Migration and Enrichment of Heavy Metals During the Weathering Pedogenesis of Rocks in the Ningzhen Ore Cluster Area
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摘要:
岩石的风化成土作用造成重金属富集并导致土壤超标是一类特殊的地质成因土壤重金属污染现象，也被称为地质高背景问题，近年来受到学术界的高度关注。为弄清岩石风化成土过程中的重金属的物质来源、释放迁移和富集规律，本研究以宁镇矿集区代表性碳酸盐岩、岩浆岩和碎屑岩风化成土剖面为对象，通过野外调查、岩矿鉴定、相关性分析、上陆壳标准化蛛网图解、化学蚀变指数和质量平衡系数计算等方法，系统研究了重金属在岩石风化成土过程中迁移富集规律。结果表明：各剖面土壤与其下伏母岩具有物源继承关系；在同一气候条件下，重金属在风化剖面中的迁移规律受岩石岩性、剖面化学风化程度和重金属元素在岩石中赋存状态等多因素控制；岩浆岩和碎屑岩剖面土壤重金属表现出继承母岩化学成分组成和含量特征，重金属迁移能力与化学风化程度呈正比。而碳酸盐岩剖面重金属迁移能力与化学风化程度呈反比，导致碳酸盐岩剖面重金属呈现出（岩石）低背景、（土壤）高富集的地球化学特征，其中Cd、As的含量甚至超农用地土壤污染风险管制值，需要加以重视。在上述研究基础上，建立了重金属在岩石风化成土过程中的释放迁移模式。
Abstract:Weathering pedogenesis of rocks can release heavy metals to soil, and further accumulation of heavy metals in soil may exceed the national standard for safety soils. To understand the source, release, transport, and enrichment of heavy metals in the process of weathering pedogenesis, we systematically studied the migration and enrichment of heavy metals during rock weathering in the representative weathering pedogenesis profiles (carbonate rock, magmatic rock, and clastic rock) of the Ningzhen ore cluster area using a combination of field survey, rock and mineral identification, geochemical analysis and statistical analysis. The results showed that the soil of each profile has a provenance inheritance relationship with its underlying parent rock. The heavy metals in the soil of magmatic rock and clastic rock profiles showed similar chemical composition and content characteristics to the inherited parent rock. In contrast, the carbonate rock profile showed the geochemical characteristics of a low content of heavy metals in rocks and a high content in soil. In particular, the contents of Cd and As even exceeded the risk intervention values for soil contamination of agricultural land. It was revealed that the migration of heavy metals in weathering profiles of rocks under the same climatic conditions is controlled by multiple factors, such as rock lithology, the degree of chemical weathering of the profiles, and the occurrence state of heavy metals in rocks. The migration ability of heavy metals in magmatic rock and clastic rock profiles is proportional to the degree of chemical weathering, while the migration ability of heavy metals in carbonate rock profiles is inversely proportional to the degree of chemical weathering, leading to a higher potential for enrichment of heavy metals. Based on the above research, the release and migration pattern of heavy metals in the processes of rock weathering and soil formation was established.
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Keywords:
- soil heavy metals /
- the chemical weathering /
- enrichment /
- mining areas /
- Ningzhen
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随着社会的不断发展，能源的消耗量越来越大，能源的重要性越来越突出。与之相关的工程也越来越多，如地热能（胡剑等, 2014；李馨馨等, 2019）开采工程、压缩空气储能工程等。地热能作为一种分布广泛、环境友好型可再生资源，已成为人类未来能源安全的重要保障。（熊峰，2020）。地热能的储量在所有的可再生能源中名列前茅，而地热能可分为浅层地热能和深部地热能，其中干热岩型地热能属于深部地热能，仅干热岩储量就占据了所有地热能的三分之一。因其丰富的储量和清洁高效、可再生的特点而拥有巨大的利用价值和良好的市场前景，因此具有十分重要的研究意义（马兵，2019）。
干热岩型地热能的开采通常需要通过水力压裂手段实现。1973年，美国Fenton Hill项目首次将水力压裂技术运用于EGS中（雷治红，2020）。此后虽然有尝试化学刺激（Shao et al., 2018）、热刺激（Kumari et al., 2018）以及爆炸压裂等多种技术（郭亮亮，2016），但其效果并不理想，仍需进一步采用水力压裂来增强热储层的渗透性。到目前，世界上几乎所有的EGS工程都会采用水力压裂进行储层改造。水力压裂试验根据对地应力的模拟程度可分为假三轴和真三轴两类（李全贵等，2022）。假三轴试验仪器通过液压对圆柱形试样施加四周相等的围压进行试验，可研究大围压下对试验的影响。真三轴仪器则三向应力更加独立，可以更真实地模拟实际地层的受力情况，然而其由于传动系统的限制，难以施加较大的围压。
许多学者通过实验和分析方法研究了影响水力裂隙分布和几何形态的关键因素（应力状态、注入流速、流体粘度、岩石类型和各向异性结构）。大量实验结果表明，水平应力的差异（Mao et al., 2017;谢紫霄等，2022）决定了裂隙的破裂压力、形状、数量和扩展（即单个裂隙或多个裂隙）。在已有裂隙存在的情况下，水力裂隙扩展必然会发生改变，而接近角度和裂隙前剪切强度是影响水力裂隙扩展的重要因素（Tan et al., 2017）。裂隙的形成与岩石性质有关，相关学者对不同类型的岩石进行了实验，发现不同岩石其破裂压力不同（Sebastian et al., 2013），不同储层岩石中水力裂隙扩展模式也不同（He et al., 2017）。对于水力压裂实验，只有较为有限的研究采用了最合适的花岗岩，大部分工作是用页岩、砂岩、石灰岩、砂浆及有机玻璃等其他类型岩石或材料完成的（Fan et al., 2014；Deng et al., 2016；Lin et al., 2017）。而大量的实验室测试利用声发射和CT图像分析研究了岩石的压裂行为，发现不同岩石类型之间的破裂过程存在差异。因此，这些主要基于其他类型岩石的研究是否适用于干热岩应用值得考虑。此外，EGS中的岩石处于极高的地应力环境中，之前的水力压裂研究大多是考虑较低围压工况对水力压裂试验的影响，因此有必要开展在高围压条件下对花岗岩的水力压裂实验。
