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应用地球化学复习资料

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地质 储层 沉积 地化 层序地层
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绪论地球化学学科的研究内容1)元素及同位素在地球及各子系统中的组成 2)元素的共生组合及赋存形式 3)元素的迁移和循环 4)研究元素(同位素)的行为 5)元素的地球化学演化。简述地球化学学科的研究思路和研究方法:研究思路:见微而知著,即通过观察原子之微,以求认识地球和地质过程之著。研究方法:一)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)采集各种类型的地球化学样品二)室内阶段: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,对分析方法的研究的要求:首先是准确;其次是高灵敏度;第三是快速、成本低 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。 第一章1. 克拉克值:元素在地壳中的丰度,称为克拉克值。元素在宇宙体或地球化学系统中的平均含量称之为丰度。丰度通常用重量百分数(%) ,万分之一)或 g/t 表示。2. 富集矿物:指所研究元素在其中的含量大大超过它在岩石总体平均含量的那种矿物。3. 载体矿物:指岩石中所研究元素的主要量分布于其中的那种矿物。4. 浓集系数 =工业利用的最低品位/克拉克值。为某元素在矿床中可工业利用的最低品位与其克拉克值之比。石陨石的一种。 (约占陨石的 84%):含有球体,具有球粒构造,球粒一般为橄榄石和斜方辉石。基质由镍铁、陨硫铁、斜长石、橄榄石、辉石组成。划分为: E 群——顽火辉石球粒陨石,比较稀少;O 群——普通球粒陨石: H 亚群—高铁群,橄榄石古铜辉石球粒损石;L 亚群—低铁群,橄榄紫苏辉石球粒陨石; 群—低铁低金属亚群;C 群——碳质球粒陨石,含有碳的有机化合物和含水硅酸盐,如烷烃、芳烃、烯烃、氨基酸、卤化物、硫代化合物等。为研究生命起源提供重要信息。分Ⅰ型、Ⅱ型和Ⅲ型。 Ⅰ型其非挥发性组成代表了太阳系星云的非挥发性元素丰度。元素在地质体中的平均含量/克拉克值,反映地质体中某元素的浓集程度。一个区域内不仅一两种元素丰度很高,对应矿床成群出现,而且在历史演化中,矿产产出率也特别高,这一区段叫地球化学省。素周期表内位于一条对角线的元素,相互之间容易发生类质同象。个富含矿的区段,地球化学特征明显不同于无矿区域的现象称为地球化学异常,常常反应矿产分布的异常。一)陨石的成分是研究和推测太阳系及地球系统元素成分的重要依据:(1)用来估计地球整体的平均化学成分。 陨石类比法,即用各种陨石的平○ 1均成分或用球粒陨石成分来代表地球的平均化学成分。 地球模型和陨石类比法来代表地○ 2球的平均化学成分,其中地壳占质量的 1%,地幔 地核 然后用球粒陨石的镍—铁相的平均成分加 陨硫铁可以代表地核的成分,球粒陨石的硅酸盐相平均成分代表地壳和地幔的成分,用质量加权法计算地球的平均化学成分。 (2)I 型碳质球粒陨石其挥发性组成代表了太阳系中非挥发性元素的化学成分。(二)陨石的类型和成分是用来确定地球内部具层圈结构的重要依据:由于陨石可以分为三种不同的陨石—石陨石、石铁陨石和铁陨石,因而科学家设想陨石是来自某种曾经分异成一个富含金属的核和一个硅酸盐外壳的行星体,这种行星经破裂后就成为各种陨石,其中铁陨石来自核部,石铁陨石来自金属核和硅酸盐幔的界面,而石陨石则来自富硅酸盐的幔区。这种设想成为推测地球内部结构和化学成分的重要依据之一。 (三)碳质球粒陨石的有机化合物成分是研究地球早期生命系统的化学演化及来源的重要依据和信息,在碳质球粒陨石中已发现有机化合物 60 多种。有人认为地球早期生命系统的化学演化不一定来源于行星的大气,而有可能来自太阳星云凝聚时已合成的有机质。