地球化学数据
用计算法确定地球化学背景值及异常下限值的一些认识
用计算法确定地球化学背景值及异常下限值的一些认识地球化学背景值和异常下限值是确定地球化学数据（如元素、同位素、矿物成分等）在特定地区或区域中的参考水平和异常程度的重要依据。
通过准确、科学地确定这些值，可以更好地了解地质体的特征和演化过程，为地质勘探、矿产资源开发、环境保护等提供科学依据。
一、地球化学背景值的确定地球化学背景值是指在其中一地区或区域内，特定物质的浓度或含量的平均水平。
确定地球化学背景值的步骤通常包括以下几个方面：1.收集样品：收集具有代表性的地球化学样品，例如土壤、水体、岩矿、植物等。
样品的选择应该根据所研究的地质背景、地貌类型、地球化学特征等因素进行科学确定。
2.分析样品：对采集的地球化学样品进行实验室分析，测量样品中感兴趣元素或化合物的浓度或含量。
常用的分析方法包括原子吸收光谱法、质谱法、电感耦合等离子体发射光谱法等。
3.数据处理：对得到的分析数据进行标准化处理，比如排除明显异常值、进行数据加权、样品稀释等。
可以使用地质统计学的方法，如均值、中位值、方差、协方差等进行数据处理。
4.制定地球化学背景值：根据所得到的标准化数据，结合地质特征、地貌分布、岩石类型和地球化学异常的特点，确定具体的地球化学背景值。
这个过程需要综合考虑样品的数量、采集方法、标准化处理等多个因素，确保背景值的可靠性和科学性。
二、地球化学异常下限值的确定地球化学异常下限值是在地球化学背景值的基础上确定的最低异常值，用于评价地球化学数据是否存在异常现象。
确定地球化学异常下限值的步骤如下：1.选择异常处理方法：根据所研究的地质背景、地貌类型、地球化学特征等因素，选择适合的异常处理方法。
常用的异常处理方法包括等级判别法、离群值分析法、空间统计法等。
2.处理异常值：对采集的地球化学样品中的异常值进行排除或修正。
排除异常值的方法通常包括删除异常值数据样本、使用替代值代替异常数据等。
3.确定异常下限值：根据排除或修正之后的数据样本，再次进行数据处理，得到修正后的数据分布。
地球化学异常下限确定方法
地球化学异常下限确定方法一、地球化学数据处理基础数据处理的意义是获得较为准确的平均值(背景)和异常下限。
1、地球化学数据处理归根结底仍属于统计学的范畴，所以要求数据应是正态分布的，不是拿来数据就能应用的，特别是用公式计算时更要注意这一点。
正态(μ =0, δ =1)----(偏态)。
大数定理:又称大数法则、大数率。
在一个随机事件中，随着试验次数的增加，事件发生的频率趋于一个稳定值;同时，在对物理量的测量实践中，测定值的算术平均也具有稳定性。
所以如果在计算时，数据中包含较多的野值时，实际获得的是一个不具稳定性的算术平均，它实际不能替代背景值。
2、异常是一个相对概念，有不同尺度上的要求，所以不要将其看作一个定值。
在悉尼国际化探会议上(1976)，对异常下限定义:异常下限是地球化学工作者根据某种分析测试结果对样品所取定的一个数值，据此可以圈定能够识别出与矿化有关的异常。
并对异常下限提出了一个笼统的定义:凡能够划分出异常和非异常数据的数值即为异常下限。
据此，异常下限不能简单的理解为背景上限。
二、异常下限确定方法具体异常下限确定方法较多:地化剖面法、概率格纸法、直方图法、马氏距离法、单元素计算法、数据排序法、累积频率法……下面逐一介绍:1、地化剖面法:(可以不考虑野值)在已知区做地化剖面:要求剖面较长，穿过矿化区(含蚀变区)和正常地层(背景)，能区分含矿区和非矿区就可确定为下限。
2、概率格纸法:(可以不考虑野值)以含量和频率作图15%--负异常50%--背景值85%--X+δ(高背景)98%-- ( X+2δ)异常下限3、直方图法:(可以不考虑野值)能分解出后期叠加的值就为异常下限4、马氏距离法:(在计算时已考虑野值)针对样本，实际为建立在多元素正态分布基础之上—多重样本的正态分布，超出椭球体时—异常样(如P3点)。
