一、一种特殊类型硅质岩的特征与成因研究（论文文献综述）
邓宝柱[1]（2021）在《二叠纪-三叠纪之交中扬子北缘不同古地理环境的沉积演化》文中研究指明二叠纪-三叠纪之交是地球演化历史上一个重要的变革时期,不仅发生了显生宙最大的生物大灭绝事件,而且陆地和海洋的沉积系统都发生了剧烈的转变。海相沉积物最直观的特点是早三叠世早期浅水相错时相沉积的出现和深水相硅质岩消失而出现泥岩和泥质灰岩为代表的黑色岩系。这些沉积物的转变记录了海洋环境、大地构造等多方面的演化特征。华南地区是全球二叠纪–三叠纪地层发育最好的地区,本论文选择位于华南中扬子北缘同一断面不同古地理背景的三个剖面:浅水台地湖南慈利杨家湾、深水缓坡湖北赤壁、深水盆地江西瑞昌,开展沉积相、碳酸盐微相、沉积速率、碳同位素和草莓状黄铁矿等研究工作,探讨二叠纪–三叠纪之交中扬子北缘不同古地理背景的沉积演化特点以及对当时环境变化的指示。错时相主要是指反映特殊海洋环境的碳酸盐岩沉积,二叠纪末生物大灭绝后是错时相广泛分布的一个时期。在华南,不同类型错时相的出现时序具有明显的规律性。二叠纪末生物大灭绝后在华南浅水台地环境首先出现的是微生物岩,之后依次出现鲕粒灰岩和核形石灰岩,有时夹蠕虫状灰岩。不同类型错时相代表不同的沉积环境,错时相的变化序列很好地记录了二叠纪末生物大灭绝后海洋环境的变迁过程。本论文通过对湖南慈利杨家湾剖面的沉积学研究,认为大灭绝后从微生物岩到鲕粒灰岩的沉积变化与海平面上升和水动力加强有关,而从鲕粒灰岩到核形石灰岩的沉积过程则总体反映了早三叠世初海平面的快速上升。鲕粒灰岩中夹的蠕虫状灰岩则与短时期形成的局限台地环境有关。慈利剖面错时相沉积厚度约为75 m,地层对比认为其产出层位大致相当于浙江煤山界线层型剖面厚约20cm的27–28层,说明大灭绝后浅水台地环境具有比深水环境更高的碳酸盐沉积速率。如此高的碳酸盐沉积速率反映浅水台地环境高的碳酸盐饱和度。浅水台地环境碳酸盐饱和度升高可能与高温引起的强烈蒸发和深部海水上翻有关,而早三叠世初全球海平面的上升则为厚度巨大的错时相碳酸盐沉积提供了容纳空间。华南板块是位于古特提斯洋与泛大洋之间的一个中型地块,其北缘与华北板块之间存在一狭长的属于古特提斯洋一个分支的深水海槽。这里发育了从晚古生代到早三叠世最为完整的海相地层,因此清晰地记录了古、中生代之交的海洋环境及大地构造的演化历史。晚二叠世时,该海槽中沉积了富含菊石和放射虫的深水盆地相硅泥质岩,但缺乏碎屑角砾沉积,反映了十分稳定的大地构造背景。虽然二叠纪末全球性地质事件导致了海洋生物和沉积相的急剧变化,但早三叠世早期主体为碳质页岩和薄层灰岩沉积,基本继承了晚二叠世稳定的构造格局。然而,本论文最新调查发现,在华南板块北缘深水相湖北赤壁和江西瑞昌剖面早三叠世早期薄层灰岩中出现多层厚层状角砾灰岩。角砾灰岩中的许多角砾为来自浅水台地相已固结的鲕粒灰岩,其成因难以用前人认为的风暴来解释。在角砾层附近,还发现同沉积变形现象,表明这些角砾是由地震破坏产生的。由于这些来自浅水相的角砾最终沉积在台地边缘深水环境中,因此它们必然经历了长距离的搬运。考虑到华南板块北缘晚二叠世时为一缓坡,地震产生的角砾难以沿缓坡下滑到盆地中。因此,我们认为当时的地震可能造成了明显的海底陡坡,从而为地震产生的角砾通过重力作用下滑到深水盆地创造了条件。早三叠世同期地震角砾岩还广泛分布在华南板块北缘一线,表明这一地区早三叠世板块构造活化引起的地震具有广泛性。尽管华南与华北板块之间的特提斯洋分支最终在中晚三叠世的印支构造运动中闭合隆升成为当今的秦岭和大别造山带,但板块北缘带状地震角砾岩的集中出现表明印支运动的前兆和古特提斯的畏缩在早三叠世初已经开始。尽管缺少高精度的牙形石地层和沉积类型存在较大差异,但三个剖面通过生物灭绝界线、事件层、沉积相、碳同位素曲线可以进行较好地对比。赤壁剖面和瑞昌剖面都发育角砾灰岩层,但角砾灰岩的层数和灰岩角砾的特征不同。赤壁剖面角砾的特点是含有大量鲕粒灰岩和核形石灰岩角砾,而瑞昌剖面则都是微晶灰岩角砾,这说明了角砾灰岩的沉积过程与古地理背景相关。灰岩角砾从浅水搬运到更深水环境沉积,相对于深水盆地瑞昌剖面,赤壁剖面处于中层水的缓坡位置,离物源更近。赤壁剖面整个早三叠世沉积相的变化,从大冶组一段的泥质岩和泥质灰岩到二段的夹有鲕粒角砾灰岩层的薄层灰岩、三段的夹有多层核形石和鲕粒颗粒灰岩层的薄层灰岩、四段的鲕粒灰岩、嘉陵江组角砾状白云岩和微晶白云岩、再到中三叠世的陆相沉积,反映了深水缓坡不断填充到最后转海为陆,而构造活动在填充过程中起到了重要作用。三个剖面的沉积速率在大灭绝前后都发生了剧烈变化,浅水台地杨家湾剖面沉积速率在灭绝前后提高了13倍;深水缓坡相赤壁剖面提高了43倍。这种现象与全球其他同期剖面总体相似。但导致不同相区沉积速率提高的原因不同,浅水相区主要沉积错时相等碳酸盐岩,高沉积速率与极端温室气候下海洋浅水碳酸钙高饱和度有关,早三叠世早期海平面上升提供了沉积空间;深水相区主要沉积泥质岩和泥质灰岩,沉积速率与陆源风化剥蚀加强有关。碳同位素背景值与古地理相关,台地相区杨家湾剖面的碳同位素背景值较高,盆地相区瑞昌剖面的碳同位素背景值较低,而深水缓坡相区赤壁剖面碳同位素背景值居中。三个剖面的碳同位素趋势都表现出两次负漂移,尽管杨家湾剖面因为灭绝界线附近地层缺失可能使碳同位素曲线并不完整。但三个剖面之间的两次负漂移的时间不同,而且三个剖面的碳同位素值负漂移幅度也存在差异,赤壁剖面碳同位素负偏最大,可能是因为赤壁处于中层水体的缓坡环境,更容易受到OMZ位置变化的影响。三个剖面的氧化还原条件演化不同,结合其它剖面研究结果,扬子北缘深层水体生物灭绝前即出现缺氧,灭绝后反而出现短暂氧化,然后又回到缺氧;中层和浅层水体大灭绝前不缺氧,跨过灭绝界线出现缺氧,其间缺氧程度多次减弱。
陈正山[2]（2021）在《贵州理疗热矿水（温泉）形成机理及其对人群健康的影响》文中认为贵州位于上扬子地块西南缘,受西部特提斯域演化和青藏高原隆升及挤出构造远程效应影响,发育挽近期北东向、北北东向多期复活走滑断裂束,形成良好的地热地质条件,蕴藏着大量的理疗热矿水（温泉）资源,尤以东北部最为丰富。区内理疗热矿水（温泉）资源开发利用潜力巨大,已成为贵州重要的新经济增长点,从而开展热矿水水文地球化学演化机理及其医学地质学研究尤为重要。长期以来,区内理疗热矿水（温泉）的研究主要集中在温泉基础水化学方面,以及对一些知名温泉（如石阡温泉群、息烽温泉、剑河温泉等）进行过一些水文地质学及成因研究,综合采用多维水文地球化学技术手段对理疗热矿水（温泉）形成机理及医学地质学理论的深入研究相对较少。由此可见,作为理疗热矿水（温泉）资源大省的贵州尚缺乏系统的地质地球化学及其形成机理的研究,更未开展过与人群健康关联度研究。因此,本论文的研究具有重要的理论意义和重大的实践应用价值。本研究以贵州东北部地区理疗热矿水（温泉）为研究对象,通过采集区内理疗热矿水（温泉）水样42组进行水化学及环境同位素分析。选择代表性地热井、地层剖面采集热储层岩石样77组进行岩石地球化学分析。结合地质背景,采用H-O、13C、14C、87Sr/86Sr、34S同位素、稀土元素、相关性分析、XRD+SEM、矿物饱和指数法、反向水文地球化学模拟及医学地质学等多种技术手段对区内理疗热矿水（温泉）形成机理及其与健康的关联开展研究,提出区内理疗热矿水（温泉）的形成机理及其理疗价值。研究结果和结论如下:（1）研究区理疗热矿水（温泉）主要受北东向、北北东向多期复活走滑断裂束的控制,温泉主要赋存于碳酸盐岩第一储集单元、第二储集单元及变质岩储集单元内。其中,碳酸盐岩第一、二热储层为震旦系灯影组和寒武系清虚洞组至奥陶系红花园组白云岩,夹灰岩及白云质灰岩。矿物成分以白云石为主,其次是方解石、石英、石膏、天青石、萤石、菱锶矿、盐岩及少量粘土矿物。变质岩热储层为清白口系清水江组变质砂岩、变质沉凝灰岩及板岩,矿物成分以含钾钠铝硅酸盐矿物（长石、云母、蒙脱石等）及石英为主,其次为萤石、高岭石、伊利石等矿物。（2）区内理疗热矿水（温泉）水温为36.00～70.00℃,平均46.56℃。其中碳酸盐岩第一、二热储层理疗热矿水（温泉）水化学类型以SO4·HCO3-Ca·Mg、HCO3·SO4-Ca·Mg为主,变质岩热储层理疗热矿水（温泉）水化学类型以HCO3-Na为主。基于理疗热矿水（温泉）元素地球化学特征,采用地质地球化学理论及层次聚类分析将研究区理疗热矿水（温泉）分为碳酸盐岩型理疗热矿水（温泉）和变质岩型理疗热矿水（温泉）。