区域地质-地球化学作用与成矿 区域地质、自然地理与地球化学
区域成矿问题的本质就是元素从普遍的分散状态(地壳丰度水平)浓集在某些地质系统中并达到可被工业利用的浓度水平。因而，成矿作用本质上是一个地球化学过程，地球化学研究是认识成矿机理的重要方法，这涉及物源系统和成矿系统中元素初始浓度与赋存形式、元素浓集的机制与控制因素，以及元素浓集环境与空间位置问题(张本仁，1989)。现参照张本仁的观点作些说明。
1.物源系统元素初始浓度与赋存形式
如前述，一定区域中成矿元素的初始浓度仅为成矿的有利因素和必要条件，而不是成矿的决定因素和充分条件。成矿的关键在于能否存在使元素浓集的条件。对矿源系统来说，成矿元素必须是能够活动迁移，并向成矿系统中作适度浓集。元素在这些系统中能否活动转移和发生浓集，取决于多种因素，但元素的赋存形式总是主要因素之一。在进行成矿区带研究时，既需注意区域中成矿元素的背景含量，还需重视各种体系中成矿元素的赋存形式及浓集趋势。
2.元素浓集成矿的机制与控制因素
在岩浆的分异结晶和地表水体的蒸发等过程总是伴随着各相的成分变化，表现为元素在一种相中的逐渐浓集和在另一种相中的逐渐贫化。这说明元素的浓集是通过相的变化发生了重新分配的过程。各种地质作用过程中均包含着元素在不同相间的分配过程，这些过程均能导致元素在特定系统中的浓集，可作为元素浓集成矿的机制。
控制地质系统中元素浓集的因素是复杂多样的。其中有物理学的因素———温度、压力和动力学因素等。温度和压力决定着化合物的稳定性和系统的相平衡，影响着元素在不同相间的分配系数。同时，温度和压力梯度还是流体相运移和物质输运的驱动力，有利于成矿物质的局部汇集。应用地球化学有关元素分配的理论，结合区域地质作用的实际资料，可深入探讨成矿区带中各类地质环境浓集成矿元素的效能及控制因素。
3.元素成矿所需的浓集程度
元素不仅在地壳中有着差别悬殊的丰度，而且它们与当前工业可用矿石的品位要求也相差很大，不同元素成矿所需的富集程度差别也是很大的。少数元素(主要是Al，Fe，Si等高丰度元素和P等)只需富集几倍即可成矿，它们只需通过一次地质作用的浓集就可成矿。但大多数元素则需富集几十倍，几百倍，几千倍，甚至几万倍才能成矿。因此，这些元素则需经过多种地质-地球化学过程的逐步浓集才能成矿。由此可见，元素成矿所需的浓集程度也是分析矿床成因，研究成矿远景必须考虑的因素之一。在一个足够大的区域中，元素的成矿无非就是元素在区域岩石圈中通过各种地质-地球化学作用发生再循环、重新分配，并浓集于局部地段。这里包括壳内的再循环与重新分配及壳-幔间的物质交换。
壳内的再循环表现为:①沉积区成矿对剥蚀区地球化学特征的继承和发展;②后继地质-地球化学过程对先前地质-地球化学过程的继承和发展。通过搜集有关区域岩石圈和各类地质体的元素丰度资料，探讨区域内各类地质-地球化学作用及其继承发展关系和元素浓集的效率，同时考虑元素成矿所需的浓集程度，即可判断和预测成矿区带的优势矿种及成矿的机制、条件和远景。
4.元素成矿的环境与空间位置
成矿带的形成是地球物理场、应力场及地球化学场发展不均衡所引起的物质剧烈运动的结果。但是就其空间展布来说，大型构造运动则是主导的控制因素。探讨控制成矿带的大型构造，尤其是构造的性质与环境是十分重要的。这种研究不仅对阐明区域构造发展历史具有意义，而且也是解决矿带成因及指示找矿所不可缺少的。同样，在成矿带内各种级次构造也是控制矿田与矿床分布的主要因素。
但是矿床、矿体并不出现于所有相同构造之中，甚至在同一构造中也只有局部地段能形成矿体和矿床。因此，成矿必定需要其他有利地质-地球化学条件的配合。
