一、试论冀东地区前震旦纪变质岩系中某些石榴石的成因问题（论文文献综述）
李俊建,彭翼,张彤,宋立军,倪振平,周继华,白立兵,郭国海,党智财[1]（2021）在《华北地区成矿单元划分》文中认为华北地区地处古亚洲、特提斯和环太平洋三大构造体系交汇部位,地质演化历史悠久,岩浆活动频繁,成矿地质条件优越,矿产资源丰富。已发现160余个矿种、15 000余处矿产地,其中油气、煤矿、铀、金、稀土、钼、铁、铝土矿、铅锌银、石墨、萤石、磷、耐火粘土、金刚石等矿产储量占全国前列,构成了多处重要的国家级能源资源基地。近年来,随着地质调查、矿产勘查和科研工作的深入,原有矿产储量持续增加,同时不断有许多新地域、新层位、新类型、新深度的矿床/矿体发现,显示出华北地区具大的找矿潜力。本文在全国成矿单元划分基础上,结合最新研究成果,对华北地区重要成矿单元进行了统一厘定。提出该区Ⅰ级成矿域隶属于古亚洲成矿域、滨太平洋成矿域和秦祁昆成矿域,共划分出6个Ⅱ级成矿省,18个Ⅲ级成矿带,67个Ⅳ级成矿亚带和255个Ⅴ级矿集区。其中古亚洲成矿域涉及准噶尔和塔里木2个成矿省,划分出2个成矿带、4个成矿亚带和8个矿集区;滨太平洋成矿域涉及大兴安岭、华北陆块和秦岭-大别3个成矿省,划分出15个成矿带、62个成矿亚带和245个矿集区;秦祁昆成矿域涉及阿尔金-祁连成矿省,划分出河西走廊成矿带、阎地拉图成矿亚带和2个矿集区。依据主要金属矿床矿石矿物的Re-Os、Sm-Nd和40Ar-39Ar同位素年龄,提出二连-东乌旗成矿带自西向东成矿年龄逐渐变新（297 Ma～237.9 Ma～187.11 Ma～161.3 Ma～131 Ma）,为一条华力西晚期、燕山期的斑岩型、接触交代型和热液型金属矿床成矿带,同时还是新生代油气、砂岩型铀矿集中区。
程小鑫[2]（2021）在《塔里木盆地西北缘二叠纪岩浆侵入事件厘定及其构造意义》文中研究说明
王臻[3]（2021）在《川西甲基卡伟晶岩型锂矿床岩浆—热液演化与成矿的矿物学示踪》文中提出川西甲基卡花岗伟晶岩型稀有金属矿床位于我国松潘-甘孜锂成矿带中,因其巨量锂资源而世界闻名,对其成矿机制的研究具有重要的理论与现实意义。矿区内,伟晶岩围绕区内唯一出露的二云母花岗岩成群、成组地分布,自岩体向外依次产出微斜长石型伟晶岩（Ⅰ）→微斜长石钠长石型伟晶岩（Ⅱ）→钠长石型伟晶岩（Ⅲ）→锂辉石型伟晶岩（Ⅳ）→锂云母（或白云母）型伟晶岩（Ⅴ）伟晶岩,本文选择各区域分带中的代表性伟晶岩脉来剖析甲基卡伟晶岩的岩浆-热液演化过程,其中:308号脉（Ⅲ带）是区内出露面积最大的伟晶岩脉,同时分带性最好,矿床规模也较大;134号脉（Ⅳ带）为区内矿床品位最高,同时矿床规模大、工作程度最高的锂矿脉。本文以这两条脉为重点研究对象,同时结合矿区内其它代表性伟晶岩脉（34号脉-Ⅰ带,33号脉-Ⅱ带,104号脉-Ⅲ带,668号脉-Ⅳ带,528号脉-Ⅴ带）,主要利用光学显微镜、扫描电镜和电子探针等多种矿物学观察和分析技术,对各伟晶岩脉中重要贯通性造岩矿物白云母和主要矿石矿物锂辉石,以及其他稀有金属矿物（如铍矿物）和副矿物（如磷酸盐类）的结晶演化历史和矿物学行为进行研究,拟精细分析伟晶岩脉成岩、成矿过程中熔流体的物理化学条件,并判定甲基卡稀有金属伟晶岩的分异演化程度和和示踪其岩浆-热液演化过程,从而为甲基卡甚至整个松潘-甘孜造山带的锂成矿机制提供重要的理论依据。主要取得的认识如下:（1）通过详细的矿物学研究,首次在甲基卡地区发现透锂长石和铯云母,并提出透锂长石与锂辉石的成因联系,丰富了国内富锂伟晶岩的类型,扩充了伟晶岩型锂矿的矿物学研究内容;（2）应用锂霞石—锂辉石—透锂长石温压计,并结合伟晶岩相平衡关系（温压条件）和前人工作所测得甲基卡矿区伟晶岩锂辉石流体包裹体温压条件,限制甲基卡矿床稀有金属伟晶岩脉成矿的P-T条件,与国内外其它伟晶岩型锂矿床相比具有独特性;（3）分析了甲基卡伟晶岩内部结构带成因,提出岩浆分异结晶作用控制伟晶岩的内部分带;在高分异的伟晶岩中（Ⅳ类型）,内部结构带则主要为过冷却作用结晶的结果;（4）确定了甲基卡伟晶岩初始熔体性质和流体演化特征:甲基卡自低类型至高类型伟晶岩,具有初始熔体锂含量逐渐增加、F含量始终较低,以及岩浆-热液演化程度逐渐增高的特征。其中,中等分异伟晶岩（Ⅲ型）,熔体中的Li需富集至岩浆-热液阶段成矿,成矿性取决于伟晶岩内部分异演化程度;高分异伟晶岩（Ⅳ型）初始熔体锂含量高,内部分带性和化学分异不明显,均具有较好的成矿性。流体演化特征:依据锂辉石、磷锰锂矿的蚀变序列以及磷灰石的矿物化学特征,提出晚期流体从碱交代阶段的富K、Na流体演化至酸交代阶段的富H、P流体,且晚期流体性质（富P）及规模有利于锂辉石的保存。（5）探索了甲基卡锂成矿的关键控制因素:（1）初始熔体性质为富锂或锂过饱和;（2）出溶流体规模有限、热液阶段不发育;（3）晚期出溶流体具有富P性质。
惠博[4]（2021）在《扬子西北缘碧口地块新元古代构造演化》文中进行了进一步梳理碧口地块位处扬子板块西北缘,保存了丰富的新元古代岩浆活动、沉积地层和构造变形等记录,是探讨扬子板块新元古代构造演化的天然窗口。然而,对于碧口地块新元古代构造演化过程及动力学机制,目前仍缺乏明确的认识。基于此,本次博士论文选取碧口地块鱼洞子杂岩、碧口群变质火山岩系、横丹群碎屑沉积岩系、镁铁质-长英质深成岩体为主要研究对象,综合开展了野外地质、岩石学、年代学、地球化学等方面的研究工作,明确了碧口地块的构造亲缘性,梳理了碧口群变质火山岩的成因机制及构造属性,厘清了横丹群的沉积时限、源区特征及构造背景,阐明了碧口地块关键岩浆作用的形成时限、成因机制及动力学背景。通过系统总结区域地质资料,综合分析已发表研究成果,探讨了碧口地块新元古代构造演化过程及动力学机制。主要取得了以下几个方面的研究成果与认识:（1）碧口地块是扬子板块西北缘早前寒武纪构造单元,演化历史可以追溯至太古代–古元古代时期。碧口地块鱼洞子杂岩中奥长花岗质片麻岩属于典型的太古代TTG类岩石,具有亏损的锆石Hf同位素(εHf（t）=+2.1-+8.1)组成,源于新生镁铁质地壳的重熔作用,代表了～2.82 Ga改造新生地壳事件。角闪斜长片麻岩属于幔源岩浆序列,锆石Hf同位素(εHf（t）=-0.9-+3.9)组分整体亏损,代表了～2.69 Ga重要的地壳生长活动。花岗片麻岩组分类似于太古代TTG类岩石,整体富集的锆石Hf同位素(εHf（t）=-3.4-+1.5)组成,由太古代地壳物质发生部分熔融形成,继承了原岩的组分特征,代表了～2.45 Ga古老地壳物质再循环事件。斜长角闪岩～1.85 Ga的变质年龄代表了古元古代末期重要的区域性变质事件。鱼洞子杂岩物质组成和构造-热演化事件与崆岭杂岩和钟祥杂岩等扬子板块内部早前寒武纪结晶基底岩系具有可对比性,表明鱼洞子杂岩与扬子板块存在潜在的亲缘性。（2）碧口地块至少在新元古代早期～880 Ma已经处于持续俯冲且伴随板片回卷的动力学背景。碧口地块镁铁质深成岩体花岩沟辉长闪长岩、林后坝辉长岩和坪头山辉长岩的形成时代一致,约为880 Ma,是目前碧口地块中已识别最早的新元古代岩浆岩记录。花岩沟辉长闪长岩与典型弧岩浆作用的地球化学信号相似,属于岩石圈地幔楔橄榄岩发生重熔作用形成的产物,原始熔体源区遭受了俯冲沉积物熔体的改造。林后坝辉长岩和坪头山辉长岩具有基本一致的主微量元素和同位素组成,与典型E-MORB的组分特征类似,是与E-MORB源区类似的深部富集地幔物质上涌,并在减压条件下发生部分熔融而形成。花岩沟辉长闪长岩形成于与俯冲相关的岛弧环境,林后坝辉长岩和坪头山辉长岩属于俯冲洋壳板片发生板片回卷机制的岩浆响应。（3）碧口地块在～860-825 Ma依旧受控于持续俯冲伴随板片回卷的动力学体制。碧口地块长英质深成岩体白雀寺石英二长岩、八海河石英二长岩和石林沟二长花岗岩侵位年龄相似,形成于～860 Ma。