一、几种造岩元素在不同构造部位的表现（论文文献综述）
杨岳清,王登红,孙艳,赵芝,刘善宝,王成辉,郭维明[1]（2021）在《矿产资源研究所“三稀”矿产研究与找矿实践70年历程——回顾与启示》文中研究指明稀有、稀土和稀散元素（三稀）目前已成为世界各国经济发展中的关键矿产。中华人民共和国成立以来,中国地质科学院矿产资源研究所作为中国矿床地质工作者大家庭中的成员,一直致力于三稀资源的研究和探索。一代又一代人,为国家做出了贡献。其中,对世界闻名的新疆可可托海3号脉和内蒙古白云鄂博稀有稀土矿床较早就投入了工作,他们为此付出了毕生精力;在湖南香花岭含铍条纹岩中发现了中国第一个新矿物——香花石;1970年后,在内蒙古巴尔哲、福建南平和四川大水沟稀土、稀有和分散元素等矿床发现后,也开展了深入系统的研究,特别是在中国首次发现风化壳离子吸附型稀土矿床后,对稀土元素赋存状态的确定和分布规律做出了重要贡献。进入21世纪,三稀资源被确定为关键矿产后,矿产资源研究所进一步加强了这方面的工作,不但取得了理论上的创新,而且发现了一批新的三稀矿产地,尤其是在川西甲基卡和可尔因等地投入了大量的地质、地球物理、地球化学、遥感、钻探等工作,其中钻探工作量就达11818.96 m,为把川西花岗伟晶岩型稀有金属矿集区建设成为国家大型锂矿基地作出了新贡献。对于卤水型锂及其他稀有金属矿产资源的调查研究和开发利用也一直是矿产资源研究所的重点,几十年来从未间断,在柴达木盆地西部、四川盆地东北部及江汉盆地等地近年来不断取得新进展。
王臻[2]（2021）在《川西甲基卡伟晶岩型锂矿床岩浆—热液演化与成矿的矿物学示踪》文中研究说明川西甲基卡花岗伟晶岩型稀有金属矿床位于我国松潘-甘孜锂成矿带中,因其巨量锂资源而世界闻名,对其成矿机制的研究具有重要的理论与现实意义。矿区内,伟晶岩围绕区内唯一出露的二云母花岗岩成群、成组地分布,自岩体向外依次产出微斜长石型伟晶岩（Ⅰ）→微斜长石钠长石型伟晶岩（Ⅱ）→钠长石型伟晶岩（Ⅲ）→锂辉石型伟晶岩（Ⅳ）→锂云母（或白云母）型伟晶岩（Ⅴ）伟晶岩,本文选择各区域分带中的代表性伟晶岩脉来剖析甲基卡伟晶岩的岩浆-热液演化过程,其中:308号脉（Ⅲ带）是区内出露面积最大的伟晶岩脉,同时分带性最好,矿床规模也较大;134号脉（Ⅳ带）为区内矿床品位最高,同时矿床规模大、工作程度最高的锂矿脉。本文以这两条脉为重点研究对象,同时结合矿区内其它代表性伟晶岩脉（34号脉-Ⅰ带,33号脉-Ⅱ带,104号脉-Ⅲ带,668号脉-Ⅳ带,528号脉-Ⅴ带）,主要利用光学显微镜、扫描电镜和电子探针等多种矿物学观察和分析技术,对各伟晶岩脉中重要贯通性造岩矿物白云母和主要矿石矿物锂辉石,以及其他稀有金属矿物（如铍矿物）和副矿物（如磷酸盐类）的结晶演化历史和矿物学行为进行研究,拟精细分析伟晶岩脉成岩、成矿过程中熔流体的物理化学条件,并判定甲基卡稀有金属伟晶岩的分异演化程度和和示踪其岩浆-热液演化过程,从而为甲基卡甚至整个松潘-甘孜造山带的锂成矿机制提供重要的理论依据。主要取得的认识如下:（1）通过详细的矿物学研究,首次在甲基卡地区发现透锂长石和铯云母,并提出透锂长石与锂辉石的成因联系,丰富了国内富锂伟晶岩的类型,扩充了伟晶岩型锂矿的矿物学研究内容;（2）应用锂霞石—锂辉石—透锂长石温压计,并结合伟晶岩相平衡关系（温压条件）和前人工作所测得甲基卡矿区伟晶岩锂辉石流体包裹体温压条件,限制甲基卡矿床稀有金属伟晶岩脉成矿的P-T条件,与国内外其它伟晶岩型锂矿床相比具有独特性;（3）分析了甲基卡伟晶岩内部结构带成因,提出岩浆分异结晶作用控制伟晶岩的内部分带;在高分异的伟晶岩中（Ⅳ类型）,内部结构带则主要为过冷却作用结晶的结果;（4）确定了甲基卡伟晶岩初始熔体性质和流体演化特征:甲基卡自低类型至高类型伟晶岩,具有初始熔体锂含量逐渐增加、F含量始终较低,以及岩浆-热液演化程度逐渐增高的特征。其中,中等分异伟晶岩（Ⅲ型）,熔体中的Li需富集至岩浆-热液阶段成矿,成矿性取决于伟晶岩内部分异演化程度;高分异伟晶岩（Ⅳ型）初始熔体锂含量高,内部分带性和化学分异不明显,均具有较好的成矿性。流体演化特征:依据锂辉石、磷锰锂矿的蚀变序列以及磷灰石的矿物化学特征,提出晚期流体从碱交代阶段的富K、Na流体演化至酸交代阶段的富H、P流体,且晚期流体性质（富P）及规模有利于锂辉石的保存。（5）探索了甲基卡锂成矿的关键控制因素:（1）初始熔体性质为富锂或锂过饱和;（2）出溶流体规模有限、热液阶段不发育;（3）晚期出溶流体具有富P性质。
曾志杰[3]（2021）在《东秦岭三道庄矽卡岩型钼钨矿床矿物学特征及成矿作用研究》文中研究指明三道庄超大型矽卡岩型钼钨矿床位于华北克拉通南缘,处于着名的东秦岭钼矿带内,是我国典型的矽卡岩型钼钨矿床之一。前人对三道庄钼钨矿床的研究主要集中于矿床地质特征、成矿时代、成矿流体及成矿岩体地球化学特征等方面,而对于三道庄矿床成矿机制,尤其是成矿作用过程中挥发份（F、Cl、S）和氧逸度变化对巨量钼钨沉淀的控制作用研究较为薄弱。因此,本次研究以三道庄矿床成矿岩体中的造岩矿物（岩浆黑云母和岩浆磷灰石）、不同热液蚀变阶段的蚀变矿物（热液黑云母、热液磷灰石、石榴石、透辉石、阳起石）及不同产状、成矿阶段的金属矿物（磁铁矿、白钨矿）为主要研究对象,利用电子探针和LA-ICP-MS原位微区分析技术对不同矿物进行主、微量和稀土元素含量测定,通过矿物温度计、氧逸度计等方法探讨从岩浆到热液阶段,成矿系统中温度、氧逸度、挥发份等物理化学条件的变化,揭示不同矿物的形成环境、成矿物质的迁移和沉淀机制,从而全面理解矽卡岩型钼钨矿床金属沉淀的控制因素,为今后类似矿床的成矿机制研究及找矿预测等提供参考。根据野外地质调查和室内研究结果显示,三道庄矽卡岩型钼钨矿床的成岩成矿阶段可划分为6个阶段,分别为:（1）成岩阶段,即与成矿有关的花岗斑岩形成阶段;（2）早期矽卡岩阶段;（3）石英-钾长石-黑云母阶-磁铁矿阶段;（4）晚期矽卡岩阶段;（5）石英-硫化物阶段;（6）石英-碳酸盐阶段。其中,石英-硫化物阶段为主要成矿阶段,辉钼矿主要成细脉状、浸染状矿化。对岩体中呈斑晶和基质状态分布的黑云母和石英-钾长石-黑云母-磁铁矿脉中黑云母的电子探针成分计算,结果显示斑晶黑云母和基质黑云母结晶温度分别为623°C-662°C和546°C-579°C,热液黑云母蚀变温度为355°C-435°C,表明从岩浆到钾硅酸盐化蚀变阶段,整个成矿体系温度是逐渐降低的。花岗斑岩中岩浆黑云母和磷灰石电子探针成分显示岩浆系统中挥发份F、S含量均较高,Cl含量较低,而早期较高F、S含量增大了成矿金属物质W、Mo在各体系中的溶解度,W、Mo金属可能主要以Mo O3F-和H3WO4F的形式在流体中迁移。热液黑云母和磷灰石电子探针成分显示流体中F含量逐渐较小,Cl含量在矽卡岩阶段有上升趋势,表明Mo O2Cl22-n、WO2Cl22-n络合物可能参与了Mo、W的迁移。而初始岩浆流体较高S含量,为辉钼矿富集,提供了物质基础。岩浆黑云母Fe3+/Fe2+（0.11-0.13）和XMg值（0.56-0.60）整体均低于石英-钾长石脉中黑云母Fe3+/Fe2+（0.12-0.17）及XMg值（0.60-0.64）,暗示从岩浆阶段到钾硅酸盐化阶段流体氧逸度的增大。同时,不同产状的磁铁矿、磷灰石LA-ICP-MS成分分析结果显示,花岗斑岩、石英-钾长石-黑云母-磁铁矿脉和晚期矽卡岩阶段中磁铁矿的V含量分别为:787×10-6-1274×10-6(平均值921×10-6)、17.34×10-6-215.51×10-6(平均值105.76×10-6)和2563×10-6-3620×10-6(平均值2911×10-6),总体表现为从成矿花岗斑岩到钾长石-黑云母-磁铁矿脉,磁铁矿中V含量呈微弱的下降趋势,而从石英-钾长石-黑云母-磁铁矿脉到晚期矽卡岩阶段,磁铁矿中的V含量呈明显的升高趋势;花岗斑岩、矽卡岩和石英-方解石脉中磷灰石δEu值分别为:0.21-0.32、0.54-0.67、0.34-0.65,表现为先增大后减小特征。这些特征说明从岩浆阶段到钾硅酸盐化阶段再到晚期矽卡岩阶段,流体氧逸度先增大后降低。矽卡岩阶段早期主要以钙铁榴石和透辉石的组合,而晚期为钙铝榴石和钙铁辉石的组合,也暗示氧逸度存在降低现象,且早期石榴石环带中Fe和Al含量的“锯齿状”变化,表明幕式流体作用的存在,导致局部成矿阶段会有升高-降低的变化。电子探针成分结果显示5种类型白钨矿中Mo的含量分别为:10.75%-24.11%（Sch1a）、2.81%-11.75%（Sch1b）、0.23%-0.56%（Sch2a）、0.16%-0.47%（Sch2b）、0.11%-0.36%（Sch3）,总体表现为从Sch1a到Sch3,白钨矿中的Mo含量一直呈下降趋势,且Mo和δEu有着很好的正相关性,这些特征暗示晚期矽卡岩阶段流体氧逸度的进一步减小,而氧逸度的降低对W以白钨矿形式沉淀具有重要意义。综上所述,三道庄钼钨矿早期岩浆流体具有高温度、氧逸度和富挥发份F、S特征,岩浆黑云母、磷灰石和磁铁矿成分显示早期流体Mo、W含量较高;随着岩浆热液的演化,在矽卡岩阶段和钾化阶段氧逸度小幅度上升,黑云母、磷灰石和磁铁矿Mo、W含量一致显示,流体中Mo和W含量呈增大趋势。随着成矿流体与围岩之间反应增强,形成大量矽卡岩矿物,并伴随有流体沸腾及大气水的混合作用导致流体性质的快速转变,引起磁铁矿、白钨矿和辉钼矿等开始大规模沉淀。因此,三道庄矿床W、Mo的沉淀是受到多种机制的协同作用。