研究成矿的地球化学(物理-化学)环境与条件，对于阐明成矿机制，提供找矿依据和标志，均具有重要意义。然而成矿的地球化学环境与条件总是寓于地质环境与条件之中，因此必须善于从地质环境与条件中提取更具有实质意义的地球化学环境和条件等因素。在构造-岩浆活动带中，不仅可以通过火山岩与侵入岩的地球化学特征研究来判别成矿带的构造环境，而且还可通过岩石组成、矿物流体包裹体和热力学研究，确定成岩与成矿的温度、压力、pH和Eh等条件。岩浆与围岩的相互作用关系的观察，以及岩浆岩、围岩与矿石的化学特征的综合分析，可为研究成矿控制因素提供重要信息。通过同类岩石地球化学特征的比较研究，可以建立起判别含矿岩体与不含矿岩体的地球化学标志，从而使岩浆侵入体从一般地质学意义上的找矿前提，转化为地球化学意义上的找矿前提。
黄怀曾
（中国地质科学院生物环境地球化学研究中心，北京 100037）
颜秉刚
（中国地质科学院地质研究所，北京 100037）
饶克勤
（卫生部统计信息中心，北京 100044）
摘要 在地质因素制约下，表生母质中元素及元素组合的区域分布，呈现出按构造背景分区的特点；在现今自然环境影响下，表生元素迁徙后重新组合，又具有按地理要素分区的特色；元素的离散与集聚还受其自身的地球化学行为束缚。正是这些综合因素决定了我国以水系沉积物为主体的地球化学分区呈北东－南西向展布。从我国西北到东南共分四个区。不同地球化学区内元素及元素组合的集散现象，则突出显示了上述不同因素在不同区内各自所起的主导作用的差异。大量数据因子分析结果表明，元素及元素组合的区域分布特点，同样是上述不同地球化学区内元素集聚与离散规律的反映。
关键词 地质 构造 地理环境 地球化学 元素
众所周知，自然界中各种元素的总体分布特点是与岩石和岩石组合类型及其所处的地质背景密切地联系在一起的。元素的物源是岩石，而岩石和岩石组合类型的分布又受构造背景和地质作用制约。从原始地幔分异出来的地壳在地质历史的长河中不断被改造，形成浅部以硅铝质为主，深部以硅镁质为主，上地幔则以铁镁质为主的层次分明的组合构架。与此同时，由于地球动力学和长期的构造活动，构架中各分层物质的组合也会发生这样那样程度不同的变化，它不但可使表层物质重新组合，而且还可将深部物质带到地表，改造地壳表层组分。现今地壳原生物质横向分区、纵向分层的分布状态正是地质作用长期活动的结果。此外，构造格局还决定了表层物质的迁移、聚集状态。其中隆起带主要为剥蚀迁移，而坳陷盆地则为聚集堆积区。地貌分异和气候变迁也是决定物质迁移速率和迁移量的重要因素。
我国大陆陆壳由于受中一新生代构造运动的强烈改造，地形地貌和地质构造都异常复杂。西部多崇山峻岭，东部则主要为低山丘陵和辽阔平原。大体上由西向东，由北向南呈阶梯状下降的地貌景观，在构造上，东西两部也表现为迥然不同的构造景观。西部，在喜马拉雅构造域内，随着特提斯海槽自北向南后撤直至封闭，我国西南部由北而南逐渐抬升。至晚喜马拉雅旋回，雅鲁藏布江以南构造作用以强烈挤压、褶皱和隆起为主，形成高耸的褶皱山系。青海南部高原则为引张作用下的断块山系，天山南北形成规模巨大的山前坳陷。与西部的情况相反，我国东部喜马拉雅构造期则以大陆边缘褶皱带为特点，其上发育了张裂盆地。中生代时期，中国东部地势以低山丘陵为主体，大兴安岭—太行山—武陵山一线以东，以隆起为主的构造背景上，发育小型的山间盆地；此线以西的四川和鄂尔多斯则以坳陷为主，形成鄂尔多斯、四川一滇中大型坳陷带。到白垩世晚期，东部断裂下陷，形成一系列断陷盆地。新生代时期，特别是晚第三纪以来，中国东部地形由高变低，有的地方甚至降到与海平面接近。由于大陆边缘沉降，造成了当今的滨海平原地貌景观。
1 地球化学分区与元素分布特征
1.1 地球化学分区