麻柳铺花岗闪长岩侵位时限稍晚,形成时代为～825 Ma。白雀寺石英二长岩、八海河石英二长岩和石林沟二长花岗岩具有一致的同位素组分特征,二长花岗岩是石英二长岩熔体发生强烈分异结晶作用的产物。白雀寺石英二长岩和八海河石英二长岩属于典型的埃达克质岩,具有幔源特征的锆石Hf(εHf（t）=+4.8-+6.7)和全岩Nd同位素(εNd（t）=+1.7-+2.1)组成,属于俯冲板片回卷机制下,洋壳板片受到上涌软流圈地幔物质持续烘烤发生部分熔融,与上覆地幔楔橄榄岩相互作用形成的产物。麻柳铺花岗闪长岩为典型的I型花岗岩,具有富集的锆石Hf(εHf（t）=-15.0--10.9)及全岩Nd同位素(εNd（t）=-11.8--11.9)组成,是俯冲过程中幔源岩浆底侵致使碧口地块古老地壳物质发生重熔所形成,代表了碧口地块重要的古老物质再循环事件。（4）碧口地块持续的板片回卷触发了～845-760 Ma弧后伸展活动。碧口地块碧口群变质中-基性火山岩依据地球化学特征可以划分为Ⅰ组、Ⅱ组和Ⅲ组三种类型。Ⅰ组变质中-基性火山岩组分特征类似于IAB,形成于地幔楔橄榄岩的部分熔融,源区受到早期俯冲消减组分的交代;Ⅱ组变质基性火山岩与E-MORB的配分模式类似,源于上涌的深部富集地幔物质的部分熔融;Ⅲ组变质中-基性火山岩配分模式类似于OIB,源于深部软流圈地幔,岩浆演化过程中受到少量壳源组分的改造。碧口群变质酸性火山岩可以划分为Ⅰ组和Ⅱ组两种类型。Ⅰ组变质酸性火山岩具有变化范围较大的Mg O、Ni和Cr含量,源于中下地壳的重熔,岩浆演化中有幔源物质的加入;Ⅱ组变质酸性火山岩Mg O、Ni和Cr含量低,由碧口地块古老地壳发生重熔所形成。碧口群变质中-基性火山岩和变质酸性火山岩均属于碧口地块弧后伸展体制的岩浆响应。（5）碧口地块在～720 Ma构造-岩浆活动趋于沉寂,逐步过渡为板内裂陷的动力学体制。碧口地块横丹群碎屑沉积岩系是一套富集火山物质的沉积建造,具有近源沉积特征。碎屑锆石年代学的结果显示,下部白杨组和上部秧田坝组具有一致的最大沉积时限,约为720 Ma,表明横丹群属于新元古代早-中期快速堆积的沉积序列。横丹群整体具有类似的物源属性,白杨组和秧田坝组均显示出以新元古代（～915-720 Ma）为主并含有少量古元古代-中元古代（～2450-1750 Ma）年龄的碎屑锆石年龄谱系特征,显示碧口地块和邻近的扬子板块西北缘-西缘新元古代早期岩浆弧为主要物源区。横丹群白杨组和秧田坝组碎屑沉积岩具有相似的地球化学组成,组分特征与典型弧前盆地浊积岩相似。横丹群是碧口地块新元古代早-中期沉积盆地中发育的产物,沉积时限不早于～720 Ma。（6）综合上述最新研究成果以及区域已发表研究数据,提出碧口地块结晶基底形成于太古代-古元古代时期,认为碧口地块属于扬子板块西北缘早寒武纪构造单元。新元古代时期,碧口地块构造活动趋于活跃,演化过程主要包括以下四个阶段:新元古代早期（～880-860 Ma）俯冲板片回卷和岩浆弧逐步发展阶段;新元古代早期（～845-760Ma）俯冲作用持续进行、弧后伸展机制触发和弧后裂谷发育阶段;新元古代中期（～720Ma）构造体制转换和岩浆活动沉寂阶段;新元古代中-晚期岩浆作用停滞、裂陷-拗陷盆地发展和沉积盖层发育阶段。
黄玉凤[5]（2021）在《基岩对风化壳离子吸附型稀土矿形成的制约及机制》文中研究指明稀土元素在新能源、新材料等高新科技发展中不可或缺,尤其在航空航天、国防军工等领域具有不可替代的应用,因而被世界多国列为战略资源。21世纪以来,全球市场对稀土资源的需求与日俱增,国内外掀起了稀土矿床科学研究及勘查工作的新浪潮。离子吸附型稀土矿是我国独具特色的优势矿产,其重稀土资源储量占世界的80%以上,更提供了目前全球市场90%以上的重稀土矿产品,因而备受世人瞩目。近年来,国内离子吸附型稀土矿找矿工作取得了很多重大突破,如首次在宁都地区发现了变质岩风化壳离子吸附型稀土矿以及在上犹加里东期花岗岩风化壳中发现了轻、重稀土矿。因此,对离子吸附型稀土矿的研究又产生了新的问题,如不同类型成矿母岩（变质岩、花岗岩）风化成矿的差异及母岩对成矿的制约因素是什么?同类型母岩如何控制不同矿化类型（轻、重稀土）?相关问题的研究,对完善离子吸附型稀土矿床的成因理论以及指导离子吸附型稀土矿的找矿工作均具有重要意义。本论文以赣州宁都变质岩风化壳离子吸附型轻稀土矿、上犹花岗岩风化壳离子吸附型重稀土矿以及上犹花岗岩风化壳离子吸附型轻稀土矿三个典型矿床风化剖面为研究对象,对剖面的矿物学、岩石学、地球化学、地质年代学开展详细的分析,并进行模拟实验研究,查明了三个剖面基岩稀土元素赋存状态、风化特征以及对成矿的控制因素。通过对比,系统地总结了基岩的组成和结构等特征对风化壳中离子吸附型稀土矿形成的制约。本论文工作获得主要认识结论如下:1、查明了宁都浅变质岩风化壳稀土成矿特征及控矿因素（1）成矿母岩为变质细砂-粉砂岩,稀土平均含量约198μg/g,稀土主要赋存于（含）稀土矿物中。质量平衡计算表明,热液成因的水磷铈矿和REE-绿帘石中的稀土元素占全岩的62.6%。因此,热液蚀变对变质岩稀土元素含量和赋存状态的改变是变质岩风化成矿的关键。（2）变质岩的低渗透率导致风化壳发育程度较弱。风化壳中黏土矿物主要为伊利石、高岭石、水黑云母,黏土矿物的组成及演化控制了风化壳p H值。在低渗透率和p H值共同作用下,稀土矿体常就位于风化壳浅部,矿体层稀土平均含量约962μg/g,浸出率约75%。（3）风化壳中轻、重稀土元素分异较弱,风化壳下部（半风化层）稀土元素分异受矿物的差异溶解控制;风化壳上部（全风化层及红土层）稀土分异受黏土矿物对轻重稀土的差异吸附控制;剖面中Ce异常受氧化还原条件控制。2、查明了上犹复式花岗岩风化壳中轻、重稀土成矿特征及控矿因素（1）上犹复式岩体风化壳中轻、重稀土矿的形成主要受基岩稀土配分特征控制。上犹复式岩体中的早期侵入体风化形成轻稀土矿,晚期侵入体风化形成重稀土矿,而两期侵入体分别以富轻稀土、重稀土为特征,故在各自风化壳中分别形成轻、重稀土矿。因此,上犹复式岩体晚期侵入体风化壳是寻找离子吸附型重稀土矿的重要靶区。（2）上犹复式岩体晚期侵入体局部经历较强的热液蚀变作用,造成全岩稀土含量显着降低,并改变了原岩含稀土矿物组成,使易风化的磷灰石转变为难风化磷钇矿、独居石。因此,该地区热液蚀变不利于离子吸附型稀土矿的形成。（3）富重稀土剖面风化强,矿体位于4～9 m,稀土平均含量为439μg/g,浸出率约为65%～80%;富轻稀土剖面风化弱,富集层位于0～6 m,稀土平均含量为328μg/g,浸出率约为67.8%～87.5%。稀土元素的分异主要受黏土矿物吸附作用影响,在风化壳上部相对富集轻稀土,下部相对富集重稀土。3、对比并总结了母岩特征对离子吸附型稀土矿形成的制约（1）基岩稀土含量是风化成矿的基础。基岩中稀土元素组成特征控制其风化壳中稀土矿化类型,富重稀土的基岩风化形成离子吸附型重稀土矿,富轻稀土的母岩风化则形成离子吸附型轻稀土矿。（2）热液蚀变作用直接影响基岩稀土元素含量及（含）稀土矿物组合。一方面热液可以带入或带出稀土;另一方面热液可以将难风化的稀土矿物转变为易风化的稀土矿物,也可以使易风化的稀土矿物转变为难风化的稀土矿物。从而很大程度上影响基岩风化形成离子吸附型稀土矿的潜力。（3）基岩的结构特征影响其风化壳的渗透系数,进而影响风化壳的风化程度、黏土矿物组成以及矿体在风化壳中的富集层位。
