一、Geochemistry of groundwater in and around the MozumiSukenobu fault, northern central Japan（论文文献综述）
王万丽[1]（2021）在《云南省南汀河断裂带温泉水文地球化学特征》文中研究说明滇西南地区受多期岩浆活动和深大断裂的影响,地热资源丰富,地震活动性强。位于滇西南地区的南汀河断裂带是北东向弧形构造体系中规模最大、特征最明显断裂带。南汀河断裂带是滇西南地区地震活动最为强烈的断裂带之一,地热活动频繁,沿断裂带出露温泉数量多,适合作为地震地球化学监测点。为了研究云南省南汀河裂带温泉水文地球化学特征,本文通过温泉水的离子浓度及同位素组分数据分析了温泉水的来源、水化学类型、微量元素含量特征、深部热储温度、循环深度、以及水-岩反应程度等水文地球化学特征,探讨了温泉水化离子异常与地震活动之间的关系,并且建立了南汀河断裂带温泉流体地球化学模型,为异常核实和震情跟踪提供科学的背景数据支持,对提高流体地球化学地震短临预测水平有重要的意义。利用温泉水文地球化学连续测量方法,可以很好地监测活动断裂带内的状态。本文于2015年7月至2020年7月,通过测定云南省南汀河断裂带周缘十二个温泉的194个水样中常量、微量元素及稳定同位素来研究南汀河断裂带温泉水文地球化学特征,并于2019年2月将幸福温泉作为连续定点采样点,每三天采集一次样品,截至2020年7月16日,共有169个水样。研究结果表明:（1）南汀河断裂带温泉水中稳定同位素结果(δD、δ18O)指示温泉水源于大气降水,东支断裂降水补给高程为1.6～2.1 km,西支断裂降水补给高程为1.0～1.9 km;（2）研究区温泉水化学类型主要有四种:HCO3-Na、HCO3·SO4-Na、SO4-Ca、HCO3-Ca,东支断裂带温泉水化学类型均表现为HCO3-Na型水;西支北东段有所差异,茂兰（ML）温泉水化学类型为HCO3·SO4-Na,小定喜（XDX）和大兴（DX）温泉水化学类型为HCO3-Na型水,中段老鸦窝（LYW）为HCO3-Na型水,西南段帕亚（PY）和四方井（SFJ）则为HCO3-Ca型水;（3）温泉水样的Si O2测值为11.1～101.0 mg/L,估算的热储温度42.7～137.8°C,温泉水循环深度0.6～2.5 km;Na-K-Mg三角图表明,西支北东段茂兰和小定喜温泉为部分平衡水,东支和其余温泉为未成熟水,矿化度低,综合微量元素富集因子和含量反映出南汀河断裂内部循环过程中水岩反应程度较弱;（4）幸福温泉水化学组分Cl-和SO42-对周围地震活动有明显的地震前兆异常响应,2019年3月8日,云南永德MS4.4地震前5天,Cl-含量相对于背景值增长约40.6%,震中距是72 km;2020年6月11日,云南临沧发生ML3.3地震,6月10日,SO42-含量相对于背景值增长27.2%,震中距是13 km;（5）基于以上数据和综合资料,建立了南汀河断裂带温泉流体地球化学模型,模型表明通过对南汀河断裂带内的温泉进行连续定点采样,监测断裂带内温泉水的循环状态以及温泉水-岩反应平衡变化,能为南汀河断裂带地震活动提供有效的地震短临前兆异常。总之,研究南汀河断裂的温泉水文地球化学特征,对本区域短临前兆异常判定和识别以及理解水文地球化学地震前兆异常机理有重要的意义。
张海涛[2]（2021）在《淮南煤田奥陶系古岩溶成因机理及预测研究》文中进行了进一步梳理华北煤田奥陶系碳酸盐岩内古岩溶十分发育,成为岩溶水储存和运移的主要场所与通道。目前,矿山对奥陶系岩溶研究多集中于含水层富水性和渗透性,缺乏对古岩溶发育特征及其成因机理研究,致使矿山开采过程中岩溶水患预测不准、岩溶水害时有发生。淮南煤田位于华北板块东南缘,为一 NWW展布的对冲式断褶构造带,地质及水文地质条件极为复杂。随着煤田逐渐向深部开采,奥陶系岩溶水害威胁程度日趋严重,古岩溶研究工作已迫在眉睫。因此,系统开展淮南煤田奥陶系古岩溶发育特征、分布规律及成因机理研究,不仅对淮南煤田及类似水文地质条件矿区的深部煤炭资源开采过程中岩溶水害防治具有重要的指导作用,而且对进一步认识华北地区奥陶系古岩溶的形成与演化也具有深远意义。本文以岩溶地质学、水文地质学、古地理学、沉积学、构造地质学和岩石力学等多学科交叉理论为指导,采用野外调查、岩芯观测、薄片鉴定、室内实（试）验、数值模拟、模型预测、地质统计分析等方法与手段,对淮南煤田奥陶系古岩溶发育特征、演化过程及其成因机理等方面开展了系统深入研究,并对古岩溶发育程度进行了预测。取得主要成果和认识如下:（1）系统研究了淮南煤田奥陶系古岩溶的发育特征、充填特征和分布特征:①淮南煤田奥陶系碳酸盐岩中主要发育有溶孔、裂缝、溶洞和岩溶陷落柱等四种古岩溶,且以裂缝和溶洞为主;②裂缝和大溶洞多为充填型,半充填和未充填型次之,小溶洞多为半充填型,其次是未充填型,全充填型最少;③裂缝、大溶洞和岩溶陷落柱主要沿着断层带分布,在垂向上具有明显的分带性。（2）确定了淮南煤田奥陶系古岩溶的形成期次、形成时间、形成环境和侵蚀性流体来源:①沉积岩溶形成于早奥陶世到中奥陶世,主要发生在海平面附近,是海水和大气降水共同溶蚀作用的结果;②风化壳岩溶形成于晚奥陶世到早石炭世,主要与大气降水的长期淋滤作用有关,在奥陶系地层顶部形成了风化壳孔缝洞系统,且垂向上存在明显的“四带”结构,即地表残积带、垂直渗流带、水平潜流带和深部缓流带;③压释水岩溶形成于中石炭世至早三叠世,发生在地下中高温、埋藏封闭环境中,其形成主要与上覆石炭-二叠系地层在成岩压实过程中释放出有机酸和酸性压释水有关;④热液岩溶发生在晚三叠世至晚白垩世期间的地下高温、深埋环境中,其形成主要与地下深部的岩浆热液活动有关;⑤混合岩溶形成于早白垩世至晚古近纪,发生在潘集和陈桥背斜的碳酸盐岩露头区的断裂带周围,其形成主要是大气淡水与深部地层水以及热液流体的混合溶蚀作用有关。（3）系统阐述了碳酸盐岩岩性、岩层结构、侵蚀性流体、断裂构造、古地貌与古水文、岩浆活动、以及岩溶作用时间等因素对淮南煤田奥陶系古岩溶发育的控制作用:①溶蚀试验表明,淮南煤田奥陶系碳酸盐岩溶蚀能力由强到弱依次为灰岩>角砾灰岩>白云质灰岩>泥质灰岩>灰质白云岩>白云岩;②水文地球化学模拟发现,侵蚀性流体溶蚀能力主要受流体温度、酸性气体成分（包括CO2和H2S等）和压力、以及混合流体比例等控制;③多期构造运动数值模拟结果表明,早燕山期和晚燕山期的断裂构造对淮南煤田奥陶系古岩溶发育起着重要作用,研究区中部地区是拉张裂缝和古岩溶发育的最佳位置;④奥陶系风化壳古地貌与古水文控制着奥陶系古岩溶的垂向发育特征,基岩风化面古地貌与古水文控制着奥陶系含水层的富水性和渗透性;⑤岩浆活动和岩溶作用时间对淮南煤田奥陶系古岩溶的形成和演化也起着重要作用。（4）以淮南煤田岩溶陷落柱为研究对象,推导出圆台形顶板塌陷判据公式,模拟分析了岩溶陷落柱基底溶洞和顶板塌陷的形成与演化过程,揭示了岩溶陷落柱形成机理。淮南煤田岩溶陷落柱的形成主要与晚三叠世至古近纪的热液溶蚀和混合溶蚀有关,印支期和早、晚燕山期形成的断裂构造、岩浆活动和碳酸盐岩半暴露区对淮南煤田岩溶陷落柱的形成与演化起到了关键作用。（5）建立了 GIS-AHP耦合模型,预测了淮南煤田奥陶系古岩溶发育程度及其平面分布:淮南煤田奥陶系古岩溶发育程度整体为中等～极强,仅西北、西南和东北部分地区奥陶系古岩溶发育程度表现为中等偏弱～弱,古岩溶发育强～极强区域主要集中在中部矿区。通过对比预测结果和区内岩溶陷落柱、奥陶系含水层突（涌）水点实际揭露位置,验证了预测模型、评价指标和指标权重的正确性,为深部岩溶水害防治工作提供了重要参考依据。图[106]表[36]参[327]
姜丹丹[3]（2021）在《长白山火山区域重磁数据反演与地热成因机理》文中提出长白山火山区域位于太平洋板块的俯冲前缘,地质构造运动活跃,被认为是一座具有潜在喷发可能性的休眠火山,对人类生命和财产造成一定威胁。另一方面,该区域断裂发育,区内分布有多个温泉群,蕴藏着丰富的地热资源。然而长白山火山区域被大面积新生代火成岩覆盖,使得对内部构造特征认识不清,给地热资源开发、火山灾害预测等工作造成困难。地球物理勘查方法如重力勘探、磁法勘探、电法勘探、地震勘探等是地热资源探测的重要手段。然而,长白山火山区域地形复杂,植被覆盖面积大,在利用电法勘探、地震勘探等方法时施工困难,经济成本高。重磁勘探是以天然岩矿体密度和磁性差异进行探测的方法,具有探测成本低、覆盖范围广、探测深度大等优点,在识别断裂构造、圈定隐伏岩矿体中发挥重要作用。本文利用重磁勘探方法对长白山火山区域进行反演解释,揭示莫霍面和居里面分布特征,探测与热异常有关的断裂构造,精细刻画地下深部密度和磁性空间分布特征。同时,通过深度学习方法计算区域大地热流分布和构造岩浆囊冷却模型研究地温场时空演化规律,进一步完善地热成因机理,为该区域地热资源开发提供理论支撑。研究长白山火山区域地质概况,分析区域构造特征、岩浆活动、地层岩性和温泉分布等特征。该区域断裂构造发育,北西、北东和北北东向为主的数条大断裂带组成了长白山及其周边区域新生代以来的主体构造格局。穿过天池火山的鸭绿江—甑峰山断裂、马鞍山—三道白河断裂等提供岩浆运移通道。同时研究区内具有众多水温高、涌水量大的温泉,反映出该区域具有良好的地热资源勘查远景。对卫星重磁数据进行处理与解释,了解长白山火山区域深部构造结构。研究经典Parker-Oldenburg界面反演方法,由区域重磁数据分别反演莫霍面和居里面。