地球化学期末复习试题大全

名词解释（任选10题，3分 / 题）

1． 克拉克值：地壳中各元素的相对平均含量称为该元素的克拉克值，如以重量百分

数表示则为“重量克拉克值”或简称“克拉克值”，如以原子百分数表示，则称为“原子克拉克值”。

2． 元素的浓集系数：定义为—浓积系数=矿石边界品位/克拉克值。实质是地壳中某

元素称为可开采利用的矿石所需要富集的倍数，浓积系数低的元素较容易富集成矿，浓积系数高的需要经过多次旋回和多次的富集作用才能达到工业开采品位。长作为确定元素富集成矿能力的指标。

3． 大离子亲石元素：离子半径大，大于常见造岩元素的亲石元素，如钾、铷、钙、

锶、钡、铊等。

4． 不相容元素或相容元素：在岩浆过程中，总分配系数大于1，趋向于保留在源区岩

石的固相矿物中的元素为相容元素，如Ni，Cr，Co等；总分配系数小于1，趋向于进入到熔体中的称为不相容元素，如Ba，Rb，U。

5． 惰性组分：扩散能力很差，难于与系统发生物质交换的组分。系统对它们来说是

封闭的，在平衡过程中保持质量固定不变，因而又称为固定组分。

活性组分：在交代过程中为了消除组分在矿物和外来溶液之间存在的浓度梯度(化学位)，就会发生其小一部分组分向岩石(体系)的带入和另一部分组分自岩石带出，这样的组分称为活性组分。

6． 元素的地球化学亲和性：指阳离子在地球化学过程中趋向于同某种阴离子结合的

性质。分亲铁性（趋向于以单质形式产出）、亲硫性（趋向于与硫形成强烈共价键的性质）、亲氧性（趋向于与氧形成强烈离子键的性质）和亲气性。

7． 批次熔融模型：表示在部分熔融过程中，熔体相和残余相在不断建立的平衡中进

行，发生连续的再平衡，直到熔体的移出。 C1/C0=1/(D(1-F)+F)

C1和C0分别是岩浆源区岩石和岩浆中元素的含量； D为元素的分配系数； F为部分熔融程度，（0~1） 8． 同位素分馏系数：在平衡条件下， 两种相中某种同位素比值之商。 αA-B= RA/RB。其中R为同位素比值，常用重同位素与轻同位素比值表示。分馏系数是温度的函数，温度越高，α约趋于1 ，表明分馏作用越小。

9． δEu：一定体系中稀土元素Eu相对与标准值的比值，反映了Eu与其他稀土元素

之间发生分离的强弱程度。当δEu小于1时，表明其相对于其他稀土元素发生了亏损，当δEu大于1时，表明其相对与其他稀土元素发生了富集作用。

10． δ18O ：是样品中18O含量相对与标准值（平均大洋水含量）的千分偏差。当

该值大于0时表明样品的18O相对与标准的组成发生了富集，有更多的较重稳定同位素；小于0时则相反。

11． ( 87Sr / 86Sr ) 0：应用Sr同位素测年时，样品形成时的初始87Sr / 86Sr值。应用

等时线法表现为截距。

12． 13C/12C国际标准：南卡罗来州 白垩纪皮迪建造（PDB）

3432

S/S国际标准：迪亚布洛峡谷铁陨石陨硫铁（CDT） δ15N/14N：大气 13． 稀土元素配分图:

14． 氧化障和还原障：元素的变价使其化学性质截然改变；氧化-还原反应改变元素

原有的迁移状态，在短距离内发生沉淀，称为氧化障和还原障。（如Fe,Mn,Gu,Eu,,Tl等弱碱性元素在低价状态易于在水溶液中迁移，它们的高价离

子具两性迁移能力弱，因此还原条件（不含H2S）有利于这类元素的迁移，氧化作用导致沉淀；如U,Mo,V,S,As等低价离子据两性易于水解沉淀，高价状态则形成易溶解于水的酸根络离子迁移，因此氧化作用导致这类元素迁移活化。S是典型的代表，氧化态的SO4+是金属元素络合剂、携带剂，还原态的S2-是成矿元素的沉淀剂。

