一、晋中南地区石膏矿床地质特征及成因浅析（论文文献综述）
段壮[1]（2019）在《山东莱芜地区矽卡岩型铁矿床成矿作用与成矿机制研究》文中研究说明位于华北克拉通东部的鲁西莱芜地区是我国最重要的矽卡岩型富铁矿成矿区之一,也是我国平炉富矿的重要产地。莱芜地区中生代侵入岩发育,主要包括矿山、角峪、金牛山和铁铜沟岩体,其中矿山岩体是最重要的成矿岩体。矽卡岩型铁矿床主要产于矿山岩体与中奥陶统碳酸盐岩地层的接触带中,包括大-中型矿床7处,小型矿床3处,累计探明资源储量约5亿吨,占莱芜地区矽卡岩型铁矿总储量的95%以上。前人对该莱芜地区成矿岩体地质特征、控矿构造及矿化特征等开展了大量研究,但对该区成矿岩体的岩石成因、成矿流体组成和演化、成矿时代、膏岩层参与铁矿成矿的方式和机制等关键问题的研究还比较薄弱。针对以上问题,本文以莱芜地区的中生代侵入岩及张家洼大型富铁矿床为主要研究对象,在详细的野外地质调查、岩相和矿相学观察的基础上,开展相关的岩石地球化学、成矿年代学及矿物地球化学研究,深入探讨该区侵入岩的成因、成矿流体演化、膏盐层参与成矿的方式、成岩成矿时代和成矿动力学背景,揭示该区矽卡岩型富铁矿成因机制和关键控制因素。系统的锆石U-Pb定年结果表明,莱芜地区的侵入岩主要形成于130Ma,是华北克拉通破坏峰期的响应。该区几个主要侵入岩体如矿山、角峪、金牛山和铁铜沟等具高Mg#,富集LILE、Pb和LREE,亏损HFSE等微量元素组成特征,并明显富集Sr-Nd同位素,表明其初始岩浆来源于EMI型和EMII型地幔之间的富集岩石圈地幔的部分熔融,并且在岩浆演化过程中发生了不同程度的地壳混染;此外,铁铜沟岩体的同位素组成特征显示有少量软流圈物质的加入。莱芜地区富集岩石圈地幔的形成可能与三叠纪时期华南陆壳向华北克拉通俯冲过程中产生的熔体及侏罗纪时期古太平洋向中国东部俯冲产生的板片流体对华北克拉通岩石圈地幔的交代有关。张家洼矽卡岩型铁矿床主要赋存于矿山岩体的闪长质侵入体与中奥陶统碳酸盐岩的接触带、石炭系本溪组与奥陶系地层之间的层间滑动离构造以及接触带与层间构造的复合部位。野外观察和岩相学特征表明,该矿床的成矿作用可以分为钠质交代阶段（钠长石、方柱石）、干矽卡岩阶段（透辉石、镁橄榄石、尖晶石）、湿矽卡岩阶段（金云母、磁铁矿、蛇纹石及少量磷灰石和榍石）、硫化物阶段（黄铁矿）和碳酸盐阶段（方解石）,其中湿矽卡岩阶段是主成矿阶段,磁铁矿为主要的矿石矿物。与磁铁矿共生的热液榍石U-Pb年龄为131±4 Ma,与磁铁矿共生的金云母40Ar/39Ar年龄为130±1 Ma,二者在误差范高度吻合,并与矿山岩体的锆石U-Pb年龄（130±1 Ma）完全一致,表明莱芜地区矽卡岩型铁矿床的成岩成矿作用年龄为130 Ma。鲁西北淄博地区召口矽卡岩型铁矿床的石榴石U-Pb年龄为128±3 Ma,鲁西南沂南地区的铜井矽卡岩型Cu-Au-Fe矿床的石榴石U-Pb年龄为126±7–127±3 Ma。这些年龄在误差范围内均与张家洼铁矿床的年龄相似,暗示莱芜地区矽卡岩型铁矿床是鲁西早白垩世130 Ma左右区域大规模成矿作用的产物。综合华北克拉通东部已发表的矽卡岩型矿床及成矿岩体的年龄可知,华北克拉通中、东部的矽卡岩型铁矿成矿作用均爆发于130 Ma,与华北克拉通破坏峰期一致,指示华北地区大规模矽卡岩型铁成矿作用是华北克拉通岩石圈减薄和破坏的响应和产物。为了探讨莱芜地区矽卡岩型铁床成矿流体的演化以及膏岩层参与铁矿成矿的方式和机制,本文对成矿岩体（矿山岩体）中的硫化物和磷灰石以及矽卡岩型铁矿床中不同成矿阶段的热液矿物（钠化-干矽卡岩阶段的方柱石、湿矽卡岩阶段的热液磷灰石和磁铁矿、硫化物和碳酸盐阶段的黄铁矿）开展了系统的矿物学及地球化学研究。结果表明,矿山岩体中的磷灰石具有异常高的Cl含量（可达7 wt.%）,暗示与成矿有关的岩浆高度富集卤族元素（尤其是Cl）,从而有利于高盐度岩浆流体的出溶。该区成矿岩体中辉石堆晶和不成矿岩体中部分具有原生结构的硫化物硫同位素组成具有典型的岩浆硫特征(δ34S接近于0‰)。钠化-干矽卡岩阶段的方柱石Cl/Br摩尔比值介于565–1094,暗示该阶段的成矿流体以岩浆流体为主。形成于湿矽卡岩阶段且与磁铁矿共生的热液磷灰石具有明显更高的Cl/Br摩尔比值（685–8875）,指示该期流体混染了围岩奥陶纪蒸发岩中的岩盐;同时,热液磷灰石的87Sr/86Sr比值（0.70765–0.70903）明显高于成矿岩体的初始87Sr/86Sr比值（0.70645–0.70792）,而与奥陶系碳酸盐围岩的同位素组成相似（0.70867–0.70919）,也指示该阶段大量围岩物质加入到成矿热液中。张家洼铁矿的磁铁矿具有高Mg特征（MgO含量普遍大于1 wt.%）,并且伴生镁铁矿和镁钛矿,指示铁成矿阶段有大量富镁围岩物质的加入。硫化物-碳酸盐阶段的硫化物具有富重硫的硫同位素组成特征(δ34S值整体大于10‰),指示奥陶纪膏盐层中硫酸盐的加入为热液流体提供了大量的硫。同时,大规模富含地层重硫的热液流体叠加交代了该区成矿岩体,使岩体中富含浸染状、细脉状的热液黄铁矿,这些黄铁矿的硫同位素组成与矿石中硫化物阶段的黄铁矿硫同位素组成相近。综上所述认为,奥陶系膏岩层主要以热液流体交代、萃取的方式在湿矽卡岩阶段持续加入到成矿流体系统中;成矿岩体出溶的富氯流体利于铁质出溶和搬运,是成矿的关键因素。
周智慧[2]（2020）在《山西北部石炭纪喀斯特型铝土矿成因研究 ——以兴县铝土矿为例》文中进行了进一步梳理山西省是我国铝土矿资源大省,铝土矿的探明储量居全国榜首,目前探明储量达约102652万吨,铝土矿分布广泛,矿床面积约为6.7万平方千米。兴县铝土矿位于山西省的西北部,处于南坻屋-段村-雷沟矿带北偏东方向,该处属于溶斗控矿区,属于典型的喀斯特型铝土矿。采样位置坐落于兴县东南部,兴县-石楼南北向褶皱带的南段东侧。研究对象的兴县铝土矿赋存于石炭系本溪组下部,是一套包含“G层铝土矿山西式铁矿”的含矿岩系剖面,又称为铁铝岩段。从采样的钻孔剖面将含矿岩系自下而上分为主要的五个主要的岩层,分别是底板灰岩、铁质泥岩、铝土矿、粘土矿及顶板砂质泥岩,该矿系与下伏的奥陶系峰峰组灰岩呈不整合接触状态。铝土矿矿体形态由于受到下伏喀斯特古地貌的控制主要产出形态为层状、似层状及透镜状。矿石构造主要为块状构造,矿石结构主要为碎屑结构、鲕粒结构、隐晶质结构及重结晶微晶结构等。含矿岩系剖面内的矿物主要有硬水铝石、三水铝石、伊利石、黄铁矿、针铁矿、赤铁矿、鲕绿泥石、斜绿泥石、镁绿泥石和高岭石,另外还有少量的金红石、锐钛矿、方解石和石英。通过铝土矿矿床地质特征、矿物学特征及稳定S同位素特征分析,结合其他学者的研究结论推断出该地铝土矿是在碱性-弱还原环境中沉积形成,处于“浅水带”型铝土矿向“渗流带”铝土矿过渡地带。矿系由下到上经历了氧化→还原→氧化、半封闭→封闭的沉积环境,对应的沉积相为泻湖相→内陆湖沼相。水体较浅,含盐度为半咸,总体上与该区地质发展史一致。铝土矿中的硫δ34S平均值与山西早寒武世的石膏层δ34S平均值近似一致,证明矿床的硫来自下层早寒武世的石膏层,同时顶层泥岩出现最小值与外来火成岩硫有关,指示着深部物质可能为铝土矿的形成提供了一部分物质来源。
江满容[3]（2014）在《陆相火山岩型铁矿床矿石组构学特征及其成因意义》文中认为宁芜盆地、庐枞盆地及攀西地区是我国陆相火山岩型铁矿研究的重要基地,而此类矿床中的矿石是在特定的地质条件下经过漫长的成矿过程演化而形成的,记录着成矿作用的相关信息。宁芜-庐枞地区铁矿床的赋矿岩体为一套晚侏罗世-早白垩世的中酸性次火山岩,其中以出露于地表-30m以下的宁芜梅山铁矿和地表-600m以下庐枞泥河铁矿为典型代表；而攀西地区平川铁矿的赋矿岩体为一套晚二叠世-早三叠世基性-超基性的次火山岩,矿体出露地表。泥河→梅山→平川铁矿的赋矿次火山岩体依次为偏酸性→中性→基性-超基性。三个矿床虽然都是陆相火山岩型铁矿,但是产出的地质背景、赋矿岩体、控矿构造、成矿作用、成矿流体及矿石组构等方面都有所差异。本次研究,以宁芜盆地梅山铁矿床、庐枞地区泥河铁矿床以及攀西地区平川铁矿床为研究对象,在矿相学理论指导基础上,进行系统的矿石组构学研究,并结合矿床地球化学和流体地质学等理论知识,选择具代表性的标型矿物组合通过探寻其物理性质、化学成分、流体性质及同位素组成在不同成矿环境的指纹信息,反馈不同成矿地质作用对标型矿物形成的制约作用,旨在揭示不同陆相火山岩系列的铁矿床在成矿作用过程中的共性及差异性。本次研究对深入认识陆相火山岩铁矿成矿作用,总结完善该类型铁矿床的成矿规律研究及推动深部找矿具有重要的意义。本次研究成果如下：（1）矿石组构学梅山铁矿早阶段伴随有网脉浸染状磁铁矿矿化,形成浸染状、网脉状贫矿体,晚阶段发生富矿流体的充填,形成块状富矿体；中期蚀变作用阶段磁铁矿发生赤铁矿化等,形成假象-半假象赤铁矿。典型矿石结构主要有自形-半自形粒状结构、它形粒状结构、交代结构、脉状-网脉状结构、格状结构、共结边结构、生长环边结构等。泥河铁矿矿石构造主要有浸染状构造、块状构造、斑杂状构造、细脉浸染状构造、网脉状构造,矿石结构主要有自形-半自形粒状结构、它形粒状结构、交代结构、格状结构、脉状-网脉状结构等。平川铁矿矿山梁子矿段和道坪子矿段的矿石构造主要有致密块状构造、浸染状构造、角砾状构造、脉状-网脉状构造,矿石结构主要有自形-半自形粒状结构、似海绵陨铁结构、交代结构、包含结构、碎裂结构。总体来说,陆相火山岩型铁矿床金属矿物主要为磁铁矿,其次赤铁矿、黄铁矿及菱铁矿。泥河铁矿床以次火山热液交代作用为主；梅山铁矿床以次火山热液交代作用为主,充填作用为辅；平川地区道坪子-矿段梁子矿段以充填成矿为主,交代作用为辅；平川烂纸厂矿段为火山沉积-变质成矿。（2）成矿期及成矿阶段的划分泥河铁矿和梅山铁矿都经历了三个成矿期,包括晚期岩浆结晶分异期,气水-热液成矿期和表生氧化期。泥河铁矿床的气水-热液成矿期可分为碱交代作用阶段、硬石膏-透辉石-磁铁矿化阶段、铁硫-钙充填交代阶段及硅化-泥化水热交代阶段。梅山铁矿在岩浆成矿期已经开始富集成矿物质,可进一步划分为岩浆结晶分异阶段、碱性长石化阶段及硬石膏-（磷灰石）-磁铁矿-透辉石／石榴石阶段；气水-热液成矿期划分为硬石膏-（磷灰石）-黄铁矿-磁铁矿阶段、石英-黄铁矿-磁铁矿阶段、含水硅酸盐矿物叠加作用阶段、硬石膏-黄铁矿化阶段及硅化-泥化-碳酸盐化阶段。平川铁矿在不同矿段表现出不同的成矿类型。基本上,成矿期可划分为岩浆分异期（大杉树矿段）、火山喷发-沉积期（烂纸厂）、次火山热液期（矿山梁子、道坪子矿段）和后生改造期。（3）磁铁矿的成因特征①磁铁矿至少可分为三个世代：早期为细粒它形磁铁矿,呈稀疏浸染状分布于赋矿次火山岩体中；中期为硬石膏-透辉石-磷灰石-磁铁矿化阶段（梅山、泥河）或（金云母）（蛇纹石）-磷灰石-磁铁矿化阶段（平川）以浸染状-块状构造产出的磁铁矿石,磁铁矿呈细粒它形粒状结构：晚期为以硬石膏-石英/碳酸盐-磷灰石-磁铁矿阶段脉状-网脉状构造产出的粗粒-伟晶状磁铁矿（泥河）、致密块状磁铁矿（梅山）或细粒碳酸盐-（硫化物）-磁铁矿阶段以梳状构造（矿山梁子）产出的中粗粒磁铁矿。根据其产出组构特征,一般早期为岩浆结晶分异的产物；中期为次火山岩热液交代作用的产物,为主矿体的主要组成部分;晚期为热液充填成矿。