一、广西六种花岗岩中石英相结构分析（论文文献综述）
张健[1]（2021）在《赤泥协同多源固废制备注浆材料组成设计、水化机理与性能调控》文中进行了进一步梳理我国基础设施建设蓬勃发展,公路铁路、水利水电、城市地下空间等一大批基础设施工程投入建设,目前,我国已成为世界上隧道与地下工程建设规模及难度最大的国家。隧道与地下工程建设过程中,经常遭遇断层、破碎岩体、软弱地层、岩溶等不良地质,极易诱发围岩塌方、突水突泥、涌水溃砂等地质灾害,突发性的地质灾害对施工人员、机具造成巨大损失,也严重威胁着隧址区水文、生态环境。注浆材料作为对不良地质体进行治理的主体,在注浆工程中扮演着重要的角色。目前硅酸盐水泥基注浆材料应用最为广泛,但随着地下工程灾害治理难度的提升,水泥基注浆材料凝结时间长、早期强度增长率低等工程性能缺陷日益突出,并且随着社会环保意识的增加,水泥制备原料不可再生,制备过程能耗高、污染重等环境问题也日益显现,因此,研发一种高性低价的新型注浆材料,成为保证隧道与地下工程建设安全的重要课题。与此同时,伴随着我国经济的高速发展,每年将产生高达数十亿吨的工业及城市固体废弃物,目前这些固废大多以堆存为主,综合利用没有根本突破,堆积日增,环境社会压力巨大。然而固废化学组成虽各不相同,但其主要成分均为SiO2、CaO、Al2O3、Fe2O3等,具有潜在胶凝活性,利用固废制备注浆材料,不但能够实现隧道与地下工程地质灾害的有效防控,推动我国地下工程建设发展;同时也符合环保行业和绿色建筑业的发展需求,是“生态文明”和社会“绿色发展、循环发展、低碳发展”的必然要求。然而,固废制备注浆材料时存在组成波动性大、胶凝活性差、污染环境等问题,如何利用固废制备绿色高性低价的注浆材料已成为隧道与地下工程建设可持续发展的重要方向之一。本文以注浆工程性能需求为导向,以典型难利用工业固废赤泥为主要研究对象,针对固废制备注浆材料存在的关键科学问题展开研究,建立了多类型固废协同利用的赤泥基注浆材料的制备理论,分析了赤泥基注浆材料水化机理,探究了其水化动力学模型,形成了赤泥基注浆材料性能调控方法,确保了新型注浆材料的服役安全特性及环保特性,并实现了赤泥基注浆材料节能减排降耗容量分析,取得了一系列研究成果。（1）针对赤泥胶凝活性低,组成复杂多变的利用难题,揭示了赤泥胶凝活性提升机制,确定了赤泥协同多类型固废胶凝体系不同类型水化产物的形成规律,提出了赤泥基注浆材料制备过程中的配比设计方法,建立了基于多类型固废协同利用的赤泥基注浆材料制备理论;（2）探究了赤泥基注浆材料水化硬化过程中浆体流变动力学特征、自由水赋存状态变化规律、微观形貌变化特征以及水化放热量变化规律。确定了赤泥基注浆材料的水化动力学特征,揭示了赤泥基注浆材料的水化机理,依托Krstulovic-Dabic模型分析了赤泥基注浆材料的水化动力学特征;（3）水文地质条件复杂多变的岩土工程对注浆材料提出了不同的性能要求,揭示了赤泥原料粒径、水灰比、外加剂等制备参数对赤泥基注浆材料工作性能的作用机制,提出了赤泥基注浆材料性能的动态调控方法,并基于人工神经网络和遗传算法,建立了赤泥基注浆材料凝结时间和力学强度的动态预测方法;（4）分析了赤泥基注浆材料在离子侵蚀、应力荷载等服役环境下力学性能的演化规律,根据Weibull函数分布和Lemaitre应变等效原理提出了赤泥基注浆材料结石体失稳破坏的数学关系;（5）针对赤泥碱性组分、重金属等污染因子可能带来的环境污染问题,阐明了赤泥基注浆材料结石体中碱性组分和重金属元素的浸出规律,揭示了污染因子的固化机理,并提出了相应的固化方法,实现了赤泥基注浆材料在岩土工程应用过程中的绿色环保特性,并基于eBalance全寿命周期方法实现了赤泥基注浆材料在岩土工程中应用的节能减排降耗容量分析。
朱振南[2]（2021）在《干热花岗岩钻采过程中井壁围岩物理力学特征研究》文中进行了进一步梳理随着社会经济的持续发展,人口数量的不断增长,人类对于能源的需求不断增加。同时随着人类的不断开采,传统化石能源例如煤炭、石油和天然气日趋枯竭,其所带来的环境污染（酸雨和温室效应等）日益严重。清洁高效的能源是未来能源发展的方向,其中深部地热能在成本、可靠性和环境友好性方面具有很大的优势。因此,深部地热能开发目前被认为是一种可再生的替代能源。美国洛斯阿拉莫斯国家试验室（Los Alamos National Laboratory）于20世纪70年代设计并实现了增强型地热系统（Enhanced Geothermal System,EGS）,该系统通过建立人工循环系统将注入井与生产井连接起来,形成双重系统,旨在提取深部干热岩中储存的热量,热能通过循环流经热裂干热岩的水或其他合适的流体泵送到地表的发电厂进行发电。在地热能钻采过程中,可能向地热储层裂缝注入和循环注入冷水,使得地热储层岩石（高温岩石）温度迅速降低,从而改变储层岩石的物理力学性质,进而影响地热井井壁的稳定性和安全性。因此,研究水冷循环热处理花岗岩的物理力学性能具有重要意义。此外,在钻井过程中和钻井后,岩体往往处于卸荷围压状态,这也会将导致岩石的严重破坏。同时,卸载应力条件也可能导致现有断层的复活、裂缝网络的产生甚至地震事件。因此,了解高温和卸载应力条件对深部岩石的作用机理,对于地热钻采工程的成功实现至关重要。因此,本文主要进行了高温自然冷却后南安（NA）花岗岩热学、可钻性和加卸载力学试验以及高温循环遇水冷却后随州（SZ）花岗岩力学试验,利用SEM和偏光显微镜对高温处理后的花岗岩试样微观结构进行观测,揭示其物理力学性质变化机理。在此基础上建立了高温损伤统计本构模型,并通过试验数据对所建立的模型进行验证,希望能为深部干热岩（Hot dry rock,HDR）钻井井眼稳定性的精确模拟和工程设计提供理论依据。全文主体内容共分为六个章节,具体内容如下:第一章:本章首先简单介绍了地热资源含义,指出了地热资源尤其是干热岩型地热资源研究的能源与环境意义,引出了论文研究的目的和意义,并对国内外干热花岗岩钻采过程中井壁围岩物理力学现状进行了概括,分析了当前研究中存在的不足之处,最后给出了本文拟解决的关键科学问题、研究内容以及技术路线。第二章:通过对NA花岗岩进行实时高温下体积、质量和密度,高温自然冷却和遇水冷却后纵波波速测定,得出高温下和高温后NA花岗岩物理参数随温度变化的关系,并利用偏光显微镜揭示其随温度变化机理。通过对SZ花岗岩进行高温循环遇水冷却后体积、质量、密度和纵波波速测定,得出高温遇水冷却后SZ花岗岩物理参数随温度和循环次数变化的关系,并利用SEM揭示其随温度和遇水循环次数变化的微观机理。第三章:本章主要进行了高温作用后NA花岗岩热膨胀率、热导率、热扩散率和比热容的测定,分析高温和遇水冷却对花岗岩热学性质的影响,并借助偏光显微镜观察高温作用后NA花岗岩微观变化,以揭示高温作用后NA花岗岩热学性质变化的微观机理。第四章:本章通过对NA花岗岩进行高温自然冷却和遇水冷却后单轴压缩试验和微钻试验,对比分析高温和遇水冷却对NA花岗岩力学特性及可钻性的影响。同时对NA花岗岩进行高温自然冷却后三轴加载和卸载试验,研究高温和围压及应力路径对NA花岗岩力学特征的影响,并利用偏光显微镜揭示其随温度变化机理。通过对SZ花岗岩进行高温循环遇水冷却后单轴压缩试验,得出高温遇水冷却后SZ花岗岩力学特征随温度和循环次数变化的关系,并利用微观手段揭示其随温度和遇水循环次数变化机理。第五章:本章在Lemaitre应变等效性理论损伤模型研究的基础上,考虑温度对岩石的损伤作用,引入热损伤变量DT,建立未考虑孔隙压密阶段服从正态分布的统计热损伤本构模型,并依据岩石屈服的概念,利用极值法确定模型所需参数。在此基础上,结合有效介质理论对模型进行改进,建立了加卸载条件下考虑孔隙压密阶段的高温后岩石统计损伤本构模型,进而以本文高温作用后NA花岗岩加卸载试验所得数据对模型进行验证。第六章:总结了论文研究中得出的主要结论和认识,给出了论文的主要创新之处,并指出了本文研究中存在的不足之处以及今后的研究方向。通过上述研究工作,主要得到以下结论和认识:（1）物理性质方面,高温后NA花岗岩体积和比热容皆随温度的升高而增大,600℃分别增大1.60%和15.46%;而纵波波速、质量、密度、热导率和热扩散系数随温度升高而降低,600℃分别降低73.9%、0.23%、1.80%、30.71%和34.93%。同一温度下,高温下花岗岩物理性质变化量大于高温后物理性质变化量,600℃高温下花岗岩质量、体积和密度变化量分别大于高温后0.09%、2.72%和2.65%。（2）高温自然冷却NA花岗岩力学性能随温度的升高而降低,花岗岩的脆性逐渐向塑性转变,600℃且围压分别为20、40和60 MPa时,加载条件下峰值强度分别下降55.4%、58.6%和49.5%,E值分别下降45.9%、39.7%和33.5%。与常规三轴试验结果相比,卸荷条件下的力学性能有所降低,卸荷降低了花岗岩的承载力,600℃围压为20、40和60 MPa时,卸载条件下峰值强度分别下降53.9%、59.1%和49.8%,E值分别为40.2%、44.9%和25.4%。（3）高温自然冷却后NA花岗岩试样的薄片显示,高温后花岗岩试样的微裂纹密度和平均宽度均随温度的升高而增大,在600℃时微裂纹密度和平均宽度分别为1.97 mm/mm2和25.16μm,且形成了微裂纹网络。花岗岩高温后物理力学性能的逐渐劣化,主要是由于热微裂纹的演化和各种矿物显微结构的变化引起的。卸荷作用下不同高温后NA花岗岩力学性质劣化的主要原因在于侧向卸荷相当于在岩石侧面产生一个拉应力。400℃可作为花岗岩显着劣化的起始温度,高温和卸荷均对岩石力学性能有劣化的影响,且400℃以上的温度对花岗岩强度和变形性能的影响大于卸载作用。（4）遇水冷却后花岗岩钻孔速率、塑性系数、试样质量损失及磨件质量损失平均值随温度升高呈指数增长,500℃分别增大89.71%、81.65%、185.58%和57.95%;载荷-压痕深度曲线随温度的变化由脆性向韧性转变。在600℃条件下,在微钻试验和摩擦磨损试验中,花岗岩井壁发生坍塌。花岗岩样品在不同加热和水冷条件下的可钻性随温度的升高而增大。花岗岩可钻性的提高有利于改善EGS钻井施工,同时也会引起HDR地层深井钻井过程中井筒的不稳定性。（5）高温循环遇水却后SZ花岗岩体积随循环次数的增加而增大,而质量、密度、纵波波速、单轴抗压强度和弹性模量随循环次数的增加而减小。经历第1次遇水冷却循环后,花岗岩物理力学性质迅速变化,500℃单轴抗压强度和弹性模量分别降低33.37%和38.82%;当循环次数大于5时,高温遇水循环冷却后花岗岩的物理性力学质变化不明显,之后变化量逐渐趋于平缓,500℃经10、20和30遇水循环后,平均UCS分别下降68.47%、77.64%和78.91%,平均E分别下降76.98%、88.17%和88.42%。通过高温后偏光显微镜图片分析发现高温后花岗岩微裂纹密度和宽度随温度的升高而降低,500℃经1、5、10、20、30遇水循环后,微裂纹密度分别为常温下的4.90、5.34、6.07、7.33和9.03倍,这与高温后花岗岩物理性质随温度变化的趋势一致。高温后花岗岩物理性质的变化主要与岩石矿物的变化和微裂纹的扩展有关。（6）单轴压缩条件下,NA花岗岩破坏形态由轴向劈裂向剪切破坏转变,600℃时高温作用后NA花岗岩呈现剪切破坏。常规三轴作用下,高温作用后NA花岗岩整体上呈现剪切破坏,围压对岩石破坏形态影响较小,但整体上使得破坏后的岩石更加破碎。卸荷作用下不同高温后NA花岗岩主要表现为双剪破坏,这是由于侧向卸荷相当于在岩石侧面产生一个拉应力。遇水冷却和循环作用皆对花岗岩的破坏模式都有很大的影响,在未热损伤的情况下,SZ花岗岩呈现轴向劈裂破坏模式,随温度和循环次数的升高,从轴向劈裂向剪切破坏过渡,且破坏后试样的完整度逐渐降低。（7）将高温后岩石的变形分为孔隙和骨架两部分,建立了考虑孔隙压密阶段的统计热损伤本构模型。模型可以很好的描述了加卸载条件下高温后NA花岗岩的完整应力-应变曲线,理论曲线与实验数据吻合度较高。考虑孔隙压实阶段特征的损伤-变形模型的理论结果与NA花岗岩在不同温度下的常规压缩试验结果吻合较好。通过理论可以推导出岩石高温后孔隙部分力学参数以及岩石的正态分布参数,便于工程应用,且正态统计分布与力学参数及岩性无关,对不同岩石具有普适性。
