一、构造环境对幔源岩中稀有气体同位素比值的制约（论文文献综述）
王帅[1]（2020）在《地下水中稀有气体同位素及其火山型地热成因研究》文中研究说明稀有气体同位素是水文学中确定深层含水层地幔流体的工具。本论文应用地下水中溶解稀有气体（He,Ne,Ar,Kr,Xe）,识别地热系统成因,表征幔源热叠加状态,追踪流体的来源,并评估流体的混合和迁移。广东省地处欧亚板块东南边缘,长期受到印度洋板块、太平洋板块和菲律宾海板块的俯冲影响,中、新生带以来,境内深大断裂带发育,伴随地壳上隆和多期次的强烈岩浆活动,为地热资源赋存创造了十分有利的条件,惠州及潮州地区又处在广东的地幔上涌区,是研究热液循环中流体地球化学、深部构造和热源之间关系的理想区域。五大连池是我国着名第四纪火山群,又有现代火山喷发,但该区域没有强地热显示,是我国乃至世界上也不多见的伴有冷矿泉的现代火山群。地球物理资料显示五大连池地区10-15 km深度上仍有疑似岩浆囊的存在,本论文进行的五大连池尾山稀有气体研究,可以从地球化学角度说明五大连池的岩浆囊的存在与否。采集潮州、惠州、广州浅层地下水测试其中的稀有气体浓度与同位素比值,根据计算得出的稀有气体温度（NGT）以及稀有气体同位素的比值来计算地下水的补给温度、补给来源、停留时间,此外还计算出了不同来源的稀有气体组分对样品组分的贡献。在惠州地区,根据1/Xe VS Ne/Xe以及NGT数据,惠州石坝地区的浅层砂岩承压水与惠州黄沙洞地区的潜水处于不同的温度区间,指示它们具有不同（时间或空间不同）的大气降水补给源。通过模型计算出样品中Heeq和Heea,得出了地壳中放射性4He的含量,并模拟了两种条件（封闭条件和开放条件）下的地下水年龄。惠州黄沙洞地热水,含有高浓度的放射性4He,铀和钍在地壳中的放射性衰变产生的4He的高贡献率表明,属于放射性热供给于花岗岩基底或花岗岩与第三系盖层之间的构造接触带内的热液系统。稀有气体同位素比值表明,潮州和惠州地区玄武岩含水层以及砂岩含水层中He除大气来源与地壳来源外,惠州地区与潮州地区的浅层地下冷水中均有一定比例的幔源组分,潮州地区地下水中稀有气体具有显着的幔源特征,推测有深部携带地幔特征的流体混入。这种幔源物质上涌可能是印度-欧亚板块碰撞或菲律宾海板块与欧亚板块碰撞导致软流圈活动引起。利用五大连池尾山地区砂岩含水层和玄武岩含水层的水化学特征、氢氧同位素特征以及稀有气体同位素的比值来计算地下水的补给温度、补给来源、停留时间,此外还计算出了不同来源的稀有气体组分对样品组分的贡献。根据氢氧同位素特征以及稀有气体Xe和Ne估算出两个含水层的补给高程和补给温度,与NGT模型拟合出的补给温度相互验证,结果表明区内地下水主要的补给高程为500-600m,补给温度为2-7℃。通过OD模型模拟出样品中Heeq和Heea,得出了地壳中放射性4He的含量,并模拟了两种条件（封闭条件和开放条件）下的地下水年龄,发现两种条件下砂岩层水年龄均老于玄武岩层水。水化学特征以及稀有气体同位素比值表明,尾山地区玄武岩含水层以及砂岩含水层中He除大气来源与地壳来源外,还存在幔源氦输入,断裂构成了上地幔岩浆与气体通道,靠近断裂处的水样中幔源组分远高于非断裂处,这样的3He/4He比值与地球物理证据表明,五大连池尾山浅部地壳内存在幔源岩浆的残余。东南地区出露有新生代玄武岩的区域性大断裂带处存在幔源物质上涌现象。这些迹象说明新生代玄武岩岩浆侵位的构造通道可能一直活跃至今并持续供幔源物质上涌。松辽盆地地壳内存在类似于长白山和五大连池的岩浆活动,地幔物质沿着岩石圈断裂侵入到地壳各个部位,热流在岩浆体中以对流熔融状态传导固结方式向地壳浅部传递热量,这为五大连池-松辽盆地-长白山地区浅部高温地热资源的形成提供了有利条件。在具有大量符合采样测试条件的样点（方便采集到逸出气体）支持的情况下,CO2-He系统可以作为大区域的地热系统研究的手段。但要进行小区域地热系统研究的时候,由于大部分情况下,没有足够样点符合CO2-He系统的采样条件,这时就可以选择地下水中溶解稀有气体地球化学作为研究手段,虽然该方法采样测试的难度比直接采集逸出气体更高,但溶解稀有气体可以提供比CO2-He系统更加丰富的信息。
杜明洋[2]（2020）在《滇东煤层气合采井气水地球化学特征及气层层源判识》文中研究指明本论文以滇东地区恩洪区块和老厂雨汪区块8口煤层气排采井为研究对象,以研究区煤层气地质背景、主采煤层特征和实际排采数据为研究基础,结合主采煤层和煤层气合采井产出气、水的实验室测试结果,分析了各井不同时间段产出流体特征变化规律,揭示了产出流体的总体变化趋势及其产能响应,建立了气水产出层源及其贡献判识模板,实现了煤层气合采井产气层源及其贡献的有效判识。研究区主采煤层埋深区域上呈现周边深中部浅,层域上逐渐加深;厚度区域上一般中部较边缘厚,东北部较西南部厚,层域上均处于全区厚度分布的中等位置;含气量区域上西北部偏核部较高,周边较低,层域上均处于全区中-高位置。研究区煤层气井所产气体以高成熟的干气为主。非烃气体主要以氮气为主（大气成因）,二氧化碳次之（有机成因）。随着排采天数的增加,老厂雨汪区块6口井甲烷占比总体呈“斜S”型增加的趋势,并出现两次拐点,第一次拐点出现在排采70天左右,第二次拐点出现在排采170天左右;恩洪区块2口井相比于老厂雨汪区块6口井产出气中甲烷占比较为稳定,随排采时间的变化趋势可看成是“斜S”型的下部分。研究区8口煤层气井产出水中Na+、Cl-、HCO3-浓度较高,K+、Ca2+、Mg2+、SO42-、F-浓度较低。随着排采时间的增加,H-1、H-2、L-1和L-2井产出水为Na-Cl-HCO3型,L-3、L-4、L-5和L-6井产出水为Na-HCO3型。煤层气井产出水中HCO3-和煤层气产量大致呈正相关,当HCO3-浓度超过2500 mg/L时,产气量会发生极大的提升,其中L-4井和L-6井产出水中HCO3-浓度最高分别为3114 mg/L和2569 mg/L,其产气量也最高。H-1、H-2和L-1井产出水同位素值呈现出D偏移特征,L-3、L-4、L-5和L-6井产出水同位素值呈现出O漂移特征,L-2井产出水同位素值则波动于大气降水线的两侧。结合实际产气情况可以推测,当δD小于等于-72.5‰,δ18O小于等于-10.7‰时,对产气较有利。气井产出水微量元素含量随埋深的增加基本呈“波浪形”变化。其中岩石中微量元素随埋深变化,呈现“双波峰”特征,煤层中微量元素含量随埋深变化,呈现“单波峰”特征。埋深700 m大致为岩石或者煤层中微量元素的峰值对应处。通过分析,提出了高产煤层气井产出水微量元素变化的定量表征范围:（1）300μg/L<σY<400μg/L且150μg/L≤σM<180μg/L;（2）500μg/L<σY<650μg/L且100μg/L≤σM<180μg/L。HCO3-浓度较高时δ13CDIC值较重,煤层自身的因素对产出水δ13CDIC值的影响较大。产出水13CDIC值与产气量大致呈正相关,当产出水13CDIC为煤中碳酸盐矿物溶解来源,且δ13CDIC值处于-3‰左右时,产气量较高。主采煤层顶板结构致密,可有效的阻挡煤储层气体流窜,增加了层源气体判识占比可信度。依据主采煤层干酪根类型及干酪根成熟度的不同,将6口排采井分为三类,即L-1为一类（同源不同阶）、L-3和L-5井为一类（同源不同阶）,L-2、L-4、L-6井为一类（多源不同阶）。对应上述三类排采井分别构建了煤层气层源判识模板,并结合实际产气数据特征,将排采井按主采煤层进行了产能贡献劈分,量化分析了主采煤层产气随排采时间的动态贡献率,主采煤层产出气体数据在图中分布区域位于成熟度的范围,与主采煤层实测成熟度值基本吻合,证明判识结果可信。结合数值模拟方法,进一步验证了层源判识模板的准确性。
