地球化学.doc - 湖南科技大学

1、国家“高等学校特色专业建设点”项目（TS11027）地球化学教案资 锋湖南科技大学土木工程学院59湖南科技大学课程教案（首页）授课教师：资锋职称：讲师单位：土木工程学院课程名称地球化学课程编号授课学期考核方式考查学 分2授课年级四年级专业班级学生人数总学时数36学时理论学时36学时实践学时课堂讲授小组讨论现场讲解教学目标及基本要求本课程主要介绍地球化学的定义、学科性质、研究内容和研究方法；自然体系中元素的结合、迁移和分异规律及其研究意义；微量元素地球化学和同位素地球化学方法原理及其在岩石圈体系中应用。通过课程学习，领会地球化学的研究思路和方法，掌握地球化学基本概念、基本原理和研究方法，学会用地

2、球化学原理分析和解决地球科学问题。教学重点1、元素的结合、迁移和分异规律2、同位素地球化学原理3、微量元素地球化学原理教学难点1、元素的结合、迁移和分异规律2、同位素地球化学原理3、微量元素地球化学原理教材名称普通地球化学作者郑海飞，郝瑞霞出版社北京大学出版社出版时间2007指定参考书地球化学作者韩吟文，马振东出版社及出版时间地质出版社，2003微量元素地球化学原理作者赵振华出版社及出版时间科学出版社，1997高等地球化学作者中国科学院地球化学研究所出版社及出版时间科学出版社，1998湖南科技大学课程教案（章节、专题首页）授课教师：资锋职称：单位：土木工程学院课程名称地球化学章节、专题前言、绪

3、论教学目标及基本要求教学目的：使学生了解地球化学的定义、学科性质、研究内容和研究方法。基本要求：（1）地球化学的定义及研究的基本问题；（2）地球化学的研究思路、研究的工作方法；（3）地球化学的发展简史及发展趋势。教学重点地球化学的定义、学科性质、研究内容和研究方法教学难点地球化学的定义、学科性质、研究内容和研究方法教学内容与时间分配本部分讲授2个学时习题湖南科技大学课程教案（分页）授课教师：资锋职称：单位：土木工程学院课程名称地球化学授课内容前言、绪论(2个学时)课前问题：（1） 为什么要学地球化学？（2） 什么是地球化学（3） 怎么学地球化学一、地球科学的四大支柱（1）地质学；（2）地球物理

4、；（3）地球化学；（4）大地测量学；二、地球化学的定义地球化学是研究地球（包括部分天体）的化学组成、化学作用和化学演化的科学（涂光炽，1984）。地球化学是研究地球的化学成分及元素在其中的分布、分配、集中、分散、共生组合与迁移规律、演化历史的科学（教材）。三、地球化学的研究内容、研究任务、基本内容（1）、自然界中元素和同位素的组成和分布（2）、地质作用中元素的迁移和共生组合规律（3）、地质运动过程中元素的演化和循环历史（4）、地球化学的基础理论研究（5）、应用地球化学研究四、地球化学的基本问题（1）、地球系统中元素及同位素的组成问题（2）、元素的共生组合和赋存形式问题（3）、元素的迁移和循环（

5、4）、地球的历史与演化五、地球化学的特征研究空间：地球、地壳、地幔和及岩石循环化学，包括组成太阳系的宇宙尘埃化学、月球和行星化学、海洋与大气化学等；研究形式：着重研究地球系统物质运动中元素的化学运动形式；研究时间：对单个元素和同位素来讲，是研究他们的发生、不断发展及螺旋式演化的全部历史；通过地球及各组成部分元素和同位素的分布、分配、共生组合、集中分散规律的研究，探讨整个地球乃至整个宇宙的演化历史。地球化学是地球科学与化学相结合的一门边缘学科，但本质上是属于地球科学的范畴。随着基础理论、应用技术及地质科学的不断发展，对地球化学定义的认识也在不断地深化和提高。定性定量在地质作用过程中形成宏观地质体

6、的同时，还形成大量肉眼难以辨别的常量元素、微量元素及同位素成分组合的微观踪迹，它们包含着重要的定性和定量的地质作用信息，只要应用现代分析测试手段观察这些微观踪迹以及宏观的地球化学现象，便可深入地揭示地质作用的奥秘。概括成一句话，就是“见微而知著”-通过观察原子之微，来认识地球和地质作用之著。前者是手段，后者才是目的。六、地球化学的研究方法（p240）1、资料收集：尽可能全面、详尽；2、野外地质研究方法（1）、地质考察：观察断裂、矿物类型、接触关系、生物（化石）特征；（2）、样品采集：符合代表性，系统性，统计性。3、实验室研究方法（1）、岩矿鉴定；（2）、分析测试；（3）、模拟实验。4、综合分析

7、、提交成果。七、地球化学的发展1、资料积累阶段（萌芽时期，1920世纪初）；描述地质学地质学2、独立成型时期（克拉克，戈尔德施密特，维尔纳斯基）； 克拉克（Clarke, 1847-1931）：美国地质调查所的主任化学师，首次发表地壳中50种元素的平均含量丰度。 戈尔德施密特（Goldschmidt, 1888-1947）：提出了元素的地球化学分类；3、蓬勃发展时期（20世纪50年代以后，）。二战以后科技从军事向生产、科研转移，出现了许多高精度的测试仪器 八、我国的地球化学发展历史1、中国科学院地球化学研究所（贵阳）2、中国科学院广州地球化学研究所3、南京大学、中国科技大学、中国地质大学（武汉

