地球化學的研究方法有哪些

A. 地球化學的研究思路

地球化學是20世紀初期由地質學與化學類學科結合產生的一門邊緣學科。現在它已經形成了自己獨立的研究思路和研究方法，地球化學的基本研究思路可概括為：

（1）自然過程在形成宏觀地質體的同時也留下了微觀蹤跡，其中包括了許多地球化學信息。如造成了系統各部分常量、微量元素和同位素組成的變化，元素相互結合和賦存狀態的改變，等等。這些微觀蹤跡中包含著重要的地球演化信息，地球化學就是通過識這些微觀蹤跡來追索地球歷史的。

（2）自然界物質的運動和存在狀態是環境和體系介質條件的函數。地球化學將任何自然過程都看成是熱力學過程，應用現代科學理論來解釋自然體系化學變化的原因和條件，使有可能在更深層次上探討和認識自然作用的機制。

（3）地球化學問題必須置於地球或其子系統（區域岩石圈、殼、幔）中進行分析，以系統的組成和狀態來約束作用過程的特徵和元素的行為。

由於地質作用規模宏大、時間持久、作用因素復雜且多次作用疊加，地球化學研究必須觀察和分析多種變數，確立多層次的指標，才有可能追蹤地球的歷史。

B. 環境地球化學的研究手段

環境地球化學運用各類專門器具，採集地表、水下和空中的無機和有機樣本。為確定環境樣本中化學元素的含量和組合，各種成分分析儀器和質譜計、能譜儀是它的必備手段。經常採用的研究方法有下面幾種。 即緊緊抓住所瞄準的元素，研究它在環境中運動的各個環節或在各種介質中的地球化學行為。
環境檔案研究法
樹木年輪、冰岩心、湖泊沉積、海灣沉積、深海沉積、珊瑚、黃土、古土壤、河流泥沙、沉積岩、花粉、包裹體等都不同程度地記錄下了它們形成時的環境條件，如溫度、濕度、化學成分、生物量、火山噴發、地磁場、海平面和太陽活動等，因此它們可看成是環境變化的「檔案」材料。不同的檔案材料有不同的環境信息量和時間解析度。有目的地研究這些檔案材料，可提取出過去環境變化的寶貴信息。

C. 元素地球化學的研究方法

主要有以下方法：
①為了確定元素的分布、分配及存在形式，應用具有高靈敏度、高精度、經濟、迅速等特點的現代物理、化學的測試方法，這是元素地球化學研究的基礎。
②各種地球化學模擬實驗，對於了解元素在地質作用中的遷移形式、沉澱富集條件、礦物形成條件及穩定范圍，以及元素的地球化學行為等是很重要的手段。
③運用物理化學、熱力學的基本理論來分析元素的地球化學規律。相律、自由能、生成熱等熱力學計算方法，可以從理論上分析地球化學作用進行的方向和限度，以及元素在共存相（礦物）之間分配規律。
④元素地球化學研究,要處理大量的分析數據，正確地應用數理統計和電子計算機方法，有助於深入地、科學地反映元素的地球化學活動規律。

D. 地球化學的基本工作方法

除了少數現代的地質作用過程外，歷史上的和現代深部進行的地質過程都不可能直接觀察和研究。因此，地球化學與其他地球科學學科一樣，必須主要採用「類比」和「反序」的研究方法，即根據作用產物提供的地球化學信息來研究並恢復已經歷過的作用的歷史和條件。因此，在開展地球化學工作時要善於觀察和發現寓於各種地質現象中的地球化學信息。

地球的化學作用寓於地質作用之中，因此地球化學研究不能脫離基礎地質工作，它的一般工作程序仍然是在研究任務的指導下採用先野外，後室內的工作順序，並注意從對地質體的觀察來提取化學作用信息，建立地球化學研究構思。地球化學工作對樣品處理、測試方法和測試精度等常有自己特殊的要求，因而更需要建立某些專門的方法和測試流程。地球化學研究過程包括：通過對自然對象的觀察和測試獲取第一性資料；在地球時-空結構中整理和研究事實規律；反序地追蹤歷史。地球化學研究必須有確定的目標，樣品必須有明確的代表性，並收集盡可能詳實的基礎資料，研究所獲得的結果要能與宏觀地質事實互相對照和驗證。

0.4.2.1 地球化學野外工作方法

（1）現場觀察宏觀地質現象的時空結構，查明研究區內各種地質體的岩石-礦物組成及相互作用關系，並由此提供有關地球化學作用的空間展布、時間順序和相互關系。

（2）依據野外觀察得出的初步地質-地球化學認識，確定進一步研究的設想和采樣方案。在樣品的布局中應注意以下幾個問題：①樣品應有明確的代表性，要能代表一定產狀的地質體，力求其化學組成未受後期作用的改造；②採集的樣品應保證研究對象在空間上、時間上和不同成因產狀方面的系統性；③當需要總結統計性規律時，要依據數理統計學方法來確定樣品數，若樣品的數量較少，則對采樣代表性的要求就更高，分析測定的精度也應相應提高。

