一、长江中下游及赣中、浙西北地区石炭系层控金属矿床成因的初步认识（论文文献综述）
陈辉[1]（2014）在《钦杭成矿带北东段浙西北地区铜（金）成矿作用 ——以平水铜矿和建德铜矿为例》文中提出平水铜矿和建德铜矿均位于钦杭成矿带北东段的浙西北地区。平水铜矿发育有铜矿体和金矿体。铜矿体赋矿地层为新元古代双溪坞群平水组火山岩;矿体直接产出于平水组细碧角斑岩系内,呈层状或似层状产出,与细碧角斑岩的关系为整合关系;矿石矿物主要有黄铜矿、黄铁矿、闪锌矿和磁铁矿,矿石构造主要为典型的块状构造和条带状构造,并存在特征性的喷流沉积岩:铁碧玉、重晶石和石膏等;平水铜矿体具有矿石矿物和特征性矿物分带现象。平水铜矿体形成之后,平水地区经历了后期的变质变形作用,在铜矿体的下盘普遍发育韧性剪切带。近期全国危机矿山找矿项目在该剪切带发现了金矿体。金矿体的产状严格受到韧性剪切带控制。锆石U-Pb定年表明,平水组细碧岩成岩年龄为952 Ma,平水组角斑岩成岩年龄为954 Ma,西裘石英闪长岩形成年龄为909 Ma,均形成于新元古代。平水组细碧角斑岩属于双峰式火山岩系列;富Na2O,贫K2O,轻稀土富集,富集大离子亲石元素和亏损高场强元素,显示火山岩形成于岛弧环境;相对亏损的εNd（t）（3.52～7.57）和εHF（t）值（0.72～9.00）说明火山岩主要来自于亏损地幔,并在上升过程中可能受到少量地壳物质的混染。西裘石英闪长岩可能是幔源玄武岩浆分离结晶的产物。平水铜矿体伴生石英中的流体包裹体类型比较简单,主要是气液两相包裹体,按照成因可以分为2类:Ⅰ类原生的流体包裹体,其均一温度217～328℃,盐度从3.2～5.7 wt%NaC1 eqv,Ⅱ类次生的流体包裹体,其均一温度从148～189℃,盐度从2.8～4.6 wt%NaCl eqv,拉曼测试表明流体包裹体的气相成分为水;流体包裹体的均一温度、盐度和气相成分表明成矿流体主要为海水。平水铜矿体的矿石硫同位素在频率图上零值附近呈比较明显的塔式分布,说明其来源单一,可能主要来自于平水组火山岩。铜矿体中硫化物的铅同位素组成与平水组火山岩中长石铅的同位素组成一致,均位于地幔铅附近,说明平水铜矿体的铅同位素主要来源于平水组火山岩。地质证据,结合成矿流体和同位素证据表明,平水矿铜矿体是新元古代平水组岛弧火山岩赋矿的的火山成因块状硫化物矿床（VMS）,成矿类型属于双峰式-铁镁质岩石容矿的系列,类似于诺兰达型VMS矿床。平水金矿体中的流体包裹体可以划分为以下两类包裹体:Ⅰ型H2O-Co2包裹体,Ⅰ型包裹体在室温下呈两相或三相（LH2O+LCO2±VCO2）;Ⅱ型H2O包裹体;Ⅰ型包裹体常和Ⅱ型包裹体在同一视域中共存,显示出流体不混溶的岩相学特征;Ⅰ型包裹体最终均一至气相,均一温度为225～282℃,盐度为1.2～6.0 wt.%NaC1 eqv,而Ⅱ型包裹体均一至液相,均一温度为214～2710C,盐度为2.7～8.7 wt.%NaCl eqv。Ⅰ型包裹体与共存的Ⅱ型包裹体有相近均一温度,较大差异的盐度,不同的均一方式,表明主成矿期发生了流体不混溶作用。流体不混溶导致了成矿流体在运移过程强烈的相分离作用,因此可能造成金的沉淀和金矿体的形成。石英Rb-Sr同位素定年研究表明金矿体的成矿年龄为450 Ma。平水金矿体是加里东期造山事件的产物,为典型的造山型金矿。建德铜矿矿体多呈层状-似层状产于石炭系黄龙组地层中,矿体产状与地层产状一致,矿体主要为块状矿体和矽卡岩化矿体,受石炭系灰岩和泥盆系砂岩之间“硅钙面”控制。矿区侵入岩广泛分布,呈不规则岩枝、岩脉产出,主要为中酸性浅成—超浅成侵入体,按其穿插关系可分为早期花岗闪长斑岩和晚期花岗斑岩。