田鋒 鄭海飛 孫檣

TIAN Feng1，ZHENG HaiFei2＊＊ and SUN Qiang2

1. 中國地質大學地質過程與礦產資源國家重點實驗室，北京 100083

2. 造山帶與地殼演化教育部重點實驗室，北京大學地球與空間科學學院，北京 100871

1. State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources，China University of Geosciences，Beijing 100083，China

2. The Laboratory of Orogenic Belts and Crustal Evolution，School of Earth and Space Sciences，Peking University，Beijing 100871，China

2015-03-13 收稿，2015-06-24 改回.

1 引言

研究發(fā)現(xiàn)，有機羧酸對金屬元素的活化遷移和富集成礦具有重要的作用(Giordano，1994;曾貽善，2001)。有機羧酸及其鹽類在一定的溫度壓力條件下可以發(fā)生分解，生成CO2、CH4等氣體(Dunn et al.，2003)。例如，腐植酸等有機物在溫度大于100℃的熱液中即不能穩(wěn)定存在(Boles et al.，1988)。實驗結果表明，甲酸(甲酸鹽)、乙酸(乙酸鹽)、戊酸都能在較低的溫度下分解，并且有機酸鹽類比有機酸更易分解(McCollom and Seewald，2003a，b)。有機酸的熱穩(wěn)定性為乙酸＞＞甲酸＞草酸＞丙二酸(Crossey，1991)。有機羧酸的穩(wěn)定將有利于其金屬絡合物的穩(wěn)定，羧酸鹽的氧化和分解將促使金屬的沉淀。

資料表明，CO2流體包裹體與造山型礦床的成礦作用關系密切(Baker，2002;陳衍景等，2007;Mernagh et al.，2007)。Phillips and Evans(2004)認為CO2在成礦流體中不可能與金屬形成絡合物。這種富CO2的碳質流體可能來源于地幔巖漿(Bucher-Nurminen，1990;Touret，1992)，也可能來源于深部變質作用(Jia and Kerrich，2000;Jia and Li，2001;Klein and Fuzikawa，2010)。

為此，本文利用金剛石壓腔(DAC)對草酸溶液進行了熱分解實驗，討論了草酸的穩(wěn)定性和有機羧酸在成礦中的作用，以及造山型礦床富CO2包裹體的可能成因。并對草酸的分解產物CO2在高溫高壓條件下進行了原位Raman 光譜測試，研究了高溫高壓條件下CO2的物理化學性質，為流體包裹體內壓測定提供了一種快速有效的方法。

2 實驗方法

實驗裝置采用水熱金剛石壓腔(圖1)(Bassett et al.，1993)，墊片為0.25mm 厚的錸片，樣品孔直徑0.35mm，采用石英作為壓標。所用儀器為Renishaw 公司生產的RM-1000顯微Raman 成像系統(tǒng)，光源為Ar+激光，波長514.5nm，激光發(fā)射功率20mW，樣品接收功率5mW，狹縫寬度50μm，20 倍的Leica 物鏡。掃描波數范圍為50 ～4000cm-1，掃描時間10s，掃描次數1 次。

實驗體系的壓力根據石英壓標公式(1)確定(Schmidt and Ziemann，2000):

式(1)中，P 為壓力(MPa);(Δνp)464為待測石英壓標的拉曼位移與其在常溫常壓下464(cm-1)初始拉曼位移之差。該方程適用條件:0 ＜(Δνp)464(cm-1)≤20，溫度范圍-50℃＜T ＜100℃，根據該式計算的壓力誤差為±50MPa。

高溫條件下采用公式(2)對石英壓標的拉曼位移進行校正(Schmidt and Ziemann，2000):

圖1 金剛石壓腔結構示意圖1-crust;2-furnace;3-diamond-anvil;4-sample chamber;5-gasket;6-thermocouple;7-screw;8-guidepost;9-wiring terminal;10-screw;11-crustFig.1 Sketch of diamond-anvil cell