吴军明[3]（2020）在《景德镇唐至元瓷釉技术研究》文中指出景德镇唐至元的瓷釉技术是我国古代瓷釉技术发展史中的重要内容,对其进行深入研究、系统梳理,有利于厘清景德镇瓷业技术的发展脉络,理解景德镇瓷业中心地位的形成原因。本文以最新考古发掘的乐平南窑、湘湖兰田窑遗址为依托,以近年来景德镇铜锣山、凤凰山、湖田、落马桥等宋元窑址和御器厂明代窑址出土的瓷片标本为研究对象,主要采用能量色散X荧光光谱分析、锶同位素分析、扫描电子显微镜、X射线衍射分析等测试分析方法,对不同时期的瓷釉样品和制釉原料的元素组成、锶同位素组成、显微结构、物相组成等进行系统分析,并结合模拟实验及文献资料,深入研究了景德镇唐至元代瓷釉技术特征、演变规律、原料配方及技术源流等关键问题,科学诠释了“无灰不成其釉”的内涵。组成分析表明,景德镇唐代瓷釉元素的组成特征与越窑青釉相似,CaO、P2O5含量均在15%和0.5%左右,且Sr含量基本在500ppm以上,为高钙高锶的草木灰釉;五代瓷釉借鉴了北方白釉配方采用的无机灰料配釉技术,在此基础上进行技术创新,改用草木灰和石灰石共同作为助熔剂配釉（釉中CaO含量仍保持15%左右,但P2O5含量明显下降,仅为0.25%以下,Sr含量仅为100ppm左右）,且已开始使用釉果（瓷石）类原料配釉（TiO2含量从唐代的0.4%以上,下降到五代的0.15%以下,其中五代白釉更是下降为0.03%）,创烧了蟹壳青釉和白釉瓷,并为其后青白瓷的产生奠定了基础;南宋以后,釉灰制备趋于成熟稳定,其在釉中的添加量随着时代的发展逐渐减少。显微结构分析表明,景德镇唐、五代青釉中存在大量蠕虫状小液滴,少数样品蠕虫状分相结构内部还存在一定数量的圆球状小液滴。五代白釉及其后的宋代青白釉、元代青花釉和卵白釉则未见明显分相结构,但宋代青白釉中气泡明显增多且变大,元代卵白釉中存在一定量的短柱状或针状晶体。唐、五代青釉的分相结构明显不同于其他瓷釉的原因是其化学组成具有高磷高钙的特点,而P2O5、SiO2皆为玻璃网络形成体,会使釉中出现[PO4]3-与[SiO4]4-两种不同形式的网络结构并产生分相。模拟实验和对制釉原料分析发现,狼萁草起始分解温度低,拥有两个连续的放热峰,有利于釉灰煨烧过程中熟石灰里的Ca（OH）2向CaCO3转变,作为酸性土壤指示性植物,组成上较高的Fe2O3含量促进了景德镇瓷釉“白里泛青”特色的形成,加之狼萁草在景德镇当地分布广、产量大、易采集,这些特征是其长期作为釉灰烧炼的专用原料沿用至今的重要原因。另外,三次煨烧和四个月时间尿沤处理后的釉灰,CaCO3含量可达91%,平均粒径仅为13.45 μm,表明釉灰制备所采用的煅烧、消化、煨烧和尿沤等系列工艺方法,是一种行之有效的古代石灰石原料细粉化和高纯化加工工艺。综合分析表明,由唐至元,景德镇瓷釉完成了从钙釉向钙碱釉的转变,明代以后则进一步完成了向碱钙釉的转变,这大致可分为三个阶段:唐代的初创期、五代至北宋的创新发展期、南宋以后的成熟提升期。其中钙釉向钙碱釉的转变使釉料的高温流动性下降,这为釉下彩绘细线条的表现提供了更好的技术支撑,也可能是青花瓷在元代突然成熟和兴起的重要技术原因。此外,景德镇瓷釉技术的演变特点,充分体现了景德镇开放性、包容性和创新性的陶瓷文化内涵,这也是景德镇得以成为千年瓷都的重要原因。
何爱林[4]（2018）在《花岗岩热损伤机理及其力学特性试验研究》文中进行了进一步梳理岩石是由一种或多种矿物成分组合成的结构体,含有许多微裂纹和微孔洞,具有各向异性的物理力学性能,在地热资源开发、核废料深埋处置等工程中,岩石的力学特性常常受到温度的影响。本文选取陕西华山花岗岩为研究对象,对经历不同温度处理的花岗岩试样开展一系列试验研究,探析了其力学行为、细观机理及声发射特性等,主要研究工作及结论如下:首先,结合单轴和三轴压缩试验,研究了不同温度后花岗岩的应力-应变响应以及各力学参数随温度的变化趋势。同时,通过X射线衍射试验,对温度后的花岗岩矿物成分进行分析。结果表明:花岗岩常温下为灰白色,随着温度升高逐渐变为暖色调,脆性与体积均有所增大;对于同一温度,花岗岩在三轴压缩下的抗压强度远大于单轴下抗压强度,且随着温度的升高,围压对于提高强度的效果越明显;X射线衍射曲线显示,500℃以下岩样主要成分的衍射信息没有明显的变化;超过500℃后,在26.5°27.0°衍射角范围内石英的衍射峰明显减小。接着,对经历20、300、500、700和900℃温度后的花岗岩试样进行超声波检测,结合超声波波速与波形的变化,探究了岩石的热损伤特性,并借助于扫描电镜（SEM）对岩石温度损伤现象进行了细观观测。研究发现:当温度低于500℃时,花岗岩中纵波波速随温度升高而平缓下降,温度高于500℃,花岗岩组分石英发生相变,纵波波速迅速下降。特别地,700℃后岩样损伤严重,波速衰减渐趋平缓;SEM图像显示,随着温度的升高花岗岩微裂纹数量增加。最后,基于花岗岩单轴压缩和声发射（AE）试验,对比了实时温度下和温度后岩样声发射能量计数的变化规律,并对应力-应变曲线形状、峰值应力、峰值应变、弹性模量和破坏模式进行了讨论。结果显示:温度越高花岗岩内部形成的裂纹越多,内部损伤越严重,声发射活动愈加频繁;经相同的热处理,实时温度下的塑性阶段更明显,峰值应变较大,峰值应力和弹性模量偏小,主要是因为温度下的花岗岩热应力效应明显,而温度后岩样内部裂纹部分发生愈合,刚度得以增强。
荣伟[5]（2017）在《华南九岭地区新元古代花岗岩地球化学研究》文中进行了进一步梳理花岗岩一直是固体地球科学研究的热点和前沿,尤其是近些年来对过铝质花岗岩的成因研究。尽管前人对此已进行了大量研究,但依然存在很多亟待解决的问题,例如过铝质花岗岩的形成主要是地壳物质重熔还是壳幔相互作用的结果、过铝质花岗岩中镁铁质包体的形成机制及其对寄主花岗岩成分制约、过铝质花岗岩体内岩石类型辨别、过铝质花岗岩体内成分变化以及同位素不均一性的原因等。本博士学位论文选取江南造山带中东段九岭地区新元古代九岭过铝质花岗岩基和星子花岗岩体作为研究对象,通过系统的岩石地球化学研究和对过铝质花岗岩地球化学成分变化的合理解释,结果不仅对过铝质花岗岩体中的镁铁质包体提出了新的形成机制,而且发现大的过铝质花岗岩基形成过程中存在长英质岩浆之间混合的重要作用,并且在过铝质岩体中辨别出了 I型和S型花岗岩,最后对过铝质花岗岩基主要是地壳物质再循环的产物给予了进一步的确认。花岗岩中镁铁质包体的来源往往能够对花岗岩的成因提供重要的信息。九岭东南部坳子村花岗岩主要为中粗粒的黑云母花岗岩,其内广泛存在镁铁质包体。这些镁铁质包体大小不一,从小于一厘米到大于十几厘米,它们粒度比寄主花岗岩细,颜色更深。它们与寄主花岗岩具有相似的矿物组合,但黑云母含量更高且相对缺乏钾长石。一些黑云母聚集体（小包体）中存在着石榴石碎片,这些石榴石含量较少,通常都与黑云母相关,部分被黑云母环绕、部分具有黑云母边、部分与黑云母呈港湾状接触,一些微尺寸（< 10 μm）的细长状黑云母与它形石英生长在石榴石颗粒边内。岩相学观察表明,这些黑云母是通过消耗石榴石而生长的,属于变交代成因。同时这些变交代黑云母在地球化学成分上也显示了继承石榴石的成分特征,它们具有更高的Mg#、MgO、A/CNK含量,更低的TiO2、K2O、（La/Yb）N、（Gd/Yb）N含量,以及显着的Eu负异常。另外,一些石榴石颗粒内还包裹着少量原生黑云母包裹体,这些黑云母包裹体与变交代的黑云母具有相似的成分特征。因此,黑云母聚集体中的石榴石碎片应该为转熔石榴石,而与这些转熔石榴石相关的黑云母则为转熔石榴石与花岗质熔体逆反应形成的二次反应矿物,这一反应就是黑云母脱水熔融的逆反应:石榴石+钾长石+熔体1 +水=黑云母+斜长石+石英+熔体2。九岭坳子村寄主花岗岩SiO2含量为62.94～67.91 wt.%,主要为花岗闪长质;而镁铁质包体SiO2含量为59.12～61.81 wt.%,主要为闪长质。SIMS锆石U-Pb定年结果表明,寄主花岗岩与镁铁质包体具有误差范围内一致的形成年龄为中新元古代（823 ± 3～824 ± 4 Ma）。寄主花岗岩的全岩（87Sr/86Sr）i比值为 0.708 到 0.712、εNd（t）值为-3.34,锆石 εHf（t）值为 4.10 到 7.49、δ180 值为 10.70‰到11.81‰;镁铁质包体的全岩（87Sr/86Sr）i比值为0.710到0.714、εNd（t）值为-0.75到-2.74,锆石εHf（t）值为4.26到4.69、δ18O值为10.50‰到10.90‰。由此可见,镁铁质包体与寄主花岗岩具有相似的全岩Sr-Nd-Hf-O同位素组成,其富集的Sr-Nd同位素和高的δ18O值表明寄主花岗岩和镁铁质包体主要来源于地壳物质,而非地幔物质。另外,寄主花岗岩和镁铁质包体都显示了强过铝质的特征（A/CNK> 1.1）,表明坳子村花岗岩和镁铁质包体源岩主要为经历过地表化学风化的沉积岩。矿物学资料表明,坳子村花岗岩中镁铁质包体内的黑云母一部分和与石榴石相关的变交代黑云母成分相似,另一部分与寄主花岗岩中的黑云母成分相似。同时,镁铁质包体中的黑云母比寄主花岗岩中的黑云母含有更多的斜长石包裹体且缺乏钾长石包裹体。另外,镁铁质包体中的锆石与寄主花岗岩中的锆石具有一致的εHf（t）值（2.7～5.9vs.3.8～7.8）和δ18O值（8.23～9.99‰ vs. 8.03～10.09‰）。综合这些结果,本文提出,九岭坳子村花岗岩中富黑云母的包体是转熔石榴石聚集体在花岗质岩浆演化的晚期、水活度较高的条件下与花岗质熔体逆反应形成的。热力学模拟表明,坳子村花岗岩中直接从岩浆中结晶的黑云母约为5%,远低于薄片中观察到的比例。因此,寄主花岗岩中黑云母也主要来自于转熔石榴石与花岗质熔体的逆反应。质量平衡计算表明,约10%的转熔石榴石被夹带进入了坳子村花岗岩中。这些夹带的转熔石榴石大部分最终与花岗质熔体发生逆反应,形成了变交代黑云母,从而直接提高了坳子村S型花岗岩中的MgO+FeOT含量。这对转熔矿物夹带模型是一个补充,因为缺乏转熔矿物在花岗岩中的存在形式一直是该模型的最大问题。本文研究表明,这些转熔矿物大多已经与寄主花岗质熔体逆反应形成了新矿物如黑云母等,从而影响了 S型花岗岩的成分变化。不同源区来源的长英质岩浆之间的混合在花岗岩成因中可能普遍存在,但是一直难以识别。九岭过铝质花岗岩基中存在着两种类型花岗质岩石,一种是中粗粒的低硅花岗岩,其Si02含量为62.22～ 68.97 wt.%;另一种是中细粒的高硅花岗岩,其Si02含量为71.51 ～ 74.04 wt.%。SIMS和LA-ICPMS锆石U-Pb定年结果表明,低硅和高硅花岗岩具有一致的侵位年龄,为中新元古代～820Ma。低硅和高硅花岗岩都显示了强过铝质的特征（A/CNK>1.1）,但是低硅花岗岩比高硅花岗岩具有更高的MgO、FeO、TiO2、A1203以及MREE含量。全岩锆饱和温度计算表明,低硅花岗岩具有相对较高的全岩锆饱和温度771～855℃,而高硅花岗岩具有相对较低的全岩锆饱和温度736～765℃。