8、、北京）、西北大学、中山大学、北京大学。涂光炽（1920-2007），矿床学家、地球化学家，资深院士；毕业于国立西南联合大学（1938年，由北京大学、清华大学、南开大学，在昆明组建）；提出了“层控矿床”理论，在铀矿方面有突出成绩。欧阳自远（1935），天体学家、地球化学家；院士；中国月球探测工程的首席科学家，被誉为“嫦娥之父”；2007年“嫦娥一号”发回的首张月球照片造假，“说照片是假的，那是对国家的侮辱，是对1.7万科学工作者的侮辱。”林扬挺（1962）戴德求（1975）课后阅读材料：1、一些化学分析仪器的名称X射线荧光光谱（X-Ray Fluorescence Spectrometry,

9、XRF）；电感耦合等离子体发射光谱（Inductively Coupled Plasma Atomic Emission Spectrometry, ICP-AES）；电感耦合等离子体质谱（Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry, ICP-MS）；电子探针（Eletron Microprobe Analysis, EMPA）；热离子质谱技术（Thermal Ionization Mass Spectrometry, TIMS）2、仪器测试的一些概念1）、检出限（limits of detection）：指仪器能准确测定的量值的下限，它代表了仪器

10、本身的检测能力。2）、误差：包括随机、过失和系统误差。（1）随机误差：由一系列偶然因素引起的不易控制的测量误差，是实际过程中难免的，可通过测量次数的增加而降到最低。（2）系统误差：实验过程中服从确定性规律的误差，在多数情况下是一个常量，可通过一定的方法识别、消除这类误差，但不可能通过增加实验次数的算术平均值来消除。 （3）过失误差：明显歪曲实验结果，一般是由实验观测系统测错，传错或记错等不正常原因造成的。在实验过程中必须消除这类过失误差。3）、准确度：一个数的准确度系指这个数所含有效数字的位数，它反映了分析测试值与“真值”差距，或逼近“真值”的程度。 在实际应用中，一般是指相对于标准样推荐值的

11、相对偏差，例如，常用的ICP-MS对多数微量元素的分析值的相对偏差小于5%。4）、精确度：一个数的最后一个可靠数字相对于小数点的位置。它是指n次测量之间的相对标准偏差。3、查看教材的“内容简介”包 裹 体 虽 小，囊 括 宇 宙高 压 釜 不 大，再 造 乾 坤（妙 在 其 中）湖南科技大学课程教案（章节、专题首页）授课教师：资锋职称：单位：土木工程学院课程名称地球化学章节、专题第一章 元素的结合规律教学目标及基本要求教学目的：使学生了解元素的地球化学亲和性和结合的基本规律及其地球化学意义。基本要求：要求学生掌握元素的地球化学亲和性和结合的基本规律。教学重点元素的地球化学亲和性、地球化学分类和

12、结合的基本规律教学难点元素地球化学亲和性的理论分析，元素结合的规律教学内容与时间分配本部分讲授2个学时习题湖南科技大学课程教案（分页）授课教师：资锋职称：单位：土木工程学院课程名称地球化学授课内容第一章 元素的结合规律(2个学时)第一节 元素的基本性质1869年，俄国化学家门捷列夫在前人的基础上，发现了元素周期律。1、原子和离子半径的变化规律；2、元素电离能的变化规律；3、元素电负性的变化规律。第二节 元素的地球化学亲和性一、元素的地球化学分类在元素周期表的基础上，结合元素的地球化学行为所进行的分类称为元素的地球化学分类。戈尔德施密特：通过对陨石的三个相：自然铁、硫化物、硅酸盐中元素分配的研究

13、，对比化合物的热力学数据，以原子的外电子层结构、原子容积以及对不同元素的亲和力为依据，将元素划分为四个地球化学组。1）亲氧（亲石）元素；2）亲硫（亲铜）元素；3）亲铁元素；4）亲气元素。二、元素地球化学亲和性的理论分析（一）元素地球化学亲和性的微观分析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和所显示出的有选择性地与某种阴离子化合（结合）的倾向性。1、元素的亲氧（石）性和亲硫（铜）性元素的亲氧性和亲硫性取决于其在化合物中的化学键键性。即亲氧元素总是倾向于在化合物中形成离子键或具有较多的离子键特征；亲硫元素总是倾向于在化合物中形成共价键或具有较多的共价键特征。2、元素的亲铁性：亲铁

14、元素具有倾向于以自然金属元素状态存在的性质。3、元素的亲气性亲气元素可以分为惰性气体元素和易于形成气体分子等（H2，N2）的元素。前一类不形成化合物，因此其原子之间为原子键。后一类元素所构成的化合物之间主要是分子键。（二）元素地球化学亲和性的热力学分析：元素之间的结合服从体系总能量最低原理。（三）元素地球化学亲和性的丰度因素元素的亲和性是指其具有相对优先结合的能力。不仅决定于元素的性质，还受整个地球及不同圈层元素的丰度及其分布的影响。第三节 元素的结合规律一、主量元素的结合规律1、键性对应结合规律：是指具有相同化学键的元素之间易于结合；2、电价对应结合规律：指当体系中存在多种价态的离子时，高价

