南海琼东南盆地沉积物地球化学特征及其反映的甲烷微渗漏作用

吴能友1　叶瑛2　邬黛黛2　刘坚1　张平萍2　蒋宏晨3　董海良3　张欣1　张学华1　雷知生1

（1.广州海洋地质调查局 广州 510075 2.浙江大学地球科学系 杭州 310027 3.美国迈阿密大学地质系 俄亥俄 45056 美国）

第一作者简介：吴能友，男，1965年生，博士，现任广州海洋地质调查局副总工程师，教授级高工，主要从事海洋构造地质、第四纪地质与环境、水合物调查研究。

摘要 研究所用样品由“海洋四号”船于2005年8月在三亚市SEE 方向约150km处采取。XRD和扫描电镜观察表明样品普遍存在自生碳酸盐、硫酸盐和草莓状（framboidal）黄铁矿。自生矿物组合和显微结构特征与冷泉沉积物类似，属微生物成因。孔隙水中Mg2+、Ca2+和硫酸根的浓度均有随深度增加而降低的趋势，说明这些组分在成因过程中被消耗。成岩反应过程中的溶解二氧化碳可能来自甲烷的厌氧氧化。样品中硫酸根的消耗主要和硫酸盐矿物沉淀有关，而非硫酸根还原。这意味着造成沉积物中黄铁矿大量沉淀的还原态硫并非来自采样深度，它和甲烷及Ba2+一样，均来自地层更深处。

关键词 自生矿物 甲烷渗漏 早期成岩作用 琼东南盆地

海底甲烷渗漏是一种重要的地质现象。在大陆架和大陆坡，甲烷是冷泉流体的主成分之一［1～2］。富甲烷的冷泉可以看作是石油、天然气、天然气水合物在海底的露头，是勘查海底油气资源的重要线索。此外，甲烷所引起的温室气体效应是二氧化碳的十几倍，在自然环境中经由地质作用排放的甲烷所引起的环境增温效应，可能远远超过了人为排放的二氧化碳［3］。因此，以冷泉为主要形式的甲烷渗漏近年来引起了学术界的广泛关注。

冷泉一般和断裂、底辟、泥火山等构造现象有关，是一种大规模流体排放。除这种形式的甲烷渗漏外，地层中承压流体的扩散作用、有机质生物分解和热解等作用都会引起甲烷朝沉积物～海水界面运移，与此有关的甲烷微渗漏目前尚未引起注意，但它对海底资源勘查和海气相互作用研究同样具有重要意义。为此我们研究了采自琼东南盆地的柱状沉积物样品，从中发现了和甲烷渗漏区类似的矿物学、地球化学和地质微生物学记录。

1 地质背景与样品来源

样品由海洋四号于2005年8月执行HY4-2005-5 航次时采集。采样点的地理坐标为：111°3.71′E，18°1.73′N，水深1508m，位于海南岛三亚市SEE方向约150km处。地质构造单元属琼东南盆地的松西坳陷带，海底地形为平坦陆坡。样品用重力活塞式取芯器采集，样品总长度4.9m，为半流动性粉砂质软泥、粉砂质粘土，含少量有孔虫。

琼东南盆地位于南海西北部，发育在海南岛隆起和西沙隆起之间（图1）。钻井资料显示，琼东南盆地前新生代基底可以和海南岛的同期地层对比，由古生代变质岩、白云岩，白垩纪中酸性花岗岩、闪长岩和火山碎屑岩组成，属于华南地块的组成部分［4］。琼东南盆地的发育始于30～24Ma前，盆地主要为广阔陆表海和陆架陆坡沉积体系，最大沉积厚度为12000余米［5］。

图1 采样站位与地质背景示意图

Fig.1 Map of site and geological background of sample

琼东南盆地第四纪泥沙质沉积厚度巨大，并富含有机质，为烃类气体提供了丰富来源［6］。盆地内普遍具有高地温梯度［7］和异常高压［11］，有利于烃类气体的形成及扩散运移。自20世纪80年代在琼东南盆地进行油气勘探以来，先后发现了一批天然气田和含油气显示的构造圈闭，何家雄等［8］把琼东南盆地的富甲烷气体划分为生物—低熟过渡带气、正常成熟热成因油气、和热成因过成熟油气三种类型。盆地内天然气水合物的聚集条件亦得到充分肯定［9］。盆地内部分地区已发现了泥火山、泥底辟、气烟囱等与甲烷渗漏流有关的构造［6，10］，但在采样区附近尚未有这些现象的报道。

2 实验与测试方法

样品到达甲板后即连同样品衬筒锯成约80cm的长度，两端用塑料盖与胶带密封，并置于温度为4℃的甲板冷库保存。海洋四号靠岸后在广州地质调查局化学分析实验室对样品进行分割，每隔10cm在柱状样的中部提取一个子样。全部操作在氮气保护下进行，避免接触空气。分割后的子样密封在玻璃培养瓶中，4℃冷藏保存。进一步实验在美国Miami大学完成。

对柱状沉积物样品作了如下分析：

1）XRD（X射线衍射）分析：取适量样品在60℃烘箱中干燥，研磨至小于200目，用美国Scintag公司的XGEN-4000型X-ray衍射仪获取样品的衍射曲线，扫描范围5°～70°，扫描速度2°/min。

2）SEM（扫描电镜）观察：取少许样品在液氮中冷冻后抽真空直至脱水干燥，将块状样品轻轻压碎，用碳胶固定在样品托上，喷金后在扫描电镜下观察沉积物的显微结构。

3）孔隙水的提取与分析：样品置于离心管中，高速离心后分离上清液，用HPLC（High Performance Liquid Chromatography，即高性能液相色谱仪）and DCP（Direct Current plasma emission spectrometry，即等离子光谱仪）分别测定提取液中的阴离子和阳离子含量。

3 结果与讨论

3.1 沉积物中的自生矿物及其显微结构

XRD分析结果显示，所研究的沉积物样品中主要矿物为石英、钠长石、伊利石、高岭石，其次为磁绿泥石、白云母、钾长石、方英石等。除这些典型的陆源碎屑矿物外，XRD在样品中还发现有碳酸盐、硫酸盐、黄铁矿和水镁石（表1）。在扫描电镜下这些矿物具有完整的晶型，面、角、棱等结晶要素保存完好，显然没有经历过搬运和磨蚀，除方解石外，它们都是原地形成的自生矿物。

表1 琼东南盆地采样站位沉积物中的自生矿物组合　Table1 Complicated authigenic mineralS in the Sediment from Qiongdongnan BaSin

XRD检出的碳酸盐类矿物有：

方解石（Calcite，卡片号86-174），代表性衍射峰为：3.3，2.49，2.28，2.30Å；

高镁方解石（Mg-calcite，卡片号71-1663），代表性衍射峰为：3.00，2.26，1.89，1.85Å；

三水菱镁矿（Nesquehonite，卡片号20-669），代表性衍射峰为：6.48，3.85，2.62，3.03Å；

菱镁矿（Magnesite，卡片号 80-101），代表性衍射峰为：2.746，2.099，1.708，1.702Å；

菱铁矿（Siderite，卡片号83-1764），代表性衍射峰为：3.59，2.79，1.73Å。

方解石是沉积物的主要成分之一，大部分为有孔虫壳体，属生物成因。高镁方解石和三水菱镁矿在XRD衍射图谱上较常见，菱镁矿和菱铁矿仅在个别样品中的XRD图谱可以识别。部分方解石具有文石假象，在扫描电镜下这种方解石呈针状、纤维状碳酸盐集合体产出，能谱显示为碳酸钙，从晶型和结晶习性上看为文石，但在XRD衍射图谱上未见文石衍射峰，可以认为它们在形成时是文石，但在早期成岩作用转变成了方解石，并保留了文石假象。一般认为这种针状、纤维状文石在成因上和嗜甲烷微生物的代谢作用有关。Sassen等［12］在冷泉碳酸盐中发现针状文石、球状黄铁矿与菌丝、沥青共生；细菌触发并促进自生碳酸盐沉淀业已被培养实验所证实［13～14］。Ehr1ich［15］通过实验室细菌培养，得到了针状文石的半球状、哑铃状集合体。在扫描电镜下还见有碳酸盐微晶被菌丝粘结所形成的球状体，进一步说明碳酸盐集合体和微生物之间存在某种成因联系。高镁方解石和三水菱镁矿在扫描电镜下为自形菱面体晶型，通常包覆在颗石藻、硅藻等生物壳体表面。

