地球化学重点.docx
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地球化学重点
第一章
1本教材的地球化学定义★
•从20世纪初产生到现在，地球化学历经近100年的历史，其研究范围（从地壳到地球、宇宙）和着眼点（元素行为到化学组成、化学作用和化学研究）发生了重大变化，现代地球化学的中心课题是通过观察和揭示地球、地圈及各子系统（包括行星）这些客体的化学特性、所处的热动力学环境以及在各客体中或与客体有关的系统中发生的作用过程。
因此，为了强调地球及其子系统是地球化学研究的主要对象，在地球及其子系统中发生的各种自然作用的动态机制和物质系统的化学演化历史，地球化学定义可以简洁地表述为：
地球化学是研究地球及其子系统（含部分宇宙体）的化学组成、化学机制和化学演化
深入理解地球化学的定义
Ø从研究对象来看：
是地球及其子系统（地壳、地幔及其自然作用体系）的岩浆作用、沉积作用、变质作用、成矿作用、表生作用、生态环境等，目前正在向宇宙天体拓展；
Ø从研究形式来看：
主要是元素（同位素）在自然界的化学运动形式；
Ø从研究时间来看：
包含了整个地球、地壳演化和全部地质作用时期；对单个元素（同位素）来讲，是研究它们的发生、不断发展及螺旋式演化的全部历史。
为此，地球化学是地质学与化学相结合的一门边缘学科，但本质上是隶属地球科学。
地球化学的基本问题★
围绕原子在自然环境中的变化及其意义，地球化学研究涉及以下5个基本问题/基本任务：
v1、地球系统中元素及其同位素的组成（丰度abundance和分配distrbution）；
v2、元素的共生组合（parageneticassociation）和赋存形式（occurrencemode）；
v3、元素的迁移（migration）和循环（circulation）；
v4、地球的历史（history）和演化（evolution）；
v5、应用地球化学研究。
0.4.2地球化学的基本工作方法
0.4.2.1地球化学野外工作方法
•1．地质考察
Ø对研究对象所处地质位置及周围环境、地质体产状测量和特征记录、地质体宏观现象的考察和描述，必要时进行地质填图；
Ø查明：
地质体的岩石-矿物组成及相互作用关系，由此提供有关地球化学作用的空间展布、时间序列和相互关
应该明确一点：
地质背景清楚的地质体或样品才有研究意义。
根据野外观察得出的初步地质-地球化学认识，确定进一步的设想和采样方案。
2．地球化学样品采集
Ø
（1）样品的代表性：
代表一定产状的地质体，力求做到其化学组成未受到后期的地质作用改造。
Ø
（2）样品的系统性：
采集的样品保证研究对象在时间上、空间上和不同成因产状方面的系统性。
Ø（3）样品的统计性（至少5点作等时线）。
0.4.2.2地球化学室内研究方法
1．岩矿鉴定
Ø这是地球化学实验室研究的基本方法之一。
Ø目的：
通过光、薄片研究的显微镜鉴定，查明矿物共生组合关系和生成顺序，围岩蚀变程度和次生变化现象等。
在此基础上，进一步研究地质体形成物化条件、元素分布、迁移规律等。
2.分析和测试
Ø
（1）化学组成的分析方法：
Ø①20世纪60年代：
重量法（测岩石化学成分）、比色法和离子交换层析等，确定岩石和矿物化学组成；
Ø②20世纪70~80年代各种高精度分析仪器取代传统仪器：
XRF，ICP-AES，ICP-MS，分析岩矿主量元素和微量元素含量。
如全岩稀土元素分析向包裹体稀土元素分析，分析结果的数量级由（×10－6）（幂）变为（×10－12）（幂）
（2）物质中元素结合形式和赋存状态研究：
①传统方法：
XRD等物质结构和存在形式探讨
②现代方法：
微区原位分析技术，特别是电子探针技术（EMPA），可以获得样品中元素含量、分布和结合状态，常用仪器如AEM，SEM，TEM等
（3）同位素分析技术
v①从常量分析向微量和微区分析发展，重要技术—激光探针，采用激光束燃烧样品表面，使特定微区内样品气化并与反应剂反应，将气体收集共质谱分析，这是一项重要同位素微区分析技术
