地球化學期末復習試題.doc

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名詞解釋（任選10題，3分 / 題） 1． 克拉克值：地殼中各元素的相對平均含量稱為該元素的克拉克值，如以重量百分數表示則為“重量克拉克值”或簡稱“克拉克值”，如以原子百分數表示，則稱為“原子克拉克值”。 2． 元素的濃集系數：定義為—濃積系數=礦石邊界品位/克拉克值。實質是地殼中某元素稱為可開采利用的礦石所需要富集的倍數，濃積系數低的元素較容易富集成礦，濃積系數高的需要經過多次旋回和多次的富集作用才能達到工業(yè)開采品位。長作為確定元素富集成礦能力的指標。 3． 大離子親石元素：離子半徑大，大于常見造巖元素的親石元素，如鉀、銣、鈣、鍶、鋇、鉈等。 4． 不相容元素或相容元素：在巖漿過程中，總分配系數大于1，趨向于保留在源區(qū)巖石的固相礦物中的元素為相容元素，如Ni，Cr，Co等；總分配系數小于1，趨向于進入到熔體中的稱為不相容元素，如Ba，Rb，U。 5． 惰性組分：擴散能力很差，難于與系統(tǒng)發(fā)生物質交換的組分。系統(tǒng)對它們來說是封閉的，在平衡過程中保持質量固定不變，因而又稱為固定組分。 活性組分：在交代過程中為了消除組分在礦物和外來溶液之間存在的濃度梯度(化學位)，就會發(fā)生其小一部分組分向巖石(體系)的帶入和另一部分組分自巖石帶出，這樣的組分稱為活性組分。 6． 元素的地球化學親和性：指陽離子在地球化學過程中趨向于同某種陰離子結合的性質。分親鐵性（趨向于以單質形式產出）、親硫性（趨向于與硫形成強烈共價鍵的性質）、親氧性（趨向于與氧形成強烈離子鍵的性質）和親氣性。 7． 批次熔融模型：表示在部分熔融過程中，熔體相和殘余相在不斷建立的平衡中進行，發(fā)生連續(xù)的再平衡，直到熔體的移出。 C1/C0=1/(D(1-F)+F) C1和C0分別是巖漿源區(qū)巖石和巖漿中元素的含量； D為元素的分配系數； F為部分熔融程度，（0~1） 8． 同位素分餾系數：在平衡條件下， 兩種相中某種同位素比值之商。 αA-B= RA/RB。其中R為同位素比值，常用重同位素與輕同位素比值表示。分餾系數是溫度的函數，溫度越高，α約趨于1 ，表明分餾作用越小。 9． δEu：一定體系中稀土元素Eu相對與標準值的比值，反映了Eu與其他稀土元素之間發(fā)生分離的強弱程度。當δEu小于1時，表明其相對于其他稀土元素發(fā)生了虧損，當δEu大于1時，表明其相對與其他稀土元素發(fā)生了富集作用。 10． δ18O ：是樣品中18O含量相對與標準值（平均大洋水含量）的千分偏差。當該值大于0時表明樣品的18O相對與標準的組成發(fā)生了富集，有更多的較重穩(wěn)定同位素；小于0時則相反。 11． ( 87Sr / 86Sr ) 0：應用Sr同位素測年時，樣品形成時的初始87Sr / 86Sr值。應用等時線法表現為截距。 12． 13C/12C國際標準：南卡羅來州 白堊紀皮迪建造（PDB） 34S/32S國際標準：迪亞布洛峽谷鐵隕石隕硫鐵（CDT） δ15N/14N：大氣 13． 稀土元素配分圖: 14． 氧化障和還原障：元素的變價使其化學性質截然改變；氧化-還原反應改變元素原有的遷移狀態(tài)，在短距離內發(fā)生沉淀，稱為氧化障和還原障。