岩石地球化学找矿
岩石地球化学找矿：是用岩石地球化学测量了解岩石中元素分布，总结元素分散与集中地规律，研究其与成岩成矿作用的联系，并通过发现异常与解释评价来进行找矿的。也可根据所发现的区域异常，评价各时代的地层及侵入体的含矿性。
成矿热液：沿着构造通道自深处向上进入上层围岩，由于物理化学条件的改变，促使金属组分从溶液中析出，在成矿有利部位，大量沉淀聚集，形成了矿体。同时成矿溶液还对矿体围岩产生影响，一方面是改变围岩的矿物组成和结构构造，产生近矿围岩蚀变现象，另一方面使成矿有关组分带入和围岩某些组分释出，改变围岩的元素分布，特别是改变围岩中微量元素的分布，形成原生晕。
成晕元素的迁移方式：渗透迁移，扩散迁移。气相迁移
引起含矿溶液物理化学条件的因素：1.含矿溶液进入开阔断裂带，外部压力降低，挥发物质气化逸出，造成有关物质沉淀。2.。热液随远离岩浆而冷却。3.热液与围岩相互作用，改变了溶液的成分或Ph值和Eh值。4，在近地表处氧化使络合物分解。5，与下渗的地下水相遇而起化学反应。
影响元素迁移的因素：含矿溶液的性质，构造，围岩性质，
岩石地球化学测量的应用：矿产的普查评价阶段，对有矿化，蚀变或物探，化探异常的找矿远景地段，进行岩石地球化学找矿工作，可寻找盲矿体，并对矿化蚀变带或物化探异常区的找矿远景作出评价。在普查找矿阶段，岩石地球化学找矿可用以评价地质体（岩体，地层，断裂带，蚀变岩等）的含矿性。
区域地质研究的主要方面：地层的划分与对比。沉积环境的分析。侵入体的划分，对比和成因分析。变质岩原岩类别的判断。
水系沉积物地球化学找矿的应用：了解水系沉积物中元素的分布，总结其分散，集中的规律，研究其与附近基岩中地质体的联系，通过发现异常与解释评价异常来进行找矿。
分散流和次生晕的共同点：首先：具有共同的物质来源，即都是矿体及其原生晕在表生作用下，与矿石组分有关的元素，迁移分散所形成。其次：形成作用基本相同，在形成过程中，即可有与物理风化作用有关的机械分散，又可有化学风化作用下的水成分散，而且都是以机械分散为主。第三：都是表生作用下形成的因而都受气候因素所控制。
分散流的形成有特殊之处：第一：形成分散流的物质不仅是来自地表的矿体与原生晕，也可以来自地下的盲矿体及原生晕，甚至还可以来自次生晕，进一步迁移，分散，在水系沉积物中形成分散流。第二：形成作用方面，虽然分散流，次生晕都可有机械分散和水成分散，但分散流的机械分散并不像次生晕那样由于气候变化所造成，而主要是由于水动力的冲刷，搬运，矿石物质进入水系，并在水系内进一步分散而形成分散流。第三：气候对分散流形成的控制，不仅如同次生晕那样反应在年平均温度，年降雨量方面，而且还反映在季节性气温变化和降雨量上，因为季节性气温和降雨量变化，对形成分散流物质的冲刷搬运影响很大。水系沉积地球化学找矿：适合在地形切割剧烈，水系发育的山区进行，而在地形平坦，水系不发育的地区，起应用效果受到限制，水系沉积地球化学找矿不仅能找到有成矿远景的地区，为成矿预测及基础地质研究提供资料，而且方法简单，效率高，用于大规模扫面，有利于迅速查明广大地区矿产资源远景，对找矿来说可起到战略侦察的重要作用。
化探野外工作：一个完整的化探工作包括踏勘，实验，工作设计，采样，样品加工处理，分析，资料整理，异常解释评价与验证直到提交报告的全过程，是一个有组织，有计划，有步聚调查研究的过程，涉及很多人员协同工作，不但是技术工作，也是组织管理工作。
地球化学异常的评价方法：等级评价。类比评价异常。地质，物探，化探综合评价异常。利用单矿物中微量元素区分矿与非矿。
地球化学心得
勘查地球化学心得体会--兼浅谈广东化探找金矿 王立强 广东省地质局七一九地质大队地质勘查所 1前言 目前，化探找金逐步被人们重视，在地质找矿中的效果也逐渐明显，成为寻找各种类型金矿床比较快速、经济、有效的重要手段。在区域普查中，通过查明区域地球化学异常，可迅速指出找矿远景区；在详查及勘探阶段，通过岩石地球化学异常的研究，可直接发现金矿床或矿体，更好地发挥化探在地质找矿工作中的作用。但是金在地壳内部的本底含量极低，即使是金矿体中的金含量一般亦仅为n×10-6～10n×10-6，仅凭肉眼无法将之直接区分出来，因此以对样品(水系沉积物、土壤、岩石等>进行定量分析为主要工作手段的化探方法，在当今金矿勘查中发挥了极其重要的作用。 中国地球化学的发展主要是借鉴了前苏联和西方的研究思路，前苏联的勘察地球化学主要依靠对土壤进行金属测量，但采样点布置较稀疏，而西方国家主要采用水系沉积物测量，但是主要用于研究，两者优缺点都有。80年代以来，金分析技术目臻成熟，当时Au分析的检出限低于或等于0.3×10-6，准确度、精密度在一定程度上能满足区域化探的要求，因而全国区域化探找金空前繁荣，特别是谢学锦先生提出的“区域化探全国扫面计划”建议，将我国的勘察地球化学推进到快速发展的崭新阶段。随着时代发展，金分析技术逐步进步，中国勘察地球化学也得到了长足的进步，三十年以来已完成1:500万和1:1 000万比例尺的39种元素或氧化物的全国地球化学图，使中国拥有了最引人瞩目的全国规模地球化学数据库，使中国化探走在了世界前列。而广东化探找金始于1974年，主要为以1:20万水系沉积物测量为主要工作方法的区域化探扫面，不过因为受金分析技术的影响，当时找金主要从金的伴生元素如As、Cu、Pb等入手，其难度不言而喻，但广东各地质单位的前辈在这种艰难条件下提交了大
勘查地球化学习题集答案
