一、怎样区分原生、次生、假次生包裹体?（论文文献综述）
王臻[1]（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》文中进行了进一步梳理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。
丛富云[2]（2021）在《塔里木盆地塔北隆起中西部下古生界深层油气成藏过程》文中提出塔里木盆地是我国深层勘探的热点地区,经历了多期构造叠加改造,油气成藏过程与分布规律极为复杂。受深层油气成藏过程特殊性及其复杂的动力学机理影响,深层油气成藏运聚机理是塔里木盆地油气勘探的核心科学问题之一。塔北隆起是塔里木盆地最为重要的油气勘探开发区之一,含油气层位多,其中奥陶系石油储量最大,成藏问题也最复杂。本次研究通过对塔北隆起中西部三个典型地区,即于奇-艾丁-托甫台地区、哈拉哈塘地区和顺北地区下古生界奥陶系油气藏的成藏过程精细解剖,揭示深层油气成藏过程,建立深层油气富集模式。综合运用数值模拟、有机地球化学、包裹体定量荧光光谱和测温、同位素地球化学,从烃源岩生烃史、原油性质空间变化和原油充注历史分析入手,总结了塔北隆起中西部奥陶系油藏油气成藏主控因素和成藏模式。研究所得结论和认识如下:（1）识别了塔北隆起及顺托果勒低隆起由二叠系岩浆活动导致的背景热异常事件。本次研究将碳酸盐岩团簇同位素(Δ47)与方解石U-Pb定年相结合,利用已有的团簇同位素固相重排动力学模型对塔北隆起和顺托果勒低隆起奥陶系深埋碳酸盐岩层段进行热历史正演模拟,并结合沥青等效镜质体反射率的Easy%Ro模拟结果,揭示了塔北、顺北和顺托地区于二叠纪存在一个短暂的背景热异常事件。基于恢复的最高古地温推算剥蚀量及古地温梯度,认为二叠系地幔柱活动可能是造成产生背景热异常事件的主要原因。由于复杂的构造演化历史,二叠系岩浆活动导致的热异常期间最高埋藏古地温的实际温度区间仍需要结合更多方法和证据进行确定。但本次研究的结果表明,在进行塔里木盆地热历史恢复和生烃史研究中,二叠系岩浆活动的热效应应予以重视。（2）对塔北隆起中西部三个典型地区,即于奇-艾丁-托甫台地区,哈拉哈塘地区和顺北地区进行一维和二维热史、生烃史模拟,同时辅以原油Re-Os同位素定年,限定了下寒武统玉尔吐斯组烃源岩的生烃历史。结果显示,塔北隆起中西部原地烃源岩存在三个主要的生烃时期,包括加里东晚期-海西早期、海西晚期和喜山期,其中海西晚期是烃源岩的主生烃期,生烃量最大、生烃范围最广。南部和北部烃源岩成熟度存在差异,总体上北部烃源岩成熟度低于南部。（3）对于奇-艾丁-托甫台地区油气成藏主控因素及成藏过程进行了分析。原油物性和成熟度存在由北向南渐变的原油性质的空间变化与海西晚期埋深导致的生物降解程度差异以及原地烃源岩成熟度差异导致的原油成熟度差异密切相关,同时断裂活动差异导致的原油垂向充注期次及强度差异,影响了部分地区,如YQX1井轻质油藏原油性质的突变。总体三到四期充注,包括海西早期、海西晚期、燕山中-晚期和喜山期。艾丁和于奇地区奥陶系储层中,海西晚期充注分布最为广泛,海西早期和燕山中-晚期充注主要分布于艾丁地区,喜山期充注在艾丁和于奇地区均有识别。（4）对哈拉哈塘地区油气成藏主控因素及成藏过程进行了分析。哈拉哈塘油田成藏的主控因素可以总结为“断裂控富、原地生烃、垂向运移、多期充注”。原油成熟度总体上呈现由北向南逐渐降低的趋势,局部地区成熟度变化趋势存在波动。分析认为海西晚期是烃源岩主生烃期及储层主充注期,原地烃源岩成熟度差异可能导致了原油成熟度大范围的空间变化。原油充注时期包括加里东晚期、海西晚期、燕山期和喜山期,其中海西晚期充注范围最广、强度最强,是主充注期。断裂带的分段性及断裂不同部位活化强度差异可能控制了不同井位油气充注期次及各期充注强度,从而造成局部原油性质的波动。（5）对顺北地区油气成藏主控因素及成藏过程进行了分析。顺北油田的成藏机理可以总结为“早期生油,早期充注,深埋熟化,晚期调整”。顺北地区的现有钻井主要分布在NNE向的顺北1号和NNW向的顺北5号走滑断裂带周围。顺北1号带原油密度、粘度、含硫量及胶质和沥青质含量均低于顺北5号带,原油成熟度则在顺北1号带更高。顺北5号断裂带现今原油于加里东晚期充注,顺北1号断裂带原油充注时期最早始于海西晚期,持续至喜山期,其中海西晚期是主充注期。区域应力场方向导致的两条断裂带的差异活化是造成原油差异充注的主因,直接决定了两条断裂带上原油性质的差异性。（6）综合三个典型地区的油气成藏历史,塔北隆起中西部地区油气成藏模式可以总结为“烃源岩原地供烃、原油垂向充注、多期充注成藏、走滑断裂控富”。下寒武统玉尔吐斯组烃源岩原地生烃。北部地区和南部地区由于埋深不同,烃源岩成熟度存在差异,且南部烃源岩成熟度较北部更高。烃源岩总体存在三期生烃,即加里东晚期-海西早期,海西晚期和燕山-喜山期,其中海西晚期为主生烃期,生烃量最大。由于烃源岩成熟度空间差异,同一时期不同地区充注的原油也存在成熟度差异,并且表现为南部地区充注的原油成熟度高于北部地区。原油成熟度存在空间差异,总体上表现为由南向北降低的趋势。原油充注期次总体存在三期,即加里东晚期-海西早期,海西晚期和燕山-喜山期。不同地区充注期次及各期充注强度存在差异。走滑断裂的差异活化控制了原油垂向运移,从而决定了不同地区原油性质的差别。
李孝文,曹淑云,刘建华,周丁奎,李文轩,蒋少涌,曹汉琛,吴玉[3]（2021）在《北阿尔金余石山含金石英脉地质构造特征与流体作用》文中进行了进一步梳理北阿尔金构造带东部余石山地区是近年来新发现的极具勘探潜力的稀有金属矿区,区域内出露有含金石英脉矿化体,矿化体的产出总体上受区域韧性剪切带和断层带共同控制。本文重点针对该矿化体,在宏观和显微构造特征观测的基础上,结合流体包裹体性质特征及流体来源进行了深入分析。研究表明,含金石英脉矿化体经历了从成岩-成矿到被改造的演化过程,其在微观上保留有明显的原生和次生的结构特征。其中原生结构主要包括发育环带的石英及各类金属矿物,而次生结构则为叠加于原生结构之上的蚀变和构造变形特征。石英呈现出明显的韧-脆性转换构造变形,晶体内发育不同类型的流体包裹体,指示着不同的流体演化环境。其中成矿期流体以富二氧化碳为主要特征,温压环境约为P=125～250MPa,T=300～365℃,成矿深度约为9～12km;而改造期流体以贫二氧化碳的水-盐体系为主要特征,温压环境约为P<100 MPa, T=165～235℃,深度小于8.3 km。流体的不混溶作用在成岩成矿过程中扮演了重要角色,韧-脆性构造转换所造成的流体压力降低是导致流体不混溶作用的关键因素。成矿流体主要以岩浆水为主,但受后期改造作用的影响而混入了大气降水。总体上含金石英脉矿化体产于韧-脆性转换带并受剪切带及断裂带的控制,呈现出与剪切带型金矿基本一致的特征。
