一、多金属结核粒径分形特征初步研究（论文文献综述）
杜后发[1]（2021）在《江西金鸡窝叠加改造型铜矿特征和成因》文中认为江西九瑞矿集区地处扬子板块北缘,大别造山带以南,是长江中下游成矿带的重要组成部分。前人对该矿集区赋存于石炭纪地层中层状矿体的成因仍存诸多争议,是否存在海西期喷流沉积成矿作用需进一步研究。本文选择位于矿集区东南端发育层控矽卡岩型矿体和层状含铜黄铁矿矿体的金鸡窝铜矿床,进行矿区地质学、岩体地质学、矿床地质学、矿物学和地球化学等方面系统研究,重点探讨黄铁矿微量元素组成、元素赋存状态、同位素组成特征、成矿地质过程、成矿物质来源和矿床成因,并建立成矿模式。取得了如下主要认识:（1）金鸡窝花岗闪长斑岩具准铝质高钾钙碱性的同熔型（Ⅰ型）花岗岩类岩石特点,成岩年龄为144±1Ma,属于燕山早期晚侏罗世岩浆活动的产物;锆石εHf（t）值为-4.09～-8.61,两阶段模式年龄(TCDM)为1.46～1.68Ga（均值为1.57Ga）,与壳源岩石（>1.6Ga）重熔作用有关。（2）层状含铜黄铁矿矿体的金属矿物以黄铁矿、黄铜矿为主,其次为胶状黄铁矿、闪锌矿、白铁矿等,占总量的65%～85%。据黄铁矿显微组构特征,可以分为同生沉积期的黄铁矿（PyⅠ）、变质期的黄铁矿（PyⅡ）、矽卡岩-热液期的黄铁矿（矽卡岩晚期阶段（PyⅢ）和热液阶段（PyⅣ））四种类型。黄铁矿（PyⅠ）可以进一步分为胶状黄铁矿（PyⅠ-1）和纹层状黄铁矿（PyⅠ-2）两种。（3）PyⅠ-1和PyⅠ-2有相同矿化作用的元素组合和较低的Co/Ni（<0.001～0.72）,但PyⅠ-1与PyⅠ-2相比,富集Bi、Cu、Pb、Zn、Ag、Au、Mn等微量元素,可能反映了其形成于早期深部含金属硫化物的热液与海水混合快速沉淀阶段。PyⅡ富含Co、Ni、As,Co/Ni为0.03～6.19。PyⅢ和PyⅣ黄铁矿的Co、Ni含量及Co/Ni（1.07～29）变化较大,与矽卡岩-热液型黄铁矿特征相似;PyⅢ与PyⅣ相比,相对富集Co和Se,亏损As、Cu、Pb、Zn、Ag、Au。（4）PyⅠ-1中Cu、Pb、Zn赋存在黄铁矿晶格中,如Cu++Au3+（?）2Fe2+置换方式存在;其它类型黄铁矿中这些元素通常是细分散机械混入物。PyⅡ、PyⅢ、PyⅣ黄铁矿富集Co和Ni,两者显着正相关,以等价替代Co2+（?）Fe2+、Ni2+（?）Fe2+进入黄铁矿晶格中;Au在黄铁矿中以固溶体Au+的形式存在。（5）黄铁矿相对衍射强度高的晶面为（311）和（200）,衍射峰尖锐且各特征衍射峰半高宽（FWHM）小,其晶胞参数a=5.4012～5.4365（?）,空间群为Pa-3（205）,Vol=157.56～160.68（?）3,其平均值分别为a=5.4243（?）、Vol=159.56（?）3,明显高于其理论值（5.4175（?）、159.01（?））,可能归因于Co、Ni、As、Cu+、Au+等微量元素类质同象进入黄铁矿晶格。PyⅠ→PyⅣ、PyⅢ→PyⅡ的拉曼谱峰Eg、Ag、Tg（3）的散射强度（I）和半高宽（FWHM）逐渐降低,与其形成温度逐渐升高有关。（6）矿区有两类硫同位素组成,一类是层状矿体黄铁矿δ34S值介于-0.3‰～+4.6‰,其中胶状黄铁矿（PyⅠ-1）和纹层状黄铁矿（PyⅠ-2）δ34S峰值与热变质期（PyⅡ）和矽卡岩-热液期（PyⅢ和PyⅣ）黄铁矿δ34S峰值具有明显差别,暗示本区硫可能存在两种硫源;另一类是围岩中黄铁矿δ34S值为-39.1‰～-45.1‰,说明此类硫是海水硫酸盐通过细菌还原作用所致。（7）矿石铅同位素组成相对稳定,数据相对集中,μ值介于9.21～9.47之间,均值为9.39,K值变化范围为3.49～3.85,均值为3.74,含放射性铅少,为深源铅,具有壳幔混源特征。（8）江西金鸡窝铜矿床的形成可能经历了晚古生代海底热水沉积成矿作用和燕山期岩浆热液叠加改造成矿作用。胶状黄铁矿可能形成于晚古生代海底热水沉积期,富集成矿元素,起着矿源层作用;而由于燕山期岩浆热液的叠加改造,造成矿石组构的多样化和复杂化,其自身带来大量的含矿热液形成金属矿物和沿碳酸盐岩地层顺层交代形成层控矽卡岩型矿体。
高春升[2]（2020）在《分形模型在矿物颗粒表面形态特征研究中的应用 ——以福建洛阳磁铁矿为例》文中研究表明作为非线性科学的一个分支,分形理论在地球科学领域得到了广泛的应用并取得了重要的成果,分形模型也被证实是研究矿物颗粒表面形态特征的有效而快速的工具。因此本文主要应用P-A模型、计盒维数模型和N-A模型来研究磁铁矿颗粒的表面形态特征。本论文以福建洛阳磁铁矿为研究对象,距岩体不同距离进行系统采样,在镜下岩相学和采样位置的分析之后,将研究样品划分为三个不同的成矿阶段,并根据观察尺度的不同分为背散射图像和光片图像两个尺度。采用ArcGIS图像处理手段,对不同图像中的磁铁矿颗粒进行提取,并应用以上分形模型开展研究工作。P-A分形模型用以度量不规则几何体的不规则程度,计盒维数模型反映了矿物在空间平面上的生长分布情况,N-A模型用来表征矿物颗粒数量与面积之间的关系,一般应用于不同类型矿物面积大小的比较。基于这三种分形模型得出磁铁矿颗粒表面形态的分形特征及其分形维数的时空变化特征,表明了福建洛阳铁矿是经历多期次的热液反复叠加交代形成的,这为矽卡岩型富铁矿的形成提供了有力解释和证据。此外,磁铁矿颗粒计盒维数反映了洛阳铁矿的成矿流体类型主要为岩浆热液,流体从岩体往围岩单方向线性流动和交代围岩。本文通过对磁铁矿颗粒表面形态特征的研究,对洛阳铁矿成矿流体演化进行了讨论,所得出的相关结论与地质观察和地球化学研究认识一致,为目前以矿床地球化学研究为主的矿床学研究提供了新的方向,拓展了矿床学研究的领域。
谭婉玉[3]（2019）在《湖南郴州柿竹园钨多金属矿区天然辐射环境研究》文中进行了进一步梳理天然本底辐射是公众接受总辐射的最大来源,特别是在一些特殊的地质背景下（如花岗岩地区、放射性元素成矿区）形成的天然高本底辐射区。辐射照射可以导致各种健康危害,严重的可引起致死性癌症、畸变和遗传效应等。因此天然辐射环境的研究关系到普通公众的生活和健康问题,特别是开展潜在的高本底辐射区的天然辐射环境的研究具有重要的意义。本文以湖南郴州柿竹园W-Sn-Bi-Mo多金属成矿区这一世界闻名的超大型矿集区为范例,开展土壤放射性核素与γ辐射、生活用水和室内外空气中氡照射等主要天然辐射环境的研究,评价天然辐射环境对居民的健康风险。本文取得的主要成果如下:（1）系统测量和分析了柿竹园地区土壤中放射性核素238U、232Th和40K的含量水平、饮用地下水氡浓度和室内外空气中氡浓度,研究地面γ辐射、生活用水和吸入室内外空气中氡所致居民的年有效剂量和所致人体不同器官或组织的年有效剂量。该区土壤中238U、232Th和40K的平均含量、地面γ辐射吸收剂量率和地面γ辐射年均有效剂量均显着高于世界和中国平均值。生活用地下水氡浓度平均值为10.47 Bq L-1,生活用水所致居民的年有效剂量和对人体不同器官或组织的年有效剂量均比较低,该区地下水作为生活用水总体是安全的。该区室内、外空气中氡浓度显着高于世界和中国的室内与室外的平均氡浓度,吸入室内、室外空气中氡所致居民的年有效剂量平均值为14.39mSv y-1,为世界平均值的5.2倍,超过了ICRP建议的限值。（2）柿竹园地区具有较高的土壤氡浓度和氡析出率。区土壤氡浓度的分布范围在167-97680Bqm-3,平均值为7509±11946Bqm-3,均高于世界和中国土壤氡浓度平均值。氡析出率,其范围在0.016-0.729Bq m-2 s-1,平均值为0.072Bq m-2 s-1,为世界土壤氡析出率平均值的4.5倍。土壤氡浓度和氡析出率与室内、外空气氡浓度均呈现明显的正相关关系,土壤中氡是空气中氡的最重要来源,高的土壤氡浓度和氡析出率导致了该区高的空气氡浓度。（3）应用分形理论和现场实验研究了土壤分形结构对氡的扩散行为的影响,建立了土壤氡析出的分形模型。与现场氡析出率的实测值的比较验证表明所建立的分形模型是可靠的。（4）柿竹园地区居民接受的室内、外空气中氡的吸入、水的食入和地面γ外辐射等天然辐射所产生的总年有效剂量的范围为11.55-18.15mSv y-1,平均值为15.51 mSv y-1,属于中等高天然辐射本底区。其中以室内空气氡的吸入所致剂量贡献最大,占总剂量的85.62%,其次为室外空气氡的吸入和地面γ外照射,分布占7.16%和7.09%;最小为水中氡的食入,仅占0.13%。天然辐射的主要来源为室内空气中的氡,这也是该区辐射防护的重点。（5）应用终身危险概率模型和室内氡致肺癌的相对危险模型研究了柿竹园地区不同来源的天然辐射剂量及总辐射剂量所致居民癌症和遗传效应的终身危险概率以及肺癌的相对危险。该地区居民具有较高的癌症和遗传效应的终身危险概率以及肺癌的相对危险,终身危险概率的平均值为6.24%,肺癌相对危险为1.19。危险的主要辐射来源为室内空气中的氡,占比85.62%。（6）分析了地质和成矿作用与天然辐射环境的关系。中生代岩浆活动和W-Sn-Bi-Mo多金属的热液成矿作用导致了该地区岩石和土壤中放射性核素238U、232Th、40K背景含量的明显增高,从而在该区形成了238U、232Th、40K的高本底区。岩石和土壤中高的U本底导致该区土壤氡浓度和氡析出率的增高,使得地下水和室内外空气中氡浓度增高,在该区形成了中等高天然辐射本底区。受地质特征和成矿作用强度的差异影响,区内不同村庄辐射环境又存在明显差异。（7）针对该区天然辐射的特征,从土壤作建筑材料、地基选择、房屋建筑工程措施、降低水中氡含量、室内降低氡浓度等方面提出了辐射防护的措施和建议。
