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Ⅰ 　白雲鄂博礦田賦礦白雲岩的地質特徵

一、賦礦白雲岩的分布及形態特徵

在白雲鄂博礦區，主賦礦層為灰褐、黃褐色中厚層狀至塊狀白雲岩、含鐵白雲岩，富含稀有、稀土元素，以前認為與寬溝北H₈相當，較新資料認為應與H₅對比（王輯等，1987；王輯等，1989；張鵬遠等，1993），張鵬遠等（1993）劃為

。下伏（

）灰黑色磷質白雲母片岩、硅質板岩、含磷黑雲母板岩、泥板岩夾灰綠色綠簾綠泥板岩和少量白雲岩，厚385.lm。上覆（

）灰黑色鈉閃斜長片岩、硅質岩、淡綠色條帶狀硅質岩、暗綠色富鉀板岩、富鉀粗玄岩，厚度大於27.1m。賦礦白雲岩東西長達18km，南北寬約2km，礦區白雲岩中部厚500～700m，向四周漸薄，東端僅厚50m，西端厚100m，南端厚100～200m（王輯等，1989）。在寬溝背斜北翼，H₁～H₄各層均可與白雲鄂博礦區（在寬溝背斜南翼）逐一對比，而賦礦地層H₅在北翼為中、薄層灰岩和白雲質灰岩（張鵬遠等，1993）。

賦礦白雲岩中見不到層理構造，在地貌上表現得與具有層理的沉積岩明顯不同，它沒有稜角，山頭呈饅頭狀（圖版9-Ⅰ-2,3,4），其頂底為板岩層，且常為斷層所在位置，而賦礦白雲岩的抗風化能力較強，故均為正地形，現在尚可見的是東接觸帶一帶（圖版9-Ⅰ-3,4）和東介勒格勒（圖版9-Ⅰ-2）等地；前幾年西礦開采前，是幾段連續的山丘。據記載，主礦所在的白雲鄂博山頂是原來這一帶的最高山峰（圖版9-Ⅰ-1）。

二、賦礦白雲岩與下伏砂岩及上覆板岩的關系

筆者等在白雲岩分布的最東端（三號鈮礦體南西山上）見到在白雲岩的中、下部和底部夾有多層砂岩夾層（圖9-1、圖9-2、圖版9-Ⅱ-6，圖版9-Ⅲ-2,3），而在白雲岩的上部夾有黑色板岩夾層（圖9-1，圖版9-Ⅲ-4）。在上覆的板岩層中也可見白雲岩夾層。在白雲岩分布的最西端（阿布達日附近）向斜南翼的探槽（圖版9-Ⅱ-1）中，見白雲岩中夾有多層板岩和少量砂岩（圖9-3，圖版9-Ⅱ-2,3，圖版9-Ⅲ-1）。在主礦北西約2krm處，在近東西向H₄砂岩山脊與南側賦礦白雲岩結合的鞍部探槽，可見到從北向南，由砂岩→板岩與白雲岩互層→厚層塊狀白雲岩的漸變關系（圖9-4，圖版9-Ⅱ-4）。在東介勒格勒白雲岩的南側也可見由板岩變為白雲岩（圖版9-Ⅱ-5）。

但是，賦礦白雲岩與板岩的結合部位是一個軟弱部位，常是斷層所在，或者本身就是一個斷層帶。如圖9-3中，就尚可辨別出一些斷層面。因此，在白雲岩的上、下，尚可見有白雲岩成岩牆（枝狀）「侵入」於下伏砂岩或板岩中，有人認為這是與層狀白雲岩一起侵入的岩枝或岩牆，作為白雲岩岩漿成因的重要證據。但，這事實上是斷層帶中的馬石。它以不具有蝕變（霓長岩化）而明顯不同於產於下伏變質岩或砂岩中的碳酸鹽脈（詳見第三章和第十章）。

圖9-1白雲鄂博東接觸帶，三號鈮礦體南西，探槽剖面示意圖

圖9-2白雲鄂博白雲鄂博東接觸帶，三號鈮礦體南西，探槽內白雲岩與砂岩互層素描圖

（a）近底部；（b）中部

圖9-3白雲鄂博西礦西端阿布達日附近向斜南翼，探槽剖面示意圖（白雲岩中夾砂岩和板岩；白雲岩具粒序層理，示地層倒轉）

在主礦和東礦采場也可見到多層板岩夾層夾於白雲岩甚至鐵礦體中。

這些特徵表明，白雲岩與下伏砂岩及上覆板岩是漸變過渡的。

賦礦白雲岩被海西期花崗岩侵入，在海西期花崗岩與賦礦白雲岩的接觸帶可見花崗岩有冷凝邊（圖9-5），表明白雲岩形成於花崗岩侵入之前。

三、賦礦白雲岩內部特徵

賦礦白雲岩總體上呈塊狀（圖版9-Ⅰ-7）、巨厚層狀，地貌上與各向同性岩石的地貌特徵相同（圖版9-Ⅰ-2,3,4）。見不到層理和一般沉積結構構造，正是這種特徵導致有人認為它不是沉積岩。

然而，在風化表面，常可見到清晰的紋層狀構造（圖版9-Ⅰ-5，圖版9-Ⅲ-5）。在顯微鏡下可見：①白雲岩具粒狀結構，晶粒間的接觸界線大多數為彎曲狀，很少是平直的（圖9-6（a）；②白雲岩晶粒有粗有細，大小不等；③白雲岩晶粒有泥質、鐵質浸染；④紋層構造表現為白雲石晶粒的層狀排列，晶粒並無波狀消光現象（圖9-6（a）。還見紋層呈彎曲狀，在東礦以東的露頭上可見板岩呈礫塊狀、透鏡狀散布於白雲岩中。這些均與北京西山及腮林忽洞微晶丘宏觀特徵相似。

有趣的是，礦石也有塊狀礦石和紋層狀礦石兩類，紋層狀礦石中表現為不同的礦物成帶狀聚集（圖版9-Ⅰ-6，圖版9-Ⅲ-5、6、7、8；圖9-6（b）、（c）、（d）、（e）。本項目組曾經認為這種紋層狀礦石是由交代作用繼承原生紋層構造形成（章雨旭等，1998b），現在看來，這就是熱水沉積形成的原生紋層。

圖9-5白雲鄂博東接觸帶賦礦白雲岩與海西期花崗岩侵入接觸關素描圖

燧石（或玉髓、碧玉岩）是熱水沉積的典型產物之一。筆者等先後在西礦采坑（圖版6-Ⅰ-5）和東礦（圖版9-Ⅱ-8）等位置見到燧石，並見到氣、水的噴口（圖版9-Ⅱ-7、8）。

孟慶潤（1982）在賦礦白雲岩中已發現有藍綠藻的藻灰結核、菌藻類、孢子和擬串藻絲狀體，化學分析還表明細晶白雲岩中的有機碳可高達0.20%，甚至已經超過了碳酸鹽岩生油岩的標准（0.10%）；侯宗林（1989）報道在白雲質大理岩和暗色板岩萃取物中發現有12種氨基酸。

四、上覆板岩特徵

據袁忠信等（1995）研究，上覆板岩為火山沉積岩變質而成。筆者也在板岩薄片的顯微鏡觀察中發現具有玻屑結構。可見1～2mm大小的隱晶質橢球體具同心環狀構造，有可能是微小的枕狀構造（圖9-6（f）。還可見一些褐色彎曲條狀玻屑。

元素定量分析表明，即使在主礦的礦體中心，板岩的礦化也很弱，僅Ba、Pb、Mo、Ce等有富集（表9-1）。而全岩化學分析表明，主要氧化物K₂O、Na₂O、CaO、MgO、SiO₂等的變化范圍卻很大（表9-2），特別是K₂O，高者達15.25%和13.14%，而低的僅有2.16%。

表9-1白雲鄂博礦區板岩微量元素（10^-6）等離子光譜定量分析

註：由國家地質實驗測試中心測試。

圖9-6白雲鄂博賦礦白雲岩紋層狀構造、條帶狀構造顯微素描圖

表9-2白雲鄂博礦床板岩全岩化學分析（%）

註：前4件樣品由國家地質實驗測試中心測試。後8件樣品在中國科學院開放實驗室——中國科學技術大學理化科學實驗中心用XRF方法測量。

五、討論和結論

（1）賦礦白雲岩中間厚四周薄，呈一長透鏡狀，具備微晶丘的形態；它近東西向延長，平行於古海岸線，與台地邊緣微晶丘的特點相符；塊狀白雲岩僅分布於寬溝背斜南翼，這反映了微晶丘嚴格受環境控制的特點。

（2）賦礦白雲岩與砂岩、板岩互層及其中的粒序層理確證了其沉積成因，而其中富含有機質、含有藻類化石、氨基酸及其中的藻紋層構造則表明了其形成與生物作用有關。其巨厚層塊狀構造則表明它與一般沉積成因的白雲岩不同。

（3）與白雲岩互層及上覆的板岩的礦化很弱，而其K₂O、Na₂O、SiO₂等造岩元素的變化卻很大，可能表明其沉積物是多來源的，可能是鹼性火山作用的凝灰質和陸緣細碎屑混合而成。同期的火山作用對微晶丘的發生、發展和死亡有強烈的控製作用：微晶丘內部板岩夾層代表由於火山灰覆蓋而導致微晶丘生長暫停；微晶丘頂部板岩蓋層則代表由於火山灰覆蓋而導致整個微晶丘死亡。

Ⅱ 中國隕石鑒定的權威機構

中國科大天體（行星）與隕石化學實驗室、中國科大理化科學實驗室、中科大國家微尺度物質科學實驗室與中國科大宇宙星際物質實驗室等相關實驗室，均為中國科學院國家重點實驗室。紫金山天文台天體化學和行星科學實驗室為中國專業鑒定機構。

隕石（meteorite）是地球以外未燃盡的宇宙流星脫離原有運行軌道或塵碎塊飛快散落到地球或其它行星表面的石質的、鐵質的或是石鐵混合物質，也稱「隕星」。大多數隕石來自於火星和木星間的小行星帶，小部分來自月球和火星。

中國隕石與天文科普網 近年來我們發現甚至有些打著國際、國內與香港注冊為名的虛假組織協會、涉嫌詐騙的一些拍賣公司、涉嫌詐騙的一些文化公司，與涉嫌虛假隕石鑒定的文玩或古玩等不法鑒定機構，為了借「隕石鑒定、隕石拍賣、隕石收購、隕石私下交易與隕石價格評估等名義。