复杂的地质背景和地理环境以及南北气候的变迁都是制约物源化学元素的分离、迁移和堆积聚集的重要因素。岩石地球化学与水系沉积物的区域地球化学特征虽不完全等同，但都存在着密不可分的联系。岩石物质组分受成因机制约束，即取决于它形成时的古环境和古地球动力学。水系沉积物则是地质大循环作用下岩石半风化或风化作用的产物，它受物源、气候、地貌、水文条件等因素制约。地壳中各种岩石、矿物在表生作用下风化分解，有的元素呈离子状态或呈络合物形式，有的元素呈胶体或颗粒悬浮物分离出来，经迁移转化重新离散或富集。－些易溶元素，如钠、钙、镁、硼、锶等，迁移能力较强，大部分被水溶液带走，因此，这些元素在水系沉积物中平均含量大大低于地壳的平均值。与此相反，难以流失的元素在水系沉积物中相对富集，平均含量往往超过地壳的平均值。显然，以水系沉积物中元素组分所表征的区域地球化学特征是包括古地球动力学、古环境和现今环境在内的综合因素的产物，不同地区不同因素以及各因素影响程度的差别组成了以水系沉积物为主体的多元环境地球化学景观。
图1 中国水系沉积物地球化学分区图
根据近20余年来国土资源部（前地质矿产部）在全国范围内开展的以水系沉积物为主体的1:20万区域地球化学调查资料，综合地质背景与现代环境可以清楚地看出，我国水系沉积物的地球化学分区大致呈北东－南西向展布，且从西北到东南大致可分为以下四个区（见图1）：
Ⅰ.西北内陆地球化学区（内陆区）
Ⅱ.大兴安岭－藏北高原地球化学区（高原区）
Ⅲ.东北三江（黑龙江、松花江和乌苏里江）－西南三江（金沙江、澜沧江和怒江）地球化学区（三江区）
Ⅳ.东南沿海地球化学区（沿海区）
1.2 环境因素影响的地球化学分区特点
众所周知，构成地壳岩石主成分的硅酸盐，乃是对环境十分敏感的矿物。环境化学因素的千变万化，最终主要反映在硅酸盐矿物的变化上。从我国西北边陲到东南沿海，由于pH值总体上依次降低，硅酸盐矿物也相应地呈现出规律性的变化，从西北的以物理风化作用为主，逐步转变到东南以化学和生物风化作用为主。硅酸盐矿物长石等，则经水云母、蒙脱石、高岭石到完全分解成铁、铝氢氧化物，正反映了水系沉积物内部元素组分迁移、转化的宏观规律性。而四个地球化学分区也正反映了这种鲜明的分带特色。但必须指出，即使在同一地区，随着海拔高度的变化，纵向上也会出现这种分带现象。
1.2.1 西北内陆地球化学区
本区以新疆维吾尔自治区为主。属干旱地区，光照充足，雨量稀少，蒸发强烈。除阿尔泰山、天山降水量较多外，年降水量一般小于200mm，基本没有地表径流。全区植被稀少，但植物残体分解较彻底，除在低洼湿润环境可形成沼泽和泥炭外，腐殖质堆积很少。通常在pH值大于8.5的干旱氧化环境下，以物理风化作用为主，岩石中硅酸盐矿物长石、云母等仅在多雨季节通过水合作用开始转为水云母、水绿泥石。与此同时，氯、硫、碘大量析出，积聚在风化壳、土壤和洼地中，但钙、镁、钠、钾流失不多。与其他三个区相比，水系沉积物中这类元素含量与母岩最为接近。
1.2.2 大兴安岭－藏北高原地球化学区
以内蒙古高原、黄土高原和青藏高原为主体。为半干旱地区，地表水系发育一般，多为江河源区，蒸发量大于降水量。pH值通常在8.5～7.5的范围内，铝硅酸盐和硅酸盐矿物在H2O和CO2作用下发生分解，生成粘土矿物水云母、拜来石、蒙脱石，氯化物、硫酸盐大部分溶解，Cl-和 淋失，游离出碱金属和碱土金属，钠部分带出，钙、镁、钾部分保留在残积层中，并使一部分SiO2转入溶液，常形成钙、镁碳酸盐堆积，以至水系沉积物中钙、镁、钠、锶等含量下降。
1.2.3 东北三江－西南三江地球化学区
主要为平原、丘陵地区。雨量充沛，地表水系发育，年降水量在400～800mm间，属半湿润带。是pH值为7.5～5.5的弱酸性环境。矿物中硅酸盐、铝硅酸盐盐基几乎全部被溶解，SiO2进一步游离出来，碱金属和碱土金属强烈淋出流失，SiO2、Al2O3、Fe2O3沉淀下来，生成不含钾、钠、钙盐基的粘土矿物高岭石、埃洛石或构成氢氧化物。钙、镁、钠、锶、钾含量继续下降。
1.2.4 东南沿海地球化学区
