第一部分（郭敬辉）
1.（燕飞，许志东）如何理解地球化学与化学的关系？
答：地球化学就是地球的化学，它是研究地球（广义的也包括部分天体）的化学组成、化学作用及化学演化的学科。它是地学和化学的边缘学科。地球化学着重研究化学元素和其同位素在地球演化历史过程中的分布、迁移的规律，并运用这些规律来解决有关的理论和实际问题。
二者研究任务不同：化学主要研究物质的组成、结构和转化等的规律，而地球化学则着重研究地球(包括部分天体)系统内的元素迁移、富集和转化等的规律。
工具相似：地球化学以化学学科知识和地学学科知识作为主要的研究工具，在某种程度上，化学和地球化学使用相似的研究手段和方法。
地球化学具有化学学科的属性，但并不属于化学学科的范畴。
地球化学的定义是：地球化学是研究地球的化学组成、化学作用和化学演化的科学，它是地质学与化学、物理学相结合而产生和发展起来的边缘学科
地球化学研究的三大任务是研究地球及部分天体的化学组成，化学作用，化学演化。所以从学科生存和发展发展角度来看，必须要在化学组成，化学作用，化学组成的方面来建立地球化学学科的原理。化学学科是地球化学建立的的。
2.（王开元）按照宇宙大爆炸假说，试述宇宙的元素和物质的形成历史。
答：宇宙是由一个致密炽热的奇点于137亿年前一次大爆炸后膨胀形成的。宇宙最开始，没有物质只有能量，大爆炸后物质由能量转换而来。在大爆炸发生的几分钟后，宇宙的温度降低到大约十亿开尔文的量级，密度降低到大约空气密度的水平。少数质子和所有中子结合，组成氘和氦的原子核。而大多数质子没有与中子结合，形成了氢的原子核，从此宇宙进入了核合成时代。在大约37.9万年之后，电子和原子核结合成为原子。宇宙进入复合时代。大爆炸后4亿-5亿年，温度100开。物质粒子开始凝聚，引力逐渐增大，第一批恒星星系形成。随着第一批恒星的形成，原子在恒星的内部发生了核聚变反应，进而出现了氦，碳、氧、镁，铁等元素原子核。元素周期表上所有元素(除人造元素)，都是在恒星大炼炉里形成的。宇宙大爆炸假说是我们研究地球化学的起点。
3（王开元）试述：从位于中心的太阳向外，经过类地行星，到类木行星，主要元素组成的变化规律。可以将H/He、亲铁元素、亲石元素、其他特殊元素分别论述。
太阳辐射控制了整个星云盘的温度分布，太阳星云中元素的分馏与凝聚，导致了各行星整体化学组成的差异。太阳星云中元素的分馏呈现出以下特征：随着与太阳距离的增加，
（1）Fe、Co、Ni 等亲铁的组成行星核的元素逐渐减少；
（2）早期凝聚的难熔元素，如REE、Ti、V、Th、U、Zr、Hf、Nb、Ta、W、Mo、Re、Pt 等逐渐增多；
（3）亲石元素逐渐减少；
（4）亲铜和碱金属元素，在1~1.5AU 范围内有增多的趋势，随后随距离增大丰度减小；
（5）H、He 等挥发元素与亲气元素逐渐增多
3.（王开元，谢鹏）除了H、He等几个轻元素之外，光谱显示的太阳组成与实测(+计算)获得的地球组成极为一致，试析其含义。
因为原始太阳星云是由气体和尘粒组成，星际尘粒在围绕“原太阳”旋转过程中相互碰撞、拼合形成星子，最后形成地球。太阳光谱显示的除H、He 等几个轻元素外，其他元素组成与地球极为一致，反映地球是由组成太阳的同样物质所形成。H、He 等轻元素不一致是因为太阳辐射控制了整个星云盘的温度分布，靠近太阳的部分，H、He 等挥发性物质蒸发，被太阳光压和太阳抛射出的物质驱逐出太阳系。
4.（王开元，谢鹏，吴燕飞，赵晶晶）太阳系的元素丰度，为什么存在奇偶效应。
谢：质子有核自旋。有奇数个质子的核必有质子没有配对，它有俘获另一质子而配对抵消自旋的趋势。配对后的核，也就是原子序数为偶数的核稳定性提高，丰度也会较大。因此，质子数为偶数的核的丰度比相邻的奇数核大。
吴+赵：宇宙中轻元素的含量（丰度）比重元素的丰度高，偶数元素的丰度比奇数元素的丰度高，受元素结构影响。因为重元素是轻元素聚合而来，奇数元素是由偶数元素裂变而来。
偶数原子的原子核内，核子倾向于于成对，根据量子力学的计算，此时原子核能降低，核稳定性增大，因而这种元素在自然界中的分布较广。
在宇宙中，氢元素的出现，引发了核聚变，创造了恒星、超新星和第二代恒星。在这一系列的宇宙演化中，通过氢和氦的聚变生成了大多原子序数为偶数的核子；偶数核子裂变，又生成了大多原子序数为奇数的核子。由于重元素是轻元素聚合而来，奇数元素是由偶数元素裂变而来，因此，毫不奇怪，在宇宙中轻元素的含量（丰度）比晚重元素的丰度高，偶数元素的丰度比奇数元素的丰度。
太阳系元素丰度具有显著的特点之一为：原子序数为偶数的元素其丰度值大大高于原
子序数为奇数的相邻元素。
通过宇宙中元素总体分布规律分析，人们逐渐认识到宇宙中元素的丰度的分布与元素的
化学性质无关，主要受到原子核的结构控制。原子核由质子和中子组成，其间既有核力（结
合力）又有库伦斥力，当中子数和质子数比例适当时，例如O、Mg、Si、Ca 的原子核中具
有中子/质子=1，核最稳定，因此这些元素具有较大的元素丰度。随着原子序数的增加，核
内中子数的增加速度往往大于质子数，原子核趋于不稳定，故而元素和同位素的丰度降低。
偶数元素的原子核内，核子倾向成对，根据量子力学计算，此时原子核能降低，核稳定性
增大，因而这种元素在自然界中的分布较广。奇数元素则核稳定性不如偶数元素，所以出
现奇偶效应。此外元素的恒星合成过程也决定了元素的丰度大小。例如Li、Be、B 作为氢
燃烧的一部分而转换成He，造成了宇宙中这部分的元素的亏损。又如O 和Fe 的丰度异常
高是因为这两种元素是氦燃烧的稳定产物。（陈骏，地球化学）
注：12Mg 破坏了偶数规则，与其自身元素化学性质有关，是地球化学演化的结果。（与
前面有所例外）
5.（李金翔，赵晶晶）比较原始为什么选择陨石（通常选择球粒陨石）作为地球物质演化（元素和同位素）的起点？
答：（1）球粒陨石的化学组成确定太阳系中非挥发性元素的组成和含量。球粒陨石主要由硅酸盐矿物组成，含有细小的圆形球粒，称作陨石球粒。这些球粒是在非平衡条件下，从热的、低密度和部分电离的气体中直接凝聚出来的（Blander et al.,1969），且只有太空才能满足这样的条件。因此，球粒陨石可能代表着太阳系中各个行星（地球等）的原始母质，从而成为探索太阳系中重元素或非挥发性元素的宝贵样品。对陨石的化学组成研究表明，地球上已知的化学元素在陨石中均有发现。尽管陨石和地球在体积上相差悬殊，但在物质上具有宇宙天体的共性，充分说明陨石与地球物质来源的同源性。
（2）球粒陨石中化学元素的组成和太阳大气相比存在明显差别，以丰富的非挥发性元素组合为特征。由于球粒陨石元素丰度值是用化学分析方法获得，因而通常认为球粒陨石的元素丰度比太阳光谱数据更为可靠。
现代陨石根据成因分类分为：未分异型和分异型。绝大部分陨石形成于太阳星云的冷凝
吸积过程，没有经历后期的熔融分异作用，因此称为未分异型陨石。这些陨石普遍含有一种
球粒硅酸盐集合体，故通常称为球粒陨石。与之对应经历分异的陨石为分异型，其根据硅酸
盐和金属相的含量划分为无球粒陨石，石-铁陨石与铁陨石三大类。
用球粒陨石成分作为地球的初始成分（地球物质演化的起点）是一种假设，因为球粒陨
石没有经过分异，是最原始的物质，而且在太阳系刚形成的时候就形成了，有实验显示I 型
碳质球粒陨石的非挥发性元素的丰度与太阳光谱给出的元素丰度相一致，因此I 型碳质球
粒陨石被认为是太阳系的最原始物质，没有参与较大星体的凝聚分异过程，可以代表地球初
始成分。并且目前也找不到比球粒陨石更好的物质去代表太阳系最初的成分，分异型的陨石
都不能反映地球的初始成分。
按照行星形成理论，所有后来的物质都是由最原始的物质不断碰撞拼贴增生形成的，只
是后来经过了核幔壳的分异，其平均成分和球粒陨石的一样。所以选择球粒陨石作为地球物
质演化的起点。
6.（李金翔）试述大洋中脊玄武岩（MORB）在地球圈层分异中的意义。
答：MORB作为洋壳的主要组成部分，以亏损的K2O、LREE等不相容元素及低的Rb/Sr和87Sr/86Sr初始值为特征，指示了其亏损地幔源区特征。该源区位于地幔的最上部，代表了地壳从地幔分异后的残留物，而MORB正是残留物分熔产生，通过研究MORB的地球化学特征，便于我们研究上部地幔源区特征，更好的反映地球其他圈层（如上下地壳、上下地幔、内外核）特征。比如，根据前人对上部地壳与下部地壳化学成分的对比，指出挥发性元素及强不相容元素富集是上部地壳的特征；超镁铁质上地幔部分熔融形成以英云闪长岩成分为主的原始地壳，英云闪长岩进一步分异形成上、下地壳等等信息。
