0710年地球化学真题及答案简答题解析Word格式.docx
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同位素地球化学，化学地球动力学。
三、主要成果
主要从事同位素地球化学研究，在矿物同位素分馏系数理论计算和实验测定、岩石成因同位素示踪和化学地球动力学、同位素体系理论模式及其地球化学应用等方面取得了一系列突出成果。
独立或作为第一作者在国际SCI刊物上发表论文60余篇，部分论文已经被Nature和Science等国际SCI刊物引用达620余次（ISI论文引用排名榜中国地球科学家第3位）。
有关矿物氧同位素分馏系数的计算公式和结果被写入美国出版的地球化学教科书《PrinciplesofGeochemistry》（ColumbiaUniversityPress,1997）。
编著《稳定同位素地球化学》（科学出版社，北京，2000），主编《化学地球动力学》（科学出版社，北京，1999）。
主持有国家自然科学基金重点项目“同位素体系平衡的地质年代学和动力学效应”和中国科学院知识创新工程项目“扬子板块俯冲的壳幔地球化学循环”等。
四、学术地位
依据是ISI统计的在1997年--2007年的11年里所检索了世界前2000名的地球科学家所发表署名论文的被引次数，郑永飞教授排在中国大陆科学家的第一位。
侯德封涂光炽刘东升克拉克
2、简述戈尔德施密特的元素地球化学分类及其依据。
（p83）
答：
以其提出的地球起源和内部构造的假说为基础，根据化学元素的性质与其在地球各圈层间的分配将元素分为四类：
（1）亲石元素：
离子的最外电子层具有8电子（s2p6）稳定结构，氧化物的形成热大于FeO的形成热，与氧的亲和力强，易熔于硅酸盐熔体，主要集中在岩石圈。
（2）亲铜元素：
离子最外电子层具有18电子（s2p6d10）的铜型结构，氧化物的形成热小于FeO的形成热，与硫的亲和力强，易熔于硫化铁熔体，主要集中于硫化物—氧化物过渡圈。
（3）亲铁元素：
离子的最外电子层具有8—18电子过渡型结构，氧化物的形成热最小，与氧及硫的亲和力均弱，易熔于熔铁；
主要集中于铁—镍核。
（4）亲气元素：
原子最外电子层具有8电子，原子容积最大，具有挥发性或倾向形成易挥发化合物，主要集中在大气圈。
此外，戈氏还划分出“亲生物元素”，这些元素多富集在生物圈内，包括C、N、H、O、P、B、Ca、Cl、Na、Si等。
3、简述同位素地质温度计的原理及应用。
同位素地质温度计根据共生矿物对的同位素分馏测定地质体中同位素平衡时的温度。
目前常用的有石英—磁铁矿﹑石英—白云母﹑石英—方解石等共生矿物对氧同位素地质温度计和闪锌矿—方铅矿﹑黄铁矿—方铅矿等硫同位素地质温度计。
同位素地质温度计不需进行压力校正。
其基本原理是根据地质体中共存物相之间的同位素分馏大小，应用已知的同位素分馏系数，即可计算物相之间的同位素“平衡”温度。
同位素地质温度计应用的先决条件是共存物相之间达到并保持同位素平衡。
4、以氢，氧为例，论述稳定同位素地球化学的地质应用。
（P246稳定同位素；
p251氧同位素测温；
p253氢氧同位素的示踪应用）
稳定同位素地球化学研究稳定同位素在天然物质中的组成和变化规律，并用于解决地质和地球化学问题。
氢、氧同位素的地质应用包括：
1、氧同位素测温：
氧同位素测温又可分为两类，分别为：
（1）外部测温法：
是根据矿物-水体系中同位素分馏系数α矿物-水及计温方程参数直接确定的矿物与流体相间的平衡温度。
具体做法是测定矿物及与其平衡的矿物包裹体中水的δ18O值，对近代或年轻的沉积岩，可以使用海水的δ18O。
