绪 论
1地球化学学科特点：
1．地球化学研究的主要物质系统是地球、地壳、地幔及地质作用体系, 因此它是地球科学的一部分。 2．地球化学着重研究地球系统中的化学运动
3．地球化学以化学类科学理论为基础（无机化学、有机化学、物理化学、热力学等）； 4．综合性边缘科学，与其它学科相互渗透，已形成三十个分支学科。
5．理论与应用并重：在矿产资源开发与利用、全球环境与气候变化、污染与治理、地方病防治、农牧业生产等需要应用地球化学知识；
6 . 地球化学是年青学科, 发展迅速。 3地球化学的研究思路：
那就是在地质作用过程中形成宏观地质体的同时，还形成大量肉眼难以辨别的常量元素、微量元素及同位素成分的组合的微观踪迹，它们包含着重要的定性和定量的地质作用信息，只要应用现代分析测试手段观察这些微观踪迹以及宏观的地球化学现象，便可深入地揭示地质作用的奥秘。 概括一句话那就是见微而知著（即通过观察原子之微，以求认识地球和地质作用之著）
5地球化学研究方法及其的特点
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。
特点 第一个特点：由于地球化学是隶属于地球科学的，为此，首先要遵循地质学的思维方法和工作途径。归纳起来有以下几个方面：
第一手实际资料来自对自然地质现象的详细观察和研 在地学的时空结构中整理和综合资料； 确信事实规律的统计性特征； 反序追踪历史；
结论的推断性和多解性，以及认识的反复深化。
第二个特点： 要求每个地球化学工作者有一个敏锐的地球化学思维，也就是要善于识别隐藏在各种地质现象中的地球化学信息。掌握这个特点是有一个过程的，但只要认真学习、努力实践，这个本领是可以学会的。
第三个特点： 具备有定性和定量分析测试及鉴别物相的技术和装置。
第一章：太阳系与地球系统的元素分布
1．分布：元素在一个地球化学体系中（太阳、陨石、地球、地壳、某地区等）的整体总含量（以元素的平均含量表示），其实质就是“丰度”。
元素在地壳中的原始分布量与下列因素有关：
1）元素的起源 2）元素的质量 3）原子核的结构、性质 4）地球演化过程中的热核反应
2. 分配：元素在各宇宙体或地质体内部各个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。 地壳中元素的分配指的是地壳形成后，随着它的演化、造山运动的更替，元素在地壳的各个不同部位和各种地质体中的平均含量。这是元素在地壳各部分不同的物理化学条件下，不断迁移的表现。 3 分布与分配的关系：
元素的分布指的是元素在一个地球化学体系中（太阳、陨石、地球、地壳、某地区等）的整体总含量；元素的分配指的是元素在各地球化学体系内各个区域或区段中的含量；
分布是整体，分配是局部，两者是一个相对的概念，既有联系又有区别。
4 丰度：一般认为是元素在任何宇宙体或地球化学体系中（如地球、地球各圈层或各个地质体等）的相对含量（以元素的平均含量表示），即元素的―丰度‖。
5 克拉克值：是地壳中元素重量百分数的丰度值。是费尔斯曼提议而命名的。
6 区域克拉克值：是指地壳以下不同构造单元中元素的丰度值。如地盾区域元素克拉克值。 7 丰度系数：是指某一自然体系的元素丰度与另一可作为背景的自然体系的元素丰度的比值。
第三章
1. 亲氧元素和亲硫元素地球化学性质的主要差异是什么？
亲硫元素（又称亲铜元素）：有18或18＋2的外电子层结构，电负性较高，与硫形成高度共价键， 亲硫元素和硫结合生成的硫化物、硫盐等常常和铜的硫化物共生，易熔于硫化铁熔体，主要集中于硫化物—氧化物过渡带；
26
亲氧元素（又称亲石元素）：有惰性气体的电子层结构， 即离子的最外电子层具有8电子惰性气体型（s p ）的稳定结构，电负性较小，与氧形成高度离子键， 亲氧元素与氧结合以后形成的氧化物、含氧盐等矿物是构成岩石圈的主要矿物形式，易熔于硅酸盐熔体，主要集中在岩石圈。
2英国某村由于受开采ZnCO3矿的影响，造成住宅土壤、房尘及饮食摄入Cd 明显高于其国标，但与未受污染的邻村相比，在人体健康方面两村没有明显差异。为什么？
ZnCO 3矿开采后在地表形成大量矿渣，Cd 以类质同像的形式存在于ZnCO 3矿物中，所以造成土壤、房尘及饮食摄入Cd 明显高于其国标，但是由于ZnCO 3在表生环境下是稳定的，不会形成可溶性的Cd ，从而相对于为受污染的地方无太大的区别。
3元素具有亲合性的原因:
1. 元素基本化学性质: 电子构型 电负性 极化力 电离势
非金属元素 F O Cl Br I S 电负性 3.9 3.5 3.15 2.85 2.65 2.5 克拉克值 0.066 47 0.17 2.1×10-3 4× 10-4 0.047
金属元素: 亲铁元素Fe 、Co 、Ni 、Os 、Ir 、Pt 、Cu 、Ag 、Au 等的特征是d 亚层充满或近充满的18或近18电子结构, 具较高的电离势
2. 与之结合的阳离子性质
以第四周期部分金属阳离子为例（电负性）
元素电负性差值判断化学键 元素与氧、硫结合的键性又可判断元素的亲氧性和亲硫性 根据金属阳离子与氧、硫电负性的差值来判断它们的亲氧性 表格 见课本P58
K 等元素与氧的电负性差值较大，表左侧元素的离子键成分多 ，向右离子键成分减少。因此，从左到右这些元素的亲氧性逐渐减弱。
Cu 等元素与硫电负性差值的变化从左到右由大变小。因此，这些元素的亲硫性 逐渐增强。
2+
4 .解释络离子的稳定性及其在地球化学迁移中的意义。
络离子的稳定性，用不稳定常数(k不) 表示，它取决于电离能力的大小，这种电离可以表示为下面的一般形式:
[Men+AXm -]y- → Men+ + XAm - （Me ：中心离子 A ： 配位体）
当电离达到平衡时，离子浓度(严格地说是离子活度) 之间存在着以下关系：
K 不 = [Men+ ][Am -] X / [MeAX]y-
K 不表示络合物的平衡常数称为络合物离解常数，亦称络合物的不稳定常数。K 不表示了络合物稳定性的大
小，对于相同配位体的络合物，K 不值越大，络合物在溶液中越不稳定（易离解），迁移越近；K 不值越小，络合物越稳定，搬运得越远。
络离子的稳定性在地球化学迁移中的意义：
1) 有利于成矿元素的稳定迁移（络离子不稳定常数K 不一般较小，溶解度大）； 2) 可用于研究矿床元素分带； 3) 可用于解释相似元素分异。
第四章 微量元素地球化学
1 微量元素: 地球化学体系中低于0.1%的元素，通称为微量元素。
2 分散元素：是指从一级近似而言，不形成矿物或只能形成少数矿物的元素，不存在它们的独立矿床。聚集元素：是指优先形成矿物的元素，是典型的形成矿床的元素。
相容元素：在岩浆结晶过程(或由固相部分熔融) 中易进入或保留在固相中，而液相中浓度迅速降低的微量元素，统
称为相容元素。 (如：Ni 、Co 、V 等) Dis/l>1
不相容元素：在岩浆结晶过程(由固相部分熔融) 中不易进入固相，而保留在与固相共存的熔体或溶液中，因而在液相中浓度逐渐增加的微量元素，称为不相容元素。(如：Li 、Rb 、Cs 、Be 、Nb 、Ta 、REE 等) Dis/l
相容元素的总分配系数大于1，不相容元素的总分配系数小于1。 强不相容元素 ：Dis/l
大离子亲石元素：如K 、Rb 、Cs 、Sr 、Ba 等，他们的离子半 径大，离子电荷低，离子电位
高场强元素：如Nb 、Ta 、Zr 、Hf 、P 、Th 、HREE （重稀土）等，他们的离子半径小，离子电荷高，离子电位>3，难溶于水，化学性质稳定，为非活动性元素，可以作为―原始‖物质组成的示踪剂。
3能斯特定律：在一定温度、压力条件下，当两个共存地质相A ，B 平衡时，以相同形式均匀赋存于其中的微量组分i 在这两相中的浓度比值为一常数。