地球化学找矿习题集 一、填空题 1．地球化学找矿具有对象的微观化，分析测试技术是基础，擅于寻找隐伏矿体和准确率高、速度快、成本低。的特点。 2．地球化学找矿的研究物质主要是岩石、土壤、水系沉积物、水、气体和生物。 3．地球化学找矿的研究对象是地球化学指标（或物质组成）。 4.应用地球化学解决地球表层系统物质与人类生存关系。 5.应用地球化学研究方法可以分为现场采样调查评价研究与实验研究。 6.元素在地壳的分布是不均匀的，不均匀性主要表现在空间和时间两方面。 7.克拉克值在0.1％以下的元素称为微量元素，其单位通常是ppm（或10-6）。 8.微量元素的含量不影响地壳各部分基本物理、化学性质，但是在特定的条件下，可以富集而形成矿床。 9.戈尔德施密特根据元素的地球化学亲和性，将元素分为亲铁元素、亲硫（亲铜）元素、亲氧（亲石）元素、亲气元素和亲生物元素。 10.元素迁移的方式主要有化学-物理化学迁移、机械迁移和生物-生物化学迁移。 11.热液矿床成矿过程中，成晕元素主要呈液相迁移，迁移方式主要有渗透迁移和扩散迁移两种。 12．影响元素沉淀的原因主要有PH变化、Eh变化、胶体吸附、温度变化和压力变化。 13.地壳中天然矿物按阴离子分类，常见有含氧化合物、硫化物、卤化物和自然元素。 14.地球化学异常包括异常现象、异常范围、异常值三层含义。 15.地球化学省实质是以全球地壳为背景的规模巨大的一级地球化学异常。 16.地壳元素的丰度是指地壳中化学元素的平均含量，又称为克拉克值。 17.地壳中元素的非矿物赋存形式包括超显微非结构混入物、类质同象结构混入物、胶体或离子吸附和与有机质结合。
岩石地球化学特征
岩石地球化学特征 1火山岩岩石学特征 1.1主量元素特征该旋回岩石化学成分平均值与黎彤值和戴里值相比，该旋回火山熔岩，总体具高硅、高镁，低铁、铝、钙的特点；A/NKC值反映该旋回为铝过饱和岩石类型；分异指数（DI）为3 2.63～88.51， 均值为61.04，各氧化物随着DI值的增大有不同变化，如SiO2、K2O 明显升高，Na2O稍有增高，Al2O3变化不明显，TiO2、Fe2O3、FeO、MgO、CaO明显降低，MnO、P2O5稍微降低。总体上反映了该旋回火山 岩正常的分异趋势；里特曼组合指数说明本区义县旋回火山岩具钙碱 性向碱性演化的趋势。总体上来看，依据同源岩系的δ值事连续且相 近的原理，说明义县旋回火山岩浆是同源的。 1.2微量元素特征该旋回火山岩各岩石过渡元素分配型式曲线基本协 调一致，呈明显的“W”型，表明为同源岩浆分异产物。岩石曲线出现 相交现象，是因为个别元素在不同岩石中富集水准不同所致，反映了 岩浆在运移和成岩过程中可能有外界物质的介入和混染。图中给类岩 石的Ba、Nb呈明显的波谷，说明其在该旋回岩浆演化分异过程中分异 较好，而Zr具有明显的波峰说明该元素在该旋回中比较富集。仅在流 纹岩中Th元素具有明显的波谷，说明其在流纹岩中分异较好。 1.3稀土元素特征该旋回火山熔岩各岩石稀土总量差别较大，∑REE 在94.6～230.17，平均值为152.4。与世界同类岩石维氏值相比，该 旋回火山岩基性-中性岩，为富稀土岩石，中酸性-酸性岩为贫稀土岩石。LREE/HREE值为9.26～15.49，（La/Yb）N值为11.8～27.33，（Ce/Yb）N值为7.98～17.35，La/Sm值为3.36～8.83之间，以上参 数值及稀土配分曲线特征反映该旋回火山岩各岩石均具轻稀土富集， 分馏较好；重稀土亏损，分馏较弱的特点，火山岩浆可能来源于壳幔 混源。 2火山岩形成环境及源区
地球化学找矿方法在野外地质中的应用研究
地球化学找矿方法在野外地质中的应用研究 地球化学找矿是当前重要的矿产勘查方法，是近些年来在矿产勘查中发展的一种战略性的找矿方法。本文首先简要阐述了地球化学找矿方法概念及其主要任务，然后对其在野外地质中的应用进行了分析。 标签：地球化学找矿地质矿体 1地球化学找矿方法概念及其主要任务 地球化学找矿就是以地质学、地球化学为理论基础，通过现代分析测试技术与计算技术为手段，对大自然中的岩石、土壤、水系沉积物、水、气等天然物质进行系统取样分析，对分析数据进行处理与研究，通过发现异常找到矿床的一门学科。 地球化学找矿方法通过发现异常，评价远景区，圈定找矿有利靶区，寻找工业矿藏，特别是寻找深部矿体，盲矿体等隐伏矿体特别有效。同时，这种方法还可以为农业、环保、医疗等领域的发展提供资料。 2地球化学找矿方法在野外地质中的应用 2.1野外地质采样方法 在野外地质采样部署时，首先要选择样品的分布形式，同时考虑样品间的距离。样品分布主要有规则测网、不规则测网和系统剖面三种形式。规则测网是指样品按一定测线和测点来采取。样品在测区范围内，基本上呈网格状均匀分布。测线方向一般要求垂直于異常的延伸方向（控矿构造方向）。测线的间距原则上要使得至少有两条测线通过异常。测网布置后，至少要有2—3个样品落在异常范围之内。如按方形网、矩形网、菱形网布点；规则测网是指样品并不严格按照一定的线、点间距来采取，以能满足研究问题的需要为原则；系统剖面是使所采集的样品分布于测区一系列的剖面上。剖面间距并无严格要求，以能追索异常，反映异常特征的变化规律为原则。各剖面的方向要尽量垂直于矿体（带），并不要求剖面之间必须互相平行。沿系统剖面采集样品，不仅适用于地表，也适用于地下垂直剖面，如在钻孔中采取岩芯作样品。 为保障野外采集的样品分析结果的准确性，各类元素在地质体中的真实含量。在采样时，要充分考虑到采样点的地形地貌特征、植被发育特征、气候条件等环境因素。譬如水系沉积物地球化学找矿方法在采样时，地形、地貌、水系的发育特征，水的流速，流量都将影响水系沉积物中元素的变化。 2.2样品采集标准 采样对象选取地表基岩（包括浅井与探槽中的基岩）、岩芯、坑道中的岩石，
岩石地球化学计算