0.4.2.2 室內研究方法

地球化學的室內研究方法，需根據任務要求和工作條件選擇確定。常用的研究方法有：

（1）靈敏精確的分析測試方法：地球化學經常處理的元素含量為克拉克值的級次，微量元素含量測定的靈敏度一般要求達到 10^-4%～10^-7%。現代分析儀器已可以達到地球化學研究所需要的精度和靈敏度，如用化學光譜法測金，靈敏度已可達0.1×10^-9，中子活化法的測金靈敏度可達 0.04×10^-9。常用的分析方法有：發射光譜、原子吸收光譜、火焰光譜、離子選擇電極、極譜、X光熒光光譜、紅外光譜、拉曼光譜、中子活化、發光分析、等離子體光量計法、同位素質譜分析法、等離子光-質譜分析等。還有一些專項分析技術，如測汞、測金、放射性測量等。

（2）元素結合形式和賦存狀態的研究：對不易形成獨立礦物的元素，應研究其賦存狀態。常用的研究方法包括：化學分析、晶體光學法、物性和物相分析法、X射線分析法、差熱分析法以及各種微區分析測定如電子探針等。專用於研究賦存形式的方法有：偏提取法、電滲析法、放射性乳膠照相法等。

（3）作用過程物理化學條件的測定：熱力學參數中除溫度、壓力外，應包括體系的pH、Eh、、鹽度、離子強度、礦質濃度等參數，主要通過直接測定法和計演算法獲得待測參數數據。如包裹體測溫和測壓技術、微量元素溫度計、礦物溫度計、同位素溫度計等研究法等都是測定和計算相結合的方法；對難以直接測定的熱力學參數，主要通過計演算法獲得。

（4）自然作用的時間參數由同位素地質年代學方法獲得，同位素測年可以求出地質事件的時間順序和作用持續的時間。

（5）實驗模擬自然過程：模擬研究屬於正序研究，包括應用各種溫、壓設備和緩沖劑技術，在不同溫壓條件下進行相平衡實驗和測定各種熱力學參數，並可應用於研究元素遷移沉澱的條件和過程。實驗研究使地球化學有可能考查地下深處或天體中正發生或地質歷史中曾發生過的各類作用過程。由於絕大多數地球化學過程無法直接觀察，模擬地球化學作用過程的方法受到廣泛重視。模擬地幔、地殼和地表各種環境下化學過程的專門實驗方法正在不斷開發和完善。

（6）多元統計計算和建立數學模型：多元統計理論和計算機技術在地球化學研究中的應用，提高了資料整理的科學性、數據的利用率和計算工作效率；同時數學理論和方法的應用對深入揭示地球化學規律、科學地描述地球化學現象起到了推動作用。目前已對許多地球化學過程建立了數學模型，自然現象的參數化以及對地球化學開放體系中多變數、多組分反應的數學模擬等方面也已展示出美好的前景。

以上介紹的主要是地球化學研究的常規方法和手段，實際上地球化學的研究方法和實驗手段日新月異。一方面，研究者不僅要學會掌握並善於應用各種常規手段和現代的研究方法，能依據研究任務的需要選擇適用的研究方法，並重視方法技術的改進和完善；另一方面，一些專門研究手段對專門領域的研究意義重大，如行星探測器技術的發展對行星化學的研究進展有關鍵性的作用，這些專門技術的開發是學科進一步發展的技術保證。

地球化學有廣闊的研究領域，可以說任何一個人窮其一生的努力也不可能成為地球化學所有領域的專家。但只要你對地球化學學科有濃厚的興趣，經過認真地學習和實踐，掌握了地球化學的基礎知識、基礎理論和基本方法，就完全有可能在地球化學的某一領域，如固體地球（或岩石圈）、礦產資源、能源、大氣圈、表生環境、海洋、熱動力學、同位素或微量元素等方面有所建樹。學習和掌握地球化學的基礎理論、方法和技術，將是向成功地球化學家邁出的第一步。

復習思考

（1）地球化學學科的特點和基本問題。

（2）地球化學學科的研究思路和研究方法。

（3）地球化學與化學、地球科學其他學科在研究目標和研究方法方面的異同。

E. 地球化學研究

地球化學方面的研究在收集相關資料的基礎上，拍攝大量野外地質現象及岩礦體照片，並採取大量岩礦體標本進行觀察分析，並將具有代表性的圍岩、礦體樣品進行測試分析，野外編號採集共10件樣品，室內分析後選擇其中六件最具代表性的送國土資源部烏魯木齊礦產資源監督檢測中心進行岩礦鑒定、硅酸鹽、稀土、微量元素等項目的測試分析。其中，樣品11SK-b001為礦體頂板東側圍岩樣，11SK-b002為東側礦體樣，11SK-b003礦體底板東側圍岩樣，11SK-b004礦體頂板西側圍岩樣，11SK-b005為西側礦體樣，11SK-b006為礦體底板西側圍岩樣。根據岩礦鑒定的結果，結合鏡下照片的特徵，此次測試樣品的基本特徵見圖版Ⅰ-11至圖版Ⅰ-14。

1.硅酸鹽測試分析

選送的六組樣品中有四組硅酸鹽的測試結果（表3-15），根據測試結果可知，該礦區岩礦體樣品SiO₂含量為51.9％～66.5％，在SiO₂/（Na₂O＋K₂O）圖解（圖3-39）中可知含礦岩體主要由玄武岩、玄武安山岩、玄武質粗面安山岩組成，為亞鹼性系列。Al₂O₃的含量較高，且變化大，分別接近於9.8％與15.7％兩個值；K₂O的含量為2.44％～5.06％，平均含量為3.75％。樣品全鹼含量（Na₂O＋K₂O）在2.62％～5.27％之間，平均含量為4.09％。（Na₂O＋K₂O）/Al₂O₃測試的結果為0.27～0.34。TiO₂的含量較低，變化范圍為0.32％～0.86％，平均為0.58％，MgO的含量為0.39％～1.51％，平均為0.98％，Fe₂O₃含量最高，變化范圍為7.92％～20.22％，平均為14.73％。