進行大幅度的欺詐與誤導性宣傳。一些詐騙組織與不法團伙們可謂是你方唱罷我登場，使出各種江湖騙術，通過藉助各種網路交流或資訊傳播平台，散播各種網路釣魚誘餌，刻意胡吹亂捧意向委託鑒定者或拍賣者的「某某隕石好」。

把不明物質的石頭或疑似隕石說成「罕見隕石、特殊隕石或稀有隕石」等。

Ⅲ 碳酸岩的岩石地球化學特徵

白雲鄂博碳酸岩岩牆代表性樣品的球粒隕石標准化REE分布型式圖解（球粒隕石標准化數據引自Boynton,1984； 樣品90/39,90/43,90/44,90/48為碳酸岩； 90/49，90/51為霓長岩）
分析方法：每個樣品精心挑選500 g小碎塊，用蒸餾水清洗干凈，用烘箱（100 ℃）烘乾。將樣品碎塊置於瑪瑙球磨內粉碎至200目以下。全岩分析在英國Leicester大學地質系用Philips PW 1400 X熒光光譜儀測量，用熔片法測量主要元素（用銠管測定），壓片法測量微量元素，用銠管測定Ni,Zn,Rb,Sr,Y,Zr,Nb和Th，用鎢管測量Sc,V,Cr,Cu,Ba,La,Ce和Nd。為了使微量元素在儀器分析范圍之內，將樣品與光譜純SiO2按照1∶1的比例進行稀釋。樣品的稀土元素分析也在Leicester大學地質系利用等離子光譜儀測定，對原始ICP數據進行Ba,Sr,Ca,Fe和Zr譜線疊加校正。
稀土元素：碳酸岩全岩樣品的REE含量高，變化范圍大，介於1.45%～19.92%，平均為8.36%（質量分數），業已構成REE富礦石。球粒隕石標准化REE分布型式呈現LREE強烈富集，無Eu異常，與世界其他地區碳酸岩的REE分布形成一致。NLa/Yb比值介於139～1776，平均為814，說明碳酸岩的輕稀土與重稀土元素之間發生了極度分餾。此外，不同樣品的稀土元素含量相差近14倍，預示碳酸岩岩牆內REE分布極不均勻。這與岩石薄片觀察所發現的氟碳鈰礦等稀土礦物局部高度集中（可達15%～20%（體積分數））的結果吻合。此外，方解石雖然富含Sr和Mn，表現為典型的火成碳酸岩的特徵，但是其REE含量多在電子探針的檢測限以下，預示REE主要賦存在氟碳鈰礦等稀土礦物之中。
白雲鄂博碳酸岩岩牆代表性樣品的原始地幔標准化微量元素蜘蛛圖解（原始地幔標准化數據引自Wood等，1979； 樣品90/39,90/42,90/43,90/44,90/45,90/52,93/149為碳酸岩； 90/40,90/46/90/55,90/56為霓長岩）
微量元素：XRF分析結果如表2所示。原始地幔標准化的碳酸岩微量元素蜘蛛圖解表明，碳酸岩富含Ba,Th,LREE和Sr，變化多端的Nb和P，以及較低的Rb,K和Ti，Zr雖然含量較低，但是異常並不顯著。這種微量元素蜘蛛圖與常見的細粒方解石碳酸岩完全一致。值得指出的是，它們與白雲鄂博REE-Nb-Fe礦床的細粒賦礦白雲石大理岩（H8f）的微量元素蜘蛛圖幾乎重疊。全岩Sm-Nd同位素測年結果表明，碳酸岩岩牆形成年齡t=1223±65(2σ） Ma,INd=0.510926±35(2σ），εNd(t)=-2.63±0.68。這在誤差范圍內，與白雲鄂博稀土礦石的Sm-Nd等時年齡一致，其初始143Nd/144Nd比值也十分接近。
與正常沉積石英砂岩相比，霓長岩的SiO2含量降低，Na2O和Fe2O3顯著升高，說明霓長岩化作用帶入了Na和Fe，帶出了Si。此外，霓長岩的微量元素蜘蛛圖解顯示了較高的Rb,K和Zr，保留了一般沉積石英砂岩的特徵； 但是，Ba,La,Ce,Nd,Sr明顯呈現富集，這是碳酸岩岩牆引起的圍岩霓長岩化疊加作用的特徵。從形成時間上看，霓長岩與碳酸岩是同時的，或者略晚一些。所以，用霓長岩和碳酸岩作為全岩Sm-Nd同位素測年樣品所獲得的結果是可靠的。

Ⅳ 成礦地質環境再認識

3.5.1 區域成礦大地構造環境再認識

根據前人研究成果(陳衍景，2000;Bazhenov等，2003;Xiao等，2003，2004;Chen等，2007;陳衍景等，2009;魯穎淮等，2009)，畢力赫金礦區所在的位置在中元古代位於錫林浩特北側，處於被動陸緣環境。至中元古代末，錫林浩特地塊與華北板塊分離，其間出現次生擴張洋盆。至奧陶紀時，應力機制由拉張轉為水平擠壓，次生洋殼沿圖林凱-西拉木倫深斷裂向南俯沖於華北板塊之下，並在包爾漢圖—翁牛特一線的仰沖板塊上發生鈣鹼性島弧火山岩和濁積岩沉積以及中酸性岩漿侵位。志留紀，活動陸緣轉變為被動陸緣。至泥盆紀次生洋盆再度擴張，錫林浩特地塊遠離華北板塊向北漂移。進入石炭紀，新的洋殼俯沖作用開始，以准索倫-西拉木倫斷裂為中軸分別向南、北俯沖，導致本區在加里東褶皺帶上的二疊紀火山岩及地台北緣的華力西中期火成岩帶形成，我們認為本期構造-火山-岩漿作用是畢力赫金礦形成的主導因素(圖3.3)。早二疊世晚期，再生洋盆收斂閉合，拼接於西伯利亞板塊上的錫林浩特地塊與華北板塊碰撞對接。至此，兩大板塊連為一體。進入中生代，在歐亞板塊與太平洋板塊相互作用下，使本區構造格局發生重大轉變，產生了NNE向構造體系，產生規模宏大的大興安嶺火山岩帶，構成活動的陸緣弧山體系。至晚白堊世，太平洋板塊對歐亞板塊的俯沖作用減弱，松遼、二連等大型盆地形成。新生代，在太平洋、歐亞及印度三大板塊聯合作用下，鄂爾多斯坳陷向東南拉張移位，河套斷陷盆地形成，內蒙古高原崛起，在錫林浩特等地有地幔源型高原玄武岩噴發。

3.5.2 礦田成礦地質背景再認識

前人研究成果認為礦區位於中生代陸內火山盆地中，成礦與燕山期濱太平洋活動有關。近年來，越來越多的研究成果支持包括本區在內的華北板塊北緣存在晚古生代成礦地質事件(陳衍景，2002)。魯穎淮等(2009)在鑲黃旗哈達廟金礦區獲得的含礦花崗斑岩中單顆粒鋯石U-Pb年齡(15個測試點的加權平均年齡)為(271.83±3.3)Ma(MSWD=2.3，n=15)。因此，本礦區成礦地質背景需要重新認識，下面從礦區火山岩、侵入岩岩石地球化學特徵，反演其形成的大地構造環境。

3.5.2.1 火山岩

礦區容礦火山圍岩包括下部以安山岩類及相關碎屑岩為主的中基性火山岩，上部以流紋岩類及相關碎屑岩為主的中酸性火山岩。礦區主要火山岩岩石化學、稀土元素含量及其特徵值見表3.3至表3.7。

安山岩類岩石地球化學特徵綜合總結如下:SiO₂含量平均56.7%，CaO(6.31%)、MgO(＞3%)含量高，Al₂O₃含量中等(14.7%)，鹼質(Na₂O+K₂O)含量中等(平均5.19%)，CaO＞Na₂O+K₂O，K₂O＞Na₂O，屬於中-高鉀系列;稀土含量中等，無或弱銪異常，La/Yb比值9.8，低Y(19.3×10^-6)和Yb(1.6×10^-6)含量;低Sr(323.5×10^-6)、Sc(18×10^-6)含量，Sr/Y比值16.8，Zr/Sm比值44。

流紋岩類SiO₂含量變化在69%～76%之間，平均74%，含量比中國流紋岩(72.06%)和世界流紋岩(72.82%)高;Na₂O含量平均2.75%，K₂O含量平均3.58%，K₂O＞Na₂O;K₂O+Na₂O變化在5.31%～7.48%之間，平均為6.32%;CaO含量低，明顯小於K₂O+Na₂O;岩石里特曼指數為0.62～2.08，賴特(Wright，1969)鹼度率AR變化在1.32～2.36之間。

圖3.3 畢力赫金礦地球動力學環境演化圖(據馬麗芳等，2002)

安山岩類與流紋岩類岩石均屬於鈣鹼性系列(圖3.4，圖3.5)，它們之間具有比較一致的微量、稀土元素組成和特徵比值，反映了它們同源演化關系(圖3.6)。火山岩類岩石組合及其地球化學特徵指針其形成於安第斯型活動大陸邊緣(圖3.7，圖3.8)。

3.5.2.2 侵入岩

含礦次火山雜岩具有多期性，包括早期花崗閃長斑岩，中期二長花崗斑岩以及晚期細晶花崗岩(脈)，成礦與中期二長花崗斑岩有關。礦區花崗岩類岩石的岩石化學、微量元素、稀土元素含量及特徵比值見表3.8至表3.12。

圖3.4 畢力赫金礦區火山岩岩石系列SiO₂-Na₂O+K₂O判別圖解(底圖參照Irvine，1971)

圖3.5 畢力赫金礦區火山岩岩石系列SiO₂-A.R.判別圖解(底圖參照Wright，1969)

圖3.6 畢力赫金礦區火山岩稀土元素球粒隕石標准化分布型式圖解圖中樣品代號見表3.5

圖3.7 大洋火山岩和大陸火山岩的判別圖解(底圖參照趙崇賀，1989)

圖3.8 里特曼-戈蒂里圖解(底圖參照Rittmann，1973)

表3.3 畢力赫礦區火山岩類岩石化學成分 W_B/%

注:備注.1本次結果。測試單位:(Itnertek)上海天祥質量技術天務有限公司;測試條件說明:儀器型號:XRF，XR80L，檢出限.010%。備注.2本次結果。測試單位:中國地質大學(北京)地球科學與資源學院岩石礦物實驗室;測試條件說明:儀器型號為PS-950型ICP-AES。備注.3據「內蒙古自治區蘇尼特右旗畢力赫金礦勘查地質報告」，畢力赫金礦，1993，原中國人民武警察部隊黃金第裝一十支隊實驗室測試。