李通[3]（2020）在《新疆漩涡岭二叠纪镁铁-超镁铁质杂岩体成因 ——C-He-Ne-Ar同位素的制约》文中指出大型层状镁铁-超镁铁质杂岩体是壳幔大规模镁铁质岩浆作用的产物,可能赋存超大型Ni-Cu-PGE岩浆矿床。塔里木克拉通东北缘的北山大型镁铁-超镁铁质层状杂岩体群赋存有岩浆铜镍硫化物矿床,其中漩涡岭超镁铁质杂岩体具有环状岩相分布特征和铜镍矿化作用,岩浆过程中确认的混染地壳物质的类型与机制、以及地幔柱的存在与否需要稀有气体和碳同位素示踪体系的直接证据。本文对漩涡岭镁铁-超镁铁质杂岩体的橄榄石、辉石和长石等岩浆矿物开展碳和稀有气体同位素组成分析,探讨了杂岩体挥发份来源、地壳混染类型、机制和地幔柱贡献,取得以下几点主要认识:1.漩涡岭镁铁-超镁铁质杂岩体岩浆矿物释出CO2和CH4的δ13CCO2值-24.4-6.6‰,δ13CCH4值为-68.4-18.0‰,分布在地壳与地幔范围之间。甲烷同系物的碳同位素组成随碳数呈正序配分模式,部分样品在乙烷和丙烷出现δ13C倒转。2.漩涡岭杂岩体释出稀有气体的3He/4He值位于0.361.35Ra之间、40Ar/36Ar值位于386.0412.4之间,3He/4He和40Ar/36Ar位于地幔、地壳和大气范围之间。20Ne/22Ne值和21Ne/22Ne值分布于大气Ne质量分馏线（MFL）附近。3He/4He和4He含量呈负相关关系,40Ar/36Ar和40Ar含量呈正相关关系,表明存在放射性成因的4He和40Ar组分。3.漩涡岭层状杂岩体中流体组分的碳和稀有气体同位素组成表明存在地幔、地壳和大气来源的组分。He、Ne和Ar同位素分布于地幔、地壳和大气三个端元之间,δ13CCO2和δ13CCH4值分布于地壳-甲烷氧化物、地幔范围之间,表明地幔岩浆流体组分中有大量的地壳物质和大气组分的加入。扣除放射性成因的4He和40Ar组分,He-Ar同位素混合模型计算表明地幔、地壳和大气组分所占比例分别为20.8%、17.5%和61.7%。4.漩涡岭杂岩体中混染的大量的地壳物质来源于沉积有机质,较低的δ13CCH4及正序分布的甲烷同系物碳同位素组成指示沉积有机质裂解来源组分,较低的40Ar/36Ar值和Ne同位素揭示较多的大气组分,3He/4He和δ13CCO2表明蚀变洋壳和沉积组分的存在,因此推断俯冲再循环洋壳携带沉积有机质和大气饱和流体组分加入到岩浆源区是可能机制。5.漩涡岭杂岩体碳和稀有气体同位素综合示踪地幔柱的贡献不明显,大量的大气和地壳物质的俯冲流体交代了岩石圈地幔源区,地幔柱可能提供了部分熔融的热源。
刘曾勤[4]（2020）在《黔西地区龙潭组致密砂岩储层评价》文中指出非常规气（致密砂岩气、页岩气和煤层气）已成为满足全球能源需求中天然气供给的重要组成部分。黔西地区上二叠统龙潭组为海陆过渡相沉积地层,其致密砂岩气的勘探开发前景十分广阔。本文以黔西地区海陆过渡相龙潭组砂岩为研究对象,利用岩芯薄片和扫描电镜观察、X射线衍射成分分析、压汞法、核磁共振实验、流体包裹体分析和稀有气体同位素测量等技术手段,综合分析龙潭组致密砂岩储层的储集空间特征和致密成因机制,确定致密砂岩气体的充注时间和气体来源,从而讨论致密砂岩气潜力。龙潭组砂岩形成于三角洲和潮坪-泻湖沉积环境,属于典型的岩屑砂岩,其成分和结构成熟度较低。龙潭组砂岩典型储层特征包括岩屑和黏土含量高,孔隙度和渗透率非常低,孔隙以微孔为主,束缚水饱和度高。龙潭组砂岩与国内其他大规模开发的致密砂岩（例如,延长组、须家河组和巴什基奇克组砂岩）相比,岩屑成分含量更高,孔喉结构更致密。此外,压汞和核磁数据分析结果显示龙潭组砂岩孔喉分形维数高,表明微观孔喉结构复杂和非均质性强。龙潭组砂岩成岩作用的定性和定量评价表明,成岩综合指数能够表征压实、胶结、溶蚀和构造微裂缝作用对储层孔喉结构的综合影响。龙潭组砂岩的破坏性成岩作用（压实和胶结作用）强,再加上后期的储层建设性改造作用（溶蚀作用和微裂缝）较弱,导致了储层成岩综合指数低和孔喉结构致密。进一步,通过灰色关联法综合分析宏观储层属性、微观孔喉结构、成岩作用强度和非均质性等属性,建立龙潭组储层综合评价指数,确定龙潭组砂岩具有三种不同类型的储层。研究区内龙潭组I类优质储层占比低,II和III类储层分布广。整体上,龙潭组砂岩孔喉结构致密,储层质量差,非均质性强。龙潭组砂岩中发育原生气液、次生盐水和次生气液包裹体,主要成分是甲烷、饱和烃和二氧化碳,说明致密砂岩中存在天然气聚集。包裹体均一温度结合埋藏史和热演化史分析表明龙潭组致密砂岩气为持续充注,主要充注时间发生在晚三叠世。此外,稀有气体元素（氦和氩）含量研究证实龙潭组致密气主要来自泥页岩的贡献,煤层贡献非常小。因此,高成熟度和TOC含量的泥页岩生成的天然气可以充注邻近的致密砂岩层,形成致密气藏。研究区西南部是致密砂岩气开发的潜力区,构造运动破坏性相对较弱,深度相对较浅,砂体厚度大,砂地比高,储层质量较好。垂向上,砂岩与泥岩和煤层相互叠置,致密砂岩气与页岩气和煤层气的合采方式是可行的,从而为黔西地区非常规气勘探找到突破口。
王勇[5]（2020）在《西藏班公湖-怒江成矿带西段角西钨矿床成矿作用及找矿预测》文中认为角西钨矿床位于班公湖-怒江成矿带西段,是该成矿带西段发现的首例中新世石英脉型钨矿床。缘何独立的钨矿床会在以斑岩-夕卡岩型铜金矿为优势矿种的成矿带上产出?成矿带上是否具有寻找同类型矿床的潜力?针对以上科学问题,本文在野外地质调查和钻孔编录工作基础上,开展光薄片鉴定、锆石U-Pb定年、锆石Lu-Hf同位素、全岩主微量、单矿物He-Ar-S-Pb-H-O同位素分析和流体包裹体研究,以解剖矿床地质特征,揭示成矿作用过程,评价区域成矿潜力,进行找矿预测。本文主要取得以下几点认识:1)角西钨矿床矿石矿物主要为呈宽板状发育的自形黑钨矿（含少量它形白钨矿）。矿体主要呈高角度石英脉发育在砂质板岩和深部岩体之中,走向近南北向,具有典型的“五层楼”分带模式。矿床发育云英岩化、硅化和角岩化等蚀变,成矿阶段可以划分为氧化物阶段、硫化物阶段和萤石-碳酸盐阶段。云母40Ar-39Ar同位素定年结果显示矿床的成矿年龄为13.6～13.1 Ma。2)矿区内发育黑云母二长花岗岩、黑云母二长花岗斑岩、花岗斑岩和白云母花岗岩,其中白云母花岗岩为成矿岩体。锆石U-Pb定年结果显示以上花岗岩的结晶年龄为14.5～13.7 Ma。全岩地球化学、锆石Hf和黑钨矿稀有气体He-Ar同位素分析结果显示矿床主要形成于俯冲至拉萨地体下部的印度岩石圈板片发生回撤或断离的构造背景之下,幔源岩浆的注入、中拉萨地体下部古老的结晶基底和狮泉河蛇绿混杂岩带分别为矿床的形成提供了热源、物质来源和岩浆通道,是矿床形成的重要条件。3)流体包裹体及H-O同位素研究显示成矿流体具有高温（340～380℃）、低盐度（<7.5wt.%）特征,氧化物阶段成矿流体中W元素含量为1.2～70ppm,明显高于硫化物和萤石-碳酸阶段。矿床形成压力为0.7～1.9kbar,对应的形成深度为2.5～6.9km。成矿流体在向上运移过程中与大气降水发生混合并与岩体反应,导致流体Cl-浓度和温度降低、pH值升高是钨沉淀成矿的主要机制。4)综合主要控矿因素与找矿标志,论文建立了角西钨矿床“三位一体”地质找矿预测模型。在此基础上,结合激电测深、区域化探、遥感解译和品位分析等成果对矿床深部及矿区外围进行了找矿预测。
