一、强烈亏损重稀土元素的中酸性火成岩(或埃达克质岩)与Cu、Au成矿作用（论文文献综述）
杨超[1]（2021）在《长江中下游池州地区燕山期侵入岩及其与成矿作用的关系研究》文中认为下扬子地区在晚中生代时发生了强烈的、多阶段的成岩成矿作用,形成了大量的岩浆岩和多金属矿床。然而,下扬子地区内的两大构造单元,长江中下游成矿带和江南造山带东段,却有着明显不同的成矿特征。长江中下游成矿带燕山期岩浆作用主要产生Cu-Au-Fe矿床,而江南造山带东段却发育大量W-Mo矿床。此外,相对于与成矿密切相关的早阶段岩浆岩而言,长江中下游地区晚阶段A型花岗岩的岩石成因及构造背景研究较为薄弱,且争议较大。位于两大构造单元结合部位的池州地区燕山期岩浆作用不仅产生了Cu-Au矿床,还产生了Mo-Cu（W）矿床,这与两大构造单元的成矿规律均不同。此外,池州地区还发育许多由多种岩性组成的晚阶段A型花岗岩,如花园巩岩体。因而,通过对池州地区早、晚两阶段岩浆岩（150～132 Ma;130～125 Ma）进行岩石学、矿物学、全岩地球化学、Sr-Nd-Pb同位素、锆石U-Th-Pb-Hf同位素以及微量元素研究,不仅可以探讨这些岩浆岩的岩石成因及其形成的构造动力学演化过程,还有助于深入理解整个下扬子燕山期成岩成矿作用规律。首先,本文对池州地区多个早阶段含矿岩体进行研究。结果发现池州地区含矿岩体（150～141 Ma）包含高钾钙碱性系列辉石闪长岩、石英闪长（玢）岩和花岗闪长（斑）岩,属于长江中下游成矿带晚中生代第一阶段岩浆作用的产物。其中,小丁冲辉石闪长岩具有低的Si O2和高的Mg O含量、类似于弧型的微量元素组成,以及富集的Sr-Nd-Pb-Hf同位素组成,表明其来源于富集岩石圈地幔。然而,牌楼花岗闪长斑岩具有弱富集的Sr-Nd-Hf同位素组成和高放射性成因Pb同位素,以及埃达克质岩的地球化学特征,表明其来源于中-新元古代加厚增生地壳的部分熔融。其它中-酸性含矿岩体可分为两组,其中一组由幔源岩浆结晶分异和中-新元古代增生地壳部分熔融而来,而另一组则由幔源岩浆与中-新元古代增生地壳部分熔融产生的熔体混合而来。因而,池州地区的Cu矿来源受控于幔源岩浆,而Mo（W）矿来源受控于中-新元古代增生地壳,且该增生地壳对Mo（W）成矿的影响范围可能延伸至长江中下游地区。长江中下游成矿带第一阶段岩浆岩的年龄由西向东逐渐变年轻。此外,较低的锆石Ti温度以及含有大量的继承锆石表明,池州地区含矿岩浆岩形成于低温、富水的环境,这与古太平洋板块以低角度俯冲至本地区,形成交代富集地幔的构造背景相一致。其次,本文选择位于池州中部的、研究程度较弱的巴山杂岩体作为晚阶段岩浆岩的代表性岩体进行研究。该杂岩体由一个M型花岗岩类岩体（石英二长岩）和三个A型花岗岩体组成,后者包括石英正长岩、钾长花岗岩和碱性长石花岗岩。锆石U-Pb年代学研究表明这些侵入岩形成于126～123 Ma,属于区内晚阶段岩浆作用的产物。石英二长岩具有中等的Si O2含量（60.5～63.1 wt%）、高的Na2O+K2O含量（8.66～9.83 wt%）、类似于弧型的微量元素组成、富集的全岩Sr-Nd和锆石Hf同素组成、高放射性成因Pb同位素((87Sr/86Sr)i=0.7082～0.7091;εNd（t）=-6.9～-7.1;εHf（t）=-5.3～-8.2;206Pb/204Pb（t）=18.581～18.792)。因而,推断其起源于富集岩石圈地幔源区的部分熔融,并经历分离结晶作用和有限的地壳混染。石英正长岩具有高的Si O2（65.9～69.8 wt%）和Na2O+K2O（11.3～12.3 wt%）含量、低的Mg O含量（0.14～0.23）、高的104*Ga/Al值（2.34～3.61）、类似于弧型的微量元素组成,和与石英二长岩相似的全岩Nd和Pb以及锆石Hf同位素组成,指示其由石英二长岩结晶分异而来,并伴有一定程度的地壳混染。石英二长岩具有比石英正长岩(TTi-in-Zrn=623～805°C;TZr=856～909°C;ΔFMQ=+3.5～+4.8)更高的锆石Ti温度(TTi-in-Zrn=696～832°C)和更低的锆石饱和温度(TZr=772～818°C)和氧逸度（ΔFMQ=+1.8～+2.8）,这表明石英正长岩中的锆石在较低的温度下结晶,并且其氧逸度随岩浆温度的降低而明显提高。钾长花岗岩具有较高的Si O2含量、高的TTi-in-Zrn（671～871°C）、TZr（799～822°C）和低的氧逸度（ΔFMQ=+0.9～+3.7）,因而其不可能由石英正长岩演化而来。它们具有高的104*Ga/Al值（2.67～2.95）、低的Mg O（0.1～0.17 wt.%）含量和（La/Yb）N（7.60～10.19）值、明显的负Eu异常（Eu/Eu*=0.28～0.38）以及富集的Sr-Nd和锆石Hf同位素组成(εNd（t）=-7.2～-7.5;εHf（t）=-5.1～-14.0),表明它们是由新元古代钙碱性花岗岩类岩石在低压和高温的条件下通过缺水熔融而来。碱性长石花岗岩具有高的Si O2（76.5～78.0 wt%）和Na2O+K2O（8.34～9.02 wt%）含量,但具有低的Mg O（0.03～0.08 wt%）含量。它们具有弱富集的Nd同位素组成(εNd（t）=-5.7)、宽泛的锆石εHf（t）值（-1.9～-11.2）和高的氧逸度（ΔFMQ=+2.9～+4.3）。它们是通过高分异碱性玄武质岩浆与中元古代地壳熔融产生的熔体混合而成的。巴山杂岩体的岩石成因表明,长江中下游地区的A型花岗岩具有多个岩浆源区,且结晶时的温度、水含量、氧逸度范围十分宽泛。在中生代时期,古太平洋板块的俯冲和回卷引发地壳拉伸和强烈的壳-幔相互作用,这对长江中下游地区A型花岗岩的形成起到了主要作用。本文还利用石榴子石U-Pb定年对位于池州东北部的许桥-乌谷墩矽卡岩型Pb-Zn-Ag矿床的形成时代进行了制约,并且重新梳理了区内的成岩成矿作用规律。详细的野外地质调查和锆石U-Pb定年发现,矿区内发育两种岩性的岩脉,其一为闪长玢岩,与铜、钼矿化关系密切,并且年龄为146～141 Ma;另一为花岗岩,与钼矿化关系密切,并且年龄为113.4±2 Ma。矽卡岩中的石榴子石U-Pb定年结果为148～143 Ma,与闪长玢岩脉年龄相似。因此,池州地区存在三个阶段的成岩成矿作用:第一阶段（150～135 Ma）,主要形成中酸性侵入岩和与之相关的铜、金、钼、铅、锌等矿床;第二阶段（134～124 Ma）,形成钾长花岗岩和小规模的铅锌钼矿化;第三阶段（115～110 Ma）,岩浆活动接近尾声,主要发育花岗岩脉,并伴随弱的钼矿化。此外,池州地区的成矿作用规律不完全与长江中下游地区相同,且池州区内的多期Mo（W）矿化可能与中-新元古代增生地壳多阶段活化有关。本次研究表明,尽管池州地区主要的两阶段岩浆岩的岩石成因不同,但它们都与古太平洋板块西向俯冲有关。晚中生代时,古太平洋板块以低角度俯冲至长江中下游地区,并且在俯冲过程中发生脱水和熔融,进而产生的流体和熔体交代上覆岩石圈地幔。持续的脱水、熔融使得俯冲板片密度变大,然后发生下沉、回卷。与此同时,软流圈地幔侧向流动,加热交代地幔,引发了从西向东的早阶段岩浆作用。幔源岩浆底侵,然后与不同的基底岩石发生强烈的壳幔相互作用,形成了早阶段岩浆岩和类型多样的金属矿床。由于俯冲方向的改变和持续的板片回卷,下扬子地区发生更为强烈的地壳伸展,使得幔源岩浆快速上升至浅部地壳,不仅形成了第二阶段的火山岩,也使得浅部地壳发生熔融,形成第三阶段的A型花岗岩。因而,池州地区多阶段的成岩成矿作用反应了本地区在古太平洋板块俯冲背景下,从宽阔的陆缘弧到弧后的演化过程。
肖庆玲[2]（2021）在《安徽宣城茶亭铜金矿床成矿作用研究》文中研究表明长江中下游成矿带是我国东部十分重要的铁、铜、金多金属成矿带,广泛发育斑岩-矽卡岩型矿床和玢岩型矿床。基于对带内典型矿床的详细研究,许多学者提出长江中下游成矿带斑岩型矿床为陆内背景下岩浆热液活动的结果。然而,对于长江中下游成矿带斑岩成矿系统的认识还存在很多疑惑和争议,如构造背景,成矿岩浆岩起源及演化过程,热液流体的出溶及矿质沉淀机制等,因此,需要对区内斑岩矿床进行深入细致的剖析,为该成矿带矿床成因提供更多可靠的依据。宣城矿集区位于长江中下游成矿带南陵-宣城一带,其西面和北面分别紧邻铜陵矿集区和宁芜矿集区,南面逐渐过渡到江南隆起带地区。随着近几年深部找矿勘探工作的开展,在宣城矿集区发现了包括茶亭铜金矿床在内的多个Cu、Fe、Au、Pb、Zn等多金属矿床/矿点,目前,该区已经成为长江中下游成矿带一个新的重要矿集区。茶亭矿床是成矿带中最大型的斑岩型铜金矿床,同时也是长江中下游成矿带为数不多的大型斑岩铜金矿床。勘探表明,虽然矿床围岩为三叠系碳酸盐,但矽卡岩型矿化并不强烈,以斑岩型矿化为主,明显不同于成矿带中其他斑岩-矽卡岩矿床,成矿过程明显有别于成矿带其他矿床。同时,矿区发育多种类型岩浆岩和角砾岩,他们与成矿的关系不清。这些问题的解决不但可以深化对长江中下游成矿带斑岩-矽卡岩型矿床成矿系统演化的认识,同时对该矿集区下一步的矿床勘查方向具有重要的影响。本文以茶亭铜金矿床为研究对象,通过详细的野外地质观察,同时借助各种分析手段,如全岩主、微量元素,Sr-Nd同位素,矿物主、微量元素,流体包裹体,矿物原位O-S-Hf同位素测试等技术方法,对茶亭矿床的地质特征、成矿岩浆岩起源与演化、成矿流体演化和矿床成因等展开了全面而精细的剖析,获得了以下认识:茶亭矿床发育多期次岩浆岩,分别为成矿前的角闪闪长玢岩,成矿期的石英闪长玢岩以及成矿后的闪长玢岩、煌斑岩和安山玢岩。岩浆岩的锆石U-Pb年龄分析结果表明,角闪闪长玢岩、石英闪长玢岩和安山玢岩分别形成于138.8±3.0 Ma、137.6±3.0 Ma和135.5±3.6 Ma,与茶亭矿床的辉钼矿Re-Os模式年龄值（平均值136.0±1.3 Ma）在误差范围内一致,均为长江中下游成矿带燕山期早阶段岩浆活动的产物。角闪闪长玢岩和石英闪长玢岩具有相似的全岩主、微量及Sr-Nd-Hf同位素组成,均表现为富集大离子亲石元素,亏损高场强元素,但是具有较低的Yb/Lu和Y/Yb比值。