地化复习1~5

1. 太阳系元素丰度的特征

① H和He是丰度最高的两种元素，其原子数几乎占太阳中全部原子数目的98％ ② 原子序数较低的范围内（Z<45），元素丰度随原子序数增大呈指数递减，而（Z＞45）各元素丰度值很相近。

③ 质量数为4的倍数的核素或同位素具有较高丰度。

④ 原子序数为偶数的元素其丰度大大高于相邻原子序数为奇数的元素。这一规律称为奥多-哈根斯法则，亦即奇偶规律。

⑤ Li、Be和B具有很低的丰度，属于强亏损的元素，而O和Fe呈现明显的峰，它们是过剩元素。

2. 陨石类型及其化学成分

①铁陨石（siderite）金属含量大于90％。主要由金属Ni，Fe（占98%）和少量其他元素组成（Co，S，P， Cu，Cr，C等）。

②石陨石（aerolite）主要由硅酸盐矿物组成（橄榄石、辉石）。这类陨石可分为两类，根据它们是否含有球粒硅酸盐结构，分为球粒陨石（约含10%金属） 和无球粒陨石（1%）。 ③铁石陨石（sidrolite）约含50％金属。由数量上大体相等的Fe-Ni和硅酸盐矿物组成，是上述两类陨石的过渡类型。 3. 研究陨石成分的意义

①是认识宇宙天体、行星的成分、性质及其演化的最易获取、数量最大的地外物质； ②是认识地球组成、内部构造和起源的主要介质； ③陨石中60多种有机化合物是非生物合成的“前生物物质”，为探索生命前期化学演化开拓了新途径；

④可作为某些元素和同位素的标准样品（稀土元素，铅、硫同位素等）。 4．中国的嫦娥计划有何现实意义（百度） 百度的：其一，强大的政治影响力

其二，培养科技人才，促进科学进步。 其三，带动国内经济增长。

5. 概念：丰度、常量元素、微量元素、CAI、奥多-哈根斯法则 丰度:元素在地球化学体系中的平均含量。 常量元素（major element）：（氧化物重量百分比）含量>0.1% 微量元素（Trace element）： 含量<0.1%

CAI：富钙、铝难熔包体，形成于太阳星云演化历史的最初始阶段，保留了星云最原始的信息，具有同位素异常和大量灭绝核素的子体，是研究早期太阳星云形成和演化的探针。 奥多-哈根斯法则：原子序数为偶数的元素其丰度大大高于相邻原子序数为奇数的元素。 第二章

1．概念：地球化学体系、元素的分布与分配、PAAS、NASC、克拉克值、原始地幔、亏损地幔、

地球化学体系:我们把所要研究的对象看作是一个地球化学体系，每个地球化学体系都有一 定的空间，都处于特定的物理化学状态（C、T、P等），并且有一定的时间连续。

分布: 是指元素在研究体系中（太阳、陨石、地球、地壳等）的总体平均含量。→整体 分配: 指的是元素在研究体系中各部分或各区段中的含量。分布，分配→局部 PAAS：澳大利亚后太古宙平均页岩 NASC：北美平均页岩

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克拉克值：元素在地壳中的丰度。

原始地幔：地核形成之后，地壳形成以前的地幔。（现今的地壳+地幔，又称硅酸盐地球） 亏损地幔：原始地幔经过部分熔融形成地壳以后残余的地幔。 2. 上地壳组成的研究方法及其各自的优缺点 ①区域大规模取样法

优缺点：研究上地壳成分最直接的手段 获取主量元素的唯一手段 成本昂贵、耗时长

②简化取巧研究法（细粒碎屑沉积物法）

优缺点：简单且廉价；

可以提供不同地质历史时期上地壳的化学组成；

不能给出上地壳主量元素的丰度，对微量元素也仅限于对REE、Y、Th、Sc、Co等较低的不溶元素或中等程度不溶元素的测定。 3. 地壳元素丰度特征

①地壳中元素的相对平均含量是极不均一的，丰度最大的元素是O：47%，与丰度最小的元素Rn的6x10-16相差达1017倍。相差十分悬殊。 ②对比地壳、整个地球和太阳系元素丰度数据发现，它们在元素丰度的排序上有很大的不同 ③地壳中元素丰度不是固定不变的，它是不断变化的开放体系 ④地壳元素分布的不均一性（时间、空间） 第三章

