一、Effect of low-temperature mineralization of mantle fluid processes: as exemplified by the polymetallic deposits of Cenozoic alkali-rich porphyry of western Yunnan, China（论文文献综述）
杨蜜蜜[1]（2020）在《后碰撞背景下壳-幔岩浆混合作用对斑岩型矿床成矿作用的贡献 ——以滇西马厂箐铜钼（金）矿床为例》文中认为中国西南部的三江造山带地处青藏高原东南缘,属于东印度–欧亚大陆碰撞带,该带是我国金属资源最丰富且最具储矿潜力的地区之一,其中的金沙江–红河成矿带横跨羌塘地体和扬子克拉通西缘,对滇西新生代的岩浆作用和区域的斑岩型–矽卡岩型多金属矿床的形成发挥着重要的控制作用。滇西马厂箐铜钼（金）矿床位于金沙江–红河断裂带中部,是该带上具有代表性的新生代斑岩型铜等多金属矿床之一。马厂箐矿床的火成岩主要由镁铁质岩石（煌斑岩脉）和花岗质岩石（贫矿的正长斑岩和含矿的二长斑岩、斑状花岗岩和花岗斑岩）组成,其中,含矿的花岗质岩石中包含了大量的镁铁质暗色包体（MME）。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,重点分析研究滇西后碰撞背景下的壳-幔岩浆混合作用及其所揭示的斑岩型矿床的成矿机制,取得的主要成果如下:（1）宏观岩石学研究,含矿花岗质斑岩中所含镁铁质暗色包体（MME）与寄主岩石界线清晰,且界线两侧无冷凝边和烘烤边;结合暗色包体形态呈特征球形、椭球形或塑性不规则珠滴状,表明暗色包体的成岩起源于熔浆包体;从岩石结构分析,暗色包体具细粒结构,寄主岩石具中粗粒结构,暗示基性熔浆包体与寄主酸性岩浆构成非平衡不相溶混合岩浆的固结成岩过程中发生差异冷凝结晶,即:因基性岩浆温度高于酸性岩浆温度,决定了在同一固结体系中,基性熔浆包体的冷凝结晶速率大于寄主酸性岩浆的冷凝结晶速率。同时,MME的矿物组成呈现基性至中性成分为主的非标准过渡性特征,相应导致对其岩石类型的模糊定名。（2）成岩成矿年代学研究,LA–ICP–MS锆石U–Pb测年和辉钼矿Re–Os测年结果表明,马厂箐含矿岩浆活动时限为33.78–35.92Ma,与MME的成岩年龄和辉钼矿Re–Os模式年龄（34.94±0.38 Ma）基本一致,清晰地记录了马厂箐地区古近纪晚始新世时期的岩浆成岩-成矿事件。结合已有的其它相关成岩与成矿年代数据分析认为,马厂箐矿床复式杂岩体的岩浆演化序列由正长斑岩→二长斑岩→花岗斑岩→斑状花岗岩等组成,而煌斑岩脉则几乎同时期或稍晚于花岗质斑岩体形成,与其相关的成矿作用属于金沙江–红河断裂带岩浆活动的第二个峰期阶段的产物,也是中国滇西三江地区新生代岩浆大规模成矿事件的重要记录。（3）岩石地球化学方面,马厂箐花岗质岩石和镁铁质岩石都属于高钾钙碱质至钾玄质系列和过铝质–偏铝质系列,都具有明显的钾玄质亲和性,如K2O+Na2O>6 wt.%,K2O/Na2O比值>1和Sr/Y比值>40;且表现出大离子亲石元素（Rb、Ba、Th等）和轻稀土元素相对富集,高场强元素（Nb、Ta、Ti等）相对亏损的特征。另外,马厂箐含矿和贫矿的花岗质斑岩都具有较高Si O2含量（64.67–72.81 wt.%）和Al2O3含量（13.43–16.10 wt.%）;其全岩εNd（t）值（–6.5––3.3）和(87Sr/86Sr)i值（0.7061–0.7076）与滇西同时代基性岩石的Sr–Nd同位素特征基本一致;它们的锆石Lu–Hf同位素数据显示出相对集中的εHf（t）值范围为-0.75至+2.33,以正值为主,对应的地壳模式年龄(TDMC)在0.9Ga–1.1Ga之间,这与中新元古代时期弧岩浆基底的形成年龄相对应。然而,贫矿的正长斑岩的Cr含量（18.40 ppm）和Ni含量（12.70 ppm）明显低于含矿的花岗质斑岩（Cr:均值44.33 ppm;Ni:均值28.67 ppm）,且后者也表现出更宽泛的Mg#值范围（11–66）。对比煌斑岩脉具有低Si O2含量（46.50–52.30 wt.%）,高K2O含量（2.63–6.13wt%,均值4.76 wt%）,高K2ONa2O比值（1.05-4.98,均值2.98）,高Mg O含量（9.84–12.74 wt%）,明显高的Mg#值（71–76）以及Cr含量（均值492 ppm）和Ni含量（均值195 ppm）,具有宽泛且较低的全岩εNd（t）值（–7.8––1.8）和相对较低的(87Sr/86Sr)i（0.7064–0.7074）值等所表现的明显超钾质幔源特征;含矿花岗质斑岩所含镁铁质暗色包体的地球化学特征则介于花岗质岩石和煌斑岩之间,该过渡性地球化学特征与MME岩相定名的非标准性呼应。（4）马厂箐花岗质岩石的锆石表现出明显的重稀土富集,显着的正Ce异常和轻微的负Eu异常的特征,稀土元素总量（ΣREE）介于482–2528 ppm之间,锆石结晶温度范围为517℃到796℃,这些特征都与岩浆锆石相同;马厂箐含矿和贫矿花岗质斑岩锆石的数据点都落在了FMQ（铁橄榄石–磁铁矿–石英）和MH（磁铁矿–赤铁矿）缓冲线之间的区域,表明二者的母岩浆都是相对氧化的岩浆;相比贫矿的正长斑岩,含矿花岗质斑岩的锆石Ce4+/Ce3+比值（均值486）明显较高,而Eu/Eu*值（均值0.55）明显较低,说明马厂箐含矿的岩浆比贫矿的岩浆具有更强的氧化性。含矿岩浆的高氧化特征对后期铜–金等金属元素的富集和成矿作用具有重要意义。（5）根据地质年代学、岩石地球化学和同位素证据表明:马厂箐的花岗质岩石具有I型花岗岩的成因特性,其可能起源于含角闪–榴辉岩相的中新元古代弧岩浆基底岩石的部分熔融;含矿花岗质斑岩所含镁铁质暗色包体是由中新元古界基底地壳岩石部分熔融形成主体长英质岩浆对部分注入来自地幔底侵的幔源岩浆（煌斑岩浆）进行部分/局部均一后的不混溶残余基性熔浆包体相对快速冷凝结晶并固结成岩的产物;这样的壳–幔岩浆混合作用在后碰撞背景下斑岩系统的演化过程中普遍存在;花岗质岩石含有镁铁质暗色包体则是酸性岩浆部分均一混合幔源岩浆的重要标志。（6）矿石硫化物的微量元素和Pb、S同位素特征表明,马厂箐矿床的成矿物质（铜钼金和硫元素）与同时期的镁铁质熔体（煌斑岩浆）具有密切的成因联系。通过岩石学模型分析表明,马厂箐贫矿和含矿的花岗质斑岩岩浆都是由部分熔融的下地壳物质与同期的煌斑岩浆混合演化而来,只是二者在演化过程中混入煌斑岩浆的比例不同而导致了后期成矿性的差异。含矿岩浆中相对混入了更多的煌斑岩浆,通过该壳幔岩浆混合过程推动的非平衡部分（局部）均一作用,向斑岩系统提供了额外的水、金属和硫源等重要成矿物质,同时,也提高了混合岩浆的氧逸度,从而引发和促进了富矿岩浆的产生。因此,强烈的壳–幔岩浆混合作用可能是后碰撞背景下制约斑岩系统矿化和成矿的关键因素之一。（7）综合研究认为,在后碰撞背景下,大规模的岩石圈拆沉作用是造成区域性岩浆活动与成矿作用的深部地球动力学机制。深部富水的镁铁质超钾质岩浆可能使前弧岩浆作用形成的残余硫化物中的金属和硫元素重新活化而发生迁移和流动。在镁铁质岩浆上升过程中,其携带的大量挥发分和深部成矿物质被注入到先上升的长英质岩浆房中并与之发生混合和局部均一作用。在扬子克拉通西缘,通过壳源与幔源岩浆混合过程,增加混合岩浆的金属含量和成矿潜力,是三江构造带碰撞型斑岩铜（钼-金）矿床形成的重要机制之一。
