一、煌斑岩能解决中温热液金矿床的成因争论吗?（论文文献综述）
NicholasM.S.Rock,DavidI.Groves,王祝文[1]（1990）在《煌斑岩能解决中温热液金矿床的成因争论吗?》文中认为钙碱性煌斑岩与中温热液金矿床（太古代至第三纪）之间的父系,逐渐为人们所认识。在这种矿床中,矿化与煌斑岩是同时的以及同空间的。本文提出的假说认为,煌斑岩是深部地幔富金源金的搬运营力,经过地壳拉张作用,产生长英质岩浆或把金释放到变质-热液系统中。该模式不仅能调解现存的中温热液矿床岩浆模式和变质模式之间的争论,而且可以解决金矿床与长英质（煌斑-花岗岩类）侵入体之间的不明确关系,因为煌斑岩可作为这二者的母源。金与煌斑岩的关系暗示了在碰撞期后造山带、岛弧、消减带或地堑环境下,深部岩浆作用反复地伴随着金的矿化。这个结论对太古代绿岩带矿化的后期演化特别重要,对金矿床的成因具普通意义。
N.M.S.Rock,D.I.Groves,曲晓明[2]（1990）在《煌斑岩能解决中温热液金矿床的成因争论吗?》文中研究指明钙碱性煌斑岩与中温热液金矿床（太古代到第三纪）共生（煌斑岩与金矿化是同时代的（和同空间的））,这一点在全球已越来越为人们的共识。我们提出的假说认为煌斑岩是将金从深部地幔富金源区向上搬运的营力,于是煌斑岩与地壳发生广泛的相互作用,结果产生长英质岩浆或者把其运载的金释放到变质-热液系统中去。这一模式不仅可以调和现有的中温热液金矿床岩浆模式与变质模式之间的冲突,而且还可以解决金矿床与长英质（斑岩-花岗岩类）侵入体之间未确定的关系问题,因为煌斑岩可以作为这两者的母体。金-煌斑岩共生暗示,在碰撞后的造山、岛弧、倾斜俯冲和地堑等环境中,极深部位的岩浆作用往往伴有金矿化。这对于金矿床的成因,特别是矿化的太古代绿岩带的晚期演化具有重要意义。
李兴俭[3]（2017）在《云南省元阳大坪金矿床成矿机制及找矿方向》文中认为大坪金矿床是哀牢山金矿带典型矿床之一,被视为产于碰撞造山环境下的金多金属矿床。为了进一步查明矿床成因类型,结合区域成矿背景,以云南元阳县大坪金矿床地质勘查成果为依据,通过深入分析典型矿体地质特征,矿物组合特征,围岩蚀变特征,划分了成矿期次,并对成矿物质基础研究和控矿构造特征进行了总结,结果表明:（1）矿床主要受左行走滑剪切作用控制,矿体主要赋存于张扭性-压扭性空间过渡部位;（2）矿床为多期次构造-成矿作用、成矿物质来源多样、多成因热流体综合作用叠加改造,属于中温热液脉型金多金属矿床。利用显微测温和岩相学分析了大坪金矿床与金矿化关系密切的石英流体包裹体特征,结果表明;流体包裹体基本由富液相CO2包裹体和不同CO2/H2O比例的CO2-H2O型包裹体以及含液相CO2的三相包裹体组成。白钨矿石英脉中同时富含富气相CO2包裹体,主成矿阶段（石英-黄铁矿阶段与多金属硫化物阶段）金矿石中富液相CO2包裹体及三相包裹体占明显优势,少量富气相包裹体,南矿区石英-菱铁矿阶段大体上属于多金属硫化物阶段,三相包裹体占明显优势,少量富气相CO2包裹体。包裹体测温结果显示,石英白钨矿阶段均一温度为209.4380.1℃,峰值309359℃,主成矿阶段石英-黄铁矿组合均一温度163.8312.3℃之间,峰值196266℃,石英-多金属硫化物阶段均一温度为222.3388.7℃,峰值270320℃;石英-菱铁矿阶段均一温度为194357℃,峰值274324℃。主成矿阶段包裹体测温显示两个成矿阶段均一温度变化双峰式区间特征,说明后期可能有新的流体加入。大坪金矿成矿流体特征符合造山型金矿床富CO2（流体成分H2O-CO2+CH4,N2,H2S）,低盐度（<58NaCleqv）,中温（250400℃）,压力（>14Kb）成矿流体特征。深源流体沿左行走滑剪切带上升过程中,在脆韧性转换带压力骤降,同时流体分异作用形成煌斑岩浆和富挥发分矿浆以及含水溶液,并发生了强烈的相分离作用,是本区关键的成矿机制。另外还存在后期流体加入,早期主要为下地壳麻粒岩相脱水形成的富CO2流体体系,后期主要为上地幔流体体系,二者同时受控于强烈的壳幔混合作用。