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地球化学

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地球化学

一.名词解释

1. 异戊二烯型化合物:由一个个异戊二烯单元头尾相连重复组合而成一类化合物,它广泛存在于生物体、近代沉积物、古代沉积岩以及原油中。

2. 萜类:环状的异戊二烯型化合物。

3.同位素效应:由于同位素不同,引起单质或化合物在物理、化学性质上发生微小变化的现象,称为同位素效应。

4.同位素分馏:在各种自然过程中,由于同位素的效应引起同位素相对含量在不同相之间的变化。

5.干酪根:沉积物和沉积岩中不溶于非氧化性的无机酸、碱和常用有机溶剂的一切有机质。

6.腐殖质:指土壤和现代沉积物中不能水解的、不溶于不溶于有机溶剂的有机质。

7.低熟油:指所有非干酪根晚期热降解成因的各类低温早熟的非常规石油。

8.生物标志物:是沉积物(岩)、原油、油页岩和煤中那些来源于生物体,在有机质演化过程中具有一定稳定性,没有或很少发生变化,基本保存了原始生化组分的碳骨架,记载了原始生物母质特殊分子结构信息的有机化合物。

9.质谱法:通过研究分子量和离子化的分子碎片来认识分子结构的一种现代分析技术(以高能电子将单个分子击碎,用碎片的质量组成特征,推测分子的结构组成和分子量,以达到分子鉴定的目的)。

10.质谱法(棒图):将每一次扫描的记录,应用质荷比对检测器响应值作图,就可以得到由色谱分离的某一种化合物的质谱图。

11.质量色谱图:

12.总离子流图:

13.生物成因气:

14.热成因气:

二.简答题

1.生物有机质的化学组分

碳水化合物

脂类

蛋白质和氨基酸

木质素和丹宁

2.异戊二烯单元的结构及简单组合、拆分

3.富沉积有机质的沉积环境

4.C 、O 同位素丰度的表示方法

5.自然界中碳同位素分馏的几种方式和结果

6.干酪根的光学显微组分分类

主要(1)统计腐泥组和壳质组之和与镜质组的比例;

采用(2)采用类型指数(T 值)来划分,具体方法是将鉴定的各组分相对百分含量代入下式,

计算出T 值,再依据表中的分类标准划分类型。

两种 方法

以透射光为基础的干酪根显微组分分类

组 分 亚 组 分

腐泥组 无定形—絮状,团粒状,薄膜状有机质

藻质体

孢粉体—孢子、花粉、菌孢

树脂体

壳质组 角质体

木栓质体

表皮体

镜质组 结构镜质体

无结构镜质体

惰质组 丝质体

7.干酪根研究的常用测试方法

干酪根研究的常用方法

直接方法:显微镜

SEM ——scanning electronic microscope

荧光显光镜

IR 吸收光谱

X-ray

核磁共振(NMR ),顺磁共振(ESR)

(不破坏干酪根,根据其物理特性来研究干酪根的性质、结构)

间接方法:元素分析

稳定同位素

热解分析(热失重、热模拟、热解—-色谱)

超临界抽提、氧化分解

100

)100()75()50()100(-?+-?+?+?=惰质组含量镜质组含量壳质组含量腐泥组含量T

(这种方法的特点是彻底的破坏干酪根,看它由哪些单元组成。)

8.干酪根热演化的化学反应类型

9.干酪根成烃动力学的主要影响因素

10.生成低熟油的主要母质类型

11.低熟油中化合物组分的分布特征

12.低熟油的主要判识标志

13.煤中可溶有机质饱和烃组分的一般特征

14.生物标志物的类别

15.生物标志物的油气应用意义

16.从源岩到生物标志物的测试程序

17.色谱技术原理

利用流动的稳定流体带着待分离样品在装有吸附剂的细管中流动,使混合物在流动过程中不断吸附-解吸,最终分子结构简单、分子量小的组分先从色谱柱出口流出,分子结构复杂、分子量大的组分后从色谱柱口流出,达到对混合样品的分离作用。再利用检测仪器进行检测。

18.气相色谱图的识别及应用方法

从色谱柱先后流出的化合物被检测记录就得到了色谱图。

色谱图横坐标为保留时间,纵坐标是检测信号的幅值,反映了检测物质含量。

如果混合物中诸组分完全分离开了,而且各个组分在检测器上都有反应,色谱图上每一个峰代表一种纯物质,色谱峰所包围的面积就是该物质的相对含量。

表征色谱峰的重要参数是保留时间(指样品组分从进样经过色谱柱到检测器所用时间)。

实验结果表明保留时间值随分子结构或性质变化。正构烷烃同系物中碳数越大保留值越大;异构烷烃沸点越高,保留值越大。

石油烷烃组分的气相色谱图

19.25-降霍烷同系物的识别方法(质谱图类型)及应用意义

20.伽马蜡烷和奥利烷的沉积环境指相意义

21.不同类型热成因气的特征区别

三.分析题

1.异戊二烯单元的结构及简单组合、拆分

2.质量色谱图m/z191、217中主要化合物的判读

3.质量色谱图m/z191、217的指相意义

四.论述题

1.沉积有机质形成的条件

2.富沉积有机质形成的有利条件

3.干酪根的元素组成分类及相关性质

4.正构烷烃、异构烷烃、环烷烃、烯烃在沉积有机体热演化中的一般化学反应规律

5.烷基芳烃、未取代芳烃及杂原子官能团(含氮、含硫、含氧官能团)在沉积有机体热演化中的一般化学反应规律

6.干酪根结构(芳族、脂族、杂原子官能团)的演化特征

7.煤成油的地球化学特征

8.写出几种常用的生物标志物成熟度参数(正构烷烃、异构烷烃、菑烷、萜烷、芳烃等)

9.不同特征(分子量、奇偶优势)的正构烷烃的沉积环境、母质类型意义

10.正构烷烃的母质来源、沉积环境、成熟度分析及生物降解中的应用

11.无环类异戊二烯烷烃姥鲛烷Pr和Ph的沉积环境意义和在油气地化中的应用

12.三环萜烷的应用

(1)一般在湖相和浅海相中三环萜烷含量比较高,湖沼和沼泽相中含量较低。

(2)三环萜烷系列中低碳数成员的某些变化可以指示沉积环境变化,如C19萜烷浓度相对增高是湖相沉积的特征,而相对高浓度的C23萜烷出现是碳酸岩沉积的特征。

(3)三环萜烷的碳数分布可反映有机质成熟度(随地温升高,三环萜烷的长侧链就会不断断裂,碳数减少, 因此成熟度升高,低碳数三环二萜烷相对含量增加)。

(4)三环萜烷的相对分布可用于油源对比(m/z 191质量色谱图上三环二萜的分布在中新生代和古生代油源对比中都是较理想的对比指纹)。

13.五环三萜霍烷类化合物在判别沉积环境和分析成熟度中的应用

(1)沉积环境:升藿烷分布情况可以反映沉积环境。升藿烷被认为是来自细菌藿烷四醇和一般存在于原核微生物中的其它多功能团C35藿烷类化合物,高含量的C35升藿烷可能与沉积环境中强烈的细菌活动有关。

(2)成熟度:稳定性:αβ> βα> ββ22S >22R

随演化程度的加深:ββ→βα→αβ转化,22R →22S

通常用C31 和C32升藿烷的分析结果计算22S/(22R+22S),用于成熟度研究。在成熟阶段该比值由0增加到0.6左右(0.57~0.6为均衡状态。样品比值在0.5~0.54范围内表明勉强进入生油阶段,当比值为0.57~0.62则表明达到或超过主要的生油阶段。(注意:该参数被认为是用于确定生烃门限的最好参数。)

