地球化学研究论文范文

地球化学研究论文范文第1篇

样品分析测试样品的分析测试工作由广东省物料实验检测中心承担。岩石和土壤样品按中国地质调查局“多目标区域地球化学调查规范(1∶250000)”(DD2005—01)要求，采用原子荧光光谱法(AFS)进行硒元素分析测定，检出限为0.004mg•kg－1，其准确度及精密度用分析国家一级标准物质(GBW)方法进行检验。测定硒元素的准确度和精密度，参数对数差(ΔlgC)、标准偏差(λ)结果合格率均为100%，完全符合质控要求。农作物样品按“生态地球化学评价样品分析技术要求(试行)”(DD2005—03)生物样品分析方法要求，采用原子荧光光谱法(AFS)进行硒元素分析测定，检出限为0.001mg•kg－1，准确度的控制采用插入国家标准物质和加标回收两种方式进行，合格率为100%，精密度采用重复分析的方法进行控制，合格率为95%，满足质控要求。

2不同介质的硒含量

2.1岩石硒的含量特征台山地区共采集到岩石样品13件，涵盖台山地区寒武系至古近系的地层岩石(表1)。结果显示，岩石含硒量范围为0.01～1.34mg•kg－1，平均含量为0.22mg•kg－1，远高于地壳丰度0.05mg•kg－1。其中，含硒量较高的岩石样品均为上寒武统水石组的灰—灰黑色浅变质泥岩、泥质粉砂岩，沉积物颗粒偏细，硒含量范围0.26～1.34mg•kg－1，平均含量为0.75mg•kg－1(图2，图3);含硒量偏低的岩石主要为富硅岩石以及燕山期酸性花岗岩(图3)，含量低于0.05mg•kg－1的岩石样本有4件，1件为石英砂岩，含量为0.04mg•kg－1;另外3件样品为燕山期花岗岩，其硒含量分别为0.03mg•kg－1、0.01mg•kg－1、0.01mg•kg－1。岩石样品硒的含量特征表明:硒普遍存在于各类岩石，但硒含量与岩石的岩性及形成的时代密切相关，而在各时代形成的岩石中，上寒武统的含硒量最高，远高于其他时代的岩石含量(上寒武统岩石硒含量均值/同区其余岩石硒含量均值=8.78);不同岩性含硒量的分布规律为:浅变质泥岩＞泥质粉砂岩＞凝灰岩＞花岗岩。区内上寒武统水石组主要由泥岩、粉砂质泥岩、泥质粉砂岩及薄层状泥岩组成，岩石具轻微变质，泥质岩部分变质成千枚岩。台山地区发育的岩石地层中，上寒武统地层的出露面积占有很大的比重，占总区面积的39.4%，广泛分布于除东部山地岩体区以外的丘陵台地区。上寒武统浅变质岩的大面积分布，为区内土壤的富硒来源提供了坚实的物质基础。

2.2土壤硒的含量特征

2.2.1表层土壤硒含量特征土壤中硒的全量分析是确定土壤硒营养状况及环境容量的重要手段，对采集的3524件表层土壤样本进行硒全量分析，统计结果见表2。表2台山地区表层土壤硒含量参数(mg•kg－1)Table2TheparametersofSecontentsofsurficialsoilinTaishanregion元素指标平均值标准离差变异系数最大值最小值Se0.560.23920.42771.270.07由表可见，台山地区表层土壤硒含量范围为0.07～1.27mg•kg－1，变异系数为0.4277，含量起伏变化较为明显，空间差异较大。区内表层土壤硒含量均值为0.56mg•kg－1，明显高于该地区岩石平均含硒量，是地壳硒丰度(0.05mg•kg－1)的11.2倍，也大幅度地超过我国表层土壤(A层)硒含量均值(0.29mg•kg－1)［9］，表明台山地区土壤中硒含量丰富，整体处于高硒环境，有利于富硒土壤资源的形成。

2.2.2不同母质类型剖面中硒的含量分布特征土壤中的硒含量很大程度上取决于土壤母质，地质背景差异和母质类型不同，控制了台山地区土壤硒的含量分布，而在土壤的形成过程中，风化和各种成土作用造成硒不断迁移、淋失和富集，导致它的分布沿垂向进一步改变。为理清台山土壤硒与土壤母质之间的关系，查明硒从母质层至表土层的含量变化特征，在台山主要的土壤母质区进行了9个浅井剖面揭露，剖面主要以母岩弱风化层为底，花岗岩地区要求至少超过1.5m，全部剖面总体深1.1～1.8m。根据土壤分层，共采集到51件土壤样品。9个土壤剖面按照土壤母质分类，分别为花岗岩母质类剖面(3个)、砂岩母质类剖面(3个)和浅变质岩母质类剖面(3个)。将3个花岗岩母质类土壤剖面样品的硒含量进行统计，18件样品硒含量均值为0.62mg•kg－1，从表土层往下至母质层，土壤硒的含量从0.82mg•kg－1降至0.52mg•kg－1，由表及底，呈现逐渐降低的趋势(图4)。可见，硒在花岗岩母质类土壤剖面中的含量分布是表层高于深层，总体趋势是硒在表土层聚积。从3个砂岩母质类土壤剖面的硒含量分布(图5)可见，硒含量也显示出一定程度的表聚特征，但与前述的花岗岩类剖面不同，在每个剖面的中段，即淀积层的相应位置，都聚积着丰度最高的硒含量，即出现硒在中部淀积层聚积的现象。浅变质岩母质类土壤剖面样品的含硒量分布见图6。3个土壤剖面的成土母质均为上寒武统的浅变质岩，土壤平均含硒量较其他成土母质的剖面丰富，含量均值为1.02mg•kg－1，是其他两种母质土壤剖面硒含量的1.6倍。由表土层至母质层，土壤硒的平均含量变化范围为0.92～1.14mg•kg－1。与前述两类土壤母质剖面样品硒含量分布不同，浅变质岩母质类剖面的硒元素主要富集于底部的母质层中，表现出一定的底聚趋势。

2.2.3土壤硒含量分级与富硒土壤划分土壤硒的含量范围很广，由痕迹至82mg•kg－1［11］，李家熙等［1］给出了中国主要土壤类型中的硒含量范围，即土壤硒＞3.00mg•kg－1为硒过剩，0.40～3.00mg•kg－1为高硒，0.175～0.400mg•kg－1为中硒，0.125～0.175mg•kg－1为低硒，＜0.125mg•kg－1为极低硒。学术界也一般以上述的高硒限值为界，认为含硒0.40～3.00mg•kg－1即为富硒土壤［5，12－13］，而实际关于富硒土壤标准，到目前为止，还没有一个明确的限值界定。台山地区表层土壤硒含量范围为0.07～1.27mg•kg－1，含量平均值为0.56mg•kg－1，若再以0.40mg•kg－1为下限制定当地的富硒土壤标准，则相对偏低的富硒标准下限会造成富硒土壤全区泛滥，有碍于最大程度地识别具有更高开发价值的高硒土壤区，进而制约富硒土壤资源的开发利用。区域上，珠江三角洲经济区富硒土壤大面积分布，Se含量＞0.60mg•kg－1的土地面积达到12966km2(占珠三角陆域面积的31.1%)①。为此，根据台山地区表层土壤硒含量统计，再结合区域土壤硒的含量丰度，对台山地区土壤硒含量进行分级，以土壤硒含量≤0.2mg•kg－1作为低硒区界限值，0.2～0.6mg•kg－1作为正常硒含量范围，≥0.6mg•kg－1且≤3.0mg•kg－1作为富硒区，超过3.0mg•kg－1则视为硒过剩。根据上述硒的分级界限，编制台山地区的表层土壤硒含量分级图(图7)。以此为标准，将富硒下限大幅向上提高了0.20mg•kg－1后，台山地区表层土壤硒仍显示出很高的含量水平，总体处于富硒区和硒正常区，且无硒过剩区:(1)富硒区集中分布于中部的台城、水步、大江及东部古兜山一带，占总区面积的39.7%，基岩以寒武系地层及各期的岩浆岩为主;(2)硒正常区主要分布于台山地区北部及西南部，占总面积的52.5%，地层以第四系为主，次为第四系与寒武系的交接过渡地带;(3)低硒区主要分布在冲蒌—三合—白沙一带，呈狭长条带状沿北西向展布，占总面积的7.8%，地层主要为泥盆系砂岩。

2.3农作物硒含量特征

2.3.1富硒农产品评价标准富硒农产品是指农产品中硒含量达到一定平，且安全无毒副作用，能为特定人群提供一定硒营养的农产品或指硒含量达富硒标准的食品(富硒且安全)。目前，我国有关部门制定的富硒食品相关标准主要有卫生部颁布的“富硒稻谷(GB/T22499—2008)”、农业部颁布的“富硒茶”等，地方上也有湖北、陕西等常用的参照标准。结合参考卫生部最新的关于取消“食品中污染物限量(GB2762—2005)”中硒指标的公告，制定本地区农作物样品的富硒含量限值(表3)。

2.3.2农作物富硒程度评价台山作为全国优质的商品粮食基地之一，水稻和花生是其最主要的农作物，区内共采集到水稻(稻谷)样品70件，花生样品30件。根据富硒农产品含量标准(表3)，所采集的100件农作物样品中，共有43件符合富硒食品的限值要求(表4)，富硒比例为43%。本次测得水稻中的硒含量为0.001～0.241mg•kg－1，所分析的70件样品中，符合富硒标准的数量共有38件，富硒比例达54.28%。花生中的硒含量为0.027～0.195mg•kg－1，所分析的30件样品中，符合富硒标准的数量共有5件，富硒比例为16.67%。在不加入外源硒及未经土壤改良的情况下，台山地区超过40%的农作物硒含量已达到现有的富硒农产品含量标准要求，表明在台山富硒土壤分布区，进行富硒土壤资源区划，拓展富硒农产品的种植领域，开发系列富硒农产品，形成新的农业产业增长点，具有广阔前景。

3富硒来源

3.1岩浆活动是硒的主要来源岩浆活动是硒的主要来源，在火山和喷气活动产物中，硒是典型元素。台山地区，岩浆活动较为频繁，发育从志留纪到白垩纪的侵入岩，火山作用在区内虽仅见有晚侏罗世南山村组凝灰岩出露于西南台地区，但紧邻的西南部百足山发育晚二叠世晶屑凝灰岩，西部马山一带发育中—晚侏罗世火山岩，且与火山活动关系密切的热泉(温泉)在区内的温泉镇、三合镇等多地均有出露，基于区域丰富的地热资源，在西部相邻的恩平建立起了首个部级地热地质公园。地质时期频繁的岩浆活动以及现今还在进行的火山活动(热泉)，给本地区带来大量的硒，为本区富硒土壤储备了充足的硒源。

