稀土元素地球化学特征

稀土元素地球化学特征（共11篇）

稀土元素地球化学特征 篇1

一、3 6 1铀矿床地质特征

361矿床位于诸广山复式岩体南部, 地堑式的百顺断陷带中部, 南北向构造带、北北东向构造带与近东西向的暖水塘-焦坪断裂带三者复合部位, 受断陷带东缘 (F1) 牛澜断裂带上盘次级“入”字型构造 (F2) 烟筒岭断裂带所控制。矿区内岩性复杂, 构造发育, 热液活动强 (图1) 。地层出露简单, 只见有新生界第四系近代积层和残积层。岩浆作用频繁, 侵入体为中生代的诸广山岩体, 岩性主要有粗中粒斑状黑云母花岗岩, 其次为粗粒斑状黑云母花岗岩和中细粒黑云母花岗岩。岩脉极其发育, 脉岩主要有伟晶岩、细晶岩、细粒黑云母花岗岩、花岗正长岩及辉绿岩, 其中以粗中粒斑状黑云母花岗岩和细粒花岗岩与铀矿化关系最密切。

1.粗粒巨斑状黑云母花岗岩;2.中粗粒斑状黑云母二长花岗岩;3.中粒斑状二云母花岗岩;4.细粒二云母花岗岩;5.碱交代岩;6辉绿岩;7.硅化岩;8.碎粉岩;9铀矿体

二、3 6 1铀矿床稀土元素地球化学特征

根据图2可以明显看出, 沥青铀矿脉的稀土总量最高, 其次为碱交代富矿石和绿泥石化、水云母化碎裂花岗岩, 主构造边部的辉绿岩的稀土总量相对较低。

在富矿石沥青铀矿脉中稀土元素高度富集, 稀土元素总量ΣREE达到334.05μg/g, 明显高于地壳平均值 (146.8μg/g) , L/H值为3.13μg/g, 较低, (La/Yb) N值为2.25μg/g, Eu亏损明显, δEu值为0.24μg/g, δCe值为0.92μg/g, 属Ce亏损型, 在稀土元素配分模式图上, 呈轻稀土元素轻微亏损和重稀土元素轻微富集的海鸥型模式 (图3) 。

导致沥青铀矿中稀土元素富集以及L/H比值较低, 使分配模式呈海鸥型的因素可能是在成矿热液中, 稀土元素以络合物形式进行迁移 (黄国龙, 2010) , 而这种络合物的稳定性随着原子数的增加而增强, 因而在富C O 2的热液中, H R E E的碳酸阴离子络合物比LREE的更容易溶解和迁移。当热液流体发生去气作用而导致络合物发生分解时, L R E E、H R E E碳酸阴离子络合物都发生沉淀。但在相同的条件下, HREE的碳酸阴离子络合物比LREE的更容易发生沉淀, 从而造成沥青铀矿中H R E E的富集优于L R E E (黄国龙, 2 0 1 0) 。

近矿围岩样品中绿泥石化水云母化碎裂花岗岩、萤石化碎裂岩、绿泥石化花岗岩的稀土元素总量介于160.39~218.09μg/g之间, 平均值为191.96μg/g, 高于地壳稀土元素总量平均值 (163.5μg/g) ;L/H比值介于6.20~14.13之间, 平均值为9.79, 高于陆壳平均值 (9.53) 。Eu值介于0.508~0.658, 平均值为0.59。反映出花岗岩成岩过程岩浆内的轻稀土元素发生了强烈的分馏作用, 而重稀土元素分馏作用弱。它们的Eu异常都较为明显δEu=0.26~0.37, 平均为0.263, Ce异常都较弱, 其值δCe在0.95~1.01之间, 平均为0.977。这些特征反映它们是在大陆边缘陆棚水环境中沉积形成的 (吉磊, 1992) 。三个样品稀土元素分布曲线大致相似, 表明花岗岩各样品稀土元素分馏程度相同。

从稀土元素球粒陨石标准化分布形式图 (图5) 可知:在361铀矿床中构造碎粉岩的稀土元素配分曲线明显比其他的要低, 但各个岩石样品的曲线形态基本一致, 说明它们的形成演化条件和时期基本相同, 同时也显示样品之间稀土元素分馏程度基本相同。各个岩石样品稀土元素总量较高, Eu的负异常极强, 稀土配分模式曲线呈右倾下滑式的“V”字形, 而且数值都在1上方。各稀土元素分量、∑REE、L/H与球粒陨石标准值相差数十到数百倍;∑REE的值在56.64~218.09μg/g之间, L/H比值在5.07~14.13之间, 明显是轻稀土相对富集, 重稀土相对亏损。

在萤石化碎裂岩中, 稀土元素总量ΣREE为160.39μg/g, 在硅化角砾岩稀土元素总量ΣREE值为144.60μg/g, 而且它们的球粒陨石标准化曲线的数值基本上都是在10以上。由此可以推测, 萤石化、硅化与铀矿化的关系较密切, 可以作为找矿标志。

几乎所有蚀变岩石的铀含量均高于未蚀变岩石, 并随着蚀变的增强, 铀含量增加。这一特点表明, 在成矿过程中, 随着热液向围岩两侧扩散和渗透, 造成热液蚀变岩石, 并导致铀含量的提高, 虽然热液蚀变能使岩石中铀的存在形式改变, 但是由于热液蚀变产生的黏土又能将铀固定下来, 使吸附铀和裂隙铀增加。因此, 蚀变带本身是成矿作用的产物, 不太可能为成矿提供大量铀源, 只能作为寻找热液铀矿床的有效找矿标志。

摘要：361铀矿床沥青铀矿脉的稀土总量最高, 其次为碱交代富矿石和绿泥石化、水云母化碎裂花岗岩, 主构造边部的辉绿岩的稀土总量相对较低。富矿石沥青铀矿脉中稀土元素高度富集, 稀土元素配分模式图上, 呈轻稀土元素轻微亏损和重稀土元素轻微富集的海鸥型模式。花岗岩成岩过程中, 岩浆内的轻稀土元素发生了强烈的分馏作用, 而重稀土元素分馏作用弱。在361铀矿床中构造碎粉岩的稀土元素配分曲线明显比其它的要低, 但各个岩石样品的曲线形态基本一致, 说明他们的形成演化条件和时期基本相同, 同时也显示样品之间稀土元素分馏程度基本相同。几乎所有蚀变岩石的铀含量均高于未蚀变岩石, 并随着蚀变的增强, 铀含量增加。

关键词：361铀矿床,花岗岩型铀矿床,稀土元素地球化学特征

稀土元素地球化学特征 篇2

本文较详细地介绍了洞庭湖流域及其各支流水体中溶解态稀土元素的`含量、分布和分配特征,与世界其他河流相比有着相似性,也显示出支流水体在短程迁移过程中稀土元素有着逐渐趋向稳定分布的特征.这些规律性研究丰富了长江流域水体稀土元素溶解态的研究.

作 者：骆检兰 刘长明 郭定良 邓瑞林  作者单位：骆检兰(湖南省地球物珲地球化学勘查院,邵阳,42)

刘长明(湖南省地勘局402队,长沙,410023)

郭定良(湖南省地质研究所,长沙,410007)

邓瑞林(湖南省地勘局,长沙,410011)

刊 名：中国科技博览 英文刊名：CHINA SCIENCE AND TECHNOLOGY REVIEW 年，卷(期)： “”(28) 分类号：P59 关键词：稀土元素地球化学   溶解态   洞庭湖流域   微量元素  

稀土元素地球化学特征 篇3

摘要：为研究1∶25万宣城幅（安徽部分）水系沉积物测量元素组合特征与地球化学分区，通过对研究区内水系沉积物中16种地球化学元素Ag、As、Au、Cu、Mo、Bi、W、Pb、Zn、B、F、Hg、Sn、Sb、Th和U进行因子主成分分析，亦即R型因子分析。提出了该地区具有代表性的6种因子组合： 因子1组合为Mo、U、Ag、Zn、Sb、Cu；因子2组合为Hg、As、Sb、B；因子3组合为Pb、Sn；因子4组合为W、Bi；因子5组合为Au、Cu；因子6组合为Th、B。并分别绘制出了研究区内6种因子组合的因子得分异常分布图，结合该区域地质特征，对6种因子所代表的元素组合及地球化学分区特征进行了探讨。

关键词：元素组合；地球化学分区；R型因子分析；1∶25万宣城幅

中图分类号：P591文献标志码：A

文章编号：1672-1098（2016）02-0044-08

Abstract： For studying the element combination characteristics and geochemical zoning of the stream sediment in Xuancheng sheet（1∶250 000）， Anhui part， the paper puts forward 6 kinds of representative factor combination in this area by the principal component factor analysis ， i. e.， the R-type factor analysis， to analyze the stream sediment for 16 kinds of geochemical elements of Ag、As、Au、Cu、Mo、Bi、W、Pb、Zn、B、F、Hg、Sn、Sb、Th and U. There are 6 kinds of representative factor combinations were proposed. Combination of factor 1 is Mo、U、Ag、Zn、Sb and Cu. Combination of factor 2 is Hg、As、Sb and B. Combination of factor 3 is Pb and Sn. Combination of factor 4 is W and Bi. Combination of factor 5 is Au and Cu. Combination of factor 6 is Th and B. The paper has each mapped the scoring anomaly distributing of 6 kinds of factor combinations. Combining the regional geological features in this area， the paper has discussed the element composition and geochemical zoning represented by the 6 kinds of factors.

