鐵礦石1910分析

❶ 怎麼鑒別鐵礦石

鐵礦石一般有以下幾種：
1、磁鐵礦 典型特徵用吸鐵石（磁鐵）可以吸住，能感覺到一定的吸力，顏色特徵發黑。
2、赤鐵礦、褐鐵礦 屬若磁性礦石，一般為紅褐色，質地較軟，容易碎。
3、鈦鐵礦、鈦磁鐵礦 都含有鈦，後者還有磁性，開采價值低於磁鐵礦。
4、菱鐵礦 如陝西大西溝鐵礦。
配合化學分析，結果更准確一些。

❷ 鐵礦石暴漲是何原因

對於此輪的鐵礦石瘋漲行情，業內議論紛紛。據證券時報報道，這一波鐵礦石上漲背後的主要原因，是庫存下降，鋼廠搶貨。消息稱，「下游需求旺盛，吃掉了鋼廠庫存，鋼廠有補庫存需求，需要到市場上搶鐵礦石，而鐵礦石運往中國的數量又沒有增加，導致供需失衡。」

與此同時，國內鋼廠步入了一個小景氣周期，一直在生產的情況下，由於下游需求強勁，鋼材庫存一直不高，很容易出現供需失衡。

相關數據顯示，房地產投資需求的旺盛使得鋼材利潤保持在較高水平，目前國內板材企業的利潤達到了450元/噸左右。高利潤的刺激之下，1—10月全國生鐵、粗鋼、鋼材產量分別為74169.9萬噸、87393.3萬噸和108328.1萬噸，同比分別增長4.3%、5.5%和6.5%。

另據海關總署在近期發布報告顯示，年初開始到11月中國進口的鐵礦石突破10億噸，同比增幅10.9%，單單是11月份中國鐵礦石的進口就高達9815萬噸，同比也增長8.3%。

從上游供給情況來看，鐵礦石產能始終沒有出現擴產計劃，尤其是外圍市場的變化，強化了市場對鐵礦石供應緊張的預期。

(2)鐵礦石1910分析擴展閱讀

鐵礦石行情瘋狂：

12月11日早盤，鐵礦石期貨主力合約再度延續上一日強勢行情，價格暴力拉升，快速突破1000元大關。開盤不到一個小時，鐵礦石主力合約2105猛飆，漲幅逼近10%。隨後，博弈資金開始套現、空單數增加，鐵礦石漲幅回落。

與此同時，包括滬鎳、動力煤、焦炭、甲醇、不銹鋼等在內的多個「黑色系」品種集體上漲，其中，滬鎳、動力煤主力合約一度出現漲停態勢，大宗商品市場呈現集體飄紅態勢。

❸ 基魯納含磷灰石鐵礦礦床模型

瑞典北極圈內的基魯納礦區位於瑞典首都斯德哥爾摩北部克布內凱賽峰(海拔2123m)以東50km。基魯納礦床是世界上最大的鐵礦床之一，僅Kiirunnavaara礦含有大約20億t的磁鐵礦石，同時該礦床又是世界上最大的地下開采礦山之一。礦區內礦體長可達6km，礦區可分為Kiirunnavaara和Luossavaara礦床，Kiirunnavaara礦體長度約4km，平均寬度為90m，鑽探深度為1100m，可能會延伸至2000m。該類礦床礦石主要為含磷灰石鐵礦石，許多作者將其劃為IOCG礦床(Hitzmanetal.，1992;Smith et al.，2005;Smith et al.，2005)。Williams等(2005)認為基魯納磷灰石氧化鐵礦和矽卡岩鐵礦不屬於IOCG礦床，但是他同時又具有IOCG礦床的某些特徵，包括:①成礦省內其他類型的礦床較少，②礦床通常與大規模的鹼性，特別是含鈉的蝕變作用有關，③疊加少量的相關元素，如Cu、Au、P、F、REE等。

基魯納地區的元古宙岩石，無論在區域范圍內還是在礦區范圍內，均受到方柱石化和鈉長石化的影響，這一影響與本區的氧化鐵礦床的礦化有關(Frietsch，1997)。在本地區具有經濟價值的氧化鐵礦有Kirunavaara、Leveaniemi、GruvbergetFe、Mertainen、Lappmalmen、Malmberget、Rakkurijoki、Tuolluvaara、Rektorn、Luossavaara、Henry等礦床(圖4-27)。區域內銅礦床包括Aitik、Wiscaria(Martinsson，1997)、Oahthavare(Lindblom et al.，1996)和Natanen(Martinssion et al.，2004)以及一些遠景區(圖4-27a)。大部分礦床為後生礦床，多產於Karelian綠岩和斑岩群中。

一、地質背景

基魯納礦區產於中元古代大陸環境(1.85～1.8Ga，U-Pb法測年，Skiold et al.，1984;Skiold，1984)。圍岩為大面積鹼性流紋岩、粗面岩和粗安岩火山灰和熔岩流組成，同時一些同成因的侵入岩侵入到大陸沉積蓋層中(Geijer，1930;Geijer et al.，1974;Parak，1975a;Frietsch，1979;Forselletal.，1980;Frietsch，1980)。該組地層由Kurravaara礫岩、基魯納斑岩、下Hauki組沉積岩和火山岩，以及上Hauki組沉積岩組成(圖4-28;表4-3)。這一火山-沉積岩帶內侵入有幾組正長岩、花斑岩和花崗岩，含磷磁鐵礦石產於基魯納斑岩和下Hauki組層內。該地層最底部為礫岩地層，礫岩地層之上為基魯納綠岩———基魯納地區的元古宙岩石，無論在區域范圍內還是在礦區范圍內，均受到方柱石化和鈉長石化的影響，這一影響與本區的氧化鐵礦床的礦化有關(Frietsch，1997)。

圖4-27 瑞典北部地區鐵和銅礦床分布圖

不同組合侵入岩均與造山事件相對應，Haparanda岩體主要存在於Norrbotten北部地區的最東部，由一套岩石組成，即從輝長岩和閃長岩到二長岩-二長閃長岩、花崗閃長岩和一些花崗岩，其化學特徵從鹼質-鈣質到鈣鹼系列。條紋長石-二長岩岩體在該區最為發育，由形成於1.88～1.86Ga的二長岩和石英二長岩組成(Bergman et al.，2001)。輝長質侵入體可能與條紋長石-二長岩體和那些正常發育於二長花崗岩侵入岩邊界的岩石有關。同/後碰撞深成岩代表了侵入事件的後期階段對本區的影響作用。花崗岩-偉晶岩岩體的年齡為1.81～1.78Ga，偉晶岩的分布面積較廣，通常與主要的二長岩有關。該區的變形變質作用很可能發生於這一時期。

