地化复习资料

1、 绝对含量: 是指某一物质在一定范围、空间中存在的量； 相对含量: 是指某一物质在一定时间或一定条件下的含量占某一特定时间或条件下的百分比。 研究元素丰度的意义:元素丰度是每一个地球化学体系的基本数据。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 太阳系由太阳、八大行星、行星的卫星、小行星和彗星组成。 八大行星按照离太阳的距离从近到远依次为：水星、金星、地球、火星、木星、土星、天王星、海王星。 获得太阳系元素丰度的主要途径 1.光谱分析:对太阳和其它星体的辐射光谱进行定性和定量分析 2.直接采样分析 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.由天体的物理性质与成分

2、对应关系来推算行星组成。 5.遥感和取样分析测定气体星云和星际间物质。 6.分析研究宇宙射线。基本规律： 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。 2. 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（Z45）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。 奇偶规律：1) 原子序数为偶数的丰度大于相邻的奇数者(Si =106)2) 中子数为偶数的同位素丰

3、度大于相邻的奇数者;3) 质量数为偶数的同位素丰度大于相邻的奇数者; 4.质量数为4的倍数（即粒子质量的倍数）的核素或同位素具有较高丰度。 5.Li、Be和B具有很低的丰度，属于强亏损的元素（核子结合能低，形成后易分解） ，而O和Fe呈现明显的峰，它们是过剩元素（核子结合能最高，核子稳定）。 6.Tc和Pm在宇宙中不存在；原子序数大于83的元素在丰度曲线上空缺。元素丰度与原子结构及元素形成的整个过程有着一定的关系。陨石是空间化学研究的重要对象，具有重要的研究意义： 它是认识宇宙天体、行星的成分、性质及其演化的最易获取、数量最大的地外物质； 也是认识地球的组成、内部构造和起源的主要资料来源； 陨

4、石中的60多种有机化合物是非生物合成的“前生物物质”，对探索生命前期的化学演化开拓了新的途径； 可作为某些元素和同位素的标准样品（稀土元素，铅、硫同位素）。陨石按成份分为三类：铁陨石.石陨石   .铁石陨石陨石的主要矿物组成：Fe、Ni 合金、橄榄石、辉石等。陨石中共发现140种矿物，其中39种在地球（地壳浅部）上未O、Fe、Si、Mg、S、Ni、Al、Ca是陨石的主要化学成分。   太阳系元素丰度的演变过程主要包括：1、 氢燃烧；2、氦燃烧；3、 过程；4、e过程；5、S过程；6、r过程；7、p过程；8、X过程.行星和月球的化学成分主要掌握三

5、个规律：1) 内行星愈靠近太阳，它的金属含量越高；2) 地球和金星的化学成分可能十分接近，它们有很相似的直径和平均密度；3) 由火星和月球的平均密度来看，它们在化学成分上属同一类天体。 地球由地壳、地幔、地核以及大气圈、水圈和生物圈组成，其中地壳、地幔、地核统称为固体地球（内部地圈），大气圈、水圈和生物圈称为外部地圈。 大陆上地壳主要研究方法:通过对大区域出露的不同岩石进行系统取样和分析；对细粒碎屑沉积岩进行研究 大陆中地壳的组成，特点如下：大陆中地壳具有花岗闪长-英云闪长质的总体成分， SiO2含量介于62.469.4%之间；SiO2和K2O估计值明显低于大陆上地壳，MgO、FeO和CaO的

6、估值高于上地壳；弱的负Eu异常或没有Eu异常，区别于大陆上地壳大陆地壳是由地幔通过岩浆作用生长而来的，大陆是何时在何处以什么方式形成和消失的？板块俯冲,底侵作用,拆沉作用大洋剖面由下至上主要由块状辉长岩、席状岩墙、枕状玄武岩和沉积岩四层组成。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。对比地壳、整个地球和太阳系元素丰度数据发现，

