一、岩石样品中微量元素的高分辨率等离子质谱分析（论文文献综述）
吕楠[1]（2021）在《富铜矿物中铜同位素飞秒激光微区原位分析方法研究》文中指出近年来,铜（Cu）同位素因在主要的金属矿床中普遍存在而广泛应用于成矿作用研究中。多接收电感耦合等离子质谱仪（MC-ICP-MS）技术的进步为Cu同位素高精度分析和精细地球化学研究提供了有力的手段。在全岩Cu同位素整体分析技术顺利开发的基础上,为进一步区分具有核边构造或者环带结构的单矿物样品中的Cu同位素变化,微区Cu同位素分析的技术越来越受到关注。含铜矿物Cu同位素原位微区分析技术可获得单个矿物颗粒的不同区域的Cu同位素的组成,将为复杂成矿机理研究提供地球化学制约,具有重要的现实意义。然而,单矿物铜同位素组成的原位微区分析技术仍处于初步技术积累阶段,有待于更多的实验和理论研究工作。本文围绕富铜矿物样品中Cu同位素高精度准确分析方法开展研究,研制了 Cu同位素的原位微区天然黄铜矿标准样品,开发了微钻结合湿法多接收等离子质谱仪（SN-MC-ICP-MS）测试富铜矿物Cu同位素和飞秒激光剥蚀多接收等离子质谱仪（fsLA-MC-ICP-MS）非基体匹配测定含铜矿物Cu同位素的分析方法,并以多种天然富铜矿物验证所建立方法的可靠性。1.利用微钻和湿法MC-ICP-MS测定含铜矿物的Cu同位素组成为获得微区Cu同位素的准确组成,开发了一种利用微钻微区取样和SN-MC-ICP-MS结合测定含铜矿物的铜同位素组成的方法。使用微钻对11种不同的天然含铜矿物取样,加入0.5 mL的4M硝酸在140℃电热板上消解半小时,无需化学分离过程,直接用MC-ICP-MS进行分析。采用NIST SRM 994 Ga作为内标结合标准样品间插法（SSB）校正质量偏倚。同时对比测定了同一份样品经过化学分离和没有经过化学分离的Cu同位素组成以验证该方法的准确性。由于在未经化学纯化的情况下,溶液中仍然存在基体元素,本文系统地研究了富铜矿物中常见的金属阳离子和阴离子的对δ65Cu的基体效应。结果表明,当基体元素浓度 Zn、Fe、Ni、Al、Sb、Co/Cu+S<2,Ti/Cu+S≤0.8,Mn/Cu+S≤0.5时,测得的δ65Cu的偏差小于0.05‰。天然矿物经过化学分离之后的δ65Cu和未经化学分离的样品溶液中的δ65Cu结果在误差范围内一致,二者偏差<0.04‰,表明该方法适用于大多数天然含铜矿物。与常规的整体分析方法相比,该方法具有省时、省试剂、本底低、准确可靠、有一定的空间分辨率和易于在大多数同位素实验室推广等优点。2.黄铜矿Cu同位素原位微区标样研制标准样品是开展微区原位分析技术的基石,本文围绕fsLA-MC-ICP-MS原位微区铜同位素分析技术研制了一种天然黄铜矿标准物质TC1725。元素面扫描分析表明,TC1725黄铜矿颗粒内部元素含量均一,没有环带结构。通过大量的整体溶液雾化（SN）-MC-ICP-MS、单颗粒溶解的SN-MC-ICP-MS以及fsLA-MC-ICP-MS原位分析结果表明该黄铜矿颗粒的Cu同位素组成在误差范围内均一。使用传统整体分析的SN-MC-ICP-MS同位素分析得到的 δ65Cu 平均值为-0.06±0.03‰（2SD,n=132）。采用 SN-MC-ICP-MS 法对TC1725中随机选取的单颗粒的黄铜矿溶解并跳过化学分离步骤直接测试,测得的平均δ65Cu 值为-0.06±0.04‰（2SD,n=188）。用 fsLA-MC-ICP-MS 法对不同的黄铜矿颗粒以及黄铜矿条带的测试平均δ65Cu值为-0.06±0.03‰（2SD,n=393）,在不确定度范围内与溶液法整体分析测得的Cu同位素组成一致。综合研究表明TC1725黄铜矿Cu同位素组成均一,适合作为Cu同位素微区原位分析技术的标准物质,其Cu同位素参考组成为 δ65Cu值-0.06±0.03‰（2SD,n=525）。3.利用fsLA-MC-ICP-MS非基体匹配测定含铜矿物的Cu同位素组成利用206nm深紫外飞秒激光剥蚀MC-ICP-MS对富铜矿物的Cu同位素进行原位微区的分析技术开发。分别使用纯铜NWU-Cu-B和天然黄铜矿TC1725作为外部标准样品进行校正,在干等离子体条件下,使用SSB法基体匹配校正可以得到可靠的结果,但非基体匹配校正的结果受到严重的基体效应影响,偏差最大可达1.42‰。因此使用深紫外fsLA-MC-ICP-MS进行Cu同位素测试时需要基体匹配的标准样品校正,可得到和长期精度0.07‰内的原位微区Cu同位素结果。此外,激光剥蚀的频率和能量密度也会影响Cu同位素的测试结果可靠性,最佳的测试条件为激光能量密度小于1 J cm-2,频率在6-15Hz之间。引入Ga做为内标校正不能降低由基体效应产生的偏差,但分析精度（2SD）略有提高。而在气路中加入8.6 μL min-1的水汽和2 mL min-1的氮气可以明显抑制基体效应,纯铜基体的标样NWU-Cu-B非基体匹配校正黄铜矿TC1725的δ65Cu偏差从干等离子体法的0.99‰降到了 0.03‰。在加入水汽和N2的条件下,使用SSB结合内标Ga校正方法,用纯铜NWU-Cu-B校正黄铜矿TC1725,6个月的Cu同位素分析结果δ65Cu为-0.07±0.10‰（2SD,n=100）,与其参考值（-0.06±0.03‰）在误差范围内一致。4.非基体匹配准确测试含铜矿物的Cu同位素组成在加入水汽和N2的湿等离子体条件下使用SSB法结合Ga内标校正的Cu同位素测试基体效应明显降低,对12个天然富铜矿物进行原位微区Cu同位素分析结果表明,使用纯铜NWU-Cu-B作为间插标样进行SSB结合Ga内标校正,非基体匹配测得的含铜硫化物样品（黄铜矿CPY-1、CPY-SG,蓝辉铜矿DIG,铜蓝COV,黝铜矿TET-G,斑铜矿BOR-Q）的δ65Cu值与溶液值在误差范围内一致,其偏差范围为0.03-0.13‰,碳酸盐富铜矿物（蓝铜矿AZU,孔雀石MAL-1、MAL-2）的δ65Cu值与其微钻取样溶液法测定比值偏差在0.06-0.12‰以内,氧化物赤铜矿（CUP-G）与溶液值的偏差为0.10‰,氯铜矿（ATA-SG）的结果相对溶液值偏差为0.25‰。除氯铜矿（ATA-SG）和蓝铜矿（AZU）由于其不均一以致偏差稍大,其余样品在湿等离子体条件下Cu同位素测试值与溶液值误差范围内完全一致,偏差小于0.13‰。而使用TC1725黄铜矿作为间插标样,在干等离子体条件下受到基体效应影响产生系统性偏差的样品,在湿等离子体条件下使用SSB法结合Ga内标校正后的δ65Cu值也明显优化,如使用黄铜矿校正碳酸盐矿物的δ65Cu值与其溶液值偏差分别是蓝铜矿AZU为-0.17‰,孔雀石MAL-1为-0.12‰、MAL-2为-0.12‰,使用TC1725校正自然铜（NC）的δ65Cu也与溶液值在误差范围内一致,偏差-0.05‰。以上均表明在湿等离子体条件下无论使用黄铜矿还是纯铜作为标样,非基体匹配校正的结果均有明显的优化效果。
王静[2]（2021）在《石榴石结构羟基红外吸收系数的标定及成分影响》文中研究指明石榴石作为重要的造岩矿物之一,为俯冲带深部和地幔中重要的氢储库。其含水量对于矿物物理性质如:电导率、机械强度、熔融行为、粘度、阳离子扩散速率、热传导及流变性质等有重要影响,在此基础上,会进一步影响地球内部的岩石甚至是不同圈层的物理化学性质,最终导致地震、火山作用等地质过程的发生。因此,精确测定石榴石的水含量对于地球内部相关物理化学过程的认识有重要的意义。傅里叶变换红外光谱（FTIR）具有原位分析、可以分辨水种型以及测量速度快等优势,是测量石榴石水含量最常用的方法。要利用FTIR方法获得石榴石准确的水含量,必须要对其红外吸收系数进行标定。目前测量石榴石水含量最常用的吸收系数为1.39 ppm-1·cm-2（Bell etal.,1995）,其结果是通过氢压力计法测量镁铝榴石得到,局限性在于没有测试其他端元的石榴石吸收系数。Maldener等人在2003年报道了其它端员石榴石的吸收系数,然而由于其测量石榴石真实水含量的方法耗样量大,检测限相对较高且尚未与通用标定法对比,而未被广泛采用。此外,石榴石不同端元的成分差异对其红外吸收系数的影响也有待准确评估。热转换元素分析仪-质谱联线分析方法（TC/EA-MS）作为可以测量石榴石真实水含量的分析方法,具有耗样量少、检测限低且可以同步测量氢同位素的优势。本文采用TC/EA-MS和FTIR结合的方法对一系列宝石级天然石榴石进行了结构羟基红外吸收系数的标定并探讨了成分对吸收系数的影响。显微镜观察、背散射照相、显微X射线荧光光谱及FTIR分析表明,这些石榴石在主量元素和H浓度上是均一的。主量元素分析表明,所分析的石榴石主要可以分为相对较纯的端元锰铝榴石和钙铝榴石以及铁镁铝榴石的固溶体。锰铝榴石和铁镁铝榴石微量元素相对均一,而钙铝榴石稀土元素含量表现出一定变化。TC/EA-MS测定得到的石榴石全水含量为11-2291 ppm,这个测试结果与FTIR测定得到的羟基吸收峰总积分面积呈良好的线性关系。基于Beer-Lambert定律,结合TC/EA-MS和FTIR分析结果得到锰铝榴石和钙铝榴石的摩尔吸收系数分别为 1.92±0.12 ppm-1·cm-2和 1.63±0.20 ppm-1·cm-2,分别比 Bell 等（1995）的标定结果（1.39 ppm-1·cm-2）高出38%和17%。这种差异主要是由矿物成分和吸收光谱特征的差异所导致。标定的铁镁铝榴石的红外吸收系数为:0.4±0.14 ppm-1·cm-2,在误差范围内与Maldener等（2003）给出的吸收系数值（0.75±0.44ppm-1·cm-2）相近。运用通用标定法标定了这些石榴石的红外吸收系数,发现它们明显高于特定矿物标定法获得的吸收系数,证实了前人的结论即通用标定法会严重低估石榴石的水含量。这进一步说明,在使用FTIR测试名义上无水矿物羟基含量时使用矿物标定法获取吸收系数的必要性。本文获得的红外吸收系数可以用来确定天然钙铝榴石、锰铝榴石端元以及铁镁铝榴石固溶体的结构羟基含量,在使用时注意选用端元组分及成分相近样品的对应红外吸收系数。进一步观察石榴石成分和红外光谱测量结果发现,石榴石主量元素Fe和Mg含量对羟基红外吸收峰存在一定影响,微量元素Ti与吸收系数间存在正相关关系。