圖2 實驗流程圖Fig.2 Chart of experimental process

式(2)中方程適用的溫度范圍為-196℃≤T≤560℃。

實驗體系的溫度由鎳鉻-鎳硅熱電偶測得，并經過硬脂酸(熔點70℃)和酚酞(熔點261 ～163℃)的標準曲線校正，誤差為±1℃。實驗所用樣品為1mol·L-1的草酸溶液，以黃鐵礦(FeS2)作為fO2的緩沖。

草酸分解實驗從室溫23℃開始每次升溫50℃，當溫度達到200℃時改為每次升溫10℃，直到草酸分解為止。實驗過程中每升溫一次等待15min 后再進行拉曼光譜測試，以保證樣品處于平衡狀態(tài)?？偣策M行了3 次不同初始壓力的分解實驗。

在城市排水管道檢測方面，閉路電視系統(tǒng)檢測技術具有智能化作用，可以通過判讀與人工識別等方式對管道缺陷進行研究。因為閉路電視系統(tǒng)人工判讀功能還不夠成熟，所以在實際排水管道缺陷檢測過程中需要應用計算機技術建立知識庫，通過知識庫系統(tǒng)智能判讀缺陷位置，從而提高管道檢測質量。進入式機器人技術是閉路電視系統(tǒng)檢測中的一部分，能夠通過技術創(chuàng)新代替人工檢測，避免工作人員檢測過程中受到生命威脅。在進入式機器人技術應用方面，技術人員首先需要對這種技術進行改造，提高機器人技術適應能力，解決靜態(tài)水行走問題。

利用草酸在高溫下(400℃)完全分解產生的CO2氣體進行拉曼光譜研究。將實驗設備冷卻到室溫后，再進行兩次不同初始壓力(分別8.8MPa 和888.8MPa)的升溫實驗。每次升溫10℃，實驗過程中每升溫一次等待15min 后再進行拉曼光譜測試，以保證樣品處于平衡狀態(tài)(圖2)。

3 草酸的穩(wěn)定性

3.1 草酸的分解

圖3 草酸分解鏡下照片(a)333℃，649MPa;(b)127℃，187MPa;(c)23℃，10MPa;(d)23℃，77MPaFig.3 Decomposition of oxalic acid under microscope

圖4 草酸分解前后的拉曼光譜圖Fig.4 Raman spectra of the oxalic acid before and after decomposition

實驗中隨著溫度的升高草酸發(fā)生分解反應，草酸分解的化學反應方程式為HOOC-COOH →■Δ CO2+CO +H2O，隨著溫度的繼續(xù)升高還可能發(fā)生如下反應CO +H2O →■Δ CO2+H2。圖3 為草酸溶液高溫分解前后顯微鏡下的部分照片，在溫度和壓力降低的過程中可以觀察到CO2的沸騰現(xiàn)象(圖3b)。將設備冷卻至室溫后CO2氣泡聚集變大(圖3c)，并可見到富CO2氣相、CO2-H2O 液相及液態(tài)H2O 的三相包裹體。實驗結束后的產物在室溫下放置24h 后可以觀察到不混溶和相分離現(xiàn)象(圖3d)。

圖4 為草酸溶液在不同溫度、壓力下的拉曼光譜圖，草酸的 特 征 拉 曼 峰 為ν478、ν845、ν856、ν1737(Speight and Lange，2005)。草酸完全熱分解后在液相中出現(xiàn)CO2的特征拉曼峰ν1386，冷卻后出現(xiàn)氣相CO2的特征拉曼峰ν1383，氣相中還出現(xiàn)CO 的特征拉曼峰ν2140(Speight and Lange，2005)，同時草酸的特征拉曼峰消失。在初始壓力為888.8MPa 的試驗中，實驗結束后冷卻的不混溶物中還出現(xiàn)ν705 和ν2922 特征拉曼峰(Speight and Lange，2005)，表明可能有少量CH4生成，反應方程式為:CO +3H2→■Δ CH4+H2O(Basagiannis and Verykios，2006)。

