杭州地质局

❶ 谁有杭州市地质灾害防治与地质环境保护“十三五”规划（含图）

杭州市地质灾害防治地质环境保护失误规划他的图纸，你可以在图书馆或者是网络文件里可以找到。

❷ 杭州地质局

你说的是西溪路的杭州地质研究所吧？
地址：西溪路920号网络地图

本数据来源于网络地图，最终结果以网络地图最新数据为准。

❸ 从哪里可以找到杭州的自然环境数据比如说坡度，土质，工程地质，水文状况，自然灾害等近几年的数据

环保局和国土资源局

❹ 我想问一下杭州市的浙江省地质勘查局能不能鉴定玉原石

好象他们那里有个浙江省珠宝协会，估计应该可以鉴定的。具体你可以去问问看。

❺ 杭州-诸广山-花山（HZH）高εNd值带的地质意义

从图5-7可见，杭州-诸广山-花山（HZH）高ε_Nd值带分隔了湘桂内陆带、湘赣粤过渡带和皖南-苏南带，其东端实际上与华南地区花岗岩中地幔来源物质参与程度最强烈的赣西北-浙西北带重叠。因此，HZH带应该不仅有重要的地球化学意义，还可能有重要的地质意义。

最早识别出华南内陆这条高ε_Nd值带的Gilder 等（1996）认为，这条带可能是伸展（加走滑）的产物而不是大陆碰撞的结果，它乃是华南东南部较活动地块同西北部较稳定的地块之间的一条界线。Chen和Jahn（1998）承认Gilder等（1996）在华南内陆首次鉴别出一条高ε_Nd、低T_DM带的意义，但是他们认为其构造意义还不清楚，为其提出一个可以接受的假设还为时过早。继而陈江峰等（1999）进一步认为从赣东北到粤西的加里东期低T_DM花岗岩带可能代表沿江南加里东裂陷槽地幔物质上涌加入地壳的记录，但也可能与华南小洋盆或加里东残余洋盆的位置大体相当。而沿赣东北深断裂、千里山-昆仑关深断裂构造带分布的中生代低T_DM花岗岩带则可能反映地壳内部北东向线型的拉张减薄带或者是断裂带和裂谷带，由于拉张作用导致地幔物质的加入以及地壳质量的净增长。Hong等（1998）则提出，HZH高ε_Nd低T_DM带可能是扬子板块和华夏板块在新元古代时的一条板块碰撞带，随后被古生代沉积所掩盖。沈渭洲等（2000）则认为该带的分布与晋宁期以来长期活动的赣杭构造带一致，可能是由于含有较多的地幔组分、且在地壳中存留时间短暂的年轻的地壳如双溪坞群、双桥山群等基底变质岩，经部分熔融形成。本文就此作进一步的讨论（洪大卫等，2002）。

HZH带的东端沿江山-绍兴断裂分布，有一系列新元古代的超镁铁辉闪质和闪长质岩体（795～890 Ma），并已强烈糜棱岩化，构成一条长150 km的糜棱岩带（周新民和朱云鹤，1992）。江绍断裂西北侧的赣东北-浙西北带分布着新元古代早期未变质-低变质的双溪坞群火山-沉积岩系，Sm-Nd同位素年龄（978±44）Ma（章邦桐等，1990）。东南侧的湘赣粤过渡带则分布着中新元古代绿片岩-角闪岩相的陈蔡群区域变质岩，Sm-Nd同位素年龄（1297±57）Ma（周新华，1997）。两侧的前寒武系岩石类型截然不同。赣东北-浙西北带以铜、金矿化为特征，湘赣粤过渡带则以钨、铀、铌、钽矿化为特色（表5-1），显然是两个不同的地球化学域。因此江山-绍兴断裂被认为是扬子板块同华夏板块在新元古代的碰撞对接带（水涛，1987；周新民和朱云鹤，1993）。

