一、江南台背斜地层构造研究中扫描电子显微镜的应用（论文文献综述）
张莉[1]（2021）在《四川盆地典型富有机质页岩孔隙结构特征及页岩气渗流机理研究》文中研究表明随着全球能源结构向更低碳化方向转型,页岩气作为一种优质的清洁能源,在未来能源消费中将会扮演重要的角色。孔隙是页岩的关键组成部分,为页岩气提供存储空间和渗流通道,并且控制着页岩气的富集和运移过程。本文围绕页岩孔隙结构展开研究,主要探讨的问题为:页岩多尺度孔隙结构表征方法目前存在的问题是什么,又该如何解决?龙马溪组页岩作为目前我国四川盆地页岩气生产的主力层位,其孔隙结构特征是什么?与其相媲美的牛蹄塘组页岩产气率却较低,两套页岩孔隙结构的差异是什么?高-过成熟页岩孔隙结构发育的主控因素是什么?如何建立一套高效的数值模型来研究页岩气渗流机理?针对以上问题,本研究主要集中在四川盆地及其周缘地区下志留统龙马溪组和下寒武统牛蹄塘组两套页岩。通过有机地球化学分析、低压气体吸附法、二维/三维图像表征技术,以及计算机数值模拟,取得如下结论和认识:（1）提出一套适用于页岩的高精度纳米孔隙结构定量表征的可行方案。包括以下四个方面:合适的样品粒度范围为60～140目;可以根据样品成熟度指标来判断样品是否需要进行抽提,如果样品成熟度较低,试验前需要进行抽提,如果成熟度较高（Ro>2%）,则不需要进行抽提;吸附质选择CO2和N2组合或者CO2和Ar组合;模型方法选择泛密度函数理论（DFT）或者非局部泛密度函数理论（NLDFT）。（2）龙马溪组和牛蹄塘组页岩孔隙发育程度都很高,且龙马溪组页岩孔隙发育程度更高,连通性更好,尤其是局部连通性;两套页岩纳米孔隙结构的差异主要体现在微孔和小介孔上（即小于10 nm的孔隙）。对比龙马溪组和牛蹄塘组页岩可以发现,微孔及小介孔的数量、体积以及比表面积都随成熟度的增加而减少。（3）高-过成熟页岩中,微孔和小介孔的发育主要受有机质控制,并且与TOC呈正相关关系,其次受埋藏深度影响;同时,中介孔、大介孔和宏孔受有机质、矿物和埋藏深度等共同控制,在实际中需要根据具体的沉积环境和构造地质背景进行分析。（4）考虑页岩多尺度孔隙特征,本文提出了两种基于图像的页岩气渗流多尺度数值模型,即页岩全岩连续介质-孔隙网络模型和有机质超微观结构-孔隙网络模型。通过数值试验和实际问题的应用和验证,探讨了连续介质-孔隙网络模型的可靠性和使用价值;超微观结构-孔隙网络模型需要后续应用到真实页岩图像数据中,具有客观的研究前景。最后,对本论文的创新性进行了总结,并对未来的努力方向进行了展望。
刘志臣[2]（2021）在《贵州遵义二叠纪裂谷盆地演化与锰矿成矿作用研究》文中研究指明贵州遵义锰矿为二叠纪茅口期形成的大型-超大型锰矿床,是我国重要的锰矿产区和锰工业园区之一,是贵州省首个发现的具有工业价值锰矿区。本文以贵州遵义地区二叠纪茅口组及锰矿为研究对象,以野外露头剖面、钻孔岩芯、典型矿床为研究重点,充分利用以往研究区资料,用岩石学、矿物学、矿床学、地球化学、沉积学、岩相学等方法,研究成矿构造地质背景、岩相古地理、构造古地理等,识别同沉积断裂,划分盆地结构,再造黔北裂谷盆地的演化发展过程,并开展锰矿成矿时代和成矿作用的研究,建立成矿模式和找矿预测模型,开展成矿预测研究,对加强锰矿理论研究和摸清锰矿资源潜能具有较大的现实意义,体现了理论与实践的深度融合。在中二叠世晚期至晚二叠世早期,峨眉山地幔柱的形成和上升导致了黔北裂谷盆地形成。黔北裂谷的发育改变了贵州地区中二叠世的古地理格局,发育裂谷的拉张伸展区域地质背景也是在前期碳酸盐岩台地基底上出现裂谷盆地的重要前提。黔北裂谷（Ⅰ级裂谷盆地）自北东往南西方向分为遵义和水城2个Ⅱ级（次级）裂谷盆地。在这些茅口晚期裂谷盆地中,同沉积断层广泛发育,形成了一系列地堑地垒构造。依据地层厚度、沉积岩相、结构构造等3种判别标志,本次研究区共判定出控制Ⅲ级盆地的6条同沉积断层和多条控制Ⅳ级盆地的同沉积断层,并将黔北裂谷遵义次级裂谷盆地划分为3个Ⅲ级地堑盆地,2个Ⅲ级地垒和13个Ⅳ级地堑盆地。同沉积断裂活动对本区茅口晚期地层沉积和成矿产生了重要影响。深部富含Si、Mn的热液流体沿同沉积断层上升,在地堑盆地中喷溢形成锰矿床。因此黔北裂谷的发展过程对遵义锰矿沉积存在重要的控制作用。铜锣井锰矿、深溪锰矿是研究区内两个典型的茅口期沉积锰矿矿床,在地层、构造、矿石矿物特征等方面均具代表性。在地层沉积环境方面,研究区茅口晚期主要发育台地相、陆棚相和盆地相三种类型的沉积岩相。锰矿形成于盆地相中。通过地层对比和锆石年代学研究,所测锆石U-Pb年龄为266.4±3.2 Ma左右,限定遵义锰矿成矿于二叠纪茅口晚期,锰矿沉积持续时间应在3-5个百万年,时长相对较短的时限内,比峨眉山玄武岩喷发时间早约5-10 Ma。实际上也排除了成矿物质来源于峨眉山玄武岩风化的可能性。是进一步研究盆地形成发展演化的基础。根据岩相古地理和盆地结构分析,将研究区茅口期古地理演化划分为裂陷前期（P2m1）-快速沉降期（P2m2早期）-稳定沉降期（P2m2晚期）-再次裂陷沉降期（P2m3早期）-硅化侵蚀期（P2m3中期）-整体抬升剥蚀期（P2m3晚期）六个阶段。对锰矿矿石矿物特征、结构构造、地球化学特征的分析,以及矿石C、O同位素、包裹体等特征的研究,结果表明遵义锰矿属热液成矿作用成因;在遵义锰矿地堑盆地中发现了五个热液喷溢口。喷溢口由中心相、过渡相和边缘相组成,并识别了锰矿相的中心相、过渡相和边缘相判别标志;锰矿成矿环境主要为贫氧环境,并初步探讨了锰矿成矿机制,认为深部富锰热液沿同沉积断层上升、喷溢到地堑盆地中,并促使水体中Mn2+浓度不断升高,且贫氧环境的持续推进,为Mn2+与HCO3-结合并形成菱锰矿创造环境条件,该方式周而复始,最终形成遵义大型沉积锰矿床。认为遵义锰矿成因属热液喷溢沉积成因,建立了锰矿成矿模式。根据上述遵义锰矿成因研究进展,建立了贵州二叠纪遵义“热液喷溢沉积型锰矿床”深部找矿预测模型,圈定了深部锰矿找矿靶区。在遵义锰矿成矿亚带划分的3个锰矿矿带内,可圈定13个预测区,其中,A类预测区3个、B类预测区5个、C类预测区5个,预测新增锰矿资源潜力为1.57亿吨,找矿潜力较大。针对优选的靶区,实施了找矿靶区验证,均揭露厚富锰矿体,其理论和技术方法对研究区找矿勘探具有较好的指导意义。
李振焕[3]（2021）在《滇西保山金厂河铁铜铅锌多金属矿床成矿流体特征及成矿物质来源示踪》文中指出金厂河铁铜铅锌多金属矿床位于云南保山地块北部,是“三江”特提斯域南段已知的大型矽卡岩型多金属矿床,具有较高经济价值和重要科研意义。本文以详细野外地质调查和岩相学为基础,从地质特征、岩石地球化学、流体包裹体地球化学和稳定同位素等方面入手对该矿床进行了研究。查明了成矿流体和成矿物质来源及演化过程,揭示了矿质运移方式与沉淀机制,进一步探讨了矿床成因类型。本次取得的主要成果如下:（1）通过详细的野外及岩相学观察,理清了矿床具有水平方向从东至西、垂直方向由深至浅依次为含Fe黑柱石阳起石矽卡岩、含Cu石榴子石阳起石矽卡岩、含Pb-Zn阳起石矽卡岩的矿化蚀变特征,对应的成矿流体从下往上、从东向西远距离运移。（2）岩石地球化学方面,根据岩（矿）石主量元素含量随标高的变化趋势和微量及稀土元素的配分特征,确定成矿物质来源于Eu亏损的深部岩浆,而与成矿有关的岩浆岩体位于地下深部。（3）不同阶段石英内流体包裹体显微测温结果表明,从退化蚀变阶段至碳酸盐阶段流体的均一温度逐渐降低,盐度先升高,再降低。其中,石英-硫化物阶段均一温度为151～266℃,WL型包体盐度为1.9～18.9wt.%Na Cle q,S型包体盐度为31.9～33.5wt.%Na Cleq,盐度具有2个区间。单个包裹体激光拉曼光谱分析显示,成矿流体主要成分为H2O和极少量N2,在子矿物中新发现了斑铜矿。成矿流体属H2O-Na Cl体系。（4）硫化物的S、Pb同位素特征显示,硫源为深部幔源岩浆硫和地层硫构成的混合硫,各成矿阶段内硫同位素分馏已达平衡状态;硫化物富铀铅、略亏损钍铅,呈造山带铅特征,铅源为上地壳铅和少量深部壳源乃至幔源岩浆铅的混合。（5）根据上述研究成果,重塑了流体来源及其在成矿过程中的演化特征,推演成矿流体携带的成矿金属元素主要以稳定络合物形式运移,成矿物质经历流体沸腾、水-岩反应及氧化-还原环境的改变发生沉淀。推断与成矿有关的中酸性岩体隐伏于地下深处,矿床为层控矽卡岩型铁铜铅锌多金属矿床。
