脈沖機抗礦化抗高壓

A. 哪種金屬探測器效果好

這個就看你個人的需要。最適合你的就是最好的。就比喻，探測廢銅爛鐵。深度大了反應不利於你挖掘，如果是用來探寶，探測地下金，銀等貴金屬，那肯定要買好一些的，這樣才能確保夠用。因為金銀等貴金屬探測，一般量不會很大。所以我們要准備好靈敏度要夠用的，像對於國內探寶來說，一款比較基礎的探寶儀器，對於初級的尋寶愛好者基本上都可以滿足需求了。對於專業級的尋寶者當然要求會更高些。相信在那會找到你滿意的機器。最好的地下金屬探測器分析總結：一、探廢銅爛鐵，淺層探寶二、探遺留寶物金子、銀元、古董：（業余尋寶）三、探深埋地下的寶藏,古墓，金礦。

B. 防礦化防高壓的金屬探測器。都什麼型號

礦化是不可能完全排除的，排除的多了會嚴重影響深度，高壓的話我現在用的A8就不錯，一百米以外正常使用，五十米不能調試但是儀器不會燒掉，一些國產的儀器里的兩三百米就不能用了，更可能會燒掉。

C. 岩石和礦石的激發極化性質

6.1.1 岩石和礦石的激發極化機理

關於激電效應的機理，本節僅介紹幾種較為公認的假說。

6.1.1.1 電子導體的激發極化機理

電子導體（包括大多數金屬礦和石墨及其礦化岩石）的激發極化機理問題，一般認為是由於電子導體與其周圍溶液的界面上發生過電位（overvoltage）的結果。在電子導體與溶液界面上自然形成的雙電層的電位差（電極電位），稱為平衡電極電位，記為Φ_平（見圖 6-1（a））。當有電流流過電子導體-溶液系統時，在電場的作用下，電子導體內部的電荷將重新分布：自由電子反電流方向移向電流流入端，使那裡的負電荷相對增多，形成「陰極」；而在電流流出端，呈現相對增多的正電荷，形成「陽極」。與此同時，在周圍溶液中也分別於電子導體的「陰極」和「陽極」處，形成陽離子和陰離子的堆積，使自然雙電層發生變化，見圖6-1（b）。在一定的外電流作用下，「電極」和溶液界面上的雙電層電位差Φ相對平衡電極電位Φ_平的變化，在電化學中稱為「過電位」或「超電壓」，記為ΔΦ，即ΔΦ=Φ-Φ_平。

圖6-1 電子導體的激發極化過程

過電位的產生與電流流過電極-溶液界面相伴隨的一系列電化學反應（簡稱電極極化過程）的遲緩性有關。當電流經「陰極」從溶液進入電子導體時，溶液中的載流子（陽離子）要從電子導體表面獲得電子，以實現電荷的傳遞；同樣，當電流經「陽極」從電子導體流入溶液時，溶液中的載流子（陰離子）將釋放電子（電子導體獲得電子）。若此種電荷傳遞和相伴隨的電化學反應的速度極快，則電流可以在電子導體和溶液之間「暢通無阻」，因而不會形成過電位；但實際上電極極化過程的速度有限，電子導體和溶液之間不是「暢通」的，因而在界面兩側造成異性電荷的堆積，形成過電位。隨著通電時間的延續，界面兩側堆積的異性電荷將逐漸增多，過電位隨之增大；過電位的形成和增大將加速電極極化過程的進行，直到該過程的速度與外電流相適應，即流至界面的電流均能全部通過界面，因而不再堆積新電荷，這時過電位便趨於某一個飽和值，不再繼續增大。這便是過電位的形成過程或充電過程。過電位的飽和值（以下簡稱過電位）與流過界面的電流密度有關，並隨其增大而增大。

當外電流斷開後，堆積在界面兩側的異性電荷將通過界面本身、電子導體內部和周圍溶液放電（見圖6-1（c）），使界面上的電荷分布逐漸恢復為正常的雙電層。與此同時，過電位亦隨時間逐漸減小，直到最後消失，這就是過電位的放電過程。

除過電位外，電子導體的激電效應還可能與界面上發生的其他物理-化學過程有關。例如，當電流流過電子導體與溶液的界面時，「陰極」和「陽極」上的電解產物附著其上，將會形成具有電阻和電容性質的薄膜。此外，電解產物還可能使「陰極」和「陽極」附近的溶液分別向還原和氧化溶液變化，因而形成類似於自然極化中的那種氧化-還原電場。

6.1.1.2 離子導體的激發極化機理

大量野外和室內觀測資料表明，不含電子導體的一般岩石也可能產生較明顯的激電效應。一般造岩礦物為固體電解質，屬離子導體。關於離子導體的激發極化機理，所提出的假說和爭論均較電子導體的多，但大多認為岩石的激電效應與岩石顆粒和周圍溶液界面上的雙電層有關。主要的假說都是基於岩石顆粒-溶液界面上雙電層的分散結構和分散區內存在可以沿界面移動的陽離子這一特點提出來的。其中一個比較有代表性的假說是雙電層形變假說。現簡述如下。

在外電流作用下，岩石顆粒表面雙電層（圖6-2（a））分散區中之陽離子發生位移，形成雙電層形變（圖6-2（b））；當外電流斷開後，堆積的離子放電，以恢復到平衡狀態（圖6-2（c）），從而可觀測到激發極化電場。雙電層形變形成激發極化的速度和放電的快慢，決定於離子沿顆粒表面移動的速度和路徑長短，因而較大的岩石顆粒將有較大的時間常數（即充電和放電較慢）。這是用激電法尋找地下含水層的物性基礎。

6.1.2 穩定電流場中岩石和礦石的激發極化特性

在激電法理論和實踐中，為使問題簡化，將岩、礦石的激發極化分為理想的兩大類。第一類是「面極化」，如緻密的金屬礦或石墨礦均屬此類。其特點是激發極化都發生在極化體與圍岩溶液的界面上。第二類是「體極化」，如浸染狀金屬礦和礦化（包括石墨化）岩石和離子導電岩石的激發極化都屬此類。其特點是極化單元（微小的金屬礦物或岩石顆粒）成體分布於整個極化體中。應該指出，「面極化」和「體極化」的差別只具有相對意義，因為微觀地看，所有激發極化都是面極化的，體極化實質上是分布於整個極化體中的許多微小極化單元面極化效應的總和。即使宏觀地看，地下實際存在的極化體也不會是理想的面極化體或體極化體，只不過可能更接近某一種典型極化模式罷了。

圖6-2 岩石顆粒表面雙電層形變形成激發極化

6.1.2.1 面極化特性

圖6-3給出了石墨（a）和黃銅礦（b）標本在不同密度 j₀ 的電流激發下，用小四極裝置在水槽中測得的陽極過電位ΔΦ₊（實線）和陰極過電位ΔΦ_-（虛線）隨充電時間 T 和放電時間t 的變化曲線。圖中的過電位是用外電流密度 j₀ 作了歸一化的值ΔΦ/j₀。

圖6-3表明，石墨和黃銅礦過電位充、放電曲線的總趨勢是相同的：剛開始充電時，過電位隨時間很快地增大；隨著充電時間的延長，其增大的速度逐漸變慢，最後趨於某一飽和值。放電曲線與充電曲線成倒像相似：在斷電後，最初過電位隨時間很快下降；隨著放電時間延長，過電位衰減的速度也逐漸變慢，直到最後慢慢衰減到零。對比圖中不同電流密度j₀的充、放電曲線可看到，外電場的電流密度j₀越大，則電位充電達到飽和值的時間越短。野外工作通常採用小電流密度（j₀＜1 μA/cm²），充、放電兩分鍾，甚至五分鍾尚不能達到飽和值或使放電至零，這表明面極化的充、放電過程均較慢。

從圖6-3還看到，當激發電流密度j₀較大時（對石墨j₀≥40 μA/cm²，對黃銅礦j₀≥5 μA/cm²），不同電流密度的歸一化過電位充、放電曲線互不相重，並且陰極和陽極過電位曲線也彼此分開。這表明在大電流密度激發下，過電位與電流密度不成正比，即為非線性關系，而且陰、陽極極化互不相同。對石墨而言，當j₀從小變大時，開始出現陽極過電位大於陰極過電位（簡稱陽極優勢）；而當繼續增大j₀，或當j₀相當大而延長充電時間時，便逐漸變為均勢，並進而變成陰極過電位大於陽極過電位（即陰極優勢）。黃銅礦的情況則不同，當j₀從小變大時，陰、陽極過電位的關系總是陰極優勢，而且陰、陽極過電位之差，較石墨的大得多。

黃銅礦的≈2.5，而石墨的≈1.35。

對其他緻密金屬礦標本所做的觀測表明，磁鐵礦和磁黃鐵礦的非線性特徵與石墨的相似；而方鉛礦、閃鋅礦和黃鐵礦等硫化金屬礦物的非線性特徵與黃銅礦的相同。這就從物性上提供了利用非線性觀測區分這兩類礦物的激電異常的可能性。

