前言


　　根据多年教学和科研实践，结合科大地球化学专业特点，我们编写了地 球化学这本教科书。
　　当代地球化学涉及领域广泛，内容十分丰富，已成为地球科学的三大支 柱之一。根据少而精的原则，在选材上本书着重介绍和论述地球化学的基本 原理和基本方法，不过多地描述自然现象；强调了热力学、动力学作为地球 化学的基础理论和某些微观机理对地球化学作用过程的重要性。本书对当代 地球化学发展中的一些重要领域，如微量元素地球化学、同位素地球化学等 给予较多篇幅的论述，略去了各种地质作用地球化学及有关内容。在编写过 程中注意收集 70 年代以来国内外的最新科研成果，力图使本书的内容具有时 代气息，希望本书的出版是对现有各类教材的补充和深化。
　　本书第三章由支霞臣编写，第四章由杨海涛编写，其余各章节由陈道公 编写，全书由陈道公定稿。在编写过程中得到了中国科学技术大学地球空间 科学系的热情支持和帮助，在此谨表谢意。

编者
1992 年 8 月

内容简介


　　本书主要内容包括化学元素丰度、地球化学热力学、地球化学、动力学、 微量元素地球化学、同位素地球化学及地壳上地幔演化等章节。本书力求系 统地介绍地球化学的基本概念、原理和方法，不过多的描述各种地质地球化 学现象。少而精，围绕学科中最基本、有希望的分支学科展开，介绍该分支 学科的新进展、新成果。
　　本书可作为高等学校地球化学、地球物理、地质学等专业和邻近学科的 本科生和研究生的教材和教学参考书，亦可供有关科研人员参考。
　　
第一章 绪 论

1.1 地球化学的基本概念

什么是地球化学？顾名思义，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。
　　地球化学的定义、概念和研究范围是逐渐发展的，不是一成不变的。早 在本世纪 20 年代，维尔纳茨基（В.И.Верналскиǔ）给地球化学 下的定义是：“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、它们在时间 和空间上的分配和运动，以及它们在地球上的成因关系”。这大概是那个时 代对地球化学的最完整的理解了。随着科学和技术的发展，地球化学的研究 内容和领域也更为广泛。1973 年，美国全国地球化学委员会地球化学发展方 向小组委员会以美国国家科学院的名义编写的《地球化学发展方向》
（《Orientation in Geochemistry》）一书中给地球化学作了如下的描述：
“ 地球化学是关于地球与太阳系的化学成分及化学演化的一门科学，它包括 了与它有关的一切学科的化学方面”。“地球化学包括组成太阳系的宇宙尘 埃化学；地球、月球和行星化学；地壳、地幔和地核化学；岩石循环（包括 剥蚀、搬运、沉积和抬升）化学；海洋与大气的化学和岩石中有机质的化学”。 这表明，不但地球化学的研究范围扩大了，而且研究的出发点和重点也从“地 壳中的原子”，“元素的行为”而发展成为地球的“化学组成”、“化学演 化”，乃至“地球和行星演化的所有化学方面”。
在各种自然体系中，物质的分布是不均匀的，因而组成物质的各种元素，
其分布也是很不均匀的。地球化学的一个首要任务就是查明各自然体系（大 至地壳、地球、太阳系，小至岩石、矿物）中化学元素的分布状态。要从其 不均匀分布中了解其变化范围和其平均值，后者就是所谓的元素丰度。地球 化学研究各自然体系中元素的分布和丰度的目的，是要搞清元素分布不均匀 的原因，以及支配化学元素分布的规律。了解化学元素和同位素的分布和丰 度规律，可以为阐明矿物岩石成因、地壳地幔演化及太阳系元素起源等理论 问题提供科学依据。
　　发生在地球上的各种物理作用、化学作用、生物作用和地质作用都是物 质的运动过程。在这些作用中，元素和由它组成的化合物依据各自的物理性 质和化学性质，以及它们所处的物理化学环境（温度、压力、浓度等），遵 循一定的规律，以不同的速度相对地运动着，并产生物质的化学变化。这种 变化和运动所表现出来天然化学现象，可以称为地球化学作用或地球化学过 程。地球化学的第二个任务就是要研究地球表面及深部和某些天体千变万 化、丰富多采的化学作用。地质作用就是一种重要的地球化学作用，它包括 了各类岩浆作用、风化沉积作用和变质作用等，岩浆作用中又有熔融作用、 结晶作用、同化混染作用等等。这些作用各有其特殊的物理化学环境和物理 化学作用。
元素在不同的地球化学作用中，由于所处物理化学条件不同，往往表现

出不同的化学特性。元素的这种特性，叫做元素的地球化学行为。因此，同 一元素在不同的地球化学作用中可以表现出不同的地球化学行为。例如，铅 在岩浆作用中以二价离子（Pb2+）出现。它不形成独立矿物，常以类质同象 方式替换两个钾离子（K+）而进入钾长石；在热液作用中，当有二价硫离子
（S2-）存在时，铅就与之结合而形成方铅矿；在地表风化作用中，硫可被氧
化。方铅矿变得不稳定，分离出来的 Pb2+，可与硫酸根结合形成铅矾（PbSO4），
也可以与碳酸根结合而形成白铅矿（PbCO3）。同样，化学性质非常相似的元
素，由于它们的地球化学性质和行为的差异，在同一地球化学作用中有极不 相同的行为。如钾和铷，化学性质相近，但由于它们的丰度差异大，表现出 完全不同的地球化学行为。钾可以形成独立矿物，而铷总是呈分散状态存在 于其它矿物中。
　　正是由于不同的元素具有不同的化学性质，同一元素在不同的地球化学 作用中有不同的地球化学行为，导致了自然界中各种元素之间彼此结合或分 离。使元素从一个空间转入另一个空间，从一种存在状态转变成另一种存在 状态，或从一个发展阶段进入另一发展阶段。并引起化学元素的富集和贫化， 这就是元素的迁移。元素在不同的时间和空间上的分布，是特定条件下元素 迁移的结果。在地球历史中，化学元素经历了反复多次的迁移、分布过程， 这个过程今天仍在继续进行之中。元素在任何一个阶段变化的最终情况，便 是它下一阶段变化的起点。各个阶段元素迁移的总和，就构成了元素的地球 化学演化。这是地球化学所要研究的另一个极为重要的问题。
生物是演化的，这在达尔文之后就已得到了公认。地球无机界的各个组
成部分是否也是演化的呢？唯物论者认为，无机世界和有机世界一样也是演 化的，不同的是无机界的演化速度很慢，或者说演化的方向不十分明朗，不 像生命世界的演化那样明显，容易察觉。事实上，地球上的任何一个组成部 分，如地壳、地幔、大气、海水、岩石、矿产等无一不处在演化之中。
譬如大气是演化的。今天地球表面的大气圈组成和二十几亿年前有很大
差别。太古代时期，剧烈的火山喷气活动使大气中二氧化碳和甲烷的浓度很 大，氧的浓度却很低。大致只有今天大气中氧浓度的千分之一左右。随着火 山喷气剧烈程度的降低，生物的逐渐演化和旺盛，植物的光合作用等才使大 气中二氧化碳组分降低，氧气的比例才逐渐增多，演化至今天的大气。
地壳也是演化的，只不过关于其演化模式说法还不一致。有的人提出可
分为太古代绿岩带岩浆活动、元古—古生代大陆壳增生、中新生代陆壳开张 地幔物质上升的三个演化时期。1980 年 26 届国际地质大会上，有人提出了 包括地球在内的内行星的壳层演化模式，地壳的发展经历了四个阶段：地球 初始时期的广泛熔融；40 亿年前的第一次分异，形成安山质、斜长岩质和玄 武质的原始地壳；25—40 亿年前的第二次分异，为多次的玄武岩熔融和岩浆 喷发；25 亿年以来的现代地壳的逐渐形成，板块运动开始。尽管关于地壳演 化的模式说法不一，但演化的总趋势是朝着 Si，K，Na 增加，而 Fe，Mg，Ca 减少的方向这一点是不变的。
　　矿产也是演化的，无论是矿产的种类或者单一的矿种，都是变化的。20 多亿年前，形成的是大量的铁矿、锰矿、金矿及一些有色金属矿，但种类不 多。而钨、锡、汞、锑等矿则很少或几乎没有。煤矿、油气矿床则是在显生 宙之后特别是中生代之后才大量出现的。同样是铁矿，18 亿年前大量出现的 是还原的赤铁矿矿床，而在 18 亿年后，由于火山喷发急剧减少，大气中氧的
　　
增加，代之而起的则是所谓的鲕状赤铁矿矿床。 总之，研究地球上各地质体的化学组成、化学反应、化学演化，了解其
一切化学方面，便构成了地球化学领域的主要方面。