汤谨晖[4]（2020）在《粤东北仁差盆地铀多金属矿成矿地质特征与成矿预测》文中提出仁差火山断陷盆地处于NE向武夷多金属成矿带西南端与EW向南岭成矿带东端这一独特的地质构造交汇部位。区内印支—燕山早期岩浆活动频繁,燕山晚期火山活动强烈,发育多组断裂构造。盆地具有优越的区域地质成矿条件,属国内重要的铀多金属矿聚集区之一。目前,在盆地中已发现多个U、Mo、Au、Ag等多金属矿床和一批矿化（点）,成矿前景较好。以往盆地基础地质工作主要局限于几个已知矿床,矿床外围空白区较多,对许多基础地质问题未进行系统研究。另外,对盆地及邻区丰富的地质、物化探、遥感等地学信息,尚未利用现代矿产资源预测评价理论方法进行系统分析和综合评价,这成为制约盆地下一步找矿方向的拓展和找矿勘查突破的主要问题之一。本文全面系统地收集、整理与盆地有关的地质、物探、化探、遥感和矿产等资料,在借鉴和吸收前人研究成果基础上,结合野外地质调查和样品测试,在盆地成矿地质条件分析的基础上开展典型矿床研究,基本查明了矿床主要控矿因素;全面梳理了铀多金属矿空间分布规律,厘定了矿床成矿序列及矿床成因,建立了盆地成矿模式。利用地质、物探、化探、遥感等多源地学信息,提取成矿异常信息。根据找矿标志,构建矿床成矿预测地质模型。采用MORPAS评价系统数据知识的“经验模型法+成因模型法”的混合驱动形式,应用“找矿信息量法”对特征异常信息进行叠加分析,对各成矿单元开展成矿预测,圈定找矿靶区,并对各靶区分别进行了远景评价。具体研究过程中取得成果简述如下:（1）在古应力要素研究基础上,恢复了盆地自中生代印支期至古近纪始新世的构造—沉积—岩浆演化序列。同时根据对盆地及周边节理在不同地层单元产状和切割关系筛分,认为盆地主要存在四期共轭节理。第四期节理集中在晚白垩世至古近纪地层中,最大主应力轴轴向EW,呈现EW挤压及SN伸展的应力状态,盆地在该阶段以伸展断陷为主,与盆地铀主要成矿年龄阶段相对应。区内最关键控矿因素应为断裂构造,NNE向、NWW向、EW向断裂交汇复合部位因拉张作用形成的张裂区（带）,是成矿流体最理想的存储空间（容矿构造）,控制主要铀矿床（矿体）空间定位。（2）盆地次流纹斑岩岩石地球化学特征表现出硅、铝过饱和的高钾钙碱性系列和钾玄岩系列的流纹岩特征。岩浆源区可能来自壳源,次火山岩不是结晶分异作用的产物,上地壳岩石的部分熔融可能是其主要的形成机制,样品表现出来的结晶分异特征应是岩浆超浅层侵入过程中长英质矿物发生结晶的结果。对盆地基底文象花岗岩进行LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素定年,首次测得两个谐和年龄分别为179±1Ma和186±1Ma,形成时代为早侏罗世晚期,即燕山第一幕岩浆活动之产物。测年成果加深了对仁差盆地构造—岩浆演化的认识,也为粤东北地区在早侏罗世缺乏岩浆岩活动的报道提供了新的年代学数据。（3）对典型矿床关键控矿因素及矿床成因进行剖析,认为:差干多金属矿床应属再造富集而成的沉积—火山热液复成因矿床,隐伏断裂构造控制了深部主要矿体的展布范围,改变了前人对成矿单一“层控”的地质认识;麻楼矿床应属浅成中低温热液型铀矿床,空间定位于次流纹斑岩内接蚀带边缘相（细斑次流纹斑岩）0～30m内,矿化分布在由挤压破碎产生的次级密集裂隙群带中;鹅石矿床应属沉积—火山热液复成因矿床,产于晚白垩世叶塘组上组上段顶部第三韵律(K32-Ⅲb)中的层凝灰岩、含砾凝灰岩中。盆地酸性火山岩应是铀物质来源的主体,另外因素是深部岩浆活动;成矿流体具有多来源特征,由大气降水和深源流体叠加作用而成。（4）通过锆石U-Pb同位素测年,认为盆地火山岩主要是晚白垩世早期（K2）火山活动的产物。铀矿样品206Pb/238U年龄结果表明,成矿时代由晚白垩世晚期一直延续到新近纪上新世,应是多期多阶段成矿。根据矿床成矿系列理论中“地质时代（旋回）—矿床成矿系列（组）—矿床成矿亚系列—矿床”的研究思路,厘定了盆地矿床的成矿系列,将盆地矿床归于晚三叠世—白垩纪（燕山旋回）下3个矿床成矿亚系列。并依据矿床控矿因素及地质作用环境差异,将盆地4个矿床划分成差干式、麻楼式2个找矿模式。（5）对多源地学信息进行异常提取,盆地内共圈定伽玛综合异常晕圈10个（U-1～U-10）,Ⅰ级水化远景区8个（Ⅰ-1～Ⅰ-8）;对水系沉积物测量19种元素的地化数据,采用聚类分析、因子分析原理,确定矿区地球化学特征元素组合,提取出Hg-Y-La组合、Bi-Sn-W-Be组合、Zn-Mo-Nb组合、Au-Pb组合、Cu-Zn组合综合异常;选用ETM+遥感影像7个高光谱波段对铁离子蚀变矿物、羟基蚀变矿物及硅化、中基性岩脉等异常信息分别进行识别提取。在上述地球物理、地球化学、遥感影像等信息提取基础上,编制了各类综合异常成果图件。（6）根据盆地成矿规律,结合多源地学信息提取结果,建立区内火山岩型铀矿床主要找矿判别标志。从成矿地质背景、构造与结构面关系、成矿特征等参数方面研究,建立盆地成矿预测地质模型。采用数据知识的“经验模型法+成因模型法”的混合驱动形式,利用MORPAS3.0的空间分析功能进行特征信息量叠加分析,并圈定了找矿靶区。区内共圈定5个A级找矿靶区（编号:A1～A5）、3个B级找矿靶区（编号:B1～B3）,对各找矿靶区分别进行了远景评价。
王兴华[5]（2020）在《黔北岑巩区块下寒武统牛蹄塘组页岩储层裂缝表征与控气作用》文中认为我国南方海相页岩具有形成时代老、构造期次多等特点,页岩储层裂缝系统十分复杂,现阶段关于裂缝发育特征与活动历史的研究相对较少,裂缝对页岩气富集、保存和储层改造的相关作用不够明确。论文针对黔北岑巩区块下寒武统牛蹄塘组页岩,在文献调研、资料收集和地震解释的基础上,开展野外露头、钻井岩心和岩石薄片的不同尺度裂缝识别与精细表征,并依托大量实验测试分析寻找裂缝活动的流体地球化学证据,明确裂缝发育期次与活动历史,总结我国南方复杂构造区海相页岩裂缝控储与控气作用。结果显示岑巩区块整体表现为受北东方向半溪背斜和南西方向烂泥干背斜所加持的马鞍状构造,以发育挤压和走滑性质的断裂构造样式为主。牛蹄塘组页岩裂缝主要分为露头裂缝、岩心裂缝、微观裂缝与测井裂缝,其中岩心裂缝又主要发育有水平黄铁矿缝、顺层纤维状脉、垂直充填缝和滑脱裂缝,交切关系显示其形成时间逐次变晚。野外构造裂缝玫瑰花图和古地磁定向都显示裂缝走向主要为北北东方向,部分为北西方向,与地震资料解释的断裂方向相一致。裂缝发育模式主要有层内局限型、层间过渡型、层面活动型和复合型四类。裂缝充填矿物主要为方解石、石英、重晶石、白云石、钡解石和菱钡镁石,其次含有少量的铁白云石、菱铁矿和菱锰矿,裂缝多期次矿物充填现象明显。充填矿物中盐水包裹体均一温度可分为明显的低中高三个温度区间,且分别对应低中高三个盐度区间;纯液相甲烷包裹体属于超临界高密度甲烷包裹体,其捕获古压力为59.4190.80 MPa,古地层压力系数为1.221.86,预示牛蹄塘组页岩地层处于超压状态。牛蹄塘组页岩储层孔隙度总体表现为随裂缝体密度的增加而增大,其次裂缝线密度越大,页岩储层脆性指数越大;水力裂缝与天然裂缝发育范围和延伸方向一致,都主要沿北东向延伸,且裂缝发育程度越高,储层破裂压力越低。钻井岩心横向对比显示距断裂距离越小,裂缝发育程度越大,含气性越差。裂缝形成与矿物充填的间隔时间越久,则越不利于页岩气保存与富集。研究区共发育四种类型六个期次的裂缝,不同时期、不同类型裂缝对页岩气富集影响不同,具体表现为第Ⅰ期水平黄铁矿缝、第Ⅱ期顺层纤维状脉和第Ⅲ期垂直充填裂缝有利于增加页岩气储集空间,改善储层渗流能力,而第Ⅳ期与第Ⅴ期垂直充填缝以及第Ⅵ期滑脱裂缝破坏了页岩气保存条件,造成了页岩气的散失。论文的研究成果将为岑巩区块下一步进行页岩气井位优选与设计、水平井钻探与水力压裂等工作提供可靠的基础资料,也为我国南方复杂构造区海相页岩气的勘探和开发提供科学依据与理论指导。
李阳[6]（2020）在《扬子地块西缘峨眉山新元古代岩浆事件及其对Rodinia超大陆裂解的启示》文中指出在扬子地块的西缘有大量的新元古代岩浆岩产出,这些岩浆岩为Rodinia超大陆裂解的过程提供了诸多强说服力的证据。本次研究区的地理位置位于四川省峨眉山,大地构造位置位于四川盆地的西南边缘,本次研究的对象是峨眉山张沟岩浆岩体。本文通过对地处扬子地块西缘的新元古代峨眉山张沟岩浆岩体进行全岩主量与微量元素分析、锆石U-Pb年代学测年和锆石原位Hf-O同位素特征的研究,分析了峨眉山张沟岩浆岩体的岩石学和地球化学特征,确定了峨眉山张沟岩浆岩体的形成时代,探讨了新元古代岩浆岩的岩浆源区性质、构造地质背景以及岩石成因,对岩浆岩进行成因分析的同时,将Rodinia超大陆裂解的具体时间,裂解的主要机制,以及相应的运动方式和方向进行分析说明,该成果对于分析扬子地块西缘的大地构造演化过程以及新元古代Rodinia超大陆的裂解主要机制及过程具有重要意义。峨眉山岩浆岩岩体由两种不同颜色的二长花岗岩及辉绿岩岩脉组成,其中两种不同类型的二长花岗岩的测年结果分别为818±30Ma和817±34Ma,通过对其进行主微量稀土分析,结果表明两种花岗岩均属于过铝质的高钾钙碱性的A型花岗岩,大离子亲石元素（LILE）K、Rb、Sr、Ba等相对富集,高场强元素（HFSE）Hf、Ti、Nb、Ta、Th、Eu等相对亏损,轻稀土富集,重稀土亏损,轻、重稀土分异程度较大,具负铈异常及负铕异常,表明轻稀土元素内部分馏较强,同时斜长石结晶分异作用较强。形成于地壳减薄的伸展构造背景,出现在碰撞后（造山后）和板内构造背景。辉绿岩岩脉的测年结果为814±43Ma,属于钾钙碱性基性岩;大离子亲石元素（LILE）K、Rb、Sr等相对富集,高场强元素（HFSE）Hf、Ti、Th、Zr等相对亏损,也表现出了轻稀土富集,重稀土亏损,轻、重稀土分异程度较大,显示出微弱的正铕异常,表明斜长石未发生结晶分异作用;形成于裂谷环境或者造山带,此时已完成碰撞而处于造山后的伸展拉张阶段。通过对比扬子地块西-北缘的新元古代岩浆岩的测年结果,发现其年龄分布特征与前人对整个华南及澳大利亚的对比结果一致,因此认为峨眉山岩浆岩岩体的形成可能与新元古代引起Rodinia超大陆裂解的地幔柱活动有关,同时结合不同地区花岗岩和基性岩特征,总结出华南中—新元古代时期地球动力学演化模型。
