一、铁镁质岩墙群在研究地球动力学中的重要性和可能性（论文文献综述）
程彦博[1]（2012）在《个旧超大型锡多金属矿区成岩成矿时空演化及一些关键问题探讨》文中指出本次工作在前人研究工作的基础上，以个旧超大型锡多金属矿床及与成矿有关的岩浆岩为重点研究对象，通过系统的野外地质研究和岩石地球化学、矿床地球化学研究，对研究区内中生代大规模岩浆作用与成矿作用的地质与地球动力学背景、金属矿床成因和成矿作用过程进行了系统的研究，取得了部分新认识与成果，并分别建立了岩浆作用和成矿作用模型。对个旧地区与成矿有关的岩浆岩进行了微量元素、稀土元素以及Sr-Nd-Hf同位素地球化学研究。结果表明，个旧地区中生代岩浆岩的结晶时代基本一致，集中在78-85 Ma之间，可以视为同期岩浆作用的产物。地球化学研究表明，个旧地区的花岗岩类在形成过程中发生了不同程度的分异结晶作用，其原岩主要为地壳物质发生部分熔融而形成，但是有少量的地幔物质组分加入；辉长岩和暗色微粒包体代表了地幔端元的组分及与壳源岩浆发生化学混合的产物，辉长岩的母岩为来自岩石圈地幔的物质发生部分熔融，在经过少量的地壳混染而形成，暗色微粒包体则代表的是这种玄武质岩浆与花岗质岩浆发生化学成分交换后的结果；碱性岩和镁铁质岩墙的地球化学特征暗示其均直接源于岩石圈地幔，碱性岩为幔源岩浆经历强烈的分异结晶作用形成，而镁铁质岩墙则为同一幔源岩浆在上升至地表的过程中受到大量地壳物质的混染的结果。上述研究表明，在晚白垩世时期，个旧地区的地壳物质与地幔物质之间存在强烈的相互作用。以整个矿集区为研究对象开展了系统的野外地质现象观察和矿床地球化学及成矿年代学研究。研究表明，在个旧锡多金属矿集区，成矿金属元素分带围绕花岗岩体的垂直方向和水平方向都有分布；同时，在个旧地区不同类型的成矿体系中，在不同阶段，成矿流体的温度和盐度等相关特征性参数均展现出连续的演化规律，是典型的与花岗岩有关的热液矿床。H-O同位素数据也佐证了这一认识，因为不同阶段的成矿流体存在明显的差异，暗示在成矿过程的早期阶段以花岗岩出溶的岩浆水为主要成矿流体，而在晚阶段则与天水或者地表水发生了流体混合作用。系统的S同位素研究也从另一个角度为这一认识提供了有力的支持。此外，云母Ar-Ar、辉钼矿Re-Os及锡石U-Pb测年方法均表明，与矿区内不同类型的岩浆岩时代类似，个旧矿集区的矿化作用均发生于晚白垩世。上述研究一致表明，个旧锡多金属矿集区的矿化为岩浆热液成因，而非同生成因。
H.C.Hall,朱志澄[2]（1983）在《铁镁质岩墙群在研究地球动力学中的重要性和可能性》文中指出铁镁质岩墙群见于全球各个大陆,在地球三十多亿年历史中均有产出。虽然岩墙群广泛展布,可是为了探索岩墙群如何以及为什么侵入方面,却没有一个岩墙群作为各种地质方法协同研究的课题。在对海底扩张模式的兴趣如此浓厚,并且普遍认为岩墙群是裂谷作用初期的象征,至少是地壳伸张表现的形势下,上述情况自然更令人不解。对铁镁质岩墙的忽
李文渊[3]（2004）在《祁连山岩浆作用有关硫化金属矿床成矿与找矿》文中认为祁连山是中国最为重要的早古生代与海相火山岩有的块状硫化物（VHMS）铜多金属矿床成矿带,而其北邻的龙首山则为中国元古宙最主要的岩浆铜镍硫化物（铂族金属）矿床成矿带,本论文从成矿发展的角度,将两成矿带视为一个紧密联系的整体谓之广义的祁连山予以研究,重点摘取元古宙、早古生代成矿作用片段作为研究的主要对象。元古宙岩浆铜镍硫化物（铂族金属）矿床成矿作用范围覆盖整个广义祁连山的前长城纪古老基底陆块和微陆块,早古生代VHMS铜多金属矿床成矿作用则仅发育于狭义祁连山早古生代海相火山岩作用范围（局部可抵新元古代末）。 元古宙岩浆铜镍硫化物（铂族金属）矿床成矿作用以金川世界级超大型矿床为典型代表,岩石-矿物Sm-Nd等时线定年为1508±31Ma,其西邻的具科马提岩特点的藏布太不含矿蚀变超镁铁岩Sm-Nd等时线定年为1511±67Ma,北祁连西段镜铁山微陆块朱龙关群中鉴别出的大陆溢流玄武岩（CFB）,不同方法定年数据形成了较大的时间跨度（1780～604Ma）,但也处于元古代,而南祁连化隆微地块中分布的几乎全岩矿化的拉水峡小型岩浆铜镍硫化物（铂族金属）矿床等相邻镁铁-超镁铁岩侵入体,尽管目前尚无确切的定年数据,亦形成于元古宙无疑。本论文认为这些现存于不同陆块、微陆块基底中的元古宙喷出的大陆溢流玄武岩（CFB）、科马体岩、侵入的镁铁-超镁铁岩体和熔离成因的岩浆铜镍硫化物（铂族金属）矿体,是响应Columbia超大陆裂解,祁连古陆在1.5Ga左右时期伴随拉张作用,发生大规模岩浆作用导致形成大火成岩省（LIP）的结果。源于核幔边界“D”层的地幔柱上升作用于岩石圈底部发生部分熔融,形成多物质来源大规模岩浆,最终上涌喷出（CFB、科马体岩）、形成喷发管道（基性岩墙群,镜铁山微陆块、龙首山微陆块中的大量出现的辉长岩脉集中分布?）、上侵形成层状侵入体和岩浆铜镍硫化物（铂族金属）矿体（成带分布的镁铁-超镁铁岩体群和局部高矿化率的岩体）构成了祁连古LIPs。 与世界上大部分着名的LIPs形成后一直处于稳定的克拉通不同,祁连古陆形成LIPs后,在早古生代即遭解体而支离破碎,并演化成为造山带而横垣于中国两部。因此,祁连古LIPs的恢复较为困难,需要更加细致的工作。事实上,愈来愈多的证据表明世界上大部分大规模的岩浆铜镍硫化物（铂族金属）矿床均为地幔柱作用的结果,可分为核幔边界来源和次生的软流圈地幔来源两种地幔柱作用,前者可形成大规模的铜镍矿床,后者则难有大规模的铜镍聚集,主要形成于造山作用期后。 金川矿床的地质地球化学特征表明,整体岩石化学成分为二辉橄榄岩,矿化率高达60%,拉水峡高达90%,如此之高的金属硫化物聚集绝非岩浆就地熔离所为,肯定为深部更大岩浆房不混溶形成含金属硫化物岩浆,甚至金属硫化物液相（矿浆）直接贯入所致;岩体ε Nd（t）=-1.9～-4.3,（La/Yb）N为5.39～79.15之间,平均值15.04,(87Sr/86Sr)i在0.702547～0.711761之间,
李永军[4]（2005）在《花岗岩类地质信息的采集与集成 ——在天水地区花岗岩类调查与研究中的应用》文中研究指明花岗岩类信息示踪技术,正在成为当代地球科学研究的热点之一。以Chappell和R.White（1974）创立的I—S型成因分类理论为标志,利用花岗岩类示踪地壳的组成、结构与演化的探索进入新的研究时期。此后,地壳重熔说及其建立在地壳重熔说基础之上的地球化学场理论,花岗岩类构造环境分类新理论,花岗岩类的定位机制等研究,取得了一系列新成果。而这些新理论、新成果,其主要技术支撑无不来源于花岗岩类的信息获取与示踪研究。 花岗岩类蕴藏有丰富的地质信息,是地质学家认识岩石圈,示踪地壳演化的首选地质体。对这些信息示踪,是解决当今大陆地质演化,解决大陆动力学关键问题的主要途径。对这些信息的集成与应用研究,不仅在地球科学研究中具有十分重要的意义,而且是花岗岩类地质理论创新的重要技术支撑。 信息的获取与集成是示踪研究中主要内容。花岗岩类信息主要获取的方法有宏观方法与微观方法,以及对宏观方法和微观方法获得的信息的集成与分析应用。本文提出的花岗岩类地质信息采集系统,为全面、系统、有效和规范性的采集、集成与应用研究提供了可操作性的平台。 天水地区位于祁连造山带和秦岭造山带的接合部位。花岗岩类种类多、分布广泛,主要地质时期和构造演化阶段均有花岗岩体产出,且构造分带性明显,较好地记录了这一地区地壳结构与演化等重要地质信息。 近年来,在前人信息成果的基础上,作者等在本区进行了较全面的花岗岩类地质信息的采集与调查研究。总的来说,本区大多数花岗岩类的地质信息属于可靠信息类型,其获取信息的理论正确,方法合理,实验室分析方法正确,仪器精度高,取得的信息清晰、全面和准确,并且有极大使用价值的各类信息,是本次信息集成与应用研究的主要信息支撑。 综合分析,天水地区3个岩浆带的花岗岩类地质学信息有明显差异。北秦岭是通过俯冲方式与祁连造山带拼贴（晋宁—加里东期）;中秦岭是通过碰撞方式与北秦岭拼贴（海西期）;而南带花岗岩类信息示踪,印支期曾有强烈的“开”—“合”构造演化历史。花岗岩类的地质学信息、地球化学信息较好地示踪了本区花岗岩类的源区成分、形成过程与时间,也为本区地壳演化及地质找矿提供了十分重要的信息。区域重力异常图、剩余重力异常图、莫霍面等深线图、航磁异常图,以及重力和电性二维综合剖面图等区域地球物理信息,较好地印证了本区的地壳结构、构造格架和花岗岩类的分布等特征。区域地球化学信息也较好地示踪了花岗岩类的分布,并对部分隐伏花岗岩体有明显的显
