地质基础知识.docx

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地质基础知识

矿物学部分

结晶学：

又称晶体学，是研究矿物晶体的生成和变化的科学，研究内容包括外部形态的几何性质、化学组成和内部结构、物理性质以及它们相互之间的关系等。

矿物学：

研究矿物的化学成分、内部结构、外表形态、物理性质、成因产状、分类和鉴定及其相互关系，探讨矿物形成的时间和空间分布的规律、变化历史及其实际用途的科学。

矿物的化学组成：

矿物的物理性质：

矿物的分类命名：

2、岩石学

（1）、岩石成因

1、超镁铁质岩类

非岩浆成因的超镁铁质岩

非岩浆成因的超镁铁质岩包括造山带超镁铁质岩、蛇绿岩中的超镁铁质岩、非包体形式产于玄武岩和金伯利岩中的超镁铁质岩、大陆岩石圈剖面下部以及大洋核杂岩中的超镁铁质岩。

它们要么是在构造作用“冷”侵位到浅部的，要么是以包体等形式通过火山岩浆作用携带到地表的。

造山带超镁铁质岩常常形成于不同温度下的高压-超高压环境或者高温条件下的中低压环境，它们是被经历了玄武质岩浆提取后的残余地幔物质。

造山带橄榄岩大多数形成于陆壳向地幔深俯冲过程中（60~120千米），并伴随着脆性或者韧性变形转移到地壳下部。

对于高压-超高压环境的地幔橄榄岩，其原岩起源于较浅或者中等地幔深度（20~50km），随着板片继续深俯冲，将会进入地幔深部并发生高压-超高压变质作用，如果俯冲深度足够，这些地幔橄榄岩将会出现石榴子石等矿物组合，并具有与发生榴辉岩化作用的围岩一致的重结晶年龄。

而对于高温地幔橄榄岩，其主要起源于中低压环境下的尖晶石橄榄岩在高温条件下重结晶作用，可能与软流圈地幔有关。

火成堆晶成因的超镁铁质岩：

在层状岩体中，特别是正堆晶结构的岩石中，细长的晶体在具有成分分层特征的岩浆层面上垂直生长，当结晶条件改变时，这种生长过程会重复性发生，产生一系列矿物层理。

超镁铁质熔岩：

原生苦橄岩熔体成分与源区深度、熔融程度、温度压力有关。

2、镁铁质岩类

玄武质岩浆是由地幔橄榄岩部分熔融形成的

受压力的影响：

低压条件下，地幔岩矿物熔融的顺序是：

Cpx-Opx-Sp-Ol,这时形成相当于石英拉斑玄武岩组成的岩浆，压力增加后，所形成的岩浆就具有相当于碱性玄武岩的成分。

在高压条件下，可形成相当于橄榄拉斑玄武岩成分的熔体。

如果地幔源区绝热地辟上升，熔融压力降低，地幔岩源区会越来越远离固相线，熔融程度会不断增加，熔体组成也会不断变化，在不同深度分凝出来的岩浆成分也会不同。

部分熔融程度的影响：

在部分熔融过程中，总是易熔部分优先进入熔体，如碱质及地幔不相容元素等。

因此，低熔岩浆中，这些易熔组分就会明显富集。

随着熔融程度的增加，难熔组分陆续进入熔体中，从而使岩浆中的易熔组分被稀释，浓度降低。

挥发组分的影响：

水和二氧化碳是影响地幔岩部分熔融的主要挥发组分。

可使上地幔的固相线温度降低。

上地幔含饱和水时，起始熔融温度可降至1000℃。

二氧化碳在部分熔融中的作用，主要表现为使岩浆中的碱度增加。

因此，二氧化碳的加入，可使碱性玄武岩形成的上限深度大大减少。

此外，研究表明，源区富含二氧化碳是金伯利岩、碳酸岩、霞石岩、黄长岩等过碱性岩浆形成的必要条件。

上地幔成分差异的影响：

地幔岩除了在垂向上存在矿物相变的差别外，横向上还存在化学组分上的差异。

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3、安山岩成因

（1）、结晶分异理论：

玄武质岩浆通过橄榄石、辉石、角闪石、磁铁矿以及斜长石等矿物的分异结晶，熔体成分就会向安山质岩浆演化。

（2）玄武质岩浆的结晶分异及同化作用相结合模式：

在玄武质岩浆结晶分异的过程中，存在岩浆对围岩的同化作用。

（3）玄武质岩浆与流纹质岩浆通过岩浆混合作用也可以形成安山岩。

4、花岗岩类成因

花岗岩体是岩浆成因的，大陆地壳物质部分熔融可以产生花岗岩浆，且花岗岩浆的形成是一个渐进的过程，既当温度升高到源区岩石发生部分熔融的临界温度时，其易熔组分就会进入到熔浆中，随着温度的升高，相对难熔的组分就会相继进入熔浆，而熔体的比例也会随之增加。