岩石地球化学计算 1. TFe2O3=FeO+0.9Fe2O3 FeOT(wt.%)=FeO(wt.%)+Fe2O3(wt.%)*0.8998 =FeO(wt.%)+Fe2O3(wt.%)*(71.844/(159.6882/2)) 2. LOI 烧失量 3. Mg#=100*(MgO/40.3044)/(MgO/40.3044+FeOT/71.844) FeOm71.85 ；MgOm40.31 上述是分别测试分析了FeO和Fe2O3的计算方法，如果是测试的全铁，也可以近似计算。 通常说的高Mg，是指岩石具有较高的MgO含量，如火山岩中的高镁安山岩（通常情况下，异常高的MgO含量指示着可能有地幔物质参与，如俯冲带地幔楔或者软流圈熔体上涌等等）。Mg#（镁指数）也可以定量的表示岩石中的Mg含量高低。Mg#通常用于镁铁质岩石，可以粗略指示地幔岩石的部分熔融程度，高Mg#的地幔橄榄岩可能经历了更高程度的部分熔融，常在92-93左右，而原始地幔会相对富集，Mg#较低，在88-89左右。 4. 里特曼组合指数δ或里特曼指数δ=（K2O+Na2O）2/（SiO2-43）（wt%）δ<3.3 者称为钙碱性岩，δ=3.3-9 者为碱性岩，δ>9 者为过碱性岩。 5.A/NK = Al2O3/102/(Na2O/62+K2O/94) 6.A/CNK = Al2O3/102/(CaO/56+Na2O/62+K2O/94) 7.全碱ALK = Na2O+K2O 8.AKI = (Na2O/62+K2O/94)/Al2O3*102 9.AR = (Al2O3+CaO+Na2O+K2O)/(Al2O3+CaO-Na2O-K2O) 10.固结指数(SI) =MgO×100/(MgO+FeO+F2O3+Na2O+K2O) (Wt%) 11.阳离子R1-R2图（岩石氧化物wt%总量不用换算成100%） R1=（4Si-11(Na+K)-2(Fe+Ti)*1000 R2=（6Ca+2Mg+Al）*1000
河南庙岭_小南沟_赵岭构造蚀变岩型金成矿带地质地球化学模式
第30卷第6期物 探 与 化 探 Vol .30,No .6 2006年12月 GE OPHYSI CAL &GE OCHE M I CAL EXP LORATI O N Dec .,2006 河南庙岭—小南沟—赵岭构造蚀变岩型 金成矿带地质地球化学模式 崔 来 运 (河南省地质调查院,河南郑州 450007) 摘要:河南庙岭—小南沟—赵岭金成矿带是受马超营断裂带控制的次级成矿带。通过系统总结该成矿带的地质特征、矿床特征,对元素进行聚类分析、因子分析,系统总结地球化学特征,按照С.В.格里戈良(1975)热液矿床原生晕元素分带序列的计算方法,得出微量元素水平和垂直分带特征,建立了地质地球化学找矿模式,为该地区找矿工作提供找矿思路。 关键词:地质地球化学模式;构造蚀变岩型金成矿带;河南;庙岭—小南沟—赵岭 中图分类号:P632 文献标识码:A 文章编号:1000-8918(2006)06-0505-04 自上个世纪80年代中期以来,豫西出现了寻找构造蚀变岩型金矿高潮,尤其是在熊耳山—外方山 地区,相继发现了大麻园、虎沟、上宫、瑶沟、北岭、庙岭等规模不等的金矿数10处,金矿床严格受断裂构造控制,并形成了数条NE —NNE 金成矿带,其中庙岭—小南沟—赵岭金成矿带(图1)就是其中之一。笔者参加了规模较大的小南沟、赵岭、九仗沟等金矿床的评价工作和深部找矿靶区定位预测工作,本文中以小南沟、九仗沟金矿床研究为基础,进而建立庙 岭—小南沟—赵岭金成矿带的地质地球化学模式。 1 区域成矿地质背景 河南庙岭—小南沟—赵岭金成矿带位于华北板 块南缘,马超营断裂带(A 型陆内俯冲带[1] )之北 侧。马超营断裂带是熊耳群火山活动的中心[1] ,它控制了熊耳山、外方山地区的火山分布与形成,构成了本区重要的金的矿源层;在马超营断裂带波及范围内,形成了规模不等、期次繁多、 类型复杂的岩浆 图1 庙岭—小南沟—赵岭金成矿带地质概况 收稿日期:2006-02-07
地球化学找矿的标志研究
地球化学找矿的标志研究 围山城金银多金属成矿带位于河南省桐柏山区秦岭造山带，有着多个不同的构造环境，且有各自独立的建造特征和构造地层地体，经过多次聚合而成为一块复杂的构造带，围山城金银多金属矿带包括破山银矿(伴Au/ Pb /Zn)、银洞岭银矿( 伴Au/ Pb/ Zn) 和银洞坡金矿(伴Ag) 3个特大型Au/Ag多金属矿床。 一、矿带地质背景 桐柏山区坐落于河南省的南部，属于秦岭造山带的一部分，其地质构造复杂、成矿条件优越，蕴藏了大量矿床。桐柏山区重要的断裂构造有商丹断裂带、桐柏断裂、瓦穴子断裂和朱夏断裂；从桐柏断裂向北依次分布着秦岭群、信阳群、二郎坪群(含大栗树组、张家大庄组、刘山岩组等)、宽坪群和歪头山组。图1 桐柏(A)及围山城金银成矿带(B)地质简图（略） 围山城金银多金属成矿带位于吴城盆地的西侧，南阳盆地的东侧和二郎坪弧后盆地内，长大于20 km。矿带内由东向西依次分布朱庄金矿点、南小沟银矿点、银洞岭大型银多金属矿床、魏沟银矿点、江庄银矿点、架家冲银矿点、张庄金矿点、银洞坡大型金矿床、郭老庄银矿点、破山特大型银矿床和夏老庄金银矿点(图1略) 。 矿带内露出的地层主要是上元气界歪头山组( Pt3w )，其次是大栗树组( Pt3d ) (图1略) [1] 。歪头山组地层以云母石英片岩、变碳质绢云片岩、粒岩，大理岩、夹斜长角闪片岩为主，并含有少量的石英岩；以金银丰度高、碳质含量高等特征区别于其它地层。矿区内的主要褶皱构造是河前庄背斜，其由大栗树组地层与歪头山组地层组成，主体走向变化在90°~120°之间。 二、矿带成矿作用地球化学特征 为了更深入的了解围山城金银多金属矿带上覆大栗树组和歪头山组岩浆岩的微量元素和成矿元素的地球化学特征，研究其分布规律，对矿带进行钻孔岩芯采集了基岩光谱样品，测定指标为Ag、Pb、Au、Cu、Zn、As、Mo、Sb、Co、Cd、Ni。矿带内具体微量元素在地质体中的含量变化特征见表1。 （1）矿带内的Ag的含量明显高于地壳丰度的平均含量，在歪头山组的上、中和下部的含量最高，为地壳丰度的33.2—48.25倍，同时也高出了也高出了其他的地质体几倍到几十倍，Ag在商丹断裂带与大栗树组的含量稍低，在老湾岩的含量最低。
岩石地球化学数据解释
