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1、读书之法 ,在循序而渐进 ,熟读而精思第一章1.克拉克值： 元素在地壳中的丰度，称为克拉克值。 元素在宇宙体或地球化学系统中的平均含量称之为丰度 。丰度通常用重量百分数（% ） ，PPM （百万分之一）或g/t表示。2.富集矿物 : 指所研究元素在其中的含量大大超过它在岩石总体平均含量的那种矿物。3.载体矿物 : 指岩石中所研究元素的主要量分布于其中的那种矿物。4. 浓集系数=工业利用的最低品位/克拉克值。为某元素在矿床中可工业利用的最低品位与其克拉克值之比。5. 球粒陨石： 是石陨石的一种。 （约占陨石的84% ） ：含有球体，具有球粒构造，球粒一般为橄榄石和斜方辉石。基质由镍铁、陨硫铁、斜
2、长石、橄榄石、辉石组成。划分为： E 群顽火辉石球粒陨石，比较稀少； O群普通球粒陨石: H 亚群高铁群，橄榄石古铜辉石球粒损石；L 亚群低铁群，橄榄紫苏辉石球粒陨石； LL亚群低铁低金属亚群；C群碳质球粒陨石，含有碳的有机化合物和含水硅酸盐，如烷烃、芳烃、烯烃、氨基酸、卤化物、硫代化合物等。为研究生命起源提供重要信息。分型、型和型。型其非挥发性组成代表了太阳系星云的非挥发性元素丰度。6. 浓度克拉克值 =某元素在地质体中的平均含量/ 克拉克值 ,反映地质体中某元素的浓集程度。1. 陨石在地化研究中的意义：（一）陨石的成分是研究和推测太阳系及地球系统元素成分的重要依据：（1）用来估计地球整体的
3、平均化学成分。1 陨石类比法，即用各种陨石的平均成分或用球粒陨石成分来代表地球的平均化学成分。2 地球模型和陨石类比法来代表地球的平均化学成分，其中地壳占质量的1% ，地幔 31.4%，地核 67.6%，然后用球粒陨石的镍铁相的平均成分加5.3%的陨硫铁可以代表地核的成分，球粒陨石的硅酸盐相平均成分代表地壳和地幔的成分，用质量加权法计算地球的平均化学成分。（2）I型碳质球粒陨石其挥发性组成代表了太阳系中非挥发性元素的化学成分。（二）陨石的类型和成分是用来确定地球内部具层圈结构的重要依据：由于陨石可以分为三种不同的陨石石陨石、石铁陨石和铁陨石，因而科学家设想陨石是来自某种曾经分异成一个富含金属的
4、核和一个硅酸盐外壳的行星体，这种行星经破裂后就成为各种陨石，其中铁陨石来自核部，石铁陨石来自金属核和硅酸盐幔的界面，而石陨石则来自富硅酸盐的幔区。这种设想成为推测地球内部结构和化学成分的重要依据之一。 （三）碳质球粒陨石的有机化合物成分是研究地球早期生命系统的化学演化及来源的重要依据和信息，在碳质球粒陨石中已发现有机化合物60 多种。有人认为地球早期生命系统的化学演化不一定来源于行星的大气，而有可能来自太阳星云凝聚时已合成的有机质。2 比较太阳系、地球、地壳主要化学元素丰度特征的异同点，说明自然界元素丰度的基本特征和决定自 然 体 系 中 元 素 丰 度 的 最 基 本 因 素 : （ 1 ）
5、 特 征 的 异 同 ： 太 阳 系 ： HHeONCSiMgS 地球;FeOMgSiNiSCaAlCaNa地壳：OSiAlFeCaNaKMgTiH 硅酸盐在地球表层富集，较难熔的镁铁硅酸盐和金属铁下沉。 （2）自然界元素丰度的基本特征：1 个元素丰度随原子序数的增大而呈指数下降；在 Z45 之后丰度值又相近。2 原子序数为偶数的同位素丰度大于奇数者（中子数、质量数同）奥多 - 哈根斯法则；3 四倍原则：如O （A=16） ，质子数为 4 的倍数4 Li 、P、B丰度很低，为亏损元素（核子结合能低，形成后易分解）5 Fe 和 O过量（核子结合能最高，核子稳定）6 原子序数（质子数或中子数）是“
6、幻数”的元素丰度高（氦、氧、钙等：2、8、14、20、2850、82、126） （3）决定自然体系中元素丰度的最基本因素：1 与原子结构有关具有最稳定原子核的元素分布最广，当中子数和质子数比例适当时精选学习资料 - - - - - - - - - 名师归纳总结 - - - - - - -第 1 页，共 19 页读书之法 ,在循序而渐进 ,熟读而精思核最稳定。如在原子序数20 的轻核中，中子质子等于一是，核最稳定，由此可以说明O 、Mg 、Si 、Ca的丰度较大的原因；随原子序数增大，核内质子间的斥力大于核力，核子的结合能降低，原子核就趋于不稳定，所以元素同位素的丰度就要降低；偶数元素或同位素的
