一、强对流岩浆房中晶体的沉淀（论文文献综述）
李明轩[1]（2019）在《安徽铜陵刺山金矿复合成矿作用》文中研究说明刺山金矿分布有斑岩型和矽卡岩型以及过渡型三种金矿体。斑岩型金矿体产在辉石闪长岩体中上部的绢英岩化带内,主要产有浸染状和细脉浸染状金矿石。矽卡岩型金矿体产在辉石闪长岩体与下三叠统碳酸盐岩地层外接触带的矽卡岩中,主要产有斑杂状和脉状金矿石。过渡型金矿石产在辉石闪长岩体与下三叠统碳酸盐岩内接触带的矽卡岩化辉石闪长岩中,主要产有细脉浸染状和斑杂状金矿石。辉石闪长岩斑晶辉石和角闪石以及堆积晶辉石和角闪石矿物学分析结果表明,初始岩浆可能来源于碰撞后构造环境下产生的幔源底侵玄武岩浆,这种底侵玄武岩浆在深位岩浆房和向浅部侵位过程中都发生了结晶分异作用,导致演化的岩浆中铜与铁亏损和金富集。这是刺山金矿乃至狮子山矿田金矿形成的关键控制因素。矿物学和微量（稀土）元素分析结果表明,从岩浆岩到过渡带再到矽卡岩,岩浆-流体系统的氧逸度逐渐升高,磁铁矿的形成温度依次降低。矿物流体包裹体研究表明,从斑岩型到过渡型再到矽卡岩型矿化,流体整体氧化性升高,CO2含量也升高,说明离岩体越远,岩浆对流体的影响减小,地层对流体的影响增大。过渡型矿化在每个矿化阶段（特别是硅化黄铁矿化阶段）包裹体均一温度范围均很大,流体组成相当复杂,可能发生过流体的沸腾和混合作用。金属矿物大量堆积是由岩浆-流体成矿系统自岩浆阶段开始的压力变化过程（即流体超压-流体沸腾和裂隙生成-减压排泄）造成的。该过程有可能经历循环,直至整个成矿体系完全开放,并与大气水发生混合。包括刺山金矿在内,铜陵狮子山矿田金矿是由底侵的玄武质岩浆在深位岩浆房和浅位岩浆房发生结晶分异作用导致金富集,演化的富金辉石闪长质岩浆侵入到下三叠统碳酸盐岩围岩地层中,通过岩浆冷却结晶产生岩浆流体、岩浆与碳酸盐围岩反应产生矽卡岩流体、岩浆流体与矽卡岩流体混合产生混合流体,并由岩浆流体、矽卡岩流体和岩浆-矽卡岩混合流体交代辉石闪长岩、矽卡岩和矽卡岩化辉石闪长岩形成的。
梁磊,张玲[2]（2017）在《对流干扰下的重力分异——基性岩侧向分带及矿化的主要机制》文中指出在基性—超基性岩中,特别是那些含矿岩体,常常发育有原生的侧向分带,传统的重力分异理论无法用原地分异机制对这一现象进行合理解释;新的硫化物成矿模型同样不能令人信服。我们在对重力结晶分异的研究中发现,对流干扰下的重力结晶分异可以形成侧向分带。研究采用动力学分析的方法,深入了解对流干扰下岩浆重力分异作用中的颗粒行为。在动力学分析中,考虑了前人研究中普遍忽略的伯努利效应。研究表明,伴随着快速对流干扰的岩浆重力结晶分异可以产生侧向分离效应,使颗粒趋于在侧壁附近快速堆积。侧分离效应和侧壁冷却效应一起迫使循环向热流上升中心方向后退,形成侧向分带岩石。由于对流通常只发生在岩浆侵位后结晶分异的早期高温阶段,与铜镍硫化物熔离的阶段相吻合,因此,铜镍硫化物的矿化通常与对流干扰下的重力分异密切相关。最后以一个实例解释侧向分带和成矿作用的形成机制。研究成果突破了传统关于重力分异的认识,为深入认识岩浆演化及指导找矿提供新的思路。
D.Martin,R.Nokes,郭孝明[3]（1990）在《强对流岩浆房中晶体的沉淀》文中提出关于岩浆房中结晶分异作用的机制仍存许多争论。晶体沉淀的的传统假说已被伴随成分对流的“原地”结晶这种概念所代替。然而,有关层状侵入体的观察结果对此却有疑义。由于岩浆房中岩浆对流速率通常比斯托克斯定律（Stokes’Law）所预测的晶体沉淀速率大得多,因此,关于晶体沉淀在理论上产生了怀疑,不过,目前关于这种强对流下的晶体沉淀尚没有实验研究。本文提出的物理推导和室内实验结果表明,在上述条件下粒子沉淀现象可以用一种简单的理论来解释。这种理论对于岩浆房中晶体沉淀的应用表明,不论多大的对流速率,晶体沉淀可能都是一种有效的结晶分异机制,至少在玄武岩岩浆房中是这样。
夏昭德,姜常义,夏明哲,凌锦兰,卢荣辉[4]（2011）在《镁铁质-超镁铁质层状岩体基本特征及岩浆作用》文中研究表明镁铁质-超镁铁质层状岩体可以产于多种构造环境,岩体具有典型的层状构造和韵律结构。层状岩体形成时主要的岩浆作用有重力分异作用、双扩散对流作用、压实作用、同化混染和岩浆混合作用等,其中重力分异作用很好地解释了层状岩体垂向上岩石类型的变化和矿物组分的变化,双扩散对流作用和岩浆混合作用在韵律层理形成过程中起了很重要的作用,而压实作用对岩浆演化晚期阶段补堆晶结构的形成作用明显,同化混染作用可改变岩浆的成分,导致岩浆分异产物的组成和成分的变化。堆晶结构的不同主要依赖于粒间液体的活动性和晶粥的渗透率,补堆晶结构形成需要高渗透率,而粒间液体不活动时将有利于正堆晶结构的形成。岩石组合、岩石结构、矿物组分及其变化规律很好地记录岩浆分异过程、岩浆补给等信息,可以用来讨论层状岩体的岩石成因:温度压力条件、原生岩浆及其演化过程等。