甘保平[6]（2021）在《敦煌地块古生代岩浆作用及其对中亚造山带构造演化的响应》文中提出敦煌地块位于塔里木克拉通和华北克拉通的衔接部位,为中亚造山带南缘具有前寒武纪变质基底的一个微陆块。敦煌地块在古生代经历了多期次、多阶段的构造演化过程,并形成了一些复杂的岩浆-变质杂岩,被认为与古亚洲洋南部俯冲-闭合过程中相关的造山事件密切有关,且其中的花岗质岩浆的成因和动力学机制对于揭示敦煌地块大陆地壳的演化和中亚造山带南缘的构造演化过程等均具有十分重要的地质意义。本论文在已有研究基础上,通过野外地质调研,选取敦煌地块北部的古生代花岗质岩石为研究对象,开展系统的岩相学、岩石学、锆石U-Pb年代学、主微量元素地球化学、矿物地球化学以及同位素地球化学（Sr-Nd-Pb-Hf）研究,试图揭示研究区古生代岩浆活动的时空分布规律,阐明古生代不同时期的岩石单元的成因机制、构造背景及深部动力学过程,从而为探讨敦煌地块古生代地壳演化和中亚造山带南缘的构造演化过程提供了依据,且取得了以下几点认识:（1）在敦煌地块东北部梁湖-小宛-大坡口子地区识别出了一套寒武纪花岗岩,锆石U-Pb年代学结果表明其侵位年龄约为510±2 Ma,为目前报道敦煌地区古生代时期最古老的深成侵入体。地球化学特征表明其属于准铝质、钙碱性I型花岗岩,具有正的εHf（t）值（+11.0～+14.7）和εNd（t）值（+2.3～+5.6）,对应的模式年龄分别为754～520 Ma和970～740 Ma,以及高的放射性成因Pb同位素特征,表明岩浆起源于新生地壳的部分熔融作用,并有少量地幔物质的加入。其中的大坡口子细粒花岗岩具有埃达克质岩石的地球化学特征,如Sr=730–733 ppm,Y=1.84–1.93 ppm和Yb=～0.21 ppm,Sr/Y=380–398,属于加厚的新生地壳（至少大于40 km的地壳深度）部分熔融的产物。结合区域地质,本研究认为敦煌地块中这些寒武纪岩体形成于一个大陆弧的构造背景,为古亚洲洋南缘俯冲作用相关岩浆事件的产物,推测古亚洲洋南缘的初始俯冲时间可能发生于早寒武世。（2）敦煌地块奥陶和志留纪的岩浆岩主要出露在北部瓜州南地区,以梁湖石英闪长岩和十工二长花岗岩为代表,锆石U-Pb定年结果表明其侵位年龄分别为455±3 Ma和431±3 Ma。地球化学特征表明二者都属于准铝质、钙碱性I型花岗岩类岩石,且具有高Sr和低Y含量,以及高的Sr/Y比值,指示具有埃达克质岩石的属性。石英闪长岩具有负的εNd（t）值（-1.3～-3.2）和正的εHf（t）值（+3.8～+8.0）,对应的模式年龄分别为1120～1090 Ma和1165～906 Ma,较高的Mg O-Cr-Ni含量和Mg#值以及Ba/La和La/Sm比值,表明其岩浆可能起源于俯冲板片（沉积物熔体+流体）部分熔融作用,随后与上覆地幔楔内的橄榄岩发生相互作用,后续在上升过程中同化了地壳物质,形成于俯冲相关的构造背景。二长花岗岩具有负的εNd（t）值（-3.6）和正到负且变化较大的εHf（t）值（-2.5～+3.0）,对应的模式年龄分别为1320 Ma和1197～547 Ma,低的Mg O,Mg#值以及Cr-Ni-Co含量,表明其岩浆源区是由加厚的新生地壳和中元古代地壳物质混合而成,并且伴有少量的地幔物质参与,属于同碰撞构造背景下的岩浆产物。通过地壳厚度的初步估算,结果显示敦煌地块早志留世地壳厚度可高达50～55 km,推测是由古亚洲洋俯冲过程中幔源岩浆底侵以及后续敦煌地块和北山造山带最南部石板山地体大约在440～430 Ma发生碰撞所致。（3）敦煌地块泥盆纪花岗岩类主要分布在三危山-东水沟-蘑菇台地区,其中东水沟岩体为复式岩体,由石英闪长岩-花岗闪长岩-黑云母花岗岩组成,锆石U-Pb年代学结果表明其侵位年龄为390～380 Ma,侵入花岗闪长岩中的晚期英安斑岩形成年龄为367±4Ma。早期石英闪长岩-花岗闪长岩和晚期侵入体英安斑岩具有岛弧岩浆的地球化学特征,属于中-高钾、钙碱性、准铝质岩系,其中石英闪长岩-花岗闪长岩具有正的εNd（t）值（-0.73～+0.38）和εHf（t）值（+3.12～+10.7）,对应的模式年龄分别为1.12～1.04 Ga和1.15～0.83 Ga,以及显示下地壳属性的Pb同位素组成。这些岛弧岩浆岩均被认为是在镁铁质幔源岩浆底侵作用下,诱发新生玄武质下地壳部分熔融作用的产物。黑云母花岗岩具有高Sr,低Y含量以及高的Sr/Y比值,表明具有埃达克质岩石的属性。此外,它们还具有高的Cr-Ni含量和Mg#值,正的εNd（t）值（+3.0）,负到正且变化较大的εHf（t）值（-3.67～+12.2,大部分大于0）,对应的模式年龄分别为1.34～0.57 Ga和0.82 Ga,以及低的Pb同位素组成,这些特征表明其可能起源于俯冲板片的部分熔融作用,随后与上覆地幔楔橄榄岩发生相互作用,并且岩浆上升期间可能受到一定程度的中元古代地壳的混染。（4）本研究从三危山-黄水沟北地区敦煌群中厘定出了450～440 Ma的片麻状英云闪长岩（属于第二、三岩组）和368±3 Ma的酸性火山岩（属于第四岩组）。片麻状英云闪长岩具有岛弧岩浆的特征,显示相对富集大离子亲石元素（如Rb,Ba,U和Pb）,亏损高场强元素（如Nb,Ta和Ti）的特征,具有变化范围较大的εHf（t）值（-9.7～+10.4）,表明岩浆起源于新生地壳物质和古老地壳物质的部分熔融作用。三危山酸性火山岩有负的εHf（t）值（-5.6～-1.9）,古元古代的模式年龄（平均年龄为1640 Ma）,指示岩浆起源于古老下地壳物质的熔融。结合已有的研究,表明敦煌群可能最晚形成于晚泥盆世（～368Ma）,并非之前所认为的形成于1.95～1.83 Ga。（5）综合已有的研究,本论文认为敦煌地块属于中亚造山带南部的一个具有太古代-古元古代变质结晶基底微陆块。在早寒武世沉积盖层形成之后,在古生代乃至中生代其遭受了古亚洲洋南部俯冲-增生造山作用过程的强烈改造,使其地壳发生活化,在整个敦煌地区形成了广泛的寒武纪-二叠纪岩浆岩和晚奥陶世-泥盆纪变质岩。其中古生代岩浆作用大致可划分为六期:中寒武世（～510 Ma）,晚奥陶世-早志留世（～440 Ma）,早泥盆世（～410 Ma）,晚泥盆世（390～360 Ma）,中石炭世（～335 Ma）,中-晚二叠世（～250～280 Ma）,这些时代所发育的岩浆岩大部分属于富钠、钙碱性、准铝质-弱过铝质的I型花岗质岩石系列。敦煌地块经历了早古生代俯冲-碰撞造山过程和晚古生代俯冲-碰撞-伸展的两期构造演化过程,并在志留纪和石炭纪发生了两次地壳增厚事件（厚度达50～55 km）。此外,敦煌地块小宛地区和三危山地区分别属于寒武纪和泥盆纪时期的岩浆弧,该弧岩浆作用可能对敦煌地块北部古生代的地壳生长起了重要作用,而敦煌地块南部晚志留世-石炭纪岩浆作用事件主要以古老地壳再造为主。
张金国[7]（2021）在《华夏造山带龙泉俯冲增生杂岩研究》文中认为华夏地块是华南大陆的重要组成部分,但华夏地块的构造属性是古陆块还是造山带一直存在着争议,这直接涉及到扬子陆块与华夏地块何时碰撞拼贴等华南重大地质问题。在华夏地块北部,浙南地区出露的原“龙泉岩群”变质岩以往被认为是华夏地块的前寒武纪古老变质基底,但近年来的地质调查研究表明,其可能为不同时代、不同构造环境的新元古代-早古生代火成岩和沉积岩等于加里东期共同变质形成的。为此,本学位论文选择龙泉地区的龙泉岩群及侵入其中的龙泉岩体作为研究对象,在前人研究基础上,开展了变质岩原岩形成与变质时代研究、原岩恢复和原岩构造环境判别等研究,以进一步厘定龙泉岩群原岩时代及其构造意义。锆石U-Pb年代学研究表明:四件龙泉岩群变沉积岩最年轻碎屑锆石年龄分别为618Ma,620Ma,570Ma和549Ma,表明变沉积岩原岩应形成于新元古代-早古生代。其年龄谱具有多峰值特点,特别是具有明显的Grenville和泛非期的峰值,反映了其源区与冈瓦纳大陆的亲缘性。龙泉岩群变基性岩原岩应形成于529～480 Ma,变质时代为～400Ma。侵入龙泉岩群的龙泉岩体形成年龄为～400Ma。岩相学及地球化学特征分析表明,“龙泉岩群”变沉积岩原岩为杂砂岩或粘土岩构成的类复理石建造,形成于活动大陆边缘环境;变基性岩岩块的原岩包括岛弧玄武岩、洋中脊玄武岩和洋岛玄武岩三类。龙泉岩体岩性包括奥长花岗岩、英云闪长岩、花岗闪长岩等,具有与TTG相似的地球化学特征,表明其形成与俯冲作用相关。“龙泉岩群”主体是遭受区域韧性剪切作用的基质变沉积岩,原岩属类复理石建造,其中包裹变基性岩、硅质岩和大理岩等岩块,变基性岩块包括岛弧玄武岩、洋中脊玄武岩和洋岛玄武岩三种,由于俯冲碰撞-增生作用,这些来自不同构造位置的残片,混杂到类复理石质基质中,“龙泉岩群”的构造属性应为俯冲增生杂岩;与俯冲作用相关的TTG岩套的存在,表明早古生代龙泉地区还存在洋陆俯冲作用,华夏地块直至早古生代还未拼合成统一的陆块。
