一、黄玉的高压变质成因和形成机制（论文文献综述）
沈其韩,耿元生[1]（2012）在《中国蓝片岩带的时空分布、地质特征和成因》文中研究表明本文主要介绍了中国蓝片岩的时空分布、一般地质特征和成因。内容主要包括以下6个方面:一是当前中国蓝片岩的研究概况和重要进展;二是蓝片岩、蓝闪片岩和蓝片岩相名词的讨论;三是对17个蓝片岩带的一般地质特征（主要包括原岩性质、岩石矿物共生组合,p-t条件,变质时代及赋存的大地构造背景等）进行描述;四是讨论蓝片岩带的成因,并提出深俯冲-陆陆碰撞型和深俯冲-洋壳碰撞两个模式;五是总结了几点蓝片岩带综合地质特征;六是提出了蓝片岩带研究中存在的6个地质科学问题,建议进一步加强考察与研究。
崔晓琳[2]（2019）在《西南三江腾冲—梁河成矿带白垩纪铁和锡成矿作用研究》文中研究指明腾冲-梁河成矿带是西南三江成矿域的重要组成部分,早白垩世岩浆活动形成矽卡岩型Fe多金属矿化,晚白垩世岩浆活动形成云英岩型Sn矿化,然而区域上典型矿床研究的缺失和岩体性质的争议阻碍了对两期岩浆活动成矿差异的深入探讨。本次研究立足前人基础,对比了区域成矿岩体和非成矿岩体、成Sn岩体和成Fe岩体的岩浆性质,选取滇滩镁质矽卡岩型铁矿床（123 Ma）和小龙河云英岩型锡矿床（72 Ma）进行了矿床地质特征和热液成矿过程的详细研究,揭示了岩浆—热液成矿过程中Fe、Sn等成矿元素的物质来源、富集和沉淀机制。矿物学、岩石地球化学和锆石Hf同位素数据表明早白垩世成矿岩体和非成矿岩体均具有较高的氧逸度和较低的结晶分异程度,两者均源于中元古代地壳火成岩体的部分熔融,但成矿岩体母岩浆中有更多幔源物质组分的加入;晚白垩世非成矿岩体和成矿岩体均具有较低的氧逸度,但成矿岩体具有高分异花岗岩的特征,两者均源于中元古代地壳变质火成岩体的部分熔融。据此推断形成矿床的Fe（Cu、Pb、Zn）元素可能源于幔源物质组分,而元古界地壳中的火成岩体可能是Sn的富集体。早白垩世成矿岩体的较高的氧逸度和较低的结晶分异程度有利于Fe（Cu、Pb、Zn）等元素在岩体中发生富集,晚白垩世成矿岩体的低氧逸度和高分异过程是不相容元素Sn发生富集的关键。流体包裹体和氧同位数据表明,在滇滩铁矿床中,从岩浆中出溶的超临界流体（9.3 wt%NaCl equiv）在636°C,1200 bars的高温高压环境形成了进化矽卡岩阶段的石榴石、辉石以及镁橄榄石等矿物。高压作用下围岩发生隐爆,成矿流体的减压沸腾作用（527°C,400 bars）是磁铁矿发生沉淀的关键因素,辉石以及镁橄榄石退化形成粒硅镁石和金云母。后期流体在与大气降水混合后形成方解石硫化物脉（267°C）。在小龙河Sn矿中,岩浆结晶度达到80%时,富F的低盐度（3.5–6.5 wt%NaCl equiv）超临界流体（>600°C,770 bars）出溶,成矿岩体与出溶流体发生水岩反应形成成矿前阶段的钾化、云英化和硅化（570–600℃）,围岩的水力破裂致使流体发生减压沸腾,锡石沉淀在水力致裂的裂隙中,形成黄玉–锡石–石英脉（423–450℃,320–450 bars）,成矿后流体温度压力下降后,黄玉发生绢云母化（268℃,50 bars）,随后形成了萤石–石英脉（199℃）。
吴福元,刘志超,刘小驰,纪伟强[3]（2015）在《喜马拉雅淡色花岗岩》文中研究说明在青藏高原南部的喜马拉雅地区,分布有两条世界瞩目的淡色花岗岩带。南带主要沿高喜马拉雅和特提斯喜马拉雅之间的藏南拆离系（STDS）分布,俗称高喜马拉雅淡色花岗岩带,构成喜马拉雅山的主体。北带淡色花岗岩位于特提斯喜马拉雅单元内,又被称之为特提斯喜马拉雅淡色花岗岩带。这些花岗岩多以规模不等的岩席形式侵入到周边沉积-变质岩系之中,或者呈岩株状产出于变质穹窿的核部。岩体本身大多岩性均匀,变形程度不等,但岩体边缘可见较多的围岩捕虏体,并在部分情况下见及围岩的接触变质作用,反映它们的异地侵位特征。上述两带中的淡色花岗岩在矿物组成和岩石类型上表现为惊人的相似性,主要由不同比例的石英、钾长石、斜长石、黑云母（<5%）、白云母、电气石和石榴石等构成二云母花岗岩、电气石花岗岩和石榴石花岗岩三大主要岩石类型。从不同地区的野外观察来看,二云母花岗岩为喜马拉雅淡色花岗岩的主体岩石类型,而电气石花岗岩和石榴石花岗岩主要以规模不等的脉体形式赋存于二云母花岗岩之中,反映前两者晚期侵位的特征。地球化学特征上,这些花岗岩具有高Si、Al、K,低Ca、Mg、Fe、Ti的特点,接近花岗岩的低共熔点组分。绝大多数淡色花岗岩具有较高的含铝指数,属于过铝花岗岩。