一、吉黑东部地区花岗岩类的时代划分和空间分布（论文文献综述）
王硕[1]（2014）在《吉黑东部显生宙岩浆演化与成矿作用研究》文中研究指明吉黑东部地区位于兴蒙造山带东段，夹持于西伯利亚板块、华北板块和西太平洋板块之间，横跨全球三大显生宙构造成矿域中的古亚洲洋构造成矿域和环太平洋构造成矿域，经历了两大构造成矿域的叠加和转换。研究区由佳木斯地块、完达山陆缘增生带和小兴安岭-张广才岭等多个地质构造单元拼合而成，致使区内的构造-岩浆作用复杂而独特，使包括研究区在内的我国东北地区成为除青藏高原外，探测中国大陆岩石圈时空结构及不同圈层相互作用，揭示显生宙地球动力学演化的另一理想场所。区内复杂而独特的地质构造演化及与之相伴的多期次构造-岩浆活动为大规模内生金属成矿作用提供了优越的成矿条件。据不完全统计，截至目前，区内共发现金属矿床近百处，其中大中型矿床30余处，显示出巨大的成矿潜力和找矿远景。我国东北地区被大面积火成岩覆盖，特别是花岗岩，与内蒙、蒙古国及俄罗斯境内靠近我国部分共同构成了世界上最大的花岗岩省。早古生代，吉黑东部及临区各微陆块拼贴成联合地块（佳蒙地块），岩浆岩在各单元均有分布，基性-超基性侵入岩少见，主要为橄榄岩、角闪石岩、辉长岩等。中酸性侵入岩多呈片麻状，黑云母发育，主要岩性有闪长岩、石英闪长岩、石英二长闪长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩、正长花岗岩组合，侵入寒武系地层内呈不规则岩基产出；早古生代晚期-晚古生代早期，联合地块统一基底裂解，研究区处于岩浆活动的平静期；古生代晚期，区内陆块再次碰撞拼合，形成小兴安岭西北部黑河-嫩江拼合带附近的碱长花岗岩-碱性花岗岩组合、佳木斯地块西南缘的片麻状花岗闪长岩-二长花岗岩组合、伊春-鹤岗一带的石英闪长岩-二长花岗岩-片麻状花岗闪长岩组合；晚古生代末期，古亚洲洋沿西拉木伦-长春-延吉一线闭合，随后形成大面积三叠纪后碰撞伸展环境下的镁铁-超镁铁质岩；早侏罗世花岗岩类受太平洋板块俯冲影响，呈NNE-NE向展布，岩石类型主要为石英闪长岩-花岗闪长岩-二长花岗岩组合，有少量闪长岩和碱长-碱性花岗岩；中生代晚期，研究区进入伸展作用的高峰期，火成岩多为小岩株状、岩脉状分布的斑岩体和脉岩，常与同期火山岩相伴产出，主要岩石类型有闪长岩、闪长玢岩、花岗闪长斑岩、花岗斑岩等。本文论述了吉黑东部地区岩浆活动与成矿作用之间的关系，确定了本区显生宙四个主要的成矿系列，分别为：①海西期与同碰撞-后碰撞环境下岩浆活动有关的造山型金矿成矿系列（260～250Ma）；②印支期与后碰撞伸展环境下基性-超基性岩浆活动有关的岩浆型矿床成矿系列（230～210Ma）；③晚三叠世末至早侏罗纪与太平洋板块俯冲背景下岩浆活动有关的斑岩型（细/网脉状）钼矿和矽卡岩型多金属矿床成矿系列（200～170Ma）；④燕山晚期伸展背景下的斑岩型和浅成低温热液型矿床成矿系列（133～106Ma）。通过对本区矿床与相关岩体的年代学研究发现，吉黑东部成矿作用的高峰期与显生宙岩浆侵入活动基本吻合，成矿高峰期稍滞后于侵入活动峰值约10Ma，二者在时间关系上具有很好的耦合性。重新定义了区内部分矿床的成因类型及成矿特征：四平山金矿原定为浅成低温热液型金矿的亚类-热泉型金矿，本次研究认为其应为世界上首例陆相热水喷流沉积与浅成低温热液共生型金矿；金厂金矿区内岩浆活动复杂且呈多期次活动特点，其成因类型为斑岩与浅成低温热液过渡型金矿床；赤卫沟金矿的碳酸盐矿脉应形成于碱性环境中；本文还报道了我国东北地区首例斑岩型锡多金属矿床，即河口林场锡矿，通过对该矿床成矿母岩体的研究显示，它与邻区锡霍特-阿林锡成矿省内岩浆活动具有良好的亲缘性，对比后认为该矿床应为成矿省在我国境内的延伸部分。归纳总结了吉黑东部地区内生金属矿床成矿作用与岩浆岩之间的空间分布关系，发现矿体的产出受岩浆活动的控制作用十分明显。而从岩浆活动与矿床的区域分布特点划分出三个较大的矿集区，它们分别为：1、小兴安岭-张广才岭成矿带；2、佳木斯-兴凯成矿带；3、延边成矿带。结合吉黑东部地区岩浆活动情况与矿床的时空分布与成矿类型，提出以下找矿思路：斑岩型/细网脉型钼矿床找矿的有利地段是：①黑龙江省乌伊岭-伊春-通河一带；②吉林省舒兰县七里乡-吉林大黑山一带。矽卡岩型矿床找矿有利地区是伊春地区和滨东地区，重点找矿工作区是：①弓棚子铜锌矿化区；②秋皮沟铜锌矿化区；③一撮毛岩体周边铁、铜多金属矿化区；④土门岭多金属矿化区。浅成低温热液型金银矿床主要分布于黑河-逊克-嘉阴以南地区，产于北西向分布的燕山晚期陆相火山岩带内。斑岩—浅成低温热液系统金、铜矿主要产出在区域上东西向大断裂和其共轭断裂控制中生代火山盆地和隆起构造格架，以及隆褶带、断陷盆地带的次级隆起区。
薛昊日[2]（2020）在《吉林省镁铁质-超镁铁质岩特征及成矿作用研究》文中指出吉林省地处古亚洲洋构造体系、环太平洋构造体系及蒙古-鄂霍茨克构造体系共同影响区域,区内经历了漫长而复杂的地质演化过程。伴随着不同时期的地球动力学演化,形成了大量的镁铁质-超镁铁质岩体,在这些岩体中孕育着一批铜镍硫化物矿床,其中红旗岭、赤柏松等大中型岩浆熔离型铜镍硫化物矿床的的发现,奠定了吉林省镍资源大省的地位,为国家镍资源保障做出了重大的贡献。近年来,吉林省在铜镍硫化物矿床勘查中并无重大找矿突破,这表明在镁铁质-超镁铁质岩体及铜镍硫化物矿床的研究程度上仍然存在差距,尤其是成岩成矿岩体年代学特征、地球动力学背景及成矿作用等,缺乏系统而深入的研究,严重制约着找矿工作的进一步开展。本文以现代成矿理论为基础,野外勘查调研与室内测试分析相结合,探讨不同时期地球动力学演化,综合分析研究典型矿床,通过区域成矿地质条件分析研究总结区域成矿规律,明确找矿方向,为吉林省铜镍硫化物矿床研究奠定理论基础。论文主要取得如下认识:1.系统的总结了吉林省与镁铁质-超镁铁质岩有关的地球动力学演化过程,认为其经历了太古宙华北克拉通基底的形成与演化,古元古代辽吉洋构造演化,中元古代哥伦比亚超大陆的裂解,古生代-早中生代古亚洲构造域的发展与演化及滨太平洋构造域的转换。2.通过地质学及年代学研究,将吉林省镁铁质-超镁铁质岩体成岩事件划分为5个阶段:（1）新太古代晚期（25892398Ma）,代表岩体有荏田6号、9号岩体,小陈木沟含矿岩体,新太古代晚期发生的弧陆碰撞造山作用,闭合后的造山伸展环境是该期镁铁质-超镁铁质岩体形成的主要地球动力学背景;（2）古元古代中期（22371820Ma）,代表岩体有赤柏松1号岩体,形成于辽吉洋闭合后的伸展环境;（3）中元古代中期（1200Ma）,代表岩体有汉阳沟岩体,其所在的龙岗地块在中元古时期处于强烈的伸展环境,与哥伦比亚超大陆的最终裂解时限相对应;（4）中晚三叠世（245206Ma）,代表岩体有漂河川4、5号岩体、长仁-獐项5、6、11号岩体、西北岔115号岩体以及石人沟含矿岩体,形成于古亚洲洋闭合后的伸展环境;（5）早侏罗世（191175Ma）,代表岩体有福洞15、26号岩体,该期镁铁质-超镁铁质岩体是太平洋板块俯冲体制下弧后伸展环境的产物。3.通过对吉林地区典型铜镍硫化物矿床的研究,认为小陈木构铜镍硫化物矿床原生岩浆起源于受地壳混染或流体交代的亏损型地幔,在熔融期重力分异作用明显,矿石中存在的角砾,代表其形成于动荡的岩浆环境之中,通过年代学研究,该矿床为全国最古老的铜镍硫化物矿床（2589±10 Ma）。对成矿时代争议较大的赤柏松铜镍矿进行矿床成因分析研究,通过总结前人研究资料,确定该矿床成矿时代为古元古代中期（2237±62 Ma）,属于熔离-贯入型铜镍硫化物矿床。对红旗岭、长仁-獐项、漂河川、二道沟、石人沟开展综合研究分析,认为兴蒙造山带东段的铜镍硫化物矿床成矿时间应起于245Ma,止于206Ma。其中长仁-獐项、漂河川、二道沟地球化学特征表现为低硅、低钛、高镁、贫碱、低∑REE的特征,富集LILE、亏损HFSE,与洋岛玄武岩（OIB）相似,岩浆源区为亏损的软流圈地幔,部分源区遭受富集地幔混染。S主要来自于上地幔,原始岩浆来源于原始地幔10%20%的部分熔融,深部熔离作用导致铂族元素亏损,在上升过程中受到一定成度地壳物质的混染。4.通过对早侏罗世福洞岩群进行成矿潜力分析,认为太平洋板块俯冲引起的局部熔融比例太小,硫化物在源区发生熔离,无法在地壳聚集成矿。5.吉林省铜镍硫化物矿床具有很强的成矿专属性,表现在（1）含矿岩体主要受深大断裂控制;（2）分异充分的镁铁质-超镁铁质杂岩体有利于成矿,辉石岩相是主要的含矿岩相,橄辉岩、辉橄岩、苏长岩次之,辉长岩一般不含矿;（3）含矿岩石发育贵橄榄石和古铜辉石,Fo≈En,镁铁质岩m/f值介于0.52,超镁铁质岩m/f值介于26之间,对成矿非常有利;（4）含矿岩相具有高镁、低硅、低钙、低∑REE,富集LILE、亏损HFSE的特征,Cr、Co和Ni含量较高;（5）地幔源区发生较大比例的部分熔融,达到高镁玄武质或苦橄质玄武岩浆的范畴。6.在判别含矿岩体与非含矿岩体的基础上,通过一系列评价指标的建立,对各个时期镁铁质-超镁铁质岩体的成矿与找矿潜力作出客观评价,认为中-晚三叠世是吉林省铜镍硫化物矿床重要的成矿期,该期镁铁质-超镁铁质岩体数量较多,岩体分异程度高,岩相复杂,含矿率高,找矿潜力最大;古元古代镁铁质-超镁铁质岩体主要分布在华北克拉通北缘东段,自北向南展布,岩体形成的构造背景与中—晚三叠世岩体相似,形成于大洋闭合后的伸展环境,同样具有较大的找矿潜力;新太古代晚期镁铁质-超镁铁质岩体由于岩体形成时代古老,经历了复杂的地质发展、变化过程,对矿体的保存条件要求苛刻,找矿难度较大;中元古代中期镁铁质—超镁铁质岩体分异程度较差,矿化程度较弱,国内同一时期形成的铜镍硫化物矿床较少,该期的成矿潜力不清,在勘查中每个岩体要结合岩体形态、分异程度、侵位深度和矿化特征等具体分析;早侏罗世镁铁质-超镁铁质岩体在兴蒙造山带东段零星分布,岩相相对单一,绝大部分为辉长岩（脉）,岩体的矿化较弱,因其地幔源区的部分熔融比例太小,导致大量硫化物滞留在地幔而无法形成富含金属元素的硫不饱和原始岩浆,因而不具找矿潜力。
张超[3]（2020）在《大兴安岭南段巴林左旗-扎鲁特旗地区晚中生代岩浆作用及其构造背景》文中提出巴林左旗-扎鲁特旗地区位于内蒙古自治区东部,属于大兴安岭南段,晚中生代岩浆活动频繁,构成贯穿东北及邻区的北东向岩浆活动带的一部分。目前关于大兴安岭地区中生代的构造演化还存在争议,主要是蒙古-鄂霍茨克洋构造体系和古太平洋构造体系对大兴安岭地区影响的时空范围没有统一的认识。然而,研究区与蒙古-鄂霍茨克缝合带和古太平洋俯冲带皆相距较远,是研究古太平洋构造体系和蒙古-鄂霍茨克构造体系远程效应转换的理想区域。因此本文对研究区晚中生代岩浆岩进行详细的岩石学、岩石地球化学、年代学和锆石Hf同位素研究,探讨巴林左旗-扎鲁特旗地区晚中生代岩浆岩的年代学格架、时空分布、岩石成因及构造背景,结合东北地区盆地演化、断裂活动以及晚中生代岩浆岩的时空分布,揭示了大兴安岭南段晚中生代构造-岩浆演化历史。本文以“时代+岩性”的划分方式对火山岩进行年代划分,结合研究区内的侵入岩锆石U-Pb年龄及已发表的测年数据,可将大兴安岭南段巴林左旗-扎鲁特旗地区晚中生代岩浆活动划分为三期:晚侏罗世（峰期为154Ma）、早白垩世早期（峰期为140Ma、130Ma）和早白垩世晚期（峰期为125Ma）。而且晚侏罗世与早白垩世之间岩浆活动存在短暂的间断（或变弱）,同时早白垩世岩浆活动的强度显着增强。晚侏罗世侵入岩包括正长花岗岩、二长花岗岩、石英二长岩和花岗闪长岩,以及少量花岗斑岩,其中花岗闪长岩为I型花岗岩,石英二长岩和花岗斑岩为A型花岗岩,侵入岩的锆石εHf（t）值介于3.111.6之间,TDM2年龄值为586Ma1369Ma。同期酸性火山岩是由流纹岩、流纹质晶屑凝灰岩组成,其中新民组流纹质晶屑凝灰岩（416TW16,164Ma）具有S型花岗岩特征,流纹岩（16TW02,162Ma）属于高分异I型流纹岩,而其它酸性火山岩均属于A型流纹岩,火山岩的锆石εHf（t）值介于-0.712.1之间,TDM2年龄值为5491714Ma。以上特征表明岩浆岩的原始岩浆应为新生下地壳部分熔融所形成。自额尔古纳地块向南到兴安地块北部、大兴安岭中段,早-中侏罗世钙碱性系列岩石的成岩年龄和与俯冲作用有关的成矿年龄逐渐变小,表明早侏罗世岩浆作用与蒙古-鄂霍茨克大洋板块东南向俯冲所形成的活动大陆边缘环境有关。中侏罗世S型白云母二长花岗岩与C型埃达克质岩石的发现,以及同期的变质事件和翼北-辽西地区的逆冲推覆构造事件,与蒙古-鄂霍茨克洋西部（东经120°以西）―剪刀‖式碰撞闭合有关。晚侏罗世时期大兴安岭南段岩浆岩在构造判别图解中均落入后碰撞花岗岩中,早期以I型花岗岩、高分异I型流纹岩和具有S型花岗岩特征的流纹质晶屑凝灰岩,中晚期为A型花岗岩/流纹岩,暗示晚侏罗世早期岩浆岩形成于地壳坍塌起始阶段的加厚背景下,处于挤压向伸展转换的阶段,晚侏罗世中晚期进入全面伸展阶段的拉张环境,表明大兴安岭南段岩浆岩形成于蒙古-鄂霍茨克洋东部（东经120°以东）南向俯冲过程中,俯冲板片后撤形成的弧后伸展环境。