结果显示该区域莫霍面最深约44 km,位于天池西南约120 km的朝鲜境内。同时,长白山天池东南约25 km具有次级莫霍面深度中心,深度超过40 km,向四周逐渐变浅。而研究区域居里面埋藏深度较浅,居里面隆起区位于天池、长白和临江一带,与已知温泉点和断裂有良好的对应关系。对重磁三维物性正反演理论进行研究。研究了基于规则网格灵敏度矩阵的排布规律构造“伪灵敏度矩阵”的快速正演算法,达到了降低正演计算量和提高计算速度的目的。通过理论分析和模型试验研究了不同加权函数（深度权函数、模型约束函数,几何约束条件和物性上下限约束等）对反演算法的影响。在此基础上,提出了一种基于自适应四叉树数据压缩技术的反演算法,该方法能够实现对数据梯度大的地方精细采样,对数据梯度小的地方稀疏采样,从而使低效信息数据量和所占权重减少,降低了所需计算机内存,提高了反演速度和反演效率。结合向上延拓法、小波多尺度分析法和径向对数功率谱对长白山火山区域重磁数据进行异常分离,并通过基于小波变换的数据融合技术将不同方法分离出的信息进行融合,使得局部信息得到优化和增强。利用三维重磁反演算法对分离出的局部场进行反演,精细刻画了地下密度和磁性结构特征。由重力反演结果反映出三条重要的深大断裂带,其中包括敦化—密山断裂、富尔河—古洞河断裂、马鞍山—三道白河断裂,另外有多条北西向、北北西向、近南北向的断裂带切过天池火山口。重力反演结果还显示,在长白山下方存在规模较大的低密度体,从浅部5 km到40 km深度均有分布,被认为是岩浆囊主体部分,另外存在由岩浆囊主体向外发散且密度相对较高的低密度体,被认为是深部岩浆向浅部运移的通道。由磁反演结果显示,浅部存在密集、不连续和交错分布的高低磁异常,推断其为破碎断裂带,有利于热水的富集和运移。研究长白山火山区域地温场分布特征。利用地壳厚度、地形、布格重力异常、磁异常等17类地质参数与大地热流的统计规律,构建深度神经网络训练模型。并利用临近区域实测大地热流值验证了训练方法的可靠性,继而成功预测出研究区域大地热流值。结果显示,大地热流值等值线呈椭圆状闭合曲线,椭圆长轴近北东向,在天池、长白等地及其周围大面积区域是大地热流高值异常区,最高大地热流值在天池南侧,其值高于84 m W/m2,向四周逐渐降低。大地热流高值异常范围大,结合该地区居里面也较浅的特征,推测其深部存在巨大的热源物质。同时通过构建高温岩浆囊冷却模型,研究热流密度和岩浆囊温度对温度场时空演化特征的影响规律。结果表明高温岩浆囊持续向周围地层散发热量,促使了该区域地温梯度的上升。另外,岩浆囊温度对温度场影响较大,而在没有热补给情况下,岩浆囊温度在1 Ma之内基本冷却。在研究基础上,研究长白山火山区域地热成因机理,并给出该区域地热成因概念模型。长白山地热资源属于深部岩浆型地热,热源主要为火山口下方地壳中巨大的岩浆囊。深部岩浆沿断裂通道向上运移,导致大地热流值升高,同时存在幔源热通道使得深部热量为地壳岩浆囊持续供热。综上所述,通过对长白山火山区域地热地质条件调查、重磁数据处理与反演解释、温度场分布特征研究等工作,对长白山火山区域热成因机理有了比较清晰的认识,对地热资源勘查、评价与开发具有重要意义。
肖洒[4]（2020）在《基于天然镭氡同位素的基岩裂隙水文地质参数估算研究》文中研究说明
李旋旋[5]（2020）在《安徽庐枞盆地酸性蚀变岩帽形成机制及成矿指示研究》文中指出长江中下游成矿带是中国东部重要的多金属成矿带,对其地质条件、成矿规律和成矿规模的研究较为深入,取得了公认的理论研究成果。长江中下游地区长期的构造、岩浆和成矿作用形成了多个断垄区和断凹区,发育有玢岩型、斑岩-矽卡岩型、热液脉型铜铁金多金属矿床。庐枞中生代陆相火山岩盆地位于长江中下游断凹区,地处扬子板块的北缘,郯庐断裂带的南段,具有丰富的金属矿产如玢岩型铁矿床、热液脉型铜铅锌矿床和非金属矿产资源如明矾石矿床等,其中,位于盆地西北部最大的矾山明矾石矿床构成了该盆地内典型的酸性蚀变岩帽,该巨型酸性蚀变岩帽的成因及其与盆地内金属矿床之间的关系亟待进行研究解决。因此,本文主要选取庐枞盆地矾山酸性蚀变岩帽为研究对象,在充分收集、整理前人研究成果的基础上,通过大量的野外地质调查、样品采集和室内分析测试工作,综合运用蚀变岩石学、矿物学、同位素年代学、流体包裹体地球化学、同位素地球化学、矿物原位高精度微区元素分析等方法,对矾山酸性蚀变岩帽开展系统的地质、地球化学、成因及找矿指示研究。矾山酸性蚀变岩帽主要由砖桥组火山岩蚀变而成,通过短波红外光谱分析、扫描电镜、X-射线衍射分析发现,从大矾山明矾石矿区向西南和南部砖桥镇附近蚀变具有水平分带特征,依次发育硅化、黄铁矿化、高级泥化、泥化蚀变,其中,硅化主要以多孔状和块状石英为主,多孔状石英分布在大矾山矿区,块状石英主要分布在牛头山地区;黄铁矿化以含铁矿物为主,如黄铁矿、赤铁矿、针铁矿等,在大矾山矿区分布较广;高级泥化蚀变主要以明矾石、石英、高岭石、地开石、叶腊石、珍珠陶土等矿物为主,亦分布在大矾山矿区;泥化蚀变以石英、高岭石、伊利石/蒙脱石、伊利石、黄钾铁矾的矿物组合为特征,主要在远离大矾山矿区的东南地区较为发育。基于详细的岩石学和矿物学观察,该区形成酸性蚀变岩帽的流体可分为热液早阶段、热液晚阶段及表生期三个阶段,明矾石在每个期次或阶段均有存在。热液早阶段产于安山岩中的IA1型明矾石和产于凝灰岩中浸染状IA2型明矾石广泛分布在大矾山明矾石矿区的地表及深部,是流体交代围岩中长英质矿物的产物;热液晚阶段充填在开放空间的ⅠB型明矾石分布在大矾山矿区;而表生期由氧化作用形成的Ⅱ型明矾石在地表零散广泛分布。根据明矾石矿物含量和全岩地球化学特征,将酸性蚀变岩帽中的蚀变岩分为硅质蚀变岩、明矾石蚀变岩、粘土蚀变岩三种,分别对应牛头山地区和大矾山矿区的硅化、大矾山矿区的高级泥化、外围的泥化蚀变。三种岩性中元素含量变化特征逐渐不明显,代表了水岩反应程度逐渐减弱,流体的酸性逐渐被围岩中和。对明矾石和黄铁矿开展的稳定同位素分析结果表明,矾山酸性蚀变岩帽中热液明矾石主要形成于180～220℃的岩浆热液环境下,流体主要来自于混有少量大气水的岩浆水。IA型明矾石40Ar-39Ar定年厘定了热液明矾石形成于131Ma,亦即矾山酸性蚀变岩帽的形成时代,并在33Ma时（金红石原位LA-ICP MS U-Pb定年）有表生氧化作用的叠加。矾山酸性蚀变岩帽形成于岩石圈减薄、伸展的构造背景下,是长江中下游成矿带第二期岩浆热液成矿作用的产物。通过明矾石的电子探针分析和激光等离子质谱分析,热液期由早到晚明矾石中Na、Ca、Sr、Ba含量逐渐降低,表明围岩和温度均是影响因素,而温度起到关键作用。LREE、U含量的逐渐降低和p XRF分析中Cl含量的逐渐升高,表明在蚀变过程中流体虽相对富氯,但元素却逐渐亏损。结合不同热液阶段流体中元素含量逐渐减少的化学特征和流体包裹体结果显示的蚀变流体即为原始流体的特征,表明形成矾山酸性蚀变岩帽的热液蚀变流体活动方式较为单一。由深部岩浆分异而来的热液流体在上升过程中发生SO2歧化反应,于浅部形成多孔状石英和明矾石,整个阶段流体从弱酸、高温经过强氧化性、强酸、温度降低到低温和中性环境的方向演化。蚀变过程中,较低的温度条件不利于金属元素溶解于络合物中,成矿物质于深部沉淀,潜在矿床位于酸性蚀变岩帽的底部。通过矿物组合、流体环境、硫同位素特征等方面的详细对比表明,庐枞矾山酸性蚀变岩帽与盆地内的玢岩铁矿成矿系统无关。矾山酸性蚀变岩帽与国内外典型的富矿酸性蚀变岩帽,如福建紫金山高硫型铜金矿床、菲律宾Lepanto高硫型矿床-Far Southeast斑岩矿床等,在大地构造背景、地质特征、矿物地球化学特征、流体特征等方面具有众多的相似性,表明庐枞盆地可能存在高硫型浅成低温热液成矿系统,与矾山酸性蚀变岩帽有关的岩浆岩具有较大的成矿潜力。矾山酸性蚀变岩帽中明矾石短波红外光谱1480nm峰值、全岩地球化学特征、明矾石地球化学特征等,在空间上对热液蚀变中心或矿化方向具有一定的指示作用。这些特征表明,金银矿化可能位于大矾山明矾石矿床的深部,而铜矿化可能位于大矾山明矾石矿床的东北部。对众多明矾石地球化学数据的详细分析和验证,Ca+Sr+Ba-Na/（Na+K）图解可以用来判断明矾石在酸性蚀变岩帽中所处的空间位置（如流体通道或水平区域位置）,或酸性蚀变岩帽是否具有找矿潜力。结合庐枞盆地其他明矾石矿床的地质特征、矿物学特征,初步为在庐枞盆地的巴家滩-雾顶山-井边-磨盘山-石门庵、矾母山和钱铺一带寻找斑岩-浅成低温热液矿床提供了方向。
