一、对蓟县震旦系氨基酸地球化学的探讨（论文文献综述）
仇一凡[1]（2021）在《华北克拉通南缘中元古代早期云梦山组“铁建造”的成因及其古环境意义》文中研究说明铁建造（Iron Formation,IF）是形成于前寒武纪时期、以Fe（含量大于15%）和Si为主要成分的化学沉积岩。IF可以直接反映古海洋的物质组成和氧化还原状态,是研究前寒武纪水圈、大气圈和生物圈的组成和演化过程的重要岩石记录。IF在前寒武纪的规模、数量和成因机制与当时大地构造、火山活动以及表层环境的氧化还原状态密切相关。大氧化事件（Great Oxidation Event,GOE）后,由于地球表生环境发生突变,导致IF数量和规模急剧减少,最终在18-7.5亿年间几乎完全消失。与深海相IF的沉积记录在18-7.5亿年间的消失相反,中元古代早期的沉积岩中零星发育一类形成于海岸带浅水环境中的新型“铁建造”。在华北克拉通,其被称为黛眉寨式铁矿（或云梦山组“铁建造”）和“宣龙式”铁矿（或串岭沟组铁岩）。该类新型“铁建造”富含核形石、鲕粒,常见交错层理、局部发育叠层石;以赤铁矿为主要矿物,硅酸盐含量较少,不含黄铁矿和磁铁矿。此类新型“铁建造”的出现与IF的消失,表明18～7.5亿地球表生环境氧化还原状态和化学条件发生了突变。而对于这一环境突变事件的成因及其突变后地球表生环境的氧还原状态,一直存在争议。赋存于中元古代早期汝阳群底部云梦山组中的云梦山组“铁建造”作为古元古代至中元古代过渡时期沉积的少数富铁沉积岩之一,对云梦山组“铁建造”的Fe来源、Fe（Ⅱ）(二价铁,Fe2+)的氧化机制、表生环境氧化还原状态等方面的研究,有助于恢复前寒武纪关键时期地球表生环境氧化还原状态。本文利用光学显微镜、扫描电子显微镜、透射电子显微镜、X射线衍射、穆斯堡尔谱、电子探针分析、多接收器电感耦合等离子体质谱仪等技术,对华北克拉通南缘中元古代早期浅水沉积的云梦山组“铁建造”,综合开展了沉积学、岩相学、矿物学和地球化学的研究,取得以下认识:1)对黛眉山剖面云梦山组“铁建造”的沉积学研究表明,云梦山组“铁建造”沉积于潮间带-潮下带上部的浅水环境,为典型的海陆过渡相沉积岩。2)云梦山组“铁建造”全岩主微量元素和Fe同位素分析结果显示:全岩Si元素含量较低;所有样品均未显示Eu异常:Eu/Eu*=0.94～1.11,均值1.06。铁同位素δ56Fe值显示明显负漂:δ56Fe=-0.09‰～-0.46‰,均值-0.28‰。根据以上结果,本文认为云梦山组“铁建造”中的Fe主要源自近岸富铁岩石风化释放的Fe（Ⅱ）。3)云梦山组“铁建造”的形态特征、矿物组合、元素地球化学特征,介于前寒武纪深海沉积的铁建造与显生宙浅海环境形成的铁岩之间,说明云梦山组“铁建造”为前寒武纪铁建造和显生宙铁岩之间的过渡类型。4)云梦山组“铁建造”δ53Crauth极高的正异常特征说明:～17亿年,地球出现一次脉冲式增氧事件,导致大气中O2含量快速攀升,达到1%-10%PAL（Present Atmospheric Level,现今大气氧水平）。同时,较高的O2含量使得该时期氧化风化作用长期保持在较高水平,Fe（II）源源不断地从岩石中释放,使得输入地表的Fe（II）通量不断增加,为Fe OB代谢和增值提供了物质基础。5)云梦山组“铁建造”微量元素、Fe-Cr同位素特征表明:“铁建造”沉积时的水环境O2浓度极低,约为2.8～28.2μM。较低的O2浓度使得Fe（Ⅱ）的化学氧化速率大大降低,甚至停滞。而以Gallionella sp.为代表的嗜中性微需氧铁氧化菌可以在此O2浓度下通过自身新陈代谢作用,快速氧化Fe（Ⅱ）并生成Fe（Ⅲ）(三价铁,Fe3+)。因此,嗜中性微需氧铁氧化菌的生物氧化过程是云梦山组“铁建造”Fe（Ⅱ）氧化的主要机制。云梦山组“铁建造”记录了微需氧铁氧化菌在地质历史时期已知的最早繁盛。
方谦[2]（2020）在《大九湖和赫梅斯关键带地表演化过程及其对环境因素变化的响应》文中指出作为人类起源、演化、和繁盛依赖的载体,地球表层系统（关键带）可为维持人类活动提供几乎绝大多数的资源。在地球和环境科学领域多角度综合研究关键带的演化被认为是21世纪非常重要的工作之一。发生在地球关键带中的一系列物理、化学、生物过程使得陆地生态系统中的物质循环和能量转化得以不断进行。地球关键带的形成与演化紧密受控于所处区域的气候条件,因不同气候会带来不同的水分、热量、植被,而这些对于物理侵蚀、化学风化、矿物转化、土壤干湿交替、有机碳赋存、土壤呼吸和碳循环等地表过程都有重要影响。对于关键带形成和演化过程的研究很有必要将气候因素纳入进去进行综合考虑,而前人相关研究大多并未突出气候这一重要因素,这种局限是由主观认知和客观研究手段两方面造成的。深入了解地表关键带内部过程之间的联系、相互作用及对外界环境因素变化的响应是关键带研究的核心问题,对于准确预测关键带的演化,维持地球环境和人类的可持续发展非常重要。为了进一步深入理解典型气候区关键带内以化学风化为主的重要地表过程之间的耦合对环境因素变化的响应,本论文选取了不同气候区关键带—鄂西大九湖关键带（北亚热带湿润山地气候）和美国赫梅斯关键带（半干旱山地气候）进行深入系统的研究。对大九湖关键带的研究着重关注不同微地形与海拔样品的黏土矿物和地球化学变化,以阐明微地形和海拔差异引起的温度和水分变化对一系列重要地表过程的影响。在对赫梅斯关键带三个风化壳内土壤进行矿物学和地球化学研究的基础上,还在剖面不同深度配置了传感器,进行了土壤温度、湿度、氧气和二氧化碳浓度、孔隙水地球化学的长时间监控和研究,目的主要是探寻半干旱气候区地表土壤物理（包括土壤湿度变化、温度变化）、化学（包括元素迁移、原生矿物溶解、次生矿物沉淀、矿物-有机形成复合体）、生物学（包括土壤呼吸作用、植物光合作用等）过程之间内在联系与相互作用及其对环境因素变化的响应机制。大九湖关键带土壤黏土矿物组成复杂,以多种次生混层黏土矿物为主,相对“原生”的黏土矿物也是其中重要组成部分。稀土元素配分模式、难迁移元素比值、以及粒度分布特征表明这些土壤具有相对均一的母质来源。研究显示该地区微地形和海拔对矿物转化、土壤风化、元素迁移以及有机质赋存过程有明显影响。与硅含量密切相关的风化强度标尺体系（WIS）比常用的化学风化指标CIA等更能准确反映该地区不同样品蕴藏的化学风化信息。相比于平坦和凸出地形的土壤,排水能力较差的内陷地形的土壤含有更多“蒙皂石化”黏土以及更少的“蛭石化”黏土和三水铝石,并显示更弱的化学风化特征以及更少的元素流失。这些土壤中次生黏土矿物的多样性可归因为土壤p H和水文学特征的复杂性和不均一性。由于酸性的土壤条件及缺乏分散的蒙皂石矿物,故可认为这些“蒙皂石化”黏土矿物（主要为伊蒙混层矿物）形成于酸性淋滤导致的固态转化而非溶解重结晶过程。排水能力较好的山坡和凸起土包样品因在季风气候下容易形成干湿交替的土壤环境,化学风化过程的生成物也更容易被带出体系外,从而更容易形成“蛭石化”黏土矿物、高岭石及三水铝石矿物,而且元素流失和化学风化程度也会更深。土壤有机碳的含量随着海拔的上升而下降,这可以归因为环境温度的降低和微生物矿化作用的减弱。尽管受到粉尘输入的影响,这些土壤中的Fe/Mn、Ce异常、以及Corg/P仍可以相互印证,指示土壤氧化还原环境,我们发现氧化还原环境紧密控制着这些土壤中有机碳的保存,还原性更强的环境更有利于土壤有机碳的保存。赫梅斯关键带土壤经历的风化阶段为弱-中等风化,即以斜长石分解为主的脱钙、钠阶段,还未经历以钾长石、云母分解为特征的中期去K阶段,这也侧面印证了该地区总体干冷的环境。赫梅斯关键带三个剖面内部不同深度的温度和湿度随时间的变化趋势较为一致。三个剖面内p CO2和p O2变化范围有明显差异,p CO2纵向变化趋势相近,与p O2趋势基本相反。不同时间尺度上土壤呼吸作用对环境因素变化响应不同。从季节尺度看,土壤呼吸作用在秋冬季受限于土壤温度,在初夏受限于土壤湿度,在夏季风降水之后因土壤温度湿度均处于高水平,土壤呼吸作用强度迅速增长数倍。日际尺度的土壤呼吸受控于季节、降水、温度、湿度和光合作用等多方面因素。将不同时间段的土壤呼吸速率与温度进行投图,可以得到多种闭合圆圈,这种“滞圈”的大小和旋转方向在不同季节背景下有显着差异。“滞圈”效应受到土壤水分、降雨和温度变化跨度的直接影响。另外,在不同的土壤深度处,土壤呼吸作用变化规律也有差异。土壤孔隙水离子组成和总电价随深度的投图显示季节和深度均对孔隙水化学有影响。孔隙水中不同矿物的饱和指数分布类似,在多数情况下,铁（氢）氧化物相对于铝（氢）氧化物更易结晶沉淀。土壤孔隙水的有机质动力学特征也表现出明显的深度和季节性分布规律。溶解性有机质浓度随深度变化有别于过往发现典型的降低趋势,而是先降低后升高,这在很大程度上可以归因为土壤湿度差异造成的浓缩效应及微生物活动性差异。溶解性有机质的荧光指数（FI）随深度的增加明显变大,与比紫外吸收率（SUVA）趋势相反。