低硅花岗岩全岩（87Sr/86Sr）i比值为0.706到0.720、εNd（t）值为-2.74到-4.44、两阶段Nd模式年龄为1.71～1.85Ga,锆石εHf（t）值为3.93到6.57、两阶段Hf模式年龄为1.40～1.57Ga;高硅花岗岩全岩（87Sr/86Sr）i比值为0.712到0.717、εNd（t）值为-3.20至-4.36、两阶段Nd模式年龄为1.75～1.85Ga,锆石εHf（t）值为1.99到3.44、两阶段Hf模式年龄为1.60～1.69Ga。两者在Sr-Nd-Hf同位素组成上的差异指示,它们的源区属于不同成分的地壳。另外,在九岭岩基低硅和高硅花岗岩中鉴定出了两组锆石和石榴石,它们或以单晶体形式出现,或以核边结构出现在同一颗粒中。组Ⅰ锆石具有高的δ18O值（>8‰,平均10.1‰）和低的εHf（t）值（平均0.8）,而组Ⅱ锆石具有相对较低的δ18O值（<8‰,平均6.8‰）和较高的εHt（t）值（平均5.1）。组Ⅰ和组Ⅱ锆石都既存在于岩浆锆石边部也存在于岩浆锆石核部。组Ⅰ石榴石富集FeO和MgO,贫CaO和MnO;而组Ⅱ石榴石则相对富集CaO和MnO,贫FeO和MgO。组Ⅰ石榴石具有显着的Eu负异常,MREE-HREE表现出平坦到下降的趋势;而组Ⅱ石榴石具有弱或者无Eu负异常,MREE-HREE呈现陡峭的趋势。此外,组Ⅰ石榴石相对组Ⅱ石榴石具有更高的O同位素比值,且组Ⅰ石榴石与组Ⅰ锆石氧同位素平衡,组Ⅱ石榴石与组Ⅱ锆石氧同位素平衡。在具有核边结构的颗粒中,组Ⅰ石榴石主要出现在核部,而组Ⅱ石榴石主要出现在边部。综合分析表明,九岭过铝质花岗岩基主要由地壳岩石熔融产生,但是两组锆石和石榴石分别结晶于两批不同成分的长英质岩浆。批次Ⅰ岩浆可能来自于古老地壳沉积物在较高的温度下部分熔融产生,而批次Ⅱ岩浆可能来自于相对新生地壳岩石在较低的温度下部分熔融。因此,九岭过铝质花岗岩基是由两批来自不同地壳源区、具有不同地球化学成分的长英质岩浆之间混合形成的。星子花岗岩体不同地区五件样品SIMS锆石U-Pb定年结果表明其形成年龄为819±5Ma到831±6Ma,为新元古代中期,与周边九岭岩基一样属于江南造山带～820Ma这一期岩浆岩的一部分。星子花岗岩体大部分样品都显示了均一的过铝质成分特征（A/CNK>1.0）,并且具有基本一致的全岩Sr-Nd-Hf同位素成分,同时在全岩成分协变图上,A/CNK和P2O5与Si02基本没有明显的变化关系,类似于S型花岗岩的成分特征,且同岩浆锆石均具有高于地幔值的O同位素值。但是星子花岗岩中另一部分与辉长岩脉相关的花岗岩却显示了从准铝质到过铝质的特征,并且呈现了明显的A/CNK与Si02正相关关系以及P205与Si02负相关关系,类似于Ⅰ型花岗岩,同时这些样品内的同岩浆锆石具有接近于地幔锆石的O同位素组成。这些成分特征表明星子花岗岩中存在着S型和Ⅰ型两种花岗岩。因此,星子花岗岩体主要是由S型和Ⅰ型花岗质岩浆混合形成。同时S型花岗岩样品具有低于地幔值的正的εHf（t）值,而Ⅰ型花岗岩样品具有类似地幔锆石的高的εHf（t）值,表明S型花岗质岩浆主要来源于年轻弧地壳岩石快速沉积之后深熔,而Ⅰ型花岗质岩浆则主要是新生地壳岩石重熔形成。本文研究表明,过铝质花岗岩中富黑云母的包体除了传统认为的残留体来源、镁铁质岩浆来源以及堆晶来源外,还可能是花岗质熔体中夹带的转熔石榴石聚集体在花岗质岩浆演化的后期发生逆反应形成的,过铝质花岗岩中高的MgO+FeOT含量可能是转熔石榴石与熔体逆反应形成的大量黑云母散入到花岗岩中造成的。过铝质花岗岩主要是由地壳物质部分熔融形成,不同成分的长英质岩浆批式侵入可能是形成这种大花岗岩基的主要方式。长英质岩浆之间的混合往往难以通过全岩地球化学研究识别,但是通过对不同难熔矿物进行微区矿物学和地球化学的综合研究是识别长英质岩浆混合的一种有效方式。综合矿物学、全岩地球化学成分以及锆石O同位素组成能够对过铝质花岗岩体内I型和S型花岗岩的鉴别提供准确且有效的制约。
郭翰群[6]（2017）在《高温热处理后花岗岩的纳米压痕试验研究》文中研究指明岩石宏观上的力学性质往往有着深刻的微观机制。本文通过理论分析,试验研究等方式从微观上研究花岗岩在高温热处理后力学特性及微结构特征随温度的变化。通过对高温热处理后的花岗岩进行X射线衍射试验、显微镜观测、纳米压痕试验,分析热处理后花岗岩各矿物成分、表面形态特征,以及力学性质随温度的变化。将纳米压痕试验结果通过均值化方法计算获得花岗岩的宏观弹性模量和泊松比,并与传统力学试验获得的花岗岩弹性模量相对比,得到以下主要结论:（1）绿泥石矿物在600℃及以上的高温作用后消失。石英、钾长石和钠长石矿物成分几乎不发生变化。云母含有较丰富的水,在较高温度作用下会不同程度地失去。（2）花岗岩颜色随热处理温度增高逐渐变浅,其表面黑色成分分布减少,整体逐渐显现出淡黄色,经历的温度越高,质量减轻越多,微孔隙增多越明显,颗粒间的粘结力越弱。（3）温度作用后花岗岩微观表面出现微裂纹,且其裂纹的数量和宽度随着温度的升高总体增加;云母的匀润光泽度随加热的温度增高逐渐降低,变得暗黑,甚至出现的裂纹;在300℃及更高温度作用后,深黑色区域出现明显的棕黄色物质。（4）各矿物成分弹性模量和硬度表现出相似的统计分布规律以及随热处理温度变化规律。石英的弹性模量随温度的增大总体减小,且降低幅度较大,各温度作用后的弹性模量分布表现较集中,分布范围变化较小。在500℃600℃之间,其弹性模量出现了急剧下降,这是由于石英在573℃附近,其晶体结构由?相转变为?相。长石的弹性模量随温度的增大总体降低,降低幅度较小,各温度作用后的弹性模量,分布范围变化较大。云母的弹性模量随温度增加逐步增大,其分布范围变化也较大。（5）花岗岩均值化弹性模量随温度变化不断波动,其总体表现缓慢下降的趋势,幅度很小。不同温度作用后花岗岩的泊松比随温度变化很小,未表现出明显的变化规律。均值化方法用于评价常温下材料的力学性质仍有着重要的工程实践意义,若要适用于温度作用后的岩石力学性质分析则需进一步优化。
鲁佳[7]（2017）在《云南东川因民铁质基性岩构造岩相学特征与成岩成矿关系》文中研究表明扬子地块西缘经历多期构造-岩浆-热事件,形成了元古宙IOCG矿床（铁氧化物铜金型矿床）成矿域,但铁质基性岩与铁铜矿床成矿机理的关系不清。本文选择云南东川因民铁铜矿区铁质基性岩类为研究对象,以实测构造岩相学、岩相学、矿相学、地球化学和年代学等综合手段,在系统构造岩相学研究的基础上,深入探讨了铁质基性岩类的岩浆演化动力学特征与铁铜矿床成矿作用关系,主要获得的认识如下:1.因民铁铜矿区铁质基性岩类组成了火山岩—次火山岩杂岩体,可划分为六种铁质基性岩类的构造岩相学类型和两种与火山热液活动有关的构造岩相学类型,相序结构分带明显,具有同期异相结构相体和异时同位叠加相体特征。早期辉绿辉长岩（1800±37Ma）侵入于新太古代—早元古代小溜口岩组中,其岩相学分带为次火山岩中心相、过渡相和边部相,并与因民组一段火山溢流相（暗绿色铁质基性熔岩等）属于同期异相结构相体。其后,辉绿岩和辉绿辉长岩等次火山岩（1720+31/-32Ma）侵入火山溢流相中,晚期火山通道相/火山隐爆角砾岩相（含磁铁矿矿浆角砾的熔结火山角砾岩等）呈穿切关系分布上述构造岩相体中,与其在同空间相伴的岩浆热液角砾岩相（黑云母岩浆热液角砾岩等）和火山热水喷流通道相（含铜硅质钠质热液角砾岩等）,共同为火山隐爆—热水喷流成岩成矿事件形成的异时同位叠加相体,这些成岩成矿相体穿切早期古火山机构并围绕其集中分布。构造岩相学恢复揭示了本区火山岩—次火山岩杂岩体为铁铜矿床的成矿系统根部相和成矿物质供给中心部位。2.构造岩相学和岩石地球化学研究表明,因民铁铜矿区铁质基性岩具有贫硅（Si02=45.96%～50.71%）、富铁质（TFeO=10.38%～20.51%）和高碱性（富钠而低钾,Na20+K20含量为1.07%～8.31%）等特征,并富集大离子亲石元素、高场强元素和稀土元素。铁质基性岩浆演化程度较高,具有从苦橄质玄武岩→粗面玄武岩→响岩质碱玄岩方向的演化趋势。稀土配分模式图、微量元素含量和比值等具有与OIB型地幔端元成分类似的特征,研究认为本区铁质基性岩岩浆源区的地球化学特征与洋岛玄武岩类似,具有陆内裂谷构造背景,推测东川（因民）地区铁质基性岩上涌侵位为本区陆内裂谷环境形成的构造动力学机制。3.因民铁铜矿区成岩成矿作用具有多期次叠加特征,早期（因民期）岩浆活动年龄为1800±37Ma,代表了东川群因民组的底界年龄,后期辉绿辉长岩侵入年龄为1720+31/-32Ma,推测其一直延续到1667±13Ma,形成火山岩—次火山岩杂岩体。与成岩成矿有关岩浆—热液活动可划分为四个期次:（1）岩浆自变质期,以钙钠硅酸盐化蚀变相为主要特征,处于高温强氧化环境（T=662～1684℃,△NNO=+0.78～+2.11）,Fe以磁铁矿的形式出现。（2）岩浆热液平衡期,以水解钾硅酸盐化蚀变相为主要特征,处于高温强氧化环境（T=505～590℃,1gfO2=-12.4～-5.25,P=1.16～2.26kbar）,Fe以赤铁矿形式为主,为本区因民期稀矿山型铁铜矿床富集成矿的主要期次。（3）火山热水淋滤期,以水解硅酸盐化蚀变相（青磐岩化蚀变相）为主要特征,形成以深部岩浆热液为主导的岩浆热流体-大气降水—盆地流体对流循环体系,属于中低温强还原性流体（T=170～235℃,1gfO2=-51.93～-43.70,1gfS2=-13.34～-2.50）,该流体淋滤铁质基性岩中的Fe、Cu等成矿物质,顺着构造发育地带迁移并卸载成矿,为本区因民期和落雪期Cu富集成矿的主要期次。（4）热液叠加改造富集期,本区经历多期次的构造—岩浆—热事件（1800Ma～1OOOMa）,铁质基性岩岩浆不仅带来深部（上地幔和下地壳）新的成矿物质,而且又造成了岩浆活动的热异常区,重新激活了成矿热液的循环对流体系,同时铁质基性岩作为被淋滤的对象,成为了本区铁铜矿床稳定持续性成矿物质的供给系统。
曾祥伟[8]（2017）在《基于XRD全谱拟合技术的风化壳矿物组分定量研究》文中认为风化壳与土壤中矿物组分的定量研究是矿物学界的一大难题。针对应用传统X射线衍射方法进行表生矿物（特别是粘土矿物）定量分析存在的众多缺陷,本文探索X射线衍射全谱拟合（Rietveld）新技术在地质学领域的应用。论文尝试建立应用X射线衍射Rietveld全谱拟合新方法进行风化壳矿物组分定量分析的技术流程,提出有效性评价标准,并以玉林龙江花岗岩风化壳和崇左六汤火山岩风化壳为典型案例,定量刻画了不同类型基岩风化壳中矿物组分的垂向变化规律研究。研究所取得的主要认识如下:（1）相比于传统X射线衍射定量分析方法（如内标法等）,Rietveld全谱拟合方法在复杂多相混合物定量分析方面具有强大功能,它能省去需要纯物质制作标准衍射图,改善只依赖特征峰进行标定,很好地解决多相混合物衍射峰重叠的问题,并能有效消除结晶度和择优取向等对衍射强度的影响,从而获得更准确的定量分析结果。（2）构建了基于XRD全谱拟合技术（Rietveld方法）的风化壳矿物组分定量分析技术流程,明确了样品制备、XRD数据采集、样品定性分析、矿物相晶体结构数据获取以及测试样品XRD数据进行全谱拟合精修等各个环节的标准做法和注意事项。（3）制定了专门针对风化壳矿物进行全谱拟合的精修策略,其主要工作包括拟合函数（峰形函数和背底函数等）选择、精修参数选择以及精修次序等。在拟定精修策略的前提下,对玉林龙江粗粒黑云母花岗岩风化壳样品、玉林龙江细粒花岗岩风化壳样品以及崇左六汤火山岩风化壳样品进行了全谱拟合精修实验,获得修正因子Rwp分别在5.44%-10.77%、3.02%-8.83%、3.96%-10.65%之间,均小于11%,且测试样品矿物含量与地质实际情况能较好匹配,说明Rietveld全谱拟方法可以有效应用于风化壳样品的定量相分析。（4）对玉林龙江地区的两组花岗岩风化壳的进行案例对比研究表明,在相同的表生环境下,粗粒花岗岩和细粒花岗岩之上的风化壳矿物组分含量及垂向变化趋势有显着不同。粗粒花岗岩风化壳的优势粘土矿物为高岭石,它自下而上的垂向含量变化为25.28%→39.92%→42.37%→46.96%→58.12%;而细粒花岗岩风化壳中优势粘土矿物为伊利石,它的含量变化为4.08%→13.79%→30.3%→30.55%。矿物定量分析的结果指示,在相同风化条件下,粗粒花岗岩要比细粒花岗岩更易遭受风化。（5）对崇左六汤火山岩风化壳进行案例研究表明,在亚热带环境下,酸性火山岩风化壳中的优势粘土矿物主要为高岭石和伊利石,两类矿物在全风化层和红土层中的含量可达到70%以上。