βα-莫烷/αβ-藿烷随成熟度增加而减小,在未成熟的沥青中约为0.8,在成熟的烃源岩中小于0.15,在石油中可低达0.05。

从化学结构上Tm的热稳定性没有Ts的大。所以在热演化中Tm的转化比Ts 快,使Ts/(Ts+Tm)比值一般随演化程度加深而增大。可以用来反映成熟度。

14.规则菑烷、重排菑烷在油气地化中的应用

15.影响烃类气体组成的因素

16.沉积环境及埋藏演化过程对生物成因气的控制作用

17.有利于生物成因气形成聚集的条件

18.天然气成因类型的识别方法

地球化学复习总结题

《地球化学》复习题 一、各章重点 PPT第0章重点: 地球化学发展简史(尤其是引领地球化学发展的关键学者的学术观点) 地球化学的发展趋势,包括学科生长点,及理论突破点。 PPT第1章重点: 地球化学分带的依据,各个分带地球化学特征以及相互之间的差异性; 元素和核素在地壳中分布的计量单位,元素在地壳中的分布特征,元素在主要岩石类型中的分布; 元素在地球其它圈层,如水圈(尤其是海水)、大气圈、生物圈中的分布特征。 元素在地球演化的各大地质时期中的成矿特点。 PPT第2章重点: 元素结合规律 类质同像 过渡元素的结合规律 了解戈尔德施密特的元素地球化学分类方法和按照元素的地球化学亲合性分类方法。 PPT第3章重点: 元素在水溶液中存在状态和迁移的主控因素; 主要造岩元素在岩浆结晶分异过程中的演化 岩浆作用中微量元素的定量模型 PPT第4章重点: 掌握讲解的每一种放射性同位素定年方法的原理及适用范围 稳定同位素在地球各个储库中的分布特征,影响稳定同位素分馏的主要控制反应。 PPT第5章重点: 太阳系元素分布特征,陨石分类体系及依据。 二、练习题 ---------------------------------------------------------------------------------- 1. 概述地球化学学科的特点。 2. 简要说明地球化学研究的基本问题。 3. 简述地球化学学科的研究思路和研究方法。 4. 地球化学与化学、地球科学其它学科在研究目标和研究方法方面的异同。-----------------------------------------------------------------------------------------

应用地球化学考试重点(经典)

应用地球化学考试重点 绪论 1、应用地球化学:运用地球化学基本理论和方法技术,解决人类生存的自然资源和环境质量的实际问题的学科。地球化学是其理论基础。 2、应用地球化学研究内容: 元素分布与矿产资源 元素在各介质中的含量 元素的分布与分配 地球化学异常与指标 矿床的成因(矿床学为主) 矿床的储量(找矿勘探课程为主) 3、地球化学找矿与其它探矿方法的比较: (1)与地球物理相比,地化方法已成为其有效的辅助手段之一,在评价和解释地球物理异常时,可排除其多解性。 在某种意义上说是一种直接的找矿方法,因而成果的推断解释较物探法简单、直接。 (2)同时,它较地质钻探等投资少。 (3)地质物化探综合运用,则更能提高找矿的效果。 (4)传统的地质找矿方法,以矿物学和岩石学的观察为基础,要求要有可见标志。所以必须要求矿物的粒度在光学显微镜的分辨能力以上。而地球化学方法是依靠分析测试手段探测其微观标志 (5)任何一种找矿方法,都有一个应用条件问题,都要根据研究区地形地貌自然景观条件的不同,以及目标矿种的地球化学特征的不同,选择相宜的方法技术。 4、应用地球化学研究领域 第一章 1、地球化学旋回:地幔物质分异出的岩浆及地壳重熔物质形成的岩浆上升结晶形成岩浆岩,经构造运动进入表生环境,经风化剥蚀,搬运沉积,形成沉积岩,沉积岩经沉降或俯冲作用到达地壳深部,发生变质或重熔作用,形成岩浆,完成一个大循环。 2、常组组分分布特征: 地壳的物质成分与上地幔最有成因联系。起源于地幔。 地壳:便于采样→数据较多。 地幔:不能采样→数据少。 遵循化学计量原则形成自然矿物

地壳:易熔的硅铝长英质成分(Si、Al、Ca)和K、Na、水增加,以长英质浅色矿物为主。 地幔:难熔组分Mg、Fe、Ni、Co、Cr;以铁镁暗色矿物为主。 岩石圈中十余种常量元素占总量的绝大部分。 常量元素在地壳中总量占99. 9%以上 3、微量元素的分布规律:(判断/填空) 不受化学计量原则控制 ?微量元素分布服从概率分布规律,既有随机性,又有统计性。 ?从地核到地壳的垂直方向上,分散在结晶矿物中的微量元素在地球化学旋回中产生了分异作用,有些元素(亲石元素)具有明显的从地核,下地幔向上地幔,最终在地壳中富集。 ?微观上受元素类质同象置换条件制约,少部分以超显微非结构混入物(在矿物结晶生长时混入晶格缺陷或机械包裹)。 ?宏观上受元素分配系数制约,以某种统计规律反映富集贫化趋势。 元素的地球化学分类 4、谢尔巴科夫分类方法: 谢尔巴科夫用元素的向心力和离心力描述这种向地球外圈贫化或富集的趋势 谢尔巴科夫分类方法:向心元素、最弱离心元素、弱离心元素、离心元素 ?每次重熔,不相容元素和相容元素都产生一次分离,从而使晚期的岩浆较早期的岩浆更富集不相容元素。5、巴尔科特把岩浆岩演化的这种规律总结为极性演化,即酸性岩越来越酸性,基性岩越来越基性。这为矿产评价 与找矿提供了思路,即在时代最新的花岗岩类岩体中寻找不相容元素的矿床。 6、戈尔德施密特提出划分为亲铁、亲硫(亲铜)、亲氧(亲石)、亲气、亲生物元素的分类方案 7、从超基性岩到酸性岩,还具有由相容元素组合变为不相容元素组合的特征。 8、正常分布与异常分布: 一般将遵从常规、不悖常理、无特别异举即为正常,其核心是从众,相反即为异常。 地球化学的正常分布,也就是某一空间中多数位置上元素含量所具有的相对波动不大的特征。 地球化学中的异常,是指某一区段的地球化学特征明显不同于周围无矿背景区的现象。 9、背景区元素含量:背景上限、背景值、背景下限 10、把异常区内高于正常上限Ca的样品数n’与总样品数n的比值n’/n称为异常率。 异常率的大小,不仅与成矿作用的强度、规模有关,成矿作用越强,越接近矿化中心,异常率越高。 11、背景值分为四级:全球的背景值、地球化学省的背景值、区域的背景值、局部的背景值。 12、地球化学省:在地壳的某一大范围内,某些成分富集特征特别明显,不止是一两类岩石中元素丰度特别高,而 且该种元素的矿床常成群出现,矿产出现率也特别高。通常将地壳的这一区段称为地球化学省。地球化学省实质上是一种地球化学异常,它是以全球地壳为背景的规模巨大的一级地球化学异常。 13、地球化学指标:是指一切能提供地球化学信息或地质信息的,能直接或间接测定的地球化学变量。地球化学指 标在三度空间和时间上的分布与演化称为地球化学场。 14、地球化学场有以下特征: (1)与地球物理场相比,它没有严格的数学公式或化学定律进行准确的描述、推断、或延拓,它是具体点上地球化学环境(化学、热力学、动力学)综合制约的结果,可以定性推测而不能准确推算。 (2)地球化学场是一个连续的非均匀场。 (3)地球化学场是一个不可逆动态演化的非稳定场。 (4)地球化学场的指标不具有传递性。 15、地球化学障:凡是浓度梯度极大值所在的点,叫做地球化学障,其实质就是地球化学环境发生骤然变化,元素 活动性发生急剧改变的地段(A·И·彼列尔曼)。它是一种地球化学环境的边界。 16、50年代阿伦斯(1954,1957)提出常量元素服从正态分布,微量元素服从对数正态分布规律,概括了当时最 有影响的认识。地质体中元素含量的概率分布型式与该地质体经历的地质作用过程有关。 维斯捷里斯(V.B.Visteeius.1960)的“地球化学过程的基本定律”最有代表性:单一地球化学过程所形成的地质体,元素含量服从正态分布;由数个地球化学作用过程叠加所形成的复合地质体中元素含量偏离正态分布,并且多为正偏分布(其中有些服从对数正态分布)。