张成勇[6]（2019）在《内蒙古巴音戈壁盆地塔木素地区流体作用特征与铀成矿事件研究》文中指出一般认为,砂岩型铀矿以表生层间氧化或潜水氧化作用为主,但我国中东部很多砂岩型铀矿床中也发现存在后期热流体活动叠加改造的痕迹。后期热流体改造作用叠加在早期氧化成矿作用之上,铀矿化特征仍与典型层间氧化带型铀矿床相似,从而使热流体活动与铀矿化的关系并不明确,其主要在于缺乏不同期次流体活动对铀富集过程影响的详细证据。巴音戈壁盆地塔木素砂岩型铀矿床后期热流体改造作用显着,含矿目的层砂岩随后期热改造而普遍固结,使热液对早期层间氧化带成矿的叠加改造过程被定格。因此,本文选择塔木素铀矿床为研究对象,通过不同类型流体活动特征和成岩成矿事件的研究,查明流体活动与铀富集的关系,探讨矿床成因。本文采用野外地质调查和室内分析测试研究相结合,通过蚀变矿物组合、流体包裹体、稳定同位素等手段,研究不同类型流体活动的性质、来源和时限;通过镜下鉴定、电子探针、扫描电镜和粘土矿物分析等手段,查明成岩作用类型和蚀变矿物生产序列,明确成岩事件形成的时序关系;通过矿物组合特征、微量元素地球化学和黄铁矿原位微区分析,反演成岩环境演化特征,从物质来源方面判断铀储层演化序列事件与铀沉淀富集之间的关系。在此基础上,结合区域构造-岩浆活动和矿床地质特征,查明不同类型流体活动与铀矿化之间的空间关系、时序关系和成矿物质方面存在的联系,揭示成矿流体作用过程,探讨矿床成因。取得的主要认识如下:1)塔木素矿床砂岩中压实作用较弱而胶结作用很强,是造成目的层致密的主要原因,胶结物的主要为赤铁矿、褐铁矿化、碳酸盐化、石膏化、绿泥石化等,胶结类型主要为孔隙式胶结。黄铁矿和方解石重结晶作用普遍发育,并出现大量的白云石和金属硫化物,指示热流体改造是影响储层物性变化的主因。通过蚀变矿物生产序列研究,划分出沉积-早成岩阶段、早期氧化流体作用阶段、热流体改造阶段和晚期氧化流体弱改造阶段。2)通过流体包裹体、C-O-S稳定同位素、微量元素分析,结合蚀变矿物组合特征,厘定出两种类型的后生改造流体:表生弱碱性氧化流体和深部酸性还原热流体。深部热流体的形成与早白垩世晚期苏红图组玄武岩喷发有关,热流体主要来自地层本身,与盆地加热后流体在围岩中的循环有关。3)通过蚀刻径迹和电子探针分析,查明该地区铀矿物主要为沥青铀矿、铀石和钛铀矿,沥青铀矿主要与草莓状或团块状黄铁矿共生,而钛铀矿多与氧化钛、重结晶黄铁矿和碳酸盐胶结物共生。铀矿石出现大量的闪锌矿、方铅矿、斑铜矿等金属硫化物,同时,高品位铀矿石中U与Co、Ni、Cu、Zn呈明显的正相关,高品位矿石的REE总量和配分型式也与泥岩和热流体脉的REE特征保持一致,指示热流体是造成高品位铀矿石形成的主要原因。4)通过蚀变矿物的空间分带组合特征和生产序列演化过程分析,反演了成矿环境的时空变化规律,认为成岩环境由弱碱性向酸性环境转变的过程中的氧化还原过渡部位是造成铀沉淀的关键。并从矿体空间产出位置,铀矿石物质组分和成矿年龄等方面评估了氧化流体和深部热流体在铀成矿过程中的作用,认为,大规模的氧化流体为铀的迁移提供了充分的条件,是塔木素大型砂岩型铀矿床形成的基础。后期热流体的参与改变了成矿的pH和Eh条件,在成矿作用起着关键作用,其对早期形成的低品位铀矿石进行叠加改造,形成了高品位铀矿石。5)通过铀源、古气候、还原剂和氧化流体作用方式等内容的研究,分析了塔木素矿床铀成矿作用类型,认为该矿床早期存在大规模的氧化流体成矿作用,晚期出现热流体的叠加改造成矿作用。铀成矿作用过程可分为沉积预富集阶段、大规模氧化流体成矿作用阶段、热流体叠加改造成矿作用阶段和晚期氧化流体持续弱改造阶段等4个阶段。不同类型流体与铀成矿的关系及其在成矿过程中的地位,是困扰塔木素砂岩型铀矿床成因解释的关键,也直接影响着矿床成矿模式的建立和找矿方向的选择。本论文从微观角度揭示可不同类型流体作用特征及其与铀富集的关系,为矿床成因的解释和找矿模式的建立提供了翔实的证据。同时研究结果也表明,砂岩型铀矿中氧化还原作用和酸碱度的变化对铀的沉淀富集均起着重要作用的控制作用,在今后的勘查和研究过程中应对pH的改变对U的沉淀富集的影响应加以重视。本文的研究对塔木素铀矿床的勘查有很大的帮助和指导作用,同时对我国其他盆地中出现的后期热流体叠加改造与砂岩型铀成矿之间关系的研究有一定的借鉴意义。
秘昭旭[7]（2019）在《二氧化碳规模化注入及沿废弃井泄漏对储层影响的数值模拟研究》文中研究指明工业革命以来,二氧化碳（CO2）的大量排放导致一系列环境问题。虽然各国都在积极探索绿色可替代能源,但短时期内以化石燃料为主的能源结构不会改变。CO2地质储存作为有效减少碳排放的方式之一,受到国际社会的广泛认可,其中深部咸水层以独特优势被视为最具潜力的储存场地。在规模化CO2储存过程中,储层压力场的变化和CO2在储层中的扩散可能影响储层上部的浅层地下水动力场和水质安全。而且,储存场地周围的大量采油废弃井会成为CO2的泄漏通道,引起CO2泄漏等严重环境与安全问题。因此,研究规模化CO2注入对储层的影响以及CO2沿废弃井泄漏特征的影响,对CO2储存安全和环境影响具有重要意义。本文依托准噶尔盆地CO2强化咸水开采技术示范场地,以白垩系东沟组目标储层为研究对象,在地质、水文地质和多相渗流等理论指导下,通过野外调查和数值模拟相结合的研究手段,采用TOUGH2/ECO2N数值模拟软件,探究了数值模型边界条件设置的依据,系统分析了规模化CO2注入条件下的储层压力场演化和CO2运移分布特征,以及对周边水源地浅层地下水安全的影响;综合分析了CO2泄漏井与注入井之间距离对储盖层系统压力场演化、CO2空间分布和泄漏特征的影响。取得的主要成果如下:（1）通过径向二维模型的数值模拟,探究了单井CO2注入条件下储层压力场演化和CO2运移分布特征。在10年定压注入过程中,距离注入井越远,储层压力增量越小,最远影响距离可达50 km。在100年模拟时间内,CO2最大运移距离仅约1300 m。结合试验场地的地质条件,将三维模型中注入井与模型边界的距离确定为30 km,注入井间距设置为2 km。该结果不仅为多井方式CO2注入和CO2沿废弃井泄露的数值模型边界范围设置提供了科学依据,也为同类数值模拟的边界条件设置提供了方法参考。（2）建立了场地CO2规模化注入的三维数值模型,分析了在不同数量注入井条件下,规模化CO2注入对储层压力场演化和储层中CO2运移分布特征的影响。在10年CO2定压注入过程中,注入井数量越多,储层压力增量越大;停止CO2注入后,储层压力在10年左右时间中基本恢复至初始储层压力水平,压力恢复时间与注入井数量相关性较弱。在100年模拟时间中,注入井数量对CO2最大运移距离没有显着影响,均约为1600 m;但在多井条件下,井间高压区造成井间压力差减小,导致CO2井间运移距离相比外侧大幅减小20%-40%。（3）明确了多井条件下CO2规模化注入对研究区周边地下水系统和已有地下水水源地用水安全的影响。基于CO2规模化注入对储层压力场演化和储层中CO2运移分布的影响,同时考虑到各水源地与注入井的距离,以及CO2储层与水源地地下水开采层位间的地层间隔,分析认为在现有模拟设计条件下,10年期内最多注入798万吨CO2时,规模化CO2注入不会对研究区周边已有地下水水源地的用水安全造成影响。（4）建立了泄漏井与注入井不同距离条件下的三维数值模型,系统分析了注入井与泄漏井之间距离对储盖层压力场演化、CO2空间运移分布、CO2泄漏特征的影响。泄漏井距注入井越近,CO2泄漏量越大,本次研究中的最高CO2泄漏量比例可达12%,但两者相距1000米时的泄漏比例仅有0.1%。泄漏井与注入井距离的减小,可以明显提高CO2注入速率和注入量,注入量最多可提高近6%。研究结果可为工程场地内的废弃井调查与风险评价,以及工程安全性评价提供科学依据。
段登飞[8]（2019）在《鄂东南阳新岩体周缘矽卡岩型铜多金属矿床地质特征及矿床成因》文中研究指明鄂东南矿集区是长江中下游成矿带七大矿集区之一,区内矿产以铁和铜为主,其次有钼、金、铅、钨、锌等。鄂东南矿集区内几乎所有矿床的形成均与燕山期中-酸岩侵入岩有关,主要矿床类型为矽卡岩型和斑岩型。本文采集了鄂东南地区铜矿床成矿岩体和不成矿岩体。对这些岩体进行了详细的岩相学、主微量分析、Sr-Nd同位素分析,以及原位的矿物主微量分析。另外还选取了三个典型的Cu多金属矿床,详细研的究了这些矿床的矿床地质特征、成矿物质和成矿流体来源。按照岩体在地表出露的面积,可以分为呈岩株状的小岩体和岩基状的大岩体。锆石U-Pb定年表明,成矿小岩体成岩年龄>140Ma,成矿大岩体<140Ma。不成矿岩体也属于小岩体,成岩年龄<140Ma。另外阮家湾矿区新发现的二云母花岗岩锆石U-Pb年龄与阮家湾成矿岩体年龄相近,为142.1±3.2Ma。除新发现的阮家湾二云母花岗岩外,鄂东南地区成矿岩体和不成矿岩体均属于高钾钙碱性,准铝质岩石。所有岩体均具有富集轻稀土（LREE）,亏损重稀土（HREE）。富集大离子亲石元素（LILE）,亏损高场强元素（HFSE）的特征,在蛛网图上有明显的Pb、Sr正异常和Nb、Ta、Ti、P负异常。所有岩体的Sr-Nd同位素值都较为接近,与早白垩基性岩的Sr-Nd同位素值一致。岩石地球化学特征表明鄂东南铜多金属矿床成矿岩体及不成矿岩体起源于下地壳和下伏岩石圈拆沉,拆沉的下地壳和岩石圈导致了软流圈的上涌,下地壳和岩石圈发生部分熔融并与软流圈地幔发生不同程度的混合,最终形成了鄂东南地区的各种基性岩和中酸性岩。岩相学、角闪石BSE图像以及主量元素研究表明鄂东南地区小岩体,无论成矿与否,都在5km处有一个深部岩浆房,浅部就位深度约3km。而鄂东南地区成矿大岩体不存在深部岩浆房,直接在浅部约3km处就位。本文选取铜绿山小岩体详细研究岩浆深部演化历史,发现岩浆在5km处,经历了约40%的角闪石、斜长石和磷灰石的分离结晶作用。经过分离结晶作用,残余岩浆更加富集成矿元素Cu和挥发分元素Cl。由于不成矿岩体和成矿大岩体成矿年龄<140Ma,因此选取二者的磷灰石做对比研究,来探讨成矿的差异。研究发现成矿岩体磷灰石中的Cl,S,Li的元素含量要高于不成矿岩体磷灰石。而且大部分不成矿岩体磷灰石含有流体包裹体,而大部分成矿磷灰石不含有流体包裹体。磷灰石的流体包裹体特征及组分特征表明,不成矿岩体在深部发生了流体出溶,使岩浆中的Cl,S,Li、Cu和Au含量降低,从而对成矿不利。综合对比鄂东南地区成矿岩体和不成矿岩体各方面特征,发现成矿岩体与不成矿岩体在成岩年龄、全岩地球化学组成方面较为相似,在本地区不能作为很好的找矿指标。较高的氧逸度和较浅的就位深度虽然对成矿较为有利,但鄂东南地区岩体大都具有较高的氧逸度和较浅的就位深度。