4简单分配系数或常规分配系数：kiA/B=CiA/CiB。式中CiA 和CiB 分别为i 在A ，B 相中的浓度，KiA/B为分配系数，也称为简单分配系数或常规分配系数
5总体分配系数：当固体中由多相组成时，固/液相共存平衡体系中元素i 的分配系数称为总体分配系数Ds/li 。 Ds/li=
Da/li*Xa= Da/li*Xa+ Db/li*Xb+…+ Dn/li*Xn
式中Di 为元素i 在某一矿物中的分配系数；上标a ，b ，…,n分别代表矿物a ，b ，…，n ；l 为与矿物平衡共
存的液相，Xa ，Xb ，…,Xn分别为矿物a ，b,…,n在岩石中的比例分数。 6分配系数在测定中必须注意以下问题：
1). 直接测定法：①自然体系是否达到平衡；②斑晶中分带现象的影响；③单矿物的分离和纯化，包括基质中不相容元素的污染和班晶中细粒暗色矿物包体造成的过渡元素污染；④后、次生作用的影响，如自变质作用和热液作用对测定元素的矿物/岩浆分配系数的影响。
2). 实验测定法：①实验体系是否达到平衡； ②实验得到的矿物颗粒大多很小，并且在淬火时晶体周围多聚集有细小杂质．样品的分离和提纯同样很重要；③实验中为了便于研究测定，配制的元亲，尤其是微量元素，浓度往往比天然体系高．要注意不能超过亨利定律的有效范围。 7. 稀土元素的主要性质 ：
1稀土元素属新增电子充填在4f 亚层的―4f型元素‖：4f 亚层电子因受5s2和5p6亚层中8个电子的屏蔽，很少参与化学反应，故这15个元素 的化学性质相似，在自然界密切共生，成组进入矿物晶格
2在化学反应中的电子转移：稀土元素原子易失去6s25d1或6s24f1三个电子，故均呈三价产出；
3Y 元素 ：是第5周期过渡元素的起点，次外层d 型充填，外电子排布为5s24d1，与稀土元素性质相似，也呈三价阳离子存在；
4 稀土元素中最稳定的三个元素：La （f 0）—代表轻稀土，Eu （f 7）和Lu （f 14）—代表重稀土；
5 稀土元素中的变价元素：Eu 、Yb 有+2价（Eu2+具稳定的半充满4f7亚层，Yb2+具稳定的全充满4f14亚层），Ce 、Tb 有+4价（Ce4+具稳定的Xe 电子构型，Tb4+具 稳定的半充满4f7亚层）。在自然体系中，确有Eu2+和Ce4+存在，但Yb2+的存在需极还原的条件，一般在地壳条件下不存在，Tb4+尚未发现。
6比较REE 离子与其它阳离子的相对大小可以看出，较少有余REE 半径相似的离子，只有Na+、Ca2+离子与LRE E3+离子相近，Eu2+与Sr2+相似。 REE 离子半径较大，在大部分矿物中置换的能力有限，目前观察到REE3+可以置换Ca2+、Y3+、Th4+、U4+、Mn2+和Zr4+。
7 Eu异常产生原因：元素的性质和不同矿物的结构决定了微量元素发生类质同像的行为存在差异，即不同矿物具有不同的REE 分配系数，含钙斜长石相对富集LREE(离子半径所决定) ，但更选择性地富集+2价的Eu ，即Eu2+的性质表现为对钙长石具强相容性，而对+3价的Eu3+富集能力一般。因此，岩浆岩中Eu 异常主要是由于作为主要造岩矿物的斜长石的结晶所致
8. 稀土元素的主要特点是什么？其在地球化学体系中行为差异主要表现有哪些方面？
主要特点：1）它们是性质极相似的地球化学元素组，在地质、地球化学作用过程中作为一个整体而活动；2）它们的分馏作用能灵敏地反映地质、地球化学过程的性质（良好的示踪剂）；3）稀土元素除受岩浆熔融作用外，其它地质作用基本上不破坏它的整体组成的稳定性；4）它们在地壳岩石中分布较广。
行为差异主要表现为：1）溶液的酸碱性：从La 、Ce →Lu ，半径不断减小，离子电位（π=W/R）增大，碱性减弱，氢氧化物溶解度减小，开始沉淀时溶液的pH 值由8→6，为此，介质的酸碱度能控制稀土元素的分异；2）氧化还原条件：由于Ce3+ ( Ce4+)和 Eu3+ (Eu2+)的变价性，对外界氧化还原条件变化反应敏感，由于价态变化，导致半径和酸碱性相应变化，致使与TR3+整体分离；3）络离子稳定性的差异：ΣY 络离子稳定性＞ΣCe 络离子稳定性，ΣCe 矿物沉淀后，ΣY 元素尚可呈络合物形式在溶液中迁移，在较晚的阶段沉淀，导致ΣCe 与ΣY 的分异。4）被吸附能力：ΣCe 被胶体、有机质和粘土矿物吸附能力大于ΣY 。 9. 稀土元素的研究意义
稀土元素可在地球化学研究中得到多方面应用：1）岩石成因：不同成因的岩石具有不同的稀土特征。例：花岗岩类的成因主要归结为三类： （a ）基性岩浆分异：Eu 负异常型； (b)地壳硅铝层重熔：轻缓平滑型；(c)花岗岩化：右倾型。2）变质岩原岩恢复：许多变质过程中，稀土元素保持原岩特征。3）研究地壳演化：如不同时代的页岩有明显不同的特征，稀土元素特征能反映地壳的演化规律。
第五章
1 同位素地球化学在解决地学领域问题的独到之处：
1）计时作用：每一对放射性同位素都是一只时钟，自地球形成以来它们时时刻刻地，不受干扰地走动着，这样可以测定各种地质体的年龄，尤其是对隐生宙的前寒武纪地层及复杂地质体。
2）示踪作用：同位素成分的变化受到作用环境和作用本身的影响，为此，可利用同位素成分的变异来指示地质体形成的环境条件、机制，并能示踪物质来源。
3）测温作用：由于某些矿物同位素成分变化与其形成的温度有关，为此可用来设计各种矿物对的同位素温度计，来测定成岩成矿温度。
另外亦可用来进行资源勘查、环境监测、地质灾害防治等。
2 核素：由不同数量的质子(protons)和中子(neutron)按一定结构组成各种元素的原子核称为核素 3 同位素：—质子数相同而中子数不同的同一类原子总称为同位素，如12C 、13C 、14C 。
4 放射性衰变:某种元素的原子核自发地放射出粒子而转变成其它元素的原子核的过程叫放射性衰变. 5 什么因素导致不同岩石的Rb/Sr比相差如此大？
岩浆结晶分异过程中，Sr 取代Ca 趋向浓集于斜长石中，而Rb 留在液相中，结果，结晶过程中残余岩浆的Rb/Sr比逐渐增加，所以在一套分异的火成岩石中，Rb/Sr比随分异程度而增大。在地壳形成过程中，Rb 向上迁移进入硅铝壳，大陆地壳Rb/Sr比值大约为上地幔的10倍，大陆地壳的Sr 富含放射成因87Sr ，对于区分大陆壳与上地幔及火成岩成因具有重要意义。 6 铅的分类
1). 原生铅-----指地球形成前, 在宇宙原子核合成过程中与铀钍等所有元素同时形成的铅.
2). 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, 地球物质中所积累的放射成因铅.
CDT 的铅同位素是地球原始铅的公认数据:204Pb=1; 206Pb=9.307; 207Pb=10.294; 208Pb=29.476. 3). 放射成因铅-----指岩石矿物形成以后, 由铀钍放射衰变成的铅.
4). 普通铅-----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. 地球形成时就存在的原始铅对地球而言也是普通铅.
5). 正常铅-----为普通铅中的一类, 指在一个U -Th –Pb 系统中演化的铅, 又叫单阶段铅. 其特征值为: μ= 238 U /204 Pb = 8.686 --- 9.238;
Ψ= 232Th/ 204Pb = 35 --- 41; υ= 235 U / 204Pb = 0.063 --- 0.067.
6). 异常铅--为普通铅中的一类, 指多次体系开放, 在一个以上U –Th –Pb 系统中演化的铅, 又叫多阶段铅. 异常铅又分为
U 铅、 J 铅和Th 铅.