adakite地球化学特征及成因

adakite地球化学特征及成因 1968年,Green and Ringwood提出,大洋玄武岩(MORB)在岛弧俯冲带转变为榴辉岩之后,可以发生部分熔融,形成钙碱性的安山岩。然而,Stern和Gill的试验和地球化学研究表明,绝大多数岛弧安山岩不可能由俯冲的MORB部分熔融形成。现今各大洋周边俯冲洋壳的平均年龄为60Ma,已基本冷却,岩Benioff带的地热梯度较低(≤10 ℃/km),洋壳在俯冲过程中不能直接熔融,而是发生变质并逐步脱水。富含大离子亲石元素(LILE)的水热流体向上运移,交代地幔楔,并使之发生部分熔融,形成岛弧拉斑玄武岩和钙碱性玄武岩。岛弧玄武岩经过分离结晶等演化,形成典型的岛弧玄武岩-安山岩-英安岩-流纹岩岩系。 1990年,Defant and Drummond重新提出,某些岛弧钙碱性安山岩和英安岩为俯冲版片部分熔融形成。在一些地区,如果年轻、热的洋壳发生俯冲,则沿Benioff带的地热梯度高(25~30 ℃/km),洋壳可能发生脱水熔融,形成高铝的中-酸性岩石。这类岩石最早发生于aleutian群岛的Adak岛,因此,被命名为adakite,指的是新生代与年轻洋壳俯冲有关的、具有独特地球化学特征的一类中-酸性火山岩或侵入岩,其地球化学特征与太古代高铝的英云闪长岩-奥长花岗岩-花岗闪长岩(TTG)相似。由于其特殊的成因,对研究陆壳的起源和演化、俯冲带的元素地球化学行为以及壳-幔相互作用有重要意义,对探讨一些造山带的古构造演化也很有帮助。 1、adakite的岩石地球化学特征 adakite的主要矿物组合为:斜长石+角闪石±黑云母,单斜辉石和斜方辉石极少,只在Aleutian和墨西哥的高镁安山岩中有所发现。

地球化学心得

勘查地球化学心得体会--兼浅谈广东化探找金矿 王立强 广东省地质局七一九地质大队地质勘查所 1前言 目前,化探找金逐步被人们重视,在地质找矿中的效果也逐渐明显,成为寻找各种类型金矿床比较快速、经济、有效的重要手段。在区域普查中,通过查明区域地球化学异常,可迅速指出找矿远景区;在详查及勘探阶段,通过岩石地球化学异常的研究,可直接发现金矿床或矿体,更好地发挥化探在地质找矿工作中的作用。但是金在地壳内部的本底含量极低,即使是金矿体中的金含量一般亦仅为n×10-6~10n×10-6,仅凭肉眼无法将之直接区分出来,因此以对样品(水系沉积物、土壤、岩石等>进行定量分析为主要工作手段的化探方法,在当今金矿勘查中发挥了极其重要的作用。 中国地球化学的发展主要是借鉴了前苏联和西方的研究思路,前苏联的勘察地球化学主要依靠对土壤进行金属测量,但采样点布置较稀疏,而西方国家主要采用水系沉积物测量,但是主要用于研究,两者优缺点都有。80年代以来,金分析技术目臻成熟,当时Au分析的检出限低于或等于0.3×10-6,准确度、精密度在一定程度上能满足区域化探的要求,因而全国区域化探找金空前繁荣,特别是谢学锦先生提出的“区域化探全国扫面计划”建议,将我国的勘察地球化学推进到快速发展的崭新阶段。随着时代发展,金分析技术逐步进步,中国勘察地球化学也得到了长足的进步,三十年以来已完成1:500万和1:1 000万比例尺的39种元素或氧化物的全国地球化学图,使中国拥有了最引人瞩目的全国规模地球化学数据库,使中国化探走在了世界前列。而广东化探找金始于1974年,主要为以1:20万水系沉积物测量为主要工作方法的区域化探扫面,不过因为受金分析技术的影响,当时找金主要从金的伴生元素如As、Cu、Pb等入手,其难度不言而喻,但广东各地质单位的前辈在这种艰难条件下提交了大

综合地球化学和地球物理

综合地球化学和地球物理矿产资源勘查方法- 一个案例研究在地下室复Ilesa 面积、尼日利亚埃马纽尔〃AriyibiAbiodun 地球和空间物理研究实验室, 物理系, 奥巴费米〃Awolowo大学(非统),勒-演练,尼日利亚 1、介绍 地球的地壳由岩石的固体。当岩石经过仔细的检查,它们 被发现是由不同的大小,形状和颜色离散的颗粒组成的。这 些谷物是矿物质,它们是构建块的岩石土壤的形成从岩石一 般涉及到的物理作用、化学风化作用产生的表面处理。气候 条件下的风化的影响来确定两种形式的风化明显比其他变 得更多。在干旱的气候,那里很少有水并且那里是明显的昼 夜温度变化的,化学风化作用很大次级机械风化岩石分解成 简单的成分越来越多,小型谷物和碎片里个人矿物质构成岩 石很容易得到。另一方面,如果气候炎热潮湿,降雨量可观 化学风化变得明显、个体所形成矿物岩石都受到相当强烈的 化学和相对温和的机械风化,形成不同的产品的所有成分的 土壤在大多数地下室复杂的岩石、风化产品,成为能够反映 一定的特征(地球化学和矿物学)的母岩。 先前的研究区已经暗示ofsulphide矿化但报导的范围已经 仅仅局限于角闪岩和周围地区Iwara断层。目前的工作区域