矿体与早期花岗闪长斑岩有密切关系,赋存于花岗闪长斑岩外接触带。锆石定年数据显示建德铜矿的花岗闪长斑岩形成于晚侏罗世（大约161Ma）。地球化学数据显示,花岗闪长斑岩以钙碱性为特征,同时具有埃达克质岩石的特征,如高 LaN/YbN（18.5～35.9）比值,以及低 Y（5.38～7.83 ppm）和Yb（0.45～0.62 ppm）含量等;此外,花岗闪长斑岩缺乏Eu负异常,具有低含量的MgO（0.22～1.0 wt.%）含量和相对高的207Pb/204Pb比值（15.518～15.608）。这指示着花岗闪长斑岩可能是形成于加厚下地壳的部分熔融。同时,花岗闪长斑岩具有类“弧”岩浆的地球化学特征,类整体地球的εNd（t）值,高的初始87Sr/86Sr值（0.7078～0.7105）,相对亏损的εHf（t）值（-0.6～+2.8）和1.0～1.2 Ga的Hf模式年龄。因此,花岗闪长斑岩可为新元古代洋陆俯冲作用形成的新生地壳在晚侏罗世发生部分熔融的产物。建德铜矿的硫化物石英中发育三类包裹体:包括Ⅰ型的富液相气液两相包裹体,Ⅱ型的富气相气液两相包裹体,以及Ⅲ型的含子晶包裹体;Ⅰ类富液相包裹体加热后均一到液相,均一温度分布范围主要集中在280～340℃,流体包裹体盐度0.63～8wt.%NaC1 eqv,Ⅱ类富气相包裹体加热均一到气相,均一温度289～324℃,盐度1.22～2.00 wt.%NaC1 eqv的低盐度范围,Ⅲ类含子晶包裹体加热均一到液相,均一温度范围与Ⅱ类包裹体基本相同,290～336℃,盐度则较高,31.87～38.16 wt.%NaC1 eqv。Ⅱ类与共存的Ⅲ类包裹体的均一温度相似,盐度相差很大,表明强烈的流体沸腾作用发生。流体强烈沸腾作用是造成建德铜矿成矿物质沉淀富集的原因。氢氧同位素显示成矿流体主要为岩浆流体。硫化物硫同位素研究显示,δ34S值的总变化范围是0.93‰～4.77‰之间,并且总体分布在零值附近呈塔式分布。这暗示着建德铜矿硫化物的硫主要来自于岩浆。建德花岗闪长斑岩体长石铅与矿石硫化物铅具有一致的同位素组成,同时指示着建德铜矿体的铅也来自于花岗闪长斑岩体。地质地球化学证据均指示了,建德铜矿属于与岩浆热液有关的矽卡岩型铜矿。
张明超[2]（2015）在《江苏栖霞山铅锌银多金属矿床成矿作用研究》文中提出栖霞山铅锌银多金属矿床为我国华东地区规模最大的铅锌多金属矿床,是长江中下游铁、铜、铅锌多金属成矿带最东端宁镇矿集区的重要组成部分。矿床形成于成矿地质体外接触带硅钙面部位,属于硅钙面控矿矿床的典型案例。由于在矿区范围内并未见侵入岩体,限制了对矿床成因的深入认识。本文选择栖霞山矿床为典型矿床,对栖霞山矿床地球化学、成矿流体性质和演化、硅钙面及矿床成矿作用过程等问题进行了较为深入的研究和探讨。栖霞山矿床矿体主要产于黄龙组碳酸盐岩和高丽山组砂岩、五通组石英砂岩组成的硅钙面及石炭-二叠系灰岩与侏罗系砂岩组成的硅钙面上,为典型的受硅钙面控制的矿床,矿体主要赋存在硅钙面钙质岩石一侧。控制矿体产出的构造主要为北东东向纵断裂（以F2为主）、不整合面、北西向断裂和古岩溶构造。与成矿关系密切的围岩蚀变为硅化。通过对区域主要相关岩体的年代学、岩石地球化学的研究,并结合区域成矿规律、矿体产出特征、岩矿地球化学的对比研究,初步厘清了栖霞山矿床的成矿时代,属早白垩世晚期产物。初步探讨了栖霞山矿床成矿地质体,为宁镇地区中区汤山-镇江岩基岩浆活动形成的中酸性隐伏岩体,位于大凹山深部。