1.2 地球化学的发展


　　现代地球科学有三门基本学科：地质学、地球物理学和地球化学。大致 在本世纪 40 年代末期和 50 年代初期，地球化学才成为一门独立成型的学科。 这里，作为独立学科的重要标志是以学科命名的课程在一些大专院校开设， 以学科命名的科研和教学单位开始出现，以及以学科命名的学术刊物问世 等。当前许多重大的地学理论问题的解决，如地球的起源、全球板块构造理 论、区域成矿问题分析等，都有赖于这三门基本学科的紧密配合。
　　地球化学的发展大致经历两个主要阶段；一是经典地球化学阶段，着重 研究元素的丰度、分布和迁移，研究的手段主要是无机化学、晶体化学和分 析化学的方法；二是近代地球化学阶段。随着各项技术的发展（宇航技术、 高温高压实验技术、核物理探测技术等），地球化学的研究领域不断扩展， 朝着地球内部和宇宙空间发展，形成了以研究地幔为对象的深部地球化学和 研究陨石、月球、宇宙尘的宇宙化学。除研究元素外，还发展了同位素研究， 建立了同位素地球化学。在研究手段上更加注意了物理化学、热力学和动力 学的理论和方法，发展了各种地球化学的模式研究，形成了地球化学全面发 展的新时期。

1.2.1 经典地球化学的三个代表人物


1.克拉克（F.W.Clarke，1847—1931） 美国化学家克拉克是地球化学的奠基者。他着重研究化学元素在地壳中
的分布和丰度。他和他的同事华盛顿（H.S.Washin－gton）多次发表的《地
壳的平均化学成分》和《地球化学资料》是最早的地球化学著作。克拉克的 地球化学研究主要在美国地质调查所进行的。本世纪初在美国华盛顿的卡内 基研究院建立了地球物理实验室和后来的地磁系 （ Department of TerrestrialMagnetis，DTM）开辟了实验地球化学的新方向。
2.维尔纳茨基（В.И.Верналскиǔ，1863—1945）
　　俄罗斯矿物学家维尔纳茨基开创了生物地球化学和同位素地球化学研 究。发表了《地球化学概论》一书。他首先提出了地球化学旋迴的概念，并 用它来阐述化学元素在前后相继的地球化学作用中的演变历史。他的学生费 尔斯曼开创了区域地球化学和地球化学找矿方法。费尔斯曼发表的《俄罗斯 地球化学》是一本经典的区域地球化学著作。费尔斯曼为了说明元素在迁移 过程中的地球化学行为，提出了共生序数和晶格能等概念，并对控制元素迁 移的各种因素和元素迁移的规律进行了研究。
　　在莫斯科，设有维尔纳茨基地球化学和分析化学研究所，隶属于俄罗斯 科学院。
3.戈尔德斯密特（V.M.Goldsmidt，1887—1947） 挪威地质学家戈尔德斯密特在矿物晶体化学研究基础上，开创了微量元
素地球化学的研究，提出了微量元素在矿物和岩石中的存在形成和分布规 律。他提出了适合自然界矿物共生组合的戈氏相律。他用简洁的办法计算了 地壳元素的丰度。他根据化学元素在陨石和地球物质中的分布，首次将元素 进行地球化学分类。他赋予地球化学更广阔的研究领域和更深入的研究内 容，他有远见地指出，地球化学不仅要研究元素的分布和丰度，而且要研究

同位素的分布和丰度；不仅要研究地球的物质成分，而且要研究宇宙的物质 成分。他十分强调要研究那些支配元素和同位素分布的规律。戈尔德斯密特 的这些观点。对现代地球化学的发展，产生了重大影响。他发表了一系列著 作，他的遗著《地球化学》（1954）是一本经典的元素地球化学。戈尔德斯 密特曾在德国哥廷根大学工作多年，现在该大学设有戈尔德斯密特地球化学 研究所。
　　70 年代起，美国地球化学协会为了表彰对地球化学发展做出贡献的各国 科学家，设立了戈尔德斯密特奖和克拉克奖，前者奖励有重大贡献的地球化 学家，后者奖励有成就的年青地球化学工作者。

1.2.2 现代地球化学及其发展


　　第二次世界大战结束后，特别是从 60 年代起，地球化学的发展有了很大 的变化，进入了现代地球化学的阶段。
1.现代地球化学的特点 同经典地球化学阶段比较，现代地球化学的发展有下列特点：
　　1）研究领域不断扩大，研究内容不断深化。现代地球化学把其研究领域 从地上转向天上、从地表转入地下、从大陆转向海洋。有人形象地称为上天、 入地、下海。它已成为现代地球化学的前沿领域，这是当代科学技术的发展 对地球化学的要求，也是地球化学发展的必然结果。在不同的领域内，现代 地球化学都得到了不同程度的深入发展；建立了元素丰度体系；提出了更实 用和有效的元素地球化学分类；提出了微量元素定量分配的理论模型；在同 位素分馏作用中广泛应用了热力学的理论和方法；在地球化学循环中提出了 箱式模型的原理和方法；各种放射成因同位素示踪体系的建立等。这些都表 明地球化学作为一门独立学科，无论在理论上还是方法上都日趋成熟、完整 和系统。
2）人材、机构不断增加。经典的地球化学研究工作主要集中在美国、俄
罗斯和德国等少数几个国家。现代地球化学无论是在发达国家或是发展中国 家都得到了迅速的发展，各个国家相继建立地球化学研究机构、成立地球化 学协会、出版地球化学专门刊物，积极培养地球化学专业人材。有许多国家 合作开展的全球性研究计划促进了各国有关地球化学学科的发展和研究水平 的提高。
3）地球化学的分支学科不断涌现和建立。随着地球化学理论体系逐步建
立及其和相邻学科的互相结合和渗透，一些专门研究领域的地球化学分支学 科迅速发展起来。地球化学的分支学科有不同的划分方法。如按研究的空间 范围划分，有地幔地球化学、区域地球化学、水圈地球化学等；按研究观察 对象划分，有同位素地球化学、微量元素地球化学、有机地球化学、生物地 球化学等；按照地质作用分类，有岩浆作用地球化学、变质作用地球化学、 沉积作用地球化学、热液作用地球化学等；以及环境地球化学、构造地球化 学、勘查地球化学、土壤地球化学、水文地球化学等各分支学科。因此，现 代地球化学已成为一个枝叶繁茂的学科。另外应该说明，划分分支学科是地 球化学发展的必然趋势，但也有一定的人为性。有些分支学科的界线不是截 然的，它们既有联系，又有区别。有的只是研究问题的角度和出发点有所不 同。

2.现代地球化学的成果 这里不可能对地球化学的研究成果作出全面的评述，只想就有关分支学
科和领域里的某些成果作一扼要的概述。
　　1）同位素地质年代学和同位素示踪 同位素地质时钟的成果已被地球科 学普遍承认和引用。K－Ar，U（Th）－Pb，Rb－Sr，Sm－Nd 计时已完全成熟。 最近，用钕同位素地球化学在解决前寒武纪古老变质岩的演化，追踪古老地 壳的演化历史，以及了解地幔的不均一性等提供了新证据。在世界上确定了 几处古大陆核，以此为基础建立了各区前寒武纪地质年代表。重稳定同位素 演化和示踪理论的成果使同位素年代学突破了单纯计时的界线，成为地球科 学家剖析复杂的地质—地球化学历史的有力手段。
　　2）稳定同位素地球化学获得了大量实验数据和精确的同位素分馏系数 值。对同位素分馏的物理机制进行了理论探讨。碳、氢、氧、硫同位素分馏 理论和实践对解决成岩成矿作用过程中的物质来源、流体相性质、物理化学 条件以及各种混合、叠加作用的判断提供了有说服力的定量证据。
　　3）微量元素地球化学 建立了微量元素定量分配理论，推导出岩浆分离 结晶作用和部分熔融作用的定量公式，对判断岩浆过程性质、物源、部分熔 融和结晶分异的程度提供了定量标志和准则。给出了各种微量元素在不同体 系中矿物/熔体分配系数，以及矿物相分配的微量元素温度计和微量元素压力 计的新资料。确定了大量的稀土元素和不相容元素分配的模式及其对各类岩 石成因、火山岩产出的构造环境、成岩成矿作用的指示意义。
4）实验地球化学 进行了大量的常温常压、高温高压各类成岩成矿实验
研究，包括矿物溶解度、离子迁移、元素分配、相变及化学反应等。矿物和 岩石中包裹体研究成为重要的研究成岩成矿作用的手段。最新的超高压技术 已可在微区内实现 150—250GPa，达到了下地幔和地核的深度。常规的高温 高压溶液地球化学对超临界状态的水—岩体系和许多反应机制积累了大量的 实验和相图资料，取得了明显的成果。质量迁移理论和一整套数学模拟体系 的出现，为应用热力学和动力学理论综合研究热液成矿和蚀变提供了一种新 途径。
5）有机地球化学 随着能源事业的需求，有机地球化学取得了长足的进
步。应用有机地化对石油的生成和演化机制研究获得了成功。对沉积盆地的 成油条件、油气田勘探提出了地球化学指标。利用烃类等有机物作为生物标 志化合物提供了许多重要的地球化学信息。陨石和古老岩石中有机物的研究 对地球早期生物的存在形式和演化、对生命的起源提供了新的信息。
　　此外，地球化学在以下一些方面也取得了重要的进展：如太阳系星体早 期演化历史，地幔的不均一性和地幔化学分层模型，地球上最古老的岩石和 太古代陆核形成，成岩成矿作用的多阶段、多来源、多成因，微量元素与人 类健康，大气臭氧层的作用，第四纪下限年代，以及海洋和海水的化学演化 等等。
现代地球化学发展方向的主要特征可以概括如下：
　　1）各种精密、灵敏、高效分析技术的引入，微区、微粒观察方法的建立， 实验模拟技术的提高及电子计算机的普遍应用，以至宇航、深钻、深海探测 技术等开阔了人们的视野，增大了信息量，使人们用地球化学方法更全面深 入地观察地球、了解宇宙。
2）基础科学成果的引入和广泛应用，提高了地球化学对事物本质的理解