杜秋定[5]（2020）在《湘黔桂地区新元古代中期盆地演化及动力学机制研究》文中指出新元古代武陵造山作用的结束,代表了华南陆块的最终聚合。因此,造山带结束时代的认识对华南陆块形成与演化起到了至关重要的作用。目前武陵造山运动结束时代及机制有两种不同的认识:一种观点认为扬子陆块与华夏陆块造山的时间发生在820-800 Ma,主要原因是在华南诸多省份广泛存在的角度不整合面,不整面以下冷家溪群及相当地层的沉积时限为860-830 Ma,不整合面之上板溪群及相当地层沉积的最大时限为820 Ma。冷家溪群（四堡群、梵净山群）、板溪群（高涧群、下江群、丹洲群）在沉积建造、变形样式、变质作用方面有显着差异和明显的沉积作用间断。而且该时间820 Ma大规模S型花岗岩则属于“造山”或“后造山”型花岗岩。另外一种观点认为华南裂谷盆地开启应在890-850Ma之间,造山期田里片岩记录的最后一期变质变形作用时代为940 Ma,双溪坞地区与岛弧有关岩浆作用为890 Ma,赣东北西湾地区蛇绿混杂岩仰冲型花岗岩侵位时间为880 Ma,浙北及攀西地区约850 Ma的双峰式火山岩、碱性杂岩及同期辉绿岩脉代表了非造山岩浆作用。这样湘黔桂盆地广泛分布的角度不整合面以下的地层（冷家溪群、四堡群、梵净山群）则同属于裂谷作用沉积的地层。扬子和华夏板块之间在约900 Ma经过四堡造山运动拼合在一起,形成统一华南地块;随后870-850 Ma,华南地块发生了初始裂解,大规模裂解的机制是由地幔柱为驱动力。但是,其它研究者认为扬子和华夏地块间通过增生造山的方式实现了最终的拼合。扬子板块的西缘在新元古代一直处于板块俯冲阶段。Rodinia超大陆外缘增生造山,超大陆内部岩石圈伸展-裂解,这个模型的驱动机制是扬子和华夏板块处于Rodinia超大陆的边缘,俯冲带的后撤引发了超大陆内部发生裂解。在湘西南芷江-隆回石桥铺地区冷家溪群与板溪群（高涧群）地层之间存在角度不整合,但是在湘西南城步地区尚未发现冷家溪群与高涧群良好的接触关系。城步地区岩体的侵入时代及岩体类型有不同认识:侵入云场里组叶溪江和浆坪两个岩体年龄分别为828 Ma和805 Ma,这些有幔源物质加入的I型花岗岩认为与洋壳俯冲有关的岛弧（或陆缘弧）花岗岩（柏道远等,2010）。Huang et al.（2019）获得江南造山带西段叶溪江和报木坪的年龄为805 Ma,807 Ma,两个岩体为S型花岗岩,叶溪江与报木坪岩体是扬子和华夏板块拼合后伸展构造背景下软流圈上升侵位。在湘西南地区侵入高涧群早期地层砖墙湾组与黄狮洞组中一些花岗岩岩体测年为835.6Ma,840Ma（黄建中等,2018）,由此确认岩体围岩属于新元古代板溪期沉积,推测冷家溪群与高涧群之间为连续沉积。这些岩体的时代与源岩性质、地层的识别对华南盆地演化的认识也起到重要的作用。论文通过对扬子东南缘新元古代中期盆地充填序列及充填物自身的沉积序列和物源结构面的转换分析,识别新元古代中期盆地的性质。论文重点剖析:1)芷江冷家溪群与板溪群结构转换的沉积物与地球化学特征;2)城步地区花岗岩体的时代、源岩性质及动力学背景;3)综合分析扬子东南缘新元古代中期盆地充填序列及冷家溪群（四堡群、梵净山群）与板溪群（高涧群、下江群、丹洲群）之间、板溪群（高涧群、下江群、丹洲群）内部、板溪群（高涧群、下江群、丹洲群）与上覆冰期地层之间沉积结构转换特征。本论文初步认识如下:（1）传统上,根据板溪群内部岩石沉积组合特征将其一分为二:即上板溪群和下板溪群。综合扬子地块板溪群沉积充填序列及新元古代中期不同阶段广泛发育的多幕式岩浆活动。板溪期沉积序列应该划分三个阶段是较为可行的。即1)盆地开启与初始海侵阶段（820-800 Ma）;2)构造热事件与差异隆升阶段（800-760 Ma）;3)区域沉降阶段（760-720 Ma）。（2）华南新元古代沉积盆地从盆地开启至冰期事件地层沉积存在三次沉积-构造转换面。研究表明:1)板溪群与冷家溪群角度不整合面代表了一定时间的沉积间断。角度不整合之下为冷家溪群陆棚-三角洲相,明显的向上变浅的沉积演化序列特征。不整合面之上的板溪群底部为一套陆相沉积物,洪积、冲积扇及河流组成的低水位沉积物,是盆地充填、封闭和回返的过程,代表盆地性质发生转变。因此,这个角度不整合代表了盆地的消亡和新生。2)板溪系内部五强溪组、架枧田组的底与下伏地层之间为平行不整合,新元古代裂谷盆地开启早期,构造-沉积分异作用,同裂谷相变很大,使得盆地边缘区地层序列不完整。盆地深度增加,沉积海盆萎缩、海平面迅速大幅度下降、滨岸线逐渐向盆地迁移,造成了局部地区陆架暴露,与盆地内部构造掀斜作用有关,这并非造山运动的结果。3)板溪系晚期与南华系之间沉积转换特征也较为明显。板溪系沉积晚期是一个特殊的沉积时期。板溪系沉积结束后,就是全球规模的Sturtian冰期。板溪群、下江群等顶部与南华冰间之间普遍存在一个平行不整合或地层缺失记录。湘黔桂盆地局部地区,板溪群、丹洲群、下江群等上部地层又表现出向上变浅的进积型海退序列。泗里口剖面长安组底部低水位杂砂砾岩沉积楔状体的出现,说明二者之间存在明显的进积沉积序列转换面。（3）在同位素年代学研究方面,城步花岗岩的同位素数据表明,侵入时代为822.3±9.9 Ma,而下交点的206Pb/238U年龄为808±11 Ma代表了后期叠加地质事件的年龄。湘西城步地区S型花岗岩侵入的围岩为冷家溪群,并非高涧群沉积早期地层;冷家溪群与高涧群在该地区并非连续沉积,不存在新元古代残留海（洋）盆。湘西芷江地区角度不整合面以下冷家溪地层获得锆石U-Pb的同位素年代学数据表明,沉积间断时间为832-808 Ma,冷家溪群最大沉积年龄为832Ma,裂谷盆地的开启时间不早于822 Ma。这与江南造山带西段桂北-梵净山-芷江一线冷家溪群、四堡群、梵净山群的最大沉积年龄相似;经造山运动后,裂谷盆地开启后接受沉积物的时限是一致地,与传统认为江山造山带西段桂北裂谷盆地早于其它地区开启有所不同。
王秉璋[6]（2012）在《祁漫塔格地质走廊域古生代—中生代火成岩岩石构造组合研究》文中认为祁漫塔格地质走廓域位于东昆仑西段,北邻柴达木陆块,南抵可可西里盆地,从北到南横跨了东昆仑造山带的所有地质构造单元,是东昆仑造山带出露最宽的地区。走廓域内岩浆活动集中于加里东构造岩浆旋回（奥陶纪-泥盆纪）、海西-印支构造岩浆旋回（二叠纪-侏罗纪）。加里东构造岩浆旋回又可划分为奥陶纪-早志留世构造岩浆阶段,晚志留世-早泥盆世构造岩浆阶段,早中泥盆世构造岩浆阶段,晚泥盆世构造岩浆阶段等四个阶段;海西-印支旋回可划为早中二叠世构造岩浆阶段,晚二叠世-中三叠世构造岩浆阶段,中三叠世构造岩浆阶段（安尼期晚期—拉丁初期）,晚三叠世构造岩浆阶段（卡尼期）,晚三叠世-早侏罗世构造岩浆阶段（瑞替期—郝塘期）等五个构造岩浆阶段。奥陶纪-早志留世构造岩浆阶段在北祁漫塔格构造岩浆岩带可识别出四个与俯冲作用相关的岩石构造组合,在昆南构造岩浆岩带可识别出一个与洋陆俯冲作用相关的岩石构造组合,该阶段深成岩浆侵入作用不发育,以祁漫塔格地区与弧后裂张有关的不同类型海相火山岩的发育为特色;晚志留世-早泥盆世构造岩浆阶段岩浆活动较弱,均为强过铝质高钾钙碱性组合,该阶段为陆陆碰撞阶段;早中泥盆世构造岩浆阶段岩浆活动极为强烈,以基性侵入岩组合与高钾钙碱性-碱性的酸性侵入岩组合为主,该阶段为后碰撞阶段,并表现为伸展的构造体制;晚泥盆世构造岩浆阶段岩浆活动趋于缓和,代表性的岩石组合为具有“A”型花岗岩特征的偏铝质-弱过铝质碱性正长花岗岩组合。早中二叠世构造岩浆阶段与晚二叠世-中三叠世构造岩浆阶段为洋陆俯冲阶段,早期（早中二叠世）在昆南构造岩浆岩带内存在三个与俯冲作用相关的岩石构造组合,北祁漫塔格构造岩浆岩带内存在一个与俯冲作用相关的岩石构造组合,晚期（晚二叠世-中三叠世）主要为弱过铝质高硅、高钾的碱性或高钾钙碱性岩组合,是成熟度较高的安底斯陆缘弧型岩浆建造。中三叠世构造岩浆阶段为陆陆碰撞（碰撞初期俯冲岩石圈板片断离）阶段,岩浆活动集中于昆中构造岩浆岩带北侧,为极度富含MME的闪长岩+石英闪长岩+英云闪长岩+花岗闪长岩组合。晚三叠世构造岩浆阶段为后碰撞阶段,强烈的火山活动形成了高钾钙碱性及碱性的晚三叠世陆相中酸性火山岩组合,强烈的深成岩浆侵入作用形成了偏铝质-弱过铝质高钾钙碱性-碱性的石英二长闪长岩+花岗闪长岩+（斑状）二长花岗岩+正长花岗岩组合。晚三叠世-早侏罗世构造岩浆阶段为后造山带阶段,产出了典型的碱性“A”型花岗岩组合。
