一、矿物中的同位素比值（论文文献综述）
王玲灵[1]（2021）在《高压下文石中氦扩散的第一性原理计算》文中认为定量研究矿物岩石中元素的扩散系数随温度、压力、成分等因素的变化对正确认识和深入理解地球内部的各种动力学过程和热演化历史具有极其重要的意义。稀有气体的俯冲作用在地质时期中地幔的原始同位素比值的变化中起着重要的作用。研究氦在地表和地球深部矿物中的扩散特征与封闭温度,对了解地震前兆信息及流体在地震孕育过程中氦的异常成因有重要意义,对了解成矿过程及规律也有重要意义。本文基于密度泛函理论的第一性原理计算方法研究了高压下氦在文石中的扩散系数,扩散的各向异性以及与扩散有关的活化参数（活化能）随着温度、压力、晶体结构等因素的变化规律,计算了氦在文石中的扩散路径;并探讨了计算得到的扩散数据在地学中的重要应用。本文的主要研究成果是获得了20-50 GPa高压下氦在文石中的扩散数据。氦在文石中的沿[100]晶向的扩散激活能从20 GPa时的176.02 k J/mol增加到了40GPa的278.75 k J/mol,而沿[001]晶向的扩散激活能从20 GPa的195.89 k J/mol增加到40 GPa时的290.43 k J/mol。在20-40 GPa的压强范围内,扩散激活能增加了100 k J/mol。结果表明高压下文石中氦的扩散是各向异性的。在45 GPa和50GPa下文石中氦的扩散激活能异常高,[100]晶向的45 GPa和50 GPa下氦的扩散激活能分别为1583.76 k J/mol和1829.42 k J/mol;[001]晶向的45 GPa和50 GPa下氦的扩散激活能分别为1645.23 k J/mol和1945.88 k J/mol,相比于40 GPa的氦的扩散激活能增加了6到7倍。对于压强对文石中氦扩散的影响,研究发现氦的扩散激活能随压强的增高而显着增加,氦在文石中的扩散保持着各向异性。本文综合前人研究初步分析了矿物晶体结构与氦扩散行为的关系,元素在矿物中的赋存状态不仅与它所处的温度和压力有关,而且与矿物晶体颗粒的半径也密切相关。因此在研究过程中,不仅要重视温压条件,还应该考虑矿物晶体颗粒的尺寸。最后对比以及推测了其他稀有气体元素的保存能力。对不同矿物中的稀有气体的赋存能力进行定量分析并系统性地进行对比,将会很大程度上有利于判断此研究中矿物类型对地质作用的影响程度,促进稀有气体同位素化学的发展。
何昕悦[2]（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》文中研究指明钛（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。
吕楠[3]（2021）在《富铜矿物中铜同位素飞秒激光微区原位分析方法研究》文中指出近年来,铜（Cu）同位素因在主要的金属矿床中普遍存在而广泛应用于成矿作用研究中。多接收电感耦合等离子质谱仪（MC-ICP-MS）技术的进步为Cu同位素高精度分析和精细地球化学研究提供了有力的手段。在全岩Cu同位素整体分析技术顺利开发的基础上,为进一步区分具有核边构造或者环带结构的单矿物样品中的Cu同位素变化,微区Cu同位素分析的技术越来越受到关注。含铜矿物Cu同位素原位微区分析技术可获得单个矿物颗粒的不同区域的Cu同位素的组成,将为复杂成矿机理研究提供地球化学制约,具有重要的现实意义。然而,单矿物铜同位素组成的原位微区分析技术仍处于初步技术积累阶段,有待于更多的实验和理论研究工作。本文围绕富铜矿物样品中Cu同位素高精度准确分析方法开展研究,研制了 Cu同位素的原位微区天然黄铜矿标准样品,开发了微钻结合湿法多接收等离子质谱仪（SN-MC-ICP-MS）测试富铜矿物Cu同位素和飞秒激光剥蚀多接收等离子质谱仪（fsLA-MC-ICP-MS）非基体匹配测定含铜矿物Cu同位素的分析方法,并以多种天然富铜矿物验证所建立方法的可靠性。1.利用微钻和湿法MC-ICP-MS测定含铜矿物的Cu同位素组成为获得微区Cu同位素的准确组成,开发了一种利用微钻微区取样和SN-MC-ICP-MS结合测定含铜矿物的铜同位素组成的方法。使用微钻对11种不同的天然含铜矿物取样,加入0.5 mL的4M硝酸在140℃电热板上消解半小时,无需化学分离过程,直接用MC-ICP-MS进行分析。采用NIST SRM 994 Ga作为内标结合标准样品间插法（SSB）校正质量偏倚。同时对比测定了同一份样品经过化学分离和没有经过化学分离的Cu同位素组成以验证该方法的准确性。由于在未经化学纯化的情况下,溶液中仍然存在基体元素,本文系统地研究了富铜矿物中常见的金属阳离子和阴离子的对δ65Cu的基体效应。结果表明,当基体元素浓度 Zn、Fe、Ni、Al、Sb、Co/Cu+S<2,Ti/Cu+S≤0.8,Mn/Cu+S≤0.5时,测得的δ65Cu的偏差小于0.05‰。天然矿物经过化学分离之后的δ65Cu和未经化学分离的样品溶液中的δ65Cu结果在误差范围内一致,二者偏差<0.04‰,表明该方法适用于大多数天然含铜矿物。与常规的整体分析方法相比,该方法具有省时、省试剂、本底低、准确可靠、有一定的空间分辨率和易于在大多数同位素实验室推广等优点。2.黄铜矿Cu同位素原位微区标样研制标准样品是开展微区原位分析技术的基石,本文围绕fsLA-MC-ICP-MS原位微区铜同位素分析技术研制了一种天然黄铜矿标准物质TC1725。元素面扫描分析表明,TC1725黄铜矿颗粒内部元素含量均一,没有环带结构。通过大量的整体溶液雾化（SN）-MC-ICP-MS、单颗粒溶解的SN-MC-ICP-MS以及fsLA-MC-ICP-MS原位分析结果表明该黄铜矿颗粒的Cu同位素组成在误差范围内均一。使用传统整体分析的SN-MC-ICP-MS同位素分析得到的 δ65Cu 平均值为-0.06±0.03‰（2SD,n=132）。采用 SN-MC-ICP-MS 法对TC1725中随机选取的单颗粒的黄铜矿溶解并跳过化学分离步骤直接测试,测得的平均δ65Cu 值为-0.06±0.04‰（2SD,n=188）。用 fsLA-MC-ICP-MS 法对不同的黄铜矿颗粒以及黄铜矿条带的测试平均δ65Cu值为-0.06±0.03‰（2SD,n=393）,在不确定度范围内与溶液法整体分析测得的Cu同位素组成一致。综合研究表明TC1725黄铜矿Cu同位素组成均一,适合作为Cu同位素微区原位分析技术的标准物质,其Cu同位素参考组成为 δ65Cu值-0.06±0.03‰（2SD,n=525）。3.利用fsLA-MC-ICP-MS非基体匹配测定含铜矿物的Cu同位素组成利用206nm深紫外飞秒激光剥蚀MC-ICP-MS对富铜矿物的Cu同位素进行原位微区的分析技术开发。分别使用纯铜NWU-Cu-B和天然黄铜矿TC1725作为外部标准样品进行校正,在干等离子体条件下,使用SSB法基体匹配校正可以得到可靠的结果,但非基体匹配校正的结果受到严重的基体效应影响,偏差最大可达1.42‰。因此使用深紫外fsLA-MC-ICP-MS进行Cu同位素测试时需要基体匹配的标准样品校正,可得到和长期精度0.07‰内的原位微区Cu同位素结果。此外,激光剥蚀的频率和能量密度也会影响Cu同位素的测试结果可靠性,最佳的测试条件为激光能量密度小于1 J cm-2,频率在6-15Hz之间。引入Ga做为内标校正不能降低由基体效应产生的偏差,但分析精度（2SD）略有提高。