7、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。 地壳元素的丰度取决于

8、两个方面的原因: 1.元素原子核的结构和稳定性；2.宇宙物质形成地球的整个演化过程中物质的分异。地壳元素的丰度特征: 地球表层H、He等气体元素逐渐脱离地球重力场； 每天降落到地球表层的地外物质102105吨； 地壳与地幔的物质交换； 放射性元素衰变；人为活动的干扰。为什么酸性岩浆岩的造岩矿物总是长石、石英、云母、角闪石为主？ 因为地壳中O, Si, Al, Fe, K, Na, Ca等元素丰度最高，浓度大，容易达到形成独立矿物的条件。 自然界浓度低的元素很难形成独立矿物，如硒酸锂(Li2SeO4)和硒酸铷(Rb2SeO4)；但也有例外，“Be”元素地壳丰度很低(1.7×10-6)，

9、但是它可以形成独立的矿物Be3Al2Si6O18(绿柱石) 。亏损地幔指产生未受富集地幔和地幔柱组分污染的MORB的地幔。区域元素研究的意义 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. 一个地区元素的分布现状是整个地质历史过程中元素活动的展示状况，是各种地质、地球化学作用的综合结果，而每一个主要的地质地球化学过程，元素的活动必然有其特定的组合和强度。 扬子陆块盖层中的一个明显特征

10、是碳酸盐发育，为此风化后的沉积物 CaO含量高，土壤呈碱性。 而秦岭造山带表壳岩系中基性火山岩比例大，这样，Fe2O3、Cr、Ni丰度偏大，其发育的土壤中性偏酸。 自然产物的特点:1) 形成有限种类的稳定相、流体相2) 矿物不纯-矿物成分含量都有变化(固溶体)由于作用能源来自地球本身，因此地球热量的空间分布控制着地球化学过程进行的规模和强度。元素按阴离子分类，地壳中只有含氧化合物，硫化物、卤化物、自然元素类以及稀少的砷化物、硒、碲化物等类矿物。元素在固相中的主要赋存形式：1)独立矿物2)类质同象3 )超显微非结构混入物4)吸附形式5)与有机质结合的形式类质同象：以原子、离子、络离子或分子为单位

11、取代矿 物晶格构造位置中的相应质点类质同象的结果：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。胶体吸附状态:元素以离子或化合物分子形式被胶体颗粒表面、矿物晶面、节理面所吸附。元素在水流体相中的赋存形式1) 离子：自由离子、络离子、酸根离子等2)分子3) 胶体4）微细颗粒物电荷和大小的综合作用决定了离子在化学反应中吸引价电子的能力，也决定了元素存在形式和迁移能力。 在自然界的水溶液中，许多重金属元素是在一定的条件下形成易溶的，具有一定稳定性的络合物的形式进行迁移的。证明金在这些矿物中以两种形式存在：超显微包体和类质同象。内生相：风化壳中原生矿物分解形成的

12、元素部分。 外生相：风化壳中来自外源包括来自矿床的元素。元素赋存形式研究意义:1） 元素结合形式不同，将具有不同化学活动性。2）同种元素不同存在形式呈现不同地球化学行为化学元素的一种自然分类（金属、非金属、惰性气体和过渡元素）元素自身性质 （1）原子的外层电子构型（2）原子的大小和离子半径（3）电负性（X）（4）配位数、极化、离子电位、晶格能（U）原子的大小并不是一成不变的常数，它随化学键性、原子价态、配位模型以及环境的温度压力等条件而改变。戈氏法原理：离子晶体构造可以视为球形负离子最紧密堆积，其中的空隙为正离子所占据。正、负离子之间相互接触。根据测定出的离子间距或晶格常数从简单几何关系确定离

13、子的半径。善农和波维特1969年指出晶体原子间距和有效离子半径受配位数、电荷、电子自旋态(第一过渡族)、阴离子配位数、共价键性等因素影响。元素离子半径的变化规律： 1.同一周期(水平方向)离子半径随原子序数增大而减小，因为原子序数增大有序电荷增大，核的正电荷对核外电子引力增强使离子半径缩小。 2.同一族内(垂向)离子半径随原子序数增大而增大。因为从每一周期向下一周期过渡，原子增加一个电子层。 3.从周期表左上方到右下方对角线方向，离子半径相近或相等-对角线法则。 4.第六周期第三族REE离子半径从La3+1.03A缩小到Lu3+0.86A-“镧系收缩”。 5.对于同一元素，阳离子由于失去电子,

