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地球化学总复习
1.温度的增加
2.压力的降低
3.体系由无水转变为含水条件
六、其它基本概念
胶体、地球化学障、造网元素、变网元素
第四章 放射性同位素地球化学
一、同位素的概念 原子核内质子数 Z 相同而中子数 N 不同的一类核素称为同位素。
二、同位素定年的基本原理
三、母体、子体的概念（銣-锶、钐-钕、铀-铅）
地球化学总复习
8.举例说明元素存在形式研究对环境、找矿或农业问题的意义。 对找矿：如在超基性岩中镍的含量一般较高，如果镍存在于硅酸盐中，其基本不能被利
用，但如果镍以硫化物形式存在，就有良好的利用价值了。 对农业：元素 赋存形式的研究，可了解土壤中有益元素是否能够为植物吸收，而有害
2.林伍德提出对戈氏法则（更适于非离子键化合物）对于二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，因为它们形成一种较强的离子键成分较多的化学键。 第三章 自然体系中元素的地球化学迁移 一、元素地球化学迁移的定义
当元素发生结合状态变化并伴随有元素的空间位移时，称元素发生了地球化学迁移。 二、元素地球化学迁移能力的影响因素
4 自结晶以来，每个样品都符合定年的基本条件—呈封闭体系。
五、同位素测年的计算
铷—锶衰变体系பைடு நூலகம்年方法
铀-铅衰变体系定年方法
钐-钕模式年龄的表达
第五章 稳定同位素地球化学
一、基本概念
同位素效应、同位素分馏系数、δ值、同位素分馏值（包括它们之间的相关换算）
二、同位素地质温度计的原理及应用
三、大气降水的氢、氧同位素组成特点
母体：放射性核素
子体：母体衰变的产物
四、銣-锶等时线定年需满足的条件
1 一套岩石系列的不同岩石，由于岩浆结晶分异作用造成不同岩石的 Rb/Sr 比值有差异。
2 结晶分异作用经历的时间较短，各岩石形成 Rb-Sr 封闭体系的时间大致相同。
3 由于同源岩石具有相同的 87Sr/86Sr 初始同位素比值。
答：1.Goldschmidt 类质同像法则：该法则从相互置换的质点的电价、半径的角度判断， 适用于离子键化合物。
（1）若两种离子电价相同，半径相似，则半径较小的离子优先进入矿物晶格，即较小 离子半径的元素集中于较早期的矿物中，而较大离子半径的元素集中于较晚期矿物中。
（2）若两种离子半径相似而电价不同，则较高价离子优先进入较早结晶的矿物晶体， 集中于较早期的矿物中，称“捕获”；较低价离子集中于较晚期的矿物中，称为被“容许”。
亲氧（亲石）、亲硫（亲铜）、亲铁、亲气 五、类质同象的定义
某些物质在一定的外界条件下结晶时，晶体中的部分构造位置随机地被介质中的其他 质点（原子、离子、配离子、分子）所占据，结果只引起晶格常数的微小改变，晶体的构造 类型、化学键类型等保持不变，这一现象称为“类质同象”。 六、类质同象的置换法则
1.戈式法则（适于离子键化合物）①优先法则：两种元素电价相同，半径较小者优先 进入矿物晶格。 ②捕获允许法则：两种离子半径相似而电价不同时，较高价的离子优先进 入矿物晶格。 ③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”。
e. 分配系数的含义
f. 影响分配系数的主要因素
g. 分配系数的测定
第六章 微量元素地球化学
二、岩浆过程中相容元素与不相容元素的变化特征
平衡部分熔融过程微量元素变化的主要特征
不相容元素在溶体中富集，
分配系数越小，富集程度越高；
部分熔融程度越低，富集程度越高
不相容元素在残留体中亏损
分配系数越小，亏损程度越高；
相容元素在溶体中的含量低于源岩
分配系数越大，亏损程度越高
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地球化学总复习
分离结晶过程中微量元素变化的主要特征 三、稀土元素组成、化学性质及增田-科里尔图解 四、REE 配分图的分类 五、稀土元素 Eu 异常产生的原因 例题：