而在气路中加入8.6 μL min-1的水汽和2 mL min-1的氮气可以明显抑制基体效应,纯铜基体的标样NWU-Cu-B非基体匹配校正黄铜矿TC1725的δ65Cu偏差从干等离子体法的0.99‰降到了 0.03‰。在加入水汽和N2的条件下,使用SSB结合内标Ga校正方法,用纯铜NWU-Cu-B校正黄铜矿TC1725,6个月的Cu同位素分析结果δ65Cu为-0.07±0.10‰（2SD,n=100）,与其参考值（-0.06±0.03‰）在误差范围内一致。4.非基体匹配准确测试含铜矿物的Cu同位素组成在加入水汽和N2的湿等离子体条件下使用SSB法结合Ga内标校正的Cu同位素测试基体效应明显降低,对12个天然富铜矿物进行原位微区Cu同位素分析结果表明,使用纯铜NWU-Cu-B作为间插标样进行SSB结合Ga内标校正,非基体匹配测得的含铜硫化物样品（黄铜矿CPY-1、CPY-SG,蓝辉铜矿DIG,铜蓝COV,黝铜矿TET-G,斑铜矿BOR-Q）的δ65Cu值与溶液值在误差范围内一致,其偏差范围为0.03-0.13‰,碳酸盐富铜矿物（蓝铜矿AZU,孔雀石MAL-1、MAL-2）的δ65Cu值与其微钻取样溶液法测定比值偏差在0.06-0.12‰以内,氧化物赤铜矿（CUP-G）与溶液值的偏差为0.10‰,氯铜矿（ATA-SG）的结果相对溶液值偏差为0.25‰。除氯铜矿（ATA-SG）和蓝铜矿（AZU）由于其不均一以致偏差稍大,其余样品在湿等离子体条件下Cu同位素测试值与溶液值误差范围内完全一致,偏差小于0.13‰。而使用TC1725黄铜矿作为间插标样,在干等离子体条件下受到基体效应影响产生系统性偏差的样品,在湿等离子体条件下使用SSB法结合Ga内标校正后的δ65Cu值也明显优化,如使用黄铜矿校正碳酸盐矿物的δ65Cu值与其溶液值偏差分别是蓝铜矿AZU为-0.17‰,孔雀石MAL-1为-0.12‰、MAL-2为-0.12‰,使用TC1725校正自然铜（NC）的δ65Cu也与溶液值在误差范围内一致,偏差-0.05‰。以上均表明在湿等离子体条件下无论使用黄铜矿还是纯铜作为标样,非基体匹配校正的结果均有明显的优化效果。
张卓盈[4]（2021）在《花岗岩化学风化过程中的铷同位素地球化学研究》文中提出Rb作为一个具有中度挥发性、流体活动性、在岩浆过程中呈强不相容性的碱金属元素,能为各种地质过程和物质源区提供制约;与此同时,87Rb是放射性母体,经典的Rb-Sr定年体系在确定长时间尺度的地质体年龄方面也有广泛的应用。传统研究认为特定地质年代下Rb同位素比值是一个定值(87Rb/85Rb=2.593),但87Rb/85Rb相对质量差Δm/m约为0.023,理论上不同的地质过程应该存在同位素分馏,可将Rb同位素视为一个稳定同位素体系。然而,受化学纯化流程和质谱分析精度的制约,Rb同位素发展相对缓慢。现有的研究多集中在利用Rb同位素的中度挥发性特征来制约太阳系内部行星的演化过程。地质储库的Rb同位素组成是否存在差异;不同地质过程,尤其是表生地球化学过程Rb同位素组成是否存在分馏;Rb同位素分馏能否为示踪Rb的地质过程提供更多有用信息,这些基础性的问题目前仍然没有答案。要回答这些问题,首先需要建立简单高效的化学纯化及质谱测定方法;随后测定多种类型国际标样的Rb同位素组成,了解不同地质储库的Rb同位素组成;在此基础上,分析不同地质过程中的Rb同位素分馏,探讨相应的分馏控制机理。谨慎的化学前处理方法及质谱测定流程是获得高精度Rb同位素组成结果的基本前提。Rb同位素化学纯化最大的难点在于,Rb与Na、Ca、Ti,尤其是K元素在传统阳离子交换树脂上的分配系数相近,无法使用一根阳离子交换柱将目标元素Rb完全与基体元素分离开。考虑到锶特效树脂在1～3 mol/L HNO3溶液中,Rb、K等元素的分配系数存在差异,将离子交换柱增高到12.7 cm,以3 mol/L HNO3为淋洗酸,可以将绝大多数基体元素与Rb、K依次分离;再转换成8 mol/L HNO3,获得Ba元素纯溶液;最后用Milli-Q淋洗分离出Sr元素纯溶液。通过以上方法可以在一根柱上实现高Rb含量的地质样品中Rb、K、Ba、Sr与基体元素的依次分离,并确保各元素回收率接近100%。然而,不同类型地质样品的化学组成往往存在显着差异,例如,低Rb含量的岩石样品往往具有较高的Na和Ca,海水赋存有极高的Na元素,仅用Sr特效树脂无法完全去除样品中过高的Na或Ca元素。因此,对于上述样品可先采用小体积（1 m L）AGMP-50阳离子交换树脂去除一部分可能产生基体效应的Na、Ca等基体元素,再用Sr特效树脂将Rb元素进一步分离纯化。以上化学纯化流程基本可以满足绝大多数地质样品Rb元素的分离,为高精度Rb同位素组成测定提供了技术支持。质谱测定方面,使用标准-样品-标准间插法（SSB）在MC-ICP-MS上进行了测定,对国际标样NIST SRM984溶液中的Rb同位素组成重复测定的结果显示,短期精度优于±0.03‰（2SD）,外部重现性好于±0.06‰（2SD）,达到目前国际最佳的分析精度。本研究还对溶样时间、目标元素回收率、上样量、上样酸度、仪器测试条件和基体元素等可能影响Rb同位素测定准确性和精确性的因素进行评估,寻找Rb元素化学纯化和同位素质谱测定过程中的最优条件,确保Rb同位素组成的高精度测定。对不同类型国际标样的Rb同位素组成进行测定,可以作为不同实验室之间进行数据比对的依据,同时也能对地质样品Rb同位素组成测定结果进行质量监控,更有助于了解不同地质储库的Rb同位素组成。因此,本文对21个不同岩性的国际地质标样（基性岩、中性岩、酸性岩、沉积岩和变质岩）和4个水样进行了Rb同位素组成的测定。其中,5个国际标样（BHVO-2、BCR-2、W-2a、AGV-2和GSR-1）有来自不同实验室的数据可供对比,本实验室获得的结果与前人的数据在误差范围内保持一致。其余17个样品的Rb同位素组成均为首次报道的结果。火成岩岩石标样的δ87Rb值从-0.29‰变化到0.06‰,其中,基性岩标样具有最重的Rb同位素组成,平均值为-0.07‰;中性岩的δ87Rb平均值为-0.11‰;酸性岩普遍具有比基性岩和中性岩更轻的Rb同位素组成,平均值为-0.20‰。相对于火成岩,与低温地球化学过程相关的样品具有更大的Rb同位素组成差异:土壤样品GSS-5的同位素组成为-0.10‰;河流沉积物GSD-10具有所有标样中最轻的Rb同位素组成-0.43‰;3个分别来自河流上、中、下游的水样的δ87Rb值从-0.01‰变化到-0.38‰;而海水具有最重的δ87Rb值0.14±0.12‰;暗示了表生地质过程中存在显着的Rb同位素分馏。前人关于低温地球化学过程中Rb同位素组成变化及相应的分馏机理的研究尚未开展。本论文中,我们钻探采集了来自中国南部广东省清远市佛冈县长约40m的花岗岩风化剖面,分析了全岩样品的Rb元素迁移率和同位素组成,并对来自不同深度的全岩中的单矿物以及剖面附近的溪流水样的Rb含量及同位素组成进行了测定,系统地探讨了花岗岩化学风化过程中Rb同位素的分馏机理。全岩τRb42)值从-42.0%变化到259%,δ87Rb值从新鲜母岩的-0.30‰变化到风化产物的0.04‰。δ87Rb与化学风化指数（CIA）、Rb元素迁移率的变化(τRb42))之间存在良好的正相关关系,Rb同位素组成随着化学风化程度的增强和Rb元素的富集逐渐偏重,重Rb同位素更倾向于富集在风化产物中。外源输入（降水和黄土沉积）和生物活动对本研究区的Rb元素含量和δ87Rb值的影响有限。