構造運動序列開始於古元古代的古生代地殼的伸展作用和裂谷作用。造山作用始於裂谷作用之後，在與俯沖作用有關的構造環境下，早期形成的陸/島弧與古生代形成的克拉通碰撞，發生造山作用。大約於1.93Ga，在大陸裂谷之下開始了南西向的俯沖作用(Juhlin et al.，2002)。1.93～1.87Ga之間，古老克拉通、造山帶與Svecofennian火山岩帶一起形成了新的大陸地殼(Mellqvist et al.，1999)。在碰撞期間，變沉積岩和沉積岩由於不同地塊之間的擠壓作用發生變形，隨後，島弧與微陸塊再次發生碰撞，推覆於古生代克拉通之上(Juhlin et al.，2002)。

第二階段的碰撞作用期間，在右旋轉換擠壓體系作用下的變形作用可能導致了東西向至北東-南西向的地殼縮短。隨後，局部堆積的透鏡體和蓋層逆沖於古生代大陸地殼之上。Svecofennian造山事件期間的岩漿作用和構造活動是引起熱液蝕變和成礦事件的最可能誘導因素，在空間上這一岩漿和構造活動帶似乎與主要的變形帶相對應。最後，在地殼伸展期(1.6～1.5Ga，Korja et al.，1993)以非造山岩漿作用為特徵的下地殼移除作用使得地殼沿東西走向伸展變薄。

圖4-28 基魯納地區地質簡圖

表4-3 基魯納地區前寒武紀地層表

二、礦床地質特徵

基魯納礦床位於殘余的太古宙芬諾斯堪迪亞地盾南部邊緣，礦床產於由古元古代蓋層和大面積的似花崗岩以及這些地層內發育的一系列長英質火山岩地層中。有關含磷灰石鐵礦礦體與圍岩之間的關系問題先後引起了許多地質工作者的興趣，例如Geijer(1910)對這些礦床及其圍岩進行了較為詳盡的描述，他也因此成為這類含磷灰石鐵礦床研究的權威。隨後，他窮其畢生精力對基魯納地區的地質工作進行研究，作出了不可磨滅的貢獻。Odman(1957，轉引自Forsell，1987)和他的助手們在20世紀50年代的地質工作完成了Norrbotten郡第一份現代地質圖，引起了有關基魯納地區地層層序問題探討的再次升溫。在20世紀六七十年代，許多工作者對於基魯納含磷鐵礦的成因問題展開了激烈的討論。直到1992年Hitzman等(1992)的有關IOCG礦床論述的發表，才使得基魯納礦床的成因認識有了新的進展。有關該地區部分含磷灰石鐵礦床的特徵如表4-4所示。

表4-4 基魯納礦區含磷灰石鐵礦床地質特徵統計表

續表

注:資料來源於瑞士地質調查局礦床資料庫:http://www.sgu.se/sgu/en/service/kart-tjanststarte.html。

(一)圍岩特徵

基魯納地區鐵礦床的圍岩地層主要為中性到長英質火山岩，該圍岩火山岩在區內大約有6km厚，整個火山岩地層均發生鐵氧化物礦化。Kiirunavaara和Luossavaara礦床產於火山岩與沉積岩接觸帶之間，礦體下部由斑狀、粗面狀沉凝灰岩、熔岩流及其相關的侵入岩組成，上部以流紋質沉凝灰岩和凝灰質沉積岩為主的岩石組成(Frietsch，1979)。本區的大多數火山岩均發生過蝕變，因此圍岩的原始化學特徵尚不能完全確定，可能為富鹼質火山岩。許多研究者認為礦床形成與斑岩有關。火山活動與礦體之間具有緊密關系，如①Kiirunavaara礦體被正長岩、次流紋岩和鎂鐵質岩脈所切割，②含有磁鐵礦碎屑的岩脈和岩床本身就含有磁鐵礦脈，③Hauki地層沉積岩中含有氧化鐵礦石碎屑(Geijer，1960;Geijer et al.，1974;Frietsch，1979)。盡管下Hauki地層發生過強烈的片理化作用破壞了大多數的岩石原始結構，但是局部仍然保留完好。Nukutusvaara礦床以東發育多孔狀構造的岩石，與Luossavaara-Kiirunavaara礦床的結核狀正長斑岩很相似。在Nukutuscaara礦床內同樣發育有像Luossavaara-Kiirunavaara礦帶內發育的正長斑岩，並且這兩個礦區內的正長斑岩內的磁鐵礦具有相似的微量元素含量特徵(表4-5)。兩個礦區礦石和正長斑岩之間相似的岩性特徵和微量元素含量使得礦石與地層之間的相關性很難確定。

表4-5 磁鐵礦和圍岩正長斑岩中微量元素含量w(B)/10^-6

通過對Luossavaara-Kiirunavaara礦區和下Hauki礦正長斑岩之間的微量元素對比，發現下Hauki正長斑岩為富鉀岩石，而Luossavaara-Kiirunavaara礦區的正長斑岩為富鈉岩石。鹼金屬含量的不同可能與發育於PerGeijer礦區和Hauki地區之間的富鉀熔結凝灰質火山岩有關。褶皺過程中形成發生的熔結凝灰岩的鉀長石活化作用產生下Hauki地層的片理化特徵，並導致地層內部鉀交代作用。

(二)礦體特徵

基魯納含磷磁鐵礦主要為不規則狀，如球狀、透鏡狀、長條狀、板狀，部分地段為網脈狀，該礦體類型有時被稱為礦石角礫岩，與圍岩地層呈整合接觸(圖4-28)。根據礦體的位置和磷的含量可將該含磷磁鐵礦體劃分為兩類，第一類包括Kiirunavaara和Luossavaara磁鐵礦床，產於正長斑岩和含石英斑岩之間的接觸部位。這些礦床的平均磷含量小於1%。另一組包括許多小型礦床，總體稱其為「PerGeijer礦床」，這些礦床的磷含量為3%～5%。他們產於含石英斑岩和上覆的下Hauki組之間的接觸部位(圖4-28)。Kiirunavaara礦體主要由塊狀磁鐵礦組成，與之共生的礦物有磷灰石、陽起石和少量石英。在塊狀礦體頂部和邊部的礦石角礫岩逐漸由磁鐵礦-磷灰石±陽起石±石英帶向流紋岩中浸染狀和脈狀磁鐵礦-磷灰石±陽起石轉變。另外，均質不含磷的磁鐵礦(B礦帶)和層狀富含磷灰石層磁鐵礦(D礦帶)之間為突變接觸關系。實際上，在Luossavaara和PerGeijer礦床中也存在層狀含磷灰石磁鐵礦石。在Kiirunavaara和PerGeijer礦區，純磷灰石層(0.1～0.5m厚)也很常見。