李洪梁[2]（2020）在《特提斯喜马拉雅东段扎西康矿集区造山型金矿床成矿作用研究》文中认为特提斯喜马拉雅（TH）东段扎西康矿集区中新世造山型金矿床的首次发现与报道证实,造山型金矿床不止产于主碰撞挤压构造环境,后碰撞伸展构造环境同样可发育造山型金成矿作用。以扎西康矿集区马扎拉金矿床和新近发现的明赛和姐纳各普金矿床为重点研究对象,系统剖析各典型金矿床地质特征,示踪成矿流体与物质来源,查明控矿因素,厘定成矿时代及动力学背景,建立矿集区造山型金矿床成矿模式,探讨金成矿作用,丰富和完善大陆碰撞金成矿作用理论,对矿集区与区域找矿具有指导意义。扎西康矿集区内的造山型金矿床形成于19～17 Ma,处于印度—欧亚大陆后碰撞伸展阶段（<25 Ma）,矿体严格受伸展断裂构造控制;金属矿物主要以自然金、黄铁矿、毒砂、方铅矿、闪锌矿为主,含少量磁铁矿、辉砷镍矿、黝铜矿,而非金属矿物主要为石英、绢云母、铁白云石、方解石、绿泥石以及高岭石等;围岩蚀变以黄铁矿化、毒砂化、硅化、绢云母化和碳酸盐化为主;矿床主要载金矿物为黄铁矿、毒砂,其次为石英和粘土矿物。流体包裹体显微测温与激光拉曼成分分析显示,明赛、姐纳各普和马扎拉金矿床流体包裹体均以CO2-H2O型包裹体为主,均一温度分别集中在270～290℃、230～270℃和230～260℃之间,平均盐度为3.8 wt%Na Cl.eqv、3.4 wt%Na Cl.eqv和3.6 wt%Na Cl.eqv,平均密度为平均0.82 g/cm3、0.84 g/cm3和0.85 g/cm3,属富CO2的中温、低盐度、低密度的H2O-Na Cl-CO2-（CH4-N2）体系,成矿压力与深度分别为73.88 Mpa、6.98 km,64.90 Mpa、6.50 km和62.84 Mpa、6.39 km;多元同位素地球化学示踪指示,成矿流体主要来源于壳源变质流体,成矿物质主要来自于深源。综合分析认为,由藏南拆离系（STDS）伸展拆离活动及由此引发的错那洞片麻岩穹窿成穹伸展改变了地壳应力状态,诱发下地壳强烈的区域动力热流变质作用脱流体,形成富CO2的变质流体,携带来自于深源的成矿物质,以Au（HS）2-络合物的形式沿南北向裂谷运移至地壳浅部,与改造型大气饱和水或建造水混合,在运移至层间破碎带及南北向高角度正断层等张性空间时,压力骤降,导致流体沸腾、相分离,诱发Au的快速高效沉淀、成矿。通过与雅鲁藏布江缝合带（IYS）内典型的造山型金矿床对比分析发现,两者在控矿构造、矿床地球化学和成矿动力学背景方面差异显着。结合区域地质演化认为,喜马拉雅带存在2期与印度—欧亚大陆碰撞造山过程相关的金成矿作用,即始新世主碰撞挤压背景下,与俯冲的特提期洋壳板片的回卷和断离过程相关的金成矿作用,以及中新世后碰撞伸展背景下,与藏南拆离系（STDS）伸展及由此引发的片麻岩穹窿成穹伸展作用相关的金成矿作用。
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。
郑杰[4]（2018）在《滇西小桥头富碱斑岩中熔融包裹体特征研究》文中研究说明滇西三江地区地质构造演化历史悠久,自古特提斯洋闭合以来,发育一系列由洋盆闭合、陆内造山、走滑伸展引发的岩浆活动;尤其以滇西境内沿金沙江-哀牢山古缝合带及邻近地区产出的新生代富碱火成岩、深源包体及相关岩浆-热液矿床而着名。小桥头岩体位于金沙江-哀牢山古缝合带南段滇西北境内石头乡,分属于剑川-石头岩群。本次在该岩体的石英斑晶中发现了沿生长环带分布的富H2O含CO2的晶质熔融包裹体;以此为重点研究对象,结合岩石矿物学、元素和同位素地球化学及锆石U-Pb定年深入分析和探讨以小桥头岩体为典型代表的滇西新生代富碱岩浆的起源、运移和演化过程,结论和认识有助于揭示滇西地区金沙江-哀牢山新生代富碱火成岩带形成和演化的深部地质过程及地幔流体作用,为分析和讨论三江地区新生代岩浆活动和构造背景提供岩浆包裹体地球化学重要证据。本文获得的主要认识如下:（1）小桥头富碱斑岩主要为石英二长斑岩,以岩珠、岩枝形式侵入至渐新统金丝厂组粉红色砂岩中。岩体中发育各类深浅不一的包体（或捕掳体）,其中不乏暗色深源包体。碱质交代作用和硅化作用在主岩及各类包体中皆广泛发育;岩石地球化学特征指示小桥头富碱斑岩与滇西不同地区、年龄、岩性的新生代富碱岩浆源区性质一致、岩浆演化过程类似;源区的形成受制于统一的深部地质作用。（2）岩相学研究表明,熔融包裹体主要赋存于石英斑晶中,为晶质熔融包裹体。晶质熔融包裹体结晶质经拉曼光谱鉴定为钠长石和含OH未知矿物;部分熔融包裹体中存在独立相H2O。熔融包裹体可与富CO2的流体包裹体共生,斑晶外生长环带存在原生高盐度流体包裹体;指示小桥头富碱岩浆相对富水。（3）石英斑晶中晶质熔融包裹体的显微测温研究表明,不同生长环带的包裹体均一温度存在差异,斑晶核部为10601250℃,集中于11251150℃;中部至外部生长环带为9601060℃,集中于10251060℃;斑晶边部为10401060℃。同一环带上的均一温度差异与熔流体不混溶作用、包裹体炸裂、主晶融化和H扩散作用等有关;斑晶边部较高的温度反映了岩浆经历了混合作用,斑岩岩浆为交代地幔起源的岩浆。外环高盐度流体包裹体的气泡消失温度为158650℃,石盐子晶熔化温度为291570℃。通过Tm>Th流体包裹体估算压力270MPa（深度9.45km）,全岩CIPW标准化石英-钠长石-正长石等温压图解估算压力大于1000MPa（深度大于35Km）;综合反映了岩浆运移过程中的减压作用和压力波动,同时导致了熔-流体不混溶。（4）均一化熔融包裹体的原位EMPA和LA-ICP-MS分析显示,斑晶核部生长环带上的晶质熔融包裹体SiO2含量为64.3479.96%（平均70.71%）;（Na2O+K2O）含量为6.8611.99%（平均9.69%）,富碱;K2O/Na2O的比值为0.653.62（平均1.43）。中部至外部生长环带上的包裹体成分中SiO2为65.1071.01%（均值67.39%）;全碱含量（Na2O+K2O）为11.6614.14%（均值12.83%）;K2O/Na2O值为1.354.23（均值2.58）;不同环带包裹体的具有类似的富集Cs、Rb等大离子亲石元素和亏损Co、Cr、Ni等过渡元素特征。这暗示小桥头富碱岩浆至少经历了两期主要的熔体混合作用过程,即早期熔体成分杂乱,晚期熔体明显具的成分演化关系。目前认为,初始岩浆总体上是一种富硅、碱含量不高的硅酸盐岩浆;但相同生长环带上的不同包裹体又存在一定程度的硅碱含量差异,这暗示富碱岩浆岩浆源区并非成分均一或均匀的岩浆发生熔融的所致,而是由多种不同成分地质体熔融岩浆耦合成的不混溶岩浆,岩浆房本身也是“不均匀的”或存在多重岩浆房。（5）综合研究得出,小桥头富碱斑岩是滇西三江地区金沙江-哀牢山新生代富碱斑岩带重要组成,成岩年龄为35.40±0.37Ma,岩浆活动持续了1.5Ma,成岩时间与滇西三江地区新生代富碱岩浆同步活动,其成因受制于统一的同源交代富集地幔流体作用。同步进行的岩浆混合作用与熔流体不混溶作用广泛发生在富碱岩浆产生演化过程中;压力的降低和岩浆快速上升是保持不混溶作用持续进行的主要因素。超前活动的地幔流体产生了富碱岩浆源区,随后高热地幔流体在拉张和走滑的背景下使交代富集地幔发生部分熔融而产生富碱性岩浆;由于部分熔融程度、交代作用以及富集地幔性质等不同因素,在多重岩浆房的基础上富碱岩浆互不混溶的地幔熔流体在与岩浆体系耦合与解耦过程并引发壳幔混染作用,参与形成一系列不同岩性组合的富碱斑岩。