路东宇[7]（2020）在《西秦岭江里沟矽卡岩型W-（Cu-Mo）矿床成因研究》文中研究指明金属钨作为发展现代电子、能源、国防等高科技工业不可缺少的和不可替代的重要金属原料。因其重要的国防和高科技工业价值、稀缺性、不可替代性及全球矿床分布的不均一性,使得钨已经被欧美、日本、英国等国家列为“关键金属”,进行战略储备。钨作为我国重要的优势稀有金属,其可开采年限仅为23年,不容乐观。我国W矿床主要集中在华南成矿带和江南古陆斑岩矽卡岩成矿带内。近些年找矿勘查在西秦岭地区发现一些列三叠纪斑岩-矽卡岩Cu-Au-W-Mo矿床,成为寻找三叠纪矿床具有巨大潜力的地区。江里沟矽卡岩W-（Cu-Mo）矿床作为其中唯一个达到中型的矽卡岩钨矿床,将其作为典型矿床,进行矿床地质特征、成矿流体系统、矽卡岩矿物学和矿质沉淀过程研究,准确限定矿床成因。最终,建立矿床成因模型,以期为区域相似条件寻找相似矿床提供理论支撑和实践指导。古特提斯洋在三叠纪时期沿现今勉略缝合带的闭合,标志着华北板块（NCB）和华南板块（SCB）的最终拼贴完成。秦岭造山带广泛发育三叠纪岩浆活动,为该地区的成矿作用提供了有利的条件。矿区内江里沟复式花岗岩体作LA-ICP-MS锆石U-Pb测年结果显示:三种岩相斑状黑云母二长花岗岩、花岗斑岩和细粒花岗岩,加权平均年龄分别为:229.1±1.8Ma（MSWD=0.82）、222.5±1.4Ma（MSWD=0.41）和217.1±1.8Ma（MSWD=1.4）,指示该岩体形成于晚三叠世。地球化学具有高硅（SiO2=72.67%～77.84%）,富碱（K2O+Na2O=7.67%～8.75%）,弱过铝质（A/CNK=1.01～1.06）高钾钙碱性-钾玄质系列岩石,属高分异I型花岗岩。其中包裹的镁铁质微粒包体（MME）锆石U-Pb加权平均年龄为225.9±1.7Ma（MSWD=0.85）,与岩体同期形成,为混合成因。二者Hf同位素显示,二者来自中-新元古代岩石圈地幔与新生地壳的混合来源。矿区内石英闪长岩锆石U-Pb加权平均年龄为244.9±2.7Ma（MSWD=2.4）,正εHf（t）值和低初始指示（87Sr/86Sr）i=0.705784～0.708034指示源于岩石圈地幔。地化特征显示俯冲岛弧岩浆岩特点,为早三叠世俯冲背景下,活动大陆缘弧岩浆。而江里沟复式花岗岩体的原始岩浆是由部分熔融的岩石圈地幔与中心新元古代的地壳混合,形成的混合岩浆,后经强烈的结晶分异作用形成江里沟复式花岗岩体。矿石中辉钼矿的Re-Os等时线年龄为217±lMa（MSWD=1.4）,代表了成矿年龄,表明成矿与后两期花岗岩相关系紧密,矿床形成于晚三叠世。矿床石榴子石及辉石等矽卡岩矿物组成表明矿床为氧化-还原过渡型矽卡岩钨矿。花岗斑岩及细粒花岗岩Nb-Ta元素受热液影响,Nb/Ta比值极低,暗示与成矿关系紧密。矿床主体产出为矽卡岩型矿石,白钨矿的稀土和微量元素特点表明,白钨矿可以划分为四个世代,世代可进一步划分不同类型,并且各个世代白钨矿沉淀过程中与矽卡岩形成的各个过程密不可分。白钨矿的稀土元素配分模式差异,可能是受到了同结晶矿物分馏HREE、成矿流体的REE组成差异和氧化还原状态的差异所导致。白钨矿第二世代和（SchⅡ）和第三世代白钨矿（SchⅢ）内REE的元素含量及球粒陨石标准化配分图形的差异,利用白钨矿结晶模拟计算证明是从氧化还原性质波动的流体中连续结晶的结果。根据研究结果,本文重建出各个世代白钨矿沉淀的过程。矿床内流体包裹体主要发育气液两相包裹体,其中,氧化物阶段和Mo-Cu硫化物阶段富气相包裹体中气相成分含有C02+CH4±N2,可能指示成矿流体经过与含碳有机水的混合或者含碳质围岩和含NH4+围岩的水岩反应,导致pH升高和温度的降低,导致白钨矿沉淀,进一步降温导致了硫化物矿石的形成。这也与成矿脉中石英的H-O同位素结果一致。基于以上研究,结合区域地层晚三叠世逆冲推覆构造和褶皱发育、火山岩和岩浆岩研究,认为江里沟复式花岗岩体侵位于中晚三叠世华南板块向北沿阿尼玛卿-勉略缝合带碰撞至后碰撞的背景之下,俯冲下的古特提斯洋板片的回撤（Roll-back）引发了该区下部的软流圈的上涌,导致岩石圈地幔的部分熔融,进而诱发下地壳的部分融熔,二者混合形成混合岩浆房,经过强烈的结晶分异和分批的抽离（229Ma-223Ma-217Ma）侵位至江里沟复式背斜之下,在大理岩和钙质粉砂岩接触带处发生矿化沉淀。最终结合以上认识和研究结果,建立了江里沟矽卡岩型W-（Cu-Mo）矿床的矿床成因模型。
张志亮[8]（2020）在《高岭石径厚比测算方法及其在层流环境受力仿真模拟》文中进行了进一步梳理我国的高岭土矿物材料以资源类型广、储量丰富、质地优良闻名于世。在国民经济各个部门具有重要应用。比如,在橡胶、塑料等领域主要用于增量型填料,可降低橡塑制品的生产成本。随着国际上纳米粘土功能材料的研究发展,制备一种用于橡胶和塑料中的功能性粘土材料成为人们的研究重点。然而,目前人们对于纳米粘土的研究主要基于蒙脱石粘土,而基于高岭石粘土的研究则比较少,仍处于探索阶段。粘土矿物用于橡塑制品的功能性一般体现在两个方面:一个是赋予复合材料增强性能;二个是赋予复合材料阻隔性能。这就要求粘土填料具有如下特征:（1）片状结构,从而可以阻止气体或液体的穿越逸散;（2）粒径小,粒径越小越好,一般应小于1μm,从而能够赋予制品良好的机械强度;（3）径厚比大,最好在100以上;（4）分散性良好。高岭土因其特殊的层状结构,在许多领域都具有重要的应用前景,但需要有效地剥片并对其粒度和形状参数进行测算。高岭石径厚比是一个重要的参数,但目前国际上尚未有一个统一和有效的测算仪器和方法。本文以我国不同产地、多种类型高岭石及其它片层状矿物（如云母、滑石等）为主要研究对象,利用矿物学、岩石学、统计学、流体力学、数值模拟等研究方法,采用目前国内常用的多种粒径观察及测算方法,如显微镜法、扫描电镜法、激光法粒径分析、沉降法粒径分析、电阻法粒径分析等测试手段,对比了国内外相关的研究成果,探讨了利用不同测算方法测算高岭石粒径及径厚比的可能性,研究分析测算结果之间的共性与差异性,分析各测算方法的理论依据,归纳并发现各测算方法之间的潜在联系和变化规律。最终通过光学法、电镜法、电阻法三种方法之间的原理相关性、互补性及相互转化规律,发明了简便高效的高岭石径厚比测算方法,并通过多物理场仿真软件Comsol Multiphysics的CFD模块对测试环境及颗粒液相受力模型进行动态还原和可行性论证,最终发明了一种高岭石的径厚比测试-计算方法。取得如下成果和认识:1.对比研究和讨论了图像法、光学法、电镜法、电阻法测试方法间的不同测试原理和互补性,归纳和总结了测算高岭石粒径的有效手段。（1）粒度较大且分布相对集中的片层颗粒,如高岭石颗粒、滑石、云母等,用图像法、扫描电镜法等结合图像处理软件测算颗粒粒径,较容易获得片层颗粒的直径,且过程简单,结果准确。这两种方法虽然差别不大,但在矿物颗粒的取样方式上仍略有不同。这就导致了样品的分散度不同,从而造成统计测量过程中厚比测算公式:（?）（式中,W为高岭石样品实测脉冲宽度（单位μs）、L为高岭石样品实测脉冲高度（单位μm）;其中n（单位μm）、Wm（单位μm）、Wn（单位μs）查表可得。）3.不同测算方法对实验样品的粒径测算各有侧重,本文对比分析各方法之间的相关性及测算结果的互补关系,研究了激光-沉降联用法以及激光-库尔特联用法,复合测算高岭石径厚比。具体结论有:（1）用激光法测片层颗粒的直径,因为激光粒度的概念反映地是散射效果相同的颗粒直径,对于片状颗粒来讲,其值与片的直径有很大关系。用电阻法推算片层颗粒厚度,电阻法测得的实验结果是与所测样品同体积的球体的直径来表达的,根据不同测算方法,颗粒体积不变的原理推算径厚比测算公式为:（?）（其中,d为库尔特法测得片状颗粒的厚度,L为激光法测得片状颗粒的直径。）（2）单独使用库尔特法测算高岭石径厚比和联用库尔特法与激光法之间的区别在于,颗粒粒径较大的高岭石矿物,用库尔特法测算的结果更接近SEM图像统计结果;颗粒较小的样品,激光-库尔特法测算更接近真实值。4.本文利用Comsol Multiphisics仿真模拟软件流体模块（CFD）,分析和模拟了高岭石片状颗粒在层流环境下的运动状态,研究和探讨了用库尔特原理测算高岭石径厚比的科学性与可行性,归纳和总结了用comsol软件分析模拟粘土矿物的相关方法。具体结论有:（1）将CFD应用于非金属矿物液相运动环境模型中,通过流体力学计算来探讨片状颗粒的液相受力问题是一种较新的思路。CFD的分析能够揭示更加深入的物理现象,如果能给定问题的参量,CFD能够快速的给出想要的结果,同时,模拟是一种经济的分析手段,能节省大量的人力物力财力。（2）据分析统计,片状高岭石颗粒在液体测试环境中运动,更趋向于水平或近水平方向运动,垂向或近垂向运动方式通过测试环境的片状颗粒不足10%,这与库尔特原理所推测的“片状颗粒多数以水平或近水平状态状态通过液相测试区域”非常吻合。（3）利用Comsol Multiphysics仿真模拟软件的CFD模块,准确地模拟和预测了片状高岭石在层流环境的动力场情况,建立了高岭石液相运动轨迹模型,对高岭石在层流环境下的瞬态进行受力分析,进一步印证了电阻法测算高岭石径厚比的可行性,动态展示了高岭石在液态环境的运动轨迹。由于国际上对高岭石径厚比的测算在技术水平和方法领域仍属于较为前沿的位置,因此目前尚无统一的测试标准及方法。本文证实了图像法测试高岭石径厚比的可行性,并基于此提出了电阻法以及激光-电阻联用法这两种径厚比测试方法,并利用Comsol Multiphysics仿真模拟软件的CFD模块建立液相受力模型,验证了此方法的准确性。下面是目前存在的不足之处,以及未来需要进一步做的工作。采用激光-沉降法测片层颗粒的直径和径厚比时,因为Sedigraph沉降仪器价格昂贵且科研用较少,沉降试验数据较少,无法充分与其他粒径测算方法对比研究,导致对于激光-沉降法测算高岭石径厚比这一部分讨论不够充分,后续工作可在此方向做更多尝试。目前国际上尚无专用仪器来测算高岭石径厚比,因此专业公司可以本论文为理论依据,生产能够进行矿物颗粒径厚比测算的专用仪器。开发有针对性的专业软件,在软件中编算高岭石径厚比测算的相关计算公式,自动提取径厚比测算的基本数据并生成相关径厚比分析报告。这也为后续研究者提供了新的研究方向。然而,专业仪器的制作与校准是此研究最大的难点。因此,需要很大的样品量来作为实验的校准用品,这样才能得到更好的准确性。