黄玉凤[4]（2021）在《基岩对风化壳离子吸附型稀土矿形成的制约及机制》文中研究表明稀土元素在新能源、新材料等高新科技发展中不可或缺,尤其在航空航天、国防军工等领域具有不可替代的应用,因而被世界多国列为战略资源。21世纪以来,全球市场对稀土资源的需求与日俱增,国内外掀起了稀土矿床科学研究及勘查工作的新浪潮。离子吸附型稀土矿是我国独具特色的优势矿产,其重稀土资源储量占世界的80%以上,更提供了目前全球市场90%以上的重稀土矿产品,因而备受世人瞩目。近年来,国内离子吸附型稀土矿找矿工作取得了很多重大突破,如首次在宁都地区发现了变质岩风化壳离子吸附型稀土矿以及在上犹加里东期花岗岩风化壳中发现了轻、重稀土矿。因此,对离子吸附型稀土矿的研究又产生了新的问题,如不同类型成矿母岩（变质岩、花岗岩）风化成矿的差异及母岩对成矿的制约因素是什么?同类型母岩如何控制不同矿化类型（轻、重稀土）?相关问题的研究,对完善离子吸附型稀土矿床的成因理论以及指导离子吸附型稀土矿的找矿工作均具有重要意义。本论文以赣州宁都变质岩风化壳离子吸附型轻稀土矿、上犹花岗岩风化壳离子吸附型重稀土矿以及上犹花岗岩风化壳离子吸附型轻稀土矿三个典型矿床风化剖面为研究对象,对剖面的矿物学、岩石学、地球化学、地质年代学开展详细的分析,并进行模拟实验研究,查明了三个剖面基岩稀土元素赋存状态、风化特征以及对成矿的控制因素。通过对比,系统地总结了基岩的组成和结构等特征对风化壳中离子吸附型稀土矿形成的制约。本论文工作获得主要认识结论如下:1、查明了宁都浅变质岩风化壳稀土成矿特征及控矿因素（1）成矿母岩为变质细砂-粉砂岩,稀土平均含量约198μg/g,稀土主要赋存于（含）稀土矿物中。质量平衡计算表明,热液成因的水磷铈矿和REE-绿帘石中的稀土元素占全岩的62.6%。因此,热液蚀变对变质岩稀土元素含量和赋存状态的改变是变质岩风化成矿的关键。（2）变质岩的低渗透率导致风化壳发育程度较弱。风化壳中黏土矿物主要为伊利石、高岭石、水黑云母,黏土矿物的组成及演化控制了风化壳p H值。在低渗透率和p H值共同作用下,稀土矿体常就位于风化壳浅部,矿体层稀土平均含量约962μg/g,浸出率约75%。（3）风化壳中轻、重稀土元素分异较弱,风化壳下部（半风化层）稀土元素分异受矿物的差异溶解控制;风化壳上部（全风化层及红土层）稀土分异受黏土矿物对轻重稀土的差异吸附控制;剖面中Ce异常受氧化还原条件控制。2、查明了上犹复式花岗岩风化壳中轻、重稀土成矿特征及控矿因素（1）上犹复式岩体风化壳中轻、重稀土矿的形成主要受基岩稀土配分特征控制。上犹复式岩体中的早期侵入体风化形成轻稀土矿,晚期侵入体风化形成重稀土矿,而两期侵入体分别以富轻稀土、重稀土为特征,故在各自风化壳中分别形成轻、重稀土矿。因此,上犹复式岩体晚期侵入体风化壳是寻找离子吸附型重稀土矿的重要靶区。（2）上犹复式岩体晚期侵入体局部经历较强的热液蚀变作用,造成全岩稀土含量显着降低,并改变了原岩含稀土矿物组成,使易风化的磷灰石转变为难风化磷钇矿、独居石。因此,该地区热液蚀变不利于离子吸附型稀土矿的形成。（3）富重稀土剖面风化强,矿体位于4～9 m,稀土平均含量为439μg/g,浸出率约为65%～80%;富轻稀土剖面风化弱,富集层位于0～6 m,稀土平均含量为328μg/g,浸出率约为67.8%～87.5%。稀土元素的分异主要受黏土矿物吸附作用影响,在风化壳上部相对富集轻稀土,下部相对富集重稀土。3、对比并总结了母岩特征对离子吸附型稀土矿形成的制约（1）基岩稀土含量是风化成矿的基础。基岩中稀土元素组成特征控制其风化壳中稀土矿化类型,富重稀土的基岩风化形成离子吸附型重稀土矿,富轻稀土的母岩风化则形成离子吸附型轻稀土矿。（2）热液蚀变作用直接影响基岩稀土元素含量及（含）稀土矿物组合。一方面热液可以带入或带出稀土;另一方面热液可以将难风化的稀土矿物转变为易风化的稀土矿物,也可以使易风化的稀土矿物转变为难风化的稀土矿物。从而很大程度上影响基岩风化形成离子吸附型稀土矿的潜力。（3）基岩的结构特征影响其风化壳的渗透系数,进而影响风化壳的风化程度、黏土矿物组成以及矿体在风化壳中的富集层位。
黄健[5]（2021）在《广东仁居风化壳离子吸附型稀土矿床中稀土元素的富集分异机制研究》文中认为华南离子吸附型稀土矿床是全球重要的稀土资源类型之一,具有储量大、分布广、重稀土含量高和放射性活度低等特点。目前,该类矿床提供了全球约20%的稀土和90%以上的重稀土。近年来,随着新能源材料、电子科技、航空航天等领域对重稀土需求的增长,离子吸附型稀土矿床中稀土富集分异的机制已引起国内外学者的广泛关注。最近的研究表明,离子吸附型稀土矿床的矿化过程与黏土矿物转变及风化壳的侵蚀-剥蚀速率等有关。然而风化壳的形成环境与过程相对内生成矿更加复杂,其演化不仅受岩体微裂隙、矿物粒径、矿物成分和组成矿物的抗风化能力等基岩性质的影响,还受控于气候、地形地貌及地质构造、微生物作用和地下水渗流等地质条件。作为稀土元素的来源,富稀土矿物和造岩矿物的风化顺序及稀土配分模式是决定该类矿床稀土类型及经济价值的主要因素。然而,目前很少有针对不同富稀土矿物对离子吸附型稀土矿床成矿贡献的专门研究。铁锰氧化物在风化壳中广泛分布,具有比表面积大、表面活性位点多等特点,能够通过吸附、类质同象置换和共沉淀等方式有效地固定稀土元素;然而相对于该类矿床主要开采利用的离子交换态稀土,关于铁锰氧化态的研究程度稍显不足,缺乏风化壳中铁锰氧化物对稀土富集分异影响的研究。此外,风化壳中的地下水,它既是岩体风化的必备物质,也是稀土元素迁移的重要驱动力,另外还制约了风化壳氧化还原环境的变迁。因此,深入开展地下水对风化壳中稀土元素富集分异影响的相关研究十分必要。为解决上述问题,本论文选择位于粤北仁居稀土矿区发育于花岗岩之上的两个完整风化剖面为对象,通过TIMA、EPMA、SEM和LA-ICP-MS等分析方法开展了矿物形貌学和矿物地球化学研究,阐明了风化过程中矿物的风化顺序,探明了风化壳稀土的物质来源;通过XRD、TEM、XRF、ICP-MS和稀土赋存态顺序提取等分析手段开展了风化壳矿物学和地球化学研究,厘清了风化剖面的矿物组成和稀土元素配分模式,阐明了风化剖面稀土元素的赋存态及其变化规律;以风化剖面和矿区地下水为对象,开展了详细的风化壳矿物学和地下水地球化学研究,提出了判断稀土矿化过程中风化壳潜水面的指标,建立了地下水控制风化壳中稀土元素的成矿模型。通过以上三个方面的综合研究,揭示了风化壳离子吸附型稀土矿床中稀土元素的物质来源和富集分异机制。本论文获得的主要结论和认识如下:（1）阐明了仁居石英闪长岩风化过程中矿物的风化顺序,探明了离子吸附型稀土矿床的物质来源。岩相学研究表明基岩中的矿物按氟碳钙铈矿→（榍石→磷灰石）/（黑云母/角闪石→斜长石）→钾长石→磁铁矿→石英→锆石的顺序风化。这表明榍石风化时,已有黑云母和斜长石风化转变为高岭石,为风化释放的稀土元素提供了充足的吸附载体。因此,中等抗风化的榍石是风化壳中稀土元素的主要来源,风化壳很大程度上继承榍石的稀土配分模式,形成轻稀土明显富集的离子吸附型稀土矿床。（2）厘清了风化剖面稀土元素的赋存态及其变化规律,为稀土开采利用提供了理论依据。顺序提取结果表明,从矿物中溶解释放的稀土元素主要赋存于离子交换态和铁锰氧化态中,少量赋存于有机结合态和碳酸盐结合态中。（3）阐明了稀土元素在各赋存态中的配分模式及其分异机制。在矿物风化过程中,残渣态的重稀土富集程度随着风化程度的增加而逐渐增大。在稀土矿化过程中,各稀土赋存态对稀土元素分异的作用相互影响。透射电镜分析表明在风化壳下部铁氧化物以针铁矿为主,风化壳上部主要为赤铁矿,而锰元素通常与铁氧化物共存。铁锰氧化物通过内圈络合优先固定重稀土,导致轻稀土趋向于被黏土矿物吸附,从而形成轻稀土明显富集的离子交换态和仁居离子吸附型稀土矿床。（4）提出了用于指示离子吸附型稀土矿床形成过程中潜水面位置的矿物学和地球化学指标。研究发现Ce异常值的急剧变化能够反映风化壳氧化还原环境的突变,赤铁矿/针铁矿相对含量的急剧变化是风化壳干湿环境突变的指标,层状Fe-REE氧化物胶体是风化壳潜水面波动的产物,这三者均可用于指示风化壳离子吸附型稀土矿床演化过程中潜水面的位置。（5）建立了地下水控制风化壳中稀土元素的成矿模型,强调了包气带和饱水带地下水对华南风化壳中稀土元素活化、迁移和富集过程的独特作用。在风化壳中,地下水系统包括潜水面之上的包气带和潜水面之下的饱水带。稀土元素的分布和地球化学行为表明,渗透性较强的包气带有利于稀土元素从富稀土矿物中溶解释放,并随淋滤流体向下运移,而相对稳定的高p H饱水带有利于高岭石和埃洛石对稀土离子的吸附。长期的淋溶过程导致稀土元素在饱水带中不断积累,最终形成透镜状稀土矿体。
何昕悦[6]（2021）在《钛同位素在化学风化过程和高分异花岗岩中的分馏研究》文中认为钛（Ti）作为亲石分散元素在地壳中广泛存在,大陆上地壳中的TiO2含量可达0.64 wt%。Ti有五个稳定同位素,46Ti、47Ti、48Ti、49Ti和50Ti。自然界中Ti同位素质量分馏（δ49Ti）可达2‰,在示踪岩浆岩甚至是经历变质改造的岩石样品的源区构造背景方面有重大应用潜力。但高精度Ti同位素的测试仍然存在较大难度,Ti在多接收电感耦合等离子体质谱仪（MC-ICP-MS）的测试过程中受到干扰元素的影响,需要利用化学分离提纯出纯Ti溶液进行测试。目前的Ti分离提纯方法存在流程繁琐、回收率低、引入人为分馏等问题,严重制约了其在地质过程中的示踪应用。而且与Ti同位素质量分馏相关的机理研究主要集中在高温岩浆过程,岩浆演化的后期例如高分异花岗岩Ti同位素分馏的研究仍然不够系统,在表生地质过程方面的研究就更加缺乏了。在本论文,我们首先建立了基于MC-ICP-MS分析测试的高精度Ti同位素分析方法:碱熔法结合AG50W-×12阳离子交换树脂两柱分离Ti,和酸溶法结合Ln-Spec+AG50W-×12树脂两柱分离Ti。其中碱熔法最大的优势是高温熔样,可以更高效地分解难熔矿物,亦能直接使用利用X荧光光谱法（XRF）测试主量元素所制作的的全岩玻璃样品,方便快捷,在整个溶样过程中没有任何HF酸加入,避免CaF2沉淀生成引入的人为分馏影响,使Ti在离子交换树脂上分配系数免受HF酸的干扰。但碱熔法样品用量比较大,制备过程中引入了大量的Li和B,使得配套的AG50W-×12树脂两柱分离的流程过长。