相振群[7]（2014）在《华北克拉通中元古代岩浆事件群与成矿作用》文中进行了进一步梳理华北克拉通在经历了早前寒武纪复杂的多阶段性的构造演化之后，从1.80Ga开始进入一个相对稳定的沉积盖层发育的阶段。接受了巨量的中新元古代的沉积，伴随着沉积作用的同时，形成了与哥伦比亚超大陆裂解有关的一系列热-构造事件群。华北克拉通是全球中元古代时期（1.801.00Ga）热-构造事件群最发育的克拉通之一。华北克拉通中元古代裂解事件群从自老到新可分为5个峰期：峰期Ⅰ发生在1.801.77Ga之间，以熊耳群火山岩和五台山、恒山地区的基性岩墙群为代表；峰期Ⅱ发生于约1.721.67Ga左右，以所谓AMCG组合（Anorthosite, Mangerite,Charnockite, rapakivi Granite）占统治地位，包括大庙斜长岩、密云-环斑花岗岩、赤城环斑花岗岩、蓝营正长岩、古北口碱性花岗岩、涝洼二长花岗岩、石英二长岩、建平地区辉长岩、闪长岩、二长岩、石英正长岩、紫苏花岗岩，固阳石英正长岩等；峰期Ⅲ发生于约1.631.62Ga，以大红峪富钾火山岩、华北南缘龙王□碱性花岗岩和鲁西泰山基性岩墙群为代表。峰期Ⅳ发生于约1.331.30Ga期间，以侵入到下马岭组、雾迷山组的基性岩墙（床）和商都、化德、康保地区的花岗岩、二长花岗岩、白云鄂博火成碳酸岩为主。峰期Ⅴ发生于约1.23Ga，以华北克拉通东缘的通化辉绿岩墙、建平-青龙基性岩墙、滦南第四系覆盖的隐伏基性岩体以及沂水地区的辉长岩为主。本文针对1.721.67Ga、1.631.62Ga、1.331.30Ga、约1.23Ga时期的裂解事件群开展具体的研究工作，获得大量的高精度实验测试数据，搭建了华北克拉通中元古代时期裂解事件群精细年代学格架，丰富了华北克拉通中元古代裂解事件群的内涵，建立了华北克拉通中元古代（1.801.00Ga）岩浆事件序列。获得涝洼地区二长花岗岩、石英二长岩的锆石LA-ICPMS U-Pb同位素年龄分别为1695±12Ma，1696±12Ma；获得建平地区侵入岩类锆石SHRIMP、MC-LA-ICPMS U-Pb同位素年龄为16921714Ma；获得被常州沟组砂砾岩不整合覆盖的花岗斑岩脉锆石LA-MC-ICPMS、SHRIMP U-Pb同位素年龄分别为1673±10Ma，1669±20Ma；获得固阳瓦窑石英正长岩锆石SHRIMPU-Pb同位素年龄为1702±31Ma；获得泰山红门辉绿岩墙斜锆石SIMS、ID-TIMS年龄分别为1632.4±4.2Ma，1621.1±8.8Ma，发现康保地区1335±4Ma二长花岗岩，获得侵入下马岭组基性岩墙斜锆石ID-TIMS年龄为1320±6Ma；在冀东滦南地区获得冀东隐伏基性岩体的SIMS斜锆石Pb-Pb年龄为1228.3±4.0Ma。结合区域地质特征、地球化学特点、沉积演化序列，讨论了各期裂解事件群的性质及特点，探讨了华北克拉通与中元古代岩浆事件群有关的成矿作用特点，论述了华北克拉通中元古代时期岩浆事件群的大地构造意义。华北克拉通中元古代时期岩浆事件群具有幕式裂解的特点，1.801.77Ga，1.721.67Ga，1.631.62Ga三个时期的的岩浆事件群标志着哥伦比亚超大陆初始裂解的岩浆事件记录，1.331.30Ga期间以及1.23Ga的岩浆事件可能代表了哥伦比亚超大陆的晚期裂解事件。大庙钒钛磁铁矿、白云鄂博Fe-REE-Nb矿床成矿作用与中元古代岩浆事件密切相关。
李晓峰,华仁民,马东升,徐净,张龙,齐有强,武丽艳,朱艺婷[8]（2019）在《大陆岩石圈伸展与斑岩铜矿成矿作用》文中指出华南地区自古生代以来一直属于陆内构造演化环境。华南陆内伸展型斑岩铜矿主要形成于早侏罗世、晚侏罗世和早白垩世3个时期,其中晚侏罗世成矿期与华南中生代大规模钨锡成矿作用的形成基本属于一个时期。这些斑岩型矿床的时空分布与同时期的俯冲带在时间上和空间上具有明显不协调的关系,且与俯冲有关的、后俯冲伸展背景以及陆陆碰撞有关的斑岩铜矿的线性分布特点明显不同,尤其是早白垩世斑岩铜矿的分布明显呈面状分布,与华南中生代地壳明显减薄的区域基本一致。虽然这3个时期的斑岩型铜矿在地球化学上显示出弧岩浆岩的特点,但是地质事实证明在这3个时期,华南岩石圈发生了明显的伸展作用,尽管每个时期华南不同地区岩石圈伸展的程度可能不同。因此,我们把华南这种类型的斑岩铜矿归称之为"陆内伸展型"斑岩铜矿。陆内伸展型斑岩铜矿的成矿机制可能是岩石圈伸展背景下软流圈上涌导致陆下岩石圈地幔或者下地壳被改造有关。
宋明春[9]（2008）在《山东省大地构造格局和地质构造演化》文中研究指明山东省位于中国大陆的东部,地质构造复杂,其大地构造演化过程可划分为早前寒武纪阶段、中新元古代阶段、古生代阶段和中新生代阶段等4个阶段。山东省早前寒武纪基底由胶辽微陆块（鲁东地块）、渤鲁微陆块（鲁西地块）和迁怀微陆块（德州地块）组成。山东于2.8Ga以前形成具岛弧性质的沂水和唐家庄古陆核。2.8～2.7Ga,鲁西地区拉张出现初始洋壳,形成具大洋高原环境特点科马提岩、枕状玄武岩组合。2.7～2.56Ga,洋盆消减,俯冲作用造成早期TTG质花岗岩侵位,形成鲁西和鲁东岛弧,为初始不成熟陆壳。2.56～2.4Ga,弧陆碰撞,大量碰撞型花岗岩侵位,第二期TTG质花岗岩系和二长花岗岩系大规模出现,地壳由不成熟陆壳向半成熟陆壳转化;至古元古代岩浆活动完全由代表成熟陆壳的重熔型二长花岗岩构成。2.4～2.1Ga,四海山A型花岗岩的出现标志着刚性陆壳发生拉张减薄,山东陆块基底大规模克拉通化完成:同时,鲁东地区强烈裂陷,形成裂陷盆地。2.1～1.9Ga,鲁东裂陷盆地闭合,古元古代地层发生强烈褶皱。中新元古代山东陆块归属华北克拉通和大别-苏鲁造山带。中元古代初期（1.84～1.72Ga）,地壳发生裂解,济宁裂谷型沉积和鲁西第一期基性岩墙群形成。中元古代晚期（1.20～1.05Ga）,地壳再次裂解,海阳所幔源岩浆杂岩和鲁西第二期基性岩墙群形成。新元古代早中期（0.9～0.73Ga）,出现同碰撞的S型和I型花岗岩,伴随有强烈的挤压变形作用,形成雄伟的苏鲁碰撞造山带,在造山带北西侧产生具前陆盆地性质的沂沭盆地。新元古代晚期,岚山头A型花岗岩和具后继盆地性质的蓬莱盆地及具上叠盆地性质的石桥盆地的出现,指示强烈造山作用结束,地壳演化开始了另一个新的阶段。古生代构造单元划分为华北板块陆表海盆地、鲁东被动大陆边缘和大别-苏鲁裂谷盆地。早古生代特征是全域同步缓慢沉降,鲁西以台地相及潮坪、泻湖相碳酸盐岩沉积为主。中、晚奥陶世之后,受板块汇聚俯冲影响,鲁西地区整体抬升剥蚀,缺失晚奥陶世—泥盆纪沉积。晚古生代特征是结束了的单一海相沉积史,完成了海陆交互相向纯陆相沉积的重大古地理转变,晚石炭世至早二叠世沉积了一套准碳酸盐台地和三角洲—潮坪泻湖相的暗色砂泥岩、灰岩和煤层;从中二叠世开始,出现典型的河湖相沉积建造。鲁东被动大陆边缘和大别-苏鲁裂谷盆地的古生代沉积被后期剥蚀殆尽。中新生代属滨太平洋前陆坳陷带和滨太平洋构造岩浆活动带,包括渤海湾盆地、鲁中隆起、蒙阴盆地群、济宁坳陷、沂沭裂谷、胶北隆起、胶莱盆地、鲁东折返带（超高压带）和苏北折返带（高压带）等次级构造单元。早中三叠世板块作用产生苏鲁碰撞造山带;晚三叠世,形成高钾钙碱性花岗岩类侵入岩,来源于富集岩石圈地幔源区的碱质花岗岩浆的侵位,则标志着后造山拉张作用的开始。侏罗纪时,鲁东地区形成了类似于埃达克岩的高锶花岗岩;鲁西地区局部发生沉降,产生盆地,同时形成了一套与大陆的造陆抬升有关的高镁中基性侵入岩;早侏罗世末,沂沭断裂开始产生并发生左行平移运动。白垩纪构造岩浆活动非常活跃,形成大规模具有弧后拉张性质活动大陆边缘特点的火成岩组合,崂山A型花岗岩的出现标志着强烈岩浆活动趋于尾声;由侏罗纪—白垩纪晚期地幔具有由EMⅠ富集地幔向EMⅡ富集地幔演变和由富集向亏损或由岩石圈向软流圈演变的趋势:受太平洋板块俯冲影响,郯庐断裂发生大幅度左行平移,沂沭断裂二侧伴生形成羽状断裂系统、棋盘格状断裂系统和多层次拆离滑脱构造系统;同时,产生大量断陷盆地,构成隆起与凹陷相间分布的盆山耦合格局。新生代构造格局具有明显的继承性和新生性双重特点,主要地质事件是受断裂控制的新生代盆地和玄武岩喷发。
葛荣峰[10]（2014）在《塔里木克拉通北缘库鲁克塔格地块前寒武纪构造—热事件与地壳演化》文中研究指明库鲁克塔格地块是塔里木克拉通东北缘一个重要的前寒武纪露头区,该区经历了漫长的地质演化历史,形成了复杂的岩石组合。本文在详细的野外实测剖面基础上,对库鲁克塔格西段库尔勒-西山口地区的前寒武纪变质深成岩、变质表壳岩及侵入其中的未变质花岗岩进行了系统的岩石学、锆石LA-ICP-MS和SHRIMP U-Pb定年、锆石原位Hf-O同位素分析及地球化学分析,确定了这些岩石的形成时代、成岩过程及变质-变形历史,探讨了塔里木克拉通北缘太古宙地壳演化、古元古代与新元古代两期构造-热事件的动力学背景及其与Columbia和Rodinia超大陆演化的关系等重大问题。野外实测剖面表明,库尔勒地区发育一套主要由变质火成岩（正片麻岩、片麻状花岗岩和斜长角闪岩）、变质沉积岩（云母石英片岩、副片麻岩、石英岩、大理岩）及混合岩组成的新太古代-古元古代变质杂岩体,本文称之为“库尔勒杂岩”。结合LA-ICP-MS和SHRIMP锆石定年,本文首次在库尔勒杂岩中识别出-2.71-2.74Ga的正片麻岩和斜长角闪岩,这是目前为止在库鲁克塔格地区识别出的具有可靠年龄的最古老岩石；年代学数据表明,这些岩石至少受到～2.0-1.8Ga和～0.8-0.6Ga两期变质事件的影响。锆石Hf-O同位素特征表明,同期的亏损地幔与至少3.4-3.5Ga的古老大陆地壳均参与这些-2.7Ga岩浆岩的形成过程。地球化学数据表明,-2.7Ga的斜长角闪岩的原岩类似于岛弧拉班玄武岩和岛弧富Nb或高Nb岛弧玄武岩,正片麻岩可能是斜长角闪岩的母岩浆AFC作用的产物；这一岩石组合类似于北美Superior省和Dharwar克拉通中许多-2.7Ga绿岩带中的岛弧火山岩组合,指示大陆岛弧环境下年轻洋壳的“热”俯冲,这一过程可能对新太古代地壳生长和分异都具有重要意义。