圖6-3 緻密礦石標本陽極（實線）和陰極（虛線）過電位的充、放電曲線

實驗資料還表明，在電法勘探通常採用的小電流密度條件下，歸一化過電位ΔΦ/j₀不隨電流密度大小變化，即過電位與電流成線性關系。對於一定的充、放電時間（T，t），過電位ΔΦ與垂直面極化體表面的電流密度法向分量j_n有如下正比關系

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這里負號表示過電位增高的方向與電流方向相反，系數k為單位電流密度激發下形成的過電位值，是表徵面極化特性的參數，稱為面極化系數。從電學觀點看，k可理解為激電效應在電子導體-溶液界面上形成的面阻抗，單位為Ω·m²。k與充、放電時間及電子導體和周圍溶液的性質有關。不同條件下獲得的各種電子導電礦物的實測數據表明，當長時間充電（T≥60 s）和短延時（t≥1 s）觀測時，k的數量為n×10^-1～n×10 Ω·m²。表6-1列出了在同樣溶液和充、放電時間條件下，對不同金屬礦物測得的k值。它表明，這些金屬礦物的激發極化性質由強變弱的順序是：石墨、黃銅礦、磁鐵礦、黃鐵礦、方鉛礦和磁黃鐵礦。

表6-1 幾種礦物在0.05 mol/L Na₂SO₄溶液中的面極化系數k值

表6-2列出了當溶液濃度由小變大（電阻率ρ_水相應變小）時，銅面極化系數的變化情況。它表明k大致與溶液電阻率ρ_水成正比地減小。若引入系數

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表6-2 改變溶液濃度時銅的面極化效應與溶液電阻率ρ_*的關系

則λ基本上不隨溶液濃度變化，約為1 m。可以將（6.1-2）式改寫成（6.1-1）式相似的形式

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可見，過電位與界面溶液一側的電場強度法向分量（E_n=j_nρ_水）成正比，λ為其比例系數。它等於單位外電場激發下的過電位值，故也可作為表徵面極化特性的參數，有時也稱λ為面極化系數，單位為m。

圖6-4 黃鐵礦化岩石標本的充、放電曲線

6.1.2.2 體極化特性

圖6-4是用小四極裝置在水槽中對一塊黃鐵礦化岩石標本測得的電位差隨時間的變化曲線。電位差隨時間的變化，是由於激發極化產生的電位差ΔU₂（T）（簡稱二次電位差）在供電後從零開始逐漸變大（充電過程）及斷電後二次電位差ΔU₂（t）逐漸衰減到零（放電過程）的結果。在剛供電（無激電效應）時，電流流過標本形成的電位差，稱為一次電位差ΔU₁，在穩定電流條件下，它不隨時間而變。標本被激發極化後，在供電時間為 T 時所觀測到的電位差ΔU（T）為ΔU₁ 和ΔU₂（T）之和，稱為總場電位差，即

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由於剛供電時（T=0），二次電位差為零，即ΔU₂（0）=0，故由（6.1-4）式有

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因而

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圖6-4（b）中的虛線b便是按（6.1-6）式換算出的ΔU₂（T）充電曲線。

對比圖6-4和圖6-3可以看出，體極化的充、放電速度比面極化的快得多。對星散浸染狀礦石或礦化、石墨化岩石標本的實驗觀測結果表明，在相當大范圍內改變供電電流 I（測量電極處電流密度高達100μA/cm²）時，在觀測誤差范圍內（＜10%）ΔU₂ 與 I 成正比，且其幅值|ΔU₂|與供電方向無關。因此，在地面電法通常採用的電流密度范圍內，體極化效應實際上是線性的。為此引入一個稱為極化率η（T，t）的新參數來表徵體極化介質的激電性質，其計算公式為

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式中：ΔU₂（T，t）是供電時間為T和斷電後t時刻測得的二次電位差。極化率是用百分數表示的量綱一參數。由於ΔU₂（T，t）和ΔU（T）均與供電電流I成正比（線性關系），故極化率是與電流無關的常數。但極化率與供電時間T和測量延遲時間t有關，因此，當提到極化率時，必須指出其對應的供電和測量時間T和t。為簡單起見，如不特加說明，一般便將極化率η定義為長時間供電（T→∞）和無延時（t→0）的極限極化率。考慮到剛斷電一瞬間（t→0）的二次電位差等於斷電前一瞬間（T）的二次電位差，即

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故有

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對於長時間充電情況，即T→∞，則

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此外，還可定義初始極化率

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當延時t→0時

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對於長時間充電情況（T→∞）則有

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對比（6.1-9）和（6.1-12）式，可得兩種極化率之間的關系式

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大量實測資料表明，地下體極化岩、礦石的極化率主要決定於其中所含電子導電礦物的體積分數ξ及其結構。一般說來，ξ越大，導電礦物顆粒越細小，礦化岩（礦）石越緻密，極化率就越大。完全不含電子導電礦物的岩石，其極化率通常很小，一般不超過1%～2%，少數可達3%～4%。激電效應隨岩、礦石中電子導電礦物含量增高而增強的特性，是激電法成功應用於金屬礦普查找礦的物理-化學基礎。

6.1.3 交變電流場中岩石和礦石的激發極化性質

6.1.3.1 交變電流場中岩、礦石的激發極化現象

前面我們討論了在穩定電流（或直流脈沖）激發下的激電效應，其特點是表現為電場隨時間的變化（充電和放電過程），故亦稱它為「時間域」中的激電效應。激電效應也可在交變電流激發下，根據電場隨頻率的變化（稱為頻率特性）觀測到，此時稱之為「頻率域」中的激電效應。實際上只要將供電電源改為交流電源，並逐次改變所供交變電流的頻率f（但保持的幅值不變），便可根據測量電極間交變電位差隨頻率的變化，觀測到頻率域的激電效應。

圖6-5給出了以上述方式在幾塊礦石標本上的實測頻率特性曲線（亦稱頻譜曲線）。其中圖6-5（a）所示總場電位差幅值|（f）|隨頻率 f 的變化曲線（幅頻特性）與前節所述時間特性有很好的對應關系：隨著 f 從高到低，相應的單向供電持續時間 T（即半周期1/2 f）從零增大，激電效應逐漸增強，結果總場電位差幅值|（f）|隨之變大；而當 f→0 時，T→∞，激電效應最強，因而|（f）|趨於飽和值。對於極限情況，時間域和頻率域總場電位差之間有下列關系

圖6-5 幾塊礦石標本上測得的頻率性曲線

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圖6-5（b）所示總場電位差相對於供電電流的相位移φ隨頻率的變化曲線（相頻曲線）的特點是在各個頻率上φ皆為負值（電位差的相位落後於供電電流），這表明激電效應引起的阻抗具有容抗性質。當頻率很低或很高時，φ趨於零；而在某個中等頻率上，相位φ取得極值。這是因為頻率很高時激電效應趨於零，總場就等於一次場，故無相位移；頻率很低時，相當於長時間單向供電激發極化達飽和的情況，這時二次場雖然最大，但其與電流「同步」，故總場相位移也為零。

從圖6-5可看出，雖然各種岩、礦石的幅頻和相頻曲線的基本形態都是一樣的，但不同的岩、礦石具有不同的頻率特徵。在時間域中充、放電較快的岩、礦石，在頻率域中便具有高頻特徵，即在比較高的頻率上總場幅值才快速衰減，並取得相位極值；反之，在時間域中充、放電較慢的岩、礦石，在頻率域中具有低頻特徵，即總場幅值的迅速衰減和相位極值出現在較低的頻率上。

頻率域的實驗觀測同樣說明，在電法勘探通常所能達到的電流密度條件下，與成線性關系。由於隨頻率而變化，且與之間一般有相位移，所以交流電阻率是頻率f（或角頻率ω=2πf）的復變函數。常稱～ρ為復電阻率，記為ρ（iω），即

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式中的K為裝置系數。顯然，復電阻率的頻譜與（電流幅值保持不變情況下）的頻譜具有相同的特徵。

6.1.3.2 幅頻特性和相頻特性的關系

根據復變函數理論，若復變函數ρ（s）在復平面S的右半平面范圍內是解析、有限的，並且無零值點，則稱其為最小相移函數。實驗資料表明，岩、礦石的復電阻率ρ（iω）都近於滿足上述最小相移條件，因此ρ（iω）也是最小相移函數。其在某一頻率ω₀上的實分量Reρ（ω₀）和虛分量Imρ（ω₀）滿足希爾伯特變換

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最小相移函數ρ（iω）可寫成指數形式，通過某些變換，可寫出最小相移函數ρ（iω）的振幅A（ω）和相位φ（ω）之間的關系