钻孔地球化学剖面、稳定同位素及稀土元素地球化学等研究显示,栖霞山矿床成矿物质主要来自于岩浆,部分来自于成矿流体所经过的围岩;成矿热液主要为岩浆热液,随着成矿过程的进行,有不同程度的大气降水混入,且有逐渐增多的趋势。流体包裹体研究结果显示,栖霞山矿床的成矿热液为中低盐度、中高温、中等密度、富Cl-的H2O-Na Cl体系,且栖霞山矿床的成矿热液温度、盐度及压力随成矿过程总体呈现逐渐降低的趋势。首次以硅钙面控矿研究为切入点探讨栖霞山矿床的成矿机理。还原了硅钙面的物理化学条件（酸碱度、氧化还原障等）变化对不同矿物产出的约束,通过对不同元素的迁移和沉淀形式及机制的研究,在此基础上分析了栖霞山矿床成矿作用的具体过程,厘定栖霞山矿床成因类型为受硅钙面控制的岩浆期后热液矿床,并构建了栖霞山矿区“三位一体”找矿预测地质模型。
王鸿祯,翟裕生,游振东,石宝珩,籍传茂,杨巍然,杨光荣[3]（2002）在《20世纪中国地质科学发展的回顾》文中进行了进一步梳理在21世纪之初科学技术和文化教育全面大发展的现阶段,中国地质科学也步入了兴盛发达的新时期,因为它具备了社会需求、科学问题和社会支撑基础3个科学发展的基本条件。回顾20世纪之初,由于中国地质学奠基者的远见卓识,中国地质学在20世纪20～30年代已建立了世界声誉。新中国建立后的50～70年代,中国地质科学取得了迅速的进展。自70年代末至今的20余年开放时期,更取得了全面的发展。随着世纪之交地球系统科学的新概念为广大地质学者所接受,地质学各分支学科必将互相交叉融合,开展综合的和协调的研究道路。中国地质科学在新的世纪必将迎来蓬勃发展的全新阶段。
赵博[4]（2014）在《钦杭成矿带南岭与浙西成矿元素富集规律的对比研究》文中研究指明本文的研究对象是浙西和南岭的元素富集成矿规律之异同。文章紧扣元素是成矿作用的“基因”这一重要的成矿学命题展开讨论,认为元素有质和量两种不可分割的地球化学属性；质和量在时间、空间、地质-地球化学作用上又有三种表达；成矿能量（储量）是元素成矿作用的总体现,成矿潜力（分维数）用于描述成矿能量的集中趋势,成矿强度、效率、规模是成矿能量之面面观。从中提出了“带方向”分形谱等创新模型,初步实现了分形与控岩-控矿构造之间的挂钩；又借鉴了经济学中“效率”的概念,认为分形谱右半段的开口度表示“投入”,左半段开口度表示“产出”,二者之比即为成矿效率（指数）。总开口度为强度指数。浙西和南岭是钦-杭成矿带上两个重要的成矿集中区,然而两区相比,矿床类型、矿床规模及其矿种等都有明显的差异。本文的技术路线是：利用已有的水系沉积物化探数据,并结合大地构造、岩浆活动和沉积成岩等因素,在“数据挖掘”的基础上对两区的元素成矿规律进行对比、探索造成异同的原因。结果显示：两区存在“对比悬殊、交集少、互补多”之成矿规律。首先,“对比悬殊”符合二八定律。南岭仅Hg、Au、La等的成矿效率小于浙西,其余元素的成矿效率较之于浙西占压倒性优势。南岭的区域断裂密度、断裂交汇点、花岗岩类出露面积、矿床的规模和储量、高产热花岗岩等控矿因素也具有浙西无法比拟的优势。浙西位于钱塘坳陷带,沉积盖层较厚,深部构造引擎产生的能量不易传递至表壳,或不易引发“引潮共振”,导致该区矿化不佳。其次,“交集少、互补多”是成矿作用对两区区域地质背景继承和发展的结果,但意味着钦杭带作为一个整体的成矿景观丰富且有序。浙西矿床多赋存在最古老和最年轻的地层中,南岭矿床多赋存在晚古生代；浙西主要的控岩-控矿构造为区域性的NE向断裂带与NW向次级断裂的交汇处,南岭主要的控岩-控矿构造为NE-NNE向、其次为EW向。浙西受洋壳俯冲影响显着,该区在150-140Ma时发生了俯冲角度的加大暨构造背景的转换,先后出现了与高温I型（赣东北）、低温I型、S型和铁质A型岩体有关的岩浆-成矿事件。该区的Fe、Au、Ag、H g、Cu、Mo、Zn等亲MT型元素大多具有可观的成矿潜力。南岭中生代的岩浆-成矿-成矿事件可能与岩石圈转型有关,花岗岩类以S型（BELIF花岗岩）为主、I型为辅,该区的亲IL型花岗岩元素如Be、Bi、W、Sn、Nb、Ta、U、Pb等具有极高的成矿潜力。这些规律对两区找矿或具有十分重要的指导意义。