对已有锆石原位U-Pb年龄和Hf同位素数据的总结表明,塔里木克拉通可能经历了～2.7Ga和～2.5Ga两期重要的新太古代岩浆作用,-2.7和-2.5Ga均为地壳生长的重要时期,但这些新太古代岩石的锆石Hf模式年龄并不代表地壳生长时间,而是岩浆混合作用的假象库尔勒地区的古元古代变质沉积岩（兴地塔格群）经历了复杂的变质作用和混合岩化。云母石英片岩矿物组合与温压估算表明其经历了高角闪岩相变质,峰期温压条件为P=11±2kbar,T=690±50℃。云母石英片岩、石英岩、混合岩化副片麻岩等变质沉积岩均记录了～1.85Ga的变质事件,但其中多数碎屑锆石已发生溶解-再沉淀,形成新生变质锆石,其初始176Hf/177Hf比值相对均一,可能是碎屑锆石溶解与石榴子石分解为绿泥石这两个过程中释放的Zr-Hf在变质流体中发生混合与同位素均一化的结果,因此其变质年龄代表退变质时代,而非峰期变质时代。该区的混合岩化副片麻岩和浅色花岗岩至少记录了三期混合岩化作用,即：～1.85Ga、～830Ma和～660Ma。～1.85Ga的混合岩化可能与区域高级变质导致的原地深熔作用有关,而～830Ma的浅色花岗岩则来自于深部或邻区地壳的重熔及大规模熔体运移和注入；这两期混合岩化可能分别反映了古元古代晚期和新元古代中期的两期区域造山事件,而第三期～660Ma的混合岩化可能是碱性花岗岩侵入导致的局部重熔的结果。相反,西山口地区的云母片岩和副片麻岩可能仅经历了绿片岩相变质,其变质年龄为～1.93Ga,与侵入其中的～1.93-1.94Ga的花岗岩年龄一致。这些样品中存在大量2.0-3.5Ga的碎屑锆石,说明变质重结晶和新生锆石生长较弱,其中最年轻的碎屑锆石年龄峰为～2.05Ga,与库尔勒地区个别样品中的残留碎屑锆石记录一致,表明兴地塔格群的沉积时代为2.05-1.94Ga。与已知岩浆记录的对比及锆石形态分析表明,这些2.0-3.5Ga碎屑锆石可能主要来源于塔里木北缘的酸性岩浆岩,记录了该区地壳演化的重要信息。这些碎屑锆石大多具有高δ18O和负εHf（t）值,表明其源区岩浆岩可能主要来自以具有高δ18O的成熟沉积物为主的古老地壳的再造。线性回归分析表明,岩浆源区最老和最年轻的地壳组分分别为3.7-3.9Ga和2.78Ga,且两者的176Lu/177Hf比值均为～0.01,这一比值明显低于基性岩,而与酸性岩一致,说明塔里木克拉通北缘可能存在3.7-3.9Ga的古老大陆地壳,比前人识别出的～3.3Ga地壳组分老很多,且至～3.5Ga时已发生壳内熔融和分异,形成的成熟大陆地壳。此外,SHRIMP和LA-ICP-MS锆石定年表明,西山口地区广泛发育的古元古代晚期片麻状（蓝石英）花岗岩均侵位于1.93-1.94Ga,并在岩浆结晶之后不久的1.91-1.92Ga发生变质作用,但岩体侵位年龄和变质年龄只有SHRIMP数据才能区分。锆石Hf-O同位素模拟表明,该期岩浆岩涉及幔源新生物质的加入和古老表壳岩系的再造。相对富钾的二长花岗岩、石英闪长岩/石英二长岩、含石榴子石花岗岩可能是幔源基性岩侵入导致变质沉积岩（即兴地塔格群）部分熔融及岩浆混合作用的结果,而相对富钠的奥长花岗岩和英云闪长岩可能是新生基性下地壳在金红石榴辉岩相（>50km）条件下部分熔融并受浅部沉积物混染的产物。库鲁克塔格地区1.94-1.91Ga的岩浆-变质事件可能发生于安第斯型大陆岛弧环境,并随后卷入1.85Ga的陆陆碰撞造山作用。对已有年代学数据的总结表明,塔里木克拉通南、北两缘分别发育一条古元古代晚期造山带,即～1.9-1.8Ga的塔北造山带和～2.0-1.9Ga的塔南造山带,分别与华北克拉通中部造山带和孔兹岩带类似。通过区域对比认为,塔里木-敦煌-阿拉善-阴山等地块在新太古代-古元古代可能为统一陆块,并沿2.0-1.9Ga的孔兹岩带-塔南造山带与鄂尔多斯地块及其西延部分发生碰撞,随后又分别沿华北中部造山带和塔北造山带于～1.85Ga发生碰撞,形成Columbia超大陆的一部分。库鲁克塔格西段发育三期未变质的花岗质岩石,分别形成于新元古代中期（～830-820Ma）、新元古代晚期（～660-630Ma）和古生代中期（～420-400Ma）。新元古代中期花岗岩主要来源于太古宙基性下地壳的低温含水熔融,可能形成于岛弧环境；而新元古代晚期和古生代中期花岗岩均来自于幔源新生岩浆与古老地壳物质的混合,但前者具有较高的熔融温度和较低的熔融压力,可能形成于弧后裂谷环境,而后者的熔融条件相反,可能形成于新的大陆岛弧环境。结合塔里木北缘的其他岩石学、年代学和同位素数据,本文提出塔里木北缘新元古代至古生代长期（950-300Ma）俯冲-增生造山作用模型。这一模型分为早期向南推进的安第斯型增生造山阶段和晚期向北后撤的西太平洋型增生造山阶段,前者导致俯冲相关的岩浆作用和变质变形从伊犁、中天山、旱山等微陆块（-950-900Ma）向塔里木北缘（-830-780Ma）迁移,后者可能归因于向北的板片回卷和海沟后撤,相关的弧后裂谷作用（-780-600Ma）导致南天山洋的打开。南天山洋的俯冲闭合可能是双向的,并分别在塔里木北缘和伊犁-中天山-旱山形成-460-400Ma的两条近于平行的岩浆弧。这一模型将中亚造山带西南部的俯冲-增生历史从古生代延伸至新元古代,并将其与环Rodinia增生造山系统相联系,表明塔里木与西伯利亚之间可能存在对称的增生造山系统。
二、铁镁质岩墙群在研究地球动力学中的重要性和可能性（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、铁镁质岩墙群在研究地球动力学中的重要性和可能性（论文提纲范文）
（1）个旧超大型锡多金属矿区成岩成矿时空演化及一些关键问题探讨（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 一、引言 |
| 1.1 已有的理论基础和认识 |
| 1.1.1 锡矿床在全球的时间分布 |
| 1.1.2 锡矿床在全球的空间分布 |
| 1.1.3 锡的成矿作用基本认识 |
| 1.2 个旧锡多金属矿区的研究历史及存在问题 |
| 1.2.1 研究区的工作历史回顾 |
| 1.2.2 研究面临的科学问题及研究思路 |
| 1.3 技术路线及方法 |
| 1.4 已完成的工作量 |
| 二、区域地质背景 |
| 2.1 区域构造 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.3 区域岩浆岩 |
| 2.4 区域地质演化历史 |
| 三、个旧地区中生代岩浆作用及意义 |
| 3.1 岩体地质及岩石学 |
| 3.1.1 花岗质岩石 |
| 3.1.2 贾沙辉长岩 |
| 3.1.3 贾沙地区暗色微粒包体（MMEs） |
| 3.1.4 白云山碱性岩 |
| 3.1.5 镁铁质岩墙 |
| 3.2 样品分析测试方法 |
| 3.2.1 LA-ICP-MS 和 SHRIMP 锆石 U-Pb 定年 |
| 3.2.2 全岩主量和微量元素 |
| 3.2.3 全岩 Nd-Sr 同位素 |
| 3.2.4 锆石 Hf 同位素 |
| 3.3 样品分析结果 |
| 3.3.1 LA-ICP-MS/SHRMP 锆石 U-Pb 定年 |
| 3.3.2 元素地球化学 |
| 3.3.3 Nd-Sr 同位素地球化学 |
| 3.3.4 Hf 同位素地球化学 |
| 3.4 花岗岩的成因及意义 |
| 3.4.1 分离结晶过程 |
| 3.4.2 花岗岩的成因 |
| 3.4.3 花岗岩成因类型：S 型？A 型？高分异 I 型？ |
| 3.5 碱性岩-岩墙的成因及意义 |
| 3.5.1 铁镁质岩墙的成因 |
| 3.5.2 碱性岩成因 |
| 3.5.3 动力学背景的启示 |
| 3.6 辉长岩-暗色微粒包体：壳幔岩浆混合作用 |
| 3.6.1 包体寄主花岗岩的成因 |
| 3.6.2 贾沙辉长岩的成因 |
| 3.6.3 MMEs 的成因 |
| 3.6.4 个旧地区幔源-壳源岩浆混合作用模型 |
| 3.7 小结 |
| 四、矿床地质特征及成因探讨 |
| 4.1 个旧锡矿矿床地质特征 |
| 4.1.1 马拉格矿田 |
| 4.1.2 松树脚矿田 |
| 4.1.3 高松矿田 |
| 4.1.4 老厂矿田 |
| 4.1.5 卡房矿田 |
| 4.2 成矿期、成矿阶段划分及金属元素分带特征 |
| 4.2.1 成矿期、成矿阶段划分 |
| 4.2.2 金属矿化分带特征 |
| 4.3 个旧区成矿年代学格架 |
| 4.3.1 分析技术和结果 |
| 4.3.2 个旧锡多金属矿床的成矿时代 |
| 4.4 个旧地区成矿物质来源与流体演化总体特征 |
| 4.4.1 分析测试方法 |
| 4.4.2 测试结果分析 |
| 4.4.3 个旧地区成矿作用总体特征 |
| 4.5 脉状锡多金属矿床：地质特征与矿床成因 |
| 4.5.1 大陡山脉状矿地质特征 |
| 4.5.2 表生矿蚀变 |
| 4.5.3 矿床地球化学分析结果 |
| 4.5.4 讨论 |
| 4.6 卡房矿田 Cu 矿成因探讨 |
| 4.6.1 矿化类型及矿体产出特征 |