早白垩世早期侵入岩的岩石组合包括正长花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩、石英闪长岩、闪长岩和石英二长斑岩。DRT和BBS二长花岗岩属于I型花岗岩,锆石εHf（t）值分别为-1.63.1、-11.72.6,TDM2年龄值分别为918Ma1776Ma、1385Ma2678Ma,说明岩浆应起源于新增生下部陆壳的部分熔融。花岗闪长岩和石英二长斑岩为埃达克质岩石,Mg#值和Mg O含量较低,锆石εHf（t）值分别为-2.35.8、3.08.3,TDM2年龄值分别为565900Ma、868Ma1355Ma,表明岩浆起源于地壳加厚过程中下地壳部分熔融的环境中。同期中-中酸性火山岩属于钙碱性系列,具有弧火山岩的特征,锆石εHf（t）值介于-11.613.0之间,是遭受俯冲流体或熔体交代的岩石圈地幔部分熔融的产物,岩浆上升的过程中有古老陆壳物质混染,形成于活动大陆边缘构造环境中。早白垩世早期岩浆岩中存在古老的捕获锆石以及负εHf（t）值,说明岩浆在演化过程中有少量古老地壳物质混染,大兴安岭中南部地区古老地壳物质的存在进一步证明了这一观点。大兴安岭南段早白垩世岩浆的Sr-Nd-Pb同位素特征暗示了地幔源区遭受俯冲流体交代,与区域上同期发育的构造事件共同表明大兴安岭南段早白垩世早期岩浆岩的形成与蒙古-鄂霍茨克洋板块的平板俯冲作用有关。早白垩世晚期侵入岩包括碱长花岗岩、正长花岗岩、花岗斑岩,该期侵入岩属于A型花岗岩和高分异I型花岗岩,同期酸性火山岩是由流纹岩、流纹质晶屑凝灰岩组成,具有A型流纹岩的特征,锆石εHf（t）值分别为-4.68.6和-0.110.2,TDM2年龄值分别为842Ma2035Ma、692Ma1634Ma,说明原始岩浆应起源于新增生下部陆壳的部分熔融。以上特征共同揭示了区域性伸展环境的存在,这也得到了区域上广泛发育的A型花岗岩、变质核杂岩和裂谷盆地的支持。结合大兴安岭南段早白垩世晚期的峰值年龄与松辽盆地及以东的地区岩浆活动的峰值年龄有明显的差异,该期岩浆事件在大兴安岭地区呈现出由南向北逐渐变新的演化规律,这与松辽盆地及以东地区由东向西逐渐年轻的变化规律有所区别,结合地球物理资料,表明大兴安岭地区早白垩世晚期岩浆岩的形成主要与蒙古-鄂霍茨克大洋板块坍塌后软流圈大规模上涌和古太平洋板块向欧亚大陆下俯冲有关,研究区早白垩世晚期（125Ma）的岩浆活动主要与后者相联系。综上所述,本文初步总结了蒙古-鄂霍茨克洋南向俯冲的时空变化过程:晚二叠世-三叠世时期,蒙古-鄂霍茨克洋东南向俯冲使兴安地块北部与额尔古纳地块形成活动大陆边缘弧;晚三叠世-中侏罗世,蒙古-鄂霍茨克洋自西向东呈―剪刀‖式闭合,俯冲洋壳的影响范围持续向东南迁移;中侏罗世晚期影响到大兴安岭南段;中侏罗世晚期-晚侏罗世,蒙古-鄂霍茨克洋西侧完成闭合,俯冲带沿缝合带向北东方向迁移过程中俯冲板片随之后撤,导致大兴安岭和华北地台北缘形成弧后伸展环境;晚侏罗世-早白垩世早期,蒙古-鄂霍茨克洋的快速闭合驱动大洋板片向南发生平板俯冲,俯冲洋壳到达大兴安岭南段;早白垩世晚期,蒙古-鄂霍茨克洋完成最终闭合后,俯冲洋壳由南至北逐渐坍塌,使大兴安岭与华北板块北缘地区处于伸展背景。
陈聪[4]（2017）在《延边东部晚古生代-中生代构造演化与区域成矿规律》文中研究表明延边东部所处的兴蒙造山带东段,古生代以来经历了古亚洲洋和古太平洋两大构造域的演化、叠置与转换。独特的大地构造位置,造就了复杂的构造演化历史和多期次的构造岩浆活动,为区内不同时代的金属成矿作用提供了优越的地质条件。晚古生代-中生代是兴蒙造山带东段构造演化的重要转折期和成矿作用的高峰期,延边东部是诠释兴蒙造山带东段区域构造演化和区域成矿规律的焦点地区。本文根据区内关键地质体的地质、地球化学特征,结合区域构造演化的最新研究资料和成果,讨论了延边东部晚古生代至中生代的构造演化;选择8个代表性的钨矿床（杨金沟、五道沟及四道沟）、金矿床（杨金沟、九三沟及杜荒岭）及金铜矿床（小西南岔及马滴达北山）,通过成矿地质条件、矿床地质特征、成矿流体与成矿物质来源、形成时代及构造背景等方面的系统研究,确定晚古生代至中生代区内主要成矿作用类型、期次和时空分布规律,并指出下一步找矿方向。取得的主要进展和成果包括:1.研究总结了延边东部晚古生代-中生代的区域构造演化本文研究发现,二叠纪时期延边东部发育有岛弧钙碱性I型花岗岩类、岛弧钙碱性中基性火山岩及岛弧盆地沉积的碎屑岩系（五道沟群变质岩系的原岩）,表明此时延边东部处于古亚洲洋俯冲作用下的活动陆缘背景。在晚二叠世末期至早三叠世初期,延边东部处于古亚洲洋俯冲与闭合转换的挤压背景,为该时期发育的中温热液脉型金和钨矿化作用所记录。五道沟群变质岩系的原岩遭受了早三叠世的绿片岩相-低角闪岩相区域变质作用,吉中至延边东部发育一条近东西向展布的早、中三叠世弱-强过铝质的“同碰撞”花岗岩带,表明早三叠世初期古亚洲洋的俯冲作用已结束;“同碰撞”花岗岩的侵位时代、产出位置及五道沟群变沉积岩碎屑锆石谱系进一步限定了古亚洲洋于中三叠世末期沿西拉木伦河-长春-汪清-珲春缝合带最终闭合。早白垩世晚至晚白垩世初期,延边东部普遍发育岛弧钙碱性岩浆岩和埃达克质侵入岩类,同时产出斑岩型金铜矿床及浅成低温热液型金矿床,上述成岩成矿作用与古太平洋板块向欧亚板块的俯冲作用密切相关。2.首次在延边东部识别出晚古生代金、钨成矿作用,并精确厘定其形成时代本文识别出的晚古生代金、钨成矿作用均属中温热液脉型,且均产出于五道沟群浅变质岩系、二叠纪中酸性侵入体以及二者的接触带附近。钨矿化作用具体表现为:白钨矿为主要的矿石矿物,矿化特征表现为贫硫化物的白钨矿-石英脉型,矿体呈大脉型（五道沟）或细网脉型（杨金沟）,受北西、北北西、近南北向构造裂隙或五道沟群变质岩系中的层间破碎带控制明显,与晚二叠世钙碱性i型英云闪长岩具有密切的时空及成因联系;金矿化作用具体表现为:矿化特征以蚀变岩型为主,石英脉型次之,呈北北东向展布的含金蚀变带,受北北东向构造破碎带控制。白钨矿sm–nd等时线年龄为251.7±2.9Ma,杨金沟钨矿成矿英云闪长岩体的锆石U–Pb年龄为251.9±2.2Ma;杨金沟金矿床的含矿黑云二长花岗岩的锆石U–Pb年龄为262±1Ma,主成矿阶段辉钼矿re–os模式年龄的加权平均年龄为250.6±1.8Ma,热液白云母Ar–Ar坪年龄为241.6±1.2Ma;精确厘定出钨、金矿化作用分别形成于252Ma和250Ma。3.将区内已知金属矿床划分为三种成因类型本文将区内已知金属矿床划分为中温热液脉型、斑岩型及浅成低温热液型三种成因类型。其中,中温热液脉型进一步分为金矿和钨矿两类,前者以杨金沟金矿为代表,后者包括杨金沟、五道沟及四道沟等白钨矿矿床;斑岩型矿床以小西南岔和马滴达北山金铜矿床为代表;浅成低温热液型矿床包括九三沟和杜荒岭两处金矿床。除上述晚古生代成矿作用的年代学研究外,本次研究还获得了四道沟钨矿床的含矿（石英）闪长岩的锆石U–Pb年龄为258±3Ma;九三沟金矿床含矿（石英）闪长玢岩的锆石U–Pb年龄为108.1±1.4Ma。4.示踪了区内不同成矿作用的成矿流体和成矿物质的性质与来源不同成因类型的矿床的流体包裹体显微测温、气相成分的激光拉曼光谱分析、c-h-o同位素测试结果显示,中温热液脉型金、钨矿床的成矿流体为中温的NaCl-H2O-CO2±CH4体系,以岩浆水为主,成矿流体中的碳主要来源于沉积物中的有机质氧化作用;斑岩型金铜矿床的成矿流体为高温、高盐度的NaCl-H2O-CO2±CH4体系,来源于岩浆水与后期大气降水的混合,碳质主要来源于岩浆;浅成低温热液型金矿床的成矿流体为NaCl-H2O±CO2±N2±CH4流体体系,以岩浆水为主,有部分大气降水。S、Pb、Sr及Nd同位素分析表明,热液脉型钨矿床白钨矿的物质来源主要为亏损上地幔分异出的新生下地壳;热液脉型金矿床的成矿物质来源为幔源;斑岩型金铜矿和浅成低温热液型金矿床的物质来源为壳幔混源。5.在典型矿床的成矿构造背景研究基础上,建立了区域成矿模式古亚洲洋俯冲与闭合转换过程中的强烈的挤压作用促使来源于亏损地幔的下地壳发生部分熔融,富含W等成矿物质的钙碱性岩浆侵位,在岩浆结晶作用的晚期阶段,分异出富含W等成矿物质的初始流体,沿断裂构造上移过程中,萃取五道沟群变质岩系中的部分成矿物质,流体体系的不混溶（沸腾）作用使WO42-与Ca2+结合形成白钨矿,从而形成多个中温热液脉型钨矿床;同时还诱发幔源物质上涌,携带Au等成矿物质的深源流体行至北北东向构造破碎带发生不混溶作用并导致成矿物质富集沉淀,形成杨金沟和五道沟等中温热液脉型金矿床。早白垩世晚期,俯冲的古太平洋洋壳的部分熔融、地幔楔的交代及地壳物质的混染等作用叠加形成了富含Au、Cu等成矿物质的埃达克质岩浆,于不同方向深大断裂的交汇部位形成斑岩型金铜矿床,在火山断陷盆地边缘形成了浅成低温热液型金矿床。6.研究了延边东部区域成矿规律,总结出不同成因类型矿床的找矿标志,提出下一步找矿方向延边东部已知的内生金属成矿作用分为两期:1)海西末期（晚二叠世末期,252250 Ma）的中温热液脉型金和钨矿床;及2)燕山晚期（早白垩世晚期,110100Ma）的斑岩型金铜矿床和高硫化型浅成低温热液型金矿床。在空间上,中温热液脉型钨和金矿床主要产出于近南北向大北城—前山断褶带中段;斑岩型金铜矿床主要产出于不同方向深大断裂的交汇部位附近;而高硫化型浅成热液金矿床主要产出于中生代火山断陷盆地的东缘及近东西向深大断裂带的交汇部位,角砾岩筒及不同方向的断裂破碎带控制着金矿体的产出。结合地质、成矿元素地球化学、1/1万土壤及1/5万水系沉积物测量结果,总结金、铜及钨矿找矿的地质及地球化学标志,指出下一步找矿方向。在马滴达—大北城地区圈出9处成矿远景区,其中A级成矿远景区3处。
彭勃[5]（2017）在《吉林东南部那尔轰—天合兴地区及邻区铜成矿作用研究》文中研究指明那尔轰-天合兴地区位于吉林省东南部,大地构造位置处于华北克拉通北缘东段,北部紧邻兴蒙造山带系东段的最南缘,南部为辽吉活动带。该地区经历了华北板块太古宙结晶基底的形成,元古代“辽吉洋”的构造演化,古生代-早中生代古亚洲洋构造域的发展演化,中-新生代又有滨太平洋构造域的叠合与转换,最终形成本区复杂的构造格局。本文通过对区内英云闪长岩、花岗闪长岩、黑云斜长片麻岩的定年研究,获得龙岗陆块内桦甸-龙岗地区太古宙杂岩体的形成时代为25742504Ma左右。结合太古宙时期构造环境,研究区可能是发生了区域性的,小规模的俯冲作用,原始岩浆主要由热的年轻的太古宙洋壳俯冲部分熔融形成,矿物成分与地球化学特征上的差异,可能是不同深度俯冲作用造成的。结合区域上的研究资料确定了辽吉活动带的形成可能与俯冲体系密切相关,并且经历了2.22.0Ga时期的活动大陆边缘环境,2.01.9Ga时期的沉积作用,1.9Ga的变质作用,1.891.82时期的造山后伸展作用等四个时期,其中,2.01.9Ga时期的岩浆间歇期可能是发生了老洋壳高速率、高角度的冷俯冲作用。通过对珲春杨金沟地区同碰撞花岗斑岩的年代学研究,获得了古亚洲洋在西拉木伦-长春-延吉缝合线闭合最东端的时限为247Ma,且由西向东呈剪刀式闭合。那尔轰地区印支期A型花岗岩（215Ma）的出现标志着晚三叠世仍处于古亚洲洋闭合后伸展的构造背景下,且未受到蒙古-鄂霍茨克洋向南俯冲远程效应的影响。中生代滨太平洋构造域对吉林东南部地区的作用表现为早中侏罗世和早白垩世-晚白垩世早期两次俯冲作用的高峰,第一次俯冲作用以吉黑东部地区190170Ma的钙碱性火山岩组合的出现为代表,第二次俯冲作用引起了区域上岩石圈的强烈减薄,形成了那尔轰-天合兴地区出露的A型花岗岩（114103Ma）,揭示了区域性伸展作用的存在。本文选取常发沟和天合兴矿床进行系统的野外地质特征及矿床地球化学特征的研究,认为常发沟铜矿为典型的斑岩型矿床,矿体明显受常发沟石英斑岩体控制,岩体成岩株状产出,蚀变和矿化围绕岩体内外带分布。初始成矿流体为高温、高盐度的H2O-NaCl-CO2体系,金属钼的沉淀机制为不混溶或沸腾作用,铜的沉淀主要与温度的降低和大气水的加入有关。天合兴铜钼矿为叠生型矿床,存在古元古代晚期的岩浆熔离型矿化和燕山晚期的斑岩型矿化。岩浆期矿体受变质辉长辉绿岩控制,形成于地幔源区的小比例熔融;斑岩型矿化主要赋存在第二期侵入的花岗斑岩体及接触带附近,压力及流体中S含量的变化可能是天合兴矿床Cu沉淀的重要因素。对两矿区内燕山晚期含矿和不含矿斑岩的岩石地球化学及Sr-Nd-Hf同位素研究表明含矿与不含矿斑岩的岩石类型均为I型花岗岩,两者起源于相似的岩浆源区,但经历的分离结晶作用程度不同,岩浆的分异演化程度越高,越不利于金属Cu在岩体中的富集。对区域铜成矿作用的研究表明,印支晚期由于缺少俯冲流体的加入不利于形成如常发沟铜矿、临江铜矿等斑岩-矽卡岩型热液矿床,但是该时期有利于岩浆熔离型矿床的形成,因为含水成分较少的地幔物质,还原性过强,有利于硫化物从岩浆源区的熔离。燕山早期大规模的钼矿主要形成在189187Ma的早侏罗世和174167Ma的中侏罗世,分别对应了古太平洋第一次俯冲开始时的挤压体制以及强烈俯冲后的间隙伸展环境。对燕山晚期斑岩型铜钼矿床成矿物质来源的研究表明成矿物质总体上具有壳幔混源的特征,金属Mo主要来源于地壳,铜质可能主要来自华北板块富铜的上地幔源区,成矿流体也表现为幔源的C-H-O流体。区域上早-中侏罗和早白垩世晚期-晚白垩世两期重要的斑岩型成矿作用,分别对应了古太平洋板块在东北地区两次俯冲作用的高峰时期,但这两期成矿事件又明显不同,第一期成矿作用形成以钼矿化为主的斑岩-深成细网脉型矿床,且以深成细（网）脉型矿床为主;第二期成矿事件形成以铜矿化为主的斑岩型矿床,形成于岩石圈减薄伸展的环境下,且与古太平洋板块俯冲角度、方向和速率的变化密切相关。本文根据区内铜、钼、金等主要矿床的空间分布、控矿因素、成矿作用与地质构造单元相联系等多方面因素,将吉林东南部地区划分为吉中陆缘成矿带、吉东延边火山岩成矿带以及吉南老岭成矿带。辽吉地区、朝鲜北部乃至整个华北板块东北部地区存在着古元古代晚期的岩浆型矿化作用期。印支晚期岩浆铜镍硫化物矿床的有利地段应在吉中陆缘成矿带上,区域上的北东向与东西向断裂带的交汇位置。深成岩细网脉矿床应是吉中陆缘成矿带勘探钼（铜）矿床的主攻类型,钙碱性成矿母岩系列的中深成酸性侵入岩（并非斑岩）对于寻找该类矿床具有重要的指示作用,应加强古缝合线北部区域的勘探工作。吉南老岭成矿带存在着铜的上地幔源区,因此古俯冲带以及大规模前寒武玄武质岩石分布的位置应是带内寻找斑岩型铜（钼）矿床的有利场所,应重点勘探区域内浅成-超浅成的钙碱性中酸性侵入体。
