地球化学第2章
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（1）原生环境，是指天然降水循环面以下直到岩 浆分异和变质作用发生的深部空间的物理化学条件 的总和；
（2）次生环境，是地表天然水、大气影响所及的 空间所具有物理化学条件的总和。在地表发生风化、 土壤形成和沉积作用以及到大气圈、水圈、生物圈 和地球表层疏松物所处的环境都属表生环境。
原生环境是一种高温、高压、游离氧缺乏、 水和其它流体循环受限制、无生物作用参 加的环境，矿物岩石保持了形成时的状态。
地球模型和陨石类比法
马逊（1966）根据现代地球模型，认为地 球的总体成分应取决于占地球总质量99.3 ％的地核和地幔， 因此他用球粒陨石中的 硅酸盐相（silicate phase）代表地幔，用 金属相（metal phase）和陨硫化物 （torilite phase）代表地核，再用质量加 权法计算出地球的平均化学成分，故又称 “SMT”法。
• 几个基本概念 • 地壳的结构和化学组成 • 地球元素丰度研究方法 • 地球元素丰度及其规律 • 地壳元素丰度研究的地球化学意义 • 成矿元素的浓集系数
几个基本概念
分布与丰度 分布与分配 绝对含量和相对含量
分布与丰度
所谓元素在体系中的分布，一般认为是元素在这个体 系中的相对含量（以元素的平均含量表示），即元素 的“丰度”。
地球物理类比法
黎彤（1976）首先采用了这种层壳模型的 地球物理类比法。该方法是先求出地壳、 上地幔、下地幔和地核4个圈层的平均成分， 取各个壳层的质量分数加权平均得到整个 地球的平均化学成分。
地球元素丰度及其规律
尽管地球元素丰度计算中存在假定性和不确定性， 目前所获得的计算值还有待检验和修正，但从已 有的数据可以获得以下规律：
％
百分之
‰
千分之
×10-2 ×10-3
ppm、μg/g、 g/T
ppb、μg/kg ppt、pg/g
百万分之
十亿分之 万亿分之
×10-6
×10-9 ×10-12
地球元素丰度研究方法
陨石类比法 地球模型和陨石类比法 地球物理类比法
陨石类比法
直接利用陨石的化学成分，经算术平均求 出地球的元素丰度。计算时假设： 1) 陨石在太阳系中形成； 2）陨石与行星带的物质成分相同； 3）陨石是已破碎了的星体碎片； 4）产生陨石的星体（母体），其内部 结构和成分与地球相似。 华盛顿等（1911）采用此法来研究地球 元素的丰度。
简化研究法（取巧研究法）
1）戈尔德施密斯（Goldschmidt）采集了挪威南部冰川 成因粘土（77个样），用其成分代表岩石圈平均化学成分， 其结果与克拉克的结果相似，但对微量元素的丰度做了大 量补充和修订，Na2O和CaO含量偏低，这与表生条件下 Na和Ca容易淋滤 流失有关。
2）维诺格拉多夫（1962）岩石比例法是以两份酸性岩加 一份基性岩来计算地壳平均化学成分。
大陆地壳剖面法
各学者发表的地壳元素丰度，一般来讲，越 新发表的资料越是可靠，克服了以前研究者 在计算方法、分析方法以及地壳模型等方面 的不足。其中以泰勒（1964）的地壳丰度 值被广泛应用。
我国地球化学家黎彤长期从事地壳丰度的研 究，他在计算地壳丰度时采用全球地壳模型， 对地壳类型进行了分区。分为台盾区和褶皱 区。
史密斯 （1963）
29.26 0.56 11.28 1.24 14.67 0.15 3.29 0.14 1.4 0.07 0.26 0.22 34.82 0.17 2.43
马逊 （1966）
29.53 0.57 12.7 1.09 15.2 0.1 1.93 0.07 1.13 0.05 0.26 0.22 34.63 0.13 2.39
例如，地球作为整体，元素在地壳中的分布，也 就是元素在地球中分配的表现，把某岩石作为一 个整体，元素在某组成矿物中的分布，也就是元 素在岩石中分配的表现。
绝对含量和相对含量
各地球体系中常用的含量单位有两类，绝对含量 和相对含量。
Baidu Nhomakorabea
