杭州地質局

❶ 誰有杭州市地質災害防治與地質環境保護「十三五」規劃（含圖）

杭州市地質災害防治地質環境保護失誤規劃他的圖紙，你可以在圖書館或者是網路文件里可以找到。

❷ 杭州地質局

你說的是西溪路的杭州地質研究所吧？
地址：西溪路920號網路地圖

本數據來源於網路地圖，最終結果以網路地圖最新數據為准。

❸ 從哪裡可以找到杭州的自然環境數據比如說坡度，土質，工程地質，水文狀況，自然災害等近幾年的數據

環保局和國土資源局

❹ 我想問一下杭州市的浙江省地質勘查局能不能鑒定玉原石

好象他們那裡有個浙江省珠寶協會，估計應該可以鑒定的。具體你可以去問問看。

❺ 杭州-諸廣山-花山（HZH）高εNd值帶的地質意義

從圖5-7可見，杭州-諸廣山-花山（HZH）高ε_Nd值帶分隔了湘桂內陸帶、湘贛粵過渡帶和皖南-蘇南帶，其東端實際上與華南地區花崗岩中地幔來源物質參與程度最強烈的贛西北-浙西北帶重疊。因此，HZH帶應該不僅有重要的地球化學意義，還可能有重要的地質意義。

最早識別出華南內陸這條高ε_Nd值帶的Gilder 等（1996）認為，這條帶可能是伸展（加走滑）的產物而不是大陸碰撞的結果，它乃是華南東南部較活動地塊同西北部較穩定的地塊之間的一條界線。Chen和Jahn（1998）承認Gilder等（1996）在華南內陸首次鑒別出一條高ε_Nd、低T_DM帶的意義，但是他們認為其構造意義還不清楚，為其提出一個可以接受的假設還為時過早。繼而陳江峰等（1999）進一步認為從贛東北到粵西的加里東期低T_DM花崗岩帶可能代表沿江南加里東裂陷槽地幔物質上涌加入地殼的記錄，但也可能與華南小洋盆或加里東殘余洋盆的位置大體相當。而沿贛東北深斷裂、千里山-昆侖關深斷裂構造帶分布的中生代低T_DM花崗岩帶則可能反映地殼內部北東向線型的拉張減薄帶或者是斷裂帶和裂谷帶，由於拉張作用導致地幔物質的加入以及地殼質量的凈增長。Hong等（1998）則提出，HZH高ε_Nd低T_DM帶可能是揚子板塊和華夏板塊在新元古代時的一條板塊碰撞帶，隨後被古生代沉積所掩蓋。沈渭洲等（2000）則認為該帶的分布與晉寧期以來長期活動的贛杭構造帶一致，可能是由於含有較多的地幔組分、且在地殼中存留時間短暫的年輕的地殼如雙溪塢群、雙橋山群等基底變質岩，經部分熔融形成。本文就此作進一步的討論（洪大衛等，2002）。

HZH帶的東端沿江山-紹興斷裂分布，有一系列新元古代的超鎂鐵輝閃質和閃長質岩體（795～890 Ma），並已強烈糜棱岩化，構成一條長150 km的糜棱岩帶（周新民和朱雲鶴，1992）。江紹斷裂西北側的贛東北-浙西北帶分布著新元古代早期未變質-低變質的雙溪塢群火山-沉積岩系，Sm-Nd同位素年齡（978±44）Ma（章邦桐等，1990）。東南側的湘贛粵過渡帶則分布著中新元古代綠片岩-角閃岩相的陳蔡群區域變質岩，Sm-Nd同位素年齡（1297±57）Ma（周新華，1997）。兩側的前寒武系岩石類型截然不同。贛東北-浙西北帶以銅、金礦化為特徵，湘贛粵過渡帶則以鎢、鈾、鈮、鉭礦化為特色（表5-1），顯然是兩個不同的地球化學域。因此江山-紹興斷裂被認為是揚子板塊同華夏板塊在新元古代的碰撞對接帶（水濤，1987；周新民和朱雲鶴，1993）。

