地球化学期末复习试题大全

名词解释（任选10题，3分/ 题）

1．克拉克值：地壳中各元素的相对平均含量称为该元素的克拉克值，如以重量百分数表示则为“重量克拉克值”或简称“克拉克值”，如以原子百分数表示，则称为

“原子克拉克值”。

2．元素的浓集系数：定义为—浓积系数=矿石边界品位/克拉克值。实质是地壳中某元素称为可开采利用的矿石所需要富集的倍数，浓积系数低的元素较容易富集成

矿，浓积系数高的需要经过多次旋回和多次的富集作用才能达到工业开采品位。

长作为确定元素富集成矿能力的指标。

3．大离子亲石元素：离子半径大，大于常见造岩元素的亲石元素，如钾、铷、钙、锶、钡、铊等。

4．不相容元素或相容元素：在岩浆过程中，总分配系数大于1，趋向于保留在源区岩石的固相矿物中的元素为相容元素，如Ni，Cr，Co等；总分配系数小于1，趋向

于进入到熔体中的称为不相容元素，如Ba，Rb，U。

5．惰性组分：扩散能力很差，难于与系统发生物质交换的组分。系统对它们来说是封闭的，在平衡过程中保持质量固定不变，因而又称为固定组分。

活性组分：在交代过程中为了消除组分在矿物和外来溶液之间存在的浓度梯度(化

学位)，就会发生其小一部分组分向岩石(体系)的带入和另一部分组分自岩石带出，

这样的组分称为活性组分。

6．元素的地球化学亲和性：指阳离子在地球化学过程中趋向于同某种阴离子结合的性质。分亲铁性（趋向于以单质形式产出）、亲硫性（趋向于与硫形成强烈共价键

的性质）、亲氧性（趋向于与氧形成强烈离子键的性质）和亲气性。

7．批次熔融模型：表示在部分熔融过程中，熔体相和残余相在不断建立的平衡中进行，发生连续的再平衡，直到熔体的移出。

C1/C0=1/(D(1-F)+F)

C1和C0分别是岩浆源区岩石和岩浆中元素的含量；

D为元素的分配系数；

F为部分熔融程度，（0~1）

8．同位素分馏系数：在平衡条件下，两种相中某种同位素比值之商。αA-B= R A/R B。

其中R为同位素比值，常用重同位素与轻同位素比值表示。分馏系数是温度的函

数，温度越高，α约趋于1 ，表明分馏作用越小。

9．δEu：一定体系中稀土元素Eu相对与标准值的比值，反映了Eu与其他稀土元素之间发生分离的强弱程度。当δEu小于1时，表明其相对于其他稀土元素发生了

亏损，当δEu大于1时，表明其相对与其他稀土元素发生了富集作用。

10．δ18O ：是样品中18O含量相对与标准值（平均大洋水含量）的千分偏差。当该值大于0时表明样品的18O相对与标准的组成发生了富集，有更多的较重稳定

同位素；小于0时则相反。

11．( 87Sr / 86Sr ) 0：应用Sr同位素测年时，样品形成时的初始87Sr / 86Sr值。应用等时线法表现为截距。

12．13C/12C国际标准：南卡罗来州白垩纪皮迪建造（PDB）

34S/32S国际标准：迪亚布洛峡谷铁陨石陨硫铁（CDT）

δ15N/14N：大气

13．稀土元素配分图:

14．氧化障和还原障：元素的变价使其化学性质截然改变；氧化-还原反应改变元素原有的迁移状态，在短距离内发生沉淀，称为氧化障和还原障。（如

Fe,Mn,Gu,Eu,,Tl等弱碱性元素在低价状态易于在水溶液中迁移，它们的高价离

子具两性迁移能力弱，因此还原条件（不含H2S）有利于这类元素的迁移，氧化作用导致沉淀；如U,Mo,V,S,As等低价离子据两性易于水解沉淀，高价状态则形成易溶解于水的酸根络离子迁移，因此氧化作用导致这类元素迁移活化。S是典型的代表，氧化态的SO4+是金属元素络合剂、携带剂，还原态的S2-是成矿元素的沉淀剂。

