地球化学范文
时间：2023-03-18 13:51:32
导语：如何才能写好一篇地球化学，这就需要搜集整理更多的资料和文献，欢迎阅读由公务员之家整理的十篇范文，供你借鉴。
篇1
[关键字]矿山 地球化学 环境
[中图分类号] X142 [文献码] B [文章编号] 1000-405X（2013）-4-44-2
矿业在我国经济中占有很大的比重，为我国的经济发展作出了巨大的贡献"在矿山开采和选矿过程中产生的大量废石和尾矿不仅占用耕地，还产生含有害重金属的酸性或碱性排水，带来了严重的环境污染。据1998年不完全统计，我国金属矿山在地面积存的尾矿已达40多亿吨，并以每年约2×108吨的速度在增长（蔡嗣经，杨鹏，2000）。近十几年国内外地球化学在矿山环境方面的研究主要集中在矿区、城市周围及道路两侧由于自然的和人为的因素造成土壤环境、水体、生态环境污染和破坏等方面，尤其采矿活动引起的土壤重金属的污染（王亚平等，1998，2000）。
1 采矿活动对矿区周围水体和水系沉积物中重金属含量的影响研究
R.P.Borba等（2002）对巴西Iron Quadrangle矿区周围三条河的水、沉积物和风化金矿化岩石中砷的地球化学分布进行了研究，发现水和沉积物中As的最高浓度出现在矿区附近，在表层水中最高可达300ug/kg，水系沉积物中As的含量在20～4000mg/kg之间，通过就地对黄铁矿和毒砂的风化过程取样研究，与矿石堆积风化相关的As的迁移可以追踪到一些已关闭的金矿。As主要吸附在针铁矿上，最终释放进地表水和地下水，这个过程相当于产生大量As污染的矿井废水。河流沉积物和尾矿堆样品的淋滤过程显示，样品中最大释放量为初始As总量的1～4%。
Claudia Herr和N.F.Gray（1997）研究了爱尔兰Avoca矿区废弃硫磺和铜矿石产生的酸性排水（AMD）对Avoca河的污染，发现在沉积物中Zn的吸附和解吸附过程中pH扮演了重要角色，当AMD排入时，Zn主要以溶解态存在于河水之中，河流沉积物中的Zn浓度低于背景值，其它重金属元素含量也不高，但当在距矿区下游7公里的一个肥料厂的排水导致河水pH升高时，河水中金属元素产生沉淀，混合区沉积物中Cu和Fe的含量明显增加，Cu的分离主要是共沉积作用。Cd在沉积物样品中未检出，和下层沉积物相比表层沉积物中金属是以絮状物形式沉积在大颗粒表面。
J.M.Ascue等（1995）的测定表明：加拿大某尾矿堆积地区湖底沉积物孔隙水中As、Pb浓度比湖水中高出4个数量级，充分说明As、Pb是由尾矿输入，最终沉积于底泥的。
A.Carrllo-Chavez等（2003）对墨西哥Guanajuato矿区的环境地球化学特征进行了研究，实验和现场测试数据表明，由于该地区C/S比高（12：1），酸中和能力强，因此采矿废物的产生酸性排水的潜力较小，重金属释放到地下水中可能性也不大。大量地球化学证据表明：自然过程中金属元素易吸附在铁的氧化物或氢氧化物表面，在一定程度上控制了溶解性金属的迁移。地下水中Zn的含量并没有受到明显影响。
John E.Gray等（2001）对菲律宾Palawan汞矿收集的废矿锻烧过程、水及沉积物的汞和甲基汞的含量的研究，发现附近水体环境受到很大的影响。
2 矿区周围土壤重金属污染的地球化学特征研究
M.A.Yukselen（2002）北塞浦路斯Lefke地区重金属污染土壤的特征的研究，发现由于铜矿采矿和冶炼活动，已严重地污染了土壤和海水。根据土壤样品分析结果，Cu和As的含量大大超过了其他严重污染的土壤样品中的极限值。冶炼厂附近海水被Cr、Ni、Cu严重污染，降雨后Cu和Fe的浓度可增加10倍。研究结果认为这些污染物主要来源于尾矿和冶炼废渣的流失。
J.Aguilar等（2004）对西班牙黄铁矿泄漏造成的土壤污染状况进行了深入研究；B.G.Rawlins对英格兰北部土壤的微量重金属污染的研究；Merington等（1994）、JohaMaskall等（1996），Myoung-Jin kim（2002）等和M.Boni等（1999）研究了重金属矿山（包括古矿）中Pb、Zn、As等重金属元素通过大气降尘和河流向矿周围的土壤、河流沉积物及其植被中迁移情况与规律。Austin merino等研究了5种土壤的酸化后对重金属含量的影响，实验证明，在土壤中加入酸后可以引起土壤pH降低，以及铝和一些重金属浓度的改变，土壤pH和金属含量是影响金属浓度改变的主要因素。（1995）研究了碳酸盐和硅酸盐对于酸性排水的中和作用"MichelleP（1998）对比研究了富含硫化物和碳酸盐的尾矿与低硫化物含量且不含碳酸盐的尾矿的矿物学和地球化学特征。他们的研究认为矿石中碳酸盐矿物的含量是决定尾矿是否产生酸性排水和重金属释放的主要原因，而不是人们普遍认为的硫化物的含量。Blowes等（1990，1991，1995）通过对加拿大某金属矿山硫化物尾矿空隙水的地球化学和矿物学的研究，提出尾矿层中因不活动硫化物的存在而形成胶结层，在一定程度上阻碍了重金属元素的进一步迁移，并就其潜在意义进行了讨论，为防止矿山酸性废水排水的重金属污染提供了新方法；PrattAR等（1994）实验了在pH为3.0的H2S04的稀溶液条件下磁黄铁矿的氧化淋滤现象，并利用X射线和俄歇电子研究磁黄铁矿表面图象及其在空气中的氧化的机制，对矿山酸性排水产生的原因进行了深入的阐述；Walder等（1995）研究了夕卡岩型Pb-Zn矿床尾矿矿物学和地球化学行为；Buckly等（1987）则研究了黄铁矿。磁铁矿氧化的表面特征。BoElberling等（2000）研究了低温下黄铁矿尾矿的生物和化学氧化。他们调查研究了加拿大北部的Nanisivik矿黄铁矿尾矿活动层中硫化物的生物和化学氧化活动和氧的消耗"通过样品分析发现：黄铁矿的氧化速率与现场氧的摄取速率！实验室热释放测试结果是一致的"尾矿中发现细菌，热值测定表明细菌活动导致的氧化接近正在进行的氧化的三分之一。尽管已经在北极发现淋滤细菌，但是这是第一次证明了北极地区尾矿堆积区所有污染后果中细菌活动的重要性。
吴大清等（2001）对环境矿物界面反应动力学进行了研究，重点探讨了地表中各种有毒。有害离子或分子与矿物表面之间的反应速率与反应机制。认为矿物表面存在一组化学活性很强的表面功能基，当它们与环境中毒害物质发生作用时，会因其极性、荷电性和lewis酸碱性不同而表现出不同的作用力和反应速率，进而控制了有毒、有害物质在大气、水体和沉积物中的赋存形态。稳定性及迁移转化速率。
3 表生条件下重金属元素迁移转化途径和规律研究
矿山的开采使原来深埋于地下的矿石暴露于地表。在地表的自然和人工风化条件下，矿石中的有害组分，特别是重金属元素向外淋滤迁移，这些重金属元素一旦进入生态循环，就会对生态环境产生严重的威胁，因此对表生条件下重金属元素迁移。富集规律的研究就显得格外重要国外学者在这一方面也做了大量细致的研究。
篇2
【关键词】地球化学模式；成因；原生模式；次生模式
所谓地球化学模式，主要就是指各类矿物成分在地球表层或地下布局形成的某种状态，从当下对地球化学的探索发展状态看，俨然能极其简单地找寻出种各种类型的地球化学模式，却无法精准详实的解释地球化学模式不同种类的现象，这也一直是摆在众多从事地质勘测的化学家们面前的一道难题。
1地球化学模式按照成因的分类
针对形成原因的区别可以说地球化学状态划分成原生模式和次生模式两种。那么，原生模式主要指在旧有的结岩石中已存的某种地球化学形式，而次生模式指的是原生模式在表面被风化后搬运到其他异同地表的载体里某种地球化学形式状态。
1．1原生
因为原生地球化学模式概念和实际应用中存在差异化现象，因此我们常说的原生地球化学模式指的是诸多岩石中的矿物元素，而原生地球化学模式又能被分为同生和后生两种模式。同生模式又指与围岩共同作用产生的一种分散状态，后生模式则指某种矿物以规律的运行陆续侵入至基质岩石中所形成的一种分散状态。而从地球化学模式形成原因看，同生模式是在火成岩浆的组群、堆积作用或是变质作用下完成的。而同生异常一般呈现出大到与整个矿源层相当的地球化学省或地球化学域，微小到和个别局部岩体差不多的小面积不规则。后生模式指的是在热液分散效果下所形成的分散模式。其中该模式与四周延时形式在我国的研究中被统称为散发形式。这种后生模式的无规律和迥异现象通常是转变为部分原生晕。此外渗滤模式在矿体勘察中产生极其关键且重要的效果。这是由于渗滤状态是原生晕组成分带和几何形态建立的基础，所以对渗滤模式的探究能够为研究院们探寻隐藏的矿床提供参考。
1．2次生
次生非常规主要是指岩石中的矿体和原生非常规在风化效果下其含有的各种矿物元素均遭到浸蚀而从原地点扩散出去并侵入到表生环境载体中。与原生地球化学模式一样的是次生分散模式也分为“同生和后生”两种模式。这里的同生模式是指载体同期形成的扩散模式，而后生模式指的是在载体形成之后的扩散模式。在同一种载体内部，同生分散模式和后生分散模式能够长期共生，相互依存。同生模式与后生模式的分类主要是按照时间来划分的，次生模式还能够按照其形成的形式来进行划分，如果依照形成形式的差异化，次生模式在早期的研究中有能够分为水生、碎屑和生物形成的模式三大类，但伴随进行该研究的人与日俱增，大家似乎已经慢慢认识到次生模式的形成有着绝对不是简单单一化的成因，而是一个极其复杂的过程。简单的用早期分类的三种类型已经无法对其进行整体概括，所以气成、物理和化学形式也被人们列入次生模式的形成原因中来了。那么，次生模式中的水生模式又指什么?简单说，它是一种地下水和地面谁对矿物组件的水体搬运中产生的一种非常规的形态。碎屑模式指的则是由水、冰、风的机械搬运和重力功能下所形成的一种模式。生物成因模式就是由植物代谢将矿物元素从土壤中吸收，在植物体内形成的一种特定模式。前面已经简述到次生化学模式的形成原因极其繁琐且困难，那么下面就先简单的叙述一下次生模式形成的过程。通常人们说次生化学模式的形成过程需要在矿物组件散发、重组、同生模式元素搬运和元素锁定这些重要的关键流程。
2地球化学模式的成因过程