1、元素的地球化学亲和性

自然体系中元素形成阳离子的能力和所显示出的有选择地与某种阴离子结合的特性，或说阳离子趋向于同某种阴离子结合的倾向。 2、Goldschmidt的元素地球化学分类 3、元素类质同象概念

某种物质在一定的外界条件下结晶时，晶体中的部分构造位置被介质中的其他质点（原子、离子、络离子或分子）所占据而只引起晶格常数的微小改变，晶格构造类型、化学键类型、离子正负电荷的平衡保持不变或相近，这种现象称类质同象。 4、影响元素类质同象的晶体化学条件 内因-晶体化学条件

(1)原子（离子半径）:对于离子电价和离子类型相同的离子键化合物，原子或离子半径相近时，易于发生类质同象。

(2) 化学键性:键性不同，彼此不能置换;代换中，不同键性的相对关系接近，是代换的一个重要条件。

(3)电荷平衡:对于离子化合物来说，类质同象代换前后，正负离子电荷保持平衡

(4)晶体构造:被代换的矿物晶体构造愈复杂、松弛(偏离最紧密堆积愈远)，类质同象的可能性愈大

(5)能量变化:发生类质同象的元素之间，其形成晶体的生成热应相近 5、影响元素类质同象的物理化学条件 外因-物理化学条件

(1) 体系元素浓度:一种熔体或溶液中如果缺乏某种组份，当需要从中结晶出包含此种组份的矿物时，熔体或溶液中性质与之相似的其他元素就可以类质同象代换的方式加以补充。

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(2)氧化-还原电位:还原内生条件: Fe2+(0.83Å), Mn2+ (0.91Å) 亲密共生 氧化表生条件: Fe3+( 0.87Å), Mn4+ (0.52Å) 彼此分离 6、Goldschmidt的类质同象法则

1）隐蔽法则：两个离子具有相近的半径和相同的电荷，则它们因丰度的比例来决定自身的行为，丰度高的主量元素形成矿物，丰度低的微量元素进入矿物晶格，为主量元素所“隐蔽”。

2）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）将在晚阶段矿物中富集。

3）捕获允许法则：如果两个离子半径相近，而电荷不同，较高价离子优先进入较早结晶的矿物晶体中，称“捕获”（capture），低价离子“允许”（admit）进入晚期矿物。 7、Ringwood的电负性法则

对于两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。 8、研究元素类质同象的地球化学意义

1. )阐明微量元素在各类岩浆岩中的分布以及微量元素在矿物中分配的实际规律 2. )地球化学中的“指纹”---标型元素组合 3. )“骨痛病”的元凶

9、晶体化学集中与晶体化学分散概念

微量元素在岩浆结晶过程中的演化表现出两种倾向，一种是选择与自身晶体化学性质相似的造岩元素以类质同象代换方式进入它们的晶格，呈分散状态，称之为“晶体化学分散”。 另一种倾向是那些与造岩元素差别大的微量元素不利于类质同象代换，而在残余熔体中聚积。在某一阶段形成矿物（副矿物）或转入到岩浆期后热水溶液中富集成矿，称之为“残余富集”。

10、晶体场理论的要点及应用范围（百度）

要点：1、中心离子与配体之间看作纯粹的静电作用

2、中心离子d轨道在配体（场）作用下，发生能级。 3、d电子在后的d轨道上重排，改变了d电子的能量。 应用：1. 阐明岩浆结晶过程中过渡族元素的地球化学行为 2. 为评价中酸性斑岩体含矿性提供评价的地球化学指标 注：只适用于第一过渡族元素

