煤矿酸性水水化学特征及其环境地球化学信息研究

关于扩散作用和渗滤作用的特点和原理，将在原生晕和次生晕部分作详细介绍。

摘 要 以水化学数据为依据，应用相关分析，结合地质、水文勘探资料，对煤矿酸性矿排水( AMD) 的水化学特点及其成因进行了研究。煤矿 AMD 在一定的物质条件和环境条件下形成，只要条件适宜，不管是高硫煤还是低硫煤均可产生酸性水; 低 pH、高 Eh、高 TDS 及高硬度是煤矿 AMD 的重要特征，水中的 SO42 －与其 EC 之间以及 Fe3 +/ Fe2 +比值与其 Eh 值走势具有良好的一致性，水中微量元素及重金属来源较复杂，如 Ni、Cu、Co、Zn 等来源于黄铁矿的氧化溶解，但 Pb、Sr 等主要来自 AMD 对煤系地层中煤及岩石中矿物的淋滤作用。

环境地球化学 全国环境地球化学

任德贻煤岩学和煤地球化学论文选辑

一、引言

煤矿在开采过程中，因含煤地层中所含硫化物( 主要为黄铁矿) 的赋存环境变化而自发进行氧化还原反应，可导致产生酸性矿排水( AMD) 。AMD 的低 pH 值和较高的矿化度特征，说明其有很强的溶解性和侵蚀性，这种矿排废水能携带大量的重金属及有害化学物质进入环境。煤矿酸性矿井水在我国分布广泛，北方主要分布在陕、晋、鲁和内蒙等省区，南方分布在川、桂、贵、浙、闽等省区。目前，对 AMD 的研究多集中在金属矿床、矿尾库等的酸性矿排水治理方面，而对含煤地层环境下产生的 AMD 的水化学数据中所蕴含的丰富环境地球化学信息的解读还不多见。煤矿 AMD 的化学特征在一定程度上反映了相应地区的物质组成、主要水—岩反应和水中组分的相互作用等环境信息，对这些信息的研究可了解煤矿AMD 的产生、变化过程及可能产生的环境效应，为煤矿环境治理及模拟预测提供可靠依据。笔者通过对福建省永安及上京两个矿区的井下现场勘查，系统采集和测试了煤层、顶底板岩石、黄铁矿以及矿井中的酸性水样品，通过综合分析这些数据，试图总结煤系酸性水的水化学特征，并探讨其中所反映的环境信息。

区内地层主要由上石炭统船山组、下二叠统栖霞组、文笔组、童子岩组、上二叠统翠屏山组及第四系残坡积物层组成。下二叠统童子岩组为主要含煤地层，由一套海陆过渡相岩性组成，以泥质岩为主，次为粉砂岩和砂质岩，砂岩多为钙质胶结。普遍含形态各异、含量不等的菱铁矿和黄铁矿结核。童子岩组内由下而上分为第 1、第 2、第 3 段，其中第 1 和第 3 段为含煤段。在永安矿区，第 3 段为主要含煤段，自上而下有 0 ～11 号煤层，其中 1 号、2 号、5 +6 号、9 号为主采煤层。在上京矿区，第 1 段为主要含煤段，煤层自上而下为 22 ～ 49 号煤，其中 33、34、38、45、48 等 16 层煤层为可采煤层。

研究区沟谷发育，植被茂盛，海拔点标高为809m，点为300m。本区为亚热带潮湿气候区，年平均降雨量和气温分别为1565mm、18.9℃，气温39.2℃，全年相对湿度平均79%。水文地质条件属简单—中等类型，下部栖霞灰岩富水性较强，但远离煤层(距煤层200m左右)，正常情况下对煤层没有影响。大气降水是矿坑水的直接或间接补给水源。另外煤系构造裂隙发育，但富水性弱，岩性为砂岩，钻孔涌水量Q=0.57～4.5L/s，渗透系数K=0.073～0.15m/d。裂隙水水质为HCO3-Ca-Mg和HCO3-SO4-Cl-Mg型，总矿化度0.016～0.15g/L，属低矿化度具侵蚀性水。

为全面了解永安矿区童子岩组内整个含煤地层酸性水的情况，在永安矿区东坑仔矿的0号、1号、9号和上京矿区小华煤矿的34、38、48号等主采煤层的顶底板、煤和水及部分黄铁矿进行采样。在井下现场测定了水样温度、Eh值和pH值，勘查技术工程学其余水质项目按取样标准处理后送核工业北京地质研究院测定。用等离子质谱法(ICP-MS)测定水中阳离子及痕量元素含量;离子色谱法(IC)测定氯离子、氟离子、溴离子、根离子和硫酸根含量;采用容量法测定碳酸根、重碳酸根、氢氧根的浓度。对煤样、煤层顶底板岩样及黄铁矿样品进行了X射线衍射(XRD)分析和等离子质谱分析。

四、结果与讨论

1.井下AMD的环境特征

在井下调研时发现，大量褐红色氧化铁沉淀物与酸性水伴生，可视其为存在酸性水或曾经有酸性水产出的标志。酸性水常常出现在松散、破碎的煤层顶板处及平巷上部的采空区下方，这些现象表明酸性水明显受环境条件的控制，这可能与含氧水的进入有关。在无破碎区，地表水中有限溶解氧在缓慢的下渗过程中，被浅部地层中的物质消耗，不足以氧化较深部的含硫矿物而产生酸性水。

地质勘探资料表明，本区煤系由以铝、硅酸盐矿物为主的泥岩、粉砂岩及砂岩组成，地层中碳酸盐岩组分相对很少，CaCO3仅以脉状或钙质胶结物形式产出。有关黄铁矿氧化动力学实验表明［1］，在有碳酸盐岩存在时，产酸能力受到抑制。Holmstrom［2］等的研究表明，尾矿是否产生酸性排水和释放重金属主要取决于碳酸盐矿物的含量，而不是硫化物的含量。永安矿区煤中总硫含量小于1%，为低硫煤，但却产生了pH值低达2.75的酸性水，这一事实表明不管是高硫煤还是低硫煤均可产生酸性水。

2.煤层AMD的水化学特征

所取水样有3种类型:煤层酸性水样、煤层非酸性水样、地表水样。各水样的化学组成检测结果见表1，样品中除JS8为地表水外，其余为井下矿排水。

根据矿井原钻孔资料，未经淋滤的地层裂隙水的水质为HCO3-Ca-Mg和HCO3-SO4-Cl-Mg型，总矿化度0.016～0.15g/L。而经淋滤煤层后形成的酸性水的组成变化很大，按库尔洛夫表达式计算后，水质类型变为SO4-Ca-Mg(如DS2)和SO4-Mg-Fe-Ca(如HS5)型水，TDS为1.64～4.398g/L，为高矿化度水。

表1 永安矿区煤层矿井水水化学常量组分含量w单位:mg·L－1 注:－为未检出;表中硬度以CaCO3计。

由表1可以得出本区煤矿酸性有如下特点:

