地球化学的研究方法有哪些

A. 地球化学的研究思路

地球化学是20世纪初期由地质学与化学类学科结合产生的一门边缘学科。现在它已经形成了自己独立的研究思路和研究方法，地球化学的基本研究思路可概括为：

（1）自然过程在形成宏观地质体的同时也留下了微观踪迹，其中包括了许多地球化学信息。如造成了系统各部分常量、微量元素和同位素组成的变化，元素相互结合和赋存状态的改变，等等。这些微观踪迹中包含着重要的地球演化信息，地球化学就是通过识这些微观踪迹来追索地球历史的。

（2）自然界物质的运动和存在状态是环境和体系介质条件的函数。地球化学将任何自然过程都看成是热力学过程，应用现代科学理论来解释自然体系化学变化的原因和条件，使有可能在更深层次上探讨和认识自然作用的机制。

（3）地球化学问题必须置于地球或其子系统（区域岩石圈、壳、幔）中进行分析，以系统的组成和状态来约束作用过程的特征和元素的行为。

由于地质作用规模宏大、时间持久、作用因素复杂且多次作用叠加，地球化学研究必须观察和分析多种变量，确立多层次的指标，才有可能追踪地球的历史。

B. 环境地球化学的研究手段

环境地球化学运用各类专门器具，采集地表、水下和空中的无机和有机样本。为确定环境样本中化学元素的含量和组合，各种成分分析仪器和质谱计、能谱仪是它的必备手段。经常采用的研究方法有下面几种。 即紧紧抓住所瞄准的元素，研究它在环境中运动的各个环节或在各种介质中的地球化学行为。
环境档案研究法
树木年轮、冰岩心、湖泊沉积、海湾沉积、深海沉积、珊瑚、黄土、古土壤、河流泥沙、沉积岩、花粉、包裹体等都不同程度地记录下了它们形成时的环境条件，如温度、湿度、化学成分、生物量、火山喷发、地磁场、海平面和太阳活动等，因此它们可看成是环境变化的“档案”材料。不同的档案材料有不同的环境信息量和时间分辨率。有目的地研究这些档案材料，可提取出过去环境变化的宝贵信息。

C. 元素地球化学的研究方法

主要有以下方法：
①为了确定元素的分布、分配及存在形式，应用具有高灵敏度、高精度、经济、迅速等特点的现代物理、化学的测试方法，这是元素地球化学研究的基础。
②各种地球化学模拟实验，对于了解元素在地质作用中的迁移形式、沉淀富集条件、矿物形成条件及稳定范围，以及元素的地球化学行为等是很重要的手段。
③运用物理化学、热力学的基本理论来分析元素的地球化学规律。相律、自由能、生成热等热力学计算方法，可以从理论上分析地球化学作用进行的方向和限度，以及元素在共存相（矿物）之间分配规律。
④元素地球化学研究,要处理大量的分析数据，正确地应用数理统计和电子计算机方法，有助于深入地、科学地反映元素的地球化学活动规律。

D. 地球化学的基本工作方法

除了少数现代的地质作用过程外，历史上的和现代深部进行的地质过程都不可能直接观察和研究。因此，地球化学与其他地球科学学科一样，必须主要采用“类比”和“反序”的研究方法，即根据作用产物提供的地球化学信息来研究并恢复已经历过的作用的历史和条件。因此，在开展地球化学工作时要善于观察和发现寓于各种地质现象中的地球化学信息。

地球的化学作用寓于地质作用之中，因此地球化学研究不能脱离基础地质工作，它的一般工作程序仍然是在研究任务的指导下采用先野外，后室内的工作顺序，并注意从对地质体的观察来提取化学作用信息，建立地球化学研究构思。地球化学工作对样品处理、测试方法和测试精度等常有自己特殊的要求，因而更需要建立某些专门的方法和测试流程。地球化学研究过程包括：通过对自然对象的观察和测试获取第一性资料；在地球时-空结构中整理和研究事实规律；反序地追踪历史。地球化学研究必须有确定的目标，样品必须有明确的代表性，并收集尽可能详实的基础资料，研究所获得的结果要能与宏观地质事实互相对照和验证。

0.4.2.1 地球化学野外工作方法

（1）现场观察宏观地质现象的时空结构，查明研究区内各种地质体的岩石-矿物组成及相互作用关系，并由此提供有关地球化学作用的空间展布、时间顺序和相互关系。

（2）依据野外观察得出的初步地质-地球化学认识，确定进一步研究的设想和采样方案。在样品的布局中应注意以下几个问题：①样品应有明确的代表性，要能代表一定产状的地质体，力求其化学组成未受后期作用的改造；②采集的样品应保证研究对象在空间上、时间上和不同成因产状方面的系统性；③当需要总结统计性规律时，要依据数理统计学方法来确定样品数，若样品的数量较少，则对采样代表性的要求就更高，分析测定的精度也应相应提高。