只适用于离子键矿物的晶格，不适合于共价键矿物的晶格 11、八面体、四面体晶体场稳定能和八面体择位能概念

晶体场稳定能：d轨道电子能级后的d电子能量之和，相对于未前d电子能量之和的差值。

八面体晶体场稳定能：过渡族金属离子在八面体配位中所得到的总稳定能。Cr3+、Ni2+、Co3+等离子将强烈选择八面体配位位置。

四面体晶体场稳定能：过渡金属离子在四面体配位中所得到的总稳定能。Ti4+、Sc3+等离子将选择四面体配位位置。

八面体择位能：过渡族元素离子的八面体与四面体晶体场稳定能之差 12、晶体场理论应用的地球化学意义

①阐明岩浆结晶过程中过渡族元素的地球化学行为 ②为评价中酸性斑岩体含矿性提供评价的地球化学指标 13、地球化学障（百度）

地球化学障：表生带内化学元素迁移强度骤然减弱导致化学元素浓集的地段。 14、影响元素迁移的因素有哪些？(百度)

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①元素迁移前存在的状态 ②元素地球化学性质 ③体系中的相伴组分

④体系内物理化学强度参数的空间变化 ⑤环境的pH和Eh

15、元素的赋存形式有哪些？

固相：矿物：指形成能够用肉眼或在显微镜下进行矿物学研究的颗粒，粒径大于1µm， 并且可以用机械的或物理的方法分离出单矿物。

机械分散物：以固相或流体相存在，成分不同于主矿物的 细小矿物或固熔体分离结构

吸附相杂质：不参加主矿物晶格，在矿物表面、裂隙面等呈吸附状态 超显微结构混入物：（<0.001mm）它不占主矿物晶格位置，但又不能形成可以进行矿物学研究的颗粒，成分和性质不清

与有机质结合的形式：金属有机化合物、金属有机络合物、有机胶体吸附

类质同象：以原子、离子、络离子或分子为单位取代矿物晶格构造位置中的相应质点 液相：离子：元素在水溶液中的常见存在形式：阴、阳离子，络离子，酸根离子等 分子：H2O、O2、CO2、N2等，有机物也主要以分子形式存在 胶体：Fe、Mn、Al、Si等溶解度小的元素的主要存在形式 微细颗粒物

16、元素赋存形式的研究方法有哪些？ 矿物学观察及X射线衍射法（XRD） 电子探针的应用（SEM-EDX） 萃取法（偏提取）

第四章：

1.微量元素概念

微量元素又称痕量元素，在岩石中含量<0.1%，用ppm表示。不作为体系中任何相的主要化学计量组分存在;在所研究的地球化学体系中，其地球化学行为服从稀溶液定律即亨利定律；对体系的化学和物理性质没有明显的影响；在宏观上表现为不能形成自己的矿物；在地球化学体系中的含量变化相对主量元素大。 2.能斯特分配定律与分配系数

能斯特分配定律：在一定的温度和压力下，微量组份在两共存相中的活度比为常数。其分配系数 K为微量元素在两相中的活度比，对于稀溶液环境也即微量元素在两相中的摩尔分数比或浓度比。在温度和压力固定时，K为一常数。 3.元素在共存相中分配系数的确定方法 自然体系是多元素共存的多元体系，微量元素参与的地球化学过程受到常量元素所形成相的影响，即微量元素与常量元素间发生的类质同像作用。因此，可用复合分配系数(KD’)代替简单分配系数(KD)，以反映主、微量元素间的相互关系，其表达式为： KD’=(XTr/XMa)Ⅱ/ (XTr/XMa)Ⅰ

式中，XTr和XMa分别表示微量元素和主量元素的摩尔分数。在固溶体中，微量元素(Tr)可以类质同像的方式替换主量元素(Ma)。 4.总分配系数概念

总分配系数指微量元素在矿物集合体（岩石）及与之平衡的熔体间的分配关系。即岩石中所

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有矿物的分配系数与岩石中各矿物含量乘积之和 。 5.相容元素、不相容元素、高场强元素概念

相容元素：D>1，两相平衡时，优先进入结晶矿物相或残留相。不相容元素：D<1，两相平衡时，优先进入熔体相。高场强元素：根据场强=离子半径/离子电价来分，场强<0.2的不相容元素称为高场强元素；根据电离势Z/r来分，Z/r>3.0 , 称为高场强元素。 6.微量元素地质温度计的原理与方法