MORB 普遍认为是DMM（depleted MORB mantle）地幔端员的部分熔融产物，该地幔端员主要位于上地幔软流圈。同时MORB 也是洋壳的主要组成。所以大洋中脊玄武岩MORB 的形成代表着大洋地壳与大洋岩石圈地幔分异，同时MORB 源区DMM 端员代表着地球早期壳幔分异之后的亏损的残留体，即亏损地幔的组成可以通过MORB 来反演，所以MORB 能反演地球早期圈层分异（壳幔分异）的成分变化以及随后地壳演化分异。
(星爷版）：
MORB 指形成于大洋中脊环境的玄武岩，一般是在较低压力和高温的条件下经高度部分熔融形成，具有轻稀土亏损。MORB 属于低钾拉斑玄武岩系列，由10-30%部分熔融形成，部分熔融形成地壳后残余的地幔部分就成了现今的亏损地幔。所以说MORB 的形成是造成壳幔分异的主要形式，地幔中Cr、Ni 等相容元素越来越富集，不相容元素越来越亏损，而地壳中Al、Si 等相对不相容元素越来越富集。在原始地幔中MgO 34.97~35.1%，洋壳中为7.7%。MORB 的产生是地壳增生的最主要的方式，其次为地幔柱。地壳中大部分是洋壳，而洋壳中最主要的组成物质是玄武岩。洋中脊每年有20 多次的火山喷发，新生成2.5km2，1-2km厚，即4km3 的新洋壳，岩浆涌出量1.5 百亿吨/年。MORB 的俯冲也是地壳增生的主要方式，一方面使地壳发生横向增生，另一方面也可使地壳发生垂向增生。俯冲下去的洋壳如果未发生熔融也可再次参加地幔中物的循环。俯冲环境在一定条件下可以使MORB 发生熔融产生新的更偏酸性的岩浆，使得地壳向闪长质成分演化，这对于地球圈层的分异具有重要的作用。从地幔超铁镁质成分演化成洋壳的基性成分，再到地壳的中性成分。MORB 的形成和演化起了重要的作用。又因为对太古代TTG 岩石的最新研究，可能是由于俯冲洋壳熔融形成，那么MORB 对古老地球的 圈层分异、原始陆壳的形成也起了重要的作用。
补充地球的圈层结构：
7.（李金翔）地幔和平均大洋地壳的主要组分，找出其中最突出的差别，至少举出三项。
答：原始地幔是指地球增生以及核幔分离后，但还没有分离出地壳时的地幔。洋壳相对于原
始地幔，主元素变化：（1）SiO2 没有变化，（2）K2O，Na2O 升高（3）CaO 升高，（4）
Al2O3 升高，（5）FeO 升高，（6）MgO 降低
（一）大洋地壳
大洋地壳的研究是通过海洋钻探、海底取样及地球物理等方法对大洋玄武岩、海洋沉积物来进行研究的。洋壳总成分相当于苦橄质玄武岩，它由玄武岩、辉长岩加上不厚的（1～2km）的海洋沉积物构成，具三层结构特征。
1.枕状玄武质熔岩，远离洋脊被深海沉积物覆盖。
2.由席状岩墙杂岩组成。
3.包括辉长岩和超镁铁质岩堆积岩带。
堆积岩依托在上地幔橄榄岩之上。莫霍面是洋壳与地幔的地震和岩石学界限。
洋中脊玄武岩（MORB）是洋壳的主要组成部分，来自亏损地幔地球化学源区。以亏损的K2O、LREE 等不相容元素及低的n(Rb)/n(Sr)值和低的 87Sr/86Sr 初始值为特征。
此外，构成洋壳的还有洋岛玄武岩（OIB），它分布于大洋板块内部的洋岛或洋底台地中。洋岛玄武岩来自富集地幔的地球化学源区，其岩性为一套富轻稀土及不相容元素，碱度较高的碱性玄武岩与拉斑玄武岩组合。
（一）原始地幔
Anderson（ 1983）利用球粒陨石中难熔亲石元素比值作为制约条件计算出原始地幔相当于以下5种岩石的混合物：超镁铁质岩（32.6%），平均地壳岩石（0.56%），洋中脊玄武岩（6.7％），金伯利岩（0.11%），斜方辉石岩（59.8％）。
其方法多基于和 CⅠ型碳质球粒陨石中难熔亲石元素比值的比较；或者根据地幔包体或地球物理资料确定原始地幔中某一元素含量（如TiO2、 FeO），再根据其他元素与难熔亲石元素的比值，算出其他元素的含量。
8.（柳凯祥，赵晶晶）地壳划分为上、下地壳的依据是什么？指出上、下地壳主元素组成的主要差别。
答：
原始地壳部分熔融产生花岗岩浆，上侵形成上地壳，而残余体形成下地壳，从而造成地壳内部的分异作用。他们假设下地壳占整个地壳厚度的75％，上地壳占25％。
上地壳较硅和铝的氧化物含量很高，铁，镁，钙，钠，钾较富集，以氧化物的形式存在
下地壳硅和铝的氧化物含量很高，铁，钙，镁较富集，钾，锰，钠较上地壳含量低
上地壳 Pb／Sr很高
下地壳U／Pb很低
挥发性元素及强不相容元素富集是上部地壳的特征，而3－d过渡族元素特别富集在下部地壳。元素的分异与地壳的形成与演化密切相关。 超镁铁质上地幔部分熔融形成以英云闪长岩成分为主的原始地壳，英云闪长岩进一步分异形成上、下地壳。 随着壳间分异演化进展，不相容元素Cs、K、Rb、Ba的丰度明显增加；产热元素（Th、U、K）及相关元素蜕变产物Pb明显增加，高场强元素Zr、Hf增加。Nb及相容程度高的元素Ti亏损。 上、中、下地壳稀土元素球粒陨石标准化图显示，上、（中）地壳较下地壳明显富集LREE为特征；δEu上地壳具负异常，下地壳为正异常，（中）地壳基本无异常。以上特征表明原始地壳经历了分异作用，使得上、（中）、下地壳元素丰度产生明显的差异。
根据地壳中存在地震波速的不连续面，以康拉德面（~15km 深度）为界，地壳
可以明确的划分为上陆壳和下陆壳两大层。
上陆壳为花岗闪长岩质，富集大离子亲石元素、生热元素、亲稀土元素及其它不相容元
素，具有高的Rb/Sr 和87Sr/86Sr 比值，下陆壳的典型成分为基性麻粒岩，亏损上述元素，特别是生热元素，Rb/Sr 和87Sr/86Sr 比值较低。从上地壳到下地壳，（1）SiO2 降低，（2）K2O，Na2O 降低，（3）TiO2 升高，（4）Al2O3 升高，（5）FeO 升高，（6）CaO 升高，（7）MgO 升高。
9.（柳凯祥）如何理解元素地球化学分类的必要性？如何理解元素地球化学分类的相对性？针对戈尔德施密特分类和Railsback分类，比较二者分类依据和分类方案结果的异同。
答：分类法是科学研究的一种基本研究思路，虽然就元素本身的结构及其一般的化学性质而言，周期表是最完善的分类。但是元素种类较多，对于在地质作用过程中的种种表现行为，如迁移、分散、聚集、组合、共生、分布、分配等等，必然又具有特殊性，因此有必要进行元素地球化学分类。每一种元素分类都具有相对性，每一种分类对元素性质的分类都是相对的，并不绝对。分类能够反映了化学元素在自然界的分布规律及其相互间的共生组合特征与其原子结构的密切关系。
在地球科学历史中，不同的人提出了不同的分类方法，因分类的角度和依据不同，元素地球化学分类又具有相对性。
戈尔德斯密特和Railback分类的依据和结果均不同。
戈尔德斯密特：考虑宏观的圈层分异尺度，根据原子结构对不同元素的化学亲和力和在地球各圈层中分布的特征进行分类，主要依据有：外层电子结构：将原子分为惰性气体、惰性气体型离子（外层电子数为8或者2）、铜型离子（最外层电子数为18）和过渡性离子（最外层电子数在8-18之间）；元素在原子容积曲线上的位置：根据部位的不同分为极大、极小、曲线上升部分和曲线下降部分等四个位置；元素的磁性：分为顺磁性、逆磁性和铁磁性；对不同元素的化学亲和力。Railsback分类的主要依据：按照离子电荷/电价排列（依据离子常见价态）、按照离子类型分区分组（区分硬离子软离子）。
戈尔德斯密特将元素分为亲气元素、亲石元素、亲铁元素、亲铜元素和亲生物元素五类。Railsback的分类更加观察细微，并且将元素价态的变化对地球化学性质的影响考虑进去，并把离子电势作为重要的指标，对离子类型进行分类。从左到右划分为五个区，分别为：稀有气体、硬离子/B型离子（外层电子没有残留）、软离子/A型离子（外层电子仍有残留）、单质/元素（不带电）、阴离子。
相同点：、地球化学分类的基础是原子结构对不同元素的亲合力和它们在地球各圈层中的分布特征。
戈尔德施密特分类和Railsback 分类的依据不同，对元素划分出不同的分组。但都根据元素地球个圈层的特性和行为，目的都是为了更好的描述化学性质、行为相近的一组元素在地质
