一、中国东南部中生代火山岩的同位素年龄、时间和空间演化及其原始物质来源（论文文献综述）
毛安琦[1]（2020）在《额尔古纳地块中部中生代火山盆地岩浆岩 ——岩石成因与动力学机制》文中研究说明本文以额尔古纳地块中部中生代火山盆地及邻区岩浆岩为研究对象,通过对基底侵入岩、盖层火山岩以及邻区侵入岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb定年、全岩地球化学、锆石Hf同位素、全岩Sr-Nd-Pb同位素以及黑云母、角闪石和斜长石单矿物地球化学等系统分析,限定了研究区中生代盆地基底、盖层以及邻区岩浆岩的形成时代和物质组成,探讨了各期次岩浆的物质来源、岩浆演化和岩石成因,结合额尔古纳地块、兴安地块、蒙古-俄罗斯外贝加尔地区的中生代岩浆作用,揭示了中生代各构造演化阶段的地球动力学背景。在对岩浆作用深入剖析的基础上,进一步查明了额尔古纳地块中部中生代火山盆地的构造属性与演化,探索了岩浆作用-盆地演化与额尔古纳地块中生代地球动力学机制的耦合关系与成因链接,主要结论和认识如下:1.盆地基底及邻区侵入岩盆地基底侵入岩的时代为晚二叠世-中三叠世（256238 Ma）和晚三叠世-早侏罗世（234182 Ma）。晚二叠世-中三叠世侵入岩主要包括角闪辉长岩、石英二长闪长岩、石英二长岩、正长花岗岩和二长花岗岩。角闪辉长岩和石英二长闪长岩岩浆起源于俯冲流体交代的岩石圈地幔,显示俯冲相关的地球化学信号。角闪辉长岩源于含有2%尖晶石的二辉橄榄岩发生约2%3%的均衡熔融,石英二长闪长岩在成岩过程中经历了一定程度的地壳混染以及分离结晶作用。石英二长岩、二长花岗岩和正长花岗岩属于高钾钙碱性I型,岩浆主要来自于中元古代大陆地壳的部分熔融,并混入了古老地壳物质,具有类似于弧岩浆岩的地球化学属性。晚三叠世侵入岩以二长花岗岩和正长花岗岩占主导地位,岩浆起源于中元古代大陆地壳的部分熔融,并混入了古老的地壳物质。早侏罗世侵入岩为二长花岗岩,属于高钾钙碱性I型,起源于中元古代大陆下地壳富钾变质基性岩浆岩的部分熔融,有少量地幔物质参与,并指示地壳发生了一定程度的加厚。盆地邻区侵入岩位于额尔古纳地块东缘塔源地区,包括晚三叠世正长花岗岩（210 Ma）和中侏罗世石英二长岩（172167 Ma）。晚三叠世正长花岗岩具有A型花岗岩的地球化学特征,岩浆起源于较浅地壳长英质岩浆岩的部分熔融,暗示额尔古纳地块东缘在该时期处于伸展构造环境。中侏罗世石英二长岩具有埃达克岩特征,暗示地壳发生缩短加厚,岩浆起源于中-新元古代大陆下地壳的部分熔融。2.盆地盖层火山岩地块中部盆地盖层火山岩的时代主要为早侏罗世（193175 Ma）和早白垩世（140114 Ma）。本文以典型的向阳屯盆地为主要解剖对象。向阳屯盆地盖层火山岩主体部分的形成时代为早白垩世（121114 Ma）。可进一步细分为以发育多斑晶粗面岩为特征的早期（约120 Ma）玄武岩-粗面岩-流纹岩组合,和以发育少斑（无斑）粗面岩、黑曜岩和松脂岩为特征的晚期（约115Ma）粗面岩-玻基粗面岩-火山玻璃质岩石组合。早期酸性火山岩属于I型火山岩,岩浆起源于中-新元古代陆壳火成岩的部分熔融,岩浆经历了分离结晶作用,且可能混染了古老的地壳围岩。晚期酸性火山岩属于高分异I型火山岩。随岩浆分异演化的程度增加,晚期酸性火山岩显示类似于A型火山岩的地球化学特征。流纹岩显示由早期典型I型火山岩向晚期高分异I型火山岩转化的规律,指示母岩浆经历了强烈的结晶分异作用,在晚期形成了高分异火山岩。3.火山盆地构造属性和演化盆地火山岩浆的喷发方式主要为NE走向断裂系统控制的裂隙式喷发。盆地在构造属性上为伸展断陷盆地,经历了盆地初始形成期（T3J1期）、挤压期（J2期）、和控制盆地形成的强烈伸展断陷期（J3K1期）三个阶段的演化,指示了三个时期不同的区域大地构造背景。4.中生代岩浆作用动力学机制蒙古-鄂霍茨克缝合带两侧晚二叠世-中三叠世、晚三叠世-早侏罗世岩浆岩的时空分布特征与元素的时空变化规律表明该时期为大洋板块双向俯冲的活动大陆弧边缘环境。晚二叠世-中三叠世（256238 Ma）和晚三叠世-早侏罗世（234182 Ma）火山盆地基底侵入岩与盆地邻区早侏罗世花岗岩的地球化学特征指示洋盆南侧为安第斯型大陆弧环境。洋盆南侧晚三叠世的岩浆低谷期（225215 Ma）可能与237225 Ma期间俯冲引起的陆壳初始加厚有关。延迟的岩浆活动（210 Ma至早侏罗世）在额尔古纳地块和兴安地块广泛分布。额尔古纳地块东缘和兴安地块最晚于216 Ma开始处于弧后构造环境,并控制了额尔古纳地块中部火山盆地的初始裂陷。早侏罗世额尔古纳地块陆壳因蒙古-鄂霍茨克洋的南向俯冲而开始加厚,并伴随了高钾钙碱性I型花岗岩的侵入。中侏罗世地壳加厚,加厚下地壳部分熔融形成埃达克岩。火山盆地发生隆升剥蚀,普遍发育挤压构造。大兴安岭地区的岩浆活动间歇期（177167 Ma）,指示该时期蒙古-鄂霍茨克洋盆的西段发生闭合和造山。晚侏罗世-早白垩世期间,额尔古纳地块主要受控于蒙古-鄂霍茨克构造域的造山后伸展体制。火山盆地内早白垩世高分异火山岩与全球典型伸展区发育的高分异花岗岩具有高度的相似的特征。火山盆地处于强烈伸展断陷期,大量喷溢的火山岩为NE走向伸展断裂系统控制下裂隙式喷发的产物。
蒋子文[2]（2020）在《鄂尔多斯盆地南部上古生界山1-盒8段物源分析及盆山耦合关系研究》文中进行了进一步梳理鄂尔多斯盆地晚古生代地层发育广泛,含油气资源丰富。但盆地南部上古生界研究相对薄弱,油气勘探程度低,仍无重大勘探突破,特别是盆地南部物源不明确严重制约着该地区天然气勘探。盆地南缘秦岭造山带演化过程对鄂尔多斯盆地的形成演化、沉积建造以及油气藏的形成与改造都具有重要控制作用。然而,至今有关秦岭造山带构造演化对鄂尔多斯盆地物质充填与沉积过程的耦合关系尚不十分清楚。基于此,通过对鄂尔多斯盆地南部钻井岩心和野外露头剖面观察、古流向分析,以及砂岩碎屑组分和重矿物特征分析,结合沉积地球化学和碎屑锆石同位素U–Pb定年及Lu–Hf同位素物源示踪等方法综合研究,重点分析鄂尔多斯盆地南部山1–盒8段沉积物源,进而探讨鄂尔多斯盆地南部古生代中晚期沉积充填与周缘造山带演化耦合关系。得出如下认识:（1）鄂尔多斯盆地南部1段和盒8段沉积期古流向、砂岩类型、岩屑类型及其相对含量、重矿物类型及其分布特征基本一致,具有良好继承性。但西南部和东南部上述特征差异大,表明两地区物源供给具有明显差异。（2）沉积地球化学分析表明,鄂尔多斯盆地南部山1–盒8段物源主要来自石英质旋回物源区,中性火成岩和镁铁质岩物源区次之,反映物源主要来自稳定陆块再旋回物质,活动造山带的物质次之。（3）综合物源分析表明,鄂尔多斯盆地南部山1–盒8段物源主要来自华北古老基底再旋回物质,其次来自北秦岭–北祁连造山带源区。与东南部相比,西南部出现中元古代和新元古代末期年龄组锆石,暗示两地区物源存在明显差异。西南部物源主要来自华北古老基底再旋回物质和北秦岭–北祁连造山带物质,少部分来源可能与陇山杂岩和龙首山杂岩相关;东南部物源主要来自华北古老基底再旋回物质和北秦岭造山带剥蚀区物质。由山1段沉积期到盒8段沉积期,北秦岭–北祁连造山带为盆地南部提供的充填物质增多,反映周缘造山带自山1段沉积期之后隆升速度加快,向盆内输入更多供给物质。（4）鄂尔多斯盆地南部山1–盒8段350260 Ma年龄组碎屑锆石可能来自北秦岭造山带,揭示北秦岭造山带在350260 Ma,尤其是320260 Ma期间曾存在目前还未被充分揭示的构造热事件。（5）盆山耦合关系研究表明,420 Ma随着秦岭洋盆的消减闭合,北秦岭开始整体隆升,并引发华北克拉通抬升,一直持续至360 Ma。晚古生代以来,在南秦岭南部伸展、勉略洋盆打开的拉张背景下,石炭纪开始,华北盆地再次沉降接受海相沉积。早二叠世勉略洋盆的俯冲挤压使秦岭进一步隆升,造成鄂尔多斯盆地大规模海退并转入陆相沉积环境。此后华北与杨子两大陆块碰撞拼合,秦岭持续隆升遭受剥蚀并向盆内输入大量物质。
