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Ⅰ 　白云鄂博矿田赋矿白云岩的地质特征

一、赋矿白云岩的分布及形态特征

在白云鄂博矿区，主赋矿层为灰褐、黄褐色中厚层状至块状白云岩、含铁白云岩，富含稀有、稀土元素，以前认为与宽沟北H₈相当，较新资料认为应与H₅对比（王辑等，1987；王辑等，1989；张鹏远等，1993），张鹏远等（1993）划为

。下伏（

）灰黑色磷质白云母片岩、硅质板岩、含磷黑云母板岩、泥板岩夹灰绿色绿帘绿泥板岩和少量白云岩，厚385.lm。上覆（

）灰黑色钠闪斜长片岩、硅质岩、淡绿色条带状硅质岩、暗绿色富钾板岩、富钾粗玄岩，厚度大于27.1m。赋矿白云岩东西长达18km，南北宽约2km，矿区白云岩中部厚500～700m，向四周渐薄，东端仅厚50m，西端厚100m，南端厚100～200m（王辑等，1989）。在宽沟背斜北翼，H₁～H₄各层均可与白云鄂博矿区（在宽沟背斜南翼）逐一对比，而赋矿地层H₅在北翼为中、薄层灰岩和白云质灰岩（张鹏远等，1993）。

赋矿白云岩中见不到层理构造，在地貌上表现得与具有层理的沉积岩明显不同，它没有棱角，山头呈馒头状（图版9-Ⅰ-2,3,4），其顶底为板岩层，且常为断层所在位置，而赋矿白云岩的抗风化能力较强，故均为正地形，现在尚可见的是东接触带一带（图版9-Ⅰ-3,4）和东介勒格勒（图版9-Ⅰ-2）等地；前几年西矿开采前，是几段连续的山丘。据记载，主矿所在的白云鄂博山顶是原来这一带的最高山峰（图版9-Ⅰ-1）。

二、赋矿白云岩与下伏砂岩及上覆板岩的关系

笔者等在白云岩分布的最东端（三号铌矿体南西山上）见到在白云岩的中、下部和底部夹有多层砂岩夹层（图9-1、图9-2、图版9-Ⅱ-6，图版9-Ⅲ-2,3），而在白云岩的上部夹有黑色板岩夹层（图9-1，图版9-Ⅲ-4）。在上覆的板岩层中也可见白云岩夹层。在白云岩分布的最西端（阿布达日附近）向斜南翼的探槽（图版9-Ⅱ-1）中，见白云岩中夹有多层板岩和少量砂岩（图9-3，图版9-Ⅱ-2,3，图版9-Ⅲ-1）。在主矿北西约2krm处，在近东西向H₄砂岩山脊与南侧赋矿白云岩结合的鞍部探槽，可见到从北向南，由砂岩→板岩与白云岩互层→厚层块状白云岩的渐变关系（图9-4，图版9-Ⅱ-4）。在东介勒格勒白云岩的南侧也可见由板岩变为白云岩（图版9-Ⅱ-5）。

但是，赋矿白云岩与板岩的结合部位是一个软弱部位，常是断层所在，或者本身就是一个断层带。如图9-3中，就尚可辨别出一些断层面。因此，在白云岩的上、下，尚可见有白云岩成岩墙（枝状）“侵入”于下伏砂岩或板岩中，有人认为这是与层状白云岩一起侵入的岩枝或岩墙，作为白云岩岩浆成因的重要证据。但，这事实上是断层带中的马石。它以不具有蚀变（霓长岩化）而明显不同于产于下伏变质岩或砂岩中的碳酸盐脉（详见第三章和第十章）。

图9-1白云鄂博东接触带，三号铌矿体南西，探槽剖面示意图

图9-2白云鄂博白云鄂博东接触带，三号铌矿体南西，探槽内白云岩与砂岩互层素描图

（a）近底部；（b）中部

图9-3白云鄂博西矿西端阿布达日附近向斜南翼，探槽剖面示意图（白云岩中夹砂岩和板岩；白云岩具粒序层理，示地层倒转）

在主矿和东矿采场也可见到多层板岩夹层夹于白云岩甚至铁矿体中。

这些特征表明，白云岩与下伏砂岩及上覆板岩是渐变过渡的。

赋矿白云岩被海西期花岗岩侵入，在海西期花岗岩与赋矿白云岩的接触带可见花岗岩有冷凝边（图9-5），表明白云岩形成于花岗岩侵入之前。

三、赋矿白云岩内部特征

赋矿白云岩总体上呈块状（图版9-Ⅰ-7）、巨厚层状，地貌上与各向同性岩石的地貌特征相同（图版9-Ⅰ-2,3,4）。见不到层理和一般沉积结构构造，正是这种特征导致有人认为它不是沉积岩。

然而，在风化表面，常可见到清晰的纹层状构造（图版9-Ⅰ-5，图版9-Ⅲ-5）。在显微镜下可见：①白云岩具粒状结构，晶粒间的接触界线大多数为弯曲状，很少是平直的（图9-6（a）；②白云岩晶粒有粗有细，大小不等；③白云岩晶粒有泥质、铁质浸染；④纹层构造表现为白云石晶粒的层状排列，晶粒并无波状消光现象（图9-6（a）。还见纹层呈弯曲状，在东矿以东的露头上可见板岩呈砾块状、透镜状散布于白云岩中。这些均与北京西山及腮林忽洞微晶丘宏观特征相似。

有趣的是，矿石也有块状矿石和纹层状矿石两类，纹层状矿石中表现为不同的矿物成带状聚集（图版9-Ⅰ-6，图版9-Ⅲ-5、6、7、8；图9-6（b）、（c）、（d）、（e）。本项目组曾经认为这种纹层状矿石是由交代作用继承原生纹层构造形成（章雨旭等，1998b），现在看来，这就是热水沉积形成的原生纹层。

图9-5白云鄂博东接触带赋矿白云岩与海西期花岗岩侵入接触关素描图

燧石（或玉髓、碧玉岩）是热水沉积的典型产物之一。笔者等先后在西矿采坑（图版6-Ⅰ-5）和东矿（图版9-Ⅱ-8）等位置见到燧石，并见到气、水的喷口（图版9-Ⅱ-7、8）。

孟庆润（1982）在赋矿白云岩中已发现有蓝绿藻的藻灰结核、菌藻类、孢子和拟串藻丝状体，化学分析还表明细晶白云岩中的有机碳可高达0.20%，甚至已经超过了碳酸盐岩生油岩的标准（0.10%）；侯宗林（1989）报道在白云质大理岩和暗色板岩萃取物中发现有12种氨基酸。

四、上覆板岩特征

据袁忠信等（1995）研究，上覆板岩为火山沉积岩变质而成。笔者也在板岩薄片的显微镜观察中发现具有玻屑结构。可见1～2mm大小的隐晶质椭球体具同心环状构造，有可能是微小的枕状构造（图9-6（f）。还可见一些褐色弯曲条状玻屑。

元素定量分析表明，即使在主矿的矿体中心，板岩的矿化也很弱，仅Ba、Pb、Mo、Ce等有富集（表9-1）。而全岩化学分析表明，主要氧化物K₂O、Na₂O、CaO、MgO、SiO₂等的变化范围却很大（表9-2），特别是K₂O，高者达15.25%和13.14%，而低的仅有2.16%。

表9-1白云鄂博矿区板岩微量元素（10^-6）等离子光谱定量分析

注：由国家地质实验测试中心测试。

图9-6白云鄂博赋矿白云岩纹层状构造、条带状构造显微素描图

表9-2白云鄂博矿床板岩全岩化学分析（%）

注：前4件样品由国家地质实验测试中心测试。后8件样品在中国科学院开放实验室——中国科学技术大学理化科学实验中心用XRF方法测量。

五、讨论和结论

（1）赋矿白云岩中间厚四周薄，呈一长透镜状，具备微晶丘的形态；它近东西向延长，平行于古海岸线，与台地边缘微晶丘的特点相符；块状白云岩仅分布于宽沟背斜南翼，这反映了微晶丘严格受环境控制的特点。

（2）赋矿白云岩与砂岩、板岩互层及其中的粒序层理确证了其沉积成因，而其中富含有机质、含有藻类化石、氨基酸及其中的藻纹层构造则表明了其形成与生物作用有关。其巨厚层块状构造则表明它与一般沉积成因的白云岩不同。

（3）与白云岩互层及上覆的板岩的矿化很弱，而其K₂O、Na₂O、SiO₂等造岩元素的变化却很大，可能表明其沉积物是多来源的，可能是碱性火山作用的凝灰质和陆缘细碎屑混合而成。同期的火山作用对微晶丘的发生、发展和死亡有强烈的控制作用：微晶丘内部板岩夹层代表由于火山灰覆盖而导致微晶丘生长暂停；微晶丘顶部板岩盖层则代表由于火山灰覆盖而导致整个微晶丘死亡。

Ⅱ 中国陨石鉴定的权威机构

中国科大天体（行星）与陨石化学实验室、中国科大理化科学实验室、中科大国家微尺度物质科学实验室与中国科大宇宙星际物质实验室等相关实验室，均为中国科学院国家重点实验室。紫金山天文台天体化学和行星科学实验室为中国专业鉴定机构。