赵华雷[6]（2014）在《吉黑东部钨矿成因及成矿地球动力学背景》文中研究说明吉黑东部地区地处西伯利亚板块和华北板块之间的中亚造山带东段，是一个经历了古亚洲洋构造域和太平洋构造域叠加转换的复杂构造区，成矿地质条件优越，矿产资源丰富。本文选择该区近年来找矿取得较大突破，但理论研究相对薄弱的钨矿床为研究对象，通过杨金沟、五道沟、白石砬子、翠宏山和羊鼻山等典型矿床地质地球化学特征、成矿流体特征、成岩成矿时代和构造背景等研究，确定了区内钨矿床的成因类型，讨论了不同矿床的成岩成矿物质来源和成矿地球动力学背景。取得的主要成果如下：1.对东北地区近年来新发现的首个大型钨矿床—珲春杨金沟白钨矿矿床进行了系统研究。首次提出该矿床属国内外少见的含白钨矿石英脉型，时空及成因上与二叠纪末期I-S型过渡花岗岩密切相关，成矿时代为三叠纪（热液白云母40Ar/39Ar年龄（230.79±1.19）Ma），成岩成矿物质具有深源性，成岩成矿作用与兴蒙造山带东段古生代末期古亚洲洋的俯冲作用有关。2.根据矿床成因，将本区钨矿床划分为热液脉型和矽卡岩型两种。热液脉型矿床的主矿体一般呈脉状发育于地层或岩体中，矿石矿物组成较为简单，围岩蚀变主要有硅化、云英岩化、高岭土化、白云母化和绿泥石化；矽卡岩型钨矿床的主矿体一般呈扁豆状和透镜状产于中酸性侵入岩和地层的接触带上，围岩蚀变主要为矽卡岩化、硅化、绿泥石化、绿帘石化、高岭土化、碳酸盐化、萤石化等，根据矿石中的矿物组合，进一步分为独立型和共（伴）生型矽卡岩型钨矿床。3.热液脉型钨矿床与成矿关系密切的岩体主要为花岗闪长岩，具有髙硅、富铝、富碱的特征，显示为准过铝质-弱过铝质钙碱性花岗岩的I型或I-S型过渡花岗岩特征。矽卡岩型钨矿床成矿相关岩体可分为两类，第一类为I型花岗岩，以石英闪长岩、石英二长岩为代表，为准铝质碱钙性系列岩石，富集轻稀土元素，亏损重稀土元素和Nb、Ta等高场强元素；第二类以混合岩化片麻状花岗岩为代表的与S型花岗岩，为过铝质富钾钙碱性系列岩石，富集轻稀土元素和Rb，亏损重稀土元素和Ba、Sr、Nb、Ta、Ti等元素。4.不同矿床主成矿阶段流体包裹体、H-O同位素研究结果表明，热液脉型钨矿床包裹体气相组分主要为H2O、CO2和N2，偶见少量的CH4，成矿流体属NaCl-H2O-CO2体系，主要来自岩浆水。矽卡岩型钨矿床包裹体中的气相成分主要为H2O和CO2，偶见少量的CH4等，成矿流体属NaCl-H2O体系，主要为岩浆水和大气降水的混合。白钨矿单矿物的稀土、微量元素分析结果显示，热液脉型钨矿床中白钨矿单矿物的轻重稀土分馏不明显，并具有强烈的正Eu异常，显示为Ⅱ型白钨矿的特征，成矿物质来源较深；矽卡岩型钨矿床白钨矿单矿物具有一定程度的轻重稀土分馏，并以弱的正Eu或负Eu异常为特征；成矿物质与赋矿地层和成矿岩体具有密切联系。5.成岩成矿年代学研究显示，以杨金沟矿床为代表的热液脉型钨矿床形成于二叠纪晚期-三叠纪早期，成矿年龄约为（230.79±1.19）Ma。矽卡岩型钨矿床明显分为两期，早期以佳木斯地区的羊鼻山铁钨矿床为代表，成矿相关岩体的锆石U-Pb年龄为（507.6±1.0）Ma；晚期以翠宏山钨钼多金属矿床和白石砬子钨矿床为代表，白石砬子矿床成矿岩体的侵位年龄为（198.27±0.80）Ma，翠宏山矿床辉钼矿Re-Os等时线年龄为（198.9±3.7）Ma。6.代表性矿床的成岩成矿时代、成矿岩体的岩石地球化学特征及区域构造演化的综合研究表明，吉黑东部热液脉型钨矿床形成于晚二叠世-三叠世时期古亚洲洋向东北地块群俯冲作用有关的活动大陆边缘构造背景，成岩成矿物质应为壳源或壳幔混合源。以翠宏山和白石砬子为代表的早侏罗世矽卡岩型钨矿化主要发生于岛弧活动大陆边缘环境，其成岩成矿物质为壳幔混合源，形成于早侏罗世太平洋板块向欧亚板块俯冲的动力学背景下；以羊鼻山为代表早古生代钨矿化形成于同碰撞的构造环境，成岩成矿物质为壳源，与早奥陶世佳木斯地块与松嫩-张广才岭地块之间的陆陆碰撞有关。
鞠楠[7]（2020）在《吉林中部斑岩型钼矿成矿规律与远景预测》文中研究指明吉林中部地区地处兴蒙造山带东段南缘和华北板块北缘交汇地带,是我国重要的贵金属和有色金属资源基地。近年来,区内钼矿找矿取得重大突破,继大黑山超大型钼矿床之后,先后发现了长安堡、福安堡、季德屯等多个大中型钼矿床,显示出巨大的成矿潜力。吉林省中部地区的钼矿床以斑岩型的单钼矿床为主要类型,形成时代集中形成于早-中侏罗世,且矿床数量多、资源量大等原因,因此被国内外学者广泛关注。前人在吉林中部典型钼矿床的成矿地质条件、矿床地质特征、成矿流体特征、成岩成矿时代和矿床成因等方面积累了较为丰富的资料和成果,但对该区钼矿床的岩浆岩成矿专属性、成矿系列和时空分布等区域成矿规律的研究总结较为薄弱,钼矿的找矿远景和进一步找矿方向有待明确。为此,本文在吉林中部地区成矿背景分析基础上,选取新发现的长安堡、福安堡、季德屯三个代表性斑岩型钼矿床,通过解剖性研究,结合区域矿床对比,查明了区内斑岩型钼矿床的成矿地质条件、蚀变矿化特征和热液成矿阶段;在前人资料基础上,结合代表性矿床相关岩体的同位素地质年代学、岩石地球化学特征及矿石中H-O-S-Pb同位素组成,研究总结了吉林中部斑岩型钼矿的成岩成矿时代、构造背景、成岩成矿物质来源及空间分布规律,总结找矿标志;基于区域地质、矿产、物化探资料的二次开发,提取了多元找矿信息,采用MRAS证据权重模型开展了综合信息成矿预测,圈定成矿远景区。取得的成果和结论如下:1.斑岩型是吉林省中部钼矿资源的主要工业类型,除长安堡矿床为钼（铜）矿床外,已探明的大中型矿床均为为单钼型。区内所有斑岩型钼矿床成矿岩体均为花岗质岩石;NE和NW向断裂为主要控岩控矿构造;矿体形态复杂多样,多呈透镜状、不规则状产出;矿体大部分产于二长花岗岩或花岗闪长（斑）岩的岩体内,小部分则产于石英脉或引爆角砾岩筒中;矿石中金属矿物以辉钼矿为主,伴有少量黄铁矿、黄铜矿等;主要发育钾化、硅化、绢英岩化、绿泥石化及碳酸盐化等围岩蚀变现象,蚀变分带明显。区内钼矿成矿作用可划分为石英-黄铁矿阶段（Ⅰ）、石英-磁黄铁矿-黄铁矿阶段（Ⅱ）、石英-辉钼矿阶段（Ⅲ）、石英-多金属硫化物阶段（Ⅳ）和石英-碳酸盐阶段（Ⅴ）。2.区内斑岩型钼矿床的成岩成矿作用发生于与板块俯冲有关的活动大陆边缘构造背景。长安堡、福安堡、季德屯等矿床的成矿斑岩体具有高硅（Si O2=66.67%～75.43%）、较高的A12O3含量（12.91%～16.44%）、较低的MgO含量（0.09%～1.54%）、里特曼指数低（σ=2.09～2.57）、贫Y(3.37×10-6～20.10×10-6)和Yb(0.46×10-6～2.75×10-6)等微量元素特征,相对富集轻稀土元素（LREE）和大离子亲石元素（LILE）,而高场强元素（HFSE）含量相对较低,具有负Eu异常,上述特征与我国东北部地区早中生代花岗岩的地球化学特征基本一致。区内代表性斑岩型钼矿床金属硫化物的δ34S值介于0.3‰-4.0‰之间,Pb206/Pb204值为18.046～18.775,Pb207/Pb204值为15.497～15.655,Pb208/Pb204值为37.931～38.819;矿石中的δDV-SMOW变化范围为-102.2‰～-79.5‰,δ18OV-SMOW值为8.2‰～11.6‰,表明金属成矿组分具有深源特征。3.吉林中部大规模钼成矿作用发生在早侏罗世晚期或中侏罗世早期,与古太平洋板块的西向俯冲密切相关。长安堡矿床含矿岩体的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为182.10±1.20Ma,辉钼矿Re-Os加权平均值为168.0±1.0Ma;福安堡矿床矿石中辉钼矿Re-Os同位素等时线年龄为166.9±6.7Ma;季德屯矿床矿石中辉钼矿Re-Os同位素等时线年龄为169.1±1.8Ma;大黑山矿床矿石中辉钼矿Re-Os同位素等时线年龄为168.2±3.2Ma。因此,吉林中部地区大规模钼成矿属东北地区侏罗纪大规模岩浆成矿事件的重要组成部分。4.吉林中部斑岩型钼矿具有不同尺度上的找矿标志。区域上的找矿标志主要有早-中侏罗世中酸性侵入体（花岗斑岩、花岗闪长斑岩、二长花岗岩）及其中的隐爆角砾岩、EW向和NE-NNE向断裂交汇部位以及大断裂与次级断裂的交汇部位;矿区尺度上的找矿标志包括:大面积出露的燕山期花岗岩体,NE向和NW向构造裂隙和角砾岩筒构造,含金属硫化物的石英脉,硅化、钾长石化、绢云母化、绿帘石化等蚀变现象。5.吉林中部地区具有较好的铜钼找矿潜力。建立了研究区铜钼矿床地质找矿模型和预测模型,采用MRAS证据权重模型评价了吉林中部地区铜钼找矿潜力;提取构置13个预测变量作为证据因子并计算其因子权重,开展成矿有利度评价,最终圈A类找矿远景区2处,B类找矿远景区3处。圈定A类、B类的找矿远景区基本都在中侏罗世二长花岗岩、花岗岩闪长岩、碱长花岗岩接触带附近,位于北西向和北东向断裂附近,具有高的Mo-Cu-W异常,与已知矿床具有相似的成矿条件,表明已知矿床外围具有良好的找矿前景,是下一步矿产勘查工作部署的重点地段。
薛明轩[8]（2012）在《黑龙江省内生金矿成矿作用研究》文中认为黑龙江省位处兴蒙造山带东段，内生金矿成矿条件良好，但目前区内仅发现矿产地34处，矿床数量和规模与成矿条件极不匹配。本次工作以分析总结区域地质和地球物理资料为基础，结合与成矿有关岩浆岩的锆石年代学、岩石学和地球化学资料，认为黑龙江省内生金矿成矿地球动力学背景是古亚洲和环太平洋两大构造域的演化及其叠加、转换，受构造域转换及太平洋板块俯冲作用的影响，岩石圈经历了强烈的挤压增厚，进而发生了大规模的拆沉、伸展、减薄，引发了大规模构造岩浆活动和成矿作用，查明区域动力学演化与成矿耦合关系为：（1）海西晚期（260250Ma）晚二叠世末古亚洲洋闭合额尔古纳-佳木斯地块与华北板块陆-陆碰撞，该体制下可形成老柞山、英城子等造山型金矿，且存在地壳连续成矿模式。（2）早燕山期（190170Ma）中生代早-中侏罗世进入环太平洋构造域，太平洋板块强烈俯冲，区内大地构造体制发生根本变化，西太平洋大陆边缘由被动陆缘转化为活动陆缘，控制了霍吉河、鹿鸣等一系列规模巨大的细网脉型钼矿床、矽卡岩型钼多金属矿床和大安河矽卡岩型金矿，原认为属晚三叠世的花岗岩绝大多数为该期侵位。（3）晚燕山期（120100Ma）早白垩世太平洋板块俯冲后岩石圈大规模拆沉、伸展、减薄，该体制下可形成东安、三道湾子等浅成低温热液型、砂宝斯等中低温热液脉型金矿床，成矿作用最强。本文系统地对晚古生代碰撞体制下形成的造山型金矿（老柞山、英城子）、中生代早-中侏罗世岩石圈挤压加厚体制下形成的矽卡岩型金矿床（大安河）、早白垩世岩石圈伸展减薄体制下形成的浅成低温热液型（三道湾子、东安和四平山）以及中低温热液脉型金矿床（砂宝斯）等各类典型矿床开展野外地质调研、成矿流体学以及成矿年代学等方面的研究，确定了主要的矿床成因类型，建立了内生金矿的成矿模式及成矿系列。