邢巍凡[3]（2021）在《月球陨石Sayh al Uhaymir169表土角砾岩的岩石学和锆石研究》文中提出岩浆活动和撞击历史是月球和行星演化的关键科学问题。月球早期克里普（KREEP,富集K、REE、P等不相容元素）岩浆活动和>3.9 Ga的古老撞击历史对于研究月球早期分异之后月壳的改造过程,以及类地行星早期的撞击历史有重要启示意义。除了美国阿波罗计划、前苏联月神计划和中国嫦娥工程返回的岩石和月壤样品以外,月球陨石是人类获得月球样品的唯一途径,可补充提供月球岩石类型、化学成分等重要信息,是岩浆和撞击历史研究的新的信息来源。富集KREEP的月球陨石SaU 169由冲击熔融角砾和表土角砾两部分组成。其表土角砾岩包含一系列来源于各种类型原生岩浆岩和冲击成因岩石的岩屑和矿物碎屑,其中月海玄武岩以低钛类型为主,部分为高铝、高钾或富铁岩屑;非玄武质火成岩主要为KREEP质岩浆活动形成的镁质和碱性系列岩石,亚铁斜长岩含量很低;冲击成因角砾的原岩主要是非月海物质,并且多具有较高的K2O含量和与高钾KREEP相似的稀土元素配分模式,表明有KREEP质物质的加入。月球锆石年龄通常非常古老（～3.9-4.4 Ga）,它们是KREEP质熔体结晶的特有产物,并且可能发育多种冲击变质特征,因此是月球早期KREEP质岩浆活动和撞击历史的良好载体。作为最富集KREEP的月球陨石之一,SaU 169表土角砾中含有大量具有不同岩相背景的锆石,包括碱性斜长岩、长英岩和石英二长辉长岩等火成岩屑的结晶锆石;冲击熔体结晶锆石;冲击成因角砾包裹的碎屑锆石;以及基质锆石。SaU 169表土角砾锆石受到冲击作用发育多种次生微结构,包括冲击后高温条件下形成的粒状结构（>1673℃）、细粒结构（>800-1673℃）、固态重结晶区域（数百℃）;冲击高压条件下形成的片晶状莱氏石（白钨矿结构锆石高压相,压力>30 GPa）。莱氏石和锆石细粒结构可能形成于一次以月壤为靶体的年轻（<900 Ma）且低速（平均冲击压力<10 GPa）的撞击事件中,两者分别反映了多孔且不均匀的表土物质受到撞击时压力和温度分布不均匀的状态。部分锆石发生了玻璃化,但很可能与撞击作用无关,而是高U锆石放射性元素衰变导致了晶格重度损伤,细粒结构的形成也可能与严重辐射蜕晶化有密切关系。SaU 169表土角砾锆石年龄分布在～3.86 Ga到～4.37 Ga之间,并具有～3.93 Ga、～4.25 Ga和～4.32 Ga的年龄峰值,表现出与Apollo 14月壤样品同源的特征。KREEP质岩浆活动频繁且多样,其中长英质岩浆活动最早出现于>～4.35 Ga,并可能持续了数百百万年;石英二长辉长质岩浆活动较为古老（～4.22 Ga和～4.34 Ga）;碱性斜长质岩浆活动较为年轻（～3.88 Ga）。除此之外,基质锆石虽然年龄分布范围与上述锆石相似（～3.91-4.32 Ga）,但是其相对较低的U含量表明它们可能来源于不同的岩石类型。SaU 169表土角砾锆石记录了多期撞击事件,其中冲击熔体结晶锆石和U-Pb体系可能完全重置的锆石（粒状锆石集合体、固态重结晶边）年龄大多集中在～3.90-3.95 Ga之间,很可能是雨海撞击事件的产物;少量年龄更为古老,可能记录了>～3.9 Ga的撞击事件（～4.34 Ga、～4.20 Ga、～4.07 Ga）。
靳启祯[4]（2021）在《Mg同位素制约俯冲带物质再循环》文中认为目前,对地球各重要地质储库的Mg同位素组成和变化范围的研究有非常好的进展,关于地质过程中分馏机理的研究也取得了许多成果,Mg同位素被认为可以作为良好的再循环物质示踪剂。表生和生物作用相关的各个地质储库,具有非常大的Mg同位素变化范围,而高温条件下形成的岩石储库的Mg同位素变化范围极小,平均值也接近正常地幔组成（-0.25±0.07‰）。在高温地质过程,如部分熔融、结晶演化和变质脱水过程,岩石的全岩Mg同位素通常不易发生可观测到的分馏。因此一旦地表样品俯冲进入地幔深部,则其异常的Mg同位素组成特征很可能会导致地幔局部Mg同位素的不均一,且可以被岩浆岩继承并带至地表。由于俯冲带是地表物质再循环的最主要场所,因此可以通过研究俯冲相关的岩浆岩的Mg同位素来研究地表物质的再循环以及俯冲过程中Mg同位素分馏机理,但这两种岩石类型的Mg同位素研究仍然存在很大争议。首先,产自中国东部的<110 Ma玄武岩普遍具有比正常地幔更轻的Mg和更重的Zn同位素组成,大多数研究认为玄武岩地幔源区存在古太平洋板片携带的再循环碳酸盐,但是碳酸盐沉积物并非俯冲沉积物中主要组分,蚀变洋壳和其他沉积物类型的影响却很少被探讨。其次,全球范围的弧岩浆岩普遍具有相对地幔值更重的Mg同位素组成,与大洋玄武岩明显不同。之前的研究认为重Mg同位素可能来自于俯冲沉积物或者蚀变洋壳脱水流体。但是考虑到地幔楔流体作用复杂,用弧岩浆岩反推出来的结果并不令人信服。因此,为了解决这样两个问题,我们做了如下工作。针对中国东部玄武岩成因问题,我们选择华南陆块江苏、浙江、福建3省份、6个火山区、11座火山的共50个新生代（27-1.2Ma）玄武岩,开展了Mg-Zn-Sr-Nd同位素的联合示踪研究。这些玄武岩可分为高CaO碧玄岩、低CaO碧玄岩、粗面玄武岩和拉斑玄武岩,同位素组成变化较大（δ26Mg=-0.29‰～-0.46‰,δ66Zn=0.27‰～0.50‰,87Sr/86Sr=0.703233～0.704175,εNd=3.8～8.0）,反映了玄武岩地幔源区显着的不均一性。高CaO碧玄岩和部分粗面玄武岩具有较高的Ca/Al和δ66Zn,较低的Hf/Hf*和δ26Mg,以及亏损的Sr-Nd同位素组成,与板片来源碳酸盐和地幔反应形成的碳酸盐化地幔产生的熔体一致。低CaO碧玄岩、一些粗面玄武岩和拉斑玄武岩具有低Ca/Al和δ26Mg、高Hf/Hf*和δ66Zn,以及亏损的Sr-Nd同位素组成。这些特征与再循环的碳酸盐化榴辉岩而非碳酸盐沉积物有关,这一推测和δ26Mg、δ66Zn与Zn/Fe值之间相关性指示的结果是一致的。此外,结合已发表的数据后发现,还有一些玄武岩具有高Ba/Th比值和富集的Sr-Nd同位素组成,这很可能体现了硅质沉积物的重要贡献。我们的研究表明,中国东部晚中生代至新生代玄武岩的地幔源区存在沉积碳酸盐、硅质沉积物以及碳酸盐化榴辉岩等多种再循环组分,这些组分不同的相对贡献比例是控制玄武岩成分变化的主要因素。为了更直接研究弧下深度板片来源流体-地幔楔相互作用中Mg同位素分馏行为,我们选择了一套代表弧下地幔楔-俯冲板片界面交代原岩和产物的大别山造山带毛屋地区纯橄岩、方辉橄榄岩、贫石榴石斜方辉石岩、富石榴石斜方辉石岩和石榴石单斜辉石岩样品开展系统的Mg和Si同位素研究。这些样品的Mg同位素变化范围极大（δ26Mg=-1.91‰～+1.25‰）,且具有明显的岩性相关性。纯橄岩作为辉石岩的原岩,具有最高的MgO含量和与正常地幔一致的Mg同位素组成（δ26Mg=-0.28‰～-0.22‰）。两种斜方辉石岩具有所有样品中最大的Mg同位素变化范围,贫石榴石斜方辉石岩具有显着高于正常地幔的δ26Mg值（-0.12‰～+1.25‰）,而富石榴石斜方辉石岩的δ26Mg（-1.91‰～-0.38‰）均低于正常地幔,方辉橄榄岩（0.02‰～0.54‰）则介于贫石榴石斜方辉石岩和纯橄岩之间。尽管辉石岩的Mg同位素具有非常大的变化范围,但是其Si同位素组成均一（δ30Si=-0.32 ± 0.09‰）,且和正常地幔值在误差范围内一致。我们认为Mg同位素变化可以用三个阶段的弧下地幔楔交代作用来解释。在第一个阶段,纯橄岩和富溶剂的超临界流体发生强烈的反应从而生成石榴石单斜辉石岩,具有高CaO、FeOT、TiO2和Al2O3含量和最低的MgO含量,显示了强烈的交代特征。δ26Mg和MgO、CaO含量分别为正、负相关关系,说明Mg同位素组成主要受控于富Mg碳酸盐在交代过程中的贡献。两种斜方辉石岩是第二个阶段的产物,矿物学和主、微量元素特征表明石榴石在富石榴石斜方辉石岩阶段大量生成。第二阶段持续升高的δ26Mg无法来自俯冲带流体的加入和淋洗作用。样品的Mg-Si同位素间并不存在明显相关关系,可以很好排除辉石岩-流体间热扩散或者化学扩散效应的影响。斜方辉石-石榴石间的Mg同位素分馏值（Δ26Mgopx-Grt=0.83‰～2.58‰）超出理论的矿物间平衡Mg同位素分馏值（Δ26Mgopx-pyrope=1.14‰）,表明矿物间不平衡可能对全岩Mg同位素造成影响。δ26Mg和Al2O3、FeOT间的负相关关系,和贫石榴石斜方辉石岩极高的La/Yb比值都表明石榴石的大量结晶是全岩δ26Mg升高的主要原因,石榴石和斜方辉石之间的同位素不平衡则很可能加剧了这一趋势。第三个阶段是橄榄岩隐性交代阶段,纯橄岩具有最低的SiO2、A12O3、CaO和Na2O含量,但是强烈富集Rb、Ba、U和Pb元素,且具有极高的Ba/Th 比值（309～2043）,前人对包裹体的研究结果也发现交代残余流体中显着富集流体活动性元素,可以认为这一阶段交代残余流体继承了前一阶段残余流体的重Mg同位素异常。因此我们认为,水岩相互作用后的残余流体有能力带着重Mg同位素向上迁移到弧岩浆地幔源区,并对弧岩浆岩提供了重Mg同位素异常的信号。这种过程可以被看作是一种造成弧岩浆岩重Mg同位素异常的新机制。