14、 离子半径小于原子半径。阴离子获得电子，离子半径大于原子半径。 6.同一元素离子半径随负电荷增加而增大，随正电荷增加而减小。同种元素高价阴离子半径大于其低价阴离子。高价阳离子半径小于其低价阳离子。 7.阴离子半径比阳离子半径大的多。 8.不同元素的离子可以有相似的离子半径，表明离子晶体中可以允许一种元素的离子替代另一种元素的离子-类质同象现象。配位数-原子(金属晶体)或离子(离子晶体)周围紧邻的原子或异号离子数。极化-在外电场作用下，原子或离子电子云的大小、形状发生变化的现象。晶格能： 相互远离的离子结合生成离子晶体时释放的能量化学键类型：离子键 共价键 金属键 分子键 氢键 离子键：一个原子

15、将其外层电子轨道上一个或多个电子转移到另一个电子外层电子轨道，达到惰性气体构型(ns2np6)而形成的化学键。极性键-失去或得到电子分别变为阳离子和阴离子，异号离子间通过静电引力吸引。由于电子云球形对称，离子键无方向性和饱和性，配位数较大共价键-成键原子间通过共用电子满足形成惰性气体电子构型的化学键。根据键极性等将化学键分为5种：1. 有极键-极性键-离子键或电价键2. 无极键共价键或原子键3. 金属键金属离子4. 范德华健分子键5. 氢氧键元素的结合规律是研究元素迁移富集、共生组合规律的基础由元素的共生体现出的亲和性有三种表现形式：（1）由阴阳离子组成化合物体现出的亲和性；（2）元素间互为类

16、质同像结合体现出的亲和性；（3）通过矿物共生体现出的亲和性。元素的地球化学亲和性：是指在自然体系中元素形成阳离子的能力以及阳离子在自然体系中有选择地与某阴离子结合的倾向性。元素基本化学性质:电子构型、电负性、极化力、电离势等有关；化学反应制动原理：当体系中阴离子不足时，在自然体系中各阳离子将按亲和性强弱与阴离子反应，亲和性强的阳离子将抑制亲和性弱的化学反应（这是自然界的竞争机制）。 在自然界，一部分元素只优先与氧结合，形成氧化物或氧盐类（以造岩元素为主的硅酸盐），而另外一些元素则首先与硫结合，形成硫化物在自然体系中元素的地球化学亲和性，主要包括亲氧性元素、亲硫性元素和亲铁性元素三大类型。 自然

17、界元素亲和性的特点：(1)双重性和过渡性(2) 不同价态元素亲和性最大硬度原理：一个软硬分子与一个硬软分子反应将产生硬-硬和软-软离子结合的两个新分子。这样的结合在热力学和动力学性质上更为有利。硬酸与硬碱形成离子键化合物，软酸与软碱形成共价键化合物。、酸碱软硬度定量化的几种方法：1. 势标度法-戴安邦法2. 绝对硬度法3. 酸-碱参数法、酸的势标度由大到小，硬度减小；碱的势标度(硬度)由大到小：F->OH->O2->O->Cl->Br->S2->S->HS-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性质类似的原子、离子、配位子

18、、分子等其它质点所占据,结果只引起晶格常数的微小改变,但晶体的构造类型、化学键型等保持不变，这一现象称为类质同象。进入晶体中的微量元素为类质同象混入物；含有类质同象混入物的晶体称为固溶体。按晶体中质点可替代的限度，类质同象分为两类：完全类质同像：有限类质同像类质同象法则：1）隐蔽法则2）优先法则3)捕获允许法则晶体场理论是研究过渡元素(络合物)化学键的理论。着重研究配位体对中心离子的d轨道或f轨道的影响，来解释过渡族元素，镧系元素的特性和化学性质。泡利不相容原理：在同一个原子中没有也不可能有运动状态完全相同的两个电子存在。能量最低原理：在满足泡利原理前提下，电子将按照使体系总能量最低的原则填充

