元素分布基本规律.docx

元素分布基本规律.docx

《元素分布基本规律.docx》由会员分享，可在线阅读，更多相关《元素分布基本规律.docx（28页珍藏版）》请在冰豆网上搜索。

元素分布基本规律

主要内容：

一、地球化学旋回与元素分布

二、元素的共生组合

三、元素的空间分布

四、元素含量的概率分布

第一节地球化学旋回与元素分布

　　勘查地球化学主要是通过调查地球表层系统中化学元素的分布特征来研究它对人类产生的直接或间接利害关系。

因此，了解元素分布分配的基本规律是十分必要的。

　　元素分布、分配有两重含义：

　　1、元素在地球各圈层的分布，特别是地壳表层各地质体间及各类岩石、矿物间的分布、分配；

　　2、元素在各地质作用过程中的分布、分配。

　　前者是后者的结果，是勘查地球化学研究的主要内容。

　　此外，分布与分配也有差别。

如下图（图1-1）中金矿中金以硫化物及自然金的形式存在，反映了Au在矿石的具体分配形式，而矿石中金的品位则是反映其在矿石中的分布情况。

（图1－1）石英脉型金矿石

（一）地球化学旋回　

　　元素演化是以元素的赋存介质的变迁实现的。

从图1-2、3中可看出，在地幔对流驱动板块动移并发生岩石循环过程中，地幔物质分异出的岩浆及地壳物质重熔形成的岩浆通过上升，结晶形成岩浆岩，经构造运动隆升至地表或近地表，进入表生环境，遭受风化、剥蚀，搬运到湖、海盆地沈积成岩。

沉积岩再经沉降或俯冲到地壳深处，发生变质或部分重熔而形成新的岩浆，完成一个大旋回。

在大旋回演化过程中，同时还存不同级次的次级旋回。

如沉积岩直接进入风化搬运，变质岩也可不遭受重熔而上升至地表遭受风化、剥蚀等。

图1-2　地幔对流与板块运移示意图

图1-3　地球化学（岩石）旋回示意图

　　图1-2、3中外生环境与内生环境的分界一般说来相当于潜水面，之下为还原环境，之上为氧化环境。

但在基岩中断裂发育区，地下水下渗较深，也会对潜水面之下的岩石产生氧化作用。

同时，我们还应当看到，地球化学旋回不是简单的机械重复，它始终伴随着物质形态的转变，化学成分的变化。

可见，地球化学旋回的方式可以重复，但其物质成分的演化趋势是不可逆的，从而引起了化学元素的分异和演化，这种分异和演化是有规律的。

（二）常量组分分布特征

　　地壳的形成，地壳的物质成分与地幔，特别是上地幔最有成因联系，这是因为地壳物质起源点在地幔，地球化学旋回的最深点也在地幔。

因此，研究元素的分布、分配的重点是地幔和地壳，特别是地壳。

因为，地壳岩石出露，便于采样研究，而地幔岩石极少地表出露，只能根据偶尔获得的深源包裹体（主要是基性、超基性火成岩）的分析测试资料获得，而深源包体在其形成和上浸过程中还遭受了一定的化学混染作用，成分已不能真正反映原始地幔特征。

研究地壳、地幔的物质组成，首先是通过直接样品分析获得，其次是与陨石物质对比和模拟上地幔的温度－压力条件对硅酸盐物质合成的实验研究获得。

总的来说，地壳成分研究较为深入、准确，地幔成分研究尚在探索中，但由于它对研究地壳成分的起源及制约因素上的重要意义，正受到包括地球化学家在内的地质学家的高度重视，国际上地幔计划（ＵＭＰ）代表了这方面的最新成绩。