在范围和寻求独特的地球化学和地球物理使用一个集成的 方法在这片片岩带包含未分化片岩、片麻岩、混合岩、伟晶岩、片岩变闪长岩、石英岩、石英片岩、花岗片麻岩、片岩和麻粒岩和片麻岩旨在描述该地区矿产勘查。地球化学 数据从61年抽样地点受到多元分析和解释,描绘地球化学异常区。地球物理调查异常区,采用了超——低频电磁(甚低频电气磁探方法。 2。地质背景 Ilesa的区域,位于尼日利亚西南部的地下室复杂(片岩带)的前寒武纪时代(De不力,1953)。德不力(1947)和拉斯(1957)建议尼日利亚的地下室是多环复杂。这证实了赫尔利(1966,1970)用放射法来确定岩石的年龄。尼日利亚地下室被认为有结构复杂性由于折叠、火成岩和变质活动与五大岩石单元内识别复杂的Rahaman地下结构。这些都是: 复杂的混合岩片麻岩石英岩。这个地质图的Ilesa面积如图1。 插入图 其中的片岩带组Ilesa面积部分有着各种各样的称为“新 变质沈积物”(Oyawoye,1964),“年轻的变质沈积物”(麦咖 哩,1976);片岩、元火成岩岩石”(Rahaman,1988)。尼日利亚片岩带发生的岩化趋势特征显示为尼日利亚基底杂岩。片岩带组成变质的,半泥质泥质岩石, c硅酸盐岩石,和卵石片岩。

《地球化学》练习题2剖析

恩《地球化学》练习题 第一章太阳系和地球系统的元素丰度(答案) 1.概说太阳成份的研究思路和研究方法。 2.简述太阳系元素丰度的基本特征。 3.说说陨石的分类及相成分的研究意义. 4.月球的结构和化学成分与地球相比有何异同? 5.讨论陨石的研究意义。 6.地球的结构对于研究和了解地球的总体成分有什么作用? 7.阐述地球化学组成的研究方法论。 8.地球的化学组成的基本特征有哪些? 9.讨论地壳元素丰度的研究方法。 10.简介地壳元素丰度特征。 11.地壳元素丰度特征与太阳系、地球对比说明什么问题? 12.地壳元素丰度值(克拉克值)有何研究意义? 13.概述区域地壳元素丰度的研究意义。 14.简要说明区域地壳元素丰度的研究方法。 15.岩浆岩中各岩类元素含量变化规律如何? 16.简述沉积岩中不同岩类中元素含量变化规律。 第二章元素结合规律与赋存形式(答案) 1.亲氧元素和亲硫元素地球化学性质的主要差异是什么? 2.简述类质同像的基本规律。 3.阐述类质同像的地球化学意义。 4.简述地壳中元素的赋存形式及其研究方法。 5.举例说明元素存在形式研究对环境、找矿或农业问题的意义。 6.英国某村由于受开采ZnCO3矿的影响,造成土壤、房尘及饮食摄入Cd明显高于其国标,但与未受污染的邻村相比,在人体健康方面两村没有明显差异,为什么? 第三章自然界体系中元素的地球化学迁移(答案) 1.举例说明元素地球化学迁移的定义。 2.举例说明影响元素地球化学迁移过程的因素。 3.列举自然界元素迁移的标志。 4.元素地球化学迁移的研究方法。 5.水溶液中元素的迁移形式有那些?其中成矿元素的主要迁移形式又是什么? 6.解释络离子的稳定性及其在地球化学迁移中的意义。 7.简述元素迁移形式的研究方法。 8.什么是共同离子效应?什么是盐效应? 9.天然水的pH值范围是多少?对于研究元素在水介质中的迁移、沉淀有何意义? 10.举例说明Eh、pH值对元素迁移的影响。 11.非标准电极电位E及环境的氧化还原电位Eh,在研究元素地球化学行为方面有什么作用? 12.试述影响元素溶解与迁移的内部因素。 13.自然界中地球化学热力学体系基本特点是什么? 14.自然体系中哪些特征可作为体系达到平衡态的证据与标志? 15.讨论相律及其应用。

元素地球化学背景特征

一、元素地球化学背景特征 工区对Au、Ag、Cu、Pb、Zn、As、Sb、Bi、W、Sn、Mo等十一种元素的含量进行了统计分析,其地球化学特征参数见表3-1。 1、全区内背景值对比特征, (1)从1∶5万水系沉积物测量—土壤测量—岩石测量,背景值逐渐增高的有Sb、Pb、Ag、Cu、Zn等元素,其中以Pb、Ag、Zn变化最为显著,Pb在1∶5万水系沉积物测量中最低为17.36×10-6,到1∶1万土壤地球化学测量中增加到40.64×10-6,在岩石中最高为85.45×10-6;Ag在1∶5万水系沉积物测量中最低为0.06×10-6,到1∶1万土壤地球化学测量中增加到0.10×10-6,在岩石中最高为0.13×10-6,增加了一个数量级;Zn在1∶5万水系沉积物测量中最低为72.78×10-6,到1:1万土壤地球化学测量中增加到96.38×10-6,在岩石中最高为537.88×10-6, 增加了一个数量级,是正常的成矿序列,反映了是区内的主成矿元素,从岩石中迁移进入土壤经次生变化后迁移到水系中进一步的贫化。 (2)区内从岩石测量或土壤测量—1∶5万水系沉积物测量,背景值逐渐增高的有Sn、Au等元素,Sn在岩石中最低为1.72×10-6; 到1:1万土壤地球化学测量中增加到 2.21×10-6,在1∶5万水系沉积物测量中最高为2.51×10-6,是一个反正常的变化序列,但同处一个数量级;Au在岩石中为0.97×10-9; 到1:1万土壤地球化学测量中减少到0.54×10-9,在1∶5万水系沉积物测量中最高为1.22×10-9,反映出Sn、Au元素从岩石中迁移进入土壤经次生变化后,迁移到水系中富集。 (3)区内从土壤测量—1∶5万水系沉积物测量—岩石测量,背景值逐渐增高的有Bi、W、Mo等元素,这类均是高温元素,其中Bi在土壤中最低0.36×10-6,在1∶5万水系沉积物测量中为0.46×10-6, 在岩石中最高为0.50×10-6; W在土壤中最低2.19×10-6,在1∶5万水系沉积物测量中为2.29×10-6, 在岩石中最高为3.18×10-6; Mo在土壤中最低0.51×10-6,在1∶5万水

地球化学

不相容元素 incompatible elements释文:又称湿亲岩浆元素(hy-gromagmatophile elements),在岩浆或热液的矿物结晶过程中趋向于在液相中富集的某些微量元素(如Sn、Li、Rb、Sr、Cs、Be、Ba、Zr、Hf、Nb、Ta、Th、U和稀土元素)。因其浓度低,不能形成独立矿物相。因受其离子半径、电荷和化合键所限,很难进入造岩矿物晶体结构中,而在残余岩浆或热液中相对富集。其固——液相分配系数近于零。元素的不相容性可因结晶条件的不同而改变。 相容元素 compatible element释文:在岩浆或热液中的某些微量元素(如Cr、Ni、Co、V等)。在矿物结晶过程中趋向于在早期固相中富集。因其浓度低,不能形成独立矿物,但其离子半径、电荷、晶体场等晶体化学性质与构成结晶矿物的主要元素相似,故在固——液相反应或平衡中易于呈类质同象形式进入有关矿物相。其固——液相分配系数明显大于1。元素的相容性可因结晶条件的不同而改变。 高场强元素 电价较高、半径较小、具有较高离子场强(为离子与半径之比)的,典型代表为Nb、Ta、zr、Hf、Th等。这些元素性质一般较稳定,不易受、蚀变和作用等的影响,因此常用来恢复遭后期变化的原岩性质。指小、离子电荷大、(2/R)大于3的元素,如、、、、、、等。 大离子亲石元素 large ion lithophile element,LILE 释文:大离子亲石元素是指离子半径大,电荷低,离子电位π<3,易溶于水的元素,化学性质活泼,地球化学活动性强,特别是有流体参与的系统。典型代表为K、Rb、Sr、Ba、Cs、Pb2+、Eu2+等。 亏损地幔 depleted mantle,DM 释文:亏损地幔是指曾对地壳的形成作出过贡献,易熔组分已被明显消耗的地幔物质,其中大离子亲石元素、热产元素等明显亏损,难熔组分则相对富集。亏损地幔又称残留地幔,是经过部分熔融出岩浆后的地 幔残留部分。其相对于原始地幔明显亏损易熔组分,如K 2O、Na 2 O、CaO、Al 2 O 3 、 TiO 2 等,Mg质高,多大于91,一般为91.5-93.5。微量元素中地幔不相容元素亏损,如出现左倾的稀土配分型式等。亏损地幔,是洋中脊玄武源区的主要成分,主要特征是低Rb/Sr,高Sm/Nd;143Nd/144Nd比值高,87Sr/86Sr比值低,其&Nd(t)为高正值,&Sr(t)为负值。 富集地幔 在地球发展演化的早期阶段,地幔不断地发生部分熔融,相当部分容易进入液相的元素随着熔融作用不断地移出地幔源区进入岩浆,从而使地幔亏损了上述组分,形成了化学上的亏损地幔。如Si、AL、Ca、Na、K等。如果地幔中加入了上述元素,则形成富集地幔。