黄玉蓬[5]（2017）在《滇西北甭哥碱性杂岩体成岩机制研究与成矿潜力分析》文中提出滇西北香格里拉甭哥地区发育一套以正长岩、正长岩斑岩及煌斑岩为组合的碱性杂岩体,并产有金矿。野外岩石学特征显示,该岩体由数十个小岩株或岩枝集群式出露,不同类型岩石相互呈无序、混杂产出,岩相分带性不明显。此外还见有角砾状脉体、隐爆角砾岩脉、钾长石伟晶岩脉、石英脉及蚀变二长岩包块等特殊岩类,它们是深源流体强烈活动的产物。甭哥碱性杂岩体正长岩及正长斑岩主要矿物组合为钾长石+石英+角闪石+黑云母±辉石（斑晶为正长石）,煌斑岩主要矿物组合为钾长石+辉石+黑云母+角闪石（斑晶为辉石及黑云母）,除蚀变二长岩包块见少量斜长石外,其余岩石类型均不含斜长石,而钾长石伟晶岩脉则由巨晶钾长石+石英（充填状）+黄铁矿+方铅矿等组成,完全不含暗色矿物。岩体中矿物自形程度中-高,可见熔蚀、反应边及交代蚕蚀结构。此外在正长斑岩中还见有角闪石岩、煌斑岩及黑云变粒岩包体,反映了幔源岩浆和壳源岩浆的混合作用。对杂岩体和包体中黑云母、长石、辉石及角闪石的矿物化学研究也显示,岩浆具有壳幔混合的特征。岩石地球化学方面,甭哥碱性杂岩体以富碱高钾为特征,K2O/Na2O变化范围非常大,从0.38159.67,平均25.06,属钾玄岩和超钾质岩系列;正长岩及正长斑岩SiO2变化范围较大,从50.65%68.38%,而煌斑岩SiO2含量在53.94%58.20%,明显偏高,且岩石中K2O/Na2O值并不随SiO2及MgO的含量变化而变化,表明成岩过程存在富钾富硅源区部分熔融的熔体/流体的混入。另外,甭哥碱性杂岩体除钾长石伟晶岩脉及个别矿化强烈的样品外,REE总量较高,在150×10-6250×10-6之间,轻重稀土分馏明显（LREE/HREE及（La/Yb）N分别为8.230.4和4.4640.89）,Eu异常变化较大,负Eu异常到Eu异常不明显到强烈的正Eu异常均有出现（δEu=0.531.92）,大部分受蚀变及矿化作用影响的样品均表现出明显的正Eu异常（δEu=1.11.92）及正Ce异常（δCe=1.21.6）,而相对新鲜的样品则表现出中等至弱的负Eu和Ce异常（δEu=0.530.9,δCe=0.850.9）,表明甭哥碱性杂岩体既有继承上地幔源区Ce异常的特征,又有低氧逸度下流体长期而缓慢的交代岩石致使其出现显着的正Eu异常。岩石还富集LILE,亏损HFSE,显着亏损Ni、Cr等相容元素,具有Rb、Ba、Th正异常,Nb、Ta、Sr、Ti的负异常,而Zr、Hf则不同程度地表现出负异常与正异常。对甭哥碱性杂岩体地球化学特征深入分析研究表明,该岩体与义敦岛弧带印支期中酸性侵入岩体以及滇西新生代富碱侵入岩具有相似相近的源区及成因动力学机制。因此其并非由单一岩浆源区结晶分离而来,而是既有角闪石相加厚下地壳源区部分熔融的熔体,也有含金云母尖晶石相富集地幔源区部分熔融的熔体,还有俯冲洋壳部分熔融及俯冲流体交代的富集地幔楔部分熔融的混合熔体,多种熔体在不同阶段分别演化,出现了橄榄石+角闪石+单斜辉石+石榴石的结晶分异趋势,晚阶段熔体不断作用于早阶段熔体产物,并最终相互叠加、混杂同步上升侵位成岩。在此过程中,还伴随有一定程度的地幔流体交代及壳幔混染等作用。其中,钾长石伟晶岩脉代表了流体作用最晚期阶段富挥发分富集作用的结果,蚀变二长岩包块则代表了早阶段岩浆体在流体强烈交代改造后的残留。同位素年代学研究表明,甭哥碱性杂岩体具有从晚三叠渐新世的年龄信息（220200Ma,192Ma,16787Ma,89Ma,35Ma,28.2Ma）。这些年龄数据虽然是采用不同测试方法获得,但实际上反映了甭哥岩体多期多阶段演化的复合杂岩体的特点。结合岩石学、岩石地球化学及区域上具有类似特征侵入岩体的时空分布情况来看,可以认为,甭哥碱性杂岩体实际上是一个由晚三叠印支期开始,至新生代喜山期结束的叠加复合富碱侵入体。因此,该岩体主要成岩过程可以划分为三个主要阶段:（1）初始岩浆期（220200Ma）:由甘孜理塘俯冲洋片部分熔融以及交代富集地幔部分熔融的混合熔体在深部形成初始岩浆体;（2）逐步叠加期（20065Ma）:主要为加厚的下地壳部分熔融形成的熔体在上升过程中遇到早期定位的初始岩体,并与之发生叠加混染及混合等,同时携带其继续上升侵位;（3）富碱岩浆与流体作用期（4030Ma）:受印度-欧亚板块强烈碰撞的影响,由古俯冲交代富集地幔源区部分熔融的富碱岩浆和流体在走滑拉张背景下快速上升,在甭哥地区遇到印支燕山期的叠加混合岩体,进而与之发生流体交代和物质交换等过程,同时受到加厚下地壳部分熔融的熔体的混入并伴随地幔流体交代的壳幔混染等作用,最终形成现今出露地表的碱性杂岩体,其中,正长岩体可能更多地代表了初始岩浆期的产物。流体包裹体研究表明,甭哥碱性杂岩体中与金成矿有关的石英脉中存在NaCl-H2O和NaCl-H2O-CO2两类体系流体包裹体,均一温度分别为124.1284.5℃和197.6296.9℃,盐度则分别为0.18%10.98%和1.43%7.97%,总体属于低盐度低温流体,但包裹体盐度及温度变化范围较大,表明有不同来源的流体加入及混合,且H2O（V）+H2O（L）气液两相包裹体、CO2（V）+H2O（L）气液两相包裹体和CO2（V）+CO2（L）+H2O（L）气液液三相包裹体共生,代表了流体不混溶体系,表明甭哥金成矿作用很可能与流体不混溶有关。综合研究认为,甭哥金矿成矿与正长岩关系不甚明显,其赋矿部位均为张性构造破碎带,成矿作用主要受制于该区多阶段岩浆与含矿地幔流体的相互作用及与之相伴的壳幔混染作用。与岩浆作用相伴的含矿地幔流体实际上是一种透岩浆流体,以不混溶独立相形式赋存于富碱岩浆且与其同步运移,并以交代作用方式参与岩浆结晶成岩过程,必然引发一定程度壳源物质混染的同时,促进岩体深部或其相邻部位的矿质富集;结合区域上典型的与富碱侵入岩有关的金矿床特征,可以预测甭哥金矿富矿体可能定位于深部碱性杂岩体内外不同岩石类型接触部位尤其是作为物理化学边界层碎屑岩及碳酸盐岩的层间滑脱带等。
杨雨凡[6]（2017）在《滇西富碱斑岩石英包体中玻璃包裹体研究》文中研究表明滇西地区富碱侵入岩形成于金沙江-哀牢山古缝合带及其两侧。与之相关的地幔流体作用是深部地质过程的重要构成,多金属矿床是其深部地质过程的外在表现。前人已经对滇西地区富碱斑岩在岩相学、地球化学、年代学等方面进行了深入的研究,但对于岩浆起源、岩浆与流体关系及其两者相互作用和演化机制的认识还存在争议。文在已有研究成果的基础上,重点对石英包体中玻璃和流体包裹体开展岩相学和测温及流体地球化学研究,取得如下主要认识成果:（1）石英包体中各类包裹体测温结果在950℃1050℃区间,与之共生的纯CO2包裹体测温为28.9℃29.5℃范围,石英包体中的玻璃包裹体的出现虽代表了高温环境,但与之共生的纯CO2包裹体为低密度包裹体（0.3180.336g/cm3）,以至于玻璃包裹体较高均一温度在CO2相图中所获得的压力也相对较低,低密度纯CO2包裹体的出现实质上就是熔流体处于低压环境的表征。同一期次的流体包裹体测算得到的压力远大于玻璃包裹体测算的压力,而不同压力条件下,熔体和流体混溶程度有所差异,这表明压力是引起岩浆-流体发生不混溶的主导因素。（2）地幔深处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,在拉张、走滑、剪切构造背景下,源自交代富集地幔源区的硅不饱和富碱岩浆以互不混溶方式包含富硅碱含矿地幔流体的同时,不均一捕获超镁铁-镁铁质熔浆并沿深大断裂带同步运移上升,以其底侵作用引发深部地壳岩石部分熔融形成硅过饱和长英质岩浆。（3）由深部过程引发地壳部分熔融后的岩浆作用可以分为两个部分:一是源自交代富集地幔并引发底侵作用的硅不饱和富碱岩浆再以不混溶方式捕获少量重熔形成的硅过饱和长英质岩浆并同步运移至上地壳结晶成岩,形成如今所见的含有花岗岩包体和超镁铁-镁铁质岩浆岩包体及少数特殊包体（如石英包体）的硅不饱和富碱斑岩;二是深部地壳岩石部分熔融形成的硅过饱和长英质岩浆以不混溶方式捕获由底侵岩浆解耦分离的富硅碱含矿地幔流体并同步运移至中上地壳过程中,流体伴随岩浆结晶成岩进行交代蚀变,最终形成富硅碱的赋矿花岗岩类岩石及相应多金属矿床。
