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地球化学知识点整理

地球化学知识点整理

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地球化学

绪论

1、地球化学的定义:

地球化学是研究地球（包括部分天体）的化学组成、化学作用和化学演化的科学

2、地球化学的基本问题：

【填空】

（1）质：

地球系统中元素的组成

（2）量:

元素的共生组合和赋存形式

（3）动：

元素的迁移和循环

（4）史:

地球的历史和演化

3、地球化学研究思路：

【简答】

在地质作用过程中,在宏观地质体变化和形成的同时，亦伴有大量肉眼难以辨别的化学组成变化的微观踪迹，它们包含着重要的定性和定量的地质作用信息,应用现代化学分析测试手段，剖析这些微观踪迹,从而揭示宏观地质作用的奥秘。

即“见微而知著”。

第1章地球和太阳系的化学组成

第1节地球的结构和组成

1、地球的圈层结构、主要界面名称：

（1）地震波（P波和S波）在地球内部传播速度的变化,反映出地球内部物质的密度和弹性是不均一的。

这种不均一性在地球的一定深度表现为突变性质。

由此得出,地球内部具有壳层结构的概念，即认为地球由表及里分为地壳、地幔和地核三个部分。

界面分别为:

莫霍面和古登堡面。

（2）上地壳和下地壳分界面为康拉德面。

上地壳又叫做硅铝层，下地壳又叫做硅镁层。

大陆地壳由上、下地壳,而大洋地壳只有下地壳。

【填空】

２、固体地球各圈层的化学成分特点:

（分布顺序）

地壳:

Ｏ、Si、Al、Ｆe、Cａ

地幔：

O、Ｍg、Sｉ、Fe、Ｃａ

地核:

Fe-Ni

地球：

Ｆe、O、Mg、Si、Ｎｉ

第2节元素和核素的地壳丰度

1、基本概念：

【名词解释】

（1）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,有一定的空间,处于特定的物理-化学状态,并且有一定时间的连续

（2）丰度：

研究体系中被研究元素的相对含量

（3）克拉克值:

地壳中元素的平均含量

（4）质量克拉克值：

以质量计算表示的克拉克值

（5）原子克拉克值:

以原子数之比表示的元素相对含量。

它是指某元素在某地质体全部元素的原子总数中所占原子个数的百分数。

（6）浓度克拉克值：

某一元素在地质体中的平均含量与克拉克值的比值

2、克拉克值的变化规律：

（1）递减：

元素的克拉克值大体上随原子序数的增大而减小。

但Li、Ｂ、Be以及惰性气体的含量并不符合上述规律,其丰度值很低。

（2）偶数规则（奥多-哈金斯法则）:

周期表中原子序数为偶数的元素总分布量大于奇数元素的总分布量,相邻元素之间偶数序数的元素分布量大于奇数元素分布量。

（3）四倍规则（了解）：

元素的质量数A除以4，可分为四类：

4q+3、4q+2、4ｑ+１、4q

3、“元素克拉克值”研究意义:

【简答】

（1）是地球化学研究重要的基础数据

（2）确定地壳中各种地球化学作用过程的总背景

（3）是衡量元素集中、分散及其程度的标尺

（4）是影响元素地球化学行为的重要因素

4、区域元素丰度的研究的意义：

【简答】

（1）它是决定区域地壳（岩石圈）体系的物源、物理化学特征的重要基础数据

（2）为研究各类地质、地球化学作用、分析区域构造演化历史及区域成矿规律提供重要的基础资料

（3）为研究区域生态环境，为工业、农业、畜牧业、医疗保健等事业提供重要信息

第4节水圈、大气圈和生物圈的成分

1、了解大气圈的主要成分：

主要为Ｎ2、Ｏ2、Ar和CO２,痕量气体有H2、Ｘe、Kr、CO、CH4和O3等

2、了解自然水的主要阳离子和阴离子成分:

【填空】

3、以及海水与淡水（大陆水）的区别

（1）主要离子有相似之处,但它们含量的比例是相反的

（2）在大多数河流水的成分中HCO３-和Cａ2＋都占优势

（3）海水中：

Ｎa+>Mg2+>Ca2+;Cｌ->ＳＯ42->HＣO3-

（４）大陆水中:

Mｇ2+

４、淡水最大的储集库是：

冰川

５、海水盐度大概是３4‰－36‰之间，变化幅度仅为2‰。

第6节元素的地球化学分类

1、掌握元素的地球化学分类（戈氏分类法）以及各类元素的主要分布趋势:

【填空】

（1）亲石元素:

主要分布于岩石圈

（2）亲铜元素：

主要分布于地幔

（3）亲铁元素：

主要分布于地核

（4）亲气元素:

主要集中于大气圈

此外，戈氏还划分出“亲生物元素”

第7节太阳系化学

1、了解太阳系主要成员

太阳系由恒星（太阳）和行星组成。

行星又分为类地行星和类木行星。

类地行星有水星、金星、地球和火星。

类木行星有木星、土星、天王星和海王星。

类地行星的大小比类木行星要小，但密度大。

2、了解太阳系化学组成的基本特点

（1）在所有元素中,Ｈ、He占绝对优势，Ｈ占90%,He占8％

（2）递减规则：

太阳系元素的丰度随着原子序数的增大而减少。

在原子序数大于45的重元素范围内，丰度曲线近于水平。

（3）奇偶规则:

原子序数为偶数的元素，其丰度明显高于原子序数为奇数的相邻元素。

同时具有偶数质量数（Z）或偶数中子数（N）的同位素的丰度也总是高于奇数质量数或中子数的同位素。

（4）与He相邻近的元素,Li、Be、B具有很低的丰度，为亏损元素

（5）

O和Ｆe具有高丰度值,为过剩元素

3、了解陨石的分类及组成特点

铁陨石:

铁镍金属大于9５%

铁－石陨石：

铁镍金属３０-95%

石陨石：

分为球粒陨石（铁镍金属小于30%）和无球粒陨石（铁镍金属小于等于1%）

第2章微量元素地球化学

第一节微量元素的概念和基本性质

1、微量元素的定义:

人们常常相对于地壳中的主量元素而言，人为的把地球化学体系中,其克拉克值低于0.１％的元素,通称为微量元素。

微量元素在自然界不同体系中是相对的概念，常因所处的体系而异,如K在地壳整体中是主量元素，但它在陨石中却被视为微量元素。

（1）微量元素的概念到目前为止尚缺少一个严格的定义

（2）自然界“微量”元素的概念是相对的

（3）低浓度（活度）是公认的特征，因此往往不能形成自己的独立矿物（相）

2、常量元素和微量元素的特征对比【填空】

特征

微量元素

常量元素

含量

<0.1％

＞0．1％

赋存状态

无独立矿物

独立矿物

分布特点

亨利定律

化学计量

由于微量元素在地质体中浓度（或活度）低,一般不能形成独立的矿物相,而是以多种分散态存在于寄主矿物中，主要呈类似同象态。

3、何为能斯特定律:

能斯特定律描述了微量元素在平衡共存两相间的分配关系。

当一种矿物（α相）与一种溶液（β相）共存时,微量元素i（溶质）将在两相间进行分配,当分配达到平衡时，其两相浓度比为一常数。

4、简单分配系数:

又叫做分配系数或能斯特分配系数。

在恒温恒压条件下,微量元素i在平衡两相的浓度值比为一常数,该常数记作KD

5、岩石分配系数：

又叫做总体分配系数，描述了岩浆在形成（部分熔融作用）或结晶过程中,微量元素在固体相与熔体相间的分配特征。

矿物的简单分配系数和岩石中矿物的百分含量乘积的代数和，记作D,Ｄ=∑Ｗi*ＫＤ,i

6、复合分配系数:

又叫做交换分配系数或亨德森-克拉塞克分配系数，Dtｒ/ｃr=（Ctrs/Ｃcrｓ）/（Ctrｌ/Ccrl）,ｓ、l分别表示固体和熔体相;tｒ代表微量元素，cr代表被微量元素替代的常量元素,ｃ是浓度

第二节分配系数的测定及其影响因素

1、影响分配系数的因素有哪些?