0.4.2.2 室内研究方法

地球化学的室内研究方法，需根据任务要求和工作条件选择确定。常用的研究方法有：

（1）灵敏精确的分析测试方法：地球化学经常处理的元素含量为克拉克值的级次，微量元素含量测定的灵敏度一般要求达到 10^-4%～10^-7%。现代分析仪器已可以达到地球化学研究所需要的精度和灵敏度，如用化学光谱法测金，灵敏度已可达0.1×10^-9，中子活化法的测金灵敏度可达 0.04×10^-9。常用的分析方法有：发射光谱、原子吸收光谱、火焰光谱、离子选择电极、极谱、X光荧光光谱、红外光谱、拉曼光谱、中子活化、发光分析、等离子体光量计法、同位素质谱分析法、等离子光-质谱分析等。还有一些专项分析技术，如测汞、测金、放射性测量等。

（2）元素结合形式和赋存状态的研究：对不易形成独立矿物的元素，应研究其赋存状态。常用的研究方法包括：化学分析、晶体光学法、物性和物相分析法、X射线分析法、差热分析法以及各种微区分析测定如电子探针等。专用于研究赋存形式的方法有：偏提取法、电渗析法、放射性乳胶照相法等。

（3）作用过程物理化学条件的测定：热力学参数中除温度、压力外，应包括体系的pH、Eh、、盐度、离子强度、矿质浓度等参数，主要通过直接测定法和计算法获得待测参数数据。如包裹体测温和测压技术、微量元素温度计、矿物温度计、同位素温度计等研究法等都是测定和计算相结合的方法；对难以直接测定的热力学参数，主要通过计算法获得。

（4）自然作用的时间参数由同位素地质年代学方法获得，同位素测年可以求出地质事件的时间顺序和作用持续的时间。

（5）实验模拟自然过程：模拟研究属于正序研究，包括应用各种温、压设备和缓冲剂技术，在不同温压条件下进行相平衡实验和测定各种热力学参数，并可应用于研究元素迁移沉淀的条件和过程。实验研究使地球化学有可能考查地下深处或天体中正发生或地质历史中曾发生过的各类作用过程。由于绝大多数地球化学过程无法直接观察，模拟地球化学作用过程的方法受到广泛重视。模拟地幔、地壳和地表各种环境下化学过程的专门实验方法正在不断开发和完善。

（6）多元统计计算和建立数学模型：多元统计理论和计算机技术在地球化学研究中的应用，提高了资料整理的科学性、数据的利用率和计算工作效率；同时数学理论和方法的应用对深入揭示地球化学规律、科学地描述地球化学现象起到了推动作用。目前已对许多地球化学过程建立了数学模型，自然现象的参数化以及对地球化学开放体系中多变量、多组分反应的数学模拟等方面也已展示出美好的前景。

以上介绍的主要是地球化学研究的常规方法和手段，实际上地球化学的研究方法和实验手段日新月异。一方面，研究者不仅要学会掌握并善于应用各种常规手段和现代的研究方法，能依据研究任务的需要选择适用的研究方法，并重视方法技术的改进和完善；另一方面，一些专门研究手段对专门领域的研究意义重大，如行星探测器技术的发展对行星化学的研究进展有关键性的作用，这些专门技术的开发是学科进一步发展的技术保证。

地球化学有广阔的研究领域，可以说任何一个人穷其一生的努力也不可能成为地球化学所有领域的专家。但只要你对地球化学学科有浓厚的兴趣，经过认真地学习和实践，掌握了地球化学的基础知识、基础理论和基本方法，就完全有可能在地球化学的某一领域，如固体地球（或岩石圈）、矿产资源、能源、大气圈、表生环境、海洋、热动力学、同位素或微量元素等方面有所建树。学习和掌握地球化学的基础理论、方法和技术，将是向成功地球化学家迈出的第一步。

复习思考

（1）地球化学学科的特点和基本问题。

（2）地球化学学科的研究思路和研究方法。

（3）地球化学与化学、地球科学其他学科在研究目标和研究方法方面的异同。

E. 地球化学研究

地球化学方面的研究在收集相关资料的基础上，拍摄大量野外地质现象及岩矿体照片，并采取大量岩矿体标本进行观察分析，并将具有代表性的围岩、矿体样品进行测试分析，野外编号采集共10件样品，室内分析后选择其中六件最具代表性的送国土资源部乌鲁木齐矿产资源监督检测中心进行岩矿鉴定、硅酸盐、稀土、微量元素等项目的测试分析。其中，样品11SK-b001为矿体顶板东侧围岩样，11SK-b002为东侧矿体样，11SK-b003矿体底板东侧围岩样，11SK-b004矿体顶板西侧围岩样，11SK-b005为西侧矿体样，11SK-b006为矿体底板西侧围岩样。根据岩矿鉴定的结果，结合镜下照片的特征，此次测试样品的基本特征见图版Ⅰ-11至图版Ⅰ-14。

1.硅酸盐测试分析

选送的六组样品中有四组硅酸盐的测试结果（表3-15），根据测试结果可知，该矿区岩矿体样品SiO₂含量为51.9％～66.5％，在SiO₂/（Na₂O＋K₂O）图解（图3-39）中可知含矿岩体主要由玄武岩、玄武安山岩、玄武质粗面安山岩组成，为亚碱性系列。Al₂O₃的含量较高，且变化大，分别接近于9.8％与15.7％两个值；K₂O的含量为2.44％～5.06％，平均含量为3.75％。样品全碱含量（Na₂O＋K₂O）在2.62％～5.27％之间，平均含量为4.09％。（Na₂O＋K₂O）/Al₂O₃测试的结果为0.27～0.34。TiO₂的含量较低，变化范围为0.32％～0.86％，平均为0.58％，MgO的含量为0.39％～1.51％，平均为0.98％，Fe₂O₃含量最高，变化范围为7.92％～20.22％，平均为14.73％。