杨群[3]（2020）在《吉中地区晚古生代—早中生代金铜多金属成矿作用与成矿规律》文中进行了进一步梳理吉林省中部地区（简称“吉中地区”,下同）地处华北板块北缘与兴蒙造山带东段南缘的交汇部位,晚古生代-早中生代期间,经历了古亚洲洋构造域和古太平洋构造域的演化、叠加和转换。独特的大地构造位置、复杂的构造演化历史以及多期次的构造-岩浆活动,为区内不同期次、不同类型的内生金属成矿作用提供了良好的地质背景和成矿地质条件,也使该区成为诠释兴蒙造山带东段晚古生代-早中生代区域构造演化和成矿规律的焦点地区。与吉林东部的延边地区和吉林南部的通化、桦甸地区等相比,吉中地区的典型矿床、区域成矿理论和成矿规律等方面研究明显薄弱,地质找矿进展缓慢。为此,本论文选择吉中地区研究程度较低的石嘴铜多金属矿床、锅盔顶子铜矿床、小红石砬子铅锌矿床、官马金矿床以及粗榆金矿床为典型矿床,通过成矿地质条件、矿床地质特征、成矿流体来源及演化、成矿物质来源及富集机制、成岩成矿时代及构造背景等方面系统的研究,阐明区内晚古生代-早中生代金铜多金属成矿作用的类型及期次;结合与邻区同时代、同类型金铜多金属矿床的综合对比研究,总结区域成矿规律和找矿标志,指出地质找矿方向,为进一步矿产勘查提供理论依据。取得的主要进展和成果包括:1.在吉中地区首次识别出了早二叠世和早三叠世两期铜多金属成矿事件。早二叠世成矿作用以石嘴矽卡岩型铜多金属矿床为代表,矿床形成于二长花岗岩与晚石炭世石嘴组大理岩接触带附近;成矿二长花岗岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为277.8±0.93Ma;矿石中辉钼矿Re-Os同位素等时线年龄为278.0±2.7Ma。早三叠世成矿作用以锅盔顶子斑岩型铜矿床为代表,铜矿化与斑状花岗闪长岩体具有密切的时间、空间和成因联系;斑状花岗闪长岩的锆石U-Pb年龄为250.7±2.0 Ma;矿石中辉钼矿Re-Os等时线年龄为247.9±6.9 Ma。2.确定了区内已知矿床的成因类型和成矿机制。将区内代表性矿床分为矽卡岩型（石嘴铜多金属矿床、官马金矿床）、斑岩型（锅盔顶子铜矿床）、中温热液脉型（粗榆金矿床和小红石砬子矿床晚期脉状铅锌矿体）和VMS型（小红石砬子早期层状铅锌矿体）。流体包裹体和同位素特征研究表明,除小红石砬子早期VMS型铅锌矿化以外,区内不同类型代表性矿床的成矿流体来源均以岩浆水为主,且成矿晚期有大气降水的混入;成矿流体的沸腾作用（如石嘴、锅盔顶子矿床）、流体混合作用（小红石砬子晚期脉型矿化、官马矿床）以及流体不混溶作用（粗榆矿床）是引起金属组分富集成矿的主要机制。3.判断了不同期次成矿岩体的成因和构造背景。本文研究表明,石嘴等早二叠世矽卡岩型铜多金属矿床的成矿岩体属于岛弧钙碱性岩石系列,形成于古亚洲洋板块俯冲的构造背景下;与锅盔顶子等早-中三叠世斑岩型铜（钼）矿床具有密切成因联系的浅成-超浅成中酸性岩体具有埃达克质岩石的地球化学特征,初始岩浆来源于加厚下地壳的部分熔融,形成于古亚洲洋闭合、华北板块与兴蒙造山带碰撞向伸展转换的阶段;与官马矽卡岩型金矿床和小红石砬子矿床脉型矿化相关的早侏罗世成矿岩体（脉）具有岛弧钙碱性岩浆岩的地球化学特征,形成于古太平洋板块俯冲的初始阶段;粗榆金矿床和区内众多斑岩型钼矿床的成矿岩体则是古太平洋板块强烈俯冲作用背景下钙碱性岩浆作用的结果。4.厘定了吉中地区晚古生代-早中生代的成矿作用期次。将研究区内晚古生代-早中生代的金铜多金属成矿作用划分为四期。即:（1）早二叠世（280270Ma）矽卡岩型铜多金属成矿作用（以石嘴矿床为代表）;（2）早-中三叠世（250240Ma）斑岩型铜（钼）成矿作用（以锅盔顶子矿床为代表）;（3）早侏罗世（200190Ma）矽卡岩型-热液脉型金及多金属成矿作用（以小红石砬子矿床脉状矿体和官马矿床为代表）;（4）中侏罗世（175160Ma）热液脉型-斑岩型金、钼成矿作用,形成区域上众多热液脉型金矿床（粗榆、夹皮沟-海沟金矿带上的金矿床）和大型-超大型斑岩型钼矿床（季德屯、大黑山等）。5.总结了区域成矿规律。将吉中地区金铜多金属成矿规律总结为:（1）具有岛弧地球化学特征的晚古生代中酸性侵入岩与石炭系碳酸盐岩接触部位是寻找矽卡岩矿床的重要地质标志;（2）早-中三叠世斑岩型铜钼矿床均与加厚的下地壳部分熔融所形成的埃达克质侵入岩密切相关,空间上具有EW向分布的特点;（3）中侏罗世中温岩浆热液脉型金矿床与夹皮沟-海沟金矿带的金矿床在时间、空间和矿床成因上相似,表明夹皮沟-海沟金矿带向西北方向延伸至磐石境内,空间上呈NW向展布;（4）NW向断裂构造是区内主要控矿构造。基于上述成果,总结了区域找矿标志,进一步明确了地质找矿方向。
马雪俐[4]（2020）在《大兴安岭南段东坡铜多金属矿床成矿作用研究》文中研究表明大兴安岭南段泛指贺根山-黑河断裂以南和华北克拉通北缘断裂以北的古生代增生造山带区域,依据地形地貌特征可划分为西坡、主峰和东坡三个北东向区带。其中,位于其东坡的天山-突泉成矿带发育以铜为主的多金属矿床,典型代表包括神山铁铜矿床、闹牛山铜矿床、莲花山铜银矿床、阿贵铜矿床及布敦化铜矿床等。根据矿床地质、矿化特征及成因可将大兴安岭南段东坡铜多金属矿床划分为矽卡岩型（神山铁铜矿床）、斑岩型（闹牛山和布敦化铜矿床）及热液脉型（莲花山铜银矿床和阿贵铜矿床）三种主要类型。其中,神山矽卡岩型铁铜矿床产于哲斯组碳酸盐地层中或其与花岗闪长岩的接触带部位,其成矿作用经历了矽卡岩期及石英硫化物期两期成矿作用,后者可进一步划分为黄铁矿-黄铜矿-辉钼矿-石英和贫硫化物-石英-碳酸盐两个成矿阶段;闹牛山铜矿床和布敦化铜矿床分别产于晚侏罗世的花岗闪长斑岩及英云闪长斑岩中,热液成矿作用大体可划分为毒砂-黄铁矿-石英、黄铁矿-黄铜矿-磁黄铁矿-石英、黄铁矿-黄铜矿-闪锌矿-方铅矿-石英及贫硫化物-石英-方解石四个阶段;莲花山铜银矿床及阿贵热液脉型铜矿床均产于次火山岩中,前者矿体受北西向断裂控制,而后者矿体的走向则与矿区北东向或近东西向断裂一致。莲花山热液成矿作用可划分为毒砂-石英、黄铁-黄铜-石英、黄铁-黄铜-闪锌矿-方铅矿-石英及贫硫化物-石英-方解石四个阶段,而阿贵热液成矿作用可划分为赤铁矿-磁铁矿-石英、毒砂-黄铁矿-黄铜矿-石英、黄铁矿-黄铜矿-磁黄铁矿-石英及闪锌矿-方铅矿-石英-方解石四个阶段。流体包裹体及稳定同位素综合研究表明,各矿床的成矿流体和成矿物质来源均与区内不同时期岩浆活动密切相关。神山矽卡岩型矿床成矿流体为高温-高盐度的NaCl-H2O体系热液,成矿流体源于岩浆水及少量的大气降水;金属硫化物中的硫元素源自岩浆硫,而铅源于壳幔混源铅。斑岩型铜多金属矿床（闹牛山和布敦化）的成矿流体为岩浆水和大气降水的混合溶液,成矿流体为高温-高盐度的NaCl-H2O体系热液,成矿物质源于岩浆岩。热液脉型铜多金属矿床（莲花山和阿贵）的成矿流体为中高温、中高盐度的NaCl-H2O体系热液,成矿流体前期以岩浆水为主,但在后期混入大量的大气降水;矿床金属硫化物的硫元素源于岩浆硫,铅为壳幔混源铅。流体的沸腾作用在各典型矿床主要成矿阶段中均存在,表明其可能是导致金属矿物沉淀的关键成因机制。典型矿床成岩成矿年代学及成矿岩体岩石地球化学研究表明,大兴南岭南段东坡存在印支期早三叠世、燕山晚期晚侏罗世及早白垩世三期铜多金属成矿作用,分别形成于古亚洲洋、蒙古鄂霍茨克洋及古太平洋与蒙古鄂霍次克洋共同作用的构造环境。根据区域构造演化-岩浆活动-热液成矿作用综合分析,建立区域成矿模式如下:1)印支期早三叠世,研究区受古亚洲洋闭合作用影响,加厚下地壳发生部分熔融作用形成莲花山花岗闪长斑岩母岩浆,金属矿物在构造薄弱部位富集形成莲花山热液脉型铜银矿床（250Ma）;2)燕山晚期晚侏罗世,蒙古-鄂霍茨克洋自西向东呈剪刀式闭合,软流圈物质开始上涌并引发区内大规模的岩浆活动。新生及新生加厚下地壳发生部分熔融作用,先后形成神山花岗闪长岩、布敦化英云闪长斑岩及闹牛山花岗闪长斑岩的母岩浆。三种岩浆经不同程度的结晶分异作用并逐渐发育成神山矽卡岩型铁铜矿床（160Ma）、布敦化铜矿床（150Ma）及闹牛山铜矿床（140Ma）;3)至燕山晚期早白垩世,在蒙古-鄂霍茨克洋与太平洋构造体系共同影响下,区内岩石圈发生大面的积伸展作用,壳幔物质混合后形成阿贵铜矿床（125Ma）。
雷祝梁[5]（2020）在《中国东南部晚中生代基性岩脉成因及源区岩性特征约束》文中认为中国东南部晚中生代的岩浆活动被认为与古太平洋板块的俯冲作用密切相关,而板块的俯冲作用势必又会对地幔的性质产生重要影响。晚中生代基性岩脉在中国东南部尤其是福建沿海地区广泛分布,为我们揭示中国东南部地幔演化历史及其与古太平洋板块俯冲之间的潜在成因联系提供了理想的研究对象。本文在对中国东南部晚中生代基性岩脉源区岩性判定的基础上,以探讨福建地区基性岩脉岩石成因为切入点,通过全岩主微量元素和Sr-Nd-Hf放射性成因同位素的地球化学研究工作,重点揭示了这些晚中生代基性岩脉地幔源区的性质和演化过程,同时为古太平洋板块的俯冲作用方式提供制约。我们对湘、赣、浙、闽、粤五省基性岩脉的年代学和地球化学数据进行了系统收集和总结,通过恢复它们的原始岩浆组成,厘定了其地幔源区岩性,揭示了研究区地幔的岩性演化历史。研究发现,中国东南部晚中生代基性岩脉的源区岩性在地域上没有显着差别,在时间尺度上表现出明显变化。在150～110 Ma期间,中国东南部地幔源区的岩性包含富硅辉石岩和贫硅辉石岩两类;而在110～64 Ma期间,地幔源区的主体岩性转变为贫硅辉石岩,伴随部分橄榄岩。基于上述地幔岩性的演化规律,并结合前人对研究区基性玄武岩的研究工作,我们认为研究区晚中生代地幔的岩性转变主要受控于古太平洋板块的俯冲过程,是板块俯冲角度改变的结果。此外,研究区镁铁质岩脉成群产出,多数具有弧岩浆的地球化学特征,对于其源区是岩石圈地幔还是软流圈仍存在争议。本文还针对福建省发育的基性岩脉开展深入研究,重点探讨了其地幔源区的性质。依据微量元素特征的显着差异,福建地区基性岩脉可分为两种类型:类型-I表现为富集大离子亲石元素,亏损高场强元素,轻重稀土分馏明显,与弧岩浆特征类似;类型-II轻重稀土分馏程度相对较小甚至有些样品表现出平坦的稀土元素配分模式。除了微量元素特征的差异,87Sr/86Sr（i）和La/Nb协变图中,所有的基性岩脉都表现出两种趋势,分别可以用地壳混染作用和熔体—岩石圈地幔相互作用来解释。多数类型-II基性岩脉表现出较低的La/Nb比值（1.0～1.5）以及相对于亏损地幔（DMM）略高的Sr同位素组成（0.706～0.709）,与大陆岩石圈地幔（SCLM）的特征相吻合。类型-I基性岩脉的87Sr/86Sr（i）、La/Nb、Sr/Y以及Zr/Y比值与下伏岩石圈厚度具有良好的相关性,且岩石圈的信号随着岩石圈厚度的增加愈发清晰,强调了熔体—岩石圈相互作用对类型-I基性岩脉岩石成因的重要贡献。上述观测结果表明,这些具有弧岩浆特征的镁铁质岩石更有可能来自软流圈,而不是岩石圈地幔。