变质岩

1、变质作用的PTt轨迹：

岩石在变质作用过程中温压条件随时间的变化而变化的历程，或在P-T图解中表示该历程的曲线。

大陆碰撞造山带的P-T-t轨迹：

通常有两个阶段组成，先是陆壳（或岩石圈）增厚阶段，接着是侵蚀阶段。

而热演化更加复杂，包括埋藏期、加热期和冷却期三个阶段。

2、变质反应：

岩石在变质过程中最主要的变化是矿物成分的变化，而矿物成分变化都是通过特定的化学反应实现的。

这种发生在变质作用条件下的化学反应称为变质反应。

变质带：

根据变质岩矿物、矿物组合、结构构造等特点，可将这些变质程度不等的带划分出来。

同一个带的变质岩在一个基本相同的P-T-x范围内形成，这些指示变质程度的带称为变质带。

3、变质双带：

双变质带就是变质带沿活动大陆边缘有规律地出现，一条是高压型，位于靠大洋侧，代表大洋板块俯冲部位由于冷而重的洋壳插入，使等温线下降而出现高压、低温环境；另一条是高温型，位于近大陆的内侧，其成因与火山弧岩浆活动所提供的高热流有关（图3）。

双变质带与大构造的关系在于，它表明了其产出部们是会聚板块前沿的消减部位，其空间颁指示了板块俯冲的极性（即高压向洋低压向陆）

4、变质作用与大地构造之间的关系：

地球化学：

1、地球化学的学科特点：

（1）地球化学研究的主要物质系统是地球、地壳及地质作用体系，因此它是地球科学的一部分。

（2）地球化学着重研究地球系统物质运动（含地壳运动）中物质的化学运动规律。

（3）地球化学研究原子的自然规律，必须联系到元素自身的性质及其所处的热动力学条件。

（4）地球化学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

（5）地球化学在密切关注人类生活和生产活动中发展，它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。

（6）地球化学只有约700年的历史，是年轻的发展中的科学。

2、基本研究思路：

（1）自然过程在形成宏观地质体的同时，也留下了微观踪迹。

其中包括了许多地球化学信息。

（2）自然界物质的运动和存在状态是环境和体系介质条件的函数。

（3）地球化学问题必须置于地球或其子系统（区域岩石圈、壳、幔）中进行分析，以系统的组成和状态来约束作用过程的特征和元素的行为。

3、地球化学研究方法：

（1）野外阶段

（1）宏观地质调研。

明确研究目标和任务，制定计划。

（2）运用地球化学思维观察认识地质现象

（3）采集各种类的地球化学样品

（2）屋内阶段

（1）“量”的研究，应用精密灵敏的分析测试方法，以取得元素在各种地质体中的分配量。

元素量的研究是地球化学的基础和起点。

为此，对分析方法要求，首先是准确，其次是高灵敏度。

（2）“质”的研究，即元素的结合形式和赋存状态的鉴定和研究

（3）地球化学作用的物理化学条件的测定和计算

（4）归纳，讨论：

针对目标和任务进行归纳，结合已有研究成果进行讨论。

4、元素丰度：

元素在宇宙体或较大地球化学系统中的平均含量。

5、自然界控制元素结合的主要规律：

（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）晶体场理论对过渡元素行为的控制

6、在自然条件元素的地球化学亲和性分类

亲氧性元素：

与氧以离子键性结合的金属，，有惰性气体的电子层结构，电负性较小。

常见：

K、Na、Ca、Mg、Nb、Ta、Zr、Hf、REE等。

亲氧元素与氧结合以后形成的氧化物。