本区地处亚热带－热带气候区内，地貌上主要为低山丘陵，仅在临海区内有近海平原。由于受太平洋和印度洋亚热带季风气候的影响，雨量充沛，年降水量一般在800mm以上。地表水系发育，大多经本区入海。由于高温多雨，pH值通常小于5.5，在还原环境下的潮湿带内，化学与生物风化彻底，淋溶作用强烈。钙、镁、钠、钾均被游离出来带走，铝硅酸盐彻底分解，Al2O3、Fe2O3与SiO2分离，SiO2大量淋失，Al2O3、Fe2O3和部分SiO2呈胶体状，在酸性介质中聚集，生成水铝英石、褐铁矿及蛋白石。钙、镁、钠、锶降到最低水平。
1.3 地球化学分区的地质背景与元素分布特点
1.3.1 西北内陆地球化学区
天山以北的准噶尔－北山—阿尔泰山区，为准噶尔－阿尔泰海西褶皱系。以出露古生代地层为主，显示出活动大陆边缘的沉积特点，杂砂岩和硅质岩较为常见，成分成熟度和结构成熟度较低。以北山地区硅质岩为例，化学组分介于正常化学沉积与火山沉积的硅质岩之间，反映了硅质来源不仅与表生地质作用有关，且与地壳深部的地质作用也有密切关系。常量与微量元素分析结果也证实了这一点。表1说明，除表生作用下的钡、锶丰度较高外，来自地壳深部的亲铁元素铁、锰、钛、钒、铬、镍、铜也偏高，而钠、钾、镁、铅偏低。
表1 北山地区早古生代硅质岩微量元素平均值
注：氧化物为百分含量，单元素为mg/kg。
区内花岗岩约占25%，主要为海西早期的石英闪长岩、斜长花岗岩、花岗闪长岩、二长花岗岩，以活动大陆边缘型花岗岩为主，其次为海西晚期裂谷型的碱性岩浆活动，另有少量基性岩和超基性岩。这几种岩类均有幔源物质渗入，元论是岩石成因分析还是局部岩类的直接分析结果，都反映了相对富集铁族元素钒、铬、钴、镍、铁、锰、钛，铜、钙、镁含量也较高，钾、钠相对偏低。在古生代地层中，普遍夹火山岩和火山碎屑岩，以安山岩和玄武岩为主，与相应的深成岩属同源的产物，具有类似的元素组合特征。
1.3.2 大兴安岭－藏北高原地球化学区
北迄大兴安岭－天山，南止喜马拉雅山，包括内蒙古高原、黄土高原和青藏高原。从高原区内整个地质构造背景分析，除塔里木为地台，冈底斯山和昆仑山具清楚的岩浆弧特征外，可能以不同时期陆壳内部的裂陷活动为主，构成了规模不一时代各异的一系列褶皱系。裂陷拉张虽也能将幔源物质带到地壳，但总体上，它对地壳改造的程度远不如活动大陆边缘来得强烈。这在岩浆活动上表现得尤为明显。秦巴地区深熔花岗岩出露面积仅占19%，壳源重熔型花岗岩占81%。前者富集铁族元素和重稀土元素，后者富集大离子亲石元素和轻稀土元素。青藏高原区在冈底斯带和昆仑带上有以辉长岩、石英闪长岩、花岗闪长岩、二长岩、黑云母花岗岩、拉斑玄武岩、安山岩组合为代表的深熔岩浆岩，青海南部有新生代霓霞岩、霞石白榴岩、霞石正长岩、黝方石响岩、碱性粗面岩、碱性玄武岩系列的幔源碱性岩浆活动，但青藏高原大范围内仍以地壳内重熔型花岗岩为主，电气石白云母花岗岩、白云母花岗岩、二云母花岗岩、黑云母花岗岩组合为其典型代表，它们在物质组分上的差异如表2所示。就出露面积占80%左右的沉积岩和变质岩而言，在大兴安岭－天山、昆仑山、冈底斯山等优地槽内发育火山质和长石质硬砂岩，在唐古拉、北喜马拉雅冒地槽内堆积了岩屑质硬砂岩，在地台或地槽沉积物上常覆盖着中、新生代大型陆相盆地沉积，如塔里木盆地、柴达木盆地、二连盆地。新生的堆积物由于沉积分异作用而使物质重新组合，地壳表层物质组分发生重大变化，与原先的槽型沉积相比，铁族元素含量降低，碱金属、碱土金属和卤族元素含量增加，虽在那些没有覆盖物的褶皱带地层裸露点上，依然保留了活动构造带物质组分的特点，但从整个地区地壳表层组分平均水平来看，钒、铬、钴、铜、铁、钛、锰、镍和钠、钾、钙、镁、硼含量分别出现下降和上升趋势。
1.3.3 东北三江－西南三江地球化学区