其中,碳酸盐岩型理疗热矿水（温泉）为锶泉、氟泉、偏硅酸泉、硫化氢泉、氡泉、硫酸钠泉、硫酸钠钙泉、硫酸钙泉、硫酸钙镁泉组合型理疗热矿水（温泉）,同时富含偏硼酸和锂组分;变质岩型理疗热矿水（温泉）为氟泉、偏硅酸泉、硫化氢泉、重碳酸钠泉组合型理疗热矿水（温泉）,同时富含氡、锂和偏硼酸组分。（3）两型理疗热矿水（温泉）δD值为-69.83‰～-44.89‰,δ18O值为-10.49‰～-6.82‰,表明区内理疗热矿水（温泉）起源于大气降水补给,补给高程为564.87～1522.29m。氘过量参数d值和δ18O右漂移揭示了热矿水与围岩矿物发生强烈的水-岩交换反应。14C、氚、H-O同位素揭示两型理疗热矿水（温泉）均为1952年前的次现代水补给,热矿水年龄为1536～28410a,补给区温度为6.58～11.33℃,为晚更新世气候较为寒冷的大气降水补给。采用平衡矿物法及SiO2温标估算两型理疗热矿水（温泉）热储温度为59.53～105.25℃,计算热储埋深为2246～4278m,热矿水循环深度为918～2428m。（4）矿物饱和指数法和相关性分析揭示了碳酸盐岩热储层中白云石、方解石、石膏及萤石的溶解使得大量的Ca2+、Mg2+、SO42-及HCO3-离子向水中迁移和分配;天青石、萤石、菱锶矿及含SiO2矿物的溶解使得碳酸盐岩型理疗热矿水（温泉）富含Sr2+、H2SiO3、F-微量组分;受四川成盐盆地及热储层中粘土矿物或类粘土矿物阳离子交换反应的控制,碳酸盐岩型理疗热矿水（温泉）具有异常高的Na+、Cl-、TDS组分,并富含HBO2和Li+微量组分。在变质岩型理疗热矿水（温泉）中,铝硅酸盐矿物钠长石、石英及萤石的溶解形成了富含Na+、HCO3-、H2SiO3、F-化学组分的热矿水。两型理疗热矿水（温泉）在深循环过程中,在强还原条件下,微生物脱硫作用将水中的硫酸盐分解为H2S气体,从而形成富含H2S热矿水。（5）稀土元素分析表明,碳酸盐岩热储层理疗热矿水（温泉）LREE/HREE高于变质岩热储层理疗热矿水（温泉）的分异特征可能受到了不同酸碱条件的影响。而理疗热矿水（温泉）中HCO3-含量也是影响碳酸型理疗热矿水（温泉）与变质岩型理疗热矿水（温泉）稀土元素分异差别的原因之一。Ce负异常和正Eu异常研究表明氧化还原性并不是造成其异常的原因,可能是受原岩或沉积物的影响。（6）13C、87Sr/86Sr、34S同位素水文地球化学示踪揭示了携带有生物成因和有机物来源CO2的热水作用于碳酸盐岩和铝硅酸盐岩分别控制了两型理疗热矿水（温泉）的水岩反应过程。87Sr/86Sr、34S分馏特征及其与Ca2+、SO42-、SI-Gypsum等相关性表明了碳酸盐岩型理疗热矿水（温泉）的水岩反应过程中有大量的石膏和天青石溶解。随着水岩反应程度提高,两型理疗热矿水（温泉）δ13C、δ34S值逐渐富集,碳酸盐岩型理疗热矿水（温泉）87Sr/86Sr越来越低,而变质岩型理疗热矿水（温泉）87Sr/86Sr逐渐升高,揭示碳酸盐岩型理疗热矿水（温泉）受碳酸盐岩风化溶解控制、变质岩型理疗热矿水（温泉）受铝硅酸盐岩风化溶解控制。（7）PHREEQC反向模拟揭示并验证了区内碳酸盐岩型理疗热矿水（温泉）主要的水文地球化学反应受碳酸盐岩白云石、石英、石膏、天青石、萤石、钠盐溶解和部分微弱的阳离子交换反应的控制,而变质岩型理疗热矿水（温泉）水岩反应受铝硅酸盐岩中长石、石英、高岭石、伊利石、萤石溶解反应的控制。（8）两型理疗热矿水（温泉）是由寒冷气候大气降水沿基岩裸露区或构造裂隙带渗入补给,在重力驱动下沿地温梯度不断加热增温进行对流循环。在热水径流路径上经人工开掘或天然出露为温泉。在热矿水对流循环过程中,热矿水与其碳酸盐岩热储层和变质岩热储层岩石矿物分别发生强烈的水岩反应,形成了碳酸盐岩型理疗热矿水（温泉）和变质岩型理疗热矿水（温泉）。（9）两型理疗热矿水（温泉）与人群健康关联性结果显示,理疗热矿水（温泉）泡浴与骨关节疾病有关联;过去一年泡温泉行为与皮肤症状、骨关节症状有关联;过去两周泡温泉行为与睡眠、食欲、精力充沛状况有关联。同时,不同类型的理疗热矿水（温泉）泡浴与慢性疾病的关联存在差异,其中,碳酸盐岩型理疗热矿水（温泉）泡浴与高血压存在统计关联;变质岩型理疗热矿水（温泉）与心脑血管疾病、糖尿病存在统计关联。不同类型理疗热矿水（温泉）泡浴与慢性疾病关联的差异,可能与其所富含的元素和化学组分的差异密切相关,提示理疗热矿水（温泉）的构造条件和含水围岩的矿物成分对人群健康的间接影响,这也为温泉理疗价值进一步开发提供重要理论依据。本研究从区域地质背景角度出发,综合利用了多种水文地球化学技术,阐明了地质背景和水文地球化学反应是控制区内两型理疗热矿水（温泉）水文地球化学演化的主要原因。基于化学元素的理疗热矿水（温泉）分型泡浴与人群健康密切相关,本研究结果对今后温泉理疗价值的开发和保护具有重要指导意义。
黄勇[3]（2021）在《贵州罗甸玉矿床成因研究》文中提出罗甸软玉矿产在贫Mg的二叠系四大寨组二段灰岩与硅质岩地层中,其品质优良,接近于新疆和田玉。然而,前期的研究主要集中在宝石学、矿物学和岩石化学等方面,对影响玉矿成矿的地质因素少有涉及,其成矿元素Mg的来源众说纷纭,矿床成因类型仍未确定,成矿机理还有待阐述。本论文对制约成矿的地层化学成分、岩浆作用、变质作用、矿床地质和地球化学特征等开展系统研究,以揭示其矿床成因类型和成矿机理,为发现更多优质的罗甸玉矿提供理论支撑。研究取得了如下成果:1.综合研究确定罗甸玉的成矿作用类型为接触-热液交代叠生软玉矿床,而不是以往的接触交代型。该接触-热液交代叠生矿床类型在国内外尚无先例,因此为一种新的软玉矿床成因类型。其从四大寨组二段灰岩和硅质岩沉积开始,经历了基性岩床侵入作用和引发的接触热变质作用、岩床自身的自变质作用和对围岩发生的矽卡岩化作用和最后的花岗岩浆侵入导致的青磐岩化作用和气液交代变质作用和交代成矿作用,历时约200Ma。时间之长,地质作用和成矿作用之复杂,极为罕见。2.综合研究系统厘定了罗甸玉矿区的矿体赋存围岩特征、鉴别出成矿过程发生的三期岩浆作用事件和两期变质作用事件的组成、性质、年龄和时代。岩体赋存的围岩为四大寨组二段沉积于中晚二叠世,主要岩性为贫Mg、Fe、Al等成分的高纯度灰岩和可含不等量的灰质成分但也贫Mg硅质岩。三期岩浆作用中的第一期发生在二叠纪晚期,年龄为260Ma～256Ma,与峨眉山大岩浆岩省的同类岩石同龄,先后由远程侵入的辉绿岩床、中性岩囊和酸性岩脉组成。基性岩浆成分为演化岩浆,呈幕式侵入和输送。中性岩囊为基性岩浆结晶分异后底劈到新就位的玄武质岩浆中的产物,酸性岩脉为最晚期结晶分异的残余岩浆贯入的结果。第二期和第三期中酸岩浆作用分别发生在160Ma～170Ma和86Ma～90Ma,前者总体富Na,后者富K。第一期变质作用于辉绿岩床侵位期间,幕式侵入的基性岩浆在围岩中持续发生接触热变质,在幕间则发生过矽卡岩化作用,在期后发生辉绿岩床岩石的自变质作用。第二期变质作用与第三期86Ma～90Ma的富K中酸性岩脉侵入有关,以青磐岩化作用开始,以热液交代变质作用至成矿而终结。3.综合分析确定辉绿岩床岩石是罗甸玉关键成矿元素Mg提供者,而岩石中的单斜辉石分解则是Mg的重要物源。在整个成矿过程中,辉绿岩床分3次向围岩提供Mg。第一期变质作用中,玄武质岩浆多幕侵位的幕间,岩浆一定程度的冷却产生热液在岩床与围岩之间发生单向交代的矽卡岩化作用,第一次使岩浆中的Mg向围岩迁移;而第二次Mg输送受岩床期后的自变质作用控制。第三次的Mg输送则与第二期变质作用中的青磐岩化气液变质作用相关。第一次提供的Mg主要来自未固结的玄武质岩浆;第二、三次输送的Mg是通过单斜辉石分别分解为绿泥石和绿帘石,溶解出来的Mg2+提供。4.确定罗甸玉的成矿发生在喜马拉雅早期,而不是以往的海西晚期。成矿缘于～86Ma富K花岗岩脉的侵入作用,它首先导致先期自蚀变了的辉绿岩,包括岩囊、和164Ma～172Ma的中酸性脉岩还有该期先侵入的岩脉发生了青磐岩化气液变质作用。喜马拉雅早期叠加的热液交代作用成矿分两阶段进行。第一阶段使基性岩床中的单斜辉石继续分解出Mg并带入富含碱金属K和Na离子的岩浆水和变质水、大气降水的混合热液并带入围岩中,浸蚀原来赋存Mg的矿物如透辉石使之溶解,释出Mg,生成富Mg的矿液;第二阶段是这些矿液在合适的物化条件下最终玉化成矿。因此,罗甸玉与新疆和田玉不同（它的形成是在所谓的“成岩阶段”发生了透闪石对透辉石的交代反应）,是溶解透辉石形成富Mg或高Mg的矿液（矿液形成阶段）,而最后的阶段为矿液转变为软玉石的玉矿化阶段。5.研究第一次提出将辉石分解出的Mg、Fe、Al等多组分热液纯化为高Mg热液的机制,即蚀变过程中高Fe2+/(Fe2++Mg)值的铁绿泥石和理论上不含Mg绿帘石的形成吸纳了大量的Fe,提高矿液中的Mg纯度,为生成优质的白玉和青白玉创造了物质前提。总之,本研究基于罗甸玉形成的研究提出的接触-热液交代叠生软玉矿床类型、岩浆幕式输送过程中以接触热变质为主的幕间矽卡岩化作用、基性岩浆与硅质灰岩之间的单向交代作用、热液交代成矿中的矿液形成阶段和玉化阶段划分、蚀变过程中铁绿泥石和绿帘石的形成可提高Mg纯热液的作用机制观点和首次确定罗甸玉形成于喜马拉雅早期的结论,刷新了软玉石成矿作用机理的认识。