通过对来自不同深度单矿物Rb含量和Rb同位素组成进行分析,我们认为粘土矿物的吸附解吸附过程是控制整个风化剖面Rb元素发生迁移,Rb同位素产生分馏的主要原因。新鲜母岩中,黑云母、绿泥石、钾长石和斜长石的δ87Rb值分别为-0.42‰、-0.30‰、-0.23‰和+0.01‰。随着风化作用的增强,原生矿物黑云母、钾长石逐渐分解,粘土矿物（伊利石和高岭石）的含量逐渐升高。29 m以上的化学风化产物中,主要的含Rb矿物为钾长石、伊利石和高岭石。钾长石的δ87Rb值从-0.23‰变化到0.14‰,同位素组成可能受附着在钾长石上的粘土矿物的影响。伊利石作为化学风化的中间产物,δ87Rb在整个剖面产生了0.18‰的变化。但其经历了复杂的化学风化过程,例如吸附原生矿物黑云母和钾长石释放出的Rb+,随着化学风化作用的增强分解形成高岭石的过程中释放Rb+。伊利石的Rb同位素分馏趋势与全岩相反,说明伊利石不是控制全岩同位素组成发生变化的主要矿物。高岭石是本剖面化学风化的最终产物。虽然受形态的限制无法直接挑选出单矿物对其Rb含量和同位素组成进行测定,但根据质量平衡计算可知高岭石具有最重的Rb同位素组成（-0.07‰到0.20‰）。高岭石趋向于吸附重Rb同位素,可能是控制整个风化剖面Rb同位素组成逐渐变重的重要机制。佛冈花岗岩附近溪流的Rb同位素数据显示,水体具有比剖面顶部风化残积物更轻的δ87Rb值,平均值为-0.22‰,表明85Rb倾向于进入流体相。我们的研究首次发现表生地质过程中存在显着的Rb同位素分馏,粘土矿物的吸附和解吸过程是影响Rb同位素组成变化的主要因素。进一步研究化学过程中的Rb同位素分馏,对于理解Rb在化学风化过程中的地球化学行为、认识全球Rb循环、示踪硅酸盐大陆风化等问题均具有重要的意义。
白建科[5]（2021）在《新疆东准噶尔地区石墨矿成因及成矿规律》文中研究说明近年来,我国新疆东准噶尔地区晶质石墨找矿取得重大突破,显示出良好的晶质石墨成矿潜力。然而,因发现时间晚,石墨矿床研究程度整体偏低,目前的研究工作仅限于单个矿床,缺乏对东准噶尔石墨矿床的系统性研究,这不但制约了对东准噶尔地区石墨矿成因及成矿规律的准确认识,而且直接影响该地区下一步晶质石墨找矿工作的勘查部署和大型石墨资源基地建设。本论文选择新疆东准噶尔地区典型石墨矿床,采用矿物学、岩石学、矿床学、同位素年代学、地球化学、碳同位素等方法,重点分析石墨矿床地质特征、成岩成矿时代、含矿岩系沉积环境、碳质来源、控矿因素等,在此基础上,进一步总结石墨矿床矿化、成因类型及成矿规律。东准噶尔地区已知石墨矿床均产于区域性大断裂的次级断裂褶皱带内,空间分布明显受控于NW-SE向展布的额尔齐斯-玛因鄂博等3条区域性构造岩浆岩带。孔可热、达布逊、散得克、吐尔库里等4个石墨矿矿体受脆-韧性剪切带控制作用明显,矿体发生塑性变形,矿化蚀变主要包括绢云母化、高岭土化及褐铁矿化,石墨呈细鳞片-显微鳞片状结构,片径0.001～0.2mm,固定碳含量11.56%～15.6%。黄羊山石墨矿体赋存于碱性花岗岩中,矿化蚀变为云英岩化和硅化-黑云母化,固定碳含量6.15%,晶质鳞片状和叶片状结构,片径0.05～0.2mm,最大可达0.5mm。通过典型石墨矿床锆石U-Pb年代学和岩石地球化学研究得出:孔可热、达布逊、散得克、吐尔库里等4个石墨矿含矿岩系沉积时代主要集中在早石炭世杜内期至晚石炭世巴什基尔期（336～321Ma）,含矿岩系归属于下石炭统姜巴斯套组和上石炭统巴塔玛依内山组,原岩均为杂砂岩或长石砂岩,其物源总体为长英质源区,但构造背景较复杂。东准噶尔地区典型石墨矿床成矿时代集中于晚石炭世晚期（301～312Ma）。通过对典型石墨矿床开展碳同位素、X射线衍射、激光拉曼光谱、流体包裹体等分析测试,获得孔可热和吐尔库里石墨矿中石墨碳同位素δ13C平均值为-21.4‰,黄羊山和苏吉泉石墨矿中石墨碳同位素δ13C平均值为-20.4‰。东准噶尔地区典型石墨矿床石墨碳同位素δ13C值的一致性,不仅反映石墨的碳质来源均为有机成因,而且暗示石墨原岩建造形成于相似的沉积环境。典型石墨矿床具有相似的XRD衍射图谱,峰形尖锐,石墨d（002）介于3.353～3.356?之间,说明石墨矿物有序度较好。黄羊山石墨矿中石墨激光拉曼光谱表现出尖锐的G带,微弱的D1、D2缺陷峰,显示石墨结晶度较高。石墨晶体R2值介于0.02～0.14,计算得到形成温度为578～632℃。东准噶尔地区石墨矿床可划分为3种矿化类型:与蚀变钾长花岗岩有成因关系的石墨矿化类型;与岩浆期后气化热液有关的石墨矿化类型;炭质板岩-炭硅质板岩型石墨矿化类型。在此基础上,提出东准噶尔地区石墨矿床2种成因类型:构造岩浆热变质型和岩浆气液蚀变型,与前人划分方案不同,指导区域找矿可操作性更强。根据已发现典型石墨矿床成矿地质背景、控矿因素、矿床成因类型及时空分布特征,将东准噶尔地区石墨成矿有利区带划分出3个成矿亚带:额尔齐斯-玛因鄂博石墨成矿亚带（Ⅰ-1）、扎河坝-阿尔曼泰石墨成矿亚带（Ⅰ-2）和卡拉麦里-莫钦乌拉石墨成矿亚带（Ⅰ-3）,为新疆东准噶尔地区下一步石墨找矿勘查工作部署提供依据。
吴迪[6]（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》文中研究表明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。
罗泽彬[7]（2021）在《长江中下游早白垩世岩浆岩元素地球化学和钙同位素研究》文中认为本论文聚焦长江中下游地区,以元素地球化学和Ca同位素作为研究方法,对研究区内的埃达克岩和A型花岗岩进行了研究。评估了在K-Ca同位素体系中,40K衰变所造成的放射性成因40Ca(R40Ca)的累积对稳定Ca同位素数据的影响,确立了一种简单有效的R40Ca校正的算法;采用加权平均法对大陆上地壳的Ca同位素组成进行了评估。探讨了Ca同位素在岩浆演化过程中的分馏机理;反演了长江中下游地区晚中生代的地质演化历史。在K/Ca较高和年龄较老的岩石中,由40K经过β-衰变形成的40Ca会大量累积,导致δ44/40Ca值变大,给数据解释带来困扰。本文基于双稀释剂法,通过优化计算参数和算法,可以准确地对R40Ca进行监控并进行扣除。研究结果表明,R40Ca在迭代计算中与样品真实的δ44/40Ca之间呈线性相关。因此,可以先通过衰变定律计算出R40Ca,进一步得到样品真实的δ44/40Ca。这种算法的优点是不需要进行更多的化学分离和质谱测定去获得δ44/42Ca值,进而计算出样品的δ44/40Ca。这种算法方便快捷,提高了效率。早白垩世的埃达克岩或埃达克质岩广泛分布于中国东部,例如:长江中下游,南郯庐断裂带,以及大别山造山带。然而,它们的成因仍然存在争议。本论文中,对安徽中部的管店岩体进行了详细的地质年代学和地球化学研究。它以前被认为是长江中下游北带的一部分,后来又被划分到南郯庐断裂带。管店岩体由石英二长岩构成,准铝质,属于高钾钙碱性系列。样品具有高Si O2（59.15-62.32%）,Al2O3（14.51-15.39%）,Sr（892-1184 ppm）含量,Sr/Y（56.74-86.32）比值,以及低Y（12.65-18.05 ppm）含量,这些地球化学特征类似于典型的埃达克质岩。管店岩体具有较高的K2O（2.88-3.86%）含量,Mg O（3.89-5.24%）含量和Mg#（55-60）值,亏损高场强元素（Nb,Ta和Ti）,以及Ba,Pb和Sr正异常。LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果显示,锆石的加权平均年龄为129.2±0.7 Ma。基于原位锆石微量元素分析,计算得出锆石Ce4+/Ce3+=（6.97-145）,（Eu/Eu*）N=（0.23-0.42）。相比于长江中下游和德兴铜矿含矿的埃达克质岩,管店岩体具有较低的氧逸度,这与该区域不含矿的事实一致。结合前人研究,我们提出:管店埃达克质岩岩体是由发生在早白垩世太平洋板块和伊泽奈崎板块的洋脊俯冲所诱发的拆沉下地壳的部分熔融所形成。在洋脊俯冲过程中,物理碰撞导致了加厚下地壳的拆沉,而热化学侵蚀引发了拆沉下地壳的部分熔融。A型花岗岩通常在伸展构造背景下出露,并在认识地球的地壳演化方面起着重要的作用。然而,目前A型花岗岩的成因仍然存在较大的分歧。本论文选择中国东部长江中下游地区出露的典型的A型花岗岩岩体作为研究对象,对其进行了高精度的Ca同位素测定。前人的研究表明这些岩体具有相似的形成年龄和均一的Sr、Nd和Hf同位素组成,表明它们来自相同的岩浆源区。本文的结果表明,这些A型花岗岩的δ44/40Ca从0.51‰变化到0.99‰,与Ca O、Sr、Ba以及Eu异常（Eu*）存在明显的负相关性。说明Ca同位素的分馏是由斜长石的分离结晶引起的。模拟结果表明,在大多数样品中约有70%的斜长石发生了分离结晶作用,这一结论与矿物学观察结果一致。演化程度最低的样品代表了岩浆的初始成分。因此,A型花岗岩中最低的δ44/40Ca（0.51‰）暗示存在一个具有轻Ca同位素组成的岩浆源区。结合前人研究,我们提出:长江中下游的A型花岗岩来自一个被俯冲沉积物交代的富集地幔源区。在强烈的伸展构造背景下,沿断裂侵入地壳形成A型花岗岩。岩浆演化过程中经历了斜长石的分离结晶作用以及轻微的同化混染作用。
李俊海[8]（2021）在《贵州西南部架底和大麦地玄武岩中金矿床成矿过程研究》文中指出架底大型金矿和大麦地中型金矿是近年来在贵州西南部玄武岩分布区新发现的以玄武质岩石为主要容矿岩石的卡林型金矿床的典型代表。这两个矿床位于南盘江-右江卡林型金矿成矿区北段之莲花山背斜核部及南东翼次级揉褶带,金矿体呈层状、似层状,主要赋存于构造蚀变体（SBT）中和峨眉山玄武岩组（P3β）的层间破碎蚀变带中,金矿体在空间上呈上、下叠置关系,容矿岩石主要为玄武质火山角砾岩、凝灰岩、角砾状玄武质火山角砾岩及角砾状凝灰岩,少量为玄武岩、角砾状灰岩。针对架底和大麦地金矿成矿过程,本研究系统开展了成矿地质背景、矿床地质特征、主-微量元素、岩相学、矿物学、载金矿物微区主-微量元素、同位素（H-O、C-O、S、Pb、Hg）和流体包裹体等分析,并将分析结果与黔西南以沉积岩为容矿岩石的卡林型金矿进行了详细对比研究。本文主要揭示了架底和大麦地金矿的矿物生成顺序、成矿流体性质及成矿物质来源、成矿过程、以玄武岩为容矿岩石的金矿与黔西南以沉积岩为容矿岩石的金矿的重要相似性和关键差别等,建立了玄武岩容矿金矿床成矿模式,总结了玄武岩分布区卡林型金矿找矿标志,并进行了找矿远景分析。本次研究主要获得以下认识:（1）架底和大麦地金矿中的矿物由成矿前期、热液成矿期和局部氧化期三期事件形成,其中热液成矿期可进一步分为成矿主阶段和成矿晚阶段;成矿前的峨眉山玄武岩中的矿物主要包含斜方辉石、单斜辉石、斜长石、磁铁矿,以及少量的钛铁矿和磷灰石;热液成矿期成矿主阶段形成的矿物主要包括含砷黄铁矿、毒砂、似碧玉石英（局部为石英）、伊利石、（铁）白云石（局部为钙-镁菱铁矿）、金红石和磷灰石,这些矿物主要呈浸染状分布于矿石中,成矿晚阶段形成的矿物主要包括方解石、雄黄、辉锑矿、石英、雌黄,这些矿物多呈脉状充填在矿体附近的开放空间;在后期表生氧化作用下,在浅地表岩石中局部可见绿泥石、赤铁矿和褐铁矿。（2）金以不可见金形式主要赋存于含砷黄铁矿和毒砂中,载金黄铁矿和毒砂富集Au、As、Sb、Hg、Tl、Cu等成矿元素。硫化作用形成含砷黄铁矿和毒砂,并导致金的沉淀成矿。硫化作用是金等元素沉淀的关键因素。（3）成矿元素（Au、As、Sb、Hg、Tl）在矿化过程中显着加入,少量Bi、Te、Se、Cd和Ag在矿化过程中也不同程度地加入。大量K2O的加入可能与粘土化过程有关,CaO含量基本不变说明去钙化作用不显着。Si O2、Fe2O3、CaO、MgO、Ti O2和P2O5含量基本不变,但存在形式发生了改变;Si、Ca、Mg在成矿前主要存在于硅酸盐矿物（如:斜方辉石、斜长石、单斜辉石）中,成矿后Si主要以石英、伊利石的形式存在,Ca、Mg主要存在于（铁）白云石中;Fe在成矿前主要存在于斜方辉石、单斜辉石、磁铁矿、钛铁矿中,成矿后主要存在于黄铁矿、毒砂、（铁）白云石中;Ti在成矿前主要存在于钛铁矿中,成矿后主要存在于金红石中;P在成矿前主要存在于岩浆成因的磷灰石中,成矿后主要存在于热液成因和岩浆成因的磷灰石中。（4）架底、大麦地金矿成矿期石英的δDV-SMOW值为-56～-81‰,δ18OH2O值为10.9～12.5‰,其成矿流体可能主要为岩浆热液。成矿期白云石δ13C值为-3.24～-6.15‰,表现为以深部幔源碳为主;δ18OH2O值为8.27～12.06‰,显示成矿热液可能主要为岩浆热液,不排除有变质水的加入。辉锑矿δ34S值为-0.90～-1.90‰,成矿流体中的硫可能主要来源于深部岩浆。辉锑矿铅同位素组成显示铅主要为造山带来源,并有壳源铅的混合。全岩δ202Hg值为-0.63～1.38‰,?199Hg值为-0.02～-0.12‰,显示了岩浆来源Hg的特征。综合H-O、C-O、S、Pb、Hg同位素分析,成矿流体可能主要是深部岩浆释放形成的岩浆热液成矿流体,并在上升过程和成矿过程中由于水-岩反应导致岩浆热液混有地层的同位素组成信息。（5）架底和大麦地金矿成矿流体具有低温（150～210℃）、中-低盐度（8～12wt%NaCleq.）、低密度（0.69～0.94g/cm3）等特征。（6）架底和大麦地金矿与黔西南沉积岩容矿卡林型金矿以及区内其他卡林型金矿可能属于同一成矿系统,它们形成于同一区域成矿事件,这些金矿最有可能是同一区域岩浆热液成矿作用下的产物。（7）基于以上分析结果,本研究揭示了贵州西南部架底和大麦地玄武岩中金矿床成矿过程并建立了玄武岩容矿金矿床成矿模式:综合H-O、C-O、S、Pb、Hg同位素分析以及对黔西南地区重磁数据研究,表明深部隐伏花岗质岩浆释放含金成矿流体。成矿流体富含Au、As、Sb、Hg、Tl等成矿元素及CH4、CO2等挥发分,具有高压-超高压力等特征。在燕山期构造作用下,成矿流体沿深大断裂上涌至P2m与P3β之间的区域构造滑脱面。部分成矿流体侧向运移并与区域构造滑脱面附近的岩石发生水-岩交代反应形成SBT。部分成矿流体沿断裂向上运移至P3β的凝灰岩中或层间破碎带的玄武质火山角砾岩中时,由于岩石孔隙度差等原因,成矿流体侧向运移。当成矿流体汇聚于构造高点位置（如:背斜核部,穹隆）后,与富Fe玄武质岩石发生水-岩反应,玄武质岩石中的斜方辉石、单斜辉石、斜长石、磁铁矿、钛铁矿等矿物发生溶解,释放出Fe2+等,释放出的Fe2+与成矿流体中的S和As结合形成含砷黄铁矿和毒砂,Au-HS络合物发生分解,Au以不可见金形式进入含砷黄铁矿和毒砂,硫化作用形成载金含砷黄铁矿和毒砂,导致金沉淀富集,分别形成SBT中的金矿体和P3β中的金矿体。与此同时,水-岩反应还形成似碧玉石英（局部为石英）、（铁）-白云石（局部为钙-镁菱铁矿）、伊利石、金红石和磷灰石。在成矿晚阶段,方解石、雄黄、辉锑矿、石英、雌黄等矿物呈脉状充填在矿体附近的开放空间。（8）玄武岩分布区卡林型金矿找矿标志主要有:地球化学标志（Au-As-Sb-Hg组合异常）、金矿氧化矿标志、构造标志（莲花山背斜、构造蚀变体（SBT）、峨眉山玄武岩组（P3β）的层间破碎蚀变带等构造高点）、地层标志（上二叠统峨眉山玄武岩组（P3β））、岩性标志（玄武质火山角砾岩、凝灰岩及岩石孔隙度较高、岩性复杂多样、富含铁且其顶板为厚层致密岩层的岩性组合）、蚀变标志（硅化、黄铁矿化、毒砂化、白云石化、粘土化）。（9）玄武质岩石也是卡林型金矿很好的赋矿围岩,莲花山背斜构造带乃至整个玄武岩分布区具有类似地质特征的区域均具有较好的卡林型金矿找矿前景,如砂厂、上寨及呼都等地是下一步寻找卡林型金矿的有利靶区。
