地球化学复习题汇总

地球化学 赵伦山 张本仁

韩吟文 马振东等

P 1： 地球化学基本问题)

P 5： 克拉克值，地球化学发展简史（几个发展阶段）

P31： 元素丰度，表示单位 元素在地壳平均化学丰度―――确定方法，克拉克值， P37： 元素克拉克值的地球化学意义 P68： 类质同象和固溶作用 P81： 元素的赋存状态――1，5种 P88: 元素迁移 P 123: 相律

P169: 衰变定律

P181： 痕量元素地球化学，稀土元素的研究方法和意义（痕量元素=微量元素）

复习内容及答案汇总

一、地球化学研究的基本问题、学科特点及其在地球科学中的地位（P1－）

地球化学是研究地球及相关宇宙体的化学组成、化学作用和化学演化的科学，在地球化学发展历史中曾经历了较长时间的资料积累过程，随后基于克拉克、戈尔施密特、维尔纳茨基、费尔斯曼等科学家的出色工作，地球化学由分散的资料描述逐渐发展为有系统理论和独立研究方法的学科。目前地球化学已发展成为地球科学领域的重要分支学科之一，与岩石学、构造地质学等相邻学科相互渗透与补充，极大地丰富了地球科学研究内容，在地质作用过程定量化研究中已不可或缺。

地球化学的研究思路和学科特点是：（1）通过分析常量、微量元素和同位素组成的变化，元素相互组合和赋存状态变化等追索地球演化历史；（2）利用热力学等现代科学理论解释自然体系化学变化的原因和条件，探讨自然作用的机制；（3）将地球化学问题置于地球和其子系统（岩石圈、地壳、地幔、地核等）中进行分析，以个系统的组成和状态约束作用过程的特征和元素的行为。

围绕原子在自然环境中的变化及其意义，地球化学研究主要涉及四个基本问题：（1）研究地球和动质体中元素和同位素的组成；（2）研究元素的共生组合和赋存形式；（3）研究元素的迁移和循环；（4）研究元素和同位素迁移历史和地球的组成、演化历史、地球化学作用过程。

二、简述痕量元素地球化学研究解决的主要问题

痕量元素地球化学理论使许多地质难题迎刃而解，其可解决的主要问题有：

（1）使元素分配的研究进入定量和动态研究阶段；

（2）为确定地质—地球化学过程的物理化学条件提供了新的研究途径；

（3）开辟了根据固态岩石和矿物中痕量元素丰度数据，探讨岩浆、热液和古沉积盆地水介质化学成分，源区特征及发展演化历史的重要途径；

（4）为鉴别各类岩石和矿床成因，提供了定量化的指示信息；

（5）为分析微量元素在地壳中的分散和集中，尤其是浓集成矿的机制问题提供了依据

三、试举例说明稀土元素地球化学在地学研究中的作用（P190－）

稀土元素稀土元素指原子序数57（La）－ 71（Lu）的16个元素，由于他们的电子构型非常接近，所以它们具有十分相近的化学和物理性质。通常把原子序数小的稀土元素(La－Eu)称轻稀土（LREE），原子序数大的稀土元素(Gd-Lu)称重稀土（HREE）, 中间的几个稀土元素（Sm－Ho）称中稀土。

稀土元素在地质作用过程中可发生变化，通常15个稀土元素因具有相近的化学习性而呈趋于一致变化，若某个稀土元素由于一些特定地质作用的影响而发生异常变化时，异常程度以标准化曲线上该元素与相邻元素丰度值内插值的偏离值表示，如Eu的异常可以用公式：Eu/[ (Sm+Gd)/2]=δ Eu表示，称Eu 异常，如果δ Eu为正值称为正异常，δ Eu为负值，称具有负异常。

在地学研究中通常把稀土元素作为一组元素进行统一的分析研究，可以通过稀土总量、轻稀土总量、重稀土总量， LREE/HREE，以及某个稀土元素的异常值等进行地质作用性质的讨论。?