陨石（meteorite）是地球以外未燃尽的宇宙流星脱离原有运行轨道或尘碎块飞快散落到地球或其它行星表面的石质的、铁质的或是石铁混合物质，也称“陨星”。大多数陨石来自于火星和木星间的小行星带，小部分来自月球和火星。

中国陨石与天文科普网 近年来我们发现甚至有些打着国际、国内与香港注册为名的虚假组织协会、涉嫌诈骗的一些拍卖公司、涉嫌诈骗的一些文化公司，与涉嫌虚假陨石鉴定的文玩或古玩等不法鉴定机构，为了借“陨石鉴定、陨石拍卖、陨石收购、陨石私下交易与陨石价格评估等名义。

进行大幅度的欺诈与误导性宣传。一些诈骗组织与不法团伙们可谓是你方唱罢我登场，使出各种江湖骗术，通过借助各种网络交流或资讯传播平台，散播各种网络钓鱼诱饵，刻意胡吹乱捧意向委托鉴定者或拍卖者的“某某陨石好”。

把不明物质的石头或疑似陨石说成“罕见陨石、特殊陨石或稀有陨石”等。

Ⅲ 碳酸岩的岩石地球化学特征

白云鄂博碳酸岩岩墙代表性样品的球粒陨石标准化REE分布型式图解（球粒陨石标准化数据引自Boynton,1984； 样品90/39,90/43,90/44,90/48为碳酸岩； 90/49，90/51为霓长岩）
分析方法：每个样品精心挑选500 g小碎块，用蒸馏水清洗干净，用烘箱（100 ℃）烘干。将样品碎块置于玛瑙球磨内粉碎至200目以下。全岩分析在英国Leicester大学地质系用Philips PW 1400 X荧光光谱仪测量，用熔片法测量主要元素（用铑管测定），压片法测量微量元素，用铑管测定Ni,Zn,Rb,Sr,Y,Zr,Nb和Th，用钨管测量Sc,V,Cr,Cu,Ba,La,Ce和Nd。为了使微量元素在仪器分析范围之内，将样品与光谱纯SiO2按照1∶1的比例进行稀释。样品的稀土元素分析也在Leicester大学地质系利用等离子光谱仪测定，对原始ICP数据进行Ba,Sr,Ca,Fe和Zr谱线叠加校正。
稀土元素：碳酸岩全岩样品的REE含量高，变化范围大，介于1.45%～19.92%，平均为8.36%（质量分数），业已构成REE富矿石。球粒陨石标准化REE分布型式呈现LREE强烈富集，无Eu异常，与世界其他地区碳酸岩的REE分布形成一致。NLa/Yb比值介于139～1776，平均为814，说明碳酸岩的轻稀土与重稀土元素之间发生了极度分馏。此外，不同样品的稀土元素含量相差近14倍，预示碳酸岩岩墙内REE分布极不均匀。这与岩石薄片观察所发现的氟碳铈矿等稀土矿物局部高度集中（可达15%～20%（体积分数））的结果吻合。此外，方解石虽然富含Sr和Mn，表现为典型的火成碳酸岩的特征，但是其REE含量多在电子探针的检测限以下，预示REE主要赋存在氟碳铈矿等稀土矿物之中。
白云鄂博碳酸岩岩墙代表性样品的原始地幔标准化微量元素蜘蛛图解（原始地幔标准化数据引自Wood等，1979； 样品90/39,90/42,90/43,90/44,90/45,90/52,93/149为碳酸岩； 90/40,90/46/90/55,90/56为霓长岩）
微量元素：XRF分析结果如表2所示。原始地幔标准化的碳酸岩微量元素蜘蛛图解表明，碳酸岩富含Ba,Th,LREE和Sr，变化多端的Nb和P，以及较低的Rb,K和Ti，Zr虽然含量较低，但是异常并不显著。这种微量元素蜘蛛图与常见的细粒方解石碳酸岩完全一致。值得指出的是，它们与白云鄂博REE-Nb-Fe矿床的细粒赋矿白云石大理岩（H8f）的微量元素蜘蛛图几乎重叠。全岩Sm-Nd同位素测年结果表明，碳酸岩岩墙形成年龄t=1223±65(2σ） Ma,INd=0.510926±35(2σ），εNd(t)=-2.63±0.68。这在误差范围内，与白云鄂博稀土矿石的Sm-Nd等时年龄一致，其初始143Nd/144Nd比值也十分接近。
与正常沉积石英砂岩相比，霓长岩的SiO2含量降低，Na2O和Fe2O3显著升高，说明霓长岩化作用带入了Na和Fe，带出了Si。此外，霓长岩的微量元素蜘蛛图解显示了较高的Rb,K和Zr，保留了一般沉积石英砂岩的特征； 但是，Ba,La,Ce,Nd,Sr明显呈现富集，这是碳酸岩岩墙引起的围岩霓长岩化叠加作用的特征。从形成时间上看，霓长岩与碳酸岩是同时的，或者略晚一些。所以，用霓长岩和碳酸岩作为全岩Sm-Nd同位素测年样品所获得的结果是可靠的。

Ⅳ 成矿地质环境再认识

3.5.1 区域成矿大地构造环境再认识

根据前人研究成果(陈衍景，2000;Bazhenov等，2003;Xiao等，2003，2004;Chen等，2007;陈衍景等，2009;鲁颖淮等，2009)，毕力赫金矿区所在的位置在中元古代位于锡林浩特北侧，处于被动陆缘环境。至中元古代末，锡林浩特地块与华北板块分离，其间出现次生扩张洋盆。至奥陶纪时，应力机制由拉张转为水平挤压，次生洋壳沿图林凯-西拉木伦深断裂向南俯冲于华北板块之下，并在包尔汉图—翁牛特一线的仰冲板块上发生钙碱性岛弧火山岩和浊积岩沉积以及中酸性岩浆侵位。志留纪，活动陆缘转变为被动陆缘。至泥盆纪次生洋盆再度扩张，锡林浩特地块远离华北板块向北漂移。进入石炭纪，新的洋壳俯冲作用开始，以准索伦-西拉木伦断裂为中轴分别向南、北俯冲，导致本区在加里东褶皱带上的二叠纪火山岩及地台北缘的华力西中期火成岩带形成，我们认为本期构造-火山-岩浆作用是毕力赫金矿形成的主导因素(图3.3)。早二叠世晚期，再生洋盆收敛闭合，拼接于西伯利亚板块上的锡林浩特地块与华北板块碰撞对接。至此，两大板块连为一体。进入中生代，在欧亚板块与太平洋板块相互作用下，使本区构造格局发生重大转变，产生了NNE向构造体系，产生规模宏大的大兴安岭火山岩带，构成活动的陆缘弧山体系。至晚白垩世，太平洋板块对欧亚板块的俯冲作用减弱，松辽、二连等大型盆地形成。新生代，在太平洋、欧亚及印度三大板块联合作用下，鄂尔多斯坳陷向东南拉张移位，河套断陷盆地形成，内蒙古高原崛起，在锡林浩特等地有地幔源型高原玄武岩喷发。

3.5.2 矿田成矿地质背景再认识

前人研究成果认为矿区位于中生代陆内火山盆地中，成矿与燕山期滨太平洋活动有关。近年来，越来越多的研究成果支持包括本区在内的华北板块北缘存在晚古生代成矿地质事件(陈衍景，2002)。鲁颖淮等(2009)在镶黄旗哈达庙金矿区获得的含矿花岗斑岩中单颗粒锆石U-Pb年龄(15个测试点的加权平均年龄)为(271.83±3.3)Ma(MSWD=2.3，n=15)。因此，本矿区成矿地质背景需要重新认识，下面从矿区火山岩、侵入岩岩石地球化学特征，反演其形成的大地构造环境。

3.5.2.1 火山岩

矿区容矿火山围岩包括下部以安山岩类及相关碎屑岩为主的中基性火山岩，上部以流纹岩类及相关碎屑岩为主的中酸性火山岩。矿区主要火山岩岩石化学、稀土元素含量及其特征值见表3.3至表3.7。

安山岩类岩石地球化学特征综合总结如下:SiO₂含量平均56.7%，CaO(6.31%)、MgO(＞3%)含量高，Al₂O₃含量中等(14.7%)，碱质(Na₂O+K₂O)含量中等(平均5.19%)，CaO＞Na₂O+K₂O，K₂O＞Na₂O，属于中-高钾系列;稀土含量中等，无或弱铕异常，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。

流纹岩类SiO₂含量变化在69%～76%之间，平均74%，含量比中国流纹岩(72.06%)和世界流纹岩(72.82%)高;Na₂O含量平均2.75%，K₂O含量平均3.58%，K₂O＞Na₂O;K₂O+Na₂O变化在5.31%～7.48%之间，平均为6.32%;CaO含量低，明显小于K₂O+Na₂O;岩石里特曼指数为0.62～2.08，赖特(Wright，1969)碱度率AR变化在1.32～2.36之间。

图3.3 毕力赫金矿地球动力学环境演化图(据马丽芳等，2002)

