一、碳酸盐岩Sr同位素比值的选择性溶解及测定技术（论文文献综述）
向路[1]（2020）在《江南造山带西缘新元古代锡铌钽成矿作用》文中认为高演化的花岗岩多与锡钨铌钽的成矿密切相关。一个岩体成矿与否,具体形成什么类型的矿床,受控于复杂的岩浆、热液过程,包括部分熔融过程中金属的活化,分离结晶过程中金属的富集,流体熔体分离过程中金属的重置以及水岩反应过程中金属的沉淀。而在不同岩体中主导成矿的因素通常并不一致,这使得成矿过程复杂多变。华南地区以多时代（元古代、古生代、早中生代、晚中生代）的花岗岩和钨锡铌钽矿床闻名于世,占据了世界上超过50%的W和20%的Sn的储量,同时提供了可观的铌钽资源。但被晚中生代成矿作用的光芒所掩盖,前燕山期的成矿作用缺少关注,关于不同时代成矿作用之间的联系研究的比较少,对于多时代、多旋回成矿的控制因素仍然不是特别清楚。江南造山带西缘是华南最古老的锡成矿区。一些重要的科学问题,例如花岗岩铌钽成矿潜力、锡多金属矿床的成矿时代、成矿过程以及金属和流体的来源等,缺乏系统性的研究或者存在较大的争议。本文在综合前人资料和成果的基础上,利用薄片鉴定、扫描电镜和电子探针分析、矿石矿物（锡石、铌铁矿、钨铌铁矿、黑钨矿）及副矿物（锆石、榍石）U-Pb同位素和微量元素分析、全岩主微量元素及Sr-Nd-Pb-Li-B同位素分析、电气石Li-B同位素分析等手段,对江南造山带西缘含锡钨铌钽花岗岩及相关的锡多金属（钨、铜等）矿床进行了详细的研究,并进一步探讨华南多时代锡钨铌钽成矿作用的控制因素、在岩浆-热液转变过程中金属的分离以及Li-B同位素的分馏等问题。通过本次研究,取得了以下认识:1.成岩成矿年龄:锆石、钨铌铁矿、铌铁矿的U-Pb年龄指示江南造山带西缘的新元古代含锡花岗岩的侵位发生在～819–832 Ma之间。取自云英岩型、电气石石英脉型、锡石硫化物脉型矿石的锡石、黑钨矿U-Pb年龄指示江南造山带西缘锡多金属成矿作用发生在～823–831 Ma之间,表明岩浆侵位和热液成矿近乎同时。来自甲龙锡矿锡石硫化物脉型矿石的榍石U-Pb年龄指示～420Ma的区域变质作用叠加改造了这些花岗岩和锡矿,使得部分矿物（如钨铌铁矿）发生重结晶,Pb丢失。另外,在四堡群地层中发现的碎屑沉积的电气石,可能来自华南更老的（>～850Ma）基底岩石。B同位素证据(δ11B=–13.1至+15.4‰)指示这些电气石有多个物源（老的花岗岩、变泥质岩以及海相的或者与海水发生过广泛物质交换的铁镁质岩石）。但没有证据指示该地区存在多期次成矿作用。2.金属和流体来源:与锡成矿相关的岩浆、热液电气石普遍富集Sn、Zn、Li、F等花岗岩特征元素组合,围岩中的电气石和花岗岩内部的电气石具有近乎一致的δ11B值（～–12至–9‰）,进一步指示锡成矿流体是来自花岗岩。来自九毛锡矿三种矿石（云英岩型、分别赋存于四堡群和超基性岩中的锡石硫化物矿石）的锡石和榍石的主、微量元素成分表明Sn、W、Nb、Ta、U、Zn等金属来自于富F、B的元宝山岩浆热液体系,而与超基性岩无关。考虑到以下证据:（a）赋存在超基性岩中矿石的锡石更富集Cr、V等元素;（b）锡石与斜方砷镍矿、红锑镍矿等富Ni的矿物伴生;（c）锡石硫化物矿石中出现富Cr的尼日尼亚石;（4）九毛等锡多金属矿床的Cu矿体主要分布在超基性岩周围。我们认为在锡多金属成矿作用中超基性岩可能贡献了Cr、Ni、V、Cu等金属。3.花岗岩成矿潜力及控制因素:新元古代铌铁矿和钨铌铁矿的结晶表明江南造山带西缘的新元古代过铝质花岗岩是高分异花岗岩,熔体高度富集锡、铌等成矿元素,有良好的锡铌钽成矿潜力。在未来的新元古代锡铌钽找矿工作中可能需要关注隐伏的高分异岩体。江南造山带西段成矿的花岗岩相对于东段贫瘠的花岗岩,普遍具有更高含量的挥发分（例如B、H2O）。挥发分的加入促进了更广泛的部分熔融和分离结晶过程,最终造成新元古代花岗岩在西段形成一系列锡矿而在东段成矿作用不明显。华南地区从元古代到中生代经历了多期次的构造叠加,这种大陆边缘的沉积物的循环利用,可能在一定程度上促进了成矿元素在花岗岩源区的富集。4.岩浆热液转变过程:电气石淡色花岗岩稀土配分曲线具有明显的四分组效应,云母、锆石和铌钽矿族矿物发育次生结构,表明在岩浆晚阶段有强烈的流体活动。锡、钨、铌和钽在流体和熔体分离过程中会产生多种流体,成矿元素也会在流体与熔体之间重新分配,例如在元宝山地区分离成富Nb-Ta的熔体、早阶段富W-Nb的流体和晚阶段富Sn的流体。另外在岩浆热液转变过程中,Li同位素体系由多种硅酸盐矿物控制,而B同位素体系主要由副矿物相的电气石控制。这种差异性的控制导致岩浆和热液演化过程中Li和B同位素体系的解耦。来自元宝山地区的岩浆、热液电气石的δ11B变化范围很小（–12.5至–9.3‰）,反映的是岩浆源区变质沉积岩的特征。相比之下,岩浆和热液电气石的δ7Li表现出三个明显的变化趋势,分别对应分离结晶、岩浆热液转变和水岩反应过程。5.水岩反应及成矿过程:赋存在四堡群片岩和超基性岩中的锡矿石成矿氧逸度在～NNO附近,硅酸盐阶段和硫化物阶段成矿温度分别在～570–350°C和～350–170°C。不同围岩中矿石形成的温度、氧逸度等条件相近,矿石品位（四堡群中矿石Sn品位<1.4%,而超基性岩中矿石Sn品位可达29%）和矿物组合（四堡群中矿石富铁,而超基性岩中矿石富镁）的差异可能是受各自不同的水岩反应过程控制的。电气石的化学成分、Li-B同位素组成也表明,在水岩反应过程中,围岩和成矿流体发生了广泛的物质交换（HREE、Mg、Li、B、Sn）。这个过程可能促进了锡在晚阶段流体中的富集。
石宏宇[2]（2020）在《岷江断裂带温泉流体地球化学特征》文中指出温泉流体地球化学方法是研究活动断裂带深浅部流体耦合变化的有利手段。利用温泉流体地球化学资料,探讨温泉流体地球化学变化与地震之间的关系,对中强地震短临流体前兆异常判断具有重要的意义。岷江断裂带附近温泉广泛出露,构造活动发育,历史上发生过多次地震,通常来说,震中距较近的地震前异常出现早,形态复杂,基本可以分为早期趋势变化、中期振荡变化和震前突跳3个过程。2017年发生了MS7.0九寨沟地震,其震中位置距离岷江断裂带附近温泉均小于100 km使该区域具有重要的研究意义。因此,本文利用岷江断裂带温泉水样中溶解的常量元素、微量元素、气体同位素、碳同位素和稳定同位素,对其水文地球化学特征进行了研究,揭示了温泉流体地球化学变化与区域地震活动性的关系。本文于2010年6月至2018年7月对岷江断裂带内四个温泉进行了7次系统的调查,测定了16个气体样品中的3He/4He和δ13CCO2,以及27个水样中的常量元素;同时,对岷江断裂带温泉水中的微量元素和稳定同位素(δD、δ18O)以及锶同位素进行了测量。研究结果表明:（1）岷江断裂带温泉水化学类型主要分为Ca-HCO3、Mg-HCO3、Ca·Mg-HCO3、Mg·Ca-HCO3四种。（2）δD、δ18O（-13.20～-19.80‰和-95.60～-113.33‰）的测量结果表明岷江断裂带温泉水主要为大气降水的补给,补给高程约为3.44～4.50 km。（3）温泉水中Si O2含量为2.49～5.92 mg/L,计算的热储温度约为26.00～52.22℃,根据热储温度估算循环深度约为1.17～2.67 km。（4）Na-K-Mg三角图表明岷江断裂带温泉水均为为成熟水。（5）温泉水中Sr的富集系数大于1,同时,86Sr/87Sr范围为0.70862～0.70870,表明岷江断裂带温泉水中的Sr和86Sr/87Sr主要来自于碳酸盐类矿物。