计算高级变质岩（麻粒岩）的变质温度。已知所测定 的石英、透辉石的氧同位素组成分别为+10.2‰和+7.9‰ （相对 V-SMOW）。 解： 1)根据 Chiba et al. (1989)和 Javoy (1977) 给出石英-透辉石的氧同位素平衡分馏系数与 温度关系（见 Matthews (1994)提供的表）：103lnα石英-透辉石 = 2.75 (103/T)2 在δ18O＞+10 ‰ 情况下，最好不用 103lnαA-B = δ18OA－δ18OB 近似。 αA-B = (103+δ18OA)/(103+δ18OB) 代入石英和透辉石数据，得 103lnα石英-透辉石 = 103ln[(103+10.2)/(103+7.9)] = 2.279 2)计算变质温度 2.75 (103/T)2 = 2.279 解出 T 来 T = (2.75/2.279)1/2×103 = 1098 (K) 将开尔文温度换算成摄氏温度 T = 1098 － 273 = 825 (℃) 因此，我们获得麻粒岩的变质温度为 825 ℃ 。 注意：１）根据公式计算得到的温度是 K 氏温度，一定要转 换为摄氏温度；２）当δ值较大时最好不要用近似公式。 例题 已知：U=792.1ppm; Th=318.6ppm; Pb=208.2ppm; Pb 同位素组成：204Pb=0.048%(atom);206Pb=80.33%;
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
类质同像是自然界化合物中一种十分普遍的现象，它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。
（1)确定了元素的共生组合（包括微量元素和常量元素间的制约、依赖关系）。 （2)决定了元素在共生矿物间的分配。 （3)支配微量元素在交代过程中的行为。 （4)类质同象的元素比值可作为地质作用过程和地质体成因的标志。 （5)标型元素组合。 (6)影响微量元素的集中或分散（晶体化学分散或残余富集）。 （7)为地质找矿及环境研究服务。 7.简述地壳中元素的赋存形式及其研究方法。
207Pb=9.00%; 208Pb=10.63% 普通 Pb 的同位素组成： 204Pb:206Pb:207Pb:208Pb=1.00 : 16.25 : 15.51 : 35.73 λ8=1.55125×10-10 ; λ5=9. 8485×10-10 （假定 204Pb，206Pb，207Pb，208Pb 的原子量为 204, 206, 207, 208； 235U、238U 的原子量分别为 235,238；235U/238U=1/137.88） 求 t6/8 , t7/5 , t7/6
1.内因（1）迁移前元素的存在形式（2）晶体化学键类型（3）元素的地球化学性质（半 径、电价、电负性、离子电位等）。2.外因（1）体系中组分的浓度（2）温度、压力（3）环 境中 PH 值、Eh 值的变化。 三、元素的迁移方式
机制：(1)化学迁移（2）生物迁移（3）机械迁移 物质状态：(1)固态物质迁移；(2)水溶液形式迁移；(3)胶体形式迁移； (4) 岩浆形式迁移 四、水-岩作用的基本类型 1.氧化还原反应 2.水解和脱水反应 3.水合作用 4.碳酸盐化或脱碳酸盐化 5.阳离子交换反应 五、岩浆产生的三种条件
答（1)赋存形式：独立矿物、类质同像形式、超显微非结构混入物、胶体吸附状态和与 有机物结合的形式。
（2)研究方法：
存在形式 显微镜 X 光衍射 电 子 探 放 射 照 偏提取 电渗析 透 射 电
针
相
镜
独立矿物 +
+
+
+
+
+
类质同象 +
+
+
+
+
+
超微混入 + 物
+
+
+
吸附态
+
+
+
+
有机质结 合
+
+
+
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地球化学总复习
第一章 绪论 一、地球化学的定义
地球化学是研究地球及子系统(含部分宇宙体)的化学组成、化学作用和化学演化的科学 （涂光炽）。 二、地球化学研究的基本问题 第一: 元素（同位素）在地球及各子系统中的组成（量）。 第二: 元素的共生组合和存在形式（质）。 第三: 研究元素的迁移（动）。 第四: 研究元素（同位素）的行为。 第五: 元素的地球化学演化。 第二章 自然体系中元素的共生结合规律 一、元素地球化学亲和性的定义
成高度共价键， 亲硫元素和硫结合生成的硫化物、硫盐等常常和铜的硫化物共生，易熔于 硫化铁熔体，主要集中于硫化物—氧化物过渡带。
亲氧元素（又称亲石元素）：有惰性气体的电子层结构， 即离子的最外电子层具有 8 电子惰性气体型（s2p6）的稳定结构，电负性较小，与氧形成高度离子键， 亲氧元素与 氧结合以后形成的氧化物、含氧盐等矿物是构成岩石圈的主要矿物形式，易熔于硅酸盐熔体， 主要集中在岩石圈。 5.简述类质同像的基本规律。
“四个效应”
一、基本概念
1.1 微量元素的定义
1.2 微量元素在地质体中的赋存型式
1.3 微量元素分类
1.4 支配微量元素地球化学行为的主要物理化学定律
a. Goldschmidt 三定律
b. 化学势、逸度、活度
c. 固熔体、稀溶液与亨利定律