表3-15 围岩及矿石微量元素化学全分析测试结果表 单位：％

根据SiO₂-K₂O图解（图3-39）中，样品具有高钾亚碱性系列的特点。

图3-39 式可布台铁矿FAM、TAS图解（FAM，底图根据Peccerille and Taylor，1986；TAS，底图据Le Bas et al，1986）

哈克图解是研究岩浆岩地球化学的必备图件，很多结论就是根据哈克图解而得出来的。在对该矿区岩矿体硅酸盐的测试结果进行SiO₂相关氧化物的哈克图解（图3-40）及与K₂O＋Na₂O相关的TAS图解中可知，大部分主量元素（TiO₂、Al₂O₃、P₂O₅、Na₂O、K₂O）与SiO₂含量呈正相关关系，其余（Fe₂O₃、MnO、CaO、FeO）与SiO₂含量呈负相关关系。

图3-40 式可布台铁矿岩体中主要氧化物的哈克图解

2.围岩和矿体稀土、微量元素分析

微量元素测试数据（表3-16）从整体来看元素Rb和Th比Ta含量较低，Nb、Ta、Hf、Th、K等含量较高，而P、Ti较低。具有较弱的P谷和较强的Ti谷，Ce和Nb变化大。Nb/Ta值为6.35～105，均值为49.19，Zr/Hf值为21.06～39.76，均值为29.26，Nb异常值均小于1。

在球粒陨石标准化蛛网图解投影上（图3-41），原始地幔的比值大体在1～10之间，且曲线较为平缓且稀疏交叉，曲线由强不相容元素部分向弱不相容元素部分演化，曲线呈轻微的右倾。在球粒陨石标准化分布图上（图3-42）随着元素不相容性的降低逐渐趋于平缓。大部分样品出现类似的分配模式，Rb、Ta、Ce、Hf、Sm和Yb等呈较明显的富集，Ba、P、Ti为亏损状态，而Ba的含量占微量元素的范围为6％～94％，平均含量为34％，Ti的含量占微量元素的范围为2％～78％，平均含量为50％。此外，Ba相对于Rh、Th亏损是后碰撞伸展岩浆活动的标志之一（Rottura et al.，1998）。Gd元素明显富集。

表3-16 式可布台铁矿含矿岩体稀土、微量元素地球化学分析数据 单位：10^-6

图3-41 式可布台铁矿岩石稀土元素球粒陨石标准化分布图

图3-42 式可布台铁矿岩石微量元素球粒陨石标准化蛛网图

稀土元素总量∑REE范围为158.82～186.64（含Y），平均值为168.23；LREE范围为17.12～171.1，平均值为70.75；HREE范围为6.82～23.05，平均值为14.20；LREE/HREE比值为8.26～14.34，平均10.59。REE含量变化较小，轻重稀土分异不明显。LREE相对富集，HREE亏损特征。在球粒陨石标准化稀土元素分配图（图3-41）中，（La/Yb）_N值为8.81～20.92，平均13.68＞1，曲线为右倾斜；同时（La/Sm）_N值在1.1～7.1，平均4.09＞1。所用样品都表现出Eu的负异常，δEu在0.73～0.89之间，平均0.79。所有样品也表现出Ce的负异常，δCe＝0.92～0.97，均小于1；Ce_N/Yb_N值为1.73～11.12，均大于1。

3.地球化学分析结论

根据SiO₂-K₂O图解（图3-39）中，岩石样品具有高钾亚碱性系列的特点。（Na₂O＋K₂O）/Al₂O₃结果为0.27～0.34，由洪大卫标准（Na₂O＋K₂O）/Al₂O₃＜0.9为钙碱性岩石，综合分析可以说明式可布台矿区含矿岩体为富钾钙碱性系列。

在火山岩SiO₂/（Na₂O＋K₂O）图解（图3-39）表明式可布台铁矿含矿岩体为由玄武岩、玄武安山岩、玄武质粗面安山岩组成，为亚碱性系列，显示为中性-酸性组合特征。K₂O平均含量为3.75％，高于岛弧环境火山岩的含量（K₂O的平均1.60％），而与活动陆源K₂O含量接近。TiO₂平均含量为0.58％，明显与洋岛玄武岩（TiO₂平均含量＞2％）和洋脊玄武岩（TiO₂平均含量＞1.5％）不同，但与岛弧火山岩 TiO₂（平均为0.8％）相接近。总体来看，式可布台含矿岩体具有高K、Al，低碱性和低Ti的特点，具有活动陆源岛弧的特点。