从东北三江区到西南三江区斜穿我国中部的宽阔带，地质构造上以华北地台和扬子地台为主体。地台区出露有古老的结晶基底，为最早期地幔未完全分异的产物。古老变质岩系中常含基性和超基性岩透镜体，并有辉长岩岩墙贯入。平均物质组分偏向基性，镁、钙及幔源组分明显偏高，大离子亲石元素钾、钠、硼、锂等含量相对偏低。表3记录了华北地台新太古界斜长角闪岩和片麻岩元素含量。在广泛出露的地台型海相沉积盖层中，稳定的石英砂岩和碳酸盐岩虽颇为发育，但在沉陷地区可形成不同的沉积组合。从震旦系到下古生界不同层位上，淀积有来自基底剥蚀残留下来的磷、铁、钒、钴、镍、钼、铜等元素，局部地区富集，形成具有一定品位的工业矿床；在上古生界风化壳上还发育有铝土矿和锰矿。岩浆岩出露面积所占比例甚小，不超过10%，其中二叠纪大陆拉斑玄武岩和新生代碱性玄武岩具有鲜明的慢源特色，与整个区域古老结晶的基底元素分布的总体特点是一致的。
表2 不同成因类型花岗岩类元素含量*
注：氧化物为百分含量，单元素为μg/g。深源同熔型以冈底斯地区为代表，碱性－偏碱性以羌塘地区为代表，壳源重熔型以喜马拉雅地区为代表。“＊”为全铁。
表3 冀东迁安新太古界变质岩元素含量
注：氧化物为百分含量，单元素为μg/g。“＊？为全铁。
1.3.4 东南沿海地球化学区
沿海区以华南褶皱系为主体。原岩组分基本特点为亲铁元素低于相邻的三江区，钼和钨族元素显著增高。华南褶皱系实际上是在多处较弱拉张基础上汇集而成的一个裂陷槽，尽管岩浆岩出露面积较大，约占30%，但深源岩浆活动十分微弱。最新的裂谷型第四纪幔源碱性玄武岩仅在琼、粤、闽、浙、台等省有限区域内见及，不足以影响沿海区地壳表层的平均成分。以钾长花岗岩、黑云母花岗岩、闪长花岗岩、花岗闪长岩组合为主的壳源重熔型花岗岩，只是地壳内部物质的重新组合而已，并不改变地壳的总体成分，不过，它可使钨、锡、铋、钼、铅、锌、汞、砷等元素集聚，甚至形成大型和超大型矿床。古生代裂陷槽内，很少见到快速堆积的粗碎屑物质，主要为来自源区历经分选的细碎屑复理石沉积。较为充分的沉积分异作用，在原生物质迁移过程中，带来一定数量的活动元素和过渡元素，弱活动和不活动元素更多地滞留在剥蚀区内，可能也是造成区内弱活动和不活动元素含量偏低的原因之一。
2 元素富集特点
现着重阐述与农作物生长和生命科学密切相关的24种元素区域分布特点。先将每一1:20万国际分幅中数百到2000个左右的单元素全量数据，经多次叠代剔除异常值后，分别算出单元素平均值，意味着这些数值仅代表宏观的区域背景，而不反映局部异常；然后，再在每一1:20万国际分幅分值的基础上，算出全国平均值。表4清楚地反映了各种元素的地壳丰度值和全国水系沉积物中的平均含量。
表4 全国水系沉积物与地壳平均含量对比表（mg/kg）
注：背景值为全国平均值。
通过进一步分析，各元素的区域分布特点还是十分鲜明的，若将分布特点相近的元素归为一类，则可分成以下8类。
2.1 钠、钙、镁、钾、锶
碱金属和碱土金属元素的高值区分布面颇广。除K外，其余4元素［Na（＞2.04%）、Ca（＞5.0%）、Mg（＞1.70%）、Sr（＞346.75mg/kg）］高值区大面积汇集在我国北方和西北的干旱、半干旱地区，其含量变化由西北往东南逐渐降低。锶和钠的高值区范围还延伸到我国东北地区。总体上我国南半部多为钙、钠、锶的低值区，其含量分别低于其背景值。镁高值区虽也出现在北方地区，但与钙、钠、锶的展布状况略有不同，它在太行山、燕山、辽东半岛等地仅为中等偏高含量区（0.93%～1.70%），南方的湘、鄂西部处于同样的水平。我国总体上处于低K水平，高值区（＞2.14%）和低值区（＜1.92%）呈星点状分布。相对而言，浙江、江西、福建、吉林、辽南和内蒙古东北部高值区面积较大，西北、西南、中南含量一般偏低，但海南岛南部和广西西南部等地有小片高值至偏高值区出现。
2.2 铬、铁、锰、镍、钴、钒、钛