19、。晶体场稳定能：d轨道电子能级分裂后的d电子能量之和，相对于未分裂前电子能量之和的差值称为晶体场稳定能，用CFSE表示。CSFE越大，络合物也就越稳定。高能的d轨道与低能的d 轨道的能量之差叫分裂能。迫使原来平行的分占两个轨道的电子挤到同一轨道所需的能量叫成对能。用P表示。温度、压力对金属离子选择自旋态起着相反作用：温度增高增大原子间距和原子热运动，有利于高自旋状态；压力增大，有利于低自旋态。八面体择位能：任意给定过渡元素离子在八面体场中的晶体场稳定能一般总是大于在四面体场中的晶体场稳定能。八面体与四面体晶体场稳定能之差叫八面体择位能 (OSPE) 。分子轨道理论提出原子轨道成键的三原则：对称

20、性原则，能量近似原则，最大重叠原则根据对称性将分子轨道分为两类:1. 轨道：强键分子轨道2.轨道：弱键分子轨道 成矿介质酸碱性的确定：1. 应用某些已知矿物形成时介质酸碱度范围作指示 2. 根据矿物交代关系判断介质酸碱度变化趋势柯尔仁斯基原理：溶液酸性的增高，将有利于较强的碱被较弱的碱所交代, 反之，溶液酸性降低，则引起较弱的碱被较强的碱所交代.微量元素指不作为体系中任何相的主要组成而存在的元素，其含量低到可以看作为溶质，从而其基本行为可以近似的服从稀溶液定律（亨利定律）.微量元素的特点: （1） 微量元素在体系中的浓度变化要比主量元素大得多（2） 微量元素的灵敏度比较高（3） 微量元素在体系

21、中的种类比主量元素多微量元素的存在状态：吸附体：由于矿物表面电价不饱和，微量元素离子被吸附在矿物的表面。吸留体：晶体快速生长过程中，吸附在晶体表面的一些微量元素来不及离开晶体表面而被新生长的物质包裹。流体包裹体：存在于流体包裹体中，所谓流体包裹体是在矿物晶格的缺陷内，在矿物晶体生长的过程中将微量元素包裹起来，形成包裹体。类质同象：微量元素进入到和他性质相似的一些主量元素的晶格中。按地球化学作用过程中，微量元素在固溶体和液相中的分配相容元素：当固相(结晶相)和液相(熔体相，流体相)共存时，若微量元素易进入固相，称为相容元素；不相容元素：若微量元素易进入液相，称为不相容元素能斯特分配定律：在一定的

22、温度和压力下，微量组份在两共存相中的活度比为常数，而与该组分的绝对浓度无关。总分配系数：微量元素在岩石与熔体之间的分配系数影响分配系数Ki的主要外部因素有：离子半径，体系的组分，温度，压力，氧逸度岩浆形成和演化的主要过程包括：部分熔融作用、岩浆结晶过程和混合作用。平衡部分熔融过程微量元素变化的主要特征 不相容元素在熔体中富集，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； 相容元素在熔体中的含量低于源岩分配系数越大，亏损程度越高结晶作用是岩浆演化的基本过程瑞利定律：在自然界存在一种特殊的体系，在一定物理化学条件下发生物相分离。分

23、离前不同物相之间保持着热力学平衡并处于封闭体系状态，但分离之后一相物质不断离开体系，不再与另一相保持平衡。将微量元素分为3类，其行为存在明显差别： 相容元素G， D>1。Ni、Cr、PGE、HREE（某些情况下，如存在石榴石）分离结晶过程中，浓度变化大部分熔融过程中，浓度变化小 超岩浆元素H(亲湿岩浆元素)，高不相容，D<<1。Ta、Th、LREE分离结晶过程中，浓度变化小部分熔融过程中，浓度变化大 岩浆元素M，中等到弱不相容，D0.20.5。 Zr、Hf、HREE是典型两类过程中，浓度变化都比较平缓 由于岩浆温度很高，并且有很强的化学活动能力，岩浆在上升或停留于岩浆房期间，

