地球化学.docx

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地球化学

绪论

●地球化学定义

●地球化学学科的特点和基本问题

●地球化学学科的研究思路和研究方法

●地球化学与化学、与地球科学其它学科的联系和区别。

1.元素分布与分配的概念（分布→整体，分配→局部）

分布:

是指元素在研究体系中（太阳、陨石、地球、地壳、地区等）的总体平均含量。

分配:

指的是元素在研究体系中各部分或各区段中的含量。

2.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。

这个体系可大可小。

某个矿物包裹体，某矿物、某岩石可看作一个地球化学体系，某个地层、岩体、矿床（某个流域、某个城市）也是一个地球化学体系，从更大范围来讲，某一个区域、地壳、地球直至太阳系、整个宇宙都可看作为一个地球化学体系。

地球化学的基本问题之一就是研究元素在地球化学体系中的分布（丰度）、分配问题，也就是地球化学体系中“量”的研究。

3.元素丰度的概念

“丰度”即元素在一个体系中的相对含量，又称为元素在体系中的“分布”。

丰度值只反映元素在体系中分布的趋近倾向（平均值）。

实际上，元素在体系空间上的分布是不均一的，在较大的体系中这一特征往往更显著。

因此，分布还应反映元素在体系中的离散程度。

4.元素在地壳中的克拉克值和浓度克拉克值概念

将元素在地壳中的丰度称克拉克值。

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

5.太阳系、地球及地壳中元素丰度的研究方法

6.太阳系、地球及地壳中元素丰度特征并讨论它们的异同、分析造成这种现象的原因

7.元素克拉克值的地球化学意义并举例说明

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化学过程的浓度，从而支配元素的地球化学行为。

例如，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实验室条件下，化合成数十万种化合物。

自然界中却只有3000多种矿物。

③限制了自然体系的状态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。

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。

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。

②指示特征的地球化学过程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。

例如稀土元素比值、Th/U（3.3-3.5）、K/Rb、Zr/Hf、Nb/Ta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。

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。

3.地壳丰度对地壳能源的限制

地壳的能源有两个主要来源，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。

例如，地球经过45亿年的演化，235U已衰变95％，238U已衰变掉50%左右，而232Th仅消耗了其总量的20％，周而复始，为地球提供能量。

4、大陆地壳组成对壳幔交换作用的指示地幔橄榄岩产生的原始岩浆是玄武质（基性）;大陆地壳增生通过地幔熔融形成玄武质熔体的添加而实现的;现今的大陆地壳整体却是安山质（中性）

8.区域地壳丰度的研究方法及研究意义

区域浓度克拉克值=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

①区域范围的确定——靶区的选择   ②研究元素空间上分布规律

③研究元素在时间上的分布规律④研究元素的分布特征的原因

Ø意义：

它是决定区域地壳（岩石圈）体系的物源、物理化学特征的重要基础数据；为研究各类地质地球化学作用、分析区域构造演化历史及区域成矿规律提供重要的基础资料；为研究区域生态环境，为工业、农业、畜牧业、医疗保健等事业提供重要信息。

9.地壳中元素分配不均一性的基本特征

1.地壳中元素的相对平均含量是极不均一的，丰度最大的元素是O：

47%，与丰度最小的元素Rn的6x10-16相差达1017倍。

相差十分悬殊。

前九种元素：

O、Si、Al、Fe、Ca、Na、K、Mg、Ti前五种:

82.58%前九种:

98.13%十五种元素占99.61%，其余元素仅占0.39%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.对比地壳、整个地球和太阳系元素丰度数据发现，它们在元素丰度的排序上有很大的不同：

太阳系：

H>He>O>Ne>N>C>Si>Mg>Fe>S地球：

Fe>O>Mg>Si>Ni>S>Ca>Al>Co>Na地壳：

O>Si>Al>Fe>Ca>Na>K>Mg>Ti>H 与太阳系或宇宙相比，地壳和地球都明显地贫H,He,Ne,N等气体元素；而地壳与整个地球相比，则明显贫Fe和Mg，同时富集Al,K和Na。

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。

4.地壳元素分布的不均一性。

包括空间上分布的不均一性和时间上地壳元素分布的不均一性

1、元素的地球化学亲和性

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，或说阳离子趋向于同某种阴离子结合的倾向。

2、Goldschmidt的元素地球化学分类

在地球系统中丰度最高的阴离子分别为氧和硫，除与该两元素结合外，金属元素的另一重要存在形式为自然金属（及其）互化物，其中丰度最高的元素是Fe。

Ø亲石元素（SilicateLoving）离子的最外电子层具有8电子（S2P6）的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。

