地球化学复习要点及答案.doc

《地球化学复习要点及答案.doc》由会员分享，可在线阅读，更多相关《地球化学复习要点及答案.doc（25页珍藏版）》请在三一文库上搜索。

1、绪论1. 地球化学定义、研究对象、学科性质、研究的基本任务定义： 韦尔纳茨基(苏)于1922年提出：地球化学科学地研究地壳中的化学元素，即地壳的原子，在可能的范围内也研究整个地球的原子。地球化学研究原子的历史、它们在空间上和时间上的分配和运动，以及它们在地球上的成因关系。n 费尔斯曼(苏)在同年也提出了定义：地球化学科学地研究地壳中的化学元素原子的历史及其在自然界各种不同的热力学与物理化学条件下的行为。n 德国著名的地球化学家戈尔德施密特于1933年认为：地球化学的主要目的，一方面是定量地确定地球及其各部分的成分，另一方面要发现控制各种元素分配的规律。n 美国地球化学委员会于1973年对地球化

2、学的定义为：地球化学是关于地球和太阳系的化学成分及化学演化的一门科学，它包括了与它有关的一切科学的化学方面。 1985年涂光炽提出的地球化学定义为：地球化学是研究地球（包括部分天体）的化学组成、化学作用和化学演化的科学。研究对象：地球化学以地球及其子系统为直接研究对象。性质： 地球系统和太阳系的物质运动可以表现为力学的、物理学的、化学的和生物学的运动形式，而且各种运动形式相互作用，构成综合、复杂的高级运动。对地球及各子系统中各类基础运动形式的综合研究，是地球科学的目标和任务。 地球物质的各种运动形式可互相依存、互相制约和互相转化。寓于地球物质运动中的不同运动形式总是相互依存、相互影响和相互制约

3、有着不可分割的联系。地球化学同地球物理学和地质学同为地球科学支持学科，他们均应考虑多种形式运动的因素，从而需要寓于地球系统物质运动中的某种形式基础运动的学科作为支撑。地球化学实质是研究地球物质化学运动的学科，他的产生与发展也是应地球科学为了实现自身的现代化，精确而重视吸收现代自然基础学科成果的表现之一。基本任务：地球化学的基本任务为研究地球的化学组成、化学作用及化学演化。2. 地球化学体系3. 地球化学与其他地质类学科的联系与区别 地球化学的实质是研究地球物质化学运动的学科，是以地球物质运动和地质运动中客观存在的化学运动形式为依据，将地学需要与化学结合的边缘学科，并不断吸收现代自然基础科学，

4、使之实现自身的现代化和精确化。n 地球化学的研究目标与其它地球科学一致，它与其它地球科学之间只是在解决问题的途径上有所不同。以地球及其子系统为直接研究对象的地学类学科均应考虑影响多种运动形式的因素，从而需要寓于地球系统物质运动中的某种形式基础运动的学科作为支撑。因此，地球化学与地球物理、地质学同为地球科学的支撑学科。第一章1. 元素分布与分配概念元素分布是指元素在某个宇宙体或地质体(太阳、行星、陨石、地球、地圈、地壳)中的整体(平均)含量。分配是指元素在各宇宙体或地质体内部不同部分或区段中的含量。对元素分配进行观察的参考点来自元素的分布。2. 元素丰度概念通常将化学元素在任何宇宙体或地球化学体

5、系(如地球、地球各圈层或各个地质体等)中的平均含量称之为丰度。3. 元素在地壳中的克拉克值和浓度克拉克值概念 4. 太阳系、地球及地壳中元素丰度的研究方法 1）太阳和其它星系的辐射谱线研究 2）陨石的研究 3）宇航事业4）根据星体的密度和行星表面天文观察资料间接推断化学成分5. 太阳系、地球及地壳中元素丰度特征并讨论它们的异同太阳系： 1）元素的丰度随着原子序数增大而降低。在低原子序数段，元素丰度降低较快；在原子序数Z45的区间则变为近似水平线。元素丰度与原子核的质量数和中子数之间也分别存在类似关系。2）原子序数为偶数的元素的丰度明显高于相邻原子序数为奇数的元素的丰度。同时具有偶数质量数(A)