圖5 草酸溶液分解P-T 圖Fig.5 Decomposition P-T as a function of oxalic acid solution

表1 草酸溶液分解的壓力和溫度Table 1 Decomposition temperature and pressure of oxalic acid solution

3.2 草酸分解的P-T 關系

實驗獲得了3 組草酸分解對應的溫度和壓力數據(表1)。將分解實驗數據投點于溫度-壓力關系圖中得到草酸溶液分解的P-T 圖(圖5)，其線性擬合方程為P= -5172.37 +26.76·T(r2=0.96)。圖5 中還分別包括了CO2+H2O 和NaCl+H2O 的溫度壓力臨界曲線，正十六烷熱分解的溫度-壓力數據(王淮，2007)，以及高溫高壓下乙酸的熱分解推測曲線。矩形區(qū)域所表示的是造山型礦床成礦的溫度和壓力范圍(陳衍景，2006)。

3.3 草酸分解對金屬元素的沉淀作用

有機質對各種地質熱事件的敏感性要比無機質礦物高得多。從圖5 中可以看出，草酸在地熱梯度為35℃/km 的造山型礦床成礦條件下很難穩(wěn)定存在，但在淺成低溫熱液成礦條件下可能穩(wěn)定存在，并有可能與金屬形成有機絡合物進行遷移。由于受實驗溫度條件的限制，我們只做了溫度小于400℃的乙酸分解實驗，但是并未檢測到乙酸的分解產物CO2。根據前人對乙酸在常壓下性質的研究(Drummond and Palmer，1986;Bell et al.，1994;Andresen et al.，1998)，我們推測在造山帶成礦的溫度、壓力條件下乙酸可能會穩(wěn)定存在。正十六烷等烷烴在地熱梯度為35℃/km 的條件下也能穩(wěn)定存在。

結合圖5，在高壓低溫條件下羧酸等有機物是穩(wěn)定的，而在低壓高溫條件下則會發(fā)生分解。當草酸或乙酸等有機物在各自熱分解P-T 曲線以上的高壓低溫條件下時，金屬元素則可能與其形成穩(wěn)定的有機絡合物。在造山作用由擠壓向伸展的轉變期(鄧軍等，2013)，成礦流體沿斷裂構造帶上升，原先的高壓低溫條件轉變?yōu)榈蛪焊邷貤l件，成礦流體中的羧酸及其金屬有機絡合物會發(fā)生迅速分解從而導致金屬元素的沉淀，并產生大量CO2氣體。這也許是造山型礦床具有富CO2包裹體特征的可能原因之一。而且有機物熱降解產生的大量氣體(CO2、CO、CH4、H2等)可使內壓激增，導致圍巖進一步產生微裂隙，或引起原已存在的微裂隙反復開張與閉合，為礦源層中的成礦元素排出或匯聚提供通道和動力，繼而進一步共同運移到有利的空間沉淀、富集成礦。有機物受熱分解產生的H2也可使熱液中的金屬在有利的構造空間得以還原沉淀。此外，有機物的甲基能起到還原障的作用。例如，成礦流體中的甲烷能夠還原硫酸鹽沉淀出硫化物，從而促進成礦流體中金屬元素的沉淀(Disnar and Sureau，1990;Anderson，1991)。