深度分布规律主要控制因素为孔隙水在土壤中纵向运移过程中溶解性有机质（尤其是芳香组分）与多价阳离子(Fe3+和Al3+)和次生矿物之间发生的吸附与键合作用,另外还受到不同深度土壤微生物活动强度差异的影响。在季节尺度上,溶解性有机质浓度和组成特征在不同深度与其他重要生物地球化学参数耦合规律有明显差异,说明不同深度处溶解性有机质动力学特征所受控制因素不同。不同深度季节性分布规律主要受温度和降水变化造成的光合作用和微生物活动强度波动影响。赫梅斯关键带土壤呼吸在水分充分的时间段产生的CO2可能有相当大比例参与到了矿物风化中形成HCO3-流出土壤体系外,而不是排放到大气中,矿物风化对土壤对外排放CO2起到了抑制作用。土壤p CO2和p O2的变化与孔隙水化学组成的变化之间存在时间差。这种时间差亦是土壤呼吸作用与矿物风化之间的耦合,即土壤呼吸作用产生的二氧化碳促进了矿物风化,这也从另外角度解释了为何在夏季风降雨到来前土壤呼吸作用为何保持了相对平衡,而在季风降雨后,这种平衡被打破。本论文综合研究了不同气候区典型关键带中以化学风化作用为主一系列地表过程演化、联系与相互作用及其对环境因素变化的响应,发现关键带的形成与演化及地表一系列反应过程与所在地区气候背景密切相关,这些地表过程之间的联系与相互作用则对气候变化和碳循环有反馈作用。本论文对地球关键带科学、成土作用、矿物的形成与转化、土壤呼吸作用、陆地碳循环和全球气候变化相关研究具有重要意义。
刘傲然[3]（2018）在《河北怀来新元古代青白口纪龙凤山宏观藻类生物群特征与地质意义》文中研究说明前寒武纪是地球演化史上一段重要的地质时期,约占地质历史的7/8,这一阶段地球经历了开始的混沌,剧烈构造运动,到后期的稳定,是认识地球早期海洋环境,大陆形成,生物起源与演化的重要阶段。新元古代（1000-541Ma）作为显生宙与隐生宙的重要过渡时期,是前寒武纪中十分重要而独具特色的时代,一直备受地质学家的关注。此时期代表性的地质事件包括:Rodinia超大陆形成与裂解,低纬度大规模冰川发育,大气与海洋的快速充氧,以及宏体多细胞生物起源与繁盛等。随着研究的不断深入,对其后期出现的具有器官分化的后生生物-埃迪卡拉生物群的生物面貌、属性以及古环境的认识已非常完善,但对其早期拉伸纪的相对简单宏观藻类生物群的研究相对滞后。本文以河北怀来拉伸纪龙凤山生物群简单浮游的Chuaria-Tawuia宏观藻类,和具有叶状体、拟茎、固着器分化的底栖固着Longfengshania宏观藻类生物组合为主要研究内容,系统总结以往研究成果,同时选取区域内典型的龙凤山剖面为主要研究对象,对宏观藻类生物特质、地质意义进行探讨,并进一步探索生物的解剖结构和生存环境,获得的主要进展如下:1、将龙凤山东坡、南坡、西坡三条剖面采集龙凤山生物群Chuariaceae科,Tawuiaceae科,Longfengshaniacea科2762件宏观藻类样品,进行镜下高精度微区观察和数据统计,并与以往研究结果进行对比,系统总结、厘定了龙凤山生物群的分类系统:Chuariaceae包含2属2种Chuaria circularia,Beltanelloides cf.sorichevae。Tawuiaceae仅包含1属1种Tawuia dalensis;认为以往世界范围内报道的短棒状Nephyroformia、Phascolites,椭圆形Shouhsienia,舌形Glossophyton,卵圆形Ovidiscina,鞋底形Pumilibaxa以及耸棒状Tachymacrus皆为Tawuia的同物异名体;Longfengshanianceae中Paralamilaria xinglongensis形态特征不稳定,取消建种,将此形态化石归为Longfengshania ellipticulum。由于拟茎长度在化石保存中容易受到影响,且属种特征不稳定,取消L.longipetiolata建种,结合化石叶状体形态分析,将原形态属种归入L.ovalis。发现两个新的形态属种:Longfengshaniafungorumis sp.nov.,Paralongfengshania longfurumis sp.nov.,梳理后Longfengshanianceae共计2属16种。此外还发现2个相似种:Suketea cf.rampuraensis,Beltanelloides cf.sorichevae。2、对Longfengshanianceae系统发育特征进行聚类分析,将其分为五种类型:Ⅰ类—简单基本型:L.stipitata,L.spheria,L.cordata,Ⅱ类—复杂变化型:L.gemmiforma,L.fusiformis,L.dicrana,P.sicyoides,P.qinyuensis,L.fungorumis sp.nov,Ⅲ类—快速收缩型L.ovalis,L.qingboikonensis,Ⅳ类—简单伸长型L.elongata,Ⅴ类—复杂伸长型L.foliolatusa,P.oblong,L.ellipticulum,P.longfurumis sp.nov.,为龙凤山藻形态演化研究提供了基础。3、通过现代形态学定量统计分析,结合生物定性的时空演替,建立了早期宏观藻类演化模式:最早出现于中元古代初期的是浮游类Chuariaceae科,而后藻类分化出Tawuiaceae科,两者在新元古代拉伸纪达到繁盛,后者在部分地区出现了特化的J、C、U型个体;随着海水持续的充氧以及水体结构变化,拉伸纪出现了宏观藻类第一次辐射演化,出现了底栖固着的Longfengshaniaceae科,其演化模式可以分为不伸长的复杂化方向:简单基本型（Ⅰ类）—复杂变化型（Ⅱ类）演化顺序;伸长复杂化方向:基部快速收缩型（第Ⅲ类）—简单伸长型（第Ⅳ类）—复杂伸长型（第Ⅴ类）演化顺序。但此时的生物的生产力还比较低,宏观藻类叶状体基本以较大叶状或立体球形的不分枝形态为主。随着海洋环境的进一步改善,埃迪卡拉纪出现了线状（Anhuiphyton）、丝状（Enteromorphites）、细带状（Baculiphyca）、丛状（Doushantuophyton）分枝叶状体的固着宏观藻类。4、根据拉伸纪宏观藻类生物古地理分布特征,笔者认为此时期在赤道附近低纬度地区存在一个宏观藻类生物域,并且进一步可划分为华北-劳伦（ChuariaTawuia-Longfengshania）区和扬子-印度（Chuaria-Tawuia）区;根据生物组合特征进一步划分为华北宏观藻类省和劳伦宏观藻类省,前者又可分为中心燕山底栖-浮游生物区和边缘的淮南浮游生物区、辽南浮游生物区,后者可分为中心的麦肯基底栖-浮游生物区和周围维克托亚-犹他浮游生物区。而扬子-印度（ChuariaTawuia）区内生物属种分布基本相同,仅存浮游宏观藻类。以上生物分布特征受到古纬度与古地理隔离两方面因素的控制。根据以上新元古代Rodinia时期宏观藻类的古生物地理区系划分结果,可以确定此时期内华北板块与劳伦古陆西北缘相邻,位于Rodinia超级大陆东缘。而扬子板块与印度古陆相邻,位于Rodinia超级大陆的西缘。5、通过对岩层、BSR活性及其影响因素的分析,初步认为:龙凤山剖面富含化石层位黄铁矿大部分为生物成因。结合矿物分析以及化石埋藏特征认为,与碳质化石并存的自生的粘土矿物和微生物作用的黄铁矿化共同为龙凤山生物群的有效保存提供了良好的理化条件。结合岩层中沉积型黄铁矿的粒径分布,认为生物的生存环境主体为缺氧-次氧化环境。6、结合对化石的微区SEM观察结果,对以往发现Chuaria的细胞膜、胞壁、层间及层面孔洞等显微结构进行了评述;对Longfengshania内部碳质膜SEM下观察发现的楞状致密电子细纹,以及撕片法发现的拟茎中存在的纤维结构,为其真核多细胞归属提供了新的证据;而Chuaria,Tawuia,Longfengshania表面的同心纹饰或皱纹结构应为埋藏所致,并非原植体的原生结构。
