元素地球化学剖析课件

一、引言二、沉积岩中元素的分布三、沉积环境的元素地球化学标志第二章元素地球化学一、引言第二章元素地球化学1迄今为止，地球化学已包括许多分支学科，其中得到国内外公认的也有20多种。划分分支学科的准则有粗有细，依据也有所不同。1973年美国出版的《地球化学定向》一书把地球化学划分为四大分支，即天体化学、固体地球化学(或内生地球化学)、外生地球化学和有机地球化学。按重要的地质作用作为划分分支学科的准则，可划分出：岩浆作用地球化学、沉积作用地球化学、内生作用地球化学、外生作用地球化学、深部地球化学、构造地球化学等分支学科。按研究对象来划分，则有：天体化学、环境地球化学、生物地球化学、区域地球化学、矿床地球化学、水文地球化学等。按地质时代划分，如太古代地球化学、第四纪地球化学等。强调室内研究手段，则可分为实验地球化学、包裹体地球化学等。

化学组成作为划分分支学科的准则，则有：有机地球化学、同位素地球化学、元素地球化学。一、引言第二章元素地球化学迄今为止，地球化学已包括许多分支学科，其中得2元素地球化学是地球化学领域最老的分支学科，也可以说早期的地球化学就是元素地球化学。随着科学的发展，地球化学的含义、概念和研究范围不断发展，不断丰富，并且不是一成不变的。同样，元素地球化学的研究范围、含义和概念也是不断发展的。第二章元素地球化学元素地球化学是地球化学领域最老的分支学科，也31、元素地球化学的概念及主要研究内容（沉积）元素地球化学——是研究沉积岩中元素分布与分配规律，包括元素的丰度和赋存状态，元素的迁移与搬运机制，元素的分散和聚集及控制元素上述地球化学行为的各种因素。1）概念第二章元素地球化学1、元素地球化学的概念及主要研究内容（沉积）元素地4

(1)元素的物理、化学和晶体化学性质研究。包括元素的原子结构、同位素组成、化合价、元素的原子和离子半径、离子类型、极化性质、电负性等。(2)元素在宇宙、星体、陨石、月球和地球各圈层的分布、分配研究。元素在各种地质体分布量的差异以及他们的地球化学意义研究。(3)元素的赋存状态及迁移形式的研究。其中包括各种地球化学过程中的化学反应以及元素运动的物理化学条件的研究等。第二章元素地球化学2）主要研究内容(1)元素的物理、化学和晶体化学性质研究。包5(4)元素的演化和循环历史研究。生物是演化的，无机界是演化的，元素也在演化。生物有产生、发展和衰亡的变化，元素也有这种变化。如放射性元素铀在自然界的原子数量不断减少，而铅原子的数量在不断增加。

(5)元素的富集规律及主要矿床类型研究。这些内容是矿床学、石油地质学的主要部分，也是元素地球化学的重要内容。(6)元素在环境中的运移规律和与人类的关系。第二章元素地球化学2）主要研究内容(4)元素的演化和循环历史研究。生物是演化62、元素地球化学的研究方法第二章元素地球化学除了使用地质的和地球化学的研究方法以外，同时还要运用物理的和化学的研究方法，归纳起来有以下几个方面；(1)元素地球化学的研究要和地质研究结合起来，因为通过上述研究可查清元素存在和迁移的背景(地质的、物理的和化学的环境)。(2)灵敏度高、精度高、快速和经济的测定、分析手段的应用。如中子活化分析、电子探针、X荧光光谱等技术的应用。(3)各种地球化学模拟实验研究工作的进行。(4)一些物理化学、热力学等理论在研究元素地球化学研究中的应用。(5)在元素地球化学研究中常常遇到大量数据，所以必须用先进、快速的手段(包括数理统计和计算机等手段)加以处理。2、元素地球化学的研究方法第二章元素地球化学除了73、元素地球化学的研究历史第二章元素地球化学大约在20世纪40年代末期地球化学成为一门独立的学科，但在20世纪20－40年代是地球化学打基础的时期。这个时期的研究主要限于研究地球的化学组成，在理论上采用了晶体化学来探讨矿物中元素的分配和结合规律，可以说这段时期就是元素地球化学的起始阶段。这个时期的代表性著作有：克拉克的《地球化学资料》和《地壳的平均化学成分》两本专著。第二次世界大战以后，由于尖端技术和军事工业的需要，一些放射性元素、稀有元素和难溶元素等的地质勘探工作大规模开展起来，因而这些元素的地球化学研究工作也发展起来了。K.H.Wedepohl(60年代末至70年代初)主编的《地球化学手册》反映了战后元素地球化学研究的成果。目前微量元素、稀土元素和与尖端技术有关的一些元素的地球化学研究无论在应用方面，还是在理论研究方面都有很高的水平。但是元素地球化学的研究发展至今也不平衡。例如元素在固体地质体、在热水溶液中的行为研究成果多，而在熔融体中的行为研究成果少；稀有、分散元素研究工作深入，而造岩元素及黑色、某些有色元素研究工作深度不够。3、元素地球化学的研究历史第二章元素地球化学大约8我国使用金属的历史非常久远，有关元素地球化学的知识在远古时期即已开始积累。但解放前发展非常缓慢。解放后，新中国工业、农业生产和国防现代化的发展推动了地质事业，也推动了元素地球化学的发展。稀有元素、稀土元素、铀等元素都有专著出版，还多次召开了全国性的稀有元素地球化学学术会议。元素地球化学研究工作得到迅速的发展。我国有关高等学校开设了元素地球化学课程。中国矿物岩石地球化学学会建立了专门的元素地球化学专业委员会。在不少研究机构中，元素地球化学也受到了重视。3、元素地球化学的研究历史第二章元素地球化学我国使用金属的历史非常久远，有关元素地球化学的知识在9沉积岩的形成过程同时也是地壳中元素再分配和重新分布的过程。第二章元素地球化学二、沉积岩中元素的分布

分布和分配

丰度

常用的含量单位沉积岩的形成过程同时也是地壳中元素再分配和重10第二章元素地球化学二、沉积岩中元素的分布分布：指的是元素在这个体系中的相对含量（平均含量），亦即：“丰度”。另外还包含着元素在体系中不均一性的特征。第二章元素地球化学二、沉积岩中元素的分布分11第二章元素地球化学二、沉积岩中元素的分布地球化学研究中常用的含量单位

绝对含量单位相对含量单位

T吨0/0百分之....10-2Kg千克0/00千分之....

