地化总复习

地化 绪论

1. 地球化学定义

1982年涂光炽提出的地球化学定义为：

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. 地球化学学科的特点和基本问题

地球化学的基本问题之一就是研究元素在地球化学体系中的分布（丰度）、分配问题，也就是地球化学体系中“量”的研究。

3. 地球化学学科的研究思路和研究方法

4. 地球化学与化学、与地球科学其它学科的联系和区别。

第一章、 第二章 1. 元素分布与分配的概念

分布与分配的关系： 分布→整体，分配→局部.

分布: 是指元素在研究体系中（太阳、陨石、地球、地壳、地区等）的总体平均含量。

分配: 指的是元素在研究体系中各部分或各区段中的含量。 2. 地球化学体系

按照地球化学的观点，我们把所要研究的对象看作是一个地球化学体系，其都有一定的空间，都处于特定的物理化学状态（C、T、P等），并且有一定的时间连续。

这个体系可大可小。某个矿物包裹体，某矿物、某岩石可看作一个地球化学体系，某个地层、岩体、矿床（某个流域、某个城市）也是一个地球化学体系，从更大范围来讲，某一个区域、地壳、地球直至太阳系、整个宇宙都可看作为一个地球化学体系。 3. 元素丰度的概念

通常将元素在地球化学体系中的平均含量称之为丰度。

（丰度：相对于一个较大体系而言的，如宇宙、太阳、地球、月亮、地壳和区域地壳，称某某元素的丰度。

含量：相对一个较小的体系，如某块岩石、某个单矿物等。） （研究意义：①元素丰度是每一个地球化学体系的基本数据。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） 4. 元素在地壳中的克拉克值和浓度克拉克值概念 后人将元素在地壳中的丰度称克拉克值 ※浓度克拉克值和浓集系数

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

＞1 意味该元素在地质体中集中了 ＜1 意味该元素在地质体中分散了

区域浓度克拉克值=某元素在区域内某地质体中平均含量/某区域元素的丰度值

浓集系数 = 某元素最低可采品位/某元素的克拉克值,反映了元素在地壳中

倾向于集中的能力。Sb和Hg浓集系数分别为25000和14000，Fe的浓集系数为6，这说明Fe成矿时只要克拉克值富集6倍即可。 5. 太阳系、地球及地壳中元素丰度的研究方法 ※太阳系

? 直接测定各种地球岩石和陨石

? 太阳光谱分析（Sun’s photosphere）

? 利用宇宙飞行器对地球外星体直接或取样测定 ? 分析测定气体星云和星际物质 ? 研究宇宙射线（Cosmic ray）

? 由物质的物理性质和成分的对应关系来进行推算 ※地球

陨石类比法、地球圈层与陨石类比法等。 ※地壳

1、区域大规模取样法（Large-scale regional sampling）

2、 简化取巧研究法（细粒碎屑沉积物法，Using fine-grained clastic sediments） 6. 太阳系、地球及地壳中元素丰度特征并讨论它们的异同、分析造成这种现象的原因?

※太阳系元素丰度规律

① H和He是丰度最高的两种元素，其原子数几乎占太阳中全部原子数目的98％ ② 原子序数较低的范围内（Z<45），元素丰度随原子序数增大呈指数递减，而（Z＞45）各元素丰度值很相近。

③ 质量数为4的倍数的核素或同位素具有较高丰度。

④ 原子序数为偶数的元素其丰度大大高于相邻原子序数为奇数的元素。这一规律称为奥多-哈根斯法则，亦即奇偶规律。

⑤ Li、Be和B具有很低的丰度，属于强亏损的元素，而O和Fe呈现明显的峰，它们是过剩元素。 原因：

第一：与元素的原子结构有关

第二：与元素形成的整个过程有关 ※地壳：

①地壳中元素的相对平均含量是极不均一的，丰度最大的元素是O：47%，与丰度最小的元素Rn的6x10-16相差达1017倍。相差十分悬殊。 前九种元素：O、Si、Al、Fe、Ca、Na、K、Mg、Ti 前五种: 82.58% 前九种: 98.13% 这表明：地壳中只有少数元素在数量上起决定作用，而大部分元素居从属地位。 ②对比地壳、整个地球和太阳系元素丰度数据发现，它们在元素丰度的排序上有很大的不同：

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

地壳： O>Si>Al>Fe>Ca>Na>K>Mg>Ti>H 与太阳系或宇宙相比，地壳和地球都明显地贫H, He, Ne, N等气体元素；而地壳与整个地球相比，则明显贫Fe和Mg，同时富集Al, K和Na。

③地壳中元素丰度不是固定不变的，它是不断变化的开放体系。

a.地球表层H、He等气体元素逐渐脱离地球重力场； b.每天降落到地球表层的地外物质102~105吨； c.地壳与地幔的物质交换； d.放射性元素衰变； e.人为活动的干扰。

7. 元素克拉克值的地球化学意义并举例说明

元素地壳丰度(克拉克值)是地球化学中一个很重要的基础数据。它确定了地壳中各种地球化学作用过程的总背景，它是衡量元素集中、分散及其程度的标尺，本身也是影响元素地球化学行为的重要因素。 ※控制元素的地球化学行为

① 元素的克拉克值在某种程度上影响元素参加化学过程的浓度，从而支配元素的地球化学行为。 例如，地壳元素丰度高的K、Na，在天然水中高浓度，在某些特殊环境中，发生过饱和作用而形成各种独立矿物（盐类矿床）；而地壳元素丰度低的Rb、 Cs，在天然水中极低浓度，达不到饱和浓度，为此不能形成各种独立矿物而呈分散状态。

② 限定自然界的矿物种类及种属

实验室条件下，化合成数十万种化合物。自然界中却只有3000多种矿物。 ③ 限制了自然体系的状态

实验室条件下可以对体系赋予不同物理化学状态，而自然界体系的状态受到限制，其中的一个重要的因素就是元素丰度的影响。例如，酸碱度pH值在自然界的变化范围比在实验室要窄很多，氧化还原电位也是如此。 ④ 对元素亲氧性和亲硫性的限定

在实验室条件下，化合物组成的剂量可以任意调配。在自然条件下，情况就不同了：在地壳O丰度高，S丰度低环境下，Ca元素显然是亲氧的；在地幔，陨石缺O富S环境，能形成CaS(褐硫钙石)。 ※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。

例如在东秦岭地区进行区域地球化学研究表明：东秦岭是一个富Mo贫Cu的地球化学省，Mo元素区域丰度比地壳克拉克值高2.3倍，而Cu元素则低于地壳克拉克值，这样的区域地球化学背景，有利于形成Mo成矿带。 ② 指示特征的地球化学过程

某些元素克拉克比值是相对稳定的，当发现这些元素比值发生了变化，示踪着某种地球化学过程的发生。

例如稀土元素比值、Th/U（3.3-3.5）、K/Rb、Zr/Hf、Nb/Ta在地壳环境下，性质相似，难以彼此分离，有相对稳定的比值。一旦某地区、某地质体中的某元素组比值偏离了地壳正常比值，示踪着某种过程的发生。Th/U<2则可认为本区存在铀矿化，Th/U>8-10则可认为本区发生了钍矿化。 ③浓度克拉克值和浓集系数 ※地壳丰度对地壳能源的限制

地壳的能源有两个主要来源，一个是太阳能，另外一个是放射性元素的衰变能。放射性衰变能是由放射性元素（K、U、Th）的类型和数量所决定的。eg.地球经过45亿年的演化， 235U已衰变95％， 238U已衰变掉50%左右，而232Th