刘志臣[4]（2021）在《贵州遵义二叠纪裂谷盆地演化与锰矿成矿作用研究》文中进行了进一步梳理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。
李谦颖[5]（2021）在《广东信宜金砂玉矿物学特征研究》文中研究表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。
谢小敏,刘伟新,张瀛,赵迪斐,唐友军,申宝剑,李志明[6]（2021）在《四川盆地下古生界硅质页岩层系中硅质来源及其对有机质保存的影响初探》文中提出四川盆地下古生界两套硅质页岩层系（寒武系底部页岩和奥陶系—志留系五峰组—龙马溪组页岩）是其重要的页岩气产层,五峰组—龙马溪组硅质含量与TOC及含气量呈正相关性,暗示硅质矿物对该地区页岩气的生成具有重要意义。但硅质来源复杂,且存在后期硅质流体的注入。因此,本文在总结前人的研究成果基础上,对四川盆地寒武系底部硅质岩系和五峰组—龙马溪组硅质岩系的硅质特征进行了详细的岩石学分析,揭示了3种硅质来源特征:（1）同沉积无机硅质流体;（2）生物硅;（3）后期无机硅质流体。其中寒武系底部以同沉积无机硅质流体和生物硅来源为主,同沉积硅质流体导致有机质快速石化埋藏,有机质内部结构及形态保存较好;五峰组—龙马溪组硅质来源以后期无机硅质流体和生物硅来源为主,有机质在保存过程中受硅质流体的影响很小,有机质腐泥化作用充分,内部结构和形态多数保存较差。该研究初步揭示了两套页岩层系的硅质发育岩石学特征,及其对有机质保存的影响,期望能为四川盆地两套页岩气储层差异性提供新的思路和基础地质数据。
张真[7]（2021）在《西秦岭大水金矿矿床地球化学特征与成因研究》文中指出金矿作为我国重要的矿产资源与战略矿种,类型多样、分布广泛。西秦岭地区自加里东构造期以来有多期酸性岩浆活动,不仅多种稀贵金属与此有关,而且也为大量金矿床形成提供了物源。大水金矿属于超大型金矿,具有规模大、矿化独特和品位高等特点。随着该金矿的勘探开发与理论研究,对金矿成因研究存在较大分歧,对蚀变迁移规律研究较为薄弱。此问题的探讨有助于加深对成矿过程的认识,以及对找矿方向的指导。本文以甘南玛曲大水金矿Au20-2号主矿体为重点研究对象,利用镜下鉴定、主微量元素及碳氧同位素方法,开展了矿床地球化学特征及成因研究,主要取得以下认识:（1）大水金矿成矿与硅化、赤铁矿化和方解石化关系密切。硅化-赤铁矿化主要表现为Au、Th、Co、W的带入,Sr、Ba、Pb、Cr、Hf、Zr的带出;硅化-赤铁矿化-方解石化主要表现为Au、Ba、Th、Co、W的带入,Sc、Sr、U、Pb、Cr、Hf、Zr的带出;硅化-方解石化主要表现为Au、Th、W的带入,Sc、Sr、Cs、Ba、U、Pb、Cr、Hf、Zr的带出。（2）根据碳氧同位素特征推测大水金矿成矿流体可能主要来自花岗岩浆热液,深部高温热液沿着构造断裂或裂隙向上运移至三叠系地层,在成矿过程中热液不断与碳酸盐岩围岩发生交代反应,成矿物质Au被萃取,当物化条件发生变化时,导致Au沉淀,进而富集成矿。（3）元素和矿物共生组合反映大水金矿成矿作用是由高温至低温变化的过程,但以中低温热液为主。大水金矿围岩蚀变发育显示矿区的找矿潜力较大。热液蚀变是区域上找矿的重要前提标志,Au与As、Mo、Sb、Hg和W等正异常可作为矿体的指示元素组合,据此建立了元素迁移模式。
张晏[8]（2021）在《华南寒武纪早期硅质岩中放射虫及共生微体古生物群研究》文中认为在埃迪卡拉纪晚期到寒武纪早期,生命与环境发生着快速的转变,几乎所有已知门类的生物都在这一时期出现,同时建立了接近现代海洋的生态系统,也被称为寒武纪生命大爆发。而正因为其在地球生物生命历程中影响广泛,意义深远,这一时期也成为生物演化的重要研究对象。经过长时间的研究积累,基本建立了从埃迪卡拉纪晚期到寒武纪早期多幕式的演化框架:从埃迪卡拉型生物灭绝,到寒武纪早期以梅树村生物群为代表的矿化生物大量出现,再到第三阶以澄江生物群为代表的生物爆发主幕。在转折时期生命起源与演化的研究中,我国华南由于在新元古代晚期到寒武纪相当长的一段时间内处于相对稳定的环境,发育了连续的地层,而且保存了从浅水到深水不同环境的沉积,同时没有受到明显的后期改造,而成为这一领域研究的关键地区,并产出了丰富的成果。但同时也可以看到,目前对于生命演化和生态系统的建立还不全面,其中一方面体现在深浅水之间的差异。对于转折时期生物的形态、不同类型生物的交替等的认识,目前主要来自包括内陆架和局限盆地的相对浅水的环境。虽然在我国华南出露有大范围的斜坡到盆地相沉积,以留茶坡组/老堡组/皮园村组的硅质岩为典型代表,覆盖了埃迪卡拉纪晚期和寒武纪最早期且地层连续,但转折时期来自这些地区的生物信息相对稀疏,而且已有的生物类型主要为藻类和海绵骨针。而另一方面,生物矿化作为寒武纪生命爆发的典型特征之一,也是转折时期演化研究的重点。早期的后生生物不约而同地选择了钙质和磷质作为壳体和骨骼的主要成分,后生生物中仅有最基础的海绵选择使用硅质制造骨骼。而放射虫作为另一种起源于寒武纪且具有硅质矿化的生物,同时它们的后代依然生活在现代海洋中,却由于其属于原生动物,我们对它的早期起源以及演化知之甚少。寒武纪放射虫的研究虽然有相当长的历史,但目前化石记录依然很不完整,尤其是寒武纪最早期化石的缺乏,阻碍了我们对于放射虫起源时间,以及早期形态和演化的认识。而且,在显生宙硅质岩是获取放射虫的重要岩性,但整个寒武纪大部分已知的放射虫化石都来自碳酸盐岩。对此,利用我国华南转折期广泛的深水沉积,本研究对这一时期以留茶坡组和牛角河组为代表的硅质岩中的生物展开传统古生物学调查,以期获得包括放射虫在内的深水化石组成面貌以及了解它们在转折时期是如何变化的。同时,为了对放射虫有更深入的了解,研究中加入了对放射虫分子生物学和分类学的分析。从获得的结果来看,在留茶坡组上部的硅质岩和牛角河组的硅质岩中,都有放射虫的分布,它们分别属于寒武纪纽芬兰世幸运期和第二世。其中留茶坡组是目前可以确认的放射虫中最古老的发现层位。它们的发现不仅说明寒武纪早期硅质岩中也能够保存放射虫,同时也证明放射虫作为浮游生物,不仅出现在水深相对较浅的陆架和局限盆地环境,而且也存在于陆架边缘之外水深较深的远洋生态系统中。而从形态结构上来看,早期放射虫以多圈层结构、不具有骨针为主,在分类上应属于泡沫虫目Spumellaria;但同时其它类型的放射虫也有出现,可能代表在寒武纪最早期放射虫形态就具有一定程度的分异。而仅有少数类型的放射虫具有骨针结构,说明典型的Archaeospicularia并非放射虫的起源形态。而分子古生物学的研究结果也证明,泡沫虫可能是放射虫中分化最早的一个类型,它们的起源可以追溯到现有化石出现之前的150 Myr。在寒武纪早期深水硅质岩中,还发现有Palaeopascichnus和Horodyskia出现于硅质岩层的中下部,而上部出现了疑源类、多细胞藻类、席状化石、小壳化石、可能的胚胎Megasphaera、海绵骨针以及放射虫。其中疑源类、多细胞藻类和Megasphaera都是在相关地层中首次发现。Megasphaera通常在埃迪卡拉纪陡山沱组报道,被认为可能与早期动物的胚胎有关,而在寒武纪早期的发现连接了埃迪卡拉纪可能的胚胎以及寒武纪早期更加确信的胚胎化石,可能代表了相应生物生存环境的改变。在深水地层广泛缺乏生物化石和年龄的背景下,疑源类、小壳化石的发现提供了生物地层证据,可以帮助进行更好的地层对比。同时,一些小壳化石被认为与毛颚类的捕食工具有关,而它们在深水和浅水环境的广泛发现意味着它们属于浮游捕食动物。席状化石在切片中呈膜状或飘带状,被认为与早期的动物有关,可能是它们的角质层或其它抗降解的结构。而海绵属于底栖型滤食动物。通过对比,深水硅质岩的生物可以明显分为两个阶段,第一个阶段为埃迪卡拉纪末期,包含硅质岩层的中下段,其中的化石仅有简单的原生生物和藻类,而第二个阶段生物多样性明显增加,至少建立了以多细胞藻类和疑源类为生产者,海绵为底栖动物,放射虫和小壳化石代表的毛颚类为捕食者的多级食物链,生态系统复杂度明显高于第一阶段。这些生物的出现对同时期的环境也有重要意义,放射虫的出现不仅说明它们已经开始参与硅质岩的形成,为这一时期硅质岩的成岩提供生物证据,硅循环也从寒武纪之前的非生物或微生物控制开始转向显生宙的真核硅化生物主导,而且作为浮游动物,与其它动物一起出现增加了生态系的营养层级,同时加快了有机碳的埋藏,有利于海水中氧含量的提高,并且说明这些变化和影响也同样发生在远洋和深海。这也是为数不多的对这一时期深水硅质岩中生物的研究。