7 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207Pb*/ 235U和206Pb*/ 238U为横纵坐标的图上, 样品207Pb*/ 235U和206Pb*/238U比值的坐标点必定落在铅正常增长的曲线上----即一致曲线上.
不一致线:如果样品的母核铀和子核铅不能保持封闭, 那么样品的207Pb*/ 235U和 206Pb*/ 238U比值坐标点不能落在铅正常增长的一致曲线上:
不一致线与一致曲线相交于两点:上交点为样品形成的年龄, 下上交点为次生事件的年龄. 8 Nd 模式年龄定义：
Nd 模式年龄就是根据一定的模式前提假设计算获得的一个样品从其源区分离至今的时间（样品从源区分离时与源区的Nd 同位素组成相同）。
9 稳定同位素分重稳定同位素和轻稳定同位素
轻稳定同位素： 1）原子序数Z ＜20，ΔA/A≥10% (ΔA 为两同位素质量差) ；
2）发生同位素成分变化的主要原因是同位素分馏作用，其反应是可逆的。 例：O 、H 、S 、C 、N 元素的同位素。 重稳定同位素： 1）原子序数Z ＞20，ΔA/A＜10%；
2）发生同位素成分变化的主要原因是放射性核素不断衰变的结果所造成的，这种变化是不可逆的。 238U →206Pb 、235U →207Pb 、232Th →208Pb ，
其中87 Sr、143Nd 、206Pb 、207Pb 、208Pb 是重稳定同位素。 10 分馏系数α A-B :
α A-B = RA/RB = ［(δA /1000)+1］ ÷ ［(δB /1000)+1］
对上式两边取对数:
ln αA-B = ln｛［(δA /1000)+1］÷［(δB /1000)+1］｝
ln αA-B = lnRA – lnRB = ln ［(δA /1000)+1］ _ ln ［(δB /1000)+1］ 由于δ＜＜1000, 则ln ［(δ/1000)+1］≈ δ/1000 , 所以上式 写为: ln αA-B= (δA_δB)/1000
令:ΔA_B =δA_δB , 则ΔA_B = 1000 lnαA-B
11 例如：以石英、方解石共生矿物对为例： 1000 lnα石英-水=3.38×106T-2 -3.40 1000 lnα方解石-水=2.78×106T-2-3.40 则石英—方解石氧同位素温度计为：
1000 lnα石-方=(3.38-2.78)·(106T-2)+[ -3.40 -（-3.40）] 1000 lnα石-方=Δ石-方=0.60（106T-2）
外部测温法，可用来计算水介质的氢、氧同位素组成。其条件是，当某矿物的氢、氧同位素组成及其形成温度是可知时，便可根据有关方程，计算出介质水的氢、氧同位素组成： 1000 lnα矿物—水=δ18O 矿—δ18O 水=(α/T2)+b
其中δ18O 矿、T 已知，a 、b 是待定常数，则可计算出成矿溶液的H 、O 同位素组成。
12 同位素测温公式：Δ１相_２相= 1000 lnα１矿_２矿= A/T2 +Ｂ
δ１相_δ２相= Ａ +Ｂ Ｔ２ 例题：某一火成岩体中石英的δ18O 为12‰，与其共生的磁铁 矿为６‰，求火成岩体形成温度（oC ）。 解： 采用氧同位素地质温度计测温公式：
δ石_δ磁 = 1000 lnα石_磁 = 5. 5 7 × 106Ｔ-2 δ石_δ磁 = 12 – 6
= 6 代入上式： T2 = 5. ５7 ×106/６ = 0.93 × 106 T = 965 0K = 692 0C
用氧同位素地质温度计测温，测得Δ石英-金红石=5.6，计算温度t=？(℃) 。已知：10001na 石英-水=2.5×106/T2-1.96；10001na 金红石-水=-4.1×106/T2+0.96。
10001na 石英-水=2.5×106/T2-1.96 (1) 10001na 金红石-水=-4.1×106/T2+0.96 (2) （1）-（2）得
左边=1000lna石英-水-10001na 金红石-水=1000ln(a石英-水/a金红石-水)=1000ln((R石英/R水)/( R 金红石/R水))=1000ln(R石英/ R金红石)=1000lna石英-金红石=Δ石英-金红石=5.6 右边=2.5×106/T2-1.96 -（-4.1×106/T2+0.96）=6.6×106/T2- 2.92 由 左边=右边
则：5.6=6.6×106/T2- 2.92 T=880.14K
t=T-273.15=606.99℃
13 利用衰变定律来测定岩石、矿物的年龄，应满足的哪些前提条件？
1) 应有适当的半衰期，这样才能积累起显著数量的子核，同时母核也未衰变完。如果半衰期太长，就是经过漫长的地质历史也积累不起显著数量的子核；如果半衰期太短，没有多久母核几乎衰变完了； 2) 所测定同位素的衰变常数的精度能满足要求；
3) 放射性同位素应具有较高的地壳丰度，在当前的技术条件下，能以足够的精度测定它和它所衰变的子体含量；
4) 矿物、岩石结晶时，只含某种放射性同位素，而不含与之有蜕变关系的子体或虽含部分子体，其数量亦是可以估计的；
5) 保存放射性同位素的矿物或岩石自形成以后一直保持封闭系统，即没有增加或丢失放射性同位素及其衰变产物。
14 .造成同位素组成变化的原因是什么？
主要原因是放射性衰变作用和同位素的分馏作用。
放射性同位素不断自发地发射出质点和能量，改变同位素组成并转变成稳定的核素，这种过程称核衰变反应或蜕变。结果母体同位素（母核）不断减少，而子体同位素（子核）不断增加。常见的衰变反应有α衰变、β衰变、电子捕获、重核裂变四类。
根据分馏作用的性质和条件的不同可分为：
1)物理分馏：也称质量分馏，同位素之间因质量引起一系列与质量有关的性质的不同，如密度、比重、熔点、沸点等微小的差别， 使之在蒸发、凝聚、升华、扩散等自然物理过程中发生轻重同位素的分异；
2)动力分馏：质量不同导致同位素分子参加化学反应活性的差异（不同的分子振动频率和化学键强度 不同）。导致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； 3)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，轻重同位素分别富集在不同分子中，也称同位素交换反应。达到同位素交换平衡时共存相同位素相对丰度比值为常数，称分馏系数α； 4)生物化学分馏：生物活动和有机反应也能导致的同位素分馏效应。如植物的光合作用使12C 更多地富集于生物合成有机化合物中。生物成因的地质体如煤、油、气等具有最高的12C/13C值。生物化学分馏是同位素分异作用中重要的控制反应。
三大岩性的主要影像特征有那些？
答：1. 沉积岩:一般情况如下, 以浅色矿物为主, 岩石风化面颜色较浅的岩石, 其反射率高, 色调较浅. 以暗色和杂色矿物成分为主, 三价铁胶结物较多, 岩石风化面颜色较深的岩石, 其反射率偏低, 色调较深. 风化面具有鲜艳色彩的岩石, 反射特性变化较大, 色调不一, 松松散沉积物波谱特征主要取决于矿物成分，颜色和温度。尤以温度影响最大。干燥光亮的堆积物反射率偏高，色调较浅，潮湿土壤或湿泥，反射率偏低。色调较深。
2．岩浆岩：超基性、基性岩浆岩反射率较低，它们在 遥感图象上的色调多呈深灰色至黑色。中性岩浆岩反射率中等。其图象上色调为灰色。酸性岩浆岩反射率偏高，图象上色调浅灰至灰白色。
3．变质岩：一般情况下，正变质岩的波谱特征和色调特征与岩浆岩相近。副变质岩的波谱特征和色调特征与沉积岩和部分火山岩接近，但是不同的原岩经受不同的变质作用后，真波谱特征和色调特征也有所不同。由无色和浅色矿物组成的岩石。风化面颜色一般较浅，反射率偏高，色调较浅，而黑色矿物含量高的岩石，风化面颜色偏深至黑色。反射率一般低于10％，色调呈深灰至黑色。
以MMS,TM 为例, 理解和说明遥感图像的特征
MSS 图像的相关特点：
① 两个波段之间的相关系数, 与它们所在波谱中的距离有关。 ② r65对植被的反映最敏感，其次是r75。
③ 相距最远的MSS4与MSS7的相关系数，说明两波段的信息内容差别最大。 ④ 多数情况下r76＞r65
⑤ r65、r75、r64、r74值的大小与植被发育程度成反比。
⑥ 地形是影响相关程度的一个重要因素。地形起伏较大的地区，波段之间的相关系数普遍增大。 ⑦ 图像中含有较大面积水体时，r65、r75、r64显著降低， ⑧ 时相的变化，也常常引起相关系数的变化。 TM 图像的相关特点： （1）TM 数据相关分组性
① TM1、2、3相关系数较大，属于一组
② TM5、7均为红外波段，相关系数较大，成为一组 ③ TM4与其它波段的相关性都很小，单独成为一组
④ TM6因其几何分辨率较其它波段都低，无法与其它波段进行相关分析，也单独为一组。 （2）波段相关系数大小受自然地理条件、气候、地质环境变化等因素的影响。
1 .