笔者以花岗岩试样为对象，通过对试样开展不同温度、不同围压的水力压裂试验，采用声发射研究水力压裂特征，以肉眼观测和CT手段研究试样压裂过程中的裂隙扩展规律，结合声发射、CT扫描等试验厘清岩石水力压裂的影响因素并揭示水力压裂机制。
1. 试样制备与试验方案
1.1 试样加工
文中所用岩石采自陕西省渭南市华阴县和华州区的二长花岗岩，野外编号分别为YD30和YD39，岩石表面无可见裂隙，分别将相似新鲜、完整的大块岩石，运往岩石加工的厂家，加工成标准圆柱试样（高为100 mm，直径为50 mm），巴西劈裂试样（高为25 mm，直径为50 mm）和水力压裂试样（高为200 mm，直径为100 mm）并通过在试样其中一面中心位置垂直钻取直径为10 mm（与仪器配件尺寸相匹配）、深度为140 mm的管孔（图1），模拟井眼。文中水力压裂试样主要采用YD39组，部分采用YD30组。
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图 1 试验样品及实验设备a、b. 花岗岩试样；c. RTX2000型高温高压三轴仪；d. 三英multiscaleVoxel-1000CT扫描仪Figure 1. Test sample and experimental equipment1.2 试验设备及试验方案
（1）水力压裂实验
为了研究实际环境不同深度处花岗岩水力裂隙的压裂特征和扩展规律，通过美国GCTS公司生产的RTX2000型高温高压三轴仪对花岗岩试样开展水力压裂实验（如图1c），该仪器用途广泛，是一套综合岩石力学测试系统，采用电液闭环数字伺服控制。向管孔内注入压裂流体，通过高压流体将试样压裂，促使裂隙萌生和扩展，同时结合声发射手段进行监测和观察。实验采用的仪器最高可提供150 ℃的温度，140 MPa的围压，因此可以满足本次水力压裂实验所需的条件。
本文试验采用清水作为压裂液，该种方式可以在试样发生破裂的瞬间压力突然增加的现象来判断是否发生了破裂（He et al., 2017）。裂隙扩展等表观特征与试样温度T、围压$ {\sigma _{\text{c}}} $的大小有关，根据不同深度地应力情况并结合试验仪器实际可提供的温度来设定实验条件，设计了25 ℃、120 ℃两种温度，15 MPa，20 MPa，30 MPa，40 MPa，50 MPa五种围压，研究花岗岩水力压裂特征（裂隙破裂压力和裂隙扩展形态）与温度和围压的关系。
为了在高温下产生大的围压，采用硅油用作该系统的围压介质（液压油）。通过施加15 MPa的偏应力来控制轴向应力$ {\sigma _{\text{a}}} $。水力压裂现场作业中，干热岩深度约为2 000～
4000 m，现场应力状态接近流体静力状态，即偏应力不是很大。因此，将偏应力设为15 MPa是较为合适的（Lin et al., 2017）。与围压相比，这确保了更大的轴向应力，从而导致沿管孔（垂直面）的方向压裂（Kumari et al., 2018）。另有文献表明岩石要可以被压裂，其注入速率存在一个下限阈值（Zhuang et al., 2018），当注入速率低于阈值时，岩石不会被压裂。因此，本文所有压裂实验的注入速率均选择5 mL/min，以保证岩石能够被压裂。（2）CT扫描实验
为了获取清晰的花岗岩试样内部图像，更好地观测裂隙的空间形貌特征，而扫描电镜会破坏试样的结构，因此本文采用高精度16位工业CT扫描仪，仪器型号为三英multiscaleVoxel-1000，适用于大尺寸岩石扫描，其特点是分辨率高、精度高且不会破坏试样本身的结构，方便后续相关的试验研究。CT扫描系统如图1d所示，试样扫描均采用由上至下的扫描顺序。按照以往CT扫描的经验，扫描电压为385 kV，电流为1.3 μA。为了方便获取高质量的扫描图像，最终确定分辨率为
1500 ×1500 ×3000 。经过扫描后获得了dr格式的原始文件数据，需要通过专业软件Voxel Studio Recon软件对水力裂隙和岩石基质进行三维预重构。由于试验用花岗岩内部呈现大量的矿物斑状结构，为了后续可以较好地提取裂隙，需多次调整选取合适的灰度值将裂隙与矿物斑状结构区分开。在三维预重构完成后，得到raw格式文件。采用高级可视化软件Avizo对图像进行处理，利用正交切片功能选取试样不同位置的切片。2. 试验结果
2.1 压裂曲线各阶段分析
本次压裂试验所记录的所有压裂曲线可以分为4个明显的阶段：管孔充水、管孔增压、水力压裂、裂隙扩展。如图2所示，在（a）管孔充水阶段，流体渐渐充满管道和管孔，这个阶段的岩石管孔壁几乎不承受流体压力。当管孔完全被水充满后，即进入（b）管孔增压阶段，此时流体开始进入岩石管孔壁附近预先存在的裂隙或孔隙中，压力曲线小幅度增加。一旦管孔附近的微裂隙和孔隙被水充满，孔压便开始增加且呈线性，直线的斜率反映了流体压力的增加速度，该斜率很大程度上取决于流体的注入速率。压力的累积（憋压）导致岩石发生破裂，这与曲线的（c）阶段相对应，在压裂阶段，岩石在高压裂压力下破裂，孔压达到破裂压力。此时孔压大幅下降，围压显著上升，这是因为破裂导致储液空间突然变大，所以孔压迅速下降。而与此同时压裂液还在注入，其通过压裂的裂隙流出进入压力室，岩石也发生了膨胀如径向位移，且由于本实验的围压施加方式为了更接近实际工程中的围压变化，在试样破裂后三轴压裂系统仍往压力室中注入围压介质，从而导致围压迅速升高。随后进入（d）裂隙延伸阶段，此时压裂液已经进入裂隙中，由于围压的作用，裂隙趋于闭合，压裂液在裂隙中不断憋压，使得已有的裂隙不断扩展，最终贯穿试样，在试样内部和试样表面之间形成稳定的渗流通道。此时孔压较为稳定，并缓缓上升，直至试验结束。
2.2 常温下花岗岩的压裂特征
图3a～图3e分别记录了在YD30-1和YD39-1～YD39-4号试样在水力压裂试验中孔压和围压随时间的变化情况，即水力压裂曲线。总体来说，一开始孔压呈线性增加，围压相应地下降。到达峰值压力时，可以观察到明显的孔压骤降和围压上升。此时的峰值压力即为试样的破裂压力。达到破裂压力后，孔压发生了多次明显的波动，直到孔压和围压的数值趋于接近时试验结束。而在50 MPa时，试样的孔压先稳定增加，第314 s孔压达到峰值64.04 MPa，随后孔压发生骤降，降至61.08 MPa，之后孔压和围压继续缓慢上升，在这过程中，孔压发生了多次明显的波动，并出现多个明显的峰值，分别为70.28 MPa，69.17 MPa，76.49 MPa，72.66 MPa，102.47 MPa，在最后一个峰值处孔压骤降了将近42 MPa，最后直至孔压与围压趋于接近，整个试验时间为901 s。在高达50 MPa或者更高的围压下，岩石会发生多次极为明显的压裂，该现象在以往文献中鲜有提及，有关围压的相关研究大多在较低围压水平下进行。该现象表明，高围压下岩石的水力压裂特征可能存在一个弹塑性转换的临界值，有待进一步验证。
2.3 高温下花岗岩的压裂特征
图4a～图4e分别记录了YD39-5～YD39-9号试样在水力压裂试验中孔压和围压随时间的变化情况。总体来说，高温工况孔压和围压随时间的变化趋势与常温工况下大致相同。在20 MPa时，试样的孔压先稳定增加，第203 s孔压达到峰值39.39 MPa，随后孔压发生骤降，降至23.35 MPa，之后孔压发生波动，有一个峰值，峰值之后孔压下降再继续缓慢上升，直至围压与孔压数值趋于接近，整个试验时间为306 s。在30 MPa时，试样的孔压先稳定增加，第208 s孔压达到30.82 MPa，但随后孔压并没有发生骤降，而是继续缓慢上升，直至287 s孔压有个小幅度的峰值，整个试验时间为895 s。该工况下的压裂曲线比较异常，但是波动了多次，从围压的角度来看，在30.82 MPa这个孔压对应的围压开始增加，证明试样确实被压裂，孔压发生多次波动，围压也有一定的波动，这表明可能存在多次压裂。在40 MPa时，试样的孔压先稳定增加，第222 s孔压达到峰值52.98 MPa，随后孔压发生骤降，降至41.81 MPa，之后孔压继续缓慢上升，也是在此时围压开始上升直至围压与孔压数值趋于接近，整个试验时间为435 s。
2.4 围压和温度对花岗岩起裂的影响
图5为常温和高温工况下花岗岩试样的起裂压力随围压的变化情况。围压和温度是水力压裂过程中的重要影响因素。从图中可以看出，高温和常温工况下花岗岩试样随围压的变化曲线趋势大致相同，随着围压的增加，试样的起裂压力逐渐增大。在常温工况下，随着围压的增加，破裂压力分别为23.15 MPa，26.01 MPa，45.17 MPa，47.33 MPa，64.04 MPa；而在高温工况下，随着围压的增加，破裂压力分别为32.88 MPa，39.39 MPa，47.24 MPa，52.98 MPa，66.90 MPa。结果表明，在温度、轴压和注水速率一定时，破裂压力随着围压的增加而不断增加，且试样的破裂压力与围压的关系呈近似线性趋势；而当围压一定时，高温工况下试样的破裂压力要高于常温工况，温度越高，试样的破裂压力也越高，但试样的破裂压力与围压的关系并非线性。