酸溶法对于低Ti含量的样品以及珍稀样品更具优势,我们的工作表明在样品中加入适量的硼酸可以有效避免酸溶法引入的HF的干扰。这两种化学分离方法都能有效去除样品中的基体元素,获得纯Ti溶液,同时回收率接近100%。高精度的Ti同位素组成测试在Neptune Plus MC-ICP-MS上进行,使用标准样品-样品-标准样品间插法进行测试过程中的仪器分馏校正。标准样品NIST SRM 3162a的长期重现性为0.047‰（2SD,N=130）,足以满足探索地球样品在多数地质过程中的Ti同位素分馏的精度要求。Ti同位素组成的表生地质过程中的分馏特征及其控制机制的研究极为欠缺,已有不多的研究认为,表生风化过程中Ti同位素组成不受水-岩相互作用的影响,可以保持原岩的Ti同位素组成特征。然而在强烈化学风化过程中Ti会发生明显的迁移,很有可能造成Ti同位素的分馏。为更好检验前人的这一的假设是否成立,需要了解极端风化过程中是否存在Ti同位素的分馏,厘清其机制。针对这一科学问题,本研究选取了经历强烈化学风化的海南新生代玄武岩风化剖面。我们对残积土全岩、母岩全岩及单矿物、风化产物化学提取的结晶铁（氢）氧化物相和残余相的Ti同位素组成进行了综合测定。结果表明,在残积土样品中伴随着Ti元素的迁移存在明显的Ti同位素的分馏,δ49Ti从-0.066‰～+0.078‰间变化,最大幅度可达0.14‰。残积土的平均δ49Ti值为0.028‰,比玄武岩基岩（0.054±0.032‰）轻。化学提取的结晶Fe（氢）氧化物相和残余相（由粘土矿物和Fe-Ti氧化物组成）之间的Ti同位素分馏更为显着,最高可达0.6‰。残余相Ti含量占总Ti的72%至94%,具有轻的Ti同位素组成,δ49Ti介于-0.163‰到+0.045‰之间,其中主要的含Ti矿物为具有低δ49Ti（-0.198±0.038‰）组成的原生抗风化的钛铁矿。结晶Fe（氢）氧化物相Ti含量占总Ti的5%至26%,是硅酸盐风化后形成的次生含Fe矿物,δ49Ti介于0.110‰～0.542‰之间,其Ti同位素组成可能继承自具有偏重的δ49Ti值的辉石斑晶（0.178±0.004‰）和基质（0.155±0.041‰）。综合看来,含Ti矿物的形成和溶解控制了本风化剖面的Ti同位素组成变化,使得风化产物不同矿物具有不同的Ti同位素组成。除了风化过程中Ti同位素的分馏外,风化产物在河流搬运和沉积过程产生的矿物分选也可能产生Ti同位素的分馏。因此,Ti同位素组成在沉积物来源研究中的应用需要谨慎。自Ti同位素在地球样品中的研究兴起以来,岩浆过程中的Ti同位素的组成及其分馏机理一直受到大家广泛的关注。目前的研究发现高SiO2含量的样品中Ti同位素的分馏最大,但其分馏机制还不清楚。本论文针对该问题开展系统的研究,选择了 I型、S型和A型的华南高分异花岗岩,对其全岩及单矿物进行了高精度Ti同位素组成的测定。结果表明华南高分异花岗岩δ49Ti值的变化范围较大（δ49Ti=0.133‰～3.288‰）,不同类型的花岗岩的δ49Ti值都有随SiO2含量增高而变重的趋势,但是幅度明显有差别。A型花岗岩的Ti同位素分馏最大（δ49Ti=0.648‰～3.288‰）,I 型花岗岩次之（δ49Ti=0.133‰～0.964‰）,S 型花岗岩最小（δ49Ti=0.224‰～0.303‰）。而花岗岩矿物之间的Ti同位素的分馏更显着,从最轻的钛铁矿（δ49Ti=-0.050‰±0.040‰）到最重的磁铁矿（δ49Ti=7.112‰±0.029‰）,分馏可达7‰。花岗岩中70%以上的Ti赋存于镁铁质造岩矿物中如角闪石、黑云母和绿泥石,这些矿物均具有重的Ti同位素组成。与前人预测不同,花岗岩Fe-Ti氧化物之间的Ti同位素组成差异极大。钛铁矿具有较轻的Ti同位素组成,而磁铁矿则具有最重的Ti同位素组成和极低的TiO2含量,这可能与花岗岩中的磁铁矿是在岩浆晚期结晶有关。花岗岩的Ti同位素分馏受到岩浆的物质来源、矿物组成、温度、氧逸度及含水量等条件的控制。S型花岗岩的Ti同位素组成主要受到源区组成控制,分离结晶过程对于其影响很小（～0.08‰）;A型花岗岩与I型花岗岩相比具有偏碱性、无水和还原的特征,使得其Fe-Ti氧化物的分离结晶产生更大的Ti同位素分馏。综上,我们认为花岗岩的Ti同位素组成有潜力成为指示岩浆活动构造背景的指标。
杨道学[7]（2021）在《基于深度学习的岩石微破裂演化声发射行为特征》文中进行了进一步梳理我国已建与拟建的岩石工程项目数量之多,规模之大,为世界瞩目,在各类岩石工程施工建设过程中岩石的失稳破坏导致各类工程地质灾害问题愈演愈烈,成为制约岩石工程安全、进度及经济成本的重要因素之一,其中声发射（AE）无损检测技术在各类岩石工程及地质灾害监测预警中应用十分广泛。针对目前基于AE行为的岩石微破裂演化机制研究方面存在的不足,本文综合运用室内试验、理论分析及数值模拟等研究手段,对水力耦合作用下岩石变形破坏过程中微破裂演化机制及AE行为进行研究。主要研究内容及结论如下:（1）在岩石AE滤波及定位方面:针对AE信号的低信噪比、随机性强、非平稳性等特点,提出了一种基于EEMD-SCBSS的AE信号滤波算法;为了消除弹性波在岩石内部传播过程中速度对AE定位精度的影响,提出了一种基于到时时差PSO的未知波速AE定位算法;并基于MATLAB计算平台开发了一套“AE震源矩张量参数反演及震源破裂机制分析软件”,实现了对岩石微破裂过程中AE信号的滤波、未知波速AE定位及AE震源微破裂机制分析。（2）在AE震源产生机制的识别方面:由于AE信号在水中传播过程中衰减速率更快,造成数个AE接收传感器同时采集到同一个AE事件变得较为困难,进而导致矩张量反演理论在研究饱和状态下红砂岩试件变形破坏过程中微破裂演化机制方面存在着一定的局限性;针对矩张量反演理论在识别饱和状态下红砂岩微破裂演化过程中AE震源产生机制存在的问题,提出了一种二维深度残差卷积神经网络识别AE震源产生机制的新方法,通过将一维AE信号转换为二维数字图像,利用深度残差卷积神经网络模型对二维数字图像中高级及抽象的AE震源特征进行提取,并成功地解决了饱和状态下红砂岩微破裂演化过程中AE震源产生机制的识别难题。（3）在不同断裂模式下岩石微破裂演化机制的研究方面:通过Mode Ⅰ与Ⅱ断裂试验测得了不同断裂模式条件下岩石微破裂过程中力学参数与AE行为特征,对不同断裂模式下的AE行为、载荷应力、断裂韧性、非断裂区域损伤量与含水率之间的关系进行了系统性地研究,构建了不同断裂模式下非断裂损伤区域损伤量与含水率之间的数学模型;从CCNBD试件在Mode Ⅰ与Ⅱ断裂过程中主要破坏模式的角度出发,对不同断裂模式下AE信号变化特征进行了分析;基于广义最大周向应力准则推导了Mode Ⅱ断裂模式下CCNBD试件的临界断裂半径、初始起裂角度与含水率之间关系;通过SEM成像结果与AE震源空间分布信息证实了本文提出的非均胶结模型可行性,并利用非均胶结模型对Mode Ⅰ断裂过程中微裂纹扩展机制及断裂过程区进行了研究,揭示了非均质砂岩在Mode Ⅰ断裂过程中微破裂演化机制。（4）在岩石微破裂时间效应的AE行为演化方面:基于统计力学与损伤力学理论建立了岩石微破裂时间效应的含阻尼因子蠕变AE模型,该蠕变模型揭示了减速蠕变及等速蠕变阶AE行为与加速蠕变阶段AE行为的内在联系;利用奇异值分解法对累计AE事件数进行分析,实现了对加速蠕变阶段的定量识别;减速蠕变和等速蠕变阶段的AE波形为突变型,而加速蠕变阶段AE信号波形为突变型和连续型共存的形式,进而从AE波形特性的角度实现了对加速蠕变阶段的定量识别;最终利用弹性波动力学理论对AE波形特征与红砂岩微破裂时间效应之间的关系进行了研究,揭示了红砂岩微破裂时间效应的声发射行为演化特征。（5）针对水对岩石微破裂演化机制的影响:通过数值模拟、AE技术、SEM成像、分形理论与ResNet50模型相结合的研究方法,揭示了不同含水率条件下红砂岩微破裂演化机制。研究结果表明:随着含水量的增加,岩石试件的破坏模式由以张拉型破裂为主导向以剪切型破裂为主导转变,表面的宏观裂纹数目也在逐渐地减少;张拉裂纹更容易聚集形成宏观裂纹,而剪切裂纹分布相对较为分散。并通过对数值模拟结果、SEM成像结果与ResNet50模型识别结果进行对比分析,证实了ResNet50模型可以对不同含水率条件下岩石微破裂过程中AE震源产生机制进行监测解译。
吴迪[8]（2021）在《辽东连山关地区早前寒武纪构造演化与铀成矿作用研究》文中指出连山关地区位于华北克拉通北缘铀成矿省辽东铀成矿带,是研究前寒武纪构造演化与成矿作用的重要窗口。已知铀矿床均分布在连山关花岗岩体与辽河群接触带附近,受韧性剪切带控制,前人对连山关地区铀矿成因分歧较大,对剪切带控矿缺少深入、细致的研究,对矿床中的基性岩与铀矿的关系研究处于空白。鉴于此前的成果,本文的研究对象为连山关地区典型铀矿、基性岩和周缘韧性剪切带。采用岩相学、地球化学、锆石U-Pb同位素年代学等研究方法,探讨早前寒武纪主要地质单元对铀矿的控制作用,丰富造山带铀成矿基础理论,完善研究区铀成矿模式,对铀矿找矿工作提出新的思路。研究取得的主要认识如下:1.连山关岩体遭受三期构造变形改造。第一期变形表现为连山关岩体隆升,上覆辽河群发生顺层滑脱;第二期变形为南北向挤压导致沿岩体南缘和辽河群接触带发生强烈的韧性剪切变形,形成北西向韧性剪切带;第三期为北西向挤压变形,形成北东、北东东向脆性断裂构造。岩体南缘的右行韧性剪切带为压扁应变类型,属于一般压缩-平面应变范围,Flinn指数K值介于0.19～0.69,属于S/SL类型构造岩。研究区内铀矿体均为隐伏盲矿体,主要赋存于沿着连山关岩体和辽河群接触带右行剪切作用形成的背斜褶皱核部,和北东东向断裂关系密切。2.连山关岩体为混合花岗杂岩体,组成杂岩体主体为红色钾质混合花岗岩,其间有少量残留体,为早期钠质花岗片麻岩,且鞍山群残留体在其中大量分布,岩体边部分布有灰白色重熔混合岩。