彭女佳[9]（2019）在《鄂西渝东地区五峰组-龙马溪组一段页岩气储层孔隙结构及分形特征研究》文中进行了进一步梳理鄂西渝东地区上奥陶统五峰组-下志留统龙马溪组海相富有机质页岩分布广、页岩气资源丰富,是南方重要的页岩气勘探层系。本文以鄂西渝东地区五峰组-龙马溪组一段页岩为主要研究对象,在分析该套页岩层系的构造-沉积特征的基础上,利用气体吸附、高压压汞、低频核磁共振、场发射扫描电镜（FE-SEM）等多尺度测试技术和观察手段以及统计分析方法研究了页岩的岩石学和油气地球化学特征,开展了页岩孔隙结构表征和分形特征计算、页岩润湿性及不同润湿性孔隙的连通性分析、各小层不同岩相页岩孔隙结构差异性对比分析,进行了孔隙发育机制与控制因素及其对页岩含气性的影响研究。以期为鄂西渝东地区五峰组-龙马溪组一段页岩储集能力评价提供地质依据。论文取得的主要成果和认识如下:1.根据五峰组-龙马溪组一段页岩矿物组成XRD衍射分析,参考前人岩相划分方案得出,研究区五峰组（（1）小层）页岩以泥/灰混合硅质页岩（S-2）和富泥硅质页岩（S-3）为主,龙一段下部(（3）5小层)页岩以富泥硅质页岩（S-3）为主,龙一段上部(（6）9小层)由下往上从富泥硅质页岩（S-3）逐渐过渡为富泥/硅混合质页岩（M-2）和富硅泥质页岩（CM-1）。2.针对五峰组-龙马溪组一段页岩复杂的孔隙结构特征,通过低温低压CO2和N2吸附、高压压汞、低频核磁共振、场发射扫描电镜等互补的实验和观察手段以及统计分析方法,分析了页岩的孔隙类型、表征了页岩的孔隙结构,明确了五峰组、龙一段下部和龙一段上部页岩孔隙结构的差异性。五峰组-龙马溪组一段页岩孔隙类型有无机孔、有机孔和微裂缝。FE-SEM观察有机孔圆度系数统计显示,五峰组有机孔多呈多角形或不规则形,龙马溪组有机孔多呈椭圆形、近圆形或气泡状。氮气吸附滞后环形态、高压压汞孔径分布、低频核磁共振孔径分布及扫描电镜有机孔统计表明,五峰组页岩孔隙直径最小,龙一段下部页岩孔隙直径最大,龙一段上部页岩孔隙直径介于两者之间。对310张FE-SEM照片约13.6万有机孔及有机质颗粒的统计表明,五峰组（（1）小层）有机质面孔率最大,龙一段下部(（3）5小层)次之,龙一段上部(（6）9小层)最小,表明五峰组（（1）小层）有机孔相对最为发育,龙一段上部(（6）9小层)有机孔相对最不发育。五峰组页岩微孔比表面积、微孔体积、BET比表面积、中孔体积、孔隙度、BJH总孔体积和压汞总体积最大,龙一段下部页岩次之,龙一段上部页岩最小。3.分形维数可表示多孔材料的复杂程度和非均质性,其分形维数（D）在23之间,分形维数越大多孔介质中的孔隙结构越复杂,反之则孔隙结构趋于简单。分形FHH模型法基于气体吸附等温曲线,结合开尔文方程,得出大于50 nm的孔隙分形维数(D>50)最大,450 nm(D4-50)次之,小于4 nm的孔隙分形维数(D<4)最小,产生这种现象的主要原因是小孔隙形态较规则,孔隙分维值小;大孔隙边缘往往较复杂,可能存在多个小孔喉与之连通形成复杂网状结构的大孔隙,使孔隙分维值增大。各小层间对比显示出五峰组（（1）小层）分形维数最大,龙一段下部(（3）5小层)次之,龙一段上部(（6）9小层)最小。计盒维数法基于扫描电镜有机孔的统计结果进行分析,通过筛选孔径范围,分别得出不同孔径范围内的有机孔分形维数。所求的分形维数和FHH模型法计算气体吸附孔隙分形的结果类似:FE-SEM图像中全部有机孔的分形维数(Dwop)最大,其次为孔径大于50 nm的有机孔分形维数(Dop>50)和孔径在450 nm的有机孔分形维数(Dop4-50),孔径小于4 nm的有机孔分形维数(Dop<4)最小;各小层间对比也显示出与FHH模型法计算气体吸附孔隙分形维数相同的特征;表明页岩中有机孔隙十分复杂且表面非常粗糙,五峰组（（1）小层）孔隙结构最复杂,龙一段下部(（3）5小层)次之,龙一段上部(（6）9小层)孔隙结构相对最简单。4.影响孔隙结构的因素概况为三个方面:（1）成岩压实作用控制了页岩无机粒间孔隙的保存,溶蚀作用控制了次生孔隙的形成;有机孔的发育程度主要受有机质的性质（沥青或油）和热成熟度控制;（2）根据页岩孔隙与有机碳的相关性分析,微孔乃至小于10 nm的孔隙主要由有机孔提供,中孔孔隙由有机孔和无机孔共同提供;分形维数与有机碳含量的相关性分析表明小于4 nm的有机孔复杂程度主要受有机碳含量控制,450 nm的有机孔复杂程度以有机碳含量影响为主,还受其它因素控制,大于50 nm的有机孔复杂程度除受有机碳含量的控制外,也受别的因素影响;富泥硅质页岩（S-3）孔隙最为发育且孔径偏大,其比表面积和孔体积也大,富泥/硅混合质页岩（M-2）和富硅泥质页岩（CM-1）无机孔相对较发育;（3）在区域挤压推覆的构造应力作用下,五峰组位于五峰-龙马溪组一段页岩软弱层系底部,其下伏地层为坚硬的碳酸盐岩地层;五峰组页岩底部是主要的滑脱面,经历了更强的构造挤压推覆、分层滑脱和改造作用;因此,五峰组页岩有机孔受到侧向应力挤压变形和压缩,这可能是五峰组页岩（（1）小层）有机孔比龙马溪组一段页岩有机孔形态更复杂、孔径更小的原因之一。5.鄂西渝东地区五峰组-龙马溪组一段页岩整体具有较强的亲水亲油性和强烈的亲油特性;龙一段上部(（6）9小层)页岩的亲水性相对更强,而五峰组（（1）小层）和龙一段下部(（3）5小层)页岩亲水性为中等强度。五峰组-龙马溪组一段不同页岩润湿性的差异主要与页岩有机碳含量、孔隙类型和矿物组分等密切相关。不同流体自发渗吸实验表明龙一段上部(（6）9小层)页岩的亲水性孔隙连通性相对最差,五峰组（（1）小层）的亲水性孔隙连通性相对最好;页岩亲油性孔隙的连通性比亲水性孔隙的连通性更好。
吴松洋[10]（2019）在《黔西南卡林型金矿构造—岩浆—热液成矿模式研究》文中研究指明黔西南地区是我国重要的卡林型金矿矿集区,成矿潜力巨大。但研究工作分布不平衡,区域性研究相对较少且存在分歧,严重限制了区域成矿理论的建立以及远景找矿工作的开展。本文在详实的野外调研基础上,选取了三个典型矿床（水银洞金矿、泥堡金矿和丫他金矿）,深入研究了矿床地质、矿床地球化学、流体来源和性质、成矿物质来源,建立了区域成矿模型。根据细致的野外观察,揭示了控制区内矿体就位及展布的三类构造样式:层间型构造、复合型构造以及断控型构造,且三类构造所控制矿体的成矿阶段和蚀变矿物组合相似。基于细致的流体包裹体工作,认识到三类构造中流体表现出中-低温、低盐度、含一定气相成分的特征,均属于H2O–CO2–NaCl±CH4、N2系统。不同阶段H-O、C-O、He-Ar同位素结果显示,三类构造中成矿流体初始来源相似,为岩浆水、地层水、变质水的混合来源,在成矿过程中分别经历了岩浆水、有机水以及大气降水+变质水的混入。水岩反应、流体混合以及沸腾作用是矿质沉淀的主要机制,且成矿过程中存在Au、As、W、Hg的大量迁入。泥堡金矿首次发现的辉绿岩锆石U-Pb为213.6Ma,侵位于晚三叠世。高场强元素Nb、Ta、Th亏损及低Tb/Yb比值（1.92.1）,指示岩浆来源于软流圈富集地幔75%石榴子石橄榄岩和25%尖晶石橄榄岩物质经历的约为510%的部分熔融。不活动元素与主量元素的相关关系指示岩浆上侵过程中经历了橄榄石和单斜辉石的结晶分异,Sr-Nd同位素以及Lu-Hf同位素指示了中等程度的地壳混染。根据识别出的四类黄铁矿微区元素分析结果可知,Au主要以Au（HS）0或是Au（HS）2-络合物形式在偏酸性的流体中运移,伴随流体中的As取代围岩或成岩期黄铁矿中S的过程中进入成矿期黄铁矿晶格中,且在成矿期黄铁矿中主要以固溶体（Au+）的形式存在。成矿期黄铁矿中常见的Au-As-Cu环带主要是由于流体运移过程中快速减压以及相分离所造成。右江盆地在早泥盆世-晚三叠世经历了较为完整的威尔逊旋回,本次研究认为在晚三叠世由于俯冲板片断离引起深部富集地幔部分熔融,软流圈上涌以及壳幔强烈相互作用,引发研究区的构造-岩浆-热液成矿作用。最后结合全文研究认识,提出了黔西南卡林型金矿构造-岩浆-热液成矿模式。
二、江南台背斜地层构造研究中扫描电子显微镜的应用（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、江南台背斜地层构造研究中扫描电子显微镜的应用（论文提纲范文）
（1）四川盆地典型富有机质页岩孔隙结构特征及页岩气渗流机理研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 页岩气勘探开发概述 |
| 1.1.1 国外页岩气勘探开发概述 |
| 1.1.2 我国页岩气勘探开发概述 |
| 1.2 页岩孔隙结构研究进展 |
| 1.2.1 孔隙结构表征方法 |
| 1.2.2 多尺度孔隙结构特征研究 |
| 1.2.3 孔隙发育的控制因素 |
| 1.3 页岩气渗流模拟研究进展 |
| 1.3.1 孔隙空间重构 |
| 1.3.2 页岩气渗流数值模拟 |
| 1.4 研究意义和研究内容 |
| 1.4.1 研究目的与意义 |
| 1.4.2 主要研究内容 |
| 1.4.3 研究思路与技术路线 |
| 1.5 完成的工作量 |
| 第2章 页岩多尺度孔隙结构的定量表征 |
| 2.1 低压气体吸附理论 |