15． 微量元素分配系数：

能斯特分配定律：在一定的温度压力下，微量组分在两共存相中的分配达平衡时，其在两相中的化学位相等。

能斯特分配系数：在温度、压力恒定的条件下，微量元素i(溶质)在两相分配达平衡时其浓度比为一常数(KD)，此常数KD称为分配系数，或称能斯特分配系数。

能斯特分配定律及分配系数的研究有着极其重要的地球化学意义，可应用于如下多方面的研究： 1)定量研究元素组分； 2)为成矿分析提供了理论依据； 3)判断成岩和成矿过程的平衡； 4)微量元素地质温度 ； 5)微量元素地质压力 ； 6)指示沉积环境；

7)岩浆作用过程微量元素分配和演化定量模型的研究； 8)岩浆形成机制的研究； 9)判断岩石的成因。

16． δ值 稳定同位素组成常用δ值表示，δ值指样品中某元素的稳定同位素比值

相对标准（标样）相应比值的千分偏差。δ值能清楚地反映同位素组成的变化，样品的δ值愈高，反映重同位素愈富集。 17． 同位素分馏

指由物理、化学以及生物作用所造成的某一元素的同位素在两种物质或两种物相间分配上的差异现象。引起同位素分馏的主要机制有：①同位素交换反应。是不同化合物之间、不同相之间或单个分子之间发生同位素分配变化的反应，是可逆反应。反应前后的分子数、化学组分不变，只是同位素浓度在分子组分间重新分配。②同位素动力学效应。是指物理或化学反应过程中同位素质量不同所引起的反应速率的差异。在不可逆反应中，结果总是导致轻同位素在反应产物中富集。 18． 同位素分馏系数

分馏系数α 表示同位素的分馏程度，反映了两种物质或两种物相之间同位素相对富集或亏损程度。在自然界，分馏系数是指两种矿物或两种物相之间的同位素

比值之商。其表达式为 αA-B＝RA/RB

式中A和B表示两种物质(物相),R代表重同位素对轻同位素的比值，如18O/16O，1312

C/C等。α 值偏离1愈大，说明两种物质之间的同位素分馏程度也就愈大；α =1时，物质间没有同位素分馏。

19． 同位素富集系数

在同位素平衡的条件下，两种不同化合物的同类同位素组成δ值的差，称为同位素富集系数，即ΔA-B=ΔA-δB ，该系数的意义是A化合物中同位素的富集（或亏损）程度。

论述题（任选3题；10分 / 题）

1. 试述地球化学思维特征、研究思路以及应用领域。

思维特征：“见微知著”在地质作用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组合的微观踪迹，它们包含着重要的定量和定性的地质作用信息，只要运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，便可深入的揭示地质作用的奥秘。

基本思路：把地质作用看作一化学（热力学）体系。地质环境用物理化学条件来描述。

研究体系的化学机制和演化。实现在原子层次上，认识地质作用的机制，追踪地质历史。 所有化学分支学科（无机化学、有机化学、物理化学、化学热力学、胶体化学、化学动力学等）都是它的理论基础。依据：化学元素及其化合物（矿物）的基本物理化学性质和行为在自然和实验条件下没有本质差别。

