一、不同成因的断层岩中石英的TEM显微构造特征及其成因意义探讨（论文文献综述）
杨主恩,林卓然,陈希成[1]（1985）在《不同成因断层岩中石英的透射电镜（TEM）显微构造特征及其成因意义探讨》文中提出 引言近十几年来,透射电子显微镜（TEM）在地质科学方面的应用越来越广（Wenk, H. R.et al. 1976; 何永年,1980）。尤其是对矿物的显微结构和构造的研究,已成为不可缺少的手段。结合高温高压岩石力学实验技术,利用TEM对实验变形岩石中各种矿物的显微构造特征所进行的许多研究(Morrison-Smith, D. J. et al, 1976; Kekulawla, K. R. S. S. et
王焕[2]（2015）在《龙门山构造带地震断裂机制研究》文中提出活动断裂包括地震断裂和非地震断裂,本论文针对地震断裂开展研究,认识其组成与结构特征,并探讨与之相关的地震断裂机制。2008年5月12日汶川大地震（Mw7.9）发生在青藏高原东缘龙门山构造带,造成映秀—北川和灌县—安县断裂同时产生破裂（即汶川地震断裂带）,并分别形成-270km和～80km长的不同性质的地表破裂带。汶川地震断裂带科学钻探项目作为快速回应大地震的科学钻探于2008年11月6日开始实施。本论文以在映秀—北川断裂带南段,都江堰市虹口乡八角庙地区地表露头以及汶川地震断裂带科学钻探—号孔（WFSD-1）岩心为主要研究对象,通过详细的野外地质调查测量和岩心编录,采用偏光显微镜、扫描电镜、透射电镜等多种仪器,对系统采集的样品进行不同尺度显微结构观察分析,同时借助同步辐射、粉末X射线衍射、岩心综合测试系统（MSCL）等多种测试方法对样品的化学成分及物理性质进行分析测定。在此基础上识别出WFSD-1岩心中汶川地震主滑移带的位置、映秀—北川断裂组成、内部结构特征,并对汶川地震断裂带中所蕴含的地震断裂机制进行探讨,初步取得了以下主要成果和认识：（1）识别出映秀—北川断裂带在地表出露的宽度约为240m,在岩心中的厚度约为105m,具有多核结构,由5个具不同特征的断裂岩组合带构成,从北西到南东依次为碎裂岩带、黑色断层泥和角砾岩带、灰灰色断层角砾岩带、深灰色断层角砾岩带以及黑色断层泥和角砾岩带。碎裂岩带主要由碎裂岩和假玄武玻璃组成的,位于彭灌杂岩体中；其余4个带主要由断层角砾岩和／或断层泥组成,位于上三叠统须家河组沉积岩中。（2）通过对WFSD-1岩心中断层泥详细的显微结构分析,结合钻井温度剖面测量、地球物理测井异常分析、断层泥中粘土矿物特征、随钻流体监测以及化学成分分析等多种证据,我们确定了WFSD-1岩心～589.2m深处为汶川地震主滑移带位置。（3）从虹口八角庙地表露头来看,汶川地震地表破裂带位于映秀—北川断裂带的下部靠近底部位置,其走向与映秀北川断裂带总体走向之间存在约15°～25°的夹角；在WFSD-1岩心中,汶川地震主滑移带（PSZ）位于映秀—北川断裂带上部靠近顶部的位置。汶川地震断裂带主滑移带斜切了映秀—北川断裂带,暗示汶川地震断裂与映秀—北川断裂可能不是同—个断裂体系。（4）在映秀—北川断裂带中发现了与碎裂岩、超碎裂岩伴生的灰色、褐色及黑色的假玄武玻璃脉,脉体厚度由几毫米到约10cm不等。假玄武玻璃中的微晶、球粒状微晶、蜂窝状气孔构造、流动构造以及深熔蚀的港湾状碎块等特征构造表明其为熔融成因；不同颜色条带的假玄武玻璃脉体及其相互叠加关系显示其为多期次形成的,表明产生假玄武玻璃的大地震事件在映秀—北川断裂带内重复发生。（5）在WFSD-1岩心中～732m深度的样品中发现了发育大量不规则形态裂隙并且不含气孔的熔融体,表明地震过程中存在大量的流体。摩擦熔融体的产生使得断层弱化更易滑动；而大量流体的出现,使熔融体瞬间冷却,有助于断层强化进而停止滑动,表明大量流体在同震滑动过程中可能起到强化断层的作用。这是目前世界上首次发现的自然界中地震过程中断裂从弱化到强化的直接证据,为认识地震破裂过程奠定了重要的理论基础。（6）映秀—北川断裂带中发育厚达105～240m的断裂岩,并且具有多核特征,说明沿着映秀—北川断裂带重复发生过多次强地震活动,每次地震会形成不同规模的地表垂直位移及水平位移,无数次的地震活动造成的地表抬升的累积使得龙门山快速抬升。低温热年代学的研究推断映秀—北川断裂带的形成时代为15～10Ma,自形成以来,映秀—北川断裂带的长期活动控制着龙门山的快速隆升。映秀—北川断裂带中五个不同断裂岩组合带可能与龙门山五次不同的隆升速率期有着一定的联系。（7）彭灌杂岩中假玄武玻璃和沉积岩中熔融体物质的发现表明地震断层活动过程中存在熔融润滑机制。热增压机制和机械润滑机制在断裂滑动过程中普遍存在。也就是说,在一次地震断层滑动事件中,在断裂的不同位置及深度可能存在不同的断裂机制。WFSD-1岩心中汶川地震PSZ中出现石墨局部富集现象,表明汶川地震滑动过程中断裂在-589m深度是以热增压机制为主,并且断裂强度极低。石墨沿滑移带的富集不仅可以作为上地壳地震滑移期间瞬时摩擦生热的标志,而且可以作为判断大地震发生的标志。这一结果对认识汶川地震破裂过程及古地震的判定具有重要意义。
张锐[3]（2017）在《深部断裂带内在组构表征及渗透特性研究》文中认为断层是岩体或岩层在应力条件下发生破裂并且沿破裂处发生明显的位移的断裂构造。与地壳完整岩石相比,断层岩通常是具有较大的孔隙度和渗透性,因此断层带被认为是壳内深部流体的渗流通道,其内在结构决定了宏观渗流特性的表现。20世纪以来,前人已经积累了大量关于岩浆岩和沉积岩渗透率的参数数据,然而与断裂带岩石相关的工作近几十年才逐渐开展。研究断层带的渗透特性不仅在地质资源、地质环境和地质工程等相关领域有着广泛应用（如地热开采、流体成因矿藏的探测等）,而且其对于地震学和断裂构造活动研究具有重要意义。断层的渗透率是理解断层稳定性和深部流体状态最为关键的物理参数。尤其是对断裂带深部样品,由于野外条件限制,很难获取。通过此次高放废物处置预选区典型断裂-十月井断裂坑探项目,穿越十月井断裂获取约20米的岩心样,对于研究深部断裂带不同构造单元的内在组构和渗流特性具有重要意义。