3.2变质作用有利于硒的富集台山地区在加里东期(志留纪)及燕山期岩浆活动强烈，其强大的热能使下寒武世地层在高温低压条件下发生热接触变质作用。硒和硫的沸点分别为682.9℃及444.6℃，在高温条件下能扩大硒的类质同象的范围。台山地区多地可见晚寒武世的水石组地层与侵入岩呈侵入接触。晚志留世侵入岩与寒武纪地层接触，区域地层发生浅变质，造成硒的进一步活化迁移，在局部部位富集，致使本区上寒武统地层富含硒，其岩石硒含量与同区的剩余的岩石含量相比，比值达8.78。本地区广泛分布的寒武纪地层成为表层土壤的良好富硒岩源。

3.3粘土矿物的吸附作用使硒在本地区富集土壤颗粒的组成也影响硒的含量，细粒的粘土矿物是土壤保留硒的主要矿物组分。台山地区表层土壤粒度偏细，其土壤质地以壤土为主，台山地区171件根系土的土壤质地与硒含量的对应结果列于表5②，由表可见，随着土壤质地由粗砂土渐变细为壤土，土壤的硒含量也随之从0.28mg•kg－1升高至0.54mg•kg－1，表明细粒级、含粘土矿物组分更多的土壤更能吸附固定硒元素，促使硒元素在土壤的进一步富集。因此，粘土矿物的吸附作用是本地区土壤富硒的重要因素之一。

4结论

地球化学研究论文范文第2篇

苏鲁构造带（见图1）是大别造山带的东延部分，被郯庐断裂向北推移而出露到现在的位置。该变质带内合接触关系；（2）呈透镜状或条带状赋存于石榴石橄榄岩中，与围岩呈突变接触关系［23］。韩宗珠［24］曾将苏鲁榴辉岩分为胶东、鲁南和青岛3个区。胶东榴辉岩区是指文登、荣成及威海榴辉岩发育区，它包括文荣和威海2个榴辉岩集中分布区。该区位于胶东东部垛崮山－昆嵛山岩体以东地区，区内围岩为元古代片麻岩（多糜棱岩化）和少量变质地层（大理岩、石英岩等）及超基性岩（石榴橄榄岩、蛇纹岩）。区内榴辉岩出露数百个，荣成地区成北东展布，威海地区成近南北向展布。鲁南区榴辉岩多集中成群成带分布，构成青岛、诸城、莒南、东海（含临沭石门）5个榴辉岩集中分布区，围岩主要为元古界变质地层和花岗片麻岩，由于青岛榴辉岩较为特殊，故另作讨论。区内榴辉岩出露数千个，总体成NE和NNE向展布，仅临沭石门地区成北西向展布，主要分布于变质层状岩系和片麻岩中，少量分布于超基性岩中。

2样品和分析方法

本文榴辉岩样品来自江苏东海至山东荣成苏鲁榴辉岩带，具体采样点如图1所示。将样品洗净烘干，选取新鲜部分粉碎至200目和60～100目左右，分别用于地球化学分析和单矿物颗粒的挑选。将粉碎至60～100目左右的样品颗粒冲洗烘干后过筛，随后在中国海洋大学海洋地球科学学院显微分析实验室利用体式镜挑选出纯净的绿辉石和石榴石，用玛瑙研钵研至200目左右进行地球化学分析。全岩主量元素在中国海洋大学海洋地球科学学院实验室用XRF完成测试，分析精度优于0．5％。全岩微量元素及单矿物主微量元素测试在青岛海洋地质研究所实验测试中心用ICP－MS／AES完成，分析精度优于5％。文中矿物缩写据WhitneyandEvans［26］，Grt：石榴石；Cpx：单斜辉石；Alm：铁铝榴石；Gro：钙铝榴石；Spe：锰铝榴石；Prp：镁铝榴石；Wef：硅灰石＋顽火辉石＋铁辉石；Jd：硬玉；Ae：霓石。

3岩石学特征

3．1岩相学特征

胶东－鲁南榴辉带上的榴辉岩主要呈片麻状构造和条带状构造，有时见斑杂构造和块状构造，压力挤压现象明显，矿物定向和分异普遍发育。由此可见，本区域大部分榴辉岩都经历了后期退变质作用和地壳物质混染，退变质作用尤以合晶化作用和角闪石化作用为主。岩相学观察表明，胶东地区榴辉岩呈中粗粒粒状变晶结构，块状构造，矿物组合为石榴石（30％～40％）、单斜辉石（40％～70％）和金红石（1％～2％），出露的主要岩石类型为榴辉岩、超镁铁质岩、片麻岩、面理化花岗岩（变质花岗岩、花岗质片麻岩）［21］，大部分是来自俯冲板片的大陆地壳。大量榴辉岩和超基性岩（约5％）呈大小不一的透镜状、团块状夹在大面积分布的围岩－变质表壳岩（约25％）和花岗质片麻岩（约70％）中［22］。苏鲁榴辉岩主要呈两种产状：（1）呈透镜状、条带状或肠状赋存于构造混杂岩系中，与围岩呈整部分样品中含有石英（8％）、白云母（3％）或角闪石（15％）。鲁南地区榴辉岩呈中粗粒粒状变晶结构，块状构造，矿物组合为石榴石（30％～60％）、单斜辉石（15％～40％）、角闪石（10％～20％）、白云母（2％～10％）和金红石（1％－3％），部分样品中含有石英（8％）。

3．2岩石化学特征

胶东地区榴辉岩各氧化物含量平均值分别为SiO2：45．71％，Al2O3：12．88％，Fe2O3：11．81％，CaO：10．91％，MgO：15．35％，Na2O：3．14％；鲁南地区榴辉岩各氧化物含量平均值分别为SiO2：45．15％，Al2O3：12．15％，Fe2O3：15．56％，CaO：11．55％，MgO：9．75％，Na2O：3．42％。鲁南榴辉岩的Fe2O3含量高于胶东榴辉岩，MgO含量则相对较低，多数苏鲁榴辉岩的主量元素化学成分相当于基性岩，部分榴辉岩SiO2＜45％，但其他氧化物的含量仍相当于基性岩，而非超基性岩［27］。

4矿物主量与微量元素化学

4．1石榴石

胶东和鲁南榴辉岩均主要由Prp、Alm、Gro和Spe4个端元组成，平均值分别为50．53％、25．32％、23．48％、0．68％和30．46、50．53％、29．85％、0．83％。胶东榴辉岩中石榴石∑REE平均值为16．46×10－6，低于鲁南榴辉岩中∑REE平均值25．53×10－6，东海榴辉岩Ec44－1的稀土总量偏低，仅2．9×10－6。稀土元素配分模式（见图2）为中重稀土富集的左倾型，具有明显的正Eu异常，部分样品具有Ce的负异常。石榴石微量元素主要有Cr、Zn、Sr、Sc、Co、Y、V、Ni，含有一定量的Ba（3．74×10－6～25．63×10－6）和Pb（0．65×10－6～35．35×10－6）。

4．2单斜辉石

苏鲁榴辉岩中仅一个样品单斜辉石投影在Mg－Fe－Ca辉石区，属普通辉石，其余样品单斜辉石均为绿辉石（见图3）。胶东榴辉岩中单斜辉石Jd分子含量平均为26．73％，低于鲁南榴辉岩中单斜辉石Jd平均含量（39．27％）。胶东榴辉岩单斜辉石∑REE平均值（26．58×10－6）高于鲁南榴辉岩单斜辉石中的∑REE平均值（9．49×10－6），稀土元素配分型式（见图4）整体为中稀土上凸富集的“钟状”，多数样品轻稀土表现为左倾富集，个别为左倾亏损，重稀土为右倾亏损型。绿辉石的“钟状”稀土配分模式是绿辉石与富集重稀土的石榴石和富集轻稀土的矿物平衡共生所致，从而使得绿辉石相对富集中稀土。绿辉石中的微量元素主要有Sr、Cr、V、Ni、Zn、Co，含有一定量的Ba（2．67×10－6～48．91×10－6）、Sc（4．01×10－6～32．59×10－6）和Pb（2．22×10－6～12．98×10－6）。

5讨论

5．1榴辉岩成因

根据榴辉岩中石榴石端元组分与榴辉岩地质产状的关系将石榴石分成三类［28－29］（见图5），胶东榴辉岩全部位于A类榴辉岩区，鲁南榴辉岩除东海样品投影在A类榴辉岩区，其他均投影在B类和C类榴辉岩的重叠区，反映榴辉岩原岩及成因的多样性。稀土元素球粒陨石标准化配分模式（见图6）多为LREE富集的右倾型，具Eu正异常，其原岩可能是富斜长石的基性岩；少量为LREE亏损的左倾型，HREE富集，可能与多硅白云母含量较多有关。部分样品具有Ce的负异常，说明其原岩可能是氧化条件下形成的沉积物［30］，与基性岩一同俯冲形成了榴辉岩。胶东地区榴辉岩TiO2含量低，平均0．52，鲁南地区榴辉岩TiO2含量高，平均1．82，反映出胶东地区榴辉岩形成的压力环境高于鲁南地区的榴辉岩。在Mg／（Mg＋Fe2＋＋Mn）－Ca2＋相关性图解中（见图7）说明胶东和鲁南榴辉岩区具有不同的成因和物质来源，胶东地区榴辉岩投影的全部在ZC线以上，为地幔成因；鲁南地区榴辉岩既有壳内角闪岩相变质成因，又有地幔金伯利岩和刚玉变质成因。上述特征说明胶东地区榴辉岩的成岩深度可能大于鲁南榴辉岩区。