付翔[8]（2021）在《郯庐断裂带南段肥东地区中酸性岩成因及对区域隆升指示》文中研究指明郯庐断裂带南段肥东地区属扬子陆块北缘,广泛发育有新元古代和晚中生代的中酸性侵入岩,分别为新元古时期扬子陆块与华夏陆块的拼合和郯庐断裂晚中生代的构造-岩浆活化的产物。本文在对肥东地区岩浆岩进行详细地质调查基础上,对区内不同时代的代表性中酸性岩体开展了锆石U-Pb定年、Hf同位素示踪,全岩主微量研究,据此探讨了他们的成因及成岩背景。对岩浆岩的锆石、磷灰石开展了（U-Th）/He低温热年代学工作,据此解译了该地区晚中生代以来垂向上抬升-剥蚀的历史。肥东地区西山驿复式岩体位于研究区中部,主要组成岩性包括花岗片麻岩和花岗闪长岩。锆石U-Pb定年结果表明花岗片麻岩形成时间为809±5Ma,属新元古代中期。全岩地球化学及锆石Hf同位素结果显示,花岗片麻岩为富硅、富钾、过铝质岩石,具有富集LILE和LREE,亏损HFSE,Eu负异常明显的“弧”微量元素特征,岩石类型上属造山作用后伸展背景下的A2型花岗岩。高度富集、均一的锆石Hf同位素组成(εHf（t）=-17.46～-13.56,avg.=-15.29;tDM2=2545-2792Ma)以及接近地壳范围的高场强元素Nb/Ta比值（～14.9）,指示岩浆源区为太古代古老陆壳,以上特征显示肥东地区存在新元古代为弧环境的岩浆活动。肥东地区西山驿复式岩体内花岗闪长岩和尖山花岗岩的锆石U-Pb定年结果表明其成岩时代分别为124±3Ma和130±1Ma,形成于早白垩纪世,与中国东部岩石圈大规模的减薄对应。西山驿花岗闪长岩和尖山花岗岩主量元素显示二者属过铝质、高钾钙碱性岩石,Ti O2和P2O5随Si O2升高而持续降低,指示岩浆演化过程中存在富含P或Ti矿物（包括磷灰石、钛铁矿和榍石等）分离结晶。微量元素显示,两者均显示出富集的LILE和LREE,亏损HFSE,Eu负异常不明显（avg.δEu=0.99）,以及高Sr/Y、La/Yb值,低Mg O、Mg#、Cr、Ni值等地球化学特征,表明两者均为低镁埃达克质岩,源于为加厚下地壳部分熔融。同时,西山驿复式岩体中花岗闪长岩和尖山花岗岩中发育大量的继承锆石,U-Pb定年显示其峰值分别为2.07Ga和1.94Ga,结合Hf同位素结果,显示肥东地区晚中生代中酸性岩浆的源区为华北板块下地壳基底。肥东地区西山驿复式岩体中花岗片麻岩锆石（高程～230m）和尖山花岗岩（高程～80m）锆石、磷灰石（U-Th）/He测年显示,花岗片麻岩锆石（U-Th）/He年龄为122±7Ma,花岗岩锆石、磷灰石（U-Th）/He年龄分别为101±6Ma和78±5Ma,结合尖山花岗岩的锆石U-Pb定年（130Ma）结果和各自同位素体系的平均封闭温度反演得到,肥东地区的热历史主要分为四个阶段:第Ⅰ阶段（～130Ma）为快速冷却阶段,主要与岩体侵位有关;第Ⅱ阶段（123-102Ma）为缓慢冷却阶段,隆升速率为7.14m/My,冷却速率为0.21°C/My,郯庐断裂带的活动主要以左行平移为主;第Ⅲ阶段（101-78Ma）为为快速冷却阶段,隆升速率为166.7m/My,冷却速率为5°C/My,中国东部在白垩世末期,表现为统一的挤压构造事件,可能与西太平洋板块再次向NNW方向低角度俯冲对应;第Ⅳ阶段（78-0Ma）,肥东地区趋于稳定。
徐春辉[9]（2020）在《辽宁本溪地区三维地质结构特征与BIF铁矿分布规律》文中研究表明辽宁本溪地区位于中朝准地台胶辽台隆太子河-浑江台陷内,是我国条带状铁矿（BIF）的重要产地,具有悠久的铁矿勘探和开采史,已探明资源储量在我国同类型已探明储量中占较大比重。近年来随着我国经济的快速发展该区现已探明铁矿资源储量已难以满足经济发展的需求,矿山企业和科研工作者逐渐将资源找矿的目标由地表转入地下,发掘第二找矿空间矿床资源逐渐成为矿床资源开发的主要趋势。当前矿山企业和科研机构已掌握大量的地质、地球物理、地球化学、遥感等地学数据,如何通过的科学的空间分析技术挖掘这些数据背后隐藏的矿产资源,为矿产资源的空间预测提供科学依据,已成为地学工作者亟待解决的科学问题。论文采用分区块的三维地质研究方法,在对研究区内地层、矿床、构造等地质数据的综合分析基础上结合非震地球物理剖面数据（重力、地磁、大地电磁）和区域重、磁数据处理和解释,完成了本溪地区的深部地质结构调查。采用以剖面为主,地表产状和野外观测为辅,钻孔验证为约束的基于剖面的分块三维建模方法,建立了本溪地区地下三维地质模型。揭示了本溪地区的深部地质结构和BIF铁矿空间分布规律,阐述了深部地质结构与BIF铁矿展布的空间关系,找出了侵入岩体、褶皱、断裂等后期地质构造活动对铁矿空间发育分布的影响,指出了深部找矿的靶区。论文主要取得了如下的研究成果和认识:（1）提出了以地质模式为指导、多级剖面约束、分区块调查与研究、统一集成、逐步完善的三维地质研究思路;分别建立了以研究方法和模型为中心的三维地质研究流程。为矿集区的三维地质研究提供了可行的参考方案。（2）设计了5条穿过研究区的主干剖面并测量了剖面上的非震地球物理数据,使用反演软件对剖面上的重、磁、电数据进行反演,绘出5条非震地球物理剖面,对非震剖面进行综合解释,得出主干剖面上的深部地质结构。应用反演软件以区域重、磁数据为基础,主干剖面为约束,对将研究区均匀等分的12条重、磁联合反演剖面进行重、磁联合反演与综合解释,得出重、磁联合反演剖面上的深部地质结构。（3）使用基于剖面的三维建模方法,以剖面为主,DEM数据、钻孔数据、产状数据等为辅,结合地层、矿床、构造等地质资料,建立了本溪地区的地下三维地质模型,阐述了本溪地区的深部地质结构。将本溪地区的深部地质结构依据特征的不同划分为以古元古界为主型、燕山期花岗岩侵入型和太古代结晶基底和沉积盖层双层结构型三大类以及六个小类。根据本溪地区的深部地质结构类型将本溪地区划分为龙岗地块、辽吉裂谷、辽吉裂谷和龙岗地块的过渡带三个大的深部构造单元六个小的深部构造单元。本溪地区的铁矿空间分布与深部地质结构间存在重要关系。（4）建立了本溪地区主要铁矿的三维空间模型,结合该区的深部地质结构,指出了本溪地区铁矿空间展布的规律:本溪地区的铁矿以NW向走向为主;由南向北盖层逐渐变薄遭受的剥蚀逐渐增强;北部地区含铁建造多表现为复式褶皱,南部地区铁矿含铁建造多表现为板状。本溪地区铁矿现有空间展布是后期褶皱、断裂、岩体侵入等地质构造活动综合地质作用的结果。褶皱和断裂改变铁矿的空间形态,影响铁矿的发育规模同时还能促进富铁矿的形成。岩体侵入一方面对含铁建造造成了侵蚀影响了铁矿的规模,另一方面因岩体侵入提供的热液与贫铁矿产生交代反应促成富铁矿的发育。（5）指出深部找矿远景区,根据本溪地区的深部地质结构及铁矿空间展布规律,结合区域重、磁异常推测在研究区东部本溪田师傅盆地新元古-古生代沉积盖层下埋藏有太古宙BIF隐伏铁矿,深部找矿远景好。