微量元素表现为较大的变化范围,但总体上表现为富集大离子亲石元素K、Rb和放射性元素U,而不同程度亏损Ba、Th、Nb、Sr、Ti等元素。稀土元素总量总体上明显低于世界上酸性岩的平均丰度,且绝大部分表现为轻-中等程度的稀土元素分馏和不同程度的Eu负异常。传统认为,喜马拉雅淡色花岗岩是原地-近原地侵位的纯地壳来源的低熔花岗岩。但本文通过分析提出,该花岗岩可能是从一种高温的花岗岩浆演化而来,其岩浆源区的性质或成因类型目前还难以确定。该岩浆在上升侵位的过程中曾经历过大规模地壳物质的混染,并发生了高度分离结晶作用。因此,喜马拉雅淡色花岗岩首先是一种高分异型的花岗岩,是真正意义上的异地深成侵入体,而并不是原地或半原地的部分熔融体。这种以大规模地壳混染和结晶分异作用为特征的花岗岩系,在花岗岩的研究内容中还未被充分地讨论。以前根据相关信息认为这些岩石来自于沉积岩部分熔融的结论,只是较多地注意到了后期地壳混染和结晶分异作用的特征。即使这些岩石的原始岩浆将来被证明真的来源于沉积岩系的部分熔融,那以前的结论也只能说是"歪打正着"。根据形成年龄和地质-地球化学特征,本文将这些花岗岩划分为原喜马拉雅（4426Ma）、新喜马拉雅（2613Ma）和后喜马拉雅（137Ma）三大阶段。其中第一阶段对应印度-亚洲汇聚而导致的大陆碰撞造山作用,而后两个阶段同加厚的喜马拉雅-青藏高原碰撞造山带拆沉作用有关,对应青藏高原的全面隆升。根据这些淡色花岗岩的岩石与地球化学特征,我们还不能支持青藏高原存在广泛的中地壳流动的模型。相反,俯冲的高喜马拉雅岩系在深部的部分熔融及随该岩系折返而发生的分离结晶作用可很好地解释淡色花岗岩所具有的系列特征。
沈敢富,徐金沙[4]（2006）在《浅论黄玉的成因与成岩成矿模式》文中指出根据含黄玉岩石的矿物学、地质和地球化学以及黄玉中的流体包裹体特征研究,借鉴富F酸性岩体系的成岩成矿实验新成果,推出了新的黄玉成岩成矿模式,力证黄玉是以富氟低熔岩浆结晶为主的多成因产物,不否定黄玉的交代蚀变和变质成因,认为盲目滥用和过分夸大变质（含交代）作用及其成岩、成矿的极端重要性和普适性不可取。
段绍辉[5]（2019）在《中国蓝晶石矿床地质特征与成矿规律研究》文中提出蓝晶石（Al2[SiO4]O）是蓝晶石族矿床重要的矿石矿物之一,也是结晶片岩中典型的变质矿物。在富铝岩石中,在中压低温变质作用下产出。此外,蓝晶石还产于某些高压变质带中。由于蓝晶石矿物具有耐高温、抗腐蚀和煅烧时体积膨胀等特性而被广泛应用于冶金、建材及化工等炉窑工业。我国的蓝晶石矿床主要为区域变质型矿床,该类型矿床赋存于活动的板块构造带内,含矿主要地层为中—晚元古界,矿体形态一般为层状、似层状,少数为透镜状。含矿岩石主要为石英岩类、片岩类,矿石类型以蓝晶石石英岩、蓝晶石（白云母）石英片岩、蓝晶石岩为主,矿物成分以蓝晶石、石英、白云母为主。通过对全国蓝晶石矿床特征的研究,发现大地构造环境对蓝晶石矿床的时空分布起到控制作用。蓝晶石矿床的主要成矿作用是区域变质成矿作用和热接触变质成矿作用,除此之外,少数为热液蚀变成矿作用和动力变质成矿作用,以及混合岩化成矿作用。随着变质温度的增高,蓝晶石会重组形成红柱石、矽线石,因此蓝晶石的成矿区不仅仅是蓝晶石的成矿远景区,同时也是红柱石、矽线石的成矿远景区。结合蓝晶石矿床的分布,划分了5个成矿区带及远景区:东秦岭蓝晶石成矿区、吉林—黑龙江前寒武系地块蓝晶石成矿区、华北地台古陆核区蓝晶石成矿区、华北地台北缘蓝晶石成矿区、苏鲁高压变质带蓝晶石成矿区。由于我国蓝晶石的地质工作起步晚、投入少,且多数蓝晶石矿床是低品位的中小型矿床,因此在以上成矿区带开展蓝晶石以及红柱石、矽线石的普查找矿工作,有利于全面掌握我国矿产资源国情现状。
曹华文[6]（2015）在《滇西腾-梁锡矿带中-新生代岩浆岩演化与成矿关系研究》文中提出本文在系统论述和总结中国主要大型-超大型锡矿床/带成矿特征与成矿规律的基础上,重点以腾-梁地区的花岗岩体及来利山、小龙河和叫鸡冠等锡多金属矿典型矿床为研究对象,综合应用现代成岩-成矿理论以及岩矿地球化学、同位素年代学、流体包裹体等测试分析技术,开展滇西花岗岩演化与成矿关系、锡多金属成矿过程等方面研究。在此基础上,进一步开展滇西锡矿带与滇东南、班公湖-怒江成矿带的区域对比研究,揭示滇西锡矿带的展布特征和成矿潜力。综合应用地、物、化、遥等资料,开展滇西地区找矿预测研究,圈定找矿靶区。研究取得如下主要成果。1、系统梳理和论述了中国主要大型-超大型锡多金属矿床的研究进展,分析了中国锡矿资源概况。