刘强[5]（2008）在《基性与酸性岩浆混合过程的实验模拟研究及其在长白山天池火山的应用》文中提出当基性岩浆侵入到地壳中已经存在的酸性岩浆房内的时候,由于基性岩浆的温度要高于岩浆房中已经存在的酸性岩浆的温度,根据热传递的理论,基性岩浆要开始对流传热,冷却并结晶。侵入的基性岩浆密度大于原来岩浆房中的岩浆,而岩浆房中的酸性岩浆粘度要大于侵入的基性岩浆,所以基性岩浆在岩浆房内原来岩浆的底部驻留下来。由于热传递的作用,岩浆房底部基性岩浆温度逐渐降低,并开始结晶,进而原本溶解在岩浆中的挥发分开始从岩浆中以气泡的形式溶出。如果这些气泡都滞留在下层基性岩浆中,那么基性岩浆的密度就会降低直至低于上层岩浆的密度。这时两种岩浆在浮力的作用下就会发生大规模的翻转。如果这些气泡从基性岩浆中分离出来并上升,穿过了下层岩浆的话,将会在两层岩浆的接触面上聚集形成一个泡沫层。由气泡组成的泡沫层密度要小于上层的岩浆,这些泡沫层里小气泡就会聚集在一起以气泡柱的形式进入到上层岩浆里去,这种情况下就不会发生大规模的翻转。前人的研究证明这两种混合的过程都是可能发生在岩浆房内部的,并且在野外观察中也找到了相应的地质证据。发生大规模翻转的情况对应着混合岩浆的喷发物,而没有发生大规模翻转的情况则对应着野外发现的成熟岩浆喷发物中含有新侵入的岩浆成分。通过模型计算可以看出如果基性岩浆的粘度足够低,那么气泡从岩浆中分离需要的时间就会小于由于岩浆的冷却产生气泡的时间。在这种条件下,通过模型的计算就可以认为不会发生大规模的岩浆翻转。然而,如果冷却的速度比较快或者气泡上升的速度比较慢,那么大规模的岩浆翻转还是会发生的。我们在实验室做了一系列的模拟实验来探究岩浆发生翻转的现象。在实验中,我们通过电解产生的气泡来模拟岩浆在冷却和结晶的过程中产生的气泡。使用500 mm×200 mm×300 mm（深）的玻璃水槽作为电解槽,将表面光滑的细孔镍网固定在电解槽的底部,连接到直流稳压电源的阴极,用来产生直径在30-50μm的气泡,将连接到直流稳压电源阳极的铂丝也固定在电解槽内。实验中我们使用了不同粘度和密度的溶液组合,但是下层溶液的密度总要大于上层溶液,而粘度则总要低于上层溶液。电解产生的气泡初始直径都是相同的,这些气泡将上升穿过下层溶液。在基性岩浆粘度较高的实验中,我们观察到大规模的反转和液体混合的现象发生,而对于粘度值较低的实验中并没有发生大规模的反转,气泡聚集在两层液体的接触面上形成一个泡沫层,并且有小气泡形成的气泡柱不时地上升到上一层中去。通过模型计算和实验室模拟可以解释为什么我们在野外可以观察到密度较大的基性岩浆侵入到密度较小的更成熟的岩浆中去的。通过理论分析和实验室模拟实验的验证我们可以看出:1)大规模的岩浆翻转通常伴随着高的冷却率和相对高粘度的基性岩浆侵入到挥发分饱和的酸性岩浆中去。2)如果酸性岩浆的挥发分不饱和,那么岩浆的可压缩性就比较差,这时在岩浆翻转发生之前,由基性岩浆的膨胀引起的压力增加可能会触发火山喷发。3)如果下层的基性岩浆的粘度较低或者冷却率比较低的情况下气泡容易从岩浆中分离出来,从而会在两层岩浆的交界面上形成小的气泡柱。岩浆以这种形式发生混合就不会发生大规模的翻转。这些结果是建立在两种岩浆冷却结晶的简化模型的基础上的。从我们的实验中可以看出来气泡从岩浆中的分离对于岩浆翻转的抑制作用。虽然这些实验并不能模拟岩浆系统中的所有因素并且看到的现象要比我们模型中的参数要复杂,但是与模型得到的主要规律还是相符合的。例如,在实验中,如果上层液体的粘度很大,那么会在两层液体的接触面上形成一层泡沫层,然而在实际情况中,气泡可能会被上层的酸性岩浆重新吸收,这时就不会形成气泡层。但是我们研究的目的是探究在何种条件下翻转可能会发生,由于气泡是否形成了一个明显的泡沫层,是进入到了酸性的岩浆层中还是被酸性岩浆重新吸收,其结果都是相同的,下层岩浆的密度保持不变,也就是气泡从下层岩浆中的分离所用抑制了翻转的发生。尽管对于长白山天池火山的野外样品来说,要确定所有的关键定量参数是很困难的,但是也有许多的野外观测说明岩浆混合作用的存在,并且我们可以应用给出的原理对长白山天池火山来进行进一步的研究。
Clark M.Johnson,吴礼道[6]（1990）在《硅质岩浆房的同位素分带性》文中进行了进一步梳理许多灰流凝灰岩具有放射性同位素比值的分带性,这表明在喷发作用之前,存灰流岩浆房中就发生了地壳的向顶同化作用.在可以较好地进行有条件的计算情况下所算出的有关顶部带中同化作用的百分率表明,同化作用的百分率常高于凝灰岩中斑晶的百分率.除了同化作用梯度与斑晶百分率梯度具相反关系以外,这种关系表明在地壳岩浆房的硅质顶部带中同化作用和结晶作用在时间上和空间上是彼此分离的,并且用双组分的混合可以很好地模拟这些作用;真正的同化——分离结晶作用可能仅局限在底部基性部位.假定同化作用和喷发作用间的时间间隔为最小估计值（1-100yr）,那么,岩浆房中硅质上部带的大部分斑晶是同化作用之后结晶的.单一同位素梯度的保存表明岩浆演化的晚期阶段在硅质岩浆房上部的对流作用是次要的.