2. 试述地壳元素丰度的计算方法。

1） 岩石平均化学组成法：克拉克根据收集的火成岩样品和沉积岩组合样品，通过分

区并按岩石质量比例计算出地壳上部16KM的地壳成分。

2） 细粒碎屑岩法：戈尔得施密特认为，细碎屑岩是沉积物源区出露岩石经过剥蚀、

搬运并均匀混合的产物，成分可以代表物源区地壳的平均化合组成。他对挪威南部有冰川融化后沉淀出的细粒冰川黏土样品的77个样品进行了化学分析，得到了平均化学成分。

3） 维诺格拉多夫（1962）岩石比例法是以两份酸性岩加一份基性岩来计算地壳平均

化学成分。

4） S．R泰勒（1964、1985）用太古宙后页岩平均值扣除20%计算上部陆壳元素丰

度。

5） 黎彤法：在计算中国岩浆岩平均化学成分的基础上，并采用全球地壳模型，对各

构造单元的质量加权平均。

3. 试述一种测年方法（Rb–Sr法或K–Ar法或14C法或U－Th－Pb法）的原理、应用

范围及优缺点。

4. 试述稀土元素的地球化学行为及应用。

稀土元素的主要特点可归纳为：

1)它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；

2)它们的分馏作用能灵敏地反映地质、地球化学过程的性质（良好的示踪剂 ）； 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； 4)它们在地壳岩石中分布较广。 地球化学行为差异主要表现为：

1)溶液的酸碱性：从La、Ce→Lu，半径不断减小，离子电位（π=W/R）增大，碱性减弱，氢氧化物溶解度减小，开始沉淀时溶液的pH值由8→6，为此，介质的酸碱度能控制稀土元素的分异；

2)氧化还原条件：由于Ce3+ ( Ce4+)和 Eu3+ (Eu2+)的变价性，对外界氧化还原条件变化反应敏感，由于价态变化，导致半径和酸碱性相应变化，致使与TR整体分离；

3+

3)络离子稳定性的差异：ΣY络离子稳定性＞ΣCe络离子稳定性，ΣCe矿物沉淀后，ΣY元素尚可呈络合物形式在溶液中迁移，在较晚的阶段沉淀，导致ΣCe与ΣY的分异； 4)被吸附能力：ΣCe被胶体、有机质和粘土矿物吸附能力大于ΣY。

5. 试述元素赋存状态的研究方法有哪些？

1） 元素含量测定：通过矿物含量测定发现混入元素，并判断其类质同相的可能性； 2） 显微镜法：镜下观测是否有微细矿物颗粒； 3） 萃取法（偏提取法）：选用一种只能溶解被研究元素的某种存在形式的溶剂。偏

提取物相分析方法分为两大类：顺序提取和平行提取法。顺序提取法只用一份试样，利用萃取能力不同的化学试剂由结合力从弱到强依次提取；平行提取时讲样品分多份，利用多种萃取能力不同的化学试剂同时萃取，利用差值计算。

4） 晶格常数测定：通过X光衍射法测定矿物的晶格常数，据晶格常数的变化来判断

类质同相的类型和程度。

5） 电子显微镜扫描：一方面可以研究细小颗粒矿物的成分、结构和光学性质等；另

一方面可以通过对矿物中微量元素的分布特征（类质同相元素在矿物汇总均匀分布），来研究矿物的化学键性和离子电价。

6. 试述编制相图的原理和方法。

编制相图是热力学研究矿物相平衡关系的重要手段。 计算步骤：

1)根据化学反应方程式中出现的相, 按其物态和多形变体查阅有关的热力学数

0000

据: △H298, △S298 , △G298 , V298 , CP 等;

2)计算标准状态下(T=298K, P= 1x10帕)的反应的熵变△S

5

0反应

和 △H

0

反应

；

3)依据计算的精度要求，可以引入一些必要的假设条件，如：△CP（等压真分子热容的变量）=0或定值，活度=1（固相：a=1）；

4)以吉布斯自由能公式作为基本公式，计算任意温度、压力下的化学反应自由能值，界入假设条件，给予简化，列出任意温度、压力条件下的化学反应自由能值（△

GT）与P、T、a变量的关系式。当反应达到平衡时，△GT=0，代入已知的焓变、熵变等值，即可获得共生矿物组合平衡时T~P之间关系式或T~P~ a 之间关系式。 5)根据所获得的T~P或T~P~ a 关系式，给出一组数据即可编制各种相图。 7. 地质温度计