结合岩石中较低的锆石εHf（t）（-8.29 to-12.02）,全岩εNd（t）（-6.93to-9.01）以及较高的(87Sr/86Sr)i（0.705723 to 0.70686）,推测茶亭岩体的不同类型岩浆岩来自同一壳幔混源的岩浆源区。全岩地球化学、同位素以及不同岩浆岩中角闪石、斜长石、黑云母及磁铁矿等的矿物学和地球化学特征表明,在陆内拉张背景下,富集地幔起源的幔源岩浆和下地壳起源的壳源岩浆在壳幔边界发生了MASH过程形成了茶亭矿床的岩浆源区,岩浆上升至地壳大约5.2-8.6 km左右,形成了浅部岩浆房;岩浆房中基性岩浆的注入促成了成矿前角闪闪长玢岩的形成,并伴随少量的流体出溶;混合后的岩浆房残余岩浆又经历了斜长石、黑云母和角闪石的分离结晶以及围岩的同化混染,最终在地壳1.9-3.4km处形成了氧逸度更高、更加富集硫和金属的成矿期石英闪长玢岩,同时伴随大量的成矿流体出溶。茶亭矿床发育典型的斑岩型蚀变和矿化,主要发生在石英闪长玢岩内部。从早到晚分别为矽卡岩化、钾硅酸盐化和绢英岩化。由于围岩为碳酸盐,青磐岩化在茶亭矿床中仅少量发育,而矽卡岩化在矿床中分布十分广泛。矿化主要呈稀疏浸染状、脉状和角砾状产于钾化和绢英岩化的石英闪长玢岩中。在矿床900-350m处,发育大量赋矿的热液角砾岩,根据胶结物和角砾的组成,可以分为MH型（以石英为主胶结）、H1型（硬石膏为主胶结的）和H2型（以绿泥石为主胶结）三种类型。其中,MH型角砾岩位于钾化蚀变顶部,发育高温蚀变矿物,如钾长石和磁铁矿,推测为岩浆-热液隐爆作用形成,为典型的岩浆-热液角砾岩;热液流体的水力破碎作用在浅部形成了广泛的H1型角砾岩;而成矿后闪长玢岩的形成加热较冷的大气降水形成了H2型角砾岩。MH和H1型角砾岩是矿化的重要载体。茶亭矿床的热液成矿从早到晚可分为硅酸盐阶段、绢英岩化和石英碳酸盐三个成矿阶段。硅酸盐阶段以发育矽卡岩化和钾硅酸盐化为主,绢英岩化阶段是主要的成矿阶段,发育绢英岩化,石英碳酸盐阶段为成矿后阶段,以发育碳酸化为主。不同阶段硬石膏的O和S同位素、热液黑云母及磁铁矿的地球化学特征均表明,早阶段成矿流体主要为岩浆热液,但是随着流体的演化,大气降水加入的比重越来越大。流体包裹体测温及矿物地球化学显示,随着流体的演化,温度、盐度和氧逸度逐渐降低。温度、盐度和氧逸度的降低、流体沸腾作用以及大气降水的混合可能共同控制了茶亭矿床金属矿物的沉淀。茶亭矿床发育大量贫矿矽卡岩。通过矽卡岩地质特征及石榴子石、硬石膏等矽卡岩矿物地球化学和O-S同位素研究,本文认为以下几点因素最终导致贫矿矽卡岩的形成:（1）矽卡岩形成时流体的高氧逸度阻碍了硫化物的沉淀;（2）来自浅部岩浆房的流体被厚重的大理岩圈闭于石英闪长玢岩中,形成不了足够规模的接触带矽卡岩;（3）内矽卡岩的规模很小,石榴子石化作用不能产生足够的为后期流体运移和沉淀的通道和空间;外矽卡岩的矿物组合（硬石膏和钙铁榴石）表明其在取代灰岩的过程中并不能释放大量的开放空间,流体更倾向于在斑岩体内部的裂隙活动。尽管如此,大量矽卡岩矿物如钙铁榴石和硬石膏的沉淀,能有效降低流体的氧逸度,有利于后期硫化物的沉淀。综上,本文认为茶亭矿床为一斑岩型铜金矿床,但相比于一般的斑岩矿床其成矿流体氧逸度更高且更加富硫。基于对茶亭矿床和宣城矿集区内围岩地层、控矿构造和成矿岩浆岩等方面的成矿条件分析,本文提出以下三点找矿方向:（1）在区内石炭系碳酸盐地层和岩体接触带寻找矽卡岩型矿床;（2）关注区域内岩浆-热液角砾岩发育的地区,追索可能出现的斑岩型矿床;（3）在茶亭矿床附近的隐伏中酸性侵入体,寻找可能成群出现的斑岩型矿床。
李超[3]（2021）在《华北东南缘蚌埠隆起中生代成岩成矿作用机制》文中指出岩浆岩作为探视地球深部物质组成的探针以及成矿物质的载体,对其形成时代、岩石类型、地球化学特征、源区位置、岩浆性质进行探索可以为区域成岩成矿机制、深部地球动力学背景以及区域构造演化提供重要的信息。本文选择华北克拉通东南缘蚌埠隆起区内的荆山、老山、蚂蚁山、东芦山、西芦山、曹山、锥山、淮光岩体以及大巩山和江山金矿区中与金成矿相关的岩浆岩作为研究对象,开展详细的全岩地球化学和全岩Sr-Nd-Pb同位素、锆石U-Pb年代学、锆石Lu-Hf同位素、以及锆石、磷灰石、角闪石、黄铁矿化学成分研究,旨在（1）确定各阶段岩浆岩的类型、形成时代、源区位置、岩石成因、部分熔融条件、岩浆过程以及构造背景;（2）探索白垩纪不同类型岩浆岩与同期金成矿作用之间的联系,识别出与成矿相关岩浆岩;（3）确定与成矿相关岩浆岩在金成矿过程所扮演的角色;（4）与胶北隆起同期岩浆岩进行对比研究,探讨华北东部中生代构造演化与成岩成矿之间的关系。蚌埠隆起晚侏罗世淡色花岗岩常与淡色细晶岩以及伟晶岩相伴生,具有高硅、高碱、高铝、低铁、镁、钛氧化物含量,高的分异指数、低的Zr/Hf和Nb/Ta比值、低的石英氧同位素组成、并且稀土配分模式显示四分组效应,表明其属于高分异I型花岗岩。此外,结合新元古代-晚三叠世的继承锆石的存在、较低的岩浆锆石钛饱和结晶温度、低的石英氧同位素和放射性Pb同位素比值以及富集的Sr-Nd-Hf同位素组成,表明蚌埠淡色花岗岩是由三叠纪俯冲至蚌埠地区之下的北大别片麻岩,发生水致部分熔融后经历了高程度的结晶分异作用之后形成的。蚌埠早白垩世早期岩浆岩形成于115～130Ma,主要由埃达克质花岗岩和少量基性脉岩组成。此阶段岩浆岩与金矿体具有密切的时空关系。其中埃达克质花岗岩富集轻稀土、亏损重稀土、未显示Eu异常,并且其具有高Sr、低Y和Yb含量、低的Mg#值、具有变化范围较大的Sr–Nd–Pb–Hf同位素组成,表明蚌埠早白垩世早期花岗岩起源于华南或/和华北板块加厚下地壳。此外,根据锆石和磷灰石矿物化学成分反映,这些埃达克质花岗岩浆具有相对较高的挥发分含量和氧化性,这种特点有利于金的运输与富集。蚌埠早白垩世早期的基性岩具有低硅高镁的特点,并且富集大离子亲石元素、亏损高场强元素,以及富集轻稀土元素、亏损重稀土元素,具有低的Sr-Nd同位素组成以及变化的放射性Pb同位素比值,暗示这些基性岩起源于被俯冲华南板块地壳物质交代的岩石圈地幔。此外,磷灰石和角闪石矿物化学成分反映基性岩浆具有高氧逸度和高含水量,这种性质为成矿物质的源区活化和运移提供了良好的条件。蚌埠地区早白垩世晚期岩浆岩形成于109～114 Ma,分布广泛,以普通钙碱性花岗岩为主。在野外未见其与金矿体有紧密的时空关系。与前两阶段花岗岩相比,本阶段花岗岩具有低Sr、高Y和Yb含量、低的Sr/Y、（La/Yb）N和（Dy/Yb）N比值以及具有Eu负异常。此外,此阶段岩石中没有发现新元古代继承锆石,结合它们负的Nb-Ta异常、高的Nb/La比值以及均一的Sr-Nd-Pb-Hf同位素组成、较为古老的两阶段Hf-Nd模式年龄,表明它们起源于华北克拉通的中下地壳,而不是加厚地壳。通过对比蚌埠隆起与胶北隆起中生代同期成岩成矿作用,基于区域中生代构造演化格架,本文认为蚌埠地区中生代成岩成矿作用与华南板块和古西太平洋板块（伊泽奈崎板块）的俯冲均有重要联系。中三叠世时期,华南板块呈低角度长距离向北俯冲至华北板块下方,致使华南上地壳含金岩系被携带至华北板块深部。中侏罗世时期,伊泽奈崎板块向西俯冲至华北克拉通东部,俯冲板片释放的流体交代上覆岩石圈地幔,降低了其稳定性。随后,在晚侏罗世,伊泽奈崎板块俯冲方向缓慢向西北偏转,触发了晚侏罗世岩浆活动。直至早白垩世早期,伊泽奈崎板块俯冲方向继续沿顺时针方向偏转,但俯冲速度明显加快,随着俯冲角度逐渐变陡,导致正在俯冲的板块发生回撤,造成沿郯庐断裂带发生了大规模的区域拉张。强烈的拉张运动不仅触发了岩石圈地幔和加厚下地壳发生部分熔融,分别产生了基性和埃达克质熔体,而且还造成郯庐断裂带发生了走滑运动形成了大量NNE走向的次级断裂。华南板块上地壳物质属性的岩浆将部分成矿物质携带至地壳深度,流体将其运送至走向平缓的次级断裂中富集,从而形成金矿床。随后,岩石圈进一步失稳发生减薄,区域热异常触发了减薄后的华北板块下地壳物质发生了部分熔融,产生了普通的钙碱性花岗质岩浆。
王强,郝露露,张修政,周金胜,王军,李奇维,马林,张龙,齐玥,唐功建,但卫,范晶晶[4]（2020）在《汇聚板块边缘的埃达克质岩:成分和成因》文中研究指明埃达克质岩是一类中酸性岩浆岩,在地球化学上以富集轻稀土元素、亏损重稀土元素、具有正的或者无Eu-Sr异常以及高的La/Yb和Sr/Y比值为特征.新生代火山弧环境中由俯冲洋壳（板片）在榴辉岩相条件下部分熔融形成的埃达克质岩属于狭义的埃达克岩,主要出现于环太平洋火山弧区（洋内弧、大陆弧、陆缘岛弧）.而新生代由碰撞加厚下地壳部分熔融形成的埃达克质岩主要出现在特提斯-青藏高原碰撞带.在火山弧区,俯冲板片熔融产生的埃达克质岩浆可以交代地幔楔形成一套特殊的岩石组合——埃达克岩-埃达克型高镁安山岩-Piip型高镁安山岩-富Nb玄武岩-玻安山岩等,不同于俯冲大洋板片流体交代地幔楔形成的玄武岩-安山岩-英安岩-流纹岩组合.大量资料显示,基性岩熔融产生埃达克质熔体的条件为压力1.2～3.0GPa、温度800～1000℃、H2O含量1.5～6.0wt.%,源区残留矿物组合为石榴石+金红石,很少或无斜长石.新生代铜金等矿床的分布与新生代埃达克质岩的分布区一致,并且一些矿床的成矿母岩就是埃达克质岩.因此,埃达克质岩不仅具有重要的地球深部动力学指示意义,也具有重要的铜金成矿指示意义及勘探价值.尽管对新生代埃达克质岩的研究取得了一些进展,但仍然在一些领域存在薄弱点,包括前新生代埃达克质岩的构造背景、成因、岩浆起源、熔体-地幔作用及其与板块构造启动、地壳生长的关联等.未来需要研究的领域包括:不同类型岩石（包括中酸性岩浆岩）在不同温压条件下熔融和分离结晶过程的实验模拟与埃达克质岩浆的产生、岩浆储库演化与埃达克质岩的形成、前新生代埃达克质岩构造背景与成因及动力学过程、板片熔体与地幔相互作用及交代作用、太古宙埃达克质英云闪长岩岩-奥长花岗岩-花岗闪长岩（TTG）的形成与板块构造启动及地壳生长、不同构造背景中埃达克质岩的形成与金属成矿等.