（如Fe,Mn,Gu,Eu,,Tl等弱堿性元素在低價狀態(tài)易于在水溶液中遷移，它們的高價離子具兩性遷移能力弱，因此還原條件（不含H2S）有利于這類元素的遷移，氧化作用導致沉淀；如U,Mo,V,S,As等低價離子據兩性易于水解沉淀，高價狀態(tài)則形成易溶解于水的酸根絡離子遷移，因此氧化作用導致這類元素遷移活化。S是典型的代表，氧化態(tài)的SO4+是金屬元素絡合劑、攜帶劑，還原態(tài)的S2-是成礦元素的沉淀劑。 15． 微量元素分配系數： 能斯特分配定律：在一定的溫度壓力下，微量組分在兩共存相中的分配達平衡時，其在兩相中的化學位相等。 能斯特分配系數：在溫度、壓力恒定的條件下，微量元素i(溶質)在兩相分配達平衡時其濃度比為一常數(KD)，此常數KD稱為分配系數，或稱能斯特分配系數。 能斯特分配定律及分配系數的研究有著極其重要的地球化學意義，可應用于如下多方面的研究： 1)定量研究元素組分； 2)為成礦分析提供了理論依據； 3)判斷成巖和成礦過程的平衡； 4)微量元素地質溫度 ； 5)微量元素地質壓力 ； 6)指示沉積環(huán)境； 7)巖漿作用過程微量元素分配和演化定量模型的研究； 8)巖漿形成機制的研究； 9)判斷巖石的成因。 16． δ值　穩(wěn)定同位素組成常用δ值表示，δ值指樣品中某元素的穩(wěn)定同位素比值相對標準（標樣）相應比值的千分偏差。δ值能清楚地反映同位素組成的變化，樣品的δ值愈高，反映重同位素愈富集。 17． 同位素分餾　 指由物理、化學以及生物作用所造成的某一元素的同位素在兩種物質或兩種物相間分配上的差異現象。引起同位素分餾的主要機制有：①同位素交換反應。是不同化合物之間、不同相之間或單個分子之間發(fā)生同位素分配變化的反應，是可逆反應。反應前后的分子數、化學組分不變，只是同位素濃度在分子組分間重新分配。②同位素動力學效應。是指物理或化學反應過程中同位素質量不同所引起的反應速率的差異。在不可逆反應中，結果總是導致輕同位素在反應產物中富集。 18． 同位素分餾系數 分餾系數α 表示同位素的分餾程度，反映了兩種物質或兩種物相之間同位素相對富集或虧損程度。在自然界，分餾系數是指兩種礦物或兩種物相之間的同位素比值之商。其表達式為 αA-B＝RA/RB 式中A和B表示兩種物質(物相),R代表重同位素對輕同位素的比值，如18O/16O，13C/12C等。α 值偏離1愈大，說明兩種物質之間的同位素分餾程度也就愈大；α =1時，物質間沒有同位素分餾。 19． 同位素富集系數 在同位素平衡的條件下，兩種不同化合物的同類同位素組成δ值的差，稱為同位素富集系數，即ΔA-B=ΔA-δB ，該系數的意義是A化合物中同位素的富集（或虧損）程度。 論述題（任選3題；10分 / 題） 1. 試述地球化學思維特征、研究思路以及應用領域。 思維特征：“見微知著”在地質作用形成宏觀地質體的同時，還形成大量肉眼難以辨別的常量元素、微量元素及同位素成分組合的微觀蹤跡，它們包含著重要的定量和定性的地質作用信息，只要運用現代分析測試手段觀察這些微觀蹤跡以及宏觀的地球化學現象，便可深入的揭示地質作用的奧秘。 基本思路：把地質作用看作一化學（熱力學）體系。地質環(huán)境用物理化學條件來描述。研究體系的化學機制和演化。實現在原子層次上，認識地質作用的機制，追蹤地質歷史。 所有化學分支學科（無機化學、有機化學、物理化學、化學熱力學、膠體化學、化學動力學等）都是它的理論基礎。依據：化學元素及其化合物（礦物）的基本物理化學性質和行為在自然和實驗條件下沒有本質差別。 2. 試述地殼元素豐度的計算方法。 1） 巖石平均化學組成法：克拉克根據收集的火成巖樣品和沉積巖組合樣品，通過分區(qū)并按巖石質量比例計算出地殼上部16KM的地殼成分。 