张勇[5]（2018）在《湘中-赣西北成矿流体演化与Sb-Au-W成矿》文中进行了进一步梳理湘中-赣西北研究区位于江南造山带中段。区内产有锡矿山锑矿、沃溪锑-金-钨矿和大湖塘钨矿三个超大型矿床。它们呈三足鼎立之势,在江南造山带中段形成世界罕见的Sb、Au、W矿集区和区域性矿床分带。为了认识这三大矿床的成因关系,探讨与之相关的大规模流体运移和Sb-Au-W元素成矿组合与分离的机制。本论文以锡矿山锑矿、沃溪锑-金-钨矿和大湖塘钨矿三个典型矿床为重点,辅以对石巷里石墨矿、龙山锑金矿、龙王江锑金矿、西安金钨矿等矿床的对比研究和资料综合,通过对有关热液蚀变岩石主微量元素及其热液矿物的原位微区元素测定,流体包裹体显微测温,硫化物Re-Os同位素定年和锆石U-Pb定年等手段,对该区Sb-Au-W矿床的成因进行了研究和对比,并在有关区域花岗岩及成矿岩体年龄,矿床及热液活动时代,成矿物质来源和流体蚀变作用地球化学,以及制约矿物沉淀和Sb、Au、W分异成矿的主导因素等方面,取得了以下主要成果和创新性认识:研究确定,涟源盆地下石炭统石巷里石墨矿叠加热液石英脉中富Au黄铁矿的Re-Os同位素等时线年龄为127.8±3.8Ma。由此精确限定了盆地内广泛分布的下石炭统测水组煤系受到区域性热液蚀变（叠加有大量热液石英脉,普遍发育硅化、硫化物化等）的叠加时代,从而为湘中地区燕山期大规模流体运移及其与区域花岗岩活动、Sb-Au等成矿作用和煤系热变质作用之间的成因关系提供了重要依据。研究厘定了赣西北地区W矿化的时代。其中赣西北大湖塘钨矿辉钼矿等时线年龄为137.9±2.0Ma,与湘中地区的Sb矿和Sb-Au矿皆为燕山期成矿。综合研究显示燕山期是湘中-赣西北地区Sb、Au、W的主要成矿时期,集中在150～130Ma。该研究区涟源盆地内只有燕山期成矿,而基底（湘西+湘东北+赣西北）则为晋宁、加里东、印支和燕山期的多时代成矿。造成基底和盖层成矿时代差别的可能原因有:岩浆作用强度和相对抬升程度差异。研究确定了望云山岩体晚期岩脉至少有三期。第一期和第二期为印支期,其中第一期为中细粒的黑云母花岗岩,成岩年龄为221.3±1.7Ma,第二期细粒黑云母花岗闪长岩的年龄为216.5±1.8Ma。第三期岩脉为燕山期,形成时间为162.2±2.1～163.7±6.4Ma。燕山期岩脉的发现,进一步证实湘中存在燕山期的岩浆作用,并且与锡矿山锑矿早期成矿时代155.5±1.1Ma接近。涟源盆地燕山期中酸性岩浆作用与区域中基性岩脉和大规模Sb成矿作用时代相对应。研究揭示,涟源盆地泥盆系中的锡矿山锑矿成矿流体以低温（192℃～177.8℃）和低盐度（平均6.2 NaCl wt%）为特征。基底地层内矿床:龙山金锑矿的形成温度平均为185℃,盐度平均5.6 NaCl.wt%;龙王江锑金矿成矿温度与龙山金锑矿相近,平均182.7℃,盐度平均2.9NaCl.wt%;西安钨金矿形成温较高（215.3℃～195.9℃）,盐度平均6.0NaCl.wt%。结合已知的Sb、Au和W热液实验地球化学行为,矿物流体包裹体和成矿特征等综合分析显示,钨、金和锑的分别富集成矿在成因上可能与成矿热液演化中的三个温度临界点有关。