表3-15 圍岩及礦石微量元素化學全分析測試結果表 單位：％

根據SiO₂-K₂O圖解（圖3-39）中，樣品具有高鉀亞鹼性系列的特點。

圖3-39 式可布台鐵礦FAM、TAS圖解（FAM，底圖根據Peccerille and Taylor，1986；TAS，底圖據Le Bas et al，1986）

哈克圖解是研究岩漿岩地球化學的必備圖件，很多結論就是根據哈克圖解而得出來的。在對該礦區岩礦體硅酸鹽的測試結果進行SiO₂相關氧化物的哈克圖解（圖3-40）及與K₂O＋Na₂O相關的TAS圖解中可知，大部分主量元素（TiO₂、Al₂O₃、P₂O₅、Na₂O、K₂O）與SiO₂含量呈正相關關系，其餘（Fe₂O₃、MnO、CaO、FeO）與SiO₂含量呈負相關關系。

圖3-40 式可布台鐵礦岩體中主要氧化物的哈克圖解

2.圍岩和礦體稀土、微量元素分析

微量元素測試數據（表3-16）從整體來看元素Rb和Th比Ta含量較低，Nb、Ta、Hf、Th、K等含量較高，而P、Ti較低。具有較弱的P谷和較強的Ti谷，Ce和Nb變化大。Nb/Ta值為6.35～105，均值為49.19，Zr/Hf值為21.06～39.76，均值為29.26，Nb異常值均小於1。

在球粒隕石標准化蛛網圖解投影上（圖3-41），原始地幔的比值大體在1～10之間，且曲線較為平緩且稀疏交叉，曲線由強不相容元素部分向弱不相容元素部分演化，曲線呈輕微的右傾。在球粒隕石標准化分布圖上（圖3-42）隨著元素不相容性的降低逐漸趨於平緩。大部分樣品出現類似的分配模式，Rb、Ta、Ce、Hf、Sm和Yb等呈較明顯的富集，Ba、P、Ti為虧損狀態，而Ba的含量占微量元素的范圍為6％～94％，平均含量為34％，Ti的含量占微量元素的范圍為2％～78％，平均含量為50％。此外，Ba相對於Rh、Th虧損是後碰撞伸展岩漿活動的標志之一（Rottura et al.，1998）。Gd元素明顯富集。

表3-16 式可布台鐵礦含礦岩體稀土、微量元素地球化學分析數據 單位：10^-6

圖3-41 式可布台鐵礦岩石稀土元素球粒隕石標准化分布圖

圖3-42 式可布台鐵礦岩石微量元素球粒隕石標准化蛛網圖

稀土元素總量∑REE范圍為158.82～186.64（含Y），平均值為168.23；LREE范圍為17.12～171.1，平均值為70.75；HREE范圍為6.82～23.05，平均值為14.20；LREE/HREE比值為8.26～14.34，平均10.59。REE含量變化較小，輕重稀土分異不明顯。LREE相對富集，HREE虧損特徵。在球粒隕石標准化稀土元素分配圖（圖3-41）中，（La/Yb）_N值為8.81～20.92，平均13.68＞1，曲線為右傾斜；同時（La/Sm）_N值在1.1～7.1，平均4.09＞1。所用樣品都表現出Eu的負異常，δEu在0.73～0.89之間，平均0.79。所有樣品也表現出Ce的負異常，δCe＝0.92～0.97，均小於1；Ce_N/Yb_N值為1.73～11.12，均大於1。

3.地球化學分析結論

根據SiO₂-K₂O圖解（圖3-39）中，岩石樣品具有高鉀亞鹼性系列的特點。（Na₂O＋K₂O）/Al₂O₃結果為0.27～0.34，由洪大衛標准（Na₂O＋K₂O）/Al₂O₃＜0.9為鈣鹼性岩石，綜合分析可以說明式可布台礦區含礦岩體為富鉀鈣鹼性系列。

在火山岩SiO₂/（Na₂O＋K₂O）圖解（圖3-39）表明式可布台鐵礦含礦岩體為由玄武岩、玄武安山岩、玄武質粗面安山岩組成，為亞鹼性系列，顯示為中性-酸性組合特徵。K₂O平均含量為3.75％，高於島弧環境火山岩的含量（K₂O的平均1.60％），而與活動陸源K₂O含量接近。TiO₂平均含量為0.58％，明顯與洋島玄武岩（TiO₂平均含量＞2％）和洋脊玄武岩（TiO₂平均含量＞1.5％）不同，但與島弧火山岩 TiO₂（平均為0.8％）相接近。總體來看，式可布台含礦岩體具有高K、Al，低鹼性和低Ti的特點，具有活動陸源島弧的特點。