在哈克图解中，大部分火山岩主量元素与SiO₂呈负相关关系（图3-40），说明岩浆经历了结晶分异过程。微量元素测试结果整体来看元素Rb和Th比Ta含量较低，Nb、Ta、Hf、Th、K等含量较高，而P、Ti较低，显示岩浆在演化过程中经历了含P、Ti等矿物的分异作用。Rb_N/Yb_N值表明式可布台铁矿含矿岩体为富集地幔源，熔融程度低。Nb/Ta均值为49.19，Zr/Hf均值为29.26，根据元素对Nb/Ta和Zr/Hf的比值在原始地幔的相应值为17.8与37（Me Donough et al.，1995），地壳的相应值为11和33（Taylor et al.，1985）说明成矿岩浆可能为大陆壳物质或花岗质岩石的重熔。综上可以认为式可布台铁矿火山岩由大陆壳物质或花岗质岩石的重熔而来的岛弧火山岩。

Rb、Ta、Ce、Hf、Sm和Yb等呈较明显的富集，Ba、P、Ti为亏损状态。从Ta到P持续降低，Hf略为富集，Ti的亏损等。此外，Ba相对于Rh、Th亏损是后碰撞伸展岩浆活动的标志之一，均与岛弧火山岩有类似的地球化学特征。

从火山岩稀土元素的配分形式整体表现为LREE富集，HREE亏损的分馏模式，（La/Sm）_N值在1.14～5.01，平均3.13＞1，说明轻稀土元素内部分馏程度弱；负弱Ce异常，及Ce_N/Yb_N值为1.73～11.12＞1，说明Ce使得LREE富集。富集Rb、Th等大离子亲石元素，亏损Nb、P、Ti等高场强元素，具有岛弧火山岩的特征。δEu值愈小，岩浆分异程度愈高，δEu在0.29～2.25之间，平均0.84。其值较大，说明岩浆分异结晶程度不高，说明它们是经过少量分离结晶作用演化的岩浆形成的。

在Th-Ta-Hf/10（图3-43）中，该区玄武质火山岩投于碱性玄武岩区（CAB区），并有向岛弧玄武岩（IAI）变化的趋势，可以说明式可布台铁矿的形成与陆源活动岛弧环境。

图3-43 式可布台铁矿Th-Ta-Hf图解

F. 地球化学勘查方法及成果

地球化学勘查在胶东金矿找矿中发挥了重要作用，勘查方法逐渐由次生晕地球化学、原生晕地球化学发展到构造地球化学。区内次生晕地球化学，已系统开展了1∶20万、1∶5万水系沉积物测量，部分矿区开展了1∶1万土壤测量，次生晕地球化学在大面积找矿靶区选择、成矿预测中起到了关键作用。原生晕地球化学，已开展了部分地区的1∶5万基岩化探测量和部分矿区的1∶1万、1∶5千基岩化探测量及化探剖面测量，为普查工作勘查工程布置提供了依据。构造地球化学测量，是近年来新发展的地球化学勘查方法，在矿床普查、评价中沿成矿构造在地表或钻孔内采集基岩样品，为深部找矿、预测盲矿体、矿床评价提供了依据。

一、构造地球化学方法原理

构造地球化学探矿技术是通过分析构造中的成矿指示元素的地球化学晕来推测深部隐伏矿化情况，属原生晕技术范畴。它在许多方面优于传统的原生晕技术，一是它可以更加有效地探测深部隐伏矿化在浅部形成的微弱地球化学异常;二是采样是以构造格架为主要控制标准，非规则网度采样，可以在不漏掉矿化的前提下降低采样数量，减少勘查成本;三是由于充分考虑了构造对成矿成晕的控制，因而更加便于对异常的解释(彭省临等，2004)。

由于构造作用与地球化学作用是成矿中和成矿后重要的动力学过程，所以构造地球化学在隐伏矿床的地球化学信息探测方面必然能发挥重要的作用。目前，主要是利用成矿成晕的断裂构造地球化学规律来找矿，研究成矿过程中和成矿后的矿化指示元素的地球化学空间变化受构造控制的规律，通过分析那些特殊的成晕构造中的构造岩，就可以捕捉到深部隐伏矿体在地表引起的微弱的地球化学异常。其原因在于这些构造中成矿元素的运移比非成晕构造要容易得多，成晕的动力学过程同样受构造动力学过程控制(彭省临等，2004)。

原生晕找矿法是金矿找矿中使用广泛且行之有效的方法。原生晕是在矿体或其他地质体周围形成的地球化学异常。原生晕找矿法是通过发现和研究基岩中的原生晕进行找矿的方法，这种方法通常用来寻找盲矿。原生晕找矿的基础理论，即热液矿床原生晕轴(垂)向分带，也就是每个矿体都有自己的前缘晕、近矿晕和尾晕，前缘晕在矿体前缘可达100～300m，为找盲矿提供了重要信息(李惠等，2006)。由于金矿具有多阶段脉动叠加成矿成晕的特点，因此发展出原生叠加晕找矿法，即根据金矿成矿成晕具有多期、多阶段脉动性及不同阶段形成矿体(晕)在空间上叠加的特点寻找盲矿。

近年来，在胶东地区开始研究构造蚀变带中原生晕特征并用于盲矿预测和深部勘探，被称为构造叠加晕法。方法原理是:热液矿床严格受构造控制，构造中矿体的原生晕发育特点是在构造带内强度高、范围大，特别是前缘晕在矿体的前缘可达几百米。研究构造中的原生晕轴(垂)向分带及不同期次形成原生晕的叠加结构，只在构造带中采取有蚀变叠加样品，不但可以强化晕的强度或盲矿预测信息，而且大大减少采样及分析工作量，提高工作效率及找矿效果(李惠等，2006)。