Key words：

element combination； geochemical zoning； R-type factor analysis； 1∶250 000 Xuancheng sheet

成矿过程具有多期性和多源性，那么成矿条件也应是多样性的[1]。每一次地质事件都会引起地质体中物质组分的活化和输运，建立新的物质组分分配关系，造成组分特定的赋存状态，表现出特定的地质体对元素的群体性控制的特征，亦即元素共生组合[2-4]。地球化学分布是在各种地质—地球化学作用中元素迁移演化的产物，由于各元素的地球化学性质不同，在各种地质—地球化学作用过程中的活动能力和特点各异，严格受地球化学环境的控制，从而造成元素组合各有特征，而元素组合是各种地球化学作用的具体表征，特定区域不同的元素组合特征能客观反映出该区域的地质信息[5-7]。

因子分析是指研究从变量群中提取共性因子的统计技术，最早由英国心理学家C.E.斯皮尔曼提出， 1957年美国地质学家卡伦宾首次在研究沉积学时，应用了因子分析法。近几十年来，因子分析不断完善和发展，地质研究中因子分析被广泛应用[8-12]。因子分析可以对大量的地质资料进行分析，寻找影响它们的共同因素和特征因素。在研究区域地球化学元素组合特征和地球化学分区，利用因子分析，可直观指示出地质上的元素共生组合和成因联系。

安徽省地质调查院于2010年开展的“1∶25万常州、金华、宣城幅区域化探”工作项目，总体目标为通过区域化探扫面，查明测区元素地球化学分布和浓集特征，为资源环境评价和基础地质研究提供依据。本文通过采用R型因子分析，对安徽1∶25万宣城幅（安徽部分）水系沉积物测量元素组合特征和地球化学分区研究，以阐明查区不同因子元素组合的特征和地质背景及成矿的作用关系。

1区域地质简况

研究区隶属于华南地层大区扬子地层区。以江南断裂为界，北西侧为下扬子地层分区芜湖-石台小区，寒武-奥陶纪时期总体为碳酸盐台地-斜坡沉积，志留纪时期为浅海碎屑岩沉积；南东侧为江南地层分区，寒武-奥陶纪时期总体为泥质碳酸盐-泥质岩的陆棚—盆地沉积。区内岩浆岩侵入活动主要发生在晋宁期和燕山期两个阶段。以燕山期最为强烈，晋宁期为少量小型变质变形片麻状花岗闪长质侵入体，出露于绩溪县三阳坑一带。燕山期侵入活动产物以中酸性花岗岩类为主，主要分布于绩溪县伏岭和旌德县及宣（城）郎（溪）广（德）三县交界的姚村、刘村一带。调查区位于扬子板块下扬子陆块的东南部，江南元古代造山带的北东端。自元古代以来，区内经历了多期构造活动，地质构造复杂，主要有晋宁运动、加里东运动、印支运动和燕山运动。其中，燕山运动开创了大陆边缘活动带陆内造山新阶段，以强烈的岩浆岩活动和大规模逆冲推覆、伸张滑脱、断陷断裂活动为特色，形成了查区现今复杂的构造景观，总体构造样式表现为北东-南西向平行条块、条带状构造（见图1-6）。

2数据处理

2.1变量的筛选

多源统计分析要想取得理想效果，必须对原始变量进行筛选[13]。对查区1 981个数据样本的40种化学分析指标（Au、As、Sb、Bi、Hg、Ag、B、Sn、W、Mo、F、Be、Cd、La、Li、U、Th、Co、Ni、SiO2、Al2O3、TFe2O3、K2O、Na2O、CaO、MgO、Ba、Cr、Cu、Mn、Nb、Rb、P、Pb、Sr、V、Ti、Y、Zn、Zr）进行变量选择。研究区以斑岩型多金属矿床（点）为主的热液矿床（点）的成矿晕地球化学机制和元素的共生组合规律，结合区内现有成矿区带划分，选取如下16种元素进行因子分析：Ag、As、Au、Cu、Mo、Bi、W、Pb、Zn、B、F、Hg、Sn、Th、Sb和U。

2.2数据检验

对变量数据进行抽样适度测定值检验（Kaise-Meyer-Olkin.KMO），以确定其进行因子分析的适宜性。KMO值越大，越适宜进行因子分析，反之，越不适宜因子分析。判断标准为：KMO﹥0.90，非常适宜；0.9﹥KMO﹥0.8，适宜；0.8﹥KMO﹥0.7，适宜性一般；0.7﹥KMO﹥0.6，适宜性较差；0.6﹥KMO，适宜性很差。

2.3原始数据标准化

原始数据标准化处理采用数据标准化方法即是Z得分法，通过SPSS软件来运行，这种方法基于原始数据的算术平均值和标准差进行数据的标准化用公式（1）。经过处理的数据符合标准正态分布，即均值为0，标准差为1。使其具有统一的量纲水平，而变量在变换前后的相关性保持不变。这种数据处理适合于量纲和数量级不同的连续性原始数据。原始数据经过数据标准化处理后，各指标即处于同一数量级，适合进行综合对比评价。

x′ij=xij-xjc（1）

式中：x′ij为标准化值；xij为原始观测值；xj为第j变量的算术平均值；Sj为第j变量的标准差；i为观测值序号；j为变量序号。

3因子分析

通过上述数据处理过程后，即可进行数据R型因子分析。根据全部样本数据求解因子载荷矩阵，进而确定因子组数及其对应的元素组合，其基本步骤可在SPSS和GeoIPASV3.0软件平台得以实现。

（1）求解标准化数据的相关矩阵。采用Pearson相关系数矩阵来描述数据间相关性、变量的共同度、特征值和特征向量，以及方差贡献率和累计方差贡献率。变量的共同度是因子载荷矩阵中第i行中元素之平方和，变量的共同度越大，大部分变量的共同度大于0.5，特征值≥1，且累计方差贡献率≥80%，说明因子分析效果较好。

（2）确定因子数并进行方差最大法正交旋转。设1～p为p个因子，其中，前m个因子所包含的数据信息总量（累积方差贡献率）80%时，取前m个因子来反映原始数据评价指标。由于所得的m个因子实际意义不明显，将因子进行方差最大正交旋转，从而获得实际涵义较为明显的因子。

（3）用原指标的线性组合来求各因子的得分，可采用回归估计法计算因子得分，并以各个因子的方差贡献率为权重，由各因子的线性组合得到综合评价指标函数，即因子得分F（见公式（2））。

5元素组合类型的划分

依据表3得到的结果，测区6个因子所代表的6种因子组合。下面结合研究区区域地质特征，对各个因子分布特征进行阐述分析。

因子1：元素组合为Mo、U、Ag、Zn、Sb、Cu。该因子是测区内最重要的因子，共解释了原始数据信息的30.085%。从因子得分图图1上看，得分异常主要分布于寒武系地层，与区内黑色岩系有关，零星分布志留系地层中燕山期小岩体出露处，很可能代表了研究区内由热液作用引起的多金属元素组合。

因子2：元素组合为Hg、As、Sb、B中低温元素组合。组合元素都是迁移性较强的元素。从因子得分异常图图2来看，主要与区内燕山期小岩瘤（岩枝）出露有关。

因子3：元素组合为Pb、Sn。区内中-高温成矿元素组合，因子得分异常主要位于寒武纪地层与奥陶纪地层接触带，该因子元素由高背景寒武系地层中向地层外围发生迁移，从而在寒武系地层与奥陶系地层接触带及断层富集（见图3）。

因子4：元素组合为W、Bi。与花岗岩有关的热液矿床高温热液阶段的元素组合，因子得分异常主要分布于燕山晚期酸性岩伏岭岩体和姚家塔岩体，零星分布于寒武系和志留系地层（见图4）。

因子5：元素组合为Au、Cu金矿化组合。从因子得分异常图看（见图5），因子得分异常分布相对与其他因子得分异常分布较为零散，相对集中分布于石炭系、二叠系、泥盆系地层接触带及断层上。

因子6：元素组合为Th和B。该因子组合与岩体成矿作用关系密切，B作为矿化剂元素趋向于在燕山期富集成矿。该因子得分异常主要于志留纪地层中出露的小岩体周边及寒武纪地层与奥陶纪地层接触或带断层分布，其次与区内燕山早期酸性岩浆岩小岩体有关的元素组合（见图6）。

6结论

（1）利用SPSS软件对1∶25万幅宣城幅（安徽部分）水系沉积物测量16种元素数据进行R型因子分析，得出6个因子元素组合，代表原始数据80.347%的信息，各个因子所反映的元素组合分别为：Mo、U、Ag、Zn、Sb、Cu为测区主要与黑色岩系有关的元素组合；Hg、As、Sb、B为与区内燕山早期酸性岩浆岩小岩体有关的元素组合；Pb、Sn为区内中-高温成矿元素组合；W、Bi为高温热液阶段的元素组合；Au、Cu为金矿化组合；Th、B为与岩浆岩有关的元素组合。

（2）从6个因子得分异常图来看，测区内因子1、因子2、因子5和因子6得分异常与该区地层中志留系地层中出露的燕山期小岩体有关。

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稀土元素地球化学特征 篇4

微量元素地球化学是地球化学的重要分支学科之一,微量元素在岩石和矿物中的含量极其微少,在地质作用过程中它们在岩石和矿物中的浓度极易发生较明显的变化,因而微量元素可作为地质作用过程的示踪剂[3]。近年来,随着对黄沙铀矿区铀矿勘查工作的进一步开展,鉴于还未有过对221铀矿床元素地球化学特征方面的研究,本文将从微量元素地球化学入手,系统采集坑道内矿石及围岩样品,总结该矿床的微量元素迁移变化特征,探讨微量元素、稀土元素与铀成矿作用的关系,为该地区的下一步铀矿勘查工作提供借鉴。

1 区域地质背景

黄沙铀矿区位于青嶂山复式岩体中南部,处于黄田江断陷带的西南边缘、竹山-镇岗东西向褶皱带的南侧。区内出露岩性主要有燕山早期第一阶段肉红色粗粒、中粗粒似斑状黑云母花岗岩,是铀矿化的主要围岩;燕山早期第三阶段细粒二云母花岗岩,分布于矿区南部,是假茶坑岩体的一部分,在岩体内保留有燕山早期第一阶段的残留体;此外,区内还出露有燕山晚期细粒花岗岩、花岗斑岩、石英斑岩、石英正长岩及各种脉岩等,前者呈岩滴、岩脉状产出,后者主要为中基性岩脉,还有花岗岩脉、细晶岩脉及少量的正长岩脉。它们的产出严格受断裂构造的控制。