5．2矿物之间元素分配及与全岩成分的关系

石榴石中（见图8）明显富集重稀土元素和Y，含量大于全岩成分，重稀土元素配分型式与全岩基本一致，另外石榴石与全岩主量元素、REE、Ba、Cr、Sc、V、Co、Ni、Y、Ga之间具有良好的正相关关系，说明石榴石是全岩重稀土元素和Y的主要寄主矿物，且其主量元素、REE、Ba、Cr、Sc、V、Co、Ni、Y、Ga等含量明显受全岩成分的制约。单斜辉石（见图9）明显富集轻、中稀土、Sr、V和Ni，与全岩主量元素、Sr、Ba、Cr、Sc、V、Ni、Ga之间存在明显的正相关关系，说明辉石的化学成分明显受到全岩成分的制约。胶东榴辉岩单斜辉石的LREE、Sr、V、Ni、Cr和Ga含量高于全岩，说明胶东榴辉岩中的单斜辉石是LREE和Sr的主要载体，不含磷灰石和绿帘石或者含量非常少，鲁南地区榴辉岩单斜辉石中LREE、Sr含量低于全岩，说明该区榴辉岩中存在磷灰石和绿帘石等强烈富集LREE和Sr的矿物［32］。石榴石和单斜辉石中的稀土元素含量占全岩稀土总量的大多数，石榴石亏损轻稀土、富集重稀土，单斜辉石相对亏损重稀土、富集轻稀土，二者的轻重稀土含量相互消长，呈互补关系。Y和Sr分别在石榴石和单斜辉石中相对富集，Ga、Cr、Sc、V、Ni和Co等元素在石榴石和单斜辉石中含量相对较高，这些特征与它们在榴辉岩石榴石和单斜辉石间微量元素分配系数研究及可类质同像代替石榴石和单斜辉石矿物晶体结构中主要阳离子的研究结果相符［13，33］。榴辉岩中石榴石和单斜辉石之间的微量元素分配是温度、压力和成分的函数［34－35］。苏鲁榴辉岩中石榴石和单斜辉石之间的分配系数（见图10）基本相同，说明石榴石与单斜辉石之间微量元素的分配已经达到了化学平衡。稀土元素的分配系数随着原子序数的增加而减小，轻稀土的分配系数均大于1，HREE与Y的分配系数均小于1。单斜辉石与石榴石之间的Sr、V、Ni、Cr和Ga之间的分配系数均大于1，Co和Sc的分配系数小于1，Zn的分配系数在1附近。上述微量和稀土元素在单斜辉石和石榴石之间的分配系数与它们在两种矿物之间的富集特征是一致的，即轻稀土和过渡族元素主要赋存在单斜辉石中，而重稀土、Co和Sc主要赋存在石榴石中。综上可知，Ga、Cr、Zn主要赋存于石榴石和单斜辉石中，重稀土、Y、Co、Sc主要赋存于石榴石中，V、Ni主要赋存于单斜辉石中，轻稀土和Sr在胶东地区榴辉岩中主要赋存于单斜辉石中，但在鲁南地区的榴辉岩中可能赋存于磷灰石和绿帘石等矿物中。

5．3成岩温度

胶东－鲁南榴辉岩的成岩平衡温度是采用Elliss和Green的Grt－Cpx地温计计算，这一温度计强调了Ca2＋组分对温度的影响，其计算结果与高温高压实验资料基本一致，其计算式为T（K）＝［3104XCaGrt＋3030＋10．86P（kb）］／（lnKD＋1．9034）式中：KD＝（Fe2＋／Mg）Grt／（Fe2＋／Mg）CpxXCaGrt＝［Ca／（Ca＋Mn＋Fe2＋）］GrtP的单位为kPa，按此公式，当压力变化为1kPa时，温度只改变1℃，故压力的影响可忽略不计。苏鲁榴辉岩中存在的柯石英说明该区榴辉岩形成于高温超高压环境，柯石英的稳定压力至少为2．8GPa［36］，因此，将苏鲁榴辉岩的最低压力值假定为2．8GPa，估算的胶东及鲁南地区榴辉岩的成岩温度如表5所示。从计算结果来看，胶东地区榴辉岩成岩温度主要为935．46～1349．22℃，平均为1176．26℃，主要属幔源的A类榴辉岩，鲁南地区榴辉岩成岩温度为850．15～1094．66℃，平均为959．65℃，大致相当于B类榴辉岩。苏鲁榴辉岩的成岩温度自西向东有升高的趋势。Kosler［38］认为微量元素对岩石变质温度和压力的变化比主量元素更明显，因此，榴辉岩中石榴石与单斜辉石之间的微量元素分配系数能够反映榴辉岩的峰期变质温度。苏鲁榴辉岩中单斜辉石和石榴石之间的Sr和稀土元素分配系数（DiCpx／Grt）与二者之间的Ca分配系数（DCaCpx／Grt）具有良好的正相关性，对应的分配系数回归线与地幔榴辉岩相应元素的分配系数回归线基本一致（见图11），其中Sm、Tb和Mo的分配系数与地幔榴辉岩之间的一致性最好；Eu、Nd和Y次之，其分配系数比地幔榴辉岩稍高；Sr的分配系数比地幔榴辉岩要低。这种较好的一致性说明苏鲁榴辉岩中单斜辉石和绿辉石之间微量元素和稀土元素已达到平衡分配，榴辉岩的形成温度可能与地幔榴辉岩非常类似。

6结论

地球化学研究论文范文第3篇

本次采集的烃源岩样品包括钻井和露头的泥质岩（泥岩）与碳酸盐岩（石灰岩），其中野外露头8个，钻井6口（图1）。对采集的钻井和露头样品分别进行了有机碳含量（TOC）测定、氯仿沥青“A”抽提与计量、族组分分离与定量、岩石热解、饱和烃气相色谱等分析测试。其中，有机碳含量通过LECOCS-400碳硫测定仪进行测定；氯仿沥青“A”含量通过索氏抽提法利用氯仿溶剂进行抽提获得；族组分采用层析柱法进行分离、定量；岩石热解数据通过OGE-II油气评价仪（Rock-Eval）进行测定；饱和烃组成主要通过日本岛津GC-17A气相色谱仪进行分析。将测试数据与前人分析数据相结合，其中石炭系露头石灰岩、钻井泥岩和下二叠统露头泥岩的样品分析较多，其他样品的分析数据较少，样品少其实与该类可能烃源岩样品不发育有一定关系。露头与钻井不同岩性的有机碳含量与氯仿沥青“A”含量总体成呈正相关特征（图2）。据图2和表1可以较清楚地观测到钻井样品与露头样品的有机质含量差异。总体来看，钻井样品的可溶有机质氯仿沥青“A”含量偏高，位于上部区域。露头样品氯仿沥青“A”含量偏低，位于左下部和右下部区域。仔细观察可以看到，左下部区域主要为石炭系和下二叠统露头石灰岩样品，右下部区域的样品主要为下二叠统露头泥岩样品。很显然，二者相比，露头泥岩的有机碳含量和氯仿沥青“A”含量均总体高于石灰岩，所有石灰岩有机碳含量在0.01%～0.83%，均值为0.09%；氯仿沥青“A”含量分布在0.0004%～0.0247%，均值为0.0034%。下二叠统露头泥岩有机碳含量在0.08%～4.45%，均值为1.79%；氯仿沥青“A”含量0.0002%～0.0108%，均值为0.0042%（表1）。钻井样品主要是石炭系泥岩、石灰岩与下二叠统泥岩，其中石炭系石灰岩有机碳和氯仿沥青“A”含量偏低，但是钻井石灰岩的氯仿沥青“A”含量仍高于露头石灰岩，而有机碳含量最高值分布于露头石灰岩（图2）。钻井泥岩有机碳含量大体介于露头石灰岩和露头泥岩之间，其氯仿沥青“A”含量总体偏高，有部分样品与露头泥岩接近（图2）。上述特征一方面反映了井下保存条件好，尤其对于可溶有机质。但无论露头还是井下，泥岩有机碳含量和氯仿沥青“A”含量均高于石灰岩，侧面说明了石灰岩作为烃源岩确实不如泥岩好。总烃含量分布与氯仿沥青“A”含量具有类似的分布特征（图3）。露头泥岩的总烃含量总体高于露头石灰岩，石炭系与下二叠统石灰岩没有明显不同。石炭系与下二叠统钻井泥岩总烃含量分布基本一致，钻井石灰岩总烃含量没有明显低于钻井泥岩，主要分布在钻井泥岩的低值区域，但明显高于露头石灰岩样品。同时，还可以清楚地看到，石炭系钻井石灰岩的可溶有机质（总烃和氯仿沥青“A”）含量总体高于下二叠统露头泥岩（图3）。此外，热解S1+S2也表现为露头样品明显低于钻井样品（表1）。可见，上述各种有机质丰度特征对比分析反映了钻井样品的保存条件确实好于露头样品，风化作用对可溶有机质的破坏比对固体有机质（有机碳）要强。

2可溶有机质组成对比

岩石可溶有机质氯仿沥青“A”由饱和烃、芳香烃、胶质和沥青质组成，不同组分抵抗风化作用的能力不同，因而会在钻井样品与露头样品组成中表现出差异。烃类包括饱和烃和芳香烃，非烃包括胶质和沥青质，烃与非烃含量显示二者具有反相关关系（图4），钻井样品的烃类含量总体偏高，非烃含量偏低，露头样品烃类含量总体偏低，非烃含量总体偏高(表2)。饱和烃和沥青质含量的对比也显示类似特征，即相同岩性的露头样品饱和烃含量基本都低于钻井样品，沥青质含量基本都高于钻井样品。作为中间组分的芳香烃和胶质具有微弱的正相关关系（图5），但露头样品与钻井样品看不出明显的差别，可见风化作用对饱和烃含量影响比较大，对沥青质有一定影响，对芳香烃和胶质的影响则显示较弱。饱和烃气相色谱图可以反映正构烷烃组成特征。通过大量对比（图6）发现，钻井样品的饱和烃组成中中低碳数烃相对含量高于露头样品，而露头样品饱和烃组成中中高碳数相对含量明显较高。钻井样品和烃气相色谱显示的双峰特征较为明显，表现出后峰高、前锋低的特征；露头样品一般也显示双峰型，但前峰明显减弱，高碳数为主的后峰强度显著加强。可见，风化作用对低分子烃类的影响更为明显，使得其相对含量显著减少。

3烃源岩热解参数对比

岩石热解是评价烃源岩的有效方法之一，由此方法建立的指标，不仅可评价有机质丰度，也可评价有机质类型[20]，尤其对于成熟度较低的泥质岩往往更为有效。通过钻井与露头样品的热解分析发现，风化作用对热解参数的影响也很明显（图7、图8）。露头泥岩的氧指数和氢指数明显偏低，石灰岩明显偏高；钻井样品的氢指数和氧指数大体位于露头泥岩和露头石灰岩之间的区域，其中泥岩氧指数总体低于石灰岩，氢指数总体高于石灰岩（表3、图7）。图8清楚地展示了不同样品氧指数与有机碳含量的反相关关系，露头石灰岩氧指数最高，有机碳含量最低；与之相比，钻井石灰岩氧指数偏低，有机碳含量偏高。下二叠统露头泥岩氧指数偏低，有机碳含量偏高，下二叠统钻井泥岩分布与之相近。石炭系钻井泥岩与下二叠统钻井泥岩相比，氧指数偏高，有机碳含量偏低。根据热解S1、S2和S1+S2均值对比（图9）来看，无论是泥岩，还是石灰岩，基本都是钻井样品的参数值高于露头样品，露头样品石炭系石灰岩参数值低于下二叠统石灰岩，钻井样品下二叠统泥岩参数值低于石炭系泥岩。热解Tmax与S1/(S1+S2)关系（图10）显示，各种钻井样品的S1/(S1+S2)都有较大的变化范围，多数露头碳酸盐岩样品未测出Tmax值，说明风化作用对碳酸盐岩的热解S2峰影响很大，从而影响Tmax。泥岩分析数据较多，钻井泥岩与露头泥岩相比，S1/(S1+S2)没有明显差异；而Tmax差异显著，下二叠统露头泥岩明显偏高，石炭系和下二叠统钻井泥岩明显偏低，露头石灰岩样品的数据与钻井泥岩接近，基本分布于同一区域。上述不同样品间热解参数的差异，一方面与沉积特征有关，另一方面与风化作用密切相关。不同层位钻井或露头样品间参数的差异与沉积境、水体性质等原始沉积特征有关，石灰岩和泥岩有机质特征的差异主要与沉积特征的不同有关，而同一层位同一岩性样品在钻井和露头上的差异主要与风化作用有关，泥岩比石灰岩抵抗风化作用的能力要强。