(2)酸性水具有SO42－高、总硬度高和TDS高的三高特征。SO2－4含量在阴离子中占优势，表1中HS7水样硫酸根离子浓度达3239.9mg/L，煤矿酸性水水化学类型一般为SO2－4－Ca、Mg(Fe、Al)型。酸性水使地层中碳酸盐类及铝硅酸盐类矿物大量溶解，而造成水的高硬度和高TDS，TDS>1g/L。如，HS7的TDS达4398.5mg/L。酸性水中硫酸盐是其矿化度主要贡献者，水中SO2－4离子浓度与其电导率(EC)具有良好的对应关系(图1)。

图1 电导率与SO42－含量走势相关图 图2 Eh与Fe3+/Fe2+走势相关图

3.AMD中微量组分来源分析

造岩矿物及矿石矿物中的微量元素通常以类质同象形式存在，而天然水中微量元素的分布通常受环境中水—岩相互作用控制。对永安矿区酸性矿坑水样中50多种微量元素进行了ICP—MS测定。对7个矿井水样中含量100×10－9以上的微量元素与水样中的主要特征元素进行了相关分析(表2)。综合分析上述数据，并结合煤、岩及黄铁矿样品的XRD分析结果，可得出以下初步结论:

(1)pH值与大多数组分呈负相关，说明各组分的溶解度随介质pH的降低而增大，尤其对Fe和Al溶解度影响较大。同时也可能与它们在pH增大时易形成氢氧化物胶体而沉淀有关。胶体形成后对其他微量元素的吸附产生共沉淀是pH对微量元素含量的一个间接影响。

(2)Ni、Co、Zn、Y等与Fe、SO2－4高度相关，相关系数大于0.94，说明它们的来源与黄铁矿的氧化溶解密切相关。Ni、Co、Zn均为过渡元素，常在黄铁矿中与铁形成类质同象替代，而在黄铁矿风化过程中被释放进入溶液;与Fe、SO2－4有较高相关性的还有Na、Cu、Mg、Mn元素，这些元素在地球化学上与铁元素常亲密共生，说明黄铁矿是其部分来源，或是黄铁矿的氧化溶解对它们的释放迁移有重要影响。

(3)水中Pb-K和Pb-Al的相关系数分别为0.77和0.64，而与Fe和SO2－4的相关系数较低，分别为0.39和0.41。ICP-MS对煤、岩、矿的分析结果表明，大多数煤样品中的Pb含量高于同层位中黄铁矿的Pb含量，且由于本区为低硫煤，因此黄铁矿对矿井水中Pb的贡献相对较小，即本区酸性水样中的Pb除来源于黄铁矿的氧化溶解外，还来源于地层中的含铅矿物，如钾长石、黑云母的水解反应:

任德贻煤岩学和煤地球化学论文选辑

(4)锶是广泛存在于地下水中的一种微量元素。它在造岩矿物中的分配主要受钙和钾的互带性控制［3］，Sr2+主要是以类质同象的形式存在于含钙、钾的铝硅酸盐矿物中，随着含锶的钙长石、钾长石、白云母等矿物的水解，锶被释放而进入地下水中。

本研究水样中锶含量在几百～上千μg/L，Sr与Ca呈正相关，相关系数为0.79，与K的相关系数仅为0.27。本水样中的锶可能主要来源于钙长石的水解反应。赵广涛(1998)［4］对崂山矿泉水的研究得出Ca-Sr的相关系数为0.6636，而K-Sr的正相关则不明显。这一结论与本文结果较为吻合，但是否具有代表性还有待研究。

表2 永安酸性煤矿坑水征组分及微量元素间的相关系数矩阵 五、结论

(1)煤矿AMD可产生于高硫煤或低硫煤层中，含氧水沿破碎带入渗和地层中相对少量的碳酸盐岩是产生煤矿AMD的重要条件。

(2)低pH、高矿化度和高硬度是煤矿AMD的水化学的典型特征。水中的硫酸盐是其矿化度的主要贡献者;煤矿酸性水中的SO2－4含量与其电导率具有良好的对应关系;Eh随Fe3+/Fe2+比值的增加而增加，Fe3+/Fe2+比值决定着煤矿酸性水的电势。

参 考 文 献

［1］ Nicholson R V，Gillham R W，Reardon E J. Pyrite oxidation in carbionate buffered solution: 1. Experimental Kineti- ca. Geochim Coochim Acta，1988，52: 1007 － 1085

［2］ Holmstrom H，Salmon U J，Carlsson E et al. Geochemical investigations of sulfide-bearing tailings at Kristineberg，north- ern Sweden，a few years after remediation. The Science of the Total Environment，2001，( 273) : 111 － 133

［3］ 文冬光，沈照理，钟佐 . 水-岩互相作用的地球化学模拟理论及应用 . 中勘查技术工程学国地质大学出版社，1998

［4］ 赵广涛，李玉瑛，曹钦臣等 . 青岛西北地区矿泉水的水化学特征与形成机理 . 青岛海洋大学学报，1998，28( 1) :135 － 141

The environment geochemistry information of the coal mine acid mining drainage

YUE Mei1，2，ZHAO Feng-hua1，REN De-yi1

( 1. Department of Resource ＆ Earth Sciences，University of China Mining ＆ Technology( Beijing) ;

Key Laboratory of Coal Resource，Ministry of Education，Beijing 100083，China;

2. Anhui University of Sciences ＆ Technology，Huainan 232001，China)

Abstract: The chemical characteristic and its formation of the coal acid mining drainage are discussed in this paper based on the spot investigation，samples examination，applied the cor- relation ysis method，and combined w ith the geology and hydrogeology background informa- tion. Coal AMD formed in the specific substance and environment condition. And w hen the con- dition is meet，the AMD can be produced in both high or low sulfur in the coal. Low pH and high Eh，TDS，hardness are the important characteristic of coal AMD. There are good relation betw een SO2 －4and EC，Fe3 +/ Fe2 +radio and Eh. Some trace elements and harmful hey metal such as Ni、Cu、Co、Zn in the AMD come from pyrit dissolution w hile some others like Pb、Sr are mainly come from the AMD eluviation to the coal and rocks.