刘勇胜,屈文俊,漆亮,袁洪林,黄方,杨岳衡,胡兆初,朱振利,张文[9]（2021）在《中国岩矿分析测试研究进展与展望（2011—2020）》文中指出本文回顾并综述了2011-2020年间我国在岩石与矿物分析测试领域的主要研究进展,包括元素含量分析、放射性成因同位素和非传统稳定同位素分析、地质样品前处理技术、岩矿标准物质研制和定值、主流分析仪器及关键部件研发等。近十年来,我国学者在上述领域取得了大量原创性研究成果,开发出部分达到国际领先水平的岩矿分析新技术和新方法,极大地推动了我国地球科学研究。现代地球科学研究领域不断拓展,国家对自然资源开发的需求和人类保护生存环境的责任共同对岩矿分析测试工作提出新的要求,本文据此对未来岩矿分析测试领域的发展进行了展望。
方开永[10]（2020）在《腾冲地体区域和矿区岩浆岩研究与锡成矿有利条件分析》文中研究表明腾冲地体位于云南省西部、青藏高原东南缘、“三江”地区西南角,区域内岩浆岩广泛分布,花岗岩相关的热液矿床尤为发育,其中以锡成矿最为发育。本文对腾冲地区数个晚白垩世-早始新世岩浆岩进行采样,并对其中蒲满哨、芦山、栗树坡、杏坝、泸水、勐典、勐弄等7个地点的花岗岩体进行LA-ICP-MS锆石U-Pb定年、锆石微量元素以及锆石Lu-Hf同位素测试等。小龙河和来利山锡矿作为腾冲地体内最具代表性的大型锡矿床,其成矿岩体岩石特征对腾冲地体内区域锡成矿作用和进一步找矿方向的确立具有重要意义。本文在系统搜集前人已发表数据基础上,综合本文数据分析结果,对区域与矿区岩体进行岩石学研究,讨论成矿岩浆岩体的源区与岩石性质,结合锆石Hf同位素填图分析腾冲地体锡成矿的有利条件以判断找矿方向。通过详细的手标本和显微镜观察,鉴定出本文研究岩石的岩性主要有花岗岩、二云母花岗岩、黑云母花岗岩、闪长岩等类型。锆石U-Pb年龄测试表明,岩浆的侵位时代包括91.2 Ma晚白垩世早期、75.671.3 Ma晚白垩世晚期,以及61.153 Ma古新世-早始新世三个时期。结合前人已有数据,锆石Hf同位素测试结果显示,岩浆岩锆石εHf值主要为负值,变化范围在-51.231.49,Hf同位素地壳二阶段模式年龄远大于其U-Pb年龄值,显示出岩浆来自古老基底的重熔。白垩纪岩体的二阶段Hf模式年龄集中于2000Ma900 Ma间,古新世-早始新世岩体的二阶段Hf模式年龄集中于1900 Ma600 Ma之间,均来自元古代古老地壳的重熔。锆石Hf填图显示腾冲地体地壳结构属性变化较大,中部以NW-SE向呈带状分布负εHf值区域,向NE、SW两侧εHf值升高,在SW方向部分边缘区域呈现较高的εHf值。小龙河花岗岩为腾冲地体与巽他板块的俯冲碰撞背景下形成,来利山花岗岩由印度板块与亚欧板块沿着雅鲁藏布江缝合带发生俯冲碰撞的主碰撞阶段形成。两个矿床的锡成矿作用均与花岗质侵入岩密切相关。成矿岩体矿物成分为石英、钾长石、斜长石、黑云母,并均可见少量角闪石,显示出I型花岗岩特征。两套成矿岩体均为富碱高钾准铝质-弱过铝质,w（TFe O）/w（Mg O）在416之间,具有较高的10000Ga/Al,La、Ce含量随Rb含量的增加基本不变,Y含量随Rb含量增加而增加,呈现出高分异特征。结合锆石Hf同位素值均小于-6可知,岩浆为元古代古老下地壳物质熔融形成的I型花岗岩浆,并经历了高度分异演化。锆石微量元素特征表明来利山成矿岩体氧逸度较低,符合与锡成矿有关岩浆岩通常具有较低氧逸度的特征。因此,对区域内低氧逸度岩浆进行识别,有利于进一步缩小区域锡矿床找矿范围,有效提高找矿勘查工作的效率。结合锆石Hf同位素填图结果可知,杏坝XB14-48岩体与小龙河和来利山矿区成矿岩浆具有相似的岩石学特征、岩浆源区、同位素组成和氧逸度,暗示其具有良好的锡成矿潜力,是未来锡矿找矿勘探的优选区域。
二、矿物中的同位素比值（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、矿物中的同位素比值（论文提纲范文）
（1）高压下文石中氦扩散的第一性原理计算（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 选题背景及意义 |
| 1.1.1 氦气资源现状与成矿模式 |
| 1.1.2 氦扩散与热年代学 |
| 1.1.3 幔源流体释放和地震的发生 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 碳酸盐矿物的基本情况 |
| 1.2.2 实验与理论研究 |
| 1.3 研究内容与方法 |
| 1.4 主要创新点 |
| 第二章 扩散理论与计算原理 |
| 2.1 扩散理论 |
| 2.2 第一性原理计算 |
| 2.2.1 Born-Oppenheimer近似 |
| 2.2.2 Hartree-Foek近似 |
| 2.2.3 密度泛函理论 |
| 2.2.4 布里渊区和k点取样 |
| 2.3 过渡态理论与CI-NEB法 |
| 2.4 计算软件 |
| 2.4.1 VASP软件包 |
| 2.4.2 结构优化 |
| 2.5 氦在矿物中的占位能 |
| 2.6 氦的扩散激活能与扩散速率 |
| 2.7 氦在矿物中的封闭温度 |
| 2.8 氦在矿物中的保存时间 |
| 第三章 高压下氦在文石中的扩散 |
| 3.1 高压下文石的结构优化 |
| 3.2 高压下氦在文石中的扩散机制 |
| 3.2.1 高压下氦在文石中的占位能 |
| 3.2.2 高压下氦在文石中的扩散路径 |
| 3.2.3 高压氦在文石中的扩散速率 |
| 3.3 压力效应 |
| 第四章 结果讨论 |
| 4.1 氦在不同矿物中的扩散激活能 |
| 4.2 氦在不同矿物中的封闭温度 |
| 4.3 矿物晶体结构与氦扩散行为的关系 |
| 4.4 其他稀有气体元素的保存能力 |
| 第五章 结论 |
| 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 个人简历 |
（2）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 |
（3）富铜矿物中铜同位素飞秒激光微区原位分析方法研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景及其意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 铜同位素整体分析方法研究现状 |