在此化学模式形成的早期就是部分矿物释放的过程，某些矿物从原生矿体后者原生晕中被彻底散发出，而这些被释放出来的矿物元素尤为后来的搬运转移的提供了可行性前提，在款物元素彻底释放的或承载的有些可以直接形成次生非常规。一般而言在矿物元素释放过程中物理风化、化学风化的积石会给矿物元素的释放程度带来最为直接的影响。物理风化对于矿物元素释放的影响通常是发生在干燥、极寒或者切割式复杂的区域。各区域温差转变所产生的岩石变小或变大、冰川触碰、河流冲刷和风化侵蚀等都是自然现象形成过程。而化学风化则是一种通过水、生物、气体三种作用下对岩石进行氧化剂融化从而使款物元素彻底释放出来的全过程。而生物风化可以之间通过产生微生物、有机物的方法来对矿物元素进行消融释放又能够借助于植物的根部来加快岩石的物流风化从而完成款物元素的彻底释放。通过矿物元素彻底释放后就直接侵入了元素重组的过程中。那些被释放出来的矿物元素能够直接演变成个体矿物而侵入到款矿物元素搬运的流程中，也可与其他的载体实现有效融合然后在进入搬运流程。在这个流程中，矿物元素结合的方式能够借助于吸附、消融也能够是是全面吸收。这三种状态的最大差异在于吸附属于物理方式，消融属于化学方式而吸收则是属于生物方式。物理方式的矿物元素组合主要是胶体的吸附、粘着吸附和微气泡表面吸附。化学方式的矿物元素组合则是矿物元素借助于地下水、地表水中的消融，再和水中所含的离子等重组成可溶性的溶液。生物形式的矿物元素组合则是凭借植物对矿物元素的完全吸收从而来完成的这一过程。某种矿物被彻底散发出来后能呈现出个体形态，然后还能借助于更为丰富的方式来重组，下一步再进入矿物组件系统的搬运流程，在整个搬运期间矿物组件会被其他大量的物理、化学和生物营力进行大规模搬运。最后，就是所有矿物组件的牢固过程，但是这个牢固也不过短时间内不一种稳定状态而已。矿物组件的稳定能借助于大量多样化的途径来实现，比如常见的有水动力变小、氧化还原条件的改变、氧化物和硫化物等的吸收、有机物融合、生物的沉淀等。当成矿组件和伴生组件在矿体遭遇风化作用后，从矿石散发出到四周载体中，使其在四周载体中的存在数量有不断增长的趋势或形成矿物的组件中在不断累积后残留的热液还在持续向前面的围岩中不断蔓延，造成围岩中矿物元素的保有量也不断长高的走向，这也是勘察地球的专业领域研究人员和专家们齐心协力致力探寻的关键内容。但是，地球化学分散态势就是指矿物组件在某个超大空间范围中的浓度、变化程度、布局的形态以及存在形式与四周的巨大范围内的矿物组件分布存在巨大差异。
3结语
探索、找寻和研究地球化学模式的分类和形成原因，对于探寻非常规的模式和形成过程起着极其重要的直接作用，而地球化学模式根据多种分类标准又被划分为五花八门的种类。因此，化学领域专家们主要探寻的就是根据不同的形成原因划分出的不同的地球化学模式，即原生、次生的主要内容。深入研究地球化学模式能够有利于人们探寻和追逐深藏的矿床，因此具有非常重大的现实意义。
参考文献:
［1］谢学锦．走向21世纪矿产勘查地球化学［M］．北京:地质出版社，1999．
篇3
K02孔（图1）长348cm，于2006年12月使用活塞取样器取得岩芯剖面，按1cm间距连续取样，取得样品348个。在流域东南附近采集花岗岩风化壳物质，除去最上面的枯枝落叶层(约5cm)，钻取约8.6cm的风化壳物质，作为流域表层风化壳的背景值。并现场对岩芯进行拍照和岩性描述，划分其沉积层位。K02孔测年样本为12个，详细测年材料与方法参照已发表文献(欧阳军等,2010)，年代序列图的建立参照Zhong等(2012)的研究成果(图2)，测年结果显示K02孔底部年龄约为16.0calkaBP。岩芯样品在实验室研磨压粉后，每个样品一式两份，其中一份使用VP-320X射线荧光光谱分析仪(XRF)分析样品主要元素和微量元素，发现主要元素分析精度为0.2%，微量元素含量为0.05ppm。另外一份样品在550℃高温下燃烧1个小时，测出烧失量(LOI)，用来校正元素的分析值(Sunetal,2010)。对于采集的风化壳物质作相同的地化元素分析实验。
2结果与分析
2.1元素主成分分析结果使用SPSSStatistics20.0对沉积物32种地球化学元素进行主成分分析。根据主成分输出的初始特征值及累积解释总方差(表1)，得到主成分元素组。第一主成分元素组(PC1)包括：Al2O3、TiO2、SiO2、Nb、Rb、Ga、Ba、K2O、S等，占方差总贡献率的44.206%；第二主成分元素组(PC2)包括：Zr、Hf、Co、W、La、Ce，占方差总贡献率的18.200%；第三主成分元素组(PC3)包括：Sc、Cu、U、V，占方差总贡献率的13.256%；第四主成分元素组(PC4)主要为Na2O，占方差总贡献率的5.927%；第五主成分元素组(PC5)主要为Fe2O3，占方差总贡献率的3.964%。前3个主成分因子占元素方差总贡献率的75.662%，基本反映大部分沉积环境信息。PC4和PC5可能反映了流域的盐分条件和沉积环境酸性条件，但分别所占的沉积信息并不多，因此本文着重讨论PC1、PC2、PC3元素组分的地球化学行为及其环境指示意义。
2.2各主成分元素组随岩芯的差异变化PC1、PC2、PC3主成分元素组在16000calaBP以来曲线变化有明显的不同(元素较多，且组内元素相关系数高(表2)，各主成分内部元素曲线变化较为一致，限于篇幅未将全部元素列出)(图3)，表明各元素组对气候环境变化响应存在显著差异。在16.0-15.1、14.2-13.7、12.1-11.7、6-4calkaBP期间(图3，阴影部分)，PC1元素组分总体呈下降趋势，在14.2-13.7P和6-4calkaBP表现尤为明显，元素组分达到剖面的最低值；PC1与化学蚀变指数(CIA)曲线变化非常一致。PC2元素组分(Co、Zr、Hf等)则在这些时段内总体呈现高值，且曲线变化与中值粒径(Md)较为一致；PC3元素组分在这些时段内也都呈现明显峰值分布，元素组分与总有机碳(TOC)、有机碳同位素(δ13Corg)变化趋势相似。而在15.1-14.2、13.7-12.1、11.7-6.0calkaBP期间，PC1正载荷元素组分总体处于剖面高值状态，尤其在11.7-6calkaBP，元素组分达到剖面的最高值；PC2元素组分则在剖面呈低值分布；PC3元素组也呈相对低值状态。
3讨论
3.1各元素组响应不同气候环境条件的内部机制及其指示意义根据之前学者使用的相关气候代用指标(包括TOC、δ13Corg、粒度、腐殖化度、磁化率、干密度等(薛积彬等,2007;Zhongetal,2010,2012;欧阳军等,2010)可知，大湖在16.0-15.1、14.2-13.7、12.1-11.7、6-4calkaBP(图3，阴影部分)分别对应最老仙女木(OldestDryas,OSD)、中仙女木(OlderDryas,ORD)、新仙女木冷事件(YoungerDryas,YD)三次仙女木冷事件以及中全新世冷干事件，而15.1-14.2、13.7-12.1、11.7-6.0calkaBP则对应Bølling、Allerød暧期和全新世适宜期。在不同气候条件下，定南大湖沉积物元素组呈现出不同的响应差异，结合区域气候环境变化，对各元素组响应气候变化的内部机制及其指示意义进行探讨。第一主成分元素组(PC1)，主要包括在地球表生条件下，抗风化作用强，难以溶解的惰性元素(如Al2O3、TiO2、SiO2、Nb等)(Mackerethetal,1966)(图3)，这些惰性化学组分通常赋存于陆源碎屑残余物中，颗粒以粉砂、细砂为主。定南大湖为封闭性小湖盆，四周为低山丘陵，在暧湿气候条件下，化学风化作用强，地表径流发育，大量陆源风化碎屑残余物被冲刷迁移至湖泊，直接以物理方式沉淀至湖底；而在干冷气候条件下，湖区物理搬运作用较弱，赋存于碎屑矿物的惰性组分难以通过机械搬运的形式迁移至湖泊(陈敬安等,1999)。而在暧干气候条件下，由于水动力条件较弱，流域化学风化碎屑物难以进入湖盆；在冷湿条件下，温度低，不利于化学风化的进行，流域陆源风化碎屑物较少。PC1元素曲线与化学蚀变指数(CIA)变化趋势也非常相似，CIA指数越高，化学风化作用越强，气候较为暧湿；反之，其值越低，则化学风化作用越弱，气候较为冷干(李徐生等,2007;Fengetal,2003)。值得注意的是，PC1负载荷组分S等元素与其余稳定性元素曲线变化明显相反，相关系数普遍<-0.78(表2)，说明负载荷组分与稳定性元素化学性质不同。S元素化学性质活泼，在湿热条件下，湖泊水位升高，沉积物处于缺氧还原条件，S在还原条件下容易生成H2S而损失(杜晨等,2012)，所以在B/A暧期及全新世适宜期，大湖沉积物S元素都含量甚微(图3)。但PC1元素组分主要以稳定性元素为主，因此，PC1元素组主要反映了流域内陆源化学风化残余物通过地表径流冲刷搬运至湖泊的物质，指示流域的化学风化作用强度，相对暧湿气候条件下，PC1含量高，冷干气候条件下，PC1含量低。第二主成分元素组(PC2)，主要包含Co、Zr、Hf等元素。Zr在风化过程中极为稳定，主要赋存于锆石、土壤、风化产物中，以较粗颗粒碎屑状态形式出现(Kylanderetal,2013)，Zr和Hf元素离子半径非常接近(分别为8.4和8.3nm)(Jochumetal,1986)，具有非常相似的地球化学行为，且常伴随而生(Shan-non,1976)。本文中，Co、Zr与Hf两两之间相关系数都在0.49以上(表2)，表明三者化学性质较为相似。大湖处于暧湿气候时(如11.7-6calkaBP)，PC2处于低值；而在冷干时期(如14.2-13.7kaBP)则处于高值。PC2元素组曲线变化与沉积物中值粒径(Md)变化比较相似，说明PC2元素组与粒度相关，粒度则可反应流域水动力条件(Menkingetal,1997;Wangetal,2001)。通常在气候较为暧湿条件下，流域水热条件好，有助于亚热带植被大量生长，可有效阻止地表径流对土壤表层尤其是粗颗粒物质的侵蚀，进入湖盆的粗颗粒物质则变少。大量研究也表明，在长时间尺度范围内，沉积物粒径增大反映采样点离湖岸距离减小、湖泊水位下降，粗颗粒物质易于到达，指示气候干旱；反之，沉积物粒径减小反映采样点离湖岸距离增大、湖泊水位上升，此时深水弱动力条件有利于细颗粒物质沉降，指示气候湿润(Finneyetal,1991;Shumanetal,2001)。因此，PC2元素组与地表侵蚀进入湖泊的碎屑物质颗粒大小有关，反映了湖泊流域的水动力条件。PC2含量较高，指示气候较为冷干；含量较低，指示暧湿气候。值得注意的是，YD事件以及8.2ka冷事件在Md曲线上有明显反映，PC2元素组则无明显变化；在6-4calkaBP期间Zr均值为475.35ppm，虽有下降趋势，但仍比整个剖面均值(111.02ppm)高，不过Hf元素则在6-4calkaBP期间整体表现为低值。说明在指示湖泊流域水动力条件方面，仍需更多的代用指标结合使用。第三主成分元素组(PC3)，主要包含Sc、U、Cu、V元素，这些元素易受湖泊有机质的影响。