作用过程中的变化。二者之间有共同的分组如稀有气体，Railsback 的分类提出了新的类容，如软硬离子的划分，添加了离子电势等值线等，这些能更直观的表现出元素的性质差异，也能解释一些以前难以解释的问题。
10.（柳凯祥）如何理解区分离子类型的必要性？通常依据原子和离子的哪些特征区分离子类型？
答：，离子类型是主要的元素地球化学参数之一，自然界的化学反应是以离子作用为主，离子的外电子层、电子的数量和状态，对于正负离子的结合会产生很大的影响。
根据外层电子的构型来分类，并且体现实际应用，例如离子替代是否可以发生。根据离子外层电子数可分为惰性气体型离子（外层电子数为8或2）、铜型离子（最外层电子数为18）和过度型离子（最外层电子数在8-18之间）；根据原子得失电子的情况可分为阳离子（失电子）、阴离子（得电子）；根据离子最外层电子是否残留可分为硬离子（无残留）和软离子（有残留）。
I.地球表层的物质状态大多数并非以元素形式，而是带电离子的形式，并且不同类型的离子
具有不同的赋存形式，有的呈简单阳离子，有的呈络阴离子。同时不同类型的离子的地球化
学亲合性也不一样，有的亲氧，有的亲硫等。所以区分离子类型对理解元素的地球化学行为
是很有必要性的。II.通常依据离子的电势，离子的地球化学亲合性、离子外层电子构型（硬
离子/软离子）等特征来区分离子类型。
11.（郑石基，赵晶晶）如何定义离子半径？实际（有效）离子半径受到哪些因素的影响？
离子半径：最外层电子密度最大处的半径。
答：有效半径（effective radius）：取决于离子所带电荷、电子分布和晶体结构型式，还取决于相邻离子的类型（化学键类型）和数量。
离子半径的定义：离子半径应该是指离子电子云的分布范围，准确的说离子的半径是很难确定的，我们通常使用的离子半径并不是指离子电子云的范围。离子半径是指离子晶体的接触半径，即晶体中正负离子间存在的静电吸引力和核外的电子与电子之间以及原子核之间的排斥力，达到平衡时的阴阳离子中心之间的距离，作为阴阳离子半径之和，更确切的说离子半径是离子的作用范围。
有效离子半径：近年来，桑诺等归纳整理了实验测定的上千种氧化物和氟化物的两种原子之间的核间距，并假定正负离子半径等于离子间的距离，并考虑到配位数，几何构型，和电子自旋情况等队离子半径的影响。经过多次修正，提出了一套较完整的离子半径数据，称之为有效离子半径。离子的半径与配位数之间存在非常密切的关系，因此，提出了有效离子半径的概念，即与离子在结构中的位置有关，或直接与配位数有关的离子半径。目前，化学家在进行晶体化学研究时都采用有效离子半径。
12.（郑石基）为什么Fe3+的离子半径比Fe2+的离子半径小？能否得出下列普遍规律：对于多价态元素来说，电荷高的离了半径小于电荷低的离子半径？如果是，那么为什么？
答：铁原子的电子构型为：1s22s22p63s23p63ds2，Fe2+由Fe原子丢失4s两个电子，Fe3+除丢失4s电子，还丢失3d中一个电子，原子核对外层电子的吸引能力更强，导致Fe3+的半径比Fe2+的半径要小。
是，外层失电子越多，原子核对外层电子的吸引越强，导致离子半径变小。
对于多价态元素来说，电荷高的离子半径小于电荷低的离子半径并不是普遍成立的，因为有效的离子半径还与离子所在晶格中的配位数、成键类型等因素有关。相同元素不同价态的阳离子，其配位数越高，有效离子半径越大，比如6 配位的Fe3+ 离子半径就比4 配位的Fe2+离子半径要大。另外离子的极化也会导致离子半径减小。
13.（郑石基）Zn2+与Mg2+的离子半径相近，但在天然矿物中，前者经常呈四面体配位，而后者则主要为八面体配位。为什么?
答：由于电负性的差异，Zn是亲硫元素，在天然矿物中与S结合，进入硫化物，不和氧结合形成矿物，而Mg是亲石元素，在天然矿物中与O结合。根据确定配位数的原则，Zn2+/S2-＝0.41，因而呈四面体结构，Mg2+ /O2-=0.51，因此呈八面体。
金属离子倾向于占据八面体配位位置，还是四面体配位位置，取决于进入哪个位置造成的能量下降幅度大。
金属离子的八面体晶体场稳定能（CSFE）高于四面体CSFE 的情况下，倾向于选择八面体的位置。八面体择位能：为了衡量金属离子倾向于选择八面体位置的程度，取金属离子八面体晶体场稳定能和四面体晶体场稳定能的差，称为八面体择位能。
比较八面体择位能的大小：Zn2+ 的四面体晶体场稳定能和八面体晶体场稳定能均为0，八面体择位能也为0，所以一般进入四面体配位。对于Mg2+ 而Mg2+具有更大的八面体择位能，根据最稳定法则，Mg2+将进入八面体配位。同时Zn2+的电负性较高，相对于Mg2+来说是很难进入早期结晶的硅酸盐中。
14.（丁寒维）仔细观察下列矿物的组成，锆石ZrSiO4、斜锆石ZrO2、独居石CePO4、石盐NaCl、萤石CaF2、黄铜矿CuFeS2、磷灰石Ca5[PO4]3(F,Cl,OH)、雄黄As2S3、莫桑石SiC、铱锇矿IrOs、钯铂矿Pd2-4Pt1-9、碲铅矿PbTe、碲金矿AuTe2，指出其中化学键的类型（金属键/离子键/共价键），并阐明各自的依据。
答：
电负性差别 大 离子键
小 都小 金属键
都大 共价键
斜锆石ZrO2：离子键，因为Zr的相对电负性为1.6、O的相对电负性为3.5相差较大，故O易夺取Zr的外层电子而形成离子键。
独居石CePO4:离子键，在独居石的结构中Ce与PO4上的活性氧相连接，而Ce的相对电负性为1.1、O的相对电负性为3.5，故O易夺取Zr的外层电子而形成离子键。
石盐NaCl:离子键，Na的相对电负性为0.9，而Cl的相对电负性为3.15，相差较大，故Cl易夺取Na的外层电子而形成离子键。
萤石CaF2:离子键，Ca的相对电负性为1.0，而F的相对电负性为3.9，F易夺取Ca的外层电子而形成离子键。
黄铜矿CuFeS2：共价键，Cu、 Fe的相对电负性均为1.9，而S的相对电负性为2.6，两者相差不大，故而所成健型为共价键。
雄黄As2S3：共价键，Si的电负性为1.9、C的电负性为2.6，两者相差不大，故而所成健型为共价键。
铱锇矿IrOs、钯铂矿Pd2-4Pt1-9、碲铅矿PbTe、碲金矿AuTe2均为金属键，因为构成这些矿物的元素电负性十分接近，且都为金属元素。
碲金矿AuTe2碲铅矿PbTe、共价键 SiC金属键?，半导体材料
问题补充
1.什么时候成金属键/离子键/共价键？
电负性>2.1,以阴离子为主，元素倾向于以阴离子形式存在，主要形成共价键；
电负性在1.8-2.2 时，弱电负性，形成金属键或金属键-共价键化合物，当该组元
素互化（电负性差值小于1）时，形成金属键，当与电负性相近的（电负性在1.4-1.8）化合时形成金属键-共价键过度类型，如AuTe2。当电负性<1.4 时相互之间形成金属键，但他们之间化合在自然界不能存在。
当电负性之间的差值在1.7 以上（离子键成分52.3%）时，一般以离子键的形式存在。Fe2O3 相差1.7 但是是共价键，因为阳离子的电负性较大（Fe3+，1.8），
同样的还有SiO2、TiO2 等。电负性与离子的电负性存在如下关系：
2.硫化物、硫酸盐、金属互化物、含氧盐、氧化物成键的总体特点和趋势
硫化物的化学键主要属共价键和金属键或两者的混合键, 其原因是: 硫离
子的半径( S2-为0. 184nm)比氧离子半径(O2-为0.140nm)大, 硫离子的极化力是
氧离子的三倍,这是造成硫化物结构和键型比较复杂的重要因素。
硫酸盐主要是离子键和共价键，[SO4]2-为工价键，金属离子与[SO4]2-一般
呈离子键
金属互化物X=1. 8～2.2 ,弱电负性, 形成金属键或金属键—共价键化合物,
难溶。这组元素在周期表中有两个分区:周期表右部的( p 区)和左部的( d、s 区)。
该组元素在互相化合时(ΔX < 1 )形成金属键化合物;它们与电负性稍低( X =
1.4～1 . 8 )的元素化合时形成金属键—共价键过渡型的化合物或金属互化物。
含氧/硫盐含氧盐比较复杂，需要按上述规则具体对待，不成一般规律。
氧化物离子键，O 的电负性很高（3.5），但当阳离子的电负性很高时也会
形成共价键，如TiO2，SiO2 等。
2.