这一结论也得到近年来获得的地球物理资料的支持。屯溪-温州断面爆破地震资料显示，上地壳速度分布以江山-绍兴断裂为界两侧具有明显不同的特征。西北侧（扬子板块）速度等值线起伏很大，而东南侧（华夏板块）速度等值线变化相对平缓得多。沿江山-绍兴断裂带速度等值线十分密集，可能为一高角度冲断层（熊绍伯等，1993）。重磁资料表明，江山-绍兴断裂西北侧为大面积低磁区；重力场起伏变化较多，变化幅度较大；地壳厚度起伏变化也很大，在皖浙交界地区地壳厚度较大，约为36～37 km，在金（华）衢（县）盆地，地壳显著变薄，最薄处仅为28 km左右。东南侧磁异常以正异常为主，正负异常剧烈跳动，重力场起伏变化较少也较低缓；地壳厚度变化较平缓，一般在32～33 km左右。沿江山-绍兴断裂则是一个陡变的重力梯级带，大地电磁测深结果表明，它还对应着一个明显的低阻带（王谦身等，1993；闫雅兰等，1993，孔祥儒等，1993）。

地球物理资料还表明，江山-绍兴断裂带不仅是地壳上部的明显分界，同时也是上地幔的明显分界。东南侧（华夏板块）上地幔顶部速度为8.0～8.3 km/s，而西北侧（扬子板块）则为7.5～7.7 km/s，表明两侧地幔的性质和物质组成存在明显差异，江山-绍兴断裂可能是一条以挤压破碎性质为主要特征的超岩石圈断裂（孔祥儒等，1995）。

沿赣东北断裂出露的前述樟树墩蛇绿岩带Sm-Nd 同位素等时线年龄930～1154 Ma（徐备和乔广生，1989；周国庆和赵建新，1991；邢凤鸣等，1992）、锆石 SHRIMPU-Pb年龄（968±23）Ma（李献华等，1994）及在其东北皖南祁门-歙县断裂上出露的伏川蛇绿岩带Sm-Nd等时线年龄935～1035 Ma（周新民等，1989；邢凤鸣等，1992），说明扬子板块同华夏板块沿江山-绍兴断裂带碰撞拼合在10亿年左右，大体上相当于Rodinia超大陆聚合的时代（Hoffman，1991，1999；Condie，2001）。而与伏川蛇绿岩成构造接触的前述皖南许村过铝堇青石花岗闪长岩SHRIMP锆石U-Pb年龄（829±11）Ma，HZH带北侧的赣北九岭堇青石花岗岩SHRIMP锆石U-Pb年龄（818±10）Ma，江南古陆西南缘桂北本洞、三防和元宝山花岗岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄分别为（820±7）Ma、（825±6）Ma和（820±4）Ma（李献华等，2001），扬子地块北缘的湖北黄陵奥长花岗岩（819±10）Ma（马国干等，1989），扬子地块西南缘云南峨山黑云母钾长花岗岩（818±10）Ma（李献华等，2001），四川西南关刀山石英闪长岩（857±13）Ma（李献华等，2002）。虽然这些花岗岩的类型不同，彼此相距遥远，却有相当一致的形成时代，说明扬子地块820 Ma左右在大于1500 km×700 km的广大区域范围内在基本相同或相似的构造环境下发生过广泛的地壳重熔事件。李献华等（2001，2002）和葛文春等（2001）注意到，这些花岗岩的年龄同桂北中元古代四堡群中的基性岩脉/岩席的SHRIMP锆石U-Pb年龄（828±7）Ma和澳大利亚地幔柱成因的 Gairdner 岩墙群的年龄（827±6）Ma 一致（Li 等，1999），因此认为820 Ma左右这些花岗岩的形成可能同扬子地块和华夏地块在新元古代末的裂解，在更广泛的意义上也就是同Rodinia超大陆的裂解有关。

从江山往西，HZH带同样可能是扬子板块同华夏板块碰撞对接带的一部分，只不过因为被古生代沉积所掩盖，许多特征尚未被人们所认识。但是，HZH带两侧的湘桂内陆带和湘赣粤过渡带在同位素地球化学、花岗岩类型和特征矿化类型之间的一系列差别（表5-1）已露端倪。此外，还可以看到以下一些蛛丝马迹。