（6）岷江断裂带温泉水中除B、Sr、Ba外,微量元素的富集系数均小于1,说明微量元素含量较低,水—岩作用较弱。（7）幔源和壳源之间的混合作用为控制He-C系统和He-Sr系统的主要因素,且研究结果表明3He/4He比率变化范围为0.02～0.68Ra(Ra是大气中3He/4He的比值,为1.39×10-6),温泉逸出气体中幔源He贡献率较低,表明九寨沟地震前后无明显幔源He增加。δ13CCO2（-7.50～-0.12‰）表明岷江断裂带内温泉水逸出气中的CO2主要来自地壳中的灰岩（75.00～99.47%）。2017年8月8日发生了MS7.0九寨沟地震,笔者获取了震后第二天的岷江断裂带周围温泉的流体地球化学资料。分析发现,九寨沟地震前卡卡沟和川盘桥温泉中的Cl-和SO42-以及牟尼沟温泉中的SO42-都呈增加的趋势,且地震后卡卡沟、川盘桥和牟尼沟温泉水中的Cl-和SO42-离子都呈下降的趋势。根据地质、构造、水化学和同位素资料,建立了岷江断裂带深浅部流体耦合模型。该模型表明,岷江断裂带温泉水的补给来源均为大气降水,补给高程约为3.44～4.50 m,岷江断裂可作为地下水快速运移的通道。在这个系统中,地热水被地壳内部加热,断裂和裂隙作为运移通道,循环到地下1.17～2.67 km处,之后沿断裂和裂缝上升到地表。根据模型推测3He/4He比值异常低的原因为,岷江断裂带向下延伸收敛于30 km处的滑脱面,阻碍了幔源He的上涌。因此,研究岷江断裂带温泉流体地球化学特征对今后判断岷江断裂带未来中强地震的短临前兆流体异常具有重要的意义。
颜妍,曾远,刘春红,王莹,张赛楠[3]（2020）在《含铀砂岩中锶同位素的顺序提取分析及结果探讨》文中认为采用顺序提取技术对6个伊犁盆地含铀砂岩样品中锶同位素比值分布进行了研究,依次采用去离子水,0.5 mol/L乙酸溶液,0.5 mol/L盐酸溶液,浓硝酸+氢氟酸混合溶液提取样品中的锶元素,用热电离质谱法（TIMS）测量锶同位素比值。结果表明:不同提取态的锶同位素比值存在明显差异,浓硝酸+氢氟酸提取态87Sr/86Sr远高于盐酸、乙酸、水提取态。乙酸溶解阶段主要溶解样品中碳酸盐,87Sr/86Sr分布范围为0.709 89～0.711 50,高于同时期海水的87Sr/86Sr（0.707 7～0.708 3）,与河湖水（0.711 9）相近,佐证了前人关于伊犁盆地整体上为冲积扇快速入湖的扇三角洲沉积模式的认识。
刘勇胜,陈春飞,何德涛,陈唯[4]（2019）在《俯冲带地球深部碳循环作用》文中研究说明在地球深部和大气圈之间的碳循环（即深部碳循环）作用对于全球气候的长期和短期变化都具有非常重要的影响.碳可以通过多种方式和途径从地球深部进入大气圈,但从地表返回地球深部的途径主要是板块俯冲作用.由于碳存在形式的多样性和碳酸盐特殊的物理和化学性质,俯冲带中碳及含碳矿物的物理化学行为会显着地影响俯冲带动力学、氧逸度结构以及壳-幔作用过程中其他元素的活化迁移.因此,俯冲带碳循环不仅是调节大气CO2浓度、影响全球气候变化和维持地球宜居性的重要因素,同时也是影响地幔物理化学性质和不均一性的关键因素.本文从俯冲带碳循环的观察和示踪、俯冲带碳的迁移与变化、俯冲带碳循环通量以及俯冲带碳循环的效应等四个方面对俯冲带碳循环的研究现状和需要深入研究的科学问题进行阐述.
何凡[5]（2019）在《酸溶法测定碳酸盐矿物微量元素的可行性研究》文中指出现代沉积碳酸盐岩的成岩环境主要为浅海环境,沉积碳酸盐岩中自生碳酸盐矿物的部分微量元素,包括稀土元素以及一般微量元素中的V、Cr、Mn、Co、Ni、Rb、Sr、Nb、Ba等,由于其特殊的地球化学性质（海洋环境示踪性等）一直备受关注。例如,白垩纪时期,古地中海中稀土元素的分配模式发生了改变,通过地中海现代自生碳酸盐矿物中稀土元素的含量以及分配模式,可推测出该自生碳酸盐矿物形成时期,古地中海的氧化还原环境。但又有学者提出,海水中稀土元素的分配模式几乎没有发生改变,并且海洋自生碳酸盐矿物中的稀土元素形态与海水中的稀土元素形态没有明显差异。这一争论让我们意识到,之前的很多海洋环境示踪工作很可能是建立在错误的数据之上的,也就是说,在之前的工作中自生碳酸盐矿物中的微量元素很可能并没有被准确测定。目前,用于测定碳酸盐岩自生碳酸盐矿物中微量元素的方法主要有酸溶-ICP-MS法和激光剥蚀-ICP-MS法,其中酸溶-ICP-MS法应用更为广泛,是目前被普遍采用的测定碳酸盐矿物微量元素的方法之一。那么,该方法是否真正能够准确测定出碳酸盐矿物中微量元素的含量,以及能够准确测定出哪些元素的含量,则需要进一步研究,对其重新做出判断。本研究论文诣在对酸溶-ICP-MS法测定碳酸盐矿物微量元素的可行性进行分析,可行性的判断方法是对元素的测定结果进行趋势分析。若元素测定结果呈现与钙元素相同的趋势,则判定酸溶-ICP-MS法测定该元素可行;若元素测定结果呈现与铝元素相同的趋势,则判定酸溶-ICP-MS法测定该元素不可行。酸溶-ICP-MS法可行的实质是,酸溶过程能够有效消除非碳酸盐矿物的干扰,通过趋势分析,最终可以总结出酸溶-ICP-MS法测定碳酸盐矿物微量元素的可行性范围。因此本文在已被普遍采用的实验条件下,将实验条件向醋酸酸度最高值、最低值,以及样品粒径最高值、最低值充分扩展,最终选定了14种不同的岩石样品,分别设置了30种不同的酸溶实验条件,在每一次酸溶实验后将得到的滤液用ICP-MS进行元素含量的测定,包括41种微量元素和Ca、Al两种特征元素。通过420次酸溶实验和420次ICP-MS测定,最终得到18606个数据。酸溶实验后,本文对固体样品在不同酸溶条件下的反应质量进行了分析,以判断酸溶过程的最佳反应条件。结合理论推导,建立了一种判断酸溶-ICP-MS法可行性的方法,用于对ICP-MS的测定结果（18606个数据）进行趋势分析,以确定酸溶-ICP-MS法的可行性范围。结果表明:在本文所研究的样品范围内,酸溶-ICP-MS法仅适用于一般微量元素中Cr、As、Rb、Nb、Cs、Ba、Ta共7种元素的测定,并不适用于Y、La、Ce、Pr、Nd、Sm、Eu、Gd、Tb、Dy、Ho、Er、Tm、Yb、Lu这15种稀土元素的测定,而对于Li、Be、V、Mn、Co、Ni、Cu、Zn、Ga、Sr、Zr、Ag、Cd、In、Sn、Tl、Th、U、Sc这19种微量元素,酸溶-ICP-MS法准确测定其含量的可行性受到了样品纯度的影响,即样品纯度越高,可行性越大,反之越小。最后,针对提高酸溶-ICP-MS法测定碳酸盐矿物中微量元素的可行性,本文提出两点建议:第一,寻求自生碳酸盐矿物含量很高的碳酸盐岩,以排除杂质组分的干扰;第二,对于自生碳酸盐矿物含量不高的样品,应该在测定前对其进行进一步处理,以更加精确地将碳酸盐岩中的碳酸盐矿物与非碳酸盐矿物分离,降低测定过程中杂质组分的干扰,这将是我们接下来需要努力的方向。