15、阳离子和高价阴离子结合，低价阳离子与低价阴离子结合。电价差别越大，这种规律越明显。二、微量元素的结合规律微量元素（在岩石或矿物中的含量一般少于0.1%），一般不能形成自己的独立矿物，而是以类质同像的形式存在于主要元素构成的矿物晶格中。类质同像：是指以原子、离子、络离子或分子为单位取代矿物晶格构造位置中的相应质点。其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。（一）类质同像的类型1、等价类质同像和异价类质同像：晶体中性质相似、电价相同的元素彼此置换称为等价类质同像；异价离子的置换称为异价类质同像。2、完全类质同像和不完全类质同像端员组分能够以任意比例

16、形成连续固溶体的称为完全类质同像，如(Mg, Fe)2SiO4。若端员组分不能以任意比例形成连续固溶体的则为不完全类质同像。3、极性类质同像指端元组分之间发生类质同像的程度差别很大，即A可以置换B，但B很少甚至不可以置换A。（二）类质同像置换的条件和限度：主要取决于晶体化学条件（原子或离子半径；化学键类型；离子正负电荷的平衡）和物理化学条件（温度和压力；组分浓度；氧化还原电位）。三、过渡元素的结合规律晶体场理论四、微量元素结合规律的地球化学意义1、研究微量元素的集中和分散在地球化学作用过程中，微量元素的行为有两种倾向，一是以类质同像的形式存在于造岩矿物中，呈分散状态；二是不以类质同像形式进入造

17、岩矿物中，二是在地球化学作用的晚期富集，形成独立矿物。2、判断地质体之间的关系：由于元素性质等的差异导致微量元素进入晶格的先后不同，因此，可以用它们来判断地质体形成的先后顺序。湖南科技大学课程教案（章节、专题首页）授课教师：资锋职称：单位：土木工程学院课程名称地球化学章节、专题第二章 元素的迁移和分异教学目标及基本要求教学目的：使学生了解元素迁移和分异的规律及其影响因素（内因、外因）。基本要求：要求学生掌握元素迁移和分异的规律及其影响因素（内因、外因）。教学重点1）元素迁移和分异的影响因素；2）岩浆熔体中元素的迁移和分异作用教学难点1）元素迁移和分异的影响因素；2）岩浆熔体中元素的迁移和分异作

18、用教学内容与时间分配本部分讲授6个学时习题湖南科技大学课程教案（分页）授课教师：资锋职称：单位：土木工程学院课程名称地球化学授课内容第二章 元素的迁移和分异规律(6个学时)随着所处的环境的物理化学条件的变化，元素的相对稳定性遭到破坏，元素将以各种方式发生活化转移，并以一种新的形式再一次相对稳定下来，这种作用过程称为元素的地球化学迁移。第一节 元素迁移和分异的影响因素元素的迁移方式分为：固态物质形式迁移、水溶液形式迁移、胶体形式迁移、岩浆形式迁移。一、影响元素迁移的内因（一）元素的性质；（二）化合物的性质：化学键（分子化合物、离子化合物、共价化合物）；离子的电价和半径；离子电位。二、影响元素迁移

19、的外因1、温度（熔融、溶解）：主要表现在物质发生从固定状态向能够发生迁移状态的转变过程。2、压力：主要表现在改变矿物或岩石的熔点、矿物在热液中的溶解度等。3、浓度：在水溶液中，除了元素自身的浓度直接影响元素的迁移能力外，作为络合物的离子（如Cl-、F-等）浓度在元素的迁移中也起了决定性的作用。4、环境的氧化还原电位Eh：其只对变价离子的迁移和分异产生影响。5、pH值：pH的影响只涉及反应过程中有H+或OH-离子生成或消耗的反应。第二节 水溶液中元素的迁移和分异作用一、水的性质液态水在4时具有最大的密度，在46.5时具有最小的等温压缩系数，在35时具有最小的等压热溶；二、元素溶于水中的形式（一）

20、气体分子在水中的溶解及存在形式水是偶极分子，一般偶极分子在水中具有较大的溶解度。非偶极分子在水中的溶解度是很小的。另外，由于水的介电常数随温度的升高而降低，因此气体分子在水中的溶解度随温度的升高而降低。（二）元素在水中的溶解及存在的形式1、强电离化合物（简单离子/水合离子）；2、弱电离化合物（溶解物中有分子和简单离子）。络合物稳定性的一般规律：（1）中心离子的性质：亲氧元素离子电位较大者其络合离子较稳定。（2）配位体的性质：与亲氧元素之间的电负性差异大者较稳定。三、环境的pH及其对元素迁移的影响1、自然水溶液pH的控制作用（1）自然水溶解酸性物质，将使体系的酸性增加，即引起pH降低；（2）自然