李衣鑫,康志强,刘汉栋,王巧云[10]（2020）在《山东昌邑-安丘铁成矿带BIF铁矿地球化学及矿床成因》文中进行了进一步梳理昌邑-安丘地区位于华北板块东缘的胶北隆起西南部, BIF铁矿赋存于古元古代粉子山群变质岩中。以昌邑-安丘地区BIF铁矿为关注点,通过矿床地质、地球化学研究,揭示昌邑-安丘地区古元古代BIF铁矿的地质特征,探讨其矿床成因和成矿物质来源。该区矿体呈透镜状、似层状,以角闪磁铁石英岩为主要矿石类型,变质程度为绿片岩相-低角闪岩相。铁矿石富含SiO2（36.27%～46.83%）和TFe2O3（38.92%～55.35%）,SiO2+TFe2O3变化于83.57%～95.60%（平均91.34%）,含较高Al2O3（平均2.13%）、TiO2（平均0.12%）;富含Th、Hf等高场强元素。根据矿石及围岩含较多铁铝榴石等富铝矿物以及ACFM图解的特征,可以判断原岩成分为胶体化学沉积但有较多碎屑或泥质物质加入。与PAAS相比,轻稀土元素亏损、高Y/Ho值以及La和Y正异常表明铁矿沉淀于海相环境,而高的SiO2/Al2O3、Ti/V值,高Cr、Co、Ni和Zn含量以及Eu正异常等显着特征,均表明成矿物质来源于火山热液和海水的混合溶液。CaO/（CaO+MgO）值（平均0.49）较低、Eu/Eu*值（平均1.74）<1.8,比Algoma型铁矿小,推测昌邑-安丘地区BIF铁矿可能形成于远离扩张洋中脊或者火山喷口的位置,并且在形成过程中的高温热液对成矿物质的贡献较少,可能属于Superior型铁矿。与华北克拉通太古宙BIF相比,昌邑-安丘地区铁矿是有较多陆源碎屑物质参与的条带状铁矿床。
二、试论冀东地区前震旦纪变质岩系中某些石榴石的成因问题（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、试论冀东地区前震旦纪变质岩系中某些石榴石的成因问题（论文提纲范文）
（1）华北地区成矿单元划分（论文提纲范文）
| 1 成矿区带划分 |
| 2 成矿区带特征及成矿规律 |
| 2.1 觉罗塔格-黑鹰山Cu-Ni-Fe-Au-Ag-Mo-W-石膏-硅灰石-膨润土-煤成矿带（Ⅲ-8) |
| 2.2 磁海-公婆泉Fe-Cu-Au-Pb-Zn-W-Sn-Rb-V-U-磷成矿带（Ⅲ-14) |
| 2.3 河西走廊Fe-Mo-Ni-萤石-盐类-凹凸棒石-石油成矿带（Ⅲ-20) |
| 2.4 东乌珠穆沁旗-嫩江Cu-Mo-Pb-Zn-U-Au-W-Sn-Cr成矿带（Ⅲ-48) |
| 2.5 白乃庙-锡林郭勒Fe-Cu-Mo-Pb-Zn-U-Mn-Cr-Au-Ge-煤-天然碱-芒硝成矿带(Ⅲ-49) |
| 2.6 突泉-翁牛特Pb-Zn-Ag-Cu-Fe-Sn-REE成矿带（Ⅲ-50) |
| 2.7 阿拉善（隆起）Cu-Ni-Pt-Fe-REE-磷-石墨-芒硝-盐类成矿带（Ⅲ-18) |
| 2.8 华北陆块北缘东段Fe-Cu-Mo-Pb-Zn成矿带（Ⅲ-57) |
| 2.9 华北陆块北缘西段Au-Fe-Nb-REE-Cu-Pb-Zn-Ag-Ni-Pt-W-石墨-白云母成矿带（Ⅲ-58) |
| 2.1 0 鄂尔多斯西缘Fe-Pb-Zn-磷-石膏-芒硝成矿带（Ⅲ-59) |
| 2.1 1 鄂尔多斯（盆地）U-石油-天然气-煤-盐类成矿区（Ⅲ-60) |
| 2.1 2 山西（断隆）Fe-铝土矿-石膏-煤-煤层气成矿带（Ⅲ-61) |
| 2.1 3 华北盆地(断坳)石油天然气成矿带（Ⅲ-62) |
| 2.1 4 华北陆块南缘Au-Mo-W-Pb-Zn-Ag-Fe-Cu-U-萤石-重晶石-磷-铝土矿-耐火粘土-硫铁矿-煤成-石油-天然气成矿区（Ⅲ-63) |
| 2.1 5 鲁西（断隆）Fe-Cu-Au-铝土矿-煤-金刚石成矿区（Ⅲ-64) |
| 2.16胶东(次级隆起)Au-Fe-Mo-菱镁矿-滑石-石墨成矿带（Ⅲ-65) |
| 2.17东秦岭Fe-Au-Ag-Mo-Cu-Pb-Zn-Sb-非金属成矿带（Ⅲ-66) |
| 2.17桐柏-大别-苏鲁Au-Ag-Mo-Pb-Zn-Fe-Cu-萤石-金红石-白云母-石墨成矿带（Ⅲ-67) |
| 3 结论 |
（3）川西甲基卡伟晶岩型锂矿床岩浆—热液演化与成矿的矿物学示踪（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.3 研究内容与技术路线 |
| 1.4 项目依托及完成实物工作量 |
| 1.5 创新性成果 |
| 第二章 区域及矿田地质概况 |
| 2.1 区域地质背景 |
| 2.2 矿田地质概况 |
| 第三章 分析测试方法 |
| 3.1 电子探针分析方法 |
| 3.2 矿物化学计算方法 |
| 第四章 134 号(IV类型)伟晶岩脉的岩浆-热液演化 |
| 4.1 结构分带及岩相学 |
| 4.2 矿物学特征 |
| 4.3 134 号脉岩浆-热液演化过程及熔-流体性质 |
| 4.4 134 号脉内部分带的形成及成岩成矿 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 308 号(II-III-IV类型)伟晶岩脉的岩浆-热液演化 |
| 5.1 结构分带及岩相学 |
| 5.2 矿物学特征 |
| 5.3 矿物化学对熔体和流体性质的限制 |
| 5.4 甲基卡308 号伟晶岩脉岩浆-热液演化及成矿 |
| 5.5 小结 |
| 第六章 甲基卡其他伟晶岩脉的岩浆-热液演化 |
| 6.1 668 号脉 |
| 6.2 528 号脉 |
| 6.3 104 号脉 |
| 6.4 33和34 号脉 |
| 6.5 小结 |
| 第七章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 个人简历 |
（4）扬子西北缘碧口地块新元古代构造演化（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景及研究意义 |
| 1.2 研究现状及存在问题 |
| 1.2.1 Rodinia超大陆重建 |
| 1.2.2 扬子板块新元古代构造演化 |
| 1.2.3 碧口地块研究现状及存在问题 |
| 1.3 研究内容及研究思路 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究思路 |
| 1.4 分析测试方法 |
| 1.4.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学分析 |
| 1.4.2 全岩主微量元素分析 |
| 1.4.3 全岩Sr和Nd同位素分析 |
| 1.4.4 MC-ICP-MS锆石Lu-Hf同位素分析 |
| 1.5 完成的工作量 |
| 第二章 区域构造格架 |
| 2.1 扬子板块前寒武纪构造格架 |
| 2.2 扬子板块太古代-古元古代岩石单元 |
| 2.2.1 扬子板块北缘 |
| 2.2.2 南秦岭构造带 |
| 2.2.3 扬子板块西北缘 |
| 2.2.4 扬子板块西缘 |
| 2.3 扬子板块中元古代岩石单元 |
| 2.3.1 扬子板块北缘 |
| 2.3.2 扬子板块西北缘 |
| 2.3.3 扬子板块西缘 |
| 2.4 扬子板块新元古代早期岩石单元 |
| 2.4.1 扬子板块北缘 |
| 2.4.2 南秦岭构造带 |
| 2.4.3 扬子板块西北缘 |
| 2.4.4 扬子板块西缘 |
| 2.4.5 江南造山带 |
| 2.5 扬子板块新元古代中-晚期岩石单元 |
| 第三章 碧口地块地质概况 |
| 3.1 碧口地块构造格架 |
| 3.2 碧口地块物质组成 |
| 3.2.1 鱼洞子杂岩地质特征 |
| 3.2.2 碧口群地质特征 |
| 3.2.3 横丹群地质特征 |
| 3.2.4 深成岩体地质特征 |
| 3.2.5 沉积盖层地质特征 |
| 第四章 太古代-古元古代鱼洞子杂岩同位素年代学及地球化学 |
| 4.1 野外地质及岩石学特征 |
| 4.2 鱼洞子杂岩同位素年代学 |
| 4.2.1 奥长花岗质片麻岩 |
| 4.2.2 角闪斜长片麻岩 |
| 4.2.3 花岗片麻岩 |
| 4.2.4 斜长角闪岩 |