在活动和被动大陆边缘的甲烷渗漏区周围，自生碳酸盐是普遍存在的沉淀物［12～22］。此类碳酸盐沉积因具有特殊的显微结构特征，被认为和地质历史上的甲烷渗漏或水合物分解有关［2，16］。尽管在采样站位尚未发现有冷泉等大型甲烷渗漏，但沉积物中复杂的碳酸盐类自生矿物组合说明孔隙水中含有丰富的重碳酸根，甲烷微渗漏及其氧化是重碳酸根的可能来源。

XRD检出的硫酸盐类矿物有：

重晶石（Barite，卡片号78-1224），代表性衍射峰为：4.28，3.71，2.62，2.24Å；

硬石膏（Anhydrte，卡片号 37-1496），代表性衍射峰为：3.50，2.85，2.33，2.21Å；

石膏（gypsum，卡片号21-816），代表性衍射峰为：7.61，4.28，2.87，2.68Å。

在扫描电镜下重晶石呈短柱状，全自形结构。在ODP秘鲁陆缘684站位和日本海799站位钻孔中含有自生重晶石微晶，它们比海水更富含34S（δ34S比值高达+84%o）。Torres等人［23］在解释这类重晶石的成因时认为，Ba的来源和海洋生物成因的重晶石在硫酸盐还原带被活化有关，所形成的Ba2+离子随流体迁移，随后在成岩过程沉淀在流体扩散的前锋带。在秘鲁和俄罗斯Okhotsk海冷泉区，重晶石是冷泉沉淀物的主矿物相。自生重晶石与碳酸盐的相对丰度，在一定程度上反映出孔隙流体中甲烷与Ba2+离子的相对含量。A1oisi等人［21］通过理论模式计算认为，甲烷流量大时，沉淀物以碳酸盐为主；甲烷通量小、而Ba含量高时，则有大量重晶石沉淀。采样站位普遍存在的重晶石一方面说明流体扩散作用的存在，此外也说明孔隙水中甲烷含量不高。石膏和硬石膏在扫描电镜下呈板条状，全自形结构。自生石膏和硬石膏的存在说明孔隙水中仍有较高的硫酸根含量。

XRD在大多数样品中都发现有黄铁矿（Pyrite，卡片号71-2219），代表性衍射峰为：2.709和2.423°A。在扫描电镜中，黄铁矿呈单颗粒散布在沉积物中，或者呈草莓状集合体产出。对草莓状黄铁矿的成因尚有不同认识。一方面沉积物中的草莓状黄铁矿常与微生物化石和细菌群体伴生，但在热液、火山热液矿石中也常见有类似的结构，使微生物成因说受到怀疑［17］。但从最近报道的草莓状黄铁矿硫同位素组成来看，沉积物和低温热液沉淀物中草莓状黄铁矿的δS34均为很大的负值，说明这类黄铁矿中的硫来源于细菌还原的海水硫酸盐［17～19］。

3.2 孔隙水的化学成分与成岩反应

琼东南采样站位孔隙水的化学成分列于表2。其中氨离子浓度随深度增加而明显升高，可能和微生物代谢作用有关。镁离子随深度增加略有降低的趋势，而钙离子随深度增加而降低的趋势更加明显。反应在Mg/Ca比值上，该比值与深度有明显的正相关关系（图2）。其可能原因是，由于重碳酸根的带入，孔隙水中 Ca2+离子的沉淀速率要高于Mg2+离子。从矿物的溶解～沉淀平衡角度上看，碳酸钙的容度积远小于碳酸镁，前者更易于从溶液中沉淀。孔隙水中Ca、Mg的消耗，以及自生矿物组合中普遍存在方解石（具文石假象）、高镁方解石、三水菱镁矿等碳酸盐，说明在成岩反应过程中的有溶解二氧化碳的补充，而溶解二氧化碳可能来自甲烷的厌氧氧化。

表2 琼东南盆地采样站位沉积物中孔隙水的化学成分（mg/L）　Table2 Chemical compoSitionS in pore Water of the Sediment from Qiongdongnan BaSin（mg/L）

图2 孔隙水中Mg/Ca比值与深度关系

Fig.2 Relation between Mg/Ca and depth in pore Water

孔隙水中硫酸根浓度与深度关系

Relation between concentration and depth

在阴离子含量上，采样站位的硫酸根含量随深度增加呈现出递减趋势（图2），反映出硫酸根在成岩作用中被消耗。和甲烷渗漏区相比，研究区沉积物中的硫酸根梯度十分平缓，硫酸根/甲烷界面（即SMI）远在采样深度之下。孔隙水中硫酸根的消耗有两种可能的方式：被硫酸根还原菌还原为H2S，或者是呈硫酸盐沉淀。鉴于微生物基因测试在样品中未发现硫酸根还原菌的基因序列［20］，因此图2反映的硫酸根消耗最大可能是呈硫酸盐沉淀，XRD和扫描电镜观察到的自生重晶石、石膏和硬石膏为此提供了直接证据。这同时意味着，造成沉积物中黄铁矿大量沉淀的还原态硫并非来自采样深度，硫化氢和甲烷一样，可能来自地层更深处。

4 结论

综合自生矿物组合以及孔隙水化学成分及其代表的成岩反应，对研究区甲烷微渗漏的地质和地质微生物记录作如下总结：

1）XRD和扫描电镜在样品中观察到了多种自生碳酸盐矿物，如：具文石假象的方解石、高镁方解石、三水菱镁矿、菱镁矿、菱铁矿等。其中文石～方解石的显微结构特征与冷泉碳酸盐类似，属微生物成因。沉积物中复杂的碳酸盐类自生矿物组合说明孔隙水中含有丰富的重碳酸根，重碳酸根的来源以及碳酸盐的沉淀和嗜甲烷微生物有成因联系。

2）样品中普遍存在重晶石、硬石膏、石膏等硫酸盐矿物。自生重晶石的形成和来自深部硫酸根还原带的Ba2+离子随流体迁移，并沉淀在流体扩散的前锋带有关，自生矿物中重晶石与碳酸盐的相对丰度，在一定程度上反映出孔隙流体中甲烷与Ba2+离子的相对含量，从这一意义上说，研究区孔隙水中甲烷浓度不高。

3）孔隙水中Mg2+、Ca2+浓度均有随深度增加而降低的趋势，后者更为明显。这一趋势反映了Ca、Mg在成因过程中被消耗，与XRD和SEM观察到的自生碳酸盐沉淀相一致，说明在成岩反应过程中的有溶解二氧化碳的补充，而溶解二氧化碳可能来自甲烷的厌氧氧化。