分别从共伴生元素组合特征和成因类型两方面对锡矿床类型进行了分类研究。总结了中国锡矿床的时-空分布特征与规律,划分了锡成矿区/带,探讨了锡矿床成矿大地构造背景和Sn高富集的有利因素。2、详细研究了腾-梁锡矿带10个典型花岗岩体和3个典型锡多金属矿床的成因。结合研究区前人资料,探讨了岩浆岩演化与成矿的关系;并根据岩浆岩体的地质、地球化学特征和含矿性分析,构建了腾-梁地区含锡花岗岩与非含锡花岗岩的定性-定量判别模型。3、全面总结了滇西锡矿带成岩-成矿的地质、地球化学特征,分析了滇西锡矿带锡多金属矿的成矿规律。在此基础上,将滇西锡矿带与滇东南、班公湖-怒江成矿带的典型锡多金属矿床进行对比研究,分析三者的成矿差异性和相似性。研究认为滇西（腾冲-保山）成矿带属班-怒成矿带东南延段,具有良好的找矿潜力。4、在归纳梳理滇西锡矿带成矿规律的基础上,建立了成矿模型,梳理了找矿标志。并结合地质、矿产、Sn-W-Cu-F等元素的化探、重砂、重力和航磁异常,及TM多波段遥感影像资料,开展了滇西锡矿带的成矿潜力评价,圈定A类远景区4处,B类远景区5处和C类远景区4处。
许伟[7]（2019）在《青藏高原南部早中生代冈底斯弧地壳的岩浆成因和垂向成分结构》文中研究说明岩浆弧的垂向物质组成和分异机制是认识大陆地壳形成和演化的关键。青藏高原南部延伸约1500 km的冈底斯岩基是由中生代俯冲和新生代碰撞相关岩浆岩构成的大型复式岩基,因此是认识岩浆弧的垂向物质组成和分异机制的理想地区。为揭示早中生代冈底斯弧地壳的成因和恢复其垂向成分剖面,本文对冈底斯岩基东部加查县崔久乡地区直接侵位于变质的晚古生代火成岩中的崔久火成杂岩开展了岩石学、锆石和榍石U–Pb年代学、全岩和矿物地球化学以及全岩Sr–Nd–Pb–Hf和锆石Hf同位素的综合研究。崔久火成杂岩的岩性组成十分复杂,包括超基性-基性堆晶岩（辉石角闪石岩、角闪石岩和角闪辉长岩）、酸性堆晶岩（堆晶英云闪长岩）、基性-酸性非堆晶侵入岩（角闪辉长岩、辉长-闪长岩、闪长岩、英云闪长岩和二长花岗岩脉）和闪长岩中的基性微粒包体（MME）。20件锆石和榍石定年结果表明崔久火成杂岩内的各种岩性近同时侵位于200 Ma。岩石学、全岩和矿物地球化学及同位素数据表明含埃达克质岩石的非堆晶侵入岩是由幔源玄武质岩浆经以角闪石为主的分离结晶作用形成的一套成分相对连续的岩石组合。幔源玄武质岩浆源于俯冲相关流体交代的地幔楔的部分熔融。超基性-基性堆晶岩、酸性堆晶岩和MME具有与非堆晶侵入岩相似的同位素组成,代表着上述分异过程中形成的互补组分。野外观察、堆晶英云闪长岩和二长花岗岩脉内的捕获锆石以及同位素数据表明少量的围岩混染也参与了崔久火成杂岩的形成。统计并分析文献中已发表的地球化学和同位素数据,本文认为幔源玄武质岩浆的连续变压AFC（分离结晶和少量的地壳混染）作用是形成早中生代冈底斯弧地壳的主导过程。早中生代冈底斯岩基在平均成分上比同时期火山岩更基性,因此,侵入岩在一定程度上具有堆晶属性,与火山岩并不等同。矿物组合、矿物结晶序列、实验岩石学类比以及角闪石Al压力计计算结果指示崔久火成杂岩具有宽泛的结晶压力（10–2.5kbar）。结合文献资料,本文重建了早中生代冈底斯弧地壳的垂向成分剖面。该地壳具有正常的地壳厚度（35 km）,基底岩石由晚泥盆世-早石炭世正片麻岩和时代更老的其它岩性组成,中-下地壳（35–20 km）以超基性-基性堆晶岩为主、中-上地壳（20–4 km）以厚的花岗质成分为特征,上部地壳为火山沉积地层（约4 km）。
熊明福[8]（2020）在《华南晚燕山期斑岩锡矿成因研究 ——以岩背和洋滨锡矿为例》文中研究表明华南是我国最重要的锡矿产地之一,其内部孕育着一系列锡多金属矿床,他们大都形成于燕山期并与花岗质岩浆活动有关。自上世纪八十年代以来,前人对华南锡多金属矿床的地质特征和成因开展了大量的研究工作,积累了丰富的地质地球化学资料。燕山晚期是华南最重要的锡成矿期,前人对西南地区个旧、大厂等燕山晚期超大型锡矿进行了深入的研究,而东南沿海地区由于成矿规模较小,研究程度相对较低。东南沿海地区燕山晚期与花岗质岩浆作用有关锡矿地质地球化学特征及成因等方面较低的研究程度,直接影响对我国华南地区燕山晚期花岗岩有关锡成矿规律,特别是东西部成矿巨大差异关键控制因素的深入探讨。斑岩型锡矿床是与花岗岩有关锡成矿比较独特的类型,典型的斑岩锡矿较少,典型斑岩锡矿地质地球化学及成因特征的剖析对于丰富和完善与花岗岩有关热液锡矿成矿规律的认识具有重要的意义。