刘剑[4]（2017）在《天然石墨的成因、晶体化学特征及对石墨烯产业化的约束》文中研究指明石墨烯及其应用技术在新一轮产业革命中占据重要地位。天然石墨制备石墨烯过程中原料选取及品质控制工作是石墨烯产业化瓶颈问题之一,该工作对指导石墨烯产业终端应用和推动石墨烯产业化具有重要的理论意义和实际价值。然而,这方面见诸文献的报道很少。论文选择天然石墨的成因、晶体化学特征作为主要研究内容,采用矿床学、矿物学、晶体化学与晶体物理学、资源产业经济学、石墨烯制备过程中原料选择及品质控制研究等多学科综合研究的新方法,引进石墨矿床的研究方法并提出天然石墨对石墨烯产业化的约束这样一个新命题,探讨了天然石墨的成因、晶体化学特征对石墨烯产业化的约束,从新视角入手以揭示特定成矿地质条件约束的天然石墨对石墨烯下游应用的适用性。论文主要结论:（1）全球鳞片石墨、脉型石墨和土状石墨的形成条件主要是热力学条件、碳源、有机生物、沉积建造等方面。（2）天然石墨成因及石墨化程度决定了石墨晶体的结构、特征及物理化学特征,天然石墨的成因、晶体化学特征对氧化石墨（烯）和石墨烯结构、属性及电化学性能、导电性能有重要影响。（3）鳞片石墨的成因是影响石墨烯属性及电性能的重要因素,也是影响石墨烯制备过程中氧化-还原产物性能的重要因素。（4）天然石墨都能作为石墨烯制备过程中的初始原料,根据赋矿地质条件可以预测石墨矿物对石墨烯下游应用的适用性,且能够预先确定特定地质条件产出石墨矿物制备的石墨烯粉体适合或不适合供给下游前沿新材料石墨烯企业。（5）从企业集团、产业集群、数据库系统、石墨烯资源经济带、区域协调政策、环境法规、行业标准、动态检测等方面,提出了推动石墨烯产业化的建议。论文创新性表现在:（1）绘制了天然石墨成矿过程框架图,将天然石墨成矿过程概括为“碳质来源+含矿岩石+热力学条件+石墨化”,定义为天然石墨成矿的四要素。（2）构建了下游前沿新材料石墨烯的原料选取及品质控制的理论模型。表达式为Ggeo= F（Bat,Flex,Bio,Cor,Com,Thermo）= αBat + βFlex + γBio + δCor +εCom + ζThermo模型限定了成矿地质条件→石墨矿物→石墨烯粉体→石墨烯材料的逻辑关系,以及制备的石墨烯粉体适合或不适合作为石墨烯材料的原料,为石墨烯产业终端应用提供理论基础。（3）探索了鳞片石墨制备石墨烯具可控性的技术方法,认为石墨化程度、比表面积、缺陷度、固定碳含量、碳质来源、变质相、成矿地球动力学背景等多种因素对其有不同影响,可根据对石墨烯的层数或性能的需求选择合适的天然石墨原料。（4）基于天然石墨对石墨烯产业化的约束,将石墨烯看作战略性矿产资源并提出了石墨烯资源开发利用战略的范式。
刘飏[5]（2017）在《高—过成熟页岩中天然气地球化学成因模式与应用》文中进行了进一步梳理高-过成熟（Ro>2.0%）是川渝鄂地区下古生界海相及南华北盆地下二叠统海陆过渡相富有机质页岩的重要特征之一。论文分析了川渝鄂地区下古生界海相和南华北盆地下二叠统海陆过渡相页岩中天然气的地球化学异常和页岩气成因,探讨了下寒武统页岩中氮气来源和富集机理,建立了页岩气演化阶段模型及高含氮页岩气成因模式,提出了页岩气来源及赋存状态的同位素判识方法,主要取得了以下认识:（1）高-过成熟页岩中天然气地球化学特征往往出现煤型气与油型气难以区分的异常现象。海相与海陆过渡相高-过成熟页岩中天然气地球化学的主要差异在于页岩气中的非烃组分,特别是体现在CO2含量及其碳同位素组成的差异。海陆过渡相页岩气主要分布在CO2含量大于5%且δ13C（CO2）值小于-10‰的范围内,而海相页岩气则主要分布在CO2含量小于5%且δ13C（CO2）值大于-15‰的范围内。（2）通过对秭地1井下寒武统和南华北盆地下二叠统页岩气中烷烃碳同位素倒转的成因分析,认为两个地区页岩气同位素倒转主要是页岩气在高-过成熟阶段与水及含铁金属发生反应引发的瑞利分馏所导致。四川盆地代表性的龙马溪组页岩气钻井数据表明,页岩气中甲烷、乙烷碳同位素倒转程度与地层压力系数及初始产气量具有良好的正相关关系,对页岩气藏保存程度具有指示意义。（3）在分析了研究区页岩气地球化学特征的基础上建立了页岩气演化阶段模型。结合川渝鄂地区下寒武统页岩气地质特点建立了三种高含氮页岩气成因模式,即有机质热解成因模式、大气成因模式和复合成因模式,并对以上模式的主控因素进行了分析,对下寒武统页岩气勘探具有指导意义。（4）建立了页岩气来源和赋存状态的同位素判识方法,通过研究川渝鄂地区海相页岩气来源组成发现,随着页岩成熟度的增加,页岩气中油裂解气的比例降低。对南华北盆地海陆过渡相页岩气中游离气和吸附气含量进行计算并对比测井解释结果发现,该方法计算结果与测井解释结果具有良好的可对比性。论文系统研究了高-过成熟页岩中天然气地球化学成因及模式,延伸了页岩气地球化学的地质应用,对我国页岩气勘探实践具有一定的参考意义。
李云波[6]（2014）在《构造煤中应力敏感元素迁移聚集规律及动力学机制 ——以淮北矿区为例》文中研究指明系统采集淮北矿区典型构造煤样品，以构煤中敏感元素的迁移聚集规律为研究对象，结合区域构造发育特征和构造煤形成的动力学机制，分析构造煤中矿物的分布特征，借助ICP-MS、SEM-EDX、XRF和CVAFS等先进测试方法，测定并分析不同类型构造和不同变形程度构造煤中常量、微量和稀土元素的迁移聚集和散失规律，初步揭示构造煤中应力敏感元素迁移聚集的动力学机制。取得了如下结论：（1）依据构造煤结构和变形机制，将淮北矿区中的构造煤划分为6大类共9种，发现煤中矿物的分布、变形和迁移与构造煤变形有关，脆性变形煤中后生矿物的裂隙填充作用，碎斑煤中矿物的机械混合作用及剪切滑面上的压溶流变作用，是煤中矿物分布迁移的主要因素。（2）探讨了构造煤中后生矿物分布特征及构造控制。利用XRD和SEM-EDX等方法分析淮北矿区构造煤中矿物分布特征，发现随着构造煤变形程度的增加，矿物的颗粒形态发生了变化，从弱脆性变形煤中的有序分布向韧性变形煤的无序结构演化；与构造煤形成机制有关，脆性变形过程中发育的裂隙或破碎为矿物的形成和赋存提供了空间，韧性变形过程中煤体的变形及动力变质作用促使元素迁移聚集并为矿物的形成提供了化学条件。（3）系统揭示了不同类型构造煤中元素的迁移聚集规律。分析不同类型构造煤中常量元素、有机元素、微量元素和稀土元素的分布特征，发现元素迁移聚集规律与构造煤变形程度有关，并在不同类型构造和构造部位分异，构造应力是促使元素迁移、聚集的驱动力。（4）揭示了不同类型构造中敏感元素的构造控制机制。分析发现，西寺坡逆冲推覆断层为封闭的还原环境，上、下盘中元素的迁移、聚集和散失遵守能量守恒定律，区域构造应力场及其伴随的动力变质作用促使煤中元素从高应力区向低应力区迁移；断层中敏感元素以断层面为中心，向两盘呈规律性变化，随着构造煤变形程度增加，动力变质作用逐渐并成为控制煤中元素迁移的主要因素，并综合受到应力应变环境和机械混合作用影响。（5）依据造煤中敏感元素迁移聚集的基本规律，建立了构造煤中应力敏感元素的选取原则和方法，最终选取不同类型和不同性质构造中的应力敏感元素，为构造煤地球化学方法预测煤与瓦斯突出提供了新理论和新方法。（6）系统探讨了构造煤中应力敏感元素迁移聚集的动力学机制。应力敏感元素的迁移聚集过程分为迁移和聚集两个阶段，存在物理和化学两种途径，包括断裂填充、应力驱动、动热迁移、力化学驱动和机械混合流变等5种迁移聚集模式；分析认为构造煤的脆性和韧性变形机制及其伴随的动热效应是影响构造煤中元素重新分配的主要因素，构造应力为元素的再次迁移提供了动力和基础；构造煤的变质变形机制决定并控制了元素迁移的方式和途径；构造应力加速了元素迁移、聚集的速率，从而使元素随煤体变质变形发生动力分异。
李赛赛[7]（2012）在《陕西省商南县—山阳县下寒武统黑色岩系中钒矿田地质构造特征及成因探讨》文中研究说明南秦岭早寒武世广泛发育富含有机质的黑色岩系，按空间分布可分为南北两个带：北带位于山阳—商南—郧西一带，以产出中—大型的钒、金矿床为特点；南带位于安康—紫阳—平利—镇坪一带，以产出大型毒重石—重晶石矿床及石煤为特征。本文选择北带下寒武统水沟口组黑色岩系中的钒矿田为研究对象，运用构造地质学、矿床学、岩石学及地球化学等方法，系统研究了钒矿田的地质构造特征、钒的赋存状态，并对钒矿床的成因进行了探讨，重建了研究区的构造演化过程，建立了南秦岭黑色岩系型钒矿床的成因模式，取得主要成果和认识可以概括为以下几点：（1）研究区位于南秦岭加里东—印支褶皱带中段武当地块的北缘，东部与陡岭地块毗邻。钒矿床产于研究区中部水草坪—白浪倒转复式向斜的两翼，赋矿地层为下寒武统水沟口组。水沟口组分为两个岩性段：下岩段岩性主要为硅质岩、炭质泥岩，并夹有磷结核、重晶石岩，而且下岩段岩性从下往上具有明显的规律性，即下部以硅质岩为主，向上泥岩逐渐增多，硅质岩逐渐减少；上岩段岩性主要为灰岩，夹少量泥岩。（2）对研究区内典型的钒矿床进行了研究，总结出黑色岩系中钒的成矿特征。钒矿体严格受层位控制，赋存于下寒武统水沟口组下岩段，含矿岩石主要为硅质岩夹炭质泥岩。矿体呈层状、似层状产出，沿走向、倾向上延伸均较稳定。钒主要分布于炭质泥岩中，但产出有钒矿体的岩性组合中必夹有硅质岩。钒在地层中富集具有明显的规律性，从下往上硅质岩夹炭质泥岩—富磷结核过渡层—炭质泥岩—碳酸盐岩，在磷结核过渡结核层V2O5含量最高。（3）通过物相分析、X-射线衍射测试及电子探针分析，钒的赋存状态有三种：存在于钒云母中、以胶体状态存在的V-Fe、以V-Ti氧化物集合体的形式存在。钒云母呈片状、条带状产出，宽度一般在10μm±，长一般大于100μm，长轴方向与层理或纹层理方向一致，其中含钒最高可达到22.68%。钒云母有两种标型：一种标型为2M1型，化学式为K（Al,V）2（Si,Al）4O10（OH）2或（K,Ba,Na）0.75（Al,Mg,Cr,V）2（Si,Al,V）4O10（OH,O）2，钒不仅取代了位于六次配位的八面体层中的铝，还取代了位于Si-O四面体层中的铝，形成了2M1型钒云母；另一种标型为1M型，其化学式为KV2（Si3Al）O10（OH）2，钒位于云母结构层之间。