高彭[9]（2016）在《华南陆块南岭地区中生代花岗岩地球化学研究》文中进行了进一步梳理华南陆块在中生代时期经历了强烈的构造-岩浆活动,产生了遍布全区的岩浆岩,其中发育最广泛的是花岗岩。过铝质花岗岩占据了其中的主体,然而它们是当今花岗岩研究中的一个难点。实验岩石学资料表明,过铝质花岗质熔体既可以由变沉积岩部分熔融产生（对应S型花岗岩）,也可以由变火成岩部分熔融产生（对应1型花岗岩）。研究华南中生代花岗岩的形成时代、地球化学特征和源区物质来源,不仅对认识区域构造演化具有重要的意义,而且对于理解过铝质花岗岩的岩石成因很有价值。尽管前人对华南中生代花岗岩开展了大量的工作,但鉴于这些花岗岩成因复杂且大多不同于那些典型的S型或I型花岗岩,因此对它们的岩石成因认识还存在着争议。本学位论文以南岭地区部分中生代花岗岩为研究对象,重点研究三叠纪年龄的花岗岩。本文对贵东复式岩体中的鲁溪、下庄和高栋岩体以及富城岩体进行了锆石U-Pb定年以及Hf-O同位素和微量元素研究、全岩主微量元素和Sr-Nd同位素研究以及黑云母岩相学和主量元素研究。结果证实这些过铝质花岗岩为变沉积岩部分熔融的产物,即属于S型花岗岩,而非I型花岗岩。LA-ICPMS锆石U-Pb定年结果表明,它们的形成年龄为230±4～237±4Ma。这些花岗岩中都含有数量不等的残留锆石核,其U-Pb年龄变化范围较大,为355.2379 Ma,年龄峰值为--440 Ma.-800 Ma和-2355 Ma,表明它们的源区中含有多个地质时期形成的地壳物质,其中前两个峰值的时间分别与华南早古生代和新元古代岩浆活动的时间吻合。SIMS原位O同位素分析表明,三叠纪岩浆锆石的δ18O值都较高,为8.8.11.4‰,与通过激光氟化法对全颗粒锆石的O同位素分析结果9.2.10.6%o一致,表明这些花岗岩的源岩为经历过地表化学风化的表壳物质。残留锆石的δ18O值变化较大,为5.1-10.3‰,但其中.-440 Ma的残留锫石δ18O值为8.6-10.3‰,与三叠纪岩浆锫石的O同位素组成相似；老于600 Ma的残留锆石δ18O值为5.1.7.9‰,表现为相对低的O同位素组成。这个差别表明,--440 Ma的残留锆石和其它残留锚石的源岩具有不同的岩石成因。其中.-.440Ma残留锆石的源岩可能与三叠纪过铝质花岗岩具有相似的成因。三叠纪岩浆铬石的微量元素组成具有很大的变化范围,且Hf与Ti、Th、U、Th/U、Eu/Eu*和（Gd/Yb）N之间存在明显的相关性,反映了分离结晶的作用。不过在锆石的Hf含量与δ18O值之间无相关性,说明岩浆结晶过程中岩石同位素组成没有明显改变。残留锆石的微量元素组成变化相对较小,且落在三叠纪岩浆锆石的组成范围之内。在锆石REE分配型式图中,所有残留锆石都具有类似于三叠纪岩浆锆石的分配型式,且～440 Ma残留钴石与三叠纪岩浆锫石间几乎无法区分,进一步证实了二者的源岩具有相似的成因。三叠纪岩浆锆石的Hf同位素组成表现出富集的特征,εHf（=230 Ma）值为…12.65.4,两阶段Hf模式年龄T2DM为1603-2031 Ma。富城花岗岩εHf（t）值和T2DM分别略高于和年轻于其它花岗岩,指示它们的源岩可能存在一定差别。三叠纪鲁溪、下庄、高栋和富城花岗岩都具有高的SiO2含量（>65wt%）。在TAS图中,鲁溪花岗岩位于花岗闪长岩的范围内。而其余花岗岩主要位于花岗岩的范围内。所有花岗岩都表现出高K钙碱性的特征。富城花岗岩主要为铁质,而其余花岗岩主要为镁质。花岗岩SiO2含量和大部分主微量元素含量和比值之间都呈较好的线性关系。值得注意的是,SiO2和P2Os之间呈负相关,而SiO2和A/CNKk之间呈正相关。这两个特征都与I型花岗岩类似。本文研究的花岗岩都为过铝质（A/CNK>1.0）,具有高的K2O/Na2O比值（>1.0）。在球粒陨石标准化REE分配图中,表现出右倾的型式.具有不同程度的Eu负异常。在原始地幔标准化蛛网图中,Rb、Th、U、K和Pb呈正异常,而Ba、Sr、Nb、Ta、P和Ti呈负异常,为弧型微量元素特征。在相同Si02含量时,富城花岗岩比其它花岗岩具有更高的Ti02和P205含量及TiO2/MgO比值,但更低的Na2O含量和Mg#。富城花岗岩主量元素组成与实验岩石学获得的高温条件下A型花岗质熔体类似。同时,富城花岗岩的LREE含量、104*Ga/Al比值和Zr+Nb+Ce+Y总量都较高,符合A型花岗岩的特征。所有的三叠纪花岗岩样品都具有一致的初始Nd同位素组成,εNNd（t=230 Ma）值为·11.0～-9.5,但初始Sr同位素组成变化较大,（87Sr/86Sr）i为0.6007-0.7246,但大部分都大于0.7100。全岩SiO2含量和εNd（t）值及锆石的δ180值之间没有相关性。鲁溪、下庄和富城花岗岩中黑云母的组成都符合过铝质花岗岩的黑云母组成特征,即相对富Al203。同时,黑云母的Mg#及A/CNK和全岩的相应组成一致,鲁溪花岗岩的全岩和黑云母都具有最高的Mg#和最低的A/CNK,而富城花岗岩的全岩和黑云母则具有最高的A/CNK和最低的Mg#,下庄花岗岩全岩和黑云母的这两项组成都介于中间。此外.富城花岗岩中的黑云母还具有高的F含量。综合这些结果,本文认为尽管南岭地区三叠纪花岗岩在SiO2-P2O5和SiO2-A/CNK图中都表现出类似于1型花岗岩的特征,但这些花岗岩的其它重要特征,如过铝质、高K2O/Na2O比值、高的（87Sr/86Sr）i、高的锆石δ18O值和富含残留锆石等,都与变沉积岩来源的S型花岗岩相吻合。后面这些特征才能真正反映花岗岩的源岩性质,而前面那些特征更多的是与岩浆过程有关,因此南岭地区三叠纪花岗岩是由变沉积岩部分熔融产生的,应属于S型花岗岩。富城花岗岩的主微量元素组成和黑云母的组成都符合A型花岗岩的特征,它们来自于变沉积岩在高温条件下的部分熔融。对于南岭三叠纪花岗岩的成分变化。采用岩浆混合、同化混染和残留体或转熔矿物携带等模型都无法解释。组成不均一的变沉积岩在不同条件的部分熔融以及花岗岩浆在侵位之后的分离结晶作用是造成这些花岗岩成分变化的主要原因。本文研究表明,变沉积岩在相对低温条件下的部分熔融产生强过铝质S型花岗岩：经历了S型花岗质熔体提取后的残留岩在温度升高条件下部分熔融就会产生弱过铝质特征乃至A型花岗岩。不同阶段的熔融产物在侵位之后通过分离结晶作用使得全岩的主微量元素之间表现出规则的组成变化,甚至会产生类似于1型花岗岩的组成特征,但它们的源岩并没有本质的变化,仍然为变沉积岩。只是经历了不同程度的熔体提取。岩浆混合在花岗岩的成因中是一个常见的过程,不同壳源岩浆之间的混合对过铝质花岗岩的形成尤为重要。本文通过对中生代龙源坝花岗岩中黑云母包裹体的研究证实了壳源岩浆间的混合作用。黑云母的主量元素组成主要受控于它们结晶时岩浆的组成。花岗岩中石英和长石所包裹的黑云母包体自它们形成之后就受到了寄主矿物的保护,从而它们能够免于外界的影响,其原始组成得以保存,可以用于示踪岩浆混合。本研究从龙源坝花岗岩中选择了三个样品,分别为三叠纪二云母花岗岩（10SC74A）、三叠纪黑云母花岗岩（10SC71）和侏罗纪黑云母花岗岩（10SC77）。LA-ICPMS锆石U-Pb定年表明,这三个样品的结晶年龄分别为：240±3 Ma、239±2 Ma和147±2 Ma。全岩地球化学分析表明,这三个样品都为高硅、过铝质.Si02含量≥8.00wt .%。二云母花岗岩10SC74A具有最低的εNd（t）值和最高的T2DM,分别为.11.3和1.93 Ga,以及最高的A/CNK值1.18和锫石δ1SO值9.5‰（激光氟化法）；黑云母花岗岩10SC77则具有最高的εNd（5）值-8.0和最低的T2DM年龄1.58 Ga,以及最低的锫石δ1BO值8.4‰,A/CNK值为1.07：黑云母花岗岩10SC71具有εNd（t）值-9.4和T2DM年龄1.78Ga,δ18O值8.9‰介于其中,A/CNK值为1.06。本文研究花岗岩中的黑云母具有多种多样产状。在二云母花岗岩10SC74A中,黑云母既出现在基质中,为主要的造岩矿物之一,也以包裹体的形式出现在石英和钾长石中。基质和包体黑云母都有相同的共生矿物组合,即白云母和钛铁矿,此样品中的黑云母被统称作Bt-Ⅰ。类似的,在黑云母花岗岩10SC71中,黑云母有三种产状：在基质中、包裹于长石中和包裹于石英中。长石中的黑云母包裹体通常较为自形,呈板状,宽度约为30-200 μm,长宽比大约为3：1.将其称作Bt-IIA:而石英中的黑云母包裹体（Bt-IIB）和基质中的黑云母（Bt-Ⅲ）一般为半自形鳞片状。在黑云母花岗岩10SC77中,不考虑已被绿泥石化的黑云母,石英中的新鲜黑云母包裹体可以被分为两组：组A为自形板状,长度约为50μm,与原生的白云母和钛铁矿共生（Bt-IIA）;组B为半自形至它形,宽度约为30-40μm,长度约为60-80μm,它们无共生矿物,而是单独地被石英包裹（Bt-IIB）。二云母花岗岩10SC74A中不同产状的黑云母之间没有组成上的差别,且与典型S型花岗岩中的黑云母具有一致的组成,比黑云母花岗岩中的黑云母更加富A1203但更加贫Mgo。黑云母花岗岩10SC77中的Bt-IIA和Bt-IIB相比于Bt-Ⅰ具有更低的A/CNK值和更高的Mg#。同时,Bt-IIA和Bt-IIB的组成落在典型的S型和Ⅰ型花岗岩中黑云母的组成区域之间,但Bt-IIA比Bt-IIB含更低的MgO和Ti02但更高的Al2O3、K2O和A/CNK值。Bt-ⅡA的组成更加接近于Bt-Ⅰ。黑云母花岗岩10SC71中包裹体黑云母的组成变化范围比基质黑云母大。同时,Bt-ⅡB的Mg#比Bt-IIA更高,但A/CNK值更低。基质黑云母（Bt-Ⅲ）的组成介于两种包体黑云母（Bt-IIA和Bt-IIB）之间。此外,黑云母花岗岩10SC77中的钻石根据阴极发光图像可以分为两组。第一组锆石较亮,显示出清晰的振荡环带：第二组锫石在CL图像中为黑色,没有可识别的环带。两组锆石都可以单独出现,倜当二者共同出现在同一个锆石颗粒中时,CL图像较黑的锆石总是以生长边的形式出现在有振荡环带的锆石之外,表明前者的结晶晚于后者。两组锆石具有相同的U-Pb年龄,但不同的δ180值和微量元素组成。第一组锆石的δ18O值为8.0±0.3960（2a）至8.3±0.2‰,（2σ）：第二组锆石的δ18O值较低,为7.4±0.3‰（2σ）至7.6±0.3‰（2σ）。第一组锆石的Hf、U、Th和Y含量比第二组低,但（Gd/Yb）N比值比第二组高。锫石的U-Pb年龄和微量元素组成与81SO值之间没有明显的相关性。本文研究的黑云母都是岩浆结晶形成的,它们保存了原始成分。综合分析表明,二云母花岗岩10SC74A的源区物质为变沉积岩,属于S型花岗岩。而黑云母花岗岩10SC71和10SC77的源岩虽然主要为变沉积岩,但也含有少量的变火成岩。在黑云母花岗岩的形成过程中,早期为较还原的岩浆,来自变沉积岩的部分熔融,其过铝质程度高δ18O值也较高,这种岩浆侵位后结晶出具有振荡环带的锆石、Bt-ⅡA、白云母和钛铁矿。随后有新岩浆注入,其中有来自变火成岩的部分熔融,这些岩浆的铝饱和指数没有前一种高,δ18O值也略低,从这种岩浆中生长的矿物为CL图像中黑色的锆石和Bt-IIB。两期岩浆混合之后结晶出Bt-Ⅲ1。由于这两期岩浆都来自地壳岩石,它们可能具有相似的物理和化学性质,因此它们之间的混合比较充分,没有留下宏观的岩石学证据,但能够被黑云母包裹体和锆石所记录。本文研究表明。过铝质花岗岩的成因主要涉及到大陆地壳岩石的部分熔融,尚未发现幔源岩浆的直接参与,因此过铝质花岗岩记录的是大陆地壳的再造,而不是大陆地壳的生长。全岩地球化学组成它们受岩浆过程的影响很大,有时难以限定花岗岩的源岩性质。单矿物如黑云母包裹体和锆石能够用于识别花岗岩的源岩性质和岩浆过程。源区物质组成对过铝质花岗岩的组成变化起到关键的控制作用,但熔融条件、熔融程度和岩浆结晶分异等也会影响花岗岩的组成。