相似于因子得分的计算，最后为一个剔除异常样本时的计算值，实际计算出综合异常边界线。
当令m=1时，上式化解为Xa=Xo?KS，这是我们较为熟悉的单元素(一维)计算异常下限常用公式。
油气地球化学指标计算-举例答案
芳香烃含量较低，表明该样品受到的生物降解作用较弱，保存了较多 的原始有机质。
04
样品中含有的甲烷、乙烷等低分子量烃类气体较少，说明该样品生成 的油气以中高分子量为主。
原油样品指标分析
原油样品密度为 0.85g/cm³，粘度为30cp， 表明该原油属于轻质油。
原油中饱和烃含量较高， 芳香烃含量适中，说明该 原油主要来源于成熟烃源 岩的裂解作用。
油气地球化学指标计算-举例答案
目录
• 油气地球化学指标概述 • 烃源岩地球化学指标计算 • 油气地球化学指标计算实例 • 油气地球化学指标计算结果分析 • 油气地球化学指标计算软件介绍
01 油气地球化学指标概述
定义与分类
定义
油气地球化学指标是用来描述和评估油气藏特征和含量的参 数，通常通过分析地层中的有机和无机化合物来获取。
ABCD
样品中含有的硫、氮等杂 原子较少，说明该原油品 质较好。
样品中含有的重金属元素 较少，表明该原油在形成 过程中受到的生物降解作 用较弱。
天然气样品指标分析
01 02 03 04Fra bibliotek天然气样品中甲烷含量较高，乙烷、丙烷等低分子量烃类气体含量较 低，说明该天然气以甲烷为主。
样品中含有的硫化氢、二氧化碳等酸性气体较少，说明该天然气品质 较好。
意义
油气地球化学指标的计算有助于深入了解油气藏的成因机制、演化过程和资源 潜力，提高油气勘探的成功率和效益，为我国能源安全和经济发展做出贡献。
常用指标介绍
烃类化合物
主要包括饱和烃、芳香烃和沥青质等，是油气藏中最为重要的化合物之一。通过 分析烃类化合物的组成和含量，可以了解油气藏的来源、成熟度和演化过程等信 息。
热解峰温（Tmax）是指岩石样品在加热过程中，释放出的烃类 量最大的温度点。热解峰温越高，说明有机质成熟度越高，生烃 潜力越大。
斯皮尔曼相关系数处理地球化学数据
斯皮尔曼的排名相关系数，又称斯皮尔曼rho，是统计上两个变量之间依赖性的非参数计量。
它评估了使用单调函数可以描述两个变量之间关系的程度。
在地球科学和地球化学方面，斯皮尔曼的排名关通联数可以成为分析和了解土壤，岩石和水样中各种化学成分之间关系的宝贵工具。
在分析地球化学数据时使用斯皮尔曼的排名相关系数的主要优势之一是它能够捕捉变量之间的非线性关系。
与皮尔逊的关通联数（假设变量之间的线性关系）不同，斯皮尔曼的rho没有做出这样的假设，更适合检测和量化单体关联，这在地球化学系统中很常见。
让我们考虑一项研究，旨在了解重金属在土壤中的浓度与土壤的pH 水平之间的关系。
研究人员从不同地点采集了土壤样本，测量了铅、镉和汞等重金属的含量，并测量了每个土壤样本的pH值。
通过计算每个重金属浓度和pH水平之间的斯皮尔曼排名相关系数，研究人员可以确定这些变量之间单调关系的强度和方向。
除了捕捉非线性关系外，斯皮尔曼的排名关通联数也向外坚固，不需要变量正常分布。
这在地球化学数据分析中特别有利，在地球化学数据分析中，异常和异常分布的存在并不罕见。
通过使用Spearman的rho，研究者可以在不受到特殊值或非正常数据分布的不当影响的情况下，获得更准确的地球化学变量之间的关系评估。
需要注意的是，斯皮尔曼的等级关通联数确实有局限性，特别是在处理小样本大小时。
在这种情况下，计算得出的相关性系数在统计学上可能不可靠，在解释结果时应谨慎行事。
与任何统计计量一样，Spearman的rho应与其他分析技术和领域知识结合使用，以全面了解正在调查的地球化学过程。