余超[4]（2015）在《西秦岭寨上金矿床成矿特征与非线性成矿动力学研究》文中研究表明寨上金矿床地处西秦岭礼（县）-岷（县）金矿带西段,金的储量已经达到了120t,矿床赋存于中泥盆统和下二叠统的地层中,矿脉分布明显受到断裂控制。本次工作通过对寨上金矿床系统的野外地质调查和研究,运用流体包裹体、非线性理论、地球化学等方法,对寨上金矿床的地质特征、成矿流体特征、断裂特征、元素分布特征和成矿动力学过程等方面进行了系统研究,取得的主要认识如下:1寨上金矿床中的矿物组成相当丰富。除了常见的黄铁矿、黄铜矿、黝铜矿、方铅矿、闪锌矿和重晶石外,还有一些较少见的矿物,如白钨矿、硫锑铅矿、碲汞矿、碲镍矿和Cu-Zn-Ni-Sn-Fe的金属互化物。矿石中矿物的种类较多,组成较复杂,构成寨上金矿床的一大特色。2寨上金矿床流体包裹体均一温度介于92293℃之间,温度变化范围较大,冰点温度范围为-25.6-0.6℃,成矿流体盐度范围为0.1823.01wt.%,密度范围0.751.03 g/cm3,包裹体气相成分除了H2O外尚有少量CO2和CH4。重晶石中烃类包裹体的存在,说明该区曾经有含烃类流体的活动。寨上金矿床流体总体表现为中低温、低盐度、低密度的盐水-CO2-CH4体系。3寨上金矿床中的闪锌矿、白钨矿和铁白云石呈现出振荡成分环带的特征,电子探针和扫描电镜结果证实了矿物每一个环带中元素的不均匀分布,这说明不同环带在形成过程中热液体系处于一种开放的、远离平衡的热液流体条件下。根据闪锌矿环带分维值的变化,指示了成矿流体温度存在着一个突然降低的又回升的过程,在这个突然冷却的过程中导致了Au的沉淀与富集。4应用多重分形理论研究寨上金矿床各元素的分布规律,结果表明Au、Sb、Hg、W、Zn的富集机制不同于其他元素,这几个元素可能存在着多期富集的过程。寨上金矿床的Sb、Hg、W和Zn可以作为寻找Au的直接指示元素。5综合各项研究成果,对寨上金矿床形成机制的综合认识:在印支期和燕山期大气降水、地层水和岩浆的混合成矿热液,先后在有利的构造环境和地热梯度驱动下,向上沿地层层间空隙渗透或沿分形断裂向上贯入。成矿流体与围岩发生充分的物质交换后,运移到裂隙发育部位,矿物的环带构造分维值指示着这个过程中存在着一个温度突然降低的过程,成矿系统由于各因素的耦合作用演化到了一种新的稳定性时-空结构,导致了成矿物质的沉淀与富集。
左昌虎[5]（2015）在《湖南常宁康家湾铅锌矿床成因及与周边岩浆作用关系研究》文中研究说明康家湾铅锌矿床位于水口山矿田北东部,是该矿田内一座大型铅锌矿床。在详细的野外地质工作基础上,本文通过水口山花岗闪长岩和老盟山流纹英安岩的岩石学,全岩化学、Sr-Nd-Pb同位素分析,LA-ICP-MS锆石U-Pb定年和锆石原位Hf同位素分析;康家湾铅锌矿床的矿石矿物显微观察,电子探针分析,矿石S、Pb同位素、石英和浅色闪锌矿的H-O同位素、含矿方解石的C-O同位素分析,单矿物Rb-Sr同位素定年;康家湾铅锌矿床流体包裹体显微观察,显微测温和激光拉曼探针成分分析等系统研究,探讨了康家湾铅锌矿床的成因及与周边岩浆作用关系。取得了以下主要成果和认识。水口山花岗闪长岩LA-ICP-MS锆石U-Pb加权平均年龄为156.0±1.0 Ma。岩石以高钾,轻稀土元素、大离子亲石元素（LILEs,Rb、Th、U、La等）和Pb富集,重稀土元素、高场强元素（HFSEs,Nb、Ta、Ti等）和Sr、Ba元素亏损为特征,属于准铝质-弱过铝质钾玄岩系列花岗闪长岩。全岩具有高的Sr同位素初始比值（87Sr/86Sr）i=0.710230～0.710624,低的Nd同位素初始比值εNd（T）=-9.90～-9.27,较老的Nd二阶段模式年龄TDM2=1.70～1.75 Ga,相对均一的铅同位素组成[（206Pb/204Pb）i=18.400～18.468,（207Pb/204Pb）i=15.632～15.670,（208Pb/204Pb）i=38.579～38.732];低的锆石原位Hf同位素初始比值εHf（T）=-10.80～-8.71,较老的Hf二阶段模式年龄TDM2=1.75～1.88 Ga。老盟山流纹英安岩LA-ICP-MS锆石U-Pb加权平均年龄为156.7±1.6Ma。全岩以高钾,轻稀土元素、大离子亲石元素（LILEs,Rb、Th、U等）和Pb富集,重稀土元素、高场强元素（HFSEs,Nb、Ta、Ti、P等）和Sr、Ba等元素亏损为特征,属于准铝质-弱过铝质钾玄岩系列流纹英安岩。全岩具有高的Sr同位素初始比值（87Sr/86Sr）i=0.711648～0.711758,低的Nd同位素初始比值εNd（T）=-10.71～-10.28,较老的Nd一阶段模式年龄TDM=1.73～1.86 Ga,较均一的铅同位素组成[（206Pb/204Pb）i=18.365～18.412,（207Pb/204Pb）i=15.663～15.680,（208Pb/204Pb）i=38.625～38.666];低的锆石原位Hf同位素初始比值εHf（T）=-16.26～-9.86,较老的Hf二阶段模式年龄TDM2=1.82～2.22 Ga。表明水口山花岗闪长岩和老盟山流纹英安岩同属于晚侏罗世产物,成岩物质主要源于古元古代地壳物质的部分熔融,混有少量地幔物质。康家湾铅锌矿的矿石硫同位素接近于零δ34SVCDT=-2.71‰～0.7‰;矿石铅同位素组成较为均一,206Pb/204Pb=18.427～18.573,207Pb/204Pb=15.671～15.695,208Pb/204Pb=38.762～38.964;表明矿石中的硫主要来自岩浆;铅主要来自地壳物质,可能混有少量地幔物质。含矿石英中的δD SMOW=-68.00‰～-60.00‰,δ18O H2O=0.04‰～2.31‰;浅色闪锌矿中的 δD SMOW=-108.00‰～-101.00‰,δ18O H2O=-10.92‰～-6.25‰,表明成矿流体早期以岩浆水为主,后期混有大气降水。含矿方解石中的 δ13CVPDB=-3.70‰～-1.80‰,δ18OSMOW=12.20‰～16.00‰,含矿方解石中的碳、氧同位素与地层灰岩的碳、氧同位素大致相近,说明流体中的碳来自地层。闪锌矿（+石英+方解石）单矿物的Rb-Sr等时线年龄为154.6±2.1 Ma,浅色闪锌矿单矿物的Rb-Sr等时线年龄为151.7±2.5 Ma,表明康家湾铅锌矿床形成于晚侏罗世。石英、方解石和浅色闪锌矿中的流体包裹体显微观察表明,石英和浅色闪锌矿中的流体包裹体比较发育,主要为富液相两相水溶液包裹体,伴有少量富气相两相水溶液包裹体。流体包裹体均一温度为95℃～389℃,盐度为0.2%～21.5%NaCl eq.。其中成矿期前均一温度峰值为310℃～330℃,盐度峰值为16%～18%NaCl eq.。成矿期均一温度峰值分别为300℃～320℃和120 ℃～140℃,盐度峰值分别为6%～8%NaCl eq.和2%～4%NaCl eq.。成矿期后均一温度峰值为100℃～120℃,盐度峰值为0%～2%NaCl eq.。激光拉曼探针分析显示,流体属于H2O-NaCl体系。估算的成矿流体深度约1.4 km。说明康家湾铅锌矿床形成于浅成低温热液环境,岩浆水和大气降水的流体混合作用可能是成矿的主要机制。晚侏罗世,俯冲的古太平洋板块后撤,使得湘南地区岩石圈处于全面的拉张-减薄环境,导致地幔物质上涌,引发地壳物质部分熔融,熔融形成的岩浆沿断裂上侵或喷出地表,形成水口山花岗闪长岩和老盟山流纹英安岩。岩浆期后含Pb、Zn、Au、Ag、Cu的成矿元素的流体,在构造减压和大气降水混合作用下,使得流体中的成矿物质在适宜的构造部位富集沉淀成矿。