15．微量元素分配系数：

能斯特分配定律：在一定的温度压力下，微量组分在两共存相中的分配达平衡时，其在两相中的化学位相等。

能斯特分配系数：在温度、压力恒定的条件下，微量元素i(溶质)在两相分配达平衡时其浓度比为一常数(K D)，此常数K D称为分配系数，或称能斯特分配系数。

能斯特分配定律及分配系数的研究有着极其重要的地球化学意义，可应用于如下多方面的研究：

1)定量研究元素组分；

2)为成矿分析提供了理论依据；

3)判断成岩和成矿过程的平衡；

4)微量元素地质温度；

5)微量元素地质压力；

6)指示沉积环境；

7)岩浆作用过程微量元素分配和演化定量模型的研究；

8)岩浆形成机制的研究；

9)判断岩石的成因。

16．δ值稳定同位素组成常用δ值表示，δ值指样品中某元素的稳定同位素比值相对标准（标样）相应比值的千分偏差。δ值能清楚地反映同位素组成的变化，样品的δ值愈高，反映重同位素愈富集。

17．同位素分馏

指由物理、化学以及生物作用所造成的某一元素的同位素在两种物质或两种物相间分配上的差异现象。引起同位素分馏的主要机制有：①同位素交换反应。

是不同化合物之间、不同相之间或单个分子之间发生同位素分配变化的反应，是可逆反应。反应前后的分子数、化学组分不变，只是同位素浓度在分子组分间重新分配。②同位素动力学效应。是指物理或化学反应过程中同位素质量不同所引起的反应速率的差异。在不可逆反应中，结果总是导致轻同位素在反应产物中富集。

