地球化学勘查方法及成果 岩石地球化学勘查方法与技术
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，与金显著正相关的元素有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。
地球化学勘查的概念及任务~
地热田的地球化学勘查(简称地热化探)就是地球化学在地热领域中的应用。它通过研究溶于地热流体中的化学元素与热储层温度、压力、热储层岩性之间的关系及其在地表的异常显示,来圈定地热异常区,查明地热流体的地球化学特征、补给来源和年龄、径流条件、排泄方式等。在地热研究中,地球化学勘查方法始终是了解地热田的重要手段。地下热水以液态或气态赋存于地质体的孔隙或裂隙中,并与围岩相互作用,溶解了各类化学物质,从而反映了其赋存环境的众多地质信息。其中的某些微量元素或放射性物质可通过断裂构造或孔、裂隙从地下深处运移至地表并被土壤吸附而富集,从而可作为地热活动的指示剂。参照《地热资源地质勘查规范》(GB/T11615—2010),地球化学勘查的主要任务如下:
1)采用多种地球化学地面调查方法,确定地热异常分布范围。
2)采取具有代表性的地热流体(泉、井)、常温地下水、地表水、大气降水等样品进行化验分析,对比分析它们与地热流体的关系。
3)进行温标计算,推断深部热储温度。
4)测定稳定同位素和放射性同位素,推断地热流体的成因与年龄。
5)计算地热流体中的Cl/B,C1/F,C1/SiO2等组分的比率,对比分析地热流体和冷水间的关系及其变化趋势,并进行水、岩均衡计算。
6)对地表岩石和勘探井岩心中的水热蚀变矿物进行取样鉴定,分析推断地热活动特征及其发展历史。
岩石地球化学勘查方法，即岩石地球化学测量。它是通过系统采集和分析岩石样品来发现赋存于其中的原生地球化学异常，从而进行找矿的一种地球化学勘查方法。岩石地球化学异常，常被称为原生地球化学异常或原生晕。过去在西方文献中，常把原生地球化学异常定义为在岩浆作用、变质作用、热液作用等内生地质作用过程中形成的异常。后来，地球化学家们注意到沉积岩石中的、与成岩成矿作用同时形成的原生地球化学异常，才把原生地球化学异常或原生晕定义为：在成岩成矿作用过程中与岩石或矿石同时形成的，发育于固体岩石中的一种地球化学异常。
不同成因类型矿床，其形成的地质环境和地球化学条件大不相同，岩石地球化学异常的发育特征也有很大的差异。过去，尽管勘查地球化学家对内生作用各种矿床和外生作用的沉积矿床都作过大量的岩石地球化学勘查方法研究。但是，由于不同矿床类型的数量、规模、工业价值、经济价值、找矿实践等方面的不同，迄今为止，热液矿床的原生晕的研究程度大大高于其他类型矿床，其成果也最多，方法技术也相对更为成熟。因此，下面以热液矿床为主，兼顾其他类型矿床实例，介绍岩石地球化学基本勘查方法。
热液矿床地球化学异常形成的原因比较复杂，主要有矿床围岩的构造、围岩性质、成矿溶液的性质、热液的迁移和运移方式和运移过程等一些因素起作用。岩石地球化学基本勘查方法从热液的迁移和运移这一运动观点入手，抓住主要矛盾。热液迁移和运移的动力学因素则主要考虑渗滤作用和扩散作用。
17.1.1 扩散作用
在某个由矿物、岩石和溶液构成的体系的不同部分内，浓度的不同导致的浓度梯度驱使质点（元素、离子）自动迁移，这种迁移总是从高浓度部位向低浓度部位移动，直到体系内达到浓度平衡为止，这种地球化学过程叫做扩散作用。扩散作用有下列特点。
（1）扩散是一个连续的物质迁移过程，在此过程中体系内元素的浓度发生连续变化。
（2）扩散介质不一定发生移动，体系内浓度陡度的存在是扩散的动力。
（3）扩散的速度与浓度陡度成比例，因而随距离增大而迅速减小，即扩散服从Fick扩散定律：
勘查技术工程学
式中q为截面面积（cm2）；C为浓度（mol／m3）；X为离开扩散中心的距离（cm）；C/X为沿X方向的浓度梯度；dm／dt是当浓度陡度为C/X时单位时间内扩散通过截面面积q的物质的量（mol／s），即扩散速度；D为扩散系数，是给定浓度梯度下扩散速度的度量（cm2／s）。
扩散系数D与扩散物质性质有关，在25 ℃水溶液中，大多数扩散物质的D值在0.25～2.5之间变化。式（17.1-1）中的负号表示浓度向着扩散方向减小，它指出扩散自高浓度向低浓度方向进行，某一方向的扩散速度与此方向上的浓度梯度成比例。不同元素的扩散速度（活动性）是不同的。阳离子的扩散速度随离子半径的减小和电价的增高而降低。碱金属的扩散速度最大，二价阳离子次之，Si、Al、Ti等的扩散系数最小。在天然水溶液中，水和CO2的扩散速度最大，其他一些阴离子，特别是氧等的扩散速度要小一些。总的来看，阴离子的扩散速度一般要大于阳离子。