地质温度计是能够用来确定地质作用温度的地质产物。应用比较普遍的地质温度计主要有

矿物包裹体地质温度计：根据矿物晶体中原生包裹体的均一化测定矿物的形成温度。 同位素地质温度计：根据共生矿物对的同位素分馏测定地质体中同位素平衡时的温

度。由同位素分馏作用已知，同位素交换反应的分馏系数（α）随温度（T）而变化，它们之间的关系式为 1000lnα=(A/T 2)+B 该式为同位素地质温度计的计算公式，A和B是实验确定的常数，与矿物种类有关。目前常用的有石英－磁铁矿、石英-白云母、石英-方解石等共生矿物对氧同位素地质温度计和闪锌矿-方铅矿、黄铁矿-方铅矿等硫同位素地质温度计。同位素地质温度计不需进行压力校正。闪锌矿中常含有一些微量元素，如铟(In)、锗(Ge)、镓(Ga)、铊(Tl)等，这些微量元素含量的多少常与闪锌矿的形成温度有关。因此,闪锌矿地质温度计又称矿物－微量元素地质温度计或类质同象地质温度计。

同质多象温度计：矿物的同质多相转变是在一定的温度下实现的，因此，不同变体

的出现，就能反映其形成温度。同质多象的形成与外界条件密切相关，因此同质多象的研究有助于确定晶体形成时的物理化学条件及所经历的变化。

应用：

1） 文石（斜方）和方解石（三方）的化学分子式均为CaCO3，它们的转变

温度为400℃。若文石出现，则反映低温条件；方解石出现，反映中温条件。

2） SiO2等物质的同质多象，被广泛用作所谓的地质温度计和地质压力计。

根据具β－方石英的立方体副象的α－石英，可推知其形成时的温度在1470℃以上；而斯石英在地表大陷坑中的出现，则可作为该地曾发生陨石超高压冲击陨落的有力证据。

3） HgS的两种变体辰砂和黑辰砂,分别形成于碱性和酸性介质中，它们的存

在可说明成矿介质的酸碱性。

4） 在工业上，用石墨制备人造金刚石；运用淬火、退火等手段控制加工件

的某些物性；通过先升温至573℃以上,然后在严格控制的条件下降温，借以消除水晶中对工业利用有害的道芬双晶等，都是利用了同质多象转变的特性。

泥质矿物温度计：在正常压力下一些泥质矿物的出现反映其形成的最高温度（℃），

如埃洛石(50)、高岭石(500)、蒙脱石(725)、水白云母(900)、伊利石(950)等。若压力增高，其相应温度略有降低。

矿物分解温度、

矿物相变温度：某些造岩矿物的形成温度和相变温度可以间接推测研究结晶时的温

度。例如：方石英转变为鳞石英：1470℃正长石分解为白榴石和二氧化硅：1170℃普通角闪石暗化：1050℃大气压下黑云母分解、暗化：1050～840℃鳞石英转变为β－石英：870℃棕色角闪石转变为绿色角

PP

分配系数：在温度、压力恒定的条件下，微量元素（溶质）在两相分配达平衡时其浓度为一常数。

元素比值：任意两种元素在任意体系中的某方面的比值。

13. 地球化学相律：热力学相律表述了平衡状态下和平衡过程中，体系的相数与热力学组分数的

关系。相通常指体系中性质和成因相同，可以用同样的相状态方程式描述的部分物质。热力学组分为构成平衡体系中各相所需之独立物质的最小数目，也称为独立组分。 1） 戈尔德施密特相律：平衡共存的矿物数不超过组分数。

2） 柯尔任斯基相律：在一定的T、P及活性组分的化学位的条件下，相互平衡的工程矿物书

不超过惰性组分数。

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