10-3g克mg毫克

g微克ppm,百万分之

10-6ng毫微克ppb,十亿分之

10-9pg微微克ppt,万亿分之

10-12第二章元素地球化学二、沉积岩中元素的分布地球化学研究中常12地壳中各元素的平均含量称为克拉克值。由于沉积作用的复杂性和多样性，所以沉积岩的元素组成变化更大。不同岩石类型中元素含量不同，如Li元素，在页岩中为66ppm，在砂岩中为15ppm，碳酸盐岩中为5ppm。同一种岩石中不同元素含量不同。第二章元素地球化学二、沉积岩中元素的分布1、元素的平均含量地壳中各元素的平均含量称为克拉克值。由于沉积作用的复13元素地球化学剖析课件14第二章元素地球化学二、沉积岩中元素的分布沉积岩中常量元素的含量与组成岩石的主要矿物成分有关。在沉积岩中丰度最高的元素为Si、Al、Mg、Ca、Na、K，它们常以硅酸盐，铝硅酸盐，碳酸盐矿物形式存在，这些元素又称造岩元素。

（1）常量元素的分布（造岩元素）2、元素的分布造岩元素（rockformingelement）指地壳中分布最广，组成各种岩石的最基本的元素，如硅、铝、铁、锰、镁、钙、钾、钠、钛、氢、磷等几种。造岩元素（rockformingelement）地壳和上地幔中分布量最多的7种元素：O、Si、Al、Fe、Ca、Na、Mg，合计约占地壳总成份的99.4%，这些元素是地壳中的各类岩石的基本成份，通称造岩元素。第二章元素地球化学二、沉积岩中元素的分布15硅：在地壳中分布很广，它在所有元素丰度分布顺序上，仅次于氧占第二位，它也是岩石圈上部最重要的带阳电荷的元素。从地壳向地核过渡，硅的含量逐渐下降，不能大量集中到地球深处。第二章元素地球化学二、沉积岩中元素的分布

（1）常量元素的分布（造岩元素）2、元素的分布在风化作用中，岩浆岩中的石英溶解度很低，在其他硅酸盐矿物被破坏或转变为粘土矿物后，仍可保留在风化物的剖面中。长石和云母类矿物表生条件下易转变为粘土矿物。橄榄石、辉石和角闪石类矿物易于分解。表生带中的水、氧和碳酸是促使岩浆岩中硅酸盐矿物分解的主要因素。——Si硅：在地壳中分布很广，它在所有元素丰度分布顺16天然水中都含一定量的SiO2。河水中最低(2－3)×10-6，最高可达80×10-6，平均值大约是13×10-6。湖水中(2－10)×10-6，最高可达70×10-6。海洋水中，无论在垂直方向上，还是水平方向上，SiO2的含量变化都很大。海表面，许多地方不到1×10-6；深水中大约为(6－9)×10-6。海水中SiO2的含量受生物的影响很大，因为海水中有大量硅藻、放射虫、含硅质海绵和珊瑚等，在它们活着时，从海水中吸收SiO2，当它们死亡后遗体分解SiO2又回到海水中。

地下水和热泉中SiO2含量变化很大，与含水层岩石性质有关。如灰岩层水中SiO2含量很低，热泉中可达529×10-6。碎屑沉积物中的砂岩和砾岩。SiO2含量在65％－95％间。有些石英砂岩几乎是纯的SiO2(99.99％)，杂质极少，有重要的经济意义。

化学成因的岩石SiO2含量变化更大，如隧石、硅土、硅华，SiO2含量很高，而石灰岩中则含量很低。只是有硅质条带的灰岩例外。

第二章元素地球化学

（1）常量元素的分布（造岩元素）——Si天然水中都含一定量的SiO2。河水中最低(217

铝：主要以铝硅酸盐矿物（长石、辉石、角闪石、云母等）的形式出现，风化作用下都可以转变成粘土矿物，主要的粘土矿物有伊利石、高岭石和蒙脱石，含铝量分别为13.5％、21％和11％。在酸性条件下，主要形成高岭石，在碱性条件下主要形成蒙脱石。

第二章元素地球化学

（1）常量元素的分布（造岩元素）——Al铝：主要以铝硅酸盐矿物（长石、辉石、角闪石、18高岭石单体六方板状，集合体书册状、蠕虫状单体六方板状，集合体书册状、蠕虫状高岭石单体六方板状，集合体书册状、蠕虫状单体六方板状，集合体19蒙脱石：单体絮状，集合体菜花状蒙脱石：单体絮状，集合体菜花状20伊利石：单体片状伊利石：单体片状21绿泥石：单体针叶片状，集合体格架状绿泥石：单体针叶片状，集合体格架状22第二章元素地球化学

（1）常量元素的分布（造岩元素）——Al沉积岩中铝的分布不均衡。真正的残余沉积物中铝含量很低。例如石英岩中铝平均含量为0.7％，砂岩为2.5％，石灰石为0.4％。页岩铝含量为11％。动植物体内部含有铝，植物的含量高于动物。已知海洋浮游植物含铝(38－440)×10-6，海洋褐藻62×10-6，地衣(20－6000)×10-6，真菌(30－350)×10-6，细菌210×10-6。高等植物中铝的含量高于低等植物。铝在植物中的存在形式还不清楚。

铝土矿的成因，一部分属于红土风化壳型，也有一部分是由海相或湖泊沉积而成的。海相沉积铝土矿往往分布在海、盆地的边缘地带，分布在石灰岩层的不整合面上。如贵州的铝土矿发育于寒武纪白云质灰岩的侵蚀面上，而华北的铝土矿则分布在中奥陶世灰岩的侵蚀面上。一般认为，铝土矿在河及湖、海盆地都可沉积起来。第二章元素地球化学（1）常量元素的分布（造岩元素）——23第二章元素地球化学

（1）常量元素的分布（造岩元素）——Mg地球镁的丰度为16％，地核为0.019％，下地幔为26％，上地幔为21％，地壳为2.8％(黎彤，1976)。可见，地球上镁主要集中在地幔，可以认为镁是具有地幔特征的元素。

镁的最重要的矿物有镁的正硅酸盐矿物，如镁橄榄石；镁的偏硅酸盐辉石族，如顽火辉石、透辉石、易变辉石、普通辉石，石榴石族的镁铝榴石，绿柱石族的苔青石；角闪石族的，如镁铁闪石、阳起石系列、普通角闪石等；云母族的，如金云母、黑云母，绿泥石族和镁粘土矿物等。

非硅酸盐镁矿物以菱镁矿和白云石最重要。镁的氧化物矿物除了尖晶石外是很少见到。蒸发沉积物中可见到镁的盐类矿物，如硫酸盐、磷酸盐、砷酸盐、硼酸盐、卤化物、硝酸盐矿物。含镁矿物种类虽然很多，但是镁主要存在于镁的正硅酸盐和偏硅酸盐矿物中，即镁橄榄石、橄榄石和方解石族矿物中。第二章元素地球化学（1）常量元素的分布（造岩元素）——24

在风化过程中，多数情况下镁离子进入到沉积循环中。而在CO2存在的环境中，在风化场所镁离子可沉积为菱镁矿(MgCO3)，特别是在橄榄岩被风化的情况下，相当大的橄榄岩岩体可以借这种方式转变为菱镁矿，而其中的二氧化硅则被溶化而流失，部分硅通常形成非晶质的蛋白石而沉淀。据测定，河水中镁的含量＜(1－50)×10-6，平均为4×10-6。据计算，目前每年全球通过河流进入海洋的镁有1.86×1015t。水中镁的主要迁移形式是MgCl2和MgCO3

，其次是含镁矿物的微粒。普通的土壤、现代海洋沉积物及页岩中镁的含量(MgO)在1.5％－2.5％之间。镁多半以黑云母、白云母、蛇纹石及滑石的碎屑出现，它们常和一些粘土矿物一起沉淀。碎屑沉积物如石英砂和砂岩中镁的含量很低，砂岩中镁的丰度为0.7％，大部分镁以绿泥石碎屑形式出现。第二章元素地球化学

（1）常量元素的分布（造岩元素）——Mg在风化过程中，多数情况下镁离子进入到沉积循环25

海水中镁的质量浓度为1290mg／dm3，Mg2+在海水中停留时间为12×l06a。镁和钙两种元素性质虽然接近，但是在天然水和海水中两者的质量浓度差别相当大。例如，天然水中镁的质量浓度为4mg／dm3，钙为15mg／dm3，钙＞镁。但海水中钙的质量浓度为412mg／dm3，低于镁，停留时间只有1×l06a(Bowen，1979)。这表明镁在海水中的富集作用比钙强，海水中镁的含量仅次子氯和钠。海水中钙含量低，是因为大部分钙被作为碳酸盐沉积下来。

