一、桂北发现太古宙锆石（论文文献综述）
韩坤英,王梁,丁孝忠,任留东,高林志,刘燕学,庞健峰,薛玖红[1]（2016）在《桂北地区南华系沉积物源分析——来自碎屑锆石U-Pb年龄的证据》文中进行了进一步梳理江南造山带西南部是扬子克拉通新元古代地层发育较完整的地区之一。其中,桂北地区的南华系地层自下而上依次为:长安组、富禄组、大塘坡组和黎家坡组,沉积厚度从几十米到几千米不等,总体趋势是西厚东薄。本文对长安组、富禄组、黎家坡组的5个样品进行了碎屑锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄测试。其中长安组碎屑锆石U-Pb年龄存在一个峰值,峰值区间为724972Ma之间,最年轻的年龄加权平均值为746±5Ma（n=19）,指示南华系长安组沉积年龄可能介于746780Ma之间;富禄组碎屑锆石U-Pb年龄有三个峰值,主峰为705936Ma,两个次峰分别为18232163Ma和22412673Ma之间;黎家坡组下部121109-3样品的碎屑锆石主峰值为19662118Ma,两个次峰为724921Ma和22212688Ma;中部121109-4样品碎屑锆石主峰值为18132192Ma,两个次峰为748944Ma和22962726Ma;上部121109-5样品碎屑锆石主峰值为19842193Ma,两个次峰为6531007Ma和22152675Ma。桂北地区南华系长安组、富禄组、黎家坡组5个样品的年龄峰值区间相近,但主峰和次峰有明显的区别,反映了三个组沉积地层主要物源可能来自不同的地区,并经历了不同的沉积环境。碎屑锆石年龄分布特征反映了在6531007Ma之间扬子克拉通东南缘、江南造山带西南部的桂北地区有强烈的岩浆活动,可能与Rodinia超大陆的聚合和裂解事件有关,而17922261Ma的岩浆活动则与Columbia超大陆的聚合和裂解事件相对应,22982500Ma碎屑锆石年龄可能暗示在扬子克拉通南缘存在古元古代基底,少量大于2500Ma的锆石年龄表明在扬子克拉通南缘还存在太古宙基底物质。5个样品均缺少11001300Ma格林威尔造山时期的记录,说明江南造山带并非处在Rodinia超级大陆的中心。总之,扬子克拉通南缘及江南造山带西南部至少经历了三期强烈的构造-岩浆热事件,这三期事件在桂北地区的南华系沉积地层中均有非常清楚的记录。
翟明国[2]（2013）在《中国主要古陆与联合大陆的形成——综述与展望》文中进行了进一步梳理中国主要的古老陆块有华北、华南和塔里木,这些古陆在前寒武纪有各自独立的构造演化历史.华北陆块的前寒武纪构造演化记录最复杂也最完整,从古陆核的形成、巨量陆壳的生长和克拉通化,继而经历了古元古代裂谷-岛弧-碰撞构造事件和大氧化事件,中-晚元古代的裂谷事件代表了华北克拉通的地台属性的演化史.塔里木盆地的基底包括太古宙和古元古代的变质岩系以及新元古代地层,确定有三期冰川作用造成的新元古代冰蹟岩.华南古陆是由扬子和华夏克拉通在新元古代拼接而成的.扬子克拉通经历了早前寒武纪的陆壳生长,而后发生了109亿年的和86亿年的两期变质与岩浆事件,此外,新元古代的两次冰川作用可与全球雪球事件对比.华夏古陆由18亿年、109亿年和约8亿年的古老花岗（片麻）岩以及变质岩组成,说明广泛的古老基底存在.华夏与扬子克拉通有统一的新元古代沉积盖层表明华南大陆至少形成在约109亿年后,并构成Rodinia超大陆的组成部分.中央造山系的高压-超高压变质作用研究支持了上述古陆块在三叠纪全球Pangea造山作用时期拼合在一起,形成中国大陆的主体.
陆松年,郝国杰,相振群[3]（2016）在《前寒武纪重大地质事件》文中研究表明本文概括性地阐述我国前寒武纪冥古宙、太古宙、元古宙三大地史阶段的重大地质事件,粗略勾绘前寒武纪地球演化的轨迹,期望了解我国与全球变化的异同,进一步突出我国前寒武纪三大地史阶段中新太古代超级地质事件及元古宙时期中国大陆块体对哥伦比亚及罗迪尼亚两个超大陆形成与破裂的地质响应。冥古宙是地球最早期的地史阶段,从太阳系形成的4 567Ma至地球上最老的4 030Ma的Acasta片麻杂岩。碎屑锆石保存最好的地点是西澳的Mt.Narryer和Jack Hills。目前在中国大陆至少有7个地点发现具有罕见的约4.0Ga的碎屑锆石,这些地点并不位于克拉通区,而是赋存于造山系新元古代至古生代以碎屑岩为主的地层中。太古宙（4 0302 420Ma）定义为从最古老的岩石出现（4 030Ma Acasta片麻岩）至冰碛层首次广泛分布的寒冷期之间的一段地史。最古老的岩石为英云闪长片麻岩,构成加拿大西北斯拉夫克拉通4.033.94Ga Acasta片麻岩的一部分。西南格陵兰Isua带保存全球有最老的表壳岩,形成于3 810 Ma。太古宙最重大的地质事件莫过于2 7802 420 Ma时期的新太古代超级事件。值得指出的是华北克拉通最古老、也是中国最古老的岩石出露在中国辽宁鞍山地区,约3.80Ga英云闪长岩-奥长花岗质片麻岩和3.30Ga的表壳岩已被识别。华北克拉通太古宙有与世界各地太古宙相似的演化历史和特点,包括花岗岩-绿岩带及高级变质片麻岩带、广泛的英云闪长岩-奥长花岗岩-花岗闪长岩（TTG）片麻岩、古陆壳的出露（略老于3.8Ga）、广泛分布的BIF等。我国太古宙花岗岩-绿岩带虽然在华北克拉通分布较广,但与南非、格陵兰、加拿大、西澳等地经典的花岗岩-绿岩带相比,时代偏新,仅以新太古代为主,规模偏小,缺少大面积分布的科马提岩,且变质程度偏高,主要为角闪岩相-麻粒岩相变质。演化到元古宙（2 420541 Ma）,则进入成熟的、较冷的、刚性程度较高的地球,以现代样式板块构造、超大陆旋回和更复杂的疑源类（eukaryotic）生命的发育为特征。这种变化大致出现在2 420 Ma左右,与哈默斯利型BIF的消失及地史中首次广泛出现的冰川沉积物年代相近。古元古代早期十分重要的"休伦冰川事件"、指示大氧化事件的古老红层在我国尚未被发现,与Lomagundi-Jatuli（LJE）δ13 C的同位素漂移有关的关门山组古元古代沉积地层的同位素年代学依据不足;古元古代磷矿和具有巨大石油潜力的2.01Ga Shunga事件也未能鉴别。但中国最大特色是发育了与哥伦比亚和罗迪尼亚超大陆汇聚与裂解有关的良好地质记录,特别是华北克拉通保存了古元古代与哥伦比亚超大陆汇聚有关的超高温、高压麻粒岩等变质及岩浆事件,1 780 Ma以后的中元古代又保存了与哥伦比亚超大陆裂解有关的裂谷沉积及岩浆活动;而在扬子和塔里木陆块区则保存了与新元古代早期与罗迪尼亚超大陆汇聚有关的蛇绿岩、混杂岩、洋内弧、俯冲增生杂岩及大陆边缘弧,在约800 Ma以后则发育了与罗迪尼亚超大陆裂解有关的沉积及岩浆活动的地质记录,为中国和全球地质学者研究这一时期地球系统变化和成矿作用提供了客观的野外实验室和良好的范例。