斯皮尔曼的排名关通联数是分析地球化学数据的一个宝贵工具，因为它能够捕捉非线性关系，稳健到异常，独立于数据分布假设。
通过利用这一统计尺度，研究人员可以深入了解地质样本中各种化学成分之间的通联，有助于更好地了解地球系统和过程。
矿产资源勘查中的地球化学勘查数据解释
矿产资源勘查中的地球化学勘查数据解释地球化学勘查是矿产资源勘查的重要组成部分，通过对矿区地表、地壳和地球各层进行采样分析，获取丰富的地球化学勘查数据，为矿产资源的评估和开发提供重要依据。
本文将探讨地球化学勘查数据的解释方法和在矿资源勘查中的应用。
一、地球化学勘查数据解释的基本原则1. 元素含量解释元素含量是地球化学勘查中研究的重要对象。
对于矿物元素含量异常异常高或异常低的解释，我们可以通过以下几个方面进行分析：首先，与矿化体相关的元素异常高或异常低，可能表明该地区存在矿产资源。
例如，黄金矿床通常与As、Ag、Hg等元素伴生，如果这些元素含量高于背景值，可能预示着黄金矿床的存在。
其次，地球化学勘查中常用的指数元素、比值元素对异常值的解释也具有重要意义。
例如，Au/Cu比值常用于研究铜矿床，如果该比值较高，可能预示着铜矿床的存在。
最后，元素异常值的分布特征也需要被充分考虑。
如果异常值呈集中分布，可能与地质构造或矿化体的走向有关；如果异常值呈散乱分布，则可能与地质外因素有关。
2. 矿化类型解释地球化学勘查数据在解释矿化类型时，应结合地质背景和矿区特征进行分析。
矿物的地球化学勘查数据通常与矿化类型相关，常见的矿化类型包括硫化物矿床、氧化矿床、氢氧化物矿床等。
在解释矿化类型时，我们可以通过元素含量、元素相对比值、元素分布等多方面进行综合研究。
3. 地质背景解释地球化学勘查数据的解释还需要考虑地质背景的因素。
根据不同的地质背景，矿化作用的类型和机制也有所区别。
因此，矿化过程中元素含量的异常值与地质背景密切相关。
例如，硫化物矿床通常在还原环境下形成，硫、铜等元素含量较高；而氧化矿床则通常在氧化环境下形成，Cu、Pb、Zn等元素含量较高。
二、地球化学勘查数据解释的实例应用1. 硫化物型铜矿床解释在地球化学勘查数据中，铜的含量往往是解释硫化物型铜矿床的重要指标。
硫化物型铜矿床具有较高的Cu含量和较低的Fe含量。
因此，通过观察Cu/Fe比值，我们可以初步判断地区是否存在硫化物型铜矿床。
“数据”在地球化学教学中的应用探讨
“数据”在地球化学教学中的应用探讨摘要：地球化学是地矿类专业学生的一门基础课，当前科技的发展使我们可以获得大量地球化学数据。
在青海大学资源勘查工程班开设的“地球化学”课程教学中，将不同类型的地球化学数据处理应用融入到教学过程中，取得了较好的教学效果，学生既具备地球化学的思维，又具有应用知识能力，达到了培养应用型人才的教学目标。
关键词：地球化学；数据；地矿勘查；人才培养地球化学是地球科学与化学的交叉学科，它与侧重于自然地质现象描述的传统地学相比，不仅有着定性描述的特点，还具有用“化学”数据来做半定量-定量解释的特点。
随着社会和科学技术的迅速发展，精密和先进的分析测试仪器的成功研制，可以使我们获得大量的地球化学数据信息，这促进了当代地球化学的研究范围和研究课题不断扩大，在矿产资源和能源的开发，人居环境与自然灾害防治和研究，以及地球科学基础理论的研究与应用等方面起着越来越多的作用。
在地学院校及系所中，面向地质、矿产专业的学生普遍开设地球化学课程。
青海大学资源勘查工程专业自2004年恢复开设以来，地球化学一直是一门重要的专业基础课。
本着为青藏高原矿产资源开发服务、培养应用型人才的宗旨，该课程的教学目的是使学生不仅建立地球化学科学思维方法，更重要的是掌握分析研究各种地质作用地球化学机理的基本技能，具备应用地球化学理论和方法解决实际问题的能力，从而在走上工作岗位后，更好地服务地方经济发展。