但是经历过矿物分离结晶,且在就位前没有发生流体出溶的岩浆对成矿较为有利。并且磷灰石的Cl、Li、S含量可以作为一个有效的找矿指标,快速的甄别出成矿岩体。父子山矿床进矽卡岩阶段流体包裹体以含石盐子矿物多相包裹体为主,其次为富气两相包裹体,富液两相包裹体。所有流体包裹体均一温度均从405℃变化到>550℃,且均一温度众值>550℃。盐度分为两组,含石盐子矿物盐度约为28.8-42.5wt%NaCl equiv.,富气两相包裹体约为3.7-13.5wt%NaCl equiv.,富液两相包裹体约为17.3-33.1 wt%NaCl equiv.。流体包裹体测温及岩相学特征表明进矽卡岩阶段发生了流体沸腾作用。退矽卡岩阶段、石英-硫化物阶段和碳酸盐阶段均以气液两相包裹体为主,流体温度和盐度依次降低。父子山矿床S同位素变化范围极大,从-3.2到14.6‰。在硫化物结晶早期,S同位素较接近0值,但可能已有部分围岩膏岩层的混染,随着结晶作用的进一步进行,膏岩层混染程度越来越高。因此父子山矿床成矿流体和成矿物质来源主要为岩浆。硫化物在结晶过程中有围岩膏岩层混染的影响。付家山-龙角山矿床进矽卡岩阶段可见大量的含石盐子矿物多相包裹体和气液两相包裹体共存。此阶段流体为NaCl-KCl-H2O体系,不含CO2,具有高温,高盐度特点,温度>550℃,流体分为60-70 wt%NaCl equiv.的高盐度相和15-20 wt%NaCl equiv.的低盐度相。退矽卡岩阶段与进矽卡岩阶段包裹体类型及分布情况类似,此阶段流体可能为NaCl-KCl-H2O体系,均一温度与进矽卡岩阶段相比有所下降,约为350-400℃。进矽卡岩阶段和退矽卡岩阶段都发生了流体沸腾作用,但是仅在退矽卡岩阶段有白钨矿结晶。石英硫化物阶段主要以气液两相和含CO2三相包裹体为主,温度和盐度进一步下降,流体发生不混溶现象。此阶段有大量白钨矿和硫化物沉淀。进矽卡岩阶段,流体以岩浆水为主。随着流体进一步演化,到晚期时有大气降水的混入。付家山-龙角山早期硫化物的S同位素值多分布在0附近,而晚期围岩中的硫化物S同位素值约为-21.3-6.8‰。早期石英-硫化物阶段δ13CV-PDB为-9.1到-6.9‰,晚期石英-硫化物阶段δ13CV-PDB为-14.7到-6.4‰。C和S同位素表明,付家山-龙角山成矿流体仅仅在晚期才混染了围岩的还原型组分。阮家湾矿床进矽卡岩阶段主要富液气液两相包裹体,含少量含石盐子矿物多相包裹体和富气气液两相包裹体。包裹体均一温度为510℃到>550℃。富液两相包裹体盐度约为13.0-22.6 wt%NaCl equiv.。此阶段流体具有高温高盐度特征。退矽卡岩阶段,尽管数量上包裹体以富液气液两相包裹体为主,但也存在大量富气两相包裹体和含石盐子矿物多相包裹体共存的现象。此阶段流体均一温度约为336-473℃,盐度分为两群分别为34.1-42.5 wt%NaCl equiv.和9.0-17.4 wt%NaCl equiv.。此阶段发生了流体沸腾作用,并且有白钨矿沉淀。石英硫化物阶段主要以气液两相和含CO2三相包裹体为主,温度和盐度进一步下降,流体发生不混溶现象。此阶段有大量白钨矿和硫化物沉淀。H-O同位素特征表明成矿流体早期以岩浆水为主,随着成矿作用的进一步进行有大气降水的加入。阮家湾矿床早期硫化物S同位素值多分布在-2‰到+4‰之间,与岩浆硫的范围非常接近。围岩地层中硫化物的同位素变化范围很大,在3‰18‰之间,且从低值到高值均有分布。说明只是到了硫化物结晶晚期才有膏岩层地层混染的影响。
李振雄[9]（2019）在《大别山霍山-金寨地区土壤重金属分布特征及环境质量评价》文中指出土壤无机污染物以重金属最为突出,因其难以被微生物所降解、易于富集,并可通过食物链进入人体,进而危害人体生命健康。安徽省大别山地区,由于其特殊的地形地貌,土壤较少,工农业生产及经济发展对土壤及其生态系统依赖性较高,但该地区土壤状况研究相对较少。基于此,笔者对安徽省霍山县及金寨县进行了系统采样,运用多元统计与地统计分析并结合土壤学原理对研究区土壤中的Cd、Cr、Cu、Ni、Pb、Zn六种重金属的分布特征、影响因素及来源进行研究,并通过土壤环境质量评价判断其是否受到重金属污染。主要得到以下几点结论:（1）研究区土壤pH均值为5.3,呈酸性,局部地区土壤pH为4.0,呈强酸性。Cr、Ni在土壤中分布不均,某些区域存在富集现象,Cd、Cu、Pb、Zn分布相对比较均匀,含量变化不显着。不同土地利用方式下土壤中Cd、Cu、Pb、Zn含量相差不大。Cr、Ni分布较为相似,其在林地、茶田、水稻田和其它旱地土壤中含量均较高,尤其以林地和茶田最为突出。不同土壤类型中Cd、Cu、Pb含量相差不大,离散程度较小,分布比较均匀;Cr、Ni分布相似,在水稻土中含量较高,在紫色土中含量较低,在棕壤、黄棕壤和水稻土中离散程度较大,分布不均,而在紫色土和粗骨土中离散程度较小,分布比较均匀。（2）通过多元统计分析发现,研究区土壤pH对重金属的分布影响较弱,Zn分布与土壤中的粘土矿物和铁、锰氧化物有关,而Cd、Pb与土壤有机质存在一定的关系,Cr、Cu、Ni三者具有相同的物源。通过富集因子与地累积指数分析发现,Cr、Cu、Ni、Pb、Zn主要来源于自然环境,Cd除了来源于自然环境,还有一部分来源于人类活动。通过富集因子与地累积指数分析,发现该地区选择以EF=1.5为判断受污染与未受污染分界标准更为合适。通过地统计学分析,发现高值区Cr、Ni可能主要来源于基岩地层中的角闪岩。（3）通过运用单因子污染指数评价、内梅罗综合污染指数评价及潜在生态危害指数评价对研究区土壤质量状况进行综合评价分析,发现研究区表层土壤各重金属单因子指数均值均小于1。研究区90%的土壤中的Cd、Cr、Cu、Ni、Pb、Zn含量未超过农用地土壤污染风险筛选值。未受到重金属污染土壤占比97.46%,受重金属污染土壤占比2.54%。各重金属污染对研究区土壤构成潜在生态危害由强至弱依次为:Cd>Ni>Cr=Cu=Pb=Zn。
张欣[10]（2019）在《小江断裂中北段活动性及其致灾效应研究》文中指出青藏高原强烈隆升所形成的天然地理环境,为西南地区水资源的储蓄和开发创造了极为有利的条件,但同时也使得这些地区地质构造复杂,活动断裂发育,现代地震活动极其频繁,因此,以断裂活动性为主的区域构造稳定性研究就显得至关重要。位于四川省宁南县与云南省巧家县交界的白鹤滩大型水电站是金沙江下游干流河段第二个梯级电站,小江断裂中北段（巧家-东川段）作为该水电站库区内最大的活动断裂构造,相对于整个小江活动断裂带来说,其研究程度较低,但该区的地质环境背景复杂,新构造运动与现代地震活动较为强烈,地质灾害十分发育。显然,系统深入的研究小江断裂中北段分布特征和活动性,揭示断裂活动触发地质灾害的特点并总结其致灾效应,对该区水资源的开发利用以及防灾减灾具有重要的科学和现实意义。论文在详细参考前人工作的基础上,进行了多次实地的地质调查,利用相应的遥感解译、地球化学、显微构造学,年代学等技术手段,查明了小江断裂中北段的基本特征以及区内地质灾害的发育分布规律。通过大量地质资料（以实地调查所获取的第一性资料为主）、GPS实测地壳变形数据、室内分析测试结果以及地震资料的综合分析,结合数值模拟研究和GIS空间信息分析处理,详细、系统地研究了小江断裂中北段活动性以及活动断裂的地质灾害致灾效应,最终取得了以下主要成果和结论:（1）受川滇菱形块体持续向东南方向侧向挤出的影响,小江断裂带通过不断的发展和演化,最终在巧家对岸的华弹镇附近与则木河断裂带贯通,使得原小江断裂带北端的巧家北至莲塘段被取代,而现今小江断裂带北段起点则在对岸华弹镇西侧与则木河断裂带的松新-华弹断裂顺接。（2）通过对巧家盆地详细的研究分析,对其形成演化有了清晰的认识:巧家盆地迄今为止在形成发展过程中共经历了拉分断陷和不对称断陷两个阶段,前者是则木河断裂带南端与以巧家北-莲塘段为小江断裂带北端共同作用下形成左旋拉分断陷区,而后者则是在则木河断裂带与小江断裂带贯通顺接后,在西侧单向拉张应力作用下的产物。（3）将中国地壳运动观测网络（CMONOC）所取得的地壳变形新成果数据与实地地质地貌调查相结合,显示小江断裂中北段是第四纪以来活动显着的左旋走滑（兼具逆冲）断裂带,对地壳变形数据进行分析处理,得到了研究区断裂带现今滑动速率的定量结果,这一结果也与地貌学观点得出的断裂带滑动速率大致吻合。（4）沿小江断裂中北段跨断层布设多条测氡剖面显示,剖面高氡脉冲异常值的大小与断裂带规模以及破碎程度呈正相关,以氡气脉冲峰背值比值（峰值/背景值）作为断裂带相对活动的判别标准表明,溜姑乡-老村子-大塘子一线的断裂相对活动性要高于其余地段。（5）温泉沟露头中断层泥石英颗粒溶蚀形貌特征的统计结果表明,小江断裂北段最近一次强烈活动的时期主要集中在晚更新世,结合X-粉晶衍射测试结果以及岩石高速摩擦实验理论,对该露头及其附近区域出现的明显碳化现象进行研究分析,初步认为碳化现象是表征断裂带发生粘滑（地震）运动的标志。（6）以则木河-小江断裂带为界,研究区构造应力场具明显的分区性,西侧的川滇菱形块体最大主应力迹线由北向南自北西向至今南北向偏转,其应力状态类型主要是以走滑型为主;东侧的华南块体最大主应力方向则相对稳定,主要以北西西向、北西向为主,应力状态类型则主要为走滑型和逆走滑型。在有历史记录以来,该区地震活动的空间分布与区内断裂构造格架关系密切,其强震大多集中在块体的边界活动断裂上,块体内部的断裂构造上多以中强震为主,且地震的活跃期与平静期交替出现,表现出研究区地震活动的时空分布具有明显的不均一性。（7）小江断裂中北段与该区地质灾害的孕育与发生具有密切的关系,主要体现在:（1）断裂的粘滑运动（地震）释放巨大的能量,能够直接触发地质灾害;（2）断裂构造在长期的演化过程中,使该区地形地貌格局发生了剧烈的改变,河流深切,高山峡谷地貌发育,为地质灾害的发生提供了有利的地形条件;（3）受断裂活动（粘滑、蠕滑）的影响,沿断裂带斜坡岩土体的变形、松动与破坏现象明显,稳定性较差,加之断裂带本身就是破碎和易风化的部位,更容易形成丰富的松散固体物源。在对小江断裂中北段地质灾害发育分布规律详细研究的基础上,总结出6大致灾效应,即地震地质灾害后效应、强度效应、距离效应、方向效应、主动盘效应以及锁固段效应。