仅消耗了其总量的20％，周而复始，为地球提供能量。 ※大陆地壳组成对壳幔交换作用的指示

地幔橄榄岩产生的原始岩浆是玄武质（基性）

大陆地壳增生通过地幔熔融形成玄武质熔体的添加而实现的 现今的大陆地壳整体却是安山质（中性） 8. 区域地壳丰度的研究方法及研究意义

①它是决定区域地壳（岩石圈）体系的物源、物理化学特征的重要基础数据； ②为研究各类地质地球化学作用、分析区域构造演化历史及区域成矿规律提供重要的基础资料；

③为研究区域生态环境，为工业、农业、畜牧业、医疗保健等事业提供重要信息。 9. 地壳中元素分配不均一性的基本特征? ① 空间上分布的不均一性 垂向深度（陆壳）：上下地壳元素丰度的不均匀性： 上地壳：0- 8~12km 偏酸性火成岩、沉积岩； 下地壳： 8~12km- 莫霍面 麻粒岩、玄武岩。 Ri =上地壳元素丰度/ 下地壳元素丰度： Ri约等于1: Ca, Si, Zr, Nd, Pb等；

Ri < 1: Mg, Cu, V, Fe, Ni, Cr, Ag, Co, Sr等； Ri > 1: Cl, C, Cs, K, Rb, U,Th, Bi, Tl, Nb等。

反映了地壳物质在分异调整过程中的宏观趋势 横向分布：大陆地壳和海洋地壳的不均一性

洋壳：占地球表面60% 以上，厚5-16km，它们的化学成分与地幔物质相似，以镁、铁硅酸盐为主，主要分布着Cr, Fe, Ni, Pt等亲铁元素。

陆壳：占地球表面30%，厚30-50km，它们的化学成分由铝、钾硅酸盐组成，主要分布着亲氧及亲硫元素W，Sn，Mo, Cu, Pb, Zn, Ag等。

陆壳内：板块间、区域间、地质体间、岩石间、矿物间元素分布不均一性。 ② 时间上地壳元素分布的不均一性

随着地质历史的发展，元素的活动与分布有着明显的规律性。 地史早期：一些稳定元素在地史早期富集。 Au元素：主要产在前寒武纪； Fe元素 :主要产在前寒武纪元古代（前寒武纪变质铁矿占世界铁矿储量60%）。 地史晚期：一些活泼的不稳定元素向着地史晚期富集。

Sn, Nb, Ta和W等元素：钨成矿作用高峰期在中生代（燕山期）。

世界部分大陆（北美、南非、印度）不同地史时期成矿元素变化规律: 前寒武纪： Pt, Fe, Ni, Co, Au, U(占这些元素储量50%以上); 古生代: U, Pb, Co, Ni, Pt,其次为W, Sn, Mo, Pb, Zn, Hg等; 中生代: W, Sn, Ag, Sb等;

新生代: Hg, Mo, Cu, Pb, Zn等。

以上是从地质历史大的时间跨度上来说是这样，就是从某一时期内元素在时间上的分布也是不均匀的。 第三章

1、元素的地球化学亲和性

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，或说阳离子趋向于同某种阴离子结合的倾向。 ※决定地球化学亲和性的因素 1. 元素本身的性质

2. 元素发生结合时的物理化学条件

是元素（包括常量元素和微量元素）间结合和分配的基本规律。

在地球系统中丰度最高的阴离子分别为氧和硫，除与该两元素结合外，金属元素的另一重要存在形式为自然金属（及其）互化物，其中丰度最高的元素是Fe。

※影响元素亲和性的因素

离子的键性-首要的 电负性 电价 体系的物理化学条件

离子半径（一般离子半径小的元素亲氧，离子半径大的元素亲硫） ※元素亲和性的特点：双重性和过渡性、同一元素的不同价态存在不同的亲和性 2、Goldschmidt的元素地球化学分类

（元素的地球化学分类：基于原子结构的元素周期表，结合元素的自然组合及地球化学特征对元素作进一步分类）

戈氏以其提出的地球起源和内部构造的假说为基础，根据化学元素的性质及其在各地圈内的分配将元素分类： ? 亲石元素（Silicate Loving） 离子的最外电子层具有8电子（S2P6）的惰性气体型的稳定结构，与氧容易成键，主要集中于硅酸盐相。

? 亲铜元素（Sulfur Loving）

离子的最外层电子层具有18铜型结构（s2p6d10），在自然界中容易与硫形成化合物，这些元素主要分配在硫化物相中。 ? 亲铁元素（Iron Loving）

离子最外电子层具有8-18过渡型结构，这类元素同氧、硫的化合能力较差，倾向于形成自然元素，因此，这类元素倾向分配在金属相中。 ? 亲气元素（Gas Loving）

原子最外层具有8个电子，原子半径大，具有挥发性或易形成挥发性化合物，主要分布在大气圈中。

? 亲生物元素（Bio-loving） 这类元素主要富集在生物圈中，如C、N、H、O、P等。 3、元素类质同象概念

某种物质在一定的外界条件下结晶时，晶体中的部分构造位置被介质中的其他质点（原子、离子、络离子或分子）所占据而只引起晶格常数的微小改变，晶格构造类型、化学键类型、离子正负电荷的平衡保持不变或相近，这种现象称类质同象。

（混入晶体的物质称为类质同象混入物，含有类质同象混入物的晶体，称为混晶或固溶体。）

4、影响元素类质同象的晶体化学条件 ? 内因-晶体化学条件 原子（离子半径）：对于离子电价和离子类型相同的离子键化合物，原子或离子半径相近时，易于发生类质同象。 化学键性：键性不同，彼此不能置换 电荷平衡：（电价补偿：对于离子化合物来说，类质同象代换前后，正负离子

电荷保持平衡，否则将引起晶格的破坏。这对于异价类质同象代换有重要意义。） 被代换的矿物晶体构造：被代换的矿物晶体构造愈复杂、松弛(偏离最紧密堆积愈远)，类质同象的可能性愈大。

能量变化：发生类质同象的元素之间，其形成晶体的生成热应相近（钠、钙长石之间能量相似，可以形成斜长石完全类质同象系列；而碱性长石中钾、钠长石为高温类质同象混熔，低温固熔体分解--条纹长石） 5、 影响元素类质同象的物理化学条件 外因-物理化学条件

体系元素浓度：“补偿类质同象” 一种熔体或溶液中如果缺乏某种组份，当需要从中结晶出包含此种组份的矿物时，熔体或溶液中性质与之相似的其他元素就以类质同象代换的方式加以补充。 氧化-还原电位

还原内生条件: Fe(0.83?), Mn(0.91?) 亲密共生 氧化表生条件: Fe( 0.87?), Mn(0.52?) 彼此分离

温度压力

通常增温促进类质同像置换，降温导致固溶体分解。（增温使离子的活动性增强，Fe、Ti可以占据任意的氧离子八面体空隙，即呈无序状态，形成混晶。降温使离子活动性减弱，Fe、Ti只能占据严格一定的空隙位置，即由无序状态转变有序状态，结果一个无序构造(混晶）就分解为两个有序构造(单晶)。 压力对于类质同像的影响和温度相反，但研究较少。 6、Goldschmidt的类质同象法则

1）隐蔽法则：两个离子具有相近的半径和相同的电荷，则它们因丰度的比例来决定自身的行为，丰度高的主量元素形成独立矿物，丰度低的微量元素进入矿物晶格，为主量元素所“隐蔽”。

2）优先法则：两种离子电价相同，半径有别，半径小的离子集中于较早的矿物中，而半径较大的离子（化学键弱）将在晚阶段矿物中富集。

3）捕获允许法则：如果两个离子半径相近，而电荷不同，较高价离子优先进入较早结晶的矿物晶体中，称“捕获”（capture），低价离子“允许”（admit）进入晚期矿物。

7、Ringwood的电负性法则

对于两个价数和离子半径相似的阳离子，具有较低电负性者将优先被结合。eg.理论上，Zn2+(0.83?)与Mg2+(0.78?), Fe2+(0.83?)离子性质很相似, 按戈氏法则能进入铁镁硅酸盐晶格。事实上，在硅酸盐熔体中往往形成ZnSiO4 (硅锌矿)，Zn4[Si2O7] [OH]2 · 2H2O (异极矿)。