夏炎[10]（2015）在《华夏地块幕式岩浆作用与大陆地壳增生和再造》文中指出华南由位于西北部的扬子地块和东南部的华夏地块在新元古代碰撞拼合形成。新元古代之前,华夏和扬子地块具有各自独立的演化史。与发育太古代-古元古代结晶基底的扬子地块不同,华夏地块至今未找到证据确凿的太古代基底岩石,古元古代的基底岩石也仅出露于浙西南和闽西北地区。新元古代之后,华夏和扬子地块拼合成形成统一的华南地块并经历了多期的构造-岩浆活动叠加,包括早古生代（加里东期）、早中生代（印支期）和晚中生代（燕山期）。华夏地块发育的幕式岩浆作用导致不同程度的壳-幔相互作用以及地壳的幕式增生和再造。浙西南八都杂岩中的古元古代变质岩和侵入成因的花岗岩是华夏地块目前发现的最古老的岩石。本文对金罗后（里庄）和靖居花岗质杂岩以及茶坦斜长角闪岩中5个样品分选出的锆石进行了SHRIMP和LA-ICP-MS U-Pb定年,定年结果揭示了古元古代的岩浆作用和早古生代、早中生代热事件的叠加。金罗后含石榴石黑云母花岗岩（1878±28 Ma）具有高的A/CNK比值（1.28-1.42）,富含黑云母和石榴石,表现出S型花岗岩的特征,可能形成于较低的水逸度环境并具有较高的锆饱和温度（792～809℃）。靖居中粗粒钾长花岗岩（1861±35 Ma）、靖居中细粒钾长花岗岩（1849±30 Ma）和金罗后片麻状花岗闪长岩（1877±10Ma）为准铝-强过铝质（A/CNK=0.97～1.26）,具有富集的全碱和高场强元素含量以及高的Ga/Al和FeOT/（FeOT+MgO）比值。它们较高的锆饱和温度（840～854℃）以及高的Rb/Nb和Y/Nb比值表明其应属于A型花岗岩中的A2亚类。含石榴石黑云母花岗岩中继承锆石的年龄（2088～2929 Ma）揭示本区太古代物质的存在,S型和A型花岗岩的锆石Hf同位素和全岩Nd同位素以及地球化学组成表明这些花岗岩来源于太古代到古元古代地壳物质的熔融,并有不同比例新生幔源物质的加入。茶坦斜长角闪岩（1879±42 Ma）与古元古代S型和A型花岗岩近同时侵入,暗示其均形成于板内伸展环境,代表了一幕重要的地壳的增生和再造事件。金罗后片麻状花岗闪长岩和靖居钾长花岗岩的下交点年龄（224～231 Ma）以及茶坦斜长角闪岩的下交点年龄（418±23 Ma）指示本区在后期又经历了两次重要的热事件的叠加。普遍被接受的华夏和扬子地块在新元古代的碰撞拼合过程的动力学模型为：两个地块间的洋盆由于北西向的俯冲,形成了扬子活动大陆边缘；随后扬子和华夏地块闭合和陆-陆碰撞导致了江南造山带的隆起。前人认为华夏地块只是被动大陆边缘,但最近报道了一系列具有陆缘弧和弧后火山岩特征的镁铁质和长英质岩浆岩,包括庙后和山后杂岩中具有陆缘弧岩浆岩特征的辉长岩、闪长岩和花岗岩,使得这一观点受到挑战。根据最近对华南新元古代岩浆岩及相关岩石的时空分布规律的研究,我们辨别出了新元古代洋内岛弧、陆-弧-陆的碰撞以及扬子和华夏地块间的三条构造-岩浆带。洋内岛弧带现今位于扬子和华夏地块之间,与东南方向的华夏地块以江山-绍兴-萍乡-双牌-信宜深大断裂带相隔,与西北方向的扬子地块以景德镇-益丰-万载深大断裂带相隔。我们综合了最近发表的可靠的华南新元古代岩浆岩的地质年代学、地球化学和同位素数据,建立了新的扬子和华夏地块碰撞拼合过程的构造-岩浆演化模型：约1000～860 Ma时,北西向的洋-洋俯冲和南东向的洋-陆俯冲导致俯冲板片的脱水和熔融,形成了洋内岛弧带和华夏活动陆缘的岩浆活动；约860～825 Ma时,更大角度的俯冲导致洋内岛弧带弧后盆地的发育,华夏地块由于俯冲板片后撤产生了弧和弧后背景的岩浆作用；同时,低角度的北西向洋-陆俯冲形成了扬子活动陆缘；约825～805 Ma时,扬子和华夏之间陆-弧-陆的碰撞以及最终的拼合导致了江南造山带的形成；约805～750 Ma时,江南造山带发生构造垮塌,南华裂谷盆地形成,将之间已经拼接在一起的扬子活动陆缘和洋内岛弧带的西段重新分隔开。我们的研究表明华南不存在Grenvillian期造山事件或是地幔柱的活动,表明华南应位于Rodinia超大陆的边缘。华南早古生代造山事件通常被认为是一次陆内造山作用,而同期的岩浆活动（440～390Ma）主要分布于华夏地块,主要为花岗质岩浆作用,并伴随有少量中-基性岩浆岩的发育。前人的研究认为华南早古生代花岗岩主要为过铝质的S型花岗岩,而含角闪石的Ⅰ型花岗岩仅为零星出露。然而,通过对早古生代花岗岩研究的总结归纳,我们发现有相当数量的早古生代花岗岩同时具有部分S型或Ⅰ型花岗岩的特征。因此,我们将华南早古生代的花岗岩分为两组：A组花岗岩数量较少,具有较高的εHf（t）值（集中于-3.0到+9.0之间）和εNd（t）值（-5.2到+1.3之间）以及高的初始温度（810～850℃）：B组花岗岩广泛发育,具有较低的εHf（t）值（集中于-16.0到-1.0之间）和εNd（t）值（-13.2到-4.1之间）以及低的初始温度（700～830℃）。下湾二长花岗岩和墩头花岗闪长岩是典型的A组花岗岩,锆石U-Pb年龄为约410 Ma。对早古生代花岗岩、镁铁质包体以及中-基性岩浆岩进行的地球化学及同位素分析表明包括下湾和墩头花岗岩在内的A组花岗岩是由软流圈来源的岩浆与地壳深部的变沉积岩相互作用,发生广泛的同化混染与分离结晶（AFC）作用而产生；而B组花岗岩主要是由于同期底侵的起源于岩石圈地幔的玄武质岩浆与基底变质岩反应导致的同化混染与分离结晶（AFC）作用而产生。后碰撞阶段的拆沉作用导致软流圈的上涌并直接参与了A组花岗岩的形成,同时诱发了岩石圈地幔熔融和B组花岗岩的形成。以往对于华夏地块早中生代岩浆作用的研究主要集中于S型和Ⅰ型花岗岩,而正长岩-二长岩-A型花岗岩的组合没有得到足够的重视,但这一岩浆岩组合通常指示了局部或区域性的伸展环境和壳-幔相互作用。华夏地块发育的早中生代正长岩以富集大离子亲石元素和轻稀土元素亏损高场强元素为特征,并具有富集的Sr-Nd-Hf同位素组成,其岩浆起源于古老俯冲事件形成的交代岩石圈地幔。早中生代二长岩以靖居似斑状石英二长岩（226±1Ma）为代表,具有相对正长岩较低的大离子亲石元素和轻稀土元素含量和同样富集的Sr-Nd-Hf同位素组成,指示这些二长岩可能起源于富集岩石圈地幔高程度的部分熔融。早中生代A型花岗岩以翁山似斑状黑云母二长花岗岩（约230 Ma）为代表,锆石Hf同位素和全岩Nd同位素组成指示早古生代的A型花岗岩可能来源于基底沉积岩来源熔体与底侵的幔源熔体的混合。早中生代正长岩-二长岩-A型花岗岩组合的成因与华南地块和印支地块碰撞的远程效应引起的走滑断裂活动有关。华南晚中生代的岩浆作用主要形成长英质的火山岩和侵入岩。不同于沿海区域,内陆地区的岩墙群的侵位时代要稍早一些,也缺乏详细的研究。庙后和山后岩墙群侵入新元古代岩体。其中,花岗闪长斑岩（127±2 Ma）具有“埃达克质”岩石特征的地球化学组成,暗示内陆地区的“埃达克质”岩浆活动时间从约175 Ma一直持续到约130 Ma。大部分内陆地区的“埃达克质”岩为钙碱性,其Sr-Nd-Hf-O同位素组成指示其来源于下地壳的新元古代弧岩浆岩的熔融。花岗斑岩具有A型花岗岩的地球化学特征,与辉绿岩墙近同时侵位,形成于约130 Ma。广泛发育的A型花岗岩和同期的辉绿岩墙构成了内陆地区北东-南西向展布的双峰式岩浆带。部分A型花岗岩中发育镁铁质包体,其Sr-Nd-Hf同位素组成表明这些双峰式岩浆岩形成于基底沉积变质岩熔融产生的熔体与同期的幔源熔体的混合。内陆地区从“埃达克质”到双峰式岩浆作用的转变指示了构造体制的转变。从中侏罗世到早白垩世,随着古太平洋板块向华南的北西向俯冲角度逐渐增大,在内陆地区由板缘应力的远程效应导致的局部的板内伸展环境转变为俯冲板片后撤诱发的弧后伸展环境。
二、广西六种花岗岩中石英相结构分析（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、广西六种花岗岩中石英相结构分析（论文提纲范文）
（1）赤泥协同多源固废制备注浆材料组成设计、水化机理与性能调控（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 课题研究背景与意义 |
| 1.2 注浆材料研究现状 |
| 1.2.1 颗粒型注浆材料 |
| 1.2.2 无颗粒型注浆材料 |
| 1.3 赤泥概况 |
| 1.3.1 赤泥产生及分类 |
| 1.3.2 赤泥应用领域 |
| 1.4 赤泥制备胶凝材料研究现状 |
| 1.4.1 赤泥制备水泥基胶凝材料 |
| 1.4.2 赤泥制备地聚物类胶凝材料 |
| 1.5 目前存在的问题 |
| 1.6 研究内容与创新点 |
| 1.6.1 研究内容 |
| 1.6.2 技术路线 |
| 1.6.3 创新点 |
| 第二章 基于多源固废协同的赤泥基胶凝材料制备理论 |
| 2.1 典型工业固废物化特性 |
| 2.1.1 物理特性 |
| 2.1.2 化学组成 |
| 2.1.3 矿相组成 |
| 2.2 典型工业固废基础胶凝活性 |
| 2.2.1 单一固废胶凝活性 |
| 2.2.2 多源固废复合体系胶凝活性 |
| 2.3 赤泥胶凝活性提升方法 |
| 2.3.1 物理活化 |
| 2.3.2 热处置 |
| 2.4 赤泥基胶凝材料协同机制 |
| 2.4.1 多源固废协同利用基本原则 |
| 2.4.2 低钙型赤泥基胶凝材料 |
| 2.4.3 高钙型赤泥基胶凝材料 |
| 2.4.4 赤泥基胶凝材料配合比设计方法 |
| 2.5 本章小结 |
| 第三章 赤泥基胶凝材料水化机理 |
| 3.1 赤泥基胶凝材料水化历程 |
| 3.1.1 水化过程中水赋存状态 |
| 3.1.2 浆体粘度经时变化规律 |
| 3.1.3 赤泥基胶凝材料水化历程微观结构 |
| 3.2 赤泥基胶凝材料水化动力学 |
| 3.2.1 水泥类胶凝材料水化动力学模型简介 |
| 3.2.2 高钙型赤泥基胶凝材料水化动力学 |
| 3.2.3 低钙型赤泥基胶凝材料水化动力学模型 |
| 3.3 本章小结 |
| 第四章 赤泥基注浆材料性能调控方法 |
| 4.1 水灰比对赤泥基注浆材料性能的作用机制 |
| 4.1.1 浆体流动特性 |
| 4.1.2 水化历程 |
| 4.1.3 抗压强度 |
| 4.2 粒径特征对赤泥基注浆材料性能的影响 |
| 4.2.1 浆体流动特性 |
| 4.2.2 水化历程 |
| 4.2.3 浆体稳定性 |
| 4.2.4 抗压强度 |