4）孔隙水中的硫酸根含量亦具有随深度增加而降低的趋势。和甲烷渗漏区相比，研究区沉积物中的硫酸根梯度十分平缓，硫酸根/甲烷界面（即SMI）远在采样深度之下。样品中硫酸根的消耗主要和硫酸盐矿物沉淀有关。这意味着造成沉积物中黄铁矿大量沉淀的还原态硫并非来自采样深度，它和甲烷及Ba2+一样，可能来自地层更深处。

参考文献

［1］Peckmann，J，Reimer，A，Luth，U.，et al.Methane-derived carbonatesand authigenic pyrite from the northWestern Black Sea.Marine Geology，2001，177：129～150

［2］Pierrea，C，Rouchy，J M.Isotopic compositions of diagenetic dolomites in the Tortonian marls of the Western Mediterranean margins：evidence of past gas hydrate formation and dissociation.Chemical Geology，2004，205：469～484

［3］Etiope，G.New Directions：GEM—Geologic Emissionsof Methane，the missing source in the atmospheric methane budget.Atmospheric Environment，2004，38：3099～3100

［4］钟志洪，王良书，李绪宣等.琼东南盆地古近纪沉积充填演化及其区域构造意义.海洋地质与第四纪地质，2004，24（1）：29～36

［5］黄保家.琼东南盆地天然气潜力及有利勘探方向.天然气工业，1999，19（1）：34～40

［6］吴必豪，张光学，祝有海等.中国近海天然气水合物的研究进展.地学前缘，2003，10（1）：177～188

［7］刘建章，王存武.莺-琼盆地热流体及油气地质意义.天然气勘探与开发，2004，27（1）：12～15

［8］何家雄，夏斌，孙东山等.琼东南盆地油气成藏组合、运聚规律与勘探方向分析.石油勘探与开发，2006，33（1）：53～58

［9］何家雄.天然气水合物研究进展和南海北部勘探前景初探.海洋石油，2003，23（1）：57-64

［10］陈多福，李绪宣，夏斌.南海琼东南盆地天然气水合物稳定域分布特征及资源预测.地球物理学报，2004，47：483～489

［11］王敏芳.琼东南盆地超压特征及超压体与油气分布的关系.海洋石油，2003，23（1）：15～21

［12］Sassen，R，Roberts，H H，Carney，R，et al.Free hydrocarbon gas，gas hydrate，and authigenic minerals in chemosynthetic communities of the northern Gu1f of MeXico continental slope：relation to microbial processes.Chemical Geology，2004，205：195～217

［13］Van Lith，Y，Warthmann，R，Vansconcelos，C，et al.Microbial fossilization in carbonate sediments：a result of the bacterial surface involvement in dolomite precipitation.Sedimentology，2003，50：237～245

［14］Wright，D T，Wacey，D.precipitation of dolomite using sulphate-reducing bacteria from the Coorong Region，South Australia：significance and imp1ications.Sedimentology，2005，52：987～1008

［15］Ehr1ich，H L.Microbial formation and degrafation of carbonates.Geomicrobiology，4thedition，Marcel Dekker，Inc.，New York，2002，PP 183～228

［16］Cavagna，S，Clari，p，Martire，L.The role of bacteria in the formation of cold seep carbonates：geological evidence from Monferrato（Tertiary，NW Italy）.Sedimentary Geology，1999，126：253～270

［17］Butler，I B，Rickard，D.Framboidal pyrite formation via the oXidation of iron（II）monosulfide by hydrogen su1phide.Geochimica et Cosmochimica Acta，2000，64（15）：2665～2672

［18］Wilkin，R T，Arthur，M A.Variations in pyrite teXture，sulfur isotope composition，and iron systematics in the Black Sea：Evidence for Late pleistocene to Holocene eXcursions of the O2-H2S redoX transition.Geochimica et Cosmochimica Acta，2001，65（9）：1399～1416

［19］A1fonso，P，prol-Ledesma，R M，Canet，C，et al.Sulfur isotope geochemistry of the submarine hydrothermal coastal vents of punta Mita，MeXico.Journal of Geochemical E”ploration，2003，78-79：301～304

［20］Jiang，H C，Ye，Y，Dong H L，Wu，N Y，Zhang，C L，Microbial Diversity in the Deep Marine Sediments from the Qiongdongnan Basin in South China Sea.Western pacific Geophysics Meeting，24-27 July 2006，Beijing

［21］Aloisi，G，Wallmann，K，Bollwerk，S M，et al.The effect of dissolved barium on biogeochemical processes at cold seeps.Geochimica et Cosmochimica Acta，2004，68（8）：1735～1748

［22］Teichert，B M A，Bohrmann，G，Suess，E.Chemohermson Hydrate Ridge-Unique microbially-mediated carbonate build-ups groWing into the Water column.palaeogeography，palaeoclimatology，palaeoecology，2005，227：67～85

［23］Torres，M E，Brumsack，H J，Bohrmann，G，et al.Barite fronts in continental margin sediments：A neW look at barium remobilization in the zone of sulfate reduction and formation of heavy barites in diagenetic fronts.Chemical Geology，1996，127：125～139

Geochemical CharacteriSticS of SedimentS from SoutheaSt Hainan BaSin，South China Sea andMicro-Methane-Seep Activity

Wu Nengyou1　Ye Ying2　Wu Daidai2　Liu Jian1　Zhang PingPing2　Jiang Hongchen3　Dong Hai1iang3　Zhang Xin1　Zhang Xuehua1　Lei Zhisheng1

（1.Guangzhou Marine Geology Survey，Guangzhou 510075；2.Department of Earth Sciences，Zhejiang University，Hangzhou 310027；3.Department of Geology，Miami University，OXford，Ohio 45056，USA）

AbStract：The researched samples Were taken from Qiongdongnan Basin，some 150kmin the SEE of Sanya.Complicated authigenic minerals Were identified by XRD and SEM，such as miscellaneous carbonates，sulphates and frambiodal pyrite.The assemblage and fabric characters are similar to what being found in cold-seep sediments，Which is thought to be related With microorganisms fueled by dissolved methane.There is a tendency that Mg2+，Ca2+ and content in pore water decreased with depth.The cations are consumed in diagenesis ascarbonates，With the dissolved CO2be supplied by anaerobic methane oxidation.The anion Was precipitated as sulphate，instead of being reduced.This means that H2S to form frambiodal pyrite is from depth，the same as methane and Ba2+.

Key WordS：Authigenic minerals Methane seep Early diagenesis Qiongdongnan Basin

由于石棉种类很多，矿物成分和化学组成不同，不同种类的石棉，物理性质和化学性质也都不同，致使石棉具有诸多的优良特性。

一、石棉纤维的劈分性

1.蛇纹石石棉

蛇纹石石棉纤维几乎具有可以无限劈分的性质，能劈分成柔韧微细的纤维，在电子显微镜下可以观察到无数彼此平行的微细管状纤维，纤维直径约为2×10－5mm。石棉纤维的劈分难易程度与石棉种类和产状有关，直接影响到工业利用和选矿时石棉的分解难易。一般劈分性好的纤维，可以劈分得比蚕丝还要细，理论上甚至可达到其结晶时的硅氧链状组成的“细管状体”，但是实际上是不可能的。影响纤维劈分性的原因主要有:化学成分、结晶程度、含吸附水的多少、应力破坏、矿石中某些物质的加入等。不同矿床类型或矿石类型纤维的劈分性不同，同一类型不同地质环境下形成的石棉矿石其劈分性也有差异。