在蒸发沉积物中可形成很多种类的镁矿物，有光卤石、水镁矾、钾盐镁矾、杂卤石等。第二章元素地球化学

（1）常量元素的分布（造岩元素）——Mg海水中镁的质量浓度为1290mg／dm3，26第二章元素地球化学

（1）常量元素的分布（造岩元素）——Ca钙是自然界丰富的元素之一，是常见元素。整个地球钙的丰度(×10-6)为9200，地核为300，下地幔为7000，上地幔为22000，地壳为52000(黎彤，1976)。就整个地球而言，钙是次于铁、氧、镁、硅、氖、硫、镍的第八个丰富的元素。而在地壳上钙的丰度是次于氧、硅、铝和铁的第五位丰富的元素。

表生作用中钙是活动性相当强的元素。岩浆中的钙矿物容易因风化而被破坏。钙矿物抗风化的能力由强至弱是钙闪石－钙辉石－钙长石。所有硅酸盐中的钙都可成为可溶性碳酸氢钙而进入水溶液，从而被运移带走，只有部分钙可形成碳酸盐和硫酸盐被短时留在风化壳中。第二章元素地球化学（1）常量元素的分布（造岩元素）——27天然水中钙的质量浓度平均为15mg／dm3(2—120mg／dm3)，钠的质量浓度平均为6mg／dm3(0.7—25mg／dm3)。可见，淡水中钙含量大于钠。但海水中钙的质量浓度平均为412mg／dm3，停留时间为1Ma；而钠的质量浓度为770mg／dm3，停留时间为68Ma(Bowen，1979)。可见，海水钠的浓度大大超过钙。这是因为钙在海水中可以形成碳酸盐岩而大量沉淀，因而在水中停留时间短，而钠能大量保留在海水中。相反，大陆上湖、河水中的钙因为有充分的补充源，所以含量超过钠。

（1）常量元素的分布（造岩元素）——Ca沉积岩中钙的分布，页岩为2.21％，砂岩为3.91％，碳酸盐岩为30.23％，深海沉积物碳质为31.24％，粘土质为2.9％。从以上事实可看到，在外生作用下，钙主要集中在碳酸盐岩中。残余沉积物中钙的含量都很低，除以碳酸钙作为胶结物的砂岩、砾岩外，一般沉积物中的CaO含量在1％以下。泥质沉积物产的细分散颗粒是经风化、搬运聚积到水盆地中的，在漫长的历程中钙几乎都被除掉了。第二章元素地球化学天然水中钙的质量浓度平均为15mg／dm3(28地球及其各个圈层钠的丰度(×10-6)(黎彤，1976)：地球为4.9×10-6，下地幔为5.7×10-6，上地幔为9.1×10-6，地壳为2.3×10-6，而地核可能无钠存在。可见，地球上的钠愈向地球表层含量愈大。

（1）常量元素的分布（造岩元素）——Na天然水(淡水)中钠的质量浓度为6mg／dm3。但封闭湖中可达(1000－10000)mg／dm3。至于蒸发量很大的内陆湖，可干涸而成盐湖，或形成无水的盐类堆积。青海柴达木盆地24个第四纪盐湖盐类储量达6×1010t。海水中钠的质量浓度为1077mg／dm3，其来源一是大陆输入，一是海底喷发的火山补给，钠在海水中可停68Ma。风化残余砂岩可能有少量的钠长石碎屑颗粒，这种岩石中钠的含量不到1％。海相泥质沉积物中钠含量也很低。海相页岩含钠约1％(含Na2O1.3％)，其Na／K值约0.6。石灰石中的钠含量在0.008％－0.75％之间。泻湖蒸发可以形成海相盐矿，可以形成一系列卤族元素矿物(石盐、钾盐、钾铁盐、钾芒硝等)。因此，沉积盐矿是钠的重要来源。植物和动物体内部存在元素钠。植物中钠的含量(×10-6)：海洋浮游生物为6000，海洋藻类为26000－41000，地衣为1000。大陆动物平均含钠33000×l0-6。哺乳动物脑中含钠12000×10-6，肾中含钠800×10-6。第二章元素地球化学地球及其各个圈层钠的丰度(×10-6)(黎彤，19729

（1）常量元素的分布（造岩元素）——K地球各圈层及整个地球钾的丰度(×10-6)，据黎彤(1976)：整个地球为8.3×10-6，下地幔为3×10-6，上地幔为2.3×10-6，地壳为1.7×10-6，而地核中钾的含量不清楚。上述数据说明，在地球分异过程中钾如同钠等碱金属一样，在向地壳聚集。含钾的原生硅酸盐矿物容易风化分解，使钾析出而被水携带流失。因为钾离子半径较大，极化率高，很容易被土壤吸附。所以土壤中钾含量高于钠，而海水中钠含量大干钾。据计算，钾大量保留在大陆上，进入海洋的仅有0.038％。天然水中钾的质量浓度平均为2.2mg／dm3(0.5－10mg／dm3)。海水中钾的质量浓度平均为399.6mg／dm3，停留时间6.8Ma。海相水解沉积物中钾含量大干钠。钾在页岩中含量较高，K2O含量在0.49％－4.34％之间(90个泥质沉积物，刘英俊等，1984)，平均2.81％。石灰岩中钾含量很低，K2O含量在0.02％－1.54％之间。砂岩沉积物中钾含量也较低，K2O含量在1.50％左右。但如果碎屑中有长石、海绿石及云母时，则岩石中K2O的含量会显著升高。无论是植物还是动物，都需要钾。氯、磷、钾是植物的生长三要素。植物中钾的含量(×10-6)：海洋红藻为115000，海洋绿藻为13000，海洋红藻为32000，海洋褐藻为50000，地衣为52000。第二章元素地球化学（1）常量元素的分布（造岩元素）——K地球30沉积岩中常量元素的分布特征为，在砂岩中Si含量最高，并含有较多的Al、K、Na。泥岩中Al含量最高，其次为K。碳酸岩盐中Ca、Mg含量高，Na、K含量低。第二章元素地球化学影响岩石类型的元素主要为造岩元素（主量元素），Si，Ti，Al，Fe，Mn，Mg，Ca，Na，K，P共10种元素。这些元素的氧化物在酸性岩中平均为98.3%，在中性岩中平均97.7%，在基性和超基性中平均为95.9%，在砂岩中平均为94.9%，在泥岩中平均为91.4%，在碳酸盐岩中为60%。沉积岩中常量元素的分布特征为，在砂岩中Si含31岩石圈中元素的克拉克值（A.П.维诺格拉多夫，1962）第二章元素地球化学岩石圈中元素的克拉克值（A.П.维诺格拉多夫，1962）第32（1）Si以极大的优势富集于砂岩中，Al和Si倾向于在页岩和粘土岩中浓集，而Ca和Mg则以碳酸盐岩为最大浓集场所。（2）绝大多数微量元素在页岩和粘土岩石中的丰度一般均高于在砂岩类和碳酸盐类岩石中富集。（3）Sr与Mn等显著地富集于碳酸盐类岩石中，而Zr和REE元素等则倾向在砂岩类岩石中富集。（4）碱金属元素Li、Na、K、Rb、Cs等在页岩和泥质岩中含量最高，碳酸盐岩中最低，含量之差常达10倍（Li、Cs）至数10倍（K、Na）。（5）镁在深海碳酸盐沉积物中并不富集，这是因为MgCO3溶解度大于CaCO3。由于Mg2+在大洋深部环境能交换微粒长石中的K+形成绿泥石，因而海洋泥质沉积物比钙质沉积物相对富镁(约高5倍)。（6）过渡元素Mn、Co、Ni在深海沉积物中含量高，因而在深海沉积物中形成了巨大的海底锰结核矿产。并伴有Ni、Co等可供综合利用。与Mn类似，在深海沉积物中富集的元素还有B、Na、Ba、P、S、Cu、Mo、Pb及卤族元素F、Cl、Br、I等，它们的含量都高于各自在岩浆岩中含量的最高值。第二章元素地球化学（1）Si以极大的优势富集于砂岩中，Al和Si倾向33