本文选取甘肃北山十月井坑探、新场断裂带为研究对象,对坑探、新场探槽核部样品渗透特性及其内在结构进行了详细的研究。论文的主要研究工作和成果如下:（1）对十月井坑探、新场断裂带的碎粉岩构造单元、角砾岩构造单元、碎裂岩构造单元及碎裂岩影响带进行了详细的现场调查和取样工作。（2）通过大量室内显微结构观察实验,采用X射线衍射、X射线荧光光谱分析、扫描电子显微镜、电子探针、微量元素分析以及激光测粒度等先进技术系统地研究了十月井坑探和新场断裂带碎粉岩构造单元的粒度特征、矿物元素成分、显微构造等内在组构性质。研究表明断裂带核部构造单元具有很强的分带性,断裂带不同深度不同位置的断层岩内在组构存在明显差异。（3）通过铸体试验、气体吸附以及压汞试验,重点研究了新场断裂带浅地表发育的碎粉岩孔隙结构特征,并且与十月井深部碎粉岩作对比,系统性地对孔隙特征、孔径分布、孔喉分类等参数进行分析。其结果反映出不同构造单元孔隙特性参数的差异性以及同一构造单元孔隙特性在不同深度上的差异性。（4）通过对渗透反压仪和试验方法的改进,室内渗透试验得到了断裂带不同构造单元不同深度的渗透系数,并结合其粒度特征、孔径特征、矿物成分、元素含量以及显微构造（包括二维、三维）等特征,探讨了其渗透特性的内在机理。（5）借助微米CT扫描技术,分别对深部坑探碎粉结构以及地表碎粉结构进行了内部孔隙分布的表征方法研究,运用Matlab、Ansys和AVIZO图像处理软件编程实现岩石裂隙结构和碎粉孔隙结构三维分布的提取以及渗透率的模拟。
唐渊[4]（2021）在《鲜水河断裂带变形机制和地震滑动过程中的物理化学行为》文中研究指明鲜水河断裂带是青藏高原东部极其重要的大型左行走滑断裂带,它不仅控制着高原物质向东挤出,而且是我国强地震活动最为频繁的断裂带之一。2008年Ms8.0级汶川地震发生后,鲜水河断裂带库伦应力值明显增加,特别在2013年芦山Ms7.0级地震和2017年九寨沟Ms7.0级地震后,鲜水河断裂带库伦应力急剧增加、极有可能是下一次发生大地震的断裂。因此,它已成为人们尤为关注的焦点和热点,特别是鲜水河断裂带的变形机制和物理化学性质,是认识断裂带地震发生机制的关键,也是目前国际公认解决2021年《Science》公布的125个最具挑战性的科学问题之“是否存在有助于预报的地震先兆?”的基础和关键。鲜水河断裂带在走向上以八美惠远寺为界可划分为北段和南段。北段又可进一步划分为炉霍断裂、道孚断裂、乾宁断裂等3条几何形态比较单一的次级断层。鲜水河断裂南段的几何形态和内部结构则比较复杂,呈四条右阶雁列式分支——雅拉河断裂、色拉哈断裂、木格措南断裂和折多塘断裂。本论文以鲜水河断裂带不同段的断层岩为主要研究对象,通过详细的野外地质调查和研究,采用偏光显微镜和扫描电镜对系统采集的样品进行显微结构观察分析,并利用粉末X射线衍射、拉曼光谱、同位素年代学等多种测试方法对样品的化学成分和年代进行分析测定,系统开展鲜水河断裂带的内部结构和物质组成等方面的研究,认识断裂带的流变学特征、变形行为,探讨断裂带的变形行为、滑移机制及其断裂带的构造演化。获得的主要创新性认识如下:（1）通过断裂带内部结构、断层岩类型、物质组成和变形特征等方面研究,厘定出鲜水河断裂带北段不同段落之间的变形行为存在明显的差异:炉霍断裂段,发育厚度可达15～20米的黑色含碳质断层泥和断层角砾岩,含有约30%粘土矿物。强面理化,具有碎基交织结构,发育似“S-C’”组构。扫描电镜下,粘土矿物定向排列,局部发生弯曲或褶曲,发育卡片屋型和层状孔隙,广泛存在压溶作用,断裂段经历了相对缓慢变形的蠕滑过程。激光拉曼光谱分析揭示出断层泥中存在碳质石墨化。石墨作为相对稳定的矿物,可作为古地震发生的证据,表明其发生过地震快速滑动。因此,炉霍断裂在经历长期的蠕滑过程中存在粘滑行为。断层带中大量伊利石和伊蒙混层粘土矿物的存在使断层变弱易产生滑动;碳质石墨化的存在,说明断裂地震滑动存在热增压滑移机制。道孚断裂段,发育于碳酸盐岩地区的断裂具有多核结构特征。沿主滑移面发育厚约2mm的断层泥。显微构造分析揭示出,滑移面附近的灰岩碎屑被截切去顶的现象,表明断层活动方式为粘滑。纳米级球形颗粒和港湾状片晶在滑移面上的发现是本次论文工作的亮点之一,它们的存在与地震滑动和强烈摩擦弱化有关。摩擦加热和碳酸盐岩的热分解作用在断裂滑移机制中占重要的地位,热增压作用是断裂滑移的主要弱化机制。（2）鲜水河断裂带南段断裂带结构组成、断裂作用过程和变形行为更为复杂。沿鲜水河断裂带南段出露折多山花岗岩体及宽度不等的韧性剪切带,局部还发育强烈的深熔作用形成的淡色脉体。不同于北段相对单一的断裂几何学特征和相对脆性的变形特征。发育于八美附近的强劈理化黑色断层角砾岩和折多塘断裂北西端的断层泥,变形表现为压溶作用,表明经历了蠕滑变形过程。方解石或石英细脉发育,表明流体作用的广泛存在。普遍可见碳质物质呈细脉状发育,碳质物质的来源可能与岩石的原岩或附近的围岩有关。局部碳质石墨化的程度较高,揭示出该段发生过快速滑移。糜棱岩带宽约数百米至两公里不等。显微构造分析揭示出,韧性剪切带中发育“S-C”组构、长石“σ型”残斑、石英多晶条带、“云母鱼”等变形特征。石英和长石的动态重结晶机制揭示花岗质糜棱岩形成于450℃～600℃温度条件下。折多山岩体腹地处13个AFT样品的年龄范围在2.2～9.2Ma之间,可计算折多山岩体的主体隆升速率大约为0.36～1.5mm/a。结合前人的热年代学数据,反映出从北端到腹地再到南端,岩体抬升年龄具有变年轻的趋势;推测可能是由于鲜水河断裂带从北往南水平运动速率逐渐减小、垂直运动速率逐渐增大导致的。（3）在全面总结前人的年代学资料基础上,结合本文研究成果建立了鲜水河断裂带渐新世以来三个阶段的构造演化过程。I:ca.32～24Ma,鲜水河断裂带左行走滑作用开启和初始阶段,变形集中在地壳深部,表现为一定规模的岩浆作用和深熔作用;II:ca.20～13Ma,鲜水河断裂带左行走滑作用的峰期变形期,变形遍布在整个地壳层次,表现为强烈的左行韧性剪切变形和大规模的岩浆作用;III:ca.10～现今,变形集中在上地壳,表现为块体旋转和强烈隆升,地震活动性加强。鲜水河断裂带的构造演化和地震活动性受印度-欧亚板块碰撞以来青藏高原东缘向东挤出的陆内变形过程的约束。