| 4.2.5 微观结构 |
| 4.3 超细掺合料对赤泥基注浆材料性能的影响 |
| 4.3.1 抗压强度 |
| 4.3.2 浆体流动特性 |
| 4.3.3 水化历程 |
| 4.3.4 基于孔隙结构的宏观工作性能作用机制 |
| 4.4 外加剂对赤泥基注浆材料性能调控机制 |
| 4.4.1 高效减水剂的吸附能力 |
| 4.4.2 高效减水剂在碱性环境中的稳定性 |
| 4.4.3 减水剂对赤泥基注浆材料工作性能的影响 |
| 4.4.4 抗压强度 |
| 4.4.5 微观结构 |
| 4.5 保水剂对赤泥基浆体性能的影响 |
| 4.5.1 浆体稳定性 |
| 4.5.2 浆体流动特性 |
| 4.5.3 抗压强度 |
| 4.5.4 微观结构 |
| 4.6 基于人工神经网络的性能动态调控方法 |
| 4.6.1 初凝时间 |
| 4.6.2 抗压强度 |
| 4.7 本章小结 |
| 第五章 赤泥基注浆材料耐久性与环境相容性研究 |
| 5.1 赤泥基注浆材料抗离子侵蚀性能 |
| 5.1.1 化学侵蚀机理分析 |
| 5.1.2 SO_4~(2-)、Cl~-对赤泥基注浆材料力学性能的影响 |
| 5.1.3 膨润土对抗侵蚀作用的影响 |
| 5.1.4 超细集料对抗侵蚀作用的影响 |
| 5.2 赤泥基注浆材料失稳破坏本构关系 |
| 5.2.1 超细集料失稳破坏模式的影响 |
| 5.2.2 离子侵蚀对失稳破坏模式的影响 |
| 5.3 赤泥基注浆材料碱性组分固化机制 |
| 5.3.1 赤泥基注浆材料碱浸出特性 |
| 5.3.2 碱性组分固化方法 |
| 5.4 赤泥基注浆材料重金属固化机制 |
| 5.4.1 赤泥中重金属的赋存形态 |
| 5.4.2 赤泥基注浆材料对重金属的固化机制 |
| 5.4.3 离子侵蚀作用对重金属固化效率的影响 |
| 5.5 赤泥基注浆材料节能降耗容量 |
| 5.5.1 模型介绍 |
| 5.5.2 赤泥基注浆材料环境影响计算模型 |
| 5.5.3 节能降耗容量计算 |
| 5.6 本章小结 |
| 第六章 结论与展塑 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 攻读学位期间发表的学术论文及参与的项目 |
| 博士期间发表的论文 |
| 傅士期间授权专利 |
| 博士期间参与的科研项目 |
| 博士期间获得奖励 |
| 学位论文评阅及答辩情况表 |
（2）干热花岗岩钻采过程中井壁围岩物理力学特征研究（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景和意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 高温对岩石力学性质影响初探 |
| 1.2.2 干热花岗岩物理特性研究现状 |
| 1.2.3 干热花岗岩力学特性研究现状 |
| 1.2.4 干热花岗岩物理力学损伤微观机理试验研究现状 |
| 1.2.5 干热岩本构模型研究现状 |
| 1.3 研究内容与技术路线 |
| 1.3.1 拟解决的科学问题 |
| 1.3.2 研究目标与内容 |
| 1.3.3 技术路线图 |
| 第二章 干热花岗岩基本物理性质试验研究 |
| 2.1 干热花岗岩块体密度试验研究 |
| 2.1.1 岩样制备和试验方法 |
| 2.1.2 高温自然冷却对花岗岩块体密度的影响 |
| 2.1.3 高温循环遇水冷却对花岗块体岩密度的影响 |
| 2.2 干热花岗岩波速试验研究 |
| 2.2.1 试验方法 |
| 2.2.2 高温自然冷却和遇水冷却对花岗岩波速的影响 |
| 2.2.3 高温循环遇水冷却对花岗岩波速的影响 |
| 2.3 干热花岗岩物理性质变化机理研究 |
| 2.3.1 微观结构变化分析 |
| 2.3.2 高温对花岗岩物理性质变化机理研究 |
| 2.3.3 循环遇水冷却对花岗岩物理性质变化机理研究 |
| 2.4 本章小结 |
| 第三章 干热花岗岩热学性质试验研究 |
| 3.1 干热花岗岩热膨胀系数试验研究 |
| 3.1.1 试验方法 |
| 3.1.2 高温对花岗岩热膨胀系数的影响 |
| 3.1.3 高温后花岗岩线膨胀系数对比分析 |
| 3.2 干热花岗岩导热性能试验研究 |
| 3.2.1 试验方法 |
| 3.2.2 高温自然冷却对花岗岩导热性能的影响 |
| 3.2.3 高温自然冷却和遇水冷却后花岗岩导热性能的对比 |
| 3.3 干热花岗岩热学性质变化机理研究 |
| 3.3.1 微观结构变化分析 |
| 3.3.2 高温自然冷却对花岗岩热学性质的影响 |
| 3.3.3 高温遇水冷却对花岗岩热学性质的影响 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 干热花岗岩力学性质试验研究 |
| 4.1 三轴压缩条件下高温自然冷却干热花岗岩力学特性分析 |
| 4.1.1 试验方法 |
| 4.1.2 应力-应变关系 |
| 4.1.3 强度和变形参数分析 |
| 4.1.4 高温自然冷却后三轴强度参数对比分析 |
| 4.1.5 破坏形态分析 |
| 4.2 三轴卸荷条件下高温干热花岗岩力学特性分析 |
| 4.2.1 试验方法 |
| 4.2.2 应力-应变关系 |
| 4.2.3 强度和变形参数分析 |
| 4.2.4 破坏形态分析 |
| 4.3 单轴压缩下高温自然冷却和遇水冷却干热花岗岩力学特性对比 |
| 4.3.1 试验方法 |
| 4.3.2 应力-应变关系 |
| 4.3.3 强度和变形参数分析 |
| 4.3.4 力学参数与波速的关系 |
| 4.3.5 高温自然冷却和遇水冷却花岗岩力学参数对比 |
| 4.4 单轴压缩条件下高温循环遇水冷却干热花岗岩力学特性分析 |
| 4.4.1 试验方法 |
| 4.4.2 应力-应变关系 |
| 4.4.3 强度和变形参数分析 |
| 4.4.4 不同温度下力学参数与波速的关系 |
| 4.4.5 不同循环次数下力学参数与波速的关系 |
| 4.4.6 高温循环遇水冷却花岗岩力学参数对比 |
| 4.4.7 破坏形态分析 |
| 4.5 高温遇水冷却后干热花岗岩可钻性分析 |
| 4.5.1 试验方法 |
| 4.5.2 常规力学试验分析 |
| 4.5.3 微钻试验分析 |
| 4.5.4 压入硬度试验分析 |
| 4.5.5 摩擦磨损试验分析 |
| 4.5.6 可钻性指标的归一化分析 |
| 4.6 干热花岗岩力学性质变化机理研究 |
| 4.6.1 高温和遇水冷却对花岗岩力学性质变化机理研究 |
| 4.6.2 循环遇水冷却对花岗岩力学性质变化机理研究 |
| 4.6.3 卸荷对花岗岩力学性质变化机理研究 |
| 4.6.4 力学性质变化对干热岩开采影响的研究 |
| 4.7 本章小结 |
| 第五章 高温岩石统计热损伤本构模型研究 |
| 5.1 基于正态分布的岩石统计热损伤本构模型研究 |
| 5.1.1 模型建立 |
| 5.1.2 参数确定 |
| 5.1.3 模型验证 |
| 5.2 考虑压密阶段的岩石统计热损伤本构模型研究 |
| 5.2.1 模型建立 |
| 5.2.2 参数确定 |
| 5.2.3 模型验证 |
| 5.3 卸荷作用下岩石统计热损伤本构模型研究 |
| 5.3.1 模型建立 |
| 5.3.2 参数确定 |
| 5.3.3 模型验证 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 主要结论和认识 |
| 6.2 创新点 |
| 6.3 不足与展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（3）景德镇唐至元瓷釉技术研究（论文提纲范文）
| 致谢 |
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 引言 |
| 2 文献综述 |
| 2.1 瓷釉的产生与发展 |
| 2.2 景德镇唐至元瓷业发展概况 |
| 2.2.1 景德镇简述 |
| 2.2.2 景德镇唐至元瓷业的文献梳理 |
| 2.2.3 景德镇唐至元瓷业考古研究进展 |
| 2.3 景德镇古代瓷釉技术发展及研究现状 |
| 2.3.1 景德镇古代瓷釉技术发展简述 |
| 2.3.2 景德镇代表性制釉原料 |
| 2.3.3 景德镇瓷釉技术研究现状 |
| 2.4 研究成果和存在的问题 |
| 3 研究内容、思路及创新性 |
| 3.1 研究内容 |
| 3.2 研究思路及技术路线 |
| 3.3 研究方法 |
| 3.3.1 文献调研 |
| 3.3.2 田野调查和考古发掘 |
| 3.3.3 科学分析 |
| 3.3.4 模拟实验 |
| 3.4 课题创新性 |
| 4 景德镇唐至元瓷釉科技分析 |
| 4.1 样品来源及考古学背景 |
| 4.2 样品信息 |
| 4.3 唐至元瓷釉标本的科技分析 |
| 4.3.1 元素组成特征 |
| 4.3.2 锶同位素特征 |
| 4.3.3 显微结构特征 |
| 4.3.4 物理性能特征 |
| 4.4 本章小结 |
| 5 景德镇唐至元釉用关键原料探究 |
| 5.1 釉灰制备原料科技分析 |
| 5.1.1 原料采集与处理 |
| 5.1.2 原料的烧失 |
| 5.1.3 原料元素组成特征 |
| 5.1.4 原料热性能特征 |
| 5.2 釉灰制备工艺及科技分析 |
| 5.2.1 釉灰制备原料加工 |
| 5.2.2 釉灰煨烧制备 |
| 5.2.3 釉灰尿沤和淘洗处理 |
| 5.2.4 制备工艺对釉灰元素组成的影响 |
| 5.2.5 制备工艺对釉灰物相组成的影响 |
| 5.2.6 制备工艺对釉灰颗粒粒径的影响 |
| 5.2.7 制备工艺对釉灰高温熔融性能的影响 |
| 5.2.8 制备工艺对釉灰热性能的影响 |
| 5.3 本章小结 |
| 6 景德镇唐至元瓷釉配方模拟 |
| 6.1 配方演变模拟实验 |
| 6.1.1 原料和设备 |
| 6.1.2 模拟配方实验设计 |
| 6.1.3 模拟配方实验结果与分析 |
| 6.2 不同釉灰配釉模拟实验 |
| 6.2.1 原料和设备 |
| 6.2.2 模拟实验基础配方探索 |
| 6.2.3 工艺对釉灰及釉料性能的影响 |
| 6.3 模拟配方釉料性能分析 |
| 6.3.1 釉浆性能表征 |
| 6.3.2 釉浆性能对施釉的影响 |
| 6.3.3 瓷釉结构和色度表征 |
| 6.4 本章小结 |
| 7 相关问题讨论 |
| 7.1 景德镇唐代瓷釉技术起源探讨 |
| 7.2 景德镇五代青釉呈色不同于唐代的原因探析 |
| 7.3 景德镇五代白釉技术源流 |
| 7.4 釉灰制备工艺的科学内涵 |
| 7.5 景德镇瓷釉技术发展脉络及特点 |
| 8 结论 |
| 参考文献 |
| 附录A 代表性样品照片 |
| 作者简历及在学研究成果 |
| 学位论文数据集 |
（4）花岗岩热损伤机理及其力学特性试验研究（论文提纲范文）
| 致谢 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究目的及意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 高温岩石力学特性研究进展 |
| 1.2.2 岩石细观机理研究进展 |
| 1.2.3 岩石声发射特性研究现状 |