8、研究元素类质同象的地球化学意义

(类质同像是支配地壳中元素共生组合的一个重要因素，特别是对一些微量元素，是决定它们在自然界活动状况的主要因素。)

(元素的共生组合：同时、同种成因处于同一空间所形成的元素组合。)

1) 阐明微量元素在各类岩浆岩中的分布以及微量元素在矿物中分配的实际规律

eg.如岩浆结晶过程中常量元素演化的顺序（鲍文反应系列 ） 2) 地球化学中的“指纹”---标型元素组合

3+

4+

2+

2+

一定成因条件下微量元素对主量元素的类质同象具有一定的规律性，使得可以通过对矿物中微量元素的组成特征(类质同象组合)来指示矿物形成时所处的环境。这种可应用于对形成环境进行识别的元素类质同象组合称为标型元素组合。 3) 矿产资源综合评价与利用

开发以类质同象进入其他矿物中的副矿物（副产品） 4) “骨痛病”的元凶是谁？

9、晶体化学集中与晶体化学分散概念

晶体化学分散:微量元素倾向选择与自身晶体化学性质相似的造岩元素以类质同象代换方式进入它们的晶格，呈分散状态。

残余富集:微量元素倾向是那些与造岩元素差别大的微量元素不利于类质同象代换，而在残余熔体中聚积。在某一阶段形成独立矿物（副矿物）或转入到岩浆期后热水溶液中富集成矿。

10、晶体场理论的要点及应用范围

晶体场理论是一种化学键模型理论，该理论用于说明过渡族元素的物理和化学性质(包括存在形式和结合方式)。把过渡金属周围的配位体(阴离子和络阴离子)当作点电荷来对待，作用的本质是静电场力。

过渡金属的离子是处于周围阴离子或偶极分子的晶体场中，前者称为中心离子，后者称为配位体。

五重简并：孤立的过渡族元素离子，其5个d轨道的能量相同、电子云呈球形对称，电子在5个d轨道上的分布概率相同。 晶体场分裂：静电作用对中央离子电子层的影响主要体现在配位体形成的负电场对中心d电子起作用，从而使原来简并的5个d 轨道变得能级不同，即消除d轨道的简并。该现象叫d 轨道的能级在配位场(晶体场)中发生了分裂。

晶体场分裂能：d轨道电子能级分裂后的能量差，相当于一个电子从低能级跃迁到高能级轨道所需要的能量。八面体场中用?o表示，四面体中用?t表示。 ※应用范围

只适用于第一过渡族元素。只适用于离子键矿物的晶格，不适合于共价键矿物的晶格

11、八面体、四面体晶体场稳定能和八面体择位能概念 （晶体场稳定能：也称晶体场稳定化能，系指d电子在分裂的d轨道上重新排布，使得配位体系的能量降低，这个总能量的降低值称为晶体场稳定化能。其值越大，配位体系越稳定。） ※八面体：

? dz2和dx2-y2轨道

电子云极大值正好与配位体迎头相撞，因此受到较大的排斥力，使轨道能量升高较多。

? dxy，dxz，dyz轨道

电子云极大值正好位于配位体之间，受到排斥力较小。 ? 由于八面体配位的作用，使d轨道分裂成两组 一组： dz2和dx2-y2轨道，能量较高，记为eg 二组： dxy，dxz，dyz轨道，能量较低，记为t2g 令E（eg）-E（t2g）=10Dq ※四面体：

? dz2和dx2-y2轨道

电子云极大值指向立方体面的中心，受到排斥力较小。 ? dxy，dxz，dyz轨道

电子云极大值指向立方体棱的中心，距离配位体近。受到排斥力较大。 ? 由于四面体配位的作用，使d轨道分裂成两组 一组： dz2和dx2-y2轨道，能量较低，记为e 二组： dxy，dxz，dyz轨道，能量较高，记为t2 令E（eg）-E（t2g）=10Dq ※八面体择位能：过渡族元素离子的八面体与四面体晶体场稳定能之差叫八面体择位能。它反映了一个过渡元素离子对结构中八面体配位位置亲和性的大小。eg.Cr3+、Ni2+、V3+和Mn3+等具有较高的八面体择位能，在氧化物和含氧盐类等矿物中将强烈选择八面体配位位置。 12、晶体场理论应用的地球化学意义

1）阐明岩浆结晶过程中过渡族元素的地球化学行为

硅酸盐熔体中既有八面体位置，也有四面体位置。过渡金属元素在两种位置中都可能存在。但是，在岩浆岩的硅酸盐矿物的四面体配位位置中几乎没有过渡元素离子，它们都占据八面体配位位置。

2）为评价中酸性斑岩体含矿性提供评价的地球化学指标

岩浆熔体中随着Al2O3/ Na2O+K2O+CaO 比值的增加，熔体中Ni2+(Cu2+)所占的四面体位置减少，而八面体占有率增大。 3）解释过渡金属离子氧化倾向性的强弱 13、元素的赋存形式及其研究方法 ※固相

独立矿物：指形成能够用肉眼或在显微镜下进行矿物学研究的颗粒，粒径大于1μm，并且可以用机械的或物理的方法分离出单矿物。

自然界的矿物一般都不是按某种化学式来限定成分的纯净化合物，而往往混有杂质，这种杂质按其聚集和赋存状态可分为五种状态： 机械分散物：以固相或流体相存在，成分不同于主矿物的细小独立矿物或固熔体分离结构

吸附相杂质：不参加主矿物晶格，在矿物表面、裂隙面等呈吸附状态 超显微结构混入物：（<0.001mm）它不占主矿物晶格位置，但又不能形成可以进行矿物学 研究的颗粒，成分和性质不清

与有机质结合的形式：金属有机化合物、金属有机络合物、有机胶体吸附 类质同象：以原子、离子、络离子或分子为单位取代矿物晶格构造位置中的相应质点 ※液相

离子：元素在水溶液中的常见存在形式：阴、阳离子，络离子，酸根离子等 分子：H2O、O2、CO2、N2等，有机物也主要以分子形式存在 胶体：Fe、Mn、Al、Si等溶解度小的元素的主要存在形式 微细颗粒物 ?研究方法

矿物学观察及X射线衍射法（XRD） 电子探针的应用（SEM-EDX） 同步辐射（XANES，EXAFS） 萃取法（偏提取）

14、举例说明Pb在地壳中的各种存在形式 第四章

1. 微量元素概念

Gast(1968)对微量元素的定义是：不作为体系中任何相的主要化学计量组分存在的元素。

微量元素的另一松散定义：对体系的化学和物理性质没有明显影响的元素。 微量元素的另一定义为：在所研究的地球化学体系中，其地球化学行为服从稀溶液定律(亨利定律，Henry’s Law)的元素。 2. 能斯特分配定律与分配系数 ※分配定律

能斯特分配定律表述为：在一定的温度和压力下，微量组份在两平衡共存相中的活度比为常数。

微量元素在两相中可以形成液态或固态的稀溶液，它们在相Ⅰ和相Ⅱ的化学位可分别写成：

?????0?RTln(?I)0?II??II?RTln(?II)式中：??和?II分别为微量元素在相I和相II中的化学位；R是气体常数，T为绝对温度；?I和?II分别为微量元素在相I和相II中的活度。

0??0和?II分别为标准状态下微量元素在相I和相II中的化学位；根据热力学原理，当各相处于平衡时，任一组分在各相中的化学位应该相等，即：

?I??II因此：0?I0?RTln(?I)??II?RTln(?II) 好

整理后为:RT?ln?????II??00??????III????I??将上式进一步变换，可得：?II(???)RT?eIII?I000由于?I0和?II是常数，R是气体常数，故在一定的T、P下：