( 本文由岳梅、赵峰华、任德贻合著，原载《煤田地质与勘探》，2004 年第 32 卷第 3 期)

（二）本区沉积层的环境地球化学指标与深海氧同位素的对比

事实上，这有一“自动刹车”过程存在。即CO2浓度增加使得气候变暖，“源”区岩石和土壤的化学风化增加，据式（7-15）和式（7-16），大气CO2浓度减少，气候又有变冷趋势，生物固碳减少，大气CO2浓度回升，气候再次变暖。这种“刹车”过程使得环境温度在变冷、变暖的循环中保持稳定，可能是控制本区气候、植物生长、水体的酸碱性、进而控制钙质等元素的沉积的主要作用。如当“源”区化学风化加强、大气CO2浓度减少时，沉积（“汇”）区钙与有机碳同步沉淀（图7-19的δ18O从第5 阶段，即120ka 以来的TOC及F2 的增加）；进一步发展，大气CO2浓度的减少，气温降低，“源”区的化学风化减弱；“汇”区钙及有机碳等沉淀相应减弱。

图7-19 洞庭湖区沉积层环境地球化学指标与深海氧同位素的对比

在过去120ka以来（图7-19的δ18O从第5阶段往左推进），地球气候发生快速且剧烈的冷暖振荡现象（从极冷/暖，转变为极暖/冷）。约10ka以来，F1、F4 和TOC等趋增，气候转至目前我们所处的相对温暖期。

δ18O来源于LRO5；本区数据为ARIMA模型拟合结果，F1、F2、F3、F4和“综合”由式（7-1）～式（7-5）构建；纵坐标无量纲，注意其倒置以便与氧同位素对比

从这里可见，单一的地球化学指标指示气候环境变化有一定的局限性，不似氧同位素那样其同位素分馏作用严格与温度有关，元素含量及由其构建的地球化学指标的变化，其影响因素复杂，尤其本区的开放型湖泊更甚，从图7-19中在外力作用下，溶液中的元素或离子沿岩石中孔隙系统均匀地流动而迁移，这样一种地球化学过程叫做渗滤作用。，似乎由“因子”构成的综合性指标比单一的元素含量或比值指标与深海δ18O的起伏对应得要好。

如F4=0.93 TOC+0.87 N+0.58 TC +0.4 Ca/Sr+0.24 CaO-0.23 MS+0.22 MWPI+…，即主要为有机碳、氮的组合，其在200、400ka（B.P.）处为明显谷值（注意：图7-19 纵坐标倒置），分别与δ18O的第7 和11 暖期高温阶段对应；而此时单指标TOC却表现为峰值或低谷不明显。

环境化学常用研究方法

环境科学中的重要分支学科之一。造成环境污染的因素可分为物理的、化学的及生物学的三方面，而其中化学物质引起的污染约占80%－90%。环境化学即是从化学的角度出发，探讨由于人类活动而引起的环境质量的变化规律及其保护和治理环境的方法原理。就其主要内容而言，环境化学除了研究环境污染物的检测方法和原理(属于环境分析化学的范围)及探讨环境污染和治理技术中的化学、化工原理和化学过程等问题外，需进一步在原子及分子水平上，用物理化学等方法研究环境中化学污染物的发生起源、迁移分布、相互反应、转化机制、状态结构的变化、污染效应和终归宿。随着环境化学研究的深化，为环境科学的发展奠定了坚实的基础，为治理环境污染提供了重要的科学依据。

环境科学的分支学科。主要应用化学的基本原理和方法，研究大气、水、土壤等环境介质中化学物质的特性、存在状态、化学转化过程及其变化规律、化学行为与化学效应的科学。研究的内容主要有：(1)运用现代科学技术对化学物质在环境中的发生、分布、理化性质、存在状态(或形态)及其滞留与迁移过程中的变化等进行化学表征，阐明化学物质的化学拓性与环境效应的关系；(2)运用化学动态学(chemical dynamics)、化学动力学(chemical kinetics)和化学热力学(chemical thermodynamics)等原理研究化学物质在环境中(包括界面上)的化学反应、转化过程以及消除的途径，阐明化学物质的反应机制及源与汇的关系；(3)研究用化学的原理与技术控制污染源，减少污染排放，进行污染预防；“三废”综合利用，合理使用资源，实现清洁生产；促进经济建设与环境保护持续地协调发展。从环境介质的不同从本研究的模型预测可知这种增温趋势不会无限发展下去，约至50年后，区域自然环境的地球化学特征将返回到与现在的状况相当，这可用因岩石化学风化及CaCO3等的沉淀，消耗大气的CO2，引起与温室效应相反的温度下降等理论来解释（详见下节讨论）。，可划分为大气、水和土壤的环境化学等，现分别称之为大气环境化学、水环境化学和土壤环境化学。从研究内容可分为环境分析化学、环境污染化学和污染控制化学等。

主要研究领图7-14 洞庭湖平原区一万年来Cd的ARIMA模型拟合值与原始含量值的比较及未来10期（约400a后）的预测(1)pH值变化范围较大，可从5点几至2点几，而在pH≤3.00的水中，HCO－3含量均为未检出。根据水中碳酸系统平衡关系，此时水中的碳酸盐组分以H2CO3或游离CO2形式存在，即水的总碱度趋于零，具有较强的侵蚀性。值域和内容

1.研究污染物(主要是化学污染物)在环境(包括大气圈、水圈、土壤岩石圈和生物圈)中的迁移、转化的基本规律，形成环境污染化学这一介于环境科学与化学之间的一门新兴的边缘分支学科。

3.研究环境中天然的和人为释放的化学性质的迁移、转化规律及其与环境质量和人类健康的关系，形成环境地球化学。它是介于环境与地球化学之间的一门新兴的边缘分支学科。

（二）洞庭湖区环境地球化学ARIMA模型预测的结果

上述18指标ARIMA模型所绘的模型拟合值及其与原始值的序列图比较结果见图7-12，7-13（图中仅示8指标）。

图7-12 洞庭湖平原区地球化学环境指标ARIMA模型拟合值及其与原始值的比较

（粗线为拟合（FIT）值，细线为原始值；从左至右为地层由老至新）

图7-13 洞庭湖平原区800ka来地球化学环境指标ARIMA模型武义氟异常主要与萤石矿有关，此类异常与一般其他成因氟异常的区别在于：氟含量极高、异常强度大、浓集中心明显；除此之外，由萤石矿化引起的异常，其土壤中的钙含量也往往呈现为异常或高背景。拟合值及其与原始值的比较

为图7-12的局部放大，虚线为拟合（FIT）值，实线为原始值；从左至右为地层由老至新

对未来10年、30年和50年的预测值见表7-14。

表7-14 洞庭湖平原区环境地球化学变化的A(3)煤矿AMD中含有众多重金属及其他微量元素。其中Ni、Co、Zn、As等主要有害微量元素来源于黄铁矿的氧化分解，而Pb、Sr等则来源于酸性水对地层中物质的溶滤作用。煤矿酸性水的酸度大大增加了环境中有害化学物质的出溶率和迁移性。RIMA模型预测结果

该表中过去及未来期的年龄值（年数值）为时间序列上部10个样品与年龄的回归方程预测值（R2为0.9717），并综合考虑了区内沉积层上部每10cm厚的样品所代表的平均年数。

从图7-14可以看出实际的数据（细实线）均在对应预测值的 95%置信区间（虚线）内（为避免图面负担过重，图7-12，7-13未画出），所以建立的模型是值得信赖的。

由表7-14的ARIMA模型预测值知道：

未来10年区域地球化学环境将按目前的趋势发展。约过30年左右，有一转折点，从地球化学综合因子的变化来看，气候环境将变得比现在湿热，与许多学者预测的2030年全球平均气温将上升0.5～2.5℃的结论吻合（表7-15）。