腾格尔,陶成,胡广,申宝剑,马中良,潘安阳,王杰,王向华,徐二社[6]（2020）在《排烃效率对页岩气形成与富集的影响》文中研究表明页岩气富集既需要充足气源,又受后期构造改造强度控制。气源受制于烃源品质和排烃效率,滞留烃量是页岩气生成量的必要条件。通过固体沥青识别和统计,结合氦、碳同位素分析,研究了上奥陶统五峰组—下志留统龙马溪组烃源岩在四川盆地焦石坝、彭水地区的排烃效率、原地生气量及其对页岩气富集的影响。结果表明,五峰组—龙马溪组富有机质层段在焦石坝排烃效率为23%,滞留油量为27.67 kg/t,原地生气量为21.23 m3/t;而在彭水地区的排烃效率为65%,滞留油量为11.0 kg/t,原地生气量为18.99 m3/t,显示差异化生排烃作用,这与印支运动的影响程度有关。4He同位素测年表明,涪陵页岩气开始被封存聚集的时间为231 Ma,处于生油高峰期初期阶段,既气源充足,又利于有机孔隙发育;而彭水页岩气封闭体系形成的起始时间为183 Ma,晚于生气高峰期,气源不足。涪陵页岩气δ13C2为-35.8‰,δ13C1-δ13C2为4.8‰,而彭水页岩气δ13C2为-33.0‰,δ13C1-δ13C2为3.3‰,不同的δ13C分馏效应归因于生烃体系状态的差异性。烃源岩埋藏生烃演化过程中生烃高峰期与关键构造变革期的匹配,最大埋藏期的滞留烃量和抬升剥蚀过程中构造改造强度,联合控制着页岩气的生成、富集和保存。
刘俊辰[7]（2020）在《小秦岭金矿集区成矿物质来源与富集机制 ——以樊岔金矿床为例》文中研究说明位于华北克拉通南缘的小秦岭金矿集区是我国第二大黄金产地,前人对区内金矿床做了大量研究工作,取得了许多认识成果。尽管如此,对矿集区金矿床成矿物质来源、成矿时代、成矿机制和成矿环境等方面的认识尚存争议。本论文以小秦岭金矿集区樊岔金矿床作为研究对象,进行了系统的矿床地质、矿物学、地球化学和年代学的全面剖析,取得的主要认识和结论如下:1.发现矿石中富含大量与金共生的Te-Bi矿物,在垂向上具有“上碲下铋”的产出分布特征。载金黄铁矿贫As,Au与Ag、Te、Bi显着的正相关。载金黄铁矿微区原位LA-ICP-MS面分析显示Au、Ag、Te、Bi元素分布不均,并与黄铁矿生长环带吻合。金主要以显微、次显微Au-Ag-Te-Bi矿物组合的包体形式赋存于黄铁矿及石英中。Te、Bi对Au具有强效的萃取能力,Au与Te、Bi以微细粒固溶体共同迁移、富集与沉淀。樊岔金矿床及小秦岭金矿集区普遍存在的Au（Ag）-Te-Bi富集特征指示成矿作用与岩浆活动有关。2.H、O、S、Pb稳定同位素和He、Ar稀有气体同位素组成特征一致表明,樊岔金矿床成矿流体和金属来源于幔源岩浆热液,在成矿过程的晚期阶段有大气降水和壳源物质混入。3.载金黄铁矿Re-Os同位素等时线年龄为126-124 Ma,与自然金共生的热液独居石和金红石U-Pb年龄分别为127.5±0.7 Ma和129.7±4.3 Ma。精细的同位素年龄数据表明金矿床形成于早白垩世,与华北克拉通大规模岩石圈伸展减薄和岩浆活动相一致。4.在岩石圈大范围伸展减薄背景下,软流圈上涌导致广泛的壳幔相互作用,发育强烈的构造-岩浆活动,为金成矿作用提供了流体、金属、挥发分以及充足的热源。与岩石圈伸展有关的地壳断裂系统为深部含矿流体的运移、循环以及金的富集沉淀提供了有利空间。小秦岭金矿集区大规模金成矿作用是在早白垩世岩石圈伸展构造体制下构造演化与深部流体过程共同作用下的物质响应。
冯鹏宇[8]（2020）在《坡北杂岩体西部超镁铁质侵入体成因对比 ——Li-C-He-Ne-Ar同位素制约》文中提出新疆北山地区的坡北镁铁-超镁铁质杂岩体由一个大型辉长岩体及二十多个超镁铁质侵入体组成,赋存坡一、坡十及坡东铜镍硫化物矿床,其中坡一超镁铁质侵入体的碳与稀有气体同位素组成揭示镁铁质岩浆作用中存在地幔柱的贡献。其他超镁铁质侵入体岩浆作用中已证实的混染壳源物质的类型、混入机制、岩石成因及地幔柱作用的贡献等需要多元同位素体系制约。本研究对坡北杂岩体西部的坡一、坡十、坡四和坡东等超镁铁质侵入体中岩浆矿物开展锂同位素、碳和稀有气体同位素分析,通过侵入体岩浆作用中流体挥发分来源的探讨,确定了混染壳源物质的类型、混入机制,认识了岩浆源区特征、岩体成因、地幔柱贡献等动力学背景,取得了如下主要认识:1.超镁铁质侵入体橄榄石、辉石、斜长石的碳同位素组成(δ13CCO2=-25.60.6‰,δ13CCH4=-15.6-56.3‰)位于地壳、地幔与有机质热成因范围内,多数样品甲烷同系物的碳同位素组成具正序分布特征,部分样品具有反序分布特征。橄榄石的δ13CCO2值轻于辉石的,高温段的δ13CCO2和δ13CCH4值比低温段的偏重,低温下δ13CCO2和δ13CCH4主要分布在甲烷氧化物范围内,高温段主要分布于地幔与地壳范围之间。2.超镁铁质侵入体的3He/4He值（0.262.79Ra）分布于地壳与地幔值之间,坡一侵入体的3He/4He（0.382.79Ra）高于坡十、坡四和坡东侵入体;20Ne/22Ne（8.111.7）和21Ne/22Ne值（0.02500.0342）分布于大气Ne质量分馏线（MFL）和L-K线之间,40Ar/36Ar值（295598）略高于大气值。3.岩浆矿物的锂含量(2.078.48×10-6)和锂同位素δ7Li值（-3.43+2.94‰）主要分布于蚀变洋壳和沉积物端元范围内,δ7Li值低于岩石圈地幔。坡一侵入体锂丰度变化范围(2.078.48×10-6)与坡东和坡十侵入体相比较大。δ7Li值从坡十、坡一到坡东侵入体依次降低,橄榄石δ7Li值（2.632.64‰,平均为2.78‰）高于辉石的δ7Li（-3.432.43‰,平均为0.53‰）。4.超镁铁质侵入体C-He-Ar同位素组成表明流体挥发分具有地幔（柱）、蚀变洋壳及大气组分不同端元的贡献。CO2和CH4同系物碳同位素组成表明流体挥发分为地幔来源,且混入了壳源与沉积有机质热裂解组分;坡一、坡十、坡东与坡四侵入体He-Ar同位素估算:岩石圈地幔比例分别为22.0、16.8、9.7和6.6%,再循环洋壳分别为10.9、9.0、7.5和8.3%;大气组分分别为67.1、74.2、82.8和85.1%。5.岩浆源区由深部地幔柱物质叠加俯冲流/熔体交代的亏损岩石圈地幔物质组成,锂同位素指示俯冲再循环洋壳进入到岩浆地幔源区,C-He-Ne-Ar同位素揭示坡一侵入体岩浆源区较深,而坡十、坡四与坡东侵入体岩浆源区为俯冲流体交代的岩石圈地幔;岩浆矿物3He与36Ar含量正相关表明大气组分为源区混入,矿物结晶过程中有较重δ13C值的围岩物质加入到岩浆体系中。6.坡北杂岩体西部超镁铁质侵入体成因不同,可能是在后碰撞伸展环境与地幔柱作用的叠加构造背景下形成的。C-He-Ne-Ar同位素揭示坡一侵入体存在地幔柱岩浆作用的贡献,坡十、坡四与坡东侵入体地幔柱贡献较小。
