间，它有两个基本特
点： ①胶体是一种多相体系，质点很细，因此具有很大的 比表面积（单位体积所具有的表面积）。为此具有很大的 表面能，致使它们具有很强的吸附作用； ②胶体质点带有一定电荷。相同胶体质点，由于带有同 种电荷，互相排斥，而使其保持悬浮状态。为平衡胶粒电 荷发生胶体对离子的吸附及离子交换作用。 胶体分类：自然界胶体分为正负两类，负胶体相对分 布更广泛。
§2
元素在水溶液中迁移形式
根据水中分散质点的大小，可分为： 溶 液：以单分子或离子状态存在（D＜10-6mm） 胶 体：分子或微粒子（D：10-3～10-6mm） 悬浮液：D＞10-3mm 1、离子或分子 溶于水中的化合物，根据其化学键性质的不同，在水中 的存在状 态是不同的： 离子化合物：在水中电离为离子 分子晶体化合物：受极性分子的吸引，分解为极性分子 原子晶体化合物：具共价性键，只能分解为分子
§1 元素地球化学迁移的概念
元素从一种赋存状态转变为另一种赋存状态，并伴随 着元素组合和分布上的变化及空间上的位移称元素的地球化 学迁移。 从这个概念我们对元素在自然界的迁移可更深入理解: ①空间上的位移表现为元素发生了重新分配、元素的 分散和集中的分带性； ②时间上变化应涉及到从元素形成、演化发展到目前 阶段的整个历史，也包含某个时期元素活化、搬运和沉淀的 阶段性； ③寓于各种作用之中，为其有机的组成部分，元素的 迁移（量和质的变化）记录着作用的过程。
径、机制和物理化学条件，则又是阐明元素分布、 分配、集中、分散规律的理论指导。
⑤自然界元素迁移的主要特点是有流体相参加(气相、 水溶液相、熔体相及生物相）。水溶液相在自然界对 元素的迁移具有极其重要的意义： a．H2O在各地球化学体系中普遍存在，为过剩组份； b．H2O有控制环境性质的作用； c．元素与H2O反应表现出复杂的行为，影响着元素的 迁移和沉淀。
- 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
- 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
- 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。
（接上页） 球层圈的相互作用，包括壳/幔、上/下地幔、以至核/幔过渡带 的物质交换与再循环等，来解释多种地幔端元的成因。也就是 说由地幔化学结构的多样性，进而产生了从地球圈层相互作用 来揭示地球动力学的构想。 *多同位素体系线性和非线性数值模拟技术的发展，使有可能 模拟地球、地幔不均一化学结构的形成与层圈相互作用，以期 揭示壳幔演化历史及地球动力学。 因此，产生了将地球视为一个统一的动力学系统，以层圈 的相互作用为主导，以揭示壳、幔化学组成和演化为基础，探 讨地球发展历史与动力学的化学地球动力学(chemical geodynamics)的构想(Allegre,1982; Zindler & Hart,1986)。
北太平洋型陆块省：铅同位素具有NHRL 特征，分布于北美西部以及亚洲的西伯利 亚与华北之间； 东冈瓦纳型陆块省：具有较高的 206Pb/204Pb和DUPAL异常特征，范围包括 澳洲西部、南部非洲、印度、印度支那和 华夏（华南）；
西冈瓦纳型陆块省:具有高206Pb/204Pb和高μ 值特征， 范围包括非洲中部、南美、南极和澳洲东部； 劳亚或北大西洋型陆块省：具有低206Pb/204Pb和近于 原始地幔的低μ 值特征，范围包括欧洲、格陵兰、北 美东部、西伯利亚、华北和塔里木。 与大洋同位素省对比前三个陆块省可分别相当 于三个大洋省，只有北大西洋型陆块省还没有找到对 应的大洋省。
各类型地幔端元的同位素组成特征
143Nd/144Nd 87Sr/86Sr 206Pb/204Pb 176Hf/177Hf
0.5131~ 0.5133 0.7020~ 0.7024 15.5 ~ 17.8
0.2831 ~0.2835
高U/Pb值地幔(HIMU)
I 型富集地幔(EM I) 流行地幔（PREMA） 原始地幔(PM)