白
红
黄
(a) 绿
蓝
品
青
黑
在加色投影之前，将上述负片印成正片，如(c)所示，显然，正片的影像密度（或叫灰度）和负片正好相反。然后在观察屏幕上将三张正片分别放入三个投影仪中，在投影仪前分别放置红、绿、和蓝色三种滤光镜，调整投影仪，使屏幕上的三个投影图像严格重合，按照色光的加色原理，三张正片影像通过投影组合，使原景物的颜色获得了再现（d) 。
(b)
透明正片 透明正片 透明正片
(c)
(c)
白
2 . P27图3-9
这个采用的天然彩色胶片由三层性能不同的感光乳剂层组成，由于乳剂成份都是卤化银，所以三层乳剂都对蓝光很敏感。其中，上层乳剂是未经光学增感的盲色乳剂，它不感红光和绿光，只感蓝光；中层为正色乳剂，可感蓝光和绿光，基本不感红光；下层为全色乳剂，可感蓝光和和红光，而对绿光感受特别微弱。
为了使三层乳剂层在感受原色光上有明确的分工，在上层与中层乳剂层之间，涂一层黄色滤光层（吸蓝滤光片） 。由于黄色层吸收蓝光，因此避免了蓝光透入中层和下层乳剂，从而实现了上层乳剂中感蓝光，中层只感绿光，下层只感红光的目的。蓝光只对感蓝层曝光，绿光通过感蓝层后只对感绿层曝光，红光经过感蓝层和感绿层后，只对感红层曝光。第二步经过曝光处理后，感蓝层中未曝光的部分染成黄色，而曝光的部分是透明的。同样感绿层中未曝光的部分染成品红色，而曝光的部分是透明的。感红层中未曝光的部分染成青色，而曝光的部分是透明的。因此红色地物在感红层上是透明的。经过处理后，每个感光层只对相应的色光敏感，再经过每层的染色处理后就形成了彩色影像。
由于各感光层是透明的，按照光吸收的原理，第一格子是：品红吸收了白光中的绿，青吸收了白光中的红，最后通过的只有蓝光；第二格子是：黄吸收了白光中的蓝，青吸收白光中的红，最后通过的只有绿；第三格子是：黄吸收了白光中的蓝，品红吸收了白光中的绿，最后通过的只有红光；第四个格子是：黄吸收了白光中的蓝，品红吸收了白光中的绿，青吸收白光中的红，最后没有光通过所以是黑色的。
物体再现颜色
红
黄
绿
蓝
品
青
黑
红
绿
蓝
(b)
(b)
由上可见，具有多种颜色的
（1）加上红滤色镜，即是只让红光通过，那么在这几种色光中有白光中红光，红光自己，黄光中红光，品红中红光能通过；再装上黑白底片，那么有红光的物体都曝光，变成黑色，没有红光物体变
(c)
成透明；这样就得到了b 这样的，同理加绿滤色镜是一样的道理。这样得到的是负片就相当于是底片。
（2）把负片变成正片，就是像片，完全是求反的过程。
（3）红正片经过红滤色镜，透明的地方能通过红光，黑的不能透过红光，同样绿正片经过绿滤色镜，透明的地方能通过绿光，黑的不能透过绿光；同样蓝正片经过蓝滤色镜，透明的地方能通过蓝光，黑的不能透过蓝光；再用加色法进行合成再多光谱彩色过程
红滤光片 绿滤光片 蓝滤光片
透明负片 透明负片 透明负片
3. P27图3-10
这个采用的红外彩色胶片由三层性能不同的感光乳剂层组成。所不同的是，红外彩色胶片没有感蓝层，取代它是一个感红外的乳剂层。其它两层与天然彩色胶片一样，中层是感绿层，下层是感红层。与天然彩色胶片不同的是：红外彩色胶片各感光层与内部所含染料的颜色不是互补关系。感绿层不是含品红染料，而是含黄色染料；感红层不是含青色染料，而是含品红色染料；在上层感红外层中，含青染料。
在红外彩色胶片中，是不允许感受蓝光的，因此在照像机前加上吸蓝滤光片，感反射红外光只对感反射红外层曝光，绿光通过感反射红外层后只对感绿层曝光，红光通过感反射红外层和感绿层后，只对感红层曝光。第二步经过曝光处理后，感反射红外层中未曝光的部分染成青色，而曝光的部分是透明的。同样感绿层中未曝光的部分染成黄色，而曝光的部分是透明的。感红层中未曝光的部分染成品红色，而曝光的部分是透明的。反射红外光只对感反射红外光层曝光，绿光只对感绿层曝光，红光经过感蓝层和感绿层后，只对感红层曝光。
由于各感光层是透明的，按照光吸收的原理，第一个格子是：青吸收白光中的红，黄吸收了白光中的蓝，品红吸收了白光中的绿，最后没有光通过所以是黑色的。第二格子是：青吸收了白光中的红，品红吸收了白光中的绿，最后通过的只有蓝光；第三格子是：青吸收白光中的红，黄吸收了白光中的蓝，最后通过的只有绿；第四格子是：黄吸收了白光中的蓝，品红吸收了白光中的绿，最后通过的只有红光；
4.