即钨沉淀基本结束从而与金、锑分离的温度大约为250℃;金从热液中基本完全沉淀而与流体中的锑发生分离的温度大约为200℃;而锑则在流体温度降低到大约190℃时开始发生大量沉淀。因此,成矿流体温度降低可能是导致Sb、Au和W沉淀分异成矿的主要因素。研究显示,湘中地区基底内成矿流体演化相对复杂,碳酸盐化和绢英岩化阶段是W和Au成矿阶段,硅化阶段是Au和Sb成矿阶段。成矿流体在基底内演化过程中从围岩中萃取了 Si、Fe、Au、Pb和Zn等成矿元素,这为盖层Au-Sb和Pb-Zn成矿提供了物质基础。成矿流体在基底内交代围岩并形成碳酸盐化（富集As、W和Sb）和绢英岩化（富集Si、W、Sb和Au）蚀变过程,虽然都有Sb元素沉淀,但沉淀富集的程度较低（△Ci=123.06～490.08ppm/g）,远低于硅化蚀变的Sb富集程度（△Ci=10697ppm/g）。显示成矿流体在基底内演化形成硅化蚀变时高度富集Sb和Si,是沃溪锑金钨矿Sb-Au的主成矿阶段,与盖层内成矿流体富Sb和Si特征相似。富K的流体在基底内碳酸盐化围岩过程中,从围岩中交代出大量元素,可能是基底流体萃取围岩中成矿元素的机制之一,也可能是湘西地区形成区域性Au和Pb-Zn等元素亏损的原因之一。研究揭示,涟源盆地泥盆系灰岩中方解石脉的稀土元素总量（17.69ppm～41.64ppm）远小于未蚀变灰岩（121.2ppm～235.1ppm）,且锡矿山的方解石脉也具有相同的低稀土特征（5.97ppm～15.27ppm）。可能指示在晚古生代盖层中,无论是矿区还是区域地层中的方解石脉,都形成于以低稀土含量大气降水为主的盆地流体。这显示了盆地流体迁移并交代蚀变了途径围岩,使蚀变灰岩的稀土含量（1.50～4.73ppm）降低,同时沉淀析出低稀土含量的方解石脉,表明涟源盆地蚀变灰岩、锡矿山和区域方解石脉的形成可能是古大气降水深循环作用的结果。研究表明,大湖塘钨矿早期（核）白钨矿具有高Nb、Ta和Mo,和低Sr（44.10～95.08ppm）的岩浆热液特征;西安白钨矿则具有明显的低Nb、Ta和Mo,和高Sr（581.68～861.03ppm）的深循环流体特征;而大湖塘钨矿晚期白钨矿则介于两者之间;指示了大湖塘钨矿岩浆热液流体→蚀变流体→深循环流体演化的过程。大湖塘钨矿形成热液黑云母时氧逸度为-13.6～-14.1,而后形成交代黑云母时氧逸度为-17.6～-17.8,此过程流体氧逸度出现明显下降,利于大量黑钨矿的形成;而随后形成的白钨矿的δEu负异常值（0.17～0.85）记录了形成早期白钨矿流体为氧化环境,氧逸度相对黑钨矿阶段升高,抑制了黑钨矿的形成,并开启了白钨矿大量生成阶段;至晚期白钨矿δEu正异常值（1.16～9.51）显示流体为低氧逸度的还原环境,氧逸度再次降低,致使硫化物大量生成。成矿流体氧逸度先降后升再降可能是控制大湖塘钨矿大量黑钨矿和大量白钨矿共同沉淀成矿的关键。黄铁矿Os同位素研究表明,涟源盆地内矿床的Au、Sb等成矿元素来自基底元古界,经历了长距离的迁移演化。赣西北辉钼矿Os同位素特征显示,成矿物质来源具有壳-幔混合特征。根据上述研究结果并综合已有的研究成果,论文提出了有关湘中-赣西北地区大范围深尺度成矿流体演化与Sb-Au-W成矿的初步模型:（1）由三个超大型矿床组成的湘中-赣西北Sb-Au-W矿集区在成因上与大体积流体（热液和岩浆）在大范围和深尺度地壳中运移和分异演化有关。由部分熔融形成的多期岩浆热驱动所产生的深循环流体运移,是导致大规模Sb、Au和W分异成矿的主要因素。