曾兵[6]（2019）在《川东地区大池干～高峰场构造带三叠系飞仙关组储层成岩作用研究》文中提出本次论文研究在系统梳理前人研究成果的基础上,针对研究区目前存在的问题,以大池干～高峰场钻井取心资料为主,并和台地边缘相带的利川龚家垭口飞仙关组野外露头进行对比,采用薄片鉴定、阴极发光分析、流体包裹体分析、原位激光微量元素分析及87Sr/86Sr同位素分析等为技术手段,开展了储层岩石学特征、储集空间类型、储层孔渗特征、成岩作用类型、白云石化成因、成岩序列及孔隙演化等多方面的研究工作,主要取得了以下认识:（1）川东大池干～高峰场构造飞仙关组和龚家垭口飞仙关鲕滩储层主要发育在飞二段、飞三段;主要岩石类型以泥晶灰岩、颗粒灰岩、颗粒质灰岩和含颗粒灰岩、晶粒白云岩、（残余）颗粒白云岩为主,储集空间类型主要有晶间孔、晶间溶孔、粒间孔、粒内溶孔和铸模孔等。并通过孔隙度、渗透率分析,认为龚家垭口飞仙关组储层物性较好。（2）大池干～高峰场构造飞仙关组成岩作用类型主要有泥晶化作用、压实压溶作用、胶结充填作用、溶蚀作用（包括热液溶蚀）、白云石化作用等,其中同生～准同生期的大气淡水选择性溶蚀作用形成的铸模孔,是区内重要的溶蚀作用;与烃类生成作用相关的埋藏期的溶蚀作用形成了大量的晶间溶孔、粒间溶孔和部分粒内溶孔。较发育的充填作用是大池干～高峰场构造飞仙关组储层较为致密的主要原因。（3）沉积背景、岩石组构特征和地球化学分析表明,飞仙关组白云石化作用对储层发育有较大的影响;主要存在两种白云石化模式,即同生期～准同生期的渗透回流白云石化模式和浅埋藏期的白云石化模式,前者对储层的影响较大,位于开阔台地相带的大池干～高峰场飞仙关组储层的白云石化作用主要以后者为主,渗透回流白云石化作用较强烈的;处于台缘相带的龚家垭口飞仙关组储层早期的渗透回流白云石化作用明显较强,成岩阶段所经历的溶蚀作用更为发育,也因此保留了较多的孔隙,这也是龚家垭口飞仙关组储层发育较好的主要的控制因素。（4）明确了大池干～高峰场构造成岩作用-孔隙演化-油气充注期次之间的关系。同生期～准同生期的大气淡水溶蚀作用形成早期的铸模孔隙被大气淡水胶结的方解石所充填;浅埋藏时期的压实、压溶作用是孔隙度大量减少的主要原因之一,该阶段发生的白云石化作用对孔隙发育有一定的改善;中埋藏时期有机酸流体的溶蚀作用所形成大量的粒间溶孔、粒内溶孔、晶间溶孔基本被埋藏期的沥青等矿物充填;深埋藏阶段,伴随气态烃生成期形成的部分溶蚀孔隙以及抬升埋藏阶段所形成的溶蚀孔隙,大部分均被方解石及热液矿物充填。（5）结合研究区沉积相展布、储能系数、溶蚀发育程度、白云岩分布等,对大池干～高峰场构造飞仙关组储层进行了综合评价,认为大池干～高峰场有利的储层发育区主要分布在东部、东北部,以峰15井～池50井、池61井～池037-2井～池10井、池19井～池2井区最为典型。这些构造部位鲕滩厚、大气淡水溶蚀和埋藏期的溶蚀作用强,白云石或沥青含量较高,是有利的储层发育区。
纳琴[7]（2019）在《西沙群岛西科1井致密白云岩储层特征研究》文中提出本文以西沙群岛西科1井钻井岩心为基础,根据孔渗性测试资料,确定研究区三亚组一段上部1044.13～1089.42m层段和三亚组一段下部1100.42～1173.62m层段为致密白云岩层段。在此基础上,先后利用岩石薄片、X光粉晶衍射、扫描电镜、主微量元素和同位素地球化学技术和方法,测试分析118.5m井段岩心,完成了岩石矿物学、成岩环境及成因机制、储层特征和主控因素等内容的研究。研究区主要发育残余生屑白云岩和晶粒白云岩,白云石晶体呈较为标准的菱形多面体,粉晶-细晶,自形-半自形,少量它形,晶体间接触方式主要有点接触,面接触或致密镶嵌接触;矿物相类型主要为方解石、白云石和铁白云石,有序度中等。晶间孔,晶内溶孔,晶间溶孔,生物格架孔,铸模孔和生物体腔孔为主要的储集空间,但孔隙之间多呈孤立存在,无有效的连接通道。孔渗性测试数据也在一定程度上显示,研究区目的层段为低孔低渗层,孔隙度为1.65%～16.40%,平均孔隙度为6.69%,主要集中在4.00%～8.00%,渗透率较低,渗透率小于10×10-3μm2样品占样品总数的80%以上。造氧化物以Ca O、Mg O、Si O2和CO2为主,总量在99.28%以上,其次是Na2O、Fe2O3、K2O和P2O5,含量基本都小于0.10%。研究区三亚组一段上部1044.13～1089.42m层段与三亚组一段下部1100.42～1173.62m层段,分别属于伴随着短暂海平面升降的动荡水体和受外界水体影响较小的平静水体,海平面呈逐渐下降趋势;其主要形成于成岩作用早期相对开放的近地表环境,形成机理为回流渗透白云岩化作用,白云岩化流体来源于其上覆的潮坪或泻湖浓缩形成的卤水。通过致密白云岩成因分析,认为成岩环境,成岩作用为其形成主控因素。礁相碳酸盐岩奠定了优质储层发育的物质基础,早期白云岩化作用对原始孔隙具有保持作用,理论上白云岩化作用将使白云岩孔隙度增高,但研究区目的层段白云岩石在封闭条件下经历了多期多种成岩作用,过度白云岩化作用导致同期白云岩化流体对母岩进行多期改造,并对早期形成孔隙进行充填,对储集物性产生不利影响;多期溶蚀作用对储集空间的发育产生贡献作用,而压实作用也在一定程度上影响着储层物性;白云岩显微结构孔隙则显着控制孔隙发育的类型。
陈春飞[8]（2018）在《古亚洲洋俯冲引起的深部碳循环及其对华北克拉通岩石圈活化的贡献》文中提出深部碳循环是地球表层碳与地球深部碳之间发生交换的过程,直接影响全球气候变化、生命的起源和演化、地幔演化和成矿元素的迁移。板块俯冲过程引起的碳循环作用是联系地球表层碳与深部碳的纽带。在大洋板片俯冲带中地球表层碳主要以沉积碳酸盐岩、碳酸盐化沉积物、碳酸盐化洋壳和有机物形式存在。前人对碳酸盐化洋壳俯冲过程开展了大量研究工作,然而,对碳酸盐岩和碳酸盐化沉积物俯冲作用的研究却很少。本博士论文通过对华北克拉通北部汉诺坝地区碳酸岩侵入体、繁峙地区橄榄岩包体和意大利阿尔卑斯Balmuccia和Baldissero造山带橄榄岩进行岩石学和地球化学研究,并结合高温高压实验研究,揭示碳酸盐岩和碳酸盐化沉积物俯冲的过程和机理及其对地幔演化的影响。汉诺坝地区新生代玄武岩中钙质碳酸岩侵入体含有地幔矿物捕掳晶（单斜辉石、斜方辉石和橄榄石）组成,同时包含碳化硅、高度无序石墨和锆石等副矿物。碳酸岩的碳酸盐组分具有高143Nd/144Nd（0.51282-0.51298）和高Ni含量等特征,表明碳酸岩来自地幔。然而,碳酸岩显示了与灰岩类似的微量元素配分模式（如正Sr和U异常、负高场强元素（Nb,Ta,Zr,Hf,和Ti）和Ce异常）及与灰岩类似的高87Sr/86Sr比值（0.70522到0.70796）和δ18OSMOW值（22.2‰到23.0‰）的特征,表明这些碳酸岩的原岩是灰岩。这些岩相学和地球化学特征表明汉诺坝碳酸岩是由灰岩被俯冲到地幔后被返回地表的产物。汉诺坝碳酸岩中碎屑锆石的年龄显示出从前寒武纪到显生宙非常大的变化范围。前寒武纪锆石年龄在2500 Ma、1800-1900Ma、1313-1392 Ma、1122-1135 Ma、908-937 Ma、734-807 Ma和623-628 Ma显示主要的年龄峰。这些锆石特征峰与华北克拉通北部沉积物中的碎屑锆石年龄峰不同,而与兴蒙造山带南部沉积物中的碎屑锆石年龄峰一致。另外,显生宙锆石（300-500 Ma）具有正的Hf同位素组成,与华北克拉通北部显生宙事件的锆石负的Hf同位素不相符,而与中亚造山带显生宙事件锆石的Hf同位素组成类似。这些证据表明表明碳酸岩的原岩（俯冲灰岩）来自古亚洲洋。综合碳酸岩的岩石地球化学成因,汉诺坝碳酸岩为古亚洲洋俯冲板片携带的沉积碳酸盐岩进入华北克拉通岩石圈地幔提供了直接证据。为了理解碳酸盐岩俯冲过程和机理,本论文设计了一系列高温高压实验来约束灰岩在俯冲带和岩石圈地幔中的行为。实验使用的初始物质来自IODP50922钻孔的灰岩（包含>94.3 wt.%的方解石）和汉诺坝地区橄榄岩中的橄榄石。实验采用把纯橄岩和灰岩分为上下两层的双层实验,使用的温度为900-1250°C和压力为1.3-2.7GPa。