袁晓博[9]（2019）在《三水盆地新生代岩浆记录与南海早期演化》文中研究指明三水盆地作为华南地区唯一存在大规模早新生代岩浆活动的构造活动带,在华南大陆破裂之前及破裂过程中,具有监视南海早期演化的潜在的透视窗的功能。笔者应用岩石学、矿物学、地质年代学和元素、同位素地球化学方法,对盆地火山岩岩石组合、时空分布、源区特征、岩浆过程、盆地性质及它们与南海演化之间的关系进行了较为系统的研究,取得如下重要认识:三水地区新生代火山岩基本限于玄武岩、粗面岩和流纹岩等3种类型。笔者辨识出12次火山喷发,每次均以基性岩浆开始并以碱性、酸性岩浆喷发结束,构成明显的玄武岩-粗面岩或玄武岩-流纹岩组合关联。但这一关联仅表现于时序上岩浆过程的旋回性,在空间上则不仅不出现在同一岩体,且有各自较为明晰的分布范围:玄武岩集中分布在盆地东部,粗面岩、流纹岩集中于盆地西部。首次获得研究区29.27±1.52Ma玄武岩和28.25±1.14Ma流纹岩的年代数据,从而将双峰式火山喷发模式与南海扩张期正式关联。根据新构建的66.04Ma—28.25Ma的火山岩年代框架,可知三水盆地的火山活动高峰处于中始新世,在此之后快速减弱并一直延续到南海海盆的扩张早期。研究区玄武岩中辉石族矿物多以单斜辉石为主,反映板内碱性环境。但玄武岩中偶见有反映拉斑质岩浆的斜方辉石,且斜方辉石具有筛状反应边,说明在其形成过程中存在碱性岩浆与拉斑质岩浆的混合作用。研究区火山岩总体表现为碱性程度较高。构造环境判别为拉张环境,具有与陆内裂谷火山岩相近的特征,地球化学分析表明粗面岩、流纹岩与玄武岩在成因上具有关联,且粗面岩和流纹岩的锆石εHf（t）8.1-15.5,均值13,与亏损地幔（DM）较为接近,说明其包含幔源岩浆因素,此外,部分锆石具有较老年龄（>180Ma）,说明陆壳物质也参与了成岩过程。玄武岩在岩浆演化过程中经历了橄榄石和单斜辉石的结晶分异,粗面岩、流纹岩经历了单斜辉石和斜长石的结晶分异。三水盆地区域性拉张开始时间不晚于66Ma,火山活动早期（66-58Ma）岩浆呈碱性,从58Ma开始拉斑质岩浆出现,在47-44Ma期间火山活动达到高峰,符合大陆裂谷的岩浆演化特征,但是,直到南海海盆扩张早期（28Ma）三水盆地始终未能发育到以大量拉斑玄武岩为代表的裂谷成熟期,且在44Ma之后岩浆喷发规模严重萎缩,盆地性质由主动裂谷转向被动裂谷。在南海开裂前其陆域的这一主动裂谷与红海、大西洋式洋盆开裂前的早期阶段具有高度的相似性,但后来裂谷性质的改变暗示南海后来“选择”了不同的发展道路。
张文[10]（2019）在《关中和柴北缘地区战略性氦气资源成藏机理研究》文中提出氦气是一种战略性资源,因其化学惰性、低沸点、低密度的特性,不仅广泛应用在低温超导、工业生产和科学研究等领域,而且在核工业和航天方面有不可替代的应用。我国是贫氦国家,氦气主要依赖进口,受制于人,氦气资源安全形势严峻。本论文综合运用稀有气体地球化学、油气地球化学、油气地质学和矿物学等学科知识,使用稀有气体同位素质谱仪、激光荧光仪、紫外可见分光光度计、电感耦合等离子体发射光谱仪、电感耦合等离子体质谱仪和电子探针,以关中盆地地热田和柴北缘油气田为研究区,在明确研究区氦气富集情况和成因类型的基础上,分别从氦气的生成、释放和运聚三个方面系统研究了氦气成藏机理,总结出氦气成藏模式和富集条件。分析井口气氦气含量及同位素,明确研究区氦气富集情况和成因类型。关中盆地本次采集的地热伴生气中He含量为0.05-2.94%,高于其工业标准0.05-0.1%。柴北缘地区马北气田He含量（0.06-0.20%）高于工业标准,牛东气田（0.01-0.02%）低于标准,东坪气田氦含量变化较大（0.02-0.48%）,部分区域达到标准。两个区域He同位素值均显示壳源氦气特征。调研世界富氦气藏的地质背景,揭示壳源氦气藏与花岗岩的关系,讨论花岗岩中氦气生成特征。关中盆地南缘露头花岗岩和银额盆地井下花岗岩均富铀钍,铀钍平均含量高于克拉克值,但各岩体中铀钍非均质性强,电子探针显示以铀钍独立矿物和铀钍类质同象矿物两种形态赋存。花岗岩可生成大量氦气,与关中盆地有关的花岗岩氦气生成量为142.76亿方,远高于根据地热流体估算的盆地内氦气资源量（21.30 亿方）。研究花岗岩中氦气释放机理,总结出花岗岩中氦气释放模式。采用真空破碎、加热熔融和分段加热三种方法提取稀有气体,结果表明:①花岗岩中仅部分氦气可保存在岩石中（1.5-17.4%）,结合前人研究,认为花岗岩中氦气的释放比率高达80%。氩气相对于氦气更难从岩石中释放出去。②温度是影响花岗岩中氦气释放的首要因素。250℃下,花岗岩对4He无封闭能力,丢失90%4He仅需6.4天。铌钛铀矿中4He封闭温度为125℃,该温度下丢失90%的4He需要2.5百万年。结合其他副矿物的封闭温度,认为27-250℃（400-7800m）为He部分封存区,低于27℃（400m以浅）为He完全封闭区,高于250℃（>7800m）为He不封存区。③断裂可进一步将不受温度封存的He运移至地壳浅部的流体系统中成藏。分析关中盆地稀有气体分馏过程,建立地热田地下水运移和氦气运聚成藏模式。空气来源的稀有气体（ADGs,e.g.,20Ne,36Ar,84Kr,130Xe）模拟结果表明,该地区经历过开放系统中重油-水瑞利分馏,且Kr和Xe富集°华县2井附近存在游离气藏,4He通量高。关中盆地氦气成藏模式如下:①地下水补给,ADGs随之运移至地下;②壳源气体（4He,40Ar*等）从地壳岩石中释放出来并溶解到地下水中,该过程持续0.30-1.98Ma。③地下水经历油-水分馏阶段;④主要气体组分（N2和CH4）生成并加入到地下流体系统中。随着甲烷补给量的增大,依次形成高氦弱气水溶气藏、低氦强气水溶气藏和高氦游离气藏。讨论柴北缘地区稀有气体分馏模型,建立油气田油气充注和氦气运聚成藏模式。柴北缘地区经历了油水-气水的多阶段相分馏过程,马北地区多油少气,东坪地区变化大,总体少油多气,牛东地区的油气特征介于马北和东坪之间。根据分馏模型,明确了氦气随地下水进行运移,计算了分馏前地下水中的4He含量,建立了柴达木盆地的氦气成藏模式:①地下水补给;②氦气初次运移。地壳岩石中衰变产生氦气释放并保存在（微）孔隙或（微）裂隙中的地下水中,在马北、东坪和牛东分别持续1.84-2.78,1.07-2.11和0.31-0.49Ma。③氦气二次运移。当油气集中生成而大规模运移时,地下水先后与油相和气相接触,导致溶解度极低的氦气从地下水中脱溶进入气相,随烃类一起运移至气藏。④油气藏形成后氦气补给可忽略不计。提出氦气富集的三大有利条件:①富铀钍的花岗岩区及古老地台的新构造活动区可为氦气藏提供丰富的来源;②地下流体系统中存在游离天然气藏,气-水平衡使溶解度极低的氦气,不断脱溶进入气藏,而非随地下水运移而散失,因此水溶气脱溶形成的气藏极有可能富集氦气;③气藏中主要组分的补给量适中,减小对前期形成的高氦气相的稀释作用,所以“低品位”气藏更容易发现较高氦气含量,对该类气田可进行天然气和氦气的综合利用。
二、构造环境对幔源岩中稀有气体同位素比值的制约（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、构造环境对幔源岩中稀有气体同位素比值的制约（论文提纲范文）
（1）地下水中稀有气体同位素及其火山型地热成因研究（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 稀有气体地球化学 |
| 1.2.1 稀有气体在水中的溶解度 |
| 1.2.2 过量空气(Excess Air) |
| 1.2.3 氦(He) |
| 1.2.4 氖(Ne) |