【填空】

　体系成分、温度、压力、氧逸度

2、微量元素的分类：

【名词解释】

（1）相容元素：

岩石分配系数Ｄ>１

（2）不相容元素:

D<1

（3）亲岩浆元素：

（如HＲEE、Zr和Ｈf等）D相对于1来说可忽略不计

（4）超亲岩浆元素:

（如Ｔa、Th、Lａ和Ce等）Ｄ相对于0.2-0.5可忽略不计

第三节　岩浆作用中微量元素的定量模型

1、结晶作用模型【论述】

（1）分离结晶作用

研究一个包含不同组分的物质的量为n的有限岩浆库，其中包括有y摩尔的微量元素i,　则体系中微量元素i的摩尔分数Xi=y／n。

当一个含元素i的矿物结晶时，由于ｉ在晶体中扩散缓慢或晶体下沉而使得晶体的每个相继的层未能与残余熔体保持平衡,则在一个短时间t之后：

n　　　to　n-dn

yto　ｙ-ｄy

此刻晶体和熔体中i的摩尔份数分别为:

由能斯特分配定律:

因此有下列近似：

上式对n进行微分:

将

（1）式代入（２）式，得：

如果ＫD为常数，对3式积分得：

ｎ/n0为残余熔体占原始熔体的分数，F表示；

则１-F为岩浆的结晶度。

称之为雷利分馏定律Rayleiｇｈfractioｎlaw

　残余熔体中微量元素i的摩尔分数

初始熔体中微量元素i的摩尔分数

由于:

（2）平衡结晶作用

2、部分熔融作用模型

（1）分批熔融（平衡熔融）

（2）分离熔融

（3）收集熔融

第4节稀土元素地球化学

1、稀土元素组成

（1）57La镧　lán　　　　Ｃe铈ｓｈì　Pr镨pǔ　　　　　Nd钕nǚ　Pｍ钷pǒ　　　

　Ｓm钐shān　　　Eｕ铕yǒｕGd钆gá　Tｂ铽tè　　　Dy镝dī

　　Ｈｏ钬hｕǒ　Er铒ěr　Tｍ铥diūYｂ镱ｙì　７1Lu镥ｌǔ

　39Y钇yǐ

　即：

镧系元素和钇,第三幅族元素

2、分组方案【填空】

（1）两分法

∑Ce族稀土元素，又叫轻稀土元素（LREE）,包括Ｌa－Eu

∑Y族稀土元素，又叫重稀土元素（HREE）,包括Gd-Y

Ｇd以后4f电子自旋方向改变。

3、三分法

轻稀土元素，包括La-Nd

中稀土元素,包括Ｓm－Ｈｏ

重稀土元素,包括Er－Ｙ

4、稀土元素的基本性质

其共性：

（1）原子结构相似（主要呈3+价）

（2）离子半径相近（镧系收缩）

（3）自然界中密切共生，常可替换Ca

5、镧系收缩【名词解释】

从Ｌa到Lu的例子半径随着原子序数增加而递减，这种反常的现象就是所谓的镧系收缩。

镧系收缩使各稀土元素之间的晶体化学性质非常相似，这是它们在自然界共存的主要原因。

6、增田-科利尔图解

（1）是最常用的一种表示RＥE组成模式的图解,ＲEE含量标准化参照物质为球粒陨石。

（2）作法：

以原子序数为横坐标、以各稀土元素的分析结果与所对应的元素的球粒陨石值比值的对数值为纵坐标绘制的折线图解。

（3）这种图示的优点是:

它消除了元素丰度偶－奇规律造成的REE丰度随原子序数增长的锯齿状变化,因为一般公认球粒陨石中轻和重稀土元素间不存在分馏,这种图示能使样品中ＲEＥ间的任何分离都能清楚地显示出来。

（等比例,不等比例纵坐标；一般取1０为底）

7、几种比值

（1）轻稀土比值[ΣLREE/ΣＨRＥＥ或ΣCe/ΣY],轻稀土元素含量和与重稀土元素含量之比。

该参数能较好地反应稀土元素的分异程度,可指示部分熔融残留体和早期岩浆结晶的矿物特征

（２）（Lａ/Ｙb）Ｎ、（La/Lｕ）N和（Ce/Yｂ）Ｎ这些均为个别轻和重稀土元素的球粒陨石标准化值的比值。

均能较好地反映稀土元素球粒陨石标准化图解中的曲线斜率，从而反映LRＥE和ＨＲＥE的分异程度

（3）（Lａ/Sm））N和（Ｇｄ/Lu））N稀土元素的球粒陨石标准化值的比值。

能为LREE和ＨＲＥE内部彼此比较提供信息

8、δEu和δCe

由于Eu和Cｅ为变价元素,当体系氧化还原条件发生变化时,如果部分Eu变为Ｅu2＋或部分Ce变为Ｃe4＋时,Ｅu2+和Ce4+可能与其他3+的稀土元素发生分离。

这会造成在图中出现“峰”或“谷”。

“峰”为正异常，“谷”为负异常。

用其异常值：

　δＥｕ=2×（Ｅu岩/Eu球）/［（Sｍ岩／Ｓm球）+（Ｇｄ岩/Gｄ球）]