主要标准矿物组合： Or ：正长石 Ab ：钠长石 An ：钙长石 Q ：石英 En ：辉石 Hy ：紫苏辉石 C ：刚玉 Mt ：磁铁矿 A/CNK=Al 2O 3/CaO+Na 2O+K 2O A/CNK 数值： ＞1.1，S 型花岗岩，过铝的 ＜1.1，I 型花岗岩 里特曼指数σ： σ＜1.8，钙性的 1.8＜σ＜3.3，钙碱性的 3.3＜σ＜9，碱钙性的 Σ＞9，碱性的 钙碱率A.R ，（适用于42%＜SiO 2＜70%的岩石），SiO2相同时，数值越大越碱性 NK/A=Na 2O+K 2O/Al 2O 3 NK/A 数值： NK/A ＜0.9，钙碱性 0.9＜NK/A ＜1，偏碱性 1≤NK/A ，偏碱性 分异指数DI ：数值越大表明岩浆分异演化越彻底，酸性程度越高 数值越小表明岩浆分异演化程度低，基性程度相对高 一般数值： 固结指数SI ：岩浆分异程度高，SI 就越小，岩石酸性程度高 岩浆分异程度差，SI 就越大，岩石基性程度高 一般数值： 长英指数FL 与镁铁指数MF ：岩浆分离结晶作用程度高，镁铁指数就大，长英指数也大 岩浆分离结晶作用程度低，镁铁指数就小，长英指数也小 一般长英指数和镁铁指数的数值在50—100，绝对小于100 碱性花岗岩 93 花岗岩 80 花岗闪长岩 67 闪长岩 48 辉长岩 30 橄榄辉长岩 27 橄榄岩 6 岩类 玄武岩 玄武安山岩 安山岩 安山英安岩 SI 30-40 20-30 10-20 0-10
稀土重量ΣREE：一般几百都是偏低，上千就高。 轻重稀土比值ΣCe/ΣY：一次热事件的早期单元，比值较大，轻稀土越富集 随着岩浆演化到晚期单元，比值减小， (La/Yb)N： (Ce/Yb)N： 反映轻稀土的分馏程度，比值越大，轻稀土分馏越明显，富集程度越高。 数值一般和1比较 (Sm/Eu)N： 反映重稀土的分馏程度，比值越小，重稀土分馏越明显，富集程度越高。 数值一般和1比较 元素铕值δEu：： δEu＞0.7，基性岩浆分异的花岗岩，成因与板块有关 0.3＜δEu＜0.7，分布最广泛，地壳经不同程度的部分熔融形成 δEu＜0.3，岩浆演化晚期的偏碱性花岗岩， 一个超单元的最后一、二个单元，由完全的分异结晶作用形成 δEu一般都是亏损 微量元素数据解释 元素含量数值对比，和地壳丰度值 特征参数： Nb*，Sr*，P*，Ti*，Zr*，数值小于1就亏损，大于1，就富集，与投图一致。 形成的构造环境解释 Tr，同熔型花岗岩，Gr，改造型花岗岩 R1-R2图解： 1，地幔分离 2，板块碰撞前 3，碰撞后抬升 4，造山晚期 5，非造山的 6，同碰撞期 7，造山后期 CRG：洋脊花岗岩，WPG：版内花岗岩，V AG：火山弧花岗岩，COLG：同碰撞花岗岩
岩石地球化学
云南个旧卡房火山岩稀土元素地球化学特征分析 徐章辉 摘要：云南个旧锡铜多金属矿是一个以锡铜为主的多金属矿区,前人对矿区将行了大量的研究，对矿床成因提出了不同的观点，近年来随着研究的深入表明,个旧锡铜矿区不仅与燕山期花岗岩岩浆期后气化热液侵入有关,印支期的基性火山岩对个旧铜锡矿床起到了很重要的作用，稀土元素具有十分相近的地球化学行为,对于揭示矿区岩石的成因与分类、成矿成岩的物理化学条件和物质来源、成矿机制起到了极其重要的作用而受到重视,并广泛应用于地质矿产资源方面的研究。 关键词：稀土元素球粒陨石分配曲线蛛网图 1地质概况 个旧矿区位于云南省东南部,基本构造格局为东西向、南北向、北东向及北西向断裂、褶皱。卡房矿田位于北东向五子山复式背斜南部,北与老厂矿田相邻,南以白龙断裂为界,出露地层主要为个旧组卡房段,侵入岩为新山花岗岩体,火山岩为三叠纪火山岩。卡房段安尼期火山岩主要产于个旧组下段( T2g1 ) 的碳酸盐层中,与碳酸盐岩层呈整合接触,同步褶曲和位移,未见穿层现象。该期火山岩主要分布于个旧东区,南北长约25 km ,宽约25 km ,分布面积125 km 以上。
图1 稀土元素球粒陨石标准化图解 2 稀土元素球粒陨石标准化图解分析 玄武岩稀土元素球粒陨石标准化配分曲线呈右倾斜,ΣREE 为57.67 ×10^-6～340.84×10^-6平均166.51 ×10^-6 ,具富集轻稀土分布模式( Ce / Y = 2.75～4.12, NLa / Yb = 7.38～18.84) 。轻重稀土分馏程度差异不明显( NL a / Sm = 1.99 ～2.47, NGd / Yb = 2.45～3.95 ) 。铈异常不明显(δCe= 0.90～0.96 ) ,铕具弱的负异常(δEu = 0. 53 ～1.14 ) 。大理岩稀土元素球粒陨石标准化配分曲线同样呈右倾斜, ΣREE 为17.78 ×10^-6～56.05 ×10^-6 ,平均37.04 × 10^-6,具富集轻稀土分1010Σ布模式(ΣCe / Y = 2.36 ～2.79, NL a / Yb = 6.84 ～8.20 ) ,轻稀土比重稀土分馏程 度略明显一些(NLa / Sm = 3.01 ～3.22, NGd / Yb = 1.67 ～1.91 ) 。铈异常不明显(δ = 0.86 ～0.89 ) ,铕具弱的负异Ce常(δEu = 0.85～0.89 ) 。
岩石地球化学-杨学明
第一章岩石地球化学数据的控制因素和分析方法 第一节引言 本书主要讨论岩石地球化学数据及其如何用来获取有关地质过 程和成因信息的方法。习惯上，地球化学数据可分四类：主要元素、 微量元素、放射性成因同位素和稳定同位素地球化学数据(见表1.1)。 我们将以这四类地球化学数据为主线，分别来进行介绍和编写本书 的主要章节。每一章将说明如何用特定的地球化学数据来追索一套 岩石的成因，讨论数据的表达方式和评价其优缺点。 表1.1 津巴布韦Belingwe绿岩带科马提岩岩流的全岩地球化学数据 (据Nisbet等，1987) ZV14 ZV85 ZV10 ZV14 主要元素氧化物(wt%) SiO2 48.91 45.26 45.26 Ni 470 TiO2 0.45 0.33 0.29 Cr 2080 Al2O3 9.24 6.74 6.07 V 187 Fe2O3 2.62 2.13 1.68 Y 10 FeO 8.90 8.66 8.70 Zr 21 MnO 0.18 0.17 0.17 Rb 3.38 MgO 15.32 22.98 26.31 Sr 53.3 CaO 9.01 6.94 6.41 Ba 32 Na2O 1.15 0.88 0.78 Nd 2.62 K2O 0.08 0.05 0.04 Sm 0.96 P2O5 0.03 0.02 0.02 S 0.04 0.05 0.05 放射性成因同位素比值H2O+ 3.27 3.41 2.20 εNd+2.4 H2O- 0.72 0.57 0.28 87Sr/86Sr 0.7056 CO2 0.46 0.84 1.04 总计100.38 99.03 99.20 稳定同位素比值(‰) δ18Ο+7.3 *注明: 主要元素和微量元素Ni，Cr，V，Y，由XRF测定；FeO 由湿化学法测定；H2O和CO2由量重法测定；Rb，Sr，Sm，Nd 由IDMS测定。 主要元素(第三章)是指在任何岩石中占绝对多量的元素，如Si，