力和认识深度，使地球化学向定量化、科学化、预测化的方向大大推进。
　　3）地球化学广泛吸收邻近学科的成果，相互结合、渗透，不断开拓新的 领域，朝着研究一切自然过程的化学机制的方向前进。
　　4）在解决与人类息息相关的诸如矿产资源、能源、环境与地震等问题中 地球化学将提供大量的实际成果。同时，与其他学科一起为解决自然科学的 重大基础理论问题——生命起源、地球和天体的形成和演化等发挥更大的作 用。
3.主要学术机构和刊物
　　50 年代起，有关地球化学的学术机构、刊物和研究队伍不断地出现。 国际地质科学联合会（IUGS）和国际纯粹和应用化学联合会（IUPAC）都 成立了地球化学的专门组织。1965 年在巴黎成立了国际地球化学和宇宙化学
学会（IUGC）。 美国的地球化学研究队伍遍及全国各地，一些著名的大学和研究所都有
许多名家在工作。如加州理工学院（Caltech），麻省理工学院（MIT），加 州柏克利大学，斯坦福大学，联邦政府的美国地质调查所（USGS），私立的 加内基研究院（Carnegie Institutionof Washington），拉蒙脱（Lamoto） 观察站等。法国巴黎第六、第七大学、堪培拉国立澳大利亚大学、英国剑桥 大学、俄罗斯的莫斯科大学等是世界一流的地球化学研究中心。
刊登地球化学文献的主要国际性学术刊物有：
《Geochimica et Cosmochimica Acta》
《Earth and Planetary Science Letters》
《Contributions to Mineralogy and Petrology》
《Journal of Geochemical Exploration》
《Journal of Geophysics Research》
《American Journal of Science》等，此外，还有日本的《Geochemical
Journal》和俄罗斯的《Геохимия》等。 出版的专著和教科书，除已提到的外尚有 B.Mason 的《Principles of
Geochemistry 》 （ 1952 — 1978 ）， Allegre 的 《 Introduction to
Geochemistry》（1973），和 Krauskopf 的《Introduction to Geochemistry》
（1978 ），和 Faure 的《 Principles and Application of Inorganic
Geochemistry》（1991）等。
4.我国地球化学的发展 我国的地球化学事业是在新中国成立以后才逐步发展起来的。1958 年在
中国科学院系统内建立了地球化学研究室，1964 年扩大成为中国科学院地球 化学研究所。50 年代末在某些高等学校中设置了地球化学专业或系，70 年代 末又有一些高校建立了地球化学或勘查地球化学专业和教研室，专业研究队 伍迅速扩大。我国地球化学工作者根据国民经济发展的需要，围绕国家“六 五”、“七五”等建设任务和项目开展了一系列的工作，包括成矿作用地球 化学、勘查地球化学、区域地球化学、同位素和微量元素地球化学、实验地 球化学、环境地球化学和有机地球化学等，形成了自己的特色。使地球化学 研究水平不断地提高。目前在理论研究和应用领域内都取得了丰硕的成果， 其中在某些方面达到了国际领先的水平。
　　我国于 1978 年成立了中国矿物岩石地球化学学会，下辖十几个专业委员 会。学会先后出版了《地球化学》、（中、英文版）、《岩石学报》、《地
　　
质地球化学》、《矿物学报》和《矿物岩石地球化学通讯》等刊物，促进了 学科的发展。

1.3 地球化学的研究方法


　　除了学习地球化学中所阐述的各种基础理论和知识外，了解地球化学的 研究方法，研究这些理论和规律是怎样被发现的，以及对地球物质的认识怎 样逐步深入，同样具有重要意义。
　　地球化学作为地学和化学的边缘学科，它的研究方法自然离不开地学和 化学的理论、观点和方法，同时它又融进了现代技术和某些自然科学中的最 新成果，因而形成了自己的特点。

1.3.1 地球化学的一般工作方法


　　由于地球化学的任务就大多数而言，是研究可以直接观察到的地球表面 上露出的各种物质，因此就不能脱离地质科学所通常采用的方法。即在明确 工作目的和任务的情况下，首先进行野外地质考察。包括系统、全面的野外 地质地球化学观察，地质编录与制图，合理采集样品。要了解研究对象的地 质位置、产状和特征，观察岩性及结构的变化，查明矿物的共生组合、生成 顺序和原生次生的变化等。野外工作常常是解决地球化学问题很关键的一 步，是不能轻视和忽略的。从野外观察所得出的初步认识，是深入研究的基 础，也是采样的依据。
野外考查的一项任务是采集地球化学样品。采样首先要根据研究任务确
定室内工作的项目，然后根据地质情况选择最有效、可行的采样对象，数量 和样品分布。在样品的布局中特别要注意如下问题：样品的代表性，即样品 代表了野外观察中所确定的某种地质产状的物质；样品的系统性，即样品在 研究对象的时间、空间及产状的适当配置；样品的统计性，即样品的数量， 根据研究的性质和目的，确定既能解决问题又经济可行的样品数量。
野外考查采样之后，便是室内工作。地球化学室内研究工作是多方面的。
从常规的岩矿研究到复杂、精密的测试和实验，需根据任务的需要和现实条 件而定。
地球化学的发展是和近代分析测试技术的提高密切相关的。各种现代分
析方法，包括火焰光度分析、发射光谱分析、原子吸收光谱分析、离子选择 电极分析、极谱分析、X 光荧光光谱分析、等离子体光谱分析、中子活化分 析、电子探针离子探针分析和质谱同位素稀释法分析等都被广泛的应用于各 类地球化学问题。分析方法的选择依据是满足一定的灵敏度和精度，避免盲 目性。
　　室内的另一项工作是对元素的赋存状态和结合形式的鉴定和研究。如晶 体光学法、X 射线分析法、物性和物相分析法、电镜分析法、以及红外、拉 曼等各种波谱学研究。
　　此外，在实验室内模拟各种自然作用，进行高温高压、常温常压的实验 研究，包裹体温度压力测定也是经常要用的。还有一些工作是在分析测试的 基础上通过各类计算求得地球化学作用的有关物理化学条件。如体系的 pH， Eh、氧逸度、离子强度等。自然作用的时间参数用同位素年代学的专门方法 计算。
　　在综合野外和室内工作的基础上，对所研究的问题进行由表及里、由浅 入深、去伪存真的分析，以达到对问题的深化。对于复杂的地球化学现象和
　　
问题，这种由野外到室内、由实践到认识的过程，不是一次能够完成的，需 反复多次进行。