华南地区目前已知的三个典型的斑岩锡矿（岩背、洋滨、银岩）均分布在东南沿海地区,形成时代为燕山晚期。岩背和洋滨锡矿含矿岩体物质来源、矿床的形成时代和成因等方面均存在较大争议,故本论文通过系统的野外地质调查、矿物学、矿床学、成岩成矿年代学（同位素年代学）、元素地球化学、同位素地球化学和包裹体研究,探讨岩背和洋滨矿区锡矿床含矿岩体的形成时代、成因、矿床地质特征及成矿模式,为矿区今后的找矿勘探工作提供理论依据。研究主要取得了如下认识:（1）SIMS锆石U-Pb定年确认岩背和洋滨两斑岩锡矿含矿岩体形成于早白垩纪。岩背锡矿成矿前的花岗闪长玢岩和英安岩形成时代分别为138.56±0.83 Ma（MSWD=1.47）和139.58±0.78 Ma（MSWD=0.32）,而含矿岩体花岗斑岩形成于135.52±0.71 Ma（MSWD=2.03）至 136.45±0.69 Ma（MSWD=3.04）。洋滨锡矿早期不含矿花岗闪长玢岩和熔结凝灰岩分别形成于187.08±1.40 Ma（MSWD=0.57）和133±0.67 Ma（MSWD=0.23）,而含矿花岗斑岩形成于 95.05±1.64 Ma（MSWD=5.63）。另外,花岗斑岩中～2.5Ga继承性锆石的发现表明华夏地块可能存在新太古代基底;（2）与成矿有关的花岗岩类均来源于地壳,含矿岩体具有相对较高的 Nd和较低的锆石δ18O,这可能与地壳熔融过程中同位素不平衡有关。岩背矿区早期与锡成矿无关的英安岩具有相对低的εNd（t）值（-8.77～-8.88）和较高的锆石δ180（8.13‰～8.99‰）,而含成矿花岗斑岩具有相对高的εNd（t）值（-2.14～-3.39）和较低的锆石δ180（6.42‰～7.71‰）。洋滨矿区成矿前熔结凝灰岩的εNd（t）为-10.45～-11.89、锆石δ18O为4.47-5.86‰,而含矿花岗斑岩和黄英斑岩εNd（t）=-4.53～-9.05、锆石δ180为3.98-9.50‰。这一同位素组成差异通常解释为年轻地壳物质或地幔组分的参与,但由于缺少同期幔源岩浆岩和岩浆混合的地质证据,它更可能是地壳熔融过程中同位素不平衡的结果。（3）含矿花岗斑岩为过铝质-强过铝质,具有高SiO2、富F和高分异演化特征。岩背和洋滨含矿斑岩的Nb/Ta和Zr/Hf 比值分别为6.0-10.7,20.2-20.7和3.73-12.6,6.75-14.6。洋滨含矿斑岩稀土分布模式显示强烈的四分组效应,表明岩浆演化晚期存在强烈的流体出溶和/或流体不混溶现象。洋滨锡矿含矿黄英斑岩的石英斑晶中存在大量的不均匀捕获包裹体和含子晶多相包裹体,是流体出溶的直接证据。（4）华南晚燕山期锡成矿作用与伸展背景下软流圈地幔上涌和中下地壳物质的广泛熔融和高度演化有关。早白垩世古太平洋俯冲板块的后撤导致岩石圈的伸展,岩石圈的伸展导致地壳减薄和软流圈地幔的上涌,继而引发了软流圈及岩石圈地幔的部分熔融形成大量的玄武质岩浆,这些玄武质岩浆底侵下地壳为地壳物质的熔融提供了热源,引发富集成矿元素的地壳物质的大规模熔融,形成花岗质岩浆的高度分异演化产生流体出溶、流体不混溶,最终形成广泛分布的锡矿床。
徐惠芬[9]（1996）在《黄玉的高压变质成因和形成机制》文中研究说明
徐惠芬[10]（1996）在《黄玉的高压变质成因和形成机制》文中认为黄玉（Topaz）,也曾被称作黄晶,实际上它的颜色不只限于黄色,最常见有无色和乳白色,其次微蓝色和蓝色。还有绿色、黄褐色、红黄色、粉红色和红色等,由于黄玉的硬度较大（8）,晶体洁净而透明,玻璃光泽,反光效果好,它比水晶具有更加柔和的色彩,加上价格相对便宜,它一直是人们所青睐的一种宝石,目前经改色后的蓝色黄玉也颇受欢迎。很多国家,如美国、英国、日本等把黄玉列为11月的生辰宝石。另外,黄玉也可作为研磨材料和精细仪表的轴承等。
二、黄玉的高压变质成因和形成机制（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、黄玉的高压变质成因和形成机制（论文提纲范文）
（1）中国蓝片岩带的时空分布、地质特征和成因（论文提纲范文）
| 1 我国蓝片岩和蓝片岩带的研究概况 |
| 2 蓝闪片岩相的划分和蓝片岩与蓝闪片岩的命名 |
| 2.1 蓝闪片岩相的划分 |
| 2.2 关于蓝闪片岩和蓝片岩的命名 |
| 3 中国高压-低温蓝片岩带的划分 |
| 3.1 以往学者对中国蓝片岩带的划分 |
| 3.2 本文对中国蓝片岩带的划分 |
| 4 中国蓝片岩带的地质特征和成因 |