（2）在这一过程中,尤其在燕山期,被基底部分熔融和水/岩反应（热液蚀变）萃取的成矿元素Sb、Au、W、Pb、Zn和Si等,曾经历过大通量的流体搬运,并在基底或盖层隆升部位就位成矿。（3）成矿流体的温度降低可能是导致成矿元素Sb、Au和W先后依次沉淀,自下而上形成不同元素组合的矿床以及Sb、Au和W成矿分馏及分带的主要因素。因此,湘中-赣西北元古代基底中的大湖塘钨矿和沃溪锑-金-钨矿,以及古生代盖层中的锡矿山锑矿等中-低温热液矿床和矿化,均属于和大规模流体运移有关的区域性流体深循环热液系统。（4）湘中-赣西北地区热液矿床成矿流体可能源于岩浆期后热液和盆地流体。岩浆期后热液是赣西北大湖塘钨矿（360～200℃）形成的关键;而盆地流体则是湘中地区锡矿山锑矿（192℃～177.8℃）和沃溪锑金钨矿（280～200℃）形成的关键。
李光来[6]（2011）在《赣南及邻区燕山期花岗岩演化与钨成矿作用》文中指出本文从与钨成矿有关的花岗岩入手,讨论在赣南乃至整个华南的地质构造背景下,加里东、海西、印支、燕山等地质时期花岗岩类的的形成、演化、发展,试图揭示前燕山期花岗岩对燕山期花岗岩及相关钨多金属成矿作用的意义。为此,首先选择了加里东期的石雷岩体、印支期（?）的营前岩体进行了研究。石雷石英闪长岩是赣南崇-余-犹地区比较少见的闪长质侵入体。锆石的原位U-Pb定年表明,该岩体侵位于433.5士3.4 Ma。全岩主量元素特征上显示出中偏酸性,富Al,富碱特别是富Ca,Mg、Fe含量较高,以及低磷的特点；微量元素上主要富集K、Rb、Cs等大离子亲石元素和轻稀土元素,亏损Nb、Ta、Ti、P等高场强元素。磷灰石微量元素特征上显示高度富集稀土元素特别是轻稀土元素的特征；具有Eu的负异常（δEu=0.37～0.45）。ISr位于0.7073～0.7132之间,εNd（t）变化于-8.41～-4.97之间,两阶段钕模式年龄介于1.58～1.86 Ga之间,Hf同位素组成相对均一,εHf（t）主要集中变化于-8--2之间,两阶段Hf模式年龄加权平均为1.77±0.09Ga。这些特征都说明该石英闪长质岩体是强烈壳幔相互作用的产物,暗示区内加里东晚期可能发生了局部的岩石圈的减薄。该期花岗岩与钨的成矿之间并没有直接的联系,但可能为燕山期含钨花岗岩的形成提供部分物源。营前岩体是赣南地区为数不多的含有大量暗色包体的岩体,成矿特征上也与赣南地区其它钨矿差异明显,而与湘南地区有些类似。寄主岩体为花岗闪长岩,常量元素特征上主要为偏中性,高碱富K,富Al,Ca、Mg、Fe含量中等。暗色包体的常量元素特征上主要为中性,富Al,高Ca,Mg、Fe含量很高。无论是寄主岩石还是包体岩石,Ba和Ti等元素表现为亏损；相反,Rb、U、Pb等元素显示一定程度富集。总体上,无论是蛛网图还是微量元素对的比值还是Sr-Nd同位素,寄主岩石与包体岩石都显示了极为相似的特征。而稀土配分曲线的总体趋势、Eu的亏损程度等特征也基本相似,所不同的是暗色包体中的稀土含量比寄主岩石要高出许多。εHf（t）值大部分变化于-6.9～5.4之间,基本上集中于0值附近,两阶段模式年龄变化于0.90～2.05 Ga之间,寄主岩石较为混乱的Hf同位素组成,也证实了寄主岩石遭受过包体岩石很大程度的“混染”与石英脉型钨矿相关的花岗岩主要是燕山期的岩体,一般具有从黑云母花岗岩→二云母花岗岩→白云母花岗岩比较完整的演化链条。镜下常见石榴子石发育,斜长石含量很少且牌号很低,没有角闪石发育。此类花岗岩一般都为S型花岗岩,具有超酸性、铝过饱和等特征（ACNK>1.1）;稀土总量极低,Eu强烈亏顺,轻重稀土比值很低,重稀土相对富集,轻稀土相对亏损；K/Rb比值（150～350）、Nb/Ta比值（12）明显低于一般花岗岩；Y/Ho一般高于28,Rb、Cs、Y等表现为富集,Ba、Sr、Ti表现为亏损。