| 1.2.2 MC-ICP-MS测量Cu同位素质量歧视及校正 |
| 1.2.3 铜同位素微区分析方法研究现状 |
| 1.2.4 铜同位素标准物质研究现状 |
| 1.2.5 铜同位素在自然界中的储库来源和主要的地球化学行为 |
| 1.3 研究目标和研究方法 |
| 1.3.1 利用微钻和MC-ICP-MS测定含铜矿物的Cu同位素 |
| 1.3.2 Cu同位素原位微区标样研制 |
| 1.3.3 利用fsLA-MC-ICP-MS非基体匹配测定含铜矿物的Cu同位素 |
| 1.4 论文工作量小结 |
| 第二章 实验仪器简介 |
| 2.1 多接收电感耦合等离子质谱仪 |
| 2.1.1 样品进样系统 |
| 2.1.2 ICP离子源 |
| 2.1.3 接口界面 |
| 2.1.4 离子透镜组 |
| 2.1.5 质量分析器 |
| 2.1.6 检测器系统 |
| 2.2 激光剥蚀技术简介 |
| 2.2.1 激光类型 |
| 2.2.2 载气对LA-(MC-)ICP-MS的影响 |
| 2.2.3 飞秒激光和纳秒激光比较 |
| 第三章 利用微钻和MC-ICP-MS测定含铜矿物的Cu同位素 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 实验和分析方法 |
| 3.2.1 仪器 |
| 3.2.2 试剂和标准溶液 |
| 3.2.3 样品制备程序 |
| 3.3 结果与讨论 |
| 3.3.1 基体效应 |
| 3.3.2 酸度效应和浓度效应 |
| 3.3.3 天然含铜矿物微钻取样无化学分离的Cu同位素分析 |
| 3.4 小结 |
| 第四章 Cu同位素标样的研制 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 实验和分析方法 |
| 4.2.1 样品准备 |
| 4.2.2 电子探针显微分析 |
| 4.2.3 溶液进样MC-ICP-MS分析 |
| 4.2.4 无化学分离的单颗粒黄铜矿SN-MC-ICP-MS测试 |
| 4.2.5 飞秒激光剥蚀MC-ICP-MS测试 |
| 4.3 结果与讨论 |
| 4.3.1 电子探针分析结果 |
| 4.3.2 SN-MC-ICP-MS整体分析测量结果 |
| 4.3.3 单颗粒黄铜矿SN-MC-ICP-MS测量结果 |
| 4.3.4 fsLA-MC-ICP-MS测量结果 |
| 4.3.5 TC1725黄铜矿的均一性评估 |
| 4.4 小结 |
| 第五章 fsLA-MC-ICP-MS测定含铜矿物的Cu同位素 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 实验和分析方法 |
| 5.2.1 仪器和数据采集 |
| 5.2.2 激光系统与MC-ICP-MS的连接 |
| 5.2.3 样品制备 |
| 5.3 结果与讨论 |
| 5.3.1 样品位置效应 |
| 5.3.2 激光频率和能量的影响 |
| 5.3.3 浓度效应 |
| 5.3.4 飞秒激光Cu同位素测试的基体效应 |
| 5.3.5 湿等离子体条件下Cu同位素分析的非基体匹配校正 |
| 5.3.6 水汽引入量对于测试结果的影响 |
| 5.3.7 长期重现性 |
| 5.4 小结 |
| 第六章 结论与存在的问题 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 不足之处 |
| 参考文献 |
| 攻读博士期间取得的科研成果 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
| 附表 |
| 附表 S4-1 经化学分离后的TC1725使用SN-MC-ICP-MS 分析测试的 δ~(65)Cu 数据 |
| 附表 S4-2 使用SN-MC-ICP-MS分析测试的单颗粒黄铜矿的δ~(65)Cu |
（4）花岗岩化学风化过程中的铷同位素地球化学研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 铷元素地球化学性质 |
| 1.2 铷同位素地球化学性质 |
| 1.2.1 铷同位素体系及其表达形式 |
| 1.2.2 铷同位素分析技术难点 |
| 1.2.3 铷同位素分析方法进展 |
| 1.2.4 铷同位素组成的应用 |
| 1.3 本论文拟解决的科学问题 |
| 1.4 攻读学位期间的工作小结 |
| 第2章 高精度铷同位素分析方法的建立 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 化学纯化流程 |
| 2.2.1 试剂与材料 |
| 2.2.2 样品前处理 |
| 2.2.3 化学纯化流程 |
| 2.3 质谱测定流程 |
| 2.3.1 测定条件 |
| 2.3.2 分馏校正 |
| 2.4 化学纯化流程评估 |
| 2.4.1 样品溶解的影响 |
| 2.4.2 树脂的选择 |
| 2.4.3 回收率 |
| 2.4.4 柱上分馏 |
| 2.4.5 上样量的影响 |
| 2.4.6 上样酸度的影响 |
| 2.5 质谱测定条件控制 |
| 2.5.1 温度对仪器稳定性的影响 |
| 2.5.2 仪器自身稳定性的影响 |
| 2.5.3 质量干扰和基体效应 |
| 2.5.4 信号强度的影响 |
| 2.6 小结 |
| 第3章 国际标样铷同位素组成的测定 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 材料与结果 |
| 3.3 讨论 |
| 3.3.1 标样的准确性与长期稳定性 |
| 3.3.2 火成岩铷同位素组成 |
| 3.3.3 土壤、河流沉积物及水样铷同位素组成 |
| 3.4 小结 |
| 第4章 佛冈花岗岩铷同位素组成测定及意义 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 研究背景及样品 |
| 4.2.1 研究区地质背景 |
| 4.2.2 样品采集与处理 |
| 4.3 分析方法 |
| 4.3.1 有机碳、p H值测定 |
| 4.3.2 主微量测定 |
| 4.3.3 矿物组成测定 |
| 4.3.4 矿物激光原位分析 |
| 4.3.5 Rb同位素组成测定 |
| 4.4 结果 |
| 4.4.1 主微量测定结果 |
| 4.4.2 元素迁移率 |
| 4.4.3 矿物组成 |
| 4.4.4 同位素组成 |
| 4.5 铷同位素分馏机理的探讨 |
| 4.5.1 大气尘降对铷同位素分馏的影响 |
| 4.5.2 降雨对铷同位素分馏的影响 |
| 4.5.3 生物活动对铷同位素分馏的影响 |
| 4.5.4 矿物对铷同位素分馏的影响 |
| 4.6 矿物控制的铷同位素分馏探讨 |
| 4.6.1 矿物不均一性 |
| 4.6.2 新鲜母岩中单矿物的铷同位素组成 |
| 4.6.3 风化产物中单矿物的铷同位素组成 |
| 4.7 化学风化过程中铷同位素分馏的研究意义 |
| 4.8 小结 |
| 第5章 结论与展望 |
| 5.1 主要结论 |
| 5.2 研究展望 |
| 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 |
