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地球化学总结
地壳与地幔地球化学
地球的元素丰度的估算方法：
1 陨石类比法，该估算方法是建立在以下假设基础之上的：
1） 陨石是太阳系内的产物
2） 陨石与小行星带物质成分相同
3） 陨石是星体的碎片
4） 陨石母体的内部结构和成分与地球相似

2 地球模型法和陨石类比法
在地球模型的基础上求出各圈层的质量和比值，利用陨石类型或陨石相的成分计算各圈层的元素丰度，最后用质量加权平均法求出全球的元素的丰度。例如：华盛顿 球粒陨硫铁可以代表地核的成分；球粒陨石中硅酸盐的平均成分代表地幔和地壳的成分 可以按比例各取一定质量的陨石，然后分别计算出各元素的全球丰度

克拉克值：地壳的平均化学成分，可以有多种表示方法
重量克拉克值：指地壳中元素的重量平均含量
原子克拉克值：指地壳中元素的原子平均含量

地壳的平均化学成分的确定方法：
1） 岩石平均化学组成法 克拉克将岩石圈的全部岩石分为两类：火成岩，质量占95%，水成岩占5%。然后取样按质量加权平均值法计算地壳的成分
2） 细粒碎屑岩法 戈尔德施密特认为，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，其成分可以代表物源区地壳的平均化学组成 Taylor和McLennan则用细粒碎屑沉积岩，特别是泥质岩作为上地壳的混合样品进行了研究。
3） 地壳模型法 Taylor和McLennan提出，现今大陆壳质量的75%在太古宙时期形成的，25%是在后太古宙时期形成的。后太古宙的大陆壳生长主要发生在岛弧地区，代表性物质是岛弧安山岩，由此他们计算出了现代大陆壳的元素丰度

地壳元素丰度特征：
1） 地壳中各种元素的丰度是极不均匀的，其中，前三种元素O,Si,Al就占了82%，前8种元素占了98%
2） 随原子序数的递增其丰度趋于降低，但Li,Be,B的丰度仍表现为亏损
3） 除了惰性气体和少数元素外，质量数为偶数的元素丰度大于奇数
4） 元素的丰度仍表现为质量数位4的倍数占主导地位
5） 相对地球整体，地壳最亏损亲铁元素，次亏损亲铜元素和少量亲氧相容元素；富集亲氧不相容元素

地壳中某些元素丰度的偶数原则被破坏的原因：
1） 惰性气体元素丰度异常低的原因：不易参于其他元素相结合，在漫长的地质演化历史过程中，它们易于从固体地球内部不断地通过排气作用进入大气圈，在通过脱离地球的引力作用而释放到宇宙中
2） 在地壳与地幔分异的过程中，部分相容元素停留在地幔中

元素克拉克值在研究地球化学中的意义
1）元素的克拉克值决定了元素的地球化学行为 克拉克值高的元素可以形成独立矿物，而克拉克值低的元素只能以类质同像的形式存在于主要矿物的晶格中
2）作为元素集中分散的标尺
浓度克拉克值=观测值/克拉克值 >1表明富集 <1表明贫化
3） 标志地壳中元素的富集和成矿的能力
浓集系数=矿石的边界品位/克拉克值 浓集系数越大越不容易成矿

主要类型岩石中元素的丰度特征
1) 超基性岩富集亲铁元素和亲氧中的相容元素
2) 基性岩富集亲铜元素和分配系数接近于1的亲氧元素
3) 酸性岩富集不相容的亲氧元素和挥发元素

载体矿物：岩石中某元素主要赋存的矿物
富集矿物：某元素的含量远远高于岩石平均含量的矿物

地幔地球化学
地幔成分的研究方法：
1） 上地幔成分的确定：幔源的玄武岩及其所携带的地幔岩包体，或通过构造推覆上来的地幔岩块
2） 下地幔成分的确定：一是根据实测的地球内部地震波速资料和高温高压下矿物的或岩石的原位声速测量资料进行综合研究获得，二是根据宇宙化学资料研究获得