21、水溶解碱性物质，将使体系的碱性增加，即引起pH升高；（3）自然水的中和作用：自然界不同来源的水将具有不同的pH，它们相遇时发生混合作用而使酸碱中和。2、介质pH对元素迁移和分异的控制（1）溶液pH降低时，具碱性元素的化合物溶解度增高；（2）溶液pH增高时，具酸性元素的化合物溶解度增高。3、介质pH变化的地球化学意义（1）酸性障和碱性障:由于水溶液中pH发生变化而阻止了元素的继续迁移，称为酸性障或碱性障。（2）元素的分异：由于水溶液中不同元素在不同pH条件下发生沉淀，这将使元素在迁移过程中发生分异。四、氧化还原电位Eh对元素迁移的影响（1）氧化障与还原障（地球化学障）：由于自然界氧化还原反应使元

22、素的价态改变，由此造成元素性质的截然改变，并使元素发生沉淀的现象，称为氧化障或还原障。（2）地球化学作用中氧化还原条件的定量估算：具有不同氧化还原态的矿物共生组合常常用来作为体系形成时氧化还原条件的标志。例如，铁的各种氧化还原态的标型矿物：陨硫铁、磁铁矿、赤铁矿等。五、表生环境中元素迁移能力六、元素在水溶液迁移过程的分异：表生水的迁移、地下水的迁移。（1）矿物或岩石中元素的转移至水溶液过程的分异：该过程中元素的分异取决于矿物在水溶液中的稳定性。即相对难风化矿物与相对易风化矿物中的元素将在风化和水溶液的作用下发生分异。（2）地表水的迁移：对于在水中均为完全电离化合物形式存在的元素，其在地表水中的

23、迁移过程几乎不会发生明显的元素分异。只有当环境的物理化学性质发生改变时，使其中一种元素转变为非完全电离化合物时才会造成两者之间的分异。（3）地下水的迁移：元素在地下水中的迁移除了仍遵循地表水中迁移的规律外，还受元素被岩石、矿物吸附作用的影响。即元素的分异还受离子交换和吸附规律的控制。第三节 元素在胶体过程中的迁移和分异一、胶体的结构和性质1、胶体的定义：一种物质的细小质点分散在另一种物质中所组成的不均匀分散系称为胶体。胶体的直径为10-610-9m，它比离子和分子大，但比悬浮体小。胶体由胶核、带电粒子、吸附离子和扩散层离子组成。2、胶体带电的原因由于胶体的吸附离子与扩散层带相反电荷的反离子呈分

24、离状态，因此胶体总是带有吸附离子的电荷。二、影响胶体物质凝聚与沉积的因素（1）中和作用：当两种带有不同性质电荷的胶体相遇时，由于电荷的中和会发生凝聚和沉积。（2）电解质的浓度：电解质的浓度增大，可以促使胶体凝聚。（3）胶体溶液的浓度：胶体溶液浓度增大时，可以促使胶体凝聚。（4）溶液的pH：溶液的酸碱度对胶体的搬运和沉积也有很大影响。（5）温度：温度增高可以加速聚沉的速度。三、胶体对元素的吸附规律（1）胶体优先吸附构晶离子，所谓构晶离子，即构成胶核晶体的离子。（2）离子电价越高越易被吸附。（3）同价离子，离子半径越大或水合离子半径越小越易被吸附。四、胶体的吸收及其对元素分异的影响（1）使溶解度小

25、的元素迁移；（2）页岩中金属成矿元素的初步富集；（3）元素在表生条件下的地球化学分异。第四节 岩浆熔体中元素的迁移和分异作用一、元素在岩浆熔体中的存在形式1、岩浆是一种由简单阳离子和分子以及硅氧四面体构成的络阴离子等组成的复杂体系。2、熔体的聚合程度实质上代表了熔体中硅氧四面体的聚合程度。聚合程度越高，代表熔体中硅氧四面体相互连接的越多。其在宏观性质上的表现即熔体具有较大的黏度。3、岩浆熔体中阳离子的结构作用造网元素（polymer，聚合元素）：四面体的中心离子，离子电位高（电价高，半径小）的元素。变网元素（modifier，去聚合元素）：介于硅氧四面体之间，离子电位较小。4、挥发组分的结构作

26、用（1）水的作用：水的岩浆熔体中的溶解度取决于体系的压力、温度及熔体的成分。随温度的升高，水在熔体中的溶解度减小；随压力增大，水在熔体中的溶解度增大；熔体中水的加入可降低熔体的黏度，并使熔体发生退聚合作用。（2）CO2的作用：CO2在熔体中发生以下反应CO2+2O-CO32-+O0CO2+2O-该反应的方向取决于熔体中桥氧、非桥氧和自由氧的相对数量。（3）硫的作用：由于S2-离子不能替换SiO网格中的氧，因此硫在岩浆中的溶解度主要受岩浆中亲硫元素的含量控制。二、岩浆的基本物理化学性质1、岩浆的温度；2、岩浆的黏度；3、氧化还原条件。三、岩浆过程中元素的分异（一）部分熔融作用中元素的分异无水条件