高帮飞[5]（2008）在《山东招平金矿带构造—流体耦合成矿动力学》文中进行了进一步梳理招平断裂带是胶东矿集区重要的赋矿断裂带之一。NNE－NE向招平断裂带主要沿玲珑花岗岩体与太古代胶东群斜长角闪岩接触面发育，矿体主要产于下盘的玲珑花岗岩中，围岩蚀变以钾长石化、硅化、绢英岩化、黄铁矿化、碳酸盐化和黏土化等为特征，矿石类型包括蚀变岩型和石英脉型。前人研究认为断裂带大规模金成矿作用时间为早白垩世（135～100Ma），成矿流体和成矿物质来源具有多元性，构造－蚀变－矿化具有时空分带性。然而大量野外证据表明断裂带构造－蚀变－矿化分布并非呈简单的线性变化，构造与蚀变（矿化）存在强烈的相互制约。本文运用构造－流体－成矿系统思想，以构造－蚀变－矿化网络为主要研究对象，基于野外地质调查和室内显微观测的第一手资料，借助年代学、构造地质学、蚀变岩地球化学、流体地质学和数理统计等多学科方法，力图从多重尺度来阐明断裂带构造－流体耦合及其对构造－蚀变－矿化网络形成的控制作用。研究表明，区域挤压向伸展的构造体制转换是断裂带成矿作用发生动力学背景，成矿期区域主压应力为NNE－NE向，招平断裂带以张剪活动为主。显微观测、超显微位错构造、动态重结晶颗粒分维值估算显示，断裂带变形变质条件以低绿片岩相为主（280～400°C），局部达到高绿片岩相（400～500°C）。共轭节理和石英位错密度统计发现，断裂带古差应力值变化较大，为39.8～180MPa。蚀变岩矿化元素多元统计分析揭示，壳源岩浆热液和幔源流体共同参与了断裂带流体－岩石反应；质量平衡计算表明，绢英岩化过程中矿质大量富集，Au可能部分来源于胶东群变质岩。Ar－Ar年代学、显微构造、断层泥粒度分布分形特征、流体包裹体组成和蚀变岩质量平衡计算等系统研究认为，断裂带早白垩世（135～100Ma）Au成矿以120Ma±为界，可以分为两个阶段，二者在区域构造应力方位、岩浆活动、流体－热来源、变形温度、应变强度和蚀变矿化特征等方面均存在明显差异。野外调查、显微观测、SEM和CL等分析表明，断裂带构造－蚀变－矿化网络具有分形特征，其自相似性体现在不同尺度存在多个强－弱层的共生组合。强层和弱层分别控制了石英脉型和蚀变岩型金矿（化）体的产出。持续的构造－流体耦合作用（断裂作用、反应弱化－强化、水力破裂等相互作用）致使强－弱层转换或生成新的组合，导致矿化作用叠加和蚀变岩型与石英脉型矿石的密切共生。主成矿期构造应力场模拟结果认为，招平断裂带由NNE向NE转换地段是构造引张部位，有利流体汇聚与Au成矿。
梁涛[6]（2010）在《安妥岭斑岩钼矿的成因及其深部约束》文中进行了进一步梳理多个火山口近同时喷发成就了托云火山群,形成塌陷破火山口、火山颈以及锥状岩席等火山机构,出露熔岩流相、岩席相和火山颈相。托云玄武岩具有贫硅富碱的特点,属于碱性玄武岩系列,既有原生岩浆的产物,也存在进化岩浆的产物,岩浆上升过程中没有遭受到地壳物质的混染,部分熔融源区经历了富CO2地幔流体交代、金云母为部分熔融源区残余相、地幔源区的多期分离、深部流体储池间的相互作用以及部分熔融源区顶部（熔融柱顶部）区域内的结晶分异作用等复杂过程。锥状岩席相玄武岩样品的SHRIMP锆石U-Pb协和年龄为48.1±1.6Ma,熔岩相和火山颈相玄武岩单颗粒锆石年龄形成一个复杂的锆石年龄谱。地幔熔融柱模型反演获得,48.1Ma时托云盆地的岩石圈的厚度为84.3km,认为托云玄武岩为托云岩石圈拆沉作用的产物,也就是说由复杂地幔源区过程以及深部流体储池间的相互作用所造就的混合流体体系由岩石圈拆沉作用释放,沿深大断裂快速就位与地表浅部。运用地幔熔融柱模型反演获得了华北北部和太行山造山带中、新生代岩石圈厚度的演化历程,发现华北克拉通岩石圈厚度演化存在时间空间的不均一,如太行山造山带的北部、中部和南部具有三种截然不同的岩石圈演化历程。在安妥岭矿区内发现了早白垩世具有原生岩浆性质的玄武岩,运用地幔熔融柱模型反演获得了安妥岭-南大岭-南口岩石圈厚度经历小规模减薄-增厚-拆沉-稳定的演化过程,成为建立安妥岭斑岩钼矿成矿模式的深部动力学背景。安妥岭斑岩钼矿矿区内正断层发育,5组断层形成网格式的断裂构造系统,剪节理为主,产状变化大。矿区内具有复杂的火成岩组合,其中斑岩体主要为石英二长斑岩和花岗闪长斑岩,脉岩主要包括玄武质岩墙、辉绿岩、煌斑岩、闪长玢岩、花岗闪长斑岩、二长斑岩、正长斑岩、花岗斑岩和细晶岩。石英二长斑岩和花岗闪长斑岩的SHRIMP锆石U-Pb测年结果为141.3±1.5Ma和139.4±1.7Ma,安妥岭斑岩体形成中存在额外富钾流体的注入,具有比较一致的Rb和K正异常与Th、Nb、Ta、P和Ti负异常,稀土配分模式具有右倾平滑,安妥岭斑岩体具有埃达克岩的特征,斜长石斑晶的韵律性环带表明岩浆混合作用与基性岩浆的反复注入。安妥岭煌斑岩形成于早白垩世,均有一致明显的Nb、Ta槽和Ti负异常,具有右倾、平滑、轻稀土富集的稀土配分模式,安妥岭煌斑岩的岩墙状产出方式,且其内产出碳酸盐矿物和橄榄石捕掳晶,源区组成与部分熔融程度综合控制了安妥岭煌斑岩的成分变异。安妥岭斑岩钼矿辉钼矿矿化地段主要就位于高-低电阻率的转换带内,其中规模较大的矿化层的形成于深部高-低电阻率转换带（双层结构的深部组成部分）密切相关。安妥岭斑岩钼矿体空间形态变化大,流体包裹体以富H2O和富CO2气液两相包裹体为主,成矿期流体包裹体进行了均一温度峰值介于220℃260℃之间,成矿期包裹体均一温度高于成矿前包裹体均一温度表明成矿流体为额外注入的高温流体,成矿流体来源于下地壳-上地幔。安妥岭岩石圈拆沉作用为深部流体大量释放的触发机制,多半斑状结构做为隐伏矿体预测的重要岩石学标志在安妥岭斑岩钼矿地质勘探中得到验证,安妥岭斑岩钼矿成为透岩浆流体成矿理论应用的典型实例,并以此建立了安妥岭斑岩钼矿的成矿模式。
