一、哀牢山北段金矿床成矿流体特征（论文文献综述）
赵凯[1]（2014）在《滇西哀牢山造山带金成矿作用地球化学》文中提出哀牢山造山带是三江特提斯构造域的重要组成部分，经历了完整的多旋回演化历程，发生了巨量规模的金属工业聚集，形成了我国最重要的喜马拉雅期造山型金矿带，是研究复合造山带中碰撞造山型金矿成因机制理想选区。论文通过对金矿带内四个典型金矿矿床地质和成矿作用地球化学研究，获得如下主要成果。（1）野外及岩相学观察表明，金矿化对围岩并没有选择性；矿体主要受北西向次级构造控制；矿化样式主要为破碎带蚀变岩型与石英硫化物脉型；围岩蚀变具多期多种类型、范围窄、分带不明显；矿物组合相对简单，黄铁矿与石英是主要的载金矿物。（2）EMPA和LA-ICP-MS研究表明，浅部地层为墨江与长安金矿提供了大量成矿物质，而老王寨与大坪金矿成矿物质则主要来自于深部；成矿期载金黄铁矿主体为变质热液成因，高Ni含量指示有幔源物质的混入；老王寨与长安载金黄铁矿Au与As含量呈正相关，电感耦合等离子质谱输出信号图谱平坦，说明Au主要以[Au, As]2-、[Au（As,S3）]2-等络合物在热液中运移，并以类质同象的形式替代[S2]2-进入黄铁矿晶格；而在墨江与大坪金矿，金主要以裂隙金形式存在。（3）流体包裹体研究表明，成矿流体具中低温、中低盐度、富含CO2的特征，为H2O-NaCl-CO2-ΣS体系的还原性流体；从大坪→老王寨→墨江→长安，主成矿期流体均一温度与CO2含量逐渐降低；老王寨金矿成矿流体温度、压力的快速降低，使得流体中CO2过饱和，引起相分离作用；流体沸腾和硫化作用是金的主要沉淀机制。（4）C-H-O-S-Pb同位素与黄铁矿LA-ICP-MS分析表明，区域成矿流体主要为深源流体，以中-下地壳变质流体为主，伴有幔源流体的加入，成矿深度较浅的矿床存在大气降水的混入；成矿物质具有多来源特征，主要来源于中下地壳，并存在幔源物质的混入，浅部地层也提供部分成矿物质。（5）区域地质与各金矿床成矿作用的异同表明，从大坪→老王寨→墨江→长安，成矿深度依次降低，成矿系统中地壳浅部物质所占比率逐步升高，并依此建立了哀牢山金矿带造山型金矿成矿模型。
邓碧平[2]（2014）在《地幔流体作用引发壳幔物质混染叠加成矿研究 ——以滇西新生代老王寨金矿为例》文中指出滇西三江地区构造-岩浆-流体活动强烈且频繁，具有长期活动性。在晚古生代，区域构造运动主要表现为拉张与断陷；而从华力西晚期到印支期转为以挤压活动为主；进入燕山期，该区构造运动表现为先挤压后拉张；到喜山期则以推覆运动为主。进入碰撞造山阶段，可分为3个碰撞期：主碰撞（6541Ma）、晚碰撞（4026Ma）和后碰撞（250Ma）三个阶段。尤其是晚碰撞期成矿作用十分强烈，主要分布在青藏高原东缘构造转换带上，成矿高峰期集中于35±5Ma。与此相关的4个重要成矿事件中，与大型剪切系统有关的剪切带型金成矿事件形成了着名的哀牢山大型金矿带。其中，滇西老王寨金矿即发育在陆内转换造山环境，严格受大规模走滑-推覆-剪切作用控制，受控于统一的深部地质作用过程，与软流圈上涌导致的幔源或壳幔混源岩浆-流体活动关系密切。滇西新生代老王寨金矿是哀牢山金成矿带上的大型金矿床之一，发育在印度板块与扬子板块的拼接部位，处于极不稳定的过渡型构造单元及深大断裂构造强烈活动地带，这种地带既有利于构造-岩浆-深部流体活动，提供成矿物质，又有利于构筑良好的赋矿环境，从而有利于成矿。本文在已有研究基础上，结合现代成矿理论并运用现代分析测试技术和方法重点对滇西老王寨金矿开展深入研究和探讨，论证并提出了地幔流体作用引发壳幔物质混染叠加成矿机制，建立了地幔流体作用及其演化成矿模式。取得了以下主要成果：（1）据滇西老王寨金矿区围岩、矿化岩、矿石和脉体的岩相学鉴定发现，伴随多种蚀变（硅化、碳酸盐化、硫化物化、硅灰石化、纤闪石化等）和多期蚀变叠加，岩矿石中发育沿矿物解理缝、裂隙、粒间贯入或穿插有黑色不透明物质；经扫描电镜、能谱及电子探针分析确认，该物质主要是一种由硅酸盐、石英与硫化物、碳酸盐不均匀混熔或分熔并富含白钨矿、金红石和镜铁矿（磁铁矿）的超显微隐晶集合体物质，这些不同微晶矿物在显示沉淀共晶结构的同时又表现出熔离交生关系。这种超微观岩相学特征，反映了地幔流体属性伴随地幔流体作用过程中深度及环境物理化学条件改变，发生由熔浆流体→超临界流体→地壳热液流体演变，也正是这一作用和演化过程引发壳幔物质相互作用而混染叠加，进而促进成矿作用。因此，该黑色不透明物质作为地幔流体作用的一种微观踪迹，是促进金矿成矿的重要深部地质地球化学动力源和物质源。（2）成矿流体中的水主要具有岩浆水性质；成矿流体包裹体中3He/4He值介于0.16083.47Ra，居于地壳与地幔的特征值之间；20Ne/22Ne、21Ne/22Ne比值为9.81612.64、0.02670.0481，接近地幔比值；40Ar/36Ar、38Ar/36Ar比值变化于307.5681.7、0.17690.2132，都相应地居于地球大气和MORB的比值之间；128136Xe/130Xe相对于大气均表现出过剩特征，尤其是129Xe和136Xe的过剩揭示成矿流体中有地幔Xe的参与或加入。成矿流体中富含Cl-、HCO3-、CO2、CH4等络阴离子以及S2-、HS-配合物，含矿流体的性质总体表现为碱性，且不同矿石类型的矿石矿物的C、S同位素组成具有典型的幔源特征。分析表明，矿区金的助溶剂和矿化剂主要是CO2、CH4、HCO3-和Cl-、S2-、HS-，成矿物质和成矿流体均主要源于深部地幔，在参与蚀变成矿过程中，引发壳幔物质混染叠加而有利成矿。（3）成矿流体包裹体类型主要有NaCl-H2O、CO2-H2O型，成矿阶段的热液属于中低温度（140.0260.0℃）、低盐度（约4.6504.495%）、中低密度（0.918～0.926g/cm3）的流体，成矿流体中金主要是在相对还原的环境以AuS-、Au（HS）2-、AuAsS32-、AuSbS32形式迁移，并在环境的物理化学条件温度、压力、盐度、pH值、氧逸度、硫逸度降低的情况下解析，发生成矿作用，形成金矿床。（4）滇西哀牢山金矿带包括老王寨金矿床的成矿时限（主要介于2050Ma）与金矿化密切共生的煌斑岩成岩时代（2843Ma）都集中在喜马拉雅期，该时期正是哀牢山断裂带发生拉张构造运动、伴随大量幔源富碱侵入岩和煌斑岩岩浆侵位的时代，这预示金矿床的形成与该区喜马拉雅期发生的拉张构造运动-幔源岩浆活动-地幔流体作用有关。（5）岩矿石常量元素在成矿蚀变过程中的带进带出主要表现为硅化、碱质的增加，不同岩矿石在明显富集LILE、HFSE、LREE的同时具有相对高87Sr/86Sr（>0.7050）、低143Nd/144Nd（<0.512638）、高206Pb/204Pb（17.819.1）以及Ce、Eu组合异常反向演化特点。这是富集地幔源区本身特征的反映，也是壳幔物质混染叠加成矿的重要标志。富硅成矿流体和原生成矿硅化石英的δ30Si介于-2.4‰-0.1‰，而矿化蚀变斑岩、花岗斑岩、煌斑岩和富碱斑岩的δ30Si变化于0.4‰0.0‰；煌斑岩和富碱斑岩的δ30Si值（0.0‰0.4‰）与矿化蚀变砂岩和矿化蚀变斑岩的δ30Si值（0.3‰0.5‰）基本一致，但是后者更大。据硅同位素动力学分馏原理和机制可推测：富硅成矿流体可能源于原始地幔，而富碱岩浆可能源于交代富集地幔；并且富碱斑岩可能受到富硅成矿流体一定程度地交代作用，随着富硅成矿流体从斑岩向围岩运移，流体性质相应地由幔源向壳源过渡。（6）滇西新生代老王寨金矿床的形成与深部地质过程有关，是地幔流体作用及其演化引发并促进壳幔物质混染叠加成矿的结果。