黄沙铀矿区内构造十分发育,主要表现为断裂和断陷两种形式。断裂构造主要呈EW向、NNE向展布,NWW向断裂也较发育,但规模较小(图1)。

EW向断裂是区内发育规模最大、活动时间最长的一组断裂,以黄沙断裂和上竹坑断裂为代表,横贯全区,它们是竹山-镇岗褶皱带的组成部分。该组断裂构造延伸十几千米到数十千米,构造宽度达十余米至数百米,控制了区内一些带状花岗岩体、花岗斑岩及基性脉岩的分布。黄沙断裂和上竹坑断裂两者联合组成黄沙断陷带,控制了黄沙铀矿区的展布。

NNE向断裂构造的规模也较大,以良伞寨断裂、下村断裂、F53与F55断裂为代表。F53与F55及良伞寨与下村断裂,分别组成了鹅公塘断陷带与下村断陷带,控制了区内矿床的分布。良伞寨断裂是斜贯全区先扭后压的主导断裂,形成了以蚀变破碎带为主的断裂带。F53与F55是两条走向近似平行、倾向相反的对偶断裂,两者组成了一个宽约0.9 km,长3.7 km的NNE向断陷带,控制了本区主矿带的展布,其中F53为断陷带的主要控矿构造,为一由北向南收敛的蚀变破碎断裂带,走向15°~20°,倾向南东,倾角50°~60°,构造带内岩石主要以赤铁矿化、绢云母化碎裂花岗岩及花岗碎裂岩为主,构造带中心局部为条带状角砾岩、糜棱岩和少量石英岩,岩石内片理、裂隙发育,破碎强烈。F55断裂构造发育不完整,倾向NW,倾角60°~70°,构造弱化,以破碎为主,行迹不清。

1.中泥盆系;2.震旦系;3.花岗斑岩;4.燕山晚期细粒花岗岩;5.正长岩、石英正长岩;6细粒二云母花岗岩;7中粒似斑状黑云母花岗岩;8.粗中粒似斑状黑云母花岗岩;9.粗粒似斑状黑云母花岗岩;10.硅化断裂带;11.蚀变破碎带;12.中基性岩脉;13.断陷带范围;14。矿床及编号

NW向组断裂同铀矿化关系极为密切,基本上控制了区内矿体的展布。当中基性岩脉(特别是闪长煌斑岩)有成矿期的硅质脉充填、叠加或同近EW向、NEE向蚀变破碎带、硅化带重接、斜接、反接时,往往铀矿化变好,或有较大的工业矿体产出,NW向的中基性脉岩同NW向的硅化破碎带重接部位也有较好的铀矿化或矿体产出,NW向的硅化破碎带单独出现时,也可形成规模小、变化大的矿体。

2 矿床地质特征

矿床位于黄沙铀矿区中部,区内岩浆活动强烈,构造发育,出露岩性有燕山早期过渡相粗中粒斑状黑云母花岗岩、边缘相中细粒二云母花岗岩、补体细粒二云母花岗岩、燕山晚期细粒花岗岩及中基性岩脉。

区内构造纵横交错,组成网格状骨架,矿床内北东向良伞寨断裂是斜贯全区先扭后压的主导断裂,与其成生联系的北西向次级构造F61和北东向次级构造F60是矿床主要储矿构造(图2)。粗中粒二云母花岗岩、闪斜煌斑岩是矿化的主要岩性,矿体严格受F60、F61号(组)带控制,主要矿化方向有二组,即主构造与不同方向的次级构造交汇复合部位成矿,硅化破碎带与闪斜煌斑岩脉呈斜接、重接、反接部位,形成工业矿体,其产状与主构造带的产状基本一致。

矿石结构构造较简单,主要呈浸染状、细脉状等。铀矿物主要有沥青铀矿和晶质铀矿;次生矿物有铀黑、脂铅铀矿、硅钙铀矿、钙铀云母等,呈集合体产于矿石的颗粒间和裂隙中。脉石矿物主要有中细晶石英、微晶石英、玉髓、萤石、方解石、高岭土等。金属矿物有黄铁矿、赤铁矿,少量方铅矿、黄铜矿等。围岩蚀变主要有白云母化、绢云母化、赤铁矿化、硅化,局部可见萤石化、黄铁矿化、绿泥石化;与矿化关系密切的有萤石化、黄铁矿化、赤铁矿、硅化。

3 样品采集与分析

系统采集221矿床坑道内矿石及围岩共9件样品,其中矿石样品3件,围岩样品6件。样品由广州澳实分析检测有限公司分析测试,测试方法代码为ME-MS81,测试仪器为电感耦合等离子体发射质谱,仪器型号Agilent 7700x,分析结果见表1、表2。

4 微量元素特征

4.1 微量元素组成

表1为221铀矿床坑道内矿石与围岩的微量元素含量。由矿石与围岩的微量元素原始地幔蛛网图(图3)可知,221铀矿床蚀变围岩富集大离子亲石元素Rb、Cs、U,较为富集Y、Sb、W,明显亏损Ni、Th等;铀矿石则明显富集Rb、Sb、W、Pb、U。但不管是蚀变围岩还是铀矿石,轻微量元素的富集亏损拟合较好,而重微量元素的的富集亏损差异则较大。这可能与成矿物质中各微量元素的地球化学行为特征有关,同时也反应了流体中重微量元素的分馏作用较为明显[4]。

4.2 微量元素相关性分析

运用SPSS统计软件分别对221铀矿床的矿石和围岩进行R型聚类分析,聚类分析结果见图4,由图可知,矿石样品中元素的相关性都比较好,当距离为10时,可以分为3类:(1)Ni,Y,Sc,Co,Cu;(2)Hf,Th,Cr,Zr,Ta,Rb,Nb,Zn,Cs,Sr,Sb;(3)W,U,Ba,Pb。然而围岩样品中元素的相关性较差,当距离为10时,可以分为6类:(1)Nb,Hf,Ta,Th,Sr,Zn,Zr;(2)Sc,Y;(3)Co;(4)Rb,Cs,Pb,Ba,W;(5)Cr,Ni,U,Sb;(6)Cu。

此外,在表3中,从U与各元素的相关性可以看出,矿石中U与各元素的相关性都比较好,其中与U元素呈负相关关系且相关系数小于-0.9的元素有Sc、Ni、Rb、Y、Nb;相关系数介于-0.9~-0.7的元素有Zn、Sr、Cs;与U元素呈正相关关系且相关系数介于0.7~0.9之间的元素有Ba、Pb;相关系数大于0.9的元素为W。在围岩中,U与各元素的相关性比较差,除个别元素外,大部分元素的相关系数介于-0.66~0.58之间,元素间分类无规律。由此可知,矿石与围岩的元素分类明显不同,在相关性上也有很大差异,说明矿石中的元素不来自于围岩或者不完全来自于围岩。

1.第四系;2.细粒二云母花岗岩;3.中细粒二云母花岗岩;4.粗中粒二云母花岗岩;5.中基性岩脉;6.硅化带,蚀变构造带;7.碱交代岩;8.矿带及编号;9.地质界线

5 稀土元素特征

稀土元素是一组地球化学性质极其相似的元素,在地质、地球化学作用过程中,往往以一个整体活动,但不同的稀土元素之间,性质仍有微小差别。同时,由于外界条件的变化,稀土元素之间可发生一定程度的分馏,它们的分馏情况能够灵敏的反映地质-地球化学作用的性质,因此,成为一种良好的地球化学指示剂[3]。

5.1 围岩稀土元素特征

据221铀矿床围岩稀土元素含量表(表2)及稀土元素球粒陨石标准化分布模式图(图5)可得出围岩稀土元素具有以下特征:(1)围岩ΣREE在151.71×10-6~255.00×10-6,平均值为201.08×10-6,除少量样品外,大部分样品接近或高于地壳的ΣREE平均值163.5×10-6[6];(2)属于轻稀土元素富集型,稀土元素球粒陨石标准化分布模式向右陡倾,右边相对平缓,反应出岩石成岩过程中轻稀土发生了强烈的分馏作用,而重稀土元素的分馏相对较弱;(3)围岩稀土元素具有明显的负铕异常,反映了造岩过程中岩浆母体经历过分异作用,也可能是继承了原岩(基底的变质岩系)的特征[7]。

5.2 矿石稀土元素特征

据221铀矿床矿石稀土元素含量表(表2)及稀土元素球粒陨石标准化分布模式图(图5)可得出矿石稀土元素具有以下特征:(1)矿石ΣREE在125.83×10-6~192.16×10-6(平均160.48×10-6),与围岩ΣREE相比有所减少,主要表现为轻稀土元素减少;(2)LREE/HREE比值与围岩相比较,也明显减少,分布模式右倾,属于轻稀土元素富集型;(3)δEu平均值为0.46,负铕异常比围岩更为明显;(4)(La/Yb)N值在8.05~20.41(平均12.87),比围岩的(La/Yb)N值小(平均25.38),反应矿石稀土元素的分馏作用与围岩相比相对较弱。

5.3 稀土元素来源探讨

5.3.1 Y/Ho比值特征指示

Y和Ho在自然界中一般以三价态存在,且离子半径非常接近,在地质作用过程中具有非常相似的地球化学行为,而且Y/Ho比值不受氧化-还原条件的影响,该比值的变化一般与热液、岩石间的水-岩反应有关,亦或者与不同热液系统间络合介质差异有关[10,11]。经历部分熔融或分离结晶的岩浆岩、洋中脊玄武岩以及一个沉积旋回内的碎屑岩,都略保持球粒陨石Y/Ho比值在28左右[10];而在含水溶液中,Y/Ho比值却不一定保持球粒陨石的比值,如南太平洋海水Y/Ho比值为57[10],与水作用有关的灰岩、热液成因的萤石等出现非球粒陨石的Y/Ho比值[10]。221铀矿床个围岩样品稀土元素的Y/Ho比值为29~32.04,而华南产铀花岗岩的Y/Ho比值为29.86,并都接近于球粒陨石的Y/Ho比值,说明研究区的花岗岩与华南花岗岩有着同源性,并同属于地壳部分重熔型花岗岩。