| 1.2.5 氩(Ar) |
| 1.2.6 氪(Kr)和氙(Xe) |
| 1.3 地热系统 |
| 1.3.1 地热系统简介 |
| 1.3.2 地球化学勘探应用于地热系统研究 |
| 1.3.3 稀有气体在地热勘探中的应用 |
| 1.4 国内外研究现状 |
| 1.4.1 稀有气体测试 |
| 1.4.2 稀有气体地球化学应用 |
| 1.4.3 广东地热系统研究现状 |
| 1.4.4 五大连池地热系统研究现状 |
| 1.5 研究内容、技术路线及创新点 |
| 1.5.1 研究内容 |
| 1.5.2 技术路线 |
| 1.5.3 创新点 |
| 1.5.4 主要工作量 |
| 第二章 研究区选择及研究方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.1.1 广东区域地质概况 |
| 2.1.2 广东深部地壳结构 |
| 2.1.3 五大连池区域概况 |
| 2.1.4 具体研究区域选择 |
| 2.2 采样方法 |
| 2.2.1 水样采集 |
| 2.2.2 稀有气体样品采集 |
| 2.3 测试方法 |
| 2.3.1 水样测试 |
| 2.3.2 稀有气体测试 |
| 2.4 稀有气体数据分析方法 |
| 2.4.1 补给高程及温度估算 |
| 2.4.2 地下水年龄计算 |
| 2.4.3 幔源组分区分 |
| 2.5 本章小结 |
| 第三章 惠州、潮州非火山区稀有气体地球化学 |
| 3.1 地质概况 |
| 3.1.1 惠州地区地质概况 |
| 3.1.2 潮州地区地质概况 |
| 3.2 采样布局 |
| 3.3 水文地球化学 |
| 3.3.1 水化学类型 |
| 3.3.2 水化学类型对比 |
| 3.3.3 主成分特征 |
| 3.3.4 氢氧稳定同位素特征 |
| 3.4 稀有气体地球化学 |
| 3.4.1 稀有气体温度 |
| 3.4.2 氦(He)组分来源分析 |
| 3.4.3 ~4He同位素年龄 |
| 3.4.4 氖(Ne)同位素 |
| 3.5 区域地幔上涌存在证据及其地热意义 |
| 3.5.1 火成岩证据 |
| 3.5.2 地球物理显示 |
| 3.5.3 地球化学显示 |
| 3.5.4 构造及地热意义 |
| 3.6 本章小结 |
| 第四章 五大连池尾山火山区稀有气体地球化学 |
| 4.1 五大连池尾山地质 |
| 4.1.1 地质概况 |
| 4.1.2 水文地质概况 |
| 4.1.3 区域气象概况 |
| 4.2 采样布局 |
| 4.3 水文地球化学 |
| 4.3.1 水化学类型 |
| 4.3.2 主组分特征 |
| 4.3.3 水岩相互作用 |
| 4.3.4 氢氧稳定同位素特征 |
| 4.4 稀有气体地球化学 |
| 4.4.1 稀有气体温度 |
| 4.4.2 氦(He)组分来源分析 |
| 4.4.3 ~4He同位素年龄 |
| 4.4.4 其它稀有气体同位素 |
| 4.5 岩浆囊存在的证明及其地热意义 |
| 4.5.1 尾山岩浆囊存在的地球物理假设 |
| 4.5.2 岩浆囊存在的稀有气体地球化学证据 |
| 4.5.3 地热意义 |
| 4.6 本章小结 |
| 第五章 CO_2-He系统反映区域构造及地热模式 |
| 5.1 引言 |
| 5.1.1 CO_2-He系统的选择 |
| 5.1.2 CO_2-He系统简介 |
| 5.2 广东沿海不同地热系统中稀有气体信号显示模式 |
| 5.2.1 广东CO_2-He系统分析 |
| 5.2.2 对区域地质构造的反映及其地热意义 |
| 5.3 五大连池-长白山深部构造及火山成因模式分析 |
| 5.3.1 五大连池-长白山CO_2-He系统分析 |
| 5.3.2 对深部地质构造的反映及其地热意义 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 结论及展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 后续研究展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（2）滇东煤层气合采井气水地球化学特征及气层层源判识（论文提纲范文）
| 致谢 |
| 摘要 |
| abstract |
| 变量注释表 |
| 1 绪论 |
| 1.1 选题背景及意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.3 研究内容和研究方案 |
| 1.4 论文工作量 |
| 2 研究区煤层气地质概况 |
| 2.1 研究区地理及交通位置 |
| 2.2 地质构造特征 |
| 2.3 含煤地层和煤层 |
| 2.4 水文地质条件 |
| 2.5 煤层气井开发状况 |
| 2.6 小结 |
| 3 煤层气合采井产出气地球化学特征 |
| 3.1 煤层气化学组成及变化特征 |
| 3.2 稳定碳氢同位素及变化特征 |
| 3.3 稀有气体同位素及变化特征 |
| 3.4 小结 |
| 4 煤层气合采井产出水地球化学特征 |
| 4.1 产出水中常规离子变化特征及产能响应 |
| 4.2 产出水中氢氧同位素变化特征及产能响应 |
| 4.3 产出水中微量元素变化特征及产能响应 |
| 4.4 产出水中溶解无机碳变化特征及产能响应 |
| 4.5 小结 |
| 5 煤层气合采井产出气体层源综合定量判识 |
| 5.1 混源气存在的普遍性 |
| 5.2 混源气体综合定量判识思路及流程 |
| 5.3 混源气定量判识实例分析 |
| 5.4 小结 |
| 6 结论及创新点 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 创新点 |
| 参考文献 |
| 作者简历 |
| 学位论文数据集 |
（3）新疆漩涡岭二叠纪镁铁-超镁铁质杂岩体成因 ——C-He-Ne-Ar同位素的制约（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 选题依据和研究意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 镁铁质层状岩体研究现状 |
| 1.2.2 北山层状岩体研究现状 |
| 1.2.3 漩涡岭层状岩体研究现状 |
| 1.3 研究方法、内容和工作量 |
| 1.3.1 研究方法 |
| 1.3.2 研究内容 |
| 1.3.3 主要工作量 |
| 第二章 地质背景 |
| 2.1 区域地质 |
| 2.1.1 大地构造位置 |
| 2.1.2 区域地质 |
| 2.1.3 岩浆活动 |
| 2.2 岩体地质 |
| 第三章 样品和实验 |
| 3.1 样品和处理 |
| 3.1.1 样品 |
| 3.1.2 样品处理 |
| 3.2 实验方法 |
| 3.2.1 碳同位素组成分析 |
| 3.2.2 稀有气体同位素组成分析 |
| 第四章 碳同位素组成特征 |
| 4.1 CO_2碳同位素组成 |
| 4.2 烷烃气体碳同位素组成 |
| 第五章 稀有气体同位素组成特征 |
| 5.1 稀有气体同位素丰度 |
| 5.2 稀有气体同位素组成 |
| 第六章 漩涡岭杂岩体流体挥发份的来源 |