综合研究表明，因印度大陆与扬子地块斜向汇聚和相向俯冲，导致滇西金沙江—哀牢山发育大规模走滑断裂、逆冲推覆和剪切作用及深部地幔流体作用，在此过程中，原始地幔逐渐向交代富集地幔转化过渡并发生部分熔融，产生硅不饱和的超基性-基性岩浆、碱性岩浆及与此相伴并具熔浆性质的含矿地幔流体，它们彼此混合但互不混溶，构成多相熔浆；随即，该多相熔浆驱动地幔底侵，导致热点升高，诱发深部地壳部分熔融，形成硅饱和的长英质岩浆，并与幔源底侵的多相熔浆进一步发生不相溶的混合，构成壳幔混源的多相混浆；而含矿地幔流体则伴随多相混浆沿深大断裂通道上升侵位并结晶成岩形成超基性-基性岩浆岩、煌斑岩、正长岩、石英斑岩、花岗斑岩等岩石组合的同时，由于深度、环境温压及氧逸度等物理化学条件的改变，其流体性质由熔浆→地壳热液演化，导致黑色不透明物质中出现熔离交生结构与沉淀共晶结构共存及硫酸盐与硫化物伴生的特有微观现象；与此同时，含矿地幔流体作为一种透岩浆流体，除可对源自混浆的不同结晶岩石进行同步交代蚀变成矿外，也可在具备通道条件下从岩浆或岩体中分离，进入到流动条件较差的次级裂隙中或有利赋矿的岩石界面，不断地与其它岩体、围岩地层相互作用而不可避免地引发强烈的壳幔物质、能量交换，进而促进壳幔物质混染叠加成矿，从而形成大型-超大型金矿床。
辛未[3]（2019）在《云南省哀牢山-红河成矿带新生代金铜钼成矿作用研究》文中认为哀牢山-红河成矿带位于青藏高原东南缘,是三江造山带的重要组成部分,隶属于金沙江-哀牢山岩浆-构造-成矿带的南段。其多金属矿产资源丰富,新生代期间发生了大规模爆发性金铜钼成矿作用。目前区内已经发现并开采了一系列具有较大经济价值金铜钼矿床。本论文在充分收集和整理前人资料的基础上,把南段研究程度较低的长安金矿、长安冲铜钼矿、铜厂铜钼矿、以及具有很大代表性的大坪金矿和规模最大的北衙金多金属矿床作为典型矿床。从成矿地质背景、矿床地质特征入手,结合研究区的地质背景与地球动力学演化,以岩浆岩岩石学、地球化学、矿石流体包裹体为研究手段（方法）,分析了成矿物质来源,成矿流体性质、来源与演化,成岩成矿时代,厘定了矿床成因类型,在此基础上建立了本区铜钼金成矿模式,还原了控制成矿作用的深部地质过程,丰富了非弧金铜钼成矿理论。取得主要成果如下:对北衙、长安、铜厂、长安冲典型矿床研究表明:1)北衙金多金属矿床金铜矿体主要赋于富碱二长花岗斑岩与上三叠统北衙组灰岩接触带的矽卡岩中,其次在斑岩体中以细网脉状出现,金多金属矿体在外围地层中以脉状或似层状出现;围岩蚀变以钾化,硅化,矽卡岩化为主;主成矿阶段成矿流体以高温岩浆流体为主,中低密度流体在矿质运移中占据了主导作用而非重卤水,流体冷却降温与沸腾作用在主成矿阶段铜金沉淀过程中占据了主导作用,大气水的加入在晚阶段的金银铅锌沉淀中占据了主导作用。以上特征表明北衙金多金属矿床为斑岩-矽卡岩型复合金多金属矿床,而非前人认为的单一的矽卡岩型矿床。2)长安冲-铜厂铜钼（金）矿床的铜矿体主要赋存于似斑状富碱黑云角闪石英二长岩与志留系康郎组白云岩接触带的镁矽卡岩中,钼矿体则主要呈稀疏浸染状赋存于岩体边缘的内蚀变带中,围岩蚀变以钾化、硅化、矽卡岩化为主;主成矿阶段成矿流体为高温岩浆流体;综上长安冲-铜厂为典型的矽卡岩型铜钼矿床。3)本论文认为长安金矿床矿体主要受控于志留系康郎组白云岩和奥陶系向阳组粉砂岩交界附近的隐爆角砾岩构造,而非前人认为的受控于断裂构造。围岩蚀变主要为硅化、绢云母化、绿泥石化、碳酸岩化。成矿流体为中低温低盐度H2O-NaCl体系,OH同位素研究表明成矿流体具有大气水与岩浆水混合的特点,成因类型应为低硫化型浅成低温热液矿床,而非前人认为的造山型或卡林型金矿。通过矿体与脉岩间的穿插关系,厘定长安金矿主成矿时代约为35.3 Ma。4)大坪金矿产于新元古代闪长岩中,受控于北西向断裂群,成矿流体为中低盐度H2O-CO2-NaCl体系,围岩蚀变以硅化,绢英岩化和碳酸盐化为主,与前人认识一致,认为其成因类型应为造山型金矿;与典型造山型金矿不同的是,其成矿流体与物质来源具有明显的幔源特征。通过本次研究,结合前人研究资料,认为哀牢山-红河成矿带新生代金铜钼矿化作用可划分为两个成矿系列:1.与富碱斑岩相关的铜钼金成矿系列,包括浅成低温热液型和斑岩型两个成矿子系列。2.造山型金成矿系列,二者都受控于喜山运动引发的与下部岩石圈地幔拆沉相关的后碰撞伸展背景中。与金铜钼成矿作用相关的富碱斑岩属于高水含量高氧逸度岩体,为下地壳玄武质岩石在自由水存在下的部分熔融产物。底侵幔源钾质岩浆为部分熔融和随后的成矿作用提供了足够的流体。哀牢山-红河成矿带下地壳成矿斑岩源区存在二种端元组分:1).新元古代镁铁质低REE下地壳（端元I）,形成机制为新古元代原始弧岩浆底侵与堆晶作用;2).钾/超钾质新生代新生镁铁质高REE下地壳源区（端元II）,由底侵的钾/超钾质镁铁质火成岩凝固而成。在结合前人研究的基础上,本次论文认为长安冲-铜厂、马厂箐成矿斑岩、小龙潭、姚安金矿成矿岩体主要来源于端元II部分熔融,北衙金多金属矿床、哈播铜钼矿成矿岩体则来源于端元I部分熔融。通过综述他人研究成果,认为本区造山型金成矿作用在成矿动力学背景,成矿物质及流体来源不同于经典造山型金矿,并与同时代岩浆活动无成因联系。在此基础上提出了本区存在金的上地幔源区的认识:华南地体金的上地幔源区形成于自古元古代以来多次地幔小比例熔融作用,自元古代以来多次古俯冲事件改造了克拉通岩石圈地幔,形成了大量含水矿物交代域;新生代岩石圈拆沉引发的软流圈上涌使地幔交代域流体释放,同时将地幔金萃取出来沿断裂向上运移成矿。认为古俯冲事件改造的岩石圈地幔为新生代非弧金铜钼成矿作用提供了潜在的流体和部分金属来源,岩石圈减薄的动力学背景则为成矿作用提供了热力学条件。
唐尚鹑,李经典,何叔欣[4]（1991）在《哀牢山北段金矿成矿带成矿规律初探》文中研究表明哀牢山北段金矿成矿带位于扬子地台西部边缘,长100 km。受区域性滑脱构造带、石炭系变基性火山-沉积岩系和无序蛇绿岩带的复合带控制。北西向之脆-脆韧性剪切带与东西向逆冲断裂带的交汇部位,是形成矿田、矿床的最佳地段;矿体常赋存在上述两组断裂的次级断裂及其派生的层间破碎带中。成矿带南段的近矿围岩蚀变以强硅化为主,北段以绢云母化、碳酸盐化及去硅作用为特色。五角十二面体黄铁矿化和毒砂化则是金矿化的显着标志。成矿阶段划分为:（1）交代石英岩阶段;（2）早期硅化阶段;（3）黄铁矿碳酸盐绢云母化阶段;（4）黄铁矿碳酸盐化阶段:（5）多硫化物硅化阶段。包裹体之均一温度280-110℃成矿深度1.11—2.67km,成矿流体为H2O-CO2 -NaCl溶液及SO2-4 性质的钠质溶液,并地质条件、稀土配分、稳定同位素及矿物包裹体研究,将带内金矿床划分为火山-次火山热液型、变质热液型、蚀变超基性岩型、岩浆热液型、残余（铁帽）型等五类。主要金矿床为多期多阶段、多物源、多成因的中-深成矿条件（作用）卜的中温热液矿床。