目前鉴别石棉纤维可劈分性的方法有:手掰法、捻搓法或机械研磨法等简单的方法，主要用此判断石棉劈分成纤维束、丝的难易程度，确定其可劈分性是否良好。也有以石棉纤维的最小直径(纤维细度)来衡量石棉的可劈分性。纤维细度通常利用透射电镜或扫描电镜拍摄的显微照片经实测得出还有以单位质量(g或mg)内含有纤维的根数或以单位截面积(mm2)内能剥分出纤维的根数，或用氮吸附法测定比表面积(对实心的角闪石石棉)值来评价其可劈分性。

2.角闪石石棉

角闪石石棉平均直径为0.16～0.86μm，最小直径为0.041μm，比表面积为2.4～12.4m2/g，纤维越细，比表面积越大。一般地，纤维的平均直径为0.162～0.420μm，比表面积为6.88～12.42m2/g时，纤维的劈分性就较好。角闪石石棉纤维的细度及劈分性与其成分和晶体结构有关。首先与结构中双链的坚固性和双链之间的结合力有关。Al3+代Si4+时，所形成的Al—O四面体比Si—O四面体大，引起双链发生扭曲和负电价增加，它们均影响链的坚固性，即大致沿链方向的化学键力减弱和垂直于链方向上化学键增强，从而引起角闪石晶体形成时沿垂直于双链方向发育相对增大，并影响纤维细度。双链间若为低电价、大半径的Na+、K+、Ca2+阳离子联结时，所形成的角闪石石棉纤维细度就较细。所以自然界产出的碱性角闪石石棉往往纤维细度小、比表面积大、质量好，如蓝石棉。

3.水镁石石棉

水镁石石棉纤维束细度(SEM测定)为0.98～1.68μm，最细者为0.086μm，比表面积为3.8～23.45m2/g。

二、石棉纤维的机械强度

1.蛇纹石石棉

蛇纹石石棉纤维具有较强的抗拉强度，尤其是从块状矿石中分离出的未变形的纤维，其抗拉强度更大，最高可达4237MPa，远远超过钢丝的抗拉强度(1304MPa)。在常见的纤维材料中，玻璃纤维和硼纤维的抗拉强度与蛇纹石石棉相近，其余无机纤维和有机纤维的抗拉强度均较蛇纹石石棉低。尤其是在较高温度下，温石棉纤维仍能保持相当好的强度，是一突出的优点。

温石棉纤维的机械强度与纤维的化学成分特征、纤维表面结构的完整性、纤维性和管心充填物情况等因素有关。富镁碳酸盐岩型温石棉纤维间常有碳酸盐矿物黏结或充填，其抗拉强度一般高于超镁铁质岩型温石棉横纤维石棉一般比纵纤维石棉的强度高，含水镁石纤维的温石棉，其抗拉强度可降低至1203MPa，此外，风化作用、裂隙构造的再活动及人为的损伤也会使其抗拉强度显著降低。蛇纹石石棉在300～450℃范围内的加热处理过程中，其抗拉强度要增大，且在冷却后相当长时间内仍能保持良好的强度。这一性能对提高温石棉制品的机械强度有积极意义。加热处理使纤维强度增大的原因之一是加热时可使纤维间键力增强。此外，也可能与吸附水的排除有关，因为吸附水排除后，纤维之间结合更紧密，强度也就随之增大。

2.角闪石石棉

角闪石石棉的抗拉强度为158.9～1598MPa，拉伸弹性模量为9709～32264MPa，断裂伸长度为1.5%～5.2%。蓝石棉的力学性质优于其他角闪石石棉。影响角闪石石棉力学性质的因素除了成分、结构外，还与纤维胶结物特点、风化程度、分散程度及人为折损程度等因素有关。

3.纤维水镁石

纤维水镁石的抗拉强度为902MPa，属中等强度纤维材料，加热处理(400℃)、风化或酸蚀作用可大大降低其强度。其弹性模量为13800MPa，有一定脆性。

三、石棉的耐热性

石棉具有一定的耐热性能，并且不燃烧。通常是以失去结构水的温度为石棉纤维的耐热度。温石棉长时间耐热温度为550℃，短时间耐热温度为700℃。因此，温石棉的耐热度为550～700℃。此时，温石棉纤维的物理性质遭到破坏，失去光泽，颜色变成淡红色至肉红色，弹性韧性丧失，易搓成粉末。在各种石棉中，角闪石石棉的耐热性能最强，温度在900℃时其物化性能仍保持不变。水镁石石棉分解温度为450℃，可靠使用温度为400℃，最高使用温度为450℃，极限稳定温度为500℃。风化作用及酸蚀、潮湿环境、延长加热时间都会使耐热性下降。

四、石棉的导热性能

松解或絮状纤维的石棉导热性很低，松解程度越好，导热系数越小。温石棉的导热系数为0.09～0.14W/(m·K)，角闪石石棉的导热系数为0.07～0.09W/(m·K)，纤维水镁石原矿的导热系数为0.46W/(m·K)，松散纤维(体积密度为0.47g/cm3)为0.131～0.213W/(m·K)。

五、石棉的导电性能

石棉是良好的电绝缘物质，其导电性能和氧化铁的含量有关，也和这些物质赋存状态有关，铁的存在会大大降低石棉的电绝缘性能。结晶度好、质地纯净的石棉电阻率较小。温石棉的质量电阻率ρm在104～108Ω·g/cm2之间，体积电阻率ρv在1.9×108～4.79×109Ω·cm，角闪石的质量电阻率ρm在104～107Ω·g/cm2之间，水镁石石棉的质量电阻率ρm为8.82×106Ω·g/cm2，体积电阻率ρv为5.9×106Ω·cm，电阻率显各向异性，加热可使电阻率上升12倍。

六、石棉的表面电性

纤维表面电性是温石棉的重要电学性质之一，常用电动电位ξ表征，单位为mV。温石棉和其他固体颗粒一样，当其分散在液相中时，表面会带不同的电性，表面电性对温石棉的絮凝性及吸附性能有重要影响。完好的温石棉纤维表面荷正电，是由于管状结构的温石棉纤维的最外壳层是“氢氧镁石”八面体层，其中的OH－基团在水中表现出亲水性，易进入液相，使纤维表面失去阴离子团，存在过剩的阳离子而荷正电同时，纤蛇纹石中常发生三价阳离子如Al3+取代基本结构层中的Si4+和Mg2+，造成八面体层中正电荷过剩而四面体层中的负电荷过剩，产生一种双电层偶极子结构，因此，在正常情况下温石棉纤维表面总是带正电荷。但是不同产地的温石棉，或同一矿床不同层位的石棉的ξ值也有较大的差异。如我国集安产的温石棉ξ值为6.69mV，茫崖石棉ξ值为21.38mV，四川石棉矿的ξ值为8.37～26.15mV，加拿大魁北克的温石棉ξ值为93mV。这与纤维表面的完整情况、杂质成分及种类、风化程度等因素有关。例如含磁铁矿、碳酸盐矿物及粘土微粒较多时，由于这些杂质均显负电，使石棉纤维的ξ值降低甚至呈负值。如含水镁石的温石棉，因水镁石的OH－易进入溶液而使ξ值增大。风化作用对温石棉的ξ值影响也很大，因为风化作用过程中水常呈弱酸性，使温石棉管状结构表面的羟基和Mg2+易被淋滤带走，即易剥离掉“氢氧镁石”层，使ξ值变小。

水镁石纤维的ξ值为正值，可高达36.3mV。pH值增大，其ξ值变小，零电位点的pH值为12.5。风化、酸蚀、纤维束中混入磁铁矿、碳酸盐矿物将降低其电动电位值，甚至变为负值。