1.礦石礦物特徵

基魯納礦床礦石礦物以磁鐵礦鐵礦為主，在某些礦床的局部發育有赤鐵礦，其次為磷灰石、陽起石-透閃石和透輝石。以磁鐵礦為主的礦床(PerGeijer、Nukutusvaara、Rektor、Lapp)與富磷灰石鐵礦床(Luossavaara、Kiirunavaara)具有相似的岩性特徵。Luossavaara-Kiirunavaara和PerGeijer礦區同樣存在兩個世代的磷灰石，一種為原生磷灰石，為灰色細粒(0.05～0.15mm)，呈浸染狀產於相同粒級的磁鐵礦中，通常具有明顯的紋層狀結構。另一種為先存的磷灰石經重結晶作用而來的磷灰石，這類磷灰石存在許多中間轉換類型，總體來說為粗粒，呈紅色或綠色的細脈和脈狀。在特殊情況下，存在以磁鐵礦為角礫，以磷灰石為基質的角礫岩。在Kiirunavaara礦區北部100多平方米的區域內發育有紅色、粗粒的(達1cm長的稜柱體)不含磁鐵礦的磷灰石。此外，另一種典型的磷灰石與磁鐵礦共生的實例為「骨骼礦」，例如在Luossavaara-Kiirunavaara和PerGeijer礦區均可見到針狀磁鐵礦產於磷灰石基質內形成的這類「骨骼礦石」。Luossavaara-Kiirunavaara礦區的脈石礦物為少量的陽起石和方解石，黑雲母雖然很常見，但是含量卻非常少。在PerGeijer礦區方解石為常見的礦物，方解石是浸染狀礦石中的常見礦物，同時在不含磷的礦石中也或多或少的存在水平薄層狀的方解石脈。在礦區的某一部位的底板圍岩以上20m處，發現了一個2m厚的方解石層，被厚度為3m的角礫狀方解石鐵礦床所覆蓋。在Kiirunavaara礦區北部B礦帶發育有薄的硬石膏夾層(厚為1～10cm)。

2.圍岩蝕變

基魯納礦區圍岩地層蝕變廣泛，並且蝕變作用與埋深之間存在一定的關系，表現出由深部鈉質(富鈉長石)的蝕變向中部鉀質蝕變(鉀長石+絹雲母)再向淺部絹雲母和硅質蝕變(絹雲母+石英)轉化的蝕變規律。如Kiirunavaara礦區，深度2～6km，蝕變類型為鈉化，蝕變礦物組合為磁鐵礦-磷灰石-陽起石-鈉長石;PerGeijer礦區，深度250m～1.5km，蝕變類型為鉀質/絹雲母化，蝕變礦物組合為赤鐵礦-磁鐵礦-絹雲母-碳酸鹽-鉀長石-石英-磷灰石;在Haukivaara礦區深度0～250m之間，蝕變類型為水解化和硅化，蝕變礦物組合為赤鐵礦-石英絹雲母-重晶石-螢石-碳酸鹽。

圍岩火山岩主要的蝕變組合為磁鐵礦-鈉長石-陽起石-綠泥石。區內圍岩火山岩中的斜長石大部分轉變為鈉長石。在Kiirunavaara和Luossavaara礦體之下，磁鐵礦±鈉長石±陽起石脈較多。Kiirunavaara礦體和圍岩之間為一厚1～50cm的含少量榍石的角閃石層(Geijer et al.，1974)。封閉於礦體內部的殘留粗面岩和流紋岩通常都轉變成了鈉長岩。

基魯納含磷灰石鐵礦的斑岩圍岩受到幾種類型的蝕變影響，其中發育最為廣泛的蝕變是鹼質交代作用。Kiirunavaara和Luossavaara礦床中圍岩正長斑岩具有富鈉特點，這可能是一種次生產物(Gei-jer，1910)。這種富鈉正長斑岩含有杏仁狀榍石。Kiirunavaara礦床圍岩中的正長岩含榍石，這些榍石為交代長石和地幔磷灰石的產物。下Hauki礦區中岩石同樣受到強烈圍岩蝕變的影響，主要為硅化和絹雲母化，同時伴隨有少量的其他蝕變，如赤鐵礦化、方解石化、磷灰石化、重晶石化、褐簾石化、電氣石化、黃銅礦化、斑銅礦化、輝銅礦化和螢石化等(Geijer，1910;Parak，1975;Frietsch，1979)。

三、地球化學特徵

(一)化學特徵

基魯納礦區磁鐵礦中稀土氧化物平均含量為0.7%(Parak，1973，1975a，1985)。稀土元素主要存在於磷灰石中，有少量則存於礦區內分布不均的獨居石中。礦區內赤鐵礦中的稀土氧化物的平均含量為0.5%，主要存在於磷灰石中。基魯納礦石中金含量測試較低，但少量磁鐵礦和赤鐵礦樣品測試結果顯示，金含量大於2×10^-6。鐵礦中磷灰石的稀土含量為1250×10^-6～6700×10^-6，(La/Yb)_N=3～7，Eu/Eu^*=-2.5～-0.67，為Eu的負異常。富磷礦石和貧磷礦石中磷灰石稀土元素配分模式相似。磁鐵礦中稀土元素含量較低，為5×10^-6～110×10^-6，但是磁鐵礦和磁鐵礦中磷灰石以及中性長英質火山岩具有相似的稀土配分模式，說明三者存在成因聯系(Rudyard et al.，1995)。