实验结果表明在灰岩和纯橄岩接触处有一层单斜辉石反应带。在1.3-2.7 GPa条件下灰岩的熔融温度为950-1050°C,比纯方解石的固相线（>1500°C）约低550℃,表明灰岩和纯橄岩的强烈反应降低了灰岩熔融的固相线。该研究得到灰岩的固相线比俯冲带的地温梯度更高,但是比大陆岩石圈地幔的地热梯度更低,这意味着灰岩在俯冲带不会出现熔融。由于灰岩具有低的密度和粘度的特征,灰岩会以漂浮的底劈物形式脱离俯冲板片并侵入到岩石圈地幔并发生熔融作用。实验中得到的碳酸岩熔体具有与初始物质的灰岩类似的微量元素特征,表明俯冲灰岩熔融形成的碳酸岩熔体过程中微量元素不分异,这与汉诺坝碳酸岩得到的结论一致。古亚洲洋板片俯冲引起的含碳酸盐物质的地幔再循环过程很可能引起华北克拉通广泛的岩石圈地幔活化作用。该论文通过对华北克拉通北部繁峙地区橄榄岩包体（二辉橄榄岩和方辉橄榄岩）原位主微量元素、原位Sr同位素和矿物Sr-Nd同位素研究,解译出俯冲碳酸盐化沉积物引起的两期地幔交代事件。方辉橄榄岩的单斜辉石具有高的（La/Yb）N（8.4-66）和Zr/Hf（30-66）值,但是低的Ti/Eu比值（478-1268）的特征,表明方辉橄榄岩受到早期碳酸岩熔体交代。这些单斜辉石具有高度演化的Sr-Nd同位素组成(87Sr/86Sr=0.70640-0.70716和143Nd/144Nd=0.512304),表明交代的碳酸岩熔体起源于碳酸盐化沉积物。二辉橄榄岩的单斜辉石具有低的（La/Yb）N（0.16-10.6）和Zr/Hf比值（25-39）,支持第二期交代熔体很可能是碳酸盐化硅酸盐熔体。二辉橄榄岩中单斜辉石的Sr-Nd同位素组成沿着亏损地幔和碳酸盐化沉积物的简单混合曲线变化,表明碳酸盐化硅酸盐熔体起源于碳酸盐化沉积物。这两期交代事件是由古亚洲洋携带碳酸盐化沉积物俯冲进入华北克拉通岩石圈地幔造成的,对华北克拉通北部岩石圈地幔活化具有显着的贡献。为了进一步识别古亚洲洋俯冲板片携带的碳酸盐对岩石圈地幔的改造,本论文研究了繁峙橄榄岩中单斜辉石和斜方辉石的Ca同位素组成。繁峙地幔橄榄岩中单斜辉石的δ44/40Ca具有一个大的变化范围（从+0.84‰到+1.17‰）。早期碳酸岩熔体交代改造的方辉橄榄岩具有最高的δ44/40Ca值（>+1.17‰）。二辉橄榄岩中单斜辉石的δ44/40Ca与87Sr/86Sr和（La/Yb）N之间的正相关性支持第二期交代事件也导致了二辉橄榄岩中高Ca同位素组成（约+1.09‰）的结果。两期交代介质的重Ca同位素组成与古亚洲洋中沉积碳酸盐的轻Ca同位素组成不一致,表明碳酸盐化沉积物的Ca同位素组成在俯冲过程中发生了分馏。高Sr同位素比值和重Ca同位素组成指示了早期交代介质可能是一种碳酸盐化流体,由碳酸盐化沉积物在含水条件下熔融形成的。这些碳酸盐化流体同时交代深部地幔,形成具有高Sr同位素比值和重Ca同位素的深部地幔源区,受交代的深部地幔在晚期熔融形成第二期交代介质（碳酸盐化硅酸盐熔体）。地幔岩浆过程中Ca同位素分馏行为是利用Ca同位素示踪再循环碳酸盐和约束地幔演化过程的基准线。本论文进一步通过研究Balmuccia（BM）和Baldissero（BD）造山带地体的橄榄岩（二辉橄榄岩,方辉橄榄岩和纯橄岩,n=29）和辉石岩（二辉石岩,单斜辉石岩和斜方辉石岩,n=15）的Ca同位素组成来约束Ca同位素在部分熔融和岩浆分异过程中的分馏行为。这些二辉橄榄岩和方辉橄榄岩经历了不同程度的部分熔融作用和软流圈熔体与橄榄岩反应,但显示了在分析误差范围内一致的δ44/40Ca值（+0.94±0.11‰（2sd,n=22））。辉石岩是软流圈熔体—橄榄岩反应和岩浆分异的产物。二辉石岩和单斜辉石岩的Ca同位素组成(δ44/40Ca=+0.86±0.10‰（n=14）)与二辉橄榄岩和方辉橄榄岩的Ca同位素组成也是类似的。这些结果表明各种地幔岩石具有相似的Ca同位素组成,是因为单斜辉石控制着岩浆过程中Ca的含量变化,如:这些橄榄岩和辉石岩>90%的Ca在单斜辉石中。结合模拟计算结果揭示了上地幔部分熔融（部分熔融程度F<25%）、硅酸盐熔体—橄榄岩反应和岩浆分异都不会引起显着的Ca同位素分馏。只有贫单斜辉石的纯橄岩和斜方辉石岩显示了更重的Ca同位素组成（分别为+1.11‰到+1.81‰和+1.13‰）。本研究表明饱满的岩石圈地幔具有均一的Ca同位素组成(δ44/40Ca=+0.94±0.10‰（2sd）)。因此,在已报道的一些地幔岩石中Ca同位素变化很可能是由于扩散动力学和陆壳物质再循环（尤其是沉积碳酸盐再循环过程）造成的。以上研究揭示了沉积碳酸盐岩地幔再循环的过程和机理、碳酸盐化沉积物地幔再循环过程及其对克拉通地幔活化或者破坏的贡献和Ca同位素在地幔岩浆过程中分馏行为,并阐述了Ca同位素在深部碳循环的应用。这些研究成果很可能为深部碳循环研究提供重要的数据支撑,同时拓展了Ca同位素在地幔演化及深部碳循环中的应用前景。
李杰[9]（2018）在《宣汉-达县地区飞仙关组优质白云岩储层形成与保存机制》文中研究表明川东北地区二叠系-三叠系白云岩储层广泛发育,是我国海相层系天然气勘探开发的重要领域,陆续发现了普光、元坝、罗家寨等一系列大中型气田。宣汉-达县地区飞仙关组发育有巨厚层白云岩储层,白云岩岩石结构和孔隙类型多样,经历了高温高压和超深的埋藏条件,仍保存大量孔隙。因此,宣汉-达县地区飞仙关组是研究深层白云岩储层形成和保存机制的理想场所。本文基于岩石学、岩石地球化学和岩石物理学技术手段,对储层的岩石类型、孔隙结构和白云岩储层的分布进行了详细表征和刻画,对白云岩和各种成岩组构的成因进行了深入探讨,揭示了早期矿物稳定化作用和白云岩化作用下储层孔隙的成因,阐明了晚期固体沥青和方解石胶结物的差异充填作用下储层的改造和保存机制。研究结果表明:（1）宣汉-达县地区飞仙关组存在两个三级层序,优质白云岩储层发育在台地边缘第一个三级层序中上部,储层段下部岩石微相为鲕粒滩,储层段上部岩石微相为滩后潮坪。储层段白云岩中五种白云石类型:泥微晶白云石、细-中晶白云石、重结晶白云石、加大边白云石和白云石胶结物。五种类型的白云石组成了三种岩石结构的白云岩:原岩组构保存的鲕粒白云岩、原岩组构半保存的残余结构鲕粒白云岩、组构完全破坏的晶粒结构白云岩。（2）岩石学观察、高压压汞测试表明,白云岩储层发育三种不同尺度的孔隙类型,大尺度孔隙类型包括粒间孔、粒内溶孔和自形白云石晶间孔,中尺度孔隙类型为白云石碎片之间的孔隙,小尺度孔隙类型为它形白云石晶间孔和晶内孔。原岩结构保存的鲕粒白云岩和残余结构鲕粒白云岩中发育粒内溶孔、粒间孔和微晶间孔,而晶粒结构白云岩中发育晶间孔、白云石碎片之间的孔隙和自形白云石晶内孔。（3）现今储层的岩石结构和孔隙结构主要形成于早期矿物稳定化作用和白云岩化作用。大气淡水成岩作用驱动的矿物稳定化过程伴随溶蚀作用和胶结作用,高频层序地层学分析表明,该过程发生于准同生期高频短暂暴露期间,在飞仙关组第一个三级层序的高位体系域鲕粒滩和滩后潮坪沉积中造成了不同孔隙类型的旋回性分布。岩石学和地球化学证据表明,飞仙关组优质储层段白云岩形成于第一个三级层序沉积的海平面低位期,干旱气候条件下在台地内部形成的蒸发卤水发生回流,对回流路径上的台地边缘鲕粒滩和滩后潮坪进行白云岩化作用。白云岩化流体流动路径上的白云岩岩石结构的演化规律符合经典的卤水渗透回流白云岩化模式:卤水流动路径上白云石晶粒逐渐增大;在靠近卤水源的台地边缘内侧过白云岩化现象导致孔隙度降低,在远离卤水源的台地边缘外侧斜坡带未发生白云岩化作用,只有卤水流动路径中段的台地边缘白云岩发育了最高的孔隙度。（4）储层的改造作用主要是含硫固体沥青和晚期方解石胶结物的差异充填。岩石学和地球化学信号指示白云岩储层形成之后,古油藏中原油裂解和TSR作用产生了含硫固体沥青;另外,从邻近灰岩地层侵入的压溶流体和TSR产生的流体分别沉淀出一期方解石胶结物。应用图像分析软件对成岩组构的相对含量进行了定量统计,发现含硫固体沥青的充填造成古孔隙度降低035%,且中等古孔隙度（6%14%）样品中沥青的充填强度大于低古孔隙度（<6%）和高古孔隙度（>14%）的样品;而晚期方解石胶结物对储层的破坏主要发生在滩后潮坪白云岩中,鲕粒滩白云岩中孔隙由于缺乏晚期方解石胶结物而得到更好的保存。