v②二次离子质谱（SIMS），利用离子束轰击样品表面，收集并分析所生成的二次离子，得到微区同位素组成，进行微区定年。
如锆石的SHRIMPⅡ定年
．自然作用过程的实验室模拟
第一章太阳系和地球元素丰度
1.1.1基本概念/术语*
1、地球化学体系
按照地球化学的观点，我们把所要研究的对象看作是一个地球化学体系，每个地球化学体系都有一定的空间，都处于特定的物理化学状态（C、T、P等），并且有一定的时间连续。
陨石研究意义★：
Ø陨石是从星际空间降落到地球表面上来的行星物体的碎片。
陨石是空间化学研究的重要对象，具有重要的研究意义：
Ø①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；
Ø②也是认识地球的组成、内部构造和起源的主要资料来源；
③陨石中的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；
④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）
1.1.4.1陨石的类型
通常根据其中的金属含量将陨石划分为3大类型：
球粒陨石约含10％金属
1.1.4.2石陨石
石陨石包括球粒陨石和无球粒陨石
1、球粒陨石
球粒陨石是最常见的一类陨石，占全部石陨石的90%以上
①结构特点：
球粒陨石的最大特征石含有球粒，具球粒结构。
②球粒组成：
一般由撖榄石或斜方辉石组成，有时是玻璃质；球粒间的基质常为镍铁、陨硫铁、斜长石、橄榄石、辉石等组成。
③类型：
按照矿物和化学成分，目前对球粒陨石进一步划分为3大群：
E群（顽火辉石球粒陨石）
O群（普通球粒陨石）
C群（碳质球粒陨石），少见。
普通球粒陨石（O群）又可按成分特征划分为3个亚群：
H（高铁群普通球粒陨石）
L（低铁群普通球粒陨石）
LL（低铁低金属普通球粒陨石）亚群。
④成分：
球粒陨石平均矿物成分大致—镍-铁12%，橄榄石46%，紫苏辉石21%，透辉石4%，斜长石11%。
2、无球粒陨石
①结构特点；无球粒陨石不含球粒，常常比球粒陨石结晶粗得多。
在成分与结构方面，许多无球粒陨石均与地球上的火成岩相似，因此它们可能是由硅酸盐熔体结晶形成。
②分类：
无球粒陨石据CaO的含量可以划分为两个群（或亚类）：
贫钙[w（Ca）＝0~3％]
富钙（）≥％
③矿物组成：
无球粒陨石平均矿物成分大致：
镍-铁1%，橄榄石9%，紫苏辉石50%，透辉石12%，斜长石25%
3、碳质球粒陨石★
①特点；碳质球粒陨石是球粒陨石的一个特殊类型，其特征是含有碳的有机化合物分子，并且主要由含水硅酸盐组成。
②类型：
按化学成分碳质球粒陨石可划分为I、Ⅱ和Ⅲ等3种（CI、CⅡ和CⅢ）类型。
③研究意义：
碳质球粒陨石虽然十分稀少，但在探讨太阳系元素丰度方面却具有特殊的意义
阿伦德”CⅢ型（1969年陨落于墨西哥北部）以及其它碳质球粒陨石（尤其CI型碳质球粒陨石）中，非挥发性元素的丰度几乎同太阳中观察到的元素丰度完全一致（图1.1）。
因此，碳质球粒陨石的化学成分目前已被用于估计太阳系中非挥发性元素的丰度。
1.1.4.3铁陨石和石-铁陨石
1.铁陨石
组成：
Fe和Ni是铁陨石中主要元素，在铁陨石中还含有少量（w<2％）Co、S、P、Cu、Cr和C等元素。
2.石-铁陨石：
由硅酸盐相和铁镍相组成，前者通常是橄榄石，偶尔有一些辉石，并成为较大的圆粒赋存于海绵状的Ni-Fe结构中。
其他矿物如陨硫铁也经常出现
类型：
根据两相比例可划分出橄榄陨铁和中铁陨石两类。
石-铁陨石在矿物成分、结构构造、化学成分和演化历史上都具有石陨石和铁陨石的双重特性，它还可以进一步划分为橄榄陨铁、中陨铁、古英铁镍陨石和古铜橄榄陨铁4类。
玻陨石
曾被认为是陨石类的物质，它们由富SiO2的玻璃（SiO2平均含量约75％）组成，类似黑曜岩，但化学成分和结构与黑曜岩相差很大。
人们迄今尚未见到一个陨落的玻陨石，只是由于其特殊的形态和成分才认为是陨石。
现在积累的许多有关资料，促使人们（Taylor，1973；O'Keefe，1976）倾向把它们视为由于彗星或大型陨石冲击地球引起物质熔化的产物。