李弛[4]（2021）在《CO2流体活动影响下的砂岩储层成岩演化过程及孔隙发育机制 ——以莺歌海盆地中新统黄流组为例》文中研究说明莺歌海盆地位于我国南海北部大陆架西区,是中国近海典型的高温（地温梯度普遍大于4.0℃/100m）高压（最大压力系数2.3）盆地,也是我国重要的天然气产区之一。盆地内CO2含量较高,单井CO2相对含量最高可达90%以上。CO2通过盆地内发育的底辟构造及正断层运移至浅部,使得溶蚀作用强度增加,储层物性好于CO2含量低储层,是影响中新统黄流组砂岩储层成岩-孔隙演化过程的重要因素。研究发现,莺歌海盆地乐东区与东方区黄流组储层中CO2分布模式存在差异。其中,乐东区黄流组储层中CO2的分布与地层深度相关,深度在3900m以下的储层CO2含量高,3900m以上储层基本不含CO2;东方区单井之间黄流组储层CO2含量差别较大,最高可达75%,含量低的井CO2相对含量最高不超过10%。依据储层受CO2影响程度,将研究区黄流组砂岩储层分为CO2影响储层及未受CO2影响储层两类。通过含烃包裹体岩相学分析、包裹体温度分析、包裹体盐度及捕获压力恢复、铸体薄片显微镜下观察与定量统计、电镜扫描观察、薄片荧光显微分析、阴极发光显微分析、电子探针元素分析、碳酸盐胶结物稳定同位素分析等分析方法,结合单井埋藏热演化史模拟,对上述两类储层的岩石学与物性特征、成岩演化特征进行深入研究,定量恢复CO2影响储层及未受CO2影响储层的孔隙演化过程,结合埋藏热演化史、研究区地震剖面及区域构造背景,构建了CO2影响储层及未受CO2影响储层的埋藏-成岩-孔隙演化过程,分析了CO2影响下的储层成岩-流体充注-孔隙演化过程及孔隙发育机制。结果表明,CO2影响储层及未受CO2影响储层的成岩演化过程存在差异,CO2充注及伴生的超压对压实作用强度及自生矿物溶解-沉淀规律产生影响。未受CO2影响储层由于缺乏超压对原生孔隙的保护,原生孔面孔率随地层深度增加而迅速减小,其中,乐东区3723m～3900m深度段原生孔面孔率从9.0%下降到0.5%;东方区3125.33m～3900m深度段原生孔面孔率从10.0%减小到3.0%。相对较低的地层压力及贫CO2的孔隙流体使地层中易于沉淀铁方解石（铁方解石:乐东区平均含量7.9%;东方区平均含量1.8%）,不易沉淀铁白云石（铁白云石:乐东区平均含量0.2%;东方区平均含量0.1%）,且溶蚀作用相对较弱（次生孔面孔率:乐东区4.1%;东方区6.2%）,地层中原生及次生孔隙均不发育。CO2影响储层由于超压减弱了的压实作用强度,原生孔面孔率随埋深增大基本不变。其中,乐东区CO2影响储层不同深度上的原生孔面孔率最大值基本保持在2.0%～4.0%,部分层段可达5.5%;东方区CO2影响储层原生孔面孔率最大可达11.0%。CO2流体及高的地层压力使CO2影响储层中的Ca CO3及铝硅酸盐矿物的溶解度增大,铁方解石及长石易被溶蚀（次生孔面孔率:乐东区5.1%;东方区18.1%）,易于沉淀铁白云石（铁白云石:乐东区平均含量1.1%;东方区平均含量2.6%）及硅质胶结物（石英次生加大:乐东区平均0.7%;东方区平均0.4%）。乐东区及东方区沉积-构造演化背景不同,两个地区CO2充注模式及孔隙发育模式存在差异。乐东区位于莺歌海盆地东部斜坡带,区域内深度3900m以下发育较大规模正断层,是区域内CO2运移的主要通道;东方区位于莺歌海盆地中央底辟带,区域内存在的大规模底辟构造是深部CO2运移到浅部储层的主要通道。深部CO2溶解于高盐度热流体中并通过底辟构造或深大断裂垂向运移至黄流组砂岩储层,改变了储层的成岩环境及孔隙发育过程,导致CO2影响储层中的原生及次生孔隙均较发育,孔隙连通性与物性较好。
向路[5]（2020）在《江南造山带西缘新元古代锡铌钽成矿作用》文中指出高演化的花岗岩多与锡钨铌钽的成矿密切相关。一个岩体成矿与否,具体形成什么类型的矿床,受控于复杂的岩浆、热液过程,包括部分熔融过程中金属的活化,分离结晶过程中金属的富集,流体熔体分离过程中金属的重置以及水岩反应过程中金属的沉淀。而在不同岩体中主导成矿的因素通常并不一致,这使得成矿过程复杂多变。华南地区以多时代（元古代、古生代、早中生代、晚中生代）的花岗岩和钨锡铌钽矿床闻名于世,占据了世界上超过50%的W和20%的Sn的储量,同时提供了可观的铌钽资源。但被晚中生代成矿作用的光芒所掩盖,前燕山期的成矿作用缺少关注,关于不同时代成矿作用之间的联系研究的比较少,对于多时代、多旋回成矿的控制因素仍然不是特别清楚。江南造山带西缘是华南最古老的锡成矿区。一些重要的科学问题,例如花岗岩铌钽成矿潜力、锡多金属矿床的成矿时代、成矿过程以及金属和流体的来源等,缺乏系统性的研究或者存在较大的争议。本文在综合前人资料和成果的基础上,利用薄片鉴定、扫描电镜和电子探针分析、矿石矿物（锡石、铌铁矿、钨铌铁矿、黑钨矿）及副矿物（锆石、榍石）U-Pb同位素和微量元素分析、全岩主微量元素及Sr-Nd-Pb-Li-B同位素分析、电气石Li-B同位素分析等手段,对江南造山带西缘含锡钨铌钽花岗岩及相关的锡多金属（钨、铜等）矿床进行了详细的研究,并进一步探讨华南多时代锡钨铌钽成矿作用的控制因素、在岩浆-热液转变过程中金属的分离以及Li-B同位素的分馏等问题。通过本次研究,取得了以下认识:1.成岩成矿年龄:锆石、钨铌铁矿、铌铁矿的U-Pb年龄指示江南造山带西缘的新元古代含锡花岗岩的侵位发生在～819–832 Ma之间。取自云英岩型、电气石石英脉型、锡石硫化物脉型矿石的锡石、黑钨矿U-Pb年龄指示江南造山带西缘锡多金属成矿作用发生在～823–831 Ma之间,表明岩浆侵位和热液成矿近乎同时。来自甲龙锡矿锡石硫化物脉型矿石的榍石U-Pb年龄指示～420Ma的区域变质作用叠加改造了这些花岗岩和锡矿,使得部分矿物（如钨铌铁矿）发生重结晶,Pb丢失。另外,在四堡群地层中发现的碎屑沉积的电气石,可能来自华南更老的（>～850Ma）基底岩石。