与矿体关系密切的煌斑岩,矿物学上金云母含量比较高,主要为幔源成因,在岩石化学组成上,SiO2含量为47.98%53.21%、K2O/Na2O在1.315.31之间,属钙碱性系列,表明煌斑岩具有幔源特征。煌斑岩的微量元素与稀土元素地球化学特征表明,岩石富集大离子亲石元素（Sr、U、Rb和Ba）和轻稀土元素（LREE）、相对亏损高场强元素（Ta、Nb和Ti）,且Ta、Nb和Ti具“TNT”负异常;δEu值为0.260.304,Eu异常不明显;表明煌斑岩源区可能来自早期俯冲洋壳或造山带根部拆沉组分脱水形成富集流体在地幔源区发生交代作用形成的富集地幔,形成于碰撞后的板内构造环境。该区煌斑岩与金矿化源区特征相似,均为深部流体分异演化不同阶段的产物。大坪金矿床构造控矿明显,矿体明显受小新街断裂和次一级断裂控制,与矿体关系密切的煌斑岩脉可能是深部幔源流体在成矿作用中的表现形式。“构造-流体（脉岩）-矿化”三位一体找矿思路为本区深部及外围找矿指明了方向。找矿工作应在富碱斑岩发育和活动构造叠加的地区进行,重点找矿部位为煌斑岩和花岗斑岩出露地带,另外应注意多金属硫化物富集部位。
田永清,王安建,余克忍,许文良[4]（1998）在《山西省五台山—恒山地区脉状金矿成矿的地球动力学》文中认为
李上森[5]（1991）在《碱性火成岩与贵金属矿的研究新进展》文中提出 一、研究碱性火成岩具有重要的理论和现实意义碱性火成岩（含煌斑岩）虽少,但它是来自地下深部。对它的研究可提供深部地幔的许多信息。碱性火成岩中的贵金属矿床,过去较少涉及,近年国外在这方面的研究取得了长足进展,找到了一些与碱性岩有关的超大型矿床,认为碱性火成岩是贵金属矿的重要源岩。
范文亮[6]（2013）在《吉林海沟金矿成矿模式及深边部成矿预测》文中进行了进一步梳理海沟金矿在区域上位于兴蒙造山带与华北古地台接壤处，NE向两江断裂与NW向清茶馆-金银别断裂的交汇部位。矿区内出露的地质体主要为中元古界色洛河群浅变质岩系、海西期海沟二长岩－二长花岗岩岩体、闪长玢岩、正长闪长斑岩、次安山岩；矿区内发育NE-NNE向、近EW向及NWW向、近南北向3个延伸方向的断裂，其中近东西向－北西西向断裂构造应为海沟金矿最主要的导矿构造，而NE-NNE向构造为最主要的容矿构造。海沟金矿由数十条含金石英脉组成，按产状和空间分布规律及控矿构造的性质可分为28＃、38＃和43＃三个脉群和1条近东西向延伸的矿脉带（33＃脉带）。海沟金矿的主要矿化类型为石英脉型，局部为蚀变岩型。矿脉主要分布NE-NNE向控矿断裂中，其次分布于近南北和近东西向控矿断裂之中。金矿脉的主要矿化围岩为海沟岩体二长岩-二长花岗岩，部分地段为色洛河群变质岩系。矿石矿物主要有自然金、黄铁矿、黄铜矿、辉钼矿、方铅矿、少量闪锌矿，脉石矿物以石英、方解石为主，部分为绿泥石和钾长石、斜长石等。围岩蚀变较发育，常见有钾化、硅化、黄铁矿化、绢云母化、绿泥石化、及碳酸盐化，局部可见重晶石化、绿帘石化、电气石化、沸石化、泥化和黑云母化等。综合研究表明，海沟金矿床成矿最佳温度在220300℃，成矿深度约为312.3km；成矿流体主要来自于幔源流体，有“高碳低盐”的特点，与造山型金矿的特点相吻合。在成矿晚期有受循环大气降水加入。海沟金矿中与成矿密切相关的脉岩的结晶年龄可以大致代表其成矿年龄，介于132.4～128Ma之间，与华北地台北缘其他造山带型金矿床在成矿时代上具有明显的一致性。在总结海沟金矿矿床区域地质背景、矿床及矿区地质特征、成矿流体特征及成矿时代的基础上，提出了海沟金矿床成因模型。海沟金矿主要形成于由碰撞造山向伸展造山的构造转换时期，软流圈地幔上隆及其有关的地质和成矿作用是海沟金矿形成的主因。古老的太古宙和元古宙变质基底岩石提供了部分成矿物质，成矿流体的来源复杂，部分来自深部幔源，部分来自岩浆热液，部分来自天水。幔源流体和岩浆热液上升，萃取围岩中的成矿物质，并与上部大气降水含矿热液混合，在有利的容矿构造内形成各种含矿石英脉，成矿物质先后沉淀并成矿。