七、石棉的吸附性及过滤性

石棉具有良好的吸附性能，其吸附能力的大小取决于比表面积大小。蛇纹石石棉是一种极微细的管状体，因此具有吸附周围其他物质的能力。如石棉水泥制品中的石棉纤维在渗水时，纤维能吸附水泥中的Ca(OH)2和水分，使石棉水泥制品能迅速地胶凝和硬化。因此石棉在水泥制品中起类似“钢筋”的增强作用，又起到胶凝硬化作用。在空气中，石棉也能吸附水分，将其置于饱和状态下的水蒸气中，其吸附量最大可达8%，在一般空气中也能吸附1.5%～5%的水分。表面结构完整的柔软型温石棉纤维，在水溶液中表面荷正电，能吸附OT分子(一种阴离子表面活性剂)，能充分松解分散，纤维柔软，相互绞缠，增大浮力，易于稳定地悬浮于水中，极难沉淀。如我国祁连小八宝、双岔沟的温石棉，加拿大魁北克的温石棉等，都具有很好的成浆性，适合作泡沫石棉及复合硅酸盐保温涂料的原料。

一些物质，如有毒烟雾、细菌、病毒、放射性尘埃等通常以0.1～200μm的气溶胶状态出现，蓝石棉中的镁钠闪石石棉和镁钠铁闪石石棉具有很大的比表面积和表面活性，常被作为过滤剂和吸附剂来净化气体和液体，用于化工、冶金、军事等部门。蓝石棉是净化有毒气体唯一的天然纤维材料，对于滤除穿透能力最强的粒径为0.1～1μm的有毒粒子十分有效。在液体过滤方面，用蓝石棉制成的过滤材料能过滤净化热的浓酸和其他腐蚀性液体在电化学工业，蓝石棉作为电解过程中的筛孔材料。在制药工业，用于过滤抗菌素、滤除细菌和分离病毒等。

八、石棉的化学性质

石棉的耐酸耐碱性能，一般用石棉在酸、碱溶液中的溶蚀率来表示。各种石棉的耐酸、碱性性质各不相同，详见表12－2。从表12－2可以看出，蛇纹石石棉耐碱性较好，耐酸性较差，而角闪石石棉类的耐酸与耐碱腐蚀性能都很强。角闪石石棉的耐酸性能大大优于蛇纹石石棉的原因，是因为角闪石石棉具有表面电性为负值，这种表面负电性的作用是排斥酸根负离子，从而起到阻止角闪石石棉纤维表面上阳离子同酸根离子相结合的作用，因此降低了酸溶液对角闪石石棉的腐蚀性。而蛇纹石石棉其外层为(OH)－，在水溶液中显较强的碱性，并且具有表面正电性，因此，蛇纹石石棉易遭受酸溶蚀。

表12－2 石棉的酸、碱溶蚀率

(据潘兆橹等，1993)

纤维水镁石耐碱性极强，是天然无机纤维中耐碱性最优者，但耐酸性极差。在强酸中能被全部溶解，在草酸、柠檬酸、乙酸、食醋、pH=0.1～2的缓冲溶液中均可以不同的速率溶解。纤维越短、细度越细、酸蚀速率越大。溶解量与作用时间成正比，但溶蚀率较大的是开始半小时以内。纤维水镁石在潮湿或多雨气候条件下，易受大气中的CO2、H2O的侵蚀。故其制品表面需要作一防水防潮处理。

摘 要 运用 X 射线衍射分析( XRD) 、带能谱仪的扫描电镜( SEM-EDX) 和光学显微镜等技术，首次在鄂尔多斯盆地东北缘准格尔矿区6 号巨厚煤层中发现了超常富集的勃姆石及其特殊的矿物组合，勃姆石含量可高达13. 1%，与勃姆石伴生的矿物有磷锶铝石、锆石、金红石、菱铁矿、方铅矿、硒铅矿和硒方铅矿。重矿物的组合特征与华北地区本溪组铝土矿中的重矿物组合特征相似，高含量的勃姆石主要来源于聚煤盆地北偏东方向本溪组风化壳铝土矿，三水铝石以胶体溶液的形式从铝土矿中被短距离带入泥炭沼泽中，在泥炭聚积阶段和成岩作用早期经压实作用脱水凝聚而形成勃姆石。

任德贻煤岩学和煤地球化学论文选辑

煤中矿物是煤的重要组成部分。从成因角度来看，煤中矿物的成分和特征，既反映聚煤环境的地质背景，有时又反映煤层形成后所经历的各种地质作用过程，有助于阐明煤层的成因、煤化作用、区域地质历史演化等基本理论问题( Ward，2002) 。从煤的利用角度看，煤中矿物含量直接影响煤发热量的高低和煤的加工利用特性( 韩德馨，1996) ，也是在炼焦冶金过程中造成磨损、腐蚀、污染的主要来源。另外，煤中大部分微量有害元素的含量、存在形式及其对环境的污染也与煤中矿物有关( Vassilev et al. ，1994) ，矿物是煤中微量元素的主要载体( 唐修义等，2004) 。Gupta 等( 1999) 认为，煤利用过程中大部分问题是煤中矿物引起的，而不是煤中的有机显微组分。另一方面，煤中所富集的达到工业品位要求的稀有元素、放射性元素是伴生的有用矿产，有的矿物在煤炭利用加工过程中能起催化作用，提高了煤的经济技术价值。因此，对煤中矿物的成分、含量、成因和赋存状态的研究，具有重要的理论和现实意义。

一、煤中发现的矿物

煤中矿物主要有石英、黏土矿物( 主要是高岭石、伊利石、伊利石/蒙脱石混层矿物) 、碳酸盐矿物( 菱铁矿、方解石、白云石) 、硫化物矿物( 如黄铁矿) ( Ward，1978，2002Harvey et al. ，1986Palmer et al. ，1996) 。国内外学者对煤中矿物，特别是这 4 大类矿物的赋存特征和地质成因进行了较为广泛的研究( Martinez-Tarazona et al. ，1992Patterson et al. ，1994黄文辉等，1999Hower et al. ，2001Ward，2002Dai et al. ，2003) ，并运用低温灰化、X 射线衍射、带能谱仪的扫描电镜等方法发现了煤中许多痕量矿物，如独居石、锆石、纤磷钙铝石、水绿矾、胶磷矿、铬铅矿等( Querol et al. ，1997Rao et al. ，1997Ward，1989Dill et al. ，1999Vassilevet al. ，1998Li et al. ，2001丁振华等，2002) 。根据 Finkelman( 1981) 的资料，煤中已鉴定出的矿物达 125 种以上Bouka 等( 2000) 认为煤中可能存在 145 种矿物唐修义等( 2004) 汇总了国内外文献报道，列出了煤中可以鉴定出的 201 种晶体矿物。

根据前人的研究资料，煤中发现的氢氧化物矿物有: 褐铁矿、铝土矿、针铁矿、纤铁矿、硬水铝石、三水铝石、勃姆石、黑锌锰矿、水镁石，羟钙石。其中褐铁矿、铝土矿、针铁矿在煤中常见，对其成因也有较多的研究( Dill et al. ，1999) 纤铁矿在煤中较少见，主要存在于泥炭中( Bouka et al. ，1997) 硬水铝石在煤中含量较低，主要存在于有火山灰层夹矸的煤层中，且主要在火山灰层夹矸中( Burger et al. ，1971) 三水铝石在煤中少见( Bouka et al. ，2000) 勃姆石、黑锌锰矿、水镁石和羟钙石等矿物在煤中偶见或罕见( Ward，1978Bouka etal. ，2000唐修义等，2004) 。

