一、深海高温热水溶液（论文文献综述）
赵拓飞[1]（2021）在《青海东昆仑西段卡尔却卡-阿克楚克赛地区镍、铜成矿作用研究》文中研究表明青海省卡尔却卡-阿克楚克赛地区位于青海与新疆交界处,大地构造位置属柴达木地块南缘,东昆仑造山带西段。研究区经历了始太古代-古元古代结晶基底的形成,中-新元古代板块汇聚、前原特提斯洋盆演化和玄武岩高原的拼贴,加里东期-海西早期原特提斯洋构造域和海西晚期-印支早期古特提斯洋构造域的演化,印支晚期-燕山早期陆内造山作用和燕山晚期-喜马拉雅期区域的隆升作用。同时漫长而复杂的构造演化过程导致区内发育多期多类型矿产资源,但近几年受客观条件所限,一些科学问题制约着找矿突破,如地质研究程度较低,部分基础地质信息模糊,区内构造演化存在争议,矿床类型和成矿作用有待深入研究。本文通过对区内各类岩体和典型矿床进行研究,完善基础地质信息,探讨成矿动力学模式,总结成矿规律,从而进一步总结区域成矿理论,辅助区内矿产勘探工作。通过对研究区内黑云二长片麻岩、石英闪长岩、花岗闪长岩和二长花岗斑岩的年代学和地球化学等研究认为:厘定阿克楚克赛地区“古元古界金水口群片麻岩”实为新元古代早期（～946Ma）片麻状黑云二长花岗岩,岩体具同碰撞S型花岗岩特征。对比发现区域上该时期岩浆活动广泛发育,认为东昆仑地区在中-新元古代发育强烈的构造-岩浆事件,其可能响应全球性Rodinia超大陆的聚合。厘定阿克楚克赛高Mg闪长岩成岩时代为加里东晚期（～426Ma）,岩石具赞岐岩类地球化学特征。加里东晚期受原特提斯洋演化的影响,万宝沟大洋玄武岩高原拼贴至北部柴达木地块南缘之上,深部洋壳板片继续俯冲发生断离,软流圈沿板片断离形成的板片窗上涌至地壳浅部形成镁铁质-超镁铁质侵入岩,上涌过程中与富Mg的断离板片熔融,形成本区高Mg闪长岩类。卡尔却卡花岗闪长岩形成于印支早期（～242Ma）。岩石为新生玄武质地壳和古老的硅铝质地壳物质混合形成,与俯冲带岩浆岩特征一致。表明印支早期与古特提斯洋俯冲有关的岩浆侵入活动强烈。阿克楚克赛二长花岗斑岩形成于印支晚期（～221Ma）。岩石为高分异I型花岗岩,岩浆主要来源于下地壳的部分熔融,并有幔源物质的加入,形成于强烈伸展的构造背景下。东昆仑地区古特提斯洋在海西晚期向北俯冲,中三叠世洋盆闭合,形成与俯冲有关的壳源岩浆。晚三叠世东昆仑地区进入后碰撞伸展阶段,岩石圈拆沉减薄导致大规模伸展作用发生,幔源岩浆上涌,直接侵位形成基性-超基性岩石。上侵过程中或与地壳物质混合形成壳幔混源岩浆,或加热地壳形成壳源岩浆。印支期岩浆活动最为强烈,是东昆仑地区最重要的岩浆-热液矿床成矿作用期。对研究区内四个典型矿床（点）进行研究,阿克楚克赛地区原被划分为泥盆纪闪长岩岩体实为辉石岩和辉长岩经自变质作用形成的杂岩体,形成时代包括加里东晚期和印支晚期。厘定含矿辉石岩锆石U-Pb年龄为416±3Ma,变质辉长岩锆石U-Pb年龄为424±3Ma。矿床类型为岩浆铜镍硫化物矿床,含矿岩浆起源于亏损地幔的部分熔融并受到俯冲组分的加入,同时侵位过程中奥陶-志留纪滩间山群大理岩地层为幔源岩浆的成矿作用提供了外源硫,Ca2+、Mg2+等离子的加入导致岩浆结晶温度降低,使岩浆中硫化物发生过饱和,从岩浆中熔离成矿。区内新发现一期晚三叠世（～220Ma）辉长岩岩体,岩体形成于造山后岩石圈拆沉减薄,幔源物质底侵的构造背景下。岩浆源区为富集岩石圈地幔,岩浆结晶分异程度差,岩相单一,硫化物熔离程度低,蚀变和矿化弱。综上,青海东昆仑西段加里东晚期铜镍硫化物矿床找矿潜力巨大,印支晚期找矿潜力一般。通过野外调研,在阿克楚克赛地区新发现一处铅、锌矿化点。早三叠世花岗斑岩（～244Ma）发生强蚀变,钻孔浅部可见青磐岩化带,西侧钻孔深部出现泥化带,并发育浸染状黄铁矿、方铅矿、闪锌矿等。铅、锌品位低且连续性好,符合斑岩型矿床的面型蚀变和分带特征。限于矿化点发现时间晚,工作程度低,目前研究仍处于蚀变带外围。但该矿化点热液蚀变强烈,蚀变带规模大,剥蚀程度小,深部有进一步勘查的潜力。该矿化点的发现表明昆中带在总体抬升大的背景下其北部存在差异性的下降,具有斑岩型矿床的找矿潜力。卡尔却卡A区分南北两矿段,南矿段成矿与硅化关系密切,矿体严格受断裂构造控制,矿石发育团块状构造,铜矿石品位高且变化大。厘定含矿石英脉Ar-Ar等时线年龄为241±2Ma,代表成矿年龄。S-Pb同位素显示成矿物质具壳幔混合特点,H-O同位素显示成矿流体以岩浆水为主并存在大气水参与。流体包裹体发育富液相、含子矿物三相和含CO2包裹体,主成矿阶段均一温度为293℃～360℃,含矿物质主要以液相形式迁移,成矿早阶段流体发生了不混溶,流体不混溶和温度降低是矿质沉淀的主导因素。综合研究认为卡尔却卡A区南矿段为受断裂构造控制的中-高温热液脉型铜矿床,而非前人认为的斑岩型矿床。北矿段矿体产于隐爆角砾岩体内,矿化厚度小,平面延长远大于垂向延伸,角砾无磨圆且未发生较大位移,隐爆作用仅发生于岩体表壳,与典型的隐爆角砾岩筒矿床不同,本文将其定为产于岩体顶部的隐爆角砾岩壳矿床。S同位素显示成矿流体主要来自岩浆;H-O同位素显示成矿流体为大气降水与岩浆水混合。流体富CO2和N2,说明可能有幔源流体参与成矿。断裂构造不发育并且未形成热液向上运移通道导致岩浆难以达到二次沸腾的条件发生持续隐爆作用。因此矿床主要为岩体顶部和裂隙中汇聚的有限气水热液发生小规模隐爆作用形成,虽能构成矿化但不具备形成大矿的潜力。卡尔却卡B区为典型的矽卡岩型铜钼矿床,围岩为滩间山群大理岩,矿床形成于花岗闪长岩与地层接触带形成的矽卡岩内。与成矿有关的花岗闪长岩年龄（～242Ma）与辉钼矿矿石Re-Os同位素年龄（～242Ma）一致,代表成矿时代为早三叠世。早期石英-硫化物阶段流体主要形成富液相和纯气相包裹体,表现为高温（253℃～390℃）中低盐度（4.0～16.1%Na Cl eq.）特征,H-O同位素显示成矿流体主体以岩浆水为主,大气水混入对成矿的影响有限。因此温度降低是矿质沉淀的主要原因。S-Pb同位素和Re含量显示成矿物质具有壳幔混合的特点。综合研究认为,花岗闪长岩侵入滩间山群地层中发生接触交代作用产生矽卡岩,岩体演化形成的含矿热液以及不断萃取地层中有用组分共同组成成矿流体,受大气降水或其他浅部地体水的混合冷却,矿质进一步在构造薄弱部位沉淀和富集,形成本区具有规模的矽卡岩型铜钼矿床。青海东昆仑西段主要有三期成矿:加里东晚期、印支早期和印支晚期。加里东晚期主要形成与板片断离有关的岩浆铜镍硫化物矿床,幔源岩浆主要来源于亏损地幔;印支早期受古特提斯洋北向俯冲的影响,主要形成与俯冲背景有关的矽卡岩型-中高温热液脉型铜钼矿床,铜主要来源于幔源岩浆;印支晚期进入后碰撞伸展环境,岩石圈拆沉,幔源岩浆底侵,导致从基性到酸性岩石均发育,主要形成与伸展背景有关的斑岩型-矽卡岩型铜、铁、铅、锌等金属矿床。青海东昆仑地区整体西段抬升剥蚀大于东段,而西段以昆中带剥蚀程度最大,以黑山-那陵格勒河断裂为界,昆中带内北部抬升剥蚀弱于南部,南部浅成矿床几乎剥蚀殆尽,找矿方向以岩浆矿床和中深成高温热液脉型矿床为主。北部抬升及剥蚀较弱,印支期斑岩型、矽卡岩型及中低温热液脉型矿床成矿和保存条件良好,但该时期岩浆铜镍硫化物矿床找矿潜力有限,应主攻斑岩型、矽卡岩型及中低温热液脉型矿床。
王云[2]（2021）在《滇东南地热流体地球化学特征研究》文中研究表明滇东南地区受多期岩浆活动和深大断裂的影响,地热活动强烈,温泉数量多,是观测深部流体活动的最佳“窗口”。地表观测的流体同位素地球化学特征可以揭示地壳深部岩浆流体活动,对了解岩石圈物质演化和开展地震观测有着十分重要的意义。本文根据滇东南温泉地热流体（水和逸出气）地球化学特征,分析了地热流体中离子来源及成因、深部热储温度、气体成因、幔源流体释放强度及稳定碳同位素平衡分馏温度等,探讨地热异常与地震活动关系、屏边火山活动性、深源流体和地幔热流在地震孕育过程中的作用机制等,其结果对遴选一批具有深部动力学意义的观测对象和特征观测量具有重要的科学及实践意义。滇东南地热水化学特征显示,温泉水主要来自于大气降水的补给,水化学主、微量离子主要来自地表水循环过程对地层岩石的溶滤。地层岩性和断层构造特征对水化学特征有明显的控制作用,红河断裂带温泉中的SO42-、F-、Cl-等离子有深部来源特征。微量元素含量及分布特征与地层性质和沉积矿物有关。以地热储温度表示的浅层地热场分布特征显示,滇东南地热异常区地震活动强度弱、发震频度低,且地震往往发生在地热梯度带上。造成这现象的主要原因是地热来源主要为壳内生热元素(238U、232Th和40K)衰变产生的热量,热源较为稳定,产生的热应变或热应力与区域应力场趋于均衡状态。而滇东南楔形构造区内地震活动强烈,推测是红河断裂带与小江断裂带交汇区深部有刚性岩体阻挡了川滇块体继续向南或南西向运动而造成。气体地球化学特征研究表明,滇东南温泉逸出气体主要为地壳和大气来源,来自于红河断裂带南段上的幔源氦释放强度最高仅为5%左右,表明该断裂是连通壳幔的深大断裂。稳定碳同位素显示CO2和CH4也主要来自于地壳灰岩和热成因,幔源特征不明显。结合区域深部结构及构造活动背景,认为断裂活动性较弱和放射性成因He的稀释是导致幔源流体释放强度低的主要因素。CO2和CH4气体间同位素分馏温度（表观同位素温度）显示,屏边火山区的这些含碳气体源区温度低于壳内物质的最低熔融温度,表明现今壳内不存在玄武质岩浆活动。结合幔源流体的释放强度及含碳气体源区温度可推断屏边火山活动性较弱,但来自深部的流体仍值得长期关注。对比青藏高原东南缘主要构造边界及新生代火山区幔源流体释放,屏边火山区处于较低水平,大地热流结构主要以地壳热流为主。通过对青藏高原东南缘地震活动（M≥6.0）分布特征研究,发现地震活动频繁的地区往往伴随着较强地幔热流,表明地幔流体及其热对流活动在地震的孕育及发生中起着非常重要的作用。根据在滇东南地区四期的地热流体观测,发现位于红河断裂带上的泉点中具有幔源特征的物质及含碳气体源区温度对区内的地震活动（M≥4.0）有前兆响应。因此,具有幔源特征的泉点可作为地震监测预报的观测对象,而具有幔源特征的离子、气体和反映深部热状态的温度可作为特征观测组分或观测量。