张雄,曾佐勋,刘伟,潘黎黎,杨宝忠,刘建雄,魏运许,贺赤诚,李绍凡[4]（2016）在《湘南—桂东北地区寒武—奥陶纪沉积岩碎屑锆石U-Pb年代学特征及其地质意义》文中指出本文利用LA-ICP-MS分析技术,对湘南—桂东北地区寒武纪和奥陶纪沉积岩进行了碎屑锆石U-Pb年代学研究。获得有效年龄数据239组,年龄值变化范围较大（3146474 Ma）,主要集中分布于26332473 Ma（峰值2500Ma）,18801521 Ma（峰值1650 Ma）,1146911 Ma（峰值970 Ma）,896720 Ma（峰值800 Ma）和682474 Ma（峰值520 Ma）5个时间段。4件样品均记录了古太古代—中太古代年龄信息,同时以1146911 Ma和896720 Ma两个时间段年龄最集中,反映全球Grenville造山事件和全球Rodinia超大陆裂解事件对研究区影响显着。此外,本次还获得大量泛非期（520 Ma左右）锆石年龄,认为全球泛非事件对华夏地块及其邻区影响显着,反映华夏地块与冈瓦纳大陆可能有一定亲缘性。结合前人资料,认为研究区位于华夏地块和扬子地块西南段碰撞拼合带,研究区地层同时接受两地块物质沉积,物源主要来自华夏地块。
黄从俊[5]（2019）在《扬子地块西南缘拉拉IOCG矿床地质地球化学研究》文中研究说明拉拉铁氧化物-铜-金（IOCG）矿床位于扬子地块西南缘康滇地轴中段,矿体赋存于古元古界河口群落凼组变质火山-沉积岩系中,呈似层状、透镜状、脉状大致顺层产出;矿石类型以网脉—角砾状、脉状矿石为主,次为浸染状-块状、条带状-似层状矿石;已探明矿床中矿石储量约200Mt,平均品位:铁15.28%,铜0.83%,钼0.03%,钴0.02%,金0.16g/t,银1.87 g/t,稀土0.14%。本文通过野外地质调查和室内综合整理分析,运用镜下显微岩/矿相学观察、稀土元素地球化学、稳定同位素地球化学、放射性同位素地球化学及流体包裹体地球化学等手段对扬子地块西南缘拉拉IOCG矿床的地质地球化学特征进行了系统全面的研究,取得了如下成果与认识:（1）系统查明了该矿床的矿物组成及矿物生成顺序,重新划分了该矿床的成矿期次与成矿阶段,认为矿床先后经历了火山喷发-沉积成矿作用,变质成矿作用,气成-热液成矿作用和热液成矿作用,其中气成-热液成矿期和热液成矿期为矿床的主要成矿期;并新发现了该矿床的热液成矿期存在磷灰石、独居石及辉钼矿等重要矿物。（2）利用稀土元素（REE）地球化学研究,提出河口群地层是由海底热水沉积岩和长英质岩浆岩经变质作用而成;火山喷发-沉积成矿期成矿流体中的REE来源于裂谷环境中碱性-钙碱性岩浆的演化;变质成矿期成矿流体中的REE来自于围岩,继承了火山喷发-沉积成矿期流体中REE地球化学特征;气成-热液成矿期成矿流体中的REE来源于同期中酸性岩浆的演化;热液成矿期成矿流体中REE来源于基性岩浆分异演化形成的中高温热液和/或河口群围岩。（3）借助于H-O、C、S等稳定同位素,揭示了拉拉IOCG矿床的成矿流体性质和矿化剂（C、S）的来源,认为变质成矿期以变质水为主,气成-热液成矿期主要为岩浆水,热液成矿期以岩浆水为主,但有大气降水参与;矿化剂C和S主要来自幔源。（4）利用Pb、Sr、Nd和Os等放射成因同位素示踪了成矿物质来源,提出拉拉IOCG矿床的成矿物质较复杂,具有壳、幔混合源特征,且不同成矿期,成矿物质的来源存在差异,同一时期不同成矿金属（Cu和Mo）的来源也有所不同。（5）采用独居石U-Pb、黑云母Ar-Ar、硫化物Re-Os、硫化物Pb-Pb定年等多种测年手段,精确测定了拉拉IOCG矿床的4期成矿作用时限,（1）古元古代末期的火山喷发-沉积成矿作用,成矿时限1725Ma-1647Ma,持续100Ma,主要为Fe-Cu-（L）REE矿化,发生成矿预富集或形成含Fe和Cu的矿源层;（2）中元古代中期的变质热液成矿作用,成矿时限1235Ma-1218Ma,持续约20Ma,矿源层中成矿元素重新分布、改造富集,主要为Fe-Cu-REE矿化,形成条带状、片理化矿石;（3）中元古代末期的大规模气成-热液成矿作用,成矿时限1097Ma-907Ma,持续200Ma,主要为Fe-Cu-Mo-REE矿化,形成角砾状、网脉状、脉状、浸染状和块状富矿石;（4）新元古代早-中期的热液成矿作用,成矿时限860Ma-816Ma,持续45Ma,主要为Fe-Cu-Mo-U-REE矿化,发生碱交代成矿作用,形成碱交代岩体和脉状矿石。认为拉拉IOCG矿床具有多期、长期持续成矿作用特征。（6）借助于流体包裹体研究,提出气成-热液成矿期成矿流体为高温高盐度中酸性岩浆出溶流体与低温低盐度盆地卤水/变质水的混合,流体混合及相分离-流体超压作用是该期成矿作用矿质沉淀的主要机制;热液成矿期成矿流体为岩浆出溶流体与大气降水的混合,流体混合作用是导致该期矿质沉淀的主要机制。（7）发现拉拉IOCG矿床的4期成矿事件与康滇地区元古宙时期的构造-岩浆-热事件时限一致,其中火山喷发-沉积成矿期对应于古元古代康滇大陆裂谷作用,变质成矿期和气成-热液成矿期与中元古末期板块俯冲作用相关构造-岩浆活动时限一致,热液成矿期则与新元古代康滇大陆裂谷作用时限一致,提出拉拉IOCG矿床的成矿作用是扬子地块西南缘元古宙时期壳幔相互作用的响应,认为拉拉IOCG矿床是狭义的IOCG矿床。