王建华[7]（2017）在《滇西鹤庆北衙富碱斑岩金多金属成矿系统研究》文中进行了进一步梳理北衙金矿位于扬子板块西缘,是金沙江-红河新生代富碱斑岩带中规模最大的金多金属矿床。本次工作对北衙金矿典型矿化类型进行了解剖分析,并对代表性富碱斑岩特征进行了探讨;通过矿床地球化学,成矿系统各子过程、成矿要素分析,获得了矿区发育斑岩成矿系统的新认识,主要创新成果如下:一、通过对矿区详细矿床地质研究,发现在北衙矿区内围绕岩浆活动（富碱斑岩体）,由内向外主要发育三类原生矿化:即富碱斑岩内发育的透镜状、细脉状斑岩型Cu（Mo）-Au矿化,斑岩与三叠系碳酸盐岩围岩接触带产出的不规则状、囊状矽卡岩型Au-Cu-Fe矿化以及外围广泛的围岩地层内发育似层状、脉状热液型Pb-Zn-Ag（Au）矿化;形成分带特征明显的斑岩金多金属成矿系列。二、本次工作首次利用原生闪锌矿Rb-Sr同位素等时线法测定了外围地层中热液型Pb-Zn-Ag（Au）多金属矿化的成矿时代为32.8±1.9Ma（MSWD=0.21）,稍晚于富碱斑岩的成岩时代,指示外围热液型多金属矿化为中心斑岩分异热液演化的产物。三、对上述三类主要矿化进行了系统的流体包裹体分析研究,发现三类主要矿化类型中发育的"流体包裹体组合"与斑岩石英斑晶内的基本一致,说明成矿流体主体来自斑岩演化的岩浆热液。自斑岩体向外的温度、密度及压力梯度差驱动了流体由富碱斑岩中心向外运移。单一流体的不混溶、流体混合以及水-岩反应是本区相应不同矿化阶段矿质沉淀的主要机制。三类主要矿化内原生硫化物的S-Pb及Sr同位素研究表明,原生硫化物的硫同位素组成与富碱斑岩体一致,均在深源岩浆硫同位素组成范围内,指示本区成矿物质的硫主要源自富碱斑岩;铅同位素组成与富碱斑岩基本一致但显着不同于围岩,暗示相同结论;外围热液型多金属矿化中闪锌矿的（87Sr/86Sr）0组成也与富碱斑岩一致,综合显示三类主要矿化的成矿矿质来源于北衙富碱斑岩。四、北衙富碱斑岩的岩石地球化学特征显示其为一套富碱的钾玄岩石系列。稀土元素特征为右倾型,具弱的Eu异常;微量元素显示富集大离子亲石元素,亏损高场强元素特征,指示源区可能经历了俯冲交代作用。本次工作测定的隐伏大沙地二长花岗斑岩形成于35.4±0.5Ma,同区内其它富碱斑岩一样,为始新世末期扬子西缘金沙江-红河富碱斑岩岩浆活动高峰期的产物。本区富碱斑岩具加厚下地壳埃达克岩的岩石化学特征,且与滇西地区普遍发育的钾质酸性岩石中的角闪岩捕掳体（代表下地壳物质）具有相似的Sr-Nd-Pb同位素组成,综合指示北衙富碱斑岩的源区可能主要为加厚的下地壳。此外,富碱斑岩还具有EMII型富集地幔特征;结合已有的研究,认为该区岩浆可能经历了"两阶段"的演化过程:即在始新世末期,本区由印度-欧亚大陆持续碰撞形成的加厚岩石圈地幔可能扰动了软流圈物质,致使其上涌对流,软流圈物质熔融先前交代富集了的岩石圈地幔产生基性岩浆（本区煌斑岩母岩浆）;随后,基性熔体在壳-幔边界聚集演化并进一步熔融区内下地壳物质,进而形成了兼具富集地幔源区印迹的北衙富碱斑岩岩浆。而区域青藏高原主碰撞向晚碰撞挤压转换阶段,由地体间斜向碰撞形成的深切岩石圈地幔的金沙江-红河深大断裂带的走滑则造成了本区具有足够压力梯度的减压带,诱发了富碱岩浆沿该走滑通道内压力梯度减小的方向向上运移,并在上地壳次一级的马鞍山等张性断裂带内侵位。五、矿区构造研究表明区内经历了近东西向的挤压和随后的近南北向挤压。结合详细的三类典型矿化类型研究及成矿系统各要素、子过程分析,显示在始新世末期（约36Ma）,由金沙江-红河深大断裂走滑活动引导上侵的北衙富碱斑岩,在岩浆演化的晚期分异出岩浆热液及矿质,含矿热液在本区不同的有利构造部位聚集演化,形成了北衙矿区内具明显分带特征的三类主要原生矿化类型,对应形成的矿床共同构成一个以北衙富碱斑岩为中心的金多金属成矿系统。
黄玉蓬,刘显凡,邓江红,赵甫峰,夏德伟,陈浩[8]（2017）在《云南省香格里拉县甭哥碱性杂岩体岩石地球化学特征及其地质意义》文中认为云南省香格里拉地区发育一套以甭哥碱性杂岩体为代表的富碱高钾岩浆岩。该岩体SiO2变化范围较宽,高FeOT和碱质,低Al2O3、MgO和CaO;富集LILE和LREE,相对亏损HFSE并显着亏损Cr、Co、Ni等过渡族元素,同时还具有从弱负异常至强正异常的δEu及δCe,表现出埃达克质与岛弧型火山岩双重特征。岩石地球化学研究表明,甭哥岩体并非单一岩浆经简单结晶分异而来,其岩浆来源具有多样性与多期性,它们主要代表了晚三叠印支期俯冲洋片和地幔楔与下地壳部分熔融及新生代含金云母相的交代富集地幔低程度部分熔融的岩浆作用。其形成和演化大致经历了晚印支期初始岩浆形成和燕山期后续岩浆逐步叠加及新生代喜山期岩浆侵位三个阶段,在整个岩浆作用过程中,伴随有地幔流体交代作用及由此引发的壳幔物质混染现象。而与甭哥碱性杂岩体有关的金成矿作用主要受制于该区多阶段岩浆与含矿地幔流体的相互作用及地幔流体交代叠加混染作用,其金成矿的富矿体可能定位于深部,据此提出甭哥碱性杂岩体具有深部成矿的勘探开发远景。
楚亚婷[9]（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》文中研究表明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。
刀艳[10]（2016）在《云南祥云宝兴厂Cu、Mo矿区喜马拉雅期岩浆演化及成因》文中进行了进一步梳理宝兴厂铜钼多金属矿床是金沙江-红河新生代斑岩成矿带中的重要矿区之一,矿区喜马拉雅期构造-岩浆活动强烈,发育不同类型富碱斑岩。本文对宝兴厂矿区开展了详细的野外地质调查及岩浆岩岩石学、岩石地球化学、成岩年代学及同位素地球化学等综合研究,取得以下主要成果：（1）用宏观地质体穿切关系与微观精确定年相结合的研究方法,重新厘定研究区岩浆侵位序列为正长斑岩（Ⅰ阶段）→斑状花岗岩+煌斑岩（Ⅱ阶段）→花岗斑岩+煌斑岩（Ⅲ阶段）→碱长花岗斑岩（Ⅳ阶段）,证实矿区喜马拉雅斑岩体是同期多阶段岩浆脉动式活动的产物。其中,第Ⅱ阶段和第Ⅲ阶段为岩浆主要侵位期,均伴有不同程度的基性岩浆活动。（2）对已有可靠成岩年龄数据及本次新获得的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄数据的统计分析,确认矿区喜马拉雅期岩体形成年龄于38-33Ma之间,处在金沙江-红河富碱斑岩带的岩浆活动高峰期（45～30 Ma）范围内,但略滞后于其北段岩浆活动高峰期。