| 4.3 鱼洞子杂岩地球化学 |
| 4.3.1 奥长花岗质片麻岩 |
| 4.3.2 角闪斜长片麻岩 |
| 4.3.3 花岗片麻岩 |
| 4.4 鱼洞子杂岩成因探讨 |
| 4.4.1 鱼洞子杂岩演化时限 |
| 4.4.2 奥长花岗质片麻岩岩石成因 |
| 4.4.3 角闪斜长片麻岩岩石成因 |
| 4.4.4 花岗片麻岩岩石成因 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 新元古代早期碧口群变质火山岩地球化学及成因背景 |
| 5.1 野外地质及岩石学特征 |
| 5.2 碧口群变质火山岩地球化学 |
| 5.2.1 变质中-基性火山岩 |
| 5.2.2 变质酸性火山岩 |
| 5.3 碧口群变质火山岩成因探讨 |
| 5.3.1 变质中-基性火山岩岩石成因 |
| 5.3.2 变质酸性火山岩岩石成因 |
| 5.4 小结 |
| 第六章 新元古代早-中期横丹群同位素年代学及地球化学 |
| 6.1 野外地质及岩石学特征 |
| 6.2 横丹群碎屑岩同位素年代学 |
| 6.3 横丹群碎屑岩地球化学 |
| 6.4 横丹群碎屑岩盆地属性探讨 |
| 6.4.1 沉积时限 |
| 6.4.2 物质源区化学属性 |
| 6.4.3 碎屑锆石物源分析 |
| 6.4.4 沉积盆地构造背景 |
| 6.5 小结 |
| 第七章 新元古代早期镁铁质岩体同位素年代学及地球化学 |
| 7.1 野外地质及岩石学特征 |
| 7.2 镁铁质岩体同位素年代学 |
| 7.2.1 花石沟辉长闪长岩 |
| 7.2.2 林后坝辉长岩 |
| 7.2.3 坪头山辉长岩 |
| 7.3 镁铁质岩体地球化学 |
| 7.3.1 花石沟辉长闪长岩 |
| 7.3.2 林后坝、坪头山辉长岩 |
| 7.4 镁铁质岩体成因探讨 |
| 7.4.1 镁铁质岩体形成时限 |
| 7.4.2 花石沟辉长闪长岩岩石成因 |
| 7.4.3 林后坝、坪头山辉长岩岩石成因 |
| 7.5 小结 |
| 第八章 新元古代早期长英质岩体同位素年代学及地球化学 |
| 8.1 野外地质及岩石学特征 |
| 8.2 长英质岩体同位素年代学 |
| 8.2.1 白雀寺石英二长岩 |
| 8.2.2 八海河石英二长岩 |
| 8.2.3 石林沟二长花岗岩 |
| 8.2.4 麻柳铺花岗闪长岩 |
| 8.3 长英质岩体地球化学 |
| 8.3.1 白雀寺、八海河石英二长岩 |
| 8.3.2 石林沟二长花岗岩 |
| 8.3.3 麻柳铺花岗闪长岩 |
| 8.4 长英质岩体成因探讨 |
| 8.4.1 长英质岩体形成时限 |
| 8.4.2 石英二长岩-花岗闪长岩-二长花岗岩成因联系 |
| 8.4.3 石英二长岩-二长花岗岩岩石成因 |
| 8.4.4 花岗闪长岩岩石成因 |
| 8.5 小结 |
| 第九章 讨论 |
| 9.1 碧口地块前寒武纪关键地质事件构造-年代学格架 |
| 9.1.1 新太古代–古元古代——早期地壳形成及演化期 |
| 9.1.2 新元古代早期——地壳快速增生及构造活动期 |
| 9.2 碧口地块前寒武纪关键地质单元动力学意义 |
| 9.2.1 鱼洞子杂岩对动力学背景的约束 |
| 9.2.2 镁铁质-长英质岩体对动力学背景的约束 |
| 9.2.3 碧口群对动力学背景的约束 |
| 9.2.4 横丹群对动力学背景的约束 |
| 9.3 碧口地块新元古代构造演化过程 |
| 第十章 结论与展望 |
| 10.1 主要进展与结论 |
| 10.2 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 攻读博士学位期间取得的科研成果 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（5）基岩对风化壳离子吸附型稀土矿形成的制约及机制（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题依据及意义 |
| 1.2 离子吸附型稀土矿概述 |
| 1.2.1 离子吸附型稀土矿的发现与命名 |
| 1.2.2 离子吸附型稀土矿的分布 |
| 1.2.3 离子吸附型稀土矿的工业指标及储量规模划分 |
| 1.3 离子吸附型稀土矿研究现状 |
| 1.3.1 成矿母岩研究 |
| 1.3.2 风化过程及风化壳特征 |
| 1.3.3 风化过程稀土元素的迁移-富集-分异特征 |
| 1.3.4 稀土元素迁移-富集-分异影响因素 |
| 1.3.5 稀土元素赋存状态 |
| 1.4 研究内容、技术路线及论文工作情况 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 技术路线 |
| 1.4.3 论文工作量 |
| 第2章 研究区地质、地理背景 |
| 2.1 区域地质背景 |
| 2.1.1 区域变质沉积地层 |
| 2.1.2 区域岩浆岩 |
| 2.1.3 区域岩浆岩、变质沉积地层稀土元素丰度 |
| 2.2 区域地理概况 |
| 2.3 研究区风化壳与离子吸附型稀土矿 |
| 第3章 样品采集和实验方法 |
| 3.1 样品采集 |
| 3.2 样品处理和测试方法 |
| 第4章 宁都变质岩风化壳离子吸附型轻稀土矿 |
| 4.1 变质岩基岩特征 |
| 4.1.1 岩相学特征 |
| 4.1.2 (含)稀土矿物特征 |
| 4.1.3 水磷铈矿物相鉴定 |
| 4.1.4 稀土元素赋存状态 |
| 4.1.5 地球化学特征 |
| 4.2 变质岩风化壳特征 |
| 4.2.1 矿物组成特征 |
| 4.2.2 主微量、CIA、pH变化规律 |
| 4.2.3 稀土元素赋存状态 |
| 4.3 成矿特征及控矿因素 |
| 4.3.1 成矿特征 |
| 4.3.2 控矿因素 |
| 4.4 本章小结 |
| 第5章 上犹花岗岩风化壳离子吸附型重稀土矿 |
| 5.1 重稀土基岩特征 |
| 5.1.1 岩相学特征 |
| 5.1.2 (含)稀土矿物特征 |
| 5.1.3 地球化学特征 |
| 5.1.4 锆石U-Pb年龄 |
| 5.1.5 基岩与两期侵入体关系 |
| 5.2 重稀土风化壳特征 |
| 5.2.1 矿物组成特征 |
| 5.2.2 主微量、CIA、pH变化规律 |
| 5.2.3 稀土元素赋存状态 |
| 5.3 母岩特征对成矿的制约及风化壳稀土富集分异控制因素 |
| 5.3.1 母岩对重稀土成矿的制约 |
| 5.3.2 风化壳稀土富集分异控制因素 |
| 5.4 本章小结 |
| 第6章 上犹花岗岩风化壳离子吸附型轻稀土矿 |
| 6.1 轻稀土基岩特征 |
| 6.1.1 岩相学特征 |
| 6.1.2 (含)稀土矿物特征 |
| 6.1.3 地球化学特征 |
| 6.1.4 基岩与两期侵入体关系 |
| 6.2 轻稀土风化壳特征 |
| 6.2.1 矿物组成特征 |
| 6.2.2 主微量、CIA、pH变化规律 |
| 6.2.3 稀土元素赋存状态 |
| 6.3 母岩特征对成矿的制约及风化壳稀土富集分异控制因素 |
| 6.3.1 母岩对成矿的制约 |
| 6.3.2 风化壳稀土富集分异特征及控制因素 |
| 6.4 本章小结 |
| 第7章 结论与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 主要特色与创新之处 |
| 7.3 不足之处及展望 |
| 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 |