第七章 生物地球化学循环(一)

第7章生物地球化学循环第1节土壤的组成 第2节土壤的性质 第3节物质循环与土壤形成 第4节土壤分类与土壤类型 第4节生态系统的组成与结构 第6节生态系统的能量流动 第7节生态系统的物质循环 第8节地球上的生态系统

引子:生物地球化学循环概述 一、何谓生物地球化学循环? 1.概念:生命有机体及其产物与周围环境之间反复 不断进行的物质和能量的交换过程。 2.过程:物能的吸收-同化-排放-分解-归还-流失 3.性质:非封闭的循环(进入土壤、岩层、海底) 4.主体:生物和土壤 5.循环的介质:水和大气 二、人类对生物地球化学循环的影响 1.大气、水体、土壤的污染 2.污染物质的迁移、转化和集散 3.对人类健康的威胁

第1节土壤的组成 引言:土壤与土壤肥力 1. 土壤:在陆地表层和浅水域底部、由有机和无机物质组成、具有肥力、能生长植物的疏松层。 2.土壤的本质是肥力,指土壤中水、热、气、肥(养分)周期性动态达到稳、匀、足、适地满足植物需求的能力。 3. 土壤是一种类生物体 代谢和调节功能比生物弱(如温度) 不具有生长、发育和繁殖的功能 不具有功能各异的器官

一、土壤的无机组成 1. 原生矿物:在物理风化过程中产生的未改变化学成分和结晶构造的造岩矿物。 土壤中各种化学元素的最初来源; 土壤矿物质的粗质部分; 经化学风化分解后,才能释放并供给植物生长所需养分。 2. 次生矿物:岩石在化学风化过程中新生成的土壤矿物,如粘土矿物。 土壤矿物质中最细小的部分; 具有吸附保存呈离子态养分的能力,使土壤具有一定的保肥性。

二、土壤的有机组成 1.原始组织:包括高等植物未分解的根、茎、叶;动物分解原始植物组织,向土壤提供的排泄物和死亡之后的尸体等。 土壤有机部分的最初来源 2.腐殖质:有机组织经由微生物合成的新化合物,或者由原始植物组织变化而成的、比较稳定的分解产物,呈黑色或棕色,性质上为胶体状(颗粒直径<1μm)。 具有极强的吸持水分和养分离子的能力,少量的腐殖质就能显著提高土壤的生产力。

地球化学地球化学综合练习考试卷模拟考试题

《地球化学综合练习》 考试时间:120分钟 考试总分:100分 遵守考场纪律,维护知识尊严,杜绝违纪行为,确保考试结果公正。 1、超显微非结构混入物( ) 2、分馏作用( ) 3、同位素地球化学( ) 4、同位素成分( ) 5、初始铅( ) 姓名:________________ 班级:________________ 学号:________________ --------------------密----------------------------------封 ----------------------------------------------线-------------------------

6、原始铅() 7、原生铅() 8、普通铅() 9、同位素的分类() 10、Rb-Sr法() 11、K-Ar法() 12、Sm-Nd法()

13、U-Th-Pb法() 14、Rb-Sr() 15、Pb-Pb法() 16、区域克拉克值() 17、丰度系数() 18、富集矿物() 19、载体矿物() 20、元素的地球化学迁移()

21、氧化(还原)障() 22、离子电位π() 23、放射性衰变() 24、α衰变() 25、β-衰变() 26、r衰变() 27、单衰变()

28、电子捕获() 29、衰变系列() 30、放射性成因铅() 31、稳定同位素() 32、同位素分馏作用() 33、同位素效应() 34、惰性组分()

35、什么是元素的克拉克值?克拉克值在地球化学找矿中有何作用?() 36、研究元素丰度有何意义?() 37、类质同象有何地球化学意义?() 38、元素为什么会迁移?迁移的实质是什么?() 39、什么是地球化学背景?如何确定背景值?地球化学背景有哪些种类? () 40、什么是地球化学异常?如何确定异常下限?地球化学异常如何分类? () 41、地球化学背景与地球化学异常的关系?()

地球化学 实习二 实验二_pH-Eh关系图解的制作

《地球化学》实习二 pH-Eh关系图解的制作 一、实习目的 1、掌握H2O对自然环境中Eh的控制作用。 2、掌握pH-Eh关系图解的制作方法。 3、了解pH-Eh关系图解在地球化学研究中的意义。 二、实习原理 1、自然氧化-还原环境的极限 氧化上限: H2O ? 1/2O2 + 2H+ + 2e-E0=1.23V (P O2=0.21) E = E0 + (0.059/n)?log K E = 1.22 – 0.059pH 还原上限: H2? 2H+ + 2e-E0=0.00V (P H2=1) E = E0 + (0.059/n)?log K E = – 0.059pH 2、pH-Eh关系图解 以Eh为纵坐标,pH为横坐标,图示pH与Eh的关系。 以Fe3+-Fe2+、Fe(OH)3-Fe(OH)2、Fe2+-Fe(OH)3半反应为例,绘制pH-Eh关系图解。 三、实习内容 1、绘制H2O的pH-Eh关系图解 ⑴H2O的电化学半反应方程式: (-)H2O→1/2 O2 +2H++ 2e- E0 =1.23 V E = 1.23 + 0.03 log[p O2]1/2[H+]2 E = 1.22-0.059 pH 当pH=4时,E=0.984 当pH=9时,E=0.689 (+)H2 → 2H+ + 2e- E0 =0.00V E =-0.059pH-(0.059/2)log p H2 E =-0.059pH 当pH=4时,E=-0.236 当pH=9时,E=-0.531 2、以Fe2+、Fe(OH)2、Fe3+、Fe(OH)3形式为例,绘制Fe的pH-Eh关系图解。 选定条件:[Fe2+]=1 M和[Fe2+]=10-3 M两种情形。