为了消除稀土元素的奇偶效应，在进行稀土元素研究中，要用球粒陨石等标准物质对所获得的岩石稀土元素丰度进行标准化处理，标准化后的稀土模式可以识别岩石相对于球粒陨石稀土组成的分馏情况，利用稀土元素地球化学特征可以有效地探讨岩石成因、成岩构造环境及其形成、演化历史。?

如利用玄武岩的稀土元素配分模式图可以确定玄武岩产出的构造位置和演化性质，若玄武岩的轻稀土富集，既具有右倾的稀土配分模式，则指示该玄武岩的源区地幔是富集地幔，多属板内玄武质熔浆，通常与地幔柱活动相关，这类玄武岩主要包括大陆溢流玄武岩、洋岛玄武岩；如果玄武岩的重稀土富集，既具有左倾的稀土配分模式，指示该玄武岩的地幔源区是亏损的，他们通常形成于洋中脊，但在洋中脊玄武岩中也有一些是轻稀土富集型的（?－????玄武岩）；如果玄武岩的轻稀土/重稀土=1，既具有平坦的稀土配方模式，说明该玄武岩的源区地幔属正常地幔，没有明显的部分熔融作用发生和易熔物质的抽离。

四、试述元素的结合规律和赋存状态（P54－）

元素是地球物质组成的基本单元，自然界，陨石和地球物质都由金属相、硅酸盐相和硫化物三相组成，且不同自然体系中三相的元素基本一致。研究显示Fe、Co、Ni、Pt族元素等结合形成金属相；Si、Al、Ca、Mg、O、Fe等结合形成硅酸盐相； S、Fe、Cu、Zn、Ni、Co、Pt族元素等结合形成硫化物，反映同一类岩石中特定的元素多相伴存在，元素的结合具有一定的规律。自然界元素的组合和元素的结合规律对元素的迁移和存在形式有重要影响。

元素的赋存状态也称存在形式、结合方式、相态、迁移形式等，指元素在迁移历史的某个阶段所处的物理化学状态及与其共生元素的结合性质，包括了元素所处的物态、化合物种类和形式、键型、价态、在晶体结构中的配位位置等物理化学特征。因此，元素的赋存状态是化学反应的产物，是体系各种条件的函数。研究元素的赋存状态对示踪元素的迁移历史，探索地球化学条件有重要意义。

五、试述地壳中元素的主要赋存形式

元素是组成地壳物质的基本单位，在地壳中元素的主要赋存形式有：

（1）独立矿物，如金刚石（C）。独立矿物可通过肉眼或显微镜下矿物学鉴别可以区分的

单元素矿物，用机械的或物理的方法即可分离出这些单元素矿物颗粒进行研究。 (2) 类质同象，也称为结构混入物。以类质同象存在的元素由于参加入主元素矿物的晶

格，用机械学的方法不能使二者分离，欲使其分离只有破坏原晶格。因此，类质同象与独立矿物一样，元素属于较牢固的结合形式。

(3)超显微非结构混入物，这种形式的成因和性质目前还不十分清楚，但大量的精细的观察和分析都发现却存在一种颗粒极细的混入物。其主要是不占据主矿物晶格位置，因此是独立化合物，但又不形成可以进行矿物学研究的颗粒，其成因和性质介于独立矿物和类质同象之间。

(4)胶体吸附状态，元素以离子或化合物分子形式被胶体颗粒表面，矿物晶面，解理面所吸附。为一种非独立化合物形式。元素以离子态或单独分子存在，又不参加寄主矿物的晶格构造，因此是一种结合较弱、易于交换和分离的赋存状态（活性赋存状态）。 (5)与有机质结合形式，地壳中广泛存在的生物及各种有机质除集中了亲生物元素如C、