?II?常数?KD?IKD称为微量元素在相I和相II间的分配系数。KD称为能斯特分配系数，为温度T的函数，永为正值。当温度和压力条件固定时，KD值为常数，其大小可对元素在平衡相中的分配进行指示：0?I0??II， XII?KD?1，微量元素更多地进入相IIXIXII?KD?1，微量元素更多地进入相IXIXII?KD?1，微量元素在两相中含量相等XI

0?I0??II， 0?I0??II， 对于稀溶液，微量元素在两相中的活度系数?I和?II为1，故微量元素在两相间的分配系数KD可表达为：KDXC?II?IICIXI

XI和XII分别为微量元素在两相中的摩尔分数CI和CII分别为微量元素在两相中的浓度(含量)3. 总分配系数概念

在地球化学研究中，需要了解微量元素在岩石与熔体间的分配行为，即需要计算微量元素在由不同矿物组成的岩石和熔体间的总分配系数(微量元素在矿物集合体（岩石）及与之平衡的熔体间的分配关系)。例如地幔岩石发生部分熔融时，了解微量元素在形成的熔体与残留地幔岩石中的分配。总分配系数(D)的计算基于对各组成矿物简单分配系数(KDi)和各组成矿物在岩石中的相对质量百分数(?i)（即岩石中所有矿物的分配系数与岩石中各矿物含量乘积之和） :

D?iK?D?ii?1n

4. 元素在共存相中分配系数的确定方法

? 直接法(斑晶—基质法)

直接测定法是直接测定地质体中两种平衡共存相的微量元素浓度，再按能斯特分配定律计算出分配系数。例如通过测定火山岩中斑晶矿物和基质，或测定现

代火山熔岩流中的矿物与淬火熔体（玻璃）以及测定岩石中的共存矿物。目前，应用最广泛的是斑晶—基质法，火山岩中斑晶矿物代表熔体结晶过程中的固相，基质或淬火熔体代表熔体相—岩浆，两相中微量元素含量比值即为该元素的分配系数。

? 实验法

实验测定法：用化学试剂人工合成不同成分（与天然岩浆成分相似）的玻璃物质；或者直接采用天然物质（如拉斑玄武岩）作为实验初始物质。在控制的温度-压力条件下，使结晶形成的一种矿物与熔体，或者两种矿物间达到化学平衡，即微量元素在两相中的分配达到平衡。将实验体系进行淬火后，测定该微量元素元素在两相中的浓度，进而计算出分配系数。

实验测定分配系数的方法，对于选择不同的体系条件和不同的矿物-熔体或矿物对相关系之间具有优势。但该方法也面临一些问题，如对体系不同相间是否达到化学平衡难以进行充分确认，人工合成的物质与自然界条件形成的物质体系之间存在一定的区别。此外，实验过程中为了提高微量元素的含量分析精度(反应体系的体腔有限和物质量过少)，微量元素的加入量远高于其在自然体系中的含量。

5. 相容元素、不相容元素、大离子亲石元素、高场强元素概念

相容元素：D>1，两相平衡时，优先进入结晶矿物相或残留相(岩石发生部分熔融时，趋向“安心”地保留在原岩中)。 典型元素：Ni, Co, V, Cr

不相容元素：D<1，两相平衡时，优先进入熔体相，当D<0.1时，可称强不相容元素(岩石发生部分熔融时，趋向离开原来的“家”)。 典型元素：大离子亲石元素(LILE)：K, Rb, Cs, Sr, Ba 高场强元素(HFSE)：Nb, Ta, Zr, Hf

※Saunders et al.(1980)在元素的地球化学分类中引入了“场强”的概念，定义为： 场强=离子半径/离子电价

将场强>0.2的不相容元素称为低场强元素 而将场强<0.2的不相容元素称为高场强元素 ※低场强元素

以大离子亲石元素(Large Ion lithophile elements，LILE)为典型代表。这类元素的活动性较强，尤其是有流体相存在的环境中容易发生迁移—地壳演化及作用发生的示踪剂。 LILE：K、Rb、Cs、Ba、Sr、Pb2+、Eu2+(Th, U) ※高场强元素

以离子半径小和高离子电荷为特征，在变质和蚀变过程中相对稳定—“原始”物质组成的示踪剂。典型的元素有：

Nb、Ta、Zr、Hf和Ti、P（REE、Pb4+、Th、U、Ce ） 6. 微量元素地质温度计的原理与方法 ※原理

相平衡条件下，微量元素在共存相间的分配满足以下关系式： lnKD = -(ΔH/RT) +B

该式为一直线方程，其中“-(ΔH/R)”为斜率，B为截距。

在一定的温度范围内，可将ΔH(热焓)视为常数。因此，上式可描述为分配系

数(KD)的对数值与温度的倒数(1/T)间的线性关系。 ※应用方法

对平衡体系中的共生矿物进行微量元素含量分析，计算出矿物对的微量元素分配系数，结合根据实验方法或自然观察获得的分配系数与矿物结晶温度的线性关系式(上式)，计算出矿物的结晶温度。 7. 元素在共存相中分配定律的地球化学意义 1) 定量了解共生矿物相中微量元素的分配行为 传统的元素分配微观理论只能定性地解释元素的分配规律，而应用分配系数，可对共生的平衡矿物中微量元素的分配特征进行定量计算。 2) 为研究岩浆、热液和古水体中元素浓度提供了途径 由于现在所观察的研究对象多属地质历史上不同时期地质作用的产物，如岩浆岩、硫化物矿床和碳酸岩地层等。可通过对平衡相的岩浆岩、硫化物或碳酸岩进行元素含量分析，结合已知的元素分配系数，计算出这些古熔体或古流体中微量元素的含量和组成，进而为认识古地质事件的性质与演化提出定量的地球化学依据。

3) 分析判断岩浆的结晶演化规律 在岩浆形成后的结晶分异过程中，相容元素将优先进入早期结晶的矿物相中(按鲍文序列的序次)，将快速地在所形成的岩浆中发生贫化，而不相容元素则相对富集在熔体中发生浓缩，据此总结出元素在岩浆结晶分异过程中的演化规律，排列出微量元素在岩浆结晶作用过程中的不相容程度顺序。 4) 为成矿分析提供理论依据 元素在共存相间不均匀分配是元素浓集形成矿产的重要机制之一。对于多数成矿元素，在正常的岩浆作用过程中并不能富集成矿，主要原因是这些元素在岩浆作用过程进入了造岩矿物而发生了分散。但是，对于同样含有大量分散矿物的部分岩浆岩，却能形成矿床。 5) 判断成岩和成矿过程的相平衡 在一定的温度和压力条件下，平衡相间微量元素的分配系数为一常数，据此可用以检验所研究的地质系统在其形成过程中是否达到了相的平衡。通过对平衡体系微量元素的研究，可获得其形成的温度、压力和熔体组成等重要信息，但前提是体系中达到了相的平衡。 6) 微量元素分配系数温度计 8. 在岩浆结晶过程中元素分配的定量模型、特征及地球化学应用 ※瑞利分馏定律（不平衡）

由于微量元素在晶体中的扩散速度比熔体或液体中慢得多，整体上来不及达到两相间的完全平衡，而只能形成表面平衡，所形成晶体具环带状构造。因此，结晶过程实际上是元素在化学不平衡条件下的分配过程。不平衡结晶过程元素的

ii分配行为服从瑞利分馏定律：CL?C0?FDi?1

F?Ml/M0

D?CCisl

该方程是对随矿物结晶分离作用的发生，微量元素i在熔体中含量变化的描述。 式中，

CiL：矿物分异结晶达F时岩浆中元素i的瞬间浓度；

Ci0：原始熔浆中元素i的的浓度； F：残留熔体相对于原始熔体的百分数（原始熔体分离结晶作用后剩余的部分），反映岩浆的结晶程度；当F=1时，代表结晶作用开始，当F=0时，代表结晶完成。 Di：微量元素i在矿物与熔体间的分配系数 ※平衡结晶过程