4结论

地球化学研究论文范文第4篇

研究区共获得近40000个采样数据，为了节省篇幅，将工作区地气样品元素含量特征进行总结（见表1）。从表1中，可以看出元素的极值比非常高，其中Cu的极值比最高可以达到28359.2，而La、Mn、Pr、Pb、Y、Nd、Zn共7种元素高低相差>1000倍，Ag、Al、Ba、Co、U、Ce、Li、Mg、Ni、Si共10种元素>300倍。上述元素含量特征表明研究区地气样品中的元素分布极不均匀，可能存在某种矿化异常场，但还需要进一步工作进行核实。

2地气元素异常分布特征

研究区共有14条测线，共627个测点，每个测点采用3个孔多孔采集组合样的方法，目的是增加样品的代表性，避免偶然误差。在野外还会逐点记录线、点号、捕集器号、袋号、天气状况、气温、地表覆盖物性质、地貌特征等。将研究区的地气异常主要分为单元素异常和组合异常2个研究类型。

2.1单元素异常分布特征从图2中可以发现Cu、Pb元素由于含量高，有明显异常，并且其异常面积较大。而Ag、Zn元素则具有明显的异常区域，含量高，层次性好，对于金属矿的圈定具有指示意义。通过对比，不难发现，Ag、Cu、Zn、Pb4种元素的异常区域并不完全一致，说明在该区可能存在不同类型元素的富集。此外，Ag、Cu、Zn、Pb单元素图中也有一片异常区域大致重合，有可能在该地点有多金属矿化带的形成。

2.2元素综合异常分布特征为了更好地说明地气样品异常特征，结合研究区地质背景，以寻找金矿为目的，综合分析后，将特定的几种元素组合在一起，利用等权累加方法，做出相关元素的综合异常图。研究区中成矿元素综合异常在空间分布上，其套合性较好，层次明显，含量较高。但其异常分布面积并不太大，这种地气异常分布可能反映本区基本框架，但地气浓度异常集中心部位是否存在金矿化有待钻孔验证。从两组异常空间分布对比，发现两组异常出现区域近乎一致，具有很好的找矿空间指示意义。

3结语

通过对捕集剂空白的检测结果，发现捕集剂本底元素含量较低，地气样品中大部分的元素高于分析检出限，重复样品检测结果大部分元素重现性好，说明本次观测数据精度高，结果可靠。虽然金未能报出有效数据，但在靠近1#脉附近，出现了北西向展布的Cu、Pb、Zn等多元素异常，表明伴生元素对于毕力赫类型的金矿有一定间接指示作用。本次地气测量在毕力赫矿区共圈定出多元素异常多个，除反映已知矿的异常外，还发现了多个多元素异常，通过初步验证，在26#脉已知矿东侧异常处虽然没有发现金矿体，却发现了厚达200多米的Ag矿化体，证明地气对于寻找硫化物矿化的有效性。

地球化学研究论文范文第5篇

世界上3个产钼大国———美国、中国和智利。在20世纪90年代，美国无论其勘查成果和产量均为世界第一，中国第二。但90年代下半叶，尤其是21世纪以来，美国采取保守的找矿开发战略，转以进口为主。中国在这一阶段的钼矿产业获得了长足发展。特别是2005年以来中国陆续发现并探明5个超大型及数十个大、中型钼矿床，使得我国目前超大型钼矿床达到10个，事实上中国已成为世界上第一产钼大国。美国钼资源丰富，勘查程度亦较高，但其坚持不出口、不污染环境和稳步开发原则，1996年前钼产量一直居世界第一，1996年后开始有意识放慢开发和生产，转以进口为主。中国以钼产量高而著称，在1996年后钼产量和出口量开始稳居于世界第一。中国的钼产品1／3即可满足国内需求，2／3用于出口。18年来，我国钼外贸始终保持良好的顺差，由国内钼生产企业将钼精矿加工成氧化钼或钼铁，出口目的地是欧洲市场及美、日、韩、荷（台）等国和地区。尽管欧盟不断对中国钼产品实施反倾销并加收高额关税，然而欧洲各国钼生产能力总和远小于中国，加之欧盟对钼需求的缺口较大，中国事实上已占领欧洲市场，同时，美洲市场也部分接受中国的出口产品。

长期以来，世界钼资源形势始终以正弦曲线的形式发展。迄今为止出现过3个波峰。1979年氧化钼出现过33．00美元／磅钼的高势；至1981年开始下滑，1992年跌入低谷，为2．50美元／磅钼；1994年重新抬头，氧化钼价格升至18．00美元／磅钼，随后又下滑；至2003年下半年，全球钼市场又重新崛起，氧化钼价格迅速攀升至30美元／磅钼，至2005年5月，欧洲市场氧化钼价格为38．5～40美元／磅，美洲市场为38～39美元／磅，创下历史之新高，高位运行至2008年上半年。目前，全球金融危机造成市场运行机制不畅，企业经济下滑，但全球金融危机已历经6年，钼矿产业第二个春天可望可及，企业的腾飞尚可展望。由于国内对钼矿山的大力治理整顿，虽然规范了钼矿的勘查开发市场，有力地保护了矿产资源，但客观上也限制和制约了钼产品生产速度从而加大了世界钼需求的缺口。目前，我国一批新矿床勘查正好适应了这种形势。只要我们做好了钼资源战略储备，待钼矿产业第二个春天来临，我国必将再一次为世界钼业的需求和发展做出突出贡献。

2钼的矿物及其地球化学特性

2.1地球化学特性

钼位于周期表内铬系列，在第六副族内。为偶数原子序数，偶数原子量和大部分偶数同位素的情况下，钼的特征是电子层结构的不对称。同时第二个外电子层没有被充满，离子结构处于不等量子状态和它的不对称性，从而引起钼的亲铁性，离子强极化作用化合物的特征、颜色及其特有的顺磁性。钼的亲铁性，表现在钼原生矿物主要为硫化物，一般不形成复硫化物。钼的强极化作用还影响了钼化物的挥发性。在氟充足的情况下，钼能和二氧化硅、钨、铀一起进入汽化热液中，在自然条件下一般为四价和六价。钼的原子半径为0．14nm，与钨的原子半径0．141nm极相近，二者均为变价元素，主要有4＋与6＋两种价态，Mo4＋＝W4＋＝0．068nm，Mo6＋＝W6＋＝0．05nm，因此两者地球化学性质极为相似，钼原子的电子层结构为2－8－18－13－1，这也可以说明钼的价态变化以及为什么钼的4价和6价化合物具有最大稳定性。按前苏联地质学家维诺格拉多夫的研究成果，钼在地壳中的克拉克值为1．5×10－6，而钼在各种岩类中的含量如下：中基性岩浆岩为0．78×10－6；酸性岩为1×10－6；砂岩为0．4×10－6；粘土岩为0．7×10－6。钼在岩浆中表现为较强的亲硫性，而亲氧性较差。在原生－内生岩浆成矿作用过程中，钼以四价态的硫化物出现，而在氧化带中则是生成六价的氧化物。我国中生代燕山期各大地构造单元的地幔柱活动中，上地幔拉斑玄武岩浆经深大断裂上升并对下地壳的充分熔融和演化，转化为强酸性熔浆，在与地球深层地下水的结合阶段，岩浆熔融阶段结束，钼则富集于岩浆期后热液中；钼常与锡、铋、钨、铍和铼共生。我国10个超大型斑岩型钼矿大部为单一钼矿床，其形成机制是相同的。而在大理岩或矽卡岩作为部分赋矿围岩时，钨、钼均可富集为工业矿床，甚至还可共生其他矿种。

2.2岩浆的化学构成和矿元素

2.2.1岩浆的化学构成

（1）造岩元素：O、Si、Al、Fe、Ca、Mg、Na、K8种元素其总量在90％以上，每种元素含量均在1％以上［2］，与成钼关系密切的酸性岩浆富Si、Al、K、Na。（2）微量组分元素：在岩浆岩中经常存在，含量在1％以下的有Ti、Ma、P、S、H等，而W、Sn、Nb、Li、Zr、Cu、Zn、Pb、Co等可形成付矿物。含量更低的有Mo、Re、Th、U等混入于造岩矿物晶格中或成为类质同像存在于造岩矿物中。挥发性组分：在深部岩浆结晶或喷出的过程中逐渐聚集或散逸。根据火山气体及岩浆期后气液活动产物及包体成分鉴定，其中主要是H2O、H和OH、H的作用随深度H2增加而加大。OH和H2O随深度而减小。一般在岩浆中的含量不低于1％～3％，不超过10％～20％；其他挥发分有CI、HCe、HF、S、SO2、B（OH）2、NH3、CO3、Co、CH4、H2、N2、H2S等，Mo、Hg、Fe都可以形成。总之，挥发分在结晶分异中形成残余溶液。

2.2.2矿元素

（1）成矿元素：W、Mo、Sn、Nb、Be、Bi（微量），Be、Bi在岩浆中转化可集中成矿。（2）控矿元素：O、Si、Al、Ca、Fe、Mg、Na、K对形成不同的矿床类型起控制作用。（3）运矿元素：挥发性元素是成矿物质携带剂，如Cl、F、B等，其中B、Cl均与Mo化合成络合物。挥发分的多少、分离时间和方式对成矿有很大影响。

2.2.3钼在侵入岩中的分布及存在性状在花岗岩的各种造岩矿物中，Mo主要赋存于碱性长石（钾长石系列）、钙长石辉石、角闪石、黑云母中，尤其是钛铁矿的Mo含量最高，锆石、磷灰石等矿物也都含有钼，但79％则集中于长石中，石英中含Mo很少。Mo在碱性长石等主要造岩矿物中存在主要有3种形式。即①置换三价铝；②置换三价铁；③置换四价钛。总的看来Mo的存在主要是由于置换上述矿物晶格中离子半径相近的元素以类质同像的形式出现。