4.月球研究意义*
Ø①月球的研究资料成为地球早期（距今31~46亿a）阶段演化特征的一个重要方面；
地球（37~37.5亿a）和月球（34~37亿a，39.5亿a）上所发现的最古老的岩石同位素年龄非常接近，同时月球距今31亿年来几乎处于停滞状态，如果将月球原始结晶岩石看作地壳早期形成的岩石，说明地球上存在的花岗岩质大陆壳、水圈和大气圈都是地球后期演化和发展过程中产生
③月岩在化学成分、矿物成分、同位素组成等地球化学特征上，以及密度、弹性波传播速度等地球物理性质上都与大洋玄武岩相似，或地壳硅-镁层相似，显示月壳与大洋壳相似，月球缺失大陆型花岗岩的地壳。
。
④月球和地球早期的火山活动普遍，广泛分布的月海玄武岩和地球早期产生的中、基性喷出岩经变质形成的全球广泛分布的绿岩系，是地球和月球演化对比的显著特征之一。
⑤月球表面缺水，几乎没有三价铁存在，证实了月球表面没有大气圈和水圈，月球接近于真空状态，因而月球表面的生命活动有限，缺失象地球表面的强烈外营力作用，月岩基本保持了原状而变化不大的“原始岩石”—月球表面是明亮、坑洞密布的高地和深色的海。
1.1.6太阳的化学成分
1太阳-元素丰度特点★：
①H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（Z＞45）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。
④质量数为4的倍数（即α粒子质量的倍数）的核素或同位素具有较高丰度。
此外，还有人指出原子序数（Z）或中子数（N）为幻数（2、8、20、50、82和126等）的核素或同位素丰度最大。
例如，4He（Z=2，N＝2）、16O（Z=8，N=8）、40Ca（Z=20，N=20）和140Ce（Z=58,N=82）等都具有较高的丰度。
⑤Li、Be和B具有很低的丰度，属于强亏损的元素，
而O和Fe呈现明显的峰，它们是过剩元素。
2-元素丰度与分布规律的解释★
①与元素结构有关：
宇宙元素丰度的分布与元素化学性质无关，而主要受原子核的结构控制。
②与元素形成过程有关：
Ø在恒星的高温（n×106K）条件下，Li、Be和B作为氢燃烧的一部分迅速地转变为He的同位素42He。
因此，造成宇宙中Li、Be和B亏损。
ØO，Fe的丰度异常地高是因为这两种元素是氦燃烧的稳定产物。
1.2地球的结构和化学成分
与地球结构有关的几个概念/名词★
Ø地壳是地球最表面的构造层，只占地球体积的0.8%。
根据其性质可分大陆地壳和大洋地壳。
地壳和地幔之间以莫霍面分界。
Ø地幔位于地球金属地核之上的巨厚的硅酸盐圈层，是地球最重要的组成部分（占地球体积的82%），地幔受到放射性同位素衰变的加热，引起地幔内部的大规模物质对流，通常认为板块的运动是由这一对流驱动的。
地幔与地核的分界面称为古登堡面。
根据波速在400km和670km深度上存在两个明显的不连续面，可将地幔分成由浅至深的三个部分：
上地幔、过渡层和下地幔。
Ø地核位于地下2900km以下。
地震地球物理资料表明地核可分为两个部分：
内地核和外地核。
岩石圈是巴雷尔（Barrell）于1914年根据板块理论提出的地球圈层概念。
岩石圈包括地壳和上地幔的上部。
岩石圈的厚度是变化的，大洋部分在洋中脊的最新部分只有6～8km，在最老部分则有100km；大陆岩石圈更厚一些，基本上在100～400km之间。
Ø软流圈是巴雷尔与岩石圈同时提出的地球圈层概念。
它位于上地幔低速层之下至过度层上部。
软流层温度较高，但刚性较弱，能够长期缓慢变形，相对低温的、刚性的岩石圈可作为一个整体漂流在软流圈之上。
3.大陆地壳认识及进★
经典大陆地壳认识：
v大陆地壳可分两层，上层具有花岗岩或花岗闪长岩成分，下层具有玄武岩成分。
它们分别相当于硅铝层（富于Si和Al）和硅镁层（富于Si和Mg）。
v有人认为上地壳厚约8~12km，由偏酸性的火成岩和沉积岩组成，下地壳主要由麻粒岩、长英质麻粒岩和镁铁质麻粒岩组成，它在组成上比上地壳均一。