自然过程岩浆结晶作用的另一种现象是矿物内部组成不断调整，以达到与熔体

ii间的化学平衡，其相应的描述方程为：CL?C0?1Di(1?F)?F

该方程是对结晶作用过程中，随结晶程度的改变，微量元素i在熔体中的含量变化。 ※应用

1）定量研究岩浆结晶过程中微量元素的化学演化规律

对于不相容元素，随结晶分异的演化，其在岩浆中将发生富集，而相容元素则在岩浆结晶作用发生的初期，主体将进入早期结晶形成的造岩矿物中而发生分散。

由于初始岩浆组成的差异，其结晶分异作用形成的造岩矿物也不同。

通过建立微量元素的分配模型，研究者就能对不同性质岩浆的演化进行定量研究，以了解其源区性质、岩浆作用过程及其产生的构造背景。 2）对岩浆成矿潜力进行判断（Cr分配系数与cpx的结晶）

3）反求F值探讨岩石成因，F→0时利用模式计算，确定岩浆岩TE平均含量和D 4）已知原岩及岩浆岩的TE含量。可对原岩的部分熔融程度进行计算，得出区域热流状态与构造环境

5）根据相容元素在两模型中贫化速率的差异来判别是平衡熔融还是分离结晶 6）利用强不相容元素在部分熔融的高敏感与中等不相容元素的相对稳定来分别研究熔融程度和岩石成因

9. 在部分熔融过程中元素分配的定量模型、特征及地球化学应用

若在整个部分熔融过程中，熔体与残留固体(源区岩石)间始终保持化学平衡，直到熔体离开源区。这种熔融作用称为批次熔融，也称平衡熔融或一次熔融。 应用后述模型的前提条件：

（1）在整个部分熔融过程中，微量元素在固相(源岩)和液相(熔体)之间的总分配系数保持不变；

（2）整个熔融过程中，残余固相中各矿物相(主要造岩矿物)对形成熔体的贡献比例保持不变（贡献量不变）。

C0i?F CLi?(1?F) CSi

式中:

Cio是微量元素i于熔融作用发生前在固相母岩(源岩)中的含量； CiL是微量元素i在熔融过程中在熔体中的含量；

CiS是微量元素i在熔融过程中在残余固相中的含量；

F是部分熔融程度，即形成的熔体占母岩的重量百分比例。F值等于0，表示部分熔融作用还未发生，而F=1表示全部的源区岩石均发生熔融，因此自然过程

发生的部分熔融作用，其F值总是介于0-1之间。

iCL1平衡部分熔融定量模型的表达式：i?

Di (1?F)?FC0值得注意：上式与描述平衡结晶过程熔体中微量元素含量变化的方程形式上

相同，但意义不同。平衡结晶描述的是熔体中微量元素的变化，Cio代表是的熔体中微量元素的初始含量，方程中仅涉及熔体中的元素含量；而批次熔融方程Cio代表的是源岩中微量元素的初始含量，即方程涉及了熔体和源区两相物质。 ※意义，应用

1）定量分析元素的集中与贫化程度

部分熔融作用可理解为岩浆结晶作用的逆过程，对约束元素的含量变化具有重要影响。不同之处在于，岩浆结晶作用的最终结果是全部熔体转化为固相，元素在其中的分配行为除受到分配系数的影响外，岩浆的结晶分异过程，即造岩矿物的组成，也可直接影响元素在所形成的岩石中的分散或富集。对于熔融作用，源岩的化学组成和部分熔融的程度决定了熔体的化学组成，亦即元素在熔体中相对于源岩所发生的富集或贫化作用。 2）对分析成矿作用具有理论意义

元素能否发生成矿作用主要取决于熔体的含矿性。显然，低度部分熔融作用有利于强不相容元素的成矿，而高度的部分熔融程度有利于不相容程度低或相容元素的相对富集。当然，元素最终是否成矿还取决于后期岩浆结晶过程中元素具体的分配行为（如Be）。

3）认识岩浆源区的化学特征及岩石成因

不相容程度低的元素可对源区的化学组成进行指示，而不相容程度高的元素可对确定发生部分熔融的程度(F值)提供依据，进而对源区岩浆事件热状态与构造背景进行探讨。

10. 岩浆结晶过程和部分熔融过程的判别方法 环带分布—分离结晶作用或不平衡结晶作用。 不发育化学环带—平衡结晶作用。

①根据相容元素在两模型中贫化速率的差异来判别式平衡熔融还是分离结晶 ②强不相容元素与相容元素相反，在部分熔融中变化比分离结晶大

③以强不相容元素比中等不相容元素为纵轴，其中的HIE为横轴线性拟合，若直线斜率为0则为分离结晶，否则为平衡部分熔融作用。 11. 稀土元素的基本地球化学性质

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 ③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） ④在地壳岩石中分布较广（广泛性） ⑤自然界中主要呈正3价

⑥镧系收缩：随原子系数增加半径减小

12. 稀土元素的数据处理方法及有关参数的计算方法（稀土元素配分模式图、ΣREE 、?LREE/? HREE或ΣCe/ΣY 、(La/Yb)N ） ※REE 组成(配分)模式图 内容：

在同一幅二维图解中，将样品的全部14个稀土元素的组成特征表达出来； 方法：

将样品的稀土元素含量用球粒陨石进行标准化(根据研究需要，也可采用其它参考物质组成作为标准化值)，以标准化后数据为纵坐标(自然对数刻度)，以稀土元素的原子序数增加的序次为横坐标作图所获得的曲线。该图解称稀土元素的配分模式图。

※ ΣREE：代表全部REE元素含量的累加结果，常以ppm或者10－6为单位。 14个自然界镧系元素总和，若加上元素Y需注明。

由于稀土元素属不相容元素，故总体上表现为从超基性岩、基性岩、中性岩至酸性岩，ΣREE值逐渐增高。相对于碳酸岩，沉积岩中细粒碎屑岩和砂岩ΣREE值较高，应主要反映了富集REE的副矿物和粘土矿物选择性吸附的结果，而非源区特征。因此，对于变质岩和壳源岩浆岩， ΣREE能对其原岩或源岩的性质进行定性的指示。

※ ?LREE/? HREE或ΣCe/ΣY：对LREE和HREE求和相比，可为判别岩浆早期结晶矿物的特征或对岩浆残余源岩的REE组成等的分析提供判断的依据 ※ (La/Yb)N：LREE、HREE内部标准化后的分异指标 13. Eu异常、Ce异常的概念及计算公式

Eu/Eu??Ce/Ce??2?EuN; 或 Eu/Eu??SmN?GdN2?CeN; 或 Ce/Ce??LaN?PrNEuNSmN?GdNCeNLaN?PrN

该计算参数的意义为，当Ce、Eu没有发生变价时，其标准化值应介于相邻的两REE之间。发生变价后，其含量及其标准化值将显示出不同程度的亏损(<1)或富集 (>1)，通过上述参数的计算，可反映出其相对亏损或富集的程度。

14. 稀土元素对岩石成因的指示意义

① 对某类（种）REE的异常，可以反映某种矿物的大量晶出或重熔，

② REE及HFSE于深变质条件下，元素组成模式或比值可基本保持稳定，据此设计的图解可做恢复变质岩的重要依据

③ 研究地壳生长化学演化，地壳演化中，沉积岩中REE组成明显改变，ΣREE增加，LREE相对于HREE富集加剧且负Eu异常明显。 15. 变质原岩恢复的地球化学方法

在区域变质作用过程中，由于温度和压力条件的改变，导致原岩矿物发生变质，形成不同的新矿物。在这一过程中，不同性质的元素将发生不同程度的体系开放。但已有的研究积累表明，稀土元素和高强场元素在角闪岩相和甚至部分麻粒岩相的变质条件下，含量可能发生一些变化，但元素的组成模式或比值可基本保持稳定，据此设计的图解成为地球化学研究中恢复变质原岩重要的依据。

