一、江西永平混合岩的形成时代和成因探讨（论文文献综述）
吴宇杰[1]（2021）在《中国高岭土矿床时空分布规律》文中认为中国高岭土矿产资源丰富,矿床类型齐全且分布广泛,是一种重要的非金属矿产。截至2018年底,中国已在26个省（区）发现高岭土矿。前人对高岭土矿床成因、地质勘查和资源开发利用做了大量工作,积累了丰富资料。但矿产资源空间分布规律研究多侧重于定性的地质研究,缺少依托信息化时空层面上的定性、定量的规律性分析。对现有高岭土矿床的数据挖掘程度也大多限于表征上的投点分布,没有挖掘出更深层次的时空演化关系,以及利用好这种关系进行进一步的分析。故本文在前人工作基础上,对全国1000余份高岭土矿床资料进行了系统分析。选取了有代表性且数据比较齐全的521个高岭土矿床,分析了我国高岭土资源概况。结合GIS空间分析、描述性统计等手段,挖掘了高岭土矿床的分布规律。按照研究任务,划分出3个成因类型和6个成因亚类型,划分出4个成矿域、13个成矿省和44个高岭土成矿区带,以此作为分析高岭土矿床时空分布规律的依据。在高岭土时空分布规律的基础上,圈定出12个矿集区,对高岭土做定性的潜力评价。识别出成矿远景区,为矿产资源空间分析建模和高岭土资源潜力评价提供了理论方法和参考依据。研究结果表明:（1）按照资源储量来看,我国高岭土矿床集中分布在广东、广西、福建、陕西、江西、江苏等省份。此6省占全国高岭土查明资源储量的71%。按照高岭土矿床在成矿区带上的分布来看,粤西-桂东南成矿带拥有最多的高岭土查明资源储量和最丰富的大型矿床,总共拥有占全国总查明资源储量的34%。而武功山-杭州湾高岭土矿成矿带矿床数量最多,但矿床规模以小型为主。按照成因类型来看,风化残积亚型矿床数量和查明资源储量都最多,拥有占全国高岭土查明资源储量的61%。其次为煤系沉积亚型,占全国高岭土查明资源储量的13%。（2）我国高岭土成矿区带可划分为44个,成矿时代主要集中于新生代、中生代。在成矿区带上表现为集中分布于华南成矿省,高岭土矿床总数超过全国一半以上,以风化型矿床为主。其次是华北陆块成矿省,涵盖了全国90%煤系沉积亚型高岭土矿床。而扬子成矿省相对于华北华南成矿省,最具研究和开发价值的应是热液蚀变型高岭土,其热液蚀变型高岭土矿床占全国此类矿床总数量50%以上。我国高岭土重点矿集区可划分为12个,其中广东茂名、广西合浦、福建同安矿集区宜寻找风化型高岭土,而内蒙古清水河、陕西榆林等北部高岭土矿集区宜重点寻找价值更大的煤系沉积亚型高岭土。需注意的是热液蚀变型高岭土矿床有由南向北逐渐增多的趋势,因此,找矿工作可适当往北转移。（3）我国高岭土具备良好的找矿前景,成矿资源潜力较大。成矿远景区13个,分别为陕西北-内蒙南Ⅰ级成矿远景区,闽南风化残积型高岭土Ⅰ级成矿远景区等5个Ⅰ级成矿远景区,以及3个Ⅱ类成矿远景区,5个Ⅲ类成矿远景区。远景区分别位于华北成矿省（Ⅱ-14）、上扬子成矿亚省（Ⅱ-15A）、上扬子成矿亚省（Ⅱ-15B）和华南成矿省（Ⅱ-16）。其中5个Ⅰ类成矿远景区有巨大找矿潜力,其余也均有较大找矿潜力。
徐清俊[2]（2020）在《华南东南缘晚三叠世-早白垩世沉积记录 ——对古太平洋板块俯冲的指示》文中指出华南板块在早中生代期间经历了从东-西向特提斯构造域向北-东向古太平洋构造域的构造体制转换,其转换必然与古太平洋板块的西向俯冲有关,然而构造体制转换的时限和古太平洋板块俯冲过程仍然存在争议。华南板块东南缘粤东盆地和永安盆地是特提斯构造域和古太平洋构造域两大构造域的叠合地带,其保留完好的沉积序列是研究和发掘中生代构造演化信息的理想载体,而且对弧后盆地沉积记录的研究有助于加深板块俯冲历史与上覆板块盆地沉积关系的认识。本次研究以华南板块东南缘粤东盆地和永安盆地晚三叠世-早白垩世整体沉积序列为研究对象,通过详细的野外地质调查以及系统的采样、开展盆地沉积相、碎屑锆石U-Pb年代学、岩相学、碎屑锆石地球化学等研究,建立沉积盆地的“源-汇”体系,并结合华南中生代构造变形、岩浆活动、岩相古地理、古流数据等地质资料,探讨华南板块构造体制转换的时限以及古太平洋板块的俯冲模式。取得的主要认识如下:（1）盆地沉积相研究表明粤东盆地和永安盆在晚三叠世为浅海相和三角洲相沉积;早侏罗世浅海相沉积范围扩大;中侏罗世为湖泊相、扇三角洲,三角洲相、河流相;晚侏罗世-早白垩世早期为火山岩盆地,盆地沉积相的改变是华南东南缘对海侵-海退的响应,也是盆地由扩张到收缩的反映。（2）“源-汇”体系分析表明晚三叠世粤东盆地物源主要来自于扬子板块西南缘/南缘、海南岛地区、云开大山、南岭带等地,而永安盆地物源则主要来自于盆地北部的南武夷山、南岭带东段、海南岛地区等地。早-中侏罗世,粤东盆地和永安盆地具有多物源区域,既有克拉通内部的物源供给,包括云开地区、扬子西南缘、南武夷山、浙西南-闽东北、日本西南部、南岭构造带等,也有来自推测的东部大陆岩浆弧带。早白垩世,凝灰岩物源既有盆地北部、东部沿海地带、大陆岩浆弧物源的供给,同时也有浅部地壳物质和壳幔耦合物质的加入。（3）永安盆地和粤东盆地晚三叠世-早白垩世早期碎屑岩碎屑锆石主要年龄峰值的变化,以及对应物源区域的转变,是对华南板块从古特斯构造域向古太平洋构造域的构造体制转换的响应,这种转变开始发生在早侏罗世时期,完成时间为165±5 Ma;综合岩浆岩同位素年代学、构造地质学、沉积学等方面的研究成果,表明古太平洋板块于早侏罗世（～200 Ma）开始低角度向华南东南缘俯冲,一直持续到早白垩世早期（～135 Ma）,且俯冲角度不断变大。侏罗纪-早白垩世早期（200-135 Ma）,华南板块东南缘东海-南海一带发育一条活动的大陆岩浆弧带,且向华南板块东南陆缘移动;古太平洋板块的西向俯冲导致了浙西南-闽西北地区以及华南板块东部的隆升剥蚀,控制了华南板块东南缘侏罗纪-早白垩世沉积盆地的物源特征和构造格局,粤东盆地和永安盆地为受古太平洋构造域控制的弧后前陆盆地。
王安东,罗贤文,刘颖,陈益平,赖冬蓉,张智博[3]（2019）在《江西永平铜矿含矿方解石C-O同位素研究》文中研究表明江西永平铜矿床是位于钦-杭金属成矿带东端的一个大型铜矿床,其成因类型长期存在较大争议。通过对永平铜矿床后成矿阶段含矿方解石进行C-O同位素及XRD测试。结果表明,方解石C-O同位素组成相对均一,其δ13CPDB值为-2.7‰～-3.8‰,平均值-3.3‰;δ18OSMOW值为16.4‰～17.9‰,平均值为17.2‰。该结果说明永平铜矿床后成矿阶段的碳来自于深部原生碳酸岩或幔源碳酸岩,海相碳酸盐岩几乎无贡献;氧同位素结果显示其可能经历了原生碳酸岩或幔源碳酸岩与硅酸盐岩高温交换作用。永平铜矿床为矽卡岩型矿床,成矿阶段石英+方解石±硫化物脉形成的温度为122℃左右。本研究成果为永平铜矿床的成因和后成矿阶段演化的流体特征提供了新的制约。