胶体状态存在的V、Fe，呈草莓状、圆球状、星点状、环状产出，颗粒直径小于10μm，多在3～5μm，其排列方向大致与层理或方向一致，表明其为同沉积期生成的矿物，周围多为云母、粘土矿物及石英，化学组成主要为V、Fe、O，不含或仅含痕量的Ti、Mg，其中含钒最高可达到10.09%，不含水，为胶体老化后形成的非晶质体，炭硅质岩夹炭质泥岩型钒矿石中钒以该赋存状态为主。V-Ti氧化物集合体主要产出于炭质泥岩型钒矿石中，呈浸染状、星散状分布于岩石基质中，其长轴方向与层理或纹层理方向一致，为同沉积期生成的矿物；结合衍射分析结果，笔者认为该混合物为细粒的钒、钛氧化物的集合体，它最初是以胶体形式沉积，后期钛的氧化物结晶形成锐钛矿、板钛矿等。目前，研究区内黑色岩系型钒矿石选矿回收率低、选矿成本高且污染大，通过本文对下寒武统黑色岩系中钒赋存状态及分布形式的研究，有助于选矿工艺的改进，对矿山节约成本、提高选矿回收率、降低环境污染等方面有一定的实际意义。（4）研究区位于南秦岭构造带，总体由四条近东西向北倾的逆冲断裂划分为四个次一级的构造单位。北部由三个由北向南的逆冲推覆构造带组成，即太子坪岩片推覆构造带、耀岭河逆冲推覆构造带、湘河构造混杂岩带；南部为由武当山隆起而形成的武当山地块北缘滑脱构造带。各构造带均经历了多期变形。通过对各构造单元构造特征的研究，结合秦岭造山带的构造演化，研究区大致经历了五个构造演化阶段：中元古代扬子地块北缘裂陷喷发；早晋宁运动武当山岩群褶皱；晚元古代早期至早古生代，扬子地块北缘被动大陆边缘再次裂陷，竹林关—青山断裂带（F1）、偏头山—豆腐尖断裂带（F2）、楼房沟—耀岭河断裂带（F3）、湘河—月亮湾断裂带（F4）四条断裂带在该阶段均表现为正断层性质，且切割深度大，携带成矿元素的热水及火山活动沿这些断裂带运移至海底沉积形成了下寒武统水沟口组黑色岩系型钒矿床；晚海西—印支期，由于北侧商丹带的强烈碰撞作用使F1～F4四条断裂带转变为逆断层，形成一系列的逆冲推覆构造及伸展滑脱构造体系；燕山期及喜山期伸展、抬升及断陷活动，位于水草坪—白浪倒转向斜两翼水沟口组中的钒矿床由于风化剥蚀作用出露于地表。（5）通过地层、岩性、岩相古地理、古构造、钒的富集规律及地球化学特征等方面研究，表明该区早寒武世黑色岩系中的钒来源于海底热水、火山活动，钒矿体在原生沉积时形成，其成因既与区域地质构造背景、海底热水及火山活动、生物活动及有机质降解有关，又与海平面升降有关。早寒武世，研究区位于扬子地块北缘的被动大陆边缘，处于板块构造的扩张期，裂陷发育，沿断裂活动的热液及火山活动将硅质、重晶石及钒、金等金属元素带入海底。该时期广泛的海侵作用使区内海水加深，活跃的上升洋流携带洋底的磷、营养物质等进入陆棚区，使藻类浮游生物大量繁殖，生物活动本身可以富集海水中的钒，生物死亡后遗体下沉至海底的过程中，有机质腐烂分解消耗了水体下部的氧，使底层水变成缺氧状态，有利于富含钒的有机质在海底保存。同时由于生物活动改变了水体的化学环境，导致海水中吸附钒的泥质、硅质、火山灰等沉积于底部缺氧层中，与有机质一同保存下来，形成黑色岩系型钒矿床。因此，笔者认为研究区内钒矿床属于生物—热水沉积成因类型。（6）综合已有的成因证据，结合当时的岩相古地理环境，笔者首次按早寒武世早、中、晚期三个阶段还原了水沟口组含矿黑色岩系的形成过程，即南秦岭黑色岩系型钒矿床的成因模式。这对南秦岭乃至国内外黑色岩系中钒矿床成因研究具有一定的参考意义。（7）笔者对南秦岭早寒武世的地层进行了对比，结合本文对黑色岩系型钒矿床成因的研究，预测南秦岭造山带南部的三个地层分区（郧西—均县分区、安康—平利分区、高滩—兵房街分区）是寻找黑色岩系型钒矿床的有利靶区。本文创新点有如下两点：①新发现了钒的两种赋存状态：以胶体状态存在的V-Fe，以氧化物集合体的形式存在的V-Ti；且以前者为主。该发现为钒以胶体形式搬运沉积提供了直接证据，并为钒矿山选矿试验的改进提供了重要的研究资料。②笔者较全面地研究了钒矿床的矿体特征、区域构造背景、岩性、岩相古地理、沉积环境、物质来源、钒的富集规律、生物活动证据以及地球化学特征，提出研究区内钒矿床属于生物—热水沉积成因类型，并据此建立了黑色岩系型钒矿床的成因模式。该模式合理地还原了钒矿床的形成过程。
赵贵生[8]（2011）在《华北中元古代雾迷山组微生物岩及其古海洋环境意义》文中认为雾迷山组是华北地台中元古界分布最广的地层单位之一,以环潮坪白云岩为主。其沉积极富韵律性,主要由凝块石白云岩、含硅质条带纹层石白云岩和泥质微晶白云岩层构成的向上变浅的副层序有序堆叠而成。地层中含有丰富多彩的微生物岩,尤其以凝块石最为特征,其次为层状、丘状、以及锥状叠层石。在潮下泻湖相或深潮下带中还发育有黑色纹层石与微指状叠层石。大量保存良好的微生物席以及发育的微生物岩表明,中元古代华北陆表海存在活跃的微生物群落。它们与沉积环境相互作用形成了多种形态的微生物岩。此外还发育一些与微生物作用相关的沉积组构,包括纹层石、鲕粒、泥晶、板刺和MISS等构造。研究表明,雾迷山组不同类型的微生物岩与古水深存在良好的对应关系:黑色纹层石与微指状叠层石主要产出于潮下泻湖带或深潮下带;凝块石主要产出在浅潮下带偶尔达到深潮下带;低丘状叠层石等多种形态叠层石主要产出于浅潮下带上部至潮间带下部;含硅质条带纹层白云岩主要产出于潮间带;而泥质微晶白云岩则产出在潮间带上部至潮上带。雾迷山组多种微生物岩中含大量纤维状文石假形。这是中元古代大气高CO2浓度、海洋贫氧条件下,有机质细菌硫酸盐还原作用导致的CaCO3过饱和从而诱发的海底自生碳酸盐岩沉淀。对雾迷山组各类碳酸盐岩的显微观察发现:深潮下带或潮下泻湖相黑色纹层石与微指状叠层石由针状文石等厚层与微生物席层交互堆叠而成;潮下带凝块石白云岩由针状文石形成的环带或扇状集合体包裹有机质团块所组成,少见碳酸盐微粒。浅潮下带上部—潮间带下部纹层白云岩与叠层石以自然沉淀的碳酸盐微粒为主导,含少量等厚层和扇状、葡萄状文石集合体,以及以孔洞充填形式产出的针状文石。而潮间带上部—潮上带泥晶白云岩则完全由碳酸盐微粒组成,不含针状文石沉淀。从总体上看,从深潮下带至潮上带,纤维状文石假晶的产出比例逐渐减少,表明了细菌硫酸盐还原作用从潮下带非常活跃转变为潮间带仅在微生物席覆盖之下存在而至潮上带不活跃。这种变化,可能反映了不同水深环境中,水体氧化还原状态的转变。因此,可以反映古海洋的氧化条件特征。
田雷[9]（2009）在《中国南方地区铊地球化学特征》文中提出铊是典型的分散元素,分散元素主要是指在地壳中丰度很低,在岩石中极为分散,自然界形成矿物的几率很低,而且产地稀少的元素。本论文是利用中国南方地区76元素地球化学图的丰富资料（包括四川（含重庆市）、贵州、云南、广西、广东、福建、江西、湖南、湖北、浙江、安徽和江苏等12省,面积约240万km2）,研究铊在不同构造单元（一级和二级）的分布特征,并利用地球化学异常特征与Hg和As等元素的相关性,预测铊地球化学成矿的资源潜力。并对这些地区铊的生态效应进行初步探讨。按照中国南方地区不同构造单元分别统计各个不同构造单元中铊的背景值。将中国南方地区划分成8个一级构造单元,其中扬子准地台和华南褶皱系又划分了10个二级构造单元,分别研究铊的分布特征,从不同构造单元水系沉积物中铊的分布特征我们可以看出,铊在不同的构造单元中含量差别很大。冈底斯-念青唐古拉褶皱系铊背景值最高,东南沿海褶皱系和华南褶皱系次之。从各个二级构造单元来看,华夏褶皱带的铊背景值最高,达0.98μg/g。康滇地轴的铊背景值最低,为0.54μg/g。开展铊元素在我国南方成矿预测的研究,可为我国稀有分散元素的找矿提供第一手的资料。除利用铊地球化学异常外,根据铊矿床的伴生元素As和Hg来进行综合判断,根据这些异常特征与吻合程度,在中国南方地区圈定3处Tl-As-Hg综合异常区,分别为滇东南黔西南个旧-兴义异常带、桂西黔南靖西-河池-都匀异常带、粤北湘南乳源-桂阳异常区。该3处异常区Tl与As、Hg异常吻合程度较好。在滇东-黔西南异常区已发现南华砷铊矿和滥木厂汞铊矿,是中国最重要的低温成矿域。本文开展了铊生态环境效应的初步探讨。岩石中的铊释放进入水体和土壤,并通过食物链进入生物和人体,逐步积累,引起人类群体慢性铊中毒事件或地方病。列举了粮食、蔬菜、水果、动物、人发中铊的含量特征。从生物中铊的分布特征可以发现,蔬菜中的铊明显高于粮食中的铊含量,其中菠菜和茶叶中的铊最高。动物中,鸡肉铊要明显高于其他海产品和动物内脏。铊最有可能从土壤进入人体的途径为土壤-蔬菜-人体。因此,在进行生态环境评价过程中,应对铊污染区的蔬菜铊分布特征给予足够重视。