通过锆石U-Pb年龄频谱图,表明峰值年龄主要为1760～1940Ma、～2275Ma、2500Ma。其中,～2500Ma的年龄代表了连山关岩体的主体形成时代,标志着大陆克拉通化及其地壳分异的重要事件;～2275Ma的峰值年龄代表了连山关地区一期基底岩石重熔事件;1780～1990Ma的峰期年龄代表了吕梁运动作用下,基底岩石再次发生强烈的重熔,该期事件可能有利于铀的活化、运移,这与连山关铀矿形成年龄相吻合。3.研究区发育强烈的围岩蚀变作用,有明显的热液活动现象。最常见的围岩蚀变包括水云母化、绿泥石化、赤铁矿化,其他蚀变包括黄铁矿化、钠黝帘石化、碳酸盐化、硅化等。水云母主要由斜长石蚀变而成,绿泥石主要由黑云母蚀变而成。与铀矿化关系密切的围岩蚀变作用是绿泥石化和赤铁矿化,绿泥石蚀变后叠加棕褐色赤铁矿化与铀矿化的关系最为显着。4.研究区铀矿赋矿围岩经重熔形成的混合岩有四种类型,主要特点是石英含量高,绿泥石含量变化大,石英与绿泥石的含量往往呈负相关;具有富Si、略富Al、富Na、富K和低Mg、低Ca的主量元素地球化学特征;微量元素具有富集Be、Mo、Pb、Y、Ba、La、Cu,亏损Co、Ni、Zn、Cr、Ti、V的特点;具有明显的轻稀土富集和重稀土相对亏损等特征,具有较显着的Eu负异常;与U关系密切的共生元素有Pb、Mo、V、Be。5.钻孔深部基性岩以变辉绿岩和辉绿玢岩为主,具有钾、钠含量相当,过铝质等特征,属于碱性–过碱性系列岩石;总稀土元素含量偏高,轻重稀土元素分异作用不明显,轻稀土元素相对富集,重稀土元素相对亏损,有中等程度的负Eu异常,微弱负Ce异常;微量元素Ba、La、Zr、Hf相对富集,而U、K、P、Ti相对亏损。研究区基性岩,依据地球化学特征,应属于板内碱性玄武岩,源区为过渡型地幔,形成于大陆碰撞后伸展裂解的构造环境,并在上侵过程中存在地壳混染作用。连山关岩体南缘发育的韧性剪切带及相伴生的张性破裂为基性岩的就位提供空间,基性岩同时也为铀成矿提供热源、矿化剂及部分成矿流体。6.综合分析认为,一级控矿构造为连山关岩体南缘走向北西的右行韧性剪切带,剪切带作为区内铀矿热液运移的通道,其边部的晚期NEE向断裂则是铀矿储存空间;太古宙古风化壳可能作为铀源;铀的运移、富集成矿受控于大型韧性剪切活动（提供热液运移通道）和基性岩侵入作用（提供热源和还原剂）等综合因素。结合铀成矿模型,指示连山关岩体南部辽河群覆盖区岩体隆起处与北东东向断裂交汇部位可作为下一步重点找矿靶区。
张扬[9]（2021）在《阳宗海砷污染记录及砷迁移转化机制研究》文中研究说明砷是一种持久性污染物,具有活跃的化学性质和极强的生物蓄积性,因其赋存形态多变且环境毒理性强而被广泛关注。湖泊砷污染是当前最严峻的环境问题之一,其污染来源、生物毒理与富集、生态响应和环境影响是当前研究的热点。水体中砷的循环、转化过程的研究还处于初步阶段,沉积物中砷的赋存体系与迁移释放机制仍存在争议,微生物所参与的生物化学作用尚不明确,理论体系有待完善。阳宗海作为典型的深水高原湖泊之一,是流域数万居民的主要用水源,砷污染事件对湖泊功能和生态环境造成了严重的影响,而且实施絮凝修复后湖泊是否产生新的环境问题有待深入研究。为了解决湖泊用水安全和生态环境问题,本研究选取阳宗海沉积物及湖水作为研究对象,系统分析了水质参数、粒度、碳酸盐、有机质、总砷、离子、重金属元素、亚砷酸盐和砷酸盐的含量、e DNA等指标,通过210Pb-137Cs测年建立了可靠的年代序列,探讨了砷的分布、变化规律与影响因素,重建了湖泊污染历史,总结了二次污染和砷滞留的原因,评估了砷污染对生态造成的影响,讨论了应急措施、环境变化对湖泊自然演化与沉积过程的影响,提出了砷在沉积物水界面的迁移、沉积平衡,总结了微生物参与其中的生物地球化学作用。研究结果为解决湖泊当前存在的水安全问题提供了科学依据和数据基础,同时完善和补充了砷释放与迁移污染的过程和机制。论文研究结果与主要结论如下:1)查明了阳宗海水体砷含量及空间分布特征。表层水体总砷含量低于底层水体,夏季水体中总砷含量明显低于冬季。夏季阳宗海砷的浓度由表层28.03μg/L增加至底层48.85μg/L,冬季,由表层的48.63μg/L增加至底层的55.35μg/L。夏季水体砷含量差异小,冬季呈现出南部略高于北部、湖岸高于湖心的趋势。砷的空间分布主要受湖泊水化学和内源循环的影响。2)确定了阳宗海表层沉积物砷的含量及空间分布特征。总砷含量呈现点源污染和“深度控制”的分布规律。表层沉积物中砷的含量在45.69-334.67 mg/kg之间。在湖滨南岸至湖盆一块区域出现了异常高值高达297-334.67 mg/kg,南部湖盆的在137.41-223.97 mg/kg之间,湖盆中部为89.75-113.42 mg/kg,湖盆北部为45.69-77.62 mg/kg,相同湖区内深水区的表层沉积物中砷含量低于浅水区。砷含量的空间性差异受湖泊地形、沉积物地球化学背景和污染源的共同影响。3)明晰了阳宗海沉积物记录中砷的垂直变化特征。阳宗海沉积物岩芯记录中总砷含量先后呈现缓慢增加、快速增加、波动起伏、快速回落、保持平稳的趋势。总砷含量从35.44 mg/kg增加至281.17 mg/kg,后波动下降至82.35 mg/kg。PCA主成分分析显示,砷的沉积过程经历了区域-自然、流域-自然、流域-非自然、非自然状态四个阶段。砷的时空变化规律主要受人类活动与气候变化的影响。（4）揭示了阳宗海微生物群落对砷转化的影响。阳宗海不同湖区和沉积阶段内微生物群落存在差异。阳宗海沉积物中最占优势的细菌门类始终是变形杆菌（Proteobacteria）,相对丰度的平均值为22.2%。厚壁菌（Firmicutes）、酸杆菌（Acidbacteria）、螺旋体（Spirochaetes）、疣微菌（Verrucomicrobia）、浮霉菌（Planctomycetes）、拟杆菌（Bacteroidetes）的相对丰度在1.5-4.2%、2.4-4.2%、1.1-4.6%、3.4-8.2%、1.1-7.7%、2.1-5.6%之间。沉积物中的微生物与环境因子存在响应关系,微生物对砷迁移、转化是有影响的。研究结果表明,受应急措施和环境变化的双重影响,阳宗海当前水化学环境异常,水体含氧量低、透明度下降,并伴有酸化的趋势。表层沉积物中富集大量有机质,同时沉积物砷污染危害与风险要明显高于水体砷污染,存在较大的生态隐患。水—沉积物界面的沉积与释放过程是砷滞留于阳宗海水体中的原因,当前存在三种不同的迁移、释放机制,即As-HFO的还原水解、As-Fe S的氧化分解及离子竞争。湖泊砷污染出现于上个世纪90年代,通过区域搬运的风化矿物是污染物的主要赋存形态,2000年后转变为流域三废输入,2009年后污染物通过絮凝沉降的方式进入到沉积物中,当前沉积物更多地反映了湖泊自身的内源循环,而非环境背景和流域状况等外源因素对其产生的影响。环境的改变导致阳宗海砷的迁移途径发生了三次转变,当前的沉积“伪平衡”现象是As-HFO和As-Fe S体系之间的平衡状态。当前沉积物中Agrobacterium、Desulfovibrio等DARPs,将砷酸盐作为电子受体,其异养代谢过程,直接导致砷酸盐被还原。Meiothermus作为HAOs,使用亚砷酸盐作用电子供体获取能量,导致亚砷酸盐被氧化,Bacillus、Shewanella作为ARMs,通过砷还原酶将砷酸盐还原为亚砷酸盐。
宋丹辉[10]（2021）在《黔西北青山铅锌矿床构造控矿机制及找矿方向》文中研究指明青山铅锌矿床位于黔西北矿集区威宁-水城成矿亚带中部,是带内典型铅锌矿床代表之一,矿体产出严格受构造和岩性组合双重因素控制。为了理清矿床构造控矿机制,有效进行深部找矿预测,本文综合采用大比例尺控矿构造精细解析、构造岩-岩相学填图、构造地球化学勘查等技术手段,系统开展矿床构造控矿机制与找矿预测研究,得到以下几点认识和成果。（1）通过矿区构造形迹的力学性质鉴定和分期配套,识别出矿区内存在4类构造体系:早NW构造带、NE构造带、晚NW构造带、SN构造带,分别对应印支早期-中期、印支晚期-燕山早期、燕山中期、燕山晚期-喜山期。矿床受NE构造带成矿构造体系控制,形成了―多‖字型、―入‖字型、―阶梯状‖三种主要的控矿构造型式。（2）矿区发育不同级别、不同类型、不同序次的构造形迹,并呈现出显着的构造分级控矿特征,对成矿起到主导性控制作用:威水断裂、威水背斜为矿区的一级构造（导矿构造）,形成了断裂-褶皱控制的层-脉式构造矿化样式;矿区内F1、F2左行斜落断裂构成矿区二级构造（配矿构造）,形成了雁列式构造控制的矿化样式;F1、F2断裂间的次级断裂和层间破碎带构成矿区三级构造（容矿构造）,形成了似层块状型矿化样式;矿体旁侧密集发育的节理、裂隙构成了矿区四级构造（容矿构造）,形成了平行脉型矿化样式。进一步讨论了其形成机理,认为NW向威水断裂在左行张扭作用下派生出NW向张扭性F1、F2断裂,NW向F1、F2断裂在左行扭动作用下派生出NW向张扭性的次级层间断裂,次级层间断裂发生扭动派生出具扭性的裂隙群,形成了序次和级别相对的各级序断裂,对矿床、矿体群、矿体、矿脉具有明显的挨次控制关系,反映出它们受NE向构造带（构造体系）控制的不同尺度的构造,据此构建了矿床构造控矿模式。（3）从构造岩-岩相视角出发,解剖了该矿床构造岩类型、构造岩-岩相识别标志及其分带特征,进一步总结了其分带规律。认为在统一的构造应力场作用下,由于局部应力场的转变形成了不同类型构造岩,均受NW向断裂系统控制,并呈现出张裂岩相带→泥化相带（1789m、1764m中段）→扭裂岩相带→压裂岩相带的分带规律;构造岩内物理化学条件也相应呈氧化环境（张裂岩相带）→弱氧化-弱还原环境（扭裂岩相带）→还原环境（压裂岩相带）,以及温度逐渐降低的变化规律。张裂岩相带为矿体主要赋存部位,成矿热液在应力释放部位卸荷沉淀,并向压力和温度降低部位运移。基于矿体、构造岩-岩相带整体特征和不同构造岩内元素变化特征,构建了该矿床构造岩-岩相分带模式。（4）通过对构造岩在剖面上的元素变化规律分析发现Pb、Zn元素变化与Cd、Sb、Ag、Mn、As呈正相关关系,但与Sr、Mg、Cr、Ba呈负相关。同时通过矿区内构造地球化学元素的聚类分析和因子分析,圈定了构造地球化学异常,并剖析和总结了构造地球化学场分布特征,指出了成矿流体运移方向;结合元素地球化学分析,认为该矿床构造原生晕轴向分带序列为:Ba-V-Cd-Cr-U-Cu→Th-Rb-P-Co-Zr-Ga-Cs-Sb-Li-As-Ni→Mo-Pb-Ag-W-Zn-Sr-Mn,该序列反映了矿体成矿过程具多阶段性,在此基础构建了矿床构造原生晕理想模型。（5）通过综合研究,构建了矿区综合找矿模型,提出了矿区找矿标志和找矿方向:优选出一批重点找矿靶区,已知矿体深部延伸较好,还可能存在隐伏矿体。通过工程验证,在六、七中段发现新矿体,展现出找矿模型的有效性。