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图 5 不同温度花岗岩起裂压力随围压的变化曲线Figure 5. Curve of granite initiation pressure with confining pressure at different temperatures2.5 声发射特征演化规律
图6和图7是高温工况水力压裂试验中幅度、撞击数、振铃计数和能量的变化。虽然声发射信号经过了多层介质（试样、热缩管、围压介质硅油、压力室壁面）的传递会不可避免地发生信号损失，但从图中可以看出，声发射参数与孔压变化具有较好的对应关系。
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图 6 YD39-7号声发射特征（120 ℃，30 MPa）Figure 6. YD39-7 acoustic emission characteristics (120 ℃, 30 MPa)![]()
图 7 YD39-8号声发射特征（120 ℃，40 MPa）Figure 7. YD39-8 acoustic emission characteristics (120 ℃, 40 MPa)声发射信号的第一次大规模增加大致发生在孔压到达破裂压力时。可以从累计曲线上也看出，声发射的信号发生了剧增，累计曲线图呈阶梯状。此时，声发射信号剧增，意味着主裂隙的萌生。在孔压到达破裂压力之后，声发射信号强度迅速降低。值得注意的是，在30 MPa工况下孔压发生多次波动的时候，声发射参数也相应地发生了多次突增。这意味着多处裂隙的萌生与扩展。随着孔压的不断增加，声发射各参数也逐渐到达其最高值。另外还可以看出，随着时间的变化，声发射信号在某些时间点发生剧增，而孔压却没有大的波动，这在一定程度上反映了孔压变化的滞后性。即压裂的过程中，岩石中发生了微破裂，由于这一过程十分迅速，在围压的作用下这些微裂隙已经闭合，孔压还没来得及变化该破裂过程便已完成，而声发射信号则可以灵敏且迅速地将这一现象反映出来，这也说明了通过声发射手段来监测裂隙的萌生与扩展相比孔压更为灵敏，它不仅可以监测宏观的破裂现象，也可以监测更为细微的破裂现象。
除幅度外，随着围压的增加，试样的撞击数、振铃计数和能量均有所增加。30 MPa时的幅度峰值为
4599.31 mV，40 MPa时的幅度峰值为3457.52 mV。30 MPa时的撞击数峰值为37次，40 MPa时的撞击数峰值为42次。30 MPa时的振铃计数峰值为3719 个，40 MPa时的振铃计数峰值为4326 个。30 MPa时的能量峰值为221×103 mV*mS，40 MPa时的能量峰值为230×103 mV*mS。2.6 裂隙空间形貌特征
为了获取清晰的花岗岩试样内部图像，更好地观测裂隙的空间形貌特征，本文采用高精度16位工业CT扫描仪对YD39-4号试样进行扫描。试验结果如下，可以看出裂隙扩展到了试样的底部。总体来说，裂隙空间形貌特征为双翼平面裂隙（Stephen et al., 2018），裂隙面几乎在一个平面上。为了观察裂隙的扩展方向和扩展路径，图8选取了试样在不同高度处的水平方向切片。a是距离试样上表面5 mm处，此时还未见裂隙；b是55 mm处，往下即将看到裂隙；c是60 mm处，此处主裂隙出现；d是110 mm处，裂隙有凸起；e是120 mm处，此处裂隙平滑，说明裂隙路径发生了转向；f是140 mm管孔底部，此处裂隙发生错动；g是试样没有钻孔处的裂隙，出现次级裂隙；h是试样最底部的裂隙，裂隙路径发生明显转向。随着切片高度的变化，可以看出随着高度的增大，裂隙也越来越清晰，猜测裂隙开度越来越大，裂隙的路径也一直在变化。图9选取了试样在不同位置的竖直方向切片，可以发现该裂隙偏离管孔一定的距离，且并非起裂于试样的顶部，而是起裂于距离试样顶部的某个位置。另外可以发现该裂隙较为粗糙且相当曲折，有一定数量的次级裂隙，但总体数量较少，部分地方由于颗粒破碎，导致局部裂隙的开度较大。但整体来看，裂隙的开度较小。
3. 讨论
3.1 破裂机制分析
在图10中，选取了一些典型的CT切片，裂隙的周围存在一些灰度较浅的硬颗粒，并用橙色虚线表示出来。裂隙路径表明，裂隙主要沿着灰度较深的地方扩展，当裂隙的扩展遇到硬颗粒时，它们会部分沿着颗粒边界扩展，即沿晶断裂。同时，也有多处的裂隙穿过了颗粒而扩展，即穿晶断裂。有研究表明，穿过矿物颗粒的穿晶断裂被认为是张拉破裂造成的（Chen et al., 2015），而沿晶断裂则可能是张拉破裂或剪切破裂造成的。由于本文裂隙既存在沿晶断裂，也存在穿晶断裂。仅根据此还不能确定其究竟是张拉造成的还是剪切造成的。因此，接下来采用声发射手段，验证分析岩石水力压裂过程中的破裂机制。
图11为YD39-7号试样水力压裂4个阶段的声发射RA-AF值分布。由图可知，试样的RA值分布范围在0～20 ms/V，大多集中在0～3 ms/V，AF值分布范围在0～180 kHz，大多集中在0～40 kHz。整体RA-AF值分布较为集中，并有少量点分布较为零散。（a）管孔充水阶段，声发射事件共20个，信号在对角线两侧均有分布。（b）管孔增压阶段，声发射事件共197个，信号在两侧均有分布。其中剪切型的声发射事件数有102个，本阶段占比为51.8%，张拉型的声发射事件数有95个，本阶段占比为48.2%。（c）压裂阶段，声发射事件共24个，信号多集中在纵轴，符合张拉破裂的模式。其中剪切型的声发射事件数有8个，本阶段占比为33.3%，张拉型的声发射事件数有16个，本阶段占比为66.7%。（d）裂隙扩展阶段，声发射事件共194个，信号多集中在纵轴，符合张拉破裂的模式。其中剪切型的声发射事件数有9个，本阶段占比为4.7%，张拉型的声发射事件数有185个，本阶段占比为95.3%。
因此，可以得出以下结论：在试样管孔充水和管孔增压阶段，其破裂机制为剪切破裂和张拉破裂机制混合作用；在试样压裂阶段，超过2/3呈现张拉破裂特征，其破裂机制主要为张拉破裂，产生的裂隙也存在剪切破裂，此时高能量释放，主要发生在裂隙萌生的瞬间，压裂过程中剪切破坏产生的裂隙通常是不规则的。这与文献中所提到的一致，即使是以张拉破裂为主导的破坏形式，在临近破坏阶段，也会出现较多呈现剪切破裂特征（即AF值较小、RA值较大）的声发射信号（甘一雄等，2020）。在裂隙扩展阶段，可以明显看出，其破裂机制主要为张拉破裂。综上所述，花岗岩在水力压裂过程中主导破裂机制为张拉破裂，但仍存在剪切破裂特征。
3.2 起裂压力预测
裂隙破裂压力是指发生破裂时管孔壁处压力的大小，假设岩石是线弹性体，前文试验结果表明，本文所用花岗岩的主导破裂机制为张拉破裂，张拉破裂准则对线弹性岩石比较适用，当管孔壁处岩石的拉伸应力达到并大于其抗拉强度时，即$ {\sigma _{\max }}({\theta _0}) \geqslant {\sigma _{\text{t}}} $，岩石将发生断裂。
$$ \begin{gathered} {\sigma _V} = {\sigma _{\text{r}}} \\ {\sigma _H} = \frac{1}{2}[({\sigma _\theta } + {\sigma _{\text{z}}}) + \sqrt {{{({\sigma _\theta } - {\sigma _{\text{z}}})}^{^{_2}}} + 4{\tau ^2}_{\theta z}} ] \\ {\sigma _h} = \frac{1}{2}[({\sigma _\theta } + {\sigma _{\text{z}}}) - \sqrt {{{({\sigma _\theta } - {\sigma _{\text{z}}})}^{_2}} + 4{\tau ^2}_{\theta z}} ] \\ \end{gathered} $$ (1) 根据张拉破裂准则，上述的三个应力中只要任意一个主应力超过岩石抗拉强度时，裂隙就会在管孔壁处起裂[30]。根据断裂力学理论，初始断裂应处于z-θ平面内（图12）。
因此$ {\sigma }_{H}、{\sigma }_{h} $对裂隙起裂起着主导作用，通过比较可得$ {\sigma }_{H}、{\sigma }_{h} $中较大的应为$ {\sigma }_{H} $，所以最大拉应力的表达式为：
$$ {\sigma _{{\text{max}}}}(\theta ){\text{ = }}{\sigma _{\text{H}}} = \frac{1}{2}[({\sigma _\theta } + {\sigma _{\text{z}}}) + \sqrt {{{({\sigma _\theta } - {\sigma _{\text{z}}})}^{^{_2}}} + 4{\tau ^2}_{\theta z}} ] $$ (2) 为了求出最大拉应力, 对上式进行求导：
$$ \frac{{d{\sigma _{{\text{max}}}}(\theta )}}{{d\theta }} = 0 $$ (3) 在θ=θ0时，拉应力最大，即：