②磁铁矿晶胞参数：梅山及泥河铁矿床的晶胞参数（ao为8.38892-8.39057nm和8.38630-8.38965nm）分布在接触交代和热液交代型磁铁矿范围内,应为热液交代成因。而平川铁矿（包括矿山梁子和道坪子）磁铁矿的晶格常数ao分别为8.392-8.395nm和8.391-8.398nm,显示磁铁矿主体为热液交代成因,部分可能为岩浆作用形成。③梅山铁矿早期深部辉长闪长玢岩中的磁铁矿属于富钛低镁型-富钛富钒型；而后期接触交代作用下形成的磁铁矿属于低钛富镁型-低钛富钒型。泥河铁矿早期磁铁矿颗粒为富钛低镁型-富钛富钒型；泥河铁矿中期浸染状磁铁矿为低钛低镁型-低钛富钒型；晚期粗粒脉状磁铁矿Ti02含量在1%左右波动,比较偏过渡类型。矿山梁子及道坪子主矿体磁铁矿石矿山梁子以低钛、低铝、高镁含量为特征。电子探针数据显示由泥河→梅山→平川,磁铁矿的TFeO、Fe2O3含量及Fe2O3/FeO值明显增加,FeO含量明显降低,这可能与成矿溶液中铁质含量、成矿作用形式及矿质沉淀的空间位置有关。④梅山铁矿磁铁矿TiO2、Al2O3、MgO和MnO的对数分布图显示,A1203略负向偏倚分布,MgO、TiO2和MnO均呈较明显的负向偏倚特征,与岩浆型磁铁矿相似,可能为该区后期磁铁矿继承了部分岩浆结晶分异期的元素。泥河铁矿磁铁矿MnO、MgO略具对数负向偏倚分布,整体与火山岩型磁铁矿较为相似。平川铁矿道坪子矿段整体与矽卡岩型磁铁矿较为相似,可能与成矿期后大量的碳酸盐交代作用有关。⑤磁铁矿TiO2-Al2O3-MgO, TiO2-Al2O3-（MgO+MnO）成因图解显示,平川矿山梁子及道坪子主矿体磁铁矿具明显的热液交代和接触交代作用特征,而烂纸厂为沉积变质作用而成；泥河铁矿特征值分布集中,为与中性岩浆有关的火山岩型-热液型过渡类型；梅山铁矿特征值分布非常分散,为明显的过渡性成矿。⑥不同类型矿床、不同矿石结构和构造产出的磁铁矿TiO2-Al2O3-（MgO+MnO）成因图解也具有一定规律性。梅山铁矿磁铁矿为与火山岩有关的岩浆期后热液作用成矿,脉状矿石为岩浆期后矿质充填形成,以它形细粒结构集合体为特征；角砾状矿石及块状矿石则是早期热液交代萃取围岩中的铁质,晚期矿质大规模沉淀而成,该作用过程中发育区内最广泛的浸染状磁铁矿化,磁铁矿受后期热液作用的影响而被交代溶蚀呈残余结构。泥河铁矿磁铁矿主要分布于Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ区的过渡区间,角砾状构造→浸染状构造→斑杂状构造→伟晶状构造→致密块状构造→网脉浸染状磁铁矿石中磁铁矿由火山岩型→岩浆型→热液型逐渐过渡,但浸染状磁铁矿石、伟晶状磁铁矿石及块状磁铁矿石受热液交代混染分布略分散。从磁铁矿产出结构特征来看,细粒它形结构与交代残余结构磁铁矿主要为火山岩型,粗粒自形-它形粒状结构磁铁矿偏向于热液成因,与区内以次火山岩-热液成矿特征较为一致。平川矿山梁子及道坪子矿段磁铁矿几乎都分布于矽卡岩型区域内,仅道坪子矿段发育的浸染状、细脉状磁铁矿石受地层混染而有向热液型过渡的趋势,矿山梁子矿段应该为富铁质矿浆沿本区火山机构及区内构造薄弱面充填成矿,受区内碳酸盐围岩影响。烂纸厂矿段磁铁矿为典型的沉积变质成因类型。⑦磁铁矿H-O稳定同位素：梅山磁铁矿H-O同位素特征显示成矿热液总体显示岩浆水（5DH2O=-73-84%o,δ18OH2O=6.68-8.9‰）的特征,大气降水混入不明显。泥河磁铁矿H-O同位素特征表明主成矿阶段的流体主要为岩浆水,成矿晚阶段则主要为天水。平川磁铁矿δ18OMt介于5.6-10.3‰之间,明显区别于岩浆型磁铁矿和沉积变质型磁铁矿,与辉长质岩浆（δ180=5.5～7.4‰）相近,说明形成磁铁矿的氧与深部岩浆源具有亲缘关系。成矿热液中的水主要来源于岩浆体系,和区内岩浆活动密切相关,但因碳酸盐脱碳作用而具有低δD和高δ180特征。（4）蚀变-矿化分带规律梅山铁矿围岩蚀变空间上,自下而上,分为岩体深部浅色蚀变带、接触带附近深色蚀变带和上部安山质火山岩中浅色蚀变带,磁铁矿化开始于岩体深部浅色蚀变带,在接触带附近深色蚀变带富集。泥河铁矿床矿体,自下而上分为①下部浅色蚀变带、②深色蚀变带、③叠加蚀变带及④上部浅色蚀变带。分别对应钠长石化、紫色硬石膏-透辉石-（磷灰石）-磁铁矿化、含石英-赤铁矿-（菱铁矿）-浅色硬石膏-黄铁矿化及硅化-泥化。次生石英岩化是磁铁矿化的远程指示性蚀变,膏辉岩化出现在近矿和容矿蚀变带,钠长石化大规模发育标志铁矿化作用的开始,亦即深部找矿勘探的终止。平川铁矿的道坪子矿段V号矿体产于辉长岩体与碳酸盐岩接触带,具充填交代成因,围岩蚀变相对较为发育,可划分为4个蚀变带：①蛇纹石化大理岩带、②金云母-蛇纹石-磁铁矿化带、③金云母-透闪石化带、及④绿帘石-阳起石-透辉石化带。各蚀变带渐变过渡,向接触带两侧蚀变程度逐渐减弱。金云母-蛇纹石-磁铁矿带是主要赋矿部位,主要发育在细粒辉绿辉长岩中,金云母和蛇纹石是近矿围岩蚀变标志。（5）蚀变-矿化作用过程中的元素迁移本次研究的陆相火山岩型铁矿中泥河铁矿具有保存最完整及最典型的蚀变分带特征,因此选取其作为研究对象,对蚀变-矿化作用过程进行探讨,分析元素迁移规律。针对泥河铁矿床蚀变矿化带对蚀变岩主量元素分析,以早期蚀变岩石为原岩与稍晚期蚀变岩石的不活动元素拟合最佳等浓度方程,采用改良后的等浓度图法（The Isocon Diagram）来定量探讨蚀变过程中元素迁移特征。早期碱交代作用阶段以Na质富集为主,代表着铁矿化作用的开始。Fe质迁移与Na质富集为负相关,与P富集呈正相关关系。深色蚀变带以铁、镁、钙交代作用为主,膏辉岩以强烈富集Ca、Mg,弱富集Fe、Si为特征,为磁铁矿化过程富集Fe、P提供物质基础。叠加蚀变带以铁、硫、钙充填交代作用为主,早期赤铁矿-（菱铁矿）-硬石膏-黄铁矿化过程伴随强烈的硅酸盐矿物绿泥石化、绿帘石化水解,富集Fe、P、S和LOI,强烈亏损Ca、Mg；黄铁矿-硬石膏化蚀变岩以强烈富集Ca、Sr和Ba,强烈亏损Al、Si、K、Mg和Na,较亏损P为特征,Ba、Sr等大离子亲石元素富集可能与硬石膏大规模沉淀有关。上部浅色蚀变带以硅、钾、铝水热交代作用为主,水云母-高岭土带富集K、Al,而早期蚀变迁移出的Si质则在次生石英岩化带沉淀形成硅质岩壳,磁铁矿化强度与硅化强度呈正相关关系,区内硅质的大规模沉淀标志着铁矿成矿作用过程全部结束。在整个矿化作用过程中Ti仅在磁铁矿大规模沉淀时发生类质同象置换而迁移,在其它蚀变过程中均以不活动组分存在。钠长石化的大量出现标志着铁矿化的开始；膏辉岩化是近矿和容矿蚀变；次生石英岩化是远程指示性蚀变。泥河铁矿床早期发育于辉石粗安玢岩体中的蚀变矿化过程微量稀土元素未发生明显的迁移。由辉石粗安玢岩内带至砖桥组粗安岩,微量-稀土元素逐渐降低,指示着稀土元素由内带向外带运移,亦指明了热液流体的运移方向。综上所述,陆相火山岩型铁矿床矿石组构学特征、磁铁矿成因标型特征及蚀变-矿化分带特征显示,铁质来源与岩浆岩密切相关。中性和基性-超基性火山岩系列铁矿床产出于火山岩体内部或接触带部位,铁矿体以交代充填成矿为主,均发育浸染状矿化、块状矿化及脉状-网脉状矿化,局部发育角砾状矿化。由于矿体产出位置及成矿环境差异导致产出不同类型矿石组构特征及磁铁矿类型。磁铁矿化学成分特征表明浸染状细粒它形磁铁矿颗粒具有火山岩型或岩浆型-热液型过渡特征,说明其对火山岩中的铁质具有继承性特征。通过研究泥河铁矿各蚀变矿化带的元素迁移规律结合区内成矿流体特征,探讨了陆相火山岩型铁矿床成矿作用过程及矿床形成机制,并建立了蚀变-矿化模型。
龚大兴[4]（2016）在《四川盆地三叠纪成盐环境、成钾条件及成因机制》文中认为钾盐是保障国家经济稳定、战略安全的重要紧缺资源,我国已探明钾盐资源相对13亿人口大国需求而言乃杯水车薪。中国大陆是由多个小陆块及其间的造山带镶嵌而成,且经历了多期离散、拼合构造旋回。这种由相对不稳定的小陆块组成的构造背景决定了我国古代蒸发盆地成盐、成钾的特殊性和复杂性,找钾难度较大,也给成盐聚钾成因模式的研究带来了很大困难。随着现代地质学的发展,有必要将层序地层学、沉积地球化学、盐类地球化学、旋回地层学等领域新的研究方法和思路引入到钾盐矿床的研究中。四川盆地是具有三维空间的地貌盆地,也是具有“四维空间”即包括地质历史时间概念和沉积建造在内的沉积盆地,是在扬子克拉通台地基础上形成和发展起来的复合型或叠合型盆地。盆内中、下三叠统是一套浅海台地—蒸发岩台地沉积,一直都是中国找钾的重要层位。长期以来,由于油气、富钾卤水、石膏、杂卤石和盐矿等资源的勘探开发,关于四川盆地三叠系含盐层的研究取得了较深入的认识,涉及蒸发岩的生成模式和成盐机理、古地理环境、盐盆地的分布、岩系剖面地球化学特征、盐类矿物组合及富钾卤水成因等多个方面。但盆内尚未发现固态钾盐矿床,基础资料虽多,但不同的资料,不同的区块,层位划分体系不同,对象及目的层位不一致,成盐期次划分紊乱。富钾卤水及杂卤石是否能作为三叠系成钾的指示,以及是否存在海相固态钾盐沉积等方面仍然存在争议。本文通过对四川盆地主要含盐构造野外勘查、采样分析;室内大量钻井资料的对比整理;地球化学及地球物理方法综合研究,得到了如下几点认识:1、在详细研究盆地三叠系基干剖面（合川沥鼻峡剖面,渠县农乐剖面）及钻井剖面（长平3井,广参2井）的基础上,重新整理、对比找钾老井,盆内最新的盐/钾井、油/气井资料,统一了不同资料、不同区块的层位划分。认为四川盆地三叠纪从时间上可以划分为6个成盐期:嘉陵江组二段第二亚段沉积期（T1j2-2）,嘉陵江组四段第二亚段沉积期（T1j4-2）,嘉陵江组五段第二亚段沉积期（T1j5-2）雷口坡组一段第一亚段沉积期（T2l1-1）（川东地区雷口坡组名为巴东组）,雷口坡组一段第三亚段沉积期（T2l1-3）,雷口坡组三段第二亚段沉积期（T2l3-2）以及雷口坡组四段第二亚段沉积期（T2l4-2）。空间上可以划分为五个成盐区:川东成盐区,川北成盐区,川西成盐区,川西南成盐区及川中成盐区,19个次级含盐构造（盐盆地）。受四川盆地及周缘古陆构造活动的影响,成盐盆地表现出逐渐向西迁移的演化过程。2、通过对四川盆地典型剖面的野外观察,根据岩相组合特征、沉积构造、室内薄片鉴定等研究,建立了沉积相识别标志,划分了典型盐、钾钻井的沉积相类型。认为四川盆地早中三叠世整体属于浅水碳酸盐岩—蒸发岩台地。根据典型剖面沉积构造、生物特征、岩性组合,可划分为18种成因类型,分别形成于开阔台地相—局限台地相—蒸发台地相等3种主要的沉积相,6种沉积亚相及13种沉积微相。进一步通过四川盆地含盐层的时空分布特点,侧重于蒸发成盐过程中亚相及成盐微相的分布,编制了主要成盐期的岩相古地理图件,认为沉积相带多具有环状分布特征,盐湖微相通常处于核心位置,属于典型的“牛眼式”成盐模型,各成盐期均具有一个或多个咸化中心,古地理特征有利于成钾。3、本文将旋回地层学领域的最新进展:碳酸盐岩台地高频沉积旋回的识别方法及古相对海平面变化趋势重建,运用于四川盆地含盐剖面进行实践。利用保留在自然伽玛测井数据中的旋回响应特征,模拟了台地高频沉积旋回叠加样式,反演了四川盆地早中三叠世古海平面变化趋势,讨论了典型含盐剖面的咸化过程,提出碳酸盐岩台地在海平面快速下降期或海退初期,一般不会形成盐类矿产;持续振荡的水体环境往往只能形成白云岩+石膏+少量岩盐层的组合;只有在海退的中晚期,台地长期处于低水位环境,才有可能出现石膏+岩盐+含钾矿物的组合,具备成钾潜力。并认为,蒸发岩台地含盐剖面中的富钾层段在地层沉积记录中保留着某些响应特征,研究这些旋回响应机制,可以快速锁定有利的成盐聚钾期,聚焦富钾层段,丰富了地球物理方法找钾的手段。4、在四川盆地含盐层时空分布,空间演化过程研究的基础上,结合含盐层地球化学特征、地球物理特征、古地理条件、古气候背景,对四川盆地主要含盐构造,不同成盐期的成钾条件进行了评价。认为四川盆地具有3个有利的成钾时期,包括嘉四2（T1j4-2）,嘉五2雷一1（T1j5-2T2l1-1）及雷四2（T2l4-2）。4个有利的成钾构造,长寿双龙构造、宣汉盐盆黄金口构造、南充构造及邛崃平落坝构造。成盐聚钾过程与海平面长时期处于较低水平,卤水在极端干旱气候条件下,持续咸化浓缩有关。沉积相带多呈环带状分布,以盐湖微相为核心,成因模式属于“潮上带牛眼式干化小型盐盆（湖）成盐聚钾”。以事件成钾的观点讨论了四川盆地出现成钾事件的可能,认为:嘉四2（T1j4-2）时期的长寿双龙构造、嘉五2雷一1（T1j5-2T2l1-1）时期的宣汉盐盆黄金口构造、南充盐盆及雷四2（T2l4-2）时期的成都盐盆平落坝构造具备出现成钾事件的条件。
