国产扫描电镜招聘（国产扫描电镜招聘信息）

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淀积成土作用

淀积成土作用系指岩溶水，包括岩溶环境中地表水、地下水、土中水溶液，携带溶解物质在碳酸盐岩风化前锋溶滤层的空隙中，甚至可以是溶蚀洞穴等空间，生成新物质的作用，这是岩石风化成土过程中，易迁移的组分如K、Na、Ca、Mg等被带走、迁移；迁移能力弱的组分如Al、Si、Fe等沉淀聚积，形成风化壳的过程。淀积作用也包含部分残积作用，是风化壳形成的基本方式之一。碳酸盐岩风化产物中的溶解物质呈胶体溶液或真溶液形式搬运。铝、铁、锰、硅的氧化物溶解度低，常呈胶体溶液搬运。胶体溶液是一种介于粗分散（悬浮液）和离子分散系（真溶液）之间的一种溶液。胶体粒子的直径很小（1～100nm），并常带电荷。根据胶体粒子所带电荷的不同，可把胶体分为正胶体和负胶体。氢氧化铁及Al2O3、Fe2O3的水合物（Al2O3·nH2O、Fe2O3·nH2O）等是正胶体；SiO2、MnO2、有机酸等是负胶体。带正电荷胶体与带负电荷胶体相互作用，电性中和，彼此凝聚，产生SiO2、Al2O3和Fe2O3的凝胶混合物。由于沉淀时凝胶SiO2和Al2O3的比例变动范围很大，在风化壳中形成各种层状含水硅酸盐矿物，如高岭石（Al2O3·2SiO2·2H2O）、多水高岭石（Al2O3·2SiO2·nH2O）、微晶高岭石（Al2O3·4SiO2·nH2O）和伊利石等。当Fe（OH）3正溶胶和SiO2负溶胶相遇则形成含胶体SiO2的褐铁矿，富集时可构成风化壳的铁质结核带或铁壳。因此，淀积作用实质上是风化成土过程中胶体溶液的相互作用。

岩石风化成土过程中胶体溶液的相互作用形成矿物组合具有结核状、葡萄状、肾状、皮壳状等胶状或变胶状等结构、构造特征。碳酸盐岩红色风化壳中普遍存在结核状、葡萄状、肾状、皮壳状等胶状或变胶状结构构造，说明淀积作用是十分重要和常见的碳酸盐岩风化成土作用。碳酸盐岩风化成土过程中造成胶体溶液沉淀的原因主要有：

1）两种带相反电荷的胶体相遇时，由于电荷被中和而发生胶体的凝聚和沉淀，许多风化壳中的粘土矿物的淀积就是带正电荷的Al2O3胶体与带负电荷的SiO2胶体相遇凝聚而成的：

碳酸盐岩风化成土作用及其环境效应

2）胶体溶液的浓度增大，也可促进胶体凝聚，如胶体溶液的蒸发增大了胶体的浓度引起胶体凝聚。

3）介质pH值的变化对胶体的搬运和沉淀有着很大的影响，尤其是对两性胶体如Al（OH）3、Fe（OH）3 的影响最大。改变溶液的pH值可以改变溶液中离子或的浓度，从而改变粒子所带电荷的多少及扩散层厚度。溶液的pH值与两性胶体的等电pH值（使两性胶体呈现为中性不带电荷时的pH值）相差愈大，胶体的电动电位愈大，扩散层愈厚，故不易聚沉；溶液的pH值与两性胶体的等电pH值相差愈小，其电动电位愈小，扩散层愈薄，愈易聚沉。Al（OH）3 的两性胶体的等电 pH为 8.1，Fe（OH）3两性胶体的等电pH值为7.1，天然水的pH值近于7.0，所以有大量上述两性胶体的粘土矿物淀积（陈正等，1985）。

陈履安等（2000）在研究贵州老万场红土型金矿成因时提出，该矿的矿源体为赋存于碳酸盐岩层的卡林型金矿，下二叠统大厂高岭石化硅质粘土岩及凝灰岩等是富金地质体。金的搬运介质是岩溶地下水，在黄铁矿、毒砂、CO2、腐殖酸等复杂的水化学场的条件下，金被地下水迁移、最终在风化壳的红土中淀积下来。杨雅秀等（1994）认为，分布于四川叙永到贵州习水一带的“叙永式”高岭土矿是由上部地层（往往含黄铁矿和有机质）中的铝硅酸盐矿物，在酸性水的淋滤作用下生成硅铝溶胶，被地下水带到下部的洞穴空间和古侵蚀面凹地中结晶充填（淀积）而形成的。

作者在溶滤层及岩土界面土层的孔隙中观察到，大量由淀积作用形成的新生粘土矿物，如在白云岩砂的溶滤层中的被溶蚀成窗格状白云石晶体的孔隙边缘生成的束状及毛发状伊利石粘土矿物（图版Ⅲ-2、Ⅲ-3）。