地壳是由地幔重熔分异演化而来，二者间现有联系又有差异，表1－1列出了地幔与地壳的主要氧化物成分特征：

　表1－1　　　地幔与地壳成分特征

成分

地幔

梅森，1966

地幔

林伍德，1975

地壳

罗诺夫，1969

地壳

黎彤，1965

ＳiＯ2

43.06

45.16

57.64

60.74

ＭgＯ

31.32

37.47

3.87

3.41

ＦeＯ

6.66

8.04

4.30

3.51

Ｆe2O3

1.66

0.46

2.43

2.80

ＣaＯ

2.65

3.08

7.01

5.61

Ａl2Ｏ3

3.99

3.54

15.45

15.35

Ｎa2Ｏ

0.61

0.57

2.87

3.30

Ｃr2Ｏ3

0.42

0.43

ＭnＯ

0.13

0.14

0.15

0.13

Ｐ2Ｏ5

0.08

0.06

0.23

0.27

Ｋ2Ｏ

0.22

0.13

2.32

2.36

ＴiＯ2

0.58

0.71

0.88

0.86

ＮiＯ

0.39

0.20

Ｈ2Ｏ

0.21

1.33

1.22

　　由上表可见，虽然不同学者计算地幔、地壳的模型不同，但由于地幔发展演化形成了地壳，二者在成分上差异规律是一致的，即地壳中易熔的硅铝长英质成分（Ｓi、Al、Ca）和Ｋ、Na、水增加，而难熔组分Ｍg、Ｆe、Ｎi、Ｃo、Ｃr比例减少。

　　岩石圈中十余种常量元素占总量的绝大部分，如地壳中Ｓi、Ｏ、Ａl、Ｆe、Ｎa、Ｋ、Ca、Ｍg、Ｔi等九种元素占总量的百分之九十九以上，它们是岩石圈成分主体。

由于这些元素含量高，它们遵循化学计量原则形成自然矿物，结果造成地幔中铁镁暗色矿物为主、地壳中长英质浅色矿物为主。

上述规律反应了地幔与地壳在岩石矿物组成上的规律差异，这种差异正是地幔熔融、分异演化的结果。

　　（三）微量元素的分布规律

　　微量元素的分布不同于常量元素，不受化学计量原则控制，其分布规律微观上受元素类质同象置换条件制约，以固溶体混合物形式分布于岩石中。

宏观上，受元素分配系数制约以某种统计规律反应富集贫化趋势。

微量元素在造岩矿物中多以类质同象混入物形式存在，服从概率分布规律，既有随机性，又有统计性。

　　还有少量微量元素的分布不是类质同象混入物形式，它们是超显微非结构混入物，它们是在矿物结晶生长时，混入晶格缺陷或机械包裹。

如硅酸盐岩浆粘度大，一些成矿金属硫化物、氧化物不能聚集生长成大颗粒矿物，而呈超细分散状化合物的形式分散在岩浆中，象黄铁矿、闪锌矿、方铅矿、辉钼矿和Ti、V、Mn、U、Th的氧化物，以及Au、Ag、Pb、Bi、Hg的原子态单元素自然矿物。

　　从地核到地壳的垂直方向上，分散在结晶矿物中的微量元素产生了分异作用。

如亲石大离子具有明显的从地核、下地幔向上地幔最终地壳逐步富集。

谢尔巴科夫用元素的向心力和离心力描述这种向地球外圈贫化或富集的趋势。

他将陨石成分（u）当作地球的平均成分，代表地球的原始浓度，玄武岩作为地幔平均成分，将玄武岩元素丰度（v）作为元素离心的基本参数；页岩是地壳中广泛分布的沉积岩，是地球表部各类岩石的平均成分代表（c）。

从而根据u、v、c三个参数的比值特征将元素分为四组。

　　1、向心元素v/u<1c/v<1

　　Mg、Cr、Fe、Co、Ni、Cu、Rn、Rh、Pt、Os、Ir、Pd、Au

　　2、最弱离心元素v/u>1c/v<1

　　P、Na、Ca、Sc、Ti、V、Mn、Zn、C、N、Cl、Br、I

　　3、弱离心元素v/u<1c/v>1

　　Ga、Ge、As、Se、Sn、Te、Bi、Re、Mo

　　4、离心元素v/u>1c/v>1

　　Li、Rb、Cs、Sr、Ba、Y、REE、Zn、Hf、Nb、Ta、B、Al、In、Tl、Si、Pb、Sb、

　　U、F、O

　　最强的离心元素当属在水圈、生物圈和大气圈中富集的元素，如H、C、O、N及惰性气体。

岩浆结晶过程中，某些元素并不进入造岩矿物晶格，它们倾向于在富含水的溶体相中富集。

地球化学家用元素相溶性来描述在结晶相或流体相富集的特征。

不相容元素（incompatibleelements）是指那些在结晶分异过程中倾向于残留流体相中聚集的元素。

相容元素（compatibleelements）则是指容易进入结晶相而在残余流体相中迅速降低的元素。

地球化学家用分配系数（KD）来定量刻划微迹元素在两相中的分配特征。

　　KD=

　　KD为元素在两相间的分配系数，为在矿物晶体中浓度分数，为元素在熔体相中的浓度分数。

　　根据分配系数KD的大小把微量元素分为弱不相容元素（KD=0.1—1）如Zr、Nb、Th、HREE；不相容元素（KD<0.1）如K、Rb、U、Th、Pb、LREE；把其中KD<0.01的称为强不相容元素，即百分之九十九聚集于流体相中，如Rb、Cs、K、U、Th、Ta、Nb、Ba、La、Ce等。