沉积岩中的微量元素或以类质同相或被粘土矿物吸附而存在于碎屑岩和碳酸岩盐中，因而沉积岩中微量元素含量相对较低。

钡：在粉砂岩和泥岩中含量较高，砂岩中含量变化较大，碳酸岩盐中含量较低。锶：为沉积岩中含量较高的元素，特别在泥岩和碳酸盐岩中含量更高，因为锶的分布与钙关系密切，这是由于两者的离子半径相近，常以类质同相形式存在。另外其易被粘土吸附。

锰：在泥岩和碳酸岩盐中有富集的趋势。由于其为变价元素，因而其受环境的pH－Eh控制。第二章元素地球化学（2）微量元素的分布沉积岩中的微量元素或以类质同相或被粘土矿物34第二章元素地球化学（2）微量元素的分布铷：其主要分布于层状硅酸盐中，由于粘土的吸附作用，在泥岩中含量较高。碳酸岩盐中含量较低。铬：在泥岩中含量高于砂岩和碳酸岩盐。在碎屑岩中其含量与粒度有关，随粒度的减小而增加。在富含有机质的页岩中富含铬。在碳酸岩盐中其含量与其中的粘土含量有关。镍：碳质页岩和黑色页岩中其含量高，这与有机质的吸附有关。镓：其在泥岩中含量明显高于砂岩和碳酸岩盐，在碳酸岩盐中含量很低。总的来说，Fe、P、V、Cr、Co、Cu等元素在砂岩中含量最低，粉砂岩中较高，在泥岩中达到最大值，在泥灰岩中降低，在灰岩中达到最小值。稀有元素Zr、Y、Li、Cs、Be、Ta也有同样的变化规律。第二章元素地球化学（2）微量元素的分布铷35第二章元素地球化学3、元素分布的控制因素沉积岩中元素的分布是沉积分异和地球化学演化的结果。影响元素分布的因素包括：1）母岩成分和风化强度（1）母岩成分直接影响其风化产物和原始元素的组成。如母岩为基性岩和超基性岩其常量元素为O、Si、Al、Fe、Ca、Mg、Na、K；微量元素为Ni、Ti、V、Mn、Co；母岩为花岗岩其常量元素为Si、Al、K、Na；微量元素为B、Mo、Cu、Pb、Zn、Ag、Sn。第二章元素地球化学3、元素分布的控制因素沉36（2）风化作用的强度和性质，不同风化作用类型对元素的分异有很大的影响。风化作用中元素总的迁移趋势是：迁移能力最强的Cl、S最先流失，其次为Ca、Mg、F，而Al、Fe、Ti迁移能力最差。第二章元素地球化学（2）风化作用的强度和性质，不同风化作用类型对元素的分异有很37第二章元素地球化学（1）机械搬运——在迁移和沉积过程中元素及化合物没有明显的化学变化。（2）化学搬运——以此方式搬运的元素其迁移规律取决于元素的地球化学行为，如离子半径，离子电位，化学性质，晶格能大小，元素和化合物的溶解度；还与所处的物理化学条件包括温度，压力，氧化还原条件等有关。（3）生物搬运——元素要与生物进行有关生物化学反应，导致元素的分散和聚集。总之，元素的迁移形式与沉积分异是控制沉积岩中元素分布的重要因素，由于此过程非常复杂，所以，元素的分异与聚集没有一个简单的规律。