安山岩类与流纹岩类岩石均属于钙碱性系列(图3.4，图3.5)，它们之间具有比较一致的微量、稀土元素组成和特征比值，反映了它们同源演化关系(图3.6)。火山岩类岩石组合及其地球化学特征指针其形成于安第斯型活动大陆边缘(图3.7，图3.8)。

3.5.2.2 侵入岩

含矿次火山杂岩具有多期性，包括早期花岗闪长斑岩，中期二长花岗斑岩以及晚期细晶花岗岩(脉)，成矿与中期二长花岗斑岩有关。矿区花岗岩类岩石的岩石化学、微量元素、稀土元素含量及特征比值见表3.8至表3.12。

图3.4 毕力赫金矿区火山岩岩石系列SiO₂-Na₂O+K₂O判别图解(底图参照Irvine，1971)

图3.5 毕力赫金矿区火山岩岩石系列SiO₂-A.R.判别图解(底图参照Wright，1969)

图3.6 毕力赫金矿区火山岩稀土元素球粒陨石标准化分布型式图解图中样品代号见表3.5

图3.7 大洋火山岩和大陆火山岩的判别图解(底图参照赵崇贺，1989)

图3.8 里特曼-戈蒂里图解(底图参照Rittmann，1973)

表3.3 毕力赫矿区火山岩类岩石化学成分 W_B/%

注:备注.1本次结果。测试单位:(Itnertek)上海天祥质量技术天务有限公司;测试条件说明:仪器型号:XRF，XR80L，检出限.010%。备注.2本次结果。测试单位:中国地质大学(北京)地球科学与资源学院岩石矿物实验室;测试条件说明:仪器型号为PS-950型ICP-AES。备注.3据“内蒙古自治区苏尼特右旗毕力赫金矿勘查地质报告”，毕力赫金矿，1993，原中国人民武警察部队黄金第装一十支队实验室测试。

表3.4 毕力赫矿区火山岩类CIPW特征矿物 单位:%

注:.1A60、S123-1、S111-1、S150-1以及A09号样品由于测试结果中铁为全铁含量，未分开FeO与Fe2O3，表中计算结果供参考;.209WJ-Ⅱ-006样品为硅化蚀变强烈，结果也严重偏离实际。

表3.5 毕力赫矿区火山岩稀土元素组成

注:测试单位:由上海天祥质量技术服务有限公司北京分公司分析;测试方法:MS70/MS;仪器型号:Agiletn7500a。

表3.6 毕力赫矿区火山岩稀土元素特征参数

注:测试单位:由上海天祥质量技术服务有限公司北京分公司分析;测试方法:MS70/MS;仪器型号:Agiletn7500a。

表3.7 毕力赫矿区火山岩微量元素组成及特征

注:K、Ti、Fe含量单位为%，其他元素含量单位为10^-6。09WJ-Ⅱ-006样品硅化蚀变强烈，结果引用需要注意。测试单位:由上海天祥质量技术服务有限公司北京分公司分析;测试方法:Ba、Co、Cu、Ga、Mn、Ni、Rb、cS、rS、V、Zn、U用MS50/ICP-MS测试;仪器型号:Agilent7500a。其他元素用MS70/MS;仪器型号:Agilent7500a。

表3.8 毕力赫矿区主要类型侵入岩石化学成分 W_B/%

注:测试单位:由上海天祥质量技术服务有限公司北京分公司分析;测试方法:FeO为GB/T14506/TITR，其他为XR8oL/XRF;仪器型号:PANalyticalAxios。序号1号、3号、10号、11号样品遭受硅化为主的矿化蚀变。

表3.9 毕力赫矿区侵入岩石化学CIPW结准矿物计算标果及特征参数

表3.10 毕力赫矿区侵入岩微量元素组成w_B/10^-6

注:测试单位:由上海天祥质量技术服务有限公司北京分公司分析;测试方法:Ba、Co、Cu、Ga、Mn、Ni、Rb、cS、rS、V、Zn、U用MS50/ICP-MS测试;仪器型号:Agi-letn7500a。其他元素用MS70/MS;仪器型号:Agilent7500a。

表3.11 毕力赫金矿区侵入岩稀土元素分析结果 w_B/10^-6

注:测试单位:由上海天祥质量技术服务有限公司北京分公司分析;测试方法:ICP-MS;仪器型号:Agilent7500a。

表3.12 毕力赫金矿区侵入岩稀土元素特征参数估算结果

图 3. 9 花岗岩类型 Q-A-P 三角判别图解( 底图参照 Bowden 等，1985)

图 3. 10 S，I 型花岗岩判别 A-C-F 图解( 底图参照中田节也，1991)

图 3. 11 花岗岩与板块构造关系( 底图参照 Batchelor 等，1985)

图 3. 12 不同构造环境的花岗岩微量元素判别图( 底图参照 Pearce，1984)

花岗闪长斑岩-二长花岗斑岩类岩石地球化学特征总结为:SiO₂含量多大于60%，CaO含量(3.6%)，MgO含量中等(2.65%)，Al₂O₃含量中等(14.4%)，碱质(Na₂O+K₂O)含量中等(平均6.15%)，Na₂O+K₂O＞CaO，K₂O＞Na₂O，属于中-高钾系列;稀土含量中等，无或弱铕异常，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。矿区次火山杂岩类岩石均属于钙碱性系列、I型花岗岩类(图3.9，图3.10)，形成于晚古生代活动大陆边缘(图3.11，图3.12)。而地表大面积出露的钾长花岗斑岩形成较晚，为造山晚期或期后产物，属于A型花岗岩，形成于成矿晚期或期后。

3.5.2.3 火山岩与侵入岩的关系

矿区火山岩与次火山杂岩均属于钙碱性系列，稀土元素组成的配分模式以及微量元素蛛网图显示一致或相似的曲线形态，反映了它们在起源演化上的成因联系(图3.13)。矿区中酸性火山-侵入岩岩石及地球化学特征与典型的adakite(埃达克岩)有区别。