李华健[5]（2020）在《哀牢山剪切带北段造山型金矿床流体来源和成矿过程》文中提出位于青藏高原东南部的哀牢山剪切带是重要的新生代造山型金矿床成矿带。论文选取了哀牢山北段的镇沅金矿床和金厂金镍矿床为研究对象,深入探讨了矿床的矿化蚀变特征,成矿流体来源,成矿过程和金的沉淀机制;并应用热力学模拟的手段,讨论在不同温度下造山型金矿水岩反应形成的矿物组合和反应范围。镇沅金矿床矿区内有五种围岩发育广泛的热液蚀变并形成矿体:碳质板岩,变质砂岩,变质玄武岩,石英斑岩和煌斑岩。各围岩发育相似的蚀变矿物组合:碳酸盐（白云石和铁白云石）,绢云母,黄铁矿以及少量的毒砂。蚀变矿物（如碳酸盐和绢云母）成分继承了围岩的成分特征。对变质砂岩和玄武岩的热液黄铁矿LA-ICP-MS分析,结果表明成矿流体萃取围岩成分使变质砂岩中黄铁矿更富集Cu,Mo,Ag,Sb,Te,Hg,Tl,Pb和Bi,而玄武岩中更富集Co和Ni,而两种围岩中Au和As范围接近,表明两种元素来源于深部而非围岩。各围岩成矿期热液黄铁矿S同位素值接近,范围较窄,峰值在0左右。结合区域构造演化推测成矿流体来源于变质富金岩石圈地幔,而非围岩地层。而蚀变煌斑岩Sr/Nd同位素和不同围岩的蚀变碳酸盐C-O同位素分析结果表明流体在上涌过程中混入了地壳物质。金厂金镍矿床有较为特殊的金镍矿化组合。成矿围岩为蛇绿岩化超镁铁岩和碳质砂板岩。除了镇沅金矿床发现的蚀变类型外,金厂还发育广泛的铬水云母化和绿泥石化。通过对绿泥石单矿物成分分析表明,含Au热液流体活化了超镁铁岩中的Ni和其他微量元素如:Cr,Fe,Mg和Cu等,使其形成特征的金镍矿物组合。与超基性岩的水岩反应是金厂黄铁矿S同位素值相对偏负的主要原因。应用HCh软件进行成矿流体与变质沉积岩和镁铁质云母的热力学模拟。结果表明高温条件下蚀变带范围较窄,形成硫化物为磁黄铁矿,多期的成矿流体会将早期形成的磁黄铁矿交代成黄铁矿。而低温条件下蚀变带更宽,形成黄铁矿,除了钠长石,其他蚀变矿物如石英,绢云母,碳酸盐,热液碳质等均更易在低温条件下形成。而低温浅部地壳蚀变更广的另外原因是相对更高的渗透率。水岩反应为浸染状造山型金矿的主要沉淀机制。而对于脉状矿床,水岩反应常常伴随着其他作用（如降压作用）共同控制金沉淀。
李定谋,李保华[6]（2000）在《云南哀牢山金矿床的成矿条件》文中研究指明成矿作用包括成矿物质的来源、搬运及沉淀的全过程 ,其中最活跃的因素为成矿流体。可以说 ,没有流体就不会形成矿床 ,但也不是所有流体都成矿。笔者通过哀牢山蛇绿混杂岩带典型金矿床的物质组成、成矿规律、蚀变及控矿作用的研究 ,对哀牢山金矿带的成矿流体来源 ,成矿流体动力学、地球化学及物理化学性质进行了详细地讨论 ;对金矿的成矿物质来源 ,金在成矿流体中的存在形式 ,迁移过程中平衡、失稳 沉淀等进行了详细地分析和探讨。
楚亚婷[7]（2016）在《深部地质过程中流体作用及流体演化研究 ——以滇西新生代富碱岩浆成岩成矿为例》文中指出富碱侵入岩这一概念最早由着名地质学家涂光炽先生于1982年提出,它包括硅不饱和的碱性岩与硅过饱和的碱性花岗岩;两者主要形成于与拉张作用有关的陆内裂谷、热点和后造山松弛环境当中,它们在时间和空间上常与重要多金属矿床共生相伴;源区多与交代富集地幔的部分熔融有关,具有特征的幔源稀土、微量元素和Sr、Nd、Pb同位素组成,它们是地幔流体和物质在深部地球动力学背景下向上运移并与地壳岩石和流体相互作用的历史记录,因而该类岩石被认为是除镁铁质-超镁铁质岩浆岩外,另一类可直接探测地幔地质作用的重要岩石。受印度-亚欧大陆俯冲碰撞的影响,青藏高原东缘新生代幔源岩浆作用广泛,特别是沿金沙江-哀牢山古缝合带及两侧产出大量以富碱斑岩为主的新生代富碱火成岩和系列相关多金属矿床而彰显其特殊重要性。地幔流体作用是深部地质过程的重要构成,与之相关的成岩成矿作用机制更是当前地学前沿研究课题。本文在已有研究成果的基础上,运用现代流体作用成矿理论和分析测试技术,结合相关典型矿床研究,以遗留于岩（矿）石中的流体作用微观物质踪迹和流体或玻璃包裹体为载体,以揭示地幔流体作用和流体性质演化导致系列成岩成矿效应为主线,深入剖析滇西新生代以六合、剑川、小桥头正长斑岩为代表的硅不饱和富碱岩浆和以马厂箐赋矿斑状花岗岩为代表的硅过饱和富碱岩浆的成岩成矿过程,并结合老王寨金矿、金顶铅锌矿床中岩（矿）石分析,获得如下主要认识和成果:（1）岩相学研究发现,发育于富碱斑岩及其包体中的富钠微晶玻璃、富铁微晶玻璃以及富铁熔浆包体是一种含地幔标型矿物和挥发分的纳米-微米级的超显微隐晶固体,与寄主岩浆呈熔浆不混溶关系,也见穿插于相关典型矿床岩（矿）石中。研究认为,该物质起源于富集地幔,是具熔浆性质的超临界流体在上升运移过程中因温压等环境突变导致挥发分散失,过冷凝形成的隐晶-雏晶-非晶质固体,是地幔流体参与成岩成矿作用而遗留于岩（矿）石中的现实微观物质踪迹,同时也是引发硅化、碳酸盐化、钾化、钠化蚀变和多金属矿化的重要物质源和动力源。（2）地幔流体在伴随富碱岩浆耦合运移和解耦分离过程中,对主岩、包体和矿床围岩进行交代蚀变和引发多金属矿化。在此过程中,地幔流体自身随环境温压和氧逸度及壳幔混染程度的改变而发生物质组成和流体性质演变,其微观物质踪迹的超微观矿物组成表现为:六合、剑川正长斑岩和包体中以富含典型地幔标型矿物组合→马厂箐赋矿斑岩中产出以出现与矿化有关的微晶金属矿物和富铁、钛硅酸盐组合→老王寨矿化岩石以含金硫化物、碳酸盐、硅酸盐等组合→金顶矿化岩石以铅锌硫化物、碳酸盐、甚至出现硫酸盐等组合为特征;相对应的含矿地幔流体性质演化表现为强地幔属性的熔体→壳幔混染属性的熔流体→以壳源为主导的壳幔混染属性的热液流体。（3）富铁熔浆包体、石英包晶（体）中含CO2和H20的高钾玻璃包裹体、石英方解石包晶（体）和钠长石伟晶岩包体共同构成了贫硅富碱岩浆中所含不混溶的四种不同地幔流体物质成分端元,即含CO2和H20的高钾硅酸盐玻璃代表了富K端元;钠长石伟晶岩包体代表了富Na端元、石英方解石包晶（体）代表了富CO2端元,而富铁熔浆包体与富铁微晶玻璃类型相同,代表了富Fe端元;熔流体不混溶作用和氧逸度变化（包括壳慢物质混染）是引发流体性质演化的根本原因。（4）岩（矿）石年代学研究发现,滇西三江地区新生代富碱岩浆源区的形成和富碱岩浆活动是两个不同而又相互联系的阶段。幔源包体中交代角闪石的Ar-Ar年龄在102.87±1.19Ma和116Ma左右,而六合花岗质岩浆活动起始时间约为42.8±1.6Ma,与包体结晶成岩和寄主正长斑岩成岩年龄基本一致,为38.63±0.52Ma,指示幔源包体在富碱岩浆形成之前已经遭受过碱交代作用;马厂箐含矿富碱岩浆起始活动时间约为38.51±0.52Ma,结晶成岩时间与辉钼矿Re-Os模式年龄基本吻合,为35.80±0.20Ma;锆石的Ti温度计、稀土元素以及Ce+4/C e+3分析指示了富碱岩浆上侵过程中发生了岩浆混合作用。据此综合分析认为:超前活动地幔流体的交代作用触发了交代富集地幔的形成,来自交代富集地幔源区的硅不饱和富碱岩浆伴随互不混溶含矿地幔流体同步上升运移;该富碱岩浆以其底劈作用和所含地幔流体交代作用引发地壳深熔成长英质岩浆;此后的两类岩浆演化过程分为两部分:一是富碱岩浆直接捕获少量长英质岩浆以不混溶方式继续同步运移至地壳结晶成岩,形成含花岗岩包体的硅不饱和富碱斑岩;二是富碱岩浆与长英质岩浆发生同化混染形成混合岩浆运移至地壳,其中所含不混溶含矿地幔流体伴随其结晶成岩进行自交代蚀变,形成硅过饱和的赋矿花岗岩类岩石。（5）综合研究认为,成矿作用发生的关键并不在于壳幔混染作用,而是含矿地幔流体作用过程中的某个阶段是否易于多金属成矿物质的活化与卸载。地幔流体作用及其流体性质演化过程是制约滇西新生代多金属系列成矿的核心因素。在上述认识成果基础上,运用地幔流体作用结合透岩浆流体成矿理论的综合分析研究成功揭示,遗留于滇西新生代各类岩（矿）石中的流体作用微观物质踪迹,在与富碱岩浆耦合与解耦过程中,对不同部位的不同岩石进行交代蚀变成矿,相应形成“斑岩型”矿床→“接触交代型”矿床→远程中低温热液矿床系列成矿效应。本论文研究对于深入认识和揭示滇西新生代富碱岩浆-地幔流体-成矿作用三者之间的本质联系和岩浆-流体演化关系具有重要的科学意义。