24、除与围岩具有热交换外，还可能与围岩发生物质交换，其结果是熔化围岩及捕虏体，或与其发生反应，而使岩浆的成分发生变化，这一过程可称为同化混染作用。 若岩浆把围岩彻底熔化或溶解，使之同岩浆完全均一，则称同化作用； 若熔化或溶解不彻底，不同程度的保留有围岩的痕迹(如斑杂构造等)，则称混染作用。开放体系中微量元素变化的特征 1.微量元素的地球化学行为取决于矿物相的变化；2.矿物相的改变引起元素的重新分配3.温度、压力条件决定元素的分配特征；4.流体的加入5.流体的释放6.元素在流体和矿物相之间的分配流体作用分为：低温流体作用和高温流体作用 3.稀土元素的主要性质   

25、60; 稀土元素属新增电子充填在4f亚层的“4f型元素”：4f亚层电子因受5s2和5p6亚层中8个电子的屏蔽，很少参与化学反应，故这15个元素 的化学性质相似，在自然界密切共生，成组进入矿物晶格；    在化学反应中的电子转移：稀土元素原子易失去6s25d1或6s24f1三个电子，故均呈三价产出；    Y元素 ：是第5周期过渡元素的起点，次外层d型充填，外电子排布为5s24d1，与稀土元素性质相似，也呈三价阳离子存在；    稀土元素中最稳定的三个元素：La（f 0）代表轻稀土，Eu（f 7）代表中稀土

26、和Lu（f 14）代表重稀土； 地幔、超基性岩、基性岩中Y占优势，随着分异，陆壳及酸性岩、碱性岩以Ce占优势地壳中各类岩石稀土元素相对丰度曲线，根据Eu和Ce的分布可分为五种类型： 铕亏损型      铕富集型          平坦型    铈亏损型         铈富集型稀土元素在自然界的分馏：1.离子的晶体化学性质2.溶液酸碱性的

27、控制3.氧化还原条件控制 4.络离子稳定性的差异:稀土元素在自然界的分异5.被吸附能力的差异 6.结晶矿物和熔体中的分异微量元素地球化学示踪作用：1 )微量元素地球化学示踪岩浆成岩过程的鉴别 2)微量元素地球化学示踪构造环境的判别3)微量元素地球化学示踪稀土元素探讨地壳的演化4)微量元素地球化学示踪壳幔循环作用5)微量元素地球化学示踪变质岩原岩组成变化及演化6)微量元素地球化学示踪地质温度计、地质压力计7)微量元素地球化学示踪地质历史灾变事件证据同位素地球化学是研究地壳和地球中核素的形成、丰度及其在地质作用中分馏和衰变规律的科学。同位素是指具有相同质子数和不同中子数的一组核素，它们在

28、元素周期表中占据同一个位置。（核素是由一定数量的质子和中子构成的原子核，具有质量、电荷、能量、放射性和丰度五种主要性质。）根据原子核的稳定性，自然界存在两类同位素：一类是放射性同位素，原子核不稳定，它们能以一定方式自发地衰变形成其它核素，衰变形成的同位素叫放射成因同位素另一类是稳定同位素，原子核是稳定的，不自发地衰变形成其它核素；或衰变期长，原子核的变化不能被察觉或可忽略不计 放射性同位素衰变：使母体同位素的数量随时间的推移逐渐减少，同时子体同位素的数量不断增加同位素地球化学在解决地学领域问题的独到之处：计时作用,示踪作用,测温作用,亦可用来进行资源勘查、环境监测、地质灾害防治等。同位素地球化