实验证明，有机物质的络合作用对铀的地球化学行为有着重大影响，如腐殖酸能强烈地络合铀及其他金属，形成铀酰有机络合物，而腐殖酸在沼泽泥炭发育中较为丰富。有机质的存在对Cu的搬运也起重要作用，如腐殖酸的高分子易于与Cu等金属形成有机络合物，搬运至湖盆沉淀。生物及有机质对Cu等金属的富集作用也不可忽略(张虎才,1997)。本文PC3元素组与TOC和δ13Corg的变化趋势较为一致(图3)。Zhou等(2004)指出，定南大湖在气候冷干时期，湖泊水体收缩，泥沼地发育，草本植被向湖泊周边扩展，由于气候干冷，大量植物残体未能完全分解，TOC含量较高；而暧湿气候条件下，湖泊水体扩展，草本植被相应收缩，而流域周边植物残体容易分解，导致TOC含量较低。δ13Corg主要指示植被类型，在沼泽相沉积时值偏正，指示冷干气候，在湖相沉积时值偏负，指示暧湿气候(Zhongetal,2010)。因此，流域有机质含量可能对PC3元素组分的U、Cu等金属元素络合富集作用起重要影响，TOC含量高时，PC3元素组含量高，反之，TOC含量低时，PC3元素组含量低。值得指出的是，气候的组合并非单一、绝对的暧湿、冷干变化，元素组的波动幅度一定程度上反映了流域气候组合的差异。例如在ORD及6-4calkaBP期间(图3)，PC1元素组呈现明显的谷值，PC2、PC3则呈明显的峰值，元素组变化幅度大，指示相对冷干气候。而在OSD及YD期间，PC1、PC2无明显变化，PC3略有上升，TOC也有小幅度上升，此时气候可能相对凉干。全新世适宜期间，PC1值高且稳定，PC2、PC3值较低，指示相对暧(温)湿气候。受东亚季风影响的华南地区，气候组合通常以暧湿或者冷干状况出现(Porteretal,1995;Herzschuh,2006;Xueetal,2014)。当然，暧湿、冷干、暧干、冷湿的气候组合是相对的，在不同地区有不同的衡量标准，也需要有更多的代用指标作辅助研究。
3.2沉积物源探讨曾有学者通过研究Ti元素，指出在历史时期，当冬季风强盛时，湛江湖光岩玛珥湖曾受到来自黄土高原粉尘物质的影响(Yanchevaetal,2007a,2007b)，这一观点虽然存有多种争议(Zhouetal,2007,2009)，但也说明在现今沙尘暴天气频发的背景下，学者对历史时期中国北方粉尘物质迁移距离的重视程度。定南大湖纬度位置较湖光岩玛珥湖更靠北，那么，黄土高原粉尘物质在冬季风强盛时期有没有可能进一步影响至南岭地区？本文将在14.2-13.7、6-4calkaBP明显冷干时期的元素比值与相近时期黄土高原地化元素(Jahnetal,2001)进行对比(图4)，以探讨定南大湖在冷干时期的物质来源。稀土元素地球化学行为稳定，在示踪粉尘物源中得到广泛应用(Kylanderetal,2007;Marionetal,2012)。Zr/Hf值则通常对含Zr矿物起指示作用(汪海斌等,2008)。Wei等(2012)使用TiO2/Nb-La元素的二维曲线与黄土高原相应元素对比，排除了云南宝秀盆地泥炭沉积物受黄土高原粉尘物质的影响，指出盆地周边风化碎屑物才是粉尘物质的主要来源。从图4可以看出，定南大湖与黄土高原相关元素比值明显地分离出来，如果有粉尘活动，可基本判定粉尘物质并不是黄土高原的物质经冬季风搬运而来。定南大湖数据较于黄土高原比较分散，其值都在流域母岩风化壳值附近变动，因此，如果有粉尘物质，也主要来源于流域附近的风化碎屑物质，且源地较为分散。
4结论
篇4
[关键词]地球化学；教学内容；教学方法；教学手段
[中图分类号] G642.0 [文献标识码] A [文章编号] 2095-3437（2016）07-0130-02
地球化学是研究地球及其子系统（含部分宇宙体）的化学组成、化学机制和化学演化的科学，是地质学、地球化学和资源勘查工程等地球科学类专业的一门重要专业基础课。[1]该课程的教学目的是使学生掌握地球化学的基本概念、基本原理和研究方法，并在此基础上初步建立地球化学思维，学会用地球化学原理分析和解决地球科学问题。为了提高地球化学课程教学质量，结合新疆大学地质与矿业工程学院资源勘查工程专业地球化学课程教学现状及存在的问题，笔者在实际教学过程中对地球化学教学内容、教学方法及手段改革方面做了一些积极探索。
一、教学现状及存在的问题
新疆大学地球化学课程主要针对资源勘查工程专业，为必修课程，共48学时，无实验课。教学内容包括太阳系、地球及地壳的化学元素丰度、元素的赋存形式、元素的地球化学迁移、微量元素和同位素地球化学等。课程的重点是1.元素在自然体系中的分布、分配、迁移演化的基本概念、基本理论和基本研究方法；2.微量元素、同位素在自然体系中的示踪和计时作用的基本概念、基本理论和基本研究方法。就教学内容和教学方法而言，其主要存在如下问题。
（一）教学内容滞后
地球化学产生于20世纪二三十年代，真正发展始于20世纪50年代。尽管在地球科学诸多学科中创建最晚，但其发展势头强劲，目前已经渗透到地球科学所有领域，起着地球科学中心学科的作用。[2]目前，其教学内容较少反映近年来地球化学学科发展中产生的新理论、新方法，迫切需要进行改革。如果能够及时引入本学科前沿领域的新理论、新方法，对激发学生的学习兴趣、提高学生的创造性思维能力将起到重要作用。
（二）实验教学环节缺失
地球系统中元素和同位素的组成及元素的赋存状态是地球化学的基本问题，也是重要的教学内容。这一问题离不开元素含量及赋存形式的分析方法，如X射线光谱法、原子吸收光谱法、原子发射光谱法等。由于缺少地球化学实验室可供教学，教学大纲中也缺少实验教学环节，所以只能在课堂上对常用的、重要的分析方法进行讲解。这样教学效果并不明显，多数学生仍然不了解相关分析方法。
另外，地球化学中出现大量关于元素（同位素）组成的数据，这些数据需要进行处理以获得一些参数或图件，如稀土元素数据及微量元素数据的表示。由于缺少实验环节，只能在课堂上讲解处理方法和步骤，学生不能亲自动手操作，导致实际教学效果并不理想。
（三）教学方法单一，手段落后
目前，新疆大学地质与矿业工程学院地球化学教学过程中仍采用传统的教学方法，即以教师、课堂和教材为中心，对学生进行讲授。同时，由于种种原因，教学手段落后，依然采用“一支粉笔、一块黑板”的形式，忽视了计算机辅助教学手段，没有充分调动学生的学习兴趣，影响了学生学习的自主性和积极性。
二、教学内容改革措施
（一）修订教学大纲
教学大纲是教学的纲领性文件，是实现和完成教学内容和要求的指导性文件，根据课程内容的变化，适时修订教学大纲，是教学改革的重要途径。新的教学大纲确定地球化学课程的教学目标和基本要求，要求教学内容反映现代地球化学的发展现状和重大成就。
（二）优化教学内容
针对当今地球化学课程教学现状和地球化学学科的发展趋势，我们对目前的教学内容进行增删。一方面，在同位素地球化学章节增加了Lu-Hf同位素体系，Re-Os同位素体系，年轻地质体系的同位素和非传统同位素的地质应用。考虑到分析测试技术在地球化学学科发展中发挥的作用越来越重要，教学内容增加了分析地球化学的相关知识。另一方面，删除目前教学内容中涉及的元素的迁移、地球化学热力学和动力学，这些化学类学科的基本理论是学习地球化学的先导课程，将不在教学中专门介绍。[3]
（三）增加实验教学环节
地球化学是一门理论性较强的课程，实验环节的加入可以帮助学生对深对其基本原理、基本方法的理解。例如，在“太阳系的元素丰度”一节中加入实验课太阳系元素分布丰度特征，以教材提供的数据为基础，指导学生利用计算机将数据表转化为丰度分布图，进而找出其分布规律。类似地，在岩浆形成和演化过程中的微量元素地球化学模型”一节中加入实验课部分熔融和结晶过程中不同元素的分配；在“稀土元素地球化学”一节中加入实验稀土元素数据表示。[4]新增加的分析地球化学教学内容需要开展实验教学，在完成分析技术理论方法教学之后，组织学生对原子发射光谱，电感耦合等离子体质普等大型仪器进行参观，可以加深学生对相关仪器的了解。以上实验内容的加入可以提高学生的学习兴趣，同时培养学生的动手能力。
三、教学方法改革措施
在教学改革中，教学内容的改革是核心，教学方法的改革应服从和服务于教学内容。[5]在教学过程中理论联系实际，加大启发式教学力度，能充分调动学生的主动性，使学生成为主体参与到教学过程中。
（一）理论联系实际
针对科研及生产实践中知识的应用实例更易激发学生的学习兴趣，并且容易被学生接受的特点，我们在教学实践中增加了相关理论知识的应用实例。[6]这样，一方面可以加深学生对理论知识的理解；另一方面，可以使学生通过地球化学课程的学习，了解该课程在解决资源勘查实际问题中的作用，提高其分析问题和解决问题的能力。
（二）实行启发式教学
教学实践中，根据教学目标和教学内容设置一系列的问题，引导学生查阅资料，相互讨论，独立思考并得出答案。[7]例如，在“元素类质同像置换法则”一节中，在介绍不同岩石类型，不同主要造岩矿物元素分配组合特征及相关元素物理化学性质的基础上，启发学生发现元素组合规律，进而得出类质同像法则。在“太阳系的元素丰度”一节中，引导学生对太阳系元素丰度表及元素分布模式图进行观察、比较，启发学生得出太阳系元素丰度规律。
四、教学手段改革措施
随着地球化学学科的发展及其在资源勘查实践中应用的增多，地球化学课程的教学内容不断增加。随之产生的问题是怎样在有限的学时内完成授课任务。“一只粉笔、一块黑板”的教学手段已不能满足教学需要了。一个有效的方式是引入多媒体教学手段，加大课堂教学的知识容量，提高授课效率。另外，在地球化学课程中一部分基本概念、基本原理较为抽象，多媒体技术的应用可以借助图表、动画、视频等将其形象化、具体化，这样可以帮助学生更好地理解授课内容，有效提高教学质量。同时，多媒体教学手段的使用还可以提高学生的学习兴趣，并充分调动其学习的积极性。
五、结论
针对新疆大学资源勘查工程专业地球化学课程教学现状中存在教学内容、教学方法及手段落后的问题，对地球化学教学实践进行了探讨。在教学内容改革方面以修订教学大纲为途径，优化教学内容，强调增加实验教学环节；在教学方法方面，强调理论联系实际，加大启发式教学的力度；在教学手段方面，提出引入多媒体教学，以上措施将对提高教学质量有重要意义。
[ 参 考 文 献 ]
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[3] 张宏飞，高山.地球化学[M].北京：地质出版社，2012.
[4] 郝立波，戚长谋.地球化学原理[M].北京：地质出版社2004.
[5] 袁振国.当代教育学（修订版）[M].北京：教育科学出版社，2000.