微量元素地球化学的发展
地球化学论文 题目：___微量元素地球化学的发展 年级：__________2010级________________ 专业：_________地质学__________________ 学号：_________03210301________________ 姓名：__________郭鹏__________________ 中国地质大学长城学院思想政治理论教研室 年月日 微量元素地球化学的发展
【摘要】近年来，微量元素地球化学得到了迅猛发展和广泛应用。作为地球化学领域里的一个重要分支学科，微量元素地球化学研究微量元素在地球及其子系统中的分布、化学作用及化学演化，它根据系统的特征和微量元素的特性，阐明他们在地球系统中的分布、分配、在自然体系中的性状、在自然界的迁移和演化的历史。 【关键字】微量元素地球化学化学作用化学演化 微量元素地球化学经历了两个主要的发展时期：在20世纪60年代前，主要通过元素的原子、离子半径，电荷、极化性质、电负性等特性．研究微量元素在地球各系统及不同矿物、岩石中的分配和分布，即从微观的角度来认识微量元素的分布及其在自然界的结合规律；自20世纪70年代起，微量元素地球化学的研究从定性向定量，从微观向宏观方向发展，进入了建立定量理论模型阶段。微量元素可作为地质地球化学过程的示踪剂，在解决当代地球科学的基础理论问题——如天体、地球、生命和元素的起源，为人类提供充足资源和良好生存环境等方面正发挥着重要的作用。至今，微量元素地球化学的研究几乎涉及地学的所有领域，包括对地幔的不均一性、古构造环境的恢复、成岩成矿物源的示踪、全球及局域环境的监测等问题的研究。微量元素地球化学研究的思路及方法可以归纳为： ①通过观察自然界中之“微”(微量元素)来认识地球之“著”(系统特征和其中的自然作用过程)； ②在获得高精度数据的基础上，应用各种先进理论(如分配定律、耗散结构理论、协同论等)来认识地学的宏观规律。 近20年来，微量元素地球化学理论迅速发展、开辟了地球科学研究向定量、动态过程方向发展的新途径。微量元素在地球系统中不是孤立存在的，它们与各种地球物质和地质过程相联系。它们在各种地球化学体系的分散和集中与自身独特的赋存形式和共生组合有关。微量元素参与各种地球化学作用．作用过程中体系物理化学状态的转变、作用物质的质量迁移、能量输运及动量传递等，必然在微量元素组成上打上作用随时间演化的烙印。为此，通过观察、捕捉微量元素提供的地球化学作用的时-空信息，可用来解析各种复杂的地质作用的原因和条件、追踪作用演化历史，使为地球科学基础理论的发展、为人类提供充足资源和良好生存环境等做贡献成为可能。 微量元素地球化学的核心是“示踪”，因此本进展主要说明微量元素地球化学示踪作用的研究进展。 1壳幔作用微量元素地球化学示踪 板块构造学说的兴起，使恢复地壳小各种岩石或矿床形成时构造环境的研究越来越引起注意。按照现代地球科学的理论，大规模的构造活动主要起源于岩石圈深部，软流圈热动力状态的变化和运动的不均一性导致了地球物质的大规模运动。这种运动推动着岩石圈的演化。一般根据地球物理资料来研究地壳结构，并根据岩石组合类型恢复占构造环境(俯冲带、岛弧、洋中脊、弧后、板块内部等)，但近年来的研究表明，由于不同构造环境的物质、热源、物理化学条件及动力学机制等方面存在差异．形成岩石的微量元素含量与组合(包括同位素组成)有较明显的不同。例如，洋中脊玄武岩的热源为上隆的软流层，物源为单纯洋壳的地幔，并处于拉张的动力学状态，又无陆壳的污染(仅与海水互相作用)，决定了它们特定的微量元素组成特征，即富集Ti、Mn、P、Co、Ni、Cr、
岩石地球化学一些原理
花岗岩研究 一、花岗岩的系列划分 根据花岗岩化学成分划分为准铝(metaluminous)、过铝(peraluminous)和过碱性nous)和亚碱性(peralkaline)的成分分类。由于花岗岩通常具有较高的Si02含量，一般岩浆岩中的拉斑、钙碱性和碱性系列的划分在花岗岩研究中并不经常被采用。 所以花岗岩的系列划分时只用投K2O-SiO2 和ANK-ACNK就可以了。碱性-钙碱性-高钾钙碱性和准铝质-过铝质这些系列的划分，是因为通过大量数据证明，这些划分对岩石成因等方面有一些指示意义。例如：钙碱性花岗岩石是岛弧岩浆活动产物，碱性和过碱性与板内背景有关，过铝质花岗岩石（ACNK要大于 1.1）是沉积岩深熔作用形成，尤其是大陆碰撞时期。 二、花岗岩的成因分类MlSA MlsA(即M、I、S和A型)是目前最常用的花岗岩成因分类方案。其英文分别是I(infraerustal或igneous)、s(supraerustal或sedimentary)、A(alkaline，anorogenie 和anhydrous)和M(mantle derived)。 分类依据：花岗岩的岩浆源区性质划分，及火成岩、沉积岩、碱性岩和有地幔参与成分的源区。 A型特征及成因 A型：岩石学和实验岩石学(Clemensetal.，1986;patino Douce，1997）证据表明，A型花岗岩形成温度高，而且部分A型花岗岩形成压力还很低（即较浅部的中上地壳）。因此，正常的I或者S型花岗岩经分异作用是形成不了A型花岗岩的。 A型花岗岩都表现出低Sr、Eu和富集Nb、Zr等元素的特点，反映其源区存在斜长石的残留(形成的压力较低)，因此它也不可能是慢源岩浆分异而来(在极端情况下，慢源岩浆的强烈结晶分异可能会产生有限的低Sr、Eu的碱性岩石，但此时应与大规模的镁铁质岩石伴生)，或来源于镁铁质源岩的部分熔融。 A型花岗岩的最重要之处是，如果浅部地壳能够发生高温部分熔融，显然暗示其深部存在热异常，而这大多只会在拉张情况下出现。因此，A型花岗岩是判断伸展背景的重要岩石学标志。