冯佐海,王春增,王葆华[7]（2009）在《花岗岩侵位机制与成矿作用》文中研究指明在地壳不同层次侵位的花岗岩浆具有不同的温度压力条件,与围岩之间存在不同的密度差和粘度差,加之不同地壳层次存在着不同的岩石流变学特征,导致花岗岩浆在地壳不同层次具有相异的侵位机制和侵位构造特征。一般来说,在下地壳层次侵位的岩体形成于封闭—半封闭环境,不利于岩浆系统中物质和能量的交换以及矿床的形成;在中上地壳层次侵位的岩体因处于相对开放环境,且又经历过一定程度的分异演化过程,因而有利于形成诸如接触交代或其他岩浆热液矿床。由于不同侵位机制的岩浆体系具有不同的机械力和化学活动性,从而产生不同特征的侵入接触构造体系,营造出不同的侵入接触成矿环境。在中上地壳层次侵位的杂岩体以多次脉动、增量式生长为特征,其增量生长方式可表现为反环带-外侵式、正环带-内侵式和不规则-离散式,其中有利于成矿的杂岩体往往表现为反环带-外侵式。
刘民武[8]（2003）在《中国几个镍矿床的地球化学比较研究》文中研究说明世界镍和铂族金属的主要来源是与基性超基性岩有关的铜镍硫化物岩浆矿床。该类矿床占世界镍、铂量的近一半或更多。我国的情况更为突出，镍金属储量近86％、铂90％以上、铜约7.3％均来源于铜镍硫化物岩浆矿床。探讨我国主要镍矿床成矿作用的地球化学机理和成矿元素聚散的控制因素，对于深化该类矿床成因认识，总结成矿标志和扩大找矿远景等，有重要的理论和实际意义。 本文依据比较矿床学的研究思路，以野外工作和国内外有关文献资料为基础，以含镍岩体的岩石类型、造岩矿物地球化学特征研究、Re-Os同位素年代学研究的比较为主线，结合岩浆硫化物不混溶模拟试验，应用激光剥蚀电感耦合等离子体质谱（LA-ICP-MS）及电子探针（EMPA）原位微区分析等测试手段及信息处理方法，通过对我国甘肃金川、吉林红旗岭、陕西煎茶岭及新疆喀拉通克、黄山东和黄山几个典型矿床的比较研究，取得的主要进展如下： 1．较系统地测试、分析和整理了我国与侵入岩有关的镍矿床主要地球化学特征资料，积累了基础数据。其中一些研究，如铬尖晶石环带的研究、橄榄石、辉石等单矿物的原位LA—ICP—MS分析等，在我国还是首次，为研究我国主要铜镍硫化物矿床成岩成矿过程中元素的分异和演化提供了定量结果。 2．通过国内外和国内各矿床的比较，研究了我国与侵入岩有关的镍矿床的特点和规律性。特别是将我国与侵入岩有关的镍矿床分为与超基性岩有关、与超基性—基性岩有关和与中性—基性岩有关的三类，表现出明显的岩浆岩成矿专属性和地球化学专属性。 3．Re—Os同位素地质年代学研究表明，以岩浆成矿作用为主但有多种成矿作用贡献的金川镍矿床的形成可能经历了长时期的演化过程。其成岩年龄可能在13亿年到15亿年之间；浸染状贫矿石主要形成年龄约1217Ma；海绵陨铁矿石主要形成年龄约960Ma；而块状矿石形成年龄911Ma左右。中国含铜镍硫化物矿床按受混染程度由弱到强排列为金川（红旗岭）＜煎茶岭＜黄山东（喀拉通克）。元古代为镍矿成矿作用的重要历史时期。4.通过地质和地球化学比较研究，研究了我国金川超大型铜镍硫化物矿床的特点和规 律性。特别是通过铂族元素、稀土元素研究、实验地球化学研究及其与实际资料的 对比，提出了金川矿床成岩成矿是从深部到侵位持续熔离的新模式，论证、补充和 发展了汤中立院士提出的深部熔离成矿说。5.通过地质地球化学比较研究，提出我国与侵入岩有关的铜镍硫化物矿床特别是金川 型矿床的找矿方向和找矿标志是在古陆边缘找寻元古代张性渐增的裂谷前期地质环 境，基性程度较高、下部有纯橄榄岩相、铬尖晶石中有钦铁矿出溶的岩体。
王瑞廷[9]（2002）在《煎茶岭与金川镍矿床成矿作用比较研究》文中指出我国西北地区有着丰富的镍、钴、铜等金属的矿产资源，尤其是甘肃省金川超大型铜镍硫化物岩浆矿床，以其超大规模及其典型的成矿特征而闻名于世，是我国重要的镍、铜金属矿产基地，而相比之下，陕西省煎茶岭大型镍（钴）矿床规模较小且未开采，但因其独特的地质背景和成矿特征而具有重要的研究意义。本次工作依据比较矿床学的研究思路，在重点剖析煎茶岭镍矿床成矿地质、地球化学特征的基础上，采用新的分析测试技术手段，对这两个岩浆硫化镍矿床从成矿地质背景、岩体及矿床地质特征、地球化学及成矿作用年代学等角度进行系统分析、比较和研究，找出二者的共同性和差异性，进一步更深刻地认识其成因并探讨该类矿床形成与分布的规律性以指导找矿。 通过对煎茶岭和金川镍矿床地质、地球化学的系统分析与比较研究，取得以下新的认识和进展： （1）Re—Os同位素地质年代学研究表明，煎茶岭硫化镍矿床形成于～878Ma前的新元古代，成矿作用和成岩作用基本上是同时进行的，属岩浆矿床。并佐证了煎茶岭岩体确为新元古代形成的超基性岩体。 （2）通过铂族元素地球化学研究，比较论证了金川超大型镍铜硫化物矿床的多次成岩成矿作用。而与赋存超大型镍铜硫化物矿床的金川岩体相比，煎茶岭超基性岩体为岩浆一次侵位形成，分异程度小，镍、硫含量较低。 （3）证实煎茶岭超基性岩体为含铁的镁质超基性单式岩体，空间上与扬子地块关系密切，形成于新元古代由元古宙活动带向显生宙造山带过渡时期。与之有关的煎茶岭镍矿床成因上属岩浆矿床，其成矿作用有岩浆分结作用、硫化作用、岩浆熔离作用及热液作用等，但岩浆熔离成矿作用不发育，热液作用仅占次要地位，富硫围岩的同化混染对矿床的形成有特殊的意义。 （4）比较研究表明，不同地质环境产出的不同类型超基性—基性岩及其不同的侵入机制可以导致形成不同类型的镍矿床。与煎茶岭镍矿床相比，金川超大型镍铜硫化物矿床主要与多次侵入的镁铁—超镁铁质杂岩有关，空间上与时代相对较老的华北地块关系密切，形成于中—新元古代的边缘裂谷。其成矿作用有岩浆分结作用、硫化作用、岩浆熔离作用及热液作用等，以岩浆熔离成矿作用为主，热液作用亦仅占次要地位。金川和煎茶岭镍矿床的成岩成矿物质均主要源于地幔，但后者更为亏损；二者中均有地壳物质的混入，但前者混染较弱且主要为深部混染。 （5）通过对煎茶岭和金川镍矿床的比较研究，结合对国内外有关岩浆镍矿床的比较分析，根据我国的地质特点，提出沿较老地块边缘分布的特别是沿华北地块北缘分布的基性—超基性小杂岩体，是找寻大而富的硫化镍矿床之有利找矿方向；而对较老地块内部的镁铁质侵入体，亦应给予高度注意。