| 6.1 岩浆作用流体来源 |
| 6.1.1 岩浆后期混入流体挥发份 |
| 6.1.2 岩浆作用中的流体 |
| 6.2 放射性成因稀有气体来源 |
| 6.3 不同端元流体挥发份比例估算 |
| 第七章 地壳混染类型及机制 |
| 7.1 岩浆源区特征 |
| 7.2 地壳混染类型及机制 |
| 第八章 漩涡岭杂岩体成因 |
| 8.1 大地构造环境 |
| 8.2 岩石成因 |
| 第九章 结论 |
| 参考文献 |
| 在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
（4）黔西地区龙潭组致密砂岩储层评价（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 选题背景和意义 |
| 1.2 国内外研究现状及存在问题 |
| 1.3 研究内容及方法 |
| 1.4 技术路线 |
| 1.5 完成主要工作量 |
| 1.6 主要成果及创新点 |
| 2 黔西地区地质概况 |
| 2.1 构造特征 |
| 2.2 地层及沉积特征 |
| 3 黔西地区龙潭组沉积特征 |
| 3.1 龙潭组沉积背景 |
| 3.2 露头和井资料 |
| 3.3 沉积相类型及特征 |
| 3.4 单井和连井相特征 |
| 3.5 砂岩平面展布特征 |
| 3.6 沉积相平面展布特征 |
| 3.7 小结 |
| 4 黔西地区龙潭组致密砂岩储层表征 |
| 4.1 砂岩样品和实验方法 |
| 4.2 储层岩石学特征 |
| 4.3 储层物性特征 |
| 4.4 储集空间类型 |
| 4.5 孔喉结构表征 |
| 4.6 孔喉分形表征 |
| 4.7 小结 |
| 5 黔西地区龙潭组致密砂岩成岩作用定性和定量表征 |
| 5.1 成岩作用对孔喉结构的影响 |
| 5.2 成岩作用阶段 |
| 5.3 成岩作用综合评价 |
| 5.4 小结 |
| 6 黔西地区龙潭组致密砂岩综合评价 |
| 6.1 储层质量评价 |
| 6.2 储层综合分类 |
| 6.3 小结 |
| 7 黔西地区龙潭组致密砂岩气体来源探讨 |
| 7.1 龙潭组致密砂岩气概况 |
| 7.2 测试样品和实验方法 |
| 7.3 致密砂岩气充注历史 |
| 7.4 致密砂岩气来源 |
| 7.5 致密砂岩气潜力讨论 |
| 7.6 小结 |
| 8 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（5）西藏班公湖-怒江成矿带西段角西钨矿床成矿作用及找矿预测（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 选题依据及意义 |
| 1.2 研究现状和拟解决问题 |
| 1.2.1 研究现状 |
| 1.2.2 存在问题 |
| 1.3 研究内容和技术路线 |
| 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 主要成果及创新点 |
| 1.5.1 取得的主要成果 |
| 1.5.2 创新点 |
| 2 区域地质背景 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.2 区域构造 |
| 2.3 区域岩浆岩 |
| 2.4 区域矿产 |
| 3 矿床地质特征 |
| 3.1 地层 |
| 3.2 构造 |
| 3.3 岩浆岩 |
| 3.4 矿体特征 |
| 3.5 围岩蚀变特征 |
| 3.6 矿石特征 |
| 3.6.1 矿石类型及矿物组成 |
| 3.6.2 矿石组构 |
| 3.6.3 矿石矿物成分 |
| 3.7 成矿期次与成矿阶段 |
| 4 花岗岩年代学及岩石地球化学 |
| 4.2 成岩时代 |
| 4.2.1 样品制备及测试 |
| 4.2.2 分析结果 |
| 4.2.3 小结 |
| 4.3 岩石地球化学特征 |
| 4.3.1 主量元素 |
| 4.3.2 微量元素 |
| 4.3.3 小结 |
| 4.4 Hf-Sr-Nd-Pb同位素地球化学特征 |
| 4.4.1 锆石Lu-Hf同位素 |
| 4.4.2 全岩Sr-Nd-Pb同位素 |
| 4.5 岩石成因 |
| 4.5.1 岩石类型 |
| 4.5.2 岩浆源区 |
| 4.5.3 构造背景 |
| 5 成矿流体特征 |
| 5.1 样品采集及分析 |
| 5.2 流体包裹体显微温度学 |
| 5.2.1 流体包裹体岩相学 |
| 5.2.2 流体包裹体盐度、均一温度特征 |
| 5.3 成矿流体成分特征 |
| 5.3.1 激光拉曼分析结果 |
| 5.3.2 包裹体原位LA-ICP-MS分析结果 |
| 6 成矿作用 |
| 6.1 成矿时代 |
| 6.2 成矿物质来源 |
| 6.2.1 样品采集及分析方法 |
| 6.2.2 He-Ar同位素特征 |
| 6.2.3 S同位素特征 |
| 6.2.4 Pb同位素特征 |
| 6.3 成矿流体来源 |
| 6.3.1 样品采集及分析方法 |
| 6.3.2 H-O同位素特征 |
| 6.3.3 成矿流体来源讨论 |
| 6.4 成矿压力深度估算 |
| 6.5 成矿作用过程 |
| 6.5.1 岩浆演化与成矿 |
| 6.5.2 黑钨矿沉淀机制 |
| 6.5.3 硫化物沉淀机制与流体演化 |
| 7 成矿控制条件及找矿预测 |
| 7.1 区域地球化学特征 |
| 7.1.1 水系沉积物元素背景分布特征 |
| 7.1.2 水系沉积物元素组合特征 |
| 7.1.3 元素地球化学分布特征 |
| 7.2 遥感解译 |
| 7.2.1 异常解译结果 |
| 7.2.2 遥感异常特征 |
| 7.3 控矿条件分析 |
| 7.3.1 岩浆岩条件 |
| 7.3.2 地层条件 |
| 7.3.3 构造条件 |
| 7.4 找矿标志 |
| 7.4.1 地表露头 |
| 7.4.2 围岩蚀变 |
| 7.4.3 化探标志 |
| 7.4.4 找矿地质模型 |
| 7.5 找矿预测 |
| 7.5.1 深部云英岩型钨矿体 |
| 7.5.2 角东伟晶岩型Nb-Ta稀有金属矿 |
| 7.5.3 荣啊约钨矿 |
| 8 结论 |
| 8.1 成果认识 |
| 8.2 存在问题及建议 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附表 |
| 个人简历 |
（6）排烃效率对页岩气形成与富集的影响（论文提纲范文）
| 1 样品与实验方法 |
| 1.1 样品 |
| 1.2 实验方法 |
| 1.2.1 固体沥青的识别及定量统计 |
| 1.2.2 滞留油量、排油效率及生气潜力计算 |
| 1.2.3 页岩气稀有气体组分及其同位素组成分析 |
| 2 结果与讨论 |
| 2.1 固体沥青含量、滞留油量及排油效率 |
| 2.2 页岩气藏的形成时间 |
| 2.3 页岩气碳同位素地球化学特征及排烃效率 |
| 2.4 烃类排滞的控制因素及对页岩气生成富集影响 |
| 3 结论 |
（7）小秦岭金矿集区成矿物质来源与富集机制 ——以樊岔金矿床为例（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 研究现状及存在问题 |