2 比较太阳系、地球、地壳主要化学元素丰度特征的异同点,说明自然界元素丰度的基本特征和决定自然体系中元素丰度的最基本因素:(1)特征的异同:太阳系:H>>N>C>g>S 地球;>i>>l>a 地壳:O>l>a>>i>H 硅酸盐在地球表层富集,较难熔的镁铁硅酸盐和金属铁下沉。(2)自然界元素丰度的基本特征: 个元素丰度随原子序数的增大而呈指数下降;在○ 1Z>45 之后丰度值又相近。 原子序数为偶数的同位素丰度大于奇数者(中子数、质量数同)○ 2——奥多四倍原则:如 O(A=16) ,质子数为 4 的倍数 、B 丰度很○ 3 ○ 4低,为亏损元素(核子结合能低,形成后易分解) O 过量(核子结合能最高,核子○ 5稳定) 原子序数(质子数或中子数)是“幻数”的元素丰度高(氦、氧、钙等:○ 62、8、14、20、2850、82、126) (3)决定自然体系中元素丰度的最基本因素: 与原子结○ 1构有关具有最稳定原子核的元素分布最广,当中子数和质子数比例适当时核最稳定。如在原子序数生成热,集中分布于岩石圈;与氧亲和力强。亲氧元素主要有土金属、稀土元素、稀有元素等、K 、 、、、。亲氧元素主要熔于硅酸盐熔体;②亲硫性(亲铜性) 硫元素其离子最外层具有 铜型 18 电子结构,具较大的电负性和离子半径、较低的电价;多为逆磁性,氧化物生成热 阳离子 地幔:阴离子 1 为岩浆热液成因矿床;(特定化学性质,用肉眼或显微镜可见,可用物理方法分离出单矿物的赋存形式。2)类质同象形式)超显微非结构混入物形式子键;②半径:半径越大,外电子易失,溶解于水的能力越大;③电价:电价越高越难溶。阳离子:一价 易溶 二价价价难溶 阴离子:一价 、(价2- 、(2 3-;四价- 难溶(2)元素的存在形式;(3)溶液中组分的类型和浓度;(4)环境的物理化学条件等,如温度,H 值的变化。对元素迁移的控制规律:(1)介质 控制金属离子的溶解迁移:性条件下相反;但、、V+5、—呈高价离子迁移;两性元素在强酸强碱下溶解迁移,在正常水体难溶(2)介质的 制氢氧化物从溶液中的沉淀,如 H)2 g( OH 1;氢氧化物溶度积的小—大:质的 ,①式可以反应,②式不能进行反应,则 淀与 存。实际上,在酸性介质中,即 __7 时,氧化的上限为 H= 0 小于 不到 条件,所以酸性介质中只有在,而不可能有 在。 时,可以出现 2 沉淀:H)2+H)3+e n (+2( ;+ 2 e ;以,任何时候都见不到 H)2 与 1)u====2 ===3=H)3+3H++3 ○ 1 ○ 2=+2==当环境的 h>, 式可以反○ 1应, 式不能进行反应, 存。Ⅲh>, 皆可反应,○ 2 ○ 1○ 2则 存。(+H)2+2 122O+2e(+e(+e+2e(+2于在碱性条件下,小时,4,59,面 两式皆可反应,则 H)2 与 H)3 共存。○ 1○ 2酸性介质:2H++2a、当环境的 5℃克共存的>,①式反应②式不反应。即, 存。实际上,在酸性介质中 ,氧化上限为 h=。不到 应的条件,故酸性介质中只 在,而不会有 在。碱性介质:H)2+e(+ (= 2O+2由于碱性介质中 小时,9面①②式都向右移动,则 H)3 与 存,任何时候都见不到 H)2 与 存 3=H)3+3H++3 =+2○ == == 2境的 , 式可以反应, 式不能进行反应, 存。实际上,在酸性介○ 1 ○ 2质中,即 ,氧化的上限为 h=小于 不到条件,所以酸性介质中只有 在,而不可能有 e(+=H)3+ e+2==H)2+2 ○ o(+==H)3+ 碱性介质中,小时,○ 259皆可反应,则 H)3 与 H)3 共存,即任何时候○ 1○ 2都见不到 H)2 和 H)3 共生。力学角度定义:在地质体或相中,人们习惯上把所研究体系中含量小于 量%l、a、 、i 组成地壳和地幔质量的 99%,其余 80 余种相对可称为微量元素。指离子半径大、电价低的亲石活动性元素 ,例如:K、、a、在地壳表层富集;在岩浆结晶时也越晚期进入矿物相,富集于晚期矿物中;大离子亲石元素易溶解于流体相,离子半径小、电价高的亲石非活动性元素,即 Z/r > 3 b、r、 、Y 形成岩浆副矿物,如锆石、点高,难熔于熔体相; 不溶于水,难被水溶解或携带迁移. 