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從（6.1-17）和（6.1-18）式可看到，某頻譜ω₀上的虛分量Imρ（ω₀）或相位φ（ω₀），與實分量Reρ（ω）或幅值對數lnA（ω）對頻率ω的一階導數成正比。當然，不僅與該頻率（ω₀）上實分量或幅值對數的導數有關，而且是和全頻段上的導數有關。不過，不同頻率上的導數影響的程度不同，它取決於權函數ln。此權函數是在ω=ω0 附近的十分尖銳的曲線，說明起主要影響的仍是給定頻率ω0 上的導數值。實際上，由（6.1-17）和（6.1-18）式經過某些變換，可導出如下近似關系式

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實分量和虛分量頻譜以及幅頻特性和相頻特性之間可相互換算。這表明，沒有必要同時觀測各個分量的頻譜，而且似乎觀測任何一個分量的頻譜都一樣。不過，各分量頻譜反映激電特徵參數的能力或分辨力並不一樣，而且從技術上看，其觀測技術的難易程度也不相同。因此，根據地質任務和實際條件選擇觀測適當的分量，仍是值得研究的課題。

6.1.3.3 頻率特性和時間特性的關系

我們知道，在時間域研究激電效應時，是用一定裝置的岩、礦石向地下供入一階躍電流

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的同時，觀測M、N極間的總場電位差ΔU（T）。為了更好地研究時間特性，我們仿照頻率域的作法，將時間域總場電位差的充電過程ΔU（T）對供電電流I和裝置作歸一化，計算電阻率

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因為整個充電過程中（T＞0）皆有I（T）=I₀，故上式中直接將I（T）寫成I₀。

大地的導電和激電效應通常可足夠近似地看成是線性和「時不變」的。在此條件下，藉助於拉氏變換和反變換可將時間域（階躍電流激發下的時間特性ρ（T））和頻率域（諧變電流激發下的頻率特性ρ（iω））聯系起來

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式中：復數s取為iω，ρ（s）=ρ（iω）就是復電阻率頻譜，Ω表示拉氏反變換的積分域。

利用（6.1-21）式便可實現時間特性ρ（T）和頻率特性的相互換算。所以，頻率域激電測量和時間域激電測量本質上是一致的，數學意義上是等效的，差異主要在技術上。

6.1.3.4 描寫頻率域激電效應的參數

（1）復電阻率頻譜

既然交變電流場中的激電效應以總場電位差或復電阻率的頻率特性為標志，那麼在激電效應出現的整個（超低頻）頻段上的復電阻率頻譜應是最全面描寫頻率域激電效應的參數。復電阻率法或頻譜激電法便是通過在相當寬的（超低頻）頻段上觀測視復電阻率的實分量、虛分量或振幅、相位的頻譜來研究地下地質情況的。這種方法的優點是能提供比較豐富的激電信息。欲獲得完整的頻譜，則需要在許多頻率上作觀測，所以生產效率很低，不適於在普查找礦中運用。

（2）頻散率

仿照時間域極化率的計算式（6.1-9）或（6.1-12），可根據兩個頻率 f_D（低頻）和 f_G（高頻）的總場電位差的幅值|（f _D）|和|（f _G）|來計算「頻散率」

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用以表示頻率域激電效應的強弱，這種觀測方式稱為變頻激電法。

在極限情況下，低頻f_D→0和高頻f_G→∞，根據（6.1-15）和（6.1-13）式，可得極限頻散率

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考慮到（6.1-14）式，並且通常極化率只是很小的百分數，故有

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即（極限）頻散率和（極限）極化率相等。對於非極限的頻率制式和時間制式，頻散率P（f_D，f_G）和極化率η（T，t）一般不相同。它們與（極限）頻散率和極化率仍保持正變關系，即若某種因素或條件使前者增大或減小，則後者也相應增大或減小。所以，極限的或非極限的頻散率和極化率具有相同的性質，都可用（極限）極化率作為代表。

頻散率的觀測只需在兩個頻率上作測量，它比全頻譜的測量自然簡單和高效得多。

（3）相位

前已述及，激電效應導致總場電位差相對供電電流發生了相位移，它就是復電阻率的相位φ。在其他條件相同時，激電效應越強，φ的絕對值越大。所以，相位φ也可作為描寫激電效應強弱的參數。實際上，根據（6.1-20）式，激電效應引起的相位φ與幅頻曲線的斜率或電場幅值隨頻率的變化近似有正比關系；而根據（6.1-23）式，頻散率P（f_D，f_G）也與幅頻特性曲線在頻率f_D和f_G間的平均斜率成正比。所以，某個頻率f的相位φ與其附近前、後兩個頻率的頻散率P（f_D，f_G）近似成正比。即φ和P（f_D，f_G）一樣，都與（極限）極化率η有正變關系，並可用後者來代表它們。

原則上講，相位測量可以只在一個頻率上進行，這就比頻散率測量更簡便和有利。不過，製作高精度的野外相位測量儀器比較困難，所以基於相位測量的頻率域激電法變種——相位激電法發展比較晚，而且至今不如時間域激電法和變頻激電法應用得普遍。

D. 誰知道金屬探測器中的脈沖機和探盤機的區別，誰能說一下

誰知道金屬探測器中的脈沖機和探盤機的區別，誰能說一下
食品金屬探測器 速凍食品金屬探測器 水產食品金屬探測器適用領域：
1.乳製品、茶葉 葯材 保健品，生物製品、食品、肉類、菌類、糖果、飲料、糧食、果蔬、水產品、食品添加劑、調味品、等行業金屬異物探測。
2.用於化工原料、橡膠、塑膠、紡織品、皮革、化纖、玩具、紙品行業的產品檢測。
2.金屬探測器 食品金屬探測器 速凍食品金屬探測器 水產食品金屬探測器特點：
1.食品金屬探測器第二代數字機採用更先進的DSP和FPGA相結合的硬體方案，已達到世界領先水平。
可檢測鐵、不銹鋼、銅、鋁及鉛等多種金屬材質。
2.智能液晶顯示功能，智能操作系統，功能更強大；具有記憶功能，可存儲20多種產品的檢測參數；
具有自學習功能，能夠檢測冷凍食品（如水餃、冷凍魚）、肉類、大米、腌製品等；
3.金屬探測器採用相位調節技術，能夠有效抑制產品效應；
4.IP69 的防水等級，適應於潮濕及高溫、低溫工作環境。具有較好的防水功能。
5.檢測儀採用聲光報警，同時自動排除或停機，操作使用極為方便可靠。
6.可與流水生產線連接配套使用，實現流水線自動檢測。
7.金屬探測器輕巧的傳送機架，便於清洗，節省流水線空間。
8.許可權管理功能，杜絕工人誤操作。
3.食品金屬探測器 速凍食品金屬探測器 水產食品金屬探測器參數：
華儀通HY8810YJ數字智能金屬探測器 食品金屬探測器 速凍食品金屬探測器
型號類型 標准機型 檢測通道寬度(mm) 260 360 460 560
檢測通道高度(mm) 60-150 80-150 80-250 80-350
檢測靈敏度 鐵球直徑∅(mm) 0.6-1.4 SUS304不銹鋼球∅(mm) 1.0 可通過產品寬度(mm) 200 300 400 500
傳送帶長度 1000mm 1500mm 可輸送重量 5kg 30kg
輸送帶速度 30m/min（可選擇調速） 25m/min（可選擇調速）
報警方式 聲光報警；顯示屏提示檢測到金屬

E. 請問測定土壤有機碳礦化用鮮土還是風干土有什麼區別

都可以哈。實驗室用風干土培養測定

F. 高手介紹款探測器唄，日後有謝

探測器，是一種電子設備。具有觀察和記錄的功能，分為計數器和徑跡探測器兩種。應用范圍不僅在物理領域而且生活領域中也廣泛應用

G. 狀態特徵

前面論述了流體成分方面的共同性，本節以金的氣相遷移，臨界—超臨界狀態和流體沸騰為例探討流體的狀態特徵。

1.金的氣相遷移

(1)地質事實

金在氣相CO₂介質中遷移。氣相CO₂存在普遍性的地質事實

1)金礦床流體包裹體。中國及外國各類主要金礦床流體包裹體皆賦存氣相CO₂成分，氣相CO₂存在的普遍性，已成無爭的事實。氣相CO₂在流體中的含量非常可觀。首先，在流體包裹體成分類型中佔有較大比例。如玲瓏金礦的112片流體包裹體片中發現4種不同成分類型的流體包裹體，按其數量多少：水溶液、H₂O-CO₂、富CO₂和CO₂-CH₄-H₂O中包裹體(盧煥章等，1999)；又如，據不完全統計，微細浸染型金礦流體包裹體有3種類型：氣液相5%～30%；氣相(占包裹體體積的50%～70%)；液相水溶液，液相CO₂、氣相H₂O+CO₂。即每種類型流體包裹體中都有氣相(CO₂)，而第2類型全為氣相。CO₂的含量與H₂O比較，一般小於H₂O的含量，但在富礦石中接近甚至超過H₂O的含量(表3-5)。

CO₂來源於地幔，地幔CO₂的賦存狀態和存量多少等問題被許多學者研究，並獲得顯著成果。

表3-5 小秦嶺脈狀金礦床包裹體氣相成分(摩爾分數%)