| 1.2.1 华北克拉通及小秦岭金矿集区金矿床研究现状 |
| 1.2.2 碲化物型金矿床研究现状 |
| 1.2.3 樊岔金矿床研究现状 |
| 1.2.4 存在问题 |
| 1.3 研究内容与技术路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 1.4 论文工作量 |
| 1.5 论文创新点 |
| 2 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造背景 |
| 2.2 矿集区地层 |
| 2.2.1 结晶基底 |
| 2.2.2 盖层岩系 |
| 2.3 矿集区构造 |
| 2.4 矿集区岩浆岩 |
| 2.4.1 古-中元古代花岗岩 |
| 2.4.2 中生代花岗岩 |
| 2.4.3 基性岩脉 |
| 2.5 区域金矿床概况 |
| 3 樊岔金矿床地质特征 |
| 3.1 矿区地质 |
| 3.1.1 地层 |
| 3.1.2 构造 |
| 3.1.3 侵入岩 |
| 3.2 矿体特征 |
| 3.3 矿石特征 |
| 3.4 围岩蚀变 |
| 3.5 成矿阶段 |
| 4 成矿物质来源 |
| 4.1 样品及实验方法 |
| 4.1.1 H-O同位素分析 |
| 4.1.2 He-Ar同位素分析 |
| 4.1.3 原位S同位素分析 |
| 4.1.4 原位Pb同位素分析 |
| 4.2 测试结果 |
| 4.2.1 H-O同位素组成 |
| 4.2.2 He-Ar同位素组成 |
| 4.2.3 S同位素组成 |
| 4.2.4 Pb同位素组成 |
| 4.3 成矿物质来源 |
| 4.3.1 成矿流体来源 |
| 4.3.2 成矿金属来源 |
| 4.4 小结 |
| 5 矿物成因及成矿元素富集机制 |
| 5.1 样品及实验方法 |
| 5.1.1 矿相学及电子探针分析 |
| 5.1.2 黄铁矿微区原位LA-ICP-MS点分析 |
| 5.1.3 黄铁矿微区原位LA-ICP-MS面分析 |
| 5.2 测试结果 |
| 5.2.1 碲-铋化物矿物学 |
| 5.2.2 黄铁矿微量元素组成 |
| 5.2.3 黄铁矿微量元素分布 |
| 5.3 金的富集机制 |
| 5.3.1 金的赋存形式 |
| 5.3.2 Te-Bi矿物共生组合及形成条件 |
| 5.3.3 金的富集机制及成因指示 |
| 5.4 小结 |
| 6 成矿时代 |
| 6.1 样品及实验方法 |
| 6.1.1 黄铁矿Re-Os同位素定年 |
| 6.1.2 独居石和金红石矿相学、LA-ICP-MS微量元素及U-Pb定年 |
| 6.2 测试结果 |
| 6.2.1 黄铁矿Re-Os年龄 |
| 6.2.2 独居石矿物学、化学成分及U-Pb年龄 |
| 6.2.3 金红石矿物学、化学成分及U-Pb年龄 |
| 6.3 成矿时代及意义 |
| 6.3.1 金成矿时代 |
| 6.3.2 矿床成因及成矿背景指示 |
| 6.4 小结 |
| 7 小秦岭金矿集区成矿模型 |
| 8 结论与问题 |
| 8.1 主要结论 |
| 8.2 存在问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 数据附表 |
| 个人简历 |
（8）坡北杂岩体西部超镁铁质侵入体成因对比 ——Li-C-He-Ne-Ar同位素制约（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 研究意义与选题依据 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 层状杂岩体研究现状 |
| 1.2.2 坡北镁铁-超镁铁质杂岩体研究现状 |
| 1.3 科学问题、研究内容及主要工作量 |
| 1.3.1 科学问题 |
| 1.3.2 研究内容 |
| 1.3.3 主要工作量 |
| 第二章 地质背景 |
| 2.1 区域地质背景 |
| 2.1.1 大地构造背景 |
| 2.1.2 区域地层 |
| 2.1.3 岩浆活动及区域矿产 |
| 2.2 坡北镁铁-超镁铁质岩体特征 |
| 2.2.1 坡一超镁铁质侵入体 |
| 2.2.2 坡十超镁铁质侵入体 |
| 2.2.3 坡四超镁铁质侵入体 |
| 2.2.4 坡东超镁铁质侵入体 |
| 第三章 样品与实验方法 |
| 3.1 样品及前处理 |
| 3.1.1 样品 |
| 3.1.2 同位素样品前处理 |
| 3.2 实验方法 |
| 3.2.1 碳同位素 |
| 3.2.2 锂同位素 |
| 3.2.3 He-Ne-Ar同位素 |
| 第四章 岩石地球化学与锂同位素组成特征 |
| 4.1 主量元素特征 |
| 4.2 微量元素特征 |
| 4.2.1 微量元素 |
| 4.2.2 稀土元素 |
| 4.3 锂同位素特征 |
| 4.3.1 锂含量 |
| 4.3.2 锂同位素组成 |
| 第五章 碳同位素组成特征 |
| 5.1 CO2碳同位素组成 |
| 5.2 烷烃气体碳同位素组成 |
| 第六章 稀有气体同位素组成 |
| 6.1 He含量及同位素组成 |
| 6.2 Ne含量及同位素组成 |
| 6.3 Ar含量及同位素组成 |
| 第七章 镁铁质岩浆流体挥发分来源 |
| 7.1 放射性成因组分 |
| 7.2 不同端元的流体组分贡献及比例估算 |
| 第八章 岩浆过程 |
| 8.1 岩浆源区特征 |
| 8.2 岩浆结晶分异 |
| 8.3 地壳混染 |
| 第九章 超镁铁质侵入体成因对比与成岩动力学背景 |
| 9.1 地壳与大气组分的混入机制 |
| 9.2 超镁铁质侵入体成因对比 |
| 9.3 成岩动力学背景 |
| 第十章 结论 |
| 参考文献 |
| 博士在读期间科研成果及参与项目 |
| 致谢 |
（9）三水盆地新生代岩浆记录与南海早期演化（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 研究现状及研究意义 |
| 1.1.1 选题依据 |
| 1.1.2 研究现状 |
| 1.1.3 研究意义 |
| 1.2 研究内容 |
| 1.3 技术路线 |
| 1.4 项目依托及完成工作量 |
| 1.4.1 项目依托 |
| 1.4.2 工作量 |
| 1.5 创新点 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 地层概况 |
| 2.2 盆地火山活动 |
| 第三章 样品采集与实验方法 |
| 3.1 样品采集 |
| 3.1.1 新发现火山岩体 |
| 3.1.2 火山岩空间配置 |
| 3.1.3 大塱山组特征 |
| 3.2 实验方法 |
| 3.2.1 K-Ar测试 |
| 3.2.2 40Ar-39Ar测试 |
| 3.2.3 锆石测试 |
| 3.2.4 矿物化学组成测试 |
| 3.2.5 全岩主微量组成测试 |
| 3.2.6 惰性气体测试 |
| 第四章 火山岩年代学 |
| 4.1 测年结果 |
| 4.2 年代学特征 |
| 4.3 火山岩时空特征 |
| 4.4 小结 |
| 第五章 岩相学及矿物化学 |
| 5.1 手标本及镜下特征 |
| 5.2 矿物化学 |