△8/4Pb = [（208Pb/204Pb）DS --（208Pb/204Pb）NHRL] 100. 其中, DS为任何样品的数据。
计算证明南半球同位素异常带应存在了几十亿年 （Hart, 1984）。
图3
玄武岩207Pb/204Pb－206Pb/204Pb与208Pb/204Pb－206Pb/204Pb图解
2.全球大洋同位素省RB
太平洋省：铅同位素具有NHRL特征 ，也包括北大西洋地区； 印度洋省：DUPAL型铅同位素异常 特征，206Pb/204Pb较低，87Sr/86Sr较高， 也包括南大西洋南部地区； HU(高铀)省：具有高206Pb/204Pb和高 μ 值特征，分布于南太平洋和南大西洋 的中部地区。
为计算一个玄武岩样品的△7/4Pb和△8/4Pb，Hart(1984) 给 出了以下的经验式：
（207Pb/204Pb）NHRL =0.1084(206Pb/204Pb)+13.491;
（208Pb/204Pb）NHRL =1.209(206Pb/204Pb)+ 15.627;
△7/4Pb = [（207Pb/204Pb）DS --（207Pb/204Pb）NHRL] 100;
图6 中国大陆不同块体铅同位素206Pb/204Pb分布柱状统计图（
Zhu, 1995） (A) 新生代玄武岩；(B)中生代花岗岩长石. 1－华北；2－扬子；3－华南；4－东北 兴安岭地区；5－西藏。
4．关于地幔区域不均一性形成的争议与启示
争议：概括为两类：（1）地球地幔原始均一后来演化为不均一； （2）地球地幔原始不均一后来再发生演化。 *地球地幔原始均一后演化出不均一说：地球原始是均一的 ，后自身分异，尤其 是 层圈相互作用和再循环导致不均一。这是 迄今地球化学的统治思想。表现为对全球地幔采用统一的原始地 幔标准。如对于南半球地幔显示出的同位素组成特殊性，认为是 异常。对其形成，尽管存在着密集的俯冲碰撞使大量地壳物质带 入地幔成因说（Allegre & Turcotte, 1985）及幔核边界层物质上涌 形成说（Hart, 1988; Castillo,1988）之争，但均是从统一原始地幔 考虑问题的。 *地球地幔原始不均一加后来演化说: 根据天体化学揭示的 原始地球物质在空间上 的 不均一 性 ，而且全球地幔化学不均一性 的某些规律又非能由层圈再循环所 能 解释，因而提出了地球原始 非均一论，向均一论发起挑战（欧阳自远等，1994，1995）。
二 地幔端元组分及地幔化学不均一性
（一）地幔端元组分 随大洋和大陆玄武岩同位素和化学成分的积累，人们发现了 同位素和元素组成上的多样性。仅考虑原始地幔和亏损地幔两 个端元组分，已无法解释许多玄武岩的组成特征，地幔应具有 多种端元组分。通过多年研究，目前已确定的地幔端元组分见 表1和图1：
表1
地幔端元类型 亏损地幔（DM）
HIMU 16.2 27 ~5.5 2. 2 0. 64~0.82 54 4.7 ~ 6.9 124 39 ~85 4.7 0.30~0.43 1341 66 ~187 0. 44 0. 07~0.12 0. 20 10 ~ 0.16 25 6.2 ~9.36 0. 7028 0. 5128 21.8
图4 中国主要地体上地幔Nd-Sr-Pb(206、207、208)同位素 组成的五维拓扑空间投影图解
1.华南陆快；2.南半球和冈瓦纳；3.华北陆块；4.北太平洋（朱炳泉，1991） 。
图5 全球麻粒岩207Pb/204Pb－206Pb/204Pb图解
G-L:格陵兰…拉布多拉； Le：苏格兰路易斯； In：印度； A：澳大利亚； Si：西伯利亚； An：南极； SF： 南非； SA：南美；NC：华北；SC：华 南；SG-W：南戈壁乌拉山群；J：佳木斯麻山群（朱炳泉，1998）。
第四章 化学地球动力学及深部 过程地球化学示踪
大陆动力学地球化学探索
（地球化学进展课程）
2002年8月
一
引言
（一）化学地球动力学的提出与基本构想 1．化学地球动力学产生的背景