1）湘桂内陆带的震旦系—下古生界为碳酸盐岩台地沉积，由台地相碳酸盐岩、台缘斜坡相砾屑灰岩和斜坡相钙屑浊积岩、泥岩、硅质岩组成，代表一套陆壳基底上的大陆坡沉积，当属于扬子板块。而湘赣粤过渡带震旦系为陆屑浊流沉积，沉积厚度和沉降速率远大于前者，当属于华夏板块（刘宝珺等，1993；徐志刚，1995）。

2）在湘桂内陆带震旦系与下伏前震旦系为微角度不整合、或平行不整合接触，仅在沉积盆地中心地区为连续过渡关系。而在湘赣粤过渡带震旦系与下伏前震旦系为连续沉积，局部为假整合，仅在福建长汀一带出现不整合（江西、湖南、福建、广东、广西地质矿产局：1∶100万中国南岭及其邻区地质图，1984；刘宝珺等，1993）。

3）湘桂内陆带同扬子地台边缘类似，发育宽阔、舒缓的加里东期穹状褶皱，并以明显的印支期盖层褶皱为特征；而在湘赣粤过渡带则发育紧密的加里东期线状褶皱和强烈的劈理，基底断裂发育（江西、湖南、福建、广东、广西地质矿产局：1∶100万中国南岭及其邻区地质图，1984）。

4）湘桂内陆带的加里东花岗岩以S型为主，出露规模小，活动时间短暂（411～418 Ma），岩性较简单，以二长花岗岩为主，主要产于穹窿构造的核部，说明它们形成于稳定的地区；湘赣粤过渡带的加里东花岗岩规模巨大，I型和S型同时出现。花岗岩的活动时间漫长（569～377 Ma），岩性变化复杂，从石英闪长岩直至碱长花岗岩，混合岩化、片麻状构造发育，主要受断裂构造控制（地质矿产部南岭项目花岗岩专题组，1989；孙明志和徐克勤，1990）。

5）同加里东花岗岩的分布特点一致，大规模的加里东变质带（武夷山、九连山、云开大山和武功山）全部出露在湘赣粤过渡带，变质程度达角闪岩相，说明加里东运动时湘赣粤过渡带是一个高热流值区。

6）如Gilder等（1996）所指出的，侏罗-白垩纪岩浆活动和晚三叠世至早白垩世的陆相沉积盆地主要发育于HZH带以东地区。Zhou和Li（2000）所说的火山岩线也与HZH带大体一致，晚中生代火山岩分布在该线以东，在其以西基本缺乏火山岩。HZH带实际上是分隔华南西北较稳定地区同东南较活动地区之间的一条边界。

7）HZH带北侧的赣北进贤早官岭黑云角闪闪长岩侵入中元古代双桥山群，Rb-Sr年龄（1240±10）Ma（吴俊华，1995），可能同前述赣东北樟树墩蛇绿岩属于同一时代。HZH带南端西侧湖南道县中生代玄武岩中变形辉长岩包体Rb-Sr等时线年龄（1141±67）Ma，代表了元古宙底侵作用的产物（李昌年等，2001）。HZH带南端东侧粤西云开群中的斜长角闪片岩（原岩为基性火山岩）Sm-Nd等时线年龄（971±69）Ma，ε_Nd（T）为±4.7±1.9，与之有关的接触变质矽卡岩的Sm-Nd等时线年龄（975±130）Ma（李献华等，1993）。广东信宜罗罐组片理化英安斑岩U-Pb年龄910 Ma，辉石岩Sm-Nd等时线年龄（905.5±4.1）Ma（张仁杰等，1991），变质基性岩Sm-Nd等时线年龄980 Ma（周汉文等，1993）。信宜旺沙垌尾变流纹斑岩与变英安斑岩单锆石U-Pb年龄922～940 Ma（张志兰、袁海华，1997）。云开群西南广西英桥混合花岗岩锆 U-Pb年龄（834±28）Ma（简平，1989）。以上资料说明，沿HZH带在新元古代初曾有强烈岩浆活动，可能同扬子地块与华夏地块的碰撞拼合有关。