| 4.6.2 结果 |
| 4.6.3 讨论 |
| 4.7 ―层间氧化矿‖的成因：Fe 同位素特征及意义 |
| 4.7.1 铁同位素的概念及研究意义 |
| 4.7.2 高松矿田矿区地质特征 |
| 4.7.3 矿床矿化特征 |
| 4.7.4 Fe 同位素实验样品信息描述 |
| 4.7.5 测试分析方法 |
| 4.7.6 Fe 同位素组成测试结果 |
| 4.7.7 讨论 |
| 4.8 锡石：微区分析的应用及其意义 |
| 4.8.1 原位微区分析的意义及在本次工作中的应用 |
| 4.8.2 样品的选择及代表意义 |
| 4.8.3 分析测试技术 |
| 4.8.4. 实验结果 |
| 4.8.5 讨论与结论 |
| 4.9 小结 |
| 五、个旧地区中-新生代动力学背景与锡多金属成矿作用模型 |
| 5.1 个旧地区中生代岩浆作用及深部过程 |
| 5.1.1 个旧地区中生代岩浆作用的年代学格架 |
| 5.1.2 华南西部中生代岩浆作用的年代学格架 |
| 5.1.3 元素地球化学与同位素地球化学总体特征 |
| 5.1.4 幔源和壳源岩浆的产生与演化 |
| 5.1.5 区域综合模型 |
| 5.2 个旧地区新生代的地球动力学：锆石 U-Pb 年龄启示 |
| 5.2.1 神仙水花岗岩（CYB0707020 与 CYB0807030） |
| 5.2.2 闪长质包体（CYB0807048） |
| 5.2.3 包体的围岩（CYB0807049） |
| 5.2.4 辉长岩（CYB0807067） |
| 5.2.5 ~30 Ma 数据为后期热扰动的记录 |
| 5.2.6 30 Ma: 印度板块向欧亚大陆碰撞造山作用的响应 |
| 5.2.7 个旧地区白垩纪以来的深部过程 |
| 5.3 个旧地区晚白垩世大规模成矿作用模型 |
| 5.3.1 个旧地区中生代成岩成矿地球动力学背景 |
| 5.3.2 个旧超大型矿集区成矿作用过程 |
| 5.3.3 个旧锡多金属矿集区矿床模型 |
| 5.4 小结 |
| 六、结论 |
| 6.1 本次工作获得的主要成果 |
| 6.2 尚未解决的科学问题 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 个人简历及在校期间取得的成果 |
（3）祁连山岩浆作用有关硫化金属矿床成矿与找矿（论文提纲范文）
| 论文提要 |
| Abstract |
| 第一章 前言 |
| 一、论文选题的由来和创新意义 |
| 二、论文的主要研究内容和目标 |
| 三、学术思想和技术路线 |
| 四、论文研究工作概况和完成主要工作量 |
| 五、样品采集制备和分析方法 |
| 六、主要创新成果 |
| 第二章 岩浆作用有关硫化金属矿床研究现状 |
| 一、世界岩浆作用有关硫化金属矿床的类型和分布 |
| (一) 概念及研究范畴 |
| (二) 火山成因块状硫化物矿床(VHMS)类型及分布 |
| (三) 岩浆硫化物矿床类型及分布 |
| 二、火山成因块状硫化物矿床(VHMS)成矿作用研究进展 |
| (一) 现代海底热液成矿作用研究发现 |
| (二) 蛇绿岩及其成矿 |
| (三) 成矿环境及成矿物质来源 |
| (四) 成矿流体性质与来源 |
| (五) 热液循环成矿机制 |
| 三、岩浆硫化物矿床成矿作用研究进展 |
| (一) Voisey's Bay矿床的发现及其意义 |
| (二) 大火成岩省与岩浆硫化物矿床成矿 |
| (三) 不混溶成矿作用与硫化物饱和度控制 |
| (四) 地壳污染和岩浆混合对硫化物溶解度的影响 |
| (五) 复合热液作用对岩浆硫化物矿床的成矿贡献 |
| 第三章 祁连山岩浆作用有关硫化金属矿床成矿背景与成矿地质条件 |
| 一、祁连山构造格架及构造地质演化 |
| (一) 大地构造位置 |
| (二) 构造单元划分 |
| (三) 区域构造演化 |
| 二、祁连山古微陆块及中元古代大陆溢流玄武岩 |
| (一) 主要微陆块地质归属 |
| (二) 中元古代大陆溢流玄武岩 |
| 三、祁连山中元古代镁铁超镁铁岩侵入体 |
| (一) 中元古代镁铁-超镁铁岩分布及形成特征 |
| (二) 中元古代镁铁-超镁铁岩成岩演化 |
| 四、祁连山新元古代大陆裂解的沉积学证据和火山作用响应 |
| (一) 大陆裂解的沉积学证据 |
| (二) 碎屑流沉积的构造指相意义及火山作用响应 |
| 五、北祁连山加里东期聚敛作用的构造转换及岩浆作用特征 |
| (一) 北祁连山加里东期聚敛作用的构造转换 |
| (二) 区域岩浆作用指相及成矿响应 |
| (三) 两种构造聚敛模式转换动力学机制 |
| 六、祁连山区域成矿构造环境及动力学分析 |
| (一) 祁连山区域成矿构造环境 |
| (二) 区域成矿动力学分析 |
| 第四章 祁连山岩浆作用有关硫化金属矿床成矿作用 |
| 一、祁连山主要矿床组合及特征 |
| (一) 主要矿床组合及其成矿作用类型 |
| (二) 早古生代火山岩成因块状硫化物矿床区域成矿特征 |
| (三) 中元古代早期岩浆熔离型铜镍矿床区域成矿特征 |
| (四) 早古生代晚期矽卡岩一石英脉型钨矿床主要成矿特征 |
| (五) 贵金属主要成矿特征及与硫化金属矿床成矿关系分析 |
| 二、北祁连塞浦路斯型Cu-Zn矿床成矿作用 |
| (一) 北祁连塞浦路斯型Cu-Zn矿床发现的地质找矿意义 |
| (二) 北祁连赋矿弧后盆地火山岩系 |
| (三) 石居里沟塞浦路斯型Cu-Zn矿床成矿地质地球化学特征 |
| (四) 中晚奥陶世北祁连弧后扩张及海底热液循环成矿 |
| 三、祁连山元古宙大规模岩浆铜镍硫化物矿床成矿作用 |
| (一) 金川岩浆Cu-Ni-PGE矿床地质对比及其成矿指示意义 |
| (二) 金川岩浆Cu-Ni-PGE矿床地质地球化学特征 |
| (三) 元古宙祁连古陆大规模岩浆事件及熔离成矿 |
| 第五章 祁连山岩浆作用有关硫化金属矿床找矿潜力 |
| 一、祁连山暨西北地区金属矿床在全国金属矿产勘查中的地位 |
| (一) 西北地区古生代主要金属矿床成矿特点 |
| (二) 西北地区成矿背景及成矿条件约束 |
| 二、南祁连化隆地区金川型岩浆Cu-Ni-PGE矿床找矿靶区优选 |
| (一) 找矿战略靶区筛选的指示剂 |
| (二) 地质条件与成矿显示的对比 |
| (三) 物化遥异常信息及找矿靶区筛选 |
| 三、北祁连中西段塞浦路斯型铜矿找潜力 |
| (一) 古火山机构及控矿原生裂隙系统判别 |
| (二) 音频可控源大地电磁测深探矿 |
| (三) 找矿潜力分析 |
| 第六章 结语 |
| 一、论文要点 |
| 二、对于未来研究的一些思考 |
| 三、致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 附录Ⅰ 已出版专着和发表论文 |
| 附录Ⅱ 主要获奖研究成果 |
（4）花岗岩类地质信息的采集与集成 ——在天水地区花岗岩类调查与研究中的应用（论文提纲范文）
| 摘要 Abstract 绪言 |
| 0.1 立题意义及国内外研究现状 |
| 0.2 研究方法与技术路线 |
| 0.3 主要研究内容与目标 |
| 0.4 研究工作概况及主要工作量 |
| 0.5 主要创新点 第一章 花岗岩类地质理论研究现状 |
| 1.1 当代地球科学研究的热点之一—花岗岩类信息示踪技术与方法 |
| 1.2 花岗岩类地质理论的主要进展及技术支撑 |
| 1.2.1 I、S、M、A型分类及其应用 |
| 1.2.2 原地重熔说与元素地球化学场理论 |
| 1.2.3 花岗岩类构造环境分类新理论 |
| 1.2.4 花岗岩类的源岩研究新进展 |
| 1.2.5 花岗岩类的上升、定位机制研究进展 |
| 1.2.6 大陆造山带花岗岩类地球化学研究的新构想 |
| 1.2.7 “中国花岗岩和大陆地壳生长”研究动态 |
| 1.3 花岗岩类研究在地质学中的地位及意义 第二章 花岗岩类的地质信息及其示踪方法 |
| 2.1 花岗岩类的示踪技术 |
| 2.2 花岗岩类信息获取的宏观方法 |
| 2.2.1 花岗岩类地质调查的现状 |
| 2.2.2 现行花岗岩类分类及在地质调查中存在的主要问题 |
| 2.2.3 花岗岩类地质调查单位的划分原则 |
| 2.2.4 地质调查中花岗岩类分类方案的选择 |
| 2.2.5 花岗岩类的野外调查方法及主要内容 |
| 2.2.6 采用高新技术进行地质调查 |
| 2.3 花岗岩类地质信息获取的微观方法 |
| 2.3.1 现代地质分析与测试发展的主要趋向 |
| 2.3.2 整体分析技术(bulk analysis) |
| 2.3.3 地质年代学测定及稳定同位素分析方法 |
| 2.3.4 野外或现场分析技术 |
| 2.4 地球信息科学与花岗岩类地质信息分析 |
| 2.4.1 地球信息科学概述 |
| 2.4.2 地球信息科学研究内容 |
| 2.4.3 地球科学信息系统研究现状与展望 |