尤继元[9]（2020）在《鄂尔多斯盆地南缘三叠系延长组长7喷积岩特征及其与烃源岩关系研究》文中认为鄂尔多斯盆地是我国最大的含油气盆地之一,拥有丰富的油气资源,并以上三叠统延长组优质烃源岩的大规模发育为特征。长7烃源岩的厚度大、分布广、生烃能力强,是页岩油、致密油勘探开发的主要层系。本论文在对野外剖面和钻井岩心精细研究的基础上,采用普通薄片、扫描电镜、电子探针、地球化学、矿物原位同位素等方法系统研究可能与晚三叠世湖相热水活动有关的喷积岩,包括其岩石学、矿物学、结构构造、地球化学和同位素特征等,与生烃有关的湖相富有机质页岩（Lacustrine organic-rich shale）的有机地化特征。在此基础上,进一步探索喷积岩对长7烃源岩发育的影响。主要取得以下认识与结论。（1）鄂尔多斯盆地南缘三叠系延长组长7的野外剖面、钻井岩心观察表明,研究区存在大量与湖相热水活动有关的沉积建造和岩石矿物组合。在前人研究基础上,依据岩相学特征,从成因岩石学角度确定该区域的喷积岩包括喷流岩（即流体的化学结晶沉积）、喷爆岩（即晶质微粒碎屑和不规则团块）和星散热液示踪矿物三大类。其中,喷流岩包括白云石喷流岩、方解石喷流岩和热水硅质岩;喷爆岩包括白云石喷爆岩、方解石喷爆岩和角砾黄铁矿;热液示踪矿物以蝴蝶状、树叶状的白云石和方解石为主。（2）通过对研究区喷积岩样品单矿物的原位地球化学特征及相关围岩的全岩粉末分析,运用Fe-Mn-（Cu+Co+Ni）×10图解、Si O2/（K2O+Na2O）-Mn O/Ti O2图解等一系列热水沉积判别指标,结合其岩矿和结构构造特征,进一步佐证了盆地南缘长7期湖底热水活动参与了湖相富有机质页岩的沉积过程。喷积岩地球化学特征显示,样品含有较高的U、Pb、As、Sr、Mo;部分Eu数值较高（正异常）,部分Eu数值较低（负异常）;Ti、Ta显示负异常。黄铁矿的S同位素特征的分析表明,喷积岩的S组分来源复杂,部分组分来自幔源,还有来自地壳、盆地基底和沉积盖层的组分,后者是流体在沿通道喷出的过程带入的。喷积岩围岩的地球化学特征显示长7湖相富有机质页岩形成于缺氧的、盐度较低、气候温暖湿润的深湖环境。（3）在长7烃源岩中发现了热液通道及烟囱残片,其保留了较为完整的热液通道及其矿物组合,通道呈柱状,有分叉。通道内壁充满角砾状方解石、白云石矿物,外壁发育大量的放射状、马鞍状白云石、自形程度好的黄铁矿、长条状硬石膏。热液烟囱相关矿物的地球化学特征、微区原位同位素特征分析表明:Cs、U、Th、Pb、Ba等微量元素显示正异常、U/Th值较高、Sr、Mn等主量元素含量较高、黄铁矿的原位硫同位素达7.89‰～10.88‰。在此基础上,建立了研究区热液烟囱的形成模式,并认为硫酸盐形成阶段、硫化物和碳酸盐形成阶段是其经历的主要阶段。这种地质历史时期热液烟囱的研究进一步佐证了研究区晚三叠世的热液活动是存在的,并为开展热液活动对优质烃源岩作用的研究,对重新认识长7油页岩的成因提供了新的实例和依据。（4）研究区三叠系延长组长7沉积区广泛发育有Triassodus tongchuanlepis sp.nov.（铜川鳕）化石。化石及其围岩的岩石学、矿物学、地球化学、碳氧同位素特征证明了热水活动对该化石的埋藏有作用,它们独特的组分、形态、分布特征成为探讨极端环境生物生存环境的关键。这一发现提供了晚三叠世陆相沉积盆地鱼类演化的化石记录,该研究有望提供对热液环境下各种极端生物的生命形式及其对深湖营养物质循环和生态系统演化的新见解;有利于实现亚洲、北美洲、大洋洲晚三叠世的鱼类的对比研究,对于揭示晚三叠世生态环境的空间变化具有重要意义;并为长7段与源岩有关的生烃母质研究提供新依据。（5）研究区的喷积岩均发育于长7优质烃源岩,二者共轭伴生,并显示良好的亲缘关系。研究表明:研究区长7烃源岩整体上是具有较多陆源碎屑成分和少量热流体输入的混合成因沉积,有热物质流体输入的混合成因沉积地层段是很好——极好的有效烃源岩,有机质丰度最高达27%。混合成因的烃源岩生烃指标和生烃潜力等普遍高于正常湖相沉积的。进一步的单井纵向和多井横向的地球化学特征研究表明:烃源岩TOC值与代表热液输入的Al/（Al+Fe+Mn）、（Fe+Mn）/Ti比值之间的相关系数分别高达-0.88和0.87,反应热液喷流沉积与湖相富有机质页岩之间具有密切的关系,即随着热液的不断输入,湖相富有机质页岩的生烃指标和潜力也相应提高。与长7-2段和长7-1段地层相比,长7-3的热液输入强度最大,同时也具有最高的有机质丰度。同一层位（长7-3）,相比正常湖相沉积的井位,位于盆地南缘、湖底热水发育的井位或剖面,有机质丰度较高。
孔志岗[10]（2020）在《与弱分异氧化型Ⅰ型花岗质岩有关的钨多金属矿床成矿作用研究 ——以皖南竹溪岭为例》文中进行了进一步梳理全球范围内与W成矿密切相关的岩体,主要有S型、A型和I型花岗质岩石,与高分异还原型S型或I型花岗质岩石及与A型花岗岩密切相关的W、Sn矿床的成岩、成矿作用研究较深入,与弱分异氧化型I型花岗质岩密切相关的W（Mo）矿床是近年来新发现的一类钨矿类型,其成岩成矿作用机制是目前亟待解决的科学问题。江南钨矿带的东部新发现了一批与弱分异氧化型I型花岗闪长岩有关的W-Mo矿床（如东源W-Mo矿床,逍遥W矿床、竹溪岭W-Mo矿床等）,成为研究该类型矿床成岩、成矿机制理想的基地。竹溪岭W-Mo多金属矿床是江南钨矿带东部新探明的一个大型矽卡岩型W-Mo多金属矿床,本文选择该矿床为研究对象,运用岩石学、矿床学、矿物学、地球化学等手段,深入剖析与弱分异氧化型I型花岗质岩石密切相关的W-Mo矿床的成岩成矿过程,探讨其动力学背景,取得如下主要认识:（1）竹溪岭W-Mo多金属矿床与成矿密切相关的岩体为花岗闪长岩,其中发育细粒闪长岩包体（以下简称MME）。花岗闪长岩贫Si,富Mg,为弱过铝质-准铝质高钾钙碱性岩。相对富集K、U等大离子亲石元素,亏损Zr、Nb等高场强元素,稀土元素配分模式显示轻稀土富集的右倾型。具低Rb/Sr比值,高Zr/Hf比值和Nb/Ta比值特征。角闪石、黑云母矿物化学计算结果显示,成岩温度690℃～841℃,主要侵位深度为4.8～7.9km,氧逸度主要处于MH缓冲线和NNO缓冲线之间,属高温弱分异氧化型I型花岗质岩石。（2）成岩成矿年龄测试结果显示:MME的锆石U-Pb年龄为146.9±0.9 Ma,花岗闪长岩的锆石U-Pb年龄为144.6±0.8 Ma。辉钼矿的Re-Os年龄为141.45±0.94Ma,与白钨矿共生的白云母Ar-Ar坪年龄为141.46±1.51 Ma,成岩成矿年龄在误差范围内一致。（3）花岗闪长岩及MME中矿物学证据和地球化学证据显示,壳幔岩浆混合作用是竹溪岭花岗闪长岩的主要成因机制。主量元素、微量元素特征,Sr-Nd-Hf同位素特征及继承锆石年龄数据示踪,长英质岩浆来源于下地壳物质的部分熔融,镁铁质岩浆来源于富集的岩石圈地幔的部分熔融。分析认为成岩模式为:晚侏罗世～早白垩世,Izanagi板块低角度俯冲于欧亚板块之下,因扬子克拉通和华北克拉通的不协调运动导致板片撕裂,造成软流圈物质上涌,富集的岩石圈地幔物质部分熔融形成富水的玄武质岩浆。富水的玄武质岩浆上侵至壳幔边界,引发下地壳物质部分熔融而形成长英质岩浆。