张照伟[10]（2013）在《南祁连化隆地区镁铁—超镁铁质侵入岩地质、地球化学特征与铜镍成矿》文中提出岩浆镍铜硫化物矿床是金属硫化物与硅酸盐岩浆不混溶的结果。从硅酸盐岩浆中分离的亲硫元素，进入镁铁或超镁铁岩浆中的硫化物液滴，这些硫化物液滴与镁铁质或超镁铁质岩浆发生熔离和聚集，从而形成了岩浆镍铜（铂）硫化物矿床。世界主要岩浆铜镍硫化物矿床是板内岩浆作用的结果，多集中在稳定克拉通边缘、裂谷环境及地幔柱活动区域。在地质形成历史上，从太古代至古生代均有产出。中国岩浆镍铜硫化物矿床主要发育于元古宙和晚古生代而呈鲜明的时代特色，其他时代少有发现和报道。这些岩浆镍铜硫化物矿床主要集中在稳定克拉通边缘和造山带中，本应板内环境的矿床为何发育在造山带中，仅仅是因为造山带中的矿床被暴露出来吗？金川是世界上第三大岩浆镍铜硫化物矿床，是大规模岩浆作用的结果。同期大规模的岩浆作用可能波及更大的范围，祁连山、柴北缘、阿尔金山都有可能发育镍铜矿化的镁铁-超镁铁岩体。无独有偶，与金川矿床所在的龙首山遥相呼应的南祁连造山带，产出有化隆镁铁-超镁铁岩带，该岩带长约160Km，宽1030Km，呈西窄东宽的楔形夹持于拉脊山南缘断裂与青海南山断裂之间。其间侵位于化隆岩群中的镁铁-超镁铁岩体伴有不同程度的镍铜矿化，甚至达到了中小型矿床规模，可见为一较重要的镍铜矿化带。论文选择化隆岩带内的裕龙沟、拉水峡、亚曲、下什堂等镁铁-超镁铁岩体为研究重点，突出岩石学和地球化学的研究方法，利用岩浆源区性质和演化过程，开展岩浆与围岩及硫化物熔离机制的刻画剖析，探讨岩浆成矿作用。取得主要进展与成果如下：（1）青海省化隆岩带内的镁铁-超镁铁岩体均无一例外地侵入到化隆地块的化隆岩群中。化隆岩群是一套以石英岩、黑云石英片岩、二云母片岩、石英片岩、角闪片岩、黑云斜长片麻岩、混合片麻岩和混合岩为主体，变质程度较深的中-深变质岩系。带内含矿岩体基本都由镁铁质-超镁铁质岩石构成，主要造岩矿物有橄榄石、辉石、斜方辉石、单斜辉石、斜长石、角闪石及黑云母等等。含矿岩相多数为辉长-苏长岩、辉石岩以及橄榄岩相。（2）首次精确测定了化隆岩群的形成时代，数据集中于893Ma与919Ma两个峰值，且存在10001600Ma的古老锆石。其内斜长角闪岩具有轻稀土元素富集、Nb-Ta不亏损特征，与典型OIB具有相对亏损高场强元素（如Th、Nb）的特征不同，而在大地构造环境判别图上又落入了板内玄武岩区。这些反映了化隆群原岩来源于软流圈地幔交代大陆岩石圈地幔的熔融源，可能属于Rodinia超大陆在新元古代汇聚中局部裂解或者Rodinia超大陆整体上汇聚没有完成，局部就开始裂解的产物。（3）利用ID-TIMS和LA-ICP-MS方法，首次获得了化隆岩带内镁铁-超镁铁岩体的精确结晶年龄。亚曲辉长岩（09YQ-01）和裕龙沟角闪辉石岩（09YL-01）利用ID-TIMS获得锆石U-Pb年龄分别为440.74±0.33Ma （MSWD=1.1）和442.4±1.6Ma（MSWD=0.59）。下什堂辉橄岩（XST-01）和阿什贡辉橄岩（ASG-01）样品通过LA-ICP-MS获得锆石U-Pb年龄分别为449.8±2.4Ma （MSWD=0.31）和436.1±1.2Ma（MSWD=0.13）。这四个年龄数值较为接近，共同约束了此岩带镁铁质杂岩体的形成时限。（4）青海省化隆岩带内的镁铁质杂岩体的m/f值多集中在1.1、3.0和1.53，介于1～3.5之间，属于铁质系列。稀土元素的球粒陨石和微量元素的原始地幔蛛网图表现出轻稀土元素相对富集、负Eu异常及Nb-Ta负异常，几乎所有样品都有Zr-Hf负异常。富集大离子亲石元素（Sr、Rb、Ba）以及相对亏损高场强元素（Nb、Ta、Hf、Zr）。表现出了岛弧岩浆作用的地球化学特点。（5）化隆地区镁铁质杂岩体的Nd和Sr同位素组成变化很大，这暗示岩浆体系在演化过程中可能是开放的。稀疏浸染状矿石硫化物的187Os/188Os初始比值介于0.292.19之间，相对幔源矿床的187Os/188Os初始比值较高，又低于壳源矿床的187Os/188Os初始比值，可能混染了较多的壳源物质。γOs值越表现为大的正值且变化范围较大（+80+1183），连同普遍存在的Nb、Ta亏损，进一步说明可能也与地壳同化混染密切相关。（6）地球化学特征表明带内杂岩体的母岩浆来自一个曾被交代富集的地幔源区，其εNd（t）=-7.74～+8.36，这些共同表明其岩浆源区应该位于软流圈地幔，并混有一部分被俯冲板片交代的地幔楔物质。而这种交代富集事件显然与祁连、柴北缘在早古生代期间大规模的板片俯冲有关。由于俯冲带熔/流体对地幔楔交代富集事件的时间与该富集地幔发生熔融的时间相隔较近，致使化隆地区镁铁质杂岩体虽然具有富集的微量元素特征，但未遭受同化混染的样品却基本保持了亏损地幔的同位素性质。（7）在Th/Yb对Nb/Yb的协变图中，化隆岩带内镁铁质杂岩体位于MORB-OIB线的上方，落入现代岛弧玄武岩区域。在化隆岩带北邻的拉脊山，亦产出有440-450Ma的镁铁-超镁铁侵入体和同时期花岗岩，进一步揭示拉脊山小洋盆最终于450Ma闭合。此时的化隆地块，处于拉脊山小洋盆和柴北缘洋完全俯冲闭合转为碰撞造山阶段，岩浆在后碰撞的伸展部位上侵而形成了化隆岩带的镁铁-超镁铁岩体。化隆群富硅地层为硫化物的不混溶创造了同化混染的条件，并最终导致富硅物质的加入，致使岩浆中硫化物的不混溶作用发生，从而可形成不同品位不同类型的岩浆铜镍硫化物矿床。
二、强对流岩浆房中晶体的沉淀（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、强对流岩浆房中晶体的沉淀（论文提纲范文）
（1）安徽铜陵刺山金矿复合成矿作用（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 选题依据和研究意义 |
| 1.1.1 复合成矿作用 |
| 1.1.2 金的成矿机制与壳幔相互作用 |
| 1.2 研究现状和存在问题 |
| 1.2.1 研究现状 |
| 1.2.2 存在问题 |
| 1.3 研究方法和工作内容 |
| 1.3.1 研究方法 |
| 1.3.2 主要工作 |
| 1.4 主要成果和创新点 |
| 2 矿田地质 |
| 2.1 地层 |
| 2.2 构造 |
| 2.2.1 褶皱 |
| 2.2.2 断裂 |
| 2.2.3 其他构造 |
| 2.3 岩浆岩 |
| 2.4 矿产 |
