矿大地球化学最全重要考点

1地球化学的研究方法1、野外地质考察与样品采集1）宏观地质调研：是地球化学工作的基础，是地球化学研究工作必不可少的重要环节，如查明地质体的时空结构，可以为地球化学作用的空间展布和时间顺序提供依据。2）运用地球化学思维观察、认识地质现象。3）在地质地球化学观察的基础上，根据目标任务采集各种地球化学样品。２地球化学的室内研究方法1）.“量”的测定，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含量值。2）.“质”的研究——元素结合形态和赋存状态3）.地球化学作用过程物理化学条件的测定和计算，包括测定和计算两大类。4）.模拟地球化学过程，进行模拟实验。5）.测试数据的多元统计处理和计算3获得太阳丰度资料的主要途径1）光谱分析2.直接采样分析:测定地壳岩石、各类陨石和月岩、火星的样品.3.利用宇宙飞行器分析测定星云和星际间物质及研究宇宙射线4.物质的物理性质、成分与对应关系推算。5分析研究宇宙射线4太阳系元素丰度规律1.H和He是丰度最高的两种元素。这两种元素的原子几乎占了太阳中全部原子数目的98％。HHeOCNeNFeSiMgS2.原子序数较低的范围内，元素丰度随原子序数增大呈指数递减，而在原子序数较大的范围内（Z＞45）各元素丰度值很相近。3.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。具有偶数质子数（A）或偶数中子数（N）的核素丰度总是高于具有奇数A或N的核素。这一规律称为奥多-哈根斯法则，亦即奇偶规律。4.质量数为4的倍数（即α粒子质量的倍数）的核素或同位素具有较高丰度。还有人指出原子序数（Z）或中子数（N）为“约数”（2、8、20、50、82和126等）的核素或同位素丰度最大。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。5元素地壳丰度研究的地球化学意义1.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许多化学过程的浓度，从而支配元素的地球化学行为。2）限定自然界的矿物种类及种属3)限制了自然体系的状态4）对元素亲氧性和亲硫性的限定2.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。2)指示特征元素的地球化学过程3)浓度克拉克值和浓集系数4)地壳丰度对地壳能源的限制1类质同象的研究意义1）确定了元素的共生组合Ni、Co、Cr等元素主要集中在超基性岩中，这与Fe、Mg矿物的大量结晶析出有关；酸性岩中，Li、Be、Rb、Cs、Tl、Ba、Y、W、Sn、Pb元素的高含量往往与K、Na、Si矿物的富集有关。沉积岩，微量元素在粘土岩中有较高的丰度，因晶格构造比较松弛，容易发生类质同象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矿物晶格，呈分散状态，称之为“晶体化学分散”。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，称之为“残余富集”。2元素存在形式的常用研究方法元素含量的直接测定显微镜法偏提取（萃取）法晶格常数的测定：X光衍电子显微镜扫描：电子探针3类质同象置换条件1)离子（或原子）自身性质，如半径相近、电价平衡、配位多面体的对称性相同和化学键类型一致等；2）体系的物理化学条件，如温度、压力、组分特征和氧化还原条件等有利置换的进行；3）固溶体的热力学性质EΘ及Eh值对化学作用的影响EΘ（标准电极电位）和Eh值确定了变价元素的价态，当Eh＞EΘ时，变价元素主要以高价态形式存在，当Eh＜EΘ时，变价元素主要以低价态形式存在。地球化学障：在原始迁移途中，如果环境的物理化学条件发生了急剧变化，导致介质中的原来稳定的元素其迁移能力下降，元素因形成大量化合物而沉淀，则这些引起元素沉淀的条件或因素就称为地球化学障。