表7-15 不同学者用不同方法模拟的我国岩石在水圈、大气圈和生物圈的长期作用下，失去原有的地质地球化学平衡，发生物理的和化学的变化，原来的岩石或矿物被破坏和分解，化学元素进入溶液中（或被带走，或在附近形成新的稳定的化合物），即发生了风化作用。风化作用的产物有的留在原地，或经局部搬运而在附近形成新的堆积和沉积，结果就形成了风化壳。风化和沉积是表生作用的两个不同发展阶段，风化作用主要在原地系统（或附近）发生，而沉积作用则经过长途搬运到异地系统中发生。气候变化的可能情形 续表

（据吕新苗，吴绍洪，杨勤业，2003）

但由于全球变化是一个极其复杂的地球系统科学问题，模式的不完善，导致对未来全球变化的预测有很大的不确定性，如CO2的线性或指数增长模式计算的气温线性或指数增长，明显与地史时期CO2及气温的周期性变化规律相悖。

通过计算或者从图7-12和图7-13可以知道，ARIMA模型预测在95%置信区间内是显著、可信的。

学习任务地球化学找矿概述

地球科学是研究地因为岩石的化学风化是与大气CO2变化及气候的变化有成因联系的。即陆地上岩石的化学风化作用将大气中的CO2带走并以溶解的化合物形式将其带入到海洋中，并被海洋生物群吸收沉积于海底沉积物中。在大陆碳酸盐岩的风化过程中，大气中的CO2分子通过溶解和碳酸盐沉积，又返回到了大气中，对于大气CO2的浓度并没有影响；而硅酸盐的风化是1个大气中CO2分子转变为1个碳酸盐分子，造成了大气中CO2分子的纯丢失。球这个极其复杂的物质体系的学科总称，基于不同的认识角度产生了不同的分支学科。地球化学正是从地球的化学组成、化学作用和化学演化，即通过物质的化动形式来研究地球的。从学科角度讲，地球化学是由地质学与化学类基础科学相互结合、相互渗透而产生的一门边缘学科。

人类赖以生存的地球，从化学观点看，是由92种化学元素和354种核素组成的。由于不稳定核素衰变产生的能量推动了地球的物质运动：岩石熔融、岩浆喷溢、火山活动，进而造成了全球规模的地质作用。这种地质作用不断地改变着地球的外观和结构，同时也造就了92种元素及其同位素进行化合、分异、迁移，为采用化学方法来研究地球、认识地球提供了客观条件。

地球化学的整体研究思路是“见微而知著”，即试图通过对微观的化学作用的研究来获知宏观的地质作用信息。为此，地球化学主要的研究内容就可归结为：①地球和地质体以前述本区经Al2O3校正、由ARIMA模型拟合所得的第四纪不同时期的沉积物数据与深海氧同位素δ18O数据作相关分析，本区缺乏样品由内插法求取，各种相关系数见表7-16。中元素及其同位素的组成；②元素的共生组合和赋存形式；③元素的迁移；④元素的迁移历史与地球的演化。

对地球、地壳或某一地质体，都可以从上述几个基本途径研究其形成和演化历史。因此，地球化学可定义为：是一门研究地壳和地球的化学成分以及元素在其中的分布、分配、集中、分散、共生组合、迁移规律、演化历史的学科。

随着地球化学研究领域的扩大和深入，也逐渐细划出了相应子学科：①以海洋为研究对象的海洋地球化学；②以环境为研究对象的环境地球化学；③以地下水为研究对象的地下水地球化学；④以探矿为目的的勘查地球化学等。

本书采用的定义为：地球化学找矿是系统测量天然物质（如岩石、土壤、水系沉积物、地表水、地下水、植物和空气等）中一种或几种地球化学指标（如元素和同位素的成分、含量、pH值、Eh值、温度等），研究其分布、分配和变化的规律，以发现与矿产有关的地球化学异常来找矿的一门学科。

地球化学找矿研究的对象，不但包括地球化学异常本身，而且还包括如何在给定的自然条件下有效地应用它去达到预定的找矿目的或其他目的。从地球化学找矿的角度来看，具有经济价值的矿床，不过是地球化学异常的一种特殊类型。地球化学找矿主要采用定性描述的方法，对于一些定量的计算公式，要把它们看成是某种简洁的定性描述手段，但其发展趋势仍然是从定性逐渐走向定量。

地球化学找矿是一门非常年轻的边缘学科，令 K s=K[CaCO3 ]固，则 K s=[Ca2+][]也为一个常数。即该难溶盐矿物的离子在其饱和溶液中的离子浓度的乘积是一个常数。我们将这个常数 K s 称为该难溶盐矿物的溶度积。它一方面以地质学、矿床学、地球化学、土壤学，以及数学、化学等为基础，另一方面又用自己的新发现和新资料服务于这些基础学科。

（二）区域环境地球化学指标变化对全球变化的响应

由于预测的时间越长，不确定的因素越多，相应预测值的标准误也将越来越大，故一般未作过于长期的预测，仅示意性地作了Cd未来10期（400 a）的预测（图7-14）。

1.区域环境地球化学指标与全球变化指标的相关性特征

表7-16 洞庭湖区沉积层环境地球化学指标与深海氧同位素δ18O的各种相关系数 续表

从表7-16以及前文之图7-12和图7-19可见本区一些环境地球化学指标与深海氧同位素δ18O指标变化有一定相关趋势，如Cd/Ca、F2、TFe、TOC、F1、F3、Al/Zr等指标与深海δ18O有同步消长性，即本区沉积物中这些值高与低温期有关；而TOC/N、Zn/Cd、As、Cd、Hg、F4、及C值等与δ18O有反消长关系，即其值高与高温期有关；其中有些指标，如Al/Zr、磁化率和Rb/Sr等在2500ka和800ka以来的两组数据中有相矛盾的解释，亦有与前述其与孢粉的相关性分析相悖的结论，如F1和F3等，一方面固然与本区地层缺乏、样品内插值过多（尤其是深部年龄较老者）有关；另一方面，是因为本湖盆的物源复杂、影响元素沉淀（积）的条件复杂，由全沉积物样（而不是单矿物样）元素分布构建的指标参数难免显得较粗糙，使得其与深海沉积物氧同位素δ18O等的精细比较较为困难。当然，亦与探讨古气候环境的地球化学理论和方法的不完善有关，正因如此，这种比较和探讨才更有意义。

2.本区碳、钙、镉等地球化学指标变化与全球变化的关系讨论

（1）钙与镉相对含量变化规律

由ARIMA模型拟合的Cd/Ca、TOC、TOC/N，以及由F2=0.96ba+0.95MWPI+0.93CaO+0.7 TC+0.77 Ca/Sr+0.72 Ti/Si+0.63 MS+0.5 Sr/Ba+0.51 Ca/Mg-0.4 K/Na+0.3 TC/N+…计算出的曲线等（图7-12）较清晰可见本区沉积物第四纪所经历的环境地球化学演化旋回。