在研究和总结矿区成矿地质条件和成矿规律的基础上，确定了海沟金矿矿脉深边部定位预测的地质和地球化学找矿标志是：控矿断裂宽大，构造多期活动的部位或按照收缩膨胀、尖灭再现、侧伏再现等规律可能再现的部位的上部或一侧；绢英岩化、硅化和碳酸盐化及黄铁矿化强发育部位及下部；矿脉外围黄铁矿细脉和浸染状体十分发育的部位；黄铁矿化数量较多、具有一定程度的金矿化或各类蚀变较为发育的基性脉岩出现的部位或其下部等；矿上晕元素组合异常发育，元素异常分带明显的位置。通过矿床的地质特征、成矿模式、成矿规律的研究，综合对所采的原生晕样品的聚类分析、相关性分析、因子分析、垂向分带分析的结果，对海沟金矿深边部进行成矿预测。综合分析认为28＃脉深部具有较大的成矿远景，其主要成矿远景区位于其深部和其北东端；38＃脉更深部出现较大隐伏矿体的可能性不会太大；43＃脉目前矿化较差，但应有较大的成矿远景。33＃脉近距离的深部具有良好的成矿远景。
何大伦[7]（1995）在《陕西省略阳县铧厂沟细碧岩浆热液金矿床及地幔射气成矿机制》文中研究说明主要论述了细碧岩浆热液金矿床的地质特征，并以地质，碳、硫、氢、氧、铅同位素，稀土微量元素和包体成分资料，阐明了地幔射气成矿作用。
钱姣凤,许静[8]（1998）在《赣中找金之讨论》文中指出赣中地区有多层金矿源层，又经历多期次的构造岩浆活动，具备较好的金矿成矿条件，近年已发现茅排、黄金峰等金矿床和一批金矿点，显示出乐观的找金前景
梁斌,谢启兴,何文劲,陈明,朱兵[9]（2001）在《川西北壤塘金成矿带中煌斑岩的发现及其意义》文中提出壤塘金成矿带中新近发现了闪斜煌斑岩脉 ,通过对其分布、产状、岩相、含金性及其与金矿床的时空关系的研究 ,认为煌斑岩脉与金矿床具有密切的成因联系 ,岩浆活动不仅给金矿化提供了热动力条件 ,而且提供了金源。
孙悦[10]（2013）在《四川省冕西岩体中北段煌斑岩成因及其与铀矿化关系》文中研究说明冕西花岗岩位于康滇地轴北段，岩体中发育有大量铀矿化点带，铀矿化主要产于花岗岩内部和花岗岩外接触带附近，矿化类型以煌斑岩脉型铀矿化为主。该矿化类型特点是铀矿化赋存于煌斑岩脉中，严格受沿断裂充填的煌斑岩脉控制，与我国已知中基性岩脉铀矿化特征不同。本文针对这一重要科学问题，对区内煌斑岩地质学、地球化学性质进行分析，探讨煌斑岩成因及其与铀矿化关系，取得的主要成果如下：康滇地轴北段冕西岩体中北段存在两类煌斑岩，它们在岩石学特征、产出位置及规模、放射性异常情况、地球化学特征均存在较大差别，分别称为正常煌斑岩及矿化煌斑岩。正常煌斑岩脉主要为闪斜煌斑岩、云斜煌斑岩或云煌岩，其产出规模及范围较大，放射性含量正常；矿化煌斑岩主要为云斜煌斑岩和闪斜煌斑岩，以云斜煌斑岩为主，绢云母化、绿泥石化发育强烈，矿化煌斑岩主要产于各铀矿（化）点，岩脉多为短轴状，枝状分叉等，形态不规则，沿走向、倾向变化大，铀矿化严格受煌斑岩脉控制，煌斑岩都具有高的铀量，部分可达工业品位。两类煌斑岩在形成过程中发生了液态不混溶现象，岩石中发育有石英和碳酸盐（方解石）的眼球体，局部地段有石英脉充填其中。煌斑岩总体上为一种高碱、富K，富Ti，K2O﹥Na2O，K2O变化大，低MgO和CaO的基性—超基性岩脉，分离结晶程度高。矿化煌斑岩与正常煌斑岩相比其Na2O含量较低，K2O有明显的增高，分异程度更高。矿化煌斑岩属钾质—超钾质煌斑岩，正常煌斑岩属钙碱质煌斑岩，矿化煌斑岩在形成过程中有钾质的带入。两类煌斑岩过渡元素分配模式同为幔源“W”型；岩石富集大离子亲石元素（LILE）（K，Rb，Ba），亏损高场强元素（HFSE）（Nb，Ta，Zr，Hf），矿化煌斑岩相对富集流体中活动性较强的元素（Y、Yb、Rb），显示矿化煌斑岩更具有流体活动的特征，氧化性更强；正常煌斑岩稀土元素分配模型为右倾轻稀土富集型，δEu值为0.08～0.84，矿化煌斑岩稀土元素分配模型呈“M”型，δEu值为0.28～0.48，表明区内煌斑岩为交代富集地幔部分熔融的产物，矿化煌斑岩受流体作用改造作用明显。煌斑岩地质及地球化学特征显示区内两类煌斑岩为不同阶段或不同期次煌斑岩，矿化煌斑岩形成较晚，区内煌斑岩不是冕西花岗岩结晶分异的产物，两者并不同源。煌斑岩形成于喜山期走滑剪切—拉张，地壳减薄的动力学机制。软流圈地幔上涌，熔体交代地幔形成的富集型地幔发生部分熔融，岩浆沿断裂带上升侵入至冕西岩体中形成正常煌斑岩。