马雪俐[5]（2020）在《大兴安岭南段东坡铜多金属矿床成矿作用研究》文中进行了进一步梳理大兴安岭南段泛指贺根山-黑河断裂以南和华北克拉通北缘断裂以北的古生代增生造山带区域,依据地形地貌特征可划分为西坡、主峰和东坡三个北东向区带。其中,位于其东坡的天山-突泉成矿带发育以铜为主的多金属矿床,典型代表包括神山铁铜矿床、闹牛山铜矿床、莲花山铜银矿床、阿贵铜矿床及布敦化铜矿床等。根据矿床地质、矿化特征及成因可将大兴安岭南段东坡铜多金属矿床划分为矽卡岩型（神山铁铜矿床）、斑岩型（闹牛山和布敦化铜矿床）及热液脉型（莲花山铜银矿床和阿贵铜矿床）三种主要类型。其中,神山矽卡岩型铁铜矿床产于哲斯组碳酸盐地层中或其与花岗闪长岩的接触带部位,其成矿作用经历了矽卡岩期及石英硫化物期两期成矿作用,后者可进一步划分为黄铁矿-黄铜矿-辉钼矿-石英和贫硫化物-石英-碳酸盐两个成矿阶段;闹牛山铜矿床和布敦化铜矿床分别产于晚侏罗世的花岗闪长斑岩及英云闪长斑岩中,热液成矿作用大体可划分为毒砂-黄铁矿-石英、黄铁矿-黄铜矿-磁黄铁矿-石英、黄铁矿-黄铜矿-闪锌矿-方铅矿-石英及贫硫化物-石英-方解石四个阶段;莲花山铜银矿床及阿贵热液脉型铜矿床均产于次火山岩中,前者矿体受北西向断裂控制,而后者矿体的走向则与矿区北东向或近东西向断裂一致。莲花山热液成矿作用可划分为毒砂-石英、黄铁-黄铜-石英、黄铁-黄铜-闪锌矿-方铅矿-石英及贫硫化物-石英-方解石四个阶段,而阿贵热液成矿作用可划分为赤铁矿-磁铁矿-石英、毒砂-黄铁矿-黄铜矿-石英、黄铁矿-黄铜矿-磁黄铁矿-石英及闪锌矿-方铅矿-石英-方解石四个阶段。流体包裹体及稳定同位素综合研究表明,各矿床的成矿流体和成矿物质来源均与区内不同时期岩浆活动密切相关。神山矽卡岩型矿床成矿流体为高温-高盐度的NaCl-H2O体系热液,成矿流体源于岩浆水及少量的大气降水;金属硫化物中的硫元素源自岩浆硫,而铅源于壳幔混源铅。斑岩型铜多金属矿床（闹牛山和布敦化）的成矿流体为岩浆水和大气降水的混合溶液,成矿流体为高温-高盐度的NaCl-H2O体系热液,成矿物质源于岩浆岩。热液脉型铜多金属矿床（莲花山和阿贵）的成矿流体为中高温、中高盐度的NaCl-H2O体系热液,成矿流体前期以岩浆水为主,但在后期混入大量的大气降水;矿床金属硫化物的硫元素源于岩浆硫,铅为壳幔混源铅。流体的沸腾作用在各典型矿床主要成矿阶段中均存在,表明其可能是导致金属矿物沉淀的关键成因机制。典型矿床成岩成矿年代学及成矿岩体岩石地球化学研究表明,大兴南岭南段东坡存在印支期早三叠世、燕山晚期晚侏罗世及早白垩世三期铜多金属成矿作用,分别形成于古亚洲洋、蒙古鄂霍茨克洋及古太平洋与蒙古鄂霍次克洋共同作用的构造环境。根据区域构造演化-岩浆活动-热液成矿作用综合分析,建立区域成矿模式如下:1)印支期早三叠世,研究区受古亚洲洋闭合作用影响,加厚下地壳发生部分熔融作用形成莲花山花岗闪长斑岩母岩浆,金属矿物在构造薄弱部位富集形成莲花山热液脉型铜银矿床（250Ma）;2)燕山晚期晚侏罗世,蒙古-鄂霍茨克洋自西向东呈剪刀式闭合,软流圈物质开始上涌并引发区内大规模的岩浆活动。新生及新生加厚下地壳发生部分熔融作用,先后形成神山花岗闪长岩、布敦化英云闪长斑岩及闹牛山花岗闪长斑岩的母岩浆。三种岩浆经不同程度的结晶分异作用并逐渐发育成神山矽卡岩型铁铜矿床（160Ma）、布敦化铜矿床（150Ma）及闹牛山铜矿床（140Ma）;3)至燕山晚期早白垩世,在蒙古-鄂霍茨克洋与太平洋构造体系共同影响下,区内岩石圈发生大面的积伸展作用,壳幔物质混合后形成阿贵铜矿床（125Ma）。
黎乙希[6]（2020）在《下扬子张八岭隆起带晚中生代岩浆岩成因》文中进行了进一步梳理中国东部下扬子地区张八岭隆起带晚中生代岩浆岩记录着该地区的深部地质过程,对理解该处的构造–岩浆活动具有重要意义。这些岩石以花岗岩类为主,包括石英二长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩、石英二长闪长岩和石英二长玢岩这几种岩性。滁州地区除发育与Cu-Au矿化相关的早白垩世埃达克质岩外,还出露铜井山闪长岩。它们的形成年龄集中于136～120 Ma,并在129 Ma左右达到峰值。通过主微量元素和同位素分析,上述的张八岭隆起带中酸性岩可划分为两类:低镁中酸性岩,具有更加富集的Sr–Nd同位素组成和低的Mg#值（<50）;高镁中酸性岩,具有富集程度较弱的Sr–Nd同位素组成和高的Mg#值（>50）。这些中酸性岩均具有较高Al2O3和Sr含量以及较高的Sr/Y、（La/Yb）N和（Dy/Yb）N比值,而Y和Yb含量较低,显示埃达克岩的特征。此外,它们具有较低的87Sr/86Sr（t）初始值和负的εNd（t）和εHf（t）值以及相对低的全岩Pb同位素组成,与同期的大别造山带高Sr/Y花岗岩的特征相似。综合它们的岩石学和地球化学特征,低镁中酸性岩是由原位加厚下地壳高压无水熔融形成的,而加厚的原因可能与该地区三叠纪大陆俯冲和碰撞有关。高镁中酸性岩则来自于拆沉下地壳的部分熔融,熔体在上升过程中与地幔橄榄岩发生了反应。放射成因同位素研究结果表明,这些中酸性岩来源于扬子板块下地壳,而源区有重熔的新元古代–古元古代陆壳物质的加入。铜井山闪长岩具有高钾特征,具有高的Mg#和Mg O含量,轻重稀土分馏明显,不具有明显Eu负异常,富集LILEs而亏损HFSEs,具有较高的Sr/Y值及（La/Yb）N值但Y和Yb含量较高,推测是由被俯冲流体交代的岩石圈地幔部分熔融产生的镁铁质岩浆和加厚的或拆沉的榴辉岩相下地壳部分熔融产生的长英质岩浆发生岩浆混合作用后形成的。通过磷灰石原位主量及微量元素分析可知,张八岭隆起带中酸性岩形成过程中有含Cl热液相的出熔,具有相对较低的挥发份含量。另外,计算结果表明张八岭隆起带中酸性岩和铜井山闪长岩的成岩温度相对较低（<800℃）,并具有较低的氧逸度,均表现出不利于Cu-Au成矿的特征。对比长江中下游北外带和沿江带晚中生代岩浆作用,提出的构造–岩浆演化模型为:郯庐断裂导致了张八岭隆起带底部加厚的岩石圈山根的拆沉,而拆沉的下地壳熔融产生了高镁中酸性岩,随后这岩浆上升侵位导致研究区原位隆起的形成,而俯冲古太平洋板块（伊泽奈崎板块）后撤时,晚中生代岩浆岩形成于强烈扩张的环境,导致这些早白垩世岩体均具有弧后岩浆作用的特征。
汪海[7]（2020）在《安庆-贵池矿集区宝树尖及马石铜多金属矿床燕山期岩浆岩地球化学研究》文中研究说明安庆-贵池矿集区位于长江中下游成矿带,该区矿产资源丰富,发现了众多的铜金钼矿床。区内广泛发育燕山期岩浆岩,并与铜金等矿化密切相关。宝树尖铜多金属矿床作为区内新发现的矽卡岩型矿床,研究基础相对薄弱,尚未进行地球化学研究。马石铜矿床作为区内典型的斑岩型矿床,近年来在找矿方面有着较大突破,但其深部及外围仍具有很大的找矿潜力。本文以宝树尖铜多金属矿床和马石铜矿床为研究对象,进行全岩主微量元素分析、锆石LA-ICP-MS U-Pb定年、锆石Hf同位素组成分析、全岩Sr-Nd-Pb同位素分析和矿石硫化物硫同位素组成分析,探讨岩石成因及矿床的形成机制,并为寻找类似矿床提供指导性意见。两个矿区的含矿岩体属于高钾钙碱性、钙碱性系列,具有高Sr/Y、（La/Yb）N比值以及低Y、Yb含量。从地球化学特征上来看,两个矿区的侵入岩属于埃达克质岩和岛弧岩浆岩。马石含矿岩体显示出不同于宝树尖含矿岩体的Eu负异常,可能是埃达克质岩浆与亏损的新元古代下地壳混染的结果。锆石U-Pb年代学研究表明,宝树尖成矿相关岩体形成于148.6±3.2Ma,马石成矿相关岩体形成145.2±2.4Ma,是长江中下游燕山早期岩浆活动的产物。继承锆石的U-Pb年龄暗示古老地壳物质曾参与岩石的形成。全岩Sr-Nd-Pb同位素和锆石Hf同位素组成显示,岩石起源于俯冲洋壳及上其覆沉积物的部分熔融。矿石硫化物硫同位素特征则说明了成矿物质不止来源岩浆,还有部分来源地层。锆石Eu异常特征和Ce4+/Ce3+比值表明形成岩石的岩浆具有高氧逸度,这有利于Cu、Au、Zn等成矿物质的迁移。结合区域地质背景,本文认为两个矿床的大致形成过程为:在中生代时期,古太平洋板块向西俯冲到安庆-贵池矿集区的大陆岩石圈之下,形成富集地幔。大约在145Ma时候,残留洋壳部分熔融产生的熔体与富集地幔产生的熔体混合产生埃达克质岩浆,岩浆到达地壳浅部形成含矿侵入岩,并为矿床的形成提供主要成矿物质。