這一結論也得到近年來獲得的地球物理資料的支持。屯溪-溫州斷面爆破地震資料顯示，上地殼速度分布以江山-紹興斷裂為界兩側具有明顯不同的特徵。西北側（揚子板塊）速度等值線起伏很大，而東南側（華夏板塊）速度等值線變化相對平緩得多。沿江山-紹興斷裂帶速度等值線十分密集，可能為一高角度沖斷層（熊紹伯等，1993）。重磁資料表明，江山-紹興斷裂西北側為大面積低磁區；重力場起伏變化較多，變化幅度較大；地殼厚度起伏變化也很大，在皖浙交界地區地殼厚度較大，約為36～37 km，在金（華）衢（縣）盆地，地殼顯著變薄，最薄處僅為28 km左右。東南側磁異常以正異常為主，正負異常劇烈跳動，重力場起伏變化較少也較低緩；地殼厚度變化較平緩，一般在32～33 km左右。沿江山-紹興斷裂則是一個陡變的重力梯級帶，大地電磁測深結果表明，它還對應著一個明顯的低阻帶（王謙身等，1993；閆雅蘭等，1993，孔祥儒等，1993）。

地球物理資料還表明，江山-紹興斷裂帶不僅是地殼上部的明顯分界，同時也是上地幔的明顯分界。東南側（華夏板塊）上地幔頂部速度為8.0～8.3 km/s，而西北側（揚子板塊）則為7.5～7.7 km/s，表明兩側地幔的性質和物質組成存在明顯差異，江山-紹興斷裂可能是一條以擠壓破碎性質為主要特徵的超岩石圈斷裂（孔祥儒等，1995）。

沿贛東北斷裂出露的前述樟樹墩蛇綠岩帶Sm-Nd 同位素等時線年齡930～1154 Ma（徐備和喬廣生，1989；周國慶和趙建新，1991；邢鳳鳴等，1992）、鋯石 SHRIMPU-Pb年齡（968±23）Ma（李獻華等，1994）及在其東北皖南祁門-歙縣斷裂上出露的伏川蛇綠岩帶Sm-Nd等時線年齡935～1035 Ma（周新民等，1989；邢鳳鳴等，1992），說明揚子板塊同華夏板塊沿江山-紹興斷裂帶碰撞拼合在10億年左右，大體上相當於Rodinia超大陸聚合的時代（Hoffman，1991，1999；Condie，2001）。而與伏川蛇綠岩成構造接觸的前述皖南許村過鋁堇青石花崗閃長岩SHRIMP鋯石U-Pb年齡（829±11）Ma，HZH帶北側的贛北九嶺堇青石花崗岩SHRIMP鋯石U-Pb年齡（818±10）Ma，江南古陸西南緣桂北本洞、三防和元寶山花崗岩的SHRIMP鋯石U-Pb年齡分別為（820±7）Ma、（825±6）Ma和（820±4）Ma（李獻華等，2001），揚子地塊北緣的湖北黃陵奧長花崗岩（819±10）Ma（馬國乾等，1989），揚子地塊西南緣雲南峨山黑雲母鉀長花崗岩（818±10）Ma（李獻華等，2001），四川西南關刀山石英閃長岩（857±13）Ma（李獻華等，2002）。雖然這些花崗岩的類型不同，彼此相距遙遠，卻有相當一致的形成時代，說明揚子地塊820 Ma左右在大於1500 km×700 km的廣大區域范圍內在基本相同或相似的構造環境下發生過廣泛的地殼重熔事件。李獻華等（2001，2002）和葛文春等（2001）注意到，這些花崗岩的年齡同桂北中元古代四堡群中的基性岩脈/岩席的SHRIMP鋯石U-Pb年齡（828±7）Ma和澳大利亞地幔柱成因的 Gairdner 岩牆群的年齡（827±6）Ma 一致（Li 等，1999），因此認為820 Ma左右這些花崗岩的形成可能同揚子地塊和華夏地塊在新元古代末的裂解，在更廣泛的意義上也就是同Rodinia超大陸的裂解有關。

從江山往西，HZH帶同樣可能是揚子板塊同華夏板塊碰撞對接帶的一部分，只不過因為被古生代沉積所掩蓋，許多特徵尚未被人們所認識。但是，HZH帶兩側的湘桂內陸帶和湘贛粵過渡帶在同位素地球化學、花崗岩類型和特徵礦化類型之間的一系列差別（表5-1）已露端倪。此外，還可以看到以下一些蛛絲馬跡。