二、焦家矿区深部金矿构造地球化学

(一)工作方法

由于深部矿床埋深很大，且其浅部存在对应矿床(体)，地表构造地球化学研究不能有效的预测深部矿体，因此深部找矿采用了钻孔取样方法，即采取钻孔中构造蚀变岩样品研究其原生晕特征，称为钻孔构造地球化学。本次工作选择焦家矿区112线、144线典型勘探线采集了样品，分析了44种微量元素含量，其中18种成矿元素及相关微量元素分析结果列于表8－2。实验测试在核工业北京化工冶金研究院分析测试中心完成，除Au、Ag采用原子吸收光谱仪(TAS－990F)、ELEMENT电感耦合和等离子体质谱原子荧光光度计(AFS－2202)测试外，其他元素均采用电感耦合等离子体质谱(ICP－MS)法(仪器型号HR－ICP－MSElementⅠ)测试。

(二)构造地球化学规律

1.元素统计分布特征

对18种金属元素进行统计分析，分别计算全部样品、绢英岩化花岗岩(花岗岩、黄铁绢英岩化花岗岩)、绢英岩化花岗质碎裂岩(黄铁绢英岩化花岗质碎裂岩)、黄铁绢英岩质碎裂岩(绢英岩质碎裂岩)、主断裂上盘岩石、主断裂下盘岩石各元素含量的最大值、最小值、平均值(X)、标准离差(S)、变异系数(Cv)、浓集克拉克值(C)、致矿系数(Z)和黄铁绢英岩质碎裂岩的元素衬度(表8－3)。以浓集克拉克值大于0.5和衬值大于1为标准，确定成矿元素组合为Au、Ag、Cu、Pb、As、Sb、Bi、W、Sn、Mo、B、U。

成矿元素Au、Cu、Pb、As、Sb、Bi、Mo的变异系数(全部样品)大于1，表明这些元素的分布是极不均匀的，存在局部地段的富集或贫化。这些元素的致矿系数(全部样品)均大于10，说明易发生成矿作用。各种元素异常衬值差别较大，主要成晕元素为Au、Cu、Pb、Sb、Bi、As、Mo(衬值大于2)，其中Au、Bi、Mo元素的衬值最大，说明其成晕强度高;次要成晕元素为Ag、W、Sn、B、Th、U(衬值大于1～2)。

相关分析(表8－4)表明，在18种金属元素中，Au与Bi关系最为密切，其次为W、Sb、Cu、Ag、As、Sn、B，这与区内成矿元素组合关系基本一致。按相关系数0.2进行聚类分组，可分为三组，Au、Ag、As、Bi、Sb、W、Cu、B为一组，Pb、Sn、Th、U为一组，Zn、Co、Ni、V、Cr、Ba为一组。按相关系数0.45进行聚类分组，则Au、Ag、As、Bi、Sb在一组(图8－25)，表明这些元素是密切相关的，其富集与矿体紧密关联，是本区的矿化指示元素。

主断裂面下盘岩石主要成矿元素Au、Ag、Cu、As、Bi、Sb及微量元素Co、Ni、V、Cr、W、Ba平均含量均高于上盘岩石，表明下盘蚀变作用强于上盘。不同构造蚀变岩比较发现，随着蚀变作用增强Au、Ag、Cu、As、Sb、Bi等主要成晕元素含量递增。

表8－2 焦家深部矿区成矿元素及相关微量元素分析结果表

表内样品名称代号: γ—花岗岩，γJ—钾长石化绢英岩化花岗岩，γJH—黄铁绢英岩化花岗岩，SγJ—绢英岩化花岗质碎裂岩，SγJH—黄铁绢英岩化花岗质碎裂岩，SJH—黄铁绢英岩化碎裂岩，SJ—绢英岩化碎裂岩。

表8－3 焦家深部矿区成矿元素及相关微量元素构造地球化学含量统计结果表

续表

续表

注:表中岩性代号同表8－2。

表8－4 焦家深部矿区构造地球化学分析元素的相关系数矩阵

图8－25 焦家深部矿区构造地球化学分析元素的R型聚类谱系图

R型因子分析(表8－5)表明，焦家深部金矿金元素的因子模型为:XAu=0.52F₁+0.37F₂－0.02F₃－0.48F₄－0.11F₅+0.07F₆，指示F₁、F₄对金矿成矿贡献较大。正交旋转后(表8－6)确定的主因子为: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为主成矿因子，表明Au与毒砂、辉铋矿、砷黝铜矿、黄铜矿等多金属硫化物关系密切;F₄为次要成矿因子，指示Au与Sn、W有渊源关系。