龚莹杰[10]（2009）在《黔东北震旦纪陡山沱期宏体生物的生物标志化合物研究》文中指出黔东北铜仁市江口地区瓮会剖面震旦系陡山沱组地层出露良好,出产有大量宏体生物化石,包括多类种属的宏体藻类化石、环节动物化石和海绵动物化石,被称为“瓮会生物群”。对于上述三类宏体生物化石,前人已通过形态方面的研究判断,确定其具体种属分类及进化地位,其中宏体藻类组织器官和功能已出现明显的分化,并与高等植物之间存在一定的演化关系。本研究以生物标志化合物为研究手段,运用现代生物学中有关真核细胞、生物大分子等方面的资料,使地质体中的生物标志化合物分子同现代生物细胞中的有机分子发生联系,研究分别作为真核多细胞植物和真核多细胞动物的上述三类化石生物的生物标志化合物指标的异同及其产生原因、来源、及各自所具有的生物标志化合物指标特征。通过研究得到以下结论:⑴所研究宏体藻类已产生细胞组织分化,具备一定高等植物特征;⑵被认为有可能是藻类的遗迹化石确定为环节动物;⑶所研究宏体生物的生活环境为低盐度的浅海区域,氧气含量已达一定水平;⑷确定了支链烷烃的产生机理——主要由正构烷烃转化而来;⑸对地质体中甾烷类物质的主要来源加以修正:海绵类动物,环节类动物对于甾烷类生物标志化合物的含量贡献同高等植物处于同一水平;⑹总结了上述三类宏体生物的生物标志化合物指标特征及各自的指示性特征组合。为以后生物标志化合物在古生物学领域中的进一步研究和应用奠定初步的基础。
二、对蓟县震旦系氨基酸地球化学的探讨（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、对蓟县震旦系氨基酸地球化学的探讨（论文提纲范文）
（1）华北克拉通南缘中元古代早期云梦山组“铁建造”的成因及其古环境意义（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 铁建造研究现状 |
| 1.2.2 铁氧化菌研究现状 |
| 1.2.3 华北克拉通古元古代至中元古代过渡时期富铁沉积岩的研究现状 |
| 1.3 研究目标和内容、方法及完成的工作量 |
| 1.3.1 研究目标和内容 |
| 1.3.2 研究方法 |
| 1.3.3 完成的工作量 |
| 1.4 论文创新点 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 华北克拉通南缘地层分布概况 |
| 2.2 渑池-确山地层小区汝阳群地质特征 |
| 2.3 汝阳群的沉积年代 |
| 第3章 实验方法 |
| 3.1 野外调查及样品采集处理 |
| 3.2 显微观察 |
| 3.3 XRD粉晶衍射 |
| 3.4 穆斯堡尔谱测试 |
| 3.5 电子探针分析 |
| 3.6 主量元素测试 |
| 3.7 微量元素测试 |
| 3.8 Fe同位素测试 |
| 3.9 Cr同位素测试 |
| 第4章 分析测试结果 |
| 4.1 云梦山组“铁建造”剖面概述 |
| 4.2 云梦山组“铁建造”的宏观和微观特征 |
| 4.2.1 “铁建造”的宏观和显微特征 |
| 4.2.2 主要矿物组成 |
| 4.2.3 矿物的超微组构特征 |
| 4.3 主量元素特征 |
| 4.4 微量元素特征 |
| 4.4.1 稀土元素特征 |
| 4.4.2 氧化还原敏感元素特征 |
| 4.5 Fe同位素特征 |
| 4.6 Cr同位素特征 |
| 第5章 云梦山组“铁建造”的成因及中元古代早期表生环境状态 |
| 5.1 云梦山组“铁建造”中Fe的来源 |
| 5.1.1 沉积环境的证据 |
| 5.1.2 矿物学的证据 |
| 5.1.3 微量元素的证据 |
| 5.1.4 Fe同位素的证据 |
| 5.2 华北克拉通中元古代早期表生环境的氧化还原状态 |
| 5.2.1 微量元素的制约 |
| 5.2.2 Fe同位素的制约 |
| 5.2.3 Cr同位素的制约 |
| 5.3 云梦山组“铁建造”的成因机制 |
| 5.3.1 矿物的微观形貌 |
| 5.3.2 Fe-Cr同位素 |
| 5.4 对太古宙到中元古代表生环境中Fe(Ⅱ)氧化过程的启示 |
| 第6章 主要结论与下一步工作设想 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 下一步工作设想 |
| 参考文献 |
| 附录1 数据表 |
| 附录2 图版 |
| 致谢 |
| 作者简历及攻读学位期间发表的学术论文与研究成果 |
（2）大九湖和赫梅斯关键带地表演化过程及其对环境因素变化的响应（论文提纲范文）
| 作者简介 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景与意义 |
| 1.2 土壤中地表过程发生的基础 |
| 1.2.1 土壤的固相组成 |
| 1.2.2 土壤的孔隙部分组成 |
| 1.3 土壤化学风化研究现状 |
| 1.4 土壤呼吸作用研究现状 |
| 1.4.1 土壤呼吸作用的影响因素 |
| 1.4.2 土壤呼吸作用的监测 |
| 1.5 土壤中的溶解性有机质研究现状 |
| 1.6 地球关键带监控的研究现状 |
| 1.7 研究目的及拟解决的问题 |
| 1.8 研究区的典型性及内在联系 |
| 1.9 研究内容及技术路线 |
| 第二章 研究区概况与样品分析方法 |
| 2.1 鄂西大九湖关键带 |
| 2.1.1 气候背景、地质背景与采样方法 |
| 2.1.2 X射线衍射(XRD)分析 |
| 2.1.3 漫反射傅里叶转换光谱(DRIFT)分析 |
| 2.1.4 地球化学分析 |
| 2.1.5 粒度分析 |
| 2.1.6 统计学分析 |
| 2.2 赫梅斯盆地关键带 |
| 2.2.1 气候背景、地质背景与采样方法 |
| 2.2.2 固态土壤样品相关分析测试 |
| 2.2.3 元素质量迁移率和风化指标 |
| 2.2.4 土壤温度、湿度、气体组成的监控 |
| 2.2.5 土壤CO_2排放速率的计算 |
| 2.2.6 显着呼吸熵(ARQ)和相关参数的计算 |
| 2.2.7 土壤孔隙水的采集 |
| 2.2.8 土壤孔隙水和降雪样品地球化学分析 |
| 2.2.9 土壤孔隙水地球化学模拟 |
| 2.2.10 统计学分析 |
| 第三章 研究区样品的矿物学和地球化学特征 |
| 3.1 大九湖关键带 |
| 3.1.1 黏土矿物组成 |
| 3.1.2 黏粒级组分的DRIFT特征 |
| 3.1.3 主量元素分布特征 |
| 3.1.4 微量和稀土元素分布 |
| 3.1.5 土壤有机质和pH |
| 3.2 赫梅斯盆地关键带 |
| 3.2.1 常规土壤特性和矿物组成 |
| 3.2.2 土壤有机质特征 |
| 3.2.3 土壤主量元素组成及变化特征 |
| 3.2.4 土壤微量和稀土元素 |
| 第四章 大九湖关键带黏土矿物形成与转化对微地形变化的响应 |
| 4.1 地表微地形与土壤风化 |
| 4.2 表层土壤的物质来源 |
| 4.2.1 难迁移元素比值证据 |
| 4.2.2 粒度分布证据 |
| 4.3 微地形和地表水文条件对次生黏土矿物形成的影响 |
| 4.3.1 羟基间层蛭石 |
| 4.3.2 “蒙皂石化”黏土矿物 |
| 4.3.3 高蒙混层矿物 |
| 4.3.4 三水铝石 |
| 第五章 大九湖关键带地形和海拔对化学风化和储碳过程的影响 |
| 5.1 山地微地形和海拔影响风化和碳循环 |
| 5.2 元素迁移和化学风化对微地形和海拔变化的响应 |
| 5.2.1 微地形的影响 |
| 5.2.2 海拔梯度的影响 |
| 5.3 海拔和地表微气候对地表化学风化和有机质赋存的影响 |
| 第六章 赫梅斯关键带不同时间尺度的化学风化与土壤呼吸作用及其耦合 |
| 6.1 土壤孔隙水离子和现代尺度风化随深度的变化 |
| 6.2 地表气候与孔隙水离子及现代尺度风化的耦合 |
| 6.3 赫梅斯关键带土壤地质尺度的风化过程 |
| 6.4 土壤温度、湿度的季节性变化 |
| 6.5 土壤深度影响土壤气体分压 |
| 6.6 地表环境因素变化影响土壤呼吸作用 |
| 6.7 日际尺度上土壤呼吸作用的变化 |
| 6.8 土壤呼吸作用与矿物风化的耦合 |
| 第七章 赫梅斯关键带土壤孔隙水有机质动力学-环境因素耦合 |
| 7.1 溶解性有机质来源及表征 |
| 7.2 土壤深度影响孔隙水有机质动力学 |
| 7.3 孔隙水有机质动力学与地表环境因素的季节性耦合 |
| 7.4 土壤孔隙水溶解性有机质动力学影响因素综合分析 |
| 第八章 关键带地表过程对环境因素变化的响应 |
| 8.1 地表过程对微地形和海拔引起环境因素变化的响应 |
| 8.2 地表过程对现代温度-降水变化的响应及内在耦合 |
| 8.3 对全球变化的启示 |
| 第九章 主要结论与创新点 |
| 9.1 主要结论 |
| 9.2 创新点 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（3）河北怀来新元古代青白口纪龙凤山宏观藻类生物群特征与地质意义（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 元古代生物与环境演化研究现状与存在问题 |