地球化学名词解释

1、克拉克值:是指元素地壳中重量百分含量。 2、浓度克拉克值:浓度克拉克值=元素在某一地质体中平均含量/元素的克拉克值,它反映元素在地质体中集中和分散程度,大于1说明相对集中,小于1说明相对分散。 3、元素的地球化学迁移:元素从一种赋存状态转变为另一种赋存状态,并经常伴随元素组合和分布上的变化以及空间位移的作用称为地球化学迁移。 4、元素的丰度值:每种化学元素在自然体中的质量,占自然体总质量(或自然体全部化学元素总质量)的相对份额(如百分数),称为该元素在该自然体中的丰度值. 5、类质同象:某种物质在一定的外界条件下结晶时,晶体中的部分构造位置被介质的其它质点 (原子、离子、络离子、分子)所占据,结果只引起晶格常数的微小变化,而使晶体构造类型、化学键类型等保持不变的现象。 6、载体矿物和富集矿物载体矿物:载体矿物和富集矿物载体矿物是指岩石中所研究元素的主要量分配于其中的那种矿物。但有时该元素在载体矿物中的含量并不很高,往往接近该元素在有时总体中的含量。富集矿物是指岩石中所研究元素在其中的含量大大超过它在岩石总体中的含量的那种矿物。 7、元素的共生组合:具有共同或相似迁移历史和分配规律的元素常在特定的地质体中形成有规律的组合,称为元素的共生组合。 8、元素的赋存状态:也称为元素的存在形式、结合方式、相态、迁移形式等,指元素在其迁移历史的某个阶段所处的物理化学状态与共生元素的结合性质。 9、亲氧元素:是指那些能与氧形成强烈离子键化合物的元素,如K、Na、Si、Al 等,通常以硅酸盐形式聚集于岩石圈。 10、八面体择位能:任意给定的过渡元素离子,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.二者的差值称为该离子的八面体择位能(OSPE). 这是离子对八面体配位位置亲和势的量度。八面体择位能愈大,则趋向于使离子进入八面体配位位置的趋势愈强,而且愈稳定。 11、相容元素和不相容元素:在液相和结晶相(固相)的共存体系,如在岩浆结晶作用过程中,一些微量元素易以类质同像的形式进入造岩矿物晶格,称为相容元素,如Ni2+、Co2+、V3+、Cr3+、Yb3+、Eu2+等。另一些微量元素不易进入造岩矿物晶格,倾向于残留在熔浆或液相这中,称为不相容元素,如Rb、Cs、Sr、Ba等。 12、元素的地球化学亲和性:元素的地球化学亲和性,指阳离子在地球化学过程中趋向于同某种阴离子结合的性质。分亲铁性(趋向于单质形式产出)、亲硫性(趋向于与硫形成强烈共价键的性质)和亲氧性(趋向于与氧形成强烈离子键的性质) 13、分配系数:从能斯特分配定律的表达式中可知:在温度、压力恒定的条件下,微量元素i (溶质)在两相分配达平衡时其浓度比为一常数(KD),此常数KD称为分配系数,或称能斯特分配系数。分配系数只受温度、压力的限定,而与溶质的浓度无关(在一定浓度范围内)。

岩石地球化学特征

岩石地球化学特征 1火山岩岩石学特征 1.1主量元素特征该旋回岩石化学成分平均值与黎彤值和戴里值相比,该旋回火山熔岩,总体具高硅、高镁,低铁、铝、钙的特点;A/NKC值反映该旋回为铝过饱和岩石类型;分异指数(DI)为3 2.63~88.51, 均值为61.04,各氧化物随着DI值的增大有不同变化,如SiO2、K2O 明显升高,Na2O稍有增高,Al2O3变化不明显,TiO2、Fe2O3、FeO、MgO、CaO明显降低,MnO、P2O5稍微降低。总体上反映了该旋回火山 岩正常的分异趋势;里特曼组合指数说明本区义县旋回火山岩具钙碱 性向碱性演化的趋势。总体上来看,依据同源岩系的δ值事连续且相 近的原理,说明义县旋回火山岩浆是同源的。 1.2微量元素特征该旋回火山岩各岩石过渡元素分配型式曲线基本协 调一致,呈明显的“W”型,表明为同源岩浆分异产物。岩石曲线出现 相交现象,是因为个别元素在不同岩石中富集水准不同所致,反映了 岩浆在运移和成岩过程中可能有外界物质的介入和混染。图中给类岩 石的Ba、Nb呈明显的波谷,说明其在该旋回岩浆演化分异过程中分异 较好,而Zr具有明显的波峰说明该元素在该旋回中比较富集。仅在流 纹岩中Th元素具有明显的波谷,说明其在流纹岩中分异较好。 1.3稀土元素特征该旋回火山熔岩各岩石稀土总量差别较大,∑REE 在94.6~230.17,平均值为152.4。与世界同类岩石维氏值相比,该 旋回火山岩基性-中性岩,为富稀土岩石,中酸性-酸性岩为贫稀土岩石。LREE/HREE值为9.26~15.49,(La/Yb)N值为11.8~27.33,(Ce/Yb)N值为7.98~17.35,La/Sm值为3.36~8.83之间,以上参 数值及稀土配分曲线特征反映该旋回火山岩各岩石均具轻稀土富集, 分馏较好;重稀土亏损,分馏较弱的特点,火山岩浆可能来源于壳幔 混源。 2火山岩形成环境及源区

(完整word版)地球化学复习资料

球类陨石:主要由基质、球粒、金属和一些特殊矿物集合体等组成。 碳质球类陨石是球粒陨石中的一个特殊类型,含有碳的有机化合物分子,并且主要由 含水硅酸盐组成。 CI型陨石为什么能够作为太阳系元素丰度标准? I型碳质球类陨石中难挥发元素的丰度与太阳一致,且未经受热变质作用影响、形成于远离太阳的较低温区域,是最原始的太阳星云凝聚物资。因而,它能保持着太阳星云 中非挥发元素的初始丰度。 第二章复习题 1、元素的地球化学亲和性 元素地球化学亲和性:主要指阳离子在自然体系中趋向同某种阴离子化合的倾向。又可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地与某种阴离子结合的 特性。 2、戈尔德斯密特的元素地球化学分类 1)、亲石元素:离子的最外层电子层具有8电子(S2P6)惰性气体型的稳定结构, 与氧容易成键,主要集中于硅酸盐相。 2)、亲铜元素:离子的最外层电子层具有18铜型结构(s2p6d10)在自然界中容易与 硫形成化合物,这些元素在分配时,主要分配在硫化物相中。 3)、亲铁元素:离子最外层电子层具有8-18过渡型结构,这种元素同氧、硫的化合 能力较差,倾向于形成自然元素,因此,这类元素倾向分配在金属相中 4)、亲气元素:原子最外层具有8个电子,原子半径大,具有挥发性或易形成挥发性化合物,主要分布在大气圈中。 5)、亲生物元素:这类元素主要富集在生物圈中。 3、类质同像的概念 类质同像概念:某种物质在一定的外界条件下结晶时,晶体中的部分构造位置被介质中的其他质点(原子、离子、络离子或分子)所占据而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,这种现象称类质 同像。 5、影响元素类质同像的物理化学条件 1)、组份浓度 ---“补偿类质同像”一种熔体或溶液中如果缺乏某种组份,当从中晶出包含此种组份的矿物时,熔体或溶液中性质与之相似的其他元素就可以类质同像 代换的方式加以补充。2)氧化还原电位.