岩石地球化学找矿
岩石地球化学找矿：是用岩石地球化学测量了解岩石中元素分布，总结元素分散与集中地规律，研究其与成岩成矿作用的联系，并通过发现异常与解释评价来进行找矿的。也可根据所发现的区域异常，评价各时代的地层及侵入体的含矿性。 成矿热液：沿着构造通道自深处向上进入上层围岩，由于物理化学条件的改变，促使金属组分从溶液中析出，在成矿有利部位，大量沉淀聚集，形成了矿体。同时成矿溶液还对矿体围岩产生影响，一方面是改变围岩的矿物组成和结构构造，产生近矿围岩蚀变现象，另一方面使成矿有关组分带入和围岩某些组分释出，改变围岩的元素分布，特别是改变围岩中微量元素的分布，形成原生晕。 成晕元素的迁移方式：渗透迁移，扩散迁移。气相迁移 引起含矿溶液物理化学条件的因素：1.含矿溶液进入开阔断裂带，外部压力降低，挥发物质气化逸出，造成有关物质沉淀。2.。热液随远离岩浆而冷却。3.热液与围岩相互作用，改变了溶液的成分或Ph值和Eh值。4，在近地表处氧化使络合物分解。5，与下渗的地下水相遇而起化学反应。 影响元素迁移的因素：含矿溶液的性质，构造，围岩性质， 岩石地球化学测量的应用：矿产的普查评价阶段，对有矿化，蚀变或物探，化探异常的找矿远景地段，进行岩石地球化学找矿工作，可寻找盲矿体，并对矿化蚀变带或物化探异常区的找矿远景作出评价。在普查找矿阶段，岩石地球化学找矿可用以评价地质体（岩体，地层，断裂带，蚀变岩等）的含矿性。 区域地质研究的主要方面：地层的划分与对比。沉积环境的分析。侵入体的划分，对比和成因分析。变质岩原岩类别的判断。 水系沉积物地球化学找矿的应用：了解水系沉积物中元素的分布，总结其分散，集中的规律，研究其与附近基岩中地质体的联系，通过发现异常与解释评价异常来进行找矿。 分散流和次生晕的共同点：首先：具有共同的物质来源，即都是矿体及其原生晕在表生作用下，与矿石组分有关的元素，迁移分散所形成。其次：形成作用基本相同，在形成过程中，即可有与物理风化作用有关的机械分散，又可有化学风化作用下的水成分散，而且都是以机械分散为主。第三：都是表生作用下形成的因而都受气候因素所控制。 分散流的形成有特殊之处：第一：形成分散流的物质不仅是来自地表的矿体与原生晕，也可以来自地下的盲矿体及原生晕，甚至还可以来自次生晕，进一步迁移，分散，在水系沉积物中形成分散流。第二：形成作用方面，虽然分散流，次生晕都可有机械分散和水成分散，但分散流的机械分散并不像次生晕那样由于气候变化所造成，而主要是由于水动力的冲刷，搬运，矿石物质进入水系，并在水系内进一步分散而形成分散流。第三：气候对分散流形成的控制，不仅如同次生晕那样反应在年平均温度，年降雨量方面，而且还反映在季节性气温变化和降雨量上，因为季节性气温和降雨量变化，对形成分散流物质的冲刷搬运影响很大。水系沉积地球化学找矿：适合在地形切割剧烈，水系发育的山区进行，而在地形平坦，水系不发育的地区，起应用效果受到限制，水系沉积地球化学找矿不仅能找到有成矿远景的地区，为成矿预测及基础地质研究提供资料，而且方法简单，效率高，用于大规模扫面，有利于迅速查明广大地区矿产资源远景，对找矿来说可起到战略侦察的重要作用。 化探野外工作：一个完整的化探工作包括踏勘，实验，工作设计，采样，样品加工处理，分析，资料整理，异常解释评价与验证直到提交报告的全过程，是一个有组织，有计划，有步聚调查研究的过程，涉及很多人员协同工作，不但是技术工作，也是组织管理工作。 地球化学异常的评价方法：等级评价。类比评价异常。地质，物探，化探综合评价异常。利用单矿物中微量元素区分矿与非矿。
勘查地球化学找矿方法
勘查地球化学
关于“勘查地球化学找矿方法”的理论研究随着地质工作程度的提高，地表依靠宏观标志直接找矿的难度越来越大，勘查球化学方法是一种利用“显微标志”进行矿产勘查的方法，扩大了找矿标志，特别是在寻找盲矿、隐伏矿、隐矿物矿（如微细浸染型金矿）和覆盖区和一些找矿新区，是其它找矿方法所不可比拟的。因此，勘查球化学方法在未来的矿产勘查中是一种不可缺少的重要方法。 我国尚处于经济起步腾飞前奏，对矿产的需求不可能主要依靠进口来解决，发展自己的矿业仍然是任重而道远。当然，我们也要汲取世界其他各国发展中的教训，真正发挥多目标地球化学勘查的作用和意义，重视矿产开发中的环境保护，科学、均衡的利用资源。从而达到人类的可持续发展。 经过一个学期的学习，我对勘查地球化学这门学科有了初步的了解，掌握了一些基本的理论和实际工作方法。现将自己的理解结合作业做一个简单的总结。
勘查地球化学找矿方法的特点和意义 勘查地球化学是以研究与成矿有关的物质成分作为找矿的基础，它所观测的不单是一些地质现象，或者是地质体（包括矿体）的物性。它观测的直接是化学元素和其他地化参数，有些指示元素本身就是成矿元素或者为伴生元素。因此，勘查地球化学是一种直观的找矿方法。 勘查地球化学可以通过揭露原生地化异常，达到寻找岩石埋藏中不太深的盲矿和寻找第四纪覆盖层下面的隐伏矿体。 勘查地球化学工作的野外设备较为简便，采样速度快，随着样品分析方法的改进和计算机数据处理的采用，化探已成为一种多、快、好、生的找矿方法。尤其是在地质工作薄弱的地方，可以利用化探的方法迅速查明资源远景。从而达到“迅速掌握全局，逐步缩小靶区”的目的。 当然，地球化学也有一定的局限性，主要体现在：它的应用一方面受到自然条件的影响较大，并不是任何地区都能顺利的受到效果，应用勘查地球化技术的最好环境是位于温带气候其地形平缓的地区。另一方面受到分析技术的灵敏度和精确度的限制，不是任何矿种都能够发现，这一点可以随着分析测试技术的进一步发展而提高。 此外，化探并不能解决空间几何属性的问题，如矿体的形状、产状、埋深、倾向、倾角、厚度、延伸等。所以我们一定要根据具体情况，在详细分析基础地质资料的基础上和其他方法技术手段紧密的结合起来，发挥各种方法的特长，避免各种方法的短处，互相配合，才
