地球化学测验04.pdf

2004 年《地球化学》课程测验 学号：姓名： 1.克拉克值的概念及其意义？ 克拉克值：地壳的平均化学成分这是为了纪念美国地球化学家克拉克而定的名按照 不同的表示方法，可以分为：1.重量克拉克值：地壳中元素的重量平均含量；2.原子克拉克 值：地壳中元素的原子平均含量 意义： 1.元素的地球化学行为与克拉克值的关系 元素的克拉克值决定了元素的地球化学行为即克拉克值高的元素可以形成独立矿物， 而克拉克值低的元素只能以类质同象的形式存在于主要矿物的晶格中因此，克拉克值高的 元素只受矿物稳定性的控制，而克拉克值低的元素除了受矿物的稳定性控制外，还要受类质 同象的规律控制 2.作为元素集中分散的标尺 在区域元素丰度对比时，常常需要一个参照物或标尺元素的克拉克值即可以作为元素 集中或分散的标尺实际应用中常常用到浓度克拉克值浓度克拉克值是观测值与克拉克值 的比值因此， 若某元素的浓度克拉克值大于1，表明该元素发生了富集或集中；若其浓度 克拉克值小于1，则表明该元素发生了贫化或分散 3.地壳中元素的富集成矿能力 元素的富集成矿能力对于认识和理解地球历史中一些矿床的时控性具有重要意义实际 研究中常常用“浓集系数”作为指标来确定元素富集成矿的能力。

浓集系数的定义为： 浓集系数= 矿石边界品位/克拉克值 浓集系数的实质是地壳中某元素要成为矿石所需要富集的倍数表列出了一些元素的浓集系 数由表可以看出， 浓集系数低的元素较容易富集成矿例如，Si、 Al 、 Fe 分别仅需富集1.5、 3、6 倍即可达到工业品位，因此这类矿床可以形成于前寒武纪而Cu、Zn、Ag 分别需富 集 50、600、2000 倍才可达到工业品位，因此这类矿床的形成需要使地壳中的元素经过多 旋回和多次的富集作用才能达到工业开采的品位，这也是它们多形成于古生代以后的原因 2.地球化学障的概念？ 在元素迁移的途径中遇到物理化学坏境的骤然改变，从而使某些元素从溶液中大量析 出：这种地点或环境称为地球化学障具体的有以下几种 酸性障和碱性障(地球化学障 ) ：由于水溶液中pH 发生变化而阻止了元素的继续迁移 称为酸性障或碱性障酸性障和碱性障是元素迁移和沉淀（分异） 过程重要的一种地球化学 过程 氧化障与还原障(地球化学障 )：由于自然界氧化还原反应使元素的价态改变，由此造成 元素性质的截然改变，并使元素发生沉淀的现象称为氧化障或还原障 3.离子电位的概念？ 离子电位的概念： 离子电位 （ π）是离子电价 （W）与离子半径 （R） 的比值（π = W/R ） 。

从静电观点来看， 离子电位是离子表面正电荷的一个度量其实质是阳离子与H+对氧 （O2-） 的争夺能力的不同 4.胶体的吸附规律？ 胶体优先吸附构晶离子，所谓构晶离子，即构成胶核晶体的离子；离子电价越高越易被 吸附；同价离子，离子半径越大或水合离子半径越小越易被吸附 5.微量元素的结合规律？ 在矿物结晶过程中，微量元素的结合遵守以下规律： 1.两种离子电价相同，半径不同时，半径较小的离子较早进入矿物晶格中，半径较大的 离子则较晚进入矿物的晶格中 2.两种离子半径相似而电价不同时，较高价的离子优先进入较早结晶的矿物晶格中，低 价的电荷离子则进入晚期矿物中 3.当二个离子的电价和半径相似时，具有较低电负性者将优先被结合，因为它们可以形 成较强的，离子键成分较多的化学键 6.元素的宇宙丰度特征？ 原子序数Z 小于45 的元素丰度随原子序数增大呈指数降低，Z 大于45 的元素丰度 呈缓慢降低； 原子序数为偶数的元素丰度大于奇数的元素；H、He 为丰度最高的元素Li 、 Be、B 丰度过低，为亏损元素；Fe 为过剩元素，呈明显的峰；质量数为4 倍的元素具有 较高丰度，如：A=4、 16、20、28、32、36、40、48、56、80、84。