δCｅ=2×（Ce岩/Ce球）/[（Ｌa岩/Lａ球）+（Ｐr岩/Pｒ球）]

9、微量元素的地球化学应用

（1）地球历史中灾变事件的微量元素地球化学证据

（2）地幔化学不均一性的微量元素证据

（3）微量元素分配系数与微量元素温度计（重点）

（４）成岩过程的鉴别

（5）其他:

用于蚀变火山岩的原岩分类（补充）、变质岩原岩恢复、沉积环境判别、岩石和矿床成因研究、构造环境判别

10、类质同象和固溶体

（1）某些物质结晶时,晶体中的部分构造位置随机地被介质中的其他质点（原子、离子、分子）所占据,结果只引起晶格常数的微小变化,警惕的结构类型、化学键类型等保持不变，这一现象称为“类质同象”

（2）进入晶格中的微量元素称为“类质同象混入物”

（3）含有类质同象混入物的晶体又被称为固溶体

11、类质同象置换条件

（1）离子（或原子）自身性质:

化学键、电负性、半径、电价、配位多面体的对称性等

（2）体系的物理化学条件:

温度、压力、组分特征、氧化还原条件等

（3）固溶体的热力学性质

（4）化学键-键性相对接近是类质同象置换的首要条件

（5）原子（离子）结合时的几何关系:

半径、配位数

（6）化合物的电中性原则：

等价置换、补偿置换

第三章同位素地球化学

一、基本概念【名词解释】

1、核素：

由不同数量的质子P和中子N组成各种元素的原子核,称为核素

2、同位素:

同种元素的核素可以有不同数量的中子数，称为同位素

3、放射性同位素：

能产生核衰变的同位素

4、稳定同位素：

性质比较稳定,不产生核衰变的同位素

5、同量异位素:

质子数不同，而质量数相同的一组核素

６、轻稳定同位素:

原子序数小于20的稳定同位素

７、重稳定同位素：

原子序数大于20的为重稳定同位素

8、放射性成因同位素：

由其他元素经过放射性衰变而产生的同位素

９、同位素衰变：

放射性同位素经过自然衰变,　转变为其它元素的同位素的过程

10、同位素分馏：

在同一系统中某些元素的同位素以不同的比值分配到两种物质或相态中的现象，是同位素效应的表现

11、自然界引起同位素丰度变化的基本原因是什么?

（1）同位素衰变

（2）同位素效应与同位素分馏

（3）核合成、聚合反应

（４）其他:

人工核反应堆、核爆炸

１2、同位素丰度变化的地质应用有哪些方面？

（1）同位素地质定年

（2）地球化学示踪

（3）地质温度计

（4）其他:

同位素奇数还可以用于矿产勘查、环境监测、地质灾害预报等

二、同位素年代学基本原理

1、主要同位素衰变形式：

（1）α衰变,

，新核的同位素原子序数比母核少2,质量数少４

（2）β+衰变,

，核中的质子转变为中子，正电子和中微子,产生的核是同量异位素，并且比母核少一个质子。

（３）β-衰变，

，核内减少一个中子,增加１个质子,新核素的质量数不变，核电荷数加1，变成周期表右侧相等的新元素

（4）K层电子捕获,

，质量数不变,质子数减1

２、单衰变：

放射性同位素经过一次衰变，形成稳定子体同位素的过程

３、系列衰变：

一些重同位素，需要经过一系列衰变，才能最终形成稳定同位素,这样的衰变过程称作系列衰变

４、放射性衰变定律：

在一个封闭的系统内,单位时间内放射性母核衰变为子核的原子数与母核原子数成正比　

N=N0ｅ-λt或　N0=Ｎeλt　　（２）

D＊=　N０–N＝Neλｔ　–N=N（eλt-1）

整理后得：

Ｄ=D+N（ｅλt－1）　　　（6）

三、K-Ａｒ法

1、了解40Ｋ的衰变（两支）

40Ａr＊+４0Ｃa*=40K（eλt　－1）

2、了解K-Ar法测年的缺点

（1）由于Ar是惰性气体,当样品遭受热扰动时，Ａr易溢出,从而使得测定的年龄偏低

（2）样品中容易混入大气或其它成因的4０Ar,使得测定年龄偏大。

3、了解40Ａr-3９Ａr定年技术的原理（中子活化法）

4、了解40Ar-3９Ar相对于K－Aｒ法的优缺点

（1）常规Ｋ-Ar法测定,要把一个样品分成两份,钾、氩含量在两个分样中分别测定，而４0Ａr-３９Ar方法不需要分样，这样避免了化学成分不均一性引起的误差

（2）４0Ａr－39Ａｒ法只需测定４0Ar/3９Ar的值，测定精度主要取决于质谱分析，因此常规K-Aｒ年龄误差一般是2％-5％，或更大,而４0Ar－３９Ar法小于1%