李彤[5]（2021）在《基于痕量元素特征的铁矿石产地溯源研究》文中研究指明随着国家经济与钢铁工业的高速发展,铁矿石逐渐成为影响国民经济可持续发展的重要战略资源。我国铁矿石的资源储量大,但是富矿少、贫矿及难选矿多。在国产优质铁矿紧缺以及国际铁矿石供应受四大矿业公司联合把控的影响下,我国铁矿石进口迎来高速增长期,对外依存度持续攀升,在2003年跃然成为世界第一大铁矿石进口国。而为了满足国内对进口铁矿石的硬性需求,进口商在全球找矿的现象越来越普遍,导致进口铁矿石来源地广泛、质量参差不齐,甚至出现以次充好等欺诈行为。为了保障进口铁矿石的质量安全、维护市场秩序、加速大宗资源类产品的快速通关,对铁矿石进行产地溯源是十分有意义的。本论文主要是利用燃烧炉-离子色谱技术与高分辨电感耦合等离子体质谱技术对铁矿石进行痕量元素定量分析方法开发及应用。基于痕量元素特征结合化学计量学建立进口铁矿石的产地溯源模型。主要研究内容如下:1、建立一种燃烧炉-离子色谱技术测定铁矿石中氟元素与氯元素含量的快速分析方法。该方法具有自动化程度高、操作便捷、环境友好等优点,大大提高了样品分析效率,并且具有很高的准确度及灵敏度。氟和氯的检出限分别为0.03 mg g-1和0.04 mg g-1,线性相关系数都为0.9998。采用经过认证的铁矿石标准样品来优化实验条件并验证方法的精密度与准确度。铁矿石中氟和氯的定量分析范围分别在0.086 mg g-1至1.773 mg g-1和0.050 mg g-1至3.10 mg g-1之间,氟、氯测定结果的相对标准偏差分别为0.77%至4.27%、1.36%至3.74%之间。经过实验条件优化后,标准样品中氟、氯的测定结果与认定值的比值分别在95.3%至104.6%、91.9%至104.3%的范围之间。将四个铁矿石实际样品的测定结果与国家标准方法GB/T 6730.69–2010的水蒸气蒸馏-离子色谱法所测定的结果进行方法间对比,进一步验证了方法的准确性。2、建立高压密闭消解-高分辨电感耦合等离子体质谱技术测定铁矿石中33种微量及痕量元素的定量分析方法。通过使用经过认证的铁矿石标准样品对方法的准确度及精密度进行评价。33种微量及痕量元素的线性关系良好,大部分元素检出限范围在0.002 mg g-1至0.103 mg g-1之间。标准样品中各元素的测定结果与认定值进行对比,大部分元素的精密度小于5%,回收率范围在80%至115%之间。高分辨电感耦合等离子体质谱技术的分辨率更高、检出限更低,可以解决大多数四级杆电感耦合等离子体质谱技术使用中存在的质谱干扰问题,可以实现复杂基体样品中多种微量、痕量及超痕量元素的同时测定。3、对所建立的两种定量分析方法进行实际样品应用,利用主成分分析及判别分析建立用于品牌铁矿石产地溯源的模型。对来自七个国家铁矿石样品中所含氟、氯元素含量用单因子方差分析来验证是否具有显着性差异,结果显示哈萨克斯坦、巴西、伊朗的铁矿石所含氯元素含量具有显着性差异,但是结果不够直观。为进一步了解不同品牌铁矿石中的特征元素,对来自澳大利亚及南非共计九个品牌的75个铁矿石样品中33种痕量元素含量进行主成分分析,所提取的前3个主成分的累计方差贡献率达到94.7%,即说明这三个主成分已经涵盖了原有33种元素的绝大部分信息。利用主成分载荷图筛选出了Sr、Ce、V、Zr、Zn、Cr这些特征元素,但是仍然无法完全将来自同一矿区的品牌铁矿石进行很好区分。随后将33个变量经过判别分析筛选最终14个变量8个判别函数用于建立铁矿石品牌判别模型,建模样品验证的正确率达到100%,交叉验证的正确率达到98.7%,可以实现对品牌铁矿石的分类及未知样品预测。
杨剑[6]（2020）在《盐湖碳酸盐硼同位素分析方法优化及其在东台吉乃尔盐湖剖面中的应用》文中研究表明硼的分离提纯方法以及硼同位素分析测试技术是硼同位素应用研究的基石,硼同位素分析方法的优化能够促进硼同位素地球化学应用的快速发展。本论文是在前人的研究基础上进行的,主要进行了盐湖碳酸盐沉积物硼的提取、前处理过程中沉淀的消除、硼同位素测定中有机质影响的消除、以及pH值控制下人工无镁卤水无机碳酸盐沉积的硼同位素分馏特征和东台吉乃尔盐湖剖面中碳酸盐硼同位素特征的分析研究。主要研究结果如下:1.在前人的基础上,应用不同溶剂（不同浓度的HCl、HAc和EDTA-2Na）来提取沉积物碳酸盐组分中的硼。实验结果表明1 mol/L的HAc提取沉积物碳酸盐组分中的硼最为合适。相对其它溶剂而言,1 mol/L的HAc能效地溶解方解石、白云石等碳酸盐矿物,同时对粘土、石膏等矿物影响较小;在用Amberlite IRA 743树脂分离硼时,将溶液pH值调至弱碱性时所用到的亚沸NH3·H2O的量较少,从而引入的本底也较少。2.研究发现,向含硼样品中加入适量饱和EDTA-2Na溶液能与溶液中共存的金属离子结合形成稳定络合物,可以有效避免酸溶相样品在碱性条件下形成氢氧化物沉淀。用氨水的淋洗树脂床,质谱测定过程中增加电流,持续烧蚀样品,能有效抑制EDTA-2Na残留的影响。结果表明,硼同位素标准物质（NIST SRM951）中硼的回收率可以达到95%以上;硼同位素比值范围在4.05146±0.00006～4.05628±4.00003之间;测得的实际样品,包括三亚沉积物、大柴旦湖心沉积物及大柴旦湖心晶间卤水沉积物的硼同位素组成(δ11B值)分别为+17.64‰±0.70‰、-5.74‰±0.14‰及+1.8‰±0.01‰。3.本文采用离子交换和微升华技术联用方法除去硼同位素中EDTA-2Na对硼同位素测定的干扰。首先采用Amberlite IRA 743树脂分离纯化硼,再用微升华方法除去残留的EDTA-2Na,最后使用混合树脂除去残留的以H+和Cl-为主的其它杂质离子。结果表明,离子交换和微升华技术联用方法得到的硼同位素标准物质（NIST SRM 951）中硼的回收率达到95%以上,硼同位素比值范围在4.04984±0.00019～4.05124±0.00017之间,其硼同位素组成没有发生分馏。实际样品的δ11B值和三步离子交换法及多次沉淀法得到的值接近。该联用方法的前处理过程简单高效,为硼含量较低的样品进行硼同位素组成的准确分析提供了一种很好的选择。4.进行了不同pH值条件下人工无镁卤水碳酸盐沉积实验。实验结果表明,在没有Mg（OH）2生成的情况下,B含量随着母液pH值的增加而增加,说明pH值对碳酸盐B含量影响较大。一方面是较高的pH值增加了母液中B（OH）4-的含量,B（OH）4-与碳酸盐共沉淀造成碳酸盐中B含量的增加。另一方面,卤水中Ca2+含量很高,使得碳酸钙沉淀速率变快,从而增加了碳酸盐中硼的含量。沉积碳酸钙δ11B值的结果表明,随着母液pH值的增加,碳酸钙与母液间的分馏系数增大,说明碳酸钙相对富集11B,并且随着pH值的增大,碳酸盐与母液间硼同位素分馏程度降低。碳酸钙的δ11B值与计算的人工无镁卤水的δ11B4并不平行,在高pH值条件下时有轻微偏离,偏离程度约1.1‰～3.3‰,表明pH值越高B（OH）3更容易与碳酸钙结合,导致碳酸盐δ11B值偏离了计算的δ11B4。5.盐湖碳酸盐沉积的δ11B表明,随着蒸发作用的进行,大苏干湖的pH值降低,B含量增加,沉积碳酸盐的δ11B值也随之增加,说明沉积碳酸盐的δ11B值与盐湖演化过程中的盐度可以保持一致。当水体中B含量较低时,水中只有B（OH）3和B（OH）4-两种形态,B（OH）3/B（OH）4-比值受到pH、B含量、盐度等因素的影响。当水体中B含量较高（大于290 mg/L）时水体中的多聚硼酸根离子的量不容忽视。东台吉乃尔盐湖剖面碳酸盐δ11B值范围为-14.78‰～-0.21‰,平均值为-8.33‰。碳酸盐δ11B值与B含量、Mg/Ca比值等盐度指标变化趋势一致,存在一定的正相关关系,表明碳酸盐δ11B值可以在一定程度上作为盐度指标。碳酸盐δ11B值及其它盐度指标指示了东台盐湖两次成盐期间共经历了四次淡化-浓缩过程。
青龙[7]（2020）在《桂东南-粤西南地区晚古生代-早中生代花岗岩成因及其地球动力学意义研究》文中提出华南晚古生代-早中生代岩浆作用的地球动力学机制一直是国内外地学界研究的热点问题。前人对晚古生代花岗岩报道得非常稀少,而早中生代花岗质岩浆作用则要广泛和强烈得多。尽管做了大量研究,但有关花岗岩形成的地球动力学机制长期存在很大的争论。争论的焦点在于花岗质岩浆作用到底是受控于古特提斯构造域还是古太平洋构造域。本次工作在云开地区及邻区首次鉴别出了晚二叠世S型花岗岩（那蓬和石村岩体）和早中生代早期A型花岗岩（新兴岩体）。本论文对这三个岩体开展了详尽的地质地球化学研究,在野外地质和岩相学工作基础上,进行了矿物化学、LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学、锆石原位微量元素和Hf同位素以及全岩主微量元素和Sr-Nd同位素地球化学等系统研究,阐明了岩体侵位年代,确定了岩石成因类型,探讨了岩浆源区性质和岩浆形成与演化过程以及它们形成的构造环境,并进一步限定了华南晚古生代-早中生代岩浆作用的地球动力学机制。研究结果表明:（1）云开地区的那蓬岩体由黑云母花岗岩和含堇青石和/或石榴石黑云母花岗岩组成,石村岩体由二云母花岗岩和白云母花岗岩组成。详尽的LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果表明它们都形成于晚二叠世（～259 Ma）。那蓬和石村岩体均含有大量的继承锆石,这些继承锆石呈现出宽广的年龄范围并可以划分为6个年龄段,包括新太古代-古元古代（2682-2434 Ma）,新元古代-寒武纪（980-503 Ma）,奥陶纪-志留纪（452-435 Ma）,泥盆纪（412-391 Ma）,石炭纪（342-309 Ma）和早二叠世（290-270 Ma）。那蓬花岗岩是强过铝质的（ASI=1.31-2.40）,它们的SiO2含量变化范围较大（66.7-76.9 wt.%）,镁铁质程度（Fe2O3T+MgO>4.0 wt.%）高于变质沉积岩的实验熔体,并且镁铁质含量与ASI,TiO2和Yb呈现正相关关系。它们还具有较高的锆石饱和温度（830-897℃）,高的初始87Sr/86Sr比值（0.7162-0.7261）,负的εNd（t）（-10.8到-13.5）和εHf（t）（平均值-9.0）。石村岩体中的二云母花岗岩SiO2含量为71.3-73.5 wt.%,ASI为1.04-1.21,锆石饱和温度为770-795℃。相比于二云母花岗岩,石村岩体中的白云母花岗岩含有更高的SiO2含量（74.1-76.5 wt.%）和ASI值（1.2-1.5）,锆石饱和温度却相对较低（736-759℃）。石村二云母花岗岩和白云母花岗岩镁铁质含量较低（Fe2O3T+MgO<4.0 wt.