Ø亲铜元素（SulfurLoving）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，这些元素主要分配在硫化物相中。

Ø亲铁元素（IronLoving）离子最电子层具有8-18过渡型结构，这类元素同氧、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。

Ø亲气元素（GasLoving）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。

Ø亲生物元素（Bio-loving）这类元素主要富集在生物圈中，如C、N、H、O、P等。

3、元素类质同象概念

●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，这种现象称类质同象。

●混入晶体的物质称为类质同象混入物，含有类质同象混入物的晶体，称为混晶或固溶体。

4、影响元素类质同象的晶体化学条件

（1）原子或离子半径相近对于离子电价和离子类型相同的离子键化合物，原子或离子半径相近时，易于发生类质同象。

（2）化学键类型相同或相似代换中，不同键性的相对关系接近，是代换的一个重要条件。

键性不同，彼此不能置换

（3）代换前后总电价平衡电价补偿：

对于离子化合物来说，类质同象代换前后，正负离子电荷保持平衡，否则将引起晶格的破坏。

这对于异价类质同象代换有重要意义。

1）数目不等的代换：

3Mg2+2Al3+（云母）2）高+低中等离子：

Ce3++Na+2Ca2+（磷灰石）3）成对离子代换：

Pb2++Al3+K++Si4+（钾长石）4）正负离子同时代换:

Ce3++O2-Ca2++F-（磷灰石）

（4）被代换的矿物晶体构造特征被代换的矿物晶体构造愈复杂、松弛（偏离最紧密堆积愈远），类质同象的可能性愈大。

因为这样的晶格，一种离子代换引起的电荷或体积的差异，容易由另外一种离子来进行补偿，甚至在某些铝硅酸盐中由于有较大的空间（10Å-1000Å层间空腔），一些元素可以完全不顾体积补偿，而进行代换。

例：

沸石类矿物海绵状晶格中：

2K+Ba2+,2K+Ca2+,2Na+Ca2+

（5）代换的能量角度发生类质同象的元素之间，其形成晶体的生成热应相近

例如：

斜长石系列与碱性长石中的钠长石、钾长石之间的代换关系。

5、影响元素类质同象的物理化学条件

组份浓度—“补偿类质同象”：

一种熔体或溶液中如果缺乏某种组份，当需要从中结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象代换的方式加以补充。

例如：

Ca5[F（PO4）3]磷灰石熔浆中结晶（Ca与P浓度成比例）；如果熔体中Ca和P比例失调,P浓度较大而Ca含量不足时,与Ca2+相似的离子将以类质同象代换形式进入磷灰石晶格。

氧化还原电位还原内生条件:

Fe2+（0.83Å）,Mn2+（0.91Å）亲密共生

氧化表生条件:

Fe3+（0.87Å）,Mn4+（0.52Å）彼此分离

温度和压力条件：

通常增温促进类质同像置换，降温导致固溶体分解。

（Fe,Ti）2O3晶格中Fe、Ti均位于氧的八面体空隙中；增温使离子的活动性增强，Fe、Ti可以占据任意的氧离子八面体空隙，即呈无序状态，形成混晶。

降温使离子活动性减弱，Fe、Ti只能占据严格一定的空隙位置，即由无序状态转变有序状态，结果一个无序构造（混晶）就分解为两个有序构造（单晶）。

（Fe,Ti）2O3Fe2O3+TiO2。

压力对于类质同像的影响和温度相反，但研究较少。

6、Goldschmidt的类质同象法则

1）隐蔽法则：

两个离子具有相近的半径和相同的电荷，则它们因丰度的比例来决定自身的行为，丰度高的主量元素形成独立矿物，丰度低的微量元素进入矿物晶格，为主量元素所“隐蔽”。

如K+（1.33Å）为主量元素形成钾长石、石榴石等矿物，Rb+（1.49Å）为微量元素以类质同象形式为K+所“隐蔽”。

2）优先法则：

两种离子电价相同，半径有别，半径小的离子集中于较早的矿物中，而半径较大的离子（化学键弱）将在晚阶段矿物中富集。

如：

在岩浆结晶的过程中，早期形成的橄榄石MgO含量高（Mg#大），而晚期形成的橄榄中FeO含量增加（Mg#下降）。

类似的现象还存在于角闪石和黑云母等矿物中。

3）捕获允许法则：

如果两个离子半径相近，而电荷不同，较高价离子优先进入较早结晶的矿物晶体中，称“捕获”（capture），低价离子“允许”（admit）进入晚期矿物。

高价的Sc3+被早期辉石、角闪石等铁镁矿物所“捕获”（Li+仍在熔浆中），Sc在基性、超基性岩中富集。

低价的Li+被晚期黑云母、电气石等铁镁矿物所“允许”。

Li在酸性岩、伟晶岩中富集。

7、Ringwood的电负性法则

对于两个价数和离子半径相似的阳离子，具有较低电负性者将优先被结合。

8、研究元素类质同象的地球化学意义

1.阐明微量元素在各类岩浆岩中的分布以及微量元素在矿物中分配的实际规律

2.地球化学中的“指纹”---标型元素组合

3.矿产资源综合评价与利用

4.地球化学环境与人体健康

9、晶体化学集中与晶体化学分散概念

Ø一种倾向是选择与自身晶体化学性质相似的造岩元素以类质同象代换方式进入它们的晶格，呈分散状态，称之为“晶体化学分散”。

Ø另一种倾向是那些与造岩元素差别大的微量元素不利于类质同象代换，而在残余熔体中聚积。

在某一阶段形成独立矿物（副矿物）或转入到岩浆期后热水溶液中富集成矿，称之为“残余富集”。

10、晶体场理论的要点及应用范围

Ø五重简并：

孤立的过渡族元素离子，其5个d轨道的能量相同、电子云呈球形对称，电子在5个d轨道上的分布概率相同。

Ø晶体场分裂：

静电作用对中央离子电子层的影响主要体现在配位体形成的负电场对中心d电子起作用，从而使原来简并的5个d轨道变得能级不同，即消除d轨道的简并。

该现象叫d轨道的能级在配位场（晶体场）中发生了分裂。

Ø晶体场分裂能：

d轨道电子能级分裂后的能量差，相当于一个电子从低能级跃迁到高能级轨道所需要的能量。

八面体场中用∆o表示，四面体中用∆t表示。

适用范围

●只适用于第一过渡族元素

●只适用于离子键矿物的晶格，不适合于共价键矿物的晶格

11、八面体、四面体晶体场稳定能和八面体择位能概念

Ø晶体场稳定能CFSE，也称晶体场稳定化能，系指d电子在分裂的d轨道上重新排布，使得配位体系的能量降低，这个总能量的降低值称为晶体场稳定化能。

其值越大，配位体系越稳定。

由于存在配位方式的差异，过渡族元素的离子分别具有八面体和四面体晶体场稳定能。

Cr3+、Ni2+和Co3+等离子具有较大的八面体晶体稳定能，将趋于选择八面体配位位置；Ti4+和Sc3+等离子具有较大的四面体晶体场稳定能，将趋于选择四面体配位位置

Ø过渡族元素离子的八面体与四面体晶体场稳定能之差叫八面体择位能。

它反映了一个过渡元素离子对结构中八面体配位位置亲和性的大小。

Cr3+、Ni2+、V3+和Mn3+等具有较高的八面体择位能，在氧化物和含氧盐类等矿物中将强烈选择八面体配位位置。

12、晶体场理论应用的地球化学意义

1）阐明岩浆结晶过程中过渡族元素的地球化学行为

2）为评价中酸性斑岩体含矿性提供评价的地球化学指标

3）解释过渡金属离子氧化倾向性的强弱

13、元素的赋存形式及其研究方法

固相

独立矿物：

指形成能够用肉眼或在显微镜下进行矿物学研究的颗粒，粒径大于1µm，并且可以用机械的或物理的方法分离出单矿物。

自然界的矿物一般都不是按某种化学式来限定成分的纯净化合物，而往往混有杂质，这种杂质按其聚集和赋存状态可分为五种状态：

机械分散物，以固相或流体相存在，成分不同于主矿物的细小独立矿物或固熔体分离结构；吸附相杂质，不参加主矿物晶格，在矿物表面、裂隙面等呈吸附状态；超显微结构混入物，（<0.001mm）它不占主矿物晶格位置，但又不能形成可以进行矿物学研究的颗粒，成分和性质不清；与有机质结合的形式，金属有机化合物、金属有机络合物、有机胶体吸附；类质同象，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