研究資料表明，超臨界流體對Au 的成礦有重要意義。純CO2流體在31℃以上的廣闊范圍內都表現(xiàn)出超臨界流體性質。從圖5 中可以看出H2O-CO2-NaCl 體系隨著CO2含量的增加，臨界溫度大大降低(Wilkinson，2001;Lowenstern，2001;Baker，2002)。在造山帶地熱梯度35℃/km 條件下，CO2含量小于40%的成礦溶液應該是處在CO2臨界線以上的超臨界狀態(tài)。富CO2的碳質成礦流體只有在斷層或破碎帶壓力突然降低處，或流體向上部對流過程中發(fā)生沸騰和相分離(圖3d)。沸騰作用可以使H2S 和酸性組分從熱液中分餾到氣相中，從而降低HS-的活度和增高溶液的pH 值(但會使氧逸度增加)。沸騰作用還可以使溫度降低，但Au 的沉淀只取決于溶液中pH-fO2條件(Shenberger and Barnes，1989)。另外，成礦流體混合富CH4的流體則可以擴大流體不混溶范圍，更容易產生相分離(徐九華等，2007)。相分離在一定程度上能夠導致Au 的富集，但并不具有普遍性(Mikucki，1998)。CO2在成礦流體中的作用可能是作為一種調節(jié)pH 值的緩沖劑(Phillips and Evans，2004;徐九華等，2007;盧煥章，2008)。

4 CO2 流體包裹體壓力計

4.1 流體包裹體壓力計

目前常用的流體包裹體地質壓力計有等容線圖解法，密度式和等容式計算法，PVT 模擬法及NaCl-H2O 體系拉曼光譜標定法(盧煥章等，2004;Yang and Zheng，2009)。已有學者對二氧化碳費米峰距離與密度的關系進行過研究(Fall et al.，2011;Wang et al.，2011)。陳勇等(2006)根據包裹體中CO2費米二重峰的距離估算包裹體中CO2的密度，并通過理想氣體狀態(tài)方程由密度求取包裹體的內壓。

4.2 CO2 的拉曼光譜特征

CO2為線性分子，有4 種振動模式，分別為對稱伸縮振動ν1、反對稱伸縮振動ν3以及兩個彎曲振動2ν2，ν1和2ν2產生頻率分別為1388.2cm-1和1285.4cm-1的費米共振(Rosso and Bodnar，1995)。在費米共振峰的側面產生頻率分別為1264.8cm-1和1409.2cm-1的熱峰。

H2O-CO2體系中包裹體的特征拉曼譜峰如圖6 所示，包括CO2的費米共振(1285cm-1，1388cm-1)，H2O 的彎曲振動1594cm-1及3200 ～3750cm-1之間的O-H 伸縮振動寬峰。當CO2溶于水時費米共振1388cm-1、1285cm-1分別偏移至1383cm-1、1274cm-1位置(Azbej et al.，2007)，但是總體來說液相中的CO2費米共振偏移程度不大。本實驗中測定的H2O-CO2體系中的拉曼光譜和純CO2的拉曼光譜特征近似。

4.3 CO2 流體包裹體壓力計

為了得到溶液中CO2的拉曼位移與溫度和壓力的關系，用Peakfit 軟件分別對不同溫度、壓力條件下的CO2拉曼譜峰進行了高斯擬合(圖7)，擬合結果見表2。在溫度20 ～160℃、壓力10 ～226MPa 范圍內，氣相中CO2的拉曼位移在波數1385.8 ～1386.5cm-1之間變化。在溫度20 ～400℃、壓力10 ～2000MPa 范圍內，液相中CO2的拉曼位移在波數1382.0 ～1388.3cm-1之間變化。以CO2的相對拉曼位移進行平面擬合(圖8)，可知壓力與波數的關系為(?P/?ν)T=271.517MPa/cm-1，常溫下CO2的壓力標定方程可表示為:

圖6 H2O-CO2 流體包裹體拉曼光譜圖(據Azbej et al.，2007)Fig.6 Raman spectra of H2O-CO2 inclusion (after Azbej et al.，2007)

表2 高溫高壓下CO2 的拉曼譜峰高斯擬合數據Table 2 Gauss fit of CO2 Raman spectra at high pressure and temperature

圖7 CO2 的拉曼譜峰高斯擬合圖Fig.7 Gauss fit of CO2 Raman peak

圖8 CO2(aq)的拉曼位移與溫度和壓力的關系圖Fig. 8 CO2 (aq)Raman frequencies as a function of temperature and pressure