1）湘桂內陸帶的震旦系—下古生界為碳酸鹽岩台地沉積，由台地相碳酸鹽岩、台緣斜坡相礫屑灰岩和斜坡相鈣屑濁積岩、泥岩、硅質岩組成，代表一套陸殼基底上的大陸坡沉積，當屬於揚子板塊。而湘贛粵過渡帶震旦系為陸屑濁流沉積，沉積厚度和沉降速率遠大於前者，當屬於華夏板塊（劉寶珺等，1993；徐志剛，1995）。

2）在湘桂內陸帶震旦系與下伏前震旦系為微角度不整合、或平行不整合接觸，僅在沉積盆地中心地區為連續過渡關系。而在湘贛粵過渡帶震旦系與下伏前震旦系為連續沉積，局部為假整合，僅在福建長汀一帶出現不整合（江西、湖南、福建、廣東、廣西地質礦產局：1∶100萬中國南嶺及其鄰區地質圖，1984；劉寶珺等，1993）。

3）湘桂內陸帶同揚子地台邊緣類似，發育寬闊、舒緩的加里東期穹狀褶皺，並以明顯的印支期蓋層褶皺為特徵；而在湘贛粵過渡帶則發育緊密的加里東期線狀褶皺和強烈的劈理，基底斷裂發育（江西、湖南、福建、廣東、廣西地質礦產局：1∶100萬中國南嶺及其鄰區地質圖，1984）。

4）湘桂內陸帶的加里東花崗岩以S型為主，出露規模小，活動時間短暫（411～418 Ma），岩性較簡單，以二長花崗岩為主，主要產於穹窿構造的核部，說明它們形成於穩定的地區；湘贛粵過渡帶的加里東花崗岩規模巨大，I型和S型同時出現。花崗岩的活動時間漫長（569～377 Ma），岩性變化復雜，從石英閃長岩直至鹼長花崗岩，混合岩化、片麻狀構造發育，主要受斷裂構造控制（地質礦產部南嶺項目花崗岩專題組，1989；孫明志和徐克勤，1990）。

5）同加里東花崗岩的分布特點一致，大規模的加里東變質帶（武夷山、九連山、雲開大山和武功山）全部出露在湘贛粵過渡帶，變質程度達角閃岩相，說明加里東運動時湘贛粵過渡帶是一個高熱流值區。

6）如Gilder等（1996）所指出的，侏羅-白堊紀岩漿活動和晚三疊世至早白堊世的陸相沉積盆地主要發育於HZH帶以東地區。Zhou和Li（2000）所說的火山岩線也與HZH帶大體一致，晚中生代火山岩分布在該線以東，在其以西基本缺乏火山岩。HZH帶實際上是分隔華南西北較穩定地區同東南較活動地區之間的一條邊界。

7）HZH帶北側的贛北進賢早官嶺黑雲角閃閃長岩侵入中元古代雙橋山群，Rb-Sr年齡（1240±10）Ma（吳俊華，1995），可能同前述贛東北樟樹墩蛇綠岩屬於同一時代。HZH帶南端西側湖南道縣中生代玄武岩中變形輝長岩包體Rb-Sr等時線年齡（1141±67）Ma，代表了元古宙底侵作用的產物（李昌年等，2001）。HZH帶南端東側粵西雲開群中的斜長角閃片岩（原岩為基性火山岩）Sm-Nd等時線年齡（971±69）Ma，ε_Nd（T）為±4.7±1.9，與之有關的接觸變質矽卡岩的Sm-Nd等時線年齡（975±130）Ma（李獻華等，1993）。廣東信宜羅罐組片理化英安斑岩U-Pb年齡910 Ma，輝石岩Sm-Nd等時線年齡（905.5±4.1）Ma（張仁傑等，1991），變質基性岩Sm-Nd等時線年齡980 Ma（周漢文等，1993）。信宜旺沙垌尾變流紋斑岩與變英安斑岩單鋯石U-Pb年齡922～940 Ma（張志蘭、袁海華，1997）。雲開群西南廣西英橋混合花崗岩鋯 U-Pb年齡（834±28）Ma（簡平，1989）。以上資料說明，沿HZH帶在新元古代初曾有強烈岩漿活動，可能同揚子地塊與華夏地塊的碰撞拼合有關。