田明君,李永刚,苗来成,张宇,高婷婷,郭敬辉,薛俊召,何斌[4]（2019）在《江西永平铜矿床蚀变矿化分带、矿石组构及成矿过程》文中指出江西永平铜矿床位于江山-绍兴断裂带南缘、北武夷山燕山早期岩浆岩与海西期-印支期信江断裂坳陷带接合带,是一个伴生S-W-Pb-Zn多矿种的层状铜矿床。逆冲推覆构造控制着矿区内晚古生代地层、燕山期岩浆岩及矿体的空间分布,即基底周潭群逆冲推覆到晚古生界地层上,燕山早期黑云母花岗岩-花岗闪长岩、石英斑岩、花岗斑岩等沿逆冲推覆断面侵入,矿体呈层状产在矽卡岩化石炭系叶家湾组中。矿体围岩主要是石榴石矽卡岩、千枚状页岩及矽卡岩化大理岩。本文从矽卡岩分带、矿石组构等方面来刻画永平铜矿成矿精细过程。永平铜矿矿区的探采工程揭示,以火烧岗岩体为中心向外,蚀变矿物组合、石榴石颜色及矽卡岩的含矿性等表现出明显的分带规律,即从岩体到围岩有:石榴石→透辉石→硅灰石矽卡岩矿物分带;红色→棕色→绿色的石榴石颜色分带;矽卡岩含矿性先增加后降低,其中矿体主要在（红）棕色石榴石矽卡岩呈条带状或网脉状产出。矽卡岩型和变质砂页岩型矿石的矿石矿物组成均与硫化物-石英大脉（～10m）中矿石矿物组成相同或相似,均为黄铁矿-白钨矿-（方铅矿）-闪锌矿-黄铜矿,且生成顺序一致,说明矿区内不同类型的矿石是同一成矿热液体系在不同围岩类型及控矿构造中的产物。永平铜矿成矿过程可划分为石榴石、（磁）赤铁矿阶段、白钨矿阶段、铁铜硫化物阶段、铅锌硫化物阶段和碳酸盐阶段等六个阶段,其中石榴石阶段形成矽卡岩分带,在该阶段晚期形成磁黄铁矿-铁闪石-（黄铜矿）-石英块状矿石;（磁）赤铁矿阶段发育磁铁矿、赤铁矿;白钨矿阶段形成白钨矿及少量黑钨矿;铁铜硫化物阶段是铜硫矿主要矿化阶段,形成块状及脉状黄铜矿矿石;铅锌硫化物阶段是成矿晚期阶段;碳酸盐阶段代表原生成矿过程结束。
韦昌袭[5]（2019）在《江西东乡盆地粗面岩年代学、地球化学及岩石成因》文中指出东乡盆地位于赣东北地区,处于钦（州）—杭（州）结合带东段（铀矿地质界称为赣杭构造带）的南侧。盆地内的火山岩系不整合在新元古界双桥山群之上,由一套长英质火山岩组成,主要岩性包括流纹岩、粗面岩、流纹质熔结凝灰岩、流纹质凝灰岩和火山角砾岩等,可归入武夷群。根据岩性岩相特征,该火山岩系下部的红色、褐红色砂岩、紫红色粉砂质泥岩夹火山岩可归入双峰岭组,上部的流纹岩、粗面岩、流纹质熔结凝灰岩、凝灰岩、角砾凝灰岩可归入鹅湖岭组。粗面岩产于鹅湖岭组中,两个样品的SHRIMP锆石206Pb/238U年龄分别为134.8±1.4 Ma（N=18,MSWD=1.5）和131.3±1.3 Ma（N=16,MSWD=2.0）,指示粗面岩的地质时代为早白垩世早期。粗面岩呈灰紫色-浅紫色,断面粗糙,致密块状构造,斑状结构、粗面结构,主要成分为碱性长石、斜长石及暗化角闪石、黑云母,少量单斜辉石、石英等。SiO2=60.6%66.1%（平均为63.1%）,富碱和钾,K2O=3.98%8.02%（平均为5.5%）,Na2O=2.61%5.13%（平均为3.7%）,（Na2O+K2O）=8.19%10.30%（平均为9.2%）,K2O/Na2O比值为0.833.52（平均为1.7）;在SiO2-（K20+Na2O）图中落入碱性系列粗面岩或粗面英安岩范围内,结合CIPW标准矿物石英（Q）的含量为9.7%19.6%（<20%）,属粗面岩;在AFM图解中落入钙碱性系列范围内,在SiO2-K2O图解中落入橄榄玄粗岩系列范围内。Al2O3含量为14.3%18.0%（平均为16.0%）,CaO含量为0.17%3.35%（平均为1.9%）,A/CNK值为0.921.22（平均为1.00）,具准铝质—弱过铝质特征;CIPW标准矿物刚玉（C）的含量为0%3.4%（平均为0.94%,<1%）,指示源岩具有岩浆岩特征。稀土总量较高,ΣREE含量为215×10-6330×10-6(平均为272.4×10-6),富集轻稀土,强烈亏损重稀土,Eu负异常不明显,LREE含量为189×10-6304×10-6,HREE含量为21.5×10-628.9×10-6,LREE/HREE比值为6.7713.2,（La/Yb）N比值为6.521.8（平均为11.5）,δEu的值为0.641.03（平均为0.80）,稀土配分曲线呈明显的右倾特征,显示典型的高压型粗面岩特征。相对富集大离子亲石元素Rb、Ba、K和高场强元素Th、U、Zr、Hf,亏损大离子亲石元素Sr和高场强元素Nb、Ta、P、Ti,具有较低的Ti/Zr、Nb/Ta比值和较高的Rb/Sr比值,显示壳源火山岩的特征;在Zr-Sr-Ba图解上落入高Sr-Ba英安岩-流纹岩区,显示出深部地壳来源的特征。锆石饱和温度TZr（℃）变化于885895℃之间,具有高温岩浆的特征。(87Sr/86Sr)i=0.7074880.708946,在(87Sr/86Sr)i-1000/Sr图解中样品投影点近水平分布,指示岩浆在上升的过程中没有明显的地壳物质加入,在(87Sr/86Sr)i-t（Ga）图解落入地壳演化线与地幔演化线之间,表明物源既与地壳有关也与地幔有关;(143Nd/144Nd)i=0.5120740.512116,在(143Nd/144Nd)i-100/Nd图解中样品投影点近水平分布,也指示岩浆在上升的过程中没有明显的地壳物质加入;εNd（t）=-7.63-6.81,在εNd（t）-t（Ma）图解中样品投影点落在华南元古代地壳演化区域之上、球粒陨石地幔演化线之下,也指示物源既与地壳有关也与地幔有关;tDM2=14791546 Ma,暗示岩浆是中元古代从地幔中分异出来的。(206Pb/204Pb)t=18.2418.35,(207Pb/204Pb)t=15.0316.01,(208Pb/204Pb)t=39.2839.49,在(208Pb/204Pb)t-(206Pb/204Pb)t图解中样品投影点落在Ⅱ型富集地幔（EMⅡ）与亏损地幔（DMM）的连线附近,指示源岩既与Ⅱ型富集地幔（EMⅡ）有关也与亏损地幔（DMM）有关。在(87Sr/86Sr)i-εNd（t）、(206Pb/204Pb)t-(143Nd/144Nd)i联合示踪图解中样品投影点也落在Ⅱ型富集地幔（EMⅡ）与亏损地幔（DMM）的连线附近,同样指示源岩既与Ⅱ型富集地幔（EMⅡ）有关也与亏损地幔（DMM）有关。在Al2O3-SiO2、TFeO/（TFeO+MgO）-SiO2、TFeO-MgO和（TFeO+MgO）-CaO主微量元素构造环境判别图解中和Rb-（Nb+Yb）、Nb-Y微量元素构造环境判别图解中均表现为板内拉张构造环境的特征,指示粗面岩是拉张构造环境下的岩浆活动产物。综合上述特征,粗面岩的成因可用两阶段模式进行解释:中元古代源于亏损地幔（DMM）和Ⅱ型富集地幔（EMⅡ）的岩浆混合后底侵于下地壳,并遭受少量古老下地壳物质混染形成年轻下地壳;发生在中侏罗世晚期-晚侏罗世的挤压构造事件导致地壳加厚,到了早白垩世早期在拉张构造环境下年轻下地壳部分熔融产生的粗面岩浆,喷出地表形成了粗面岩。