（2）内部测温法：
指当岩浆岩或变质岩形成时，两共生矿物与一个公共流体相达到平衡，两矿物的δ18O之间存在一个平衡态差值，可由α矿物-矿物及计温方程计算出两矿物的平衡温度。
2、氢氧同位素的示踪应用：
（1）确定成矿液体的来源及矿床成因。
水时成矿流体的基本组分，研究成矿溶液中水的来源是揭示矿床成因的关键。
（2）确定岩石的成因。
氧同位素研究课有效的确定火成岩的物质来源，并进行岩石成因类型的划分。
（3）古气候示踪。
温度和湿度是表征气候变化的基本参数，可按其不同组合划分气候变化类型。
5、同位素地球化学-研究稳定同位素的作用意义（必考）
答题要点：
1。
同位素地质温度计加一个化学式2。
同位素的示踪剂
（1）水的来源
（2）碳和硫的来源
同位素定义：
核内质子数相同而中子数不同的同一类原子。
同位素的分类：
（1）放射性同位素：
原子核不稳定，能自发进行放射性衰变或核裂变，而转变为其它一类核素的同位素称为放射性同位素。
（2）稳定同位素：
原子核稳定，其本身不会自发进行放射性衰变或核裂变的同位素。
稳定同位素可分为两类：
（1）放射成因稳定同位素：
由单个或系列放射性同位素母体衰变而形成的稳定同位素；
（2）非放射成因稳定同位素：
没有放射性母体的稳定同位素。
6、简述SM-ND同位素定年的基本原理与地质应用
1、Rb-Sr法测年
Rb有两个天然同位素，85Rb和87Rb其中前者为稳定同位素，后者为放射性同位素。
Sr有四种同位素，它们均是稳定同位素。
这四种同位素中，87Sr除了宇宙成因外，还有由87Rb经β-衰变生成的放射成因的87Sr，因此，自然界中87Sr的风度在不断增长。
而84Sr、86Sr、88Sr只有宇宙成因的，因此，它们的原子总数是不变的。
Rb在岩石和矿物结晶时进入矿物，其中87Rb按放射性衰变规律随时间推移作负指数衰减，同时放射成因的87Sr则不断积累。
如果两者都能在岩石和矿物中很好保存，只需准确测定样品中现今的87Sr含量，便可按同位素年代学基本公式计算岩石或矿物的结晶年龄。
Rb—Sr法测定地质年龄的基本公式为：
（87Sr/86Sr）s=（87Sr/86Sr）o+（87Rb/86Sr）s（eλt-1）
含钾矿物是Rb—Sr法测年的主要对象。
为了避免因初始锶同位素比值的估计引起的误差，人们设计了一组全岩样品的Rb—Sr等时线年龄测定方法，
其原理是：
（1）所研究的一组样品（岩石或矿物）具有同时性和同源性；
（2）岩石或矿物形成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；
（3）体系内化学成分不均一，Rb/Sr比值有差异；
（4）自结晶以来，Rb、Sr保持封闭，没有与外界发生物质交换。
Rb—Sr等时线法主要适用于测定基性、中性和中酸性岩浆岩的形成年龄。
2、U—Th—Pb法测年
U有三种天然放射性同位素，它们的相对原子丰度238U为99.2739%、235U为0.7024%、234U为0.0057%。
Th只有一个同位素232Th，属放射性同位素。
自然界存在的其他的U、Th同位素都是短寿命的放射性同位素，数量极微。
Pb有四种同位素：
204Pb、206Pb、207Pb、208Pb，都是稳定同位素，其中仅204Pb是非放射成因的铅，其丰度可作为比较的参数，而206Pb、207Pb、208Pb都是有放射性成因的，它们分别是238U、235U、232Th经一系列衰变后的最终产物。
根据同位素年龄测定基本公式，206Pb、207Pb、208Pb可以写出以下关系式：