杨主恩,林卓然,陈希成[7]（1984）在《不同成因的断层岩中石英的TEM显微构造特征及其成因意义探讨》文中研究指明 近十几年来,透射电子显微镜（TEM）在地质科学方面获得了越来越广泛的应用。尤其是矿物的显微结构和构造的研究,已成为不可缺少的手段和方法。近十年来,结合高温高压岩石力学实验技术,利用TEM对实验变形岩中各种矿物的显微构造特征进行许多研究,揭示变形岩石中矿物的显微构造与其所经历的应力、温度、应变速率等环境条件之间的一系列关系。并总结出估算天然变形岩石形成时差异应力的古应力计。本文利用不同力学成因的断层岩中的石英,经离子轰击减薄后,进行了TEM的观察研究。结果表明,地质成因不同,其显微构造特征明显不同。主要认识如下:
杨主恩,林卓然,陈希成[8]（1983）在《不同成因的断层岩中石英的TEM显微构造特征及其成因意义探讨》文中研究表明 近十几年来,透射电子显微镜（TEM）在地质科学方面获得了越来越广泛的应用。尤其是矿物的显微结构和构造的研究,已成为不可缺少的手段和方法。近十年来,结合高温高压岩石力学实验技术,利用TEM对实验变形岩中各种矿物的显微构造特征进行许多研究,揭示变形岩石中矿物的显微构造与其所经历的应力、温度、应变速率等环境条件之间的一系列关系。并总结出估算天然变形岩石形成时差异应力的古应力计。本文利用不同力学成因的断层岩中的石英,经离子轰击减薄后,进行了TEM的观察研究。结果表明,地质成因不同,其显微构造特征明显不同。主要认识如下:
刘建民[9]（2003）在《大别造山带东部假玄武玻璃的成因与构造意义》文中进行了进一步梳理假玄武玻璃是发育在古地震断层带中的一种断层岩，是古地震断层快速滑移的化石记录。假玄武玻璃宏观上多沿断层或剪切带的主断层面及其次级破裂呈脉状及网脉状产出，主要为棕色-黑色隐晶质岩石，与围岩呈明显的侵入接触关系，并包含大量在粒度大小、形状及含量上及其不同的围岩碎屑和微晶体。作为一种较为特殊的构造岩，人们对假玄武玻璃的研究已经有百余年的历史，在野外产状、显微镜观察和实验模拟等多方面都积累了丰富的资料。但由于假玄武玻璃基质固有的隐晶质-显微隐晶质的特性及后期地质事件的改造与破坏，有关假玄武玻璃的成因及形成机制等问题仍然处于不断的争论之中，同时，也促使人们在不断的进行探索。综观假玄武玻璃的研究历史，人们的注意力主要集中在两个方面：一是关于假玄武玻璃的成因及形成机制问题。二是关于假玄武玻璃的形成深度问题。到目前为止，关于假玄武玻璃的成因及形成机制主要有两种观点：一种观点认为，假幺武玻璃是由断层面上的摩擦热导致的摩擦熔融体：另一种观点则认为假玄武玻璃仅仅是岩石的超碎裂岩化作用或超糜棱岩化作用形成的构造岩。进入80-90年代以来，不同学者还就此开展了人工模拟地震发生过程的大位移高速摩擦熔融实验研究。目前大量文献资料显示，两种成因或类型的假玄武玻璃在自然界都广泛存在。而且二者在野外产状及特征上完全相同，实验资料也显示，二者是相互补充的，不是相互孤立的事件。因此，对具体问题应该结合实际情况作具体分析。大量研究显示，假玄武玻璃可以发育在古地震构造带的不同深度范围内，从变形环境来考虑，假玄武玻璃既可以发育在以糜棱岩为主的韧性变形领域（目前推测深度可达60km），也可以发育在以碎裂岩为主的脆性变形域。由此，我们可以通过直接观察不同深度假玄武玻璃的特征及其与相应构造带的关系，来大致判断断裂带的变化过程。同时，有关假玄武玻璃本身的同位素定年并将其应用于构造带的定年问题正日益引起学者们的重视。近年来的野外调查在大别造山带东部发现了多处假玄武玻璃，这些假玄武玻璃发育在从超高压榴辉岩相到浅变质的绿片岩相和花岗质片麻岩等不同性质的构造单元和岩石类型内。为确定这些假玄武玻璃的性质及其对研究大别造山带的构造演化过程所具有的指示意义，本论文对发育在东大别造山带内部的5个假玄武玻璃出露点进行了较为详细的野外观察、素描、取样和室内研究，并就与假玄武玻璃形成机制有关的问题首次在国内开展了花岗质岩石的大位移高速摩擦熔融实验。同时，对区内假玄武玻璃的同位素年代学进行了较为系统的测试和分析工作。根据上述不同侧面的研究，对大别造山带东部的假玄武玻璃得出初步结论如下：（1）大别造山带已经发现的假玄武玻璃主要沿着NE-SW向断裂带分布，后者基本上与郯庐断裂带相互平行，其中的3个假玄武玻璃出露点就分布在郯庐断裂带的分支断裂中。野外大别山假玄武玻璃也具有简单的脉状（断层脉）和网脉状两种类型，部分出露点呈两种混合型。宏观上，这些假玄武玻璃都表现为栗色隐晶质结构并包含大量母岩碎屑。含假玄武玻璃的断裂带与围岩间具有清晰地接触边界。这些假玄武玻璃的广泛发育暗示着，伴随着郯庐断裂带的大规模走滑运动发生了快速的古地震运动。（2）根据假玄武玻璃本身的变形特征来看，宏观上可以分为两种类型：一种是发育以暗色石英条纹表现出来的糜棱结构的假玄武玻璃；一种是没有发育糜棱条带的假玄武玻璃。利用普通光学显微镜、扫描电镜（SEM）和粉晶X射线衍射等方法对假玄武玻璃进行了详细的观察、分析和成分测定。根据岩石的变形特征，发育在东大别造山带内的假玄武玻璃是以超碎裂岩化为主的构造岩。其中，发育在北大别地块内的假玄武玻璃基质在从宏观到超显微（SEM）的各种尺度上都表现出很强的糜棱结构，但早期糜棱岩又确实呈角砾存在，据此可以大致判断，该点假玄武玻璃形成于与糜棱岩大致相同的深度，并遭受了后期韧性变形作用的改造。而其它各点的假玄武玻璃则主要是碎裂岩化-超碎裂岩化为主，其形成深度可能略浅。尽管假玄武玻璃多以超碎裂岩化为主，但基质中沿着残斑边缘普遍发育的多种熔蚀状结构及基质本身的超显微隐晶质结构和类似的玻璃质成分，都表明了这些假玄武玻璃形成过程中曾经发生了局部熔融。（3）大别山含假玄武玻璃的断裂带普遍具有多期次活动，而且从断裂带边部向内，岩石的破碎程度逐渐增强，晚期构造产物或假玄武玻璃几乎总是较早期产物碎裂岩化作用更加强烈，说明假玄武玻璃形成之前的破裂，即构造薄弱带是形成假玄武玻璃的先决条件，细粒化是形成假玄武玻璃的机制之一。