李建威,赵新福,邓晓东,谭俊,胡浩,张东阳,李占轲,李欢,荣辉,杨梅珍,曹康,靳晓野,隋吉祥,俎波,昌佳,吴亚飞,文广,赵少瑞[8]（2019）在《新中国成立以来中国矿床学研究若干重要进展》文中进行了进一步梳理新中国成立70年来,中国的矿产资源勘查取得了一系列重大进展,发现了数百个大型超大型矿床,形成16个重要成矿带.这些找矿重大发现为系统开展矿床成因研究、构建矿床模式、总结区域成矿规律和创新成矿理论提供了重要条件.中国的矿床学研究和发展大致可以划分为三个阶段,分别是新中国成立之初至20世纪70年代末,改革开放初期至20世纪末,以及21世纪之初到现在.论文首先概述了上述三个历史时期中国矿床学发展的特点和主要研究进展.早期的矿床学研究与生产实际紧密结合,重点关注矿床的地质特征和矿床分类.这一时期虽然研究条件落后,但学术思想活跃,提出了一系列创新的学术观点,建立了多个有重要影响的矿床模式,同时开始将成矿实验引入矿床形成机理的探讨.第二个阶段的一个显着特点是各种地球化学理论与方法被广泛应用于矿床学的研究,大大促进了对成矿作用过程和成矿机制的理解,并在分散元素成矿理论和超大型矿床研究方面取得了重大进展和突破,同时将板块构造引入各类矿床成矿环境和时空分布规律的研究.第三个阶段是中国矿床学与世界矿床学全面接轨并实现成矿理论系统创新的时期.这一时期各种先进的实验分析技术有力支撑了矿床成因的研究,深刻揭示了地幔柱活动、克拉通化、克拉通破坏、大陆裂谷作用、多块体拼合、大陆碰撞等重大地质事件与大规模成矿作用的耦合关系,并在大陆碰撞成矿、大面积低温成矿作用等重大科学问题的研究上取得了原创性成果,产生了重要的国际影响.论文概述了16类重要矿床类型的代表性研究进展,重点介绍了大塘坡式锰矿、大冶式铁矿、铜陵狮子山式铜矿、玢岩型铁矿、铁氧化物-铜-金（IOCG）矿床和石英脉型钨矿的成矿模式,分析了若干重大地质事件的成矿效应,总结了元素地球化学、稳定同位素地球化学、同位素年代学、流体包裹体分析、成矿实验、矿田构造等研究方法对推动中国矿床学发展所起的作用.文章最后简要分析了今后中国矿床学研究的发展趋势和重要研究方向,认为深部成矿作用规律、关键金属元素富集机理、非常规矿产资源、重大地质事件与成矿、超大型矿床等是今后矿床学的重点研究内容,提出要创新矿床学研究方法,加强跨学科交叉研究,使中国的矿床学能逐渐引领世界矿床学的研究,服务矿产资源国家重大需求.
张垚垚[9]（2017）在《哀牢山金矿带成矿作用与构造控矿研究》文中提出西南三江成矿带是我国矿产资源十分丰富的和最具潜力的地区之一。哀牢山金矿带是西南三江成矿带的重要组成部分,近年来在金矿地质勘探方面取得了大量找矿和研究成果。多年来,前人对该带金矿床的地质特征、成矿过程及成因机制等方面进行了大量的研究,成果颇丰。但是,由于区域地质背景的复杂性以及金矿成矿作用的多样性,该区金矿床的研究仍存在诸多问题,金矿床类型、成矿要素、控矿因素及区域构造格架、各级构造控矿规律、成矿规律等研究亟待深化。基于这一背景,本文通过典型金矿调查,控矿构造解析开展“哀牢山金矿带成矿作用与构造控矿研究”,既有深化成矿理论研究意义,又有现实的指导找矿意义。本文取得的主要研究成果如下:（1）通过对哀牢山金矿带大坪金矿、长安金矿、墨江金矿、镇沅金矿开展典型矿床地质特征及控矿构造研究,结合矿床地质及地球化学综合分析,厘定了区域造山型金矿床主要控矿构造性质及变形组合特征。（2）在控矿构造解析的基础上,对哀牢山金矿带丰富的多级别、多序次的控矿构造网络进行了梳理,划分为3级主要控矿构造格局。指出一级控矿构造为导矿构造,二级控矿构造为控岩、导矿构造,三级控矿构造为储矿构造。（3）哀牢山造山型金矿形成过程中卷入的不同时期的地质体综合研究表明晋宁期岩体形成于洋壳俯冲背景下的岛弧构造环境;晚二叠世岩体与活动大陆边缘弧环境或洋壳俯冲背景下的岛弧构造环境相关;新生代岩体形成于活动大陆边缘弧环境。并探讨了多期次构造岩浆演化与成矿的关系。（4）总结区域成矿规律,综合分析哀牢山金矿带的区域成矿模式。喜马拉雅期早期（5844Ma）,受印度板块与欧亚板块碰撞的影响,哀牢山地区遭受北西西-南东东方向的强烈挤压,先存构造重新连接,北西西向线性构造系统生成,形成巨大的控矿构造网络和贯通的流体运移通道;喜马拉雅期中期（44Ma36Ma）,区域构造动力体制显着变化,哀牢山构造带主要以左行走滑运动为主,形成了各个矿区的走滑断裂系统,进一步扩展了控矿构造网络,最终在有利的构造部位发生成矿物质的沉淀富集。（5）通过成矿作用和构造控矿的研究,结合区域成矿规律和纵深尺度的连续成矿机制,以大坪金矿为例建立构造控矿模型,指出深部及外围的找矿方向。
李龚健[10]（2014）在《三江特提斯复合造山带构造演化与典型矿床成矿过程研究》文中进行了进一步梳理三江地区地处特提斯构造域东段以及青藏高原东南侧，先后经历了特提斯增生造山以及印度-欧亚陆陆碰撞造山两大阶段。多个微地块于此齐聚一堂，展现出中腰拢合、两侧散开的独特构造格局。本文在前人工作基础上，系统解析了典型古特提斯后碰撞型岩浆岩的成因及其大地构造意义；复原了早古生代微地块分布古地理格局并重新界定了哀牢山缝合带位置；建立了特色大型矿床成矿模式并探讨了其构造驱动机制；研究了三江增生造山/碰撞造山演化过程；初步构建了三江特提斯成矿系统时空格架。对哀牢山缝合带北部镇沅地区花岗岩体进行了全岩微量元素、锆石U-Pb年代学和Hf同位素地球化学研究。结果表明晚二叠世（248-255Ma）石英斑岩和花岗斑岩形成于哀牢山古特提缝合带后碰撞伸展转换背景下。综合哀牢山缝合带俯冲型和碰撞型岩浆的年龄数据，得出其闭合时限为晚二叠世（260Ma）。通过地层对比分析，以及晚二叠世岩浆岩继承锆石和地层碎屑锆石U-Pb年代学、Hf同位素地球化学研究与年龄谱线对比工作。结果表明镇沅地区含蛇绿岩套残片的晚古生代地层属于思茅地块的一部分。本文由此在镇沅地区东边界沿着蛇绿岩套的分布新拟定了哀牢山缝合线的位置，认为其夹持于西边的雅轩桥火山弧与东边的金平峨眉山玄武岩之间，并沿着古生代地层的西界向南与马江缝合带衔接。对三江各微地块地层碎屑锆石进行了系统的U-Pb年代学分析，通过全面的年龄谱线比照工作，提出：早古生代时期，华南地块、印支地块（思茅地块）、西羌塘地块和东羌塘地块靠近于印度陆块北部边缘；拉萨地块和滇缅泰马地块（腾冲-保山地块）靠近澳大利亚西北部边缘。对老厂VMS型Pb-Zn-Ag-Cu矿床和镇沅造山型Au矿床进行了系统的地质与地球化学研究。老厂Pb-Zn-Ag-Cu矿床围岩沉积记录、矿体结构、矿石组构和矿物组合反映块状硫化物集聚于海底局部的还原环境中。结合流体包裹体以及S-Pb和H-O-C同位素数据认为矿床形成与岩浆释气作用相关。老厂矿床成生于古特提斯大洋晚密西西比阶（320Ma）洋岛火山环境。火山岩与矿体的Pb-Zn等贱金属的富集与深俯冲地壳物质回返过程相关，其机制可能为早石炭世末期古特提斯大洋板块的初始俯冲作用或者晚寒武世-志留纪原特提斯洋的俯冲作用。镇沅Au矿床S-Pb同位素结果结合前人报导的含金流体He-Ar-C-H-O同位素数据，表明成矿流体主要系下地壳变质流体。矿石矿物组合、元素富集特征、富CO2流体包裹体和S-Pb同位素特征均与造山型金矿床相吻合。结合大地构造背景认为，华南岩石圈在渐新世（30Ma）发生西向俯冲作用，挤压导致区域载金变质流体被驱逐并汇聚，最终发生金属卸载并形成了造山型金矿床。系统开展了地层、蛇绿岩套、弧岩浆岩和碰撞型岩浆岩等多方面综合研究，全面阐释了增生造山期原、古、中、新特提斯旋回的时空演化历程。古特提斯洋俯冲伊始时间（早二叠世）与中特提斯洋开启时间相同，而古特提斯洋闭合时间（早三叠世），与中特提斯俯冲伊始以及新特提斯洋的开启时间也能很好吻合，反映板块扩张为大洋俯冲消减的驱动机制。基于碰撞造山期构造变形、岩浆活动、盆地充填和成矿作用综合研究，首次提出青藏高原陆陆侧向碰撞带四期构造变形史，即挤压褶皱期（>45Ma）、拆沉伸展期（44～32Ma）、挤压走滑期（31～13Ma）和伸展旋钮期（12～0Ma）。基于增生造山/碰撞造山构造演化过程，建立了增生造山原、古、中、新特提斯成矿系统和碰撞造山挤压褶皱、拆沉伸展、挤压走滑与伸展旋钮期成矿系统的时空构架与演化。构造体制转换对三江区域成矿作用的类型与时空分布具有显着的控制作用。叠加成矿在三江地区表现突出，可划分为火山成因块状硫化物－岩浆热液叠加、沉积－热液叠加以及多期热液叠加三种类型。