221铀矿床矿石样品稀土元素的Y/Ho比值为26.61~47.30,远高于围岩样品稀土元素的Y/Ho比值。前文已述及,成矿流体在沿岩石缝隙运移时会与围岩发生水-岩反应,流体会从围岩中以络合的方式带出一部分元素,Y/Ho比值也会发生变化。如果成矿流体及铀源来自于花岗岩本身,则矿石的Y/Ho比值将十分接近围岩的比值,但实际上矿石的Y/Ho比值远高于围岩,由此可见,成矿物质并非全来自于花岗岩体本身,可能具有深部地幔组分来源特征。

5.3.2 δCe、δEu特征指示

Ce、Eu是具有重要意义的变价元素,可随环境的氧化还原条件不同而呈不同的价态,在相对还原的条件下Ce3+可在溶液中保存较长时间,而Eu3+则被还原成Eu2+而发生沉淀,使得流体中出现Ce的相对稳定和Eu的相对异常;在相对氧化的条件下,Eu3+可在溶液中保存较长时间,而Ce3+则被氧化成Ce4+并沉淀,使得流体中出现Eu的相对稳定和Ce的相对异常[12]。由表3中数据可知,221铀矿床围岩样品的δEu值为0.31~0.46,平均值为0.39;δCe值为0.97~1.53,平均值为1.08。明显的负Eu异常和比较稳定的Ce含量,表明围岩形成于比较还原的环境。而矿石样品的δEu值为0.41~0.52,平均值为0.46,δCe值为0.92~1.00,平均值为0.96,表明铀成矿形成于较为还原环境,而且矿石的形成环境的还原性比围岩的形成环境的还原性要弱的多。

5.3.3 稀土元素特征指示

前文已阐述,221铀矿床矿石ΣREE要小于围岩的ΣREE;矿石LREE/HREE比值与围岩LREE/HREE比值相比较也明显降低;Sm/Nd比值平均为0.21;矿石Ce/Y比值平均为36.73,与围岩的Ce/Y比值(平均值为83.64)相比较要小得多。以上数据特征表明了成矿物质来源具有上、下地壳混合的特点,成矿物质在运移过程中与围岩发生了混染。

此外,从矿石、辉绿岩和正长岩稀土元素的球粒陨石标准化分布模式图(图6)中可以看出,221铀矿床矿石的稀土元素分布模式与区内辉绿岩尤其是正长岩的稀土元素分布模式十分相近,而且辉绿岩等已经被证实具有幔源性质[13],这说明了221铀矿床的成矿流体具有幔源性质。

6 结论与讨论

从221铀矿床微量元素特征来看,矿石中与U密切相关的元素有Sc、Ni、Y、Nb、Sr、Cs、Pb等高场强元素;围岩中的微量元素组合无明显的规律性,且相关性不高。从矿石与围岩中元素的R型聚类分析来看,成矿物质并不全来自于围岩,而是有部分成矿物质为深层来源。

通过对矿221铀矿床矿石与围岩稀土元素的研究发现,矿石与围岩的稀土元素有较大的差异,说明它们的来源并不一致;矿石样品中的ΣREE要明显少于围岩样品中的ΣREE,形成这种差异性特征的原因可能有如下几方面:(1)在酸性和碱性条件下,尤其是在强酸性条件下铀具有很强的迁移能力。酸性环境有利于铀和稀土元素尤其是碱性较弱的重稀土元素的聚集。而黄沙铀矿区围岩蚀变以碱性蚀变为主,不利于稀土元素的富集;(2)络合离子[REE(CO3)3]3-,[REE(CO3)4]5-可以稳定地存在于富含碳酸的溶液中。而黄沙铀矿区指示拉张环境的基性岩脉与铀矿化有很大的关系,基性岩脉能够提供大量的ΣCO2矿化剂,有利于成矿流体的形成,但是不利于稀土元素一同运移;(3)独居石、褐帘石等副矿物的分离结晶在花岗岩演化过程中起着重要作用,使得轻稀土元素和稀土元素总量同步减少[7]。总之,矿石与围岩的稀土元素特征及参数比值的差异也说明了成矿物质并不完全来自围岩,而是有一部分来自地壳深部。

大连七顶山黄土地球元素化学特征 篇5

大连七顶山黄土地球元素化学特征

七顶山黄土地球化学元素测试结果显示:与西北黄土、中国东部各地黄土的化学组分含量相差不大,表明各地黄土在物源上具有一致性,只是沉积后期的环境对地球化学元素含量产生影响,因此各地黄土地球化学元素含量存在差异.本文通过硅铝率、硅铝铁率、风化淋溶系数、氧化系数、镁铝比值和退碱系数对比分析,指示本区气候经历干冷-温湿和淋溶强弱多次旋回波动,同时伴随成壤程度、氧化还原和风化作用强弱多次波动旋回.七顶山黄土地层中的CaCO3含量与各地黄土剖面对比也很低,但符合自西北向东南,随降水量的增多,黄土层的CaCO3含量逐渐减少的.规律.说明七顶山黄土沉积时气候比同属于中国东部滨海黄土的各地黄土形成时的气候要干冷.相应研究成果可以为大连地区旅游提供基础参考资料.

作 者：郭善莉  作者单位：辽宁师范大学 刊 名：科技信息 英文刊名：SCIENCE & TECHNOLOGY INFORMATION 年，卷(期)： “”(28) 分类号：P9 关键词：地球化学元素   气候变化   七顶山  

稀土元素地球化学特征 篇6

关键词：有色金属；稀土元素；化学分析；合金；金属材料 文献标识码：A

中图分类号：O65 文章编号：1009-2374（2015）22-0054-02 DOI：10.13535/j.cnki.11-4406/n.2015.22.027

1 有色金属中稀土元素的作用

1.1 稀土通过化学反应可以改变有色金属中杂质的存在状态

有色金属中经常有金属杂质或非金属杂质，稀土元素可以和这些杂质金属进行反应，比如与铁、硅等形成不同的化合物，这样就可以改变铝金属固有的固溶方式，导致它的电阻率不断降低。又比如稀土元素与非金属元素因为化学反应生成高熔点的化合物，这样就导致有色金属的晶粒网络结构进行了细化，有效地稳定了晶界，从而形成高熔点的金属间化合物，提高了有色金属的综合性能。

1.2 稀土元素的加入可以降低有色金属中氢的含量

因为氢，特别是融入液态金属的氢，会以原子态的形式存在，然后变成高分子，导致有色金属材料出现裂纹等问题，严重降低综合性能，并且损害其加工过程，所以减少有色金属中氢的含量越来越引起科学家的关注。正因为如此，添加适量的稀土元素可以有效地减少氢的含量，比如有研究表明，0.1%～0.3%的稀土可以明显降低铝和其合金中氢的含量，达到了非常好的减氢

效果。

1.3 稀土元素能改变合金的表面张力

研究表明，只要基体的表面张力有所降低，就可以有效提高金属或者合金的成型性和铸造性，金属的成型性和铸造性是衡量金属及其合金的性能的有效标准之一，大量的文献表明，在铝和铝合金中添加适量的稀土可以有效降低表面张力。

1.4 稀土的加入可以改变有色金属及其合金的耐高温氧化和耐腐蚀性能

有文献报道，将多种稀土进行混合，然后添加到铝中进行试验，研究结果表面，凡是添加了稀土元素的铝无论是在人造海水还是含盐水中，其耐腐蚀性和耐高温氧化都要比没有添加稀土的铝金属好，这个试验可以看出适量稀土混合物的加入可以有效改变有色金属及其合金的耐高温氧化和耐腐蚀性能，而耐高温氧化和耐腐蚀性能是衡量有色金属及其合金的又一有效标准。

2 有色金属中稀土元素的化学分析及应用

2.1 铝合金中稀土元素的化学分析及应用

利用电化学测试的方法，用铝合金作为电极，将氢氧化钾作为稀土元素化学分析的介质，对比纯铝、铝合金在稀土元素溶液中的电化学，看试验样品，通过试验可以发现：（1）稀土元素的加入很大程度上限制了铝离子发生电离，从而提高了铝合金的耐腐蚀性能；（2）稀土元素的加入有效地抑制了放电现象，从而使合金更加均匀；（3）稀土元素的加入降低了铝作为电极反应的极化能力，从减少正差异效应的角度来提高了铝合金的稳定性，从而全方面地提高了有色铝金属合金的综合性能。

通过对相关样品的表征分析，可以发现稀土的加入可以帮助化学反应，形成大量的稀土——铝化合物，这些化合物的生成能有效提高合金的强度，同时稀土元素也可以单独对铝合金起到强化和净化的作用，从降低铝合金偏析问题出现频率的角度出发，提高高温强度。由于稀土的加入可以有效提高铝合金的性能，所以目前铝合金中稀土元素的化学分析及应用最为广泛地被应用于各个方面。

2.2 铜合金中稀土元素的化学分析及应用

利用硝酸点滴法，通过正交实验，在恒温的条件下，获取优质的钝化硝酸实验液体，借助SEM环境，分析薄膜的性能，检测稀土元素的添加对于薄膜的影响，大量的实验可以发现，稀土的添加可以提高铜合金的耐腐蚀性。特别引起科学家关注的是铜合金中对稀土La盐的利用比较广泛，所以在大电流和高压条件下，经常会采用稀土铜合金铸造。