陈昕[6]（2018）在《不同构造环境下壳源和幔源岩浆作用的耦合机制》文中认为壳源岩浆作用的出现是地球区别于其他固体星球的突出表现之一。然而,壳源岩浆作用与幔源岩浆作用之间究竟存在何种联系?幔源岩浆在产生壳源岩浆的过程中起到了何种作用?它们是如何耦合的?不同来源的岩浆活动如何维系地幔与地壳的物质和能量交换?这些问题还不甚清楚。本文选取扬子地块南缘为研究区域,对其中的广西北部新元古代火成岩和越南北部早中生代火山岩开展了系统的矿物学、岩石学、地球化学、同位素地质学和地质年代学工作,从而探讨这些天然岩石露头背后蕴含的幔源和壳源岩浆作用的过程与耦合机制。一方面,本文通过对桂北地区新元古代高镁石英闪长岩的岩石成因研究,以及基性-超基性岩的源区熔融机制的探讨,研究了在俯冲-拼接带不同阶段幔源和壳源岩浆作用之间的耦合和解耦关系。另一方面,本文又通过对越北秀丽盆地二叠纪基性-酸性火山岩在深部地壳的岩浆演化过程的研究,分析了在与地幔柱有关的伸展背景下火山岩幕式演化和喷发的过程及幔源和壳源岩浆作用之间的耦合关系。进一步地,我们对比分析了不同构造环境下壳源岩浆与幔源岩浆的地球化学协变关系,基于定量化的模拟,对花岗质岩浆体系中的水含量进行了模拟和量化。出露于桂北本洞岩体南部的峒玛岩体中有约830 Ma的高镁石英闪长岩（SiO2=59～65wt%）,其 MgO 含量在 6.7～8.9 wt%之间,镁指数[Mg#=100×Mg/（Mg+Fe）]可达 69～73,明显区别于峒玛岩体主体的花岗闪长岩（MgO=3.4～3.8 wt%,Mg#=59～63）和本洞岩体的花岗闪长岩（MgO=1.4～1.9 wt%,Mg#=46～51）,是研究壳源和幔源岩浆作用耦合机制的良好对象。峒玛岩体这些高镁石英闪长岩具有极高的Cr（595～640ppm）和Ni（171～194 ppm）元素含量,甚至高于伴生的基性岩石。从高镁闪长岩和部分中镁花岗闪长岩中分选出的铬铁矿具有解耦的高铬指数[Cr#=100×Cr/（Cr+Al）]（平均值为75）和低镁指数（Mg#=0.34～2.51）以及低的Fe3+含量。铬铁矿中Cr#和Mg#的解耦,以及铬铁矿中包含石英和磷灰石的长英质矿物组合都指示了岩浆混合作用导致的不平衡触发的Mg-Fe交换。此外,高镁石英闪长岩还具有低La/Yb比值（6.8～8.5）和Sr/Y比值（2.1～3.1）以及明显的Nb和Ti的负异常以及Pb的正异常,类似赞岐高镁安山岩。桂北出露的高镁石英闪长岩和花岗闪长岩均具有富集的全岩Nd同位素组成,εNd（t）值为-3.2～-5.9,略高于伴生的基性岩。部分高镁石英闪长岩具有与全岩Nd同位素耦合的全岩Hf同位素特征,εHf（t）值为-6.0～-6.2,与伴生的桂北基性-超基性岩石类似,这些富集的Nd-Hf同位素特征表明地幔源区中有俯冲沉积物的加入从而发生流体交代作用。其余的高镁石英闪长岩具有解耦的全岩Nd-Hf同位素同位素特征,Hf同位素升高,产生具有类似中低镁花岗闪长岩的εHf（t）值（-1.8～+0.05）。基于这些岩石学和地球化学观察,本文对高镁石英闪长岩的岩石成因提出了两阶段的模型:1)具有富集Nd-Hf同位素特征的陆源沉积物在俯冲过程中发生部分熔融产生的流体与地幔源区发生流体交代作用;2)幔源的相对高镁的基性熔体与壳源的低镁花岗质熔体发生了不同比例的混合,形成了高镁石英闪长岩和中镁花岗闪长岩。同时,桂北约830 Ma高镁石英闪长岩的出露指示了江南造山带西段新元古代俯冲相关的交代作用的存在。另外,我们对比分析了桂北新元古代不同阶段基性岩的产生与壳-幔岩浆作用之间的联系,为江南造山带西段岩石圈地幔的演化提供新证据。野外证据表明,约830 Ma的宝坛基性岩出露有与之伴生的闪长质-花岗质岩石,而约770 Ma的龙胜基性-超基性岩则没有伴生的酸性岩浆出露。对于这两类基性岩的源区特征和地球化学性质的差异,我们进行的全岩温度-压力-水含量的估算表明,约830Ma的宝坛基性岩具有高SiO2（53～57 wt%）和低Mg#（28～42）的特征,说明岩浆经历了一定程度的演化,其相对富集的Nd-Hf同位素[εNd（t）=-8.25～-0.90,εHf（t）=-6.27～-2.01]特征指示了岩浆源区为深度小于60 km的交代地幔楔的含水熔融。侵位到下地壳底部的岩浆为地壳熔融提供了水和热,为宝坛地区酸性岩浆的形成提供了条件。不同的是,约770Ma的龙胜基性岩具有低SiO2（37～50 wt%）和相对高Mg#值（37～65）,稀土元素（REE）配分型式总体上类似于洋岛玄武岩（OIB）,但其Nb（2.9～26.7）值则明显低于OIB（Nb=67）。此外,龙胜基性岩相对亏损的Nd同位素[εNd（t）=-1.28～+3.06]特征,与Hf同位素[εHf（t）=+2.63～+6.65]基本耦合,这些地球化学特征说明龙胜约770 Ma的基性岩形成于造山后伸展的构造环境下,为亏损的软流圈地幔上涌过程中发生熔融的产物,其源区深度估算的最大值可达140 km。桂北地区两类基性岩的成因差异指示了它们的源区经历了从交代的岩石圈地幔向亏损的软流圈地幔的转变,为江南造山带西段新元古代俯冲相关的造山和拆沉提供了新的证据。同时二者在幔源和壳源岩浆之间的耦合上存在明显的差异,表明水可能是两种不同组合岩浆共生与否的关键因素。而俯冲带环境更有利于水的循环,更有利于地壳物质发生部分熔融而产生酸性岩浆。相反,在俯冲结束以后,水的缺乏使得酸性岩浆的产生减少。为了进一步探讨幔源和壳源岩浆作用之间的耦合关系,本文探讨了地幔柱环境下高硅火山岩的形成和演化。越南北部秀丽盆地出露的二叠纪基性岩具有高的TiO2含量和典型的OIB的元素地球化学和同位素特征,与峨眉山地幔柱作用有关,而相伴生的酸性火山岩具有类似A型花岗岩的地球化学特征,高场强元素富集,结晶分异作用强,形成时代在260～252Ma之间。