在哈克圖解中，大部分火山岩主量元素與SiO₂呈負相關關系（圖3-40），說明岩漿經歷了結晶分異過程。微量元素測試結果整體來看元素Rb和Th比Ta含量較低，Nb、Ta、Hf、Th、K等含量較高，而P、Ti較低，顯示岩漿在演化過程中經歷了含P、Ti等礦物的分異作用。Rb_N/Yb_N值表明式可布台鐵礦含礦岩體為富集地幔源，熔融程度低。Nb/Ta均值為49.19，Zr/Hf均值為29.26，根據元素對Nb/Ta和Zr/Hf的比值在原始地幔的相應值為17.8與37（Me Donough et al.，1995），地殼的相應值為11和33（Taylor et al.，1985）說明成礦岩漿可能為大陸殼物質或花崗質岩石的重熔。綜上可以認為式可布台鐵礦火山岩由大陸殼物質或花崗質岩石的重熔而來的島弧火山岩。

Rb、Ta、Ce、Hf、Sm和Yb等呈較明顯的富集，Ba、P、Ti為虧損狀態。從Ta到P持續降低，Hf略為富集，Ti的虧損等。此外，Ba相對於Rh、Th虧損是後碰撞伸展岩漿活動的標志之一，均與島弧火山岩有類似的地球化學特徵。

從火山岩稀土元素的配分形式整體表現為LREE富集，HREE虧損的分餾模式，（La/Sm）_N值在1.14～5.01，平均3.13＞1，說明輕稀土元素內部分餾程度弱；負弱Ce異常，及Ce_N/Yb_N值為1.73～11.12＞1，說明Ce使得LREE富集。富集Rb、Th等大離子親石元素，虧損Nb、P、Ti等高場強元素，具有島弧火山岩的特徵。δEu值愈小，岩漿分異程度愈高，δEu在0.29～2.25之間，平均0.84。其值較大，說明岩漿分異結晶程度不高，說明它們是經過少量分離結晶作用演化的岩漿形成的。

在Th-Ta-Hf/10（圖3-43）中，該區玄武質火山岩投於鹼性玄武岩區（CAB區），並有向島弧玄武岩（IAI）變化的趨勢，可以說明式可布台鐵礦的形成與陸源活動島弧環境。

圖3-43 式可布台鐵礦Th-Ta-Hf圖解

F. 地球化學勘查方法及成果

地球化學勘查在膠東金礦找礦中發揮了重要作用，勘查方法逐漸由次生暈地球化學、原生暈地球化學發展到構造地球化學。區內次生暈地球化學，已系統開展了1∶20萬、1∶5萬水系沉積物測量，部分礦區開展了1∶1萬土壤測量，次生暈地球化學在大面積找礦靶區選擇、成礦預測中起到了關鍵作用。原生暈地球化學，已開展了部分地區的1∶5萬基岩化探測量和部分礦區的1∶1萬、1∶5千基岩化探測量及化探剖面測量，為普查工作勘查工程布置提供了依據。構造地球化學測量，是近年來新發展的地球化學勘查方法，在礦床普查、評價中沿成礦構造在地表或鑽孔內採集基岩樣品，為深部找礦、預測盲礦體、礦床評價提供了依據。

一、構造地球化學方法原理

構造地球化學探礦技術是通過分析構造中的成礦指示元素的地球化學暈來推測深部隱伏礦化情況，屬原生暈技術范疇。它在許多方面優於傳統的原生暈技術，一是它可以更加有效地探測深部隱伏礦化在淺部形成的微弱地球化學異常;二是采樣是以構造格架為主要控制標准，非規則網度采樣，可以在不漏掉礦化的前提下降低采樣數量，減少勘查成本;三是由於充分考慮了構造對成礦成暈的控制，因而更加便於對異常的解釋(彭省臨等，2004)。

由於構造作用與地球化學作用是成礦中和成礦後重要的動力學過程，所以構造地球化學在隱伏礦床的地球化學信息探測方面必然能發揮重要的作用。目前，主要是利用成礦成暈的斷裂構造地球化學規律來找礦，研究成礦過程中和成礦後的礦化指示元素的地球化學空間變化受構造控制的規律，通過分析那些特殊的成暈構造中的構造岩，就可以捕捉到深部隱伏礦體在地表引起的微弱的地球化學異常。其原因在於這些構造中成礦元素的運移比非成暈構造要容易得多，成暈的動力學過程同樣受構造動力學過程式控制制(彭省臨等，2004)。

原生暈找礦法是金礦找礦中使用廣泛且行之有效的方法。原生暈是在礦體或其他地質體周圍形成的地球化學異常。原生暈找礦法是通過發現和研究基岩中的原生暈進行找礦的方法，這種方法通常用來尋找盲礦。原生暈找礦的基礎理論，即熱液礦床原生暈軸(垂)向分帶，也就是每個礦體都有自己的前緣暈、近礦暈和尾暈，前緣暈在礦體前緣可達100～300m，為找盲礦提供了重要信息(李惠等，2006)。由於金礦具有多階段脈動疊加成礦成暈的特點，因此發展出原生疊加暈找礦法，即根據金礦成礦成暈具有多期、多階段脈動性及不同階段形成礦體(暈)在空間上疊加的特點尋找盲礦。

近年來，在膠東地區開始研究構造蝕變帶中原生暈特徵並用於盲礦預測和深部勘探，被稱為構造疊加暈法。方法原理是:熱液礦床嚴格受構造控制，構造中礦體的原生暈發育特點是在構造帶內強度高、范圍大，特別是前緣暈在礦體的前緣可達幾百米。研究構造中的原生暈軸(垂)向分帶及不同期次形成原生暈的疊加結構，只在構造帶中採取有蝕變疊加樣品，不但可以強化暈的強度或盲礦預測信息，而且大大減少採樣及分析工作量，提高工作效率及找礦效果(李惠等，2006)。