2）元素的迁移形式与沉积分异第二章元素地球化学（1）机械搬运——在迁移和38第二章元素地球化学第二章元素地球化学393）沉积-埋藏环境的影响

第二章元素地球化学沉积物沉积后在埋藏过程中必然与沉积环境中的水介质和孔隙水之间进行一系列的地球化学反应，导致元素的再分配，但不同埋藏环境由于物理化学条件不同所进行的地球化学反应不同，元素的分配聚集特征不同。许多研究者的研究表明，在含氧的海水之下，沉积物与水界面以下的数十米范围内一般可区分出三个特征的生态层序(Claypool和Kaplan，1974；Berner，1981；Brooks和Wolte；1987)。每一个层序具有各自的生物化学反应，可形成不同的矿物组合。以铁的化合物形式为例，可以看出环境对元素分异聚集的明显影响。3）沉积-埋藏环境的影响第二章元素地球化学40第一层序带称OX带，以喜氧生物的呼吸作用为主要新陈代谢过程：其主要反应为CH2O+O2=H2O+CO2。在这个带内有机质被溶解氧氧化为CO2，有机质被消耗。该带的下限由沉积物中所含的分子氧向下扩散的程度而定，一般不超过数厘米，底栖生物的活动可使这个带加深。该带内不存在还原反应，铁主要以Fe3+的化合物形式存在。第二章元素地球化学第一层序带称OX带，以喜氧生物的呼吸作用为主41第二层序带称SR带，厌氧细菌对硫酸盐的还原作用为主要新陈代谢过程．随着有机质的分解，沉积物中的氧的逐渐消耗，硫酸盐还原细菌等厌氧细菌的作用将海水中呈溶解状态的SO42-还原，其反应式为：2CH2O+SO42-=HS-+HCO3-+H2O+CO这一反应受海水中SO42-的多少和沉积物中有机质的丰度所控制。该带的深度约1米，在贫有机质的沉积物中可增加到数米。在SR带内，沉积物碎屑矿物中的铁与之反应，形成铁的单硫化物和硫化物；Fe3+不断被还原；沉积物中Fe2+，S等元素富集。当有机质或SO42-离子供应不足，以至不足以产生足够的H2S时，形成非氧化－非硫化物环境，则形成菱铁矿或Fe3+－Fe2+的硅酸盐。第二章元素地球化学第二层序带称SR带，厌氧细菌对硫酸盐的还原作42第三层序带为甲烷带，也可称之为ME带；发生在硫酸盐的渗透作用达不到的深度以下，或随着SO42-在SR带的消耗，硫酸盐还原作用停止的情况下，在该带内有机质被继续分解产生甲烷和一些矿物：兰铁矿、菱铁矿、黄铁矿等，在该带内；甲烷的生成与Fe2+的还原作用相结合产生介质的强碱性条件，十分有助于碳酸盐的沉淀作用，CH2O+2Fe2O3+3H2O=4Fe2++HCO3-+7OH-。当沉积物中Fe2+较少时，会减少孔隙水的碱性特征，碳酸盐矿物又变得不稳定。第二章元素地球化学第三层序带为甲烷带，也可称之为ME带；发生在硫酸盐的渗透作用43沉积物在成岩过程中，在温度压力等影响下，随成岩作用（如压溶作用，交代作用，重结晶作用）的进行，元素要进行再分配和重新分布。第二章元素地球化学4、成岩作用中的元素再分配沉积物在成岩过程中，在温度压力等影响下，44根据元素在砂泥岩剖面中的变化规律，运用元素绝对数值法、曲线及曲线交会法、图版法进行岩性识别，建立了利用化学元素进行岩性解释及地层划分的方法。利用化学元素进行岩性识别根据元素在砂泥岩剖面中的变化规律，运用元素绝对数值法、曲线及451）元素数值法Si元素含量27～28作为砂泥岩的分界。Al元素含量8～9作为砂泥岩划分的界限。Ti元素含量0.45作为砂泥岩划分的参考值。Mg元素含量1.2作为砂泥岩划分的参考值Fe元素含量7作为砂泥岩划分的参考值。选取砂泥岩分界明显、叠合较少的元素做为岩性识别和地层划分的标准元素。根据各元素特征综合分析，可快速、系统的识别岩性。利用化学元素进行岩性识别1）元素数值法Si元素含量27～28作为砂泥岩的分界。46镇泾地区中生界砂岩具有高Si、高Ca、高Mn，低Al、低K、低Mg、低Ti特征；泥岩具有低Si、低Ca、低Mn，高Al、高K、高Mg、高Ti的特征。进而根据建立的元素含量曲线以及上述曲线的组合，进行岩性识别和地层划分。2）曲线及曲线交会法利用化学元素进行岩性识别镇泾地区中生界砂岩具有高Si、高Ca、高Mn472）曲线及曲线交会法镇泾5-8井X射线荧光分析成果与测井成果对比图曲线交会法同时考虑了多种元素曲线的变化特征，并且非常直观、快捷。利用化学元素进行岩性识别2）曲线及曲线交会法镇泾5-8井X射线荧光分析成果与测井成48镇泾地区Si－Fe交会图版镇泾地区Si－Al交会图版3）图版法识别岩性运用岩心岩石样品实验室地球化学数据，对镇泾地区延长组、延安组进行Si－Fe、Si－Al图版投点，可以看出泥岩样品和砂岩样品的Si－Fe、Si－Al值的分布规律明显。泥岩集中分布在投点区的上方，砂岩集中分布在投点区的下方。交会点的分布具有一定的区域性，并且交会点的展布也具有一定的方向性。利用化学元素进行岩性识别镇泾地区Si－Fe交会图版镇泾地区Si－Al交会图版3）493）图版法识别岩性对镇泾地区砂岩、泥岩中任意两种化学元素组合进行投点分析，Al-Fe、Al-K、K-Fe和Al-Ti图版中砂泥岩分区明显，能够应用于岩性识别的判别。识别砂泥岩的Al－Fe交会图版识别砂泥岩的Al－K交会图版识别砂泥岩的K－Fe交会图版识别砂泥岩的Al－Ti交会图版利用化学元素进行岩性识别3）图版法识别岩性对镇泾地区砂岩、泥岩中任50关于古盐度的测定和判别方法众多，如应用古生物、岩矿和古地理资料定性描述水体盐度，应用常量和微量元素地球化学方法半定量划分水体盐度，应用间隙流体或液相包裹体直接测量盐度，应用沉积磷酸盐或硼和粘土矿物资料定量计算古盐度等方法。三、沉积环境的元素地球化学标志（一）古盐度的测定关于古盐度的测定和判别方法众多，如应用古生物511、硼法——是计算古盐度最常用的方法，早在1932年由Goldschmid,Peter提出，1963年Walker，Price进一步证实，其理论基础是：硼在海水中主要是以硼酸及其离解产物的形式存在：H3BO3+2H2O=H3O++B(OH)-当粘土矿物处于含硼水溶液中，硼经过三级过程从溶液进入粘土矿物：

第一、吸附在粘土矿物薄片边沿第二、因静电作用在薄片边沿固定下来第三、因新物质围绕硼的增长和硼的扩散进入粘土晶格中。

三、沉积环境的元素地球化学标志（一）古盐度的测定1、硼法——是计算古盐度最常用的方法，早在193252粘土矿物从溶液中提取的硼是溶液中硼的线性函数。溶液中硼的浓度是盐度线性函数。所以，粘土中的硼含量是盐度的函数。三、沉积环境的元素地球化学标志（一）古盐度的测定粘土矿物从溶液中提取的硼是溶液中硼的线性函数532、计算方法1）沃克法（相当硼法）海水中硼的质量分数与盐度呈线性关系(Couch，1971)，而沉积物中的硼质量分数与水介质中的硼质量分数有关，正常情况下海相泥岩沉积物中硼质量分数高于淡水相沉积物中的硼质量分数，这是硼可以作为古盐度标志的依据(周仰康等1984)。所谓相当硼——就是相当于伊利石中K2O含量为5%时的硼含量。经研究：相当硼﹤200ppm为淡水；=200－300ppm为半咸水；=300－400ppm为正常海水；﹥400ppm为咸水或超咸水。相当硼的求法：1、求伊利石的含量——伊利石中K2O含量为8.5%，如岩石中没有其他含钾矿物，则纯伊利石含量为K2O/8.52、求校正硼含量——所谓校正硼含量就是纯伊利石中的硼含量，所以校正硼=实测硼含量×8.5/K2O3、求相当硼含量——根据K2O及校正硼含量在相当硼散射曲线上查找相当硼含量。 2、计算方法1）沃克法（相当硼法）54元素地球化学剖析课件55图1计算相当硼含量的偏离曲线［（据Walker等，1963）CCORRB为校正硼含量；CEQUIB为相当硼含量］图1计算相当硼含量的偏离曲线［（据Walker等，1963561968年沃克进一步研究了有机质对钾的稀释作用，对K2O的资料进行了修改

K2O=粘土组分中K2O/100-粘土组分中C%*1.25，同时沃克修正了相当硼的散射曲线。1968年沃克进一步研究了有机质对钾的稀释作用，57通过对鄂尔多斯盆地长6油层组有关样品进行测试分析，其中在长611-1的5个样品中相当硼含量为120～160ppm，平均值为138.6ppm。其值小于200ppm，表明长611-1为淡水沉积环境。在长611-25个样品中相当硼含量为130～150ppm，平均值为142ppm。其值均小于200ppm，表明长611-2为淡水沉积环境。鄂尔多斯盆地延长组B含量分析表通过对鄂尔多斯盆地长6油层组有关样品进行测试分析，其581965年，亚当斯（Admas）根据现代英国多维河口沉积提出如下公式：Y=0.0977X－7.043；（Y－水的盐度，X－相当硼的含量）。根据上述相当硼的含量，依据亚当斯公式计算结果如表所示，研究区长611-1的古盐度为4.974％～9.681％，平均7.3224％，长611-2古盐度为5.658％～7.612％，平均6.8304％；上述结果表明在长6沉积过程中不同阶段湖盆水体盐度是变化的，但总体为淡水环境。

（2）亚当斯法1965年，亚当斯（Admas）根据现代英国59（3）科奇法该方法考虑不同粘土矿物吸附硼的能力不同，换算出同一矿物吸附的相当硼，根据实验伊利石中的硼是蒙脱石中的两倍，高岭石的四倍，因此，根据下面公式计算高岭石中的硼：Bk=B/(4Xi+2Xm+Xk)Bk为高岭石中的硼，Xi为伊利石的含量，Xm为蒙脱石的含量，Xk为高岭石的含量。然后就可根据下面公式计算古盐度：LogBk=1.28LogSp+0.11（4）地区性计算方法