铁族元素分布的高值区和中值区（高于全国平均值）呈北东向带状展布，从云贵高原直达吉林长白山区，其中尤以我国西南、中南及华北的部分地区较为集中。新疆北部也有铁、钒、锰、钴偏高值区出现。从总体上看，我国存在两条上述7个元素的低值带（低于全国平均值），其含量均分别低于其背景值。一条由青藏高原和新疆南部延至内蒙古东部，一条展布于华南及东南沿海，构成两条大致平行，但规模差别较大的低值带。但钛例外，在东南沿海及华南区无明显低值分布。
2.3 铜、锌、铅、汞
这些元素总体上表现为由东南往西北方向逐渐递减的趋势，即高值和中值区大体呈南西－北东方向展布。高值区和中值区主要集中于秦岭—大别山以南，藏东三江流域以东的我国西南、东南和中部地区。此外，铜在新疆北部和太行山区，锌在长白山、小兴安岭和大兴安岭地区出现规模不等的中等值区。铜、锌含量分别低于其平均背景值的低值区分别出现在内蒙古至藏北、浙江至广西沿海地带和内蒙古至藏北、山东半岛、广东至广西沿海一带。我国东南、中南和西南地区多属汞（＞72ug/kg）、铅（＞32.5mg/kg）高值至中值区，且呈大片集中分布；北方地区汞和铅含量总体上分别在平均背景值43mg/kg和24.73mg/kg以下。
2.4 砷、镉
砷高值（＞20.76mg/kg）和中值（15.31～20.76mg/kg）区主要出现在西藏、云南、广西、湖南和广东等省区。尤其是西藏境内，砷含量几乎都高于其平均背景值（11.31mg/kg）。在内蒙古和新疆，虽在小范围内有砷含量偏高现象，但在其他地区砷含量则普遍低于平均背景值。
镉高值（＞0.32mg/kg）区分布范围与As较相似，但比较集中，高值区主要分布在滇、黔、桂地区，但在鄂北、陕南和浙西等地出现规模不一的零星的中值区至偏高值区。青藏高原、新疆、内蒙古、东北、华北及东南沿海一带均属低于背景值的低镉区。
2.5 氟、硼、锂
这些元素在我国水系沉积物中分布颇广，除东北、华北北部、西北地区、山东半岛东南沿海及海南岛等地为低值区外，其他绝大部分地区硼、氟、锂的含量都分别在平均背景值45.02mg/kg、465mg/kg和37.1mg/kg以上。但这些元素的富集状况及其高值、中值的地域分布则不完全相同。硼与锂的高、中值区分布范围更为接近，硼在西藏富集程度较高，锂除在西藏明显偏高外，从云贵高原东部到鄂西及江汉平原均为其高值带。氟高值区在我国南方呈零星分散状，与锂的分布情况总体相似，但在西藏地区，则未见明显富集。
2.6 磷
我国有磷高值（＞10.30mg/kg）和中值（8.78～10.30mg/kg）带各一条，与其相应还有两条低于背景值（647mg/kg）的磷低值带。高值带展布于阿尔泰山和大、小兴安岭和长白山等地。中值带从云贵高原断续延伸到东北南部，呈明显的北东－南西向展布。两条磷低值带：－条汇集在我国东南及东南沿海诸省和海南岛，另－条从青藏高原经甘肃、内蒙古西部直至辽西。
2.7 铝
我国大多数地区属铝含量接近于平均含量（6.52%）或稍高于平均含量的中值区，仅在滇、闽、粤、辽、吉、黑、内蒙古东北部、新疆北部和东部、晋南、川东、藏南、豫鄂皖交界地区，铝含量相对较高［w（Al）>8%］。铝中值区主要集中在大、小兴安岭，长白山和我国东南部地区。内蒙古高原、黄土高原、青藏高原、新疆和四川盆地等地均属低铝区。总体上说，铝的平均含量从东北到西南有逐渐增高的趋势。
2.8 钼
从宏观上看，我国东部存在两条北东－南西向的钼高背景值带（＞1.90mg/kg）。一条位于东南沿海，在浙、闽、粤等省比较集中，成片分布；另－条由云贵高原东部断续向北东方向延伸，经湘鄂西部、鲁西、川东，直到陕南。此外，在东北北部、新疆、西藏及青海也有不连续分布的高背景值区。内蒙古、陕、甘、宁、川西和辽、鲁、豫、苏、皖、赣则构成大致平行排列的两个低钼带。
3 元素组合及空间分布