27、下的地幔岩石固相线温度远远高于相应深度下的温度。这表明，若地球内部没有水，则内部岩石不可能发生熔融。1、部分熔融和结晶过程中体系的主要元素分异（1）共熔或共结系的熔融和结晶作用对物质组成的影响：由共熔（结）系的相图可以看到，当体系的温度低于该共熔系两端员矿物的熔点，但又高于共熔点的温度时，体系将发生部分熔融，其熔出的熔体为共熔点的组成。显然此时熔融出来的物质将完全不同于体系原物质的总组成。其差异的大小取决于原岩与共熔点组成的差异。（2）固溶体系的熔融和结晶作用对物质组成的影响。2、部分熔融和结晶过程中微量元素的分异（1）分配系数：Kd=C固相/C熔体相，由于岩石由多种矿物组成，因此实际研究中总

28、是采用总分配系数来描述元素的行为。（2）相容元素（总分配系数大于1的元素，如Ni，Cr，Co；相容元素的特点是在岩浆过程中趋向于保留在源区岩石的固相矿物中）和不相容元素（总分配系数小于1的元素，如Th，Ba，Rb，U，REE等；不相容元素的特点是在岩浆过程中趋向于进入到熔体中）。（3）岩浆过程微量元素的分异分批部分熔融作用模型：C1/C0=1/D/(1-F)+F式中C0和C1分别代表岩浆源区岩石和岩浆中元素的含量；D为元素的分配系数；F是部分熔融程度，其数值的范围为01。结晶分异作用的模型：C1/C0=F(D-1)式中C0和C1分别是初始岩浆和发生结晶作用的岩浆中元素的含量；D为元素的分配系数

29、；F是结晶分异程度，其数值为01。（二）影响部分熔融作用的因素1、化学成分：在相同温度和压力条件下，源区岩石的基性程度越高，则部分熔融程度越低。2、温度和压力：即温度越低或压力越高，部分熔融程度就越低，其熔融出的熔体中将越富集低熔点元素和不相容元素。3、岩浆产生的地质条件（参考地温曲线）：不同构造环境的地壳或地幔具有不同的地热增温率。因此其产生岩浆的物理化学条件也将有明显差异。从物理化学条件上看，岩浆的产生可以概括为三种条件：温度的增加，压力的降低，体系由无水转变为含水条件。温度的增加可以由太阳、月球等引力引起的岩石内部摩擦作用产生。压力降低可以是由构造作用造成的岩石圈局部隆起、岩石圈拉张产生

30、的断裂构造等产生。第五节 液态不混溶过程元素的分异自然界中存在各种物质的不混溶现象，它们对元素的分异作用同样会产生重要的影响，大致可以概括为以下几种类型：岩浆-硫化物熔体、岩浆-岩浆熔体（岩浆-氧化物熔体）、岩浆-流体熔体（挥发性流体）、流体-流体熔体（如水-有机物等）。其分异的程度取决于元素在共存各相之间的分配系数。湖南科技大学课程教案（章节、专题首页）授课教师：资锋职称：单位：土木工程学院课程名称地球化学章节、专题第三章 同位素地球化学基础教学目标及基本要求教学目的：使学生了解同位素地球化学的基本原理，放射性与稳定同位素，各种年龄测定方法的原理、应用对象，以及同位素地球化学的示踪意义。基本

31、要求：要求学生掌握同位素地球化学的基本原理，放射性与稳定同位素，各种年龄测定方法的原理、应用对象，以及同位素地球化学的示踪意义。教学重点1）自然界引起同位素成分变化的原因；2）同位素年龄测定基本原理及某同位素体系年龄测定方法；3）稳定同位素的示踪意义。教学难点1）自然界引起同位素成分变化的原因；2）同位素年龄测定基本原理及某同位素体系年龄测定方法；3）稳定同位素的示踪意义。教学内容与时间分配本部分讲授10个学时习题湖南科技大学课程教案（分页）授课教师：资锋职称：单位：土木工程学院课程名称地球化学授课内容第三章 同位素地球化学基础(10个学时)质量数或中子数不同，质子数相同的元素（核素）称为同位

32、素。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。同位素地球化学在解决地学领域问题时的独到之处：（1）计时作用每个放射性同位素都是一只时钟，自地球形成以来它们都在时时刻刻、不受干扰地走动着，因此可以用来测定各种地质体的年龄，尤其是对隐生宙前寒武纪地层及其他复杂地质体。（2）示踪作用同位素成分的变化受到环境及其本身性质的影响，为此，可利用同位素成分的变异来指示地质体形成的环境条件、机制，并示踪物质来源。（3）测温作用由于某些矿物同位素成分变化与其形成的温度有关，为此可用来设计各种矿物对的同位素温度计，来测定成岩成矿温度。第一节 自然界引起同位素成分变化的原

33、因一、核素的性质1. 什么叫核素？ 由不同数量的质子和中子按一定结构组成的各种元素的原子核称为核素，任何一个核素都可以用A=P+N这三个参数来表示，即：质量数=质子数+中子数。而具有相同质子数，不同中子数所组成的一组核素称为同位素。O的质子数P=8，但中子数分别为8、9、10，因此，氧有质量数分别为16、17和18三种同位素16O、17O和18O。原子内除了质子、中子外，还有电子、正电子及中微子等核子，在核衰变反应中这些粒子分离、转化并表现出各种性质。2. 核素的性质 （1）核素具有电荷：一个质子带有一个单位的正电荷，原子的核电荷数等于质子数，并由此决定原子的核外电子数。核电荷数一旦改变就变成