（206Pb/204Pb）=（206Pb/204Pb）o+（238U/204Pb）（eλ1t-1）
（207Pb/204Pb）=（207Pb/204Pb）o+（235U/204Pb）（eλ2t-1）
（208Pb/204Pb）=（208Pb/204Pb）o+（232U/204Pb）（eλ3t-1）
根据上列三个关系式可获得三个独立的年龄值，如果它们相互吻合（相对误差≤10%），称为一致年龄。
但由于铅的丢失往往得不到一致年龄。
用206Pb/207Pb原子比率计算可以较大限度的消除Pb丢失对年龄测定的影响，为此可将前两式联立，得到第四个年龄计算式：
[（207Pb/204Pb）—（207Pb/204Pb）o]/[（206Pb/204Pb）—（206Pb/204Pb）o]
=1/137.88（eλ2t-1）/（eλ1t-1）
这个计算式不需要获得235U和238U的原子数，根据样品的铅同位素比值就可算出“207—206年龄”。
由于238U、235U和232Th的半衰期较大，因此U—Th—Pb法一般只适合古老地质体的年龄测定，要获得正确的U—Th—Pb年龄，必须满足一下条件：
（1）样品形成后保持U—Th—Pb体系的封闭性；
（2）合理选择样品的铅同位素初始比值。
3、K—Ar法测年
自然界中钾有三个同位素，分别为：
39K、40K及41K，其中40K是放射性同位素，其衰变是分支衰变过程。
由于Ca是常量元素，40Ca又是其中丰度最高的同位素，微量的放射成因40Ca所引起的Ca同位素组成变异是难以察觉的，因此K—Ar法计时只能应用40K→40Ar这一分支，计算年龄的方程为
t=1/λln[1+（λ/λe）*（40Ar*/40K）]
研究时将样品分成两份，一份通过同位素稀释法或通过其他方法测定K含量计算40K；
另一份用于测定40Ar，目前主要采用同位素稀释法计算获得40Ar。
用上式计算的年龄必须满足一下条件：
（1）岩石和矿物形成后钾氩体系始终保持封闭；
（2）样品中不存在过剩氩，并对大气氩进行了合理的扣除。
4、40Ar—39Ar法测年
40Ar—39Ar法是将K—Ar法对Ar绝对量的测定变为对Ar同位素比值的测定。
该方法的原理是将含钾矿物置于核反应堆中，39K因热快中子照射而形成39Ar，半衰期为269a。
测定被照射样品的40Ar/39Ar值，并计算年龄：
t=（1/λ）ln（40*Ar/39Ar*J+1）
用上述方法得到的年龄称为“全部氩释放年龄”。
这种年龄与常规的K—Ar法年龄一样，都要求放射成因40Ar没有从样品中逃逸过，也没有过剩氩的存在。
这种年龄测量方法的优点是避开了常规K—Ar法中需要两份样品测量钾和氩同位素组成所引起的不均一性，从而提高了年龄测定的精度。
5、14C法年龄测定
C有三种同位素，它们是12C、13C、14C。
14C是短寿命的天然放射性同位素，其半衰期为（5370±
40）a。
14C在大气中通过氧化作用或同位素交换反应进入CO2，大气、水圈、生物体及岩石中都含有14C。
14C通过β衰变反应消耗，两者保持动态平衡。
生物存货期间，体内保持与环境平衡的14C量。
当生物体死亡以后，停止了从外界补给14C，此后14C衰变量是时间的函数，因此，可以用14C法研究生物体死亡后经历的时间。
根据衰变反应14C→14N+β和衰变定律，有：
14N*=14C（eλt-1）
14C测年已为60000年以内的生物成因碳酸盐岩、冰川阶地、海崖变迁、考古、古人类学、故气候学等提供了足够精度的年龄数据。
然而，由于地球磁场的改变、宇宙射线通量的变化和碳同位素分馏效应的影响等，14C法所测得的年龄需要进行校正，目前已推导出多种校正公式以提高14C的测年精度。