1.3.2 地球化学模式研究法①


所谓模式研究是对地球化学作用和其产物进行模型化、阶段化，以期发
现地球化学作用、演化中最本质的东西。模式研究可以使被研究的问题由定 性走向定量、半定量。模式是建立定量研究的基础。模式研究是近年来在地 球化学和其他学科中一种常用的研究法。
　　现代地球化学之所以能够得到发展，是建立在以下几个基础之上的：高 精度、高灵敏度实验技术的发展，获得了一大批同位素、微量元素、矿物相 变反应资料，为定量解释提供了前提；同位素示踪和和微量元素分配理论的 提出，为地球化学开拓了新局面；与地球动力学理论相结合，使地球化学能 够从微观现象中去把握整个地壳、地幔和地球的演化；与其他学科类比，找 到了信息源综合分析和比较的研究方法，使地球化学有可能从地表看到地球 深部，从现代看到过去。这些重要的基础使地球化学研究能够从定性逐步迈 向定量，也为地球化学的模式研究奠定了基础。
当今世界是一个知识爆炸的时代，文献资料浩瀚，不可能全部查阅，即
使是任何一个小的分支。因此教和学的重点不是灌输大量的知识，而是要去 学习掌握知识的工具、分析问题的方法、能力。人的大脑如一台计算机，其 容量是有限的，需要有相当多的单元来存放分析问题、分析数据的程序，而 不是简单的数据。每一个人都应建立自己的知识网络，模式便是人们形成知 识网络的最好方法。
模式研究应该包括二个方面，一是对问题的物理构思；二是进行数学分
析。具体说来，建立定量地球化学模式应考虑以下几个重要内容：
　　1）确定体系 体系包括两种概念。一是指你要进行研究的体系，可将它 合理地分成若干部分。如要研究一个岩浆过程，可考虑分成岩浆房、围岩、 岩浆源。如要研究地壳上地幔演化，就可粗略地考虑分成地壳、上地幔、原 始地幔，或者更细致地把地壳分成上、下地壳，上地幔也可分成两个部分等。 第二种是示踪体系，也就是记录上面要研究体系变化的示踪物质。它可以通 过某一种手段检测出来，如同位素体系、微量元素体系等。研究体系的变化 引起示踪体系相应发生变化，带上烙印，但示踪体系的变化又有其自身的独 立性。如岩浆过程引起体系中放射性母子体元素比值的变化，但子体同位素 组成变化有其自己的规律。地球化学模式研究目的就是应用后者揭示前者。
　　2）信息源和反射信息 要建立地球化学示踪研究，必需找到信息源和反 射信息（或信息）。反射信息比较明确，它就是地质体系中现在观察到的岩 石、矿物、元素、同位素的有关数据，是经过一系列过程最终留下的信息。 而信息源不是显而易见的，要进行挑选，信息源的确定必需要有一定的思考 与技巧。很多学科常常要借助于信息和信息源相比较的方法。如地球物理应 用地震波作为信息源去研究地球的内部结构，记录反射回来的地震波；核物 理中用一定的源，如 X 射线、中子、各种粒子去轰击研究的靶，然后记录从 靶中反射出来的信息。要分析一个电路的工作状态，需先输入一个电信号， 然后测量输出端的各种电学参数。这些物理学的方法中信息源是很清楚的， 从信息源到反射信息的过程时间也很短，一般在小时，分、秒或更短的时间
　　
内，干扰的因素相对较小。再如要测定一个大水库水体的质量，可以加入放 射性强度为 a0，质量为 m 的示踪剂，如 22Na。混合后测定水的放射性强度为 a，由于时间短，可以不考虑放射性衰变，则水体的质量 M＝m·a0/a。如果 水体是流动的，问题就变得复杂一些，通过校正计算，还容易解决这一问题。 以上所谈，都是利用人工信息源的办法。但是如果研究的对象是整个海洋， 要了解海洋的地球化学和动力学过程，那就不可能借助人工加入信息源的办 法，只有靠天然信息源。人们终于找到了这一类天然信息源，如宇宙线在大 气中产生、并不断地进入海洋的 14C，39Ar 等放射性核素。通过测定海洋中不 同部位的 14C 和 39Ar 强度，并运用一定的模式（如箱状模式）分析，就能了 解海洋过程。地质过程由于时间长达几百万年，甚至几亿年，不能应用人工 信息源，而且干扰因素很多，尤其像地壳地幔体系的研究，情况就更复杂了。 但仍可以设法找出合适的信息源。如在 Nd，Sr 同位素示踪研究中，常用测量 值与原始地幔值的相对偏差ε值来表示其特征，它更能反映岩浆在地壳地幔 的演化意义，原始地幔值就是一种信息源。应用信息与信息源比较研究方法 的优越性，还可从稀土元素地球化学研究中看出。60 年代之前，利用稀土元 素作图，不能很好地解释地质过程。然而应用了稀土元素球粒陨石标准化这 一简单数字处理后来作图，就能说明很多的地质现象。因为我们把球粒陨石 中稀土元素含量作为地球物质稀土演化的起点。这样，相互之间就容易进行 对比，发现问题。
　　3）制约 制约也同样包含两方面的含义，即条件制约和推论制约。在作 模式推论之前必须要知道某些或一系列的条件制约。所谓条件，就是已知条 件，或初始条件，或中间条件。它是根据以往的研究成果、新的实验资料和 其他学科的研究结果而得出的。由于研究对象的复杂性，已知条件常常是一 种可能性或一个大致的范围，或上、下限，这些便构成了条件制约。如要研 究地球内部温度随深度变化的曲线，观察到的信息是地表热流，信息源是放 射性元素释放的热能，条件制约是放射性元素在地球各层圈中的分布状况， 重要层圈界面的高温高压实验资料和地球物理证据。如岩石圈、软流圈界面
在 1200—1300℃，670km 界面处出现方镁石的相转变温度在 1960℃左右等。
推论制约是根据一定的演化模式与前提条件所推断的地球化学制约。如已知 大气圈的质量为 5.1×1021g，大气中氩的分量为 0.93％。由于原始大气中不
含 40Ar，它是由 40K 的放射性衰变而产生的，以此可根据放射性衰变定律推
断地球中钾的平均含量下限应大于 55ppm。又根据地表热流的观察，可以制 约地球中平均钾含量的上限应低于 440ppm。再如从元素的同位素比值可以推 断元素起源的年龄。现在的 238U/235U 比值是 137.88，而根据核子合成的核物 理理论，元素形成时的 238U/235U 比值只可能在 1—2 的范围内。由此可以得 到推论制约：元素的形成年龄应在 50—60 亿年之间。
　　由于地球演化的过程很复杂，人们不可能简单地从一个角度建立起绝对 的推论制约。如同公安人员破案，不能仅抓住单一的怀疑对象来进行，必须 提出所有可能的怀疑对象，然后逐个进行筛选，以缩小怀疑对象。这种思想 方法对处理任何复杂事情都是一样的，地球化学的思想方法也不例外。从一 个角度给出一定条件的制约，从另一个角度给出另一种范围的制约，最后才 可能把事情说得可靠一些。因此，地球化学特别强调对研究问题的多重制约。
　　4）过程机制 要建立正确的模式，还必须了解发生在地球各圈层的各种 演化的过程与机制。如部分熔融、结晶分异、同化混染、交代变质、再循环、
　　
造山作用等等。研究大的问题要有地球动力学的构思，如板块俯冲、碰撞、 地幔对流等等。在模式研究中要采用各种方法尽可能的判断研究对象的形成 过程与机制。
　　5）模式的正演与反演 正演与反演是模式研究中的两种不同方法。正演 是假设一定的过程机制和模式参数，根据确定的信息源，从模式计算中得出 反射信息的理论值，并与实际观察值进行比较。如果两者不符合或相差甚远， 则需进一步修正过程机制的假设和（或）改变模式参数。直至两者可以进行 比较，便认为过程假设有一定的合理性。对于复杂的观察值，一般先用正演 的方法，如玄武岩成因过程中部分熔融程度和分离结晶程度的微量元素计算 法、壳幔演化的铅构造模式等。合理的正演模式应较好地解释所有观察到的 资料（反射信息），即具有自身的多重制约性。模式的反演一般应用于对过 程机制了解比较清楚、模式比较成熟的情况。可以根据观察到的反射信息来 计算出某些模式参数，应用这些参数来说明地质地球化学过程。反演方法对 过程机制和模式要求比较严格，是地球物理研究中常用的方法。在岩石地球 化学研究中，因为对过程机制的非准确性，应用还不普遍，有时方法还不完 全成熟。U－Pb 多阶段模式属于反演性质，一致曲线年龄也是反演的。当用 各种制约同位素反演得到相同的结论，那就相当可信了。微量元素的系统反 演方法由 Minster 和 Allegre 等提出，正在不断完善之中。
概括起来，地球化学模式研究方法的建立，可用下面的框图表示。





参 考 文 献

［1］涂光炽等。地球化学。上海：上海科学技术出版社，1984：447
［2］赵伦山，张本仁。地球化学。北京：地质出版社，1988：404

第二章 化学元素的丰度与分布

2.1 元素丰度的概念和表示方法

2.1.1 丰度和丰度体系


　　自然界一切物体，如宇宙天体、地质体、生物体等都是由化学元素组成 的，一种化学元素在某个自然体中的重量占这个自然体的全部化学元素总重 量（即自然体的总重量）的相对份额（如百分数），称为该元素在自然体中 的丰度。因此，元素丰度就是化学元素在一定自然体中的相对平均含量。
　　丰度通常是指元素在较大自然体中的平均含量，如元素的地壳丰度，元 素的地球丰度，元素的太阳系丰度等。如果这个自然体占据一个较小的空间 位置时，习惯上称为元素的平均含量。如花岗岩中元素的平均含量，某矿区 中元素的平均含量等。
　　无论地球化学的研究领域和对象如何发生变化，研究自然体的化学组 成，化学反应和化学演化始终是地球化学的基本任务。其中化学组成又是首 当其冲的。因而自然体的元素丰度研究是地球化学领域极为重要的一个组成 部分。特别是地球化学发展的早期阶段，世界著名的地球化学家，如克拉克， 华盛顿，维尔那茨基，费尔斯曼（A.E.Ферсман），以及戈尔德斯密 特都曾致力于化学元素丰度的研究。克拉克一生从事丰度研究达 40 余年，前 后共发表了五版元素丰度的资料。克拉克被公认为地球化学的最早奠基人之
一。
由于条件所限，早期的元素丰度工作主要是指地壳元素丰度，确切地讲 是大陆地壳丰度，而且局限在主要元素。由于当时对地壳结构模型的认识还 很模糊，地壳元素丰度的计算比较粗糙。随着科学技术的发展，一方面从光 谱技术探测太阳系和宇宙体的元素丰度，另一方面矿产资源勘测和地质科研 实践，提高了对地球、地壳内部构造的认识，积累了大量有用的资料，使得 元素丰度的工作向更大尺度和更小尺度两方面的延伸，通过众多地球化学家 的共同努力，目前已建立起比较系统的丰度体系，如表 2.1 所示。
表 2.1 元素丰度体系*



?类木行星
? ? ?