2.3 钨合金中稀土元素的化学分析及应用

随着现代工业的高速发展，钨合金因为其良好的热稳定性、高强度、低蒸汽压和良好的延展性等综合的优良性能被广泛地应用于航天航空、冶金等众多工业领域，但是与此同时钨合金也有它的缺点，比如再结晶温度低、高温强度低等，而稀土元素的加入，因为它作为金属的维生素的原因，可以有效地细化晶粒，从而使得钨合金的性能得到较大程度的改善。

目前稀土改善钨合金主要有以下两种：

第一，稀土改性钨-铜合金电触头材料，钨-铜合金虽然结合了高耐压性和耐电烧蚀性，但是却缺乏结合力，局域性能不均匀，所以添加适量的稀土金属，从微观角度表征，发现大量的稀土元素使得基体的晶粒更加分散，达到细化晶粒的作用，同时不同稀土元素以不同的添加方式和不同的添加量加入的钨-铜合金中，起到的改性效果也是不同的。当然随着钨-铜合金材料的进一步开发，现代工业对钨-铜合金的质量和性能也提出了更高的要求，而采用钨-铜合金中稀土元素的化学分析及其应用也会有更广阔的研究前景。

第二，稀土改性钨-镍-铁（铜）合金，就我国的工业发展水平而言，钨-镍-铁（铜）合金是我国工业应用最为广泛的钨合金，它虽然具有高强度的抗拉性、弹性，而且没有磁性等特点，这些特点使得它在精密仪器工业上有广泛的应用，但是随着我国科学的进步，对它性能的要求也越来越高。大量的科学研究表明，稀土的加入可以细化钨-镍-铁（铜）合金的显微组织结构，同时可以有效提高钨-镍-铁（铜）合金的强度和拉伸率，值得一提的是，不同的稀土元素对钨-镍-铁（铜）合金性能的改变是不一样的。总而言之，钨基复合稀土材料的的确确是随着我国科学水平提高而研发的新型材料，它在原有钨合金优良的综合性能的基础上，又利用稀土元素的化学分析的作用机制，有效提高了相应的性能，相信在未来，钨基复合稀土材料会有更为广阔的研究

前景。

2.4 镁合金中稀土元素的化学分析及应用

镁合金中稀土元素具有除氢、除氧、除硫、除铁、除夹杂物的作用，达到除气精练、净化熔体的效果；镁合金因为有良好的强度、韧性的性能，所以被广泛应用于汽车航天等行业，而稀土元素的加入可以提高镁合金的稳定性。

3 结语

总而言之，稀土元素作为金属材料的维生素，可以有效提高有色金属及其合金的强度，细化有色金属的晶粒，同时大量的研究和实践应用表面，稀土元素的加入在镁合金、铝合金、铜合金和钨合金中都取得了很好的时间效果，因此应当加强有色金属中稀土元素的化学分析及其应用的研究力度，从理论的角度分析有色金属中稀土元素的作用，从物理性能、力学性能、化学性能、工艺性能等多方面角度，探讨稀土元素的加入对有色金属性能改变的机理。

参考文献

[1] 王荣滨.稀土铝合金的研究与应用[J].有色金属加工，2007，（2）.

[2] 黎业生，董定乾，吴子平.稀土镁合金的研究现状及应用前景[J].轻合金加工技术，2006，（4）.

[3] 孙伟成，张淑荣.稀土元素在铝合金中的合金化作用[J].兵器材料科学与工程，2000，（2）.

[4] 刘静安，温育智.稀土在有色金属工业中的开发与应用前景[J].有色金属加工，2003，（2）.

作者简介：陈鹏，男，湖南郴州人，湖南郴州永兴县元泰应用材料有限公司质检中心助理工程师，研究方向：有色

金属。

谈铜元素区域地球化学特征 篇7

1 地槽系的地背斜构造单元构成

地槽系的地背斜构造单元一般为铜的高背景或高值区;褶皱带中铜一般为低背景或低值区。用铜的高、低背景值大致可圈出地槽区中三级构造单元的边界与范围。

2 铜的高值区、带和异常主要分布

铜的高值区、带和异常主要分布在三级构造单元的边部或边缘。多连片或呈带状分布。常与其中的元古宙地层及太古宙地层有关。但不同构造单元内铜的背景含量有明显差异。其中以中、新元古代末固结的扬子陆块铜含量最高, 新元古代末或稍晚固结的羌北—昌都—思茅微陆块、羌中南—唐古拉—保山陆块及准噶尔地块次之, 古元古代末固结的华北地台铜含量最低。

3 不同活动带和同—活动带的不同地段铜的含量也有明显差异

其中南华活动带铜含量最低, 为大片低背景和负异常, 而松潘—甘孜活动带则略高。在同一活动带上, 天山—赤峰活动带西段高于东段、昆仑—秦岭活动带东段高于西段, 冈底斯—腾冲活动带东段高于西段、准噶尔—兴安活动带西段高于东段。

在活动带上, 铜异常或高值区多呈弧岛状或串珠状分布。

4 铜的正、负异常区带和高、低背景区带的分布与我国主要断裂构造分布一致, 并基本展示出我国主要断裂构造的分布格局

如展示东西向断裂构造分布的铜异常带有华北地台北缘、东昆仑、雅鲁藏布江、梧州—梅州等异常带。展示北东向断裂构造分布的铜异常带主要有东南沿海一系列负异常和近似等间距分布的孤岛状正异常、苏州—德兴—吉安异常带、南京—九江—郴州异常带、鸭绿江—日照—九江负异常带、密山—抚顺—营口—烟台—郯城—黄石—平江—郴州异常带、大兴安岭—太行山异常带、弥勒—师宗—贵阳—吉首异常带、龙门山异常带等。展示南北向断裂的有银川—庄浪和石棉一个旧等异常带。展示北西和北北西向断裂构造的异常主要分布在我国西部, 如天山—祁连山—秦岭、昆仑—秦岭、西南三江及广西红水河等地。

5 铜地球化学域、地球化学省和地球化学异常区

铜的区域异常分布往往与区域性成矿活动密切相关。成矿区带、矿化集中区呈现不同级次的地球化学异常。

5.1 川西南—滇东—黔西北铜地球化学域

面积约30万Km2。它是全国最引人注目的、铜含量最高的地球化学域、大地构造位置为扬子陆块的西南端, 南北向、北东向和北西向深大断裂的交汇部位, 呈楔状分布。出露地层和岩性主要为中新元古界昆阳群、大红山群变质岩和二叠系峨眉山玄武岩。区内分布有许多著名的铜和多金属矿床, 如四川的拉拉厂、李伍、大梁子、会理, 云南的东川—易门、大红山以及茂祖、乐马厂、个旧、卡房等有色金属矿床。

这个地球化学域铜高的原因可能有:来自壳幔深部二叠系高铁拉斑玄武岩的风化、元古宙地层及湿润气候下岩溶、半岩溶区的地表次生富集作用。

5.2 扬子地台东南边缘巨型铜异常带

该巨型异常带位于扬子地台与南华活动带接合带的地台一侧, 深入地台200余公里, 形成长1000余公里, 宽200余公里, 由一系列地球化学省、区域地球化学异常和局部地球化学异常组成的北东向巨型铜异常带。

这个巨型异常带可分为两个亚带。东亚带位于地台与活动带的边界, 异常不连续, 由苏南铜区域异常、浙西赣东北铜地球化学省、赣南铜区域异常和广东大宝山铜区域异常组成。这个亚带著名的铜、多金属矿田有德兴、银山、天排山、大宝山等。西亚带由栖霞山铜区域异常、铜陵—枞阳铜地球化学省、九端—鄂东南铜地球化学省、湘东区域异常带和湘东南铜多金属地球化学省组成。在这个带上分布着我国许多著名的与中酸性侵入岩有关的大型铜、铜铁、多金属和钨、锡矿田。

5.3 华北地台北缘铜异常带

铜异常呈东西向带状分布, 从内蒙古狼山至辽宁抚顺, 断续长1300余公里。该带铜异常从总体上较弱。出露地层主要为太古宇与元古宇变质岩系及少量第四系玄武岩。除霍各气、东升庙多金属矿床外, 尚有—些中、小规模铜矿床。

5.4 秦巴地区

分布着西秦岭、东秦岭和大巴山铜地球化学省。铜异常强度中等, 但多连片分布。在西秦岭省。分布的地层主要为碧口群海相火山岩和寒武纪黑色岩系。已发现的矿床主要为筏子坝铜矿床、煎茶岭铜、镍矿床和阳坝铜矿床。大巴山省铜的高含量也与黑色岩系有关, 在该区的东段发现有银硐沟银矿。东秦岭省由扶风—周至、银洞子—商县、镇安—山阳等区域异常组成。该区内已发现有双王金矿、银洞子银矿及高岭沟锑矿等。

5.5 东南沿海铜异常带

该异常带分布在南华活动带中。铜的局部和区域中弱异常在大片低值区呈孤岛状沿北东方向呈弧形分布。在浙江绍兴西裘—福建三明、龙岩—广东梅县玉水—阳春石—广西博白金山几乎每个孤岛状异常都有相应的铜和多金属矿对应产出。

5.6 西南三江中段地球化学巨省

该省面积超过50000, 含有两个重要异常带:—为巴塘—玉龙—纳日贡玛—可可西里的布喀达板异常带。该带中铜异常呈北西向孤岛状等间距分布, 已发现玉龙、马拉松多、多霞松多、纳日贡玛等多个大型斑岩铜矿床。另—个为中甸—德饮—竹瓦根异常带。异常也呈孤岛状北西向分布, 该带南段已发现拖顶、羊拉等中、大型铜矿。

5.7 雅鲁藏布江铜地球化学巨省

该省铜异常沿雅鲁藏布江两岸呈东西向分布, 形成南北两个异常带。在拉萨附近向东两带明显分离, 其中北带走向转为北东东且铜异常含量明显增强。目前该省已发现甲玛赤康大型铜多金属矿床。

5.8 祁连山铜异常带

该带从敦煌至白银至海原呈北西向分布, 长达1000余公里。该异常带上分布的著名矿床为白银厂铜多金属矿床。

5.9 东昆仑铜异常带

异常带呈近东西向分布。铜异常很弱, 仅在西段有两个明显的浓集中心。该带尚未发现有规模的铜矿床。

5.1 0 天山铜异常带

该异常带呈北西走向, 大致可划分为北、中、南三个近于平行的亚带。其中中亚带规模最大, 从西天山一直延续到东天山。在其东段已发现黄山、小热泉子等铜矿床。北亚带与超基性带分布有关。

5.1 1 东准—北准铜异常带

铜异常由两个亚带组成, 呈北西西向分布。南带呈串珠状, 长约400余公里。北带连片分布, 总体走向呈北西向。铜异常的分布与两个超基性岩带的分布相对应。北亚带已发现喀拉通克铜、镍矿床。

参考文献

[1]山西213队, 中条山铜矿赋存条件的初步认识, 铁铜矿产专辑.第—集[M].北京:地质出版社, 1973.