2.2.4钼矿物的种类、主要特征及分布钼在地壳中的丰度不高，因此其矿物分布也不十分广泛，已知含钼矿物达20种之多，但仅有4种具工业价值，即辉钼矿、钼酸钙矿、钼酸铁矿和钼酸铅矿，其中又以辉钼矿一种矿物工业价值最高，分布最广，世界开采量中其占90％以上。辉钼矿化学成分MoS2，其矿物常呈大小不等的鳞片状，带深蓝的钢灰色，并具很强的金属光泽，条痕呈墨绿色，晶体属六方晶系，具层状构造，钼离子介于两层硫离子之间，这种3层构造之间具有较强的关系，由此形成辉钼矿一向完全解理。辉钼矿的化学成分比较稳定，其中钼含量59．96％，含硫40．04％，但有时可含少量铼（Re），因为铼的离子半径与钼相近，因而铼常在辉钼矿晶格中以类质同像混入物形式出现。辉钼矿的形成温度范围很广，从常温一直到高温均可形成（多出现于高温矿床），所以辉钼矿是一种多型变体，在中温热液350℃以下即可形成非晶质MoS2，而在350～600℃即可形成3R型MoS2，600℃以上可形成2H型MoS2。天然辉钼矿主要是2H型，为六方晶系，为复六方双锥对称型，而3R型则为三方晶系。辉钼矿呈钢灰色，硬度低易污手，具铅灰色条痕。表生条件下，辉钼矿主要与H2O与O2经长期作用形成米黄色钼华Fe2O3•3MoO3•8H2O。

3钼的地球化学找矿

3.1小比例尺水系沉积物测量（5万或20万）钼矿床的原始成矿均是在完全封闭条件下完成的［3］，花岗斑岩的侵位深度一般小于3km，因而钼矿体紧紧围绕在花岗斑岩微型岩株的顶部产出，其与花岗斑岩顶部起伏形态相“整合”，就像罩于花岗斑岩体顶部的草帽状，无一例外。表生条件下，矿床经1亿～2．5亿年［4］的风化剥蚀，一般就会出露地表。而Mo作为长石的类质同像混入物将会产生晶格解离，金属钼进入水系，被地表水带至1～3km距离混入泥沙，通过小比例尺水系沉积物测量，我们会从战略上圈出钼矿床的宏观范围。此阶段的钼地球化学异常以5×10－6为找矿下限。

3.2大比例尺土壤测量（1万）在小比例尺水系沉积物Mo异常基础上，选择Mo异常强度较高地段开展1∶1万大比例尺土壤测量，而在新疆、内蒙万里大草原上则由于在表生条件属于物理风化所致其土壤化极差，适于采用岩屑测量。但总的采样深度均是B、C2层物质，即岩矿石半风化剥蚀的残积物。比较二者的区别，岩屑的外来物质较土壤会稍高，可靠性稍降低。土壤（岩屑）测量所圈出的异常基本代表了钼矿床深部原始成矿位置。但是不是矿床，还要看其异常特征。从我国近几年发现和探明的5个超大型钼矿床土壤（岩屑）地球化学异常与矿床的关系研究的最新成果，10×10－6的异常范围基本上可认定为矿床主要工业矿体产出范围。但矿床的大小和品位还要看异常内的梯级带和高含量样品点的数量。一般地，梯级带愈多，高含量样品数愈多，矿产规模愈大，品位愈高。

4结语

地球化学研究论文范文第6篇

福山凹陷位于海南岛以北，琼州海峡以南，是北部湾盆地典型的中、新生代断陷盆地之一。凹陷西北侧以临高断裂为界，上升盘为临高凸起，南面为海南隆起，东南侧以长流断裂与云龙凸起相隔（图1）。凹陷总体呈北断南超、南北分带的构造格局，主要次级构造单元包括北部断阶带，中部断槽带（皇桐次凹、白莲次凹、海口次凹），中部构造带（博厚－朝阳、美台、永安背斜、花场次凸、白莲和金凤构造等），最南部为一斜坡［26］。福山凹陷主要成盆期发生了3期构造运动，即神狐、珠琼和南海运动［26－28］。这3期运动分别控制了渐新统长流组（E1c）、流沙港组（E2l）和涠洲组（E3w）沉积。流沙港组主要为湖相沉积，沉积建造以砂砾岩和泥岩为主；长流组和涠洲组则以河流相和冲积扇沉积为主。目前在流沙港一段、二段、三段和涠洲组都有油气发现，但以流沙港组三段为主。主要的烃源岩为流沙港组暗色泥岩，有机质丰度高，有机质类型为Ⅱ到Ⅲ型，有机质热演化程度也较高，位于皇桐次凹和白莲次凹的流二段和流三段烃源岩埋深大都超过了成烃门限深度，具有良好的生烃条件［29－30］。福山凹陷油气勘探始于1958年左右，曾四上三下，几易其主［26］。1985年以前大规模勘探会战阶段钻探的38口福字号井，只在其中5口井获得油流，其中位于博厚构造带的F23、F28、F29井到达工业油流标准，找到博厚涠洲组小油藏，位于南部斜坡带的大部分井都没有油气发现（图1）。1985—1988年中外合作勘探开发阶段，共钻探6口井，在金凤构造带的金凤1（Jf1）和金凤南1（Jfn1）井获得油气流，发现金凤小油藏，之后油气勘探工作一度陷入停顿。直到1993年，由南方石油勘探开发有限责任公司自主作业经营以后，相继找到花场、美台、白莲3个油气田和金风、朝阳、永安等含油构造，储量和产量逐年上升。目前已建成了一个年产能力超过30万吨油气当量的海南油气生产基地。

2福山凹陷油气特征

福山凹陷目前已发现的油气藏主要分布在花场次凸和白莲构造带。在美台、金凤、博厚—朝阳等构造带也有油气发现。福山凹陷原油主要是低密度、低黏度、中—低凝固点、低含硫量、中—低含蜡量的典型陆相成因轻质油、凝析油或正常黑油，具有类似于中国东部断陷湖盆陆相成因原油的基本地球化学特征，但也表现出其特殊性。（1）原油以轻质油、凝析油为主，油质轻，密度最低可至0．76g•cm－1。（2）原油中甾萜类生物标志化合物浓度很低，常规的色谱－质谱分析中，部分原油样品的饱和烃质量色谱图信噪比低，部分生物标志化合物很难准确鉴定和峰面积积分，影响了部分相关地球化学参数的精度［16］。（3）非烃含量低，最低只有0．61％，咔唑类含氮化合物浓度低，咔唑类含氮化合物的示踪效果不理想［16，19］。（4）天然气藏中普遍含有CO2气，部分气藏CO2气含量可高达98％。已有研究成果表明，福山凹陷CO2气主要为火山－幔源成因，高含CO2气的分布与古近系火山岩的分布密切相关［31］。

3早期的油藏地球化学研究

在勘探初期，福山凹陷基础石油地质研究工作开展得不多，油藏地球化学研究则更少。笔者所在的项目组曾从2004年到2011年连续对福山凹陷开展了有关油气成因、成藏方面的地球化学研究工作。自20世纪90年代中期福山凹陷由南方石油勘探开发有限责任公司自主钻探和生产以后，于1999年首先在花场次凸取得突破，发现了花场油气田。但石油地质和油气地球化学研究方面还有许多问题有待解决：一是潜在烃源灶的方位问题。花场次凸北东方向紧邻白莲次凹，西边紧邻皇桐次凹（图1），根据地震资料和地质认识，认为这两个洼陷都具有一定的生烃能力，都是潜在的烃源灶。那么花场油气田已发现的油气主要来自哪个烃源灶，抑或二者都有贡献？二是下一步油气勘探方向问题，是往南部斜坡扩展，往花场凸起东面的花东和白莲构造带铺开，还是顺着花场凸起往位于其北东方向的白莲次凹方向，靠海的地区钻探；或者是紧邻花场凸起西部，向皇桐次凹方向钻探？同时，由于缺乏有效的烃源岩样品，源岩层位不清楚。大部分钻井都位于花场凸起构造高部位，没有钻遇有效的烃源岩样品。早期钻探的福字号井也大都位于构造凸起部位或者斜坡地带，完钻井深浅，缺乏或者没有钻遇有效的烃源岩，加之取心少，很难开展油－源对比研究工作。因而非常有必要开展油藏地球化学研究工作。针对福山凹陷原油的特殊性，我们探索了新的油气运移方向和示踪指标。油气运移方向和充注途径地球化学示踪的前提条件是原油样品属于同一族群。原油地球化学分析结果表明，福山凹陷原油具有相同的分子地球化学特征，如高的姥鲛烷／植烷比值、高的奥利烷和重排藿烷含量、相近的C27－C28－C29规则甾烷组成和二苯并噻吩－二苯并呋喃－芴（“三芴”系列）组成等特征等，属于同一族群，来自同一烃源层［16，19，30］，因而可以利用原油样品化学组成的变化特征，示踪油气运移的方向和充注途径。由于福山凹陷原油甾萜类生物标志化合物浓度低，非烃和咔唑类含氮化合物含量低，常规的地球化学指标示踪效果不理想。而二苯并噻吩类含硫多环芳烃化合物具有化学结构和性质稳定、含量高等特点而广泛存在于不同成因和类型的石油中，而且一些常用的指标如4－／1－甲基二苯并噻吩（MDR）、2，4－／1，4－二甲基二苯并噻吩（2，4－／1，4－DMDBT）等指标兼具备表征有机质成熟度以及油气运移的属性［17－18］，因此本文选取该指标进行示踪研究。图2是基于2004年年底以前福山凹陷花场油气田已发现井原油样品的地球化学分析资料，绘制的福山凹陷花场油气田2，4－／1，4－DMDBT等值线图。从图2可以看出，位于花场次凸最北面的H7井原油具有最高的参数值，为4．42，从H7井往花场次凸，参数逐渐降低，到H4－1和H6井附近，降低到1．20左右，2，4－／1，4－DMDBT等值线图指示的油气运移方向为：油气从白莲次凹沿北东—南西方向往花场次凸充注成藏，逆着油气运移方向即可追溯潜在烃源灶的方位，即花场次凸已发现的油气主要来自位于其北东方向的白莲次凹，其西侧的皇桐次凹对花场次凸已发现的油气贡献不大。根据油藏地球化学示踪结果，在2005年为油田提出下一步有利勘探方向：（1）位于花场次凸以东的花东和白莲构造带（图3），由于紧邻白莲次凹烃源灶，是油气有利的运移和充注指向区，可优选构造和圈闭条件有利的目标进行钻探。（2）沿花场次凸往白莲次凹的上游方向的流沙港组一段，是有利的勘探区带。该地区位于潜在烃源灶和花场次凸已发现油气藏之间，位于油气运移路径上的圈闭将是有利的油气成藏部位。由于流沙港组三段砂体向白莲次凹方向越来越不发育，储层物性变差，而流沙港组一段还发育一定的砂体，储层物性也优于流沙港组三段，因而流沙港组一段应是潜在的有利勘探层位。（3）对于花场次凸以南的南部斜坡带，应采取稳步推进的策略，根据已发现油气的情况及资源丰度，逐渐往南勘探。勘探范围取决于白莲次凹烃源灶的生油气强度，供烃能力以及油气运移和保存条件等。从油气运移方向和充注途径示踪结果分析，花场次凸已发现石油来自皇桐次凹的贡献较小，因此在未弄清皇桐次凹生油气能力之前，花场次凸向皇桐次凹方向暂时不宜进行大规模钻探。