徐方建,李安春,李铁刚,陈世悦,邱隆伟,操应长,林承焰[6]（2011）在《东海内陆架EC2005孔沉积物粒度分形特征》文中研究说明对位于浙-闽沿岸泥质带的EC2005孔沉积物粒度分形特征以及与平均粒径和分选系数的关系进行了探讨。EC2005孔沉积物粒度在累积含量5%～95%的无标度区间内,统计自相似程度高,具有分形特征。沉积物平均粒径与分维值既存在正相关,也有负相关关系。二者正、负相关关系的分界点表现为平均粒径7.0Φ左右,<7.0Φ时,平均粒径越大,分维值越小;>7.0Φ时,平均粒径越大,分维值越大。该孔沉积物粒度分选系数与分维值呈正相关关系,>7.0Φ较细粒沉积物中二者表现为高度正相关。这是由于沉积物分选系数越小,粒径相对越集中,其形成背景相对简单,自组织程度越高,导致分维值越小。作为重要分界点的平均粒径7.0Φ,实际上主要对应了EC2005孔泥质沉积段和非泥质沉积段的划分点。该孔28.06～0m较均一泥质沉积物具有较小的平均粒径、较低的分选系数以及相对较低的分维值,说明该沉积段自组织程度较高,形成背景相对简单。本文揭示的沉积物粒度分维值与平均粒径存在的正、负相关关系,与以往的研究结果存在不同,该方面研究有待于进一步开展。
崔迎春,石学法,刘季花[7]（2008）在《富钴结核粒径分形特征》文中研究指明利用分形理论,对我国在中、西太平洋国际海底区域获得富钴结核的粒径特征进行了研究。结果显示富钴结核的粒径具有分段分形的特点,计算得到了它们的各自的分维数,并对其意义进行了探讨。
崔迎春[8]（2008）在《中太平洋海区富钴结壳地球化学特征及成因机制》文中指出本文利用ICP-AES、EPMA、X-ray衍射等测试技术以及聚类分析和因子分析等多种数理统计方法,系统地对中太平洋海区富钴结壳的元素地球化学特征、矿物组成和微观组构进行了研究,并探讨了其成因机制,获得以下主要认识:1中太平洋海区富钴结壳类型多样,均为水成成因,其矿物相主要由锰矿物相、铁矿物相和非金属矿物相组成;富钴结壳壳层发育多种原生和次生构造类型。2磷酸盐化作用不仅强烈改变富钴结壳元素初始含量,而且造成富钴结壳某些元素间的相关性发生改变,这些敏感型元素对可用于指示富钴结壳是否发生磷酸盐化。在不同水深段内,未磷酸盐化型富钴结壳的主要元素随经向、纬向的变化趋势相似,表明其受水体化学障、表面生产力和物质来源等环境参数控制;而随水深的变化则具有区域一致性,表明水体化学具有区域成层性。3未磷酸盐化富钴结壳稀土元素含量和轻重稀土分馏程度随水深发生规律变化,这种变化不仅与它们在海洋中的含量和行为有关,也与海洋背景颗粒的吸附有关;铈（Ce）在富钴结壳中基本上呈4价,且动力学因素控制了其富集过程,因此Ce异常不能用于指示富钴结壳形成环境的氧化程度。4基于富钴结壳微层呈锯齿状且同一微层生长速率不同,提出了富钴结壳在各种基底表面生长以及后继发育过程受固液界面双电层控制的发育模式。在富钴结壳整个发育过程中,经历了从贫氧环境向富氧环境的转变,但微环境则呈富氧-低氧过程的交替。
何进忠[9]（2008）在《西秦岭金属矿床成矿地球化学场研究》文中提出全文以造山带成矿学、地球化学及自组织临界成矿理论为指导,以前人对区内的基础地质及矿床地质研究成果、西秦岭区域地球化学资料、矿床地球化学资料为依据,系统论述了本地区各地质单元的物质组成、金属矿床成矿规律、成矿地球化学过程、矿床地球化学场结构、矿床区域地球化学成矿预测模式及典型矿床的大中比例尺成矿地球化学预测模式。取得了一系列成果。1.区域成矿地质背景1.1地层物质成份秦岭群、蓟县系、青白口系、丹凤群、中志留统舟曲组、中泥盆统舒家坝组、中石炭统下加岭-东扎口组物质组成相对复杂,包含了深源基性元素、陆源碎屑岩元素及热水沉积元素组合;中秦岭的晚古生代地层富集蒸发盐建造的元素组合,其中的Pb、Hg、Cd具有临界沉积特征;南秦岭的Fe、Mn、Zn、Mo、Ba等有临界沉积特征;新元古代以来,生物及热水沉积作用参与了部分地层的沉积过程。1.2侵入岩物质成份晋宁期中基性侵入岩富集Cu、Pb、Zn、Ni、Fe等成矿元素。加里东期中性侵入岩富集相容元素。海西期侵入岩均富集气水热液蚀变岩元素,大部分岩体富集高场强元素,部分岩体富集相容元素。印支期侵入岩石英二长闪长岩及温泉花岗岩等岩体富集相容元素,柏家庄等二长花岗岩富集偏碱性元素Nb、K、Y等。燕山期,中秦岭西段的岩体富集铁族元素和亲硫元素,东段富亲石元素和亲硫元素。1.3地壳演化与深部构造据对地层的以惰性元素为变量的Q型聚类分析、La/Th比值、La/Y—La/Co图解,花岗岩类的R1-R2和Nb-Y图解,岩石圈结构,及前人观点,认为加里东期以来至泥盆纪的花岗岩类可能是对早晋宁期扬子板块与华北板块碰撞过程的延续性响应,早泥盆世后随着勉略洋的消减,扬子与华北开始汇聚造山,碰撞点历经自东向西迁移,直至中生代陆内造山。中生代以来中秦岭的岩浆活动及有关的成矿作用与断离、拆沉的松潘-甘孜地块发生的构造热侵蚀有关。碧口群中的蓟县系阳坝组和秧田坝组,是在印支运动后才出露的。2.成矿规律2.1成矿年龄统计结果显示,沉积成矿作用成矿峰期为志留纪和泥盆纪,并且主要集中于中晚志留世和中泥盆世;热液成矿作用仅显示于石炭纪以后,成矿峰期为三叠纪和侏罗纪。相对岩脉,成矿并不总是滞后的,但发生于断裂剧烈活动开始10Ma之后。2.2矿床空间分布利用矿床的空间信息定量地圈定出夏河、临潭、宕昌、武都、李子园、成县及伐子坝等7个矿床集中区,其中以成县集中区呈现金属矿床集中区的面积及强度为最,其次为临潭集中区和夏河集中区。以中秦岭所占比例相对较高。有相当一部分矿床处于距离深断裂0-10km的范围内,大部分金属矿床分布于距离侵入体5km的距离以内,具有多（五）标度分形特征;大多数矿床（点）之间的距离集中于小于6km的范围内,具有面型分布。均具有多标度分形特征,多因素协同作用特征。2.3金属矿床成矿系列与成矿系统在陈毓川等所界定的成矿系列概念的基础上,本文根据具体情况制定了划分原则,进而将西秦岭金属矿床划分为10个成矿系列、13个亚系列、30个矿床式,其中铁成矿系列3个、铁铜多金属成矿系列2个、铜（钼）成矿系列2个、铅锌成矿系列1个、汞锑成矿系列1个、金成矿系列1个。在翟裕生所界定的成矿系统概念的基础上,本文根据具体情况制定了划分原则,进而将该区的成矿系统划分为6个成矿系统大类、9个成矿系统类、11个成矿系统。2.4矿床资源量生长过程矿床资源量的吨品位关系能用指数函数或直线方程更好地拟合,吨品位的双对数图由三条线段组成,k矿体资源量双对数图由四条线段组成等事实及数学推导证明,矿床吨-品位关系方程应表述为由非线性增殖过程线性叠加而实现的指数函数。3.成矿地球化学过程3.1成矿物理化学条件次火山热液亚系列钼矿处于100-420℃之间;热水沉积铅锌矿系列和热液金矿系列较为接近,处于60-480℃之间,其中沉积铅锌矿系列集中于80-120℃,热液金矿系列集中于150-300℃;沉积改造锰矿系列的成矿温度为25-32℃。利用CO2体系的MRK方程和NaCl-H2O体系的盐度、密度、温度等和压力的关系估计的所有矿种的压力值均处于1km以内。改造型铅锌矿床形成的压力普遍高于沉积型铅锌矿床,但改造成矿作用有伴随压力突然降低的减压和不混溶过程。各矿种产出的Eh-pH条件范围的大小,基本与相应矿种的矿产地数量正相关。3.2成矿地球化学过程根据矿石物质成份、成矿流体成份、成矿物理化学条件,以文字及化学方程的形式描述了区内不同成因的铁、锰、铜、铅锌、金、汞、锑等金属的成矿过程。不同矿种、不同成矿亚系列的成矿过程不尽相同。矿床地球化学场具有多重分形特征。按双对数曲线的拐点数,将39种元素的地球化学场分为单富集、两重富集、三重富集、四重富集、五重富集等5个类型。大中型矿床与三重以上富集过程有关。4.金属矿床的区域地球化学场结构从线性和非线性两种角度描述了铁、锰、铜、铅锌、金、汞、锑等矿床的区域地球化学场结构。总体看来,尽管各矿床地球化学场的组份特征不同,但主要成矿元素的结构参数有一定的相似性。如矿床所处部位一般为中等含量的异常区,除少数矿床外,一般与峰值不对应;半变异函数的变程一般为0.7—0.9,具有明显的随机场特征;南北向静态斑图熵小于东西向静态斑图熵,南北向布朗分数维大于东西向布朗分数维,指示南北向的变化程度相对复杂;除极少数铁矿外,几乎所有矿床均处于奇异指数小于2.0的地带,铅锌、金、汞锑矿床的奇异指数一般小于1.8,该指数对圈定不同矿种的成矿区域确实具有成效。