二、几种造岩元素在不同构造部位的表现（论文开题报告）
（1）论文研究背景及目的
此处内容要求：
首先简单简介论文所研究问题的基本概念和背景，再而简单明了地指出论文所要研究解决的具体问题，并提出你的论文准备的观点或解决方法。
写法范例：
本文主要提出一款精简64位RISC处理器存储管理单元结构并详细分析其设计过程。在该MMU结构中,TLB采用叁个分离的TLB,TLB采用基于内容查找的相联存储器并行查找,支持粗粒度为64KB和细粒度为4KB两种页面大小,采用多级分层页表结构映射地址空间,并详细论述了四级页表转换过程,TLB结构组织等。该MMU结构将作为该处理器存储系统实现的一个重要组成部分。
（2）本文研究方法
调查法：该方法是有目的、有系统的搜集有关研究对象的具体信息。
观察法：用自己的感官和辅助工具直接观察研究对象从而得到有关信息。
实验法：通过主支变革、控制研究对象来发现与确认事物间的因果关系。
文献研究法：通过调查文献来获得资料，从而全面的、正确的了解掌握研究方法。
实证研究法：依据现有的科学理论和实践的需要提出设计。
定性分析法：对研究对象进行“质”的方面的研究，这个方法需要计算的数据较少。
定量分析法：通过具体的数字，使人们对研究对象的认识进一步精确化。
跨学科研究法：运用多学科的理论、方法和成果从整体上对某一课题进行研究。
功能分析法：这是社会科学用来分析社会现象的一种方法，从某一功能出发研究多个方面的影响。
模拟法：通过创设一个与原型相似的模型来间接研究原型某种特性的一种形容方法。
三、几种造岩元素在不同构造部位的表现（论文提纲范文）
（1）矿产资源研究所“三稀”矿产研究与找矿实践70年历程——回顾与启示（论文提纲范文）
| 1“三稀”研究起步阶段 |
| 1.1 典型矿床 |
| (1）新疆可可托海稀有金属矿床 |
| (2）内蒙古白云鄂博铌-铁-稀土矿床 |
| 1.2 香花石和含铍条纹岩的发现 |
| 1.3 其他地区的稀有、稀土和稀散元素工作 |
| (1）广东首次发现花岗岩型稀有元素矿床 |
| (2）江西发现多种稀有金属矿化花岗岩 |
| 2“三稀”研究全面发展阶段 |
| 2.1 稀有金属矿产领域的重大进展 |
| 2.1.1 对新疆3号脉及阿勒泰稀有金属成矿带有了全新的认识 |
| 2.1.2 对福建南平富钽矿床的深入研究，显着提升了花岗伟晶岩型稀有金属成矿理论水平 |
| 2.1.3 对香花岭含铍条纹岩的成岩成矿机制有了更清晰的认识，发现了特殊的431脉 |
| 2.1.4 青藏高原盐湖中锂，铯等稀有金属的探寻获得重大进展 |
| 2.2 稀土矿产领域的突破性进展 |
| 2.2.1 对白云鄂博矿床的成因，首次提出与碳酸岩有成因联系的观点 |
| 2.2.2 对内蒙古巴尔哲碱性花岗岩型Y-Be-Nb-Zr矿 |
| 2.2.3 确定了川西牦牛坪等稀土矿床和在成因上有联系的碱性岩-碳酸岩是喜马拉雅期产物 |
| 2.2.4 江西足洞离子吸附型稀土矿床的发现及其成矿机理的揭示，使稀土资源得到广泛应用，极大的提高了中国在国际市场上的地位 |
| 2.3 首次发现具工业意义的独立稀散元素矿床 |
| 2.4 从矿床成矿系列角度深化“三稀”成矿规律认识 |
| 3 21世纪新阶段 |
| 3.1 地质找矿成果显着 |
| 3.2 重点矿床的研究水平又上新台阶 |
| 3.2.1 对川西甲基卡、可尔因伟晶岩矿田成矿作用有新认识 |
| 3.2.2 在幕阜山伟晶岩矿田，稀有金属找矿取得重大突破，成矿作用认识也上一新台阶 |
| 3.2.3 风化壳离子吸附型稀土矿床成矿理论研究更上一层楼 |
| 3.3 发现了新类型矿床 |
| 3.4 深化总结了中国稀有、稀土矿床的成矿特征和成矿规律 |
| 3.4.1 稀有金属矿床 |
| (1）锂矿 |
| (2）铍矿 |
| (3）铷铯资源 |
| (4）铌钽矿 |
| (5）锆（铪）矿 |
| 3.4.2 稀土金属矿床 |
| 3.4.3 稀散金属矿床 |
| 4结语 |
| (1）稀土矿产 |
| (2）稀有矿产 |
| (3）稀散矿产 |
（2）川西甲基卡伟晶岩型锂矿床岩浆—热液演化与成矿的矿物学示踪（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.3 研究内容与技术路线 |
| 1.4 项目依托及完成实物工作量 |
| 1.5 创新性成果 |
| 第二章 区域及矿田地质概况 |
| 2.1 区域地质背景 |
| 2.2 矿田地质概况 |
| 第三章 分析测试方法 |
| 3.1 电子探针分析方法 |
| 3.2 矿物化学计算方法 |
| 第四章 134 号(IV类型)伟晶岩脉的岩浆-热液演化 |
| 4.1 结构分带及岩相学 |
| 4.2 矿物学特征 |
| 4.3 134 号脉岩浆-热液演化过程及熔-流体性质 |
| 4.4 134 号脉内部分带的形成及成岩成矿 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 308 号(II-III-IV类型)伟晶岩脉的岩浆-热液演化 |
| 5.1 结构分带及岩相学 |
| 5.2 矿物学特征 |
| 5.3 矿物化学对熔体和流体性质的限制 |
| 5.4 甲基卡308 号伟晶岩脉岩浆-热液演化及成矿 |
| 5.5 小结 |
| 第六章 甲基卡其他伟晶岩脉的岩浆-热液演化 |
| 6.1 668 号脉 |
| 6.2 528 号脉 |
| 6.3 104 号脉 |
| 6.4 33和34 号脉 |
| 6.5 小结 |
| 第七章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 个人简历 |
（3）东秦岭三道庄矽卡岩型钼钨矿床矿物学特征及成矿作用研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景及意义 |
| 1.2 矿物学对矽卡岩型矿床成矿作用指示的研究现状 |
| 1.3 三道庄矽卡岩型钼钨矿床研究现状 |
| 1.4 研究内容与技术路线 |
| 1.5 论文相关工作量 |
| 第二章 区域地质 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.2 区域岩浆岩 |
| 2.3 区域构造 |
| 2.4 区域矿产特征 |
| 第三章 矿床地质特征 |
| 3.1 地层 |
| 3.2 岩浆岩 |
| 3.3 构造 |
| 3.4 热液蚀变 |
| 3.5 矿体特征 |
| 3.6 矿石特征 |
| 3.7 矿物特征 |
| 3.8 成矿期次 |
| 第四章 研究样品及测试方法 |
| 4.1 研究样品 |
| 4.2 测试方法 |
| 第五章 三道庄钼钨矿床矿物成分特征 |
| 5.1 脉石矿物 |
| 5.2 金属矿物 |
| 第六章 矿物成分对矽卡岩型钼钨矿床成矿作用指示 |
| 6.1 矿物成分对成矿作用过程温度变化的指示 |
| 6.2 矿物成分对成矿作用过程挥发份变化的指示 |
| 6.3 矿物成分对成矿作用过程氧逸度变化的指示 |
| 6.4 矿物成分对成矿流体演化的指示 |
| 第七章 主要结论和存在问题 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 存在问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 个人简历 |
（4）基岩对风化壳离子吸附型稀土矿形成的制约及机制（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题依据及意义 |
| 1.2 离子吸附型稀土矿概述 |
| 1.2.1 离子吸附型稀土矿的发现与命名 |
| 1.2.2 离子吸附型稀土矿的分布 |
| 1.2.3 离子吸附型稀土矿的工业指标及储量规模划分 |
| 1.3 离子吸附型稀土矿研究现状 |
| 1.3.1 成矿母岩研究 |
| 1.3.2 风化过程及风化壳特征 |
| 1.3.3 风化过程稀土元素的迁移-富集-分异特征 |
| 1.3.4 稀土元素迁移-富集-分异影响因素 |
| 1.3.5 稀土元素赋存状态 |
| 1.4 研究内容、技术路线及论文工作情况 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 技术路线 |
| 1.4.3 论文工作量 |
| 第2章 研究区地质、地理背景 |
| 2.1 区域地质背景 |
| 2.1.1 区域变质沉积地层 |
| 2.1.2 区域岩浆岩 |
| 2.1.3 区域岩浆岩、变质沉积地层稀土元素丰度 |
| 2.2 区域地理概况 |
| 2.3 研究区风化壳与离子吸附型稀土矿 |
| 第3章 样品采集和实验方法 |
| 3.1 样品采集 |
| 3.2 样品处理和测试方法 |