15.（丁寒维，赵晶晶）通过查阅和比较各种地球化学参数，说明为什么K+/Tl+、Na+/Cu+、Na+/Li+、C4+/S4+不易发生类质同象替代？
答：K+的离子半径为0.138nm、Tl+的离子半径为0.15nm，两者相差较大；且K+的电负
性小于Tl+使得两者所成的键性不同，使得前者易形成离子键而后者则易形成共价键，造成两者的亲和性不同故而不易类质同相置换。K离子和Tl离子的离子半径相近，但因为K+是硬离子，Tl+是软离子，所以导致它们不能互相替代，这说明离子类型对替代有影响。
Na+、Cu+两者的离子半径相似但化学键性不同，故两者之间不能发生类质同相替换。
Na+的离子半径为0.102nm，而K+的离子半径为0.076nm，两者相差较大，故而虽然两者所成健性相似但难以相互进行类质同相的替换。
C4+的离子半径为0.016nm，而S4+的离子半径为0.037，两者相差较大，故而虽然两者所成健性相似但难以相互进行类质同相的替换。
K+盐类，硅酸盐
类质同像的内部条件-晶体化学条件：
1. 化学键性相似或相同，决定元素之间能否发生类质同像置换的内外因素
2. 原子或离子半径相同或相近：相互替代原子的半径差异；a. 10%-15%时，
可形成完全类质同像，端元组成之间无限混溶；b. 介于10%到20%-40%时高温
下可形成类质同像，但是在温度降低时分解；c. 大于25%-40%时，及时在高温
下也只能形成不完全类质同像。
3. 正负离子电荷保持平衡：类质同像前后保证正负离子的电荷平衡
4. 复杂松散的矿物晶体构造：晶体构造偏离最紧密堆积越远，则发生类质同
像的容量越大，可发生的离子交换种类越多
外部条件：
1. 组分浓度
2.温度压力
3. 氧化还原电位
K+/Tl+：（K+，1.33；Tl+，1.49）离子半径相差不大，化学键类型不同，K+
倾向以离子键形式存在，Tl+倾向以共价键形式存在
Na+/Cu+：（Na+，0.98；Cu+，0.96）离子半径相似，但是两者的化学键性不
同，地球化学的亲和性也不同(Na亲石元素，Cu亲硫元素)，Na+倾向于以离子键的形式存在，而Cu+则倾向于以共价键的形式存在。
Na+/Li+：（Na+，0.98；Li+0.78）离子半径相差大于20-25%，不能发生类质
同像，即使发生，也不易保存。
C4+/S4+：C 和S 为主量元素，可以形成自己的矿物，很少发生类质同像。
16.（丁寒维）锆石ZrSiO4形成于内生过程，通常都含有一定量的U，但是却几乎不含Pb，因此成为U-Pb定年的理想矿物。根据这一现象，判断内生过程U和Pb的正常价态。
答：
Zr 的外层电子组态为4d25S2，失去4 个价电子后，离子最外层为8 个电子的稳定结构，
属于亲氧元素，其离子半径为79pm，内生作用花岗岩结晶过程中只形成一种锆矿物ZrSiO4，
可类质同象替换Y、Ce、Th、U。
U 的外层价电子组态为5f36d17S2，自然界以正四价以及正六价为主，U4+半径为97pm，
U6+为80pm，内生作用中以四价存在，与Th4+、Zr4+、REE3+、Ca2+发生类质同象替换；外生作用多以六价铀酰存在（UO22+）；Pb 的价电子组态为6S26P2，主要呈现Pb2+（118pm~132pm），在极度氧化条件下才可出现Pb4+，Pb2+内生作用多以K+、Sn2+、Ba2+发生类质同象替换。
在内生作用中，锆石中主要发生U 与Zr 的类质同象，而U 与Pb 之间的类质同象现象
则较少，说明Zr4+与U 在内生作用中所呈现的离子价态相近，与Pb 在内生作用中所呈现的离子价态则相差较远。结合内生作用及表生作用中的离子价态与氧化还原条件的关系，以及U、Pb 不同价态离子半径大小，内生作用中U 及Pb 多以低价态存在，U 以正四价为主，Pb以正二价为主，对比U4+（97pm）及Pb2+（118pm~132pm）的离子半径可知，U4+更易于与Zr4+（79pm）发生类质同象替换进入锆石晶格，因此锆石可以作为U-Pb 测年的理想矿物。
17.（谢鹏）举例说明对周期表中的斜对角线规律的认识。可用Li作为实例。
答：斜对角线规律： 在元素周期表中，主要是二、三周期之间，处于对角线两端左上方的元素与右下方的元素在性质上有很强的相似性。具体的就是Li/Mg性质相似，Be/Al性质相似，B/Si性质相似这三组。对离子而言，对角线规则时因为离子势相近，也就是电荷和离子的半径之比相近
这种规律一般用极化作用解释：同周期从左到右阳离子电荷升高、半径减小，极化力增强；同族从上到下阳离子电荷相同、但半径增加，极化力减弱；处于对角线的两元素两种变化相互消长—即电荷和半径的影响恰好相反，使得极化力相近，进而导致性质相近。
在元素周期表中某元素的性质与其左上方或者右下方另一元素性质相似，称对角线规
则，这种相似性明显的存在于下列三对元素之中：
Li Be B C.
Na Mg Al Si（Li 与Mg，Be 与Al，B 与Si）
存在对角线规律的原因在于：同一周期最外层电子构型相同的金属离子，从左至右随离
子电荷的增加，引起极化作用增强（一种离子被异号离子极化而变形的作用称为该离子的极
化作用）；同一族电荷相同的金属离子，自上而下，随离子半径增大，使极化作用减弱，在
周期表左上右下对角线位置，由于电荷与半径的影响恰好相反，使得他们的离子极化作用及
离子半径等比较相近，化学性质比较相似，以Mg 与Li 为例。
在内生作用中，Li+的离子半径为68pm 与Mg2+离子半径相似，可以替代铁镁硅酸盐中
的Mg2+，由岛状到链状到层状硅酸盐中的类质同象现象增强，在镁橄榄石中，Li+与Mg2+
则较少发生类质同象替换，在链状硅酸盐矿物普通辉石及角闪石中，层状硅酸盐矿物云母中，Li+与Mg2+易于发生类质同象替换；另外，Mg 与Li 的某些氟化物、碳酸盐、磷酸盐等均难溶于水，其它碱金属化合物为易溶盐；Li 和Mg 的氢氧化物为中等强度的碱，在水中的溶解度不大，其它碱金属氢氧化物均为强碱。
18.（谢鹏，赵晶晶）举例说明溶解度和溶度积的异同。
答：溶解度是从元素角度出发，特定的离子的溶解性质，实际应用。理解时更多用溶解度
溶度积：例如实质性Ca2+的溶解度，得看F-,两者互相牵制，多用于定量计算
在一定温度下，难溶电解质在它的饱和溶液中达成溶解平衡时，其平衡常数叫溶度积常数（即沉淀平衡常数），简称溶度积，习惯上用Ksp表示。
如：对于物质
=
溶解度，在一定温度下，体系达到溶解平衡时，一定量的溶剂中含有溶质的质量称为溶解度（S）。
同：溶度积(Ksp)和溶解度(S)都可用来衡量某难溶物质的溶解能力，它们之间可以互相换算。
区别：溶度积是一个标准平衡常数，只与温度有关。而溶解度不仅与温度有关，还跟系统的组成、PH值的改变及配合物的生成的因素有关。
若一电解质分子在溶解后生成p个阳离子，q个阴离子，
Ksp=S1p*S2q
综上，溶解度是固体在溶液中的饱和度，而溶度积则刻画离子在溶液中的饱和度，两者并不相同，但两者之间存在数量关系，都表示难溶电解质的溶解性，对于相同类型的难溶电解质，其溶度积大，溶解度大，对于不同类型的难溶电解质则不能用溶度积比较溶解度大小。但溶度积为一个标准平衡常数，只与温度相关，溶解度不仅与温度相关，还与系统的组成、PH值的改变以及配合物的生成等因素有关。
19.（谢鹏）简要解释几个重要概念(定义、数学表达和导出过程)：分配系数，能斯特定律，亨利定律，相容元素，不相容元素，大离子亲石元素，高场强元素。
答：亨利定律（稀溶液定律）：在高度稀释情况下，微量元素达到分配平衡时，其在各相间的化学势相等，活度（ai）正比于其摩尔浓度（bi）。公式：ai = hi bi 式中hi是比例常数,又称亨利常数。
能斯特定律：在一定的温度和压力条件下，元素在共存相间的分配达到平衡时，其在两相中的化学位相等。
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(KD)，此常数KD称为分配系数，或称能斯特分配系数。