（3）40Aｒ-39Ar法只需几十mg样品，用样量比稀释法少一个数量级，不需要称量

（4）４０Aｒ-3９Ar法更重要的优点是,采用阶段升温，分阶段提取赋存状态不同的氩，分别进行年龄测定，这样,可以研究样品受热历史,测出氩的丢失，辨别收到热干扰的样品,排除某些数据偶然现象

四、Ｒｂ-Ｓr同位素年代学原理（衰变方式，计时原理、模式年龄、等时线年龄、使用条件）

1）8７Rb是放射性同位素,经过一次β-衰变转变成87Sｒ　

衰变方程为:

87Rb－→８7Sr+β-＋Ｅ

2）根据同位素衰变定律

　　Ｄ*=N（eλt-1）,　　　　Ｄ＝　Di+Ｎ（ｅλt　-1）

可得其增长方程为：

　　　87Sr*=87Rｂ（eλｔ–1）　及　8７Sr=87Sri+　87Rb（eλt–1）

３）　考虑同位素比值测定的优势，上式两边同除86Sr得:

　（８7Sｒ／８6Sr）S=（87Sr/86Ｓr）i+（　８7Ｒｂ/86Sｒ）S（eλｔ–1）　　（１）

变换得：

式中，（87Sr／86Ｓr）S、（87Ｒb/８6Sr）S为样品测定值,（8７Sr／86Ｓｒ）i为样品初始锶同位素比值，λ为衰变常数，t为年龄。

当给定初始比值时，可以计算出年龄t，这个年龄称为模式年龄。

4）对于一组同时、同源样品，因各样品的（87Sr/8６Sr）i和（eλt–１）相等，

（1）式可写成Y=ａ+ｂＸ形式的直线方程，其中Y＝（87Sｒ／8６Ｓr）S、X=（87Rb／86Ｓr）S、a=（8７Ｓr/86Sr）i、ｂ=（eλt–1）。

也就是说在（8７Sr/８6Sr）S、（87Rb/８6Sｒ）S图解中，各样品点将构成一条直线,称之为等时线,直线的斜率b就是（ｅλt–1）。

求得直线的斜率即可计算出年龄t值：

这个年龄即是等时线年龄。

5）根据等时线的构成条件，要利用等时线法测年，其样品必需满足如下几个基本条件:

①样品的同时性

②　样品的同源性

③样品的封闭性,即在岩石或矿物形成后没有Ｒb、Sr的带入与带出。

五、Sｍ-Nd同位素年代学原理（衰变方式,计时原理、模式年龄、等时线年龄、使用条件）

１）　147Sm是放射性同位素,经过一次α衰变转变成14３Nｄ

衰变方程为:

147Sm-→１４３Nd＋α+E

2）根据同位素衰变定律

　D=Di+N（eλt－１）

可得：

14３Nd＝１４3Ｎdi+　14７Sm（eλｔ　–１）

3）考虑同位素比值测定的优势,上式两边同除144Ｎd得:

（１4３Nｄ/144Nd）　Ｓ＝（１43Nｄ/１44Nd）ｉ+（14７Sm/1４4Nｄ）S（eλt–1）　　　

（1）

变换得：

t=1／λln{１+[（１43Nd/１4４Ｎｄ）S-（143Nd/14４Nd）i]/（１47Sm/１4４Nd）S｝

式中，（１43Nd／14４Nｄ）S、（1４７Sｍ／１４４Nd）S为样品测定值，（１４3Nｄ／１4４Nd）ｉ为样品初始同位素比值,λ为衰变常数,t为年龄。

当给定初始比值时，可以计算出年龄t，这个年龄称为模式年龄。

４）　对于一组同时、同源样品，因各样品的（１4３Ｎd/144Nd）i和（eλt–1）值应相等,

（1）式可写成Y=a+bX　形式的直线方程,其中Y=（1４３Ｎd/144Nｄ）s、Ｘ=（１4７Sm/１４４Ｎd）S、a　=（143Nｄ／1４4Nd）i、b=（ｅλt–1）。