对部分金属矿床的地球化学场,求解的Lyapunov指数表明,Pb、Zn等成矿元素的区域地球化学场具有临界特征,但表生条件下的活动性元素Cu、Mo趋于稳定结构,人工采矿污染使Hg、Sb等的区域地球化学场具有明显的混沌特征。5.区域地球化学场成矿预测模式建模方法有效性评估结果表明,线性回归效果相当好,可以很好地区分出不同规模等级的矿床;其次为逻辑信息法,再次为本文提出的因子计量模型重构法,证据权法显示的元素组合看起来很合理,但模型的应用结果很不理想。进一步以线性回归法为主建立了区内沉积改造型铁矿、沉积变质型铁矿、风化淋滤型铁矿、沉积改造型锰矿、矽卡岩型铜矿、斑岩型铜矿、热液型铜矿、VMS型铜矿、沉积型铅锌矿、改造型铅锌矿、岩浆热液型金矿、沉积改造型金矿、汞矿、锑矿等14个区域地球化学成矿预测模式。6.大比例尺成矿地球化学模型及矿产勘查中的重正化问题6.1代家庄铅锌矿床原生晕沉积成矿作用形成的原生晕分带是:自中心向外Fe-Au-Bi-Sr-W-Cr-Pb-Hg-Co-Sb-Ni-V-Mo,由中心的热水沉积物过渡到外侧的还原环境下的正常沉积组份;改造成矿作用形成的原生晕分带是:自中心向外Cu-Zn-Mo-Pb-Sn-W-Hg-Ni-Co,由中心的多金属硫化物过渡到外侧的热水沉积建造的组份。Lyapunov指数显示,中低温热液成矿组份Hg等具有时空自组织临界性:中高温热液成矿组份Cu、Zn、Bi等仅具频率域的自组织临界性,在空间域表现为稳定的地球化学场结构。采用其组合指标[PB*W]/Cu2及幂函数拟合得到的深部资源量预测模型,其方差贡献达99.526%,拟合精度较高。6.2代家庄铅锌矿床土壤地球化学晕利用分带指数法计算得到的测向分带顺序是:由里向外Sn-Cu-W-Mo-Ag-Zn-Pb-As-Sb,与热液矿床中元素的分带顺序基本一致。Lyapunov指数显示,成土作用使大部分成矿元素的地球化学场趋于稳定结构。但元素在土壤中的功率谱特征对岩石具有继承性。建立了以土壤Ag异常面积为变量的数学模型,验证效果较为理想。6.3 1∶5万水系沉积物晕地球化学晕Lyapunov指数、频率域的1/f现象指示,地表流水的冲刷会使一些原生晕中处于稳定结构的元素趋于临界或混沌状态,从而产生一些可能与矿化无关的异常,使水系沉积物的找矿应用复杂化。成矿元素及其亲硫指示元素在频率域的低频段普遍呈现相对1/f现象的偏移,而个别元素Cu则在频率域表现为混沌无序。多元素组合异常图显示出以Pb为中心的元素分带,自中心向外为Pb-Cu-Zn-Mo-As-Hg-Ag;而铅的单元素异常图则表现为以代家庄铅锌矿床为中心且与地层走向近于垂直的近NEE向的环状分带模式表明,这些近环状分布的铅异常主要由改造成矿作用形成。依据成矿及指示元素表生条件下的地球化学性质,及自组织临界现象的论述,选择与成矿元素关系密切、且稳定性相对较高的Pb、Zn、As、Sb、Hg等元素的异常面积为建模变量,建立了预测模型,验证结果较为理想。6.4矿产勘查中的重正化群问题通过矿产勘查中的重正化群问题研究表明,对于1/20万、1/5万和1/1万等三种勘查尺度,在进行勘查工程的布置时,在不考虑其它因素的情况下,应该在已圈定的异常的基础上,向外分别扩延6.5km、0.16km和0.002km。当异常点的频率小于10%时,异常频率对异常的关联长度影响不大,对关联长度起决定作用的是工作比例尺。
张静[10]（2007）在《西太平洋富钴结壳生物地层及其生长对新生代海洋演化的响应》文中研究表明富钴结壳由于其巨大的潜在经济价值及广阔的综合利用前景，加上其商业开采时间可能早于多金属结核，而成为新一轮“蓝色圈地”的重点。本次工作对采自西北太平洋麦哲伦海山区的富钴结壳MHD56和M17D-1A进行研究，两块结壳都具有典型的三层构造。对MHD56结壳采取了钙质超微化石地层学研究，发现了大量化石，共鉴别出20属41种，划分出了古新世至更新世的6个化石组合带，由下至上为：Neocrepidolithus fossus-Discoaster megastypus；Zygodiscus sigmoides—Cyclicargolithus luminis；Reticulofenestra umbilica—Cyclicargolithus marismontium；Discoaster calculosus—Helicosphaera ampliaperta；Sphenolithus moriformis—S．neoabies；Sphenolithus neoabies—Umbellosphaera tenuis组合带。化石组合面貌显示，该结壳从下至上包括从古新世至晚上更新世的沉积序列。按目前所推测的年代方案，该结壳最底层的年龄为古近纪古新世（56.3～59.8Ma），其项部为新近纪更新世（0.5Ma）以来的沉积。在Ⅰ层和Ⅱ层之间存在一个大的沉积间断，在Ⅱ层内包含一个小的沉积间断。深海沉积间断可能是由于强烈的底层水侵蚀作用或溶蚀作用造成的，也可能是由海洋表层生产力的迅速下降引起的无沉积作用导致的，但因局部环境的差异仍会出现生长间断的拉长和缩短。MHD56最底层结壳的生长速率变化于0.8～3.7mm／Ma；中层结壳的生长速率变化于0.8～3.7mm／Ma。而M17D-1A中钙质超微化石含量甚微，化石保存不好，因此采用了Co成分法进行定年。M17D-1A结壳的下、中及上分层结壳的生长年代分别于古近纪晚渐新世（24～30Ma）、晚渐新世（24Ma）至新近纪上新世（1.4Ma）及近代的第四纪期间生长（＜1.4Ma）；下层生长速率变化于0.8～3.7mm／Ma；中层结壳的生长速率变化于2.5～5.2mm／Ma。两块结壳的生长速率均落在目前公认的结壳生长速率（1～10mm／Ma）范围内。两块富钴结壳的初始生长时间与太平洋变冷、碳酸盐溶解速率增加、底层流活动增强，火山活动频繁发生的古海洋学事件发生的时间是十分吻合的，说明结壳的开始生长与古海洋环境和地质事件密切相关。渐新世／中新世（O／M）期间古气候的“骤变”及发生的磷酸盐化作用是导致西太平洋三层构造结壳中，下、中层发生构造和色泽变化的主要原因。
二、多金属结核粒径分形特征初步研究（论文开题报告）
（1）论文研究背景及目的
此处内容要求：
首先简单简介论文所研究问题的基本概念和背景，再而简单明了地指出论文所要研究解决的具体问题，并提出你的论文准备的观点或解决方法。
写法范例：
本文主要提出一款精简64位RISC处理器存储管理单元结构并详细分析其设计过程。在该MMU结构中,TLB采用叁个分离的TLB,TLB采用基于内容查找的相联存储器并行查找,支持粗粒度为64KB和细粒度为4KB两种页面大小,采用多级分层页表结构映射地址空间,并详细论述了四级页表转换过程,TLB结构组织等。该MMU结构将作为该处理器存储系统实现的一个重要组成部分。
（2）本文研究方法
调查法：该方法是有目的、有系统的搜集有关研究对象的具体信息。
观察法：用自己的感官和辅助工具直接观察研究对象从而得到有关信息。
实验法：通过主支变革、控制研究对象来发现与确认事物间的因果关系。
文献研究法：通过调查文献来获得资料，从而全面的、正确的了解掌握研究方法。
实证研究法：依据现有的科学理论和实践的需要提出设计。
定性分析法：对研究对象进行“质”的方面的研究，这个方法需要计算的数据较少。
定量分析法：通过具体的数字，使人们对研究对象的认识进一步精确化。
跨学科研究法：运用多学科的理论、方法和成果从整体上对某一课题进行研究。
功能分析法：这是社会科学用来分析社会现象的一种方法，从某一功能出发研究多个方面的影响。
模拟法：通过创设一个与原型相似的模型来间接研究原型某种特性的一种形容方法。
三、多金属结核粒径分形特征初步研究（论文提纲范文）
（1）江西金鸡窝叠加改造型铜矿特征和成因（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 选题依据与研究意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 国内外研究现状 |
| 1.2.2 研究区研究现状 |
| 1.2.3 存在问题 |
| 1.3 研究内容和思路 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究思路 |
| 1.4 完成工作量 |
| 1.5 主要成果和创新点 |
| 第二章 成矿地质背景 |
| 2.1 区域地质 |
| 2.2 地层 |
| 2.3 构造 |
| 2.3.1 褶皱 |
| 2.3.2 断裂 |
| 2.4 岩体 |
| 2.5 矿产 |
| 第三章 样品处理与分析方法 |
| 3.1 样品处理 |