稀土元素地球化学特征 篇8

临沧位于云南西部, 褐煤资源丰富, 其中大寨煤型锗矿床名闻中外[1]。已有学者研究并得出热液作用将底部二云母花岗岩中的锗元素带入煤层是大寨煤富锗的主要原因[2,3]。本文将大寨煤中微量元素与中国及世界煤中微量元素对比研究, 可得出帮买盆地的物源特征以及热液流体对煤中微量元素的影响。

2 样品采集与测试

为查明大寨褐煤中微量元素的含量水平, 在大寨提炼锗元素的厂区共采集6个样品 (用DX1-5、YM表示) , 装入聚乙烯袋中密封。样品风干后, 破碎成小块, 经固体样品粉碎机粉碎, 后用玛瑙研磨过200目筛, 缩分, 贮存于棕色广口瓶中备用[4]。

煤中As和Se采用ICP-CCT-MS测试, 其余微量元素采用ICP-MS测试, 微量元素测试在中国矿业大学 (北京) 煤炭资源与安全开采国家重点实验室完成[5,6]。

μg/g

3 实验结果与讨论

目前, 对于煤中微量元素的研究已经取得了一定进展, 从煤中可以检测到的元素高达80余种, 包括常量元素与微量元素, 此次研究仅对其中40余种微量元素进行分析及探讨。这些元素可以分为稀土元素La、Ce、Pr、Nd、Sm、Eu、Gd、Tb、Dy、Ho、Er、Tm、Yb、Lu和非稀土元素两大类;其中非稀土元素可进一步划分为环境微量元素Be、V、Cr、Co、Ni、Cu、Zn、As、Se、Mo、Ag、Cd、Sn、Sb、Ba、Tl、Pb、Th、U和其他微量元素Li、Sc、Ga、Ge、Rb、Sr、Zr、Nb、In、Cs、Hf、Ta、W、Bi[7]。

3.1 环境微量元素

由表1可知, 大寨煤中煤样品中环境微量元素元素分布中以Ba的平均含量最大, 其次是Zn、Be、Pb、V、Sb、Cu、Cr、Ni。

与中国煤中环境微量元素丰度相比, 大寨煤中Be、Cr、Ni、Cu、Zn、As、Mo、Cd、Sn、Sb、Ba、Tl、Pb、Th、U等元素平均丰度高于中国煤, V、Co、Se、Ag等元素则低于中国煤。

与世界煤中环境微量元素丰度相比, 大寨煤中Be、V、Cr、Co、Ni、Cu、Zn、As、Mo、Ag、Cd、Sn、Sb、Ba、Pb、Th、U等元素平均丰度高于世界煤, Se等元素则低于世界煤。

μg/g

3.2 稀土元素

由表2, 大寨煤煤样中REE范围为40.84~267.93μg/g, 平均值137.24μg/g;LREE范围为31.29~239.21μg/g, 平均120.37μg/g;HREE范围为8.22~28.72μg/g, 平均16.87μg/g;LREE/HREE范围为3.28~8.90, 平均6.33; (La/Yb) N范围为2.07~11.56, 平均6.88; (La/Sm) N范围为2.13~3.04, 平均2.64, ; (Gd/Yb) N范围为0.73~3.01, 平均2.03。δEu范围为0.34~0.45, 平均0.42;δCe范围为1.05~1.17, 平均1.10。大寨煤样单个样品所处的环境除与盆地位置的不同之外大致相同, 样品中REE的变化应为热液作用侵入所致。

图1为大寨煤中的稀土元素用上部地壳稀土元素丰度值标准化的配分曲线。大寨煤矿煤样品中稀土元素相对于上地壳元素的配分曲线整体上呈现为规则的波状。按照曲线的大体走向趋势可以将其划分为3种型式:其一为样品DX-1、DX-4, 其二为DX-2、DX-3, 其三为DX-5、YM。

样品DX-1、DX-4中轻稀土元素除Ce外, 其他元素依次明显变大 (除Eu急剧减小) , Sm元素相对于其他的轻稀土元素明显增大。样品DX-1、DX-4中重稀土元素的曲线则呈现为增减依次交替的波状形式, 其中DX-1样品中Gd元素最大, 其他重稀土元素与Gd元素相比相对减小, 但DX-1中Tm相对相邻元素Er、Yb增大, 使曲线整体上呈现为右倾的“W”型;样品DX-4中Gd、Dy、Er和Yb元素相对于其他重稀土元素增大, 故其重稀土元素的配分曲线整体上呈现为平缓的“W”型。

样品DX-2、DX-3中除Ce元素, 其他轻稀土元素相对变化不大, 轻稀土元素配分曲线整体上呈现为缓波状分布 (Sm除外) 。整体上来看, 样品DX-2、DX-3的重稀土元素曲线呈现为增减依次交替的波状形式减小。Tb元素相对于Gd元素减小, Tb, Dy, Ho元素依次相对减小。样品DX-4中Ho-Lu元素依次相对减小;样品DX-3中Ho-Lu元素呈现为阶梯状分布, Yb元素相对于相邻元素增大。

样品DX-5与YM轻稀土元素部分具有较好的相似性, 除Eu亏损外, 轻稀土元素缓慢增加, 重稀土元素部分均为波浪形增加, 但YM显然增加趋势更为迅速。

结合上文所述可知, 大寨煤矿研究区煤样中稀土元素相对于上地壳元素配分曲线的不同表现型式, 推测这一曲线型式的形成与热液作用侵入密切相关。

从大寨褐煤煤样上陆壳标准化模式图可以看出:大寨地区褐煤煤样整体都呈现为Ce正异常和Eu负异常。

Ce异常是用来表现沉积介质酸碱度值 (CO2逸度) 或O2逸度的地化指标;另外, 煤中Ce负异常较多地与热液流体作用相联系。勐托新近纪显然与海相沉积无关, 所以其褐煤中的Ce正异常可能与偏氧化的山间湖相沉积环境有关。

煤中Eu负异常一般与物源环境相关, 酸性火成岩Eu显著负异常, 可能与火山灰的输入相关。勐托褐煤的Eu负异常就可能与酸性花岗岩陆源碎屑供应相关。

μg/g

3.3 其他微量元素

由表3可知, 大寨煤6个煤样品中其他微量元素中Ge平均含量最大, 其次为Rb和W;大寨Li、Ge、Rb、Zr、Nb、Hf、Ta、W、Bi元素含量变化范围较大。

与中国煤相比, 大寨煤中除Sc、Ta略高于中国煤及Ga、Ge、Rb、Cs、W、Bi明显高于中国煤外, 其他微量元素普遍低于中国煤, 其中Nb略低, Li、Sr、Zr、Hf则明显偏低。

与世界煤相比, 大寨煤中Li、Sc、Nb略高于世界煤, Zr、Hf偏低于世界煤, Ga、Ge、Rb、In、Cs、Ta、W、Bi明显偏高, Sr则明显偏低。

Ge在大寨地区元素含量变化差异较大, Ge在大寨含量范围是1.17~748.07μg/g, 平均129.17μg/g。

大寨煤型锗矿床的形成不仅原始物源供给有关还与盆地花岗岩基底和花岗岩供应相关, 造成在陆源本身富集Sn、Sb、Th、U、Ga、Rb、Sr、Cs、W、Bi基础上, 通过基底热液作用后又形成了Be、Ni、As、Ge的富集。

4 结论

(1) 与中国及世界煤相比, 大寨煤富集Sn、Sb、Th、U、Ga、Rb、Sr、Cs、W、Bi元素, 原始陆源供给使得这些元素的富集。

(2) 大寨煤富锗煤显著富集Be、Ni、As、Ge, 这与热液作用密切相关。

(3) 大寨煤煤样中REE范围为40.84~267.93μg/g, 平均值137.24μg/g;较勐托煤样大寨稀土元含量明显减少, 并且相对富集重稀土元素。

(4) 褐煤煤样整体都呈现为Ce正异常和Eu负异常。Ce正异常与其沉积环境有关, Eu负异常可能与基地花岗岩供应作用有关。

摘要：为研究云南临沧大寨地区褐煤中微量元素的地球化学特征, 共采集了其6个煤样, 采用ICP-MS和ICP-CCT-MS (AS-Se) 的方法对样品中微量元素的含量进行了测试, 结果表明:与中国煤和世界煤相比, 临沧大寨地区煤中富集Sn、Sb、Th、U、Ga、Rb、Sr、Cs、W、Bi元素;由于受热液作用影响, 大寨富锗煤较富集Be、Ni、As、Ge元素;热液作用造成大寨煤稀土元素总量减少, 且重稀土元素富集;大寨褐煤煤样整体呈现为Ce正异常和Eu负异常。

关键词：临沧,地球化学,微量元素,勐托

参考文献

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稀土元素地球化学特征 篇9

关键词：准和热木音苏木,地球化学分布特征

0前言

准和热木音苏木地区位于内蒙古自治区中北部的边境地区,属于中低山丘陵区,地势比较平坦,海拔高度一般在1000~1200m之间。研究区工业化程度较弱,人类活动对环境的影响程度小,基本上保持了原生环境,对本区进行的地球化学分布特征的研究基本可以达到预期的效果。