圖5-10 華南視磁化強度圖

（據張季生和洪大衛，2002）

8）沿著HZH帶東西兩側重磁場特徵存在明顯差異，在1∶100萬布格重力異常圖上，此線以東重力場為紡錘狀大面積平緩負值區，磁場屬於正磁異常為主的強磁異常區，磁異常變化較大，梯度強度也較大，局部異常的幅值在50～600 nT之間，方向各異；此線以西重力場與揚子地台組成一個塊體，磁場微弱、低緩、平穩，一般幅值為不到100 nT的正異常（金文山等，1997）。根據對華南航磁異常進行化極處理和低通濾波後得到的視磁化強度J的分布來看（圖5-10，張季生和洪大衛，2002），以紹興-分宜-吉安-茶陵東-道縣-玉林-北海東南和麗水-大埔一線為界，全區可以分成3個區。紹興-分宜-吉安-茶陵東-道縣-玉林-北海東南以西地區的磁性微弱、低緩，對應於前述的湘桂內陸強過鋁S型花崗岩帶；上述兩條界線之間的地區磁性相對較強，一般視磁化強度值J小於250×10 ^-3 SI，對應於前述的湘贛粵弱過鋁S型花崗岩帶；麗水-大埔一線以東的地區磁性最強，視磁化強度J值最大可達700×10 ^-3 SI，並且視磁化強度J值變化也較大，對應於前述的浙閩粵I型花崗岩帶。華南視磁化強度J從東向西呈逐漸減弱的趨勢。根據現有爆破地震資料編制的華南Moho面等深度圖（金文山等，1997），大致以HZH帶為界兩側的厚度明顯不同。東側的地殼厚度變化不大，一般為30～32 km，局部為34 km；而西側為一個較大梯級帶，地殼厚度變化范圍為30～48 km，一般大於40 km。地震與重磁資料似乎一致表明，HZH帶兩側的深部為兩個不同的塊體。

9）根據泉州-黑水地學斷面大地電磁測深和重磁資料推測（蔣洪堪等，1992；王懋基，1994），揚子板塊和華夏板塊的分界可能位於茶陵—永興一線。在該線以東大地電磁測深反映出穩定的殼內高導層，爆破地震反映出較連續的殼內低速層。而該線以西從湘中到川東都沒有殼內高導層，說明了兩大塊體的不同活動性。值得注意的是，茶陵-永興-線同HZH帶位置十分接近。

10）江西宜豐-吉安地區爆炸地震剖面的地殼 P 波速度結構的研究（王有學等，1997）表明：以分宜為界兩邊速度結構特徵完全不同。近地表，剖面北側速度較高，為5.80 km/s；在剖面南側速度明顯減小，為5.60 km/s。在地殼中部，剖面南側存在一速度為5.75 km/s的低速層；在剖面北側卻沒有低速層。中、下地殼的層速度，南側明顯大於北側。在深度約10～20 km處，南側速度為6.60 km/s；北側僅為6.20 km/s。在深度約20 km至Moho面，南側速度為6.80 km/s；北側為6.65 km/s。此外，Moho面發生錯動，南側Moho面向上抬升約2.5 km。據此推測分宜是南北兩個不同構造單元的分界。

11）根據熊亮萍等（1993）報道，華南地區實測熱流值平均為（67.9±24.1）mW/m²，變化范圍為35.6～209 mW/m²，西北部（江南和湘東）為低熱流區，熱流值為35.6～62.0 mW/m²，平均為（49.5±6.4）mW/m²；中部（湘贛交界至閩西）為高熱流區，熱流值為61.1～95.7 mW/m²，平均為（71.1±7.1）mW/m²；東部（閩粵沿海一帶）為低熱流區，熱流值為47.1～58.9 mW/m²，平均值（51.2±4.4）mW/m²，值得注意的是，西北部低熱流區同中部高熱流區的界線同HZH帶相當接近。

上述資料暗示，揚子板塊同華夏板塊沿HZH 帶碰撞對接可能發生過不止一次。最初可能發生在新元古代初，而後在新元古代末又大致沿著HZH 帶裂開，至加里東期沿著古老縫合帶再次拼合（楊明桂等，1994）。