李琼[3]（2021）在《负浮力射流流动行为及其在热分层水箱中的掺混特性研究》文中提出负浮力射流是广泛存在于自然界和工程应用中的流体流动现象。在能源利用领域,夹套换热储热水箱作为太阳能阳台壁挂系统的主要部件,被广泛应用于中国北部地区,但其运行过程中,包含着目前尚未充分理解的负浮力射流流动和传热传质过程,成为制约其热性能提升的重要问题。本文从负浮力射流的流动行为的基本特征出发,采用粒子图像测速（Particle Image Velocimetry,PIV）技术、直接数值模拟技术、实验手段相结合的方法研究了负浮力射流在均匀和分层环境流体中的运动规律,以及其对热分层水箱中热水稀释和温跃层的影响,揭示了负浮力射流流动行为规律和卷吸特性,具体研究内容与结果如下:1.分析了基于卷吸特性的负浮力射流模型,阐明了分层储热水箱中热量与能量传递的瞬态发展的三种机制,讨论了温度分层储热水箱中的卷吸特征。2.采用PIV实验手段,对均匀环境流体中负浮力射流的流动行为进行了测试与分析。实验中,控制参数弗劳德数Fr和雷诺数Re处于0.5≤Fr≤10,50≤Re≤820的范围,结果表明:（1）轴向雷诺应力是产生卷吸和掺混的主要机制;卷吸率α随着Fr的增加而增加;随着垂向高度增加,卷吸率α逐渐增大,进一步表明卷吸程度的加强;当Re足够大时,射流流动中的非对称程度和无规则湍流强度增加。（2）剪切应力、旋涡动力学特征、速度场等对卷吸现象均有直接的联系和影响,通过分析它们的时空演变和量化分布,可以从多个不同的角度探究卷吸现象的内在规律和程度强弱。（3）通过基于时间序列的本征正交分解POD的方法,对圆形负浮力射流入射截面速度场、涡量场、剪切力进行了分析,讨论了射流初始阶段、稳定发展阶段能量分布特征,及不同大尺度涡结构对卷吸的影响和变化规律。3.采用PIV实验手段,对线形分层环境流体中的负浮力射流的流动行为进行了测试与分析。实验中,控制参数在1≤Fr≤14,62≤Re≤579,0.001≤Sp≤0.005的范围内,分析了负浮力射流在线性分层环境流体中的瞬时流动行为特征,并和在均匀环境流体中的特征进行了比较。结果表明:（1）改进的“双缸法”能够很好的实现环境流体密度的线性分层。（2）和在均匀环境流体中的负浮力射流流动行为相比,线形分层（分层度为Sp）起到抑制和减弱的作用,使得射流的最大高度和整体宽度都大大减少,极大地改变了负浮力射流流动的卷吸和掺混特征。（3）当分层度较弱、射流与环境流体的起始密度相差较小、而入射的射流又较强时,分层环境流体中的负浮力射流会表现出中性浮力流动特征。4.利用直接数值模拟和实验测试的方法,研究了容量为100L的家用阳台壁挂式夹套换热太阳能储热水箱在三种不同运行模式（蓄热模式、排水模式、同时蓄热/排水模式）时,水箱中负浮力射流的瞬时流动行为及其对热分层特征的影响效果。通过对207≦Rei≦1090的工况进行分析,结果表明:（1）在三种模式下,由于入口负浮力射流影响,水箱内都会形成低温区、温跃层和高温区。温跃层内的温度为线性分布,且平均温度梯度不受Rei数的影响;温跃层厚度Z*th随时间、排水量的影响而发生变化。（2）排水模式时,当t*≧0.4时段,Rei<1090的工况均表现出负浮力射流的流动特特征,其在密度分层界面的运动行为与PIV实验观察结果一致。局部Rie更能直观评估水箱内部分层性能,冷水负浮力射流在热分层水层中的卷吸和混合现象的程度随Rei数的增大而增强。进入水箱的负浮力射流最大上升高度受温跃层位置和厚度的影响,其掺混主要位于温跃层下部与射流冠顶区域。（3）同时蓄热/排水模式时,在无量纲时间0.4≦t*≦0.8阶段,温跃层厚度Z*th一直保持在稳定的状态,可延长热水使用时间。理查森Ri数一直低于排水模式,体现了浮力作用下的掺混增强,可优化水箱结构参数,提升放热水平。（4）在直通式入水导流管上以孔小、量多的方式进行开孔,将垂直负浮力射流变为多个横流,实现散流器功能,能减少水箱掺混,较大程度提升热水输出率,取出更多热水。
李谦颖[4]（2021）在《广东信宜金砂玉矿物学特征研究》文中研究指明论文以原生金砂玉为对象进行研究,通过显微观察并运用X射线粉晶衍射分析、光谱分析及电子探针等实验方法详细分析了信宜金砂玉的宝石矿物学特点,初步探讨了信宜金砂玉的形成原因。信宜金砂玉以白色、红色、黄色为主,但颜色分布不均匀,常见两种或两种以上颜色。玉石的透明度不佳,大多数具有玻璃光泽,油脂光泽只在少数玉石的部分区域出现;砂金效应明显。折射率1.52至1.54,相对密度变化范围较大,其最小值为2.62,最大值为2.65。信宜金砂玉中无特殊离子吸收光谱、无发光现象。信宜金砂玉主要为块状构造,具多种变晶结构。信宜金砂玉主要由微晶质石英、隐晶质石英组成,大部分石英颗粒呈他形粒状,且粒度变化比较大,较小的石英颗粒的粒度只有30μm,较大的石英颗粒的粒度可达200μm。次要矿物包括绢云母、赤铁矿和金红石等。其中,绢云母呈鳞片状比较均匀的分布在玉石中,有时排列成条带状。赤铁矿在玉石中呈不规则团块状、点状或浸染状分布。金红石极少,零星分散在玉石中。信宜金砂玉的主要矿物石英的化学成分中SiO2的含量为96.63%～98.70%,次要矿物绢云母的主要化学成分为SiO2（44.76%～46.25%）、Al2O3（33.35%～37.06%）和K2O（10.00%～10.53%）,铁的氧化物中FeO的含量为88.95%～93.21%。玉石的颜色与次要矿物的组成及其分布特征有关。玉石中赤铁矿以不规则团块状、点状、浸染状三种不同的形式存在;绢云母以鳞片状的形式存在。无论是何种颜色的信宜金砂玉,玉石中都不同程度的含有绢云母,而且绢云母的含量越大、分布越均匀,玉石的砂金效应越明显。玉石的矿物组成和信宜地区的地质构造运动是金砂玉形成的重要原因。信宜金砂玉的矿物组成和在该区域的脆性断裂控矿构造运动和韧性断裂控构造运动的作用是形成信宜金砂玉的必不可少的因素。其成矿原岩形成于半深海含石英砂为主的碎屑岩为热液沉积形成的硅质岩,由于地质作用的不断进行和地壳的运移,含矿热液将不断运移和沉积。与此同时,不同阶段的成矿作用可能会随着次级构造活动的变化、含矿热液的运移而发生。从而使底部的成矿物质进入到硅质岩中,且在此时硅质岩在岩浆热液的作用下重结晶形成石英岩。石英岩在后期构造活动中经过细晶化（玉化）形成金砂玉。
潘栋彬[5]（2021）在《海洋天然气水合物射流破碎与注CO2/N2置换联合开采研究》文中认为天然气水合物作为国际公认的新型清洁能源,分布广泛且储量巨大,极具商业开发前景,可望成为我国重要的接替能源,保障我国能源安全与经济可持续发展。天然气水合物主要赋存于海洋泥质沉积物中并且水合物储层具有非成岩、弱胶结与渗透性差的特点。基于相平衡“破坏”原理的降压、热激与注化学试剂的水合物开采方法面临工程地质灾害与环境问题的潜在风险。水射流冲蚀、破碎水合物储层后进行管式输送为核心工艺的固体开采法（水射流开采）及基于分子交换原理的CO2置换法能够较好地避免这些问题,保持地层稳定性,并且后者能够实现CO2地质封存。此外,我国南海神狐海域与美国阿拉斯加冻土区的水合物试采工程也分别证实了这两种开采方法的可行性。从安全、环保的方面来看,水射流开采与CO2置换是适合我国海洋水合物的有效开发方式。然而,水射流冲蚀、破碎水合物储层研究处于初步阶段,并且后续如何对储层采空区进行良好地利用与处置尚未形成统一有效的认识。对于置换开采,水合物储层渗透性差的特点会极大地抑制置换介质的扩散,有限的接触面积会降低开采效率,并且现有研究聚焦于纯水合物与砂质沉积物中水合物,泥质沉积物中置换开采水合物机理有待揭示。基于此,考虑两种开采方法的互补效应,本文提出水射流冲蚀、破碎水合物储层形成采空区后注入纯CO2流体或CO2/N2进行置换的联合开采方法;围绕水射流开采与置换开采,开展了水射流冲蚀、破碎含水合物沉积物及CO2/N2置换开采水合物的相关研究。本文首先探讨了水射流与含水合物沉积物耦合机制,通过计算水射流作用下含水合物沉积物表面压力,分析了低压与高压水射流冲击下含水合物沉积物破坏机制,理论研究结果表明:低压水射流冲击含水合物沉积物过程以射流流体与其内部孔隙流体的耦合为主,此类耦合作用是损伤、破坏形成的主要原因;低压水射流能够对低水合物饱和度沉积物产生冲刷破坏与渗透破坏,其中渗透破坏为主要形式,但无法对高水合物饱和度沉积物形成有效破坏。