7、原子核内，核子倾向成对，他们自旋力矩相等，而方向相反，量力力学证明：这种核的稳定性最大，因而这种元素或同位素在自然界分布最广；中子数等于幻数的同位素，其原子核中的壳层为核子所充满，形成最为稳定的原子核，因而具有高的丰度。2与元素起源、形成过程及元素形成后的化学分异有关。在恒星的高温条件下。可以发生有质子参加的热核反应，这使 Li 、Be、B 迅速的转变为4He的同位素，因此， Li 、Be、B丰度明显偏低就同他们在恒星热核反应过程中被消耗的历史有关；在内行星和陨石物质中气态元素（H、He 等）的丰度极大的低于太阳系中各该元素的丰度， 造成这种差别的原因为这些元素在行星和陨石母体形成或存在过程中
8、逃逸到宇宙空间所致。3. 元素克拉克值的意义： （1）元素克拉克值确定着地壳作为一个物理化学体系的总特征以及地壳中各种地球化学过程的总背景；它为地球化学提供了衡量元素集中分散及其程度的标尺；是影响元素地球化学行为的重要因素，支配着元素的地球化学行为。(2) 研究地壳的化学成分可以用来推测地球内部成分, 用来与其它星球比较 . (3)克拉克值是影响元素地球化学性质的重要因素:1) 克拉克值高的元素易形成独立矿物,并可富集成矿 : 例如 :Na、K、Rb、Cs 四元素中， Na 、K 丰度大可以成矿；Rb 、Cs 则不能。 2) 克拉克值高的元素形成矿物种类也多：例如：O、Si 、Al、Fe 元素
9、的矿物种类非常多；而克拉克值低的元素形成矿物种类也少，例如： Li 、Re、Hf 等不形成独立矿物。所以，自然界仅3000 种矿物，而实验室可有数十万种化合物。N(独立矿物数 )=200 4 K原子克拉克值； (4) 生物体内 , 克拉克值高的元素丰度大（Si 例外 ), 克拉克值小的元素丰度也小，甚至有害。(5) 克拉克值是确定区域地球化学异常和地球化学省的背景值。地球化学省 : 地壳上某元素含量明显偏高的地段。浓度克拉克值=某元素在地质体中的平均含量/ 克拉克值 , 反映地质体中某元素的浓集程度。浓度克拉克值1 元素富集 ; 浓集系数 = 工业利用的最低品位 / 克拉克值 (6) 根据元素
10、对比值确定矿化类型: 克拉克值之比 : Th/U 3.3-3.5; Th/U 2 铀矿化 ;2.5 Th/u 4 铀和钍矿化； Th/u 5 钍矿化（ 7）利用克拉克值估算矿产资源的储量1)Au的克拉克值 3.5 PPb, 地壳质量 241018 吨;2) 地壳中 Au为 241018 3.5 10-9 吨 = 84 109吨;3)陆地质量为地壳的62.9%,则陆地 Au为 8410962.9% =53 109 吨 4) 美国占世界陆地的1/17.3,所以美国陆地的Au为 53109 17.3 =3.064 109 吨 5) 陆壳平均深36.5KM, 人类可采矿深 1KM,所以美国 1KM深陆
11、地的 Au 为 3.064 109 36.5=84 106 吨；专家预计美国可回收Au 资源为 8.6 103 吨；6)目前, 美国已探明Au储量为 R=2098吨, 美国 Au 资源 潜力和储量之比为F=8.6 1032098 =4.1 ；说明尚有较大的勘探潜力。第二章1. 元素地球化学亲和性：1）定义 ：指元素形成阳离子的能力及阳离子在自然体系中有选择地与某阴离子化合的倾向性。 2）亲和性包括 : 亲氧性 ( 亲石性 ) - 阳离子和氧结合成离子键为主的氧化物和硅酸盐的性质。亲氧元素离子最外层具有S2P6惰性气体型的8 电子结构 , 电负性小 , 多为顺磁性 , 氧化物生成热 FeO的生成
12、热 , 集中分布于岩石圈；与氧亲和力强。亲氧元素主要有- 碱金属、碱土金属、稀土元素、稀有元素等 -Li 、Na 、K 、Rb 、Cs 、Mg 、Ca 、Sr 、Ba 、Al 、Zr 、Hf 、Nb 、Ta 、REE等。亲氧元素主要熔于硅酸盐熔体；亲硫性 ( 亲铜性 ) - 阳离子和硫结合成共价键为主的硫化物和硫盐的性质。亲硫元素其离子最外层具有S2P6d10的铜型 18 电子结构 , 具较大的电负性和离子半径、较低的电价； 多为逆磁性 ,氧化物生成热 阳离子 - 阳离子高价态 ; 地幔 :阴离子 阳离子 - 阳离子低价态 ; 整个地球 : 阴离子 1为岩浆热液成因矿床;(wCo/wNi) 0