表3.4 畢力赫礦區火山岩類CIPW特徵礦物 單位:%

注:.1A60、S123-1、S111-1、S150-1以及A09號樣品由於測試結果中鐵為全鐵含量，未分開FeO與Fe2O3，表中計算結果供參考;.209WJ-Ⅱ-006樣品為硅化蝕變強烈，結果也嚴重偏離實際。

表3.5 畢力赫礦區火山岩稀土元素組成

注:測試單位:由上海天祥質量技術服務有限公司北京分公司分析;測試方法:MS70/MS;儀器型號:Agiletn7500a。

表3.6 畢力赫礦區火山岩稀土元素特徵參數

注:測試單位:由上海天祥質量技術服務有限公司北京分公司分析;測試方法:MS70/MS;儀器型號:Agiletn7500a。

表3.7 畢力赫礦區火山岩微量元素組成及特徵

注:K、Ti、Fe含量單位為%，其他元素含量單位為10^-6。09WJ-Ⅱ-006樣品硅化蝕變強烈，結果引用需要注意。測試單位:由上海天祥質量技術服務有限公司北京分公司分析;測試方法:Ba、Co、Cu、Ga、Mn、Ni、Rb、cS、rS、V、Zn、U用MS50/ICP-MS測試;儀器型號:Agilent7500a。其他元素用MS70/MS;儀器型號:Agilent7500a。

表3.8 畢力赫礦區主要類型侵入岩石化學成分 W_B/%

注:測試單位:由上海天祥質量技術服務有限公司北京分公司分析;測試方法:FeO為GB/T14506/TITR，其他為XR8oL/XRF;儀器型號:PANalyticalAxios。序號1號、3號、10號、11號樣品遭受硅化為主的礦化蝕變。

表3.9 畢力赫礦區侵入岩石化學CIPW結准礦物計算標果及特徵參數

表3.10 畢力赫礦區侵入岩微量元素組成w_B/10^-6

注:測試單位:由上海天祥質量技術服務有限公司北京分公司分析;測試方法:Ba、Co、Cu、Ga、Mn、Ni、Rb、cS、rS、V、Zn、U用MS50/ICP-MS測試;儀器型號:Agi-letn7500a。其他元素用MS70/MS;儀器型號:Agilent7500a。

表3.11 畢力赫金礦區侵入岩稀土元素分析結果 w_B/10^-6

注:測試單位:由上海天祥質量技術服務有限公司北京分公司分析;測試方法:ICP-MS;儀器型號:Agilent7500a。

表3.12 畢力赫金礦區侵入岩稀土元素特徵參數估算結果

圖 3. 9 花崗岩類型 Q-A-P 三角判別圖解( 底圖參照 Bowden 等，1985)

圖 3. 10 S，I 型花崗岩判別 A-C-F 圖解( 底圖參照中田節也，1991)

圖 3. 11 花崗岩與板塊構造關系( 底圖參照 Batchelor 等，1985)

圖 3. 12 不同構造環境的花崗岩微量元素判別圖( 底圖參照 Pearce，1984)

花崗閃長斑岩-二長花崗斑岩類岩石地球化學特徵總結為:SiO₂含量多大於60%，CaO含量(3.6%)，MgO含量中等(2.65%)，Al₂O₃含量中等(14.4%)，鹼質(Na₂O+K₂O)含量中等(平均6.15%)，Na₂O+K₂O＞CaO，K₂O＞Na₂O，屬於中-高鉀系列;稀土含量中等，無或弱銪異常，La/Yb比值17.1，中等Y(25.6×10^-6)和Yb(2.4×10^-6)含量;低Sr(244.5×10^-6)、Sc(11.7×10^-6)含量，Sr/Y比值9.6，Zr/Sm比值43.2。礦區次火山雜岩類岩石均屬於鈣鹼性系列、I型花崗岩類(圖3.9，圖3.10)，形成於晚古生代活動大陸邊緣(圖3.11，圖3.12)。而地表大面積出露的鉀長花崗斑岩形成較晚，為造山晚期或期後產物，屬於A型花崗岩，形成於成礦晚期或期後。

3.5.2.3 火山岩與侵入岩的關系

礦區火山岩與次火山雜岩均屬於鈣鹼性系列，稀土元素組成的配分模式以及微量元素蛛網圖顯示一致或相似的曲線形態，反映了它們在起源演化上的成因聯系(圖3.13)。礦區中酸性火山-侵入岩岩石及地球化學特徵與典型的adakite(埃達克岩)有區別。

Ⅳ 岩石除了按成因分類外，還有那些分類方式

岩石為礦物的集合體，是組成地殼的主要物質。岩石可以由一種礦物所組成，如石灰岩僅由方解石一種礦物所組成；也可由多種礦物所組成，如花崗岩則由石英、長石、雲母等多種礦物集合而成。組成岩石的物質大部分都是無機物質。岩石可以按照其成因分為三大類，但由於自然界是連續體，很難真正依據我們的分類分成三種岩性，因此會存在一些過度性的岩石，好比說凝灰岩(火山灰塵與岩塊落入地表或水中堆積膠結而成)就可能被歸於沉積岩或火成岩，但大抵我們還是可以分為主要的三大類： 沉積岩佔地表的66%，為地表的主要岩類。由原來已形成的岩石，受到風化作用後變為碎屑，或由生物的遺跡等，再經過侵蝕、沉積、及石化等作用而造成的岩石。這類岩石都成層狀，最先沉積者在下部，時代較老，層次愈上者，則時代愈新，這叫做疊置層法則。當岩石沉積的時候往往含有生物的遺骸埋沒後常可以完好保存歷久就變成化石；在火成岩中則多無化石存在。
岩石的種類：
岩漿岩
也稱火成岩。來自地球內部的熔融物質，在不同地質條件下冷凝固結而成的岩石。當熔漿由火山通道噴溢出
美麗的鵝卵石
地表凝固形成的岩石，稱噴出岩或稱火山岩。常見的火山岩有玄武岩、安山岩和流紋岩等。當熔岩上升未達地表而在地殼一定深度凝結而形成的岩石稱侵入岩，按侵入部位不同又分為深成岩和淺成岩。 花崗岩、輝長岩、閃長岩是典型的深成岩。花崗斑岩、輝長玢岩和閃長玢岩是常見的淺成岩 。根據化學組分又可將火成岩分為超基性岩（SiO2 ，小於45%）、 基性岩 （SiO2 ，45%～52%）、中性岩（SiO2 ，52%～65%）、酸性岩（SiO 2 ，大於65%）和鹼性岩[5] （含有特殊鹼性礦物，SiO 2 ，52%～66%）。火成岩佔地殼體積的64.7%。
地球內部的溫度和壓力都很高，所有組成物質〔指礦物質〕都呈現熔融狀態的流體，名為岩漿岩。火成岩即由於岩漿侵入地殼內部，或流出地表面造成熔岩，在經冷卻凝固而造成，如玄武岩及花崗岩等都是。火成岩是所有岩石中最原始的岩石。 變質岩原來的火成岩或沉積岩，再經過地殼運動或岩漿侵入作用所發生的高溫和高壓與熱液的影響，可以改變其原來岩石的結構或組織，或使部分礦物消失，而產生他種新的礦物，因而成為另外一種與原岩不同的岩石，稱為變質岩，如大理岩變自石灰岩；板岩變自頁岩；石英岩變自砂岩等。典型的變質岩存在於前寒武紀或造山帶區域，常有區域構造相關之劈理，或礦物的變化。 岩石的種類很多，但並不是每一種岩石都可以使用，這里除了審美的觀點之外，更重要的是石頭中的化學成分是否會影響水質，從而帶來負面影響。
沉積岩
也稱水成岩。在地表常溫、常壓條件下，由風化物質、火山碎屑、有機物及少量宇宙物質經搬運、沉積和成岩作用形成的層狀岩石。沉積岩由顆粒物質和膠結物質組成。顆粒物質是指不同形狀及大小的岩屑及某些礦物，膠結物質的主要成分為碳酸鈣、氧化硅、氧化鐵及粘土質等。按成因可分為碎屑岩、 粘土岩 和化學岩(包括生物化學岩)。常見的沉積岩有 砂岩 、凝灰質砂岩、 礫岩 、粘土岩、頁岩、 石灰岩 、白雲岩、硅質岩、鐵質岩、 磷質岩 等。沉積岩佔地殼體積的7.9%，但在地殼表層分布則甚廣，約占陸地面積的75%，而海底幾乎全部為沉積物所覆蓋。
沉積岩有兩個突出特徵：一是具有層次，稱為層理構造。層與層的界面叫層面，通常下面的岩層比上面的岩層年齡古老。二是許多沉積岩中有「石質化」的古代生物的遺體或生存、活動的痕跡-----化石，它是判定地質年齡和研究古地理環境的珍貴資料，被稱作是紀錄地球歷史的「書頁」和「文字」。
變質岩
原有岩石經變質作用而形成的岩石。根據變質作用類型的不同，可將變質岩分為5類：動力變質岩、接觸變質岩、區域變質岩、混合岩和交代變質岩。常見的變質岩有糜棱岩、碎裂岩、角岩、板岩、 千枚岩 、片岩、 片麻岩 、 大理岩 、石英岩、角閃岩、片粒岩、榴輝岩、 混合岩 等。變質岩佔地殼體積的27.4%。
火成岩、沉積岩、變質岩三者可以互相轉化。火成岩經沉積作用成為沉積岩，經變質作用成為變質岩。變質岩也可再次成為新的沉積岩，沉積岩經變質作用成為變質岩，沉積岩、變質岩可被熔化，再次成為火成岩。
岩石具有特定的比重、孔隙度、抗壓強度和抗拉強度等物理性質，是建築、鑽探、掘進等工程需要考慮的因素，也是各種礦產資源賦存的載體，不同種類的岩石含有不同的礦產。以火成岩為例，基性超基性岩與親鐵元素，如鉻、鎳、鉑族元素、鈦、釩、鐵等有關；酸性岩與親石原素如鎢、錫、鉬、鈹、鋰、鈮、鉭、鈾有關；金剛石僅產於金伯利岩和鉀鎂煌斑岩中；鉻鐵礦多產於純橄欖岩中；中國華南燕山早期花崗岩中盛產鎢錫礦床；燕山晚期花崗岩中常形成獨立的錫礦及鈮、鉭、鈹礦床。石油和煤只生於沉積岩中。前寒武紀變質岩石中的鐵礦具有世界性。許多岩石本身也是重要的工業原料，如北京的漢白玉（一種白色大理岩）是聞名中外建築裝飾材料，南京的雨花石、福建的壽山石、浙江的青田石是良好的工藝美術石材，即使那些不被人注意的河沙和卵石也是非常有用的建築材料。許多岩石還是重要的中葯用原料，如麥飯石（一種中酸性脈岩）就是十分流行的葯用岩石。岩石還是構成旅遊資源的重要因素，世界上的名山、大川、奇峰異洞都與岩石有關。我們祖先從石器時代起就開始利用岩石，在科學技術高度發展的今天，人們的衣、食、住、行、游、醫……無一能離開岩石。研究岩石、利用岩石、藏石、玩石、愛石已不再是科學家的專利，而逐漸變成廣大群眾生活的組成部分。
氟石
又稱軟水紫晶，軟水綠晶，螢石。石色為黃、綠、藍、紫等。具有玻璃光澤，加熱時有螢光吊現，破碎後的石渣可作為過濾器中的濾材。在工業生產中常用作冶煉金屬輔料和製造氟化物，也可以加工成低檔玉石。產地為浙江金華、江西德安、河北隆化。
孔雀石
實際為銅礦的尾礦石，色澤碧綠且具有光澤，石面上有如孔雀尾狀的圓形圖案，故而得名。其中的銅離子會緩慢溶於水中，有助於補充水草對銅的需要，但不可擺放過多或過大，以防止銅的過剩。
芙蓉石
別稱樣南玉、薔薇石英。有玫瑰色、淺紅色和白色。主要成分為二氧化硅。產於內蒙古、山西。
木化石
又稱硅化石、樹化石．1.5億午前侏羅紀的樹木經地殼運動及火山灰的埋沒，演變成的化石。有灰色、黃褐色、褐色和黑色等。木化石在水族箱中更可以淋漓盡致地表現出歷史的滄桑，木化石本身原是有機物，經過億萬年的演變而成為無機物，其外形仍保留著樹木的輪廓，甚至可以從斷面處清晰地看出年輪，是任何別的岩石所不能比擬的。在水族箱中，碧綠的水草可以代表，枯死的沉木可以代表，木化石可以代表古代，這一悠久歷史的進程，完全用一種誇張的手法展現在一泓小小的水族箱中。從審美的觀點來看，水草、沉木、木化石屬於同性的但又不同質的材料，即表現統一的成分，又含有變化的特點，即和諧又有跳躍。木化石在水族箱是一種不可多得的珍貴石料，產於我國遼寧和浙江。
黑雲母片石
是雲母的礦石，黑色具有絲光。主要成分為黑雲母，同黏土岩、粉砂岩或中、酸性火山岩組成。結構緻密、細膩。全國各地均有分布。
臘石
由酸性火山岩和凝灰岩組成，質地似玉，有黃色、淺黃色和白色。我國江南地區均有分布。
魚鱗石
又稱虎皮石、松皮石。色澤為青灰、青綠、黃紅以及多色相雜，帶布白色斑點和洞眼。產於浙江長興。由石灰岩組成，不宜在水族箱中使用。
英石
灰黑至黑色，內有白色或灰色條紋。因產於廣東英德而得名，亦稱英德石。
菊花石
在白色、灰色或暗紫色的石面上有菊花形的花紋。產於湖南瀏陽。
戶縣石
褐色，石形古怪為石玩珍品．產於陝西戶縣。
龜紋石
又名風化石。由各種碎石聚合而成，色彩相雜，溝紋縱橫。主要由石炭岩組成，其中的鈣會慢慢塗人水中，使水質變硬。因此不宜在水族箱中使用。但可用於非洲水草造景中。產於四川重慶歌樂山、塗山。
吳壁石
又稱罄石。岡石質堅硬，敲擊進聲音清脆悅耳而得名。有黑、白、綠、褐等色，屬大理石類。產於安徽靈璧縣磐石山。
崑山石
石質呼硬，具有溝紋和小孔。有黃、白兩種顏色。產於江蘇崑山縣馬鞍山。
宣石
白色有光澤。石質堅硬有溝紋。產於安徽宣城。
砂片石
又稱砂積石。石色為灰、黃、綠等色。石質堅硬，有溝紋洞孔，呈片狀。產於川西。
千層石
青黑色與白色片狀岩石相間重疊，石質堅硬。產於江蘇太湖。
鵝卵石
具有各種顏色。產於全國大大小小的河道中，可用於非洲式水草造景。
參考鏈接：
岩石_網路
http://ke..com/view/10226.htm#3