根据酸性火山岩的SiO2含量高低,可以分为两类:高硅的火山岩（SiO2>73 wt%）具有260～253 Ma的锆石U-Pb定年结果;相对低硅的岩石（63 wt%<SiO2<73 wt%）形成于254～252 Ma。此外,根据全岩锆饱和温度计的计算结果,高硅火山岩比相对低硅的岩石具有更高的熔体温度（950～1100℃ vs.890～1010℃）。Rhyolite-MELTS模拟表明,秀丽盆地高度分异的酸性火山岩不是基性岩浆直接分异的结果。全岩Na2O、K2O、Rb含量,以及Rb/Sr、Zr/Nb 比值随SiO2含量的演化趋势也指示了秀丽盆地火山岩中斜长石,钾长石和磷灰石多期次的分离结晶过程。模拟结果表明,秀丽盆地火山岩是相对贫水（H2O<0.3 wt%）的岩浆在△FMQ≤+1的氧逸度条件下形成的。长英质的岩浆房演化过程中,约260～253 Ma高硅火山岩在高温下喷发,使得相对贫硅的残余熔体在岩浆房冷却过程中（约254～252 Ma）喷出。秀丽盆地的酸性火山岩表明地幔柱环境下,酸性岩浆并非是基性岩浆同源演化产物,而是地幔柱诱发地壳熔融产生的酸性岩浆房阶段性分异的结果。之所以在这里能产生稍晚的壳源岩浆与幔源岩浆的耦合,主要是地幔柱的高温效应所引起,在这个过程中,即使不需要太多的水,一样可以产生较多的壳源岩浆。通过以上对俯冲-拼接带和地幔柱环境下幔源和壳源岩浆耦合机制的研究,水和热的作用都不可忽视。其中,如何限定岩浆体系中的水含量,是研究花岗岩成因和演化的重要问题。水的存在会影响岩浆演化的物理和化学过程:水可以降低熔融温度,降低熔体粘度,抑制相平衡,以及控制岩浆冷却过程中潜伏热的释放。因此,我们希望通过岩浆演化过程中的成分变化,来限定结晶体系中的水含量。通过MELTS软件的模拟结果我们发现:水在基性岩浆向中酸性端元演化的过程中具有重要作用。具体来说,水的存在拓宽了长英质熔体的结晶区间,即残余熔体分数F的分布范围（0≤F≤1）。在贫水条件下（H2O<0.5wt%）,只有当F<0.2时,才有SiO2含量升高,即花岗质岩浆出现;而在富水的条件下,花岗质岩浆的稳定区域更宽（F<0.6）。因此SiO2-F湿度计可以用作指示花岗岩的水含量。为了验证SiO2-F湿度计的可靠性,我们收集了不同构造环境的岩浆岩数据,利用岩浆分异不同阶段中不相容元素（Th或者K）的丰度（C）相对于初始岩浆的丰度（C。）比值,计算出岩浆演化过程中的残余熔体分数F,即F=Co/C。在SiO2-F趋势图中,我们发现岛弧岩浆的分异需要较高的水含量,而板内和洋中脊环境下的岩浆中的水较少,这与现有的认识是一致的,验证了 SiO2-F湿度计的可靠性。另外,我们的数据统计发现,太古宙TTG具有与现代岛弧岩石类似的SiO2-Mg#演化趋势,或指示了相似的岩石成因条件。因此,通过对岩浆体系中水含量的量化,可以揭示地壳和地幔来源岩浆作用的耦合机制。
耿元生,沈其韩,杜利林,宋会侠[7]（2016）在《区域变质作用与中国大陆地壳的形成与演化》文中研究说明在编制1∶500万中国变质地质图的基础上,本文总结了中国主要变质带的演化以及各变质带与中国大陆地壳形成演化之间的内在联系。虽然在华北和华南克拉通都有古太古代到中太古代的变质年代记录,但是由于后期改造其变质作用的特点及与区域构造背景的联系已难以追索。新太古代末-古元古代初期的变质作用在华北克拉通表现最明显,这期变质作用紧随大规模的TTG岩浆作用,普遍具有逆时针的P-T演化轨迹,反映了地幔柱主导的岩浆-变质事件特点。古元古代晚期的变质事件在华北、华南、塔里木克拉通都有强烈反映。这期变质作用以形成具有顺时针P-T演化轨迹的高压麻粒岩为特点,与形成Columbia超大陆的一些造山带的特点类似,但是这三个不同克拉通在与Columbia聚合的时间和空间方位上存在差异。华南克拉通是相对年轻的克拉通,是沿新元古代江南造山带扬子和华夏地块拼合的产物。新元古代江南造山带的火山岩形成时代和变质作用程度从北东向南西迁移,反映了造山过程逐渐迁移和剪刀式闭合的特点。形成华南克拉通后,在其东南缘又先后经历了加里东期和印支期的变质改造,并且由北西向南东变质带从加里东期转变为印支期,但是这两期变质作用的构造背景尚不很清楚。中国南北大陆的聚合首先从西昆仑-阿尔金-北祁连-北秦岭-桐柏开始,所反映的变质作用是早古生代的蓝片岩相和榴辉岩相变质岩相伴产出,表明经历了从洋壳俯冲到陆陆碰撞的演化过程。中国东部的南北大陆到印支期才最终汇聚,相应的变质作用以南部出现高压蓝片岩相、北部出现超高压的榴辉岩相变质带为特点,表明南方大陆向北方大陆的俯冲。超高压带内普遍含有柯石英,意味着大规模的陆壳深俯冲。华北克拉通和塔里木克拉通以北的中亚造山带内存在多条从早古生代到晚古生代的变质带和多条蓝片岩相变质带,表明这是一个由多阶段、多条变质带组成的造山区。但是其变质作用的空间和时间演化还有待进一步深入。青藏高原变质带具有北老南新的空间分布特点,最北部的印支期龙木错-双湖-澜沧江变质带反映了原特提斯和古特提斯洋的碰撞拼合过程,北部的燕山期班公湖-怒江变质带和中部的喜马拉雅早期雅鲁藏布江变质带反映了新特提斯洋的两次碰撞拼合过程,南部喜马拉雅晚期的高喜马拉雅变质带反映了印度板块向北俯冲导致的高原快速隆升过程。