除了交代成土作用、淀积成土作用之外，还存在着残留和充填成土作用。残留成土作用是指母岩中所含石英、锐钛矿及粘土等不溶矿物经溶滤后而残留在原地；充填成土作用是岩溶地下水或其他风化流体，携带着一定量的悬移物质、填入到溶滤层及基岩的溶洞中沉积下来。在研究红色风化壳剖面时，在X射线衍射分析和扫描电镜能谱分析中，发现红色风化壳土体中有一定量的长石存在，它们既不可能是碳酸盐岩中的原生矿物，又不大可能是次生矿物，最可能的成因是溶蚀-充填作用造成的。由于红色风化壳剖面位于岩溶槽谷之中，槽谷两侧山脊为侏罗系长石石英砂岩。岩溶地下水等风化流体可沿两侧山脊携带走侏罗系地层极细粒长石颗粒充填于风化壳中形成，但大量薄片的光学显微镜及样品的TEM、SEM观察，迄今为止尚未见及长石矿物，仅在XRD及EDAX分析中显示，有待进一步工作证实。

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扫描电镜与透射电镜的区别？

1、结构差异:

主要体现在样品在电子束光路中的位置不同。透射电镜的样品在电子束中间，电子源在样品上方发射电子，经过聚光镜，然后穿透样品后，有后续的电磁透镜继续放大电子光束，最后投影在荧光屏幕上;扫描电镜的样品在电子束末端，电子源在样品上方发射的电子束，经过几级电磁透镜缩小，到达样品。当然后续的信号探侧处理系统的结构也会不同，但从基本物理原理上讲没什么实质性差别。

2、基本工作原理:

透射电镜：电子束在穿过样品时，会和样品中的原子发生散射，样品上某一点同时穿过的电子方向是不同，这样品上的这一点在物镜1-2倍焦距之间，这些电子通过过物镜放大后重新汇聚，形成该点一个放大的实像，这个和凸透镜成像原理相同。这里边有个反差形成机制理论比较深就不讲，但可以这么想象，如果样品内部是绝对均匀的物质，没有晶界，没有原子晶格结构，那么放大的图像也不会有任何反差，事实上这种物质不存在，所以才会有这种仪器存在的理由。

扫描电镜：电子束到达样品，激发样品中的二次电子，二次电子被探测器接收，通过信号处理并调制显示器上一个像素发光，由于电子束斑直径是纳米级别，而显示器的像素是100微米以上，这个100微米以上像素所发出的光，就代表样品上被电子束激发的区域所发出的光。实现样品上这个物点的放大。如果让电子束在样品的一定区域做光栅扫描，并且从几何排列上一一对应调制显示器的像素的亮度，便实现这个样品区域的放大成像。

3、对样品要求

(1)扫描电镜

SEM制样对样品的厚度没有特殊要求，可以采用切、磨、抛光或解理等方法将特定剖面呈现出来，从而转化为可以观察的表面。这样的表面如果直接观察，看到的只有表面加工损伤，一般要利用不同的化学溶液进行择优腐蚀，才能产生有利于观察的衬度。不过腐蚀会使样品失去原结构的部分真实情况，同时引入部分人为的干扰，对样品中厚度极小的薄层来说，造成的误差更大。

(2)透射电镜

由于TEM得到的显微图像的质量强烈依赖于样品的厚度，因此样品观测部位要非常的薄，例如存储器器件的TEM样品一般只能有10～100nm的厚度，这给TEM制样带来很大的难度。初学者在制样过程中用手工或者机械控制磨制的成品率不高，一旦过度削磨则使该样品报废。TEM制样的另一个问题是观测点的定位，一般的制样只能获得10mm量级的薄的观测范围，这在需要精确定位分析的时候，目标往往落在观测范围之外。目前比较理想的解决方法是通过聚焦离子束刻蚀(FIB)来进行精细加工。

扩展资料：

透射电子显微镜的成像原理 可分为三种情况：

（1）吸收像：当电子射到质量、密度大的样品时，主要的成相作用是散射作用。样品上质量厚度大的地方对电子的散射角大，通过的电子较少，像的亮度较暗。早期的透射电子显微镜都是基于这种原理。

（2）衍射像：电子束被样品衍射后，样品不同位置的衍射波振幅分布对应于样品中晶体各部分不同的衍射能力，当出现晶体缺陷时，缺陷部分的衍射能力与完整区域不同，从而使衍射波的振幅分布不均匀，反映出晶体缺陷的分布。

（3）相位像：当样品薄至100Å以下时，电子可以穿过样品，波的振幅变化可以忽略，成像来自于相位的变化。

参考资料：百度百科-扫描电镜

百度百科-透射电镜

风化溶蚀作用

溶蚀作用是碳酸盐岩形成红色风化壳的最关键性的第一步和先决条件。因为碳酸盐岩―水溶蚀反应速度较慢，这为红色风化壳的形成提供了充裕的时间；溶蚀作用在溶滤层中形成很大的孔隙，为进一步的交代作用和形成粘土矿物提供了充分有效的空间；碳酸盐岩矿物溶解析出的某些金属阳离子（如Ca2+、Mg2+），为新生的粘土矿物（如绿泥石、蒙脱石、蛭石等）的形成提供了一定的物质成分来源。对比研究表明，红粘土即碳酸盐岩红色风化壳土体之所以具有比其他粘土高得多的孔隙度，是与它继承溶滤层的高孔隙度发育有关。