因Cd2+与Ca2+的离子半径相近，在不同地质过程中表现出密切伴生，在表生环境下，如土壤或沉积物中，当没有外源Cd输入时，Cd与Ca表现出较强的一致性，其比值在有限范围内波动。若两者相关性减弱，或比值发生变化，则可能有生物作用（或人为活动）或其他因素的影响。如当气候湿热，水体中生物茂盛，生物吸收作用而降低水的Cd浓度，造成与之平衡的湖泊表层沉积物Cd/Ca比值降低；在此湿热气候环境下，尽管流域源区含镉岩石的风化会较强，但大流量涌入的河水将冲淡湖盆中水体的Cd浓度，同样造成湖泊表层沉积物Cd/Ca比值降低。湿热气候下水体为含氧相对较高的氧化条件，氧化条件下的生物分解易形成含氢离子较高的酸性环境，故沉积物Cd/Ca比值低又可反映环境的酸性和氧化条件。所以，沉积物Cd/Ca比值的低和高，分别反映了气候的湿热和干冷、湖盆水体的氧化还原及酸碱性条件。从该图中约4ka（B.P.）开始Cd/Ca低位振荡，说明近三、四千年气温是相对较高的。

（2）CO2与碳酸盐岩的风化、沉积

与碳酸盐岩风化、溶解作用有关的地球化学过程为

洞庭湖区第四纪注：1.F1、F2、F3、F4和“综合”由式（7-1）～式（7-5）构建，2500ka和800ka以来数据由内插法确定的样品数分别为1434和700；2.Pearson—积矩相关，Kendall—有序分类相关，Spearman—秩相关；3. 在0.05 水平（双侧）上显著相关， 在0.01 水平（双侧）上显著相关，由SPSS13.0计算。环境地球化学

据估计（周启星等，2001），由于这一反应，全球大气每年大约有2.0×108t 碳进入海洋系统。

铝硅酸盐风化作用可以用钠长石的风化方程表示如下：

洞庭湖区而勘查地球化学是地球化学中活跃的学科之一，由于勘查地球化学主要以找矿为目的，因此，称之为地球化学找矿，简称为化探。对于地球化学找矿的定义，国内外学者有各种不同的表述，其中比较有代表性的定义是：地球化学找矿是基于系统地测定天然物质的一种或数种化学性质的任何矿产勘查方法（H.E.Hawkes等，1962）；地球化学找矿是根据基岩及覆盖层中、地下水及地表水流中、植物中和土壤中、气体中的含矿物质不明显的微观分散晕以发现矿床的一种找矿方法（В.Ч.克拉斯尼科夫，1955）。第四纪环境地球化学

可见，大气中的CO2含量与地表岩石土壤的化学风化有关。随着Mg、Na和Ca等元素的风化释放，大气中的CO2被吸收，这对于阻止大气中CO2浓度的继续上升具有重要意义。通过风化作用消耗CO2，大气CO2浓度减少导致大气截留的热量减少，引起全球温度的下降。

减少水中的CO2的量，式（7-15）的反应将向左，引起CaCO3的沉积。如在高度富营养湖中水生植物的光合作用，消耗大量的CO2，以及大气CO2浓度的减少，与之平衡的湖泊CO2浓度亦将减少，可造成CaCO3沉淀。因此，Ca的沉积量可能与大气CO2呈反消长关系，即此时表现出Ca的沉积与气温降低相关。

（3）有机碳与大气CO2

土壤有机碳不仅为植被生长提供碳源，同时也以CO2形式向大气释放碳。由于土壤的碳储量巨大，其较小的变幅即能导致大气CO2浓度较大的波动，因而对气温变化起着重要的作用。反过来，气候亦通过影响植被的生产力及微生物对有机碳的分解和转化而决定着土壤有机碳的分布。分析表明（周莉等，2005），全球温度的上升不仅将提高植被的净初级生产力，同时也将微生物种群的增长，促进土壤中有机碳等养分的矿化、分解、释放，导致土壤中有机碳的损失。因而表现出本区的TOC与深海δ18O有同步消长、在低温期的沉积物中TOC含量高的规律。

本区土壤的平均质量密度为1.22 g/cm3，土壤平均厚度按1m计，由多目标区域地球化学调查资料计算出本区平均有机碳含量为1.0%，土壤平均碳密度为12.2 kg/m2，土壤总有机碳储量约为0.42 Gt。从图7-10和表7-10可计算本区在近5ka来沉积层有机碳变化的周期为237 a，它可粗略视为本区土壤有机碳与大气CO2交换、更新的时间尺度。

综上可见，尽管第四纪大气CO2含量在冰期-间冰期旋回性变化明显受海洋碳酸盐、海洋生态、陆地生态系统碳储库动态变化的控制（贾国东等，2005），本区进行的风化、沉积和CO2的吸收和排放等等，不可能控制全球气候变化，但本区一些环境地球化学指标与目前公认的全球变化研究指标存在一定的同步性，说明本区第四纪环境地球化学变化与全球环境变化相关联是毋庸置疑的，是对全球环境变化的响应，区域地质环境的演化特征则使其打上局部区域的烙印。

地表或近地表环境下元素地球化学行为

上述命名中的“酸碱性”和“碳状况”可能因不同区域情况不一而无法表示，则省去。

勘查地球化学的野外工作主要是在地表或近地表条件下进行的。勘查地球化学通过野外采样进行成分分析或现场测量来获取地球化学信息。因此，查明地壳表层环境下元素的地球化学行为，有助于加深理解勘查地球化学的基本原理。

16.3.1 风化作用地球化学

风化作用分物理风化、化学风化和生物风化三大类。物理风化作用主要是由于机械外力作用下或气候变化（如重力作用、温度变化、压力变化、冰冻作用等等）导致的岩石破裂、崩解、垮塌等现象，没有明显的矿物成分和化学成分变化。化学风化是大气和溶液与岩石矿物相互作用导致的一种地球化学作用过程，如水解反应、水合作用、氧化还原作用等等。生物风化作用是在生物圈中有生物活动参与的风化作用。化学风化和生物风化都可能导致明显的矿物成分或化学成分变化。由于物理风化导致岩石破裂、崩解、垮塌等可以使岩石和矿物表面积增大，有助于化学风化和生物风化作用的进行，所以物理风化、化学风化和生物风化作用常常是相随相伴地发生。

岩石和矿物被风化过程往往有一定的阶段性，风化进程有一定的规律。例如，主要造岩矿物硅酸盐（钾长石、辉石和黑云母）在风化过程中出现明显的演化阶段：钾长石→绢云母→水云母→高岭石；辉石→角闪石→绿泥石→水绿泥石→蒙脱石→多水高岭石→高岭石；黑云母→蛭石→蒙脱石→高岭石。