29、学学科的基本任务： 一、研究自然界同位素的起源、演化和衰亡历史； 二、同位素地质计时，为地球和太阳系的演化确定时间坐标； 三、研究同位素在宇宙、地球和地球各圈层中的分布、分配，不同地质体中的丰度及其在地质过程中的活动、富集与亏损、衰亡与增长的规律，阐明同位素组成变异的原因，据此来探讨地质作用的演化及物质来源。核素的性质: (1)核素具有电荷(2)核素具有质量(3)核素具有丰度：自然界的核素具有两种丰度。绝对丰度，是指自然界各种核素存在的总量，它与组成核素的核子数量和结构有关，反映核素的稳定性。相对丰度，是指元素同位素所占总质量的百分数(4) 核素具有能量(5)核素具有放射性 放射性衰变：放射性

30、同位素经过自然衰变，转变为其它元素的同位素，结果母元素同位素不断减少，而子元素同位素不断增加，从而改变着母元素和子元素同位素的成分，它是放射性核素原子核的一种特性，不受外界物化条件的影响。1) 衰变: 放射性母核放出粒子（粒子由两个质子和两个中子组成)2) 衰变：自然界多数为衰变，即放射性母核中的一个中子分裂为1个质子和1个电子（即粒子），同时放出反中微子3) 电子捕获：是母核自发地从核外电子壳层捕获1个电子，通常在K层上吸取1个电子（e），与质子结合变成中子，质子数减少1个（是衰变逆向变化）4) 重核裂变：重放射性同位素自发地分裂为23片原子量大致相同的“碎片”，各以高速度向不同方向飞散放射

31、性同位素在地学上应用的性质有四个： 放射性同位素在原子核内部发生衰变，其结果是从一个核素转变为另一个核素； 衰变是自发的、永久不息的一种恒定反应，而且衰变是按一定比例的； 衰变反应不受任何温度、压力、元素的存在形式及其物理化学条件的影响；衰变前核素和衰变后核素的原子数，只是时间的函数。放射性规律，即： 在一个封闭系统内，单位时间内放射性母核衰变为子核的原子数与现存母核的原子数成正比。 用以下式子表示： -dN/dt=N 其中， N：在t时刻未衰变完母核的原子数 dN/dt：单位时间内所衰变的原子数 ：衰变速率常数（单位时间内衰变几率）1/年、1/秒 -：表示dt时间内母核的变化趋势是减少的要利

32、用以上公式来测定岩石、矿物的年龄，应满足以下条件： 1)应有适当的半衰期，这样才能积累起显著数量的子核，同时母核也未衰变完。如果半衰期太长，就是经过漫长的地质历史也积累不起显著数量的子核；如果半衰期太短，没有多久母核几乎衰变完了。 2)所测定同位素的衰变常数的精度能满足要求。 3)放射性同位素应具有较高的地壳丰度，在当前的技术条件下，能以足够的精度测定它和它所衰变的子体含量。 4)矿物、岩石结晶时，只含某种放射性同位素，而不含与之有蜕变关系的子体或虽含部分子体，其数量亦是可以估计的 5)保存放射性同位素的矿物或岩石自形成以后一直保持封闭系统，即没有增加或丢失放射性同位素及其衰变产物。封闭温度是

33、指当岩石、矿物形成以后冷却到基本上能完全保留放射成因子体同位素的温度。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。 划分出具有不同地质含义的几种年龄：1）结晶年龄2）冷却年龄3）变质年龄4）地壳形成年龄5）地壳滞留年龄测量等时年龄地质样品的基本要求 具相同的物质来源同源 具相同的形成时代同期 同位素体系未受后期地质作用明显改造和明显的围岩混染封闭 组成等时线的样品具合适的N/D比值变化MSWD值-加权离差的平均平方RbSr法及Sr同位素地球化学衰变方式：等时线年龄测定需要满足的前提条件：1）所研究的一组样品（岩石或矿物）

34、具有同时性和同 源性；2）选择母体/子体比值大的矿物。3）体系内化学成分不同，Rb/Sr比值有大的变化范围4）自结晶以来，Rb、Sr保持封闭体系，没有与外界发生物质交换。5）体系形成之初Sr同位素组成在体系内是均一的，因而有着相同的87Sr/86Sr初始同位素比值。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。Sr同位素地球化学 测定复杂地质体(陨石、月球)的年龄； 探索岩石成因，成岩物质来源；地壳及上地幔演化等。SmNd法及Nd同位素地球化学衰变方程：14762Sm 14360Nd +由公式 得到Sm-Nd法定年基本公式： 要获得可靠的Sm-Nd 等时年龄，要满足下列条件

