各元素在不同地层层位中的分布 由表3-2可知：前寒武的长城系和蓟县系相对富集成矿元素As、Sb、Pb、Zn、Ba；古元古界结晶片岩、片麻岩，则富集As、Sb、Pb、Zn、Ni、Ba。由表3-3可知：Pb元素的含量，在下古生界各层位、各岩性中均大于地壳平均含量(12.5×10-6)，为18×10-6～59.01×10-6；Zn 元素的含量，除在志留系碎屑岩中为52.14×10-6(小于地壳平均含量70×10-6)之外，在其余下古生界各层位、各岩性中也均大于地壳平均含量70×10-6，为78.9×10-6～84.7×10-6；因此，区内下古生界在该区铅锌成矿作用中，提供了丰富的Pb、Zn成矿物质来源。表3-3 西昆仑地区下古生界各元素含量表注：元素含量单位：Au为10-9，其余为10-6。(资料来源：湖南有色217队，1996)由表3-4可知：区内泥盆系、石炭系碳酸盐岩、碎屑岩中Pb元素含量(14.23×10-6～28.1×10-6)普遍高于地壳平均含量(12.5×10-6)；Zn元素含量以石炭系碳酸盐岩、碎屑岩中含量最高为(86.7×10-6～88×10-6)，高于地壳平均含量(70×10-6)。表3-4 西昆仑地区泥盆-石炭系各元素含量表续表注：元素含量单位：Au为10-9，其余为10-6。(资料来源：湖南有色217队，1996)区内泥盆系、石炭系在该区铅锌成矿作用中，也提供了部分Pb、Zn成矿物质来源。综合。
成矿金属元素来源
成矿物质的富集机制 一般认为，岩浆型铜镍—铂族元素矿床大都是由于不混溶硫化物熔融体从硅酸岩母岩浆中析离出来而形成的，而这种析离作用的发生则是岩浆混合、快速冷却、分异作用和混染作用等等的综合结果。导致硫化物中铂族金属富集的因素是多方面的，如：铂族（及其他）金属元素在硅酸盐母岩浆中的浓度，铂族元素在硫化物熔融体/硅酸盐熔融体之间的分配系数（D值），硫化物析离期间的R因数（用以表征通过硅酸盐熔融体析离出的硫化物液滴数量的多少）。不同金属之间的分离作用发生于多种过程，如：上地幔源区的部分熔融，氧化物、铂族矿物和硅酸盐（主要为橄榄石，其次为斜方辉石）的结晶，硫化物熔融体的析离，以及所析出硫化物熔融体的结晶过程。硫化物熔融体的结晶可导致形成由富含Os、Ir、Ru、Fe、（Ni）的单硫化物固溶体（mss）堆积成矿，也可以造成富含Cu、Pt、Pd的分离硫化物形成条带状矿体W·D·梅尔等.岩浆型镍－铜－铂族元素矿床的勘查：地球化学手段的新进展及其在南部非洲某些矿床的应用.地质科技动态，1999（11）：11～13。1.层状杂岩体中铂族元素的富集机制典型的层状杂岩体，如南非的布什维尔德和美国的斯提尔沃特，无疑是目前铂族元素的主要来源，而且无疑是岩浆成因。
华北地台与扬子地台地层化学元素的时序演化与成矿元素富集层位 一、华北地台地层化学元素的时序演化与成矿元素赋集层位华北地台形成于吕梁运动，基底为太古宇和早元古界不同变质程度的各种变质岩系，盖层为中、晚元古界及以后的沉积岩系。长城系、蓟县系为华北地台中元古界地层的主体，由一套地台型海相富镁碳酸盐岩、碎屑岩和泥质岩组成，厚度巨大、发育齐全、出露良好、分布广泛。位于华北地台北缘的白云鄂博群、渣尔泰山群以陆源碎屑的砂泥质岩建造为主，华北地台南缘的熊耳群、汝阳群分别由中性火山岩和海相碎屑岩组成，吉林南部的老岭群则为海相碎屑岩—碳酸盐岩沉积。