郭恒飞[6]（2019）在《北武夷冷水坑铅锌银矿田中生代岩浆活动时序的厘定及地质意义》文中研究指明冷水坑铅锌银矿田位于扬子古板块与华夏古板块拼接带南侧,武夷隆起带西北部的天华山火山盆地内,是北武夷中生代火山岩带中独具特色的斑岩型矿床。矿田内的火山岩分布广泛,前人对熔结凝灰岩、凝灰岩以及侵入岩开展了锆石U-Pb年代学研究,但其岩浆活动时序仍存在争议,年龄数据显示熔结凝灰岩、凝灰岩有晚侏罗世和早白垩世早期两种不同的结果,致使对该火山岩系的地质时代归属产生分歧;而且,矿田内侵入火山岩系的斑岩年龄与火山岩的年龄在误差范围内一致,甚至出现斑岩年龄大于火山岩年龄的问题。上述存在的年龄问题致使前人对冷水坑铅锌银矿田的成矿规律缺乏进一步的认识。基于这些问题,笔者在对矿田火山岩系的地层层序和岩性、岩相特征开展研究的基础上,分别选择火山岩系中的三件流纹岩样品LSK301、LSK302和LSK401,两件熔结凝灰岩样品LSK701、LSK201,两件凝灰岩样品LSK601、LSK602和一件含矿花岗斑岩样品LSK501,两件钾长花岗斑岩样品LSK001、LSK002,两件石英正长斑岩样品LSK101、LSK102进行SHRIMP锆石U-Pb测年,结果显示:⑴三件流纹岩样品LSK301、LSK302和LSK401的锆石206Pb/238U年龄加权平均值分别为（139.5±1.1）Ma（N=17,MSWD=1.16）、（137.8±1.3）Ma（N=13,MSWD=1.6）和139.4±1.2Ma（N=16,MSWD=1.2）,指示冷水坑铅锌银矿田流纹岩的地质时代属早白垩世早期。⑵熔结凝灰岩LSK701样品中14颗锆石的206Pb/238U年龄为137141 Ma,加权平均年龄为（139.2±0.98）Ma（MSWD=0.96）;熔结凝灰岩LSK201样品中有12颗锆石的206Pb/238U年龄为150164 Ma,加权平均年龄为（157.8±3.2）Ma（MSWD=1.5）,有8颗锆石的206Pb/238U年龄为131145 Ma,加权平均年龄为（135.0±3.2）Ma（MSWD=1.6）。若以样品中最小年龄作为熔结凝灰岩形成年龄的下限,那么熔结凝灰岩LSK701和LSK201的地质时代属早白垩世早期。⑶凝灰岩LSK601样品有中14颗锆石的206Pb/238U年龄153164 Ma,加权平均年龄为（159.0±1.4）Ma（MSWD=1.6）;凝灰岩LSK602样品14个分析点的206Pb/238U年龄数据中,有1个颗锆石的年龄为（413.2±4.4）Ma,有3颗锆石的年龄为246230 Ma,有5颗锆石的年龄为153158 Ma,有5颗锆石的年龄为135144 Ma。若以样品中最小年龄作为凝灰岩形成年龄的下限,那么凝灰岩LSK601的地质时代属晚侏罗世,LSK602的地质时代属早白垩世早期。⑷含矿花岗斑岩LSK501样品锆石206Pb/238U年龄加权平均值为（157.3±3.4）Ma（N=12,MSWD=1.26）,指示地质时代属晚侏罗世。⑸钾长花岗斑岩LSK001样品和LSK002样品锆石206Pb/238U年龄加权平均值分别为（134.6±1.3）Ma（N=12,MSWD=0.24）和（135.1±1.2）Ma（N=13,MSWD=0.067）,指示地质时代属早白垩世早期;石英正长斑岩LSK101样品和LSK102样品锆石206Pb/238U年龄加权平均值分别为（134.0±1.1）Ma（N=13,MSWD=0.51）和（134.5±1.1）Ma（N=12,MSWD=0.34）,指示地质时代属早白垩世早期。可见,流纹岩的锆石U-Pb年龄指示冷水铅锌银矿田火山岩系地质时代为早白垩世早期。因此,冷水坑铅锌银矿田的火山岩系属早白垩世早期火山活动的产物,与北武夷山中生代火山岩带其它火山盆地的火山岩系形成时代一致。根据凝灰岩和熔结凝灰岩的岩相学特征,结合火山碎屑岩碎屑物质来源分析,熔结凝灰岩LSK701、LSK201和凝灰岩LSK602可能是普利尼式和乌尔卡诺式火山喷发的产物,它们的最小年龄代表火山碎屑岩的形成年龄,而凝灰岩LSK601可能是斯通博利式火山喷发的产物,它的最小年龄是捕获晚侏罗世花岗斑岩的锆石年龄,不能代表火山碎屑岩的形成年龄。这样一来,可以对火山碎屑岩锆石U-Pb年龄作出合理的地质含义解释。在处理火山—侵入杂岩年龄数据时,应剔除捕获的早白垩世早期火山岩系锆石的年龄,然后再进行锆石加权平均年龄处理,与未经筛选之前的年龄相比,样品的MSWD明显变小,表明数据更真实可靠,加权平均年龄也小于剔除之前的年龄,对比火山岩系的年龄,能够区分出火山—侵入杂岩的岩浆活动时序。综上所述,冷水坑铅锌银矿田中生代岩浆活动时序为:第一期岩浆活动形成含矿花岗斑岩,发生于晚侏罗世;第二期第一阶段岩浆活动形成火山岩系,发生于早白垩世早期,矿田内发生不同喷发形式的火山活动,形成以火山碎屑岩为主夹少量长英质火山熔岩的火山岩系,第二阶段岩浆活动形成石英正长斑岩、钾长花岗斑岩等次火山岩,发生于早白垩世早期,但晚于火山岩系。结合前人已有认识,矿田内可分为晚侏罗世和早白垩世两次成矿事件,两期成矿事件分别与两期斑岩侵入活动有关。
张海军[7]（2019）在《新疆库尔勒地区上户稀土矿床地质特征及成因》文中进行了进一步梳理新疆是我国重要的资源基地,不但含有丰富的煤、石油和天然气等能源,而且还是我国金、铜、铅、锌和铁等重要金属资源的接替基地。近年来,在新疆地区稀土矿床的勘探也取得新的突破,除了塔里木盆地内与碱性岩-碳酸岩杂岩体有关的巴楚稀土矿床和塔里木北缘的且干布拉克稀土矿外,在塔里木盆地南缘发现了与碱性花岗岩有关的波孜果尔大型REE-Nb-Zr矿床,但疆内关于伟晶岩型稀土矿床鲜有报道。2013年,在自治区地质勘查基金的支持下,作者带领团队对已有的地质资料进行了二次开发,在库尔勒上户一带进行了地质调查和找矿勘查,发现了与伟晶岩有关的稀土矿床。库尔勒上户北稀土矿床位于塔里木陆块北缘的库鲁克塔格陆缘地块西段,矿区内构造-岩浆活动强烈,伟晶岩脉广泛分布,稀土元素成矿地质条件十分有利。通过野外详细的调查研究,仅在2平方千米范围内就已发现了21条稀土矿化的褐帘石伟晶岩脉。这些伟晶岩脉主要分布在元古代的混合岩中,矿化伟晶岩脉体走向以北东东-南西西向为主,与区域总体构造线方向平行,但有个别的伟晶脉体呈近南北向展布。伟晶岩脉体一般长801000米,宽0.220米;最长者达1100米,最短者仅为20米,脉体倾角为4587°。伟晶岩脉具伟晶结构,矿石矿物主要是褐帘石、钛铁矿和锆石,其中褐帘石一般呈浸染状分布于由长石和石英组成的集合体中。通过采样线地表控制和深部钻探施工,圈定了3个含褐帘石的伟晶岩稀土矿体,获得稀土氧化物储量7871吨。上户稀土矿床赋矿围岩—黑云母混合岩含有典型变质成因的锆石,两件样品中锆石边部207Pb/206Pb加权年龄分别为1924±27 Ma和1944±15 Ma,在误差范围内一致,暗示混合岩化峰期年龄约为1930 Ma;黑云母混合岩中锆石的初始176Hf/177Hf比值为0.2811310.281466,其对应的εHf（t）为-15-3.1,平均值-6.5,Hf同位素的其二阶段模式年龄tDM2（Hf）则介于27913501 Ma之间;研究认为,库尔勒北缘在1930 Ma发生了陆-陆碰撞,导致了陆壳俯冲到深部（麻粒岩相,石榴子石稳定区）,进而发生熔融形成了黑云母混合岩,其形成可能与哥伦比亚超大陆聚合有关。