寇彩化,刘燕学,李廷栋,黄河,张恒[8]（2017）在《桂北地区丹洲群碎屑锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄和Hf同位素特征及其地质意义》文中指出桂北丹洲群顶部拱洞组粉砂岩的碎屑锆石的阴极发光图像和Th/U（0.22.4）值显示,它们均为岩浆成因的锆石。锆石206Pb/238Pb年龄分布在730769Ma和771850Ma之间,这些锆石的Hf同位素成分范围较大,εHf（t）值和二阶段Hf模式年龄(TDM2)分别为-18.411.4和10202812Ma。此外,样品中还有一些年龄较老的锆石颗粒,207Pb/206Pb年龄为19103140Ma,εHf（t）值和二阶段Hf模式年龄(TDM2)分别为-13.63.4和27403635Ma。结合前人的研究推测,桂北丹洲群拱洞组沉积年龄小于等于706±10Ma,物源主要由扬子板块新元古代岩浆岩组成,也有少量太古宙岩浆岩的加入。推测中国华南地区存在对应于Rodinia超大陆聚合相关的格林威尔运动的响应。根据已测锆石的εHf（t）值和Hf二阶段模式年龄推断,研究区地壳生长主要经历3个阶段:（1）3.643.25Ga,初生地壳出现在3.64Ga;（2）2.982.37Ga;（3）2.191.28Ga,地壳生长的主要时期。
刘鑫[9]（2019）在《浙江江山新元古代志棠组碎屑锆石U-Pb年代学与古地磁学研究》文中进行了进一步梳理我国华南扬子板块发育有较完整的新元古代沉积地层,野外勘查发现浙江江山地区发育新元古代成冰纪前的志棠组（Z1z）,该组下段为河流相沉积砂岩,上段为一套河口湾相沉积砂岩。志棠组与下伏上墅组（Pt3s）火山岩呈角度不整合接触,与上覆地层雷公坞组（Z1l）冰碛岩为整合接触。志棠组为南华冰期前的沉积地层,与冰期地层沉积连续,两者之间没有间断。由于江山地区志棠组形成的年龄缺少年代学依据,导致其时代归属及地层划分对比问题一直存在争论。此外,新元古代志棠组对研究成冰纪前气候环境演化、“雪球地球”启动机制和古纬度变化的古气候变化过程具有重要意义。针对上述问题,本文通过对江山地区新元古代志棠组开展U-Pb锆石年代学与古地磁学综合研究,获得以下两点新认识与成果:（1）志棠组顶部砂岩碎屑锆石LA-ICP-MS U-Pb结果表明:其中最年轻的一组年龄介于721±7.6733±7.7Ma之间,年龄加权平均值为727.5±5.9Ma,可认为志棠组沉积年龄小于等于727.5±5.9Ma,该年龄与其他学者研究的扬子陆块其它地区板溪期顶界地层的年龄具有一致性;故将志棠组明确定位于新元古代中晚期沉积,处在冰期地层之下。志棠组与华南地区新元古代（南华冰期前）及其相当层位的顶界年龄也趋向于720Ma,并且与国际上Sturtian冰期启动年龄（约720Ma）也基本一致,指示南华冰期底界约为720Ma。（2）本文对浙江江山志棠组的3个采点（共56块定向岩芯）进行岩石磁学和古地磁学研究。岩石磁学实验结果显示:砂岩样品中的主要携磁矿物为磁铁矿和赤铁矿。样品经过系统热退磁,不同样品具有不同的阻挡温度,大部分岩芯能分离出高低两个阻挡温度,高温组分经过地层产状校正后,其平均方向为Ds=325.6°,Is=40.4°,α95=8.1°,通过褶皱检验,为样品的原生剩磁。据此计算出江山志棠组采样点的古纬度为23°N,其结果与前人在扬子东南缘新元古代其他地区的古地磁结果非常一致,符合华南陆块在720Ma处于中低纬度。根据前人古地磁研究结果表明,新元古代中期至震旦系（820540Ma）华南陆块经历了从高纬度向低纬度地区运动的过程,该时期正是向寒冷气候转变,是“雪球地球”事件在华南的响应。
邹和平,杜晓东,劳妙姬,丁汝鑫[10]（2014）在《广西大明山地块寒武系碎屑锆石U-Pb年龄及其构造意义》文中研究表明大明山地区位处扬子地块与华夏地块结合带的西南段,对该区寒武系碎屑锆石开展U-Pb年龄谱研究可为新元古代—早古生代扬子地块与华夏地块结合带构造属性的进一步确定和对华南大地构造演化的深入研究提供新的依据。本次研究对该区2件寒武纪砂岩样品分选出的碎屑锆石进行了LA-ICPMS U-Pb年代测定和分析。锆石的透射光及阴极发光图像、Th/U比值、稀土元素特征说明其主要为岩浆岩锆石。222个谐和年龄数据显示出5个主要年龄区间:550560Ma、750780 Ma、9501020 Ma、15601740Ma和23902450Ma,其中以9501020Ma区间表现为最突出的峰值。对比大明山与大瑶山地区的寒武系碎屑锆石年龄谱系,两者表现出相似的分布特征。最明显的年龄峰值（980Ma）揭示物源区曾是Grenville期造山带的一部分。与扬子地块和华夏地块碎屑锆石年龄谱系进行比较,结合古水流及相关地质证据,认为所研究样品的碎屑锆石主要来自华夏地块。根据现有的资料,我们更倾向于认为寒武纪时扬子—华夏之间可能没有大洋的分割,而是一陆间海（intercontinental sea）格局。本次研究还在大明山寒武系中测得8颗具有太古宙年龄的古老锆石（≥2500Ma,其中1颗≥3200Ma）。这些锆石具振荡环带结构,Th/U比值均≥0.4,稀土分布多具有明显的Ce正异常与Eu负异常,指示其来自岩浆岩,反映物源区在太古宙发生过岩浆作用。结合前人研究获得的华夏地块太古宙锆石年龄信息,认为华夏地块可能存在太古宙地壳基底或接受过古老陆块的物源供给。
二、桂北发现太古宙锆石（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、桂北发现太古宙锆石（论文提纲范文）
（1）桂北地区南华系沉积物源分析——来自碎屑锆石U-Pb年龄的证据（论文提纲范文）
| 1 引言 |
| 2 地质背景 |
| 3 代表性样品的岩石学特征 |
| 3.1 南华系长安组 |
| 3.2 南华系富禄组 |
| 3.3 南华系黎家坡组 |
| 4 分析方法和数据处理 |
| 5 分析结果 |
| 5.1 南华系长安组 |
| 5.2 南华系富禄组 |
| 5.3 黎家坡组 |
| 6 讨论 |
| 6.1 南华系长安组、富禄组的沉积年龄 |
| 6.2 物源区分析 |
| 6.3 太古宙基底信息 |
| 7 结论 |
（2）中国主要古陆与联合大陆的形成——综述与展望（论文提纲范文）
| 1 华北陆块 |
| 1.1 华北早期陆壳生长与克拉通化 |
| 1.2 华北的古元古代 |
| 1.3 华北的中元古代-新元古代多期伸展-裂谷事件 |
| 2 塔里木陆块 |
| 2.1 塔里木陆块的太古宙基底 |