| 4.1 中国蓝片岩带分布广, 时代全、样式复杂、类型多样 |
| 4.2 蓝片岩带的成因类型 |
| 4.3 新元古代新疆阿克苏蓝片岩带中发现迪尔石的重要地质意义 |
| 4.4 某些蓝片岩带的研究进展和连接问题 |
| 4.5 北祁连蓝片岩带高压泥质岩中发现镁-纤柱石的重要地质意义 |
| 5 存在问题和建议 |
（2）西南三江腾冲—梁河成矿带白垩纪铁和锡成矿作用研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 1 前言 |
| 1.1 选题依据与项目依托 |
| 1.2 研究现状与存在问题 |
| 1.2.1 铁矿床成矿作用研究现状 |
| 1.2.2 锡矿床成矿作用研究现状 |
| 1.2.3 腾冲地块白垩纪岩体研究现状 |
| 1.2.4 腾冲地块成矿作用研究现状 |
| 1.2.5 存在问题 |
| 1.3 研究内容与思路 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究思路 |
| 1.4 分析方法 |
| 1.4.1 锆石U–Pb年龄测试 |
| 1.4.2 地层成分测试 |
| 1.4.3 矿物成分测试 |
| 1.4.4 流体包裹体温压测试 |
| 1.4.5 硫同位素组成测试 |
| 1.4.6 氧同位素组成测试 |
| 1.5 完成工作量 |
| 1.6 创新点 |
| 2 区域地质背景 |
| 2.1 构造 |
| 2.1.1 构造演化 |
| 2.1.2 构造特征 |
| 2.2 地层 |
| 2.2.1 中元古界 |
| 2.2.2 新元古界 |
| 2.2.3 上古生界 |
| 2.2.4 中生界 |
| 2.2.5 新生界 |
| 2.3 岩浆岩 |
| 2.3.1 寒武纪-早志留世岩体 |
| 2.3.2 三叠纪岩体和侏罗纪岩体 |
| 2.3.3 早白垩世岩体 |
| 2.3.4 晚白垩世岩体 |
| 2.3.5 古近纪岩体 |
| 2.4 矿产资源 |
| 3 滇滩矽卡岩型铁矿床地质特征 |
| 3.1 矿区概况 |
| 3.2 蚀变矿化分带 |
| 3.2.1 矽卡岩矿物 |
| 3.2.2 蚀变和矿化分带 |
| 3.2.3 矽卡岩矿物成分 |
| 3.3 磁铁矿成分 |
| 3.4 白云岩和粉砂岩成分 |
| 4 滇滩矽卡岩型铁矿床成矿过程 |
| 4.1 流体包裹体 |
| 4.1.1 形态特征 |
| 4.1.2 温度和盐度特征 |
| 4.1.3 压力特征 |
| 4.2 稳定同位素 |
| 4.2.1 氧同位素 |
| 4.2.2 硫同位素 |
| 4.3 分带规律 |
| 4.3.1 矽卡岩带 |
| 4.3.2 辉石成分 |
| 4.3.3 石榴石成分 |
| 4.3.4 磁铁矿成分 |
| 4.4 流体演化 |
| 4.4.1 进化矽卡岩阶段 |
| 4.4.2 退化矽卡岩阶段 |
| 4.4.3 方解石–硫化物阶段 |
| 4.5 成矿模式 |
| 5 小龙河云英岩型锡矿床地质特征 |
| 5.1 矿区概况 |
| 5.2 蚀变与矿化 |
| 5.3 矿物生成顺序 |
| 5.4 石英结构与成分特征 |
| 6 小龙河云英岩型锡矿床成矿过程 |
| 6.1 流体包裹体 |
| 6.1.1 形态特征 |
| 6.1.2 温度和盐度特征 |
| 6.1.3 压力特征 |
| 6.1.4 压力及密度 |
| 6.2 氧同位素 |
| 6.3 成矿流体性质 |
| 6.3.1 成矿前阶段 |
| 6.3.2 矿化阶段 |
| 6.3.3 流体沸腾 |
| 6.3.4 成矿后阶段 |
| 6.3.5 流体来源 |
| 6.4 成矿机制 |
| 6.5 成矿模式 |
| 7 腾冲地块白垩纪铁和锡成矿差异 |
| 7.1 矿床差异 |
| 7.1.1 地层 |
| 7.1.2 构造 |
| 7.1.3 岩体 |
| 7.1.4 蚀变 |
| 7.1.5 矿石 |
| 7.1.6 流体演化 |
| 7.2 早白垩世成矿与非成矿岩体差异 |
| 7.2.1 非成矿岩体 |
| 7.2.2 成矿岩体 |
| 7.2.3 岩浆源区 |
| 7.3 晚白垩世成矿与非成矿岩体差异 |
| 7.3.1 非成矿岩体 |
| 7.3.2 成矿岩体 |
| 7.3.3 源区特征 |
| 7.4 矿质来源 |
| 7.4.1 早白垩世Fe来源 |
| 7.4.2 晚白垩世Sn来源 |