图5-10 华南视磁化强度图

（据张季生和洪大卫，2002）

8）沿着HZH带东西两侧重磁场特征存在明显差异，在1∶100万布格重力异常图上，此线以东重力场为纺锤状大面积平缓负值区，磁场属于正磁异常为主的强磁异常区，磁异常变化较大，梯度强度也较大，局部异常的幅值在50～600 nT之间，方向各异；此线以西重力场与扬子地台组成一个块体，磁场微弱、低缓、平稳，一般幅值为不到100 nT的正异常（金文山等，1997）。根据对华南航磁异常进行化极处理和低通滤波后得到的视磁化强度J的分布来看（图5-10，张季生和洪大卫，2002），以绍兴-分宜-吉安-茶陵东-道县-玉林-北海东南和丽水-大埔一线为界，全区可以分成3个区。绍兴-分宜-吉安-茶陵东-道县-玉林-北海东南以西地区的磁性微弱、低缓，对应于前述的湘桂内陆强过铝S型花岗岩带；上述两条界线之间的地区磁性相对较强，一般视磁化强度值J小于250×10 ^-3 SI，对应于前述的湘赣粤弱过铝S型花岗岩带；丽水-大埔一线以东的地区磁性最强，视磁化强度J值最大可达700×10 ^-3 SI，并且视磁化强度J值变化也较大，对应于前述的浙闽粤I型花岗岩带。华南视磁化强度J从东向西呈逐渐减弱的趋势。根据现有爆破地震资料编制的华南Moho面等深度图（金文山等，1997），大致以HZH带为界两侧的厚度明显不同。东侧的地壳厚度变化不大，一般为30～32 km，局部为34 km；而西侧为一个较大梯级带，地壳厚度变化范围为30～48 km，一般大于40 km。地震与重磁资料似乎一致表明，HZH带两侧的深部为两个不同的块体。

9）根据泉州-黑水地学断面大地电磁测深和重磁资料推测（蒋洪堪等，1992；王懋基，1994），扬子板块和华夏板块的分界可能位于茶陵—永兴一线。在该线以东大地电磁测深反映出稳定的壳内高导层，爆破地震反映出较连续的壳内低速层。而该线以西从湘中到川东都没有壳内高导层，说明了两大块体的不同活动性。值得注意的是，茶陵-永兴-线同HZH带位置十分接近。

10）江西宜丰-吉安地区爆炸地震剖面的地壳 P 波速度结构的研究（王有学等，1997）表明：以分宜为界两边速度结构特征完全不同。近地表，剖面北侧速度较高，为5.80 km/s；在剖面南侧速度明显减小，为5.60 km/s。在地壳中部，剖面南侧存在一速度为5.75 km/s的低速层；在剖面北侧却没有低速层。中、下地壳的层速度，南侧明显大于北侧。在深度约10～20 km处，南侧速度为6.60 km/s；北侧仅为6.20 km/s。在深度约20 km至Moho面，南侧速度为6.80 km/s；北侧为6.65 km/s。此外，Moho面发生错动，南侧Moho面向上抬升约2.5 km。据此推测分宜是南北两个不同构造单元的分界。

11）根据熊亮萍等（1993）报道，华南地区实测热流值平均为（67.9±24.1）mW/m²，变化范围为35.6～209 mW/m²，西北部（江南和湘东）为低热流区，热流值为35.6～62.0 mW/m²，平均为（49.5±6.4）mW/m²；中部（湘赣交界至闽西）为高热流区，热流值为61.1～95.7 mW/m²，平均为（71.1±7.1）mW/m²；东部（闽粤沿海一带）为低热流区，热流值为47.1～58.9 mW/m²，平均值（51.2±4.4）mW/m²，值得注意的是，西北部低热流区同中部高热流区的界线同HZH带相当接近。

上述资料暗示，扬子板块同华夏板块沿HZH 带碰撞对接可能发生过不止一次。最初可能发生在新元古代初，而后在新元古代末又大致沿着HZH 带裂开，至加里东期沿着古老缝合带再次拼合（杨明桂等，1994）。