区域构造-岩浆-成矿事件时空分布分析显示,沿金沙江-红河断裂带从北段的玉龙→中段北衙、宝兴厂→南段铜厂等,岩浆活动年龄和成矿年龄逐渐变新,反映青藏高原深部物质流动有向高原东南部迁移的趋势。（3）矿区喜马拉雅期花岗质岩浆活动由早阶段至晚阶段具有由中酸性→酸性,并向碱度增强和逐渐富钾方向演化的特点。其中,由早阶段岩体至晚阶段岩体,Si02含量具有逐渐增高的趋势,A1203、CaO、Fe203、MgO和P205的含量有逐渐变低的趋势,分异指数（DI）有逐渐增大的趋势,固结指数（SI）有逐步降低的趋势。暗色包体和煌斑岩的Si02含量在42.53%-54.98%之间,Si02、MgO、K20和全碱（K2O+Na2O）含量由早阶段煌斑岩+暗色包体→晚阶段煌斑岩依次升高,而A1203含量则依次降低。固结指数由暗色包体→早阶段煌斑岩→晚阶段煌斑岩逐渐增高,分异指数则相反且集中在40～50之间,暗示本区铁镁质岩浆岩结晶分异作用不强。其中,暗色包体和早阶段煌斑岩特征值相似或相近,揭示它们之间密切的演化关系。（4）不同阶段花岗质岩体、暗色包体和煌斑岩具相似的微量稀土元素特征：V、Co、Cu和Zn等过渡族元素轻微富集,Cr和Ni相对亏损,过渡族元素蛛网图均呈大致相同的“W”型,明显富集Rb、Ba、U、Th、Sr和La等大离子亲石元素（LILE）以及Nb、Ta（或“TNT”）异常亏损的特点。总体具有轻稀土富集、重稀土亏损,存在微弱δEu负异常的特点,其中花岗质岩体和晚阶段煌斑岩∑REE较低,暗色包体和早阶段煌斑岩∑REE较高。（5）煌斑岩、暗色包体及花岗质岩体具有相近的Sr、Nd、Hf同位素的组成：总体具有高Sr、低Nd的特征,但暗色包体和煌斑岩εNd（t）高于寄主花岗质岩体,显示幔源组分较高,具有向Ⅱ型富集地幔端元演化的趋势；寄主花岗质岩体的εHf（t）全部为正值,暗色包体和煌斑岩的εHf（t）均为负值,岩体高Hf和低Nd的特征,指示难熔的古老岩石圈地幔与俯冲的地壳物质相互作用的结果；矿区岩体Pb同位素组成具造山带铅特点,成因与壳-幔混合的岩浆作用有关；花岗质岩体的锆石的结晶标型揭示岩体在低温、偏碱环境下形成,且为以壳源为主的壳-幔混合成因,具有富水、富碱的特征,是利于成矿的岩浆系统；锆石总稀土含量很高,具有LREE强烈亏损、HREE富集的左倾配分型式,明显的正Ce异常,中等到弱的负Eu异常；锆石Hf同位素具有非常好的相似性,εHf（t）值散布于正值和负值（大部分为正值）之间,指示它们经历了比较显着的壳幔岩浆混合过程。因此,源区有显着的相关性又有区别,源区均具有俯冲板片流体交代富集地幔的特点,其中铁镁质岩浆主要起源于大陆岩石圈地幔,而花岗质岩浆源区主要起源于壳幔混合区。（6）宝兴厂矿区富碱侵入体形成于后碰撞的板内环境,构造-岩浆活动经历了以挤压向伸展转换过渡为主的减压升温过程,非常有利于发生基性到中酸性的岩浆演化以及大规模的岩浆-流体-成矿作用。矿区复式岩体经历源区部分熔融、壳幔混合以及结晶分异作用：花岗质侵入体和晚阶段煌斑岩为富集地幔源区相对高部分熔融（分别为15%和10%）的结果,暗色包体和早阶段煌斑岩为富集地幔源区低部分熔融（-3%）的产物；花岗质岩体地壳混染程度相对较高,煌斑岩混染程度相对较低；从花岗质侵入体→暗色包体→早阶段煌斑岩→晚阶段煌斑岩结晶分异程度依次升高；壳幔混合比例在0.44～0.60之间,主要集中在0.5附近。（7）矿区经历了地壳缩短加厚、软流圈上涌底侵、部分熔融和混合作用→热流升高、地壳减薄、壳幔混合的深部动力学作用过程,岩浆活动过程中产生流动分异和差异性上升,并沿红河断裂与程海断裂交汇处的局部引张区发生脉动式侵位,构成一个完整的构造-岩浆演化过程。据此,本文建立了陆内走滑动力学环境下岩浆脉动式侵位模型。模型指出：第1阶段岩浆岩的源区深度较大,源区的部分熔融程度较高,酸性组分和结晶分异程度较低,形成正长斑岩墙：第Ⅱ-Ⅲ阶段的岩浆的源区深度变浅,源区的部分熔融程度较低但规模大,有大量下地壳花岗质组分参与,酸性组分和结晶分异程度较高,依次形成与成矿有关的斑状花岗岩主岩体和含古老地壳基底物质的花岗斑岩岩枝（脉）；第Ⅳ阶段岩浆的源区深度与第Ⅱ-Ⅲ阶段相似,但源区的部分熔融程度最低,岩浆熔融规模小,分异程度高,仅形成岩墙状-脉状碱长花岗斑岩。岩浆主侵位阶段,还伴随有源区深度更大的小规模铁镁质岩浆侵入,形成矿区两阶段煌斑岩脉。
二、Effect of low-temperature mineralization of mantle fluid processes: as exemplified by the polymetallic deposits of Cenozoic alkali-rich porphyry of western Yunnan, China（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、Effect of low-temperature mineralization of mantle fluid processes: as exemplified by the polymetallic deposits of Cenozoic alkali-rich porphyry of western Yunnan, China（论文提纲范文）
（1）后碰撞背景下壳-幔岩浆混合作用对斑岩型矿床成矿作用的贡献 ——以滇西马厂箐铜钼（金）矿床为例（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 国内外研究现状与分析 |
| 1.2.1 斑岩型铜–钼矿床研究现状 |
| 1.2.2 俯冲和碰撞背景斑岩成矿的差异 |
| 1.2.3 后碰撞型斑岩矿床的成因理论发展历程 |
| 1.2.4 岩浆混合作用研究现状 |
| 1.2.5 马厂箐矿床研究现状 |
| 1.2.6 存在的问题分析 |
| 1.3 研究思路、内容及方法 |
| 1.3.1 研究思路和内容 |
| 1.3.2 研究方法 |
| 1.3.3 研究技术路线 |
| 1.4 论文研究主要工作量 |
| 1.5 论文主要创新点 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造背景及演化 |
| 2.2 地层概况 |
| 2.3 构造特征 |
| 2.4 岩浆岩概况 |
| 2.5 区域矿产概述 |
| 第3章 矿床地质及岩相学特征 |
| 3.1 矿床地质 |
| 3.1.1 地层 |
| 3.1.2 构造 |
| 3.1.3 岩浆岩 |
| 3.1.4 矿化和蚀变分带 |
| 3.1.5 成矿期次划分 |
| 3.2 岩相学特征分析 |
| 3.2.1 贫矿斑岩 |
| 3.2.2 含矿斑岩 |
| 3.2.3 镁铁质岩石 |
| 第4章 地质年代学研究 |
| 4.1 富矿岩体成岩年龄 |
| 4.2 铜钼金矿石年龄 |
| 4.3 成岩成矿时空演化讨论 |
| 4.3.1 马厂箐成岩成矿关系讨论 |
| 4.3.2 马厂箐岩浆演化序列 |
| 4.3.3 金沙江–红河成矿带成岩成矿演化讨论 |
| 第5章 矿床地球化学研究 |
| 5.1 热液蚀变对实验数据结果的影响分析 |
| 5.2 岩(矿)石主量–微量元素地球化学 |
| 5.3 岩(矿)石同位素地球化学分析 |