由於目前缺乏資料，HZH帶至廣西花山後，向西尚不知該如何延伸。但是根據Sr_i ＝0.720等值線和視磁化強度J的分布推測，HZH帶可能沿岑溪-博白斷裂延伸，因為它正好同桂東南大容山-十萬大山花崗岩基的走向一致，後者正是典型的碰撞型堇青石花崗岩（鋯石SHRIMPU-Pb年齡230～236 Ma，鄧希等，2004），沿斷裂帶並有基性、超基性岩發育，或許正是三疊紀揚子和華夏兩大板塊最終在桂東南地區碰撞的佐證。

總之按照上述分析，HZH帶以西的湘桂內陸帶就當是奠基於揚子板塊之上，而HZH帶以東的湘贛粵過渡帶則系奠基於華夏板塊之上。可能正是因為HZH 帶是揚子板塊和華夏板塊在新元古代的碰撞對接帶，並且此後多次沿該帶開合，HZH帶就成為地幔物質上涌加入地殼的一條重要通道，導致該帶花崗岩的ε_Nd值升高和T_DM值降低。

❻ 杭州西湖龍井茶產地地質-地球化學環境研究

西湖龍井因其獨特的色、香、味，如今已香飄萬里，譽滿全球。西湖龍井產茶的歷史可追溯到唐代。世界第一部茶書，唐·陸羽《茶經》載：杭州天竺，靈隱二寺產茶。龍井茶始於宋朝，聞於元朝，揚於明朝，盛於清朝；在1000多年的歷史演變過程中，從平民百姓待客禮儀的家常飲料到成為皇室的貢品，留下了許多神話般美好的傳奇故事和贊美龍井茶的詩、詞、歌、舞。明代高濂在《四時幽賞錄》中說：「西湖之泉，以虎跑為最，兩山之茶，以龍井為佳。」乾隆皇帝六下江南，四次駕臨龍井茶區，觀茶做詩，賜封御茶，故有「龍井18棵御茶」之古典。西湖龍井茶獨特的色、香、味與其產地的地質-地球化學環境密切相關。

（一）西湖龍井茶產區分布

杭州西湖龍井茶產區分布於「春夏秋冬皆好景，雨雪晴陰各顯奇」的西湖風景區，傳統產地分布在海拔500m以下的丘陵低山，呈馬蹄形分布於群山環抱之中。根據《杭州市西湖龍井茶基地保護條例》的劃區定界，西湖龍井茶基地和後備基地包括杭州市西湖風景名勝區和西湖區境內，東起虎跑、茅家埠，西至楊府廟、龍門坎、何家村，南起社井、浮山，北至老東岳、金魚井范圍內的茶地。其中，西湖龍井茶基地一級保護區范圍：東至南山村，西至靈隱、梅家塢，南至梵村，北至新玉泉。該范圍內現有茶地459.2hm²，劃入保護基地面積328.6hm²，保護率為71.6%，劃入後備基地41.7hm²。西湖龍井茶基地二級保護區范圍為西湖龍井茶基地一級保護區范圍以外的區域，現有茶地932.5hm²，劃入保護基地面積583.3hm²，保護率為62.6%，劃入後備基地162.4hm²。

杭州西湖龍井茶產區東臨西湖，南臨錢塘江，受「一湖一江」的水、氣調節和東南季風的影響，氣候溫暖，年平均16.1℃，≥10℃的活動積溫約5 100℃，無霜期250d，降水量1 500mm左右，年均空氣相對濕度80%，年均光照時數約2 100 h。

龍井茶產區周圍的丘陵低山由於石英砂岩、石灰岩、泥頁岩等不同岩石抗風化侵蝕能力的差異和地質構造的影響，圍繞杭州西湖形成天竺山（413m）、北高峰（314m）、美人峰（355m）、天馬山（275m），南高峰（257m）、鳳凰山（157m）、寶雲山（118m）、葛嶺（125m）、寶石山（7m）、丁家山（49m）、吳山（63m）等不同高度的山丘，大致呈弧形排列，形成圈狀地形，具有「三面環山，重重疊疊」的地貌特徵。