| 1.1.1 元古代生物与环境背景 |
| 1.1.2 元古代真核生物起源 |
| 1.2 中-新元古代宏观藻类及研究历史 |
| 1.2.1 中元古代宏观藻类 |
| 1.2.2 新元古代宏观藻类 |
| 1.3 宏观藻类特征研究进展 |
| 1.3.1 丘阿尔藻科 |
| 1.3.2 塔乌藻科 |
| 1.3.3 龙凤山藻科 |
| 1.4 选题意义 |
| 1.5 研究方案 |
| 1.5.1 技术路线与研究方案 |
| 1.5.2 工作量统计 |
| 1.6 论文创新点 |
| 第二章 龙凤山生物群与地质背景 |
| 2.1 区域地质背景 |
| 2.1.1 区域构造演化史 |
| 2.1.2 燕山地区层序地层分析 |
| 2.2 怀来龙凤山剖面 |
| 2.2.1 宏观藻类生物群特征 |
| 2.2.2 岩石地层单位 |
| 2.2.3 沉积相分析 |
| 2.2.4 生物组合特征 |
| 第三章 龙凤山生物群宏观藻类系统分类 |
| 3.1 以往形态学研究梳理 |
| 3.1.1 丘阿尔藻科 |
| 3.1.2 塔乌藻科 |
| 3.1.3 龙凤山藻科 |
| 3.2 微区观察与统计分析 |
| 3.2.1 丘阿尔藻科 |
| 3.2.2 塔乌藻科 |
| 3.2.3 龙凤山藻科 |
| 3.3 宏观藻类形态类型新发现 |
| 3.4 小结 |
| 系统描述 |
| 第四章 古地理分布与意义 |
| 4.1 拉伸纪生物特征 |
| 4.2 拉伸纪宏观藻类全球分布与对比 |
| 4.2.1 华北板块宏观藻类 |
| 4.2.2 劳伦板块宏观藻类生物群 |
| 4.2.3 扬子板块宏观藻类 |
| 4.2.4 印度板块宏观藻类 |
| 4.2.5 海南微陆块宏观藻类 |
| 4.3 拉伸纪古地理特征与研究现状 |
| 4.4 青白口纪宏观藻古生物地理意义 |
| 4.4.1 古地理环境 |
| 4.4.2 古生物地理分区 |
| 4.4.3 小结 |
| 4.5 青白口纪宏观藻类古板块意义 |
| 4.6 小结 |
| 第五章 形态学统计分析在宏观藻类演化模式研究中的应用 |
| 5.1 现代定量古生物学研究方法与应用 |
| 5.2 在拉伸纪简单宏观藻类中的应用 |
| 5.2.1 个体发育特征 |
| 5.2.2 体型大小－频率曲线与生存曲线 |
| 5.3 宏观藻类时间演替 |
| 5.4 讨论 |
| 5.5 小结 |
| 第六章 对龙凤山生物群其它问题的探讨 |
| 6.1 龙凤山生物群生物矿化、埋藏方式、生存环境探讨 |
| 6.1.1 实验方法 |
| 6.1.2 实验结果 |
| 6.1.3 讨论 |
| 6.1.4 小结 |
| 6.2 生物微细结构评价 |
| 6.2.1 以往研究成果 |
| 6.2.2 以往微细结构评价 |
| 6.2.3 透射光下显微结构 |
| 6.2.4 小结 |
| 第七章 结论与进一步工作计划 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 进一步工作计划 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录：图版说明 |
（4）天然石墨的成因、晶体化学特征及对石墨烯产业化的约束（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 选题背景和立题思想 |
| 1.2 课题来源及选题意义 |
| 1.3 研究思路和研究方法 |
| 1.3.1 研究思路 |
| 1.3.2 研究方法 |
| 1.3.3 技术路线 |
| 1.4 研究内容和研究目标 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 研究目标 |
| 1.4.3 研究计划安排 |
| 1.4.4 主要工作量 |
| 1.5 研究成果与创新点 |
| 1.5.1 主要研究成果 |
| 1.5.2 创新点与特色 |
| 第2章 相关问题研究现状分析 |
| 2.1 石墨矿床研究现状分析 |
| 2.1.1 国外石墨矿床研究现状分析 |
| 2.1.2 国内石墨矿床研究现状分析 |
| 2.2 石墨矿物学研究现状分析 |
| 2.2.1 国外石墨矿物学研究现状分析 |
| 2.2.2 国内石墨矿物学研究现状分析 |
| 2.3 石墨烯制备研究现状分析 |
| 2.3.1 石墨烯 |
| 2.3.2 国内外石墨烯制备研究现状分析 |
| 2.4 石墨烯产业化现状分析 |
| 2.4.1 石墨烯产业化 |
| 2.4.2 国外石墨烯产业化现状分析 |
| 2.4.3 国内石墨烯产业化现状分析 |
| 2.5 小结 |
| 第3章 石墨矿地质矿产特征 |
| 3.1 石墨资源概况 |
| 3.1.1 石墨工业类型 |
| 3.1.2 全球石墨资源概况 |
| 3.1.3 中国石墨资源概况 |
| 3.2 石墨矿床主要类型 |
| 3.2.1 深变质石墨矿床 |
| 3.2.2 浅变质石墨矿床 |
| 3.2.3 接触变质石墨矿床 |
| 3.2.4 重熔花岗岩浆型石墨矿床 |
| 3.2.5 伟晶岩脉型石墨矿床 |
| 3.3 石墨矿成矿地质背景 |
| 3.3.1 全球石墨矿成矿背景 |
| 3.3.2 中国石墨矿成矿地质背景 |
| 3.4 石墨矿空间分布 |
| 3.4.1 全球石墨矿空间分布 |
| 3.4.2 中国石墨矿空间分布 |
| 3.5 石墨矿时间分布 |
| 3.5.1 全球石墨矿时间分布 |
| 3.5.2 中国石墨矿成矿时代 |
| 3.6 小结 |
| 第4章 典型石墨矿床 |
| 4.1 晶质(鳞片)石墨矿 |
| 4.1.1 全球鳞片石墨矿 |
| 4.1.2 黑龙江鸡西市柳毛石墨矿床 |
| 4.1.3 河南淅川县小陡岭石墨矿床 |
| 4.1.4 内蒙古兴和县黄土窑石墨矿床 |
| 4.1.5 山东平度市刘戈庄石墨矿床 |
| 4.2 脉型(块状、致密结晶状)石墨矿 |
| 4.2.1 全球脉型石墨矿 |
| 4.2.2 麻粒岩型石墨矿床(Granulite-hosted deposits) |
| 4.2.3 火成岩型石墨矿床(Igneous-hosted deposits) |
| 4.2.4 脉型石墨矿成矿作用 |
| 4.3 隐晶质(土状、无定形、微晶)石墨矿 |
| 4.3.1 全球隐晶质石墨矿 |
| 4.3.2 内蒙古大乌淀石墨矿床 |
| 4.3.3 湖南鲁塘石墨矿床 |
| 4.4 小结 |
| 第5章 天然石墨成矿过程 |
| 5.1 石墨的形成条件 |
| 5.1.1 热力学条件 |
| 5.1.2 碳源 |
| 5.1.3 前寒武纪生态系统 |
| 5.1.4 前寒武纪沉积建造 |
| 5.2 石墨矿床矿化特征 |
| 5.3 成矿模式 |
| 5.4 小结 |
| 第6章 典型矿床石墨矿物学 |
| 6.1 石墨晶体结构 |
| 6.2 石墨晶体特征 |
| 6.2.1 光学性质 |
| 6.2.2 X射线衍射谱线及晶胞参数 |
| 6.3 物理化学性质 |
| 6.3.1 物理性质 |
| 6.3.2 热效应 |
| 6.3.3 石墨化学组分 |
| 6.4 石墨物理化学参数 |
| 6.4.1 石墨化 |
| 6.4.2 石墨化程度 |
| 6.4.3 石墨化程度检验 |
| 6.4.4 变质相检验 |
| 6.5 小结 |
| 第7章 天然石墨对石墨烯产业化的约束 |
| 7.1 模型构建的依据及思路 |
| 7.1.1 天然石墨与石墨烯产业 |
| 7.1.2 天然石墨对石墨烯产业化的约束因素 |
| 7.1.3 模型构建的思路 |
| 7.2 石墨成矿地质特征的专属性 |
| 7.2.1 石墨矿石学 |
| 7.2.2 石墨岩系物源性质及沉积环境 |
| 7.2.3 石墨岩系变质及矿化蚀变 |
| 7.2.4 石墨碳同位素组成 |
| 7.2.5 地球动力学及生态演化 |
| 7.3 石墨晶体化学特征的专属性 |
| 7.4 天然石墨制备的氧化石墨(烯)和石墨烯的属性 |
| 7.4.1 天然石墨制备的氧化石墨(烯)的属性 |
| 7.4.2 天然石墨制备的石墨烯的属性 |
| 7.5 天然石墨制备的石墨烯的性能 |
| 7.5.1 天然石墨制备的石墨烯的电容性能 |
| 7.5.2 天然石墨制备的石墨烯的吸附性能 |
| 7.5.3 天然石墨制备的氧化石墨烯的吸附性能 |
| 7.6 石墨烯原料选择原则 |
| 7.6.1 天然石墨制备石墨烯的原料选择 |
| 7.6.2 石墨和石墨烯的结构表征 |
| 7.7 石墨烯的特性与应用前景 |
| 7.8 前沿新材料石墨烯的原料选取及品质控制的理论模型 |
| 7.8.1 天然石墨制备石墨烯原料选择的影响因素 |
| 7.8.2 物理模型构建 |
| 7.8.3 数学模型构建 |