含氧盐等矿物是构成岩石圈的主要矿物形式，因此亲氧元素又称为亲石元素。

亲硫元素：

与硫结合形成高度共价键性质的金属，有18或18+2的外电子层结构，电负性较高。

常见：

Cu、Pb、Zn、Au、Ag等。

亲硫元素和硫结合生成的硫化物、硫盐等，常和铜的硫化物伴生，又称为亲铜元素

亲铁性元素：

在氧、硫丰度低的情况下，一些金属元素不能形成阳离子，只能以自然金属存在，它们常常与金属铁共生，以金属键性相互结合，这些元素具有亲铁性，称为亲铁元素。

常见：

铂族、Cu、Ag、Au、Fe、Co、Ni等，原子具有d亚层元素或接近充满的电子构型，有18或18+2的外层电子层结构，电负性中等。

双重亲和性：

一方面与体系中的阳-阳离子的相对丰度，不同阳离子的相对丰度有关，因为丰度约束了离子浓度，而反映又受制于浓度；另一方面，亲和性与离子的价态也有关。

例如：

7、类质同象

7.1定义：

某些物质在一定的外界条件下结晶时，晶体中的部分构造位置随机的被介质中的某些质点（原子、例子、配离子、分子）所占据，结果只引起晶格常数的微小改变，晶体的构造类型，化学键类型等保持不变，这一现象称为类质同象。

7.2固溶体：

进入晶体中的微量物质称为“类型同像混入物”，含有类型同像混入物的晶体。

7.3类质同象类型：

（1）完全类质同象：

晶体化学性质相近的元素之间可以充分置换，形成任意比例的固溶体。

（2）有限类质同象：

晶体化学性质相差较大的离子间的置换受晶格构造的限制。

（3）极性类质同象：

端员组分之间类质同象置换具有方向性。

7.4类质同象置换法则：

（1）戈尔德施密特类质同象法则：

（1）若两种离子电价相同，半径相似，则半径较小的离子优先进入矿物晶格

（2）若两种离子的半径相似而电价不等，较高价的离子优先进入较早结晶的矿物晶体，集中于较早期的矿物中，称为“捕获”；较低价离子集中于较晚期矿物中，称为“容许”。

（3）隐蔽法则：

若两种离子具有相近半径和相同的电荷，丰度高的主量元素形成独立矿物，丰度低的微量元素按丰度比例进入主量元素的矿物晶格，即微量元素被主量元素所“隐蔽”。

（2）林伍德电负性法则——具有较低电负性的离子优先进入晶格。

8、晶体场稳定能和其对过渡金属行为的控制

（1）五重简并：

在一个孤立的过渡金属离子中，五个d轨道的能级相同，电子云呈球型对称，电子在五个d轨道上分布的概率相同。

（2）晶体场分裂：

当过渡金属离子处在晶体结构中时，由于晶体场的非球型对称特征，使d轨道的能级产生了差异。

（3）晶体场分裂能：

dr轨道电子能级与dε轨道电子能级间的能量差。

（4）晶体场稳定能：

d轨道电子能级分裂后的d电子能量之和，相对于未分裂前d电子能量之和的差值。

（5）高自旋状态和低自旋状态：

高自旋状态和低自旋状态电子的排布顺序：

处于弱电场时（配位体负电荷排斥弱），如磁铁矿及一般的氧化物，硅酸盐（除Co3+外）等，△较小，小于电子配位能，按能量最低原则，电子将先克服分裂能进入高能轨道。

处于强电场（负离子排斥强），如二硫化物，高价氧化物等，△值较大，大于电子配位能，电子先克服配对能进入低能轨道。

（6）八位体择位能——OSPE：

离子八面体配位的晶体场稳定能高于其四面体，配位的晶体场稳定能，二者之差为八面体择位能

八面体场的离子比处于四面体场中时的能量降低，即稳定程度增加。

（7）阐释过渡族的元素离子的物理化学特性

①对于d轨道的电子数为4-7的过渡族金属离子而言，对应于电子的高自旋状态或低自旋状态，同一金属离子可出现两个半径值，其中高自旋状态的离子比低自旋状态的离子半径大。