矿化煌斑岩是在晚期（阶段）高度分异并发生岩浆液态不混溶（气-液分离），强烈流体作用下的产物，富钾、钛、钇、磷，富挥发分。区内煌斑岩与铀矿化关系推断为源自交代富集地幔富的钾质基性岩浆发生液态不混溶（气-液分离），进一步分异，形成更富钾、铁、钛、挥发分（F、Cl、CO2和H2O）的岩浆，该套岩浆在上升过程中挥发分物质F、Cl等提高了花岗岩中四价铀的溶解度，与之共同组成铀的氟、氯络合物，铀氟氯络合物与煌斑岩基性岩浆共同组成成矿流体。深部还原环境形成的碱性成矿流体沿断裂构造运移至地表，在降温降压、氧逸度升高的情况下铀氟氯络合物由于氧化还原条件及流体酸碱性的改变而快速沉淀形成钛铀矿。源自交代地幔的矿化煌斑岩基性岩浆在成矿过程中起到流体中矿化剂的作用，铀一直在该流体中富集迁移沉淀成矿，铀矿化并没有超出煌斑岩脉内部范围，严格受矿化煌斑岩脉的控制，与我国华南地区中基性岩脉成矿特征及成矿机制并不一致。
二、煌斑岩能解决中温热液金矿床的成因争论吗?（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、煌斑岩能解决中温热液金矿床的成因争论吗?（论文提纲范文）
（3）云南省元阳大坪金矿床成矿机制及找矿方向（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 选题背景和研究意义 |
| 1.1.1 研究区地理位置 |
| 1.1.2 论文选题来源 |
| 1.1.3 研究意义 |
| 1.2 研究现状和存在问题 |
| 1.2.1 国内外研究现状 |
| 1.2.2 本矿床研究现状 |
| 1.2.3 存在的问题 |
| 1.3 拟解决的科学问题及技术路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 1.3.3 科学问题 |
| 1.4 研究工作情况及主要实物工作量 |
| 第2章 区域成矿背景及矿区地质 |
| 2.1 区域成矿背景 |
| 2.1.1 大地构造位置 |
| 2.1.2 区域地层 |
| 2.1.3 区域断裂 |
| 2.1.4 区域岩浆岩 |
| 2.2 矿区地质 |
| 2.2.1 矿区地层 |
| 2.2.2 矿区构造 |
| 2.2.3 矿区岩浆岩 |
| 第3章 矿床地质特征 |
| 3.1 矿体特征 |
| 3.2 矿物特征 |
| 3.3 矿石组构 |
| 3.4 围岩蚀变特征 |
| 3.5 成矿期次 |
| 第4章 煌斑岩与金矿化关系 |
| 4.1 地质及岩石学 |
| 4.1.1 地质特征 |
| 4.1.2 岩相学特征 |
| 4.2 地球化学特征 |
| 4.2.1 样品分析方法 |
| 4.2.2 主量元素特征 |
| 4.2.3 微量元素特征 |
| 4.2.4 稀土元素特征 |
| 4.2.5 煌斑岩源区特征讨论 |
| 4.3 煌斑岩与金矿化关系 |
| 4.3.1 时空关系 |
| 4.3.2 成因关系 |
| 4.4 本章小结 |
| 第5章 流体包裹体测温及成矿机制 |
| 5.1 流体包裹体测温 |
| 5.1.1 样品和分析方法 |
| 5.1.2 岩相学特征 |
| 5.1.3 包裹体测温 |
| 5.2 成矿机制 |
| 5.2.1 流体来源 |
| 5.2.2 矿质的迁移 |
| 5.2.3 沉淀机制 |
| 5.3 成矿时限 |
| 第6章 找矿方向 |
| 6.1 构造 |
| 6.2 流体（脉岩） |
| 6.3 矿化作用 |
| 6.4 找矿方向 |
| 第7章 结论 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 存在问题及研究展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（4）山西省五台山—恒山地区脉状金矿成矿的地球动力学（论文提纲范文）
| 0 前 言 (代序) |
| 1 绪 论 |
| 1.1 概念与方法 |
| 1.1.1 引 言 |