17.1.2 渗滤作用
在外力作用下，溶液中的元素或离子沿岩石中孔隙系统均匀地流动而迁移，这样一种地球化学过程叫做渗滤作用。换句话说，“渗滤作用是热液在压力梯度的作用下，元素通过溶液沿岩石裂隙系统整体自由地流动而迁移的一种过程。在这迁移过程中，由于化学和物理化学的作用，溶液在所流经的围岩裂隙中留下了矿液活动的痕迹——矿体和原生晕。”渗滤作用具有下列特点。
1）溶液是流动的，实质上是通过孔隙溶液的流动而迁移。
2）导致渗滤的原因是压力陡度。
3）迁移的速度恒定，并与浓度陡度无关，有时甚至向着浓度增大的方向进行。
4）受岩石过滤性质影响，渗滤溶液中的溶质与溶剂的流动速度不同，亦即在渗滤过程中经常伴随着岩石孔隙所引起的过滤效应。
岩石的细小孔隙可以近似地看作是一种半透膜。热液通过这种“半透膜”时，溶质和溶剂的透过能力不同。一般来说，溶剂易于通过而溶质相对难以通过。这样，由于溶质被“半透膜”的阻滞，热液的前锋的溶质含量就自然降低。有时，溶质的透过能力较大，可以造成热液前锋溶质含量增高。勘查地球化学以渗滤效应系数表示溶质与溶剂通过岩石细小孔隙的能力差异。
渗滤效应系数=溶质质点的平均速度/溶剂质点的平均速度
渗滤效应系数＞1，溶质的透过能力较大，也即迁移距离较大；渗滤效应系数＜1，溶质的透过能力较小，也即迁移距离较小；渗滤效应系数=1时不存在渗滤效应。
渗滤系数与岩石孔隙大小和多少有关。在岩石孔隙大小和多少条件相同的情况下，主要还是与元素本身性质有关，不同组分渗滤系数是不同的。例如，经实验（0.001mol浓度溶液）测定，下述离子的平均渗滤效应系数是：Fe2+（0.88），Al3+（0.86），Zn2+（0.79），Ni2+（0.76），Cu2+（0.74），Mg2+（0.66）。阴离子的渗滤效应系数多接近于1。
17.1.3 矿床原生晕分带
矿床的岩石地球化学异常的外部形态各异。以热液矿床为例，一般来说，有线状异常、带状异常、等轴状异常和不规则状异常等。除线状异常外，带状异常、等轴状异常和不规则状异常等都可能出现岩石地球化学分带性。由于不同组分（元素、离子等）在围岩和热液中的扩散速度等的差异，必然导致热液前锋的组分浓度和各种元素在热液中的析出顺序不断变化，使各种组分在围岩中有规律地沉淀出来，形成了热液矿床岩石地球化学异常的分带，即原生晕的分带。
从分带的元素含量和组成来看，原生晕的分带主要有同一元素的浓度分带和不同元素组分分带。浓度分带是同一元素含量自矿化中心或异常中心向外呈现有规律变化的现象。这种分带自异常中心向外一般可分为内带、中带和外带三个带。主要成矿元素在内带的浓度一般高于中带和外带。对于出现负异常的某些元素，内带的浓度低于中带和外带。不同指示元素在岩石地球化学异常空间上有规律变化，就导致了不同元素的组分分带。
从分带的空间产状来看，原生晕的分带一般有水平分带、垂直分带和轴向分带。一般来说，主要由扩散作用造成的、垂直于矿体走向的异常分带叫横向分带。当矿体产状为陡倾斜时的横向分带就叫水平分带。主要由渗滤作用造成的沿矿液运移方向上的异常分带就叫轴向分带。当矿体产状为陡倾斜时的轴向分带就叫垂直分带。
17.1.3.1 横向分带和水平分带
Беус和Григрян（1975）对原苏联中亚地区金属矿床原生晕横向分带序列研究（表17-1），至今仍有重要的参考价值。
表17-1 热液矿床原生晕的横向分带
不同类型热液矿床的岩石地球化学异常（原生晕），往往具有不同的水平分带模式。例如江西德兴斑岩铜矿床原生晕的水平分带模式为：内带（W［Bi］MoCu［Ag］）→中带（ZnPb［Ag］CoNi）→外带（［Co］Mn）。陕西某铜钼钨多金属矿区原生晕的水平分带模式为：由中心向外出现W、Mo、Sn、Bi、Cu、As、Zn、Ag、Pb的分带性。
17.1.3.2 轴向分带和垂直分带
矿床原生晕的轴向分带的例子有很多，Беус和Григрян（1975）对原苏联中亚地区金属矿床原生晕轴向分带序列研究成果列于表17-2。
表17-2 产状平缓的金属矿床原生晕的轴向分带
热液矿床原生晕的垂直分带主要由不同标高位置上指示元素的组合、元素对的比值、累加晕或累乘晕比值等因子来表现。