$$ {\sigma _{{\text{max}}}}(\theta ){\text{ = }}{\sigma _{\text{t}}} $$ (4) 由于$ {\sigma }_{H}={\sigma }_{h}={\sigma }_{c} $，综上所述，破裂压力$ {P}_{b} $表达式为：
$$ {P_b} = 2{\sigma _{\text{c}}} + {\sigma _t} + \frac{{{\partial _T}E\Delta T}}{{1 - 2\nu }} $$ (5) 在公式（5）中，破裂压力是围压、岩石材料性质和温度的函数。然而，应强调的是，岩石的材料特性（包括抗拉强度、杨氏模量、泊松比和热膨胀系数）以及流体特性（包括压缩性和粘度）随高温而改变。此外，向高温岩石中注入冷水可导致热诱导的沿晶和穿晶断裂，热损伤可以提高岩石基质的孔隙度和渗透率。因此，在估算岩石在应力和温度条件下的破裂压力时，也需要考虑这些复杂性。
将试验得到的数值与公式（5）计算得到预测值进行对比（图13），可以发现破裂压力的试验值大大低于预测值。学者Li、W.G.P. Kumari等在他们的试验中也遇到了这样的情况，其试验结果得到的拟合直线斜率也均小于2。可能是由于水的软化效应，即水分子会削弱矿物之间的粘结，进而降低抗拉强度，从而降低破裂压力。另外，实验表明破裂压力受岩石的各向异性影响，并取决于其矿物组成等其他微观因素，前文核磁共振测试结果表明试样具有较强的各向异性。此外，也取决于压裂方法，流体压力作用于整个管孔表面，由于较大的表面积而导致其具有较高的张力。但根据试验结果和公式预测结果可以肯定的是，破裂压力和围压之间的线性关系保持不变。
由前文可知，在围压20 MPa时，裂隙长度仅扩展至83 cm，只占试样高度的41.5%，随着围压的增加，发现试样的裂隙越来越长，表明该现象与围压和破裂压力有关，对此可以用式（5）来解释。因为在整个水力压裂过程中，管孔的表面积保持不变，因此作用在管孔表面上的破裂压力会随围压的增加而增加。这意味着需要更大的力和更高的能量才可以透过管孔造成裂隙贯穿试样。如前所述，破裂压力与围压呈正相关。在围压较低时，试样的破裂压力较低，因此，在最终破裂后，试样上的应力总和很快变为零，从而阻止了试样裂隙的进一步扩展。围压越高时，试样破裂压力越高，所需能量越高，破裂时间相比低围压工况也更久，使得裂隙可以进一步地扩展。即随着围压的增大，试样的裂隙会扩展地越来越长。
4. 结论
（1）水力压裂曲线可以分为4个明显的阶段：管孔充水、管孔增压、水力压裂、裂隙扩展。在压裂阶段可以同时观察到明显的孔压下降和围压上升。声发射信号的第一次大规模增加大致发生在孔压达到破裂压力时。
（2）压裂后的裂隙均沿着试样的管孔方向竖向扩展，随着围压的增加，裂隙长度增大，裂隙路径更为复杂。压裂裂隙并非从试样的顶部起裂，起裂于距离试样顶部的某个位置。裂隙较为粗糙且相当曲折，主裂隙周围有一定数量的次级裂隙，部分地方由于颗粒破碎，导致局部裂隙开度较大。裂隙既存在沿晶断裂，也存在穿晶断裂。
（3）水力压裂特征受围压和温度影响明显，结果表明：温度一定时，围压越大，破裂压力越大，二者的关系近似呈线性，且围压越大，破裂时间越长。在热冲击现象不显著的情况下，围压一定时，温度越高，破裂压力越大。
（4）花岗岩水力压裂主导破裂机制为张拉破裂，但裂隙仍存在剪切破裂特征；破裂压力受围压、温度和岩石材料性质的多重影响。
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图 1 长江中下游成矿带矿集区分布图（a）（据张明超等, 2018）及研究区地质简图和采样位置分布（b）
1.第四系；2.下白垩统；3.下—中侏罗统；4.中三叠统；5.下三叠统；6.石炭系—二叠系；7.泥盆系；8.志留系；9.奥陶系；10.寒武系；11.石英二长斑岩；12.石英闪长斑岩；13.花岗斑岩脉；14.矿床（点）；15.地质界线；16.断裂；17.水体；18.宕口；19.采样点及编号；20.研究区范围
Figure 1. (a) The distribution of metallogenic province in mineralization belt of the middle and lower reaches of Yangtze River, (b) simplified geological map of study area and sampling locations
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图 3 不同岩石风化剖面Ti/Zr值剖面分布、变异系数（a）及各发生层化学蚀变指数（b）和A-CN-K三角图解（c）
A=Al2O3；CN=CaO*+Na2O，CaO*采用McLennan（1993）提出的方法校正；K=K2O；上陆壳数据来自Taylor，1985；箭头表示化学风化趋势线
Figure 3. (a) The distribution and (b) coefficients of variation of Ti/Zr ratios and (c) A-CN-K ternary diagrams in different rock weathering profiles
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图 4 不同剖面主量元素UCC标准化蛛网图
Figure 4. UCC-normalized spider diagram of major elements of different profiles
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图 5 岩石风化土剖面重金属元素含量剖面分布
Figure 5. Variations of contents of heavy metal elements in weathering rock profiles
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图 6 重金属元素质量平衡系数随采样深度分布
Figure 6. Distribution of mass-balance calculation of heavy metal elements with sampling depth
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图 7 重金属在岩石风化成土过程中的释放迁移模式
Figure 7. The release and migration pattern of heavy metals in the rock weathering process
表 1 宁镇矿集区岩石−土壤剖面特征
Table 1 Characters of the rock-soil profiles in Ningzhen ore cluster area
剖面 基岩 岩石特征 剖面特征 海拔（m） 坡度（°） 土地利用方式 KY1 石英二长斑岩 斑状结构，块状构造。斑晶为斜长石（25%）、钾长石（20%），次为黑云母（10%）及少量角闪石和石英，含黄铁矿和黄铜矿等硫化物 剖面厚度（指岩-土界面以上部分，下同）150 cm，其中土壤层厚100 cm，呈黄棕色黏土状，下伏50 cm厚的粉状岩母质层，向下逐渐过渡到弱风化-新鲜母岩 145 5～10 林地 KY3 石英闪长斑岩 斑状结构，块状构造。斑晶为斜长石（35%）、黑云母（3%）以及少量石英和角闪石 剖面厚度约180 cm，土壤层厚105 cm，风化壳成棕色黏土状，下伏75 cm厚的砂糖状母质层，向下逐渐过渡到弱风化-新鲜母岩 66 8 林地 KY7 中三叠统黄马青组
长石石英砂岩细粒结构。主要矿物成分为石英（70%）、长石（20%）及少量灰岩、泥岩碎屑和云母碎片 剖面厚度70 cm，其中土壤层厚45 cm，下伏25 cm厚的砂糖状母质层，向下逐渐过渡到弱风化母岩 83 3～5 林地 KY8 中三叠统青龙组灰岩
（简称“青龙灰岩”）细晶结构。矿物主要为方解石（98%）和少量黏土、石英等，见铁质分布于方解石上及晶粒间 岩-土界面清晰，剖面发育较薄（67 cm），其呈红棕色黏土状，缺失C层，土壤体（A+B层）直接与下伏基岩接触 90 5 林地 KY9 下二叠统栖霞组含生物碎屑灰岩（简称“栖霞灰岩”） 微晶-细晶结构。矿物为方解石（80%）和生物碎屑（12%）。生物碎屑由纤维状方解石、泥晶方解石组成。矿物间充填铁质、泥质 岩-土界面清晰，剖面发育极薄（10 cm），土层呈红棕色黏土状，顶部有机质层和腐殖质层已被侵蚀，缺A层和残存部分B层，C层不发育，下伏基岩 97 2 林地 
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表 2 岩石风化剖面主量元素（%）、惰性元素（m/kg）含量及CIA值
Table 2 Concentrations of major (%), immobile (mg/kg) elements and CIA values in rock weathering profles