地幔不均一性的研究方法：
1） 地幔化学研究不均一性的样品
地幔橄榄玄武岩 玄武岩类岩石
方法：元素比值和同位素比值，同位素和强的不相容元素之间的比值可以代表地幔源区岩石的比值
元素丰度模式法：一种图解法，类似于用球粒陨石标准化的稀土元素模式图

地幔不均一性的原因：
1） 在地球形成的行星吸积过程中就存在组成的化学不均一性。
2） 在地球形成以后的分异过程中，引起了地幔的不均一性
3） 由于大陆发生漂移，使地壳与地幔结构发生重新组合

地幔与地壳的物质交换
地壳是地幔分异作用的形成的。大量资料表明，地壳的增长在中晚元古宙时期达到最高峰，后来地壳基本上没有增长。这意味着地壳一定以某种方式返回到地幔中去了。聚敛板块边界的俯冲作用是地壳物质在循环的最重要的方式
证据如下：主要研究岛弧玄武岩
一， Pb,Sr,Nd同位素证据：与大洋玄武岩相比，岛弧玄武岩的206Pb/204Pb,87Sr/86Sr,143Nd/144Nd明显较高，这表明有大洋沉积物的加入
二， 10Be的证据
10Be主要存在于大气圈，并且半衰期很短，在地幔中存在量很少，理论上岛弧火山岩中也应该很少存在，但是，从实测资料中显示，岛弧火山岩中10Be的含量介于大洋沉积物和其他火山岩之间说明了有大洋沉积物的加入
三， 微量元素的证据：岛弧玄武岩具有富集低场强元素Sr,K,Ba,Rb和亏损高场强元素Nb(Ta)等的特征。实验证明，低场强的元素富集与洋壳俯冲的去水作用对上覆地幔的交代有关。

风化地球化学
风化作用的特点：
l 低而速变的温度
l 低压
l 处于大气圈游离氧和二氧化碳中
l 有水的参与
l 有生物和有机质的参与
l
风化作用的意义
n 元素的地球化学分异和地壳的演化
n 风化壳型矿床的形成
n 寻找盲矿的标志——风化产物掩盖，次生地球化学异常
n 土壤成分与农业的关系

风化过程中元素迁移的一般规律：
影响风化作用的因素：物理化学生物等因素
1 水，氧，CO2的影响
1） 水：溶剂，参与对岩石的破坏作用（水和水解）
调节环境的PH和Eh
2） 氧的作用：其氧化作用
3）CO2：控制PH,使碳酸盐岩溶解
2 PH的影响：pH值对元素迁移的控制
一般规律：
• 低场强元素在pH降低时，溶解度增大（酸性条件下易迁移）。
高场强元素在pH增高时，溶解度增大（碱性条件下易迁移）
3 Eh值的影响：Eh值可以改变元素的迁移形式
4 矿物和岩石耐风化能力的影响：一般规律，形成条件与表生条件差别大着容易风化
5 气候条件的影响
雨量：决定水与矿物和岩石的接触
温度：蒸发、结冰和控制反应速率

元素的生物地球化学迁移和富集作用
1.对大气中O2和CO2的控制
• 如生物产生O2和CO2
2.生物作用产生的酸对矿物和岩石的风化影响（淋虑作用）
• 生物作用产生有机酸、硝化细菌产生硝酸、硫细菌产生硫酸
3.植物对元素的选择性摄取和富集作用
• 如禾本科富Si贫Ca,豆科植物富Ca贫Si
• 植物对元素的富集作用
•
风化过程中元素迁移的一般规律
• 水迁移系数的概念：
Kx = mx • 100/(a • nx)
式中mx ：河水中元素x的含量（毫克/升）
nx ：元素X在汇水区岩石中的平均含量（%）
a含于水中的矿物质残渣总量（毫克/升）

地球化学障
1 氧的地球化学障
2硫化物的地球化学障
3 酸碱地球化学障
4蒸发作用地球化学障
5 吸附作用地球化学障
思考题：
• 水迁移系数的概念
• 风化作用的地球化学意义及其元素活动的控制因素