(據范宏瑞等，1997)

2)地幔CO₂。流體包裹體研究(Roedder，1984；夏林圻等，1996)表明，上地幔中的流體有兩種賦存狀態，一類是以自由流體相形式存在於地幔橄欖岩內的流體包裹體和岩漿包裹體中，另一類則溶解於地幔橄欖岩內的部分熔融體和某些礦物中(如金雲母、角閃石、白雲石、菱鎂礦、方解石和磷灰石等)。根據夏林圻等(1996)的研究，上地幔流體主要由CO₂，H₂O和部分CO，N₂，H₂，H₂S，SO₂，以及碳氫化合物(如CH₄，C₂H₆，C₃H₈，C₄H₁₀，C₅H₁₂，C₆H₁₄，C₂H₄，C₃H₆等)，Cl，F，P，S和鹼(Na，K)組成。f_O2對上地幔流體組成可能構成主要制約，當f_O2接近QFM(石英-鐵橄欖石-磁鐵礦)時，上地幔流體可能以CO₂-H₂O或以CO₂為主；自由流體可能主要出現於70km以上。中國東部超鎂鐵質捕虜體中CO₂包裹體的CO₂密度為1.14 g/cm³(夏林圻等，1996)，世界各地超鎂鐵質捕虜體中CO₂包裹體的CO₂密度變化於0.756～1.18 g/cm³(Roedder，1984)。

就現有對幔源岩石礦物中包裹體的實測結果來看，絕大多數氣液包裹體的主要成分是CO和CO₂，另含部分N₂，H₂和CH₄(表3-6)，以及少量其他氣體如惰性氣體等。只有采自日本Ichinomegata的樣品中H₂O與CO₂共存，在一些中基性和中酸性火成岩揮發分及其包裹體中也可以測量到不等量的H₂O，很可能是與岩石圈物質混合的結果，或者是地球淺層H₂O，CO₂和CH₄等通過板塊俯沖進入地球內部再循環的產物。現代火山氣體觀測也證實，與地幔相關的火山氣體主要是CO₂，N₂，CH₂和SO₂等。這都說明，深部流體是以CO₂等氣體組分為主的富氣流體。

表3-6 幔源包裹體氣體化學組分^①

大量觀測數據和理論分析表明，地球內部蘊涵著大量流體，並從未間斷地向外釋放著。有人估算，全球陸地火山每年放出的CO₂約有800Mt(即每天釋放兩百多萬噸)，原始地球中CO₂的72%(質量分數)、N₂的12%(質量分數)仍存留在地幔中，其中CO₂的量高達5.3×10⁸～11.9×10¹⁶t。有人曾直接測定了美國聖·海倫斯火山1980年噴發期間的氣體組分與含量，發現每天噴發出的CO₂達500～15000t，H₂S達150～34000t，SO₂達500～3400t，數量是相當驚人的。這些資料都說明，地球內部流體的量是非常巨大的，這為其在地球淺部的成礦過程中發揮作用奠定了物質基礎(胡文宣等，2001)。

3)金的氣相遷移。過去一百多年來，對熱液礦床成因的解釋(除了Hg和S以外)，基本上都認為金屬是在液體水溶液中被搬運的。然而現在已經認識到有些元素，特別是Au，Cu，As，在氣體中比在液體中的溶解度更大，這個認識的取得主要來自流體包裹體研究。在斑岩銅礦的研究早期，人們就已經注意到氣體包裹體中的黃銅礦子礦物，說明氣體可以搬運很高濃度的銅(Roedder，1971)。自LA-ICP-MS應用到包裹體分析以來，人們對氣體搬運金屬的認識取得了突破性進展。Ulrich等(1999)和Heinrich等(1999)通過對斑岩礦床中共生的高鹽度液體包裹體和氣體包裹體的LA-ICP-MS研究發現，氣體包裹體普遍比液體包裹體更富含Au，Cu，As等元素；富含於氣體中的元素還有Li，B，Bi，Sb等(Williams et al.，2005)。這些研究表明，斑岩礦床不是礦化作用的終點，很多金屬還可以在氣相中進一步往淺部搬運；這對於深入認識斑岩礦床與淺成低溫熱液礦床的關系至關重要。

造山型金礦床普遍富含CO₂流體包裹體。從表3-5中發現，包裹體成分，尤其是氣體成分，在貧富礦石之間有顯著差異，富金礦石中CO₂含量高，CO₂/H₂O＞0.78；而貧金礦石中的CO₂含量較少，CO₂/H₂O＜0.1。對加拿大魁北克綠岩帶金礦研究中得到同樣的規律，從無礦圍岩至含金礦石，CO₂/H₂O比值由0.1增至0.9，若CO₂/H₂O＞0.5時，可能有富礦體出現(范宏瑞等，1997)。

一些特大型金礦床獨特的流體包裹體特徵，可能為深入理解CO₂與金的成礦的關系提供了契機。迦納的Ashanti金礦和加拿大的Campbell-Red Lake金礦都是世界級的金礦，這兩個礦床的共同特點是都含大量幾乎不含水的、以CO₂為主的包裹體(Schmidt et al.，1997；Chi et al.，2006)。實驗研究表明，在高溫高壓條件下，金主要與HS^-及H₂S絡合，金的溶解度在550～725℃的條件下可達幾百×10^-6(Loucks et al.，1999)。金在氣態H₂S中溶解度在400℃時也高達96×10^-6(Zezin et al.，2007)。根據這些觀察，Chi等(2009)認為，金之所以與CO₂密切相關，是因為H₂S與CO₂密切相關；CO₂和H₂S的揮發性都高於水，在地殼深部，富含CO₂的流體也相對富含H₂S，因此具有較強的「吸金」能力。由於CO₂是流體的主要成分，很容易被注意，而H₂S是次要或微量組分，往往被忽視，所以人們只注意CO₂與金有關，而沒有認清這種關系的本質。

在大型、超大型金礦中，幔源流體加入、金質以氣態方式為主遠距離搬運不斷得到證實。地幔流體是一種超臨界態、高壓縮、高密度熱液，當地幔熱流體向上運移到一定部位(達高密度流與氣相轉換點時)，便開始以噴氣狀態向上沖去，因這種噴氣環境的溫壓條件降低並不太大，所以射氣狀態可維持較長時間而不產生升華作用。蘇聯科拉半島、瑞典錫利揚(Silijan)、西德Oberpfalz等地超深鑽井中都發現H₂，CH₄和N₂等深部氣體，表明射氣狀態可維持的距離從地球深部一直到達中—淺部地殼10km地段。證明金質被氣體搬運到地殼淺部的證據主要有兩點：一是極細小金粒度為氣體搬運提供方便。金粒度小到什麼程度一直是個謎，只有通過高解析度透射電子顯微鏡才能發現金呈小的圓狀或鏈狀(＜0.nμm)沉澱在黃鐵礦晶面上或石英的微裂隙中，目前認為是以納米金為核心產生沉澱和富集；二是在自然金內發現有大量氣態包裹體，其中90%是CO₂氣體，其餘則主要是氮氣，並斷定CO₂氣泡在金粒增長過程中附著在增水金的顆粒表面上。氣體搬運金質最大特點是分散和均勻，易形成大型、超大型浸染狀蝕變岩型金礦，如山東大尹格庄、三山島-倉上和焦家-新城等金礦(鄧軍等，2000)。

最能證明金具有氣相遷移能力的當屬微細浸染型金礦，其金呈顯微—次顯微粒級，而且賦存在充填空間極其微小的板岩、泥質、碳質灰岩等圍岩中，礦化沿傾斜延伸幾百米甚至千餘米(如排山樓)，充分證明了金的氣相遷移能力是巨大的。

金呈氣相遷移中金本身也呈氣相在後面金原子的性質和結構中繼續討論。

(2)實驗

該實驗在π型高壓釜中進行，π型釜頂部連通，下部有兩個分支管。實驗前，在其中一個分支管內裝入含金溶液，另支管內裝無金的0.1mol HCl溶液。然後在一定的溫度下恆溫9小時，測定各分支管溶液的含金量。試驗結果列入表3-7中(李培錚，1990)。

表3-7 金的氣相形式遷移實驗

該實驗表明，加熱恆溫後，兩個分支管中金含量大致相等。說明250℃以上，金就具有以氣相遷移的能力(李培錚，1990)。最近，有人用實驗證實了金還可以存在於二氧化碳的氣相內(張榮華等，2001)。

據浙江省主要金礦床(金礦，金銀礦和含金多金屬礦三大系列)流體包裹體均一溫度，一般在100～400℃，溫度值呈雙峰式分布，高峰值為275～375℃，低峰值為175～275℃。從而說明浙江主要金礦床的金在成礦溫度達250℃時就具有氣相遷移的能力。同時也證明我國和國外的金礦床普遍具有金的氣相遷移能力，因為普遍達到和超過了上述的成礦溫度等條件。

(3)金原子的性質和結構(R.W.博伊爾，1991)