谭结[6]（2020）在《白垩纪胶莱盆地沉积物源及古气候变化对中国东部海岸山脉的响应》文中研究指明早白垩世以来,东亚地区经历了两期区域性伸展事件:早白垩世伸展事件（华北克拉通破坏事件）和新生代伸展事件。但是在两期伸展事件之间,即晚白垩世早期,发生了短期的区域性造山隆升事件。尽管这一事件己被发现很长时间,但并没有受到很多关注。在晚白垩世早期,从大陆边缘到内陆地区,东亚地区的沉积盆地普遍发生了抬升和剥蚀,广泛发育区域性的不整合。这些均表明该时期的造山运动可能导致东亚大陆边缘发生了大规模的地形变化,大量的证据显示晚白垩世东亚大陆边缘存在巨大的海岸山脉。然而目前本论文对海岸山脉的了解非常有限,尚不清楚海岸山脉隆起的时间、海岸山脉的古高程及其影响范围。本论文中,本论文在东亚大陆边缘的胶莱盆地开展了系统的沉积学与古气候分析工作。砂岩薄片统计结果表明早白垩世砂岩岩屑以花岗岩和变质岩为主,而晚白垩世砂岩岩屑以中基性火山岩,安山岩和玄武岩为主。重矿物统计表明早白垩世莱阳群重矿物组合以锆石、金红石、独居石、绿泥石和石榴子石为主,显示变质岩和花岗岩来源,而晚白垩世王氏群重矿物组合以角闪石、辉石、榍石为主,显示中基性火山岩来源。早白垩世与晚白垩世样品锆石表现出类似的峰值,但峰值的占比差异很大,晚白垩世110-130 Ma的峰值占据了 90%以上,指示早白垩世莱阳群物源主要来自胶北地体和苏鲁造山带的花岗岩和变质基底,而晚白垩世王氏群的物源主要来自盆地内部青山群的玄武岩和安山岩。本论文推测在晚白垩世海岸山脉延伸到了山东胶莱盆地,使胶莱盆地成为了一个山间盆地,海岸山脉的阻挡了来自苏鲁造山带和胶北地体的物源,从而使盆地边缘的青山群成为盆地的主要物源。基于黏土矿物的组合和含量分析,胶莱盆地古气候从早白垩世温暖湿润的气候变为晚白垩世干旱的气候,可能是海岸山脉隆升的雨影效应的影响。根据东亚地区大规模的北西-南东向的构造事件,以及广泛分布的不整合,本论文厘定了海岸山脉隆升的影响范围,推测海岸山脉从华南一直延伸到胶莱盆地,在东北则海拔较低,向内陆则最远延伸到南阳盆地和江汉盆地以东。
包浪[7]（2019）在《浙江舟山衢山岛燕山晚期花岗岩岩石学特征及其构造意义》文中研究表明衢山岛位于浙江东北部,主要受到一系列NNE向断裂带的影响。衢山岛花岗岩岩体主要出露于衢山岛西北部,岩性主要包括正长花岗岩、二长花岗岩、花岗斑岩及少量石英二长岩,野外地质调查发现岩体具有中心相为中粗粒正长花岗岩-过渡相为中细粒二长花岗岩及正长花岗岩-边缘相为花岗斑岩的分带特征。岩相学及地球化学特征表明岩石具有高硅、富碱,贫镁、钙的特征,A/CNK分子数之比在0.96-1.17之间,说明它们属准铝质-弱过铝质花岗岩,属于高钾钙碱性系列。衢山岛花岗岩大多数为高分异的I型花岗岩,在球粒陨石标准化配分模式图解上表现出轻稀土富集、重稀土较平坦的“右倾”配分模式,以及中心相-过渡相-边缘相出现由弱到强的Eu负异常（0.130.89）,表明岩浆来源与壳源物质的部分熔融有关。花岗岩微量元素中的K、Rb及Th、U、Pb相对富集,高场强元素Nb、Ta、P、Ti及Ba、Sr相对亏损;花岗岩大多具有低Sr、较高Yb的特点,属南岭型花岗岩;以上特征表明衢山岛花岗岩岩体形成于正常或减薄的地壳厚度环境。衢山岛花岗岩岩体中的中粒二长花岗岩、中粒正长花岗岩、中粗粒正长花岗岩在高精度的LA-ICP-MS锆石U-Pb法定年结果分别为100.5±1.7Ma、100.0±1.1Ma、98.0±1.2Ma,显示均形成于燕山晚期。岩石地球化学数据及构造环境判别图表明衢山岛花岗岩形成于造山后伸展环境,这一伸展背景应该与古太平洋板块俯冲亚欧大陆后拆沉有关。
顾玉超[8]（2019）在《辽东五龙金矿区中生代构造-岩浆作用对金成矿制约》文中研究表明辽东半岛位于华北克拉通东部陆块东北缘,是古元古代胶-辽-吉造山带的重要组成。近年来,学者们对辽东半岛古元古代辽河岩群火山-沉积-变质作用年代学、辽吉花岗岩成因、区域成岩地质-构造背景等相关问题进行了大量研究,但对中生代侵入岩研究较为薄弱,且对岩石成因、成岩演化过程、地质背景、岩浆作用与成矿关系等观点未达成一致。中生代时期,辽东地区经历了由挤压造山向伸展减薄的环境转变,从而导致了区域中生代的大规模岩浆活动和金成矿作用。本文以辽东五龙金矿区为例,围绕中生代构造-岩浆作用与金成矿关系这一科学问题,从区域地质、矿床地质入手,通过路线和剖面地质调查手段,对五龙金矿床及与其成矿密切相关的中生代三股流岩体、五龙岩体开展锆石SHRIMP U-Pb测年、锆石Lu-Hf同位素、全岩主量、微量、稀土元素和S-Pb同位素分析测试,进行辽宁丹东地区1:5万构造-建造填图,建立中生代岩浆演化序列和构造格架,结合重磁电剖面深部地质体解译,分析岩石成因及成岩、金成矿物质来源,探讨中生代地质构造背景及构造-岩浆作用与金成矿关系,总结矿床成因机制。研究认为五龙岩体为酸性侵入岩建造,形成于晚侏罗世161157Ma之间,属过铝质、高钾钙碱性、中温花岗质岩浆系列;为陆壳重熔型花岗岩,是古元古代花岗岩和辽河岩群地层受160Ma重熔作用而原地重新结晶形成的岩体,岩浆源区来自于太古代古元古代地壳物质的再循环。三股流岩体为一套酸性-中酸性侵入岩建造,形成于早白垩世127123Ma之间;属准铝质弱过铝质、高钾钙碱性、中温花岗质岩浆系列;具埃达克质岩石特征,成因类型为I型花岗岩;岩浆源区来自于太古代古元古代地壳物质,其原岩很有可能为中基性岩类。五龙金矿床位于三股流岩体北部,成矿年龄为122.8119.1Ma,在时间和空间上与三股流岩体具有密切的联系。侏罗纪（180155Ma）时期,辽东地区受古太平洋板块对欧亚板块俯冲作用影响,持续俯冲作用导致了区域的推覆、挤压事件（143132Ma）,形成了有利于矿液聚集、运移及沉淀的韧性剪切带。早白垩世早期（132120Ma）,受古太平洋板块俯冲后回弹-伸展作用,区域经历了强烈的岩石圈减薄作用和构造体制转折事件,形成了不同期次、不同方向、不同性质的脆性断裂带,岩浆源区来自于太古代古元古代地壳物质的三股流岩体初始岩浆沿地壳减薄处开始向上侵位,结晶分异产生的（含矿）岩浆热液沿构造裂隙运移,与流经的含碳辽河岩群残留体发生反应并萃取了矿源层的金元素,与闪长（玢）岩脉利用了相同的构造断裂带,或呈网脉状充填于岩石构造裂隙,在适宜部位沉淀而形成含金石英脉,即五龙岩浆热液型（石英脉型）金矿床。根据本区的矿源层位、容矿构造和岩浆作用“三位一体”的控矿特征和区域上的成矿规律,结合物探、化探及遥感异常特征,圈定了万家堡-谢家金找矿靶区和五龙金矿深部找矿靶区。
胡庆海[9]（2017）在《扬子板块东缘（浙江北部）晚中生代花岗岩的地球化学特征及其地球动力学意义》文中研究说明华南板块晚中生代时期分布有大量花岗岩,但它们的岩石学成因和地球动力学机制还存在较大的争议。本文以华南板块扬子东缘浙江北部晚中生代赤石、中泰、竹尖山、麻车埠、沈中坞、埭溪、康山、顺溪、妙西、道场、莫干山、亭子山、刘村、山川乡、皇坟坞、仙霞、唐舍、统里庄、阳山和高岭岩体等20个岩体作为研究对象,对其进行锆石U-Pb年代学、Hf同位素和微量元素组成、全岩主微量、全岩Sr-Nd同位素和长石原位Sr-Pb同位素分析研究。结合该地区已报道的数据资料,理清了晚中生代岩浆岩的时空分布规律,探讨岩石学成因,揭示华南板块扬子东缘浙江北部晚中生代不同期次岩浆作用形成时对应的地球动力学背景及岩浆产生的深部作用过程,为华南板块扬子东缘浙江北部晚中生代构造演化提供制约,另对比分析该地区晚中生代燕山期成矿与非成矿岩体的地球化学差异,为成矿提供线索。主要认识如下:（1）锆石U-Pb定年结果表明,扬子板块东缘浙江北部晚中生代花岗岩年龄变化范围为124152 Ma。可将其分为:燕山早期侏罗世（>145 Ma）和燕山晚期白垩世（<145 Ma）。燕山早期侏罗世出露岩石较少,以花岗岩-花岗闪长岩为主;而燕山晚期白垩世岩石则分布十分广泛,类别较多,主要为沿NE向断裂带分布的A型和I型花岗岩两大类。（2）侏罗世赤石岩体,岩性主要为闪长岩,锆石U-Pb加权平均206Pb/238U年龄为147152 Ma。具有较低的Si O2含量（52.8969.61 wt.%）,相对较高的V（32.1197 ppm）、Cr（2.0123.2 ppm）和Ni（2.3111.3 ppm）含量,较高的Mg#=3945。赤石岩体为准铝质到弱过铝质。微量元素组成上表现为富集Ba、Pb和Sr,亏损Nb、Ta、Zr、Hf和Ti,富集轻稀土元素,亏损重稀土元素（（La/Yb）N=6.3815.12）且具有微弱的Eu正异常和负异常（δEu=0.711.17）。