篇5
[关键词]地球化学探矿思考
一、地化探矿几个问题的分析
1.矿床区分和矿化异常，是多年来地球化学探矿工作的首要问题，使用当前世界上各种先进的地球化学测量办法可将金属矿床划归为一种地球化学异常。而寻找金属矿床问题，也就可以归结为寻找这种地球化学异常。用各种地球化学测量方法，可以查明各种地球化学异常。但所发现的异常数却要超过工业矿床数的许多倍，并且由于矿床产出的地质条件和景观地球化学条件的不同，往往会出现小矿异常大或大矿异常小的情况。在个别情况下，那种小(弱)异常还可能被天然的和技术上的干扰所掩盖。这就要求查明由一定规模和产出条件的矿床，在地球化学场中所产生的异常，并从发现的大量异常中，划分出那些与工业矿床有关的少量异常来。这就是地球化学异常评价问题。
地球化学异常评价的内容是:(1)定性，即确定异常性质，鉴别矿体异常与非矿异常。非矿异常中，主要是矿化异常，也就是达不到工业要求的矿化所引起的异常。(2)定位，即判断异常与矿体在空间上的关系。(3)定量，即估计矿体的埋深、规模、产状、形态、矿石组分、成因类型等。这三条中，第一条是异常评价的根本问题，对它有两种认识:一种观点是，认为化探能够区分矿体与矿化异常。理由是，元素集中到一定程度才成为矿体，元素组合和含量的变化与矿化应有本质的差异。据称，苏联就解决了异常评价中的这一关键问题。其准则是:a.矿化晕中组分比矿体简单，且异常孤立零散，没有中心，分带不明显。b.组合(累加或累乘)晕指数值的变化曲线在横交矿化走向方向上，不能形成明显的最大值。c.在相似地质条件下，矿化异常规模小。此外，结合构造、岩性、蚀变情况和其他方法，可以有效地鉴别矿体与矿化异常。地球化学障的研究，也可能有助于这种鉴别工作。另一种观点是，元素集中到什么程度就算是矿体，是根据当前采、选、冶的技术水平由人们确定的，今天属于矿化的，将来也可能算做矿体，即认为矿化与矿体没有本质差异，两者的异常不能区分。例如，斑岩铜矿床，平均Cu含量达0.2的矿化斑岩体，与含铜矿床的斑岩体0.4，根据地球化学资料基本上无法区别开来。如在理论上区分矿体与矿化异常是不可能的，而我们在实际运用中却硬要区分，那是徒劳。但如能区分，而人们不想法区分，那便是保守，因此这是个非常值得探讨的问题。
2.地球化学异常模型与实际运用
探寻地球化学异常通过模型设定并在实际中加以运用，是实现这一目标的有效方法。近年来，国内外通过编写例案，建立了一系列矿床地球化学异常模型，这种模型是矿床成因模型的重要组成部分，是成矿的客观表现。它是从大量实际资料中抽取出来的元素地球化学异常共同特点，概括地表达了元素或化合物在不同地区、不同类型金属矿床上，在周围空间上和时间上的变化规律性。它表达了:(1)地球化学异常的几何形态(异常的几何形态，大体上与矿体或矿化带的形态相一致)，直观地反映了形成矿体或矿化带或晕的控制因素。(2)组分及其分带性，即对于各种类型矿床原生晕，晕中组分与矿石组分完全一致，并具有明显的垂直和水平的分带性，客观地反映了矿石的成分及矿物的空间分布规律。(3)元素浓度分带特征，即晕中元素浓度随着远离矿体、矿床、矿田乃至矿带，一般呈现逐渐降低的规律，它反映了元素含量梯度的变化，可用来判断矿化中心，以及鉴别富矿化与分散矿化。
建立地球化学异常模型，对于地球化学资料的综合分析和总结，都是一种较理想的表达方式。它简单、直观、易于理解又便于利用。由于资料的限制，新建立的模型可能会有不少欠缺，这就有待于今后有了更新的资料时，对原来的结论进行修改，这也是科学推理的正常过程。又由于地质情况的复杂性.不同地区，不同类型矿床.地球化学异常并非完全与模型符合不同地区，相同类型矿床，地球化学异常也往往不符合(重现)。因此.在实际运用中，在未知区所获得的异常.只要某些方面与模型符合、复合，就可大胆提出验证意见。因为完全符合、复合，在目前是不可能的。
3.试验测量工作的重要性
何为实验测量就是指在一个地区着手进行生产之前，选定最佳采样方法和分析方案是十分必要的。它是通过选择与所要寻找的矿床类型，地质及地球化学景观条件尽量相似的已知矿床进行试验确定的。这就是试验测量。
对不同的地球化学测量方法，实验测量的内容也不同。归结起来，其内容大体是了解覆盖物的性质、岩石性质、地质构造特点，选择取样介质，确定取样密度、样品粒级、取样层位:确定样品处理方案:选择指示元素:测定未受矿化影响或影响很小的岩层中的金属含量，确定地球化学区域背景值、局部背景值和异常值;研究地球化学异常特点，各种影响因素，提出找矿标志，确定解释评价地球化学异常资料的准则，等等。
试验测量是在以往的资料基础上.借鉴实际经验，有重点地进行。对样品类型、取样介质、指示元素等有效性检验，是实验测量的一个重要部分。
4.化探及应用程序基础工作
通过近二十年的地球化探矿工作的总结，我认为地球化探工作的工作程序是:取样一加工一分析一整理资料一检查异常一验证异常。从中可以看出，“验证异常”之前的工作，都是基础工作:笔者认为，化探基础工作中，最需加强的应为以下几方面。
(1)地球化学理论工作。研究各种地球化学异常的形成机理和影响因素，是最基本的基础工作，它是制定相应地球化学普查方法的依据、这一工作，一方面是积累和总结实际资料，另方面是实验，如进行成矿、成晕的地质和地球化学模拟实验及数学模拟实验。主要研究在各种地质和地球化学作用过程中，元素的迁移方式，集中的环境、条件及存在形式。第三方面是进行温压地球化学研究这些基础工作.能为制定地球化学普查方法、正确确定取样介质、选择合理的分析方法提供理论依据。
(2)地质基础工作。主要包括对构造、岩层、蚀变、矿化现象的观察了解，对矿化及成因类型的认识，并加强对岩石学及矿物学的研究。
(3)实现编录工作的标准化。
(4)分析基础工作。扩大分析元素的范围，今后应争取达到80种增加分析手段，努力研究出高灵敏度、高精确度、高准确度的相态和价态分析以及微区超微量分析方法一建立分析中心，实现基本分析的仪表化和自动化，提高质量。
(5)制定严密的取样、加工、分析、资料整理等一整套的质量监控方案。
(6)实现资料整理的标准化，建立基础资料。其中应包括:我国各种岩石的区域地球化学背景值，各种介质如水、空气、植物、土壤中元素的平均含量:各种岩浆岩的平均化学成分，各种类型矿床矿物的包裹体温度、成分、盐度、同位素测定数据:主要指示元素的存在形式;成矿、成晕的热力学数据:各种地球化学测量的原始数据图、元素地球化学图、地球化学成矿预测图、景观地球化学图等基本图件;报告书:各种地球化学异常模型和数学模型:典型研究例案及找矿例案等。
建立相应的系统。例如组织管理系统，元素的中心测试系统，岩石学和矿物学中心测试系统，地球化学数据处理系统等，是实现、加强基础工作的组织保证。
二、对地球化学探矿工作中几个技术补充说明
1.层控矿床在地层剖面上的岩性特点是:下部通常是一套碎屑岩，上部是碳酸盐岩石，工业矿体一般存在碳酸岩石的中下部。下部碎屑岩(特别是细碎屑岩)具隔水性，上部碳酸岩石是含水岩层，两套含水性不同的接触带有利于地下水活动，为成矿作用提供水源。
2.层控矿床成矿物质来自矿源层，矿源层中可能初步富集了某种成矿元素，但更主要的是分散于矿源层中的物质能否被“解放”出来转入溶液。正如“两次成矿说”所指出的:“物质的玻璃状态(火山玻璃)成混合物状态(如碎屑沉积)，各组份之间没有化学平衡关系。这些岩石在扭应力和热力驱动下，容易晶化，在结晶过程中，不易进入晶格的某些金属元素则转入溶液形成矿液，所以在许多情况下，碎屑岩和火山岩通常是层控矿床的矿源层，为成矿作用的来源。
3.层控矿床工业矿体的形成是异地改造富集的控矿层位可分为矿源层和储矿层两部分。其中:矿源层层位稍低，在许多情况下由碎庸岩和火山岩组成;储矿层稍高，常由破酸盐岩石组成。
4.产于厚层状灰岩和厚层状白云岩中的矿体，大都呈不规则脉状，线状，串珠状产出，形态复杂，不易勘探;产于薄层状泥质灰岩和薄层状灰岩接触带(或两种岩性突变带)的矿床，一般顺层发育，形态比较规则，多呈似层状和层间透镜体产出，容易勘探。这种现象可解释为:厚层状灰岩和厚层状白云岩层理不发育，岩性单一，在扭应力牵引下，多产生节理裂隙，不易形成层间剥离，矿液只能沿节理裂隙活动，难于集中，矿体形态复杂，分散;薄层状泥质灰岩与薄层状灰岩接触带(或两种岩性突变带)，由于岩性差异大以及层理发育，在扭应力牵引下，不易产生节理裂隙，却容易形成层间剥离，矿液易于集中，常形成顺层发育的大型矿床。可见，岩性时矿床的控制是不容忽视的。
篇6
关键词：地球化学；地质找矿勘察；作用
我国是一个资源消耗巨大的国家，而且我国的资源在不断的减少，地质矿产勘查工作变得越来越重要，地球化学作为一种矿产勘查的原理，被广泛的应用于探矿工作中。土壤地球化学测量是一种传统的化探方法，这种化探方法主要是对的地表的淀积层的样品进行分析，从而圈定次生晕异常的区域，进行地质矿产的勘查。本文就是对地球化学在地质矿产勘查中的作用进行详细的阐述，并且对勘察中需要注意的一些问题进行分析，为我国矿产勘查工作的顺利进行做出贡献。
1 地球化学在地质矿产勘察中的作用
1.1 提高找矿的效率
地球化学方法在地址矿产勘查中被广泛的应用，这种方法是一种十分重要的战略性的方法，现阶段我国的资源正在逐渐的减少，在45种主要的地质矿产中，有20多种矿产的消耗速度已经超过了储备的增长速度，在国家对于矿产的要求逐渐的增加的情况下，必须要提高地质矿产勘查的速度，而地球化学方法能够提高地址，矿产勘查的效率，经过多年的实践可以证明，地球化学方法能够快速的进行地质矿产勘查，对于找矿工作是十分有利的。地球化学方法经过了诸多学者的研究，已经成为了寻找隐伏矿床的新技术、新方法，经过研究发现地球化学方法有着明显的找矿效果和实验效果。
1.2 是寻找矿产的有效途径
我国地球化学地质勘察工作的开端主要是来源于我国地质部门所提出的一项区域化探全国扫面计划，这一计划的推出加快了我国地球化学技术的发展，这项计划提高了人们对地球化学物探的认识，提出了一项寻找矿产的有效途径，为我国地质矿产勘查工作做出了突出的贡献，尤其是对大面积覆盖区域的勘察，增加了勘察的准确率，这种方法主要是从分析和取样量个方面来进行找矿，有着实用性和稳定性的优点，因此地球化学方法成为了我国地质矿产勘查中十分重要的找矿方法。
2 地球化学在地质矿产勘察中需要注意的问题
2.1 造成环境污染
地球化学方法在进行地质矿产勘察的过程中会涉及到周围的水体、土壤、生物、大气和矿区，在勘察的过程中会对周边的环境产生污染，这种环境污染会长期的存在，一些重金属元素会通过矿产空隙或者是废石进入倒地表径流或者是土壤中，之后渗入到地下水或者是下游，这时就会出现矿区水体污染的现象，给周边居民的生活造成了严重的危害，严重的情况下还会产生生命威胁，不利于人类的可持续发展。
2.2 地球模型异常
地球化学异常模型是一种对地球化学方法完善的模型，这种方法是一种综合分析的方法，主要的优点就是在对地球化学找矿分析的过程中能够直观而简单的对异常情况进行观察，这样就减轻了工作人员的压力，提高了找矿的速度，但是这种方法也存在着资料数量多的缺陷，工作开展的过程中极有可能会产生混乱，不利于后期勘查工作的顺利开展。
3 开展地球化学地质矿产勘察的主要方法
3.1 基础准备
一般的情况下，地球化探工作是有着固定的模式的，也就是f要对地质样本进行详细的了解，并且根据矿区的实际情况对矿区的异常情况进行相应的分析，并且对分析资料进行总结，在这样的情况下，还要检验是否存在着异常的情况，如果发现异常就要及时的进行改进，并且要对发生的异常进行鉴定，如果存在着严重异常的情况，那么就必须要认真的对待，这些都是基础的准备工作，只有将准备工作做好，才能够保证后期的工作能够顺利的进行。将基础工作做好，就能够对整个矿区进行全面的了解，在地球化学方法使用的过程中，对相关的原理掌握透彻，为地球化学的顺利开展提供数据和理论基础。
3.2 电地球化学法
该方法用于寻找隐伏矿体的基本原理是深部盲矿或隐伏矿经过电化学溶解，在矿体周围形成离子晕，与成矿物质有关的成矿元素及伴生元素在电化学电场、地气、地下水运动等各种自然营力作用下迁移至近地表，并以多种形式赋存下来。在人工电场作用下，与矿有关的金属离子平衡发生了变化，其中的金属阳离子在电场作用下向阴极移动，并形成电解物，收集并分析电极上吸附的电解物，即可发现与矿有关的金属离子异常，从而达到找矿和评价的目的。
3.3 热释汞找矿方法
热释汞测量方法是在传统土壤汞气测量的基础上改进的新技术。它是将原来在野外直接抽取土壤中的汞蒸汽发展成为在野外采集土壤样品，将样品阴干、加工后，用热释炉按一定的温度对土壤进行加热，使其中呈吸附态和某些化合态的汞气释放出来，然后用原子吸收型测汞仪测定汞浓度，通过已知剖面与未知剖面的汞异常比较来确定和寻找盲矿。这种方法的最大优点是排除了野外直接从土壤中抽取汞气过程中的许多干扰因素，如季节性温度差异干扰、土壤湿度差异干扰等，因此具有更好的找矿效果。该方法操作简便，功效高，测量重现性好，在各类厚层覆盖区和不同成因类型的有色、贵金属矿床均能取得较好的找矿效果。
3.4 酶提取法
其基本原理是非晶质二氧化锰由于具有较大的表面以及在表面上正负电荷的随机分布，从而成为一种极强有力的吸附剂，能吸附各种从深部矿体向上迁移的阳离子及阴离子。该方法最大的优点是生成的痕量过氧化氢能够选择性的溶解土壤中的非晶质二氧化锰，当所有非晶质二氧化锰都已反应，酶的作用也就停止，不会进一步去溶解晶质铁锰氧化物，从而提高了异常的可靠程度。至于元素向上迁移的机制，Clarke等认为最主要的是深循环的地下水将金属离子直接带到地表或被带到近地表潜水面处，又被植物根系吸收，在植物腐烂后，堆积于地表，最终被矿物颗粒表面的铁锰氧化物膜所捕获。
4 结论
矿产勘查工作是一项复杂的系统工程，任何一种单纯或单一的化探方法都很难对发现的化探异常做出圆满的解释。随着各种勘查地球化学方法理论与技术的不断成熟和完善，相信它们在矿产勘查的应用中将会发挥更加重要的作用，而且在地热、地震预报、环境和其他一些研究领域的应用中也有望得到突破。
参考文献
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[2]巩超，高志友，吕涛，刘鹏磊.探讨地质矿产勘探实施过程中存在的问题[J].中国新技术新产品，2014（19）.