| 1.1.2 基本概念 |
| 1.1.3 成矿地球动力学的研究内容与方法 |
| 1.1.3.1 研究内容 |
| (1) 矿床地质研究 |
| (2) 成矿的地质环境研究 |
| (3) 成矿的构造背景研究 |
| (4) 成矿作用的历史演化研究 |
| (5) 成矿的深部地质研究 |
| (6) 含矿构造的地球动力学类型 |
| 1.1.3.2 研究方法 |
| 1.1.4 新时期矿床研究的优先发展方向 |
| 1.1.5 结论与讨论 |
| 1.2 脉状金矿成矿的地球动力学研究概况 |
| 1.2.1 脉状金矿产出的地球动力学背景 |
| 1.2.2 脉状金矿成矿流体来源 |
| 1.2.3 成矿流体运移机制 |
| 1.2.4 金沉淀的构造部位 |
| 1.2.5 讨 论 |
| 2 成矿地质背景 |
| 2.1 五台山—恒山早期陆壳的形成过程——早前寒武纪花岗质岩石化学特征的构造意义 |
| 2.1.1 引 言 |
| 2.1.2 花岗质岩石的地质特征与时空分布 |
| 2.1.3 花岗质岩石的化学特征 |
| 2.1.4 岩石化学特征的构造意义 |
| 2.1.5 花岗质岩石形成的地球动力学过程 |
| 2.1.6 结 论 |
| 2.2 五台山地区早元古造山带的内部结构及 其 动 力 学 机 制 |
| 2.2.1 引 言 |
| 2.2.2 造山带的岩石地层及主要地质事件 |
| 2.2.3 造山带的内部结构与构造格架 |
| 2.2.4 五台山区早前寒武纪地壳的伸展作用 |
| 2.2.5 造山带的热演化 |
| 2.2.6 造山过程 |
| 2.2.7 结论与讨论 |
| 2.3 五台山—恒山变质基底的活化——中生代岩浆活动的地球动力学条件 |
| 2.3.1 引 言 |
| 2.3.2 中生代的区域构造背景及岩浆岩的分布 |
| 2.3.3 五台山—恒山中生代岩浆活动的特征 |
| 2.3.3.1 火山岩石系列的特征 |
| 2.3.3.2 深成岩石系列的特征 |
| 2.3.4 岩浆活动的构造控制 |
| 2.3.4.1 基底构造 |
| 2.3.4.2 中生代构造 |
| 2.3.5 岩浆活动的地球动力学条件 |
| 2.3.5.1 岩浆来源分析 |
| 2.3.5.2 应力场分析 |
| 2.3.5.3 动力学分析 |
| 2.3.5.4 构造—岩浆活动过程 |
| 2.3.6 结 语 |
| 3 脉状金矿成矿的地球动力学过程 |
| 3.1 五台山—恒山地区含金构造的地球动力学类型 |
| 3.1.1 引 言 |
| 3.1.2 矿体的形状 |
| 3.1.3 含矿构造的形态类型 |
| 3.1.4 含矿构造地球动力学分类的地质标志 |
| 地球动力学背景 |
| 动力学机制 |
| 运动学方式 |
| 构造演化阶段 |
| 构造部位 |
| 岩浆作用类型与性质 |
| 变形的热动力条件 |
| 容矿围岩的特性 |
| 3.1.5 五台山—恒山地区含金构造的地球动力学类型 |
| 3.1.6 结 论 |
| 3.2 五台山地区两种构造体制下脉状 金矿成矿流体的形成与运移 |
| 3.2.1 引 言 |
| 3.2.2 两种构造体制下成矿流体的特征 |
| 3.2.2.1 流体包裹体特征 |
| 3.2.2.2 流体包裹体的成分及物化参数 |
| 3.2.3 讨 论 |
| 3.2.3.1 成矿流体的来源 |
| 3.2.3.2 成矿流体的形成、运移与沉淀 |
| 1.绿岩构造活化型金矿 |
| 2.后生热液脉型金矿 |
| 3.2.4 结 论 |
| 3.3 五台山地区脉状金矿的成矿物质来源 |
| 3.3.1 岩石的含金性与矿源层 |
| 3.3.2 成矿物质来源的同位素证据 |
| 3.3.2.1 硫同位素 |
| 3.3.2.2 铅同位素 |
| 3.3.3 结 论 |
| 3.4 绿岩金矿地球化学特征的构造动力学 |
| 3.4.1 变形带中金的分布 |
| 3.4.2 剪切变形带中元素的集散 |
| 3.4.2.1 成矿元素 |
| 3.4.2.2 常量元素 |