原理 ：相平衡条件下，微量元素在共存相间的分配满足以下关系式：lnKD = (ΔH/RT) +B (ΔH/R)”为斜率，B为截距。 在一定的温度范围内，可将ΔH(热焓)视为常数。因此，上式可描述为分配系数(KD)的对数值与温度的倒数(1/T)间的线性关系。应用方法 ： 对平衡体系中的共生矿物进行微量元素含量分析，计算出矿物对的微量元素分配系数，结合根据实验方法或自然观察获得的分配系数与矿物结晶温度的线性关系式(上式)，计算出矿物的结晶温度。

7.元素在共存相中分配定律的地球化学意义

1) 定量了解共生矿物相中微量元素的分配行为；2) 为研究岩浆、热液和古水体中元素浓度提供了途径；3) 分析判断岩浆的结晶演化规律；4) 为成矿分析提供理论依据；5）判断成岩和成矿过程的相平衡；6）可以做为地质研究的各种矿物温度计。

8.元素在岩浆分异结晶过程中元素分配的定量模型、特征及地球化学应用

微量元素在晶体中的扩散速度比熔体或液体中慢得多，整体上来不及达到两相间的完全平衡，而只能形成表面平衡，所形成晶体具环带状构造。因此，结晶过程实际上是元素在化学不平衡条件下的分配过程。不平衡结晶过程元素的分配行为服从瑞利分馏定律： 结晶过程元素分配模型的研究意义：1）定量研究岩浆结晶过程中微量元素的化学演化规律；2）对岩浆成矿潜力进行判断；3）探讨岩石成因。

9.在部分熔融过程中元素分配的定量模型、特征及地球化学应用 特征：（1）在整个部分熔融过程中，微量元素在固相(源岩)和液相(熔体)之间的总分配系数保持不变；（2）整个熔融过程中，残余固相中各矿物相(主要造岩矿物)对形成熔体的贡献比例保持不变（贡献量不变）。定量模型：在平衡部分熔融过程中，微量元素i在固相和熔体相中的浓度可由质量平衡关系获得：Cio=F CiL+(1-F)Cis；地球化学应用：1）定量分析元素的集中与贫化程度；2）对分析成矿作用具有理论意义。

10.岩浆结晶过程和部分熔融过程的判别方法

总分配系数Di﹥1的相容元素，在部分熔融形成的熔体中发生贫化，但其贫化的速度随F的增大呈现出较缓慢的特征，这与结晶分异过程中，随结晶程度增大（F值减小）表现为在残余岩浆中浓度的急剧贫化有较显著的差别。这种差别，可以作为判别岩浆化学演化是岩浆结晶分异的产物，还是由部分熔融机制所造成的依据。

11.稀土元素的基本地球化学性质

1）镧系元素由57至71号元素组成，增加的电子充填在4f亚层，而不是最外层，因此，这十五(14)个元素在自然界中密切共生，常成组进入矿物晶格；稀土元素容易失去的是外层6s25d1或6s24f1的三个电子，从而在自然界中主要呈三价；2）元素Y是5周期过渡元素的起点，次外层d型充填，外电子排布为5s24d1 ，呈三价阳离子，其离子半径为88pm，与HREE的+3价离子相似(Er3+=88.1pm)。元素Sc的+3离子与Lu3+相似，性质上也与HREE

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相似。

12. 稀土元素的数据处理方法及有关参数的计算方法

1）REE 组成(配分)模式图：将样品的稀土元素含量用球粒陨石进行标准化，以标准化后数据为纵坐标(自然对数刻度)，以稀土元素的原子序数增加的序次为横坐标作图所获得的曲线。2）稀土元素总量：用符号ΣREE表示，代表全部REE元素含量的累加结果，常以ppm或者10－6为单位。3）(La/Yb)N、(La/Lu)N、(Ce/Yb)N 比值。4） (La/Sm)N、(Gd/Lu)N、 (Gd/Yb)N。5) Eu、Ce异常。

13.稀土元素对岩石成因的指示意义

石榴石(Opx和角闪石稍弱)相对富集重稀土元素，石榴石作为稳定相时，可导致部分熔融形成的熔体中轻、重稀土元素的明显分异。榍石和Pl倾向于相对富集轻稀土元素。Cpx仅导致REE轻度分异。Eu强烈倾向于进入Pl中，因此样品的Eu异常可指示岩浆过程中Pl的作用。