发育良好的风化壳还出现明显的分带性。例如К.И.Лукашев（1956）和原武汉地质学院地球化学教研室（1979）将发育良好的风化壳划分出四个带。

（1）氧化作用带。接近地表的上部，主要有氧化作用，水解作用已趋向结束。此带也可称为氧化和终结水解作用带。氧化作用带形成了化学分解的终产物：Fe、Al、Mn、Ti的氢氧化物。它们具有疏松结构，少数情况下也有致密结构甚至鲕状结构。此带常具褐色、红色或淡白色。

（2）水解作用带。在氧化作用带下部。此带淋滤作用结束，氧化作用刚刚开始，但水解作用强烈发展。水解作用带中碱金属和碱土金属从硅酸盐矿物中淋滤出来淋滤作用强烈，并分解为氢氧化物和硅酸；低价铁的矿物部分被氧化，大量地聚集着Fe和Al的含水硅酸盐（粘土矿物）。此带具绿色和黄绿色，并呈粘土状和斑点状。

（3）淋滤作用带。或称淋滤和终结水合作用带。这里主要发生淋滤硅酸盐中碱金属的作用；矿物的水合作用正在终结，并开始形成粘土矿物。此带的岩石具有粘土-云母状（鳞片状）的外貌。

（4）水合作用带。在风化壳的下部。这里硅酸盐矿物通过水合作用形成云母和水绿泥石（少量地带出现碱金属），岩石发生崩解，在裂隙和空洞中有时沉积菱镁矿。

表生环境元素迁移和分散富集地球化学规律是勘查地球化学原理的重要内容。

地球的岩石、矿物、土壤或生物有机质中，化学元素具有一定的存在形式。这种存在形式在变化的表生环境中活化、转移和转变成另一种存在形式，由大气、水溶液等作用下还可能有一定的空间运移。在一定的地质和地球化学条件下，化学元素还可能发生相对分散或相对富集，这就叫做表生环境下元素的迁移和分散富集。

16.3.2.1 元素地球化学特性对元素迁移和分散富集的影响

元素及其化合物的特性，如熔点、沸点、溶解度、硬度等对元素迁移有很大影响。元素及其化合物的熔点越高，越易于转变为液态；沸点越高，越易于转变为气态；溶解度越高，越易于溶解于溶液介质中；硬度越小，矿物越易风化。元素存在形式强烈地影响着元素活动转移的能力。一般情况下，被粘土矿物或胶体矿物吸附呈离子吸附状态下的元素，较易于转移到溶液中；进入矿物晶格的元素，不经过晶格破坏等元素活化过程，元素就不容易转移到溶液中。元素及其化合物的上述特性，与元素互相结合的化学键的类型、元素的电负性、原子和离子的电价和半径等有密切的关系。

16.3.2.2 表生环境中元素迁移和分散富集的主要地球化学作用

表生环境中元素迁移和分散富集的主要地球化学作用，有水介质中的化学反应、扩散和渗滤作用、有机物的作用等。

（1）水介质中的化学反应

a.溶解和沉淀（溶度积）。在表生环境下，常常可见到难溶盐矿物，如方解石、萤石、硬石膏等等。这些难溶盐矿物与溶液处于平衡时，溶液是饱和的。以方解石矿物（CaCO3）为例，说明一下这些难溶盐矿物的溶度积的概念：

在饱和溶液中，其平衡常数 K=[Ca2+][]/[CaCO3 ]固

由于方解石是固相纯化学物质，在一定温度压力下，［CaCO3］是一个常数。

在表生环境中，难溶盐矿物的溶度积常数随温度变化而变化。表16-4列出了地表环境中某些化合物的溶度积。

表16-4 地表环境中某些化合物在25 ℃时的溶度积 b.复分解反应。反应物之间由离子相互交换而形成新的反应产物，叫做复分解反应。发生的复分解反应受质量作用定律支配：

其平衡常数K=［C］n［D］m／［A］k［B］l

例如，白铅矿和硬石膏的反应就是一个复分解反应：

Fe2（SO4）3的水解反应也是一个复分解反应：

c.酸碱反应。天然水的pH值一般为4～9之间。某些特殊情况（如火山活动区、硫化矿床氧化带等）天然水的pH值可达到1～3之间，显示出强酸性。在干旱地区，土勘查技术工程学壤水呈碱性，pH值可升到10左右。

当内生矿物在表生环境遭受氧化作用时，Fe（一）地球化学背景与异常3+／Fe2+的电位相对较低，Fe2+容易氧化成Fe3+，铁容易形成含水的Fe3+氧化矿物（褐铁矿）。Mn4+／Mn2+的电位相对较高，Mn4+容易还原成Mn2+保留在表生溶液中，直到溶液进入到强烈的氧化环境或者介质条件变为碱性时才可形成二氧化锰矿物。

e.胶体作用。胶体是物质的一种分散状态，其质点大小为10-3～10-6 mm，界于真溶液与悬浮体之间。根据胶体所带电荷，胶体又有正胶体和副胶体之分。地壳中常见的正胶体有：Zr、Ti、Th、Ce、Cd、Cr、Al、Fe3+的氢氧化物；负胶体有：As、Sb、Cd、Cu、Pb的硫化物 H2 SiO2 以及Mn4+、U6+、V6+、Sn4+、Mo5+、W5+的氢氧化物和自然元素 S、Ag、Au、Pb 等；有时氢氧化铁也带有负电荷。腐殖质胶体也是负胶体。负胶体一般吸附介质中的阳离子，例如 MnO2-胶体可以吸附 Cu、Pb、Zn、Co、Ni、Li、K、Ba 等 40 余种阳离子。正胶体吸附阴离子，例如 Fe2 O3+胶体能吸附络阴离子。一般来说，土壤及沉积物中常见大量的粘土矿物和胶体矿物或胶体物质，金属元素易于被这些胶体吸附。它们可以吸附Cu、Pb、Zn、Co、Ni、Ba、U、Tl 等金属离子。腐殖质胶体可以吸附 Ca、Mg、H、Al、Cu、Ni、Co、Zn、Ag、Be等，Mo、V、U、Co、Ni、Pb等在黑色页岩及煤、褐煤中富集，可能与此有关。

f.络合作用。许多元素在表生条件下很难溶解。例如，Fe、Cu、Pb、Zn、Co、Ni、Mo、Cd、Sb、Ba、Ag、Hg等的硫化物在水中的溶解度非常小（室温条件下为（n×10-8～n×10-23）mol/L）；而Fe、Cr、W、Sn、Nb、Ta、REE等简单氧化物和含氧盐也非常难溶解。另一方面，矿床中这些元素又大量富集，而且被证明是经过了长途的迁移和搬运。人们认为络合物起了巨大的作用。络离子在水溶液中的稳定性，取决于它的电离能力的大小，用K不来表示。

其中M为中心阳离子，A为配位体。K不越大，说明络离子的电离能力越强，络离子越不稳定。表生环境中某些元素的共生与分离，与K不的大小有很大关系。表生条件下络合物的K不值可以在有关地球化学教科书中查到。