并获得创新成果如下：（1）本次通过矿区有关侵入岩中锆石SHRIMP U-Pb定年以及首次在黑龙江选取与金属矿物密切共生的热液独居石进行SHRIMP U-Pb定年以及矿石中辉钼矿Re-Os测年等，明确厘定出老柞山金矿存在两期成矿。早成矿期成矿岩体片麻状花岗岩年龄256±3.1Ma，早成矿期辉钼矿Re-Os等时线年龄为256±1.3Ma，由此确定早成矿期的成矿年龄为海西晚期的256Ma，成矿与古亚洲洋闭合陆-陆碰撞体制有关；并准确确定晚成矿期成矿前闪长岩年龄106.8±1.0Ma、晚成矿期成矿后霏细岩年龄100.9±1.6Ma，晚成矿期热液成因独居石SHRIMP U-Pb法年龄为105.3±3.2Ma，从而确定晚成矿期的成矿年龄为燕山晚期的105Ma，成矿与早白垩世的岩石圈拆沉、伸展、减薄体制有关。热液成因的独居石在热液矿床中普遍发育，可应用于矿床直接定年，其前景广阔，值得大力推广。（2）浅成低温热液低硫化型金矿是省内规模最大、分布最广泛的一类金矿床，其标型蚀变矿物冰长石的形成时间可代表成矿年龄，而冰长石在东安、团结沟、金厂等大型矿床中普通发育。本论文首次选取东安金矿矿化蚀变过程中形成的冰长石进行Ar-Ar法测年，获得了105.14±0.7Ma的成矿年龄，其与东安成矿岩体石英斑岩的8个锆石206Pb/238U年龄平均值109.6±1.7Ma十分接近。该方法的成功应用，对研究区内规模大、分布广的浅成低温热液低硫化型金矿（如东安、团结沟、金厂等）的成矿年龄具有重要的参考价值。（3）前人多认为砂宝斯金矿等赋存于砂岩中的金矿为蚀变砂岩型、中低温热液型或造山型金矿床。本次研究认为：区内发育的早白垩世（133±5Ma和142.79±2.11Ma）闪长玢岩、闪长岩、煌斑岩、辉绿玢岩、流纹斑岩、花岗斑岩等双峰式岩脉，与金矿空间关系密切，是成矿前侵入岩，属伸展体制下产物；主要控矿构造为伸展状态下形成的、明显切层的一系列正断层，而非前人认为的逆冲推覆构造控矿，也不是有人认为的层间构造控矿；结合砂宝斯金矿成矿流体特点，确认矿床为受正断层控制的中低温热液脉型金矿床，成矿时代应与区内早白垩世（120-100Ma）大规模成矿的时代一致，矿化类型与老柞山第二期金矿化类型一致；最后，认为该类矿床存在浅部中低温热液脉型金矿和深部斑岩-矽卡岩金矿二套成矿系统，深部的斑岩-矽卡岩型金矿应是今后找矿勘探工作的重点方向。（4）通过对世界上极富的三道湾子金矿成矿动力学背景和地质特征研究，首次明确提出三道湾子金矿为幔源物质成矿。三道湾子金矿是与碱性岩有关的浅成低温热液低硫化型Au-Ag-Te矿床，矿石中发现的大量碲金硫化物为主要载金矿物，碲为深源来源，大量发育的碲化物是幔源成矿的重要矿物学标志，在早白垩世研究区岩石圈强烈伸展减薄的背景下，金与碲以地幔射气的方式迁移至地壳内并富集成矿；三道湾子与成矿关系密切的碱性岩也富含Te，而碱性岩通常来自上地幔；三道湾子矿石硫和铅同位素研究也表明硫和铅主要来自地幔。在前人资料基础上，系统地分析了黑龙江省区域金矿控矿条件，并总结了黑龙江省金矿的时空分布规律；尤其是通过对小兴安岭北西向上地幔凹陷、北西向深部重力异常低值带（可能为深部中酸性岩体引起）、北西向线性构造（重力异常）以及黑龙江追踪断裂的识别，进一步明确了小兴安岭北西向浅成低温热液型、中低温热液脉型金成矿带的存在。最后，针对内生金矿找矿指出今后应关注的关键问题是：（1）地球动力学背景是矿床形成的最根本的控制因素，是找矿选区的基础和必要条件，据此确定目标矿床类型最为重要；（2）区内主要类型金矿床为浅成低温热液型和造山型。前者形成深度浅，剥蚀（包括差异剥蚀）及保存情况的研究可有效指导找矿，目前黑龙江省发现的该类矿床均为LS型金矿，HS型金矿及LS型银铅锌矿在区内有良好的找矿前景，应引起高度重视；后者形成深度大，准确确定不同地壳层次造山型金矿成矿深度，可为区域找矿和深部资源预测提供可靠依据。（3）利用矿床类型特征和矿化富集规律，选用有效的勘查方法，是发现和勘查矿床的关键；利用矿体的群带规律、横向对应规律、等距分布规律、分段富集规律、侧伏规律等可有效地进行成矿预测。
韩振哲[9]（2011）在《小兴安岭东南段早中生代花岗岩类时空演化特征与多金属成矿》文中研究指明小兴安岭东南段属于兴蒙造山带东端的规模巨大的东北中生代“花岗岩海”一部分,本论文在探讨研究区内早中生代花岗岩的时空演化、成因及其形成构造背景,以及成岩成矿作用基础上,划分出矿床成矿系列,建立了成岩成矿模型,圈定了成矿远景区,进行了找矿潜力评价,取得了以下主要成果和认识:1、似斑状二长花岗岩、二长花岗斑岩中普遍发育微细粒闪长质包体（MME型）、同深成作用岩墙—（辉石）闪长（玢）岩等中基性脉岩群,及宏微观和主微量元素、同位素等特征,提出岩石具显着的壳幔岩浆混合成因的新认识,并取得似斑状二长花岗岩LA-ICPMS锆石U-Pb年龄为191.4231Ma、同深成作用岩墙—（辉石）闪长岩186.3207Ma年龄（全岩Rb-Sr等时线）、二长花岗斑岩U-Pb锆石年龄为190.8202.08Ma的新成果。2、首次厘定出晚三叠—早侏罗世铝质A2型正长—碱长花岗岩,岩石U-Pb锆石年龄为175.1214Ma,岩石成因与基性岩浆底侵作用下的地壳古老变质基底物质的部分熔融作用和一定程度的壳幔岩浆混合、分异作用参者共同控制有关,形成于大陆碰撞后跨塌、伸展构造环境。3、研究区早中生代花岗岩类由似斑状二长花岗岩、二长—正长花岗斑岩向铝质A2型正长—碱长花岗岩、A型碱性花岗岩演化,岩石形成于晚三叠—早侏罗世,说明研究区经历了古亚洲洋闭合后的大陆碰撞—碰撞后向碰撞后崩塌的大陆动力学构造背景的有序演化,暗示该地区从此进入滨太平洋构造域的陆缘增生构造环境,这对确定古亚洲洋和古太平洋构造域的转换时间具有重要的意义。4、依据早中生代花岗岩类时空演化、成因及其构造背景、成岩成矿特征划分出:碰撞—碰撞后构造转变期似斑状二长花岗岩—二长花岗斑岩有关Mo-Au-Pb-Zn-Fe成矿亚系列和碰撞后崩塌型正长—碱长—碱性花岗岩有关Fe-Pb-Zn-Mo成矿亚系列;提出两个矿床成矿亚系列中成矿作用的差异性与成岩成矿构造背景、岩浆源区物质、岩浆侵位深度和岩体中壳幔岩浆物质混合比例、混合强度等有关的新认识,并首次在建立了底侵作用下的早中生代花岗岩成岩成矿模型。5、在小西林铅锌铁矿田中,取得与成矿关系密切的细中粒似斑状二长花岗岩锆石LA-ICPMS年龄为197207Ma的新成果,并提出叠加晚三叠—早侏罗世铅锌成矿作用的新认识。6、总结了研究区地层、岩浆岩、构造控矿的成矿条件分析、成矿规律和找矿标志等,并结合物化探、遥感等综合研究基础上,圈出与早中生代花岗岩有关的铁多金属、金等Ⅰ级成矿远景区4个,Ⅱ级成矿远景区1个,Ⅲ级成矿远景区1个,对成矿远景区进行了多金属成矿规律、找矿潜力分析。
杨永胜[10]（2017）在《大兴安岭中北段与金铜钼矿有关岩浆岩成矿专属性及红彦地区成矿预测》文中认为大兴安岭中北段大致为乌兰浩特市以北的大兴安岭及其两侧邻近地区,大地构造位置处于兴蒙造山带东部的中间地带,主要由以NE向头道桥-鄂伦春断裂为界的额尔古纳地块和兴安地体组成,古生代以来,先后经历了古亚洲洋、蒙古-鄂霍茨克海和环太平洋构造成矿域的叠加、转换及复合演化,属大兴安岭成矿省北东部,是我国重要的有色金属和贵金属矿产地,成矿地质条件优越,极具成矿潜力。由于该区域地质工作和研究程度较低,区域成矿规律和成矿预测研究亟需加强,本论文以之作为研究区,通过金、铜、钼典型矿床剖析,成矿岩浆岩成岩作用与成矿专属性研究,总结区域成矿规律,进而试点性应用于区内勘查程度偏低的红彦地区,开展岩浆岩成岩作用研究与成矿有利性评价,并进行成矿远景预测,以期对区域成岩-成矿作用关系研究有初步阶段性总结,同时为矿产勘查实践提供参考。区域金铜钼成矿的岩浆偏在性:解剖区域主要成矿金属金、铜、钼典型矿床,包括古利库Au-Ag矿床、争光Au-Zn矿床,多宝山Cu-Mo（-Au-Ag）矿床、岔路口Mo-Zn-Pb-Ag矿床,对古利库和争光金矿床进行了详细研究,包括野外地质调研、样品采集及相关测试分析,其他矿床以引用前人分析数据和参考已有研究成果为主,进行资料二次整理,综合运用岩石学、矿物学、矿床地球化学、流体地质学等理论和方法,主要从与成矿有关岩浆岩的矿化蚀变特征、成矿时代、成矿流体和成矿物质来源以及成矿机制方面探讨成矿作用的岩浆偏在性,同时确定矿床成因类型。区域金矿床类型主要为浅成低温热液型（ED）和热液脉型（VD）,ED型代表性矿床为古利库Au-Ag矿床（低硫化型LS）和争光Au-Zn矿床（中硫化型IS）;铜矿床类型主要为斑岩型（PD,PD型铜矿床缩写为PCD）,以多宝山Cu-Mo（Au-Ag）矿床为代表性矿床,其次为矽卡岩型（SD）;钼矿床类型绝大多数且主要为PD型（PD型钼矿床缩写为PMD）,代表性矿床为岔路口Climax型Mo-Zn-Pb-Ag矿床。特别地,本文将争光Au-Zn矿床成因类型确定为IS型,而不同于以往认为的LS型、构造蚀变岩型等。区域金、铜、钼主要矿种组合在成矿时代、成矿大地构造背景及成矿物质方面均存在明显的岩浆偏在性。IS型Au-Zn组合存在早寒武世-晚奥陶世、中奥陶世、早侏罗世中晚期及晚侏罗世晚期四期成矿,主要与加里东（早）中期陆缘岩浆弧构造背景下的中性-中酸性侵入（斑）岩具成因联系,矿质来源以幔源为主,成矿流体为大气水与岩浆水的混合流体,且以大气水成分居多,并存在少量幔源流体,矿质沉淀机制以流体混合为主,局部隐爆角砾岩范围内沸腾作用可能重要。LS型Au-Ag和独立Au组合为早白垩世晚期成矿,与燕山（中）期区域大规模伸展构造背景下的酸性-中酸性火山岩和中性-中酸性火山岩具成因联系,矿质来源分别以壳（上地壳）幔混源为主和以幔源为主,流体来源均为大气水与岩浆水的混合流体,但分别以岩浆水或大气水成分居多,矿质沉淀机制以流体沸腾作用为主。PD型Cu-Mo（-Au-Ag）组合为早奥陶世成矿,与加里东中期陆缘岩浆弧构造背景下的中酸性侵入（斑）岩具成因联系,矿质来源以幔源为主,流体来源为岩浆水与大气水的混合流体,且初始流体为岩浆去气流体,矿质沉淀机制以多期次流体沸腾作用为主,早阶段流体不混溶和水岩反应起重要作用,晚阶段流体混合作用较显着。PD型Mo-Zn-Pb-Ag组合以晚侏罗世（中）晚期成矿为主,与燕山中期区域伸展构造背景下的酸性侵入斑岩具成因联系,矿质来源以壳（上地壳）与地幔混合来源为主,尚有部分下地壳来源,流体来源为岩浆水与大气水的混合流体,且以岩浆去气流体为主,矿质沉淀机制以多期次流体沸腾作用最为重要。区域与金铜钼矿有关岩浆岩的成矿专属性:运用岩相学、矿物学、主微量元素地球化学、Sr-Nd-Hf同位素地球化学、锆石U-Pb成岩年代学理论与方法,研究区域金、铜、钼成矿岩浆岩的关键化学成分特征、岩浆氧化还原程度、分异度与演化度、岩浆温度、岩石成因类型、岩浆来源、成岩时代以及成岩成矿大地构造背景,综上进一步论述岩浆岩的成矿物质、时代及空间专属性。区域金成矿岩浆岩化学成分定名侵入岩以花岗闪长岩-闪长岩和花岗岩为主,（次）火山岩以英安岩/粗面英安岩-安山岩/粗安岩和流纹岩为主,大部分属准铝质（QA）,部分强过铝质（SP）,总体具低硅（SiO2=5184%,平均66%）、相对高铝、贫碱（钾）（全碱含量平均6.6%）特征,REE配分曲线右倾,无-中等负Eu异常。氧逸度（按单个矿床统计）介于FMQ-0.5FMQ+3.6,平均FMQ+1.7,主体为中等-强氧化性质,总体低-中等分异、低-中等（-强）演化,岩浆温度较高(全岩锆石饱和温度TZr=723950℃,平均814℃),属“热”花岗岩。主要为具不同分异程度的I型,少数高分异I型,部分为埃达克质岩（AR）或部分具埃达克质岩特征（PAR）;其次为中等分异A型。岩浆来源以幔源为主,次为壳源,主要来源于变质玄武岩/变质英云闪长岩（相对贫铝）和变质泥岩的部分熔融。本文研究认为争光Au-Zn矿床成矿英云闪长斑岩和古利库Au-Ag矿床与成矿有关的流纹岩分别为高镁埃达克质岩和（高）分异I型。铜成矿岩浆岩主要为花岗闪长（斑）岩,其次为花岗（斑）岩,大部分属弱过铝质（WP）,总体具中硅（5976%,平均68%）、高铝、相对贫碱（钾）（平均7.0%）特征,REE含量整体相对较低,配分曲线右倾,无-较弱Eu负异常。氧逸度介于FMQ+1.2FMQ+5.34,平均FMQ+3.6,主体为强氧化性质,总体低-中等分异、低-中等演化,岩浆温度较低（634884℃,平均785℃）,属“冷”花岗岩。为以低-中等分异程度为主的I型,大部分属AR或PAR。岩浆来源以幔源为主,次为壳幔混源,主要来源于变质玄武岩/变质英云闪长岩（相对富铝）的部分熔融,部分来源于变质杂砂岩或变质泥岩的部分熔融。钼成矿岩浆岩主体为花岗（斑）岩,主要为WP,总体具高硅（5982%,平均74%）、低铝、富碱（钾）（平均8.0%）特征,REE配分曲线右倾或“海鸥形”,绝大多数具不同程度（弱-强）Eu负异常。氧逸度介于FMQ+1.6FMQ+5.26,平均FMQ+3.2,中等和强-非常强氧化,总体高-中等-低分异、中等-强演化,岩浆温度相对最高（768908℃,平均839℃）,属典型“热”花岗岩。