Ⅵ 今天拿一個玻璃隕石去檢測了，報告單是這樣的，有誰懂看的嗎是不是真的玻璃隕石，如果不是又是什麼呢

從報告單上看主要礦物成分為硅、鐵、錳、鋁等常見元素，這應該是一塊火山玻璃岩，不是隕石。

Ⅶ 實驗岩石學和實驗技術發展的歷史沿革

實驗岩石學研究高溫、高壓條件下各種礦物和有關相的形成與相互轉換關系，又常被稱為「實驗礦物學」。在人類文明史上，總是知識理念的出新、工業的發展、材料及工藝技術的進步推動著實驗岩石學的發展。表1-1是根據美國卡內基研究所地球物理實驗室前主任Yoder（1980）在法國礦物學會100周年年會上的講話加以補充形成的。從該表可以看出實驗岩石學及實驗技術發展的歷史沿革。中國的東漢末年（～公元220年），出現了世界上最早的合乎近代標準的瓷器（方鄴森等，1990）。Réaumur在18世紀20年代用各種礦物進行混合，以復制中國耐火的瓷器，被Yoder（1980）稱為實驗礦物學之父。這樣看來，還是製造瓷器的中國技術工人在人類歷史上更早地開始了實驗礦物學、實驗岩石學方面的實踐和嘗試。1727～1729年間，Réaumur報道了許多天然的礦物和岩石的熔化特徵（Yoder，1980）。J.Hall第一次用礦物在高壓下做實驗，利用杠桿和重錘度量的最大壓力為270bar，溫度在銀的熔點之上。他在1812年用純的方解石做實驗，發現壓力能阻止方解石的分解。他首創的壓力釜一直為後來的研究者沿用，只是稍作改進。19世紀前半葉人們已合成了不少礦物；19世紀後半葉（1850～1884年），很多新概念的出現推動了實驗礦物學的發展。吉布斯相律為解釋礦物間的平衡提供了理論框架，1894年Löwenherz作了第一張相圖，美國地質調查局在1882年成立了物理實驗室，即華盛頓卡內基研究所地球物理實驗室的前身（Yoder，1980）。Day&Allen在1905年就研究了鈉長石-鈣長石系統，但沒有能測定這二元長石的固相線。在發明了淬火法後，Bowen在1913年完成了斜長石固溶體液相線、固相線的製作，鈉長石-鈣長石相圖一直沿用至今，沒有實質性的修改。鮑溫在測定了Fo-Di-SiO₂、Di-Ab-An三元系，結合An-Fo-SiO₂三元系和Becker、Iddings關於分離結晶的思想提出鮑溫反應系列，發表了很有影響的專著《火成岩的演化》，認為大多數火成岩是由玄武岩漿分異形成的。現在看起來這種觀點有些絕對化，但當時是開創了利用實驗結果和物理化學原理解釋野外地質現象的新時期（Yoder，1980）。到第一次世界大戰開始的時候，大多數實驗還是在敞開的坩堝中進行的，同時也開始嘗試密封容器中高壓下的實驗。早期使用高壓釜時，根據水的充填度（用進入密封的高壓釜的水量計算水的密度，再把水的密度用高壓釜的容積來除）計算壓力。因為（外加熱）高溫下高壓釜鋼材的強度有限，1912年出現把加熱爐放到高壓釜內部進行加熱（內加熱）。在第二次世界大戰前，實驗技術的重要進步是「Morey高壓釜」的設計。這種裝置把水泵與高壓釜直接相連，水泵把水按需要泵入高壓釜，釜內的壓力可以從壓力表上直接讀出。第二次世界大戰後，新材料的應用使高溫、高壓實驗技術有了更快的發展，如Tuttle設計了「熱封」和「冷封」高壓釜；Yoder的內加熱裝置可以使實驗條件達到10kbar/1650℃。早期使用的傳壓介質是氣體（如氬氣）和液體（如水），在固體介質（如葉蠟石）傳壓的裝置發明後，實驗系統的壓力可達到45kbar/1650℃。此後，各種以固體介質傳壓的裝置不斷更新，先後出現對面頂、活塞-圓筒、四面頂以至八面頂、20面頂等多面頂（Yoder，1980）。H.T.Hall在帶式裝置（後來發展為四面頂）中首次合成金剛石不僅使實驗岩石學的同行很興奮，而且帶來商業利益。金剛石砧壓槽（diamond-anvil cell，DAC）的發明使人們能模擬地球更深處的地質狀態。經過華人科學家H.K.Mao及合作者Bell改進的金剛石砧壓槽在1978年的時候就能達到地球核-幔邊界的溫度、壓力（1720kbar，激光可以透過金剛石給樣品加溫到3500℃）。20世紀80～90年代，實驗岩石家把金剛石砧壓槽進行不斷的改進，以滿足各種類型研究課題的需要。對實驗產物的相及精確成分的測定也從光學顯微鏡鑒定、粉晶X射線物相分析、X射線熒光光譜（XRF）、發展到電子探針、激光拉曼光譜、等離子光譜質譜（ICP-MS）和同步輻射分析（南京大學地質系礦物岩石教研室，1980；Elder et al.，1947；Date et al.，1989；Tertian et al.，1982；Sham et al.，2002）。

表1-1 從公元前300年到現代出現的重要觀念、原理或實驗創新發展總結

Ⅷ 南海天然氣水合物鑽探區的自生碳酸鹽岩

——海底富烴流體活動的記錄

陸紅鋒¹，陳芳¹，劉堅¹，孫曉明²，廖志良¹

陸紅鋒（—），男，博士，高級工程師，主要從事岩礦測試和地球化學研究，E-mail:[email protected]。

1.廣州海洋地質調查局，廣州510275

2.中山大學地球科學系，廣州510760

摘要：大陸邊緣海的流體噴流活動或天然氣水合物分解都會導致自生碳酸鹽岩的形成。南海天然氣水合物鑽探區出現的自生碳酸鹽岩主要為煙囪狀，以鐵白雲石、文石、方解石碳酸鹽礦物為主；穩定同位素研究顯示，煙囪的δ¹³C_PDB值為－40.18‰～－38.69‰、δ¹⁸O_PDB值為3.75‰～4.31‰，顯示了來源於甲烷厭氧氧化作用的特徵，是海底富含甲烷的流體活動的最終產物。持續或間斷的流體噴流活動，使鑽探區碳酸鹽岩煙囪發生單階段或多階段沉澱。

關鍵詞：南海；天然氣水合物；自生碳酸鹽岩；穩定同位素；甲烷厭氧氧化作用

Characteristics of Authigenic Carbonate Chimneys in Shenhu Area,Northern South

China Sea:Recorders of Hydrocarbon-Enriched Fluid Activity

Lu Hongfeng¹,Chen Fang¹,Liu Jian¹,Sun Xiaoming²,Liao Zhiliang¹

1.Guangzhou Marine Geological Survey,Guangzhou 510760,China

2.Department of Earth Sciences,Sun Yat-sen University,Guangzhou 510275,China

Abstract:Authigenic carbonates often occur in continental margin with fluids venting and/or gas hydrate dissociation.Authigenic carbonates found in Shenhu area,northern South China Sea,are in the form of chimney,and mainly comprise ankerite,aragonite and calcite.Carbon and oxygen stable isotope studies show that δ¹³C rangesfrom -40.18‰PDB to-38.69‰PDB,and δ¹⁸O varies between 3.75‰PDB and 4.31‰PDB.The typical isotope ratios suggest that these carbonate chimneys are derived from anaerobic methane oxidation and preticipated ring methane-enriched fluid venting.