笔者在承担“地球化学”授课任务时，最初是按照传统的授课方式进行授课，教学结构和内容以及教学思维是根据选用的教材框架的安排，在课程讲授过程中注重地球化学理论知识的阐述，虽有一些实际应用的穿插，但是不够深入，理论讲授与实例讲解相脱离。
这样使学生对课本知识的认识停留在文字认知阶段而非本质认知和拓展认知，学生在学习过程中甚至考试结束之后仍然不知道自己所学的知识能在什么地方应用，怎么应用，结果导致学生学习目的性模糊，学习兴趣不高，最终是教与学两方面都理论与实际脱节。
云南迪庆春都斑岩铜矿床同位素地球化学
云南迪庆春都斑岩铜矿床同位素地球化学云南迪庆春都斑岩铜矿床是中国地质界的一个重要的铜矿资源点。
该铜矿床主要分布在春都盆地东部的斑岩体中，属于中生代造山期的铜多金属矿床。
同位素地球化学是一种通过分析地球物质中各种同位素的组成和变化规律，来研究地球科学问题的方法。
在研究铜矿床成因的过程中，同位素地球化学则是一个重要研究方法。
以下是本文对云南迪庆春都斑岩铜矿床的同位素地球化学研究的概述。
1.硫同位素地球化学硫同位素主要包括硫-32和硫-34两种同位素。
硫同位素地球化学研究表明，该铜矿床的硫同位素组成呈现出轻重杂揉的特点。
大部分硫同位素组成以轻硫同位素为主，但也含有少量的重硫同位素。
2.铜同位素地球化学铜同位素主要分为两种，即铜-63和铜-65。
铜同位素地球化学研究表明，该铜矿床的铜同位素组成以铜-63为主。
这说明该矿床的铜成矿作用主要来源于海底热液等流体作用。
3.氧同位素地球化学氧同位素主要包括氧-16、氧-17和氧-18三种同位素。
氧同位素地球化学研究表明，该铜矿床中的矿化流体主要来自于岩浆和海水混合物。
其中，氧-18丰度较高，表明矿化流体主要来源于富含氧-18的海水。
4.铅同位素地球化学铅同位素主要分为四种，即铅-204、铅-206、铅-207和铅-208。
铅同位素地球化学研究表明，该铜矿床的铅同位素含量主要来自深源岩浆。
其中，铅-206/铅-204比值较低，表明该铜矿床的成矿作用可能与岩浆深源流体有关。
总的来说，云南迪庆春都斑岩铜矿床的同位素地球化学研究表明，其成矿物质主要来源于海水和岩浆混合体。
研究结果可以为矿床的成因和预测提供重要的科学依据。
本文将列出云南迪庆春都斑岩铜矿床同位素地球化学的相关数据，并进行分析。
1.硫同位素地球化学数据硫同位素组成呈现出轻重杂揉的特点。
大部分硫同位素组成以轻硫同位素为主，但也含有少量的重硫同位素。
其中，硫-32占比约为85%，硫-34占比约为12.5%。
分析：硫同位素的轻重杂揉特征表明斑岩铜矿床成矿过程中可能涉及到多种成因作用，包括深源岩浆的硫同位素、基底的硫同位素、海水等不同来源的硫同位素。
地球化学资料1
地球化学资料1地球化学资料（1120101）第⼀章地球化学定义DefinitionB.И.韦尔纳茨基（1922）：地球化学科学地研究地壳中的化学元素(chemical elements)，即地壳的原⼦，在可能的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运动(movement)和分配(partitioning)，以及它们在整个地球上的成因(origin)关系。
V.M.费尔斯曼（1922）：地球化学研究地壳中化学元素---原⼦的历史及其在⾃然界各种不同的热⼒学(thermodynamical)与物理化学条件(physical-chemical conditions)下的⾏为。
V.M.哥尔德施密特（1933）：地球化学是根据原⼦和离⼦的性质，研究化学元素在矿物、矿⽯、岩⽯、⼟壤、⽔及⼤⽓圈中的分布和含量以及这些元素在⾃然界中的迁移。
地球化学的主要⽬的，⼀⽅⾯是要定量地确定地球及其各部分的成分，另⼀⽅⾯是要发现控制各种元素分配的规律(laws governing element distribution and partitioning)。