多数为中等-低分异程度I型,部分为（高硅高镁）AR;其次为中等-较高分异A1型和高分异A型。岩浆来源以壳幔混源为主,次为幔源,主要来源于变质杂砂岩和变质泥岩的部分熔融。金成矿岩浆岩时代主要为燕山期（97181Ma）,且集中于燕山晚期（112145Ma）,还存在加里东中期（462481Ma）和海西早、晚期（385Ma和254Ma）。铜成矿岩浆岩按成矿规模和数量递减顺序依次为燕山早（中）期（112?204Ma）、加里东中期（461484Ma）、印支中晚期（218238Ma）及海西中晚期（324344Ma;二叠纪）。钼成矿岩浆岩主要为印支晚期-燕山晚期（124202Ma）。其中（超）大、中型矿床主要形成于加里东期、印支期及燕山期。本文获得了古利库Au-Ag矿床与成矿有关的光华组流纹岩和争光Au-Zn矿床与成矿有关隐伏英云闪长斑岩LA-ICP-MS锆石U-Pb加权平均年龄为126.33±0.93Ma（MSWD=1.7）和462.1±1.8Ma（MSWD=0.34）,分别属早白垩世中晚期和中奥陶世晚期。金、铜、钼成矿岩浆岩产出构造背景主要为（陆缘）岩浆弧和碰撞后伸展或弧后伸展背景。挤压背景较利于铜（金）成矿岩浆岩产出,如岩浆弧可产出（超）大型Cu和Au-Zn矿床;伸展背景更利于金和钼成矿岩浆岩产出,如伸展高峰阶段产出多矿种组合和矿床类型,并可产出大型Au-Te矿床;由挤压向伸展转换背景可产出大型-超大型Mo和独立Au矿床。区域优势矿种成矿规律:总结了区域Mo、Zn-Pb-Ag、Cu、Au及Fe矿床的时间和空间分布规律,特别分析了岩浆岩成矿物质专属性与金铜钼成矿空间分布的对应性规律。矿床空间分布总体具NE向带状展布（分带性）和成区集中（丛聚性）的不均匀性规律,矿集区内具NE或NW向行列或构成格状分布特征。矿床成矿时代主要有加里东中期、海西早中期、印支中晚期及燕山期四期,古生代以Cu（-Mo）-Fe-Au为主,矿床类型以PD（-ED）-SD型为主,其中晚古生代以VMS型成矿为特征;中生代以Mo-Pb-Zn-Ag-Cu-Au-Fe多金属成矿为特征,矿床类型以PD-VD-ED型为主。低分异I型（LFI）和高（-中）分异I型（H（-M）FI）岩浆岩均具金、铜、钼成矿物质专属性,且前者尤为显着,控制了区域大部分金、铜、钼矿床的分布,呈NE向带状分别展布于额尔古纳地块和多宝山-伊尔施岛弧带（铜和金矿床）,或呈面型广泛展布于区域中部（钼矿床）;中低分异A型（M-LFA）和中高分异A型（M-HFA）分别仅具金和钼成矿专属性,控制少数金和钼矿床的分布。红彦地区岩浆岩成矿有利性:红彦地区处于大兴安岭中北段东坡,大地构造位置属兴安地体与松嫩地体交接的多宝山-扎兰屯岛弧带,区内岩浆岩广泛发育,侵入岩以（偏碱性）酸性占绝对优势,均为海西期,火山岩以中（基）性和（中）酸性火山熔岩及其凝灰岩为主,包括海西中期和燕山中期。对区内主要侵入岩体和火山岩进行岩相学、主微量元素地球化学、锆石U-Pb年代学、锆石Hf同位素地球化学、锆石微量元素分析,研究了其成岩时代、氧化还原程度、分异度与演化度、岩浆温度、岩石成因类型、岩浆来源及成岩大地构造背景,并与区域优势矿种成矿岩浆岩的时代和空间专属性及金、铜、钼成矿岩浆岩的物质专属性对比,分析各岩浆岩的成矿专属性;利用1:5万土壤地球化学测量数据,分析区内主要岩浆岩的含矿性;并将岩浆岩成矿专属性与含矿性结合评价其成矿有利性。红彦地区岩浆活动主要为海西期和燕山晚期,可细分为至少七个期次,包括中-晚泥盆世(383.8389.8Ma,石头沟D2-3γ和宜合德D2-3ηγ岩体)、晚泥盆世（374.0Ma,奇安绰罗D3γδ岩体）、早石炭世早期（356.0Ma,C1m中性-酸性火山岩）、早石炭世晚期（323.5Ma,拉抛C1ξγ岩体）、晚石炭世（305.3Ma,哈达阳C2ξγ岩体）、早二叠世早期（290.9297.6Ma,山神府P1κγ和P1ηγ岩体）及早白垩世晚期（124.7127.5Ma,K1gh中基性和K1b酸性火山岩）。中-晚泥盆世（389.8374.0Ma）处于后碰撞-后造山局部走滑拉张构造背景,晚泥盆世-早石炭世（363.3352.5Ma或334.3Ma）处于陆缘弧-同碰撞挤压背景,早-晚石炭世（323.5305.3Ma）处于碰撞后伸展背景,早二叠世（297.6290.9Ma）处于活动大陆边缘弧后伸展背景,晚侏罗世（145.7Ma）处于区域由挤压向伸展转换过渡阶段,早白垩世（127.5124.7Ma）处于大陆碰撞后与弧后伸展-减薄体制叠加背景。奇安绰罗D3γδ属低分异I型,为壳幔混源;其余花岗岩类(包括山神府P1κγ、哈达阳C2ξγ、石头沟D2-3γ、拉抛C1ξγ及宜合德D2-3ηγ岩体)均属较高-高分异A型之A2亚型中的碱性A型（AAG）亚类,前四者均为以壳源物质占主导的壳幔混合来源,后者主要来自壳源物质。白音高老组K1b流纹岩属较高-高分异A型之A1亚型,主要来自壳源物质,与甘河组K1gh碱性玄武岩构成双峰式火山岩,为富集岩石圈地幔来源,并受壳源物质混染;莫尔根河组C1m的中基性-中性-中酸性钙碱性火山岩属低分异I型,中基性岩为富集地幔楔来源,中酸性岩为幔源分异岩浆,均受壳源物质混染。花岗岩类（奇安绰罗D3γδ除外）多具较差的Mo（物质）成矿专属性,奇安绰罗D3γδ（ΔFMQD为+2.4）、宜合德D2-3ηγ（ΔFMQD为-0.4）及山神府P1κγ岩体（ΔFMQD为+0.3）氧逸度相对较高,且成矿物质专属性与时空专属性存在不同程度一致性,其成矿专属性（前者为Au和Cu,后二者为Au和Mo）较为可靠且成矿可能性较大;火山岩均具Au成矿专属性,早石炭世和早白垩世火山岩成矿物质专属性与时空专属性存在一定或较好的一致性,后者成矿专属性更为可靠,早石炭世火山岩尚具Cu成矿专属性,晚侏罗世和早白垩世酸性火山岩尚具ED型Ag-Pb-Zn成矿时空专属性。红彦地区岩浆岩Au、Ag、Mo、W、Cu、Pb分异性强且较富集,成矿可能性高。宜合德D2-3ηγ、奇安绰罗D3γδ、山神府P1ξγ及石头沟D2-3γ岩体,J3mk酸性火山岩、C1m中基性-中性-酸性火山岩及K1b酸性火山岩具相对较好的Au成矿有利性;Ag和Au可能具相似来源而呈共、伴生产出;哈北C2ηγ和奇安绰罗D3γδ岩体,C1m中基性-中性-酸性火山岩、J3mk酸性火山岩及C2P1bl1中性火山岩相对具Cu成矿有利性;哈达阳C2ξγ和山神府P1ξγ岩体最具Mo成矿有利性;山神府P1ξγ和哈达阳C2ξγ岩体W成矿可能性相对较大;J3mk酸性火山岩相对更具Pb成矿有利性。红彦地区成矿远景预测:基于1:5万土壤地球化学测量数据,采用传统方法获得各元素异常下限并进行单元素异常圈定,将共生元素异常组合圈定为综合异常,并进行剖析、排序及分类,评估其矿致可能性和开展矿产检查的必要性。结合区域成岩成矿特征与规律和区内具体成矿有利条件和信息,确定了红彦地区的主攻矿种和主攻矿床类型。进而综合地质、化探、物探、遥感异常信息,其中将岩浆岩成矿有利性作为重要依据,圈定了成矿远景区。区内1:5万土壤地球化学测量数据统计显示Au、Cu、Mo、Ag变异系数较高,具较大成矿可能。共圈定10处综合异常,其中元素异常组合以As-Au-Cu（HS-4-乙2）和Sb-As-Cu-Pb（HS-5-乙2）为主的两处综合异常,成矿条件优异,找矿前景好。区内矿产预测主攻矿种按重要程度依次为Au、Cu、Ag,Mo、Pb,W;主攻矿床类型为与火山作用有关的ED型Au（-Cu-Ag）矿床、与侵入作用有关的VD型Au和Mo（-W）矿床、PD型Cu（-Au-Ag）矿床。圈定出3个I级成矿远景区,山神府-奋斗金铜钨钼多金属成矿远景区、小黑山-石头沟铜金银铅成矿远景区及蒋屯-缸窑金铜银多金属成矿远景区,后经矿产检查,在前二者中设置的找矿靶区分别发现了奋斗金铜银矿点和小黑山铜金矿点。
二、吉黑东部地区花岗岩类的时代划分和空间分布（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、吉黑东部地区花岗岩类的时代划分和空间分布（论文提纲范文）
（1）吉黑东部显生宙岩浆演化与成矿作用研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 目录 |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 论文选题及意义 |
| 1.2 研究区范围及自然地理概况 |
| 1.3 国内外研究现状及存在问题 |
| 1.4 研究思路及工作量 |
| 1.5 取得主要成果和创新点 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造位置 |
| 2.1.1 小兴安岭-张广才岭古生代构造活动带 |
| 2.1.2 佳木斯-兴凯地块 |
| 2.1.3 完达山陆缘增生带 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.2.1 前寒武系 |
| 2.2.2 下古生界 |
| 2.2.3 上古生界 |
| 2.2.4 中生界 |
| 2.2.5 新生界 |
| 2.3 区域侵入岩 |
| 2.3.1 前寒武纪侵入岩 |
| 2.3.2 加里东期侵入岩 |
| 2.3.3 海西期侵入岩 |
| 2.3.4 印支期侵入岩 |
| 2.3.5 燕山期侵入岩 |
| 2.4 区域火山岩 |
| 2.4.1 前寒武纪火山岩 |
| 2.4.2 加里东期火山岩 |
| 2.4.3 海西期火山岩 |
| 2.4.4 印支-燕山期火山岩 |
| 2.4.5 喜山期火山岩 |
| 2.5 区域变质岩 |
| 2.6 区域构造 |
| 2.6.1 逊河－铁力－尚志断裂 |
| 2.6.2 依（兰）-舒（兰）断裂 |
| 2.6.3 敦（化）-密（山）断裂 |
| 2.6.4 佳（木斯）-伊（通）断裂 |
| 2.6.5 牡丹江断裂 |
| 2.6.6 大和镇断裂 |
| 2.6.7 塔河-孙吴-双鸭山断裂 |
| 2.6.8 乌云-伊春-西林断裂 |
| 2.6.9 桦川-林口-穆棱断裂 |
| 2.7 区域矿产 |
| 2.7.1 细脉浸染型钼矿床 |
| 2.7.2 细脉浸染型铜金矿床 |
| 2.7.3 浅成低温热液型金矿床 |
| 2.7.4 矽卡岩型金多金属矿床 |
| 2.7.5 岩浆热液脉型钨矿化点 |
| 2.7.6 岩浆矿床 |
| 第3章 区域动力学与岩浆演化 |
| 3.1 前寒武纪 |
| 3.2 加里东期 |
| 3.2.1 佳木斯地块 |
| 3.2.2 小兴安岭 |
| 3.3 海西期 |
| 3.3.1 佳木斯地块 |
| 3.3.2 小兴安岭 |
| 3.4 印支期 |
| 3.5 燕山期 |
| 3.5.1 小兴安岭 |
| 3.5.2 佳木斯地块 |
| 3.5.3 完达山陆缘增生带 |
| 3.6 佳木斯地块与周缘地质单元的拼贴时间 |
| 3.6.1 佳木斯地块与松嫩地块 |
| 3.6.2 佳木斯地块与完达山陆缘增生带 |
| 3.6.3 古亚洲洋构造演化 |
| 3.6.4 环太平洋构造演化 |
| 第4章 典型矿床与岩浆作用研究 |
| 4.1 晚二叠纪乱泥沟造山型金矿床 |
| 4.1.1 区域地质背景 |
| 4.1.2 矿区地质 |
| 4.1.3 成矿流体 |
| 4.1.4 岩浆活动与成矿作用研究 |
| 4.1.5 成矿模式初探 |
| 4.2 晚二叠纪老柞山造山型金矿床 |
| 4.2.1 区域地质背景 |
| 4.2.2 矿区地质特征 |
| 4.2.3 岩浆活动与成矿作用 |
| 4.2.4 成因机制 |
| 4.3 早侏罗纪鹿鸣斑岩型钼矿床 |
| 4.3.1 区域地质背景 |
| 4.3.2 矿床地质特征 |
| 4.3.3 岩石地球化学特征 |
| 4.3.4 成岩年代学 |
| 4.3.5 岩石类型及成因 |
| 4.3.6 成矿动力学与成矿作用 |
| 4.4 早白垩世金厂斑岩-浅成低温热液过渡型金矿床 |
| 4.4.1 区域地质背景 |
| 4.4.2 矿床地质特征 |
| 4.4.3 成矿流体 |
| 4.4.4 岩浆活动与成矿作用研究 |
| 4.4.5 金厂金矿成矿模式 |
| 4.5 早白垩世赤卫沟浅成低温热液型金矿床 |
| 4.5.1 区域地质背景 |
| 4.5.2 矿区地质特征 |
| 4.5.3 矿体特征 |
| 4.5.4 岩石地球化学 |
| 4.5.5 成矿动力学与成矿作用 |
| 4.6 早白垩世跃进山矽卡岩型多金属矿床 |
| 4.6.1 区域地质特征 |
| 4.6.2 矿区地质特征 |
| 4.6.3 岩石地球化学 |
| 4.6.4 年代学特征 |
| 4.6.5 成矿动力学 |
| 4.6.6 矿床成因 |