| 3.1.1 岩(矿)石薄片和粉末样品制备 |
| 3.1.2 锆石挑选与制靶 |
| 3.2 分析方法 |
| 3.2.1 全岩主、微量元素分析 |
| 3.2.2 矿物主量元素分析 |
| 3.2.3 多晶X-射线衍射分析 |
| 3.2.4 原位激光拉曼谱峰分析 |
| 3.2.5 锆石U-Pb、Lu-Hf同位素分析 |
| 3.2.6 黄铁矿原位微量元素分析 |
| 3.2.7 硫化物原位S-Pb同位素分析 |
| 第四章 岩体地质地球化学 |
| 4.1 岩体地质特征 |
| 4.2 岩石学 |
| 4.3 矿物学 |
| 4.3.1 斜长石 |
| 4.3.2 黑云母 |
| 4.3.3 角闪石 |
| 4.4 年代学 |
| 4.4.1 锆石形态学特征 |
| 4.4.2 LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄 |
| 4.4.3 锆石微量元素及氧逸度特征 |
| 4.4.4 锆石Ti含量温度计 |
| 4.5 地球化学 |
| 4.5.1 主量元素 |
| 4.5.2 微量元素 |
| 4.5.3 稀土元素 |
| 4.6 锆石Lu-Hf同位素 |
| 第五章 矿床地质地球化学 |
| 5.1 矿床地质 |
| 5.1.1 矿体 |
| 5.1.2 矿石 |
| 5.1.3 围岩蚀变 |
| 5.1.4 成矿期次与成矿阶段 |
| 5.2 矿物学 |
| 5.2.1 矽卡岩矿物学特征 |
| 5.2.2 硫化物矿物学特征 |
| 5.2.3 黄铁矿微量元素的统计特征 |
| 5.2.4 黄铁矿微量元素的赋存状态 |
| 5.2.5 黄铁矿晶体结构特征 |
| 5.2.6 黄铁矿拉曼光谱特征 |
| 5.3 同位素地球化学 |
| 5.3.1 原位硫同位素 |
| 5.3.2 原位铅同位素 |
| 第六章 矿床成因探讨 |
| 6.1 成岩成矿时代 |
| 6.2 成矿地质条件 |
| 6.2.1 地层 |
| 6.2.2 构造 |
| 6.2.3 岩浆岩 |
| 6.3 成矿物质来源 |
| 6.3.1 硫的来源 |
| 6.3.2 铅的来源 |
| 6.3.3 铜的来源 |
| 6.4 黄铁矿成因 |
| 6.5 成矿过程 |
| 6.5.1 成矿机制 |
| 6.5.2 成矿模式 |
| 第七章 结论 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 下一步工作计划 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（2）分形模型在矿物颗粒表面形态特征研究中的应用 ——以福建洛阳磁铁矿为例（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 选题来源、依据及研究意义 |
| 1.1.1 选题依据和研究意义 |
| 1.1.2 选题来源 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 分形理论及模型研究现状 |
| 1.2.2 磁铁矿单矿物研究现状 |
| 1.3 研究内容与技术路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 1.4 论文完成的主要工作量 |
| 1.4.1 取得研究成果 |
| 1.4.2 完成主要工作量 |
| 第二章 洛阳铁矿成矿地质背景 |
| 2.1 区域地质特征 |
| 2.1.1 区域地层 |
| 2.1.2 区域构造 |
| 2.1.3 区域岩浆岩 |
| 2.2 矿区地质特征 |
| 2.2.1 矿区地层 |
| 2.2.2 矿区构造 |
| 2.2.3 矿区岩浆岩 |
| 2.3 矿床地质特征 |
| 2.3.1 矿体特征 |
| 2.3.2 矿石特征 |
| 2.3.3 围岩蚀变 |
| 2.3.4 成矿阶段 |
| 第三章 样品及处理方法 |
| 3.1 样品采集与制备 |
| 3.2 样品预处理 |
| 3.2.1 探针片背散射拍照 |
| 3.2.2 光片扫描成像 |
| 3.2.3 ArcGIS图像处理 |
| 3.3 分形模型 |
| 3.3.1 P-A模型 |
| 3.3.2 计盒维数模型 |
| 3.3.3 N-A模型 |
| 第四章 磁铁矿颗粒表面形态特征研究 |
| 4.1 计算结果 |
| 4.1.1 P-A模型 |
| 4.1.2 计盒维数模型 |
| 4.1.3 N-A模型 |
| 4.2 问题与讨论 |
| 4.2.1 P-A分维值DPA |
| 4.2.2 计盒维数值Db |
| 4.2.3 N-A分维值D |
| 第五章 主要结论与存在问题 |
| 5.1 主要结论 |
| 5.2 存在问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（3）湖南郴州柿竹园钨多金属矿区天然辐射环境研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题背景 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 土壤中放射性水平和地面伽玛辐射外照射剂量研究 |
| 1.2.2 水中氡浓度及辐射剂量研究 |
| 1.2.3 空气中氡浓度、来源和辐射剂量研究 |
| 1.2.4 土壤中氡浓度及释放机理研究 |
| 1.3 研究目的、研究内容和研究意义 |
| 1.3.1 研究目的和研究意义 |
| 1.3.2 研究内容 |
| 1.3.3 完成的主要工作量 |
| 1.3.4 主要创新成果 |
| 第2章 研究区地质地理概况 |
| 2.1 自然地理 |
| 2.2 矿产资源 |
| 2.3 地质构造和岩石特征 |
| 2.4 水文地质特征 |
| 第3章 土壤天然放射性水平和辐射环境评价 |
| 3.1 地面γ测量方法 |
| 3.2 土壤中~(238)U、~(232)Th和~(40)K含量及其分布特征 |
| 3.3 土壤辐射危害评价 |
| 3.3.1 辐射危害指数的计算方法 |
| 3.3.2 土壤辐射危害评价 |
| 3.4 陆地γ辐射外照射剂量评价 |
| 3.4.1 γ辐射吸收剂量率和年有效剂量的计算方法 |
| 3.4.2 吸收剂量率的分布特征 |
| 3.4.3 地面γ辐射年有效剂量的分布特征 |
| 3.5 本章小结 |
| 第4章 水和空气中氡浓度及辐射剂量研究 |
| 4.1 水和空气中氡浓度测量方法 |
| 4.1.1 水样的采集和水中氡浓度测量方法 |
| 4.1.2 空气中氡浓度测量方法 |
| 4.2 水中氡浓度水平和剂量评价 |
| 4.2.1 水中的氡浓度水平及分布特征 |
| 4.2.2 辐射剂量评价 |
| 4.3 空气中氡浓度和有效剂量评价 |
| 4.3.1 室内和室外空气中氡浓度分布特征 |
| 4.3.2 辐射剂量评价 |
| 4.4 本章小结 |
| 第5章 土壤中氡浓度和析出的分形模型研究 |
| 5.1 土壤中氡浓度和氡析出率测量方法 |
| 5.1.1 土壤氡浓度测量 |
| 5.1.2 土壤氡析出率测量 |
| 5.1.3 土壤物理参数测定 |
| 5.2 土壤中氡浓度分布特征及与空气中氡浓度的关系 |
| 5.2.1 土壤中氡浓度及其分形分布特征 |
| 5.2.2 土壤氡浓度与室内空气氡浓度的关系 |
| 5.3 土壤中氡的析出率及与空气中氡浓度关系 |
| 5.3.1 土壤氡析出率及其变化特征 |
| 5.3.2 土壤氡析出率与空气中氡浓度的关系 |
| 5.3.3 土壤氡析出率的影响因素 |
| 5.4 土壤氡析出的分形模型 |
| 5.4.1 岩土物质的分形结构和氡扩散理论 |
| 5.4.2 实验方法 |
| 5.4.3 实验结果 |
| 5.4.4 土壤粒度分形结构对氡扩散的影响 |
| 5.4.5 土壤氡析出的分形模型 |
| 5.5 本章小结 |
| 第6章 柿竹园地区天然辐射环境的健康风险评价研究 |
| 6.1 天然辐射总年有效剂量评价 |
| 6.2 天然辐射环境的健康风险评价研究 |
| 6.2.1 辐射健康风险评价方法 |
| 6.2.2 评价结果和讨论 |
| 6.3 辐射防护措施建议 |
| 6.4 本章小结 |
| 第7章 结论与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 下一步工作展望 |
| 参考文献 |
| 攻读博士学位期间的主要科研成果 |