二、Geochemistry of groundwater in and around the MozumiSukenobu fault, northern central Japan（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、Geochemistry of groundwater in and around the MozumiSukenobu fault, northern central Japan（论文提纲范文）
（1）云南省南汀河断裂带温泉水文地球化学特征（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 温泉水文地球化学研究方法 |
| 1.3 温泉水文地球化学异常现象与地震之间的关系 |
| 1.4 完成的工作量和主要成果 |
| 第二章 地质概况和地震活动性 |
| 2.1 地质概况 |
| 2.1.1 构造 |
| 2.1.2 地层 |
| 2.1.3 水文地质条件 |
| 2.2 地震活动性 |
| 第三章 温泉水样的采集及其测量方法 |
| 第四章 南汀河断裂带温泉水文地球化学特征 |
| 4.1 温泉水物理化学参数测定结果 |
| 4.2 温泉水来源 |
| 4.3 水化学类型 |
| 4.4 离子相关性分析 |
| 4.5 温泉水化学反应程度 |
| 4.5.1 水-岩平衡判定 |
| 4.5.2 热储温度和循环深度计算 |
| 4.5.3 微量元素分析 |
| 第五章 温泉水化学变化与地震的关系 |
| 5.1 幸福温泉水地球化学变化与地震的关系 |
| 5.2 南汀河断裂带水文地球化学变化与构造之间的关系 |
| 第六章 结论 |
| 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 附表1 南汀河断裂带温泉水样常量元素表 |
| 附表2 幸福温泉水样常量元素表 |
| 附表3 南汀河断裂带温泉水样微量元素表 |
| 个人简历 |
| 发表文章 |
（2）淮南煤田奥陶系古岩溶成因机理及预测研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 研究目的与意义 |
| 1.2 国内外研究现状及存在问题 |
| 1.2.1 古岩溶 |
| 1.2.2 古岩溶形成期次及其识别方法研究现状 |
| 1.2.3 古岩溶分布规律与控制因素研究现状 |
| 1.2.4 古岩溶识别与预测研究现状 |
| 1.2.5 华北煤田古岩溶研究现状 |
| 1.2.6 淮南煤田岩溶研究现状 |
| 1.2.7 存在的问题与不足 |
| 1.3 研究内容、方法与技术路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究方法 |
| 1.3.3 技术路线 |
| 1.4 论文工作量 |
| 2 研究区地质及水文地质概况 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.2 地层与构造 |
| 2.2.1 地层 |
| 2.2.2 构造 |
| 2.3 含水层系统 |
| 2.3.1 新生界松散孔隙含(隔)水层系统 |
| 2.3.2 基岩裂隙-溶隙含水层系统 |
| 3 奥陶系古岩溶发育特征 |
| 3.1 奥陶系地层与岩性特征 |
| 3.1.1 地层厚度及结构 |
| 3.1.2 岩性特征 |
| 3.1.3 岩石矿物特征 |
| 3.2 奥陶系古岩溶发育类型及特征 |
| 3.2.1 溶孔 |
| 3.2.2 裂缝 |
| 3.2.3 溶洞 |
| 3.2.4 岩溶陷落柱 |
| 3.3 奥陶系古岩溶充填特征 |
| 3.3.1 充填物类型 |
| 3.3.2 充填特征 |
| 3.4 奥陶系古岩溶分布特征 |
| 3.4.1 平面分布特征 |
| 3.4.2 垂向分布特征 |
| 3.5 本章小结 |
| 4 奥陶系古岩溶形成期次确定 |
| 4.1 奥陶系古岩溶形成背景 |
| 4.1.1 奥陶系地层沉积背景 |
| 4.1.2 区域构造演化背景 |
| 4.1.3 岩浆活动 |
| 4.2 古岩溶地球化学特征分析 |
| 4.2.1 样品采集与测试 |
| 4.2.2 碳和氧同位素特征 |
| 4.2.3 微量元素特征 |
| 4.3 古岩溶充填物形成环境分析 |
| 4.3.1 盐度-温度-深度计算 |
| 4.3.2 形成环境分析 |
| 4.4 奥陶系古岩溶形成期次确定 |
| 4.5 本章小结 |
| 5 不同期次古岩溶形成环境与发育模式 |
| 5.1 沉积岩溶 |
| 5.1.1 地质背景 |
| 5.1.2 古气候 |
| 5.1.3 古水文 |
| 5.1.4 沉积岩溶发育模式 |
| 5.2 风化壳岩溶 |
| 5.2.1 地质背景 |
| 5.2.2 古气候 |
| 5.2.3 古地貌 |
| 5.2.4 古水文 |
| 5.2.5 风化壳岩溶发育模式 |
| 5.3 压释水岩溶 |
| 5.3.1 地质背景 |
| 5.3.2 古水文地质条件 |
| 5.3.3 压释水岩溶发育模式 |
| 5.4 热液岩溶 |
| 5.4.1 构造运动 |
| 5.4.2 岩浆活动 |
| 5.4.3 热液岩溶发育模式 |
| 5.5 混合岩溶 |
| 5.5.1 地质背景 |
| 5.5.2 古气候 |
| 5.5.3 古地貌 |
| 5.5.4 古水文 |
| 5.5.5 混合岩溶发育模式 |
| 5.6 奥陶系古岩溶演化模式 |
| 5.7 本章小结 |
| 6 奥陶系古岩溶发育控制因素 |
| 6.1 地层岩性与结构 |
| 6.1.1 碳酸盐岩岩性 |
| 6.1.2 岩层结构 |
| 6.2 侵蚀性流体 |
| 6.2.1 大气淡水 |
| 6.2.2 地层压释水 |
| 6.2.3 热液流体 |
| 6.2.4 混合流体 |
| 6.3 断裂构造 |
| 6.3.1 构造分期 |
| 6.3.2 古构造应力场数值模拟 |
| 6.3.3 模拟结果分析 |
| 6.3.4 多期构造运动对古岩溶发育的控制作用 |
| 6.4 古地貌与古水文 |
| 6.4.1 奥陶系风化壳古地貌与古水文 |
| 6.4.2 基岩风化面古地貌与古水文 |
| 6.5 岩浆活动 |
| 6.6 岩溶作用时间 |
| 6.7 本章小结 |
| 7 淮南煤田岩溶陷落柱形成机理探讨 |
| 7.1 基底溶洞形成过程分析 |
| 7.1.1 溶洞形成机理 |
| 7.1.2 溶洞形成过程数值模拟 |
| 7.2 顶板塌陷过程分析 |
| 7.2.1 顶板塌陷力学机制 |
| 7.2.2 顶板塌陷数值模拟 |
| 7.3 岩溶陷落柱形成机理探讨 |
| 7.4 本章小结 |
| 8 淮南煤田奥陶系古岩溶发育程度预测 |
| 8.1 预测方法 |
| 8.1.1 层次分析法 |
| 8.1.2 基于GIS的层次分析法 |
| 8.2 预测模型建立 |
| 8.2.1 评价指标体系建立 |
| 8.2.2 评价指标权重确定 |
| 8.2.3 评价指标归一化处理 |
| 8.2.4 综合得分模型建立 |
| 8.3 预测结果分析 |
| 8.4 结果验证 |
| 8.5 本章小结 |
| 9 结论与展望 |
| 9.1 结论 |
| 9.2 主要创新点 |
| 9.3 展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介及读研期间主要科研成果 |
（3）长白山火山区域重磁数据反演与地热成因机理（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景及意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 长白山火山区域研究现状 |
| 1.2.2 重磁数据反演解释现状 |
| 1.3 主要研究内容及技术路线 |
| 1.3.1 主要研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 1.4 论文主要创新点 |
| 第2章 长白山火山区域地质概况 |
| 2.1 地层岩性 |
| 2.2 区域构造特征 |
| 2.3 岩浆活动 |
| 2.4 地热地质特征 |
| 2.5 本章小结 |
| 第3章 长白山火山区域卫星重磁数据处理与解释 |
| 3.1 长白山火山区域重力数据处理与解释 |
| 3.1.1 卫星重力数据特征 |
| 3.1.2 长白山火山区域重力异常解释 |