二、焦家礦區深部金礦構造地球化學

(一)工作方法

由於深部礦床埋深很大，且其淺部存在對應礦床(體)，地表構造地球化學研究不能有效的預測深部礦體，因此深部找礦採用了鑽孔取樣方法，即採取鑽孔中構造蝕變岩樣品研究其原生暈特徵，稱為鑽孔構造地球化學。本次工作選擇焦家礦區112線、144線典型勘探線採集了樣品，分析了44種微量元素含量，其中18種成礦元素及相關微量元素分析結果列於表8－2。實驗測試在核工業北京化工冶金研究院分析測試中心完成，除Au、Ag採用原子吸收光譜儀(TAS－990F)、ELEMENT電感耦合和等離子體質譜原子熒光光度計(AFS－2202)測試外，其他元素均採用電感耦合等離子體質譜(ICP－MS)法(儀器型號HR－ICP－MSElementⅠ)測試。

(二)構造地球化學規律

1.元素統計分布特徵

對18種金屬元素進行統計分析，分別計算全部樣品、絹英岩化花崗岩(花崗岩、黃鐵絹英岩化花崗岩)、絹英岩化花崗質碎裂岩(黃鐵絹英岩化花崗質碎裂岩)、黃鐵絹英岩質碎裂岩(絹英岩質碎裂岩)、主斷裂上盤岩石、主斷裂下盤岩石各元素含量的最大值、最小值、平均值(X)、標准離差(S)、變異系數(Cv)、濃集克拉克值(C)、致礦系數(Z)和黃鐵絹英岩質碎裂岩的元素襯度(表8－3)。以濃集克拉克值大於0.5和襯值大於1為標准，確定成礦元素組合為Au、Ag、Cu、Pb、As、Sb、Bi、W、Sn、Mo、B、U。

成礦元素Au、Cu、Pb、As、Sb、Bi、Mo的變異系數(全部樣品)大於1，表明這些元素的分布是極不均勻的，存在局部地段的富集或貧化。這些元素的致礦系數(全部樣品)均大於10，說明易發生成礦作用。各種元素異常襯值差別較大，主要成暈元素為Au、Cu、Pb、Sb、Bi、As、Mo(襯值大於2)，其中Au、Bi、Mo元素的襯值最大，說明其成暈強度高;次要成暈元素為Ag、W、Sn、B、Th、U(襯值大於1～2)。

相關分析(表8－4)表明，在18種金屬元素中，Au與Bi關系最為密切，其次為W、Sb、Cu、Ag、As、Sn、B，這與區內成礦元素組合關系基本一致。按相關系數0.2進行聚類分組，可分為三組，Au、Ag、As、Bi、Sb、W、Cu、B為一組，Pb、Sn、Th、U為一組，Zn、Co、Ni、V、Cr、Ba為一組。按相關系數0.45進行聚類分組，則Au、Ag、As、Bi、Sb在一組(圖8－25)，表明這些元素是密切相關的，其富集與礦體緊密關聯，是本區的礦化指示元素。

主斷裂面下盤岩石主要成礦元素Au、Ag、Cu、As、Bi、Sb及微量元素Co、Ni、V、Cr、W、Ba平均含量均高於上盤岩石，表明下盤蝕變作用強於上盤。不同構造蝕變岩比較發現，隨著蝕變作用增強Au、Ag、Cu、As、Sb、Bi等主要成暈元素含量遞增。

表8－2 焦家深部礦區成礦元素及相關微量元素分析結果表

表內樣品名稱代號: γ—花崗岩，γJ—鉀長石化絹英岩化花崗岩，γJH—黃鐵絹英岩化花崗岩，SγJ—絹英岩化花崗質碎裂岩，SγJH—黃鐵絹英岩化花崗質碎裂岩，SJH—黃鐵絹英岩化碎裂岩，SJ—絹英岩化碎裂岩。

表8－3 焦家深部礦區成礦元素及相關微量元素構造地球化學含量統計結果表

續表

續表

注:表中岩性代號同表8－2。

表8－4 焦家深部礦區構造地球化學分析元素的相關系數矩陣

圖8－25 焦家深部礦區構造地球化學分析元素的R型聚類譜系圖

R型因子分析(表8－5)表明，焦家深部金礦金元素的因子模型為:XAu=0.52F₁+0.37F₂－0.02F₃－0.48F₄－0.11F₅+0.07F₆，指示F₁、F₄對金礦成礦貢獻較大。正交旋轉後(表8－6)確定的主因子為:F₁［As、Bi、Sb、B、Ag、Cu、Au］，F₂［Cr、Co、Ni、V］，F₃［Pb、Ag］，F₄［Au、Sn、W、Bi］，F₅［Mo］，F₆［Th、U、W］·［Cu］。其中，F₁為主成礦因子，表明Au與毒砂、輝鉍礦、砷黝銅礦、黃銅礦等多金屬硫化物關系密切;F₄為次要成礦因子，指示Au與Sn、W有淵源關系。