13、.001 mm, 有特定化学性质, 用肉眼或显微镜可见 , 可用物理方法分离出单矿物的赋存形式。2）类质同象形式- 特点是进入晶格, 构成结构混入物.如要分离须破坏矿物的晶格。3) 超显微非结构混入物形式- 直径 离子键 分子键 ; 半径 :半径越大 , 外电子易失, 溶解于水的能力越大; 电价 : 电价越高越难溶。阳离子: 一价 -NaCl 、K2SO4 、(NH4)+ 易溶二价-CaSO4 、BaSO4三价 -Al3+、Fe3+四价-Si4+、Ti4+ 、Zr4+ 、Hf4+ 难溶 阴离子 : 一价 -Cl - 、HO- 、(NO3) - 易溶 二价 -(SO4) 2- 、(CO3) 2-
14、 三价 -(PO4) 3-;四价 -(SiO4)4- 难溶（ 2）元素的存在形式；（3）溶液中组分的类型和浓度；（4）环境的物理化学条件等，如温度，PH 、EH值的变化。2. 介质 pH值对元素迁移的控制规律：(1) 介质 pH值控制金属离子的溶解迁移：pH7,碱性条件下相反；但Se+6、Mo+6 、V+5、As+5呈高价离子迁移; 两性元素在强酸强碱下溶解迁移，在正常水体PH=4-9 内难溶 (2) 介质的 pH控制氢氧化物从溶液中的沉淀，如Mn(OH)2 pH=9.0；Mg(OH)2 pH=10.5 ； KOH pH11； NaOH 与 氢 氧 化 物 溶 度 积 的 小 大 ： Hg2+
15、Ni2+Cu2+Zn2+Fe2+ Pb2+Co2+Cd2+ Mn2+ 偏碱性的元素有可能在较高的PH范围迁移。 (3) 同一元素不同价态的氢氧化物沉淀时的 pH值不同 :例如： Fe(OH)3 pH=2.48; Fe(OH)2 pH=5.5(4)弱电解质 CO2 、H2S等在不同pH的水中溶解形式不同 . 例如 :CO2 在水中溶解形式有HCO3- 、CO3-、H2CO3 等(5) 溶液 pH变化时 , 对不同性质组份的溶解度产生不同的影响: 当 pH由小大时 , 有三种情况溶解度减少:Fe (OH)3,Fe(OH)2,CaCO3(碱性物质 ) 溶解度增大 :SiO2( 酸性物质 ) 溶解度开
16、始变小而后增大:A12O3 两性物质 (pH=4-10 时几乎不溶 )(6) 介质 pH值的变化控制所有包括H+及 OH- 反应的平衡移动方向(电离反应、复分解反应、水解、中和及络合反应)3.Eh 对元素迁移的控制：介质 ( 环境 ) 的氧化还原电位对变价元素的共生组合起决定作用: 环境的氧化还原电位是体系中总体的电位Eh，如果某些离子与该体系电位不符，则必然要发生自发的氧化还原反应， 即凡是高于此值的价离子自发地还原；而低于此值的氧化还原反应的低价离子自发地氧化。例如 :Fe2+ 、Mn2+ 在内生作用中是共生元素, 还原状态时都是二价。 a. 酸性介质： I 。当环境的 Eh 介质的 Eh
17、0.771ev 时，式可以反应，式不能进行反应，则 Fe3+ 沉淀与Mn2+ 共存。实际上，在酸性介质中，即pH=1_7时, 氧化的上限为1.16_ 0.82 ev（EH= 1.22 _ 0 .059 ?pH ）, 小于 1.28ev ，达不到 Mn4+的条件，所以酸性介质中只有Mn2+ 存在，而不可能有Mn4+ 存在。 b. 碱性介质 pH7时，可以出现Mn4+O2 沉淀 :Fe(OH)2+OH-Fe(OH)3+e Eho= -0.56 Mn (OH)2+2（OH ) ；Mn 4+ O2+2H2O+2 e ；Eho= -0.05所以，任何时候都见不到Fe(OH)2 与 MnO2共生4. 判断
18、能否共存：Fe2+与 Cu2+（1）a. 酸性介质： Cu=Cu2+2e- Eho=0.337eV; Cu+=Cu2+e- Eho=0.167eV-1 Fe3+3H2O=Fe(OH)3+3H+3e- Eho=0.98eV-2 ; Fe=Fe2+ +2e- Eho=-0.44eV; Fe2+=Fe3+e- Eho=0.771eV . 当环境的Eh 介质的 Eh0.167eV 时，1 式可以反应，2 式不能进行反应，Fe3+与 Pb2+共存。 . 当环境的Eh0.771eV 时，12 皆可反应， 则 Cu2+，Fe3+共存。b. 碱性介质： Cu2O+2 （OH ）-+H2O=2Cu （OH ）2
19、+2e-1Eho=-0.08eV; 2Cu+2OH-=Cu2O+H2O+2e- Eho=-0.36eV Fe(OH)2+OH-=Fe(OH)3+e-Eho=-0.55eV;Fe+2OH-=Fe(OH)2+2e- Eho=-0.89eV; 由于在碱性条件下，Eh最小时， PH=14 ，Eh=1.22-0.059 ，PH=0.39eV,上面12 两式皆可反应 ， 则 Cu（ OH） 2 与Fe（ OH） 3 共 存 。 Fe2+与 Pb4+： 酸 性 介 质 ： Fe2+=Fe3+e-Eh =0.771ev.Pb2+2H2O=PbO2+4H+2e-Eh =1.45ev .a 、当环境的EhEh,