| 3.2 长白山火山区域磁数据处理与解释 |
| 3.2.1 卫星磁数据特征 |
| 3.2.2 空间域变磁倾角磁化极理论 |
| 3.2.3 长白山火山区域磁异常解释 |
| 3.3 长白山火山区域莫霍面和居里面反演 |
| 3.3.1 界面反演方法原理 |
| 3.3.2 向上延拓分离区域场理论 |
| 3.3.3 莫霍面分析 |
| 3.3.4 居里面分析 |
| 3.4 本章小结 |
| 第4章 重磁数据正反演理论研究 |
| 4.1 正演方法 |
| 4.1.1 重磁正演基本理论 |
| 4.1.2 灵敏度矩阵快速计算算法 |
| 4.2 反演基本理论 |
| 4.2.1 基本反演理论 |
| 4.2.2 加权函数 |
| 4.2.3 模型约束函数 |
| 4.2.4 物性参数的上下限约束 |
| 4.2.5 合成模型试验 |
| 4.3 数据空间的自适应四叉树压缩技术 |
| 4.3.1 原理 |
| 4.3.2 合成模型试验 |
| 4.4 本章小结 |
| 第5章 长白山火山区域重磁数据三维物性反演 |
| 5.1 重磁异常分离原理介绍 |
| 5.1.1 小波多尺度分析法原理 |
| 5.1.2 径向对数功率谱分析方法确定场源深度 |
| 5.1.3 基于小波变换的数据融合技术 |
| 5.1.4 长白山火山区域重力场分离结果 |
| 5.2 长白山火山区域三维重力反演 |
| 5.3 长白山火山区域三维磁反演 |
| 5.4 本章小结 |
| 第6章 长白山火山区域地温场特征研究 |
| 6.1 基于深度学习的大地热流值训练算法 |
| 6.1.1 深度学习简介 |
| 6.1.2 深度神经网络原理 |
| 6.1.3 基于深度神经网络的大地热流值训练 |
| 6.2 天池火山下部岩浆囊冷却数值模拟 |
| 6.2.1 导热基本概念和微分方程式 |
| 6.2.2 岩浆囊冷却模型构建 |
| 6.2.3 结果与讨论 |
| 6.3 本章小结 |
| 第7章 长白山火山区域地热成因机理分析 |
| 第8章 结论和展望 |
| 8.1 取得的主要研究成果 |
| 8.2 展望 |
| 参考文献 |
| 作者简介及在学期间所取得的科研成果 |
| 致谢 |
（5）安徽庐枞盆地酸性蚀变岩帽形成机制及成矿指示研究（论文提纲范文）
| 致谢 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 选题依据及课题来源 |
| 1.1.1 选题依据 |
| 1.1.2 课题来源 |
| 1.2 国内外酸性蚀变岩帽研究现状 |
| 1.2.1 酸性蚀变岩帽的研究方法 |
| 1.2.2 酸性蚀变岩帽的形成环境 |
| 1.2.3 庐枞盆地酸性蚀变岩帽研究历史 |
| 1.3 存在问题 |
| 1.4 研究内容及技术路线 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 技术路线 |
| 1.5 取得的成果及创新点 |
| 1.6 论文完成的工作量 |
| 第二章 区域地质 |
| 2.1 地层 |
| 2.2 构造 |
| 2.2.1 断裂构造 |
| 2.2.2 褶皱构造 |
| 2.2.3 火山构造 |
| 2.3 岩浆岩 |
| 2.4 区域地球物理场 |
| 2.4.1 区域重力场特征 |
| 2.4.2 区域磁场特征 |
| 2.5 区域矿产 |
| 第三章 样品及测试方法 |
| 3.1 样品采集方法 |
| 3.2 短波红外光谱(SWIR)分析 |
| 3.3 扫描电镜(SEM)分析 |
| 3.4 X射线荧光光谱(XRF)分析 |
| 3.5 流体包裹体测温 |
| 3.6 全岩地球化学(WRG)分析 |
| 3.7 电子探针(EPMA)和LA-ICP-MS原位微区分析 |
| 3.8 明矾石~(40)Ar-~(39)Ar定年分析 |
| 3.9 金红石原位LA-ICPMS U-PB定年分析 |
| 3.10 稳定同位素(S、H、O)分析 |
| 第四章 酸性蚀变岩帽地质特征 |
| 4.1 矾山矿区地质特征 |
| 4.1.1 地层 |
| 4.1.2 构造 |
| 4.1.3 岩浆岩 |
| 4.2 蚀变矿化特征 |
| 4.2.1 明矾石化和明矾石矿体 |
| 4.2.2 其他蚀变特征 |
| 4.3 短波红外光谱研究(SWIR) |
| 4.3.1 SWIR矿物识别 |
| 4.3.2 SWIR特征参数 |
| 4.4 矿物组成 |
| 4.4.1 蚀变矿化期次 |
| 4.4.2 矿物特征 |
| 4.5 蚀变分带特征 |
| 第五章 酸性蚀变岩帽地球化学特征 |
| 5.1 全岩地球化学特征 |
| 5.1.1 样品特征 |
| 5.1.2 酸性蚀变岩帽的岩性分类 |
| 5.1.3 地球化学特征 |
| 5.1.4 元素空间分布特征 |
| 5.1.5 pXRF特征 |
| 5.2 明矾石地球化学特征 |
| 5.2.1 明矾石种类 |
| 5.2.2 不同类型明矾石元素特征 |
| 5.2.3 明矾石元素地球化学行为控制因素 |
| 5.2.4 明矾石空间特征 |
| 5.3 年代学特征 |
| 5.3.1 明矾石~(40)Ar-~(39)Ar定年 |
| 5.3.2 金红石LA-ICP-MS U-Pb定年 |
| 5.3.3 酸性蚀变岩帽的形成时代 |
| 第六章 酸性蚀变岩帽形成机制 |
| 6.1 流体包裹体 |
| 6.1.1 流体包裹体特征 |
| 6.1.2 均一温度和盐度 |
| 6.1.3 压力条件 |
| 6.2 稳定同位素 |
| 6.2.1 样品特征 |
| 6.2.2 硫同位素组成 |
| 6.2.3 氢、氧同位素 |
| 6.3 矾山酸性蚀变岩帽的形成机制 |
| 6.3.1 物理化学条件 |
| 6.3.2 流体演化特征 |
| 6.3.3 形成机制 |
| 第七章 酸性蚀变岩帽成矿潜力指示 |
| 7.1 区域酸性蚀变岩帽 |
| 7.1.1 分布及产出特征 |
| 7.1.2 成矿地质条件 |
| 7.1.3 明矾石成因类型 |
| 7.1.4 形成环境 |
| 7.2 酸性蚀变岩帽与庐枞盆地玢岩铁矿的关系 |
| 7.2.1 年代学 |
| 7.2.2 围岩蚀变 |
| 7.2.3 物理化学条件 |
| 7.2.4 硫的来源 |
| 7.2.5 玢岩铁矿床蚀变带中明矾石的形成机制 |
| 7.3 与典型酸性蚀变岩帽对比 |
| 7.3.1 地质特征 |
| 7.3.2 流体特征 |
| 7.3.3 明矾石光谱学及成分特征 |
| 7.3.4 明矾石地球化学判别 |
| 7.4 酸性蚀变岩帽找矿指示 |
| 7.4.1 庐枞盆地矾山矿区 |
| 7.4.2 庐枞盆地其他地区 |
| 7.4.3 庐枞矿集区综合找矿模型 |
| 第八章 主要结论及存在问题 |
| 8.1 主要结论 |
| 8.2 存在问题 |
| 参考文献 |
| 攻读博士学位期间学术活动及成果情况 |
| 1 )参加的学术交流与科研项目 |
| 2 )发表论文 |
| 附表1 庐枞盆地酸性蚀变岩帽全岩地球化学分析结果 |
| 附表2 庐枞盆地矾山酸性蚀变岩帽XRF分析结果/PPM |
| 附表3 庐枞盆地矾山酸性蚀变岩帽明矾石电子探针分析结果 |
| 附表4 庐枞盆地酸性蚀变岩帽明矾石LA-ICP-MS分析测试结果 |
| 附表5 庐枞盆地矾山酸性蚀变岩帽矿物短波红外吸收光谱分析结果 |
| 附表6 庐枞盆地矾山酸性蚀变岩帽矿物流体包裹体测温数据 |
（6）内蒙古巴音戈壁盆地塔木素地区流体作用特征与铀成矿事件研究（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题的来源与研究意义 |
| 1.1.1 选题来源 |
| 1.1.2 研究目的与意义 |
| 1.2 国内外研究现状和发展趋势 |
| 1.2.1 典型层间氧化带砂岩型铀矿研究现状 |
| 1.2.2 砂岩型铀矿后期热流体改造研究进展 |
| 1.2.3 塔木素铀矿研究现状 |
| 1.2.4 存在的主要问题 |
| 1.3 论文的研究内容及技术路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 1.4 完成主要工作量 |
| 1.5 主要创新点 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 地理位置 |
| 2.2 大地构造位置 |
| 2.3 盆地构造分区 |
| 2.4 盆地充填序列 |
| 2.5 岩浆作用与岩浆岩 |
| 2.6 矿产资源 |
| 第三章 塔木素铀矿矿床地质特征 |
| 3.1 矿区地质概况 |
| 3.2 地层特征 |
| 3.3 构造特征 |
| 3.3.1 断层 |
| 3.3.2 矿床内浅层地震断层解译结结果 |
| 3.3.3 节理 |
| 3.4 含矿层砂体沉积特征 |
| 3.4.1 沉积微相特征 |
| 3.4.2 沉积砂体空间展布特征 |
| 3.4.3 氧化流体空间展布特征 |
| 3.5 矿体与矿化特征 |
| 第四章 成岩作用与成岩序列 |
| 4.1 岩石学特征 |
| 4.1.1 碎屑成分 |
| 4.1.2 填隙物成分 |
| 4.1.3 结构与构造 |
| 4.1.4 砂岩类型研究 |
| 4.2 成岩作用类型 |