?地盾区地壳

? ? ?陆地地壳丰度 ?褶皱区地壳丰度

? ?地壳丰度?
?

?
?浅洋区地壳丰度

?
宇宙丰度 ? 太阳系丰度 ?地球丰度 ?

?海洋地壳丰度 ?
?? ?深洋区地壳丰度

? ? ? ?
??类地行星

?上地幔丰度
?下地幔丰度
?
?地核丰度



*(据黎彤、倪守斌，1990，改编)
　　在这一领域里值得一提的是我国学者黎彤。他从 60 年代起，针对国外学 者计算丰度中存在的问题，重新计算了地壳元素丰度。尔后，又求得元素地
　　
球丰度。及陆地地壳、海洋地壳等次一级构造单元的丰度，并进一步计算中 国陆壳元素丰度。
　　不同层次的元素丰度是互相关联的，小尺度是为大尺度服务的，是建立 大尺度丰度的定量基础。反过来，大尺度丰度可以作为小尺度丰度的背境值。 丰度体系的建立，有助于研究各自然体系内的化学演化规律，划分各级丰度 系数，说明元素在自然体中富集和贫化的状况，使得元素丰度和演化的研究 更加定量化、系统化。
关于几个名词的说明：
1.克拉克值 是地壳中元素重量百分数的丰度值。 这是为了表彰克拉克在这方面所作的卓越贡献，由费尔斯曼提议而命名
的。
　　2.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 区地壳元素丰度值。
　　3.丰度系数 是指某一自然体的元素丰度与另一个可作为背景的自然 体的元素丰度的比值，因为丰度体系是多层次的，所以丰度系数也是多层次
的，如以地球丰度为背境，则地壳中该元素的丰度系数定义为 K1=地壳丰度/
地球丰度。
如以地壳丰度为背境，则全球陆地地壳的该元素丰度系数定义为 K2=陆
地地壳丰度/地壳丰度。依次类推。当 K＞1 时，称为富集，当 K＜1 时，称为 贫化。因此，丰度系数可用来指示元素的富集和贫化及其程度。

2.1.2 丰度表示法


　　元素丰度常用三种单位来表示，即重量单位、原子单位和相对原子单位。 由于采用单位不同，元素丰度有下列三种名称：
1.重量丰度，以重量单位表示的元素丰度，常用的级序有三种：重量百
分数（wt％），用于常量元素；克/吨（g/t）或 ppm（parts per million）， 用于微量元素；毫克/吨（mg/t）或 ppb（parts per billion），常用于超 微量元素。
2.原子丰度，以原子百分数（原子％）表示的某元素在全部元素的原子
总数中的分数。
　　3.相对丰度，常以原子数/106 硅原子为单位。也有采用原子数/104 硅原 子或原子数/102 硅原子为单位的。这种单位是取硅的原子数等于一百万个
（106）原子，并以此为基数，求出其他元素相对原子数。所以，这种单位实 际上就是各种元素的原子数与一百万个硅原子的比值。常用于宇宙元素丰 度，所以又称为宇宙丰度单位，简称 C A.U.（Cosmic abundance unit）。 选择硅原子作为对比标准的原因是：1）硅元素在自然界中分布相当广泛，便 于对比各种自然体系的丰度值；2）硅是形成不挥发的稳定化合物的元素；3） 硅在化学分析和光谱分析中，都是较易精确测定的元素。取硅原子为 106 时， 绝大部分元素的相对原子数介于 106—10-4 之间。
　　在上述三种不同单位的元素丰度中，重量丰度是基本的，最常用的，原 子丰度和相对丰度都可根据重量丰度换算取得。
　　在岩石化学全分析中，常用氧化物的重量百分数表示。这样，该元素的 重量百分数为
　　
a * X
W ? * W
m 0
式中 a 是该元素的原子量，X 是氧化物中该元素的原子个数，m 是氧化物分子
量，W0 是氧化物重量百分数。
　　将氧化物的重量百分数或元素的重量百分数换算成原子丰度。设 a 为一 元素的原子量，N 为任一元素的原子个数，,则
Ni=Wi/ai

任一元素的原子百分数 At 为
N i



Wi / ai



W0,i ?Xi / m i

A = 翹 ?100 = 耊 / a ?100 =

耊 ?X / m ?100

式中∑N 是参与计算的全部元素的原子数总和。 将重量丰度换算为相对丰度。设 Ri 为任一元素的相对丰度，则
Ri=｛（Wi/ai）/（Wsi/28.09）｝×106
式中 Wsi 为元素硅的重量丰度，28.09 为硅的原子量。
　　此外，在讨论稀土元素或某些微量元素的地球化学问题时，还常用到一 种所谓球粒陨石标准化丰度。它实际上是一种以球粒陨石作为背境值的丰度 系数值。主要用来图解处理，可以构筑稀土元素丰度系数一原子序数曲线图 解。构筑这种图解的目的是消除普遍存在于稀土元素中的奇偶效应，以便将 微小的分异变化在图上显示出来。这种丰度表示法在微量元素地球化学中还 要作详细讨论。
　　
2.2 太阳系的化学组成


　　太阳系由太阳、行星、行星物体（宇宙尘、彗星、小行星）和卫星所组 成，其中太阳集中了整个太阳系 99.8％的质量。
　　行星沿椭圆形轨道绕太阳运行。在它们中间可划分成两种类型：接近太 阳的较小的内行星—水星、金星、地球、火星，也称类地行星；远离太阳的 外行星—木星、土星、天王星、海王星和冥王星，也称类木行星。在火星和 木星之间存在着数以兆计的小行星（小行星带）。它们的大小相差极大。最 大的直径可达数百公里，最小的仅 1m。其数量在 1011 个以上。
　　确定太阳系元素丰度的途径是：（1）对太阳及其他星体辐射的光谱进行 定性、定量测定；（2）直接测定地球岩石、月球岩石和各类陨石；（3）利 用宇宙飞行器对临近地球的星体进行观察和测定；（4）分析测定气体星云、 星际物质和宇宙线组成。
　　化学元素在太阳系中的分布特点主要表现为：内行星体积小、密度大， 主要元素是 Fe，Si，Mg 等挥发性元素；外行星体积大、

表 2.2 太阳系的基本资料* ①




）


















*引自 Mason and Moore 1982，及 Henderson．1982
密度小，主要是 H，He 等挥发性元素。有关太阳系的基本资料如表 2.2 所示。

2.2.1 太阳的化学成分


　　太阳是一个炽热的球体。表面温度可达 5000—6000K。太阳外表的稀薄 大气层，称为日冕（Corona），由等离子体构成。这种等离子体以每秒几百 公里的速度向四周扩散，形成的粒子流叫做太阳风。

表 2.3 太阳表层的元素丰度* （Si＝106 原子）

1
2


3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25 H
He


Li
Be
B
C
N
O
F
Ne
Na
Mg
Al
Si
P
S
Cl
Ar
K
Ca
Se
Ti
V
Cr
Mn 2.24 × 1010
1.41 × 109


0.22
0.032
〈 2.8
9.33 × 106
1.95 × 106
1.55 × 107
8.12 × 102
8.32 × 105
4.27 × 104
8.91 × 105
7.41 × 104
1.0 × 106
7.08 × 103
3.6 × 105
7.1 × 103
2.2 × 104
3.24 × 103
50.1 × 104
24.5
2.51 × 103
2.34 × 102
1.15 × 104
5.89 × 103 26 Fe
27 CO


28 Ni
29 Cu
30 Zn
31 Ga
32 Ge
37 Rb
38 Sr
39 Y
40 Zr
41 Nb
42 Mo
44 ru
45 Rh
46 Pd
47 Ag
48 Cd
49 In
50 Sn
51 Sb
55 Cs
56 Ba
57 La
58 Ce 7.08 × 105
1.78 × 103


4.27 × 104
2.57 × 102
6.31 × 102
14
70.8
8.91
17.8
2.82
12.6
1.8
3.24
1.51
0.562
0.71
0.16
1.59
1.00
2.2
0.22
〈 1.8
2.75
0.302
0.794 59
60


62
63
64
66
68
69
70
71
72
74
75
76
77
78
79
80
81
82
83
90
92 Pr
Nd


Sm
Eu
Gd
Dy
Er
Tm
Yb
Lu
Hf
W
Re
Os
Ir
Pt
Au
Hg
Tl
Pb
Bi
Th
U 0.102
0.380


0.12
0.1
0.295
0.257
0.13
0.04
0.2
0.13
0.14
1.1
〈 0.01
0.11
0.16
1.26
〈 0.13
〈 2.8
0.18
1.91
〈 1.8
0.035
〈 0.99