20、Eh Eh.即： 25克共存的Fe2+.Pb2+ .b 、EhEh 介Eh时，式反应式不反应。即，Fe3+与 Pb2+共存。实际上，在酸性介质中PH=1-7 时，氧化上限为1.16-0.82ev （Eh=1.22-0.59PH ） 。小于 1.45ev 达不到 Pb4+反应的条件，故酸性介质中只Pb2+存在，而不会有Pb4+存在。碱性介质：Fe(OH)2+OH-=Fe(OH)3+e- Eh =-0.55ev. PbO+2(OH)-= PbO2+H2O+2e- Eh =0.248ev . 由于碱性介质中Eh 最小时， PH=1.22-0.59PH=0.39ev 。上面式都向右移动，则Fe(OH)
21、3 与 PbO2共存，任何时候都见不到Fe(OH)2 与 PbO2共存 Fe2+与 Co3+：a. 酸 性 介 质 ： Fe3+3H2O=Fe(OH)3+3H+3e- Eho=0.98eV-1; Fe=Fe2+ +2e- Eho=-0.44eV; Fe2+=Fe3+e- Eho=0.771eV ； Co2+=Co3+e- 2 Eho=1.82eV ； . 当环境的 Eh 介质的Eh0.167eV 时，1 式可以反应，2 式不能进行反应，Fe3+与 Co2+共存。 实际上，在酸性介质中， 即 PH=1-7时， 氧化的上限为1.16-0.82 （Eh=1.22-0.059PH ） ,小于1.28
22、，达不到Co3+的条件，所以酸性介质中只有Co2+存在，而不可能有Co3+。b. 碱性介质：Fe(OH)2+OH-=Fe(OH)3+e- 1Eho=-0.55eV;Fe+2OH-=Fe(OH)2+2e- Eho=-0.89eV;Co （ OH ）2+OH-=Co（OH ） 3+e- 2 Eho=0.17eV在碱性介质中， Eh最小时，Eh=1.22-0.059PH=0.39eV, 12皆可反应，则Fe(OH)3 与 Co（OH ）3 共存，即任何时候都见不到Fe(OH)2 和 Co （OH ）3 共生。第四章1. 微迹元素 ：热力学角度定义: 在地质体或相中 , 浓度低到使其行为服从稀溶液亨利
23、定律作用范围的元素. 由于难以界定元素服从稀溶液亨利定律作用的范围, 故人们习惯上把所研究体系中含量小于0.1 重量的元素称为微量元素.O、Si 、Al 、Fe、Ca、Na、K、Mg 、Ti 组成地壳和地幔质量的99% ，其余 80 余种相对可称为微量元素。2. 大离子亲石元素（LIL ） ：指离子半径大、电价低的亲石活动性元素, 例如 :K 、Rb 、Cs 、Sr、Ba、Tl等. 大离子亲石元素的半径越大, 越在地壳表层富集; 在岩浆结晶时也越晚期进入矿物相, 富集于晚期矿物中;大离子亲石元素易溶解于流体相, 被流体相携带迁移.3. 高场强元素 (HFS)指离子半径小、电价高的亲石非活动性元
24、素, 即 Z/r 3的元素 . 例如 :Nb、Ta、Zr、Hf、P、Y等. 高场强元素由于高的离子电位,易形成岩浆副矿物, 如锆石、磷灰石等独立相. 高场强元素的活动性小 : 熔点高 , 难熔于熔体相 ; 不溶于水 , 难被水溶解或携带迁移. 4. 能斯特分配定律: 在一定温度、压力下 ,溶质在互不相溶两平衡相 (A 相和 B相) 间的浓度比为一常数.两平衡相 (A 相和 B相) 的化学位相等 :KA/BDi= XA i/ XBi式中 : XA i：A 相中溶质 i 的浓度 ; XBi ：B 相中溶质 i 的浓度 ; KD ：能斯特分配系数(简单分配系数 ); 5. 复合分配系数：在一定温度压
25、力下, 两种溶质 (i 、J) 在两平衡相 (A 和 B 相) 间的分配为一常数.（Ki.jA/B= K(A/BDj)/ K（A/BDj) ；Ki.j：复合分配系数。KD ：能斯特分配系数）精选学习资料 - - - - - - - - - 名师归纳总结 - - - - - - -第 7 页，共 19 页读书之法 ,在循序而渐进 ,熟读而精思6. 总分配系数 (D) :又称为岩石的分配系数, 它是用来讨论微量元素在岩石( 矿物集合体 ) 和与之平衡的熔体之间的分配关系的. 总分配系数 (D) 表示为 : Di = KDi. X = KDiA/L . XiA + KDiB/L . XiB + 式中