同时，假玄武玻璃本身也具有多期性，（4）假玄武玻璃及其母岩的岩石化学及稀土元素地球化学成分分析表明：假玄武玻璃具有与其所在母岩大致相近的化学成分及相似的REE模式曲线，说明假玄武玻璃基本上起源于各自所在的母岩，并没有经过较大的运移。但大别山绝大多数假玄武玻璃中的Fe2O3和SiO2含量都不同程度的高于其各自的母岩；REE元素总量却又不同程度的较原岩有所降低，指示超碎裂岩化或熔融作用发生时矿物组分和元素有集散现象。。（5）假玄武玻璃的同位素年代学研究显示：本文获得的大别山假玄武玻璃的全岩K-Ar年龄和假玄武玻璃基质中叠加的多硅白云母的激光40Ar-39Ar年龄分别为81-92Ma和81Ma，其中，假玄武玻璃母岩即糜棱岩的年龄为93Ma左右，因此，所获得的假玄武玻璃全岩年龄（92Ma）可以作为大别山假玄武玻璃形成的年龄上限；而叠加在假玄武玻璃之上的多硅白云母很明显应该代表假玄武玻璃形成之后的构造（热）事件，因此，多硅白云母的激光40Ar-39Ar年龄（81Ma）作为假玄武玻璃形成的下限是很合理的。因此说，大别山假玄武玻璃是在81-92Ma期间形成的地震岩。同时，两种定年方法在数据上的一致性也证明了K-Ar全岩技术在确定假玄武玻璃的形成年代，并进而确定含假玄武玻璃的断裂构造的年代时仍然是一种切实可行的方法。同时，这一年龄值与郯庐断裂带主期年代学数据一致。因此，这些假玄武玻璃是晚白垩世以来造山带折返过程中的产物，与早期造山带的俯冲没有成因上的关系。北大别造山带内的假玄武玻璃年龄与其所在的母岩（糜棱岩）完全一样，至少暗示着假玄武玻璃与糜棱岩之间在形成时间间隔上很短，结合早期糜棱岩呈角砾存在，说明假玄武玻璃是在断裂带的韧-脆性转换带附近形成的。（6）根据假玄武玻璃的显微构造特征和假玄武玻璃内多硅白云母的同位素封闭温度及正常地温梯度计算，假玄武玻璃至少形成于9-12km的深度，而由此估算的80-90Ma以来造山带抬升速率大致为0.125mm／a（这里不考虑造山带抬升过程中剥蚀左右的影响）。这一数值远远低于造山带超高压岩石早期的折返速率（≥2mm／a），也同样远低于白垩纪花岗岩及花岗质片麻岩早期的折返速率（≥1mm／a），显示了大别造山带在晚白垩世以来基本上以非常缓慢的均衡隆升作用为主。（7）为进一步了解假玄武玻璃的形成机制及其与形成环境之间的关系，本论文结合国家自然科学基金项目“震源过程的地质与实验研究”，在国内首次开展了花岗质岩石的高速摩擦及滑移预实验。实验再一次证实了假玄武玻璃形成过程中暗色矿物的优先选择性熔融的性质，再一次从实验的角度解释了大别山假玄武玻璃中残斑普遍为长石、石英，而很少暗色矿物的现象。同时，实验还进一步说明了假玄武玻璃的形成过程是非常复杂的。岩石表面摩擦熔融程度是滑动界面上所发生的速度-剪切力-位移-持续时间以及矿物本身的性质等一系列环境参数之间的函数。虽然定量的确定它们之间的关系还需要大量进一步的实验。
杨主恩,徐道一[10]（1993）在《太湖地区石英晶粒的某些超微构造及其成因意义》文中指出应用超高压电子显微镜对太湖及其附近的五通组石英岩中的石英晶粒进行研究,发现它们在自由位错密度、位错壁、亚晶粒和出熔构造等特征上存在着明显差别。据此推论,太湖和其附近地区的五通组石英岩曾遭受过不同的应力作用历史,太湖的标本曾受到高应力的瞬时高压影响。因此,太湖环形构造可能与小天体的撞击有关。
二、不同成因的断层岩中石英的TEM显微构造特征及其成因意义探讨（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、不同成因的断层岩中石英的TEM显微构造特征及其成因意义探讨（论文提纲范文）
（2）龙门山构造带地震断裂机制研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.1.1 选题背景和依据 |
| 1.1.2 项目依托 |
| 1.1.3 研究意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 断裂带及断裂岩的研究 |
| 1.2.2 断裂带科学钻探研究 |
| 1.2.3 断裂机制研究 |
| 1.3 研究内容与研究方法 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究方法 |
| 1.4 创新点 |
| 1.5 工作量 |
| 第二章 研究区地质背景 |
| 2.1 构造特征 |
| 2.2 区域地层特征 |
| 2.3 汶川地震断裂带特征 |
| 第三章 汶川科钻一号孔(WFSD-1)岩心特征及汶川地震主滑移带(PSZ)位置的确定 |
| 3.1 前言 |
| 3.2 汶川地震断裂带科学钻探(WFSD)简介 |
| 3.3 WFSD-1岩心特征 |
| 3.3.1 岩性特征 |
| 3.3.2 断裂岩分布特征 |
| 3.3.3 断裂带分布及特征 |
| 3.4 汶川地震主滑移带(PSZ)的位置 |
| 3.4.1 测井曲线特征 |
| 3.4.2 岩心及显微构造特征 |
| 3.4.3 流体及化学元素特征 |
| 3.5 汶川地震同震弱化机制 |
| 3.6 本章小结 |
| 第四章 汶川地震断裂带内部结构特征及构造意义 |
| 4.1 前言 |
| 4.2 地表露头特征 |
| 4.3 WFSD-1岩心中断裂带的特征 |
| 4.4 断裂岩显微构造及成分分析 |
| 4.4.1 断裂岩显微构造分析 |
| 4.4.2 断裂岩X射线衍射(XRD)分析 |
| 4.5 讨论 |
| 4.5.1 映秀—北川断裂带内部结构及其与汶川地震主滑动面的关系 |
| 4.5.2 映秀—北川断裂带的滑移机制 |
| 4.5.3 映秀—北川断裂带结构与断裂活动演化的关系 |
| 4.5.4 映秀—北川断裂带的形成时代及其与龙门山隆升的关系 |
| 4.6 本章小结 |
| 第五章 汶川地震断裂带内假玄武玻璃特征及多重弱化机制探讨 |
| 5.1 前言 |
| 5.2 地质背景 |
| 5.3 假玄武玻璃的宏观特征 |