2.钻孔剖面构造地球化学特征

沿122勘探线的构造地球化学剖面(图8－26)由ZK622、ZK603、ZK604钻孔构成，ZK622孔位于Ⅰ－1主矿体中部，ZK603孔位于Ⅰ－1主矿体中下部，ZK604孔位于Ⅰ－1主矿体下部。穿过主构造蚀变带的钻孔剖面上，Au及一系列伴生元素含量发生了变化，以ZK622孔最为明显，表现为Au、As、Sb、Bi、Mo元素同步的强正异常组合，且异常峰值位置重合;Ag、Pb、Cu、Sn、U、Th表现为正异常，但元素浓集中心略有偏移，除Cu异常位于Au异常深部外，其他元素异常位于Au异常浅部;Ni、Co、Cr也表现为正异常。沿勘探线剖面，矿体中部的ZK622孔异常元素多，异常强度大;向矿体尾部(下部)异常元素减少、异常强度降低。

沿144勘探线的构造地球化学剖面(图8－27)由ZK606、ZK608、ZK615三钻孔构成，ZK606孔位于Ⅰ－1主矿体头部，ZK608孔位于Ⅰ－1主矿体中部，ZK615孔位于Ⅰ－1主矿体尾部。元素含量变化特点与112线相似:Au、As、Sb、Bi、W、Cu元素表现为同步的强正异常组合，且异常峰值位置重合;Mo、Pb、Zn、B、Ag、U、Th元素表现为正异常，部分元素浓集中心略有偏移。矿体尾部异常元素数量减少、异常强度降低，异常元素主要有Au、W、Bi、Cu。

表8－5 焦家深部金矿原生晕R型因子分析正交因子载荷表

表8－6 焦家深部金矿原生晕R型因子分析最大方差旋转表

图8－26 焦家深部矿区122勘探线钻孔构造地球化学剖面

图8－27 焦家深部矿区144勘探线钻孔构造地球化学剖面

3.指示元素的确定

从原生晕元素组成来看，主要成晕元素衬值最高的为Au、Bi、Mo，其次为Cu、Pb、Sb，它们都能形成清晰的异常。从原生晕共生组合来看，与金显着正相关的元素有Ag、As、Bi、Sb。从构造地球化学剖面看，除Au、Ag、Cu、Bi、Pb、As、Sb形成强正异常外，Mo、W、B、U、Th也常形成正异常。因此认为，Au、Ag、Cu、Bi、Pb、As、Sb元素在地球化学行为上有很强的亲缘性，确定为成矿指示元素;Mo、W、B、U、Th元素异常也可作为金矿成矿的辅助指示元素。

三、构造地球化学异常分带

通过对焦家金矿带田原生晕地球化学研究发现，沿成矿构造带原生晕具有明显的水平分带和轴向分带。

(一)水平分带

沿寺庄矿区288勘探线测制了构造地球化学剖面，从该剖面地球化学元素含量曲线(图8－28)来看，在剖面西北部主成矿构造带附近，Au及相关元素含量发生了明显变化。表现为Au、Ag、As、Bi元素同步的强正异常组合，异常峰值位置重合。Cu、Pb、Sb、Hg元素虽也表现为正异常，但元素浓集中心略有偏移。

沿寺庄矿区368勘探线的构造地球化学剖面(图8－29)则显示出，在矿体上方Au、Ag呈同步的强正异常组合，且峰值位置重合;而Pb、Zn、Cu异常浓集中心略有偏移。原生晕的水平分带显示为内带为Au、Ag、Cu，外带为Pb、Zn。

可见，本区焦家控矿构造带附近的原生晕异常在水平方向上有明显的浓度分带。Au及主要伴生元素Ag、As、Bi的原生晕异常往往位于主构造带及主矿体上方，各元素异常峰值与金重合，Cu、Pb、Sb元素异常略偏离矿化中心。根据上述地球化学剖面，结合焦家矿田其他矿区地球化学特征，把水平分带划分成内带为Au、Ag、As、Bi，表现为Au、Ag、As、Bi的强正异常和Cu、Pb、Zn的弱正异常;中带为Cu、Pb、Zn的强正异常，Au、Ag、As、Bi弱异常;外带为Hg、Mo的正异常及Au、Ag、Bi的弱异常。据物探队统计60个钻孔的元素分带序列，确定横向元素分带由外至内为Hg－Zn－Pb－Cu－Sb－Ag－As－Ag。

(二)轴向分带

选择新城金矿159勘探线研究轴向分带特征。以原生晕背景值的范围为背景区，以异常下限值的1倍、2倍、4倍三个数值划分各元素异常的外、中、内带。其中，由于金、银元素异常浓度梯度大，所以采用1倍、3倍、9倍划分异常浓度分带。在此基础上绘制了原生晕各元素等浓度图。

159勘探线原生晕构造地球化学异常图显示(图8－30)出，矿体产于断裂下盘，原生晕沿轴向发育，延伸很远，超出钻孔控制之外，矿体两侧原生晕较窄，原生晕围绕矿体呈透镜状，两侧发育略不对称，矿下比矿上发育。矿上靠断裂一侧较窄，元素浓度呈陡坎状下降，推测是主断面上的断层泥起到屏障作用影响元素的扩散而引起的。