液相

Ø离子：

元素在水溶液中的常见存在形式：

阴、阳离子，络离子，酸根离子等

Ø分子：

H2O、O2、CO2、N2等，有机物也主要以分子形式存在

Ø胶体：

Fe、Mn、Al、Si等溶解度小的元素的主要存在形式

Ø微细颗粒物

研究方法

Ø矿物学观察及X射线衍射法（XRD）

Ø电子探针的应用（SEM-EDX）

Ø同步辐射（XANES，EXAFS）

Ø萃取法（偏提取）

14、举例说明Pb在地壳中的各种存在形式

1.微量元素概念

微量元素（痕量元素，traceelements）岩石中含量<0.1%的，用ppm（g/g,10-6）,或者ppb（ng/g,10-9）表示不作为体系中任何相的主要化学计量组分存在的元素。

对体系的化学和物理性质没有明显影响的元素。

在所研究的地球化学体系中，其地球化学行为服从稀溶液定律（亨利定律，Henry’sLaw）的元素。

2.能斯特分配定律与分配系数

能斯特分配定律表述为：

在一定的温度和压力下，微量组份在两平衡共存相中的活度比为常数。

3.总分配系数概念

在地球化学研究中，需要了解微量元素在岩石与熔体间的分配行为，即需要计算微量元素在由不同矿物组成的岩石和熔体间的总分配系数（微量元素在矿物集合体（岩石）及与之平衡的熔体间的分配关系）。

例如地幔岩石发生部分熔融时，了解微量元素在形成的熔体与残留地幔岩石中的分配。

总分配系数（D）的计算基于对各组成矿物简单分配系数（KDi）和各组成矿物在岩石中的相对质量百分数（i）（即岩石中所有矿物的分配系数与岩石中各矿物含量乘积之和）:

4.元素在共存相中分配系数的确定方法

自然体系是多元素共存的多元体系，微量元素参与的地球化学过程受到常量元素所形成相的影响，即微量元素与常量元素间发生的类质同像作用。

因此，可用复合分配系数（KD’）代替简单分配系数（KD），以反映主、微量元素间的相互关系，其表达式为：

KD’=（XTr/XMa）Ⅱ/（XTr/XMa）Ⅰ式中，XTr和XMa分别表示微量元素和主量元素的摩尔分数。

在固溶体中，微量元素（Tr）可以类质同像的方式替换主量元素（Ma）。

例如，Ni在橄榄石和斜方辉石中可替换主量元素Mg，故Ni在两矿物间的复合分配系数可表达为：

KNi’=（Ni/Mg）ol/（Ni/Mg）opx

5.相容元素、不相容元素、大离子亲石元素、高场强元素概念

总分配系数描述了在岩浆形成（部分熔融作用）或结晶过程中，微量元素在固体相与熔体相间的分配特征。

因此，根据元素在相平衡条件下优先进入固体或熔体相的趋向，即D值的大小，将微量元素划分为相容元素和不相容元素：

相容元素：

D>1，两相平衡时，优先进入结晶矿物相或残留相（岩石发生部分熔融时，趋向“安心”地保留在原岩中）。

典型元素：

Ni,Co,V,Cr

不相容元素：

D<1，两相平衡时，优先进入熔体相，当D<0.1时，可称强不相容元素（岩石发生部分熔融时，趋向离开原来的“家”）。

典型元素：

大离子亲石元素（LILE）：

K,Rb,Cs,Sr,Ba；高场强元素（HFSE）：

Nb,Ta,Zr,Hf

场强（FieldStrength）=离子半径/离子电价：

将场强<0.2的不相容元素称为高场强元素（Highfieldstrengthelements，HFSE）元素的电荷（Z）与其半径（r）比值称为离子电位，相当于电离势:

如果Z/r>3.0（2.0）,称为高场强元素。

Ø大离子亲石元素（LargeIonLithophileElements--LILE）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。

Ø高场强元素（Highfieldstrengthelements--HFSE）离子电价较高、半径较小、具有较高离子场强（为离子电价与半径之比）的元素，其离子电位π>3，难溶于水，典型代表为Nb、Ta、Zr、Hf、P、Th、HREE、Th、Ce、U、Pb4+、Ti等。

这些元素地球化学性质一般较稳定，不易受变质、蚀变和风化作用等的影响，因此常用来恢复遭后期变化岩石的原岩性质

6.微量元素地质温度计的原理与方法

●原理相平衡条件下，微量元素在共存相间的分配满足以下关系式：

lnKD=（ΔH/RT）+B该式为一直线方程，其中“（ΔH/R）”为斜率，B为截距。

在一定的温度范围内，可将ΔH（热焓）视为常数。

因此，上式可描述为分配系数（KD）的对数值与温度的倒数（1/T）间的线性关系。

●应用方法对平衡体系中的共生矿物进行微量元素含量分析，计算出矿物对的微量元素分配系数，结合根据实验方法或自然观察获得的分配系数与矿物结晶温度的线性关系式（上式），计算出矿物的结晶温度。