| 3 矿床地质 |
| 3.1 矿体特征 |
| 3.2 矿石特征 |
| 3.2.1 矿石类型及矿物组合 |
| 3.2.2 矿石结构 |
| 3.2.3 矿石构造 |
| 3.3 围岩蚀变 |
| 3.3.1 斑岩型蚀变 |
| 3.3.2 过渡型蚀变 |
| 3.3.3 矽卡岩型蚀变 |
| 3.4 成矿期次与矿化阶段 |
| 3.4.1 斑岩型矿化 |
| 3.4.2 过渡型矿化 |
| 3.4.3 矽卡岩型矿化 |
| 4 岩相学和岩石地球化学 |
| 4.1 岩相学特征 |
| 4.1.1 岩浆岩 |
| 4.1.2 过渡带矽卡岩化辉石闪长岩 |
| 4.1.3 矽卡岩 |
| 4.2 岩石地球化学 |
| 4.2.1 主量元素 |
| 4.2.2 主量元素剖面对比 |
| 4.2.3 微量元素 |
| 4.2.4 微量元素剖面对比 |
| 4.3 狮子山矿田硫化物包裹体特征 |
| 4.3.1 曹山和鸡冠石的岩石包体 |
| 4.3.2 鸡冠山的岩石包体 |
| 4.3.3 刺山和白芒山的岩石包体 |
| 4.3.4 焦冲金矿的岩石包体 |
| 5 矿物学 |
| 5.1 赋矿岩石 |
| 5.1.1 岩浆岩 |
| 5.1.2 矽卡岩 |
| 5.1.3 过渡带 |
| 5.2 矿石 |
| 5.2.1 磁铁矿 |
| 5.2.2 黄铁矿与黄铜矿 |
| 5.2.3 自然金 |
| 6 成矿流体地球化学 |
| 6.1 样品准备及测试 |
| 6.2 包裹体特征及测温结果 |
| 6.2.1 斑岩型矿化 |
| 6.2.2 矽卡岩型矿化 |
| 6.2.3 过渡带型矿化 |
| 6.3 成矿流体的压力和深度 |
| 6.3.1 斑岩型矿化 |
| 6.3.2 矽卡岩型矿化 |
| 6.3.3 过渡带型矿化 |
| 6.3.4 各矿化类型流体关系 |
| 6.4 流体稳定同位素特征 |
| 6.4.1 氢氧同位素 |
| 7 矿床成因 |
| 7.1 成矿条件 |
| 7.1.1 岩浆岩 |
| 7.1.2 构造 |
| 7.1.3 地层条件 |
| 7.1.4 成矿物质来源 |
| 7.2 岩浆流体 |
| 7.2.1 斑岩型矿化 |
| 7.2.2 矽卡岩型矿化 |
| 7.2.3 过渡带型矿化 |
| 7.3 复合成矿作用 |
| 7.3.1 蚀变和矿化 |
| 7.3.2 岩石地球化学 |
| 7.3.3 矿物学 |
| 7.3.4 流体混合作用 |
| 7.3.5 复合成矿系统 |
| 7.4 刺山金矿成矿模式 |
| 7.5 狮子山矿田金成矿机制模型 |
| 8 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附表 |
| 个人简历 |
（2）对流干扰下的重力分异——基性岩侧向分带及矿化的主要机制（论文提纲范文）
| 1 静态或无明显对流循环干扰下的重力分异 |
| 2 对流 (循环) 干扰下的重力分异 |
| 2.1 对流的概念、类型及对结晶分异的影响及研究意义 |
| 2.2 不考虑伯努利效应时的晶体状态方程 |
| 2.3 伯努利效应对晶体运动的影响 |
| 2.3.1 层流循环过程中能量损耗可以忽略不计的情形 |
| 2.3.2 层流循环过程中有明显能量损耗的情形 |
| 2.3.2. 1 最高点以后势能转化成动能的速度大于能量损耗衰减的速度 |
| 2.3.2. 2 能量损耗衰减的速度大于最高点以后势能转化成动能的速度的情形 |
| 2.3.3 小结 |
| 2.4 侧壁冷却效应 |
| 3 讨论 |
| 3.1 适应范围 |
| 3.2 岩浆房的形态及通道位置的影响 |
| 4 结论 |
| 5 实例分析 |
（4）镁铁质-超镁铁质层状岩体基本特征及岩浆作用（论文提纲范文）
| 1 引言 |
| 2 层状岩体的基本特征 |
| 2.1 构造环境与岩体形态 |
| 2.2 岩石结构构造 |
| 2.2.1 层理层面 |
| 2.2.2 堆晶岩结构特征 |
| 2.2.3 韵律 |
| 2.2.4 层状构造 |
| 3 岩浆作用 |
| 3.1 岩浆分异作用 |
| 3.1.1 重力分异 |
| 3.1.2 双扩散对流边界层分异作用 |
| 3.2 压实作用 |
| 3.3 同化混染作用 |
| 3.4 岩浆混合作用 |
| 4 岩石结构构造成因 |
| 4.1 韵律层理成因 |
| 4.2 堆晶结构成因 |
| 5 关于层状岩体的研究 |
| 5.1 镁铁-超镁铁质层状侵入体与蛇绿岩套中的深成杂岩的区别 |
| 5.2 原生岩浆研究 |
| 5.3 岩浆演化过程 |
| 5.3.1 粒间液体的研究 |
| 5.3.2 新岩浆贯入的研究 |
| 5.4 压力对拉斑玄武质岩浆演化的影响 |
（5）基性与酸性岩浆混合过程的实验模拟研究及其在长白山天池火山的应用（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 前言 |
| 第一章 长白山天池火山地质 |
| 1.1 长白山天池火山自然地理 |
| 1.2 长白山天池火山区域地质及构造背景 |
| 1.2.1 区域地质背景 |
| 1.2.2 构造背景 |
| 1.3 长白山天池火山活动历史 |
| 1.4 长白山天池火山岩浆混合作用 |
| 第二章 岩浆混合作用及其实验研究进展 |
| 2.1 岩浆混合作用研究进展 |
| 2.1.1 岩浆混合作用及其影响因素 |
| 2.1.1.1 岩浆混合作用类型 |
| 2.1.1.2 岩浆混合作用的影响因素 |
| 2.1.2 岩浆混合作用的动力学过程 |
| 2.1.2.1 岩浆向岩浆房中补给 |
| 2.1.2.2 岩浆房中岩浆层的对流翻转 |
| 2.1.2.3 岩浆房内的强迫性对流 |
| 2.1.2.4 上升岩浆“炉”内岩浆的混合 |
| 2.1.2.5 岩浆自混合作用 |
| 2.2 岩浆混合实验室研究进展 |
| 2.2.1 岩浆混合实验室模拟的首次应用 |
| 2.2.2 补给速率变化对岩浆混合作用影响的实验模拟 |
| 2.2.3 粘度对岩浆混合作用影响的实验模拟 |
| 2.2.4 双扩散对流实验模拟 |
| 2.2.5 气泡对岩浆混合作用影响的实验模拟 |