一定温度、压力下 ,溶质在互不 相溶两平衡相(A 相和 B 相) 相和 B 相)的化学位相等:XA i/ 中: XA i:A 相中溶质 i 的浓度; 相中溶质 i 的浓度; 斯特分配系数(简单分配系数);一定温度压力下,两种溶质(i、J) 在两平衡相(A 和 B 相) 间的分配为一常数.(= K(A/ K(A/复合分配系数。斯特分配系数)) :又称为岩石的分配系数,它是用来讨论微量元素在岩石(矿物集合体) )表示为: ∑ X = . + . + …式中: . 、B…. 相各自占的质量百分数; 、 …. 、 B…各相矿物和与之平衡的熔体之间的分配系数. D 小于 1 的元素, s 、r 、h、 E): D 大于 1 的元素,倾向在矿物晶体中富集,e、i 、g 常:δu* =(/2 】反应 常的程度,N 为该元素球粒陨石标准化值,一般还原条件下 δ异常。常:δ( 2】反应 常的程度,N 为该元素球粒陨石标准化值,一般氧化条件下 δ异常。样品中某稀土元素丰度与标准对应的球粒陨石各元素丰度相除,所得值为该元素的~(如 ~:/。目的:消除由于奇偶规律所造成的 度的锯齿状变化,使样品中个 的任何程度的分离都能清楚地显示出来,因为一般公认球粒陨石中轻重稀土元素无分异)第五章 同位素地球化学1.放射性衰变:某种元素的原子核自发地放射出粒子(或射线) 而转变成其它元素的原子核的过程叫放射性衰变。这类核素称为天然放射性同位素,共约 64 种,大多数 A>210。变:原子核自发地放射出 α 粒子(即氦核 42转变成其它元素原子核的过程叫α 衰变。α 衰变的母核与子核原子序数相差 2,质量数相差 4。如,22688 22286 子核自发地放射出 β- 粒子(即电子) 而转变成其它元素原子核的过程叫 β- 衰变. 实质是母核内一个中子分裂为一个质子、一个电子( 即 β- 质点,被射出核外) ;如: 8737→ 8738 β- ;4019K → 4020β- ,β,质量数相等。4. r 衰变:在原子核放射性衰变时 , 伴随放射出 r 射线,即 r 线是波长很短的电磁波, r 不稳定态 )→基态(稳定态)时放出 r 衰变:射性母核经过一次衰变就变为稳定子核的衰变方式叫做单衰变 。子核自发地从 K 层或 L 层电子轨道上吸取一个电子(多数为 K 层捕获) ,与一个质子结合变成一个中子。衰变产物核质量数不变,核电荷数减 1。如:4019K+ 4018 13857 放射性同位素母核经过多个中间放射性子核直到最后稳定的子核这一个系列8. 衰变常数:卢瑟福认为:放射性元素在单位时间内衰变掉的原子数与现存的母核数成正比,其公式为:-△N/△t=λN 式中 λ 即是衰变常数。一放射性核素衰变掉初始原子数一半所需的时间。种母核同时有二种衰变方式叫做分支衰变。 变进行到 t 时未衰变母体的原子数为 N,N=λt),表明放射性同位数随时间按指数规律而衰减,就是放射性衰变定律。个重核分裂为两个或几个中等质量的碎片,同时放出中子和能量的衰变叫重核裂变。分为自发裂变和诱发裂变。自然界只有 235U 和 238U 可发生重核裂变: 23592U →30球锶同位素的演化大约在 46 亿年左右开始,那时原始锶的(876该固定值即为 玄武质无球粒陨石的(876值作为标准。14、地球 演化:(图)地球形成后,因 87断衰变成 87 86持不变,故876值不断增长。现今未亏损地幔的06 (); 上地幔损区的比值为 B 线) 。在地壳(C 线):29 亿年前地壳形成时初始因 富集,大陆壳 r 比值大约是上地幔的十倍,且富含放射成因锶87锶同位素沿着 r=直线(C 线)快速增长,上地幔,因 r 比值不均一,锶同位素增长线是以 起点的一组发散曲线,其中 、A 2 线代表正常地幔演化范围,B 线代表地幔 损区的演化线。地球形成初期,值增长较快,长线 斜率较大。在距今 29 亿年时,地幔分异出地壳 C 线, 素随之向地壳迁移,至使上地幔的斜率变小) 。