| 2.2 计算孔隙结构参数的模型方法 |
| 2.2.1 BET方法 |
| 2.2.2 t-plot和 α_s-plot方法 |
| 2.2.3 D-R和D-A方法 |
| 2.2.4 BJH方法 |
| 2.2.5 DFT和 NLDFT方法 |
| 2.2.6 不同模型方法的选择 |
| 2.3 样品粒度对低压气体吸附的影响 |
| 2.4 N_2与Ar等温吸附曲线的差异 |
| 2.5 高精度纳米孔隙结构表征方法的建立及应用 |
| 2.6 本章小结 |
| 第3章 四川盆地及其周缘地区页岩孔隙结构特征 |
| 3.1 研究区地质概况 |
| 3.2 牛蹄塘组和龙马溪组页岩有机地球化学特征 |
| 3.3 牛蹄塘组和龙马溪组页岩孔隙结构特征 |
| 3.4 龙马溪组和牛蹄塘组页岩二维图像分析 |
| 3.5 页岩孔隙结构的三维图像分析 |
| 3.6 本章小结 |
| 第4章 高-过成熟度页岩纳米孔隙发育的控制因素 |
| 4.1.1 有机质和矿物的影响 |
| 4.1.2 埋藏深度的影响 |
| 4.2 大孔(10 nm~200 nm)发育的主控因素 |
| 4.2.1 有机质和矿物的影响 |
| 4.2.2 埋藏深度的影响 |
| 4.3 本章小结 |
| 第5章 页岩气渗流机理研究及基于图像的数值模拟 |
| 5.1 多孔介质渗流基本理论 |
| 5.1.1 分子动力学模型 |
| 5.1.2 稀薄气体渗流模型 |
| 5.1.3 连续介质渗流模型 |
| 5.1.4 达西尺度渗流模型 |
| 5.2 基于图像的页岩气多尺度渗流模拟 |
| 5.2.1 传统模型及其适用性 |
| 5.2.2 页岩气渗流多尺度耦合模型 |
| 5.3 页岩气高效数值模拟的应用 |
| 5.3.1 模型验证 |
| 5.3.2 页岩全岩生气模拟 |
| 5.3.3 有机质生气模拟 |
| 5.4 小结 |
| 第6章 总结和展望 |
| 6.1 主要成果和认识 |
| 6.2 创新点 |
| 6.3 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 |
（2）贵州遵义二叠纪裂谷盆地演化与锰矿成矿作用研究（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 贵州锰矿概述 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 锰元素的地球化学行为 |
| 1.2.2 盆地成锰模式与锰质来源 |
| 1.2.3 沉积盆地的研究 |
| 1.2.4 峨眉山地幔柱研究 |
| 1.2.5 贵州遵义锰矿研究 |
| 1.3 存在问题及研究意义 |
| 1.4 研究思路与方法 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 拟解决的关键问题 |
| 1.4.3 研究方案和技术路线 |
| 1.4.4 主要创新点 |
| 1.4.5 完成工作量 |
| 第二章 地质背景 |
| 2.1 区域大地构造背景 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.3 岩浆岩 |
| 2.4 区域矿产 |
| 2.5 古地理背景 |
| 第三章 典型矿床特征 |
| 3.1 红花岗区铜锣井锰矿床 |
| 3.1.1 区域地质 |
| 3.1.2 矿区地质 |
| 3.1.3 矿体规模、形态、产状 |
| 3.1.4 矿石特征 |
| 3.2 红花岗区深溪锰矿床 |
| 3.2.1 区域地质 |
| 3.2.2 矿区地质 |
| 3.2.3 矿体规模、形态、产状 |
| 3.2.4 矿石特征 |
| 第四章 裂谷盆地的沉积相和古地理 |
| 4.1 茅口组地层特征 |
| 4.2 茅口组典型剖面沉积序列 |
| 4.2.1 桑树湾剖面 |
| 4.2.2 谢家坝钻孔ZK3102 剖面 |
| 4.2.3 尚稽剖面 |
| 4.3 沉积相 |
| 4.3.1 台地相 |
| 4.3.2 陆棚相 |
| 4.3.3 盆地相 |
| 4.4 沉积相空间展布 |
| 4.5 岩相古地理 |
| 4.5.1 茅口中期岩相古地理 |
| 4.5.2 茅口晚期岩相古地理 |
| 第五章 裂谷盆地的控制构造 |
| 5.1 同沉积断层识别特征 |
| 5.2 同沉积断层 |
| 5.3 裂谷盆地的空间特征 |
| 第六章 锆石U-PB年代学对盆地历史演化的制约 |
| 6.1 凝灰岩特征 |
| 6.2 剖面采样与测试 |
| 6.3 对裂谷盆地发展的时代约束 |
| 6.4 与峨眉山玄武岩的联系 |
| 6.5 裂谷盆地演化 |
| 第七章 锰矿成矿作用 |
| 7.1 矿床成因特征 |
| 7.1.1 矿石结构与微观特征对成矿的指示 |
| 7.1.2 矿物组分对成矿的指示 |
| 7.1.3 元素地球化学特征 |
| 7.1.4 C、O同位素地球化学特征 |
| 7.1.5 流体包裹体特征 |
| 7.2 成矿环境 |
| 7.2.1 成矿环境分析 |
| 7.2.2 热液喷溢口群发现对成矿的指示 |
| 7.2.3 锰矿相带对成矿的指示 |
| 7.3 成矿机制探讨 |
| 7.3.1 成矿环境与锰矿成矿 |
| 7.3.2 成矿构造与锰矿成矿 |
| 第八章 成矿模式与找矿模型 |
| 8.1 成矿模式 |
| 8.2 找矿预测模型 |
| 8.3 找矿预测 |
| 8.3.1 预测区划分 |
| 8.3.2 找矿靶区验证 |
| 第九章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（3）滇西保山金厂河铁铜铅锌多金属矿床成矿流体特征及成矿物质来源示踪（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 选题依据及项目依托 |
| 1.2 研究现状和存在的问题 |
| 1.2.1 大地构造背景 |
| 1.2.2 矽卡岩研究现状 |
| 1.2.3 研究区研究现状 |
| 1.2.4 存在的问题 |
| 1.3 研究内容与技术路线 |
| 1.4 工作概况及完成的工作量 |
| 1.4.1 工作概况 |
| 1.4.2 完成的工作量 |
| 1.5 主要成果和认识 |
| 2 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造位置 |
| 2.2 地层 |
| 2.3 构造 |
| 2.4 岩浆岩 |
| 2.5 区域物、化探异常特征 |
| 2.5.1 区域物探异常特征 |
| 2.5.2 区域化探特征 |
| 2.5.3 区域物、化探异常特征综合分析 |
| 2.6 区域矿产特征 |
| 3 矿床地质特征 |
| 3.1 矿区地质 |
| 3.1.1 地层 |
| 3.1.2 构造 |
| 3.1.3 岩浆岩 |
| 3.1.4 变质岩 |
| 3.2 矿区物、化探异常特征 |
| 3.2.1 物探异常特征 |
| 3.2.2 1/2.5 万土壤异常特征 |
| 3.3 矿床地质 |
| 3.3.1 矿体特征 |
| 3.3.2 矿石特征 |
| 3.3.3 围岩蚀变特征 |
| 3.3.4 矿化与蚀变分带特征 |
| 3.4 成矿阶段划分 |
| 4 岩石地球化学特征 |
| 4.1 样品采集与制备 |
| 4.2 样品测试分析 |
| 4.2.1 岩石主量元素 |
| 4.2.2 岩石微量及稀土元素 |
| 4.3 岩石地球化学特征 |
| 4.3.1 主量元素特征 |
| 4.3.2 微量及稀土元素特征 |
| 5 流体包裹体地球化学 |
| 5.1 样品采集与制备 |
| 5.2 流体包裹体岩相学特征 |
| 5.3 包裹体显微测温特征 |
| 5.3.1 实验设备 |
| 5.3.2 包裹体均一温度 |
| 5.4 单个包裹体激光拉曼光谱分析 |
| 5.5 成矿流体性质 |
| 6 稳定同位素地球化学 |
| 6.1 C-H-O同位素 |
| 6.1.1 H-O同位素 |
| 6.1.2 C-O同位素 |
| 6.2 S同位素 |
| 6.2.1 样品采集与制备 |
| 6.2.2 样品测试分析 |
| 6.2.3 测试分析结果 |
| 6.3 Pb同位素 |
| 6.3.1 样品采集与制备 |
| 6.3.2 样品测试分析 |
| 6.3.3 测试分析结果 |
| 7 成矿流体演化及成矿机制 |
| 7.1 成矿物质来源 |
| 7.1.1 岩石地球化学 |
| 7.1.2 S同位素 |
| 7.1.3 Pb同位素 |
| 7.2 成矿流体的来源与演化过程 |
| 7.2.1 成矿流体来源 |
| 7.2.2 成矿流体演化过程 |
| 7.3 成矿物质运移形式与沉淀机制 |
| 7.3.1 矿质运移形式 |
| 7.3.2 矿质沉淀机制 |
| 7.4 矿床成因探讨 |
| 7.5 成矿模式与找矿方向 |
| 7.5.1 成矿模式 |
| 7.5.2 找矿方向 |
| 8 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 攻读学位期间获得奖励、发表论文及参加科研项目情况 |
（4）粤东北仁差盆地铀多金属矿成矿地质特征与成矿预测（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 选题背景与意义 |