7、论述Rb-Sr法（或其他任一测龄方法）年龄测定的原理，适用范围，对象及其优缺点。
（p221-223）
Sm-Nd法年龄测定：
Sm和Nd属于元素周期表第六周期第三副族，都有7个同位素，其计算年龄的公式为：
（143Nd/144Nd）s=（143Nd/144Nd）o+（147Sm/144Nd）s（eλt-1）
Sm-Nd法定年主要应用全岩等时线法或全岩+矿物等时线法。
要获得可靠的Sm-Nd等时年龄，同样要满足下列条件：
（1）所研究的一组样品具有同时性和同源性，
（2）所测样品中，有较为明显的Sm/Nd比值差异；
（3）在样品形成后，体系保持Sm和Nd封闭。
147Sm、143Nd这对母子体同位素同属稀土元素，具有十分相似的地球化学性质，使得放射性成因的子体143Nd形成后很自然地继承了母体在晶格中的位置，而不会逃逸。
而且各种地质作用都会很难使Sm和Nd发生分离和迁移，因而Sm-Nd体系一般较易保持封闭。
由于147Sm的衰变常数较小，因此Sm-Nd法通常适合对古老岩石的测年（>
10亿年）。
Sm-Nd全岩等时线法不宜对酸性岩进行年龄测定，但是可用该方法测定陨石、月岩及地球上古老的基性岩和超基性岩类的年龄。
8、放射性同位素定年的最基本原理
放射性是指原子核自发地放射各种射线（粒子）的现象。
在磁场中研究放射性的性质时，发现射线是由α、β、γ3种射线组成。
α射线是高速运动的α粒子流,α粒子由两个质子和两个中子组成,实际上就是氦He。
β射线是高速运动的电子流。
γ射线是波长很短的电磁波。
能自发地放射各种射线的同位素称为放射性同位素。
放射性同位素放射出α或β射线而发生核转变的过程称放射性衰变，衰变前的放射性同位素为母体，衰变过程中产生的新同位素叫子体。
若放射性母体经过一次衰变就转变为另一种稳定的子体，称为单衰变。
如87Rb→87Sr+β-。
若放射性母体经过若干次衰变，每一种衰变所形成的中间子体是不稳定的，又继续衰变，一直到产生稳定的最终子体为止，则叫连续衰变或衰变系列。
如238U经过14次连续衰变，即238U→8α+6β-+206Pb，最终形成稳定的206Pb子体。
有的放射性母体能同时产生两种子体，这样的衰变称分支衰变。
如40K一方面通过β-衰变形成稳定的40Ca，同时又以K层电子捕获方式形成稳定的40Ar。
在放射性衰变过程中放射性母体同位素的原子数衰减到原子数目的一半所需的时间称为半衰期，记作T1/2。
它不随外界条件、元素所处状态或元素质量的变化而改变。
半衰期的长短差别很大，短的只有10-7秒,长的可达1018年。
半衰期愈短的同位素放射性愈强。
放射性同位素在单位时间内每个原子核的衰变几率称衰变常数（λ）。
半衰期和衰变常数是利用放射性衰变定律计算地质年代时的两个重要特征常数。
同位素地质年代的测定基于放射性衰变定律，即任何放射性同位素随时间按负指数规律而衰减，其表达公式为
N0表示时间t=0时放射性同位素的初始原子数，N表示经过t时间以后剩下的未衰变母体原子数,λ为衰变常数。
经任何时间由母体衰变的子体原子数为
D=N0-N
将此式代入上式进行推导和计算，得出
该式就是同位素地质年代测定的基本公式。
应用放射性同位素的衰变作用测定地质年代需具备以下前提：
①放射性同位素的衰变常数和半衰期被准确测定；
②样品及其测得的N和D值能代表想要得到年龄的那个体系；
③在地球物质中同一元素的几种同位素丰度比值应是恒定的；
④对样品中混入的非放射成因稳定子体的初始含量能准确地扣除或校正；
⑤作为样品的岩石或矿物自形成以后保持封闭体系。