| 第4章 宁都变质岩风化壳离子吸附型轻稀土矿 |
| 4.1 变质岩基岩特征 |
| 4.1.1 岩相学特征 |
| 4.1.2 (含)稀土矿物特征 |
| 4.1.3 水磷铈矿物相鉴定 |
| 4.1.4 稀土元素赋存状态 |
| 4.1.5 地球化学特征 |
| 4.2 变质岩风化壳特征 |
| 4.2.1 矿物组成特征 |
| 4.2.2 主微量、CIA、pH变化规律 |
| 4.2.3 稀土元素赋存状态 |
| 4.3 成矿特征及控矿因素 |
| 4.3.1 成矿特征 |
| 4.3.2 控矿因素 |
| 4.4 本章小结 |
| 第5章 上犹花岗岩风化壳离子吸附型重稀土矿 |
| 5.1 重稀土基岩特征 |
| 5.1.1 岩相学特征 |
| 5.1.2 (含)稀土矿物特征 |
| 5.1.3 地球化学特征 |
| 5.1.4 锆石U-Pb年龄 |
| 5.1.5 基岩与两期侵入体关系 |
| 5.2 重稀土风化壳特征 |
| 5.2.1 矿物组成特征 |
| 5.2.2 主微量、CIA、pH变化规律 |
| 5.2.3 稀土元素赋存状态 |
| 5.3 母岩特征对成矿的制约及风化壳稀土富集分异控制因素 |
| 5.3.1 母岩对重稀土成矿的制约 |
| 5.3.2 风化壳稀土富集分异控制因素 |
| 5.4 本章小结 |
| 第6章 上犹花岗岩风化壳离子吸附型轻稀土矿 |
| 6.1 轻稀土基岩特征 |
| 6.1.1 岩相学特征 |
| 6.1.2 (含)稀土矿物特征 |
| 6.1.3 地球化学特征 |
| 6.1.4 基岩与两期侵入体关系 |
| 6.2 轻稀土风化壳特征 |
| 6.2.1 矿物组成特征 |
| 6.2.2 主微量、CIA、pH变化规律 |
| 6.2.3 稀土元素赋存状态 |
| 6.3 母岩特征对成矿的制约及风化壳稀土富集分异控制因素 |
| 6.3.1 母岩对成矿的制约 |
| 6.3.2 风化壳稀土富集分异特征及控制因素 |
| 6.4 本章小结 |
| 第7章 结论与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 主要特色与创新之处 |
| 7.3 不足之处及展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简历及攻读学位期间发表的学术论文与研究成果 |
（5）广东仁居风化壳离子吸附型稀土矿床中稀土元素的富集分异机制研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 风化壳形成的影响因素 |
| 1.2.2 离子吸附型稀土矿床中稀土元素的富集机制 |
| 1.2.3 离子吸附型稀土矿床中稀土元素的分异机制 |
| 1.3 研究内容、方法和完成工作量 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 拟解决关键科学问题 |
| 1.3.3 研究方案和分析方法 |
| 1.3.4 完成工作量 |
| 1.4 主要创新性成果 |
| 第2章 地质背景 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.2 区域构造 |
| 2.2.1 褶皱构造 |
| 2.2.2 断裂构造 |
| 2.3 区域岩浆作用 |
| 2.3.1 火山活动 |
| 2.3.2 侵入活动 |
| 2.4 稀土矿产及自然地理 |
| 2.5 钻孔和取样设计 |
| 第3章 样品制备及主要分析方法 |
| 3.1 样品前处理 |
| 3.2 矿物组成分析 |
| 3.3 铁氧化物(氢氧化物)物相分析 |
| 3.4 矿物形貌及成分分析 |
| 3.5 矿物结构分析 |
| 3.6 矿物微区成分分析 |
| 3.7 风化壳主微量元素测试 |
| 3.8 风化壳稀土赋存态顺序提取分析 |
| 3.9 风化壳pH测试 |
| 第4章 富稀土矿物风化特征及其对稀土成矿过程的影响 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 风化剖面矿物学特征 |
| 4.2.1 矿物组成特征 |
| 4.2.2 矿物风化特征 |
| 4.2.3 矿物稀土配分特征 |
| 4.3 风化剖面地球化学特征 |
| 4.3.1 主量元素组成特征 |
| 4.3.2 微量元素组成特征 |
| 4.4 讨论 |
| 4.4.1 仁居风化剖面中矿物的风化顺序 |
| 4.4.2 富稀土矿物风化顺序对仁居风化剖面中稀土富集成矿的影响 |
| 4.5 结论 |
| 第5章 风化壳中各稀土赋存态的分异机制 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 风化剖面矿物变化特征 |
| 5.2.1 主要矿物转变特征 |
| 5.2.2 铁锰氧化物变化特征 |
| 5.2.3 稀土矿物风化特征 |
| 5.3 风化剖面化学变化规律 |
| 5.3.1 主量元素变化规律 |
| 5.3.2 稀土元素变化规律 |
| 5.4 稀土赋存状态 |
| 5.5 讨论 |
| 5.5.1 原生稀土矿物溶解过程中的稀土分异 |
| 5.5.2 矿化过程中的稀土分异 |
| 5.6 结论 |
| 第6章 地下水对离子吸附型稀土矿床中稀土元素富集的影响 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 风化剖面的岩相序列特征 |
| 6.3 风化剖面的铁氧化物变化特征 |
| 6.4 风化剖面的稀土分布规律 |
| 6.5 地下水的化学特征 |
| 6.6 讨论 |
| 6.6.1 潜水面的指标 |
| 6.6.2 包气带中稀土元素淋滤 |
| 6.6.3 饱水带中稀土矿化 |
| 6.7 成矿模型 |
| 6.8 结论 |
| 第7章 结论与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 不足之处及后续工作展望 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 致谢 |
| 作者简历及博士期间发表的学术论文与研究成果 |
（6）钛同位素在化学风化过程和高分异花岗岩中的分馏研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 非传统同位素研究进展 |
| 1.2 钛元素及同位素 |
| 1.2.1 钛元素性质 |
| 1.2.2 钛同位素及其表达方式 |
| 1.3 钛同位素分析方法研究进展 |
| 1.3.1 微区原位分析 |
| 1.3.2 溶液法分析 |
| 1.4 钛同位素研究进展 |
| 1.4.1 天体地球化学 |
| 1.4.2 地质储库中的Ti同位素组成 |
| 1.4.3 岩浆过程中的Ti同位素分馏机理 |
| 1.4.4 地质过程中的Ti同位素应用 |
| 1.5 本论文研究拟解决的科学问题 |
| 1.6 完成的工作量 |
| 第2章 高精度Ti同位素分析方法的建立 |
| 2.1 导言 |
| 2.2 分析方法 |
| 2.2.1 试剂准备以及溶样杯清洗 |
| 2.2.2 碱熔法及AG50W-×12阳离子交换树脂两步分离Ti |
| 2.2.3 酸溶法及Ln-Spec和AG50W-×12树脂两柱分离Ti |
| 2.2.4 MC-ICP-MS分析 |
| 2.3 数据处理与标准化 |
| 2.4 岩石标准样品测试结果 |
| 2.5 影响Ti同位素测试精度和准确度的因素评估 |
| 2.5.1 不同溶样方法的对比 |
| 2.5.2 氟化物沉淀引起的分馏以及样品中残余HF的去除 |
| 2.5.3 离子交换树脂的选择 |
| 2.5.4 干扰元素在MC-ICP-MS引起的Ti同位素仪器分馏 |
| 2.5.5 NIST SRM 3162a标样在MC-ICP-MS上的测试稳定性 |
| 2.5.6 ~(47)Ti-~(49)Ti双稀释剂的尝试 |
| 2.6 小结 |
| 第3章 化学风化过程中Ti同位素分馏机理 |
| 3.1 导言 |
| 3.2 材料与方法 |
| 3.2.1 样品 |
| 3.2.2 化学连续提取实验 |
| 3.2.3 连续提取样品与矿物样品的元素测试 |
| 3.2.4 Ti同位素测试 |
| 3.3 结果 |
| 3.3.1 玄武岩基岩矿物中的Ti含量及其同位素组成 |
| 3.3.2 风化产物的Ti含量及其同位素组成 |
| 3.3.3 化学分离提取样品中的Ti含量及其同位素组成 |
| 3.4 讨论 |
| 3.4.1 Ti的来源 |
| 3.4.2 风化剖面上Ti同位素分馏 |
| 3.4.3 主要含Ti矿物相的Ti含量变化和Ti同位素分馏 |
| 3.4.4 剖面上迁出的Ti及应用展望 |
| 3.5 小结 |
| 第4章 华南高分异花岗岩中Ti同位素分馏机理 |
| 4.1 导言 |
| 4.2 地质背景与样品描述 |
| 4.2.1 I型花岗岩 |
| 4.2.2 A型花岗岩 |
| 4.2.3 S型花岗岩 |
| 4.3 分析方法 |
| 4.3.1 主微量元素分析 |
| 4.3.2 Ti同位素组成分析 |
| 4.4 结果 |
| 4.4.1 I型、S型与A型花岗岩的Ti同位素组成 |
| 4.4.2 花岗岩矿物的Ti同位素组成 |
| 4.5 讨论 |
| 4.5.1 温度对于高分异花岗岩Ti同位素分馏的影响 |
| 4.5.2 岩浆组成对Ti同位素分馏的影响 |
| 4.5.3 氧逸度及水含量对于Ti同位素分馏的影响 |
| 4.5.4 矿物的Ti同位素分馏 |
| 4.6 小结 |
| 第5章 总结与未来研究展望 |
| 5.1 总结 |