在上户稀土矿床的含褐帘石伟晶岩中存在着具有明显的韵律环带、且Th/U比值与岩浆成因锆石相似的颗粒较大的自形锆石,这表明它形成于熔体体系,暗示伟晶岩可能是熔体结晶的产物;但显微岩相学研究也显示,部分锆石受到了后流体的交代,这可能暗示形成含稀土矿化的伟晶岩的母岩浆为富水熔体。锆石定年结果显示,三个样品锆石的207Pb/206Pb加权平均年龄分别为1797±15 Ma、1810±16 Ma和1806±19 Ma,在误差范围一致,表明稀土成矿时间约为1810 Ma。伟晶岩脉内锆石176Hf/177Hf初始比值为0.2813950.281444,εHf（t）为-9.7-5.7,平均值-7.9,两者数据点均位于球粒陨石演化线下方;Hf同位素的二阶段模式年龄tDM2（Hf）则介于28833022 Ma之间,暗示伟晶岩的源区与其围岩—黑云母混合岩具有相似的源区,它可能是黑云母混合岩减压重熔作用的产物,形成于碰撞后的伸展环境。通过元素地球化学、同位素地球化学和同位素年代学的综合研究,初步确定了上户稀土矿床的形成机制,在1930 Ma,库尔勒地区发生了陆-陆碰撞,导致了陆壳的深俯冲并发生熔融形成了黑云母混合岩;在1810 Ma,区域地球动力学体制由挤压转为伸展,混合岩的易熔组分减压重熔为富含稀土和水等挥发分的熔体,早期结晶形成锆石、磷灰石等副矿物,随着斜长石等硅酸盐矿物的结晶,体系由富水熔体转为热液体系,结晶出褐帘石、钛铁矿等热液成因矿物。因此,上户稀土矿床的形成与富水等挥发分的低温熔体有关,而稀土矿化则发生在热液阶段。在上户矿区发育着相当数量的辉绿岩脉,作者为探讨区域构造演化,也对其进行了研究。地球化学研究显示,该类岩石为拉斑质基性岩。原始岩浆主要是地幔辉石部分熔融的产物,含有少量地幔橄榄岩部分熔融形成的熔体,它形成于活动陆缘的伸展环境。总之,库尔勒上户稀土矿床是伟晶岩型稀土矿床,它应是塔里木克拉通北缘库鲁克塔格地区18.1 Ga构造热事件的产物。
邵拥军,彭南海,汪程,张宇,刘忠法[8]（2018）在《江西永平十字头钼矿床辉钼矿Re-Os年龄及其地质意义》文中研究说明江西永平十字头钼矿床为钦杭成矿带北东段上新近发现的一个斑岩型钼矿床,钼矿体主要赋存于似斑状黑云母花岗岩体与周潭组混合岩系的外接触带中,受岩体和构造控制。本文对该矿床石英-硫化物脉中的辉钼矿进行了Re-Os同位素测年,获得辉钼矿Re-Os模式年龄为（156.9±2.2）Ma～（158.5±2.4）Ma之间,加权平均值为（158±1） Ma,等时线年龄为（158.0±2.5） Ma。十字头钼矿床中辉钼矿的Re含量为65.05×10-6～150.20×10-6,指示该矿床的成矿物质来源具有壳幔混源的属性。对比本区成岩与成矿的年龄,并结合该矿床的地质特征及地球化学特征,认为本区成矿与似斑状黑云母花岗岩有密切的亲缘关系,二者属于相同地球动力学背景下同一地质-构造-岩浆事件的产物。结合前人对钦杭带北东段的研究成果,认为钦杭北东段存在172～145Ma和140～130Ma两期钼的成矿事件。两期成矿事件的时限与华南地区中晚侏罗世和白垩世两大成矿高峰期一致,它们分别是对Izanagi板块向欧亚大陆之下低角度俯冲有关的弧后局部伸展和Izanagi俯冲板块沿NE方向快速走滑的响应。
周先军,陈立泉,罗振辉[9]（2018）在《江西永平铜矿成因探讨及西部外围找矿前景分析》文中研究指明永平铜矿产于萍乡—广丰深断裂以南晚古生代裂陷槽中,铜硫矿体主要赋存于上石炭统藕塘底组中段矽卡岩和硅质岩之中。整个含矿层连同其围岩一起夹持于上、下混合岩之间,矿层的产状随着地层产状的变化而相应地变化。随着地层的褶皱以及岩体的侵入,矿层也随之拱起且产生明显的胀缩现象,受沉积建造制约明显。矿石中铅、硅同位素显示其来自于石炭纪海底火山及热泉喷流活动。可见,晚古生代构造开合、海底火山热液喷流沉积形成了永平铜矿床,海西—印支期构造运动造成盖层褶皱及区域上的混合岩化,永平铜矿床发生简单均一相的矽卡岩化,矿体受到改造富集,燕山期岩浆侵入,强化了侵入区的矽卡岩化,改造了矿体,并且形成斑岩型钼矿化。海西—印支期形成的侯家—嵩山倒转背斜在燕山运动隆坳分异过程中于褶皱的转折端产生断裂,形成块体的升降,西翼断落被沉积掩埋,东翼抬升接受剥蚀。西部外围可能存在隐伏矿体,具备良好找矿远景。
王静强[10]（2017）在《华南构造演化有关的几个重要科学问题研究》文中研究指明华南由位于江绍断裂带北西侧的扬子地块（包括其东南缘的江南造山带）和南东侧的华夏地块组成;每个块体内部由若干个地体构造组成。前人在1990年代就已经提出,这两个块体在新元古代通过俯冲-碰撞形成了江南造山带;经20多年实践验证,这一认识已被广泛接受。然而,由于受当时研究的技术和测试手段限制,两个块体的碰撞时间、机制以及在显生宙的再造等问题尚存在诸多研究空间;近10年突飞猛进的先进分析测试手段为解决这些遗留问题提供了重要保障。在导师的悉心指导下,本论文选取华南新元古代-晚中生代多阶段构造演化过程中遗留的几个重要科学问题进行了研究,取得了一系列新资料和新认识。第一个问题涉及两个块体拼合带特别是萍乡以西区段拼合带位置的厘定及其与造山作用有关的几何学、运动学特征。在前人工作的基础上,本论文运用沉积大地构造方法,通过系统的野外地质路线调查和走向追索,根据拼合带两侧反差明显的地层序列和岩石组合特征,确定了湖南境内扬子与华夏拼合带南界的位置,为萍乡-祁东-茶林断裂。通过对绍兴-江山-萍乡-祁东-茶林新元古代拼合带和赣东北地体拼贴带韧性变形的儿何学和运动学研究,以及若干区段变质-变形剖面的连续观察,系统测量了剪切面理、拉伸线理等产状要素,观察了XZ面上的野外运动学标志,并系统观察定向薄片XZ面上的非同轴不对称矿物与岩石组构,拍摄了显微照片,进而在研究区确定出前南华系至少存在两期韧性变形剪切动向,分别是早期朝SE方向运移和晚期沿NE-SW方向左旋走滑。第二个问题涉及江南造山带中段扬子和华夏地块的碰撞拼合时间问题。通过对江南中段发育较为完好的新元古代角度不整合面上下岩层的野外观察和系统采样,开展了碎屑锆石U-Pb年龄谱和Lu-Hf同位素研究,从中获得江南中段湘北地区冷家溪群和望城地区板溪群的最大沉积年龄值,分别是～825 Ma和797±14 Ma。结合前人在邻区对板溪群的分析结果,我们推测板溪群的沉积底界年龄为800 Ma。据此,将华夏与扬子地块在江南中段的碰撞造山时间限定于825到800 Ma。自形碎屑锆石的物源分析揭示,板溪群与冷家溪都具有单一的新元古代年龄峰（968-820 Ma）;结合江南造山带上广泛分布的新元古代早期弧岩浆岩及蛇绿混杂岩年龄数据,我们推测江南造山带是这些自形碎屑锆石的主要源区,而其少量的古元古代及新太古代碎屑锆石则分别源自华夏和扬子地块。