原则上，任何天然放射性同位素都能用来测定地质年龄。
依据半衰期有两类计时方法：
①长半衰期同位素计时法，如铀－钍－铅法、钾－氩法、铷－锶法、钐－钕法等。
这些方法对宇宙年代学同样具有重要意义；
②短半衰期同位素计时法，如铀系法、沉降核类法、14C法等。
这类方法均属直接测定法，即依据放射性衰变定律而测定。
还有一类是间接测定法，即依据放射性射线和裂变碎片对周围物质作用的程度来测定年龄，如裂变径迹法、热释光法、辐射损伤法等。
9、简述岩石中元素的赋存状态及其研究方法。
（p86-87）
简述地壳中元素的主要赋存状态及研究方法。
元素的赋存形式主要有：
（1）独立矿物：
能用肉眼或能在显微镜下进行研究的矿物，粒径大于0.001mm。
（2）类质同象：
或称为结构混入物，指不同的元素或质点占据相同的晶格结点位置、而晶格类型和晶格常数不发生明显变化的现象。
（3）超显微非结构混入物（或称为超显微包裹体）：
被包裹在其他矿物中，粒径小于0.001mm的物质。
（4）吸附：
胶体、晶体表面或节理面上由于电荷不平衡而吸附异性离子的现象。
（5）与有机质结合：
元素加入到有机物中。
元素赋存形式的研究方法主要有：
（1）元素含量测定：
通过矿物含量测定发现混入元素，并判断其类质同象的可能性。
（2）显微镜法：
镜下观测是否有微细矿物颗粒。
（3）萃取法（偏提取法）：
利用溶质在互不相溶的溶剂里溶解度的不同，用一种溶剂把溶质从另一溶剂所组成的溶液里提取出来的操作方法。
（4）晶格常数测定：
通过X光衍射法测定矿物的晶格常数，据晶格常数的变化来判断类质同象的类型和程度。
（5）电子显微镜扫面：
一方面可以研究细小颗粒矿物的成分、结构和光学性质等；
另一方面可以通过对矿物中微量元素的分布特征，来研究矿物的化学键性和离子电价。
10、综合论述地球化学理论与方法在研究矿床成因中的应用。
矿床是在一定地质条件下形成的在质量和数量上都能满足当前开采利用要求的有用矿物的富集地段。
无论在岩浆作用、沉积作用还是变质作用，只要在其过程中导致有用矿物的富集，变可形成矿床。
矿物是由元素组成，是在各种地质条件下形成的具有相对固定化学成分和物理性质的均质固体。
而地球化学主要研究地球中元素的分布、分配、共生组合，以及元素集中、分散与迁移的化学机制。
岩石可分为火成岩、沉积岩和变质岩，而矿床实际上是地壳岩石中由于化学元素的迁移和聚集（成矿作用），形成某些元素克拉克值高于平均值的特定地段。
通过对元素的研究，可以知道元素的富集情况，如果其克拉克值高于的平均值，并结晶成矿物，且品味比较高，那么该地段就很可能形成该元素的矿床。
所以对地球化学研究有利于人们发现矿床，开采矿床。
11、综合论述地球化学理论与方法在研究热液矿床成因中的应用
（热液矿床的成矿物质来源、成矿时代、成矿的物理化学条件。
）（必考论述）
元素地球化学同位素地球化学流体包裹体地球化学三个方面论述
热液矿床概论
通过含矿流体（包括气相、液相、超临界流体）作用而生成的后生矿床称热液矿床或气化热液矿床。
成矿物质（元素）来源:
来自同生热液和变质热液、来自热液渗滤的围岩、来自岩浆热液、上地幔。
（1）来自同生热液和变质热液例如：
原来沉积物中含有铅、锌，在建造水释放过程中这些被溶解的金属组分也会随之带出，某些含铅、锌较高的油田热卤水即可能属于这种成因。
（2）来自热液渗滤的围岩。
热液沿围岩的裂隙、孔隙进行渗滤、运移时，可以和围岩中组分发生反应，这一过程通常称为水-岩反应。
针对地壳岩石对成矿的物质贡献，矿床学家提出了“矿源层”（sourcebed）的概念。