大部分元素在以氢氧化物形式存在时，低价易迁移，当环境突然转变为氧化环境时，元素迁移能力急剧降低，环境突然转变处就构成氧化障；当元素呈酸根当元素呈酸根或络合物形式存在时，高价易迁移，当环境突然转变为还原环境时，元素迁移能力急剧降低，环境突然转变处就构成还原障。（一）地球系统的化学作用类型(1)水—岩反应和水介质中的化学作用。(2)熔—岩反应和熔浆化学作用。(3)水—气化学作用。(4)岩—岩化学作用。(5)有机化学作用。2物质迁移的类型——按营力、物质的存在形式分类:(1)化学和物理化学迁移(2)生物和生物化学迁移(3)机械迁移3元素迁移的标志(1)通过矿物组合的变化来判断(2)通过岩石中元素含量的系统测定和定量计算来判定（等体积计算法、等阴离子计算，稳定元素法）(3)物理化学界面氧化还原界面，压力释放带，温度界面，pH界面，水位线，土壤湿度界面4元素在水介质中迁移能力的影响因素（1）元素迁移前的存在形式吸附状态容易发生迁移，独立矿物或呈类质同象难迁移（2）晶体的化学键类型离子键和分子键化合物较易迁移，共价键和金属键化合物较难迁移（3）元素的地球化学性质—如离子的电价、半径等。它们即决定了元素结合成化合物的键性，又控制了元素在水溶液中迁移形式，决定其稳定性。（4）体系中相伴组分的类型和浓度、体系中物理化学强度参数的空间变化(浓度差、压力差、温度差等)，以及环境的pH和Eh值变化都影响元素的迁移形式与迁移能力5地表水溶液中元素的搬运形式可划分为以下四种基本类型：(1)易溶盐类——氯化物和硫酸盐.主要包括有NaCl、KCl、MgCl2、MgSO4、CaS04等。(2)碱土金属的碳酸盐(CaCO3、MgCO3等)和SiO2等;碳酸盐主要呈溶解的重碳酸盐形式被搬运。SiO2既可呈真溶液形式、又可呈悬浮物形式被搬运。（3）Fe、Mn、P的化合物以及V、Cr、Ni、Co、Cu等元素。这些元素的化合物一般溶解度较小，因而它们部分以真溶液，还有以胶体溶液搬运。（4）石英、硅酸盐和铝硅酸盐类矿物溶解度极小，以悬浮物和沿底部拖曳的粗粒物形式搬运6pH值对元素迁移的影响(1)pH值影响氢氧化物是否自溶液中沉淀，导致不同元素的氢氧化物在水介质中的迁移能力不同。(2)pH值影响元素的共生或分离：铁帽和铁锰帽(3)影响两性元素的迁移形式。一般在酸性条件下两性元素以简单离子或氢氧化物形式迁移；而在碱性条件下以酸根络合物形式迁移。(4)盐类的水解受pH值的控制。1影响分配系数的因素A体系化学成分的影响岩浆化学成分的变化在很大程度上取决于硅酸盐熔体的结构B温度对分配系数的影响lnKD=-(△H/RT)+B——分配系数的自然对数与体系温度的倒数呈线性关系！C压力对分配系数的影响分配系数随压力的增大而迅速增加。2稀土元素地球化学在微量元素地球化学中占据很重要的地位，这是由稀土元素以下四个优点所决定的：1.他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—集体观念强；2.他们的分馏作用能灵敏地反映地质、地球化学过程的性质—指示功能强；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—应变能力强；4.他们在地壳岩石中分布较广—广泛性。在目前测试技术水平大大提高的前提下（JA—1600电感耦合体发射光谱法测量精度可达10-9），他们得以广泛应用。3稀土元素在自然界中的分馏1）晶体化学性质差异：离子半径、离子电位等差异造成类质同象与迁移能力各异。2）碱性差异：由于电负性低，稀土元素呈明显碱性。但各元素的碱性不同。其碱度处于Mg（OH）2和Al（OH）3之间，与碱土金属的氢氧化物最接近。总的来说，从La→Lu随离子半径的减小，碱性减弱，氢氧化物溶解与沉淀的pH也逐渐降低，决定了REE的迁移与沉淀的先后的不同3）元素的价态差异。稀土元素中某些变价元素（Eu2+、Ce4+价）对外界氧化还原条件很灵敏。