| 2.2 塔里木陆块的元古宙变质岩与岩浆岩 |
| 2.3 塔里木陆块新元古代沉积岩与冰期事件 |
| 3 华南陆块 |
| 3.1 扬子陆块 |
| 3.1.1 扬子陆块基底 |
| 3.1.2 新元古代早期火山-沉积岩和侵入岩 |
| 3.1.3 震旦系 |
| 3.2 华夏古陆 |
| 3.3 江南造山带与华南陆块的形成 |
| 4 联合大陆的形成 |
（3）前寒武纪重大地质事件（论文提纲范文）
| 1 概述 |
| 2 冥古宙(4 567~4 030 Ma)碎屑锆石的地质意义 |
| 2.1 西藏喜马拉雅地块 |
| 2.2 西藏北羌塘地块 |
| 2.3 北秦岭西段 |
| 2.4 北祁连河西走廊 |
| 2.5 武夷—云开造山系(江西南部) |
| 2.6 新疆东准噶尔阿尔曼泰蛇绿岩 |
| 2.7 武夷—云开造山系(浙江龙泉) |
| 3 太古宙(4 030~2 420 Ma)重大地质事件 |
| 3.1 中国最古老的变侵入岩和表壳岩 |
| 3.2 华北克拉通新太古代超级事件 |
| 3.2.1 科马提岩 |
| 3.2.2 BIFs |
| 3.2.3 花岗岩类侵位 |
| 4 元古宙(2 420~541 Ma)重大地质事件 |
| 4.1 元古宙阶段地球上发生了什么事件? |
| 4.1.1 2 420~2 250 Ma |
| 4.1.2 2 250~2 060 Ma |
| 4.1.3 2 060~1 780 Ma |
| 4.1.4 1 780~850 Ma |
| 4.1.5 850~541 Ma |
| 4.2 中国三大克拉通元古宙重大地质事件 |
| 4.2.1 LJE事件 |
| 4.2.2 孔兹岩带 |
| 4.2.3 1.95~1.85Ga的造山事件 |
| 4.2.4 1.78Ga后的裂解事件 |
| 4.2.5 新元古代早期的造山事件 |
| 4.2.6 约0.82Ga的陆内裂解 |
| 4.2.7 雪球地球事件 |
| 5 结语 |
（4）湘南—桂东北地区寒武—奥陶纪沉积岩碎屑锆石U-Pb年代学特征及其地质意义（论文提纲范文）
| 1地质概况及样品描述 |
| 2 样品分析方法 |
| 3 分析结果与解释 |
| 4 讨论 |
| 4.1 碎屑锆石年龄特征 |
| 4.2 沉积物源区分析 |
| 4.3 华夏地块与扬子地块西南段边界初步探讨 |
| 5 结论 |
（5）扬子地块西南缘拉拉IOCG矿床地质地球化学研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 前言 |
| 1.1 选题依据和研究意义 |
| 1.1.1 选题来源 |
| 1.1.2 选题依据 |
| 1.1.3 研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 IOCG矿床研究现状 |
| 1.2.2 IOCG矿床定义 |
| 1.2.3 IOCG矿床时空分布特征 |
| 1.2.4 IOCG矿床主要成矿环境 |
| 1.2.5 IOCG矿床成矿流体及矿床成因 |
| 1.2.6 中国的IOCG矿床 |
| 1.3 拉拉IOCG矿床研究现状与存在的主要问题 |
| 1.3.1 研究现状 |
| 1.3.2 存在的主要问题 |
| 1.4 主要研究内容和研究方法 |
| 1.5 论文主要成果与创新点 |
| 1.5.1 论文主要成果 |
| 1.5.2 论文创新点 |
| 1.6 完成的主要工作量 |
| 第2章 区域地质特征 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.1.1 古元古界河口群 |
| 2.1.2 古元古界大红山群 |
| 2.1.3 古元古界东川群 |
| 2.1.4 中元古界昆阳群 |
| 2.1.5 中元古界会理群 |
| 2.1.6 新元古界康定群 |
| 2.1.7 震旦系 |
| 2.1.8 古生界-新生界 |
| 2.1.9 康滇地轴元古宇地层演化顺序 |
| 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 古元古代岩浆岩 |
| 2.3.2 中元古代岩浆岩 |
| 2.3.3 新元古代岩浆岩 |
| 2.4 区域变质作用 |
| 2.5 区域矿产 |
| 第3章 矿床地质特征 |
| 3.1 矿区地层 |
| 3.1.1 赋矿层位河口群 |
| 3.1.2 会理群 |
| 3.1.3 白果湾组 |
| 3.2 矿区构造 |
| 3.2.1 褶皱构造 |
| 3.2.2 断裂构造 |
| 3.3 矿区岩浆岩 |
| 3.3.1 基性侵入岩 |
| 3.3.2 中酸性侵入岩 |
| 3.4 角砾岩 |
| 3.5 矿体特征 |
| 3.5.1 矿体埋藏特征 |
| 3.5.2 矿体产状、矿石品位及与围岩关系 |
| 3.6 矿石类型及构造 |
| 3.6.1 矿石类型 |
| 3.6.2 矿石构造 |
| 3.6.3 矿石矿物成分 |
| 3.6.4 矿石化学成分 |
| 第4章 矿床成矿期、成矿阶段及矿物成生顺序研究 |
| 4.1 矿床成矿期划分 |
| 4.1.1 成矿期 |
| 4.1.2 成矿阶段初步划分 |
| 4.2 矿物世代 |
| 4.2.1 矿石矿物 |
| 4.2.2 脉石矿物 |
| 4.3 矿床成矿阶段及矿物共生组合 |
| 4.3.1 火山喷发-沉积成矿期 |
| 4.3.2 变质成矿期 |
| 4.3.3 气成-热液成矿期 |
| 4.3.4 热液成矿期 |
| 4.3.5 矿物生成顺序表 |
| 4.4 与前人研究结果对比 |
| 第5章 稀土元素地球化学 |
| 5.1 围岩的REE地球化学特征 |
| 5.1.1 样品及分析方法 |
| 5.1.2 分析结果 |
| 5.1.3 REE配分模式及指示意义 |