金礦流體包裹體的形成，顯然經過了復雜和漫長的地質過程，為什麼包裹體和其他礦物中的金還能保持單元素金屬和自然金狀態存在，等等，這些是金原子的性質和結構決定的。

金的原子序數為79，在門捷列夫元素周期表中位於第六周期的ⅠB副族，其最外殼層存在18個電子決定了它與該副族元素的親密關系。金可為一價和三價，這取決於它給出p層的一個電子和O層的兩個電子，而形成穩定的2-6-8電子層結構的能力。

由於金在元素周期表中的位置，自然與同族的銀、銅元素在地球化學上成伴生關系。金的親鐵性也表現得十分明顯。

金原子半徑為1.44

，

Au⁺半徑為1.37

，Au³⁺的半徑為0.85

。因此，三價金易於形成絡陰離子的能力顯而易見。

已知有14種金的同位素，其原子量從192到206，但只有¹⁹⁷Au為穩定同位素。

在其主要性質方面，金與周期表中相鄰副族元素比較，處於一種極端的位置，其原子量為196.967，是4-6周期ⅠB族元素最大的，同時又是第六周期的ⅠB-ⅡA族中最小的。因此Au的地球化學性質介於十分活躍的Hg，Sb，As，U和較穩定的Ag，Cu，Pb，Zn之間。

其特點是中間的非電價電子對原子核的保護作用極低。正因如此，其原子核與外層電子(位於0軌道量子數為6s)之間的吸引力較強，電離電位極高——9.223電子伏。金的電負性比其他金屬高。

金的上述性質，決定了他的下述行為：

1)金的化學惰性。在自然界，包括流體包裹體和礦物中，金呈單元素金屬和自然金狀態存在的趨勢；即使形成多種化合物，多種化合物均具有不穩定性。(因為等壓電位最低)。

2)金難於氧化。金在水溶液中的電極電位極高，Au=Au⁺+e反映的E₀=1.68，Au=Au³⁺+3e反應的電位是1.5mV。在天然條件下電子不會從金轉到氧化劑上去，即難於氧化。

3)金的熔點為1063℃。它的揮發性可忽略不計，但是在還原介質中趨於增強，如在CO氣體中較之在空氣中增加一倍。

在溫度升高時金的揮發性也隨之增高，在1250℃時有0.2%的金蒸發成微滴——一種「金屬霧」。加入Cu，Pb，Bi會使金的揮發性增加3～4倍，而加入Ag，Hg，Sb，Zn和Fe則能增加8～10倍(波依斯托夫等，1946)。金在298℃升華的熱量為87.7kcal/mol。

金在上地幔溫度(400～3000℃)下，早已熔化並蒸發，有關元素的參與和H₂O，CO₂的超臨界狀態，可能形成高能量的混合氣相物質向上地殼遷移，致使金呈次顯微金的粒度(＜5/10萬mm)，而金自然元素(a₀的長度)4.079

(王永華等，1985)，上述數據支持金呈氣相遷移。

2.臨界—超臨界狀態

(1)基本特點

物質的氣液能夠平衡共存的極限狀態，即臨界狀態。臨界狀態下，液體及其飽和氣之間的一切差別都將消失，物質呈乳濁狀態，這種現象稱為臨界乳光現象(地球科學大辭典，2005)。

超臨界流體是指處於臨界溫度(Tc)、臨界壓力(Pc)和臨界密度(ρc)之上的流體。超臨界現象是英國的Thomas Andrews於1869年最早發現的。1879年，化學家漢內發現某些金屬鹵化物在非臨界狀態的流體中溶解度很低，當溶劑達到臨界狀態時溶解度大幅增加而快速溶解。人們把這種超臨界狀態稱為「物質的第四態」，它引起了自然科學家的關注和濃厚的研究興趣，並被應用於不同的研究領域。超臨界流體是一種可壓縮的高密度流體，其分子間力很小，類似氣體，但密度很大，接近流體，是氣液不分、沒有相界面的流體，因而也沒有相際效應，其溶解、萃取能力較非超臨界流體大大提高。超臨界流體的黏度(η)、擴散系數分別是液體的1%和100倍(盧欣祥等，2002)，具有良好的傳導特性。尤其在臨界點附近，溫度和壓力的微小變化就會引起流體密度發生很大變化。部分物質的超臨界參數、部分流體的臨界密度，超臨界流體與氣體、液體物理參數的比較見表3-8至表3-10。

表3-8 部分物質的超臨界參數

(據盧欣祥等，2002)

表3-9 部分流體的臨界密度

(據盧欣祥等，2002)

表3-10 超臨界流體與氣體、液體部分物理參數比較

(據周忠清，1996；孫檣等，2000)

地幔流體是一種超臨界流體。超臨界流體的密度、黏度和擴散系數液體和氣體之間，同時其他物理化學特徵，如等壓膨脹度(ρ)、等熱壓縮度(a)、表觀摩爾自由能(β)、表觀摩爾Hemholtz自由能(ΔA_m)、表觀摩爾熵Gibbs自由能(ΔG_m)、表觀摩爾內能(ΔE_m)、表觀摩爾焓(ΔH_m)、表觀摩爾熵(ΔS_m)、定體積熱容(C_v)、定壓熱容(C_p)、動力黏度(η)、熱導率(λ)、運動粘度(ν)、介電常數(ε)和電離常數(pK)等也極為特殊(以超臨界水為例)，這些物理化學性質決定了超臨界流體具有許多獨特的性質。主要表現在：①超臨界流體具有獨特的溶解特徵。在超臨界環境下，常溫下難溶的化合物變得易溶，而一些常溫下易溶的化合物則變得難溶；對H₂O來說，超臨界水的介電常數遠低於常溫條件，表現出類似非極性溶劑的性質，所以有機物在超臨界水中的溶解度較高，而鹽的溶解度較小。②超臨界流體是一種理想的輸運介質。a、C_p和ν的局部最大值對熱液體系中熱量和質量的傳輸具有重要影響，對指定可透性岩石，流體通量和a成正比，而和ν成反比，局部對流的熱傳遞速率與流體通量和C_p成正比，因此熱液體系中的流體通量和熱傳遞速率在臨界區內具有最大值。③超臨界流體能加快發生在其內的化學反應速率。超臨界流體與常態流體相比，其介電常數減小而活性體積增大；超臨界流體具有「籠效應」(cage effects)，即在反應類型周圍溶劑分子局部密度增加；超臨界流體的另一個顯著特徵是其性質隨密度的變化而變化，流體的密度在臨界區域是溫度和壓力的強函數，因此超臨界流體具有通過控制溫度和壓力來約束反應環境(劉叢強等，2001)。

臨界—超臨界流體是地幔流體及下地殼流體的主要組成部分。

(2)地幔流體組成及變化(張銘傑等，2000)

地幔物質組成主元素，微量元素，REE，He，Ar，Pb，Sr，Nd，Hf，Os同位素組成等各具特徵的不同類型地幔端員成分。

1)地幔流體中的揮發分。地幔流體為C-H-O-S體系，並含微量的稀有氣體，Cl，P等，其成分以CO₂，H₂O，H₂，CO，SO₂，H₂S，CH₄等形式存在，以含有較高的H₂為特徵。在地幔岩的橄欖岩、輝石、石榴石等「無水礦物」中普遍含有OH，其流體包裹體內含有大量的H₂，更深部地幔及地核含有固態氫、金屬氫以及一些氫化物，使地幔成為氫的儲庫之一。在地幔環境下可能存在固體CO₂及類似石英結構、C-O為共價鍵的CO₂。

地幔流體中普遍含有的地幔烴，CH₄，C₂H₆等低碳數烷烴在各種幔源岩的流體組分中普遍存在。蛇綠岩套的橄欖岩、鹼性玄武岩的橄欖岩包體及金伯利岩的金剛石中的重烴(n鏈烷)，說明非生物有機質是原始地球的組成成分之一。

地幔流體組成在橫向、縱向上具明顯的不均一性。在橫向上受構造環境、演化歷史及再循環地殼組分的控制。在縱向上，地幔流體組成具有較大差別，已知來自岩石圈地幔的金伯利岩中的地幔捕虜體和金剛石中的流體組分含較高的H₂，而來自下地幔或核幔邊界的超深流體和外地核的氫氣圈含有更高的H₂，流體中CH₄和H₂約占氣體總量的97.8%，N(H)/N(O)值為1330，這種超深流體上升達軟流層底部時，H₂O多於CH₄。

2)地幔流體中的稀有氣體。地幔流體中保存著原始地球演化過程中殘留的稀有氣體，並通過火山活動、深大斷裂等各種途徑滲出地表，或混入溫泉、熱鹵水及油氣田中。在幔源岩的氣液包裹體中含有一定數量的稀有氣體，雖然He，Ar等稀有氣體的封閉溫度並不很高，但流體包裹體壁阻止了稀有氣體的擴散，使其活動性比在寄主礦物晶格中低幾個數量級；且沸騰作用、擴散作用等過程不會引起³He和⁴He的明顯分餾。