篇7
【关键词】地球化学；土壤测量；找矿
中图分类号： P632+.1文献标识码： A 文章编号：
引言
在当前地质找矿领域，由于地表找矿难度越来越大、地表基岩露头又少、水系又极不发育，运用土壤地球化学测量方法在寻找隐伏的矿产中发挥越来越重要的作用。利用土壤地球化学测量扫面，能迅速缩小工作区范围，圈定找矿靶区，为部署进一步找矿工作和研究区域、矿区成矿规律提供重要信息。
1 土壤地球化学测量的方法及其原理
土壤地球化学找矿是在系统地测量土壤中元素的分布的基础上，研究其分散、集巾的规律及其与矿床表生破坏的联系．通过发现异常，解释评价异常来进行找矿的。由于矿体及其原生晕的表生破坏，在矿床上覆土壤中形成的，与成矿有关元素的含量增高的地段，称为矿床次生分散晕(简称次生晕)。土壤地球化学找矿就是要在所发现的土壤地球化学异常地段中。区分出与矿床有关的次生晕，进而达到寻找矿床的目的。
1.1 残坡积层次生晕的形成
土壤是在岩石风化的基础上通过成壤作用逐渐形成。主要成分是矿物质和有机质。成壤过程中发生物理风化、化学风化及生物风化。在土壤垂直剖面上生物和生物化学作用随深度加大而减弱，出现了土壤分层现象。主要分为以下层位：
A0层：植物残体，部分被分解。
A层：淋溶层。
A1亚层：为富含有机质的砂、粉砂和粘土组成。
A2亚层：由于此层粘土矿物．可溶性碱、铁铝锰氢氧化物及有机质大量被淋溶(包括微量元素)而成浅色层。主要南砂(SiO2)组成，并含有一定量的粘土、粘性差，较松散。A2亚层的厚度多小于30cm。
B层(淀积层)：由A层淋溶下来的Al、Fe、Mn氢氧化物及粘土质点在此层淀积，故称淀积层。B层因更富含粘土，粘性强，具粘土结构，由于Fe、Mn的存在，使土层呈黄褐色，棕褐色。C层(母质层)：淋溶和淀积作用的不发育，含有风化程度不等的、部分被分解的岩石。c层是形成A、B层土壤的“母质”，故称母质层。
D层：未风化的基岩
1.2 次生晕的形成作用
残坡积层形成过程中，由于矿体及其原生晕的风化破坏，与成矿有关的元素在表生条件下以矿物碎屑、胶体质点、水溶液或离子形式迁移。迁移到矿体及其原生晕周围的残坡积层中，便形成了次生晕。在次生晕的形成过程中，元素迁移成晕的方式主要下列几种：
(1)机械分散：元素呈周相进行迁移。对于W、Sn、Cr、Ti、Au等矿床机械分散是形成次生晕的主要作用。
(2)水成分散：在表生作用下矿石中的组分在水中呈分子、离子、络离子或胶体等形式进行迁移。这种分散作用对于硫化物矿床的次生晕形成最为典型。
(3)生物迁移：植物通过根系能从土壤中，特别是从矿体附近的土壤中吸收一些微量元素而进入植物的各种器官中．当植物的枝、叶落在地面，可使一些元素聚积在A0层中。当这些枝．叶腐烂后，所吸收的这些元素又转入地表水及地下水中，其中一部分又可被植物吸收；一部分聚积在腐殖层中；一部分随地下水下渗到土壤B层中被Fe、Mn氢氧化物或粘土矿物等吸附。使土壤中某些元素聚集形成分散晕，这种晕称生物成因的晕。
1.3 残坡积层中次生晕的基本特征
(1)组分特征：次生晕的组分主要来源于经过风化矿体及其原生晕。因此，次生晕的组分往往与原生晕的组分相近。又由于经历了表生改造．二者组分也不尽相同。如矿床嗣岩为硅酸盐岩石的条件下．在矿体和原生晕风化过程中常常呈现出指示元素表生分异现象，有较强活动性的成矿元素及伴生元素，发生迁移而含量降低。土壤测量所选用的指示元素通常多为主要成矿元素，有时也选用伴生元素。
(2)指示元素的含量特征：①次生晕中指示元素含量主要受矿体及其原生晕中该元素的影响。在多数情况下，矿体及其原生晕中元素含量愈高，次生晕中元素含量也较高。②受元素地球化学性质性影响，次生晕巾指示元素与同一矿床原生晕相比有些相对贫化。有些相对富集；对于多数亲硫元素来讲，通常是原生晕中含量高于次生晕中含量。对于多数亲氧元素来讲，通常是次生晕中含量高于原生晕中含量。
(3)次生晕形成和产出的控制因素有：①原生矿物的性质：主要是原生矿物抵抗风化能力的强弱．原生矿物抵抗风化的能力从强到弱一般是：氧化物一硅酸盐—碳酸盐和硫化物。通常抵抗风化能力强的矿物多以机械迁移为主。其中的元素多富集在土壤较粗的颗粒中。而抵抗风化能力弱的矿物中的元素多以水成迁移为主。它们多富集在土壤的较细的粒级中。②矿体规模的大小、品位的高低：它们影响次生晕的规模和含量。矿体规模大、品位高一般形成晕的规模和强度也较大．反之亦然。③介质的物理化学条件：主要是指介质的成分。PH值、Eh值。它们控制元素在水中溶解和沉淀。
2土壤地球化学测量的应用条件及其野外工作方法
2.1 应用条件
土壤测量是一种简单、易行、成本低和效率高的找矿方法。大多数的金属矿床都可以应用这种方法特别是找寻有色及稀有金属矿床，如铜、铅、锌、镍、钴、钼、锡、镁、汞、砷、锑、铬、铀、银、金等，是一种有效的方法，国内外都应用很广。尽管近年来，在许多情况下用分散流方法代替了土壤测量方法但也绝不能否认土壤测量的优越性。土壤测量应用于区域地质调查、普查找矿和矿区评价等各个阶段，它可以用来解决下列问题：
(1)在浮土掩盖区配合地质方法和物探方法进行地质填图大致圈定各种岩体的分布范围。例如根据土坡中铬、镍的含量配合磁法围定隐伏的超基性岩体界线。
(2)查明区域含矿远景地段。例如某斑岩铜矿，运用土壤测量，铜、钼次生晕异常区能清晰地指示隐伏于深层表土下的铜、钼矿化范围，矿区许多铜、钼新矿点(矿床)都是用土壤测量法，水化学法结合地表地质工作突破的。山地工程，普查钻孔的布置都是在次生晕铜量测量异常范围进行的。
(3)直接找寻浮土掩盖下的隐伏矿体在找矿远景地区或地段，进行一比五千，一比两千比例尺的土壤测量，可以直接找到隐伏矿化固定矿置、判断矿体形态产状，大致了解矿体可能的厚度和品位，指导找矿钻孔及山地工程的布置。
（4）环境治理中的重要作用。随着新行经济的发展，国家对于环境的治理和保护已提升至战略的高度，城市及周边的土壤治理更是重要的一个环节。还记得日本福岛核泄漏尽然也影响到我国首都，不能不说就是一个深刻的警示。对于环境治理土壤地球化学是不能缺少的。
（5）在新兴矿产及能源中的应用。时代的发展，新兴矿产及能源对于我们越来越重要。土壤地球化学也在新兴矿产中起到关键性的作用。例如：在地热资源的勘查中起到重要的作用。众所周知地热是地下熔岩水通过地壳裂隙上升的产物，在这一过程中地热将岩浆中的汞元素带入近地面，汞元素又是易散发元素，所以土壤中的汞元素给了我们指示作用。
土壤测量的应用条件，一般是浮土厚度在5～10m范围内效果较好，成本低。若浮土厚达10～20m，则需深层取样，如果浮土大于20米厚度则需用手摇钻采样才能发现次生晕。冲积层、冰碛层以及其它外来物质覆盖区，往往掩盖了矿体生成的次生晕，所以不宜用土壤测量。在广泛分布着岩流，山麓堆积，沙漠地区，由于物理风化为主，组成物质以块状，粗大的碎屑物质为主，不利于化学作用和生物化学作用，这样的地区用土壤测量很难收到效果。
2.2 野外工作方法
(1)取样间距的确定和取样点线的布置。土壤测量取样网间距，决定于工作目和任务要求，选用的比例尺大小、矿床类型、矿带和矿床规模的大小以及矿体矿带所产生次生晕规模大小等因素，总的原则是要求能够圈出次生晕异常，不漏掉有工业意义的最小矿带和矿体。一般原则是不论任何比例尺，在图上取样线距控制在1cm左右，点距约等于线距五分之一到二分之一。近年来，土壤取样点位的确定，不必用精确地仪器测量，而是地形图及GPS测定位即可。
(2)取样层位一般是通过试验而确定，即在新工作区采集一定数量的分层样品，了解各层土壤中金属元素的含量变化，最后确定取样层位。如果不进行试验，取样要穿过腐殖层，在淋积层中采集，取样深度20～30米。每个样品要用一点多坑法取得，一般要用3～5个坑样品组合，坑距要视具体情况和工作比例尺而定，如1∶5000，多坑距离为20～50m。
(3)耕田也要取样。因耕田长期处于耕种状态且有化学成分药物使用，使其耕田土壤中存在化学残留物，对样品有干扰，不能真实反映当地的次生晕，所以应挖穿耕土层（环境化探除外）。
(4)样品野外加工的坡度，一般采用60目或小于60目，要用尼龙筛过样。野外加工后的样品重量不得少于30g(野外取样重约50～100g)。目前，由于科技的进步以及人们对土壤地球化学的从新认识，提出针对不同地点、不同环境、不同元素应作不同坡度的制定（例如：某天津市某金矿点采用了小于120目的坡度，找矿效果凸显成效）。
(5)取样编录在野外记录木上主要记录样品的编号、取样深度、层位、采集的物质等。一般次生晕样品采集均有统一的记录格式要求。工作中应认真对待表格的填写，做到第一手资料的真实、可靠、有利用价值。
(6)选样：按设计要求的分析项目填写送样单及时送样。样品是土壤地球化学工作的重中之重，直接影响到工作成果。所以在选样及送样过程中万不能受到外界的污染。
3结束语
土壤地球化学找矿作为一种逐渐成熟、有效的常规地球化学找矿方法。既可以用于区域化探扫面，也可以在矿床普查阶段、详查阶段使用，在寻找金、银、铜、铅、锌等矿床时，选择正确的土壤地球化学测量方法，有快速、经济、高效等优点，依据大比例尺土壤地球化学测量扫面异常特征，能在短时间内有效地缩小靶区、圈定异常形态和规模，查明异常源，对异常的成矿远景作出评价，结合其他相关地质、物探资料可以为进一步勘查的工作提供科学依据。
新形势下的土壤地球化学还在环境治理以及勘查新兴矿产、能源中起到了重要作用。相信在今后的工作中，土壤地球化学还会给我们到来更大的经济和社会效益。
参考文献
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篇8
关键词:锆石;年代学;地球化学特征;地质应用
随着能够显示矿物内部复杂化学分区的成像技术和高分辨率的微区原位测试技术的发展和广泛应用,研究颗粒锆石等副矿物微区的化学成分、年龄、同位素组成及其地质应用等已成为国际地质学界研究的热点[1]。锆石U2Pb法是目前应用最广泛的同位素地质年代学方法,锆石的化学成分、Hf和O同位素组成广泛应用于岩石成因、壳幔相互作用、区域地壳演化的研究等,对地球上古老锆石的化学成分和同位素的研究是追朔地球早期历史的有效工具。笔者着重综述锆石的化学成分、同位素组成特征及其在地质学中的应用。
1微区原位测试技术
锆石等副矿物在地质学中的广泛应用与近年来原位分析测试技术的快速发展密不可分。写作论文目前已广泛应用的微区原位测试技术主要有离子探针、激光探针和电子探针等。
1.1离子探针
离子探针(sensitivehighresolutionionmicro-probe,简称SHRIMP)可用于矿物稀土元素、同位素的微区原位测试。在目前所有的微区原位测试技术中,SHRIMP的灵敏度、空间分辨率最高(对U、Th含量较高的锆石测年,束斑直径可达到8μm),且对样品破坏小(束斑直径10～50μm,剥蚀深度<5μm)[2-3],是最先进、精确度最高的微区原位测年方法。其不足之处是仪器成本高,测试费用昂贵,测试时间较长(每测点约需20min)。