產茶區土壤主要為黃紅壤及其變種，以黃泥沙土土種居多，土壤pH值在4.5～6.0。四周植被以常綠闊葉樹為主或落葉闊葉樹為主的常綠落葉闊葉混交林，以及人工培育的馬尾松和毛竹林。虎跑溪、九溪、梅塢溪和白龍潭溪發源於西湖群山，流經茶區，直接注入錢塘江；地下水資源豐富，常出露成泉點，著名的有虎跑泉（屬裂隙泉）、龍井泉（屬岩溶泉）、玉泉（屬孔隙泉）。獨特的生態環境為上乘的茶葉品質，提供了良好的自然條件。

（二）西湖龍井茶產區地質背景

杭州地區在大地構造位置上屬於揚子-錢塘江准褶皺帶，是早古生代的准地槽區。在次一級單元上，杭州恰好處於錢塘准地槽背斜與太湖-吳淞內陸斷陷的交接處，自東南向西北有構造升沉轉折的特點。杭州市西部山區地質構造主要為北東-南西向的褶皺，稱為「西湖復向斜」，褶皺軸走向北東，向北東傾伏，復向斜由11個單體褶皺組成，構成丘陵山區峰嶺地形特徵。單體褶皺均為短軸、不對稱傾伏褶皺，向斜一般較完整，背斜常被斷裂破壞。西湖復向斜東北傾伏端被第四系所覆蓋。其次，區內還發育了一系列北東及北西向斷裂構造。受西湖復向斜的控制，杭州地勢自南西向北東逐漸降低，東部與杭嘉湖平原相接。

杭州地區屬浙西北地層區，自元古宙至第四紀地層均有出露。西湖龍井茶產區及附近地區的地層分布主要受西湖復向斜控制，復向斜兩翼主要為志留系、泥盆系石英砂岩、細砂岩、泥岩、砂礫岩等沉積碎屑岩，核部由石炭—二疊系灰岩組成。

（三）西湖龍井茶產區地球化學特徵

為了詳細了解西湖龍井茶產區的地球化學特徵，在系統收集西湖龍井茶產區基礎地質和土壤資料的基礎上，根據西湖龍井茶主要產地分布情況，選擇九里松、老東岳、獅峰、梅家塢4處龍井茶主產區進行對比研究（圖3-5）。

圖3-5 西湖龍井茶主產區地質背景示意圖

Q₄—第四系；J₃—上侏羅統中酸性火山碎屑岩；C—P—石炭系—二疊系碳酸鹽岩；D₃—上泥盆統石英砂岩；S₃—上志留統紫紅色細砂岩；S₂—中志留統泥質砂岩

1.土壤及茶葉的樣品採集

在初春茶採摘季節，每處茶園分片分別采3個嫩芽葉樣及相應的成熟葉樣，同時分層（10～20cm、60～80cm）採集土壤樣（獅峰一處僅采10～30cm一層）。

茶葉樣採集後曬干，粉碎至80目，應用X射線熒光、原子熒光和原子吸收等分析方法測定20多種元素。

土樣採集後，過20目篩，研磨至80目分析元素全量和有效量，元素全量測定採用常規化探分析方法和質量要求進行，有效量的溶提和測定參照農業部門常用方法進行。

2.成土母岩元素地球化學特徵

西湖龍井茶產區土壤成土母質除局部為第四系覆蓋外，主要分布有古生代—中生代沉積地層，志留系的主要岩性為泥質砂岩（S₂）、紫紅色細砂岩（S₃），泥盆系為石英砂岩（D₃），石炭-二疊系為碳酸鹽岩（C—P），局部侏羅系為中酸性火山碎屑岩（J₃）。

表3-11列出了西湖龍井茶區主要的幾種成土母岩的元素平均含量，從表中可以看出，不同種類岩石的微量元素含量有很大差異。對比不同成土母質，除灰岩之外，其他幾類成土母質均具有高硅（Si）、鉀（K），低鈣（Ca）特點；而灰岩則呈低硅（Si）、高鈣（Ca）的特徵。成土母質的元素含量特徵為土壤中元素的遷移和富集提供了基礎。