白
红
黄
绿
蓝
品
青
黑
多光谱摄影中减色法的成像过程。
1、利用滤光片分解色光，得到红、绿、蓝三个色光的黑白透明负片。
2、把红、绿、蓝三个色光的黑白透明负片，分别洗印成各自相
对应的互补色的正片。
3、把洗印好的正片，叠合到一起，通过对入射白光的减色得到与原物体相同色彩的相片（光的吸收原理）。
青
（1）加上红滤色镜，即是只让红光通过，那么在这几种
色光中有白光中红光，红光
品
自己，黄光中红光，品红中红光能通过；再装上黑白底
黄
片，那么有红光的物体都暴光，变成黑色，没有红光物
体变成透明；同理加绿滤色镜是一样的道理。这样得到的是负片就相当于是底片
曝光 红滤光片 绿滤光片 蓝滤光片
透明负片 透明负片 透明负片
染青色 染品色 染黄色
减色法物体再现颜色
（2）再红、绿、蓝三个色光的黑白透明负片分别洗印成各自的互补色的正片。
（3）白光打过来，都没有吸收，仍然是白光，第二个格子是：品红吸收了白光中的绿，黄吸收了白光中的蓝，最后只有红光通过；第三个格子是：黄吸收了白光中的蓝，最后有红和绿光通过合成黄；第四个格子是：青吸收了白光中的红，黄吸收了白光中的蓝，最后只有绿光通过；第五个格子是：青吸收了白光中的红，品红吸收白光中的绿，最后只有蓝光通过；第六个格子是：品红吸收白光中的绿，最后有红和蓝光通过合成品红；第七个格子是：青吸收了白光中的红，最后有绿和蓝光通过合成青；第八个格子是：青吸收了白光中的红，品红吸收了白光中的
上图为P41 假彩色合成： •
几种地物在标准假彩色合成图像上的色彩
①. 植被--品红 健康茂盛--亮红 幼 年--粉红 病 害--暗红 成熟农作物--鲜红 水稻--暗红 针叶常青树--暗红 阔(落叶) 叶树或灌木: 生长期 落叶期 粉红 红 红、黄褐 ②. 水体 清而深--黑色 含泥沙--淡蓝 有水藻--带红点、红晕 ③. 云--白色 ④. 雪、冰—白色
⑤. 岩石、土壤--棕、黄、深蓝、黄褐 ⑥. 城镇--有一定几何形状的蓝灰色
绪 论
1地球化学学科特点：
1．地球化学研究的主要物质系统是地球、地壳、地幔及地质作用体系, 因此它是地球科学的一部分。 2．地球化学着重研究地球系统中的化学运动
3．地球化学以化学类科学理论为基础（无机化学、有机化学、物理化学、热力学等）； 4．综合性边缘科学，与其它学科相互渗透，已形成三十个分支学科。
5．理论与应用并重：在矿产资源开发与利用、全球环境与气候变化、污染与治理、地方病防治、农牧业生产等需要应用地球化学知识；
6 . 地球化学是年青学科, 发展迅速。 3地球化学的研究思路：
那就是在地质作用过程中形成宏观地质体的同时，还形成大量肉眼难以辨别的常量元素、微量元素及同位素成分的组合的微观踪迹，它们包含着重要的定性和定量的地质作用信息，只要应用现代分析测试手段观察这些微观踪迹以及宏观的地球化学现象，便可深入地揭示地质作用的奥秘。 概括一句话那就是见微而知著（即通过观察原子之微，以求认识地球和地质作用之著）
5地球化学研究方法及其的特点
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。
特点 第一个特点：由于地球化学是隶属于地球科学的，为此，首先要遵循地质学的思维方法和工作途径。归纳起来有以下几个方面：
第一手实际资料来自对自然地质现象的详细观察和研 在地学的时空结构中整理和综合资料； 确信事实规律的统计性特征； 反序追踪历史；
结论的推断性和多解性，以及认识的反复深化。
第二个特点： 要求每个地球化学工作者有一个敏锐的地球化学思维，也就是要善于识别隐藏在各种地质现象中的地球化学信息。掌握这个特点是有一个过程的，但只要认真学习、努力实践，这个本领是可以学会的。
第三个特点： 具备有定性和定量分析测试及鉴别物相的技术和装置。
第一章：太阳系与地球系统的元素分布
1．分布：元素在一个地球化学体系中（太阳、陨石、地球、地壳、某地区等）的整体总含量（以元素的平均含量表示），其实质就是“丰度”。
元素在地壳中的原始分布量与下列因素有关：
1）元素的起源 2）元素的质量 3）原子核的结构、性质 4）地球演化过程中的热核反应
2. 分配：元素在各宇宙体或地质体内部各个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。 地壳中元素的分配指的是地壳形成后，随着它的演化、造山运动的更替，元素在地壳的各个不同部位和各种地质体中的平均含量。这是元素在地壳各部分不同的物理化学条件下，不断迁移的表现。 3 分布与分配的关系：
元素的分布指的是元素在一个地球化学体系中（太阳、陨石、地球、地壳、某地区等）的整体总含量；元素的分配指的是元素在各地球化学体系内各个区域或区段中的含量；
分布是整体，分配是局部，两者是一个相对的概念，既有联系又有区别。
4 丰度：一般认为是元素在任何宇宙体或地球化学体系中（如地球、地球各圈层或各个地质体等）的相对含量（以元素的平均含量表示），即元素的―丰度‖。
5 克拉克值：是地壳中元素重量百分数的丰度值。是费尔斯曼提议而命名的。
6 区域克拉克值：是指地壳以下不同构造单元中元素的丰度值。如地盾区域元素克拉克值。 7 丰度系数：是指某一自然体系的元素丰度与另一可作为背景的自然体系的元素丰度的比值。
第三章
1. 亲氧元素和亲硫元素地球化学性质的主要差异是什么？
亲硫元素（又称亲铜元素）：有18或18＋2的外电子层结构，电负性较高，与硫形成高度共价键， 亲硫元素和硫结合生成的硫化物、硫盐等常常和铜的硫化物共生，易熔于硫化铁熔体，主要集中于硫化物—氧化物过渡带；
26
亲氧元素（又称亲石元素）：有惰性气体的电子层结构， 即离子的最外电子层具有8电子惰性气体型（s p ）的稳定结构，电负性较小，与氧形成高度离子键， 亲氧元素与氧结合以后形成的氧化物、含氧盐等矿物是构成岩石圈的主要矿物形式，易熔于硅酸盐熔体，主要集中在岩石圈。
2英国某村由于受开采ZnCO3矿的影响，造成住宅土壤、房尘及饮食摄入Cd 明显高于其国标，但与未受污染的邻村相比，在人体健康方面两村没有明显差异。为什么？
ZnCO 3矿开采后在地表形成大量矿渣，Cd 以类质同像的形式存在于ZnCO 3矿物中，所以造成土壤、房尘及饮食摄入Cd 明显高于其国标，但是由于ZnCO 3在表生环境下是稳定的，不会形成可溶性的Cd ，从而相对于为受污染的地方无太大的区别。
3元素具有亲合性的原因:
1. 元素基本化学性质: 电子构型 电负性 极化力 电离势
非金属元素 F O Cl Br I S 电负性 3.9 3.5 3.15 2.85 2.65 2.5 克拉克值 0.066 47 0.17 2.1×10-3 4× 10-4 0.047
金属元素: 亲铁元素Fe 、Co 、Ni 、Os 、Ir 、Pt 、Cu 、Ag 、Au 等的特征是d 亚层充满或近充满的18或近18电子结构, 具较高的电离势
2. 与之结合的阳离子性质
以第四周期部分金属阳离子为例（电负性）
元素电负性差值判断化学键 元素与氧、硫结合的键性又可判断元素的亲氧性和亲硫性 根据金属阳离子与氧、硫电负性的差值来判断它们的亲氧性 表格 见课本P58
K 等元素与氧的电负性差值较大，表左侧元素的离子键成分多 ，向右离子键成分减少。因此，从左到右这些元素的亲氧性逐渐减弱。
Cu 等元素与硫电负性差值的变化从左到右由大变小。因此，这些元素的亲硫性 逐渐增强。
2+
4 .解释络离子的稳定性及其在地球化学迁移中的意义。
络离子的稳定性，用不稳定常数(k不) 表示，它取决于电离能力的大小，这种电离可以表示为下面的一般形式:
[Men+AXm -]y- → Men+ + XAm - （Me ：中心离子 A ： 配位体）
当电离达到平衡时，离子浓度(严格地说是离子活度) 之间存在着以下关系：
K 不 = [Men+ ][Am -] X / [MeAX]y-
K 不表示络合物的平衡常数称为络合物离解常数，亦称络合物的不稳定常数。K 不表示了络合物稳定性的大
小，对于相同配位体的络合物，K 不值越大，络合物在溶液中越不稳定（易离解），迁移越近；K 不值越小，络合物越稳定，搬运得越远。
络离子的稳定性在地球化学迁移中的意义：
1) 有利于成矿元素的稳定迁移（络离子不稳定常数K 不一般较小，溶解度大）； 2) 可用于研究矿床元素分带； 3) 可用于解释相似元素分异。
第四章 微量元素地球化学
1 微量元素: 地球化学体系中低于0.1%的元素，通称为微量元素。
2 分散元素：是指从一级近似而言，不形成矿物或只能形成少数矿物的元素，不存在它们的独立矿床。聚集元素：是指优先形成矿物的元素，是典型的形成矿床的元素。