张哲坤[8]（2020）在《古太平洋俯冲对华北克拉通陆内变形及岩浆作用的制约》文中研究指明东亚大陆濒临西太平洋,至少从早侏罗世开始大地构造演化受到来自西太平洋板块（古太平洋板块和太平洋板块）俯冲叠加作用的影响。西太平洋板块俯冲作用对于中国东部中新生代重大地质事件,如华北克拉通破坏、燕山运动、华南大陆再造过程、中国东部含油气盆地和大规模金属矿产资源的形成都起到了举足轻重的作用。然而,对于古太平洋俯冲的详细过程,以及与燕山运动和华北克拉通破坏的关系等重大科学问题,仍存在认识上的分歧和不足。本文选择中国东部典型的构造带及岩浆岩为对象,开展详细的构造变形及岩浆岩分布研究,试图通过中国东部构造-岩浆耦合特征,揭示古太平洋板块的俯冲历史以及对东亚大陆的影响。东北亚地区广泛发育与古太平洋板块俯冲相关的岩浆活动及增生杂岩带,是研究古太平洋板块俯冲细节过程的绝佳位置。本文通过对华北北缘、山东半岛、东北地区、朝鲜半岛、日本列岛等地中生代的岩浆活动及斑岩型-矽卡岩型矿床时间和空间分布进行统计梳理发现:侏罗纪的岩浆岩和矿床分布近似呈NNW向展布,并且显示从早侏罗世到晚侏罗世由NE向SW迁移的特征,指示侏罗纪古太平洋向SW方向俯冲;白垩纪岩浆岩和矿床分布近似呈NE向,并且显示从NW向SE迁移,指示古太平洋板块白垩纪向NW方向俯冲并向SE方向后撤。我们认为古太平洋板块俯冲转向可能发生在晚侏罗世,由SW转为NW。另外,我们发现:早侏罗世郯庐断裂带局部复活,朝鲜半岛湖南剪切带发生强烈的右行韧性剪切活动,日本船津剪切带也发生强烈的右行韧性剪切;而早白垩世郯庐断裂带发生强烈的左行走滑运动,湖南剪切带和船津剪切带发生强烈的左行脆性剪切活动,同样指示了早侏罗世古太平洋板块向SW方向俯冲而早白垩世俯冲方向转为NW向。华北克拉通南缘秦岭-大别造山带晚中生代发生强烈的陆内造山运动,伴随着广泛的岩浆活动与Mo?Cu?Au成矿作用。早中侏罗世（190?160 Ma）南秦岭大巴山向SW发生逆冲推覆形成弧形构造带,该时期大别-苏鲁造山带也发生显着的抬升剥蚀。值得注意的是,晚三叠世华北克拉通与华南板块碰撞拼合完成并转为碰后伸展,以广泛发育A型花岗岩、环斑花岗岩、煌斑岩为主要特征。因此,秦岭-大别山造山带早中侏罗世的陆内造山活动应该与古太平洋板块向SW俯冲远程效应密切相关。从160 Ma开始,秦岭-大别造山带开始出现大规模的岩浆活动以及斑岩型-矽卡岩型Mo?Cu?Au矿床,岩浆岩显示了高的氧逸度特征。此外,山阳-柞水地区出露一系列与斑岩铜矿相关的高镁埃达克岩,地球化学指标显示高镁埃达克岩来源于古太平洋俯冲洋壳的部分熔融。因此,我们认为160Ma可能为转折点,标志着秦岭-大别构造体制由挤压开始转为伸展,这可能与古太平洋板块俯冲方向由SW转为NW向密切相关。燕山运动的提出至今近一个世纪,关于其时空范围和动力学背景一直以来都有着很大的争议。本文通过详细的构造分析和模拟实验,提出燕山运动是晚中生代环华北克拉通周缘强烈的陆内造山运动,构造行迹应该与缝合带的展布方向基本一致,而不是前人所认为的WE向或NE向。该时期华北克拉通北缘阴山-燕山构造带发生广泛的向南或向北的逆冲构造并伴随着右行走滑活动,秦岭-大别造山带也发生强烈的左行走滑断裂和逆冲构造,中国东部郯庐断裂带发生显着的左行走滑活动,太行山构造带发生显着的挤压抬升。我们认为这与古太平洋板块向NW方向俯冲挤压促使华北克拉通向欧亚大陆内部楔进,沿着克拉通边缘和构造薄弱带发生强烈的陆内造山作用,这个认识得到了沙盘模拟实验的很好验证。华北克拉通破坏的机制一直以来都有不同的认识,但目前基本形成共识,古太平洋板块俯冲这个过程扮演了非常重要的角色。然而板片俯冲到底有什么物质贡献一直都不是很清楚。本文通过研究发现华北北缘云蒙山岩体、房山岩体具有非常高的氧逸度特征,统计发现高氧逸度岩浆在华北非常广泛。研究表明,高氧逸度特征既不是来源于基底岩石,也不是通过岩浆演化过程逐渐累积,而是氧化性物质输入导致。至少从早侏罗世开始华北克拉通就处于活动大陆边缘环境,经历古太平洋板块的俯冲作用,大量的板片释放的流体和熔体进入地幔楔并交代地幔楔,使其逐渐发生氧化,在此过程地幔楔的强度逐渐降低,是克拉通破坏的前奏。晚中生代华北克拉通发生重要的岩石圈减薄,大量的氧化的镁铁质岩浆底侵与长英质岩浆混合可能是高氧逸度岩浆形成的主要途径。燕山运动和华北克拉通破坏及古太平洋俯冲三者之间的关系,一直容易被混淆,本文提出了一个模型来简要阐述三者之间的联系。燕山运动主要以中晚侏罗世（170?165 Ma）和早白垩世（140?135 Ma）两期挤压幕为主要特征,所以该时期古太平洋以向西方向俯冲为主要运动方向;而135 Ma之后,华北克拉通发生岩石圈减薄和破坏,以强烈的伸展变形和广泛的岩浆活动为主要特征,对应古太平洋板块俯冲板片后撤的过程。因此,燕山运动和华北克拉通破坏均与古太平洋板块俯冲密切相关,只是分别对应了在不同的俯冲时期并具有不同的俯冲方向和角度。房山岩体位于华北克拉通北缘,是一个同心环状岩体。研究表明它是一个多批次岩浆脉动增量生长的岩体。岩体主要由四个侵入单元组成并包含丰富的镁铁质包体。通过详细的锆石U-Pb定年表明,岩体经历了较长时间的活动在132.5?128.7 Ma之间。岩浆从深部岩浆房抽提并快速上升在10?16 km浅部地壳就位。锆石的微量元素、Hf同位素组成表明四个侵入单元和镁铁质包体的特征显着不同,指示它们分别来源不同的岩浆批次。这些岩浆来源于下地壳水平,是通过镁铁质岩浆及分异的残余熔体以及部分熔融的地壳熔体以不同比例混合而成的。基于锆石CL图像,我们发现镁铁质包体中出现4类锆石,包括类型1（深源晶和自结晶）、类型2（捕获晶）、类型3（核-边结构）、类型4（重结晶）,它们记录镁铁质岩浆的整个演化历史。部分类型1锆石并不是形成于侵位水平,而是形成于深部岩浆房,被侵位的岩浆裹挟上来的。大部分的类型2锆石是镁铁质岩浆穿过浅部岩浆房从粗粒二长岩中捕获的。类型3锆石显示核-边结构,指示捕获的锆石在镁铁质岩浆继续生长的过程。类型4锆石呈现了分区结构或补丁状结构,显示类型1锆石与熔体相互作用,富Th-REE-P的锆石逐渐被替代形成富Hf的锆石和磷钇矿等,暗示了镁铁质岩浆与长英质岩浆混合过程。本文展示了锆石成分和形貌研究可以提供一个很好的工具来揭示复杂的岩浆演化系统。
蔡文艳[9]（2020）在《黑龙江省多宝山矿集区铜—钼—金多金属成矿作用研究》文中进行了进一步梳理多宝山矿集区位于中亚造山带东段,兴安地块北段,是东北亚地区最大的多金属矿集区,主要包括大-小型斑岩型铜-钼矿床、浅成低温热液型金矿床及矽卡岩型铁-铜矿床等。该矿集区成矿年龄具有从奥陶纪至侏罗纪超过300Ma的时间跨度,在东北亚地区没有任何一个矿集区可以达到如此巨大规模和复杂程度,因此多宝山矿集区的成矿作用、成岩成矿关系以及保存机制具有重要的研究意义。本次研究选取多宝山和铜山斑岩型铜-钼-（金）矿床、三矿沟矽卡岩型铁-铜矿床以及争光浅成低温热液型金矿床为研究对象,开展矿床学及地质年代学研究,探讨各典型矿床的成矿作用、成岩-成矿年代学、岩浆成因及构造背景,并在此基础上建立了（a）加里东期铜-钼-（金）、（b）印支期金-（铜-钼）和（c）燕山期铁-铜三期成矿模式。通过详细的流体包裹体及氢-氧-硫-铅-铼同位素研究,对四个典型矿床的成矿流体性质、来源、演化及成矿物质来源进行约束。多宝山和铜山斑岩型铜-钼-（金）矿床均发育气液两相、CO2-H2O及含子矿物三相包裹体,激光拉曼光谱分析结果亦显示包裹体中含有CO2及少量N2等成分。早阶段成矿流体为一高温、中-低盐度CO2-H2O-NaCl体系,成矿过程中发生了不混溶作用,而晚阶段流体则为一低温、低盐度H2O-NaCl体系。多宝山和铜山矿床初始成矿流体具有岩浆水的特征,晚阶段存在大气降水的混入;成矿物质来源于深部岩浆及多宝山组,显示壳幔混源的特征。三矿沟矽卡岩型铁-铜矿床成矿流体早期为一高温、高盐度H2O-NaCl体系,中期为一中高温、中高盐度CO2-H2O-NaCl体系,晚期为一低温、低盐度H2O-NaCl体系。三矿沟矿床发育气液两相、CO2-H2O及含子矿物三相包裹体,激光拉曼光谱分析结果亦显示包裹体中含有CO2及少量N2、CH4等成分,成矿流体发生了明显的不混溶作用。三矿沟矿床初始成矿流体为岩浆来源,晚期混入了部分大气降水;成矿物质主要来源于深部岩浆,但不排除少量多宝山组参与,具有壳幔混源的特点。争光浅成低温热液型金矿床仅发育气液两相包裹体,成矿流体具有低温、低盐度H2O-NaCl体系的特点。成矿流体为大气降水和岩浆水的混合来源,但以大气降水为主;成矿物质主要来源于多宝山组及深部岩浆,且具有壳幔混源的特点。地质年代学研究显示多宝山矿集区共存在七期岩浆作用:（a）中-晚寒武世（506491 Ma）、（b）早-中奥陶世（485471 Ma和462 Ma）、（c）晚奥陶世（450447Ma）、（d）早石炭世和晚石炭-早二叠世（351345 Ma和323291 Ma）、（e）中-晚三叠世（244223 Ma）、（f）早-中侏罗世和晚侏罗世（178168 Ma和150 Ma）和（g）早白垩世（112 Ma）。其中成矿作用主要发生于（a）早奥陶世（478474 Ma）、（b）中三叠世（246239 Ma）和（c）中侏罗世（174173 Ma）及晚侏罗世（可能为150 Ma）。此外,铜山和争光矿床存在多期矿化叠加事件。全岩地球化学特征研究表明,多宝山矿集区花岗岩类显示出埃达克质岩石、正常岛弧岩石及二者之间过渡岩石的地球化学属性,其中斑岩型/浅成低温热液矿化主要与埃达克质岩石相关。该类岩石的Sr/Y、Sm/Yb和La/Yb比值变化较大,暗示成矿岩浆来源于地壳的不同深度（单斜辉石/角闪石/石榴石稳定域）,埃达克质岩套形成于3540 km（早奥陶世弧）和>40 km（中-晚三叠世弧）深度的增厚下地壳物质部分熔融。与早侏罗世矽卡岩型铁-铜矿化相关的花岗岩类具有从埃达克质到正常岛弧岩石过渡的地球化学属性,这些花岗质岩石主要由新生下地壳物质部分熔融（3540 km深度）形成,随后经历了同化结晶分异作用（AFC过程）。依据地质、地球化学和地质年代学信息,本文将多宝山矿集区的构造-成矿模式归纳如下:古生代时期,古亚洲洋在中寒武世对中国东北开始俯冲,并于早奥陶世形成多宝山、铜山斑岩型铜-钼-（金）矿化,争光斑岩型金矿化及多宝山岛弧。