Key words:authigenic carbonates; northern South China Sea; stable isotope; anaerobic methane oxidation

0 引言

在大陸邊緣海區，常常出現自生碳酸鹽岩，該類岩石是海底存在噴流作用或冷泉流體活動的忠實體現者。近幾年來，在天然氣水合物賦存區也發現了大量的自生碳酸鹽岩，如西大西洋布萊克海嶺^[1]、美國俄勒岡外海水合物脊^[2]、墨西哥灣北部陸坡^[3]等。自生碳酸鹽岩在水合物賦存區的表層沉積物中沉澱，岩石典型特點為∑Ca CO₃質量分數高、δ¹³C極度輕值，是水合物賦存區的獨特岩類，記錄了水合物穩定性、冷泉活動以及甲烷生成與釋放等信息。2007年，廣州海洋地質調查局在南海神狐海域實施了我國海域首次天然氣水合物鑽探，獲取岩心最大深度260 m，在其中兩口鑽孔SH2B和SH7B中發現天然氣水合物樣品。筆者針對2004年廣州海洋地質調查局在該鑽探區獲取的煙囪狀自生碳酸鹽岩開展研究，探討該海區海底流體活動以及天然氣水合物與自生碳酸鹽岩成因關系。

1 地質背景和取樣位置

南海是西太平洋最大的邊緣海之一，位於歐亞板塊、太平洋板塊和印度洋板塊的交匯處。受三大板塊互相運動所制約，南海具有獨特的邊緣構造特徵：東部為匯聚陸緣，北部、西部為離散陸緣。在東部匯聚陸緣南海板塊沿馬尼拉海溝向東俯沖，形成疊瓦狀逆掩推覆的增生楔；北部、西部離散陸緣發生一系列的擴張裂陷、剪切、沉降作用，形成大中型沉積盆地，為有機質的富集提供最佳場所，同時也形成各類裂隙，為海底噴流作用提供通道。

南海天然氣水合物鑽探區位於神狐海域，海底地形變化相對平緩，水深變化范圍在300～3 500m，水深線與海岸大致平行。地形由北西向南東傾斜，平均坡降為13.6‰，平均坡角達7°40 ＇。在海區西北和陸架轉折帶及上陸坡附近，海底地形及坡度變化較大，往東南部，水深緩慢增加，地形變化較平緩。該海區HS4DG和HS4a DG站位出現大量煙囪狀自生碳酸鹽岩，站位水深在350～400 m之間（圖1）。

圖1 南海天然氣水合物鑽探區碳酸鹽岩的取樣位置

2 樣品處理和分析方法

樣品的物相分析採用日本理學公司12 k W 旋轉陽極X射線衍射儀，在北京大學地質系完成。共分析了4個碳酸鹽岩煙囪全岩物相及不同礦物相的相對質量分數。分析前，先用蒸餾水把樣品沖洗晾乾，然後用瑪瑙研缽磨碎成粉末（以樣品中的石英為內標），之後製作成任意取向的粉末片，從5°～70°（2θ）進行掃描。採用Cu靶α射線，測試電壓40 k V，電流100 m A，石墨單色器；掃描速度為4°2θ/min；采數步寬為0.02°（2θ/s）；射線發散狹縫角度為1°，接收狹縫寬設為0.3 mm，防散射狹縫為1°。

成分分析在中國科學院地質與地球物理研究所完成，採用島津XRF-1500型熒光光譜儀。分析方法為標准曲線法（經驗系數法），程序名稱為Rock-major，制樣設備是島津TR-1000S自動玻璃熔融制樣機（automatic bead fusion furnace）。樣品先用蒸餾水沖洗干凈晾乾，制樣方法使用玻璃片法，稀釋比1:10，取碳酸鹽試樣0.6 g，熔劑(Li₂B₄O₇，無水，高純）6.0 g,1100 ℃熔融10 min。

碳氧穩定同位素的分析在中國科學院地質與地球物理研究所完成。樣品分析採用磷酸法。取樣品新鮮部位15 mg，研磨均勻，在300℃真空中烘烤2 h除去有機質，之後稱取處理好的樣品10 mg，放入反應器底部，再用注射針管將5 m L純度為100％的正磷酸注入反應器支管內，將反應器接在真空系統上，抽取真空，真空度達到10^-2Pa為止。然後將支管內的正磷酸與樣品混合反應，並進行25℃水浴恆溫72 h。反應完全後，把釋放出來的CO₂氣體進行－110℃低溫分離，去除在溶解樣品的過程中產生的雜質氣體。然後在美國菲尼根公司（Finnigan)MAT252質譜儀上進行測定，分析結果用6值表示，採用PDB國際標准。

3 結果和討論

3.1 碳酸鹽岩類型和組分

研究區獲取的碳酸鹽岩主要為煙囪狀，顏色為灰色、灰綠色，堅硬（圖2）。碳酸鹽岩煙囪中間具有通道，部分樣品分為內外兩層，明顯可見兩層的分界線，顯示了不同的生長期次。岩石薄片鑒定結果表明，碳酸鹽岩煙囪主要由碳酸鹽礦物、陸源碎屑、黏土組成，碳酸鹽礦物主要為鐵白雲石、文石、方解石，陸源碎屑主要以石英、長石為主。

圖2 南海天然氣水合物鑽探區獲取的煙囪狀自生碳酸鹽岩

從X射線衍射分析結果來看（表1），神狐海區的碳酸鹽岩主要由石英長石類陸源碎屑、碳酸鹽礦物組成，含少量黏土礦物。岩石的陸源碎屑主要以石英、長石為主，石英的質量分數為15％～24％，長石類質量分數主要為8％～20％；碳酸鹽礦物主要為鐵白雲石、文石、方解石，偶爾出現極少量菱鐵礦。所有樣品中皆出現鐵白雲石，質量分數為24％～52％; 2個樣品中文石的全岩質量分數分別為21％、16％；方解石的質量分數為4％～11％；黏土礦物質量分數為9％～16％，泥質成分質量分數相對較低。

根據方解石d_(104）衍射峰偏移正常峰（0.3305 nm）情況，對方解石的MgCO₃質量分數（n）進行了估算。所有碳酸鹽岩中方解石的n(MgCO₃）主要為10.1％～14.4％（以mol為單位），全部高於8％，屬於高鎂方解石。

碳酸鹽岩類X熒光光譜成分分析結果也表明（表2），岩石以碳酸鹽相為主要成分。Al₂O₃的質量分數為3.47％～5.01％，反映了長石和黏土礦物成分；Ca O質量分數主要為24.02％～30.11％，Mg O質量分數為8.96％～10.15％，代表了岩石中碳酸鹽成分。Mn O的質量分數小於0.5％,Sr的質量分數為（679～1751）×10^-6,Mn和Sr均可能來自於碳酸鹽礦物的晶格。

表1 碳酸鹽岩煙囪X射線衍射分析結果φ_B/%

表2 碳酸鹽岩煙囪XRF成分分析結果

3.2 碳、氧穩定同位素組成

碳酸鹽岩煙囪的碳、氧同位素比值結果見表3。3個樣品的碳氧同位素值比較接近，變化范圍不大，碳同位素δ¹³C_PDB值為－40.18‰～－38.69‰，氧同位素δ¹⁸O_PDB值為3.75‰～4.31‰，顯示了很輕的碳同位素比值和較重的氧同位素比值，屬於非正常海相碳酸鹽岩。大量研究表明，甲烷噴溢口沉澱的碳酸鹽岩的碳同位素組成表現為明顯虧損¹³C，典型的δ¹³C_PDB為－35‰～－70‰^[4-6]，這種δ¹³C值是由於甲烷細菌性厭氧氧化作用導致碳同位素分餾而產生。研究區碳酸鹽岩煙囪的δ¹³C值表明，其碳源來自甲烷的細菌性氧化作用，具有甲烷噴溢口碳酸鹽岩的特徵。這3個碳酸鹽岩煙囪，與發現於琉球群島Kuroshima海丘甲烷噴流形成的碳酸鹽岩煙囪極為類似^[7]，該區域發現的碳酸鹽岩煙囪主要由1 μm的白雲石微晶組成，碳同位素δ¹³C_PDB值為－50‰～－15‰，氧同位素δ¹⁸O_PDB為6‰～8‰。

將研究區碳酸鹽岩煙囪的碳、氧同位素值與南海台西南海域、世界水合物區相關碳酸鹽岩的數值進行對比（圖3）。可以看出，本區樣品與南海台西南海區^[8]、布萊克海嶺996站位^[1]、水合物脊^[2]以及鄂霍次克海^[9]等天然氣水合物賦存區的碳酸鹽岩的碳、氧同位素值皆在同一區域，顯示了南海天然氣水合物鑽探區碳酸鹽岩煙囪，與國外已獲取水合物實物海域的同類岩石相似，皆為導源於甲烷厭氧氧化的碳酸鹽岩，與天然氣水合物的成礦過程存在密切地聯系。

3.3 碳酸鹽煙囪的形成機理

全球具有甲烷冷泉噴流活動的海區，常常以獨特的生物（蛤類、菌席、蠕蟲等）發育、自生碳酸鹽岩覆蓋為特點。冷泉的形成，主要由於陸緣巨厚的、富含有機質的沉積物壓實脫水或下伏天然氣水合物分解而產生，沉積物中有機質與硫酸鹽作用（1）、甲烷在硫酸鹽還原帶的厭氧氧化作用（2），都會產生