段登飞[5]（2019）在《鄂东南阳新岩体周缘矽卡岩型铜多金属矿床地质特征及矿床成因》文中指出鄂东南矿集区是长江中下游成矿带七大矿集区之一,区内矿产以铁和铜为主,其次有钼、金、铅、钨、锌等。鄂东南矿集区内几乎所有矿床的形成均与燕山期中-酸岩侵入岩有关,主要矿床类型为矽卡岩型和斑岩型。本文采集了鄂东南地区铜矿床成矿岩体和不成矿岩体。对这些岩体进行了详细的岩相学、主微量分析、Sr-Nd同位素分析,以及原位的矿物主微量分析。另外还选取了三个典型的Cu多金属矿床,详细研的究了这些矿床的矿床地质特征、成矿物质和成矿流体来源。按照岩体在地表出露的面积,可以分为呈岩株状的小岩体和岩基状的大岩体。锆石U-Pb定年表明,成矿小岩体成岩年龄>140Ma,成矿大岩体<140Ma。不成矿岩体也属于小岩体,成岩年龄<140Ma。另外阮家湾矿区新发现的二云母花岗岩锆石U-Pb年龄与阮家湾成矿岩体年龄相近,为142.1±3.2Ma。除新发现的阮家湾二云母花岗岩外,鄂东南地区成矿岩体和不成矿岩体均属于高钾钙碱性,准铝质岩石。所有岩体均具有富集轻稀土（LREE）,亏损重稀土（HREE）。富集大离子亲石元素（LILE）,亏损高场强元素（HFSE）的特征,在蛛网图上有明显的Pb、Sr正异常和Nb、Ta、Ti、P负异常。所有岩体的Sr-Nd同位素值都较为接近,与早白垩基性岩的Sr-Nd同位素值一致。岩石地球化学特征表明鄂东南铜多金属矿床成矿岩体及不成矿岩体起源于下地壳和下伏岩石圈拆沉,拆沉的下地壳和岩石圈导致了软流圈的上涌,下地壳和岩石圈发生部分熔融并与软流圈地幔发生不同程度的混合,最终形成了鄂东南地区的各种基性岩和中酸性岩。岩相学、角闪石BSE图像以及主量元素研究表明鄂东南地区小岩体,无论成矿与否,都在5km处有一个深部岩浆房,浅部就位深度约3km。而鄂东南地区成矿大岩体不存在深部岩浆房,直接在浅部约3km处就位。本文选取铜绿山小岩体详细研究岩浆深部演化历史,发现岩浆在5km处,经历了约40%的角闪石、斜长石和磷灰石的分离结晶作用。经过分离结晶作用,残余岩浆更加富集成矿元素Cu和挥发分元素Cl。由于不成矿岩体和成矿大岩体成矿年龄<140Ma,因此选取二者的磷灰石做对比研究,来探讨成矿的差异。研究发现成矿岩体磷灰石中的Cl,S,Li的元素含量要高于不成矿岩体磷灰石。而且大部分不成矿岩体磷灰石含有流体包裹体,而大部分成矿磷灰石不含有流体包裹体。磷灰石的流体包裹体特征及组分特征表明,不成矿岩体在深部发生了流体出溶,使岩浆中的Cl,S,Li、Cu和Au含量降低,从而对成矿不利。综合对比鄂东南地区成矿岩体和不成矿岩体各方面特征,发现成矿岩体与不成矿岩体在成岩年龄、全岩地球化学组成方面较为相似,在本地区不能作为很好的找矿指标。较高的氧逸度和较浅的就位深度虽然对成矿较为有利,但鄂东南地区岩体大都具有较高的氧逸度和较浅的就位深度。但是经历过矿物分离结晶,且在就位前没有发生流体出溶的岩浆对成矿较为有利。并且磷灰石的Cl、Li、S含量可以作为一个有效的找矿指标,快速的甄别出成矿岩体。父子山矿床进矽卡岩阶段流体包裹体以含石盐子矿物多相包裹体为主,其次为富气两相包裹体,富液两相包裹体。所有流体包裹体均一温度均从405℃变化到>550℃,且均一温度众值>550℃。盐度分为两组,含石盐子矿物盐度约为28.8-42.5wt%NaCl equiv.,富气两相包裹体约为3.7-13.5wt%NaCl equiv.,富液两相包裹体约为17.3-33.1 wt%NaCl equiv.。流体包裹体测温及岩相学特征表明进矽卡岩阶段发生了流体沸腾作用。退矽卡岩阶段、石英-硫化物阶段和碳酸盐阶段均以气液两相包裹体为主,流体温度和盐度依次降低。父子山矿床S同位素变化范围极大,从-3.2到14.6‰。在硫化物结晶早期,S同位素较接近0值,但可能已有部分围岩膏岩层的混染,随着结晶作用的进一步进行,膏岩层混染程度越来越高。因此父子山矿床成矿流体和成矿物质来源主要为岩浆。硫化物在结晶过程中有围岩膏岩层混染的影响。付家山-龙角山矿床进矽卡岩阶段可见大量的含石盐子矿物多相包裹体和气液两相包裹体共存。此阶段流体为NaCl-KCl-H2O体系,不含CO2,具有高温,高盐度特点,温度>550℃,流体分为60-70 wt%NaCl equiv.的高盐度相和15-20 wt%NaCl equiv.的低盐度相。退矽卡岩阶段与进矽卡岩阶段包裹体类型及分布情况类似,此阶段流体可能为NaCl-KCl-H2O体系,均一温度与进矽卡岩阶段相比有所下降,约为350-400℃。进矽卡岩阶段和退矽卡岩阶段都发生了流体沸腾作用,但是仅在退矽卡岩阶段有白钨矿结晶。石英硫化物阶段主要以气液两相和含CO2三相包裹体为主,温度和盐度进一步下降,流体发生不混溶现象。此阶段有大量白钨矿和硫化物沉淀。进矽卡岩阶段,流体以岩浆水为主。随着流体进一步演化,到晚期时有大气降水的混入。付家山-龙角山早期硫化物的S同位素值多分布在0附近,而晚期围岩中的硫化物S同位素值约为-21.3-6.8‰。早期石英-硫化物阶段δ13CV-PDB为-9.1到-6.9‰,晚期石英-硫化物阶段δ13CV-PDB为-14.7到-6.4‰。C和S同位素表明,付家山-龙角山成矿流体仅仅在晚期才混染了围岩的还原型组分。阮家湾矿床进矽卡岩阶段主要富液气液两相包裹体,含少量含石盐子矿物多相包裹体和富气气液两相包裹体。包裹体均一温度为510℃到>550℃。富液两相包裹体盐度约为13.0-22.6 wt%NaCl equiv.。此阶段流体具有高温高盐度特征。退矽卡岩阶段,尽管数量上包裹体以富液气液两相包裹体为主,但也存在大量富气两相包裹体和含石盐子矿物多相包裹体共存的现象。此阶段流体均一温度约为336-473℃,盐度分为两群分别为34.1-42.5 wt%NaCl equiv.和9.0-17.4 wt%NaCl equiv.。此阶段发生了流体沸腾作用,并且有白钨矿沉淀。石英硫化物阶段主要以气液两相和含CO2三相包裹体为主,温度和盐度进一步下降,流体发生不混溶现象。此阶段有大量白钨矿和硫化物沉淀。H-O同位素特征表明成矿流体早期以岩浆水为主,随着成矿作用的进一步进行有大气降水的加入。阮家湾矿床早期硫化物S同位素值多分布在-2‰到+4‰之间,与岩浆硫的范围非常接近。围岩地层中硫化物的同位素变化范围很大,在3‰18‰之间,且从低值到高值均有分布。说明只是到了硫化物结晶晚期才有膏岩层地层混染的影响。
汪子杰[6]（2019）在《山东泗水董庄石膏矿矿床地质特征及成因分析》文中认为董庄石膏矿位于泗水盆地中,区内古近纪地层发育,卞桥组发育较齐全,其中卞桥组二段为含膏岩系。盆地内含膏层岩石组合为巨砾岩、砂砾岩、砂质黏土、黏土岩及含膏层。共有含膏层9层,含膏层与其他岩层呈过渡关系,没有一定的规律,含矿带产状变化不大。矿层中含矿率低（15%左右）,矿石类型以石膏为主,可分为原生石膏和次生石膏。董庄矿床沉积于内陆泻湖盆地,在沉积过程中由于盆地中水量的不断蒸发,CaSO4浓度的不断增加,同时黏土类物质的不断沉积,形成了本区的主要矿床类型—以黏土岩为主含石膏的矿床。对石膏矿地质特征、矿石质量及矿床成因进行了分析研究,可为泗水盆地内石膏矿的找矿勘查提供参考和借鉴。
郑文宝[7]（2012）在《西藏甲玛铜多金属矿床成矿模式与找矿模型》文中研究指明西藏冈底斯成矿带是目前青藏高原勘查与研究程度最高、发现矿床及设立整装勘查区最多、查明矿产资源储量最大的构造-岩浆岩带。甲玛铜多金属矿是冈底斯成矿带中东段第一个勘查程度最高、拥有多种成矿元素与矿体类型、已正式投入生产并为藏区带来了经济效益的超大型斑岩-矽卡岩型矿床。通过对矿床控矿条件、成矿模式、找矿模型、找矿标志等方面的研究达到为矿区外围及区域找矿指明方向之目的，本文在长达6年的野外地质调查和全面梳理前人工作基础上，采用了现代矿床学研究方法，结合了多学科知识，应用了先进的测试方法和技术，得到了以下认识：1、矿区地层主要包括林布宗组（K1l）砂板岩、角岩与多底沟组（J3d）灰岩、大理岩。林布宗组除了为上部石榴子石矽卡岩和角岩矿石的形成提供了部分成矿物质和容矿空间外，还为矽卡岩铜多金属矿体的形成提供了重要的岩性圈闭条件；多底沟组为矽卡岩的形成提供了必须的钙质来源。矿区岩浆岩主要有五类，以高钾钙碱性岩为主，形成于后碰撞造山环境；岩浆混合作用明显，基性单元主要为辉长质岩浆；岩浆岩侵位次序大致为：石英闪长玢岩→花岗斑岩→二长花岗斑岩→花岗闪长斑岩，其中石英闪长玢岩与铜矿化有关，而二长花岗斑岩与钼矿化关系密切；UST结构、石英斑晶的溶蚀现象以及熔融-流体混合包裹体的发现均为岩浆-热液的过渡提供了证据。推覆构造控制着矽卡岩主矿体的产出，滑覆构造控制了矿区东部矽卡岩小矿体的产出。2、对矿床地质特征进行了详细的研究，包括：①提出甲玛矿床主要是由产于上覆林布宗组角岩中铜钼矿体、产于中部层间构造带与斑岩接触带矽卡岩中的铜多金属矿体、产于深部隐伏斑岩中钼（铜）矿体与产于外围构造破碎带中的独立金矿体构成的“四位一体”式斑岩-矽卡岩矿床；②矽卡岩矿石以稠密浸染状、团块状、脉状构造产出为主，角岩与斑岩矿石中主要的构造为浸染-细脉状，矿石结构均以交代作用和固溶体分离作用形成为主；③主要的矿石矿物包括黄铜矿、斑铜矿、辉钼矿、辉铜矿、黝铜矿、方铅矿、闪锌矿、自然金等，脉石矿物以矽卡岩矿物（包含石榴子石、辉石、硅灰石等）和石英为主，含少量硬石膏、方解石、萤石等；④完善了矽卡岩中金属矿物与成矿元素的分带模式：由岩体中心向外到中部至矽卡岩前缘与大理岩接触带，矽卡岩中矿石矿物组合对应的成矿元素分带为Mo+Cu±Au±Ag→Cu±Mo±Au±Ag→Pb+Zn+Cu±Au±Ag±Mo→Au±Ag±Cu；⑤建立了矽卡岩矿物组合及其成分的分带模型：整体上，硅灰石矽卡岩相对于石榴子石矽卡岩与辉石矽卡岩较独立，主要分布在近岩体接触带及中部带垂向上的中下部至大理岩接触部位；而石榴子石、辉石矽卡岩由近岩体接触带→中部带→远部带的矽卡岩前缘，石榴子石/辉石比值从大于10:1→约5:1→约2:1；石榴子石颜色及成分由红-棕色钙铁榴石（Ad＞80）→棕-黄色钙铁石榴子石（Ad50-80）→墨绿色-淡黄色钙铝榴石（Gr＞50）；⑥划分了甲玛斑岩矿床的蚀变分带，岩株（枝）中以钾、硅化为主，岩体上方角岩中出现中心泥化带向外围过渡为绢英岩化带至外围青磐岩化带的圈层分布特征；⑦总结了三个矿化期次，其中气水-热液矿化期又包括早期矽卡岩-硅酸盐阶段、晚期退化蚀变阶段、石英-铜硫化物阶段、石英-铜钼硫化物阶段、石英-铜铅锌硫化物阶段以及石英-金成矿阶段。