B同位素证据(δ11B=–13.1至+15.4‰)指示这些电气石有多个物源（老的花岗岩、变泥质岩以及海相的或者与海水发生过广泛物质交换的铁镁质岩石）。但没有证据指示该地区存在多期次成矿作用。2.金属和流体来源:与锡成矿相关的岩浆、热液电气石普遍富集Sn、Zn、Li、F等花岗岩特征元素组合,围岩中的电气石和花岗岩内部的电气石具有近乎一致的δ11B值（～–12至–9‰）,进一步指示锡成矿流体是来自花岗岩。来自九毛锡矿三种矿石（云英岩型、分别赋存于四堡群和超基性岩中的锡石硫化物矿石）的锡石和榍石的主、微量元素成分表明Sn、W、Nb、Ta、U、Zn等金属来自于富F、B的元宝山岩浆热液体系,而与超基性岩无关。考虑到以下证据:（a）赋存在超基性岩中矿石的锡石更富集Cr、V等元素;（b）锡石与斜方砷镍矿、红锑镍矿等富Ni的矿物伴生;（c）锡石硫化物矿石中出现富Cr的尼日尼亚石;（4）九毛等锡多金属矿床的Cu矿体主要分布在超基性岩周围。我们认为在锡多金属成矿作用中超基性岩可能贡献了Cr、Ni、V、Cu等金属。3.花岗岩成矿潜力及控制因素:新元古代铌铁矿和钨铌铁矿的结晶表明江南造山带西缘的新元古代过铝质花岗岩是高分异花岗岩,熔体高度富集锡、铌等成矿元素,有良好的锡铌钽成矿潜力。在未来的新元古代锡铌钽找矿工作中可能需要关注隐伏的高分异岩体。江南造山带西段成矿的花岗岩相对于东段贫瘠的花岗岩,普遍具有更高含量的挥发分（例如B、H2O）。挥发分的加入促进了更广泛的部分熔融和分离结晶过程,最终造成新元古代花岗岩在西段形成一系列锡矿而在东段成矿作用不明显。华南地区从元古代到中生代经历了多期次的构造叠加,这种大陆边缘的沉积物的循环利用,可能在一定程度上促进了成矿元素在花岗岩源区的富集。4.岩浆热液转变过程:电气石淡色花岗岩稀土配分曲线具有明显的四分组效应,云母、锆石和铌钽矿族矿物发育次生结构,表明在岩浆晚阶段有强烈的流体活动。锡、钨、铌和钽在流体和熔体分离过程中会产生多种流体,成矿元素也会在流体与熔体之间重新分配,例如在元宝山地区分离成富Nb-Ta的熔体、早阶段富W-Nb的流体和晚阶段富Sn的流体。另外在岩浆热液转变过程中,Li同位素体系由多种硅酸盐矿物控制,而B同位素体系主要由副矿物相的电气石控制。这种差异性的控制导致岩浆和热液演化过程中Li和B同位素体系的解耦。来自元宝山地区的岩浆、热液电气石的δ11B变化范围很小（–12.5至–9.3‰）,反映的是岩浆源区变质沉积岩的特征。相比之下,岩浆和热液电气石的δ7Li表现出三个明显的变化趋势,分别对应分离结晶、岩浆热液转变和水岩反应过程。5.水岩反应及成矿过程:赋存在四堡群片岩和超基性岩中的锡矿石成矿氧逸度在～NNO附近,硅酸盐阶段和硫化物阶段成矿温度分别在～570–350°C和～350–170°C。不同围岩中矿石形成的温度、氧逸度等条件相近,矿石品位（四堡群中矿石Sn品位<1.4%,而超基性岩中矿石Sn品位可达29%）和矿物组合（四堡群中矿石富铁,而超基性岩中矿石富镁）的差异可能是受各自不同的水岩反应过程控制的。电气石的化学成分、Li-B同位素组成也表明,在水岩反应过程中,围岩和成矿流体发生了广泛的物质交换（HREE、Mg、Li、B、Sn）。这个过程可能促进了锡在晚阶段流体中的富集。
许国雨[6]（2020）在《藏南查拉普金矿床成矿流体特征及其对矿床成因的指示》文中研究说明查拉普金矿床位于西藏自治区山南地区隆子县境内,大地构造属于北喜马拉雅构造带的东段,区域上受东西向的绒布-古堆断裂控制。本文在野外地质工作基础上,通过对查拉普金矿矿床地质特征及成矿流体特征的研究,约束查拉普金矿矿床成因及成矿机制,获得以下认识:查拉普金矿床矿床地质特征与卡林型金矿相似,赋矿围岩为上三叠统涅如组地层,是一套富含有机质的浅变质黑色岩系;矿体主要受褶皱和断裂控制,与围岩界线不明,仅能依靠化学分析界定;金主要以显微-次显微不可见金形式存在于黄铁矿、毒砂、含砷黄铁矿中,少量以自然金形式分布于石英脉中;发育黄铁矿化、毒砂化、硅化、绢云母化、绿泥石化,可见碳酸盐化;成矿期次可划分为沉积变质期、热液期和表生期,其中热液期可进一步划分为毒砂-黄铁矿蚀变阶段、石英-毒砂-富砷黄铁矿-自然金阶段。流体中发育4种流体包裹体类型:以富液(LH2O+VH2O)两相包裹体和含CO2(LH2O+LCO2+VCO2)三相包裹体为主,其次为富CO2(LCO2+VCO2)两相包裹体和富气(LH2O+VH2O)两相包裹体。均一温度范围为215.2～419.9℃,集中于300～320℃之间,平均314.5℃;盐度范围为1.2～10.8wt%Na Cl.eqv,集中于4～5wt%Na Cl.eqv之间,平均4.5wt%Na Cl.eqv;成矿流体为富CO2、中低温、低盐度。成矿流体主要来源于地壳,成矿过程中以建造水为主,有变质流体和大气降水参与,演化过程如下:印亚大陆碰撞的后碰撞伸展阶段下地壳部分变质熔融,引起局部温度升高的同时形成富含CO2的变质流体,在南北挤压应力及高温作用下封存在地层中的建造水活化并与变质流体混合,萃取地层中的Au等成矿元素形成含矿流体,沿构造裂隙运移,近地表大气降水的参与,使流体组分发生变化,同时温度压力急剧下降,p H值升高,硫化物大量形成,使Au过饱和沉淀。查拉普金矿为改造热液控矿,成因类型属类卡林型金矿。
章展铭[7]（2020）在《内蒙古通辽地区流体作用与铀成矿关系研究》文中研究说明松辽盆地是我国北方主要的产铀盆地之一,盆地西南部的通辽地区现已探明钱家店、宝龙山等大型铀矿床。近年来,通辽地区经铀矿勘查新发现了大林、海力锦等矿床,表明区内仍有很大的成矿前景。然而,对于区内流体作用与铀成矿的研究相对薄弱。论文以松辽盆地西南部通辽地区宝龙山、大林砂岩型铀矿床为研究对象,以岩石学、矿物学、地球化学以及砂岩型铀成矿理论为指导,研究了铀矿床地质特征,分析了目的层姚家组砂岩的后生蚀变特征、成矿流体类型及其与铀成矿的关系。取得如下主要成果:（1）研究认为目的层姚家组砂岩中与铀矿化相关的蚀变主要有高岭石化、黄铁矿化及碳酸盐化。高岭石常常吸附铀,充填在砂岩孔隙,以杂基的形式存在。黄铁矿一方面表现为草莓状黄铁矿交代有机质且与铀矿物共生,另一方面以胶状黄铁矿与铁白云石、铀矿物共生的形式存在。含铀碳酸盐以铁白云石为主,常以自形-半自形产出,铀矿物赋存在其表面。（2）根据蚀变矿物的产出形式与同位素地球化学特征,分析不同蚀变矿物的成因。