| 5.2 展望 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 致谢 |
| 作者简历及攻读学位期间发表的学术论文与研究成果 |
（7）基于深度学习的岩石微破裂演化声发射行为特征（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景及意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 深度学习在岩石力学与工程中的应用 |
| 1.2.2 岩石微破裂过程中声发射行为 |
| 1.2.3 岩石微破裂演化机制 |
| 1.3 存在的主要问题 |
| 1.4 研究方案 |
| 1.4.1 主要研究内容 |
| 1.4.2 技术路线 |
| 第二章 岩石微破裂过程中声发射定位算法 |
| 2.1 概述 |
| 2.2 基于EEMD-SBCSS的声发射信号滤波算法 |
| 2.2.1 小波阈值滤波基本原理 |
| 2.2.2 EEMD-SCBSS滤波基本原理 |
| 2.2.3 滤波算法性能评价标准 |
| 2.2.4 数值仿真分析 |
| 2.2.5 实测数据分析 |
| 2.3 声发射信号初至到时及初至振幅自动拾取 |
| 2.3.1 STA/LTA算法 |
| 2.3.2 AR-AIC算法 |
| 2.4 基于到时时差PSO的未知波速声发射定位算法 |
| 2.4.1 基于到时时差的已知波速声发射定位算法 |
| 2.4.2 基于PSO的未知波速声发射定位算法 |
| 2.4.3 基于到时时差PSO的未知波速声发射定位算法基本原理 |
| 2.4.4 PSO算法参数选取及验证 |
| 2.5 本章小结 |
| 第三章 岩石微破裂声发射震源识别 |
| 3.1 概述 |
| 3.2 试验材料与方法 |
| 3.2.1 岩石试件制作 |
| 3.2.2 孔隙率及相关物理参数测量 |
| 3.2.3 试验方案 |
| 3.3 基于矩张量理论的声发射震源识别 |
| 3.3.1 矩张量理论分析岩石微破裂过程声发射震源的基本原理 |
| 3.3.2 绝对矩张量反演基本原理 |
| 3.3.3 基于矩张量反演理论判别岩石破裂类型的分类方法 |
| 3.3.4 试验结果分析 |
| 3.4 基于Res Net模型的声发射震源识别 |
| 3.4.1 二维ResNet模型的基本原理 |
| 3.4.2 ResNet模型基本框架 |
| 3.4.3 数据来源 |
| 3.4.4 数据预处理 |
| 3.4.5 ResNet模型的软硬件设备及相关参数设置 |
| 3.4.6 试验结果分析 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 ModeⅠ与Ⅱ断裂过程中微破裂演化机制及声发射行为 |
| 4.1 概述 |
| 4.2 岩石断裂力学基础理论 |
| 4.3 试件材料及试验方案 |
| 4.3.1 人字形切槽巴西圆盘试件制备 |
| 4.3.2 不同含水率条件下CCNBD试件的基本物理参数 |
| 4.3.3 试验设备及方案 |
| 4.4 不同含水率条件下Mode Ⅰ与 Ⅱ断裂过程中微破裂演化特征 |
| 4.4.1 Mode Ⅰ与 Ⅱ断裂过程中力学特性 |
| 4.4.2 Mode Ⅰ和 Ⅱ断裂过程中非断裂区域的损伤演化特征 |
| 4.4.3 Mode Ⅰ断裂过程中微破裂演化机制的数值模拟分析 |
| 4.4.4 Mode Ⅰ与 Ⅱ断裂过程中断裂韧度演化特征 |
| 4.4.5 基于广义最大周向应力准则的CCNBD试件断裂韧性分析 |
| 4.5 不同含水率条件下Mode Ⅰ和 Ⅱ断裂过程中声发射行为演化特征 |
| 4.5.1 声发射信号频域信息的演化特征 |
| 4.5.2 声发射信号的RA-AF值分布特征 |
| 4.6 本章小结 |
| 第五章 岩石微破裂时间效应的声发射行为 |
| 5.1 概述 |
| 5.2 红砂岩微破裂时间效应的声发射试验 |
| 5.2.1 .试件制备与设备 |
| 5.2.2 试验方案 |
| 5.3 红砂岩微破裂时间效应的含阻尼因子蠕变声发射模型 |
| 5.4 含阻尼因子岩石蠕变声发射模型的参数反演 |
| 5.4.1 模拟退火混合粒子群算法 |
| 5.4.2 反演计算及效果分析 |
| 5.5 基于声发射行为定量识别红砂岩加速蠕变阶段 |
| 5.5.1 基于奇异值分解原理定量识别红砂岩试件的加速蠕变阶段 |
| 5.5.2 基于声发射信号波形定量识别红砂岩试件的加速蠕变阶段 |
| 5.6 微破裂演化机制与声发射行为之间关系的探讨 |
| 5.6.1 阻尼因子的物理意义探讨 |
| 5.6.2 含阻尼因子蠕变声发射模型与微破裂演化机制之间关系探讨 |
| 5.6.3 声发射时域波形特征与微破裂演化机制之间关系探讨 |
| 5.7 本章小结 |
| 第六章 不同含水率条件下岩石的微观-宏观裂纹演化特征 |
| 6.1 概述 |
| 6.2 水岩劣化作用的基本原理 |
| 6.3 不同含水率条件下岩石微破裂声发射试验 |
| 6.3.1 试验设备 |
| 6.3.2 不同含水条件下红砂岩试件的制备 |
| 6.3.3 试验方案 |
| 6.4 不同含水率条件下红砂岩微破裂过程中力学性质的演化特征 |
| 6.5 不同含水率条件下红砂岩微破裂过程中声发射行为演化特征 |
| 6.5.1 声发射能量演化特征 |
| 6.5.2 声发射时频参数特征分析 |
| 6.6 含水率对红砂岩破坏模式演化特征的影响 |
| 6.6.1 高斯混合模型基本原理 |
| 6.6.2 基于声发射行为与数值模拟的红砂岩破坏模式研究 |
| 6.7 含水率对红砂岩微破裂过程中微观-宏观裂纹演化特征的影响 |
| 6.7.1 含水率对红砂岩微破裂演化机制的影响 |
| 6.7.2 含水率对宏观裂纹演化特征的影响 |
| 6.7.3 含水率对宏观裂纹分形维数的影响 |
| 6.8 基于ResNet50模型的红砂岩微破裂演化机制研究 |
| 6.8.1 干燥状态下红砂岩微破裂演化机制 |
| 6.8.2 饱和状态下红砂岩微破裂演化机制 |
| 6.9 水对岩石微破裂演化机制影响的探讨 |
| 6.9.1 水对红砂岩力学性质影响的探讨 |
| 6.9.2 水对微观-宏观裂纹演化机制影响的探讨 |
| 6.10 本章小结 |
| 第七章 结论与展望 |
| 7.1 主要研究结论 |
| 7.2 创新点 |
| 7.3 展望 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 致谢 |
（8）辽东连山关地区早前寒武纪构造演化与铀成矿作用研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景与选题依据 |
| 1.1.1 早前寒武纪地壳演化 |
| 1.1.2 华北克拉通与成矿 |
| 1.1.3 前寒武纪铀矿及构造背景 |
| 1.1.4 选题依据 |
| 1.2 研究现状及存在的主要问题 |
| 1.2.1 研究现状 |
| 1.2.2 存在的主要问题 |
| 1.3 研究思路及拟解决的关键问题 |
| 1.3.1 研究思路 |
| 1.3.2 拟解决的关键问题 |
| 1.3.3 本论文依托的科研项目 |
| 1.4 研究方法及主要工作量 |
| 1.4.1 研究方法 |
| 1.4.2 主要工作量 |
| 第2章 区域地质概况 |
| 2.1 区域地质特征 |
| 2.1.1 地层 |
| 2.1.2 构造 |
| 2.1.3 岩浆岩 |
| 2.2 区域放射性场特征 |
| 2.2.1 参数特征 |
| 2.2.2 放射性场特征 |
| 2.3 区域矿产分布 |
| 第3章 早前寒武纪地质单元形成时代及成因探讨 |
| 3.1 研究区地质特征 |
| 3.1.1 地层 |
| 3.1.2 构造 |
| 3.1.3 岩浆岩 |
| 3.2 连山关岩体及辽河群同位素年代学研究 |
| 3.2.1 测试样品描述及U-Pb测年结果 |
| 3.2.2 U-Pb年龄地质意义讨论 |
| 3.3 韧性剪切带发育特征 |
| 3.3.1 宏观变形特征 |
| 3.3.2 微观变形特征 |
| 3.3.3 有限应变测量 |
| 3.4 古元古代基性岩发育特征 |
| 3.4.1 基性岩样品的岩相学特征 |
| 3.4.2 基性岩样品的地球化学特征 |
| 3.4.3 基性岩的构造环境与物质源区 |
| 第4章 典型铀矿特征及铀成矿作用 |
| 4.1 典型铀矿床特征 |
| 4.1.1 连山关铀矿床 |
| 4.1.2 黄沟铀矿床 |
| 4.1.3 玄岭后铀矿床 |
| 4.2 铀矿石特征 |
| 4.2.1 矿石结构、构造及矿石物质成分 |
| 4.2.2 矿石化学成分及微量元素 |
| 4.3 铀矿体围岩及蚀变特征 |
| 4.3.1 铀矿体围岩 |
| 4.3.2 围岩蚀变特征 |
| 4.3.3 微量元素特征 |
| 4.3.4 蚀变与铀矿化的关系 |
| 4.4 铀成矿作用 |
| 4.4.1 铀成矿时代 |
| 4.4.2 铀成矿温压、pH和Eh值 |
| 4.4.3 铀源及热液来源 |
| 4.4.4 铀的活化迁移 |
| 4.4.5 铀的沉淀机制 |
| 第5章 构造演化与铀矿关系研究 |
| 5.1 韧性剪切带与铀矿关系 |
| 5.1.1 一级控矿构造-韧性剪切带 |
| 5.1.2 二级控矿构造-脆性断裂带 |
| 5.2 古元古代基性岩及与铀矿关系 |
| 5.2.1 基性岩与铀矿的时空关系 |
| 5.2.2 基性岩与铀矿的成因关系 |
| 5.3 构造变形期次与演化历史 |
| 5.4 铀成矿模式及找矿方向 |
| 第6章 结论 |
| 参考文献 |
| 作者简介及科研成果 |