15、等时线:一组同源的、同时形成的、经过锶均一化的、化学成分有差异的样品(岩石或矿物),自结晶以来保持封闭状态,它们具有相同的初始值(876 ,876增长方程式为:(876 (876 + (876){Y =b+组岩石或矿物的数据投点都落在以(876 Y 轴和以(876 X 轴坐标系的一条直线上6、放射性成因铅:岩石矿物形成后由铀钍衰变城铅(铅同位素约三分之一来自放射性成因铅)17、原始铅:地球形成时所存在的铅,其同位素组成相当于原生铅,同位素加上自元素形成到地球形成这段时间内,铅同位素是地球原始铅的公认数据:204; 206207208常铅:指多次体系开放,在一个以上 U– b 系统中演化的铅( 铅、J 铅和 )常铅:指在一个 U 统中演化的铅,又叫单阶段正常普通铅. ( 无 U 物); 其特征值为:μ= 238 U /204 = 232204 35 1;υ= 235 U / 204= 0、普通铅:(狭)指岩石矿物形成时从周围介质中捕获的铅,即岩石矿物形成时就存在的铅.(也叫初始铅)地球形成时就存在的原始铅对地球而言也是普通铅 式年龄:对于 r 等时线测年,(876 (876 + (876)其中(876(876样品实测,通过估算 (876 计算得来的 T 为模式年龄22、卡农三角:(图)分析 1280 个铅矿物同位素成分而得到的三角形图解,其中 1100 多个落到小三角形中,其余落于线两侧,小三角形称卡农三角形,表示普通铅的演化,外图是 V、 铅;2082%、206 9、 207023、粒陨石均一库,代表地球或未分异的原始地幔值,现今地幔值: I( (14344= 147144 代碳标准:美国 家标准局)提供的草酸标准 990,即以 1950 年草酸放射性比度 95%为现代碳标准比度 :g.(每克含碳物质每分钟放射 ) 25、交换碳:地球上有 1016 吨碳分布在与大气 生交换的各种含碳物质中,、死碳:地球上不与大气 生交换的碳称为死碳,即交换碳之外所有的碳,代碳:与现代大气 生交换并处于平衡的各种含碳物质称为~定同位素:指无可测放射性的同位素。一部分是放射性同位素衰变的最终稳定产物;另一部分是自核合成以来就保持稳定的同位素。29、同位素分馏作用:轻稳定同位素( Z<20 )的相对质量差较大(ΔA / A≥10%),在地质作用中由于这种质量差所引起的同位素以不同的比值分配到两种物质或两相中的现象,称为同位素分馏作用。例如水蒸发时,水蒸气富集 残余水相中则相对富集 30、δ 值:%(R 样)/ R 标]×1000 =[(R 样/R 标)1000 式中 R 样 R 标 δD= [(D/H)样- (D/H)标]÷ (D/H)标× 100031、同位素效应:由于同位素质量的微小差别,引起单质或化合物 和氧的世界标准,为大西洋、太平洋和印度洋 500范围内采集的等体积海水混合而成,其同位素组成为:(D/H)=(×10(18O/16O)=(10规定: δD = ;δ18O = 33、同位素世界标准,为美国南卡罗莱那州白垩系皮狄组地层的美洲拟箭石的鞘,碳酸钙样品(该样品已枯竭),同位素组成: (13C/12C)= 10(18O/16O)= 0定: δ13C = ;δ18 34、同位素世界标准,34S/32S)=者 (32S/34S)=定:δ34S = 铅同位素还是地球原始铅的公认数据:204; 206 207 208位素平衡分馏: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,使轻重同位素分别富集在不同分子中而发生分异叫作平衡分馏。也称为同位素交换反应。达到同位素交换平衡时共存相同位素相对丰度比值为一常数,称为分馏系数α。它两种物质之间同位素分馏的程度。交换反应特点:没有发生变化,即没有新物质形成. 可用平衡分馏常数 K 水线方程:961) 认为大气水的 δD 和 δ18O 之间有 δD = 8δ18O+10 位素地质温度计:符合微量元素地质温度计的一般原理。例如两相平衡共存氧同位素地质测温公式 Δ1相_2相=1000 A(106)/B               = δ 1相_δ2相=A(106)/B。