| 1.2 成矿规律与矿产预测研究现状 |
| 1.2.1 国内外研究现状 |
| 1.2.2 研究区研究现状 |
| 1.2.3 存在的问题 |
| 1.3 研究内容与研究思路 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究思路 |
| 1.4 主要工作量 |
| 1.5 论文的创新点 |
| 2 区域成矿地质背景 |
| 2.1 区域地质概况 |
| 2.2 区域地质特征 |
| 2.2.1 区域地层 |
| 2.2.2 区域构造 |
| 2.2.3 区域岩浆岩 |
| 2.2.4 区域地质演化 |
| 2.3 区域地球物理特征 |
| 2.3.1 航空伽玛场特征 |
| 2.3.2 重力场、磁场特征 |
| 2.4 区域地球化学特征 |
| 2.4.1 铀、氡地球化学特征 |
| 2.4.2 多金属地球化学特征 |
| 2.5 区域遥感特征 |
| 2.6 区域矿产特征 |
| 3 研究区铀多金属成矿地质条件 |
| 3.1 地层 |
| 3.1.1 寒武系(?) |
| 3.1.2 泥盆—石炭系(D_(2+3)—C_1) |
| 3.1.3 白垩系上统(K_2) |
| 3.1.4 古近系(E) |
| 3.1.5 第四系(Q) |
| 3.2 构造 |
| 3.2.1 褶皱 |
| 3.2.2 断裂构造 |
| 3.2.3 火山构造 |
| 3.3 岩浆岩 |
| 3.3.1 侵入岩 |
| 3.3.2 火山岩 |
| 3.3.3 次火山岩 |
| 3.4 变质岩 |
| 3.4.1 区域变质岩 |
| 3.4.2 动力变质岩 |
| 3.5 仁差盆地形成演化及与铀多金属成矿关系 |
| 3.5.1 盆地形成演化特征 |
| 3.5.2 盆地形成演化与成矿关系 |
| 4 典型矿床地质特征与控矿因素 |
| 4.1 差干多金属矿床 |
| 4.1.1 矿床地质特征 |
| 4.1.2 矿体地质 |
| 4.1.3 矿石物质成分及围岩蚀变 |
| 4.1.4 控矿因素分析 |
| 4.2 麻楼矿床 |
| 4.2.1 矿床地质特征 |
| 4.2.2 矿体地质 |
| 4.2.3 矿石物质成分及围岩蚀变 |
| 4.2.4 控矿因素分析 |
| 4.3 鹅石矿床 |
| 4.3.1 矿床地质特征 |
| 4.3.2 矿体地质 |
| 4.3.3 矿石物质成分及围岩蚀变 |
| 4.3.4 控矿因素分析 |
| 5 铀多金属矿床成矿规律与成矿模式 |
| 5.1 铀多金属矿床时空分布规律 |
| 5.1.1 成矿空间分布规律 |
| 5.1.2 成岩成矿时间分布规律 |
| 5.1.3 矿床成矿系列厘定 |
| 5.2 成矿要素 |
| 5.3 成矿过程与成矿模式 |
| 5.3.1 成矿物质来源 |
| 5.3.2 成矿流体来源 |
| 5.3.3 铀的迁移与沉淀 |
| 5.3.4 成矿模式 |
| 6 多源地学信息提取 |
| 6.1 地球物理特征及信息提取 |
| 6.1.1 放射性伽玛场特征 |
| 6.1.2 异常信息提取 |
| 6.2 地球化学特征及信息提取 |
| 6.2.1 非铀元素地球化学特征及信息提取 |
| 6.2.2 放射性水化学特征及信息提取 |
| 6.3 遥感蚀变信息提取 |
| 6.3.1 遥感图像数据预处理 |
| 6.3.2 地质构造遥感解译 |
| 6.3.3 遥感蚀变信息提取 |
| 6.3.4 遥感硅化信息提取 |
| 6.3.5 多源地学信息优化组合 |
| 7 铀多金属矿床成矿预测与远景评价 |
| 7.1 成矿潜力分析 |
| 7.1.1 区域成矿潜力分析 |
| 7.1.2 主要矿床成矿潜力分析 |
| 7.2 地质模型建立 |
| 7.2.1 找矿标志 |
| 7.2.2 成矿预测地质模型 |
| 7.3 综合信息数据库建立 |
| 7.4 矿产资源预测方法选择 |
| 7.5 预测模型地质单元划分 |
| 7.6 预测模型的变量选取及赋值 |
| 7.6.1 模型变量选取的原则、特点及方法 |
| 7.6.2 区域成矿特征变量的选取及赋值 |
| 7.6.3 综合信息分析 |
| 7.7 找矿靶区圈定及远景评价 |
| 7.7.1 找矿靶区圈定原则 |
| 7.7.2 找矿靶区圈定及评价 |
| 8 结论 |
| 致谢 |
| 攻读博士学位期间取得科研成果 |
| 参考文献 |
（5）黔北岑巩区块下寒武统牛蹄塘组页岩储层裂缝表征与控气作用（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 选题背景与研究目的 |
| 1.1.1 选题背景 |
| 1.1.2 研究目的与意义 |
| 1.1.3 项目依托 |
| 1.2 研究现状与存在问题 |
| 1.2.1 研究现状 |
| 1.2.2 存在问题 |
| 1.3 研究内容与技术路线 |
| 1.3.1 主要研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 1.4 完成主要工作量 |
| 1.5 主要成果认识 |
| 1.6 主要创新点 |
| 2 区域地质背景 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.2 区域构造与演化特征 |
| 2.3 主要地层与沉积特征 |
| 2.3.1 南华系 |
| 2.3.2 震旦系 |
| 2.3.3 寒武系 |
| 3 页岩裂缝发育构造背景及沉积储层特征 |
| 3.1 地震资料解释与构造特征分析 |
| 3.1.1 地震工区 |
| 3.1.2 地震资料解释方案 |
| 3.1.3 构造特征与分布 |
| 3.2 下寒武统牛蹄塘组沉积储层特征 |
| 3.2.1 牛蹄塘组页岩分布特征 |
| 3.2.2 牛蹄塘组页岩层序划分及沉积特征 |
| 3.2.3 牛蹄塘组页岩储层特征 |
| 4 页岩裂缝发育特征 |
| 4.1 裂缝识别与分类 |
| 4.1.1 露头裂缝 |
| 4.1.2 岩心裂缝 |
| 4.1.3 微观裂缝 |
| 4.1.4 测井裂缝 |
| 4.2 裂缝表征参数 |
| 4.2.1 裂缝开度与长度 |
| 4.2.2 裂缝走向 |
| 4.2.3 裂缝密度 |
| 4.3 裂缝组合样式 |
| 4.3.1 裂缝交切关系 |
| 4.3.2 裂缝发育模式 |
| 5 裂缝活动期次及流体地球化学证据 |
| 5.1 裂缝充填物发育特征 |
| 5.1.1 充填矿物岩相学特征 |
| 5.1.2 充填矿物发育特征 |
| 5.1.3 稳定同位素分析 |
| 5.2 裂缝充填物流体包裹体特征 |
| 5.2.1 流体包裹体岩相学特征 |
| 5.2.2 盐水包裹体显微测温 |
| 5.2.3 甲烷包裹体显微测温 |
| 5.2.4 甲烷包裹体密度 |
| 5.2.5 甲烷包裹体捕获古压力 |
| 5.3 裂缝活动历史与发育期次 |
| 6 页岩裂缝控气作用研究 |
| 6.1 裂缝对储层物性和储层改造作用 |
| 6.1.1 裂缝对储层孔隙度与渗透率的影响 |
| 6.1.2 裂缝对页岩储层改造的影响 |
| 6.2 裂缝发育程度与含气量关系 |
| 6.3 裂缝活动史与控气作用 |
| 7 认识与结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（6）扬子地块西缘峨眉山新元古代岩浆事件及其对Rodinia超大陆裂解的启示（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 研究内容及技术路线 |
| 1.2.1 研究内容 |
| 1.2.2 技术路线 |
| 1.2.3 工作量统计 |
| 1.3 研究现状及存在问题 |
| 1.3.1 Rodinia超大陆研究现状 |
| 1.3.2 花岗岩研究现状 |
| 1.3.3 基性脉岩研究现状 |
| 1.4 拟解决关键科学问题 |
| 第2章 研究区概况 |
| 2.1 研究区自然地理概况 |
| 2.2 研究区地质背景 |
| 2.2.1 大地构造背景 |
| 2.2.2 区域地层 |
| 2.2.3 区域构造 |
| 2.2.4 区域岩浆岩 |
| 2.2.5 区域矿产 |
| 第3章 岩石学特征 |
| 3.1 岩体地质特征 |
| 3.1.1 灰白色二长花岗岩 |
| 3.1.2 肉红色二长花岗岩 |
| 3.1.3 辉绿岩岩脉 |
| 3.2 岩石学特征 |
| 3.2.1 灰白色二长花岗岩 |
| 3.2.2 肉红色二长花岗岩 |
| 3.2.3 辉绿岩岩脉 |
| 第4章 分析方法 |
| 4.1 SIMS锆石原位O同位素 |
| 4.2 SIMS锆石U-Pb测年 |
| 4.3 SIMS锆石原位Hf同位素 |
| 4.4 全岩主微量、稀土元素分析 |
| 第5章 岩浆岩地球化学特征 |
| 5.1 SIMS锆石原位U-Pb同位素年代学特征 |
| 5.1.1 灰白色二长花岗岩 |
| 5.1.2 肉红色二长花岗岩 |
| 5.1.3 辉绿岩岩脉 |
| 5.2 锆石原位Hf-O同位素特征 |
| 5.2.1 灰白色二长花岗岩 |
| 5.2.2 肉红色二长花岗岩 |
| 5.2.3 辉绿岩岩脉 |
| 5.3 主量元素特征 |
| 5.3.1 灰白色二长花岗岩 |
| 5.3.2 肉红色二长花岗岩 |
| 5.3.3 辉绿岩岩脉 |