| 致谢 |
（4）西秦岭寨上金矿床成矿特征与非线性成矿动力学研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 前言 |
| 1.1 选题依据 |
| 1.2 研究目的与研究意义 |
| 1.3 研究现状 |
| 1.3.1 矿床研究现状 |
| 1.3.2 非线性科学研究现状 |
| 1.4 研究内容 |
| 1.5 研究方法与技术路线 |
| 1.6 完成工作量 |
| 1.7 创新点 |
| 2 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造位置及构造演化 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.2.1 志留系 |
| 2.2.2 泥盆系 |
| 2.2.3 石炭系 |
| 2.2.4 二叠系 |
| 2.2.5 三叠系 |
| 2.2.6 古、新近系 |
| 2.2.7 第四系 |
| 2.3 区域岩浆演化 |
| 2.3.1 印支期花岗岩 |
| 2.3.2 燕山期花岗岩 |
| 2.4 矿产 |
| 3 矿床地质特征 |
| 3.1 矿区地层 |
| 3.2 矿区构造 |
| 3.2.1 褶皱 |
| 3.2.2 断裂 |
| 3.3 矿区岩浆岩 |
| 3.4 矿化带和矿体地质特征 |
| 3.5 矿石类型 |
| 3.6 矿物组成 |
| 3.6.1 金属矿物 |
| 3.6.2 含氧矿物 |
| 3.7 矿石结构与构造 |
| 3.8 矿化与围岩蚀变 |
| 3.9 成矿期次划分 |
| 4 流体包裹体 |
| 4.1 样品采集 |
| 4.2 流体包裹体岩相学特征 |
| 4.2.1 流体包裹体类型 |
| 4.2.2 寄主矿物 |
| 4.2.3 包裹体形态特征 |
| 4.3 流体包裹体显微测温学 |
| 4.3.1 均一温度 |
| 4.3.2 冰点温度 |
| 4.3.3 成矿流体物理、化学特征 |
| 4.4 流体包裹体激光拉曼 |
| 5 寨上金矿床非线性理论研究 |
| 5.1 断裂与矿床分布的分形特征 |
| 5.1.1 西秦岭区域断裂与金矿床分形特征 |
| 5.1.2 寨上矿区断裂分形特征 |
| 5.1.3 断裂分维值与金矿床分布 |
| 5.1.4 断裂分维值与岩石孔隙度 |
| 5.2 矿区元素的分布特征 |
| 5.2.1 元素分布的分形特征 |
| 5.2.2 寨上地区元素分形特征 |
| 5.3 矿化蚀变分带 |
| 5.3.1 寨上金矿矿化蚀变分带 |
| 5.3.2 矿化蚀变分带的动力学机制 |
| 6 矿物环带构造 |
| 6.1 闪锌矿环带 |
| 6.1.1 样品采集 |
| 6.1.2 分析方法 |
| 6.1.3 结果 |
| 6.1.4 闪锌矿环带的形成机理 |
| 6.2 白钨矿环带 |
| 6.3 铁白云石环带 |
| 7 寨上金矿床成矿机制 |
| 7.1 成矿物质来源 |
| 7.1.1 硫同位素 |
| 7.1.2 铅同位素组成 |
| 7.2 成矿流体来源与性质 |
| 7.2.1 碳同位素组成 |
| 7.2.2 氢、氧位素组成 |
| 7.2.3 成矿流体特征 |
| 7.3 成矿年代学 |
| 7.4 元素分布特征 |
| 7.4.1 矿物元素分布 |
| 7.4.2 矿区元素分布 |
| 7.5 寨上金矿床形成机制 |
| 8 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录1文中涉及的非线性理论计算公式 |
| S1.1 分维值和HURST指数 |
| S1.2 最大李雅普诺夫指数 |
| S1.3 多重分形谱 |
| 附录 2 MATLAB源代码 |
| S2.1 计算二维图像盒维数 |
| S2.2 计算多重分形谱 |
| S2.3 一维序列R/S分析 |
| S2.4 计算一维序列最大李雅普诺夫指数 |
| S2.5 C-C法相空间重构 |
| S2.6 闪锌矿环带元胞自动机模拟 |
| 图版 |
| 个人简历 |
（5）湖南常宁康家湾铅锌矿床成因及与周边岩浆作用关系研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究意义与研究现状 |
| 1.2 选题依据 |
| 1.3 研究方法、研究内容和研究创新及工作量统计 |
| 1.3.1 研究方法 |
| 1.3.2 研究内容 |
| 1.3.3 研究创新及工作量统计 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.2 区域构造 |
| 2.3 区域岩浆岩 |
| 2.4 区域地球物理特征 |
| 2.5 区域矿产 |
| 2.6 构造发展史 |
| 第三章 水口山矿田地质概况和康家湾铅锌矿床地质特征 |
| 3.1 水口山矿田地质概况 |
| 3.1.1 地层 |
| 3.1.2 构造 |
| 3.1.3 岩浆岩 |
| 3.1.4 地球物理特征 |
| 3.1.5 地球化学特征 |
| 3.2 康家湾铅锌矿床地质特征 |
| 3.2.1 矿床地质特征 |
| 3.2.2 角砾岩地质特征及与矿化关系 |
| 3.2.3 主要矿石矿物显微特征和化学成分 |
| 第四章 康家湾矿区周边花岗岩和火山岩 |
| 4.1 样品及分析方法 |
| 4.2 水口山花岗闪长岩 |
| 4.2.1 地质特征和岩相学特征 |
| 4.2.2 分析结果 |
| 4.3 老盟山流纹英安岩 |
| 4.3.1 地质特征和岩相学特征 |
| 4.3.2 分析结果 |
| 4.4 讨论 |
| 4.4.1 锆石U-Pb定年及地质意义 |
| 4.4.2 成岩物质的来源 |
| 4.4.3 构造环境 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 康家湾铅锌矿床同位素地球化学及成矿年龄 |
| 5.1 样品及分析方法 |
| 5.2 分析结果 |
| 5.2.1 矿石硫同位素组成 |
| 5.2.2 矿石铅同位素组成 |
| 5.2.3 含矿石英和浅色闪锌矿的氢、氧同位素组成 |
| 5.2.4 含矿方解石的碳、氧同位素组成 |
| 5.3 Rb-Sr等时线年龄 |
| 5.3.1 闪锌矿(+石英+方解石)单矿物Rb-Sr等时线年龄 |
| 5.3.2 浅色闪锌矿单矿物Rb-Sr等时线年龄 |
| 5.4 讨论 |
| 5.4.1 硫同位素 |
| 5.4.2 铅同位素 |
| 5.4.3 氢、氧同位素 |
| 5.4.4 碳、氧同位素 |
| 5.4.5 成矿年龄探讨 |
| 5.5 小结 |
| 第六章 康家湾铅锌矿床流体包裹体 |
| 6.1 样品及分析方法 |
| 6.2 流体包裹体岩相学特征 |
| 6.3 流体包裹体显微测温 |
| 6.4 流体包裹体成分分析 |
| 6.5 流体密度 |
| 6.6 流体捕获压力和深度估算 |
| 6.7 讨论 |
| 6.7.1 成矿期次与成矿阶段划分 |
| 6.7.2 流体演化与成矿 |
| 6.8 小结 |
| 第七章 矿床成因探讨 |
| 7.1 成岩与成矿关系 |
| 7.1.1 成岩与成矿时代 |
| 7.1.2 成岩与成矿物质来源 |
| 7.2 成岩成矿动力学背景 |
| 结论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 攻读博士期间完成的科研成果和承担的科研项目 |
| 图版Ⅰ |
| 图版Ⅱ |
| 图版Ⅲ |
| 图版Ⅳ |
| 图版说明 |
| 附表1 |
| 附代表论文首页 |
（6）东海内陆架EC2005孔沉积物粒度分形特征（论文提纲范文）
| 1 研究材料与数据处理 |
| 1.1 材料及测试方法 |
| 1.2 数据处理 |
| 2 岩性及沉积物平均粒径 |
| 3 沉积物分维值与平均粒径 |
| 4 沉积物分维值与分选系数 |
| 5 结论 |
（8）中太平洋海区富钴结壳地球化学特征及成因机制（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 1 绪论 |
| 1.1 研究目的及意义 |
| 1.2 富钴结壳调查研究现状 |
| 1.2.1 国内外调查史 |
| 1.2.2 国内外研究现状 |
| 1.3 拟解决的科学问题和研究内容 |
| 1.3.1 拟解决的科学问题 |
| 1.3.2 研究内容 |