相容元素：在岩浆结晶过程(或由固相部分熔融) 中易进入或保留在固相中，而液相中浓度迅速降低的微量元素，统
称为相容元素。 (如：Ni 、Co 、V 等) Dis/l>1
不相容元素：在岩浆结晶过程(由固相部分熔融) 中不易进入固相，而保留在与固相共存的熔体或溶液中，因而在液相中浓度逐渐增加的微量元素，称为不相容元素。(如：Li 、Rb 、Cs 、Be 、Nb 、Ta 、REE 等) Dis/l
相容元素的总分配系数大于1，不相容元素的总分配系数小于1。 强不相容元素 ：Dis/l
大离子亲石元素：如K 、Rb 、Cs 、Sr 、Ba 等，他们的离子半 径大，离子电荷低，离子电位
高场强元素：如Nb 、Ta 、Zr 、Hf 、P 、Th 、HREE （重稀土）等，他们的离子半径小，离子电荷高，离子电位>3，难溶于水，化学性质稳定，为非活动性元素，可以作为―原始‖物质组成的示踪剂。
3能斯特定律：在一定温度、压力条件下，当两个共存地质相A ，B 平衡时，以相同形式均匀赋存于其中的微量组分i 在这两相中的浓度比值为一常数。
4简单分配系数或常规分配系数：kiA/B=CiA/CiB。式中CiA 和CiB 分别为i 在A ，B 相中的浓度，KiA/B为分配系数，也称为简单分配系数或常规分配系数
5总体分配系数：当固体中由多相组成时，固/液相共存平衡体系中元素i 的分配系数称为总体分配系数Ds/li 。 Ds/li=
Da/li*Xa= Da/li*Xa+ Db/li*Xb+…+ Dn/li*Xn
式中Di 为元素i 在某一矿物中的分配系数；上标a ，b ，…,n分别代表矿物a ，b ，…，n ；l 为与矿物平衡共
存的液相，Xa ，Xb ，…,Xn分别为矿物a ，b,…,n在岩石中的比例分数。 6分配系数在测定中必须注意以下问题：
1). 直接测定法：①自然体系是否达到平衡；②斑晶中分带现象的影响；③单矿物的分离和纯化，包括基质中不相容元素的污染和班晶中细粒暗色矿物包体造成的过渡元素污染；④后、次生作用的影响，如自变质作用和热液作用对测定元素的矿物/岩浆分配系数的影响。
2). 实验测定法：①实验体系是否达到平衡； ②实验得到的矿物颗粒大多很小，并且在淬火时晶体周围多聚集有细小杂质．样品的分离和提纯同样很重要；③实验中为了便于研究测定，配制的元亲，尤其是微量元素，浓度往往比天然体系高．要注意不能超过亨利定律的有效范围。 7. 稀土元素的主要性质 ：
1稀土元素属新增电子充填在4f 亚层的―4f型元素‖：4f 亚层电子因受5s2和5p6亚层中8个电子的屏蔽，很少参与化学反应，故这15个元素 的化学性质相似，在自然界密切共生，成组进入矿物晶格
2在化学反应中的电子转移：稀土元素原子易失去6s25d1或6s24f1三个电子，故均呈三价产出；
3Y 元素 ：是第5周期过渡元素的起点，次外层d 型充填，外电子排布为5s24d1，与稀土元素性质相似，也呈三价阳离子存在；
4 稀土元素中最稳定的三个元素：La （f 0）—代表轻稀土，Eu （f 7）和Lu （f 14）—代表重稀土；
5 稀土元素中的变价元素：Eu 、Yb 有+2价（Eu2+具稳定的半充满4f7亚层，Yb2+具稳定的全充满4f14亚层），Ce 、Tb 有+4价（Ce4+具稳定的Xe 电子构型，Tb4+具 稳定的半充满4f7亚层）。在自然体系中，确有Eu2+和Ce4+存在，但Yb2+的存在需极还原的条件，一般在地壳条件下不存在，Tb4+尚未发现。
6比较REE 离子与其它阳离子的相对大小可以看出，较少有余REE 半径相似的离子，只有Na+、Ca2+离子与LRE E3+离子相近，Eu2+与Sr2+相似。 REE 离子半径较大，在大部分矿物中置换的能力有限，目前观察到REE3+可以置换Ca2+、Y3+、Th4+、U4+、Mn2+和Zr4+。
7 Eu异常产生原因：元素的性质和不同矿物的结构决定了微量元素发生类质同像的行为存在差异，即不同矿物具有不同的REE 分配系数，含钙斜长石相对富集LREE(离子半径所决定) ，但更选择性地富集+2价的Eu ，即Eu2+的性质表现为对钙长石具强相容性，而对+3价的Eu3+富集能力一般。因此，岩浆岩中Eu 异常主要是由于作为主要造岩矿物的斜长石的结晶所致
8. 稀土元素的主要特点是什么？其在地球化学体系中行为差异主要表现有哪些方面？
主要特点：1）它们是性质极相似的地球化学元素组，在地质、地球化学作用过程中作为一个整体而活动；2）它们的分馏作用能灵敏地反映地质、地球化学过程的性质（良好的示踪剂）；3）稀土元素除受岩浆熔融作用外，其它地质作用基本上不破坏它的整体组成的稳定性；4）它们在地壳岩石中分布较广。
行为差异主要表现为：1）溶液的酸碱性：从La 、Ce →Lu ，半径不断减小，离子电位（π=W/R）增大，碱性减弱，氢氧化物溶解度减小，开始沉淀时溶液的pH 值由8→6，为此，介质的酸碱度能控制稀土元素的分异；2）氧化还原条件：由于Ce3+ ( Ce4+)和 Eu3+ (Eu2+)的变价性，对外界氧化还原条件变化反应敏感，由于价态变化，导致半径和酸碱性相应变化，致使与TR3+整体分离；3）络离子稳定性的差异：ΣY 络离子稳定性＞ΣCe 络离子稳定性，ΣCe 矿物沉淀后，ΣY 元素尚可呈络合物形式在溶液中迁移，在较晚的阶段沉淀，导致ΣCe 与ΣY 的分异。4）被吸附能力：ΣCe 被胶体、有机质和粘土矿物吸附能力大于ΣY 。 9. 稀土元素的研究意义
稀土元素可在地球化学研究中得到多方面应用：1）岩石成因：不同成因的岩石具有不同的稀土特征。例：花岗岩类的成因主要归结为三类： （a ）基性岩浆分异：Eu 负异常型； (b)地壳硅铝层重熔：轻缓平滑型；(c)花岗岩化：右倾型。2）变质岩原岩恢复：许多变质过程中，稀土元素保持原岩特征。3）研究地壳演化：如不同时代的页岩有明显不同的特征，稀土元素特征能反映地壳的演化规律。
第五章
1 同位素地球化学在解决地学领域问题的独到之处：
1）计时作用：每一对放射性同位素都是一只时钟，自地球形成以来它们时时刻刻地，不受干扰地走动着，这样可以测定各种地质体的年龄，尤其是对隐生宙的前寒武纪地层及复杂地质体。
2）示踪作用：同位素成分的变化受到作用环境和作用本身的影响，为此，可利用同位素成分的变异来指示地质体形成的环境条件、机制，并能示踪物质来源。
3）测温作用：由于某些矿物同位素成分变化与其形成的温度有关，为此可用来设计各种矿物对的同位素温度计，来测定成岩成矿温度。
另外亦可用来进行资源勘查、环境监测、地质灾害防治等。
2 核素：由不同数量的质子(protons)和中子(neutron)按一定结构组成各种元素的原子核称为核素 3 同位素：—质子数相同而中子数不同的同一类原子总称为同位素，如12C 、13C 、14C 。
4 放射性衰变:某种元素的原子核自发地放射出粒子而转变成其它元素的原子核的过程叫放射性衰变. 5 什么因素导致不同岩石的Rb/Sr比相差如此大？
岩浆结晶分异过程中，Sr 取代Ca 趋向浓集于斜长石中，而Rb 留在液相中，结果，结晶过程中残余岩浆的Rb/Sr比逐渐增加，所以在一套分异的火成岩石中，Rb/Sr比随分异程度而增大。在地壳形成过程中，Rb 向上迁移进入硅铝壳，大陆地壳Rb/Sr比值大约为上地幔的10倍，大陆地壳的Sr 富含放射成因87Sr ，对于区分大陆壳与上地幔及火成岩成因具有重要意义。 6 铅的分类
1). 原生铅-----指地球形成前, 在宇宙原子核合成过程中与铀钍等所有元素同时形成的铅.
2). 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, 地球物质中所积累的放射成因铅.
CDT 的铅同位素是地球原始铅的公认数据:204Pb=1; 206Pb=9.307; 207Pb=10.294; 208Pb=29.476. 3). 放射成因铅-----指岩石矿物形成以后, 由铀钍放射衰变成的铅.
4). 普通铅-----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. 地球形成时就存在的原始铅对地球而言也是普通铅.
5). 正常铅-----为普通铅中的一类, 指在一个U -Th –Pb 系统中演化的铅, 又叫单阶段铅. 其特征值为: μ= 238 U /204 Pb = 8.686 --- 9.238;
Ψ= 232Th/ 204Pb = 35 --- 41; υ= 235 U / 204Pb = 0.063 --- 0.067.
6). 异常铅--为普通铅中的一类, 指多次体系开放, 在一个以上U –Th –Pb 系统中演化的铅, 又叫多阶段铅. 异常铅又分为
U 铅、 J 铅和Th 铅.