长英质岩浆快速上侵至上地壳岩浆房,同时,幔源镁铁质岩浆沿一定通道也快速上侵至岩浆房中,发生岩浆混合,最终形成竹溪岭花岗闪长岩。（4）竹溪岭W-Mo矿床成矿作用可以划分为五个阶段,即矽卡岩阶段、退化蚀变阶段、热液石榴子石阶段、石英-白钨矿-硫化物阶段及方解石-白钨矿-硫化物阶段。白钨矿详细的矿物学和矿物化学研究显示,白钨矿可划分为8个生长阶段,矽卡岩阶段生长了第1、2、3阶段白钨矿,退化蚀变阶段生长了第4、5阶段白钨矿,石英-白钨矿-硫化物阶段生长了第5、6阶段白钨矿,方解石-白钨矿-硫化物阶段生长了第7、8阶段白钨矿。从早期到晚期,白钨矿的Mo含量降低,轻稀土富集逐渐变成重稀土富集,温度降低,盐度降低,氧化还原电位降低,混入岩浆流体的大气降水逐渐增加。（5）全球与I型花岗质岩石密切相关的W矿床时空分布特点显示,与I型花岗质岩石密切相关的W矿床主要分布在与俯冲相关的造山带,成岩成矿时间与俯冲时间或同碰撞、后碰撞时间一致。初步探讨了与I型花岗质岩石密切相关的W（Mo）矿床成岩成矿动力学背景。认为弱分异氧化型I型花岗质岩石形成于俯冲阶段,岩石显示弧岩浆的特征,俯冲或板片撕裂引起的软流圈物质上涌是其主要的动力学背景;高分异I型花岗质岩石形成于同碰撞或后碰撞阶段,俯冲板片的断离或加厚地壳的地幔岩石圈拆沉造成软流圈物质上涌是其主要的动力学机制。
二、一种特殊类型硅质岩的特征与成因研究（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、一种特殊类型硅质岩的特征与成因研究（论文提纲范文）
（1）二叠纪-三叠纪之交中扬子北缘不同古地理环境的沉积演化（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题依据与意义 |
| 1.2 研究内容、方法及完成工作量 |
| 1.2.1 研究内容 |
| 1.2.2 研究方法 |
| 1.2.3 论文工作量 |
| 1.3 论文结构安排 |
| 第二章 中扬子北缘浅水台地环境的沉积演化 |
| 2.1 湖南慈利杨家湾剖面 |
| 2.2 剖面野外实测记录 |
| 2.3 沉积类型及特征 |
| 2.3.1 藻-有孔虫灰岩 |
| 2.3.2 微生物岩 |
| 2.3.3 鲕粒灰岩 |
| 2.3.4 核形石灰岩 |
| 2.3.5 蠕虫状灰岩 |
| 2.3.6 紫红色薄层泥质灰岩 |
| 2.4 慈利杨家湾剖面二叠纪-三叠纪之交沉积演变 |
| 2.5 杨家湾剖面巨厚错时相沉积对海洋环境的指示 |
| 2.6 小结 |
| 第三章 中扬子台地北缘缓坡环境的沉积演化 |
| 3.1 赤壁凤凰山剖面 |
| 3.2 剖面野外实测记录 |
| 3.3 沉积类型与特征 |
| 3.3.1 黑色中薄层硅质岩 |
| 3.3.2 灰黑色中薄层状夹硅质条带生物碎屑灰岩 |
| 3.3.3 硅质条带与薄层灰岩互层 |
| 3.3.4 大冶组底部泥岩和泥质灰岩 |
| 3.3.5 灰白色薄层灰岩 |
| 3.3.6 角砾灰岩层 |
| 3.4 讨论 |
| 3.4.1 赤壁地区两层角砾灰岩的成因 |
| 3.4.2 赤壁剖面角砾层的沉积机制 |
| 3.4.3 角砾层对古特提斯洋闭合的指示意义 |
| 3.5 小结 |
| 第四章 中扬子北缘深水盆地环境的沉积演化 |
| 4.1 江西瑞昌剖面 |
| 4.2 剖面野外实测记录 |
| 4.3 沉积类型和特点 |
| 4.3.1 黑色薄层硅质岩及碳质泥岩 |
| 4.3.2 薄层泥质灰岩夹碳质泥岩 |
| 4.3.3 灰色薄层灰岩 |
| 4.3.4 角砾灰岩层 |
| 4.4 讨论 |
| 4.4.1 角砾层的成因 |
| 4.4.2 瑞昌地区二叠纪-三叠纪之交沉积演化 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 中扬子北缘不同水深环境的沉积对比 |
| 5.1 中扬子北缘不同水深环境的沉积对比 |
| 5.1.1 沉积序列对比 |
| 5.1.2 海平面变化 |
| 5.1.3 沉积速率变化 |
| 5.1.4 大地构造意义 |
| 5.2 碳同位素组成演化特征对比 |
| 5.2.1 杨家湾剖面碳同位素 |
| 5.2.2 赤壁剖面碳同位素 |
| 5.2.3 瑞昌剖面碳同位素 |
| 5.2.4 讨论 |
| 5.3 古氧化还原特征对比 |
| 5.3.1 杨家湾剖面古氧相 |
| 5.3.2 赤壁剖面古氧相 |
| 5.3.3 瑞昌剖面古氧相 |
| 5.3.4 讨论 |
| 5.4 小结 |
| 第六章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（2）贵州理疗热矿水（温泉）形成机理及其对人群健康的影响（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 国内外研究现状 |
| 1.2.1 理疗热矿水(温泉)分类 |
| 1.2.2 理疗热矿水(温泉)水文地球化学演化机理 |
| 1.2.3 水文地球化学模拟 |
| 1.2.4 理疗热矿水(温泉)医学地质学 |
| 1.2.5 贵州理疗热矿水(温泉)研究程度及存在问题 |
| 1.3 研究目标、内容及技术路线 |
| 1.3.1 研究目标 |
| 1.3.2 研究内容 |
| 1.3.3 技术路线 |
| 1.4 关键科学问题及创新点 |
| 第二章 研究区概况 |
| 2.1 自然地理 |
| 2.1.1 地理位置 |
| 2.1.2 气候及气象 |
| 2.1.3 水文 |
| 2.1.4 地形地貌 |
| 2.1.5 社会经济概况 |
| 2.2 地质特征 |
| 2.2.1 地层岩性 |
| 2.2.2 岩相古地理 |
| 2.2.3 地质构造 |
| 2.2.4 水文地质 |
| 2.3 地热地质条件 |
| 2.3.1 热储单元结构特征 |
| 2.3.2 地热异常构造 |
| 2.3.3 地温场特征 |
| 2.4 本章小结 |
| 第三章 理疗热矿水(温泉)地球化学特征 |
| 3.1 样品采集与测试 |
| 3.1.1 样品采集 |
| 3.1.2 样品测试 |
| 3.2 岩石地球化学特征 |
| 3.2.1 矿物岩石特征 |
| 3.2.2 主量元素特征 |
| 3.2.3 微量元素特征 |
| 3.2.4 稀土元素特征 |
| 3.3 水文地球化学特征 |
| 3.3.1 常量组份特征 |
| 3.3.2 微量组分特征 |
| 3.3.3 稀土元素特征 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 理疗热矿水(温泉)类型 |
| 4.1 地质成因类型 |
| 4.1.1 理疗热矿水(温泉)地质类型 |
| 4.1.2 理疗热矿水(温泉)地热系统类型 |
| 4.1.3 理疗热矿水(温泉)热储类型 |
| 4.2 理疗热矿水(温泉)分类 |
| 4.2.1 基于地质地球化学特征分类 |
| 4.2.2 基于统计学分类 |
| 4.3 理疗热矿水(温泉)类型 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 理疗热矿水(温泉)水文地球化学演化机理 |
| 5.1 样品采集与测试 |
| 5.1.1 样品采集 |
| 5.1.2 样品测试 |
| 5.2 热流体起源及深循环特征 |
| 5.2.1 热矿水起源 |
| 5.2.2 热矿水滞留时间 |
| 5.2.3 热储温度及温标理论 |
| 5.2.4 水岩平衡状态判断 |
| 5.2.5 热储温度估算 |
| 5.2.6 热储埋深及循环深度 |
| 5.3 主要水化学组分水文地球化学过程 |
| 5.3.1 常量组分水文地球化学过程 |
| 5.3.2 微量组分水文地球化学过程 |
| 5.4 稀土元素水文地球化学过程指示意义 |
| 5.4.1 REEs分异特征指示意义 |
| 5.4.2 Ce异常特征及其指示意义 |
| 5.4.3 Eu异常特征及其指示意义 |
| 5.5 同位素水文地球化学示踪 |
| 5.5.1 碳同位素 |
| 5.5.2 锶同位素 |
| 5.5.3 硫同位素 |
| 5.6 反向水文地球化学模拟 |
| 5.6.1 模拟的必要性和软件选择 |
| 5.6.2 反应路径的确定 |