上个世纪80年代以来的研究产生了一些新的认识，认为大陆下地壳在物质成分上也极不均匀，可在超基性岩至中性岩的组成范围变化，因此相当于玄武岩成分的统一下地壳或硅镁层看来并不存
现代认识：
通过精密的地震波研究、超深钻探索以及许多出露的大陆地壳断面研究，大大动摇了地壳的分层概念。
现在认为大陆地壳是由沉积岩、变质岩、各类侵入岩和火山岩镶嵌组成的，并且在物质平均成分上大致存在一种由浅到深的渐变趋势，在近地表处接近花岗岩成分而到深处变为辉长岩成分。
q多种地壳结构模型被提出
莫霍间断面的性质☆
❑一种观点认为它是一种物理学的不连续面，是由于辉长岩成分的下地壳岩石相变为榴辉岩的结果，而榴辉岩具有较高的密度和基本上与辉长岩相同的成分。
❑另一种观点则认为莫霍面为化学的不连续面，而上地幔具有超基性岩的成分（橄榄岩或纯橄榄岩），与辉长岩的基性岩成分不同。
然而，榴辉岩的密度（常约为3.4~3.6）高于上地幔（密度范围3.32~3.65），且榴辉岩包体在地幔岩浆中也较少见。
榴辉岩在地幔中有限，不可能占很大比例。
1.2.2.2地球元素丰度及其规律★
1.地球物质的90％是由Fe、O、Si和Mg4种元素组成的；
2.含量大于1％的元素还有Ni、Ca、Al和S4种；
3.Na、K、Cr、Co、P、Mn和Ti等7种元素的含量均在0.01~1％范围。
4.因此可以认为，地球几乎全部由上述15种元素所组成，而其余全部元素占有的百分比则是悬微不足道的，大概只占总体的0.1％或者更少些。
地球元素丰度也遵循太阳系元素丰度的基本规律，如奇偶规律。
地壳的化学组成★
Ø1.丰度：
通常将元素在宇宙体或较大的地球化学系统中的平均含量称之为丰度。
2.克拉克值：
指任意一个元素在地壳中的平均丰度，称为克拉克值。
3.原子克拉克值：
元素的重量克拉克值÷元素的原子量＝元素的原子克拉克值。
4.丰度单位
地球化学中常用的元素丰度常用重量单位表示。
主量元素以重量百分含量（wt％）表示；
微量元素常用克/吨（g/t）或10－6（ppm）表示；
q超微量元素的丰度以毫克/吨（mg/t）或10－9（ppb），或用微克/吨（μm/t）或10－12（ppt）表示。
1.3.4地壳元素的丰度规律☆
（1）地壳中元素相对的平均含量是极不均匀的。
v①丰度最大的元素（O=47％），比丰度最小的元素（氡Rn=7×10－16）在含量上可大1017倍。
v②前3种分布最广的元素：
O、Si、Al，
v前3种元素重量占地壳总重量的84.55％；
v③前5种元素占82.58%
v④前9种元素：
O、Si、A1、Fe、Ca、Na、K、Mg、H，占99.18％
⑤前13种元素的重量占99.67％；
v⑥其余的80种元素的总重量仅占地壳总重量的0.33％。
v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。
（2）地壳、地球和太阳系中分布最广元素的丰度大小顺序加以对比：
太阳系：
H>He>O>Ne>N>C>Si>Mg>Fe>S
地球：
Fe>O>Mg>Si>Ni>S>Ca>A1>Co>Na
地壳：
O>Si>A1>Fe>Ca>Na>K>Mg>Ti>H
v同太阳系，地壳与地球都明显贫于H、He、Ne氖、N等气体元素；
v同整个地球相比，则地壳相对贫Fe和Mg，同时富Al、K、Na。
分析：
地壳中化学元素的分布与宇宙中化学元素的形成一样，受太阳系、地球、地壳形成和演化相制约的。
由宇宙物质形成地球的演化过程必然伴随着气态元素的散失，而地球的原始化学演化表现为：
较易熔的碱金属铝硅酸盐在地球表层富集以及较难熔的镁铁硅酸盐和金属铁的下沉。
（3）地壳中元素丰度不是固定不变的，它是不断变化的开放体系
①.地球表层H、He等气体元素逐渐脱离地球重力场；
②.每天降落到地球表层的地外物质102~105吨；
③.地壳与地幔的物质交换；
④.放射性元素衰变；
⑤.人为活动的干扰。
2.地壳中元素分布的制约因素：
Ø①地壳中元素的丰度取决于元素原子核的结构和稳定性（决定宇宙中元素丰度的因素），