2.鑽孔剖面構造地球化學特徵

沿122勘探線的構造地球化學剖面(圖8－26)由ZK622、ZK603、ZK604鑽孔構成，ZK622孔位於Ⅰ－1主礦體中部，ZK603孔位於Ⅰ－1主礦體中下部，ZK604孔位於Ⅰ－1主礦體下部。穿過主構造蝕變帶的鑽孔剖面上，Au及一系列伴生元素含量發生了變化，以ZK622孔最為明顯，表現為Au、As、Sb、Bi、Mo元素同步的強正異常組合，且異常峰值位置重合;Ag、Pb、Cu、Sn、U、Th表現為正異常，但元素濃集中心略有偏移，除Cu異常位於Au異常深部外，其他元素異常位於Au異常淺部;Ni、Co、Cr也表現為正異常。沿勘探線剖面，礦體中部的ZK622孔異常元素多，異常強度大;向礦體尾部(下部)異常元素減少、異常強度降低。

沿144勘探線的構造地球化學剖面(圖8－27)由ZK606、ZK608、ZK615三鑽孔構成，ZK606孔位於Ⅰ－1主礦體頭部，ZK608孔位於Ⅰ－1主礦體中部，ZK615孔位於Ⅰ－1主礦體尾部。元素含量變化特點與112線相似:Au、As、Sb、Bi、W、Cu元素表現為同步的強正異常組合，且異常峰值位置重合;Mo、Pb、Zn、B、Ag、U、Th元素表現為正異常，部分元素濃集中心略有偏移。礦體尾部異常元素數量減少、異常強度降低，異常元素主要有Au、W、Bi、Cu。

表8－5 焦家深部金礦原生暈R型因子分析正交因子載荷表

表8－6 焦家深部金礦原生暈R型因子分析最大方差旋轉表

圖8－26 焦家深部礦區122勘探線鑽孔構造地球化學剖面

圖8－27 焦家深部礦區144勘探線鑽孔構造地球化學剖面

3.指示元素的確定

從原生暈元素組成來看，主要成暈元素襯值最高的為Au、Bi、Mo，其次為Cu、Pb、Sb，它們都能形成清晰的異常。從原生暈共生組合來看，與金顯著正相關的元素有Ag、As、Bi、Sb。從構造地球化學剖面看，除Au、Ag、Cu、Bi、Pb、As、Sb形成強正異常外，Mo、W、B、U、Th也常形成正異常。因此認為，Au、Ag、Cu、Bi、Pb、As、Sb元素在地球化學行為上有很強的親緣性，確定為成礦指示元素;Mo、W、B、U、Th元素異常也可作為金礦成礦的輔助指示元素。

三、構造地球化學異常分帶

通過對焦家金礦帶田原生暈地球化學研究發現，沿成礦構造帶原生暈具有明顯的水平分帶和軸向分帶。

(一)水平分帶

沿寺庄礦區288勘探線測制了構造地球化學剖面，從該剖面地球化學元素含量曲線(圖8－28)來看，在剖面西北部主成礦構造帶附近，Au及相關元素含量發生了明顯變化。表現為Au、Ag、As、Bi元素同步的強正異常組合，異常峰值位置重合。Cu、Pb、Sb、Hg元素雖也表現為正異常，但元素濃集中心略有偏移。

沿寺庄礦區368勘探線的構造地球化學剖面(圖8－29)則顯示出，在礦體上方Au、Ag呈同步的強正異常組合，且峰值位置重合;而Pb、Zn、Cu異常濃集中心略有偏移。原生暈的水平分帶顯示為內帶為Au、Ag、Cu，外帶為Pb、Zn。

可見，本區焦家控礦構造帶附近的原生暈異常在水平方向上有明顯的濃度分帶。Au及主要伴生元素Ag、As、Bi的原生暈異常往往位於主構造帶及主礦體上方，各元素異常峰值與金重合，Cu、Pb、Sb元素異常略偏離礦化中心。根據上述地球化學剖面，結合焦家礦田其他礦區地球化學特徵，把水平分帶劃分成內帶為Au、Ag、As、Bi，表現為Au、Ag、As、Bi的強正異常和Cu、Pb、Zn的弱正異常;中帶為Cu、Pb、Zn的強正異常，Au、Ag、As、Bi弱異常;外帶為Hg、Mo的正異常及Au、Ag、Bi的弱異常。據物探隊統計60個鑽孔的元素分帶序列，確定橫向元素分帶由外至內為Hg－Zn－Pb－Cu－Sb－Ag－As－Ag。

(二)軸向分帶

選擇新城金礦159勘探線研究軸向分帶特徵。以原生暈背景值的范圍為背景區，以異常下限值的1倍、2倍、4倍三個數值劃分各元素異常的外、中、內帶。其中，由於金、銀元素異常濃度梯度大，所以採用1倍、3倍、9倍劃分異常濃度分帶。在此基礎上繪制了原生暈各元素等濃度圖。

159勘探線原生暈構造地球化學異常圖顯示(圖8－30)出，礦體產於斷裂下盤，原生暈沿軸向發育，延伸很遠，超出鑽孔控制之外，礦體兩側原生暈較窄，原生暈圍繞礦體呈透鏡狀，兩側發育略不對稱，礦下比礦上發育。礦上靠斷裂一側較窄，元素濃度呈陡坎狀下降，推測是主斷面上的斷層泥起到屏障作用影響元素的擴散而引起的。