二、哀牢山北段金矿床成矿流体特征（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、哀牢山北段金矿床成矿流体特征（论文提纲范文）
（1）滇西哀牢山造山带金成矿作用地球化学（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 目录 |
| 1 绪论 |
| 1.1 选题背景 |
| 1.2 研究内容 |
| 1.3 技术路线 |
| 1.4 主要工作量 |
| 2 成矿地质地球化学背景 |
| 2.1 区域构造格架及演化 |
| 2.2 区域含金岩石建造地球化学特征 |
| 2.3 区域矿床分布特征 |
| 3 典型金矿床地质特征 |
| 3.1 矿区地质特征 |
| 3.2 矿体形态和产状 |
| 3.3 矿石矿物特征与矿化样式 |
| 3.4 围岩蚀变特征 |
| 3.5 成矿期次和阶段划分 |
| 3.6 金矿带地质特征小结 |
| 4 微量元素地球化学 |
| 4.1 矿石微量元素组成 |
| 4.2 黄铁矿世代 |
| 4.3 黄铁矿形貌特征 |
| 4.4 黄铁矿微量元素组成 |
| 4.5 本章小结 |
| 5 成矿流体地球化学 |
| 5.1 样品特征 |
| 5.2 流体包裹体特征 |
| 5.3 盐度、密度和压力 |
| 5.4 激光拉曼光谱分析 |
| 5.5 流体包裹体群体成分分析 |
| 5.6 包裹体 H-O 同位素地球化学 |
| 5.7 成矿流体特征及其演化 |
| 5.8 金的运移及沉淀机制 |
| 5.9 哀牢山金矿带成矿流体特征小结 |
| 5.10 本章小结 |
| 6 同位素地球化学 |
| 6.1 硫同位素 |
| 6.2 铅同位素 |
| 6.3 碳同位素 |
| 6.4 放射性同位素地质年代学 |
| 6.5 本章小结 |
| 7 区域成矿模式 |
| 7.1 成矿地球动力学背景 |
| 7.2 矿床成因机制 |
| 7.3 区域成矿模式 |
| 8 结论 |
| 8.1 主要结论 |
| 8.2 存在问题及研究展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（2）地幔流体作用引发壳幔物质混染叠加成矿研究 ——以滇西新生代老王寨金矿为例（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 目录 |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 研究区地质背景 |
| 1.2.2 地幔流体及其作用研究现状 |
| 1.2.3 矿床成因研究现状 |
| 1.3 研究思路、内容与方法 |
| 1.3.1 研究内容与研究方法 |
| 1.3.2 研究思路与主要内容 |
| 1.3.3 研究技术路线 |
| 1.4 实物工作量 |
| 1.5 重要成果和创新点 |
| 第2章 区域成矿地质背景 |
| 2.1 大地构造背景 |
| 2.1.1 构造单元及其演化 |
| 2.1.2 深大断裂系统及其演化 |
| 2.2 遥感地质及地球物理特征 |
| 2.2.1 遥感地质特征 |
| 2.2.2 地球物理特征 |
| 2.3 地层概况 |
| 2.4 岩浆活动与岩浆岩概况 |
| 2.5 变质作用与变质岩概况 |
| 2.6 成矿作用与矿产概述 |
| 第3章 老王寨金矿床地质特征 |
| 3.1 地层与岩石组合特征 |
| 3.2 地质构造特征 |
| 3.3 岩浆岩组合与岩石特征 |
| 3.4 变质岩组合与岩石特征 |
| 3.5 矿床的控矿与赋矿特征分析 |
| 3.6 矿体特征 |
| 3.7 矿石特征 |
| 3.8 围岩蚀变 |
| 3.9 主要矿段基本特征 |
| 第4章 矿床岩矿石元素地球化学分析 |
| 4.1 常量元素地球化学特征 |
| 4.2 微量元素地球化学特征 |
| 4.3 稀土元素地球化学特征 |
| 第5章 成矿作用中流体微观踪迹物质特征 |
| 5.1 黑色不透明物质岩相学特征 |
| 5.2 黑色不透明物质超显微特征和成分分析 |
| 5.3 黑色不透明物质的地幔流体属性 |
| 5.4 地幔流体作用与成矿关系 |
| 第6章 成矿流体包裹体岩相学和地球化学 |
| 6.1 流体包裹体岩相学特征 |
| 6.1.1 样品采集、制备和测试 |
| 6.1.2 流体包裹体类型 |
| 6.1.3 各成矿阶段流体包裹体特征 |
| 6.2 流体包裹体的物理化学性质 |
| 6.2.1 温度、盐度和密度 |
| 6.2.2 压力和就位深度 |
| 6.3 流体包裹体化学成分特征 |
| 6.3.1 激光拉曼光谱成份分析 |
| 6.3.2 流体化学成分类型 |
| 6.3.3 流体的酸碱度 |
| 6.3.4 流体的氧化还原电位 |
| 6.3.5 流体的氧逸度和硫逸度 |
| 6.4 金活化迁移形式 |
| 6.5 金沉淀富集的地球化学过程 |
| 第7章 地幔流体作用及其演化引发壳幔物质混染叠加成矿机制研究 |
| 7.1 成岩成矿时代讨论 |
| 7.1.1 成岩时代 |
| 7.1.2 成矿时代 |
| 7.2 成矿物质和流体来源的同位素地球化学示踪研究 |
| 7.2.1 S 同位素示踪 |
| 7.2.2 C、O 同位素示踪 |
| 7.2.3 H、O 同位素示踪 |
| 7.2.4 锶、钕、铅同位素示踪 |
| 7.2.5 稀有气体同位素示踪 |
| 7.2.6 硅同位素示踪 |
| 7.3 地幔流体作用及其演化引发壳幔物质混染叠加成矿机制讨论 |
| 7.4 成矿模型 |
| 第8章 老王寨金矿深部找矿潜力预测 |
| 8.1 地质构造条件 |
| 8.2 深部隐伏矿体判断依据 |
| 8.3 主要矿段深部找矿潜力预测 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
| 图版说明及图版 |
（3）云南省哀牢山-红河成矿带新生代金铜钼成矿作用研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究区范围及自然概况 |
| 1.2 论文选题及研究意义 |
| 1.2.1 研究所属领域 |
| 1.2.2 选题来源 |
| 1.2.3 研究意义 |
| 1.3 研究现状及存在问题 |
| 1.3.1 斑岩型成矿体系研究现状 |
| 1.3.2 浅成低温热液型矿床研究现状 |
| 1.3.3 造山型金矿研究现状 |
| 1.3.4 哀牢山-红河成矿带新生代金铜钼成矿作用研究现状及存在问题 |
| 1.4 研究思路和研究方法 |
| 1.4.1 研究思路 |
| 1.4.2 研究内容及方法 |
| 1.4.3 主要工作量 |