| 5.6.3 可能的矿物相化学反应 |
| 5.6.4 模拟结果与分析 |
| 5.7 本章小结 |
| 第六章 理疗热矿水(温泉)形成机理研究 |
| 6.1 理疗热矿水(温泉)形成条件 |
| 6.1.1 热储层和盖层 |
| 6.1.2 构造 |
| 6.1.3 水源 |
| 6.1.4 热源 |
| 6.1.5 物质来源 |
| 6.2 理疗热矿水(温泉)成因模式 |
| 6.2.1 碳酸盐岩型理疗热矿水(温泉)形成过程 |
| 6.2.2 变质岩型理疗热矿水(温泉)形成过程 |
| 6.3 本章小结 |
| 第七章 理疗热矿水(温泉)与人群健康关联性 |
| 7.1 流行病学调查 |
| 7.1.1 调查方法 |
| 7.1.2 调查结果 |
| 7.2 典型理疗热矿水(温泉)与人群健康关联性 |
| 7.2.1 理疗热矿水(温泉)与人群健康关联性 |
| 7.2.2 理疗热矿水(温泉)对人群健康影响的环境地球化学机理探讨 |
| 7.3 本章小结 |
| 第八章 结论与建议 |
| 8.1 结论 |
| 8.2 建议 |
| 附表 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（3）贵州罗甸玉矿床成因研究（论文提纲范文）
| 作者简介 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题意义 |
| 1.2 软玉矿床的研究现状与存在问题 |
| 1.2.1 全球主要软玉矿床成因与存在问题 |
| 1.2.2 罗甸玉矿床研究存在的问题 |
| 1.3 研究内容 |
| 1.4 研究方法和技术路线 |
| 1.4.1 研究方法和方案 |
| 1.4.2 技术路线 |
| 1.5 论文概况、工作量和选题的创新性和特色及主要研究成果 |
| 1.5.1 论文概况 |
| 1.5.2 与本研究有关的工作量 |
| 1.5.3 创新点与特色 |
| 1.5.4 主要成果 |
| 第二章 区域构造和研究区地质概况 |
| 2.1 区域构造背景 |
| 2.2 研究区地质概况 |
| 2.2.1 地层系统特征 |
| 2.2.2 岩浆作用 |
| 2.2.3 变质作用 |
| 2.2.4 构造事件 |
| 第三章 矿床地质特征 |
| 3.1 赋矿地层特征 |
| 3.2 含矿带及矿体特征 |
| 3.2.1 含矿带特征 |
| 3.2.2 矿体特征 |
| 3.3 矿石特征 |
| 3.3.1 矿石类型 |
| 3.3.2 矿石组分 |
| 3.3.3 结构构造 |
| 3.3.4 物理光学特征 |
| 第四章 矿床围岩的组成和地球化学特征 |
| 4.1 剖面特征 |
| 4.1.1 罗暮四大寨组剖面(KPM07) |
| 4.1.2 罗悃上饶四大寨组剖面(LD16) |
| 4.2 岩石类型和岩相学特征 |
| 4.3 地球化学特征 |
| 4.4 讨论 |
| 4.4.1 四大寨组地层化学成分特点 |
| 4.4.2 四大寨组硅质岩成因和沉积盆地环境条件及其水化学成分 |
| 4.4.3 四大寨组与区域上的栖霞组、茅口组的比较 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 基性侵入岩的岩石特征与成因 |
| 5.1 基性岩体的产状和岩相分带 |
| 5.2 岩石类型和岩相学特征 |
| 5.3 锆石U-Pb测年及Hf同位素 |
| 5.3.1 锆石特征 |
| 5.3.2 年龄分析结果 |
| 5.3.3 Hf同位素分析结果 |
| 5.4 辉石矿物化学特征 |
| 5.5 岩石地球化学 |
| 5.5.1 主量元素 |
| 5.5.2 微量与稀土元素 |
| 5.5.3 构造环境 |
| 5.6 讨论 |
| 5.6.1 多幕岩浆侵位 |
| 5.6.2 基性岩床的就位深度 |
| 5.6.3 岩浆分异作用 |
| 5.6.4 罗甸高Ti与低Ti辉绿岩的成因 |
| 5.7 小结 |
| 第六章 中酸性侵入岩的岩石特征与成因 |
| 6.1 岩体产状 |
| 6.1.1 中性岩囊 |
| 6.1.2 中酸性岩脉 |
| 6.2 岩石类型和岩相学特征 |
| 6.2.1 岩囊中性岩 |
| 6.2.2 岩脉中性岩 |
| 6.2.3 岩脉酸性岩 |
| 6.3 锆石年代学 |
| 6.3.1 样品采集与加工处理 |
| 6.3.2 分析结果 |
| 6.4 岩石地球化学 |
| 6.4.1 主量元素 |
| 6.4.2 微量元素 |
| 6.5 讨论 |
| 6.5.1 罗甸中性岩浆岩的年龄和岩浆作用期次 |
| 6.5.2 中性岩囊和中酸性脉岩的成因 |
| 6.6 小结 |
| 第七章 接触热变质作用和气液变质作用 |
| 7.1 接触热变质作用 |
| 7.1.1 接触变质带特征 |
| 7.1.2 岩石类型及岩相学特征 |
| 7.1.3 特征变质矿物结构关系 |
| 7.1.4 特征变质矿物的EDS谱图 |
| 7.1.5 岩石化学特征 |
| 7.2 侵入岩的气液变质作用 |
| 7.2.1 气液变质岩的产状 |
| 7.2.2 岩石类型和岩相学特征 |
| 7.2.3 变质矿物化学成分特征 |
| 7.2.4 岩石化学特征 |
| 7.3 气液变质岩锆石测年 |
| 7.3.1 样品采集与加工处理 |
| 7.3.2 分析结果 |
| 7.4 讨论 |
| 7.4.1 接触热变质和接触交代变质作用鉴别 |
| 7.4.2 单向对流矽卡岩化作用 |
| 7.4.3 接触递增变质带特征和温度条件估计 |
| 7.4.4 绿泥石化和青磐岩化引起的成分改变 |
| 7.4.5 绿泥石化和青磐岩化作用年龄 |
| 7.5 小结 |
| 第八章 罗甸玉同位素测定和流体地球化学特征 |
| 8.1 锆石定年 |
| 8.2 稳定同位素组成特征 |
| 8.2.1 氢氧同位素 |
| 8.2.2 硅同位素 |
| 8.3 成矿流体地球化学 |
| 8.3.1 流体包里体显微岩相学特征 |
| 8.3.2 流体包里体温度和盐度 |
| 8.3.3 流体包裹体密度 |
| 8.3.4 成矿深度 |
| 8.4 罗甸玉的成矿年龄 |
| 8.5 小结 |
| 第九章 矿床成因与成矿机理 |
| 9.1 罗甸玉的成矿物质来源 |
| 9.1.1 钙和硅的来源 |
| 9.1.2 镁的来源 |
| 9.2 成矿作用和矿床成因类型 |
| 9.3 成矿机理和成矿模式 |
| 9.3.1 成矿机理 |
| 9.3.2 成矿模式 |
| 9.4 小结 |
| 第十章 结论与展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 附件Ⅰ 实验分析方法 |
| 1 锆石LA-ICP-MS原位U-Pb定年 |
| 2 锆石Lu-Hf同位素测试 |
| 3 全岩主微量元素分析 |
| 4 单矿物电子探针分析 |
| 5 流体包裹体显微测温和及流体成分 |
| 6 氢氧同位素分析 |
| 7 硅同位素分析 |
| 附件Ⅱ本文测试分析数据汇总表 |
| 附第4 章测试分析数据 |
| 附第5 章测试分析数据 |
| 附第6 章测试分析数据 |
| 附第7 章测试分析数据 |
| 附第8 章测试分析数据 |
（4）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 |
（5）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 |
（6）四川盆地下古生界硅质页岩层系中硅质来源及其对有机质保存的影响初探（论文提纲范文）
| 1 关于硅质岩的成因 |
| (1)热液成因： |
| (2)生物成因： |
| (3)交代成因： |
| 2 寒武系底部硅质岩石学特征及其对有机质保存的影响 |
| 3 五峰组—龙马溪组硅质岩石学特征及其对有机质保存的影响 |
| 4 结论 |
（7）西秦岭大水金矿矿床地球化学特征与成因研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题意义及选题依据 |
| 1.2 研究现状及存在问题 |
| 1.2.1 金矿研究现状 |
| 1.2.2 大水金矿研究现状 |