Ø②宇宙物质形成地球的整个演化过程中物质的分异。
Ø总之，现今地壳中元素丰度特征是由元素起源直到太阳系、地球（地壳）的形成至今这一段漫长时期内元素演化历史的最终结果。
1.3.5元素地壳丰度研究的地球化学意义★
元素地壳丰度（克拉克值）是地球化学中一个很重要的基础数据。
它确定了地壳中各种地球化学作用过程的总背景，它是衡量元素集中、分散及其程度的标尺，本身也是影响元素地球化学行为的重要因素。
1.控制元素的地球化学行为
①元素的克拉克值在某种程度上影响元素参加许多化学过程的浓度，从而支配元素的地球化学行为。
如地壳元素丰度高的K、Na，在天然水中高浓度，在某些特殊环境中，发生过饱和作用而形成各种独立矿物（盐类矿床）；而地壳元素丰度低的Rb、Cs，在天然水中极低浓度，达不到饱和浓度，为此不能形成各种独立矿物而呈分散状态。
②限定自然界的矿物种类及种属
Ø实验室条件下，化合成数十万种化合物。
Ø自然界中却只有3000多种矿物。
矿物种属有限（硅酸盐25.5%；氧化物、氢氧化物12.7%；其他氧酸23.4%；硫化物、硫酸盐24.7%；卤化物5.8%；自然元素4.3%；其它3.3%）下图
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？
Ø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。
Ø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），但是它可以形成独立的矿物Be3Al2Si6O18（绿柱石）
③限制了自然体系的状态
Ø实验室条件下可以对体系赋予不同物理化学状态，而自然界体系的状态受到限制，其中的一个重要的因素就是元素丰度的影响。
Ø例如，酸碱度—pH值在自然界的变化范围比在实验室要窄很多，氧化还原电位也是如此。
④对元素亲氧性和亲硫性的限定。
在实验室条件下，化合物组成的剂量可以任意调配。
在自然条件下，情况就不同了：
在地壳O丰度高，S丰度低环境下，Ca元素显然是亲氧的；在地幔，陨石缺O富S环境，能形成CaS（褐硫钙石）
2.可作为微量元素集中、分散的标尺
①可以为阐明地球化学省（场）特征提供标准
Ø例如在东秦岭地区进行区域地球化学研究表明：
东秦岭是一个富Mo贫Cu的地球化学省，Mo元素区域丰度比地壳克拉克值高2.3倍；而Cu元素则低于地壳克拉克值，这样的区域地球化学背景，有利于形成Mo成矿带。
资源：
Mo地壳丰度1×10－6，东秦岭Mo区域丰度2.3×10－6Mo的地球化学省。
②指示特征的地球化学过程
Ø某些元素克拉克比值是相对稳定的，当发现这些元素比值发生了变化，示踪着某种地球化学过程的发生。
Ø例如稀土元素比值Th/U=3.3~3.5，Th/U<2则可认为本区存在铀矿化，Th/U>8~10则可认为本区发生了钍矿化
ØK/Rb、Zr/Hf、Nb/Ta、Th/Yb、Nb/Yb在地壳环境下，性质相似，难以彼此分离，有相对稳定的比值。
一旦某地区、某地质体中的某元素组比值偏离了地壳正常比值，示踪着某种过程的发生。
③浓度克拉克值和浓集系数
Ø浓度克拉克值：
某元素在某一地质体中平均含量/某元素的克拉克值＞1意味该元素在地质体中集中了＜1意味该元素在地质体中分散了
Ø浓度克拉克值=某元素在区域内某一地质体中平均含量/某区域元素的丰度值
浓集系数：
某元素最低可采品位/某元素的克拉克值,反映了元素在地壳中倾向于集中的能力。
④地壳丰度对地壳能源的限制
Ø地壳的能源主要有两个来源：
一个是太阳能，另外一个是放射性元素的衰变能。
放射性衰变能是由放射性元素（K、U、Th）的类型和数量所决定的。
第二章
类质同象控制因素、规律/法则以及地球化学意义。
元素结合的主要规律；
2.1.3自然界元素结合的基本规律
自然界控制元素结合的主要规律有以下几种：
1.元素的地球化学亲和性2.矿物晶体形成或变化过程的类质同象规律3.晶体场理论对过渡族元素行为的控
1.元素的地球化学亲合性及分类
1.何谓元素的地球化学亲和性?