②金属离子在水中主要以水合物的形式存在。

当过渡族金属离子有空轨道时，水分子易于挤入，金属离子容易被淋滤。

空轨道越多，水分子挤入越快，越容易被淋滤。

③过渡金属离子都有颜色和具有磁性，但被氧化的难易程度不同，这些性质也被晶体场稳定能所制约。

9.元素的地球化学迁移：

当环境发生物理化学条件变化，使元素原来的存在形式变得不稳定时，为了与环境达到新的平衡，元素原来的存在形式自动解体，而结合成一种新的相对稳定的方式存在。

10.判断元素是否发生了迁移的识别方法：

（1）通过矿物组合的变化来判断。

（2）通过岩石中的元素含量的系统测定和定量计算来判定。

（3）物理化学界面。

11、地表水溶液中元素的搬运形式：

（1）易溶盐类-氧化物和硫酸盐，它们在水中只呈离子溶液形式被搬运，任何时候都不形成胶体和机械悬浮液状态。

（2）碱金属和碳酸盐，碳酸盐主要呈溶解的重碳酸盐形式被搬运。

二氧化硅既可呈真溶液形式又可呈悬浮物形式被搬运。

硫酸盐主要是呈真溶液形式被搬运，并且明显处于未饱和状态。

（3）Fe、Mn、P的化合物溶解度小，因此它们除部分是真溶液外，还形成胶体溶液。

（4）石英、硅酸盐矿物和铝硅酸盐等矿物，这些化合物在水中的溶解度极小，它们主要呈细粒悬浮物和沿底部拖曳的粗粒物这两种形式被搬运。

12、PH值对元素迁移的影响

（1）PH影响氧化物是否自溶液中沉淀，导致不同元素的氢氧化物在水介质中的迁移能力不同。

（2）PH值影响元素的共生或分离

（3）影响两性元素的迁移形式

（4）盐类的水解是低温水—岩作用中常见的一种化学反应。

13、氧化还原电位对元素迁移的控制

（1）E和Eh值确定了变价元素的价态。

（2）元素的价态和存在形式不同，元素的迁移能力也不同。

（3）Eh值对Fe、Mn等变价元素化合物的溶解度有很大影响，而对非变价元素，如Al、Si等法人沉淀和溶解的影响小。

14.微量地球化学基本理论

14.1微量元素：

•微量或痕迹元素是一个相对概念，通常将自然体系中低于0.1%的元素称为微量元素

•体系中不作为任何相的主要化学组分存在的元素

•研究体系中浓度低到近似的服从稀溶液定律（亨利定律）的元素为痕迹元素

14.2微量元素在矿物中存在形式：

（1）快速结晶过程被陷入吸留带内

（2）在主晶格的间隙缺陷中

（3）以类质同象进入固溶体

14.3微量元素分类：

（1）不相容\相容元素（基于分配系数）

（2）大离子亲石元素

（3）高场强元素

（4）稀土元素（分为轻稀土元素中稀土元素重稀土元素）

（5）过渡元素

14.4稀溶液定律（亨利定律）

在分配达平衡时，在各相间的化学势相等，微量元素的浓度正比于其摩尔浓度

14.5能斯特定律、分配定律

在温度、压力一定的条件下，微量元素i（溶质）在两相平衡分配时，其浓度比为一常数（KD），此常数KD为分配系数，或称能斯特分配系数。

只适用于稀溶液或微量元素的分配。

能斯特分配定律：

描述了微量元素在平衡共存两相间的分配关系

在给定的溶质、溶剂及温度和压力情况下，微迹元素i在两相间的浓度比例为常数，且与i的浓度无关（在一定浓度范围内），只与温度和压力有关。

当两相均为凝聚相时，KD受压力影响较小，而与温度的关系则较为显著。

14.6分配系数的测定：

直接测定法、实验测定法

14.7影响分配系数的因素

（1）体系化学成分的影响

（2）温度对分配系数的影响

（3）压力对分配系数的影响

（4）氧逸度对分配系数的影响

15、岩浆作用过程中微量元素分配演化的定量模型

15.1岩浆形成过程中部分熔融模型

F为熔体占母岩的质量分数，反映部分熔融的程度。

F有0→1，表明熔融程度不断增大。

在微量元素i在初始固相母体物质中的浓度

是微量元素i在熔融后残余固相中的浓度

（1）当F→D（部分熔融很小），，即微量元素在所形成的熔体中的富集或变化程度最大。

随着F的增大，则熔体中微量元素富集和贫化程度逐渐减少。

当岩石全熔时，即F→1时熔体中元素浓度与母岩中该元素的浓度趋于一致。

（2）为不相容元素，在熔体中富集，但其富集浓度不能超出D=0的曲线，当D=0，，这与后面要阐述的岩浆结晶分异过程的情况相同。

（3）为相容元素，在部分熔融的熔体中发生变化，贫化的速度随F的增大呈现出变缓的特征，这与结晶分异过程，随结晶程度增大（F值减小），表现为元素在残余岩浆中的急剧变化有显著的差别，这一差别有以作为判别岩浆系列是岩浆结晶分异的产物，还是由部分熔融机制形成的标志。