35、：（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。CHUR过去任何时候的143Nd/144Nd比值可用下式计算：   eNd 参数对于Sr 同位素也可用以上类似的定义：Sr(0)= (87Sr/86Sr)S /(87Sr/86Sr)U.R-1 ×104 Sr(t)=(87Sr/86Sr)S(t)/(87Sr/86Sr)U.R(t)-1 ×104 模式年龄：球粒陨石模式年龄和亏损地幔模式年龄。铀是放射性元素，有三个天然同位素：238U、235U、234U，钍只有一种同位素232T

36、h ,也是放射性的。铅有四个同位素，其中206Pb、207Pb、208Pb是放射性成因的，而204Pb是非放射性成因的。自然界的铅同位素分为： 放射性成因铅：有铀和钍放射产生的铅，通常富含206Pb、207Pb、208Pb。 普通铅：原生铅与不同比例的放射性成因的铅相混合的铅。通常是指U/Pb、Th/Pb比值很低的体系中的铅，自该体系形成后没有放射性成因的铅的明显增长。按照成因和产状可分为： 原生铅：地球物质形成前在宇宙原子核合成过程中，与其他元素同时形成的铅，这种 铅富含204Pb。 原始铅：地球形成最初时刻存在的铅，其铅同位素组成为：204Pb1、206 Pb9.307、207Pb10.2

37、94、208Pb29.476。 初始铅：矿物和岩石结晶时进入矿物和岩石中的铅。 混合铅：由两个以上不同U/Pb、Th/Pb比值的体系混合而成的铅。238U、235U、232Th衰变反应： 23892U 82206Pb8 42He+6-+Q 23592U 82207Pb7 42He+4-+Q 23290Th 82208Pb6 42He+4-+Q 206Pb206Pb0238U(e1t-1) 207Pb207Pb0235U(e2t-1) 208Pb208Pb0232 Th (e3t-1) 上述四个公式为U-Th-Pb的基本公式岩浆锆石：）锆石形态和内部结构受岩浆组成和温度控制，温度更为重要；）组成

38、相同的喷出岩、浅成岩和深成岩中，岩浆锆石形态和内部结构可相同，也可不同. ）随着基性程度增大，岩浆锆石的Th/U比值也增大；）一些岩浆锆石包裹有岩浆玻璃包体，它们提供锆石结晶时的岩浆组成；）残余锆石和捕获锆石的有无可作为岩浆是否遭受陆壳物质影响的判断依据。热液锆石： 1）岩浆期后热液锆石继承原岩浆锆石形态，可有可无平行环带。具有U、Th含量高、Th/U比值低的特点，与U、Th在岩浆作用过程中的行为有关。 2）热液交代锆石显示出特殊的结构特征，可形成其它矿物包体，普通铅含量增高。与原锆石相比，热液交代锆石Th/U比值通常降低。 3）热液成脉作用形成的锆石可呈自形，存在平行环带，但不发育。热液锆石

39、的研究对于成矿时代准确确定有重要意义。 4）热液酸碱度对锆石的形成和破坏有重要的影响。钾有三个天然存在的同位素39K、40K和41K样品中的40K和40Ar*丰度，通过以下公式便可计算出年龄：K-Ar法几乎是能够测定年轻玄武岩的唯一方法。Ar-Ar法的优点：40Ar-39Ar法定年能够克服传统的K-Ar法因发生Ar丢失或存在过剩Ar而产生偏差的缺点。还有一个优点是只需测定Ar同位素比值，这就排除了K-Ar法因需用两份样品测定K、Ar的绝对含量以及样品的不均一性产生的误差。因此该方法特别适用于很小或很珍贵的样品的定年。分步加热技术又称阶段加热技术、逐级加热分析技术，是指根据不同矿物中氩的析出特性