| 1.4 研究材料、思路与方法 |
| 1.4.1 研究材料 |
| 1.4.2 研究思路 |
| 1.4.3 研究方法 |
| 2 中太平洋海区富钴结壳成矿背景 |
| 2.1 区域地质背景 |
| 2.1.1 区域地层 |
| 2.1.2 构造特征 |
| 2.1.3 岩浆活动 |
| 2.2 海山地形地貌 |
| 2.2.1 中太平洋海山群（Mid-pacific mountains）海山地形地貌 |
| 2.2.2 莱恩群岛海山链（Line Island Chain）海山地形地貌 |
| 2.3 富钴结壳水环境特征 |
| 3 中太平洋海区富钴结壳矿体特征 |
| 3.1 富钴结壳的类型 |
| 3.2 富钴结壳的基岩/核心特征 |
| 3.3 富钴结壳的空间分布特征 |
| 3.4 富钴结壳构造特征 |
| 3.4.1 宏观构造特征 |
| 3.4.2 微观构造特征 |
| 3.5 富钴结壳矿物学特征 |
| 3.5.1 锰矿物相 |
| 3.5.2 铁矿物相 |
| 3.5.3 非金属矿物相 |
| 3.6 中太平洋海区富钴结壳地球化学特征 |
| 3.7 中太平洋富钴结壳的成因类型 |
| 3.8 小结 |
| 4 中太平洋海区富钴结壳主要元素地球化学 |
| 4.1 磷酸盐化作用对富钴结壳元素的影响 |
| 4.1.1 磷酸盐化作用的元素地球化学判别 |
| 4.1.2 两种类型富钴结壳元素丰度对比 |
| 4.1.3 两种类型富钴结壳中元素相关性分析 |
| 4.1.4 磷酸盐化作用对富钴结壳元素的影响 |
| 4.2 富钴结壳主要元素空间变化特征及影响因素 |
| 4.2.1 富钴结壳主要元素随经度的变化 |
| 4.2.2 富钴结壳主要元素随纬度的变化 |
| 4.2.3 富钴结壳成矿元素随水深的变化 |
| 4.2.4 富钴结壳空间变化影响因素 |
| 4.3 小结 |
| 5 中太平洋富钴结壳稀土元素地球化学 |
| 5.1 中太平洋海区富钴结壳稀土元素特征 |
| 5.1.1 富钴结壳稀土元素相关参数表达 |
| 5.1.2 中太平洋海区富钴结壳稀土元素组成 |
| 5.2 中太平洋海区稀土元素空间展布特征 |
| 5.2.1 富钴结壳稀土元素水平分布特征 |
| 5.2.2 富钴结壳稀土元素垂向分布特征 |
| 5.2.3 富钴结壳稀土元素水平分布的意义 |
| 5.2.4 富钴结壳稀土元素垂向分布的意义 |
| 5.3 富钴结壳中 Ce 丰度与 δC e |
| 5.4 小结 |
| 6 富钴结壳成因机制 |
| 6.1 富钴结壳主要元素的富集特征 |
| 6.1.1 元素富集系数和分布系数 |
| 6.1.2 富钴结壳元素的富集物相 |
| 6.2 富钴结壳物质来源 |
| 6.3 富钴结壳的形成环境 |
| 6.3.1 富钴结壳形成期海水环境的变迁 |
| 6.3.2 富钴结壳微观环境演变 |
| 6.4 富钴结壳形成机制 |
| 6.5 小结 |
| 7 结论及问题 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 问题 |
| 参考文献 |
| 在攻读博士学位期间发表的论文(包括已被录用待发表的) |
| 致谢 |
| 图版Ⅰ |
（9）西秦岭金属矿床成矿地球化学场研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪言 |
| 1.1 研究区位置 |
| 1.2 研究目的及意义 |
| 1.2.1 研究目的 |
| 1.2.2 成矿地球化学场的概念及研究内容 |
| 1.2.3 意义 |
| 1.3 指导思想 |
| 1.3.1 造山带成矿学 |
| 1.3.2 地球化学理论 |
| 1.3.3 “金属成矿动力系统的复杂性与自组织临界性”理论 |
| 1.4 研究现状、发展趋势及问题 |
| 1.4.1 国内研究现状 |
| 1.4.2 国外研究现状 |
| 1.4.3 存在问题 |
| 1.5 研究方法、完成工作量及成果 |
| 1.5.1 技术路线 |
| 1.5.2 研究方法 |
| 1.5.3 完成工作量 |
| 1.5.4 研究成果 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 构造位置及构造单元划分 |
| 2.2 西秦岭造山带的壳幔结构 |
| 2.2.1 莫霍面构造 |
| 2.2.2 地壳结构 |
| 2.2.3 岩石圈结构 |
| 2.3 西秦岭造山带的构造格局 |
| 2.3.1 近几年获得的研究成果 |
| 2.3.2 地史时期的构造格局 |
| 2.3.3 现代构造格架 |
| 2.4 赋矿地层的物质成份及其沉积属性 |
| 2.4.1 赋矿地层的沉积环境及其物质成份 |
| 2.4.2 赋矿地层物源的地球化学示踪 |
| 2.4.3 地球化学背景场的时间结构 |
| 2.5 侵入岩的物质成份、成矿特征及构造环境 |
| 2.5.1 侵入岩的物质成份 |
| 2.5.2 花岗岩的成因类型与构造环境 |
| 2.6 本章小结 |
| 第三章 西秦岭金属矿床成矿规律 |
| 3.1 西秦岭金属矿床的成因类型 |
| 3.2 西秦岭构造-热事件年龄与金属矿床成矿年龄 |
| 3.2.1 构造-热事件年龄 |
| 3.2.2 成矿年龄 |
| 3.3 西秦岭金属矿床空间分布 |
| 3.3.1 矿床集中区及其地质属性 |
| 3.3.2 金属矿床(点)相对深大断裂的距离 |
| 3.3.3 金属矿床(点)相对侵入体的距离 |
| 3.3.4 金属矿床(点)相对最近矿床(点)的距离 |
| 3.4 西秦岭金属矿床成矿物质来源 |
| 3.4.1 研究方法 |
| 3.4.2 碧口地块南缘铜矿床的物质来源 |
| 3.4.3 碧口地体北缘锰矿床的物质来源 |
| 3.4.4 西秦岭铁矿床的物质来源 |
| 3.4.5 中秦岭铅锌矿床的物质来源 |
| 3.4.6 南秦岭汞锑矿床的物质来源 |
| 3.4.7 西秦岭金矿床的物质来源 |
| 3.4.8 中秦岭内生铜、钼矿床的物质来源 |
| 3.5 西秦岭金属矿床成矿系列 |
| 3.5.1 矿床成矿系列的概念及划分原则 |
| 3.5.2 西秦岭金属矿床成矿系列划分 |
| 3.6 西秦岭金属矿床成矿系统 |
| 3.6.1 矿床成矿系统的概念及划分原则 |
| 3.6.2 西秦岭金属矿床成矿系统 |
| 3.7 矿床资源量生长规律 |
| 3.7.1 矿体规模数据及其代表性 |
| 3.7.2 矿床的多阶段成矿特征及其与矿体的对应关系 |
| 3.7.3 矿床资源量增长过程中的线性与非线性竞争现象 |
| 3.7.4 资源量生长的数量规律及天水市柴家庄金矿的验证 |
| 3.8 本章小结 |
| 第四章 西秦岭金属矿床成矿地球化学过程 |
| 4.1 矿床物质组成 |
| 4.1.1 铁(锰)矿物质成份 |
| 4.1.2 内生铜(钼)矿物质成份 |
| 4.1.3 铅锌矿物质成份 |
| 4.1.4 金矿物质成份 |
| 4.1.5 汞锑矿物质成份 |
| 4.1.6 金属矿床贯通组份 |
| 4.2 成矿流体成份 |
| 4.2.1 铅锌矿及金矿的成矿流体组成 |
| 4.2.2 其它金属矿床的成矿流体组成 |
| 4.3 成矿物理化学条件 |
| 4.3.1 成矿温度 |
| 4.3.2 成矿压力 |
| 4.3.3 成矿环境的pH |
| 4.3.4 成矿环境的Eh及fo_2、fs_2 |
| 4.4 成矿地球化学过程 |
| 4.4.1 铁、锰成矿地球化学过程 |
| 4.4.2 内生铜成矿地球化学过程 |
| 4.4.3 铅锌成矿地球化学过程 |
| 4.4.4 金成矿地球化学过程 |
| 4.4.5 汞锑成矿地球化学过程 |
| 4.5 金属矿床地球化学场的富集过程 |
| 4.5.1 金属矿床多元素地球化学场的双对数曲线特征 |
| 4.5.2 金属矿床地球化学场类型 |
| 4.6 本章小结 |
| 第五章 西秦岭金属矿床区域地球化学场结构 |
| 5.1 基本概念与研究方法 |
| 5.1.1 基本概念 |
| 5.1.2 研究方法 |
| 5.2 铁、锰矿区域地球化学场结构 |
| 5.2.1 迭部县尼洛沟海底喷流沉积型铁矿区域地球化学场结构 |
| 5.2.2 沉积改造型、沉积变质型和淋滤型铁矿区域地球化学场结构 |
| 5.2.3 文县沟岭子沉积改造型锰矿区域地球化学场结构 |
| 5.3 内生铜矿区域地球化学场结构 |