15.2岩浆结晶过程中结晶作用模型

矿物与岩浆熔融体中晶出有以下两种可能过程：

（1）矿物与熔体连续再平衡，形成无环带晶体，即平衡结晶作用。

用于描述平衡部分熔融的方程式，也适用于描述平衡结晶作用。

（2）分离结晶作用—矿物和熔体之间只有表面平衡。

这种平衡包括两种情况：

①微量元素在晶体中扩散的速度以熔体中慢得多，来不及取得完全平衡，或者是矿物快速从熔体中晶出。

②微量元素在熔体中的扩散速度比矿物中慢得多。

实际上岩浆结晶过程中微量元素在熔体中的扩散速度比矿物中要快得多，或者矿物不断地从熔体中通过沉淀而被移出，以此来达到矿物表面与熔体的平衡。

为微量元素i在熔体中的浓度

为微量元素i在原始熔体的浓度

F为原始熔体分离结晶作用后剩余的部分，反应岩浆结晶的程度（图b）：

（1）凡的不相容元素，随F值从1→0（即结晶程度的增加），微量元素在残余岩浆熔体中富集程度增强。

（2）当时，，即微量元素i在分离结晶作用过程中几乎全部保留在残余熔体中，而不进入结晶相时，，也就是残余熔体中i的浓度与结晶度（F）的倒数成正比，也是岩浆结晶分异过程中i可能浓集的极限值。

换句话说，微量元素i随岩浆分异结晶，其浓度不可能超过原始岩浆中微量元素的浓度与结晶度（F）的比值。

这是衡量某一岩体是否是岩浆分离结晶作用成岩机制的重要标志。

（3）时，相容元素倾向于在矿物中富集，并随矿物的不断析出，相容元素在残余熔浆中逐渐贫化。

15.3元素的相容性

相容元素：

D﹥1，两相平衡时，优先进入结晶矿物相或是残留相。

常见：

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，可称为强不相容元素。

不相容元素可根据离子电位（）=离子电荷（）/离子半径（）分为①低场强元素（大离子亲石元素）：

如K、Rb、Cs、Sr、Ba等，它们离子半径大，离子电荷低，离子电位﹤3，易溶于水，化学性质活泼，地球化学活动性强。

②高场强元素：

如Nb、Ta、Zr、Hf、P、Th、HREE等，它们的离子半径小，离子电荷高，离子电位﹥3，难溶于水，化学性质稳定，为非活动性元素。

16稀土元素地球化学

16.1稀土元素地球化学性质

（1）它们是性质极为相似的地球化学元素组，在地质-地球化学作用过程中整体活动

（2）它们的分馏情况能灵敏的反应地质-地球化学作用过程中整体活动

（3）除经受岩浆熔融外，稀土元素基本上不破坏它们的整体组分特征

（4）在地壳中各岩石中分布广泛。

16.2分组方法

16.3定义：

它们一般在风化壳上富集，其氧化物有的呈土状。

故称为稀土元素。

16.4孙贤术等据此将洋中脊玄武岩划分为:

16.5主要性质：

：

由于与晶体化学性质相似，往往可以使脱离整体而单独活动。

这样在岩浆早期富的环境中，斜长石一般含有较高的，形成斜长石正铕异常；

，在强氧化的条件下，与整体脱离，形成海水的“负铈异常”和锰结核的“正铈异常”。

16.6影响稀土元素在自然界分馏的主要因素（差异性）

（1）晶体化学性质的差异；

（2）元素碱性差异；（3）元素的价态；

（5）形成络合物的确定性不同；（5）离子被吸附的能力不同

16.7REE组成数据的表示

（1）REE组成模式图：

对样品中REE浓度以一种选定的参照物质中相应REE浓度进行标准化，即将样品中每种REE浓度除以参照物之中各REE浓度，得到标准化丰度，然后以标准化丰度对数为纵坐标，以后，子序数为横坐标作图

①增田-科利尔图解：

浓度标准化图解参照物质为球粒陨石，。

图示的优点：

可以消除由于原子序数为偶数和奇数造成的各REE间丰度的锯齿状变化，使样品中各REE间任何程度的分离都能清楚的显示出来，因为一般公认球粒陨石中轻和重稀土元素之间不存在差异。

②以研究体系的一部分作参考物质的标准化图解。

（2）稀土元素总量-∑REE：

以各稀土元素含量的总和，以ppm为单位，多数情况下指从La到Lu和Y的含量之和，有些学者用火花源质分析稀土元素含量，其∑REE数据不包括Y、∑REE对于判断某种岩石的母岩特征和区分岩石类型均有意义的参数。