其中，Au、Ag、Bi、Zn元素異常強度大，具內、中、外三帶。外帶范圍很大，超出鑽孔控制，內帶包圍礦體，異常濃集中心與礦體重合很好。

圖8－28 寺庄礦區288勘探線構造地球化學剖面

As、Pb、Cu元素異常分布范圍也超出了鑽孔控制，異常強度相對上述元素稍弱，中帶包圍著礦體，內帶與礦體重合好，只有銅元素的內帶略偏向礦尾。

Sb元素異常強度小，外帶包圍礦體，內帶偏離礦體中心，在礦下部位。

Co、Ni元素異常強度小，只有外帶、中帶。分布在礦前緣、礦尾各一個，且偏向礦下，推測礦體上部原有另一礦體已被剝蝕，受其影響而存在前緣暈。

總的看來，焦家式金礦床原生暈的規模與礦化強度密切相關，礦化強度和規模大的礦床，其原生暈規模也相應較大。礦化強度大的部位成暈寬度大。各元素暈的形態在垂直剖面上呈封閉或兩端收斂的帶狀，寬度相對較小，一般幾米至近百米，但沿礦體軸向長可超出鑽孔控制之外，一般幾百米，最長超過1200m，暈的整體形態為環繞礦體拉長的鐵餅狀。

關於焦家帶原生暈軸向分帶序列，前人做過較多工作。根據各元素在構造地球化學剖面上的特徵，結合熱液礦床軸向分帶的一般規律及前人資料，認為焦家式金礦床原生暈軸向分帶為Hg－As－Zn、Pb－Cu、Ag、Bi、Sb－Au。Au、Ag、Bi、Sb為近程指示元素，Cu、Pb、Zn為中程指示元素，As、Hg為遠程指示元素。這說明，當存在Hg、As異常時，往往指示深部有礦;當Au、Ag、Bi、Sb近程指示元素異常好時，則往往指示離礦化富集中心不遠了。

圖8－29 寺庄礦區368勘探線構造地球化學剖面

四、金礦構造疊加暈模型

李惠等(2006)研究了膠東部分金礦床構造疊加暈模型並進行了盲礦體預測，新城金礦位於本研究區焦家金礦帶焦家金礦北側，其構造疊加暈的研究對本次工作及膠西北今後的深部找礦具有較好的啟示意義，李惠等(2006)建立的新城金礦構造疊加暈模型是:

(1)成礦成暈特徵:熱液成礦各主要階段都產生一定量的As、Sb、Hg、Bi、Mo、Mn等，每一階段成礦過程都具有明顯的正向地球化學垂直分帶，每階段形成的礦體都有自己的頭暈、尾暈，As、Sb、Hg等元素在每個階段形成礦體的原生暈中都是在礦體前緣富集構成前緣暈，而Bi、Mo、Mn、Co、Ni等元素則富集於礦體尾部，形成尾暈;當後階段成礦(暈)疊加於前階段成礦(暈)上或部分疊加，則先形成礦體或暈的元素會發生活化、遷移，使原來的分帶結構遭到一定程度破壞，但仍能在一定程度上顯示垂直分帶性，幾個階段礦體或暈的疊加形成了復雜的疊加暈;同一階段形成的串珠狀礦體(或尖滅再現礦體)有總體的頭暈、尾暈，單個礦體又有自己的頭暈、尾暈。

圖8－30 新城金礦159勘探線地球化學圖

(2)礦床構造疊加暈模式:①前緣暈指示元素為Hg、As、Sb、F、B、W，尾暈元素是Bi、Mo、Co、Mn。已知礦體深部若出現前、尾暈共存，則指示礦體向下延伸很大或深部還有盲礦體存在。②土壤熱釋鹵素F異常范圍可指示深部隱伏緩傾斜礦體的相對位置;I異常分布於礦體賦存部位正上方及前緣構造出露部位。③礦床流體包裹體的前緣暈是CO₂、CO、CH₄氣暈和F^－、Cl^－離子暈。

G. 地球化學的基本觀點和方法論

從現代地球化學主要研究地球及其子系統的化學組成、化學作用和化學演化看來,下面的基本觀點及其方法論的意義最為重要。

1)地球化學系統觀點,這里特別強調系統的組成和狀態制約其化學過程和元素行為的特徵。例如,在表生和內生地球化學系統中鐵和錳均顯示出不同的化學行為;不同地區由於地殼和地幔組成和溫壓等狀態的差異,成岩和成礦的特徵明顯不同;地球由於溫度適中和存在液態水,得以發展出繁茂的生物圈,從而導致地球具有含自由氧的大氣圈及長英質成分的地殼,這些均為地球完全不同於太陽系其他行星的特殊性。地球化學與化學的區別在於自然地球系統在組成和狀態上較之實驗室和工廠中人為的化學系統具有無比的復雜性。這一觀點的方法論意義在於研究任何地球化學問題,都須置於它所處的系統中來考察,以系統的組成與狀態來約束所研究過程的性質和特徵。如地殼是一種地球化學系統,它在某一時期的元素豐度既構成系統的一種狀態參數制約著地殼中化學作用和元素行為,又是地殼發展的階段狀態,通過不同時期地殼組成的對比就可揭示地殼的化學演化。因此,不應僅僅將地殼元素豐度視為度量局部地區和地質體元素富集或貧化程度的標尺。