1区域地质背景

研究区处于西伯利亚板块东南缘古生代陆缘增生带(Ⅱ级),或为晚古生代泥盆纪陆缘增生带和晚古生代后碰撞构造岩浆岩带(Ⅲ级)区内有两条北东向的主要断裂,在中部以及东北部存在数量较少的其它类型的小型断裂。区内地层由新到老见图1。石炭纪、二叠纪岩浆活动强烈。侵入岩十分发育,由于受到区域构造的控制,大多呈北东向分布。

2区域地球化学特征

2.1景观地球化学特征

依据全国地球化学景观区划分方案(郭志娟等,2015),研究区处在干旱荒漠戈壁残山一级景观区,区内基岩裸露程度较差,区内风沙大,植被不发育,一般被风沙所覆盖,但覆盖程度较浅。研究区内水系不发育,无永久性河流或季节性河流。区内零星分布少量季节性淖尔(湖泊),因为当地气候干燥,降雨量不足,导致绝大部分湖泊为干湖因连年干旱少雨,研究区内风化作用以物理风化作用为主,化学风化作用较弱。区内主要的剥蚀动力是风的吹蚀作用,表生的元素集中或分散与风的剥蚀、搬运和沉积密切相关。研究区总体上可以划分两类地貌景观:区内低缓的山顶形成风蚀地貌,宽阔的沟谷形成风积地貌长时间的干旱少雨及风沙肆虐导致了在局部区域有风选作用,在一些条件下有风选的重矿物覆盖区域。由于化学风化淋滤作用弱,地表分布的岩屑基本可以代表了基岩成分,元素的化学积聚和贫化在本区表现不明显。

2.2土壤地球化学背景特征

根据内蒙古中西部干旱荒漠戈壁景观区的特点,本次工作所采集的样品粒级为-4目~+20目。样品经过分析、处理后的结果见表1。

全区土壤中各元素平均值(表1)与我国干旱荒漠区水系沉积物元素含量值(迟清华等,2007年)相比,As、Sb、Sn、Mo、W相对富集,元素的背景值高于区域元素背景值1.2倍以上;相对贫化的元素较多,有Hg、Cr、Co、Ni、Cu、Zn、Cd、Pb、Au;Bi、Ag元素含量基本无变化。

在相对富集的元素中,Sb、Sn元素的富集程度较高,具有一定的成矿潜力;由于本区出露的基性岩石较少,导致亲硫元素和亲铁元素的背景值较低;As、Sb、Sn、Mo、W、Bi、Ag元素背景值均不低于1.2倍区域背景值,说明本区内亲氧元素相对富集,这是因为本区内出露的大量花岗岩中富含亲氧元素所导致的。

2.3元素空间分布特征

根据16种元素的分析数据,采用三角剖分法绘制地球化学图,图件显示研究区元素空间分布具有如下规律:

Au、Hg在背景表现上较为凌乱,没有明显的高低地球化学场,往往是单点高值,其它元素高背景区全部集中在图幅中部向北东和东西展布区域,围绕准和热木音戈壁和巴润和热木音乌兰推绕木湖盆,在湖盆的边缘断裂和白垩系地层中形成较大区域高背景异常区,与白垩系大磨拐组地层出露位置一致,这也是本区最大和最高的异常区。显然这个高背景区元素种类与大磨拐河组富含As、Cd、Bi、Mo、Sb、Ni、W、Cu、Co、Pb、Zn这些元素有关。除此外在图幅东南角巴彦包尔和西北角迖日其格图诺尔有Mo、Sn、W、Au、Bi、Ag高背景区域。这套元素组合与花岗岩体有关,典型的亲氧元素组合。

Cr、Ni、Co、Cu高背景及异常区主要分布在浅覆盖区,主要分布在木音戈壁和巴润和热木音乌兰推绕木湖盆周围。低背景主要分布在风蚀残积区,图幅的西北部和南部。

2.4元素组合特征

为了加深了解区内的元素组合特征,对研究区的元素数据进行了R型聚类分析(图2),图中显示在相关系数大于0.5置信区间共有4套大的元素组合:

1)As-Mo-Sb元素组合,反映意义是本区有Mo的成矿作用活动，目前在查干敖包西已发现Mo矿点,目前正在勘查。同时也说明成矿作用伴有富矿化剂As、Sb热液活动,As、Sb是本区寻找Mo矿的重要指示元素。一般分布在花岗岩或花岗正长岩中的岩脉中。

2)Bi-Sn-W-Zn-Pb元素组合,这套元素组合代表了酸性花岗岩组合,本区在花岗岩分布区紧密共生,与区内分布大量花岗岩特征相符。说明这套元素组合在酸性侵入岩具有较高的含量,彼此互为共生关系,在成矿作用下可以形成以W、Sn、Bi为主并伴有Zn、Pb类型矿床。

3)Hg-Ag-Au元素组合,与其它元素组合的相关系数较小,说明这套组合与分布地层关系不大,相比较与基性元素组合更为关系密切一些。组合与本区的断裂有关,也与本区的小规模的热液活动有关,由于含量较低没有形成规模,往往呈分散状态分布于本区。

4)Co-Ni-Cu-Cd-Cr元素组合,这是较为典型的中基性岩石成矿元素组合,形成这套组合的与宝力高庙组安山岩及泥鳅河组地层有关,这套地层是中基性火山岩富含铁族元素,由于来源于上地幔和下地壳又富含Cu元素,可能形成与基性岩有关的成矿类型为Fe-Cu矿床。

3结论

研究区成矿潜力较大的元素为Cu、Mo、Sb、Pb、Zn,为本区最主要的成矿元素。其中Mo、Cu是该区成矿的主要矿种,As、Sb、Hg是重要的指示元素。研究区主要的两大岩性微量元素组合是:基性火山岩富Cr-Ni-Co组合,花岗岩富Zn-Pb-W-Sn-Bi组合。建议对该地区开展进一步的详查工作。

参考文献

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稀土元素地球化学特征 篇10

月牙山地区出露中、下侏罗统地层, 发育大套泥页岩, 其厚度大于250 m。以月牙山剖面为基础, 通过对其泥页岩地球化学特征分析, 揭示其地质学沉积意义, 这对于该区有利区的划分具有重要指示作用。

1 区域地质概况

柴达木盆地阿尔金山前带位于阿尔金走滑断裂带东南, 其北以阿拉巴斯套山与柴达木盆地北部块断带相隔, 东至牛鼻梁子, 包括狮子沟、七个泉、红柳泉、红沟子、咸水泉、干柴沟、月牙山等七个地面构造带[4] (图1) 。研究区侏罗系地层分布完整, 其连续厚度较大[5]。

晚三叠世末期发生了印支运动, 结束了柴达木盆地长期隆起的状态。早中侏罗世, 阿尔金山还未隆起, 开始接受沉积, 是主要的沉积区, 其近东西向的同生正断层控制着沉积相和沉积体系的展布[6]。此时该区湖相、河流相和沼泽相较为发育, 沉积物以暗色泥页岩为主。

2 沉积环境分析

2.1 样品采集与测试

研究区样品主要采集于柴达木盆地阿尔金山前月牙山剖面 (图2) 。采集层位为中、下侏罗统。月牙山侏罗系岩性主要为:黑色页岩、灰绿色泥岩和灰绿色细砂岩。上段为大套页岩夹少量灰绿色砂岩, 中段为灰黑色泥岩和黑色页岩, 下部主要为灰绿色细砂岩。样品主要采集的是页岩及少量暗色泥岩, 总共48件样品。

样品分析测试主要是通过NITON系列XRF元素分析仪以及RSI厂家的RS-125型伽马能谱仪完成的。表1中的元素值为其地壳丰度标准化后的测试统计结果, 其中元素的地壳丰度值参考黎彤的数据[7], 表中某元素 (用X表示) 的富集系数EF (EFX元素= (X/Al) 样品/ (X/Al) 地壳平均泥页岩) , EFX元素>1, 表明该元素相对富集, 反之亏损[8—11], ΔU=2U (U+Th/3) [12] (式子中Al、U、Th分别表示铝、铀、钍元素含量) 。

2.2 地球化学特征

2.2.1 元素与沉积环境

前人研究表明, 沉积物中的某些元素能够定量地被搬运, 并在沉积成岩作用的过程中有规律地保存、分布以及局部相对富集, 这些元素具有反映沉积环境的元素标志, 可以用于恢复原始沉积条件。元素的迁移能力取决于它的内部因素及外界的物理化学条件。通常元素的迁移能力直接受控于外界物理化学条件, 主要反映在不同沉积环境的沉积物元素富集的差异上。受风化淋滤作用及在岩性单一和稳定的母岩情况下, 河流相中的泥质岩元素化学性质不活泼、不易溶于水, 而这些元素则能相应的聚集在湖相泥质岩中, 可通过聚集的量近似地表示元素本身的迁移程度。同时, 考虑到河流入湖后, 元素以离子形式或胶体溶液迁移的容易发生化学分异沉淀, 并且元素及其化合物的迁移能力受水介质化学性质的控制, 深湖相沉积就成为一定水化学环境下迁移元素的最终富集地。因而, 可根据泥质岩中元素的比值指示河流相、深浅湖相沉积环境。按此规律, 迁移能力最强的Ⅰ类元素应是湖控泥质岩相对富集的元素 (包括:钙 (Ca) 、锶 (Sr) 、锰 (Mn) 、镁 (Mg) ) , Ⅲ类元素应是河流相泥质岩相对富集的元素 (包括:锌 (Zn) 、铜 (Cu) 、钡 (Ba) ) , Ⅱ类元素在过渡带泥质岩中富集 (铁 (Fe) 、钾 (K) ) (表2) 。Ⅰ类元素和Ⅲ类元素的比值可以作为良好的沉积环境指示参数[13]。