3、对本次划分出的四种矿体类型都进行了详细的地球化学研究。一方面针对矽卡岩形成及矿化过程中出现的矽卡岩化大理岩、石榴子石为主的无矿矽卡岩、硅灰石为主的无矿矽卡岩、石榴子石为主的含矿矽卡岩与硅灰石为主的含矿矽卡岩分别进行了常量元素、微量元素及稀土元素特征研究，整体分析了蚀变过程与矿化过程中的元素地球化学行为，为矽卡岩成矿作用过程及矿床成因的研究提供了依据；另一方面对ZK4504孔含金石英闪长玢岩与矿区其他钻孔中不含金石英闪长玢岩进行了地球化学特征对比研究，提出晚期热液金矿化主要形成于斑岩系统外围构造破碎带中，受温度、压力控制，而与围岩性质关系不密切。4、矿床中主要金属硫化物与硫酸盐中硫同位素组成具有高度均一性，中值处于零附近，显示了硫的岩浆来源特征；矿石铅同位素组成中206Pb/204Pb一般为18‰～19‰，207Pb/204Pb为15.4‰～15.8‰，208Pb/204Pb为38.4‰～39‰，与矿区斑岩全岩铅同位素组成特征一致，铅同位素表现出造山带以及与岩浆作用有关的壳幔混合铅来源特点，介于雅鲁藏布江蛇绿岩和喜马拉雅片麻岩和花岗岩的铅同位素组成之间，与拉萨地体岩浆岩的铅同位素组成一致；对比了不同成因矿床中矿石硅同位素的组成特征，证实甲玛矽卡岩的硅同位素组成与矿区岩浆岩完全一致，而与典型喷流矿床中喷流岩相差较远；氢、氧同位素的研究证实了甲玛成矿系统中流体起源于岩浆热液，晚期有大气降水的参与，结合不同成矿阶段流体包裹体盐度-温度的变化特征，提出了甲玛成矿流体的演化模式。5、进行了矿床年代学的研究，测得甲玛矿床成岩成矿年龄分别为16Ma±和15Ma±，这一重要地质事实否定了晚侏罗世至早白垩喷流沉积成矿的矿床成因观点，支持了斑岩-矽卡岩成矿的认识。6、在对矿床进行全面地质、地球化学特征研究的基础上，将甲玛矿床与国内外典型斑岩-矽卡岩矿床进行了类比研究，分析了彼此之间的异同点。据此，本文认为岩浆活动为成矿提供了成矿物质来源，构造提供了矿体的定位空间，岩性为矿体形成提供了良好的圈闭，岩浆-构造-岩性圈闭的耦合作用，形成了甲玛超大型矿床。并提出了矿床成矿流体侧向逃逸、垂向逃逸的成矿动力学机制，从而为在不同空间位置寻找不同类型矿体指明了方向，建立了矿床成矿模式；在此基础上，综合勘查地球物理、勘查地球化学等信息，建立了较新颖的斑岩铜矿元素分带找矿模型与传统的地质-地球物理-地球化学找矿模型，并结合矿区外围的找矿实践，初步证实了找矿模型的实用性。7、总之，基于甲玛矿床“四位一体”的找矿勘查模式，通过长达4年多近350个钻孔的验证，不仅实现了矽卡岩矿体的找矿突破，同时在0线～40线上部发现了产于角岩中的铜钼矿体，在深部还发现了产于二长花岗斑岩与石英闪长玢岩中的斑岩钼（铜）矿体。已经控制和探明矿床铜资源量超过600万吨，钼资源量超过60万吨，铅锌资源量超过50万吨，伴生金超过140吨，伴生银超过8000吨，当量铜资源量达1500万吨以上。甲玛铜多金属矿成为西藏第一大斑岩-矽卡岩型矿床，取得了重大找矿突破。
张雅静[8]（2014）在《辽宁清原花岗—绿岩带的演化及成矿作用研究》文中研究表明清原地区作为我国典型的太古宙花岗-绿岩带分布区,是我国重要的铜产地,同时也产出大量的铁矿和金矿。论文运用区域成矿理论,以清原地区花岗-绿岩带的动力学演化为基础,以太古宙成矿作用和中生代成矿作用作为核心,以典型矿床剖析和室内样品测试分析为方法和手段,具体对矿床地质特征、成矿条件、成矿时代及矿床成因进行探讨,总结区域成矿规律,为进一步找矿工作奠定基础。通过对清原地区地质背景和地球动力学演化的综合研究,认为清原花岗-绿岩带主要经历了两个不同的构造发展阶段：（1）前寒武纪基底的形成及变质变形阶段和（2）显生宙时期地块活化阶段。通过对清原地区表壳岩和花岗质岩石进行锆石U-Pb定年和地球化学分析,对形成的构造背景进行探讨,建立前寒武纪时期清原地区的地球动力学演化过程：约2550Ma,是清原地区基底大规模的生长阶段,大规模的TTG花岗岩形成于岛弧环境；而清原地区表壳岩形成于弧后盆地环境,是双峰式火山岩在海底喷发沉积的产物,火山喷发的间歇期形成了VMS铜锌矿、BIF铁矿。约2520Ma,板块碰撞使清原地区发生广泛的区域变质-构造热事件,表壳岩和花岗岩发生高角闪岩相至麻粒岩相的变质和韧性变形作用,紫苏花岗岩、英云闪长岩-花岗闪长岩岩基侵入早期的花岗岩和绿岩带中。碰撞后的抬升阶段钾质花岗岩浆侵位。在区域变质变形过程中,形成了变质热液脉型金矿,并且VMS矿床、BIF铁矿成矿物质发生再活化,局部富集。约1850Ma,受清原地区东部“辽吉洋”的碰撞闭合的影响,清原地区表壳岩发生绿片岩相变质作用,并伴随大规模脆性断裂的形成。至中元古代时期,清原地区经历了较为强烈的伸展和镁铁质岩浆侵位事件,与Columbia （Nuna）超大陆的裂解有关的辉绿岩脉（1256Ma）沿脆性断裂充填。通过对清原地区中生代侵入体进行锆石U-Pb定年和地球化学分析以及Lu-Hf同位素测试,对岩浆源区性质及形成的构造背景进行探讨,建立中生代时期清原地区的地球动力学演化过程：中生代晚三叠世受古亚洲洋闭合的影响,在碰撞后的伸展阶段（231-217Ma）在清原地区侵入酸性-基性-超基性的双峰式侵入岩。伴随基性-超基性岩的产出,发育Cu、Ni矿化。早白垩世早期,受古太平洋俯冲的影响,在挤压与伸展的构造背景下,形成中温热液脉型金矿。并在早白垩世晚期,清原地区侵入钾长花岗岩,形成一系列与岩浆热液有关的Cu、Au矿化。按照Hart et al.（2004）的分类方案,对清原群红透山组和石棚子组长英质火山岩进行了分类,石棚子组长英质火山岩为FI型,而清原地区红透山组长英质火山岩为FII型火山岩,FI向FII过渡显示了岩浆源区深度变浅的趋势。FI型为碱性英安岩和流纹英安岩,尽管在地质历史中含量非常大,但是几乎不含矿。FII型为钙碱性流纹英安岩和流纹岩,产出VMS矿床,解释了浑南地区无VMS矿床产出的原因。本次研究重点对红透山矿区晚太古代时期的韧性变形期次进行了重新划分,从野外产状、矿体形态特征、矿石再活化期次、以及蚀变带的分布等方面的研究认为红透山矿区并非如前人所说经历了三期变形作用,而是受两期变形作用的影响,并且变质变形过程主要表现为叠加褶皱+层内剪切流变（动）的综合特征,导致矿体形态及空间分布的变化,并形成两种类型的矿体,即向斜褶皱转折端的富“矿柱”和褶皱翼部发生层内剪切流变（动）形成的“绳结状”矿体。在VMS矿床中,受变质变形作用的影响,矿石成分、结构构造均发生了变化。原蚀变带的绿泥石、绢云母经过变质作用之后转变为堇青石、直闪石、金云母等矿物,并在成矿组分进一步再活化过程中转变为锌尖晶石、阳起石等。矿石最初的结构构造也被破坏,形成变质变形作用特有的结构构造,具体有变斑晶结构、硫化物生长结构、碎裂结构、韧性变形结构、旋转碎斑结构、充填和交代结构、黄铜矿病毒结构以及退变质结构等。在BIF铁矿中,通过对变质程度不同（高角闪岩相和麻粒岩相）的两个铁矿进行对比研究发现：随着变质程度的升高,（1）石英-磁铁矿-角闪石组合被石英-磁铁矿-铁闪石-紫苏辉石-黄铜矿-磁黄铁矿组合所取代；（2）矿物颗粒呈现加粗的趋势,下甸子铁矿粒径为0.1mm～0.4mm之间变化,而小莱河铁矿粒径在0.25～1mm之间变化,个别可达2mm（3）麻粒岩区铁矿中次生流体包裹体成分为富CO2流体,而在下甸子、红透山矿区、树基沟矿石均无富CO2流体的叠加,进一步印证了小莱河矿区紫苏花岗岩的成因（幔源CO2流体导致岩浆脱水形成）。中生代中温热液脉型金矿的成矿流体显示其为中低温、低盐度、低密度、富含CO2的NaCl-H2O-CO2体系,推测成矿深度约为5.87～8.52km.δ34S值和Pb同位素显示下成矿物质来自幔源或深源,矿化石英脉氢氧同位素结果显示成矿流体主要来自地幔初生水,有大气降水的混入,推测成矿物质来源于上地幔源区。
薛昊日[9]（2020）在《吉林省镁铁质-超镁铁质岩特征及成矿作用研究》文中研究指明吉林省地处古亚洲洋构造体系、环太平洋构造体系及蒙古-鄂霍茨克构造体系共同影响区域,区内经历了漫长而复杂的地质演化过程。伴随着不同时期的地球动力学演化,形成了大量的镁铁质-超镁铁质岩体,在这些岩体中孕育着一批铜镍硫化物矿床,其中红旗岭、赤柏松等大中型岩浆熔离型铜镍硫化物矿床的的发现,奠定了吉林省镍资源大省的地位,为国家镍资源保障做出了重大的贡献。近年来,吉林省在铜镍硫化物矿床勘查中并无重大找矿突破,这表明在镁铁质-超镁铁质岩体及铜镍硫化物矿床的研究程度上仍然存在差距,尤其是成岩成矿岩体年代学特征、地球动力学背景及成矿作用等,缺乏系统而深入的研究,严重制约着找矿工作的进一步开展。本文以现代成矿理论为基础,野外勘查调研与室内测试分析相结合,探讨不同时期地球动力学演化,综合分析研究典型矿床,通过区域成矿地质条件分析研究总结区域成矿规律,明确找矿方向,为吉林省铜镍硫化物矿床研究奠定理论基础。论文主要取得如下认识:1.系统的总结了吉林省与镁铁质-超镁铁质岩有关的地球动力学演化过程,认为其经历了太古宙华北克拉通基底的形成与演化,古元古代辽吉洋构造演化,中元古代哥伦比亚超大陆的裂解,古生代-早中生代古亚洲构造域的发展与演化及滨太平洋构造域的转换。2.通过地质学及年代学研究,将吉林省镁铁质-超镁铁质岩体成岩事件划分为5个阶段:（1）新太古代晚期（25892398Ma）,代表岩体有荏田6号、9号岩体,小陈木沟含矿岩体,新太古代晚期发生的弧陆碰撞造山作用,闭合后的造山伸展环境是该期镁铁质-超镁铁质岩体形成的主要地球动力学背景;（2）古元古代中期（22371820Ma）,代表岩体有赤柏松1号岩体,形成于辽吉洋闭合后的伸展环境;（3）中元古代中期（1200Ma）,代表岩体有汉阳沟岩体,其所在的龙岗地块在中元古时期处于强烈的伸展环境,与哥伦比亚超大陆的最终裂解时限相对应;（4）中晚三叠世（245206Ma）,代表岩体有漂河川4、5号岩体、长仁-獐项5、6、11号岩体、西北岔115号岩体以及石人沟含矿岩体,形成于古亚洲洋闭合后的伸展环境;（5）早侏罗世（191175Ma）,代表岩体有福洞15、26号岩体,该期镁铁质-超镁铁质岩体是太平洋板块俯冲体制下弧后伸展环境的产物。3.通过对吉林地区典型铜镍硫化物矿床的研究,认为小陈木构铜镍硫化物矿床原生岩浆起源于受地壳混染或流体交代的亏损型地幔,在熔融期重力分异作用明显,矿石中存在的角砾,代表其形成于动荡的岩浆环境之中,通过年代学研究,该矿床为全国最古老的铜镍硫化物矿床（2589±10 Ma）。对成矿时代争议较大的赤柏松铜镍矿进行矿床成因分析研究,通过总结前人研究资料,确定该矿床成矿时代为古元古代中期（2237±62 Ma）,属于熔离-贯入型铜镍硫化物矿床。对红旗岭、长仁-獐项、漂河川、二道沟、石人沟开展综合研究分析,认为兴蒙造山带东段的铜镍硫化物矿床成矿时间应起于245Ma,止于206Ma。其中长仁-獐项、漂河川、二道沟地球化学特征表现为低硅、低钛、高镁、贫碱、低∑REE的特征,富集LILE、亏损HFSE,与洋岛玄武岩（OIB）相似,岩浆源区为亏损的软流圈地幔,部分源区遭受富集地幔混染。