（3）LREE/HREE:

为轻和重稀土元素比值，这一参数能较好的反应REE的分异程度以及指示部分熔融残留体和岩浆早期结晶矿物的特征。

（4）异常系数指数：

表示Eu异常的程度，一般稀土元素大多呈三价态，但Eu特殊，既可呈三价，也可呈二价。

三价态时，Eu和其他稀土元素性质相似，二价态下则性质不同，因地质体中经常发生与其他三价REE离子的分离造成在REE球粒陨石标准化丰度图解的Eu位置上有时出现“峰”（Eu过剩）或“含”（Eu亏损，负异常）

（5）：

是表征样品中Ce相对于其他REE分离程度的参数，Ce除了三价态外，氧化条件还可以呈四价态而与其他REE发生分离。

16.8按∑LREE和HREE的含量比例不同，又可分为：

·右倾型：

∑LREE﹥∑HREE

·平缓型：

∑LREE≈∑HREE

·左倾型：

∑LREE﹤∑HREE

16.9球粒陨石标准化图解及其解释：

REE组成模式图：

解释：

球粒陨石不代表原始太阳星云的平均化学成分，轻重稀土间不存在分馏，可以直接展现。

16.10稀土在地表中的分配：

（1）从超基性→酸性→碱性岩，REE增加；从地幔到地壳，∑REE增加，，地幔、超基性、基性岩中∑Y占优势。

（2）奇偶效应：

偶数元素高于奇数元素的丰度

（3）地壳中各类稀土元素相对丰度曲线，根据Eu和Ce分布为五类

（4）轻重分异：

右倾型：

∑LREE﹥∑HREE平缓型：

∑LREE≈∑HREE

左倾型：

∑LREE﹤∑HREE

（5）各类地质体对稀土含量及配分模式控制的差异

大洋拉斑玄武岩→高铝玄武岩→大陆拉斑玄武岩，∑REE增加

16.11岩浆岩中存在明显的Nb、Ta异常时，成因是什么？

（1）岛弧岩浆作用的直接产物

（2）岩浆上升过程中收到了地壳物质的混染

（3）发生部分熔融的地幔熔岩曾经经历过岛弧构造环境的改造

（4）再循环的地壳物质进入了深部地幔（如地幔柱岩浆）

其岛弧火山岩中出现Nb、Ta的负异常：

首先，Nb、Ta属于高场强元素，主要富集在副矿物中。

其次，大洋板块俯冲时，富含流体的板片中的沉积物质和表层蚀变的玄武岩发生脱水作用。

其中的强活动性元素流出，而副矿物中Nb、Ta则保持相对稳定而不发生迁移。

流体增加进入地幔楔。

其结果将降低地幔岩石的固相线并于地幔岩石发生作用，导致地幔岩石发生部分熔融作用形成的熔体中，富集如LILE等强活动性元素，而高场强Nb、Ta则显示出相对亏损。

十七、同位素地球化学

（一）稳定同位素地球化学

1、同位素组成及其表示方法

同位素是具有相同质子数和不同中子数的一组核素。

由于核素具有相同的质子数，它们属于同一元素，具有相同的核外电子排布结构和非常相似的化学性质，但由于中子数不同而质量数不同。

同一元素的不同核素在周期表上占据相同的位置，这也就是同位素命名的基础。

表示方法：

2、稳定同位素分馏

·同位素分馏作用：

轻稳定同位素（Z﹤20）的相对质量差较大（∆A/A≥10%），在自然过程作用中由于这种质量差所引起的同位素相对丰度的变异

·分类：

（1）物理分馏：

也称为质量分馏，同位素之间因质量引起一系列与质量有关的性质的不同，如密度、熔点、沸点等，使之在蒸发、凝聚、升华、扩散等自然物理过程中发生轻重同位素的分异。

（2）动力分馏：

含有两种同位素的两类分子时，由于质量不同，它们参加化学反应的活性有差异。

质量不同的同位素分子具有不同的分子振动频率和化学键强度。

轻同位素形成的健比重同位素的键更易破裂，因此，轻同位素分子的反应效率较高，在平衡共存间产生微小的分馏，在反应产物中，特别是活动相中更富集轻同位素。

（3）平衡分馏：

在化学反应中反应物与生成物之间由于物态、相态、价态以及化学键性质的变化，使轻重同位素分别富集在不同分子中而发生的分异，也叫做同位素交换反应。

达到同位素交换平衡时，共存相同间同位素相对丰度比值为一常数