高压水射流与含水合物沉积物作用以射流流体与两相交界面的耦合为主;相较于冲刷破坏,应力波传播对含水合物沉积物造成的损伤与破坏占据主导地位。采用ALE算法,基于Ansys/LS-DYNA分析软件,开展了低压水射流冲蚀含水合物沉积物的数值模拟研究。以冲蚀深度与冲蚀体积为评价指标对射流速度、靶距与喷嘴直径进行了敏感性分析,结果表明:冲蚀深度对射流速度与靶距更敏感,而冲蚀体积对射流速度与喷嘴直径更敏感。单因素分析结果表明:由于海洋含水合物沉积物具有胶结强度低、易破碎的特点,其冲蚀效率随射流速度的增大而增大,3 mm内的靶距能够获得相对较高的冲蚀效率。1.8 mm的喷嘴直径能够获得最大的冲蚀深度,并且冲蚀效率随喷嘴直径的增大而提升,喷嘴直径小于1.2mm时以垂向冲蚀为主,大于1.2 mm时径向冲蚀占据主导。射流角度（射流方向与含水合物沉积物顶面法线方向的夹角）增大能够提高径向冲蚀效果,10°以内的射流角度能够取得较大的冲蚀体积。自主研制了高压低温水射流破碎试验系统。该系统由5个子系统组成,可实现多种材料的高压水射流破碎,水射流压力可达200 MPa,能够实时观测破碎过程。进行了高压水射流破碎含不同水合物饱和度沉积物试验,对比分析了不同水合物饱和度沉积物的破碎效果参数,研究了高压水射流作用下含水合物沉积物的破坏机制,结果表明:高压水射流冲击会造成含水合物沉积物的体积破碎,宏观表现为中心破碎坑、顶面环形破坏区与侧面裂纹,内部破坏表现为环向裂纹、径向裂纹与锥形裂纹。随着水射流压力的提高,顶面损伤破坏面积与侧面裂纹数量先增大后减小,裂纹平均倾斜角度线性递减,裂纹平均长度逐渐增大。高压水射流冲击后在含水合物沉积物顶面形成的巨大作用压力会以应力波的形式在其中传播。瑞利波在顶面传播形成的拉伸应力会导致不规则环形破坏面的产生;纵波与横波在内部传播形成的剪切应力、拉伸应力是环向裂纹、径向裂纹与锥形裂纹产生的根由;应力波、反射波之间的干涉能够强化破坏作用,内部裂纹连通、扩展到边界面后便形成了含水合物沉积物的宏观侧面裂纹。考虑我国南海神狐海域水合物赋存特征,试验研究了不同体系泥质沉积物中CO2/N2置换开采CH4水合物动力学特性,研究结果表明:（1）对于含不同黏土矿物体系:沉积物中高岭石或伊利石对CH4置换率的影响不大,然而,对于含蒙脱石体系,由于矿物颗粒强烈吸水膨胀,其对CH4的产出具有明显的抑制作用,CH4置换率较低,并且蒙脱石颗粒层间CO2/N2与CH4水合物的分子交换受到热力学阻碍以及CO2/N2的运移受限也可能是造成CH4置换率较低的原因。沉积物中蒙脱石会显着降低多孔介质中的自由水含量,显着减少CO2/N2混合水合物的生成量,导致含蒙脱石体系中压力几乎不变且CO2封存率显着低于含高岭石、伊利石体系。（2）对于不同黏土含量体系:蒙脱石含量的增大对CH4产出和CO2封存不利,但提高体系中的CO2/N2注入量会增大置换驱动力,因此提高CH4置换率。（3）对于含不同水合物饱和度体系:水合物饱和度的增大会降低CH4置换率,但能够提高纯石英砂、砂岩体系中的CH4置换率。CO2/N2在体系中的扩散是影响CH4产出随水合物饱和度大小发生变化的主要因素,较小的水合物饱和度会显着降低置换介质的扩散阻碍。此外,水合物饱和度变化对CO2封存的影响不大,当水合物饱和度为5.17%～22.6%时,CO2封存率的变化区间为61%～66%。本文最后分析了海洋水合物储层在水射流冲蚀、破碎形成采空区后注入纯CO2或CO2/N2进行置换开采的工程可行性及优势,开展了含采空区储层与完整储层的CO2/N2置换开采CH4水合物对比试验研究,结果表明:该联合开采方法具备工程可行性。对于低水合物饱和度纯砂体系,含采空区储层能够促进CH4产出,提高CH4置换率,但CO2封存率低于完整储层。对于含黏土体系与高水合物饱和度纯砂体系,储层中采空区的存在有利于前期CO2/N2的扩散,同时,在相对更高的CO2/N2-CH4水合物摩尔比率协同作用下,含采空区储层中CH4产出速率与CH4置换率显着高于完整储层;由于CO2/N2与CH4水合物的置换反应对碳封存起到了主导作用,含采空区储层中CO2封存率会高于完整储层。本文提出的联合开采方法可为我国海洋水合物安全、环保与高效开采提供新思路,同时,获得的研究结果可为海洋水合物储层的水射流冲蚀、破碎及CO2/N2置换开采提供理论与技术支撑。
尤继元,柳益群,李义军,周鼎武,李哲萱,杨奕曜[6]（2021）在《热液衍生石油及其有机质研究》文中进行了进一步梳理石油与天然气的成因长期存在有机成因和无机成因的争议。近年来,全球不同大洋洋底热液衍生石油的发现,为更进一步探索油气成因提供了新的思考。在回顾有机生油假说和无机生油假说基本理论和二者争论的基础上,重点介绍了热液衍生石油及其有机质的特点和研究进展。然后结合三塘湖盆地、鄂尔多斯盆地烃源岩中热液喷流沉积的研究取得了以下重要认识:（1）热液衍生石油的有机质来源于陆源高等植物和洋底低等生物,该生物是围绕热液喷口生活的嗜热、嗜毒、耐高温生物;（2）热液衍生石油不需要埋藏来持续提供热量,海底热液活动为其提供了物质和热量;（3）在有机质与深源热物质流体发生物理化学作用的过程中,有机质"瞬时"（时间很短）热解成油,部分转化为类似于石油的产品。热液衍生石油及其有机质的研究不仅能进一步深化人们对油气成因的认识,而且对非常规石油的勘探开发具有重要意义。
廖子聪[7]（2020）在《热活化过硫酸盐-磷酸铵镁沉淀法处理剩余污泥的研究》文中研究说明截至2018年,我国剩余污泥产量已接近6000万吨,并以每年10～15%的速度增长。剩余污泥含有大量有害物质,也含有氮磷等可回收资源。剩余污泥的处理处置已成为一个迫切的环境问题。本研究提出了将热活化过硫酸盐破解调理剩余污泥技术与磷酸铵镁沉淀法结合的一种新剩余污泥处理技术,以实现剩余污泥的减量化资源化。通过影响因素实验确定了热活化过硫酸盐破解调理剩余污泥过程与磷酸铵镁沉淀过程的适宜条件,通过三维荧光光谱、Zeta电位等分析途径阐明了热活化过硫酸盐改善剩余污泥脱水性能的机理,通过阳离子交换反应突破了热活化过硫酸盐调理破解过程与MAP反应的联用障碍,为该技术的实际应用提供理论基础,为污泥减量化资源化提供新思路。研究结论如下:（1）热活化过硫酸盐改善剩余污泥脱水性能的适宜反应条件为:反应温度80℃,过硫酸盐投加量2.0 mmol/g TS,反应初始p H 4～7,反应时间40 min。该条件下,剩余污泥CST从94.2 s下降至28.5 s。（2）热活化过硫酸盐改善剩余污泥脱水性能的机理为:过硫酸盐在高温下活化,产生硫酸根自由基（E0=2.5～3.1 V）,主要破坏污泥的LB-EPS和TB-EPS,且不会将大粒径颗粒破解成大量小粒径颗粒,改善了脱水性能。不断产生的副产物H+使污泥同步酸化,伴随有污泥热酸解反应。污泥热酸解反应使得多糖的水解成为可能,也加速了蛋白质的水解过程,进一步破坏了LB-EPS和TB-EPS;高温下的H+传质过程使得污泥颗粒表面的双电层结构被迅速均匀地压缩,Zeta电位上升至-5 m V以上,更利于凝聚,脱水性能进一步改善。（3）热活化过硫酸盐破解剩余污泥释放氮磷的适宜反应条件为:反应温度80℃,过硫酸盐投加量1.5 mmol/g TS,反应时间40min。该条件下,上清液总氮854.48 mg/L,氨氮287.22 mg/L,总磷177.71 mg/L且全部以PO43-的形式存在,COD 10754 mg/L,污泥破解程度21.95%。热活化过硫酸盐既能释放较多磷与有机物,又能释放并保留大量氨氮。（4）MAP反应的适宜条件为:反应初始p H 10,镁磷摩尔比1.4,反应时间10 min。该条件下,磷回收率和氨氮去除率分别达到95.06%和39.09%,产物纯度95.03%。