剖面
（母岩）KY1
（石英二长斑岩）KY3
（石英闪长斑岩）KY8
（青龙灰岩）KY9
（栖霞灰岩）（KY7）
长石石英砂岩UCC 发生层 A层 B层 C层 R层 A层 B层 C层 R层 A层 B层 R层 B层 R层 A层 B层 C层 R层 SiO2 65.21 70.82 67.22 59.79 64.70 64.22 63.51 63.73 62.85 57.87 6.32 34.18 0.02 64.89 60.28 63.53 59.05 66* Al2O3 16.87 13.87 18.29 16.64 15.78 16.93 17.23 16.82 13.99 18.72 1.40 17.55 0.29 16.29 18.70 17.82 20.61 15.2* Fe2O3 2.71 2.97 3.10 5.04 1.49 3.49 4.11 4.81 0.91 5.36 0.44 7.11 0.03 5.64 6.70 6.10 6.00 5* FeO 1.61 0.94 0.44 0.52 2.89 1.28 0.56 0.22 2.80 1.25 0.22 1.17 0.10 1.20 1.20 0.55 0.18 MgO 1.03 0.86 0.76 2.70 1.17 1.53 1.63 1.41 0.96 1.68 0.37 1.27 0.38 1.11 1.36 1.42 1.55 2.2* CaO 1.29 0.72 0.28 3.51 1.25 1.04 1.14 1.27 4.19 2.67 50.23 15.87 55.44 0.39 0.36 0.33 0.68 4.2* Na2O 2.30 1.73 0.40 3.85 2.85 2.38 2.70 4.17 2.14 0.61 0.05 0.20 0.02 0.62 0.54 0.71 1.34 3.9* K2O 2.63 2.39 2.55 2.72 2.62 2.97 3.00 3.05 2.42 2.23 0.49 2.07 0.04 2.17 2.28 2.62 3.01 3.4* MnO 0.08 0.04 0.04 0.13 0.06 0.07 0.17 0.09 0.07 0.14 0.04 0.20 0.02 0.08 0.07 0.04 0.05 0.08* TiO2 0.54 0.67 0.43 1.01 0.63 0.65 0.58 0.64 0.52 0.56 0.06 0.52 0.01 0.89 0.81 0.67 0.72 0.5* P2O5 0.15 0.06 0.08 0.44 0.22 0.21 0.27 0.38 0.10 0.19 0.03 0.11 0.01 0.06 0.06 0.07 0.07 0.16* LOI 5.27 4.63 6.11 3.30 6.05 4.92 4.80 3.09 8.74 8.42 40.02 19.44 43.53 6.34 7.33 5.85 6.41 — Zr 159.0 298.0 144.0 181.0 206.0 187.0 165.0 160.0 202.0 145.0 23.50 109.00 10.30 275.0 229.0 188.0 196.0 190* Th 9.89 11.60 9.73 6.05 9.13 7.56 7.02 7.47 9.14 10.40 1.00 10.31 0.48 14.20 12.60 12.60 13.30 10.7* U 2.62 2.80 2.19 1.76 2.25 2.23 1.93 1.79 2.82 4.02 2.69 5.34 2.07 2.75 2.93 3.06 3.19 2.8* CIA 65.26 67.25 82.30 51.49 61.68 65.20 63.81 57.40 59.10 80.83 67.10 85.74 70.70 79.94 82.30 79.46 75.44 40.2 注：*上陆壳元素平均含量（UCC）（Taylor et al., 1985）；LOI.烧失量；R.基岩；C.母质层；B.淀积层；A.淋溶层；CIA.化学蚀变指数，CIA=Al2O3/[（Al2O3+K2O+Na2O+CaO*）]×100，摩尔比，CaO*采用S.M. Mclennan（1993）方法校正。
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表 3 岩石风化剖面重金属（mg/kg）、有机质（%）含量及pH值
Table 3 Characteristics of average contents of heavy metals in soils from rocks Concentrations of heavy metals (mg/kg), organic matter (%) and pH value in rock weathering profles
母岩 剖面 分层 重金属元素 pH值 有机质 As Cd Cr Cu Hg Zn Ni Pb 石英二长斑岩 KY1 A 3.51 0.26 38.60 61.00 0.024 99.30 17.40 71.00 6.38 1.26 B 4.76 0.10 44.50 58.30 0.03 57.30 18.80 26.80 5.06 0.98 C 3.49 0.07 38.50 51.20 0.01 43.80 14.20 19.50 5.45 0.35 R 1.77 0.13 78.60 63.20 0.003 110.00 61.70 16.30 — — 石英闪长斑岩 KY3 A 6.05 0.17 34.5 32.7 0.035 82.7 20.7 23.3 7.13 2.25 B 5.46 0.09 29.7 33.2 0.024 76.3 21.4 20.8 7.83 0.71 C 12.1 0.11 26.7 46.9 0.018 68.5 22.1 58.6 7.44 0.47 R 3.65 0.05 22.10 25.10 0.003 73.00 17.6 12.30 — — 长石石英砂岩 KY7 A 20.00 0.13 87.80 41.20 0.039 135.00 35.60 86.30 5.58 0.83 B 22.80 0.12 96.00 49.90 0.035 173.00 43.40 101.00 5.53 0.81 C 29.60 0.28 63.8 56.20 0.033 239.00 31.50 140.00 5.66 0.40 R 26.00 0.28 61.2 50.9 0.029 240 35.3 159 — — 细晶灰岩 KY8 A 18.9 0.56 47.5 29.2 0.051 101.00 20.70 48.10 8.09 2.51 B 49.00 0.37 95.3 53.3 0.04 183.00 47.80 46.30 8.15 0.77 R 11 0.34 9.53 8.83 0.01 56.30 6.65 13.80 — — 含生物屑微晶-
细晶灰岩KY9 B 224.00 5.37 194.00 44.50 0.31 221.00 111.00 36.80 8.35 0.89 R 4.70 0.26 13.10 1.35 0.022 8.76 1.74 1.99 — — 宁镇扬丘陵深层（150～200 cm）
土壤背景值（廖启林，2004）11.3 0.094 84 29 0.03 69 38 24.5 — — 农用地土壤风险筛选值
（GB 15618-2018）5.5＜pH≤6.5 30 0.4 250 50 0.5 200 70 100 — — 6.5＜pH≤7.5 25 0.6 300 100 0.6 250 100 140 — —
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表 4 重金属与主量元素含量相关系数（r）
Table 4 The correlation coeficient (r) between heavy metals and major elements content
SiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MgO CaO Na2O K2O MnO OM pH CIA As −0.975** 0.226 0.564 −0.079 0.164 0.960** −0.486 −0.542 0.711** −0.091 0.458 0.512 Cd −0.948** 0.114 0.435 −0.010 0.042 0.983** −0.380 −0.477 0.670* −0.004 0.459 0.397 Cr −0.901** 0.328 0.738** −0.113 0.164 0.814** −0.703* −0.772** 0.596* −0.150 0.256 0.710** Cu 0.108 0.346 0.356 −0.642* −0.055 −0.167 −0.357 −0.126 −0.048 −0.580* −0.531 0.394 Hg −0.949** 0.087 0.456 0.023 0.050 0.978** −0.390 −0.522 0.657* 0.024 0.447 0.403 Zn −0.634* 0.460 0.776** −0.140 0.444 0.446 −0.622* −0.523 0.328 −0.202 0.144 0.633* Ni −0.965** 0.330 0.701* −0.106 0.272 0.886** −0.572 −0.623* 0.709** −0.150 0.400 0.612* Pb 0.039 0.310 0.532 −0.266 0.264 −0.229 −0.325 −0.117 −0.129 −0.269 −0.383 0.325 OM 0.050 −0.659* −0.664* 0.971** −0.329 0.117 0.508 −0.105 −0.153 1 0.342 −0.624* pH −0.564 0.015 −0.100 0.416 0.487 0.583* 0.264 0.08 0.674* 0.342 1 −0.245 CIA −0.481 0.695* 0.839** −0.574 0.104 0.291 −0.963** −0.621* 0.202 −0.624* −0.245 1 注：**. 在 0.01 水平（双侧）上显著相关，*. 在 0.05 水平（双侧）上显著相关。
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表 5 剖面土壤重金属元素质量平衡系数
Table 5 The mass-balance calculation of heavy metal elements in profiles
岩石 剖面 τAs τCd τCr τCu τHg τZn τNi τPb 平均值 石英二长斑岩 KY1-A 1.26 1.28 −0.44 0.10 8.11 0.03 −0.68 3.96 1.70 KY1-B 0.63 −0.53 −0.66 −0.44 5.07 −0.68 −0.81 0.00 0.32 KY1-C 1.48 −0.32 −0.38 0.02 3.19 −0.50 −0.71 0.50 0.41 平均值 1.12 0.14 −0.49 −0.11 5.46 −0.39 −0.73 1.49 0.81 石英闪长斑岩 KY3-A 0.29 1.75 0.21 0.01 8.06 −0.12 −0.09 0.47 1.32 KY3-B 0.28 0.60 0.15 0.13 5.84 −0.11 0.04 0.45 0.92 KY3-C 2.21 1.22 0.17 0.81 4.82 −0.09 0.22 3.62 1.62 平均值 0.93 1.19 0.18 0.32 6.24 −0.11 0.06 1.51 1.29 长石石英砂岩 KY7-A −0.45 −0.67 0.02 −0.42 −0.04 −0.60 −0.28 −0.61 −0.38 KY7-B −0.25 −0.63 0.34 −0.16 0.03 −0.38 0.05 −0.46 −0.18 KY7-C 0.19 0.04 0.09 0.15 0.19 0.04 −0.07 −0.08 0.07 平均值 −0.17 −0.42 0.15 −0.14 0.06 −0.31 −0.10 −0.38 −0.17 青龙灰岩 KY8-A −0.80 −0.81 −0.42 −0.62 −0.41 −0.79 −0.64 −0.59 −0.63 KY8-B −0.28 −0.82 0.62 −0.02 −0.35 −0.47 0.16 −0.46 −0.20 平均值 −0.54 −0.82 0.10 −0.32 −0.38 −0.63 −0.24 −0.53 −0.42 栖霞灰岩 KY9-B 3.50 0.95 0.40 2.11 0.33 1.38 5.03 0.75 1.81
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陈静生, 洪松, 邓宝山, 等. 中国东部花岗岩、玄武岩及石灰岩上土壤微量元素含量的纬向分异[J]. 土壤与环境, 1999(3): 161-167 CHEN Jingsheng, HONG Song, DENG Baoshan, et al. Geographical tendencies of trace element contents in soils derived from granite, basalt and limestone of Eastern China[J]. Soil and Environmental Sciences, 1999(3): 161-167.
陈留美, 张甘霖. 滨海沉积物发育的水稻土时间序列母质均一性判定与特性演变[J]. 土壤学报, 2009, 46(5): 753-763 doi: 10.3321/j.issn:0564-3929.2009.05.001 CHEN Liumei, ZHANG Ganlin. Parent material uniformity and evolution of soil characteristics of a paddy soil chronosequence derived from marine sediments[J]. Acta Pedologica Sinica, 2009, 46(5): 753-763. doi: 10.3321/j.issn:0564-3929.2009.05.001
冯连君, 储雪蕾, 张启锐, 等. 化学蚀变指数(CIA)及其在新元古代碎屑岩中的应用[J]. 地学前缘, 2003, 10(4): 539-544 doi: 10.3321/j.issn:1005-2321.2003.04.019 FENG Lianjun, CHU Xuelei, ZHANG Qirui, et al. CIA (chemical index of alteration)and its applications in the Neoproterozoic clastic rocks[J]. Earth Science Frontiers, 2003, 10(4): 539-544. doi: 10.3321/j.issn:1005-2321.2003.04.019
冯志刚, 刘威, 张兰英, 等. 贫Cd碳酸盐岩发育土壤Cd的富集与超常富集现象——以贵州岩溶区为例[J]. 地质通报, 2022, 41(4): 533-544 doi: 10.12097/j.issn.1671-2552.2022.04.002 FENG Zhigang, LIU Wei, ZHANG Lanying, et al. Enrichment and supernormal enrichment phenomenon of Cd in soils developed on Cd-poor carbonate rocks: a case study of karst areas in Guizhou, China[J]. Geological Bulletin of China, 2022, 41(4): 533-544. doi: 10.12097/j.issn.1671-2552.2022.04.002
冯志刚, 刘炫志, 韩世礼, 等. 碳酸盐岩风化过程中高场强元素的地球化学行为研究: 来自碳酸盐岩淋溶实验的证据[J]. 中国岩溶, 2018, 37(3): 315-329 doi: 10.11932/karst20180301 FENG Zhigang, LIU Xuanzhi, HAN Shili, et al. Study on geochemical behavior of high field strength elements during weathering of carbonate rocks: Evidence from leaching experiment on carbonate rock[J]. Carsologica Sinica, 2018, 37(3): 315-329. doi: 10.11932/karst20180301
高雅, 胡晨, 张春雷, 等. 安徽石台地区富硒土壤分布及硒的富集迁移规律探讨[J]. 西北地质, 2022, 55(2): 284-291 GAO Ya, HU Chen, ZHANG Chunlei, et al. Study on the distribution of selenium-rich soil and the regularity of selenium enrichment-migration in Shitai area, Anhui, China[J]. Northwestern Geology, 2022, 55(2): 284-291.