7 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207Pb*/ 235U和206Pb*/ 238U为横纵坐标的图上, 样品207Pb*/ 235U和206Pb*/238U比值的坐标点必定落在铅正常增长的曲线上----即一致曲线上.
不一致线:如果样品的母核铀和子核铅不能保持封闭, 那么样品的207Pb*/ 235U和 206Pb*/ 238U比值坐标点不能落在铅正常增长的一致曲线上:
不一致线与一致曲线相交于两点:上交点为样品形成的年龄, 下上交点为次生事件的年龄. 8 Nd 模式年龄定义：
Nd 模式年龄就是根据一定的模式前提假设计算获得的一个样品从其源区分离至今的时间（样品从源区分离时与源区的Nd 同位素组成相同）。
9 稳定同位素分重稳定同位素和轻稳定同位素
轻稳定同位素： 1）原子序数Z ＜20，ΔA/A≥10% (ΔA 为两同位素质量差) ；
2）发生同位素成分变化的主要原因是同位素分馏作用，其反应是可逆的。 例：O 、H 、S 、C 、N 元素的同位素。 重稳定同位素： 1）原子序数Z ＞20，ΔA/A＜10%；
2）发生同位素成分变化的主要原因是放射性核素不断衰变的结果所造成的，这种变化是不可逆的。 238U →206Pb 、235U →207Pb 、232Th →208Pb ，
其中87 Sr、143Nd 、206Pb 、207Pb 、208Pb 是重稳定同位素。 10 分馏系数α A-B :
α A-B = RA/RB = ［(δA /1000)+1］ ÷ ［(δB /1000)+1］
对上式两边取对数:
ln αA-B = ln｛［(δA /1000)+1］÷［(δB /1000)+1］｝
ln αA-B = lnRA – lnRB = ln ［(δA /1000)+1］ _ ln ［(δB /1000)+1］ 由于δ＜＜1000, 则ln ［(δ/1000)+1］≈ δ/1000 , 所以上式 写为: ln αA-B= (δA_δB)/1000
令:ΔA_B =δA_δB , 则ΔA_B = 1000 lnαA-B
11 例如：以石英、方解石共生矿物对为例： 1000 lnα石英-水=3.38×106T-2 -3.40 1000 lnα方解石-水=2.78×106T-2-3.40 则石英—方解石氧同位素温度计为：
1000 lnα石-方=(3.38-2.78)·(106T-2)+[ -3.40 -（-3.40）] 1000 lnα石-方=Δ石-方=0.60（106T-2）
外部测温法，可用来计算水介质的氢、氧同位素组成。其条件是，当某矿物的氢、氧同位素组成及其形成温度是可知时，便可根据有关方程，计算出介质水的氢、氧同位素组成： 1000 lnα矿物—水=δ18O 矿—δ18O 水=(α/T2)+b
其中δ18O 矿、T 已知，a 、b 是待定常数，则可计算出成矿溶液的H 、O 同位素组成。
12 同位素测温公式：Δ１相_２相= 1000 lnα１矿_２矿= A/T2 +Ｂ
δ１相_δ２相= Ａ +Ｂ Ｔ２ 例题：某一火成岩体中石英的δ18O 为12‰，与其共生的磁铁 矿为６‰，求火成岩体形成温度（oC ）。 解： 采用氧同位素地质温度计测温公式：
δ石_δ磁 = 1000 lnα石_磁 = 5. 5 7 × 106Ｔ-2 δ石_δ磁 = 12 – 6
= 6 代入上式： T2 = 5. ５7 ×106/６ = 0.93 × 106 T = 965 0K = 692 0C
用氧同位素地质温度计测温，测得Δ石英-金红石=5.6，计算温度t=？(℃) 。已知：10001na 石英-水=2.5×106/T2-1.96；10001na 金红石-水=-4.1×106/T2+0.96。
10001na 石英-水=2.5×106/T2-1.96 (1) 10001na 金红石-水=-4.1×106/T2+0.96 (2) （1）-（2）得
左边=1000lna石英-水-10001na 金红石-水=1000ln(a石英-水/a金红石-水)=1000ln((R石英/R水)/( R 金红石/R水))=1000ln(R石英/ R金红石)=1000lna石英-金红石=Δ石英-金红石=5.6 右边=2.5×106/T2-1.96 -（-4.1×106/T2+0.96）=6.6×106/T2- 2.92 由 左边=右边
则：5.6=6.6×106/T2- 2.92 T=880.14K
t=T-273.15=606.99℃
13 利用衰变定律来测定岩石、矿物的年龄，应满足的哪些前提条件？
1) 应有适当的半衰期，这样才能积累起显著数量的子核，同时母核也未衰变完。如果半衰期太长，就是经过漫长的地质历史也积累不起显著数量的子核；如果半衰期太短，没有多久母核几乎衰变完了； 2) 所测定同位素的衰变常数的精度能满足要求；
3) 放射性同位素应具有较高的地壳丰度，在当前的技术条件下，能以足够的精度测定它和它所衰变的子体含量；
4) 矿物、岩石结晶时，只含某种放射性同位素，而不含与之有蜕变关系的子体或虽含部分子体，其数量亦是可以估计的；
5) 保存放射性同位素的矿物或岩石自形成以后一直保持封闭系统，即没有增加或丢失放射性同位素及其衰变产物。
14 .造成同位素组成变化的原因是什么？
主要原因是放射性衰变作用和同位素的分馏作用。
放射性同位素不断自发地发射出质点和能量，改变同位素组成并转变成稳定的核素，这种过程称核衰变反应或蜕变。结果母体同位素（母核）不断减少，而子体同位素（子核）不断增加。常见的衰变反应有α衰变、β衰变、电子捕获、重核裂变四类。
根据分馏作用的性质和条件的不同可分为：
1)物理分馏：也称质量分馏，同位素之间因质量引起一系列与质量有关的性质的不同，如密度、比重、熔点、沸点等微小的差别， 使之在蒸发、凝聚、升华、扩散等自然物理过程中发生轻重同位素的分异；
2)动力分馏：质量不同导致同位素分子参加化学反应活性的差异（不同的分子振动频率和化学键强度 不同）。导致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； 3)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，轻重同位素分别富集在不同分子中，也称同位素交换反应。达到同位素交换平衡时共存相同位素相对丰度比值为常数，称分馏系数α； 4)生物化学分馏：生物活动和有机反应也能导致的同位素分馏效应。如植物的光合作用使12C 更多地富集于生物合成有机化合物中。生物成因的地质体如煤、油、气等具有最高的12C/13C值。生物化学分馏是同位素分异作用中重要的控制反应。
三大岩性的主要影像特征有那些？
答：1. 沉积岩:一般情况如下, 以浅色矿物为主, 岩石风化面颜色较浅的岩石, 其反射率高, 色调较浅. 以暗色和杂色矿物成分为主, 三价铁胶结物较多, 岩石风化面颜色较深的岩石, 其反射率偏低, 色调较深. 风化面具有鲜艳色彩的岩石, 反射特性变化较大, 色调不一, 松松散沉积物波谱特征主要取决于矿物成分，颜色和温度。尤以温度影响最大。干燥光亮的堆积物反射率偏高，色调较浅，潮湿土壤或湿泥，反射率偏低。色调较深。
2．岩浆岩：超基性、基性岩浆岩反射率较低，它们在 遥感图象上的色调多呈深灰色至黑色。中性岩浆岩反射率中等。其图象上色调为灰色。酸性岩浆岩反射率偏高，图象上色调浅灰至灰白色。
3．变质岩：一般情况下，正变质岩的波谱特征和色调特征与岩浆岩相近。副变质岩的波谱特征和色调特征与沉积岩和部分火山岩接近，但是不同的原岩经受不同的变质作用后，真波谱特征和色调特征也有所不同。由无色和浅色矿物组成的岩石。风化面颜色一般较浅，反射率偏高，色调较浅，而黑色矿物含量高的岩石，风化面颜色偏深至黑色。反射率一般低于10％，色调呈深灰至黑色。
以MMS,TM 为例, 理解和说明遥感图像的特征
MSS 图像的相关特点：
① 两个波段之间的相关系数, 与它们所在波谱中的距离有关。 ② r65对植被的反映最敏感，其次是r75。
③ 相距最远的MSS4与MSS7的相关系数，说明两波段的信息内容差别最大。 ④ 多数情况下r76＞r65
⑤ r65、r75、r64、r74值的大小与植被发育程度成反比。
⑥ 地形是影响相关程度的一个重要因素。地形起伏较大的地区，波段之间的相关系数普遍增大。 ⑦ 图像中含有较大面积水体时，r65、r75、r64显著降低， ⑧ 时相的变化，也常常引起相关系数的变化。 TM 图像的相关特点： （1）TM 数据相关分组性
① TM1、2、3相关系数较大，属于一组
② TM5、7均为红外波段，相关系数较大，成为一组 ③ TM4与其它波段的相关性都很小，单独成为一组
④ TM6因其几何分辨率较其它波段都低，无法与其它波段进行相关分析，也单独为一组。 （2）波段相关系数大小受自然地理条件、气候、地质环境变化等因素的影响。
1 .