还原条件下形成Eu2+，氧化条件下形成Ce4+存在，当价态改变时，半径与酸碱性相应变化，导致Eu和Ce与3价REE分离。4）形成络合物的稳定性不同。从La→Lu，REE的配合能力增强，络合物的稳定性也增强，REE可与F-、Cl-、CO32-、PO43-、SO42-等形成络阴离子，但不同元素稳定性各异，ΣY络离子稳定性＞ΣCe络离子稳定性，这样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。故∑Y形成络合物的能力远大于∑Ce，自然界中∑Y的迁移能力也大于∑Ce。5）离子被吸附的能力不同。据库仑定律，半径小的较半径大的REE优先被吸附，故从La3+→Lu3+被吸附的能力增强。但水中呈电解质的离子受水合作用的影响，从La→Lu水合离子半径增大，被胶体、有机质和黏土矿物吸附的能力减弱。故水合REE离子被吸附能力的排序Lu→Er→Y→Ho→Gd→La→Eu→Ce。1正确地获得岩石或矿物的年龄还必须满足以下条件：（1）应选用适当的放射性同位素体系的半衰期，这样才能积累起显著数量的子核，同时保留有未衰变的母核。（2）同位素初始比值。要求有可靠的方法对样品体系中所含的非放射成因子体的初始量D0作出准确的扣除或校正。（3）准确测定衰变常数，经过长期的实验积累已给出较高精度的某些放射性同位素体系的衰变常数。（4）高精度的同位素制样和质谱测定技术。（5）测定对象处于封闭体系中，母体和子体核素只因衰变反应而改变，不存在它们的丢失和从外部体系的带入。2Rb-Sr法定年及Sr同位素地球化学(87Sr/86Sr)样=(87Sr/86Sr)初+(87Rb/86Sr)样·（eλt-1）含钾矿物是Rb-Sr法定年的主要对象：钾长石、白云母、锂云母、天河石、铯榴石、海绿石、钾盐、光卤石这种用假定初始87Sr/86Sr比值的方法计算出来的同位素年龄称为“模式年龄”。有不确定性2）.Rb－Sr等时线法假设:①一组同源样品在同一时间形成；②母源中Sr在样品形成时，同位素已均一化，为此，样品中的初始值（87Sr/86Sr）各处相同；③在样品形成后，保持Rb的Sr封闭体系，没有与外界发生物质上的交换。④通常情况下，由于矿物成分上的差异，各样品中Rb/Sr比值是不同的，经过时间t以后，各样品的（87Sr/86Sr)样、(87Rb/86Sr)样将呈线性，（半衰期相同3U-Th-Pb法定年及Pb同位素地球化学238U→206Pb+8α+6β235U→207Pb+7α+4β、232Th→208Pb+6α+4β根据衰变定律，并考虑样品中有初始铅的混入，有以下等式：(206Pb/204Pb)=(206Pb/204Pb)0+(238U/204Pb)(eλ1t-1)(1)(207Pb/204Pb)=(207Pb/204Pb)0+(235U/204Pb)(eλ2t-1)(2)(208Pb/204Pb)=(208Pb/204Pb)0+(232Th/204Pb)(eλ3t-1)(3)联立方程（1）和(2)式，并整理得：[(207Pb/204Pb)-(207Pb/204Pb)0]/[(206Pb/204Pb)-(206Pb/204Pb)0]=235U(eλ2t-1)/238U(eλ1t-1)=(1/137.88)(eλ2t-1)/(eλ1t-1)(4)方程(1)、(2)、(3)和(4)可以得到4个相互独立的年龄t,称表面年龄。如果这些表面年龄相对差异小于10%则称为一致年龄，它们的平均年龄值代表矿物的结晶年龄。大部分表现为不一致年龄，且一般为：t208t206t207t207/206，这时t207/206年龄最接近于矿物的结晶年龄。206Pb*/238U=eλ1t-1207Pb*/235U=eλ2t-1通过选取不同的年龄t，求出一条理论曲线，该曲线称为谐和曲线。ESrRb873887374（1）放射性成因铅：放射成因铅具有广义和狭义两种：广义指的是凡由238U、235U、232Th放射衰变所