岩石地球化学-结课作业答案(原著-可直接交)-中国地质大学
2013《岩石地球化学》开卷考试题目 一、元素分配系数的定义及其测定方法(20分)。 在温度、压力一定的条件下，微量元素在两相平衡分配时其浓度比为一常数K D，K D即为分配系数。在一定浓度范围内分配系数与微量元素的浓度无关，只与温度、压力有关。 根据能斯特定律，分配系数需测定平衡体系中固相和液相两部分的微量元素浓度，目前常用直接测定法和实验测定法。直接测定法即直接测定地质体中两平衡共存相的微量元素丰度，再按能斯特分配定律计算分配系数。实验测定法是用化学试剂合成与天然岩浆成相似的玻璃物质；或者直接采用天然物质作为初始物质，实验使一种矿物和熔体或两种矿物间达到平衡，并使微量元素在两相中达到溶解平衡，然后测定元素在两相中的浓度，得出分配系数。 二、举例说明何谓相容元素和不相容元素(20分)。 相在岩浆或热液中的某些微量元素(如Cr、Ni、Co、V等)。在矿物结晶过程中趋向于在早期固相中富集。因其浓度低，不能形成独立矿物，但其离子半径、电荷、晶体场等晶体化学性质与构成结晶矿物的主要元素相似，故在固——液相反应或平衡中易于呈类质同象形式进入有关矿物相。其固——液相分配系数明显大于1。元素的相容性可因结晶条件的不同而改变。 不相容元素又称湿亲岩浆元素，在岩浆或热液的矿物结晶过程中趋向于在液相中富集的某些微量元素(如Sn、Li、Rb、Sr、Cs、Be、Ba、Zr、Hf、Nb、Ta、Th、U和稀土元素)。因其浓度低，不能形成独立矿物相。因受其离子半径、电荷和化合键所限，很难进入造岩矿物晶体结构中，而在残余岩浆或热液中相对富集。其固-液相分配系数近于零。元素的不相容性可因结晶条件的不同而改变。 三、Rb-Sr同位素定年的方程、等时线年龄测定的原理及其适用的岩石类型(20 分)。 Rb-Sr法测定地质年龄的原理基于87Rb经过一次β衰变生成稳定的87Sr，即： 87Rb→87Sr+β￣+v+E 式中：β￣表示负电子；v为反中微子；E为衰变能。设含有初始(87Sr)0，
岩石地球化学文献整理绝对有用
岩石地球化学文献整理 文献： No 2. Acadian造山带超高压变质作用的发现 在造山带中构造作用如逆冲推覆的速度要比热传递速度快得多, 因而会扰 动地壳的热结构。一旦构造运动停止, 这种受扰动的地壳热结构就会向稳态松弛, 同时加厚地壳区由于遭受剥蚀及构造伸展等因素会导致深部岩石折返抬升。 金红石是俯冲带变质岩( 如榴辉岩)中高场强元素(特别是Nb、Ta元素)的一个重要载体, 长期以来一直受到许多地质学家的重视。它可以容纳和控制高达百分比含量的高场强元素和过渡金属元素, 如Nb、Ta、V、Cr、Fe、A l和W 等。 超高温（富Zr）金红石出现在富Zr，Ti的石榴子石中，Zr含量与石榴子石达到平衡，受石榴子石的保护保留了峰期或者近峰期的变质特征，锆石甚至斜锆石的出现可能是因为体系中Zr的饱和，也可能是退变质过程中金红石中Zr重新结晶形成。出现在蓝晶石区域的低温（贫Zr）金红石是由于退变质过程中金红石中的Zr向外扩散产生的。 金红石Zr温度计具有较好的精度，在超高温地质活动研究中受压力影响较小。一般来看，被石榴子石包裹并达到平衡的金红石记录了峰期或近峰期变质作用的信息。总体来说，除了温度，金红石Zr还受到(1)压力;(2)ZrO2和SiO2的活度; (3)亚固相条件下Zr含量变化(交换和扩散);(4)降压折返过程中的退变反应;(5)金红石生长世代及介质等一系列因素影响，这虽然给我们判定其温度地质意义带来一定的影响，但也暗示了大量的地质信息。 超高温变质作用的热源可能有：（1）高温幔源物质的热量（2）增厚地壳富集的放射性元素（3）机械作用（4）岩浆作用 No 6.地壳深熔和S型花岗岩形成初期熔体组分与流体机制的重建 文献的理解与领悟( 通过Spanish Betic Cordillera 地区变沉积岩转熔矿物石榴子石中的熔体包裹体的均一化实验，得到均一化的MI在700℃条件下的组分：淡色花岗质过铝质组分，铝饱和指数ASI=1.04~1.35，含水量：3.1~7.6wt%。并认为该组分最能代表地壳深熔时的熔体组分。 这篇文章具有很强的目的导向性——即地壳深熔初期熔体组分。那么如何获得答案，实验岩石学是一个途径，但是不能做太精细化的限定。从野外采集样品是另外一个途径，作者成功的关键就在于选取了一个最能代表地壳熔融初始熔体的样品——转熔矿物中的熔体包裹体(MI)，最后作均一化实验和理论分析，结果已是水到渠成。 文章存在的问题：如何确定本研究的石榴子石是转熔矿物? 因为转熔矿物能完整保存下来的很少，而且，对转熔矿物的鉴定还没有形成统一的意见。 本次研究的方法新颖，就像是一把钥匙，打开了深熔体初始组分的这道大门。但是这把钥匙是不是对所有地质背景下的地壳深熔都适用，需要进一步检验。
花岗岩岩石地球化学
内蒙古固阳县花岗岩岩石地球化学特征 摘要 研究内蒙古固阳县二叠纪侵入的花岗岩的化学组成，包含其成分的来源、含量、分布、种类及化学变化。 岩石地球化学是近代岩石学和地球化学的交叉学科。研究各类岩岩石中的主量元素、微量元素和同位素，用于探讨岩石源区、岩石成因、岩石演化和岩石产出的构造环境等方面基础理论问题。 本区岩浆活动从色尔腾山期到燕山期均有，以侵入活动为主，喷发活动主要集中于中元古代白云鄂博期，为一套中酸性—基性火山岩建造，另外还广泛发育一套钾玄岩。侵入岩类型齐全，分布广，侵入于白云鄂博群中，接触带普遍混合岩化，该区出露的岩浆岩，按成分可分为超基性岩、碱性基性岩类和酸性岩类。 火成碳酸岩的最大岩体为赋矿白云石碳酸岩体，其次为侵入的碳酸岩墙。酸性岩类包括中粗粒黑云母花岗岩、角闪石黑云母花岗岩、细粒黑云母花岗岩及酸性岩脉；而黑云母花岗岩与二长花岗岩主要呈岩基状侵位。将本区闪长质一花岗质岩石侵位时代归为泥盆纪、二叠纪、三叠纪以及侏罗纪等多期次。 关键词：内蒙古；固阳县；二叠纪；岩石地球化学