2000年,CamecaNanoSIMS50二次离子质谱开始用于对颗粒大小为1～2μm的副矿物进行U-Th-Pb年代学研究。写作毕业论文NanoSIMS对粒度极细小的副矿物进行定年要以降低精度为代价,且用于U-Th-Pb定年还没有进行试验,还未完全估算出其准确度和分析精度,有可能在西澳大利亚大学获得初步的成功[2,4]。
1.2激光探针
激光剥蚀微探针2感应耦合等离子体质谱仪(la-serablationmicro2probe2inductivelycoupledplas-mamassspectrometry,简称LAM2ICPMS),即激光探针技术可实现对固体样品微区点常量元素、微量元素和同位素成分的原位测定[5]。近年研制成功的多接收等离子质谱(MC-ICPMS)可同时测定同位素比值,该仪器现今已经成为Hf同位素测定的常规仪器[6]。近年来激光探针技术在原位测定含U和含Th副矿物的U-Pb、Pb-Pb年龄或Th-Pb年龄方面进展极快,在一定的条件下可获得与SHRIMP技术相媲美的准确度和精确度,且经济、快速(每个测点费时<4min,可以直接在电子探针片内进行分析[5,7-8]);但与SHRIMP相比,激光探针要求样品数量较大,对样品破坏大(分析束斑大小一般为30～60μm,剥蚀深度为10～20μm),其空间分辨率和分析精度一般低于SIMS、SHRIMP[1,9210]。
1.3电子探针、质子探针、X射线荧光探针
电子探针(electronprobeX-raymicroanalysis,简称EPMA)、质子探针(protoninducedX-rayemissionmicro-probe,简称PIXE)和X射线荧光探针(X-rayfluorescenceprobe,简称XRF)均属微区化学测年技术。其优点是可以直接在岩石探针片上进行测定,不破坏样品,保留了岩石的原始结构,样品制备方便,便于实现原地原位分析,与同位素定年相比,价格低廉,分析快速;其缺点是不能估计平行的U-Pb衰变体系的谐和性[1,11],且由于化学定年不需进行普通铅的校正,容易导致过高估计年轻独居石、锆石等矿物的年龄[12]。
电子探针测定锆石的Th-U-全Pb化学等时线年龄方法(chemicalTh2U2totalPbisochronmeth-od,简称CHIME)的优点是空间分辨率高达1～5μm,可进行年龄填图[5,8],可进行锆石和独居石、磷钇矿、斜锆石等富U或富Th副矿物年龄的测定[11,13215];缺点是因对Pb的检出限较低而导致测年精度偏低,不能用于年龄小于100Ma的独居石等矿物的定年。
质子探针是继电子探针之后发展起来的、一种新的微束分析技术,能有效地进行微区微量元素、痕量元素的分析,近年来用于测定独居石的U-Th-Pb年龄,其分析原理与电子探针相似。对EPMA无能为力的、小于100Ma的独居石年龄的测定,PIXE具有明显的优势[5,8]。
此外,近年逐步改进的X射线荧光探针在测定年轻独居石年龄方面具有较大的优势。在分析束斑为40～60μm、使用单频X射线的条件下,Pb的检出限可达10×10-6,对于年龄为数十百万年甚至是15Ma的年轻独居石,可获得与ICP-MS同位素定年相近的结果,XRF化学定年的精度和分辨率大大高于EMPA,但在相同空间分辨率的情况下,XRF化学年龄与同位素年龄测定的比较有待进一步研究。其另一优势是仪器成本较低,装置简单,易于组建和操作。但由于XRF的空间分辨率较低,因此不适于分析内部具有不均一年龄分区的、粒度小的独居石[12,16]。
尽管微区原位测试技术给出了重要的、空间上可分辨的年龄信息,但在精确度、准确度方面仍无法与传统的同位素稀释热电质谱技术(ID-TIMS)相比。写作硕士论文在副矿物不存在继承性(如对幔源岩石、陨石等中的锆石进行定年)的情况下,ID-TIMS仍得到广泛使用。
2锆石U-Th-Pb同位素年代学
2.1锆石U-Th-Pb同位素体系特征及定年进展
由于锆石具有物理、化学性质稳定,普通铅含量低,富含U、Th[w(U)、w(Th)可高达1%以上],离子扩散速率很低[17],封闭温度高等特点,因此锆石已成为U-Pb法定年的最理想对象[1]。
虽然锆石通常能较好地保持同位素体系的封闭,但在某些变质作用或无明显地质作用过程中亦可能丢失放射性成因铅,使得其t(206Pb/238U)和t(207Pb/235U)两组年龄不一致。造成锆石中铅丢失的一个最主要原因是锆石的蜕晶化作用;此外,部分重结晶作用也是导致锆石年龄不一致的又一原因[18-19]。
锆石内部经常出现复杂的分区,每一区域可能都记录了锆石所经历的结晶、变质、热液蚀变等复杂的历史过程[20-21]。因此,在微区分析前,详细研究锆石的形貌和内部结构对解释锆石的U2Pb年龄、微区化学成分和同位素组成的成因至关重要。只有对同一样品直接进行结构和年龄的同步研究,才能得到有地质意义的年龄。利用HF酸蚀刻图像、阴极发光图像(cathodoluminescence,简称CL)和背散射电子图像(back2scatteredelectronimage,简称BSE)技术可观察锆石内部复杂的结构[20]。
近年来,锆石年代学研究实现了对同一锆石颗粒内部不同成因的锆石域进行微区原位年龄分析,提供了矿物内部不同区域的形成时间,使人们能够获得一致的、清楚的、容易解释的地质年龄,目前已经能够对那些记录在锆石内部的岩浆结晶作用、变质作用、热液交代和退变质作用等多期地质事件进行年龄测定,从而建立起地质过程的精细年龄框架。
例如,变质岩中锆石的结构通常非常复杂,对具有复杂结构锆石的定年可以得到锆石不同结构区域的多组年龄,这些年龄可能分别对应于锆石寄主岩石的原岩时代、变质事件时间(一期或多期)及源区残留锆石的年龄等。对这些样品中锆石的多组年龄如何进行合理的地质解释,是目前锆石U-Pb年代学研究的重点和难点[21],而明确不同成因域的锆石与特定p-T条件下生长的、不同世代矿物组合的产状关系是合理解释的关键。吴元保等[21]的研究表明,锆石的显微结构、微量元素特征和矿物包裹体成分等可以对锆石的形成环境进行限定,从而为锆石U-Pb年龄的合理解释提供有效的制约。目前对变质岩中锆石、独居石等矿物定年的主要方法是先从岩石中分选出测年用的单矿物,然后用环氧树脂固定并抛光制成靶,再进行微形貌观察和年龄的原位测定。但这样往往破坏了待测矿物与特定地质事件的原始结构关系。为此,陈能松等[8]提出了原地原位测年的工作思路,即利用各种微区原位测试技术直接测定岩石薄片中与特定温压条件下生长的不同世代矿物组合、产状关系明确的锆石和独居石等富U-Th-Pb的副矿物在不同成因域的年龄,从而将精确的年龄结果与特定的变质事件或变质反应联系起来。
2.2锆石微区定年的示踪作用
火成岩中耐熔的继承锆石可以保持U-Pb同位素体系和稀土元素(REE)的封闭,从而包含了关于深部地壳和花岗岩源区的重要信息[22-23],可用于花岗岩物源和基底组成的示踪。写作职称论文笔者在研究江西九岭花岗岩中的锆石时,发现部分锆石边部发育典型的岩浆成因的环带,其中心具有熔融残余核(图1)。SHRIMP分析表明,这2部分的年龄组成有明显的差别,环带部分的年龄约为830Ma,而核部的年龄集中在1400～1900Ma,核部年龄可能代表花岗岩源岩的锆石组成年龄。
deleRosa等[23]通过研究葡萄牙境内欧洲Variscan造山带缝合线两侧的花岗闪长岩、星云岩中继承锆石的稀土元素和U2Pb同位素特征,发现这2组锆石无论是在年龄谱上还是在REE组成上,均存在明显差异,说明它们来源不同,即这2个地区深部地壳的物质组成(基底)不同。
近年来,随着LA-ICP-MS技术的发展,沉积岩中碎屑锆石的年龄谱分析广泛应用于沉积岩源区物质成分组成和地壳演化的研究[24-27]。通过对比盆地沉积物中锆石的U-Pb年龄谱和盆地毗邻山脉出露岩体的年龄,可以了解某一沉积时期沉积物源区的多样性及盆地不同时期物源性质的变化特征。该方法同时还可估算地层的最大沉积年龄。3锆石化学成分特征及其在岩石成因中的应用
通常,在组成锆石的总氧化物中,w(ZrO2)占67.2%、w(SiO2)占32.8%,w(HfO2)占0.5%～2.0%,P、Th、U、Y、REE常以微量组分的形式出现。由于Y、Th、U、Nb、Ta等离子半径大、价态高,写作留学生论文使得它们不能包含在许多硅酸盐造岩矿物中,趋向于在残余熔体中富集,而锆石的晶体结构可广泛容纳不同比例的稀土元素,因此锆石成为岩石中U、Th、Hf、REE的主要寄主矿物[1,28231]。稀土元素和一些微量元素是限定源岩性质和形成过程最重要的指示剂之一,锆石中的离子扩散慢,因此锆石中的稀土元素分析结果可为它们的形成过程提供重要的地球化学信息。
3.1锆石中的w(Th)、w(U)及w(Th)/w(U)比值
大量的研究[21,28]表明,不同成因的锆石有不同的w(Th)、w(U)及w(Th)/w(U)比值:岩浆锆石的w(Th)、w(U)较高,w(Th)/w(U)比值较大(一般大于014);变质锆石的w(Th)、w(U)低,w(Th)/w(U)比值小(一般小于011)。但也有例外情况,有些岩浆锆石就具有较低的w(Th)/w(U)比值(可以小于0.1),部分碳酸岩样品中的岩浆锆石则具有异常高的w(Th)/w(U)比值(可以高达10000)[21,28],所以,仅凭锆石的w(Th)/w(U)比值有时并不能有效地鉴别岩浆锆石和变质锆石。
3.2锆石微量元素、稀土元素特征及其应用
锆石的稀土元素特征研究主要用于判断其寄主岩石的成因类型,但岩浆锆石的微量元素特征是否能判断寄主岩石的类型目前还存在较大的争议[21]。而一些变质岩(如麻粒岩)中的变质锆石可以具有较高的w(Th)/w(U)比值[21]。
Hoskin等[29-30]认为,虽然幔源岩石中的锆石与壳源岩石中的锆石在REE含量及稀土配分模式上具有明显差别,但并未发现不同成因的壳源岩石中锆石的REE特征存在系统差异,它们具有非常类似的REE含量和稀土配分模式,目前对壳源锆石REE组成如此相似的原因并不清楚。
Belousova等[28,31]的研究结果表明,锆石中的稀土元素丰度对源岩的类型和结晶条件很敏感。从超基性岩基性岩花岗岩,锆石中的稀土元素丰度总体升高。锆石的w(REE)在金伯利岩中一般低于50×10-6,在碳酸盐岩和煌斑岩中可达600×10-6～700×10-6,在基性岩中可达2000×10-6,写作英语论文而在花岗质岩石和伟晶岩中可高达百分之几。这种趋势反映了岩浆的分异程度。