随着演化程度增加：钨的含量有增高的趋势；DI逐渐增加,SiO2含量逐渐增加,铝过饱和指数趋于增加；暗色矿物逐渐减少,含水矿物逐渐增多,气液包裹体逐渐增多,岩石粒度逐渐变细。锆石等副矿物逐渐变小和变少；蛛网图上原本亏损的元素愈发亏损,富集的元素则愈发富集。K/Rb和Nb/Ta比值有降低的趋势,而Rb/Sr、Y/Ho比值有升高的趋势；稀土总量趋于减少,Eu亏损程度逐渐增加,配分曲线从稍显“右倾”向“海鸥型”转变,重稀土逐渐趋于富集。辉钼矿的Re-Os同位素研究显示：樟东坑细粒花岗岩型矿化的时间为155.4±2.1Ma,石英脉型矿化时间为154.6±1.7Ma；下桐岭钨矿的形成年龄为152.0±3.3Ma；铁山垅钨矿的大致形成时代为146.4±6.1Ma；茅坪钨矿石英脉型矿体的形成年龄为157.4±2.2 Ma。这些钨矿伴生的辉钼矿无一例外的都具有较低的Re含量,可能指示了成矿物质主要为壳源,赣中地区的下桐岭及浒坑等钨矿相较赣南地区的钨矿辉钼矿中具有更高的Re含量,可能指示了由于邻近萍乡-广丰深大断裂因而在成岩成矿过程中有较多深源物质的参与。利用单颗粒白云母Rb-Sr等时线法测定赣中地区徐山钨铜矿床的成矿年龄为147.1±3.4Ma。茅坪以及铁山垅钨矿流体包裹体测温结果都显示出双峰的特点,黑钨矿主要结晶于较高、较窄的温度范围内,盐度普遍不高,包裹体的气相组分中含有一定量的二氧化碳、甲烷、氮气,结合伴生矿物中含有氟磷锰矿、萤石、绿柱石、铁锂云母、黄玉、黄铁矿、辉钼矿等矿物的地质事实,不难推断：成矿流体曾经含有多种挥发份,如C02、CH4、H2S、P、Li、Be、F等,而这些挥发份通过流体不混溶逃逸或者被矿物固定最终可能诱导流体“卸矿”。宝山及老庵里钨多金属矿床挑选的硫化物样品硫同位素测试显示δ34S变程很短且离零值很近的特点,与前人的研究结果非常一致,说明本区成矿流体中硫具有单一来源的特征,可能主要继承自地壳重熔的而形成的花岗岩；盘古山钨矿主成矿期形成的5件石英样品氢氧同位素测试结果显示成矿流体主要由岩浆水组成,与前人“石英脉型钨矿主成矿阶段为岩浆水,后期有大气降水兑入”的结论较为一致；徐山钨铜矿、铁山垅矿田隘上钨矿、茅坪石英脉型钨矿的镶边白云母具有较高的ISr值可能反映了相关花岗岩的浅源、高度演化及矿床形成过程中基本上没有幔源物质参与的特征。He-Ar同位素分析结果显示,铁山垅钨矿的成矿流体整体上以地壳流体为主,同时混入了一定量的大气降水,而地幔流体参与程度很低。进一步分析认为极少量的地幔流体主要来自于岩浆形成的过程中,成为新生岩浆的一部分；而大气降水的参与则可能是一个长期的过程：早期可以追溯到陆壳重熔岩浆形成过程中继承了陆源碎屑沉积成岩时的“古老”大气降水,而晚期则发生在成矿阶段岩浆水与“新鲜”大气降水的混合过程。
刘彬[7]（2018）在《长江中下游地区铜地球化学块体时空分布特征及其成因研究》文中研究指明自然界存在的地球化学省乃至更大范围的地球化学分布模式,实际是地球化学块体在地表的反映。区域高背景地层、岩体的侵入、地幔物质的加入、成矿作用及后期的风化分散作用都能引起自然界地球化学分布模式的形成。长江中下游地区是我国铜、铁、金等矿产资源的重要产地。本文以该地区区域化探全国扫面计划水系沉积物地球化学数据和全国地球化学基准计划岩石地球化学数据为基础,对铜地球化学块体的空间分布及成因展开研究。借助LA-ICP-MS锆石U-Pb定年技术,对铜地球化学块体的时间属性进行厘定。