18．同位素分馏系数

分馏系数α表示同位素的分馏程度，反映了两种物质或两种物相之间同位素相对富集或亏损程度。在自然界，分馏系数是指两种矿物或两种物相之间的同位素

比值之商。其表达式为

αA-B＝R A/R B

式中A和B表示两种物质(物相),R代表重同位素对轻同位素的比值，如18O/16O，

13C/12C等。α值偏离1愈大，说明两种物质之间的同位素分馏程度也就愈大；

α=1时，物质间没有同位素分馏。

19．同位素富集系数

在同位素平衡的条件下，两种不同化合物的同类同位素组成δ值的差，称为同

位素富集系数，即ΔA-B=ΔA-δB ，该系数的意义是A化合物中同位素的富集

（或亏损）程度。

论述题（任选3题；10分/ 题）

1.试述地球化学思维特征、研究思路以及应用领域。

思维特征：“见微知著”在地质作用形成宏观地质体的同时，还形成大量肉眼难以辨别的常量元素、微量元素及同位素成分组合的微观踪迹，它们包含着重要

的定量和定性的地质作用信息，只要运用现代分析测试手段观察这些微观

踪迹以及宏观的地球化学现象，便可深入的揭示地质作用的奥秘。

基本思路：把地质作用看作一化学（热力学）体系。地质环境用物理化学条件来描述。

研究体系的化学机制和演化。实现在原子层次上，认识地质作用的机制，

追踪地质历史。所有化学分支学科（无机化学、有机化学、物

理化学、化学热力学、胶体化学、化学动力学等）都是它的理论基础。依

据：化学元素及其化合物（矿物）的基本物理化学性质和行为在自然和实

验条件下没有本质差别。

2.试述地壳元素丰度的计算方法。

1）岩石平均化学组成法：克拉克根据收集的火成岩样品和沉积岩组合样品，通过分区并按岩石质量比例计算出地壳上部16KM的地壳成分。

2）细粒碎屑岩法：戈尔得施密特认为，细碎屑岩是沉积物源区出露岩石经过剥蚀、搬运并均匀混合的产物，成分可以代表物源区地壳的平均化合组成。他对挪威南

部有冰川融化后沉淀出的细粒冰川黏土样品的77个样品进行了化学分析，得到

了平均化学成分。

3）维诺格拉多夫（1962）岩石比例法是以两份酸性岩加一份基性岩来计算地壳平均化学成分。

4）S．R泰勒（1964、1985）用太古宙后页岩平均值扣除20%计算上部陆壳元素丰度。

5）黎彤法：在计算中国岩浆岩平均化学成分的基础上，并采用全球地壳模型，对各构造单元的质量加权平均。

3.试述一种测年方法（Rb–Sr法或K–Ar法或14C法或U－Th－Pb法）的原理、应用

范围及优缺点。

4.试述稀土元素的地球化学行为及应用。

稀土元素的主要特点可归纳为：

1)它们是性质极相似的地球化学元素组，在地质、地球化学作用过程中作为一个整体而活动；

2)它们的分馏作用能灵敏地反映地质、地球化学过程的性质（良好的示踪剂）；

3)稀土元素除受岩浆熔融作用外，其它地质作用基本上不破坏它的整体组成的稳定性；

4)它们在地壳岩石中分布较广。

地球化学行为差异主要表现为：

1)溶液的酸碱性：从La、Ce→Lu，半径不断减小，离子电位（π=W/R）增大，碱性减弱，氢氧化物溶解度减小，开始沉淀时溶液的pH值由8→6，为此，介质的酸碱度能控制稀土元素的分异；

2)氧化还原条件：由于Ce3+ ( Ce4+)和 Eu3+ (Eu2+)的变价性，对外界氧化还原条件变化反应敏感，由于价态变化，导致半径和酸碱性相应变化，致使与TR3+整体分离；

3)络离子稳定性的差异：ΣY络离子稳定性＞ΣCe络离子稳定性，ΣCe矿物沉淀后，ΣY元素尚可呈络合物形式在溶液中迁移，在较晚的阶段沉淀，导致ΣCe与ΣY的分异；

4)被吸附能力：ΣCe被胶体、有机质和粘土矿物吸附能力大于ΣY。

5.试述元素赋存状态的研究方法有哪些？

1）元素含量测定：通过矿物含量测定发现混入元素，并判断其类质同相的可能性；

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）：选用一种只能溶解被研究元素的某种存在形式的溶剂。偏提取物相分析方法分为两大类：顺序提取和平行提取法。顺序提取法只用一份试

样，利用萃取能力不同的化学试剂由结合力从弱到强依次提取；平行提取时讲样

品分多份，利用多种萃取能力不同的化学试剂同时萃取，利用差值计算。

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相的类型和程度。

5）电子显微镜扫描：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（类质同相元素在矿物汇总均匀分

布），来研究矿物的化学键性和离子电价。

6.试述编制相图的原理和方法。

编制相图是热力学研究矿物相平衡关系的重要手段。

计算步骤：

1)根据化学反应方程式中出现的相, 按其物态和多形变体查阅有关的热力学数

据: △H2098, △S2098 , △G2098 , V2098 , C P 等;

2)计算标准状态下(T=298K, P= 1x105帕)的反应的熵变△S0反应和△H0反应；

3)依据计算的精度要求，可以引入一些必要的假设条件，如：△C P（等压真分子

热容的变量）=0或定值，活度=1（固相：a=1）；

4)以吉布斯自由能公式作为基本公式，计算任意温度、压力下的化学反应自由能

值，界入假设条件，给予简化，列出任意温度、压力条件下的化学反应自由能值（△

G P T）与P、T、a变量的关系式。当反应达到平衡时，△G P T=0，代入已知的焓变、熵变

等值，即可获得共生矿物组合平衡时T~P之间关系式或T~P~ a 之间关系式。

5)根据所获得的T~P或T~P~ a 关系式，给出一组数据即可编制各种相图。

7.地质温度计

地质温度计是能够用来确定地质作用温度的地质产物。应用比较普遍的地质温度计主要有

矿物包裹体地质温度计：根据矿物晶体中原生包裹体的均一化测定矿物的形成温度。

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。由同位素分馏作用已知，同位素交换反应的分馏系数（α）

随温度（T）而变化，它们之间的关系式为1000lnα=(A/T 2)+B 该

式为同位素地质温度计的计算公式，A和B是实验确定的常数，

与矿物种类有关。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。闪锌矿中常含有一些微量元素，如铟(In)、锗(Ge)、