14.变质原岩恢复的地球化学方法

在区域变质作用过程中，由于温度和压力条件的改变，导致原岩矿物发生变质，形成不同的新矿物。在这一过程中，不同性质的元素将发生不同程度的体系开放。但已有的研究积累表明，稀土元素和高强场元素在角闪岩相和甚至部分麻粒岩相的变质条件下，含量可能发生一些变化，但元素的组成模式或比值可基本保持稳定，据此设计的图解成为地球化学研究中恢复变质原岩重要的依据。

15.微量元素蜘网图及其意义

在同一图解中将不同的微量元素以及部分主量元素的组成特征反映出来的方法，称为多元素“蛛网图”。1）分析岛弧火山岩与Nb/Ta亏损情况；2）研究岛弧火山岩Nb、Ta的负异常与成因。

16.微量元素对岩石形成构造环境进行判别时应注意的问题

1）多解性、适用条件；2）以地质-地球化学调查为基础，多岩类配套分析：当研究的对象中存在多种岩类组合时，应统筹考虑各岩系的特点，进而使所获得的结论具有在逻辑上的合理性。3）多图解：目前可用的判别图解较多，单一图件的判别结果可能存在一定程度的偶然性，应尝试采用多种图解来获得相对统一的判别结果，以增加研究结论的说服能力；4） 多手段：地球化学数据的多解性是地球化学研究工作中常遇到的突出问题，故在研究工作中，应结合除微量元素以外的地球化学证据，如同位素地球化学特征等。

17.Mg#、ACNK指数的意义与计算方法

为了解岩浆岩所代表的岩浆结晶分异演化的程度和过程，常用Mg#来指示，其定义式为： Mg#=Mg/(Mg+Fe2+);定义:ACNK=Al2O3／(CaO+Na2O+K2O)计算：各氧化物项均为摩尔数(分子数)ACNK>1，铝过饱和—过铝质系列；ACNK<1，铝不饱和—准铝质系列。意义：主要应用于对花岗质岩浆岩源区的判别。通常过铝质系列来源于副变质岩(变沉积岩)源区。

18.Harker图解的特点与用途

通常采用的方法是以SiO2含量为横坐标，以其它常量元素(氧化物形式)为纵坐标分别作图，该图组称Harker图解。Harker图解中也可用微量元素(含量或比值)和同位素组成；对于基性

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-超基性岩，可用MgO含量或Mg#代替SiO2，可更有效地反映岩浆的结晶分异和化学演化特征。

第五章

1. 何为“同位素”、“放射性同位素”、“放射成因同位素”？ 同位素：具相同质子数、不同质量数核素的总和。 放射性同位素：发生放射性衰变的同位素。

放射成因同位素：放射性衰变过程中及最终形成的稳定同位素。 2. 同位素发生放射性衰变的原因是什么？有几种衰变形式？

原因：自然界中部分核素在能量上处于不稳定状态，自发地从某一元素的同位素衰变成 为另一元素的同位素，并伴随各种粒子形式的能量释放。（引起放射性同位素丰度变化的主要原因）

衰变形式： ①α衰变 ②β衰变 ③ 电子捕获 ④γ衰变 ⑤重核裂变

3. 放射性同位素定年的原理和基本公式是什么？

原理：自然条件下，同位素放射性衰变过程是不可逆的，且其衰变的速率及放射性子体的性质不受外界的影响。母-子体同位素确定的对应关系和恒定的衰变速率构成了同位素定年的理论基础。

基本公式：

DD0N(et1)

4. 何为 常数、半衰期、同位素等时线？ 常数：（衰变常数）表示单位时间内放射性核素的原子发生衰变的概率（Probability)，它是每个放射性核素的特征值，称之为衰变常数，用实验方法测定获得，其量纲为时间单位的倒数，如1/年或1/秒等。

半衰期：对于任一放射性同位素体系，放射性核素母体原子衰变完一半所需要的时间。 同位素等时线： 对于同期同源的一套地质样品，它们应有相同的初始子体同位素比值和形成时间，即在放射成因子体同位素衰变方程中，各样品均具相同的参数：