(二)溫度和鹽度

基魯納礦區氧同位素地球化學數據揭示磁鐵礦的形成溫度大於為600℃(Cliff et al.，1990)。Kiirunavaara礦床穩定同位素結果顯示出硫源於低溫熱液事件(70～250℃)的晚期階段。這與Kiirunavaara礦床磷灰石流體包裹體均一溫度測試結果相匹配。因此，已獲得的證據顯示，該區礦床成礦溫度為低於岩漿的熱液溫度范圍，早期埋藏較深的磁鐵礦顯示出較高的成礦溫度，其變化范圍較大(多數為150～400℃，最高可達600℃)，晚期埋藏較淺的赤鐵礦顯示出較低的成礦溫度(大多為100～200℃)。磷灰石流體包裹體比較復雜，且多為次生包裹體，其封閉流體的鹽度大約為19%，Smith等(2005)測試成礦晚階段石英脈流體包裹體的均一溫度為100～150℃，鹽度為32%～38%。磷灰石流體包裹體反映出磷灰石經過重結晶作用，正好與後期鐵礦石導致稀土元素重新分配的熱液事件相一致。同位素研究結果顯示，對磷灰石的流體包裹體進行詳細研究將可能發揮較好的效果。

(三)同位素特徵

基魯納磁鐵礦和赤鐵礦礦體中碳酸鹽岩穩定同位素研究結果顯示，δ¹³C值為-3～-5，雖然顯示出較奧林匹克壩地區的IOCG礦床具有更多的岩漿參與特徵，但總體上還是與其具有相似的特徵。成礦晚期階段石英脈流體鹵族元素Br/Cl對數比值范圍大致為-2.5～-3.7，總數范圍在-2.8～-3.5之間，該數據說明Norrbotten地區成礦流體為岩漿來源，而非變質蒸發岩來源。富Br樣品的存在可能暗示了岩漿流體與圍岩變沉積岩之間發生了水岩反應。含磷氧化鐵礦石內晚期石英脈流體氯同位素經大洋氯同位素平均值標准化後其范圍為-5.63～-0.99，該氯同位素結果與先存的流體包裹體、岩石、礦物以及天然孔隙水樣品測試結果相比相對富³⁵Cl，而岩鹽溶解作用不能形成³⁷Cl虧損的流體，故該地區的礦床形成可能與蒸發岩無關(Smith et al.，2005)。

(四)成礦時代

Cliff等(1990)通過對切割礦體的花斑岩脈測試結果顯示，基魯納礦區成礦最小年齡為1.88Ga，該年齡與圍岩地層的形成年齡(1.9Ga)大體一致(Skiold et al.，1984)。U-Pb和Rb-Sr同位素重置年齡顯示，基魯納礦區大致於1.54Ga再次受到次級事件的影響，這與本區發育的晚期花崗侵入體相對應(Welin et al.，1971)。單顆粒磷灰石裂變徑跡測年結果顯示Tuolluvaara礦體年齡為486±95Ma。但是從火山岩與礦化之間的地質特徵來看，成礦作用應與火山岩有關，測年結果可能與後期變質作用有關。Smith等(2005)採用激光剝蝕ICP-MS對榍石進行U-Pb測年，獲得3組年齡數據，第一組最老年齡為2.07～2.00Ga，代表基魯納地區圍岩沉積蓋層的年齡，這比以前認為的更老一些;第二組中間年齡為1.875～1.820Ga，該年齡與Cliff等(1990)測定的年齡相一致，代表主要成礦年齡;第三組年齡為1.790～1.700Ga，該年齡與長期活動的區域規模構造運動引起的成礦後變質作用有關。

四、礦床成因認識

過去的一百多年來，對於基魯納含磷灰石鐵礦床的成因認識存在許多爭論。早期的成礦模型完全建立在礦石與圍岩之間野外相互關系的基礎之上。岩漿特徵和沉積特徵分別出現於含礦地層和礦體的不同部位，而這些不同部位的含礦地層和礦體正是解釋野外資料的有利證據。最早礦床被解釋為沉積成因，後來被認為是火山熱液成因、岩漿分異作用經後期噴出岩或侵入岩所改造(Geijer，1931a;Nystrom，1985;Nystrom et al.，1994)、與到後期階段岩漿流體有關的交代作用成因(Bookstrom，1995)、噴流沉積成因(Parak，1975a;1975b)以及形成於特定構造伸展背景下的岩漿成因(Hitz-man et al.，1992)。根據Geijer(1910)的觀點，礦床是岩漿分異的產物，後來，Geijer(1919)修正了自己早期的假設，提出了所有鐵礦的侵入作用成因觀點。Parak(1975a)認為鐵礦是火山噴流沉積的產物。在20世紀60年代的大規模勘探活動中，LKAB公司對基魯納地區的地質認識取得了很大的進展，發現了一些新的鐵礦和銅礦，這些鐵礦床為連續分布，向東傾斜的層控礦床。Hitzman等(1992)通過對諸如奧林匹克壩、基魯納、東南密蘇里、白雲鄂博等礦床的研究，提出關於IOCG礦床的類型劃分觀點，並提出基魯納含磷灰石鐵礦床的熱液成因觀點。鐵的氧化物和磷灰石的化學數據和結構特徵(如磁鐵礦特殊的柱狀結構和樹枝狀結構)，均進一步支持了岩漿成因觀點。許多不同解釋之間的最大分歧在於，是否貧磷的Kiirunavaara和Luossavaara礦床和富磷的PerGeijer礦床具有各自不同的、可對照的成礦模式。

五、礦床實例

(一)Kiirunavaara礦床

1.成礦圍岩

Kiirunavaara礦床是基魯納地區最大的礦床，其容礦圍岩主要為前寒武紀地層。礦體呈板狀產於火山岩與沉積岩接觸帶之間，礦體底板為粗面安山質熔岩，傳統上劃分為正長斑岩;頂板為流紋英安質熔結凝灰岩，通常被稱為石英斑岩(圖4-28)。本區的大多數火山岩均發生過蝕變，可能為富鹼質火山岩。圍岩蝕變廣泛，例如在底板火山岩圍岩內礦化側向延伸可達數千米，向下延伸可達5km。

2.礦體特徵

Kiirunavaara礦床礦體呈板狀產於層狀火山岩地層當中，長度約4km，平均寬度為90m，鑽孔深度為1100m，估計延深可達2000m，礦體走向近南北向，傾向向東，傾角為60°，主要礦石類型為磁鐵礦，細分為兩個類型，富磷灰石礦石(D礦)和貧磷灰石礦石(B礦)，D礦磷的含量為0.4%～4%，鐵品位為60%，B礦磷含量小於0.1%，鐵品位為67%(Malmgren，2007;Lupo，1997)。