周婷[10]（2018）在《碳酸盐岩稀土元素的酸溶分馏研究》文中研究说明碳酸盐岩因作为非常规油气储层以及对形成环境推测的指示作用而受到人们的广泛注意和研究。人们通常用化石、孢粉、地层层序以及矿物的特征来推测成岩环境。除此之外,测定碳酸盐岩中碳酸盐矿物稀土元素作为一种相对比较新颖的方法出现,这种方法来推测矿物沉积环境更准确,对环境的反映也更加灵敏。稀土元素虽然因含有相似的电子构型而具有相似的物理、化学性质,但在地质变迁过程中,因受溶度积常数、pH值、络合物稳定常数等各种因素的影响,其相对丰度会发生改变,即产生分馏。碳酸盐岩中碳酸盐矿物中REE的测定常用的方法大致包括两大类:激光剥蚀电感耦合等离子体质谱法（LA-ICP-MS）法、酸溶电感耦合等离子体质谱法（酸溶ICP-MS）法。LA-ICP-MS法因激光剥蚀光斑太大影响碳酸盐矿物中REE测定的准确性,常规的酸溶法不容易兼并碳酸盐矿物溶解完全又没有粘土矿物溶解。本文用淘洗-淋溶法对采自广元地区和重庆地区的20个碳酸盐岩样品进行稀土元素分馏研究,分析了粘土矿物对稀土元素分馏的影响,建立了变化率法评估淋溶过程分馏情况,同时借助地球化学参数及图示评估了该方法各酸浓度测得稀土元素含量的有效性,最后预测了稀土元素最佳酸浓度。对20个碳酸盐岩样品的探究结果如下:（1）醋酸比盐酸和硝酸更适合作为淘洗-淋溶法的淋洗酸;（2）5%的醋酸淋溶淘洗后的碳酸盐岩样品会有部分粘土矿物溶解;（3）新方法（变化率法）能够较好评估稀土元素分馏情况;（4）借助变化率法得到淋洗前的淘洗过程有利于稀土元素更准确测定;（6）5%醋酸淋溶部分样品的溶解矿物中的Ce/Ce*>0.95,以及0.5%醋酸淋溶部分样品的溶解矿物中的Eu/Eu*<1,与实际的成矿氧化环境以及碳酸盐铕的正异常现象不符。5%醋酸淋溶部分样品的溶解矿物配分模式图为左倾型,HREE富集,与碳酸盐矿物中的LREE富集不符。淘洗-淋溶法测得的稀土元素含量基本能够体现出不同岩性、不同岩层及不同区域样品的配分模式图的差异。（7）理论分析预测得到醋酸淋溶淘洗后的样品测定碳酸盐矿物中REE含量的最佳浓度约为2%。
二、碳酸盐岩Sr同位素比值的选择性溶解及测定技术（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、碳酸盐岩Sr同位素比值的选择性溶解及测定技术（论文提纲范文）
（1）江南造山带西缘新元古代锡铌钽成矿作用（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景和选题依据 |
| 1.1.1 花岗岩锡钨铌钽成矿的控制因素 |
| 1.1.2 华南的幕式成矿作用的研究进展 |
| 1.2 科学问题和技术路线 |
| 1.3 完成工作量 |
| 第二章 地质背景 |
| 2.1 区域地质背景 |
| 2.2 含锡(钨铌钽)花岗岩 |
| 2.2.1 梵净山花岗岩 |
| 2.2.2 元宝山花岗岩 |
| 2.3 锡多金属矿床 |
| 2.3.1 甲龙铜锡矿 |
| 2.3.2 九毛锡铜矿 |
| 2.3.3 标水岩锡钨矿 |
| 第三章 样品采集处理与测试方法描述 |
| 3.1 样品采集与处理 |
| 3.2 全岩主微量元素分析 |
| 3.3 扫描电镜和电子探针分析 |
| 3.4 矿物原位U-Pb同位素及微量元素分析(LA-ICP-MS) |
| 3.5 原位电气石B同位素分析(SIMS) |
| 3.6 全岩和电气石样品Li-B同位素分析(MC-ICP-MS) |
| 3.7 全岩Sr-Nd-Pb同位素分析(TIMS) |
| 3.8 钨铌铁矿U-Pb同位素分析(TIMS) |
| 第四章 成岩成矿年代学格架 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 样品描述 |
| 4.3 分析结果 |
| 4.3.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄 |
| 4.3.2 LA-ICP-MS锡石U-Pb年龄 |
| 4.3.3 LA-ICP-MS榍石U-Pb年龄 |
| 4.3.4 LA-ICP-MS铌铁矿、钨铌铁矿和黑钨矿U-Pb年龄 |
| 4.3.5 TIMS钨铌铁矿U-Pb年龄 |
| 4.4 讨论 |
| 4.4.1 LA-ICP-MS和TIMS U-Pb年龄的比较 |
| 4.4.3 华南新元古代锡多金属成矿作用的时空分布 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 锡矿的金属来源和成矿过程 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 分析结果 |
| 5.2.1 围岩和矿石的岩相学特征 |
| 5.2.2 矿物成分 |
| 5.3 讨论 |
| 5.3.1 流体和金属的来源 |
| 5.3.2 锡的热液运移 |
| 5.3.3 锡矿床的形成 |
| 5.4 小结 |
| 第六章 电气石淡色花岗岩的矿物学和地球化学特征 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 分析结果 |
| 6.2.1 岩相学及地球化学特征 |
| 6.2.2 矿物学特征 |
| 6.2.3 全岩Sr-Nd-Pb同位素成分 |
| 6.3 讨论 |
| 6.3.1 成矿元素在岩浆热液转变过程中的再分配 |
| 6.3.2 华南幕式的锡钨铌钽成矿作用:物源的控制? |
| 6.3.3 与其他成矿或贫矿花岗岩的对比 |
| 6.4 小结 |
| 第七章 Li、B同位素对岩浆热液演化及成矿过程的示踪 |
| 7.1 引言 |
| 7.2 电气石的产状 |
| 7.3 分析结果 |
| 7.3.1 全岩主微量元素成分 |
| 7.3.2 电气石主量元素成分 |
| 7.3.3 电气石微量元素成分 |
| 7.3.4 电气石和全岩的Li-B同位素组成(MC-ICP-MS) |
| 7.3.5 电气石B同位素组成(SIMS) |
| 7.4 讨论 |
| 7.4.1 岩浆和热液电气石成分对锡成矿过程的记录 |
| 7.4.2 Li和B的源区 |
| 7.4.3 在岩浆分异和岩浆热液转变过程中Li的行为 |
| 7.4.4 Li和B同位素体系的解耦 |
| 7.5 小结 |
| 第八章 结论及展望 |
| 参考文献 |
| 附表 |
| 作者及科研成果简介 |
| 致谢 |