| 5.2.1 橄榄石种类与矿物化学 |
| 5.2.2 辉石种类与矿物化学 |
| 5.2.3 长石种类与矿物化学 |
| 5.3 小结 |
| 第六章 岩石化学与地球化学 |
| 6.1 主量元素 |
| 6.1.1 玄武岩 |
| 6.1.2 粗面岩 |
| 6.1.3 流纹岩 |
| 6.2 微量元素 |
| 6.2.1 玄武岩 |
| 6.2.2 粗面岩 |
| 6.2.3 流纹岩 |
| 6.3 惰性气体、Sr-Nd-Pb及 Hf同位素 |
| 6.3.1 惰性气体同位素 |
| 6.3.2 Sr-Nd-Pb同位素 |
| 6.3.3 锆石Hf同位素 |
| 6.4 地球化学特征分析 |
| 6.5 小结 |
| 第七章 岩浆性质及其对构造环境的反映 |
| 7.1 岩浆性质与盆地演化特征 |
| 7.2 三水盆地新生代火山岩的构造环境 |
| 7.3 盆地火山岩与南海构造演化之间的关系 |
| 第八章 结论与展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 附录一 年代测试数据 |
| 附录二 锆石元素测试数据 |
| 附录三 矿物化学测试数据 |
| 附录四 全岩主微量元素测试数据 |
| 附录五 同位素测试数据 |
| 论文发表 |
| 个人简历 |
（10）关中和柴北缘地区战略性氦气资源成藏机理研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 研究意义 |
| 1.2 国内外含氦气藏 |
| 1.2.1 世界含氦气藏 |
| 1.2.2 中国含氦气藏 |
| 1.3 氦气成藏国内外研究现状 |
| 1.3.1 氦气生成研究现状 |
| 1.3.2 氦气释放研究现状 |
| 1.3.3 氦气运聚研究现状 |
| 1.3.4 氦气保存研究现状 |
| 1.3.5 研究区氦气研究现状 |
| 1.3.6 存在的问题 |
| 1.4 研究内容、研究方法及技术路线 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 研究方法及技术路线 |
| 1.5 主要工作量及创新点 |
| 1.5.1 创新点 |
| 1.5.2 主要工作量 |
| 1.6 小结 |
| 2 研究区地质背景 |
| 2.1 关中盆地地质背景 |
| 2.1.1 大地构造位置 |
| 2.1.2 区域地层 |
| 2.1.3 构造演化 |
| 2.1.4 岩浆岩 |
| 2.2 柴北缘地区地质背景 |
| 2.2.1 大地构造位置 |
| 2.2.2 区域地层 |
| 2.2.3 构造演化 |
| 2.2.4 岩浆岩 |
| 2.3 小结 |
| 3 研究区富氦特征与氦气生成 |
| 3.1 实验样品及测试方法 |
| 3.2 研究区富氦特征 |
| 3.2.1 研究区氦气含量 |
| 3.2.2 研究区氦气成因类型 |
| 3.3 氦气生成特征 |
| 3.3.1 壳源氦气藏与花岗岩的关系 |
| 3.3.2 花岗岩中氦源元素地球化学特征 |
| 3.3.3 花岗岩中氦源元素赋存状态特征 |
| 3.3.4 花岗岩的氦气生成量 |
| 3.4 小结 |
| 4 花岗岩中氦气释放 |
| 4.1 实验样品及测试方法 |
| 4.2 花岗岩中稀有气体地球化学特征 |
| 4.3 花岗岩中氦氩赋存状态特征 |
| 4.4 花岗岩中氦氩释放特征 |
| 4.5 温度对花岗岩中氦气释放的影响 |
| 4.5.1 花岗岩中氦气的扩散行为 |
| 4.5.2 富铀钍矿物中氦气的扩散行为 |
| 4.6 花岗岩中氦气释放模式 |
| 4.7 小结 |
| 5 关中盆地(地热田)氦气运聚成藏 |
| 5.1 实验样品及测试方法 |
| 5.1.0 实验样品 |
| 5.1.1 与主要组分及碳同位素测试方法 |
| 5.1.2 稀有气体含量及同位素测试方法 |
| 5.2 关中盆地主要组分及稀有气体特征 |
| 5.2.1 关中盆地主要组分及碳同位素特征 |
| 5.2.2 关中盆地稀有气体地球化学特征 |
| 5.3 关中盆地地下流体运移过程 |
| 5.3.1 模拟条件 |
| 5.3.2 气-水分馏 |
| 5.3.3 油-水分馏 |
| 5.4 关中盆地氦气运聚成藏模式 |
| 5.4.1 氦气与地下水的关系 |
| 5.4.2 地下水中4He含量 |
| 5.4.3 地壳4He通量 |
| 5.4.4 地下水中CH4和N2含量及N2来源 |
| 5.4.5 关中盆地氦气成藏模式 |
| 5.5 小结 |
| 6 柴北缘地区(油气田)氦气运聚成藏 |
| 6.1 实验样品及测试方法 |
| 6.2 柴北缘地区主要组分及稀有气体特征 |
| 6.2.1 柴北缘地区主要组分特征 |
| 6.2.2 柴北缘地区稀有气体地球化学特征 |
| 6.3 柴北缘地区油气充注过程 |
| 6.3.1 模拟条件 |
| 6.3.2 单阶段相分馏(气-水平衡) |
| 6.3.3 多阶段相分馏(油水平衡-气水平衡) |
| 6.3.4 柴北缘地区油气资源 |
| 6.4 柴北缘地区氦气运聚成藏模式 |
| 6.4.1 ~4He与地下水的关系 |
| 6.4.2 地下水中~4He含量 |
| 6.4.3 地下水中~4He累积 |
| 6.4.4 油气成藏后~4He补给 |
| 6.4.5 柴北缘地区其他壳源稀有气体的富集 |
| 6.4.6 柴北缘地区氦气成藏模式 |
| 6.5 氦气富集有利条件 |
| 6.6 小结 |
| 7 结论与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 存在的问题和展望 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
四、构造环境对幔源岩中稀有气体同位素比值的制约（论文参考文献）
- [1]地下水中稀有气体同位素及其火山型地热成因研究[D]. 王帅. 中国地质大学, 2020(02)
- [2]滇东煤层气合采井气水地球化学特征及气层层源判识[D]. 杜明洋. 中国矿业大学, 2020
- [3]新疆漩涡岭二叠纪镁铁-超镁铁质杂岩体成因 ——C-He-Ne-Ar同位素的制约[D]. 李通. 兰州大学, 2020(01)
- [4]黔西地区龙潭组致密砂岩储层评价[D]. 刘曾勤. 中国地质大学(北京), 2020(08)
- [5]西藏班公湖-怒江成矿带西段角西钨矿床成矿作用及找矿预测[D]. 王勇. 中国地质大学(北京), 2020
- [6]排烃效率对页岩气形成与富集的影响[J]. 腾格尔,陶成,胡广,申宝剑,马中良,潘安阳,王杰,王向华,徐二社. 石油实验地质, 2020(03)
- [7]小秦岭金矿集区成矿物质来源与富集机制 ——以樊岔金矿床为例[D]. 刘俊辰. 中国地质大学(北京), 2020(01)
- [8]坡北杂岩体西部超镁铁质侵入体成因对比 ——Li-C-He-Ne-Ar同位素制约[D]. 冯鹏宇. 兰州大学, 2020
- [9]三水盆地新生代岩浆记录与南海早期演化[D]. 袁晓博. 中国地质大学(北京), 2019(02)
- [10]关中和柴北缘地区战略性氦气资源成藏机理研究[D]. 张文. 中国矿业大学(北京), 2019(12)