V.V.谢尔宾娜(1972):研究地球的化学作⽤的科学---化学元素的迁移、它们的集中和分散，地球及其层圈的化学成分、分布、分配和化学元素在地壳中的结合。
（地球化学基础）涂光炽（1985）：地球化学是研究地球（包括部分天体celestial bodies）的化学组成(chemical composition)、化学作⽤（chemical process）和化学演化（chemical evolution)的科学。
刘英俊等（1987）：地球化学研究地壳（尽可能整个地球）中的化学成分和化学元素及其同位素在地壳中的分布、分配、共⽣组合associations、集中分散enrichment-dispersion及迁移循徊migration cycles规律、运动形式forms of movement和全部运动历史的科学。
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海南省前寒武纪的研究现状海南岛地处欧亚板块、印度-澳大利亚板块和菲律宾板块的交汇部位，大地构造位置独特，据前人研究，海南岛出露有一套中元古代结晶基底岩石，对研究华夏一直华南地块在columbia大陆裂解以后和Rodinia聚合之前的演化具有重要意义。
海南岛前寒武纪基底岩石仅在琼西戈枕断裂带上盘抱板-饶文-公爱一带及琼中上安地区零星出露。
其中，琼西地区以一套具花岗-绿岩系建造特征的抱板杂岩为主。
岩性主要发育有以斜长角闪片(麻)岩为主的变质岩，混合花岗质类岩石，中-基性火山岩；琼中地区发育有一套变质火山岩系，并有少量麻粒岩及紫苏花岗岩分别以透镜状和脉状分布其中。
随着海南戈枕金矿的发现，大批学者对海南岛以抱板杂岩为代表的元古宙地层进行了较为详细的研究，目前所取得的较为统一的认识有：抱板群的形成、组成与演化；石碌群的地层出露以及琼中地区变质岩的主要组成、年代学特征等。
据(候威等.1992，涂少雄.1993，梁新权.1995，马大栓等.1998)等抱板杂岩主要包括一套深变质岩、花岗质类岩石以及中-基性火山岩。
谭忠福(1991)，候威等(1992)，涂少雄.(1993) 梁新权(1995) 马大栓等(1998)，许德如(2000)等对分别对分布在琼中乘坡农场、抱板、土外山、二甲矿区的抱板群变质岩进行研究，认为变质岩主要可以分为变质沉积岩和绿片岩，变质沉积岩主要由石英二云母片岩和白云母石英片岩，是组成抱板群的主要岩石类型，绿片岩主要由斜长角闪片(麻)岩组成，两者产状基本一致互层产出。
梁新权(1998)，许德如(2001)，徐德明等(2008)对花岗质类岩石研究，认为其主要组成部分为花岗闪长岩和二长花岗岩，呈岩株或岩枝侵入于抱板群片岩或片麻岩中,与围岩呈侵入接触关系谭忠福等(1991)，涂少雄(1993)马大栓(1998)对二甲矿区，琼中乘坡农场万泉河边及东方县戈枕水库大坝处发育的斜长角闪(片)岩进行研究，认为斜长角闪岩呈脉状斜切围岩中，角闪岩见冷凝边，围岩见有明显的热接触蚀变现象，指示为后期岩脉。
叶伯丹等(1990)研究认为抱板群的变质时期及条纹-眼球状混合岩形成时期应在1145±40Ma，进而推测其原岩时代应为中元古代或更早，候威(1992)对抱板群内的变火山岩、混合花岗(质)片麻岩及其中的暗色包体进行地质年龄分析，得到Sm-Nd等时线年龄为1699.64 士3Ma、1379.54 士25Ma及2885.07士23Ma. 从而他认为抱板群中的斜长角闪片岩的原岩形成于前寒武纪古元古代长城纪时期, 混合花岗(质)片麻岩形成时代是中元古蓟县纪时期并推测海南到存在有太古宙基底；谭忠福等(1991)对海南岛中部抱板群中的变火山岩进行Sm-Nd 法测年，得年龄为975±8.6Ma,张业明等(1998)对海南岛西部的变基性火山岩进行研究，认为其形成于1165Ma士；涂少雄(1993)通过对抱板群内岩体进行同位素测定研究，认为抱板群形成于中元古代早期（1600～1700Ma），1400Ma士经历了一次角闪岩相变质作用混合演化和地壳重熔，并在1000Ma士发生基性岩浆侵入事件，对应于晋宁运动。