| 1.5 论文研究的主要成果和认识 |
| 1.5.1 典型矿床研究 |
| 1.5.2 成矿系列与成矿动力学背景 |
| 1.5.3 与富碱斑岩相关的金铜钼成矿作用—深部地质过程 |
| 1.5.4 造山型金成矿系列—金的上地幔源区 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 区域构造单元划分 |
| 2.1.1 华南地体 |
| 2.1.2 印支地体 |
| 2.1.3 金沙江-哀牢山-松马缝合带 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.2.1 古元古宙 |
| 2.2.2 中元古宙 |
| 2.2.3 新元古宙 |
| 2.2.4 显生宙 |
| 2.3 岩浆岩 |
| 2.3.1 新元古代弧火成岩 |
| 2.3.2 晚泥盆世-早二叠世N-MORB和 E-MORB型蛇绿岩 |
| 2.3.3 晚二叠纪峨眉山大火成岩省(ELIP) |
| 2.3.4 二叠纪-早三叠纪弧火成岩 |
| 2.3.5 中三叠世同碰撞淡色花岗岩 |
| 2.3.6 晚三叠世后碰撞花岗质和镁铁质火成岩 |
| 2.3.7 中始新世至早渐新世钾质/超钾质火成岩带 |
| 2.4 区域矿产 |
| 第3章 区域地球动力学演化 |
| 3.1 太古代古陆核形成 |
| 3.2 古元古代—哥伦比亚大陆形成与裂解的影响 |
| 3.3 中新元古代—罗迪尼亚大陆聚合与边缘俯冲作用 |
| 3.4 早古生代—陆内裂谷演化 |
| 3.5 晚古生代-早中生代地质演化 |
| 3.5.1 古特提斯洋演化史 |
| 3.5.2 晚二叠纪—峨眉山地幔柱在研究区的地质记录 |
| 3.6 侏罗-白垩纪—陆内演化阶段 |
| 3.7 新生代-喜山运动 |
| 第4章 典型矿床研究 |
| 4.1 北衙金多金属矿床 |
| 4.1.1 矿区地质 |
| 4.1.2 矿体特征 |
| 4.1.3 矿石特征 |
| 4.1.4 矿化期次及阶段 |
| 4.1.5 围岩蚀变 |
| 4.1.6 成矿物理化学条件 |
| 4.1.7 成矿物质及流体来源 |
| 4.1.8 成因探讨 |
| 4.2 金平地区典型矿床 |
| 4.2.1 金平地区地质概况 |
| 4.2.2 铜厂铜钼矿 |
| 4.2.3 长安冲铜钼矿 |
| 4.2.4 长安金矿 |
| 4.3 大坪金矿 |
| 4.3.1 矿区地质 |
| 4.3.2 矿体特征 |
| 4.3.3 矿石特征和成矿阶段划分 |
| 4.3.4 围岩蚀变 |
| 4.3.5 流体包裹体测温学 |
| 4.3.6 成矿年代学研究 |
| 4.3.7 成矿物质和流体来源 |
| 4.3.8 成因类型 |
| 第5章 与成矿相关的钾质火成岩深入研究 |
| 5.1 长安金矿煌斑岩 |
| 5.1.1 岩相学特征 |
| 5.1.2 年代学研究 |
| 5.1.3 主微量特征 |
| 5.1.4 Sr-Nd-Hf同位素特征 |
| 5.1.5 源区讨论 |
| 5.2 长安金矿花岗斑岩 |
| 5.2.1 岩相学特征 |
| 5.2.2 年代学研究 |
| 5.2.3 主微量地球化学特征 |
| 5.2.4 Sr-Nd-Hf同位素特征 |
| 5.2.5 成因岩石学 |
| 5.3 长安正长斑岩 |
| 5.3.1 岩相学特征 |
| 5.3.2 年代学研究 |
| 5.3.3 主微量地球化学特征 |
| 5.3.4 成因岩石学 |
| 5.4 长安冲与铜厂铜钼(金)矿床成矿斑岩 |
| 5.4.1 野外露头情况和岩相学特征 |
| 5.4.2 年代学研究 |
| 5.4.3 地球化学特征 |
| 5.4.4 Sr-Nd-Hf同位素特征 |
| 5.4.5 成因岩石学 |
| 5.5 成岩构造背景研究 |
| 第6章 区域金铜钼成矿作用 |
| 6.1 成矿系列划分 |
| 6.1.1 与钾质-超钾质富碱斑岩相关的Cu-Mo-Au成矿系列 |
| 6.1.2 造山型金成矿系列 |
| 6.2 成矿时代—同下部岩石圈地幔拆沉 |
| 6.3 与钾质-超钾质侵入岩相关的Cu-Mo-Au成矿系列-成矿模式 |
| 6.3.1 成矿岩体物理化学条件 |
| 6.3.2 幔源钾质/超钾质岩浆对下地壳火成岩源区岩石的改造作用 |
| 6.3.3 金属来源启示 |
| 6.3.4 成矿模式 |
| 6.4 造山型金矿—金的上地幔源区 |
| 6.4.1 造山型金矿经典成矿模式的局限性 |
| 6.4.2 成矿物质来自于岩浆脱挥发分的不合理性 |
| 6.4.3 金的上地幔源区概念 |
| 6.4.4 金的上地幔源区的形成机制 |
| 6.4.5 地幔金的易活化运移特性 |
| 6.4.6 俯冲富集的岩石圈地幔大规模再活化作用—成矿地球动力学条件 |
| 6.4.7 地幔成矿流体来源与地球化学特点 |
| 6.4.8 新生代华南地体西南缘幔源金向地壳活化运移成矿 |
| 第7章 结论 |
| 图版 |
| 参考文献 |
| 作者简介及在学期间所取得的科研成果 |
| 致谢 |
（5）哀牢山剪切带北段造山型金矿床流体来源和成矿过程（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 前言 |
| 1.1 选题依据与项目依托 |
| 1.2 研究现状与存在问题 |
| 1.2.1 研究现状 |
| 1.2.2 存在问题 |
| 1.3 研究内容与思路 |
| 1.4 研究方法 |
| 1.4.1 矿物成分测试 |
| 1.4.2 全岩成分分析 |
| 1.4.3 同位素分析 |
| 1.4.4 HCh模拟 |
| 1.5 完成工作量 |
| 1.6 创新点 |
| 2 区域地质背景 |
| 2.1 构造单元 |
| 2.2 岩石圈结构 |
| 2.3 造山演化 |
| 3 镇沅金矿床成矿作用 |
| 3.1 矿床地质 |
| 3.1.1 地层 |
| 3.1.2 岩浆岩 |
| 3.1.3 构造 |
| 3.2 矿化分期和热液蚀变 |
| 3.2.1 泥盆纪变质石英砂岩中蚀变 |
| 3.2.2 石炭纪碳质板岩中蚀变 |
| 3.2.3 泥盆纪变质玄武岩中蚀变 |
| 3.2.4 二叠-三叠纪石英斑岩中蚀变 |
| 3.2.5 始新世煌斑岩中蚀变 |
| 3.3 单矿物主微量 |
| 3.3.1 煌斑岩原岩矿物EPMA |
| 3.3.2 蚀变矿物EPMA |
| 3.3.3 原位含金黄铁矿微量元素 |
| 3.4 蚀变煌斑岩主微量 |
| 3.5 稳定同位素 |
| 3.5.1 煌斑岩Sr/Nd同位素 |
| 3.5.2 碳酸盐碳氧同位素 |
| 3.5.3 黄铁矿硫同位素 |
| 3.6 成矿流体来源,演化及沉淀机制 |
| 3.6.1 控矿机制和蚀变反应 |
| 3.6.2 围岩对热液蚀变和矿化模式的影响 |
| 3.6.3 与内华达卡林型金矿对比 |
| 3.6.4 煌斑岩与造山型金矿的关系 |
| 3.6.5 成矿流体来源 |
| 3.6.6 地壳混染 |
| 4 金厂金镍矿床成矿作用 |
| 4.1 矿床地质 |
| 4.2 蚀变矿物特征及成分 |
| 4.2.1 绿泥石 |
| 4.2.2 绢云母和铬水云母 |
| 4.3 金和镍同期成矿 |
| 4.4 金厂和镇沅S同位素对比 |
| 5 造山型金矿床水岩反应模拟 |
| 5.1 模拟计算目的 |
| 5.2 典型造山型金矿区矿床热液蚀变 |
| 5.3 成矿热液及围岩成分设定 |