Inner Mongolia Guyang County granite rock geochemistry Abstract Chemical composition of Inner Mongolia County of Guyang Permian intrusive granite, contains the source, content, distribution, types and chemical changes. Rock geochemistry is a cross subject of modern petrology and geochemistry. Research on various types of rock in the major elements, trace elements and isotopes, for the basic theoretical problems of rock source area, rock genesis, evolution of rock and rock the tectonic environment. The magmatic activity of this area from the SERTENGSHAN period to Yanshan period are mainly intrusive activities, volcanic activity, mainly in the Mesoproterozoic Baiyunebo period, built as a set of acid - base volcano rock, also widely developed a set of shoshonite. Intrusive rock types, wide distribution, invasion to Baiyunebo group, contact with widespread migmatization, the area exposed magmatic rocks, components can be divided according to ultramafic rocks, mafic alkaline and acidic rocks. The largest igneous rock in carbonate rocks for ore-bearing dolomite carbonatites, followed by the carbonatite dyke intrusion. Acidic rocks including coarse grained biotite granite, hornblende biotite granite, fine grained biotite granite and acidic dikes; and biotite granite and granite batholith two mainly in the form of emplacement. The dioritic a granitic rock emplacement age of Devonian, Permian, Triassic to Jurassic period. etc. Key words：Inner Mongolia; Guyang County; Permian; rock geochemistry ;
构造地球化学找矿的工作方法
一、构造地球化学找矿的研究内容和工作程序 1、构造地球化学找矿靶区的选择 通过TM、ETM +和ASTER遥感图像提取线性构造、环形构造影像、地层岩性信息、矿化蚀变信息和地貌景观信息。还可以采用QuickBird - 2高分辨率(0. 61m)卫星遥感图像提取矿区构造的细节,结合区域地质、物化探资料分析和现场地质调查,阐明区域成矿地质背景和矿区主要控矿条件,选择有利的构造地球化学找矿靶区。 2、成矿期构造应力场分析 进行矿区构造专题研究和变形分析,确立矿区成矿构造系统和构造型式,总结矿区构造控矿规律。通过地质反演、显微构造分析、岩石变形实验、数学模拟和物理模拟等方法揭示成矿期构造应力场及其空间变化规律,探讨成矿物质可能的运移方向和定位空间。 3、找矿指示元素和成矿元素的组合确定 根据区域已知同类矿床的化探资料分析,初步确定找矿指示元素;依构造类型和岩石类型对矿区构造地球化学数据进行地球化学参数统计(包括均值、变异系数和浓集系数等) ,筛分成矿构造和确定成矿元素;对矿区构造地球化学数据进行多元统计分析(包括相关分析、聚类分析和因子分析) ,确定成矿元素组合,结合成矿期构造活动特征,划分构造- 地球化学阶段。 4、构造地球化学找矿方法与其它找矿方法手段的综合运用 根据矿区实际地质情况和研究工作需要,构造地球化学找矿方法可以与其它找矿方法手段灵活有效地加以综合运用。如在开展现场快速找矿评价时可与便携式X射线荧光仪测量法结合使用;在基岩岀露较少浮土覆盖的铅锌多金属矿区和汞砷锑金矿区可与汞气测量方法、地电提取法和土壤离子电导率测量法结合使用。 5、构造地球化学异常圈定和解释评价 运用一系列与成矿元素具有显著相关关系的单变量或组合变量(因子得分) ,来圈定构造地球化学异常,以达到运用地球化学综合指标来强化异常的目的。阐明构造地球化学异常的空间分布及其控制因素,根据构造地球化学异常形态、产状、规模、强度、异常元素组合及其轴(垂)向分带性(头晕、主成矿晕和尾晕) ,