绝对含量单位
T
吨
kg
千克
g
克
mg
毫克
μg
微克
ng
毫微克
pg
微微克
相对含量单位
地壳的结构和化学组成
地壳元素丰度的研究方法
早期克拉克计算法 简化研究法（取巧研究法）
早期克拉克计算法
他们的思路是在地壳上部16公里范围内（最高的山脉和最 深海洋深度接近16公里）分布着的岩浆岩 占95%，沉积岩 占5％（4%的页岩，0.75%的砂岩， 0.25%的灰岩）， 而这5%沉积岩也是岩浆岩派生的，因此认为岩浆岩的平均 化学成分实际上可以代表地壳的平均化学成分。其作法如下：
研究表明，大陆地壳的平均厚度为35km，而大洋地壳厚 度仅为7km左右，两者相差很大，主要原因是其岩石类型 及其组成不同。
大陆地壳可分为上地壳和下地壳，上地壳厚8—12km， 由偏酸性的火成岩和沉积岩组成，下地壳主要由麻粒岩、 玄武岩等中酸性或中基性岩石组成，它在组成上比上地壳 均一。
相比之下，大洋地壳的岩石就要简单得多，整个洋壳全是 玄武岩组成，其中大洋型拉斑玄武岩占99%，仅有1%为大 洋玄武岩分异的产物——碱性玄武岩。
华盛顿 （1925）
27.71 0.39 8.69 1.79 14.53 0.11 0.64 0.11 2.52 0.02 0.2 0.07 39.76 0.23 3.16
费尔斯曼 （1933）
28.56 0.52 11.03 1.22 14.47 0.12 1.44 0.15 1.38
0.26 0.18 37.04 0.06 2.96 0.13
元素的克拉克值（即元素在地壳中的重量 百分含量）在某种程度上影响元素参加许 多化学过程的浓度，从而支配元素的地球 化学行为。
• 例如，地壳元素丰度高的K和Na，在天然水中 高浓度，在某些特殊环境中，发生过饱和作用 而形成各种独立矿物（盐类矿床）；
• 限定了元素在自然界的矿物种类及种属 • 限制了自然体系的状态 • 对元素亲氧性和亲硫性的限定
可作为判断微量元素集中、分散的标尺
• 为阐明地球化学省（场）特征提供标准 • 指示特征的地球化学过程 • 作为矿产资源评价预测的依据 • 浓度克拉克值和浓集系数
地壳丰度对地壳能源的限制
控制元素的地球化学行为
• ①在世界各大洲和大洋岛屿采集了5159个不同岩浆岩样品和676件 沉积岩样品；
• ②其样品的数量相当于这些样品在地球表面分布面积的比例； • ③对53种元素进行了定量的化学分析； • ④计算时用算术平均法求出整个地壳的平均值。
他们的工作代表了地壳陆地区域岩石圈成分，具有重大的意 义，是一项开创性的工作，为地球化学发展打下了良好的基 础，其数据至今仍有参考价值。
地壳元素丰度特征
地壳中元素的相对平均含量是极不均一。 地壳中元素丰度不是固定不变的，它是不
断变化的开放体系。 对比地壳、整个地球和太阳系元素丰度数
据发现，它们在元素丰度的排序上有很大 的不同。
极不均一
丰度最大的元素是O为47%，与丰度最小的元素Rn（6x1016）相差达1017倍，相差十分悬殊。
纵观上述各种研究方法，结合目前对地壳 的认识，显然具有以下的不足之处：
• 首先采用的地壳的概念不统一，均未按照现代 地壳结构模型来考虑；
• 其次没有考虑岩石组成随深度和构造单元的变 化。
尽管各家所采用的研究方法不同，但所得 的地壳主要元素丰度的估计值相互接近， 这充分说明其估计值是比较精确的。
地壳： O>Si>Al>Fe>Ca>Na>K>Mg>T i>H。
与太阳系或宇宙相比，地壳和地 球都明显地贫H、He、Ne、N等气 体元素；而地壳与整个地球相比，则 明显贫Fe和Mg，同时富集Al、K和 Na，这种差异说明什么呢？
地壳元素丰度的可能原因
在宇宙化学体系形成地球的演化（核化学）过程 中必然伴随着气态元素的逃逸，而地球原始的化 学演化（电子化学）具体表现为较轻易熔的碱金 属铝硅酸盐在地球表层富集，而较重的难熔镁、 铁硅酸盐和金属铁则向深部集中。
Applied Geochemistry 应用地球化学
第二章 原生环境与元 素的原生分布
主要内容