（6）敦煌地块古生代岩浆作用及其对中亚造山带构造演化的响应（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 前言 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 大陆地壳生长与花岗岩类 |
| 1.2.2 中亚造山带研究现状 |
| 1.2.3 中亚造山带大陆增生机制 |
| 1.2.4 敦煌地块研究进展及存在问题 |
| 1.3 研究思路、内容及方法 |
| 1.3.1 研究思路 |
| 1.3.2 研究内容和方法 |
| 1.4 论文主要工作量及研究成果 |
| 1.4.1 论文主要工作量 |
| 1.4.2 研究成果 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造位置 |
| 2.2 地层 |
| 2.3 侵入岩特征 |
| 2.4 变质作用特征 |
| 第三章 敦煌地块中寒武世花岗岩地球化学特征及成因机制 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 野外地质及岩石学特征 |
| 3.3 分析结果 |
| 3.3.1 锆石U-Pb年代学 |
| 3.3.2 锆石Hf同位素组成 |
| 3.3.3 主、微量元素地球化学特征 |
| 3.3.4 全岩Sr-Nd-Pb同位素组成 |
| 3.4 讨论 |
| 3.4.1 深成岩体的结晶年龄 |
| 3.4.2 岩浆源区和岩石成因 |
| 3.4.3 构造背景 |
| 3.5 小结 |
| 第四章 敦煌地块晚奥陶世-早志留世花岗岩类地球化学特征及成因机制 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 野外地质及岩石学特征 |
| 4.3 分析结果 |
| 4.3.1 锆石U-Pb年代学 |
| 4.3.2 锆石Hf同位素组成 |
| 4.3.3 主、微量元素地球化学特征 |
| 4.3.4 全岩Sr-Nd-Pb同位素组成 |
| 4.4 讨论 |
| 4.4.1 岩浆的形成温度 |
| 4.4.2 岩浆源区和岩石成因 |
| 4.4.3 构造背景 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 敦煌地块古生代片麻状英云闪长岩和火山岩岩石成因及构造意义 |
| 5.1 .引言 |
| 5.2 .野外地质及岩石学特征 |
| 5.3 .分析结果 |
| 5.3.1 锆石U-Pb年代学 |
| 5.3.2 锆石Hf同位素组成 |
| 5.3.3 主、微量元素地球化学特征 |
| 5.4 讨论 |
| 5.4.1 形成时代 |
| 5.4.2 岩石成因 |
| 5.4.3 构造意义 |
| 5.5 小结 |
| 第六章 敦煌地块东水沟泥盆纪复式岩体成因机制及地质意义 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 野外地质及岩石学特征 |
| 6.3 分析结果 |
| 6.3.1 锆石U-Pb年代学 |
| 6.3.2 锆石Hf同位素组成 |
| 6.3.3 主、微量元素地球化学特征 |
| 6.3.4 全岩Sr-Nd-Pb同位素组成 |
| 6.3.5 矿物化学特征 |
| 6.4 讨论 |
| 6.4.1 岩浆源区和岩石成因 |
| 6.4.2 构造背景 |
| 6.5 小结 |
| 第七章 敦煌地块构造属性 |
| 7.1 敦煌地块前寒武纪大陆地壳演化 |
| 7.2 构造归属探讨 |
| 第八章 敦煌地块古生代构造-岩浆演化及对中亚造山带南缘构造演化的启示 |
| 8.1 敦煌地块古生代岩浆-变质作用时空分布规律 |
| 8.1.1 古生代岩浆活动时空分布规律 |
| 8.1.2 古生代变质作用演化规律 |
| 8.2 敦煌地块古生代地壳厚度的变化 |
| 8.3 敦煌地块古生代地壳生长 |
| 8.4 中亚造山带南缘的构造演化 |
| 主要认识及展望 |
| 1.主要认识 |
| 2.存在问题及展望 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| A.1 测试分析方法 |
| A.1.1 锆石阴极发光图像 |
| A.1.2 锆石U-Pb定年及微量元素分析 |
| A.1.3 锆石Lu-Hf同位素分析 |
| A.1.4 全岩主、微量元素分析 |
| A.1.5全岩Sr-Nd-Pb同位素测试 |
| A.1.6 矿物化学分析 |
| A.2 附表 |
| 攻读博士学位期间取得的科研成果 |
| 1.博士在读期间发表的论文 |
| 2.在读期间参加的科研项目及学术活动 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（7）华夏造山带龙泉俯冲增生杂岩研究（论文提纲范文）
| 致谢 |
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究意义 |
| 1.2 研究现状及存在的问题 |
| 1.3 研究方法 |
| 1.4 研究内容 |
| 1.5 依托项目及工作量 |
| 第二章 区域地质概况 |
| 2.1 前寒武纪变质岩系 |
| 2.1.1 八都岩群 |
| 2.1.2 龙泉岩群 |
| 2.2 显生宙地层 |
| 2.3 岩浆岩 |
| 2.4 区域构造特征 |
| 第三章 分析测试方法 |
| 第四章 岩石学特征 |
| 4.1 基质岩石学特征 |
| 4.2 变基性岩块岩石学特征 |
| 4.3 花岗岩岩石学特征 |
| 第五章 年代学测试结果 |
| 5.1 变沉积岩基质年代学测试结果 |
| 5.2 变基性岩块年代学测试结果 |
| 5.3 龙泉岩体年代学测试结果 |
| 第六章 地球化学测试结果 |
| 6.1 龙泉岩群基质地球化学测试结果 |
| 6.1.1 基质主量元素化学测试结果 |
| 6.1.2 基质微量元素测试结果 |
| 6.2 龙泉岩群变基性岩块地球化学测试结果 |
| 6.2.1 变基性岩块主量元素地球化学测试结果 |
| 6.2.2 变基性岩块微量元素地球化学测试结果 |
| 6.3 龙泉岩体地球化学测试结果 |
| 第七章 构造环境分析 |
| 7.1 基质构造环境分析 |
| 7.2 变基性岩块构造环境分析 |
| 7.2.1 岛弧玄武岩 |
| 7.2.2 洋中脊玄武岩 |
| 7.2.3 洋岛玄武岩 |
| 7.3 龙泉岩体构造环境分析 |
| 第八章 地质意义 |
| 8.1 龙泉俯冲增生杂岩的厘定 |
| 8.2 年代学意义 |
| 8.2.1 基质时代的地质意义 |
| 8.2.2 岩块时代的地质意义 |
| 8.2.3 龙泉岩体时代的地质意义 |
| 8.3 龙泉俯冲增生杂岩的构造意义 |
| 第九章 结论和存在问题 |
| 9.1 主要结论 |
| 9.2 存在问题 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 攻读硕士学位期间的学术活动及成果情况 |
（8）郯庐断裂带南段肥东地区中酸性岩成因及对区域隆升指示（论文提纲范文）
| 致谢 |
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 课题来源、目的及意义 |
| 1.1.1 课题来源 |
| 1.1.2 研究目的及意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 埃达克岩研究现状 |
| 1.2.2 (U-Th)/He测年研究现状 |
| 1.2.3 肥东地区岩浆岩研究现状 |
| 1.3 主要工作量 |