7.元素在共存相中分配定律的地球化学意义

1）定量了解共生矿物相中微量元素的分配行为2）为研究岩浆、热液和古水体中元素浓度提供了途径3）分析判断岩浆的结晶演化规律4）为成矿分析提供理论依据5）判断成岩和成矿过程的相平衡6）微量元素分配系数温度计

8.在岩浆结晶过程中元素分配的定量模型、特征及地球化学应用

矿物从熔体中结晶析出的过程有两种情况：

Ø

由于微量元素在晶体中的扩散速度比熔体或液体中慢得多，整体上来不及达到两相间的完全平衡，而只能形成表面平衡，所形成晶体具环带状构造。

因此，结晶过程实际上是元素在化学不平衡条件下的分配过程。

不平衡结晶过程元素的分配行为服从瑞利分馏定律：

该方程是对随矿物结晶分离作用的发生，微量元素i在熔体中含量变化的描述。

式中，CiL：

矿物分异结晶达F时岩浆中元素i的瞬间浓度；Ci0：

原始熔浆中元素i的的浓度；F：

残留熔体相对于原始熔体的百分数（原始熔体分离结晶作用后剩余的部分），反映岩浆的结晶程度；当F=1时，代表结晶作用开始，当F=0时，代表结晶完成。

Di：

微量元素i在矿物与熔体间的分配系数

Ø

矿物晶体与熔体之间始终保持化学平衡，即矿物生长过程其内部的化学组成不断调整，以达到与所处熔体新的化学平衡，由此生成的矿物晶体不发育化学环带—平衡结晶作用。

其相应的描述方程为：

意义：

1）定量研究岩浆结晶过程中微量元素的化学演化规律；2）对岩浆成矿潜力进行判断；3）探讨岩石成因

9.在部分熔融过程中元素分配的定量模型、特征及地球化学应用

若在整个部分熔融过程中，熔体与残留固体（源区岩石）间始终保持化学平衡，直到熔体离开源区。

这种熔融作用称为批次熔融（Batchmelting），也称平衡熔融或一次熔融。

为简化微量元素在所形成的熔体中的浓度（含量）与部分熔融程度之间定量关系的推导过程，作了如下假定：

（1）在整个部分熔融过程中，微量元素在固相（源岩）和液相（熔体）之间的总分配系数保持不变；

（2）整个熔融过程中，残余固相中各矿物相（主要造岩矿物）对形成熔体的贡献比例保持不变（贡献量不变）。

这些设定也是应用后述模型的前提条件。

基于前述设定，在平衡部分熔融过程中，微量元素i在固相和熔体相中的浓度可由质量平衡关系获得：

式中:

Cio是微量元素i于熔融作用发生前在固相母岩（源岩）中的含量；CiL是微量元素i在熔融过程中在熔体中的含量；CiS是微量元素i在熔融过程中在残余固相中的含量；F是部分熔融程度，即形成的熔体占母岩的重量百分比例。

F值等于0，表示部分熔融作用还未发生，而F=1表示全部的源区岩石均发生熔融，因此自然过程发生的部分熔融作用，其F值总是介于0-1之间。

10.岩浆结晶过程和部分熔融过程的判别方法

对于固-液相分配系数低的微量元素（即强不相容元素，称为超岩浆元素），如Ta、Th、La、Ce等，它们总分配系数很低，近于零，与0.20.5比较（多数情况下岩石发生部分熔融的F值上限）可忽略不计。

在部分熔融过程中（图解上主要为部分熔融程度F=00.3的范围），熔体中这类元素的浓度变化较大，但在分离结晶作用过程，熔体中这类元素的含量变化相对较缓（从结晶开始至结晶完成的F=01的范围）。

11.稀土元素的基本地球化学性质

●镧系元素由57至71号元素组成，增加的电子充填在4f和5d亚层，而不是最外层，因此，这十五（14）个元素在自然界中密切共生，常成组进入矿物晶格；稀土元素容易失去的是外层6s25d1或6s24f1的三个电子，从而在自然界中主要呈三价；

●元素Y是5周期过渡元素的起点，次外层d型充填，外电子排布为5s24d1 ，呈三价阳离子，其离子半径为88pm，与HREE的+3价离子相似（Er3+=88.1pm）。

元素Sc的+3离子与Lu3+相似，性质上也与H