董翼昕[8]（2020）在《四川盆地中二叠统白云岩成因机理研究》文中研究说明世界上众多大型油气田都发现在构造—热液白云岩中,与构造活动、异常热事件有关的白云岩储层往往具有丰富的天然气资源。在四川盆地中二叠统栖霞—茅口组地层中发育大规模白云岩体,主要集中在川西北、川中和川西南三个地区,具有巨大的勘探潜力。由于峨眉山大火成岩省（ELIP）的作用,四川盆地中二叠统白云岩常被解释为热液白云岩（HTD）。然而白云岩类型多样,且对于各类白云岩形成期次、成岩流体、成因机理、空间分布规律等方面的认识仍存在较大争议。本论文综合利用四川盆地内的典型野外剖面和钻井的岩芯、录井、测井资料以及各类白云岩样品的地球化学测试数据,结合构造背景和沉积演化特征,通过分析和对比不同地区内不同类型白云岩的成因及形成过程,开展四川盆地中二叠统白云岩成因机理研究。通过宏观观察和薄片鉴定,综合多种白云岩分类方案,将四川盆地内中二叠统白云岩归纳总结为四种类型:三种基质白云岩（Md1、Md2和Md3）和白云石胶结物（Cd）。Md1白云岩为微—粉晶原始结构保存的白云岩,在四川盆地内丰度较低。Md2白云岩为细—中晶自形—半自形白云岩,常见雾心亮边特征,原始结构破坏,为丰度最高的类型。根据白云石化程度可进一步分为Md2-A斑状白云质灰岩和Md2-B结晶白云岩。Md3白云岩为中—粗晶它形白云岩,晶面较污浊,波状消光,盆地内丰度较高。Cd白云岩为它形—鞍形白云石胶结物,粗晶以上大小,晶面干净,以孔洞、裂缝充填物形式主要发育在川中和川西南地区。在川西北地区,白云岩呈厚层状分布在栖霞组台缘带内,综合分析认为该地区白云岩以热对流白云石化成因为主。岩石学特征和较为相似的地球化学特征(δ13C值、87Sr/86Sr比值、REE特征以及Mn、Sr含量)表明,Md1白云岩是在准同生期海水中形成的,而Md2、Md3和Cd白云岩是在浅埋期以二叠纪海水为主的成岩流体中形成的,两种白云石化流体都是非热液流体。由较低的δ18O值和较高的流体包裹体均一温度推断出Md2、Md3和Cd白云岩形成于较高温度,这表明ELIP事件为栖霞期碳酸盐岩台地内的白云石化提供了热量。位于台缘带地层中温暖的孔隙水与斜坡外的冷海水之间的温度差异,形成显着的流体势差,导致台地内与外部开阔深海水之间流体快速对流交换,促进了广泛的白云岩体的形成,因此Md2白云岩为侧向开放的热对流白云石化成因。当ELIP进入活跃期时,温度进一步提高,在局部地区形成更高温且更快速的热对流循环,形成以高温热对流白云石化为主的Md3白云岩和Cd白云石胶结物。在川中地区,白云岩主要发育在茅口组中部地层的开阔台地内,且集中在川中基底断裂带周围,综合分析认为该地区白云岩以热对流白云石化和构造—热液白云石化成因为主。与灰岩较为相似的地球化学特征(δ13C值、87Sr/86Sr比值、REE特征以及Mn、Sr含量)表明,Md2白云岩是在浅埋期以二叠纪海水为主的成岩流体中形成的,相对较低的δ18O值和较高的均一温度推断出Md2白云岩形成于较高温度;高87Sr/86Sr比值、Eu正异常、高Mn含量、低δ18O值以及很高的包裹体均一温度和盐度,说明Md3白云岩受构造—热液流体影响严重。Md2白云岩的高温特征表明,其形成亦受到ELIP热事件影响。强烈构造运动使得基底断裂带活化,在地热增温效应下,浅埋藏台地内温暖的孔隙水与顶部较冷海水通过渗透性断层带进行流体交换,顶部较冷海水源源不断吸入地层内,形成断层控制的顶部开放热对流白云岩Md2。ELIP活跃期,大量岩浆热液流体上涌,其热效应进一步促进热液与海水的混合流体热对流循环,在靠近断层处形成构造—热液改造白云岩Md3和Cd胶结物。在川西南地区,白云岩广泛分布在栖霞组和茅口组地层的局限台地内,综合岩石学和地球化学分析,Md1白云岩为准同生期略微蒸发海水的回流渗透白云石化作用形成的。Md2、Md3和Cd白云岩的岩石学和地球化学特征与川中地区相似,Md2白云岩的成岩流体为浅埋藏期被加热的二叠纪海水,Md3白云岩的成岩流体受高温热液严重影响。由于更高靠近ELIP内带,川西南地区遭受到更高程度的地热增温和热液作用。因此,在靠近西侧的台缘带内,Md2白云岩以侧向开放热对流成因为主,在局限台地内Md2白云岩为顶部开放热对流成因。Md3和Cd白云岩为断层控制的构造—热液改造白云岩。综合对比三个地区的白云岩特征及成因模式,Md1白云岩为准同生期回流渗透白云石化成因,Md2白云岩为热对流白云石化成因,Md3白云岩为较高温热对流和构造—热液改造白云石化综合成因。同时,综合对比各项地化指标,从川西南、川中到川西北地区,白云岩形成温度逐渐降低,热液信号逐渐减弱,且台地内部白云岩分布多受高渗透性滩相和基底断裂的综合控制,进一步证实了四川盆地中二叠统白云岩主要为ELIP热事件控制下的产物。此外,热对流白云石化作用应该广泛存在于与异常热事件有关的“构造—热液”白云石化体系内,热对流为白云石化流体大范围流动运移的主要动力,白云岩分布受控于热对流白云石化作用,但该类型白云岩常常因被后期热液特征所覆盖而难以识别。因此,通过本次研究建立与ELIP热事件有关的四川盆地中二叠统白云岩成因模式,希望能够为与异常热事件有关的白云岩的形成过程和分布预测提供有效的指导意见。
杨剑[9]（2020）在《盐湖碳酸盐硼同位素分析方法优化及其在东台吉乃尔盐湖剖面中的应用》文中进行了进一步梳理硼的分离提纯方法以及硼同位素分析测试技术是硼同位素应用研究的基石,硼同位素分析方法的优化能够促进硼同位素地球化学应用的快速发展。本论文是在前人的研究基础上进行的,主要进行了盐湖碳酸盐沉积物硼的提取、前处理过程中沉淀的消除、硼同位素测定中有机质影响的消除、以及pH值控制下人工无镁卤水无机碳酸盐沉积的硼同位素分馏特征和东台吉乃尔盐湖剖面中碳酸盐硼同位素特征的分析研究。主要研究结果如下:1.在前人的基础上,应用不同溶剂（不同浓度的HCl、HAc和EDTA-2Na）来提取沉积物碳酸盐组分中的硼。实验结果表明1 mol/L的HAc提取沉积物碳酸盐组分中的硼最为合适。相对其它溶剂而言,1 mol/L的HAc能效地溶解方解石、白云石等碳酸盐矿物,同时对粘土、石膏等矿物影响较小;在用Amberlite IRA 743树脂分离硼时,将溶液pH值调至弱碱性时所用到的亚沸NH3·H2O的量较少,从而引入的本底也较少。2.研究发现,向含硼样品中加入适量饱和EDTA-2Na溶液能与溶液中共存的金属离子结合形成稳定络合物,可以有效避免酸溶相样品在碱性条件下形成氢氧化物沉淀。用氨水的淋洗树脂床,质谱测定过程中增加电流,持续烧蚀样品,能有效抑制EDTA-2Na残留的影响。结果表明,硼同位素标准物质（NIST SRM951）中硼的回收率可以达到95%以上;硼同位素比值范围在4.05146±0.00006～4.05628±4.00003之间;测得的实际样品,包括三亚沉积物、大柴旦湖心沉积物及大柴旦湖心晶间卤水沉积物的硼同位素组成(δ11B值)分别为+17.64‰±0.70‰、-5.74‰±0.14‰及+1.8‰±0.01‰。3.本文采用离子交换和微升华技术联用方法除去硼同位素中EDTA-2Na对硼同位素测定的干扰。首先采用Amberlite IRA 743树脂分离纯化硼,再用微升华方法除去残留的EDTA-2Na,最后使用混合树脂除去残留的以H+和Cl-为主的其它杂质离子。结果表明,离子交换和微升华技术联用方法得到的硼同位素标准物质（NIST SRM 951）中硼的回收率达到95%以上,硼同位素比值范围在4.04984±0.00019～4.05124±0.00017之间,其硼同位素组成没有发生分馏。实际样品的δ11B值和三步离子交换法及多次沉淀法得到的值接近。该联用方法的前处理过程简单高效,为硼含量较低的样品进行硼同位素组成的准确分析提供了一种很好的选择。4.进行了不同pH值条件下人工无镁卤水碳酸盐沉积实验。实验结果表明,在没有Mg（OH）2生成的情况下,B含量随着母液pH值的增加而增加,说明pH值对碳酸盐B含量影响较大。一方面是较高的pH值增加了母液中B（OH）4-的含量,B（OH）4-与碳酸盐共沉淀造成碳酸盐中B含量的增加。另一方面,卤水中Ca2+含量很高,使得碳酸钙沉淀速率变快,从而增加了碳酸盐中硼的含量。沉积碳酸钙δ11B值的结果表明,随着母液pH值的增加,碳酸钙与母液间的分馏系数增大,说明碳酸钙相对富集11B,并且随着pH值的增大,碳酸盐与母液间硼同位素分馏程度降低。碳酸钙的δ11B值与计算的人工无镁卤水的δ11B4并不平行,在高pH值条件下时有轻微偏离,偏离程度约1.1‰～3.3‰,表明pH值越高B（OH）3更容易与碳酸钙结合,导致碳酸盐δ11B值偏离了计算的δ11B4。5.盐湖碳酸盐沉积的δ11B表明,随着蒸发作用的进行,大苏干湖的pH值降低,B含量增加,沉积碳酸盐的δ11B值也随之增加,说明沉积碳酸盐的δ11B值与盐湖演化过程中的盐度可以保持一致。当水体中B含量较低时,水中只有B（OH）3和B（OH）4-两种形态,B（OH）3/B（OH）4-比值受到pH、B含量、盐度等因素的影响。当水体中B含量较高（大于290 mg/L）时水体中的多聚硼酸根离子的量不容忽视。东台吉乃尔盐湖剖面碳酸盐δ11B值范围为-14.78‰～-0.21‰,平均值为-8.33‰。碳酸盐δ11B值与B含量、Mg/Ca比值等盐度指标变化趋势一致,存在一定的正相关关系,表明碳酸盐δ11B值可以在一定程度上作为盐度指标。碳酸盐δ11B值及其它盐度指标指示了东台盐湖两次成盐期间共经历了四次淡化-浓缩过程。
杨秀清,毛景文,张作衡,李厚民,李立兴,张旭升[10]（2020）在《条带状铁建造：特征、成因及其对地球环境的制约》文中认为条带状铁建造（BIF）是由硅质和铁质组成的化学沉积岩,通常具有典型的薄层或薄板状构造。BIF不仅记录了丰富的岩石圈、大气圈、水圈和生物圈状态及演化的信息,而且与其相关的铁矿也是世界上最重要的铁矿资源类型。虽然对BIF的研究已取得了丰富的成果,近年来若干新颖的观点和重要的发现对进一步深入研究BIF成因提供了重要思考途径和研究线索。文章总结了BIF类型、矿物学和地球化学特征,分析了BIF形成条件及大规模缺失机理,阐述了BIF的形成和大气圈两次重大氧化事件（古元古代大氧化事件,2.4～2.1 Ga,新元古代氧化事件,0.8～0.55 Ga?）之间的关系,认为BIF与海底岩浆-热液活动具有密切的成因联系。最后,提出BIF的沉积和消亡与重大地质事件密切相关,这些重大地质事件也相互作用,共同制约着大气海洋环境演化、地球生物学和地球动力学过程。关于BIF精细成矿时代、条带/条纹形成的机制、重大地质事件对BIF形成的制约和BIF微生物成因等方面仍存在较多问题。随着大数据、精细成矿年代学、模拟实验、非传统稳定同位素（Fe、Cr、U、Mo和Cu同位素等）新技术方法的进步,及对现代洋底热液系统的深入认识,将有助于揭开BIF成因的神秘面纱。