26、 : XA 、XB . 为岩石中的A 、B. 相各自占的质量百分数; KDiA/L 、 KDiB/L . 为 A 、 B各相矿物和与之平衡的熔体之间的分配系数. 7. 不相容元素 (ICE): D小于 1 的元素 , 随着结晶程度的增长而逐步在残余岩浆中富集. 如 Rb、Cs、Ba、Sr、Zr、Nb 、Th、REE 、P等8. 相容元素 (CE): D大于 1的元素 , 倾向在矿物晶体中富集, 并随这些矿物的晶出而逐步在残余岩浆中贫化. 如 Fe、Co 、Ni、Cr、Mg等9. Eu 异常： Eu= EuEu* =EuN【 （SmN+GdN） 2 】反应 Eu 异常的程度， N 为该元素球粒陨
27、石标准化值，一般还原条件下Eu负异常。10. Ce 异常： Ce =CeCe*=CeN 【 （LaN+PrN ） 2】反应 Ce异常的程度， N为该元素球粒陨石标准化值，一般氧化条件下Ce正异常。11. 稀土元素球粒陨石标准化丰度：把样品中某稀土元素丰度与标准对应的球粒陨石各元素丰度相除，所得值为该元素的（如 Eu的：EuN= Eu样 Eu球。目的：消除由于奇偶规律所造成的REE丰度的锯齿状变化，使样品中个REE间的任何程度的分离都能清楚地显示出来，因为一般公认球粒陨石中轻重稀土元素无分异）第五章同位素地球化学1放射性衰变 ：某种元素的原子核自发地放射出粒子( 或射线 ) 而转变成其它元素的原
28、子核的过程叫放射性衰变。这类核素称为天然放射性同位素，共约64 种，大多数A210。2. 衰变 ：原子核自发地放射出粒子 (即氦核 42He)而转变成其它元素原子核的过程叫衰变。 衰变的母核与子核原子序数相差2, 质量数相差4。如， 22688Ra 22286Rn + 42He 3. - 衰变 ：原子核自发地放射出-粒子 ( 即电子 ) 而转变成其它元素原子核的过程叫- 衰变 . 实质是母核内一个中子分裂为一个质子、一个电子（即- 质点，被射出核外） ；如 : 8737Rb 8738Sr + - ；4019K 4020Ca+ - ，- 衰变的母核比子核原子序数减少1, 质量数相等。4.r 衰变
29、 ：在原子核放射性衰变时, 伴随放射出r 射线 , 即 r 衰变 .r 射线是波长很短的电磁波, r射线的一个量子即一个光子. 当处于激发态 ( 不稳定态 ) 基态 ( 稳定态 ) 时放出 r 射线 . 5单衰变 ：射性母核经过一次衰变就变为稳定子核的衰变方式叫做单衰变。6. 电子捕获 ：原子核自发地从K层或 L 层电子轨道上吸取一个电子（多数为 K层捕获），与一个质子结合变成一个中子。衰变产物核质量数不变，核电荷数减1。如：4019K+ e- 4018Ar； 13857La + e- 13856Ba 7. 衰变系列 : 从放射性同位素母核经过多个中间放射性子核直到最后稳定的子核这一个系列8.
30、 衰变常数 ：卢瑟福认为 : 放射性元素在单位时间内衰变掉的原子数与现存的母核数成正比, 其公式为:- N/t= N 式中 即是衰变常数。9. 半衰期 ：任一放射性核素衰变掉初始原子数一半所需的时间。10. 分支衰变 ：一种母核同时有二种衰变方式叫做分支衰变。11. 放射性衰变定律：设N0为放射性母体的初始原子数，衰变进行到t时未衰变母体的原子数为N,N=N0e(- t),表明放射性同位数随时间按指数规律而衰减，就是放射性衰变定律。12. 核裂变 ：一个重核分裂为两个或几个中等质量的碎片, 同时放出中子和能量的衰变叫重核裂变。分为自发裂变和诱发裂变。自然界只有235U和 238U可发生重核裂变
31、 : 23592U 30Zn+65Tb 13.BABI : 地球锶同位素的演化大约在46亿年左右开始 , 那时原始锶的 (87Sr/86Sr)比值为 0.699(BABI),该固定值即为BABI。以玄武质无球粒陨石的(87Sr/86Sr)比值作为标准。14、地球 Sr 的演化 ： （图） 地球形成后 , 因 87Rb不断衰变成87Sr, 而 86Sr 保持不变 , 故 87Sr/86Sr比精选学习资料 - - - - - - - - - 名师归纳总结 - - - - - - -第 8 页，共 19 页读书之法 ,在循序而渐进 ,熟读而精思值不断增长。现今未亏损地幔的- 比值介于0.704-0.