式中，Δν1381.93(cm-1)為待測流體包裹體中CO2的拉曼位移相對于常溫常壓下CO2的拉曼位移1381.93cm-1之差，P(MPa)為壓力。

在高溫條件下，溫度對拉曼位移產生影響，CO2的拉曼位移與溫度的關系為(?ν/?T)P=0.010987cm-1/℃。將上式代入式(3)即可得到高溫高壓下CO2的壓力標定方程:

式(4)中Δν1381.93(cm-1)為待測包裹體中CO2的拉曼位移相對于常溫常壓下CO2的拉曼位移1381.93cm-1之差，ΔT(℃)為待測包裹體的溫度與常溫(23℃)之差，P(MPa)為待測包裹體內壓。此方程適用的溫度范圍為23℃≤T≤390℃。采用標準偏差σ 來計算上述壓力標定方程的誤差，其中波數ν的誤差為±0.2cm-1，對應的壓力P 的誤差為±54MPa。式(4)壓力標定方程適用于高壓條件下的壓力標定，不適合用來進行低壓條件下的壓力標定。

5 結論

本實驗為研究有機物的穩(wěn)定性及流體包裹體內壓的測定提供了一種有效方法。從CO2的拉曼譜峰位移與溫度和壓力之間的關系，得到了CO2包裹體壓力計的測定方程:P(MPa)=271.517·(Δν1381.93-0.010987·ΔT)+0.1，式中Δν1381.93(cm-1)為待測包裹體中CO2的拉曼位移相對于常溫常壓下CO2的拉曼位移1381.93cm-1之差，ΔT(℃)為待測包裹體的溫度與常溫(23℃)之差，P(MPa)為待測包裹體內壓。此方程適用的溫度范圍為23℃≤T≤390℃。由上式計算拉曼位移ν 的標準偏差為± 0.2cm-1，壓力P 的誤差為±54MPa，方程適用的溫度范圍為23℃≤T≤390℃。該壓力標定方程適用于高壓條件下的壓力標定。

Anderson GM. 1991. Organic maturation and ore precipitation in Southeast Missouri. Economic Geology，86(5):909 -926

Andresen B，Barth T，Johansen I et al. 1998. Thermal stability of aqueous acetate and variations in product composition under different experimental conditions. Organic Geochemistry，29(1 -3):83 -95 Azbej T，Severs MJ，Rusk BG et al. 2007. In situ quantitative analysis of individual H2O-CO2fluid inclusions by laser Raman spectroscopy.Chemical Geology，237(3 -4):255 -263

Baker T. 2002. Emplacement depth and carbon dioxide-rich fluid inclusions in intrusion-related gold deposits. Economic Geology，97(5):1111 -1117

Basagiannis AC and Verykios XE. 2006. Reforming reactions of acetic acid on nickel catalysts over a wide temperature range. Applied Catalysis A:General，308:182 -193

Bassett WA，Shen AH，Bucknum M et al. 1993. A new diamond anvil cell for hydrothermal studies to 2.5GPa and from -190 to 1200℃.Review of Scientific Instruments，64(8):2340 -2345

Bell JLS，Palmer DA，Barnes HL et al. 1994. Thermal decomposition of acetate: Ⅲ. Catalysis by mineral surfaces. Geochimica et Cosmochimica Acta，58(19):4155 -4177

Boles JS，Crerar DA，Grissom G et al. 1988. Aqueous thermal degradation of gallic acid. Geochimica et Cosmochimica Acta，52(2):341 -344

Bucher-Nurminen K. 1990. Transfer of mantle fluids to the lower continental crust:Constraints from mantle mineralogy and Moho temperature. Chemical Geology，83(3 -4):249 -261

Chen Y，Zhou YQ and Ni P. 2006. A new method for measurement of internal pressure of inclusions:CO2-Raman spectrometry. Rock and Mineral Analysis，25(3):211 - 214 (in Chinese with English abstract)

Chen YJ. 2006. Orogenic-type deposits and their metallogenic model and exploration potential. Geology in China，33(6):1181 -1196 (in Chinese with English abstract)