（5）新疆东准噶尔地区石墨矿成因及成矿规律（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题依据及意义 |
| 1.2 研究现状与存在问题 |
| 1.2.1 石墨矿床类型 |
| 1.2.2 石墨矿床碳源属性 |
| 1.2.3 石墨矿成矿机理 |
| 1.2.4 存在问题 |
| 1.3 研究内容与技术路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 1.4 完成工作量 |
| 1.5 主要创新点 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.1.1 早古生代地层 |
| 2.1.2 晚古生代地层 |
| 2.1.3 中生代地层 |
| 2.1.4 新生代地层 |
| 2.2 区域岩浆岩 |
| 2.3 区域地球物理场 |
| 2.3.1 区域重力特征 |
| 2.3.2 区域航磁特征 |
| 2.4 区域深大断裂 |
| 2.5 区域构造演化与成矿 |
| 第三章 典型石墨矿床特征 |
| 3.1 孔可热石墨矿 |
| 3.1.1 矿区地质 |
| 3.1.2 矿体特征 |
| 3.1.3 矿石特征 |
| 3.1.4 赋矿岩石地球化学特征 |
| 3.2 达布逊石墨矿 |
| 3.2.1 矿区地质 |
| 3.2.2 矿体特征 |
| 3.2.3 矿石特征 |
| 3.2.4 赋矿岩石地球化学特征 |
| 3.3 散得克石墨矿 |
| 3.3.1 矿区地质 |
| 3.3.2 矿体特征 |
| 3.3.3 矿石特征 |
| 3.3.4 赋矿岩石地球化学特征 |
| 3.4 吐尔库里石墨矿 |
| 3.4.1 矿区地质 |
| 3.4.2 矿体特征 |
| 3.4.3 矿石特征 |
| 3.4.4 赋矿岩石地球化学特征 |
| 3.5 黄羊山石墨矿 |
| 3.5.1 矿区地质 |
| 3.5.2 矿体特征 |
| 3.5.3 矿石特征 |
| 3.5.4 赋矿岩石地球化学特征 |
| 3.6 小结 |
| 第四章 典型石墨矿床年代学 |
| 4.1 样品采集与测试方法 |
| 4.1.1 样品采集 |
| 4.1.2 测试方法 |
| 4.2 孔可热石墨矿年代学 |
| 4.3 达布逊石墨矿年代学 |
| 4.4 散得克石墨矿年代学 |
| 4.5 吐尔库里石墨矿年代学 |
| 4.6 黄羊山石墨矿年代学 |
| 4.7 小结 |
| 第五章 石墨矿床成因及成矿模式 |
| 5.1 成矿物质来源 |
| 5.1.1 主要碳库及其同位素特征 |
| 5.1.2 石墨矿床碳同位素特征 |
| 5.2 石墨结晶度 |
| 5.2.1 X射线衍射分析 |
| 5.2.2 拉曼光谱分析 |
| 5.3 黄羊山石墨矿石可选性评价 |
| 5.3.1 样品采集与实验方法 |
| 5.3.2 实验结果及可选性评价 |
| 5.4 石墨矿床类型 |
| 5.4.1 矿化类型 |
| 5.4.2 矿床类型 |
| 5.5 成矿机制 |
| 5.5.1 构造岩浆热变质型石墨矿 |
| 5.5.2 岩浆气液蚀变型石墨矿 |
| 5.6 小结 |
| 第六章 石墨矿床成矿规律 |
| 6.1 控矿因素 |
| 6.2 成矿时代 |
| 6.3 分布规律 |
| 6.4 小结 |
| 主要认识和结论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 攻读博士学位期间取得的科研成果 |
| 作者简介 |
| 数据附表 |
（6）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 |
（7）长江中下游早白垩世岩浆岩元素地球化学和钙同位素研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 长江中下游 |
| 1.2 埃达克岩 |
| 1.3 A型花岗岩 |
| 1.4 选题依据及其意义 |
| 1.5 研究内容及工作量 |
| 1.5.1 研究内容 |
| 1.5.2 完成工作量 |
| 第2章 钙同位素 |
| 2.1 钙同位素地球化学 |
| 2.2 钙同位素研究发展历史 |
| 2.3 钙同位素研究现状 |
| 2.3.1 钙同位素分馏机理 |
| 2.3.2 硅酸岩地球的Ca同位素组成 |
| 2.3.3 其他端元储库的Ca同位素组成 |
| 2.3.4 岩浆过程中的Ca同位素分馏作用 |
| 2.3.5 钙同位素示踪深部碳循环 |
| 第3章 区域地质背景和样品处理与实验分析 |
| 3.1 区域地质背景 |
| 3.1.1 前寒武纪构造演化 |
| 3.1.2 早中生代三叠纪构造演化 |
| 3.1.3 晚中生代构造演化 |
| 3.2 样品采集 |
| 3.3 样品制备 |
| 3.4 全岩主微量元素分析 |
| 3.5 锆石U-Pb年代学和锆石微量元素分析 |
| 3.6 钙同位素分析 |
| 3.6.1 实验室准备工作 |
| 3.6.2 样品溶解 |
| 3.6.3 化学分离 |
| 3.6.4 质谱测定 |
| 3.6.5 数据处理 |
| 第4章 长江中下游地区埃达克岩的元素地球化学研究 |
| 4.1 样品 |
| 4.2 结果 |
| 4.3 讨论 |
| 4.3.1 管店岩体的成因 |
| 4.3.2 斑岩矿化、板片熔融和氧逸度 |
| 4.4 小结 |
| 第5章 上地壳的Ca同位素组成和~(40)K衰变校正 |
| 5.1 上地壳的Ca同位素组成 |
| 5.2 K-Ca同位素体系 |
| 5.3 常用的~(40)K衰变校正方法 |
| 5.4 基于迭代计算的~(40)K衰变校正 |
| 5.5 小结 |
| 第6章 长江中下游地区A型花岗岩的Ca同位素研究 |
| 6.1 样品 |
| 6.2 结果 |
| 6.3 讨论 |
| 6.3.1 长江中下游地区A型花岗岩的岩浆源区 |
| 6.3.2 长江中下游地区A型花岗岩中的Ca同位素变化 |
| 6.3.3 长江中下游地区A型花岗岩的动力学机制 |
| 6.4 小结 |
| 第7章 结论与展望 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 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 |
（8）贵州西南部架底和大麦地玄武岩中金矿床成矿过程研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题依据及意义 |
| 1.2 项目依托 |
| 1.3 研究现状及拟解决的关键问题 |
| 1.3.1 国内外研究进展 |
| 1.3.2 拟解决的关键问题 |
| 1.4 研究内容、研究目标及研究方案 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 研究目标 |
| 1.4.3 研究方案 |
| 1.5 主要创新点 |
| 1.6 完成的主要工作量 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造位置 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.3 区域构造 |