32、706 (A1AA2线); 上地幔Rb 亏损区的比值为0.702-0.704 (B 线) 。在地壳 (C 线):29 亿年前地壳形成时初始- 比值为 0.7025 。后因 Rb的富集 , 大陆壳Rb/Sr 比值大约是上地幔的十倍，且富含放射成因锶87Sr* ，锶同位素沿着Rb/Sr=0.15的直线（ C 线）快速增长，现今大陆壳的- 比值为 0.719 。在上地幔 , 因 Rb/Sr 比值不均一 , 锶同位素增长线是以BABI为起点的一组发散曲线，其中A1、A、A2线代表正常地幔演化范围，B线代表地幔Rb亏损区的演化线。地球形成初期， - 比值较大 , 故- 比值增长较快， Sr 增长线 A1
33、AA2线斜率较大。在距今29 亿年时 , 地幔分异出地壳C线, Rb 元素随之向地壳迁移, 至使上地幔的 - 比值增长减慢（A1AA2线斜率变小）。15、等时线 ：一组同源的、同时形成的、经过锶均一化的、化学成分有差异的样品( 岩石或矿物 ) ，自结晶以来保持封闭状态, 它们具有相同的初始值(87Sr/86Sr)0，87Sr/86Sr的增长方程式为:(87Sr/86Sr)= (87Sr/86Sr)0 + (87Rb/86Sr)(et 1)Y =b+xm该组岩石或矿物的数据投点都落在以(87Sr/86Sr)为 Y轴和以 (87Rb/86Sr) 为 X轴坐标系的一条直线上- 即等时线上。16、放射
34、性成因铅：岩石矿物形成后由铀钍衰变城铅（铅同位素约三分之一来自放射性成因铅）17、原始铅 ：地球形成时所存在的铅,其同位素组成相当于原生铅，同位素加上自元素形成到地球形成这段时间内, 地球物质中所积累的放射成因铅.CDT 的铅同位素是地球原始铅的公认数据:204Pb=1; 206Pb=9.307; 207Pb=10.294; 208Pb=29.476. 18、异常铅： 指多次体系开放, 在一个以上U Th Pb 系统中演化的铅（多阶段铅. 又分 U铅、 J 铅和 Th 铅）. 19、正常铅： 指在一个 U -Th Pb 系统中演化的铅 , 又叫单阶段正常普通铅. ( 无 U -Th 矿物 );
35、 其特征值为 : = 238 U /204 Pb = 8.686 - 9.238; = 232Th/ 204Pb = 35 - 41; = 235 U / 204Pb = 0.063 - 0.067. 20、普通铅：（狭）指岩石矿物形成时从周围介质中捕获的铅, 即岩石矿物形成时就存在的铅.( 也叫初始铅 ) 地球形成时就存在的原始铅对地球而言也是普通铅. 21、模式年龄： 对于 Rb/Sr 等时线测年， (87Sr/86Sr)= (87Sr/86Sr)0 + (87Rb/86Sr)(et 1) 其中(87Sr/86Sr)，(87Rb/86Sr) 为样品实测，通过估算(87Sr/86Sr)0计算
36、得来的T 为模式年龄22、卡农三角：（图） 分析 1280 个铅矿物同位素成分而得到的三角形图解，其中1100 多个落到小三角形中，其余落于线两侧，小三角形称卡农三角形，表示普通铅的演化，外图是V、Th、J 铅； 208Pb=52% 、206 Pb=19 、 207Pb=20 精选学习资料 - - - - - - - - - 名师归纳总结 - - - - - - -第 9 页，共 19 页读书之法 ,在循序而渐进 ,熟读而精思23、CHUR ：球粒陨石均一库，代表地球或未分异的原始地幔值，现今地幔值：I(Nd)CHUR0 = (143Nd0144Nd) = 0.51264CHUR (147Sm
37、/ 144Nd) CHUR0 = 0.196724、现代碳标准 ：美国 NBC( 国家标准局 ) 提供的草酸标准SRM 4990, 即以 1950 年草酸放射性比度95%为现代碳标准比度:A0=13.56 0.07dpm/g.( 每克含碳物质每分钟放射13.56 次) 25、交换碳 ：地球上有3.2 1016 吨碳分布在与大气CO2发生交换的各种含碳物质中, 这种有交换关系的碳称为交换碳. 交换碳约占地球总碳的 1/1000. 26、死碳 ：地球上不与大气CO2发生交换的碳称为死碳,即交换碳之外所有的碳, 例如各种碳酸盐岩和死亡动植物的残骸遗物等. 27、现代碳 ：与现代大气CO2发生交换并处