龚慧山, 徐友宁, 陈华清, 等. 某地陈家沟河水中重金属元素时空变化及影响因素研究[J]. 西北地质, 2023, 56(4): 169−184. GONG Huishan, XU Youning, CHEN Huaqing, et al. Temporal and Spatial Variation and Influencing Factors of Heavy Metals in the Water of the Chenjiagou River in a Certain Place[J]. Northwestern Geology, 2023, 56(4): 169−184.
顾会, 赵涛, 高月, 等. 贵州省典型铅锌矿区土壤重金属污染特征及来源解析[J]. 地球与环境, 2022, 50(4): 506-515 GU Hui, ZHAO Tao, GAO Yue, et al. Pollution characteristics and source analysis of heavy metals in soils of a typical lead-zinc mining area in guizhou province[J]. Earth and Environment, 2022, 50(4): 506-515.
韩宝华, 胡永浩, 段星星, 等. 西北地区重金属元素累积现状及典型地区成因分析[J]. 西北地质, 2022, 55(3): 318-325 HAN Baohua, HU Yonghao, DUAN Xing xing, et al. Accumulation status of heavy metals in northwest China and analysis of causes in typical areas[J]. Northwestern Geology, 2022, 55(3): 318-325.
贾晓丹, 王晖, 徐友宁. 某钼矿集中开采区尾矿库排水重金属环境风险等级及其贡献率分析[J]. 西北地质, 2023, 56(4): 152−161. JIA Xiaodan, WANG Hui, XU Youning. Analysis of Heavy Metal Environmental Risk Level and Contribution Rate of Tailings Storerooms of A Molybdenum Mine[J]. Northwestern Geology, 2023, 56(4): 152-161.
李杰, 战明国, 钟晓宇, 等. 广西典型岩溶地区重金属在土壤-农作物系统中累积特征及其影响因素[J]. 环境科学学报, 2021, 41(2): 597-606 doi: 10.13671/j.hjkxxb.2020.0235 LI Jie, ZHAN Mingguo, ZHONG Xiaoyu, et al. Distribution and accumulation of heavy metals in soil⁃crop systems from a typical carbonate rocks area in Guangxi[J]. Acta Scientiae Circumstantiae, 2021.41(2): 597-606. doi: 10.13671/j.hjkxxb.2020.0235
李娟. 黄铁矿表生氧化及其微生物相互作用关系研究[D]. 南京: 南京大学, 2015 LI Juan. Supergenic oxidation of pyrite and the study for microbial oxidation mechanism [D].Nanjing: Nanjing University, 2015.
廖启林, 吴新民, 金洋. 南京—镇江地区多目标地球化学调查初步成果[J]. 物探与化探, 2004(3): 257-260 LIAO Qilin, WU Xin Min, JIN Yang. Preliminary achievements of multi-objective geochemical survey in Nanjing-Zhenjiang area[J]. Geophysical & Geochemical Exploration, 2004, 28(3): 257-260.
刘南. 宁镇中段矽卡岩型铜多金属矿床成矿物质来源及找矿方向[D]. 长沙: 中南大学, 2010 LIU Nan. Ore sources and prospecting direction of skarn-typecopper-polymetallic deposit in the middle of ningzhen mountains [D]. Changsha: Central South University, 2010.
刘鹏, 张德会, 吴鸣谦, 等. 浅谈花岗岩浆热液的形成及成矿作用[J]. 地质论评, 2020, 66(3): 699-719 doi: 10.16509/j.georeview.2020.03.012 LIU Peng, ZHANG Dehui, WU Mingqian, et al. Discussion on magma-hydrothermal formation and mineralization of granites[J]. Geological Review, 2020, 66(3): 699-719. doi: 10.16509/j.georeview.2020.03.012
季文兵, 杨忠芳, 尹爱经, 等. 地质高背景地区土壤中铁锰结核形成机理——以广西桂中地区为例[J]. 生态学杂志, 2021, 40(8): 2302-2314 doi: 10.13292/j.1000-4890.202108.006 JI Wenbing, YANG Zhongfang, YIN Aijing, et al. Formation mechanisms of iron-manganese nodules in soils from high geological back-ground area of central Guangxi[J]. 生态学杂志, 2021, 40(8): 2302-2314. doi: 10.13292/j.1000-4890.202108.006
K. H. 马尔夫. 层控矿床河层状矿床(第三卷)[M]. 北京: 地质出版社, 1979 K. H. 马尔夫. 层控矿床河层状矿床(第三卷)[M]. 北京: 地质出版社, 1979. K. H. Wolfed. Hndbook of strt-bound nd strtiform ore deposits(Vol. 3)[M]. Beijing: Geological Publishing House, 1979.
曲向荣. 土壤环境学[M]. 北京: 清华大学出版社, 2010 QU Xiangrong. Soil environmental science[M]. Beijing: Tsinghua University Press, 2010.
生态环境部, 国家市场监督管理总局. 土壤环境质量 农用地土壤污染风险管控标准(GB 15618-2018)[S]. 北京: 中国标准出版社, 2018 The Ministry of Ecology and Environment P. R. C. Soil environmental quality risk control standard for soil contamination of agricultural land(GB 15618-2018) [S]. Beijing: China Quality and Standards Publishing & Media Co. Ltd, 2018.
涂光炽, 高振敏, 胡瑞忠, 等. 分散元素地球化学及成矿机制[M]. 北京: 地质出版社, 2004 TU Guangchi, GAO Zhenmin, HU Ruizhong, et al. Disperse element geochemistry and metallogenic mechanism [M]. Beijing: Geological Publishing House, 2004.
王浩贤. 江苏盱眙和雷琼地区玄武岩地质高背景农田重金属污染研究[D]. 南京: 南京大学, 2019 WANG Haoxian. Study on heavy metals in agricultural land of basaltic area in xuyi county, jiangsu province and leiqiong area, eastern china[D]. Nanjing: Nanjing University, 2019.
王孝, 叶青, 李建武, 等. 新嵊盆地玄武岩发育土壤的母质均一性判定[J]. 土壤通报, 2021, 52(2): 253-260 doi: 10.19336/j.cnki.trtb.2020060201 WANG Xiao, YE Qing, LI Jianwu, et al. Determination for the uniformity of parent material of basalt-developed soil in the Xinsheng Basin[J]. Chinese Journal of Soil Science, 2021, 52(2): 253-260. doi: 10.19336/j.cnki.trtb.2020060201
王云, 魏复盛. 土壤环境元素化学[M]. 北京: 中国环境科学出版社. 1995. WANG Yun, WEI Fusheng. Soil environmental element chemistry [M]. Beijing: China Environmental Science Press, 1995.