| 致谢 |
（9）阳宗海砷污染记录及砷迁移转化机制研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题背景 |
| 1.1.1 砷的基本性质和赋存形态 |
| 1.1.2 砷的毒理、毒性 |
| 1.1.3 砷污染来源 |
| 1.1.4 砷的迁移与赋存特征 |
| 1.2 水体砷污染研究进展 |
| 1.2.1 湖泊砷污染 |
| 1.2.2 砷的转化与释放 |
| 1.2.3 砷循环与迁移机制 |
| 1.2.4 阳宗海湖泊及污染研究 |
| 1.3 选题意义与研究内容 |
| 1.3.1 研究目的 |
| 1.3.2 主要创新点 |
| 1.3.3 研究内容与技术路线 |
| 第2章 研究区概况 |
| 2.1 自然地理概况 |
| 2.1.1 地理位置及气候状况 |
| 2.1.2 土地利用及植被状况 |
| 2.1.3 流域水文及侵蚀状况 |
| 2.1.4 社会经济状况 |
| 2.2 流域环境污染现状 |
| 2.3.1 水环境污染 |
| 2.3.2 砷污染事件 |
| 第3章 阳宗海水化学与砷的迁移释放 |
| 3.1 水样采集与检测方法 |
| 3.1.1 样品采集与预处理 |
| 3.1.2 样品分析测试 |
| 3.2 结果与分析 |
| 3.2.1 水文特征 |
| 3.2.3 水化学环境 |
| 3.2.3.1 离子含量 |
| 3.2.3.2 离子组分 |
| 3.2.3.3 砷的变化规律 |
| 3.3 讨论 |
| 3.3.1 水体砷滞留现象及原因 |
| 3.3.2 絮凝吸附HFO体系下砷的迁移释放机制 |
| 3.4 小结 |
| 第4章 阳宗海砷的沉积特征与其循环平衡 |
| 4.1 表层沉积物采集与检测方法 |
| 4.1.1 沉积物样品提取 |
| 4.1.2 元素含量 |
| 4.1.3 粒径组分 |
| 4.1.4 有机质 |
| 4.2 数据分析及评估方法 |
| 4.2.1 重金属污染负荷指数PLI(Pollution Load Index) |
| 4.2.2 沉积物质量基准(SQGs) |
| 4.2.3 潜在生态风险指数(RI) |
| 4.3 结果与分析 |
| 4.3.1 表层沉积物砷的分布特征 |
| 4.3.2 沉积环境 |
| 4.3.3 沉积物污染类型与污染等级 |
| 4.3.4 生物致毒性与生态危害风险评估结果 |
| 4.3.5 污染来源分析 |
| 4.4 讨论 |
| 4.4.1 氯化铁絮凝吸附法的生态环境风险 |
| 4.4.2 As-Fe S和 As-HFO迁移平衡和影响因素 |
| 4.5 小结 |
| 第5章 沉积物记录的阳宗海砷污染历史 |
| 5.1 岩芯提取与分析方法 |
| 5.1.1 样品采集与保存 |
| 5.1.2 样品预处理 |
| 5.2 样品分析 |
| 5.2.1 元素定量检测 |
| 5.2.2 元素扫描 |
| 5.2.3 ~(210)Pb和~(137)Cs年代学分析 |
| 5.2.4 数据处理 |
| 5.3 结果与分析 |
| 5.3.1 XRF微区扫描结果 |
| 5.3.2 高分辨率年代序列的建立 |
| 5.3.3 钻孔沉积物各代用指标垂向变化特征 |
| 5.3.4 有机质、粒度和碳酸盐 |
| 5.3.5 富集因子及主成分分析结果 |
| 5.4 讨论 |
| 5.4.1 阳宗海的环境变化过程 |
| 5.4.2 阳宗海污染历史 |
| 5.4.3 砷的沉积“伪平衡”状态 |
| 5.5 小结 |
| 第6章 阳宗海微生物的环境响应与涉砷影响 |
| 6.1 准备材料与提取方法 |
| 6.1.1 实验设备与及试剂配备 |
| 6.1.2 总DNA提取 |
| 6.2 16srDNA测序和分析方法 |
| 6.2.1 PCR扩增DNA序列 |
| 6.2.2 凝胶电泳分离与生物分析 |
| 6.2.3 数据处理与分析 |
| 6.3 结果与分析 |
| 6.3.1 微生物群落的变化特征 |
| 6.3.2 微生物群落结构多样性 |
| 6.4 讨论 |
| 6.4.1 微生物的环境响应与影响 |
| 6.4.2 砷迁移机制中的生物地球化学作用 |
| 6.5 小结 |
| 第7章 结论与展望 |
| 7.1 论文主要结论 |
| 7.2 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间发表的学术论文和研究成果 |
| 致谢 |
（10）黔西北青山铅锌矿床构造控矿机制及找矿方向（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究区概况 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 黔西北铅锌矿集区研究现状 |
| 1.2.2 青山铅锌床研究现状 |
| 1.2.3 前人研究的薄弱点 |
| 1.3 选题依据和研究意义 |
| 1.4 拟解决的科学问题 |
| 1.5 论文主要研究内容 |
| 1.6 研究思路与技术方法 |
| 1.7 完成的主要工作量 |
| 第二章 区域成矿地质背景 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.2 区域构造 |
| 2.3 区域岩浆岩 |
| 2.4 区域矿产 |
| 第三章 .矿区、矿床地质特征 |
| 3.1 地层 |
| 3.2 构造 |
| 3.2.1 褶皱 |
| 3.2.2 断裂 |
| 3.2.3 节理 |
| 3.3 岩浆岩 |
| 3.4 矿床地质特征 |
| 3.4.1 矿体特征 |
| 3.4.2 矿石特征 |
| 3.4.3 矿石组构 |
| 3.4.4 矿石化学成分 |
| 3.5 围岩蚀变 |
| 3.6 成矿期次划分 |
| 第四章 .矿区构造解析与构造控矿机理 |
| 4.1 不同等级构造力学性质分析 |
| 4.1.1 矿床高级别褶皱、断裂构造(一级构造)力学性质分析 |
| 4.1.2 低级别断裂构造(二级及以下构造)力学性质鉴定 |
| 4.2 矿区构造组合与控矿构造体系 |
| 4.2.1 早NW构造带 |
| 4.2.2 NE构造带 |
| 4.2.3 晚NW构造带 |
| 4.2.4 SN构造带 |
| 4.3 控矿构造型式 |
| 4.4 成矿构造体系 |
| 4.5 构造控矿机理 |
| 4.5.1 构造分级控矿机理 |
| 4.5.2 构造控矿模式 |
| 4.6 小结 |
| 第五章 主要控矿断裂构造岩-岩相分带模式 |
| 5.1 构造岩-岩相带划分及其特征 |
| 5.1.1 张裂岩相带 |
| 5.1.2 泥化相带 |
| 5.1.3 扭裂岩相带 |
| 5.1.4 压裂岩相带 |
| 5.2 构造岩显微构造特征 |
| 5.3 不同构造岩-岩相带地球化学特征 |
| 5.3.1 主量元素特征 |
| 5.3.2 元素组分迁移特征 |
| 5.3.3 稀土元素组成特征 |
| 5.4 不同构造岩-岩相带中元素变化规律及指示意义 |
| 5.5 构造岩-岩相分带模式 |
| 5.6 小结 |
| 第六章 构造地球化学研究 |
| 6.1 构造地球化学异常特征 |
| 6.1.1 剖面构造地球化学特征 |
| 6.1.2 成矿元素组合特征 |
| 6.1.3 构造地球化学异常特征 |
| 6.1.4 构造地球化学勘查找矿意义 |
| 6.2 构造原生晕轴向分带 |
| 6.2.1 异常下限及浓度分带计算 |
| 6.2.2 构造原生晕轴向分带特征 |
| 6.2.3 构造原生晕轴向分带的地质解释 |
| 6.2.4 构造原生晕模型 |
| 第七章 综合找矿模型与深部找矿方向 |
| 7.1 综合找矿模型 |
| 7.2 找矿标志 |
| 7.3 找矿预测 |
| 第八章 结论及存在问题 |
| 8.1 取得的主要认识 |
| 8.2 存在问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 A 图版及图版说明 |
| 附录 B 攻读硕士期间发表论文及专利目录 |
| 附录 C 攻读硕士期间参与项目 |
| 附录 D 攻读硕士期间参加学术会议 |
| 附录 E 攻读硕士期间获奖情况 |
四、几种造岩元素在不同构造部位的表现（论文参考文献）
- [1]矿产资源研究所“三稀”矿产研究与找矿实践70年历程——回顾与启示[J]. 杨岳清,王登红,孙艳,赵芝,刘善宝,王成辉,郭维明. 矿床地质, 2021(04)
- [2]川西甲基卡伟晶岩型锂矿床岩浆—热液演化与成矿的矿物学示踪[D]. 王臻. 中国地质科学院, 2021
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- [4]基岩对风化壳离子吸附型稀土矿形成的制约及机制[D]. 黄玉凤. 中国科学院大学(中国科学院广州地球化学研究所), 2021(01)
- [5]广东仁居风化壳离子吸附型稀土矿床中稀土元素的富集分异机制研究[D]. 黄健. 中国科学院大学(中国科学院广州地球化学研究所), 2021(01)
- [6]钛同位素在化学风化过程和高分异花岗岩中的分馏研究[D]. 何昕悦. 中国科学院大学(中国科学院广州地球化学研究所), 2021(01)
- [7]基于深度学习的岩石微破裂演化声发射行为特征[D]. 杨道学. 江西理工大学, 2021(01)
- [8]辽东连山关地区早前寒武纪构造演化与铀成矿作用研究[D]. 吴迪. 吉林大学, 2021
- [9]阳宗海砷污染记录及砷迁移转化机制研究[D]. 张扬. 云南师范大学, 2021(09)
- [10]黔西北青山铅锌矿床构造控矿机制及找矿方向[D]. 宋丹辉. 昆明理工大学, 2021(01)