　　不相容元素因其离子半径大，电荷高而不易进行类质同象置换，故又常称为亲石大离子元素，如K、Pb、Sr、Ba、Na、Ta、W、LREE。

　　Hofman（1988年）排出了亲石元素不相容性降低序列：

Rb、Pb、U、Th、Ba、K、La、Ce、Nb、Pr、Sr、Nd、Zr、Na、Sm、Eu、Gd、Tb、Dy、Ho、Er、Y、Tm、Ti、Lu、Cu、Sc、Co、Mg、Ni。

　　谢尔巴科夫的向心元素，主要是KD>1的相容元素，而离心元素则是不相容元素。

谢尔巴科夫从宏观分布上研究了元素的分布趋势。

分配系数则是定量刻划了元素在结晶分异过程中的分配特征。

　　地幔部分熔融形成岩浆，下地壳岩石在增温增压，特别是在含有一定水时可以重熔成岩浆。

因此，岩浆分熔，结晶分异是元素地球化学旋回的原动力。

每次重熔，不相容元素和相容元素都产生一次分离，从而使晚期的岩浆较早期的岩浆更富集不相容元素。

我们以中国科学院贵阳地球化学研究所的华南地区花岗岩的资料为依据，从早期花岗岩到喜马拉雅山期花岗岩的一些元素含量特征见表1-2。

表1-2我国华南不同时期花岗岩中元素含量特征

成岩时期

雪峰-四堡期

加里东期

海西期

燕山期

研究岩体数

SiO2（％）

K2O

Nb

Ta

RE（总量）

WO3

Li

Rb

Be

Cs

F

Sn

Cu

Pb

Cr

V

Co

61

69.30

3.29

15

3

208

2.87

67

190

1.6

16

726

5

28

33

129

87

10

143

70.53

3.86

21

6

209

2．79

58

214

1.6

16

792

15

27

37

61

51

4.6

62

71.23

4.36

21

4

152

15

25

18

36

36

46

6

272

72.76

4.71

35

8

256

5.16

96

358

5.4

25

1388

42

38

54

28

16

1

　　由上表可以清楚看出，华南花岗岩的形成时代由老到新，岩石中SiO2、K2O的含量越来越高，相应的不相容元素Nb、Ya、REE、W、Sn、Be、Li、Rb、Pb、F、Cu等含量越来越高。

巴尔特把岩浆岩演化的这种规律总结为极性演化，即酸性岩越来越酸性，基性岩越来越基性。

这也为矿产评价与找矿提供了思路，即在时代最新的花岗岩类岩体中寻找不相容元素的矿床，如我国稀有金属元素总是与燕山期花岗岩有关，而相容元素的矿产如Cr、Ni、Pt等主要在最年轻的基性岩、超基性岩岩体中去找。

第二节元素的共生组合

　　在地壳中某一特定条件下，一些元素倾向于密切伴生，共同产出。

甚至在一系列地质条件极不相同的情况下始终保持共生特征。

还有一些元素，在内生地质作用、岩浆作用、变质作用中通常共进退，相依相伴密切共生，但在表生风化和沉积旋回中却分道扬镖。

因此，探索元素在内生和外生环境中的共生组合关系，对于应用地球化学具有十分重要的现实意义。

　　一.元素的亲合性

　　地壳是一个包含92种天然元素组成的自然体系。

在其特定的温度、压力和酸碱环境中，这些元素互相组合，形成了特定的共生结合规律。

　　天然矿物一般按阴离子分类，地壳中常见的是含氧化合物、硫化物、卤化物及天然元素等。

地球化学上把阳离子有选择地与阴离子结合的倾向性，称为元素的亲合性，并进一步按这种亲合性进行元素分类。

华盛顿（1920）将与氧结合或与氟、氯结合的元素称为成岩元素，而与硫、硒、碲、砷、碘、溴结合的元素称为成矿元素。

与之相似的是兰卡玛-萨哈玛划分的亲氧元素和亲硫元素。

这显然是地质学中广为熟知的含氧化合物的造岩元素和以重金属硫化物为代表的金属硫化物元素（包括共价键结合的类硫化物矿物元素）。

戈尔德施密特将冶炼炉中出现的四相（金属铁、硫化铁、硅酸盐矿渣和气体）与陨石中的铁陨石、陨硫铁和球粒陨石中的化学成分相比较，并结合地质作用中元素共生规律，提出了划分为亲铁、亲硫（亲铜）、亲氧（亲石）、亲生物元素的分类方案，并得到了广泛的认同。