| 5.3.1 Lu–Hf同位素示踪 |
| 5.3.2 Sr–Nd–Pb同位素示踪 |
| 5.3.3 S同位素示踪 |
| 5.3.4 Hf–Nd同位素解耦分析 |
| 5.4 (岩浆)锆石地球化学分析 |
| 5.4.1 锆石微量元素特征 |
| 5.4.2 锆石结晶温度计算 |
| 5.4.3 含矿/贫矿岩浆氧逸度估算 |
| 小结 |
| 第6章 斑岩成岩成矿与岩浆混合作用分析 |
| 6.1 斑岩岩石成因分析 |
| 6.1.1 岩石成因类型的判别 |
| 6.1.2 花岗质岩石成因分析 |
| 6.1.3 镁铁质岩石成因分析 |
| 6.2 岩浆混合作用的证据 |
| 6.3 岩浆混合与斑岩成矿作用分析 |
| 6.3.1 成矿物质来源分析 |
| 6.3.2 岩浆混合对斑岩成矿的贡献 |
| 第7章 地球动力学背景及成矿机制探讨 |
| 7.1 地球动力学背景分析 |
| 7.2 后碰撞斑岩型矿床成矿机制探讨 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
（2）特提斯喜马拉雅东段扎西康矿集区造山型金矿床成矿作用研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 选题依据与项目依托 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 造山型金矿床研究现状 |
| 1.2.2 藏南造山型金矿床研究现状 |
| 1.2.3 扎西康矿集区研究现状 |
| 1.2.4 存在的问题 |
| 1.3 研究内容与技术路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 1.4 论文结构与完成工作量 |
| 1.4.1 论文结构 |
| 1.4.2 完成工作量 |
| 1.5 主要创新点 |
| 第2章 区域地质概况 |
| 2.1 大地构造背景与演化 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.2.1 古生界(Pz) |
| 2.2.2 三叠系(T) |
| 2.2.3 侏罗系(J)—白垩系(K) |
| 2.3 区域构造特征 |
| 2.3.1 断裂构造 |
| 2.3.2 褶皱构造 |
| 2.3.3 穹窿构造 |
| 2.4 区域岩浆作用 |
| 2.4.1 白垩纪岩浆岩 |
| 2.4.2 渐新世岩浆岩 |
| 2.4.3 中新世岩浆岩 |
| 2.5 区域变质作用 |
| 2.6 区域矿产 |
| 第3章 典型金矿床地质特征 |
| 3.1 明赛金矿床 |
| 3.1.1 矿区地质特征 |
| 3.1.2 矿体地质特征 |
| 3.1.3 Au的赋存状态 |
| 3.2 姐纳各普金矿床 |
| 3.2.1 矿区地质特征 |
| 3.2.2 矿体地质特征 |
| 3.2.3 Au的赋存状态 |
| 3.3 马扎拉金矿床 |
| 3.3.1 矿区地质特征 |
| 3.3.2 矿体地质特征 |
| 3.3.3 Au的赋存状态 |
| 3.4 小结 |
| 第4章 矿床地球化学特征 |
| 4.1 流体包裹体 |
| 4.1.1 样品与分析测试方法 |
| 4.1.2 流体包裹体岩相学与成分特征 |
| 4.1.3 均一温度、盐度与密度 |
| 4.1.4 成矿压力与深度 |
| 4.2 同位素地球化学特征 |
| 4.2.1 样品与分析测试方法 |
| 4.2.2 H-O同位素组成 |
| 4.2.3 He-Ar同位素组成 |
| 4.2.4 S-(Pb)同位素组成 |
| 4.3 讨论 |
| 4.3.1 成矿流体特征 |
| 4.3.2 成矿流体来源 |
| 4.3.3 成矿物质来源 |
| 4.4 小结 |
| 第5章 矿床成因与成矿作用 |
| 5.1 成矿年代学 |
| 5.1.1 明赛金矿床绢云母Ar-Ar定年 |
| 5.1.2 姐纳各普金矿床绢云母Ar-Ar定年 |
| 5.1.3 马扎拉金矿床成矿年龄限定 |
| 5.2 控矿要素 |
| 5.2.1 地层与成矿 |
| 5.2.2 构造与成矿 |
| 5.2.3 岩浆活动与成矿 |
| 5.3 矿床成因 |
| 5.3.1 热液金矿床的分类 |
| 5.3.2 矿床成因 |
| 5.4 成矿动力学背景 |
| 5.5 成矿模式 |
| 5.5.1 成矿流体的形成 |
| 5.5.2 金迁移的介质 |
| 5.5.3 金迁移的驱动力及机制 |
| 5.5.4 金的沉淀机制 |
| 第6章 区域对比与找矿潜力分析 |
| 6.1 与藏南典型造山型金矿床成矿作用的差异性 |
| 6.1.1 成矿动力学背景 |
| 6.1.2 控矿构造 |
| 6.1.3 矿床地球化学 |
| 6.2 矿集区找矿潜力分析 |
| 第7章 结论与存在的问题 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 存在的问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
（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 |
（4）滇西小桥头富碱斑岩中熔融包裹体特征研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第1章 前言 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状分析 |
| 1.2.1 岩浆包裹体研究现状及意义 |
| 1.2.2 包裹体研究方法与研究实例 |
| 1.2.3 滇西新生代富碱斑岩研究现状 |
| 1.2.4 滇西富碱斑岩中岩浆包裹体研究现状 |
| 1.2.5 滇西小桥头富碱斑岩研究现状 |
| 1.3 研究思路、内容与方法 |
| 1.3.1 研究思路与内容 |
| 1.3.2 技术路线及研究方法 |
| 1.3.3 论文研究的创新点 |
| 1.4 论文主要工作量 |
| 第2章 研究区地质背景 |
| 2.1 三江地区大地构造背景 |
| 2.2 滇西三江地区地质特征 |
| 2.3 研究区地质背景 |
| 2.3.1 地层特征 |
| 2.3.2 构造演化 |
| 2.3.3 岩浆作用与岩浆岩 |
| 2.3.4 变质岩 |
| 第3章 富碱斑岩的岩石学及地球化学特征 |
| 3.1 岩石类型 |
| 3.2 岩相学特征 |
| 3.3 岩石地球化学特征 |
| 3.3.1 常量元素地球化学 |
| 3.3.2 微量元素地球化学 |
| 3.3.3 同位素地球化学 |
| 3.4 温度压力与深度估算 |
| 第4章 熔融包裹体岩相学和显微测温 |
| 4.1 熔融(岩浆)包裹体的分类和岩相学特征 |
| 4.2 研究区熔融包裹体岩相学 |
| 4.3 熔融包裹体显微测温 |
| 4.3.1 测试方法 |
| 4.3.2 测试过程 |
| 4.3.3 测温异常分析 |
| 4.3.4 测试结果 |
| 4.4 成岩温压估算 |
| 第5章 单个熔融包裹体的原位成份分析 |
| 5.1 测试分析方法 |
| 5.2 包裹体的电子探针主量元素分析 |
| 5.3 包裹体的LA-ICP-MS微量元素分析 |