H、N、P、Ca等元素外，还吸附大量金属和非金属构成其次要组分，其主要以金属有机化合物、金属有机络合物、螯合物，以及有机胶体等形式吸附离子。

六、试论述自然水体中Ph值对元素迁移的控制规律（P 100－）

水圈是地质作用的重要圈层，自然水体的正常Ph值介于4－9。在地质作用过程中，自然水体因溶解各类物质，酸碱度偏离中性，Ph值发生变化。当与自然气体物质接触时，因溶解酸酐而酸化；当自然水体与岩石接触，矿物的水解作用使K、Na等离子进入水体，水溶液向碱性方向变化。

自然水体的酸碱度可以对元素的迁移起控制作用。

氢氧化物沉淀， Ph值由低到高排列，元素的性质呈现偏酸到偏碱的变化，碱性元素在较高PH值的体系中迁移，Ph值小于4时，大部分两性元素的迁移能力很弱。

由于元素的沉淀－迁移规律受介质的Ph值影响，溶液Ph值增高，具有碱性和弱碱性的元素化合物（Fe2O3等）溶解减低，而酸性元素化合物（SiO2等）溶解增高，既碱性元素在酸性介质中易迁移，碱性介质中易沉淀；而酸性元素在碱性条件下已于活化迁移，在酸性环境下将沉淀。只在强酸和强碱条件下迁移，在中性水体中难溶。

介质Ph值的变化控制含H＋和Oh-的化学平衡反应，对可造成元素迁移的电离反应、复

分解反应、水解、中和以及络合反应都有明显的控制作用，胶体的形成、稳定性，以及胶体体系对离子的吸附作用等都受环境Ph值的影响。

在地表水溶液中元素的搬运有四种基本类型---易溶盐类、碱土金属的碳酸盐或硅酸盐、Fe、Mn、P等元素胶体、硅酸盐或铝硅酸盐颗粒。

七．试论述自然界氢氧同位素分馏的几种主要分馏反应（P246－）

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氧和氢是自然界分布最广的元素，氢有H、H .H三个同位素， O有O、O、O三个稳定同位素，一般用原子比率18O/16O或相对富集浓度δ

氢氧同位素的主要分馏反应有：

（1）蒸发－凝聚反应，各种同位素分子的蒸气压与分子质量成反比，因此，水气相富集轻同位素，水液相富集重同位素；

（2）水－岩同位素同位素平衡反应，水与岩石中矿物发生氢氧同位素交换达到平衡会导致分馏，在25oC分馏系数较大。水－岩反应会是岩石中δ18O增高，而水体中δ16O会富集；

（3）矿物晶格化学键对氧同位素的选择，由于矿物的化学成分、晶体结构、形成温度、氧化物状态等都影响同位素分馏的方向和强度，高氧化态矿物通常富集重同位素，而低氧化态矿物则富集氢同位素。分馏次序为Si－O-Si键>Si－O－Al（Mg，Fe）>含（OH）的矿物。

（4）生物分馏作用，由于植物的光合作用使18O在植物中富集，而释放出的O富集16O；动物的有机体中也富集18O，所以生物碳酸盐和有机质中都富集中同位素。

八．什么是同位素地球化学，简要说明同位素分馏作用的分类

同位素地球化学是研究地球和宇宙中核素的形成、丰度，以及在自然作用中分馏和衰变规律的科学。具有相同质子数的核素即元素，一种元素可以有不同数量的中子，即当元素具有不同数量的中子称为元素的同位素。

轻的稳定同位素相对质量差较大, 在地质作用中由质量差所引起的相对丰度变异，称同位素分馏作用。根据分馏作用的性质、条件，可将同位素分馏作用分为以下几种： 1、物理分馏, 也称质量分馏，是同位素间质量差异引起的一系列同质量有关性质（比重。熔点、密度）的微小差别。