由于目前缺乏资料，HZH带至广西花山后，向西尚不知该如何延伸。但是根据Sr_i ＝0.720等值线和视磁化强度J的分布推测，HZH带可能沿岑溪-博白断裂延伸，因为它正好同桂东南大容山-十万大山花岗岩基的走向一致，后者正是典型的碰撞型堇青石花岗岩（锆石SHRIMPU-Pb年龄230～236 Ma，邓希等，2004），沿断裂带并有基性、超基性岩发育，或许正是三叠纪扬子和华夏两大板块最终在桂东南地区碰撞的佐证。

总之按照上述分析，HZH带以西的湘桂内陆带就当是奠基于扬子板块之上，而HZH带以东的湘赣粤过渡带则系奠基于华夏板块之上。可能正是因为HZH 带是扬子板块和华夏板块在新元古代的碰撞对接带，并且此后多次沿该带开合，HZH带就成为地幔物质上涌加入地壳的一条重要通道，导致该带花岗岩的ε_Nd值升高和T_DM值降低。

❻ 杭州西湖龙井茶产地地质-地球化学环境研究

西湖龙井因其独特的色、香、味，如今已香飘万里，誉满全球。西湖龙井产茶的历史可追溯到唐代。世界第一部茶书，唐·陆羽《茶经》载：杭州天竺，灵隐二寺产茶。龙井茶始于宋朝，闻于元朝，扬于明朝，盛于清朝；在1000多年的历史演变过程中，从平民百姓待客礼仪的家常饮料到成为皇室的贡品，留下了许多神话般美好的传奇故事和赞美龙井茶的诗、词、歌、舞。明代高濂在《四时幽赏录》中说：“西湖之泉，以虎跑为最，两山之茶，以龙井为佳。”乾隆皇帝六下江南，四次驾临龙井茶区，观茶做诗，赐封御茶，故有“龙井18棵御茶”之古典。西湖龙井茶独特的色、香、味与其产地的地质-地球化学环境密切相关。

（一）西湖龙井茶产区分布

杭州西湖龙井茶产区分布于“春夏秋冬皆好景，雨雪晴阴各显奇”的西湖风景区，传统产地分布在海拔500m以下的丘陵低山，呈马蹄形分布于群山环抱之中。根据《杭州市西湖龙井茶基地保护条例》的划区定界，西湖龙井茶基地和后备基地包括杭州市西湖风景名胜区和西湖区境内，东起虎跑、茅家埠，西至杨府庙、龙门坎、何家村，南起社井、浮山，北至老东岳、金鱼井范围内的茶地。其中，西湖龙井茶基地一级保护区范围：东至南山村，西至灵隐、梅家坞，南至梵村，北至新玉泉。该范围内现有茶地459.2hm²，划入保护基地面积328.6hm²，保护率为71.6%，划入后备基地41.7hm²。西湖龙井茶基地二级保护区范围为西湖龙井茶基地一级保护区范围以外的区域，现有茶地932.5hm²，划入保护基地面积583.3hm²，保护率为62.6%，划入后备基地162.4hm²。

杭州西湖龙井茶产区东临西湖，南临钱塘江，受“一湖一江”的水、气调节和东南季风的影响，气候温暖，年平均16.1℃，≥10℃的活动积温约5 100℃，无霜期250d，降水量1 500mm左右，年均空气相对湿度80%，年均光照时数约2 100 h。

龙井茶产区周围的丘陵低山由于石英砂岩、石灰岩、泥页岩等不同岩石抗风化侵蚀能力的差异和地质构造的影响，围绕杭州西湖形成天竺山（413m）、北高峰（314m）、美人峰（355m）、天马山（275m），南高峰（257m）、凤凰山（157m）、宝云山（118m）、葛岭（125m）、宝石山（7m）、丁家山（49m）、吴山（63m）等不同高度的山丘，大致呈弧形排列，形成圈状地形，具有“三面环山，重重叠叠”的地貌特征。