1000 1000 1000 δ1相_δ2相。对两已知平衡相物质而言 已知常数 T 为温度。)同位素计时原理:如果所研究体系中母体和子体原子数的变化归因放射性衰变,就可通过测定体系 (岩石矿物)中子母体含量,并依据衰变定律计算出该体系(岩石矿物)位素计时前提:(1)衰变的最终产物是稳定同位素;(2)已知衰变常数的精确值;(3)已知母体同位素种类和相对丰度;(4)体系(岩石矿物)形成时不存在稳定子同位素;如果有,必先扣除.(5)体系(岩石矿物)形成以来是封闭的,子母同位素不失不得. (+衰变定律公式)2. 时线年龄:全岩 时线年龄法原理:一组同源的、同时形成的、经过锶均一化的、化学成分有差异的样品(岩石或矿物),自结晶以来保持封闭状态,它们具有相同的初始值(876 876增长方程式为:(876= (876 + (876)即 Y=b+组岩石或矿物的数据投点都落在以(876 Y 轴和以(876 X 轴坐标系的一条直线上少 5 个样)石或矿物)的年龄有关,而截距 b 等于同源样品的初始值。通过估算(876 计算得来的 T 为模式年龄。 (图)证明:当 t=0 时,点同一直线,纵标为初始值;当 t>0 时,点移至 点;因:一个母核变为一个子核。故: 123 线斜率皆为23 线平行;三角形 似;即 点同线 . (876 的应用:判断花岗岩的物质来源和成因方式(上图):①低初始值的花岗岩:初始值(876<于上图地幔源区内(范围内) ;物质来源因方式由原始玄武岩浆分异结晶而成。②高初始值的花岗岩:初始值(876 位于上图的壳增长线(C 线)两侧附近及其上。这些岩石在形成以前,其大部分物质已呈硅铝质地壳存在了。物质来源来自古老基底硅铝酸性岩石。成因方式中等初始值的花岗岩:初始值(876 介于上图的 C 线和 之间,即位于地壳锶和地幔锶增长线之间。物质来源来自壳幔混和的源区,或来自地壳下部 r 比值低的角闪岩相、麻粒岩相高级变质岩等。岗岩株可能由玄武质小型侵入体与地壳围岩同化混染形成;造山带花岗岩可能因挤压磨擦升温,深部壳幔物质熔融混和而来;前寒武纪花岗片麻岩可能由超变质混合岩化、花岗岩化而来。b 不一致年龄处理——谐和曲线法(图):一致年龄和不一致年龄:一致曲线:如果样品的母核铀和子核铅保持封闭,那么放射性成因子核与母核的比值随时间而有规律的增加,在207 235U 和 206 238U 为横纵坐标的图上,样品 207 235U 和 206238U 果样品的母核铀和子核铅不能保持封闭,那么样品的 207 235U 和 206 238U 比值坐标点不能落在铅正常增长的一致曲线上:如果样品的铅丢失或铀获得,则坐标点落在一致曲线的下方;如果样品的铅获得或铀丢失,则坐标点落在一致曲线的上方.。若样品形成后在某次地质事件中丢失部分放射性成因铅,随后又保持封闭,那么一组经历相同的样品,在 207 235U 和 206 238U 为横纵坐标的图上的数据点就构成了一条直线,即不一致线。5. 时线法原理和优点(上图):原理:238U→8α+ 6β-+ 206 Q 235U→7α+ 4β-+ 207+ 06比值:(取全岩样品)207 20704 (207 204 = () 206 20604(206204 ) 数据点落在以 20706 轴以(206204 X 轴坐标系的一条直线上,即等时线,斜率为: m= () ) 优点: 精度高; 不直接接触放射性样品。○ 1 ○ 式年龄计时原理方法:(2 图) 1) 和 18O,δ 多为负值,且同位素变化大: δD = +50— ; δ18O = +10—. (2) 1)纬度效应: 赤道雨水的 δD 和 δ18O 接近 0,由低纬度到高纬度重同位素亏损,δD 和 δ18O 值规律地减小 ; 2)大陆效应:自海岸到内陆,雨雪的 δD 和 δ18O 值减小; 3)海拔效应:随海拔升高,雨雪的 δD 和 δ18O 值减小; 4)季节效应:冬季雨雪水相对夏季亏损重同位素 ,δD 和 δ18O 减小; 5)降水量效应:随降水量的增大,重同位素减少,这现象在热带温带夏季最显著. 