40、，选择若干温度段，把各温度区间所萃取的Ar分别进行Ar同位素分析得到相应的阶段年龄，各阶段析出的氩量和同位素丰度以及各分阶段的年龄可能不尽相同。采用分步热释的方法，将矿物或岩石中不同区域的Ar分阶段释放出来，并且恢复每一阶段所包含的年龄信息，以获得样品不同域的年龄信息并所构成完整的年代学记录。作业名词解释：同位素封闭温度，结晶年龄，冷却年龄，(87Sr/86Sr) 0，Nd(0)，Nd(t)，TCHUR，TDM，普通铅，原始铅，谐和曲线，等时线简答：1、放射性同位素年龄测定公式，各符号的含义。2、利用衰变定律来测定岩石、矿物的年龄，应满足的哪些前提条件？3、说明RbSr测年基本原理。说明SmN

41、d法测年基本原理。4、试分析U-Th-Pb法测年与普通铅法测年有何异同？计算：1.已知某石英二长岩的年龄为122Ma，实测同位素比值为87Rb/86Sr=0.7964，87Sr/86Sr=0.70222，147Sm/144Nd=0.0833，143Nd/144Nd=0.511855。求同位素初始比值（87Sr/86Sr）和（143Nd/144Nd），Sr（T）、Nd（T），Nd同位素模式年龄 ，并用NdSr同位素相关图解分析此岩石的可能物质来源。基本参数：87Rb=1.42×10-11a-1, 147Sm=0.654×10-11a-1, (143Nd/144Nd) CHUR

42、 (0)=0.512638, (147Sm/144Nd)CHUR (0)=0.1967, (143Nd/144Nd)DM (0)=0.51315, (147Sm/144Nd)DM (0)=0.21357, (87Rb/86Sr) CHUR (0)=0.0816, (87Sr/86Sr) CHUR (0)=0.70452某花岗岩中锆石测得的铅同位素组成为：204Pb 0.048%（原子数），206Pb 80.33%，207Pb 9.00%，208Pb10.63%，测得的长石铅同位素组成为：204Pb206Pb207Pb208Pb =1.0016.2515.51 35.73，求206Pb*/204

43、Pb（*表示放射性成因）值。3某地伟晶岩脉中的黑云母用K-Ar同位素法定年，测得放射成因40Ar*与40K的比值(40Ar*/40K)=0.00581，已知e=0.581×10-10/a， =4.962×10-10/a，计算伟晶岩脉的侵入年龄，推测它的地质年代，何代？何纪？（提示：ln(1+X)X，不需要用计算工具）176Hf是铪的六个同位素之一（174Hf、176Hf、177Hf、178Hf、179Hf和180Hf ），占总铪的5.2%。 模式年龄TCHURRe由185Re和187Re两个同位素组成Os有7个稳定同位素，分别为：184Os、186Os、187Os、188O

44、s、189Os、190Os和192OsReOs衰变体系:硫化物矿床和超基性岩的时代是长期困扰同位素年代学的两大类地质体与Nd同位素模式年龄类似，Os同位素的模式年龄定义为对于不含或基本不含Re的样品，令187Re/188Os=0，则称Re亏损模式年龄TRD，定义为： 稳定同位素：不具有放射性或因其放射性衰变的半衰期过长、相对于地球的形成年龄而没有发生明显衰变的同位素。稳定同位素地球化学研究内容： 地质体中稳定同位素的分布及其在各种条件下的运动规律，并应用这些规律来解释岩石和矿石的形成过程、物质来源及成因等问题。稳定同位素又分重稳定同位素和轻稳定同位素。轻稳定同位素： 1）原子序数Z20，A/A10% (A 为两同位素质量差)； 2）发生同位素成分变化的主要原因是同位素分馏作用，其反应是可逆的。同位素分馏是指同位素以不同比例在不同物质间的分配。 重稳定同位素： 1）原子序数Z20，A/A10%； 2）发生同位素成分变化的主要原因是放射性核素不断衰变的结果所造成的，这种变化是不可逆的。同位素丰度（Isotope abundance) 在稳定同位素地球化学研究中的同位素丰度是指相对丰度，即指同