3.礦石礦物

Kiirunavaara礦床主要礦石礦物為塊狀磁鐵礦，其次為與之共生的磷灰石、陽起石和少量石英。在塊狀礦體頂部和邊部的礦石角礫岩逐漸由磁鐵礦-磷灰石±陽起石±石英帶向流紋岩中浸染狀和脈狀磁鐵礦-磷灰石±陽起石轉變。浸染狀黃鐵礦和少量的黃銅礦產於礦體底部的塊狀磁鐵礦和礦體附近圍岩中的磁鐵礦和磁鐵礦-陽起石礦脈中，該硫化物切穿磁鐵礦體。

4.圍岩蝕變

圍岩蝕變類型主要為鈉化，蝕變礦物組合為磁鐵礦-磷灰石-陽起石-鈉長石。圍岩火山岩地層主要的蝕變礦物組合為磁鐵礦-鈉長石-陽起石-綠泥石。區內圍岩火山岩地層中的斜長石大部分轉變為鈉長石。Kiirunavaara礦體和底板圍岩之間存在一厚0.2～0.4m的斜長角閃岩和陽起石矽卡岩帶，頂板圍岩和礦體之間為0.1～1.5m厚的富高嶺石和綠泥石層，礦體之下磁鐵礦±鈉長石±陽起石脈較多。存在於礦體內部的殘留粗面岩和流紋岩通常發生鈉長岩化。

5.化學特徵

Kiirunavaara礦床鐵礦石主要由磁鐵礦-赤鐵礦-磷灰石組成，礦石特徵為富磷灰石，含有少量的Cl和OH^-。磷含量高低變化較大(0～4%)，Ti(榍石或偶爾存在的鈦鐵礦中)和S(主要為黃鐵礦中)的含量很低(＜1%)。

6.成礦時代

Cliff等(1990)通過測定切割礦石的花崗斑岩岩牆的時代，獲得其成礦年齡的上限為1.88Ga，與容礦岩石的年齡相一致(1.9Ga，Skiold et al.，1984)。U-Pb和Rb-Sr同位素體系顯示，該區受1.54Ga的第二次熱事件的影響，這個時代與區域上晚期花崗質侵入體相對應(Welin et al.，1971，轉引自Cliff et al.，1992)。

7.礦床成因認識

岩漿成因解釋了Kiirunavaara礦區底板正長岩雜岩體內富含浸染狀磁鐵礦這一特徵，在有些地區磁鐵礦含量較高，因此Geijer(1931，轉引自Cliff et al.，1992)稱其為「磁鐵正長岩」，並認為底板圍岩的正長岩是成礦金屬的主要來源。但是Parak(1985，轉引自Cliff et al.，1992)認為該礦床為噴流沉積熱液礦床，鐵來源於下伏的基魯納綠岩。Cliff等(1992)通過對圍岩和礦石的Sm-Nd同位素測試結果及稀土元素分析排除了成礦物質來源於基魯納綠岩的可能性。認為磁鐵礦的成礦物質可能為古老地殼，它的Nd同位素組成與古老地殼的同位素組成相似。

基魯納Kiirunavaara礦床位於太古宙基底西南邊緣地帶，總體上可能為大西洋活動大陸邊緣的一部分。該礦床的成礦作用可能發生於這一岩漿形成、冷卻時期。在礦床形成和發生變形以後，沉積蓋層覆蓋於瑞典北部地區，因此該地區的鐵礦床在形成以後大部分處於深埋狀態。直到1.5Ga的地殼上隆和剝蝕作用，使得礦床接近於地表。同時該時期的構造活動導致了大規模熱液流體的形成，從而Rb-Sr、U-Pb同位素體系也建立新的平衡體系。

(二)Aitik礦床

Aitik礦床是瑞典最大的銅礦床，位於Norrbotten成礦省內Gallivare東南15km處，同時也是歐洲最重要的生產銅礦石礦床之一。從1968年開始礦山生產到2002年，Ailik礦床已經生產了約3.8億t礦石，其平均品位為Cu0.39%，Au0.21×10^-6，Ag3.9×10^-6。保有儲量為2.26億t礦石，平均品位為Cu0.37%，Au0.2×10^-6，Ag3×10^-6。

1.圍岩特徵

Aitik露天采場規模為2500m×800m，根據構造界線和含銅的品位將礦區劃分為頂板圍岩、礦體和底板圍岩。頂板圍岩和礦體圍岩主要為長石-黑雲母-角閃石片岩和斑狀石英二長閃長岩。圍岩地層中銅的含量小於0.26%，其餘礦體的界線為發生強烈鉀長石和綠簾石化蝕變的斷裂帶。圍岩中石英二長閃長岩的鋯石U-Pb年齡為1.87±23Ga(Witschard，1996;Wanhainen et al.，2003)。礦帶主要由含石榴子石的黑雲母片岩和片麻岩組成，頂板圍岩以白雲母(絹雲母)片岩為主(圖4-29)。強烈的蝕變和變形破壞了岩石的原始特徵，但是通過礦區外觀察，認為這些岩石原岩為火山碎屑岩Wanhainen et al.，1999)。底板圍岩主要由未發生礦化蝕變的長石-黑雲母-角閃石片岩組成，通過以逆沖斷層將其與礦帶分開。頂板圍岩和礦帶中偉晶岩脈分布較廣泛，通常沿岩層走向或者橫切節理面發育。

圖4-29 Aitik礦床平面地質簡圖

礦區內主要礦物為黃銅礦和黃鐵礦，其次為磁鐵礦、磁黃鐵礦、斑銅礦、輝鉬礦和輝銅礦。礦石通常呈浸染狀和網脈狀產出，底板圍岩中也存在這類礦物組合的礦化現象，但未達到開采品位。在幾種石英脈以及角閃石、長石細脈中常發育一些硫化物。在采場東南部礦帶和底板圍岩的接觸部位發育有細的石英網脈，石英網脈的厚度變化較大，變化范圍為3～30mm，網脈中主要含有黃銅礦和黃鐵礦，這種網脈一直向下延伸至斑狀石英二長閃長岩地層中。重晶石脈中含有含量不等的磁鐵礦和陽起石，偶爾含有黃銅礦和黃鐵礦。在礦帶內部，偉晶岩脈中通常含有黃銅礦和黃鐵礦，偶爾出現輝鉬礦。在礦體和底板圍岩的接觸部位的鉀長石和綠簾石蝕變礦物中存在有少量的硫化物。除了銅以外，金也是本區的另一具有經濟價值的元素，自然金和金的化合物通常與黃銅礦、黃鐵礦共生。