太阳大气层的质量，不足太阳总质量的 1％。
　　太阳大气层的化学成分是通过太阳光谱的分析资料获得的。由于太阳具 有极高的温度，推断其物质能通过扩散而达到均一。因此，认为太阳大气层 的化学成分可能和太阳内部成分无明显差别。目前从太阳光谱中测得的化学 元素达 85 种。这些元素在太阳表面温度下，绝大多数都呈原子状态或等离子 体存在。虽然发现有以分子状态存在的，但种类和数量都非常少。关于某些 元素在太阳大气中未被发现的原因，多数可能和那些元素在太阳表层中的丰 度过低，现有的光谱技术还不能检出有关。
　　太阳表层中分布的主要元素丰度如表 2.3 所示，其最显著的特征是氢和 氦具有极大的丰度，这两种元素几乎占了太阳质量的 99％以上，维持太阳表 面极高温度的能源就是来自在太阳中发生的由氢合成氦的核能。

2.2.2 陨石的类型和化学组成


　　陨石是从外界空间降落到地球上来的固态物质。其大小可从显微颗粒到 几千千克重的块体。每年降落到地球上的陨石，据估计大约有 500 多块，但
　　
能看到其降落而被发现的仅约 1％。1976 年 3 月 8 日降落在我国吉林境内的 大规模的陨石雨，是比较罕见的现象。
　　陨石可能起源于彗星，也可能来自位于火星和木星之间的小行星带。因 为陨石是来自地球以外的太阳系中其他天体的样品，又能对其进行仔细的高 精度分析。因此，到目前为止，陨石的化学分析资料是估定太阳系元素丰度、 探索太阳系起源及元素地球化学行为、推断地球及其他行星内部化学组成的 最有价值的资料，陨石的研究对地球化学和宇宙化学有着重要的理论意义。
1.陨石类型 陨石的种类是多种多样的。有的几乎全由金属组成，有的则几乎全由硅
酸盐组成。如何对陨石进行分类，还存在许多争论。比较简便的分类方法， 是以陨石中金属含量为依据，将陨石分为三大类：
金属含量
?
? 铁陨石 大于90 ％
? 铁—石陨石（石—铁陨石） 约含50％
? 石陨石? 球粒陨石 约含10％
? ? 无球粒陨石 小于、等于1％

　　铁陨石（siderite）主要由二种矿物组成，即铁纹石和镍纹石，这类陨 石平均含金属 98％。主要为镍铁合金，镍含量在 4％—30%之间。除金属矿物 外，一般还有副矿物，如陨硫铁（Fes）、磷铁镍钴矿及石墨等。这些付矿物 呈小圆块散布在金属中。根据矿物晶体结构和 Ni/Fe 比值，铁陨石一般又可 划分成六面体式陨铁、八面体式陨铁和富镍中陨铁陨石三个亚类。也可根据 微量元素参数法划分成 13 个化学群、包括 11 个岩浆型和 2 个非岩浆型两大 类。Wasson（1974）对铁陨石按 Ni，Ga，Ge，Ir 含量进行分类，能比较灵敏 地反映各类铁陨石的形成条件。
铁—石陨石（siderolite）由大致等体积的硅酸盐相和铁镍相组成。根
据两相比例可划分出橄榄陨铁、中陨铁、古英铁镍陨石和古铜橄榄陨铁四个 亚类。铁—石陨石无论从结构构造、矿物组成、化学成分和演化历史来观察， 都是兼有铁陨石和石陨石的特性，因而对探讨陨石成因具有特殊意义。铁— 石陨石比较少见。
石陨石（Aerolite）主要由硅酸盐矿物组成。根据是否含球粒可分为球
粒陨石和无球粒陨石两个亚类。 球粒陨石（Chondrite）是各类陨石中最常见的陨石类型。其最大特点是
含有球体，具有球粒构造。球粒一般由橄榄石和斜方辉石组成，而球粒间的 基质常由镍铁、陨硫铁、斜长石、橄榄石、辉石等组成。按照球粒陨石的化 学和矿物组成球粒陨石可分成 E 群（顽火辉石球粒陨石）、O 群（普通球粒 陨石）和 C 群（碳质球粒陨石）等三大群。其中普通球粒陨石又可划分为 H 型（高铁的橄榄石、古铜辉石球粒陨石）、L 型（低铁的橄榄石、紫苏辉石 球粒陨石）、LL 型（低铁、低金属的橄榄石、紫苏辉石球粒陨石）等三个亚 群。碳质球粒陨石按化学成分可分为 CI，CⅡ和 CⅢ三个类型。主要特征是含 有机碳化合物分子，并且主要由含水硅酸盐组成。
　　无球粒陨石无球粒结构，其成分多与火成岩相似。无球粒陨石根据 CaO 含量可分为贫钙型（CaO≤3％）、富钙型（CaO≥5%）两类。无球粒陨石的硅 酸盐相达 98％以上，特别是富钙无球粒陨石几乎不含金属相。硫化物相含量
　　
一般为 1％。 无球粒陨石、铁陨石和铁石陨石均称为分异型陨石。即它们经历过岩浆
侵入或喷出、或部分熔融产生结晶分异、或岩浆残留物凝结等过程。 玻璃陨石（tektite）是一种黑色块状天然玻璃。是一种经过熔融很快冷
却，凝结的天然物质，曾被认为是一类陨石。其 SiO2 含量很高，类似黑曜岩。
但其他成分和结构与黑曜岩相差很大。人们至今未见到一个陨落的玻璃陨 石。现在积累的许多资料促使人们倾向于把玻璃陨石看成是由于彗星或大型 陨石冲击地球时引起物质熔化的产物。玻璃陨石的研究将提供地球历史上天 体物质冲击地面所产生的各种效应，从而推演其他天体表面冲击的演化过程 的启示。
2.陨石的化学组成 陨石的化学组成是对单个陨石直接测定结果的总结。由于陨石具有各种
不同的类型，陨石的个体不大，数量有限，因而其化学组成变化较大，随着 陨石样品和分析资料的不断补充、积累，各种陨石的平均化学组成将会不断 地更新。
　　石陨石和铁陨石的平均化学组成示于表 2.4 中，铁石陨石的化学组成界 于两者之间。从表中可知，组成陨石的主要元素是氧、铁、硅、镁、四种元 素，它们占重量的 90％以上。
陨石中金属相（或 Fe-Ni 相）、硫化物相（或陨硫铁相）、硅酸盐相的
主要化学元素成分如表 2.5 所列。从表中可知，金属相中主

表 2.4 陨石的平均化学组成* ①（wt％）


元素 铁陨石 石陨石 陨石平均 O — 35.71 31.55 Fe 89.70 23.31 30.70 Si — 18.07 15.82 Mg — 13.67 12.17 S 0.08 1.80 2.60 Ca — 1.73 1.52 Ni 9.10 1.53 1.44 Al — 1.52 1.34 Na — 0.65 0.60 Co 0.62 0.12 0.11

*摘自 Heide，1957．

表 2.5 陨石相的主要元素组成（wt％）

元素 金属相 硫化物相 硅酸盐相 Fe 90.78 61.10 15.60 Ni 8.59 0.10 0.14 Co 0.63 0.0 0.02 O — — 41.02 Si — — 20.57 A1 — — 1.74 Mg 0.03 — 15.82 Ca 0.05 — 1.97 Na — — 0.78 K — — 0.20 Ti 0.01 — 0.18 Cr 0.03 0.12 0.35 P 0.18 0.30 0.07 S 微量 34.76 — Mn 0.03 0.05 0.30

摘自 Heide，1957.
要是 Fe，Ni，其次是 Co，P。陨硫铁相主要是 Fe，S，P。硅酸盐相则富集 O， Si，Al，Mg，Ca，Na，K，Ti，Cr 等地球上的造岩元素。
球粒陨石是发现其陨落的数量最大的一类陨石。有人统计过在发现其陨
落并收集到的陨石中，球粒陨石占 86％以上。因而研究资料比较丰富。由于 球粒陨石是一种多相组合的集合体，同一种元素可以不同价态和不同存在形 式分别赋存在同一陨石体的不同相中，如 Fe2+存在于金属相中；Fe2+存在于 硫化物相、硅酸盐相；Fe2+存在于硅酸盐相中的氧化物等，给精确分析带来 了困难。长期以来，不同作者对球粒陨石提出了各不相同的化学成分表。表
2.6 是最近欧阳自远根据前人资料总结的分相的球粒陨石平均组成。表 2.7
是不分相的平均组成。 一般认为，碳质球粒陨石是比较初始的陨石，碳质球粒陨石中的非挥发
性组分如 Fe，Si，Mg，Al，Ca 等代表了太阳星云的平均化学成分，尤其是
CI 型碳质球粒陨石。其元素丰度几乎同太阳中所观察到的非挥发性元素丰度 完全一致，如阿伦德碳质球粒陨石（见图 2.1）。因此碳质球粒陨石的化学 成分被用于估计太阳
表 2.6 球粒陨石的陨石

样
陨石类型 品 数 硅酸 SiO2 MgO FeO ④ Fe2O3 Al2O3 CaO Na2O K2O Cr2O3 普通球 100
粒陨石
H 45
27
L 55 ①
30
LL 7
HL ② 4 38.29