| 1.4 论文主要研究进展及创新点 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 区域构造演化 |
| 2.2 地层 |
| 2.2.1 新元古代地层 |
| 2.2.2 中生代地层 |
| 2.3 构造 |
| 2.4 岩浆岩 |
| 2.5 区域矿产 |
| 第三章 分析方法 |
| 3.1 锆石U-Pb定年 |
| 3.2 主量和微量元素 |
| 3.3 锆石原位Lu–Hf同位素分析 |
| 3.4 锆石/磷灰石(U-Th)/He测年 |
| 第四章 肥东地区岩浆岩 |
| 4.1 新元古代岩浆岩 |
| 4.1.1 野外产状及样品描述 |
| 4.1.2 锆石U-Pb年代学 |
| 4.1.3 全岩主、微量元素特征 |
| 4.1.4 锆石Hf同位素 |
| 4.1.5 岩石成因 |
| 4.1.6 小结 |
| 4.2 中生代岩浆岩 |
| 4.2.1 野外产状及样品描述 |
| 4.2.2 锆石U-Pb年代学 |
| 4.2.3 全岩主、微量元素特征 |
| 4.2.4 锆石Hf同位素 |
| 4.2.5 岩石成因 |
| 4.2.6 小结 |
| 第五章 肥东地区隆升历史 |
| 5.1 采样位置 |
| 5.2 锆石/磷灰石(U-Th)/He测年结果 |
| 5.3 肥东地区热历史模拟 |
| 5.4 肥东地区隆升历史 |
| 第六章 结论 |
| 参考文献 |
| 攻读硕士期间的学术活动及成果情况 |
（9）辽宁本溪地区三维地质结构特征与BIF铁矿分布规律（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 论文的选题背景和意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 BIF铁矿的研究现状 |
| 1.2.2 三维地质调查的研究现状 |
| 1.2.3 鞍-本溪地区的深部地质结构及含铁建造空间展布研究现状 |
| 1.3 科学问题和研究内容及方法 |
| 1.3.1 存在的科学问题 |
| 1.3.2 主要研究内容 |
| 1.3.3 技术路线 |
| 1.4 论文工作量小结 |
| 1.5 创新点 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 地理位置 |
| 2.2 地层 |
| 2.2.1 太古宇 |
| 2.2.2 古元古界 |
| 2.2.3 新元古界 |
| 2.2.4 古生界 |
| 2.2.5 中生界 |
| 2.3 侵入岩 |
| 2.3.1 新太古代侵入岩 |
| 2.3.2 古元古代侵入岩 |
| 2.3.3 中生代侵入岩 |
| 2.4 区域地质构造 |
| 2.5 断裂 |
| 2.6 矿产 |
| 第3章 三维地质研究方法与流程 |
| 3.1 三维地质研究内容 |
| 3.2 三维地质研究思路 |
| 3.2.1 地质模式指导 |
| 3.2.2 多级剖面约束 |
| 3.2.3 分区块调查研究 |
| 3.2.4 分区块按对象三维地质建模 |
| 3.2.5 统一集成 |
| 3.2.6 逐步完善 |
| 3.3 三维地质研究流程 |
| 3.3.1 以研究方法为中心的三维地质研究流程 |
| 3.3.2 以模型为中心的三维地质研究流程 |
| 3.4 三维地质建模模型 |
| 3.5 小结 |
| 第4章 区域地球物理特征 |
| 4.1 岩石物性数据的采集与处理 |
| 4.2 区域岩石物性特征 |
| 4.3 区域重力特征 |
| 4.4 区域航磁特征 |
| 4.5 小结 |
| 第5章 区域深部地质结构格架特征 |
| 5.1 非震地球物理数据的采集 |
| 5.1.1 重力数据测量 |
| 5.1.2 地磁数据测量 |
| 5.1.3 大地电磁测深数据测量 |
| 5.2 非震地球物理数据的处理 |
| 5.2.1 重、磁数据处理 |
| 5.2.2 MT数据处理 |
| 5.3 非震地球物理剖面深部地质结构 |
| 5.3.1 非震地球物理综合剖面Ⅰ |
| 5.3.2 非震地球物理综合剖面Ⅱ |
| 5.3.3 非震地球物理综合剖面Ⅲ |
| 5.3.4 非震地球物理综合剖面Ⅳ |
| 5.3.5 非震地球物理综合剖面Ⅴ |
| 5.4 重、磁联合反演 |
| 5.5 重、磁联合反演剖面深部地质结构 |
| 5.6 小结 |
| 第6章 本溪地区深部地质结构特征 |
| 6.1 研究区三维空间模型 |
| 6.2 燕山期侵入岩体的深部地质形态 |
| 6.3 辽吉裂谷的构造边界与沉积边界 |
| 6.3.1 构造边界 |
| 6.3.2 沉积边界 |
| 6.4 本溪地区深部地质结构特征 |
| 6.5 本溪地区深部地质结构构造演化史 |
| 6.6 小结 |
| 第7章 本溪地区含铁建造的空间发育规律 |
| 7.1 本溪地区主要铁矿矿床特征 |
| 7.1.1 南芬矿集区 |
| 7.1.2 北台矿集区 |
| 7.2 本溪地区铁矿空间展布规律 |
| 7.2.1 研究区主要铁矿平面展布特征 |
| 7.2.2 含铁建造盖层发育情况 |
| 7.2.3 含铁建造空间三维形态 |
| 7.2.4 富铁矿的空间分布规律 |
| 7.3 岩体侵入对含铁建造空间发育的影响 |
| 7.3.1 岩体侵入对含铁建造的侵蚀作用 |
| 7.3.2 岩体侵入对矿体的富集作用 |
| 7.4 褶皱对含铁建造空间发育规律的影响 |
| 7.4.1 褶皱改变铁矿的形态 |
| 7.4.2 褶皱使铁矿富集 |
| 7.5 断裂对含铁矿建造空间发育的影响 |
| 7.5.1 断裂影响矿体出露形态 |
| 7.5.2 断裂影响矿体的保存程度 |
| 7.5.3 断裂提供铁矿富集条件 |
| 7.6 隆升剥蚀作用及盖层对铁矿的影响 |
| 7.7 深部找矿前景 |
| 7.8 小结 |
| 第8章 结论与展望 |
| 参考文献 |
| 作者简介及在学期间所取得的科研成果 |
| 致谢 |
（10）山东昌邑-安丘铁成矿带BIF铁矿地球化学及矿床成因（论文提纲范文）
| 0 引 言 |
| 1 区域地质背景 |
| 2 矿床地质特征 |
| 3 样品采集及分析结果 |
| 3.1 样品采集及分析方法 |
| 3.2 分析结果 |
| 4 成矿物质来源及矿床成因讨论 |
| 5 结 论 |
四、试论冀东地区前震旦纪变质岩系中某些石榴石的成因问题（论文参考文献）
- [1]华北地区成矿单元划分[J]. 李俊建,彭翼,张彤,宋立军,倪振平,周继华,白立兵,郭国海,党智财. 华北地质, 2021(03)
- [2]塔里木盆地西北缘二叠纪岩浆侵入事件厘定及其构造意义[D]. 程小鑫. 浙江大学, 2021
- [3]川西甲基卡伟晶岩型锂矿床岩浆—热液演化与成矿的矿物学示踪[D]. 王臻. 中国地质科学院, 2021
- [4]扬子西北缘碧口地块新元古代构造演化[D]. 惠博. 西北大学, 2021(12)
- [5]基岩对风化壳离子吸附型稀土矿形成的制约及机制[D]. 黄玉凤. 中国科学院大学(中国科学院广州地球化学研究所), 2021(01)
- [6]敦煌地块古生代岩浆作用及其对中亚造山带构造演化的响应[D]. 甘保平. 西北大学, 2021(12)
- [7]华夏造山带龙泉俯冲增生杂岩研究[D]. 张金国. 合肥工业大学, 2021
- [8]郯庐断裂带南段肥东地区中酸性岩成因及对区域隆升指示[D]. 付翔. 合肥工业大学, 2021
- [9]辽宁本溪地区三维地质结构特征与BIF铁矿分布规律[D]. 徐春辉. 吉林大学, 2020(03)
- [10]山东昌邑-安丘铁成矿带BIF铁矿地球化学及矿床成因[J]. 李衣鑫,康志强,刘汉栋,王巧云. 桂林理工大学学报, 2020(04)