S主要来自于上地幔,原始岩浆来源于原始地幔10%20%的部分熔融,深部熔离作用导致铂族元素亏损,在上升过程中受到一定成度地壳物质的混染。4.通过对早侏罗世福洞岩群进行成矿潜力分析,认为太平洋板块俯冲引起的局部熔融比例太小,硫化物在源区发生熔离,无法在地壳聚集成矿。5.吉林省铜镍硫化物矿床具有很强的成矿专属性,表现在（1）含矿岩体主要受深大断裂控制;（2）分异充分的镁铁质-超镁铁质杂岩体有利于成矿,辉石岩相是主要的含矿岩相,橄辉岩、辉橄岩、苏长岩次之,辉长岩一般不含矿;（3）含矿岩石发育贵橄榄石和古铜辉石,Fo≈En,镁铁质岩m/f值介于0.52,超镁铁质岩m/f值介于26之间,对成矿非常有利;（4）含矿岩相具有高镁、低硅、低钙、低∑REE,富集LILE、亏损HFSE的特征,Cr、Co和Ni含量较高;（5）地幔源区发生较大比例的部分熔融,达到高镁玄武质或苦橄质玄武岩浆的范畴。6.在判别含矿岩体与非含矿岩体的基础上,通过一系列评价指标的建立,对各个时期镁铁质-超镁铁质岩体的成矿与找矿潜力作出客观评价,认为中-晚三叠世是吉林省铜镍硫化物矿床重要的成矿期,该期镁铁质-超镁铁质岩体数量较多,岩体分异程度高,岩相复杂,含矿率高,找矿潜力最大;古元古代镁铁质-超镁铁质岩体主要分布在华北克拉通北缘东段,自北向南展布,岩体形成的构造背景与中—晚三叠世岩体相似,形成于大洋闭合后的伸展环境,同样具有较大的找矿潜力;新太古代晚期镁铁质-超镁铁质岩体由于岩体形成时代古老,经历了复杂的地质发展、变化过程,对矿体的保存条件要求苛刻,找矿难度较大;中元古代中期镁铁质—超镁铁质岩体分异程度较差,矿化程度较弱,国内同一时期形成的铜镍硫化物矿床较少,该期的成矿潜力不清,在勘查中每个岩体要结合岩体形态、分异程度、侵位深度和矿化特征等具体分析;早侏罗世镁铁质-超镁铁质岩体在兴蒙造山带东段零星分布,岩相相对单一,绝大部分为辉长岩（脉）,岩体的矿化较弱,因其地幔源区的部分熔融比例太小,导致大量硫化物滞留在地幔而无法形成富含金属元素的硫不饱和原始岩浆,因而不具找矿潜力。
梁国宝[10]（2015）在《上扬子地块盆—山结构及铅锌成矿规律研究》文中研究说明本文以野外收集的第一手资料为基础,并参考他人研究成果,依据盆地沉积-构造演化与成矿、盆山耦合与成矿、区域成矿学等现代成矿理论为指导,系统研究上扬子地块沉积-构造演化历史,探讨该区铅锌矿床成矿作用的类型、特点、成生机制,总结上扬子地块四川盆地及其周缘褶皱地区铅锌矿床和油气矿床的时、空分布特点及区域成矿规律,评价找矿前景。论文取得了以下研究成果及主要认识：厘定上扬子地块沉积-构造演化历史及其与四川盆地周缘铅锌矿床的成因关系。上扬子地块的地层组合具有“双基双盖”性质：以晚太古代-早元古代变质杂岩系组成的结晶基底和以中-晚元古代变质沉积-火山岩系组成的褶皱基底；以震旦纪-中三叠世海相沉积岩碳酸盐岩为主组成的下部沉积盖层和以晚三叠世-新生代陆相沉积岩碎屑岩为主组成的上部沉积盖层。盆山结构特点是中心为四川盆地,周缘为褶皱山系。自晚三叠世开始,上扬子地块受到三个方向挤压应力作用,由“侏罗纪沉积盆地”经燕山期强烈的陆内造山褶皱作用改造形成四周被山系所围限的“构造盆地”。铅锌矿床主要分布于盆地周缘造山带碳酸盐岩地层中,油气矿产则产于盆地内部陆相地层中。提出盆山耦合作用是上扬子地块铅锌矿床及油气矿床形成的必要和充分条件。上扬子地块的盆山结构特点体现了“盆山耦合”性质。燕山期的造山运动使扬子地块厚愈万米的沉积盖层卷入褶皱、挤压变形,形成盆山耦合。盆山耦合作用为流体的产生和成矿物质的活化迁移提供了动力条件。成矿物质的富集时间为燕山中-晚期造山带弧后伸展期,铅锌矿床赋存在盆缘山系碳酸盐岩石的各种引张构造中。确定上扬子地块铅锌矿床明显受到三级构造的控制,显示了后生成矿作用的特点,而这些控矿构造的形成主要与燕山期造山运动的有关。一级构造为上扬子地块周缘造山带,二级构造为上扬子地块周缘造山带深大断裂和大型褶皱构造系统,三级构造为矿区碳酸盐岩地层分布地段内的次级断裂-褶皱构造系统、不整合面、各种角砾岩带、古岩溶构造、层间断裂系统、层间角砾岩带。不整合面控制的岩溶角砾岩是一种重要的控矿构造。震旦系-下三叠统碳酸盐地层组成的下部沉积盖层是上扬子地块铅锌矿床的主要赋矿层位,其间存在多个不整合面,显示碳酸盐岩地层曾经多次上升隆起为陆发生表生溶蚀作用,形成重要的岩溶角砾岩型控矿构造。铅锌矿化选择性地赋存在下部沉积盖层的各类碳酸盐岩石中,尤其是在白云岩中。在上部沉积盖层碎屑岩中几乎未见铅锌矿化存在,具有明显的岩控特征；赋矿岩石的地层时代从前寒武纪到三叠纪都有产出,与赋矿地层的沉积时代无关。铅锌矿床是盆山耦合作用所形成的盆地周缘造山带控制的不同类型矿床组合,矿床赋矿层位既有多层性又有相对集中性的分布特点。区别隔槽式褶皱与隔档式褶皱不同的控矿找矿意义。在上扬子地块周缘隔档式褶皱中主要出露的地层为上部沉积盖层碎屑岩地层,下部沉积盖层碳酸盐地层较少出露,对找矿不利；而在隔槽式褶皱中,下部沉积盖层碳酸盐地层大量出露,是找矿的有利地区。渝东南秀山成矿区、鄂西东川-走马坪成矿区、湘西龙山-凤凰成矿区以及黔南-桂北成矿区处于隔槽式褶皱变形带,震旦系和古生代碳酸盐地层大量出露,是铅锌矿床分布的有利地区。同位素组成研究表明,硫主要来自四川盆地内海相-陆相沉积盖层中的膏盐地层,部分来源于沉积地层中的封存古海水和生物成因的硫,铅锌等成矿元素主要来自盖层地层,其次来自深源基底变质岩系,成矿作用主要与盆地在演化过程中形成的盆地流体有关,反映造山带成矿特征。成矿温度为50～300℃,主要为100～200℃,盐度ω（NaCleq）为10%～30%,为盆地含矿热卤水充填-交代型（MVT型）。矿床赋存于白云岩中,成矿作用受到构造和碳酸盐岩地层的双重控制,是一种后生型热液充填-交代矿床。上扬子地块周缘铅锌矿床的成矿作用受到构造和地层岩性的双重控制,构造和地层是主要的找矿标志。构造标志：铅锌矿控矿构造具有多种构造类型、多种构造层次控矿特点：其中断裂和褶皱构造以及各种成因的角砾岩体,是铅锌矿的主要控矿因素；断裂构造是成矿的必有条件,有矿必有断裂。岩性标志：铅锌矿床毫无例外的都产出在碳酸盐岩中,尤其产于厚层-巨厚层角砾状白云岩和角砾-细晶白云岩中。另外,地球化学标志,物探标志、矿化露头标志、围岩蚀变标志和地貌标志也是重要的找矿标志。在矿床成因、控矿地质条件和成矿规律研究基础上,将上扬子地区铅锌矿的成矿单元划分为四个级别：Ⅰ级成矿单元为上扬子地块边缘盆山耦合构造体系,控制整个四川盆地周缘MVT型铅锌矿床成因类型和空间分布：Ⅱ级成矿单元为深大断裂和大型复式褶皱控制的成矿带；Ⅲ级成矿单元为区域性大断裂、断窿和褶皱控制的成矿区；Ⅳ级成矿单元为产于下部沉积盖层各类碳酸盐岩石中的次级断裂、背斜褶皱系统控制的铅锌矿田。依据铅锌矿床成矿条件的有利程度、找矿潜力大小及有关外部条件综合考虑,将圈出的远景区进一步确定为A、B、C三级。A级：成矿地质条件非常有利,物化探异常强度高及找矿标志发育,有已知矿床（点）分布；B级：成矿地质条件有利,有一定化探异常及找矿标志发育,有已知的矿床（点）分布；C级：成矿地质条件较有利,有化探异常或找矿标志较发育。本文确定了11个找矿靶区,并提出圈定依据、远景评价和今后工作建议。本选题的创新点主要有三个方面：（1）确定上扬子地块沉积-构造演化控制了铅锌矿床和油气矿产的形成及其时空分布规律。上扬子地块沉积-构造演化历史形成了具有“双基双盖”性质的上扬子地块地层组合特点。自晚三叠世开始,上扬子地块受到三个方向挤压应力作用,由“侏罗纪沉积盆地”经燕山期强烈的陆内造山褶皱作用改造形成四周被山系所围限的“构造盆地”,其结构特点是中心为四川盆地,周缘为褶皱山系。铅锌矿床分布于盆地周缘造山带下部沉积盖层各类碳酸盐岩石中,油气矿产则产于盆地内部上部沉积盖层陆相地层中。（2）提出上扬子地块周缘铅锌矿床是盆山耦合作用的产物。盆山耦合作用是铅锌矿床形成的必要和充分条件,成矿作用中成矿元素的活化、运移、富集的能量和动力主要来源于盆山耦合作用。铅锌矿床形成和空间分布都受盆山祸合作用的控制,成矿时代为燕山中-晚期造山带弧后伸展期,矿床成因为盆地含矿热卤水充填-交代型（MVT型）。（3）确定上扬子地块铅锌矿床明显受到三级构造的控制,古岩溶作用形成的角砾岩带是矿区一种重要的容矿控矿构造。一级构造为上扬子地块周缘造山带,二级构造为造山带断裂和褶皱大型构造系统,三级构造为碳酸盐岩地层分布地段内的次级断裂-褶皱构造系统,显示了后生成矿作用的特点。尤其值得注意的是在上扬子地块下部沉积盖层剖面中存在多个不整合面,显示其间的碳酸盐岩地层曾多次上升隆起为陆发生表生溶蚀作用,形成古岩溶,产生岩溶角砾岩,构成重要的容矿空间。
二、晋中南地区石膏矿床地质特征及成因浅析（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、晋中南地区石膏矿床地质特征及成因浅析（论文提纲范文）
（1）山东莱芜地区矽卡岩型铁矿床成矿作用与成矿机制研究（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题来源、目的及意义 |
| 1.1.1 选题来源及目的 |
| 1.1.2 选题意义 |
| 1.2 国内外研究现状及存在问题 |
| 1.2.1 矽卡岩型铁矿床研究现状 |
| 1.2.2 华北矽卡岩型铁矿及莱芜地区矽卡岩型铁矿成矿作用 |
| 1.2.3 蒸发岩与岩浆及热液成矿的联系 |
| 1.3 选题的研究内容及方案 |
| 1.4 论文工作量 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 鲁西地区区域地质特征 |
| 2.1.1 大地构造背景 |
| 2.1.2 区域地层 |
| 2.1.3 区域构造 |
| 2.1.4 区域岩浆岩 |
| 2.1.5 区域矿产 |
| 2.2 莱芜地区地质特征 |
| 2.2.1 地层 |
| 2.2.2 构造 |
| 2.2.3 岩浆岩 |
| 第三章 鲁西莱芜地区中生代侵入岩成因研究 |
| 3.1 岩相学特征及地球化学组成 |
| 3.1.1 岩相学特征 |
| 3.1.2 锆石U-Pb年代学 |
| 3.1.3 主-微量元素特征 |
| 3.1.4 全岩Sr-Nd同位素特征 |
| 3.1.5 锆石Lu-Hf同位素 |
| 3.2 岩石成因 |
| 3.2.1 莱芜地区侵入体的形成时代 |
| 3.2.2 莱芜地区侵入体的源区组成与岩浆演化 |
| 第四章 莱芜地区矽卡岩型铁矿床地质特征 |
| 4.1 张家洼铁矿床矿体地质特征及控矿构造 |
| 4.2 矿石类型及特征 |
| 4.2.1 矿石的矿物组成及其特征 |
| 4.2.2 矿石构造 |
| 4.2.3 矿石结构 |
| 4.3 围岩蚀变及成矿阶段 |
| 4.3.1 钠质交代阶段 |
| 4.3.2 干矽卡岩化阶段 |
| 4.3.3 湿矽卡岩化阶段 |
| 4.3.4 硫化物阶段 |
| 4.3.5 碳酸盐阶段 |
| 4.3.6 表生作用期 |
| 第五章 莱芜地区矽卡岩型矿床成矿年代学研究 |
| 5.1 莱芜地区矽卡岩型铁矿床热液榍石U-Pb定年 |
| 5.1.1 样品描述 |
| 5.1.2 分析结果 |
| 5.1.3 讨论 |