现今展现的元素的分布格局乃是元素特性、区域地质背景和自然环境综合作用的结果，若仅对以水系沉积物为标志的区域地球化学特征作定性探讨，难以将各复杂因素之间关系明确地区分开来，但借助于各因素聚合而成的水系沉积物中的元素组合面貌，仍可揭示出区域地球化学的总体特征。不同地区元素间的主成分多变量相关分析结果清楚地表明，五个主成分可代表24种元素的累计贡献率的67%，但各个主成分的整体关联性并非十分密切。因此，我们采用了正交旋转和斜交旋转不同旋转方法对主成分分析的结果进行进－步剖析。旋转结果见表5。从正交和斜交旋转的结果可以判断出24种元素与五个因子的对应关系，并从中分析出究竟何种因素对不同元素组合的区域分布起着支配作用。
3.1 因子1与钒、铬、钴、铜、铁、钛、锰、镍呈显著正相关
从地质背景分析，这八种元素主要来自深部地壳或上地幔，再或是早期原始地幔分异的残留物；从现今环境来看，属于难以迁移的元素，具相近的化学特性，在风化过程中易于－起集聚和离散，因此，内陆区和三江区铁族元素的丰度高于高原区和沿海区。总的说来，影响水系沉积物中这类元素区域分布特点的主导因素是地质背景，并不是环境。
表5 正交因子旋转：最大方差旋转的正交因子解模型（VARIMAX）
注：＊表明呈明显的相关性。
3.2 因子2与钾、钠、镁、铝、钙、磷、氟呈显著正相关
这七种元素主要富集在上地壳内，其在地壳表层的总平均含量高于相应层位的铁族元素总平均含量。在它们自身的习性与行为支配下，从西北到东南随着自然环境的变化，淋溶作用和迁移能力增强，碱金属、碱土金属元素呈现出逐级下降的情景。这就表明，它们的迁移积聚状况主要受现今环境约束，而供给水系沉积物的母岩对其影响的程度仅处于从属地位。
3.3 因子3与硼、汞、锂、砷呈正相关，与锶呈明显的负相关
在内生作用中，从超基性岩经基性、中性到酸性岩，硼和锂含量逐步上升，尤以岩浆期后气成－热液形成的伟晶岩中最为富集；在表生作用下，硼、锂矿物皆易分解析出，并被粘土矿物吸附，吸附量与粘土矿物含量呈正比，水系沉积物中含量与现代环境关系较为密切，北低南高的变化趋势与粘土矿物量区域分布大体一致。砷和汞都易于在岩浆期后集中，在表生作用中又常伴生在一起，且不易迁移，水系沉积物中含量北方低于南方，基本上反映了原生状况。锶在伟晶岩中含量最低，在表生作用中易被镁置换而流失，水系沉积物含量出现了北高南低的变化。正是不同原因将这五种元素组合在一起，并与因子3建立了相关关系。
3.4 因子4与钼、铅、锌呈明显的正相关
这三种元素往往出现在与火成岩相伴生的热液中，而华南地区的岩浆活动为这类元素的富集创造了良好的机遇。就钼而言，华南花岗岩中含量并不高（0.3～2.8μg/g），但在强还原的表生作用下，在富含有机质和铁硫化物的沉积中，常发生一定程度的积累。铅、锌在内生作用中常紧密共生；在表生作用中，当处在中性环境下，遇到碳酸盐时，生成稳定的碳酸盐矿物，还原时，又一起生成硫化物沉淀。正是一些共同的特点，使这三种元素在水系沉积物中出现相互消长的关系。
3.5 因子5仅与镉显著相关
无论在岩浆岩中，还是在岩浆期后的热液中，镉均未出现显著的集中，常寄生在锌矿物内，成为稀有的分散元素。表生作用中的镉迁移能力很弱，易于留在原地，被粘土矿物吸附。正因为镉具有独特的习性，使其独自构成单一的体系。
参考文献
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区域成矿问题的本质就是元素从普遍的分散状态（地壳丰度水平）浓集在某些地质系统中并达到可被工业利用的浓度水平。因而，成矿作用本质上是一个地球化学过程，地球化学研究是认识成矿机理的重要方法，这涉及物源系统和成矿系统中元素初始浓度与赋存形式、元素浓集的机制与控制因素，以及元素浓集环境与空间位置问题（张本仁，1989）。现参照张本仁的观点作些说明。
1.物源系统元素初始浓度与赋存形式