和高鹼度：

表3 神狐海區碳酸鹽岩碳、氧同位素組成

圖3 碳酸鹽岩碳、氧同位素分布圖

南海台西南海域、布萊克海嶺996、水合物脊和鄂霍次克海數據分別引自^[1,2,8,9]

南海天然氣水合物富集規律與開采基礎研究專集

這2個過程，是噴流海區存在大量自生碳酸鹽岩沉澱的主要原因，而微生物的存在，也是主要的驅動力之一。

南海天然氣水合物鑽探區碳酸鹽岩煙囪，從成分和同位素特徵來看，屬於海底自生膠結岩類，具有典型的微生物甲烷碳同位素特徵，屬於非陸源或非正常海相成因。鄂霍次克海（Okhotsk sea）、埃爾河（Eel River）盆地、水合物脊（Hydrate Ridge）和布萊克海嶺（Black Ridge）等處發現的自生碳酸鹽岩均與水合物分解產生的冷泉有關^[1-2,9,10]，這類碳酸鹽岩具有極負的δ¹³C值。南海天然氣水合物鑽探區的碳酸鹽煙囪具有非常輕的δ¹³C值，表明它們是從富含輕碳的流體中沉澱的。鑽探結果表明，鑽探區的天然氣水合物飽和度較高，主要烴類氣體為甲烷^[11]，這為研究區海底噴流作用提供了必要的背景條件；沉積物下伏的天然氣水合物的穩定性變化，容易導致海底烴類流體活動，為碳酸鹽岩的形成提供了必要的基礎。在噴流作用發生期間，由於流體大量排溢到海底表面，高鹼度和富含

的流體促使碳酸鹽煙囪沉澱。煙囪含有一定含量的石英、長石等陸源碎屑，故煙囪是在沉積物裂隙或通道中膠結形成，在沉積物被底流侵蝕後，出露在海底表面。

另外，對具2層結構的煙囪進行橫向取樣分析。結果顯示，δ¹³C_PDB值由外（B點）到內（A點）變重，兩者相差了2‰（圖4）。這表明碳酸鹽岩形成於2次流體噴溢期間，導致2個階段的碳酸鹽岩煙囪的形成，可能的形成模式：第一次噴溢流體的向上噴溢速率較快、流量較大，穿透能力隨之增強，上升流體的同位素被海底沉積物孔隙水或海水稀釋的效果也就減弱。這時從富含Ca、Mg和

的上升流體中沉澱的白雲石煙囪外層具有較輕的δ¹³C值。第二次流體噴溢的時候，先前形成的中空的碳酸鹽煙囪，成為二期流體上升的通道，並直到碳酸鹽岩的再次沉澱，堵塞通道。由於2期流速和流量都相對較小，受下滲海水、沉積物孔隙水的擴散稀釋作用的影響，在內圈沉澱的碳酸鹽岩的δ¹³C值相對增大。據此推論，該區至少發生過2次較具規模的噴流作用。而天然氣水合物的穩定性變化可能是海底噴流活動的主要原因。

圖4 HS4DG碳酸鹽煙囪從外圈向中心的碳、氧同位素變化特徵

南海天然氣水合物鑽探區碳酸鹽岩煙囪鐵白雲石質量分數很高。白雲石的成因問題，一般認為是交代成因即白雲石化作用，在w(Mg)/w(Ca）比值高的環境中，白雲石可以交代文石、方解石。一般情況下，海洋沉積物中

的主要來自海水，在

質量分數高的環境下，Mg²＋與

形成比Ca CO₃難溶的Mg SO₄，抑制白雲石的形成。然而，在類似煙囪的半封閉通道環境里，

的含量受到限制，w(Mg)/w(Ca）的比值增加，有利於白雲石交代沉澱形成。此外，沉積物中黃鐵礦、黏土礦物提供豐富的Fe源，是本區鐵白雲石形成因素之一。

南海天然氣水合物鑽探區發現的碳酸鹽岩煙囪，與全球陸緣海區存在的碳酸鹽岩的形成機理是一致的，主要是海底富含碳氫化合物的流體向上排溢的結果。該鑽探區天然氣水合物穩定性發生變化，可能是冷泉流體活動的主要原因，是該鑽探區與甲烷噴溢成因相關的自生碳酸鹽岩形成的主要因素。碳酸鹽岩煙囪忠實地記錄了鑽探區天然氣水合物穩定性變化歷史。

4 結論

1）南海天然氣水合物鑽探區碳酸鹽岩煙囪主要以鐵白雲石、文石、方解石等碳酸鹽礦物為主，方解石為高鎂方解石，n(MgCO₃）的含量主要為10.1％～14.4％。碳同位素δ¹³C_PDB值為－40.18‰～－38.69‰、氧同位素δ¹⁸O_PDB值為3.75‰～4.31‰，煙囪以極輕的碳同位素比值和較重的氧同位素比值為特點。

2）碳酸鹽岩煙囪極輕的碳同位素特徵，與全球邊緣海冷泉碳酸鹽岩的特點相同，主要源於生物成因甲烷厭氧氧化作用。天然氣水合物穩定性變化導致的富含甲烷的流體排溢活動，是本區煙囪形成的主要因素，在持續或間斷的排溢噴流過程中，促使了碳酸鹽岩煙囪的單階段或多階段的沉澱。沉積物中天然氣水合物的分解，是南海天然氣水合物鑽探區烴類流體活動的重要原因。

感謝：廣州海洋地質調查局「海洋四號調查船」2004航次全體人員，他（她）們的辛勤工作為本研究提供了樣品；感謝北京大學地質系王佩瑛教授、中科院地質與地球物理研究所李禾研究員、張福松研究員，他（她）們分別完成了本文樣品的X-RAY、X熒光和穩定同位素的分析工作！

參考文獻

[1]Naehr T H,Rodriguez N M,Bohrmann G,et al.Methane-Derived Authigenic Carbonates Associated with Gas Hydrate Decomposition and Fluid Venting Above the Blake Ridge Diapir[J].Proceedings of the Ocean Drilling Program,Scientific Results,2000,164:285-300.

[2]Greinert J,Bohrmann G,Suess E.Gas Hydrate-Associated Carbonates and Methane-Venting at Hydrate Ridge:Classification,Distribution,and Origin of Authigenic Lithologies[C]//Paull C K,Dillon W P Natural Gas Hydrates:Occurrence,Distribution,and Detection.Washington,DC:American Geophysical Union,2001:99-114.

[3]Sassen R,Roberts H H,Carney R,et al.Free Hydrocarbon Gas,Gas Hydrate,and Authigenic Minerals in Chemosynthetic Communities of the Northern Gulf of Mexico Continental Slope:Relation to Microbial Processes[J].Chemical Geology,2004,205:195-217.

[4]Rigter S,Carson B,Suess E.Methane-Derived Authigenic Carbonates Formed by Subction-Inced Porewater Expulsion Along the Oregon/Washington Margin[J].Geological Society of America Bulletin,1987,98:147-156.

[5]Kulm L D,Suess E.Relationship Between Carbonate Deposits and Fluid Venting:Oregon Accretionary Prism[J].Journal of Geophysics Research,1990,95(B6):8899-8915.

[6]Matsumoto R.Vuggy Carbonate Crust Formed by Hydrocarbon Seepage on the Continental Shelf of Baffin Island,Northeast Canada[J].Geochemical Journal,1990,24:143-158.

[7]Takeuchi R,Machiyama H,Matsumoto R.Methane Seep,Chemosynthenic Communities,and Carbonate Crusts on the Kuroshima Knoll,Offshore Ryukyu Islands[M].Yokohama:Proceedings of the Fourth International Conference on Gas Hydrates,2002:97-101.

[8]陸紅鋒，劉堅，陳芳，等.南海台西南區碳酸鹽岩礦物學和穩定同位素組成特徵——天然氣水合物存在的主要證據之一[J]地學前緣，2005,12(3）:268-276.

[9]Esikov A D,Pashkina V I.A Study of the Process of Joint Formation of Methane Gas-Hydrate and Authigenic Carbonates in Bottom Sediments in the Sea of Okhotsk[J].National Geophysics,1990,4 (1):135-141.

[10]Brooks J M,Field M E,Kennicutt M C Ⅱ.Observations of Gas Hydrates in Marine Sediments,Offshore Northern California[J].Marine Geology,1991,96:103-108.

[11]Zhang H Q,Yang S X,Wu N Y,et al.Successful and Surprising Results for china's First Gas Hydrate Drilling Expedition.NETL,Methane Hydrate Newsleter,2007,7(3):6-9.

Ⅸ 物相分析

方法提要

自然界中的鎢礦種類較多，但大部分鎢礦礦物量非常少，因此鎢礦石的物相分析一般只做鎢華(WO₃)、白鎢礦(CaWO₄)和黑鎢礦［(Fe、Mn)WO₄］的測定。

鎢華溶於氫氧化銨溶液中，而黑鎢礦和白鎢礦則不溶，據此可分離測定鎢華。

當試樣中白鎢礦含量大於4%時，用(5+95)HCl浸取，黑鎢礦則不溶或微溶;當含量小於4%時，則用1mol/L草酸作浸取液。

黑鎢礦則從試樣中三氧化鎢總量差減計算得出。

鎢礦石物相分析流程見圖55.1。

試劑

過氧化氫。

氫氧化銨。

硫酸。

氫氧化鈉溶液(0.7mol/L)。

氯化銨溶液(20g/L)。

三氯化鋁-乙酸溶液稱取40gAlCl₃溶於水，加入117.5mLHAc，移入1000mL容量瓶，用水稀釋至刻度。

圖55.1 鎢礦物相分析流程圖

三氯化鋁-乙酸洗液取三氯化鋁-乙酸溶液1份，加入2份水。

草酸溶液(1mol/L)稱取126g草酸(H₂C₂O₄·2H₂O)溶於水中，水稀釋至1000mL。

甲基橙溶液(1.0g/L)。

高錳酸鉀標准溶液(以草酸鈉標定)。

分析步驟

(1)鎢華

稱取1g(精確至0.0002g)試樣，於250mL錐形瓶中，加入50mL(2+98)NH₄OH，塞上帶有長玻璃管的橡皮塞，置於80～90℃水中，加熱浸取2h。時加搖動，取下稍冷，加入0.2gNH₄Cl，混勻。立即用慢速濾紙過濾，用熱的(2+98)NH₄OH洗液洗錐形瓶及殘渣4次。濾液加熱蒸發至近干，加入少量的氫氧化鈉溶液並加熱使可溶性鹽類溶解完全。冷卻，移入50mL容量瓶中，用氫氧化鈉溶液稀釋至刻度，混勻。