二、深海高温热水溶液（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、深海高温热水溶液（论文提纲范文）
（1）青海东昆仑西段卡尔却卡-阿克楚克赛地区镍、铜成矿作用研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| abstract |
| 第1章 前言 |
| 1.1 选题意义及依托项目 |
| 1.2 研究区位置及概况 |
| 1.3 研究现状及存在问题 |
| 1.3.1 青海东昆仑西段研究现状 |
| 1.3.2 卡尔却卡-阿克楚克赛地区研究现状 |
| 1.3.3 主要成矿类型研究现状 |
| 1.3.4 存在主要问题 |
| 1.4 研究思路与方法 |
| 1.4.1 研究思路 |
| 1.4.2 研究方法 |
| 1.4.3 分析测试方法 |
| 1.5 完成的主要实物工作量 |
| 1.6 取得主要认识 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造位置及构造分区 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.2.1 古-中元古界 |
| 2.2.2 新元古界 |
| 2.2.3 下古生界 |
| 2.2.4 上古生界 |
| 2.2.5 中生界 |
| 2.2.6 新生界 |
| 2.3 区域构造 |
| 2.3.1 昆南断裂 |
| 2.3.2 昆中断裂 |
| 2.3.3 昆北断裂 |
| 2.3.4 柴达木南缘断裂 |
| 2.3.5 阿尔金断裂 |
| 2.3.6 哇洪山-温泉断裂 |
| 2.3.7 黑山-那陵格勒河断裂 |
| 2.4 区域岩浆岩 |
| 2.4.1 前晋宁期 |
| 2.4.2 晋宁期 |
| 2.4.3 加里东期 |
| 2.4.4 海西-印支早期 |
| 2.4.5 印支期晚 |
| 2.5 区域矿产 |
| 第3章 东昆仑造山带构造演化研究 |
| 3.1 始太古代-古元古代古陆核的证据 |
| 3.2 中-新元古代岩浆-构造事件 |
| 3.2.1 柴达木南缘岩浆-构造事件——“金水口岩群”时代与构造属性 |
| 3.2.2 昆南岩浆-构造事件——万宝沟大洋玄武岩高原形成 |
| 3.3 加里东早期构造体系的形成 |
| 3.3.1 柴达木南缘沟-弧-盆体系(西太平洋型活动陆缘) |
| 3.3.2 万宝沟玄武岩高原沟-弧体系 |
| 3.4 加里东晚期-海西早期万宝沟玄武岩拼贴-洋壳板片断离 |
| 3.4.1 洋壳深俯冲-板片断离-软流圈上涌作用 |
| 3.4.2 万宝沟玄武岩的拼贴 |
| 3.5 海西晚期-印支早期安第斯型造山活动 |
| 3.6 印支晚期-燕山期岩石圈拆沉和底侵作用 |
| 3.7 燕山末期-喜马拉雅期区域隆升作用 |
| 第4章 典型矿床研究 |
| 4.1 阿克楚克赛岩浆铜镍硫化物矿床 |
| 4.1.1 矿区地质特征 |
| 4.1.2 矿床地质特征 |
| 4.1.3 成岩成矿时代与地球化学特征 |
| 4.1.4 同位素特征 |
| 4.1.5 岩浆源区与演化 |
| 4.1.6 成矿作用研究 |
| 4.2 阿克楚克赛斑岩型矿化(点) |
| 4.2.1 矿床地质特征 |
| 4.2.2 岩石年代学及与地球化学特征 |
| 4.2.3 成矿作用研究 |
| 4.3 卡尔却卡A区中高温热液脉-隐爆角砾岩壳型矿床 |
| 4.3.1 矿区地质特征 |
| 4.3.2 矿床地质特征 |
| 4.3.3 岩石年代学及地球化学研究 |
| 4.3.4 矿床地球化学特征 |
| 4.3.5 成矿年代学研究 |
| 4.3.6 成矿作用研究 |
| 4.4 卡尔却卡B区矽卡岩型矿床 |
| 4.4.1 矿区地质特征 |
| 4.4.2 矿床地质特征 |
| 4.4.3 侵入岩年代学及地球化学特征 |
| 4.4.4 矿床地球化学特征 |
| 4.4.5 成矿年代学研究 |
| 4.4.6 成矿作用研究 |
| 第5章 区域成矿规律 |
| 5.1 成矿地质条件 |
| 5.1.1 地层条件 |
| 5.1.2 构造条件 |
| 5.1.3 岩浆岩条件 |
| 5.2 矿床类型与空间分布 |
| 5.2.1 岩浆铜镍硫化物矿床 |
| 5.2.2 斑岩型矿床 |
| 5.2.3 矽卡岩型-中高温热液脉型矿床 |
| 5.3 成矿时代、构造背景与成矿模式 |
| 5.3.1 成矿时代划分 |
| 5.3.2 构造背景与动力学模型 |
| 5.4 矿床区域保存条件及矿床空间分布 |
| 5.4.1 昆中南带保存条件 |
| 5.4.2 昆中北带保存条件 |
| 5.5 找矿潜力及找矿方向 |
| 5.5.1 岩浆铜镍硫化物矿床 |
| 5.5.2 岩浆热液型铜铅锌多金属矿床 |
| 结论 |
| 参考文献 |
| 取得的科研成果 |
| 致谢 |
（2）滇东南地热流体地球化学特征研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 选题目的与研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 地热水化学分析及应用 |
| 1.2.2 地热气体同位素示踪 |
| 1.2.3 地热气体CO_2-CH_4同位素地质温标 |
| 1.2.4 地热流体时空演化与地震活动 |
| 1.2.5 滇东南地热流体研究现状 |
| 1.3 关键科学问题、研究内容及创新点 |
| 1.3.1 拟解决的科学问题 |
| 1.3.2 主要研究内容 |
| 1.3.3 本研究的创新之处 |
| 1.4 研究方法与技术路线 |
| 1.4.1 研究方法 |
| 1.4.2 技术路线 |
| 1.5 论文完成的工作量 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.2 区域构造活动 |
| 2.2.1 小江断裂带南段 |
| 2.2.2 红河断裂带南段 |
| 2.2.3 曲江-建水断裂带 |
| 2.3 区域岩浆活动 |
| 2.3.1 燕山期侵入岩 |
| 2.3.2 第四纪火山岩 |
| 2.4 区域水热活动 |
| 第三章 滇东南温泉水化学特征 |
| 3.1 温泉水样品采集和分析 |
| 3.1.1 样品采集与收集 |
| 3.1.2 样品分析与测试 |
| 3.2 温泉水化学特征 |
| 3.2.1 地下水的理化特征 |
| 3.2.2 水化学类型 |
| 3.2.3 水热成因初判 |
| 3.2.4 氢氧同位素分析 |
| 3.3 温泉微量元素特征 |
| 3.3.1 微量元素含量特征 |
| 3.3.2 微量元素聚类分析 |
| 3.3.3 微量元素地理分布特征 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 滇东南地热异常与地震活动 |
| 4.1 资料选取与平衡判别 |
| 4.1.1 温泉资料选取 |
| 4.1.2 水岩平衡判断 |
| 4.2 热储温度 |
| 4.2.1 经典地热温标 |
| 4.2.2 热储温度计算与选取 |
| 4.2.3 硅焓模型图解 |
| 4.2.4 温泉循环深度 |
| 4.3 地热场特征 |
| 4.3.1 地热场分布 |
| 4.3.2 地热异常成因 |
| 4.4 地热异常与地震活动 |
| 4.4.1 地热与地震活动特征 |
| 4.4.2 地球动力学模式分析 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 滇东南温泉气体地球化学 |
| 5.1 气体样品的采集与分析 |
| 5.1.1 温泉逸出气收集 |
| 5.1.2 样品分析测试 |
| 5.2 气体样品的化学组成 |
| 5.2.1 气体化学组成 |
| 5.2.2 N_2-He-Ar组分的源区判别 |
| 5.3 气体样品的He、Ne同位素 |
| 5.3.1 He、Ne同位素组成 |
| 5.3.2 He、Ne气体源区判别 |
| 5.3.3 幔源氦的释放特征 |
| 5.4 气体样品稳定碳同位素组成 |
| 5.4.1 CO_2和CH_4的同位素组成 |
| 5.4.2 CO_2和CH_4的成因分析 |
| 5.5 气体源区温度 |
| 5.6 本章小结 |
| 第六章 深源流体与地震活动 |
| 6.1 氦同位素组成与地热结构特征 |
| 6.1.1 青藏高原东南缘幔源氦地理分布 |