Ⅳ 岩石除了按成因分类外，还有那些分类方式

岩石为矿物的集合体，是组成地壳的主要物质。岩石可以由一种矿物所组成，如石灰岩仅由方解石一种矿物所组成；也可由多种矿物所组成，如花岗岩则由石英、长石、云母等多种矿物集合而成。组成岩石的物质大部分都是无机物质。岩石可以按照其成因分为三大类，但由於自然界是连续体，很难真正依据我们的分类分成三种岩性，因此会存在一些过度性的岩石，好比说凝灰岩(火山灰尘与岩块落入地表或水中堆积胶结而成)就可能被归於沉积岩或火成岩，但大抵我们还是可以分为主要的三大类： 沉积岩占地表的66%，为地表的主要岩类。由原来已形成的岩石，受到风化作用后变为碎屑，或由生物的遗迹等，再经过侵蚀、沉积、及石化等作用而造成的岩石。这类岩石都成层状，最先沉积者在下部，时代较老，层次愈上者，则时代愈新，这叫做叠置层法则。当岩石沉积的时候往往含有生物的遗骸埋没后常可以完好保存历久就变成化石；在火成岩中则多无化石存在。
岩石的种类：
岩浆岩
也称火成岩。来自地球内部的熔融物质，在不同地质条件下冷凝固结而成的岩石。当熔浆由火山通道喷溢出
美丽的鹅卵石
地表凝固形成的岩石，称喷出岩或称火山岩。常见的火山岩有玄武岩、安山岩和流纹岩等。当熔岩上升未达地表而在地壳一定深度凝结而形成的岩石称侵入岩，按侵入部位不同又分为深成岩和浅成岩。 花岗岩、辉长岩、闪长岩是典型的深成岩。花岗斑岩、辉长玢岩和闪长玢岩是常见的浅成岩 。根据化学组分又可将火成岩分为超基性岩（SiO2 ，小于45%）、 基性岩 （SiO2 ，45%～52%）、中性岩（SiO2 ，52%～65%）、酸性岩（SiO 2 ，大于65%）和碱性岩[5] （含有特殊碱性矿物，SiO 2 ，52%～66%）。火成岩占地壳体积的64.7%。
地球内部的温度和压力都很高，所有组成物质〔指矿物质〕都呈现熔融状态的流体，名为岩浆岩。火成岩即由於岩浆侵入地壳内部，或流出地表面造成熔岩，在经冷却凝固而造成，如玄武岩及花岗岩等都是。火成岩是所有岩石中最原始的岩石。 变质岩原来的火成岩或沉积岩，再经过地壳运动或岩浆侵入作用所发生的高温和高压与热液的影响，可以改变其原来岩石的结构或组织，或使部分矿物消失，而产生他种新的矿物，因而成为另外一种与原岩不同的岩石，称为变质岩，如大理岩变自石灰岩；板岩变自页岩；石英岩变自砂岩等。典型的变质岩存在於前寒武纪或造山带区域，常有区域构造相关之劈理，或矿物的变化。 岩石的种类很多，但并不是每一种岩石都可以使用，这里除了审美的观点之外，更重要的是石头中的化学成分是否会影响水质，从而带来负面影响。
沉积岩
也称水成岩。在地表常温、常压条件下，由风化物质、火山碎屑、有机物及少量宇宙物质经搬运、沉积和成岩作用形成的层状岩石。沉积岩由颗粒物质和胶结物质组成。颗粒物质是指不同形状及大小的岩屑及某些矿物，胶结物质的主要成分为碳酸钙、氧化硅、氧化铁及粘土质等。按成因可分为碎屑岩、 粘土岩 和化学岩(包括生物化学岩)。常见的沉积岩有 砂岩 、凝灰质砂岩、 砾岩 、粘土岩、页岩、 石灰岩 、白云岩、硅质岩、铁质岩、 磷质岩 等。沉积岩占地壳体积的7.9%，但在地壳表层分布则甚广，约占陆地面积的75%，而海底几乎全部为沉积物所覆盖。
沉积岩有两个突出特征：一是具有层次，称为层理构造。层与层的界面叫层面，通常下面的岩层比上面的岩层年龄古老。二是许多沉积岩中有“石质化”的古代生物的遗体或生存、活动的痕迹-----化石，它是判定地质年龄和研究古地理环境的珍贵资料，被称作是纪录地球历史的“书页”和“文字”。
变质岩
原有岩石经变质作用而形成的岩石。根据变质作用类型的不同，可将变质岩分为5类：动力变质岩、接触变质岩、区域变质岩、混合岩和交代变质岩。常见的变质岩有糜棱岩、碎裂岩、角岩、板岩、 千枚岩 、片岩、 片麻岩 、 大理岩 、石英岩、角闪岩、片粒岩、榴辉岩、 混合岩 等。变质岩占地壳体积的27.4%。
火成岩、沉积岩、变质岩三者可以互相转化。火成岩经沉积作用成为沉积岩，经变质作用成为变质岩。变质岩也可再次成为新的沉积岩，沉积岩经变质作用成为变质岩，沉积岩、变质岩可被熔化，再次成为火成岩。
岩石具有特定的比重、孔隙度、抗压强度和抗拉强度等物理性质，是建筑、钻探、掘进等工程需要考虑的因素，也是各种矿产资源赋存的载体，不同种类的岩石含有不同的矿产。以火成岩为例，基性超基性岩与亲铁元素，如铬、镍、铂族元素、钛、钒、铁等有关；酸性岩与亲石原素如钨、锡、钼、铍、锂、铌、钽、铀有关；金刚石仅产于金伯利岩和钾镁煌斑岩中；铬铁矿多产于纯橄榄岩中；中国华南燕山早期花岗岩中盛产钨锡矿床；燕山晚期花岗岩中常形成独立的锡矿及铌、钽、铍矿床。石油和煤只生于沉积岩中。前寒武纪变质岩石中的铁矿具有世界性。许多岩石本身也是重要的工业原料，如北京的汉白玉（一种白色大理岩）是闻名中外建筑装饰材料，南京的雨花石、福建的寿山石、浙江的青田石是良好的工艺美术石材，即使那些不被人注意的河沙和卵石也是非常有用的建筑材料。许多岩石还是重要的中药用原料，如麦饭石（一种中酸性脉岩）就是十分流行的药用岩石。岩石还是构成旅游资源的重要因素，世界上的名山、大川、奇峰异洞都与岩石有关。我们祖先从石器时代起就开始利用岩石，在科学技术高度发展的今天，人们的衣、食、住、行、游、医……无一能离开岩石。研究岩石、利用岩石、藏石、玩石、爱石已不再是科学家的专利，而逐渐变成广大群众生活的组成部分。
氟石
又称软水紫晶，软水绿晶，萤石。石色为黄、绿、蓝、紫等。具有玻璃光泽，加热时有萤光吊现，破碎后的石渣可作为过滤器中的滤材。在工业生产中常用作冶炼金属辅料和制造氟化物，也可以加工成低档玉石。产地为浙江金华、江西德安、河北隆化。
孔雀石
实际为铜矿的尾矿石，色泽碧绿且具有光泽，石面上有如孔雀尾状的圆形图案，故而得名。其中的铜离子会缓慢溶于水中，有助于补充水草对铜的需要，但不可摆放过多或过大，以防止铜的过剩。
芙蓉石
别称样南玉、蔷薇石英。有玫瑰色、浅红色和白色。主要成分为二氧化硅。产于内蒙古、山西。
木化石
又称硅化石、树化石．1.5亿午前侏罗纪的树木经地壳运动及火山灰的埋没，演变成的化石。有灰色、黄褐色、褐色和黑色等。木化石在水族箱中更可以淋漓尽致地表现出历史的沧桑，木化石本身原是有机物，经过亿万年的演变而成为无机物，其外形仍保留着树木的轮廓，甚至可以从断面处清晰地看出年轮，是任何别的岩石所不能比拟的。在水族箱中，碧绿的水草可以代表，枯死的沉木可以代表，木化石可以代表古代，这一悠久历史的进程，完全用一种夸张的手法展现在一泓小小的水族箱中。从审美的观点来看，水草、沉木、木化石属于同性的但又不同质的材料，即表现统一的成分，又含有变化的特点，即和谐又有跳跃。木化石在水族箱是一种不可多得的珍贵石料，产于我国辽宁和浙江。
黑云母片石
是云母的矿石，黑色具有丝光。主要成分为黑云母，同黏土岩、粉砂岩或中、酸性火山岩组成。结构致密、细腻。全国各地均有分布。
腊石
由酸性火山岩和凝灰岩组成，质地似玉，有黄色、浅黄色和白色。我国江南地区均有分布。
鱼鳞石
又称虎皮石、松皮石。色泽为青灰、青绿、黄红以及多色相杂，带布白色斑点和洞眼。产于浙江长兴。由石灰岩组成，不宜在水族箱中使用。
英石
灰黑至黑色，内有白色或灰色条纹。因产于广东英德而得名，亦称英德石。
菊花石
在白色、灰色或暗紫色的石面上有菊花形的花纹。产于湖南浏阳。
户县石
褐色，石形古怪为石玩珍品．产于陕西户县。
龟纹石
又名风化石。由各种碎石聚合而成，色彩相杂，沟纹纵横。主要由石炭岩组成，其中的钙会慢慢涂人水中，使水质变硬。因此不宜在水族箱中使用。但可用于非洲水草造景中。产于四川重庆歌乐山、涂山。
吴壁石
又称罄石。冈石质坚硬，敲击进声音清脆悦耳而得名。有黑、白、绿、褐等色，属大理石类。产于安徽灵璧县磐石山。
昆山石
石质呼硬，具有沟纹和小孔。有黄、白两种颜色。产于江苏昆山县马鞍山。
宣石
白色有光泽。石质坚硬有沟纹。产于安徽宣城。
砂片石
又称砂积石。石色为灰、黄、绿等色。石质坚硬，有沟纹洞孔，呈片状。产于川西。
千层石
青黑色与白色片状岩石相间重叠，石质坚硬。产于江苏太湖。
鹅卵石
具有各种颜色。产于全国大大小小的河道中，可用于非洲式水草造景。
参考链接：
岩石_网络
http://ke..com/view/10226.htm#3