| 第6章 锆石U-PB年代学研究 |
| 6.1 锆石岩相学特征 |
| 6.2 锆石U-Pb定年分析 |
| 6.3 锆石稀土元素特征 |
| 6.4 锆石Ti温度计和相对氧逸度估算 |
| 6.4.1 锆石Ti温度计 |
| 6.4.2 Ce~(Ⅳ)/Ce~(Ⅲ)比值分析 |
| 第7章 富碱岩浆起源及岩浆演化 |
| 7.1 富碱岩浆成因机制分析 |
| 7.2 富碱岩浆运移演化 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
（5）滇西北甭哥碱性杂岩体成岩机制研究与成矿潜力分析（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 国内外研究现状分析 |
| 1.2.1 富碱火成岩的相关研究现状 |
| 1.2.2 滇西富碱火成岩研究现状 |
| 1.2.3 流体与成矿作用关系研究现状 |
| 1.2.4 埃达克岩及其与成矿作用关系研究现状 |
| 1.2.5 甭哥岩体成岩成矿作用研究现状 |
| 1.3 研究思路、内容及方法 |
| 1.3.1 研究思路和科学问题 |
| 1.3.2 研究内容与技术方法 |
| 1.3.3 论文研究的创新点 |
| 1.3.4 研究技术路线 |
| 1.4 论文研究的主要工作量 |
| 第2章 地质背景概况 |
| 2.1 研究区大地构造背景及演化 |
| 2.1.1 大地构造位置 |
| 2.1.2 主要构造单元及演化 |
| 2.2 区域地质特征 |
| 2.2.1 地层概况 |
| 2.2.2 构造特征 |
| 2.2.3 岩浆岩概况 |
| 2.2.4 区域地球物理特征 |
| 2.2.5 深部构造与地表构造的关系 |
| 2.3 区域地质演化与成矿作用概述 |
| 第3章 岩体岩石学和矿物学研究 |
| 3.1 岩体地质特征 |
| 3.1.1 岩石组合特征 |
| 3.1.2 围岩特征 |
| 3.1.3 岩体矿化特征 |
| 3.2 主岩及包体岩相学特征 |
| 3.2.1 寄主岩岩相学特征 |
| 3.2.2 脉体显微特征 |
| 3.2.3 包体岩石岩相学特征 |
| 3.3 岩体矿物学特征 |
| 3.3.1 黑云母 |
| 3.3.2 长石 |
| 3.3.3 角闪石 |
| 3.3.4 辉石 |
| 3.4 寄主岩与包体关系及其成因分析 |
| 3.5 本章小结 |
| 第4章 岩体地球化学示踪研究 |
| 4.1 元素地球化学分析 |
| 4.1.1 常量元素特征 |
| 4.1.2 稀土元素特征 |
| 4.1.3 微量元素特征 |
| 4.2 铅同位素地球化学特征 |
| 4.3 围岩与石英脉地球化学特征 |
| 4.4 岩体成矿特征分析 |
| 4.5 年代学结果讨论及对成岩时代的限定 |
| 第5章 流体包裹体研究 |
| 5.1 样品采集及分析测试 |
| 5.2 流体包裹体显微特征及分类 |
| 5.3 流体包裹体显微测温 |
| 5.4 流体包裹体地质压力计 |
| 5.5 流体不混溶与金矿化关系 |
| 第6章 岩体成岩成矿机制探讨 |
| 6.1 岩浆作用的地球动力学背景 |
| 6.1.1 岩体成岩构造背景分析 |
| 6.1.2 成岩过程地球动力学机制分析 |
| 6.1.3 深部地质过程对甭哥岩体的影响 |
| 6.2 多阶段成岩作用模型 |
| 6.3 成矿潜力分析 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
（6）滇西富碱斑岩石英包体中玻璃包裹体研究（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 研究现状及存在问题 |
| 1.2.1 富碱斑岩研究现状 |
| 1.2.2 岩浆包裹体研究现状 |
| 1.2.3 富碱岩浆与岩浆包裹体研究存在的问题 |
| 1.3 研究思路、技术路线与方法 |
| 1.3.1 研究内容和思路 |
| 1.3.2 研究方法 |
| 1.3.3 技术路线 |
| 1.4 论文工作量 |
| 第2章 研究区地质背景 |
| 2.1 研究区大地构造背景 |
| 2.2 基底和地层概况 |
| 2.3 构造格架 |
| 2.4 岩浆岩概况 |
| 2.5 新生代富碱火成岩的时空分布及年代学特征 |
| 2.5.1 岩体空间分布特征 |
| 2.5.2 岩体年代学特征 |
| 第3章 玻璃包裹体岩相学 |
| 3.1 玻璃包裹体的识别 |
| 3.2 富碱斑岩和包体岩相学特征 |
| 3.2.1 富碱斑岩岩石学特征 |
| 3.2.2 包体岩石学特征 |
| 3.3 玻璃包裹体岩相学特征 |
| 3.3.1 石英包体中玻璃包裹体的岩相学特征 |
| 3.3.2 辉石斑晶中玻璃包裹体的岩相学特征 |
| 第4章 包体及玻璃包裹体的地球化学特征 |
| 4.1 包体地球化学特征 |
| 4.2 流体及玻璃包裹体显微测温 |
| 4.2.1 流体包裹体显微测温 |
| 4.2.2 玻璃包裹体显微测温 |
| 4.3 玻璃包裹体捕获压力估算 |
| 4.4 玻璃包裹体元素地球化学特征 |
| 4.4.1 石英包体中玻璃包裹体原位常量元素特征 |
| 4.4.2 辉石中玻璃包裹体原位常量元素特征 |
| 4.4.3 含玻璃包裹体的包体稀土、微量特征 |
| 第5章 富碱熔流体演化浅析 |
| 5.1 熔体\流体包裹体的不混溶特征 |
| 5.2 玻璃包裹体成因分析 |
| 5.3 地幔流体运移及演化 |
| 5.3.1 富碱斑岩形成与地幔流体关系 |
| 5.3.2 地幔流体演化趋势 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
（7）滇西鹤庆北衙富碱斑岩金多金属成矿系统研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题依据 |
| 1.2 研究现状和存在问题 |
| 1.2.1 成矿系统研究 |
| 1.2.2 斑岩成矿系统研究进展 |
| 1.2.3 北衙富碱斑岩金多金属成矿系统研究现状及问题 |
| 1.3 论文的创新性 |
| 1.4 研究内容和技术路线 |
| 1.5 完成工作量 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.2 区域构造 |
| 2.3 区域岩浆岩 |
| 2.4 区域地球物理化学特征及矿产 |
| 第三章 典型矿化类型研究 |
| 3.1 矿区地质 |
| 3.1.1 地层 |
| 3.1.2 构造 |
| 3.1.3 岩浆岩 |
| 3.1.4 地球物理异常特征 |
| 3.1.5 地球化学异常特征 |
| 3.2 三类典型矿化类型地质特征 |
| 3.2.1 斑岩型铜(钼)-金矿化 |
| 3.2.2 矽卡岩型金-铜-铁矿化 |
| 3.2.3 热液型铅-锌-银(金)矿化 |
| 第四章 北衙富碱斑岩成因及形成的构造环境 |
| 4.1 北衙富碱斑岩特征 |
| 4.1.1 岩相学 |
| 4.1.2 主微量元素 |
| 4.2 富碱斑岩成因及形成的构造环境 |
| 4.2.1 富碱斑岩成因 |
| 4.2.2 形成的构造背景 |
| 第五章 北衙富碱斑岩金多金属成矿系统研究 |