　　亲铁元素：

自然界倾向于以自然元素产出，价电子不易丢失，与氧、硫亲合力均弱，集中于铁-镍核中的元素。

如Au、Ge、Sn、（Pb）、C、P、（As）、Mo、（W）、Re、Fe、Cr、Co、Ni、Ru、Rh、Pd、Os、Ir、Pt。

　　亲硫元素：

与硫亲合力强，是因为这些元素的金属离子具有8-18过渡型结构，易于极化而与易极化的硫离子形成共价键，易熔于硫化铁熔体的元素。

如Cu、Ag、Zn、Cd、Hg、In、Tl、（Ge）、（Sn）、（Pb）、As、Sb、Bi、Se、Te、Fe。

　　亲氧元素（又称亲石元素）：

离子外层电子云为8个电子的隋性气体型稳定结构，与氧形成稳定的离子键化合物，易熔于硅酸盐熔体的元素。

如Li、Na、K、Rb、Cs、Fr、Be、Mg、Ca、Sr、Ba、Ra、B、Al、Sc、Y、TR、C、Si、Ti、Zr、Hf、V、Nb、Ta、P、As、O、W、Mn、H、F、Cl、Br、I。

　　亲气元素：

原子外层电子为8个电子型，原子容积最大，具有挥发性或易形成挥发性化合物，主要集中在气体中。

如H、C、N、O、I、Hg、He、Ne、Ar、Rr、Xe、Rn

　　亲生物元素：

生物圈中富集于有机物中的元素。

如H、C、N、O、P、S、Cl、（R）、（Ca）、（Fe）、（B）、（F）、（Si）、（Mn）、（Cu）、I。

　　将戈尔德施密特的元素分类置于周期表中（图1—2），发现元素的地球化学分类在周期表中呈规律分布，它可以和键的类型相联系。

整体而言，离子键化合物为亲石元素，共价键化合物为亲硫元素，金属键化合物为亲铁元素。

亲铁类

亲气类

亲硫类

人造放射性元素

除以上各类后为亲石类

图1-4戈尔德施密特的元素地球化学分类

　　戈尔德施密特的地球化学分类在矿产勘查中很有实际意义，亲硫元素和亲铁元素的结合特点与构成硅酸盐类的元素有很大区别。

亲石元素多以类质同象分散于造岩矿物中，待这些硅酸盐矿物结晶后，亲硫元素常以硫化物脉出现，或自然元素在晚期不同环境以其独立矿物形式出现。

亲硫元素、亲铁元素与亲氧元素、亲气元素的差异造成了这些元素集聚成矿，仅管这些元素丰度低，但成矿能力却很强。

另一方面，元素亲合性是我们在地球化学找矿中确定指示元素的依据。

如选择亲硫元素作为硫化物矿床的指示元素，亲铁元素常是贵金属矿床和过渡金属矿床的指示元素。

　　莱文森（A·A·Levinson，1974）根据大量文献资料，概括了常见硫化物矿物中的杂质元素及其含量特征，按含量高低，如方铅矿为Ag、Sb、Bi、Cu、Fe、Mn、Ni、Tl、Sn、As等，闪锌矿为Fe、Cd、Se、Mn、Ag、Cu、Ga、In、Co、Ge、Sn、Hg、Ni、As、Tl、Sb、Bi，黄铜矿为Se、Ag、Sn、In、Ni、Co、Mn，黄铁矿为Se、Ni、Cu、Co、V、Pd、As、Ti、Mn、Ag、Sn、Zn、Tl、Bi、Sb，磁黄铁矿为Cu、Se、Ni、Mn、Ag、Co，毒砂为Mn、Co、Ni。

　　元素共生组合意义首先是为我们找矿确定指示元素，其次是为地球化学异常的解释评价，确定矿化类型提供了依据。

另外，也为矿产开发副产品的利用提供了依据，如闪锌矿中的镉，方铅矿中的银，均是工业上主要利用对象。

比较遗憾的是缺乏金元素在硫化物中的分布数据，而金常是黄铁矿、毒砂、黄铜矿、闪锌矿中常见的元素，黄铁矿、毒砂还是主要的载金矿物。

　　二．成岩成矿作用的典型元素组合

　　岩浆作用中按鲍温反应系列的顺序结晶，各种矿物有规律地结晶沉淀，形成从超基性岩到酸性岩的各类岩浆岩，不仅主元素有规律地变化，微量元素也遵循类质同象的原则，规律地分散在造岩矿物中。