其中,高岭石成因复杂,既可以是大气降水淋滤或成岩有机酸流体的产物,也可以是在辉绿岩脱气产生的富CO2热流体充注作用下形成;黄铁矿根据其形态可分为草莓状黄铁矿与包裹草莓状黄铁矿的胶状黄铁矿,前者为具有强亏损δ34S特征的生物成因,后者因富集δ34S系热流体活动的产物;碳酸盐化存在三期,依次是沉积成岩阶段形成的原生亮晶方解石、辉绿岩脱气作用产生的富CO2流体充注姚家组砂岩形成的方解石脉与片钠铝石、热流体与地下水混合形成的铁白云石。（3）结合宏观砂岩特征与微观的镜下观察,认为研究区存在地下水、辉绿岩脱气产生的富CO2热流体以及油气还原性流体。地下水的活动贯穿姚家组形成至铀富集成矿的整个阶段;富CO2的热流体形成于嫩江期末强烈的区域构造-岩浆活动时期,是基性岩浆活动脱气作用的产物;油气还原性流体除了由原生炭屑有机质控制的有机酸外,还由深部油气组成,伴随着持续性的构造抬升活动,能沿着断裂运移至姚家组,提升还原容量。（4）运用流体包裹体分析手段,研究认为区内铀矿床成矿流体具有中-低温、盐度低及多种流体叠加的特征。姚家组于构造反转期受到辉绿岩脱气产生富CO2热流体的改造,具有较高温（198～223℃）、低盐度(0.71～4.34 wt%Na Cleq)的特征。随着含铀含氧地下水的逐步混入,成矿流体演化为中等温度（155～232℃）、较高盐度(4.18～9.98 wt%Na Cleq)的特征。最终,由于热流体活动的间歇,成矿流体以地下水占主导地位,表现为低温（83～145℃）、低盐度(0.88～6.45 wt%Na Cleq)的特征。（5）认为宝龙山-大林铀矿带含矿目的层砂岩主要经历沉积成岩阶段、富CO2流体充注阶段以及成矿阶段,地球化学环境的演化过程依次为弱碱→弱酸→碱性-过碱性→弱碱性→弱酸性-中性过渡,此过程对蚀变矿物的形成与铀的迁移富集起到重要的控制作用。根据蚀变矿物组合及流体作用,将铀成矿过程划分为沉积预富集、构造反转及热流体改造、层间氧化成矿等三个阶段。
韩振玉[8]（2020）在《山东省胶西北地区深部金矿资源评价与三维成矿预测》文中研究表明胶西北地区成矿地质条件优越,金矿资源丰富,探明资源储量约占整个胶东地区的90%以上。金矿床类型以破碎带蚀变岩型（焦家式）和石英脉型（玲珑式）为主,矿床受中生代岩浆岩和NE—NNE向断裂构造控制明显,多数矿床分布于岩体边缘、NE—NNE向主干断裂带内及其下盘次级断裂中,主要成矿带由三山岛金矿带、焦家金矿带和招远-平度金矿带组成。近年来,随着开采深度的增加和主矿体资源量的枯竭,寻找接替资源和深部找矿的需求越来越大。在深部找矿工作中,受经济成本的制约,以钻探为主的传统找矿方法难以再有突破;而以三维地质建模和三维成矿预测为代表的深部找矿新技术开始应用到找矿工作中。三维成矿预测是在综合分析成矿地质条件和控矿规律的基础上,依托地质勘查数据、地球物理和地球化学数据等综合多元找矿信息的不断完善,针对金矿集中区深部隐伏矿体开展找矿研究,这一技术的应用将极大的促进金矿集中区深部金矿资源的“定位”“定量”和“定概率”的找矿预测研究和评价。本次研究选取了焦家金矿带和招远-平度金矿带中南段为重点区域,在焦家带的南延部位通过可控源音频大地电磁测深剖面和激电测量剖面测量,对焦家带南延位置实施了验证,将焦家金矿带进一步向南延伸约3km;在招远-平度金矿带中南段通过开展1:5万重力测量和1:5万磁法测量,根据地质解译成果,在大尹格庄-夏甸金矿田开展了可控源音频大地电磁测深剖面和构造叠加晕研究,推断了招远-平度金矿带在第四系覆盖区下的南延部位。在焦家成矿带上勘查深度最深的纱岭矿区、招贤矿区以及招远-平度成矿带中南段大尹格庄、夏甸等矿区采集了钻孔内样品,开展了黄铁矿微量、稀土元素分析、包裹体成分分析、包裹体测温、多手段同位素分析研究。通过流体包裹体、S和He-Ar同位素、载金矿物黄铁矿研究,认为研究区金矿主成矿期流体包裹体类型是H2O-CO2混合流体,含少量CH4,是一种中温、中盐度、低密度流体,成矿晚期盐度降低,成矿环境为还原环境;成矿过程早期以岩浆热液为主,主成矿期有地幔流体的参与,晚期有较多大气降水的加入。成矿过程与岩浆期后巨大规模和深度的热液交代蚀变有关,是岩浆期后热液交代蚀变型金矿床。在分析了矿体赋存规律、侧伏规律等因素对金矿化富集控制作用的基础上,采用“立方体预测模型方法”开展三维建模,应用“三维证据权法”和“三维信息量法”对深部矿体开展定位、定量、定概率一体化的三维预测,建立了焦家成矿带和大尹格庄-夏甸地区三维地质模型。本次三维建模实现了胶西北金矿集中区的三维可视化,是传统的二维找矿向三维找矿预测的新突破。利用三维预测模型,圈定了6处找矿靶区,在焦家金成矿带深部的两处靶区实现了“定位”“定量”预测,证明了焦家带深部巨大的找矿潜力,利用本次研究布设的钻孔共圈定矿体27个,新增资源量x吨,达到特大型金矿规模。焦家成矿带和大尹格庄-夏甸地区三维成矿预测的成功应用,为整个胶西北地区深部找矿研究提供了可参考、可复制、可推广的技术方法。
韩发,田树刚,刘建[9]（2020）在《大厂锡矿床黑色包裹体成因分析及容矿围岩的古地温研究》文中研究说明在大厂长坡-铜坑矿床,锡石中普遍存在具有代表性的2类包裹体:黑色包裹体和气-液两相的流体包裹体。文章通过对包裹体结构形态和理论分析,证明黑色包裹体是原生流体包裹体在内压超高（overpressured）条件下形成的。通过牙形石色温指数（CAI）及表面残余结构的研究,获得了容矿岩石的古地温为300～650℃,与前人通过气-液两相包裹体获得的矿化温度（240～540℃）高度吻合,说明容矿围岩的受热事件与同期矿化事件,其热源具有同源性,可能来自矿床下伏的燕山期花岗岩。层状主矿体锡石中原生的流体包裹体正是在这期事件的影响下,变成了黑色包裹体。这些研究证明,大厂锡矿至少有早、晚2期成矿作用。黑色包裹体的发现和古地温的恢复,为层状主矿体是在海底热液喷流沉积成因的认识提供了关键证据。