34、了另外一种元素，同时核电荷数也影响着核的组成及结构，即决定核的稳定性。（2）核素具有质量：核素因含有不同数量的质子和中子，而具有不同的质量，较轻元素的同位素之间因质量差别导致在地质作用中的分异，这样，使得不同产状的地质体中同位素间的相对丰度发生变化。（3）核素具有丰度：自然界的核素具有两种丰度。一是核素的绝对丰度，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。当原子序数Z<20时，N/P=1，核素最稳定，绝对丰度高；当20<Z<83时，N/P=1.5，最稳定；当Z>83时，N/P偏离1或1.5，核素不稳定，绝对丰度低。二是核素的相对丰

35、度，是指元素同位素所占总质量的百分数，例如大气中三个氧同位素的相对丰度是: 16O：99.763%；17O：0.0375%；18O：0.1995%。研究结果表明，不同地球化学体系中同位素相对丰度是有差别的，根据观测不同 地球化学体系中同位素相对丰度的变异，来推测地球化学作用的性质和条件，这就是同位素地球化学的工作方法。因此，测出不同地球化学体系中元素同位素的相对丰度，是同位素地球化学研究的出发点。（4）核素具有能量：原子核聚集高质量的粒子于一个极小的体积内，因此，原子核内孕含着巨大的能量，即核能，也称“结合能”。结合能越高核素越稳定；结合能低（如H、N、Li、Be及高质量 数的核素）的核素不稳

36、定。在核衰变过程中，一部分核能通过放射出各种粒子及射线而被释放出来。（5）核素具有放射性：所谓放射性即不稳定核素通过放射出粒子及辐射能量，而自发地调整核内的组成和结构，转变为稳定的核素的现象，称为放射性衰变。放射性衰变的结果，使核素的质量、能量和核电荷 数都发生变化，从而变为另外一种元素。二、同位素分类从核素的稳定性来看，自然界存在两大类同位素：一类是其核能自发地衰变为其它核的同位素，称为放射性同位素；另一类是其核是稳定的，到目前为止，还没有发现它们能够衰变成其它核的同位素，称为稳定同位素。然而，核素的稳定性是相对的，它取决于现阶段的实验技术对放射性元素半衰期的检出范围。目前一般认为，凡是原子

37、存在的时间大于1017年的就 称为稳定同位素，反之则称为放射性同位素。目前已发现的天然同位素约有340种，其中放射性同位素有67种（人工合成的放射性同位素已达1200多种）。稳定同位素273种（其中一部分具有弱放射性）。这两类同位素在原子序数和质量数上具有明显的区别：凡是原子序数大于83、质量数大于209的同位素都是放射性同位素；在原子序数小于83、质量数小于209的同位素中，除14C、40K、87Rb具放射性外，其余都是稳定同位素。稳定同位素又可分为轻稳定同位素和重稳定同位素轻稳定同位素特点：原子量小，同一元素的同位素之间的相对质量差异较大（A/A5%）轻稳定同位素组成变化的主要原因是同位素

38、分馏作用，这种分馏反应是可逆的。重稳定同位素特点：原子量大，同一元素的同位素之间的相对质量差异较小（A/A=0.7%1.2 %）,环境的物理化学条件的变化，通常不会引起重稳定同位素成分的改变。重稳定同位素成分的变化是由放射性衰变造成的，这种变化在地球历史的演变中是单方向的，不可逆的，如87Rb87Sr。因此，地球化学体系中的重稳定同位素组成的变化，常常用来研究地球化学体系的演化，是一种极为重要的地球化学参数和示踪剂。三、同位素的测定和表示方法一个完整的同位素样品研究包括样品的采集、加工、化学制样、测定及结果的计算和解释等环节。下面简单介绍一下化学制样及质谱仪测定方法。1、制样将地质样品分解，使

39、待测元素的同位素转化为能在质谱仪上测定的化合物。轻稳定同位素一般制成气体样品。例如：氧同位素有两种制样方法： （1）还原法: 高温条件下与C还原成CO； （2）氧化法: 用F或卤化物氧化，生成O2（精度高）。2、质谱仪测定：质谱仪是目前同位素成分测定的主要手段（MAT261，MAT251）。其工作原理是：把待测元素的原子或分子正离子化，并引入电场和磁场中运动，带正电的质点因质量不同而被分离测定。四、自然界引起同位素成分变化的原因自然界引起同位素成分变化的原因主要是放射性衰变和同位素分馏效应。 1、放射性衰变 放射性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

40、位素不断增加，从而改变母元素和子元素同位素的比例。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。2、同位素分馏效应 （1）同位素分馏效应：在地质作用过程中，由于质量差异引起轻稳定同位素(Z20)相对丰度发生改变的过程。 （2）引起分馏效应的原因：物理分馏、同位素交换反应、生物化学反应、动力分馏。 物理分馏：也称质量分馏, 同位素之间因质量差异而引起的与质量有关的性质的不同，如密度、比重、熔点、沸点等微小的差别，这样在蒸发、凝聚、升华、扩散等自然物理过程中，使得轻、重同位素分异。 例如：蒸发作用强烈的死海（约旦、巴勒斯坦国之间）咸水中H218O含量最高。单向多次反复的物理过程，同位素分