2） 細粒碎屑巖法：戈爾得施密特認為，細碎屑巖是沉積物源區(qū)出露巖石經過剝蝕、搬運并均勻混合的產物，成分可以代表物源區(qū)地殼的平均化合組成。他對挪威南部有冰川融化后沉淀出的細粒冰川黏土樣品的77個樣品進行了化學分析，得到了平均化學成分。 3） 維諾格拉多夫（1962）巖石比例法是以兩份酸性巖加一份基性巖來計算地殼平均化學成分。 4） S．R泰勒（1964、1985）用太古宙后頁巖平均值扣除20%計算上部陸殼元素豐度。 5） 黎彤法：在計算中國巖漿巖平均化學成分的基礎上，并采用全球地殼模型，對各構造單元的質量加權平均。 3. 試述一種測年方法（Rb–Sr法或K–Ar法或14C法或U－Th－Pb法）的原理、應用范圍及優(yōu)缺點。 4. 試述稀土元素的地球化學行為及應用。 稀土元素的主要特點可歸納為： 1)它們是性質極相似的地球化學元素組，在地質、地球化學作用過程中作為一個整體而活動； 2)它們的分餾作用能靈敏地反映地質、地球化學過程的性質（良好的示蹤劑 ）； 3)稀土元素除受巖漿熔融作用外，其它地質作用基本上不破壞它的整體組成的穩(wěn)定性； 4)它們在地殼巖石中分布較廣。 地球化學行為差異主要表現為： 1)溶液的酸堿性：從La、Ce→Lu，半徑不斷減小，離子電位（π=W/R）增大，堿性減弱，氫氧化物溶解度減小，開始沉淀時溶液的pH值由8→6，為此，介質的酸堿度能控制稀土元素的分異； 2)氧化還原條件：由于Ce3+ ( Ce4+)和 Eu3+ (Eu2+)的變價性，對外界氧化還原條件變化反應敏感，由于價態(tài)變化，導致半徑和酸堿性相應變化，致使與TR3+整體分離； 3)絡離子穩(wěn)定性的差異：ΣY絡離子穩(wěn)定性＞ΣCe絡離子穩(wěn)定性，ΣCe礦物沉淀后，ΣY元素尚可呈絡合物形式在溶液中遷移，在較晚的階段沉淀，導致ΣCe與ΣY的分異； 4)被吸附能力：ΣCe被膠體、有機質和粘土礦物吸附能力大于ΣY。 5. 試述元素賦存狀態(tài)的研究方法有哪些？ 1） 元素含量測定：通過礦物含量測定發(fā)現混入元素，并判斷其類質同相的可能性； 2） 顯微鏡法：鏡下觀測是否有微細礦物顆粒； 3） 萃取法（偏提取法）：選用一種只能溶解被研究元素的某種存在形式的溶劑。偏提取物相分析方法分為兩大類：順序提取和平行提取法。順序提取法只用一份試樣，利用萃取能力不同的化學試劑由結合力從弱到強依次提??；平行提取時講樣品分多份，利用多種萃取能力不同的化學試劑同時萃取，利用差值計算。 4） 晶格常數測定：通過X光衍射法測定礦物的晶格常數，據晶格常數的變化來判斷類質同相的類型和程度。 5） 電子顯微鏡掃描：一方面可以研究細小顆粒礦物的成分、結構和光學性質等；另一方面可以通過對礦物中微量元素的分布特征（類質同相元素在礦物匯總均勻分布），來研究礦物的化學鍵性和離子電價。 6. 試述編制相圖的原理和方法。 編制相圖是熱力學研究礦物相平衡關系的重要手段。 計算步驟： 1)根據化學反應方程式中出現的相, 按其物態(tài)和多形變體查閱有關的熱力學數據: △H2098, △S2098 , △G2098 , V2098 , CP 等; 2)計算標準狀態(tài)下(T=298K, P= 1x105帕)的反應的熵變△S0反應和 △H0反應 ； 3)依據計算的精度要求，可以引入一些必要的假設條件，如：△CP（等壓真分子熱容的變量）=0或定值，活度=1（固相：a=1）； 4)以吉布斯自由能公式作為基本公式，計算任意溫度、壓力下的化學反應自由能值，界入假設條件，給予簡化，列出任意溫度、壓力條件下的化學反應自由能值（△GPT）與P、T、a變量的關系式。