| 5.2 莱芜地区矽卡岩型铁矿床金云母~(40)Ar/~(39)Ar定年 |
| 5.2.1 样品描述 |
| 5.2.2 分析结果 |
| 5.2.3 讨论 |
| 5.3 淄博召口矽卡岩型铁矿床石榴石U-Pb定年 |
| 5.3.1 矿区地质特征简述 |
| 5.3.2 样品描述 |
| 5.3.3 分析结果 |
| 5.3.4 讨论 |
| 5.4 沂南矽卡岩型Cu-Au矿床石榴石U-Pb定年 |
| 5.4.1 矿区地质特征简述 |
| 5.4.2 样品描述 |
| 5.4.3 分析结果 |
| 5.4.4 讨论 |
| 5.5 华北矽卡岩型铁成矿作用与克拉通破坏的成因联系 |
| 第六章 膏岩层对矽卡岩型铁矿床成矿的作用和控制 |
| 6.1 方柱石卤族元素组成特征及对成矿流体来源的指示 |
| 6.1.1 样品描述 |
| 6.1.2 分析结果 |
| 6.1.3 讨论 |
| 6.2 热液磷灰石元素和同位素组成特征及对成矿流体来源的指示 |
| 6.2.1 样品描述 |
| 6.2.2 分析结果 |
| 6.2.3 讨论 |
| 6.3 磁铁矿元素组成特征及对成矿流体来源的指示 |
| 6.3.1 样品描述 |
| 6.3.2 分析结果 |
| 6.3.3 讨论 |
| 6.4 莱芜地区硫同位素组成及对成矿流体来源的指示 |
| 6.4.1 样品描述 |
| 6.4.2 分析结果 |
| 6.4.3 讨论 |
| 6.5 矿山岩体中磷灰石卤族元素组成特征及对成矿流体来源的指示 |
| 6.5.1 样品描述 |
| 6.5.2 分析结果 |
| 6.5.3 讨论 |
| 6.6 膏盐层加入矽卡岩型铁成矿体系的时限及对成矿的影响 |
| 第七章 莱芜地区矽卡岩型铁矿关键控制因素与找矿潜力分析 |
| 7.1 成矿关键控制因素 |
| 7.1.1 岩浆条件 |
| 7.1.2 构造条件 |
| 7.1.3 地层条件 |
| 7.2 成矿潜力评价与找矿方向 |
| 第八章 结束语 |
| 8.1 主要认识和结论 |
| 8.2 存在问题和进一步的工作 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录:实验分析方法 |
| 1.全岩主-微量元素及Sr-Nd同位素分析 |
| 1.1 全岩主-微量元素组成分析 |
| 1.2 全岩Sr-Nd同位素组成分析 |
| 2.矿物成分分析 |
| 2.1 电子探针分析(EPMA) |
| 2.2 方柱石卤素含量分析(LA-ICP-MS) |
| 2.3 磷灰石微量元素分析(LA-ICP-MS) |
| 2.4 磷灰石Br含量分析(SIMS) |
| 2.5 石榴石LA-ICP-MS元素面扫描 |
| 3.U-Pb同位素定年 |
| 4.金云母~(40)Ar-~(39)Ar定年 |
| 5.锆石Hf同位素分析 |
| 6.磷灰石原位Sr同位素分析 |
| 7.硫同位素分析 |
| 7.1 硫化物单矿物中硫同位素组成分析 |
| 7.2 硫酸盐及全岩中硫同位素组成分析 |
| 7.3 硫化物LA-MC-ICP-MS原位硫同位素组成分析 |
| 附表和附图 |
（2）山西北部石炭纪喀斯特型铝土矿成因研究 ——以兴县铝土矿为例（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 1.引言 |
| 1.1 研究区交通位置及经济状况 |
| 1.2 选题背景与研究意义 |
| 1.3 研究现状与存在问题 |
| 1.3.1 研究现状 |
| 1.3.2 存在问题 |
| 1.4 研究内容与完成工作量 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 完成工作量 |
| 2.区域地质 |
| 2.1 地层 |
| 2.1.1 元古界 |
| 2.1.2 古生界 |
| 2.1.3 中生界 |
| 2.1.4 新生界 |
| 2.2 构造 |
| 2.3 岩浆岩 |
| 3.矿床地质 |
| 4.矿物组成及特征 |
| 4.1 矿物组成 |
| 4.2 矿物结构 |
| 5.硫同位素组成及特征 |
| 6.矿床成因 |
| 6.1 矿物成因 |
| 6.2 成矿环境 |
| 6.3 成矿过程 |
| 7.结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（3）陆相火山岩型铁矿床矿石组构学特征及其成因意义（论文提纲范文）
| 作者简介 |
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 前言 |
| §1.1 选题依据及意义 |
| §1.2 研究现状及存在的问题 |
| 1.2.1 宁芜“玢岩铁矿”研究现状 |
| 1.2.2 庐枞铁矿床研究现状 |
| 1.2.3 攀西地区陆相火山岩型铁矿床研究现状 |
| 1.2.4 矿石组构学研究现状 |
| 1.2.5 等浓度图法元素迁移规律研究现状 |
| 1.2.6 存在的问题 |
| 1.2.7 拟解决的问题 |
| §1.3 技术路线及研究内容 |
| §1.4 论文完成的实物工作量 |
| §1.5 论文取得的主要成果及创新点 |
| 第二章 区域成矿地质背景 |
| §2.1 宁芜盆地 |
| §2.2 庐枞盆地 |
| §2.3 攀西平川地区 |
| 第三章 典型矿床地质特征 |
| §3.1 梅山铁矿 |
| 3.1.1 矿区地质特征 |
| 3.1.2 矿床地质特征 |
| §3.2 泥河铁矿 |
| §3.3 平川铁矿 |
| 3.3.1 矿区地质特征 |
| 3.3.2 矿体地质特征 |
| §3.4 成矿时限 |
| 3.4.1 火山岩年龄 |
| 3.4.2 次火山岩年龄 |
| 3.4.3 矿床成矿时代 |
| 第四章 样品处理及分析方法简介 |
| §4.1 样品准备及处理 |
| §4.2 分析方法 |
| 4.2.1 爆裂温度测试分析 |
| 4.2.2 成矿流体成分分析 |
| 4.2.3 电子探针分析(EMP) |
| 4.2.4 主、微量地球化学分析 |
| 4.2.5 稳定同位素分析方法 |
| 第五章 矿石组构学特征 |
| §5.1 梅山铁矿 |
| 5.1.1 矿石矿物成分及矿石类型 |
| 5.1.2 矿石结构 |
| 5.1.3 矿石构造 |
| 5.1.4 矿物共生组合及蚀变矿化分带 |
| 5.1.5 成矿期次与矿化阶段 |
| §5.2 泥河铁矿 |
| 5.2.1 矿石矿物成分及矿石类型 |
| 5.2.2 矿石结构 |
| 5.2.3 矿石构造 |
| 5.2.4 矿物共生组合及蚀变矿化分带 |
| 5.2.5 成矿期与成矿阶段的划分 |
| §5.3 平川铁矿 |
| 5.3.1 矿石矿物成分及矿石类型 |
| 5.3.2 矿石结构 |
| 5.3.3 矿石构造 |
| 5.3.4 矿物共生组合及蚀变矿化分带 |
| 5.3.5 成矿期次与成矿阶段 |
| 第六章 典型矿物标型与蚀变-矿化模型 |
| §6.1 典型矿物标型及矿石组构成因意义 |
| 6.1.1 磁铁矿 |
| 6.1.2 黄铁矿 |
| 6.1.3 菱铁矿 |
| 6.1.4 磷灰石 |
| 6.1.5 硬石膏 |
| 6.1.6 硅质岩 |
| §6.2 矿床地球化学特征及流体特征 |
| 6.2.1 泥河铁矿蚀变岩地球化学特征 |
| 6.2.2 梅山铁矿 |
| 6.2.3 平川铁矿 |
| 6.2.4 蚀变矿化作用过程及形成机制探讨 |
| §6.3 蚀变-矿化找矿模型 |
| 第七章 结论与问题 |
| §7.1 主要结论 |
| §7.2 存在问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 图版Ⅰ 梅山铁矿床典型矿物及矿石结构显微照片 |
| 图版Ⅱ 梅山铁矿床典型矿石构造照片 |
| 图版Ⅲ 梅山铁矿床自下而上围岩蚀变分带特征 |
| 图版Ⅳ 泥河铁矿床典型矿物及矿石结构显微照片 |
| 图版Ⅴ 泥河铁矿床典型矿石构造照片 |
| 图版Ⅵ 平川铁矿床典型矿物及矿石结构显微照片 |
| 图版Ⅶ 平川铁矿床典型矿石构造照片 |
（4）四川盆地三叠纪成盐环境、成钾条件及成因机制（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 |
| 1.2.1 国外研究现状 |
| 1.2.2 国内研究现状 |
| 1.2.3 四川盆地研究现状 |
| 1.3 研究内容和技术路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 1.4 完成的工作量 |
| 1.5 主要创新性认识 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造背景 |
| 2.2 区域构造演化 |
| 2.3 区域地层 |
| 第3章 含盐层的时空分布 |
| 3.1 次级含盐构造 |
| 3.1.1 含盐构造的划分 |
| 3.1.2 典型含盐构造 |
| 3.2 成盐时间序列 |
| 3.3 岩盐空间分布 |
| 3.4 含盐构造的演化过程 |
| 第4章 含盐层盐类矿物类型 |
| 4.1 岩盐类型及特征 |
| 4.2 杂卤石类型及特征 |
| 4.3 硬石膏类型及特征 |
| 第5章 含盐层沉积环境 |
| 5.1 典型剖面概述 |
| 5.1.1 合川沥鼻峡剖面（PM-1） |
| 5.1.2 渠县农乐剖面（PM-2） |
| 5.1.3 广安广参2井剖面 |
| 5.2 含盐剖面类型 |
| 5.2.1 韵律结构 |
| 5.2.2 含盐剖面类型 |
| 5.3 沉积相类型 |
| 5.3.1 开阔台地相 |
| 5.3.2 局限台地相 |
| 5.3.3 蒸发台地相 |
| 5.4 古地理特征 |
| 5.4.1 古纬度与古气候 |
| 5.4.2 古地理特征 |
| 5.4.3 成盐期岩相古地理 |
| 第6章 含盐层地球化学特征 |
| 6.1 卤水地球化学特征 |
| 6.1.1 含盐构造盐溶卤水 |
| 6.1.2 地表盐泉水 |
| 6.2 岩盐地球化学特征 |
| 6.3 岩盐氯同位素特征 |
| 第7章 含盐层地球物理特征 |
| 7.1 测井识别标志 |
| 7.2 富钾层段的测井响应 |
| 7.2.1 原理和方法 |
| 7.2.2 高频沉积旋回的识别 |
| 7.2.3 古海平面变化趋势及富钾层段的响应 |
| 第8章 成盐模式、成钾条件及成因机制 |
| 8.1 成钾条件分析 |
| 8.1.1 典型杂卤石剖面的成钾指示 |
| 8.1.2 有利成钾时期 |
| 8.1.3 有利成钾位置 |
| 8.2 蒸发成盐模式与成钾事件 |
| 8.2.1 成盐聚钾模式及成因机制 |
| 8.2.2 成钾事件讨论 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
| 附图 |
（5）鄂东南阳新岩体周缘矽卡岩型铜多金属矿床地质特征及矿床成因（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题来源及意义 |