镓(Ga)、铊(Tl)等，这些微量元素含量的多少常与闪锌矿的形成温

度有关。因此,闪锌矿地质温度计又称矿物－微量元素地质温度计

或类质同象地质温度计。

同质多象温度计：矿物的同质多相转变是在一定的温度下实现的，因此，不同变体

的出现，就能反映其形成温度。同质多象的形成与外界条件密切

相关，因此同质多象的研究有助于确定晶体形成时的物理化学条

件及所经历的变化。

应用：

1）文石（斜方）和方解石（三方）的化学分子式均为CaCO3，它们的转变温度为400℃。若文石出现，则反映低温条件；方解石出现，反映中温条

件。

2）SiO2等物质的同质多象，被广泛用作所谓的地质温度计和地质压力计。

根据具β－方石英的立方体副象的α－石英，可推知其形成时的温度在

1470℃以上；而斯石英在地表大陷坑中的出现，则可作为该地曾发生陨

石超高压冲击陨落的有力证据。

3）HgS的两种变体辰砂和黑辰砂,分别形成于碱性和酸性介质中，它们的存在可说明成矿介质的酸碱性。

4）在工业上，用石墨制备人造金刚石；运用淬火、退火等手段控制加工件的某些物性；通过先升温至573℃以上,然后在严格控制的条件下降温，

借以消除水晶中对工业利用有害的道芬双晶等，都是利用了同质多象转

变的特性。

泥质矿物温度计：在正常压力下一些泥质矿物的出现反映其形成的最高温度（℃），

如埃洛石(50)、高岭石(500)、蒙脱石(725)、水白云母(900)、伊利石

(950)等。若压力增高，其相应温度略有降低。

矿物分解温度、

矿物相变温度：某些造岩矿物的形成温度和相变温度可以间接推测研究结晶时的温度。例如：方石英转变为鳞石英：1470℃正长石分解为白榴石和二氧

化硅：1170℃普通角闪石暗化：1050℃大气压下黑云母分解、暗化：

1050～840℃鳞石英转变为β－石英：870℃棕色角闪石转变为绿色角

闪石：750℃β－石英转变为α－石英：575℃

固溶体分解温度、

矿物中的放射性裂变径迹：放射性裂变径迹是根据矿物中U、Th放射性同位素自发裂变碎片的径迹而计时的一种方法。径迹数目与矿物年龄成正比。

镜质组反射率、

生物标志化合物：生物标志化合物（biomarker）是指沉积有机质、原油、油页岩、煤

中那些来源于活的生物体，在有机质演化过程中具有一定稳定性，

没有或较少发生变化，基本保存了原始生化组分的碳骨架，记载了

原始生物母质的特殊分子结构信息的有机化合物。因此，它们具有

特殊的“标志作用”。

应用题（任选1题；10分/ 题）

1.某钼矿热液作用期自高温到低温有四个矿化阶段，各阶段主要矿物组合为：

1.辉钼矿—黄铁矿—钾长石—石英组合；

2.黄铁矿—辉钼矿—石英组合；

3.方铅矿—闪锌矿—磁黄铁矿—石英组合；

4.磁铁矿—辉钼矿—沸石—方解石组合。

试分析自热液早阶段—晚阶段酸碱条件和氧化还原条件的变化趋势。

酸性增强：沸石>钾长石

氧化性增强：磁铁矿（Fe3O4）>黄铁矿（FeS2）

1）根据矿物交代关系判断介质酸碱度变化趋势. 柯尔仁斯基原理：溶液酸性的增高，将有利于较强的碱被较弱的碱所交代，反之，溶液酸性降低，则引起较弱的碱被

较强的碱所交代。当矿物发生交代时，溶液的酸碱性的变化根据矿物中常见络阴

离子的酸性强弱。沸石（如方沸石Na2[AlSi2O6]2·2H2O）络阴离子酸性大于钾长

石（KAlSi3O8）的络阴离子的酸性，并且K+的大量析出，使介质的碱性降低，向

酸性转变，故其介质环境由碱性想酸性转变。

2）可利用含有变价元素的矿物及矿物组合判断介质的氧化还原条件。常用Fe与S。

第一矿化阶段中，黄铁矿中[S2]2-,并且在第三个矿化阶段，含有方铅矿—闪锌矿—

磁黄铁矿等硫化物组合，说明热液早期为还原条件。由高温向低温过程，逐渐出

现黄铁矿（FeS2）—磁黄铁矿（Fe1-x S）—磁铁矿（Fe3O4），铁的价态由Fe2+→Fe3+,Fe2+,

说明氧化还原趋势有还原转化为较氧化。

2.某地层剖面如下图（示意），请对该套地层（无化石）定年并简述方法原理。

12

3

456

E 012Km

1-砾岩，2-含砾砂岩，3-砂岩，4-同生花岗闪长岩岩床，5-含海绿石泥岩，6-灰岩

对该套地层定年可用两种方法：

1）同生花岗闪长岩岩床的Rb-Sr等时线年龄方法

公式为：（87Sr/86Sr）Σ=（87Sr/86Sr）0+（87Rb/86Sr）（eλt-1）

应用条件有：花岗闪长岩岩床为同一时间、同一母体，其初始Sr比值均一，岩床各处Rb/Sr比不同，因此经过t时间后，各样品的（87Sr/86Sr）样、（87Rb/86Sr）样，将呈线性方程Y=Ax+b，