| 4.2.1 压实作用 |
| 4.2.2 胶结作用 |
| 4.2.3 溶蚀作用 |
| 4.2.4 交代作用 |
| 4.2.5 重结晶作用 |
| 4.2.6 热流体改造作用 |
| 4.3 成岩序列 |
| 4.3.1 矿物生产顺序的判定 |
| 4.3.2 成岩序列成岩事件演化 |
| 本章小结 |
| 第五章 后生改造流体类型与特征 |
| 5.1 流体包裹体测温 |
| 5.1.1 测试方法 |
| 5.1.2 实验结果 |
| 5.2 稳定同位素地球化学特征 |
| 5.2.1 样品采集与测试方法 |
| 5.2.2 稳定同位素分析结果 |
| 5.2.3 物质来源讨论 |
| 5.3 流体类型与性质特征 |
| 5.3.1 表生氧化流体 |
| 5.3.2 热流体 |
| 5.4 流体活动时间与成因探讨 |
| 5.4.1 氧化流体活动时间范围 |
| 5.4.2 热流体活动时限与成因 |
| 本章小结 |
| 第六章 铀富集机理 |
| 6.1 铀矿物类型与赋存状态 |
| 6.1.1 取样与分析测试 |
| 6.1.2 铀矿物类型 |
| 6.1.3 铀矿物的赋存状态 |
| 6.1.4 铀矿石中伴生矿物特征 |
| 6.2 黄铁矿LA-ICP-MS微量元素地球化学特征 |
| 6.2.1 样品特征与实验方法 |
| 6.2.2 实验结果 |
| 6.2.3 讨论 |
| 6.2.4 铀矿物成因 |
| 6.3 微量元素地球化学特征 |
| 6.3.1 取样与测试方法 |
| 6.3.2 微量元素特征 |
| 6.3.3 稀土元素特征 |
| 6.4 蚀变矿物组合与成岩环境变化对比 |
| 6.4.1 不同流体蚀变矿物组合与分带特征 |
| 6.4.2 蚀变带指示的成岩物理化学条件的空间变化规律 |
| 6.5 流体相互作用与塔木素矿床铀富集机理 |
| 6.5.1 铀富集作用类型 |
| 6.5.2 热流体参与下的铀超常富集机制 |
| 6.6 各期成矿流体活动与铀成矿关系评估 |
| 6.6.1 成矿物质来源 |
| 6.6.2 矿体矿化与空间产出特征 |
| 6.6.3 成矿环境变化 |
| 6.6.4 成矿时间和储层物性变化 |
| 本章小结 |
| 第七章 铀成矿控制因素与成因机制 |
| 7.1 铀成矿条件 |
| 7.1.1 物源和铀源 |
| 7.1.2 构造与氧化流体 |
| 7.1.3 古气候与还原剂 |
| 7.2 矿床成因的争议 |
| 7.3 铀成矿作用类型与方式 |
| 7.3.1 氧化还原作用 |
| 7.3.2 热液叠加改造作用 |
| 7.4 塔木素矿床成因模式 |
| 7.5 勘探启示与找矿建议 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（7）二氧化碳规模化注入及沿废弃井泄漏对储层影响的数值模拟研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景及选题依据 |
| 1.1.1 研究背景 |
| 1.1.2 选题依据 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 CO_2地质储存概述 |
| 1.2.2 CO_2地质储存对储层影响研究 |
| 1.2.3 CO_2沿废弃井泄漏研究 |
| 1.3 研究内容与技术方法 |
| 1.3.1 研究目标 |
| 1.3.2 研究内容 |
| 1.3.3 技术路线 |
| 1.3.4 研究方法 |
| 第2章 研究区概况与目标层特征 |
| 2.1 自然地理概况 |
| 2.1.1 研究区位置 |
| 2.1.2 地形地貌 |
| 2.1.3 气象水文 |
| 2.2 社会经济概况 |
| 2.3 区域地质条件 |
| 2.3.1 地质构造 |
| 2.3.2 地层岩性 |
| 2.4 水文地质条件 |
| 2.4.1 地下水分布特征 |
| 2.4.2 地下水补径排与动态特征 |
| 2.4.3 地下水化学特征 |
| 2.4.4 地下水开发利用 |
| 2.5 目标层特征 |
| 2.5.1 地层结构特征 |
| 2.5.2 岩性特征 |
| 2.5.3 水化学特征 |
| 2.5.4 孔隙度和渗透率特征 |
| 第3章 单井CO_2注入对储层影响探究 |
| 3.1 模拟软件介绍 |
| 3.2 数值模型建立和模拟方案设计 |
| 3.2.1 概念模型 |
| 3.2.2 数学模型 |
| 3.2.3 数值模型设置 |
| 3.2.4 模拟方案设计 |
| 3.3 储层压力场演化与CO_2运移分布 |
| 3.3.1 CO_2注入速率和注入量 |
| 3.3.2 储层压力场演化特征 |
| 3.3.3 储层中CO_2运移分布特征 |
| 3.4 本章小结 |
| 第4章 规模化CO_2注入对储层的影响 |
| 4.1 数值模型建立和模拟方案设计 |
| 4.1.1 概念模型 |
| 4.1.2 模拟方案设计 |
| 4.2 储层压力场演化与CO_2运移分布 |
| 4.2.1 单井CO_2注入对储层的影响 |
| 4.2.2 双井CO_2注入对储层的影响 |
| 4.2.3 三井CO_2注入对储层的影响 |
| 4.2.4 不同注入井数量对储层影响的对比分析 |
| 4.3 本章小结 |
| 第5章 泄漏井与注入井距离对储层和CO_2泄漏特征的影响 |
| 5.1 数值模型建立和模拟方案设计 |
| 5.1.1 概念模型 |
| 5.1.2 数值模型设置 |
| 5.1.3 模拟方案设计 |
| 5.2 CO_2沿废弃井泄漏对储层的影响 |
| 5.2.1 CO_2沿废弃井泄漏对储层压力场的影响 |
| 5.2.2 CO_2沿废弃井泄漏对CO_2运移分布的影响 |
| 5.3 泄漏井与注入井距离对CO_2泄漏特征的影响 |
| 5.3.1 CO_2泄漏速率变化特征 |
| 5.3.2 CO_2泄漏量变化特征 |
| 5.3.3 CO_2泄露对CO_2注入的影响 |
| 5.4 本章小结 |
| 第6章 结论与建议 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 建议 |
| 参考文献 |
| 作者介绍 |
| 后记与致谢 |
（8）鄂东南阳新岩体周缘矽卡岩型铜多金属矿床地质特征及矿床成因（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题来源及意义 |
| 1.2 研究现状和存在问题 |
| 1.2.1 岩体成矿性研究 |
| 1.2.2 埃达克岩研究现状 |
| 1.2.3 矽卡岩研究现状 |
| 1.2.4 中国矽卡岩矿床分布 |
| 1.2.5 鄂东南地区研究现状 |
| 1.3 研究内容和技术方法 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究方案及技术路线 |
| 1.4 论文工作量 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.2 区域构造 |
| 2.2.1 印支期构造 |
| 2.2.2 燕山期构造 |
| 2.3 区域岩浆岩 |
| 第三章 矿床地质特征 |
| 3.1 铜绿山 |
| 3.2 父子山 |
| 3.2.1 地层 |
| 3.2.2 构造 |
| 3.2.3 岩浆岩 |
| 3.2.4 矿体地质特征 |
| 3.2.5 成矿期次及成矿阶段 |
| 3.3 付家山-龙角山 |
| 3.3.1 地层 |
| 3.3.2 构造 |
| 3.3.3 岩浆岩 |
| 3.3.4 矿体地质特征 |
| 3.3.5 成矿期次与成矿阶段 |
| 3.4 阮家湾 |
| 3.4.1 地层 |
| 3.4.2 构造 |
| 3.4.3 岩浆岩 |
| 3.4.4 矿体地质特征 |
| 3.4.5 成矿期次与成矿阶段 |
| 第四章 岩浆地球化学特征及岩石成因 |
| 4.1 采样位置及岩相学描述 |
| 4.2 成岩年代 |
| 4.3 岩浆岩地球化学特征 |
| 4.3.1 主量元素特征 |
| 4.3.2 微量元素特征 |
| 4.3.3 同位素特征 |
| 4.4 岩浆岩成因 |
| 4.4.1 分离结晶、部分熔融和同化混染作用 |
| 4.4.2 岩浆源区及残留相 |
| 4.4.3 岩石成因 |
| 第五章 成矿岩体特征及其识别标志 |
| 5.1 地球化学特征及年代学对比 |
| 5.2 岩浆演化过程对成矿的贡献 |
| 5.2.1 岩浆分离结晶作用 |
| 5.2.2 其他岩体的迁移历史 |
| 5.2.3 流体出溶时间对成矿的控制 |
| 5.3 就位深度及氧逸度对比 |
| 5.3.1 岩浆就位深度 |
| 5.3.2 岩浆氧逸度 |
| 5.4 找矿指标 |
| 第六章 矿床流体包裹体及同位素特征研究 |
| 6.1 流体包裹体研究 |
| 6.1.1 父子山 |
| 6.1.2 付家山-龙角山 |
| 6.1.3 阮家湾 |
| 6.2 同位素地球化学特征 |
| 6.2.1 硫化物原位S同位素 |
| 6.2.2 C-H-O同位素 |
| 第七章 矿床成因讨论 |
| 7.1 成岩成矿年代学 |
| 7.2 成矿流体和成矿物质来源 |
| 7.2.1 成矿流体来源—C-H-O同位素证据 |
| 7.2.2 成矿物质来源—S同位素证据 |