| 7.9 小结 |
| 第8章 鳞片石墨制备石墨烯实证研究 |
| 8.1 实验 |
| 8.1.1 原料与化学试剂 |
| 8.1.2 氧化石墨(烯)制备 |
| 8.1.3 氧化石墨烯还原 |
| 8.1.4 结构表征方法 |
| 8.1.5 石墨烯的性能实验 |
| 8.2 结果与讨论 |
| 8.2.1 天然鳞片石墨的表征 |
| 8.2.2 氧化石墨烯和石墨烯的表征 |
| 8.2.3 石墨烯的导电性能 |
| 8.2.4 石墨烯超级电容性能 |
| 8.3 实验结论 |
| 8.4 理论模型验证 |
| 8.4.1 物理模型有效性分析 |
| 8.4.2 数学模型有用性分析 |
| 8.5 小结 |
| 第9章 石墨烯资源开发利用战略及建议 |
| 9.1 资源战略的界定 |
| 9.2 石墨烯资源开发利用战略分析 |
| 9.2.1 SWOT分析原理 |
| 9.2.2 石墨烯资源开发利用SWOT分析 |
| 9.3 资源勘查开发战略分析 |
| 9.3.1 石墨矿勘查战略 |
| 9.3.2 石墨矿开发战略 |
| 9.3.3 石墨提纯技术突破战略 |
| 9.3.4 前沿新材料石墨烯突破战略 |
| 9.4 石墨烯资源开发利用战略 |
| 9.4.1 石墨烯技术专利驱动战略 |
| 9.4.2 石墨烯资源产业集群式开发战略 |
| 9.4.3 石墨烯资源开发利用信息化战略 |
| 9.5 石墨烯资源开发利用政策及建议 |
| 9.5.1 产业倾斜政策 |
| 9.5.2 区域协调政策 |
| 9.5.3 健全完善环境法规和行业相关标准 |
| 9.5.4 建立石墨烯资源开发利用动态检测数据库 |
| 9.6 小结 |
| 第10章 结论与展望 |
| 10.1 主要研究成果 |
| 10.2 结论 |
| 10.3 展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（5）高—过成熟页岩中天然气地球化学成因模式与应用（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| ABSTRACT |
| 1 前言 |
| 1.1 选题背景与研究现状 |
| 1.1.1 选题背景 |
| 1.1.2 国内外研究进展 |
| 1.1.3 存在的主要问题 |
| 1.2 研究内容与技术路线 |
| 1.2.1 研究目的 |
| 1.2.2 研究内容 |
| 1.2.3 技术路线 |
| 1.3 完成的主要工作量 |
| 1.4 主要创新点 |
| 2 样品来源及地质背景 |
| 2.1 川渝鄂地区海相页岩气 |
| 2.1.1 地质背景 |
| 2.1.2 样品信息 |
| 2.2 南华北盆地海陆过渡相页岩气 |
| 2.2.1 地质背景 |
| 2.2.2 样品信息 |
| 3 高-过成熟页岩中天然气地球化学特征 |
| 3.1 高-过成熟海相页岩气 |
| 3.1.1 气体组成 |
| 3.1.2 烷烃碳、氢同位素组成 |
| 3.2 高-过成熟海陆过渡相页岩气 |
| 3.2.1 气体组成 |
| 3.2.2 烷烃碳、氢同位素组成 |
| 3.3 高-过成熟页岩与低成熟页岩中天然气地球化学差异 |
| 4 高-过成熟页岩中天然气地球化学成因 |
| 4.1 高-过成熟页岩中天然气成因 |
| 4.1.1 高-过成熟页岩中天然气地球化学异常 |
| 4.1.2 高-过成熟页岩中天然气成因 |
| 4.2 高含氮页岩气的成因 |
| 4.2.1 下寒武统高含氮页岩气分布及特点 |
| 4.2.2 高含氮页岩气成因 |
| 4.3 高-过成熟页岩中天然气同位素倒转成因及指示意义 |
| 4.3.1 高-过成熟页岩中天然气同位素倒转成因 |
| 4.3.2 页岩气同位素倒转的指示意义 |
| 5 高-过成熟页岩中天然气成因模式及应用 |
| 5.1 高-过成熟页岩中天然气成因模式 |
| 5.1.1 页岩气演化阶段模型 |
| 5.1.2 下寒武统高含氮页岩气成因模式 |
| 5.2 页岩气来源识别 |
| 5.2.1 页岩气来源的同位素识别方法 |
| 5.2.2 页岩气来源识别方法在川渝鄂地区海相页岩气中的应用 |
| 5.3 页岩气赋存状态判别 |
| 5.3.1 页岩气赋存状态的同位素判别方法 |
| 5.3.2 页岩气赋存状态判别方法在南华北盆地过渡相页岩气中的应用 |
| 6 结论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 附录 |
（6）构造煤中应力敏感元素迁移聚集规律及动力学机制 ——以淮北矿区为例（论文提纲范文）
| 致谢 |
| 摘要 |
| Abstract |
| Extend abstract |
| 目录 |
| Contents |
| 图清单 |
| 表清单 |
| 1 绪论 |
| 1.1 选题依据及意义 |
| 1.2 研究现状和存在问题 |
| 1.3 研究内容和技术路线 |
| 1.4 论文工作量 |
| 2 区域地质背景 |
| 2.1 区域地层与含煤地层 |
| 2.2 区域构造及其演化 |
| 2.3 矿井构造特征及构造煤发育 |
| 2.4 矿区沉积环境 |
| 3 淮北矿区构造煤发育特征及分类 |
| 3.1 构造煤样品采集 |
| 3.2 构造煤分类 |
| 3.3 宏观变形特征 |
| 3.4 微观变形特征 |
| 3.5 构造煤结构演化的动力学机制 |
| 3.6 本章小结 |
| 4 构造煤中矿物的变化规律 |
| 4.1 构造煤中的矿物 |
| 4.2 构造煤中矿物形貌特征 |
| 4.3 矿物分布与应力－应变环境分析 |
| 4.4 本章小结 |
| 5 构造煤元素迁移及聚集规律 |
| 5.1 构造煤元素测定原理及方法 |
| 5.2 构造煤中元素分布特征 |
| 5.3 相关性分析 |
| 5.4 本章小结 |
| 6 构造煤中应力敏感元素的分布规律及构造控制 |
| 6.1 逆冲推覆构造对煤中元素迁移的控制 |
| 6.2 矿井构造对煤中元素迁移的控制 |
| 6.3 不同类型构造煤中敏感元素的动态响应特征 |
| 6.4 构造不同部位敏感元素的动力分异特征 |
| 6.5 应力敏感元素的筛选和确定 |
| 6.6 应力敏感元素定值问题 |
| 6.7 本章小结 |
| 7 应力敏感元素迁移聚集的动力学机制 |
| 7.1 应力敏感元素迁移的地质控制 |
| 7.2 应力敏感元素迁移聚集模式 |
| 7.3 应力敏感元素迁移的构造控制 |
| 7.4 应力敏感元素迁移聚集的动力学机制 |
| 7.5 构造煤应力敏感元素预测煤与瓦斯突出实例分析 |
| 7.6 本章小结 |
| 8 结论 |
| 一、系统划分淮北南部矿区构造煤类型，初步探讨构造煤变形对煤中矿物分布的影响 |
| 二、初步揭示了构造煤中后生矿物分布特征及构造控制 |
| 三、系统揭示了不同类型构造煤中元素的迁移聚集规律 |
| 四、揭示了不同类型构造中敏感元素分异的构造控制机理 |
| 五、建立了构造煤元素分异的 5 种模式及分异过程的迁移与聚集两个阶段和物理与化学两种路径 |
| 参考文献 |
| 图版说明及图版 |
| 作者简历 |
| 学位论文数据集 |
（7）陕西省商南县—山阳县下寒武统黑色岩系中钒矿田地质构造特征及成因探讨（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 黑色岩系的定义及其岩类组合 |
| 1.2 黑色岩系及相关矿床的研究现状 |
| 1.3 研究区内下寒武统黑色岩系的研究现状 |
| 1.4 论文选题依据及其科学意义 |
| 1.5 论文研究的技术路线 |
| 1.6 论文工作量和研究成果 |
| 第二章 区域地质 |
| 2.1 大地构造背景 |
| 2.2 区域地质特征 |
| 2.3 小结 |
| 第三章 研究区下寒武统黑色岩系中钒矿床地质特征 |
| 3.1 研究区黑色岩系的分布 |
| 3.2 烟城沟钒矿床 |
| 3.3 穆家河钒矿床 |
| 3.4 钒矿田地球化学特征 |
| 3.5 小结 |
| 第四章 钒的赋存状态 |
| 4.1 矿石类型 |
| 4.2 钒与岩性的关系 |
| 4.3 钒矿石物相分析 |
| 4.4 X 射线衍射分析 |
| 4.5 电子探针分析 |
| 4.6 小结 |
| 第五章 矿田构造特征 |
| 5.1 秦岭造山带的构造演化 |
| 5.2 太子坪岩片推覆构造带 |
| 5.3 耀岭河逆冲推覆构造带 |
| 5.4 湘河构造混杂岩带 |
| 5.5 武当山地块北缘滑脱构造系统 |
| 5.6 研究区构造演化史 |
| 5.7 小结 |
| 第六章 矿床成因探讨 |
| 6.1 古构造特征 |
| 6.2 地层（岩性）—岩相古地理特征反映的同生沉积成因证据 |
| 6.3 含矿岩系岩石学和矿物学特征及成因 |