| 5.3.1 假玄武玻璃的分类 |
| 5.3.2 虹口露头中假玄武玻璃特征 |
| 5.4 假玄武玻璃的显微结构特征 |
| 5.5 XRD成分分析 |
| 5.6 讨论 |
| 5.6.1 映秀—北川断裂带中假玄武玻璃的形成机制 |
| 5.6.2 多期次假玄武玻璃及其意义 |
| 5.6.3 映秀—北川断裂带中假玄武玻璃的同震弱化作用 |
| 5.6.4 假玄武玻璃的构造意义 |
| 5.7 本章小结 |
| 第六章 WFSD-1岩心断层泥中熔融体特征及大地震断层弱化与强化作用 |
| 6.1 前言 |
| 6.2 地质背景 |
| 6.3 样品采集及研究方法 |
| 6.4 样品的物理—化学特征 |
| 6.5 样品显微结构特征 |
| 6.5.1 偏光镜下特征 |
| 6.5.2 扫描电镜(SEM)下的特征 |
| 6.5.3 透射电子显微镜(TEM)下的特征 |
| 6.6 同步辐射原位XRD分析 |
| 6.7 讨论 |
| 6.7.1 熔融体产生的过程及温度范围 |
| 6.7.2 熔融体中不规则裂隙的成因——快速冷却 |
| 6.7.3 WFSD-1岩心断层泥中熔融体的形成过程——地震滑移模型 |
| 6.7.4 断裂带中大量流体出现的作用和意义 |
| 6.8 本章小结 |
| 结论 |
| 存在问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 个人简历 |
（3）深部断裂带内在组构表征及渗透特性研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景及意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 核部不同构造单元特征 |
| 1.2.2 碎粉岩带结构 |
| 1.2.3 碎裂岩带结构 |
| 1.2.4 断层渗透性研究 |
| 1.3 研究内容 |
| 1.4 研究思路 |
| 第二章 研究区构造背景及样品采集 |
| 2.1 研究区构造背景 |
| 2.1.1 北山区域地层 |
| 2.1.2 旧井地区构造背景 |
| 2.1.3 新场地区构造背景 |
| 2.2 野外现场踏勘及样品采集 |
| 2.3 现场与室内试验项目及样品采集 |
| 2.3.1 室内试验项目 |
| 2.3.2 取样工作 |
| 第三章 深部断裂带核部成分结构研究 |
| 3.1 颗粒筛分与激光测粒度 |
| 3.1.1 马尔文激光测粒度 |
| 3.1.2 实验过程及实验结果分析 |
| 3.2 断裂带核部显微结构特征 |
| 3.2.1 正交偏光镜显微组构分析 |
| 3.2.2 XRD全岩矿物分析 |
| 3.2.3 SEM显微形貌表征分析 |
| 3.3 主量元素与微量元素分析 |
| 3.3.1 主量元素分析 |
| 3.3.2 微量元素分析 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 深部断裂带核部孔径特征研究 |
| 4.1 断层泥的孔隙性表征方法 |
| 4.2 压汞实验 |
| 4.2.1 试验过程及结果 |
| 4.2.2 压汞实验结果分析 |
| 4.3 气体吸附实验 |
| 4.4 不同测试方法对比表面积测试结果 |
| 4.5 铸体试验 |
| 4.5.1 试验过程及结果 |
| 4.5.2 实验结果分析 |
| 4.6 本章小结 |
| 第五章 三维显微结构表征与渗流研究 |
| 5.1 不同构造单元CT实验研究 |
| 5.1.1 方法原理 |
| 5.1.2 信息提取方法 |
| 5.2 CT扫描实验 |
| 5.2.1 CT试验过程 |
| 5.2.2 扫描试验结果分析 |
| 5.2.3 渗透率模拟 |
| 5.3 室内渗透试验 |
| 5.3.1 样品密封处理 |
| 5.3.2 实验过程及结果 |
| 5.3.3 结果对比及分析 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章结论与展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 读研期间科研经历 |
（4）鲜水河断裂带变形机制和地震滑动过程中的物理化学行为（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 绪言 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 研究现状与存在的问题 |
| 1.3 研究内容与研究方法 |
| 1.4 创新点 |
| 1.5 论文工作量 |
| 2 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造背景 |
| 2.2 区域地层概况 |
| 2.3 鲜水河断裂带的几何学和运动学特征 |
| 2.4 鲜水河断裂带的历史地震 |
| 3 鲜水河断裂带北段变形特征与滑移机制 |
| 3.1 前言 |
| 3.2 炉霍断裂的内部结构和物质组成 |
| 3.3 碳酸盐岩中地震断裂带内部结构与主滑移带 |
| 3.4 讨论 |
| 3.5 小结 |
| 4 鲜水河断裂带南段变形特征 |
| 4.1 前言 |
| 4.2 断裂带组合与物质组成 |
| 4.3 断层岩特征 |
| 4.4 讨论 |
| 4.5 小结 |
| 5 鲜水河断裂带晚新生代以来的构造演化与地震活动 |
| 5.1 折多山脉的隆升时代 |
| 5.2 鲜水河断裂带晚新生代以来的构造演化 |
| 5.3 鲜水河断裂带构造演化过程中的动力学背景 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 样品实验分析数据 |
| 个人简历 |
（5）山东招平金矿带构造—流体耦合成矿动力学（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 前言 |