地球化学数据

海南省前寒武纪的研究现状 海南岛地处欧亚板块、印度-澳大利亚板块和菲律宾板块的交汇部位,大地构造位置独特,据前人研究,海南岛出露有一套中元古代结晶基底岩石,对研究华夏一直华南地块在columbia大陆裂解以后和Rodinia聚合之前的演化具有重要意义。 海南岛前寒武纪基底岩石仅在琼西戈枕断裂带上盘抱板-饶文-公爱一带及琼中上安地区零星出露。其中,琼西地区以一套具花岗-绿岩系建造特征的抱板杂岩为主。岩性主要发育有以斜长角闪片(麻)岩为主的变质岩,混合花岗质类岩石,中-基性火山岩;琼中地区发育有一套变质火山岩系,并有少量麻粒岩及紫苏花岗岩分别以透镜状和脉状分布其中。 随着海南戈枕金矿的发现,大批学者对海南岛以抱板杂岩为代表的元古宙地层进行了较为详细的研究,目前所取得的较为统一的认识有:抱板群的形成、组成与演化;石碌群的地层出露以及琼中地区变质岩的主要组成、年代学特征等。 据(候威等.1992,涂少雄.1993,梁新权.1995,马大栓等.1998)等抱板杂岩主要包括一套深变质岩、花岗质类岩石以及中-基性火山岩。 谭忠福(1991),候威等(1992),涂少雄.(1993) 梁新权(1995) 马大栓等(1998),许德如(2000)等对分别对分布在琼中乘坡农场、抱板、土外山、二甲矿区的抱板群变质岩进行研究,认为变质岩主要可以分为变质沉积岩和绿片岩,变质沉积岩主要由石英二云母片岩和白云母石英片岩,是组成抱板群的主要岩石类型,绿片岩主要由斜长角闪片(麻)岩组成,两者产状基本一致互层产出。梁新权(1998),许德如(2001),徐德明等(2008)对花岗质类岩石研究,认为其主要组成部分为花岗闪长岩和二长花岗岩,呈岩株或岩枝侵入于抱板群片岩或片麻岩中,与围岩呈侵入接触关系谭忠福等(1991),涂少雄(1993)马大栓(1998)对二甲矿区,琼中乘坡农场万泉河边及东方县戈枕水库大坝处发育的斜长角闪(片)岩进行研究,认为斜长角闪岩呈脉状斜切围岩中,角闪岩见冷凝边,围岩见有明显的热接触蚀变现象,指示为后期岩脉。 叶伯丹等(1990)研究认为抱板群的变质时期及条纹-眼球状混合岩形成时期应在1145±40Ma,进而推测其原岩时代应为中元古代或更早,候威(1992)对抱板群内的变火山岩、混合花岗(质)片麻岩及其中的暗色包体进行地质年龄分析,得到Sm-Nd等时线年龄为1699.64 士3Ma、1379.54 士25Ma及2885.07士23Ma. 从而他认为抱板群中的斜长角闪片岩的原岩形成于前寒武纪古元古代长城纪时期, 混合花岗(质)片麻岩形成时代是中元古蓟县纪时期并推测海南到存在有太古宙基底;谭忠福等(1991)对海南岛中部抱板群中的变火山岩进行Sm-Nd 法测年,得年龄为975±8.6Ma,张业明等(1998)对海南岛西部的变基性火山岩进行研究,认为其形成于1165Ma士;涂少雄(1993)通过对抱板群内岩体进行同位素测定研究,认为抱板群形成于中元古代早期(1600~1700Ma),1400Ma士经历了一次角闪岩相变质作用混合演化和地壳重熔,并在1000Ma士发生基性岩浆侵入事件,对应于晋宁运动。 梁新权(1995)研究了土外山除发育的变基性玄武岩并认为其主量元素特征与全球大陆拉斑玄武岩和大洋拉斑玄武岩化学成分的算术平均值相当接近, 是一种过渡性拉斑武岩,稀土元素特征及大地构造背景分析图解均指示原岩倾向于岛弧拉斑玄武岩,Sr一N d同位素分析结果,斜长角闪片岩的。e N d ( T ) 为正值( e N d ( T ) = 2.555 ) , 说明这套玄武岩浆来源于亏损地慢区,但e N d ( T ),又要比17 亿年前全球地慢亏损平均值(e N d ( T )= 十6.26 ) 要小些,猜测是受到了少量下地壳物质混染。形成的大地构造背景为岛弧环境,并位于大洋一侧。许德如(2000),斜长角闪片麻岩呈绿色、墨绿色,片麻状构造,柱状、粒状变晶结构,主要变质矿物为绿色普通角闪石(75%~80%)、斜长石(15%~20%)、石英(0%~5%),SiO2变化范围小(48.86%~52.38%),平均为50.13%,TiO2平均为0.85%,基本上小于1.0%,P2O5基本小于0.1%,显示了岛弧火山岩特征,与许多元古代低钛拉斑玄武岩一致。Al2O3平均为14.06%,MgO平均为7.75%,CaO 8.9%~13.85%,K2O 和Na2O 平均值分别为0.78%和1.67%且K2O

铅锌元素的地球化学特征

铅锌元素的地球化学特征 一、铅锌的丰度 铅锌元素在地球及地层中的丰度(ppm) 黎彤(1976年) 铅锌在各类岩石中的丰度(ppm) А·П·维诺格拉多夫(1962年) 铅锌在各类岩石中的丰度(ppm) 费德波(1961年) 二、铅锌的地球化学行为 1、岩浆作用阶段: 早期结晶阶段,形成各种高温氧化物等矿物,铅锌一般不晶出。 伟晶作用阶段:铅只能在晚期少量晶出,锌不晶出。 热液作用阶段:本作用在硅酸盐结晶基本结束后发生,残余溶液中富集了大量热液形成物,即亲铜元素、或硫化矿床中的典型成矿元素。铅锌以硫化物形式大量晶出。

容易成矿。并且主要形成于热液作用的中期、即中温热液阶段。 按费尔斯曼共生序数,热液作用金属矿物生成顺序如下: 高价氧化物(黑钨矿、锡石)、原子晶格硫化物(黄铁矿、闪锌矿、方铅矿)。 脉石矿物生成顺序如下: 硅酸盐、石英、氟石、碳酸盐、硫酸盐。 铅、银经常以异价类质同象置换;闪锌矿中经常呈类质同象的是:铁、钆(Cd)、铟(In)、锰。铁、钆(Cd)、锰含量可达百分之几。 2、表生作用阶段: 铅锌元素在不同类型的粘土质土壤中以细小分散相颗粒形式或离子交换形式,如Pb2+替代K+而引起含有机质的森林或黑土中有铅富集,或被强吸附和交换离子的富腐植质、铁锰氢氧化物的胶体强烈吸收;铅锌在沉积岩的粗碎屑物中,含量一般极微,但在还原环境下含在大量的H2S存在的页岩中铅的含量约20ppm,锌有时可达200~1000ppm。 表生作用对铅锌影响最大的是氧化作用,它使原在内生作用形成的紧密共生的铅锌硫化物矿床,破坏原有地球化学平衡条件,发生显著迁移使铅锌分离,形成不同性质的铅锌氧化物,以达至新的地球化学平衡。 铅锌硫化物的铅锌在表生带中能被Fe2(SO4)3、H2SO4、CuSO4中Fe3+、Cu2+离子置换,形成硫酸盐(参见《重金属元素的表生还原富集机制》)。由于铅锌硫酸盐溶解度相差十分悬殊,PbSO4溶解度为0.041克//升,ZnSO4为531.2克/ 升。使铅基本上在原生露头原地富集在次生矿床,而锌流失或渗透至下部与不同介质交代,形成次生氧化物。 在氧化带下,铅锌硫化物变化程序一般是:方铅矿氧化成不易溶的铅矾(PbSO4),当与碳酸盐溶液或方解石进行交代生成白铅矿(PbCO3),如继续氧化,可逐步交代成磷氯铅矿(Pb5(PO4)3Cl)和矾铅矿(Pb5(VO4)3Cl)。大体是: 方铅矿→铅矾→白铅矿→磷氯铅矿→矾铅矿 闪锌矿氧化后形成易溶于水的硫酸锌被淋滤流失,流经石灰岩、碳酸盐物质时发生交代成菱锌矿(ZnCO3),如与其它杂质或不同性质围岩作用时,形成水锌矿(Zn5(CO3)2(OH)6又称锌华)、极异矿(Zn4(H2O)[Si2O7](OH)2)等复杂的含锌氧化矿物;否则,锌完全流失,公残全铅的氧化物。 ——《中国铅锌矿床地质勘探问题研究》(1984)