41、馏效应最明显。 同位素交换反应：就是在化学反应中反应物和生成物之间由于物态、相态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，称同位素交换反应。生物化学反应：动植物及微生物在生存过程中经常与周围介质进行物质交换 ，并通过生物化学过程引起同位素分馏。动力分馏：其实质是质量不同的同位素分子具有不同的分子振动频率和化学健强度（从热力学角度上来讲H218O的内能、热容、熵与H216O是不同的），因轻同位素形成的键比重同位素更易破裂，这样在化学反应中轻同位素分子的反应速率高于重同位素分子。第二节 同位素年代学1902年Rutheford通过实验发现放射性同位素衰变不同于一般的化学方应，

42、具有以下性质： （1）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； （2）衰变是自发的、永久不息的一种恒制反应，而且衰变是按一定比例的；（3）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； （4）衰变前核素和衰变后核素的原子数，只是时间的函数。一、放射性衰变定律把正在衰变的核素称为母核（体），衰变的产物称为子核（体）。自然界的放射性同位素虽然衰变方式和产物不同，但是都服从同一个放射性规律，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母核的原子数成正比。半衰期与衰变常数的关系： 半衰期（T、t1/2，单位：年）即母核衰变为其原子数一

43、半所经历的时间。二、放射性同位素年龄测定假设以D表示经过t（T0T） 时间由母核衰变成的子核数，则：D=N0-N把N0=Net 代入 D=Net NN（et1）经整理得：t=(1/)ln(1+D/N)D/N是现存子核和母核的原子数比值。 这两式是同位素年龄测定的基本公式，不同的同位素年龄测定方法都是以此为计算公式的。要利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，同时母核也不至于衰变完。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

44、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处于封闭系统中，即没有加入或丢失放射性同位素及其衰变产物。 三、Sm-Nd同位素体系Sm和 Nd都有7个同位素，Sm-Nd计时法基于147Sm经衰变生成143 Nd的衰变反应：147Sm143 Nd+E根据衰变定律，并考虑样品中的初始Nd同位素组成，则有：143 Nd+=143 Ndi+147Sm(et-1)由于要确定岩石形成是（

45、143 Ndi）的绝对含量非常困难，我们用稳定同位素144Nd除公式两边得：(143 Nd/144Nd)=(143 Nd/144Nd)i+(147Sm/144Nd)(et-1)式中，(143 Nd/144Nd) 是样品现今的比值，由质谱直接测定；(147Sm/144Nd)为样品现今的147Sm与144Nd同位素原子数比，一般通过同位素稀释法计算获得；(143 Nd/144Nd)i为样品形成时的初始钕同位素比值；为147Sm的衰变常数，取0.00654×10-9a-1；t为样品年龄，即矿物和岩石形成以来所经历的时间,单位为Ga。对于(147Sm/144Nd)的确定，除了采用实验测定外，

46、亦可由经验公式求得，(147Sm/144Nd)=( Sm/ Nd)C*(0.531498+0.142521*(143 Nd/144Nd) )式中( Sm/ Nd)C为这两种元素的浓度比；(143 Nd/144Nd) 是样品现今的比值。例如：有一样品Sm=6.696ppm，Nd=37.31ppm，(143Nd/144Nd)=0.512212，t=0.13Ga。由式求得，(147Sm/144Nd)=0.108489，代入式得: (143 Nd/144Nd)i=0.512120公式的主要应用是构筑等时线，对样品定年。要获得可靠的Sm-Nd等时线年龄，要求所测样品满足以下条件： 所研究的一组样品具有同

47、时性和同源性； 所测样品中，有较为明显的Sm/ Nd比值差异； 在样品形成后，体系保持Sm和Nd同位素体系封闭。研究表明，如果体系中没有流体参与，经历了角闪眼相甚至麻粒岩相变质作用的岩石，仍能保持Sm-Nd同位素体系封闭，从而获得比较正确的变质岩原岩的年龄信息。由于147Sm的衰变常数较小，=0.00654，因此Sm-Nd法通常适合对古老岩石的测年。自然界中各岩石的w(Sm)/w(Nd)比值变化范围较小（一般在0.10.5）。在一组同源的硅铝岩中w(Sm)/w (Nd)值差异更小，因此，Sm-Nd全岩等时线法不宜用于对酸性岩进行年龄测定。同源的铁镁质和超铁镁质岩石的w(Sm)/w (Nd)比值

48、变化较大，采用Sm-Nd全岩等时线或全岩+矿物等时线法能获得较好的年龄信息。四、Sm-Nd同位素模式年龄模式年龄是对样品从地幔源区分离出来的时间的估计。这里的假设有： 关于地幔源区的同位素组成的知识； 从地幔源区分异出来之后，子体/母体同位素间没有发生分馏； 母体和子体同位素保持不活动性。由于Rb-Sr体系比较活泼， Rb-Sr同位素体系容易被改造，所以很少计算Rb-Sr体系的模式年龄。而经常计算满足模式年龄条件的Sm-Nd同位素体系。用式测年的关键是要知道样品形成时的(143 Nd/144Nd)i，将假设的初始比值代入计算的年龄为模式年龄(T)，很显然，模式年龄的可靠性取决于初始比值的选择。