（2）岷江断裂带温泉流体地球化学特征（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 温泉流体地球化学研究现状与地震之间的关系研究进展 |
| 1.3 完成的工作量和主要成果 |
| 第二章 地质概况 |
| 2.1 地层 |
| 2.2 区域构造 |
| 2.3 水文地质条件 |
| 第三章 温泉水样气样的采集及其测量 |
| 3.1 温泉水采样方法及测量方法 |
| 3.2 温泉气采样方法及测量方法 |
| 第四章 岷江断裂带温泉流体地球化学特征 |
| 4.1 温泉水温泉气物理化学参数测定结果 |
| 4.2 温泉水常量元素地球化学特征 |
| 4.2.1 水化学类型 |
| 4.2.2 离子相关性分析 |
| 4.3 微量元素地球化学特征 |
| 4.4 温泉水来源 |
| 4.4.1 氢氧同位素特征 |
| 4.4.2 热储温度 |
| 4.5 岷江断裂带温泉气体地球化学特征 |
| 4.5.1 温泉气体组分 |
| 4.5.2 ~3He/~4He |
| 4.5.3 ~(87)Sr/~(86)Sr |
| 4.5.4 δ~(13)C_(CO2) |
| 第五章 温泉水化学变化与地震的关系 |
| 5.1 温泉水地球化学变化与九寨沟地震的关系 |
| 5.2 岷江断裂带流体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 |
| 个人简历 |
| 个人信息 |
| 获奖情况 |
| 参与会议情况 |
| 发表文章 |
| 参与项目 |
（3）含铀砂岩中锶同位素的顺序提取分析及结果探讨（论文提纲范文）
| 1 实验部分 |
| 1.1 主要仪器与装置 |
| 1.2 主要材料与试剂 |
| 1.3 锶同位素顺序提取方法 |
| 1.4 锶同位素TIMS测试方法 |
| 2 结果与讨论 |
| 2.1 含铀砂岩样品矿物组成 |
| 2.2 不同形态锶同位素比值测定结果 |
| 2.3 讨论 |
| 2.3.1 锶同位素比值分布规律 |
| 2.3.2 主量元素分配规律 |
| 2.3.3 矿物组成、主量元素对不同形态锶同位素组成的影响 |
| 2.3.4 锶同位素比值指示矿物成因机理 |
| 3 结论 |
（4）俯冲带地球深部碳循环作用（论文提纲范文）
| 1 前言 |
| 2 碳酸盐通过板块俯冲作用返回深部地幔的岩相学观察与地球化学示踪 |
| 2.1 沉积碳酸盐能够返回深部地幔的矿物学和金刚石碳同位素证据 |
| 2.2 利用幔源岩浆岩对深部碳循环作用的地球化学示踪 |
| 2.2.1 碱性岩对深部碳循环作用的地球化学示踪 |
| 2.2.2 玄武岩金属稳定同位素对深部碳循环作用的示踪 |
| 2.3 地幔橄榄岩包体对深部碳循环作用的地球化学记录 |
| 2.4 地表碳酸盐岩经历地幔再循环作用的直接证据 |
| 3 碳酸盐在俯冲带中的物理和化学变化 |
| 3.1 碳酸盐岩和含碳酸盐沉积物在俯冲带的底辟作用 |
| 3.2 碳酸盐在俯冲带的脱碳反应、溶解和熔融作用 |
| 3.3 碳在俯冲带的存在形式变化和碳酸盐还原作用 |
| 4 俯冲带碳循环通量 |
| 5 碳酸盐沉积物俯冲再循环的影响 |
| 5.1 沉积碳酸盐再循环对地幔物理性质及组成的影响 |
| 5.2 沉积碳酸盐再循环作用对克拉通岩石圈地幔稳定性的影响 |
| 5.3 沉积碳酸盐再循环作用对火成碳酸岩的贡献 |
| 5.4 俯冲带碳循环对全球气候及大气C-O同位素组成变化的影响 |
| 6 未来研究方向 |
（5）酸溶法测定碳酸盐矿物微量元素的可行性研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.1.1 碳酸盐岩的介绍 |
| 1.1.2 碳酸盐岩的结构 |
| 1.1.3 碳酸盐岩的组成 |
| 1.1.4 粘土矿物对碳酸盐矿物中微量元素分析的影响 |
| 1.2 PQ-MS介绍 |
| 1.3 选题依据 |
| 1.4 研究现状 |
| 1.4.1 碱熔-ICP-OES法 |
| 1.4.2 酸溶-ICP-MS法 |
| 1.4.3 激光剥蚀-ICP-MS法 |
| 1.4.4 碳酸盐岩全岩溶解方法 |
| 1.5 本课题研究任务 |
| 1.5.1 研究目的及意义 |
| 1.5.2 研究内容及方法 |
| 第2章 实验部分 |
| 2.1 主要仪器及试剂 |
| 2.2 采样点及样品介绍 |
| 2.2.1 采样点介绍 |
| 2.2.2 岩石样品介绍 |
| 2.3 酸溶-ICP-MS实验介绍 |
| 2.3.1 样品前处理 |
| 2.3.2 淋洗溶解样品 |
| 2.3.3 酸溶滤液上机测试(ICP-MS)前处理 |
| 2.4 样品酸溶实验条件 |
| 第3章 固体样品酸溶情况分析 |
| 3.1 样品溶解质量分析 |
| 3.1.1 1号钙质泥岩样品溶解质量分析 |
| 3.1.2 2号钙质泥岩样品溶解质量分析 |
| 3.1.3 3号泥质灰岩样品溶解质量分析 |
| 3.1.4 4号灰质白云岩样品溶解质量分析 |
| 3.1.5 5号泥质灰岩样品溶解质量分析 |
| 3.1.6 6号灰质白云岩样品溶解质量分析 |
| 3.1.7 7号泥质灰岩样品溶解质量分析 |
| 3.1.8 8号紫红泥灰岩样品溶解质量分析 |
| 3.1.9 9号泥质灰岩样品溶解质量分析 |
| 3.1.10 10号泥质灰岩样品溶解质量分析 |
| 3.1.11 11号结晶灰岩样品溶解质量分析 |
| 3.1.12 12号亮晶灰岩样品溶解质量分析 |
| 3.1.13 13号亮晶灰岩样品溶解质量分析 |
| 3.1.14 14号珊瑚样品溶解质量分析 |
| 3.2 本章小结 |
| 第4章 微量元素测定结果趋势分析及讨论 |
| 4.1 微量元素趋势分析理论判据的建立 |
| 4.2 微量元素测定结果趋势分析 |
| 4.2.1 1号样分析 |
| 4.2.2 2号样分析 |
| 4.2.3 3号样分析 |
| 4.2.4 4号样分析 |
| 4.2.5 5号样分析 |
| 4.2.6 6号样分析 |
| 4.2.7 7号样分析 |
| 4.2.8 8号样分析 |
| 4.2.9 9号样分析 |
| 4.2.10 10号样分析 |
| 4.2.11 11号样分析 |
| 4.2.12 12号样分析 |
| 4.2.13 13号样分析 |
| 4.2.14 14号样分析 |
| 4.3 总结 |
| 4.4 提高方法可行性方案讨论 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
（6）川东地区大池干～高峰场构造带三叠系飞仙关组储层成岩作用研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 前言 |
| 1.1 选题依据及意义 |
| 1.2 国内外研究现状及存在的主要问题 |
| 1.2.1 研究现状 |
| 1.2.2 存在问题 |
| 1.3 研究内容 |
| 1.4 技术思路 |
| 1.5 完成的主要工作量 |
| 1.6 取得的认识及成果 |
| 第2章 区域地质概况 |
| 2.1 研究区位置 |
| 2.2 地层发育特征 |
| 2.2.1 区域地层特征 |
| 2.2.2 飞仙关组地层划分 |
| 2.3 区域沉积背景 |
| 第3章 储集层特征 |
| 3.1 岩石类型 |
| 3.1.1 石灰岩 |
| 3.1.2 白云岩 |