| 6.1.2 滇东南地区热流结构 |
| 6.1.3 热流结构对地震的影响 |
| 6.2 地热流体的时间演化 |
| 6.2.1 水化学特征随时间的演化 |
| 6.2.2 深源气体同位素随时间的演化 |
| 6.3 本章小结 |
| 第七章 总结与展望 |
| 7.1 主要结果与结论 |
| 7.2 存在的问题与展望 |
| 参考文献 |
| 作者简历与研究成果 |
| 致谢 |
（3）负浮力射流流动行为及其在热分层水箱中的掺混特性研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 符号说明 |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景及意义 |
| 1.1.1 负浮力射流 |
| 1.1.2 夹套换热式太阳能蓄热水箱 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 负浮力射流流动行为研究进展 |
| 1.2.2 太阳能蓄热水箱蓄热/放热特性研究进展 |
| 1.3 主要技术难题和发展趋势 |
| 1.3.1 负浮力射流流动行为 |
| 1.3.2 太阳能蓄热水箱蓄/放热特性 |
| 1.4 本文的研究内容和方法 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 研究方法 |
| 第2章 负浮力射流的理论与应用模型 |
| 2.1 负浮力射流流动行为的理论基础与参数 |
| 2.1.1 理论模型 |
| 2.1.2 主要控制参数 |
| 2.1.3 形态特征参数 |
| 2.2 太阳能蓄热水箱中的负浮力射流及其能量传递 |
| 2.2.1 能量传递模型 |
| 2.2.2 描述热分层特征和量化热分层的方法和参数 |
| 2.3 本章小结 |
| 第3章 均匀环境流体中负浮力射流的PIV实验研究 |
| 3.1 PIV技术简介和工作原理 |
| 3.2 实验方案设计 |
| 3.3 实验装置与测量系统 |
| 3.3.1 PIV实验平台 |
| 3.3.2 PIV流场测量系统 |
| 3.3.3 流场配置部件 |
| 3.4 实验步骤 |
| 3.5 实验结果分析 |
| 3.5.1 不同类型负浮力射流形态表征演变 |
| 3.5.2 卷吸现象特征 |
| 3.5.3 剪切应力对卷吸现象的影响 |
| 3.5.4 旋涡动力学特征 |
| 3.5.5 流场的本征正交分解POD |
| 3.5.6 卷吸现象的定量分析 |
| 3.6 本章小结 |
| 第4章 分层环境流体中负浮力射流的PIV实验研究 |
| 4.1 线性分层环境流体中负浮力射流流动行为的主要控制参数 |
| 4.2 实验方案设计 |
| 4.3 实验装置与测量系统 |
| 4.4 实验步骤 |
| 4.5 实验结果分析 |
| 4.5.1 环境流体密度分层度 |
| 4.5.2 不同类别负浮力射流在分层流体中的形态表征演变 |
| 4.5.3 剪切应力对卷吸现象的影响 |
| 4.5.4 旋涡动力学特征 |
| 4.5.5 流场速度场分析 |
| 4.6 本章小结 |
| 第5章 夹套换热太阳能储热水箱中掺混特性研究 |
| 5.1 研究对象 |
| 5.2 参数分析 |
| 5.3 实验研究 |
| 5.3.1 实验配置 |
| 5.3.2 实验过程 |
| 5.4 数值模拟 |
| 5.4.1 物理模型 |
| 5.4.2 控制方程 |
| 5.4.3 控制方程的离散 |
| 5.4.4 模拟设置 |
| 5.4.5 数值模型验证 |
| 5.5 蓄热模式时的掺混特征分析 |
| 5.5.1 蓄热模式时的水箱内瞬时流场 |
| 5.5.2 蓄热模式时的分层参数分析 |
| 5.6 排水模式时的掺混特征分析 |
| 5.6.1 实验与模拟对比分析 |
| 5.6.2 排水模式时水箱内的瞬时运动特征 |
| 5.6.3 排水模式时的温度分层参数分析 |
| 5.6.4 排水模式时温跃层中的射流动力学特征 |
| 5.7 同时蓄热/排水模式时的掺混特征分析 |
| 5.7.1 水箱内的瞬时运动特征 |
| 5.7.2 同时蓄热/排水模式中的热分层参数分析 |
| 5.7.3 同时蓄热/排水模式温跃层中的射流动力学特征 |
| 5.8 水箱入水口结构优化分析 |
| 5.9 本章小结 |
| 第6章 结论与展望 |
| 6.1 本文结论 |
| 6.2 本文的创新点 |
| 6.3 存在的问题与展望 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间与本论文相关的学术论文和研究成果 |
| 致谢 |
（4）广东信宜金砂玉矿物学特征研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 前言 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 石英质玉的研究现状 |
| 1.2.2 金砂玉的研究现状 |
| 1.3 研究内容及方法 |
| 1.4 论文工作量 |
| 第2章 地质背景 |
| 2.1 区域地质背景 |
| 2.1.1 地层 |
| 2.1.2 构造 |
| 2.1.3 岩性 |
| 2.2 产地概况 |
| 2.3 小结 |
| 第3章 信宜金砂玉的宝石学特征 |
| 3.1 信宜金砂玉的外观特征 |
| 3.2 信宜金砂玉的常规宝石学特征 |
| 3.3 小结 |
| 第4章 信宜金砂玉的矿物学特征 |
| 4.1 矿物学特征 |
| 4.1.1 结构特征 |
| 4.1.2 矿物组成 |
| 4.2 样品的X射线衍射分析 |
| 4.3 样品中不同矿物的化学成分 |
| 4.4 样品的谱学特征 |
| 4.5 小结 |
| 第5章 信宜金砂玉的成因探讨 |
| 5.1 信宜金砂玉的成矿要素 |
| 5.1.1 地质基础 |
| 5.1.2 石英岩的形成 |
| 5.1.3 次要矿物的来源 |
| 5.2 信宜金砂玉的形成 |
| 5.3 小结 |
| 第6章 结论 |
| 参考文献 |
| 个人简历 |
| 致谢 |
（5）海洋天然气水合物射流破碎与注CO2/N2置换联合开采研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题背景与研究意义 |
| 1.2 天然气水合物及其开采方法 |
| 1.2.1 天然气水合物研究历程 |
| 1.2.2 结构特征与基本性质 |
| 1.2.3 天然气水合物开采方法 |
| 1.3 水射流冲蚀、破碎机理研究 |
| 1.3.1 水射流分类 |
| 1.3.2 水射流破岩破土机理研究 |
| 1.3.3 水射流冲蚀、破碎含水合物沉积物 |
| 1.4 天然气水合物置换开采实验研究 |
| 1.5 本文研究内容与技术路线 |
| 1.5.1 研究内容 |
| 1.5.2 技术路线 |
| 第2章 水射流与含水合物沉积物耦合机制 |
| 2.1 水射流与含水合物沉积物耦合作用探讨 |
| 2.2 低压水射流作用下含水合物沉积物破坏机理 |
| 2.2.1 水射流作用下含水合物沉积物表面压力分布 |
| 2.2.2 不同水合物饱和度下含水合物沉积物破坏规律 |
| 2.3 高压水射流作用下含水合物沉积物破坏机理 |
| 2.3.1 高压水射流冲击含水合物沉积物的应力波效应 |
| 2.3.2 高压水射流作用下流体在含水合物沉积物中的渗透 |
| 2.4 本章小结 |
| 第3章 含水合物沉积物的低压水射流冲蚀效果 |
| 3.1 数值计算方法概要 |
| 3.1.1 算法选取 |
| 3.1.2 ALE算法控制方程 |
| 3.1.3 对流算法 |
| 3.1.4 流固耦合算法 |
| 3.2 含水合物沉积物的水射流冲蚀数值模型 |
| 3.2.1 几何建模 |
| 3.2.2 网格划分与边界约束 |
| 3.2.3 水的模型 |
| 3.2.4 含水合物沉积物模型 |
| 3.3 模拟方案设计 |
| 3.4 结果分析与讨论 |
| 3.4.1 冲蚀深度敏感性 |
| 3.4.2 冲蚀体积敏感性 |
| 3.4.3 冲蚀效果的单因素分析 |
| 3.4.4 数值模拟结果试验验证 |
| 3.5 本章小结 |
| 第4章 含水合物沉积物的高压水射流破碎机理 |
| 4.1 高压低温水射流破碎试验系统 |
| 4.1.1 系统组成 |
| 4.1.2 主要装置及技术参数 |
| 4.2 试验方案与方法 |
| 4.2.1 试验材料 |
| 4.2.2 试验步骤 |
| 4.2.3 计算方法 |
| 4.2.4 操作流程 |
| 4.2.5 试验方案 |
| 4.3 试验结果与分析 |
| 4.3.1 含水合物沉积物破碎效果 |
| 4.3.2 含水合物沉积物的破坏机理分析 |
| 4.4 本章小结 |
| 第5章 泥质沉积物中CO_2/N_2置换开采CH_4水合物动力学特性 |
| 5.1 试验装置 |