晚奥陶世-晚石炭世期间,古亚洲洋俯冲影响减弱,区域构造处于长期沉降-伸展环境,这一伸展构造体制与志留纪大规模的陆相-浅海相沉积作用共同为埋藏奥陶纪斑岩型成矿体系提供了有利条件。与陆内裂谷相关的大面积贫矿的泥盆纪（377363 Ma）和石炭纪（351345 Ma和323291 Ma）岩浆作用,可能破坏了矿集区以外绝大部分的奥陶纪多宝山弧及其斑岩型矿床。然而这种岩浆作用并没有延伸到矿集区内部,因此保存了奥陶纪的弧残余和铜、钼、金矿化。随着蒙古-鄂霍茨克洋向南斜向俯冲,在多宝山矿集区产生了中-晚三叠世大陆弧岩浆活动,以及叠加在奥陶纪斑岩成矿系统之上的铜山斑岩型铜-钼矿化、争光浅成低温热液型金矿化。晚三叠世古太平洋板块开始向西斜向俯冲,自此矿集区受到蒙古-鄂霍茨克洋（西部）和古太平洋（东部）两个构造体制的联合影响。早侏罗世,西伯利亚-阿穆尔板块的碰撞及古太平洋板块的俯冲使得中国东北处于挤压状态,在多宝山矿集区形成了三矿沟和小多宝山矽卡岩型铁-铜矿床。中侏罗世后,东北亚大陆边缘古太平洋板块弧型地体增生（例如那丹哈达和Sikhote-Alin地体）,俯冲板片后撤及俯冲带前缘向东撤退,导致古太平洋板块对多宝山矿集区的俯冲影响逐渐减弱。晚侏罗世和白垩纪的少量贫矿岩浆作用可能主要是由西伯利亚-阿穆尔板块碰撞后重力不稳定的塌陷作用和/或古太平洋弧后盆地伸展的远程效应所引起。奥陶系多宝山组铜、金等元素含量较高,被认为是多宝山矿集区主要的矿源层,这一认识对区域上多金属矿产勘查工作具有重要指导意义。此外,年轻的“湿”岩浆来源、中等岩浆形成深度和高氧逸度(fO2)也是矿集区内大规模成矿的关键。
王小虎,杨爱平,李文辉,杨淑胜,范柱国,谢志鹏,卓伟峰[10]（2020）在《云南省德钦县红坡牛场铜金矿区果腊复式岩体年龄、地球化学特征及其构造与找矿意义》文中进行了进一步梳理位于江达-维西火山弧铁-铜-铅-锌多金属成矿带的德钦县红坡牛场铜金矿床,是与果腊复式侵入体有关的矽卡岩型-热液型多金属矿床。LA-ICP-MS锆石U-Pb数据表明,复式岩体核部（石英二长岩）侵位年龄为226.4±2.0Ma,边部（石英闪长玢岩）为36.59±0.22 Ma,显示为印支期和喜马拉雅期2期岩浆活动的产物。核部石英二长岩具高SiO2（65.8%～68.5%）和低MgO（1.40%～2.17%）含量,属高钾钙碱性系列;高Sr,低Yb与Y含量证实其埃达克岩属性。地球化学特征及对比表明其很可能起源于加厚的陆壳底部,源区物质相当于榴辉岩的组成,而非俯冲洋壳熔融的产物。边部石英闪长玢岩具低SiO2（55.8%～56.6%）,高MgO（6.45%～7.50%;Mg#=52.4～62）、Cr(228×10-6～353×10-6)和Ni(72.3×10-6～90.0×10-6),为典型的高镁闪长岩。地球化学特征显示其为下地壳物质在地幔深部发生熔融的产物。研究成果为金沙江古特提斯洋演化提供了新的年代学约束,在江达-维西火山弧带发现喜马拉雅期岩浆活动,对于重新认识该矿床成因及后续江达-维西带成矿规律总结和找矿方向具有重要的指导意义。
二、强烈亏损重稀土元素的中酸性火成岩(或埃达克质岩)与Cu、Au成矿作用（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、强烈亏损重稀土元素的中酸性火成岩(或埃达克质岩)与Cu、Au成矿作用（论文提纲范文）
（1）长江中下游池州地区燕山期侵入岩及其与成矿作用的关系研究（论文提纲范文）
| 致谢 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.1.1 花岗岩的研究现状 |
| 1.1.2 埃达克(质)岩石研究现状 |
| 1.1.3 下扬子地区燕山期成岩成矿作用研究现状 |
| 1.1.4 科学问题 |
| 1.2 研究对象与研究意义 |
| 1.3 完成工作量 |
| 1.4 论文取得的研究进展和创新点 |
| 1.4.1 研究进展 |
| 1.4.2 创新点 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 下扬子地区地质概况 |
| 2.2 长江中下游成矿带地质概况 |
| 2.2.1 地层 |
| 2.2.2 岩浆岩 |
| 2.3 江南造山带东段地质概况 |
| 第三章 分析方法 |
| 3.1 全岩主量与微量元素分析 |
| 3.2 全岩Sr-Nd-Pb同位素分析 |
| 3.3 锆石LA-ICPMS U-Pb定年 |
| 3.4 石榴子石LA-ICPMS U-Pb定年 |
| 3.5 锆石Lu-Hf同位素分析 |
| 3.6 矿物化学成分分析 |
| 第四章 池州地区晚中生代早阶段岩浆岩成因与成矿属性 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 地质背景与样品描述 |
| 4.3 分析结果 |
| 4.3.1 锆石U-Pb定年 |
| 4.3.2 锆石Ti温度(T_(Ti-in-Zrn)) |
| 4.3.3 全岩地球化学 |
| 4.3.4 全岩Sr-Nd-Pb同位素 |
| 4.3.5 锆石Hf同位素 |
| 4.4 讨论 |
| 4.4.1 池州地区含矿侵入岩的年龄 |
| 4.4.2 岩石成因 |
| 4.4.3 成矿指示意义 |
| 4.4.4 大地构造背景 |
| 第五章 池州地区晚中生代晚阶段A型花岗岩成因 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 地质背景和样品描述 |
| 5.3 分析结果 |
| 5.3.1 锆石U-Pb定年 |
| 5.3.2 锆石微量元素 |
| 5.3.3 全岩地球化学 |
| 5.3.4 物理化学条件 |
| 5.3.5 全岩Sr-Nd-Pb同位素 |
| 5.3.6 锆石Hf同位素 |
| 5.3.7 矿物化学组成 |
| 5.4 讨论 |
| 5.4.1 年代学 |
| 5.4.2 花岗岩类型 |
| 5.4.3 岩石成因 |
| 5.4.4 A型花岗岩岩石成因的指示意义和构造背景 |
| 第六章 池州地区岩浆岩与成矿作用关系研究-年代学制约 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 矿床地质与样品 |
| 6.3 分析结果 |
| 6.3.1 石榴子石矿物学特征 |
| 6.3.2 锆石U-Pb同位素分析结果 |
| 6.3.3 石榴子石U-Pb同位素分析结果 |
| 6.4 讨论 |
| 6.4.1 池州地区燕山期岩浆岩年代学格架 |
| 6.4.2 池州地区燕山期成矿作用期次 |
| 6.4.3 成矿指示意义 |
| 6.5 小结 |
| 第七章 结论 |
| 参考文献 |
| 攻读博士期间的学术活动和研究成果情况 |
| 1 )参加的学术交流与科研项目 |
| 2 )发表的学术论文(含专利和软件着作权) |
| 附录 |
| 附表1 池州含矿岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果 |
| 附表2 池州含矿岩体LA-ICP-MS锆石微量元素分析结果 |
| 附表3 池州地区含矿岩体的主量和微量元素组成 |
| 附表4 池州地区含矿岩体锆石Lu-Hf同位素 |
| 附表5 鄂东、九瑞、池州和铜陵地区晚中生代岩浆岩年龄数据 |
| 附表6 巴山花岗岩类LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果 |
| 附表7 巴山花岗岩类LA-ICP-MS锆石微量元素分析结果 |
| 附表8 巴山花岗岩类全岩主、微量元素数据 |
| 附表9 巴山杂岩体石英二长岩和石英正长岩中角闪石的主量元素数据 |
| 附表10 巴山杂岩体石英二长岩中斜长石的主量元素数据 |
| 附表11 巴山花岗岩类锆石Hf同位素组成 |
| 附表12 乌谷墩矿区闪长玢岩(D1729)锆石LA-ICPMS年龄测定结果 |
| 附表13 乌谷墩矿区闪长玢岩(D1801)锆石LA-ICPMS年龄测定结果 |
| 附表14 乌谷墩矿区花岗岩中锆石LA-ICPMS年龄测定结果 |
| 附表15 乌谷墩矿区石榴子石LA-ICPMS年龄测定结果(D1726) |
| 附表16 乌谷墩矿区石榴子石LA-ICPMS年龄测定结果(D1802) |
（2）安徽宣城茶亭铜金矿床成矿作用研究（论文提纲范文）
| 致谢 |
| 摘要 |
| Abstract |
| 文中所用缩写及其对应名称 |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题依据及意义 |
| 1.2 研究现状及存在问题 |
| 1.2.1 斑岩型铜(金)矿床研究现状 |
| 1.2.2 长江中下游斑岩矿床研究现状 |
| 1.2.3 存在问题 |
| 1.3 研究目标、内容及技术路线 |
| 1.4 完成工作量 |
| 1.5 主要认识和创新点 |
| 第二章 区域地质特征 |
| 2.1 地层 |