%）,类似于变质沉积岩的实验熔体。石村岩体也具有高的初始87Sr/86Sr比值（0.7246-0.7280）,负的εNd（t）（-9.4到-11.8）和εHf（t）（平均值-6.1）。详尽的岩相学和地球化学特征表明那蓬和石村岩体均属于S型花岗岩,形成于陆-陆碰撞环境。那蓬花岗岩的成岩过程可概括为:陆-陆碰撞带中的东古特提斯洋俯冲沉积物在830-897℃和石榴石稳定区域（>12 kbar）发生了黑云母不一致熔融作用,形成了强过铝质的花岗质熔体以及与之共存的以石榴石为主体的包晶矿物组合。这种强过铝质的花岗质熔体,携带有不同比例的包晶石榴石和钛铁矿,从源区抽离并运移侵位至地壳浅部,形成了那蓬花岗质岩体。熔体在向上运移途中到达较浅深度时,某些包晶石榴石分解为堇青石。石村花岗岩的成岩过程可概括为:陆-陆碰撞带中的东古特提斯洋俯冲沉积物在正常下地壳深度和770-795℃发生了白云母脱水熔融作用,形成了石村二云母花岗岩。这种二云母花岗质熔体通过黑云母和斜长石的分离结晶作用,进而形成了石村白云母花岗岩。（2）新兴岩体出露于云开地区东侧,是一个沿区域性北东向走滑断层分布的大型花岗质岩基。本次LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果表明,该岩体侵位于早中生代早期（～234-232 Ma）,并非前人认为的晚中生代。新兴岩体南部（～234 Ma）由正长花岗岩,二长花岗岩和碱长花岗岩组成,主要造岩矿物为钾长石,奥长石,石英以及富铁黑云母。新兴岩体北部（～232 Ma）由二长花岗岩和花岗闪长岩组成,主要造岩矿物为钾长石,中长石,石英以及镁铁黑云母。南部花岗岩具有较高的SiO2含量（72.5-79.2 wt.%）,较高的FeOT/（FeOT+MgO）比值以及较低的Mg#值。这些花岗岩富集稀土元素,亏损Sr和Ba,高场强元素Zr+Y+Ce+Nb总量大于350 ppm,10000*Ga/Al比值高于2.6。它们的初始岩浆温度也非常高（>886℃）。这些地球化学特征表明它们属于A型花岗岩。相比于新兴岩体南部花岗岩,北部花岗岩具有更低的SiO2含量（63.4-72.5 wt.%）和FeOT/（FeOT+MgO）比值以及更高的Mg#值。这些花岗岩同样富集稀土元素,亏损Sr和Ba,高场强元素Zr+Y+Ce+Nb总量以及10000*Ga/Al比值也比较高。地球化学数据和主量元素模拟结果表明,新兴岩体南部A型花岗岩是由玄武质岩浆内侵诱发地壳15-20 km深处的早古生代花岗质岩石发生中等程度（～49%）的脱水熔融作用而形成的。这种初始熔体随后经过中等程度（～57%）的包括钾长石,斜长石,黑云母和石英的分离结晶作用,形成了南部岩体中的高分异A型花岗岩。同时,这种A型花岗质初始熔体与大约8～48%的镁铁质岩浆发生混合,则形成了新兴岩体北部花岗岩。A型壳源熔体与镁铁质岩浆的混合作用使得新兴北部花岗岩呈现出由A型向I型花岗岩过渡的特征。新兴岩体的形成与区域性北东向走滑断层的转换拉张密切相关。（3）那蓬和石村S型花岗岩的形成标志着印支板块与华南板块的碰撞拼合开始于晚二叠世（～259 Ma）。新兴A型花岗岩的形成则表明华南板块在259-231Ma期间存在近南北向的挤压应力,是印支板块与华南板块持续碰撞挤压造成的。据此进一步限定了华南晚古生代-早中生代岩浆作用主要受控于东古特提斯构造域,并没有受到古太平洋构造域的影响。
李黎[8]（2020）在《无助熔剂制样LA-ICP-MS测定硅酸盐样品中微量元素的方法研究》文中提出微量元素定量分析是分析化学研究的热点,激光剥蚀电感耦合等离子体质谱法（LA-ICP-MS）避免了耗时的化学前处理过程、效率高、污染小,广泛应用于地质样品的微区分析中。虽然LA-ICP-MS技术已经很成熟,但是相比于传统的溶液进样ICP-MS,其在地质全岩样品微量元素分析上的应用仍较少,有必要对LA-ICP-MS准确分析全岩样品中微量元素含量的方法进行研究,使微量元素分析更加简单、高效。在该法中,LA-ICP-MS的准确定量分析与全岩样品的制备、元素分馏效应以及标准物质与待测样品之间存在基体效应有关。针对上述问题,本论文以硅酸盐全岩样品为研究对象,采用无助熔剂熔融技术制备硅酸盐熔融玻璃（GSR-3、BHVO-2、BCR-2）,优化LA-ICP-MS仪器条件以降低元素分馏效应对结果的影响,以及外标校正与内标归一化相结合改善分析结果的准确性。同时将LA-ICP-MS与溶液进样ICP-MS方法分别对熔融玻璃与全岩粉末中的Sr,Y,Zr,Nb,Hf,U,Th,Pb,REEs含量进行分析,以评估方法的可行性。通过条件优化,确定的最佳激光频率、束斑直径、能量密度分别为6Hz、60μm、8J/cm2。对于本论文所分析的元素,在以NIST610与GSD-1G联用作外部标准物质、44Ca作内标元素的条件下,测定值与推荐值的相对偏差（RE）在10%以内。为了获得可供LA-ICP-MS分析的均一熔融玻璃,通过钼片包裹-无助熔剂-管式炉熔融-Ar气保护方法在,10min条件下获得了相对均一的熔融玻璃,除了易挥发元素Pb以外,所有分析元素的相对标准偏差（RSD）小于10%,以及大部分元素的RE优于10%（Pb、Tm、Lu除外）。对比LA-ICP-MS与溶液进样ICP-MS分析结果,除了个别含量低的微量元素如Tm、Lu及易挥发元素Pb外,两种方法结果一致,并且部分元素的LA-ICP-MS分析结果正确度优于溶液ICP-MS法。本文建立的无助熔剂制样技术用于LA-ICP-MS微量元素分析的方法,检出限为0.015μg/g～11.8μg/g;测定范围为0.045μg/g～600μg/g;大部分元素的正确度优于10%,精密度优于5%。该法保证了结果的准确性,而且避免了繁琐的湿化学消解,提高了效率。
张建[9]（2020）在《贵州茶叶主产区环境地球化学特征与产地来源示踪研究》文中指出中国是世界上茶叶种植面积最大的国家,2018年低,贵州茶叶种植面积达4.78×105hm2,已连续4年位居全国第一。然而,影响贵州茶叶种植和生长的关键环境地球化学因子至今尚不十分清楚,贵州茶叶产地溯源研究也未得到系统开展。因此,调查贵州普安、安顺、都匀、雷山、黎平、湄潭凤冈、石阡茶区后,在掌握地层和岩性基础上,采集基岩、土壤、茶叶样品,测定样品多元素含量和土壤p H值,分析茶叶87Sr/86Sr组成。探讨基岩的元素地球化学特征,阐明不同地质背景基岩元素地球化学特征的差异及成因。分析土壤矿质元素分布特征,从地质背景角度探讨地层岩性对土壤矿质元素分布的影响和制约。同时,系统评价土壤和茶叶质量安全。探讨土壤-茶叶体系金属元素迁移、富集规律,分析土壤金属元素全量和p H值对茶叶相应元素含量的影响。利用茶叶多元素指纹对其产地进行溯源,此外,探讨土壤多元素在茶叶产地溯源中的角色,同时探讨稀土元素指纹在茶叶产地溯源和品种鉴别中的应用。最后,探讨茶叶矿质元素与87Sr/86Sr所构成二元判别图解对茶叶产地来源判别的效果,取得主要结论如下:1.贵州茶叶主产区出露多套地层,除侏罗系、白垩系和新近系外,从板溪群番召组至第四系更新统均有分布,岩石类型主要为碳酸盐岩和碎屑岩。碎屑岩多种矿质元素含量明显高于碳酸盐岩。黎平、安顺石炭系马平群和二叠系茅口组灰岩Cd含量较高,介于0.457～3.57 mg/kg之间,平均为2.01 mg/kg（n=4）。都匀茶区泥盆系石英砂岩多种矿质元素含量较低。石阡寒武系白云岩Tl、Pb、As、Sb和Hg含量较高,与寒武系清虚洞组地层矿化作用有关。与地壳丰度相比,各茶区基岩有害元素含量均较低。2.表层土呈极强酸性（p H=4.02）,深层土呈强酸性（p H=4.5）,茶园土壤酸化严重,与茶树的植物生理特性和施肥有关。碳酸盐岩原生土多种矿质元素和有害元素含量高于碎屑岩原生土,而K含量相反。受白云岩分布所控制的耕土Mg含量较高,与碎屑岩分布相关的耕土K含量较高。安顺茶区部分耕土As、Hg、Sb、Cr和Ni含量较高,与区域地层矿化作用和碳酸盐岩风化过程中Cr、Ni富集有关。石阡耕土Cd、Pb、Tl含量较高,与二叠系灰岩分布和寒武系清虚洞组矿化作用有关。都匀、雷山茶区耕土多金属元素含量较低,与碎屑岩的地质背景密切相关。影响茶树生长的环境地球化学因素主要为碎屑岩区土壤K、Al含量高,而Ca、Mg、As、Hg、Cd、Sb、Cr和Ni含量低。与农用地土壤污染风险筛选值相比,表层土Cu、Cd、As、Cr、Ni、Pb、Zn和Hg平均含量均未超标,由于局部矿化作用和元素高背景存在,耕土重金属点位超标率分别为24.6%、23.59%、10.62%、6.67%、4.62%、3.08%、2.62%和1.03%。3.茶树老叶Ca、Fe、Mn、Se和Sr含量高于嫩叶,而嫩叶Mg、P、S、K、Na、Cu、Zn、Ni、Co和Rb含量高于老叶。都匀、雷山老叶茶Mn、Ni、Co、Mo、Se、Cr、Tl和Al含量最低,与碎屑岩的地质背景密切相关。所有嫩叶茶Cu、As、Cd、Pb、Hg和Cr含量均未超过中国、世界卫生组织（WHO）及欧盟（EU）茶叶标准,而部分老叶茶存在点位超标现象。老叶Al、As、Cd、Cr、Pb、Hg、Sb和Tl含量高于嫩叶,避免老叶茶混入,有利于提高贵州茶叶的质量安全。4.茶叶对Ca、Mn、K、P和S呈强烈富集（BCF>1）,对Cu、Zn、Ni、Se、Sr和Cd为中等富集（0.1<BCF<1）,对Na、Co、Mo、Pb和Sb为微弱富集（BCF<0.1）。嫩叶茶Mg、K、Na、P、S、Cu、Zn、Co和Ni的富集能力强于老叶,而Al、Fe、Ca、Mn、Se、Mo、Sr、As、Hg、Pb、Cd、Cr、Sb和Tl富集能力弱于老叶,与老叶中非营养元素的长期累积和二次转移能力较弱有关。茶叶Ca、Mg、As、Cd、Tl、Mn、Cu、Co、Ni和Sr含量与耕土相应元素呈显着正相关（p<0.05）。茶叶金属元素含量与耕土p H值呈一定程度负相关,茶园土壤酸化促使茶叶金属元素累积,防止茶园土壤进一步酸化尤为重要。5.安顺、湄潭凤冈、雷山茶叶28种矿质元素含量在三地区间差异显着（p<0.05）。各地区茶叶拥有其自身独特的元素地球化学指纹特征。线性判别分析（LDA）和正交偏最小二乘判别分析（OPLS-DA）模型正确判别率分别为98.9%和100%。进一步利用茶叶与土壤呈显着相关的矿质元素进行产地溯源,效果较好,茶树品种对产地溯源的判别结果影响较小。此外,利用稀土元素指纹对茶叶产地（普安、都匀、黎平）溯源和同一茶区的茶树品种判别,LDA模型正确判别率分别为86.3%和95.5%,效果较好。6.贵州茶叶87Sr/86Sr组成变化范围较大,介于0.707879±0.000012～0.724356±0.000016之间（n=28）,茶叶87Sr/86Sr组成受不同地层基岩的控制作用明显。茶叶U、Pb、Al、Fe、Li、Na、Bi、Ba、Zn和Ge含量分别与87Sr/86Sr组成构成二元判别图解可将普安、都匀、黎平茶叶有效区分,溯源效果较好。就安顺、雷山、湄潭凤冈茶叶而言,茶叶87Sr/86Sr组成与矿质元素结合仅能溯源个别产区。