结合较为富集的Sr-Nd-Hf同位素（（87Sr/86Sr）i=0.70590.7070,εNd（t）=-3.5-3.3和锆石εHf（t）=-16.7-3.3）以及2颗新元古代628±7.1 Ma（εHf（t）=-0.2）和765±15.2 Ma（εHf（t）=-13.1）继承锆石,我们认为侏罗世赤石岩体是由新元古代玄武岩等基性岩在晚中生代发生部分熔融产生的,且后期同化混染和结晶分异作用不明显。（3）中泰、竹尖山岩体,岩石类别主要为花岗闪长岩,锆石U-Pb加权平均206Pb/238U年龄为140146 Ma。中泰岩体表现为准铝质到弱过铝质,而竹尖山岩体为过铝质。微量元素组成上表现为富集Ba、U、Pb和Sr,亏损Nb、Ta和Ti特征,（La/Yb）N=4.6310.34且具有弱的Eu负异常（δEu=0.570.83）。结合Sr-Nd-Hf同位素（（87Sr/86Sr）i=0.70590.7071,εNd（t）=-3.8-3.5）,锆石εHf（t）=-9.5-0.6),两阶段Nd模式年龄（TDM2（Nd）=10561077 Ma）和两阶段Hf模式年龄（TDM2（Hf）=10281586 Ma）,我们认为中泰、竹尖山岩体是来自于新元古代中酸性岩部分熔融的产物。与Au、Ag矿有关的中泰岩体具有高氧逸度特征;而麻车埠A型花岗岩和顺溪高分异I型花岗岩,具有低氧逸度特征,易于Sn和W-Be成矿。（4）麻车埠、沈中坞、埭溪和康山岩体,为典型的A2型花岗岩,锆石UPb加权平均206Pb/238U年龄为127135 Ma。与该地区已报道的其它A型花岗岩组成一条沿着赣杭带北东向分布的A型花岗岩带。这些A型花岗岩分布的年龄从122 Ma到136 Ma,主要集中于130 Ma。它们整体表现为弱过铝质,具有高Si O2（71.0677.73 wt.%）,碱含量（Na2O+K2O=7.579.12 wt.%）,总稀土元素（REE总和=174519 ppm）和高场强元素含量,整体高的Fe OT/（Fe OT+Mg O）（0.820.93）和Ga/Al（2.495.07）比值,低的锆石Ce4+/Ce3+比值（1 to 90）。这就意味着它们形成于拉伸的构造环境。微量元素组成上表现为显着富集Rb、Th、U和Pb,极度亏损Ba、Sr、Eu和Ti特征,（La/Yb）N=1.5411.04且具有明显的Eu负异常（δEu=0.010.25）。结合全岩锆含量、矿物组合和斜长石中An牌号,估算出这些花岗岩形成于高温（>850°C）和低水（2.5 wt.%）环境下。以最低的Si O2和高Ca O含量做为“初始花岗质熔体”,使用MELTs软件进行模拟计算得到的熔融压力为2.5 kbar。考虑到在花岗岩侵位到浅部地壳过程中斜长石结晶分异的影响,我们认为初始熔融压力可能>2.5 kbar,在斜长石稳定范围内。通过对这些岩体进行激光原位钾长石Pb同位素测试分析,结果表明这些A型花岗岩形成的源区主要为扬子板块基底大陆下地壳。麻车埠、沈中坞、埭溪和康山岩体的锆石εHf（t）值依次为-14.5-3.4、-1.5-0.2、+5.1+8.6和-25.8-8.2,意味着它们来自于不同的源区。这些花岗岩具有8381099 Ma的两阶段Nd模式年龄（TDM2（Nd））,且锆石在εHf（t）-age图中与赣杭带地区新元古代基底处于同一演化线上。通过收集数据我们发现很有意思的现象,该地区晚中生代A型花岗岩Si O2与εNd（t）存在明显的正相关性,并且新元古代A型花岗岩分为高Si O2-εNd（t）和低εNd（t）两组。晚中生代A型花岗岩中Si O2与εNd（t）之间的正相关性可以通过新元古代两组A型花岗岩高度熔融后发生混合来解释。因此,我们认为该地区晚中生代A型花岗岩是由新元古代两类A型花岗岩活化重熔混合的产物,而不是前人认为的来自中元古代变质基底。（5）顺溪、妙西、道场和莫干山岩体岩石类别为高分异I型花岗岩,锆石U-Pb加权平均206Pb/238U年龄为131137 Ma。而亭子山、刘村、山川乡和皇坟坞等复式岩体,锆石U-Pb加权平均206Pb/238U年龄具有较大的变化范围,依次为132137 Ma、130140 Ma、134138 Ma和130 Ma。此外,仙霞、唐舍、统里庄、阳山和高岭岩体,岩性和锆石U-Pb加权平均206Pb/238U年龄依次为花岗岩（130 Ma）、花岗闪长岩、正长岩（132 Ma）、斑状花岗岩（132 Ma）和花岗岩（130 Ma）。无论复式岩体内部各岩性单元还是岩体与岩体之间,花岗岩和斑状花岗岩相比于花岗闪长岩来说,其主微量元素组成上差异主要体现为,前者具有较低（La/Yb）N和明显的Sr和Eu负异常,代表其形成深度较浅。这些I型花岗岩,全岩Nd同位素和锆石Hf同位素之间整体上并无太大差别,具有相对统一的元古代两阶段Nd模式年龄（TDM2（Nd））（11321330 Ma）和两阶段Hf模式年龄（TDM2（Hf））为9891548 Ma。但位于北部的道场和高岭岩体,则具有更为古老两阶段Hf模式年龄（TDM2（Hf））（16182587 Ma和15422048Ma）,意味着北部相比于南部可能具有较为古老的基底,这充分说明了作为熔融源区的大陆下地壳不均一性。正是这种不均一性造就了该地区种类繁多的I型花岗岩。（6）结合前人的研究成果,我们将扬子板块东缘中元古代到晚中生代大陆地壳生长和演化历史划分为以下四个阶段:（a）大约>1.0 Ga中元古代,华夏板块的洋壳向扬子板块俯冲产生岛弧型火山岩;（b）在0.9至0.7 Ga新元古代期间,弧陆碰撞和陆陆碰撞的过程中,之前刚刚形成的中元古代新生岛弧型地壳被再次熔融产生低全岩εNd（t）与锆石εHf（t）属性的火山岩,其中包括一些基性岩和A型花岗岩;（c）大约150 Ma侏罗纪时期,古太平洋板块俯冲,致使软流圈物质上涌及减压部分熔融产生玄武质岩浆底侵下地壳。该地区本已较薄的地壳和岩石圈地幔受其影响,触发下新元古代基性岩石发生部分熔融产生赤石闪长岩;（d）白垩纪时期,伴随着古太平洋板块的后撤,该地区产生强烈的构造拉伸环境,玄武岩浆底侵作用愈发明显,新元古代中酸性岩石基底发生大规模的部分熔融,产生该地区分布十分广泛的I型花岗岩。其中,新元古代A型花岗岩沿断裂带发生重熔产生该地区130 Ma左右的A型花岗岩。
阙朝阳[10]（2016）在《云南麻栗坡南温河—洒西一带钨成矿系统及找矿方向研究》文中研究说明针对滇东南南温河—洒西一带钨成矿系统及找矿方向,运用成矿系统理论、岩石学及构造地质学等理论,研究了钨成矿系统主要物质组成、典型矿床特征、控矿构造及矿床形成机理、矿床变化及改造、矿化分布规律及找矿勘查模型,在此基础上开展了找矿方向研究。主要结论如下:1、通过对研究区主要地质体开展岩石学及构造地质学研究,指出南温河—洒西一带钨成矿系统是在前寒武系变质基底的基础上,经历了加里东期、印支期及燕山期等多期次的成矿构造环境演变,其中中侏罗世以来由于板块聚合而导致的华南岩石圈持续挤压（170150Ma）及其后期伸展减薄（13080Ma）是钨成矿的重要构造背景。2、通过对南温河—洒西一带猛洞岩群变质岩、南捞片麻岩、老城坡及团田花岗片麻岩及老君山岩体岩石学、地球化学及同位素年代学系统研究,认为与钨成矿系统有关的变质建造及不同时期的花岗岩实质上是具有同一古老地壳来源的物质由于板块活动引起的多阶段深部融熔而产生循环改造。在此基础上提出“同源再造”是形成大规模钨成矿物质来源的重要机理。3、典型矿床地质特征及同位素年代学研究表明,研究区钨成矿系统主要矿床成因类型为似层状矽卡岩型以及云英岩（长英质）脉型两种,分别形成于150Ma左右以及110Ma左右,与研究区晚中生代两个阶段的构造成矿背景吻合。4、根据典型矿床地质特征、流体包裹体及稳定同位素数据、成矿时代及矿床成因分析,与钨成矿作用相关的流体主要为深部岩浆,部分与大气降水或海水有关。成矿流体在平面上以老君山岩体为中心向外围运移,并伴随着温度及盐度逐渐变低;垂向上自下而上运移过程中由于大气降水的不断混入,盐度成分也发生相应的变化。5、南温河—洒西一带构造变形解析表明,中生代以来强烈的自SE向NW方向的多层次推覆构造变形造成洒西岩组、老城坡及团田花岗片麻岩、南秧田岩组、南捞黑云二长片麻岩自上而下的空间叠置关系,并使赋矿围岩产生的剪切裂隙成为中生代晚期岩浆热液运移的通道,并对含钙质的泥灰岩等赋矿地层发生接触交代,形成顺层稳定延伸的含矿矽卡岩带。6、根据南温河—洒西一带钨矿成矿作用特征,明确了该区形成于110Ma左右的脉状白钨矿床对似层状矽卡岩矿床进行了较强的叠加改造,使矿床变富,成矿系统发生变化。在此基础上探讨了成矿系统的变化机理与右旋剪切应力场作用下NW向及近EW向断裂旁侧发育的羽状裂隙被后期热液充填相关。7、老君山花岗岩体锆石与磷灰石裂变径迹测试结果表明老君山岩体自形成后经历了4次次构造热事件:（6374）Ma、（4250）Ma、（3728）Ma、（2517）Ma。其中后3个阶段与岩体抬升相关,且与青藏高原隆升阶段基本对应。据此提出南温河—洒西一带保存条件相对较差,而在岩体南北两侧都龙、长田一带深层次矿床保存条件相对良好。在构造变形解析的基础上,进一步明确了研究区发育的新生代NW向左旋走滑兼正断层性质断裂是破坏钨成矿系统中矿带、矿床及矿体的主要因素。8、建立了以中生代推覆构造为主导的构造控矿模型及老君山矿集区“三位四层二带一体”的区域找矿模型。结合成矿地质条件,提出南温河矿区深部及外围钨锡多金属矿床找矿方向。其中南温河矿床外围花岗片麻岩下寻找深部似层状矿体的找矿建议得到了深部钻孔验证。