| 5.4 热液流体配位形式 |
| 5.5 热液流体与沉积围岩均衡化反应 |
| 5.6 热液流体与云母均衡化反应 |
| 5.7 造山型金矿床热液蚀变 |
| 5.7.1 矿化蚀变矿物 |
| 5.7.2 矿化类型控制因素 |
| 5.7.3 金沉淀机制 |
| 6 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（7）深部地质过程中流体作用及流体演化研究 ——以滇西新生代富碱岩浆成岩成矿为例（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 研究现状与分析 |
| 1.2.1 研究区地质构造背景 |
| 1.2.2 研究区富碱岩浆成岩成矿作用研究现状 |
| 1.2.3 地幔流体作用研究现状 |
| 1.3 研究思路、内容及方法 |
| 1.3.1 研究思路与内容 |
| 1.3.2 技术路线图 |
| 1.4 论文工作量 |
| 1.5 主要创新点 |
| 第2章 滇西地区成岩成矿地质背景 |
| 2.1 研究区大地构造背景 |
| 2.1.1 构造单元及演化 |
| 2.1.2 主要深大断裂特征 |
| 2.2 地球物理特征 |
| 2.2.1 遥感地质特征 |
| 2.2.2 地球物理异常信息 |
| 2.3 研究区地层、岩浆岩概况 |
| 2.3.1 区域地层概况 |
| 2.3.2 区域岩浆岩概况 |
| 2.4 研究区富碱火成岩及相关多金属矿床的分布特征 |
| 2.4.1 新生代富碱火成岩的时空分布 |
| 2.4.2 多金属矿床分布特征 |
| 2.5 研究区典型矿床地质背景特征 |
| 2.5.1 马厂箐矿床地质特征概述 |
| 2.5.2 老王寨金矿地质特征概述 |
| 2.5.3 金顶超大型铅锌矿床地质特征概述 |
| 2.5.4 典型矿床地质特征小结 |
| 本章小结 |
| 第3章 富碱斑岩及包体岩相学研究 |
| 3.1 典型富碱斑岩及其包体岩石特征 |
| 3.2 主岩和包体中流体作用微观物质踪迹特征 |
| 3.2.1 富钠微晶玻璃 |
| 3.2.2 富铁微晶玻璃 |
| 3.2.3 富铁熔浆包体 |
| 3.3 典型矿床中流体作用微观物质踪迹特征 |
| 3.3.1 马厂菁钼铜金矿床 |
| 3.3.2 老王寨金矿床 |
| 3.3.3 金顶铅锌矿床 |
| 3.4 流体作用微观物质踪迹的属性分析 |
| 本章小结 |
| 第4章 典型富碱斑岩及相关矿床地球化学 |
| 4.1 元素地球化学 |
| 4.1.1 主岩和包体的常量元素分析 |
| 4.1.2 主岩和包体的稀土和微量元素分析 |
| 4.1.3 典型矿床的稀土和微量元素地球化学分析 |
| 4.2 典型岩石和矿床的同位素地球化学 |
| 4.2.1 主岩和包体的Pb、Sr、Nd同位素特征 |
| 4.2.2 典型矿床的Pb、Sr、Nd同位素特征 |
| 4.2.3 典型矿床的稀有气体同位素特征 |
| 4.3 富碱岩浆起源与地幔流体交代作用 |
| 4.3.1 富碱岩浆源区的“部分熔融作用” |
| 4.3.2 富碱岩浆源区中的地幔流体交代作用 |
| 本章小结 |
| 第5章 流体作用演化的地质年代学研究 |
| 5.1 典型岩石和包体的锆石U-Pb定年 |
| 5.1.1 岩石基本特征 |
| 5.1.2 六合花岗岩包体岩相学特征 |
| 5.1.3 样品制备、分析方法及锆石特征 |
| 5.1.4 锆石U-Pb定年 |
| 5.1.5 富碱岩浆成岩时代 |
| 5.2 锆石所记录的岩浆混合作用 |
| 5.2.1 锆石稀土特征分析 |
| 5.2.2 岩浆氧逸度估算 |
| 5.2.3 锆石Ti温度计 |
| 5.3 含矿地幔流体作用时限 |
| 5.3.1 锆石的地幔流体作用特征 |
| 5.3.2 交代角闪石Ar-Ar定年 |
| 5.3.3 六合岩体中石英包晶和马厂箐硅化石英的ESR定年 |
| 5.3.4 马厂箐辉钼矿Re-Os定年 |
| 5.4 含矿地幔流体作用及流体性质演化 |
| 5.4.1 地幔流体作用“超前性” |
| 5.4.2 流体作用演化序列 |
| 本章小结 |
| 第6章 玻璃-流体包裹体不混溶特征研究 |
| 6.1 玻璃/流体包裹体岩相学特征 |
| 6.1.1 特殊包体岩石学特征 |
| 6.1.2 流体包裹体显微特征 |
| 6.1.3 玻璃包裹体特征 |
| 6.2 流体包裹体显微测温 |
| 6.2.1 流体包裹体均一温度和盐度 |
| 6.2.2 压力估算 |
| 6.3 各类包晶(体)与玻璃包裹体元素地球化学特征 |
| 6.3.1 玻璃包裹体原位电子探针分析 |
| 6.3.2 包晶(体)和主岩的地球化学特征 |
| 6.4 地幔流体演化过程中的不混溶作用 |
| 6.4.1 地幔流体运移及演化特征 |
| 6.4.2 硅酸盐熔体-富CO_2流体不混溶作用 |
| 6.4.3 富碱高钾硅酸盐玻璃熔体演化特征 |
| 本章小结 |
| 第7章 深源包体的上升定位动力学机制探讨 |
| 7.1 深源包体分布特征 |
| 7.2 包体沉浮定位动力学机制理论基础 |
| 7.3 理论计算结果 |
| 7.3.1 粘度和密度 |
| 7.3.2 包体最小沉浮半径 |
| 7.3.3 包体沉浮速率 |
| 7.4 包体/不混溶熔流体上升定位动力学机制分析 |
| 7.4.1 研究区包体沉浮机制分析 |
| 7.4.2 不混溶熔流体上升运移机制探讨 |
| 本章小结 |
| 第8章 深部地质过程的流体作用演化 |
| 8.1 富碱岩浆源区与地幔流体的关系 |
| 8.1.1 富碱岩浆形成的构造动力学背景 |
| 8.1.2 富碱岩浆源区形成机制 |
| 8.2 成岩成矿作用和地幔流体演化 |
| 8.2.1 成岩成矿作用与地幔流体的关系 |
| 8.2.2 富碱岩浆运移与地幔流体演化 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
（8）新中国成立以来中国矿床学研究若干重要进展（论文提纲范文）
| 1 引言 |
| 2 中国矿床学研究进展概述 |
| 2.1 新中国成立初期至改革开放以前 |
| 2.2 改革开放早期至20世纪末 |
| 2.3 21世纪初至今 |
| 3 若干重要矿床类型的研究进展 |
| 3.1 岩浆矿床 |
| 3.2 斑岩型矿床 |
| 3.3 矽卡岩型矿床 |
| 3.4 玢岩型铁矿床 |
| 3.5 火山成因块状硫化物矿床(VHMS矿床) |
| 3.6 铁氧化物铜金矿床 |
| 3.7 赋存于沉积岩中的铅锌矿床 |
| 3.8 造山型金矿床 |
| 3.9 卡林型金矿床 |
| 3.1 0 克拉通破坏型金矿床 |
| 3.1 1 沉积矿床 |
| 3.1 2 铀矿床 |
| 3.1 3 稀土元素矿床 |
| 3.1 4 稀有和稀散金属元素矿床 |
| 3.1 5 与花岗岩有关的钨锡矿床 |
| 3.16超大型矿床 |
| 4 矿床模式与成矿理论 |
| 4.1 若干矿床类型的成矿模式 |
| 4.1.1 大塘坡式锰矿床成矿模式 |
| 4.1.2 大冶式矽卡岩型铁矿床成矿模式 |
| 4.1.3 铜陵狮子山式铜矿床成矿模式 |
| 4.1.4 玢岩型铁矿床成矿模式 |
| 4.1.5 康滇成矿带IOCG矿床成矿模式 |
| 4.1.6 石英脉型钨矿床模式 |
| 4.2 若干成矿理论 |
| 4.2.1 大陆碰撞成矿理论 |
| 4.2.2 分散元素成矿理论 |