沉积岩除继承原岩中元素分布特征外，还因表生沉积环境的变化，不同环境中形成的沉积岩，微量元素还有一套反映特定沉积环境的元素组合。

表1-3列出了不同岩浆岩和沉积岩中的元素一般组合特征及常见矿石类型的元素组合特征。

表1-3常见岩石、矿石类型中元素的组合特征

岩石类型

元素共生组合

1.深成岩

超基性岩

基性岩

花岗岩

碱性岩

碳酸盐

伟晶岩

2.沉积岩

黑色页岩

磷灰石

蒸发岩

岩屑、砂岩

大陆红壤

火山来源红壤

红土

铝土

3.内生-外生环境中

一般共生关系

4.常见矿石类型

一般硫化物矿石

班岩铜矿矿石

低温矿石

多金属矿石

SK岩型矿石

贵金属矿石A（深成）

贵金属矿石B（低温）

喷气成因矿石

Cr-Co-Ni-Mg-Fe-Cu

Fe-Mg-Ti-V-Sc

Ba-Li-W-Mo-Sn-Zr-Hf-U-Th

Ti-Nb-Ta-Zr-TR-F-P

TR-Ti-Nb-Ta-F-P-U-Mo

Li-Rb-Cs-Be-REE-Nb-Ta-U-Th-Zr-Hf-Sc

U-Cu-Pb-Zn-Cd-Ag-Au-V-Mo-Ni-As-Bi-Sb

U-V-Mo-Ni-Ag-Pb-F-TR

Li-Rb-Cs-Sr-Br-I-B

Au-Pt-Sn-Nb-Ta-Zr-Hf-Th-TR

U-V-Se-As-Mo-Pb-Cu

Cu-Pb-Zn-Ag-V-Se

Ni-Cr-V

Nb-Ti-Ga-Be

K-Rb　Ca-Sr　Al-Ga　Zr-Hf　Si-Ge　Nb-Ta

TR　Pt-Ru-Rh-Pd-Os-Ir

Cu-Pb-Zn-Ag-Au-As-Hg-Sb-Se-Te-Mo-Co-Ni-U-V

-Bi-Cd　S-SeZn-Cd　Rb-Tl

Cu-Mo-Au-Re-Te

Hg-Sb-As-Bi

Pb-Zn-Ag-Cd-Ba

Zn-Pb-Cu-Ba-F-Sr

Au-Ag-Cu-Co-As

Au-Ag-Hg-As-Sb-Te

Hg-Sb-As-Se

据A·A·Levensos，1974，H·E·HawkesandJ·S·Webb，1962

　　各类岩石中的微量元素组合，主要反映了该岩石中主要造岩矿物的类质同象元素。

如超基性岩主要由橄榄石和辉石组成，与铁、镁类质同象置换的钴、镍、铬、铜便是该类岩石的典型元素组合。

而且，各类岩浆岩从超基性岩到酸性盐，还具有由相容元素组合变为不相容元素组合的特征。

成矿主要元素为亲硫元素、亲铁元素，不易进入硅酸盐晶体而富集在残余流体或后期热液中。

虽然同为亲硫元素，但成矿流体本身成分的差异性，不同矿床类型仅有一种或数种金属元素为主形成主要独立矿物，其它元素则以次要矿物或杂质元素出现，形成了上表中不同矿石类型特有的元素组合，这为找矿确定指示元素提供了依据。

第三节元素的空间分布

　　勘查地球化学的核心是研究地球表层系统中化学元素含量的变化，以及这种变化可能给人类带来的利弊，说到底就是元素含量相对于正常分布的增溢或亏损给人类带来的好处和危害。

因此，研究化学元素的空间分布，就成了应用地球化学研究的最基本、最重要的内容。

　　一、正常分布与异常分布

　　地球化学的正常分布，是某一空间中多数位置上元素含量所具有的相对波动不大的特征。

　　地球化学中的异常，最早使用于勘查地球化学中，是指矿化区段的地球化学特征（如某些元素含量的高低，元素含量分布的均匀性，元素的赋存形式的差异）明显不同于周围无矿背景区的现象。