16. 石榴石和长石的REE组成特征分别是什么？

石榴石富集HREE，长石富集EU，二价的EU 17. 微量元素蛛网图及其意义

在同一图解中将不同的微量元素以及部分主量元素的组成特征反映出来的方法，称为多元素“蛛网图”。将TE按照不相容性大小排序，加入三个主量元素Ti、P、K利用一种参照物质对样品数据标准化后做线图。 ※意义

①LILE受流体作用影响大，HFSE活动性弱，主要反映源区特征或熔体作用的影响 ②特殊矿物控制作用导致的富集与亏损 ③特定地质作用或地质体的TE分布形式：如大陆地壳的Nb、Ta负异常，Pb正异常，以玄武岩的spidergram中Nb、Ta、Pb特征了解其受大陆地壳混染程度 18. 微量元素对岩石形成构造环境进行判别时应注意的问题 ① 图解存在多解性

② 不同辨别图解的适用前提条件

③ 以地质-地球化学调查为基础，多岩类配套分析：当存在多种岩类组合时，应统筹考虑各岩系的特点，使结论具有在逻辑上的合理性

④ 多种图解：避免偶然性，获得相对统一的判别结果，增加说服力

⑤ 多手段：在研究工作中，应结合除微量元素以外的地球化学证据，如同位素地球化学特征等。

19. Mg#、ACNK指数的意义与计算方法 ※Mg#

基性岩浆的结晶过程将按鲍文序列结晶形成不同的矿物，即早期结晶的矿物以富镁的矿物为主。为了解岩浆岩所代表的岩浆结晶分异演化的程度和过程，常用Mg#来指示，其定义式为：Mg#?Mg

Mg?Fe2? 注意：计算式中的Mg和Fe2+均为原子数，即需将元素(氧化物)的含量除以其分子量。

在实际应用中，当主量元素的数据来自XRF分析结果时，由于缺乏Fe2+的含量(只有全铁的含量)，常采用以下两种方式之一进行处理：

1. 用全铁量代表亚铁的量(即假设全部Fe为二价离子（)Mg、Fe质高）；

2+

2. 设定Fe在全铁中的比例（根据统计结果），然后计算亚铁的含量。

2+

通常采用的比例(Fe/Fe_total)为：

玄武岩和玄武安山岩=0.9；安山岩=0.85；英安岩=0.8；流纹岩=0.7 因此，在进行Mg#计算时，必须说明计算式中Fe的处理方式。 ※铝饱和指数(ACNK)

定义：ACNK=Al2O3／(CaO+Na2O+K2O) 计算：各氧化物项均为摩尔数(分子数)

ACNK>1，铝过饱和—过铝质系列； ACNK<1，铝不饱和—准铝质系列。

意义：主要应用于对花岗质岩浆岩源区的判别。通常过铝质系列来源于副变质岩(变沉积岩)源区。 20. Harker图解的特点与用途

以SiO2含量为横坐标，以其它常量元素(氧化物形式)为纵坐标分别作图，该图组称Harker图解。

除常量元素外，Harker图解中也可用微量元素(含量或比值)和同位素组成； 对于基性-超基性岩，可用MgO含量或Mg#代替SiO2，可更有效地反映岩浆的结晶分异和化学演化特征。

第五章

1. 何为“同位素”、“放射性同位素”、“放射成因同位素”？

同位素：具有相同质子数、不同质量数的核素的总和，称为元素的同位素，它们在元素周期表上占据相同的位置。

放射性同位素：发生放射性衰变的同位素，也称母体同位素。

（放射性衰变：自然界中部分核素在能量上处于不稳定状态，自发地从某一元素的同位素衰变成为另一元素的同位素，并伴随各种粒子形式的能量释放的过程。） 放射成因同位素：放射衰变过程中和最终形成的稳定同位素，也称子体同位素。

2. 同位素发生放射性衰变的原因是什么？有几种衰变形式（请举例说明）？ 同量异位素衰变：?-衰变、 电子捕获衰变（ ?+衰变） 重粒子衰变（?衰变） 核裂变

① β-衰变

原子核中一个中子分裂成为一个质子和一个电子（ 即?-粒子或?-质点 ）， ?-质点被射出核外，同时放出中微子v的过程称为β-衰变。

反应通式为：AZX→AZ+1Y+β-+v+E，其中Z为核电荷数，A为质量数。

衰变结果：原子核内减少一个中子，增加一个质子，质量数不变，核电荷数增加1，原子序数增加1，元素变为周期表右侧的相邻元素。 如：8737Rb→8738Sr+β- 4019K→4020Ca+β- ② 电子捕获衰变（ ?+衰变）

原子核自发地从K或L层电子轨道上捕获一个电子（多数为K层捕获），与一个质子结合转变成一个中子，亦即一个质子转变为一个中子和一个正电子，正电子发射出来就是?+粒子；它是β-衰变的逆反应（并非可逆反应）。 反应通式为：AZX+e→AZ-1Y+E

衰变结果：原子核内减少一个质子，增加一个中子，质量数不变，核电荷数减少1，原子序数减少1，元素变为周期表左侧的相邻元素。如：4019K+e→4018Ar 。

以上8737Rb与8738Sr、4019K与4020Ca、 4019K与4018Ar等母、子体同位素为同量异位素，故?-衰变和电子捕获衰变又被统称为同量异位素衰变。 ③ 重粒子衰变（?衰变）

放射性母体同位素（重核，原子序数通常大于83（Bi））放射出?粒子而转变为另一个新的子体核素。?粒子由2个质子和2个中子组成，带正电荷＋2。实际为He原子核，即He2+，称四粒子组。 反应通式为：AZX+e→A-4Z-2Y+α

衰变结果：原子核内减少2个质子和2个中子,质量数减少4，核电荷数减少2，原子序数减少2,元素在元素周期表中向左移动2格。

如：23892U→23490Th+42He 22688Ra→22286Rn+42He（镭-氡） ④ 重核裂变

238235

重同位素自发地分裂为2-3片原子量大致相同的碎片。如：U、U和232Th

等重核都可能发生这种裂变。

3. 放射性同位素定年的原理和基本公式是什么？ 原理：

(1) 衰变作用是发生在原子核内部的反应，反应结果是由一种核素变成另一种核素；

(2) 多数衰变自发地不断进行，并有恒定的衰变比例； (3) 衰变反应不受温度、压力、电磁场和原子核存在形式等物理化学条件的影响； (4) 衰变前和衰变后核素的原子数只是时间的函数。 基本公式：

N?N0e??t

N0?Ne?t

上式表明母核原子数为N0的放射性同位素，经时间t后残存的母体原子数为N= N0e-λt，亦即任何放射性同位素随时间按指数规律衰减，这就是放射性衰变定律。

4. 何为 ?常数、半衰期、同位素等时线？

?常数：λ为衰变速率常数，表示单位时间内放射性核素的原子发生衰变的概率，它是每个放射性核素的特征值，称之为衰变常数，用实验方法测定获得，其量纲为时间单位的倒数，如1/年或1/秒等。

半衰期：对于任一放射性同位素体系，放射性核素母体原子衰变完一半所需要的时间称为半衰期，以T1/2表示。T1/2?ln2?0.693

??同位素等时线：对于同期同源的一套地质样品，它们应有相同的初始子体同位素比值和形成时间，即在放射成因子体同位素衰变方程中，各样品均具相同的参数：D?(D)0?N(e?t?1) 表现为各样品沿以初始子体同位素比值为截距，

DSDSDSt

以(e -1)为斜率的直线分布，这条直线称为等时线。故对一套同源同期样品进行同位素测定，对各样品点进行线性拟合，可对该地质体进行定年和初始比值确定。 5. 放射性同位素定年的前提是什么？ ① 衰变的最终产物是稳定同位素。