同时,对华夏和杨子两个块体的年龄谱与全球其他块体年龄谱进行了对比,明确了这两个块体在Rodinia超大陆中的位置。第三个问题是有关江南造山带东段伏川蛇绿岩的形成时间、机制和演化过程的问题。在详细的野外地质调查基础上,我们在伏川蛇绿岩中识别出了若干条发育于皖南歙县伏川蛇纹石化超镁铁岩中的长英质花岗岩墙。经锆石U-Pb年代学分析,两个岩墙的锆石U-Pb年龄分别是841.2±5.5 Ma和839.7±4.6 Ma;主量元素上具有过铝质、高硅、高钾、高K2O/Na2O比,以及低MgO、Fe2O3和CaO的特征;微量元素上,轻稀土富集,具有明显的Eu、P、Ti负异常与Pb正异常,分异指数很高,锆石饱和结晶温度低等特征,表明其属于壳源S型花岗岩。此外,该岩墙中的锆石普遍具有正的εHf（t）值,一阶段模式年龄揭示其源岩为中元古代晚期-新元古代早期的新生大陆地壳。根据前人研究,认为伏川蛇绿岩中这套花岗岩墙的成因最可能是蛇绿岩在运移过程中,位于推覆岩片之下的洋壳物质经部分熔融而形成的花岗岩。定向薄片观察表明,伏川蛇绿混杂岩中发育顶朝SE的运动学动向。我们认为,伏川蛇绿混杂岩与围岩在野外的SE倾向是由于830-～800 Ma期间发生的碰撞挤压与褶皱变形的产物,顶朝SE的运动学动向指示怀玉地体朝九岭地体的下冲。我们的运动学研究结果否定了新元古代扬子地块向华夏地块俯冲的假想模式。第四个问题涉及中国东南部早古生代晚期构造岩浆事件的成因机制问题。关于这一问题,通过近10年大量的沉积学、构造地质学和火成岩岩石学等方面的研究,绝大多数学者认为中国东南部早古生代晚期构造-岩浆事件属于板内构造作用,不存在大洋板块俯冲的物质证据。这一认识也被本研究所证实。然而,近年国内部分学者根据出露于江绍新元古代蛇绿混杂岩带龙游地区的石榴角闪岩所做的少量岩石学和年代学研究,将其解释为华南早古生代碰撞造山成因。鉴于此,在详细的野外观察、采样的基础上,我们对该石榴角闪岩进行了系统的岩石学、锆石U-Pb年代学、全岩地球化学和矿物化学研究,并利用先进的P-T视剖面图法,算得了进变质（0.67～0.75 GPa/685～719℃）、峰期变质（0.9-1.1 GPa/760-778℃）和退变质（～0.68 GPa/～767℃）三阶段的变质温压条件。年代学研究表明,龙游石榴角闪岩中的锆石普遍发育核环构造,其核部的锆石U-Pb为879±11 Ma,对应的Th/U值大于0.1;亮白色变质成因的环部和细小颗粒锆石的年龄为446±5 Ma,对应的Th/U比值多数小于0.1;表明龙游石榴角闪岩的原岩形成于新元古代（879 Ma）,而变质作用发生在早古生代晚期（446 Ma）。全岩地球化学数据揭示,龙游石榴角闪岩的原岩是E-MORB型的基性岩浆岩。EPMA分析表明,以包裹体状存在于石榴子石和单斜辉石变晶内部的长石为钙长石,而分布于石榴子石和单斜辉石外围附近的斜长石An值在44～66之间;没有发现指示绿辉石分解形成的富钠长石（钠长石或更长石）,指示龙游石榴角闪岩不是由高压榴辉岩退变而来。三期变质温压条件共同构成一个顺时针演变的P-T轨迹,指示龙游榴闪岩的原岩经历了一个造山期挤压→被埋藏→折返抬升的动力学过程。结合区域地质背景,我们重建了该岩石的形成过程:新元古代古华南洋向扬子陆块俯冲→引发弧后拉张和幔源岩浆上涌结晶,形成E-MORB型基性岩→志留纪期间,遭受了板内中高级变质作用,形成石榴角闪岩。第五个问题是关于华南内陆地区晚中生代花岗岩的时代、类型和形成机制问题。我们重点对研究相对薄弱的赣西武功山变质核杂岩、湘北连云山花岗岩穹窿、湘赣鄂边界花岗岩群、粤西北连山岩体等花岗质岩体进行了研究。通过构造运动学、锆石U-Pb年代学、Lu-Hf同位素地质学、全岩地球化学等方法的研究,揭示了武功山质核杂岩的核部岩体侵位时间为晚侏罗世（158～154 Ma）,而湘赣鄂边界地区花岗质岩体群和粤西北连山岩体的锆石U-Pb年龄也都属于晚侏罗世（153～145 Ma）。岩石地球化学方面的分析显示,除了粤西北连山岩体为埃达克质花岗岩外,其余3个地区的花岗岩都属壳源过铝质的S型花岗岩或高分异的S型花岗岩,源自古-中元古代大陆壳物质的部分熔融。通过对花岗岩及其围岩的锆石Hf同位素分析以及物源投图,确定武功山岩体和湘赣鄂边界地区花岗岩不是源自其围岩（新元古代-早古生代沉积岩）的部分熔融,而是源自更深层次壳源物质的部分熔融,而粤西北连山埃达克质花岗岩则是在正常大陆地壳深度（30-40 km）和相对低压背景下部分熔融的产物,源自一个高Sr/Y比值的源区。结合区域地质背景,我们认为晚中生代古太平洋板块朝华南板块俯冲的前锋（大陆岩浆弧）位置在湘南的长城岭-宁远一带,而出露于此带北西方向的大面积燕山期岩体则属于壳源S型花岗岩,其成因机制很可能与玄武质岩浆的底侵作用或多板块汇聚作用下的板内岩浆作用有关。
二、江西永平混合岩的形成时代和成因探讨（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、江西永平混合岩的形成时代和成因探讨（论文提纲范文）
（1）中国高岭土矿床时空分布规律（论文提纲范文）
| 致谢 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题依据以及背景 |
| 1.1.1 研究背景 |
| 1.1.2 研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 关于时空分布规律研究 |
| 1.2.2 关于高岭土成因类型研究现状 |
| 1.2.3 资源潜力评价研究 |
| 1.3 工作流程 |
| 1.4 论文完成工作量 |
| 1.5 主要成果 |
| 第二章 中国高岭土矿产资源概况 |
| 2.1 中国高岭土矿资源储量及其特点 |
| 2.2 资源利用现状 |
| 第三章 中国高岭土矿床成因类型及主要特征 |
| 3.1 风化型高岭土矿床 |
| 3.1.1 风化残积亚型高岭土矿床 |
| 3.1.2 风化淋积亚型高岭土矿床 |
| 3.2 热液蚀变型高岭土矿床 |
| 3.2.1 热液蚀变亚型高岭土矿床 |
| 3.2.2 热泉蚀变亚型高岭土矿床 |
| 3.3 沉积型高岭土矿床 |
| 3.3.1 碎屑沉积亚型高岭土矿床 |
| 3.3.2 煤系沉积亚型高岭土矿床 |
| 第四章 中国高岭土矿产空间分布规律 |
| 4.1 高岭土矿床在成矿域上的分布规律 |
| 4.2 高岭土矿床在成矿省上的分布规律 |
| 4.3 高岭土矿床在三级成矿区带上的分布规律 |
| 4.4 中国高岭土查明资源储量空间分布规律 |
| 第五章 中国高岭土矿产成矿时间分布规律 |
| 5.1 高岭土的主要成矿时代 |
| 5.2 与高岭土矿有关岩浆岩的成岩时代 |
| 5.3 高岭土矿的赋矿地层层位 |
| 5.4 中国高岭土成矿与大地构造演化的关系 |
| 5.4.1 风化型高岭土矿床 |
| 5.4.2 热液蚀变型高岭土矿床 |