中元古界以碳酸盐岩为主，次为碎屑岩、泥质岩和中性火山岩。中元古代时大量的叠层石和藻类自养生物几乎占据了当时的整个生物舞台，它们在吸收大量CO2的同时并释放O2。中元古界MgO含量和MgO/CaO值（0.63）最高，Cl和SiO2/Al2O3值（6.41）亦较高，碱金属低，微量元素普遍贫化。新元古界地层在燕山—辽西地区的青白口系，泥质岩和碎屑岩增多，碳酸盐岩显著减少；在辽东地区的震旦系，石英砂岩和长石石英砂岩沉积占主导地位，碳酸盐岩次之。值得注意的是从新元古代开始，沉积作用发生了明显的变化，碳酸盐岩由石灰岩代替白云岩占据主导地位。新元古界地层以。
地层中微量元素含量背景及共生组合 一、确定地层微量元素含量背景的方法地层元素含量背景的研究，传统的方法是采用算术平均值作为含量背景，这种方法忽略了后期地质作用的影响。实际上，现在所测得的地层中的元素含量值，可能包括了两次或更多次地球化学作用，第一是地层形成时的地球化学作用，第二是后期地球化学作用的叠加与改造。只有去掉后期叠加和改造的影响，才能真正了解地层形成时的地球化学作用特征。特别是对于以找矿为目的地质研究，只有分析出各地层形成时成矿元素的地球化学特征（原始丰度）和后期地球化学作用造成的元素富集或亏损，才能真正分析矿源层、含矿层及成矿规律，以指导找矿勘探。根据Vistelius（1960）的“地球化学过程的基本定律”，单一地球化学过程形成的单一地质体中，化学元素的含量服从正态分布，也就是说沉积岩形成时元素的初始含量服从正态分布，而后期地球化学作用叠加的元素含量的混合分布则偏离正态分布（多峰偏态分布），且大多为正偏。Vistelius给出了多次地球化学作用叠加情况下元素含量的概论分布密度函数的表达式为：湘中区域古流体及锡矿山锑矿成矿作用模拟式中：fi（x）—正态分布密度函数；pi—第i个正态母体的权系数；i—地球化学作用的期次。根据。
矿化异常区地表疏松层中元素分布规律研究在得耳布尔铅锌矿区、东安金矿区和多宝山铜矿区进行。结果表明(表2－11)，在东安金矿矿体上部疏松层中，Au的贫化趋势十分显著，上层贫化富集系数仅为0.01～0.04，即地表疏松层中Au元素含量仅相当于矿化基岩的1%～4%；Ag在疏松层上部贫化富集系数为0.17～0.26，残积层底部可达0.30。在得耳布尔铅锌矿体上方疏松层中，主要成矿元素Pb、Zn的贫化富集系数为0.11～0.19，Ag的贫化富集系数为0.2～0.3。在多宝山铜矿床上部疏松层中Cu的贫化富集系数为0.19～0.27。值得提出的是，由于腐殖层中有机质对金属元素的强烈吸附作用，许多元素都程度不同地发生了富集，特别是Ag、Hg、Cu3种元素在A层土壤中的含量往往高于C层中含量(表2－11)。矿化异常区由于矿体和矿化基岩中成矿元素和相关指示元素含量较高(往往高于背景含量2～3个数量级)，土壤对元素的吸附量同淋失量相比相差悬殊。随着风化作用和淋溶作用不断深入和介质中元素的流失，元素含量降低明显，自矿化基岩向上部土壤主要成矿元素呈规律性递减(表2－10)。与成矿作用关系不密切的元素这种递减趋势不明显。绰尔地区土壤剖面(图2－1)同样显示出矿化地段自地表向下成矿元素及相关指示。