产茶区土壤主要为黄红壤及其变种，以黄泥沙土土种居多，土壤pH值在4.5～6.0。四周植被以常绿阔叶树为主或落叶阔叶树为主的常绿落叶阔叶混交林，以及人工培育的马尾松和毛竹林。虎跑溪、九溪、梅坞溪和白龙潭溪发源于西湖群山，流经茶区，直接注入钱塘江；地下水资源丰富，常出露成泉点，著名的有虎跑泉（属裂隙泉）、龙井泉（属岩溶泉）、玉泉（属孔隙泉）。独特的生态环境为上乘的茶叶品质，提供了良好的自然条件。

（二）西湖龙井茶产区地质背景

杭州地区在大地构造位置上属于扬子-钱塘江准褶皱带，是早古生代的准地槽区。在次一级单元上，杭州恰好处于钱塘准地槽背斜与太湖-吴淞内陆断陷的交接处，自东南向西北有构造升沉转折的特点。杭州市西部山区地质构造主要为北东-南西向的褶皱，称为“西湖复向斜”，褶皱轴走向北东，向北东倾伏，复向斜由11个单体褶皱组成，构成丘陵山区峰岭地形特征。单体褶皱均为短轴、不对称倾伏褶皱，向斜一般较完整，背斜常被断裂破坏。西湖复向斜东北倾伏端被第四系所覆盖。其次，区内还发育了一系列北东及北西向断裂构造。受西湖复向斜的控制，杭州地势自南西向北东逐渐降低，东部与杭嘉湖平原相接。

杭州地区属浙西北地层区，自元古宙至第四纪地层均有出露。西湖龙井茶产区及附近地区的地层分布主要受西湖复向斜控制，复向斜两翼主要为志留系、泥盆系石英砂岩、细砂岩、泥岩、砂砾岩等沉积碎屑岩，核部由石炭—二叠系灰岩组成。

（三）西湖龙井茶产区地球化学特征

为了详细了解西湖龙井茶产区的地球化学特征，在系统收集西湖龙井茶产区基础地质和土壤资料的基础上，根据西湖龙井茶主要产地分布情况，选择九里松、老东岳、狮峰、梅家坞4处龙井茶主产区进行对比研究（图3-5）。

图3-5 西湖龙井茶主产区地质背景示意图

Q₄—第四系；J₃—上侏罗统中酸性火山碎屑岩；C—P—石炭系—二叠系碳酸盐岩；D₃—上泥盆统石英砂岩；S₃—上志留统紫红色细砂岩；S₂—中志留统泥质砂岩

1.土壤及茶叶的样品采集

在初春茶采摘季节，每处茶园分片分别采3个嫩芽叶样及相应的成熟叶样，同时分层（10～20cm、60～80cm）采集土壤样（狮峰一处仅采10～30cm一层）。

茶叶样采集后晒干，粉碎至80目，应用X射线荧光、原子荧光和原子吸收等分析方法测定20多种元素。

土样采集后，过20目筛，研磨至80目分析元素全量和有效量，元素全量测定采用常规化探分析方法和质量要求进行，有效量的溶提和测定参照农业部门常用方法进行。

2.成土母岩元素地球化学特征

西湖龙井茶产区土壤成土母质除局部为第四系覆盖外，主要分布有古生代—中生代沉积地层，志留系的主要岩性为泥质砂岩（S₂）、紫红色细砂岩（S₃），泥盆系为石英砂岩（D₃），石炭-二叠系为碳酸盐岩（C—P），局部侏罗系为中酸性火山碎屑岩（J₃）。

表3-11列出了西湖龙井茶区主要的几种成土母岩的元素平均含量，从表中可以看出，不同种类岩石的微量元素含量有很大差异。对比不同成土母质，除灰岩之外，其他几类成土母质均具有高硅（Si）、钾（K），低钙（Ca）特点；而灰岩则呈低硅（Si）、高钙（Ca）的特征。成土母质的元素含量特征为土壤中元素的迁移和富集提供了基础。