| 5.4 微量和稀土元素特征 |
| 5.4.1 灰白色二长花岗岩 |
| 5.4.2 肉红色二长花岗岩 |
| 5.4.3 辉绿岩岩脉 |
| 第6章 讨论 |
| 6.1 年龄分布 |
| 6.2 岩石成因 |
| 6.2.1 花岗岩 |
| 6.2.2 辉绿岩岩脉 |
| 6.3 岩浆源区 |
| 6.3.1 SIMS锆石原位O同位素分析 |
| 6.3.2 LA-ICP-MS锆石原位Hf同位素分析 |
| 6.4 构造背景 |
| 6.4.1 花岗岩 |
| 6.4.2 辉绿岩岩脉 |
| 6.5 对Rodinia超大陆裂解的启示 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
| 附表 |
（7）西秦岭江里沟矽卡岩型W-（Cu-Mo）矿床成因研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 “关键金属”--钨 |
| 1.1.1 钨的发现及利用史 |
| 1.1.2 全球钨金属供应现状 |
| 1.2 研究背景--矽卡岩型钨矿床的重要意义 |
| 1.3 研究内容、技术路线及方法 |
| 2 区域地质背景 |
| 2.1 秦岭造山带 |
| 2.2 秦岭造山带古生代(Paleozoic)至新生代(Cenozoic)构造演化 |
| 2.3 西秦岭造山带 |
| 2.4 西秦岭成矿作用特征 |
| 2.4.1 西秦岭三叠纪岩浆岩 |
| 2.4.2 西秦岭斑岩-矽卡岩矿带及成矿特点 |
| 3 矿床地质 |
| 3.1 矿床周缘地质概况 |
| 3.2 矿床地质 |
| 3.2.1 地层 |
| 3.2.2 构造 |
| 3.2.3 矿体特征及矿石类型 |
| 3.2.4 矿物生成顺序及围岩蚀变 |
| 4 江里沟岩浆岩年代学及成因研究 |
| 4.1 样品准备及测试方法 |
| 4.2 江里沟复式花岗岩岩体 |
| 4.2.1 江里沟复式花岗岩岩体岩相学特征 |
| 4.2.2 江里沟复式花岗岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄 |
| 4.3 石英闪长岩及暗色岩浆包体研究 |
| 4.3.1 石英闪长岩及包体岩相学 |
| 4.3.2 石英闪长岩及暗色岩浆包体LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学 |
| 4.4 江里沟复式花岗岩体、石英闪长岩及暗色包体地球化学 |
| 4.4.1 全岩主量元素特征 |
| 4.4.2 全岩微量及稀土元素特征 |
| 4.5 江里沟复式花岗岩体,石英闪长岩和MME全岩Sr-Nd同位素组成及意义 |
| 4.6 江里沟复式花岗岩体,石英闪长岩和MME的Hf同位素组成 |
| 4.7 矿区内岩浆岩成因 |
| 4.7.1 江里沟复式花岗岩岩体成因及意义 |
| 4.7.1.1 三种岩相成岩温度 |
| 4.7.1.2 成岩深度估计 |
| 4.7.1.3 岩石成因类型 |
| 4.7.1.4 江里沟复式花岗岩来源 |
| 4.7.2 MME和石英闪长岩成因 |
| 4.7.3 成矿有关岩体 |
| 4.8 小结 |
| 5 辉钼矿Re-Os成矿年代学研究 |
| 5.1 样品采集和准备 |
| 5.2 辉钼矿Re-Os同位素测年分析方法 |
| 5.3 分析结果 |
| 5.4 成岩成矿时代 |
| 6 矿物学特征研究 |
| 6.1 江里沟主要矽卡岩矿物成分特征 |
| 6.1.1 矽卡岩形成条件 |
| 6.2 白钨矿原位LA-ICP-MS稀土元素分析 |
| 6.2.1 矽卡岩白钨矿稀土元素研究现状 |
| 6.2.2 样品准备及测试方法 |
| 6.2.3 白钨矿岩相学特征 |
| 6.2.4 测试分析结果 |
| 6.2.4.1 白钨矿主量元素 |
| 6.2.4.2 白钨矿稀土元素(REE)元素 |
| 6.3 讨论 |
| 6.3.1 多世代白钨矿沉淀成矿 |
| 6.3.2 白钨矿沉淀条件探讨 |
| 6.3.2.1 REE替换进入白钨矿机制 |
| 6.3.2.2 白钨矿Mo含量 |
| 6.3.2.3 Eu异常和氧化还原条件 |
| 6.3.3 白钨矿批式结晶模拟实验 |
| 6.3.4 Nb-Ta的分馏 |
| 6.4 小结 |
| 7 成矿流体系统 |
| 7.1 流体包裹体岩相学 |
| 7.2 流体包裹体类型划分 |
| 7.3 流体包裹体显微测温 |
| 7.4 包裹体气象及固相成分拉曼(Raman)光谱分析 |
| 7.5 稳定同位素地球化学 |
| 7.5.1 分析方法 |
| 7.5.2 H-O-S同位素结果 |
| 7.6 讨论 |
| 7.6.1 稳定同位素示踪成矿流体来源及物质来源 |
| 7.6.2 矽卡岩W矿系统中的CH_4(±N_2)和CO_2 |
| 7.6.3 成矿流体来源 |
| 7.6.4 江里沟矽卡岩W- (Cu-Mo)矿床白钨矿沉淀机制 |
| 7.7 小结 |
| 8 江里沟矽卡岩W-(Cu-Mo)矿床成因模型 |
| 8.1 成矿动力学背景探讨 |
| 8.2 矿床成因模型 |
| 9 主要结论及存在问题 |
| 9.1 主要结论 |
| 9.2 存在科学问题 |
| 9.2.1 成矿动力学背景的进一步限定 |
| 9.2.2 岩浆岩性质与成矿专属性 |
| 9.2.3 定量研究矽卡岩型白钨矿沉淀的氧化还原和pH条件 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 作者简介 |
| 个人在校发表论文情况 |
（8）高岭石径厚比测算方法及其在层流环境受力仿真模拟（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 选题的目的及意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 高岭石及其径厚比研究现状 |
| 1.2.2 仿真模拟软件在流体力学领域的应用 |
| 1.3 主要研究内容 |
| 1.3.1 高岭土特征及性质 |
| 1.3.2 高岭石粒径测算方法 |
| 1.3.3 高岭石径厚比测算方法 |
| 1.3.4 高岭石液相受力模型的仿真模拟 |
| 1.4 研究思路、研究方法和技术路线 |
| 1.4.1 研究思路 |
| 1.4.2 研究方法 |
| 1.4.3 技术路线 |
| 1.5 主要工作量 |
| 1.6 创新点 |
| 2 高岭土特征及性质 |
| 2.1 高岭土矿区地质概况 |
| 2.1.1 矿区地层 |
| 2.1.2 构造和岩浆岩 |
| 2.1.3 高岭土矿床地质特征 |
| 2.1.4 矿区高岭土地质成因分析 |
| 2.2 高岭土结构与性质 |
| 2.2.1 高岭土样品的化学组成 |
| 2.2.2 高岭土样品的X射线衍射分析 |
| 2.2.3 高岭土样品的红外光谱分析 |
| 2.2.4 高岭土样品的热分析 |
| 2.3 高岭石插层与剥片 |
| 2.3.1 高岭石插层 |
| 2.3.2 高岭石剥片 |
| 2.3.3 插层剥片对高岭石特性影响 |
| 2.4 本章小结 |
| 3 高岭石粒径测算方法 |
| 3.1 显微镜图像法 |
| 3.1.1 工作原理 |
| 3.1.2 显微镜图像法的发展 |
| 3.1.3 显微镜法测算粒径 |
| 3.1.4 实验数据 |
| 3.2 沉降法测算高岭石粒径 |
| 3.2.1 工作原理 |
| 3.2.2 沉降法的发展 |
| 3.2.3 沉降法测算高岭石粒径 |
| 3.2.4 实验数据 |
| 3.3 激光法测算高岭石粒径 |
| 3.3.1 工作原理 |
| 3.3.2 激光法的发展 |
| 3.3.3 激光法测算高岭石粒径 |
| 3.3.4 实验数据 |
| 3.4 电阻法测算高岭石粒径 |
| 3.4.1 工作原理 |
| 3.4.2 电阻法的发展 |
| 3.4.3 电阻法测算高岭石粒径 |
| 3.4.4 实验数据 |
| 3.5 本章小结 |
| 4 单一法测算高岭石径厚比 |
| 4.1 扫描电镜法测算高岭石径厚比 |
| 4.1.1 实验仪器 |
| 4.1.2 径厚比测算 |
| 4.1.3 实验数据 |
| 4.2 库尔特法测算高岭石径厚比 |
| 4.2.1 公式推导 |
| 4.2.2 径厚比测算 |
| 4.2.3 实验数据 |
| 4.3 本章小结 |
| 5 复合法测算高岭石径厚比 |
| 5.1 激光-沉降法测算径厚比 |
| 5.1.1 研究思路 |
| 5.1.2 联用激光-沉降法测算高岭石径厚比 |
| 5.2 激光-库尔特法联用测径厚比 |
| 5.2.1 公式推导 |
| 5.2.2 公式应用 |
| 5.3 径厚比测算方法对比 |
| 5.4 本章小结 |
| 6 高岭石液相受力模型的仿真模拟 |
| 6.1 Comsol Multiphysics仿真模拟软件CFD模块 |
| 6.2 高岭石层流环境仿真模拟 |
| 6.2.1 模拟背景分析 |
| 6.2.2 简单层流环境模型搭建及分析 |
| 6.2.3 建立3D模型 |
| 6.3 本章小结 |
| 7 结论与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（9）鄂西渝东地区五峰组-龙马溪组一段页岩气储层孔隙结构及分形特征研究（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 前言 |