梁新权(1995)研究了土外山除发育的变基性玄武岩并认为其主量元素特征与全球大陆拉斑玄武岩和大洋拉斑玄武岩化学成分的算术平均值相当接近, 是一种过渡性拉斑武岩，稀土元素特征及大地构造背景分析图解均指示原岩倾向于岛弧拉斑玄武岩，Sr一N d同位素分析结果,斜长角闪片岩的。
e N d ( T ) 为正值( e N d ( T ) = 2.555 ) , 说明这套玄武岩浆来源于亏损地慢区，但e N d ( T ),又要比17 亿年前全球地慢亏损平均值(e N d ( T )= 十6.26 ) 要小些，猜测是受到了少量下地壳物质混染。
形成的大地构造背景为岛弧环境，并位于大洋一侧。
许德如(2000)，斜长角闪片麻岩呈绿色、墨绿色，片麻状构造，柱状、粒状变晶结构，主要变质矿物为绿色普通角闪石（75%～80%）、斜长石（15%～20%）、石英（0%～5%），ＳｉＯ２变化范围小(48.86%~52.38%)，平均为50.13%，TiO2平均为0.85%，基本上小于1.0%，P2O5基本小于0.1%，显示了岛弧火山岩特征，与许多元古代低钛拉斑玄武岩一致。
Al2O3平均为14.06%，MgO平均为7.75%，CaO 8.9%～13.85%，K2O 和Na2O 平均值分别为0.78%和1.67%且K2O <Na2O，显示出大洋拉斑玄武岩特征, ＳｉＯ２－（Ｋ２Ｏ＋Ｎａ２Ｏ）图解上属亚碱性（图２ａ），在Ａ－Ｆ－Ｍ图解上主要落在拉斑玄武岩系列区（图２ｂ），在ＴｉＯ２－Ｐ２Ｏ５－Ｋ２Ｏ图解上主要投在非大洋玄武岩区，少数落在大洋玄武岩区（图３ａ），在ＦｅＯ*/ＭｇＯ－ＴｉＯ２图上则主要落在岛弧拉玄武岩区，少部分落在洋中脊拉斑玄武岩区（图３ｂ）。
与Ｎ型洋中脊玄武岩相比，抱板群变质基性火山岩中Ｓｒ、Ｃｅ、Ｓｃ元素含量变化不大，在微量元素比值蛛网图解（图４ａ）上，不相容元素（Ｋ，Ｒｂ，Ｂａ，Ｔａ）较富集、变化平坦并均有弱的亏损，Ｎｂ元素变化范围较大，表现出不同程度的亏损和富集。
这种分配特征，既表现出拉斑玄武质岛弧火山岩的地球化学型式，同时也与洋中脊火山岩元素分配型式相似，因而是一种过渡类型的玄武岩地球化学特征。
抱板群变质基性火山岩稀土元素含量低，变化范围小无异常或弱正异常，呈平坦型（Ｎ型）稀土配分模式。
变基性火山岩，（La/Lu）N值均为1.97，均一化程度高，具有同一岩浆来源，与产于岛弧或弧后盆地拉斑玄武岩稀土元素特征基本一致，并类似于现代洋中脊或不成熟的岛弧拉斑玄武岩。
Sm/Nd比值为0.24～0.37，介于玄武岩区范围内，表明变基性火山岩原岩来源于地幔。
(La/Yb)N在（Ｌａ/Ｙｂ）Ｎ—（Ｙｂ）Ｎ图解上分布点介于上地幔和大陆地壳分布域内（图略），说明其原始岩浆为两者部分熔融产物在构造环境判别图解上，抱板群变质基性火山岩主要投入洋底玄武岩和岛弧拉斑玄武岩区，说明抱板群变质基性火山岩属于岛弧拉斑玄武岩和洋底玄武岩的过渡类型，形成于扩张弧后（或弧间）盆地环境抱板群变质基性火山岩原岩由亏损的楔形地幔、俯冲洋壳携带的陆源沉积物及俯冲洋壳析出的流体三端元组成，从而与它产于扩张的弧后（或弧间）盆地环境相对应。
许德如(2002)对与抱板群变质基性岩互层产出的变沉积岩进行分析，其主要组成为白云母石英片岩组和石英二云母片岩，在进行原岩恢复时，大多样品数据点落入泥质、砂质岩范围内，少数落入斜长角闪岩范围内，因此，他认为变沉积岩原岩由砂质、泥质沉积物夹火山物质组成。
白云母石英片岩原岩以砂岩质沉积物为主，石英二云母片岩原岩以泥质沉积物为主。