二、中国东南部中生代火山岩的同位素年龄、时间和空间演化及其原始物质来源（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、中国东南部中生代火山岩的同位素年龄、时间和空间演化及其原始物质来源（论文提纲范文）
（1）额尔古纳地块中部中生代火山盆地岩浆岩 ——岩石成因与动力学机制（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 蒙古-鄂霍茨克构造体系研究现状 |
| 1.1.3 额尔古纳地块中生代火山盆地的研究现状与问题 |
| 1.2 研究思路及拟解决的关键科学问题 |
| 1.2.1 研究思路 |
| 1.2.2 拟解决的关键科学问题 |
| 1.3 实物工作量 |
| 第2章 区域地质概况 |
| 2.1 中国东北区域构造格架 |
| 2.1.1 额尔古纳地块 |
| 2.1.2 兴安地块 |
| 2.2 研究区地质概况 |
| 2.2.1 区域地层 |
| 2.2.2 区域构造 |
| 2.2.3 区域侵入岩 |
| 第3章 分析测试方法 |
| 3.1 锆石LA-ICP-MS U-Pb定年 |
| 3.2 全岩地球化学分析 |
| 3.3 锆石原位Hf同位素分析 |
| 3.4 全岩Sr-Nd-Pb同位素分析 |
| 3.5 矿物成分电子探针分析 |
| 3.6 锆石饱和温度和锆石Ti温度计 |
| 3.6.1 锆石饱和温度计 |
| 3.6.2 锆石Ti温度计 |
| 第4章 盆地岩浆岩类型与时代 |
| 4.1 盆地基底岩石组成 |
| 4.1.1 向阳屯盆地 |
| 4.1.2 上护林盆地 |
| 4.1.3 自兴屯盆地、土伦堆盆地和建设屯盆地 |
| 4.1.4 盆地邻区花岗岩 |
| 4.2 盆地基底侵入岩的形成时代 |
| 4.2.1 向阳屯盆地 |
| 4.2.2 上护林盆地 |
| 4.2.3 自兴屯盆地、土伦堆盆地和建设屯盆地 |
| 4.2.4 盆地邻区花岗岩 |
| 4.3 盆地盖层火山岩的岩石组合 |
| 4.3.1 向阳屯盆地 |
| 4.3.2 自兴屯盆地、土伦堆盆地和建设屯盆地 |
| 4.4 盆地盖层火山岩的形成时代 |
| 4.4.1 向阳屯盆地 |
| 4.4.2 自兴屯盆地、土伦堆盆地和建设屯盆地 |
| 4.5 小结 |
| 第5章 盆地基底侵入岩地球化学特征与岩石成因 |
| 5.1 主量和微量元素地球化学特征 |
| 5.1.1 晚二叠世侵入岩 |
| 5.1.2 早-中三叠世侵入岩 |
| 5.1.3 晚三叠世-早侏罗世侵入岩 |
| 5.1.4 中侏罗世侵入岩 |
| 5.2 矿物化学成分特征 |
| 5.2.1 黑云母 |
| 5.2.2 角闪石 |
| 5.2.3 斜长石 |
| 5.3 同位素特征 |
| 5.3.1 锆石Hf同位素 |
| 5.3.2 全岩Sr-Nd-Pb同位素特征 |
| 5.4 侵入岩的成因 |
| 5.4.1 晚二叠世角闪辉长岩和石英二长闪长岩 |
| 5.4.2 早中三叠世石英二长岩 |
| 5.4.3 晚二叠世-中三叠世二长花岗岩和正长花岗岩 |
| 5.4.4 晚三叠世正长花岗岩和二长花岗岩 |
| 5.4.5 早侏罗世二长花岗岩 |
| 5.4.6 中侏罗世石英二长岩 |
| 5.5 小结 |
| 第6章 盆地盖层火山岩地球化学特征与岩石成因 |
| 6.1 火山岩的岩石地球化学特征 |
| 6.1.1 向阳屯盆地火山岩 |
| 6.1.2 矿物化学成分特征 |
| 6.2 火山岩的同位素地球化学特征 |
| 6.2.1 锆石Hf同位素特征 |
| 6.2.2 全岩Sr-Nd-Pb同位素特征 |
| 6.3 火山岩的岩石成因 |
| 6.3.1 早侏罗世火山岩 |
| 6.3.2 早白垩世早期火山岩 |
| 6.3.3 早白垩世晚期火山岩 |
| 6.4 小结 |
| 第7章 额尔古纳地块中生代岩浆作用与盆地演化动力学机制 |
| 7.1 额尔古纳地块的地壳增生 |
| 7.2 岩浆上升-迁移过程物理特征 |
| 7.2.1 锆石Ti温度计 |
| 7.2.2 岩浆粘度 |
| 7.3 火山盆地构造属性和演化 |
| 7.3.1 盆地断裂特征 |
| 7.3.2 盆地构造属性 |
| 7.3.3 盆地构造演化 |
| 7.4 晚二叠世-中三叠世区域构造演化 |
| 7.5 晚三叠世-早侏罗世区域构造演化 |
| 7.6 中侏罗世区域构造演化 |
| 7.7 晚侏罗世-早白垩世区域构造演化 |
| 7.8 小结 |
| 第8章 结论 |
| 8.1 结论 |
| 8.2 主要创新点 |
| 8.3 存在的问题及建议 |
| 参考文献 |
| 作者简介及在学期间所取得的科研成果 |
| 致谢 |
（2）鄂尔多斯盆地南部上古生界山1-盒8段物源分析及盆山耦合关系研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景及科学意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 国内外研究现状 |
| 1.2.2 鄂尔多斯盆地南部上古生界源区示踪研究现状 |
| 1.3 研究内容、思路及方法 |
| 1.4 论文主要工作量 |
| 1.5 创新点 |
| 第二章 区域地质概况 |
| 2.1 构造单元划分 |
| 2.2 鄂尔多斯盆地构造演化 |
| 2.3 地层及沉积相发育 |
| 2.4 周缘造山带地质特征 |
| 2.4.1 北秦岭造山带 |
| 2.4.2 北祁连造山带 |
| 2.4.3 孔兹岩带 |
| 2.4.4 阴山陆块 |
| 2.4.5 华北中部造山带 |
| 第三章 鄂尔多斯盆地南部山 1–盒8段常规方法物源分析 |
| 3.1 古流向特征 |
| 3.2 砂岩碎屑组分特征 |
| 3.3 岩屑特征 |
| 3.4 重矿物特征 |
| 3.4.1 重矿物组合特征 |
| 3.4.2 重矿物平面分布 |
| 3.4.3 重矿物特征指数 |
| 3.5 小结 |
| 第四章 沉积地球化学物源分析 |
| 4.1 样品及分析方法 |
| 4.1.1 样品 |
| 4.1.2 全岩主量元素分析 |
| 4.1.3 全岩微量元素分析 |
| 4.2 沉积地球化学特征及其物源意义 |
| 4.2.1 山1段砂岩地球化学特征 |
| 4.2.2 盒8段砂岩地球化学特征 |
| 4.3 小结 |
| 第五章 碎屑锆石U–Pb定年和Lu–Hf同位素物源分析 |
| 5.1 样品及分析方法 |
| 5.1.1 样品 |
| 5.1.2 锆石LA–ICP–MS U–Pb定年 |
| 5.1.3 锆石原位Lu–Hf同位素分析 |
| 5.2 碎屑锆石U–Pb年代学特征 |
| 5.2.1 山1段碎屑锆石U–Pb年代学特征 |
| 5.2.2 盒8段碎屑锆石U–Pb年代学特征 |
| 5.3 原位Lu–Hf同位素特征 |
| 5.3.1 山1段Lu–Hf同位素特征 |
| 5.3.2 盒8段Lu–Hf同位素特征 |
| 5.4 碎屑锆石U–Pb定年和Lu–Hf同位素物源分析 |
| 5.4.1 构造环境分析 |
| 5.4.2 2600~1600 Ma年龄组物源分析 |
| 5.4.3 1150~1000 Ma和 700~550 Ma年龄组物源分析 |
| 5.4.4 550~350 Ma年龄组物源分析 |
| 5.4.5 350-260 Ma年龄组物源分析 |
| 5.5 小结 |
| 第六章 综合物源分析 |
| 第七章 盆山耦合关系 |
| 7.1 山 1–盒8段沉积相序组合及沉积相演化 |
| 7.1.1 山 1–盒8段沉积相序组合及演化特征 |
| 7.1.2 山 1–盒8段沉积相展布特征 |
| 7.2 盆地周缘造山作用与盆地内南部物质充填响应 |
| 7.2.1 秦岭造山带与盆地内南部物质充填响应 |
| 7.2.2 北祁连造山带与盆地内南部物质充填响应 |
| 7.3 小结 |
| 结论 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 致谢 |
| 攻读博士学位期间取得的科研成果 |
| 作者简介 |
（3）吉中地区晚古生代—早中生代金铜多金属成矿作用与成矿规律（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 研究区范围及地理概况 |
| 1.2.1 研究区范围 |
| 1.2.2 自然地理条件 |
| 1.3 地质矿产调查研究现状及存在问题 |
| 1.3.1 地质矿产勘查现状 |
| 1.3.2 矿床研究现状 |