38、于平衡的各种含碳物质称为. 28、稳定同位素 ：指无可测放射性的同位素。一部分是放射性同位素衰变的最终稳定产物；另一部分是自核合成以来就保持稳定的同位素。29、同位素分馏作用：轻稳定同位素（ Z 20 ）的相对质量差较大（A / A 10% ）, 在地质作用中由于这种质量差所引起的同位素以不同的比值分配到两种物质或两相中的现象，称为同位素分馏作用。例如水蒸发时，水蒸气富集H216O ，而残余水相中则相对富集D216O和 H218O 。30、值：%o =(R 样-R 标)/ R标 1000 = (R 样/R 标)-1 1000 式中 R 样 -为样品的重轻同位素比值 ; R 标 - 为标准的重轻
39、同位素比值. 例如 : D=(D/H) 样- (D/H)标 (D/H) 标 1000 31、同位素效应 ：由于同位素质量的微小差别, 引起单质或化合物在物理化学性质上发生变化的现象称为同位素效应 . 32、Smow ：氢和氧的世界标准, 为大西洋、 太平洋和印度洋500-2000M 深范围内采集的等体积海水混合而成 , 其同位素组成为 :(D/H)=(155.760.05) 10-6 ;(18O/16O)=(2005.20 O.45) 10-6 ; 规定 : D = 0.00 ;18O = 0.00 33、 PDB ： 碳同位素世界标准, 为美国南卡罗莱那州白垩系皮狄组地层的美洲拟箭石的鞘,
40、碳酸钙样品 ( 该样品已枯竭), 同位素组成: (13C/12C)= 1123.73 10-5 ,(18O/16O)= 2067.110-6 规定 : 13C = 0.00 ; 18OSMOW = 30.86 34、 CDT ：硫同位素世界标准, 为美国亚利桑那州迪亚布洛峡谷铁陨石中的陨硫铁. 其同位素组成为:(34S/32S)=0.045或者(32S/34S)=22.22,规定 : 34S = 0.00 CDT的铅同位素还是地球原始铅的公认数据 :204Pb=1; 206Pb=9.307; 207Pb=10.294 208Pb =29.476. 35、同位素平衡分馏：化学反应中反应物和生成物
41、之间由于物态、相态、价态以及化学键性质的变化，使轻重同位素分别富集在不同分子中而发生分异叫作平衡分馏。也称为同位素交换反应。达到同位素交换平衡时共存相同位素相对丰度比值为一常数，称为分馏系数 。它两种物质之间同位素分馏的程度。交换反应特点 :A. 就化学分子而言, 没有发生变化 , 即没有新物质形成. B.交换反应为可逆反应, 可用平衡分馏常数 K定量描述交换反应进行的程度. 36、雨水线方程 ：H.Craig(1961)认为大气水的 D 和18O之间有 D = 8 18O+10的关系 . 37、同位素地质温度计：符合微量元素地质温度计的一般原理。例如两相平衡共存氧同位素地质测温公式 相 _相
42、 =1000 ln 矿 _矿 = A（106）/T2 + = 相 _精选学习资料 - - - - - - - - - 名师归纳总结 - - - - - - -第 10 页，共 19 页读书之法 ,在循序而渐进 ,熟读而精思相 =A（106）/T2 + 。 1000 ln 矿 _矿 = 1000 ln 矿- 水 - 1000 ln2 矿-水 = 相 _相。对两已知平衡相物质而言AB 为已知常数 T 为温度。1. 同位素计时原理前提天然衰变公式：1）同位素计时原理: 如果所研究体系中母体和子体原子数的变化归因放射性衰变, 就可通过测定体系 ( 岩石矿物 )中子母体含量 , 并依据衰变定律计算出该体
43、系( 岩石矿物 )的地质年龄 .2 ）同位素计时前提 :（1) 衰变的最终产物是稳定同位素; （2)已知衰变常数的精确值; （3) 已知母体同位素种类和相对丰度; （4) 体系 ( 岩石矿物 ) 形成时不存在稳定子同位素; 如果有 ,必先扣除 . （5) 体系( 岩石矿物 ) 形成以来是封闭的, 子母同位素不失不得. （+衰变定律公式）2.Rb-Sr 等时线年龄： 全岩 Rb-Sr 等时线年龄法原理: 一组同源的、同时形成的、经过锶均一化的、化学成分有差异的样品( 岩石或矿物) ，自结晶以来保持封闭状态, 它们具有相同的初始值(87Sr/86Sr)0 87Sr/86Sr的增长方程式为 :(87
44、Sr/86Sr )= (87Sr/86Sr)0 + (87Rb/86Sr)(et 1) 即 Y=b+xm该组岩石或矿物的数据投点都落在以(87Sr/86Sr)为 Y轴和以 (87Rb/86Sr) 为 X轴坐标系的一条直线上- 即等时线上（至少 5 个样） . 该线的斜率m与落在线上的同源样品( 岩石或矿物 )的年龄有关 , 而截距 b 等于同源样品的初始值。通过估算 (87Sr/86Sr)0计算得来的 T 为模式年龄。（图） 证明 : 当 t=0 时,ABC三点同一直线 , 纵标为初始值 ; 当 t0 时,ABC 三点移至 A1B1C1三点 ; 因: 一个母核变为一个子核。 故: 123 线斜