孫豐月等(1995)認為，幔源C-H-O流體是一種高密度的超臨界流體，揮發分以H₂O和CO₂為主，含少量的F，Ce，S，P及惰性氣體等組成，其中溶解了大量的常量及微量元素。

幔源C-H-O流體的物質組成應分成兩部分來分析，即揮發組分和流體中的溶質。揮發組分的組成受環境氧逸度的控制，而流體中溶質的含量與壓力成正比。

Schreyer(2000)在一篇總結性的論文中指出，含水的熔體和含硅酸鹽和蒸汽在地壓下共存；在高壓下，成分上相互融合變為一個單相的超臨界流體。在超高壓變質有水存在的條件下，花崗岩並不發生熔融，而是或多或少地，逐漸地隨著溫度的升高溶解在超臨界流體中，而沒有明確的「熔點溫度」。

(3)臨界—超臨界流體對成礦和構造的重要作用

20世紀60年代以後，超臨界狀態流體對高沸點難揮發和一般難以溶解的物質具有驚人的溶解能力被發現，且超臨界流體比一般的氣水熱液有更高的溶解性、滲透性和流動性。因而對成礦無疑會產生巨大的促進作用。塗光熾認為部分礦產的超常規堆積可能就與超臨界流體的活動有關。地幔流體HACONS在地幔的熱力環境下呈超臨界狀存在和遷移，當上升到地殼淺部時，產生絕熱、減壓沸騰和劇烈的化學反應，這也就是熱液成礦作用的開始。

流體對成礦具有非常重要的主導效應，尤其流體大規模的循環和聚集，控制著世界上許多大型—超大型礦床(或密集區)的形成，流體特別是下地殼和地幔的臨界—超臨界流體對成礦具有更重要的作用。目前，根據對地球內部溫度和壓力的估算結果，地殼深部流體及地幔流體均處於超臨界態。這種超臨界流體在地殼深部，尤其是在地幔地質作用進程中的演化，與金屬元素的成礦作用有直接關系。實驗研究證實，超臨界流體中Au的溶解度比估計值高出許多，Au含量可高達1180×10^-6。超臨界水體系中，由於H₂O的介電常數很小及NaCl離解度的降低，H₂O中的OH^-以及

，NaCl⁺，

等都可以與金屬離子形成聚集體並遷移。超臨界水體系的臨界點附近，由於溫度壓力變化引起流體體系嚴重「失衡」，可能就是許多地區巨量成礦物質堆積的原因；臨界點附近物化能的巨大改變，導致了成礦元素遷移失去必要的支撐條件，從而發生大規模的沉澱和富集，並可導致不同成礦元素因地球化學性質的差異而在不同的岩性部位、不同期次成礦作用中形成多元素組合礦體。研究還證實，在超臨界點附近，當溫度和壓力稍微變化時，流體的密度、黏度、擴散系數和極性等物性，由接近氣態向液態發生連續變化，在長期地質作用過程中形成的富含成礦元素的流體，其成礦元素也從穩定遷移轉向沉澱富集狀態。由不同物質組成的不同鹽度體系的超臨界流體的臨界溫度和臨界壓力是不同的(高鹽度體系的臨界點溫度要高出許多，如鹽度為5%的超臨界流體，溫度高於1000℃)，在不同成礦(溫度)階段形成不同的元素組合礦床，同一成礦元素在不同的成礦階段也有不同的沉澱堆積。

地幔深處的超臨界流體，在地幔熱柱的作用下上升到地殼淺部，當溫度或壓力降到成礦流體的臨界值時，流體的溶解度會突然降低，所溶解的成礦元素會大量析出，形成礦體或礦化體。如果成礦包裹體中沒有發現或者只有少量的臨界包裹體，並不意味著沒有產生過超臨界包裹體，只是因為超臨界流體在地殼淺部成礦構造中由於降溫、減壓變成了非超臨界流體，這主要與金成礦的地球化學性質有關。

小秦嶺文峪-東闖石英脈型，熊耳山地區的上宮蝕變岩型，祁雨溝爆破角礫岩型金礦是豫西地區具有代表性的3個不同類型的大型金礦床，雖然它們成礦類型不同，但成礦流體特徵具有驚人的相似性，都屬於H₂O-CO₂-NaCl(KCl)臨界—超臨界流體系統。流體包裹體的C，H，O，S，Pb穩定同位素測定結果都證明這一流體屬深源地幔流體，並且是在高溫、高壓下形成的超臨界流體。而上述3類礦床中臨界—超臨界包裹體的發現又從另一個側面證明了金礦的成礦流體屬深源地幔超臨界流體。這種含Au的超臨界流體由深→淺，由高溫、高壓→低溫、低壓的演化，可稱為Au的深源(幔源)淺成成礦作用。金礦床的一些其他成礦特徵也都由此所決定。正因為含Au的成礦流體來自地幔，金礦成礦就不需要所謂的礦源層，因而對賦礦岩石也就沒有明顯的選擇性，也決定了金礦成礦具有明顯的構造控制特徵。同時由於超臨界流體具有溶解性高，滲透性強的特點，所以更易進行流體-岩石的反應，並成為熊耳山蝕變岩型金礦成礦的主要原因(盧欣祥等，2002)。

地幔流體成礦作用有多種表現形式：地幔流體本身成礦；提供成礦物質；提供成礦流體；提供鹼質、硅質和提供熱源。因此，地幔流體具有充足的物質儲量、龐大的流體庫和穩定的熱源供給，因此地幔流體活動可伴隨大規模成礦作用，形成大型—超大型礦床或礦集區。如地幔流體活動形成的超大型礦床儲量：白雲鄂博REE-Fe-Nb礦床REE氧化物的儲量約4800萬(平均品位6%)、Nb儲量100萬t(平均品位0.13%)、螢石12000萬t，柿竹園W-Sn-Bi-Mo多金屬礦床已探明WO₃75萬t，Sn 49萬t，Bi 30萬t，Mo 13萬t，Be 20萬t、螢石7000萬t，蘭坪Pb-Zn礦床已探明Pb+Zn儲量達1600萬t；地幔流體活動形成的礦集區：膠東金礦集中區，小秦嶺金礦集中區，冀西北金銀多金屬礦集區，滇黔桂金礦集中區，川滇黔鉛鋅多金屬礦集區以及三江金礦成礦帶等，眾多研究表明，這些礦集區均與地幔柱活動密切相關，地幔流體在其形成過程具有重要作用(劉叢強等，2001)。

3.流體沸騰

在金礦床形成過程中流體普遍產生短時間內的一次或多次沸騰現象，對較長時間的成礦過程來說有其特殊性，是流體運移劇烈變化和最終成礦的重要機制。

沸騰原因，一般認為是由於熱液過程中壓力驟然降低使流體產生減壓沸騰。筆者認為影響沸騰的因素較多可分兩個方面，一是沸騰內力，包括流體和流質成分及其含量，溫壓、黏度等物理參數，尤其與CO₂，H₂O的關系密切，而CO₂，H₂O的溫壓一般都超出了超臨界溫壓(表3-4，表3-8)，因此，流體具有超臨界流體的特殊性，如黏度、擴散系數分別是液體的1%和100倍；對H₂O來說，不僅具有獨特的溶解特性，和加快化學反應速率，而且流體通量和熱傳遞速率均躍升到最大值，推斷其流體壓力極高，並加快斷裂變形速率，等等。二是沸騰外力，包括流體圍岩的靜壓力、物理化學性質和構造應力。圍岩的物理化學性質影響到岩石的力學性質(如抗剪強度等)，構造應力包括構造轉換，構造疊加和變形機制轉化等的構造應力變化。

在流體沸騰之前，推測內力釋放強度與斷裂變形速率相平衡。流體以維持超臨界狀態。隨著流體和斷裂變形達到上地殼某一深度，沸騰內力大於外力時，圍岩發生流體(尤其氣體)壓裂作用，而形成斷裂構造的大量充填空間。流體的超臨界狀態驟然改變而引起流體沸騰、混合和相分離作用，同時流體成分和性質發生改變，導致金的沉澱。

開放沸騰體系中金屬離子濃度下降幅度要比封閉沸騰體系中大得多。在開放沸騰系統中，隨沸騰作用的進行，CO₂的含量發生很大變化，在封閉系統中變化不大。孫曉明等(2004)發現富灣銀礦和長坑金礦流體包裹體CO₂含量均有很大變化，顯示兩者可能均經歷過較明顯的開放體系下的沸騰作用，不過富灣銀礦H₂/CH₄值較低，而長坑金礦x(H₂)/x(CH₄)值較高，說明金礦成礦過程中流體的沸騰程度較銀礦為高，因為沸騰作用的增強會導致氣相中x(H₂)/x(CH₄)值升高。

筆者認為沸騰程度在很大程度上取決於超臨界流體的多少，特別是流體中CO₂的多寡。因為氣相比液相擴散系數大數倍(表3-10)，CO₂愈充足，沸騰程度愈高，形成大礦富礦(表3-5)。