一、地壳的物质组成与元素丰度 二、各类岩浆岩中化学元素的丰度 三、沉积岩中化学元素的丰度 四、地壳中元素的赋存形式
概述
地球化学环境是使元素所在的地球化学系统得以保 持平衡的各种物理化学条件的综合。地球化学环境 主要由物理参数（温度、压力）和化学参数（化学 元素种类、丰度、fo2、fs、pH、Eh）确定。
其实“分布”比“丰度”具有更广泛的涵义： 体系 中元素的丰度值实际上只是对这个体系里元素真实含 量的一种估计，它只反映了元素分布特征的一个方面， 即元素在一个体系中分布的一种集中（平均）倾向。 但是，元素在一个体系中，特别是在较大体系中 的 分布决不是均一的，还包含着元素在体系中的离散 （不均一）特征，因此，元素的分布包括:
（2）每天降落到地球表层的地外物质 102-105吨；
（3）地壳与地幔的物质交换； （4）放射性元素衰变； （5）人为活动的干扰。
地壳、整个地球和太阳系元素丰度
的差异
太阳系： H>He>O>Ne>N>C>Si>Mg>Fe >S；
地球： Fe>O>Mg>Si>Ni>S>Ca>Al>C o>Na；
• ①元素的相对含量（平均含量=元素的“丰度”）； • ②元素含量的不均一性（分布离散特征数、分布所服从的
统计模型）
分布与分配
元素的分布指的是元素在一个化学体系中（太阳、 陨石、地球、地壳、某地区等）的整体总含量；
元素的分配指的是元素在各地球化学体系内各个 区域或区段中的含量；
分布是整体，分配是局部，两者是一个相对的概 念，既有联系又有区别。
地壳中丰度最大的九种元素O、Si、Al、Fe、Ca Na、K、 Mg、Ti,占地壳总质量的98.13%；前十五种元素占 99.61%,其余元素仅占0.39%。
这表明，地壳中只有少数元素在数量上起决定作用，而大部 分元素处于从属地位。
地壳中元素丰度不是固定不变的， 它是不断变化的开放体系。
（1）地球表层H, He等气体元素逐渐脱离 地球重力场；
3）泰勒和麦克伦南（Taylor和McLennan,1985）提出 细粒碎屑沉积岩，特别是泥质岩，可作为源岩出露区上地 壳岩石的天然混合样品，用太古宙以后页岩平均值降低 20%来计算上部地壳元素丰度。
大陆地壳剖面法
造山作用可使下地壳甚至上地幔的岩石大 规模暴露到地表，为此出露地表的大陆地 壳剖面是研究大陆地壳元素丰度的良好样 品。这样的剖面仅分布在少量地区，为了 研究地壳深部（下地壳）的成分还可以采 用火山岩中深部地壳包体（探针岩）和地 球物理法（地震波）。
因此，原生环境中岩石的物质组成与状态， 元素的分布是深部地球化学作用的记录， 反映了原始形成时的特征，是研究深部地 质作用最直接的证据。
第一节 地壳的物质组成与元素丰度
地壳是地球莫霍面以上的固态结晶物质，是人类 生存的物质基础，是与人类休戚与共的最密切的 部分。地壳中各种性质不同、成因不同的地质体， 往往以化学元素含量（丰度）不同而表现出来。 所以元素丰度是不同地质体的地球化学标志之一。
黎彤 （1976）
29 0.49
16 0.91
13 0.1 3.8 0.08 0.92 0.08 0.15 0.12 32 0.03 1.6 0.03
地壳的结构和化学组成
按照地球物理的概念，地壳是指从地表（包括陆地表面和 海洋底面）开始，深达莫霍面（M界面）的层壳，它不包 括水圈和大气圈，也不等于岩石圈，仅仅相 当于岩石圈 的上部。
由此可见地壳元素的丰度取决于两个方面的原因: 元素原子核的结构和稳定性；宇宙物质形成地球 的整个演化过程中物质的分异。
总之，现今地壳中元素丰度特征是由元素起源直 到太阳系、地球（地壳）的形成和存在至今这一 段漫长时期内元素演化历史的最终结果。
地壳元素丰度研究的地球化学意义
控制元素的地球化学行为
地球中最丰富的元素是Fe、O、Si和Mg，如果 加上Ni、S、Ca和Al，这8种元素的质量占了地球 总质量的98%。
地球中元素的分布规律和太阳系元素丰度特征是 很不相同的，从元素分布的角度说明了地球和其 他类地行星一样是太阳系中比较特殊的成员。