當反應達到平衡時，△GPT=0，代入已知的焓變、熵變等值，即可獲得共生礦物組合平衡時T~P之間關系式或T~P~ a 之間關系式。 5)根據所獲得的T~P或T~P~ a 關系式，給出一組數據即可編制各種相圖。 7. 地質溫度計 地質溫度計是能夠用來確定地質作用溫度的地質產物。應用比較普遍的地質溫度計主要有 礦物包裹體地質溫度計：根據礦物晶體中原生包裹體的均一化測定礦物的形成溫度。 同位素地質溫度計：根據共生礦物對的同位素分餾測定地質體中同位素平衡時的溫度。由同位素分餾作用已知，同位素交換反應的分餾系數（α）隨溫度（T）而變化，它們之間的關系式為 1000lnα=(A/T 2)+B 該式為同位素地質溫度計的計算公式，A和B是實驗確定的常數，與礦物種類有關。目前常用的有石英－磁鐵礦、石英-白云母、石英-方解石等共生礦物對氧同位素地質溫度計和閃鋅礦-方鉛礦、黃鐵礦-方鉛礦等硫同位素地質溫度計。同位素地質溫度計不需進行壓力校正。閃鋅礦中常含有一些微量元素，如銦(In)、鍺(Ge)、鎵(Ga)、鉈(Tl)等，這些微量元素含量的多少常與閃鋅礦的形成溫度有關。因此,閃鋅礦地質溫度計又稱礦物－微量元素地質溫度計或類質同象地質溫度計。 同質多象溫度計：礦物的同質多相轉變是在一定的溫度下實現的，因此，不同變體的出現，就能反映其形成溫度。同質多象的形成與外界條件密切相關，因此同質多象的研究有助于確定晶體形成時的物理化學條件及所經歷的變化。 應用： 1） 文石（斜方）和方解石（三方）的化學分子式均為CaCO3，它們的轉變溫度為400℃。若文石出現，則反映低溫條件；方解石出現，反映中溫條件。 2） SiO2等物質的同質多象，被廣泛用作所謂的地質溫度計和地質壓力計。根據具β－方石英的立方體副象的α－石英，可推知其形成時的溫度在1470℃以上；而斯石英在地表大陷坑中的出現，則可作為該地曾發(fā)生隕石超高壓沖擊隕落的有力證據。 3） HgS的兩種變體辰砂和黑辰砂,分別形成于堿性和酸性介質中，它們的存在可說明成礦介質的酸堿性。 4） 在工業(yè)上，用石墨制備人造金剛石；運用淬火、退火等手段控制加工件的某些物性；通過先升溫至573℃以上,然后在嚴格控制的條件下降溫，借以消除水晶中對工業(yè)利用有害的道芬雙晶等，都是利用了同質多象轉變的特性。 泥質礦物溫度計：在正常壓力下一些泥質礦物的出現反映其形成的最高溫度（℃），如埃洛石(50)、高嶺石(500)、蒙脫石(725)、水白云母(900)、伊利石(950)等。若壓力增高，其相應溫度略有降低。 礦物分解溫度、 礦物相變溫度：某些造巖礦物的形成溫度和相變溫度可以間接推測研究結晶時的溫度。例如：方石英轉變?yōu)轺[石英：1470℃正長石分解為白榴石和二氧化硅：1170℃普通角閃石暗化：1050℃大氣壓下黑云母分解、暗化：1050～840℃鱗石英轉變?yōu)棣拢ⅲ?70℃棕色角閃石轉變?yōu)榫G色角閃石：750℃β－石英轉變?yōu)棣粒ⅲ?75℃ 固溶體分解溫度、 礦物中的放射性裂變徑跡：放射性裂變徑跡是根據礦物中U、Th放射性同位素自發(fā)裂變碎片的徑跡而計時的一種方法。徑跡數目與礦物年齡成正比。 鏡質組反射率、 生物標志化合物：生物標志化合物（biomarker）是指沉積有機質、原油、油頁巖、煤中那些來源于活的生物體，在有機質演化過程中具有一定穩(wěn)定性，沒有或較少發(fā)生變化，基本保存了原始生化組分的碳骨架，記載了原始生物母質的特殊分子結構信息的有機化合物。