刘和武[10]（2020）在《构造煤中应力敏感元素与矿物动力分异特征及机理研究》文中研究说明本文以宿县矿区构造煤为重点研究对象,结合煤的高温高压变形实验,紧密围绕构造煤中矿物与元素的动力分异特征与机理的核心科学问题展开系统研究。揭示了构造煤有机质的动力变质作用与矿物的变形、变位与变质的内在联系及其对应力-应变的响应特征,进一步阐释了元素的应力敏感性特征及造煤中元素的迁移变化机理,为煤与瓦斯突出预测提供了新的思路及途径,本文取得了以下主要成果。（1）揭示了不同序列构造煤形成的应力-应变环境。脆性变形构造煤多形成于高应变速率的挤压、拉张或剪切应力环境,脆-韧性变形构造煤多形成于强烈的剪切应力环境,韧性变形构造煤多形成于低应变速率的挤压或剪切应力环境。从超微观角度揭示了构造煤脆、韧性变形机理,与脆性变形作用相比,韧性变形作用通过将机械能转化为应变能,促进了煤分子发生结构松弛作用并产生可移动分子相,使得煤体塑性增强,更容易发生韧性变形;煤高温高压模拟实验结果表明宿县矿区低煤级烟煤发生脆、韧性变形转换的条件为温度100200?C,差应力100150MPa。（2）从复合煤分子结构模型出发,揭示了构造煤分子结构演化路径与机理。构造煤分子结构演化主要包括松弛作用与重排作用,脆性变形构造煤分子结构中弱键结合力优先断裂,煤交联网络分子结构的松弛作用占主导地位;脆-韧性及韧性变形构造煤中分子结构的重排作用显着增强,一方面是由于剪切应力对动力变质具有更显着的促进作用,另一方面韧性变形作用通过将机械能转化为应变能更有利于分子结构演化。（3）阐释了构造煤中矿物的变形、变位及变质特征。随着构造煤变形强度增加,矿物在机械破碎与研磨作用下粒径减小,磨圆度增加,在压剪应力作用下矿物不仅形貌特征被改变,也发生了局部迁移聚集作用。此外,构造应力作用使得物质代入作用增强（尤其在断层面附近）,导致煤中矿物发生机械混杂作用,粘土矿物作为应力敏感矿物的代表,在应力作用下不仅物理结构被改变,化学结构也发生规律性演化;此外,应力改性作用还增强了粘土矿物吸附元素的能力。（4）揭示了煤有机质的组成元素及具有有机亲和性元素的动力分异机制。应力作用下构造煤化学结构动力变质作用一方面通过杂原子官能团的降解作用使得有机质组成元素含量发生变化;另一方面,构造煤分子结构的演化作用虽然并未引起有机常量元素含量的变化,但通过改变原子间的连接与组合方式,使元素的赋存状态发生规律性变化;此外,杂原子官能团作为有机结合态微量元素的重要吸附位点,应力作用下的降解导致相关微量元素发生迁移变化。（5）阐释了具有无机亲和性的元素迁移变化的影响因素,指出矿物的应力诱导混入、局部动力迁移及动力变质为无机亲和性元素迁移变化的主要作用类型。应力诱导混入作用通过影响裂隙充填矿物的分布来控制元素的迁移变化;局部动力迁移作用通过煤体流变作用使矿物局部运移,导致与矿物相关的元素也发生迁移变化,并在特定位置富集;矿物动力变质作用则通过应力作用下矿物化学结构的演化控制元素的迁移散失与富集。（6）筛选出应力敏感元素,并将其划分为富集型与散失型两种类型,揭示了构造煤孔隙结构特征与富集和散失型应力敏感元素分布特征的内在联系,认为应力敏感元素的迁移富集在一定程度上对构造煤的发育与分布具有指示意义,为煤与瓦斯突出预测提供了新的思路与途径。该论文有图211幅,表32个,参考文献390篇
二、岩石样品中微量元素的高分辨率等离子质谱分析（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、岩石样品中微量元素的高分辨率等离子质谱分析（论文提纲范文）
（1）富铜矿物中铜同位素飞秒激光微区原位分析方法研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景及其意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 铜同位素整体分析方法研究现状 |
| 1.2.2 MC-ICP-MS测量Cu同位素质量歧视及校正 |
| 1.2.3 铜同位素微区分析方法研究现状 |
| 1.2.4 铜同位素标准物质研究现状 |
| 1.2.5 铜同位素在自然界中的储库来源和主要的地球化学行为 |
| 1.3 研究目标和研究方法 |
| 1.3.1 利用微钻和MC-ICP-MS测定含铜矿物的Cu同位素 |
| 1.3.2 Cu同位素原位微区标样研制 |
| 1.3.3 利用fsLA-MC-ICP-MS非基体匹配测定含铜矿物的Cu同位素 |
| 1.4 论文工作量小结 |
| 第二章 实验仪器简介 |
| 2.1 多接收电感耦合等离子质谱仪 |
| 2.1.1 样品进样系统 |
| 2.1.2 ICP离子源 |
| 2.1.3 接口界面 |
| 2.1.4 离子透镜组 |
| 2.1.5 质量分析器 |
| 2.1.6 检测器系统 |
| 2.2 激光剥蚀技术简介 |
| 2.2.1 激光类型 |
| 2.2.2 载气对LA-(MC-)ICP-MS的影响 |
| 2.2.3 飞秒激光和纳秒激光比较 |
| 第三章 利用微钻和MC-ICP-MS测定含铜矿物的Cu同位素 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 实验和分析方法 |
| 3.2.1 仪器 |
| 3.2.2 试剂和标准溶液 |
| 3.2.3 样品制备程序 |
| 3.3 结果与讨论 |
| 3.3.1 基体效应 |
| 3.3.2 酸度效应和浓度效应 |
| 3.3.3 天然含铜矿物微钻取样无化学分离的Cu同位素分析 |
| 3.4 小结 |
| 第四章 Cu同位素标样的研制 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 实验和分析方法 |
| 4.2.1 样品准备 |
| 4.2.2 电子探针显微分析 |
| 4.2.3 溶液进样MC-ICP-MS分析 |
| 4.2.4 无化学分离的单颗粒黄铜矿SN-MC-ICP-MS测试 |
| 4.2.5 飞秒激光剥蚀MC-ICP-MS测试 |
| 4.3 结果与讨论 |
| 4.3.1 电子探针分析结果 |
| 4.3.2 SN-MC-ICP-MS整体分析测量结果 |
| 4.3.3 单颗粒黄铜矿SN-MC-ICP-MS测量结果 |
| 4.3.4 fsLA-MC-ICP-MS测量结果 |
| 4.3.5 TC1725黄铜矿的均一性评估 |
| 4.4 小结 |
| 第五章 fsLA-MC-ICP-MS测定含铜矿物的Cu同位素 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 实验和分析方法 |
| 5.2.1 仪器和数据采集 |
| 5.2.2 激光系统与MC-ICP-MS的连接 |
| 5.2.3 样品制备 |
| 5.3 结果与讨论 |
| 5.3.1 样品位置效应 |
| 5.3.2 激光频率和能量的影响 |
| 5.3.3 浓度效应 |
| 5.3.4 飞秒激光Cu同位素测试的基体效应 |
| 5.3.5 湿等离子体条件下Cu同位素分析的非基体匹配校正 |
| 5.3.6 水汽引入量对于测试结果的影响 |
| 5.3.7 长期重现性 |
| 5.4 小结 |
| 第六章 结论与存在的问题 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 不足之处 |
| 参考文献 |
| 攻读博士期间取得的科研成果 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
| 附表 |
| 附表 S4-1 经化学分离后的TC1725使用SN-MC-ICP-MS 分析测试的 δ~(65)Cu 数据 |
| 附表 S4-2 使用SN-MC-ICP-MS分析测试的单颗粒黄铜矿的δ~(65)Cu |
（2）石榴石结构羟基红外吸收系数的标定及成分影响（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 导论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.1.1 名义上无水矿物中的水 |
| 1.1.2 矿物水含量分析方法的发展 |
| 1.1.3 石榴石的晶体化学与羟基红外光谱特征 |
| 1.1.4 羟基摩尔吸收系数的标定 |
| 1.2 本学位论文的研究内容及科学意义 |
| 1.3 工作量小结 |
| 第二章 样品和分析方法 |
| 2.1 实验样品 |
| 2.2 背散射(BSE)拍照和显微XRF面扫分析 |
| 2.3 电子探针主量元素分析 |
| 2.4 LA-ICP-MS矿物微量元素分析 |
| 2.5 傅里叶变换红外光谱分析(FTIR) |
| 2.6 热转换元素分析仪-质谱仪联线在线分析(TC/EA-MS) |
| 第三章 实验结果 |
| 3.1 主微量元素分析结果 |
| 3.2 傅里叶变换红外光谱分析(FTIR)结果 |