| 1.2.4 损伤研究现状 |
| 1.3 本文主要研究工作 |
| 1.4 本文研究技术路线 |
| 第二章 试验原理及过程概述 |
| 2.1 温度后花岗岩强度特性及矿物成分试验 |
| 2.1.1 岩样特征及制备 |
| 2.1.2 试验设备 |
| 2.1.3 试验过程与方法 |
| 2.2 花岗岩热力损伤特性及细观机理试验 |
| 2.2.1 岩样及试验设备 |
| 2.2.2 试验过程与方法 |
| 2.3 温度后与温度下花岗岩声发射特性试验 |
| 2.3.1 试验原理 |
| 2.3.2 试验设备和岩样 |
| 2.3.3 试验过程与方法 |
| 第三章 温度后花岗岩强度特性及矿物成分试验结果分析 |
| 3.1 不同温度后岩样形貌 |
| 3.2 温度后岩样的破坏形态 |
| 3.3 温度对抗压强度的影响 |
| 3.4 温度损伤的围压效应 |
| 3.5 温度后岩石损伤XRD分析 |
| 3.6 本章小结 |
| 第四章 花岗岩热力损伤特性及细观机理试验结果分析 |
| 4.1 花岗岩热损伤宏观响应分析 |
| 4.1.1 超声波速与温度关系 |
| 4.1.2 花岗岩热损伤模型 |
| 4.1.3 超声波信号中温度效应 |
| 4.2 花岗岩热损伤微观机理探究 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 温度后与温度下花岗岩声发射试验结果分析 |
| 5.1 热处理花岗岩声发射能量分析 |
| 5.1.1 加温过程中声发射特征 |
| 5.1.2 应力和声发射能量计数率 |
| 5.1.3 应力和声发射能量累计数 |
| 5.1.4 能量累计数与温度关系 |
| 5.1.5 声发射能量集中度 |
| 5.2 热处理花岗岩力学特性分析 |
| 5.2.1 应力-应变曲线比较 |
| 5.2.2 峰值应力的温度效应 |
| 5.2.3 峰值应变的温度效应 |
| 5.2.4 弹性模量的温度效应 |
| 5.2.5 岩样破坏形态比较 |
| 5.3 热处理花岗岩损伤演化分析 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 研究结论 |
| 6.2 展望 |
| 参考文献 |
| 攻读硕士学位期间的学术活动及成果情况 |
（5）华南九岭地区新元古代花岗岩地球化学研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 导论 |
| 1.1 花岗岩的研究背景 |
| 1.1.1 花岗岩的分类 |
| 1.1.2 花岗岩的成因 |
| 1.1.3 镁铁质包体的成因 |
| 1.1.4 花岗岩内镁铁质矿物及副矿物来源 |
| 1.1.5 存在问题 |
| 1.2 本文研究内容和意义 |
| 1.2.1 研究内容及方法 |
| 1.2.2 研究目的和意义 |
| 1.3 工作量小结 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 江南造山带 |
| 2.1.1 地层序列 |
| 2.1.2 新元古代岩浆岩 |
| 2.2 九岭花岗岩基 |
| 2.3 星子花岗岩体 |
| 2.4 样品描述 |
| 2.4.1 坳子村花岗岩体及其中的富黑云母包体 |
| 2.4.2 九岭岩基低硅和高硅花岗岩 |
| 2.4.3 星子片麻状花岗岩 |
| 第三章 分析方法 |
| 3.1 全岩主微量元素分析 |
| 3.2 全岩Rb-Sr、Sm-Nd和Lu-Hf同位素分析 |
| 3.3 单矿物和全岩氧同位素分析 |
| 3.4 扫描电子显微镜BSE图和面扫描分析 |
| 3.5 矿物主量元素分析 |
| 3.6 矿物微量元素分析 |
| 3.7 锆石内部结构分析 |
| 3.8 SIMS锆石原位氧同位素分析 |
| 3.9 SIMS锆石U-Pb定年 |
| 3.10 LA-ICPMS锆石U-Pb定年和微量元素测定 |
| 3.11 LA-MC-ICPMS锆石原位Lu-Hf同位素分析 |
| 3.12 SIMS石榴石原位氧同位素分析 |
| 第四章 九岭坳子村花岗岩中镁铁质包体的成因 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 岩相学 |
| 4.2.1 寄主花岗岩 |
| 4.2.2 镁铁质包体 |
| 4.2.3 黑云母中的矿物包裹体 |
| 4.3 地球化学 |
| 4.3.1 黑云母主微量成分 |
| 4.3.2 全岩主微量元素 |
| 4.3.3 锆石U-Pb年龄 |
| 4.3.4 全岩Sr-Nd-Hf-O同位素 |
| 4.3.5 锆石Hf-O同位素 |
| 4.4 讨论 |
| 4.4.1 转熔石榴石逆反应形成黑云母 |
| 4.4.2 转熔石榴石逆反应的机制 |
| 4.4.3 S型花岗岩中镁铁质包体的成因 |
| 4.5 对S型花岗岩成因的制约 |
| 4.6 小结 |
| 第五章 长英质岩浆混合在九岭花岗岩基形成中的作用 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 分析结果 |
| 5.2.1 锆石U-Pb年龄 |
| 5.2.2 全岩地球化学 |
| 5.2.3 矿物氧同位素 |
| 5.2.4 原位锆石氧和铪同位素 |
| 5.2.5 石榴石矿物学 |
| 5.2.6 石榴石地球化学 |
| 5.2.7 斜长石地球化学 |
| 5.3 讨论 |
| 5.3.1 九岭花岗质岩基的侵位年龄 |
| 5.3.2 两组锆石和石榴石的成因 |
| 5.4 对九岭花岗岩基成因的制约 |
| 5.4.1 两种不同的原始长英质岩浆的成分和来源 |
| 5.4.2 九岭花岗岩基的演化 |
| 5.5 小结 |
| 第六章 星子花岗岩成因:Ⅰ型和S型花岗质岩浆混合 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 分析结果 |
| 6.2.1 锆石U-Pb年龄 |
| 6.2.2 全岩主微量 |
| 6.2.3 全岩Sr-Nd-Hf同位素 |
| 6.2.4 SIMS锆石O同位素 |
| 6.2.5 锆石Hf同位素 |
| 6.3 讨论 |
| 6.3.1 星子花岗岩体的侵位年龄 |
| 6.3.2 星子花岗岩中Ⅰ型和S型花岗质岩浆混合 |
| 6.3.3 星子花岗岩中Ⅰ型和S型花岗质岩浆来源 |
| 6.4 小结 |
| 第七章 结论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 攻读博士学位期间发表论文 |
（6）高温热处理后花岗岩的纳米压痕试验研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景和意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 岩石力学特性试验 |
| 1.2.2 热-力耦合试验 |
| 1.2.3 纳米压痕试验 |
| 1.3 主要研究内容 |
| 1.3.1 研究目标 |
| 1.3.2 研究思路与内容 |
| 第2章 试验设备原理及试样处理 |
| 2.1 试验设备及其原理 |
| 2.1.1 加热电阻炉 |
| 2.1.2 X射线衍射仪 |
| 2.1.3 纳米压痕试验技术原理 |
| 2.2 试样处理 |
| 2.2.1 高温热处理 |
| 2.2.2 纳米压痕试验试样处理 |
| 2.2.3 X射线衍射试验试样处理 |
| 2.3 本章小结 |
| 第3章 花岗岩微观结构特性分析 |
| 3.1 花岗岩微观结构认识 |
| 3.2 花岗岩矿物成分分析 |
| 3.2.1 花岗岩矿物成分变化分析 |
| 3.2.2 花岗岩矿物衍射强度分析 |
| 3.3 高温后花岗岩表面特征变化分析 |
| 3.4 花岗岩显微成像分析 |
| 3.5 本章小结 |
| 第4章 热处理后花岗岩纳米压痕试验 |
| 4.1 压痕试验过程 |
| 4.2 常温下花岗岩微观力学分析 |
| 4.2.1 荷载-位移曲线分析 |
| 4.2.2 矿物成分力学性质统计分析 |
| 4.3 温度作用后花岗岩力学分析 |
| 4.4 花岗岩各矿物性质随温度变化对比分析 |
| 4.4.1 各矿物弹性模量随温度变化分析 |
| 4.4.2 各矿物硬度随温度变化分析 |
| 4.5 本章小结 |
| 第5章 微观力学性质均值化分析 |
| 5.1 均值化分析理论 |
| 5.2 花岗岩各矿物均值化分析 |
| 5.3 花岗岩力学特性随温度变化分析 |
| 5.4 本章小结 |
| 第6章 结论与展望 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 攻读硕士期间的科研成果 |
（7）云南东川因民铁质基性岩构造岩相学特征与成岩成矿关系（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题依据及意义 |
| 1.2 研究现状和主要存在问题 |
| 1.2.1 与基性岩(超基性岩)有关的典型矿床 |
| 1.2.2 扬子地块西缘铁铜矿床和IOCG矿床研究现状 |
| 1.2.3 火山岩相的研究现状 |
| 1.3 拟解决科学问题 |
| 1.4 研究内容与技术路线 |
| 1.5 工作概况与完成工作量 |
| 1.6 主要创新点 |
| 第二章 成矿地质背景 |
| 2.1 大地构造背景 |
| 2.2 区域成矿地质背景 |
| 2.2.1 区域地层 |
| 2.2.2 区域构造 |
| 2.2.3 区域岩浆岩 |
| 2.3 因民铁铜矿床地质特征 |
| 2.3.1 地层 |
| 2.3.2 构造 |
| 2.3.3 岩浆岩 |
| 2.3.4 矿体特征 |
| 第三章 因民铁质基性岩的构造岩相学类型及特征 |
| 3.1 湾刀山辉绿辉长岩构造岩相学划分及特征 |
| 3.1.1 空间分布特征 |
| 3.1.2 岩相划分与岩石组合 |
| 3.2 深部基性火山岩—次火山岩构造岩相学划分及特征 |
| 3.2.1 火山溢流相 |
| 3.2.2 火山喷发沉积岩相 |
| 3.2.3 次火山岩侵入相 |
| 3.2.4 火山通道相(火山隐爆角砾岩相) |
| 3.2.5 岩浆热液角砾岩相 |
| 3.2.6 火山热水喷流通道相 |
| 3.2.7 主要含矿岩相特征 |
| 3.3 小结 |
| 第四章 因民铁质基性岩的岩石地球化学和年代学特征 |
| 4.1 样品采集与测试分析方法 |
| 4.2 岩石地球化学 |
| 4.2.1 主量元素特征 |
| 4.2.2 微量元素特征 |
| 4.2.3 稀土元素特征 |
| 4.3 岩浆源区及构造环境 |
| 4.3.1 岩浆源区 |
| 4.3.2 构造环境判别及意义 |
| 4.4 LA-ICP-MS锆石U-Pb定年 |
| 4.4.1 湾刀山辉长岩的形成年龄 |
| 4.4.2 深部辉绿辉长岩年龄 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 因民矿区铁质基性岩的动力学特征与成岩成矿 |
| 5.1 矿物地球化学特征及形成机制 |
| 5.1.1 角闪石—长石 |
| 5.1.2 黑云母 |
| 5.1.3 绿泥石 |
| 5.2 铁质基性岩的岩浆作用动力学特征 |
| 5.2.1 岩浆自变质期 |
| 5.2.2 岩浆热液平衡期 |
| 5.2.3 火山热水淋滤期 |