| 2.2 构造 |
| 2.3 岩浆岩 |
| 2.4 矿产 |
| 第三章 矿床地质特征 |
| 3.1 矿集区地质特征 |
| 3.1.1 地层 |
| 3.1.2 构造 |
| 3.1.3 岩浆岩 |
| 3.1.4 矿产分布 |
| 3.2 矿床地质特征 |
| 3.2.1 地层 |
| 3.2.2 构造 |
| 3.2.3 岩浆岩 |
| 3.2.4 角砾岩特征 |
| 3.2.5 蚀变及矿化 |
| 3.2.6 矿石、脉石矿物组成及结构构造 |
| 3.2.7 成矿期次划分 |
| 第四章 样品准备及实验分析方法 |
| 4.1 样品准备阶段 |
| 4.2 主要分析方法 |
| 4.2.1 全岩主微量分析 |
| 4.2.2 电子探针主量成分分析 |
| 4.2.3 LA-ICP(MC)-MS原位微区成分分析 |
| 4.2.4 全岩Sr-Nd同位素分析 |
| 4.2.5 SHRIMP原位微区S-O同位素 |
| 4.2.6 辉钼矿Re-Os模式年龄分析 |
| 4.2.7 流体包裹体测温 |
| 第五章 岩浆岩年代学及成因 |
| 5.1 岩浆岩年代学特征 |
| 5.2 岩浆岩全岩地球化学 |
| 5.2.1 主、微量元素地球化学 |
| 5.2.2 Sr-Nd-Hf同位素地球化学 |
| 5.3 岩浆岩矿物地球化学 |
| 5.3.1 角闪石 |
| 5.3.2 斜长石 |
| 5.3.3 黑云母 |
| 5.3.4 磁铁矿 |
| 5.3.5 磷灰石 |
| 5.4 讨论 |
| 5.4.1 成岩时代 |
| 5.4.2 岩浆岩性质 |
| 5.4.3 岩浆起源 |
| 5.4.4 岩浆演化 |
| 5.4.5 成岩模式 |
| 5.4.6 成矿指示意义 |
| 第六章 矿床地球化学及成矿作用 |
| 6.1 成矿年代学 |
| 6.2 流体包裹体特征 |
| 6.2.1 包裹体岩相学特征 |
| 6.2.2 包裹体温度测试结果 |
| 6.3 热液矿物地球化学 |
| 6.3.1 黑云母 |
| 6.3.2 磁铁矿 |
| 6.3.3 硬石膏 |
| 6.3.4 石榴子石 |
| 6.3.5 石英 |
| 6.4 讨论 |
| 6.4.1 流体的物理化学条件变化 |
| 6.4.2 成矿流体来源 |
| 6.4.3 角砾岩成因 |
| 6.4.4 矽卡岩与成矿的关系 |
| 6.4.5 铜金沉淀机制 |
| 第七章 矿床成因及勘查指示 |
| 7.1 矿床成因与成矿模式 |
| 7.1.1 矿床成因 |
| 7.1.2 成矿模式 |
| 7.2 与岩浆弧环境及长江中下游成矿带斑岩矿床对比 |
| 7.2.1 与岩浆弧环境斑岩矿床对比 |
| 7.2.2 与长江中下游成矿带典型斑岩矿床对比 |
| 7.3 成矿条件及找矿方向 |
| 7.3.1 围岩地层 |
| 7.3.2 控矿构造 |
| 7.3.3 成矿岩浆岩 |
| 7.3.4 找矿方向 |
| 第八章 主要结论 |
| 参考文献 |
| 附表 |
| 攻读博士学位期间的学术活动及成果 |
（3）华北东南缘蚌埠隆起中生代成岩成矿作用机制（论文提纲范文）
| 致谢 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.1.1 淡色花岗岩研究现状 |
| 1.1.2 埃达克岩研究现状 |
| 1.1.3 华北克拉通东南缘晚中生代成岩成矿作用 |
| 1.1.4 蚌埠隆起区研究现状及存在问题 |
| 1.2 科学问题、研究目的及内容 |
| 1.3 课题来源 |
| 1.4 完成的工作量及创新性成果概述 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 蚌埠隆起地质概况 |
| 2.2 主要岩体地质特征 |
| 2.3 典型矿床特征 |
| 第三章 样品采集与分析测试 |
| 3.1 样品采集 |
| 3.2 分析测试方法 |
| 3.2.1 全岩主微量元素测试 |
| 3.2.2 矿物成分分析 |
| 3.2.3 全岩Sr-Nd-Pb同位素 |
| 3.2.4 锆石LA-ICP-MSU-Pb定年 |
| 3.2.5 锆石原位 LA-MC-ICPMS Lu-Hf 同位素 |
| 3.2.6 石英原位SIMSO同位素 |
| 第四章 晚侏罗世淡色花岗岩的地球化学特征及成因 |
| 4.1 岩相学特征 |
| 4.2 地球化学特征 |
| 4.3 蚌埠淡色花岗岩的侵位时间 |
| 4.4 岩石类型及岩石成因 |
| 4.5 构造指示 |
| 4.6 小结 |
| 第五章 早白垩世花岗岩地球化学特征及其与成矿关系 |
| 5.1 岩相学特征 |
| 5.2 地球化学特征 |
| 5.3 成岩成矿时空格架 |
| 5.4 岩石成因及其与成矿关系 |
| 5.5 对于岩石圈减薄的启示 |
| 5.6 小结 |
| 第六章 早白垩世基性脉岩地球化学特征及其与成矿关系 |
| 6.1 岩相学特征 |
| 6.2 地球化学特征 |
| 6.3 岩石成因及其与成矿关系 |
| 6.4 板块俯冲在蚌埠地区成岩成矿所扮演的角色 |
| 6.5 小结 |
| 第七章 蚌埠隆起和胶北隆起中生代成岩成矿作用对比 |
| 7.1 中生代岩浆岩与金矿床时空分布 |
| 7.2 中生代岩浆岩地球化学特征 |
| 7.3 讨论 |
| 7.4 中生代构造-岩浆演化模型 |
| 7.5 小结 |
| 第八章 结论 |
| 参考文献 |
| 攻读博士学位期间的学术活动及成果情况 |
| 附图 |
| 附表 |
（4）汇聚板块边缘的埃达克质岩:成分和成因（论文提纲范文）
| 1 引言 |
| 2 俯冲洋壳熔融与埃达克岩概念的提出 |
| 3 新生代汇聚板块边缘埃达克质岩成分特征与岩浆起源 |
| 3.1 新生代洋内弧埃达克岩 |
| 3.2 新生代大陆弧埃达克岩 |
| 3.3 新生代陆缘岛弧埃达克岩 |
| 3.4 新生代大陆碰撞带埃达克质岩的特征与成因 |
| 4 新生代弧环境埃达克岩的共生岩石组合及板片熔体交代作用 |
| 5 埃达克质岩浆产生的岩石学、变质相平衡模拟和高温高压熔融实验制约 |
| 5.1 与榴辉岩(或高压麻粒岩)相岩石共生的熔体 |
| 5.2 火成岩中榴辉岩包体及其与埃达克质或TTG岩浆产生的关联 |
| 5.3 变质相平衡模拟榴辉岩(或高压麻粒岩)相条件下埃达克质或TTG熔体的产生 |
| 5.4 埃达克质熔体产生条件——实验岩石学制约 |
| 6 埃达克质岩与金属成矿 |
| 7 存在问题及未来研究展望 |
| 7.1 埃达克质岩形成的构造背景与成因 |
| 7.2 榴辉岩或高压麻粒岩相变质作用与埃达克质熔体产生的关联 |
| 7.3 俯冲带板片熔体-地幔相互作用过程与机制 |
| 7.4 太古宙埃达克质TTG的形成与地壳生长、板块构造启动的关联 |
| 7.5 埃达克岩的金属成矿机理 |
| 8 结语 |
（5）大兴安岭南段东坡铜多金属矿床成矿作用研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| abstract |
| 第1章 序言 |
| 1.1 研究区位置及自然地理概况 |
| 1.2 论文选题依据及研究意义 |
| 1.3 研究现状与亟待解决的地质问题 |
| 1.3.1 热液铜多金属矿床 |
| 1.3.2 研究区研究现状 |
| 1.3.3 存在问题 |
| 1.4 研究内容、研究方法及技术路线 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 研究方法 |
| 1.4.3 技术路线 |
| 1.4.4 实物工作量 |
| 1.5 取得的主要认识及创新点 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 地层 |
| 2.2 构造 |
| 2.3 岩浆岩 |
| 2.4 区域矿产 |
| 第3章 典型矿床地质特征 |
| 3.1 矽卡岩型矿床 |
| 3.1.1 神山矽卡岩型铁铜矿床 |
| 3.2 斑岩型矿床 |
| 3.2.1 闹牛山斑岩型铜矿床 |
| 3.2.2 布敦化斑岩型铜矿床 |
| 3.3 热液脉型矿床 |
| 3.3.1 莲花山热液脉型铜银矿床 |
| 3.3.2 阿贵热液脉型铜矿床 |
| 3.4 小结 |
| 第4章 矿床成因研究 |
| 4.1 样品采集及分析测试方法 |
| 4.1.1 流体包裹体 |
| 4.1.2 氢-氧同位素 |
| 4.1.3 硫-铅同位素 |
| 4.2 成矿流体地球化学特征 |
| 4.2.1 流体包裹体研究 |
| 4.2.2 成矿流体来源 |
| 4.3 成矿物质来源 |
| 4.3.1 硫源 |
| 4.3.2 铅源 |
| 4.4 矿床成因 |
| 4.4.1 矽卡岩型矿床 |
| 4.4.2 斑岩型矿床 |
| 4.4.3 热液脉型矿床 |
| 第5章 成岩成矿时代及构造背景 |
| 5.1 样品采集及分析测试方法 |
| 5.1.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb |
| 5.1.2 辉钼矿Re-Os |