风化过程中的化学反应类型：水解 氧化 水合 碳酸盐化 氧离子交换（复分解反应）

沉积作用地球化学
思考题：
• 成岩过程中元素再分配的原因。
• （1）Eh 差异引起的元素迁移和再分配
• 如较深处Eh低，Fe, Mn可呈Fe2+,Mn2+向浅处迁移，氧化为Fe3+,Mn4+而沉淀（成为铁锰质胶结物）
• （2）pH值差异引起元素的迁移和再分配
• 如SiO2从pH高处迁移出，CaCO3从pH值低处迁移出，结果造成碳酸盐岩石中形成SiO2结核，泥灰岩中形成碳酸盐结核。
• （3）CO2含量差异引起
• 当砂和黏土形成夹层时，由于砂层孔隙大使CO2易逃逸，结果使溶解的Fe, Mn, Ca, Mg等沉淀。
•
• 沉积过程(环境)元素的分异及其意义。
• 1.机械沉积
• 如砂矿：Au, 钛铁矿，锆石，独居石，金红石矿床等
• 动力：风或水
• 分异的控制因素：碎屑物的粒度和比重
• 2.化学沉积
• 化学沉积中元素分异的一般规律是：风化过程中最难溶解的化合物最早沉积，较易溶解的化合物最晚沉积。
• 其结果：使具有不同溶解度差异的元素发生分异。
• 溶解度规律：也可与碱酸的强弱相联系
• 3.生物化学沉积
• 典型沉积物：（CaCO3,P2O5,SiO2）
• 珊瑚，钙藻，腕足，腹足类
• 硅藻，海绵，放射虫等
• 控制沉积分异的因素：生物的选择性吸收，而不是溶度积
•
环境地球化学

.环境背景值的概念：无污染情况下环境组成要素（如大气，水体，土壤，岩石，河流沉积物和植物等）的平均化学成分
2.环境背景值研究的意义：
（1）环境评价依据
2）追索污染源
（3）预测环境污染趋势（提供依据）
（4）查明地方病的起因和防治

宇宙化学：
思考题：
• 宇宙元素丰度随原子序数变化的规律原因：
• 元素的宇宙丰度特征
• （1）Z<45的元素随原子序数增大呈指数降低，Z>45的元素丰度曲线呈缓慢降低。
• （2）偶数>奇数。
• （3）H,He为丰度最高的元素。
• （4）Li,Be,B 丰度过低，为亏损元素。
• （5）Fe为过剩元素，呈明显的峰。
• 6)质量数为4倍的元素具有较高丰度
• 以上特征的原因解释：原子核中的核力和斥力
• a.质子/中子增大：斥力增大
• b.偶数：核子自旋力矩相等方向相反
• c.各原子核的形成过程。
H,He为宇宙最初期的原子组成，而其他的原子则是有它们二者经过反应而生成的，所以H,He具有最高的丰度；Li,Be,B 丰度过低原因主要是不能得到稳定的核素

概念：慢中子俘获：一个原子的两次中子俘获之间有足够时间让生成核发生衰变（ b衰变），可合成元素至A=209。
快中子俘获：两次俘获时间很短（ b衰变较少），可合成A=209以后的元素。
核合成需要怎样的温度条件，地球内部，如地核中会形成新的元素吗（地核内的温度约5000K ）？
• (1)氢燃烧过程（质子引力收缩=>106K，主星序阶段） ：
• (2)氦燃烧过程（108K，红巨星和红超巨星阶段）
• (3)碳和氧的“燃烧过程”（109K，水平支阶段）
• (4)硅燃烧过程（统计平衡过程，3.8´109K，水平支阶段）
• 地核的成分主要为Fe,Ni,Cr,Co等，它们要想形成新的核温度必须在109K以上，而地核内部仅有5000K，因此第何种不会形成新的元素。
•
• 太阳系中Sr和Ba，哪个元素丰度高？Sr比Ba高，因为前者的原子序数小于后者。
• 1.行星形成过程：
• 尘粒的碰撞聚集=>星子碰撞吸积=> 行星胎的形成（区域内出现最大的星子）=>行星胎的引力吸积（半径达近1公里）=>不同区域内形成不同大小、密度和成分的行星
• 碰撞吸积的证据：