| 3.4.2.3 微量元素 |
| 3.4.3 讨 论 |
| 3.4.4 结 论 |
| 3.5 含金剪切带及其构造控矿 |
| 3.5.1 导 言 |
| 3.5.2 区域地质背景及剪切变形带类型 |
| 3.5.2.1 四集庄—李家庄—柏枝岩剪切变形带 |
| 3.5.2.2 大西沟—刘家坪—康家沟剪切变形带 |
| 3.5.2.3 甘泉 (板峪) —宽滩剪切变形带 |
| 3.5.3 剪切变形带的地质依据 |
| (1) 强烈的片理化带 |
| (2) 发育各种类型的构造岩 |
| (3) 强烈的蚀变岩石成带分析 |
| (4) 变形强度的差异, 即强变形带与弱应变域组合 |
| (5) 剪切面理及 |
| (6) 剪切褶皱发育 |
| (7) 剪切裂隙发育 |
| 3.5.4 剪切变形带构造岩的类型, 特征及显微构造 |
| 3.5.4.1 主要构造岩石类型 |
| 3.5.4.2糜棱岩的主要显微构造特征 |
| (1) 波状消光 |
| (2) 变形带 |
| (3) 核幔构造 |
| (4) 动态重结晶构造 |
| 3.5.5 剪切变形带的变形特征 |
| 3.5.5.1 几何学分析 |
| 3.5.5.2 运动学分析 |
| 3.5.5.3 动力学特征 |
| 3.5.6 剪切变形带的构造控矿作用 |
| 3.5.6.1金矿床的构造控制—紧闭褶皱倒转翼上剪切变形带中的金矿床 |
| 3.5.6.2 金矿体的构造控制—剪切裂隙中的的金矿体 |
| 3.5.6.3 影响剪切变形成矿的主要因素 |
| (1) 变形强度 |
| (2) 变形方式决定了金矿化的类型 |
| (3) 赋矿主岩的差异能干性 |
| 3.5.7 构造与金矿床的分形理论分析 |
| 3.5.8 结 论 |
| 3.6 五台山—恒山地区燕山期火山机构与金银多金属的成矿 |
| 3.6.1 火山岩及火山机构的分布 |
| 3.6.2 火山岩岩相 |
| 爆发相 |
| 喷溢相 |
| 侵出相 |
| 火山管道相 |
| 次火山岩相 |
| 浅成相 |
| 3.6.3 五台山—恒山地区火山机构的类型 |
| 火山穹隆 |
| 低平火山口 |
| 破火山口 |
| 火山断陷盆地 |
| 3.6.4 火山机构与成矿 |
| 3.6.5 结 语 |
| 3.7 脉状金矿成矿地球动力学的Pb、Sr同位素地质演化 |
| 3.7.1 脉状金矿化的同位素组成 |
| 3.7.1.1 Pb同位素 |
| 3.7.1.2 Sr同位素 |
| 3.7.2 成矿构造—化学环境的Pb同位素演化 |
| 3.7.3 Sr同位素演化的地球动力学 |
| 3.7.4 同位素地质演化的Rb-Sr体系 |
| 3.7.5 讨 论 |
| 4 矿床模式 |
| 4.1 五台山—恒山脉状金矿成矿的地球动力学模型 |
| 4.1.1 引 言 |
| 4.1.2 区域脉状金矿化类型及成矿规律 |
| 4.1.2.1 脉状金矿化的成因类型 |
| 4.1.2.2 脉状金矿的区域成矿规律 |
| (1) 成矿作用的多样性和多期性 |
| (2) 金矿化的岩性地层控制明显 |
| (3) 剪切变形是一种重要而普遍的成矿作用 |
| (4) 中、酸性岩浆岩与脉状金矿的关系密切 |
| (5) 变基性岩浆岩与绿岩金矿在空间和时间上有一定的伴生性 |
| (6) 与成因机制有关的多种多样矿脉类型 |
| 4.1.3 脉状金矿成矿的地球动力学 |
| 4.1.3.1 脉状金矿的时空分布 |
| 4.1.3.2 花岗一片麻岩基底在成矿中的意义 |
| 4.1.3.3 绿岩带裂谷伸展体制下金的广泛来源 |
| 4.1.3.4 内硅铝造山作用过程中含金流体的集散 |
| 4.1.3.5 陆内造山条件下金的再生成矿 |
| 4.1.4 脉状金矿的成因模式 |
| 4.1.5 脉状金矿的成矿地球动力学模型 |
| 4.1.6 结 语 |
| 4.2 脉状金矿勘查的“Φ”形构造模式及研究意义 |
| 4.2.1 Φ形构造模式 |
| 4.2.1.1 地球物理解译Φ形构造 |
| 4.2.1.2 地球化学解译Φ形构造 |