| 第三章 气泡分离对基性岩浆侵入酸性岩浆发生翻转的影响 |
| 3.1 没有气泡分离时的岩浆混合情况 |
| 3.2 气泡从岩浆中分离对岩浆混合的作用 |
| 第四章 基性岩浆和酸性岩浆混合的实验室模拟实验 |
| 4.1 实验设计 |
| 4.2 实验现象 |
| 4.3 实验结果讨论 |
| 4.4 模拟实验对于长白山天池火山研究的意义 |
| 第五章 主要结论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（7）花岗岩侵位机制与成矿作用（论文提纲范文）
| 0 引 言 |
| 1 花岗岩浆的物理性质、热动力学条件与成矿作用关系 |
| 1.1 岩浆的粘度和密度 |
| 1.2 岩浆的温度和压力 |
| 2 花岗岩浆的上升和侵位过程及其与成矿作用的关系 |
| 3 不同地壳层次不同侵位机制的花岗岩体接触构造体系与成矿作用 |
| 4 花岗岩体的侵位生长方式与成矿作用关系 |
| 4.1 岩浆脉动侵位与成矿作用 |
| 4.2 杂岩体的生长方式与成矿作用 |
| 5 结束语 |
（8）中国几个镍矿床的地球化学比较研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 前言 |
| 一、 选题的目的和意义 |
| 二、 研究内容和拟解决的关键性科学问题 |
| 1 研究内容: |
| 2 拟解决的关键问题 |
| 三、 研究思路和研究方法 |
| 四、 工作量 |
| 五、 取得的研究成果 |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 国内外铜镍硫化物矿床研究现状 |
| 1.1.1 铜镍硫化物矿床成矿地质背景 |
| 1.1.2 铜镍硫化物矿床矿床类型 |
| 1.1.3 成矿时代 |
| 1.1.4 成矿作用机制 |
| 1.1.5 成矿模式 |
| 1.2 科学问题的提出及研究意义 |
| 第二章 中国几个岩浆镍矿床地质特征及其比较分析 |
| 2.1 主要镍矿床类型 |
| 2.2 硫化铜镍矿床的区域地质背景 |
| 2.2.1 金川硫化铜镍矿床的区域地质背景 |
| 2.2.2 红旗岭硫化铜镍矿床的区域地质背景 |
| 2.2.3 喀拉通克硫化铜镍矿床的区域地质背景 |
| 2.2.4 黄山硫化铜镍矿床的区域地质背景 |
| 2.2.5 煎茶岭硫化镍钴矿床的区域地质背景 |
| 2.2.6 区域地质背景比较分析 |
| 2.3 含矿岩体地质特征 |
| 2.3.1 金川岩体地质特征 |
| 2.3.2 红旗岭岩体地质特征 |
| 2.3.2.1 1号岩体 |
| 2.3.2.2 7号岩体 |
| 2.3.2.3 含矿岩体的岩石类型 |
| 2.3.3 喀拉通克矿床岩体特征 |
| 2.3.4 黄山矿床岩体特征 |
| 2.3.5 煎茶岭矿床岩体特征 |
| 2.3.6 岩体特征比较分析 |
| 2.4 矿床地质特征 |
| 2.4.1 金川矿床地质特征 |
| 2.4.2 红旗岭矿床地质特征 |
| 2.4.2.1 1号岩体 |
| 2.4.2.2 7号岩体 |
| 2.4.3 喀拉通克铜镍硫化物矿床地质特征 |
| 2.4.4 黄山矿床地质特征 |
| 2.4.5 煎茶岭矿床地质特征 |
| 2.4.6 矿床地质特征比较分析 |
| 2.5 小结 |
| 第三章 岩石、矿石地球化学特征及其比较分析 |
| 3.1 数据来源、测试方法与仪器条件 |
| 3.2 岩体及矿石岩石化学成分特征 |
| 3.2.1 岩石化学成分特征 |
| 3.2.1.1 金川岩体岩石化学成分特征 |
| 3.2.1.2 红旗岭岩体岩石化学成分特征 |
| 3.2.1.3 喀拉通克岩体岩石化学成分特征 |
| 3.2.1.4 黄山、黄山东岩体岩石化学成分特征 |
| 3.2.1.5 煎茶岭岩体岩石成分特征 |
| 3.2.2 矿石成分特征 |
| 3.2.2.1 金川矿区矿石成分特征 |
| 3.2.2.2 红旗岭矿区矿石成分特征 |
| 3.2.2.3 喀拉通克矿区矿石成分特征 |
| 3.2.2.4 黄山东、黄山矿区矿石成分特征 |
| 3.2.2.5 煎茶岭矿区矿石成分特征 |
| 3.2.3 成分特征比较分析 |
| 3.2.3.1 碱度 |
| 3.2.3.2 铝度 |
| 3.2.3.3 基性度 |
| 3.3 过渡族及主成矿元素地球化学特征 |
| 3.3.1 金川矿床 |
| 3.3.2 红旗岭矿床 |
| 3.3.3 喀拉通克矿床 |
| 3.3.4 黄山矿床 |
| 3.3.5 煎茶岭矿床 |
| 3.3.6 成矿元素特征对比分析 |
| 3.4 铂族元素地球化学特征 |
| 3.5 稀土元素地球化学特征 |
| 3.5.1 金川岩体 |
| 3.5.2 红旗岭岩体 |
| 3.5.3 喀拉通克岩体 |
| 3.5.4 黄山岩体 |
| 3.5.5 煎茶岭岩体 |
| 3.6 含矿岩体与其外围岩体地球化学特征对比 |
| 3.6.1 金川岩体与其外围岩体成分对比 |
| 3.6.2 金川岩体与其外围岩体微量元素对比 |
| 3.6.3 煎茶岭岩体与其外围岩体成分对比 |
| 3.6.4 煎茶岭岩体与其外围岩体微量元素对比 |
| 3.7 同位素地球化学 |
| 3.8 Re-Os同位素地质年代学研究 |
| 3.8.1 金川矿床Re-Os同位素研究 |
| 3.8.1.1 铼锇同位素年龄测定简要流程 |
| 3.8.1.2 测试结果讨论 |
| 3.8.2 国外铜镍硫化物矿床的Re-Os同位素特征 |
| 3.8.3 国内铜镍硫化物矿床的Re-Os同位素对比 |
| 3.9 小结 |
| 第四章 矿物地球化学特征及其比较 |
| 4.1 样品、测试方法与仪器条件 |
| 4.1.1 样品来源 |
| 4.1.2 测试方法与仪器条件 |
| 4.2 造岩矿物特征 |
| 4.2.1 硅酸盐矿物特征 |
| 4.2.1.1 橄榄石 |
| 4.2.1.2 斜方辉石 |
| 4.2.1.3 单斜辉石 |
| 4.2.1.4 斜长石 |
| 4.2.1.5 角闪石 |
| 4.2.2 氧化物矿物特征 |
| 4.2.2.1 铬尖晶石 |
| 4.2.2.2 磁铁矿 |
| 4.2.2.3 钛铁矿 |