沉积岩中元素的分布和富集与形成时的环境以及古水深与沉积时期的氧化还原条件具有一定的相关性, 因而可利用某些相关元素的比值反映出沉积时期的氧化还原条件, 来恢复沉积环境古水深变化。钒 (V) 和铀 (U) 元素受泥页岩的强吸附作用使得在岩石中强烈富集, 钍 (Th) 元素在自然界中只以+4价的钍盐存在, 化学性质稳定, 难受氧化还原条件影响, Th4+与U4+关系密切, 常导致缺氧还原条件中高的U/Th比值, 沉积时水体较深。V和U元素还易富集于生物细菌和还原环境中, 而铬 (Cr) 元素在氧化环境中相对富集, 因此往往导致氧化环境中低的V/Cr比值, 还原环境中高的V/Cr比值。此外, 利用铀总量及自生铀量关系建立ΔU值, ΔU=2U/ (U+Th/3) , 若ΔU>l, 判断为缺氧还原环境, 反之为富氧氧化环境[14,15] (表3) 。

1) 元素迁移能力分析。

表1测试统计结果及表2的元素迁移能力分类表明, 纵向上, 样品中有迁移能力的元素具有以下特征: (1) 前29个样品, 迁移能力最强的Ⅰ类元素Ca、Mn、Sr、Mg的富集系数平均值分别为:1.322、1.310、1.124、1.243, 均大于1;较易迁移的Ⅱ类元素Fe、K的富集系数平均值分别为:0.331、0.404, 均小于1;难迁移的Ⅲ类元素Zn、Cu的富集系数平均值分别为:0.388、0.557, 均小于1; (2) 后19个样品, 难迁移的Ⅲ类元素Zn、Cu的富集系数平均值分别为:0.620、0.632, 小于1;较易迁移的Ⅱ类元素Fe、K的富集系数平均值分别为:0.726、0.810;迁移能力最强的Ⅰ类元素Ca、Mn、Sr、Mg的富集系数平均值分别为:0.351、0.218、0.159、0.342, 小于1;相比之下, 较易迁移的Ⅱ类元素相对比较富集。

由元素迁移能力分析推测:前29个样品, 迁移能力最强的Ⅰ类元素相对富集, 表明当时的沉积环境为湖湘沉积;后19个样品, 较易迁移的Ⅱ类元素相对富集, 而Ⅰ类元素和Ⅲ类元素不富集, 表明当时的沉积环境为河流相与湖湘过渡相沉积。

2) 氧化还原环境分析。

测试统计分析结果表明 (表1和表3) , 垂向上, 可反映氧化还原环境元素的比值具有以下特征: (1) 前27个样品, V/Cr的比值大于2, 后21个样品, V/Cr的比值小于2; (2) 前28个样品, U/Th的比值大于0.75, 后20个样品, U/Th的比值小于0.75; (3) 前33个样品, ΔU的值大于1, 后15个样品, ΔU的值小于1。

由氧化还原元素比值分析推测:前28个样品, V/Cr的比值大于2, U/Th的比值大于0.75, ΔU的值大于1, 表明当时沉积环境为缺氧还原环境;后20个样品, V/Cr的比值小于2, U/Th的比值小于0.75, ΔU的值小于1, 表明当时沉积环境为富氧氧化环境。

3) 沉积环境古水深变化。

根据元素的迁移能力以及元素氧化还原环境比值分析, 研究区在沉积时期, 水体深度有较大的变化。在下侏罗统时期, 沉积环境为富氧氧化环境, 水体较浅, 为河流到浅湖相变迁的滨浅湖相沉积;而后, 在中侏罗统时期, 水体变深, 沉积环境为半深湖相沉积 (图3) 。

2.2.2 有机碳含量

月牙山剖面主要为一套累计厚度约280 m的黑色页岩, 主要分布在上段, 有机碳的含量主要分布在1.27%~4.41%, 有机碳平均值为2.53%, 有机碳>1%页岩厚度达到250 m, 生烃潜量为0.36~1.74mg/g, 平均值为0.8 mg/g, 有机质类型以Ⅱ2为主 (表4) 。从有机质丰度看, 月牙山剖面中下侏罗统烃源岩有机质丰度较高, 生烃潜力较大, 为较好的页岩气源岩。

综上所述, 下侏罗统泥页岩展布受沉积相控制, 在月牙山构造带泥页岩厚度较薄, 缺乏大套有效泥页岩发育。在月牙山构造带, 下侏罗统地层发育较少, 泥页岩厚度在20~30 m, 整体厚度较薄。整体上表现为向北东至月牙山构造带暗色泥页岩厚度减少, 直至尖灭。中侏罗统时期由于受到构造运动的影响, 盆地发生差异升降运动, 在月牙山地区相对下沉, 导致沉积中心向东向北转移至月牙山地区。总体表现为向北收缩, 向东扩展, 沉积范围向北收缩至清水河一线以北地区, 向东扩展至月牙山地区。依据地震资料和沉积相分布, 推测月牙山地层为厚度中心。中侏罗统暗色泥页岩累计厚度较大, 在280 m以上, 存在连续厚度大于250 m的暗色泥页岩层段。

3 结论

(1) 迁移能力最强的Ⅰ类元素较为富集 (Ca、Mn、Sr、Mg的富集系数平均值分别为:1.322、1.310、1.124、1.243) , 推断阿尔金山前月牙山泥页岩主要为湖相沉积;V/Cr的比值大于2, 推断沉积环境主要为还原环境;U/Th的比值大于0.75, 推断当时沉积时水体较深。

(2) 阿尔金山前月牙山中下侏罗统气候潮湿温暖, 下侏罗统以灰绿色细砂岩为主, 中部暗色泥页岩发育, 沉积环境主要为还原环境, 有利于有机质的保存和烃源岩的生成。

(3) 研究区的烃源岩有机碳含量平均值为2.53%, 有机质类以Ⅱ2型为主, 部分为Ⅱ1型, 处于生排烃高峰期的成熟阶段, 生烃能力较强, 拥有良好的油气勘探前景。

参考文献

稀土元素地球化学特征 篇11

1 实验与方法

1.1 研究对象

本研究以珠三角地区不同类型铺装道路扬尘PM10为研究对象。

1.2 采样情况

参考美国环保署推荐的AP-42方法的采样规范[7], 采用优化布点法进行布点, 使用真空吸尘器吸取一定面积的道路路面积尘, 尘袋为环保纸袋, 吸尘后密封尘袋并贴好标签, 放入密封袋中。根据区域覆盖性原则和道路类型的样品代表性原则, 共采集了21个道路扬尘样品。

1.3 样品分析

将现场采集的扬尘样品送回实验室后, 在105°C条件下进行烘干。把20目、100目、200目标准筛和托盘由上而下叠层放置, 将样品至于20目筛上, 然后在WQS振动筛上振动过筛。由于通过200目的扬尘中含有粒径超过10μm的颗粒物, 因此需要将通过200目的样品再悬浮处理, 通过大气PM10切割器分离并采集道路扬尘中的PM10样品。

PM10样品收集后, 需要对样品进行一系列的预处理, 具体操作:截取一定面积的滤膜至于消解罐中, 加入5m L HNO3和1m L HF, 加盖, 预消解1h, 再加4m L HNO3和2m L H3BO3, 消解40min, 消解完全后自然冷却至室温, 消解液蒸发并除酸, 过滤消解液至50m L容量瓶中, 用1%硝酸洗涤溶样杯3-4次, 过滤合并洗涤液, 定容, 摇匀备用。然后对预处理后的PM10样品采用ICP-MS法分析扬尘PM10样品的元素成分。

2 结果与讨论

并结合空白样品的分析数据, 对样品的实验结果进行数据分析和处理, 计算得到整张膜上对应成分的浓度数据, 通过归一化处理建立珠三角地区道路扬尘PM10的化学元素组分特征谱, 如表3-1所示。

将表3-1的数据作图如下:

由表3-1和图3-1可知, 珠三角地区道路扬尘PM10化学元素组分以元素Si的含量最高, 为14.55%±12.70%, 这主要是由于道路扬尘的主要来源是土壤尘的转移, 而土壤中Si元素的含量也相对较高, 因此, 该分析结果具有科学性, 能反映客观的情况;其次, Fe元素的含量高居第二, 含量为11.73%±6.89%, 而Al、K和Na元素的含量也相对较高, 分别为6.03%±4.10%, 5.98%±3.27%和2.36%±1.18%;同时, 对于道路扬尘PM10含量较高的成分, 如Si、Fe、Al等, 其对应的偏差值也较大, 说明珠三角地区不同城市的道路扬尘成分特征存在明显的差异性, 与Watson等人在美国的研究成果类似, 这主要是因为道路扬尘的来源较为广泛且复杂, 而珠三角地区各城市虽然同处于一个经济大圈中, 但是各城市的社会和经济发展不同, 工业和产业结合的差异也非常大, 广州作为一个古老的经济发展大城, 随着经济的发展, 工业源排放的影响逐渐得到控制, 但机动车尾气排放的影响也日益凸显, 而深圳作为高新科技产业发展的城市, 机动车尾气排放也是较大的影响因素之一, 随着双专业战略的实施, 珠三角地区的工业工厂逐渐转移到惠州等地, 使得这些地方的大气颗粒物污染复杂化;另一方面, 随着经济的发展, 珠三角地区各城市的建筑施工和道路施工速度得到加快, 施工规模也迅速扩大, 施工扬尘沉降到交通路面, 成为道路扬尘的重要来源之一, 也直接影响了该地区的道路扬尘排放。

3 结语

目前暂无对珠三角地区道路扬尘PM10化学元素组分特征的研究, 因此本文在该领域的探索具有一定的科学意义, 而由于各种原因, 本文在研究道路扬尘PM10化学元素组分方面还需继续完善。在后续的研究中, 可重点通过提高道路类型的覆盖率、增加道路扬尘样品的数量、完善样品的时间和空间代表性等方面来完善珠三角地区铺装道路扬尘PM10的化学元素组分特征体系。

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