吸取清液，用硫氰酸鉀光度法(見本章55.3.4)測定三氧化鎢量，即為試樣中鎢華的含量。

(2)白鎢礦

a.鹽酸浸取法(適用於含白鎢礦大於4%鎢的測定)。將浸取鎢華後的不溶物，以三氯化鋁-乙酸溶液沖洗於400mL燒杯中，使溶液體積為100mL左右，蓋上表面皿，在80～90℃水溶上加熱1h。時加攪拌。取下冷卻，用慢速濾紙過濾，以三氯化鋁-乙酸洗液洗滌不溶物20次，濾液加熱蒸發至近干，加少量氫氧化鈉溶液，加熱使可溶性鹽類溶解完全。冷卻後移入1000mL容量瓶中，用氫氧化鈉溶液稀釋至刻度。用硫氰酸鉀光度法(見本章55.3.4)測定三氧化鎢量，並與殘渣中用鹽酸溶解所得的結果相加，即為試樣中白鎢的含量。

將經上述步驟浸取後的殘渣放於原燒杯中，加入200mL(5+95)HCl，將濾紙搗碎，在80～90℃水溶上加熱2h，時加攪拌。取下，過濾，用熱的(1+99)HCl洗滌不溶物10次，濾液收集於400mL燒杯中，加氫氧化銨呈鹼性並過量3mL，加入1mL(1+9)H₂O₂，加熱煮沸。過濾，用氯化銨溶液洗滌燒杯和沉澱10次，濾液收集於400mL燒杯中，用鹽酸酸化並濃縮至200mL左右，加熱煮沸。取下稍冷，加入15～20mL草酸溶液，以甲基橙為指示劑，用氫氧化銨中和至微鹼性並過量1mL，保溫靜置過夜。

翌日，沉澱用慢速濾紙過濾，用水洗滌至無草酸根反應為止(用硝酸銀檢驗)。將濾紙貼在原燒杯壁上，用水將沉澱沖下，加50mL(1+9)H₂SO₄，水稀釋至200mL，加熱至70～80℃，用高錳酸鉀標准溶液滴定至微紅色，將濾紙浸入溶液，繼續滴定至微紅色即為終點。

岩石礦物分析第三分冊有色、稀有、分散、稀土、貴金屬礦石及鈾釷礦石分析

式中:w(白鎢礦WO₃)為白鎢礦WO₃的質量分數，%; 為高錳酸鉀標准溶液的濃度，mol/L;V為消耗高錳酸鉀標准溶液體積，mL;231.8為三氧化鎢的摩爾質量的數值，單位用g/mol;m為試樣質量，g;H為三氯化鋁-乙酸浸提液中三氧化鎢在原樣中的質量分數，%。

b.草酸浸取法(適用於含白鎢礦小於4%鎢的測定)。將浸取鎢華後的殘渣置於250mL燒杯中，加入50mL0.5mol/L草酸溶液，搗碎濾紙，在室溫浸取30min(常搖動)，取下，用慢速濾紙過濾於100mL容量瓶中，用0.5mol/L草酸溶液洗滌燒杯和殘渣並定容。吸取清液，用硫氰酸鉀光度法(見本章55.3.4)測定三氧化鎢，並按下式計算白鎢礦在試樣中的含量:

岩石礦物分析第三分冊有色、稀有、分散、稀土、貴金屬礦石及鈾釷礦石分析

式中:w(白鎢礦WO₃)為白鎢礦WO₃的質量分數，%;A為本法測得試樣中WO₃的質量分數，%;B為試樣中WO₃總量減去鎢華和本法實測白鎢礦的結果，%;0.1為黑鎢礦溶解校正因數。

(3)黑鎢礦

試樣中三氧化鎢總量減去鎢華和白鎢礦中的三氧化鎢，即計作黑鎢礦的三氧化鎢。

注意事項

1)鎢華測定。氫氧化銨應使用新開瓶的試劑，若含有碳酸根則有微量白鎢被溶解。裝有長玻璃管，可以降低水分及氫氧化銨的揮發速度，保證鎢華溶解完全。試樣中若含有銅，則在加氫氧化鈉溶液後，再加甲醛除銅。

2)白鎢礦測定。用稀鹽酸浸取白鎢礦時，黑鎢有部分溶解;當黑鎢礦含量很高，白鎢礦含量很低時，測得的白鎢礦結果誤差很大。黑鎢礦在草酸溶液中微溶。當鎢礦中白鎢礦∶黑鎢礦≤10∶1時，不適用本法。

參考文獻

江西省地礦局實驗測試中心.1989.鎢礦石分析［M］.北京:地質出版社

荊照政，張博儀，劉雪珍.1990.濾紙薄樣片-波長色散X射線熒光光譜法測定鎢和錫［J］.岩礦測試，9(4):272-273

王再田，牛素琴，鄧紅.1999.XRF光譜測定鎢精礦WO₃(%)簡便方法［J］.光譜學與光譜分析，19(1):93

鎢精礦技術條件［S］(YS/T231—1994).1994.北京:中國標准出版社

鎢精礦化學分析方法［S］(GB/T6150—1985).1985.北京:中國標准出版社

鎢、錫、汞、銻礦地質勘查規范［S］(DZ/T0201—2002).2003.北京:地質出版社

許覺世，袁繼祖，劉夢歧，等.1993.工業礦產資源開發利用手冊［M］.武漢:武漢工業大學出版社，248-251

張靜.1991.ICP-AES測定鎢礦中的十五種元素［J］.岩礦測試，10(1):41-43

本章編寫人:陳金保(江西省地勘局實驗測試中心)。

Ⅹ 核技術在探索海洋方面的研究

張玉君

海洋底岩芯活化分析的早期報導始於1962年^[1],1969年以後報導頻增，成為有關國際學術會議的重要內容^[2—4]。就方法來講這些研究工作涉及中子活化分析（NAA）、中子俘獲γ輻射能譜測量（n，γ）、中子非彈性散射γ射線能譜分析（n,n´）、X射線螢光分析（XRF）、自然放射性γ能譜測量，海底伽瑪密度測定等。除後兩種方法外，其他方法均處於研究階段。

對於海洋資源勘探的日益重視，顯然是由於陸地資源的迅速消耗，迫使人們設法尋找更長期的原料儲備，表1是這方面的有力說明^[5]：

從海底能夠提取的重要金屬列入表2，據估算，認為海洋礦床的金屬儲量夠用1000年以上。

表1

表2

從1970年前後起，美國、西德、蘇聯等國從事了許多研究工作，僅美國就有至少三個機構（美國地質調查所、Georgia大學、太平洋西北研究室）從事了數年專題研究，而參與試驗的機構就更多了。這些是國際上爭奪海洋資源值得重視的情況。

據1975年報導，蘇聯在南海濱進行陸棚區地質研究時，應用了海洋放射性測量^[6];1974年多道γ能譜儀在波羅的海對海底沉積進行了U、Th、K填圖，配合了岩石學的研究^[7]；此外蘇聯還用伽瑪伽瑪法測定了海底沉積的密度[^8]。在1976年召開的第二十五屆國際地質年會上Symons等報告了用拖引式γ能譜儀在水深小於200米的陸棚區的測量工作^[9]，航行速度小於每小時7浬（1浬＝1.85千米），用衛星無線電定位，探頭為76×76mm的 NaI（T1）晶體，能譜儀為四道：總道（100Kev～3Mev）、K道（1.31～t.61 Mev）、U道（1.62～1.94Mev）,Th道（2.475～2.97Mev），自穩用的參考源為²⁴¹Am（59.5Kev）。

西德Karlsruhe核子研究中心在1972年9月於美國核子協會國家專題會議上提交了兩篇報告，一為「關於在陸棚區應用252Cf勘探海洋礦物資源的核子方法的可行性研究」^[5]，另一為「用於在海底藉助²⁵²Cf中子激活γ射線分析勘探錳結構系統的設計」^[10]。文獻^[5]中對比了XRF、NAA及（n，γ）分析，由於XRF法的代表性差而不宜採用，見表3。表中的體積是指對探測儀做出90%峰計數貢獻的物質球形體積。認為無論就地分析或是取樣分析NAA及（n，γ）是適用的，也是等效的。中子源應選用1mg的²⁵²Cf，它相當於1150Ci的²⁴¹Am—Be源；中子管由於需用外電源、體積大、不穩定而不適合。預計NAA、（n，γ）對Ti效果好，而對Zr是有困難的（計數率太低），Th則依靠自然放射性測量。認為在水深小於10米條件下取樣有優越性，此時可對樣品進行船上分析；更深區採用海底就地分析，為此設計了專門的探頭，探頭中安裝有致冷機，以供給Ge（Li）所需的低溫；為了研究地層而採的岩芯可在船上進行精密中子分析。

表3

文獻^[10]中設計了一個在深海底就地分析錳結核的系統，它可以在深達6000米的海底測量Ni、Cu、Co的含量（濃度），此裝置預計在1973年完成加工。迄今已使用的是海底電視及采樣，並在船上或陸地做分析；海底就地分析的研究就是為了改進分析工作以適應日益增長的海洋勘探的需要。由於船行速度必須保持2浬/小時即1 m/S的速度；還由於錳結核在海底的分布低於每平方米數十公斤的密度，這是對（n，γ）分析不利的；而且測量又需一定時間；故此設計中將樣品採集到一個罐里，再進行分析。當Ni、Cu、Co的含量接近1%，而且錳結核密度約達5kg/m²時，就有經濟價值。這就要求，測定金屬品位的同時應測量結核在罐中的體密度及其在海底的分布密度，相對誤差要求為10%。深海泥土及粒度小於1cm的其他沉積物在采樣時被除去。兩個相鄰取樣分析點之間的距離為1km，每一個分析周期約為15分鍾，每次出海任務延續時間至少為數大。具體做法是，將海底表面沉積用吸引系統搜集並傳送到一個罐里，罐中心裝有一個²⁵²Cf源，罐外裝有Ge（Li）深測儀，測量中子俘獲γ輻射，測量時間約為10分鍾；罐的上部裝有Co⁶⁰，對側裝有NaI（T1）,測出體密度，裝罐的時間連同系統的動作速度可粗略地指示錳結核在海底的分布密度值。這些測量信息，連同探測器的溫度，垂直位置顯示等一並傳送到船上計算機進行自動處理，算出Ni、Cu、Co元素含量，體密度、海底分布密度等數據。裝置的設計可承受600個大氣壓，有一氦壓縮機做為80°K製冷系統的一部分，為了防止振動Ge（Li）探測器用彈簧系統懸掛起來。整個裝置用船拖在海底。