| 5.1.3 主量元素、微量元素及稀土元素 |
| 5.1.4 Lu-Hf同位素 |
| 5.2 成岩成矿时代和岩石成因 |
| 5.2.1 矽卡岩型矿床 |
| 5.2.2 斑岩型矿床 |
| 5.2.3 热液脉型矿床 |
| 5.3 铜多金属矿床成矿时代及构造环境 |
| 5.3.1 成矿时代 |
| 5.3.2 成矿构造环境 |
| 5.4 小结 |
| 第6章 区域构造演化与铜多金属成矿作用 |
| 6.1 区域构造演化 |
| 6.2 区域铜多金属成矿作用和成矿模式 |
| 6.2.1 印支期早三叠世铜多金属成矿作用 |
| 6.2.2 燕山晚期晚侏罗世铜多金属成矿作用 |
| 6.2.3 燕山晚期早白垩世铜多金属成矿作用 |
| 第7章 结论 |
| 参考文献 |
| 作者简介及在学期间所取得的科研成果 |
| 致谢 |
（6）下扬子张八岭隆起带晚中生代岩浆岩成因（论文提纲范文）
| 致谢 |
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 引言 |
| 1.2 研究背景 |
| 1.2.1 埃达克岩与高Sr/Y花岗岩 |
| 1.2.2 张八岭隆起带构造归属争议及岩浆演化 |
| 1.3 拟解决科学问题及论文创新点 |
| 1.4 论文工作量 |
| 第二章 区域地质背景及样品描述 |
| 2.1.区域地质背景 |
| 2.1.1 张八岭隆起带 |
| 2.1.2 滁州地区 |
| 2.2.样品岩相学特征 |
| 第三章 样品分析方法 |
| 3.1.锆石U–Th–Pb定年及原位微量元素分析 |
| 3.2.全岩主量和微量元素分析 |
| 3.3.全岩Sr–Nd–Pb同位素分析 |
| 3.4.锆石原位Lu–Hf同位素分析 |
| 3.5.副矿物电子探针分析 |
| 3.6.磷灰石原位微量元素分析 |
| 第四章 实验结果 |
| 4.1.锆石U–Th–Pb定年结果 |
| 4.2.全岩地球化学特征 |
| 4.2.1.主量元素特征 |
| 4.2.2.稀土及微量元素特征 |
| 4.3.全岩Sr–Nd–Pb同位素 |
| 4.4.锆石原位Lu–Hf同位素 |
| 4.5.锆石原位微量元素特征 |
| 4.6.磷灰石主量及微量元素特征 |
| 4.7.辉石斑晶主量元素特征 |
| 第五章 张八岭隆起带晚中生代岩浆岩年代学和岩石成因 |
| 5.1.年代学格架 |
| 5.2.岩石类型划分 |
| 5.3.岩浆岩形成的物理化学条件 |
| 5.4.岩石成因 |
| 5.4.1.高Sr/Y成因 |
| 5.4.2.高镁成因 |
| 5.4.3.铜井山闪长岩成因 |
| 第六章 长江中下游地区晚中生代岩浆作用及构造动力学 |
| 6.1 长江中下游地区沿江带和北外带中生代岩浆作用对比 |
| 6.2 晚中生代区域岩浆岩作用及构造动力学背景 |
| 第七章 结论 |
| 参考文献 |
| 攻读硕士学位期间的学术活动及成果情况 |
（7）安庆-贵池矿集区宝树尖及马石铜多金属矿床燕山期岩浆岩地球化学研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 埃达克岩与斑岩型铜金矿床 |
| 1.2 长江中下游埃达克(质)岩研究现状 |
| 1.3 安庆-贵池矿集区研究现状 |
| 1.4 选题依据及研究意义 |
| 1.5 完成的工作量 |
| 第2章 区域地质背景介绍 |
| 2.1 地层 |
| 2.2 构造 |
| 2.3 岩浆岩 |
| 2.4 区域岩浆作用与成矿关系 |
| 第3章 矿床地质特征 |
| 3.1 宝树尖铜多金属矿床 |
| 3.2 马石铜矿床 |
| 第4章 样品采集、加工及测试方法 |
| 4.1 全岩主微量元素分析 |
| 4.2 锆石U-Pb年代学 |
| 4.3 锆石Lu-Hf同位素分析 |
| 4.4 全岩Sr-Nd-Pb同位素分析 |
| 4.5 矿石硫化物S同位素分析 |
| 第5章 分析结果 |
| 5.1 岩石学特征 |
| 5.1.1 宝树尖矿区 |
| 5.1.2 马石矿区 |
| 5.2 主微量元素 |
| 5.3 锆石U-Pb年代学 |
| 5.4 锆石微量元素与Lu-Hf同位素 |
| 5.5 全岩Sr-Nd-Pb同位素 |
| 5.6 矿石硫化物S同位素 |
| 第6章 分析讨论 |
| 6.1 相关岩体成岩时代 |
| 6.2 岩石成因 |
| 6.2.1 岩浆演化过程 |
| 6.2.2 岩浆形成机制和源区特征 |
| 6.3 大地构造背景 |
| 6.4 成矿指示意义 |
| 6.4.1 成矿物质来源 |
| 6.4.2 成矿潜力 |
| 6.4.3 成矿模型 |
| 第7章 结论 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 图版 |
| 致谢 |
| 在读期间发表的学术论文与取得的其他研究成果 |
（8）古太平洋俯冲对华北克拉通陆内变形及岩浆作用的制约（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 前言 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 研究现状及存在问题 |
| 1.2.1 古太平洋板块俯冲历史研究现状 |
| 1.2.2 燕山运动的研究现状 |
| 1.2.3 东亚地区中生代岩浆活动 |
| 1.3 东亚地区陆内变形及岩浆作用的关键科学问题 |
| 1.4 研究内容和研究意义 |
| 第2章 实验设计与实验方法 |
| 2.1 沙盘模拟实验 |
| 2.2 岩石学及地球化学实验 |
| 2.1.1 岩石薄片制备 |
| 2.1.2 全岩200 目粉末磨制 |
| 2.1.3 单矿物分选与样品靶制备 |
| 2.3 岩石学及地球化学实验方法 |
| 2.3.1 全岩主微量元素分析 |
| 2.3.2 全岩Sr–Nd同位素分析 |
| 2.3.3 锆石U?Pb定年和原位微量元素分析 |
| 2.3.4 锆石原位Hf同位素分析 |
| 2.3.5 单矿物主量元素分析 |
| 第3章 东北亚地区中生代构造?岩浆演化:对古太平洋板块俯冲时间和方向的制约 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 区域地质概况 |
| 3.2.1 华北北缘及东北构造单元划分及基本地质概况 |
| 3.2.2 朝鲜半岛构造单元划分及基本地质概况 |
| 3.2.3 日本构造单元划分及基本地质概况 |
| 3.3 东北亚地区火成岩年代学格架 |
| 3.3.1 华北北缘及东北火成岩年代学格架 |
| 3.3.2 朝鲜半岛火成岩年代学格架 |
| 3.3.3 西南日本火成岩年代学格架 |
| 3.4 华北北缘及东北亚岩浆与矿床的时空分布 |
| 3.4.1 早侏罗世岩浆活动与矿床分布 |
| 3.4.2 中侏罗世岩浆活动与矿床分布 |
| 3.4.3 晚侏罗世岩浆活动与矿床分布 |
| 3.4.4 早白垩世岩浆活动与矿床分布 |
| 3.4.5 晚白垩世岩浆活动 |
| 3.5 东北亚地区岩浆组合的时空变化:对古太平洋板块俯冲时间和方向制约 |
| 3.5.1 古太平洋板块早侏罗世俯冲作用 |
| 3.5.2 古太平洋板块的俯冲转向 |
| 3.6 东北亚地区构造-岩浆演化:对古太平洋板块俯冲时间和方向制约 |
| 3.6.1 中国东部及东北地区NE-NNE向断裂活动 |
| 3.6.2 朝鲜半岛NE-NNE向断裂活动 |
| 3.6.3 日本飞弹地块NE-NNE向断裂活动 |
| 3.6.4 东北亚地区构造-岩浆演化:对古太平洋板块俯冲时间和方向制约 |
| 3.7 小结 |
| 第4章 华北克拉通南缘中生代构造?岩浆演化:对古太平洋板块俯冲时间和方向的制约 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 区域构造单元划分 |
| 4.2.1 秦岭造山带 |
| 4.2.2 大别造山带 |
| 4.2.3 苏鲁造山带 |
| 4.3 区域主要断裂及缝合线 |
| 4.4 区域岩浆活动 |
| 4.5 大巴山弧形构造带 |
| 4.5.1 基本概况 |
| 4.5.2 北大巴山构造变形及应力分析 |
| 4.5.3 北大巴山弧形构造带形成时代 |
| 4.5.4 北大巴山弧形构造带形成机理及动力学背景 |
| 4.6 中生代大别-苏鲁构造带超高压变质岩冷却历史 |
| 4.6.1 大别超高压变质带的冷却历史 |
| 4.6.2 苏鲁超高压变质带的冷却历史 |
| 4.7 晚中生代秦岭?大别构造带岩浆活动与成矿作用 |
| 4.7.1 基本概况和年代格架 |
| 4.7.2 晚中生代构造体制转折 |
| 4.7.3 晚中生代秦岭高镁埃达克岩与斑岩-矽卡岩型铜矿 |
| 4.7.4 晚中生代秦岭-大别构造带地球动力学背景 |
| 4.8 中生代秦岭?大别?苏鲁构造带演化 |
| 4.8.1 早中生代秦岭-大别?苏鲁构造带演化 |
| 4.8.2 晚中生代秦岭-大别?苏鲁构造带演化 |
| 4.9 小结 |