45、率皆为 -1;123 线平行 ;三角形 CC1O 、BB1O 、AA1O相似; 即 A1B1C1三点同线 -等时线。3.(87Sr/86Sr)0 的应用 : 判断花岗岩的物质来源和成因方式（上图）: 低初始值的花岗岩: 初始值(87Sr/86Sr)00.706 ，位于上图地幔源区内（A1-B 线范围内）；物质来源 -上地幔来源 ; 成因方式 -先由上地幔物质部分熔融形成原始玄武岩浆,再由原始玄武岩浆分异结晶而成。高初始值的花岗岩: 初始值(87Sr/86Sr)0位于上图的壳增长线（C 线）两侧附近及其上。这些岩石在形成以前，其大部分物质已呈硅铝质地壳存在了。物质来源-陆壳来源 , 即来自古老基
46、底硅铝酸性岩石。成因方式- 古老花岗质基底岩石或古老沉积岩经部分熔融形成。中等初始值的花岗岩: 初始值 (87Sr/86Sr)0介于上图的C线和 A1 线之间 , 即位于地壳锶和地幔锶增长线之间。物质来源 -可能是多种来源， 或来自壳幔混和的源区，或来自地壳下部 Rb/Sr 比值低的角闪岩相、麻粒岩相高级变质岩等。成因方式 -可能有多种壳幔物质混和方式.例如：花岗岩株可能由玄武质小型侵入体与地壳围岩同化混染形成; 造山带花岗岩可能因挤压磨擦升温, 深部壳幔物质熔融混和而来; 前寒武纪花岗片麻岩可能由超变质混合岩化、花岗岩化而来。4.U- Pb不一致年龄处理谐和曲线法（图）：一致年龄和不一致年龄
47、：一致曲线: 如果样品的母核铀和子核铅保持封闭, 那么放射性成因子核与母核的比值随时间而有规律的增加, 在 207Pb*/ 235U和206Pb*/ 238U 为横纵坐标的图上, 样品 207Pb*/ 235U 和 206Pb*/238U 比值的坐标点必定落在铅正常增长的曲线上 -即一致曲线上 . 不一致线 : 如果样品的母核铀和子核铅不能保持封闭, 那么样品的207Pb*/ 235U和 206Pb*/ 238U比值坐标点不能落在铅正常增长的一致曲线上:如果样品的铅丢失或铀获得, 则坐标点落精选学习资料 - - - - - - - - - 名师归纳总结 - - - - - - -第 11 页，
48、共 19 页读书之法 ,在循序而渐进 ,熟读而精思在一致曲线的下方; 如果样品的铅获得或铀丢失, 则坐标点落在一致曲线的上方. 。 若样品形成后在某次地质事件中丢失部分放射性成因铅, 随后又保持封闭, 那么一组经历相同的样品, 在 207Pb*/ 235U和 206Pb*/ 238U为横纵坐标的图上的数据点就构成了一条直线, 即不一致线。5. Pb Pb等时线法原理和优点（上图）：原理 ：238U8+ 6-+ 206Pb + Q 235U7+ 4-+ 207Pb + Q 207Pb/206Pb 的比值：（取全岩样品）207Pb = 207Pb/204Pb (207Pb / 204Pb)0 =
49、(e235t 1) 206Pb 206Pb/204Pb -(206Pb/ 204Pb)0 137.88 (e238t 1) 数据点落在以207Pb/206Pb 为 Y轴以 (206Pb/ 204Pb) 为 X轴坐标系的一条直线上，即等时线，斜率为: m= tg = (e 235t 1) 137.88 (e238t 1) 优点：1 精度高；2 不直接接触放射性样品。6.Sm-Nd 模式年龄计时原理方法： （2 图）精选学习资料 - - - - - - - - - 名师归纳总结 - - - - - - -第 12 页，共 19 页读书之法 ,在循序而渐进 ,熟读而精思7. 大气水同位素组成的特点及
50、影响大气水同位素组成的基本原因是什么：（1） . 大气水的同位素比海水贫 D 和 18O,多为负值 , 且同位素变化大 : D = +50 -500 ; 18O = +10 -55 . （2）. 大气水的同位素有规律地变化: 1)纬度效应 : 赤道雨水的 D 和18O 接近 0, 由低纬度到高纬度重同位素亏损, D和18O值规律地减小 ; 2) 大陆效应 : 自海岸到内陆 , 雨雪的 D和18O值减小 ; 3) 海拔效应 :随海拔升高 ,雨雪的 D和18O值减小 ; 4) 季节效应 : 冬季雨雪水相对夏季亏损重同位素, D和18O减小 ; 5) 降水量效应 : 随降水量的增大, 重同位素减少