4最新的油藏地球化学研究结果

根据早期油藏地球化学研究预测的有利勘探目标区，在福山凹陷相继发现白莲油气田和花东油气田，在花场次凸北东方向流沙港组一段也取得重要的油气发现（图3）。福山油田快速增储上产，油气产量由2004年的5万吨油气当量增至2012年的36万吨油气当量。图3是福山凹陷主要发现井的分布情况，除了在花场次凸继续有部分钻井有油气发现以外，主要在花东和白莲地区成果钻获一批工业油气流井。图4是根据2010年福山凹陷已发现井的原油地球化学分析资料，绘制的2，4－／1，4－DMDBT等值线图，从等值线图变化趋势指示的油气运移方向看，花场次凸虽然新增加了H7－3、H8－1X、H2－5、H2－6等井的资料，但油气运移方向与2004年（图2）基本一致。在图2的基础上，图4增加了花东和白莲油气田的资料，2，4－／1，4－DMDBT参数值所指示的油气运移方向证实前期油藏地球化学对白莲地区油气运移方向的预测，即白莲次凹往南的花东和白莲地区是有利勘探区，白莲油气田油藏地球化学示踪结果也指示该地区原油主要来自白莲次凹烃源灶，油气从白莲次凹由北往南充注成藏（图4）。①在数据点较多的情况下，可得到精度较高的等值线图，多条等值线在某个方向上系统地向前突出弯曲，各条等值线的拐点构成的轨迹，即可示踪石油运移的主要方向和充注的优势运移路径。从图4可以看出，2，4－／1，4－DMDBT等值线图指示了3个主要的优势运移通道，一是沿H7—H1—H3—H4井区一线，二是沿Hd1—Hd2—H5井区一线，三是沿L4—L8—L9井区一线。单井石油的产量也显示，沿着这3个主要的方向，油气产量明显较高（图4），所以下一步的油气勘探最有利的目标应该是沿优势运移路径向白莲次凹的上游方向。从参数值来看，目前已钻探的H4－3井具有最低的2，4－／1，4－DMD－BT参数值（1．08），但该井的产量已很低（4．7m3／d），如果以此参数值作为花场和白莲油气田的原油的下限值，根据参数值变化趋势，白莲构造和花场次凸向南的勘探工作不应该大踏步地向南推进，只能稳步向南发展，L13井（图4）的失利即为一个例证。

5结论

地球化学研究论文范文第7篇

老君山成矿区大地构造处于华夏地块、江南造山带、扬子地块、三江造山带等几大构造单元接合部位(图1)。研究区主要出露寒武系、奥陶系和泥盆系，其中早、中寒武统为主要赋矿层位；中部为老君山燕山期S型复式花岗岩体，出露面积约153km2；紧邻老君山花岗岩体形成了一套穹窿状变形变质岩系，被称为“老君山变质核杂岩”（李东旭和许顺山，2000；Yanetal.,2005，2006；），变形-变质作用的峰期为印支期（约235Ma）（刘玉平等，2007a；冯佳睿等，2011）。成矿区受到多期地质作用叠加(早加里东期、印支期、燕山期)，成矿过程十分复杂。区内都龙超大型锡多金属矿床在20世纪60年代被探明，由于矿床紧邻老君山花岗岩体，且岩体富含锡、钨等成矿物质，该矿床最初被认为是典型的花岗岩岩浆热液型矿床（宋焕斌，1989；安保华，1990；忻建刚和袁奎荣，1993）。20世纪末期至今，随着区内新寨、南秧田等矿床的发现，有关该区矿床的认识也取得了新的进展，由于主矿体呈层状或似层状与地层整合产出，块状硫化物矿石中发现了大量鲕状结构、层纹条带状构造等典型特征，并通过地层和矿石的稀土、微量元素分析证实了加里东期海底（火山）喷流沉积成矿作用的存在（罗君烈，1995b；周建平和徐克勤，1997；曾志刚等，1999；贾福聚，2010a；石洪召等，2011；戴婕等，2011）。王学焜通过对新寨锡矿床、南秧田白钨矿床S，Pb同位素测试，测得成矿年龄为200Ma，与区域变质年龄接近，提出印支期变质热液改造成矿的观点（王学焜，1994）。刘玉平通过都龙锡锌矿床锡石和锆石U-Pb年代学研究，测得该矿床存在大量燕山期成矿年龄，证明该区存在大规模花岗岩成岩、成矿事件（刘玉平等，2007b）。纵观以往研究成果，该区矿床应为多期复合叠加成矿模式，与成矿相关的地质作用主要包括加里东期火山喷流沉积成矿作用、印支期区域变质作用和燕山期花岗岩叠加改造成矿作用。

2主要岩类及矿床类型

老君山燕山期花岗岩体按照其演化顺序大致可分为三期（冯佳睿等，2011）：第一亚期占岩体出露总面积的三分之二，为灰白色含斑中粗粒二云母花岗岩，组成矿物有斜长石、微斜长石、黑云母、白云母、石英，为似斑状花岗结构、块状构造。第二亚期约占该岩体总面积的三分之一，为灰白色中细粒二云母花岗岩，呈岩株状侵入于第一期岩体中，主要矿物为微斜长石、更长石、石英、黑云母、白云母，具细粒花岗结构，块状构造。第三亚期为灰白色花岗斑岩，呈岩枝及岩脉穿插于早期花岗岩及变质岩系中，斑晶主要为钾长石、石英，次为黑云母、斜长石，具斑状结构、块状构造。经野外实地调研及综合分析，都龙、南秧田矿区出露的第三期花岗岩斑岩脉对锡钨等元素的富集具有积极意义（贾福聚等，2010b）。老君山成矿区主要变质岩类型包括：（1）片岩类，主要有绿泥石片岩、角闪片岩、云母片岩、云母石英片岩、石英电气石片岩、长石云母片岩等，在研究区普遍发育；（2）大理岩类，有方解石大理岩、白云石大理岩、含碳质大理岩、含砾钙泥质大理岩，与其它变质岩呈互层状产出；（3）混合片麻岩类，包括眼球状花岗片麻岩、条痕状花岗片麻岩，在南秧田地区发育较广；（4）夕卡岩是成矿区内主要的赋矿岩石，根据组成矿物组合及复杂程度，可分为简单夕卡岩及复杂夕卡岩两类。简单夕卡岩主要矿物为透辉石、绿帘石、阳起石、斜黝帘石、普通角闪石、石英、长石、黑云母，及少许磁铁矿、磁黄铁矿、黄铁矿等，层位稳定，呈似层状、层状分布，厚度小，一般小于40m，延长小于40km。复杂夕卡岩由十余种硅酸盐矿物组成，主要有透辉石、钙铁辉石、斜黝帘石、绿帘石、绿泥石、阳起石、石榴子石等，其次有石英、云母、方解石、电气石、钠长石、萤石，普遍含金属硫化物，呈囊状、透镜状、似层状产出，厚度一般小于60m，走向延伸超过10km以上。复杂夕卡岩是成矿区最重要的赋矿围岩，都龙、新寨、南秧田等超大型、大型矿床均产于复杂夕卡岩层位中。老君山成矿区矿床类型包括简单夕卡岩型锡矿床，片岩、复杂夕卡岩型锡钨多金属矿床，和与花岗岩有关的石英脉、伟晶岩型钨锡矿床，赋矿围岩主要为花岗岩及变质岩类。简单夕卡岩型锡矿床分布于成矿区的北东部，矿体产出地层为中寒武统田蓬组（2t），层状含矿简单夕卡岩广泛分布，长达30余公里（巷香寨—茅草坪—三水），普遍发育锡矿化，矿物组合简单，一般不超过四种非金属矿物，主要金属矿物有锡石、黄铁矿，脉石矿物有透辉石、绿泥石、阳起石等，典型矿化点有茅草坪、三水等。片岩、复杂夕卡岩型矿床可分为锡石多金属硫化物矿床及白钨矿床两类，是老君山成矿区的主要矿床类型。锡石多金属硫化物矿床主要分布于花岗岩体南西部的都龙及北东部的新寨，赋矿地层为中寒武统田蓬组（2t），矿体产出于碎屑岩与碳酸盐岩过渡带，矿体走向长几十米至2000余米，厚度数米至数十米，倾斜延伸几十米至数百米；主要金属矿物有锡石、铁闪锌矿、磁铁矿、磁黄铁矿、黄铜矿、黄铁矿、毒砂；脉石矿物有钙铁辉石、透辉石、绿泥石、阳起石、石榴石、透闪石、绿帘石、石英、白云母、萤石、方解石等。白钨矿矿床分布于花岗岩体东部的南秧田，赋矿地层为下寒武统冲庄组（1ch）浅灰绿色云母石英片岩、透辉石片岩、阳起石片岩，下部矿层多为似层状、层状矿体展布，走向长10余公里，厚度数米至10余米，倾斜延伸百余米至千余米，白钨矿颗粒细小，上部矿层有脉状、透镜状矿体穿插，脉状矿体中白钨矿颗粒粗大；主要金属矿物有白钨矿、磁黄铁矿、黄铁矿、毒砂、黄铜矿及少量锡石，脉石矿物有石英、长石、云母、透辉石、透闪石、阳起石、斜黝帘石。与花岗岩有关的石英脉、伟晶岩型钨锡矿床位于老君山成矿区中心近花岗岩体部位，典型矿点有花石头、戈岭、老寨等。矿体呈脉状产出于花岗岩体内部、及其与围岩的接触带中，组成矿脉的主要矿物有锡石、黑钨矿、绿柱石、黄铁矿、黄铜矿、石英、长石、云母、电气石、石榴子石、绿泥石。