| 1.2.3 存在问题 |
| 1.3 研究内容及思路 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究思路 |
| 1.4 研究工作量及创新点 |
| 1.4.1 工作量 |
| 1.4.2 创新点 |
| 第二章 研究区地质背景 |
| 2.1 研究区自然地理 |
| 2.2 大地构造背景 |
| 2.3 区域地质背景 |
| 2.3.1 地层 |
| 2.3.2 构造 |
| 2.3.3 岩浆岩 |
| 2.3.4 金矿床 |
| 第三章 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 |
| 3.2 矿体特征 |
| 3.3 矿石结构构造 |
| 3.4 围岩蚀变 |
| 第四章 样品采集及实验测试 |
| 4.1 样品采集 |
| 4.2 样品鉴定 |
| 4.3 主量元素测定 |
| 4.4 微量元素测定 |
| 4.5 碳氧同位素测定 |
| 第五章 矿床的矿物组成与地球化学特征 |
| 5.1 矿物组成特征 |
| 5.2 元素相关性分析 |
| 5.2.1 主量元素相关性分析 |
| 5.2.2 微量元素相关性分析 |
| 5.3 蚀变过程元素迁移规律 |
| 5.3.1 主量元素迁移特征 |
| 5.3.2 微量元素迁移特征 |
| 5.3.3 稀土元素迁移特征 |
| 5.3.4 蚀变岩元素变化特征 |
| 5.4 碳氧同位素地球化学特征 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 矿床成因分析与元素迁移规律 |
| 6.1 矿床成因分析 |
| 6.1.1 构造与成矿关系 |
| 6.1.2 花岗岩与成矿关系 |
| 6.1.3 共生组合分析 |
| 6.1.4 成矿流体来源分析 |
| 6.2 元素迁移规律 |
| 6.2.1 蚀变分带 |
| 6.2.2 迁移模式 |
| 第七章 结论与不足 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 问题及展望 |
| 附表 |
| 参考文献 |
| 在学期间研究成果 |
| 致谢 |
（8）华南寒武纪早期硅质岩中放射虫及共生微体古生物群研究（论文提纲范文）
| 作者简介 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究现状和选题依据 |
| 1.1.1 古生代早期放射虫的研究 |
| 1.1.2 华南深水硅质岩生物的研究 |
| 1.2 研究目的及贡献 |
| 1.2.1 研究目的与意义 |
| 1.2.2 创新与贡献 |
| 1.3 研究内容及思路 |
| 1.4 工作量 |
| 第二章 区域地质背景和地层对比 |
| 2.1 交通位置及自然地理概况 |
| 2.1.1 贵州东部地区 |
| 2.1.2 江西南部崇义县 |
| 2.2 区域地质背景 |
| 2.2.1 贵州东部 |
| 2.2.2 崇义地区 |
| 2.3 留茶坡组地层划分与对比 |
| 2.3.1 实测剖面 |
| 2.3.2 地层对比 |
| 2.4 牛角河组地层划分与对比 |
| 2.4.1 实测剖面 |
| 2.4.2 地层对比 |
| 第三章 材料与方法 |
| 3.1 微体古生物岩石处理 |
| 3.1.1 氢氟酸浸解法 |
| 3.1.2 岩石表面溶蚀 |
| 3.1.3 疑源类处理 |
| 3.2 成像与观察 |
| 3.2.1 扫描电镜 |
| 3.2.2 计算机显微断层成像 |
| 3.3 分子古生物研究 |
| 第四章 放射虫生物群的组成、分类与演化 |
| 4.1 华南寒武纪早期硅质岩中放射虫面貌 |
| 4.1.1 留茶坡组 |
| 4.1.2 牛角河组 |
| 4.2 华南寒武纪早期放射虫形态对比与分布 |
| 4.2.1 形态对比 |
| 4.2.2 分布与规律 |
| 4.3 放射虫分子生物学 |
| 4.3.1 分子生物学对放射虫起源和分化的推测 |
| 4.3.2 分子生物学的放射虫分类的影响 |
| 4.4 寒武纪放射虫的形态及分类 |
| 4.4.1 Antygoporidae Maletz and Bruton,2007 |
| 4.4.2 Echidninidae Kozur,Mostler and Repetski,1996 |
| 4.4.3 Aspiculidae Won,Iams and Reed,2005 |
| 4.4.4 Archeoentactiniidae Won and Below,1999 |
| 4.4.5 Palaeospiculidae Won,1999 |
| 4.4.6 Protoentactiniidae Kozur,Mostler and Repetski,1996 |
| 4.5 不同类型放射虫的出现和延续 |
| 第五章 硅质岩中的其它微体化石群 |
| 5.1 海绵骨针 |
| 5.1.1 海绵骨针形态描述 |
| 5.1.2 海绵骨针化石整体面貌 |
| 5.2 环节型化石 |
| 5.2.1 化石形态特征 |
| 5.2.2 讨论 |
| 5.3 疑似胚胎化石 |
| 5.3.1 化石形态与对比 |
| 5.3.2 留茶坡组疑似胚胎化石的意义 |
| 5.4 小壳化石 |
| 5.5 其它生物 |
| 5.5.1 多细胞藻类 |
| 5.5.2 蓝细菌 |
| 5.5.3 疑源类 |
| 第六章 转折时期深水硅质岩生物群意义 |
| 6.1 放射虫的出现与意义 |
| 6.1.1 放射虫的出现前的推测 |
| 6.1.2 放射虫的出现与硅循环 |
| 6.2 转折时期深水微体生物群组成变化与深水生态系统 |
| 第七章 总结 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（9）鄂尔多斯盆地南缘三叠系延长组长7喷积岩特征及其与烃源岩关系研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题依据和意义 |
| 1.2 国内外研究现状及发展动态分析 |
| 1.2.1 喷积岩概念的研究进展 |
| 1.2.2 喷积岩特征研究进展 |
| 1.2.3 “热液石油”及其有机质研究进展 |
| 1.2.4 鄂尔多斯盆地热水沉积研究进展 |
| 1.3 研究方法、内容和技术路线 |
| 1.3.1 研究方法与技术路线 |
| 1.3.2 研究内容 |
| 1.4 论文完成工作量 |
| 1.5 特色与创新点 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 区域地质概况 |
| 2.1.1 盆地构造演化与断裂分布 |
| 2.1.2 晚三叠世沉积演化特征 |
| 2.1.3 延长组特征 |
| 2.2 喷积岩野外剖面和钻井岩心研究 |
| 2.2.1 霸王庄长7-3剖面 |
| 2.2.2 淌泥河长7-3剖面 |
| 2.2.3 Z7井 |
| 2.2.4 Z11井 |
| 2.2.5 Zh18井 |
| 2.2.6 Li68井 |
| 2.2.7 Zh22井、霸王庄剖面、Z233井和H269井 |
| 第三章 样品采集与实验方法 |
| 3.1 样品采集与处理 |
| 3.1.1 野外地质剖面调查研究 |
| 3.1.2 钻井岩心调查研究 |
| 3.1.3 样品处理 |
| 3.2 实验设备和分析方法 |
| 3.2.1 岩石学、矿物学、结构构造研究 |
| 3.2.2 地球化学特征分析 |
| 3.2.3 同位素特征分析 |
| 第四章 喷积岩的岩石学、矿物学和结构构造特征 |
| 4.1 喷流岩 |
| 4.1.1 白云石喷流岩 |
| 4.1.2 方解石喷流岩 |
| 4.1.3 硅质岩 |
| 4.1.4 结构构造特征 |
| 4.2 喷爆岩 |
| 4.2.1 白云石喷爆岩 |
| 4.2.2 方解石喷爆岩 |
| 4.2.3 黄铁矿喷爆岩 |
| 4.2.4 结构构造特征 |
| 4.3 热液示踪矿物 |
| 4.4 小结 |
| 第五章 喷积岩的地球化学特征及成因 |
| 5.1 喷流岩地球化学特征 |
| 5.1.1 单矿物地球化学特征 |