如前述，一定区域中成矿元素的初始浓度仅为成矿的有利因素和必要条件，而不是成矿的决定因素和充分条件。成矿的关键在于能否存在使元素浓集的条件。对矿源系统来说，成矿元素必须是能够活动迁移，并向成矿系统中作适度浓集。元素在这些系统中能否活动转移和发生浓集，取决于多种因素，但元素的赋存形式总是主要因素之一。在进行成矿区带研究时，既需注意区域中成矿元素的背景含量，还需重视各种体系中成矿元素的赋存形式及浓集趋势。
2.元素浓集成矿的机制与控制因素
在岩浆的分异结晶和地表水体的蒸发等过程总是伴随着各相的成分变化，表现为元素在一种相中的逐渐浓集和在另一种相中的逐渐贫化。这说明元素的浓集是通过相的变化发生了重新分配的过程。各种地质作用过程中均包含着元素在不同相间的分配过程，这些过程均能导致元素在特定系统中的浓集，可作为元素浓集成矿的机制。
控制地质系统中元素浓集的因素是复杂多样的。其中有物理学的因素——温度、压力和动力学因素等。温度和压力决定着化合物的稳定性和系统的相平衡，影响着元素在不同相间的分配系数。同时，温度和压力梯度还是流体相运移和物质输运的驱动力，有利于成矿物质的局部汇集。应用地球化学有关元素分配的理论，结合区域地质作用的实际资料，可深入探讨成矿区带中各类地质环境浓集成矿元素的效能及控制因素。
3.元素成矿所需的浓集程度
元素不仅在地壳中有着差别悬殊的丰度，而且它们与当前工业可用矿石的品位要求也相差很大，不同元素成矿所需的富集程度差别也是很大的。少数元素（主要是Al，Fe，Si等高丰度元素和P等）只需富集几倍即可成矿，它们只需通过一次地质作用的浓集就可成矿。但大多数元素则需富集几十倍，几百倍，几千倍，甚至几万倍才能成矿。因此，这些元素则需经过多种地质-地球化学过程的逐步浓集才能成矿。由此可见，元素成矿所需的浓集程度也是分析矿床成因，研究成矿远景必须考虑的因素之一。在一个足够大的区域中，元素的成矿无非就是元素在区域岩石圈中通过各种地质-地球化学作用发生再循环、重新分配，并浓集于局部地段。这里包括壳内的再循环与重新分配及壳-幔间的物质交换。
壳内的再循环表现为：①沉积区成矿对剥蚀区地球化学特征的继承和发展；②后继地质-地球化学过程对先前地质-地球化学过程的继承和发展。通过搜集有关区域岩石圈和各类地质体的元素丰度资料，探讨区域内各类地质-地球化学作用及其继承发展关系和元素浓集的效率，同时考虑元素成矿所需的浓集程度，即可判断和预测成矿区带的优势矿种及成矿的机制、条件和远景。
4.元素成矿的环境与空间位置
成矿带的形成是地球物理场、应力场及地球化学场发展不均衡所引起的物质剧烈运动的结果。但是就其空间展布来说，大型构造运动则是主导的控制因素。探讨控制成矿带的大型构造，尤其是构造的性质与环境是十分重要的。这种研究不仅对阐明区域构造发展历史具有意义，而且也是解决矿带成因及指示找矿所不可缺少的。同样，在成矿带内各种级次构造也是控制矿田与矿床分布的主要因素。
但是矿床、矿体并不出现于所有相同构造之中，甚至在同一构造中也只有局部地段能形成矿体和矿床。因此，成矿必定需要其他有利地质-地球化学条件的配合。
研究成矿的地球化学（物理-化学）环境与条件，对于阐明成矿机制，提供找矿依据和标志，均具有重要意义。然而成矿的地球化学环境与条件总是寓于地质环境与条件之中，因此必须善于从地质环境与条件中提取更具有实质意义的地球化学环境和条件等因素。在构造-岩浆活动带中，不仅可以通过火山岩与侵入岩的地球化学特征研究来判别成矿带的构造环境，而且还可通过岩石组成、矿物流体包裹体和热力学研究，确定成岩与成矿的温度、压力、pH和Eh等条件。岩浆与围岩的相互作用关系的观察，以及岩浆岩、围岩与矿石的化学特征的综合分析，可为研究成矿控制因素提供重要信息。通过同类岩石地球化学特征的比较研究，可以建立起判别含矿岩体与不含矿岩体的地球化学标志，从而使岩浆侵入体从一般地质学意义上的找矿前提，转化为地球化学意义上的找矿前提。