美國太平洋西北研究室研究了中子活化分析方法^11—14]，在方法的選擇上認為記錄瞬發γ射線（n，γ）雖可以測定Fe和Si，但對礦物中的許多元素來講靈敏度低，而實驗證明激活放射性核分析對於多數元素的靈敏度都可以達到有經濟意義含量以下，故選用中子活化分析方法，源選用²⁵²Cf。在初期實驗室研究中用260μg²⁵²Cf對20多種礦物進行了實驗，照射及測量時間共為2～5分，證明了實驗室礦物分析的現實性；為了證明野外現場就地分析及海底分析的可行性用210μg²⁵²Cf做了模型試驗；然後又在海邊進行了模擬試驗，用200磅已知成份礦樣，裝在截斷的55加倫汽油桶內（高10＂、直徑約為22＂），在潮退時埋在海邊，當漲潮時被4～5呎海水所淹沒，用210ug²⁵²Cf對准樣品照射2′，用10＂高6＂直徑的石臘塊做為慢化器，冷卻30～40′，測量200＂,Ge（Li）體積為50cm³，此試驗中測出的元素有Mn（0.1%）、Ag（0.05%）、Mg,Al、V，並認為Na²⁴和Cl³⁸干擾不嚴重，試驗結果表明最佳源強為5mg，但考慮到對Ge（Li）的損傷及防護條件，選用1mg是可以的。並提出研製中子倍增器的想法，該研究室所裝中子倍增器^[14]為次臨界型，可使中子增長30～40倍；該研究室在室內海底模型裝置上詳細研究了礦物樣品中不同元索的靈敏度，用了約為2mg的²⁵²Cf，慢化層為12＂厚的石臘，可獲1.7×10⁷n/cm²s的熱中子流，可測元素30～40個，其中16個元素的靈敏度列入表4中，探測器同上，照射時間2´，冷卻30～60＂，測量時間2´，實驗室結果表明，如果能知道物質的實際密度，則准確度可達到±10%；這些試驗結果給出了就地分析及測井的可能性，並為開展海底中子活化分析設計了一個可下到數百尺海底的裝置，每個點的分析周期自動控制為約5分鍾，將用海底電視做水下觀察；未來在採用中子次臨界型倍增器條件下，²⁵²Cf可減至50μg；對於陸棚區及淡水湖中此方法具有很大的優越性，對於測井和陸地分析以及行星礦物分析都可採用。

表4

續表

美國太平洋西北研究室還研究了海洋X螢光能譜分析法^[15]，由於未能找到所需文獻，不能對它進行評述。

美國Georgia大學進行了海底及船上分析研究工作^[16-18]。為了進行海底就地中子活化分析，設計了三種操作方式：（1）用於深海（＞60呎）的潛水艇、（2）適用於中深海（50～150呎）的水下撬、（3）適用於淺水區（＜60呎，一般為10～50呎）的可容兩個人的潛水器；此項試驗用了100、200、400和512道四台多道能譜議。使用200μg²⁵²Gf可獲10⁶n/cm²s的熱中子通量，探測器選用3＂×3＂的NaI（T1）晶體，照射4´冷卻30＂，測量4＂，用水下電視監視。認為對Mn、Cr、Mo、V、W、Co、Cu、Pb、Sn、Al、Ag、Hg、Ti、Mg十四個元素的靈敏度可達有經濟價值含量以下。用潛水艇的實驗是在加里福尼亞海岸外的太平洋上進行的，裝有電視機的潛水器及水下撬是在墨西哥灣及美國東南部陸棚區實驗的，所有方麵包括健康物理學均得到肯定。在1972年初用一個1mg 252Cf及更為完善的分析系統在太平洋做了大范圍船上巡迴中子活化分析，所分析的樣品包括用取芯器和抓樣采樣的海底沉積、深海結核、空氣污染樣品、不同深度的水樣中的痕量元素，以及生物樣品如飛魚等；分析系統包括有兩個Gc（Li）（65cm³和55cm³）、4096道分析器、PDP118K存儲容量的計算機、NIM系列電子線路及盒式磁帶存儲器、紙帶穿孔機及電傳列印機，船上還裝有X螢光分析系統；水樣分析經過離子交換處理；中子源裝在一個特製容器中，有三個照射孔道，可獲1.4×10⁷n/cm²s的熱中子流；照射時間為數分至30分；認為此種工作對於海洋學及環境科學都是很有益的。

美國地質調查所研究了中子俘獲γ輻射能譜法^[19-25]。在長伊斯蘭德海峽（15～30m深）進行了五個點的試驗。Ge（Li）探頭為45cm³,4096道譜儀及小型計算機，兩個²⁵²Cf源分別為0.7μg和8.2μ，源距相應為52.1cm和62.2cm；用中子俘獲γ輻射能譜法可以定性地判斷Ni、Fe,Cu峰，定量尚有困難。試驗中遇到兩個技術問題：Cl的干擾及統計漲落大。Cl譜中如果將單雙逃逸峰都算在內，則有400多個峰，近50個峰的全能強度大於0.5（對100次γ輻射），將儀器吊在6m水深處，測出了62個峰，其強度大於26，其中有48個與Cl峰距離在5Kev以內，必須認為是Cl峰或Cl給出重要貢獻的峰，甚至在使用Ge（Li）的條件下，如此多的Cl峰，都將嚴重限制中子俘獲γ輻射法的使用；此外所測到的是熱中子，超熱中子及慢中子混合俘獲γ輻射，而有些元素對超熱中子俘獲有共振截面，這也將帶來分析誤差。對今後試驗做出了如下建議：（1）改變探頭裝置，將Ge（Li）置於中心，用十個²⁵²Cf圍成一圈，半徑為13～15cm，這樣沉積物密度變化對熱中子及超熱中子通量的影響會小些；（2）用樣品中公有的Fe元素譜線中的兩個峰的比值，可以對中子流能量分布進行指示，可建立譜線硬度指示；（3）改用脈沖式中子發生器，恰當地選擇測量窗的時間，以區分俘獲γ射線及某一共振譜線，用這種方法來提高對某一元素的選擇性。

參考文獻

[1]Kehler,P……Activation Analysis of Ocean Bollom Ceres,TID—18125 Dresser Research,Tulsa,OKlahoma, 1962,11.

[2]Neutron Sources and Applications,（Proceedings of the American Nuclear Society National Topical Meeting,1971, 8.）

[3]Applications of²⁵²Cf（Proceedings of the American Nuclear Society,National topical Meetiny,1972,9）

[4]Nuclear Techn.in Geochemistry and Geophysics,1976.

[5]Stegmaier W.……Afeagibieify study on nuclear methods using²⁵²Cf for the exploration of marine mineral deeposits in shelf areas,Appeication of²⁵²Cf,1972.9.

[6]Гусейнов，Г.М……Применение морской радиометрии при геологическом изучении шельφаЮжногоПрмморья，「Пробп.геол.шельφа，」1975,268～271.

[7]Невесский，Е.Н.……Новые резулъгатылитологического изуч.донных осадков спомощъю многоканальнойрадиометрической сьемки，「Океанология＂1975,15,2,289—295

[8]Бабинец，А.Е.……Ядерно－геофизигеские измеренид параметровплотности морских донныхотложений，「геол.ж.」，1974.34.6,41—50

[9]Symons,C.D，…A.towed γ—ray spectrometerfor continental shelf survcys，「25th Int.Geol.Congr.Abstrs.Vol.2」，409—410

[10]Böhme, G.……Design of a system for the undersea exploration of manganese noeles by²⁵²Cf neutron inced γ—ray analysis,Applications of²⁵²Cf,1972,9.

[11]Perkins, R.W.……²⁵²Cf neutron activation forferretrial, sea floor.and possible planetary surface analysis，「Neutron Sources and Applications」1971,4.

[12]Perkins,R.W.……²⁵²Cf neutron activationfor remote surface analysis，「Isotopes and Radiation Technology」，1972,9,3.264—267

[13]Perkins,R.W.……Laboratory and environmental mineralanalysis using a¹⁵²Cf neutron sourcle，「Nucl.Appl.and Tech.1970.9,861—874.

[14]Hansen,L.F.……Subcritical multiplication of²⁵²Cf neutrons and its applications.」Trans.Amer.Nucl.Soc.」，1971,14,122.

[15]Cooper,J.A.……Feasibility study of in situ sediment analysis by x—ray fluorescence,Batteeece Pacific Northwest Laboratory Rept,BNWL—SA—4814,1973.

[16]Noakes,J.E.……Undersea mineral analysis with²⁵²Cf，「Netron Sources and Applications」，1971,4.

[17]Noakes, J.E.……New Tecniques in seafloor mineral exp1oration，「Marine Tech.Soc.Jour.，」1971,5, 41—44.

[18]Noakes,J.E.……Shipboard use of²⁵²Cffor NAA—A new oceangraphyic tool，「Application of²⁵²Cf」，1972,9.

[191Senftle,F.E.……In situ capture gamma—ray analysis for sea bed exploration:a feasibility study，「Nuclear Techniques im Geochemistry and Geophysjcs」，1976,75—92

[20]Senftle, F.E.……Mjneral exploration of the ocean floor by in situ neutron absorption using a²⁵²Cf source，「Ma-rine Technol.Soc.J.」，1969,3,5,9—16.

[21]Wiggins,P.F.……Neutron capture gamma—ray analysis of marine manganese noles usiug²⁵²Cf,1970,13, 60—63.

[22]Senftle,F.E.……Use of²⁵²Cf for mineral exploration:comporison with acceclrators forin situ neutron activation of silver，「Isotopes and Rad Tech.」，1970,7,4.411—418.

[23]Senftle, F.E.……Construction materialsfоr neutron capture gamma ray measurement assembly usiny²⁵²Cf，「Nu－cl.Tceh.」，1971,10,204—210

[24]Moxham,R.M.……In situ neutron activation analysis of bottom sediments，「Gcophysics」，1975.

[25]Tanner,A.B.……A sliding digital filter for rapid rection of nuclear pulse-hcight spectra,U.S.Geol.Survey, Open file report,1975.

[26]Lavvy G.Evans，……Apollo remote analysis system applied to surface and underwater in-situ elemental analysis，「Proceedings of ERDA symposium on x—and gamma—ray sourccs and applications」，1976,5, 178—181.

原載《國外金屬礦物化探專題情報資料》，1979。