主要指阳离子在自然体系中有选择地与某阴离子化合的倾向性2.现象：
Ø①造岩矿物种类——含氧化物和氧盐类比较多；矿床的矿石矿物，如Pb、Zn、Cu、Fe等重金属形成硫化物组合。
Ø一些元素倾向于与氧结合形成氧化物或含氧盐，而另一些元素则首先与硫化合形成硫化物。
Ø这就形成了地质学熟知的以造岩元素为主体的含氧盐矿物类组合和以重金属元素为代表的硫化物矿物类组合
Ø②矿石冶炼后炉中形成的四相：
金属铁相、硫化铁相、硅酸盐相和气相。
3元素地球化学亲和性分类：
✹在地球系统中，丰度最高的阴离子是氧，其次是硫；能以自然金属形式存在的丰度最高的元素是铁。
✹分类主要包括：
✹亲氧性元素✹亲硫性元素✹亲铁性元素三大类型。
①亲铁性元素Ø元素在自然界以金属状态产出的一种倾向。
Ø铁具有这种倾向，在自然界中，特别是O，S丰度低的情况下，一些元素往往以自然金属状态存在，常常与铁共生，称之为亲铁元素。
Ø基本特征：
不易与其他元素结合，因为它们的电子不易丢失（具有较高电离能），同时也无力夺取外来电子。
②亲氧性元素和亲硫性元素（亲石性和亲铜性）
Ø
（1）概念ØA.亲氧性元素：
倾向与氧结合形成氧化物或含氧盐的元素，称之为~。
氧化物或含氧盐是构成岩石圈的主要矿物形式，也称为亲石性元素；ØB.亲硫性元素：
倾向与硫结合形成硫化物或硫酸盐的元素，称之为~。
由于这些硫化物常常与铜的硫化物共生，也称之为亲铜性元素。
2.元素结合规律的微观控制条件-晶体化学控制因素；
元素结合规律可从两个不同侧面来衡量
从能量的侧面：
衡量元素结合的能量参数—电负性（X）、电离势（I）、电子亲和能（Y）、晶格能（U）;
元素的结合受微观和宏观因素的控制。
主要在以下几个方面：
①体系的组成（系统的元素丰度）：
体系中各元素间存在丰度的差异，使元素间的结合有一定的倾向性；
②体系状态的稳定性：
体系的能量愈低体系的状态愈稳定，元素结合的电负性（X）、电离势（I）、电子亲和能（E）、晶格能（U）等能量参数决定了元素结合的可能性和形成化合物的稳定性；
③晶体结构的稳定性：
在微观上是保持晶体结构的稳定的因素，包括化学键的方向性和离子间的最紧密堆积等，宏观上是有利晶体结构稳定的热力学条件。
2.3元素结合规律的微观控制因素
2.3.1衡量原子得失电子的能力的参数
2.3.2原子间的结合方式——化学键
2.3.3元素的成键规律——电负性控制
2.3.4原子的大小与离子半径
2.3.5离子的性质和运动规律
2.3.1衡量原子得失电子的能力的参数
1．元素的电离能（I）：
气态原子（离子）丢掉一个电子所需要的能量；
2．元素的电负性（X）
两种元素分类方法的比较
戈氏分类简单，揭示了元素最基本的地球化学属性，特殊之处：
加入了生物元素，反映了元素在地球演化过程的分异。
但对具体复杂的地球化学过程表现不够。
查氏分类反映了元素在成岩-成矿作用/过程中的行为。
但对造岩元素概括
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