钱凯在肯定科奇法的基础上，指出其未考虑成岩作用的影响，应求取不同矿物的成岩系数恢复原始沉积物中的粘土矿物含量，进而求取古盐度。

LogSp=LogBis－1.375/0.49

Sp----古盐度；Bis---沉积伊利石的含量（3）科奇法（4）地区性计602）元素比值法（1）B/Ga国外研究认为B/Ga<1.5为淡水，B/Ga=5～6近岸海相，B/Ga>7为海相。国内研究认为B/Ca<3为淡水，B/Ga=3～4.5为半咸水，B/Ga=4.5～5为海水。(2)Sr/Ba一般认为：海洋沉积Sr/Ba＞1，陆相沉积Sr/Ba＜1(3)C/S研究认为C/S＜

10为海相沉积，C/S＞

10为陆相沉积(4)Sr/Ca研究认为Sr/Ca＜

1为淡水沉积，Sr/Ca＞

1为海相沉积（5）Fe/Mn研究认为Fe/Mn=1为正常盐度，Fe/Mn＜

1咸水，Fe/Mn=5为淡水。此外Na/Ca、Rb/K、V/Ni、Mg/Ca也可进行古盐度的判别。2）元素比值法61鄂尔多斯盆地西北部石千峰组元素含量表(%)鄂尔多斯盆地西北部石千峰组多种元素比值表鄂尔多斯盆地西北部石千峰组元素含量表(%)鄂尔多斯盆地西北部62锶(Sr)／钡(Ba)与锶(Sr)／钙(Ca)比值法鄂尔多斯盆地石千峰组的测试数据，Sr／Ba为0.065～0.254，平均为0.151，均小于1，表明研究区石千峰组为淡水的沉积环境。Sr／Ca比值也可以用来推测湖水介质的古盐度。淡水沉积物中Sr／Ca＜1，而海水中Sr／Ca＞1（邓宏文等，1993）。鄂尔多斯盆地石千峰组所有样品分析结果均表现为Sr／Ca＜1，平均为0.014，因而也说明当时水体介质性质为淡水。锶(Sr)／钡(Ba)与锶(Sr)／钙(Ca)比值法63Sr和Ba的化学性质十分相似，它们均可以形成可溶性重碳酸盐、氧化物和硫酸盐进入水溶液中。当水体矿化度即盐度逐渐加大时，钡以BaSO4的形式首先沉淀，留在水体中的锶相对钡趋于富集。当水体的盐度加大到一定程度时锶亦以SrSO4的形式和递增的方式沉淀，因而记录在沉积物中的锶丰度和Sr／Ba比值与古盐度呈明显的正相关关系。Ba的硫酸盐化合物溶解度要低一些，且易在岸边区沉积，而Sr的硫酸盐化合物迁移能力较高。根据对我国陆相盆地沉积的Sr／Ba值的研究表明，Sr／Ba的比值常作为区分淡水和咸水沉积的标志。一般情况是当Sr/Ba大于1时，为咸水环境，当Sr/Ba小于1时，为咸水－半咸水环境。从对鄂尔多斯盆地石千峰组的测试数据（表）可以看出Sr／Ba的变化范围较小，为0.0125－0.5132，平均为0.1729，其值均小于1，表明鄂尔多斯盆地石千峰组为淡水－微咸水的沉积环境。Sr和Ba的化学性质十分相似，它们均可以形成可643）沉积磷酸盐法

该方法计算公式：Fca-p=0.09+0.26Sp（盐度）Fca-p=磷酸钙/（磷酸铁+磷酸钙）Sp<0.4为淡水相Sp=0.4—0.8为过渡相Sp>0.8为海相3）沉积磷酸盐法654）微量元素散点图根据有关样品分析的B、V含量在Potter所建立的散点图上投点，可以确定出水体的古盐度特征。如根据鄂尔多斯盆地延长组分析样品，可以看出所有的点均落在淡水区，但靠近淡水相与海相分界线，总体说明长6沉积期湖盆水体盐度为淡水环境，但水体盐度较高。4）微量元素散点图根据有关样品分析的B、V含量在P66（二）氧化还原条件的判别沉积环境氧化还原条件的判别主要依据矿物组合沉积相铁离子主要铁矿物沉积岩有机质EhPh氧化相Fe3+赤铁矿褐铁矿砂岩，粉砂岩无>0.027.2-8.9过度相Fe3+>Fe2+----Fe2+>Fe3+绿泥石磷绿泥石粉砂岩砂岩硅藻土磷灰石少0.2-0.1弱还原相Fe2+菱铁矿鲕绿泥石泥质沉积多0-0.37.0-7.8强还原相Fe2+铁白云石菱铁矿白铁矿白云岩石灰岩黑色页岩很多-0.3-0.5>7.87.2-91铁矿物组合（二）氧化还原条件的判别沉积环境氧化还原条件的判别主要依据67（二）氧化还原条件的判别

2Fe2+/Fe3+比值

Fe2+/Fe3+>>1为还原环境Fe2+/Fe3+＞1为弱还原环境Fe2+/Fe3+=1为中性环境Fe2+/Fe3+＜1为弱氧化环境Fe2+/Fe3+<<1为氧化环境（二）氧化还原条件的判别2Fe2+/Fe3+比值68（二）氧化还原条件的判别3Kfe系数