| 4.2.3 成矿系列与成矿系统 |
| 4.3 重大地质事件与成矿 |
| 4.3.1 地幔柱与岩浆矿床 |
| 4.3.2 板块俯冲和造山与华南低温矿床 |
| 4.3.3 陆陆碰撞与斑岩铜矿 |
| 4.3.4 哥伦比亚超大陆裂解与IOCG矿床 |
| 5 矿床学研究方法 |
| 5.1 元素地球化学 |
| 5.2 同位素地球化学 |
| 5.3 流体包裹体研究 |
| 5.4 成矿年代学 |
| 5.5 矿田构造 |
| 5.6 成矿实验 |
| 6 找矿重大发现 |
| 7 结束语 |
（9）哀牢山金矿带成矿作用与构造控矿研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 前言 |
| 1.1 选题背景 |
| 1.2 研究现状及存在问题 |
| 1.3 研究内容 |
| 1.4 技术路线 |
| 1.5 完成工作量 |
| 1.6 论文创新点 |
| 2 区域成矿地质背景 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.2 区域构造 |
| 2.3 区域岩浆岩 |
| 2.4 区域构造演化 |
| 3 典型金矿床地质及地球化学特征 |
| 3.1 大坪金矿床 |
| 3.2 长安金矿床 |
| 3.3 墨江金矿床 |
| 3.4 镇沅金矿床 |
| 4 构造控矿特征 |
| 4.1 控矿构造格局 |
| 4.2 矿床成矿构造分析 |
| 4.3 构造控矿规律 |
| 4.4 构造成矿动力学分析 |
| 5 区域成矿规律及成矿模式 |
| 5.1 矿床时空分布规律 |
| 5.2 区域成矿的控制因素 |
| 5.3 区域成矿模式 |
| 6 找矿模型及成矿预测 |
| 6.1 构造控矿模式 |
| 6.2 找矿方向 |
| 7 结论与展望 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 存在问题及展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附表 |
| 附录 |
（10）三江特提斯复合造山带构造演化与典型矿床成矿过程研究（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 研究现状与存在问题 |
| 1.2.1 研究现状 |
| 1.2.2 存在问题 |
| 1.3 研究内容与思路 |
| 1.3.1 岩浆—沉积记录与古地理格局再造 |
| 1.3.2 代表性矿床成矿模式与构造驱动 |
| 1.3.3 增生造山/碰撞造山过程 |
| 1.3.4 成矿系统时空构架 |
| 1.4 完成工作量 |
| 1.5 创新点 |
| 1.5.1 增生/碰撞造山演化过程 |
| 1.5.2 古地理格架与缝合带位置新界定 |
| 1.5.3 特色大型矿床成矿模式与构造驱动机制 |
| 1.5.4 成矿系统时空构架 |
| 2复杂壳幔结构 |
| 2.1 增生造山结构 |
| 2.1.1 主要地块 |
| 2.1.2 缝合带 |
| 2.1.3 岩浆带 |
| 2.2 碰撞造山结构 |
| 2.2.1 三大剪切带 |
| 2.2.2 岩浆岩类型与时空分布 |
| 2.3 深部结构 |
| 3岩浆—沉积记录与古地理格局再造 |
| 3.1 哀牢山缝合带晚二叠世岩浆活动及其构造意义 |
| 3.1.1 地质背景与采样 |
| 3.1.2 分析技术与方法 |
| 3.1.3 地球化学特征 |
| 3.1.4 岩浆源区与岩石成因 |
| 3.1.5 哀牢山古特提洋缝合时限 |
| 3.2 碎屑锆石年代学 |
| 3.3 特提斯早古生代地理格局 |
| 3.4 哀牢山缝合带位置新界定 |
| 4代表性矿床成矿模式与构造驱动 |
| 4.1 老厂 Pb-Zn-Ag-Cu 矿床 |
| 4.1.1 区域地质背景 |
| 4.1.2 矿床地质特征 |
| 4.1.3 火山岩元素地球化学 |
| 4.1.4 硫同位素 |
| 4.1.5 铅同位素 |
| 4.1.6 成矿模式与构造指示 |
| 4.1.7 结论 |
| 4.2 镇沅 Au 矿床 |
| 4.2.1 区域地质背景 |
| 4.2.2 矿床地质特征 |
| 4.2.3 构造网络与控矿 |
| 4.2.4 矿床地球化学 |
| 4.2.5 成矿过程与动力学背景 |
| 4.2.6 结论 |
| 5特提斯复合造山过程与成矿系统时空构架 |
| 5.1 增生造山构造演化 |
| 5.1.1 原特提斯旋回 |
| 5.1.2 古特提斯旋回 |
| 5.1.3 中特提斯旋回 |
| 5.1.4 新特提斯旋回 |
| 5.1.5 构造演化模型 |
| 5.1.6 微地块裂解与增生 |
| 5.2 碰撞造山构造演化 |
| 5.2.1 挤压褶皱期 |
| 5.2.2 拆沉伸展期 |
| 5.2.3 挤压走滑期 |
| 5.2.4 伸展旋钮期 |
| 5.2.5 构造演化过程与效应 |
| 5.3 复合造山特征与构造转换 |
| 5.4 成矿系统划分与演化 |
| 5.4.1 增生造山成矿系统 |
| 5.4.2 碰撞造山成矿系统 |
| 5.4.3 复合造山成矿系统特色 |
| 6结论 |
| 6.1 主要认识与成果 |
| 6.1.1 增生造山演化过程 |
| 6.1.2 碰撞造山演化过程 |
| 6.1.3 后碰撞型岩浆岩成因与大地构造指示 |
| 6.1.4 古地理格架与缝合带位置新界定 |
| 6.1.5 特色大型矿床成矿模式及其构造驱动机制 |
| 6.1.6 成矿系统时空构架 |
| 6.2 存在问题与建议 |
| 6.2.1 原－古特提斯的构造转换形式和机制 |
| 6.2.2 中生代板内伸展的动力学机制与成矿事件 |
| 6.2.3 富集地幔再活化的触发机制与成岩成矿作用 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 附录 |
四、哀牢山北段金矿床成矿流体特征（论文参考文献）
- [1]滇西哀牢山造山带金成矿作用地球化学[D]. 赵凯. 中国地质大学（北京）, 2014(08)
- [2]地幔流体作用引发壳幔物质混染叠加成矿研究 ——以滇西新生代老王寨金矿为例[D]. 邓碧平. 成都理工大学, 2014(04)
- [3]云南省哀牢山-红河成矿带新生代金铜钼成矿作用研究[D]. 辛未. 吉林大学, 2019(02)
- [4]哀牢山北段金矿成矿带成矿规律初探[J]. 唐尚鹑,李经典,何叔欣. 云南地质, 1991(01)
- [5]哀牢山剪切带北段造山型金矿床流体来源和成矿过程[D]. 李华健. 中国地质大学(北京), 2020
- [6]云南哀牢山金矿床的成矿条件[J]. 李定谋,李保华. 沉积与特提斯地质, 2000(01)
- [7]深部地质过程中流体作用及流体演化研究 ——以滇西新生代富碱岩浆成岩成矿为例[D]. 楚亚婷. 成都理工大学, 2016(05)
- [8]新中国成立以来中国矿床学研究若干重要进展[J]. 李建威,赵新福,邓晓东,谭俊,胡浩,张东阳,李占轲,李欢,荣辉,杨梅珍,曹康,靳晓野,隋吉祥,俎波,昌佳,吴亚飞,文广,赵少瑞. 中国科学:地球科学, 2019(11)
- [9]哀牢山金矿带成矿作用与构造控矿研究[D]. 张垚垚. 中国地质大学(北京), 2017(09)
- [10]三江特提斯复合造山带构造演化与典型矿床成矿过程研究[D]. 李龚健. 中国地质大学（北京）, 2014(08)