关于碳酸盐岩矿物溶解的化学反应已在前文章节中进行了一定的论述，这里将进一步论述与溶蚀作用有关的问题。国内外许多岩溶学者对碳酸盐岩的溶蚀做过研究，认为这是涉及到气、液、固3相，两个界面，多种离子参与的复杂的化学反应过程。

由图6-6可知，Ⅰ界面为气—水溶液组成的扩散层界面δ1；II界面为水溶液与岩石之间的水—岩表面反应界面δ2。试验表明，酸度越高、温度越高，表面反应控制程度越高，水动力条件越动荡，扩散传输控制程度越高。大多数学者认为表面反应界面（δ2）控制着溶蚀速率。在天然条件下，只有包气带或水位季节变化带及干溶洞中才可能存在水—液—固3相组成的δ1、δ2两个界面；在饱水带实际只存在水—岩（液相—固相）之间的1个界面δ2，而没有气—液之间的界面；而在碳酸盐岩风化成土的界面上，主要是存在着饱水粘土与松散的溶滤层矿物之间的界面，既无独立的气相界面又无连续的液相界面，只是由湿土—岩石以及充填于溶滤层孔隙中的水、岩石组成的更为复杂的界面。

图6-6 CO2—H2O—碳酸盐岩三相界面反应

前文已述，表面反应控制着碳酸盐岩的溶蚀作用。碳酸盐岩矿物晶体化学溶解的本质是在水的极性分子电荷、热力学和动力学条件影响下，矿物晶格中的Ca2+、Mg2+离子脱离原来晶格结点的位置而向水中转移，最终导致晶格完全破坏的过程；碳酸盐岩在水中溶解的本质还在于：组成它的矿物——方解石和白云石，即使是在纯水中也有比非可溶性岩石较大的溶解度。韩宝平（1993）的研究表明，当不饱和的水和碳酸盐岩光面接触时，在其成分和结构的薄弱部位将是侵蚀性水优先选择进行溶蚀的地方，即存在着对物质成分和矿物结构的选择性溶蚀作用。我们的研究也充分证实了这一点。红色风化壳剖面的基岩为下三叠统茅草铺石灰岩，他形晶不等粒结构，90%的晶粒在8.4μm左右。扫描电镜照片表明，溶蚀首先沿泥晶胶结物进行，遗留下大小不等的方解石他形晶颗粒。安顺红色风化壳剖面的基岩为下三叠统安顺组细晶白云岩，溶蚀首先沿细晶白云石晶间胶结物进行，结果形成由白云石晶粒组成的白云岩砂粒，继而溶蚀沿晶面节理进行，形成规则的窗格状的孔洞，清晰地表现出沿晶面结构溶蚀的特点。

目前，大多数岩溶学家广泛的应用Corbel提出的简化公式计算喀斯特流域的溶蚀速率：

碳酸盐岩风化成土作用及其环境效应

式中：X——溶蚀速率（mm/103a）；

E——年平均径流深度（dm）；

T——水中碳酸盐岩硬度，碳酸钙+碳酸镁（mg/L）；

A——流域中碳酸盐岩层所占面积的比例。

表6-5 贵州省某些流域碳酸盐岩溶蚀速度计算值

杨明德（1998）应用此公式计算了黔中地区4个流域的溶蚀速率（表6-5）数值在24.6～35.57 mm/103a之间。显然Corbel的公式是用地表径流中所含Ca2+、Mg2+等溶质的数量来计算溶蚀速率的，它主要包括地表径流、地下较大的溶隙、溶孔及溶洞中水流，而且它们最终排入地表河形成径流水中溶质的来源，其不但包括化学溶蚀而且也包括物理侵蚀和冲蚀面获及的溶质。由此而得的数据，对于岩土界面上所发生的溶蚀作用来说，显然是扩大了。在表6-5中所列地区也测定了土中所埋岩石试片所测得的数据，此数据为土中所埋大理岩及灰岩薄片，数值为0.00142～0.000191g/（cm2·a），经换算得出每千年的溶蚀速率为5.5～0.71mm/（103·a），这些数据显然比表6-5的数据低。袁道先（1998，会议交流）在贵阳50cm土层中埋片得到百日溶蚀量为7.67mg，经换算得到每千年的溶蚀速率为8.57mm/（103·a）。根据交代成土理论，溶蚀速率应等于成土速率，由此可以概略估算出形成1m厚的土层约需（11.67～140.8）×104a。可见成土之缓慢和不易，以及土壤资源之宝贵。溶蚀作用可以划分为两类：一是坡面流、较大的地下管道、溶洞中流动的水流，显然这种水流不但可造成溶蚀，而且由于水流速度较快也有较强的侵蚀和冲刷作用，因此这种水流不但不能形成土层，而且对土层有侵蚀和搬运作用；另一类是顺碳酸盐岩层微孔隙和裂隙缓慢渗透的水流，只有这种水参与了成土作用。

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