不同标高位置上指示元素的组合可以指示原生晕的垂直分带。例如，1987年原苏联的M·C·拉法伊洛维奇总结了70多个金矿床的原生晕分带序列特点，研究了金及其伴生元素在每个典型矿床中的位置，总结出了金矿床原生晕垂直分带综合序列（从上到下）：上部矿及矿上元素（Hg、Ba）→金-多金属的（Sb—As2—Ag2—Au3—Ag1Pb—Zn）→金砷的（Au2—As1）→金、铜-稀有金属的（CuAu1BiMo—W）→下部矿及矿下元素（Co—Ni）。其中As1指的是毒砂中的As，As2指的是砷黝铜矿、雌黄和雄黄中的As，Ag1指的是多金属硫化物中的Ag，Ag2指的是独立银矿物中的Ag。李惠（1991）通过对典型矿床分带序列的统计，结合各典型矿床指示元素异常分布特点，总结出了我国石英脉型、破碎带蚀变岩型金矿床的指示元素分带序列，从上到下是：Hg-Sb、F（B、I）-As、Pb-Zn、Ag-Au、Cu-Mo、Bi、Mn、Co、Ni（Sn）。这一分带序列与原苏联M·C·拉法伊洛维奇总结的金矿床分带序列有很大的相似性。
不同标高位置上指示元素对的比值也能很好地指示原生晕的垂直分带。例如，某铀矿床的原生晕的主要指示元素由矿体上部到矿体下部出现的分带序列为Pb—Mo—U。Pb为矿床原生晕的前缘组合，U为矿床原生晕的尾部组分，因而w（Pb）／w（U）比值最能显示原生晕的垂直分带规律。表17-3表现了这样一种指示元素对的比值垂直分带规律。
表17-3 某热液铀矿床指示元素衬度值及其比值
各指示元素的异常含量值（或异常的线金属量值或面金属量）累加就构成累加组合晕，累乘就构成累乘组合晕。采用累加组合晕或累乘组合晕的比值也能指示热液矿床原生晕的垂直分带。例如，某斑岩铜矿床的自上而下的垂直分带序列为：Hg—Bi—（As，Sr，Ag）—（Pb，Mo）—（Sn，Cu）—W—Zn—Co，将P（As）·P（Sr）·P（Ag）／P（Zn）·P（Co）·P（Sn）线金属量比值作为该矿床原生晕的分带系数，随矿床深度增加，原生晕的分带系数值变化是：1.1×10-1→1.1×10-2→8.2×10-6→1.9×10-8→1.8×10-10。
17.1.3.3 分带序列的确定方法
矿床原生晕的分带序列的确定，一般采用经验方法或半经验方法参数方法来确定。下面以原苏联某多金属矿床从化探原始数据（表17-4）到原生晕分带序列的确定步骤为例，介绍半经验参数方法的计算步骤。
表17-4 原苏联某多金属矿床原生晕的线金属量数据（m×0.01）
步骤1：数据标准化。
由于表17-4中的数据不在相同或相近数量级，需要标准化。这时采用格里戈良（Григрян）的方法，将低含量元素的数值人为地扩大n个数量级（每个数据乘以标准化系数KH，KH的值为1×10n），使所有元素的最大值处于同一数量级内。标准化后的数据见表17-5。
表17-5 原苏联某多金属矿床原生晕的线金属量标准化数据
步骤2：计算元素的分带指数值。
以表17-5中各元素的标准化数值除以表格最后一栏的Σ线金属量值，得到元素的分带指数值（表17-6）。
表17-6 原苏联某多金属矿床原生晕的元素的分带指数值
步骤3：计算元素的变异性指数值G。
变异性指数 G=Dmax/DiDmax为某元素的分带指数值最大值；Di为某元素的分带指数值（不考虑分带指数最大值所在中段）；n为中段数（不考虑分带指数最大值所在中段）。
步骤4：计算变异性指数梯度差ΔG。
勘查技术工程学
G上表示分带指数最大值所在中段以上的变异性指数值；G下表示分带指数最大值所在中段以下的变异性指数值。
步骤5：确定元素分带序列。
（1）当两个以上的元素分带指数最大值同时位于剖面的最上中段或最下中段时，可以用变异性指数G来进一步确定它们的相对位置。
表17-6中，As和Sb的最大值同时位于剖面的最上中段（地表），可求G值：
勘查技术工程学
计算结果GAs＞GSb值，说明自地表向下的变异性指数As的大于Sb的，反映出As比Sb更具有向上富集的趋势。因此在分带序列中，As应排在Sb的前面。
（2）当两个以上的元素分带指数最大值同时位于剖面的中部中段时，可以用变异性指数梯度差ΔG来进一步确定它们的相对位置。
表17-6中，Cu和Bi的最大值同时位于剖面的Ⅱ中段（中部），可求ΔG值：
勘查技术工程学
在同一中段内，某元素的G上-G下大，说明该元素倾向于向下富集，反之亦然。由于ΔGBi＞ΔGCu，所以Bi相对于Cu更易于向下富集，在分带序列中Bi应排在Cu的后面。
总的来划分，完整、确切的分带序列应该是：As—Sb—Pb—Cu—Bi—Mo。
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