| 第5章 古太平洋板块俯冲与华北克拉通陆内变形及岩浆响应 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 晚中生代依泽纳吉板块漂移历史 |
| 5.3 依泽纳吉板块转向与华北克拉通陆内变形及岩浆响应 |
| 5.3.1 中生代华北克拉通北缘和南缘的火成岩年代学格架 |
| 5.3.2 依泽纳吉板块转向与华北克拉通陆内变形及岩浆响应 |
| 5.4 小结 |
| 第6章 古太平洋板块俯冲诱导燕山运动 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 燕山运动的概况 |
| 6.2.1 燕山运动的提出 |
| 6.2.2 燕山运动的期次划分 |
| 6.2.3 燕山运动的动力学背景 |
| 6.3 华北克拉通周缘构造特征 |
| 6.3.1 阴山-燕山褶皱逆冲带 |
| 6.3.2 秦岭-大别造山带 |
| 6.3.3 太行山构造带及郯庐断裂 |
| 6.3.4 华北周缘构造变形的机制 |
| 6.4 模拟实验 |
| 6.4.1 实验设计 |
| 6.4.2 实验结果 |
| 6.5 讨论 |
| 6.5.1 燕山运动的动力学机制 |
| 6.5.2 地壳缩短与增厚 |
| 6.5.3 晚中生代华北克拉通周缘变形机制 |
| 6.5.4 古太平洋板块俯冲与燕山运动、华北克拉通破坏的关系 |
| 6.6 小结 |
| 第7章 高氧逸度岩浆:指示华北克拉通破坏 |
| 7.1 引言 |
| 7.2 地质背景和样品 |
| 7.3 实验方法及氧逸度估算方法 |
| 7.3.1 实验方法 |
| 7.3.2 锆石Ce4+/Ce3+比值 |
| 7.3.3 根据磷灰石估算氧逸度 |
| 7.4 实验结果 |
| 7.5 讨论 |
| 7.5.1 华北克拉通高氧逸度岩浆 |
| 7.5.2 古太平洋板块俯冲与氧化的地幔楔 |
| 7.5.3 地球动力学指示 |
| 7.6 小结 |
| 第8章 华北克拉通北缘典型岩体研究之房山岩体 |
| 8.1 引言 |
| 8.2 地质背景 |
| 8.2.1 区域地质 |
| 8.2.2 房山岩体岩石学特征 |
| 8.3 结果 |
| 8.3.1 全岩主微量元素及Sr?Nd同位素组成 |
| 8.3.2 锆石形态特征 |
| 8.3.3 锆石U-Pb年龄 |
| 8.3.4 锆石微量元素组成 |
| 8.3.5 锆石Ti温度和全岩锆饱和温度 |
| 8.3.6 锆石原位Lu-Hf同位素组成 |
| 8.3.7 岩浆侵位压力 |
| 8.4 讨论 |
| 8.4.1 岩石结构约束岩浆起源 |
| 8.4.2 地球化学约束岩浆起源 |
| 8.4.3 锆石U-Pb年龄揭示岩浆多期活动 |
| 8.4.4 镁铁质包体和寄主岩中锆石起源 |
| 8.4.5 锆石记录岩浆多期分批脉动 |
| 8.4.6 岩浆侵位压力特征 |
| 8.5 房山岩体形成概念模型 |
| 8.6 研究意义 |
| 8.7 小结 |
| 第9章 结论 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 致谢 |
| 作者简介及在学期间发表的学术论文与研究成果 |
（9）黑龙江省多宝山矿集区铜—钼—金多金属成矿作用研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景与选题依据 |
| 1.2 研究现状、存在问题及研究意义 |
| 1.2.1 斑岩型矿床研究现状 |
| 1.2.2 矽卡岩型矿床研究现状 |
| 1.2.3 浅成低温热液型矿床研究现状 |
| 1.2.4 多宝山矿集区研究现状、存在问题及研究意义 |
| 1.3 研究内容、方法与拟解决的关键问题 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究方法 |
| 1.3.3 拟解决的关键问题 |
| 1.4 项目依托及完成工作量 |
| 1.5 取得主要成果及创新点 |
| 第2章 区域地质背景及矿集区地质特征 |
| 2.1 区域地质背景 |
| 2.2 多宝山矿集区地质特征 |
| 2.2.1 矿集区地层 |
| 2.2.2 矿集区构造 |
| 2.2.3 矿集区岩浆岩 |
| 2.2.4 矿集区矿产 |
| 2.3 区域构造演化 |
| 第3章 典型矿床地质特征 |
| 3.1 斑岩型铜-钼-(金)矿床 |
| 3.1.1 多宝山铜-钼-(金)矿床 |
| 3.1.2 铜山铜-钼-(金)矿床 |
| 3.2 矽卡岩型铁-铜矿床 |
| 3.2.1 矿区地质 |
| 3.2.2 矿化特征 |
| 3.3 浅成低温热液型金矿床 |
| 3.3.1 矿区地质 |
| 3.3.2 矿化特征 |
| 第4章 矿床地球化学特征及矿床成因 |
| 4.1 斑岩型铜-钼-(金)矿床 |
| 4.1.1 成矿物质来源 |
| 4.1.2 成矿流体特征及来源 |
| 4.1.3 成矿时代 |
| 4.1.4 矿床成因 |
| 4.2 矽卡岩型铁-铜矿床 |
| 4.2.1 成矿物质来源 |
| 4.2.2 成矿流体特征及来源 |
| 4.2.3 成矿时代 |
| 4.2.4 矿床成因 |
| 4.3 浅成低温热液型金矿床 |
| 4.3.1 成矿物质来源 |
| 4.3.2 成矿流体特征及来源 |
| 4.3.3 成矿时代 |
| 4.3.4 矿床成因 |
| 第5章 成岩成矿年代学与构造环境 |
| 5.1 矿集区岩浆岩年代学 |
| 5.1.1 岩相学特征 |
| 5.1.2 锆石U-Pb年代学 |
| 5.1.3 多宝山矿集区及其邻区显生宙岩浆作用 |
| 5.2 全岩岩石地球化学特征 |
| 5.2.1 早奥陶世岩浆岩 |
| 5.2.2 中侏罗世岩浆岩 |
| 5.2.3 早白垩世岩浆岩 |
| 5.3 岩浆类型、源区及成因研究 |
| 5.3.1 岩浆类型:埃达克质、过渡及正常岛弧岩浆 |
| 5.3.2 岩浆源区 |
| 5.3.3 岩浆形成深度 |
| 5.3.4 岩石成因模式 |
| 5.3.5 岩浆成因与成矿作用联系 |
| 5.4 成矿构造背景 |
| 第6章 区域构造演化及成矿作用模式 |
| 6.1 区域成矿地质条件 |
| 6.1.1 地层控矿作用 |
| 6.1.2 构造控矿作用 |
| 6.1.3 岩浆岩控矿作用 |
| 6.2 区域矿床时空展布规律 |
| 6.3 区域构造演化与成矿作用模式 |
| 6.3.1 古亚洲洋俯冲与多宝山弧及其斑岩型矿化的联系 |
| 6.3.2 多宝山岛弧及相应斑岩型矿化的埋藏和保存 |
| 6.3.3 蒙古-鄂霍茨克洋南向俯冲作用:矿集区叠加矿化的响应/诱因 |
| 6.3.4 中生代多期构造体制复合作用对区域多金属矿化的制约 |
| 结论 |
| 参考文献 |
| 个人简历及攻读博士学位期间公开发表的学术论文 |
| 致谢 |
（10）云南省德钦县红坡牛场铜金矿区果腊复式岩体年龄、地球化学特征及其构造与找矿意义（论文提纲范文）
| 1 矿区地质特征 |
| 2 样品描述 |
| 3 分析方法 |
| 4 分析结果 |
| 4.1 锆石U-Pb年龄 |
| 4.2 全岩化学组成 |
| 4.2.1 角闪石英二长岩 |
| 4.2.2 石英闪长玢岩 |
| 5 讨论 |
| 5.1 形成时代 |
| 5.2 岩石属性、成因及构造环境 |
| 5.2.1 角闪石英二长岩 |
| 5.2.2 石英闪长玢岩 |
| 5.3 对金沙江古特提斯洋演化的启示 |
| 5.4 找矿意义 |
| 6 结论 |
四、强烈亏损重稀土元素的中酸性火成岩(或埃达克质岩)与Cu、Au成矿作用（论文参考文献）
- [1]长江中下游池州地区燕山期侵入岩及其与成矿作用的关系研究[D]. 杨超. 合肥工业大学, 2021
- [2]安徽宣城茶亭铜金矿床成矿作用研究[D]. 肖庆玲. 合肥工业大学, 2021
- [3]华北东南缘蚌埠隆起中生代成岩成矿作用机制[D]. 李超. 合肥工业大学, 2021
- [4]汇聚板块边缘的埃达克质岩:成分和成因[J]. 王强,郝露露,张修政,周金胜,王军,李奇维,马林,张龙,齐玥,唐功建,但卫,范晶晶. 中国科学:地球科学, 2020(12)
- [5]大兴安岭南段东坡铜多金属矿床成矿作用研究[D]. 马雪俐. 吉林大学, 2020(08)
- [6]下扬子张八岭隆起带晚中生代岩浆岩成因[D]. 黎乙希. 合肥工业大学, 2020(02)
- [7]安庆-贵池矿集区宝树尖及马石铜多金属矿床燕山期岩浆岩地球化学研究[D]. 汪海. 中国科学技术大学, 2020(01)
- [8]古太平洋俯冲对华北克拉通陆内变形及岩浆作用的制约[D]. 张哲坤. 中国科学院大学(中国科学院广州地球化学研究所), 2020(07)
- [9]黑龙江省多宝山矿集区铜—钼—金多金属成矿作用研究[D]. 蔡文艳. 吉林大学, 2020(08)
- [10]云南省德钦县红坡牛场铜金矿区果腊复式岩体年龄、地球化学特征及其构造与找矿意义[J]. 王小虎,杨爱平,李文辉,杨淑胜,范柱国,谢志鹏,卓伟峰. 地质通报, 2020(Z1)