Y=（87Sr/86Sr）样，X=（87Rb/86Sr）样，经过线性拟合后可得斜率a=（eλt-1），从而求得年龄值。

2）同生海绿石的Rb-Sr模式年龄法

3.河北某矽卡岩型铅—锌矿床中，存在有两个世代的闪锌矿。早世代闪锌矿同镜铁矿

（Fe2O3）共生，闪锌矿呈浅黄绿色，含铁极低；晚世代闪锌矿同磁铁矿和穆磁铁矿（Fe3O4，由镜铁矿转变为磁铁矿形成时介质仍呈赤铁矿假象）共生，闪锌矿呈深褐色，且含铁高。试说明两种闪锌矿形成时介质条件的差异，以及两种闪锌矿颜色深浅和含铁量多少不同的原因。（离子半径R Zn2+=0.83?; R Fe2+=0.82?; R Fe3+=0.67?）

1）早期镜铁矿（Fe2O3）形成时，介质为氧化条件，晚期磁铁矿和穆磁铁矿（Fe3O4）为还原环境，（Fe3+,Fe2+）交代时，介质趋向于较还原。

2）早期（R Zn2+- R Fe3+）/ R Fe3+ =(0. 83?-0.67?)/ 0.67?=24%

由于镜铁矿中Fe3+和Zn2+在高温下发生完全类质同像，温度下降，Fe3+和

Zn2+发生不完全类质同相，开始分离，Fe3+有限替代Zn2+，所以早期闪锌矿

中含铁极低，颜色为浅黄绿色。

晚期（R Zn2+- R Fe2+）/ R Fe2+ =(0. 83?-0.82?)/ 0.82?=1.2%

所以磁铁矿中，Fe2+和Zn2+为完全类质同相，Fe2+可以任意取代Zn2+，所以

晚期闪锌矿含铁高，颜色是Fe3+的颜色。

4.请设计两套氧同位素温度计，查明花岗岩的成岩温度及含铜石英脉的成矿温度，并简

述原理。

方解石脉

-

花岗岩体中的含铜石英方解石脉

氧同位素在同一体系达到平衡时，分馏系数α与温度T之间有一定的函数关系：

1000lnα=a*106/T2+b ≈ΔA-B T>100°C

1000lnα=a*103/T2+b ≈ΔA-B T<100°C

A,B为待定常数，可通过查表得到；

α为A、B矿物分馏系数

T为绝对温度

ΔA-B为A、B矿物对δ18O的差值

如图：

1）测定成岩温度用石英-磁铁矿矿物对作为氧同位素温度计（主要测花岗岩体中的成岩温度）

2）测定成矿温度用含铜适应方解石中的石英-方解石含氧矿物作为氧同位素温度计矿

物测定（测含铜石英脉温度）

3）分别测定矿物的δ18O值，代入公式，计算即得岩体成岩及矿脉成矿温度.

简答体（任选6题；5分/ 题）

1.微量元素赋存形式主要有哪些？

1）快速结晶过程中被陷入吸留带；

2）在主晶格的间隙缺陷中；

3）以类质同相形式进入固溶体。

2.亲氧元素和亲硫元素地球化学性质的主要差异是什么？

亲硫元素（又称亲铜元素）：有18或18＋2的外电子层结构，电负性较高，与硫形成高度共价键，亲硫元素和硫结合生成的硫化物、硫盐等常常和铜的硫化物共生，易熔于硫化铁熔体，主要集中于硫化物—氧化物过渡带；

亲氧元素（又称亲石元素）：有惰性气体的电子层结构，即离子的最外电子层具有8电子惰性气体型（s2p6）的稳定结构，电负性较小，与氧形成高度离子键，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，易熔于硅酸盐熔体，主要集中在岩石圈。