值得关注的是，虽然勃姆石可以存在于某些煤系地层的黏土岩夹矸中，并对其进行了一些研究工作( Maoyuan et al. ，1994梁绍暹等，1997刘钦甫等，1997) ，但是对煤中勃姆石的赋存、成因在国内外尚未见公开报道的资料，其主要原因就是它在煤中较为罕见。Bouka等( 2000) 认为勃姆石在煤中是非常稀少的Ward( 1977，1984，2002) 认为在个别煤中可以存在痕量的勃姆石，但高含量的勃姆石在煤中是非同寻常的。Goodarzi 等( 1985) 、Harvey 等( 1986) 、Patterson 等( 1994) 、Vassilev( 1994) 等分别对加拿大、澳大利亚、美国、保加利亚的煤中矿物进行了研究，未发现勃姆石。Tatsuo 等( 1993，1996) ，Tatsuo( 1998) 在日本北海道的石狩湾煤田古近纪煤的低温灰化产物中发现了含量很少的勃姆石( 在所采集的 85 个煤样品中，仅 8 个样品的低温灰化产物中有勃姆石，并且其最高含量仅占低温灰化产物中矿物总量的 2. 5%) 。除此之外，国内外对煤中勃姆石的研究再无公开报道。

二、地质背景和实验方法

准格尔煤田地处鄂尔多斯盆地的东北缘，煤田南北长 65km，东西宽 26km，面积1700km2，已探明的煤炭地质储量为 268 亿吨。它是鄂尔多斯盆地煤层最富集的地带，也是沉积相变最明显的地带，石灰岩在煤田内全部尖灭，逐渐相变为陆源碎屑岩。准格尔煤田的含煤岩系包括上石炭统本溪组、太原组和下二叠统山西组，含煤岩系总厚 110 ～160 m，煤系地层的底板为中奥陶统石灰岩，其上覆地层为下石盒子组、上石盒子组、石千峰组、刘家沟组等非含煤地层。该区主采煤层6 号煤位于太原组的顶部，厚度一般在2. 7 ～35 m 之间，平均厚度为 30m，最厚可达 50 m，是在三角洲沉积体系的背景下形成的一巨厚煤层( 刘钦甫等，1997) 。

按照 GB 482-1995 和 MT 262-91 的采样规范和矿区煤层开采的实际情况，对准格尔矿区黑岱沟矿6 号煤层煤样进行了分层样品的采集。样品的编号、厚度及特征如图 1 所示。煤层自上而下的编号为 ZG6-1、ZG6-2、ZG6-3、ZG6-4、ZG6-5、ZG6-6 和 ZG6-7。用 X 射线衍射分析( XRD) 对该煤层进行了矿物组成研究，用带能谱仪的扫描电镜( SEM-EDX) 和 MPV-Ⅲ显微镜光度计对矿物的形貌特征进行观察。按照 GB 8899-88 对煤的显微组分和矿物进行了定量统计，测试结果的单位为体积百分数( vol. %) ，两次测试结果的允许差小于4. 5% 。

图 1 研究区 6 号煤层柱状及分层矿物组成

三、勃姆石及其特殊矿物组合的发现和赋存特征

在矿物组成上，准格尔 6 号煤层 d 剖面自上而下明显分成 4 段，第 1 段由 ZG6-1 组成，第 2 段由 ZG6-2、ZG6-3 和 ZG6-4 组成，第 3 段由 ZG6-5 组成，第 4 段由 ZG6-6 和 ZG6-7 组成。这 4 段的矿物组成有很大差别( 图 1) 。自上而下的特征如下:

( 1) X 射线衍射分析( 图 2a) 和光学显微镜下测定 ZG6-1 分层的矿物组成以石英为主，含量高达 16. 4%( 表 1) ，呈分散状( 图版Ⅰ-1) ，石英造成煤的矿化现象比较严重( 图版Ⅰ-2) 。从石英形态特征来看，其边缘棱角明显，粒度均匀，大多为 5 ～ 10μm ( 图版Ⅰ-3) ，主要分布在基质镜质体中，也存在于同生黏土矿物中，在均质镜质体中也有分布。黏土矿物( 主要是高岭石) 的含量为5. 5%( 表1) 。该分层的石英和黏土矿物的 SEM-EDX 测试结果如表2 所示。

表 1 准格尔煤田 6 煤层的煤岩组成

注: bdl 为低于检测极限。

图 2 研究区 6 号煤层分层样品的 XRD 图

( 2) ZG6-2、ZG6-3、ZG6-4 的组成以超常富集的勃姆石为主，其含量分别为 11. 9% 、13. 1% 和 11% ( 图 2b、c、d表 1) ，如此高含量的勃姆石存在于煤中，在国内外尚无报道。另外，这 3 个分层中高岭石含量分别为 4. 3%、3. 6%和 4. 4%。勃姆石在该煤层中呈隐晶状产出，其赋存状态多样，但主要以团块状分布于基质镜质体中，有的以单独的团块状或不规则的团块状出现( 图版Ⅰ-4 ～6) ，有的以连续的团块状或串珠状出现，也有的充填在成煤植物的胞腔中( 图版Ⅰ-7) 。呈团块状分布的勃姆石的粒度差别很大，为 1 ～ 300μm。在偏光显微镜下，勃姆石与黏土矿物的区别主要是: 勃姆石致密，而黏土矿物比较松散( 图版Ⅰ-8) ，勃姆石的反射色比黏土矿物浅，并且勃姆石的突起较高( 图版Ⅰ-6) ，黏土矿物不显突起( 图版Ⅰ-8) 。在这些勃姆石富集的煤层中，与勃姆石伴生的矿物组合也较特殊，这些矿物包括金红石、磷锶铝石、锆石、菱铁矿、方铅矿、硒铅矿和硒方铅矿。在 ZG6-2 中，有较高含量的金红石( 1. 6%) ，金红石以单晶或膝状双晶形式出现，并有环带结构的现象( 图版Ⅱ-1，2) 。在ZG6-2 和 ZG6-3 中有磷锶铝石，磷锶铝石主要充填在丝质体的胞腔中，呈圆粒状出现，粒度为1 ～2μm( 图版Ⅰ-7，图版Ⅱ-3) 。在 ZG6-3 中有方铅矿、硒铅矿和硒方铅矿，这3 种矿物呈浑圆状产出( 图版Ⅱ-4) ，其内部结构比较特殊，有许多孔洞，似明显的菌藻类等低等生物矿化的迹象( 图版Ⅱ-5) 。在 ZG6-2 和 ZG6-3 中，有锆石，其破碎的痕迹表明来源于物源区( 图版Ⅱ-6，7) 。此外，在勃姆石富集的层位还有少量的菱铁矿( 图版Ⅱ-8) 。由于金红石、磷锶铝石、锆石和菱铁矿的含量不高，X 射线衍射分析未能检测出，主要是通过偏光显微镜和带能谱仪的扫描电镜( SEM-EDX) 所观察的晶体形态和物质成分加以鉴定。

( 3) ZG6-5 的矿物组成以高岭石为主，含量为 11. 4% ，含少量勃姆石( 3. 3% ) 及痕量的黄铁矿。

( 4) ZG6-6 和 ZG6-7 的矿物以高岭石为主，含量分别为 22% 和 19. 5% ，有痕量的黄铁矿、石英和方解石，未见勃姆石( 图 2e、f) 。

四、勃姆石及其伴生矿物成因初探

勃姆石是硅酸盐岩石的风化产物，常与三水铝石、硬水铝石、高岭石、迪开石、玉髓、铵云母等矿物共生，此外，还可能是低温热液产物，与泡沸石共生( Kondakov et al. ，1975Hrinko，1986梁绍暹等，1997Banerji，1998程东等，2001) 。但在勃姆石富集的煤层中，除高岭石外，没有发现上述共生矿物，也没有发现任何低温热液矿物或热液活动的证据。