2、动力分馏， 是含有两种同位素的分子，由于质量不同导致他们参加化学反应活性的差异。

3、平衡分馏， 指在化学反应中反应物和生物之间物态、相态、价态以及化学键性质的变化，石轻重同位素分别富集在不同分子中而发生的分异。

4、生物化学分馏，是由于生物活动和有机反应的同位素分馏效应。

八、试论述同位素年代学的基本原理，分析影响等时线年龄结果可靠性的主要因素（P218－

放射性同位素的衰变不同于一般的化学反映，具有4个特殊性质： （1）、衰变发生在原子核内部，反应使一种核素转变为另一种核素； （2）、衰变自发地不断发生，并保持恒定的衰变比例； （3）、衰变不受物理化学条件的变化影响；

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O表示氧同位素组成。

（4）、衰变前和衰变后核素的原子数只是时间的函数。

由于放射性同位素的上述特点，放射性同位素的衰变符合(Rutheford)衰变定律－－单位时间内衰变的原子数与现存的放射性母体的原子数成正比，该定律即同位素年代学的基本原理。常用的同位素地质年龄有Sm－Nd； Rb－Sr； U－Pb； K－Ar、40Ar－39Ar和14C

正确获得岩石或矿物同位素年龄，需要满足四个基本条件： （1）、放射性母体与子体有一定的丰度，并有可精确测定的方法。

（2）、已知其放射性衰变常数和半衰期，且半衰期应和所测定的矿物、岩石的地质年龄数量级相近；

（3）、放射性母体除放射性衰变外没有丢失和增加；

（4）、放射性成因子体除了放射性衰变得到外，没有其它来源，也不会丢失，即放射性衰变在封闭体系中完成。

九．同位素衰变定律，（P168）

不稳定核素不断自发地放射出质点和能量，改变核组成而转变为稳定的核素，这种过程称和衰变。核衰变反应与普通化学反应性质不同，可概括为放射性衰变定律：单位时间内衰变的原子数与现存的放射性母体原子数成正比，－dN/dt＝λN。即核衰变发生在原子核内部；衰变反应自发持续进行，母体核素按恒定比例衰变；衰变反应不受温度、压力等物理化学条件的影响；衰变前和衰变后核素的原子数只是时间的函数。

十、试论述岩浆作用中稀土元素矿物/溶体分配系数的变化规律

在微量元素地球化学研究中，用分配系数可以描述微量元素在各物相间的分配。常用的Nernst分配系数定义为：kd＝Ci（矿物）/Ci（熔体），Ci(矿物)是元素在矿物中的含量，Ci（熔体）是元素在熔体中的含量，单位统一为wt%或ppm，该系数可以表述矿物与熔体间的分配，若分配系数>1, 表示元素优先进入矿物，若分配系数<1，表示元素优先熔体相。

实验研究表明元素分配系数受熔体的温度、压力、成分和氧逸度的控制。稀土元素指原子序数57（La）－ 71（Lu）的元素，在岩浆作用中稀土元素的分配系数也主要受温度、压力、成分和氧逸度的控制，如：

(1)、稀土元素元素在不混容的酸性熔浆和基性熔浆间的分配呈现不同的择优性，如，稀土元素在角闪石和不同成分熔体间的分配系数随熔体中SiO2含量的增高而呈现增大的趋势。

（2）、通常分配系数与熔浆的温度负相关，如，Lu等稀土元素在单斜辉石和玄武质熔浆间的分配系数随熔浆温度的增高分配系数减低。

（3）、大部分矿物和硅酸盐熔浆间的分配系数随压力的增高而增大。如榍石和安山质熔浆间的分配系数随压力的增大而增大。

（4）氧逸度也稀土元素的分配系数起明显的控制作用，如在低氧逸度条件下，Eu在斜长石与玄武质熔体间的分配系数大，相对其它稀土元素呈正异常；而高氧逸度条件下，Eu的分配系数小，与其它元素的行为相近，不在呈现异常。

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