即用岩石中总铁向菱铁矿和黄铁矿的转化程度，来反映环境的氧化还原程度：Kfe=(Fe2+HCl+Fe2+FeS2)/FeO

考虑到有机质的影响，上述公式进行了如下修改Kfe=(Fe2+HCl×0.236+Fe2+FeS2)/FeO

不同地球化学相的Kfe值地球化学相Kfe值铁地球化学相氧化相强氧化亚相0---0.05赤铁矿相氧化亚相0.05---0.12菱铁矿—赤铁矿弱氧化亚相0.12---0.2赤铁矿—菱铁矿还原相弱还原亚相0.2---0.3菱铁矿还原亚相0.3---0.55黄铁矿—菱铁矿强还原亚相0.55---0.8菱铁矿---黄铁矿硫化氢相＞0.8黄铁矿（二）氧化还原条件的判别3Kfe系数地球化学相Kf69（二）氧化还原条件的判别4Cu/Zn、Cu+Mo/ZnHallberg(1976)提出Cu/Zn和Cu+Mo/Zn比值可作为判别沉积环境的氧化还原的标志，研究表明氧化环境上述比值低，还原环境上述比值高。（二）氧化还原条件的判别4Cu/Zn、Cu+Mo/Zn70（三）离岸距离的标志现代沉积物元素地球化学研究表明，元素的聚集与分散与离岸距离有一定关系，这一性质主要是元素在沉积作用中所发生的机械分异作用、化学分异作用、生物分异作用的结果。1、元素组合根据斯特拉霍夫对太平洋研究，表明由滨岸向海洋不同相带元素组合不同（1）铁族元素［Fe、Cr（铬）、V、Ge（锗）］——滨海（2）水解性元素［Al、Ti、Zr(锆)、Ga(镓)、Nb(铌)、Ta(钽)］——浅海（3）亲硫性元素［Pb、Zn、Cu、As（砷）］——半深海（4）锰族元素［Mn、Co（钴）、Ni、Mo（钼）］——深海（三）离岸距离的标志现代沉积物元素地球化学712、元素比值（1）Fe/Mn元素铁和锰在沉积过程中分异现象明显，在海洋环境随离岸距离的增加铁含量逐渐减少，锰含量逐渐增加。在大型湖泊中同样如此，如松辽盆地白垩纪湖盆，从滨湖－浅湖－深湖，MnO2由0.00094（滨湖）－0.0015（浅湖）－0.051（深湖）（2）Mn/Ti、Co/Ti、Ni/Ti水生元素和陆源元素的比值，即Mn/Ti，Co/Ti，Ni/Ti可作为离岸距离的标志。如太平洋沉积物近岸大陆架Mn/Ti＜0.1，离岸100米Mn/Ti=0.1，超过300米Mn/Ti=0.1—0.3（三）离岸距离的标志2、元素比值（三）离岸距离的标志721、SiO2/Al2O3－K2O/Na2O分析PM——被动大陆边缘ACM——活动大陆边缘A1——大陆岛弧A2——大洋岛弧（四）构造背景的判别此方法是新西兰学者B.P.Roser和R.J.Korsch(1986)1、SiO2/Al2O3－K2O/Na2O分析PM——被动732、M.R.Bahtia根据氧化物的比值判别构造背景A——为大洋岛弧，B——大陆岛弧，C——活动大陆边缘，D——被动大陆边缘（四）构造背景的判别2、M.R.Bahtia根据氧化物的比值判别构造背景A——74大洋岛弧大陆岛弧活动陆缘被动陆缘SiO258.8370.6973.8681.95TiO21.060.640.460.49Al2O317.1114.0412.898.41Fe2O31.951.431.31.32FeO5.523.051.581.76MnO1.050.10.10.05MgO3.651.971.231.39CaO5.832.682.481.89Na2O4.13.122.771.07K2O1.61.892.901.71P2O50.260.160.090.12Fe2O3+MgO11.736.794.632.89Al2O3/SiO20.290.20.180.1K2O/Na2O0.390.610.991.6Al2O3/(CaO+Na2O)1.722.422.564.153、根据砂岩的平均化学成分各种构造环境砂岩的平均化学成分及参数（Bhatia,1983）大洋岛弧大陆岛弧活动陆缘被动陆缘SiO258.8370.6975（四）构造背景的判别构造背景物源区类型稀土元素参数LaCe稀土元素总量La/YbLan/Ybn重稀土/轻稀土Eu/Eu*大洋岛弧未切割的岩浆弧8±1。719±3。750±104。2±1。32。8±0。93。8±0。91。04±0。11大陆岛弧切割的岩浆弧27±4。559±8。2146±2011±3。67。5±2。57。7±1。70。79±0。3活动陆缘隆起的基地377818612。58。59。10。6被动陆缘克拉通构造高地398521015。910。88。50。564、根据稀土元素含量及比值（四）构造背景的判别构造物源区类型稀土元素参数LaCe稀土元76（五）判别硅质岩的成因1、Al－Fe－Mn元素分区（五）判别硅质岩的成因1、Al－Fe－Mn元素分区77（五）判别硅质岩的成因利用硅质岩中的SiO2－Al2O3

SiO2－MgOFe2O3－FeOSiO2－K2O＋Na2O的元素组合关系判别硅质岩成因2、氧化物散点图（五）判别硅质岩的成因利用硅质岩中的278沉积介质（水体）中碳酸盐岩、重碳酸盐岩以及氢氧化物的总量称为碱度。借鉴松辽盆地白垩系研究经验（王璞珺，2001），Ca和Mg在海水中明显富集而Si和Al明显贫化。选取（Ca+Mg）/（Si+Al）作为太平林场组暗色泥岩沉积水介质的碱度指标，其变化范围在0.03～0.05之间（表4-4），反映沉积水体具一定的碱度。沉积介质（水体）中碳酸盐岩、重碳酸盐岩以及氢氧化物的总量称为79一、引言二、沉积岩中元素的分布三、沉积环境的元素地球化学标志第二章元素地球化学一、引言第二章元素地球化学80迄今为止，地球化学已包括许多分支学科，其中得到国内外公认的也有20多种。划分分支学科的准则有粗有细，依据也有所不同。1973年美国出版的《地球化学定向》一书把地球化学划分为四大分支，即天体化学、固体地球化学(或内生地球化学)、外生地球化学和有机地球化学。按重要的地质作用作为划分分支学科的准则，可划分出：岩浆作用地球化学、沉积作用地球化学、内生作用地球化学、外生作用地球化学、深部地球化学、构造地球化学等分支学科。按研究对象来划分，则有：天体化学、环境地球化学、生物地球化学、区域地球化学、矿床地球化学、水文地球化学等。按地质时代划分，如太古代地球化学、第四纪地球化学等。强调室内研究手段，则可分为实验地球化学、包裹体地球化学等。

化学组成作为划分分支学科的准则，则有：有机地球化学、同位素地球化学、元素地球化学。一、引言第二章元素地球化学迄今为止，地球化学已包括许多分支学科，其中得81元素地球化学是地球化学领域最老的分支学科，也可以说早期的地球化学就是元素地球化学。随着科学的发展，地球化学的含义、概念和研究范围不断发展，不断丰富，并且不是一成不变的。同样，元素地球化学的研究范围、含义和概念也是不断发展的。第二章元素地球化学元素地球化学是地球化学领域最老的分支学科，也821、元素地球化学的概念及主要研究内容（沉积）元素地球化学——是研究沉积岩中元素分布与分配规律，包括元素的丰度和赋存状态，元素的迁移与搬运机制，元素的分散和聚集及控制元素上述地球化学行为的各种因素。1）概念第二章元素地球化学1、元素地球化学的概念及主要研究内容（沉积）元素地83

(1)元素的物理、化学和晶体化学性质研究。包括元素的原子结构、同位素组成、化合价、元素的原子和离子半径、离子类型、极化性质、电负性等。(2)元素在宇宙、星体、陨石、月球和地球各圈层的分布、分配研究。元素在各种地质体分布量的差异以及他们的地球化学意义研究。(3)元素的赋存状态及迁移形式的研究。其中包括各种地球化学过程中的化学反应以及元素运动的物理化学条件的研究等。第二章元素地球化学2）主要研究内容(1)元素的物理、化学和晶体化学性质研究。包84(4)元素的演化和循环历史研究。生物是演化的，无机界是演化的，元素也在演化。生物有产生、发展和衰亡的变化，元素也有这种变化。如放射性元素铀在自然界的原子数量不断减少，而铅原子的数量在不断增加。

(5)元素的富集规律及主要矿床类型研究。这些内容是矿床学、石油地质学的主要部分，也是元素地球化学的重要内容。(6)元素在环境中的运移规律和与人类的关系。第二章元素地球化学2）主要研究内容(4)元素的演化和循环历史研究。生物是演化852、元素地球化学的研究方法第二章元素地球化学除了使用地质的和地球化学的研究方法以外，同时还要运用物理的和化学的研究方法，归纳起来有以下几个方面；(1)元素地球化学的研究要和地质研究结合起来，因为通过上述研究可查清元素存在和迁移的背景(地质的、物理的和化学的环境)。(2)灵敏度高、精度高、快速和经济的测定、分析手段的应用。如中子活化分析、电子探针、X荧光光谱等技术的应用。(3)各种地球化学模拟实验研究工作的进行。(4)一些物理化学、热力学等理论在研究元素地球化学研究中的应用。(5)在元素地球化学研究中常常遇到大量数据，所以必须用先进、快速的手段(包括数理统计和计算机等手段)加以处理。2、元素地球化学的研究方法第二章元素地球化学除了863、元素地球化学的研究历史第二章元素地球化学大约在20世纪40年代末期地球化学成为一门独立的学科，但在20世纪20－40年代是地球化学打基础的时期。这个时期的研究主要限于研究地球的化学组成，在理论上采用了晶体化学来探讨矿物中元素的分配和结合规律，可以说这段时期就是元素地球化学的起始阶段。这个时期的代表性著作有：克拉克的《地球化学资料》和《地壳的平均化学成分》两本专著。第二次世界大战以后，由于尖端技术和军事工业的需要，一些放射性元素、稀有元素和难溶元素等的地质勘探工作大规模开展起来，因而这些元素的地球化学研究工作也发展起来了。K.H.Wedepohl(60年代末至70年代初)主编的《地球化学手册》反映了战后元素地球化学研究的成果。目前微量元素、稀土元素和与尖端技术有关的一些元素的地球化学研究无论在应用方面，还是在理论研究方面都有很高的水平。但是元素地球化学的研究发展至今也不平衡。例如元素在固体地质体、在热水溶液中的行为研究成果多，而在熔融体中的行为研究成果少；稀有、分散元素研究工作深入，而造岩元素及黑色、某些有色元素研究工作深度不够。3、元素地球化学的研究历史第二章元素地球化学大约87我国使用金属的历史非常久远，有关元素地球化学的知识在远古时期即已开始积累。但解放前发展非常缓慢。解放后，新中国工业、农业生产和国防现代化的发展推动了地质事业，也推动了元素地球化学的发展。稀有元素、稀土元素、铀等元素都有专著出版，还多次召开了全国性的稀有元素地球化学学术会议。元素地球化学研究工作得到迅速的发展。我国有关高等学校开设了元素地球化学课程。中国矿物岩石地球化学学会建立了专门的元素地球化学专业委员会。在不少研究机构中，元素地球化学也受到了重视。3、元素地球化学的研究历史第二章元素地球化学我国使用金属的历史非常久远，有关元素地球化学的知识在88沉积岩的形成过程同时也是地壳中元素再分配和重新分布的过程。第二章元素地球化学二、沉积岩中元素的分布