49、假设原始地幔岩浆库是一个具有球粒陨石w(Sm)/w(Nd)值的均一岩浆库(CHUR)，并假定地壳岩石的w(Sm)/w (Nd)值在从CHUR源区分离后w(Sm)/w (Nd)比值保持不变。则地壳岩石在时间t的(143 Nd/144Nd)(t)就是CHUR源区在时间t的演化值(143 Nd/144Nd)CHUR，(t)。根据式有(143 Nd/144Nd)CHUR，(t)=(143 Nd/144Nd)CHUR- (147Sm/144Nd)CHUR(et-1)式中(143 Nd/144Nd)CHUR，(t)为CHUR在时间t的比值；(143 Nd/144Nd)CHUR和(147Sm/144Nd)C

50、HUR都为CHUR的现代值，其中取(143 Nd/144Nd)CHUR=0.512638，(147Sm/144Nd)CHUR=0.1967。则时间t=0.13Ga时，(143 Nd/144Nd)CHUR，(0.13)=0.512471对于地壳样品，根据式：(143 Nd/144Nd)(t)=(143 Nd/144Nd)- (147Sm/144Nd)(et-1)式中(143 Nd/144Nd)(t)为样品在时间为t时刻的比值；(143 Nd/144Nd)和(147Sm/144Nd)分别为样品的现代值。由于样品派生于CHUR源区，因此有：(143 Nd/144Nd)(t)= (143 Nd/144

51、Nd)CHUR，(t)联立式、和，并将t改写成TCHUR，则TCHUR=1/*log(143 Nd/144Nd)CHUR-(143 Nd/144Nd)/(147Sm/144Nd)CHUR-(147Sm/144Nd)+1式中TCHUR为样品相对CHUR的Nd同位素模式年龄，代表地壳物质从CHUR中分离的时间或壳幔分异的时间。例如该样品：(143 Nd/144Nd)=0.512212，计算得(147Sm/144Nd)=0.108489；再取CHUR现今的：(143 Nd/144Nd)CHUR=0.512638，(147Sm/144Nd)CHUR=0.1967；代入公式，得TCHUR=0.737 G

52、a。随着研究的深入，人们发现随着地壳从地幔中分异，地幔发生了亏损，因而相对于亏损地幔（DM）计算的Nd同位素模式年龄更合理。通过类似TCHUR的推导，有TDM=1/*log(143 Nd/144Nd)DM-(143 Nd/144Nd)/ (147Sm/144Nd)DM- (147Sm/144Nd)+1式中TDM为样品相对于亏损地幔的Nd同位素模式年龄，代表地壳物质从亏损地幔中分离的时间。(143 Nd/144Nd)DM和(147Sm/144Nd)DM分别为亏损地幔现今的同位素比值。以大洋中脊玄武岩（MORB）为代表，其值一般采用(143 Nd/144Nd)DM=0.513151和(147Sm/

53、144Nd)DM=0.2137来进行计算。例如该样品：(143 Nd/144Nd)=0.512212，(147Sm/144Nd)=0.108489，经计算的其 TDM=1.359Ga。五、Epsilon标记法Epsilon数值是度量一个样品或一组样品相对于一个均一储库数值的偏差，可以作为不同年龄样品的一个标准化参数。在Nd同位素研究中，epsilon参数值是度量一个样品的(143 Nd/144Nd)比值对一个参照值之间的偏差，参照值通常选用CHUR。通常有三个epsilon计算方法： 等时线的等时线Nd(t)等时线Nd(t)=(143 Nd/144Nd)i/(143 Nd/14Nd)CHUR，

54、(t) -1×104它表示一套样品在形成时的初始(143 Nd/144Nd)i比值与CHUR的差别，表示为每104的部分。其中(143 Nd/144Nd)i是实验室测定的一套样品在形成时（t）的初始值，可用等时线拟合计算获得；(143 Nd/14Nd)CHUR，(t)是CHUR在时间t的数值，按式计算获得。 单个岩石形成时的Nd(t)Nd(t)= (143 Nd/144Nd)(t)/ (143 Nd/14Nd)CHUR，(t) -1 ×104在计算单个样品的Nd(t)值的时候，时间t的数值或者取自等时线年龄（这个样品应属于这条等时线上）；或者从某些其它同位素地质年代学获得。然后代入式求得(143 Nd/144Nd)(t)；(143 Nd/14Nd)CHUR，(t)的获得方法同上。例如，该样品：(143 Nd/144Nd)(0.13)=0.512120，(143 Nd/144Nd)CHUR，(0.13)=0.512471，代入式得，Nd(0.13)= -6.85。符号Nd(t)表示岩石结晶时的(143 Nd/144Nd)(t)相对于当时CHUR的(143 Nd/14Nd)CHUR，(t)比值的偏差。这个值非常有用，可以提供岩浆源区的信息：Nd(t)0，表明物质来自亏损地幔；Nd(t)0，表明物质来自