2.圍岩蝕變

Aitik礦區發育有廣泛的圍岩蝕變，礦帶內的蝕變主要為黑雲母化和絹雲母化，伴隨有石榴子石變斑晶、石英化和黃鐵礦化。鉀長石化和綠簾石化主要發育於礦帶與圍岩接觸的斷層附近，同時在礦區內部的局部地區也有發育，特別是偉晶岩發育的周圍具有明顯的鉀長石化和綠簾石化。電氣石化和方柱石化很少發育，方柱石化出現於礦區北部角閃石岩周圍和礦體南部底板圍岩侵入體內。

3.地球化學特徵

Aitik礦區石英中流體包裹體存在3種類型，第一種類型為與黃銅礦有關的原生包裹體，通常為氣液和固體子晶，子晶為石鹽或方解石，部分均一溫度范圍為110～228℃，鹽度范圍為31%～37%;第二種為與斑銅礦有關的包裹體，通常由水溶液和氣泡組成，均一溫度范圍為100～222℃，鹽度范圍為17.9%～24.0%，該包裹體與斑銅礦的形成是否有關尚不能確定;第三種為沿顆粒邊界和微裂隙成群出現的次生包裹體，在室溫下為液相CO₂，有時可以出現氣相CO₂。Aitik礦石形成與底板圍岩中於1.89Ga形成的侵入體有關。與黃銅礦的形成有關的流體為高鹽度流體，與斑銅礦形成有關的流體為低鹽度流體。地質年代學數據顯示，北Norrbotten地區存在有1.87Ga和1.77Ga兩期主要的成礦事件(Martinsson，2001)。Norrbotten地區的以斑銅礦為主的礦化主要形成於1.77Ga，為切穿石英脈和1.80～1.76Ga形成的偉晶岩晚期成礦階段(Martinsson，2001)。Aitik礦床流體分別具有斑岩銅礦和IOCG礦床的雙重特徵，因此成礦流體可能為多來源流體，然而流體中具有高的鈣含量，說明成礦流體可能為流經下伏蒸發岩地層的岩漿熱液流體(Wanhainen et al.，2003)。

4.礦床成因認識

Aitik礦床的第一個成礦模型是Zweifel(1976)提出的，他認為該礦床為同沉積成因。這種層狀早期富集成因的銅礦床被後期的花崗岩侵入體(1.8Ga)所改造。Yngstrom(1986)依據同位素研究提出了Aitik礦化岩漿來源的觀點，這一岩漿成因觀點後被Monro(1988)進一步發展，認為成礦作用與底板圍岩地層中的同造山期石英二長閃長岩有關，他指出熱液流體自侵入體中出溶出來沿南北向剪切帶形成Cu-Au-Ag礦帶。礦床形成後受後期變形變質作用的影響發生過多階段的再活化作用。

❹ 鐵礦石化驗需要分析哪些項目對應的分析項目需要什麼儀器化驗

100t出2.2t65.46%鐵精粉，1t鐵精粉要50t左右鐵礦石，鐵礦石品位不到2%，沒有開採的價值，鐵礦石跟毛石一樣。

❺ 任務鐵礦石分析方法的選擇

任務描述

在岩石礦物分析工作中，元素及其化合物的掩蔽、分離和測定都是以它們的分析化學性質為基礎的。所以，討論和研究它們的分析化學性質是極其必要的。本任務對鐵的化學性質、鐵礦石的分解方法、鐵的分析方法選用等進行了闡述。通過本任務的學習，知道鐵的化學性質，能根據礦石的特性、分析項目的要求及干擾元素的分離等情況選擇適當的分解方法，學會基於被測試樣中鐵含量的高低以及對分析結果准確度的要求不同而選用適當的分析方法，能正確填寫樣品流轉單。

任務分析

一、鐵在自然界的存在

鐵在自然界（地殼）分布很廣，也是最常用的金屬，約佔地殼質量的5.1%，居元素分布序列中的第四位，僅次於氧、硅和鋁。它的最大用途是用於煉鋼；也大量用來製造鑄鐵和煅鐵。鐵和其化合物還用作磁鐵、染料（墨水、藍曬圖紙、胭脂顏料）和磨料（紅鐵粉）。但由於鐵很容易與其他元素化合而成各種鐵礦物（化合物）存在，所以地殼中很少有天然純鐵存在。我們所說的鐵礦石是指在現代技術條件下能冶煉出鐵來而又經濟的鐵礦物。

鐵礦石從主要成分上劃分至少可以分為：赤鐵礦，主要有效成分Fe₂O₃；褐鐵礦，主要有效成分mFe₂O₃·nH₂O；磁鐵礦，主要有效成分Fe₃O₄；菱（黃）鐵礦，主要有效成分FeCO₃（Fe₂S₃）；純鐵礦，主要有效成分單質鐵；以及上述礦藏的混生礦或與其他黑色金屬的伴生礦。鐵精礦中鐵的含量（品位）大小直接決定著鐵的產量，所以生產中特別注重鐵礦石的含量。鐵精礦中鐵含量的大小的主要測定方法有EDTA配位滴定法、重鉻酸鉀容量法。鐵礦石中全鐵含量的測定，目前國內外主要採用重鉻酸鉀容量法。