2)寓於地球系統物質運動中的化學運動同力學運動、物理學運動和生物學運動相互依存、相互制約和相互轉化的觀點,這里強調不同形式運動的相互作用和相互制約的方法論意義。地球系統物質運動中化學形式的運動不是孤立的,而是與其他形式運動緊密聯系和相互制約的,因此地球化學研究雖然重點探討化學運動,但應重視地質學和地球物理學的實際資料和認識成果對地球化學立論的約束。同時由於我們是通過寓於地球和地質運動中的化學運動的研究來探索和解決地學問題,所以就可歸納為如下方法論:善於將地學和地質問題剖析為地球化學性質的問題來研究,以發揮地球化學學科的優勢。例如,對於如何證明板塊構造學說所設想的洋殼俯沖的地質學問題,就可將這個問題剖析為證明會聚板塊俯沖帶中同構造期的島弧玄武岩的地幔源區中是否有洋殼物質捲入的地球化學問題,這樣研究可發揮地球化學示蹤的專長。

3)地球層圈相互作用與物質和元素循環的觀點。地球形成初期分異出層圈之後,化學組成、溫度和壓力迥異的各層圈之間,必然會發生強烈的相互作用,表現為層圈間的物質交換、能量輸運及動量傳遞,推動著地球的運動和發展。因此,地球化學應以地球層圈相互作用為主線,以揭示物質和元素的循環為手段,進行地學和地質問題的研究。這一方法論對於現代地球化學從事地球系統重大問題研究更為重要。

4)歷史地球化學觀點,強調地球系統的總體演化及寓於其中的化學演化具有循環性和不可逆性,即螺旋式上升規律。循環性 (或旋迴性)表現為相似的地質作用或事件,在地球歷史中可以多次重復發生,如各地質時代均有沉積作用發生;不可逆性表現為同一種自然作用隨時間推移其性質和特徵是單向發展的。例如,沉積鐵礦能出現於不同地史階段:前寒武紀以形成海相條帶狀鐵硅建造為特徵,元古宙晚期以沉積濱海相的鮞狀赤鐵礦床 (鮞狀赤鐵礦、鮞綠泥石、菱鐵礦)為特徵,而後顯生宙則主要形成湖相-沼澤相沉積鐵礦床 (水針鐵礦、鱗綠泥石)。這種演化規律主要是受大氣圈從無自由氧到出現自由氧再到自由氧含量水平提高,致使地表環境由還原→弱氧化→較強氧化的轉變的規律所控制。因為,這可以改變鐵的價態,從而影響鐵在表生作用中遷移活動性的變化。根據地球演化的螺旋式上升這一普遍規律,在地球化學研究中,應始終堅持以發展論和階段論思想為指導。按照這一方法論,在特定歷史階段中可以進行一定程度的將今論古,但總體上必須堅持發展論,不應超越階段進行類比。當然,還需考慮突變的發生。

5)各類地質體的化學物相、元素和同位素組成、物相反應關系及相應參數為地球化學事件記錄的觀點,這里強調善於從地質體觀察中獲取地球化學信息的能力。因為除了地表正在進行的地質-地球化學作用可以直接觀察研究外,絕大多數作用或發生於地球深部,或已完成結束於地球歷史時期,無法對這些作用過程進行自始至終的正序研究,只能根據作用過程遺留在各類地質體中的產物和遺跡反序地追索地球的化學作用和化學演化。

H. 有機地球化學方法（地質色層效應）

隨著乾酪根高級生油理論和分析手段的快速發展，許多地球化學指標都可用於分析油氣運移過程中烴類成分的變化規律，並追蹤運移的方向、通道和距離等。現已證實，在自然界中油氣運移所引起的烴成分變化與實驗室的色層效應極為相似，因此根據系統取樣分析，可以了解油氣運移的總趨向。

自從D.T.Day（1897）提出地質色層效應的原始設想以來，這一原理逐步得到了應用。我國石油工作者根據源岩和原油中生物標志化合物、碳同位素δ¹³C/δ¹²C、色譜、紅外光譜、卟啉含量以及原油物性等指標的變化規律，研究了大慶（楊萬里，1982）、酒泉盆地（中國科學院蘭州所，1977）、大港（北京石勘院，1977）等油田的二次運移問題；B.M.Krooss（1991）對地質色層分析的發展歷史、定義、本質、處理技術分類等進行了詳細的述評，對其機理進行了重點闡述，並進行了定量模擬；C.M.Bethke等（1991）對伊利諾斯盆地石油的長距離運移進行了研究，等等。對於天然氣的運移，則主要利用甲烷碳同位素（δ¹³C₁）、氫同位素（δD）、氬同位素（⁴⁰Ar/³⁶Ar）值等進行氣源分析。例如，用δ¹³C₁可區分煤成氣和油成氣（陳文義等，1987）；用δ¹³C₁與R_o的關系追蹤氣源及運移路線（Stahl,1980；廖永勝，1984；王秉海等，1992）。總之，盡管地質色層效應的機理比較復雜，在具體分析地質條件的前提下，仍可用來判斷油氣運移的方向。

另外，隨著測試工藝技術的發展，目前已應用高壓物性取芯獲得地層狀態下的原油物性（密度、粘度、油氣比、飽和壓力等）研究油氣運移的方向和距離。如地層原油物性菱形圖（劉孝漢，1987）、運移系數（P.C.卡西莫夫，1978）等都是指示油氣運移的良好方法。目前，熒光顯微分析技術、原油孢粉分析等也為研究油氣的運移提供了直接的時空證據（曹志雄等，1988；江德昕，1977;1990;Chepikov等，1971；范太雍，1978）。盡管地球化學方法是定性為主的，然而卻是重要和必要的，是建立理論模型和模擬的基礎。