相容元素：分配系数D＞1，在岩浆结晶过程中，容易以类质同象的形式进入固相；在部分熔融过程中，倾向于保存在残余固相的元素称为相容元素。反之，称为不相容元素。
大离子亲石元素：离子半径大、电荷低、离子点位π＜3，易溶于水，化学性质活泼，地球化学活动性强的元素，如K、Rb、Cs、Sr、Ba。
高场强元素：离子半径小、电荷高、离子点位π＞3，难溶于水，化学性质稳定，为非活动性元素，如Nb、Ti、Zr、Hf、Ta。
20.（黄明亮）微量元素有哪些主要赋存形式? 不同赋存形式的微量元素，其地球化学行为有什么差别？
在熔体（岩浆）中主要以金属阳离子形式存在，按照争夺氧的能力，可以分为成网离子和变网离子（成网离子：电荷大、半径小、电离势大的阳离子，争夺氧的能力强，在熔体中与桥氧呈四次配位，结构上常构成四面体的中心离子，起形成网格、增强聚合度的作用；如：Si4+、Ti4+、P5+、Al3+、Fe3+等；变网离子：电荷小、半径大、活动性较大的阳离子，争夺氧的能力弱，在熔体中与非桥氧或自由氧呈六次或更高次配位，位于四面体之间，起减弱熔体聚合度的作用。如：K+、Na+、Ca2+、Fe2+、Mg2+等）；在流体中主要以自由离子（电价低、半径大）、酸根离子团（电价高、半径小）或各种络离子（二者之间）形式存在。
(地球化学行为这个找不到答案，借鉴了韩吟文版地球化学参考书上的一段，小伙伴门可以再找找)
1）矿物形式：指粒度>0.001 mm,有特定化学性质,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，如锆石。极少
2）类质同象形式：特点是进入晶格，构成结构混入物.如要分离须破坏矿物的晶
格。吸附、矿物快速结晶过程中陷入囚禁带内、在主晶格的间隙缺陷中、在固溶体中以类质同象替代要元素的原子或离子等形式存在；
3）超显微非结构混入物形式：直径<0.001 mm 的包裹体,特点是不占主晶格位置,是化合物,但又不能分离出来或进行矿物学研究。
4）吸附形式：离子或化合物分子被吸附在粘土矿物的表面,或由于电荷不平衡而
吸附异性离子的现象,存在于晶体缺陷或解理面中,是化合物,但不占主晶格
位置。
5）与有机质结合形式：被有机物吸收,形成金属有机化合物。例如红血球中的铁；
骨骼中的钙，生物体中的金属元素Ti、V、Cr、Mn、Fe、Co、Ni、Cu、Zn…
元素在自然界的赋存状态和赋存形式是可变的,随环境而变。例如：Pb:岩浆
熔体中--阳离子Pb2+；岩浆岩--类质同象置换K 存在长石中；硫化物矿床--方
铅矿；沉积还原环境中生成方铅矿。
元素结合或存在形式不同，将具有不同的化学活动性和表现出不同的地球化
学活动性和行为；另外对矿产资源的可利用性也很重要：
(1)具有不同的化学活动性：由于轻稀土与重稀土活动性差异，导致在地球
化学演化过程中出现稀土元素的分异（分异的主因是Gd之后4f层电子自选方向与之前相反），导致不同的稀土元素配分模式。
(2)具有不同的地球化学行为：如钼元素，酸性和富含铝铁氧化物土壤不利
于形成(MoO4)2-；
(3)对矿产资源的可利用性具有重要意义，如镍，在超基性岩中，存在于硅
酸盐中则不能利用，如以硫化物形式存在，则可利用
21.（黄明亮）什么叫分配系数？哪些因素可以影响分配系数？并进一步说明，这些因素对分配系数的影响程度。既然分配系数是变化的，为什么在大部分岩浆演化过程模拟计算中，可以认为分配系数基本不变？
分配系数：当α为固相（矿物和岩石）， 为熔体相时，分配系数可表达为：
Ki=cis/cil，其中c 代表组分i 在固相s 和熔体相l 中的浓度。即分配系数是指某微
量元素在固相-熔体相两相达到平衡时该微量元素浓度的比值。在一定条件下，
某微量元素的分配系数为一常数。
影响分配系数的因素：
（1）体系化学组成的影响：研究表明，硅酸盐熔体中SiO2 含量，即岩浆的
酸（基）型程度对分配起重要作用。例如，酸性岩浆中SiO2 含量高，熔体结构
紧密、聚合程度高，使某些重稀土甚至轻稀土元素的矿物/熔体分配系数都显著
提到，因此在酸性岩中更富稀土元素。
（2）温度的影响：可由能斯特方程导出。当热焓△H 变化为一常数，分配
系数与温度的倒数呈线性相关，即lnKD=-△H/RT+B。该公式也是微量元素在平
衡共存的矿物相间的分配关系可用来作为地质温度计的理论依据。
（3）压力的影响：当温度和组成不变时，压力对于分配系数的影响，可以
表示为（∂lnKD/∂p）T,X=-△V/RT，其中△V 是微量元素分配的反应方程式中产物
和反应物之间的摩尔体积差。一般来说，△V 是很小，因而压力对分配系数的影
响没有温度那样显著。微量元素地质压力计就是基于微量元素分配和体积变化这
一关系而建立的。
（4）其他因素影响：
第一过渡族元素在熔体中处于四面体和八面体位置，而在结晶的镁铁矿物中
均处于八面体位置，因此元素在分配过程中，八面体择位能影响着元素的分配系
数，例如Mn，Co，Ni 在橄榄石/玄武岩熔体间的择位能依次升高，他们的KD 值
也依次升高；氧逸度能改变变价元素的价态，导致分配系数变化，例如，在斜长
石-熔体相中，Eu2+的分配系数远远高于Eu3+；晶体在熔体相中的晶出速度、熔
体相中挥发份的组成都在不同程度上影响分配系数。
既然分配系数是变化的，为什么在大部分岩浆演化过程模拟计算中，可以认为
分配系数基本不变？一般认为在岩浆作用过程中，主量元素进入岩浆或从岩浆中
晶出的顺序主要受结晶相-熔浆相的相平衡条件控制（热力学控制）；微量元素
在结晶相-熔浆相间的分配主要受类质同象规律控制（化学规律控制），间接受
结晶相-熔浆相的相平衡控制。不同成分的原岩体系发生部分熔融（岩浆结晶）
时，熔出（结晶）的矿物相可以不同，因而在不同的岩浆演化过程中微量元素在
两相的分配系数（相容/不相容性的强弱）可能会有一定变化，但主量元素与微
量元素总体来说都受热力学控制，即微量元素在地球化学过程中热力学因素还是
主控因素，其他是次要因素（影响很小），而在同一个自然体系中热力学条件应
该是一致的，因此基本认为分配系数是不变的。
答：能斯特(Nernst)分配定律：在给定的P、T条件下，微量元素i在两相间达到平衡时，其在两相的浓度比不随组分含量改变，为一个常数KD(P，T)（由平衡条件下两相间化学势相等推导出）。
分配系数：当α为固相（矿物和岩石），β为熔体相时，上述常数就是分配系数，其一般表达为：
Ki = Cis/ Cil
式中C代表该元素在两相中的浓度。分配系数可以浅略理解成在晶体/溶体的体系中，元素进入晶体的能力。不相容元素：K或D＞＞1，倾向于富集在结晶相；相容元素：K或D ＜＜1，倾向于富集在熔体相。
总体分配系数D：如果与溶液相平衡的结晶相（矿物相）超过一个，组分i在结晶相和液相间的分配系数Di为所有种类的结晶相与液相间分配系数Ki的加权和
Di= Ki S/L• X
Ki 是组分i在结晶相α和液相l间的分配系数；X是结晶相α在整个固相中所占的比例。
影响分配系数Ki的主要外部因素有：体系的组分、温度、压力、氧逸度。内部条件为离子半径。（影响程度找不到答案，下边是两本书中的原话，小伙伴们再查查看）（赵振华老师，微量元素地球化学原理）
（韩吟文老师，地球化学）
在岩浆作用过程中，主量元素进入岩浆或从岩浆中晶出的顺序主要受结晶相－熔浆相的相平衡条件控制（热力学控制）；微量元素在结晶相－熔浆相间的分配主要受类质同象规律控制（化学规律控制），间接受结晶相－熔浆相的相平衡控制。不同成分的原岩体系发生部分熔融（岩浆结晶）时，熔出（结晶）的矿物相可以不同，因而在不同的岩浆演化过程中 微量元素在两相的分配系数（相容/不相容性的强弱）可能会有一定变化，但主量元素与微量元素总体来说都受热力学控制，故特征是一致的（据说是考研真题，真心不会）。（http://zhidao.yxad.com/sina/15198040857365060.html）
22.（黄明亮）从分配系数的差别入手，依据REE配分形式，阐明为什么MORB来自亏损地幔？
答：