（3）来自岩浆热液当岩浆结晶时常有流体相析出，这些流体（气、液、或超临界流体）可以溶解、搬运金属化合物，并提供热液矿床物质来源。
（4）上地幔地幔流体的活动可以把分散在上地幔中的成矿物质活化、迁移到地壳中成矿。
这类研究近几年已经不断积累起来，如胶东半岛金矿、四川大水沟碲-金矿以及河北东坪金矿等已经有不同的研究者相继提出地幔流体和地幔物质参与成矿的认识。
由于受技术条件的限制，对参与热液成矿作用的地幔成矿物质的识别，目前尚处在不断的探索之中，但相信随着研究的深入，有关上地幔中成矿物质在热液矿床成矿作用中的贡献会被进一步认识到，并不断总结出系统的研究思路和方法。
以中温热液型矿床为例：
中国中温热液脉型金矿——山东招掖地区、吉林夹皮沟地区、冀东和冀西北地区以及秦岭东端的小秦岭地区等。
成矿时代集中在110-130Ma之间，是中国东部中生代大规模成矿作用的重要组成部分。
太古代脉状金矿——世界上，许多产在太古代绿岩带内的中温热液脉型金矿床，都是世界级的超大型矿床，任何太古代地体中的该类金矿化都基本代表了与晚期变形作用有关的成矿事件，这种变形伴随着峰期变质作用发生，但晚于绝大多数长英质侵入体形成。
成矿的绝对年龄在26到27亿年之间。
普地P124
由于含矿热液是一个复杂的多组份的天然系统,在其成矿作用过程中,由于物理化学条件的变化,可与流经的各种不同成分的围岩相互作用,不同成分和性质的水溶液也可互相混合等。
这不仅使热液本身性质和成分发生变化，并由此引起一系列的化学反应，促使成矿元素沉淀。
大量实际资料和理论研究证实，在热液矿床形成过程中，金属成矿元素主要呈络合物形式搬运。
由于热液体系物理化学性质的变化，造成络合物稳定性的破坏，使金属元素及其化合物沉淀、析出，其中温度的降低和ph值的变化常常对络合物的稳定性影响最大。
a、温度的变化
有些络合物只在较高温度下稳定，而在低温下分解，如[PbCl4]2-，当温度从2000C降低到1000C时，其稳定性变化不大，而从1000C降至900C时，可导致5×
10-6的Pb沉淀析出，再如某些铁的络合物，只在3000C以上稳定。
在3500C时，在中性-弱酸性条件下，铁的溶解度可达到n×
10-6～n×
10-3；
低于2500C时，几乎不能形成铁的络合物。
b、pH值
根据巴恩斯的计算，金属络合物的稳定性严格受pH值的控制。
当体系H2S的浓度（活度）和Cl-的浓度一定时，pH值变化一个单位，金属氯络合物的浓度可变化两个数量级。
pH值越小，越容易使氯络合物稳定。
c、压力变化
通常，当热液体系的压力降低时，H2S、CO2等挥发分在热液中的溶解度减小，从而降低体系中S2-、CO32-的浓度，促使含有S2-、CO32-等的络合物的稳定性降低，使金属阳离子析出
d、氧化还原作用
如以U6+为中心离子的络合物与围岩中的Fe2+作用，被还原为U4+时，络合物分解，产生晶质铀矿
e、与围岩反应
如W6+为中心阳离子的络合物与围岩反应生成钙钨矿：
Ｒ３ＷＯ４＋ＣaＣＯ３—ＣaＷＯ４＋Ｒ２ＣＯ３因此，白钨矿经常生成于碳酸盐岩中。
f、不同来源热液的混合
由于不同来源的热液，其物理化学性质有明显差异，当它们混合后，会引起体系物理化学性质的明显变化，从而破坏了络合物的稳定性，如含Ｈ２Ｓ较高的热液与不含Ｈ２Ｓ的热液混合时，可以降低Ｓ２－和ＨＳ－的浓度（或活度），从而引起含硫络合物的分解。
如下式生成辉锑矿的反应：
２Ｎa３ＳbＳ３＋３Ｈ２Ｏ—Ｓb2Ｓ３＋６ＮaＳＨ与上述情况相反，当富含Ｈ２Ｓ的热液与富含重金属卤化物热液液相混合时，则
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