36.41
36.52
39.70
39.88
39.38
33.88 23.93


23.09
23.48
24.58
24.98
25.40
32.68 11.95


8.87
8.87
14.33
13.12
17.70
24.00 —


—
—
—
— 2.27


2.60
2 （ 43
2.81
2.31
2.21
2.67 1.90


1.87
1.82
1.92
1.90
1.96
2.25 0.90


.93
.85
.94
.88
.87
.59 0.10


.10
.14
.11
.14
.21
.049 0.37


.33
.362(431.82
.41
.44
.30
.50 顽火辉石
8
球粒陨石
EH 5
EL 6
38.62

35.81
41.15
21.01

17.90
22.89
1.69
—

—
—
1.87

1.95
1.98
1.97

1.43
1.24
1.00

.93
.85
.11

.13
14
.35

.Cr=0.24
Cr=0.29 碳质球粒 陨石
C1 3
C2 8
C3 5


23.08
27.31
33.75


15.56
19.00
23.86


10.32
20.06
24.32


—
—
—


1.77
2.31
2.65


1.55
2.03
2.32


.76
.54
.55


.07
.05
.05


.28
.39
.51

*包括 L 及 LL；②Keil（1969）及 Gomes 和 Keil（1980）将普通球粒陨
石划④Fe2O3 均以 FeO 表示；（据欧阳自远，1988）平均化学成分
盐相 金属相


总计 Fe Ni Co P 总计

FeS2C 其他

81.00 11.65 1.34 0.08 0.05 13.11 5.89
75.05 17.45 1.68 .10 .05 19.28 5.67
75.42 17.23 1.58 .085 — 18.90 5.35 .107)
.26 0.11 0.22 .24 — 85.63 7.13 1.07 .07 .04 7.31 6.06 .27 0.15 0.26 .34 — 84.67 7.7 1.12 .59 — 8.88 6.17 .097) .32 0.19 0.22 .37 — 89.58 3.39 .95 .052 — 4.39 5.87 .20 0.13 0.30 .53 — 88.78 3.64 1.43 .007 — 5.15 5.90 .33
66.29 19.82 1.66 .12 — 21.60 10.70 .29 .77

Ti=0.07 ， Mn=0.18
Ti=0.05 ， Mn=0.10

③ 32
85
③
24.88

1.77 .09 .17 S=5.57 .43


1.53 .11 .12 S=3.31 .34

.19 .08 .27 .20.54 1.17 75.60 .11 .02 .00 — 0.13 16.88 3.62 3.77 .17 .10 .27 13.23 1.56 87.02 .00 .16 .00 — 0.16 8.58 2.44 1.80 .20 .12 .32 1.00 .33 89.98 2.34 1.08 .06 — 3.48 6.08 0.46 —

分出 H，L，LL 和 HL，HL 即高铁低金属群普通球粒陨石；③为铁和总含量；
表 2.7 球粒陨石的平均化学成分* （不包括 S，H，C，O）




重量％ 顽火辉石球粒陨石
（ E ） 普通球粒陨石
（ O ） 碳质球粒陨石
（ O ） H L(LL) I(I) M(Ⅱ) O （Ⅲ） V （Ⅲ） Si
Ti
Al
Cr
Fe
Mn
Mg
Ca
Na
K
P
Ni
Co
Fe/Si
Mg/Si
Al/Si 25.15
0.05
1.18
0.37
50.62
0.29
15.88
1.82
1.15
0.14
0.46
2.79
0.12
2.01
0.631
0.047 33.49
0.07
1.73
0.38
36.26
0.20
22.63
1.57
1.10
0.08
0.25
2.11
0.15
1.08
0.676
0.052 26.40
0.09
1.89
0.45
43.00
0.40
21.80
1.95
0.99
0.12
0.23
2.54
0.14
1.63
0.826
0.072 30.76
0.12
2.09
0.51
35.65
0.44
24.73
2.24
1.15
0.15
0.25
1.81
0.10
1.16
0.804
0.068 24.31
0.09
1.96
0.54
43.64
0.40
22.44
2.36
1.29
0.12
0.33
2.41
0.12
1.80
0.923
0.081 25.33
0.12
2.29
0.57
42.14
0.31
22.91
2.58
0.82
0.12
0.25
2.44
0.12
1.66
0.904
0.090 25.46
0.16
2.28
0.58
41.75
0.26
23.48
2.54
0.74
0.16
0.18
2.28
0.13
1.64
0.922
0.090 26.01
0.15
2.42
0.59
40.85
0.27
23.78
2.64
0.64
0.05
0.22
2.24
0.13
1.57
0.914
0.093

据 Dodd，1981；由 Mason，1965，1966 资料换算。


系中非挥发性元素的丰度。碳质球粒陨石目前已发现各类有机化合物如氨基 酸、卟啉、烷烃、芳香烃等 60 多种，这对研究生命前期有机质的合成和化学 演化，探索地球生命物质的起源提供了重要的证据。
3.陨石化学组成的意义
　　陨石的三种基本类型的明显存在，曾使得人们推测陨石来自某个行星（陨 石母体）。这个母体已经分异为硅酸盐外壳和富含金属的内核。当这样一个 行星破碎后，就产生不同类型的陨石。譬如铁陨石来自母体内核，铁石陨石 来自内核和外壳的交界处，各种不同的石陨石则来自富硅酸盐外壳的不同地 区。这就是所谓的陨石单一母体假说。这种假说在本世纪上半叶很流行。
但是，越来越多的陨石化学和同位素资料与这种假说不符。陨石的放射
性同位素和稳定同位素研究可以提供陨石事件的许多时间信息，如陨石母体 破坏年龄（宇宙线暴露年龄），陨石冷却年龄（气体保存年龄），元素形成 年龄（核合成年龄），陨石形成年龄及陨石降落年龄等。测定表明，各主要 类型陨石之间存在年龄差异，同一基本类型陨石中各组陨石之间，也存在年 龄差异。三种基本类型陨石中化学组份的不连续性，不同陨石中的次要元素 和某些微量元素成分上的明显差异，以及氧同位素组成上的差别等等。这些 资料都支持陨石成因的多母体假说。现在比较倾向的意见则是位于火星和木 星之间的小行星带的各种类型小行星，是提供陨石母体的最可能来源。而且 那里的某些小行星的轨道与地球轨道斜交，所以，很有可能进入地球的引力 场作为陨石而被捕获。

2.2.3 月球化学

1.月球概况
月球距地球的平均距离为 284，402km，半径为 1738k。m 体积为 22×
109km3，质量为 7.353×109g。平均密度为 3.34g/cm3。 根据月面上的地震探测资料判断，月球内部是分层的。可分为月壳、月
幔和月核三个基本层壳。各层壳的平均厚度是：月壳 60km，月幔 980km，月
核 700km。 月壳的地形分为月海和高地两部分。月海地势低洼，无水；高地为山地
地势。月面大部分被一层疏松岩石、矿物颗粒和玻璃碎块以及少量陨石碎屑 所复盖。月壳岩石富斜长石和辉石，岩石的角砾化作用估计可达 10km 的深 度。岩石破碎的原因，可能是与陨石的冲击作用、月面日夜温差大（150℃）、 岩石导热性低有关。月球大气圈非常薄，缺少水蒸气，并具有还原性质，在 这样的化学环境下，即使是月球上非常古老的岩石也能保持新鲜状态。月球 表面岩石密度为 3.1—3.2g/cm3，和月球平均密度相差不大，说明月球物质 的分异是相当微弱的。
2.月岩和月球的化学组成
　　由于美国的宇宙登月仓 Apollo—11，12，14，15，16 和 17 及原苏联的 宇宙自动站 Luna—16，20，24 的飞行，人类已成功地从月球表面采回 380kg 以上的月球表面物质样品，包括结晶岩石、未胶结的微粒物质（月壤）及角 砾岩等，使得人们对月球的认识和月球的物质成分有了深入的理解。
月岩是月壳上结晶的岩石，主要有三种类型：
　　（1）月海玄武岩。是一种富铁玄武岩，主要分布在月球表面相对低洼的 广阔的月海地区。它们主要由钙质斜长石、单斜辉石和钛铁矿等组成，常含 有橄榄石。在化学成分上和地球上的大洋拉斑玄武岩相似，但 TiO2 和 FeO 含
量较高。
　　（2）高地斜长岩。它是组成月球高地的主要岩石。化学成分上以富铝为 特征。其 TiO2 和 FeO 含量偏低。主要岩石类型是斜长岩、橄长岩、苏长岩和
富斜长石的辉长岩。
表 2.8 典型月岩的主要化学成分①（wt％）

　　样品编号 元素 月海玄武岩 高地玄武岩 克里普岩 斜长岩 A — 12 A — 14 A — 16 L — 20 SiO2
TiO2
Al2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
Cr2O3 45.00
2.97
9.76
19.70
0.27
10.90
9.97
0.33
0.05
0.09
0.05 48.00
1.50
12.00
16.00
0.29
8.40
12.00
0.58
0.14
—
0.44 47.18
1.04
19.98
7.58
0.12
10.34
12.03
0.44
0.32
0.40
— 44.20
0.32
19.10
6.91
0.12
13.37
13.3O
0.48
0.47
0.17
0.18