| 1.2 研究现状和存在问题 |
| 1.2.1 岩体成矿性研究 |
| 1.2.2 埃达克岩研究现状 |
| 1.2.3 矽卡岩研究现状 |
| 1.2.4 中国矽卡岩矿床分布 |
| 1.2.5 鄂东南地区研究现状 |
| 1.3 研究内容和技术方法 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究方案及技术路线 |
| 1.4 论文工作量 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.2 区域构造 |
| 2.2.1 印支期构造 |
| 2.2.2 燕山期构造 |
| 2.3 区域岩浆岩 |
| 第三章 矿床地质特征 |
| 3.1 铜绿山 |
| 3.2 父子山 |
| 3.2.1 地层 |
| 3.2.2 构造 |
| 3.2.3 岩浆岩 |
| 3.2.4 矿体地质特征 |
| 3.2.5 成矿期次及成矿阶段 |
| 3.3 付家山-龙角山 |
| 3.3.1 地层 |
| 3.3.2 构造 |
| 3.3.3 岩浆岩 |
| 3.3.4 矿体地质特征 |
| 3.3.5 成矿期次与成矿阶段 |
| 3.4 阮家湾 |
| 3.4.1 地层 |
| 3.4.2 构造 |
| 3.4.3 岩浆岩 |
| 3.4.4 矿体地质特征 |
| 3.4.5 成矿期次与成矿阶段 |
| 第四章 岩浆地球化学特征及岩石成因 |
| 4.1 采样位置及岩相学描述 |
| 4.2 成岩年代 |
| 4.3 岩浆岩地球化学特征 |
| 4.3.1 主量元素特征 |
| 4.3.2 微量元素特征 |
| 4.3.3 同位素特征 |
| 4.4 岩浆岩成因 |
| 4.4.1 分离结晶、部分熔融和同化混染作用 |
| 4.4.2 岩浆源区及残留相 |
| 4.4.3 岩石成因 |
| 第五章 成矿岩体特征及其识别标志 |
| 5.1 地球化学特征及年代学对比 |
| 5.2 岩浆演化过程对成矿的贡献 |
| 5.2.1 岩浆分离结晶作用 |
| 5.2.2 其他岩体的迁移历史 |
| 5.2.3 流体出溶时间对成矿的控制 |
| 5.3 就位深度及氧逸度对比 |
| 5.3.1 岩浆就位深度 |
| 5.3.2 岩浆氧逸度 |
| 5.4 找矿指标 |
| 第六章 矿床流体包裹体及同位素特征研究 |
| 6.1 流体包裹体研究 |
| 6.1.1 父子山 |
| 6.1.2 付家山-龙角山 |
| 6.1.3 阮家湾 |
| 6.2 同位素地球化学特征 |
| 6.2.1 硫化物原位S同位素 |
| 6.2.2 C-H-O同位素 |
| 第七章 矿床成因讨论 |
| 7.1 成岩成矿年代学 |
| 7.2 成矿流体和成矿物质来源 |
| 7.2.1 成矿流体来源—C-H-O同位素证据 |
| 7.2.2 成矿物质来源—S同位素证据 |
| 7.2.3 W的来源和W-Cu共生机制初步探讨 |
| 7.3 成矿机制和成矿过程 |
| 7.3.1 铜绿山 |
| 7.3.2 父子山 |
| 7.3.3 付家山-龙角山 |
| 7.3.4 阮家湾 |
| 7.4 鄂东南Cu多金属矿床成矿模型 |
| 7.4.1 成矿构造背景 |
| 7.4.2 控矿条件 |
| 7.4.3 赋矿围岩特征 |
| 7.4.4 与矿化有关侵入岩特征 |
| 7.4.5 矿化期次 |
| 7.4.6 成矿物质和流体来源及成矿机制 |
| 第八章 主要认识和结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附表及附图 |
（6）山东泗水董庄石膏矿矿床地质特征及成因分析（论文提纲范文）
| 1 矿区地质 |
| 1.1 地层 |
| 1.1.1 卞桥组 |
| 1.1.2 常路组 |
| 1.1.3 第四系 |
| 1.2 构造 |
| 1.2.1 褶皱 |
| 1.2.2 节理 |
| 1.2.3 断层 |
| 2 矿床地质特征 |
| 2.1 矿体特征 |
| 2.2 矿石特征 |
| 2.2.1 矿石结构 |
| 2.2.2 矿石质量变化 |
| 2.2.3 有益矿物评价 |
| 3 矿床成因分析 |
| 3.1 同生石膏 |
| 3.2 次生石膏 |
| 4 结论 |
（7）西藏甲玛铜多金属矿床成矿模式与找矿模型（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 矿床模型研究现状 |
| 1.1.1 国外矿床模型研究概况 |
| 1.1.2 国内矿床模型研究概况 |
| 1.2 斑岩-矽卡岩矿床研究进展 |
| 1.3 研究区勘查与研究工作程度 |
| 1.3.1 勘查工作进展 |
| 1.3.2 以往研究工作程度 |
| 1.3.3 以往研究中需要进一步解决的问题 |
| 1.4 本次研究意义 |
| 1.5 本次研究工作概况 |
| 1.5.1 研究思路及内容 |
| 1.5.2 采用的技术路线 |
| 1.5.3 取得的主要进展 |
| 1.5.4 主要的创新点 |
| 第2章 地质背景 |
| 2.1 地层与成矿 |
| 2.1.1 地层层序和岩性 |
| 2.1.2 沉积建造 |
| 2.2 构造与成矿 |
| 2.2.1 甲玛-卡军果推覆构造系 |
| 2.2.2 铜山滑覆构造特征 |
| 2.2.3 推-滑覆构造控矿模式 |
| 2.3 岩浆岩与成矿 |
| 2.3.1 区域岩浆岩演化 |
| 2.3.2 矿区岩浆岩特征 |
| 第3章 矿区侵入岩地球化学特征 |
| 3.1 岩石化学 |
| 3.1.1 主量元素特征 |
| 3.1.2 微量元素特征 |
| 3.1.3 稀土元素特征 |
| 3.2 岩石成因类型 |
| 3.3 起源与源区性质 |
| 3.4 构造环境分析 |
| 3.5 岩浆混合与成矿作用 |
| 3.6 岩浆-热液过渡证据 |
| 3.7 侵入岩对矽卡岩形成的控制作用 |
| 第4章 矿床地质特征 |
| 4.1 矿体组合分布及产状 |
| 4.2 矿石类型 |
| 4.3 矿石结构构造 |
| 4.3.1 矿石构造 |
| 4.3.2 矿石结构 |
| 4.4 矿物特征及分带性 |
| 4.4.1 金属矿物特征及元素分带性 |
| 4.4.2 矽卡岩矿物特征及其分带性 |
| 4.4.3 分带模式 |
| 4.5 蚀变类型及分带 |
| 4.6 矿化阶段 |
| 第5章 矿床地球化学特征 |
| 5.1 成矿元素地球化学背景 |
| 5.2 矽卡岩中的铜多金属矿体 |
| 5.2.1 主量元素特征 |
| 5.2.2 微量元素特征 |
| 5.2.3 稀土元素特征 |
| 5.3 角岩中的铜钼矿体 |
| 5.4 石英闪长玢岩(σομ)中的金矿体 |
| 5.4.1 主量元素特征 |
| 5.4.2 微量、稀土元素特征 |
| 5.5 矽卡岩形成及矿化过程中元素活动性讨论 |
| 第6章 同位素地球化学 |
| 6.1 氢、氧同位素 |
| 6.2 硫同位素 |
| 6.3 铅同位素 |
| 6.4 硅同位素 |
| 第7章 成岩成矿年代学 |
| 7.1 甲玛岩浆岩的侵位年龄 |
| 7.2 甲玛铜多金属矿的成矿年龄 |
| 7.3 成矿年龄对矿床成因的约束 |
| 第8章 流体包裹体地球化学特征 |
| 8.1 流体包裹体岩相学 |
| 8.1.1 斑岩脉斑晶中的流体包裹体 |
| 8.1.2 矽卡岩中的流体包裹体 |
| 8.1.3 角岩石英脉中的流体包裹体 |
| 8.2 包裹体气液相成分的激光拉曼探针(LRM)分析 |
| 8.3 流体包裹体温度、盐度 |
| 8.4 流体演化模式 |
| 第9章 典型斑岩-矽卡岩矿床类比研究 |
| 9.1 国外典型矿床 |
| 9.2 国内典型矿床 |
| 9.3 相似性 |
| 9.4 差异性 |
| 第10章 矿床成矿模式 |
| 10.1 岩浆活动的控矿作用 |
| 10.2 构造对矿体定位的关键作用 |
| 10.3 有利地层的天然圈闭条件 |
| 10.4 矿床成因厘定的地质证据 |
| 10.5 矿床成矿模式 |
| 第11章 勘查技术方法与找矿模型 |
| 11.1 遥感 |
| 11.1.1 区域遥感异常 |
| 11.1.2 遥感图像蚀变解译 |
| 11.2 勘查地球物理 |
| 11.2.1 矿区 1:1 万高精度磁测 |
| 11.2.2 矿区 1:1 万激电探测 |
| 11.3 勘查地球化学 |
| 11.3.1 区域地球化学场 |
| 11.3.2 1:5 万水系沉积物测量 |
| 11.3.3 矿区 1:1 万土壤地球化学 |
| 11.3.4 典型剖面岩石地球化学 |
| 11.4 勘查技术方法评述 |
| 11.5 综合技术方法找矿模型 |
| 11.6 找矿模型的应用 |
| 结论 |
| 参考文献 |
| 攻读博士学位期间发表学术论文清单 |
| 致谢 |
| 个人简历 |
| 附件 |
（8）辽宁清原花岗—绿岩带的演化及成矿作用研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究区范围及自然地理概况 |
| 1.2 地质工作程度及研究现状 |
| 1.2.1 地质工作程度 |
| 1.2.2 研究现状及存在主要问题 |
| 1.3 论文选题意义及依托 |
| 1.4 研究思路、研究内容及完成实物工作量 |
| 1.4.1 研究思路 |
| 1.4.2 研究内容及完成实物工作量 |
| 1.5 主要研究进展 |
| 第2章 成矿地质背景 |
| 2.1 早前寒武纪地质 |
| 2.1.1 华北克拉通太古宙基底划分 |
| 2.1.2 清原地区早前寒武纪地质 |
| 2.1.3 早前寒武纪构造及变质变形 |
| 2.1.4 前寒武纪矿产 |
| 2.2 显生宙地质 |
| 2.2.1 J_3-K_2地层 |
| 2.2.2 岩浆岩 |
| 2.2.3 断裂构造 |
| 2.2.4 中生代矿产 |
| 第3章 清原地区地球动力学演化 |
| 3.1 前寒武纪基底形成的构造环境 |
| 3.1.1 华北克拉通基底形成与前寒武纪构造演化 |
| 3.1.2 清原地区表壳岩的地球化学特征及构造环境判别 |
| 3.1.3 花岗岩质岩石的地球化学特征及构造环境判别 |
| 3.1.4 前寒武纪基底的演化 |
| 3.2 晚三叠世双峰式侵入岩 |
| 3.2.1 清原地区晚三叠世侵入体的地球化学及构造环境判别 |
| 3.2.2 构造环境判别 |
| 3.3 早白垩世晚期-晚白垩世早期钾长花岗岩 |
| 3.4 清原地区动力学演化史 |
| 3.4.1 前寒武纪基底的形成及演化阶段 |
| 3.4.2 古亚洲洋构造域演化阶段 |
| 3.4.3 环太平洋构造域发育阶段 |
| 第4章 典型矿床研究 |
| 4.1 与火山岩有关的块状硫化物矿床 |
| 4.1.1 红透山铜锌(金)矿 |
| 4.1.2 树基沟铜锌(金)矿 |
| 4.1.3 成矿模式 |
| 4.2 BIF铁矿 |
| 4.2.1 小莱河铁矿 |
| 4.2.2 下甸子铁矿 |
| 4.2.3 矿床成因及成矿模式 |