3稀土元素地球化学特征

老君山成矿区与成矿密切相关的岩类主要有海相火山喷流沉积岩，花岗岩及变质岩，根据前人研究成果和已有认识（王中刚等，1989；邱家骧，1991），各岩类的稀土元素地球化学特征分述如下。

3.1海相火山沉积岩

海底火山活动形成的海相火山岩，可以涵盖从基性到酸性各类复杂的岩石类型（韩宗珠等，2005），总体以玄武岩类为主。按照玄武岩形成的构造环境可分为大洋中脊玄武岩、洋岛玄武岩、岛弧玄武岩和活动大陆边缘玄武岩等，其中岛弧玄武岩及活动大陆边缘玄武岩，形成于大洋板块俯冲和大陆边缘裂解的环境下，伴随深源成矿物质的上涌往往形成金属矿床，如黑矿型矿床。大洋中脊拉斑玄武岩与岛弧拉斑玄武岩，由稀土元素亏损的地幔岩较高程度（15%~30%）的熔融形成，稀土总量低，轻稀土表现为弱异常或无异常，稀土配分模式曲线总体近于平坦，Eu常表现为正异常。洋岛碱性玄武岩由地幔岩较低程度（5%）的熔融形成，轻稀土优先进入熔融体，造成了其轻稀土元素的富集和稀土总量的明显提高。

3.2花岗岩

根据成岩物质来源和成岩机制，花岗岩可分为幔源型、过渡型地壳重熔型和陆壳改造型三类（徐克勤和涂光炽，1984）。其中幔源型花岗岩稀土配分模式曲线为平滑的右倾斜型，轻稀土富集，LREE/HREE=3.93~4.13，一般无Eu异常，δEu=0.94~1.00；过渡型地壳重熔型花岗岩稀土配分模式曲线亦为平滑的右倾斜型，轻稀土富集更强烈，LREE/HREE=5.00~10.00,具弱Eu异常，δEu=0.7~1.1；陆壳改造型花岗岩中的混合岩化花岗岩轻稀土相对富集，Eu呈中等负异常，陆壳改造型花岗岩中的陆壳重熔再生花岗岩则重稀土明显富集，LREE/HREE=1.00~3.00，Eu负异常加剧，δEu<0.4（王中刚等，1989）。

3.3变质岩

在低级变质作用过程中，由于稀土熔点与沸点很高、化学性质稳定等特点，稀土元素组成及含量基本保持不变。在区域变质作用过程中，由于没有外来物质的大量参与，其对原岩稀土元素组成的影响应与低级变质作用过程类似（陈德潜和陈刚，1990）。在与交代作用有关的中、高级变质作用过程中，随着元素组分的带入与带出，稀土总量及组成往往发生变化。个旧燕山期花岗岩体交代围岩发生的夕卡岩化研究（赵一鸣和李大新，1987）表明，夕卡岩较原岩稀土总量常有较大增高，其中轻稀土总量变化大，且多表现为增高，而重稀土含量基本稳定，轻、重稀土比值（ΣLREE/ΣHREE）明显增大。对广西平英花岗岩交代基性杂岩形成的蚀变分带进行的系统研究（毛景文等，1988）显示，围绕岩体自下往上形成了钾长石岩带→黑云母岩带→青盘岩带→电英岩带→石英脉带→碳酸岩脉带，随着蚀变程度的降低，稀土总量依次降低，且负Eu异常亦逐渐减弱，反映了花岗岩对基性围岩稀土配分模式的影响程度依次降低。

4成矿系列的厘定

根据野外地质调研和已有资料的综合分析，认为影响研究区矿床形成的地质作用主要包括：加里东期海底火山喷流沉积成矿作用、印支期区域变质作用和燕山期花岗岩侵入地质作用。在火山喷流沉积时期形成了分布广泛的多金属块状硫化物矿石和矿源层；区域变质期火山喷流沉积物质普遍变质、成矿物质得到改造和富集；老君山花岗岩体中成矿元素丰富，在侵位过程中不但形成了多处石英脉、伟晶岩型矿床，对周边大型多金属硫化物矿床的形成也具有一定的叠加改造作用。结合成矿区不同地质体的成矿作用特点，研究区可划分为3大成矿系列，分述如下。1）加里东期海底火山喷流沉积-印支期变质成矿系列,分布在老君山花岗岩体北东的区域，成矿以海底火山喷流沉积作用、区域变质作用为主，形成简单夕卡岩型锡矿床，赋矿围岩主要为区域变质岩，典型矿点有茅草坪、三水等。2）加里东期海底火山喷流沉积-印支期区域变质-燕山期花岗岩热液叠加改造成矿系列,该系列矿床与加里东早期海底火山活动密切相关，海相火山喷流沉积成矿作用形成了矿源层或矿体，并受到印支期区域变质作用和燕山期花岗岩热液作用的的影响，成矿物质迁移、叠加而富化，形成片岩、复杂夕卡岩型矿床，可分为锡石多金属硫化物矿床及白钨矿矿床两类，典型矿床有都龙锡多金属硫化物矿床、新寨锡多金属硫化物矿床和南秧田白钨矿床。3）燕山期花岗岩热液成矿系列,老君山花岗岩体及接触带中形成了一系列的石英脉型钨、锡矿床，和伟晶岩型铍、锡矿床，这些矿床的形成与花岗岩体的侵位密不可分，典型矿床有花石头石英脉型锡钨矿床、瓦渣含铍伟晶岩型矿床。

5样品选取、分析与测试结果

稀土元素分析样品包括3件简单夕卡岩取自茅草坪（MCP-1,MCP-2,MCP-3），1件相关矿石中的方铅矿编号K14。6件复杂夕卡岩分别取自都龙（DL-1,DL-2）、新寨（XZ-1,XZ-2）和南秧田（NYT-1,NYT-2），2件相关矿石中的方铅矿编号K15、毒砂编号K16。3件花岗岩来自都龙北部老君山岩体（G-1,G-2,G-3），2件相关矿石中的黄铁矿编号K23和K24。稀土元素由宜昌地质矿产研究所电感藕合等离子体质谱法（ICP-MS）测定，分析精度5％~10％，稀土分布模式图采用Boynton（1984）球粒陨石推荐值标准化，分析结果见表1，稀土配分模式图见图2。取自茅草坪的3件简单夕卡岩，稀土总量（ΣREE）较低，均值为47.33×10-6。轻重稀土比值（ΣLREE/ΣHREE）也比较低，均值为6.30。样品同时具有Eu正异常和Ce负异常。简单夕卡岩稀土元素配分模式与岛弧拉斑玄武岩基本一致。与简单夕卡岩相关的方铅矿，稀土总量（ΣREE）为1.26，轻重稀土比值（ΣLREE/ΣHREE）为9.69，亦同时具有Eu正异常和Ce负异常，简单夕卡岩和相关方铅矿具有相似的稀土配分模式，说明二者具有同源性。都龙、新寨和南秧田的6件复杂夕卡岩样品稀土元素总量变化性较大，变化范围为31.20×10-6~295.98×10-6。轻重稀土比值变化性也比较大，变化范围为5.06~10.94。6件样品均具有弱的Ce负异常特征，其中4件样品表现为Eu负异常，2件样品Eu正异常。Eu正异常样品稀土总量低（ΣREE均值为41.58×10-6），分布在稀土配分模式曲线的下部，Eu负异常样品稀土总量高（ΣREE均值为241.24×10-6），位于稀土配分模式曲线的上部。与复杂夕卡岩相关的金属硫化物方铅矿和毒砂，均具有弱Ce负异常特征，其中Eu呈正异常的方铅矿，稀土总量低（ΣREE为0.83×10-6），Eu呈负异常的毒砂，稀土总量高（ΣREE为4.36×10-6）。取自老君山花岗岩体的5件花岗岩及其相关矿石中的黄铁矿，稀土总量(ΣREE)高，均值为97.19×10-6。轻重稀土比值(ΣLREE/ΣHREE)也较高，均值为11.46。5件样品均为Eu负异常，其中4件样品表现为Ce弱正异常，1件样品表现为Ce弱负异常。老君山花岗岩稀土元素配分模式曲线与地壳重熔型花岗岩相吻合。花岗岩及其相关矿石中的黄铁矿具有相似的稀土配分模式，说明金属硫化物的形成源自于花岗岩岩浆热液。所有样品均具轻稀土富集、重稀土亏损的特征，ΣLREE/ΣHREE值变化范围为2.78~11.95。各类岩石稀土元素配分模式与相关矿石中的金属硫化物具有相似的稀土元素配分模式，说明各含矿岩系的成岩与成矿具有相似的地质作用过程。

6讨论

6.1加里东期海底火山喷流沉积-印支期变质成矿系列的稀土元素特征

茅草坪的简单夕卡岩及矿石样品，稀土总量较低，同时具有Eu正异常和Ce负异常，稀土配分模式与岛弧拉斑玄武岩相类似。Eu正异常代表成矿流体具有较高的温度和相对还原的性质，Ce负异常代表海水的参与（ElderfieldandGreaves.,1982；Shikazono,1999），还原、高温热水流体不具明显的Ce负异常，而海水不发育Eu正异常，单靠热水流体的简单传导冷却，不会使流体发育Ce负异常，而从海水正常沉淀出的物质也很少发育Eu的正异常，因此二者同时在矿石中出现，应指示在海底火山喷流沉积成矿时相对高温的热水流体和较低温的海水在海底发生了对流混合（Barrettetal.,1990；Hofmann,1997）。

6.2加里东期海底火山喷流沉积-印支期区域变

质-燕山期花岗岩热液叠加改造成矿系列的稀土元素特征都龙、新寨和南秧田地区夕卡岩及相关矿石稀土元素分析表明，稀土总量低的样品与茅草坪地区简单夕卡岩稀土元素配分模式类似，同时具有Eu正异常和Ce负异常，其原岩属于海底火山喷流沉积成因。其它稀土总量高的样品，Eu和Ce元素均表现为负异常，推测是是由花岗岩热液的叠加改造作用引起的。花岗岩热液叠加改造作用过程使岩石轻稀土含量具有明显增加，轻重稀土比值（ΣLREE/ΣHREE）得到提高，同时造成了稀土总量的增加和Eu的明显负异常，钨、锡、锌等成矿元素得到了进一步富集。本成矿系列变质岩及矿石的稀土配分模式：Eu正异常的样品稀土总量低，稀土配分模式曲线位于下部，Eu负异常的样品稀土总量高、稀土配分模式曲线位于上部，这种现象在其它地区火山沉积-叠加变质岩类中也较普遍（图3）。该现象在南秧田矿区被认为是层状矿体与脉状矿体稀土配分模式的区别（曾志刚和李朝阳，1998；王冠等，2012）。推测这种稀土配分组合模式可作为火山喷流沉积-花岗岩热液叠加改造复合成矿模式的判别标志。6.3燕山期花岗岩热液成矿系列的稀土元素特征老君山花岗岩及相关矿石中的黄铁矿，Eu表现为强烈的负异常，稀土总量高，轻重稀土比值（ΣLREE/ΣHREE）也较高，显示了花岗岩体分异程度较高，其稀土配分模式与地壳重熔花岗岩相吻合。