| 2.4.4 花岗岩类信息分析 |
| 2.4.5 花岗岩类地质信息类型 |
| 2.4.6 花岗岩类地质信息的采集系统 第三章 天水地区花岗岩类型及时空分布 |
| 3.1 研究区地质构造背景及分区 |
| 3.1.1 大地构造位置及构造单元划分 |
| 3.1.2 区域地质概况 |
| 3.2 研究区花岗岩类的主要类型 |
| 3.2.1 变质花岗岩类和未变质花岗岩类 |
| 3.2.2 岩浆混合花岗岩类 |
| 3.2.3 复式深成岩体和独立侵入体 |
| 3.3 花岗岩类的时空分布 |
| 3.3.1 花岗岩类的时间分布 |
| 3.3.2 花岗岩类的空间分布 第四章 天水地区花岗岩类已获取信息的综述 |
| 4.1 地质学信息 |
| 4.2 地球化学信息 |
| 4.3 地球物理信息 |
| 4.4 遥感信息 |
| 4.5 各类信息的可靠性综合评述 |
| 4.5.1 可靠信息 |
| 4.5.2 较可靠信息 |
| 4.5.3 参考信息 |
| 4.5.4 可靠性差信息 |
| 4.5.5 花岗岩类地质时代学信息的可靠性评述 |
| 4.5.6 信息资料存在的问题 第五章 天水地区花岗岩类地质学信息 |
| 5.1 北带花岗岩类地质学信息 |
| 5.1.1 变质花岗岩类地质学信息 |
| 5.1.2 未变质花岗岩类地质学信息 |
| 5.1.3 北带花岗岩类成岩温度信息 |
| 5.2 中带花岗岩类地质学信息 |
| 5.2.1 温泉岩浆混合花岗岩地质学信息 |
| 5.2.2 党川一大堡岩基(岩体群)地质学信息 |
| 5.2.3 百花杂岩体地质学信息 |
| 5.2.4 中带花岗岩类成岩温度信息 |
| 5.3 南带花岗岩类地质学信息 |
| 5.3.1 柴家庄—八卦山—天子山岩浆带花岗岩地质学信息 |
| 5.3.2 吴茶坝岩体地质学信息 |
| 5.3.3 太白岩体地质学信息 |
| 5.3.4 糜暑岭岩浆混合花岗岩地质学信息 |
| 5.3.5 南带花岗岩类成岩温度信息 |
| 5.4 各带花岗岩类地质学信息的差异及成因对比 |
| 5.4.1 岩石类型的差异 |
| 5.4.2 岩石化学信息及成岩温度信息的差异 第六章 天水地区花岗岩类型地球化学信息 |
| 6.1 北带花岗岩类地球化学信息 |
| 6.1.1 北带花岗岩类微量元素地球化学信息 |
| 6.1.2 北带花岗岩类同位素年代学信息 |
| 6.2 中带花岗岩类地球化学信息 |
| 6.2.1 温泉岩浆混合花岗岩地球化学信息 |
| 6.2.2 党川—大堡岩基(岩体群)微量元素地球化学信息 |
| 6.2.3 中带花岗岩类同位素年代学信息 |
| 6.3 南带花岗岩类地球化学信息 |
| 6.3.1 柴家庄—八卦山—天子山岩浆带花岗岩地球化学信息 |
| 6.3.2 吴茶坝岩体地球化学信息 |
| 6.3.3 太白岩体地球化学信息 |
| 6.3.4 糜暑岭岩浆混合花岗岩地球化学信息 |
| 6.3.5 南带花岗岩类同位素年代学信息 |
| 6.4 各带元素地球化学特征及稳定同位素地球化学示踪 |
| 6.4.1 主量及微量元素地球化学 |
| 6.4.2 稀土元素地球化学 |
| 6.4.3 锶、氧同位素地球化学 |
| 6.4.4 信息示踪的主要成因结论 第七章 区域地球物理、区域地球化学及遥感信息 |
| 7.1 天水地区地壳结构、区域构造的区域地球物理信息 |
| 7.1.1 布格重力异常分布特征信息 |
| 7.1.2 重力梯级带与断裂构造信息 |
| 7.1.3 重磁场分区与构造单元的应证性信息 |
| 7.1.4 天水及邻区综合地球物理剖面信息 |
| 7.1.5 天水及邻区深部电性结构信息 |
| 7.2 天水地区花岗岩类的区域地球化学信息 |
| 7.2.1 区域地球化学场分类 |
| 7.2.2 与花岗岩类有关的区域地球化学信息 |
| 7.3 天水地区区域遥感及反映的花岗岩类信息 |
| 7.3.1 遥感图像的收集及室内处理 |
| 7.3.2 花岗岩类出露区的影像特征及解译标志 第八章 花岗岩类的信息集成及应用 |
| 8.1 花岗岩类地质信息集成的概念及方法 |
| 8.1.1 花岗岩类地质信息集成的概念 |
| 8.1.2 花岗岩类地质信息集成的原则 |
| 8.1.3 花岗岩类地质信息集成分类 |
| 8.1.4 花岗岩类地质信息集成的基本方法 |
| 8.1.5 花岗岩类地质信息集成的表达方式 |
| 8.1.6 花岗岩类地质信息“模块化”集成的原则 |
| 8.2 花岗岩类主要地质信息集成类型 |
| 8.2.1 独特成因特征的花岗岩类信息集成 |
| 8.2.2 不同构造分区的花岗岩类信息集成 |
| 8.2.3 相邻构造单元花岗岩类构造配置的信息集成 |
| 8.2.4 大型—巨型断裂带花岗岩类信息集成 |
| 8.3 天水地区花岗岩类的信息集成及地质分析应用实例 |
| 8.3.1 温泉岩体的信息集成、区域构造意义及成矿作用 |
| 8.3.2 糜署岭岩体的信息集成 |
| 8.3.3 糜署岭构造—岩浆带信息集成及区域构造意义 |
| 8.3.4 北带(祁连造山带)花岗岩类构造演化信息集成 |
| 8.3.5 渭河断裂带花岗岩类信息集成 |
| 8.4 关于本次花岗岩类信息集成的评述 第九章 天水地区花岗岩类信息示踪的地壳演化信息 |
| 9.1 古元古代造山带结晶基底形成期 |
| 9.2 中—新元古代过渡性基底形成期 |
| 9.3 早古生代板块构造演化与加里东期俯冲—碰撞造山期 |
| 9.4 晚古生代—三叠纪板内伸展裂陷和印支期全面碰撞造山期 |
| 9.4.1 板内伸展裂陷与陆褶造山阶段 |
| 9.4.2 印支期全面褶皱造山与逆冲推覆阶段 |
| 9.5 中—新生代陆内(板内)演化期 |
| 9.5.1 燕山早期(J1-2)伸展塌陷与岩浆活动阶段 |
| 9.5.2 燕山晚期(J3-E)浅层次逆冲推覆阶段 |
| 9.5.3 喜山期山体隆升与浅层次逆冲—走滑阶段 第十章 结论 |
| 10.1 获得的主要成果与结论 |
| 10.2 主要创新点 |
| 10.3 尚需深化的问题 图版 致谢 参考文献 读研期间负责或参加的科研项目公开发表的着作与论文 |
| 读研期间负责或参加的科研项目 |
| 读研期间公开发表的着作与论文 |
（5）湘黔桂地区新元古代中期盆地演化及动力学机制研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 课题来源 |
| 1.2 选题依据及研究意义 |
| 1.3 国内外研究现状 |
| 1.3.1 扬子板块与华夏板块的拼合与裂解事件 |
| 1.3.2 探讨新元古代中期盆地动力学演化与沉积响应的关系 |
| 1.3.3 莲沱组地层沉积时限以及与南华系的关系 |
| 1.4 研究思路及技术路线 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 研究思路及技术路线 |
| 1.4.3 论文主要工作量 |
| 1.5 主要成果和创新点 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造背景 |
| 2.2 地层序列 |
| 2.2.1 峡东小区 |
| 2.2.2 湘北小区 |
| 2.2.3 湘西北小区 |
| 2.2.4 湘西南小区 |
| 2.2.5 黔东南小区 |
| 2.2.6 桂北小区 |
| 2.3 新元古代火山岩及火山作用 |
| 2.4 主要控盆断裂及其演变 |
| 2.4.1 青峰-襄樊-广济断裂 |
| 2.4.2 扬子地块东南缘边界断裂 |
| 2.4.3 石门-华容-临湘褶断带 |
| 2.4.4 安化-宁乡-浏阳断裂 |
| 2.4.5 从江-黎平-靖州-洪江-怀化断裂,融安-三江断裂 |
| 小结 |
| 第3章 沉积充填序列及盆地演化阶段性 |
| 3.1 地层对比 |
| 3.1.1 新元古代早期地层特征 |
| 3.1.2 板溪系地层特征 |
| 3.2 板溪期沉积盆地充填阶段性 |
| 3.2.1 盆地开启与初始海侵阶段(820-800Ma) |
| 3.2.2 构造热事件与差异隆升阶段(800-760Ma) |
| 3.2.3 区域沉降阶段(760-720Ma) |
| 小结 |
| 第4章 板溪系沉积特征及岩相古地理 |
| 4.1 区域性不整合面的分布及特征 |
| 4.1.1 桂北地区接触关系特征 |
| 4.1.2 梵净山地区接触关系特征 |
| 4.1.3 怀化芷江地区接触关系特征 |
| 4.1.4 湘中沅陵-桃源地区 |
| 4.1.5 岳阳地区接触关系特征 |
| 4.1.6 湘西隆回-城步地区接触关系特征 |
| 4.2 板溪期早期沉积特征及古环境分析 |
| 4.3 板溪期中期沉积特征及古环境分析 |
| 4.4 板溪期晚期沉积特征及古环境分析 |
| 小结 |
| 第5章 地球化学特征及动力学研究 |