3.载体矿物与富集矿物的区别？

载体矿物：在岩石中某元素主要赋存的矿物；

富集矿物：某元素的含量远远高于岩石平均含量的矿物；

如：长石是Pb的富集矿物，也是载体矿物；然而，对于Zn来说，磁铁矿是富集矿物而不是载体矿物，由于长石在岩石中的数量较多，因此Zn的载体矿物确实长石。

4.简述水溶液中元素的迁移方式。

水溶液中元素的迁移主要有两种方式：扩散和渗滤。

1）扩散迁移：如果某元素在体系各部分的浓度不同，该元素的质点将自发由高浓度处向低浓度处迁移，直至体系各处浓度相等，称为扩散迁移；

2）渗滤迁移：当体系内存在压力差时，元素（物质）随溶液自高压处向低压处迁移，称为渗滤迁移。

水溶液中元素迁移形式:

溶液：以单分子或离子状态存在（D＜10-6mm）

胶体：分子或微粒子（D：10-3～10-6mm）

悬浮物：D＞10-3mm

影响因素

(一)溶度积原则: 在天然水中金属元素首先选择形成活度积最小的化合物的阴离子化合，形成

沉淀。这些阴离子称为对方的沉淀剂，如S2－是大多数重金属的沉淀剂。

(二)元素易溶络合物及其稳定性: 在自然界的水溶液中，许多重金属元素是在一定的条件下形

成易溶的，具有一定稳定性的络合物的形式进行迁移的。

(三)水溶液pH值对元素迁移的控制:

1. 水溶液pH值影响化合物的溶解和沉淀，对于Fe2+和Fe3+来说它们的氢氧化物的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+只能在强酸性(pH<2.48)水溶液中迁移，一旦pH值增高，Fe(OH)3将会很快沉淀下来。

2. pH值的作用能使得自然界某些元素共生或分离

5.说明在矿物中不存在下列类质同象置换关系的原因：（原子（离子）半径，化学键类型，离子

正负电荷的平衡）

戈尔德施密特法则

【隐蔽法则】两个离子具有相近的半径和相同的电荷，则他们的行为将取决于丰度的比例，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+(1.33?)为主量元素，形成钾长石、石榴石等矿物，Rb+(1.49?)为微量元素，以类质同象形式为K所“隐蔽”。

【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）将在晚期矿物中富集。

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

林伍德法则：对于二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，因为它们形成一种较强的以离子键成分较多的化学键。

C4+→Si4+：Si4+是四次配位，C4+是三次配位，两者配位数不同。

Cu+→Na+ ：离子半径相似（Cu+—0.96 A; Na—0.98A），然而键的类型不同，地球化学亲和性也不同，铜是亲硫元素，倾向于形成共价键，钠是亲氧元素，倾向于形成离子键。

铜在钠的化合物中不产生类质同相，反之亦然。

Sc3+→Li1+：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)。故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”。

所以，酸性岩、伟晶岩中Li富集。

6.挥发份在岩浆中的行为如何？

岩浆中的挥发分对熔体结构有影响。

第一类以H2O为代表，（H2S,HCL,HF）,溶解于岩浆时起破坏桥键，降低桥氧比例的作用，导致熔体聚合程度降低，起解聚作用，表现为会哒哒降低熔体的固相线温度和熔体黏度，提高熔体的电导率。

第二类以CO2（P2O5,SO2等）为代表，溶解于岩浆中时会破坏非桥氧，降低非桥氧的数量比，使熔体的聚合程度增强。

7.造成稳定同位素组成变化的原因是什么？

重稳定同位素组成不随环境的物理化学条件的变化而变化，同位素组成的变化主要由放射性同位素的衰变造成。

轻稳定同位素组成变化主要原因是同位素的分馏作用。

根据分馏作用的性质和条件的不同可分为：

1)物理分馏：也称质量分馏，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、比重、熔点、沸点等微小的差别，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：质量不同导致同位素分子参加化学反应活性的差异（不同的分子振动频率