除了微量元素与同位素示踪理论和技术方法的发展，奠定了 地幔地球化学发展的一般基础外，直接影响到化学地球动力学 产生的因素为： *板块构造学说影响 板块构造学说使地球科学家与地球化学家 能够统观整个地球系统，看到板块运动 伴 随 着 大规模壳 、 幔相 互作用和物质再循环。 *多种地幔端元组分的发现 洋、陆玄武岩同位素与微量元素揭 示了地幔物质储库的多样性，即除了原始地幔(PM)和亏损地幔 (DM)两个端元组分外，尚存在一些其它地幔端元组分，以致造 成玄武岩同位素和化学成分的多种多样性。进而可以尝试由地
3. 对EMI和 EMII的认识仍有分歧, 存在以下主要不同 认识：它们分别是俯冲作用携带的少量深海和陆源沉积物加入 地幔的结果（Hofmann & White,1982; Wilson,1993）；大陆物 质通过俯冲和拆沉加入地幔的结果(Hawkesworth et al., 1988, 1990)；EMII 为与壳幔再循环相联系的交代成因的富集地幔 组分，EM I为与地幔自身分异相联系的交代成因的富集地幔 组分（朱炳泉，1999）, 等等。 也不排除EMI和 EMII本来就是多成因的，应针对具体问题 具体解决。办法是：重视分辨陆壳、洋壳、远洋沉积物、大陆 沉积物，以及各种成因流体化学组成的细微差别及其对地幔影 响的细微不同，从而对之作出恰当的解释。
（二） 研究概况
化学地球动力学提出以来，在国际范围内通过大洋 玄武岩和大陆玄武岩源区同位素和微量元素示踪，开 展了有关全球地幔化学组成、化学演化与化学不均一 性的系统研究。在此基础上，以化学地球动力学为指 导，研究已经取得一些重要和有意义的进展与成果。 其中主要方面有： （1）地幔组分端元探索有了新近展； （2）有关全球和区域地幔化学和同位素组成不均一 性规律的发现及其应用的探索； （3）壳－幔相互作用与再循环研究取得了重要进展 ，揭示出三种形式的壳幔再循环（见下片）：
*板块会聚带洋壳俯冲和壳/幔再循环。近代的已有较 深入和成功的研究，古代的正处于探索阶段； *陆壳底部幔源岩浆底侵(underplating)和大陆地壳和 岩石圈拆沉(delamination)。已有少量论证较好的实 例，还有待于推广探索;. * 大陆壳俯冲、超高压变质带的形成与折返。这是近 年在碰撞造山带发现超高压变质榴辉岩后，揭示出的 第三种壳幔再循环方式，并构成当前研究的热点。 (4)地幔柱研究的发展及地球深部层圈相互作用、物质 循环和动力学的探索； (5)化学地球动力学数值计算模拟探索取得了初步进展 。
多种地幔端元组分的存在表明地幔化学结构的 复杂性，它既表现于垂向，又显示于侧向。
（二）地幔大尺度区域性化学不均一性
1．南半球地幔大规模同位素异常带
通过大洋玄武岩系统同位素填图，Hart(1984,1988)揭示出南 半球（赤道至南纬50度左右）存在大规模同位素异常带。其特征 表现为：HIMU、EMI、EMII端元组分集中分布，地幔显示 HIMU端元组分的高放射成因铅的特征与Hart所定义的DUPAL异 常。 DUPAL异常具有如下特征： a. 高87Sr/86Sr（大于0.7050）; b. △8/4Pb 大于60， △7/4Pb也偏高。 其中， 8/4Pb和△7/4Pb是表征样品208Pb/204Pb 和207Pb/204Pb偏 离北半球参考线(NHRL)程度的参数。计算方法如下：
注：地幔端元组成据Wilson, 1993. 1.汝阳 10081；2.汝阳 10083；3. 黄陂 10104；4.阳新 95041；5. 麻城 M57－1。
讨论：
DMM、EMI、 EMII和HIMU是被公认的端元组分；而PREMA是 否为独立端元组分尚有争议。因PREMA的同位素组成正好位于 前面四种端元组分混合中心，有人认为它是前四种端元组分混 合的结果；另一些人认为它是一个原始地幔组分，由该组分分 异出其它四个端元组分。 关于地幔端元组分形成的认识，迄今仍分歧很大。 1. 对DMM的认识基本一致，认为是N-MORB的源区，代表强 烈亏损的上地幔。 2. HIMU一般认为来源于再循环大洋岩石圈，由于俯冲前洋 底热液作用或俯冲期间变质脱水使部分铅丢失而形成其特高的 U/Pb比值或μ值。然而，HIMU经常见于洋岛玄武岩源区，表明 源区位于下地幔或幔－核边界，这就涉及洋壳深俯冲的问题。