朱静然[10]（2020）在《塔吉克斯坦、缅甸尖晶石宝石学特征及包裹体研究》文中研究指明尖晶石具有优良的宝石学性质,近年来在珠宝市场受到越来越多的重视。塔吉克斯坦和缅甸作为尖晶石的两个重要产地,产量大质量优,中国市场上的尖晶石多来自于这两个产地,因此对这两个产地尖晶石的研究显得尤为重要。本文采用红外光谱、电子探针、光纤光谱仪、宝石显微镜、激光拉曼光谱等测试方法对塔吉克斯坦和缅甸两个产地尖晶石的常规宝石学特征、化学成分、颜色成因及包裹体进行了系统地研究和对比,并通过包裹体特征对成矿环境进行了初步探究。宝石级尖晶石的成分主要为镁尖晶石。缅甸尖晶石中元素V、Cr、Zn的含量普遍较高,以高含量的Zn最特征,微量元素变化大。塔吉克斯坦尖晶石中V、Cr、Zn含量均低于缅甸,相比较绝大多数缅甸尖晶石（除蓝色和部分紫色）,其Fe含量相对较高,且各样品中微量元素的均一性普遍高于缅甸。Cr、V、Fe是影响尖晶石颜色的主要元素,根据种类和含量的不同,使尖晶石呈现不同的颜色,有时也会有Mn、Co、Zn等其它元素的参与。缅甸尖晶石拉曼光谱的407cm-1峰半高宽一般大于塔吉克斯坦尖晶石,缅甸尖晶石的半高宽一般大于9,而塔吉克斯坦尖晶石的半高宽一般小于9。尖晶石中含有丰富包裹体,且常具有产地特征。磷灰石、碳酸盐类矿物以及石墨包裹体在两个产地均出现频率较高。缅甸尖晶石中的磷灰石包裹体内部常含黑色矿物,雁行状八面体负晶也是具有缅甸产地特征的包裹体,它们是被白云石、方解石或二者混合成分的流体充填晶体空洞而形成的次生或假次生包裹体,可指示缅甸尖晶石为大理岩型。除此以外在缅甸尖晶石中还发现了黄铁矿,首次发现了碳化硅。塔吉克斯坦尖晶石中可含有大量的锆石包裹体,且锆石包裹体有时存在于磷灰石包裹体中,说明锆石的形成期次可能早于磷灰石。此外,第一次在塔吉克斯坦尖晶石中发现了滑石,块状金红石矿物包裹体也是塔吉克斯坦尖晶石与缅甸区分的产地特点之一。值得注意的是,在两个产地均发现了含有CO2空腔的菱镁矿包裹体,其具体成因还有待进一步研究。依据两个产地石墨包裹体G带拉曼位移,估算塔吉克斯坦尖晶石中石墨形成压力略高于缅甸。
二、怎样区分原生、次生、假次生包裹体?（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、怎样区分原生、次生、假次生包裹体?（论文提纲范文）
（1）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 |
（2）塔里木盆地塔北隆起中西部下古生界深层油气成藏过程（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.1.1 选题来源 |
| 1.1.2 选题目的和意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 深层油气成藏年代学研究现状 |
| 1.2.2 沉积盆地热演化史恢复研究进展 |
| 1.2.3 国内外深层油气勘探现状 |
| 1.2.4 深层油气成藏理论研究现状 |
| 1.3 主要研究内容和研究思路 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究方法 |
| 1.3.3 研究思路及技术路线 |
| 1.4 完成工作量 |
| 1.5 论文主要创新点 |
| 第二章 区域地质概况 |
| 2.1 区域地质背景 |
| 2.1.1 研究区地理位置和构造分区 |
| 2.1.2 构造演化特征 |
| 2.1.3 断裂发育特征 |
| 2.1.4 沉积充填特征 |
| 2.1.5 岩浆活动特征 |
| 第三章 区域热演化史和生烃史研究 |
| 3.1 岩浆活动背景热异常事件研究 |
| 3.1.1 岩石学、稳定同位素地球化学和年代学 |
| 3.1.2 团簇同位素和镜质体反射率热史恢复 |
| 3.1.3 背景热异常的构造-热解释 |
| 3.2 区域热史、生烃史研究 |
| 3.2.1 托甫台-艾丁-于奇地区区域热史、生烃史 |
| 3.2.2 哈拉哈塘地区区域热史、生烃史 |
| 3.2.3 顺北地区烃源岩热史、成熟史 |
| 第四章 托甫台-艾丁-于奇地区油气成藏过程 |
| 4.1 油气性质及空间变化 |
| 4.1.1 原油物性特征 |
| 4.1.2 原油地球化学特征 |
| 4.2 油气充注历史 |
| 4.2.1 流体包裹体 |
| 4.2.2 方解石U-Pb定年 |
| 4.3 区域油气成藏过程 |
| 第五章 哈拉哈塘地区油气成藏过程 |
| 5.1 油气地球化学特征及空间变化 |
| 5.2 油气充注历史 |
| 5.2.1 流体包裹体特征及充注期次 |
| 5.2.2 原油充注时期 |
| 5.3 区域油气成藏过程 |
| 第六章 顺北地区油气成藏过程 |
| 6.1 油气性质及流体包裹体特征 |
| 6.1.1 原油物性特征 |
| 6.1.2 原油成熟度差异 |
| 6.1.3 流体包裹体特征 |
| 6.2 油气充注历史 |
| 6.2.1 原油多期混合 |
| 6.2.2 油气充注时期 |
| 6.3 区域油气成藏过程 |
| 第七章 塔北隆起中西部油气成藏模式 |
| 结论与认识 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 1.碳酸盐岩团簇同位素实验测试流程 |
| 2.方解石原位微区U-Pb定年方法流程 |
（3）北阿尔金余石山含金石英脉地质构造特征与流体作用（论文提纲范文）
| 0 引言 |
| 1 区域地质背景 |
| 2 样品测试及分析方法 |
| 3 变形构造及岩相学特征 |
| 3.1 区域宏观构造特征 |
| 3.2 含金石英脉宏观构造特征 |
| 3.3 显微构造和阴极发光岩相学特征 |
| 3.3.1 围岩变形显微构造特征 |
| 3.3.2 含金石英脉的显微构造特征 |
| 3.4 矿物学特征 |
| 4 石英脉中的流体包裹体特征 |
| 4.1 流体包裹体岩相学特征 |
| 4.2 流体包裹体激光拉曼谱峰分析结果 |
| 4.3 流体包裹体显微测温以及相关参数的计算结果 |
| 4.3.1 流体包裹体测温结果 |
| 4.3.2 流体包裹体物化参数计算 |
| 4.3.3 成矿流体的Eh和p H计算结果 |
| 4.4 流体的氢氧同位素特征 |
| 5 讨论 |
| 5.1 成岩?成矿过程中流体不混溶作用和p H |
| 5.2 流体环境及深度限定 |
| 5.3 构造过程及成矿流体来源 |
| 6 结论 |
（4）CO2流体活动影响下的砂岩储层成岩演化过程及孔隙发育机制 ——以莺歌海盆地中新统黄流组为例（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 前言 |
| 1.1 选题目的及研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 成岩-流体相互作用研究进展 |