因此，它們具有特殊的“標志作用”。 應用題（任選1題；10分 / 題） 1. 某鉬礦熱液作用期自高溫到低溫有四個礦化階段，各階段主要礦物組合為： 1.輝鉬礦—黃鐵礦—鉀長石—石英組合； 2.黃鐵礦—輝鉬礦—石英組合； 3.方鉛礦—閃鋅礦—磁黃鐵礦—石英組合； 4.磁鐵礦—輝鉬礦—沸石—方解石組合。 試分析自熱液早階段—晚階段酸堿條件和氧化還原條件的變化趨勢。 酸性增強：沸石>鉀長石 氧化性增強：磁鐵礦（Fe3O4）>黃鐵礦（FeS2） 1） 根據礦物交代關系判斷介質酸堿度變化趨勢. 柯爾仁斯基原理：溶液酸性的增高，將有利于較強的堿被較弱的堿所交代，反之，溶液酸性降低，則引起較弱的堿被較強的堿所交代。當礦物發(fā)生交代時，溶液的酸堿性的變化根據礦物中常見絡陰離子的酸性強弱。沸石（如方沸石Na2[AlSi2O6]22H2O）絡陰離子酸性大于鉀長石（KAlSi3O8）的絡陰離子的酸性，并且K+的大量析出，使介質的堿性降低，向酸性轉變，故其介質環(huán)境由堿性想酸性轉變。 2） 可利用含有變價元素的礦物及礦物組合判斷介質的氧化還原條件。常用Fe與S。 第一礦化階段中，黃鐵礦中[S2]2-,并且在第三個礦化階段，含有方鉛礦—閃鋅礦—磁黃鐵礦等硫化物組合，說明熱液早期為還原條件。由高溫向低溫過程，逐漸出現黃鐵礦（FeS2）—磁黃鐵礦（Fe1-xS）—磁鐵礦（Fe3O4），鐵的價態(tài)由Fe2+→Fe3+,Fe2+,說明氧化還原趨勢有還原轉化為較氧化。 2. 某地層剖面如下圖（示意），請對該套地層（無化石）定年并簡述方法原理。 1-礫巖，2-含礫砂巖，3-砂巖，4-同生花崗閃長巖巖床，5-含海綠石泥巖，6-灰?guī)r 對該套地層定年可用兩種方法： 1） 同生花崗閃長巖巖床的Rb-Sr等時線年齡方法 公式為：（87Sr/86Sr）Σ=（87Sr/86Sr）0+（87Rb/86Sr）（eλt-1） 應用條件有：花崗閃長巖巖床為同一時間、同一母體，其初始Sr比值均一，巖床各處Rb/Sr比不同，因此經過t時間后，各樣品的（87Sr/86Sr）樣、（87Rb/86Sr）樣，將呈線性方程Y=Ax+b， Y=（87Sr/86Sr）樣，X=（87Rb/86Sr）樣，經過線性擬合后可得斜率a=（eλt-1），從而求得年齡值。 2） 同生海綠石的Rb-Sr模式年齡法 3. 河北某矽卡巖型鉛—鋅礦床中，存在有兩個世代的閃鋅礦。早世代閃鋅礦同鏡鐵礦（Fe2O3）共生，閃鋅礦呈淺黃綠色，含鐵極低；晚世代閃鋅礦同磁鐵礦和穆磁鐵礦（Fe3O4，由鏡鐵礦轉變?yōu)榇盆F礦形成時介質仍呈赤鐵礦假象）共生，閃鋅礦呈深褐色，且含鐵高。試說明兩種閃鋅礦形成時介質條件的差異，以及兩種閃鋅礦顏色深淺和含鐵量多少不同的原因。（離子半徑RZn2+=0.83?; RFe2+=0.82?; RFe3+=0.67?） 1） 早期鏡鐵礦（Fe2O3）形成時，介質為氧化條件，晚期磁鐵礦和穆磁鐵礦（Fe3O4）為還原環(huán)境，（Fe3+,Fe2+）交代時，介質趨向于較還原。 2） 早期（RZn2+- RFe3+）/ RFe3+ =(0. 83?-0.67?)/ 0.67?=24% 由于鏡鐵礦中Fe3+和Zn2+在高溫下發(fā)生完全類質同像，溫度下降，Fe3+和Zn2+發(fā)生不完全類質同相，開始分離，Fe3+有限替代Zn2+，所以早期閃鋅礦中含鐵極低，顏色為淺黃綠色。 