| 5.2 含钙脉石矿物的REE地球化学 |
| 5.2.1 样品及分析方法 |
| 5.2.2 分析结果 |
| 5.2.3 REE配分模式特征及指示意义 |
| 5.3 REE来源及成矿流体演化特征 |
| 本章小结 |
| 第6章 稳定同位素地球化学 |
| 6.1 H-O同位素地球化学特征 |
| 6.1.1 样品及测试方法 |
| 6.1.2 成矿流体氢、氧同位素组成特征 |
| 6.1.3 成矿流体来源与演化特征 |
| 6.2 C-O同位素地球化学特征 |
| 6.2.1 样品及分析方法 |
| 6.2.2 分析结果 |
| 6.2.3 方解石沉淀影响因素及成矿流体中的C质来源 |
| 6.3 S同位素地球化学 |
| 6.3.1 样品及分析方法 |
| 6.3.2 样品的S同位素组成 |
| 6.3.3 S同位素分馏平衡及平衡温度 |
| 6.3.4 气成-热液成矿期成矿流体总S同位素组成特征及硫源 |
| 本章小结 |
| 第7章 放射性同位素地球化学 |
| 7.1 独居石原位U-Pb同位素测年 |
| 7.1.1 样品及分析测试方法 |
| 7.1.2 分析结果 |
| 7.1.3 独居石U-Pb年龄指示意义 |
| 7.2 辉钼矿Re-Os同位素测年 |
| 7.2.1 样品及分析方法 |
| 7.2.2 分析结果 |
| 7.2.3 辉钼矿Re-Os同位素年龄指示意义 |
| 7.3 黑云母39Ar-40Ar同位素测年 |
| 7.3.1 样品及分析方法 |
| 7.3.2 分析结果 |
| 7.3.3 黑云母39Ar-40Ar年龄指示意义 |
| 7.4 黄铜矿的Pb-Pb及 Re-Os同位素测年 |
| 7.4.1 黄铜矿的Pb-Pb等时线法测年 |
| 7.4.2 黄铜矿Re-Os等时线法测年 |
| 7.5 拉拉IOCG矿床成矿时代及指示意义 |
| 7.5.1 拉拉IOCG矿床4 期成矿事件及指示意义 |
| 7.5.2 对区域成矿作用的指示意义 |
| 7.6 拉拉IOCG矿床(金属)成矿物质来源探讨 |
| 7.6.1 萤石的Rb-Sr和 Sm-Nd同位素地球化学 |
| 7.6.2 金属成矿物质来源 |
| 本章小结 |
| 第8章 流体包裹体地球化学 |
| 8.1 包裹体岩相学特征 |
| 8.2 流体包裹体显微测温及结果 |
| 8.3 高盐度Ib型含石盐子晶多相包裹体的成因及指示意义 |
| 8.3.1 含子晶包裹体的捕获条件及显微热力学行为 |
| 8.3.2 拉拉IOCG矿床中Ib型含石盐子晶多相包裹体成因 |
| 8.3.3 拉拉IOCG矿床中Ib型含石盐子晶多相包裹体的流体来源 |
| 8.4 成矿压力与成矿深度估算 |
| 8.4.1 气成-热液成矿期早阶段成矿压力与成矿深度估算 |
| 8.4.2 气成-热液成矿期晚阶段成矿压力与成矿深度估算 |
| 8.4.3 热液成矿期成矿压力与成矿深度估算 |
| 8.5 成矿流体演化及矿质迁移沉淀机制 |
| 8.5.1 拉拉IOCG矿床成矿流体演化特征 |
| 8.5.2 流体超压机制及富矿角砾岩的形成过程 |
| 8.5.3 矿质的迁移形式及沉淀机制 |
| 本章小结 |
| 第9章 岩浆活动与拉拉IOCG矿床成矿 |
| 9.1 康滇地轴元古宙岩浆活动 |
| 9.1.1 古元古代岩浆活动 |
| 9.1.2 中元古代岩浆活动 |
| 9.1.3 新元古代岩浆活动 |
| 9.2 古元古代双峰式岩浆活动与拉拉IOCG矿床火山-沉积期成矿作用 |
| 9.2.1 扬子地块在Columbia超大陆旋回中的构造演化 |
| 9.2.2 古元古代双峰式岩浆活动与扬子地块西南缘区域性IOCG矿化事件 |
| 9.2.3 拉拉IOCG矿床古元古代火山喷发-沉积成矿期成矿作用过程 |
| 9.3 中元古代中酸性岩浆活动与拉拉IOCG矿床气成-热液期成矿作用 |
| 9.3.1 Rodinia超大陆拼贴与扬子地块西南缘中酸性岛弧岩浆事件 |
| 9.3.2 拉拉IOCG矿床中元古代气成-热液成矿期成矿作用过程 |
| 9.4 新元古代基性岩浆侵入活动与拉拉IOCG矿床热液期成矿作用 |
| 第10章 成果与认识 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
（6）不同构造环境下壳源和幔源岩浆作用的耦合机制（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 科学问题 |
| 1.3 区域地质概况 |
| 1.4 研究内容和工作量 |
| 第二章 俯冲带中酸性岩浆的形成机制: 以桂北新元古代高镁石英闪长岩为例 |
| 2.1 科学问题 |
| 2.2 区域地质背景 |
| 2.3 岩相学和矿物学 |
| 2.4 全岩地球化学和锆石年代学 |
| 2.5 俯冲带中酸性岩浆的成因: 地壳物质的贡献形式 |
| 2.6 对扬子和华夏地块聚合的指示 |
| 第三章 造山带演化与地幔-地壳熔融过程: 来自桂北新元古代基性-岩浆岩的制约 |
| 3.1 研究背景和样品描述 |
| 3.2 年代学和地球化学 |
| 3.3 地幔源区熔融过程的限制 |
| 3.4 幔源-壳源岩浆作用的耦合及对江南造山带新元古代演化的启示 |
| 第四章 伸展背景下的地幔-地壳熔融与岩浆演化: 来自越北基性-酸性火山岩的记录 |
| 4.1 科学问题 |
| 4.2 地质背景及样品描述 |
| 4.3 火山岩的年代学 |
| 4.4 火山岩的地球化学 |
| 4.5 秀丽盆地火山岩与峨眉山大火成岩省的关系 |
| 4.6 岩浆分异与演化 |
| 4.7 地幔柱环境下酸性岩浆房的演化模型 |
| 第五章 水含量对幔源和壳源岩浆岩浆耦合机制的制约: 对酸性岩浆水含量的模拟 |
| 5.1 研究意义与问题提出 |
| 5.2 数据收集 |
| 5.3 模拟岩浆的结晶分异过程 |