大气水的 δD 和 δ18O 之间有δD = 8δ18O+10 氧同位素 δ180 依次降低的次序是什么:(‰)超基性岩:δ18O = 球粒陨石同)δD = - 60—角闪石);基性岩:δ18O = 辉长岩)δ18O = 斜长石);中性岩: δ18O = 安山岩)δ18O = 粗面岩);酸性岩:δ18O = 3 (花岗岩) 。 I 型 δ18O = 10 S 型 δ18O = 10—13 火成岩氧同位素超基性→酸性,依次增大。 (图)地表或海底到地壳深处,可以通过构造断裂下渗方式或与岩石结合经过深埋运动而带入地壳深处的水,在高温条件下被释放,然后由构造运动上侵返回地壳浅部,称为水的深循环。代大洋中脊,海水延断层下渗,达数千米与新生玄武岩反应,溶液升温淋取金属等元素沿扩张洋脊上升,以热泉水形式涌出地面,称海底热泉水。特点:K+乏 σD=0%0(与海水一样) ;σ18O=+海水一样) ;温 350℃排斥效应:在 系中, 溶解度随溶液中盐类浓度的增加而降低的现象,其原因是溶解的盐类降低了水的活度。4 热液的交代作用:以水为主携带大量可溶物质的高温流体相流入围岩体系中,水、岩之间发生化学反应形成新的矿物组合,这种组合隋环境条件的变化呈现有规律的交替。热液交代作用包括围岩蚀变、岩浆自变质、他变质以及成矿作用的后期叠加和交代等。5 活动组分:在交代作用过程中,随物理化学条件的改变,有些组分很快溶解或扩散,期在溶液中的浓度会迅速的趋向均匀,在交代岩石中的浓度取决于其在溶液中的浓度,为了消除分布矿物和外来溶液之间存在的浓度梯度,会发生一部分组分向岩石的代入和另一部分组分自岩石带出,这样的组分为活动组分。如矽卡岩化过程中的2O、 。6 惰性组分:在交代作用过程中,有些组分扩散和反应速率极慢,它们在孔隙溶液和渗透溶液间存在的浓度梯度在给定条件下不能消除,不能发生代入和带出,称惰性组分。7 岩浆水和初生水:岩浆水指岩浆熔体中分离出来的水,可来源于上地幔和地壳形成的初生水,也可以来自地壳重熔的沉积岩和火成岩中的水,岩浆水的 σD=80%0,σ18O=+6—+9%原始岩浆中分离出来,从未参与水圈循环的一种新水。8 热液自混作用障:热液自混作用,是指热液中因裂隙构造条件的变化,先后分开几股支流后期有相汇合的一种动力学机制,自混作用中因支流的性质不同要发生相互反应使一部分矿质沉淀下来,形成均一的残液再向上移动,这种使矿质沉淀下来的环境或物化条件称热液自混作用障。9 吉布斯相律: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。吉布斯相律:自由度数 F= K+ 2 数) 10 柯尔仁斯基相律(开放体系 ): φ( 相数) ≤ K(惰性组分数) ,即 :在一定的温压及活性组分的化学位的条件下,平衡共存的矿物数不超过惰性组分数。说明平衡共存的矿物数决定于惰性组分而与活性组分无关,这样就可以将具有活性组分的开放体系当成只有惰性组分的封闭系统来处理11 接触交代作用:两种不同化学成分的岩石接触带中 ,除了温度增高的作用外,气液流体相的活动引起了相互接触岩石之间以及它们和溶液之间的交代反应,石灰岩 + 酸性岩浆岩多见;基性岩浆岩+酸性岩浆岩,如美国宾夕法尼亚州的康威尔矿,储存库之间界面有什么地球化学意义?以地质圈为基础,按照化学成分和物质状态的不同,分成多种物化条件不同的体系,即为地球化学储存库,地表的储存库有海水、陆壳、洋壳、大气圈等,储存的元素各不相同。如海水是 H、O 元素的储存库,大气圈是 2、的储存库等。储存库之间的界面是元素表生迁移的化学反应面,同时,个储存库又是元素循环历史中某一阶段的聚集体。有意义的地滑储存库界面:A:气界面:各种风化壳;B:气、湖、河水和大气接触面;C:水鲜沉积物中有大量孔隙水:D:水水与大洋玄武岩。3.1 或 择其一元素)的地球化学迁移。(1)三类硅酸盐的化学分化. 硅铝酸盐:主要是长石、云母、角闪石类,水解之后可形成粘土矿物和游
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