| 5.2 试验方案与方法 |
| 5.2.1 方案设计 |
| 5.2.2 试验材料 |
| 5.2.3 试验步骤 |
| 5.2.4 计算方法 |
| 5.3 不同黏土种类沉积物中CO_2/N_2置换动力学规律 |
| 5.3.1 置换开采过程中体系温压变化 |
| 5.3.2 气相与水合物相中多组分演化过程 |
| 5.3.3 CH_4置换率与CO_2封存率 |
| 5.4 不同黏土含量沉积物中CO_2/N_2置换动力学规律 |
| 5.4.1 水合物合成过程中体系温压变化 |
| 5.4.2 气相与水合物相中多组分演化过程 |
| 5.4.3 CO_2封存率与CH_4置换率 |
| 5.5 不同水合物饱和度沉积物中CO_2/N_2置换动力学规律 |
| 5.6 本章小结 |
| 第6章 含水射流采空区储层CO_2/N_2置换开采CH_4水合物动力学特性 |
| 6.1 含水射流采空区储层置换开采与碳封存的优势 |
| 6.2 试验方案与方法 |
| 6.2.1 试验装置与试验材料 |
| 6.2.2 方案设计 |
| 6.2.3 试验步骤 |
| 6.2.4 计算方法 |
| 6.3 试验结果与分析 |
| 6.3.1 气相与水合物相中多组分演化过程 |
| 6.3.2 低水合物饱和度砂质储层中CH_4产出与CO_2封存动力学规律 |
| 6.3.3 泥质储层中CH_4产出与CO_2封存动力学规律 |
| 6.3.4 高水合物饱和度砂质储层中CH_4产出与CO_2封存动力学规律 |
| 6.4 本章小结 |
| 第7章 结论与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 创新点 |
| 7.3 工作展望 |
| 参考文献 |
| 作者简介及在学期间取得的科研成果 |
| 致谢 |
（6）热液衍生石油及其有机质研究（论文提纲范文）
| 1 热液沉积物及其有机质——现代洋(海)底的新发现 |
| 1.1 热液衍生石油的地质分布和特征 |
| 1.2 有机质来源、丰度和分布 |
| 1.3 有机质组分与变化 |
| 1.3.1 烷烃 |
| 1.3.2 脂肪酸 |
| 1.3.3 芳香族化合物 |
| 2 热液衍生石油形成过程的启示——不同于传统石油的形成过程 |
| 3 对油气生成的思考与探索 |
| 3.1 有机质的新发现 |
| 3.1.1 “深层生命” |
| 3.1.2 “海底绿洲” |
| 3.1.3 宇宙新知 |
| 3.2 我国陆相盆地生烃岩系的最新研究 |
| 4 结论与讨论 |
（7）热活化过硫酸盐-磷酸铵镁沉淀法处理剩余污泥的研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 剩余污泥概况 |
| 1.1.1 剩余污泥的来源与成分 |
| 1.1.2 剩余污泥处理处置现状 |
| 1.1.3 剩余污泥处理处置原则 |
| 1.1.4 剩余污泥处理主流工艺流程 |
| 1.2 剩余污泥调理与脱水 |
| 1.2.1 污泥的含水率与脱水性能 |
| 1.2.2 胞外聚合物对污泥脱水的影响 |
| 1.2.3 剩余污泥的调理方法 |
| 1.2.4 剩余污泥调理存在的主要问题及解决策略 |
| 1.3 过硫酸盐高级氧化法处理剩余污泥的研究进展 |
| 1.3.1 过硫酸盐高级氧化法的原理 |
| 1.3.2 过硫酸盐高级氧化法处理剩余污泥的研究进展 |
| 1.3.3 过硫酸盐高级氧化法处理剩余污泥存在的主要问题 |
| 1.4 磷酸铵镁沉淀法处理剩余污泥的研究进展 |
| 1.4.1 磷元素概述 |
| 1.4.2 磷酸铵镁沉淀法的原理 |
| 1.4.3 磷酸铵镁沉淀法处理剩余污泥的研究进展 |
| 1.4.4 磷酸铵镁沉淀法处理剩余污泥存在的问题 |
| 1.5 研究目的、研究内容与技术线路图 |
| 1.5.1 研究意义与目的 |
| 1.5.2 研究内容 |
| 1.5.3 技术线路图 |
| 第二章 材料、仪器和方法 |
| 2.1 供试污泥 |
| 2.2 实验药剂 |
| 2.3 实验仪器 |
| 2.4 指标和测定方法 |
| 2.4.1 毛细吸水时间 |
| 2.4.2 总磷和正磷酸盐 |
| 2.4.3 总氮 |
| 2.4.4 氨氮 |
| 2.4.5 化学需氧量和污泥破解程度 |
| 2.4.6 胞外聚合物 |
| 2.4.7 糖类 |
| 2.4.8 蛋白质 |
| 2.4.9 钙和镁 |
| 2.4.10 鸟粪石纯度 |
| 2.4.11 pH |
| 2.5 表征和分析方法 |
| 2.5.1 粒径分布 |
| 2.5.2 Zeta电位 |
| 2.5.3 三维荧光光谱 |
| 2.5.4 场发射扫描电镜 |
| 2.5.5 X射线衍射图谱 |
| 2.6 实验方法 |
| 2.6.1 热活化过硫酸盐改善剩余污泥脱水性能的实验 |
| 2.6.2 热活化过硫酸盐改善剩余污泥脱水性能的机理实验 |
| 2.6.3 热活化过硫酸盐破解剩余污泥的实验 |
| 2.6.4 不同污泥破解方式的破解效果对比实验 |
| 2.6.5 阳离子交换除去热活化过硫酸盐处理后污泥上清液中的钙 |
| 2.6.6 磷酸铵镁沉淀法回收污泥上清液氮磷的实验 |
| 第三章 热活化过硫酸盐改善剩余污泥脱水性能的研究 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 热活化过硫酸盐改善剩余污泥脱水性能的影响因素 |
| 3.2.1 温度的影响 |
| 3.2.2 过硫酸盐投加量的影响 |
| 3.2.3 初始pH对污泥脱水性能的影响 |
| 3.3 热活化过硫酸盐改善剩余污泥脱水性能的机理 |
| 3.3.1 表面形貌 |
| 3.3.2 粒径分布 |
| 3.3.3 Zeta电位 |
| 3.3.4 三维荧光光谱 |
| 3.3.5 胞外聚合物 |
| 3.3.6 热活化过硫酸盐改善剩余污泥脱水性能的综合机理 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 热活化过硫酸盐破解剩余污泥的研究 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 热活化过硫酸盐破解剩余污泥的影响因素 |
| 4.2.1 温度的影响 |
| 4.2.2 过硫酸盐投加量的影响 |
| 4.2.3 时间的影响 |
| 4.3 不同污泥破解方法的破解效果对比实验 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 磷酸铵镁沉淀法回收污泥上清液氮磷的研究 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 阳离子交换去除污泥上清液中的钙 |
| 5.3 磷酸铵镁沉淀法回收污泥上清液氮磷的影响因素 |
| 5.3.1 初始pH的影响 |
| 5.3.2 镁磷摩尔比的影响 |
| 5.3.3 时间的影响 |
| 5.3.4 产物的形貌 |
| 5.4 初始pH和镁磷摩尔比影响磷酸铵镁沉淀法的机理 |
| 5.4.1 反应初始pH和镁磷摩尔比影响磷回收率的机理 |
| 5.4.2 反应初始pH和镁磷摩尔比影响产物纯度的机理 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 展望 |
| 参考文献 |
| 攻读硕士学位期间取得的研究成果 |
| 致谢 |
| 附件 |
（8）四川盆地中二叠统白云岩成因机理研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 选题依据及意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 白云岩化作用及白云石化模式进展 |
| 1.2.2 与异常热事件有关的白云石化研究现状 |
| 1.2.3 四川盆地中二叠统白云岩成因研究现状 |
| 1.3 存在的主要问题 |
| 1.4 研究内容和技术路线 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 技术路线 |
| 1.5 论文完成工作量 |
| 1.6 论文主要创新点 |
| 第2章 区域地质概况 |
| 2.1 四川盆地构造背景 |
| 2.1.1 构造演化 |
| 2.1.2 基底断裂特征 |
| 2.1.3 峨眉山大火成岩省活动背景 |
| 2.2 区域地层发育特征 |
| 2.3 区域岩相古地理特征 |
| 2.3.1 梁山组岩相古地理特征 |
| 2.3.2 栖霞组岩相古地理特征 |
| 2.3.3 茅口组岩相古地理特征 |
| 第3章 白云岩岩石学及地球化学特征 |
| 3.1 岩石学特征 |
| 3.1.1 微—粉晶原始结构保存基质白云岩(Md1) |
| 3.1.2 细—中晶自形—半自形基质白云岩(Md2) |
| 3.1.3 中—粗晶它形基质白云岩(Md3) |