| 7.5 矿质富集与沉淀 |
| 7.5.1 早白垩世Fe的富集与沉淀 |
| 7.5.2 晚白垩世Sn的富集与沉淀 |
| 8 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 个人简历 |
| 科研经历 |
| 科研成果 |
（3）喜马拉雅淡色花岗岩（论文提纲范文）
| 1 喜马拉雅淡色花岗岩分布与岩石组成 |
| 2 喜马拉雅淡色花岗岩典型岩体概述 |
| 2. 1 高喜马拉雅 Manaslu 岩体 |
| 2. 1. 1 Manaslu岩体地质特征 |
| 2. 1. 2 Manaslu 岩体形成时代 |
| 2. 1. 3 Manaslu 岩体成因 |
| 2. 2 特提斯喜马拉雅然巴岩体 |
| 2. 2. 1 然巴岩体概况 |
| 2. 2. 2 然巴岩体时代 |
| 2. 2. 3 然巴岩体成因 |
| 3 喜马拉雅淡色花岗岩时代 |
| 3. 1 淡色花岗岩 U-Pb 定年评述 |
| 3. 2 淡色花岗岩浆活动阶段的划分 |
| 3. 3 淡色花岗岩浆的结晶时间 |
| 4 喜马拉雅淡色花岗岩成因 |
| 4. 1 原地还是异位花岗岩? |
| 4. 2 不同类型淡色花岗岩间的成因联系 |
| 4. 3 高分异花岗岩的矿物学证据 |
| 4. 4 淡色花岗岩: 岩浆温度与粘度 |
| 4. 5 钠长花岗岩: 一种特殊类型淡色花岗岩的成因意义 |
| 4. 6 淡色花岗岩的源区特征 |
| 5 淡色花岗岩形成与造山动力学 |
| 5. 1 淡色花岗岩形成与高喜马拉雅的变质历史 |
| 5. 2 淡色花岗岩与伸展作用 |
| 5. 3 青藏高原与淡色花岗岩相关的岩浆活动 |
| 5. 4 淡色花岗岩形成与青藏高原中-下地壳流动 |
| 6 淡色花岗岩研究的岩石学意义 |
| 7 结语 |
（5）中国蓝晶石矿床地质特征与成矿规律研究（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 研究思路及研究内容 |
| 1.3 前人研究工作进展 |
| 1.4 论文完成工作量 |
| 第2章 蓝晶石矿物学与应用 |
| 2.1 蓝晶石矿物学与材料工艺特征 |
| 2.1.1 蓝晶石矿物学特征 |
| 2.1.2 蓝晶石材料工艺特征 |
| 2.2 蓝晶石高铝矿物的工业应用 |
| 2.3 人工合成莫来石 |
| 第3章 蓝晶石矿床成因类型与资源分布 |
| 3.1 蓝晶石矿床成因类型 |
| 3.2 国外蓝晶石矿床简介 |
| 3.2.1 印度的蓝晶石矿床 |
| 3.2.2 美国的蓝晶石矿床 |
| 3.2.3 俄罗斯蓝晶石矿床 |
| 3.2.4 肯尼亚蓝晶石矿床 |
| 第4章 中国典型蓝晶石矿床地质特征 |
| 4.1 河南省南阳市隐山蓝晶石矿床 |
| 4.2 河北省邢台市卫鲁蓝晶石矿床 |
| 4.3 江苏省沭阳县韩山蓝晶石矿床 |
| 第5章 蓝晶石矿床成矿模式与区域成矿规律 |
| 5.1 区域变质型蓝晶石矿床成矿模式 |
| 5.2 中国蓝晶石成矿规律 |
| 5.3 中国蓝晶石矿床(点)的区域分布与成矿远景分析 |
| 5.3.1 东秦岭蓝晶石成矿区 |
| 5.3.2 吉林—黑龙江前寒武系地块蓝晶石成矿区 |
| 5.3.3 华北地块古陆核区蓝晶石成矿区 |
| 5.3.4 华北地块北缘蓝晶石成矿区 |
| 5.3.5 苏鲁高压变质带蓝晶石成矿区 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 个人简介 |
（6）滇西腾-梁锡矿带中-新生代岩浆岩演化与成矿关系研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 前言 |
| 1.1 选题背景与项目依托 |
| 1.2 研究现状与存在问题 |
| 1.3 研究目的与主要内容 |
| 1.4 研究方法与技术路线 |
| 1.5 完成主要工作量 |
| 1.6 主要成果与创新点 |
| 第2章 文献综述与研究进展 |
| 2.1 锡矿资源概况 |
| 2.2 锡矿床成因类型 |
| 2.3 锡矿床的时-空分布 |
| 2.4 锡矿床主要成矿带 |
| 2.5 锡矿带大地构造背景 |
| 2.6 锡矿带有利成矿因素 |
| 第3章 区域成矿地质背景 |
| 3.1 区域地层 |
| 3.2 区域岩浆岩 |
| 3.3 区域变质作用 |