| 5.1 样品采集及分析方法 |
| 5.1.1 样品采集 |
| 5.1.2 分析方法 |
| 5.2 盆地开启同位素年代学 |
| 5.2.1 碎屑锆石U-Pb同位素年代学特征 |
| 5.2.2 花岗岩锆石U-Pb同位素年代学特征 |
| 5.3 盆山转换期沉积地球化学特征 |
| 5.3.1 主量元素特征 |
| 5.3.2 微量和稀土元素特征 |
| 5.3.3 锆石Hf同位素特征 |
| 5.4 盆山转换期花岩岗地球化学特征 |
| 5.4.1 主量元素特征 |
| 5.4.2 微量和稀土元素特征 |
| 5.4.3 锆石Hf同位素特征 |
| 5.5 沉积岩物源与构造背景分析 |
| 5.5.1 源岩的风化、沉积分选与再旋回分析 |
| 5.5.2 沉积岩物源分析 |
| 5.6 花岗岩物源及构造背景分析 |
| 5.6.1 岩石成因 |
| 5.6.2 构造背景分析 |
| 第6章 讨论 |
| 6.1 扬子与华夏板块碰撞及裂谷盆地开启时代约束 |
| 6.2 盆山转换地球动力学分析 |
| 6.2.1 角度不整合面上下地层沉积构造背景分析 |
| 6.2.2 盆山转换动力学机制分析 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
（6）祁漫塔格地质走廊域古生代—中生代火成岩岩石构造组合研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 引言 |
| 1 研究现状 |
| 1.1 祁漫塔格及临区地质调查研究简史 |
| 1.2 研究现状及主要问题 |
| 2 选题依据 |
| 3 研究方法与工作量 |
| 4 主要研究结论 |
| 第一章 祁漫塔格地质走廊域地质背景 |
| 1.1 地层序列 |
| 1.2 主要断裂构造基本特征 |
| 第二章 早古生代火成岩岩石构造组合 |
| 2.1 祁漫塔格“蛇绿岩带” |
| 2.2 昆中蛇绿岩带 |
| 第三章 祁漫塔格地质走廊域早古生代晚期－晚古生代早期火成岩岩石构造组合 |
| 3.1 北祁漫塔格构造岩浆岩带 |
| 3.2 南祁漫塔格构造岩浆岩带 |
| 3.3 昆南构造岩浆岩带 |
| 3.4 早古生代晚期－晚古生代早期火成岩时空格架、演化特征及岩石构造组合确定 |
| 第四章 祁漫塔格地质走廊晚古生代晚期－早中生代火成岩岩石构造组合 |
| 4.1 早－中二叠世构造岩浆阶段火成岩岩石组合 |
| 4.2 晚二叠世－中三叠世构造阶段火成岩岩石组合 |
| 4.3 中三叠世构造阶段花岗岩组合 |
| 4.4 晚三叠世火成岩岩石组合 |
| 4.5 晚三叠世－早侏罗世花岗岩组合 |
| 4.6 晚三叠世陆相中酸性火山岩组合 |
| 4.7 晚古生代晚期－早中生代火成岩时空格架、演化特征及岩石构造组合确定 |
| 第五章 结论 |
| 5.1 主要认识 |
| 5.2 问题讨论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录1 个人简历 |
| 附录2 成果目录 |
| 附录3 获奖成果证书 |
（7）华北克拉通中元古代岩浆事件群与成矿作用（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 1 前言 |
| 1.1 论文选题依据与科学意义 |
| 1.1.1 选题依据 |
| 1.1.2 研究意义 |
| 1.2 工作基础 |
| 1.3 研究的内容与方法 |
| 1.4 工作概况与实物工作量 |
| 1.5 论文主要创新点 |
| 2 华北克拉通早前寒武纪构造演化的阶段性及其特征 |
| 2.1 前新太古代（＞2.8Ga）陆核增长阶段 |
| 2.2 新太古代大陆地壳快速增生 |
| 2.3 古元古代构造盆地发育及华北克拉通最终拼合 |
| 2.3.1 部分陆块拼合期 |
| 2.3.2 裂谷发育期 |
| 2.3.3 最终拼合期 |
| 2.3.4 隆升、剥蚀期 |
| 3 华北克拉通晚前寒武纪盖层发育阶段地质演化 |
| 3.1 华北克拉通中元古界地层序列及年代格架 |
| 3.1.1 燕辽裂陷槽 |
| 3.1.1.1 长城系 |
| 3.1.1.2 蓟县系 |
| 3.1.1.3 待建系 |
| 3.1.2 豫陕裂陷槽 |
| 3.1.2.1 熊耳群 |
| 3.1.2.2 汝阳群 |
| 3.1.2.3 洛峪群 |
| 3.1.3 渣尔泰‐白云鄂博裂陷槽 |
| 3.1.3.1 渣尔泰群 |
| 3.1.3.2 白云鄂博群 |
| 3.2 华北克拉通新元古界地层序列及年代格架 |
| 3.2.1 青白口系 |
| 3.2.2 南华系 |
| 3.2.3 震旦系 |
| 4 华北克拉通中元古代岩浆事件群的地质记录 |
| 4.1 华北克拉通 1.80~1.77Ga 岩浆事件 |
| 4.1.1 熊耳群火山岩 |
| 4.1.1.1 地层层序特征 |
| 4.1.1.2 形成时代 |
| 4.1.1.3 构造背景讨论 |
| 4.1.2 基性岩墙群 |
| 4.1.2.1 野外产出背景及岩石学特征 |
| 4.1.2.2 形成时代 |
| 4.1.2.3 形成构造环境讨论 |
| 4.2 华北克拉通 1.72~1.67Ga 岩浆事件 |
| 4.2.1 大庙层状杂岩体 |
| 4.2.1.1 野外地质特征及岩石学特征 |
| 4.2.1.2 形成时代 |
| 4.2.1.3 形成构造环境讨论 |
| 4.2.2 密云环斑花岗岩 |
| 4.2.2.1 野外地质特征及岩石学特征 |
| 4.2.2.2 形成时代 |
| 4.2.2.3 构造环境讨论 |
| 4.2.3 被常州沟组砂砾岩不整合覆盖的花岗斑岩脉 |
| 4.2.3.1 野外地质特征 |
| 4.2.3.2 岩石学特征 |
| 4.2.3.3 地质年代学 |
| 4.2.3.4 锆石 Hf 同位素 |
| 4.2.4 涝洼岩体 |
| 4.2.4.1 岩石学特征 |
| 4.2.4.2 地球化学特征 |
| 4.2.4.3 同位素地质年代学 |
| 4.2.4.4 锆石 Hf 同位素特征 |
| 4.2.5 建平杂岩体 |
| 4.2.5.1 岩石学特征 |
| 4.2.5.2 地球化学特征 |
| 4.2.5.3 同位素年代学特征 |
| 4.2.5.4 锆石 Hf 同位素特征 |
| 4.2.6 固阳石英正长岩 |
| 4.2.6.1 岩石学特征 |
| 4.2.6.2 地球化学特征 |
| 4.2.6.3 同位素年代学特征 |
| 4.2.6.4 岩石 Sr‐Nd 同位素及锆石 Hf 同位素特征 |
| 4.3 华北克拉通约 1.63~1.62 岩浆事件 |
| 4.3.1 大红峪火山岩 |
| 4.3.2 龙王□碱性花岗岩 |
| 4.3.2.1 岩石学特征 |
| 4.3.2.2 岩石地球化学特征 |
| 4.3.2.3 U‐Pb 同位素年龄 |
| 4.3.2.4 锆石 Hf 同位素特征 |
| 4.3.3 泰山红门辉绿岩墙 |
| 4.3.3.1 岩石学特征 |
| 4.3.3.2 地球化学特征 |
| 4.3.3.3 年代学测试结果 |
| 4.4 华北克拉通 1.33~1.30Ga 岩浆事件 |
| 4.4.1 侵入下马岭组的基性岩床 |
| 4.4.1.1 岩石学特征 |
| 4.4.1.2 同位素年代学特征 |
| 4.4.2 商都‐化德‐康保花岗岩 |
| 4.4.2.1 岩石学特征 |
| 4.4.2.2 岩石地球化学特征 |
| 4.4.2.3 地质年代学特征 |
| 4.4.2.4 锆石 Hf 同位素特征 |
| 4.4.3 白云鄂博火成碳酸岩 |
| 4.4.3.1 地质概况 |
| 4.4.3.2 形成时代 |
| 4.5 华北克拉通 1.23Ga 岩浆事件 |
| 4.5.1 岩石学特征 |
| 4.5.2 地球化学特征 |
| 4.5.3 地质年代学测试结果 |
| 4.6 华北克拉通中元古代沉积地层中的火山岩、蚀变火山岩 |
| 4.6.1 团山子组火山岩 |
| 4.6.2 高于庄期凝灰岩 |
| 4.6.3 铁岭期斑脱岩 |
| 4.6.4 下马岭期斑脱岩 |
| 5 华北克拉通岩浆事件群与成矿作用 |
| 5.1 大庙钒钛磁铁矿 |
| 5.1.1 矿区地质特征 |
| 5.1.2 控矿构造 |
| 5.1.3 矿体与矿石特征 |
| 5.1.4 矿床成因及其成矿模式 |
| 5.1.5 成矿时代 |
| 5.2 白云鄂博 Fe‐REE‐Nb 超大型矿床 |
| 5.2.1 矿区地质特征 |
| 5.2.2 控矿构造 |
| 5.2.3 矿体与矿石特征 |
| 5.2.4 矿床成因及其成矿模式 |
| 5.2.5 成矿时代 |
| 6 讨论 |
| 6.1 华北克拉通中元古代岩浆事件群序列及年代格架 |
| 6.2 华北克拉通中元古代岩浆事件群性质 |
| 6.2.1 哥伦比亚超大陆裂解时限 |