表3-11 西湖龍井茶區成土母岩主要元素含量

註：含量單位氧化物為%，其餘為mg/kg。

3.土壤元素地球化學特徵

西湖龍井茶產區土壤主要為黃紅壤亞類的黃泥砂土、黃泥土、石砂土等，局部有斕土等分布。老東岳、九里松主要發育黃泥土，獅蜂、梅家塢以黃泥砂土為主。黃泥土粘閉性重，透氣性差，對養分的轉化、遷移不利，不利於植物根系發育及對養分的有效利用。黃泥砂土透氣持水性較好，有利於植物根系發育對養分吸收利用。

表3-12為西湖龍井茶區土壤微量元素的平均含量，與表3-11相比，在亞熱帶濕熱氣候下，土壤元素含量很大程度上繼承了母岩元素含量特點，然而在母岩風化過程中，K、Na、Ca和Mg 等表生活動性強的元素相對淋失，而Fe、Al等相對富集，微量元素Mn、Cu、B和As、Hg等趨於富集。

表3-12 西湖龍井茶區土壤主要元素含量

註：含量單位氧化物和OM為%，其餘為mg/kg；樣品數為3。

土壤性質對地球化學元素的貧化或富集也有一定影響，黃泥砂土較黃泥土透氣、滲水性好，淋洗作用較強，元素淋失程度大，岩石風化成土使元素分布趨於均勻化。土壤性質還表現為對元素富集層位的作用，輕質土（黃泥砂土）中多數元素由於淋洗較強而富集層位較深，粘質土（黃泥土）則由於淋洗作用較弱，除Fe、S、Pb、Hg以深部富集，B、Mo、Co、P呈淺層富集外，多數元素富集層變化不一。

4.地球化學環境與茶葉質量

前人研究認為，成土母岩中高Si、P、K，低Ca、Mn、Mg有利於茶樹生長，是茶葉高質因子，茶樹為「嫌鈣作物」，土壤中Ca超過10×10^-3對茶樹有害，有效 Mn 超過80×10^-3會發生Mn 毒害症，同時，茶葉中 P、K、Zn、Se、Co、Ni 等有益元素，以及Hg、Pb、As、Cd、Al等人體有害元素的含量也與茶葉質量有密切關系。

眾所周知，嫩葉茶質量優於成葉茶，表3-13所示的茶葉中元素含量表明，嫩葉中富含K、Zn、P、Se、Ni、Co等人體有益元素，而Al、Hg、Cd、As、Sb等含量則遠低於成葉。這表明不僅在表觀特徵（形、味、香、色）方面，而且在元素含量上，不同質量的茶葉有其各自的特徵。

表3-13 西湖龍井茶嫩葉、成葉中元素含量對比

註：含量單位Cd、Hg、Sb、Se為ng/g，其餘為mg/kg；樣品數為12。

前述成土母岩類型、土壤理化性狀差異是決定獅峰、梅家塢茶優於老東岳、九里松的重要因素。從土壤元素全量和有效量來看，獅峰、梅家塢茶園土Fe、Zn、Mo等含量適中，Hg、Al、Pb低，P、K有效量高，Ca、Ma、Mg、Cu等適中或偏低，營養元素基本平衡，從而有利於茶樹生長和茶葉品質。由表3-14 可見，獅峰、梅家塢茶葉富含P、K、Zn、Cl、Se，適量的Ca、Mn、Mg，而Al、As等較低，與之相比，老東岳、九里松兩地Ca、Mn含量和有效量過高，老東岳茶園P、K有效量過低，九里松Hg、Pb、As等有害元素含量偏高，這些因素影響了茶樹生長，不利於茶葉質量，在茶樹嫩葉元素含量上也有一定的體現。

上述結果表明，成土母岩、土壤的性質及其元素地球化學特徵等因素與龍井茶的生長和品質有密切的關系，適宜的母岩類型、土壤性狀及其元素含量是茶葉優質的基本自然條件。對於杭州一帶的龍井茶而言，發育於泥盆紀石英岩上的質地適中的黃泥砂土是適宜發展優質茶葉的土壤類型。

表3-14 西湖龍井茶產茶區嫩葉中元素含量對比表

註：含量單位Cd、Hg、Sb、Se為ng/g，其餘為mg/kg；樣品數為12。

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