6、或偶数中子数(N)的同位素或核素的丰度也总是高于相邻具有奇数A或N的同位素或核素。3）质量数为4的倍数的核素或同位素具有较高的丰度，原子序数或中子数为“幻数”(2、8、20、50、83、126等)的核素或同位素分布最广、丰度最高。4）宇宙(太阳系)中丰度最高的元素为H和He；5）三种低原子序数的元素Li、Be和B在丰度曲线上相对周围的元素表现为明显亏损，与宇宙形成时这些元素的合成量较少有关；6）在元素丰度曲线上，相对于周边元素，Fe和O显示出含量“过剩”的高丰度特征。太阳系： HHeONeNCSiMgFeS地球：a地球的成分为原始地幔与地核成分之和。b.地球中丰度最高的四种元素是 Fe，O，M

7、g，Si，他们构成了地球总质量的93%，地球与球粒陨石具有相似的元素丰度随挥发性变化而变化的趋势，尽管地球相当于球粒陨石更亏损。c.地球的Fe/Al比值为20+（）2。地球： FeOMgSiNiSCaAlCoNa地壳：a. 地壳中元素的相对平均含量极不均一。b.随着原子序数的增大，元素丰度曲线下降。与太阳系元素分布规律相似；多数偶数元素丰度大于奇数元素丰度。但这些规律远不如太阳系元素丰度曲线所反映的规律那么明显。c.对比地壳、整体地球和太阳系元素丰度特征可发现，它们在元素丰度的排序上有很大的不同：地壳： OSiAlFeCaNaKMgTiHd.现今地壳中元素丰度特征是由元素起源到太阳系、地球、地

8、壳的形成和演化至今漫长时间累积的结果，并将继续发展变化。6. 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 a.支配元素的地球化学行为 例如：地球化学性质相似的碱金属（丰度高）K, Na 天然水中高浓度，形成各种独立矿物（盐类矿床）（丰度低）Rb, Cs天然水中极低浓度,不能形成各种独立矿物，呈分散状态。 b.限定自然界的矿物种类及种属 实验室条件下：可合成数十万种化合物。自然界：只有3000多种矿物。矿物种属有限（硅酸盐25.5%； 氧化物、氢氧化物12.7%； 其他氧酸23.4%；硫化物、硫酸盐24.7%；卤化物5.8%；自然元素4.3%；其它3.3% ） c.限制了自然

9、体系的状态 实验室条件下：可对体系赋予不同物理化学状态 自然界：体系的状态受到限制，其中一个重要的因素就是元素丰度的影响 O 2 （游离氧） 氧化还原环境 H + (pH) 溶液的酸碱度 d.对元素亲氧性和亲硫性的限定 在O丰度高、S丰度低的地壳环境中，Ca元素显然是亲氧的。( 地壳岩石中钙的主要矿物有哪些？)在类似地幔的环境中，陨石缺O富S，能形成CaS（褐硫钙石）2) 地壳克拉克值可作为微量元素集中、分散的标尺 a.可以为阐明地球化学省（场）特征提供标准。 资源：Mo地壳丰度1 10 -6 ，东秦岭Mo区域丰度 2.3 10 -6 ，是我国重要的Mo地球化学省。环境：克山病病区：土壤有效M