| 3.3 热转换元素分析仪-质谱仪联线在线分析结果 |
| 第四章 讨论 |
| 4.1 红外光谱的羟基吸收峰 |
| 4.2 晶体化学因素对羟基吸收峰及水含量的影响 |
| 4.3 摩尔吸收系数的标定 |
| 4.4 未来研究方向及展望 |
| 第五章 结论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 附录 |
（3）月球陨石Sayh al Uhaymir169表土角砾岩的岩石学和锆石研究（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 研究意义 |
| 1.2 研究背景 |
| 1.2.1 月球的岩浆活动历史 |
| 1.2.2 月球的撞击历史 |
| 1.3 存在问题 |
| 1.4 选题依据 |
| 1.5 研究目标 |
| 1.6 技术手段 |
| 1.6.1 样品制备 |
| 1.6.2 电子源分析 |
| 1.6.3 拉曼光谱分析 |
| 1.6.4 同步辐射X射线单晶衍射 |
| 1.6.5 质谱分析 |
| 1.7 论文结构和工作量统计 |
| 1.7.1 论文结构 |
| 1.7.2 工作量 |
| 第二章 SaU169表土角砾的岩石学特征 |
| 2.1 研究背景 |
| 2.2 实验结果 |
| 2.2.1 火成岩岩屑的岩相特征 |
| 2.2.2 冲击成因岩屑的岩相特征 |
| 2.2.3 矿物化学特征 |
| 2.2.4 岩屑的全岩成分特征 |
| 2.3 讨论 |
| 2.3.1 玄武岩岩屑类型划分 |
| 2.3.2 非玄武质火成岩岩屑类型划分 |
| 2.3.3 冲击成因角砾的物源 |
| 2.3.4 矿物碎屑的物源 |
| 2.3.5 SaU169表土角砾的源区 |
| 2.4 本章小结 |
| 第三章 SaU169表土角砾锆石的产状和微结构特征 |
| 3.1 研究背景 |
| 3.2 实验结果 |
| 3.2.1 锆石与围岩的产状关系 |
| 3.2.2 粒状结构的锆石 |
| 3.2.3 细粒结构的锆石 |
| 3.2.4 莱氏石 |
| 3.2.5 锆石边部的低Y、U区域 |
| 3.2.6 锆石玻璃化 |
| 3.3 讨论 |
| 3.3.1 粒状结构锆石的成因 |
| 3.3.2 细粒结构锆石的成因 |
| 3.3.3 莱氏石的成因 |
| 3.3.4 锆石边部低Y、U区域的成因 |
| 3.3.5 玻璃质锆石成因 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 SaU169表土角砾锆石的U-Pb年代学特征 |
| 4.1 研究背景 |
| 4.2 实验结果 |
| 4.2.1 火成岩屑中锆石的年代学结果 |
| 4.2.2 冲击成因角砾中锆石的年代学结果 |
| 4.2.3 其他锆石的年代学结果 |
| 4.3 讨论 |
| 4.3.1 锆石年龄的含义 |
| 4.3.2 SaU169表土角砾的物质来源 |
| 4.3.3 SaU169表土角砾锆石记录的事件 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（4）Mg同位素制约俯冲带物质再循环（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 镁元素基本性质 |
| 1.2 镁同位素地球化学 |
| 1.2.1 镁同位素及其表达方式 |
| 1.2.2 不同地质储库的镁同位素特征 |
| 1.2.3 高温地质过程中的镁同位素分馏 |
| 1.3 选题依据及其意义 |
| 1.4 研究内容及论文工作量小结 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 论文工作量小结 |
| 第2章 分析方法介绍 |
| 2.1 镁同位素分析方法介绍 |
| 2.1.1 实验器材和化学试剂 |
| 2.1.2 岩石样品的溶解 |
| 2.1.3 化学纯化流程 |
| 2.1.4 质谱测试 |
| 2.1.5 测试结果 |
| 2.2 锌同位素分析方法 |
| 2.2.1 实验器材和化学试剂 |
| 2.2.2 样品溶解和化学纯化流程 |
| 2.2.3 稀释剂的选择和质谱测试 |
| 2.2.4 测试结果 |
| 2.3 硅同位素分析方法 |
| 2.3.1 实验器材和化学试剂 |
| 2.3.2 样品溶解和化学纯化流程 |
| 2.3.3 质谱测试和数据结果 |
| 2.4 主量和微量元素 |
| 2.5 锶和钕同位素 |
| 2.6 小结 |
| 第3章 中国东部新生代玄武岩的镁-锌同位素研究 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 地质背景和样品介绍 |
| 3.3 结果 |
| 3.3.1 主量和微量元素 |
| 3.3.2 锶、钕、镁和锌同位素 |
| 3.4 讨论 |
| 3.4.1 地壳混染和分离结晶 |
| 3.4.2 地幔中的大洋组分 |
| 3.4.3 对板内玄武岩形成的指示意义 |
| 3.5 小结 |
| 第4章 不平衡石榴石控制的极端Mg同位素分馏 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 地质背景 |
| 4.3 样品介绍 |
| 4.4 数据结果 |
| 4.4.1 主量和微量元素数据 |
| 4.4.2 镁和硅同位素 |
| 4.5 讨论 |
| 4.5.1 流体性质和交代过程 |
| 4.5.2 阶段一：石榴石单斜辉石岩 |
| 4.5.3 阶段二：石榴石斜方辉石岩 |
| 4.5.4 阶段三：橄榄岩隐性交代 |
| 4.5.5 对弧岩浆形成的指示意义 |
| 4.6 结论 |
| 第5章 结论与展望 |
| 5.1 结论 |
| 5.2 展望 |
| 附件 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 博士期间发表的论文 |
（5）基于痕量元素特征的铁矿石产地溯源研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 铁矿石资源概况 |
| 1.1.1 全球铁矿石资源现状 |
| 1.1.2 我国铁矿石进口现状 |
| 1.1.3 铁矿石的检验管理 |
| 1.2 燃烧炉-离子色谱技术 |
| 1.2.1 仪器原理及技术特点 |
| 1.2.2 样品前处理及应用 |
| 1.3 高分辨电感耦合等离子体质谱技术 |
| 1.3.1 仪器构成及工作原理 |
| 1.3.2 技术特点 |
| 1.3.3 样品前处理 |
| 1.3.4 地质样品检测中的应用 |
| 1.4 基于痕量元素特征的产地溯源应用 |
| 1.5 选题意义及研究内容 |
| 1.5.1 选题意义 |
| 1.5.2 创新点 |
| 1.5.3 研究内容 |
| 第二章 燃烧炉-离子色谱法测定铁矿石中氟、氯含量 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 实验部分 |
| 2.2.1 实验仪器及工作条件 |
| 2.2.2 主要试剂 |
| 2.2.3 标准样品及实际样品 |
| 2.3 实验方法 |
| 2.3.1 燃烧炉-离子色谱法 |
| 2.3.2 水蒸气蒸馏-离子色谱法 |
| 2.4 结果与讨论 |
| 2.4.1 进样条件探究 |
| 2.4.2 燃烧条件探究 |
| 2.4.3 称样量探究 |
| 2.4.4 吸收液选择 |
| 2.5 分析方法评价 |
| 2.5.1 线性及线性范围 |
| 2.5.2 方法检出限 |
| 2.5.3 方法精密度及准确度 |
| 2.5.4 方法间比较 |
| 2.6 结语 |
| 第三章 高分辨电感耦合等离子体质谱法测定铁矿石中33 种痕量元素含量 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 实验部分 |
| 3.2.1 实验仪器及工作条件 |
| 3.2.2 标准溶液及试剂 |
| 3.2.3 标准样品及实际样品 |
| 3.3 实验方法 |
| 3.3.1 样品前处理 |
| 3.3.2 样品测定 |
| 3.4 结果与讨论 |
| 3.4.1 元素同位素及分辨率选择 |
| 3.4.2 线性及线性范围 |
| 3.4.3 方法检出限 |
| 3.4.4 方法精密度及准确度 |
| 3.5 结语 |
| 第四章 基于痕量元素特征的铁矿石产地溯源 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 实验部分 |
| 4.2.1 实验仪器及工作条件 |
| 4.2.2 铁矿石中氟、氯含量测定 |
| 4.2.3 铁矿石中33 种微量及痕量元素含量测定 |
| 4.2.4 算法描述 |
| 4.3 结果与讨论 |
| 4.3.1 氟、氯元素特征分析 |
| 4.3.2 品牌铁矿石中特征元素分析 |
| 4.3.3 结合判别分析对品牌铁矿石产地溯源模型的建立 |
| 4.4 结语 |
| 第五章 总结与展望 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间的研究成果目录 |
| 致谢 |
（6）盐湖碳酸盐硼同位素分析方法优化及其在东台吉乃尔盐湖剖面中的应用（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 硼的地球化学性质概述 |
| 1.1.1 硼的基本性质 |
| 1.1.2 硼在自然界中的分布 |
| 1.1.3 硼的地球化学循环 |
| 1.2 硼同位素的研究现状 |
| 1.2.1 硼同位素的基本性质 |
| 1.2.2 不同地质体中的δ~(11)B值 |
| 1.3 选题背景及意义 |
| 1.4 研究内容 |
| 1.5 技术路线 |