根据王双明等( 1996) 的研究表明，在准格尔煤田 6 号煤层的形成初期( 对应的煤层编号为 ZG6-7 和 ZG6-6) ，准格尔煤田北偏西方向地势高，而南偏东地势低，陆源碎屑物质主要来自北西方向的阴山古陆广泛分布的中元古代钾长花岗岩，因此在 ZG6-7 和 ZG6-6 分层中所形成的矿物和鄂尔多斯盆地其他地区煤的矿物组成差别不大，以陆缘碎屑的黏土矿物为主。在煤层形成的中期( 相对应的煤层编号为 ZG6-5、ZG6-4、ZG6-3 和 ZG6-2) ，煤田的北东部开始隆起，并有本溪组铝土矿出露，煤田处于北偏西的阴山古陆和北偏东本溪组隆起的低洼地区，聚煤作用持续进行，古河流的方向为北偏东( 王双明等，1996) ，表明陆源碎屑主要来自北偏东的隆起。根据石炭纪石灰岩氧、碳同位素值代表的环境意义，得出石炭纪石灰岩是在正常海相环境中形成的，并计算出太原组形成期古水温平均为 29 ～ 32℃，说明当时该地区气候为炎热( 刘焕杰等，1991程东等，2001) 。根据林万智( 1984) 和程东等( 2001) 对该区石炭纪古地磁研究推测，准格尔煤田晚石炭世的古纬度在北纬 14°左右。这种热带湿热气候有利于本溪组风化壳三水铝石的形成( 程东等，2001) 。三水铝石为氧化的开放环境的产物。三水铝石以及少量的黏土矿物在水流的作用下，以胶体的形式经过短距离的搬运到准格尔泥炭沼泽中。根据王双明等( 1996) 的研究，准格尔煤田距离风化壳仅为50km 左右。随着泥炭的持续聚积，到对应的煤层为 ZG6-1 时，北偏东方向的本溪组隆起下降，陆源碎屑的供给又转变为北偏西方向的阴山古陆的中元古代钾长花岗岩，除在 ZG6-1分层中的大量石英外，主要为黏土矿物。在泥炭聚积和成岩作用早期阶段，ZG6-5、ZG6-4、ZG6-3 和 ZG6-2 分层中三水铝石胶体溶液在上覆沉积物的压实作用下，发生脱水作用形成勃姆石。从勃姆石的赋存形态来看，大部分勃姆石呈絮凝状，也反映了它的胶体成因的特点。刘长龄等( 1985) 认为，勃姆石形成主要与成岩阶段的弱酸性与弱氧化至弱还原的介质环境有关，勃姆石在泥炭沼泽中更易形成。山西河曲本溪组铝土矿富含勃姆石，山西和河南铝土矿的重矿物组成有锆石、金红石、方铅矿等，和富勃姆石煤层中的重矿物组合相似( 刘长龄等，1985) ，也是 6 号煤层中勃姆石来源于本溪组铝土矿的佐证。6 号煤中高含量勃姆石的形成与含煤岩系高岭岩中的勃姆石或勃姆石岩的形成不同，刘钦甫等( 1997) 的研究表明，含煤岩系高岭岩中的勃姆石或勃姆石岩中勃姆石的形成主要是高岭石在介质的酸度( pH <5) 增大时脱硅形成的，并且具有高岭石的假象。而在该煤层中的勃姆石没有交代高岭石的现象。

表2 勃姆石及其伴生矿物的SEM-EDX 测试结果

注: Min 为最小值Max 为最大值AM 为算术均值bdl 为低于检测极限。

研究区晚古生代煤中高含量勃姆石的出现并不是一个简单、孤立的地质事件，它独特的赋存状态、成因、伴生矿物组合关系与其周围的地质体、煤层的形成演化、煤层形成时的古地理和古气候具有不可分割的联系。

致谢: 感谢中国科学院地质与地球物理研究所曾荣树研究员和中国石油大学( 北京) 钟宁宁教授给予的悉心指导和大力帮助。

参 考 文 献

程东，沈芳，柴东浩 . 2001. 山西铝土矿的成因属性及地质意义 . 太原理工大学学报，32( 6) : 576 ～579

丁振华，Finkelman R B，Belkin H E 等 . 2002. 煤中发现镉矿物 . 地质地球化学，30( 2) : 95 ～96

韩德馨 . 1996. 中国煤岩学 . 徐州: 中国矿业大学出版社，67 ～78

黄文辉，杨起，汤达祯等 . 1999. 陶枣煤田晚古生代煤中硫及伴生有害元素分布特征 . 地学前缘，6( 增刊) : 45 ～51

梁绍暹，任大伟，王水利等 . 1997. 华北石炭—二叠纪煤系黏土岩夹矸中铝的氢氧化物矿物研究 . 地质科学，32( 4) :478 ～ 485

林万智 . 1984. 中朝板块晚古生代的古地磁特征 . 物探与化探，( 5) : 297 ～305

刘长龄，时子祯 . 1985. 山西、河南高铝黏土铝土矿矿床矿物学研究 . 沉积学报，3( 2) : 18 ～36

刘焕杰，张瑜瑾，王宏伟等 . 1991. 准格尔煤田含煤建造岩相古地理研究 . 北京: 地质出版社

刘钦甫，张鹏飞 . 1997. 华北晚古生代煤系高岭岩物质组成和成矿机理研究 . 北京: 海洋出版社，24 ～38

唐修义，黄文辉等 . 2004. 中国煤中微量元素 . 北京: 商务印书馆

王双明 . 1996. 鄂尔多斯盆地聚煤规律及煤炭资源评价 . 北京: 煤炭工业出版社

Banerji P K. 1998. A plea for systematic study on some unusual aspects of bauxite at Salal，Jammu and Kashmir. Indian Miner- als，42( 1) : 65 ～ 70

Bouka V，Dvoˇrák Z. 1997. Minerals of the North Bohemian lignite Basin. Nakl. Dick，Praha，1 ～ 159

Bouka V，Peek J，Sykorova I. 2000. Probable modes of occurrence of chemical elements in coal. Acta Montana，Ser. B. Fuel， Carbon，Mineral Process，Praha，( 10) : 53 ～ 90

Burger K，Stadler G. 1971. Monographie des Kaolin-Kohlenton-steins Zollverein 8 in den Eissener Schichten ( Westfal B1) des niederrheinisch-westfalischen Steinkohlenreviers. I und II，Forschungsber. Nordrhein，Westfalen，Nr. 2125，Westdeutscher Verlag，Koln. ，1 ～ 96 ( in German)

Dai S F，Hou X Q，Ren D Y et al. 2003. Surface analysis of pyrite in the No. 9 coal seam，Wuda Coalfield，Inner Mongolia，

China，using high-resolution time-of-flight secondary ion mass-spectrometry. International Journal of Coal Geology，55( 2 ～4) : 139 ～ 150

Dill H G，Wehner H. 1999. The depositional environment and mineralogical and chemical compositions of high ash brown coal resting on early Tertiary saprock. International Journal of Coal Geology，39: 301 ～ 328

Finkelman R B. 1981. Modes of occurrence of trace elements in coal. US Geol. Surv. Open-File Rep. ，81 ～ 99，322

Goodarzi F，Foscolos A E，Cameron A R. 1985. Mineral matter and elemental concentrations in selected western Canadian coals. Fuel，64: 1599 ～ 1605