| 5.4.3 沉积型高岭土矿床 |
| 5.4.4 中国高岭土矿床时空演化史 |
| 第六章 中国高岭土矿资源潜力评价 |
| 6.1 高岭土矿集区圈定及主要特征 |
| 6.2 高岭土矿的成矿预测 |
| 6.2.1 高岭土预测评价要素 |
| 6.2.2 远景区资源潜力评价 |
| 第七章 结论 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 存在问题及展望 |
| 参考文献 |
| 攻读硕士学位期间的学术活动及成果情况 |
（2）华南东南缘晚三叠世-早白垩世沉积记录 ——对古太平洋板块俯冲的指示（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 选题依据及意义 |
| 1.2 研究现状及存在问题 |
| 1.2.1 华南板块东南部中生代构造背景 |
| 1.2.2 华南板块东南部中生代沉积盆地演化 |
| 1.2.3 存在问题 |
| 1.3 研究方法 |
| 1.3.1 砂岩碎屑成分骨架颗粒统计与岩矿鉴定 |
| 1.3.2 地质年代学 |
| 1.3.3 氧逸度 |
| 1.4 研究内容及技术路线 |
| 1.5 实物工作量 |
| 1.6 取得的新认识 |
| 2 区域地质背景 |
| 2.1 华南板块大地构造演化 |
| 2.2 华南东南部上三叠统-下白垩统地层 |
| 2.3 华南东南部岩浆岩 |
| 2.3.1 古元古代岩浆岩 |
| 2.3.2 新元古代岩浆岩 |
| 2.3.3 加里东期(早古生代)岩浆岩 |
| 2.3.4 海西期(石炭纪-二叠纪)岩浆岩 |
| 2.3.5 印支期(三叠纪)岩浆岩 |
| 2.3.6 早-中侏罗世(200-170 Ma)岩浆岩 |
| 2.3.7 中-晚侏罗世(170-145 Ma)岩浆岩 |
| 3 华南东南缘晚三叠世-早白垩世盆地充填序列和沉积环境 |
| 3.1 粤东盆地充填序列及沉积环境 |
| 3.1.1 新丰-连平地区 |
| 3.1.2 紫金-揭西地区 |
| 3.1.3 海丰-惠来地区 |
| 3.2 永安盆地充填序列及沉积环境 |
| 3.2.1 梅县-大埔地区 |
| 3.2.2 南靖地区 |
| 3.2.3 漳平-尤溪地区 |
| 3.3 小结 |
| 4 华南东南缘晚三叠世与侏罗纪砂岩碎屑锆石年代学分析 |
| 4.1 样品采集 |
| 4.2 砂岩碎屑成分统计 |
| 4.2.1 粤东盆地砂岩碎屑成分统计 |
| 4.2.2 永安盆地砂岩碎屑成分统计 |
| 4.3 砂岩碎屑锆石U-Pb定年 |
| 4.3.1 锆石阴极发光图以及微量元素 |
| 4.3.2 粤东盆地年龄组成 |
| 4.3.3 永安盆地年龄组成 |
| 4.4 小结 |
| 5 早白垩世凝灰岩锆石年代学分析 |
| 5.1 凝灰岩岩石学特征 |
| 5.2 凝灰岩锆石U-Pb定年 |
| 5.3 凝灰岩氧逸度 |
| 6 永安盆地和粤东盆地晚三叠世-早白垩世沉积-大地构造演化 |
| 6.1 年代地层格架 |
| 6.2 “源-汇”体系 |
| 6.2.1 上三叠统和侏罗纪碎屑锆石源区分析 |
| 6.2.2 下白垩统碎屑锆石源区分析 |
| 6.3 永安盆地和粤东盆地沉积-大地构造演化 |
| 6.4 小结 |
| 7 讨论:华南板块东南部构造体制转换与古太平洋板块俯冲 |
| 7.1 华南板块东南部构造体制转换时限 |
| 7.2 古太平洋板块俯冲 |
| 8 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录Ⅰ |
| 附录Ⅱ |
（3）江西永平铜矿含矿方解石C-O同位素研究（论文提纲范文）
| 1 矿区地质概况 |
| 2 样品采集 |
| 3 分析方法与测试结果 |
| 3.1 分析方法 |
| 3.2 测试结果 |
| 4 讨论与结论 |
（4）江西永平铜矿床蚀变矿化分带、矿石组构及成矿过程（论文提纲范文）
| 1 区域地质 |
| 2 矿区地质特征 |
| 3 蚀变矿化分带 |
| 3.1 火烧岗剖面 |
| 3.2 北矿坑坑底剖面 |
| 3.3 井下水平钻揭示的矽卡岩分带 |
| 3.4 矽卡岩分带及与矿化的关系 |
| 4 矿石类型与组构 |
| 5 成矿期及成矿阶段 |
| 6 成矿过程 |
| 7 对矿床成因的启示意义 |
| 8 结论 |
（5）江西东乡盆地粗面岩年代学、地球化学及岩石成因（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 前言 |
| 1 区域地质概况 |
| 1.1 大地构造格局与演化 |
| 1.1.1 前燕山构造阶段 |
| 1.1.2 燕山构造阶段 |
| 1.1.3 喜山构造阶段 |
| 1.2 区域地层 |
| 1.2.1 前白垩系 |
| 1.2.2 白垩系 |
| 1.2.3 新生界 |
| 1.3 区域岩浆岩 |
| 1.3.1 前燕山期岩浆事件 |
| 1.3.2 燕山期岩浆事件 |
| 1.3.3 喜山期岩浆事件 |
| 1.4 区域断裂 |
| 2 盆地特征与岩石地层 |
| 2.1 盆地地质特征 |
| 2.2 代表性剖面简介 |
| 2.3 岩石地层划分 |
| 3 分析方法 |
| 3.1 锆石U-Pb定年 |
| 3.2 全岩主微量元素分析 |
| 3.3 全岩Sr-Nd-Pb同位素分析 |
| 4 地质时代 |
| 4.1 SHRIMP锆石U-Pb年龄 |
| 4.2 问题讨论 |
| 5 岩石学特征 |
| 5.1 岩相学特征 |
| 5.2 岩石系列划分 |
| 5.2.1 岩石化学分类命名 |
| 5.2.2 岩石系列的类型划分 |
| 6 地球化学特征 |
| 6.1 主量元素 |
| 6.2 稀土和微量元素 |
| 6.3 Sr-Nd-Pb同位素 |
| 7 岩石成因 |
| 7.1 岩浆源区特征 |
| 7.1.1 主微量元素制约 |
| 7.1.2 Sr-Nd-Pb同位素制约 |
| 7.2 岩浆过程 |
| 7.3 构造背景 |
| 7.4 成因模式 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（6）北武夷冷水坑铅锌银矿田中生代岩浆活动时序的厘定及地质意义（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 前言 |
| 1.1 研究现状 |
| 1.1.1 冷水坑铅锌银矿田 |
| 1.1.2 锆石U-Pb定年 |
| 1.2 选题依据和研究意义 |
| 1.3 研究内容和技术路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 2 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造格局与演化 |