10、o、饮水Mo含量、主食中Mo含量普遍低于地壳背景，导致人体中Mo含量水平低，可诱发地方性心肌病 b.指示特征的地球化学过程 某些元素的克拉克比值相对稳定，当发现这些元素比值发生了变化，可指示曾经发生过特定性质的地球化学过程，即元素地球化学示踪。 在地壳环境下，比值Th/U（3.33.5）、K/Rb、 Zr/Hf和Nb/Ta中的元素性质相似，难以彼此分离(分异作用)，即有相对稳定的比值。 若某地区、某地质体中的某元素组比值偏离了地壳正常比值，则意示着某种地质过程的发生。Th/U Co 2+ Fe 2+ Mn 2+ Ga 2+ 、 Zn 2+三价离子: Cr 3+ Co 3+ V 3+ Ti 3+

11、 Fe 3+ Sc 3+ 、 Ga 3+2) .阐明离子在淋漓过程中的行为矿物的破坏和离子淋漓系通过置换反应发生。根据晶体场理论，这种反应中最难置换的是Cr 3+ , Ni 2+ , Co 3+ 等的电子构型离子，它们在八面体配位中形成高的晶体场稳定能，最不易被淋漓。该性质解释了Cr、Ni和Co在红土矿床中发生富集的现象。3) 为评价中酸性斑岩体含矿性提供评价的地球化学指标实验表明(Fess, 1978)，岩浆熔体中随着Al 2 O 3 /(Na 2 O+K 2 O+CaO)，即A/CNK比值的增加，熔体中Ni 2+ (Cu 2+ )所占的四面体位置减少，而八面体占有率增大。13、元素的赋存形

12、式及其研究方法1、独立矿物指形成大小能够用肉眼或显微镜下进行矿物学研究的颗粒，粒径0.001mm(1 m)，并且可以用机械的或物理的方法分离出单矿物。2、类质同像形式也称结构混入物，由于这类元素存在于由主量元素构成矿物的晶格中，用机械的或化学的方法不易使二者分离，欲使其分离，须破坏原矿物的晶格。3、超显微非结构混入物也称超显微包体或机械混入物等，颗粒Fe 3+ ,V 3+ V 5+ 等。 原子、离子半径对元素溶解能力的影响主要是通过半径对元素间的类质同像替换的控制来体现。当矿物发生分解、其中的主要元素转入溶液时，半径与该主要元素相近，并在晶格中类质同像该主要元素的微量元素，就失去保持在晶格中的

13、前提，因而，也随之转入到溶液。例：热液作用于花岗岩，可导致花岗岩发生钾长石化。这一过程使斜长石晶格破坏：在斜长石中Sr与Ca呈类质同像，而Rb、Ba在钾长石中与K发生类质同像。因此，斜长石晶格的破坏，使Sr失去了在斜长石中与Ca发生类质同像的前提，因而Sr转移到溶液中。新形成的钾长石从溶液中吸取Rb和Ba，使Rb和Ba从溶液中析出。离子半径也在一定程度上影响着化合物的溶解度。一般情况下，离子键矿物的溶解度随着离子半径增大、电价减小而增高。3） 晶体场效应过渡族元素Ni、Cr、Co和V等受晶体场的影响，它们在八面体配位中具较高的晶体场稳定能，不易被淋漓，因而难以被溶解。5. 影响元素迁移的外部因

14、素1. 元素迁移过程中的复分解反应反应物之间的离子相互交换而形成新产物的反应称为复分解反应。例如，含Na 2 WO 4 的热液遇到石灰岩时，就可发生下列复分解反应，使呈溶解状态进行迁移的元素W发生沉淀：Na 2 WO 4 +CaCO 3 CaWO 4 (白钨矿) + Na 2 CO 32. 酸碱反应及介质的pH值溶液的酸碱度用氢离子和氢氧根离子的相对含量来表示，取氢离子浓度以10为底的对数的负值称为pH值(Potential Hydrogen )，即：地表条件下影响水溶液pH值发生变化的主要因素有水体的稀释效应(使自然界中水体的pH值趋向中性)和水岩作用过程中化学反应的性质。例如，在硫化物矿床