| 4.3 造岩矿物成分特征 |
| 4.3.1 硅酸盐矿物成分特征 |
| 4.3.1.1 橄榄石 |
| 4.3.1.2 斜方辉石 |
| 4.3.1.3 单斜辉石 |
| 4.3.1.4 斜长石 |
| 4.3.1.5 角闪石 |
| 4.3.2 铬尖晶石成分特征 |
| 4.4 造岩矿物微量元素地球化学特征 |
| 4.4.1 橄榄石 |
| 4.4.1.1 过渡族元素 |
| 4.4.1.2 稀土元素 |
| 4.4.2 斜方辉石 |
| 4.4.2.1 过渡族元素 |
| 4.4.2.2 稀土元素 |
| 4.4.3 单斜辉石 |
| 4.4.3.1 过渡族元素 |
| 4.4.3.2 稀土元素 |
| 4.4.4 斜长石 |
| 4.4.4.1 过渡族元素 |
| 4.4.4.2 稀土元素 |
| 4.4.5 铬尖晶石 |
| 4.4.5.1 过渡族元素 |
| 4.4.5.2 稀土元素 |
| 4.4.6 煎茶岭岩体磁铁矿 |
| 4.4.6.1 过渡族元素 |
| 4.4.6.2 稀土元素 |
| 4.5 元素分异特征对比 |
| 4.5.1 过渡族元素 |
| 4.5.2 稀土元素 |
| 4.5.3 亲石元素 |
| 4.6 小结 |
| 第五章 铜镍硫化物矿床的主要硫化物特征及其不混溶作用过程研究 |
| 5.1 主要金属硫化物的矿物学特征 |
| 5.1.1 磁黄铁矿 |
| 5.1.2 镍黄铁矿 |
| 5.1.3 黄铜矿 |
| 5.2 主要金属矿物的共生组合特点 |
| 5.2.1 硫在岩浆熔体中的特征 |
| 5.2.1.1 硫在岩浆熔体中的存在形式 |
| 5.2.1.2 常压条件下硫的溶解行为 |
| 5.2.1.3 硫在地幔中的存在状态 |
| 5.2.1.4 岩浆不混溶相的发展演变过程 |
| 5.2.1.5 岩浆不混溶相成长过程的阶段性 |
| 5.3 熔池冶炼过程与铜镍硫化物矿床特征对比 |
| 5.3.1 冶炼工艺简介 |
| 5.3.2 熔渣矿物分布特征 |
| 5.3.3 熔渣成分与铜镍硫化物矿床岩体特征对比 |
| 5.3.4 硫化物特征 |
| 5.3.5 炉结现象与小岩体成矿 |
| 5.4 硅酸盐熔体与硫化物熔离的控制条件实验 |
| 5.4.1 硅酸度 |
| 5.4.2 温度 |
| 5.4.3 橄榄石粒度 |
| 5.4.4 贵金属富集条件 |
| 5.5 小结 |
| 第六章 结论与讨论 |
| 一、 结论 |
| 二、 讨论 |
| 三、 找矿方向 |
| 四、 存在问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 图版及图版说明 |
（9）煎茶岭与金川镍矿床成矿作用比较研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| 英文摘要 |
| 前言 |
| 第一章 绪论 |
| §1.1 国内外铜镍硫化物岩浆矿床的研究现状及存在问题 |
| 1.1.1 国内外铜镍硫化物岩浆矿床的研究现状与进展 |
| 1.1.2 存在问题 |
| §1.2 学术思想、研究思路和选题依据 |
| §1.3 技术路线与研究方法 |
| §1.4 研究工作的主要进展 |
| §1.5 论文完成工作量 |
| 第二章 煎茶岭与金川镍矿床区域地质背景、岩体与矿床地质特征及其比较 |
| §2.1 煎茶岭与金川镍矿床区域地质背景及其比较 |
| 2.1.1 煎茶岭矿床区域地质背景 |
| 2.1.2 金川矿床区域地质背景 |
| 2.1.3 区域地质背景比较 |
| §2.2 煎茶岭与金川岩体地质特征及其比较 |
| 2.2.1 煎茶岭岩体地质特征 |
| 2.2.2 金川岩体地质特征 |
| 2.2.3 岩体地质特征比较 |
| §2.3 煎茶岭与金川镍矿床地质特征及其比较 |
| 2.3.1 煎茶岭镍矿床地质特征 |
| 2.3.2 金川镍矿床矿床地质特征 |
| 2.3.3 煎茶岭与金川镍矿床地质特征比较 |
| §2.4 煎茶岭与金川矿区、岩体及矿床地质综合比较与讨论 |
| 第三章 煎茶岭与金川镍矿床区域、岩体及矿床地球化学研究和比较 |
| §3.1 区域地球化学 |
| 3.1.1 煎茶岭矿床区域地球化学 |
| 3.1.2 金川矿床区域地球化学 |
| 3.1.3 煎茶岭与金川矿床区域地球化学特征比较 |
| §3.2 岩体地球化学 |
| 3.2.1 煎茶岭岩体地球化学 |
| 3.2.2 金川岩体地球化学 |
| 3.2.3 煎茶岭与金川岩体地球化学特征比较 |
| §3.3 煎茶岭镍矿床地球化学研究 |
| 3.3.1 常量元素地球化学 |
| 3.3.2 成矿元素地球化学 |
| 3.3.3 矿物地球化学 |
| 3.3.4 铂族元素地球化学 |
| 3.3.5 过渡元素地球化学 |
| 3.3.6 稀土元素地球化学 |
| 3.3.7 微量元素地球化学 |
| 3.3.8 同位素地球化学 |
| 3.3.9 成矿作用年代学讨论 |
| §3.4 金川镍矿床地球化学研究 |
| 3.4.1 常量元素地球化学 |
| 3.4.2 成矿元素地球化学 |
| 3.4.3 矿物地球化学 |
| 3.4.4 铂族元素地球化学 |
| 3.4.5 过渡元素地球化学 |
| 3.4.6 稀土元素地球化学 |
| 3.4.7 微量元素地球化学 |
| 3.4.8 同位素地球化学 |
| 3.4.9 成矿作用年代学讨论 |
| §3.5 煎茶岭与金川镍矿床地球化学特征系统比较及分析 |
| §3.6 煎茶岭与金川镍矿床矿区、岩体及矿床地球化学综合比较 |
| 第四章 煎茶岭与金川镍矿床成矿作用比较分析及找矿方向 |
| §4.1 煎茶岭镍矿床成矿作用分析 |
| 4.1.1 镍在超基性—基性岩中的含量特点和赋存状态 |
| 4.1.2 岩浆作用的证据及其成矿意义 |
| 4.1.3 同化混染作用的证据及其成矿意义 |
| 4.1.4 蛇纹石化对热液型矿石形成的可能贡献 |
| 4.1.5 显生宙热液作用及其对成矿的贡献 |
| 4.1.6 煎茶岭镍矿床成矿作用分析 |
| §4.2 金川超大型铜镍硫化物矿床成矿作用分析 |
| 4.2.1 岩浆的形成与演化 |
| 4.2.2 金川铜镍硫化物矿床成矿作用分析 |