地球的平均化学成分
元素
O Na Mg Al Si P S K Ca Ti Cr Mn Fe Co Ni C
（2）次生环境，是地表天然水、大气影响所及的 空间所具有物理化学条件的总和。在地表发生风化、 土壤形成和沉积作用以及到大气圈、水圈、生物圈 和地球表层疏松物所处的环境都属表生环境。
原生环境是一种高温、高压、游离氧缺乏、 水和其它流体循环受限制、无生物作用参 加的环境，矿物岩石保持了形成时的状态。
地球模型和陨石类比法
马逊（1966）根据现代地球模型，认为地 球的总体成分应取决于占地球总质量99.3 ％的地核和地幔， 因此他用球粒陨石中的 硅酸盐相（silicate phase）代表地幔，用 金属相（metal phase）和陨硫化物 （torilite phase）代表地核，再用质量加 权法计算出地球的平均化学成分，故又称 “SMT”法。
• 几个基本概念 • 地壳的结构和化学组成 • 地球元素丰度研究方法 • 地球元素丰度及其规律 • 地壳元素丰度研究的地球化学意义 • 成矿元素的浓集系数
几个基本概念
分布与丰度 分布与分配 绝对含量和相对含量
分布与丰度
所谓元素在体系中的分布，一般认为是元素在这个体 系中的相对含量（以元素的平均含量表示），即元素 的“丰度”。
地球物理类比法
黎彤（1976）首先采用了这种层壳模型的 地球物理类比法。该方法是先求出地壳、 上地幔、下地幔和地核4个圈层的平均成分， 取各个壳层的质量分数加权平均得到整个 地球的平均化学成分。
地球元素丰度及其规律
尽管地球元素丰度计算中存在假定性和不确定性， 目前所获得的计算值还有待检验和修正，但从已 有的数据可以获得以下规律：
％
百分之
‰
千分之
×10-2 ×10-3
ppm、μg/g、 g/T
ppb、μg/kg ppt、pg/g
百万分之
十亿分之 万亿分之
×10-6
×10-9 ×10-12
地球元素丰度研究方法
陨石类比法 地球模型和陨石类比法 地球物理类比法
陨石类比法
直接利用陨石的化学成分，经算术平均求 出地球的元素丰度。计算时假设： 1) 陨石在太阳系中形成； 2）陨石与行星带的物质成分相同； 3）陨石是已破碎了的星体碎片； 4）产生陨石的星体（母体），其内部 结构和成分与地球相似。 华盛顿等（1911）采用此法来研究地球 元素的丰度。
简化研究法（取巧研究法）
1）戈尔德施密斯（Goldschmidt）采集了挪威南部冰川 成因粘土（77个样），用其成分代表岩石圈平均化学成分， 其结果与克拉克的结果相似，但对微量元素的丰度做了大 量补充和修订，Na2O和CaO含量偏低，这与表生条件下 Na和Ca容易淋滤 流失有关。
2）维诺格拉多夫（1962）岩石比例法是以两份酸性岩加 一份基性岩来计算地壳平均化学成分。
大陆地壳剖面法
各学者发表的地壳元素丰度，一般来讲，越 新发表的资料越是可靠，克服了以前研究者 在计算方法、分析方法以及地壳模型等方面 的不足。其中以泰勒（1964）的地壳丰度 值被广泛应用。
我国地球化学家黎彤长期从事地壳丰度的研 究，他在计算地壳丰度时采用全球地壳模型， 对地壳类型进行了分区。分为台盾区和褶皱 区。
史密斯 （1963）
29.26 0.56 11.28 1.24 14.67 0.15 3.29 0.14 1.4 0.07 0.26 0.22 34.82 0.17 2.43
马逊 （1966）
29.53 0.57 12.7 1.09 15.2 0.1 1.93 0.07 1.13 0.05 0.26 0.22 34.63 0.13 2.39
例如，地球作为整体，元素在地壳中的分布，也 就是元素在地球中分配的表现，把某岩石作为一 个整体，元素在某组成矿物中的分布，也就是元 素在岩石中分配的表现。
绝对含量和相对含量
各地球体系中常用的含量单位有两类，绝对含量 和相对含量。
Baidu Nhomakorabea
绝对含量单位
T
吨
kg
千克
g
克
mg
毫克
μg
微克
ng
毫微克
pg
微微克
相对含量单位