地球化学异常包含了三个方面的含义：

地球化学特征不同，具有一定的空间范围，元素含量或地球化学指标值偏离背景值，简言之，由异常现象、异常范围、异常值三层含义构成了完整的地球化学概念。

由此可知，异常是相对于地球化学背景而存在，相对于背景的“正常”而言的。

因此了解了背景的正常分布，更有助于理解异常分布。

　　无矿化作用影响的地段，微量元素的分布主要受类质同象原则控制，它的分布带有随机性，遵循数理统计的概率分布理论。

如果在这种“正常”的背景区随机采集n件样品，背景区元素含量总是在上限C1和下限C2之间变动（如图1—3），接近C1或C2含量值的样品是少数，大多数接近平均值C0。

通常C1—C2称为背景（正常）含量区间（范围），把C1称为背景上限，C2称为背景下限。

大于C1的称为正异常，小于C2的称为负异常。

背景区n件样品的平均值称为背景值。

n越大，接近平均值的样品越多，背景区（正常区）元素含量分布较为集中，变化不大而且均匀，遵守“大数定律”，这种分布称为正常分布，也叫正态分布，又称高斯分布。

图1--3元素含量的背景分布图

　　异常区，微量元素分布与正常区不同，它不服从“大数定律”，偏离平均值的样品屡屡出现。

异常区内高于正常上限C1的样品数n’与总样品数n的比值n’/n称为异常率，异常率的大小，与成矿作用的强度、规模有关。

就元素含量而言，正常与异常具有相对性，背景的范围、尺度不同，异常的规模与性质也就不同。

如图1—4所示，如果将元素的全球地壳丰度值作背景，则地球化学省是最大的一级异常，在地球化学省上发育的成矿区带是区域地球化学异常，地球化学省则是区域异常的背景，区域异常又是局部异常（矿床异常）的背景。

图1—4不同级次的背景与异常

　　二、元素区域分布—地球化学省

　　从局部地区看，背景区元素含量分布具有相对的均匀性，但是从大区域看，元素含量不均匀性是绝对的。

各区域间的差异是显著的。

特别是不同区域金属矿产资源分布的极不均衡性充分反映了这一点。

　　据J.L.莫宁（Morning1981）的统计，全球铬储量为3.7×109吨，资源量为3.6×1010吨，但绝大部分集中在南非，其储量占全球的68%，资源量占全球的69%。

据N.A.马修斯和S.F.西布利（Muthews、Sibey1981年）统计，全球的镍的储量为6×107吨，资源量为2.28×108吨，澳大利亚占全球储量的57%，资源量的59%，加拿大占镍储量的14.5%，资源量的9%。

南北美洲占全球铜储量的59%，资源量的52%，南非占有全球金储量的一半。

此外，锡矿资源集中在东南亚及我国的云南省、广西省，钨矿资源集中在我国的江西、广东。

可见地壳中金属矿产分布是不均匀的，在地壳的某一大范围（几千平方公里到几万甚至十几万平方公里）某些成分富集特征特别明显。

该区域不止是一两类岩石中元素丰度特别高，该种元素的矿床常成群出现，而且在历史演化中，该元素的矿产出现率也特别高。

通常将地壳的这一区段称为地球化学省。

地球化学省实质上是一种地球化学异常，它是以全球地壳为背景的规模巨大的一级地球化学异常。

　　地球化学省的界定，目前主要是根据某些元素的矿床、矿化密集分布情况而定的。

也有少部分地区有少量的岩石、矿物的分析资料左证。

例如，东南亚锡矿省，马来西亚、印度尼西亚以及我国的广西、云南属此省的西北延伸部分。

那里的花岗岩的锡含量普遍在40×10-6，而全球花岗岩的平均含量是3×10-6，高出普通花岗岩的十几倍，是一个明显富锡的地球化学省。

美国根据西部12个州137个火山岩样品Be含量分布圈定出两个明显富Be地球化学省（图1—5），大多数已知的Be矿床都分布在这两个省。

图1—5美国西部火山岩中Be的分布

　　以上事实充分证明地球化学省确实是地壳上的一个特殊异常段，它是某种金属元素或元素组合的异乎寻常的富集段。

在几万甚至十几万平方公里内，尽管岩石组成类型复杂，但大部分岩石，特别是反映该地壳段重熔的花岗岩（经常是形成时间不同的）表现出相似的地球化学特征，显然是有原因的。

前面已经讲到，地壳是长期演化形成的，地壳物质主要是由地幔分异演化而成。

因此，地壳中元素分布的这种不均匀性应当从地幔成分上去查原因。