肖高强, 向龙洲, 代达龙, 等. 花岗质岩浆岩土壤重金属地球化学特征及生态风险评价——以云南盈江旧城一姐冒地区为例[J]. 物探与化探, 2021, 45(5): 1135-1146 XIAO Gaoqiang, XIANG Longzhou, DAI Dalong, et al. Geochemical characteristics and ecological risk assessment of heavy metals in granitic magmatic soil: A case study of the Jiucheng-Jiemao area in Yingjiang County, Yunnan Province[J]. Geophysical and Geochemical Exploration, 2021, 45(5): 1135-1146.
徐颖菲, 张耿苗, 张丽君, 等. 亚热带不同母岩成壤过程中金属元素的迁移和积累特点[J]. 浙江农业学报, 2019, 31(12): 2064-2072 doi: 10.3969/j.issn.1004-1524.2019.12.16 XU Yingfei, ZHANG Gengmiao, ZHANG Lijun, et al. Migration and accumulation of metal elements during formation of soils derived from different parent rocks in subtropical zone[J]. Acta Agriculturae Zhejiangensis, 2019, 31(12): 2064-2072. doi: 10.3969/j.issn.1004-1524.2019.12.16
Xu Youning, Zhang Jianghua. Ke Hailing, et al. An assessment methodfor heavy metal cumulative risk on farmland soil in the miningarea: A case study of the Xiaoqinling gold mining area[J]. Geological Bulletin of China, 2014, 33(8): 1097-1105(in Chinese with English abstract).
徐争启. 攀枝花钒钛磁铁矿区重金属元素地球化学特征[D]. 成都: 成都理工大学, 2009 XU Zhengqi. Geochemical Characteristics of heavy metals in different media in Panzhihua V-Ti-Magnetite zone[D].Chengdu: Chengdu University of Technology, 2009.
阎长虹, 许宝田, 吴澄宇, 等. 宁镇地区山前缓坡地层结构及其稳定性分析[J]. 工程地质学报, 2019, 27(1): 48-54 doi: 10.13544/j.cnki.jeg.2019-007 YAN Changhong, XU Baotian, WU Chengyu, et al. The stratigraphic structure and stability analysis in gentle slopes of piedmontat Ningzhen area[J]. Journal of Engineering Geology, 2019, 27(1): 48-54. doi: 10.13544/j.cnki.jeg.2019-007
曾昭华. 长江中下游地区地下水的Ni, Ti, Mo元素的形成及其分布规律[J]. 江西科学, 1998(1): 28-32 ZENG Zhaohua. Formation and distribution of Ni, Ti, Mo elements in groundwater in the middle and lower reaches of the Yangtze River [J]. Jiangxi Science, 1998 (1): 28-32.
张立娟. 热带土壤剖面风化成壤过程中的元素地球化学特征[D]. 南京: 南京大学, 2011 ZHANG Lijuan. The element geochemistry characteristic of weathering and soil forming processes in tropical soil profiles—take soil profiles developed from basalts in leiqiong area for example[D].Nanjing: Nanjing University, 2011.
张明超, 陈仁义, 叶天竺, 等. 宁镇矿集区安基山花岗闪长斑岩和韦岗花岗闪长岩的锆石U-Pb年龄、Hf同位素特征及其地质意义[J]. 地质学报, 2018, 92(11): 2248-2268 ZHANG Mingchao, CHEN Renyi, YE Tianzhu, et al. Zircon U-Pb dating and Hf isotopic compositions of the Anjishan granodiorite porphyry and Weigang granodiorite in the Ningzhen ore cluster area and their geological implications. ACTA GEOLOGICA SINICA, 2018, 92(11): 2248-2268.
张术根, 徐莺, 余旭辉. 宁镇中段岩浆带杂岩体的斜长石矿物学研究[J]. 矿物岩石, 2010, 30(3): 15-22 doi: 10.3969/j.issn.1001-6872.2010.03.002 ZHANG Shugen, XU Ying, YU Xuhui. Research on the mineralogy of plagioclase from the magmatic complex in the middle segment of nanjing-zhenjiang mesozoic magmatic belt[J]. Journal of Mineralogy and Petrology, 2010, 30(3): 15-22. doi: 10.3969/j.issn.1001-6872.2010.03.002
张远根, 周木林, 吴行国. 江苏省句容县土壤志[R]. 句容: 句容县土壤普查办公室, 1987. 周正. 碎屑岩储层成岩作用影响因素研究[J]. 石化技术, 2020, 27(2): 115+135 doi: 10.3969/j.issn.1006-0235.2020.02.072 ZHOU Zheng. Study on the influencing factors of diagenesis of clastic reservoir[J]. Petrochemical Industry Technology, 2020, 27(2): 115+135. doi: 10.3969/j.issn.1006-0235.2020.02.072
朱继保, 陈繁荣, 卢龙, 等. 广东凡口Pb-Zn尾矿中重金属的表生地球化学行为及其对矿山环境修复的启示[J]. 环境科学学报, 2005(3): 414-422 doi: 10.3321/j.issn:0253-2468.2005.03.025 ZHU Jibao, CHEN Fanrong, LU Long, et al. Heavy metal geochemistry behavior during the oxidation of the Fankou Pb-Zn minetailings in Guangdong province and the implications for environmental remediation of the mines[J]. Acta Scientiae Circumstantiae, 2005(3): 414-422. doi: 10.3321/j.issn:0253-2468.2005.03.025
Brimhall G H, Dietrich W E. Constitutive mass balance relations between chemical composition, volume, density, porosity, and strain in metasomatic hydrochemical systems: results on weathering and pedogenesis[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1987, 51: 567-587. doi: 10.1016/0016-7037(87)90070-6
Chapman S L, Horn M E. Parent material uniformity and origin of silty soils in northwest Arkansas based on zirconium-titanium contents[J]. Soil Science Society of America Journal, 1968, 32: 265−271.
Drees L R, Wilding L P. Elemental distribution in the light isolate of soil separates[J]. Soil Science Society of America Journal, 1978, 42: 976-978. doi: 10.2136/sssaj1978.03615995004200060031x
Fralick P W, Kronberg B I. Geochemical discrimination of clastic sedimentary rock sources[J]. Sedimentary Geology, 1997, 113: 111-124.31-33. doi: 10.1016/S0037-0738(97)00049-3
Hao Q Z, Guo Z T, Qiao Y S, et al. Geochemical Evidence for the provenance of middle pleistocene loess depositsin Southern China[J]. Quaternary Science Reviews, 2010, 29: 3317−3326.
Mahmoodi M, Khormali F, Amini A, et al. Weathering and soils formation on different parent materials in Golestan Province, Noethern Iran[J]. Journal of Mountain Science, 2016, 13(5). : 870-881. doi: 10.1007/s11629-015-3567-x
McLennan S M. Weathering and global denudation[J]. The Journal of Geology, 1993. 101: 295−303.
Morse J W, Arvidson R S. The dissolution kinetics of major sedimentary carbonate minerals[J]. Earth-Science Reviews, 2002, 58: 51−84.
Nesbitt H W, Young G M. Prediction of some weathering trends of plutonic and volcanic rocks based on thermodynamic and kinetic considerations[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1984, 48(7): 1523-1534. doi: 10.1016/0016-7037(84)90408-3
Sheoran A S, Sheoran V.Heavy metal removal mechanism of acid mine drainage in wetlands:A critical review[J]. Minerals Engineering, 2006,19: 105-116.
Taylor S R , McLeman S M. The continental crust: its composition and evolutio [M]. London: Blackwell Scientific Publications, 1985.
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