和化学键强度不同）。导致轻同位素分子的反应速率高于重分子，在共存平衡相之间产生微小的分馏，反应产物、特别是活动相中更富集轻同位素；

3)平衡分馏：化学反应中反应物和生成物之间由于物态、相态、价态以及化学键性质的变

化，轻重同位素分别富集在不同分子中，也称同位素交换反应。达到同位素交换平衡时共存相同位素相对丰度比值为常数，称分馏系数α；

4)生物化学分馏：生物活动和有机反应也能导致的同位素分馏效应。如植物的光合作用使

12C更多地富集于生物合成有机化合物中。生物成因的地质体如煤、油、气等具有最高的12C/13C 值。生物化学分馏是同位素分异作用中重要的控制反应。

8.模式年龄与等时线年龄的区别？

模式年龄：只用一个样品，且根据某种假设确定样品初始放射性子体数量以计算获得的年龄。

根据衰变公式D*=N（eλt-1）有，87Sr*=87Rb（eλt-1），则t=（1/λ）ln（1+87Sr*/87Rb），式中87Sr*是由放射性母体87Rb衰变的子体同位素。

范围：样品中不能有初始的87Sr

对象：当样品的年龄较老，其中初始锶可以忽略时，以下含钾矿物：钾长石、白云母、天河石、钾盐等可用该方法。

缺陷：当样品较年轻，即矿物中的初始锶不可忽略时，会带来较大的年龄测量误差。

等时线年龄：

运用模式年龄方法测年时，对初始锶的估计是人为的、粗略的，计算年龄值误差大。为了弥补对初始锶估计的缺陷，设计了Rb－Sr等时线法。

1.把（87Rb /86Sr）0和t当作未知变量。

2.在地质体中不同部位采样（n>5），分别测（87Rb /86Sr）∑

尽管它们的值不一样，但（87Rb /86Sr）0和t是一样的

其线性方程为：

Y=ax+b 其中Y：(87Sr/86Sr) ∑a：斜率（eλt -1）

x：(87Rb/86Sr)样b：截距（87Sr/86Sr）0

通过此方法便可获得斜率（eλt -1）与截距（87Sr/86Sr）0的值，从而得到年龄t的值。

优点：精度较高，可以得到初始（87Sr/86Sr）0的值，根据数据点拟合好坏程度可以检验体系的封闭性。

限制条件：

所测定的样品必须是同源的,即样品的(87Sr/86Sr)比值相同

岩浆结晶作用时间短,所有样品均具有接近的年龄.

③一组样品具有适当变化范围的87Rb/86Sr值(或Rb/Sr值),以便构筑一条等时线,获得可靠的

等时线斜率.

9.研究地壳中元素丰度的意义。

1）为研究地球的形成、化学分异及地球、地壳元素的成因等重大问题提供信息；

2）确定了地壳体系的总特征；

3）元素克拉克值可作为衡量元素相对富集或贫化的标尺，为阐明地球化学省、异常区提供一种标准；

4）根据元素克拉克值可获得地壳中不同元素平均含量间的比值，提供重要的地球化学信息；

10.普通造岩矿物风化强度顺序与鲍温反应序列相反的原因

越早形成的矿物结晶温度越高，出露地表时其形成时的环境条件与地表环境条件差异最大，因此要达到与周围环境的平衡，这种差异致使先结晶的矿物最先风化，依次类推，所以恰好与鲍文反应序列相反。

11.为什么在碱性长石中常见钾长石与钠长石的条纹结构，而在斜长石中则不见这种结构？

碱性长石在高温时钾和钠可以以类质同相的形式交代，而低温结晶时钾和钠则分离，从而形成钾长石与钠长石的条纹结构。

斜长石中，钾和钠一直可以以类质同相的形式存在，不见此种结构。

12.分配系数与元素比值之间有何差异？

分配系数：在温度、压力恒定的条件下，微量元素（溶质）在两相分配达平衡时其浓度为一常数。

元素比值：任意两种元素在任意体系中的某方面的比值。

13.地球化学相律：热力学相律表述了平衡状态下和平衡过程中，体系的相数与热力学组分数的

关系。相通常指体系中性质和成因相同，可以用同样的相状态方程式描述的部分物质。热力学组分为构成平衡体系中各相所需之独立物质的最小数目，也称为独立组分。

1）戈尔德施密特相律：平衡共存的矿物数不超过组分数。

2）柯尔任斯基相律：在一定的T、P及活性组分的化学位的条件下，相互平衡的工程矿物书不超过惰性组分数。