| 1.2.2 CO_2流体充注特征研究进展 |
| 1.2.3 莺歌海盆地油气勘探现状及存在的问题 |
| 1.3 主要研究内容及技术路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 1.3.3 主要实验及分析方法 |
| 1.4 研究创新之处 |
| 1.5 完成的工作量 |
| 第二章 区域地质概况 |
| 2.1 盆地沉积地层特征 |
| 2.2 盆地构造演化背景 |
| 2.3 地层温度及压力特征 |
| 2.3.1 现今温度、压力场 |
| 2.3.2 古温、压特征 |
| 第三章 储层岩石学及物性特征 |
| 3.1 储层岩石学特征 |
| 3.1.1 碎屑成分及砂岩类型 |
| 3.1.2 填隙物类型及含量 |
| 3.2 储层孔隙类型与组合、孔隙结构及物性特征 |
| 3.2.1 孔隙类型与组合 |
| 3.2.2 储层孔隙结构及物性特征 |
| 3.3 本章小结 |
| 第四章 CO_2流体及烃类充注期次与特征 |
| 4.1 烃类充注的岩相学特征及期次 |
| 4.2 CO_2流体及烃类充注的包裹体证据 |
| 4.2.1 包裹体岩相学特征 |
| 4.2.2 包裹体成分特征 |
| 4.3 流体充注与储层温度、压力的响应 |
| 4.3.1 储层流体包裹体温度特征 |
| 4.3.2 储层流体包裹体捕获压力特征 |
| 4.4 天然气组分中的CO_2流体充注特征 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 储层成岩演化分析 |
| 5.1 储层成岩作用类型及特征 |
| 5.1.1 未受CO_2影响储层 |
| 5.1.2 CO_2影响储层 |
| 5.2 储层成岩演化序列 |
| 5.2.1 未受CO_2影响储层 |
| 5.2.2 CO_2影响储层 |
| 5.2.3 成岩演化差异 |
| 5.3 储层孔隙演化定量表征 |
| 5.3.1 孔隙演化定量计算方法 |
| 5.3.2 孔隙演化计算结果分析 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 CO_2流体活动影响下的储层孔隙发育机制 |
| 6.1 盆地构造-热活动过程控制了CO_2流体的充注过程 |
| 6.1.1 CO_2流体成因及物质来源 |
| 6.1.2 CO_2流体活动通道及与构造运动的关系 |
| 6.2 流体活动与储层成岩演化时序关系 |
| 6.3 CO_2流体活动对成岩-孔隙演化过程的影响 |
| 6.3.1 地层超压对压实作用的影响 |
| 6.3.2 CO_2流体对碳酸盐胶结物沉淀-溶解的影响 |
| 6.3.3 CO_2流体对长石溶蚀及石英胶结物沉淀的影响 |
| 6.4 CO_2流体活动控制下的孔隙发育机制 |
| 6.5 本章小结 |
| 认识与结论 |
| 参考文献 |
| 攻读博士学位期间取得的科研成果 |
| 致谢 |
（5）江南造山带西缘新元古代锡铌钽成矿作用（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景和选题依据 |
| 1.1.1 花岗岩锡钨铌钽成矿的控制因素 |
| 1.1.2 华南的幕式成矿作用的研究进展 |
| 1.2 科学问题和技术路线 |
| 1.3 完成工作量 |
| 第二章 地质背景 |
| 2.1 区域地质背景 |
| 2.2 含锡(钨铌钽)花岗岩 |
| 2.2.1 梵净山花岗岩 |
| 2.2.2 元宝山花岗岩 |
| 2.3 锡多金属矿床 |
| 2.3.1 甲龙铜锡矿 |
| 2.3.2 九毛锡铜矿 |
| 2.3.3 标水岩锡钨矿 |
| 第三章 样品采集处理与测试方法描述 |
| 3.1 样品采集与处理 |
| 3.2 全岩主微量元素分析 |
| 3.3 扫描电镜和电子探针分析 |
| 3.4 矿物原位U-Pb同位素及微量元素分析(LA-ICP-MS) |
| 3.5 原位电气石B同位素分析(SIMS) |
| 3.6 全岩和电气石样品Li-B同位素分析(MC-ICP-MS) |
| 3.7 全岩Sr-Nd-Pb同位素分析(TIMS) |
| 3.8 钨铌铁矿U-Pb同位素分析(TIMS) |
| 第四章 成岩成矿年代学格架 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 样品描述 |
| 4.3 分析结果 |
| 4.3.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄 |
| 4.3.2 LA-ICP-MS锡石U-Pb年龄 |
| 4.3.3 LA-ICP-MS榍石U-Pb年龄 |
| 4.3.4 LA-ICP-MS铌铁矿、钨铌铁矿和黑钨矿U-Pb年龄 |
| 4.3.5 TIMS钨铌铁矿U-Pb年龄 |
| 4.4 讨论 |
| 4.4.1 LA-ICP-MS和TIMS U-Pb年龄的比较 |
| 4.4.3 华南新元古代锡多金属成矿作用的时空分布 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 锡矿的金属来源和成矿过程 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 分析结果 |
| 5.2.1 围岩和矿石的岩相学特征 |
| 5.2.2 矿物成分 |
| 5.3 讨论 |
| 5.3.1 流体和金属的来源 |
| 5.3.2 锡的热液运移 |
| 5.3.3 锡矿床的形成 |
| 5.4 小结 |
| 第六章 电气石淡色花岗岩的矿物学和地球化学特征 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 分析结果 |
| 6.2.1 岩相学及地球化学特征 |
| 6.2.2 矿物学特征 |
| 6.2.3 全岩Sr-Nd-Pb同位素成分 |
| 6.3 讨论 |
| 6.3.1 成矿元素在岩浆热液转变过程中的再分配 |
| 6.3.2 华南幕式的锡钨铌钽成矿作用:物源的控制? |
| 6.3.3 与其他成矿或贫矿花岗岩的对比 |
| 6.4 小结 |