DDNt()0(e1)DSDSDS

表现为各样品沿以初始子体同位素比值为截距，以(et-1)为斜率的直线分布，这条直

线称为等时线。

5. 地质样品同位素定年的基本要求是什么？ ①具相同的物质来源—同源 ②具相同的形成时代—同期

③同位素体系未受后期地质作用明显改造和明显的围岩混染—封闭（采样时不要在接触带上采）

④组成等时线的样品具合适的N/D比值变化

6. 与同位素年代学中的其它长寿命同位素体系相比，K-Ar同位素体系的主要特征是

什么？（百度）

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7. K-Ar同位素体系定年的主要方法有几种？ 1）K-Ar法

2）40Ar-39Ar法：①40Ar-39Ar分步（或阶段）加热法 ②40Ar-39Ar等时线法

8. 相对于传统的K-Ar体系定年方法，40Ar-39Ar方法的主要优点是什么？

传统的K-Ar法假定矿物形成时不含氩，且所有的放射成因氩会保存在矿物的晶格中。但是矿物形成以后氩会不同程度地丢失，得到偏年轻的年龄；当存在过剩氩时，K-Ar法往往会得到较老的年龄结果。40Ar-39A法可以部分避免上述K-Ar法的问题，并且不需要测定钾和氩的绝对含量。

9. Rb-Sr同位素体系与Sm-Nd同位素体系在地球化学特征上有何异同点？ 10. 为什么Rb-Sr同位素体系可对年轻地质体进行定年？ 11. 何为UR、Sr、Sr同位素模式年龄？

12. BABI的定义和意义是什么？是如何确定的？

13. 为什么Sm-Nd同位素方法可对较高级变质地质体进行定年？

由于Sm和Nd同属稀土元素，它们的离子半径、电阶、电负性等地球化学性质十分相似，因而由147Sm经α衰变形成的143Nd很自然地继承了晶格中母体同位素的位置，并且后期地质作用很难使Sm和Nd发生分离和迁移。现有研究表明，经过角闪岩相甚至麻粒岩相变质作用的岩石，如果体系中没有流体参与的话，仍使Sm-Nd同位素系统保持封闭，能正确地给出变质岩原岩年龄的信息。这正是Sm-Nd法定年的优点所在。

14. 在对基性侵入岩进行Sm-Nd同位素定年时，为什么矿物-全岩等时线法常较其全岩

等时线更可能获得较高精度的年龄？

15. 何为CHUR、DM岩浆库，其现在Sm-Nd同位素组成是什么？ 16. 何为Sm-Nd同位素的参数和模式年龄，如何计算？ Sm-Nd同位素模式年龄：

143143147

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NdNdSmt(e1)144144Nd144Nd第 8 0NdNd(0)

用上式定年的关键是要知道样品形成时的初始(143Nd/144Nd)0比值，在假设模型的基础上，将假设的初始比值代入上式计算的年龄称为模式年龄。εNd参数： 143144测定4 0 143144CHUR NdNdNdNd110

17. 石榴石、辉石、角闪石、长石等矿物的REE组成特征分别是什么？ 18. U-Th-Pb同位素体系中，常用的同位素定年方法有几种？分别是什么？ 1)U-Th-Pb等时线法定年；

2)Pb-Pb等时线及普通Pb-Pb法； 3)锆石U-Pb定年定年法。

19. 为什么通常情况下，Pb-Pb等时线方程的截距无明确的地质意义？ 20. 何为谐和年龄、谐和曲线和不一致线？

206Pb=238U(e λ238t-1) 和 207Pb=235U(eλ235t-1)通过测定矿物U含量、Pb同位素组成与含量，从这两方程可求得两个年龄数据。如果这种矿物对U、Pb保持封闭，则这两个年龄数据一致，称为一致年龄。206Pb*/238U和207Pb*/235U比值只是时间t的函数，在207Pb*/235U（x轴）- 206Pb*/238U（y轴）坐标系中，通过选取不同的年龄t，可求出一条理论曲线（图）。若锆石U-Pb同位素体系保持封闭，该曲线称为谐和曲线或一致曲线。 通常情况下，若岩浆岩中锆石Pb的丢失由单一事件引发，对于发生了不同程度Pb丢失的锆石，其U/Pb同位素组成将偏离谐和曲线，而沿一条直线分布，构成一条与谐和曲线有两个交点的“弦线”，该直线称为不一致线