沈昆等(2000)研究山東大尹格庄金礦成礦流體特徵中指出：流體溫度的進一步降低和壓力釋放引起H₂O-CO₂-NaCl(-H₂S)流體的再次沸騰，產生具有較低CO₂含量(X_CO2=0.02～0.03)的富水流體和富CO₂流體，流體密度升高(0.8～1.00g/cm³)；而CO₂(H₂S)出溶則引起中晚期碳酸鹽脈的形成和熱液中金屬配合物平衡的破壞，從而產生金多金屬硫化物沉澱。反光顯微鏡下可見金-多金屬硫化物常分布於穿插絹英岩的網狀碳酸鹽細脈中，說明多金屬硫化物的沉澱與流體的沸騰和碳酸鹽化密切相關。

大尹格庄等許多金礦流體的溫壓降低，流體沸騰和成礦，並非一次完成，而是多次。其頻率可能與成礦期次相當，成因與控礦斷裂構造的脈沖式活動和流體波動有關(待後研究)。不過，目前可以認定流體沸騰是超臨界流體迅速充填和斷裂迅速變形共同作用的結果。

H. 貴仕s30是不是多頻機抗干擾，抗礦化能力怎麼樣有沒有用過的兄弟給介紹一下。

硬碟按介面來分：PATA這是早先的硬碟介面，2009年新生產的台式機里基本上看不到了；SATA這是主流的介面也就是平常說的串列介面，市面上的硬碟普遍採用這種介面；SATAII這是SATA介面的升級版，市面上這種硬碟有是也有，就是不多，主要就是緩存和傳輸速度的提高；SCSI這是一種在伺服器中採用的硬碟介面，它的特點是轉動速度快可以達到10000轉，這樣讀寫速度就可以加快而且還支持熱插拔。

I. 交變電流場中岩石和礦石的激發極化性質

3.1.3.1 交變電流場中岩、 礦石的激發極化現象

前面我們討論了在穩定電流(直流脈沖)激發下的激電效應，其特點是表現為電場隨時間的變化(充電和放電過程)，故亦稱它為「時間域」中的激電效應。激電效應也可在交變電流激發下，根據電場隨頻率的變化(頻率特性)觀測到，此時稱之為「頻率域」中的激電效應。由於面極化和體極化異常特徵有相似性，下面我們主要討論體極化情況。

在圖3.1.6 所示裝置中，將供電電源改為交流電源，並逐次改變所供交變電流

的頻率 f(但保持

的幅值不變)，便可根據測量電極間交變電位差

隨頻率的變化，觀測到頻率域的激電效應。

圖3.1.7給出了以上述方式在一塊黃鐵礦石標本上的實測頻率特性曲線(幅頻曲線)，與前節所述時間特性有很好的對應關系：隨著f從高到低，相應的單向供電持續時間T(即半周期T=1/2f)從零增大，激電效應逐漸增強，結果總場電位差幅值

隨之變大：而當f→0 時，T→∞，激電效應最強，因而

趨於飽和值。對於極限情況，時間域和頻率域總場電位差之間有下列關系

電法勘探

圖3.1.7 一塊黃鐵礦人工標本的激電頻率特性曲線

黃鐵礦標本：顆粒大小0.84～2mm；含0.01 mol/L NaCl的溶液5%

圖3.1.7同時也給出了總場電位差

相對於供電電流

的相位移 φ 隨頻率的變化曲線(相頻曲線)，其特點是在各個頻率上φ皆為負值(電位差的相位總是落後於供電電流)，這表明激電效應引起的阻抗具有容抗性質。當頻率很低或很高時，φ趨於零；而在某個中等頻率上，相位φ取得極值。這是因為頻率很高時激電效應趨於零，總場就等於一次場，故無相位移；頻率很低時，相當於長時間單向供電激發極化達飽和的情況，這時二次場雖然最大，但其與電流「同步」，故總場相位移也為零。

一般地，各種岩、礦石的幅頻和相頻曲線的基本形態都基本一致，但不同的岩、礦石具有不同的頻率特徵。在時間域中充、放電較快的岩、礦石，在頻率域中便具有高頻特徵——在比較高的頻率上總場幅值才快速衰減，並取得相位極值；反之在時間域中充、放電較慢的岩、礦石，在頻率域中則具有低頻特徵——總場幅值的迅速衰減和相位極值出現在較低的頻率上。

頻率域的實驗觀測同樣說明，在電法勘探野外工作中通常所能達到的電流密度條件下，

與

呈線性關系。 因此，將總場電位差

對電流

和裝置系數作歸一化，可計算出與電流大小無關的交流電阻率

電法勘探

式中：K為裝置系數。

在存在激電效應時，

隨頻率而變化，且一般

和

之間有相位移，所以，

是頻率f(或角頻率ω=2πf)的復函數，故常稱交流電阻

為復電阻率，記為ρ(iω)。

將復電阻率ρ(iω)分解為虛、實兩部，則得振幅和相位

電法勘探

電法勘探

由式(3.1.11)可知，振幅與實分量接近(虛分量一般很小)。由式(3.1.12)可知，由於虛分量很小，φ(ω)也很小，相位與虛分量成正比關系。

3.1.3.2 時間域測量與頻率域測量的等價性

岩、礦石的激電場在交變電流場中的頻率特性與其在穩定電流場中的時間特性有密切的關系，可以互相換算。根據諧波分析的觀點，一個階躍直流電流可以視為無窮多個不同頻率的成分的諧波電流成分合成的結果。這些不同頻率成分的諧波電流激發的激電場疊加起來構成了穩定電流場中的總場。我們依照頻率域的做法，將時間域總場電位差的充電過程ΔU(T)對供電電流I和裝置作歸一化，亦可計算電阻率，表示為

電法勘探

在電法勘探實踐中，大地的導電和激電效應通常可足夠近似地看成是線性和「時不變」的。在此條件下，藉助於拉氏變換和反變換可將時間域(階躍電流激發下)時間特性的ρ(T)和頻率域(諧變電流激發下)頻率特性的ρ(iω)聯系起來

電法勘探

式中：復數s取為iω，ρ(s)=ρ(iω)就是圓頻率為ω的復電阻率頻譜。

利用式(3.1.14)便可實現時間特性ρ(T)和頻率特性ρ(iω)的相互換算。所以，頻率域激電測量和時間域激電測量在本質上是一致的，在數學意義上是等效的，差異主要在技術上。

3.1.3.3 描述頻率域岩、 礦石激發極化效應的參數

(1)頻散率

仿照時間域極化率的計算式(3.1.7)，可根據兩個頻率f_D(低頻)和f_G(高頻)的總場電位差的幅值

和

來計算「頻散率」

電法勘探

用以表示頻率域激電效應的強弱。

在極限情況，低頻f_D→0和高頻f_G→∞，可得極限頻散率

電法勘探

通常極化率只是很小的百分數，故有

P≈η (3.1.17)

即(極限)頻散率和(極限)極化率相等。對於非極限的頻率制式和時間制式，頻散率P(f_D，f_G)和極化率η(T，t)一般不相同，但它們與(極限)頻散率和極化率仍保持正比關系，即若某種因素或條件使前者增大或減小，則後者也相應增大或減小。

頻散率的觀測只需在兩個頻率上作測量，它比全頻譜的測量自然高效得多。在激電法發展初期，維特(J.R.Wait)等便建立了基於在超低頻段兩個適當的頻率上觀測總場電位差的幅值而獲取視頻散率P_s(f_D，f_G)的「變頻激電法」。這一激電法頻率域變種與時間域激電法一樣，一直使用至今。

我國地球物理學家何繼善院士，早在20世紀70年代初就著手雙頻道方案，並於1976年提出了雙頻激電法，其核心思想是把兩個不同頻率的方波電流疊加起來，形成雙頻組合電流，同時供入地下，接收來自地下的含兩個主頻的激電總場的電位信息，同時得到低頻電位差

(f_D)和高頻電位差

(f_G)，按F_S=

×100%計算視幅頻率。20世紀90年代又提出了均勻廣譜偽隨機信號同步復合技術方案，直接發送含多個頻率的偽隨機信號，同時測量其經過大地的響應，並比較各頻率信號間的差異，實現了多頻多參數的快速測量，均取得了良好的效果。

(2)相位

前已述及，激電效應導致總場電位差相對供電電流發生相位移，它也就是復電阻率的相位φ。在其他條件相同時，激電效應越強，φ的絕對值越大。所以，相位φ也可作為描寫激電效應強弱的參數。

由上述可知，無論是時間域還是頻率域，測振幅還是測相位，都可以反映激發極化的強弱特性，理論上它們可以互換，技術上就不一樣了。振幅信號強，易於觀測，而相位則由於具有微分性，對頻率的變化敏感，且相位測量可以只在一個頻率上進行，這就比頻散率測量更簡便和有利。不過，製作高精度的相位測量儀器比較困難，所以基於相位測量的頻率域激電法變種——相位激電法發展比較晚，而且至今不如η和P參數應用得普遍。