| 5.1 成矿物质来源 |
| 5.1.1 成矿流体来源及演化 |
| 5.1.2 矿质来源 |
| 5.2 成岩成矿时代 |
| 5.2.1 富碱斑岩年代学 |
| 5.2.2 成矿时代 |
| 5.3 矿区构造及流体运移特征 |
| 5.4 成矿系统产物 |
| 5.4.1 矿质的沉淀机制 |
| 5.4.2 成矿系统产物 |
| 5.5 成矿系统研究小结 |
| 第六章 结论 |
| 6.1 取得的主要认识与成果 |
| 6.2 存在的问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 攻读博士学位期间发表学术论文及参与项目情况 |
（8）云南省香格里拉县甭哥碱性杂岩体岩石地球化学特征及其地质意义（论文提纲范文）
| 1 地质背景 |
| 2 岩石学特征 |
| 3 地球化学特征 |
| 3.1 主量元素 |
| 3.2 稀土元素 |
| 3.3 微量元素 |
| 4 讨论 |
| 4.1 岩浆演化与成岩机制 |
| 4.2 构造背景 |
| 4.3 对成矿作用的制约 |
| 5 结论 |
（9）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 |
（10）云南祥云宝兴厂Cu、Mo矿区喜马拉雅期岩浆演化及成因（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第—章 引言 |
| 1.1 选题依据及意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 岩浆演化研究的历程 |
| 1.2.2 主要新进展 |
| 1.2.3 岩浆多阶段演化模式研究 |
| 1.2.4 方法和手段 |
| 1.3 金沙江-红河断裂带岩浆演化研究现状 |
| 1.4 宝兴厂矿区喜马拉雅期岩浆演化研究现状 |
| 1.4.1 花岗质岩浆岩研究现状 |
| 1.4.2 铁镁质岩浆岩研究现状 |
| 1.5 存在的问题 |
| 1.6 论文的创新性 |
| 1.7 研究内容及方法 |
| 1.7.1 本文研究内容 |
| 1.7.2 测试方法 |
| 1.7.3 研究的技术路线 |
| 1.7.5 研究工作概况 |
| 第二章 区域地质概况 |
| 2.1 大地构造背景 |
| 2.1.1 大地构造位置 |
| 2.1.2 区域性深大断裂 |
| 2.1.3 金沙江—红河喜马拉雅期斑岩带 |
| 2.1.4 遥感线环构造特征 |
| 2.2 区域地球物理特征 |
| 2.2.1 重力异常 |
| 2.2.2 区域航磁异常 |
| 2.2.3 壳幔结构 |
| 2.3 矿区地层岩性 |
| 2.4 矿区构造 |
| 2.4.1 褶皱 |
| 2.4.2 断裂 |
| 2.5 岩浆岩类型及其分布 |
| 2.5.1 花岗质岩浆岩 |
| 2.5.2 铁镁质岩浆岩 |
| 2.6 主要矿床类型及地质特征 |
| 第三章 喜马拉雅期富碱侵入体岩石学特征及岩浆演化序列 |
| 3.1 矿区岩浆岩类型及其特征 |
| 3.1.1 花岗质岩浆岩 |
| 3.1.2 铁镁质岩浆岩 |
| 3.2 岩体侵位序列的宏观地质证据 |
| 3.3 岩体年代学研究 |
| 3.3.1 正长斑岩年龄 |
| 3.3.2 斑状花岗岩年龄 |
| 3.3.3 花岗斑岩年龄 |
| 3.3.4 碱长花岗斑岩年龄 |
| 3.3.5 煌斑岩及暗色包体年龄 |
| 3.4 矿区喜马拉雅期岩浆演化及与红河断裂带岩浆作用关系 |
| 第四章 岩石地球化学特征及其演化 |
| 4.1 花岗质岩石常量元素地球化学特征及演化 |
| 4.2 花岗质岩石微量、稀土元素地球化学特征 |
| 4.2.1 微量元素组成 |
| 4.2.2 稀土元素组成 |
| 4.3 煌斑岩及暗色包体地球化学特征 |
| 4.3.1 主量元素 |
| 4.3.2 稀土元素特征 |
| 4.3.3 微量元素特征 |
| 4.4 全岩Sr-Nd-Hf-Pb同位素及变化 |
| 4.4.1 全岩Sr-Nd-Hf同位素 |
| 4.4.2 Pb同位素组成 |
| 4.5 锆石群型特征 |
| 4.5.1 锆石基本形态 |
| 4.5.2 锆石标型特征 |
| 4.5.3 锆石标型演化势 |
| 4.5.4 锆石标型地质意义 |
| 4.6 锆石微量元素及Hf同位素特征 |
| 4.6.1 锆石微量元素组成 |
| 4.6.2 锆石Hf同位素组成 |
| 4.6.3 锆石Hf同位素的地质意义 |
| 第五章 成岩构造环境、岩石成因及岩浆源区 |
| 5.1 成岩构造环境 |
| 5.1.1 花岗质岩体构造环境 |
| 5.1.2 煌斑岩和暗色包体的构造环境判别 |
| 5.2 花岗质岩体和铁镁质岩体的成因 |
| 5.2.1 花岗质侵入体的成因 |
| 5.2.2 铁镁质暗色包体的成因信息 |
| 5.3 煌斑岩成因机制 |
| 5.4 岩浆源区特征 |
| 5.5 岩浆演化 |
| 5.5.1 部分熔融 |
| 5.5.2 结晶分异 |
| 5.5.3 壳幔混合作用 |
| 第六章 富碱侵入体侵位机制及成因模型 |
| 6.1 岩浆起源深度 |
| 6.2 富碱岩浆形成机制与地幔流体的关系 |
| 6.3 岩浆侵位的深部动力学机制及模型 |
| 第七章 结论 |
| 7.1 主要的结论 |
| 7.2 存在的问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录A |
四、Effect of low-temperature mineralization of mantle fluid processes: as exemplified by the polymetallic deposits of Cenozoic alkali-rich porphyry of western Yunnan, China（论文参考文献）
- [1]后碰撞背景下壳-幔岩浆混合作用对斑岩型矿床成矿作用的贡献 ——以滇西马厂箐铜钼（金）矿床为例[D]. 杨蜜蜜. 成都理工大学, 2020
- [2]特提斯喜马拉雅东段扎西康矿集区造山型金矿床成矿作用研究[D]. 李洪梁. 成都理工大学, 2020
- [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]滇西小桥头富碱斑岩中熔融包裹体特征研究[D]. 郑杰. 成都理工大学, 2018(01)
- [5]滇西北甭哥碱性杂岩体成岩机制研究与成矿潜力分析[D]. 黄玉蓬. 成都理工大学, 2017(01)
- [6]滇西富碱斑岩石英包体中玻璃包裹体研究[D]. 杨雨凡. 成都理工大学, 2017(05)
- [7]滇西鹤庆北衙富碱斑岩金多金属成矿系统研究[D]. 王建华. 昆明理工大学, 2017(10)
- [8]云南省香格里拉县甭哥碱性杂岩体岩石地球化学特征及其地质意义[J]. 黄玉蓬,刘显凡,邓江红,赵甫峰,夏德伟,陈浩. 岩石学报, 2017(02)
- [9]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)
- [10]云南祥云宝兴厂Cu、Mo矿区喜马拉雅期岩浆演化及成因[D]. 刀艳. 昆明理工大学, 2016(01)