21. U-Pb同位素定年常采用的分析测试方法有哪些？并对每一种方法进行简要评述。 传统锆石定年方法：由于这种方法所需样品量较大，故须将许多颗（至少几颗）锆石一起溶解进行分析。但这种方法有可能误把不同时期不同成因的锆石混在一起分析，如果发生这种情况，则获得的年龄是一个没有确切地质含义的混合年龄（Rogers et al., 19）。

单颗粒锆石法：随着同位素制样技术和质谱分析技术的提高，锆石U-Pb谐和线法年龄研究可用单颗粒锆石法，其中又分为两类：

一类是单颗粒锆石化学法：用单个锆石颗粒进行样品的化学制备和质谱测定，通过多个锆石的分别测定确定谐和年龄或构筑不一致线确定与谐和线的交点年龄；

另一类是单颗粒锆石原位(in situ)分析：主要方法有二次离子质谱(SIMS)和与激光剥蚀系统(laser ablation)联机的质谱分析。前者以SHRIMP为代表，后者以LA-ICP-MS为代表。

22. 何为稳定同位素？

稳定同位素是个相对概念， 即为在现今技术条件下观察不到有放射性衰变现象的同位

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素(通常指半衰期大于1012年的核素)。

23. 自然界中稳定同位素的分布规律是什么？

稳定同位素分布有两大规律：对称性(symmetry)规律：低质量稳定核素的中子(N)和质子(Z)数近于相等，即N/Z近似为1。对于质子数大于20的稳定同位素，其N/Z的极限比值为约1.5；Oddo-Harkins规律：偶数原子数核素大大多于奇数原子数核素。

24. 稳定同位素组成的表达方式是什么？ 采用了与放射成因同位素(Nd相对球粒陨石CHUR的标准化) 相似的表达方式，将其同位素比值与标准样品进行比较，并用差值的千分率()表示： δ（‰）=（R样-R标）/R标×1000

=（R样/R标-1）×1000 25. 什么是稳定同位素的平衡分馏和动力学分馏？

平衡分馏：在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，使轻重同位素公别富集在不同分子中而发生分异叫做平衡分馏，也称同位素交换反应。达到同位素交换平衡时共存相间同位素相对丰度比值为一常数，称分馏系数α。如：

1/3CaC16O3+H218O≒1/3Ca18O3+H216O 在25℃时同位素分馏系数α=1.0310。

动力分馏：含有两种同位素的分子，由于质量不同导致它们参加化学反应活性的差异。质量不同的同位素分子具有不同的分子振动频率和化学键强度。轻同位素形成的键比重同位素更易于破裂，因此，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。如： C+16O→C16O2 平衡常数为K1 C+16O18O→C16O18O 平衡常数为K2 经实验测定 K1/K2=1.17。

26. 什么是稳定同位素组成的值与值，两者的关系是什么？ δ（‰）=（R样-R标）/R标×1000=（R样/R标-1）×1000

对于同位素平衡分馏反应：aA1+bB2≒aA2+bB1 （式中：A、B为含有相同元素的两种分子；a、b为系数；1为轻同位素，2为重同位素）。则同位素分馏系数α的定义公式为： A-B = RA/RB =（A2/A1）/（B2/B1）

即若两个同位素在化合物A和B中的比值分别为RA和RB，其相对比值 RA/RB称分馏因子。对于化合物A和B δA-δB = A-B = 103lnA-B

27. 同位素地质温度计应用的原理是什么？其计算公式是什么？ 原理：

氧同位素测温可分为二类：外部测温法和内部测温法。

外部测温法：根据矿物-水体系中同位素分馏系数α矿物-水及计温方程参数直接确定矿物与流体相间的平衡温度。

内部测温法：指当岩浆岩或变质岩形成时，两共生矿物达到平衡，则两矿物的δ18O之间存在一个平衡态差值，并由α矿物-矿物及计温方程计算出两矿物的平衡温度。 计算公式：

28. 在稳定同位素分析中，为何要建立稳定同位素国际标样？

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29. 氧同位素分析有两个国际标样，其英文缩写分别是什么？分别适用于什么性质的样

品分析？

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