（2）扩散和渗滤作用

在某个由矿物、岩石和溶液构成的体系的不同部分内，浓度的不同导致的浓度梯度驱使质点（元素、离子）自动迁移，这种迁移总是从高浓度部位向低浓度部位移动，直到体系内达到浓度平衡为止，这种地球化学过程叫做扩散作用。

（3）有机物的作用

自然界的有机化合物主要有碳氢化合物、碳水化合物、氨基酸、有机染料（色素）、维生素及腐殖质等。有机物与金属的作用方式主要有四种。

① 形成有机盐类。如有机物结构有-COOH，-OH等可以电离出H+基，它们就变成弱酸，金属离子Men+取代H+的位置。

② 金属直接与C、N、P、S等给出电子的原子相连，这种连接就比较强，形成金属有机化合物。

③ 螯合。金属与有机物结合有多个键，结合非常牢固。在自然界中，广泛存在有草酸、柠檬酸、酒石酸等螯合剂，只是浓度较低而已。

其平衡关系为：

平衡常数K值对于不同的Me及A是不同的。这表示了不同元素对某种有机物的亲和性。

洞庭湖区第四纪环境地球化学时空特征的综合对比

以A代表有机质的大分子，有机物与金属离子的反应可表示为：

综合上述各章节，可将本区第四纪时期平原区沉积层、河流阶地区红土及典型文化层的各种环境地球化学指标特征按时间顺序综合对比于附表“湖南省洞庭湖区第四纪环境地球化学特征对比表”中。

将本区沉积层的环境地球化学指标与LR05（Lorraine E.Lisiecki et al.，2005）通过57个钻孔综合提出的上新世—全新世800ka以来的深海氧同位素记录进行对比（列于图7-19），结果表明本区沉积物的环境地球化学指标与反映全球温度变化的深海氧同位素记录可进行对比，如TFe、F4、“综合”等指标与深海δ18O的奇数阶段对应，指示暖期的温度升高；而Rb/Sr、Al/Zr、F2等与δ18O偶数阶段对应，为冷期的温度降低。与氧同位素划分出的过去800ka全球气候波动的20个同位素阶段对应，本区沉积物的环境地球化学指标相应有较明晰可辨的周期性波动，表现出本区环境地球化学特征的变化与全球环境变化总体上同步的趋势，说明本区域的环境地球化学变化是对全球环境变化的响应，亦意味着全球气候改变，地球各角落可能无处幸免。

表7-7 湖南省洞庭湖区第四纪环境地球化学总体特征归纳对比简表 续表

该表根据前文对第四纪地质地层和文化地层的三、样品采集与检测时段划分，将该时段第四纪物质的常量元素、微量元素、元素对比值、pH值、有机碳、磁化率的平均值相对大小、和孢粉组合等所表征的气候和地球化学环境意义归纳于“总体特征”中。其中，元素相对贫富是从该区不同时段样品的纵向比较中得出，分为富、较富、中等、较贫和贫5级；其他亦然；“高磁”指高磁化率。

进一步对各时段从横向上比较各区环境地球化学总体特征的异，在按“求大同舍小异”的原则取舍后综合进行全区的“环境地球化学旋回”命名。

环境地球化学旋回命名采用“时间+期次+气候环境+（酸碱性）+（元素碳状况）+特征元素空间变异大小”六段命名法。其中：

“时间”分为更新世早、中、晚和全新世早、中、晚6段；“期次”则以该时段沉积间断或变化、及岩性和地球化学特征的异出现的顺序，排为至第七次不等（省略“第”字）。

前文大量研究已证明元素C与有机碳（TOC）密切相关，故“元素碳状况”可用来表征植被环境或炭质保存状况，间接反映氧化还原条件。

元素空间变异大小用“元素分异强弱”表示（省略“元素”2字），元素分异强指元素在不同区域贫富不均，或在大多数区域有显著的贫化富集现象。元素分异亦分为强、较强、中等、较弱和弱5等。

全区第四纪共划分为21个环境地球化学旋回（表7-7）。

请问第四纪地质学和环境地球化学哪个就业更好一点，具体的就业方向有哪些？

Key words: coal AMD; chemical characteristic; trace elements; correlation ysis

两个的就业都不好，本来现在由前文所述（图7-20）约6000年以来的气温升高推论大气 CO2浓度升高。由于水体中CaCO3、CO2的溶解度一般随温度的升高而降低；干燥条件降水减少导致盐度上升，亦利于碳酸盐的沉积；沉积物中有机质的氧化造成的pH值降低使碳酸盐岩溶解，故干、热、低有机质的氧化（TOC高）的碱性条件，钙易沉淀，表现出F2值与有机碳同步高的特征。地质类专业的就业就，第四纪、地球化学和古生物历来是地质学下面各分支学科里面就业的，有的年份可能某一个相对好一些，但总体来看距不大。

第四纪研究的基本都是地貌、现代沉积物、活动构造（这个在构造地质学上研究更多）、现代地质过程，第四纪广泛的应用是工程勘察（第四纪地层）和地下水勘察，水文上一靠水文地质，二靠第四纪，除此之外古人类学和考古学的某些方面也靠第四纪，还有一些环境方面的问题也靠第四纪来研究。就业的话基本上除了科研单位、高校、考古单位之外就是工勘、水文单位要的多，地矿局也会要但是不多。

环境地球化学其实基本谈不上就业，国内的环境科学就业比较困难，大部分都是去考环保局的公务员或者自谋职业，少部分去搞科研或者从事教学工作，地球化学也是偏矿床的相对就业好一些，除此之外地球化学实际上是一个以理论、科研、分析为主的方向，就业不太好，而环境地球化学是个比较年轻的交叉学科，但是它的两个交叉部分都是那种就业比较的，我的同学里面，学地球化学能找到工作的（别管好不好）2.研究环境中污染物的种类和成分及其定量分析方法，形成环境分析化学(常简称环境分析)。它是环境化学的分支学科。基本上都是学矿床或者油气地球化学（现在油气地球化学的就业也不好了），环境地球化学除了一路往上读、出国、搞科研之外，没什么就业机会，尽管现在水工环在地质行业里面还算可以，但是环境方面主要是环境地质学，环境地球化学的岗位并不多，受制于仪器等方面的限制，能把环境地化搞好的单位也不是很多。

地球化学专业课程有哪些

d.氧化还原反应。氧化还原反应是表生环境中较为常见的地球化学作用。在氧化还原反应中，总是伴随有电子的得与失。例如，在内生条件下Mn2+常在铁矿物中置换Fe2+，两者密切共生。在表生条件下，氧化作用使Fe和Mn分离，这是因为：