7结论

地球化学研究论文范文第8篇

1.1土壤中有益有害元素迁移富集规律众所周知重金属的土壤及作物的影响程度本并不是尤其所含总量所决定的，而是取决于土壤中各种重金属元素的赋存形态。决定重金属元素迁移、转化能力及富集量的主要是水溶态和离子交换态这两个赋存形态。重金属元素各形态平均量及与全量比值为表中所示(表3)。表3反映了在土壤中各重金属元素由于其化学性质的不同，在各赋存形态分配量方面的差异。Hg、As、Cu、Zn在土壤中的非活动态量与总量的比值均在50%以上，其次是Pb为40%左右，Cd相对较低为27%。而活性较强、迁移能力较大的水溶态、离子交换态的量除Cd达27.45%，其它元素的量一般仅占总量的2-3%左右。说明进入土壤中的重金属元素汞、砷、锌相对较稳定，活化、迁移能力较低，主要以残渣态形式赋存于土壤中；铜、铅主要以与有铁锰、腐殖质及碳酸盐有关的结合态形式存在，具一定的活化、迁移能力；镉则以具高可活动态，低残渣态形式存在，具有较强的活性和迁移能力，对土壤的污染程度也相对较高。

1.2种植区灌溉水地球化学背景区内灌溉水中Ph在6.1～8.3之间，平均值为7.8为中性-碱性，Se、Cr、Zn、Pb、Cd等重金属元素及NO3-、F-、N、P含量均较低，Hg、K以及总硬度、高锰酸钾指数的平均值与江汉流域区平均值的比值>1.5，区内对地表水构成明显污染的是SO42-硫酸盐，其平均值为全区的16.4倍以上。

2、影响蔬菜品质的生态地球化学制约因素

2.1蔬菜品质特征

表4为本次工作所采集的蔬菜样本的品质各主要养分的统计结果，包菜、大白菜两类蔬菜中总糖、维生素C等养分的含量大致相当，前者略高于后者。按蔬菜种植区母质层划分对品质对比，冲积层两类蔬菜中的总糖、粗纤维含量高于湖冲积层包菜中的含量，而维生素C、粗蛋白的含量在湖冲积层包菜中相对较高；按种植区土类划分对比，蔬菜中总糖含量：粘土类蔬菜＞砂土类蔬菜＞壤土类蔬菜；维生素C：壤土类包菜＞砂土类包菜＞粘土类包菜，粘土类大白菜＞砂土类大白菜＞壤土类蔬菜；粗蛋白砂土蔬菜中含量最高，其次是壤土、粘土；粗纤维在各土类蔬菜中的含量基本相当。总体上种植区的白菜类蔬菜的品质较优，以蔬菜品质主要养分平均总量计（图4），湖冲积层区的蔬菜品质优于冲积层区的蔬菜品质；不同土类区蔬菜的品质，壤土种植区最好，其次是砂土种植区，粘土种植区的蔬菜品质相对较次。

2.2不同母质层重金属元素赋存量对蔬菜品质的影响

在作物赖以生长的根作层土壤中重金属有害物质主要源自于土壤母质，为了进一步了解不同母质层对蔬菜作物的重金属污染影响程度，在区内主要土壤母质冲积层分布区采集了同点配套蔬菜样、根系土样品44件，其中湖冲积层区18件，冲积层分布区26件。分析统计结果显示见表5：在两种不同母质的根系土中，主要重金属含量均未超过土壤标准阀值，总量较低，如Hg在根系土中的平均含量0.07μg/g，最高含量也仅为0.116μg/g；Cd在湖冲积层根系土和冲积层根系土中的平均含量大致相当，但在蔬菜中则表现为Hg的含量较低而Cd的含量则相对较高已接近于标准限值，这是由于土壤胶体溶液中可供作物吸收的可交换活动态离子量存在的的差异所引起的，这一特性在在图5中体现的更为清晰。由此可见，作物中重金属富集量的大小并不完全取决于与根系土中重金属全量的高低，而与重金属在介质中的重金属离子的可活动态量占全量比值的大小关系密切。

2.3有益组分含量对蔬菜品质的影响

在蔬菜的生长过程中，土壤的一个重要功能就是为作物提供所必须的营养组分，其供给力的大小直接影响着作物的生长和品质的优劣。本次选取了主要有益元素铜、锌、铁、锰、钼、磷在蔬菜生长过程中的影响特征加以讨论。

2.3.1耕作母质层中有益元素的全量与蔬菜品质的关系作物在生长过程中对土壤中营养组分的摄入其实是对养分元素中可活动离子的一种解吸、交换的过程，这是由土壤结构组成和蔬菜作物的吸收功能所决定的。这一特性产生的结果如图6所示。上图是部分有益元素在土壤中的全量与在作物中的富集量的对比图示解析，对比结果显示，同一元素在作物中的富集量和在土壤中的富集量，不仅在量的大小上存在明显的差异，且在含量变化特征上也存在明显的不一致性，说明养分的总量反映了土壤中该类养分的潜在供应能力。

2.3.2耕作母质层中有益元素的有效量与蔬菜品质的关系元素对农作物的生长发育提供了必要的物质基础，但是能被作物吸收利用的仅是其有效部分，由于母质层的成因类型的不同以及土壤质地上的差异，区内各营养组分在根系土中的有效供给量存在着不均匀性。区内主要湖冲积层、冲积层根系土及不同质地土壤中主要营养元素的有效态丰缺标准及含量分布特征见表6、表7。对比湖北省地调院推荐的省二次农业普查有效态丰缺标准（表7），区内两冲积层根系土中：有效磷的供给力充足，速效钾在湖冲积层根系土中含量偏低，在冲积层根系土中适度；其它微量元素的有效量在两类冲积层根系土中表现为：有效铜、有效铁很富足，有效锌、有效钼偏低；有效锰缺乏。不同质地土类中各有益元素的含量特征为：沙土中有效态量很富足的是Cu、Fe；Zn、B偏低，Mn缺乏，K、P的有效态量能基本满足作物的所需量。从根系土各有益元素的有效态量与蔬菜中同类元素的富集量特征对比来看两者呈正相关关系（图7）。说明土壤中营养组分的有效态量的高低直接影响着作物的生长质量。

2.4土壤酸碱度与蔬菜品质的关系

土壤中的酸碱度是又一个对蔬菜作物生长具有重要影响的理化指标，pH值的高低以及变化直接影响着蔬菜作物的生长和品质的优劣。

2.4.1土壤有效态与土壤酸碱度的关系目前种植区作物生长的根系土中Ph值的平均值一般在7.7左右，属中-偏碱性土，在当前这种土壤有益元素的有效组分和作物所需养分的供需关系的平衡状态下，当土壤中Ph值继续升高至8.0或8.0以上时，有益元素的有效态量明显降低（图8），特别是土壤中的碱解氮、钾以及微量元素铜、铁、硼的有效量下降的尤为显著。由此可见，偏碱-碱性土壤在抑制了有害元素的活化迁移的同时，也降低了作物生长所需的营养组分的活性，对作物生长产生了不利的因素。

2.4.2蔬菜中Hg、Cd生物富集系数与土壤Ph值的关系土壤的酸碱度是影响农作物的生物富集的一个重要条件。白菜类蔬菜中元素生物富集系数（图9），土壤pH值<7.5-7.5中偏碱性环境下，Hg、Pb、As的生物富集系数较稳定，均在0.01以下，Cd的富集系数呈上升趋势由0.025左右升至0.04左右。当土壤中的Ph值继续升高7.5—8.0时，Cd的生物富集系数趋于平稳降低在0.035-0.04之间，而Hg的生物富集系数急剧升高，Pb、As的生物富集系数无明显变化。说明在Ph值大于7.5的碱性环境条件下蔬菜对土壤中的Hg反应更为敏感，吸取量随着土壤中Ph值的增大升高。对Cd、Pb、As则反应相对较平稳，富集系数变化不大。

2.5土壤肥力与蔬菜品质的关系

土壤是蔬菜生长发育的母体，在衡量土壤质量的诸多要素中，土壤肥力是一个极为重要的指标。通常在土壤学中是将土壤中的阳离子交换量以及与之存在有相关关系的盐基总量参数来评价土壤肥力高低优劣的。土壤中的阳离子交换量直接反映了土壤保肥、供肥性能和缓冲的能力，盐基总量则是判断土壤肥力水平的一个重要参数。

2.5.1母质根系土中阳离子交换量种植区土壤中阳离子交换量平均值为14.4cmol/kg。湖冲积层15.61cmol/kg>冲积层13.53cmol/kg；粘土16.44cmol/kg>砂土13.15cmol/kg>壤土12.13cmol/kg。说明湖冲积层土壤的保肥、供肥能力要优于冲积层土壤；保肥、供肥能力最好的是粘土，其次是砂土和壤土。

2.5.2土壤盐基总量土壤中的盐基总量通常是作为判断土壤肥力的一个重要参数，种植区根系土中盐基总量的平均值为30.8cmol/kg，高于阳离子交换量的均值，说明总体上土壤肥力达到了中等偏上的水平；各母质层及不同质地的土壤中盐基总量均值冲积层（34.52cmol/kg）>湖冲积层（29.059cmol/kg）；粘土和砂土中的盐基总量基本相当为33.73cmol/kg左右，壤土中的盐基总量值较低仅为19.87cmol/kg，说明粘土、砂土中的肥力要优于壤土。

2.6地表灌溉水对蔬菜品质的影响另一个对蔬菜作物的生长至关重要的影响因素就是水，作物在其生长过程中，很大一部分所需营养主要是通过对水的摄入进行自身补给的，同时水又是土壤溶液的重要组成部分，是有益有害元素发生迁移转化的载体。本次评价区两种白菜种植区内的灌溉水体中，主要重金属污染物均未超标。大白菜种植区灌溉水中的重金属含量略高于包菜种植区灌溉水中的含量，其它污染物指标氟化物、氯化物和磷在灌溉水体中的平均含量和最高值均在标准允许范围内，对水体未构成污染，适合蔬菜种植的灌溉。

3、结语