也就是说在（143Ｎｄ/1４4Nｄ）ｓ、　＝（147Sm／14４Nｄ）　S图解中，各样品点将构成一条直线，称之为等时线,直线的斜率b就是（ｅλt–1）。

求得直线的斜率即可计算出年龄t值：

　　　ｔ=1／λln［１+b]

这个年龄即是等时线年龄。

六、U－Th-Ｐｂ测年

１）掌握各衰变体系的母体与子体同位素

2）了解U－Pb等时线

３）了解U－Pb一致曲线

4）了解不一致线及交点年龄及其地质意义（Ｕ－Pb）

（1）对于一组铅丢失程度不同的样品，他们的和比值应在一条直线上，称为不一致线。

（2）该直线与谐和曲线由两个交点,上交点t为矿物形成的年龄，下交点ｔ1为发生铅丢失时间年龄或变质年龄。

5）2０7Pb*／２06Pｂ＊年龄

如果测得一已知不含普通铅都能，或虽然有普通铅弹可准确扣除，则可直接用此式计算出样品的年龄，称为207Pb/206Pb年龄

６）Pb-Ｐb等时线年龄

7、稳定同位素

1、轻稳定同位素的特点是:

①原子量小，同位素间的相对质量差异较大；

②轻稳定同位素组成变化的主要原因是同位素分馏作用。

2、稳定同位素组成的表示方法

样品相对于标准样品Ｒ的偏离程度的千分率：

δ‰＝（R样-Ｒ标）/R标×1０0０

　＝（R样/R标－１）　×１０0０

例如对34S/32S相对于标准样品的富集程度，即以δ3４S‰来表示:

3、稳定同位素国际标准

（１）氢同位素：

分析结果均以标准平均大洋水（Ｓtandａrｄ　MeaｎＯceanWateｒ,即SＭOＷ）

（2）碳同位素：

标准物质为美国南卡罗来纳州白垩纪皮狄组层位中的拟箭石化石（Peedｅe　Ｂelemnｉtｅ，即ＰＤB）

（3）氧同位素：

大部分氧同位素分析结果均以SMＯW标准报导

在碳酸盐样品氧同位素分析中则经常采用ＰＤＢ标准,其18O/16O　=2067.1×10-6,它与SMＯW标准之间的转换关系如下：

δ18OＳＭOＷ=1.03０91δ18OPDB＋30．9１

δ1８OPDB=　0.970０2δ18OSMＯW-21.９8

（4）硫同位素：

标准物质选用CａnｙonＤiａblo铁陨石中的陨硫铁（Tｒoilｉｔｅ）,简称CDＴ

八、同位素分馏概念

1、同位素分馏（ｉsoｔopｅFractｉonaｔiｏｎ）:

在同一系统中某些元素的同位素以不同的比值分配到两种物质或相态中的现象，是同位素效应的表现。

分馏系数:

同位素分馏作用的大小，一般用分馏系数α来表示：

　α=　ＲＡ／RB

ＲA、RB分别为某同位素在A相、B相中的同位素的比值

2、同位素分馏系数（α）与δ值的关系：

1000lnαＡ－B≈△δA-B

数学上可以证明：

当α接近1时有:

　lnα≈α–1

因此有:

　　　10００lnαA-B≈１0０0（αA－Ｂ–1）

对于含有同一元素的一系列化合物，分馏值具有加和性,即:

△δA-C＝△δＡ-Ｂ＋△δB-C

3、主要的分馏过程

（1）同位素热力学分馏（化学平衡和相平衡过程中的同位素分馏）

同位素交换反应

蒸发-凝聚过（因蒸气压的不同）

（２）同位素动力学分馏（因扩散速度和反应速度不同引起的同位素分馏）

扩散过程（物理分馏）

氧化-还原过程

光合作用过程（生物化学反应）

4、分馏系数与温度的关系—同位素地质温度计

同位素分馏方程：

分馏系数（α）与温度有关，研究表明，在同位素交换平衡反应中，同位素分馏系数α是绝对温度Ｔ的函数：

10３lnα＝A×106/T2+B≌ΔA-B

已知同位素的分馏方程:

１0００lnαm-水＝A1×１06/Ｔ2-B1

1０00lｎαn-水＝A2×106/Ｔ