Виногрдов，1975。
　　（3）高地玄武岩。由钙质斜长石、单斜辉石和钛铁矿三种矿物组成。同 月海玄武岩相比，铁镁矿物和不透明矿物含量偏低，斜长石含量偏高，富铝。 在高地玄武岩中，有一种富钾（K）、稀土（REE）和磷（P）的岩石，称为克 里普（KREEP）岩。这种岩石地球上未曾发现，是岩浆分异或残余熔浆结晶形 成的富挥发份的岩石，有时被称为“月球花岗岩”。
上述主要类型月岩的某些典型样品的主要化学成分如表 2.8 所示。其微
量元素组成如表 2.9 所示。

表 2.9 月岩的微量元素成分①（ppm）

①据Виногрдов，1975。 月球表面岩石的年龄测定表明，月壳形成于 4.5×109a（年）前，并于
3.0×109a 前就遭受角砾岩化和变质作用。高地玄武岩年龄在 3.9×109—4.0
×109a，月海玄武岩稍年青些，但也在 3.1×109—3.9×109a。因此，月球表 层均由十分古老的岩石构成，而且由于月球上缺少水和大气，不存在地球上 那种风化作用，月球表层很少受到后期作用的干扰，基本上保留了其原来的

面貌，使得月球表层的研究为了解地球早期历史提供有用的线索。 曾提出多种方法来估计整个月球的化学组成，但是由于对月球的成因有
不同的假说（俘获说，分裂说，双星说），不同方法所依据的资料不同。所 得结果差异较大。总的讲，月球的总体成分和地球平均成分有较大差别，也 不符合球粒陨石平均成分和太阳系的平均成分。月球比地球和球粒陨石富含 难熔元素，亏损挥发性元素和亲铁元素。月球挥发性元素比地球贫 50—100 倍。

2.2.4 行星和行星间物质的化学成分


1.行星的化学成分 由于行星表层温度较低，缺乏原子光谱的激发条件，无法用光谱测定其
成分。过去只能通过一些间接方式获取某些粗浅的认识，近年来由于宇宙探 测器对行星大气进行探测，使人们对行星大气化学成分有了了解。类地行星
与外部行星大气层成分有明显差异，内行星缺乏原始星云中气体组份（H2 ，
He），外行星则富这种组份。 对于行星内部结构和化学成分，仍只能用间接方式获取的资料进行理论
推断。如根据行星的体积和密度资料，估算各行星内镍—铁相与硅酸盐相的
比例。按这一原则算出的内行星金属内核半径占整个半径的比值：水星 0.8， 金星 0.53，地球 0.55，火星 0.4，即愈靠近太阳，金属镍铁含量愈高。这还 有待于从理论上阐明。
外行星的密度（大约在 0.7～2.47g/cm3）要比内行星小得多。推测在这
些巨大行星中气体应占较大比例，可能主要是氢及其化合物，如甲烷、氨等。
2.行星间物质组成 星间物质为散布于星际空间中极稀薄的气体和极少量的尘埃，它们被视
为形成新星的物质，它代表了宇宙间最少遭受分馏的物质。
　　在地球轨道附近的行星空间中，主要成分是正离子（绝大部分是质子）、 电子以及 He，C，N，O 和某些重元素的核。行星际空间还充斥着来自银河系 空间、行星及太阳风等的电磁波。
宇宙射线是来自宇宙空间的高强粒子流，主要由质子、α粒子、其他较
重元素的原子核以及电子、中微子和高能光子（X 射线和 γ射线）所组成。 其中质子约占 87％，α粒子占 12％，其余为 Li，Be，B，C，N，O 的原子 核等。宇宙线粒子的平均能量为 1010eV，已探测到的最高能量为 1020eV。地 球大气层边缘处宇宙射线的强度为每平方厘米 1 个粒子。

2.3 地球的化学组成

2.3.1 地球的结构模型
　　地球是地球化学研究的主要对象或体系。了解地球内部物质的成分与状 态是理解发生在地球内部和地壳中各类地球化学过程的基本前提。目前关于 地球内部结构和成分的观点主要是依据地球物理学的资料建立起来的。
　　地球表面有水圈、大气圈和生物圈，这些是人们可以直接观察到的地圈。 通过地震波传播速度在地球内部的变化和其显示的间断面，以及地球内部物 质密度的不均匀分布，得出地球内部同样具有层圈结构的认识。即地球内部 是由地壳、地幔和地核等层圈组成，各层圈内部还可划分出次一级的界面。 因此，整个地球可以看成是大气圈、生物圈、水圈、地壳、地幔和地核等六 个地圈组成的。这就是地球的层壳结构模型。常将前三个称为外部地圈，后 三个称为内部地圈或称固体地球部分。各层圈的特征如表 2.10 所示。本节只 涉及固体地球部分的结构和组成。

表 2.10 地球层圈的特征




















①据 Henderson，1982
1.地壳（A 层） 地壳为从地表到第一个分界面（莫霍面）的地球表层。至少其上都是可
以直接观察的。关于地壳的基本特征和物质成分，大体上有比较一致的认识，
地壳的厚度各处不同，特别是大陆同海洋地壳之间有明显差别。莫霍面的深 度各处不一，各大洋盆地的莫霍面位于海平面之下 10—13km，而在大陆下面 它常常处于海平面之下约 35km 处，但在造山带地区它可下降至最大深度
（65km）。
　　在大洋盆地中大约有 4km 深的水层，大洋地壳上部为一层 0.5—2km 厚的 未固结的沉积物，然后是玄武质成分的岩石（5—8km），直至莫霍面。
　　根据地震波提供的证据，曾经认为大陆地壳可以分为二层，上层具有花 岗岩或花岗岩闪长岩成分，下层具有玄武岩成分。它们分别相当于硅铝层和 硅镁层。然而，近年来更精密的地震波研究、超深钻探以及在许多大陆区发 现的地质上的不均一性，大大地动摇了关于地壳分层的概念。现在主要认为 大陆地壳是由沉积岩、变质岩、侵入岩和火山岩互相镶嵌组成，并在平均物
　　
质成分上大概存在一种由浅到深的渐变趋势，在近地表处接近花岗岩成分而 到深处变为辉长岩成分。还有人认为上部地壳厚约 8—12km，由偏酸性的火 成岩和沉积岩组成，下部地壳主要由麻粒岩、玄武岩等中酸性或中基性岩石 组成，它在组成上比上地壳均一。上地壳中 K， Rb， U， Th 等元素含量比 下地壳要富集得多，但 Sr， Pb 等元素在上、下地壳中含量比较接近。在正 常的稳定大陆壳下，地壳底部的温度为 400—600℃，因此物质处于固态。
2.地幔
　　地幔可分为 B，C 和 D 三层。 B 层包括莫霍面以下的岩石圈部分和软流 层（地震波的低速层），一般深度范围为 33—410km。B 层通常被称为上地幔， 但也可以将过渡层（C 层，深度范围为 410—1000km）划入上地幔的。 D 层
（1000—2900km）则为下地幔。 作为地壳和上地幔分界的莫霍面性质还存在不同的观点。一种观点认为
它是一种物理上的不连续面，是由辉长岩成分的下地壳岩石相变为榴辉岩的 结果，榴辉岩具有较高的密度，但与辉长岩的化学成分基本相同。另一种观 点则认为莫霍面是化学不连续面，上地幔具有超基性岩的成分（橄榄岩和纯 橄榄岩）。这两种关系可能都是存在的。由于榴辉岩的密度（3.4—3.6）接 近上地幔的最高值（3.6），它在上地幔中不可能占很大比例。可能仅在上地 幔顶部或局部地区以析离体的形式出现。出现在玄武岩和含金刚石的金伯利 岩中的地幔包体，以橄榄岩和纯橄榄岩占绝大多数，榴辉岩包体则很少，也 可以说明这一点。
岩石圈是指由岩石组成的地圈。包括地壳和上地幔上部刚性岩石部分。
岩石圈下界位于上地幔软流圈的顶面。岩石圈的厚度究竟有多大，很不一样。 其变化范围从洋中脊地区几乎等于零，到大陆下最深可达 140km。软流圈则 是根据地震波传播的低速层（LVZ）确定的。
深入研究表明，多数橄榄岩和纯橄榄岩包体并不代表上地幔的真实成
分。这些岩石中的钾、钙、锶、钡等元素含量太低，不能通过它们的部分熔 融产生和玄武岩有相同化学成分的岩浆。所以，更多的情况下，这些岩石代 表了上地幔熔融产生玄武岩岩浆后的残留体成分。
根据这一情况，Ringwood 提出了上地幔的地幔岩（Pyrolite）模型，即
上地幔的化学成分是由 3 份阿尔卑斯型橄榄岩和 1 份夏威夷玄武岩的组份构 成。这种地幔岩熔融产生玄武岩岩浆，并留下橄榄岩和纯橄榄岩残余。由于 上地幔的地温在大陆和大洋之下相差很大，所以两种情况下地幔岩的成分也 有差异。在大陆前寒武纪地盾下面，上地幔在相当深度上是由含少量榴辉岩 析离体的橄