上图为MORB中REE配分形式图（Sun and Mcdonough，19），下表为各稀土元素在固体/熔体间分配系数（郭老师课件）。MORB中主要矿物成分为辉石+斜长石±橄榄石，从下表可以看出，稀土元素原子序数从小到大，在辉石和橄榄石中分配系数逐渐增大，在斜长石中逐渐减小。总体而言，随着原子序数的增大，稀土元素在残留体和熔体（MORB）中的分配系数逐渐增大，不相容性逐渐减小，即HREE更易留在残留体中，LREE更易进入熔体相（MORB）。在源区REE未经过分馏的情况下，MORB（熔体）中应相对更富集LREE。但从上图中可看出，N-MORB和T-MORB中LREE相对于HREE并不富集（E-MORB较富集LREE），N-MORB中LREE显示强烈亏损。对此合理的解释是MORB源区中亏损LREE，因此即使LREE更加不相容，在熔体（MORB）中也并未显示出对HREE的富集。即，MORB的源区是亏损的。（个人分析）
原始地幔更亏损，富集了一次还亏损，熔融到一半以上才是不亏损但已经不
是MORB 了MORB 具有典型的亏LILE 元素特点，LILE 是强不相容元素，如果地幔是富集的那么LILE 的值会很高，所以只有已经经过分异的亏损的地幔才会产生亏损的特点。另，稀土配分成左倾，La/Sm<1 大离子亲石元素是强不相容元素，La系元素从右到左不相容性增加，所以如果是富集地幔那么轻稀土会高于重稀土，会产生右倾的趋势，所以只有已经经过分异的地幔也就是亏损地幔才是MORB源区。
23.（王艳军）简述球粒陨石标准化的REE配分图中Eu正异常和负异常的一般含义。
答：Eu2+的正异常，负异常与斜长石的分离结晶过程有关，Eu2+与Ca2+晶体化学性质（半径、电荷等）相似，容易发生类质同象取代Ca2+，使Eu2+脱离REE3+整体，而单独活动。因此，在岩浆结晶早期的结晶斜长石中含较高的Eu2+，而出现“正Eu异常”,对应残余熔体则表现出“负Eu异常”。
故Eu负异常指示深部有斜长石和钾长石的结晶分离或斜长石在熔融残余体的大量残余。如花岗岩中就有Eu的负异常。与之相反，长石大量结晶形成的岩石（如斜长岩）就有Eu的正异常。
如果没有长石的大量结晶或在残余相中的残余，就不会出现异常，如大洋拉斑玄武岩中Eu不出现异常。
24.（王艳军）Be的地球化学性质表现出两面性，一方面，Be可以是正常的二价金属阳离子，表现出弱碱性；另一方面，Be与O、F、OH结合形成酸根络阴离子，如[BeO4]6-、 [BeF4]2- 、[BeO3(OH)]5-等。试析其原因，并列出其他具有类似两面性地球化学特征的元素。
答：Be属于碱土金属族，其离子是二价硬离子，和Mg、Ca、Sr、Ba等离子一样，均表现出金属碱性，但相比于其他碱土金属碱性较弱；
另一方面，Be在碱土金属中离子半径最小（31pm）、具有中等离子电势，其与O2-成键相对较强（争夺氧的能力强，在熔体中与桥氧呈四次配位，结构上常构成四面体的中心离子，起形成网格、增强聚合度的作用）。通常形成络阴离子[BeO4]6-、 [BeF4]2- 、[BeO3(OH)]5-，他们都可以置换[SiO4]4-，同时结合高价态阳离子。这种代换需要的两个条件：第一，介质呈碱性，Be2+两性元素，介质必须在碱性条件下才能以酸根的形式存在；第二，具有高价阳离子，以补偿[BeO4]6-的类质同像代换[SiO4]4-时, 电价和能量的差异。
所以Be2+既是变网离子，又是成网离子，形成[BeO4]6-四面体。
类似的元素还有Al、Ti等。
根据Railback 的离子电离电势对离子的地球化学性质进行评价
与Be具有相类似的离子电离电势的元素均具有两面性，如V，Mo.
Be 原子的价电子层结构为2s2，Be2+离子半径为31pm，Be 的电负性为1.57。是具
有中等离子电势的硬离子，铍由于原子半径和离子半径特别小（不仅小于同族的其它元素，
还小于碱金属元素），电负性又相对较高（不仅高于碱金属元素，也高于同族其它各元素），
所以铍形成共价键的倾向比较显著，不像同族其它元素主要形成离子型化合物。因此铍常表
现出不同于同族其它元素的反常性质。Be2+既是变网离子，又是成网离子，形成[BeO4]6-
四面体，通常形成络阴离子[BeO4]6-、[BeF4]2- 、[BeO3(OH)]5-，他们都可以置换[SiO4]4-，
同时结合高价态阳离子。Al 和Be 类似的性质。
25.（王艳军）自然界中Ni、Co、Cu的丰度相近，但Ni和Co的矿物很少见，而Cu的矿物常见，并可以形成各种类型的矿床，试说明其原因。
答：Cu以矿物出现是因为它具有强烈的地球化学亲和性，Cu为强亲硫元素，极易与S结合形成的矿物，故可以形成各种硫化物类型的矿床。
而Ni、Co这两种元素亲硫性相对较弱，与硫结合能力弱。同时，Ni2+和Co3+等离子具有较大的八面体晶体稳定能，趋于选择八面体配位位置，而橄榄石在硅酸盐中拥有最多的八面体配位位置，所以Ni和Co取代Ol中的Mg，表现为地幔高度相容元素。故不易形成矿物，多以类质同象存在于橄榄石中。
Co和Ni离子半径形似，并且只容易形成+2价的离子。与Fe+2地球化学参数相似，有亲硫
和亲铁双重性。亲硫性很强。Co+2和Ni+2可以替代Mg+2和Fe+2进入镁铁硅酸盐晶格（橄榄石、副矿物尖晶石）中，八面体择位能较高，同样有利在岩浆早期进入Mg-Fe构成的造岩矿物晶格中。硫化物岩浆熔离过程中，Co和Ni和Cu易于进入熔离体中。但是多以类质同象形式进入磁黄铁矿、黄铜矿、镍黄铁矿中以及一些铂族矿物中。在热液中也是容易进入黄铁矿、闪锌矿、黄铜矿中，从而造成了Co和Ni的分散。而cu为不相容元素，强亲硫元素，容易引起配位多面畸变在岩浆中选择易畸变的位置，进入晚期岩浆中在岩浆结晶过程中，ni和co在结晶相/熔体相的分配系数大于cu，所以在早期结晶矿物，橄榄石、辉石中含有较多ni和co，使得Co和Ni分散，Cu进入岩浆晚期阶段，温度下降发生熔离作用使得Cu进入硫化物熔体中可以形成矿物。后期热液活动，Cu不和其他离子类质同象替换所以可以形成黄铜矿、辉铜矿、斑铜矿等。
26.（王开元）试论Cr与Ni的分散与富集同尖晶石类矿物的关系。
答：尖晶石类矿物包括尖晶石，磁铁矿与铬铁矿等。尖晶石类矿物的化学通式为AB2O4。A组离子为Mg2+,Mn2+,Fe2+,Ni2+,Zn2+和Fe3+等；B组离子为Fe3+,Al3+,Cr3+及Mg2+,Mn2+,Fe2+,Ni2+等。Cr与Ni都可以对尖晶石类矿物中的离子进行类质同象替换。
Cr:在内生作用过程中，铬尖晶石与磁铁矿都是Cr重要的载体矿物。Cr在超基性岩浆中的含量是很低的，Cr很少进入橄榄石中，随着橄榄石的结晶析出，Cr2O3浓集到一定程度，在晚期结晶形成铬尖晶石。到岩浆末期阶段，如果残余岩浆中Cr2O3富集到一定程度，可以发生熔离作用，形成接近纯铬的熔浆。结晶的铬尖晶石既可以是造岩矿物，也可以是副矿物。
Ni：Ni具有亲铁性，在岩浆演化早期有预富集在橄榄石中的倾向；Ni具有强烈的亲硫性，在硫化物矿物中异常富集。Ni在铬尖晶石与磁铁矿中的含量较高,只以副矿物的形式出现，富集规模较小。
天然铬铁矿( 铬尖晶石) 的化学通式为: ( Mg，Fe2 + ) ( Cr，Al，Fe3 + )2O4，Cr、
Al 及Fe3 + 之间( 图4e) 广泛的类质同像替代( Irvine， 1965)，有尖晶石出现，Cr形成了矿物晶格，这时形成了Cr的富集。Ni与Mg、Fe性质相似（离子半径和价态相似），所以会类质同象替换fe、mg等，造成了Ni的分散。
27.（王开元）基性岩中V的丰度较高，但很少出现钒的矿物，试说明其原因。
答：内生过程钒主要是三价。V3+(74pm)易于类质同象替代Fe3+(67pm)和Al3+(57pm)，因而在内生过程V几乎不形成矿物，富含V的矿物也很少，倾向于分散；即使富集成矿，也是共生于钒钛磁铁矿床中。
自然界中矾有+3（主要价态）和+5 两个价态，+3 价矾的离子半径与+3 价铁的离子半径
（Fe+3=0.67A）相似，由于这个原因，3 价矾几乎不形成本身的矿物，而是作为类质同象的