| 3.1.3 过渡岩性 |
| 3.2 储集空间类型 |
| 3.2.1 粒间溶孔 |
| 3.2.2 粒内溶孔和铸模孔 |
| 3.2.3 晶模孔隙 |
| 3.2.4 晶间孔隙 |
| 3.2.5 裂缝 |
| 3.3 储集物性特征 |
| 3.3.1 大池干-高峰场构造飞仙关组储集物性特征 |
| 3.3.2 龚家垭口飞仙关组物性特征 |
| 第4章 储层成岩作用 |
| 4.1 主要分析方法与技术 |
| 4.1.1 LA-ICP-MS分析 |
| 4.1.2 阴极发光分析 |
| 4.1.3 流体包裹体分析 |
| 4.2 成岩作用类型 |
| 4.2.0 泥晶化作用 |
| 4.2.1 压实作用 |
| 4.2.2 压溶作用 |
| 4.2.3 胶结作用 |
| 4.2.4 自生矿物充填作用 |
| 4.2.5 重结晶作用 |
| 4.2.6 溶蚀作用 |
| 4.3 白云石特征及白云石化成因 |
| 4.3.1 飞仙关组白云石特征 |
| 4.3.2 白云岩(石)地球化学特征 |
| 4.3.3 白云石化时间 |
| 4.3.4 白云石化模式 |
| 第5章 成岩演化序列及孔隙演化特征 |
| 5.1 成岩演化序列 |
| 5.2 孔隙演化特征 |
| 5.2.1 构造埋藏史 |
| 5.2.2 储层孔隙演化 |
| 5.2.3 油气充注历史 |
| 第6章 储层发育的影响因素及储层展布 |
| 6.1 大池干～高峰场构造和龚家垭口飞仙关组储层的对比 |
| 6.2 储层发育的控制因素 |
| 6.2.1 沉积相的影响 |
| 6.2.2 成岩作用的影响 |
| 6.3 储层分布及有利区预测 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
（7）西沙群岛西科1井致密白云岩储层特征研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 研究目的及意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 国内外白云岩研究现状 |
| 1.2.2 西沙群岛白云岩研究现状 |
| 1.3 研究内容及主要工作量 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究思路 |
| 1.3.3 主要工作量 |
| 第二章 区域地质概况 |
| 2.1 南海地形地貌 |
| 2.2 南海构造演化特征 |
| 2.3 西沙群岛主要岛礁概括 |
| 2.4 西沙海域地区碳酸盐岩-生物礁演化 |
| 第三章 西科1 井致密白云岩岩石学特征 |
| 3.1 白云岩岩石类型 |
| 3.1.1 残余生物碎屑白云岩 |
| 3.1.2 晶粒白云岩 |
| 3.1.3 白云岩填隙物特征 |
| 3.2 白云岩超微结构特征 |
| 3.2.1 实验技术与方法 |
| 3.2.2 结果分析 |
| 3.3 白云岩储层空间分布 |
| 3.4 白云岩有序度特征 |
| 3.4.1 实验技术及方法 |
| 3.4.2 结果分析 |
| 第四章 西科1 井致密白云岩地球化学特征 |
| 4.1 碳氧同位素 |
| 4.1.1 实验技术及方法 |
| 4.1.2 结果分析 |
| 4.2 锶同位素地球化学特征 |
| 4.2.1 实验技术及方法 |
| 4.2.2 结果分析 |
| 4.3 主微量元素 |
| 4.3.1 实验技术及方法 |
| 4.3.2 结果分析 |
| 第五章 西科1 井致密白云岩储层特征 |
| 5.1 储集空间类型 |
| 5.1.1 原生孔隙 |
| 5.1.2 次生孔隙 |
| 5.1.3 微裂缝 |
| 5.2 储集物性特征 |
| 5.3 白云岩储层主控因素分析 |
| 5.3.1 原始沉积相带对储层的影响 |
| 5.3.2 成岩环境对储层的影响 |
| 5.3.3 白云岩显微结构对孔隙类型的控制作用 |
| 5.3.4 成岩作用 |
| 结论及认识 |
| 参考文献 |
| 攻读硕士学位期间取得的学术成果 |
| 致谢 |
（8）古亚洲洋俯冲引起的深部碳循环及其对华北克拉通岩石圈活化的贡献（论文提纲范文）
| 作者简介 |
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 论文选题目的及科学意义 |
| 1.1.1 深部碳循环科学意义 |
| 1.1.2 古亚洲洋俯冲与深部碳循环 |
| 1.2 国内外研究现状及存在问题 |
| 1.2.1 碳酸盐在俯冲带的命运和行为 |
| 1.2.2 俯冲带深部碳循环对岩石圈地幔的改造 |
| 1.2.3 当前存在的科学问题 |
| 1.3 选题来源、研究内容及路线 |
| 1.4 论文工作量 |
| 第二章 区域地质概况 |
| 2.1 华北克拉通构造演化史 |
| 2.2 华北克拉通北缘地质概况：古亚洲洋向南俯冲增生简史 |
| 第三章 样品的采集和制备及仪器分析方法 |
| 3.1 样品的分布和采集 |
| 3.2 样品制备和仪器分析方法 |
| 3.2.1 样品前处理及制备 |
| 3.2.2 全岩主量微量元素分析 |
| 3.2.3 全岩Sr-Nd同位素分析 |
| 3.2.4 锆石U-Pb定年、Hf同位素和微量元素分析 |
| 3.2.5 矿物微区主微量元素分析 |
| 3.2.6 单斜辉石原位Sr同位素分析 |
| 3.2.7 碳酸岩C-O同位素分析 |
| 3.2.8 Ca同位素分析 |
| 第四章 汉诺坝碳酸岩：古亚洲洋板片向华北克拉通俯冲的证据 |
| 4.1 野外产状和岩相学 |
| 4.2 地球化学组成 |
| 4.3 锆石年代学与Hf同位素组成 |
| 4.4 碳酸岩侵入体的地幔起源 |
| 4.5 碳酸岩侵入体具有俯冲灰岩的原岩 |
| 4.6 俯冲灰岩来自古亚洲洋 |
| 4.7 对古亚洲洋向南俯冲和最终闭合的时间约束 |
| 4.8 对沉积碳酸盐岩地幔再循环过程的指示意义 |
| 4.9 本章小结 |
| 第五章 高温高压实验对沉积碳酸盐岩地幔再循环的约束 |
| 5.1 实验设计和分析技术 |
| 5.1.1 高温高压实验使用的初始物质 |
| 5.1.2 实验设计 |
| 5.1.3 实验产物分析方法 |
| 5.2 实验结果 |
| 5.3 灰岩的固相线和熔融反应 |
| 5.4 对灰岩在俯冲带的行为的约束 |
| 5.5 沉积碳酸盐岩地幔再循环过程小结 |
| 第六章 碳酸盐化沉积物俯冲作用对华北克拉通岩石圈活化的贡献 |
| 6.1 研究对象及技术的优势 |
| 6.2 分析结果 |
| 6.2.1 样品岩相学信息 |
| 6.2.2 主微量元素组成 |
| 6.2.3 单斜辉石的原位Sr同位素和矿物的Sr-Nd同位素组成 |
| 6.3 华北克拉通岩石圈地幔的两期交代事件 |
| 6.3.1 早期碳酸盐化沉积物熔融形成的碳酸岩熔体交代 |
| 6.3.2 晚期广泛的碳酸盐化沉积物熔融形成的碳酸盐化硅酸盐熔体交代 |
| 6.3.3 两期地幔交代的时间限制 |
| 6.4 古亚洲洋板片俯冲引起的碳酸盐化沉积物的地幔再循环 |
| 6.5 碳酸盐化沉积物的地幔再循环对岩石圈改造小结 |
| 第七章 地幔包体Ca同位素对沉积碳酸盐再循环的约束 |
| 7.1 Ca同位素与深部碳循环 |
| 7.2 繁峙橄榄岩Ca同位素分析结果 |