如： 4He、16O、28Si、 40Ca；中子数N 为 50、82、126 的核过剩，其丰度呈双峰形式 7.试述元素的地球化学分类及其意义 （1）亲石（亲氧）元素 离子的最外层为8 电子（ s2p6）稀有气体稳定结构，具有较低的电负性，所形成的化合物 键性主要为离子键， 其氧化物的生成热大于FeO 的生成热， 位于原子容积曲线的下降部分， 主要集中于地球的岩石圈中（见图1-5） （2）亲铜（亲硫）元素 离子的最外层为18 电子（ s2p6d10）结构，元素的电负性较大，其所形成的化合物键性主 要为共价键， 氧化物的生成热小于FeO 的生成热， 位于原子容积曲线的上升部分，主要11 集中于地球的硫化物-氧化物过渡圈 （3）亲铁元素 离子最外层电子具有8-18 电子的过渡结构，其相互结合的键性主要是金属键，氧化物的生 成热小于亲石元素，硫化物的生成热小于亲硫元素，位于原子容积曲线的最低部分，主要集 中于地球的铁 -镍核 （4）亲气元素 原子的最外层具有8 电子，其惰性气体之间具有极弱的范德华力，其化合物之间的键属于 分子键，原子容积最大，具有易挥发性，主要集中于地球的外圈 意义：它反映了元素在地质作用中的活动规律及与其他元素组合的情况。

作为考察元素地球 化学行为的基本属性，已被普遍应用， 如元素的地球化学亲和性和地球演化成圈过程元素在 各圈层间的分异等有指导意义 8.试述地球、原始地幔和地壳组成的确定方法 地球元素丰度估算方法 (1)陨石类比法 以下列假设： a.陨石在太阳系内形成; b.陨石与小行星带的物质相同；c.陨石是破坏了的星体 碎片； d.产生陨石的星体其内部结构和成分分布与地球类似 (2)地球模型 -陨石类比法 按地球的各主要圈层的比例计算： 地核：32.4%，球粒陨石的镍铁金属相+5.3%陨硫铁（硫化物相）代表 地幔 +地壳： 67.6%，球粒陨石的平均硅酸盐成分 地壳平均化学成分的确定方法 1.岩石平均化学组成法 这种方法主要根据火成岩的成分，其出发点是： 火成岩占大陆地壳的大部分，变质岩和沉积 岩的原岩来自火成岩克拉克和华盛顿 （ 1924）选用了来自世界各地的5159 件火成岩样品 和 676 件沉积岩组合样品， 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 戈尔德施密特认为细碎屑岩是沉积物源区出露岩石经过剥蚀、搬运和均匀混合的产物，其 成分可以代表物源区地壳的平均化学组成。

泰勒和麦克利纳（Taylor and Mclennan,1985 ）用细粒碎屑沉积岩，特别是泥质岩作为上地 壳的混合样品 这一方法可行性的证明是：后太古宙的泥质岩、深海沉积物和黄土中的稀土 元素（ REE）组成模式与现代大陆上地壳几乎完全一致该方法有两个显著的特点：一是可 以研究地球早期地壳的组成及其随时间的演化；二是所需要的样品数相对较少 3.地壳模型法 后太古宙的大陆生长主要发生在岛弧地区，代表性物质是岛弧安山岩他们由此计算了现代 大陆地壳的元素丰度 原始地幔不同的估算方法： （1）原始未亏损样品法 Jagoutz（1979)通过对来自地幔的尖晶石二辉橄榄岩包体的研究，找到了5 个样品没有 明显亏损Ca 和 Al ，因此他认为它们具有原始地幔的成分特征 （2）地幔模型法 Anderson（1983）根据地壳占以下岩石和宇宙化学限制条件计算得到各类岩石的份额和原始 地幔的成分： ①超镁铁质岩（32.6%） ②平均地壳岩石（0.56%，现代地壳为0.6%） ③洋中脊玄武岩（6.7%,与 40 亿年消减洋壳相当） ④金伯利岩（ 0.11%） ⑤斜方辉石岩（59.8%） （3）质量平衡法110 Taylor（1985）提出用下式来估计原始地幔中亲石元素的丰度： CE= X C M +（1- X）CC 上式中CE、CM 、CC 分别是地球、地幔和地核的亲石元素丰度。

X 是地幔在整个地球中的 分数，其值为0.69（由地球物理资料获得）由于亲石元素几乎全部进入地幔，因此可以 视 CC为零，则CM= CE / 0.69 因此原始地幔中的亲石微量元素是球粒陨石的约1.45 倍。