• （1）陨石中矿物的波状消光，陨石中矿物的破裂及冲击页理。
• （2）水星、火星、月球表面的陨石坑。
• （3）行星自转轴与公转轴存在交角，如地球，23o27’；天王星，97o55’；金星，177o(见表)
2.太阳系元素分布的不均一性
随与太阳距离增加（ Morgan,1980）
1.Fe,Co,Ni,Cr等行星核的元素减少。
2.REE,Ti,V,Th,U,Zr,Hf,Nb,Ta,W,Mo,Re,Pt增多（相对于核）。
3.形成壳-幔的元素Si,Mg,Al,Ca增多。
4.亲铜和碱金属元素Cu,Zn,Pb,Tl,Bi,Ga,Ge,Se,Te,As,Sb,In,Cd,Ag在1.5AU范围内有增多趋势，后减少。
5.氧有向外增多趋势，铁的价态变化有Feo=>Fe2+=>Fe3+

3.陨石研究的意义
1.确定太阳系的物质组成资料
2.探索生命起源
3.研究行星物质组成和形成演化
4.防止自然灾害

微量地球化学原理
能斯特定律是描写溶质在互不相溶的两液相之间的分配，我们这里把它借用作为微量元素在两种矿物相之间或矿物晶体相和液相（熔体相）之间的分配。
分配系数
　　partition coefficient
　　指一定温度下,处于平衡状态时，组分在固定相中的浓度和在流动相中的浓度之比，以K表示。
　　分配系数反映了溶质在两相中的迁移能力及分离效能，是描述物质在两相中行为的重要物理化学特征参数

分配稀疏的影响因素：
1 温度 分配系数的对数与温度的倒数呈线性关系，温度增高，分配系数降低，主要是元
素加入到了熔融体，这也是地质温度计的原理
2 压力 微量元素的置换对体积的影响很小，因此对分配系数的影响也很小，但是若体积变化较大，则不可忽略
3 熔体总成分 不同元素之间相互作用存在差异，因此熔体的总成分对分配系数的影响较大
4 氧逸度 氧逸度会影响元素的价态，同时改变元素的半径，因此氧逸度将对变价元素的分配系数产生影响

微量元素比值的示踪原理
岩浆过程中包括部分熔融和分异结晶作用，他们对微量元素的影响可以用部分熔融作用模型和结晶分异作用模型来描述。
部分熔融作用模型：Cl/C0 = 1/[D(1-F)+F ] C1,C2分别为一种元素在固体和熔体中的浓度，D为分配系数，F为部分熔融程度。
结晶分异作用模型：Cl/C0=F(D-1)
D为分配系数 F分异结晶度
关键是找出岩浆中两种微量元素的比值同源区岩石中该两种元素的初始比值关系

两种元素都是强的不相容元素时，熔体重元素的比值等于源区岩石的比值
高场强元素之间的比值常可以用来指示受表生条件或有水作用时岩区岩石的地球化学特征
高场强与低场强元素之间的比值可用于指示岩石样品是否曾经遭受过热液作用或表生环境有水的作用。

稀土元素标准化：利用标准数据对样品的数据进行标准化处理，从而消除由于奇偶效应使元素的丰度呈锯齿状。
标准化处理的含义是将样品中元素的含量比值与标准样品中元素的含量比值的对比，目前常用的标准化数据有：原始地幔，球粒陨石，洋中脊玄武岩
稀土元素总含量：它反映了地质或地球化学作用对稀土元素的分异情况。稀土元素总量越高，分异作用越强，表明其曾经发生过较强的富集作用
稀土元素的比值：比值越高，表明不相容元素更大程度的富集作用。

异常值的概念：标准化的分异值/标准化的正常值

在稀土元素丰度模式图上，谷，表明其相对于其他元素发生了亏损，该值越小，表明亏损的程度越大；峰，表明其相对于其他元素发生了富集，该值越大，表明富集程度越高。

微量元素蛛网图：一种用多元素作为参照以显示元素是否存在异常的数据表示方法。它于单一元素或元素比值相比，可以提供更多的信息。
蛛网图的应用：岩石的成因及其物源研究。上地壳中有明显富集大离子亲氧元素的特征，洋中脊玄武岩具有明显亏损亲氧不相容元素的特征，洋岛玄武岩相对伏击亲氧不相容元素。