二、鐵的分析化學性質

（一）鐵的化學性質簡述

鐵（Fe），原子序數26，相對原子質量55.847，鐵的密度為7.9g/cm³，鐵有多種同素異形體，如α鐵、β鐵、γ鐵、σ鐵等。鐵是比較活潑的金屬，在金屬活動順序表裡排在氫的前面。常溫時，鐵在乾燥的空氣里不易與氧、硫、氯等非金屬單質起反應，在高溫時，則劇烈反應。鐵在氧氣中燃燒，生成Fe₃O₄，熾熱的鐵和水蒸氣起反應也生成Fe₃O₄。鐵易溶於稀的無機酸和濃鹽酸中，生成二價鐵鹽，並放出氫氣。在常溫下遇濃硫酸或濃硝酸時，表面生成一層氧化物保護膜，使鐵「鈍化」，故可用鐵製品盛裝濃硫酸或濃硝酸。鐵是一變價元素，常見價態為＋2價和＋3價。鐵與鹽酸、稀硫酸等反應時失去兩個電子，成為＋2價。與Cl₂、Br₂、硝酸及熱濃硫酸反應，則被氧化成Fe^3＋。鐵與氧氣或水蒸氣反應生成的Fe₃O₄，可以看成是FeO·Fe₂O₃，其中有1/3的Fe為＋2價，另2/3為＋3價。鐵的＋3價化合物較為穩定。鐵的化合物主要有兩大類：亞鐵Fe^（Ⅱ）和正鐵Fe^（Ⅲ）化合物，亞鐵化合物有氧化亞鐵（FeO）、氯化亞鐵（FeCl₂）、硫酸亞鐵（FeSO₄）、氫氧化亞鐵［Fe（OH）₂］等；正鐵化合物有三氧化二鐵（Fe₂O₃）、三氯化鐵（FeCl₃）、硫酸鐵［Fe₂（SO₄）₃］、氫氧化鐵［Fe（OH）₃］等。

Fe^2＋呈淡綠色，在鹼性溶液中易被氧化成Fe^3＋。Fe^3＋的顏色隨水解程度的增大而由黃色經橙色變到棕色。純凈的Fe^3＋為淡紫色。Fe^2＋和Fe^3＋均易與無機或有機配位體形成穩定的配位化合物。

（二）亞鐵的氧化還原性質

在鹼性溶液中亞鐵極易被氧化，空氣中的氧就可以將其氧化為Fe^3＋：

4Fe（OH）₂＋O₂＋2H₂O→4Fe（OH）₃

與此同時，有少量的亞鐵還可發生歧化作用而形成Fe^3＋和Fe⁰。亞鐵鹽在中性溶液中被空氣中的氧氧化時，其速度遠較在酸性溶液中為快，在醇溶液中其氧化速度較在水溶液中為快；在反應過程中，pH、溫度及鹽類等條件對反應均有影響。反應結果往往有鹼式鹽生成：

4Fe^2＋＋O₂＋2Cl^-→2FeOCl＋2Fe^3＋

在酸性溶液中的亞鐵比在鹼性或中性溶液中穩定得多。氫離子濃度越大，其氧化反應越不容易進行。因此，要氧化酸性溶液中的亞鐵成為Fe^3＋，必須採用相當強的氧化劑。許多具有強氧化性的含氧酸鹽，如高錳酸鹽、重鉻酸鹽、釩酸鹽、氯酸鹽、高氯酸鹽等，均可在酸性環境中氧化亞鐵為氧化鐵。其中高錳酸鹽、重鉻酸鹽等可配成標准溶液直接滴定亞鐵。

（三）三價鐵的氧化還原性質

三價鐵是鐵的最穩定狀態。在酸性溶液中，三價鐵是緩和的氧化劑，一般情況下只有較強的還原劑才能將它還原。這些還原劑有硫化氫、硫代硫酸鈉、亞硫酸鈉、氯化亞錫、碘化鉀、亞鈦鹽、亞汞鹽、金屬鋅或鋁以及一些有機還原劑如鹽酸羥胺、抗壞血酸、硫脲等。其中硫酸亞鈦、硝酸亞汞可用來直接滴定三價鐵，氯化亞錫在鐵的容量法中的應用亦為大家所熟知。

（四）鐵的配位性質

1.鐵的無機配合物

三價鐵和亞鐵的硫酸鹽都可與硫酸鹽或硫酸銨形成復鹽。其中最重要的是（NH₄）₂SO₄·FeSO₄·6H₂O。此復鹽的亞鐵的穩定性較大，在分析中可用它來配製亞鐵的標准溶液。三價鐵的復鹽中，鐵銨釩（NH₄Fe（SO₄）₂·12H₂O）也常被用來配製三價鐵的標准溶液。

鐵離子和亞鐵離子可分別與氟離子、氯離子形成配位數不同的多種配合物。分析中常利用［FeF₆］^3-配離子的形成以掩蔽Fe^3＋，在鹽酸溶液中Fe^3＋與Cl^-形成的配離子為黃色，可藉以粗略判定溶液中Fe^3＋的存在。

鐵離子與硫氰酸根離子形成深紅色配合物。此反應可用於Fe^3＋的定性分析和比色法測定。

在過量磷酸根離子存在下，鐵離子可形成穩定的無色配離子，在分析中可藉此掩蔽Fe^3＋。此外，在用磷酸分解鐵礦石的過程中，也利用了三價鐵與磷酸根離子形成穩定配合物的反應。

2.鐵的有機配合物

EDTA與三價鐵的配位反應應用十分廣泛。亞鐵的EDTA配合物不如三價鐵的EDTA配合物穩定，因此在分析中主要應用三價鐵與EDTA的配位反應以掩蔽Fe^3＋或進行容量法測定。

鄰啡羅啉與亞鐵離子形成較穩定的紅色配合物，反應的靈敏度很高，可用於亞鐵的分光光度法測定。

其他的許多配位劑，如銅試劑、三乙醇胺、檸檬酸鹽、酒石酸鹽等與三價鐵離子形成配合物的反應，在分離、掩蔽中都有應用。

三、鐵礦石的分解方法

鐵礦石的分解，通常採用酸分解和鹼性熔劑熔融的方法。酸分解時，常用以下幾種方法：

（1）鹽酸分解：鐵礦石一般能為鹽酸加熱分解，含鐵的硅酸鹽難溶於鹽酸，可加少許氫氟酸或氟化銨使試樣分解完全。磁鐵礦溶解的速度很慢，可加幾滴氯化亞錫溶液，使分解速度加快。

（2）硫酸-氫氟酸分解：試樣在鉑坩堝或塑料坩堝中，加1∶1 硫酸10 滴、氫氟酸4～5mL，低溫加熱，待冒出三氧化硫白煙後，用鹽酸提取。

（3）磷酸或硫-磷混合酸分解：溶礦時需加熱至水分完全蒸發並出現三氧化硫白煙後，再加熱數分鍾。但應注意加熱時間不能過長，以防止生成焦磷酸鹽。

目前採用鹼性熔劑熔融分解試樣較為普遍。常用的熔劑有碳酸鈉、過氧化鈉、氫氧化鈉和氫氧化鉀等在銀坩堝、鎳坩堝或高鋁坩堝中熔融。用碳酸鈉直接在鉑坩堝中熔融，由於鐵礦中含大量鐵會損害坩堝，同時鉑的存在會影響鐵的測定，所以很少採用。