Gupta R，Wall T F，Baxter L A. 1999. The Impact of Mineral Impurities in Solid Fuel Combustion. Plenum，New York，768

Harvey R D，Ruch R R. 1986. Mineral matter in Illinois and other US coals. In: Vorres K S，ed. Mineral Matter in Coal Ash and Coal. American Chemical Society Symposium Series 301，10 ～ 40

Hower J C，Williams D A，Eble C F et al. 2001. Brecciated and mineralized coals in Union County，Western Kentucky coal field. International Journal of Coal Geology，47: 223 ～ 234

Hrinko V. 1986. Technological， chemical， and mineralogical characteristics of bauxites and country rocks near Drie- novec. Mineralia Slovaca，18( 6) : 551 ～ 555

Kondakov I V，Korobeinikov R A. 1975. Bauxite occurrence in the northern Caucasus. Litol. Polezn. Iskop. ，( 1) : 124 ～ 127( in Russian)

Li Z，Moore T A，Weaver S D，Finkelman R B. 2001. Crocoite: an unusual mode of occurrence for lead in coal. International Journal of Coal Geology，45: 289 ～ 293

Liu Qinfu，Zhang Pengfei. 1997. Compositions and mechanism of kaolin in the Late Paleozoic Coal-bearing Strata of North Chi- na. Beijing: Ocean Press，24 ～ 38

Maoyuan Ya N，Gromov A V，Pavlov E G. 1994. Mineralogy of tonsteins in Chungou coal basin ( China) . Geologiya i Razved- ka，( 2) : 47 ～ 54 ( in Russian)

Martinez-Tarazona M R，Spears D A，Palaicios J M et al. 1992. Mineral matter in coals of different rank from the Asturian Central Basin. Fuel，71: 367 ～ 372

Palmer C A，Lyons P C. 1996. Selected elements and major minerals from bituminous coal as determined by INAA: implica- tions for removing environmentally sensitive elements from coal. International Journal of Coal Geology，32: 151 ～ 166

Patterson J H，Corcoran J F，Kinealy K M. 1994. Chemistry and mineralogy of carbonates in Australian bituminous and sub-bi tuminous coals. Fuel，73: 1735 ～ 1745

Querol X，Whateley M K G，Fernández-Turiel J L et al. 1997. Geological controls on the mineralogy and geochemistry of the Beypazari lignite，Central Anatolia，Turkey. International Journal of Coal Geology，33: 255 ～ 271

Rao P D，Walsh D E. 1997. Nature and distributions of phosphorus minerals in Cook Inlet coals，Alaska. Internaitonal Journal of Coal Geology，33: 19 ～ 42

Tatsuo K. 1998. Relationships between inorganic elements and minerals in coals from the Ashibetsu district，Ishikari coal field， Japan. Fuel Processing Technology，56( 1 ～ 2) : 1 ～ 19

Tatsuo K，Makoto K. 1993. Mineral matter in the Ashibetsu coals. Shigen to Kankyo，2( 5) : 491 ～ 499

Tatsuo K，Makoto K. 1996. Mineralogical composition of the Ashibetsu coals in the Ishikari coalfield，Japan. Shigen Chishitsu，46( 1) : 13 ～ 24

Vassilev S V，Yossitora M G，Vassileva C G. 1994. Mineralogy and geochemistry of Bobov Dol coals，Bulgaria. International Journal of Coal Geology，26: 185 ～ 213

Vassilev S V，Christina G. 1998. Comparative chemical and mineral characterization of some Bulgarian coals. Fuel Processing Technology，55: 55 ～ 69

Ward C R. 1977. Mineral matter in the Harrisburg-Springfield ( No. 5 ) Coal Member of the Carbondale Formation，Illinois Basin. Illinois State Geological Survey，Circular 498，35

Ward C R. 1978. Mineral matter in Australian bituminous coals. Proceedings，Australasian Institute of Mining and Metallurgy，267: 7 ～ 25

Ward C R. 1984. Coal Geology and Coal Technology. Blackwell，Oxford，345

Ward C R. 1989. Minerals in bituminous coals of the Sydney basin ( Australia) and the Illinois basin ( USA) . International Jour- nal of Coal Geology，13: 455 ～ 479

Ward C R. 2002. Analysis and significance of mineral matter in coal seams. International Journal of Coal Geology，50:135 ～ 168

图版说明

图版Ⅰ

1. ZG6-1 中的石英( SEM ) 。

2. ZG6-1 中的石英，矿化现象严重( 油浸，反射单偏光，320 × ) 。

3. ZG6-1 中的石英，棱角明显，粒度均匀( SEM ) 。

4. ZG6-2 中规则的团块状勃姆石( SEM ) 。

5. ZG6-2 中不规则团块状勃姆石( SEM ) 。

6. ZG6-3 中不规则团块状勃姆石，突起高( 油浸，反射单偏光，320 × ) 。

7. ZG6-3 中充填于丝质体胞腔的勃姆石和磷锶铝石( SEM ) 。

8. ZG6-5 中黏土矿物，不显突起( 油浸，反射单偏光，320 × ) 。

图版Ⅱ

1. ZG6-2 中的金红石晶体( 油浸，反射单偏光，320 × ) 。

2. ZG6-2 中金红石的膝状双晶( SEM ) 。

3. ZG6-3 中充填于胞腔的磷锶铝石( SEM ) 。

4. ZG6-3 中呈浑圆状产出的硒方铅矿( SEM ) 。

5. ZG6-3 中硒铅矿的内部结构( SEM ) 。

6. ZG6-2 中的锆石( SEM ) 。

7. ZG6-3 中的锆石( SEM ) 。

8. ZG6-3 中的菱铁矿( SEM ) 。

代世峰等: 鄂尔多斯盆地东北缘准格尔煤田煤中超常富集勃姆石的发现

图版Ⅰ

任德贻煤岩学和煤地球化学论文选辑

代世峰等: 鄂尔多斯盆地东北缘准格尔煤田煤中超常富集勃姆石的发现

图版Ⅱ

任德贻煤岩学和煤地球化学论文选辑

A discovery of extremely-enriched boehmite from coal in the Junger coalfield，the northeastern Ordos Basin.

DAI Shifeng1，2，REN Deyi1，2，LI Shengsheng2，Chen Lin CHOU3

( 1. Key Laboratory of Coal Resources of CUMT，Beijing，1000832. Department of Resources and Earth Science， China University of Mining and Technology，Beijing，1000833. Illinois State Geological Survey，IL61820，USA)

Abstract: The authors found an extremely-enriched boehmite and its associated minerals for the first time in the super-thick No. 6 coal seam from the Junger Coalfield in the northeastern Ordos Basin by using technologies including the X-ray diffraction analysis ( XRD ) ，scanning electron microscope equipped w ith an energy dispersive X-ray spectrometer，and optical micro- scope. The content of boehmite is as high as 13. 1% ，and the associated minerals are goyazite， zircon，rutile，goethite，galena，clausthalite，and selenio-galena. The heavy minerals assem- blage is similar to that in the bauxite of the Benxi Formation from North China. The high boehmite in coal is mainly from w eathering crust bauxite of the Benxi Formation from the north- eastern coal-accumulation basin. The gibbsite colloidstone solution w as removed from bauxite to the peat mire，and boehmite w as formed via compaction and dehydration of gibbsite colloid- stone solution in the period of peat accumulation and early period of diagenesis.

Key words: coalboehmiteLate Paleozoic periodJunger Coalfield

( 本文由代世峰、任德贻、李生盛合著，原载《地质学报》，2006 年第 80 卷第 2 期)

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