晚期（RZn2+- RFe2+）/ RFe2+ =(0. 83?-0.82?)/ 0.82?=1.2% 所以磁鐵礦中，Fe2+和Zn2+為完全類質同相，Fe2+可以任意取代Zn2+，所以晚期閃鋅礦含鐵高，顏色是Fe3+的顏色。 4. 請設計兩套氧同位素溫度計，查明花崗巖的成巖溫度及含銅石英脈的成礦溫度，并簡述原理。 氧同位素在同一體系達到平衡時，分餾系數α與溫度T之間有一定的函數關系： 1000lnα=a*106/T2+b ≈ΔA-B T>100C 1000lnα=a*103/T2+b ≈ΔA-B T<100C A,B為待定常數，可通過查表得到； α為A、B礦物分餾系數 T為絕對溫度 ΔA-B為A、B礦物對δ18O的差值 如圖： 1） 測定成巖溫度用石英-磁鐵礦礦物對作為氧同位素溫度計（主要測花崗巖體中的成巖溫度） 2） 測定成礦溫度用含銅適應方解石中的石英-方解石含氧礦物作為氧同位素溫度計礦物測定（測含銅石英脈溫度） 3） 分別測定礦物的δ18O值，代入公式，計算即得巖體成巖及礦脈成礦溫度. 簡答體（任選6題；5分 / 題） 1. 微量元素賦存形式主要有哪些？ 1） 快速結晶過程中被陷入吸留帶； 2） 在主晶格的間隙缺陷中； 3） 以類質同相形式進入固溶體。 2. 親氧元素和親硫元素地球化學性質的主要差異是什么？ 親硫元素（又稱親銅元素）：有18或18＋2的外電子層結構，電負性較高，與硫形成高度共價鍵， 親硫元素和硫結合生成的硫化物、硫鹽等常常和銅的硫化物共生，易熔于硫化鐵熔體，主要集中于硫化物—氧化物過渡帶； 親氧元素（又稱親石元素）：有惰性氣體的電子層結構， 即離子的最外電子層具有8電子惰性氣體型（s2p6）的穩(wěn)定結構，電負性較小，與氧形成高度離子鍵， 親氧元素與氧結合以后形成的氧化物、含氧鹽等礦物是構成巖石圈的主要礦物形式，易熔于硅酸鹽熔體，主要集中在巖石圈。 3. 載體礦物與富集礦物的區(qū)別？ 載體礦物：在巖石中某元素主要賦存的礦物； 富集礦物：某元素的含量遠遠高于巖石平均含量的礦物； 如：長石是Pb的富集礦物，也是載體礦物；然而，對于Zn來說，磁鐵礦是富集礦物而不是載體礦物，由于長石在巖石中的數量較多，因此Zn的載體礦物確實長石。 4. 簡述水溶液中元素的遷移方式。 水溶液中元素的遷移主要有兩種方式：擴散和滲濾。 1） 擴散遷移：如果某元素在體系各部分的濃度不同，該元素的質點將自發(fā)由高濃度處向低濃度處遷移，直至體系各處濃度相等，稱為擴散遷移； 2） 滲濾遷移：當體系內存在壓力差時，元素（物質）隨溶液自高壓處向低壓處遷移，稱為滲濾遷移。 水溶液中元素遷移形式: 溶液：以單分子或離子狀態(tài)存在（D＜10-6mm） 膠體：分子或微粒子（D：10-3～10-6mm） 懸浮物：D＞10-3mm 影響因素 (一)溶度積原則: 在天然水中金屬元素首先選擇形成活度積最小的化合物的陰離子化合，形成沉淀。這些陰離子稱為對方的沉淀劑，如S2－是大多數重金屬的沉淀劑。 (二)元素易溶絡合物及其穩(wěn)定性: 在自然界的水溶液中，許多重金屬元素是在一定的條件下形成易溶的，具有一定穩(wěn)定性的絡合物的形式進行遷移的。 (三)水溶液pH值對元素遷移的控制: 1. 水溶液pH值影響化合物的溶解和沉淀，對于Fe2+和Fe3+來說它們的氫氧化物的pH值要求不同： FeSO4+2H2O → Fe(OH)2 ↓+ 2H2SO4 (pH=5.5) Fe2(SO4)3+6H2O → 2Fe(OH)3↓+ 3H2SO4 (pH=2.48) Fe3+只能在強酸性(pH<2.48)水溶液中遷移，一旦pH值增高，Fe(OH)3將會很快沉淀下來。 