分布和分配

丰度

常用的含量单位沉积岩的形成过程同时也是地壳中元素再分配和重89第二章元素地球化学二、沉积岩中元素的分布分布：指的是元素在这个体系中的相对含量（平均含量），亦即：“丰度”。另外还包含着元素在体系中不均一性的特征。第二章元素地球化学二、沉积岩中元素的分布分90第二章元素地球化学二、沉积岩中元素的分布地球化学研究中常用的含量单位

绝对含量单位相对含量单位

T吨0/0百分之....10-2Kg千克0/00千分之....

10-3g克mg毫克

g微克ppm,百万分之

10-6ng毫微克ppb,十亿分之

10-9pg微微克ppt,万亿分之

10-12第二章元素地球化学二、沉积岩中元素的分布地球化学研究中常91地壳中各元素的平均含量称为克拉克值。由于沉积作用的复杂性和多样性，所以沉积岩的元素组成变化更大。不同岩石类型中元素含量不同，如Li元素，在页岩中为66ppm，在砂岩中为15ppm，碳酸盐岩中为5ppm。同一种岩石中不同元素含量不同。第二章元素地球化学二、沉积岩中元素的分布1、元素的平均含量地壳中各元素的平均含量称为克拉克值。由于沉积作用的复92元素地球化学剖析课件93第二章元素地球化学二、沉积岩中元素的分布沉积岩中常量元素的含量与组成岩石的主要矿物成分有关。在沉积岩中丰度最高的元素为Si、Al、Mg、Ca、Na、K，它们常以硅酸盐，铝硅酸盐，碳酸盐矿物形式存在，这些元素又称造岩元素。

（1）常量元素的分布（造岩元素）2、元素的分布造岩元素（rockformingelement）指地壳中分布最广，组成各种岩石的最基本的元素，如硅、铝、铁、锰、镁、钙、钾、钠、钛、氢、磷等几种。造岩元素（rockformingelement）地壳和上地幔中分布量最多的7种元素：O、Si、Al、Fe、Ca、Na、Mg，合计约占地壳总成份的99.4%，这些元素是地壳中的各类岩石的基本成份，通称造岩元素。第二章元素地球化学二、沉积岩中元素的分布94硅：在地壳中分布很广，它在所有元素丰度分布顺序上，仅次于氧占第二位，它也是岩石圈上部最重要的带阳电荷的元素。从地壳向地核过渡，硅的含量逐渐下降，不能大量集中到地球深处。第二章元素地球化学二、沉积岩中元素的分布

（1）常量元素的分布（造岩元素）2、元素的分布在风化作用中，岩浆岩中的石英溶解度很低，在其他硅酸盐矿物被破坏或转变为粘土矿物后，仍可保留在风化物的剖面中。长石和云母类矿物表生条件下易转变为粘土矿物。橄榄石、辉石和角闪石类矿物易于分解。表生带中的水、氧和碳酸是促使岩浆岩中硅酸盐矿物分解的主要因素。——Si硅：在地壳中分布很广，它在所有元素丰度分布顺95天然水中都含一定量的SiO2。河水中最低(2－3)×10-6，最高可达80×10-6，平均值大约是13×10-6。湖水中(2－10)×10-6，最高可达70×10-6。海洋水中，无论在垂直方向上，还是水平方向上，SiO2的含量变化都很大。海表面，许多地方不到1×10-6；深水中大约为(6－9)×10-6。海水中SiO2的含量受生物的影响很大，因为海水中有大量硅藻、放射虫、含硅质海绵和珊瑚等，在它们活着时，从海水中吸收SiO2，当它们死亡后遗体分解SiO2又回到海水中。

地下水和热泉中SiO2含量变化很大，与含水层岩石性质有关。如灰岩层水中SiO2含量很低，热泉中可达529×10-6。碎屑沉积物中的砂岩和砾岩。SiO2含量在65％－95％间。有些石英砂岩几乎是纯的SiO2(99.99％)，杂质极少，有重要的经济意义。

化学成因的岩石SiO2含量变化更大，如隧石、硅土、硅华，SiO2含量很高，而石灰岩中则含量很低。只是有硅质条带的灰岩例外。

第二章元素地球化学

（1）常量元素的分布（造岩元素）——Si天然水中都含一定量的SiO2。河水中最低(296

铝：主要以铝硅酸盐矿物（长石、辉石、角闪石、云母等）的形式出现，风化作用下都可以转变成粘土矿物，主要的粘土矿物有伊利石、高岭石和蒙脱石，含铝量分别为13.5％、21％和11％。在酸性条件下，主要形成高岭石，在碱性条件下主要形成蒙脱石。

第二章元素地球化学

（1）常量元素的分布（造岩元素）——Al铝：主要以铝硅酸盐矿物（长石、辉石、角闪石、97高岭石单体六方板状，集合体书册状、蠕虫状单体六方板状，集合体书册状、蠕虫状高岭石单体六方板状，集合体书册状、蠕虫状单体六方板状，集合体98蒙脱石：单体絮状，集合体菜花状蒙脱石：单体絮状，集合体菜花状99伊利石：单体片状伊利石：单体片状100绿泥石：单体针叶片状，集合体格架状绿泥石：单体针叶片状，集合体格架状101第二章元素地球化学

（1）常量元素的分布（造岩元素）——Al沉积岩中铝的分布不均衡。真正的残余沉积物中铝含量很低。例如石英岩中铝平均含量为0.7％，砂岩为2.5％，石灰石为0.4％。页岩铝含量为11％。动植物体内部含有铝，植物的含量高于动物。已知海洋浮游植物含铝(38－440)×10-6，海洋褐藻62×10-6，地衣(20－6000)×10-6，真菌(30－350)×10-6，细菌210×10-6。高等植物中铝的含量高于低等植物。铝在植物中的存在形式还不清楚。

铝土矿的成因，一部分属于红土风化壳型，也有一部分是由海相或湖泊沉积而成的。海相沉积铝土矿往往分布在海、盆地的边缘地带，分