其中，Au、Ag、Bi、Zn元素异常强度大，具内、中、外三带。外带范围很大，超出钻孔控制，内带包围矿体，异常浓集中心与矿体重合很好。

图8－28 寺庄矿区288勘探线构造地球化学剖面

As、Pb、Cu元素异常分布范围也超出了钻孔控制，异常强度相对上述元素稍弱，中带包围着矿体，内带与矿体重合好，只有铜元素的内带略偏向矿尾。

Sb元素异常强度小，外带包围矿体，内带偏离矿体中心，在矿下部位。

Co、Ni元素异常强度小，只有外带、中带。分布在矿前缘、矿尾各一个，且偏向矿下，推测矿体上部原有另一矿体已被剥蚀，受其影响而存在前缘晕。

总的看来，焦家式金矿床原生晕的规模与矿化强度密切相关，矿化强度和规模大的矿床，其原生晕规模也相应较大。矿化强度大的部位成晕宽度大。各元素晕的形态在垂直剖面上呈封闭或两端收敛的带状，宽度相对较小，一般几米至近百米，但沿矿体轴向长可超出钻孔控制之外，一般几百米，最长超过1200m，晕的整体形态为环绕矿体拉长的铁饼状。

关于焦家带原生晕轴向分带序列，前人做过较多工作。根据各元素在构造地球化学剖面上的特征，结合热液矿床轴向分带的一般规律及前人资料，认为焦家式金矿床原生晕轴向分带为Hg－As－Zn、Pb－Cu、Ag、Bi、Sb－Au。Au、Ag、Bi、Sb为近程指示元素，Cu、Pb、Zn为中程指示元素，As、Hg为远程指示元素。这说明，当存在Hg、As异常时，往往指示深部有矿;当Au、Ag、Bi、Sb近程指示元素异常好时，则往往指示离矿化富集中心不远了。

图8－29 寺庄矿区368勘探线构造地球化学剖面

四、金矿构造叠加晕模型

李惠等(2006)研究了胶东部分金矿床构造叠加晕模型并进行了盲矿体预测，新城金矿位于本研究区焦家金矿带焦家金矿北侧，其构造叠加晕的研究对本次工作及胶西北今后的深部找矿具有较好的启示意义，李惠等(2006)建立的新城金矿构造叠加晕模型是:

(1)成矿成晕特征:热液成矿各主要阶段都产生一定量的As、Sb、Hg、Bi、Mo、Mn等，每一阶段成矿过程都具有明显的正向地球化学垂直分带，每阶段形成的矿体都有自己的头晕、尾晕，As、Sb、Hg等元素在每个阶段形成矿体的原生晕中都是在矿体前缘富集构成前缘晕，而Bi、Mo、Mn、Co、Ni等元素则富集于矿体尾部，形成尾晕;当后阶段成矿(晕)叠加于前阶段成矿(晕)上或部分叠加，则先形成矿体或晕的元素会发生活化、迁移，使原来的分带结构遭到一定程度破坏，但仍能在一定程度上显示垂直分带性，几个阶段矿体或晕的叠加形成了复杂的叠加晕;同一阶段形成的串珠状矿体(或尖灭再现矿体)有总体的头晕、尾晕，单个矿体又有自己的头晕、尾晕。

图8－30 新城金矿159勘探线地球化学图

(2)矿床构造叠加晕模式:①前缘晕指示元素为Hg、As、Sb、F、B、W，尾晕元素是Bi、Mo、Co、Mn。已知矿体深部若出现前、尾晕共存，则指示矿体向下延伸很大或深部还有盲矿体存在。②土壤热释卤素F异常范围可指示深部隐伏缓倾斜矿体的相对位置;I异常分布于矿体赋存部位正上方及前缘构造出露部位。③矿床流体包裹体的前缘晕是CO₂、CO、CH₄气晕和F^－、Cl^－离子晕。

G. 地球化学的基本观点和方法论

从现代地球化学主要研究地球及其子系统的化学组成、化学作用和化学演化看来,下面的基本观点及其方法论的意义最为重要。

1)地球化学系统观点,这里特别强调系统的组成和状态制约其化学过程和元素行为的特征。例如,在表生和内生地球化学系统中铁和锰均显示出不同的化学行为;不同地区由于地壳和地幔组成和温压等状态的差异,成岩和成矿的特征明显不同;地球由于温度适中和存在液态水,得以发展出繁茂的生物圈,从而导致地球具有含自由氧的大气圈及长英质成分的地壳,这些均为地球完全不同于太阳系其他行星的特殊性。地球化学与化学的区别在于自然地球系统在组成和状态上较之实验室和工厂中人为的化学系统具有无比的复杂性。这一观点的方法论意义在于研究任何地球化学问题,都须置于它所处的系统中来考察,以系统的组成与状态来约束所研究过程的性质和特征。如地壳是一种地球化学系统,它在某一时期的元素丰度既构成系统的一种状态参数制约着地壳中化学作用和元素行为,又是地壳发展的阶段状态,通过不同时期地壳组成的对比就可揭示地壳的化学演化。因此,不应仅仅将地壳元素丰度视为度量局部地区和地质体元素富集或贫化程度的标尺。