| 1.1 选题依据 |
| 1.1.1 成矿区带的矿床形成分布规律研究是矿床学发展趋势 |
| 1.1.2 构造－流体耦合分析已成为成矿动力学研究重要方向 |
| 1.1.3 胶东矿集区金矿床研究和找矿预测工作取得重大进展 |
| 1.1.4 招平断裂带金矿床形成与分布机理有待于进一步研究 |
| 1.2 研究内容与技术路线 |
| 1.2.1 成矿地球动力学背景 |
| 1.2.2 变形特征及变形环境 |
| 1.2.3 流体－热来源及演化 |
| 1.2.4 构造－蚀变分带机理 |
| 1.2.5 差异构造－流体成矿 |
| 1.3 论文结构与主要工作量 |
| 1.3.1 论文结构 |
| 1.3.2 实物工作量 |
| 2 区域构造－岩浆演化与动力学体制转换 |
| 2.1 区域构造演化 |
| 2.1.1 D_1变形期（245～180Ma） |
| 2.1.2 D_2变形期（180～135Ma） |
| 2.1.3 D_3变形期（135～100Ma） |
| 2.1.4 D_4变形期（100～90Ma） |
| 2.1.5 D_5变形期（85～65Ma） |
| 2.2 区域岩浆活动 |
| 2.2.1 晚三叠世岩浆活动（225～205Ma） |
| 2.2.2 晚侏罗世岩浆活动（160～150Ma） |
| 2.2.3 早白垩世岩浆活动（135～105Ma） |
| 2.3 区域构造体制转换 |
| 2.3.1 早白垩世挤压向伸展转换 |
| 2.3.2 转换时限 |
| 2.3.3 构造体制转换的地球动力学环境 |
| 3 断裂带构造特征与变形环境 |
| 3.1 几何特征 |
| 3.1.1 剖面分带特征 |
| 3.1.2 构造分带与糜棱岩化带的关系 |
| 3.2 成矿期运动学特征 |
| 3.3 断裂岩特征及变形环境 |
| 3.3.1 断裂岩分类和命名 |
| 3.3.2 显微构造特征 |
| 3.3.3 变形环境 |
| 4 断裂带蚀变－矿化网络与流体－岩石化学反应 |
| 4.1 蚀变－矿化网络结构 |
| 4.1.1 蚀变作用类型 |
| 4.1.2 典型矿床蚀变－矿化特征 |
| 4.1.3 蚀变矿化空间分布的制约因素 |
| 4.2 蚀变－矿化年代学与地球化学 |
| 4.2.1 蚀变－矿化年代学 |
| 4.2.2 成矿流体地球化学 |
| 4.2.3 蚀变矿化岩石地球化学 |
| 4.3 流体－岩石化学反应 |
| 4.3.1 典型蚀变过程中的质量迁移 |
| 4.3.2 断裂带不同部位流体－岩石反应差异 |
| 5 构造－流体耦合与金成矿动力学 |
| 5.1 断裂带流体输运 |
| 5.1.1 输运通道 |
| 5.1.2 输运方式 |
| 5.1.3 输运过程中流体性质变化 |
| 5.2 断裂带差异构造－流体活动与金成矿过程 |
| 5.2.1 NNE 和 NE 向断裂构造－流体作用 |
| 5.2.2 构造应力场模拟 |
| 5.2.3 断裂带金成矿过程 |
| 5.3 构造－流体耦合成矿机制 |
| 5.3.1 脆－韧性变形转换与金成矿作用 |
| 5.3.2 断层泥形成演化及其构造和成矿意义 |
| 5.3.3 构造－蚀变－矿化分带机理 |
| 5.3.4 构造－蚀变－矿化网络分形生长 |
| 5.4 构造－流体耦合动力学及其意义 |
| 5.4.1 成矿意义 |
| 5.4.2 找矿意义 |
| 6 结论及存在问题 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 存在问题及工作建议 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 图版说明 |
| 图版 |
| 个人简介 |
（6）安妥岭斑岩钼矿的成因及其深部约束（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 引言 |
| 1 研究现状 |
| 2 选题依据 |
| 3 研究方法与工作量 |
| 4 主要研究结论 |
| 第一章 托云火山群的成因及其深部约束机制 |
| 1.1 托云火山群的火山地质特征 |
| 1.1.1 区域地质背景 |
| 1.1.2 火山地质特征 |
| 1.2 托云玄武岩的岩石学与地球化学特征 |
| 1.2.1 岩石学特征 |
| 1.2.2 托云玄武岩地球化学特征 |
| 1.3 岩石成因讨论 |
| 1.3.1 原生岩浆 |
| 1.3.2 地壳混染 |
| 1.3.3 结晶分异 |
| 1.3.4 源区特征 |
| 1.3.5 Rb 和K 的亏损 |
| 1.4 托云火山岩年代学 |
| 1.4.1 样品描述 |
| 1.4.2 分析方法 |
| 1.4.3 测定结果 |
| 1.4.4 托云玄武岩年代学讨论 |
| 1.5 托云火山群形成的深部动力学过程 |
| 1.5.1 地幔熔融柱模型简介 |
| 1.5.2 托云幔源岩浆起源的深度范围 |
| 1.5.3 托云火山群成因模型 |
| 1.6 本章小结 |
| 第二章 华北克拉通中-新生代岩石圈演化 |
| 2.1 玄武质岩石的单颗粒锆石 U-Pb 年龄谱 |
| 2.1.1 样品特征 |
| 2.1.2 测试结果 |
| 2.1.3 讨论 |
| 2.2 华北克拉通北部中-新生代岩石圈厚度演化 |
| 2.2.1 华北克拉通北部中-新生代玄武岩的主量元素特征 |
| 2.2.2 玄武岩源区的上地幔成分模型 |
| 2.2.3 岩石圈深度反演结果 |
| 2.2.4 讨论 |
| 2.3 太行山造山带中-新生代岩石圈厚度演化 |
| 2.3.1 太行山玄武质岩石概况 |
| 2.3.2 部分熔融源区深度范围限定 |
| 2.3.3 讨论 |
| 2.4 本章小结 |
| 第三章 安妥岭斑岩钼矿床的成矿地质背景 |
| 3.1 区域地层 |