② 必须准确知道或能有效校正岩石或矿物形成时就己经存在的子体同位素初始比值（含量）。

③ 能够精确测定获得放射性母体同位素的半衰期和衰变常数，同时，用作年龄测定的放射性母体同位素的半衰期应与所测地质体的年龄大体相当（？）。 ④ 准确知道放射性母体同位素的种类和相对丰度，并有精确测定计算岩石或矿物中母、子体同位素比值和含量的高精度的同位素制样和质谱测定实验室方法技术。

⑤ 自岩石或矿物形成以来，同位素体系保持封闭，母体和子体核素只因衰变反应而改变，没有因后期地质作用（如变质、热液蚀变、风化等）的影响而发生母、子体同位素的带入或迁出。

6. 用同位素等时线法测量地质年龄的基本要求是什么？

①具相同的物质来源—同源 ②具相同的形成时代—同期 ③体系封闭：未受后期地质作用明显改造和明显的围岩混染—封闭（采样时不要在接触带上采）

④组成等时线的样品具合适的N/D比值变化

7. 同位素封闭温度和冷却年龄的概念

同位素封闭温度：在地质事件（侵入体的结晶和变质作用等）中，当温度降低到能使该计时体系达到封闭状态时，即子体由于热扩散丢失可以忽略不计时，子体才开始积累，这个开始计时的温度就是封闭温度，得到的年龄即为表面年龄或称冷却年龄。

8. Rb-Sr同位素体系定年的特点是什么？需注意什么？

Rb由两个同位素组成，其中87Rb经-衰变成为87Sr。 85Rb为稳定同位素。 Sr由四个同位素组成，均为稳定同位素，其中87Sr除了宇宙成因外，还有由87Rb衰变形成的放射成因同位素。

87

?87Sr?37Rb→38Sr+β- ?86?Sr87??87Sr??87Rb??t???86???86?(e?1) ??Sr??????0?Sr?※要正确获得样品的Rb-Sr等时线年龄，必须满足以下条件：

所研究的一组样品具有同时性和同源性，所谓同源性是指每一个样品具有相同的(87Sr/86Sr)0比值。

在样品形成后，Rb、Sr体系保持封闭，没有与外界发生物质上的交换。 所测样品中，有较为明显的Rb/Sr比值差异（ Rb/Sr比值变化范围尽可能大），以确保获得一条较好的等时线。

Rb－Sr等时线法常用来测定中酸性岩浆岩的年龄，它可以同时给出其结晶年龄和初始Sr比值，数据点线性拟合的程度还可检验样品是否保持封闭。对于基性岩浆岩，由于Rb含量低，Rb-Sr等时线法定年较为困难，可用Sm-Nd法进行定年。（为什么？）

※局限性：由于Rb-Sr元素的易活动性，当所研究的地质体发生过有流体作用参与的变质作用后，其同位素体系可能发生不同程度的开放，若开放过程不能导致体系内同位素组成均一化时，其结果可能是无地质意义的混合线，或根本不能形成等时线。因此难以获得原岩的形成年龄。结论：Rb-Sr法不太适合于对较高变质程度的地质体进行原岩形成时代定年。（注意：足够大体积的全岩样品仍可能获得原岩年龄，而变质作用使得体系Sr同位素组成达新的均一化的样品，可获得变质事件的年龄（内部等时线）。）

为什么Rb-Sr全岩等时线法很少用于沉积岩的年龄测定。

如对沉积岩进行定年，则应分离其中的自生矿物，尽可能避免使用全岩样品，因为全岩样品含有较多的碎屑矿物（如云母和长石等），将对测定的年龄值产生明显的影响，为了合理的解释自生矿物的Rb-Sr年龄数据，还必须对矿物本身进行详细的研究。

9. BABI的定义和意义是什么？是如何确定的？ Basaltic Achondrite Best Initial

以公认的玄武质无球粒陨石的(87Sr/86Sr)0代表地球开始形成时的初始比值。 比值为0.69897±0.00003(Faure,1977) 通过研究陨石确定。 10. 何为UR、?Sr？

UR代表原始物质的组成

??87Sr?t???86??????Sr?sample?4?Sr(t)???1?10 ?t87??Sr??????86Sr??????UR??表示样品在t时刻的Sr同位素比值与地球均一储库t时刻的Sr同位素比值偏差

值

11. Sm-Nd同位素等时线法定年的特征是什么？为什么Sm-Nd同位素方法可对较高级变质地质体进行定年？

Sm有7个同位素，其中147Sm、148Sm和149Sm具有放射性，但因后两者半衰期太长(~1016yr)，在现有技术条件下无法准确测量出其子体同位素的变化量，故目前不能成为定年方法；

Nd也有7 个同位素，均为稳定同位素。其中143Nd为147Sm经?衰变形成的子体同位素。 ※基本公式

衰变方程：14762Sm →14360Nd +α

?143NdSm-Nd法定年基本公式：??144Nd???143Nd???144??Nd????147Sm???144???0?Nd??t?(e?1) ??式中：143Nd/144Nd是样品现今的比值，用质谱直接测定；(143Nd/144Nd)0是样品的初始比值；147Sm/144Nd是样品现今的147Sm和144Nd 原子数比，用同位素稀释法测定并计算获得，λ是147 Sm 的衰变常数(6.54 ? 10-12 yr-1)；t是样品形成的年龄。

※要获得可靠的Sm-Nd 等时年龄，要满足下列条件 ①所研究的样品具有同时性和同源性； ②样品形成后，保持Sm、Nd的封闭体系； ③所测样品有较明显的Sm/Nd比值差异。 ※特征

①能正确地给出变质岩原岩年龄的信息

②不宜对酸性岩进行年龄测定，主要应用于对基性岩、超基性岩等岩类 ③测定古老岩石的年龄-陨石

12. Sm-Nd同位素体系与Rb-Sr同位素体系在地球化学特征及等时线定年方法上有何差异？

13. 何为CHUR、DM岩浆库，其现在Sm-Nd同位素组成是什么？

CHUR 球粒陨石均一储库，当做地幔源 DM 亏损地幔，代表壳幔分离后的地幔

(143Nd/144Nd)CHUR 和(147Sm/144Nd)CHUR分别为CHUR的现代值，其中(143Nd/144Nd)CHUR=0.512638，(147Sm/144Nd)CHUR=0.1967。 14. 何为Sm-Nd同位素的?参数和模式年龄，如何计算？ ※模式年龄：

TCHUR 和TDM 仅参照标准不同

TDM=1/λln{1+[(143Nd/144Nd)DM- (143Nd/144Nd)S]/[(147Sm/144Nd)DM-（147Sm/144Nd)S]} 用假定的(143Nd/144Nd)0计算出来的同位素年龄

※?参数

由于在整个地质时期，143Nd/144Nd比值变化较小，所以引入了εNd参数: 通过推导，有：

εNd(t)≈εNd(0)- fsm/NdQNdt ※εNd(t) 的示踪意义

εNd(t)>0, 物质来自亏损地幔; εNd(t)<0, 物质来自于地壳

εNd(t) ≈0, 物质来自于未分异的原始地幔

在Nd同位素示踪应用中，常结合Sr同位素的研究，构筑联合示踪图解。一三象限自然界极少，二象限为DM区，四象限上部为年轻地壳，下部为古老地壳，左侧为下地壳，右侧为上地壳。

15. U-Th-Pb同位素体系定年的方法几种？分别是什么？ ①U、Th、Pb衰变系列及U-Th-Pb等时线

用三个方程计算地质对象的等时线年龄，可获得三个独立的年龄值，按理应该给出一致的年龄；然而，由于U的易活动性，常可导致体系的U-Pb同位素组成不能保持封闭，往往得不到一致年龄。 ② Pb-Pb等时线及普通Pb-Pb法