Ⅵ 今天拿一个玻璃陨石去检测了，报告单是这样的，有谁懂看的吗是不是真的玻璃陨石，如果不是又是什么呢

从报告单上看主要矿物成分为硅、铁、锰、铝等常见元素，这应该是一块火山玻璃岩，不是陨石。

Ⅶ 实验岩石学和实验技术发展的历史沿革

实验岩石学研究高温、高压条件下各种矿物和有关相的形成与相互转换关系，又常被称为“实验矿物学”。在人类文明史上，总是知识理念的出新、工业的发展、材料及工艺技术的进步推动着实验岩石学的发展。表1-1是根据美国卡内基研究所地球物理实验室前主任Yoder（1980）在法国矿物学会100周年年会上的讲话加以补充形成的。从该表可以看出实验岩石学及实验技术发展的历史沿革。中国的东汉末年（～公元220年），出现了世界上最早的合乎近代标准的瓷器（方邺森等，1990）。Réaumur在18世纪20年代用各种矿物进行混合，以复制中国耐火的瓷器，被Yoder（1980）称为实验矿物学之父。这样看来，还是制造瓷器的中国技术工人在人类历史上更早地开始了实验矿物学、实验岩石学方面的实践和尝试。1727～1729年间，Réaumur报道了许多天然的矿物和岩石的熔化特征（Yoder，1980）。J.Hall第一次用矿物在高压下做实验，利用杠杆和重锤度量的最大压力为270bar，温度在银的熔点之上。他在1812年用纯的方解石做实验，发现压力能阻止方解石的分解。他首创的压力釜一直为后来的研究者沿用，只是稍作改进。19世纪前半叶人们已合成了不少矿物；19世纪后半叶（1850～1884年），很多新概念的出现推动了实验矿物学的发展。吉布斯相律为解释矿物间的平衡提供了理论框架，1894年Löwenherz作了第一张相图，美国地质调查局在1882年成立了物理实验室，即华盛顿卡内基研究所地球物理实验室的前身（Yoder，1980）。Day&Allen在1905年就研究了钠长石-钙长石系统，但没有能测定这二元长石的固相线。在发明了淬火法后，Bowen在1913年完成了斜长石固溶体液相线、固相线的制作，钠长石-钙长石相图一直沿用至今，没有实质性的修改。鲍温在测定了Fo-Di-SiO₂、Di-Ab-An三元系，结合An-Fo-SiO₂三元系和Becker、Iddings关于分离结晶的思想提出鲍温反应系列，发表了很有影响的专著《火成岩的演化》，认为大多数火成岩是由玄武岩浆分异形成的。现在看起来这种观点有些绝对化，但当时是开创了利用实验结果和物理化学原理解释野外地质现象的新时期（Yoder，1980）。到第一次世界大战开始的时候，大多数实验还是在敞开的坩埚中进行的，同时也开始尝试密封容器中高压下的实验。早期使用高压釜时，根据水的充填度（用进入密封的高压釜的水量计算水的密度，再把水的密度用高压釜的容积来除）计算压力。因为（外加热）高温下高压釜钢材的强度有限，1912年出现把加热炉放到高压釜内部进行加热（内加热）。在第二次世界大战前，实验技术的重要进步是“Morey高压釜”的设计。这种装置把水泵与高压釜直接相连，水泵把水按需要泵入高压釜，釜内的压力可以从压力表上直接读出。第二次世界大战后，新材料的应用使高温、高压实验技术有了更快的发展，如Tuttle设计了“热封”和“冷封”高压釜；Yoder的内加热装置可以使实验条件达到10kbar/1650℃。早期使用的传压介质是气体（如氩气）和液体（如水），在固体介质（如叶蜡石）传压的装置发明后，实验系统的压力可达到45kbar/1650℃。此后，各种以固体介质传压的装置不断更新，先后出现对面顶、活塞-圆筒、四面顶以至八面顶、20面顶等多面顶（Yoder，1980）。H.T.Hall在带式装置（后来发展为四面顶）中首次合成金刚石不仅使实验岩石学的同行很兴奋，而且带来商业利益。金刚石砧压槽（diamond-anvil cell，DAC）的发明使人们能模拟地球更深处的地质状态。经过华人科学家H.K.Mao及合作者Bell改进的金刚石砧压槽在1978年的时候就能达到地球核-幔边界的温度、压力（1720kbar，激光可以透过金刚石给样品加温到3500℃）。20世纪80～90年代，实验岩石家把金刚石砧压槽进行不断的改进，以满足各种类型研究课题的需要。对实验产物的相及精确成分的测定也从光学显微镜鉴定、粉晶X射线物相分析、X射线荧光光谱（XRF）、发展到电子探针、激光拉曼光谱、等离子光谱质谱（ICP-MS）和同步辐射分析（南京大学地质系矿物岩石教研室，1980；Elder et al.，1947；Date et al.，1989；Tertian et al.，1982；Sham et al.，2002）。

表1-1 从公元前300年到现代出现的重要观念、原理或实验创新发展总结

Ⅷ 南海天然气水合物钻探区的自生碳酸盐岩

——海底富烃流体活动的记录

陆红锋¹，陈芳¹，刘坚¹，孙晓明²，廖志良¹

陆红锋（—），男，博士，高级工程师，主要从事岩矿测试和地球化学研究，E-mail:[email protected]。

1.广州海洋地质调查局，广州510275

2.中山大学地球科学系，广州510760

摘要：大陆边缘海的流体喷流活动或天然气水合物分解都会导致自生碳酸盐岩的形成。南海天然气水合物钻探区出现的自生碳酸盐岩主要为烟囱状，以铁白云石、文石、方解石碳酸盐矿物为主；稳定同位素研究显示，烟囱的δ¹³C_PDB值为－40.18‰～－38.69‰、δ¹⁸O_PDB值为3.75‰～4.31‰，显示了来源于甲烷厌氧氧化作用的特征，是海底富含甲烷的流体活动的最终产物。持续或间断的流体喷流活动，使钻探区碳酸盐岩烟囱发生单阶段或多阶段沉淀。

关键词：南海；天然气水合物；自生碳酸盐岩；稳定同位素；甲烷厌氧氧化作用

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

在大陆边缘海区，常常出现自生碳酸盐岩，该类岩石是海底存在喷流作用或冷泉流体活动的忠实体现者。近几年来，在天然气水合物赋存区也发现了大量的自生碳酸盐岩，如西大西洋布莱克海岭^[1]、美国俄勒冈外海水合物脊^[2]、墨西哥湾北部陆坡^[3]等。自生碳酸盐岩在水合物赋存区的表层沉积物中沉淀，岩石典型特点为∑Ca CO₃质量分数高、δ¹³C极度轻值，是水合物赋存区的独特岩类，记录了水合物稳定性、冷泉活动以及甲烷生成与释放等信息。2007年，广州海洋地质调查局在南海神狐海域实施了我国海域首次天然气水合物钻探，获取岩心最大深度260 m，在其中两口钻孔SH2B和SH7B中发现天然气水合物样品。笔者针对2004年广州海洋地质调查局在该钻探区获取的烟囱状自生碳酸盐岩开展研究，探讨该海区海底流体活动以及天然气水合物与自生碳酸盐岩成因关系。

1 地质背景和取样位置

南海是西太平洋最大的边缘海之一，位于欧亚板块、太平洋板块和印度洋板块的交汇处。受三大板块互相运动所制约，南海具有独特的边缘构造特征：东部为汇聚陆缘，北部、西部为离散陆缘。在东部汇聚陆缘南海板块沿马尼拉海沟向东俯冲，形成叠瓦状逆掩推覆的增生楔；北部、西部离散陆缘发生一系列的扩张裂陷、剪切、沉降作用，形成大中型沉积盆地，为有机质的富集提供最佳场所，同时也形成各类裂隙，为海底喷流作用提供通道。

南海天然气水合物钻探区位于神狐海域，海底地形变化相对平缓，水深变化范围在300～3 500m，水深线与海岸大致平行。地形由北西向南东倾斜，平均坡降为13.6‰，平均坡角达7°40 ＇。在海区西北和陆架转折带及上陆坡附近，海底地形及坡度变化较大，往东南部，水深缓慢增加，地形变化较平缓。该海区HS4DG和HS4a DG站位出现大量烟囱状自生碳酸盐岩，站位水深在350～400 m之间（图1）。

图1 南海天然气水合物钻探区碳酸盐岩的取样位置

2 样品处理和分析方法

样品的物相分析采用日本理学公司12 k W 旋转阳极X射线衍射仪，在北京大学地质系完成。共分析了4个碳酸盐岩烟囱全岩物相及不同矿物相的相对质量分数。分析前，先用蒸馏水把样品冲洗晾干，然后用玛瑙研钵磨碎成粉末（以样品中的石英为内标），之后制作成任意取向的粉末片，从5°～70°（2θ）进行扫描。采用Cu靶α射线，测试电压40 k V，电流100 m A，石墨单色器；扫描速度为4°2θ/min；采数步宽为0.02°（2θ/s）；射线发散狭缝角度为1°，接收狭缝宽设为0.3 mm，防散射狭缝为1°。

成分分析在中国科学院地质与地球物理研究所完成，采用岛津XRF-1500型荧光光谱仪。分析方法为标准曲线法（经验系数法），程序名称为Rock-major，制样设备是岛津TR-1000S自动玻璃熔融制样机（automatic bead fusion furnace）。样品先用蒸馏水冲洗干净晾干，制样方法使用玻璃片法，稀释比1:10，取碳酸盐试样0.6 g，熔剂(Li₂B₄O₇，无水，高纯）6.0 g,1100 ℃熔融10 min。

碳氧稳定同位素的分析在中国科学院地质与地球物理研究所完成。样品分析采用磷酸法。取样品新鲜部位15 mg，研磨均匀，在300℃真空中烘烤2 h除去有机质，之后称取处理好的样品10 mg，放入反应器底部，再用注射针管将5 m L纯度为100％的正磷酸注入反应器支管内，将反应器接在真空系统上，抽取真空，真空度达到10^-2Pa为止。然后将支管内的正磷酸与样品混合反应，并进行25℃水浴恒温72 h。反应完全后，把释放出来的CO₂气体进行－110℃低温分离，去除在溶解样品的过程中产生的杂质气体。然后在美国菲尼根公司（Finnigan)MAT252质谱仪上进行测定，分析结果用6值表示，采用PDB国际标准。

3 结果和讨论

3.1 碳酸盐岩类型和组分

研究区获取的碳酸盐岩主要为烟囱状，颜色为灰色、灰绿色，坚硬（图2）。碳酸盐岩烟囱中间具有通道，部分样品分为内外两层，明显可见两层的分界线，显示了不同的生长期次。岩石薄片鉴定结果表明，碳酸盐岩烟囱主要由碳酸盐矿物、陆源碎屑、黏土组成，碳酸盐矿物主要为铁白云石、文石、方解石，陆源碎屑主要以石英、长石为主。