两者稀土分布模式基本相似，重稀土亏损、轻稀土明显富集，只是白云母石英片岩组分布曲线呈较为平坦的V型，石英二云母片岩组呈轻稀土富集的左高右低型，群石英二云母片岩Sr / Ba 比值为0. 07, 白云母石英片岩Sr / Ba 比值为0. 14 ~ 0. 20。
说明抱板群沉积变质岩原岩应形成于从陆相向海相过渡的环境，与经εCe /εY-Eu /εREE 图解投影所得出的石英二云母片岩落在大陆型沉积壳层附近、白云母石英片岩落在大洋型沉积壳层附近的结论一致。
白云母石英片岩组和石英二云母片岩组主微量元素分析结果表现出两者原岩成分上的差异。
白云母石英片岩组稀土组成具有大洋岛弧沉积物特点，石英二云母片岩组稀土组成具有大陆岛弧和安第斯型陆缘沉积物特点，石英二云母片岩组富铝（Al2O3）（平均为16.14%）、富稀土元素、富亲硫元素和亲铁元素，特别是Cr 元素含量明显高于白云母石英片岩组，与Al、Cr 的含量由砂岩向泥岩逐步富集相吻合，也与石英二云母片岩组原岩以泥质沉积物为主、白云母石英片岩组原岩以砂岩质沉积物为主的结论一致。
抱板群变质沉积岩模式年龄为1 971 ~ 3 145 Ma, 主要集中在1 971 ~ 2 355Ma 之间, 平均为2 067 Ma，由Sm-Nd同位素测试结果也可推测变沉积岩的物源不唯一，一方面来源于成熟度较低的古元古代或更古老的陆壳物质（其中一个样品!DM 达3 145Ma），另一方面很可能与研究区大规模造山运动、构造- 岩浆活动所伴生的地幔物质加入而造成钕同位素比值的增加和!DM 年龄的降低有关白云母石英片岩组原岩主要为砂岩质沉积物夹火山物质，具有高Si、Na，低AI、Fe、REE，偏低的Ni、Co、V、Cu、Cr、Zn，偏高的亲石元素Sr、Ba 和高场强元素Zr、Sc、Nb；石英二云母片岩组原岩主要为泥质沉积物夹火山物质，具有低Si、Na，高AI、Fe 以及偏高的亲硫元素、亲铁元素和REE。
抱板群变质沉积岩具有的1 971 ~ 2 337 Ma的钕模式年龄及与中元古代全球岩石特别是与扬子古陆南缘和赣东北元古宙沉积岩相似的正!Nd ( !) 和!DM 值，表明海南岛确实存在古元古代或更早的古老基底。
梁新权(1995)曾对抱板群斜长角闪片麻岩（原岩为基性火山岩）全岩进行了Sm-Nd 同位素测定，获得(1700±120)Ma 的等时线年龄；马大铨等(1997)对抱板群地层的研究也表明其形成时代为长城纪早期（1600 ~ 1800 Ma），可以认为抱板群形成于早中元古代。
丁式江(1995)对发育于昌江县的叉河地区至东方县的二甲地区的花岗岩体进行分析，认为其成分主要可分为花岗闪长岩和二长花岗岩，叉河农场十九队之北, 向西经老马沟至红泉农场十八队一带, 呈东西向带状分布, 面积约2 0 k m Z , 其北侧为二长花岗岩, 西侧为显生宙花岗岩(大田岩体) , 向东和向南为长城纪戈枕村组的混合岩化斜长片麻岩, 呈渐变过渡关系。
岩石为浅灰色, 中细粒花岗变晶结构, 片麻状构造, 矿物组成为斜长石45% 一55 %, 钾长石10 %~ 20 % , 石英25%一35% , 黑云母5% ~ 15%, 角闪石0一10 %，岩体中有包体不均匀分布；二长花岗岩广泛出露, 大多侵入峨文岭组并紧邻一戈枕断裂呈北东向带状分布, 部分已糜棱岩化,常变为长英质糜棱岩和眼球状糜棱岩; 另有部分侵入戈忱村组和花岗闪长岩单元此类古老花岗岩岩性变化大, 结构上有细粒和细粒似斑状两种, 成分上以二长花岗岩为主, 也有少数钾长花岗岩及局部的花岗闪长岩。
主要矿物为钙质奥长石25 %一5 0%,石英25% 一35%，钾长石(微斜长石)30 %~ 55%, 黑云母2% 一5% 。
岩体中包体发育且变形强烈。
戈枕侵入体具较高的Dl 、ANKC>1 ,贫Na富K,REE总量变化大,Eu亏损明显等的特点与重熔再生型花岗岩相吻合。