Chen YJ，Ni P，F(xiàn)an HR et al. 2007. Diagnostic fluid inclusions of different types hydrothermal gold deposits. Acta Petrologica Sinica，23(9):2085 -2108 (in Chinese with English abstract)

Crossey LJ. 1991. Thermal degradation of aqueous oxalate species.Geochimica et Cosmochimica Acta，55(6):1515 -1527

Deng J，Ge LS and Yang LQ. 2013. Tectonic dynamic system and compound orogeny:Additionally discussing the temporal-spatial evolution of Sanjiang orogeny，Southwest China. Acta Petrologica Sinica，29(4):1099 -1114 (in Chinese with English abstract)

Disnar JR and Sureau JF. 1990. Organic matter in ore genesis:Progress and perspectives. Organic Geochemistry，16(1 -3):577 -599

Drummond SE and Palmer DA. 1986. Thermal decarboxylation of acetate. Part Ⅱ. Boundary conditions for the role of acetate in the primary migration of natural gas and the transportation of metals in hydrothermal systems. Geochimica et Cosmochimica Acta，50(5):825 -833

Dunn JB，Burns ML，Hunter SE et al. 2003. Hydrothermal stability of aromatic carboxylic acids. The Journal of Supercritical Fluids，27(3):263 -274

Fall A，Tattitch B and Bodnar RJ. 2011. Combined microthermometric and Raman spectroscopic technique to determine the salinity of H2OCO2-NaCl fluid inclusions based on clathrate melting. Geochimica et Cosmochimica Acta，75(4):951 -964

Giordano TH. 1994. Metal transport in ore fluids by organic ligand complexation. In:Pittman ED and Lewan MD (eds.). Organic Acids in Geological Processes. Berlin Heidelberg:Springer，319-354

Jia Y and Kerrich R. 2000. Giant quartz vein systems in accretionary orogenic belts:The evidence for a metamorphic fluid origin from δ15N and δ13C studies. Earth and Planetary Science Letters，184(1):211 -224

Jia Y，Li X and Kerrich R. 2001. Stable isotope (O，H，S，C，and N)systematics of quartz vein systems in the turbidite-hosted central and North Deborah gold deposits of the Bendigo cold field，central Victoria，Australia:Constraints on the origin of ore-forming fluids.Economic Geology，96(4):705 -721

Klein EL and Fuzikawa K. 2010. Origin of the CO2-only fluid inclusions in the Palaeoproterozoic Carará vein-quartz gold deposit，ipitinga auriferous district，SE-Guiana Shield，Brazil:Implications for orogenic gold mineralisation. Ore Geology Reviews，37(1):31 -40 Lowenstern JB. 2001. Carbon dioxide in magmas and implications for hydrothermal systems. Mineralium Deposita，36(6):490 -502

Lu HZ，F(xiàn)an HR，Ni P et al. 2004. Fluid Inclusions. Beijing:Science Press (in Chinese)

Lu HZ. 2008. Role of CO2fluid in the formation of gold deposits:Fluid inclusion evidences. Geochimica，37(4):321 -328 (in Chinese with English abstract)

McCollom TM and Seewald JS. 2003a. Experimental constraints on the hydrothermal reactivity of organic acids and acid anions:Ⅰ. Formic acid and formate. Geochimica et Cosmochimica Acta，67(19):3625 -3644

McCollom TM and Seewald JS. 2003b. Experimental study of the hydrothermal reactivity of organic acids and acid anions:Ⅱ. Acetic acid，acetate，and valeric acid. Geochimica et Cosmochimica Acta，67(19):3645 -3664

Mernagh TP，Bastrakov EN，Zaw K et al. 2007. Comparison of fluid inclusion data and mineralization processes for Australian orogenic gold and intrusion-related gold systems. Acta Petrologica Sinica，23(1):21 -32