| 4.7 晚白垩世河口林场斑岩型锡矿 |
| 4.7.1 区域地质及矿床地质特征 |
| 4.7.2 岩石地球化学特征 |
| 4.7.3 年代学特征 |
| 4.7.4 成岩年龄及意义 |
| 4.7.5 物质来源 |
| 4.7.6 成矿动力学 |
| 4.8 晚白垩世四平山陆相热水喷流与浅成低温热液共生型金矿 |
| 4.8.1 区域地质及矿床地质特征 |
| 4.8.2 岩、矿相学特征 |
| 4.8.3 岩石地球化学 |
| 4.8.4 年代学特征 |
| 4.8.5 岩石属性及成因 |
| 4.8.6 动力学背景 |
| 4.8.7 成矿流体来源 |
| 4.8.8 矿床成因及成矿模式 |
| 4.9 始新世五星岩浆硫化物型矿床 |
| 4.9.1 区域地质背景 |
| 4.9.2 矿床地质特征 |
| 4.9.3 岩石地球化学 |
| 4.9.4 蚀变影响 |
| 4.9.5 同化混染 |
| 4.9.6 分离结晶 |
| 4.9.7 岩浆源区 |
| 4.9.8 成矿作用 |
| 第5章 区域成矿规律与成矿预测 |
| 5.1 区域成矿的控制因素 |
| 5.1.1 地层建造 |
| 5.1.2 构造 |
| 5.2 岩浆活动与内生金属矿床的成矿关系 |
| 5.2.1 岩浆活动与内生金属矿床成矿作用时间上的耦合性 |
| 5.2.2 岩浆活动与矿床空间关系及成矿带划分 |
| 5.2.3 岩浆岩成矿专属性 |
| 5.2.4 吉黑东部内生金属矿床成矿系列 |
| 5.3 成矿远景分析 |
| 5.3.1 重要的矿床类型 |
| 5.3.2 找矿思路 |
| 结论 |
| 参考文献 |
| 图版及说明 |
| 攻读博士学位期间发表的论文和成果 |
| 致谢 |
（2）吉林省镁铁质-超镁铁质岩特征及成矿作用研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| abstract |
| 第1章 前言 |
| 1.1 研究区范围及自然地理概况 |
| 1.2 论文选题意义及依托项目 |
| 1.3 研究现状及存在问题 |
| 1.3.1 岩浆铜镍硫化物矿床研究现状 |
| 1.3.2 吉林省铜镍硫化物矿床勘查及研究现状 |
| 1.3.3 存在主要问题 |
| 1.4 研究思路与方法 |
| 1.5 实验测试方法 |
| 1.6 完成的主要实物工作量 |
| 1.7 主要研究认识 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造位置 |
| 2.2 区域地层 |
| 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 |
| 2.2.6 新生界 |
| 2.3 区域构造 |
| 2.3.1 伊通—舒兰断裂 |
| 2.3.2 辉发河—古洞河断裂 |
| 2.3.3 敦化-密山断裂 |
| 2.3.4 集安—两江断裂 |
| 2.4 区域侵入岩 |
| 2.4.1 太古宙 |
| 2.4.2 元古代 |
| 2.4.3 古生代 |
| 2.4.4 中生代 |
| 2.4.5 新生代 |
| 2.5 区域变质岩 |
| 2.5.1 新太古代 |
| 2.5.2 古元古代 |
| 2.5.3 新元古代 |
| 2.5.4 早古生代 |
| 2.6 区域矿产分布 |
| 第3章 镁铁质-超镁铁质岩产出的地球动力学背景 |
| 3.1 太古宙陆核的形成与发展 |
| 3.1.1 华北克拉通太古宙陆核演化发展过程 |
| 3.1.2 华北克拉通基底形成与演化 |
| 3.2 辽吉洋演化阶段 |
| 3.2.1 “辽吉洋”大地构造属性 |
| 3.2.2 “辽吉洋”的构造演化 |
| 3.3 哥伦比亚超大陆裂解 |
| 3.3.1 样品采集及岩相学特征 |
| 3.3.2 年代学与Hf同位素特征 |
| 3.3.3 地球化学元素特征 |
| 3.3.4 岩石成因及构造环境 |
| 3.4 古亚洲洋构造域演化 |
| 3.4.1 古亚洲洋最终闭合 |
| 3.4.2 古亚洲洋闭合后的伸展 |
| 3.5 环太平洋构造域演化 |
| 3.5.1 样品采集及岩相学特征 |
| 3.5.2 年代学特征 |
| 3.5.3 地球化学特征 |
| 3.5.4 岩石成因及岩浆源区性质 |
| 3.5.5 成岩构造背景 |
| 3.6 吉林地区与镁铁质-超镁铁质岩相关的构造演化史 |
| 第4章 镁铁质-超镁铁质岩特征及典型矿床研究 |
| 4.1 吉林地区镁铁质-超镁铁质岩特征 |
| 4.2 典型铜镍硫化物矿床研究 |
| 4.2.1 小陈木构铜镍硫化物矿床 |
| 4.2.2 赤柏松铜镍硫化物矿床 |
| 4.2.3 中-晚三叠世铜镍硫化物矿床 |
| 4.2.4 早侏罗世铜镍硫化物矿床成矿潜力分析 |
| 第5章 区域成矿条件与成矿规律 |
| 5.1 区域成矿条件 |
| 5.1.1 地层条件 |
| 5.1.2 构造条件 |
| 5.1.3 岩浆岩成矿专属性 |
| 5.2 成矿规律 |
| 5.2.1 时空分布规律 |
| 5.2.2 矿化富集规律 |
| 5.3 找矿潜力与找矿方向 |
| 5.3.1 找矿潜力评价 |
| 5.3.2 找矿方向 |
| 第6章 结论 |
| 参考文献 |
| 作者简介及在学期间所取得的科研成果 |
| 致谢 |
（3）大兴安岭南段巴林左旗-扎鲁特旗地区晚中生代岩浆作用及其构造背景（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景与选题依据 |
| 1.1.1 岩浆岩的研究现状 |
| 1.1.2 中亚造山带东段研究现状与存在问题 |
| 1.1.3 大兴安岭地区晚中生代岩浆岩研究现状及存在问题 |
| 1.2 研究思路及拟解决的关键问题 |
| 1.2.1 研究思路 |
| 1.2.2 本文拟解决的关键问题 |
| 1.2.3 本论文依托的科研项目 |
| 1.3 论文工作量 |
| 第2章 区域地质概况 |
| 2.1 区域大地构造与构造单元划分 |
| 2.1.1 东北地区构造格局 |
| 2.1.2 大兴安岭构造单元划分 |
| 2.2 研究区地质概况 |
| 2.2.1 区域地层 |
| 2.2.2 区域断裂构造 |
| 2.2.3 区域岩浆岩 |
| 2.2.4 区域矿产 |
| 第3章 晚中生代岩浆岩地质特征与岩石学特征 |
| 3.1 巴林左旗-扎鲁特旗地区晚中生代侵入岩地质特征 |
| 3.2 巴林左旗-扎鲁特旗地区晚中生代火山岩地质特征 |
| 第4章 巴林左旗-扎鲁特旗地区晚中生代岩浆活动的年代学格架及其时空分布 |
| 4.1 分析方法 |
| 4.2 定年结果 |
| 4.2.1 研究区晚中生代侵入岩的定年结果 |
| 4.2.2 研究区晚中生代火山岩的定年结果 |
| 4.3 巴林左旗-扎鲁特旗地区晚中生代岩浆作用期次 |
| 4.3.1 晚侏罗世岩浆岩岩石组合及其空间分布 |
| 4.3.2 早白垩世早期火成岩岩石组合及空间分布 |
| 4.3.3 早白垩世晚期侵入岩岩石组合及空间分布 |
| 第5章 巴林左旗-扎鲁特旗地区晚中生代岩浆岩的地球化学和锆石Hf同位素组成 |
| 5.1 分析方法 |
| 5.1.1 主量和微量元素分析方法 |
| 5.1.2 锆石Hf同位素分析方法 |
| 5.2 晚侏罗世岩浆岩的地球化学和锆石Hf同位素 |
| 5.2.1 主量和微量元素 |
| 5.2.2 锆石Hf同位素 |
| 5.3 早白垩世早期岩浆岩的地球化学和锆石Hf同位素 |
| 5.3.1 ~140Ma岩浆岩的主量和微量元素 |
| 5.3.2 ~140Ma岩浆岩的锆石Hf同位素 |
| 5.3.3 ~130Ma岩浆岩的主量和微量元素 |
| 5.3.4 ~130Ma岩浆岩的锆石Hf同位素 |
| 5.4 早白垩世晚期岩浆岩的地球化学和锆石Hf同位素 |
| 5.4.1 主量和微量元素 |
| 5.4.2 锆石Hf同位素 |
| 第6章 巴林左旗-扎鲁特旗地区晚中生代岩浆岩的岩石成因 |
| 6.1 晚侏罗世岩浆岩的岩石成因 |
| 6.1.1 晚侏罗世侵入岩岩石成因 |
| 6.1.2 晚侏罗世火山岩岩石成因 |
| 6.2 早白垩世早期岩浆岩的岩石成因 |
| 6.2.1 ~140Ma侵入岩岩石成因 |
| 6.2.2 ~130Ma侵入岩岩石成因 |
| 6.2.3 ~140Ma火山岩岩石成因 |
| 6.2.4 ~130Ma火山岩岩石成因 |
| 6.3 早白垩世晚期岩浆岩的岩石成因 |
| 6.3.1 早白垩世晚期侵入岩的岩石成因 |
| 6.3.2 早白垩世晚期火山岩岩石成因 |
| 6.4 大兴安岭南段的陆壳增生 |
| 6.4.1 大兴安岭南段陆壳的多样性 |
| 6.4.2 大兴安岭南段陆壳的不均一性:锆石Hf同位素证据 |
| 第7章 大兴安岭南段巴林左旗-扎鲁特旗地区晚中生代构造演化 |
| 7.1 晚侏罗世岩浆岩形成的构造背景 |
| 7.2 早白垩世早期岩浆岩形成的构造背景 |
| 7.3 早白垩世晚期岩浆岩形成的构造背景 |
| 7.4 大兴安岭南段巴林左旗-扎鲁特旗地区晚中生代构造演化 |
| 7.4.1 晚侏罗世(蒙古-鄂霍茨克洋南向俯冲引起的弧后伸展) |
| 7.4.2 早白垩世早期(蒙古-鄂霍茨克洋板块的平板俯冲作用) |
| 7.4.3 早白垩世晚期(伸展环境) |
| 第8章 结论 |
| 8.1 结论 |
| 8.2 主要创新点 |
| 8.3 存在的问题与建议 |
| 参考文献 |
| 作者简介及在学期间所取得的科研成果 |
| 致谢 |
（4）延边东部晚古生代-中生代构造演化与区域成矿规律（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 研究区范围及自然地理条件 |
| 1.2.1 研究区范围 |
| 1.2.2 自然地理条件 |
| 1.3 研究现状及存在问题 |
| 1.3.1 研究区研究现状 |
| 1.3.2 存在问题 |
| 1.4 研究内容及研究思路 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 研究思路及技术路线 |
| 1.4.3 实物工作量 |
| 第2章 成矿地质背景 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.1.1 古生代地层 |
| 2.1.2 中生代地层 |
| 2.1.3 新生代地层 |
| 2.2 区域构造 |
| 2.2.1 东西向构造体系 |
| 2.2.2 南北向构造体系 |
| 2.2.3 北东-北北东向构造体系 |
| 2.2.4 北西-北北西向构造体系 |
| 2.3 区域岩浆岩 |
| 2.3.1 海西期岩浆岩 |
| 2.3.2 印支期岩浆岩 |
| 2.3.3 燕山期岩浆岩 |
| 2.4 区域金属矿产 |
| 第3章 晚古生代-中生代构造背景及区域构造演化 |
| 3.1 晚古生代构造背景 |
| 3.1.1 五道沟群 |
| 3.1.2 晚古生代花岗岩类 |
| 3.1.3 晚古生代构造演化 |
| 3.2 中生代构造背景 |
| 3.2.1 早三叠世花岗岩类 |
| 3.2.2 白垩纪石英闪长岩与闪长玢岩 |
| 3.2.3 中生代构造演化 |
| 3.3 研究区晚古生代-中生代区域构造演化 |
| 第4章 典型矿床研究 |
| 4.1 中温热液脉型钨矿床 |
| 4.1.1 杨金沟钨矿床 |
| 4.1.2 五道沟钨矿床 |
| 4.1.3 四道沟钨矿床 |
| 4.1.4 成因类型确定 |
| 4.2 中温热液脉型金矿床 |
| 4.2.1 矿区地质 |
| 4.2.2 矿体特征 |
| 4.2.3 矿石特征 |
| 4.2.4 围岩蚀变特征 |
| 4.2.5 成矿阶段划分 |
| 4.2.6 成因类型确定 |
| 4.3 斑岩型金铜矿床 |
| 4.3.1 小西南岔金铜矿床 |
| 4.3.2 马滴达北山金铜矿床 |
| 4.3.3 成因类型确定 |
| 4.4 浅成低温热液型金矿床 |
| 4.4.1 九三沟金矿床 |
| 4.4.2 杜荒岭金矿床 |
| 4.4.3 成因类型确定 |
| 4.5 小结 |
| 第5章 成矿流体及成矿物质来源 |
| 5.1 成矿流体性质及来源研究 |
| 5.1.1 样品和测试方法 |
| 5.1.2 测试结果 |
| 5.1.3 成矿流体性质及来源 |
| 5.1.4 小结 |
| 5.2 成矿物质来源 |
| 5.2.1 样品特征和测试方法 |
| 5.2.2 测试结果 |
| 5.2.3 成矿物质来源 |
| 5.2.4 小结 |
| 第6章 区域成矿规律及找矿方向 |