白
红
黄
(a) 绿
蓝
品
青
黑
在加色投影之前，将上述负片印成正片，如(c)所示，显然，正片的影像密度（或叫灰度）和负片正好相反。然后在观察屏幕上将三张正片分别放入三个投影仪中，在投影仪前分别放置红、绿、和蓝色三种滤光镜，调整投影仪，使屏幕上的三个投影图像严格重合，按照色光的加色原理，三张正片影像通过投影组合，使原景物的颜色获得了再现（d) 。
(b)
透明正片 透明正片 透明正片
(c)
(c)
白
2 . P27图3-9
这个采用的天然彩色胶片由三层性能不同的感光乳剂层组成，由于乳剂成份都是卤化银，所以三层乳剂都对蓝光很敏感。其中，上层乳剂是未经光学增感的盲色乳剂，它不感红光和绿光，只感蓝光；中层为正色乳剂，可感蓝光和绿光，基本不感红光；下层为全色乳剂，可感蓝光和和红光，而对绿光感受特别微弱。
为了使三层乳剂层在感受原色光上有明确的分工，在上层与中层乳剂层之间，涂一层黄色滤光层（吸蓝滤光片） 。由于黄色层吸收蓝光，因此避免了蓝光透入中层和下层乳剂，从而实现了上层乳剂中感蓝光，中层只感绿光，下层只感红光的目的。蓝光只对感蓝层曝光，绿光通过感蓝层后只对感绿层曝光，红光经过感蓝层和感绿层后，只对感红层曝光。第二步经过曝光处理后，感蓝层中未曝光的部分染成黄色，而曝光的部分是透明的。同样感绿层中未曝光的部分染成品红色，而曝光的部分是透明的。感红层中未曝光的部分染成青色，而曝光的部分是透明的。因此红色地物在感红层上是透明的。经过处理后，每个感光层只对相应的色光敏感，再经过每层的染色处理后就形成了彩色影像。
由于各感光层是透明的，按照光吸收的原理，第一格子是：品红吸收了白光中的绿，青吸收了白光中的红，最后通过的只有蓝光；第二格子是：黄吸收了白光中的蓝，青吸收白光中的红，最后通过的只有绿；第三格子是：黄吸收了白光中的蓝，品红吸收了白光中的绿，最后通过的只有红光；第四个格子是：黄吸收了白光中的蓝，品红吸收了白光中的绿，青吸收白光中的红，最后没有光通过所以是黑色的。
物体再现颜色
红
黄
绿
蓝
品
青
黑
红
绿
蓝
(b)
(b)
由上可见，具有多种颜色的
（1）加上红滤色镜，即是只让红光通过，那么在这几种色光中有白光中红光，红光自己，黄光中红光，品红中红光能通过；再装上黑白底片，那么有红光的物体都曝光，变成黑色，没有红光物体变
(c)
成透明；这样就得到了b 这样的，同理加绿滤色镜是一样的道理。这样得到的是负片就相当于是底片。
（2）把负片变成正片，就是像片，完全是求反的过程。
（3）红正片经过红滤色镜，透明的地方能通过红光，黑的不能透过红光，同样绿正片经过绿滤色镜，透明的地方能通过绿光，黑的不能透过绿光；同样蓝正片经过蓝滤色镜，透明的地方能通过蓝光，黑的不能透过蓝光；再用加色法进行合成再多光谱彩色过程
红滤光片 绿滤光片 蓝滤光片
透明负片 透明负片 透明负片
3. P27图3-10
这个采用的红外彩色胶片由三层性能不同的感光乳剂层组成。所不同的是，红外彩色胶片没有感蓝层，取代它是一个感红外的乳剂层。其它两层与天然彩色胶片一样，中层是感绿层，下层是感红层。与天然彩色胶片不同的是：红外彩色胶片各感光层与内部所含染料的颜色不是互补关系。感绿层不是含品红染料，而是含黄色染料；感红层不是含青色染料，而是含品红色染料；在上层感红外层中，含青染料。
在红外彩色胶片中，是不允许感受蓝光的，因此在照像机前加上吸蓝滤光片，感反射红外光只对感反射红外层曝光，绿光通过感反射红外层后只对感绿层曝光，红光通过感反射红外层和感绿层后，只对感红层曝光。第二步经过曝光处理后，感反射红外层中未曝光的部分染成青色，而曝光的部分是透明的。同样感绿层中未曝光的部分染成黄色，而曝光的部分是透明的。感红层中未曝光的部分染成品红色，而曝光的部分是透明的。反射红外光只对感反射红外光层曝光，绿光只对感绿层曝光，红光经过感蓝层和感绿层后，只对感红层曝光。
由于各感光层是透明的，按照光吸收的原理，第一个格子是：青吸收白光中的红，黄吸收了白光中的蓝，品红吸收了白光中的绿，最后没有光通过所以是黑色的。第二格子是：青吸收了白光中的红，品红吸收了白光中的绿，最后通过的只有蓝光；第三格子是：青吸收白光中的红，黄吸收了白光中的蓝，最后通过的只有绿；第四格子是：黄吸收了白光中的蓝，品红吸收了白光中的绿，最后通过的只有红光；
4.
白
红
黄
绿
蓝
品
青
黑
多光谱摄影中减色法的成像过程。
1、利用滤光片分解色光，得到红、绿、蓝三个色光的黑白透明负片。
2、把红、绿、蓝三个色光的黑白透明负片，分别洗印成各自相
对应的互补色的正片。
3、把洗印好的正片，叠合到一起，通过对入射白光的减色得到与原物体相同色彩的相片（光的吸收原理）。
青
（1）加上红滤色镜，即是只让红光通过，那么在这几种
色光中有白光中红光，红光
品
自己，黄光中红光，品红中红光能通过；再装上黑白底
黄
片，那么有红光的物体都暴光，变成黑色，没有红光物
体变成透明；同理加绿滤色镜是一样的道理。这样得到的是负片就相当于是底片
曝光 红滤光片 绿滤光片 蓝滤光片
透明负片 透明负片 透明负片
染青色 染品色 染黄色
减色法物体再现颜色
（2）再红、绿、蓝三个色光的黑白透明负片分别洗印成各自的互补色的正片。
（3）白光打过来，都没有吸收，仍然是白光，第二个格子是：品红吸收了白光中的绿，黄吸收了白光中的蓝，最后只有红光通过；第三个格子是：黄吸收了白光中的蓝，最后有红和绿光通过合成黄；第四个格子是：青吸收了白光中的红，黄吸收了白光中的蓝，最后只有绿光通过；第五个格子是：青吸收了白光中的红，品红吸收白光中的绿，最后只有蓝光通过；第六个格子是：品红吸收白光中的绿，最后有红和蓝光通过合成品红；第七个格子是：青吸收了白光中的红，最后有绿和蓝光通过合成青；第八个格子是：青吸收了白光中的红，品红吸收了白光中的
上图为P41 假彩色合成： •
几种地物在标准假彩色合成图像上的色彩
①. 植被--品红 健康茂盛--亮红 幼 年--粉红 病 害--暗红 成熟农作物--鲜红 水稻--暗红 针叶常青树--暗红 阔(落叶) 叶树或灌木: 生长期 落叶期 粉红 红 红、黄褐 ②. 水体 清而深--黑色 含泥沙--淡蓝 有水藻--带红点、红晕 ③. 云--白色 ④. 雪、冰—白色
⑤. 岩石、土壤--棕、黄、深蓝、黄褐 ⑥. 城镇--有一定几何形状的蓝灰色