图2 南海天然气水合物钻探区获取的烟囱状自生碳酸盐岩

从X射线衍射分析结果来看（表1），神狐海区的碳酸盐岩主要由石英长石类陆源碎屑、碳酸盐矿物组成，含少量黏土矿物。岩石的陆源碎屑主要以石英、长石为主，石英的质量分数为15％～24％，长石类质量分数主要为8％～20％；碳酸盐矿物主要为铁白云石、文石、方解石，偶尔出现极少量菱铁矿。所有样品中皆出现铁白云石，质量分数为24％～52％; 2个样品中文石的全岩质量分数分别为21％、16％；方解石的质量分数为4％～11％；黏土矿物质量分数为9％～16％，泥质成分质量分数相对较低。

根据方解石d_(104）衍射峰偏移正常峰（0.3305 nm）情况，对方解石的MgCO₃质量分数（n）进行了估算。所有碳酸盐岩中方解石的n(MgCO₃）主要为10.1％～14.4％（以mol为单位），全部高于8％，属于高镁方解石。

碳酸盐岩类X荧光光谱成分分析结果也表明（表2），岩石以碳酸盐相为主要成分。Al₂O₃的质量分数为3.47％～5.01％，反映了长石和黏土矿物成分；Ca O质量分数主要为24.02％～30.11％，Mg O质量分数为8.96％～10.15％，代表了岩石中碳酸盐成分。Mn O的质量分数小于0.5％,Sr的质量分数为（679～1751）×10^-6,Mn和Sr均可能来自于碳酸盐矿物的晶格。

表1 碳酸盐岩烟囱X射线衍射分析结果φ_B/%

表2 碳酸盐岩烟囱XRF成分分析结果

3.2 碳、氧稳定同位素组成

碳酸盐岩烟囱的碳、氧同位素比值结果见表3。3个样品的碳氧同位素值比较接近，变化范围不大，碳同位素δ¹³C_PDB值为－40.18‰～－38.69‰，氧同位素δ¹⁸O_PDB值为3.75‰～4.31‰，显示了很轻的碳同位素比值和较重的氧同位素比值，属于非正常海相碳酸盐岩。大量研究表明，甲烷喷溢口沉淀的碳酸盐岩的碳同位素组成表现为明显亏损¹³C，典型的δ¹³C_PDB为－35‰～－70‰^[4-6]，这种δ¹³C值是由于甲烷细菌性厌氧氧化作用导致碳同位素分馏而产生。研究区碳酸盐岩烟囱的δ¹³C值表明，其碳源来自甲烷的细菌性氧化作用，具有甲烷喷溢口碳酸盐岩的特征。这3个碳酸盐岩烟囱，与发现于琉球群岛Kuroshima海丘甲烷喷流形成的碳酸盐岩烟囱极为类似^[7]，该区域发现的碳酸盐岩烟囱主要由1 μm的白云石微晶组成，碳同位素δ¹³C_PDB值为－50‰～－15‰，氧同位素δ¹⁸O_PDB为6‰～8‰。

将研究区碳酸盐岩烟囱的碳、氧同位素值与南海台西南海域、世界水合物区相关碳酸盐岩的数值进行对比（图3）。可以看出，本区样品与南海台西南海区^[8]、布莱克海岭996站位^[1]、水合物脊^[2]以及鄂霍次克海^[9]等天然气水合物赋存区的碳酸盐岩的碳、氧同位素值皆在同一区域，显示了南海天然气水合物钻探区碳酸盐岩烟囱，与国外已获取水合物实物海域的同类岩石相似，皆为导源于甲烷厌氧氧化的碳酸盐岩，与天然气水合物的成矿过程存在密切地联系。

3.3 碳酸盐烟囱的形成机理

全球具有甲烷冷泉喷流活动的海区，常常以独特的生物（蛤类、菌席、蠕虫等）发育、自生碳酸盐岩覆盖为特点。冷泉的形成，主要由于陆缘巨厚的、富含有机质的沉积物压实脱水或下伏天然气水合物分解而产生，沉积物中有机质与硫酸盐作用（1）、甲烷在硫酸盐还原带的厌氧氧化作用（2），都会产生

和高碱度：

表3 神狐海区碳酸盐岩碳、氧同位素组成

图3 碳酸盐岩碳、氧同位素分布图

南海台西南海域、布莱克海岭996、水合物脊和鄂霍次克海数据分别引自^[1,2,8,9]

南海天然气水合物富集规律与开采基础研究专集

这2个过程，是喷流海区存在大量自生碳酸盐岩沉淀的主要原因，而微生物的存在，也是主要的驱动力之一。

南海天然气水合物钻探区碳酸盐岩烟囱，从成分和同位素特征来看，属于海底自生胶结岩类，具有典型的微生物甲烷碳同位素特征，属于非陆源或非正常海相成因。鄂霍次克海（Okhotsk sea）、埃尔河（Eel River）盆地、水合物脊（Hydrate Ridge）和布莱克海岭（Black Ridge）等处发现的自生碳酸盐岩均与水合物分解产生的冷泉有关^[1-2,9,10]，这类碳酸盐岩具有极负的δ¹³C值。南海天然气水合物钻探区的碳酸盐烟囱具有非常轻的δ¹³C值，表明它们是从富含轻碳的流体中沉淀的。钻探结果表明，钻探区的天然气水合物饱和度较高，主要烃类气体为甲烷^[11]，这为研究区海底喷流作用提供了必要的背景条件；沉积物下伏的天然气水合物的稳定性变化，容易导致海底烃类流体活动，为碳酸盐岩的形成提供了必要的基础。在喷流作用发生期间，由于流体大量排溢到海底表面，高碱度和富含

的流体促使碳酸盐烟囱沉淀。烟囱含有一定含量的石英、长石等陆源碎屑，故烟囱是在沉积物裂隙或通道中胶结形成，在沉积物被底流侵蚀后，出露在海底表面。

另外，对具2层结构的烟囱进行横向取样分析。结果显示，δ¹³C_PDB值由外（B点）到内（A点）变重，两者相差了2‰（图4）。这表明碳酸盐岩形成于2次流体喷溢期间，导致2个阶段的碳酸盐岩烟囱的形成，可能的形成模式：第一次喷溢流体的向上喷溢速率较快、流量较大，穿透能力随之增强，上升流体的同位素被海底沉积物孔隙水或海水稀释的效果也就减弱。这时从富含Ca、Mg和

的上升流体中沉淀的白云石烟囱外层具有较轻的δ¹³C值。第二次流体喷溢的时候，先前形成的中空的碳酸盐烟囱，成为二期流体上升的通道，并直到碳酸盐岩的再次沉淀，堵塞通道。由于2期流速和流量都相对较小，受下渗海水、沉积物孔隙水的扩散稀释作用的影响，在内圈沉淀的碳酸盐岩的δ¹³C值相对增大。据此推论，该区至少发生过2次较具规模的喷流作用。而天然气水合物的稳定性变化可能是海底喷流活动的主要原因。

图4 HS4DG碳酸盐烟囱从外圈向中心的碳、氧同位素变化特征

南海天然气水合物钻探区碳酸盐岩烟囱铁白云石质量分数很高。白云石的成因问题，一般认为是交代成因即白云石化作用，在w(Mg)/w(Ca）比值高的环境中，白云石可以交代文石、方解石。一般情况下，海洋沉积物中

的主要来自海水，在

质量分数高的环境下，Mg²＋与

形成比Ca CO₃难溶的Mg SO₄，抑制白云石的形成。然而，在类似烟囱的半封闭通道环境里，

的含量受到限制，w(Mg)/w(Ca）的比值增加，有利于白云石交代沉淀形成。此外，沉积物中黄铁矿、黏土矿物提供丰富的Fe源，是本区铁白云石形成因素之一。

南海天然气水合物钻探区发现的碳酸盐岩烟囱，与全球陆缘海区存在的碳酸盐岩的形成机理是一致的，主要是海底富含碳氢化合物的流体向上排溢的结果。该钻探区天然气水合物稳定性发生变化，可能是冷泉流体活动的主要原因，是该钻探区与甲烷喷溢成因相关的自生碳酸盐岩形成的主要因素。碳酸盐岩烟囱忠实地记录了钻探区天然气水合物稳定性变化历史。

4 结论

1）南海天然气水合物钻探区碳酸盐岩烟囱主要以铁白云石、文石、方解石等碳酸盐矿物为主，方解石为高镁方解石，n(MgCO₃）的含量主要为10.1％～14.4％。碳同位素δ¹³C_PDB值为－40.18‰～－38.69‰、氧同位素δ¹⁸O_PDB值为3.75‰～4.31‰，烟囱以极轻的碳同位素比值和较重的氧同位素比值为特点。

2）碳酸盐岩烟囱极轻的碳同位素特征，与全球边缘海冷泉碳酸盐岩的特点相同，主要源于生物成因甲烷厌氧氧化作用。天然气水合物稳定性变化导致的富含甲烷的流体排溢活动，是本区烟囱形成的主要因素，在持续或间断的排溢喷流过程中，促使了碳酸盐岩烟囱的单阶段或多阶段的沉淀。沉积物中天然气水合物的分解，是南海天然气水合物钻探区烃类流体活动的重要原因。

感谢：广州海洋地质调查局“海洋四号调查船”2004航次全体人员，他（她）们的辛勤工作为本研究提供了样品；感谢北京大学地质系王佩瑛教授、中科院地质与地球物理研究所李禾研究员、张福松研究员，他（她）们分别完成了本文样品的X-RAY、X荧光和稳定同位素的分析工作！