2. pH值的作用能使得自然界某些元素共生或分離 5. 說明在礦物中不存在下列類質同象置換關系的原因：（原子（離子）半徑，化學鍵類型，離子正負電荷的平衡） 戈爾德施密特法則 【隱蔽法則】兩個離子具有相近的半徑和相同的電荷，則他們的行為將取決于豐度的比例，豐度高的主量元素形成獨立礦物，豐度低的微量元素進入礦物晶格，為主量元素所“隱蔽”。如：K+(1.33)為主量元素，形成鉀長石、石榴石等礦物，Rb+(1.49)為微量元素，以類質同象形式為K所“隱蔽”。 【優(yōu)先法則】兩種離子電價相同，半徑有別，半徑小的離子集中于較早的礦物中，而半徑較大的離子（化學鍵弱）將在晚期礦物中富集。 【“捕獲”“允許”法則】如果兩個離子半徑相近，而電荷不同，較高價的離子優(yōu)先進入較早結晶的礦物晶體中，稱“捕獲”（capture），低價離子 被“允許”(admit)進入晚期礦物。 林伍德法則：對于二個價數和離子半徑相似的陽離子，具有較低電負性者將優(yōu)先被結合，因為它們形成一種較強的以離子鍵成分較多的化學鍵。 C4+→Si4+： Si4+是四次配位，C4+是三次配位，兩者配位數不同。 Cu+→Na+ ：離子半徑相似（Cu+—0.96 A; Na—0.98A），然而鍵的類型不同，地球化學親和性也不同，銅是親硫元素，傾向于形成共價鍵，鈉是親氧元素，傾向于形成離子鍵。銅在鈉的化合物中不產生類質同相，反之亦然。 Sc3+→Li1+ ：高價的Sc3+ 被早期輝石、角閃石等鐵鎂礦物所“捕獲”(Li+ 仍在熔漿中)。故Sc在基性、超基性巖中富集。低價的Li+被晚期黑云母、電氣石等鐵鎂礦物所“允許”。所以，酸性巖、偉晶巖中Li富集。 6. 揮發(fā)份在巖漿中的行為如何？ 巖漿中的揮發(fā)分對熔體結構有影響。 第一類以H2O為代表，（H2S,HCL,HF）,溶解于巖漿時起破壞橋鍵，降低橋氧比例的作用，導致熔體聚合程度降低，起解聚作用，表現為會噠噠降低熔體的固相線溫度和熔體黏度，提高熔體的電導率。 第二類以CO2（P2O5,SO2等）為代表，溶解于巖漿中時會破壞非橋氧，降低非橋氧的數量比，使熔體的聚合程度增強。 7. 造成穩(wěn)定同位素組成變化的原因是什么？ 重穩(wěn)定同位素組成不隨環(huán)境的物理化學條件的變化而變化，同位素組成的變化主要由放射性同位素的衰變造成。 輕穩(wěn)定同位素組成變化主要原因是同位素的分餾作用。 根據分餾作用的性質和條件的不同可分為： 1)物理分餾：也稱質量分餾，同位素之間因質量引起一系列與質量有關的性質的不同，如密度、比重、熔點、沸點等微小的差別， 使之在蒸發(fā)、凝聚、升華、擴散等自然物理過程中發(fā)生輕重同位素的分異； 2)動力分餾：質量不同導致同位素分子參加化學反應活性的差異（不同的分子振動頻率和化學鍵強度 不同）。導致輕同位素分子的反應速率高于重分子，在共存平衡相之間產生微小的分餾，反應產物、特別是活動相中更富集輕同位素； 3)平衡分餾：化學反應中反應物和生成物之間由于物態(tài)、相態(tài)、價態(tài)以及化學鍵性質的變化，輕重同位素分別富集在不同分子中，也稱同位素交換反應。達到同位素交換平衡時共存相同位素相對豐度比值為常數，稱分餾系數α； 4)生物化學分餾：生物活動和有機反應也能導致的同位素分餾效應。如植物的光合作用使12C更多地富集于生物合成有機化合物中。