杂质存在于铁及部分铝（Al+3=0.57A）的矿物中。这种矾与丰度大的元素-铁及铝在晶体化
学上的相似性，可以解释矾在自然界高度分散的主要原因。V 在岩浆结晶早期有进入硅酸盐矿物的倾向，因为其八面体择位能较高。所以类质同象进入晶体中，造成了v 元素的分散。
28.（王开元）试述K/Rb、Sr/Ba、Cr/Ni比值在刻画岩浆演化过程中的应用及其机理。
答：K/Rb：经常用来指示岩浆体系中角闪石的作用，K和Rb行为相似，所以K/Rb一般变化很小。但是，如果角闪石存在，情况就改变了。在角闪石和溶体的平衡体系中，K的分配系数约为1，Rb的分配系数约为0.3。也就是Rb更趋向于富集在熔体中。如果有角闪石结晶，则残余岩浆中K/Rb比值减小。
Sr/Ba：Sr倾向于进入斜长石，此外难以进入其他主要造岩矿物；Ba倾向于进入钾长石，此外难以进入其他主要造岩矿物。如果Pl结晶，堆晶相中Sr/Ba高，残浆中 Sr/Ba低；如果Kf结晶：堆晶相中Sr/Ba低，残浆中 Sr/Ba高。
Cr/Ni：Cr具有亲氧性与亲铁性，易于富集在单斜辉石与铬尖晶石中；Ni具有亲铁性，在岩浆演化早期有预富集在橄榄石中的倾向；Ni具有强烈的亲硫性，在硫化物矿物中异常富集。因此岩浆演化过程中，橄榄石的结晶或硫化物熔体的熔离会造成Cr/Ni比值的升高，而铬尖晶石的结晶析出会造成Cr/Ni比值的降低。
29.（蒋子琦）在风化壳，哪些组分易于溶解流失，哪些组分倾向于残留下来？
答：A·H·彼列尔曼(1955) 提出用水迁移系数(Kx)来衡量元素在风化带中的活动能力。此系数是指地表水或潜水的残积物中，元素的含量与该区域岩石中相应元素含量的比值，这一比值愈大，则元素从风化壳中迁出的能力也愈强；相反，则愈小。
Kx = mx ·100 / α·nx
式中 Kx——元素x的水迁移系数
mx ——元素x在河水中的含量(mL／L)
α——河水中矿物质残渣总量(mL／L)
nx——元素x在河水流经区域岩石中的平均含量(%)
根据水迁移系数，可将风化带中的元素分为五类：
1.最易迁移的元素(Kx = n×l0——n×102)Cl、Br、I、S
2.易被迁移的元素(Kx = 1——n×10)Ca、Mg、Na、F、Sr、K、Zn
3.迁移元素(Kx = n×10-1——n)Cu、Ni、Co、Mo、V、Mn、SiO2(硅酸盐中)P
4.微弱迁移元素(Kx = < n×10-1)Fe、A1、Ti
5.几乎不移动的元素(Kx = n×10-10)SiO2 (石英)
影响水迁移系数的因素主要有元素自身的属性(离于半径、原子价和极化能力等)，含有该元素的矿物特征和它对于风化作用的抵抗能力，生物气候条件及介质的pH值和Eh值。
30.（蒋子琦）试析在超基性岩的风化壳中最可能富集哪些组分。
答：超基性岩在化学成分上属于硅酸盐不饱和系列，主要有橄榄石、斜方辉石和角闪石，次要矿物为石榴子石、云母、斜长石等。副矿物有铬铁矿、尖晶石、钛铁矿、金属硫化物、铂族元素矿物和磷灰石等。在其风化壳中主要残留有原超基性岩的副矿物—铬铁矿、钛铬铁矿、钒钛铁矿、钛铁矿等，以及风化作用形成的赤铁矿、褐铁矿、硅酸镍矿、含钴的锂硬锰矿、钾硬锰矿等，使得矿石成为非常特征的富铁、铬、锰、镍、钴、钒。利用上一题目提出的水迁移系数Kx也可以解释这些元素在风化壳中的富集。例如，超基性岩风化形成的红土型镍矿，以及一些铂族元素矿床。Ni,Cr,Mn(少），Fe(少）富集
31.（吴燕飞，蒋子琦，赵晶晶）黑色页岩往往富含多种微量元素，甚至富集成为矿体。分析：在黑色页岩中可能有哪些地球化学障对元素的富集起重要作用。
答：黑色页岩（黑色页岩富含有机质及分散黄铁矿、菱铁矿而显黑色，很少化石，常具极薄层理，外貌似炭质页岩，但不染手。厚度大时，可成为良好的生油岩系。一般是在温湿气候下的湖泊、沼泽的还原环境形成。黑色页岩中发现有铀、铜、钼、钒、镍等金属矿床。黑色页岩可以作为石油的指示地层。）往往富含多种微量元素，甚至富集成为矿体。分析：在黑色页岩中可能有哪些地球化学障（ 金属在迁移过程中遇到物理化学条件的改变，致使金属元素在短距离内阻止元素的继续迁移而发生沉淀富集，这样的环境也就相当于一种障碍，阻止了元素的迁移，因而将发生这种现象的地段称为地球化学障。）对元素的富集起重要作用。
黑色页岩中的粘土、有机质的物理化学吸附作用，构成了吸附障，使得微量元素从地表和地下水中沉淀下来；黑色页岩一般是在温和的湖泊、沼泽的还原环境下形成，构成了还原障；微生物的反应是一个酶促反应，某些微量元素参与了酶的构成，生长的微生物对微量元素的吸收构成了生物障。还有温度障，和深部障（环流）。
1、吸附障:以有机结合态形式存在的微量元素主要为V、Ni、Co、Ba，这些元素在黑色页岩
中的含量随其呈有机态含量的增高而明显增加，它们主要与生物活动和有机质吸附有关，轻稀土较易被风化形成的黏土物质吸附而富集在悬浮物中，而页岩则比较容易富集这种黏土物质，于是就出现了这种轻稀土明显富集的特点。
2、还原硫化氢障: 与有机质密切相关的元素在成岩期多会被活化,释放后形成硫化物或被
硫化物所吸附,如Co、Ni、Cu、Pb、Zn、Mn、Mo 等,这些元素呈硫化物形式存在的增多,
是黑色页岩中总体含量增高的主要原因。
3、还原潜育障: 缺氧环境中，Ni 则能以卟啉形式沉积、沉淀使其固定在沉积物中。铀在
低能环境下铀较易富集，含量较高。而钍较易存在于高能条件下，黑色页岩中U/Th 值
比值特别高，是典型的还原环境。
32.（梁光明）在结晶岩石中，不同造岩矿物的REE配分型式是否存在差别？试论造成这一差别的矿物的晶体化学因素（提示：LREE和HREE倾向于替代造岩矿物中不同的阳离子，以及进入不同的配位位置）。对于泥质沉积物，REE几乎均匀地分布在沉积物中。若经历高级变质作用形成斑状变晶结构（斑晶＋基质），变斑晶为石榴石，基质为云母、长石、石英等矿物，则稀土元素在岩石中的分布会发生何种改变？
1、① 不同造岩矿物的REE配分型式是有差别的。因为随着镧系元素原子序数的增加，电子层数及最外层所含电子数目总是保持不变，因而核对核外电子的吸引力增强，这就造成了随着原子序数的增加，其离子半径并不增大，而是保持不变，甚至稍微减小，这种现象称之为镧系收缩。镧系收缩的存在虽使得稀土元素半径很相近，但是还是有一定微小差别的，这些微小差别能引起它们以类质同象形式进入其他矿物晶格的能力不相同，从而可能会产生一定的分离。如Sr2+、Ba2+的离子半径与轻稀土元素相近，因而锶、钡的矿物中经常含有铈、镧等元素。而Fe2+，Mg2+，Sc3+、Hf4+及Zr4+的离子半径与重稀土相近，因而这些元素的矿物中经常含有镝到镥的稀土元素。
② 稀土元素均为不相容元素，随着原子序数的增大，离子半径减小，但重稀土可因较小的离子半径能够相对更多的进入岩浆演化早期形成的镁铁质矿物中，而轻稀土则会残留至岩浆过程中晚期形成含钾、钙的矿物，如钾长石，硅灰石等，从而造成了分异。
2、泥质岩经历高级变质作用后，原本均匀分布的稀土元素也会发生分异，依据上述的晶体化学因素，重稀土能够更多的进入石榴石中（斑晶），而轻稀土会进入云母、长石、石英等矿物中，从而造成重稀土在斑晶中富集，基质中亏损；轻稀土在斑晶中亏损，基质中富集的分异现象。
34.（吴燕飞）简述影响阳离子配位数的影响因素，简述阳离子半径/阴离子半径（R阳离子 /R阴离子）的大小和变化对阳离子配位数的制约关系。
答：影响阳离子配位数的影响因素有：离子的有效半径，周围离子的总类和离子电价。
阳离子半径/阴离子半径的比值越大，配位数越高。具体情况是：比值为0.155-0.414为四次配位；0.414-0.732六次配位；0.732-1.00为八次配位。
35.（吴燕飞）简述Sr/Ba、Sr/Ca、Th/U、Mn/Fe比值对于鉴别海相和陆相沉积物的作用。
答：锶钡比值有随盐度增高而增大的趋势, 在粘土或泥岩中该比值大于1者为海洋沉积，小于1者为陆相沉积。（锶和钡的化学性质相似，但锶的迁移能力更强。当淡水与海水相混合时，淡水中的Ba2+与海水中的SO42-首先结合生成BaSO4沉淀，而Sr2+可以继续迁移到远海，通过生物途径沉淀下来。因此，m(Sr)/m(Ba)是随着远离海岸而逐渐增大的）