| 1.3.3 存在的关键科学问题 |
| 1.4 研究内容、技术路线与研究方法 |
| 1.4.1 主要研究内容 |
| 1.4.2 技术路线 |
| 1.5 论文依托项目及实物工作量 |
| 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 褶皱构造 |
| 2.2.2 断裂构造 |
| 2.3 区域岩浆岩 |
| 2.3.1 加里东期岩浆岩 |
| 2.3.2 海西期岩浆岩 |
| 2.3.3 印支期岩浆岩 |
| 2.3.4 燕山期岩浆岩 |
| 2.4 区域矿产 |
| 第3章 典型矿床地质特征 |
| 3.1 石嘴铜多金属矿床 |
| 3.1.1 矿区地质 |
| 3.1.2 矿体特征 |
| 3.1.3 矿石特征 |
| 3.1.4 围岩蚀变特征 |
| 3.1.5 成矿阶段划分 |
| 3.2 锅盔顶子铜矿床 |
| 3.2.1 矿区地质 |
| 3.2.2 矿体特征 |
| 3.2.3 矿石特征 |
| 3.2.4 围岩蚀变特征 |
| 3.2.5 成矿阶段划分 |
| 3.3 小红石砬子铅锌矿床 |
| 3.3.1 矿区地质 |
| 3.3.2 矿体特征 |
| 3.3.3 矿石特征 |
| 3.3.4 围岩蚀变特征 |
| 3.3.5 成矿期次与成矿阶段划分 |
| 3.4 官马金矿床 |
| 3.4.1 矿区地质 |
| 3.4.2 矿体特征 |
| 3.4.3 矿石特征 |
| 3.4.4 围岩蚀变特征 |
| 3.4.5 成矿阶段划分 |
| 3.5 粗榆金矿床 |
| 3.5.1 矿区地质 |
| 3.5.2 矿体特征 |
| 3.5.3 矿石特征 |
| 3.5.4 围岩蚀变特征 |
| 3.5.5 成矿阶段划分 |
| 3.6 小结 |
| 第4章 成矿流体与成矿物质来源 |
| 4.1 流体包裹体特征 |
| 4.1.1 测试样品和方法 |
| 4.1.2 包裹体岩相学及显微测温结果 |
| 4.1.3 单个流体包裹体气相成分分析 |
| 4.2 成矿流体来源 |
| 4.2.1 石嘴铜多金属矿床 |
| 4.2.2 锅盔顶子铜矿床 |
| 4.2.3 粗榆金矿床 |
| 4.3 成矿流体特征及演化 |
| 4.3.1 石嘴铜多金属矿床 |
| 4.3.2 锅盔顶子铜矿床 |
| 4.3.3 小红石砬子矿床脉型铅锌矿化 |
| 4.3.4 官马金矿床 |
| 4.3.5 粗榆金矿床 |
| 4.4 成矿物质来源 |
| 4.4.1 测试方法 |
| 4.4.2 实验结果 |
| 4.4.3 成矿物质来源 |
| 4.5 成矿机制 |
| 4.5.1 石嘴铜多金属矿床 |
| 4.5.2 锅盔顶子铜矿床 |
| 4.5.3 小红石砬子矿床脉型铅锌矿化 |
| 4.5.4 官马金矿床 |
| 4.5.5 粗榆金矿床 |
| 4.6 小结 |
| 第5章 区域成矿作用及构造背景 |
| 5.1 成岩成矿时代 |
| 5.1.1 样品及测试方法 |
| 5.1.2 测试结果 |
| 5.2 成矿相关岩体地球化学特征 |
| 5.2.1 岩相学特征 |
| 5.2.2 测试方法 |
| 5.2.3 测试结果 |
| 5.3 区域成矿作用 |
| 5.3.1 早二叠世矽卡岩型铜多金属成矿作用 |
| 5.3.2 早三叠世斑岩型铜成矿作用 |
| 5.3.3 早侏罗世中温岩浆热液脉型多金属成矿作用 |
| 5.3.4 中侏罗世热液脉型金成矿作用 |
| 5.4 小结 |
| 第6章 区域成矿规律与地质找矿方向 |
| 6.1 区域成矿条件 |
| 6.1.1 地层控矿作用 |
| 6.1.2 构造控矿作用 |
| 6.1.3 岩浆岩控矿作用 |
| 6.2 矿床时空分布规律 |
| 6.2.1 时间分布规律 |
| 6.2.2 空间分布规律 |
| 6.3 区域找矿标志与地质找矿方向 |
| 6.3.1 早-中二叠世矽卡岩型铜多金属矿床找矿标志及成矿远景区 |
| 6.3.2 早-中三叠世斑岩型铜矿床找矿标志及成矿远景区 |
| 6.3.3 早侏罗世热液脉型铅锌矿床找矿标志及成矿远景区 |
| 6.3.4 早侏罗世矽卡岩型金矿床找矿标志及成矿远景区 |
| 6.3.5 中侏罗世热液脉型金矿床找矿标志及成矿远景区 |
| 6.4 小结 |
| 第7章 主要结论及认识 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 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 |
（4）大兴安岭南段东坡铜多金属矿床成矿作用研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| abstract |
| 第1章 序言 |
| 1.1 研究区位置及自然地理概况 |
| 1.2 论文选题依据及研究意义 |
| 1.3 研究现状与亟待解决的地质问题 |
| 1.3.1 热液铜多金属矿床 |
| 1.3.2 研究区研究现状 |
| 1.3.3 存在问题 |
| 1.4 研究内容、研究方法及技术路线 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 研究方法 |
| 1.4.3 技术路线 |
| 1.4.4 实物工作量 |
| 1.5 取得的主要认识及创新点 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 地层 |
| 2.2 构造 |
| 2.3 岩浆岩 |
| 2.4 区域矿产 |
| 第3章 典型矿床地质特征 |
| 3.1 矽卡岩型矿床 |
| 3.1.1 神山矽卡岩型铁铜矿床 |
| 3.2 斑岩型矿床 |
| 3.2.1 闹牛山斑岩型铜矿床 |
| 3.2.2 布敦化斑岩型铜矿床 |
| 3.3 热液脉型矿床 |
| 3.3.1 莲花山热液脉型铜银矿床 |
| 3.3.2 阿贵热液脉型铜矿床 |
| 3.4 小结 |
| 第4章 矿床成因研究 |
| 4.1 样品采集及分析测试方法 |
| 4.1.1 流体包裹体 |
| 4.1.2 氢-氧同位素 |
| 4.1.3 硫-铅同位素 |
| 4.2 成矿流体地球化学特征 |
| 4.2.1 流体包裹体研究 |
| 4.2.2 成矿流体来源 |
| 4.3 成矿物质来源 |
| 4.3.1 硫源 |
| 4.3.2 铅源 |
| 4.4 矿床成因 |
| 4.4.1 矽卡岩型矿床 |
| 4.4.2 斑岩型矿床 |
| 4.4.3 热液脉型矿床 |
| 第5章 成岩成矿时代及构造背景 |
| 5.1 样品采集及分析测试方法 |
| 5.1.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb |
| 5.1.2 辉钼矿Re-Os |
| 5.1.3 主量元素、微量元素及稀土元素 |
| 5.1.4 Lu-Hf同位素 |
| 5.2 成岩成矿时代和岩石成因 |
| 5.2.1 矽卡岩型矿床 |
| 5.2.2 斑岩型矿床 |
| 5.2.3 热液脉型矿床 |
| 5.3 铜多金属矿床成矿时代及构造环境 |
| 5.3.1 成矿时代 |
| 5.3.2 成矿构造环境 |
| 5.4 小结 |
| 第6章 区域构造演化与铜多金属成矿作用 |
| 6.1 区域构造演化 |
| 6.2 区域铜多金属成矿作用和成矿模式 |
| 6.2.1 印支期早三叠世铜多金属成矿作用 |
| 6.2.2 燕山晚期晚侏罗世铜多金属成矿作用 |
| 6.2.3 燕山晚期早白垩世铜多金属成矿作用 |
| 第7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 |
（5）中国东南部晚中生代基性岩脉成因及源区岩性特征约束（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 选题依据 |
| 1.3 研究内容和意义 |
| 第二章 分析测试方法 |
| 2.1 样品处理 |
| 2.2 全岩主量元素及微量元素 |
| 2.3 全岩Sr-Nd-Hf同位素 |
| 第三章 中国东南部晚中生代基性岩脉地幔源区的岩性演化历史 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 地质背景 |
| 3.3 样品化学特征 |
| 3.4 浅部作用过程的影响 |
| 3.5 地幔源区岩性 |
| 3.6 地幔岩性演化与古太平洋板块俯冲 |
| 3.7 研究小结 |
| 第四章 熔体—岩石圈相互作用对福建基性岩脉的成因制约 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 地质背景 |
| 4.3 样品采集和岩相学特征 |
| 4.4 地球化学特征 |
| 4.4.1 全岩主量、微量元素特征 |
| 4.4.2 全岩Sr-Nd-Hf同位素组成 |