生物成因的地質體如煤、油、氣等具有最高的12C/13C值。生物化學分餾是同位素分異作用中重要的控制反應。 8. 模式年齡與等時線年齡的區(qū)別？ 模式年齡：只用一個樣品，且根據某種假設確定樣品初始放射性子體數量以計算獲得的年齡。 根據衰變公式D*=N（eλt-1）有，87Sr*=87Rb（eλt-1），則t=（1/λ）ln（1+87Sr*/87Rb），式中87Sr*是由放射性母體87Rb衰變的子體同位素。 范圍：樣品中不能有初始的87Sr 對象：當樣品的年齡較老，其中初始鍶可以忽略時，以下含鉀礦物：鉀長石、白云母、天河石 、鉀鹽等可用該方法。 缺陷：當樣品較年輕，即礦物中的初始鍶不可忽略時，會帶來較大的年齡測量誤差。 等時線年齡： 運用模式年齡方法測年時，對初始鍶的估計是人為的、粗略的，計算年齡值誤差大。為了彌補對初始鍶估計的缺陷，設計了Rb－Sr等時線法 。 1.把（87Rb /86Sr）0和t當作未知變量。 2.在地質體中不同部位采樣（n>5），分別測（87Rb /86Sr） 盡管它們的值不一樣，但（87Rb /86Sr）0和t是一樣的 其線性方程為： Y=ax+b 其中 Y：(87Sr/86Sr) a：斜率（eλt -1） x：(87Rb/86Sr)樣 b：截距（87Sr/86Sr）0 通過此方法便可獲得斜率（eλt -1）與截距（87Sr/86Sr）0的值，從而得到年齡t的值。 優(yōu)點 ：精度較高，可以得到初始（87Sr/86Sr）0的值，根據數據點擬合好壞程度可以檢驗體系的封閉性。 限制條件： 所測定的樣品必須是同源的,即樣品的(87Sr/86Sr)比值相同 巖漿結晶作用時間短,所有樣品均具有接近的年齡. ③ 一組樣品具有適當變化范圍的87Rb/86Sr值(或Rb/Sr值),以便構筑一條等時線,獲得可靠的等時線斜率. 9. 研究地殼中元素豐度的意義。 1） 為研究地球的形成、化學分異及地球、地殼元素的成因等重大問題提供信息； 2） 確定了地殼體系的總特征； 3） 元素克拉克值可作為衡量元素相對富集或貧化的標尺，為闡明地球化學省、異常區(qū)提供一種標準； 4） 根據元素克拉克值可獲得地殼中不同元素平均含量間的比值，提供重要的地球化學信息； 10. 普通造巖礦物風化強度順序與鮑溫反應序列相反的原因 越早形成的礦物結晶溫度越高，出露地表時其形成時的環(huán)境條件與地表環(huán)境條件差異最大，因此要達到與周圍環(huán)境的平衡，這種差異致使先結晶的礦物最先風化，依次類推，所以恰好與鮑文反應序列相反。 11. 為什么在堿性長石中常見鉀長石與鈉長石的條紋結構，而在斜長石中則不見這種結構？ 堿性長石在高溫時鉀和鈉可以以類質同相的形式交代，而低溫結晶時鉀和鈉則分離，從而形成鉀長石與鈉長石的條紋結構。 斜長石中，鉀和鈉一直可以以類質同相的形式存在，不見此種結構。 12. 分配系數與元素比值之間有何差異？ 分配系數：在溫度、壓力恒定的條件下，微量元素（溶質）在兩相分配達平衡時其濃度為一常數。 元素比值：任意兩種元素在任意體系中的某方面的比值。 13. 地球化學相律：熱力學相律表述了平衡狀態(tài)下和平衡過程中，體系的相數與熱力學組分數的關系。相通常指體系中性質和成因相同，可以用同樣的相狀態(tài)方程式描述的部分物質。熱力學組分為構成平衡體系中各相所需之獨立物質的最小數目，也稱為獨立組分。 1） 戈爾德施密特相律：平衡共存的礦物數不超過組分數。 2） 柯爾任斯基相律：在一定的T、P及活性組分的化學位的條件下，相互平衡的工程礦物書不超過惰性組分數。