| 2.4 区域岩浆活动 |
| 2.5 区域地球物理特征 |
| 2.6 区域地球化学特征 |
| 2.7 区域矿产 |
| 第三章 矿床地质特征 |
| 3.1 架底金矿 |
| 3.1.1 地层 |
| 3.1.2 构造 |
| 3.1.3 矿体特征 |
| 3.2 大麦地金矿 |
| 3.2.1 地层 |
| 3.2.2 构造 |
| 3.2.3 矿体特征 |
| 第四章 热液蚀变及矿物生成顺序 |
| 4.1 成矿前期矿物 |
| 4.2 成矿期矿物和热液蚀变 |
| 4.3 氧化期矿物 |
| 4.4 小结 |
| 第五章 元素地球化学 |
| 5.1 主量元素 |
| 5.2 微量元素 |
| 5.3 稀土元素 |
| 5.4 元素Spearman相关系数分析 |
| 5.5 矿化过程中元素的带入带出 |
| 5.6 小结 |
| 第六章 载金矿物特征及金的赋存状态 |
| 6.1 含砷黄铁矿 |
| 6.2 毒砂 |
| 6.3 金物相分析 |
| 6.4 金的赋存状态 |
| 6.5 元素沉淀机制 |
| 6.6 小结 |
| 第七章 同位素地球化学 |
| 7.1 氢、氧同位素 |
| 7.2 碳、氧同位素 |
| 7.2.1 碳同位素 |
| 7.2.2 氧同位素 |
| 7.3 硫同位素 |
| 7.4 铅同位素 |
| 7.5 汞同位素 |
| 7.6 小结 |
| 第八章 流体包裹体 |
| 8.1 流体包裹体类型及岩相学特征 |
| 8.1.1 水溶液流体包裹体 |
| 8.1.2 CO_2-H_2O气液两相和三相流体包裹体 |
| 8.1.3 CH_4-H_2O气液两相流体包裹体 |
| 8.2 流体包裹体显微测温 |
| 8.3 流体包裹体成分 |
| 8.4 小结 |
| 第九章 成矿过程 |
| 9.1 与黔西南沉积岩容矿卡林型金矿对比 |
| 9.2 成矿物质和流体来源 |
| 9.3 成矿过程与成矿模式 |
| 第十章 找矿标志与找矿远景 |
| 10.1 找矿标志 |
| 10.2 找矿远景 |
| 第十一章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 附录一 攻读博士期间发表的论文 |
| 附录二 攻读博士期间获得的奖励和表彰 |
| 附录三 攻读博士期间主持和参加的科研项目 |
| 附表1 全岩主-微量元素分析结果及各分析元素检测限 |
| 附表2 全岩主-微量元素Spearman相关系数 |
| 附表3 EPMA标样及EPMA和 LA-ICP-MS检测限 |
| 附表4 黄铁矿和毒砂EPMA分析结果(ppm) |
| 附表5 黄铁矿和毒砂LA-ICP-MS分析结果(ppm) |
（9）中国岩矿分析测试研究进展与展望（2011—2020）（论文提纲范文）
| 0 引言 |
| 1 主量元素分析 |
| 1.1 X射线荧光光谱分析 |
| 1.2 电感耦合等离子光谱分析 |
| 1.3 其他仪器方法 |
| 2 微量元素分析 |
| 2.1 全岩样品溶液ICP-MS/ICP-AES分析 |
| 2.2 矿物样品电子探针分析 |
| 2.3 矿物及流体包裹体LA-ICP-MS原位微量元素分析 |
| 2.4 传统的样品制备和前处理方法与LA-ICP-MS的结合 |
| 2.5 矿物微区面扫描技术 |
| 3 放射成因同位素分析 |
| 3.1 U-Th-Pb同位素 |
| 3.2 Rb-Sr同位素 |
| 3.3 Sm-Nd同位素 |
| 3.4 Lu-Hf同位素 |
| 3.5 Re-Os同位素 |
| 4 非传统稳定同位素分析 |
| 4.1 分析方法 |
| 4.1.1 质谱仪稳定性 |
| 4.1.2 化学提纯流程 |
| 4.1.3 质谱测量 |
| 4.2 近期我国非传统稳定同位素分析方法进展 |
| 5 地质样品前处理技术 |
| 6 岩矿标准物质研制和定值 |
| 6.1 微区原位同位素分析标准物质研发 |
| 6.2 岩石地球化学标准物质的同位素组成定值 |
| 7 岩矿分析仪器及关键部件研发 |
| 7.1 光谱仪器 |
| 7.1.1 原子吸收光谱(AAS)仪器 |
| 7.1.2 原子发射光谱仪器 |
| 7.1.3 原子荧光仪器 |
| 7.2 质谱仪器 |
| 7.2.1 电感耦合等离子质谱仪器 |
| 7.2.2 二次离子质谱(SIMS)仪器 |
| 8 展望 |
（10）腾冲地体区域和矿区岩浆岩研究与锡成矿有利条件分析（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.3 研究内容及技术路线 |
| 1.4 工作量统计 |
| 第二章 区域地质 |
| 2.1 地质概况 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.3 区域岩浆岩 |
| 2.4 论文采集区域岩浆岩岩石学特征 |
| 第三章 矿区地质 |
| 3.1 腾冲地体锡矿床概述 |
| 3.2 小龙河锡矿床 |
| 3.3 来利山、丝光坪锡矿床 |
| 第四章 测试方法 |
| 4.1 锆石U-Pb同位素年代学及稀土元素分析 |
| 4.2 锆石Lu-Hf同位素测试 |
| 第五章 岩石样品锆石年代学、微量元素与Hf同位素特征 |
| 5.1 锆石LA-ICP-MS U-Pb测年结果 |
| 5.2 锆石稀土元素特征 |
| 5.3 锆石Hf同位素特征 |
| 第六章 岩浆岩成因与锡成矿有利条件分析 |
| 6.1 成矿岩体岩石成因 |
| 6.2 锡成矿作用制约条件 |
| 6.3 锆石Hf同位素填图 |
| 6.4 锡成矿有利条件与找矿方向 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 个人简介 |
| 附表 |
四、矿物中的同位素比值（论文参考文献）
- [1]高压下文石中氦扩散的第一性原理计算[D]. 王玲灵. 中国地震局地震预测研究所, 2021(01)
- [2]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)
- [3]富铜矿物中铜同位素飞秒激光微区原位分析方法研究[D]. 吕楠. 西北大学, 2021
- [4]花岗岩化学风化过程中的铷同位素地球化学研究[D]. 张卓盈. 中国科学院大学(中国科学院广州地球化学研究所), 2021(01)
- [5]新疆东准噶尔地区石墨矿成因及成矿规律[D]. 白建科. 西北大学, 2021(12)
- [6]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
- [7]长江中下游早白垩世岩浆岩元素地球化学和钙同位素研究[D]. 罗泽彬. 中国科学院大学(中国科学院广州地球化学研究所), 2021(01)
- [8]贵州西南部架底和大麦地玄武岩中金矿床成矿过程研究[D]. 李俊海. 贵州大学, 2021
- [9]中国岩矿分析测试研究进展与展望（2011—2020）[J]. 刘勇胜,屈文俊,漆亮,袁洪林,黄方,杨岳衡,胡兆初,朱振利,张文. 矿物岩石地球化学通报, 2021(03)
- [10]腾冲地体区域和矿区岩浆岩研究与锡成矿有利条件分析[D]. 方开永. 中国地质大学(北京), 2020(04)