经变换消去很低的原始Pb项得到的公式

由于238U和235U半衰期较大，此法一般适合于古老地质体的年龄测定； 要正确进行定年，须满足以下条件：（1）样品保持U-Pb封闭体系；

（2）合理地选择铅同位素初始比值。

优点：(1) 无须测定样品中U、Pb含量；

(2) 不涉及母/子体同位素比值项，故接近现代发生的U丢失事件,

可以最大限度地避免由于铅丢失带来的年龄误差。

③ 锆石U-Pb定年

高硬度、高化学稳定性：具较强的抗风化、蚀变和变质作用影响的能力，封闭温度高；

富铀、初始铅同位素比值接近0，而排斥Pb，限制了初始Pb的存在； 在各种地质体尤其是中-酸性岩中广泛分布 16. 何为谐和年龄、谐和曲线和不一致线？

谐和年龄：U-Pb定年测得三或四个年龄为表面年龄，若之间差异小于10%，其平均值即谐和（一致）年龄，平均年龄值代表矿物结晶年龄。且一般由于子体Pb丢失程度不同，t208＜t206＜t207＜t206/207。t206/207最接近结晶年龄

Pb*??(e协和曲线：238U206238tPb*??1)，235?(eU207235t?1)仅为时间t的函数，若锆

石U-Pb同位素体系保持封闭，通过选取不同年龄t求出的一条理论曲线，即谐和曲线

不一致线：因后期地质作用改造或晶体受放射性损伤引起的Pb*丢失使样品点并不落在谐和曲线上，对样品点拟合的直线即不一致线，其与谐和曲线上交点指示矿物形成年龄，下交点指示铅丢失事件或变质年龄。

17. U-Pb同位素定年常采用的分析测试方法有哪些？并对每一种方法进行简要评述。

U-Pb锆石谐和线法年龄测定至少需要3个以上样品，常用的测定方法如下：

传统锆石定年方法：由于这种方法所需样品量较大，故须将许多颗（至少几颗）锆石一起溶解进行分析。但这种方法有可能误把不同时期不同成因的锆石混在一起分析，如果发生这种情况，则获得的年龄是一个没有确切地质含义的混合年龄（Rogers et al., 1989）。

单颗粒锆石法：随着同位素制样技术和质谱分析技术的提高，锆石U-Pb谐和线法年龄研究可用单颗粒锆石法，其中又分为两类：

一类是单颗粒锆石化学法：用单个锆石颗粒进行样品的化学制备和质谱测定，通过多个锆石的分别测定确定谐和年龄或构筑不一致线确定与谐和线的交点年龄；

另一类是单颗粒锆石原位分析：主要方法有二次离子质谱(SIMS)和与激光剥蚀系统联机的质谱分析。前者以SHRIMP为代表，后者以LA-ICP-MS为代表。

18. 与同位素年代学中的其它长寿命同位素体系相比，K-Ar同位素体系的主要特征是什么？

①40K有两种衰变方式，而40K? 40Ca法因40Ca*含量过低而不可用

②封闭体系条件和无大气Ar过剩条件难以满足：Ar为惰性气体不进入晶格各过程都易丢失使年龄偏低或仅代表最后一次热事件年龄，且混入的大气Ar或过剩Ar又使年龄偏老

③K为ME，可对很多类矿物分析

④排除后期蚀变和继承性斑晶矿物影响前提下可对火山岩和浅成侵入岩进行全岩K-Ar测年

⑤40Ar*在样品中可能会不均匀保存

⑥40K、40Ar分别为固和气，需不同质谱分析测定

19. 相对于传统的K-Ar体系定年方法，Ar-Ar分步加热技术的主要优点是什么？ ? 40Ar-39Ar 定年优点： （1）精度高；

（2）克服样品的不均一性；

（3）信息多，可讨论岩石的热历史或变质史； （4）测定矿物普遍。 20. 何为稳定同位素？

稳定同位素是个相对概念， 即为在现今技术条件下观察不到有放射性衰变现象的同位素(通常指半衰期大于1012年的核素)。 21. 自然界中稳定同位素的分布规律是什么？ ① 对称性(symmetry)规律：低质量稳定核素的中子(N)和质子(Z)数近于相等，即N/Z近似为1。对于质子数大于20的稳定同位素，其N/Z的极限比值为约1.5； ② Oddo-Harkins规律：偶数原子数核素大大多于奇数原子数核素。 22. 稳定同位素组成的表达方式是什么？

稳定同位素的表达方式与放射同位素相似，也用同位素比值方法进行测定。

R值：通常采用质量数大的为分子（微量同位素），而质量数小的为分母 R=18O/16O=2*10-3

?值：样品A中两个同位素比值与标准样St相应比值的相对差，并用千分率表示

23. 稳定同位素有哪些分馏类型？什么是稳定同位素的平衡分馏和动力学分馏？

轻稳定同位素（Z<20）的相对质量差较大（ΔA/A≥10%），在地质作用中由于这种质量差所引起的同位素相对丰度的变异，称为同位素分馏作用。 ※分类

物理分馏、动力分馏、平衡分馏、生物化学分馏 ※动力学分馏和平衡分馏。

前者指由于同位素分子间因反应速率不同引起同位素分馏的过程(质量数小的跑得快，使得质量数小的同位素增加了)。

后者指引起同位素组成在不同化学物质相或不同分子间重新分配，而不引起任何传统意义化学变化的所有过程

24. 什么是稳定同位素组成的?值与?值，两者的关系是什么？ 分馏系数α：

在化学反应中反应物和生成物之间由于物态、相态、价态以及化学键性质的变化，使轻重同位素公别富集在不同分子中而发生分异叫做平衡分馏，也称同位素交换反应。达到同位素交换平衡时共存相间同位素相对丰度比值为一常数，称分馏系数α

当α>1，反应向右进行； 当α<1，反应向左进行； 当α=1，无同位素分馏；

α值愈偏离1，则同位素分馏愈强；

给定反应的α值可以通过实验方法测定，也可以用理论公式计算。 差值的千分率 ?

定义：样品A中两个同位素比值与标准样St相应比值的相对差，并用千分

?RA?率表示：??? ??1?R??1000?St?如前述习惯上把微量同位素（重同位素）放在R的分子。这样就可以从样品

的δ值，直接看出样品中微量同位素比标准富集和贫化的程度：

若δ>0，表明样品中微量同位素比标准更富集； 若δ<0，表明微量同位素贫化；

若δ=0，表明样品与标准具有相同的同位素丰度比。

对于化合物A和B，其?与?值之间存在以下关系： ?A-?B = ?A-B ? 103ln?A-B

25. 同位素地质温度计应用的原理是什么？其计算公式是什么？ ※地质温度计的前提条件：

（1）所观测的两共生矿物相达到同位素交换平衡，并且平衡后未受后期作用的改造，在实际应用中可通过地质、矿物学研究加以确定(与判别衡量元素达平衡的原理相同)；

（2）矿物对之间的分馏系数要大，以确保待测温度有一定的精度；

（3）参数A、B由实验准确测定，待测温度在实验参数有效应用范围以内。 ※氧同位素测温可分为二类：外部测温法和内部测温法。

外部测温法：根据矿物-水体系中同位素分馏系数α矿物-水及计温方程参数直接确定矿物与流体相间的平衡温度。

内部测温法：指当岩浆岩或变质岩形成时，两共生矿物达到平衡，则两矿物的δ18O之间存在一个平衡态差值，并由α矿物-矿物及计温方程计算出两矿物的平衡温度。 ※公式

矿物对氧同位素分馏与温度的函数变化关系，即氧同位素温度计。

与石英共生的矿物相之间氧同位素分馏温度计方程 ?QZ- φ = A × 106/T2 + B 26. 在稳定同位素分析中，为何要建立稳定同位素国际标样？

为使稳定同位素分析结果具有统一对比基础，建立了国际标准样品。同位素数量大，地质产状有特殊意义，便于采样和同位素成分测定。 27. 氧同位素分析有两个国际标样，其英文缩写分别是什么？分别适用于什么性质的样品分析？

氧同位素标准样品有两个，分别为SMOW和PDB，前者用于非碳酸盐样品分析，而后者用于碳酸盐样品测量。

?18OPDB = 1.03086??18OSMOW + 30.86

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