| §4.3 煎茶岭与金川硫化镍矿床成矿作用的系统比较分析 |
| §4.4 煎茶岭与金川镍矿床铜、金、钴、PGE成矿作用特征对比 |
| §4.5 找矿方向 |
| 第五章 结论与讨论 |
| §5.1 结论 |
| §5.2 讨论 |
| 结语 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 图版说明 |
| 图版 |
（10）南祁连化隆地区镁铁—超镁铁质侵入岩地质、地球化学特征与铜镍成矿（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪言 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.1.1 科学问题的提出 |
| 1.1.2 研究的目的意义 |
| 1.2 研究思路、研究内容及拟解决的关键科学问题 |
| 1.2.1 研究思路 |
| 1.2.2 研究内容 |
| 1.2.3 拟解决的关键科学问题 |
| 1.3 学术思想和技术路线 |
| 1.3.1 学术思想 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 1.4 论文研究概况及主要工作量 |
| 1.5 样品采集制备和分析方法 |
| 1.5.1 样品采集与制备 |
| 1.5.2 主量元素和微量元素分析 |
| 1.5.3 S、Nd、Sr 同位素测试 |
| 1.5.4 铂族元素分析 |
| 1.5.5 电子探针分析 |
| 1.5.6 锆石 ID-TIMS 分析 |
| 1.5.7 锆石 LA-ICP MS 分析 |
| 1.5.8 Re-Os 同位素分析 |
| 1.6 主要创新成果 |
| 第二章 岩浆铜镍硫化物矿床研究进展 |
| 2.1 世界岩浆作用有关铜镍硫化物矿床的类型和分布 |
| 2.1.1 矿床类型 |
| 2.1.2 成矿特点与地质分布 |
| 2.2 岩浆铜镍硫化物矿床成矿作用研究新进展 |
| 2.2.1 构造岩浆背景 |
| 2.2.2 岩浆源区性质 |
| 2.2.3 硫化物熔离机制 |
| 2.2.4 地壳混染与岩浆混合 |
| 2.2.5 岩浆成矿作用 |
| 第三章 青海省化隆地区铜镍成矿背景与地质条件 |
| 3.1 化隆区域构造格架及演化 |
| 3.1.1 大地构造位置 |
| 3.1.2 构造单元划分 |
| 3.1.3 区域构造演化 |
| 3.2 化隆地区岩浆岩活动特点与成矿地质条件 |
| 3.2.1 岩浆活动特点 |
| 3.2.2 镁铁-超镁铁岩成岩演化系统 |
| 3.2.3 地质特征 |
| 3.3 化隆区域成矿构造环境及动力学分析 |
| 3.3.1 区域成矿构造环境 |
| 3.3.2 成矿动力学分析 |
| 第四章 化隆岩带镁铁质杂岩体地质特征及含矿性 |
| 4.1 化隆岩带基本地质特征 |
| 4.1.1 化隆镁铁-超镁铁岩带特点 |
| 4.1.2 岩石类型及岩石学特征 |
| 4.2 典型岩体地质及岩相学特征 |
| 4.3 岩体含矿性及矿体地质特征 |
| 4.3.1 岩体含矿性 |
| 4.3.2 矿体地质特征 |
| 4.4 矿石矿物特征 |
| 4.4.1 结构与构造 |
| 4.4.2 矿石矿物特征 |
| 4.4.3 矿物组合特征 |
| 4.5 矿物晶体化学特征 |
| 4.5.1 亚曲岩体矿物学特征 |
| 4.5.2 裕龙沟岩体地球化学特征 |
| 第五章 岩石地球化学特征 |
| 5.1 主量元素地球化学特征 |
| 5.2 稀土和微量元素地球化学特征 |
| 5.3 成岩成矿时代 |
| 5.4 铂族元素地球化学特征 |
| 5.5 同位素地球化学特征 |
| 5.5.1 S 同位素特征 |
| 5.5.2 Sr-Nd 同位素特征 |
| 5.5.3 Re-Os 同位素地球化学特征 |
| 5.6 岩体群亲缘关系 |
| 第六章 岩浆源区与成矿作用 |
| 6.1 同化混染 |
| 6.1.1 同化混染的程度 |
| 6.1.2 Re-Os 同位素体系对同化混染的指示 |
| 6.1.3 选择性同化混染 |
| 6.2 结晶分异 |
| 6.3 岩浆源区 |
| 6.3.1 初始岩浆 |
| 6.3.2 母岩浆组成 |
| 6.3.3 岩浆源区性质 |
| 6.4 地球动力学背景 |
| 6.5 成矿作用 |
| 6.5.1 深部熔离机制与成矿过程 |
| 6.5.2 成岩成矿模式 |
| 6.6 靶区优选与找矿方向 |
| 6.6.1 铜镍矿找矿靶区优选 |
| 6.6.2 化隆及邻区岩浆铜镍矿找矿方向 |
| 结论 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得的研究成果 |
| 致谢 |
| 图版 |
四、强对流岩浆房中晶体的沉淀（论文参考文献）
- [1]安徽铜陵刺山金矿复合成矿作用[D]. 李明轩. 中国地质大学(北京), 2019(02)
- [2]对流干扰下的重力分异——基性岩侧向分带及矿化的主要机制[J]. 梁磊,张玲. 地质论评, 2017(04)
- [3]强对流岩浆房中晶体的沉淀[J]. D.Martin,R.Nokes,郭孝明. 地质地球化学, 1990(01)
- [4]镁铁质-超镁铁质层状岩体基本特征及岩浆作用[J]. 夏昭德,姜常义,夏明哲,凌锦兰,卢荣辉. 西北地质, 2011(01)
- [5]基性与酸性岩浆混合过程的实验模拟研究及其在长白山天池火山的应用[D]. 刘强. 中国地震局地质研究所, 2008(07)
- [6]硅质岩浆房的同位素分带性[J]. Clark M.Johnson,吴礼道. 国外火山地质, 1990(04)
- [7]花岗岩侵位机制与成矿作用[J]. 冯佐海,王春增,王葆华. 桂林工学院学报, 2009(02)
- [8]中国几个镍矿床的地球化学比较研究[D]. 刘民武. 西北大学, 2003(01)
- [9]煎茶岭与金川镍矿床成矿作用比较研究[D]. 王瑞廷. 西北大学, 2002(02)
- [10]南祁连化隆地区镁铁—超镁铁质侵入岩地质、地球化学特征与铜镍成矿[D]. 张照伟. 长安大学, 2013(07)