高等地球化学

高等地球化学读书报告 关键词:地球化学研究方法同位素 摘要:主要介绍了地球化学的研究方法,研究领域以及解决的一些问题,着重介绍了同位素地球化学。 地球化学是研究地球的化学组成、化学作用和化学演化的科学,它是地质学与化学、物理学相结合而产生和发展起来的边缘学科。作为一门独立的学科,地球化学的研究对象是地球中的原子,研究地球系统中元素及同位素的组成,元素的共生组合和赋存形式问题,元素的迁移和循环,地球的历史和演化。其学科特点是研究的主要物质系统是地球、地壳及地质作用体系。着重研究地球系统物质运动中物质的化学运动规律。研究原子的自然历史,必然联系到元素自身的性质及其所处的热动力学条件。与有关学科密切结合和相互渗透,使得地球化学的研究范畴不断扩大,并繁衍出众多分支学科。运用学科自身的知识、理论、研究思路和工作方法研究矿产资源、资源利用以及农田、畜牧、环境保护等多方面的问题。我国地球化学工作主要开始于20世纪50年代,最初是进行大规模的土壤分散流和基岩地球化学测量。20世纪80年代至今,随着我国地球化学专业队伍的迅速扩大,一批新的地球化学研究所和研究中心相继建立,并建立了一批具有先进测试设备和技术的实验室和计算中心。成矿作用地球化学、勘查地球化学、同位素地球化学、微疾元素地球化学、实验地球化学、环境地球化学、有机地球化学以及陨石化学、宇宙化学、岩石圈地球化学等多领域的研究已全面展开,目前我国地球化学研究已逐渐进入到与国际合作研究并同步发展的阶段。 一.基本内容 地球化学主要研究地球和地质体中元素及其同位素的组成,定量地测定元素及其同位素在地球各个部分(如水圈、气圈、生物圈、岩石圈)和地质体中的分布;研究地球表面和内部及某些天体中进行的化学作用,揭示元素及其同位素的迁移、富集和分散规律;研究地球乃至天体的化学演化,即研究地球各个部分,如

应用地球化学

地球化学旋回:元素的演化是以元素的赋存介质的变迁实现的,地幔物质分异出来的岩浆及地壳物质重熔形成的岩浆上升,结晶形成岩浆岩,经构造运动隆升到地表或近地表,进入表生环境,遭风化,剥蚀搬运到湖海盆地沉积成岩,沉积岩经沉降或俯冲到地表深处,发生变质或部分重熔而形成新的岩浆,构成一个大的旋回。 不相容元素:指那些在结晶分异过程中倾向于向残余流体相中聚集的元素 相容元素:指容易进入结晶而在残余流体相中迅速降低的元素 亲石大离子元素:不相容元素因其离子半径大,电荷高而不易进行类质同象置换的元素。K,W,LREE 元素的亲和性:地球化学上把阳离子有选择地与阴离子结合的倾向性 元素的亲和性(戈尔德施密特分类,根据元素的共生规律划分的): 亲铁元素:集中于铁——溴核中的元素。Au,Mo,Ni 亲硫元素:与硫亲和力强易溶于硫化铁熔体中的元素。Cu,Ag,Zn,Fe 亲氧元素:易溶于硅酸盐熔体的元素。 Li,Na,K,Rb 亲气元素:具有挥发性或易形成挥发性化合物,主要集中在气体中。H,C,H,O 亲生物元素:生物圈中富集于有机物中元素。H,C,N,Cl 地球化学异常:异常现象,异常范围,异常值 地球化学省:在地壳的某一大范围内某些成分富集特征特别明显,该区不止是一两类岩石中该元素丰度特别高,该种元素的矿床成群出现历史演化中元素的矿产出现率较高的叫地球化学省,它的实质就是一种地球化学异常,是以全球地壳为背景的规模巨大的一级地球化学异常。 地球化学场:元素的时空分布,把地球化学指标在三度空间和时间上的分布于演化称为地球化学场,具体某一时刻定位于三度空间上的地球化学指标值。 地球化学环境:元素在地球化学系统得以保持平衡的各种物理化学条件的综合。 原生环境:指天然降水循环面以下直到岩浆分异作用和变质作用发生的深部空间的物理化学条件的总和。次生环境:指地表天然水,大气影响所及的空间所具有的物理化学条件的总和。 克拉克值:又称地壳元素丰度,指地壳中化学元素的平均含量。 造岩元素:元素含量分布是不均匀的,O,Si,Al,Fe,Ca,Na,K,Mg元素之和占99%以上称为造岩元素。常量元素:元素的地壳丰度大于1%的叫常量元素。 少量元素:元素的地壳丰度在0.1%-1%的叫少量元素。 微量元素:元素的丰度小于0.1%。 相对丰度:(浓度克拉克值)化学元素在某一局部地段或某一地质体中的平均含量与地壳丰度之比叫相对丰度。 矿石浓度系数:矿床作为一种特殊的地质体,以矿石平均品位与该元素地壳丰度值之比。 最低浓集系数:最低可采品位与其地壳丰度之比 克拉克值:地壳元素丰度是指地壳中化学元素的平均含量。 碱金属元素:Li、Na、K从超基性岩-基性岩-中性岩-花岗岩-正长岩逐步增高,最高含量都在正长岩,次高含量在花岗岩中。与超基性岩比较正长岩中相对富集程度可达数十倍,数百倍,最高甚至达数千倍以上,因此偏碱性岩中碱金属元素丰度最高。 稀土元素:La、Ce、Pr等,具有与碱金属元素相似的分布特点,向偏碱性岩中富集的趋势很强。 其余亲氧元素:Si、Be、Sn等含量从超基性岩、基性岩、中性岩至花岗岩明显增高,最高含量在花岗岩中。富集程度从数倍、数十倍、数百倍至数千倍以上;从花岗岩想正长岩这些元素的含量略有降低。Pb在岩浆岩中的积累与放射性元素U、Th的丰度有关。Al、B、P偏离上述规律,最高丰度出现在中性岩中。 亲铁元素:Fe、Mn明显从超基性岩-基性岩-中性岩至酸性岩降低,最高含量在超基性岩。与酸性岩比较,这些元素在超基性岩中的富集程度由数倍至百倍。亲氧元素中的Mg具有与上述元素十分相似的分布特点。亲硫元素Au也有相似但较为微弱的分布趋势,这与Au 的原生亲铁性不无关系

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