地壳的结构和化学组成
地壳元素丰度的研究方法
早期克拉克计算法 简化研究法（取巧研究法）
早期克拉克计算法
他们的思路是在地壳上部16公里范围内（最高的山脉和最 深海洋深度接近16公里）分布着的岩浆岩 占95%，沉积岩 占5％（4%的页岩，0.75%的砂岩， 0.25%的灰岩）， 而这5%沉积岩也是岩浆岩派生的，因此认为岩浆岩的平均 化学成分实际上可以代表地壳的平均化学成分。其作法如下：
研究表明，大陆地壳的平均厚度为35km，而大洋地壳厚 度仅为7km左右，两者相差很大，主要原因是其岩石类型 及其组成不同。
大陆地壳可分为上地壳和下地壳，上地壳厚8—12km， 由偏酸性的火成岩和沉积岩组成，下地壳主要由麻粒岩、 玄武岩等中酸性或中基性岩石组成，它在组成上比上地壳 均一。
相比之下，大洋地壳的岩石就要简单得多，整个洋壳全是 玄武岩组成，其中大洋型拉斑玄武岩占99%，仅有1%为大 洋玄武岩分异的产物——碱性玄武岩。
华盛顿 （1925）
27.71 0.39 8.69 1.79 14.53 0.11 0.64 0.11 2.52 0.02 0.2 0.07 39.76 0.23 3.16
费尔斯曼 （1933）
28.56 0.52 11.03 1.22 14.47 0.12 1.44 0.15 1.38
0.26 0.18 37.04 0.06 2.96 0.13
元素的克拉克值（即元素在地壳中的重量 百分含量）在某种程度上影响元素参加许 多化学过程的浓度，从而支配元素的地球 化学行为。
• 例如，地壳元素丰度高的K和Na，在天然水中 高浓度，在某些特殊环境中，发生过饱和作用 而形成各种独立矿物（盐类矿床）；
• 限定了元素在自然界的矿物种类及种属 • 限制了自然体系的状态 • 对元素亲氧性和亲硫性的限定
可作为判断微量元素集中、分散的标尺
• 为阐明地球化学省（场）特征提供标准 • 指示特征的地球化学过程 • 作为矿产资源评价预测的依据 • 浓度克拉克值和浓集系数
地壳丰度对地壳能源的限制
控制元素的地球化学行为
• ①在世界各大洲和大洋岛屿采集了5159个不同岩浆岩样品和676件 沉积岩样品；
• ②其样品的数量相当于这些样品在地球表面分布面积的比例； • ③对53种元素进行了定量的化学分析； • ④计算时用算术平均法求出整个地壳的平均值。
他们的工作代表了地壳陆地区域岩石圈成分，具有重大的意 义，是一项开创性的工作，为地球化学发展打下了良好的基 础，其数据至今仍有参考价值。
地壳元素丰度特征
地壳中元素的相对平均含量是极不均一。 地壳中元素丰度不是固定不变的，它是不
断变化的开放体系。 对比地壳、整个地球和太阳系元素丰度数
据发现，它们在元素丰度的排序上有很大 的不同。
极不均一
丰度最大的元素是O为47%，与丰度最小的元素Rn（6x1016）相差达1017倍，相差十分悬殊。
纵观上述各种研究方法，结合目前对地壳 的认识，显然具有以下的不足之处：
• 首先采用的地壳的概念不统一，均未按照现代 地壳结构模型来考虑；
• 其次没有考虑岩石组成随深度和构造单元的变 化。
尽管各家所采用的研究方法不同，但所得 的地壳主要元素丰度的估计值相互接近， 这充分说明其估计值是比较精确的。
地壳： O>Si>Al>Fe>Ca>Na>K>Mg>T i>H。
与太阳系或宇宙相比，地壳和地 球都明显地贫H、He、Ne、N等气 体元素；而地壳与整个地球相比，则 明显贫Fe和Mg，同时富集Al、K和 Na，这种差异说明什么呢？
地壳元素丰度的可能原因
在宇宙化学体系形成地球的演化（核化学）过程 中必然伴随着气态元素的逃逸，而地球原始的化 学演化（电子化学）具体表现为较轻易熔的碱金 属铝硅酸盐在地球表层富集，而较重的难熔镁、 铁硅酸盐和金属铁则向深部集中。
Applied Geochemistry 应用地球化学
第二章 原生环境与元 素的原生分布
主要内容
一、地壳的物质组成与元素丰度 二、各类岩浆岩中化学元素的丰度 三、沉积岩中化学元素的丰度 四、地壳中元素的赋存形式