| 5.3.1 文县伐子坝火山喷流沉积型铜矿区域地球化学场结构 |
| 5.3.2 天水市太阳山次火山热液型铜钼矿区域地球化学场结构 |
| 5.3.3 夏河县阿姨山接触交代型铜钨矿区域地球化学场结构 |
| 5.4 铅锌矿区域地球化学场结构 |
| 5.4.1 成县厂坝火山喷流沉积型铅锌矿的区域地球化学场结构 |
| 5.4.2 宕昌县代家庄沉积改造型铅锌矿的区域地球化学场结构 |
| 5.4.3 临潭县下拉地火山喷流沉积型铅锌矿的区域地球化学场结构 |
| 5.5 金矿区域地球化学场结构 |
| 5.5.1 文县阳山沉积改造型金矿的区域地球化学场结构 |
| 5.5.2 天水市柴家庄岩浆热液型金矿的区域地球化学场结构 |
| 5.5.3 礼县李坝金矿的区域地球化学场结构 |
| 5.5.4 玛曲县大水岩浆热液型金矿的区域地球化学场结构 |
| 5.6 汞锑矿区域地球化学场结构 |
| 5.6.1 徽县马家山中低温热液型汞矿的区域地球化学场结构型式 |
| 5.6.2 西和崖湾中低温热液型锑矿的区域地球化学场结构型式 |
| 5.7 本章小结 |
| 第六章 西秦岭金属矿床区域地球化学场成矿预测模式 |
| 6.1 概念与建模方法 |
| 6.1.1 关于区域成矿地球化学模式的概念 |
| 6.1.2 建模方法 |
| 6.2 铁(锰)矿区域地球化学成矿预测模式 |
| 6.2.1 早中泥盆世海底喷流沉积铁矿亚系列区域地球化学成矿预测模式及方法有效性评估 |
| 6.2.2 中泥盆世沉积改造铁矿亚系列区域地球化学成矿预测模式 |
| 6.2.3 早中元古代沉积变质铁矿系列区域地球化学成矿预测模式 |
| 6.2.4 后加里东期淋滤铁矿系列区域地球化学成矿预测模式 |
| 6.2.5 震旦纪沉积改造锰矿系列区域地球化学成矿预测模式 |
| 6.3 内生铜矿区域地球化学成矿预测模式 |
| 6.3.1 中生代接触交代铁铜矿亚系列区域地球化学场成矿预测模式 |
| 6.3.2 中生代次火山热液铜钼矿亚系列区域地球化学场成矿预测模式 |
| 6.3.3 岩浆热液型铜矿区域地球化学场成矿预测模式 |
| 6.3.4 蓟县纪火山喷流沉积铜矿系列区域地球化学场成矿预测模式 |
| 6.4 铅锌矿区域地球化学成矿预测模式 |
| 6.4.1 晚古生代火山喷流沉积铅锌矿亚系列区域地球化学成矿预测模式 |
| 6.4.2 晚古生代沉积改造铅锌矿亚系列区域地球化学成矿预测模式 |
| 6.5 金矿区域地球化学成矿预测模式 |
| 6.5.1 中生代岩浆热液金矿亚系列区域地球化学场成矿预测模式 |
| 6.5.2 中生代沉积改造金矿亚系列区域地球化学成矿预测模式 |
| 6.6 汞锑矿区域地球化学成矿预测模式 |
| 6.6.1 中生代中低温热液汞矿亚系列区域地球化学场成矿预测模式 |
| 6.6.2 中生代中低温热液锑矿亚系列区域地球化学场成矿预测模式 |
| 6.7 本章小结 |
| 第七章 金属矿床大比例尺成矿地球化学模型及矿产勘查中的重正化问题 |
| 7.1 模型组成及建模方法 |
| 7.1.1 模型组成及数据状况 |
| 7.1.2 建模方法 |
| 7.2 矿石地球化学建造及原生晕 |
| 7.2.1 矿石地球化学建造 |
| 7.2.2 原生晕分带模式 |
| 7.2.3 深部资源量预测函数 |
| 7.3 1∶1万土壤地球化学晕 |
| 7.3.1 元素在土壤中的集散与存在状态 |
| 7.3.2 土壤地球化学晕分带模式及自组织临界性 |
| 7.3.3 土壤地球化学晕成矿预测模型 |
| 7.4 1∶5万水系沉积物地球化学晕 |
| 7.4.1 元素在水系沉积物中的集散与存在状态 |
| 7.4.2 水系沉积物地球化学晕分带模式 |
| 7.4.3 水系沉积物地球化学晕的自组织临界性 |
| 7.4.4 水系沉积物地球化学晕成矿预测模型 |
| 7.5 金属矿产勘查中的重正化群问题 |
| 7.5.1 问题 |
| 7.5.2 重正化变换 |
| 7.5.3 在不同层次矿产勘查中的应用 |
| 7.6 本章小结 |
| 第八章 结论 |
| 8.1 成矿规律与成矿背景 |
| 8.2 成矿地球化学过程与地球化学场结构 |
| 8.3 地球化学场成矿模型 |
| 8.4 工作方法的继承与创新 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（10）西太平洋富钴结壳生物地层及其生长对新生代海洋演化的响应（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.1.1 选题的依据 |
| 1.1.2 研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状及存在主要问题 |
| 1.3 完成工作量 |
| 2 西太平洋富钴结壳产出的背景 |
| 2.1 区域地质概况 |
| 2.2 区域地层 |
| 3 结构构造、矿物和化学组分 |
| 3.1 外观形态及其内部结构构造 |
| 3.2 矿物组成 |
| 3.3 化学成分与地球化学特点 |
| 4 富钴结壳年代地层学研究 |
| 4.1 富钴结壳定年研究方法及现状 |
| 4.1.1 从基质年龄推算 |
| 4.1.2 Sr同位素地层学 |
| 4.1.3 生物地层学 |
| 4.1.4 磁性地层学 |
| 4.1.5 铀系(U-Th-Pa)年代学 |
| 4.1.6 ~(10)Be年代学 |
| 4.1.7 Co地层学 |
| 4.2 钙质超微生物地层学研究 |
| 4.2.1 钙质超微化石的特征 |
| 4.2.2 钙质超微化石的地层意义 |
| 4.2.3 我国超微研究概况与进展 |
| 4.2.4 富钴结壳钙质超微生物地层研究 |
| 4.2.4.1 钙质超微化石样品处理与结壳分层特征 |
| 4.2.4.2 镜下观察、鉴定及照相 |
| 4.2.4.3 研究结壳中的钙质超微化石 |
| 4.2.4.4 MHD56富钴结壳中钙质超微生物组合的层位分布和时代 |
| 4.2.4.5 结壳形成时代、生长时期和生长速率的讨论 |
| 4.3 M17D-1A 结壳 Co年代地层学研究 |
| 4.3.1 研究方法 |
| 4.3.2 生长速率与地层年代 |
| 5 富钴结壳对太平洋新生代海洋演化的生长响应 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 新生代太平洋主要的构造运动和古海洋学事件 |
| 5.3 富钴结壳对太平洋演化的生长响应 |
| 6 主要化石描述 |
| 7 主要结论和存在问题 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 存在问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 图版说明 |
| 图版I 结壳显微构造 |
| 图版II 钙质超微化石 |
| 图版III 钙质超微化石 |
| 图版 |
| 图版 I |
| 图版 II |
| 图版 III |
| 个人简历 |
四、多金属结核粒径分形特征初步研究（论文参考文献）
- [1]江西金鸡窝叠加改造型铜矿特征和成因[D]. 杜后发. 中国地质大学, 2021
- [2]分形模型在矿物颗粒表面形态特征研究中的应用 ——以福建洛阳磁铁矿为例[D]. 高春升. 中国地质大学(北京), 2020(08)
- [3]湖南郴州柿竹园钨多金属矿区天然辐射环境研究[D]. 谭婉玉. 南华大学, 2019(01)
- [4]西秦岭寨上金矿床成矿特征与非线性成矿动力学研究[D]. 余超. 中国地质大学(北京), 2015(10)
- [5]湖南常宁康家湾铅锌矿床成因及与周边岩浆作用关系研究[D]. 左昌虎. 南京大学, 2015
- [6]东海内陆架EC2005孔沉积物粒度分形特征[J]. 徐方建,李安春,李铁刚,陈世悦,邱隆伟,操应长,林承焰. 地质学报, 2011(06)
- [7]富钴结核粒径分形特征[J]. 崔迎春,石学法,刘季花. 海洋湖沼通报, 2008(03)
- [8]中太平洋海区富钴结壳地球化学特征及成因机制[D]. 崔迎春. 中国科学院研究生院（海洋研究所）, 2008(09)
- [9]西秦岭金属矿床成矿地球化学场研究[D]. 何进忠. 中国地质大学, 2008(10)
- [10]西太平洋富钴结壳生物地层及其生长对新生代海洋演化的响应[D]. 张静. 中国地质大学（北京）, 2007(02)