| 4.2.1.3 地质Φ形构造 |
| 4.2.1.4 遥感解译Φ形构造 |
| 4.2.2 模式建立的工作方法 |
| 4.2.2.1 资料解译 |
| 4.2.2.2 图系关联 |
| 4.2.2.3 成矿信息提取 |
| 4.2.2.4 成矿要素综合 |
| 4.2.2.5 模型转换 |
| 4.2.3 实 例 |
| 4.2.3.1 地质背景 |
| 4.2.3.2 地球物理背景 |
| 4.2.3.3 地球化学背景 |
| 4.2.3.4 遥感特征 |
| 4.2.3.5 矿区特征 |
| 4.2.3.6 矿床特征 |
| 4.2.4 讨 论 |
| 后 记 |
（6）吉林海沟金矿成矿模式及深边部成矿预测（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 前言 |
| 0.1 选题依据及意义 |
| 0.2 研究历史和现状 |
| 0.2.1 海沟金矿研究历史和现状 |
| 0.2.2 造山型金矿国内外研究现状 |
| 0.2.3 岩石地球化学找矿方法国内外研究现状 |
| 0.3 本文研究思路及方法 |
| 0.4 论文完成工作量 |
| 第1章 区域地质背景 |
| 1.1 区域地层 |
| 1.1.1 元古界 |
| 1.1.2 中生界 |
| 1.1.3 新生界 |
| 1.2 区域岩浆岩 |
| 1.2.1 晚太古宙花岗质岩石 |
| 1.2.2 古生代花岗质岩石 |
| 1.2.3 中生代岩浆岩 |
| 1.2.4 新生代玄武岩 |
| 1.3 区域构造 |
| 1.3.1 褶皱构造 |
| 1.3.2 韧性变形构造 |
| 1.3.3 断裂构造 |
| 第2章 矿床地质特征 |
| 2.1 矿区地质特征 |
| 2.1.1 矿区地层 |
| 2.1.2 矿区岩浆岩 |
| 2.1.3 矿区脉岩 |
| 2.1.4 矿区构造 |
| 2.2 矿床地质特征 |
| 2.2.1 矿脉产状及分布 |
| 2.2.2 矿石物质组成及组构 |
| 2.2.3 围岩蚀变 |
| 2.2.4 成矿期和成矿阶段 |
| 第3章 矿床成因及成矿模式 |
| 3.1 流体包裹体特征 |
| 3.1.1 流体包裹体的类型及特征 |
| 3.1.2 流体包裹体成分及均一温度 |
| 3.1.3 流体包裹体盐度和密度 |
| 3.1.4 流体包裹体压力和深度 |
| 3.2 稳定同位素特征 |
| 3.2.1 碳氢氧同位素特征 |
| 3.2.2 硫同位素特征 |
| 3.2.3 铅同位素特征 |
| 3.3 成矿时代 |
| 3.3.1 正长闪长斑岩 LA-ICP-MS U-Pb 测年结果 |
| 3.3.2 闪长玢岩 LA-ICP-MS U-Pb 测年结果 |
| 3.3.3 成矿年龄讨论 |
| 3.4 矿床成因及成矿模型 |
| 第4章 控矿地质条件和成矿规律 |
| 4.1 控矿地质条件 |
| 4.1.1 断裂构造控矿条件 |
| 4.1.2 围岩控矿条件 |
| 4.1.3 脉岩控矿条件 |
| 4.2 成矿规律 |
| 4.2.1 空间分布规律 |
| 4.2.2 时间分布规律 |
| 4.2.3 28#脉垂向变化规律 |
| 第5章 矿脉（体）深边部成矿预测 |
| 5.1 矿脉深边部找矿标志 |
| 5.1.1 地质信息与找矿标志 |
| 5.1.2 地球化学信息与找矿标志 |
| 5.1.3 矿脉深边部综合找矿模型 |
| 5.2 28＃脉深部地球化学预测 |
| 5.2.1 元素富集序列及成矿预测 |
| 5.2.2 元素空间分布及成矿预测 |
| 5.2.3 预测靶区位置及规模 |
| 5.3 海沟金矿其它金矿脉成矿预测 |
| 5.3.1 38＃脉深边部成矿预测 |
| 5.3.2 43＃脉深边部定位预测 |
| 5.3.3 近东西向矿脉深边部定位预测 |
| 结论 |
| 参考文献 |
| 图版 |
| 致谢 |
（9）川西北壤塘金成矿带中煌斑岩的发现及其意义（论文提纲范文）
| 1 地质概况及岩相学特征 |