| 第七章 Li、B同位素对岩浆热液演化及成矿过程的示踪 |
| 7.1 引言 |
| 7.2 电气石的产状 |
| 7.3 分析结果 |
| 7.3.1 全岩主微量元素成分 |
| 7.3.2 电气石主量元素成分 |
| 7.3.3 电气石微量元素成分 |
| 7.3.4 电气石和全岩的Li-B同位素组成(MC-ICP-MS) |
| 7.3.5 电气石B同位素组成(SIMS) |
| 7.4 讨论 |
| 7.4.1 岩浆和热液电气石成分对锡成矿过程的记录 |
| 7.4.2 Li和B的源区 |
| 7.4.3 在岩浆分异和岩浆热液转变过程中Li的行为 |
| 7.4.4 Li和B同位素体系的解耦 |
| 7.5 小结 |
| 第八章 结论及展望 |
| 参考文献 |
| 附表 |
| 作者及科研成果简介 |
| 致谢 |
（6）藏南查拉普金矿床成矿流体特征及其对矿床成因的指示（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 选题背景及研究意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 金矿床研究现状 |
| 1.2.2 查拉普金矿研究现状及存在问题 |
| 1.3 研究内容及方法 |
| 1.4 完成工作量 |
| 第2章 区域成矿地质背景 |
| 2.1 大地构造位置 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.3 区域构造 |
| 2.3.1 藏南拆离系 |
| 2.3.2 东西向断裂构造 |
| 2.3.3 南北向断裂构造 |
| 2.3.4 变质核杂岩构造 |
| 2.4 岩浆岩 |
| 2.4.1 中生代岩浆作用 |
| 2.4.2 新生代岩浆作用 |
| 2.5 区域矿产分布 |
| 第3章 矿床地质特征 |
| 3.1 矿区地质概况 |
| 3.1.1 地层 |
| 3.1.2 构造 |
| 3.1.3 岩浆岩 |
| 3.2 矿体特征 |
| 3.3 矿石特征 |
| 3.3.1 矿石类型 |
| 3.3.2 矿物种类、成分及组合 |
| 3.4 围岩蚀变 |
| 3.5 成矿期次与阶段 |
| 3.6 金的赋存状态 |
| 第4章 成矿流体特征 |
| 4.1 实验样品和分析方法 |
| 4.1.1 实验样品 |
| 4.1.2 分析方法 |
| 4.2 流体包裹体岩相学特征 |
| 4.3 流体包裹体显微测温 |
| 4.3.1 流体包裹体测温结果 |
| 4.3.2 流体包裹体盐度特征 |
| 4.4 流体包裹体密度、压力及成矿深度 |
| 第5章 矿床成因及成矿机制 |
| 5.1 成矿流体来源 |
| 5.2 矿床成因 |
| 5.3 成矿物质来源 |
| 5.4 成矿时代 |
| 5.5 成矿机制 |
| 5.6 找矿潜力和找矿方向 |
| 第6章 结束语 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 存在问题及建议 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 附表 |
（7）内蒙古通辽地区流体作用与铀成矿关系研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 选题依据、目的及意义 |
| 1.1.1 选题依据 |
| 1.1.2 选题目的 |
| 1.1.3 选题意义 |
| 1.2 研究区概况 |
| 1.2.1 研究区范围 |
| 1.2.2 自然地理条件 |
| 1.3 国内外研究现状 |
| 1.3.1 砂岩型铀矿研究现状 |
| 1.3.2 成矿流体与铀成矿作用研究现状 |
| 1.4 研究内容及主要技术方案 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 研究思路及技术路线 |
| 1.5 主要完成工作量 |
| 1.6 研究成果及创新点 |
| 1.6.1 取得的主要成果 |
| 1.6.2 创新点 |
| 2 区域地质概况 |
| 2.1 区域构造背景 |
| 2.2 盆地结构和构造特征 |
| 2.2.1 基底特征 |
| 2.2.2 盖层特征 |
| 2.2.3 断裂构造特征 |
| 2.3 岩浆活动 |
| 2.4 水文地质特征 |
| 2.4.1 水文地质单元划分 |
| 2.4.2 古水文地质旋回特征 |
| 3 铀矿床地质特征 |
| 3.1 铀矿化类型 |
| 3.2 矿床地质特征 |
| 3.2.1 铀源 |
| 3.2.2 含矿建造特征 |
| 3.2.3 氧化带发育特征 |
| 3.2.4 矿体形态 |
| 3.2.5 水文地质特征 |
| 3.2.6 铀存在形式 |
| 4 流体类型及其特征 |
| 4.1 流体类型 |
| 4.1.1 地下水 |
| 4.1.2 热流体 |
| 4.1.3 还原性流体 |
| 4.2 流体包裹体特征 |
| 4.2.1 岩相学特征 |
| 4.2.2 均一温度与盐度特征 |
| 4.2.3 流体包裹体成分 |
| 4.3 流体特征 |
| 4.4 流体组分及来源 |
| 5 流体作用及其与铀成矿关系 |
| 5.1 地下水作用与铀成矿关系 |
| 5.2 热流体作用与铀成矿关系 |
| 5.3 还原性流体作用与铀成矿关系 |
| 5.4 蚀变矿物组合序列与铀成矿阶段 |
| 6 主要结论与认识 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 附录 |
（8）山东省胶西北地区深部金矿资源评价与三维成矿预测（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 变量注释表 |
| 1 绪论 |
| 1.1 引言 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.3 研究内容方法及技术路线 |
| 1.4 完成的主要工作量 |
| 1.5 主要创新点 |
| 2 研究区地质矿产背景 |
| 2.1 区域地质背景 |
| 2.2 地球物理特征 |
| 2.3 地球化学特征 |
| 2.4 矿产特征 |