《地球化学》、《环境地质学》、《生物地球化学》、《构造地质学》、《结晶学与矿物学》、《岩石学》、《矿床学》、《环境地球化学》、《变质岩岩石学》。

再如F2=0.96 ba+0.95 MWPI+0.93 CaO+0.7 TC+0.77 Ca/Sr+0.72 Ti/Si+0.63 MS+0.5 Sr/Ba+0.51Ca/Mg-0.4K/Na+0.3TC/N+…，其中ba值为盐基总量淋溶系数，其等于（K2O+Na2O+CaO+MgO）/Al2O3；MWPI值=（Na2O+ K2O+CaO+MgO）/（Na2O+K2O+CaO+MgO+SiO2+Al2O3+Fe2O3），为 Reiche 风化指数；这些指标与 CaO、TC、Ca/Sr、Ti/Si、MS（磁化率）、Sr/Ba及Ca/Mg等的组合，其值低说明干冷气候条件下的碱金属、碱土金属沉积作用较弱，这在一万年以来表现尤为明显。

地球化学主要研究地球及其子系统（包括部分宇宙体）(3)煤矿酸性水的Eh范围在600～800mv，是一种高氧化态水，水中的多价态元素以高价态存在，如Fe3+、V5+、Mn4+、Cr6+等。检测结果表明，Fe3+/Fe2+比值在多数情况下与环境的Eh值有良好的相关性(图2)，Eh随Fe3+/Fe2+值增加而增加，Fe3+/Fe2+比值在井下酸性水环境中起到决定电势作用。的化学组成和化学演化，包括地球（包括部分天体）的化学组成、地质过程中化学作用机制和条件、元素的共生组合及其赋存形式、元素的迁移和循环等等，涵盖矿物、岩石、矿床、地质等多个方面。

地球化学研究正在经历3个较大的转变：由大陆转向海洋；由地表、地壳转向地壳深部、地幔；由地球转向球外空间。地球化学的分析测试手段将更为、快速。微量、超微量分析测试技术的发展，将可获得超微区（微米）范围内和超微量（微克）样品中元素、同位素分布和组成资料。低温地球化学、地球化学动力学、超高压地球化学、稀有气体地球化学、比较行星学等很有发展前景。

地球化学异常

二、研究区地质环境

地球化学异常是相对背景而存在的元素特高（富集）或特低（贫化）的现象，是元素全量区域地球化学分布的特殊模式。通常把趋于强富集型的地球化学分布模式称为正异常，而强贫化的则称为负异常，关于负异常研究相对较少，人们更多关注地球化学正异常。

④ 吸附。单纯的物理吸附。这种连接方式没有选择性，而且较弱，在自然界不起主要作用。

在勘查地球化学找矿中，通过对元素地球化学背景的研究来发现并识别各类与成矿作用有关的异常。相对背景而言，矿致异常一般具有较高的衬度和强度、元素含量的梯度变化明显；与特殊的地质体有关的地球化学异常，其强度尽管大，但异常的变异性较小，具有相对的均匀性，且与母体元素地球化学组合特征具有一致性，在此情况下，异常的强度，即平均含量，则被视为该母体的背景值。

环境地球化学异常主要由人类活动的污染而致，由于人类活动方式的多样性，使得异常的模式也较为复杂，认识并研究这类异常，必须借助环境背景值。由于环境背景值同时具有时间（即一定历史时期）和空间（即一定范围）的概念，所以异常研究同样要引入这一概念。

（二）不同成因的异常

从区域上看，地球化学异常的形成主要由地质环境因素和人类活动影响造成，如浙江省的As、Cd异常，主要集中分布于西部的古生代高As、Cd地层岩石分布区，而Hg异常则出现在大中城市及其周边，F异常范围则与萤石矿床的分布相吻合。

对浙北、浙中和浙东沿海3个主要经济区土壤地球化学背景的研究，圈出了一系列元素地球化学异常。据成因，大致分为矿致异常、岩性异常、人为异常和复合异常4 种类型。

1.与成矿作用有关的异常

此类异常主要分布于丘陵、盆地区（图版Ⅲ-1），如湖州银子山异常、诸暨广山异常、武义氟异常、宁海储家铅锌银异常、三门花街异常、龙游溪口异常等。

与多金属成矿作用有关的异常表现为强度高、面积大，各元素异常空间分布吻合性强和浓集中心明显等特征。异常区地质特征往往表现为岩浆活动强烈，断裂或火山机构发育，矿化蚀变明显，部分有已知矿点或矿床分布。异常成为良好的找矿标志之一。

2.与地层岩性有关的异常

此类异常主要分布于基岩区或浅覆盖区，其空间分布、规模形态往往与某一特殊地质体相吻合。引起此类异常的地层与岩性主要有以下几类。

（1）花岗岩和酸性火山岩类

由于此类岩石亲石元素和稀有分散元素、放射性元素含量一般高于其他岩石，在由其风化物发育形成的土壤中，它们的含量也往往高于其他母质的土壤，产生Sn、Mo、U、Tl等异常。如浙北烤姥山地区的Sn、Mo、U异常主要与该地区中生代酸性花岗岩有关、龙游溪口地区的Tl异常与该地区碱性花岗岩分布有关，其分布形态、空间展布、范围大小均与花岗岩和酸性火山岩的分布相一致，充分体现出两者间的成因联系。

（2）16.3.2 表生环境元素迁移和分散富集地球化学规律特殊的地层岩石

寒武系黑色岩系：该岩系中大部分重金属含量较高，特别在底部荷塘组中Co、Ti、V、Cd、As、Cu、Pb、Zn等明显高于其他岩石和地层，在此类岩石的风化物形成的土壤中这些元素极易形成地球化学异常。

新生代嵊县组玄武岩：主要分布于新昌-嵊州盆地和浙东宁海—三门一带，此类岩石亲铁元素含量较高，如Co、Ni、V、Ti等。由此类岩石风化残积形成的红壤中往往具有Co、Ni、V、Ti异常，它们的分布形态、空间展布、范围大小均与玄武岩的分布相一致。

浙西古生代碎屑岩：此岩系中As含量普遍较高，由此类岩石风化形成的红壤中As含量明显高于其他土壤，也易形成地球化学异常。

此外，由于石灰岩特殊的成壤作用方式，易在分布地区形成Cd异常。

（3）现代滨海沉积土壤

现代滨海沉积土壤形成时间短暂，风化淋滤程度较低，含盐量较高，因此，Br、I、Cl等卤族元素极易形成异常。另外，浙东沿海地区现代滨海沉积物中As含量较高，也往往形成异常。

3.与人类活动有关的异常

在自然状态下，元素含量的变化通常是缓慢的，但由于人类活动直接或间接的影响，更加引起人们的关注。因为它将直接或间接地改变着土壤环境质量，影响着生态安全和经济的可持续发展。调查表明，在人口密集的大中城市及周边、工业集中区及矿山开采区，都不同程度出现了地球化学异常，其异常组分与规模，明显与人类活动内容与方式相一致。

4.复合异常

此类异常是由多种因素导致而成的，有表生环境中地质作用的因素，也有人为的影响。如宁波盆地的Hg异常是地质高背景条件下，经表生富集作用和人为污染等众多因素共同作用的结果。此类异常往往表现为分布范围广，元素组合复杂，但浓集中心不明显或存在多个中心的现象，各元素异常空间分布的吻合性较。