15、氧化带形成初期，由于硫化物的迅速氧化，形成含硫酸溶液的强酸性环境：FeS 2 + O 2 + H 2 O FeSO 4 + H 2 SO 4强酸环境将进一步加剧水溶液与其它金属硫化物之间的化学反应，导致多种硫化物中的金属元素进入溶液而发生迁移：MeS + H 2 SO 4 H 2 S + MeSO 4 (Me=Cu, Fe, Zn, Pb)自然界中酸碱反应引起的溶液pH值变化将直接影响矿物中元素的溶解与沉淀。3、 氧化还原反应1）概念反应物之间发生元素电子得失和价态变化的化学反应称为氧化还原反应。反应中，原子或离子失去电子则称被氧化，得到电子则称被还原。例：Fe 2+ + V 5+ Fe 3+

16、 + V 4+Fe 2+ Fe 3+ + e Eh 0 =0.77 VV 4+ V 5+ + e Eh 0 =1.00 VEh 0 称氧化还原标准电极电位。由于V的电极电位高于Fe的电极电位，使得反应中V离子还原为低价态，而Fe氧化成高价态。化学反应的电位差决定了氧化还原反应的方向，而氧化还原反应的电位差，取决于离子的氧化还原电位。4 络合反应(络离子的稳定性不稳定常数(k 不 )5 胶体化学作用对元素迁移的意义6. 胶体作用和络合作用对元素迁移的意义1）胶体的形成可增强元素的迁移能力例如Si、Al、Fe和Mn等元素在真溶液中的溶解度较小，其迁移能力有限，但当它们形成胶体后，迁移能力显著提高，

17、可进行较长时间和较长距离的迁移。2）胶体的吸附和解吸可以导致部分元素发生沉淀与富集。例如在河流的入海口，由于海洋中富含NaCl等电解质，导致Fe、Mn胶体的解吸，从而发生沉淀和富集。7. 介质中pH值对元素发生沉淀与溶解的影响自然界中酸碱反应引起的溶液pH值变化将直接影响矿物中元素的溶解与沉淀。1） pH值对元素沉淀的影响（不同元素的氢氧化物发生沉淀的pH值临界值不同）在实际应用中，由于自然界不同元素间丰度的差异，地质过程中部分元素难以形成独立的的氢氧化物矿物。例如，Ga 的克拉克值很低，在溶液pH值为3.5时，因达不到析出所要求的浓度积而不能形成沉淀，故当Al(OH) 3 发生沉淀时，Ga以

18、类质同像的形式进入Al的氢氧化物矿物中。2） pH值对元素及其化合物溶解度的影响 自然界有两种Fe帽类型：纯铁帽和铁锰帽。两种铁帽形成的水溶液条件存在差异：Mn(OH) 2 沉淀pH值约为9, 属碱性条件。因此, 当在表生条件下水介质为偏酸性时, Mn大部分淋失, 而Fe(OH) 2 和 Fe(OH) 3是稳定的，形成较纯铁帽；当水介质呈弱碱性时, Fe和Mn的氢氧化物均发生沉淀，进而形成Fe-Mn帽。8. 介质中氧化还原反应对元素共生组合的影响 氧化还原反应所引起的元素化合价的变化，改变了元素及其化合物的溶解度。部分多价态变价元素的高价化合物较易水解而发生沉淀，而在低价态时，易于溶解进入溶液

19、而发生迁移，这些元素有：Fe、Mn、Co、Ni、Ti和Pb等。另一部分元素，如Cu、U、V、Mo和Cr等则表现出相反的性质，其低价化合物较易水解，而高价形式更易迁移。p 不同元素具有不同的氧化还原电位，反应的结果可导致元素发生空间分异(不同元素发生沉淀的Eh条件不同)，即引起元素的重新分配。p 影响变价元素的共生组合关系(如前面举例的纯Fe帽和Fe-Mn帽)。9. 举例说明地表岩石风化过程的主要反应类型金属元素的氧化物和硫化物经水-岩反应，形成高价态氧化物、氢氧化物或以离子态进入溶液氧化反应；Oxidation reactions2Fe 2+ + 4HCO 3 - + 0.5O 2 Fe 2