| 2.5 研究区重点矿床特征 |
| 3 物探化探异常特征 |
| 3.1 重力测量 |
| 3.2 磁法测量 |
| 3.3 电法测量 |
| 3.4 地球化学测量 |
| 4 成矿作用研究 |
| 4.1 地球化学采样及测试 |
| 4.2 成矿地球化学特征 |
| 4.3 成矿流体来源 |
| 5 成矿地质条件与成矿规律研究 |
| 5.1 成矿地质条件分析 |
| 5.2 成矿规律研究 |
| 6 三维立体建模及成矿预测 |
| 6.1 建模思路与技术路线 |
| 6.2 资料的收集与整理 |
| 6.3 三维地质模型的建立 |
| 6.4 找矿模型的建立 |
| 6.5 成矿预测 |
| 6.6 钻探验证与资源量估算 |
| 7 结论 |
| 7.1 主要成果 |
| 7.2 存在问题 |
| 参考文献 |
| 作者简历 |
| 致谢 |
| 学位论文数据集 |
（9）大厂锡矿床黑色包裹体成因分析及容矿围岩的古地温研究（论文提纲范文）
| 1 矿床地质特征 |
| 1.1 层状锡矿化 |
| 1.2 脉状锡矿化 |
| 2 锡石中的包裹体及其特征 |
| 2.1 锡石中的包裹体类型 |
| 2.2 锡石中的黑色包裹体形态及结构特征 |
| 3 容矿围岩中的牙形石特征与古地温研究 |
| 3.1. 古地温研究方法——牙形石色温指数（CAI）与表面残余结构 |
| 3.2 牙形石色温指数（CAI）与古地温研究结果 |
| 4 讨论 |
| 4.1 在不同成矿地质环境下流通包裹体保存与改造的理论分析 |
| 4.2 大厂矿床锡石中两类包裹体的成因 |
| 4.3 大厂锡矿锡石中黑色包裹体的指示意义 |
| 4.4 燕山期花岗岩与早、晚两期矿化事件的关系 |
| 5 结论 |
（10）塔吉克斯坦、缅甸尖晶石宝石学特征及包裹体研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 尖晶石研究现状及存在问题 |
| 1.2.1 塔吉克斯坦尖晶石研究现状 |
| 1.2.2 缅甸尖晶石研究现状 |
| 1.2.3 其它着名产地尖晶石研究现状 |
| 1.2.4 尖晶石研究中存在的问题 |
| 1.3 研究思路及方法 |
| 1.4 论文工作量 |
| 2 尖晶石矿床地质 |
| 2.1 世界尖晶石矿床地质简介 |
| 2.2 研究区尖晶石矿床地质 |
| 2.2.1 塔吉克斯坦尖晶石矿床地质特征 |
| 2.2.2 缅甸尖晶石矿床地质特征 |
| 3 尖晶石常规宝石学及红外光谱特征 |
| 3.1 样品简介 |
| 3.2 尖晶石常规宝石学特征研究 |
| 3.2.1 塔吉克斯坦尖晶石 |
| 3.2.2 缅甸尖晶石 |
| 3.3 红外光谱特征 |
| 3.3.1 测试方法及测试条件 |
| 3.3.2 测试结果及讨论 |
| 3.4 本章小结 |
| 4 尖晶石化学成分及颜色成因 |
| 4.1 电子探针测试 |
| 4.1.1 测试方法及测试条件 |
| 4.1.2 测试结果及讨论 |
| 4.2 尖晶石颜色成因 |
| 4.2.1 测试方法及测试条件 |
| 4.2.2 测试结果及讨论 |
| 4.2.2.1 尖晶石颜色成因 |
| 4.2.2.2 缅甸不同颜色尖晶石颜色成因 |
| 4.2.2.3 塔吉克斯坦紫色系尖晶石颜色成因 |
| 4.3 本章小结 |
| 5 尖晶石包裹体特征及成因 |
| 5.1 显微镜下观察 |
| 5.1.1 测试方法及测试条件 |
| 5.1.2 测试结果及讨论 |
| 5.1.2.1 缅甸尖晶石 |
| 5.1.2.2 塔吉克斯坦尖晶石 |
| 5.2 激光拉曼光谱测试 |
| 5.2.1 测试条件及方法 |
| 5.2.2 尖晶石激光拉曼光谱 |
| 5.2.3 缅甸尖晶石中包裹体激光拉曼光谱 |
| 5.2.3.1 磷灰石 |
| 5.2.3.2 碳酸盐类 |
| 5.2.3.3 石墨 |
| 5.2.3.4 黄铁矿 |
| 5.2.3.5 碳化硅 |
| 5.2.4 塔吉克斯坦尖晶石包裹体激光拉曼光谱 |
| 5.2.4.1 碳酸盐类 |
| 5.2.4.2 磷灰石 |
| 5.2.4.3 锆石 |
| 5.2.4.4 金红石 |
| 5.2.4.5 石墨 |
| 5.2.4.6 滑石 |
| 5.2.4.7 气体CO_2 |
| 5.3 尖晶石包裹体的形成机制及成矿环境探究 |
| 5.3.1 宝石包裹体分类 |
| 5.3.2 两个产地尖晶石包裹体与成矿环境 |
| 5.3.3 石墨包裹体与形成温压 |
| 5.3.4 八面体负晶包裹体形成机制 |
| 5.4 本章小结 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
四、怎样区分原生、次生、假次生包裹体?（论文参考文献）
- [1]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
- [2]塔里木盆地塔北隆起中西部下古生界深层油气成藏过程[D]. 丛富云. 中国地质大学, 2021
- [3]北阿尔金余石山含金石英脉地质构造特征与流体作用[J]. 李孝文,曹淑云,刘建华,周丁奎,李文轩,蒋少涌,曹汉琛,吴玉. 大地构造与成矿学, 2021
- [4]CO2流体活动影响下的砂岩储层成岩演化过程及孔隙发育机制 ——以莺歌海盆地中新统黄流组为例[D]. 李弛. 西北大学, 2021(12)
- [5]江南造山带西缘新元古代锡铌钽成矿作用[D]. 向路. 南京大学, 2020(12)
- [6]藏南查拉普金矿床成矿流体特征及其对矿床成因的指示[D]. 许国雨. 中国地质大学(北京), 2020(04)
- [7]内蒙古通辽地区流体作用与铀成矿关系研究[D]. 章展铭. 核工业北京地质研究院, 2020(02)
- [8]山东省胶西北地区深部金矿资源评价与三维成矿预测[D]. 韩振玉. 山东科技大学, 2020
- [9]大厂锡矿床黑色包裹体成因分析及容矿围岩的古地温研究[J]. 韩发,田树刚,刘建. 矿床地质, 2020(03)
- [10]塔吉克斯坦、缅甸尖晶石宝石学特征及包裹体研究[D]. 朱静然. 中国地质大学(北京), 2020(09)
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