| 第2章 硼的提取、分离、纯化及δ~(11)B值的质谱测定方法 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 硼的提取、分离和纯化 |
| 2.2.1 固体样品的分解 |
| 2.2.2 硼的分离和纯化 |
| 2.3 B浓度的测定 |
| 2.4 δ~(11)B值的质谱测定方法 |
| 2.4.1 热电离质谱法(TIMS) |
| 2.4.2 电感耦合等离子体质谱法(ICP-MS) |
| 2.4.3 二次离子质谱法(SIMS) |
| 第3章 不同溶剂对碳酸盐组分硼的提取及对δ~(11)B值的影响 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 实验部分 |
| 3.2.1 仪器与试剂 |
| 3.2.2 盐湖沉积物的成分分析 |
| 3.2.3 样品中的水溶性成分分离过程 |
| 3.2.4 不同溶剂对沉积物碳酸盐组分中硼的提取过程 |
| 3.2.5 沉积物硼的离子交换分离 |
| 3.2.6 沉积物δ~(11)B值的测定 |
| 3.3 不同溶剂溶解沉积物后不溶物残渣的成分分析 |
| 3.4 不同溶剂对白云石标准样品及石膏试剂的溶解实验 |
| 3.5 不同溶剂对沉积物样品Y19提取出的B含量以及δ~(11)B值 |
| 3.6 方法重复性实验 |
| 3.7 小结 |
| 第4章 络合剂及微升华法用于样品前处理过程中干扰的消除 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 仪器与试剂 |
| 4.3 乙二胺四乙酸二钠用于前处理过程中沉淀的消除 |
| 4.3.1 沉积物样品硼的提取 |
| 4.3.2 离子交换过程 |
| 4.3.3 样品δ~(11)B值的测定 |
| 4.3.4 加入EDTA-2Na后 NIST SRM951 中硼的回收率 |
| 4.3.5 分离过程中硼的分馏 |
| 4.3.6 加入EDTA-2Na对天然碳酸盐沉积物硼同位素的影响 |
| 4.4 离子交换与微升华联用消除残留EDTA-2Na对硼同位素测定的影响 |
| 4.4.1 微升华实验装置及微升华过程 |
| 4.4.2 微升华对EDTA-2Na的去除效果 |
| 4.4.3 离子交换与微升华联用对NIST SRM951 硼回收率和δ~(11)B值的影响 |
| 4.4.4 离子交换与微升华联用对实际样品硼的回收率和δ~(11)B值的影响 |
| 4.5 小结 |
| 第5章 不同pH值条件下人工无镁卤水无机碳酸盐沉积实验 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 实验与方法 |
| 5.2.1 仪器与试剂 |
| 5.2.2 人工无镁卤水的配制 |
| 5.2.3 实验装置 |
| 5.2.4 实验过程 |
| 5.2.5 样品中硼的分离纯化 |
| 5.2.6 合成无机碳酸盐δ~(11)B值质谱测定 |
| 5.3 沉积物的成分 |
| 5.4 合成碳酸钙沉积的化学组成 |
| 5.5 合成碳酸钙的δ~(11)B值 |
| 5.6 小结 |
| 第6章 东台吉乃尔盐湖剖面中碳酸盐的δ~(11)B值 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 研究区概况 |
| 6.3 样品的采集 |
| 6.4 样品的前处理 |
| 6.4.1 样品的成分分析 |
| 6.4.2 样品的预处理 |
| 6.4.3 样品中硼的分离纯化 |
| 6.4.4 东台剖面碳酸盐质谱测定 |
| 6.5 东台剖面矿物组成特征 |
| 6.6 东台剖面碳酸盐的B含量及δ~(11)B值特征 |
| 6.7 东台剖面碳酸盐δ~(11)B值与其它盐度指标对东台盐湖盐度的指示 |
| 6.8 小结 |
| 第7章 结论及展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 论文的创新点、存在问题及展望 |
| 参考文献 |
| 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 |
（7）桂东南-粤西南地区晚古生代-早中生代花岗岩成因及其地球动力学意义研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题依据 |
| 1.1.1 华南晚古生代-早中生代花岗岩研究现状及相关争论 |
| 1.1.2 花岗岩成因及其形成的构造环境 |
| 1.1.3 本次工作的重要性及研究意义 |
| 1.2 研究方法和技术路线 |
| 1.3 工作量及新进展 |
| 第二章 区域地质概况 |
| 2.1 华南地质简介 |
| 2.2 研究区地质背景 |
| 第三章 晚二叠世花岗岩成因与构造演化 |
| 3.1 岩体地质及岩相学 |
| 3.2 样品采集和实验方法 |
| 3.2.1 全岩主微量元素分析 |
| 3.2.2 全岩Sr-Nd同位素分析 |
| 3.2.3 锆石LA-ICP-MS U-Pb定年和原位Hf同位素分析 |
| 3.2.4 电子探针分析 |
| 3.3 锆石U-Pb年代学 |
| 3.4 矿物化学 |
| 3.5 全岩主微量元素地球化学 |
| 3.5.1 那蓬岩体 |
| 3.5.2 石村岩体 |
| 3.6 全岩Sr-Nd同位素地球化学 |
| 3.7 锆石原位Hf同位素特征 |
| 3.8 岩石成因 |
| 3.8.1 继承锆石对花岗岩源区性质的指示意义 |
| 3.8.2 岩石成因类型 |
| 3.8.3 那蓬花岗岩成因 |
| 3.8.4 石村花岗岩成因 |
| 3.9 构造环境 |
| 第四章 早中生代新兴花岗岩地质地球化学特征及岩石成因 |
| 4.1 岩体地质及岩相学 |
| 4.2 样品采集和实验方法 |
| 4.3 锆石U-Pb年代学和原位微量元素 |
| 4.3.1 锆石U-Pb年代学 |
| 4.3.2 锆石原位微量元素特征 |
| 4.4 矿物化学 |
| 4.5 全岩主量和微量元素地球化学 |
| 4.5.1 新兴岩体南部花岗岩 |
| 4.5.2 新兴岩体北部花岗岩 |
| 4.6 全岩Sr-Nd同位素地球化学 |
| 4.7 锆石U-Pb年代学和原位微量元素数据对岩浆结晶年龄和岩浆温度的指示意义 |
| 4.7.1 对岩浆结晶年龄的指示意义 |
| 4.7.2 对岩浆温度的指示意义 |
| 4.8 新兴岩体南部花岗岩成因 |
| 4.8.1 岩石成因类型:是A型还是高分异I型? |
| 4.8.2 成因模式 |
| 4.8.3 主量元素模拟 |
| 4.9 新兴岩体北部花岗岩成因 |
| 4.10 构造环境 |
| 第五章 华南晚古生代-早中生代岩浆作用的地球动力学机制 |
| 5.1 华南晚古生代-早中生代岩浆作用的时空分布特征 |
| 5.2 华南晚古生代-早中生代岩浆作用的地球动力学机制 |
| 第六章 主要结论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 攻读博士学位期间发表的论文 |
（8）无助熔剂制样LA-ICP-MS测定硅酸盐样品中微量元素的方法研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 研究依据与意义 |
| 1.2 LA-ICP-MS样品制备技术 |
| 1.2.1 粉末压片法 |
| 1.2.2 助熔剂熔融法 |
| 1.2.3 无助熔剂熔融法 |
| 1.3 LA-ICP-MS技术 |
| 1.3.1 LA-ICP-MS原理 |
| 1.3.2 LA-ICP-MS进行定量分析的影响因素 |
| 1.3.3 LA-ICP-MS定量方法 |
| 1.4 研究内容 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 技术路线 |
| 1.4.3 实物工作量 |
| 1.5 取得的主要成果 |
| 2 实验部分 |
| 2.1 硅酸盐全岩样品熔融玻璃的制备 |
| 2.2 LA-ICP-MS分析 |
| 2.2.1 标准物质 |
| 2.2.2 仪器条件 |
| 2.2.3 条件优化 |
| 2.2.4 数据处理 |
| 3 结果与讨论 |
| 3.1 LA-ICP-MS分析 |
| 3.1.1 LA-ICP-MS仪器条件优化 |
| 3.1.2 LA-ICP-MS基体效应与内标元素的选择 |
| 3.2 硅酸盐全岩粉末熔融玻璃的制备 |
| 3.3 硅酸盐全岩粉末熔融玻璃分析 |
| 3.4 方法比对 |
| 3.5 方法评价 |
| 3.5.1 仪器检出限 |
| 3.5.2 正确度 |
| 3.5.3 精密度 |
| 3.5.4 测定范围 |
| 4 结论与后续工作建议 |
| 4.1 结论 |
| 4.2 后续工作建议 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 附录 |
（9）贵州茶叶主产区环境地球化学特征与产地来源示踪研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 前言 |
| 1.1 选题背景及研究意义 |
| 1.1.1 选题背景 |
| 1.1.2 研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 茶叶种植和生长的农业地质背景研究 |
| 1.2.2 土壤-茶叶体系金属元素分布和迁移规律研究 |
| 1.2.3 饮茶途径有害元素健康风险评估研究 |
| 1.2.4 茶园土壤酸化机制研究 |
| 1.2.5 茶叶Mn、Al、F富集机理与解毒机制研究 |
| 1.2.6 茶叶及其它农产品的产地来源示踪研究 |
| 1.2.7 存在问题 |