| 2.1.1 前燕山构造阶段 |
| 2.1.2 燕山构造阶段 |
| 2.1.3 喜马拉雅构造阶段 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.2.1 前白垩系 |
| 2.2.2 白垩系 |
| 2.2.3 第四系 |
| 2.3 区域岩浆岩 |
| 2.3.1 前燕山期岩浆岩 |
| 2.3.2 燕山期岩浆岩 |
| 2.4 区域断裂 |
| 2.5 区域矿产 |
| 3 矿田地质特征 |
| 3.1 地层特征 |
| 3.2 侵入岩特征 |
| 3.3 断裂特征 |
| 3.4 矿化特征 |
| 4 岩石学特征 |
| 4.1 花岗斑岩 |
| 4.2 石英正长斑岩 |
| 4.3 流纹岩 |
| 4.4 凝灰岩 |
| 5 年代学特征 |
| 5.1 分析方法 |
| 5.2 分析结果 |
| 5.2.1 花岗斑岩 |
| 5.2.2 石英正长斑岩 |
| 5.2.3 流纹岩 |
| 5.2.4 凝灰岩 |
| 6 问题讨论 |
| 6.1 火山岩系地质时代 |
| 6.1.1 火山碎屑岩锆石U-Pb年龄地质含义的解释 |
| 6.1.2 火山岩形成年龄 |
| 6.2 侵入岩地质时代 |
| 6.2.1 MSWD含义 |
| 6.2.2 火山—侵入杂岩年龄处理 |
| 6.3 矿田岩浆活动时序 |
| 6.4 北武夷火山岩带不存在晚侏罗世火山活动的产物 |
| 6.5 矿田内斑岩与成矿作用的关系 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（7）新疆库尔勒地区上户稀土矿床地质特征及成因（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 稀土矿床类型及研究进展 |
| 1.1.1 稀土矿床类型 |
| 1.1.2 稀土矿床研究进展 |
| 1.2 稀土矿资源概况 |
| 1.3 选题依据与科学意义 |
| 1.4 研究内容、技术路线和工作量 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 采取的研究方案 |
| 1.4.3 主要完成的工作量 |
| 第2章 塔里木北缘库尔勒地区地质概况 |
| 2.1 地层 |
| 2.1.1 塔里木北缘前寒武纪岩石 |
| 2.1.2 古生界地层 |
| 2.1.3 中新生界 |
| 2.2 矿产 |
| 2.3 构造 |
| 2.3.1 构造单元划分 |
| 2.3.2 区域深大断裂 |
| 2.4 岩浆岩 |
| 2.5 区域地球物理特征 |
| 2.5.1 区域重力特征 |
| 2.5.2 区域磁场特征 |
| 2.6 区域地球化学特征 |
| 第3章 库尔勒上户稀土矿床的发现及基本特征 |
| 3.1 交通位置及自然经济地理 |
| 3.2 矿产勘查史 |
| 3.3 地层 |
| 3.4 构造 |
| 3.4.1 主要断层分布及规模 |
| 3.4.2 其它次级断裂 |
| 3.5 岩浆岩 |
| 3.6 上户稀土床地质特征 |
| 3.6.1 矿体的圈定 |
| 3.6.2 矿石矿物和金属矿物 |
| 3.6.3 非金属矿物 |
| 3.6.4 矿区地球化学异常和矿体的主要化学组成 |
| 3.6.5 矿体空间分布特征及矿物组合关系 |
| 第4章 样品制备和分析测试方法 |
| 4.1 样品采集 |
| 4.2 全岩地球化学分析 |
| 4.2.1 粉末样品制备 |
| 4.2.2 主-微量元素分析 |
| 4.3 锆石U-Pb定年和原位Hf同位素分析 |
| 4.3.1 样品靶的制备 |
| 4.3.2 LA-ICP-MS锆石U-Pb定年 |
| 4.3.3 锆石Lu-Hf同位素分析 |
| 4.4 电子探针能谱分析（EDS） |
| 4.5 褐帘石电子探针成分分析（EPMA） |
| 4.6 石榴子石成分分析 |
| 第5章 辉绿岩地球化学特征及成因 |
| 5.1 辉绿岩产状 |
| 5.2 岩相学特征 |
| 5.3 全岩地球化学特征 |
| 5.3.1 辉绿岩的主量元素地球化学特征 |
| 5.3.2 辉绿岩的微量元素地球化学特征 |
| 5.4 岩石成因 |
| 5.4.1 后期地质作用与地壳混染对辉绿岩组成的影响 |
| 5.4.2 源区性质 |
| 5.4.3 形成的构造背景 |
| 5.5 小结 |
| 第6章 上户地区混合岩特征及成因 |
| 6.1 岩相学特征 |
| 6.2 地球化学特征 |
| 6.3 混合岩中石榴子石特征 |
| 6.3.1 石榴子石主量元素特征 |
| 6.3.2 石榴子石微量元素特征 |
| 6.4 上户混合岩的锆石U-Pb年龄和Lu-Hf同位素组成 |
| 6.5 岩石成因 |
| 6.6 小结 |
| 第7章 上户地区伟晶岩脉稀土矿化及其成因 |
| 7.1 伟晶岩脉基本特征 |
| 7.1.1 伟晶岩脉产状 |
| 7.1.2 伟晶岩分类 |
| 7.2 矿床矿化特征 |
| 7.2.1 矿体基本特征 |
| 7.2.2 矿体矿物组成 |
| 7.2.3 矿物生成顺序 |
| 7.2.4 矿床地球化学 |
| 7.3 库尔勒上户稀土矿床褐帘石研究 |
| 7.3.1 褐帘石主量元素特征 |
| 7.3.2 褐帘石微量元素特征 |
| 7.3.3 褐帘石成因分析 |
| 7.4 锆石U-Pb年代学和Hf同位素组成 |
| 7.5 伟晶岩形成的物理化学条件 |
| 7.6 伟晶岩成因 |
| 7.7 上户伟晶岩稀土矿床成矿模式 |
| 7.8 小结 |
| 第8章 取得的认识与研究展望 |
| 8.1 取得的认识 |
| 8.2 存在问题与研究展望 |
| 8.2.1 存在问题 |
| 8.2.2 研究展望 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 表 3.1 库尔勒市上户一带含褐帘石伟晶岩脉特征一览表 |
| 表 3.2 库尔勒市上户稀土矿全岩主量元素分析结果 |
| 表 5.1 上户辉绿岩的主量元素组成（wt.%） |
| 表 5.2 上户辉绿岩的微量量元素组成（ppm） |
| 表 6.1 上户混合岩主量元素分析结果表 (wt.%) |
| 表 6.2 上户地区混合岩微量元素组成（ppm） |
| 表 6.3 上户混合岩石榴子石原位主量LA-ICP-MS测试数据表（wt.%） |
| 表 6.4 上户稀土矿混合岩石榴子石端元组分计算表 |
| 表 6.5 库尔勒地区混合岩锆石微量元素数据（ppm） |
| 表 6.6 库尔勒地区混合岩锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素数据 |
| 表 6.7 库尔勒地区混合岩锆石LA-MC-ICP-MS Hf同位素数据 |