Sr/Ca比值高为海相沉积，比值低为陆相沉积。
Th/U比值高为陆相沉积，比值低为海相沉积。
Mn/Fe比值高为海相沉积，比值低为陆相沉积。
第二部分（孙卫东）
1.（丁寒维）推导公式：
a)批次部分熔融
b)分离结晶
1.两端元混合的格式：元素-元素图、元素-比值图、比值-比值图。如何检验Rb-Sr同位素等时线是不是混合线？推导公式：
a)批次部分熔融
根据质量平衡原理有
CS=CL·F+CRS（1-F）
其中
F为固相部分熔融的程度。
CS为固相中某微量元素的初始平均值。
CL为固相熔融到F是熔体相中该微量元素的平均温度。
CRS为固相熔融带F是残余固相中该元素的浓度。
DRS为残余固相和熔体相之间的总分配系数。
两边同除以CL有
CS/CL=F+CRS/CL（1-F）
有根据分配系数的定义有
CRS/CL=DRS
则易知有
Cs=F·CL+ DRS·CL（1-F）
b)分离结晶
对平衡分离结晶作用有：
根据质量平衡原理有
CL=CRL·f+CS（1-f）
其中
f为残余岩浆占原始岩浆的分数
CL为原始熔体中微量元素初始浓度。
CRL为残余熔体中微量元素浓度。
CS为分离结晶相中微量元素浓度。
DS为残余固相和熔体相之间的总分配系数。
两边同除以CRL有
CS/CRL=f+CS/CRL（1-f）
有根据分配系数的定义有
CS/CRL=DS
则易知有
Cs=f·CRL+ DS·CRL（1-f）
c)两端元混合的格式：元素-元素图、元素-比值图、比值-比值图。如何检验Rb-Sr同位素等时线是不是混合线？
二元混合公式推导过程：
端元1：（x1,y1），
端元2：（x2,y2），
（注意：这里的Q，P，a，b代表的是各端元中元素或同位素的含量，具有实际意义，不能用约分后的数值。）
假设混合时，端元1所占分数为m，则端元2所占分数为1-m。
混合后的组分为（x，y）：
；（1）
；（2）
由（1）得：
由（2）得：
故：
移项，拆分，化简：
把P1=x1b1, P2=x2b2, Q1=y1a1, Q2=y2a2 带入上式，得：
定义p=a1b2/a2b1=(a1/b1)/(a2/b2)。p=1时，即B=0时，混合曲线为直线，其他条件下为双曲线。（见上图曲线上标注值）
一些特例：
横纵坐标都为元素含量，则a1=b1=a2=b2=1，p=1。混合曲线为直线。
横纵坐标都为同位素比值，但分母为同一同位素，如207Pb/204Pb-206Pb/204Pb。此时，a1/b1=(204Pb/204Pb)1=1, a2/b2=(204Pb/204Pb)2=1, p=1. 混合曲线为直线。
同位素比值（分母为稳定同位素）-1/元素，如87Sr/86Sr-1/Sr，此时，a1/b1=(86Sr/Sr)1, a2/b2=(86Sr/Sr)2, 而一般认为重的稳定同位素的丰度在各个端元中一致，至少目前仪器精度很难检测到分馏或分馏很小可以忽略不计。故，(86Sr/Sr)1 =(86Sr/Sr)2，p=1，混合曲线为直线。这种图常用于Sr、Nd、Pb体系。应该不适合于C、H、O等轻元素体系。
c)
2.（李凯）分析测试手段：
a)某厂家给定其产品玻璃棒中Cu含量为5ppm，Pb含量为5ppm，用什么测试方法比较好？（LA—ICP—MS）
答：ICP—MS的检测限可以达到ppb量级，所以满足该玻璃样品的测试分析。
b)如果我们想了解某光纤（直径约100微米）不同圈层中元素含量，应该选择什么仪器？（LA—ICP—MS）
答：因为激光的光斑直径可以达到微米级，所以激光可以对直径为100微米的光纤剖面上进行由内圈到外圈不同圈层的样品原子化。如果精度要求在10ppm以上，用电子探针即可。
c)如果我们想利用头发研究环境随时间的变化，应该选择什么分析仪器？
答：一般来说用ICP—AES先进性定性分析，确定需要细致研究的元素后，再进行ICP—MS的精确含量分析。
3.（何利，金翔）基本原理应用：
a)判断两个元素不相容性差异的方法有哪些？举例说明。
元素比值，如La/Sm，K/Rb，Sr/Ca，Th/U，Mn/Fe等
b)与其他稀土元素不同，Eu和Ce往往具有两个价态。他们在哪些矿物中容易富集？简要论述为什么？
Eu因与K、Ca发生类质同象替换，可在斜长石、钾长石中富集；
Ce原子具有最不稳定的4f亚层充填，Ce3+有趋向于给出唯一的一个4f电子而成Ce4+，并转为具有惰性气体型的La3+结构特征，如在碱性岩氧化带的方铈石（CeO2），此外，可类质同象形式替代其他离子而形成独居石、钙钛矿、烧绿石、斜锆石等矿物。（参考《稀土元素地球化学》）
c)有人采到了一块石榴辉石岩样品。如何判断该岩石是岩浆结晶形成的堆晶岩还是由辉石岩变质形成的？
首先，石榴辉石岩可由两种方式形成：辉石岩变质或岩浆结晶分异形成，其次，因为HREE偏向于在石榴石中富集，我们通过样品中石榴石REE微量元素分析可了解其来源，若为辉石岩变质形成，HREE不会呈现富集特征；反之，若为岩浆结晶分异作用形成，则因石榴石的存在会有HREE的富集特征。
d)斜长石和单斜辉石都是富Ca矿物，在斜长石中Eu2+会和Ca发生高度的类质同象置换，但在单斜辉石中却不能，请分析其原因。
因为在斜长石中，Ca同Eu2+一样可形成八次配位特征，而不能在单斜辉石中发生类质同象。
e)如果在某玄武岩中发现有许多橄榄石斑晶，如何利用其中的微量元素组成判别这些橄榄石斑晶究竟是玄武岩捕获的地幔橄榄石还是在喷发过程中结晶的橄榄石？
1、镁指数：地幔橄榄石包体镁指数（Mg#）可达92%，岩浆结晶形成的橄榄石斑晶为70-80%；
2、镍含量：地幔橄榄石包体（地幔橄榄岩部分熔融形成的残余）镍含量比较低，而岩浆结晶形成的橄榄石镍含量很高
f)如果某辉长岩由Cpx+Pl+Opx组成，那么元素Sr、La、Yb和Ni分别主要分布在哪种矿物中？如果该辉长岩在碰撞过程中经历超高压变质形成了榴辉岩（Cpx+Gt），上述元素经重新分配后的分布情况又如何？如果该榴辉岩又经历了后期的折返，发生了由榴辉岩向角闪岩的相变（该过程有外来流体的加入），那么哪些元素最可能记录流体的加入？如果这些榴辉岩在地表又发生了显著的风化作用，那么哪些元素可能会发生显著变化？
La、Sr主要富集在Pl中，Yb主要富集在Cpx中，而Ni富集在Opx中；在碰撞过程中经历超高压变质形成榴辉岩后，La、Ni、Sr则富集在Cpx中，Yb则进入Grt中；Sr对于记录流体加入、指示流体迁移有重要意义，同样，对于地表的风化作用，Sr变化较大，而La、Yb，对于Ni来说，也易发生迁移变化相对较大，据此可以判断陆源沉积物黄铁矿成因类型（Co-Ni比值）。
g)地幔橄榄岩部分熔融形成玄武岩的过程中，玄武岩常量元素含量变化较小（如SiO2），但许多微量元素（如REE）会发生显著变化，请分析其原因。
常量元素在各相中的分配受相律控制，并遵循化学计量原则，而微量元素常不能形成矿物，在固溶体中浓度很低而不受相律和化学计量控制而服从亨利定律，两者差别是分配系数影响的结果。
h)地壳主要有两种增生方式：板内以玄武岩为主的垂向增生和聚合边缘岛弧火山岩作用的侧向增生。然而和幔源的OIB和MORB玄武岩相比，在微量元素分布图上地壳具有明显的Nb（Ta）亏损和Pb 富集特征，试分析其形成原因。
（郭老师说这题有问题，但小孙老师却一直讲这个问题，建议大家看些资料吧，求大神再详细解答哈）
LILE易溶于水，化学性质活泼，地球化学活动性强，在地幔分异过程中不断聚集从而在地壳中达到最大，而HFSE难溶于水，化学性质稳定，为非活动性元素，因此在地幔分异过程中更倾向于保留在地幔中 因此导致地壳中相对较少。从另外一个方面考虑，地壳具有岛弧岩石的特征，所以板内玄武岩的特征可以与岛弧玄武岩一致都是来源较浅的金红石稳定区以上的位置；岛孤玄武岩成因中有流体参与，而流体富大离子缺高场强，可以在侧面进行印证。下载本文