| 5.1.2 围岩地球化学特征 |
| 5.1.3 围岩古沉积环境分析 |
| 5.2 喷爆岩地球化学特征 |
| 5.2.1 白云质喷爆岩 |
| 5.2.2 方解石喷爆岩 |
| 5.2.3 喷爆岩成因判别 |
| 5.2.4 黄铁矿喷爆岩 |
| 5.3 本章小结 |
| 第六章 湖相热液通道的特征及其地质意义 |
| 6.1 热液通道的区域地质、产状、地层和岩相学特征 |
| 6.2 实验结果 |
| 6.2.1 电子探针实验结果 |
| 6.2.2 微量元素 |
| 6.2.3 黄铁矿的原位S同位素 |
| 6.3 讨论 |
| 6.3.1 热液通道及烟囱残片的判别 |
| 6.3.2 热液通道的形成与生长 |
| 6.3.3 热液通道及烟囱残片的地质意义 |
| 6.4 小结 |
| 第七章 热水沉积区鳕鱼化石的埋藏特征及环境意义 |
| 7.1 采样位置与剖面特征 |
| 7.2 系统古生物学Systematic paleontology |
| 7.2.1 化石描述 |
| 7.2.2 显微镜下特征 |
| 7.3 讨论 |
| 7.3.1 埋藏学特征 |
| 7.3.2 环境的指示意义 |
| 7.3.3 埋藏特征对环境的反馈 |
| 7.4 小结 |
| 第八章 热液喷流沉积与烃源岩关系研究 |
| 8.1 烃源岩特征 |
| 8.1.1 岩石学、矿物学特征 |
| 8.1.2 有机地化特征 |
| 8.2 实验结果及分析—Zh22井 |
| 8.2.1 喷积岩的岩石学证据 |
| 8.2.2 喷积岩的矿物学特征 |
| 8.2.3 地球化学特征(Table1和2) |
| 8.2.4 热水沉积的判别 |
| 8.3 测试结果及分析-霸王庄剖面、Z井和H井 |
| 8.3.1 岩石学矿物学特征 |
| 8.3.2 地球化学特征(表8-1) |
| 8.3.3 热水沉积判识 |
| 8.4 关于热液喷流沉积与烃源岩关系的讨论 |
| 8.4.1 热液的输入强度与烃源岩的关系 |
| 8.4.2 热水喷流沉积与古生产力关系 |
| 8.4.3 有关“热液石油”的讨论 |
| 8.4.4 火山作用对烃源岩的影响 |
| 8.5 小结与展望 |
| 结论 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得的科研成果 |
| 致谢 |
（10）与弱分异氧化型Ⅰ型花岗质岩有关的钨多金属矿床成矿作用研究 ——以皖南竹溪岭为例（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 研究现状及存在的科学问题 |
| 1.2.1 钨的地球化学特征及成钨岩浆的形成机制 |
| 1.2.2 S型、A型、I型花岗质岩石与钨成矿作用 |
| 1.2.3 矽卡岩型钨矿的研究现状 |
| 1.2.4 江南钨矿带东部与弱分异I型花岗质岩石有关的W-Mo矿床研究现状 |
| 1.2.5 皖南竹溪岭W-Mo多金属矿床研究现状 |
| 1.2.6 存在的科学问题 |
| 1.3 研究思路与技术路线 |
| 1.3.1 研究思路 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 1.4 样品处理及分析方法 |
| 1.5 完成的主要实物工作量 |
| 1.6 主要认识及创新点 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.2 区域构造 |
| 2.2.1 区域构造演化 |
| 2.2.2 褶皱 |
| 2.2.3 断裂 |
| 2.4 区域岩浆岩 |
| 2.5 区域矿产特点 |
| 第三章 矿床地质特征 |
| 3.1 地层 |
| 3.2 构造 |
| 3.2.1 褶皱构造 |
| 3.2.2 断裂构造 |
| 3.3 岩浆岩及岩相学特征 |
| 3.4 矿体特征 |
| 3.5 矿石矿物特征 |
| 3.6 矿化蚀变分带 |
| 3.6.1 蚀变分带 |
| 3.6.2 矿化分带 |
| 3.7 矿化阶段划分 |
| 3.8 本章小结 |
| 第四章 成岩作用研究 |
| 4.1 岩石地球化学特征 |
| 4.1.1 主量、微量及稀土元素特征 |
| 4.1.2 全岩Sr-Nd同位素 |
| 4.1.3 锆石Lu-Hf同位素 |
| 4.1.4 锆石微量元素 |
| 4.2 岩石分异程度 |
| 4.3 岩石成因类型 |
| 4.4 成岩时代 |
| 4.5 成岩条件 |
| 4.5.1 角闪石、黑云母矿物学、矿物化学特征 |
| 4.5.2 温度 |
| 4.5.3 压力和深度 |
| 4.5.4 氧逸度 |
| 4.6 成岩作用机制 |
| 4.6.1 寄主花岗闪长岩的成因 |
| 4.6.2 MME的成因 |
| 4.6.3 壳幔岩浆混合作用成因机制 |
| 4.7 成岩物质来源 |
| 4.8 成岩模型 |
| 4.9 本章小结 |
| 第五章 成矿作用研究 |
| 5.1 矽卡岩矿物学特征 |
| 5.1.1 石榴子石显微结构 |
| 5.1.2 石榴子石主量元素特征 |
| 5.1.3 石榴子石形成的物理化学条件 |
| 5.1.4 石榴子石生长模式 |
| 5.1.5 辉石 |
| 5.1.6 角闪石类 |
| 5.1.7 绿帘石 |
| 5.1.8 硅灰石 |
| 5.2 白钨矿特征及对成矿过程的指示 |
| 5.2.1 白钨矿矿物学特征 |
| 5.2.2 白钨矿矿物化学特征 |
| 5.2.3 成矿过程的示踪 |
| 5.3 W的成矿作用过程 |
| 5.4 成矿时代 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 与I型花岗质岩石有关的W(Mo)矿床成岩成矿机制及地球动力学背景初探 |
| 6.1 与I型花岗质岩石有关的W(Mo)矿床时空分布 |
| 6.1.1 江南钨矿带东缘W-Mo矿床成岩成矿时限 |
| 6.1.2 全球典型与I型花岗质岩石有关的W(Mo)矿床时空分布特征 |
| 6.2 全球典型与I型花岗质岩石有关的钨矿床的岩体特征 |
| 6.2.1 高分异I型花岗质岩特征 |
| 6.2.2 弱分异还原型I型花岗质岩特征 |
| 6.2.3 弱分异氧化型I型花岗质岩特征 |
| 6.3 成岩成矿动力学背景初探 |
| 6.3.1 江南钨矿带东缘W-Mo矿床成岩成矿动力学背景研究 |
| 6.3.2 全球典型与I型花岗质岩石有关W(Mo)矿床成岩成矿动力学背景初探 |
| 6.4 本章小结 |
| 第七章 结论 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 有待研究的科学问题 |
| 参考文献 |
| 附表 |
| 攻读学位期间取得的研究成果 |
| 致谢 |
四、一种特殊类型硅质岩的特征与成因研究（论文参考文献）
- [1]二叠纪-三叠纪之交中扬子北缘不同古地理环境的沉积演化[D]. 邓宝柱. 中国地质大学, 2021
- [2]贵州理疗热矿水（温泉）形成机理及其对人群健康的影响[D]. 陈正山. 贵州大学, 2021(11)
- [3]贵州罗甸玉矿床成因研究[D]. 黄勇. 中国地质大学, 2021(02)
- [4]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(02)
- [5]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)
- [6]四川盆地下古生界硅质页岩层系中硅质来源及其对有机质保存的影响初探[J]. 谢小敏,刘伟新,张瀛,赵迪斐,唐友军,申宝剑,李志明. 地质论评, 2021(02)
- [7]西秦岭大水金矿矿床地球化学特征与成因研究[D]. 张真. 兰州大学, 2021(09)
- [8]华南寒武纪早期硅质岩中放射虫及共生微体古生物群研究[D]. 张晏. 中国地质大学, 2021(02)
- [9]鄂尔多斯盆地南缘三叠系延长组长7喷积岩特征及其与烃源岩关系研究[D]. 尤继元. 西北大学, 2020
- [10]与弱分异氧化型Ⅰ型花岗质岩有关的钨多金属矿床成矿作用研究 ——以皖南竹溪岭为例[D]. 孔志岗. 长安大学, 2020