| 表 7.1 库尔勒市上户一带含褐帘石伟晶岩脉特征一览表 |
| 表 7.2 库尔勒上户稀土矿区伟晶岩脉地球化学样品分析结果表（ppm） |
| 表 7.3 上户稀土矿床褐帘石主量元素LA-ICP-MS分析结果表（wt.%） |
| 表 7.4 上户稀土床矿褐帘石主量元素电子探针分析结果表（wt.%） |
| 表 7.5 上户稀土矿床褐帘石微量元素分析结果表（ppm） |
| 表 7.6 库尔勒地区上户伟晶岩LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素数据 |
| 表 7.7 库尔勒地区上户伟晶岩LA-MC-ICP-MS锆石Hf同位素数据 |
| 表 7.8 库尔勒稀土矿伟晶岩相对氧逸度 |
| 表 7.9 上户混合岩相对氧逸度 |
| 表 7.10 塔里克拉通北缘库鲁克塔格古元古代造山时间有关的年代学数据 |
| 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 |
（10）华南构造演化有关的几个重要科学问题研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究现状 |
| 1.2 存在问题 |
| 1.3 选题思路 |
| 1.4 研究方法 |
| 1.5 研究内容 |
| 1.6 完成工作量 |
| 1.7 主要的创新点 |
| 第二章 区域构造格架 |
| 2.1 华夏古元古代活动陆缘岩浆弧 |
| 2.2 华夏-江南新元古代早期板块构造沟弧盆 |
| 2.3 新元古代中期碰撞造山 |
| 2.4 华夏-江南晚新元古代-早古生代陆内稳定沉积环境 |
| 2.5 早古生代陆内构造-岩浆事件 |
| 2.6 晚古生代-早中生代统一的浅海碳酸盐沉积环境 |
| 2.7 早中生代陆内构造-岩浆事件与构造体制转换 |
| 2.8 晚中生代太平洋体制下的花岗质火山-侵入杂岩 |
| 本章小结 |
| 第三章 区域地层、岩浆活动与变质-变形特征 |
| 3.1 地层序列 |
| 3.1.1 江南造山带中东段早、中新元古代地层序列 |
| 3.1.2 华夏地块前寒武纪地层序列 |
| 3.1.3 中国东南部晚新元古代-早古生代地层序列 |
| 3.1.4 中国东南部晚古生代地层序列 |
| 3.1.5 中国东南部中生代地层序列 |
| 3.2 岩浆活动 |
| 3.2.1 新元古代岩浆活动 |
| 3.2.2 早古生代晚期岩浆作用 |
| 3.2.3 早中生代岩浆活动 |
| 3.2.4 晚中生代岩浆活动 |
| 3.3 变质-变形构造 |
| 3.3.1 新元古代变质变形构造 |
| 3.3.2 早古生代同构造变质-变形构造 |
| 3.3.3 早中生代同构造变质-变形构造 |
| 3.3.4 晚中生代变质-变形构造 |
| 第四章 江南造山带中东段新元古代构造演化 |
| 4.1 区域地质概况 |
| 4.1.1 湘东北地区 |
| 4.1.2 皖南地区 |
| 4.1.3 浙西龙游地区 |
| 4.2 江南造山带的界线及几何学、运动学特征 |
| 4.2.1 拼合带位置 |
| 4.2.2 江南新元古代拼合带的几何学特征 |
| 4.2.3 九岭与怀玉块体新元古代拼合带几何学特征 |
| 4.2.4 江南新元古代增生型造山带运动学特征 |
| 4.2.5 赣东北新元古代地体拼合带运动学特征 |
| 4.3 沉积角度不整合面 |
| 4.4 不整合面上下地层的碎屑锆石U-Pb年代学 |
| 4.4.1 样品采集与测试分析结果 |
| 4.4.2 讨论 |
| 4.4.3 结论 |
| 4.5 华夏与扬子两个块体的基底碎屑锆石U-Pb年龄谱及其地质意义 |
| 4.6 伏川蛇绿岩中过铝质S型花岗岩的成因及构造意义 |
| 4.6.1 样品采集与测试分析结果 |
| 4.6.2 讨论 |
| 4.6.3 结论 |
| 4.7 扬子-华夏碰撞缝合带龙游段-新元古代俯冲基性岩、志留纪中高级变质岩 |
| 4.7.1 样品描述、采集与测试分析结果 |
| 4.7.2 讨论 |
| 4.7.3 结论 |
| 4.8 江南造山带中东段新元古代构造演化 |
| 本章小结 |
| 第五章 华南内陆地区晚中生代构造岩浆事件 |
| 5.1 区域地质背景 |
| 5.1.1 江西武功山变质核杂岩 |
| 5.1.2 湘赣鄂边界花岗质岩基/岩珠群 |
| 5.1.3 广东连山花岗岩 |
| 5.2 构造几何学和运动学 |
| 5.3 样品采集、测试分析与实验结果 |
| 5.3.1 武功山岩体 |
| 5.3.2 湖南连云山岩体 |
| 5.3.3 湘赣鄂边界和广东连山地区燕山期花岗岩 |
| 5.4 讨论 |
| 5.4.1 武功山燕山期岩体的成因、物源与区域构造演化 |
| 5.4.2 连云山燕山期两阶段花岗岩的成因、相互关系与物源 |
| 5.4.3 湘赣鄂边界燕山期花岗岩的侵位时代、成因与物源 |
| 5.4.4 粤西北连山埃达克质花岗岩的侵位时代和成因 |
| 5.5 华南内陆地区晚中生代构造演化 |
| 本章小结 |
| 第六章 主要结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻博期间发表论文与参加学术会议情况 |
| 参加学术会议与地质考察情况 |
| 附表 |
四、江西永平混合岩的形成时代和成因探讨（论文参考文献）
- [1]中国高岭土矿床时空分布规律[D]. 吴宇杰. 合肥工业大学, 2021
- [2]华南东南缘晚三叠世-早白垩世沉积记录 ——对古太平洋板块俯冲的指示[D]. 徐清俊. 中国地质大学(北京), 2020
- [3]江西永平铜矿含矿方解石C-O同位素研究[J]. 王安东,罗贤文,刘颖,陈益平,赖冬蓉,张智博. 东华理工大学学报(自然科学版), 2019(04)
- [4]江西永平铜矿床蚀变矿化分带、矿石组构及成矿过程[J]. 田明君,李永刚,苗来成,张宇,高婷婷,郭敬辉,薛俊召,何斌. 岩石学报, 2019(06)
- [5]江西东乡盆地粗面岩年代学、地球化学及岩石成因[D]. 韦昌袭. 东华理工大学, 2019(01)
- [6]北武夷冷水坑铅锌银矿田中生代岩浆活动时序的厘定及地质意义[D]. 郭恒飞. 东华理工大学, 2019(01)
- [7]新疆库尔勒地区上户稀土矿床地质特征及成因[D]. 张海军. 中国科学院大学(中国科学院广州地球化学研究所), 2019(07)
- [8]江西永平十字头钼矿床辉钼矿Re-Os年龄及其地质意义[J]. 邵拥军,彭南海,汪程,张宇,刘忠法. 中国有色金属学报, 2018(12)
- [9]江西永平铜矿成因探讨及西部外围找矿前景分析[A]. 周先军,陈立泉,罗振辉. 江西省地质学会2018年论文汇编（二）, 2018(总第70期)
- [10]华南构造演化有关的几个重要科学问题研究[D]. 王静强. 南京大学, 2017(05)