概述
地球化学环境是使元素所在的地球化学系统得以保 持平衡的各种物理化学条件的综合。地球化学环境 主要由物理参数（温度、压力）和化学参数（化学 元素种类、丰度、fo2、fs、pH、Eh）确定。
其实“分布”比“丰度”具有更广泛的涵义： 体系 中元素的丰度值实际上只是对这个体系里元素真实含 量的一种估计，它只反映了元素分布特征的一个方面， 即元素在一个体系中分布的一种集中（平均）倾向。 但是，元素在一个体系中，特别是在较大体系中 的 分布决不是均一的，还包含着元素在体系中的离散 （不均一）特征，因此，元素的分布包括:
（2）每天降落到地球表层的地外物质 102-105吨；
（3）地壳与地幔的物质交换； （4）放射性元素衰变； （5）人为活动的干扰。
地壳、整个地球和太阳系元素丰度
的差异
太阳系： H>He>O>Ne>N>C>Si>Mg>Fe >S；
地球： Fe>O>Mg>Si>Ni>S>Ca>Al>C o>Na；
• ①元素的相对含量（平均含量=元素的“丰度”）； • ②元素含量的不均一性（分布离散特征数、分布所服从的
统计模型）
分布与分配
元素的分布指的是元素在一个化学体系中（太阳、 陨石、地球、地壳、某地区等）的整体总含量；
元素的分配指的是元素在各地球化学体系内各个 区域或区段中的含量；
分布是整体，分配是局部，两者是一个相对的概 念，既有联系又有区别。
地壳中丰度最大的九种元素O、Si、Al、Fe、Ca Na、K、 Mg、Ti,占地壳总质量的98.13%；前十五种元素占 99.61%,其余元素仅占0.39%。
这表明，地壳中只有少数元素在数量上起决定作用，而大部 分元素处于从属地位。
地壳中元素丰度不是固定不变的， 它是不断变化的开放体系。
（1）地球表层H, He等气体元素逐渐脱离 地球重力场；
3）泰勒和麦克伦南（Taylor和McLennan,1985）提出 细粒碎屑沉积岩，特别是泥质岩，可作为源岩出露区上地 壳岩石的天然混合样品，用太古宙以后页岩平均值降低 20%来计算上部地壳元素丰度。
大陆地壳剖面法
造山作用可使下地壳甚至上地幔的岩石大 规模暴露到地表，为此出露地表的大陆地 壳剖面是研究大陆地壳元素丰度的良好样 品。这样的剖面仅分布在少量地区，为了 研究地壳深部（下地壳）的成分还可以采 用火山岩中深部地壳包体（探针岩）和地 球物理法（地震波）。
因此，原生环境中岩石的物质组成与状态， 元素的分布是深部地球化学作用的记录， 反映了原始形成时的特征，是研究深部地 质作用最直接的证据。
第一节 地壳的物质组成与元素丰度
地壳是地球莫霍面以上的固态结晶物质，是人类 生存的物质基础，是与人类休戚与共的最密切的 部分。地壳中各种性质不同、成因不同的地质体， 往往以化学元素含量（丰度）不同而表现出来。 所以元素丰度是不同地质体的地球化学标志之一。
黎彤 （1976）
29 0.49
16 0.91
13 0.1 3.8 0.08 0.92 0.08 0.15 0.12 32 0.03 1.6 0.03
地壳的结构和化学组成
按照地球物理的概念，地壳是指从地表（包括陆地表面和 海洋底面）开始，深达莫霍面（M界面）的层壳，它不包 括水圈和大气圈，也不等于岩石圈，仅仅相 当于岩石圈 的上部。
由此可见地壳元素的丰度取决于两个方面的原因: 元素原子核的结构和稳定性；宇宙物质形成地球 的整个演化过程中物质的分异。
总之，现今地壳中元素丰度特征是由元素起源直 到太阳系、地球（地壳）的形成和存在至今这一 段漫长时期内元素演化历史的最终结果。
地壳元素丰度研究的地球化学意义
控制元素的地球化学行为
地球中最丰富的元素是Fe、O、Si和Mg，如果 加上Ni、S、Ca和Al，这8种元素的质量占了地球 总质量的98%。
地球中元素的分布规律和太阳系元素丰度特征是 很不相同的，从元素分布的角度说明了地球和其 他类地行星一样是太阳系中比较特殊的成员。
地球的平均化学成分
元素
O Na Mg Al Si P S K Ca Ti Cr Mn Fe Co Ni C