2)寓于地球系统物质运动中的化学运动同力学运动、物理学运动和生物学运动相互依存、相互制约和相互转化的观点,这里强调不同形式运动的相互作用和相互制约的方法论意义。地球系统物质运动中化学形式的运动不是孤立的,而是与其他形式运动紧密联系和相互制约的,因此地球化学研究虽然重点探讨化学运动,但应重视地质学和地球物理学的实际资料和认识成果对地球化学立论的约束。同时由于我们是通过寓于地球和地质运动中的化学运动的研究来探索和解决地学问题,所以就可归纳为如下方法论:善于将地学和地质问题剖析为地球化学性质的问题来研究,以发挥地球化学学科的优势。例如,对于如何证明板块构造学说所设想的洋壳俯冲的地质学问题,就可将这个问题剖析为证明会聚板块俯冲带中同构造期的岛弧玄武岩的地幔源区中是否有洋壳物质卷入的地球化学问题,这样研究可发挥地球化学示踪的专长。

3)地球层圈相互作用与物质和元素循环的观点。地球形成初期分异出层圈之后,化学组成、温度和压力迥异的各层圈之间,必然会发生强烈的相互作用,表现为层圈间的物质交换、能量输运及动量传递,推动着地球的运动和发展。因此,地球化学应以地球层圈相互作用为主线,以揭示物质和元素的循环为手段,进行地学和地质问题的研究。这一方法论对于现代地球化学从事地球系统重大问题研究更为重要。

4)历史地球化学观点,强调地球系统的总体演化及寓于其中的化学演化具有循环性和不可逆性,即螺旋式上升规律。循环性 (或旋回性)表现为相似的地质作用或事件,在地球历史中可以多次重复发生,如各地质时代均有沉积作用发生;不可逆性表现为同一种自然作用随时间推移其性质和特征是单向发展的。例如,沉积铁矿能出现于不同地史阶段:前寒武纪以形成海相条带状铁硅建造为特征,元古宙晚期以沉积滨海相的鲕状赤铁矿床 (鲕状赤铁矿、鲕绿泥石、菱铁矿)为特征,而后显生宙则主要形成湖相-沼泽相沉积铁矿床 (水针铁矿、鳞绿泥石)。这种演化规律主要是受大气圈从无自由氧到出现自由氧再到自由氧含量水平提高,致使地表环境由还原→弱氧化→较强氧化的转变的规律所控制。因为,这可以改变铁的价态,从而影响铁在表生作用中迁移活动性的变化。根据地球演化的螺旋式上升这一普遍规律,在地球化学研究中,应始终坚持以发展论和阶段论思想为指导。按照这一方法论,在特定历史阶段中可以进行一定程度的将今论古,但总体上必须坚持发展论,不应超越阶段进行类比。当然,还需考虑突变的发生。

5)各类地质体的化学物相、元素和同位素组成、物相反应关系及相应参数为地球化学事件记录的观点,这里强调善于从地质体观察中获取地球化学信息的能力。因为除了地表正在进行的地质-地球化学作用可以直接观察研究外,绝大多数作用或发生于地球深部,或已完成结束于地球历史时期,无法对这些作用过程进行自始至终的正序研究,只能根据作用过程遗留在各类地质体中的产物和遗迹反序地追索地球的化学作用和化学演化。

H. 有机地球化学方法（地质色层效应）

随着干酪根高级生油理论和分析手段的快速发展，许多地球化学指标都可用于分析油气运移过程中烃类成分的变化规律，并追踪运移的方向、通道和距离等。现已证实，在自然界中油气运移所引起的烃成分变化与实验室的色层效应极为相似，因此根据系统取样分析，可以了解油气运移的总趋向。

自从D.T.Day（1897）提出地质色层效应的原始设想以来，这一原理逐步得到了应用。我国石油工作者根据源岩和原油中生物标志化合物、碳同位素δ¹³C/δ¹²C、色谱、红外光谱、卟啉含量以及原油物性等指标的变化规律，研究了大庆（杨万里，1982）、酒泉盆地（中国科学院兰州所，1977）、大港（北京石勘院，1977）等油田的二次运移问题；B.M.Krooss（1991）对地质色层分析的发展历史、定义、本质、处理技术分类等进行了详细的述评，对其机理进行了重点阐述，并进行了定量模拟；C.M.Bethke等（1991）对伊利诺斯盆地石油的长距离运移进行了研究，等等。对于天然气的运移，则主要利用甲烷碳同位素（δ¹³C₁）、氢同位素（δD）、氩同位素（⁴⁰Ar/³⁶Ar）值等进行气源分析。例如，用δ¹³C₁可区分煤成气和油成气（陈文义等，1987）；用δ¹³C₁与R_o的关系追踪气源及运移路线（Stahl,1980；廖永胜，1984；王秉海等，1992）。总之，尽管地质色层效应的机理比较复杂，在具体分析地质条件的前提下，仍可用来判断油气运移的方向。

另外，随着测试工艺技术的发展，目前已应用高压物性取芯获得地层状态下的原油物性（密度、粘度、油气比、饱和压力等）研究油气运移的方向和距离。如地层原油物性菱形图（刘孝汉，1987）、运移系数（P.C.卡西莫夫，1978）等都是指示油气运移的良好方法。目前，荧光显微分析技术、原油孢粉分析等也为研究油气的运移提供了直接的时空证据（曹志雄等，1988；江德昕，1977;1990;Chepikov等，1971；范太雍，1978）。尽管地球化学方法是定性为主的，然而却是重要和必要的，是建立理论模型和模拟的基础。