| 6.1 成岩成矿时代 |
| 6.1.1 样品及测试方法 |
| 6.1.2 测试结果 |
| 6.1.3 成岩成矿时代 |
| 6.2 区域成矿作用及其时空分布规律 |
| 6.2.1 中温热液脉型钨和金成矿作用 |
| 6.2.2 斑岩型金铜成矿作用 |
| 6.2.3 浅成低温热液型金成矿作用 |
| 6.2.4 时间分布规律 |
| 6.2.5 空间分布规律 |
| 6.3 成矿模式 |
| 6.4 找矿方向 |
| 6.4.1 找矿标志 |
| 6.4.2 找矿方向 |
| 第7章 主要创新点及结论 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 主要创新点 |
| 7.3 存在的主要问题及建议 |
| 参考文献 |
| 攻读博士学位期间发表的学术论文 |
| 致谢 |
（5）吉林东南部那尔轰—天合兴地区及邻区铜成矿作用研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究区范围及自然概况 |
| 1.2 研究意义及论文选题 |
| 1.2.1 研究意义 |
| 1.2.2 项目依托 |
| 1.3 研究现状及存在问题 |
| 1.3.1 斑岩型铜矿研究现状 |
| 1.3.2 区域斑岩型矿床研究现状 |
| 1.3.3 存在问题 |
| 1.4 研究内容、实验测试方法及本次论文工作量 |
| 1.4.1 主要研究内容 |
| 1.4.2 实验测试方法 |
| 1.4.3 主要工作量 |
| 1.5 主要研究进展 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造位置 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.2.1 太古宇 |
| 2.2.2 下元古界 |
| 2.2.3 中元古界 |
| 2.2.4 上元古界 |
| 2.2.5 古生界 |
| 2.2.6 中生界 |
| 2.2.7 新生界 |
| 2.3 区域构造 |
| 2.3.1 康保-赤峰-开原断裂 |
| 2.3.2 敦密断裂 |
| 2.3.3 依兰-舒兰断裂 |
| 2.3.4 本溪-通化断裂 |
| 2.3.5 鸭绿江断裂 |
| 2.4 区域侵入岩 |
| 2.4.1 太古宙 |
| 2.4.2 元古代 |
| 2.4.3 三叠纪 |
| 2.4.4 侏罗纪 |
| 2.4.5 白垩纪 |
| 2.5 区域变质岩 |
| 2.5.1 太古代变质岩 |
| 2.5.2 古元古代变质岩 |
| 2.5.3 海西期变质岩 |
| 2.6 区域矿产概况 |
| 第3章 区域动力学演化 |
| 3.1 太古宙陆核的形成与演化 |
| 3.1.1 华北克拉通太古宙陆核的划分 |
| 3.1.2 华北克拉通结晶基底的形成 |
| 3.2 元古代“辽吉洋”的构造演化 |
| 3.2.1 辽吉活动带的大地构造属性 |
| 3.2.2“辽吉洋”的构造演化 |
| 3.3 古生代-早中生代古亚洲洋构造域的构造演化 |
| 3.3.1 古亚洲洋闭合的位置与时限（~247Ma） |
| 3.3.2 古亚洲洋闭合后伸展作用（247~215Ma） |
| 3.4 中生代滨太平洋构造域的转换 |
| 3.4.1 早燕山期第一次俯冲高峰（190-170Ma） |
| 3.4.2 燕山晚期第二次俯冲高峰（133-103Ma） |
| 第4章 那尔轰-天合兴地区典型矿床成矿作用研究 |
| 4.1 常发沟铜矿 |
| 4.1.1 常发沟矿区地质特征 |
| 4.1.2 矿床地质特征 |
| 4.1.3 矿床地球化学特征 |
| 4.1.4 成矿时代 |
| 4.1.5 矿床成因类型 |
| 4.1.6 成矿作用研究 |
| 4.2 天合兴铜（钼）矿 |
| 4.2.1 矿区地质特征 |
| 4.2.2 矿床地质特征 |
| 4.2.3 矿床地球化学特征 |
| 4.2.4 成矿时代 |
| 4.2.5 矿床成因类型 |
| 4.2.6 成矿作用研究 |
| 第5章 那尔轰-天合兴地区含矿斑岩成因 |
| 5.1 样品的采集及岩相学特征 |
| 5.2 锆石U-Pb年代学 |
| 5.3 岩石地球化学 |
| 5.3.1 主量元素 |
| 5.3.2 微量元素 |
| 5.4 Sr-Nd同位素 |
| 5.5 锆石Lu-Hf同位素特征 |
| 5.6 岩石成因 |
| 5.6.1 岩石成因类型 |
| 5.6.2 岩浆源区 |
| 第6章 区域铜成矿作用与成矿规律研究 |
| 6.1 区域成矿条件 |
| 6.1.1 地层条件 |
| 6.1.2 构造条件 |
| 6.1.3 岩浆岩条件 |
| 6.2 区域铜成矿作用研究 |
| 6.2.1 印支晚期岩浆铜镍硫化物矿床成矿作用 |
| 6.2.2 早燕山期斑岩型-深成岩细网脉型钼（铜）成矿作用 |
| 6.2.3 燕山晚期斑岩型铜（钼）成矿作用 |
| 6.3 区域成矿带划分与成矿规律研究 |
| 6.3.1 区域成矿带划分 |
| 6.3.2 区域成矿规律研究 |
| 结论 |
| 参考文献 |
| 攻读博士学位期间发表的学术论文 |
| 致谢 |
（6）吉黑东部钨矿成因及成矿地球动力学背景（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究区范围及自然条件 |
| 1.2 选题依据 |
| 1.3 研究现状及存在问题 |
| 1.4 研究内容 |
| 1.5 实物工作量 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造背景 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.3 区域岩浆岩 |
| 2.4 区域构造 |
| 2.5 区域矿产 |
| 第3章 典型矿床地质特征及成因 |
| 3.1 杨金沟钨矿床 |
| 3.2 五道沟钨矿床 |
| 3.3 翠宏山钨多金属矿床 |
| 3.4 白石砬子钨矿床 |
| 3.5 羊鼻山矿床 |
| 3.6 小结 |
| 第4章 成矿相关岩体地球化学特征 |
| 4.1 实验样品与测试方法 |
| 4.2 成矿相关岩体地质、地球化学特征 |
| 4.3 小结 |
| 第5章 成矿流体特征与成矿物质来源 |
| 5.1 样品和测试方法 |
| 5.2 包裹体岩相学和显微测温结果 |
| 5.3 激光拉曼探针分析结果 |
| 5.4 氢氧同位素 |
| 5.5 白钨矿稀土元素特征及成矿物质来源 |
| 5.6 小结 |
| 第6章 成岩成矿时代研究 |
| 6.1 样品和测试方法 |
| 6.2 分析结果 |
| 6.3 成矿时代 |
| 第7章 成矿地球动力学背景 |
| 7.1 吉黑东部地区动力学演化 |
| 7.2 热液脉型钨矿床的成矿地球动力学背景 |
| 7.3 古生代矽卡岩型钨矿床的成矿地球动力学背景 |
| 7.4 中生代矽卡岩型钨矿床的地球动力学背景 |
| 结论 |
| 参考文献 |
| 攻读博士学位期间发表的论文 |
| 致谢 |
（7）吉林中部斑岩型钼矿成矿规律与远景预测（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究区范围及自然地理条件 |
| 1.2 研究背景与选题意义 |
| 1.3 研究现状及存在问题 |
| 1.3.1 斑岩型钼矿的研究现状 |
| 1.3.2 成矿预测理论的研究现状 |
| 1.3.3 存在问题 |
| 1.4 研究内容及研究思路 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 研究思路及技术路线 |
| 1.4.3 实物工作量 |
| 第2章 区域成矿背景 |
| 2.1 大地构造位置 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.2.1 元古代地层 |
| 2.2.2 古生代地层 |
| 2.2.3 中生代地层 |
| 2.2.4 新生代地层 |
| 2.3 区域构造 |
| 2.3.1 断裂构造 |
| 2.3.2 环形构造 |
| 2.4 区域侵入岩 |
| 2.4.1 镁铁-超镁铁质侵入体 |
| 2.4.2 中酸性侵入体 |
| 2.4.3 脉岩 |
| 2.5 区域构造演化 |
| 2.5.1 前寒武纪基底与古亚洲洋形成阶段 |
| 2.5.2 古亚洲洋发展演化阶段 |
| 2.5.3 环太平洋发展演化阶段 |
| 2.6 区域地球物理特征 |
| 2.6.1 区域航磁特征 |
| 2.6.2 区域重力特征 |
| 2.7 区域地球化学特征 |
| 2.8 区域矿产概况 |
| 第3章 典型矿床特征及成因 |
| 3.1 长安堡(铜)钼矿床 |
| 3.1.1 矿区地质 |
| 3.1.2 矿体特征 |
| 3.1.3 矿石特征 |
| 3.1.4 围岩蚀变 |
| 3.1.5 成矿阶段 |
| 3.2 福安堡钼矿床 |
| 3.2.1 矿区地质 |
| 3.2.2 矿体特征 |
| 3.2.3 矿石特征 |
| 3.2.4 围岩蚀变 |
| 3.2.5 成矿阶段 |
| 3.3 季德屯钼矿床 |
| 3.3.1 矿区地质 |
| 3.3.2 矿体特征 |
| 3.3.3 矿石特征 |
| 3.3.4 围岩蚀变 |
| 3.3.5 成矿阶段 |
| 3.4 钼矿床成因 |
| 3.4.1 成矿相关岩体 |
| 3.4.2 成矿流体特征 |
| 3.4.3 矿床成因 |
| 第4章 矿床形成时代与物质源区 |
| 4.1 样品描述和测试方法 |
| 4.1.1 取样位置与样品描述 |
| 4.1.2 测试方法及流程 |
| 4.2 岩石地球化学特征 |
| 4.2.1 岩体主量元素特征 |
| 4.2.2 岩体微量元素特征 |
| 4.2.3 岩体稀土元素特征 |
| 4.3 成岩成矿时代 |
| 4.4 成矿构造背景 |
| 4.5 成矿物质来源 |
| 4.5.1 成矿流体来源 |
| 4.5.2 成矿物质来源 |
| 4.6 小结 |
| 第5章 区域成矿作用与成矿规律 |
| 5.1 中生代构造演化与斑岩型钼矿成矿作用 |
| 5.2 区域成矿规律 |
| 5.2.1 时间分布规律 |
| 5.2.2 空间分布规律 |
| 5.2.3 成矿专属性 |
| 5.3 找矿标志 |
| 第6章 区域找矿信息与成矿预测 |
| 6.1 区域找矿模型 |
| 6.2 成矿有利信息定量提取 |
| 6.2.1 预测区及预测单元划分 |
| 6.2.2 岩体成矿信息提取 |
| 6.2.3 构造成矿信息提取 |
| 6.2.4 地球化学成矿信息提取 |
| 6.2.5 地球物理成矿信息提取 |
| 6.3 矿产资源成矿预测 |
| 6.3.1 预测评价模型 |
| 6.3.2 基于MARS下的证据权重法资源潜力评价 |
| 6.3.3 成矿远景区综合圈定 |
| 6.3.4 成矿远景区评价 |
| 6.4 小结 |
| 第7章 主要创新点及结论 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 主要创新点 |
| 7.3 存在的主要问题及建议 |
| 参考文献 |
| 作者简介及科研成果 |
| 致谢 |
（8）黑龙江省内生金矿成矿作用研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究区范围及自然地理概况 |
| 1.2 地质工作程度及研究现状 |
| 1.3 论文选题意义及依托 |
| 1.4 研究思路、研究内容及完成实物工作量 |
| 1.5 主要研究进展 |
| 第2章 区域成矿地质背景 |
| 2.1 大地构造背景 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.3 区域侵入岩 |
| 2.4 区域火山岩 |
| 2.5 区域构造特征 |
| 2.6 区域地球物理特征 |
| 2.7 区域地球化学特征 |
| 2.8 岩石圈特征 |
| 2.9 区域矿产 |
| 第3章 区域动力学演化 |
| 3.1 早古生代构造岩浆作用 |
| 3.2 晚古生代构造岩浆作用 |
| 3.3 中生代构造岩浆作用 |
| 3.4 区域动力学演化史 |
| 第4章 典型矿床研究 |
| 4.1 造山型金矿 |
| 4.2 矽卡岩型金矿 |
| 4.3 中低温热液脉型金矿 |
| 4.4 浅成低温热液型金矿 |
| 第5章 区域控矿条件及成矿规律 |
| 5.1 区域控矿条件 |
| 5.2 区域成矿规律 |
| 结论 |
| 参考文献 |
| 图版及说明 |