| 6.2.2 后造山与大陆裂谷环境 |
| 6.2.3 熊耳群火山岩的性质及构造属性 |
| 6.2.4 华北克拉通 AMCG 及相关岩石构造环境讨论 |
| 6.2.5 大红峪组火山岩的构造环境 |
| 6.2.6 中元古代晚期岩浆事件群构造环境 |
| 6.3 华北克拉通中元古代岩浆事件群的基本特点 |
| 6.3.1 时空分布、岩石组合特点 |
| 6.3.2 岩浆事件群与裂谷盆地演化过程 |
| 6.4 华北克拉通与哥伦比亚超大陆 |
| 7 结论 |
| 参考文献 |
| 附表 |
| 图版 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（8）大陆岩石圈伸展与斑岩铜矿成矿作用（论文提纲范文）
| 1 斑岩铜矿研究前沿和热点 |
| 1.1 岩石圈地幔的组成与大型、超大型斑岩铜矿之间存在明显耦合关系 |
| 1.2 斑岩铜矿形成中软流圈的作用越来越受到重视, 已成为当前矿床学研究的重点领域 |
| 1.3 深部幔源岩浆与成矿的关系一直是斑岩铜矿研究中争论的焦点 |
| 2 华南陆内环境岩石圈伸展与斑岩成矿作用 |
| 2.1 中生代斑岩铜矿的分布及其特点 |
| 2.2 华南斑岩型矿床是否属于一种新的类型:伸展型斑岩铜矿 |
| 3 陆内伸展型斑岩铜矿研究中关键的科学问题 |
（9）山东省大地构造格局和地质构造演化（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 区域大地构造及研究意义 |
| 1.2 选题依据 |
| 1.3 主要研究内容和完成的工作 |
| 第二章 区域地质构造背景 |
| 2.1 山东省大地构造位置 |
| 2.2 中国大陆地壳演化 |
| 2.3 山东省区域地质概况 |
| 2.4 山东省构造演化阶段划分 |
| 第三章 早前寒武纪陆块形成和演化 |
| 3.1 早前寒武纪基底构造单元 |
| 3.2 早期演化的重大构造热事件及同位素年龄制约 |
| 3.3 中太古代残留陆块—沂水和唐家庄古陆核 |
| 3.4 新太古代活动大陆边缘花岗-绿岩带—泰山和栖霞花岗-绿岩带 |
| 3.5 古元古代傲徕山岩浆活动带 |
| 3.6 古元古代鲁东裂陷盆地 |
| 3.7 本章小结 |
| 第四章 中-新元古代大陆裂解与聚合 |
| 4.1 大地构造背景和构造单元划分 |
| 4.2 中-新元古代重大构造热事件及同位素年龄制约 |
| 4.3 中元古代大陆裂解 |
| 4.4 新元古代造山作用—苏鲁同碰撞花岗岩带 |
| 4.5 新元古代造山后伸展作用 |
| 4.6 中-新元古代陆壳演化 |
| 4.7 本章小结 |
| 第五章 古生代沉积-构造古地理与板块活动 |
| 5.1 华北板块古生代构造格局及演化 |
| 5.2 山东省古生代沉积-构造古地理 |
| 5.3 古生代构造岩浆活动 |
| 5.4 古生代地壳演化 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 中生代构造体制转折及中-新生代伸展构造格架 |
| 6.1 中生代构造体制转折和中-新生代构造单元划分 |
| 6.2 中生代岩浆活动 |
| 6.3 中生代陆相盆地与盆岭构造 |
| 6.4 巨型构造活动带 |
| 6.5 中生代构造变形 |
| 6.6 新生代构造岩浆活动 |
| 6.7 中-新生代陆壳演化 |
| 6.8 本章小结 |
| 结论 |
| 山东省大地构造演化综述 |
| 山东省大地构造单元综合划分 |
| 取得的主要成果及意义 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附表 |
| 个人简介 |
（10）塔里木克拉通北缘库鲁克塔格地块前寒武纪构造—热事件与地壳演化（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 目录 |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究现状与存在的问题 |
| 1.1.1 大陆地壳的起源、生长与演化 |
| 1.1.2 超大陆旋回 |
| 1.1.3 增生造山作用 |
| 1.1.4 塔里木克拉通前寒武纪地质研究进展 |
| 1.2 研究思路与方法 |
| 1.3 工作量与创新点 |
| 第二章 太古宙岩浆作用与地壳演化 |
| 2.1 研究意义 |
| 2.2 地质背景与样品描述 |
| 2.3 分析结果 |
| 2.3.1 SHRIMP和LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄 |
| 2.3.2 锆石Hf-O同位素 |
| 2.3.3 地球化学特征 |
| 2.4 讨论 |
| 2.4.1 太古宙岩浆岩形成与变质时代 |
| 2.4.2 塔里木克拉通北缘地壳演化 |
| 2.4.3 岩石成因与构造背景 |
| 2.5 小结 |
| 第三章 古元古代晚期沉积-变质-混合岩化作用 |
| 3.1 研究意义 |
| 3.2 地质背景与样品描述 |
| 3.3 变质-变形分析及变质温压估算 |
| 3.4 古元古代表壳岩与混合岩锆石U-Pb-Hf-O同位素特征 |
| 3.4.1 库尔勒地区云母石英片岩和石英岩 |
| 3.4.2 西山口东部的副片麻岩和云母片岩 |
| 3.4.3 库尔勒地区的混合岩 |
| 3.5 讨论 |
| 3.5.1 锆石放射性成因Pb的活化 |
| 3.5.2 低Th-U锆石的形成机制 |
| 3.5.3 变质锆石形成机制 |
| 3.5.4 混合岩化机理 |
| 3.5.5 兴地塔格群沉积与变质时代 |
| 3.5.6 塔里木克拉通最古老的地壳组分 |
| 3.5.7 古元古代晚期构造-热事件的区域地质意义 |
| 3.6 小结 |
| 第四章 古元古代晚期岩浆作用 |
| 4.1 研究意义 |
| 4.2 野外地质及岩相学描述 |
| 4.3 锆石U-Pb年龄 |
| 4.4 锆石Hf-O同位素特征 |
| 4.5 全岩地球化学特征 |
| 4.6 问题讨论 |
| 4.6.1 岩体侵位与变质时代 |
| 4.6.2 岩石成因：古老地壳再造与新生地壳添加 |
| 4.6.3 构造含义：哥伦比亚超大陆汇聚过程过中的增生-碰撞造山带? |
| 4.7 小结 |
| 第五章 新元古代构造-热事件 |
| 5.1 研究意义 |
| 5.2 地质背景 |
| 5.3 野外地质与样品描述 |
| 5.4 锆石U-Pb年代学 |
| 5.5 锆石Hf同位素特征 |
| 5.6 全岩地球化学特征 |
| 5.7 岩石成因 |
| 5.8 讨论 |
| 5.8.1 塔里木北缘新元古代构造演化：地幔柱还是增生造山带 |
| 5.8.2 塔里木克拉通北缘古生代构造属性：被动陆缘还是活动陆缘? |
| 5.8.3 新构造模型及其对Rodinia超大陆和中亚造山带演化的意义 |
| 5.9 小结 |
| 第六章 总结与展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| A.1 参加的科研项目 |
| A.2 已发表论文 |
| A.3 分析方法 |
| A.3.1 锆石原位U-Pb定年 |
| A.3.2 锆石氧同位素分析 |
| A.3.3 锆石Lu-Hf同位素分析 |
| A.3.4 全岩地球化学分析 |
| A.4 数据表 |
四、铁镁质岩墙群在研究地球动力学中的重要性和可能性（论文参考文献）
- [1]个旧超大型锡多金属矿区成岩成矿时空演化及一些关键问题探讨[D]. 程彦博. 中国地质大学(北京), 2012(08)
- [2]铁镁质岩墙群在研究地球动力学中的重要性和可能性[J]. H.C.Hall,朱志澄. 地质科技情报, 1983(04)
- [3]祁连山岩浆作用有关硫化金属矿床成矿与找矿[D]. 李文渊. 西北大学, 2004(11)
- [4]花岗岩类地质信息的采集与集成 ——在天水地区花岗岩类调查与研究中的应用[D]. 李永军. 长安大学, 2005(04)
- [5]湘黔桂地区新元古代中期盆地演化及动力学机制研究[D]. 杜秋定. 成都理工大学, 2020(04)
- [6]祁漫塔格地质走廊域古生代—中生代火成岩岩石构造组合研究[D]. 王秉璋. 中国地质大学（北京）, 2012(05)
- [7]华北克拉通中元古代岩浆事件群与成矿作用[D]. 相振群. 中国地质大学（北京）, 2014(08)
- [8]大陆岩石圈伸展与斑岩铜矿成矿作用[J]. 李晓峰,华仁民,马东升,徐净,张龙,齐有强,武丽艳,朱艺婷. 岩石学报, 2019(01)
- [9]山东省大地构造格局和地质构造演化[D]. 宋明春. 中国地质科学院, 2008(03)
- [10]塔里木克拉通北缘库鲁克塔格地块前寒武纪构造—热事件与地壳演化[D]. 葛荣峰. 南京大学, 2014(03)