在實際應用中，應根據礦石的特性、分析項目的要求及干擾元素的分離等情況選擇適當的分解方法。對於含有硫化物和有機物的鐵礦石，應將試樣預先在550～600℃溫度下灼燒以除去硫及有機物，然後以鹽酸分解，並加入少量硝酸，使試樣分解完全。

四、鐵的分析方法

（一）重鉻酸鉀容量法

（1）無汞重鉻酸鉀容量法：試樣用硫酸-磷酸混酸溶解，加入鹽酸在熱沸狀態下用氯化亞錫還原大部分三價鐵。在冷溶液中以鎢酸鈉為指示劑，滴加三氯化鈦還原剩餘三價鐵，並稍過量，在二氧化碳氣體保護下，用重鉻酸鉀氧化過量三氯化鈦，以二苯胺磺酸鈉為指示劑，用重鉻酸鉀標准溶液滴定到終點。根據消耗的重鉻酸鉀標准溶液的體積計算試樣中全鐵百分含量。

（2）有汞重鉻酸鉀容量法：在酸性溶液中，用氯化亞錫將三價鐵還原為二價鐵，加入氯化汞以除去過量的氯化亞錫，以二苯胺磺酸鈉為指示劑，用重鉻酸鉀標准溶液滴定至紫色。反應方程式：

岩石礦物分析

岩石礦物分析

岩石礦物分析

經典的重鉻酸鉀法測定鐵時，採用氯化亞錫將溶液中的Fe^3＋還原為Fe^2＋。然後用氯化汞除去過量的氯化亞錫，汞鹽會造成污染，因此中國在20世紀60年代以來發展了「不用汞鹽的測鐵法」。

（二）EDTA配位滴定法

鐵礦石經濃鹽酸溶解，低溫加熱直至溶解完全後冷卻，加水將溶液稀釋至一定濃度，再加入硝酸和氨水調節溶液pH＝1.8～2，以磺基水楊酸為指示劑，用EDTA標液滴定，終點由紫紅色變為亮黃色。

本法與經典法對鐵礦石中全鐵量測試結果准確度、精密度是一致的，本法可以避免因為加入HgCl₂溶液而造成環境污染，有害於人的身體健康的弊病，且本法操作比經典法簡便，完全可以採用。

（三）鄰啡羅啉比色法

以鹽酸羥胺為還原劑，將三價鐵還原為二價鐵，在pH＝2～9的范圍內，二價鐵與鄰啡羅啉反應生成橙紅色的配合物［Fe（Cl₂H₈N₂）₃］^2＋，藉此進行比色測定。其反應如下：

4FeCl₃＋2NH₂OH·HCl→4FeCl₂＋N₂O＋6HCl＋H₂O

Fe^2＋＋3Cl₂H₈N₂→［Fe（Cl₂H₈N₂）₃］^2＋（橙紅色）

這種反應對Fe^2＋很靈敏，形成的顏色至少可以保持15天不變。當溶液中有大量鈣和磷時，反應酸度應大些，以防CaHPO₄·2 H₂O沉澱的形成。在顯色溶液中鐵的含量在0.1～6mg/mL時符合Beer定律，波長530 nm。

（四）原子吸收光譜法

利用鐵空心陰極燈發出的鐵的特徵譜線的輻射，通過含鐵試樣所產生的原子蒸汽時，被蒸汽中鐵元素的基態原子所吸收，由輻射特徵譜線光被減弱的程度來測定試樣中鐵元素的含量。鐵的最靈敏吸收線波長為248.3nm，測定下限可達0.01mg/mL（Fe），最佳測定濃度范圍為2～20mg/mL（Fe）。

（五）X射線熒光分析法

X射線熒光光譜分析法具有分析速度快、試樣加工相對簡單、偶然誤差小及分析精度高的特點，已廣泛應用於各種原材料的分析中，並逐步應用於鐵礦石的分析中。但由於鐵礦石成分非常復雜，主成分含量較高，變化范圍大，使基體變化大，對X射線熒光分析造成不利影響，致使在用通常壓片法進行鐵礦石分析時，其准確度不如化學法高。採用玻璃熔片法對樣品進行熔融稀釋處理，可以有效地消除熒光分析中的基體效應，提高熒光分析的准確度。

X射線熒光分析法的優點之一是各元素的特徵譜線數量少。測定鐵通常選用的是K_α線，其波長為1.93Å（1Å＝0.1nm）。

五、鐵礦石的分析任務及其分析方法的選擇

基於被測試樣中鐵含量的高低不同以及對分析結果准確度的要求不同，可採用的測定方法有很多。目前，岩石礦物試樣中高含量鐵的測定主要採用容量分析法。其中重鉻酸鉀容量法應用最廣泛。此外，以氧化還原反應為基礎的測定鐵的容量法還有高錳酸鉀法、鈰量法、碘量法、硝酸亞汞法以及鈦量法等。以配位反應為基礎的容量法中較常採用的是EDTA法。試樣中低含量鐵的測定，常用的有磺基水楊酸分光光度法和鄰菲羅啉分光光度法以及原子吸收分光光度法。X射線熒光分析法也已用於岩石礦物試樣中鐵的測定。

氯化亞錫還原-重鉻酸鉀容量法具有穩定、准確、簡易、快速等許多優點，但由於使用了劇毒的氯化汞，嚴重污染環境，危害人體健康。為了避免使用汞鹽，近年來常採用氯化亞錫、三氯化鈦聯合還原-重鉻酸鉀容量法。原子吸收法操作簡單、快速，結果的精密度、准確度高，但鐵的光譜線較復雜，例如，在鐵線248.3 nm附近還有248.8 nm線；為克服光譜干擾，應選擇最小的狹縫或光譜帶。

鄰菲羅啉能與某些金屬離子形成有色配合物而干擾測定。但在乙酸-乙酸銨的緩沖溶液中，不大於鐵濃度10倍的銅、鋅、鈷、鉻及小於2mg/L的鎳，不幹擾測定，當濃度再高時，可加入過量顯色劑予以消除。

技能訓練

實戰訓練

1.實訓時按每小組5～8人分成幾個小組。

2.每個小組進行角色扮演，利用所學知識並上網查詢相關資料，完成鐵礦石委託樣品從樣品驗收到派發樣品檢驗單工作。

3.填寫附錄一中表格1和表格2。