| 3.4 区域构造与地质演化 |
| 3.5 区域矿产 |
| 第4章 腾-梁锡矿带岩浆岩演化与成矿关系 |
| 4.1 侏罗纪花岗岩与成矿关系分析 |
| 4.2 早白垩世花岗岩与成矿关系分析 |
| 4.3 晚白垩世花岗岩与成矿关系分析 |
| 4.4 古近纪花岗岩与成矿关系分析 |
| 4.5 腾-梁锡矿带岩浆岩演化与成矿关系分析 |
| 4.6 腾-梁锡矿带含锡花岗岩的特征与判别标志 |
| 第5章 腾-梁锡矿带典型锡多金属矿床地质特征与成因分析 |
| 5.1 叫鸡冠梁子铁锡多金属矿床 |
| 5.2 小龙河锡矿床 |
| 5.3 来利山锡矿床 |
| 第6章 滇西锡矿带成矿规律及区域对比研究 |
| 6.1 滇西锡矿带岩浆岩-成矿带特征 |
| 6.2 滇西锡矿带与滇东南锡矿带对比研究 |
| 6.3 滇西锡矿带与班公湖-怒江成矿带对比研究 |
| 第7章 滇西锡矿带锡多金属矿床找矿标志与成矿预测 |
| 7.1 锡多金属矿控矿因素与找矿标志 |
| 7.2 滇西锡矿带物探、化探、重砂和遥感分析 |
| 7.3 锡多金属矿潜力评价与找矿预测 |
| 第8章 结论 |
| 8.1 主要成果与认识 |
| 8.2 存在问题与建议 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录一：测试方法 |
| 附录二：分析结果 |
| 附录三：个人简历 |
（7）青藏高原南部早中生代冈底斯弧地壳的岩浆成因和垂向成分结构（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 选题依据 |
| 1.2 研究现状和研究历史 |
| 1.2.1 冈底斯岩基的定义和基本特征 |
| 1.2.2 冈底斯岩基的研究历史 |
| 1.2.3 冈底斯岩基的研究现状 |
| 1.2.3.1 晚三叠世-侏罗纪岩浆作用(220–143 Ma) |
| 1.2.3.2 早白垩世岩浆作用(120–100 Ma) |
| 1.2.3.3 晚白垩世岩浆作用(100–66 Ma) |
| 1.2.3.4 古新世-始新世岩浆作用(65-34 Ma) |
| 1.2.3.5 渐新世-中新世岩浆作用(33–10 Ma) |
| 1.3 存在的科学问题 |
| 1.4 研究内容和研究思路 |
| 1.5 新发现与研究意义 |
| 1.6 主要工作量 |
| 2 区域地质概况 |
| 2.1 青藏高原大地构造格架 |
| 2.2 研究区所处或毗邻的构造块体和缝合带 |
| 2.2.1 印度河-雅鲁藏布江缝合带 |
| 2.2.2 喜马拉雅造山带 |
| 2.2.3 拉萨地体 |
| 3 崔久火成杂岩的野外和岩石学特征 |
| 3.1 超基性-基性和酸性堆晶岩 |
| 3.2 基性-酸性非堆晶侵入岩 |
| 3.3 基性微粒包体(MME)和寄主闪长岩 |
| 4 分析方法 |
| 4.1 样品测试前处理流程 |
| 4.2 矿物表征自动定量分析 |
| 4.3 单矿物主量元素分析 |
| 4.4 锆石U–Pb同位素定年 |
| 4.5 原位锆石Hf同位素分析 |
| 4.6 榍石U–Pb同位素定年 |
| 4.7 全岩主量与微量元素分析 |
| 4.8 全岩Sr–Nd–Hf–Pb同位素分析 |
| 5 崔久火成杂岩的年龄 |
| 5.1 超基性-基性和酸性堆晶岩 |
| 5.2 基性-酸性非堆晶侵入岩 |
| 5.3 MME和寄主闪长岩 |
| 6 崔久堆晶和非堆晶岩的成因 |
| 6.1 地球化学数据结果 |
| 6.1.1 矿物主量元素地球化学 |
| 6.1.1.1 单斜辉石 |
| 6.1.1.2 角闪石 |
| 6.1.1.3 斜长石 |
| 6.1.1.4 绿帘石 |
| 6.1.2 全岩元素和同位素地球化学 |
| 6.1.2.1 超基性-基性堆晶岩 |
| 6.1.2.2 酸性堆晶岩 |
| 6.1.2.3 非堆晶角闪辉长岩、辉长-闪长岩、闪长岩和英云闪长岩 |
| 6.1.2.4 二长花岗岩脉 |
| 6.2 非堆晶侵入岩的成因 |
| 6.2.1 玄武质熔体的性质:非堆晶角闪辉长岩 |
| 6.2.2 分异序列:辉长-闪长岩、闪长岩和英云闪长岩 |
| 6.2.3 二长花岗岩脉:最晚期的分异产物并混染少量围岩 |
| 6.3 堆晶岩与非堆晶岩的成因关系 |
| 6.3.1 超基性-基性堆晶岩 |
| 6.3.2 酸性堆晶岩 |