| 7.2.3 W的来源和W-Cu共生机制初步探讨 |
| 7.3 成矿机制和成矿过程 |
| 7.3.1 铜绿山 |
| 7.3.2 父子山 |
| 7.3.3 付家山-龙角山 |
| 7.3.4 阮家湾 |
| 7.4 鄂东南Cu多金属矿床成矿模型 |
| 7.4.1 成矿构造背景 |
| 7.4.2 控矿条件 |
| 7.4.3 赋矿围岩特征 |
| 7.4.4 与矿化有关侵入岩特征 |
| 7.4.5 矿化期次 |
| 7.4.6 成矿物质和流体来源及成矿机制 |
| 第八章 主要认识和结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附表及附图 |
（9）大别山霍山-金寨地区土壤重金属分布特征及环境质量评价（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景及研究意义 |
| 1.1.1 研究背景 |
| 1.1.2 研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 土壤重金属污染现状 |
| 1.2.2 土壤重金属的来源 |
| 1.2.3 土壤重金属的危害 |
| 1.2.4 土壤重金属影响因素 |
| 1.2.5 土壤重金属污染评价 |
| 1.3 研究目标与研究内容 |
| 1.3.1 研究目标 |
| 1.3.2 研究内容 |
| 1.3.3 研究技术路线 |
| 第二章 研究区基本概况 |
| 2.1 自然地理概况 |
| 2.1.1 地理位置 |
| 2.1.2 行政区划 |
| 2.1.3 自然资源 |
| 2.2 气候特征 |
| 2.3 地质概况 |
| 2.3.1 地形地貌 |
| 2.3.2 岩石地层 |
| 2.3.3 地质构造 |
| 2.4 土壤概况 |
| 第三章 样品采集与测试 |
| 3.1 样品采集与预处理 |
| 3.1.1 采样点的布设 |
| 3.1.2 样品采集 |
| 3.1.3 样品预处理 |
| 3.1.4 土样预处理注意事项及相关措施 |
| 3.2 土壤样品测试及数据质控 |
| 3.2.1 土壤pH测试 |
| 3.2.2 土壤有机质测试 |
| 3.2.3 土壤重金属测试 |
| 第四章 土壤重金属元素分布特征 |
| 4.1 土壤背景值及农用地土壤污染风险筛选值 |
| 4.1.1 土壤背景值 |
| 4.1.2 农用地土壤污染风险筛选值 |
| 4.2 土壤基本理化性质 |
| 4.2.1 土壤酸碱度 |
| 4.2.2 土壤有机质 |
| 4.3 土壤重金属元素分布特征 |
| 4.3.1 土壤重金属含量基本概况 |
| 4.3.2 土壤重金属含量累积特征 |
| 4.3.3 不同土地利用类型重金属分布特征 |
| 4.3.4 不同土壤类型重金属分布特征 |
| 4.3.5 土壤重金属空间分布特征 |
| 4.4 小结 |
| 第五章 土壤重金属分布影响因素 |
| 5.1 影响因素与重金属相关关系分析 |
| 5.2 土壤有机质与Cd相关关系分析 |
| 5.3 土壤粘粒含量与Zn相关关系分析 |
| 5.4 铁、锰氧化物与Cu、Zn相关关系分析 |
| 5.5 小结 |
| 第六章 土壤重金属来源分析 |
| 6.1 富集因子分析(EF) |
| 6.2 地累积指数分析(检验EF) |
| 6.3 主成分因子分析 |
| 6.4 铬、镍元素来源分析 |
| 6.5 小结 |
| 第七章 土壤质量综合评价 |
| 7.1 单因子污染指数评价 |
| 7.2 内梅罗综合污染指数评价 |
| 7.3 潜在生态危害指数评价 |
| 7.4 小结 |
| 第八章 结论与下一步工作建议 |
| 8.1 结论 |
| 8.2 下一步工作建议 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（10）小江断裂中北段活动性及其致灾效应研究（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 国内外研究现状 |
| 1.2.1 断裂构造活动性研究现状 |
| 1.2.2 活动断裂致灾效应研究 |
| 1.3 主要研究内容及技术路线 |
| 1.3.1 主要研究内容 |
| 1.3.2 研究思路和技术路线 |
| 1.4 论文主要创新点 |
| 第2章 地质环境背景 |
| 2.1 区域地质背景 |
| 2.1.1 区域地质构造格架 |
| 2.1.2 区域深部地球物理特征 |
| 2.1.3 区域新构造运动特征 |
| 2.2 研究区地质条件 |
| 2.2.1 地貌 |
| 2.2.2 地层 |
| 2.2.3 断裂构造特征 |
| 第3章 小江断裂中北段基本特征 |
| 3.1 小江断裂中北段几何学特征 |
| 3.2 分段特征 |
| 3.2.1 巧家县城-蒙姑乡段 |
| 3.2.2 格勒村-达朵村段 |
| 3.2.3 东川盆地西缘段 |
| 3.3 小江断裂中北段断裂碳化带发育分布特征 |
| 3.4 断陷盆地特征及形成演化 |
| 3.4.1 巧家断陷盆地 |
| 3.4.2 东川断陷盆地 |
| 3.5 本章小结 |
| 第4章 小江断裂中北段活动特征 |
| 4.1 断裂带水系山脊扭错特征 |
| 4.1.1 水系扭错特征 |
| 4.1.2 山脊扭错特征 |
| 4.2 断裂带滑动速率研究 |
| 4.2.1 小江断裂中北段长期平均滑动速率 |
| 4.2.2 小江断裂中北段现今滑动速率 |
| 4.3 小江断裂中北段地球化学异常及断裂活动性分析 |
| 4.3.1 测氡原理与方法 |
| 4.3.2 测线布置 |
| 4.3.3 测量结果与分析 |
| 4.3.4 测氡地球化学异常分析评价 |
| 4.4 断层带石英颗粒溶蚀形貌特征及断裂活动性分析 |
| 4.4.1 样品采集及实验方法 |
| 4.4.2 石英微形貌观测结果与讨论 |
| 4.5 断裂带粘滑高温碳化异常特征及断裂活动性分析 |
| 4.5.1 碳质来源 |
| 4.5.2 成因机制 |
| 4.5.3 构造意义 |
| 4.6 小江断裂中北段现今构造应力场特征 |
| 4.7 小江断裂中北段及邻区地震活动特征研究 |
| 4.7.1 地震带划分 |
| 4.7.2 强震活动的空间分布 |
| 4.7.3 弱震活动的空间分布 |
| 4.7.4 区域地震活动的时间序列 |
| 4.8 本章小结 |
| 第5章 小江断裂中北段地区应力-形变场模拟 |
| 5.1 计算模型的建立与反演参数取值 |
| 5.2 区域应力-形变场基本特征模拟结果分析 |
| 5.3 本章小结 |
| 第6章 小江断裂中北段地质灾害发育分布特征及其致灾机制 |
| 6.1 概述 |
| 6.2 小江断裂中北段地质灾害分布规律 |
| 6.2.1 滑坡分布规律 |
| 6.2.2 泥石流分布规律 |
| 6.3 小江断裂中北段地质灾害发育特征 |
| 6.3.1 滑坡发育特征 |
| 6.3.2 泥石流发育特征 |
| 6.4 1733年东川Ms7.8地震震害调查 |
| 6.5 小江断裂中北段致灾效应研究 |
| 6.6 本章小结 |
| 第7章 小江断裂中北段地质灾害危险性评价 |
| 7.1 评价指标体系的建立 |
| 7.1.1 评价指标的选取原则 |
| 7.1.2 评价指标的选取 |
| 7.2 基于AHP-CF法的地质灾害危险性评价 |
| 7.2.1 评价单元的确定 |
| 7.2.2 评价原理和方法 |
| 7.2.3 计算各指标确定性系数 |
| 7.2.4 计算各因子权重 |
| 7.2.5 计算各因子确定性权 |
| 7.2.6 地质灾害危险性评价 |
| 7.3 本章小结 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
四、Geochemistry of groundwater in and around the MozumiSukenobu fault, northern central Japan（论文参考文献）
- [1]云南省南汀河断裂带温泉水文地球化学特征[D]. 王万丽. 中国地震局地震预测研究所, 2021
- [2]淮南煤田奥陶系古岩溶成因机理及预测研究[D]. 张海涛. 安徽理工大学, 2021
- [3]长白山火山区域重磁数据反演与地热成因机理[D]. 姜丹丹. 吉林大学, 2021(01)
- [4]基于天然镭氡同位素的基岩裂隙水文地质参数估算研究[D]. 肖洒. 哈尔滨工业大学, 2020
- [5]安徽庐枞盆地酸性蚀变岩帽形成机制及成矿指示研究[D]. 李旋旋. 合肥工业大学, 2020
- [6]内蒙古巴音戈壁盆地塔木素地区流体作用特征与铀成矿事件研究[D]. 张成勇. 中国地质大学, 2019(05)
- [7]二氧化碳规模化注入及沿废弃井泄漏对储层影响的数值模拟研究[D]. 秘昭旭. 吉林大学, 2019(11)
- [8]鄂东南阳新岩体周缘矽卡岩型铜多金属矿床地质特征及矿床成因[D]. 段登飞. 中国地质大学, 2019(01)
- [9]大别山霍山-金寨地区土壤重金属分布特征及环境质量评价[D]. 李振雄. 中国地质大学(北京), 2019(02)
- [10]小江断裂中北段活动性及其致灾效应研究[D]. 张欣. 成都理工大学, 2019(02)