表3-11 西湖龙井茶区成土母岩主要元素含量

注：含量单位氧化物为%，其余为mg/kg。

3.土壤元素地球化学特征

西湖龙井茶产区土壤主要为黄红壤亚类的黄泥砂土、黄泥土、石砂土等，局部有斓土等分布。老东岳、九里松主要发育黄泥土，狮蜂、梅家坞以黄泥砂土为主。黄泥土粘闭性重，透气性差，对养分的转化、迁移不利，不利于植物根系发育及对养分的有效利用。黄泥砂土透气持水性较好，有利于植物根系发育对养分吸收利用。

表3-12为西湖龙井茶区土壤微量元素的平均含量，与表3-11相比，在亚热带湿热气候下，土壤元素含量很大程度上继承了母岩元素含量特点，然而在母岩风化过程中，K、Na、Ca和Mg 等表生活动性强的元素相对淋失，而Fe、Al等相对富集，微量元素Mn、Cu、B和As、Hg等趋于富集。

表3-12 西湖龙井茶区土壤主要元素含量

注：含量单位氧化物和OM为%，其余为mg/kg；样品数为3。

土壤性质对地球化学元素的贫化或富集也有一定影响，黄泥砂土较黄泥土透气、渗水性好，淋洗作用较强，元素淋失程度大，岩石风化成土使元素分布趋于均匀化。土壤性质还表现为对元素富集层位的作用，轻质土（黄泥砂土）中多数元素由于淋洗较强而富集层位较深，粘质土（黄泥土）则由于淋洗作用较弱，除Fe、S、Pb、Hg以深部富集，B、Mo、Co、P呈浅层富集外，多数元素富集层变化不一。

4.地球化学环境与茶叶质量

前人研究认为，成土母岩中高Si、P、K，低Ca、Mn、Mg有利于茶树生长，是茶叶高质因子，茶树为“嫌钙作物”，土壤中Ca超过10×10^-3对茶树有害，有效 Mn 超过80×10^-3会发生Mn 毒害症，同时，茶叶中 P、K、Zn、Se、Co、Ni 等有益元素，以及Hg、Pb、As、Cd、Al等人体有害元素的含量也与茶叶质量有密切关系。

众所周知，嫩叶茶质量优于成叶茶，表3-13所示的茶叶中元素含量表明，嫩叶中富含K、Zn、P、Se、Ni、Co等人体有益元素，而Al、Hg、Cd、As、Sb等含量则远低于成叶。这表明不仅在表观特征（形、味、香、色）方面，而且在元素含量上，不同质量的茶叶有其各自的特征。

表3-13 西湖龙井茶嫩叶、成叶中元素含量对比

注：含量单位Cd、Hg、Sb、Se为ng/g，其余为mg/kg；样品数为12。

前述成土母岩类型、土壤理化性状差异是决定狮峰、梅家坞茶优于老东岳、九里松的重要因素。从土壤元素全量和有效量来看，狮峰、梅家坞茶园土Fe、Zn、Mo等含量适中，Hg、Al、Pb低，P、K有效量高，Ca、Ma、Mg、Cu等适中或偏低，营养元素基本平衡，从而有利于茶树生长和茶叶品质。由表3-14 可见，狮峰、梅家坞茶叶富含P、K、Zn、Cl、Se，适量的Ca、Mn、Mg，而Al、As等较低，与之相比，老东岳、九里松两地Ca、Mn含量和有效量过高，老东岳茶园P、K有效量过低，九里松Hg、Pb、As等有害元素含量偏高，这些因素影响了茶树生长，不利于茶叶质量，在茶树嫩叶元素含量上也有一定的体现。

上述结果表明，成土母岩、土壤的性质及其元素地球化学特征等因素与龙井茶的生长和品质有密切的关系，适宜的母岩类型、土壤性状及其元素含量是茶叶优质的基本自然条件。对于杭州一带的龙井茶而言，发育于泥盆纪石英岩上的质地适中的黄泥砂土是适宜发展优质茶叶的土壤类型。

表3-14 西湖龙井茶产茶区嫩叶中元素含量对比表

注：含量单位Cd、Hg、Sb、Se为ng/g，其余为mg/kg；样品数为12。

❼ 杭州的气象、地理条件、建设场地的工程地质条件去哪里查

好

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地质局，土地局