正长岩中锆石具有正Ce异常、负Eu异常和中等富集重稀土元素(HREE);花岗质岩石中锆石明显负Eu异常、无Ce异常,无明显HREE富集;碳酸岩中锆石无明显的Ce、Eu异常,轻、重稀土元素分异程度变化较大;镁铁质火山岩中锆石的轻、重稀土元素分异明显;金伯利岩中锆石无明显的Eu、Ce异常,轻、重稀土元素分异程度不明显[28,31](图2)。大部分地球岩石中锆石的HREE比LREE相对富集,显示明显的正Ce异常、小的负Eu异常;而陨石、月岩等地外岩石中锆石则具强的Eu亏损、无Ce异常[28]。Belousova等[28]建立了通过锆石的微量元素对变化图解和微量元素的质量分数来判别不同类型的岩浆锆石的统计分析树形图解。
与岩浆锆石相比,变质锆石HREE的富集程度相对LREE的变化较大。岩浆锆石具有明显的负Eu异常,形成于有熔体出现的变质锆石具有与岩浆锆石类似的特征:富U、Y、Hf、P,REE配分模式陡,正Ce异常、负Eu异常。但变质锆石的w(Th)/w(U)比值低(<0.1),这是区别于岩浆锆石的惟一的化学特征。在变质过程中,锆石是否发生了重结晶以及结晶过程中是否有流体或熔体的参与,都会显著影响锆石稀土元素组分的变化[32]。
变质增生锆石的稀土元素特征除与各个稀土元素进入锆石晶格的能力大小有关外,还与锆石同时形成的矿物种类有关(如石榴石、长石、金红石等),这些矿物的存在与否对变质作用的条件(如榴辉岩相、麻粒岩相和角闪岩相等)有重要的指示意义,锆石的REE组成可反映锆石母岩的变化,至少在某些情况下反映了锆石与其他矿物如石榴石(稀土元素总量低、亏损HREE)[32-35]或长石(负Eu异常)[32,36-37]、金红石[34]的共生情况。
变质增生锆石的微量元素特征不仅受与锆石同时形成的矿物种类的影响,而且还与其形成时环境是否封闭有关。在“封闭”的榴辉岩相的体系中,REE的供应有限,由于石榴石是榴辉岩中富集HREE的矿物,固相线下石榴石的形成会使熔体亏损HREE;而在开放环境中,石榴石的形成并不能引起局部环境HREE质量分数的改变,这种条件下与石榴石共生的锆石就不会出现HREE的相对亏损。因此,HREE的相对亏损与否并不能直接用来判别变质锆石是否与富集HREE的石榴石同时形成[21]。
锆石微区的稀土元素分析与微区定年、锆石中的包裹体研究相结合能够较好地限定锆石的形成环境,可以将锆石的形成与变质条件联系起来,从而将变质过程中的p-T-t有效地联系在一起,在造山带研究中用于追溯超高压变质岩的形成过程[21,36-38]。4锆石同位素的地质应用
4.1锆石的Lu2Hf同位素
Lu与Hf均为难熔的中等2强不相容性亲石元素,这与Sm-Nd体系类似,因此Hf同位素示踪的基本原理与Nd同位素相同。
Hf与Zr呈类质同象存在于锆石的矿物晶格中,相对其他矿物,锆石中w(Hf)高[w(HfO2)≈1%],这为获取高精度的Hf同位素比值数据提供了保障;同时其w(Lu)/w(Hf)值极低[w(176Lu)/w(177Hf)n0.01][39-40],由176Lu衰变形成的176Hf比例非常低,对锆石形成后的Hf同位素组成的影响甚微,这样锆石的Hf同位素组成基本上代表了锆石结晶时的初始Hf同位素组成。加上锆石化学性质稳定,具有很高的Hf同位素封闭温度,即使经历了麻粒岩相等高级变质作用也能很好地保留初始Hf同位素组成,因此锆石中的Hf非常适合于岩石成因的Hf同位素研究[41-42]。Lu-Hf同位素体系本身所具有的高于Sm-Nd同位素体系的封闭温度及锆石特有的抗风化能力,使得锆石成为研究太古宙早期地壳的理想研究对象。
近年来,一些作者应用锆石的Hf同位素原位测试成功地解决了太古宙早期是否存在超亏损地幔的问题。在太古宙的Sm-Nd同位素研究中,部分太古宙早期岩石(年龄约为3.8Ga)具有较高的ε(Nd)值[ε(Nd)≈+4][43-44],似乎显示当时地球发生过极大规模的壳幔分异作用,并出现地幔的极度亏损。通过锆石Lu2Hf研究发现,高ε(Nd)t值的样品并未显示高的ε(Hf)t值,同一时期不同地质单元的太古宙岩石中的锆石具有十分相近的ε(Hf)t值,这表明由Nd同位素确定的极度亏损地幔,是由于Sm-Nd同位素体系开放造成的假象[45-48]。
沉积岩中碎屑锆石的REE特征及其原位的U-Pb年龄、Hf同位素组成测定已被作为研究沉积物母岩以及地壳演化的强有力工具[25,42,49]。
在岩石由多种组分构成、而其Nd同位素数据只有一个的情况下,可以通过多组锆石的Hf同位素来认识其演化过程。
锆石微区年龄、稀土元素的测定与Hf同位素研究相结合,是示踪壳幔相互作用、研究区域大陆地壳增长的有力工具[50-51]。如郑建平等[51]对玄武岩中麻粒岩捕虏体的锆石进行了年龄、REE、Hf同位素分析,探讨了早元古代华北克拉通的形成和壳幔相互作用。
由于性质不同的岩石的Hf同位素组成可能存在一定的差别,物理条件或结晶途径也可能改变矿物的化学成分,但不会影响Hf同位素组成。如果锆石在生长过程中不仅存在化学成分和晶体形貌上的变化,而且还伴随了Hf同位素组成的变化,则说明有来源明显不同的岩浆发生了化学混合。这为研究岩浆作用过程中不同组分的混入提供了重要途径。写作工作总结对于一个由多种组分构成的岩石样品,岩浆岩中形态不同的锆石晶体及同一锆石内部不同环带均记录了不同组分的岩浆相互作用的过程,因此通过多组锆石和同一锆石颗粒内不同环带的Hf同位素研究,可追踪岩体的结晶历史,获得岩浆演化的信息。
Griffin等[52]通过对华南平潭和桐庐I型花岗岩体中锆石的Hf同位素研究,发现不同生长阶段的锆石的Hf同位素组成不同,且它们的微量元素组成也存在差异[53],揭示这2个I型花岗岩体在形成过程中有多于2种不同来源的岩浆发生了混染。虽然化学混合(mixing)使岩体中不同类型的岩石具有类似的Sr、Nd同位素组成,但锆石却像“录音机”一样记录了不同岩浆产生和相互作用的细节。
汪相等[54]利用锆石中的Hf同位素探讨了幔源岩浆对过铝花岗岩成因的制约。华南过铝花岗岩在岩相学和岩石化学上充分显示了壳源的基本特征,且在这些花岗岩体中很少见到地幔岩浆侵入形成的淬冷包体或基性岩脉,故它们的成因无法与地幔活动联系起来。锆石颗粒内部的多阶段生长的环带,记录了岩浆形成和冷凝过程中的物理化学信息。因此对颗粒内部不同环带的同位素原位分析可以直接揭示中下地壳花岗质岩浆形成过程的复杂性和岩浆性质的演化,这些现象很难在野外观察到,通过全岩同位素分析也难以检测出来,而锆石中的Hf同位素特征却可以有效地揭示幔源岩浆对花岗岩形成的贡献。
由于锆石中的Hf很难与岩石外部的Hf发生交换,因此,除Hf同位素组成本身可以作为地球化学的示踪剂外,还可通过对锆石Hf同位素的研究来解译导致锆石U2Pb年龄不一致的原因。对于重结晶的锆石,如果体系在锆石结晶前后在成分上未发生明显变化,则其锆石的同位素组成符合单体系的线性演化规律;但如果有外来Hf的加入,则会形成年轻的、Hf同位素组成明显不同的增生锆石。基于同样的原因,锆石的Hf同位素组成能够指示锆石的U-Pb体系是否、何时发生了重置,因而在解释下地壳、地幔来源的高级变质岩的锆石年龄时帮助很大[55]。
4.2锆石的氧同位素
由于地壳物质与地幔物质的氧同位素组成存在差异,因此氧同位素可以很好地示踪壳幔的相互作用。此外,氧同位素是一种敏感的、示踪地壳中的流体和固体相互作用的、依赖于温度的示踪剂,岩浆岩的氧同位素比值对那些经历了低温水2岩反应的物质混染尤其敏感,这些物质可能曾经与大气水、沉积物及与那些曾经和大气水发生蚀变的岩石发生了相互作用,因此氧同位素是示踪岩浆来源的最有效的工具之一[56]。
高温下锆石和岩浆的同位素分馏很小,锆石的氧同位素组成基本上反映了锆石形成时岩浆的氧同位素特征[57]。研究表明锆石中的氧同位素扩散很慢,氧扩散的有效封闭温度≥700°C[58-59],其氧同位素组成不像其他矿物那样易受高温变质、热液蚀变的影响而发生变化[59-60],即使岩石经历了麻粒岩相的变质作用,岩浆锆石也能在干的岩石中保留岩浆氧同位素的初始比值[57]。
正常地幔的δ(18O)约为5‰,源于地幔的岩石表现出接近该值的、均一的氧同位素比值(该值被认为是正常地幔火成岩的比值)。在高温条件下锆石与正常地幔岩石达到平衡时的δ(18O)=5.3‰±0.3‰[61]。幔源岩浆分异出的火成岩结晶的锆石δ(18O)接近正常地幔的δ(18O)[61262]。研究表明,锆石的δ(18O)是岩浆物质来源的良好示踪剂。通过锆石氧同位素分析,可以判断结晶出锆石的岩浆是直接来自地幔还是来自经过地壳循环的物质[56,60-63]。
如果岩浆的氧同位素比值低于正常地幔值,通常认为岩浆的产生是与发生了热液蚀变的地壳岩石有关,这些岩石可能是洋壳岩石与高温海水或者陆壳岩石与大气降水发生了高温热液蚀变的结果[64-66]。但如果岩浆锆石的δ(18O)明显高于正常值,则说明岩浆来源于曾经历低温水2岩交换的岩石的部分熔融或岩浆在形成过程中有表壳物质的加入[56,67-68]。
锆石的氧同位素分析为研究花岗质岩石的成因和岩浆系统的演化提供了新的方法[60-61,69]。在岩浆演化过程中,如果体系是封闭的,且同位素分馏达到平衡(此假设在大多数情况下都成立),那么从基性-酸性的岩浆结晶的锆石的δ(18O)应该相同;但如果发生了同化混染,则锆石从内到外的生长区往往记录了岩浆成分的变化。分析各组锆石或同一锆石颗粒不同区域的氧同位素,可为岩浆的同化混染、不同来源的岩浆混合的定量化研究提供信息,也有助于深入认识岩浆的期次问题。
如能对锆石的U-Pb年龄和氧同位素组成以及REE进行同步测定,就有可能把氧同位素组成特征与某阶段年龄相联系,对具有复杂地质历史的岩石的成因环境进行限定。将锆石的氧同位素与U-Pb年龄(必要时进行REE分析)原位测定相结合是锆石的氧同位素研究的发展趋势。
近年来,一些学者对澳洲JackHills地区的古老碎屑锆石进行了微区离子探针U2Pb年龄和氧同位素组成的研究,获得了目前已知的最古老的锆石单颗粒年龄(4.4Ga),其δ(18O)为7.4‰～5.0‰,比地幔值高,暗示着岩浆混染和高δ(18O)物质的重熔,这些高δ(18O)的物质可能是沉积物或低温水2岩反应的热液蚀变岩石,表明有上地壳物质参与的岩浆过程最早可追溯到4.4Ga前。这些锆石的氧同位素组成表明,地球在4.4Ga前就可能存在水圈,地球的表面温度在地核和月球形成后不到100Ma的时间里就已冷却到允许液体水存在的温度[56,67,69]。
陈道公等[65]、郑永飞等[66]分别对大别2苏鲁超高压变质岩中的锆石进行了U-Pb和氧同位素微区原位分析,发现即使在榴辉岩相高级变质作用中,锆石仍基本保存了原岩中锆石的氧同位素特征,其中原岩年龄为0.7～0.8Ga的变质岩中锆石的δ(18O)明显低于地幔平均值,表明其形成时岩浆源区明显有大气降水的加入,这可能与新元古代华南Rodinia超大陆的裂解和全球的雪球事件有关。
5结语
锆石的结构和成分记录了岩石所经历的复杂地质过程。对内部结构复杂的锆石进行同位素和化学成分的微区原位分析,必须在对其内部结构进行详细研究的基础上进行。