参考文献

[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]陆红锋，刘坚，陈芳，等.南海台西南区碳酸盐岩矿物学和稳定同位素组成特征——天然气水合物存在的主要证据之一[J]地学前缘，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

自然界中的钨矿种类较多，但大部分钨矿矿物量非常少，因此钨矿石的物相分析一般只做钨华(WO₃)、白钨矿(CaWO₄)和黑钨矿［(Fe、Mn)WO₄］的测定。

钨华溶于氢氧化铵溶液中，而黑钨矿和白钨矿则不溶，据此可分离测定钨华。

当试样中白钨矿含量大于4%时，用(5+95)HCl浸取，黑钨矿则不溶或微溶;当含量小于4%时，则用1mol/L草酸作浸取液。

黑钨矿则从试样中三氧化钨总量差减计算得出。

钨矿石物相分析流程见图55.1。

试剂

过氧化氢。

氢氧化铵。

硫酸。

氢氧化钠溶液(0.7mol/L)。

氯化铵溶液(20g/L)。

三氯化铝-乙酸溶液称取40gAlCl₃溶于水，加入117.5mLHAc，移入1000mL容量瓶，用水稀释至刻度。

图55.1 钨矿物相分析流程图

三氯化铝-乙酸洗液取三氯化铝-乙酸溶液1份，加入2份水。

草酸溶液(1mol/L)称取126g草酸(H₂C₂O₄·2H₂O)溶于水中，水稀释至1000mL。

甲基橙溶液(1.0g/L)。

高锰酸钾标准溶液(以草酸钠标定)。

分析步骤

(1)钨华

称取1g(精确至0.0002g)试样，于250mL锥形瓶中，加入50mL(2+98)NH₄OH，塞上带有长玻璃管的橡皮塞，置于80～90℃水中，加热浸取2h。时加摇动，取下稍冷，加入0.2gNH₄Cl，混匀。立即用慢速滤纸过滤，用热的(2+98)NH₄OH洗液洗锥形瓶及残渣4次。滤液加热蒸发至近干，加入少量的氢氧化钠溶液并加热使可溶性盐类溶解完全。冷却，移入50mL容量瓶中，用氢氧化钠溶液稀释至刻度，混匀。

吸取清液，用硫氰酸钾光度法(见本章55.3.4)测定三氧化钨量，即为试样中钨华的含量。

(2)白钨矿

a.盐酸浸取法(适用于含白钨矿大于4%钨的测定)。将浸取钨华后的不溶物，以三氯化铝-乙酸溶液冲洗于400mL烧杯中，使溶液体积为100mL左右，盖上表面皿，在80～90℃水溶上加热1h。时加搅拌。取下冷却，用慢速滤纸过滤，以三氯化铝-乙酸洗液洗涤不溶物20次，滤液加热蒸发至近干，加少量氢氧化钠溶液，加热使可溶性盐类溶解完全。冷却后移入1000mL容量瓶中，用氢氧化钠溶液稀释至刻度。用硫氰酸钾光度法(见本章55.3.4)测定三氧化钨量，并与残渣中用盐酸溶解所得的结果相加，即为试样中白钨的含量。

将经上述步骤浸取后的残渣放于原烧杯中，加入200mL(5+95)HCl，将滤纸捣碎，在80～90℃水溶上加热2h，时加搅拌。取下，过滤，用热的(1+99)HCl洗涤不溶物10次，滤液收集于400mL烧杯中，加氢氧化铵呈碱性并过量3mL，加入1mL(1+9)H₂O₂，加热煮沸。过滤，用氯化铵溶液洗涤烧杯和沉淀10次，滤液收集于400mL烧杯中，用盐酸酸化并浓缩至200mL左右，加热煮沸。取下稍冷，加入15～20mL草酸溶液，以甲基橙为指示剂，用氢氧化铵中和至微碱性并过量1mL，保温静置过夜。

翌日，沉淀用慢速滤纸过滤，用水洗涤至无草酸根反应为止(用硝酸银检验)。将滤纸贴在原烧杯壁上，用水将沉淀冲下，加50mL(1+9)H₂SO₄，水稀释至200mL，加热至70～80℃，用高锰酸钾标准溶液滴定至微红色，将滤纸浸入溶液，继续滴定至微红色即为终点。

岩石矿物分析第三分册有色、稀有、分散、稀土、贵金属矿石及铀钍矿石分析

式中:w(白钨矿WO₃)为白钨矿WO₃的质量分数，%; 为高锰酸钾标准溶液的浓度，mol/L;V为消耗高锰酸钾标准溶液体积，mL;231.8为三氧化钨的摩尔质量的数值，单位用g/mol;m为试样质量，g;H为三氯化铝-乙酸浸提液中三氧化钨在原样中的质量分数，%。

b.草酸浸取法(适用于含白钨矿小于4%钨的测定)。将浸取钨华后的残渣置于250mL烧杯中，加入50mL0.5mol/L草酸溶液，捣碎滤纸，在室温浸取30min(常摇动)，取下，用慢速滤纸过滤于100mL容量瓶中，用0.5mol/L草酸溶液洗涤烧杯和残渣并定容。吸取清液，用硫氰酸钾光度法(见本章55.3.4)测定三氧化钨，并按下式计算白钨矿在试样中的含量:

岩石矿物分析第三分册有色、稀有、分散、稀土、贵金属矿石及铀钍矿石分析

式中:w(白钨矿WO₃)为白钨矿WO₃的质量分数，%;A为本法测得试样中WO₃的质量分数，%;B为试样中WO₃总量减去钨华和本法实测白钨矿的结果，%;0.1为黑钨矿溶解校正因数。

(3)黑钨矿

试样中三氧化钨总量减去钨华和白钨矿中的三氧化钨，即计作黑钨矿的三氧化钨。

注意事项

1)钨华测定。氢氧化铵应使用新开瓶的试剂，若含有碳酸根则有微量白钨被溶解。装有长玻璃管，可以降低水分及氢氧化铵的挥发速度，保证钨华溶解完全。试样中若含有铜，则在加氢氧化钠溶液后，再加甲醛除铜。

2)白钨矿测定。用稀盐酸浸取白钨矿时，黑钨有部分溶解;当黑钨矿含量很高，白钨矿含量很低时，测得的白钨矿结果误差很大。黑钨矿在草酸溶液中微溶。当钨矿中白钨矿∶黑钨矿≤10∶1时，不适用本法。

参考文献

江西省地矿局实验测试中心.1989.钨矿石分析［M］.北京:地质出版社

荆照政，张博仪，刘雪珍.1990.滤纸薄样片-波长色散X射线荧光光谱法测定钨和锡［J］.岩矿测试，9(4):272-273

王再田，牛素琴，邓红.1999.XRF光谱测定钨精矿WO₃(%)简便方法［J］.光谱学与光谱分析，19(1):93

钨精矿技术条件［S］(YS/T231—1994).1994.北京:中国标准出版社

钨精矿化学分析方法［S］(GB/T6150—1985).1985.北京:中国标准出版社

钨、锡、汞、锑矿地质勘查规范［S］(DZ/T0201—2002).2003.北京:地质出版社

许觉世，袁继祖，刘梦歧，等.1993.工业矿产资源开发利用手册［M］.武汉:武汉工业大学出版社，248-251

张静.1991.ICP-AES测定钨矿中的十五种元素［J］.岩矿测试，10(1):41-43

本章编写人:陈金保(江西省地勘局实验测试中心)。

Ⅹ 核技术在探索海洋方面的研究

张玉君

海洋底岩芯活化分析的早期报导始于1962年^[1],1969年以后报导频增，成为有关国际学术会议的重要内容^[2—4]。就方法来讲这些研究工作涉及中子活化分析（NAA）、中子俘获γ辐射能谱测量（n，γ）、中子非弹性散射γ射线能谱分析（n,n´）、X射线萤光分析（XRF）、自然放射性γ能谱测量，海底伽玛密度测定等。除后两种方法外，其他方法均处于研究阶段。

对于海洋资源勘探的日益重视，显然是由于陆地资源的迅速消耗，迫使人们设法寻找更长期的原料储备，表1是这方面的有力说明^[5]：

从海底能够提取的重要金属列入表2，据估算，认为海洋矿床的金属储量够用1000年以上。

表1

表2

从1970年前后起，美国、西德、苏联等国从事了许多研究工作，仅美国就有至少三个机构（美国地质调查所、Georgia大学、太平洋西北研究室）从事了数年专题研究，而参与试验的机构就更多了。这些是国际上争夺海洋资源值得重视的情况。

据1975年报导，苏联在南海滨进行陆棚区地质研究时，应用了海洋放射性测量^[6];1974年多道γ能谱仪在波罗的海对海底沉积进行了U、Th、K填图，配合了岩石学的研究^[7]；此外苏联还用伽玛伽玛法测定了海底沉积的密度[^8]。在1976年召开的第二十五届国际地质年会上Symons等报告了用拖引式γ能谱仪在水深小于200米的陆棚区的测量工作^[9]，航行速度小于每小时7浬（1浬＝1.85千米），用卫星无线电定位，探头为76×76mm的 NaI（T1）晶体，能谱仪为四道：总道（100Kev～3Mev）、K道（1.31～t.61 Mev）、U道（1.62～1.94Mev）,Th道（2.475～2.97Mev），自稳用的参考源为²⁴¹Am（59.5Kev）。