| 6.4 岩浆分异条件和实验岩石学类比 |
| 6.4.1 弧岩浆的分异条件 |
| 6.4.2 实验岩石学类比 |
| 7 崔久MME和寄主闪长岩的成因 |
| 7.1 地球化学数据结果 |
| 7.1.1 矿物主量元素地球化学 |
| 7.1.2 全岩元素和同位素地球化学 |
| 7.2 MME和寄主闪长岩的成因 |
| 7.3 MME的淬冷机制 |
| 8 早中生代冈底斯弧地壳的构建 |
| 8.1 早中生代冈底斯弧的成因 |
| 8.2 早中生代冈底斯弧地壳的垂向成分剖面 |
| 9 结论 |
| 9.1 本文主要结论和认识 |
| 9.2 存在和需要继续讨论的部分问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 个人简介 |
（8）华南晚燕山期斑岩锡矿成因研究 ——以岩背和洋滨锡矿为例（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 研究概述 |
| 1.2 选题依据 |
| 1.3 研究思路 |
| 1.4 技术路线 |
| 1.5 主要完成工作量 |
| 1.6 主要创新成果 |
| 第2章 样品制备和分析方法 |
| 2.1 样品制备 |
| 2.2 单矿物锆石和磷灰石的分选 |
| 2.3 分析方法 |
| 第3章 研究区域地质背景 |
| 3.1 区域构造背景 |
| 3.2 区域岩浆作用 |
| 3.3 区域锡成矿作用 |
| 第4章 岩背锡矿床地质特征 |
| 4.1 区域地质概况 |
| 4.2 矿床地质特征 |
| 4.3 锆石的U-Pb年代学特征 |
| 4.4 主量元素特征 |
| 4.5 微量稀土元素特征 |
| 4.6 锆石的O同位素特征 |
| 4.7 全岩的Nd同位素特征 |
| 4.8 岩背地区岩浆岩形成时代及成因 |
| 4.9 本章小结 |
| 第5章 洋滨锡矿床地质特征 |
| 5.1 区域地质背景 |
| 5.2 矿床地质特征 |
| 5.3 锆石的U-Pb年代学特征 |
| 5.4 主量元素特征 |
| 5.5 微量元素特征 |
| 5.6 锆石O同位素特征 |
| 5.7 全岩Nd同位素组成特征 |
| 5.8 包裹体特征 |
| 5.9 洋滨地区岩浆岩形成时代及成因 |
| 5.10 本章小结 |
| 第6章 华南晚燕山期花岗岩浆作用与锡成矿关系 |
| 6.1 个旧锡矿地质特征 |
| 6.2 大厂锡矿地质特征 |
| 6.3 东南沿海锡成矿构造动力学背景 |
| 6.4 右江盆地锡成矿构造动力学背景 |
| 6.5 东南沿海与右江盆地锡成矿差异探讨 |
| 第7章 主要认识和存在的问题 |
| 7.1 主要认识 |
| 7.2 存在的问题 |
| 参考文献 |
| 附表 |
| 致谢 |
| 作者简历及攻读学位期间发表的学术论文与研究成果 |
（9）黄玉的高压变质成因和形成机制（论文提纲范文）
| 1 黄玉的物理化学特征 |
| 2 高温高压变质成因黄玉的地质背景 |
| 3 高压变质黄玉的赋存状态 |
| 4 高压黄玉的形成机制 |
四、黄玉的高压变质成因和形成机制（论文参考文献）
- [1]中国蓝片岩带的时空分布、地质特征和成因[J]. 沈其韩,耿元生. 地质学报, 2012(09)
- [2]西南三江腾冲—梁河成矿带白垩纪铁和锡成矿作用研究[D]. 崔晓琳. 中国地质大学(北京), 2019
- [3]喜马拉雅淡色花岗岩[J]. 吴福元,刘志超,刘小驰,纪伟强. 岩石学报, 2015(01)
- [4]浅论黄玉的成因与成岩成矿模式[J]. 沈敢富,徐金沙. 岩石矿物学杂志, 2006(06)
- [5]中国蓝晶石矿床地质特征与成矿规律研究[D]. 段绍辉. 中国地质大学(北京), 2019(02)
- [6]滇西腾-梁锡矿带中-新生代岩浆岩演化与成矿关系研究[D]. 曹华文. 中国地质大学(北京), 2015(10)
- [7]青藏高原南部早中生代冈底斯弧地壳的岩浆成因和垂向成分结构[D]. 许伟. 中国地质大学(北京), 2019(02)
- [8]华南晚燕山期斑岩锡矿成因研究 ——以岩背和洋滨锡矿为例[D]. 熊明福. 中国科学院大学(中国科学院广州地球化学研究所), 2020(08)
- [9]黄玉的高压变质成因和形成机制[J]. 徐惠芬. 矿床地质, 1996(S2)
- [10]黄玉的高压变质成因和形成机制[J]. 徐惠芬. 矿床地质, 1996(S1)