| 2 岩石化学特征 |
| 3 煌斑岩的含金性分析 |
| 4 煌斑岩发现的地质意义 |
| 4.1 加深对松潘—甘孜造山带造山过程的认识 |
| 4.2 对认识壤塘金成矿带金矿的成因具有重要意义。 |
（10）四川省冕西岩体中北段煌斑岩成因及其与铀矿化关系（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 目录 |
| 第1章 引言 |
| 1.1 论文选题来源、依据及研究意义 |
| 1.1.1 选题来源 |
| 1.1.2 选题依据及研究意义 |
| 1.2 国内外煌斑岩研究现状 |
| 1.2.1 煌斑岩的分类 |
| 1.2.2 煌斑岩的成因模式 |
| 1.2.3 煌斑岩与矿产的关系 |
| 1.3 冕宁地区铀矿勘查与研究现状 |
| 1.4 技术路线与研究方法 |
| 1.4.1 技术路线 |
| 1.4.2 研究方法 |
| 1.5 研究内容及主要完成工作量 |
| 1.5.1 研究内容 |
| 1.5.2 主要完成工作量 |
| 第2章 区域地质概况 |
| 2.1 大地构造位置 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.3 岩浆岩 |
| 2.3.1 岩石类型 |
| 2.3.2 岩石地球化学特征 |
| 2.4 构造特征 |
| 第3章 铀矿化特征 |
| 3.1 区域矿产特征 |
| 3.2 节节马 7301 矿化点铀矿化特征 |
| 3.2.1 地理位置及交通条件 |
| 3.2.2 地质背景 |
| 3.2.3 铀矿化带特征 |
| 3.2.4 铀矿物存在形式及围岩蚀变 |
| 第4章 煌斑岩岩石学及地球化学特征 |
| 4.0 煌斑岩分布特征 |
| 4.1 岩石学特征 |
| 4.1.1 正常煌斑岩 |
| 4.1.2 矿化煌斑岩 |
| 4.1.3 基性岩浆液态不混溶 |
| 4.2 地球化学特征 |
| 4.2.1 主量元素特征 |
| 4.2.2 微量元素特征 |
| 4.2.3 稀土元素特征 |
| 第5章 相关问题讨论 |
| 5.1 煌斑岩的成因 |
| 5.1.1 源区特征 |
| 5.1.2 成岩时代 |
| 5.1.3 煌斑岩的侵位过程分析 |
| 5.2 煌斑岩与铀矿化 |
| 5.2.1 煌斑岩在铀矿化过程中的作用 |
| 5.2.2 煌斑岩与铀矿化的关系 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
| 图版及说明 |
| 研究生个人简历 |
四、煌斑岩能解决中温热液金矿床的成因争论吗?（论文参考文献）
- [1]煌斑岩能解决中温热液金矿床的成因争论吗?[J]. NicholasM.S.Rock,DavidI.Groves,王祝文. 国外铀金地质, 1990(01)
- [2]煌斑岩能解决中温热液金矿床的成因争论吗?[J]. N.M.S.Rock,D.I.Groves,曲晓明. 地质地球化学, 1990(01)
- [3]云南省元阳大坪金矿床成矿机制及找矿方向[D]. 李兴俭. 中国地质大学(北京), 2017(02)
- [4]山西省五台山—恒山地区脉状金矿成矿的地球动力学[J]. 田永清,王安建,余克忍,许文良. 华北地质矿产杂志, 1998(04)
- [5]碱性火成岩与贵金属矿的研究新进展[J]. 李上森. 国外前寒武纪地质, 1991(04)
- [6]吉林海沟金矿成矿模式及深边部成矿预测[D]. 范文亮. 吉林大学, 2013(09)
- [7]陕西省略阳县铧厂沟细碧岩浆热液金矿床及地幔射气成矿机制[J]. 何大伦. 四川地质学报, 1995(04)
- [8]赣中找金之讨论[J]. 钱姣凤,许静. 贵金属地质, 1998(02)
- [9]川西北壤塘金成矿带中煌斑岩的发现及其意义[J]. 梁斌,谢启兴,何文劲,陈明,朱兵. 四川地质学报, 2001(01)
- [10]四川省冕西岩体中北段煌斑岩成因及其与铀矿化关系[D]. 孙悦. 成都理工大学, 2013(S2)