與視極化率一樣，當我們在地面上採用某種裝置測量時，獲得的應是視頻散率P_s或視相位φ_s。

(3)復電阻率頻譜

自激發極化法廣泛應用於生產實際以來，在較長一段時間內，人們在尋找礦產資源時常用那些表徵激電響應強弱的參數，主要是極化率(時間域)和頻散率(頻率域)。這些參數都只與某一充、放電時間激電響應的大小或某兩個頻率激電響應的差異有關，難以表達完整的激電響應特徵。因此，當我們對這些只含有異常強度等方面信息的激電資料進行定性分析時就遇到了問題。因為許多非礦地質體、礦化或石墨化岩石、無工業價值的礦化等，都會產生與礦體十分相似的激電異常。維特(Wait，1959)較早就指出根據頻譜特性和時間頻譜特性區分一定礦化類型的可能性。宗吉(Zonge，1972)等提出了復電阻率法或頻譜激電法(Spectral Inced Polarization Method，SIP)，即通過在相當寬的(超低頻)頻段上觀測視復電阻率的實分量和虛分量或振幅和相位的頻譜，以研究地下地質情況。這種方法的優點是能提供比較豐富的激電信息，識別礦與非礦異常，並能反映礦體的一些結構特徵。

A.復電阻率柯爾-柯爾模型

根據式(3.1.10)，復電阻率ρ(iω)表示為ρ(iω)=

，式中 K 是測量裝置的幾何尺寸(裝置系數)，與介質的激發極化特性沒有關系，只有

才是衡量介質激發極化性質的量，由於它是電壓和電流之比，因此稱為阻抗，記為Z(iω)

電法勘探

如果把觀測裝置看作一個系統，則阻抗Z(iω)就是系統的響應

與激勵電流

之比，這在系統理論中稱為傳遞函數。

不同礦物的成分、含量、結構構造以及產出條件各種各樣，它們的激發極化效應，在細節上千差萬別，各不相同。為此人們把它們簡化成一定數學模型，把有關參數歸納為模型的幾個電學參數，從而來構制傳遞函數。我們知道，當通過岩、礦石供電電流不大時，岩、礦石的激發極化效應是線性的且在時間規范范圍內可以用不變的參數來描述，是一個線性時不變系統。描述這種線性時不變系統的一種流行的方法是利用等效電路模型。然而，這種描述不是唯一的，即選用不同元件的串聯、並聯組合，可以得到同樣的傳遞函數。

在頻率域激電的歷史上曾提出過多種描述傳遞函數模型，通過比較，目前較多採用、與實際情況也較符合的是柯爾-柯爾模型。如圖3.1.8所示，圖3.1.8a中是岩、礦石一個基本結構單元模型(在討論激發極化機理時就已提到)，圖3.1.8b是它的柯爾-柯爾模型等效電路。

圖3.1.8 岩、礦石一個基本結構單元模型(a)及其柯爾-柯爾模型等效電路(b)

柯爾-柯爾模型原本是法國 Cole 兄弟(1941)模擬電解質介電性質時提出來的。W.H.Pelton等人於20世紀70年代把這一模型「借」用到勘查地球物理中來，因為它與激發極化現象比較符合。在Pelton等人的柯爾-柯爾模型等效電路中，R₀代表純離子通道的電阻，R₁代表離子溶液和電子導體共同通道的電阻，(iωx)^-c代表電子導體和離子溶液界面上發生激發極化效應引起的附加阻抗。經過適當的推導，此等效電路的復阻抗為

電法勘探

此式即為柯爾-柯爾阻抗表達式。

式中：Z(0)是頻率為零時的柯爾-柯爾阻抗；m是充電率，相當於時間域的極限極化率；c是頻率相關系數，取值范圍0＜c＜1，一般0.1＜c＜0.6，典型值c=1/4，無量綱；

為描寫激發極化過程遲慢性的時間常數，稱為時間因子，具有時間量綱。

式(3.1.19)中各參數的關系為

電法勘探

或

電法勘探

根據式(3.1.19)，不難寫出復電阻率的柯爾-柯爾表達

電法勘探

式中：ρ₀是頻率為零時的電阻率，即零頻電阻率；其餘參數與式(3.1.19)相同。

大量岩、礦石露頭、標本，以及人造岩、礦石標本的測定都表明，岩、礦石的復電阻率頻譜一般都滿足柯爾-柯爾模型，用柯爾-柯爾模型表達式表示岩、礦石的復電阻率已為廣大地球物理工作者所接受。

B.電場衰減柯爾-柯爾表達式

同樣，利用時間特性和頻率特性的相互關系，可由頻率域的柯爾-柯爾模型導出時間域柯爾-柯爾模型表示式——階躍長脈沖激發下的放電過程表示式

對於0＜t/

≤2π

電法勘探

對於t/

＞2π

電法勘探

類似地，對面極化，亦可構建相應的等效電路，從而導出復面極化系數k(ω)的柯爾柯爾表達式以及時間域中面極化系數k(T)的表達式，在此不再詳述了。

復電阻率的柯爾-柯爾表達式(式(3.1.22))中復電阻率ρ(iω)不僅與地下介質激電強弱有關，而且還建立了ρ(iω)與表徵地下介質結構特徵的c、

等參數的關系，從而提供了定量描述激電響應譜特性的手段。大多數岩、礦石的激電譜可以用四個柯爾-柯爾參數定量描述，實踐中我們可以根據這四個參數來深入地評價激電異常，從而窺探不同成分、含量、結構構造、產出條件的岩、礦石在激發極化性質上的差異和影響。

柯爾-柯爾模型中包括四個參數，其中ρ₀和m是表徵導電性和激電效應強弱的參數(強度參數)；c和

則是表徵激電譜(頻譜或時間譜)陡緩和(沿頻率軸或時間軸)位置的參數(譜形態參數或時間參數)。對實測頻譜或時間譜(充、放電曲線)進行反演，即柯爾-柯爾模型的理論譜與其擬合，可以確定這些參數的數值。這些由實測參數反演計算出的「二級參數」，特別c是和

對判斷引起激電效應的極化體的性質很有用處。例如，對大量岩、礦石標本和露頭的測量結果表明，各種岩、礦石激電效應的頻率相關系數c值基本上都在0.1～0.6之間，導電礦物顆粒度不均勻的岩、礦石，c值較小；反之，則c值較大。激電時間常數

值有較大的變化范圍，從(n×10^-2～n×10²)s。無礦化的純離子導電岩石和導電礦物成細粒、稀疏浸染、互不連接的岩、礦石，一般

＜1s；而導電礦物顆粒大、相互連通較好的稠密浸染狀、塊狀、細脈狀和網狀岩、礦石的

值大，並且導電礦物連通性越好，

值越大。例如，礦化程度很高的網脈狀和緻密硫化金屬礦，

值可達100 s；而網脈狀的石墨化岩石，

值可能更大。這些數據表明，有可能根據激電二級參數c和

，按結構區分極化體。

頻譜激電法需要在一個測點上作許多頻率的測量，生產效率低，只有在解決一些特殊地質問題時才使用。本章仍著重於極化率和頻散率兩個參數。

J. 飲水機 礦化的作用是什麼麥飯石和木魚石的作用是什麼

礦化水是以純凈水作為基水，添加了多種微元素和礦物質經礦化器過濾自動溶出多種微量元素和礦物質所得的富含人體必須的常量元素及微量元素飲用水。長期飲用礦化水可以補充正常飲食中缺少的微量元素和礦物質營養素，以達到改善人體營養狀況。礦化水中含有鋅、鍶、鋰、碘、鈣、鎂、偏硅酸等多種微量元素和礦物質，完全離子化，飲用後可被迅速吸收利用，又含有豐富的溶存氧。其清涼爽口，營養又衛生，彌補了純凈水的缺點，對促進少兒健康發育、增強兒童智力、提高人體免疫力、預防心血管疾病、膽腎結石、骨質疏鬆、腸胃疾病等均有重要作用，是人類理想的保健型飲用水。
麥飯石用水浸泡後，可以容出鉀、鈉、鈣、鎂、硅、猛、鈦、磷等人體所必需的近20種元素和礦物質，可達到礦泉水的標准。長期飲用可增強肌體的免疫功能，提高身體抗感染能力。同時沂蒙麥飯石對鎘、鉛等對人體有害的元素以及細菌團具有較強的吸附率，對大腸桿菌的吸附率在95以上。
木魚石的礦物成份為褐鐵礦，Fe2O3的含量從20%到78%不等，其它雜質常為磷酸鹽，還有少量的偏硅酸鹽，以及鍶、鉬、鋰、鋅、硒等微量元素。木魚石的石質非常細膩，據其巧奪天工的產出形狀和內部形態，經切割、雕磨，可製成具有原始稚拙、野性，古樸大方的工藝品。尤其是那些惟妙惟肖、天然造型的木魚石原石，具有極高的觀賞價值。