| 5.3 铁质基性岩岩浆、热液流体演化特征 |
| 5.3.1 岩浆高温流体演化 |
| 5.3.2 后期热液流体演化 |
| 5.4 铁质基性岩的成岩成矿作用 |
| 5.5 因民铁铜矿区与区域岩浆作用成岩成矿对比 |
| 5.6 本章小结 |
| 第六章 主要结论 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 存在问题与研究展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（8）基于XRD全谱拟合技术的风化壳矿物组分定量研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 风化壳形成及影响因素 |
| 1.2 风化壳风化产物矿物学 |
| 1.3 风化壳/土壤矿物定量研究现状 |
| 1.4 研究内容、意义及方法 |
| 第2章 风化壳/土壤剖面中矿物组分定量方法评述 |
| 2.1 化学定量法 |
| 2.2 X射线衍射传统定量方法 |
| 2.2.1 内标法 |
| 2.2.2 K值法 |
| 2.2.3 绝热法 |
| 2.2.4 直接法 |
| 2.3 X射线衍射传统定量方法的缺点 |
| 第3章 Rietveld全谱拟合精修基础理论 |
| 3.1 X射线衍射技术发展 |
| 3.2 X射线衍射技术基础 |
| 3.2.1 X射线衍射物理学基础 |
| 3.2.2 X射线衍射晶体学基础 |
| 3.3 Rietveld全谱拟合精修原理 |
| 3.3.1 Rietveld全谱拟合方法计算理论 |
| 3.3.2 拟合质量的判断 |
| 3.4 Rietveld全谱拟合方法的主要应用 |
| 第4章 风化矿物全谱拟合精修实验的技术流程 |
| 4.1 实验样品的制备 |
| 4.2 XRD实验参数设定及数据采集 |
| 4.2.1 X射线管工作条件 |
| 4.2.2 狭缝系统 |
| 4.2.3 扫描方式 |
| 4.2.4 扫描范围 |
| 4.2.5 时间常数 |
| 4.3 定性分析 |
| 4.3.1 物相定性分析的依据 |
| 4.3.2 物相检索 |
| 4.3.3 物相定性分析软件介绍 |
| 4.4 定量分析 |
| 第5章 花岗岩风化壳矿物定量案例研究 |
| 5.1 地质概况 |
| 5.2 玉林龙江花岗岩风化壳剖面特征 |
| 5.2.1 粗粒黑云母花岗岩风化壳 |
| 5.2.2 细粒花岗岩风化壳 |
| 5.3 光学显微镜分析 |
| 5.4 X射线衍射分析 |
| 5.4.1 物相定性分析结果 |
| 5.4.2 物相定量分析结果 |
| 第6章 火山岩风化壳矿物定量案例研究 |
| 6.1 地质概况 |
| 6.2 崇左六汤火山岩风化壳剖面特征 |
| 6.3 光学显微镜分析 |
| 6.4 X射线衍射分析 |
| 6.4.1 物相定性分析结果 |
| 6.4.2 物相定量分析结果 |
| 第7章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 申请学位期间参加的项目和发表论文 |
（9）华南陆块南岭地区中生代花岗岩地球化学研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 导论 |
| 1.1 花岗岩的研究背景 |
| 1.1.1 研究现状 |
| 1.1.2 存在问题 |
| 1.2 华南中生代花岗岩 |
| 1.3 本学位论文研究的内容和意义 |
| 1.4 工作量小结 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 华南陆块 |
| 2.1.1 前寒武纪 |
| 2.1.2 古生代 |
| 2.1.3 中生代 |
| 2.2 南岭地区 |
| 2.2.1 地质概况 |
| 2.2.2 本文研究岩体 |
| 第三章 样品描述 |
| 3.1 贵东花岗岩 |
| 3.1.1 鲁溪花岗岩 |
| 3.1.2 下庄花岗岩 |
| 3.1.3 高栋花岗岩 |
| 3.2 富城花岗岩 |
| 3.3 龙源坝花岗岩 |
| 3.4 小结 |
| 第四章 分析方法 |
| 4.1 全岩主量和微量元素分析 |
| 4.2 全岩SR-ND同位素分析 |
| 4.3 单矿物氧同位素分析 |
| 4.4 矿物主量元素分析 |
| 4.5 锆石内部结构分析 |
| 4.6 锆石SIMS氧同位素分析 |
| 4.7 锆石LA-ICPMS U-PB定年和微量元素分析 |
| 4.8 锆石LA-MC-ICPMS LU-HF同位素分析 |
| 第五章 贵东和富城花岗岩地球化学 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 结果 |
| 5.2.1 锆石U-Pb年龄 |
| 5.2.2 全岩主微量元素 |
| 5.2.3 全岩Sr-Nd同位素 |
| 5.2.4 激光氟化法锆石O同位素 |
| 5.2.5 锆石Lu-Hf同位素 |
| 5.2.6 SIMS原位锆石O同位素 |
| 5.2.7 锆石微量元素 |
| 5.2.8 黑云母主量元素 |
| 5.3 讨论 |
| 5.3.1 花岗岩中残留锆石的来源 |
| 5.3.2 花岗岩类型 |
| 5.3.3 源区不均一性 |
| 5.3.4 过铝质A型花岗岩 |
| 5.3.5 鲁溪花岗岩组成变化的原因 |
| 5.3.6 部分熔融温度 |
| 5.3.7 部分熔融程度的影响 |
| 5.4 对华南三叠纪花岗岩岩石成因的指示意义 |
| 5.5 对花岗岩地球化学多样性的指示意义 |
| 5.6 小结 |
| 第六章 龙源坝花岗岩地球化学 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 岩相学 |
| 6.2.1 样品选择和岩相学 |
| 6.2.2 黑云母的岩相学 |
| 6.2.3 锆石的岩相学 |
| 6.3 分析结果 |
| 6.3.1 LA-ICPMS锆石U-Pb年龄 |
| 6.3.2 全岩地球化学 |
| 6.3.3 SIMS锆石原位O同位素和微量元素 |
| 6.3.4 黑云母主量元素 |
| 6.4 讨论 |
| 6.4.1 黑云母结晶之后原始成分的保存 |
| 6.4.2 黑云母的来源 |
| 6.4.3 黑云母成分与岩浆混合 |
| 6.5 岩石成因指示意义 |
| 6.6 小结 |
| 第七章 结论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 博士期间发表论文 |
（10）华夏地块幕式岩浆作用与大陆地壳增生和再造（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| 英文摘要 |
| 第一章 引言 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 选题依据 |
| 1.3 研究内容与意义 |
| 第二章 区域地质概况 |
| 2.1 前寒武纪基底概况 |
| 2.2 多期岩浆作用的时空分布 |
| 2.3 区域构造概况 |
| 第三章 分析与测试方法 |
| 3.1 样品处理与锆石分选 |
| 3.2 锆石内部结构分析 |
| 3.3 锆石U-Pb定年及微量元素分析 |
| 3.4 锆石Hf同位素分析 |
| 3.5 主量元素和微量元素分析 |
| 3.6 全岩Sr-Nd同位素分析 |
| 3.7 矿物化学成分分析 |
| 第四章 浙西南古元古代S与A型花岗岩及相关岩石：对华夏基底演化及再造的启示 |
| 4.1 地质概况与岩石特征 |
| 4.2 黑云母矿物化学成分 |
| 4.3 锆石U-Pb定年及微量元素组成 |
| 4.4 锆石Hf同位素组成 |
| 4.5 主量和微量元素特征 |
| 4.6 全岩Nd同位素特征 |
| 4.7 讨论 |
| 4.8 小结 |
| 第五章 华南新元古代碰撞拼合过程及伴随的岩浆作用 |
| 第一节 华夏新元古代活动大陆边缘：来自岩浆岩年代学和地球化学证据 |
| 5.1 地质概况与岩石特征 |
| 5.2 锆石U-Pb定年及微量元素组成 |
| 5.3 锆石Hf同位素组成 |
| 5.4 主量和微量元素特征 |
| 5.5 全岩Sr-Nd同位素特征 |
| 5.6 讨论 |
| 5.7 小结 |
| 第二节 新元古代扬子、华夏地块的拼合：陆-弧-陆碰撞及复杂的沟弧盆体系 |
| 5.8 华南新元古代地质概况 |
| 5.9 华南新元古代火成岩和相关岩石的时空分布 |
| 5.10 华南新元古代岩浆岩地球化学特征 |
| 5.11 华南新元古代岩浆岩成因 |
| 5.12 新元古代扬子、华夏地块拼合过程和复杂的沟-弧-盆体系 |
| 5.13 华南在Rodinia超大陆中的位置 |
| 5.14 小结 |
| 第六章 早古生代壳-幔相互作用及岩石圈拆沉：花岗岩年代学和岩石地球化学证据 |
| 6.1 地质背景 |
| 6.2 岩相学和矿物化学 |
| 6.3 锆石U-Pb定年 |
| 6.4 锆石Hf同位素组成 |
| 6.5 主量和微量元素特征 |
| 6.6 全岩Sr-Nd同位素特征 |
| 6.7 讨论 |
| 6.8 小结 |
| 第七章 早中生代二长岩-正长岩-A型花岗岩组合的成因与壳-幔相互作用 |
| 7.1 地质概况与岩石特征 |
| 7.2 锆石U-Pb定年及微量元素组成 |
| 7.3 锆石Hf同位素组成 |
| 7.4 主量和微量元素特征 |
| 7.5 全岩Sr-Nd同位素特征 |
| 7.6 讨论 |
| 7.7 小结 |
| 第八章 从“埃达克质”到双峰式岩浆作用：对古太平洋板块俯冲和后撤的响应 |
| 8.1 地质概况与岩石特征 |
| 8.2 锆石U-Pb定年及微量元素组成 |
| 8.3 锆石Hf同位素组成 |
| 8.4 主量和微量元素特征 |
| 8.5 全岩Sr-Nd同位素特征 |
| 8.6 讨论 |
| 8.7 小结 |
| 第九章 主要认识 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 攻读博士学位期间完成的论文 |
| 附件 |
四、广西六种花岗岩中石英相结构分析（论文参考文献）
- [1]赤泥协同多源固废制备注浆材料组成设计、水化机理与性能调控[D]. 张健. 山东大学, 2021
- [2]干热花岗岩钻采过程中井壁围岩物理力学特征研究[D]. 朱振南. 中国地质大学, 2021
- [3]景德镇唐至元瓷釉技术研究[D]. 吴军明. 北京科技大学, 2020
- [4]花岗岩热损伤机理及其力学特性试验研究[D]. 何爱林. 合肥工业大学, 2018(01)
- [5]华南九岭地区新元古代花岗岩地球化学研究[D]. 荣伟. 中国科学技术大学, 2017(02)
- [6]高温热处理后花岗岩的纳米压痕试验研究[D]. 郭翰群. 湖北工业大学, 2017(12)
- [7]云南东川因民铁质基性岩构造岩相学特征与成岩成矿关系[D]. 鲁佳. 昆明理工大学, 2017(05)
- [8]基于XRD全谱拟合技术的风化壳矿物组分定量研究[D]. 曾祥伟. 桂林理工大学, 2017(06)
- [9]华南陆块南岭地区中生代花岗岩地球化学研究[D]. 高彭. 中国科学技术大学, 2016(09)
- [10]华夏地块幕式岩浆作用与大陆地壳增生和再造[D]. 夏炎. 南京大学, 2015(02)