| 3.2 区域构造 |
| 3.3 区域岩浆岩 |
| 3.4 区域矿床（化）分布 |
| 3.5 区域地球物理 |
| 3.6 区域地球化学 |
| 3.7 安妥岭碱性玄武岩的发现及地质意义 |
| 3.7.1 岩石学特征与年代学 |
| 3.7.2 K-Ar 同位素年代学 |
| 3.7.3 地球化学特征 |
| 3.7.4 部分熔融源区深度范围限定 |
| 3.7.5 讨论 |
| 3.8 本章小结 |
| 第四章 安妥岭斑岩钼矿矿区地质 |
| 4.1 安妥岭斑岩钼矿区域地质工作简史 |
| 4.2 安妥岭斑岩钼矿区地层 |
| 4.2.1 太古代变质岩系 |
| 4.2.2 第四系 |
| 4.3 安妥岭斑岩钼矿区构造 |
| 4.3.1 褶皱构造 |
| 4.3.2 断裂构造 |
| 4.3.3 节理构造 |
| 4.4 安妥岭斑岩钼矿区岩浆岩 |
| 4.4.1 安妥岭斑岩体（石英二长斑岩和花岗闪长斑岩）的地质特征 |
| 4.4.2 安妥岭煌斑岩地质特征 |
| 4.4.3 蚀变高镁安山岩 |
| 4.4.4 苦橄岩 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 安妥岭斑岩钼矿成矿模式 |
| 5.1 安妥岭斑岩钼矿区蚀变特征 |
| 5.1.1 蚀变种类 |
| 5.1.2 蚀变分布 |
| 5.2 矿石类型 |
| 5.3 辉钼矿RE-OS 定年 |
| 5.4 流体包裹体初步研究 |
| 5.4.1 样品特征 |
| 5.4.2 均一温度与包裹体成分 |
| 5.5 辉钼矿和黄铁矿PB 同位素 |
| 5.6 成矿作用与岩浆岩的关系：EH4 测深剖面再解释 |
| 5.6.1 安妥岭钼矿EH4 测深剖面 |
| 5.6.2 钻孔ZK1004 和ZK1403 岩芯编录 |
| 5.6.3 成矿作用与岩浆岩的关系：EH4 测深剖面与岩芯编录 |
| 5.7 矿田构造 |
| 5.8 矿体3D 模型 |
| 5.8.1 矿体模型建立 |
| 5.8.2 矿体形态初步探讨 |
| 5.9 安妥岭斑岩钼矿成矿模式 |
| 5.10 区域找矿启示 |
| 第六章 透岩浆流体成矿理论在安妥岭斑岩钼矿的应用评述 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录1 个人简历 |
| 附录2 成果目录 |
（9）大别造山带东部假玄武玻璃的成因与构造意义（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 前言 |
| 一 假玄武玻璃的研究历史及意义 |
| 二 论文的选题依据及意义 |
| 三 完成的主要实物工作量 |
| 第一章 区域地质概况 |
| 1.1 区域构造-岩石单元的总体特征 |
| 1.2 花岗质片麻岩及花岗岩特征 |
| 1.3 主要断裂格架与假玄武玻璃的分布 |
| 第二章 假玄武玻璃的地质及岩石学特征 |
| 2.1 北大别假玄武玻璃的地质及岩石学特征 |
| 2.2 南大别浅变质岩中的假玄武玻璃的地质及岩石学特征 |
| 2.3 南大别水吼二长片麻岩中假玄武玻璃的地质及岩石学特征 |
| 2.4 南大别水吼思荣岭的假玄武玻璃(Loc.4)的地质及岩石学特征 |
| 2.5 南大别太湖假玄武玻璃(Loc.4)的地质及岩石学特征 |
| 2.6 假玄武玻璃的扫描电镜(SEM)分析 |
| 2.7 假玄武玻璃的粉晶X光衍射分析 |
| 2.8 小结 |
| 第三章 假玄武玻璃的岩石化学及地球化学特征 |
| 3.1 岩石化学特征 |
| 3.2 REE地球化学特征 |
| 第四章 假玄武玻璃及相关岩石的年代学特征 |
| 4.1 郊庐断裂带的年代学特征 |
| 4.2 花岗岩及火成片麻岩的年代学特征 |
| 4.3 假玄武玻璃的年代学特征 |
| 第五章 花岗质岩石的高速摩擦实验研究 |
| 6.1 假玄武玻璃成因的摩擦熔融实验研究现状综述 |
| 6.2 本次摩擦熔融实验过程及结果 |
| 第六章 大别山假玄武玻璃的成因类型、特点及其构造意义 |
| 5.1 大别山假玄武玻璃的成因类型及特点 |
| 5.2 大别造山带假玄武玻璃的构造意义 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
（10）太湖地区石英晶粒的某些超微构造及其成因意义（论文提纲范文）
| 1样品制备和仪器条件 |
| 2超微构造特征 |
| 3成因讨论 |
四、不同成因的断层岩中石英的TEM显微构造特征及其成因意义探讨（论文参考文献）
- [1]不同成因断层岩中石英的透射电镜（TEM）显微构造特征及其成因意义探讨[J]. 杨主恩,林卓然,陈希成. 岩石学报, 1985(02)
- [2]龙门山构造带地震断裂机制研究[D]. 王焕. 中国地质科学院, 2015(08)
- [3]深部断裂带内在组构表征及渗透特性研究[D]. 张锐. 南京大学, 2017(01)
- [4]鲜水河断裂带变形机制和地震滑动过程中的物理化学行为[D]. 唐渊. 中国地质科学院, 2021
- [5]山东招平金矿带构造—流体耦合成矿动力学[D]. 高帮飞. 中国地质大学（北京）, 2008(05)
- [6]安妥岭斑岩钼矿的成因及其深部约束[D]. 梁涛. 中国地质大学（北京）, 2010(09)
- [7]不同成因的断层岩中石英的TEM显微构造特征及其成因意义探讨[J]. 杨主恩,林卓然,陈希成. 电子显微学报, 1984(04)
- [8]不同成因的断层岩中石英的TEM显微构造特征及其成因意义探讨[A]. 杨主恩,林卓然,陈希成. 第三次中国电子显微学会议论文摘要集（二）, 1983
- [9]大别造山带东部假玄武玻璃的成因与构造意义[D]. 刘建民. 中国地质科学院, 2003(04)
- [10]太湖地区石英晶粒的某些超微构造及其成因意义[J]. 杨主恩,徐道一. 地质科学, 1993(02)