西德Karlsruhe核子研究中心在1972年9月于美国核子协会国家专题会议上提交了两篇报告，一为“关于在陆棚区应用252Cf勘探海洋矿物资源的核子方法的可行性研究”^[5]，另一为“用于在海底借助²⁵²Cf中子激活γ射线分析勘探锰结构系统的设计”^[10]。文献^[5]中对比了XRF、NAA及（n，γ）分析，由于XRF法的代表性差而不宜采用，见表3。表中的体积是指对探测仪做出90%峰计数贡献的物质球形体积。认为无论就地分析或是取样分析NAA及（n，γ）是适用的，也是等效的。中子源应选用1mg的²⁵²Cf，它相当于1150Ci的²⁴¹Am—Be源；中子管由于需用外电源、体积大、不稳定而不适合。预计NAA、（n，γ）对Ti效果好，而对Zr是有困难的（计数率太低），Th则依靠自然放射性测量。认为在水深小于10米条件下取样有优越性，此时可对样品进行船上分析；更深区采用海底就地分析，为此设计了专门的探头，探头中安装有致冷机，以供给Ge（Li）所需的低温；为了研究地层而采的岩芯可在船上进行精密中子分析。

表3

文献^[10]中设计了一个在深海底就地分析锰结核的系统，它可以在深达6000米的海底测量Ni、Cu、Co的含量（浓度），此装置预计在1973年完成加工。迄今已使用的是海底电视及采样，并在船上或陆地做分析；海底就地分析的研究就是为了改进分析工作以适应日益增长的海洋勘探的需要。由于船行速度必须保持2浬/小时即1 m/S的速度；还由于锰结核在海底的分布低于每平方米数十公斤的密度，这是对（n，γ）分析不利的；而且测量又需一定时间；故此设计中将样品采集到一个罐里，再进行分析。当Ni、Cu、Co的含量接近1%，而且锰结核密度约达5kg/m²时，就有经济价值。这就要求，测定金属品位的同时应测量结核在罐中的体密度及其在海底的分布密度，相对误差要求为10%。深海泥土及粒度小于1cm的其他沉积物在采样时被除去。两个相邻取样分析点之间的距离为1km，每一个分析周期约为15分钟，每次出海任务延续时间至少为数大。具体做法是，将海底表面沉积用吸引系统搜集并传送到一个罐里，罐中心装有一个²⁵²Cf源，罐外装有Ge（Li）深测仪，测量中子俘获γ辐射，测量时间约为10分钟；罐的上部装有Co⁶⁰，对侧装有NaI（T1）,测出体密度，装罐的时间连同系统的动作速度可粗略地指示锰结核在海底的分布密度值。这些测量信息，连同探测器的温度，垂直位置显示等一并传送到船上计算机进行自动处理，算出Ni、Cu、Co元素含量，体密度、海底分布密度等数据。装置的设计可承受600个大气压，有一氦压缩机做为80°K制冷系统的一部分，为了防止振动Ge（Li）探测器用弹簧系统悬挂起来。整个装置用船拖在海底。

美国太平洋西北研究室研究了中子活化分析方法^11—14]，在方法的选择上认为记录瞬发γ射线（n，γ）虽可以测定Fe和Si，但对矿物中的许多元素来讲灵敏度低，而实验证明激活放射性核分析对于多数元素的灵敏度都可以达到有经济意义含量以下，故选用中子活化分析方法，源选用²⁵²Cf。在初期实验室研究中用260μg²⁵²Cf对20多种矿物进行了实验，照射及测量时间共为2～5分，证明了实验室矿物分析的现实性；为了证明野外现场就地分析及海底分析的可行性用210μg²⁵²Cf做了模型试验；然后又在海边进行了模拟试验，用200磅已知成份矿样，装在截断的55加伦汽油桶内（高10＂、直径约为22＂），在潮退时埋在海边，当涨潮时被4～5呎海水所淹没，用210ug²⁵²Cf对准样品照射2′，用10＂高6＂直径的石腊块做为慢化器，冷却30～40′，测量200＂,Ge（Li）体积为50cm³，此试验中测出的元素有Mn（0.1%）、Ag（0.05%）、Mg,Al、V，并认为Na²⁴和Cl³⁸干扰不严重，试验结果表明最佳源强为5mg，但考虑到对Ge（Li）的损伤及防护条件，选用1mg是可以的。并提出研制中子倍增器的想法，该研究室所装中子倍增器^[14]为次临界型，可使中子增长30～40倍；该研究室在室内海底模型装置上详细研究了矿物样品中不同元索的灵敏度，用了约为2mg的²⁵²Cf，慢化层为12＂厚的石腊，可获1.7×10⁷n/cm²s的热中子流，可测元素30～40个，其中16个元素的灵敏度列入表4中，探测器同上，照射时间2´，冷却30～60＂，测量时间2´，实验室结果表明，如果能知道物质的实际密度，则准确度可达到±10%；这些试验结果给出了就地分析及测井的可能性，并为开展海底中子活化分析设计了一个可下到数百尺海底的装置，每个点的分析周期自动控制为约5分钟，将用海底电视做水下观察；未来在采用中子次临界型倍增器条件下，²⁵²Cf可减至50μg；对于陆棚区及淡水湖中此方法具有很大的优越性，对于测井和陆地分析以及行星矿物分析都可采用。

表4

续表

美国太平洋西北研究室还研究了海洋X萤光能谱分析法^[15]，由于未能找到所需文献，不能对它进行评述。

美国Georgia大学进行了海底及船上分析研究工作^[16-18]。为了进行海底就地中子活化分析，设计了三种操作方式：（1）用于深海（＞60呎）的潜水艇、（2）适用于中深海（50～150呎）的水下撬、（3）适用于浅水区（＜60呎，一般为10～50呎）的可容两个人的潜水器；此项试验用了100、200、400和512道四台多道能谱议。使用200μg²⁵²Gf可获10⁶n/cm²s的热中子通量，探测器选用3＂×3＂的NaI（T1）晶体，照射4´冷却30＂，测量4＂，用水下电视监视。认为对Mn、Cr、Mo、V、W、Co、Cu、Pb、Sn、Al、Ag、Hg、Ti、Mg十四个元素的灵敏度可达有经济价值含量以下。用潜水艇的实验是在加里福尼亚海岸外的太平洋上进行的，装有电视机的潜水器及水下撬是在墨西哥湾及美国东南部陆棚区实验的，所有方面包括健康物理学均得到肯定。在1972年初用一个1mg 252Cf及更为完善的分析系统在太平洋做了大范围船上巡回中子活化分析，所分析的样品包括用取芯器和抓样采样的海底沉积、深海结核、空气污染样品、不同深度的水样中的痕量元素，以及生物样品如飞鱼等；分析系统包括有两个Gc（Li）（65cm³和55cm³）、4096道分析器、PDP118K存储容量的计算机、NIM系列电子线路及盒式磁带存储器、纸带穿孔机及电传打印机，船上还装有X萤光分析系统；水样分析经过离子交换处理；中子源装在一个特制容器中，有三个照射孔道，可获1.4×10⁷n/cm²s的热中子流；照射时间为数分至30分；认为此种工作对于海洋学及环境科学都是很有益的。

美国地质调查所研究了中子俘获γ辐射能谱法^[19-25]。在长伊斯兰德海峡（15～30m深）进行了五个点的试验。Ge（Li）探头为45cm³,4096道谱仪及小型计算机，两个²⁵²Cf源分别为0.7μg和8.2μ，源距相应为52.1cm和62.2cm；用中子俘获γ辐射能谱法可以定性地判断Ni、Fe,Cu峰，定量尚有困难。试验中遇到两个技术问题：Cl的干扰及统计涨落大。Cl谱中如果将单双逃逸峰都算在内，则有400多个峰，近50个峰的全能强度大于0.5（对100次γ辐射），将仪器吊在6m水深处，测出了62个峰，其强度大于26，其中有48个与Cl峰距离在5Kev以内，必须认为是Cl峰或Cl给出重要贡献的峰，甚至在使用Ge（Li）的条件下，如此多的Cl峰，都将严重限制中子俘获γ辐射法的使用；此外所测到的是热中子，超热中子及慢中子混合俘获γ辐射，而有些元素对超热中子俘获有共振截面，这也将带来分析误差。对今后试验做出了如下建议：（1）改变探头装置，将Ge（Li）置于中心，用十个²⁵²Cf围成一圈，半径为13～15cm，这样沉积物密度变化对热中子及超热中子通量的影响会小些；（2）用样品中公有的Fe元素谱线中的两个峰的比值，可以对中子流能量分布进行指示，可建立谱线硬度指示；（3）改用脉冲式中子发生器，恰当地选择测量窗的时间，以区分俘获γ射线及某一共振谱线，用这种方法来提高对某一元素的选择性。

参考文献

[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.

原载《国外金属矿物化探专题情报资料》，1979。