| 5.4 水和氧逸度对岩浆演化的影响与量化 |
| 5.5 湿度计在天然样品中的应用 |
| 第六章 主要认识 |
| 致谢 |
| 附件1 样品处理与数据分析测试方法 |
| 附件2 附表 |
| 附件3 攻读博士学位期间完成的论文 |
| 参考文献 |
（7）区域变质作用与中国大陆地壳的形成与演化（论文提纲范文）
| 1 中国变质岩系的时空分布 |
| 2 形成古老陆块的区域变质作用 |
| 2.1 古老变质作用的年代学记录 |
| 2.2 新太古代的变质作用与地壳增生和再造 |
| 2.3 与哥伦比亚超大陆会聚有关的古元古代晚期的变质作用 |
| 3 与扬子克拉通形成演化有关的区域变质作用 |
| 4 与中国南北大陆汇聚有关的区域变质作用 |
| 5 与中国北方大陆地壳增生有关的变质作用 |
| 6 与青藏高原形成、隆升有关的变质作用 |
| 7 结论 |
（8）桂北地区丹洲群碎屑锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄和Hf同位素特征及其地质意义（论文提纲范文）
| 1 地质背景和样品特征 |
| 2 分析方法 |
| 2.1 锆石U-Pb测年 |
| 2.2 锆石Hf同位素 |
| 3 分析结果 |
| 3.1 锆石U-Pb年龄 |
| 3.2 锆石Hf同位素组成 |
| 4 讨论 |
| 4.1 丹洲群沉积时代 |
| 4.2 物源分析 |
| 4.3 地壳生长 |
| 5 结论 |
（9）浙江江山新元古代志棠组碎屑锆石U-Pb年代学与古地磁学研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 华南新元古代沉积地层研究现状 |
| 1.2.2 华南新元古代古地磁研究现状 |
| 1.3 研究内容及技术方案 |
| 1.4 工作安排及完成的工作量 |
| 2 区域地质背景 |
| 2.1 区域地质概况 |
| 2.2 区域构造 |
| 2.3 区域地层 |
| 2.3.1 太古宙与早中元古代地层 |
| 2.3.2 新元古代早期地层(1000～820Ma) |
| 2.3.3 新元古代中期地层(板溪期—南华冰期) |
| 2.3.4 新元古代冰期地层(720～635Ma) |
| 2.4 新元古代中期岩浆岩 |
| 3 浙江江山地质概况与样品采集 |
| 3.1 研究区地质概况 |
| 3.2 江山地层特征 |
| 3.2.1 上墅组(Pt3s) |
| 3.2.2 志棠组(Z1z) |
| 3.2.3 雷公坞组(Zll) |
| 3.2.4 陡山沱组(Z2d) |
| 3.2.5 灯影组(Z2-?1dy) |
| 3.3 年代学样品采集 |
| 3.4 古地磁岩芯采集 |
| 4 志棠组沉积岩年代学特征 |
| 4.1 锆石U-Pb定年方法概述 |
| 4.2 锆石挑选、制靶及分析测试 |
| 4.3 志棠组沉积岩年代学测试结果 |
| 5 江山地区志棠组岩石磁学和古地磁 |
| 5.1 实验过程及数据处理 |
| 5.2 岩石磁学分析 |
| 5.3 古地磁实验结果与分析 |
| 6 讨论 |
| 6.1 志棠组沉积时代的厘定 |
| 6.2 物源分析 |
| 6.3 区域地层对比 |
| 6.4 锆石年龄对南华系底界年龄的约束 |
| 6.5 华南新元古代古纬度变化与古气候意义 |
| 7 结论 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 存在问题与建议 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录A |
| 附录B |
（10）广西大明山地块寒武系碎屑锆石U-Pb年龄及其构造意义（论文提纲范文）
| 1 区域地质概况及取样地点 |
| 2 测试及分析方法 |
| 3 锆石及其稀土元素特征 |
| 3.1 锆石 |
| 3.2 稀土元素特征 |
| 4 U-Pb年龄谱系特征 |
| 5 讨论 |
| 5.1 碎屑锆石记录的前寒武纪构造事件 |
| 5.2 大明山—大瑶山地区寒武纪沉积的物源分析 |
| 5.3 太古宙碎屑锆石指示意义 |
| 6 结论 |
四、桂北发现太古宙锆石（论文参考文献）
- [1]桂北地区南华系沉积物源分析——来自碎屑锆石U-Pb年龄的证据[J]. 韩坤英,王梁,丁孝忠,任留东,高林志,刘燕学,庞健峰,薛玖红. 岩石学报, 2016(07)
- [2]中国主要古陆与联合大陆的形成——综述与展望[J]. 翟明国. 中国科学:地球科学, 2013(10)
- [3]前寒武纪重大地质事件[J]. 陆松年,郝国杰,相振群. 地学前缘, 2016(06)
- [4]湘南—桂东北地区寒武—奥陶纪沉积岩碎屑锆石U-Pb年代学特征及其地质意义[J]. 张雄,曾佐勋,刘伟,潘黎黎,杨宝忠,刘建雄,魏运许,贺赤诚,李绍凡. 中国地质, 2016(01)
- [5]扬子地块西南缘拉拉IOCG矿床地质地球化学研究[D]. 黄从俊. 成都理工大学, 2019
- [6]不同构造环境下壳源和幔源岩浆作用的耦合机制[D]. 陈昕. 南京大学, 2018
- [7]区域变质作用与中国大陆地壳的形成与演化[J]. 耿元生,沈其韩,杜利林,宋会侠. 岩石学报, 2016(09)
- [8]桂北地区丹洲群碎屑锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄和Hf同位素特征及其地质意义[J]. 寇彩化,刘燕学,李廷栋,黄河,张恒. 地质通报, 2017(08)
- [9]浙江江山新元古代志棠组碎屑锆石U-Pb年代学与古地磁学研究[D]. 刘鑫. 东华理工大学, 2019(01)
- [10]广西大明山地块寒武系碎屑锆石U-Pb年龄及其构造意义[J]. 邹和平,杜晓东,劳妙姬,丁汝鑫. 地质学报, 2014(10)