| 6.4 地球化学特征提供的成因信息 |
| 6.5 生物及生物地球化学作用 |
| 6.6 钒的富集规律 |
| 6.7 矿床成因模式 |
| 6.8 找矿方向 |
| 6.9 小结 |
| 结论 |
| 参考文献 |
| 图版说明及图版 |
| 在攻读博士学位期间取得的研究成果 |
| 致谢 |
（8）华北中元古代雾迷山组微生物岩及其古海洋环境意义（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 引言 |
| 第2章 微生物岩的研究历史和现状 |
| 2.1 微生物岩的定义和研究范围 |
| 2.2 微生物岩的研究简史 |
| 2.3 微生物岩的研究意义 |
| 2.4 工作方法及工作量 |
| 第3章 微生物岩产出的地层背景 |
| 3.1 区域构造背景 |
| 3.2 地层划分及年龄约束 |
| 3.3 雾迷山组沉积特征 |
| 第4章 雾迷山组主要的微生物岩类型及特征 |
| 4.1 叠层石(stromatolite) |
| 4.1.1 叠层石研究简史 |
| 4.1.2 叠层石宏观特征 |
| 4.1.3 叠层石显微特征 |
| 4.1.4 叠层石发育的沉积环境 |
| 4.2 凝块石(thrombolite) |
| 4.2.1 凝块石研究简史 |
| 4.2.2 凝块石的宏观特征 |
| 4.2.3 凝块石的显微特征 |
| 4.2.4 凝块石发育的沉积环境 |
| 4.3 纹层石(biolaminite) |
| 4.3.1 纹层石研究简史 |
| 4.3.2 纹层石宏观特征 |
| 4.3.3 纹层石显微特征 |
| 4.3.4 纹层石发育的沉积环境 |
| 4.4 泥晶、MISS、鲕粒及板刺构造 |
| 4.4.1 泥晶、MISS 构造、鲕粒和板刺构造宏观特征 |
| 4.4.2 泥晶、MISS 构造、鲕粒及板刺构造显微特征 |
| 4.4.3 泥晶、MISS 构造、鲕粒及板刺构造沉积环境 |
| 4.5 雾迷山组指相沉积标志 |
| 4.6 微生物岩中的疑似微生物化石 |
| 第5章 微生物岩与古环境 |
| 5.1 雾迷山组微生物岩的分布特征 |
| 5.2 雾迷山组微生物岩与微生物功能群 |
| 5.3 海洋氧化还原条件分析 |
| 第6章 结论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 个人简历 |
（9）中国南方地区铊地球化学特征（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 前言 |
| 第二章 研究区的地质背景 |
| 2.1 研究区的构造分区 |
| 2.2 各构造分区的地质特征 |
| 2.2.1 冈底斯-念青唐古拉褶皱系 |
| 2.2.2 三江褶皱系 |
| 2.2.3 扬子准地台 |
| 2.2.4 华南褶皱系 |
| 2.2.5 中朝准地台 |
| 2.2.6 秦岭褶皱系 |
| 2.2.7 松潘-甘孜褶皱系 |
| 2.2.8 东南沿海褶皱系 |
| 2.3 主要断裂带（结合带）的特征 |
| 2.4 岩性分区 |
| 第三章 不同构造单元铊分布特征 |
| 3.1 一级构造单元铊的分布特征 |
| 3.2 二级构造单元铊的分布特征 |
| 第四章 铊地球化学成矿预测 |
| 4.1 铊矿物 |
| 4.2 铊矿物地球化学特征和产出地质条件 |
| 4.3 铊矿床地质地球化学特征及成矿规律 |
| 4.4 铊地球化学成矿预测区 |
| 第五章 铊的环境化学及生态效应评价 |
| 5.1 铊在环境中的分布与运移 |
| 5.1.1 铊在岩石矿物中的分布 |
| 5.1.2 铊在土壤中的分布 |
| 5.1.3 铊在水体中的分布 |
| 5.1.4 铊在植物中的分布 |
| 5.1.5 铊在动物中的分布 |
| 5.1.6 铊在人体中的分布 |
| 5.2 铊对生物的效应 |
| 5.2.1 铊对人体的生物效应 |
| 5.2.2 铊对动植物的生物效应 |
| 5.3 铊中毒的治疗及铊污染的防治对策 |
| 5.3.1 铊中毒事件 |
| 5.3.2 铊中毒的治疗 |
| 5.3.3 铊污染的防治对策 |
| 第六章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（10）黔东北震旦纪陡山沱期宏体生物的生物标志化合物研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 课题来源 |
| 1.2 选题依据及研究意义 |
| 1.3 前人研究 |
| 1.3.1 研究现状及已取得的成果 |
| 1.3.2 目前研究中的主要问题 |
| 1.4 研究内容及思路与方法 |
| 1.5 主要工作量 |
| 1.6 创新工作 |
| 1.6.1 多细胞动物化石生物标志化合物研究 |
| 1.6.2 现在生物有机大分子的引入 |
| 1.6.3 以纯化石炭质为研究材料 |
| 1.7 主要成果 |
| 第二章 化石产出区域地质概况 |
| 2.1 剖面介绍 |
| 2.1.1 剖面位置 |
| 2.1.2 化石产出层位 |
| 2.2 剖面地质概况 |
| 2.2.1 地质构造 |
| 2.2.2 沉积环境 |
| 第三章 生物标志化合物 |
| 3.1 生物标志化合物 |
| 3.1.1 定义 |
| 3.1.2 类型 |
| 3.1.3 特点 |
| 3.2 生物标志化合物与前驱物 |
| 3.3 前驱物与现代生物大分子 |
| 3.4 指示性生物标志化合物特征 |
| 第四章 研究区域化石介绍 |
| 4.1 黔东北陡山沱期宏体生物化石的产出层位 |
| 4.2 化石样品的种属分类 |
| 4.3 三类生物化石的进化阶段与关系 |
| 第五章 实验方法、过程与结果 |
| 5.1 实验样品采集、制取 |
| 5.1.1 野外样品采集 |
| 5.1.2 室内样品处理 |
| 5.2 实验仪器与实验原理 |
| 5.2.1 实验仪器与实验条件 |
| 5.2.2 实验原理 |
| 5.3 实验过程 |
| 5.4 实验结果 |
| 第六章 指示性生物标志化合物特征 |
| 6.1 三类化石生物标志化合物的特征和对比 |
| 6.1.1 正构烷烃类n-alkane |
| 6.1.2 支链烷烃类2,3-monomethylalkane |
| 6.1.3 藿烷类hopanoids |
| 6.1.4 甾烷类sterane |
| 6.1.5 芳香烃类aro |
| 6.2 三类化石生物标志化合物特征分析 |
| 6.2.1 正构烷烃类n-alkane |
| 6.2.2 支链烷烃类2,3-monomethylalkane |
| 6.2.3 藿烷类hopanoids |
| 6.2.4 甾烷类sterane |
| 6.2.5 芳香烃类aro |
| 6.3 探索指示性生物标志化合物特征 |
| 6.3.1 环节动物(2-L-ALK) |
| 6.3.2 海绵动物(1-H-ALK) |
| 6.3.3 宏体藻类(3-Z-ALK) |
| 6.4 指示性生物标志化合物特征的局限性与可行性 |
| 6.5 研究过程中的问题、不足与下一步研究方向 |
| 第七章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
四、对蓟县震旦系氨基酸地球化学的探讨（论文参考文献）
- [1]华北克拉通南缘中元古代早期云梦山组“铁建造”的成因及其古环境意义[D]. 仇一凡. 中国科学院大学(中国科学院广州地球化学研究所), 2021(01)
- [2]大九湖和赫梅斯关键带地表演化过程及其对环境因素变化的响应[D]. 方谦. 中国地质大学, 2020(03)
- [3]河北怀来新元古代青白口纪龙凤山宏观藻类生物群特征与地质意义[D]. 刘傲然. 中国地质大学, 2018(07)
- [4]天然石墨的成因、晶体化学特征及对石墨烯产业化的约束[D]. 刘剑. 中国地质大学(北京), 2017(11)
- [5]高—过成熟页岩中天然气地球化学成因模式与应用[D]. 刘飏. 中国地质大学(北京), 2017(09)
- [6]构造煤中应力敏感元素迁移聚集规律及动力学机制 ——以淮北矿区为例[D]. 李云波. 中国矿业大学, 2014(04)
- [7]陕西省商南县—山阳县下寒武统黑色岩系中钒矿田地质构造特征及成因探讨[D]. 李赛赛. 长安大学, 2012(07)
- [8]华北中元古代雾迷山组微生物岩及其古海洋环境意义[D]. 赵贵生. 中国地质大学（北京）, 2011(08)
- [9]中国南方地区铊地球化学特征[D]. 田雷. 中国地质大学（北京）, 2009(04)
- [10]黔东北震旦纪陡山沱期宏体生物的生物标志化合物研究[D]. 龚莹杰. 中国地质大学（北京）, 2009(05)