| 1.1 选题目的和意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 页岩孔隙研究方法 |
| 1.2.2 页岩孔隙类型研究 |
| 1.2.3 页岩孔隙主控因素 |
| 1.2.4 页岩孔隙分形研究 |
| 1.2.5 鄂西渝东地区五峰组-龙马溪组页岩研究现状 |
| 1.3 研究内容、研究方法与技术路线 |
| 1.3.1 主要研究内容 |
| 1.3.2 研究方法与技术路线 |
| 1.4 完成的主要工作量 |
| 1.5 主要创新点 |
| 第二章 区域地质概况 |
| 2.1 区域构造特征 |
| 2.1.1 隔档式褶皱带 |
| 2.1.2 隔槽式褶皱带 |
| 2.2 区域断裂特征 |
| 2.2.1 断裂发育特征 |
| 2.2.2 主控断裂特征 |
| 2.3 构造-沉积演化特征 |
| 2.4 五峰组-龙马溪组一段地层特征 |
| 第三章 页岩分布和有机地球化学特征 |
| 3.1 岩相特征 |
| 3.1.1 页岩矿物组成 |
| 3.1.2 岩相划分及特征 |
| 3.2 沉积环境与页岩分布 |
| 3.3 有机地球化学特征 |
| 3.3.1 有机质丰度 |
| 3.3.2 有机质类型 |
| 3.3.3 有机质成熟度 |
| 第四章 页岩储层孔隙特征 |
| 4.1 页岩储层孔隙类型 |
| 4.1.1 N_2吸附实验分析与孔隙类型 |
| 4.1.2 氩离子抛光-场发射扫描电镜观察 |
| 4.2 页岩储层孔隙结构 |
| 4.2.1 低温低压CO_2吸附与孔隙结构 |
| 4.2.2 低温低压N_2吸附与孔隙结构 |
| 4.2.3 高压压汞(MICP)与孔隙结构 |
| 4.2.4 低频核磁共振(NMR)与孔隙结构 |
| 4.2.5 场发射扫描电镜(FE-SEM)与有机孔结构 |
| 第五章 孔隙分形特征及孔隙结构控制因素 |
| 5.1 孔隙的分形特征 |
| 5.1.1 基于“FHH”计算氮吸附孔隙分形 |
| 5.1.2 基于“计盒维数法”计算扫描电镜有机孔分形 |
| 5.2 页岩孔隙结构发育控制因素 |
| 5.2.1 成岩作用及有机质热演化作用对孔隙的影响 |
| 5.2.2 沉积与页岩对孔隙的影响 |
| 5.2.3 构造应力对孔隙的影响 |
| 第六章 页岩润湿性与含气性 |
| 6.1 页岩润湿性 |
| 6.1.1 液滴实验测定接触角 |
| 6.1.2 自发渗吸实验 |
| 6.1.3 页岩润湿性控制因素 |
| 6.2 孔隙结构与含气性 |
| 6.2.1 甲烷等温吸附实验 |
| 6.2.2 孔隙结构对吸附气的影响 |
| 6.2.3 孔径对气体赋存状态的影响 |
| 第七章 结论与认识 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（10）黔西南卡林型金矿构造—岩浆—热液成矿模式研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 选题依据与研究意义 |
| 1.2 研究现状与存在问题 |
| 1.2.1 国内外卡林型金矿研究现状 |
| 1.2.2 黔西南卡林型金矿研究现状 |
| 1.3 研究内容与研究方案 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究方案 |
| 1.4 研究时间与完成工作量 |
| 2 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造背景 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.2.1 浅水碳酸盐岩序列(台地相区) |
| 2.2.2 深水碳酸盐岩-陆源碎屑岩序列(盆地相区) |
| 2.2.3 地层含金性 |
| 2.3 区域构造 |
| 2.4 区域岩浆岩 |
| 2.4.1 海西期岩浆活动 |
| 2.4.2 印支期岩浆活动 |
| 2.4.3 燕山期岩浆活动 |
| 2.4.4 岩浆岩的含金性 |
| 2.5 区域矿产分布 |
| 3 典型金矿床地质 |
| 3.1 水银洞金矿 |
| 3.1.1 地层 |
| 3.1.2 构造 |
| 3.1.3 岩浆岩 |
| 3.1.4 矿体特征 |
| 3.1.5 矿石类型与结构构造 |
| 3.1.6 围岩蚀变 |
| 3.2 泥堡金矿 |
| 3.2.1 地层 |
| 3.2.2 构造 |
| 3.2.3 岩浆岩 |
| 3.2.4 矿体特征 |
| 3.2.5 矿石类型与结构构造 |
| 3.2.6 围岩蚀变 |
| 3.3 丫他金矿 |
| 3.3.1 地层 |
| 3.3.2 构造 |
| 3.3.3 岩浆岩 |
| 3.3.4 矿体特征 |
| 3.3.5 矿石类型与结构构造 |
| 3.3.6 围岩蚀变 |
| 3.4 蚀变矿物组合及成矿期次划分 |
| 4 实验测试分析方法 |
| 4.1 典型矿石全岩化学组分分析 |
| 4.1.1 全岩样品碎样 |
| 4.1.2 全岩主量元素X荧光光谱仪 |
| 4.1.3 全岩微量元素电感耦合等离子质谱 |
| 4.2 典型脉石矿物化学组分分析 |
| 4.2.1 流体包裹体 |
| 4.2.2 稳定同位素 |
| 4.3 典型硫化物化学组分分析 |
| 4.3.1 电子探针 |
| 4.3.2 黄铁矿氦-氩同位素 |
| 4.4 典型岩浆岩化学组分分析 |
| 4.4.1 锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄 |
| 4.4.2 锆石Lu-Hf同位素 |
| 4.4.3 岩体全岩Sr-Nd同位素 |
| 5 矿床地球化学 |
| 5.1 矿石及围岩地球化学 |
| 5.1.1 数据处理方法 |
| 5.1.2 主量元素 |
| 5.1.3 微量元素 |
| 5.2 成矿流体地球化学 |
| 5.2.1 流体包裹体岩相学 |
| 5.2.2 包裹体激光拉曼 |
| 5.2.3 显微测温及盐度 |
| 5.2.4 成矿流体密度、成矿压力及成矿深度 |
| 5.2.5 成矿流体性质 |
| 5.3 同位素地球化学 |
| 5.3.1 氢氧同位素 |
| 5.3.2 碳氧同位素 |
| 5.3.3 氦氩同位素 |
| 5.3.4 成矿流体来源 |
| 5.4 黄铁矿显微结构与地球化学 |
| 5.4.1 黄铁矿显微结构 |
| 5.4.2 黄铁矿地球化学特征及成因 |
| 5.5 岩浆岩地球化学 |
| 5.5.1 岩浆岩分布及岩相学 |
| 5.5.2 岩石地球化学 |
| 5.5.3 岩石成因 |
| 5.5.4 构造指示 |
| 6 成矿过程及矿床成因探讨 |
| 6.1 控矿地质体 |
| 6.1.1 构造 |
| 6.1.2 地层 |
| 6.1.3 岩浆活动 |
| 6.2 成矿流体演化过程 |
| 6.2.1 同位素组成约束 |
| 6.2.2 流体包裹体约束 |
| 6.2.3 黄铁矿微区成分约束 |
| 6.3 成矿物质来源以及运移沉淀机制 |
| 6.3.1 成矿物质来源 |
| 6.3.2 金的运移沉淀机制 |
| 6.4 成矿动力学背景 |
| 6.4.1 被动大陆边缘(D_1) |
| 6.4.2 裂谷盆地(D_2-P_1) |
| 6.4.3 前陆盆地及陆-陆碰撞(P_1-T_3) |
| 6.4.4 前陆盆地消亡及碰撞后伸展(T_3) |
| 6.5 矿床成因及成矿模式 |
| 6.6 黔西南金矿与美国内华达典型卡林型金矿的异同点 |
| 7 结论 |
| 7.1 主要认识 |
| 7.2 存在问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 个人简介及攻读学位期间公开发表论文 |
四、江南台背斜地层构造研究中扫描电子显微镜的应用（论文参考文献）
- [1]四川盆地典型富有机质页岩孔隙结构特征及页岩气渗流机理研究[D]. 张莉. 中国科学院大学(中国科学院广州地球化学研究所), 2021
- [2]贵州遵义二叠纪裂谷盆地演化与锰矿成矿作用研究[D]. 刘志臣. 中国地质大学, 2021
- [3]滇西保山金厂河铁铜铅锌多金属矿床成矿流体特征及成矿物质来源示踪[D]. 李振焕. 昆明理工大学, 2021(01)
- [4]粤东北仁差盆地铀多金属矿成矿地质特征与成矿预测[D]. 汤谨晖. 东华理工大学, 2020
- [5]黔北岑巩区块下寒武统牛蹄塘组页岩储层裂缝表征与控气作用[D]. 王兴华. 中国地质大学(北京), 2020(08)
- [6]扬子地块西缘峨眉山新元古代岩浆事件及其对Rodinia超大陆裂解的启示[D]. 李阳. 成都理工大学, 2020(04)
- [7]西秦岭江里沟矽卡岩型W-（Cu-Mo）矿床成因研究[D]. 路东宇. 中国地质大学(北京), 2020(01)
- [8]高岭石径厚比测算方法及其在层流环境受力仿真模拟[D]. 张志亮. 中国矿业大学(北京), 2020(01)
- [9]鄂西渝东地区五峰组-龙马溪组一段页岩气储层孔隙结构及分形特征研究[D]. 彭女佳. 中国地质大学, 2019(02)
- [10]黔西南卡林型金矿构造—岩浆—热液成矿模式研究[D]. 吴松洋. 中国地质大学(北京), 2019