| 4.5 表生蚀变、分离结晶及部分熔融作用 |
| 4.6 端元成分判别 |
| 4.6.1 端元A:浅部地壳物质 |
| 4.6.2 端元B:岩石圈地幔来源熔体 |
| 4.6.3 端元C:软流圈来源熔体 |
| 4.7 熔体—岩石圈相互作用及熔体成分演化 |
| 4.8 科学意义 |
| 4.9 研究小结 |
| 第五章 主要认识与存在问题 |
| 5.1 主要认识 |
| 5.2 存在问题及展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 攻读硕士期间发表的论文目录 |
| 附件 |
（6）白垩纪胶莱盆地沉积物源及古气候变化对中国东部海岸山脉的响应（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 选题背景与研究意义 |
| 1.1.1 中国东部晚白垩世早期构造挤压事件 |
| 1.1.2 中国东部晚白垩世古地理格局 |
| 1.1.3 胶莱盆地科学钻探鲁科一井 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 中国东部海岸山脉的定量古高程 |
| 1.2.2 胶莱盆地物源变化对海岸山脉隆升的沉积响应 |
| 1.2.3 胶莱盆地古气候变化对海岸山脉的响应 |
| 1.2.4 海岸山脉对沉积盆地物源与古气候的影响范围 |
| 1.3 研究内容 |
| 1.4 研究方法 |
| 1.5 技术路线 |
| 1.6 论文工作量 |
| 1.7 研究进展和成果 |
| 2 区域地质背景 |
| 2.1 胶东地区区域地质背景 |
| 2.1.1 胶莱盆地 |
| 2.1.2 胶北地体 |
| 2.1.3 苏鲁造山带 |
| 2.2 区域构造背景 |
| 2.3 区域地层概况 |
| 2.4 中国东部区域古气候研究 |
| 2.5 胶莱盆地古高程研究 |
| 2.6 胶莱盆地科学钻探及综合年代学 |
| 3 研究方法及实验流程 |
| 3.1 砂岩碎屑颗粒统计 |
| 3.2 重矿物分析 |
| 3.3 锆石U-Pb年代学 |
| 3.4 黏土矿物分析 |
| 4 胶莱盆地沉积岩相及沉积环境分析 |
| 4.1 岩相分析 |
| 4.1.1 砾岩相 |
| 4.1.2 砂岩相 |
| 4.1.3 泥岩相 |
| 4.1.4 灰岩相 |
| 4.2 沉积相分析 |
| 4.2.1 早白垩世沉积相分析 |
| 4.2.2 晚白垩世沉积相分析 |
| 4.3 小结 |
| 5 胶莱盆地物源分析 |
| 5.1 砂岩碎屑组分分析 |
| 5.1.1 早白垩世砂岩碎屑组分 |
| 5.1.2 晚白垩世砂岩碎屑组分 |
| 5.2 重矿物特征 |
| 5.2.1 早白垩世重矿物特征 |
| 5.2.2 晚白垩世重矿物特征 |
| 5.3 锆石年龄分布特征 |
| 5.3.1 早白垩世锆石年龄分析 |
| 5.3.2 晚白垩锆石年龄分析 |
| 5.4 胶莱盆地物源分析 |
| 5.5 小结 |
| 6 胶莱盆地古气候研究 |
| 6.1 气候敏感性沉积物分布特征 |
| 6.2 黏土矿物分析 |
| 6.2.1 鲁科1井粘土矿物组合 |
| 6.2.2 鲁科1井粘土矿物成因 |
| 6.3 鲁科1井粘土矿物及其古气候—古环境意义 |
| 6.4 小结 |
| 7 中国东部海岸山脉演化 |
| 7.1 胶莱盆地沉积物源及气候变化对中国东部海岸山脉的约束 |
| 7.2 海岸山脉影响范围 |
| 7.3 海岸山脉的隆升时限 |
| 7.4 海岸山脉的隆升机制 |
| 7.5 小结 |
| 8 结论和展望 |
| 致谢 |
| 个人简介 |
| 参考文献 |
| 附表 |
（7）浙江舟山衢山岛燕山晚期花岗岩岩石学特征及其构造意义（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 华南花岗岩的研究现状 |
| 1.2 选题依据及研究意义 |
| 1.2.1 选题依据 |
| 1.2.2 研究意义 |
| 1.3 主要研究内容、研究目标及拟解决问题 |
| 1.4 研究方法及研究思路及技术路线 |
| 1.5 依托项目完成的主要工作量及取得的成果 |
| 第2章 区域地质特征 |
| 2.1 大地构造背景 |
| 2.2 区域地质概括 |
| 2.2.1 地层特征 |
| 2.2.2 构造特征 |
| 2.2.3 岩浆岩 |
| 第3章 岩体地质与岩石学特征 |
| 3.1 岩体地质特征 |
| 3.2 岩相学特征 |
| 第4章 岩石地球化学特征 |
| 4.1 主量元素特征 |
| 4.2 微量元素特征 |
| 第5章 锆石U-Pb年代学 |
| 5.1 样品选择和锆石定年步骤 |
| 5.2 定年结果 |
| 第6章 岩石成因与构造环境 |
| 6.1 衢山岛花岗岩岩石成因 |
| 6.2 构造环境判别 |
| 结论与存在不足 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
（8）辽东五龙金矿区中生代构造-岩浆作用对金成矿制约（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 选题依据与研究意义 |
| 1.2 研究现状与存在问题 |
| 1.3 研究内容与方法 |
| 1.4 主要成果和创新点 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 地层 |
| 2.2 构造 |
| 2.3 侵入岩 |
| 2.4 区域矿产 |
| 第3章 矿区地质特征 |
| 3.1 地层 |
| 3.2 构造 |
| 3.2.1 脆性断裂带特征 |
| 3.2.2 韧性剪切带特征 |
| 3.3 侵入岩 |
| 3.4 变质岩 |
| 第4章 矿床地质特征 |
| 4.1 矿体地质特征 |
| 4.2 矿石特征 |
| 4.3 围岩蚀变 |
| 4.4 成矿期次 |
| 4.5 成矿流体 |
| 第5章 中生代岩浆作用 |
| 5.1 晚侏罗世五龙岩体 |
| 5.1.1 地质特征 |
| 5.1.2 岩石学特征 |
| 5.1.3 年代学特征 |
| 5.1.4 岩石地球化学特征 |
| 5.1.5 岩石成因 |
| 5.2 早白垩世三股流岩体 |
| 5.2.1 地质特征 |
| 5.2.2 岩石学特征 |
| 5.2.3 年代学特征 |
| 5.2.4 岩石地球化学特征 |
| 5.2.5 岩石成因 |
| 5.3 早白垩世五龙背岩体 |
| 5.4 脉岩 |
| 第6章 构造-岩浆作用对金成矿制约 |
| 6.1 中生代构造背景 |
| 6.1.1 晚侏罗世 |
| 6.1.2 早白垩世 |
| 6.2 构造作用对金矿床的制约 |
| 6.3 侵入岩与金成矿关系 |
| 6.3.1 空间关系 |
| 6.3.2 时间关系 |
| 6.3.3 成因关系 |
| 6.4 矿床成因和动力学机制 |
| 6.5 找矿标志与成矿预测 |
| 6.5.1 五龙金矿区找矿标志 |
| 6.5.2 成矿预测 |
| 第7章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（9）扬子板块东缘（浙江北部）晚中生代花岗岩的地球化学特征及其地球动力学意义（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 选题依据及意义 |
| 1.2 选题的国内外研究现状、发展趋势及存在问题 |
| 1.3 研究内容与意义 |
| 1.3.1 研究目标 |
| 1.3.2 拟解决的关键问题 |
| 1.3.3 研究方法 |
| 1.4 实际工作量 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 地质背景 |
| 2.2 中生代花岗岩的分布及其特点 |
| 2.2.1 印支期花岗岩（251-205 Ma） |
| 2.2.2 燕山早期花岗岩（180-142 Ma） |
| 2.2.3 燕山晚期花岗岩（142-67 Ma） |
| 2.3 中生代花岗岩的构造演化及其成因 |
| 2.4 成矿背景 |
| 2.5 本章小结 |
| 第三章 野外地质样品采集及其岩相学特征 |
| 3.1 赤石岩体 |
| 3.2 顺溪岩体 |
| 3.3 麻车埠岩体 |
| 3.4 亭子山岩体 |
| 3.5 刘村岩体 |
| 3.6 仙霞岩体 |
| 3.7 统里庄岩体 |
| 3.8 阳山岩体 |
| 3.9 山川乡岩体 |
| 3.10 沈中坞岩体 |
| 3.11 皇坟坞岩体 |
| 3.12 莫干山岩体 |
| 3.13 埭溪岩体 |
| 3.14 妙西岩体 |
| 3.15 康山岩体 |
| 3.16 道场岩体 |
| 3.17 高岭岩体 |
| 3.18 中泰岩体 |
| 第四章 分析与测试方法 |
| 4.1 全岩主、微量元素分析 |
| 4.2 全岩Sr-Nd同位素分析 |
| 4.3 锆石U-Pb定年 |