| 4.3 变质热液脉型金矿 |
| 4.3.1 南龙王庙金矿 |
| 4.4 热液脉型金矿 |
| 4.4.1 下大堡金矿 |
| 4.4.2 强盛金矿 |
| 4.4.3 成矿模式 |
| 第5章 成矿条件及成矿规律 |
| 5.1 成矿条件 |
| 5.1.1 区域构造地质背景 |
| 5.1.2 构造条件 |
| 5.1.3 火山岩成矿条件 |
| 5.1.4 侵入岩成矿条件 |
| 5.2 矿床的时间、空间分布规律 |
| 结论 |
| 参考文献 |
| 图版及图版说明 |
| 攻读博士学位期间发表的论文和成果 |
| 致谢 |
（9）吉林省镁铁质-超镁铁质岩特征及成矿作用研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| abstract |
| 第1章 前言 |
| 1.1 研究区范围及自然地理概况 |
| 1.2 论文选题意义及依托项目 |
| 1.3 研究现状及存在问题 |
| 1.3.1 岩浆铜镍硫化物矿床研究现状 |
| 1.3.2 吉林省铜镍硫化物矿床勘查及研究现状 |
| 1.3.3 存在主要问题 |
| 1.4 研究思路与方法 |
| 1.5 实验测试方法 |
| 1.6 完成的主要实物工作量 |
| 1.7 主要研究认识 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造位置 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.2.1 太古宇 |
| 2.2.2 古元古界 |
| 2.2.3 新元古界 |
| 2.2.4 古生界 |
| 2.2.5 中生界 |
| 2.2.6 新生界 |
| 2.3 区域构造 |
| 2.3.1 伊通—舒兰断裂 |
| 2.3.2 辉发河—古洞河断裂 |
| 2.3.3 敦化-密山断裂 |
| 2.3.4 集安—两江断裂 |
| 2.4 区域侵入岩 |
| 2.4.1 太古宙 |
| 2.4.2 元古代 |
| 2.4.3 古生代 |
| 2.4.4 中生代 |
| 2.4.5 新生代 |
| 2.5 区域变质岩 |
| 2.5.1 新太古代 |
| 2.5.2 古元古代 |
| 2.5.3 新元古代 |
| 2.5.4 早古生代 |
| 2.6 区域矿产分布 |
| 第3章 镁铁质-超镁铁质岩产出的地球动力学背景 |
| 3.1 太古宙陆核的形成与发展 |
| 3.1.1 华北克拉通太古宙陆核演化发展过程 |
| 3.1.2 华北克拉通基底形成与演化 |
| 3.2 辽吉洋演化阶段 |
| 3.2.1 “辽吉洋”大地构造属性 |
| 3.2.2 “辽吉洋”的构造演化 |
| 3.3 哥伦比亚超大陆裂解 |
| 3.3.1 样品采集及岩相学特征 |
| 3.3.2 年代学与Hf同位素特征 |
| 3.3.3 地球化学元素特征 |
| 3.3.4 岩石成因及构造环境 |
| 3.4 古亚洲洋构造域演化 |
| 3.4.1 古亚洲洋最终闭合 |
| 3.4.2 古亚洲洋闭合后的伸展 |
| 3.5 环太平洋构造域演化 |
| 3.5.1 样品采集及岩相学特征 |
| 3.5.2 年代学特征 |
| 3.5.3 地球化学特征 |
| 3.5.4 岩石成因及岩浆源区性质 |
| 3.5.5 成岩构造背景 |
| 3.6 吉林地区与镁铁质-超镁铁质岩相关的构造演化史 |
| 第4章 镁铁质-超镁铁质岩特征及典型矿床研究 |
| 4.1 吉林地区镁铁质-超镁铁质岩特征 |
| 4.2 典型铜镍硫化物矿床研究 |
| 4.2.1 小陈木构铜镍硫化物矿床 |
| 4.2.2 赤柏松铜镍硫化物矿床 |
| 4.2.3 中-晚三叠世铜镍硫化物矿床 |
| 4.2.4 早侏罗世铜镍硫化物矿床成矿潜力分析 |
| 第5章 区域成矿条件与成矿规律 |
| 5.1 区域成矿条件 |
| 5.1.1 地层条件 |
| 5.1.2 构造条件 |
| 5.1.3 岩浆岩成矿专属性 |
| 5.2 成矿规律 |
| 5.2.1 时空分布规律 |
| 5.2.2 矿化富集规律 |
| 5.3 找矿潜力与找矿方向 |
| 5.3.1 找矿潜力评价 |
| 5.3.2 找矿方向 |
| 第6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 |
（10）上扬子地块盆—山结构及铅锌成矿规律研究（论文提纲范文）
| 作者简介 |
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| §1.1 研究区概况 |
| §1.2 国内外研究现状综述 |
| §1.3 研究目的、研究内容与研究思路 |
| §1.4 技术路线及研究方法 |
| 第二章 区域成矿地质背景 |
| §2.1 区域构造 |
| 2.1.1 上扬子地块大地构造位置 |
| 2.1.2 上扬子地块铅锌成矿区大地构造特征 |
| §2.2 区域地层 |
| 2.2.1 上扬子地块地层总体特征 |
| 2.2.2 前震旦纪地层 |
| 2.2.3 震旦纪地层 |
| 2.2.4 古生代地层 |
| 2.2.5 中生代地层 |
| 2.2.6 新生代地层 |
| §2.3 区域岩浆岩 |
| 2.3.1 扬子地块西缘 |
| 2.3.2 扬子地块北缘及鄂西-湘西地区 |
| 2.3.3 黔南-桂北地区 |
| §2.4 区域矿产 |
| 2.4.1 米仓山-大巴山成矿区 |
| 2.4.2 鄂-湘-渝-黔成矿区 |
| 2.4.3 黔南-桂北成矿区 |
| 2.4.4 康滇成矿区 |
| 2.4.5 龙门山成矿区 |
| 2.4.6 四川盆地内的油气资源 |
| 第三章 上扬子地块沉积-构造演化与盆山耦合 |
| §3.1 上扬子地块沉积-演化历史 |
| 3.1.1 上扬子地块结晶基底形成阶段(太古宙-早元古代) |
| 3.1.2 上扬子地块褶皱基底形成阶段(中元古代-晚元古代) |
| 3.1.3 上扬子地块海相沉积盖层形成阶段(震旦纪-中三叠世) |
| 3.1.4 上扬子地块陆相沉积盖层形成阶段(晚三叠世-第四纪) |
| §3.2 四川盆地沉积充填特征 |
| 3.2.1 四川盆地沉积充填格架及其岩性岩相特征 |
| 3.2.2 四川盆地的形成 |
| §3.3 四川盆地盆山体系结构构造及盆山耦合 |
| 3.3.1 盆山体系的结构构造 |
| 3.3.2 四川盆地的盆山耦合作用 |
| §3.4 上扬子地块盆-山结构特征 |
| 第四章 典型铅锌矿床研究 |
| §4.1 鄂西凹子岗铅锌矿床 |
| 4.1.1 区域地质概况 |
| 4.1.2 矿区地质特征 |
| 4.1.3 矿体与矿石特征 |
| 4.1.4 矿床地球化学特征 |
| §4.2 湘西花垣铅锌矿床 |
| 4.2.1 区域地质概况 |
| 4.2.2 矿区地质特征 |
| 4.2.3 矿体与矿石 |
| 4.2.4 矿床地球化学 |
| §4.3 川滇黔地区会泽铅锌矿床 |
| 4.3.1 区域地质背景 |
| 4.3.2 矿区地质特征 |
| 4.3.3 矿床地球化学 |
| §4.4 渝东南铅锌矿床 |
| 4.4.1 区域地质概况 |
| 4.4.2 矿区地质特征 |
| 4.4.3 成矿区找矿远景 |
| §4.5 陕南地区马元-白玉铅锌矿床 |
| 4.5.1 区域地质背景 |
| 4.5.2 矿区地质特征 |
| 4.5.3 成矿特点 |
| §4.6 黔南-桂北地区北山铅锌黄铁矿床 |
| 4.6.1 区域地质背景 |
| 4.6.2 矿区地质特征 |
| 4.6.3 矿体与矿石 |
| 4.6.4 矿床地球化学特征 |
| 第五章 上扬子地块铅锌矿床成矿条件及成矿作用研究 |
| §5.1 上扬子地块铅锌矿床特征 |
| 5.1.1 成矿的大地构造背景 |
| 5.1.2 赋矿地层 |
| 5.1.3 控矿构造 |
| 5.1.4 矿体与矿石 |
| §5.2 成矿条件研究 |
| 5.2.1 成矿物质—硫和铅锌 |
| 5.2.2 成矿流体 |
| 5.2.3 角砾岩 |
| §5.3 成矿作用 |
| 5.3.1 盆山耦合与成矿 |
| 5.3.2 角砾岩与成矿 |
| 5.3.3 盆地流体与成矿 |
| §5.4 成矿机制 |
| 第六章 成矿规律与成矿预测研究 |
| §6.1 铅锌矿床的控矿规律 |
| 6.1.1 地层控矿 |
| 6.1.2 岩性及岩性组合控矿 |
| 6.1.3 构造控矿机理 |
| §6.2 铅锌矿床的空间分布规律 |
| 6.2.1 环绕盆地边缘山系分布的特征 |
| 6.2.2 铅锌矿丛聚性分布特征 |
| 6.2.3 铅锌矿分布的分带性 |
| §6.3 找矿标志与找矿模式 |
| 6.3.1 找矿标志 |
| 6.3.2 找矿模式 |
| 第七章 区域成矿远景评价与找矿靶区圈定 |
| §7.1 成矿区带划分 |
| 7.1.1 成矿单元划分原则 |
| 7.1.2 成矿单元的划分 |
| §7.2 主要成矿区远景评价 |
| 7.2.1 勉、略、宁多金属成矿远景区(Ⅲ-1) |
| 7.2.2 陕西南郑马元—白玉铅锌成矿远景区(Ⅲ-2) |
| 7.2.3 青峰—黄陵成铅锌成矿区(Ⅲ-3) |
| 7.2.4 石柱—秀山铅锌成矿区(Ⅲ-4) |
| 7.2.5 利川(川东)—走马坪铅锌成矿区(Ⅲ-5) |
| 7.2.6 龙山—凤凰铅锌(汞)成矿远景区(Ⅲ-6) |
| 7.2.7 黔西北(云炉河—威宁—水城)铅锌成矿区(Ⅲ-7) |
| §7.3 找矿靶区圈定 |
| 7.3.1 靶区优选原则 |
| 7.3.2 找矿靶区圈定和分级 |
| 第八章 研究结论和认识 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
四、晋中南地区石膏矿床地质特征及成因浅析（论文参考文献）
- [1]山东莱芜地区矽卡岩型铁矿床成矿作用与成矿机制研究[D]. 段壮. 中国地质大学, 2019(05)
- [2]山西北部石炭纪喀斯特型铝土矿成因研究 ——以兴县铝土矿为例[D]. 周智慧. 中国地质大学(北京), 2020(09)
- [3]陆相火山岩型铁矿床矿石组构学特征及其成因意义[D]. 江满容. 中国地质大学, 2014(11)
- [4]四川盆地三叠纪成盐环境、成钾条件及成因机制[D]. 龚大兴. 成都理工大学, 2016(01)
- [5]鄂东南阳新岩体周缘矽卡岩型铜多金属矿床地质特征及矿床成因[D]. 段登飞. 中国地质大学, 2019(01)
- [6]山东泗水董庄石膏矿矿床地质特征及成因分析[J]. 汪子杰. 现代矿业, 2019(01)
- [7]西藏甲玛铜多金属矿床成矿模式与找矿模型[D]. 郑文宝. 成都理工大学, 2012(04)
- [8]辽宁清原花岗—绿岩带的演化及成矿作用研究[D]. 张雅静. 吉林大学, 2014(04)
- [9]吉林省镁铁质-超镁铁质岩特征及成矿作用研究[D]. 薛昊日. 吉林大学, 2020(01)
- [10]上扬子地块盆—山结构及铅锌成矿规律研究[D]. 梁国宝. 中国地质大学, 2015(01)