20、O 3 + 4CO 2 + 2H 2 OFe 2 O 3 + H 2 O 2FeO(OH) (limonite)2FeS 2 + 7O 2 + 2H 2 O 2Fe 2+ + 4SO 4 2- + 4H + aql 主要的硅酸盐造岩矿物风化最终形成粘土矿物水解反应；Hydrolysis ReactionsOr + CO 2 + H 2 O Illite + K+HCO 3 - +SiO 2 aqAb + CO 2 + H 2 O Kaolinite +Na+HCO 3 - +SiO 2 aqPx/Amph + CO 2 + H 2 O Smectite +Ca 2+ + Fe 2+ + Mg

21、2+ +HCO 3 - + SiO 2 aql 橄榄石、方解石和部分石英溶解，以离子态或分子化合物形式进入溶液溶解反应。Dissolution reactionsOl + CO 2 + H 2 O Mg 2+ + Fe 2+ + HCO 3 - + SiO 2 aqCaCO 3 + CO 2 + H 2 O Ca 2+ + 2HCO 3 - aqCaSO 4 Ca 2+ + SO 4 2- aq10. 硫化物矿床风化过程主要反应类型、典型剖面结构及可能发生次生富集的元素和矿石矿物 控制硫化物矿床风化作用的主要化学作用为氧化-还原作用，表现为以潜水面为界线，界线以上为强氧化带，硫化物矿床发生氧化

22、反应，不同硫化物矿物氧化后形成溶解度不同的硫酸盐类，而在潜水面以下为相对还原环境，溶解的硫酸盐类发生不同程度的还原作用而形成次生的硫化物； 硫化物矿床典型风化剖面：氧化矿石带(铁帽)淋滤矿石带氧化矿石富集带潜水面次生硫化物富集带原生硫化物矿石带次生富集元素:Fe,Cu,As,Zn,Pb,Ca,Au等。矿石矿物：磁黄铁矿，黄铜矿，毒砂，萤石，闪锌矿，方铅矿，石膏，赤铁矿，针铁矿，菱铁矿，水绿矾，辉铜矿，斑铜矿等。11. 河流入海口元素发生沉淀的原因12. 海洋中元素进入和带出海水的主要方式 火山喷发释放出的大量气体进入大洋，成为海水中重要的硫酸盐和氯化物的来源。洋中脊火山喷发的气体直接进入海洋，

23、而陆相火山喷发的气体也可经由雨水溶解带入大洋。新生玄武质洋壳与热海水间发生的化学反应，导致部分Mg和硫酸盐从海水中移出(进入蚀变洋壳)，而Li和Rb等其它元素则(由洋壳)进入海水。海水通过该交换反应机制实现在大洋地壳中的循环过程，全体海水完成循环的周期为5-10Ma。这可能是长期以来大洋保持基本稳定态的主要原因。洋底新生岩浆岩与海水间发生的热液蚀变作用，可使得海水中部分元素进入岩石(Mg, U)，而另一部分元素从岩石中加入海水(如Si, K, Li, Rb)：保持海水化学稳定的交换反应。海水中许多盐类来自大陆岩石的风化作用。部分物质的移出来自海水与沉积物间的化学作用，如锰结核对海水中元素的共沉淀作用；l 另外一些物质(如silica, nitrate, calcium carbonate)被有机物移出，如生物残骸；l 海水泻湖环境的蒸发作用是以盐类矿物移出如Na、Cl等元素的机制，形成蒸发矿床. 如世界著名的Saskatchewan 钾盐矿(加拿大中南部一省， 形成于400 Ma)；l 风吹导致的海水喷雾作用也可将部