| 7.3 Ca同位素在部分熔融过程中的分馏 |
| 7.4 地幔交代作用引起的Ca同位素分馏 |
| 7.4.1 晚期地幔交代作用引起的内部矿物Ca同位素不平衡 |
| 7.4.2 地壳再循环引起的Ca同位素变化 |
| 7.5 沉积碳酸盐在俯冲过程中的Ca同位素分馏 |
| 7.6 本章小结 |
| 第八章 Ca同位素在上地幔岩浆过程中的分馏行为 |
| 8.1 选用橄榄岩地体为研究对象的优势 |
| 8.2 Balmuccia和Baldissero橄榄岩地体Ca同位素分析结果 |
| 8.3 内部矿物间Ca同位素分馏及其对全岩 δ~(44/40)Ca的影响 |
| 8.4 单斜辉石控制的地幔岩浆过程中Ca同位素分馏 |
| 8.4.1 辉石结晶过程不产生Ca同位素分馏 |
| 8.4.2 地幔部分熔融和活化过程的Ca同位素分馏 |
| 8.5 Ca同位素在地幔地球化学中的应用 |
| 8.6 Ca同位素在地幔岩浆过程中分馏小结 |
| 第九章 对深部碳循环及其对岩石圈活化影响的指示意义 |
| 第十章 结论与不足 |
| 10.1 主要结论 |
| 10.2 创新点 |
| 10.3 不足之处及下一步工作计划 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附件 |
| 附表 |
（9）宣汉-达县地区飞仙关组优质白云岩储层形成与保存机制（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 选题来源 |
| 1.2 选题目的和意义 |
| 1.2.1 白云岩成因 |
| 1.2.2 白云岩储层的形成和保存机制 |
| 1.3 研究现状及存在的问题 |
| 1.4 研究内容和技术路线 |
| 1.4.1 层序地层格架和沉积相分布 |
| 1.4.2 取得的创新性成果与认识 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 区域构造背景 |
| 2.2 区域地层特征 |
| 第三章 层序地层格架下白云岩储层分布和表征 |
| 3.1 储层沉积相和层序地层特征 |
| 3.1.1 沉积微相和相分析 |
| 3.1.2 层序地层格架 |
| 3.1.3 碳同位素地层学 |
| 3.2 储层宏观分布特征 |
| 3.2.1 白云岩的宏观分布 |
| 3.2.2 优质白云岩储层的分布 |
| 3.3 优质白云岩储层岩石学特征 |
| 3.3.1 白云岩岩石结构 |
| 3.3.2 白云石类型 |
| 3.4 优质白云岩储层孔隙结构 |
| 3.4.1 孔隙类型 |
| 3.4.2 孔隙结构定量表征 |
| 第四章 白云岩储层形成机制 |
| 4.1 矿物稳定化作用 |
| 4.1.1 矿物稳定化过程中的溶蚀作用产物 |
| 4.1.2 矿物稳定化过程中胶结作用产物 |
| 4.1.3 矿物稳定化作用产物的分布 |
| 4.1.4 矿物稳定化作用机理 |
| 4.1.5 矿物稳定化作用期次 |
| 4.2 白云岩化作用 |
| 4.2.1 白云岩化作用时间 |
| 4.2.2 白云岩化流体来源 |
| 4.2.3 白云岩化作用对储层改造效应 |
| 第五章 储层的改造和保存机制 |
| 5.1 储层改造作用类型与序列 |
| 5.2 方解石胶结作用 |
| 5.2.1 方解石胶结物对储层的改造作用 |
| 5.2.2 方解石胶结物的岩石学特征 |
| 5.2.3 方解石胶结物的形成期次 |
| 5.2.4 方解石胶结物的宏观分布 |
| 5.3 含硫固体沥青的充填作用 |
| 第六章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（10）碳酸盐岩稀土元素的酸溶分馏研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 碳酸盐岩的介绍 |
| 1.1.1 概述 |
| 1.1.2 碳酸盐岩的物质成分 |
| 1.1.3 碳酸盐岩的结构 |
| 1.2 稀土元素的介绍 |
| 1.2.1 概述 |
| 1.2.2 稀土元素主要性质 |
| 1.2.3 稀土元素组成数据的表示 |
| 1.3 稀土元素分馏研究的介绍 |
| 1.3.1 自然界稀土元素分馏分析 |
| 1.3.2 实验分析过程稀土元素的分馏 |
| 1.4 研究意义和研究内容 |
| 1.4.1 碳酸盐岩酸溶稀土元素分馏研究意义 |
| 1.4.2 研究思路和技术路线 |
| 第2章 实验部分 |
| 2.1 主要仪器及试剂 |
| 2.2 样品的采集与前处理 |
| 2.3 实验原理 |
| 2.3.1 超声淘洗原理 |
| 2.3.2 淋洗溶解原理 |
| 2.4 实验步骤 |
| 2.4.1 超声淘洗步骤 |
| 2.4.2 淋洗溶解步骤 |
| 2.4.3 岩石样品及淋洗液中常微量元素检测方法 |
| 第3章 数据分析 |
| 3.1 淘洗过程粘土去除评估 |
| 3.1.1 实验数据计算方法 |
| 3.1.2 淘洗过程粘土去除率 |
| 3.2 淋溶过程粘土溶解评估 |
| 3.2.1 醋酸淋洗过程粘土溶解情况 |
| 3.2.2 硝酸淋洗过程粘土溶解情况 |
| 3.2.3 盐酸淋洗过程粘土溶解情况 |
| 3.2.4 最佳淋溶酸类型的初步确定及分析 |
| 3.3 变化率法判断REE分馏情况 |
| 3.3.1 淋溶过程REE分馏分析方法建立 |
| 3.3.2 淋溶过程REE分馏程度计算 |
| 3.3.3 淋溶前样品粘土含量对REE分馏的影响 |
| 3.4 地球化学参数及图示评估REE分馏情况 |
| 3.4.1 Ce异常情况 |
| 3.4.2 Eu异常情况 |
| 3.4.3 轻重稀土分馏情况 |
| 3.4.4 配分模式图 |
| 3.5 淘洗-淋溶法测定碳酸盐矿物中REE最佳酸浓度的预测 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
四、碳酸盐岩Sr同位素比值的选择性溶解及测定技术（论文参考文献）
- [1]江南造山带西缘新元古代锡铌钽成矿作用[D]. 向路. 南京大学, 2020(12)
- [2]岷江断裂带温泉流体地球化学特征[D]. 石宏宇. 中国地震局地震预测研究所, 2020
- [3]含铀砂岩中锶同位素的顺序提取分析及结果探讨[J]. 颜妍,曾远,刘春红,王莹,张赛楠. 铀矿地质, 2020(04)
- [4]俯冲带地球深部碳循环作用[J]. 刘勇胜,陈春飞,何德涛,陈唯. 中国科学:地球科学, 2019(12)
- [5]酸溶法测定碳酸盐矿物微量元素的可行性研究[D]. 何凡. 成都理工大学, 2019(07)
- [6]川东地区大池干～高峰场构造带三叠系飞仙关组储层成岩作用研究[D]. 曾兵. 成都理工大学, 2019(02)
- [7]西沙群岛西科1井致密白云岩储层特征研究[D]. 纳琴. 中国石油大学(华东), 2019(09)
- [8]古亚洲洋俯冲引起的深部碳循环及其对华北克拉通岩石圈活化的贡献[D]. 陈春飞. 中国地质大学, 2018(06)
- [9]宣汉-达县地区飞仙关组优质白云岩储层形成与保存机制[D]. 李杰. 中国地质大学, 2018(06)
- [10]碳酸盐岩稀土元素的酸溶分馏研究[D]. 周婷. 成都理工大学, 2018(01)