| 4.4 锆石Hf同位素分析 |
| 4.5 原位主、微量元素分析 |
| 4.6 原位Sr-Pb同位素分析 |
| 第五章 分析数据结果 |
| 5.1 锆石U-Pb年龄、Hf同位素及微量元素组成 |
| 5.1.1 赤石岩体 |
| 5.1.2 顺溪岩体 |
| 5.1.3 麻车埠岩体 |
| 5.1.4 亭子山岩体 |
| 5.1.5 刘村岩体 |
| 5.1.6 仙霞岩体 |
| 5.1.7 统里庄岩体 |
| 5.1.8 阳山岩体 |
| 5.1.9 山川乡岩体 |
| 5.1.10 沈中坞岩体 |
| 5.1.11 皇坟坞岩体 |
| 5.1.12 埭溪岩体 |
| 5.1.13 妙西岩体 |
| 5.1.14 康山岩体 |
| 5.1.15 道场岩体 |
| 5.1.16 高岭岩体 |
| 5.1.17 中泰岩体 |
| 5.1.18 竹尖山岩体 |
| 5.2 全岩主量与微量元素地球化学特征 |
| 5.2.1 赤石岩体 |
| 5.2.2 中泰、竹尖山岩体 |
| 5.2.3 麻车埠、沈中坞、埭溪、康山岩体 |
| 5.2.4 其它岩体 |
| 5.3 全岩Sr-Nd同位素与原位Sr-Pb同位素地球化学特征 |
| 5.3.1 全岩Sr-Nd同位素组成 |
| 5.3.2 原位斜长石Sr同位素组成 |
| 5.3.3 原位钾长石Pb同位素组成 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 扬子板块东缘晚中生代侵入岩的时空分布特征及岩石学成因 |
| 6.1 时空分布特征 |
| 6.2 燕山早期赤石岩体的岩石学成因 |
| 6.3 燕山晚期花岗岩的岩石学成因 |
| 6.3.1 熔融条件 |
| 6.3.2 岩石类别 |
| 6.3.3 岩石成因 |
| 6.4 本章小结 |
| 第七章 扬子板块东缘大陆地壳生长和演化 |
| 7.1 扬子板块东缘新元古代大陆地壳生长和演化 |
| 7.2 扬子板块东缘晚中生代大陆地壳生长和演化 |
| 第八章 主要认识与存在的问题 |
| 8.1 主要认识 |
| 8.2 不足与展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（10）云南麻栗坡南温河—洒西一带钨成矿系统及找矿方向研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 前言 |
| 1.1 选题背景与项目依托 |
| 1.2 研究现状与科学问题 |
| 1.2.1 成矿系统研究现状 |
| 1.2.2 南温河—洒西及外围矿床研究程度 |
| 1.2.3 科学问题 |
| 1.3 研究目的与研究意义 |
| 1.3.1 研究目的 |
| 1.3.2 研究意义 |
| 1.4 研究内容与技术路线 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 技术路线 |
| 1.5 论文主要工作量 |
| 1.6 主要成果及创新点 |
| 1.6.1 主要成果 |
| 1.6.2 创新点 |
| 2 区域成矿地质背景 |
| 2.1 大地构造位置 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.3 岩浆岩 |
| 2.4 区域构造 |
| 2.4.1 区域构造格局 |
| 2.4.2 研究区构造变形特征 |
| 2.5 区域变质作用 |
| 2.6 地球物理及地球化学异常 |
| 2.6.1 地球物理异常特征 |
| 2.6.2 地球化学异常特征 |
| 3 成矿系统的变质地层要素 |
| 3.1 猛洞岩群变质岩基本组成 |
| 3.2 南秧田岩组变质岩 |
| 3.2.1 岩相学特征 |
| 3.2.2 地球化学特征 |
| 3.2.3 原岩恢复 |
| 3.2.4 变质程度 |
| 3.2.5 年代学及Lu-Hf同位素特征 |
| 3.2.6 南秧田岩组变质岩与成矿的关系 |
| 3.3 洒西岩组变质岩 |
| 3.3.1 洒西岩组（Pt_1s）片岩 |
| 3.3.2 洒西岩组（Pt_1s）变粒岩 |
| 4 成矿系统的岩浆岩要素 |
| 4.1 南捞片麻岩及其与成矿的关系 |
| 4.1.1 空间分布及基本组成 |
| 4.1.2 片麻岩原岩恢复 |
| 4.1.3 岩相学特征 |
| 4.1.4 地球化学特征 |
| 4.1.5 岩石类型及形成环境 |
| 4.1.6 南捞片麻岩与成矿的关系 |
| 4.2 团田及老城坡花岗片麻岩及其与成矿关系 |
| 4.2.1 岩相学特征 |
| 4.2.2 地球化学特征 |
| 4.2.3 花岗片麻岩锆石U-Pb年龄及Hf同位素 |
| 4.2.4 花岗片麻岩岩石成因及构造环境 |
| 4.3 老君山晚中生代花岗岩及其与成矿关系 |
| 4.3.1 老君山花岗岩岩相学特征 |
| 4.3.2 老君山花岗岩地球化学特征 |
| 4.3.3 老君山花岗岩年代学及Hf同位素 |
| 4.3.4 老君山花岗岩形成的构造环境 |
| 4.3.5 花岗片麻岩与成矿的关系 |
| 4.3.6 老君山花岗岩与南温河钨成矿的关系 |
| 5 成矿系统构造—流体特征 |
| 5.1 构造控矿要素 |
| 5.1.1 新寨—大坪一带伸展拆离构造变形（D_1） |
| 5.1.2 南温河—洒西一带推覆构造变形(D_2) |
| 5.1.3 南温河—洒西一带推覆构造控矿模式 |
| 5.1.4 南温河—洒西一带成矿期构造应力场模拟 |
| 5.2 成矿系统流体特征 |
| 5.2.1 南温河矿床流体特征 |
| 5.2.2 南温河矿床稳定同位素特征 |
| 5.2.3 洒西矿床流体特征 |
| 6 成矿系统典型矿床特征 |
| 6.1 南温河钨矿床地质特征及成因 |
| 6.1.1 矿床地质特征 |
| 6.1.2 白钨矿赋存形式 |
| 6.1.3 矿物生成顺序及成矿阶段 |
| 6.1.4 矿床地球化学特征 |
| 6.1.5 成矿年代学 |
| 6.1.6 矿床成因及形成演化过程讨论 |
| 6.2 洒西钨矿床地质特征及成因 |
| 6.2.1 矿床地质特征 |
| 6.2.2 成矿期次划分 |
| 6.2.3 成矿时代及矿床成因 |
| 6.3 老君山钨矿床地质特征及成因 |
| 6.3.1 矿床地质特征 |
| 6.3.2 矿床成因 |
| 7 成矿系统变化与保存特征 |
| 7.1 南温河白钨矿床变化特征 |
| 7.1.1 似层状矽卡岩矿体展布特征 |
| 7.1.2 脉状白钨矿体展布特征 |
| 7.1.3 脉状矿体对似层状矿体的叠加特征 |
| 7.1.4 脉状矿体形成机理 |
| 7.2 南温河—洒西一带钨矿床保存条件 |
| 7.2.1 老君山岩体锆石与磷灰石裂变迹径特征 |
| 7.2.2 南温河—洒西一带NW向走滑构造对矿体的破坏 |
| 7.3 区域成矿模型 |
| 7.4 南温河—洒西一带钨成矿系统综述 |
| 8 成矿规律与找矿方向 |
| 8.1 老君山一带矿床成矿规律 |
| 8.1.1 矿床时间分布规律 |
| 8.1.2 矿床空间分布规律 |
| 8.2 找矿模型 |
| 8.3 找矿方向 |
| 8.3.1 南温河矿区深部及外围成矿预测 |
| 8.3.2 洒西矿区深部及外围找矿方向 |
| 8.3.3 老君山岩体钨矿找矿方向 |
| 8.3.4 老君山岩体外围找矿预测区 |
| 9 结语 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
四、中国东南部中生代火山岩的同位素年龄、时间和空间演化及其原始物质来源（论文参考文献）
- [1]额尔古纳地块中部中生代火山盆地岩浆岩 ——岩石成因与动力学机制[D]. 毛安琦. 吉林大学, 2020(08)
- [2]鄂尔多斯盆地南部上古生界山1-盒8段物源分析及盆山耦合关系研究[D]. 蒋子文. 西北大学, 2020
- [3]吉中地区晚古生代—早中生代金铜多金属成矿作用与成矿规律[D]. 杨群. 吉林大学, 2020(08)
- [4]大兴安岭南段东坡铜多金属矿床成矿作用研究[D]. 马雪俐. 吉林大学, 2020(08)
- [5]中国东南部晚中生代基性岩脉成因及源区岩性特征约束[D]. 雷祝梁. 南京大学, 2020(04)
- [6]白垩纪胶莱盆地沉积物源及古气候变化对中国东部海岸山脉的响应[D]. 谭结. 中国地质大学(北京), 2020(01)
- [7]浙江舟山衢山岛燕山晚期花岗岩岩石学特征及其构造意义[D]. 包浪. 成都理工大学, 2019(02)
- [8]辽东五龙金矿区中生代构造-岩浆作用对金成矿制约[D]. 顾玉超. 中国地质大学(北京), 2019
- [9]扬子板块东缘（浙江北部）晚中生代花岗岩的地球化学特征及其地球动力学意义[D]. 胡庆海. 中国地质大学, 2017(12)
- [10]云南麻栗坡南温河—洒西一带钨成矿系统及找矿方向研究[D]. 阙朝阳. 中国地质大学(北京), 2016(08)