| 1.3 研究内容及技术路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 1.4 完成的工作量及创新点 |
| 1.4.1 完成的工作量 |
| 1.4.2 创新点 |
| 第二章 研究区概况与研究方法 |
| 2.1 研究区自然环境 |
| 2.1.1 地理位置分布 |
| 2.1.2 地形地貌 |
| 2.1.3 气候 |
| 2.2 地层岩性 |
| 2.3 样品采集 |
| 2.3.1 采样点布设 |
| 2.3.2 样品采集 |
| 2.4 茶树品种 |
| 2.5 样品整理与前处理 |
| 2.6 样品测试分析 |
| 2.6.1 土壤pH值测试 |
| 2.6.2 岩石-土壤多元素含量测试 |
| 2.6.3 茶叶多元素测试 |
| 2.6.4 嫩叶锶同位素(~(87)Sr/~(86)Sr)组成分析 |
| 2.7 实验的质量控制 |
| 2.8 数据的统计分析 |
| 第三章 贵州茶叶主产区基岩元素地球化学特征 |
| 3.1 不同茶区基岩的元素地球化学背景 |
| 3.1.1 基岩的主量元素地球化学特征 |
| 3.1.2 基岩有益微量元素地球化学特征 |
| 3.1.3 基岩有害微量元素地球化学特征 |
| 3.2 本章小结 |
| 第四章 茶叶主产区原生土及耕土环境地球化学特征 |
| 4.1 茶园深层土及表层土pH值 |
| 4.2 不同茶区原生土元素地球化学特征 |
| 4.2.1 原生土主量元素地球化学特征 |
| 4.2.2 原生土有益微量元素地球化学特征 |
| 4.2.3 原生土有害元素分布特征 |
| 4.3 不同茶区耕层土的元素地球化学特征 |
| 4.3.1 耕层土主量元素分布特征 |
| 4.3.1.1 耕层土Al、Fe、K和 Ca含量 |
| 4.3.1.2 耕土Mg、Na、P和 S含量 |
| 4.3.2 耕层土有益微量元素含量分布特征 |
| 4.3.2.1 耕土Mn、Cu、Co和 Ni含量分布特征 |
| 4.3.2.2 耕土Mo、Se、Sr和 Zn含量 |
| 4.3.3 耕层土有害元素分布特征 |
| 4.3.3.1 耕层土As、Hg、Sb、Cd、Pb和 Cr含量分布特征 |
| 4.3.3.2 耕层土Tl、Sn、V和 Sc含量分布特征 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 贵州茶叶矿质元素分布特征、富集规律及影响因素 |
| 5.1 茶树嫩叶及老叶矿质元素分布特征 |
| 5.1.1 茶叶主量元素分布特征 |
| 5.1.1.1 嫩叶茶Ca、Mg、P和 S分布特征 |
| 5.1.1.2 老叶茶Ca、Mg、P和 S分布特征 |
| 5.1.1.3 嫩叶及老叶茶中K的分布特征 |
| 5.1.1.4 嫩叶及老叶主量元素分布特征对比 |
| 5.1.2 茶叶有益微量元素分布特征 |
| 5.1.2.1 嫩叶及老叶有益微量元素分布特征 |
| 5.1.2.2 不同茶区嫩叶及老叶Fe、Mn、Ni、Co、Mo和 Sr对比 |
| 5.1.2.3 不同地区嫩叶及老叶Cu、Zn、Se和 Rb分布特征对比 |
| 5.1.3 茶叶有害元素分布特征 |
| 5.1.3.1 嫩叶及老叶有害元素分布特征 |
| 5.1.3.2 不同地区嫩叶及老叶Al、As、Cd和 Cr对比 |
| 5.1.3.3 不同地区嫩叶及老叶Pb、Hg、Tl和 Sb对比 |
| 5.2 茶叶矿质元素生物富集特征 |
| 5.2.1 主量元素生物富集特征 |
| 5.2.2 有益微量元素生物富集特征 |
| 5.2.3 有害元素生物富集特征 |
| 5.3 土壤金属含量及pH值对茶叶金属元素含量的影响 |
| 5.3.1 茶叶元素与土壤元素相关性分析 |
| 5.3.2 土壤pH与茶叶(嫩叶及老叶)元素含量相关性 |
| 5.3.3 冗余分析(RDA)揭示茶叶金属含量与土壤理化性质关系 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 基于元素地球化学指纹示踪贵州茶叶产地来源 |
| 6.1 茶叶元素地球化学指纹用于产地来源示踪 |
| 6.1.1 安顺、雷山和湄潭凤冈茶叶元素含量特征 |
| 6.1.2 主成分分析 |
| 6.1.3 线性判别分析 |
| 6.1.4 正交偏最小二乘判别分析 |
| 6.2 基于土壤-茶叶相关元素的产地来源示踪 |
| 6.2.1 普安、都匀和黎平茶叶及土壤样品特征 |
| 6.2.2 三地区茶叶元素含量 |
| 6.2.3 三地区土壤元素含量 |
| 6.2.4 茶叶元素与土壤元素相关性分析 |
| 6.2.5 主成分分析 |
| 6.2.6 逐步线性判别分析示踪茶叶产地来源 |
| 6.2.7 茶叶品种对产地来源示踪的影响 |
| 6.3 土壤-茶叶相关元素判别安顺、雷山和湄潭凤冈所产茶叶 |
| 6.3.1 三地区土壤-茶叶矿质元素相关性 |
| 6.3.2 未考虑品种因素的逐步线性判别分析 |
| 6.3.3 考虑品种因素的逐步线性判别分析 |
| 6.4 本章小结 |
| 第七章 稀土元素在茶叶产地来源示踪及品种判别中的应用 |
| 7.1 基于稀土元素指纹示踪贵州茶叶产地来源 |
| 7.1.1 不同地区茶叶样品来源 |
| 7.1.2 普安、都匀和黎平三地区茶叶稀土元素含量特征 |
| 7.1.3 主成分分析 |
| 7.1.4 线性判别分析 |
| 7.1.5 正交偏最小二乘判别分析 |
| 7.2 基于稀土元素指纹的四个茶叶品种判别 |
| 7.2.1 四个茶叶品种来源 |
| 7.2.2 四个品种茶叶稀土元素含量特征 |
| 7.2.3 主成分分析用于品种判别 |
| 7.2.4 偏最小二乘判别分析 |
| 7.2.5 逐步线性判别分析 |
| 7.3 本章小结 |
| 第八章 茶叶锶同位素组成及其对产地来源示踪的指示 |
| 8.1 七地区茶叶样品对应的地质背景及品种 |
| 8.2 茶叶的锶同位素组成特征 |
| 8.3 茶叶锶同位素组成用于产地来源示踪 |
| 8.3.1 普安、都匀和黎平茶区 |
| 8.3.2 安顺、雷山和湄潭凤冈茶区 |
| 8.4 本章小结 |
| 第九章 结论与展望 |
| 9.1 主要结论 |
| 9.2 不足与展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录一 攻读博士学位期间公开发表的论文 |
| 附录二 攻读博士学位期间主持与参加的科研项目 |
| 附录三 攻读博士学位期间参加的学术会议 |
| 附录四 攻读博士学位期间的国际学术交流 |
（10）构造煤中应力敏感元素与矿物动力分异特征及机理研究（论文提纲范文）
| 致谢 |
| 摘要 |
| abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 选题依据及意义 |
| 1.2 国内外研究现状及存在问题 |
| 1.3 研究内容及技术路线 |
| 1.4 论文工作量 |
| 2 区域及矿区地质概况 |
| 2.1 区域地层及含煤地层 |
| 2.2 区域构造特征及演化 |
| 2.3 矿区地质概况 |
| 2.4 本章小结 |
| 3 煤高温高压变形实验 |
| 3.1 实验系统与步骤 |
| 3.2 实验样品变形条件与宏观力学表现 |
| 3.3 实验变形煤宏、微观变形特征 |
| 3.4 实验变形煤中有机质与矿物变化规律 |
| 3.5 实验变形煤中元素分布规律 |
| 3.6 本章小结 |
| 4 构造煤变形特征及动力变质作用 |
| 4.1 构造煤样品采集 |
| 4.2 构造煤宏、微观变形特征 |
| 4.3 构造煤中摩擦面发育特征及影响因素 |
| 4.4 构造煤有机结构动力变质规律 |
| 4.5 本章小结 |
| 5 构造煤中矿物变形、变质与元素分异特征 |
| 5.1 构造煤中矿物变形与变质特征 |
| 5.2 构造煤中元素分异特征 |
| 5.3 构造带内元素迁移变化规律 |
| 5.4 构造煤动力变质作用分子动力学模拟 |
| 5.5 本章小结 |
| 6 构造煤中矿物与元素动力分异机理及指示意义 |
| 6.1 构造煤形成的应力-应变环境分析 |
| 6.2 构造煤有机质结构的演化特征与机理 |
| 6.3 构造煤中矿物应力响应特征与机制 |
| 6.4 元素的动力分异特征与机理 |
| 6.5 应力敏感元素与构造煤瓦斯特性间的内在联系 |
| 6.6 本章小结 |
| 7 结论 |
| 参考文献 |
| 作者简历 |
| 学位论文数据集 |
四、岩石样品中微量元素的高分辨率等离子质谱分析（论文参考文献）
- [1]富铜矿物中铜同位素飞秒激光微区原位分析方法研究[D]. 吕楠. 西北大学, 2021
- [2]石榴石结构羟基红外吸收系数的标定及成分影响[D]. 王静. 中国科学技术大学, 2021
- [3]月球陨石Sayh al Uhaymir169表土角砾岩的岩石学和锆石研究[D]. 邢巍凡. 中国地质大学, 2021(02)
- [4]Mg同位素制约俯冲带物质再循环[D]. 靳启祯. 中国科学技术大学, 2021(09)
- [5]基于痕量元素特征的铁矿石产地溯源研究[D]. 李彤. 东华大学, 2021(01)
- [6]盐湖碳酸盐硼同位素分析方法优化及其在东台吉乃尔盐湖剖面中的应用[D]. 杨剑. 中国科学院大学(中国科学院青海盐湖研究所), 2020(04)
- [7]桂东南-粤西南地区晚古生代-早中生代花岗岩成因及其地球动力学意义研究[D]. 青龙. 南京大学, 2020(12)
- [8]无助熔剂制样LA-ICP-MS测定硅酸盐样品中微量元素的方法研究[D]. 李黎. 核工业北京地质研究院, 2020(02)
- [9]贵州茶叶主产区环境地球化学特征与产地来源示踪研究[D]. 张建. 贵州大学, 2020(04)
- [10]构造煤中应力敏感元素与矿物动力分异特征及机理研究[D]. 刘和武. 中国矿业大学, 2020