| 攻读博士学位期间发表的论文和成果 |
| 致谢 |
（9）小兴安岭东南段早中生代花岗岩类时空演化特征与多金属成矿（论文提纲范文）
| 中文提要 |
| Abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 选题背景、目的及科学意义 |
| 1.2 研究区花岗岩及其成矿作用研究现状及存在问题 |
| 1.2.1 主要研究进展 |
| 1.2.2 存在的主要问题 |
| 1.3 研究内容及拟解决的科学问题 |
| 1.4 研究思路、方法及技术路线 |
| 1.5 主要工作量 |
| 1.6 取得的主要成果及创新点 |
| 第二章 区域地质概况 |
| 2.1 区域地层概况 |
| 2.1.1 前寒武纪结晶基底变质岩系 |
| 2.1.2 古生界沉积盖层岩系 |
| 2.1.3 中—新生界火山—碎屑岩沉积建造 |
| 2.2 区域侵入岩概况 |
| 2.2.1 兴东—东风山期侵入岩 |
| 2.2.2 晋宁期侵入岩 |
| 2.2.3 加里东期侵入岩 |
| 2.2.4 华力西期侵入岩 |
| 2.2.5 印支期侵入岩 |
| 2.2.6 燕山期侵入岩 |
| 2.3 区域构造概况 |
| 2.3.1 构造单元划分 |
| 2.3.2 区内深大断裂 |
| 第三章 早中生代花岗岩类时空分布、岩石成因及其形成构造背景 |
| 3.1 碰撞—碰撞后构造转变期似斑状二长花岗岩组合 |
| 3.1.1 矿物学、岩石学及岩相学特征 |
| 3.1.2 包体岩相学特征 |
| 3.1.3 同深成作用岩墙—中基性脉岩群特征 |
| 3.1.4 岩石化学、地球化学特征 |
| 3.1.5 同位素年代学特征及花岗岩形成时代 |
| 3.1.6 岩石锶钕氧同位素特征 |
| 3.1.7 微细粒闪长质包体成因 |
| 3.1.8 岩石成因及其形成构造背景探讨 |
| 3.2 碰撞后期二长花岗斑岩—正长花岗斑岩组合 |
| 3.2.1 矿物学、岩石学及岩相学特征 |
| 3.2.2 岩石化学、地球化学特征 |
| 3.2.3 岩石锶钕氧同位素特征 |
| 3.2.4 岩体同位素年代学及形成时代 |
| 3.2.5 岩石成因及其形成构造背景探讨 |
| 3.3 碰撞后崩塌期正长花岗岩—碱长花岗岩组合 |
| 3.3.1 矿物学、岩石学及岩相学特征 |
| 3.3.2 岩石化学、地球化学特征 |
| 3.3.3 岩石锶钕氧同位素特征 |
| 3.3.4 岩体同位素年代学特征及形成时代 |
| 3.3.5 岩石成因及其形成构造背景探讨 |
| 3.3.6 岩石形成的大陆动力学意义 |
| 3.4 碰撞后崩塌期碱性花岗岩 |
| 3.4.1 矿物学、岩石学及岩相学特征 |
| 3.4.2 岩石化学、地球化学特征 |
| 3.4.3 岩石钕氧同位素特征 |
| 3.4.4 岩体同位素年代学特征 |
| 3.4.5 岩石成因、源区性质及其形成构造背景探讨 |
| 第四章 早中生代花岗岩成岩成矿作用特征：以鹿鸣—兴安—前进地区为例 |
| 4.1 含矿岩体多阶段成岩作用 |
| 4.2 含矿岩体多期次成矿作用 |
| 4.3 成岩成矿时代探讨 |
| 4.4 主量、微量元素特征及含矿岩体判别标志 |
| 4.5 成岩成矿作用的大陆动力学背景探讨 |
| 第五章 早中生代花岗岩类有关多金属成矿作用及矿床成矿系列 |
| 5.1 碰撞—碰撞后构造转变期似斑状二长花岗岩—二长花岗斑岩有关Mo、Pb、Zn、Au、Fe 成矿系列 |
| 5.1.1 翠岭斑岩型钼金矿床 |
| 5.1.2 鹿鸣斑岩型钼矿床 |
| 5.1.3 徐老九沟矽卡岩型铅锌矿 |
| 5.1.4 大安河矽卡岩—低温热液型金矿 |
| 5.2 碰撞后崩塌期正长—碱长—碱性花岗岩有关Fe、Pb、Zn、Mo 成矿系列 |
| 5.2.1 大西林矽卡岩型铁矿床 |
| 5.2.2 五星高温热液型铁多金属矿床 |
| 5.2.3 西岭南山岩浆热液型铅锌矿 |
| 5.3 成矿系列演化及其成矿能力差异性探讨 |
| 5.4 成岩、成矿作用与底侵作用关系探讨 |
| 第六章 区域成矿地质条件、成矿规律及成矿潜力评价 |
| 6.1 区域成矿地质条件 |
| 6.1.1 地层含矿性条件 |
| 6.1.2 火山岩含矿性条件 |
| 6.1.3 花岗岩含矿专属性分析 |
| 6.1.4 构造含矿性条件 |
| 6.2 区域多金属矿床成矿规律 |
| 6.3 区域成矿远景区划分及其成矿规律、找矿潜力评价 |
| 6.3.1 成矿远景区的划分及其原则 |
| 6.3.2 美溪—大、小西林铁铅锌Ⅰ级成矿远景区成矿规律、找矿潜力评价 |
| 6.3.3 鹿鸣—兴安—前进林场钼铅锌金Ⅰ级成矿远景区成矿规律、找矿潜力评价 |
| 6.3.4 二股—徐老九沟—神树铁铅锌金Ⅰ级成矿远景区成矿规律、找矿潜力评价 |
| 6.3.5 守虎山—北影林场金铜多金属Ⅱ级成矿远景区成矿规律、找矿潜力评价 |
| 6.3.6 丰茂—东风—格金河铁金多金属Ⅱ级成矿远景区成矿规律、找矿潜力评价 |
| 6.3.7 红星—清水铅锌铜铁铌钽Ⅲ级成矿远景区成矿规律、找矿潜力评价 |
| 第七章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读博士学位期间公开发表的学术论着目录 |
| 个人主要简历 |
（10）大兴安岭中北段与金铜钼矿有关岩浆岩成矿专属性及红彦地区成矿预测（论文提纲范文）
| 作者简介 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪言 |
| 1.1 课题来源、目的及研究意义 |
| 1.1.1 选题背景 |
| 1.1.2 研究目的和意义 |
| 1.2 选题研究现状和存在问题 |
| 1.2.1 浅成低温热液矿床 |
| 1.2.2 中酸性岩浆岩成矿专属性 |
| 1.2.3 成矿预测研究现状 |
| 1.2.4 研究区地质勘查程度与研究工作基础 |
| 1.2.5 存在的主要科学问题 |
| 1.3 研究目标、内容及技术路线 |
| 1.3.1 研究目标和内容 |
| 1.3.2 方法和技术路线 |
| 1.4 完成的主要工作量 |
| 1.5 主要认识与创新点 |
| 1.5.1 主要认识 |
| 1.5.2 创新点 |
| 1.6 测试方法 |
| 1.6.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb定年与微量元素测试 |
| 1.6.2 锆石Hf同位素测试 |
| 1.6.3 Sr-Nd同位素测试 |
| 1.6.4 主微量元素地球化学测试 |
| 1.6.5 H-O-S-Pb稳定同位素测试 |
| 1.6.6 流体包裹体显微测温 |
| 第二章 区域成矿地质背景 |
| 2.1 大地构造单元 |
| 2.1.1 额尔古纳地块 |
| 2.1.2 兴安地体 |
| 2.1.3 松辽地体 |
| 2.1.4 其他构造单元 |
| 2.2 地层 |
| 2.2.1 前寒武系 |
| 2.2.2 古生界 |
| 2.2.3 中生界 |
| 2.2.4 新生界 |
| 2.3 构造 |
| 2.3.1 主要断裂 |
| 2.3.2 次要断裂和褶皱带 |
| 2.4 岩浆岩 |
| 2.4.1 前寒武纪 |
| 2.4.2 兴凯-萨拉伊尔期 |
| 2.4.3 加里东期 |
| 2.4.4 海西期 |
| 2.4.5 印支期 |
| 2.4.6 燕山期 |
| 2.5 区域地球物理特征 |
| 2.5.1 重力场特征 |
| 2.5.2 磁场特征 |
| 2.6 区域地球化学特征 |
| 2.7 金属矿产 |
| 第三章 金铜钼典型矿床成矿作用特征及岩浆偏在性 |
| 3.1 浅成低温热液型金矿床 |
| 3.1.1 古利库Au-Ag矿床 |
| 3.1.2 争光Au-Zn矿床 |
| 3.2 斑岩型铜矿床 |
| 3.2.1 多宝山Cu-Mo(-Au-Ag)矿床 |
| 3.3 斑岩型钼矿床 |
| 3.3.1 岔路口Mo-Zn-Pb-Ag矿床 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 金铜钼成矿岩浆岩的成矿专属性 |
| 4.1 成矿岩浆岩地质特征 |
| 4.2 物质专属性 |
| 4.2.1 岩石化学成分 |
| 4.2.2 氧化还原程度 |
| 4.2.3 分异度和演化度 |
| 4.2.4 岩浆温度 |
| 4.2.5 岩石成因类型 |
| 4.2.6 岩浆来源 |
| 4.3 时代专属性 |
| 4.4 空间专属性 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 区域优势矿种成矿规律 |
| 5.1 矿床空间分布规律 |
| 5.1.1 各成矿带中矿床的空间分布 |
| 5.1.2 由岩浆岩成矿专属性主控的金铜钼矿床空间分布规律 |
| 5.2 成矿时间演化规律 |
| 5.2.1 矿种及矿床类型的成矿时间分布 |
| 5.2.2 各成矿带的成矿时间分布 |
| 5.2.3 成矿时间与岩浆岩成岩时间的对应 |
| 5.2.4 区域成矿时间演化规律 |
| 第六章 红彦地区岩浆岩成矿有利性评价 |
| 6.1 红彦地区地质概况 |
| 6.1.1 地层 |
| 6.1.2 构造 |
| 6.2 岩浆岩地质地球化学特征 |
| 6.2.1 地质及岩石学特征 |
| 6.2.2 年代学特征 |
| 6.2.3 锆石Hf同位素特征 |
| 6.2.4 主微量元素特征 |
| 6.3 与区域岩浆岩成矿专属性对比 |
| 6.3.1 时代专属性 |
| 6.3.2 空间专属性 |
| 6.3.3 物质专属性 |
| 6.4 岩浆岩含矿性分析 |
| 6.5 岩浆岩成矿有利性评价 |
| 6.6 本章小结 |
| 第七章 红彦地区成矿远景预测 |
| 7.1 元素地球化学特征 |
| 7.1.1 元素共生组合特征 |
| 7.1.2 元素异常特征 |
| 7.2 成矿有利地质条件 |
| 7.2.1 地层与成矿 |
| 7.2.2 岩浆岩与成矿 |
| 7.2.3 构造与成矿 |
| 7.3 主攻矿种和矿床成因类型 |
| 7.3.1 主攻矿种 |
| 7.3.2 主攻矿床类型 |
| 7.4 成矿远景预测 |
| 7.4.1 成矿远景区圈定 |
| 7.4.2 预测效果 |
| 7.5 本章小结 |
| 第八章 结论与存在的问题 |
| 8.1 结论 |
| 8.2 存在的问题 |
| 致谢 |
| 图版Ⅰ |
| 图版Ⅱ-1 |
| 图版Ⅱ-2 |
| 图版Ⅲ |
| 图版Ⅳ |
| 图版Ⅴ |
| 图版Ⅵ |
| 附图1 预测区构造纲要图 |
| 附图2-1 预测区Au、As、Sb、Hg元素异常图 |
| 附图2-2 预测区Cu、Pb、Zn、Ag元素异常图 |
| 附图2-3 预测区Mo、W、Sn、Bi元素异常图 |
| 附图3 预测区元素综合异常图 |
| 附图4 预测区综合信息成矿远景预测图 |
| 附表1 红彦地区岩浆岩LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素定年数据 |
| 附表2 红彦地区部分侵入岩锆石Hf同位素分析数据 |
| 附表3 红彦地区岩浆岩锆石微量元素分析数据 |
| 附表4 红彦地区岩浆岩主量、稀土及微量元素分析数据 |
| 参考文献 |
四、吉黑东部地区花岗岩类的时代划分和空间分布（论文参考文献）
- [1]吉黑东部显生宙岩浆演化与成矿作用研究[D]. 王硕. 吉林大学, 2014(03)
- [2]吉林省镁铁质-超镁铁质岩特征及成矿作用研究[D]. 薛昊日. 吉林大学, 2020(01)
- [3]大兴安岭南段巴林左旗-扎鲁特旗地区晚中生代岩浆作用及其构造背景[D]. 张超. 吉林大学, 2020(08)
- [4]延边东部晚古生代-中生代构造演化与区域成矿规律[D]. 陈聪. 吉林大学, 2017(09)
- [5]吉林东南部那尔轰—天合兴地区及邻区铜成矿作用研究[D]. 彭勃. 吉林大学, 2017(09)
- [6]吉黑东部钨矿成因及成矿地球动力学背景[D]. 赵华雷. 吉林大学, 2014(10)
- [7]吉林中部斑岩型钼矿成矿规律与远景预测[D]. 鞠楠. 吉林大学, 2020(01)
- [8]黑龙江省内生金矿成矿作用研究[D]. 薛明轩. 吉林大学, 2012(10)
- [9]小兴安岭东南段早中生代花岗岩类时空演化特征与多金属成矿[D]. 韩振哲. 中国地质大学（北京）, 2011(07)
- [10]大兴安岭中北段与金铜钼矿有关岩浆岩成矿专属性及红彦地区成矿预测[D]. 杨永胜. 中国地质大学, 2017(01)