| 3.1.4 白云石胶结物(Cd) |
| 3.2 成岩序列特征 |
| 3.3 白云岩分布特征 |
| 3.4 地球化学特征 |
| 3.4.1 微量元素 |
| 3.4.2 稀土元素 |
| 3.4.3 碳氧同位素 |
| 3.4.4 锶同位素 |
| 3.4.5 流体包裹体 |
| 第4章 白云岩成因研究 |
| 4.1 川西北地区白云岩成因 |
| 4.1.1 川西北地区白云岩特征 |
| 4.1.2 川西北地区白云岩的成岩流体分析 |
| 4.1.3 川西北地区白云岩成因分析 |
| 4.2 川中地区白云岩成因 |
| 4.2.1 川中地区白云岩特征 |
| 4.2.2 川中地区白云岩的成岩流体分析 |
| 4.2.3 川中地区白云岩成因分析 |
| 4.3 川西南地区白云岩成因 |
| 4.3.1 川西南白云岩特征 |
| 4.3.2 川西南白云岩的成岩流体分析 |
| 4.3.3 川西南白云岩成因分析 |
| 第5章 白云岩成因机理及主控因素 |
| 5.1 与全球其他区域二叠纪白云岩对比 |
| 5.2 四川盆地内不同地区白云岩特征及成因对比 |
| 5.3 白云岩形成和分布的主控因素分析 |
| 5.3.1 沉积相对白云岩形成和分布的控制作用 |
| 5.3.2 异常地温及基地断裂对白云岩形成和分布的控制作用 |
| 5.4 四川盆地白云岩成因机理总结 |
| 5.5 有利白云岩体预测 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
| 附表 |
（9）盐湖碳酸盐硼同位素分析方法优化及其在东台吉乃尔盐湖剖面中的应用（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 硼的地球化学性质概述 |
| 1.1.1 硼的基本性质 |
| 1.1.2 硼在自然界中的分布 |
| 1.1.3 硼的地球化学循环 |
| 1.2 硼同位素的研究现状 |
| 1.2.1 硼同位素的基本性质 |
| 1.2.2 不同地质体中的δ~(11)B值 |
| 1.3 选题背景及意义 |
| 1.4 研究内容 |
| 1.5 技术路线 |
| 第2章 硼的提取、分离、纯化及δ~(11)B值的质谱测定方法 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 硼的提取、分离和纯化 |
| 2.2.1 固体样品的分解 |
| 2.2.2 硼的分离和纯化 |
| 2.3 B浓度的测定 |
| 2.4 δ~(11)B值的质谱测定方法 |
| 2.4.1 热电离质谱法(TIMS) |
| 2.4.2 电感耦合等离子体质谱法(ICP-MS) |
| 2.4.3 二次离子质谱法(SIMS) |
| 第3章 不同溶剂对碳酸盐组分硼的提取及对δ~(11)B值的影响 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 实验部分 |
| 3.2.1 仪器与试剂 |
| 3.2.2 盐湖沉积物的成分分析 |
| 3.2.3 样品中的水溶性成分分离过程 |
| 3.2.4 不同溶剂对沉积物碳酸盐组分中硼的提取过程 |
| 3.2.5 沉积物硼的离子交换分离 |
| 3.2.6 沉积物δ~(11)B值的测定 |
| 3.3 不同溶剂溶解沉积物后不溶物残渣的成分分析 |
| 3.4 不同溶剂对白云石标准样品及石膏试剂的溶解实验 |
| 3.5 不同溶剂对沉积物样品Y19提取出的B含量以及δ~(11)B值 |
| 3.6 方法重复性实验 |
| 3.7 小结 |
| 第4章 络合剂及微升华法用于样品前处理过程中干扰的消除 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 仪器与试剂 |
| 4.3 乙二胺四乙酸二钠用于前处理过程中沉淀的消除 |
| 4.3.1 沉积物样品硼的提取 |
| 4.3.2 离子交换过程 |
| 4.3.3 样品δ~(11)B值的测定 |
| 4.3.4 加入EDTA-2Na后 NIST SRM951 中硼的回收率 |
| 4.3.5 分离过程中硼的分馏 |
| 4.3.6 加入EDTA-2Na对天然碳酸盐沉积物硼同位素的影响 |
| 4.4 离子交换与微升华联用消除残留EDTA-2Na对硼同位素测定的影响 |
| 4.4.1 微升华实验装置及微升华过程 |
| 4.4.2 微升华对EDTA-2Na的去除效果 |
| 4.4.3 离子交换与微升华联用对NIST SRM951 硼回收率和δ~(11)B值的影响 |
| 4.4.4 离子交换与微升华联用对实际样品硼的回收率和δ~(11)B值的影响 |
| 4.5 小结 |
| 第5章 不同pH值条件下人工无镁卤水无机碳酸盐沉积实验 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 实验与方法 |
| 5.2.1 仪器与试剂 |
| 5.2.2 人工无镁卤水的配制 |
| 5.2.3 实验装置 |
| 5.2.4 实验过程 |
| 5.2.5 样品中硼的分离纯化 |
| 5.2.6 合成无机碳酸盐δ~(11)B值质谱测定 |
| 5.3 沉积物的成分 |
| 5.4 合成碳酸钙沉积的化学组成 |
| 5.5 合成碳酸钙的δ~(11)B值 |
| 5.6 小结 |
| 第6章 东台吉乃尔盐湖剖面中碳酸盐的δ~(11)B值 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 研究区概况 |
| 6.3 样品的采集 |
| 6.4 样品的前处理 |
| 6.4.1 样品的成分分析 |
| 6.4.2 样品的预处理 |
| 6.4.3 样品中硼的分离纯化 |
| 6.4.4 东台剖面碳酸盐质谱测定 |
| 6.5 东台剖面矿物组成特征 |
| 6.6 东台剖面碳酸盐的B含量及δ~(11)B值特征 |
| 6.7 东台剖面碳酸盐δ~(11)B值与其它盐度指标对东台盐湖盐度的指示 |
| 6.8 小结 |
| 第7章 结论及展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 论文的创新点、存在问题及展望 |
| 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 |
（10）条带状铁建造：特征、成因及其对地球环境的制约（论文提纲范文）
| 1 定义及时空分布特征 |
| 1.1 BIF定义 |
| 1.2 时空分布特征 |
| 2 分类 |
| 3 矿物学特征 |
| 3.1 沉积相及主要矿物成因 |
| 3.2 原始沉积和变质矿物组合 |
| 4 地球化学和同位素特征 |
| 4.1 主量元素 |
| 4.2 微量、稀土元素 |
| 4.3 传统稳定同位素 |
| 4.3.1 碳同位素 |
| 4.3.2 硫同位素 |
| 4.4 非传统稳定同位素 |
| 4.4.1 硅同位素 |
| 4.4.2 铁同位素 |
| 4.4.3 铬同位素 |
| 4.4.4 铜同位素 |
| 5 BIF形成条件 |
| 5.1 物质来源 |
| 5.2 缺氧海洋环境 |
| 5.3 氧化机制 |
| 6 BIF沉积与消亡 |
| 6.1 早前寒武纪BIF |
| 6.2 元古宙中期BIF缺失机理 |
| 6.3 新元古代BIF |
| 6.4 罕见的显生宙BIF |
| 7 重大地质事件与BIF形成 |
| 7.1 地球氧化事件 |
| 7.2 BIF与海底岩浆-热液活动 |
| 8 结论与展望 |
四、深海高温热水溶液（论文参考文献）
- [1]青海东昆仑西段卡尔却卡-阿克楚克赛地区镍、铜成矿作用研究[D]. 赵拓飞. 吉林大学, 2021(01)
- [2]滇东南地热流体地球化学特征研究[D]. 王云. 中国地震局地球物理研究所, 2021
- [3]负浮力射流流动行为及其在热分层水箱中的掺混特性研究[D]. 李琼. 云南师范大学, 2021(09)
- [4]广东信宜金砂玉矿物学特征研究[D]. 李谦颖. 桂林理工大学, 2021(01)
- [5]海洋天然气水合物射流破碎与注CO2/N2置换联合开采研究[D]. 潘栋彬. 吉林大学, 2021(01)
- [6]热液衍生石油及其有机质研究[J]. 尤继元,柳益群,李义军,周鼎武,李哲萱,杨奕曜. 地质科技通报, 2021(02)
- [7]热活化过硫酸盐-磷酸铵镁沉淀法处理剩余污泥的研究[D]. 廖子聪. 华南理工大学, 2020(06)
- [8]四川盆地中二叠统白云岩成因机理研究[D]. 董翼昕. 成都理工大学, 2020(04)
- [9]盐湖碳酸盐硼同位素分析方法优化及其在东台吉乃尔盐湖剖面中的应用[D]. 杨剑. 中国科学院大学(中国科学院青海盐湖研究所), 2020(04)
- [10]条带状铁建造：特征、成因及其对地球环境的制约[J]. 杨秀清,毛景文,张作衡,李厚民,李立兴,张旭升. 矿床地质, 2020(04)