由于幔源锆石和壳源岩浆锆石的化学组成存在较明显的区别,因而容易区分,但利用壳源岩浆锆石的微量元素、稀土元素特征识别其寄主岩石的类型还有待于成因明确的锆石微区原位测试数据的积累,因为目前用于建立“判别树”的数据比较有限,且有些数据的来源不太明确。此外,在原始成因产状不清楚的情况下(如碎屑锆石),变质锆石和岩浆锆石的区分除利用w(Th)/w(U)比值外,能否通过其他的微量元素、稀土元素的比值或图解来有效区分,这方面的研究目前报道较少。
分别对锆石颗粒中的不同区域进行年代学、化学组成、Hf或O同位素进行原位分析,可以提供有关岩石成因的丰富信息,而这些信息的提取依赖于分析仪器和分析技术的进步。虽然现在的测试技术已实现了矿物的微区原位测试,但分析仪器的空间分辨率不够高(目前锆石REE、O、Hf同位素微区测定的束斑直径一般为20～40μm),且锆石颗粒一般较小,尤其是变质岩中变质增生或变质重结晶部分的锆石,或者是记录了几个期次岩浆活动的岩浆锆石,每一次地质作用形成的生长区域可能较小(<10μm),致使很多重要的信息无法提取。随着原位测试技术的进一步发展,对锆石内部不同结构域地球化学特征的研究将提供更多、更详细、有关岩石成因的重要信息。参考文献:
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篇9
地球化学专业学位硕士培养模式创新
1.理论教学阶段
针对不同类型的研究生，我们在制订培养方案时，就注重细节，突出培养重点。如学术型研究生，考虑到其培养目标是以理论知识为基础的研究型人才，在基本教学的基础上，加强引导学生了解地球化学的理论前沿、应用前景和最新发展动态。这一类学生，让他们在一年级下学期就逐渐开始参与重大的基础研究课题。对于专业学位研究生，课程设置中以应用为导向，以职业需求为目标，以综合素质和应用水平的提高为核心，教学内容强调理论性与实践性课程的有机结合，突出案例研究和实践研究；教学过程中重视运用小组学习、案例研究、模拟训练等方法，注重培养学生研究和解决问题的意识和能力。比如，我们在“环境地球化学”这门专业课程的讲授中，除了介绍基本理论，更多的是讲授全国多目标地球化学调查评价的方法技术、土地质量地球化学评估方法与技术等环境地球化学的实际应用案例，同时要求学生结合自己的研究兴趣和方向，上台做一次学术讲演。这种理论教学方法取得了很好的成效，让学生在专业和专门技术上受到正规的、高水平训练。
2.实践教学环节
实践教学是学生能力与素质培养的重要环节，其目标是培养学生的实践能力、团队合作和创新精神。实践教学在巩固理论教学的成果、提高学生的实际操作能力和综合素质、培养学生的创新精神与实践能力等方面具有其他教学环节不可替代的特殊作用。近年来，我国各高校由于专业调整和扩大招生，造成教学资源紧张，特别是实习实践课程更受到环境资源的限制。必须要加强实践教学，培养学生的动手能力，把实践教学作为理论与实际、知识与能力的融合点。
地球化学专业一直都非常重视实践教学环节，本科阶段参加秦皇岛北戴河基地地质认知实践和北京周口店基地地质实习，研究生阶段则主要为参与导师研究项目或在产学研基地实习。两种不同类型的研究生，实践环节各有侧重。专业型研究生更多地作为项目科研骨干，参与到导师科研项目中。我们尽可能地创造机会，让他们熟悉项目论证、设计书编写、野外样品采集、室内数据分析、成果报告编写等环节。对于专业型的研究生，我们给他们足够的空间来增强他们的实践能力，譬如让他们组织野外工作，参与成果报告的编写。同时注重吸纳和使用社会资源，合作建立联合培养基地，紧密联系用人单位实际需求，积极探索人才培养的良性互动机制。学术型研究生较多地从事基础性理论研究项目，除了熟悉项目运行机制外，重点是要把握研究领域的创新。我们在培养学生的过程中，积极鼓励他们参加各类国内外的重要学术会议，积极指导他们撰写高水平的学术论文。
这对于培养学生发现问题、分析和解决问题、尽快提高专业素质等都大有裨益。同时使学生们通过参加项目的攻关，学到了创造性思维的方法，提高学生实际科研工作的能力。
3.论文设计环节
论文环节是学生培养的重要一环，也是对整个培养过程的一次系统总结。我们在向学生提供毕业设计(论文)选题参考的同时，必须联系实际、结合科研课题和学生个性特点进行，提供多种毕业论文（设计）指导方案供学生选择。同时建立严格的毕业设计程序和规章制度，教师要认真管理，能使学生学到必要的从事科研工作的方法。
如前所述，学术型研究生和专业型研究生的培养目标存在差异，如专业型研究生主要面向应用领域，其学位论文选题主要来源于国家社会经济现实需求的应用课题，具有明确的应用价值，体现学生综合运用所学理论、方法、技术来解决实际问题的能力。论文不是纸上谈兵，我们很早就开始注重对学生论文应用性的指导。2009届有一名硕士研究生签约某省地质调查院，导师在了解到这一情况后，及时调整了其论文计划，指导撰写与该省区域生态地球化学评价项目相关的毕业论文，该生到用人单位后很快适应并胜任了工作，获得了用人单位的好评。
我们在论文答辩中，除了邀请高水平研究机构的专家参加，也注意吸收相关行业实践领域具有高级专业技术职务的专家参加，形成应用与学术领域的良好互动。不仅成功应对了当前就业难题，提高了人才培养水平，还提高了学生的核心竞争力。
4.创新精神的培养
同志曾说过“创新是一个民族进步的灵魂，是一个国家兴旺发达的不竭动力”。在我们的研究生培养过程中，除了教学手段的创新外，我们还格外注重培养学生的创新精神。美国、英国、德国和澳大利亚等发达国家的地学教育课程体系主要包括三类课程：基础课、专业基础课和综合研究性课程。国内的高校现在也基本遵循这样的课程体系。
我们重视科研成果向教育教学转化，特别注重提升团队教师的科研能力，间接促进学生创新能力的提高，鼓励教师把科研成果引进课堂，引进教学实践的全过程，教学与科研并举，形成既出成果和效益，又培养人才的良性循环局面。
我们努力营造一种奋发创新的氛围，譬如，定期地开展一些学术沙龙活动，邀请相关研究领域的专家学者来讲学。让研究生担纲主讲人，介绍研究进展，教师和学生形成良好的互动。将研究生推到舞台上，给他们充分发挥的空间，让他们既具备自己获取知识的能力，又有发现问题解决问题的能力。从这一点上讲，学术型和专业型研究生是处于同一个平台上，培养他们的创新精神。“育才在学校，成才在社会”的理念比较恰当地阐明了地球化学教育在社会中的科学定位。
篇10
关键词：岩石地球化学剖面测量、数理分析、背景及异常下限、衬度、远程指示、地球化学标志、深部找矿
岩石地球化学剖面测量，用于化探异常的验证，判断产生异常的主要成矿元素的分布、分配特征，反映矿体的剥蚀深度，确立异常找矿前景等。要想从剖面上比较直观的反应主要成矿元素的及伴生元素的曲线变化特征，首先就要通过数据统计工作，解决各元素间在同一纵坐标上的类比性问题。以便来分析各元素的在水平面的分配特征，元素的带入、带出特点，为深部找矿进行地化理论推断解释。本文对资料整理及应用效果讨论如下，供同仁参考。
1、岩石地球化学剖面：
地球化学剖面图是将一系列地球化学剖面按规定的比例尺和剖面所在的平面位置展布而构成的图件。表示元素或地球化学指标沿采样线或剖面上的量值变化的图件。一般以采样点位置为横坐标，元素或指标的量值为纵坐标绘制变化曲线，横坐标下一般应附有供对照的地质剖面。纵坐标上的标尺可使用算术的或对数的，当元素含量的变化幅度太大时(例如数十倍或数百倍)，须使用对数标尺；有时纵坐标也可以表示元素的衬度。为了同时观察同一剖面上多种元素或指标的变化情况，可以用并列若干地球化学剖面与一个对应的地质剖面构成的多指标地球化学剖面图。
2、岩石地球化学剖面数据处理：
研究对象包括：各元素平均值、背景及异常划分、衬度计算、族群分析等。由于各元素含量间的差异，如采用同一纵坐标含量比例显然不合适，也无法进行异常元素的相互对比；所以要对各元素数据进行处理。这类图件允许根据具体需要对基本数据进行非标准处理,如删除可疑数据（或剔除3倍均方差以上含量数据）,压低各种误差,提高信噪比,强化异常等等。此后统计各元素的含量的平均值、异常下限值、衬度（如各元素间统计参数值相差较大，可剔除高含量值）等。各元素在纵坐标图上可采用的2倍的异常下限值（或平均值、背景）作为纵坐标最大值。另外一般地化剖面可能分析5～10项元素或更多，要把多个元素组合在一条剖面上，可采用多个纵坐标轴用不同颜色的曲线分开外，还要注意到元素间的相关特征，这样就有进行族群R分析,建立元素间的相关或负相关关系特征值。制作相关元素曲线剖面图，以便充分提取有关地化找矿信息。
3、岩石地球化学剖面找矿应用：
通过野外施工、分析、数据处理后，最终制作成各类岩石地球化学剖面曲线图件；下一步应用解释工作是非常重要的；我们通过皖南一钨钼矿区岩石地化剖面工作（通过钻孔验证）实例来进行评述；如图所示：该岩石地化剖面为其中一条。为贯穿土壤地化测量异常的三级浓度带；在土壤地化异常中以 W、Mo、Cu、Bi元素等为组合并伴有Pb、Zn元素为特征，异常受矿化岩体控制明显，其中W、Mo元素异常三级浓度带清晰；推测矿化岩体有一定的剥蚀，且深部有较大找矿前景。经布设的岩石地化检查剖面；在图中可见各元素含量曲线在地质体、深部矿体的因素控制下，各元素表现出不同的地化含量的变化特点。在异常地段和背景区域各元素均能比较清晰显示出元素富集带入、带出的地化特征。W、Mo元素受矿体所致，其2倍的异常含量范围控制了深部矿体，形成了比较明显的元素带入区；而Pb、Zn元素在矿体范围基本形成了元素带出区，为典型的外带元素；Cu、Bi元素受岩体控制，基本反映岩体范围。
综上所述，岩石地球化学剖面测量工作，处理好数据，对提取找矿的有价值的信息是非常重要的一步；从实例中不难看出，该岩石剖面异常检查工作，从各元素在水平分带上的表现特征，为指导找矿提供了有价值的依据。
4、建议：
1）、岩石地化剖面的应用，一旦投入就要认真的去分析处理，往往有些人作为完成工作量而布设或随意简单化处理，失去了重要的找矿信息。
2）、岩石地化剖面的野外采样，要有一定代表性，一般多点取组合样，对于第四系覆盖较厚点位，可进行浅坑拨土或有意义的偏移。总之要保证整条剖面有足够的样品数。
3）、岩石地化剖面的数据处理工作，是重要的环节不要简单化，尤其是计算背景及异常下限，对高含量点要剔除干净；以免在图上表现的不清晰，给解释带来多解性。
4）、对于不同矿种，我们还可采用累加比值法或累乘比值法，进行曲线成图，利用水平分带特点，类比同类矿床实例进行分析；从而为快速评价异常，为钻孔验证提供比较依据。
5）、对于当前找矿深度的加大，岩石地化尤为重要，远程指示元素的研究，有待加强寻找深部找矿地球化学标志。
6）、对于化探成果，在空间上、成因上与矿体关系密切，所以在找深部找矿中，最好要有物探方法配合，以便综合分析，进一步深化化探成果的推断解释。