Mikucki EJ. 1998. Hydrothermal transport and depositional processes in Archean lode-gold systems:A review. Ore Geology Reviews，13(1-5):307 -321

Phillips GN and Evans KA. 2004. Role of CO2in the formation of gold deposits. Nature，429(6994):860 -863

Rosso KM and Bodnar RJ. 1995. Microthermometric and Raman spectroscopic detection limits of CO2in fluid inclusions and the Raman spectroscopic characterization of CO2. Geochimica et Cosmochimica Acta，59(19):3961 -3975

Schmidt C and Ziemann MA. 2000. In-situ Raman spectroscopy of quartz:A pressure sensor for hydrothermal diamond-anvil cell experiments at elevated temperatures. American Mineralogist，85(11-12):1725 -1734

Shenberger DM and Barnes HL. 1989. Solubility of gold in aqueous sulfide solutions from 150 to 350℃. Geochimica et Cosmochimica Acta，53(2):269 -278

Speight JG and Lange NA. 2005. Lange’s Handbook of Chemistry. 16thEdition. New York:McGraw-Hill

Touret JLR. 1992. CO2transfer between the upper mantle and the atmosphere:Temporary storage in the lower continental crust. Terra Nova，4(1):87 -98

Wang H. 2007. Raman spectroscopic studies of thermal cracking of long chain alkanes at high pressure. Ph. D. Dissertation. Beijing:Peking University (in Chinese with English summary)

Wang XL，Chou IM，Hu WX et al. 2011. Raman spectroscopic measurements of CO2density:Experimental calibration with highpressure optical cell (HPOC)and fused silica capillary capsule(FSCC)with application to fluid inclusion observations. Geochimica et Cosmochimica Acta，75(14):4080 -4093

Wilkinson JJ. 2001. Fluid inclusions in hydrothermal ore deposits.Lithos，55(1 -4):229 -272

Xu JH，Xie YL，Ding RF et al. 2007. CO2-CH4fluids and gold mineralization:Southern margin of Altay，China and Muruntau of Uzbekistan. Acta Petrologica Sinica，23(8):2026 - 2032 (in Chinese with English abstract)

Yang YP and Zheng HF. 2009. Pressure determination by Raman spectra of water in hydrothermal diamond-anvil cell experiments. Applied Spectroscopy，63(1):120 -123

Zeng YS. 2001. Short-chain carboxylates in hydrothermal ore fluids.Earth Science Frontiers，8(4):397 -401 (in Chinese with English abstract)

Zeng YS. 2003. Experimental Geochemistry. Beijing:Peking University Press (in Chinese)

附中文參考文獻

陳勇，周瑤琪，倪培. 2006. 一種獲取包裹體內壓的新方法——二氧化碳拉曼光譜法. 巖礦測試，25(3):211 -214

陳衍景. 2006. 造山型礦床、成礦模式及找礦潛力. 中國地質，33(6):1181 -1196

陳衍景，倪培，范宏瑞等. 2007. 不同類型熱液金礦系統(tǒng)的流體包裹體特征. 巖石學報，23(9):2085 -2108

鄧軍，葛良勝，楊立強. 2013. 構造動力體制與復合造山作用——兼論三江復合造山帶時空演化. 巖石學報，29(4):1099 -1114

盧煥章，范宏瑞，倪培等. 2004. 流體包裹體. 北京:科學出版社

盧煥章. 2008. CO2流體與金礦化:流體包裹體的證據. 地球化學，37(4):321 -328

王淮. 2007. 長鏈烷烴的高溫高壓穩(wěn)定性的拉曼光譜研究. 博士學位論文. 北京:北京大學

徐九華，謝玉玲，丁汝福等. 2007. CO2-CH4流體與金成礦作用:以阿爾泰山南緣和穆龍?zhí)捉鸬V為例. 巖石學報，23(8):2026-2032

曾貽善. 2001. 水熱成礦流體中的短鏈羧酸. 地學前緣，8(4):397-401

曾貽善. 2003. 實驗地球化學. 北京:北京大學出版社