主要取得以下认识:（1）通过对水系沉积物21种元素进行因子分析,共提取出3个因子。因子1（Nb、Zr、Th、La、Pb、Y、Zn、Ag、Hg、Ti、Sn）代表了区内与中酸性岩浆岩活动有关的地质过程,因子2（Cr、Ni、V、Co、Cu、Ti）代表了研究区与基性-超基性岩有关的岩浆活动、火山沉积建造和Cu、Fe成矿作用,因子3（As、W、Bi、Sb、Sn）代表了区内与中-高温热液成矿作用有关的地质过程。Au的分布与Au成矿作用密切相关。（2）利用区域化探全国扫面计划1OkmX 1Okm水系沉积物地球化学组合数据,以铜含量大于32ppm圈定出6个铜地球化学块体:大冶-九江块体（Cu1）、安庆-铜陵块体（Cu2）、马鞍山-南京块体（Cu3）、东至-绩溪-宁国-开化块体（Cu4）、修水-武宁块体（Cu5）和德兴块体（Cu6）。在碎屑锆石样品中识别出4个年龄峰值,分别对应古元古代、新元古代、早古生代和中生代,表明地球化学块体是跨时代存在的,物质来源于多期地质事件。新元古代的构造-岩浆事件对研究区铜地球化学块体的形成具有重要影响,中生代是研究区铜地球化学块体形成的又一个重要时期。（3）研究区各构造单元水系沉积物中Cu的中位值随岩石的高低变化而变化,表明水系沉积物中Cu元素的含量受到背景岩石的制约。各铜地球化学块体之间水系沉积物中Cu的中位值不随岩石的变化而变化,各块体范围内岩石中Cu的中位值也未随异常浓度的增加而升高。说明各块体内水系沉积物的Cu含量不受背景岩石的严格制约。（4）Cu1、Cu2和Cu3范围内的铜异常与地层无关,主要由成矿作用及后期的风化分散作用引起;Cu4范围内的铜异常主要由高背景地层引起;Cu5和Cu6范围内的铜异常由高背景地层和成矿作用及后期的风化分散作用共同引起。地幔上隆区控制了与大型矿床/矿集区有关的铜地球化学块体的分布,铜地球化学块体严格受断裂构造的控制,而与非成矿中酸性侵入岩关系不大。将地球化学块体范围内的水系沉积物与岩石地球化学元素进行对比,有助于甄别异常的成因,并有效识别成矿作用的存在。（5）研究区所有已发现的铜矿集区都位于铜地球化学块体范围内,已发现的10个大型、25个中型和43个小型铜矿床中,分别有8个大型（80%）、18个中型（72%）和32个小型（74%）铜矿床产于铜地球化学块体内部。用低密度勘查地球化学数据圈定的地球化学块体能够有效追踪矿集区以及大型矿床的产出位置。研究区存在规模巨大的铜地球化学块体,能够为长江中下游地区提供巨量的成矿物质,是形成大型铜矿床/矿集区的重要条件。（6）水系沉积物样品中存在大量新元古代碎屑锆石,且扬子克拉通新元古代地层相对富Cu（平均值27.37ppm,中位值25.15ppm）,表明研究区新元古代的构造-岩浆事件对铜地球化学块体的形成具有重要影响。新元古代幔源基性物质的加入使Cu发生了一定程度的富集。燕山期是铜地球化学块体中Cu发生聚集的一个重要时期,这些巨量的Cu主要来源于富集岩石圈地幔,并有地壳物质的贡献。
施珂[8]（2021）在《燕山期中酸性岩浆活动与金、铜多金属成矿作用的关系 ——以铜陵、皖北及皖东地区典型矿床为例》文中研究表明燕山期的岩浆活动是我国东部地区一次重要的岩浆作用,其与金、铜等矿床的成因联系更是其中重要的研究内容之一。金是具有重要经济价值的矿产资源,既可以作为贵重首饰同时也具备货币属性,如今更是广泛运用在航空、医疗及电子科技等众多领域,但近年来我国的金储备依然处于供不应求的状态,加大金矿床的勘探力度及对金多金属矿床的成因研究极为重要。铜陵矿集区、皖北蚌埠地区和皖东滁州-马厂地区是安徽省内重要的金、铜资源地,多年来也是国内外研究的重点地区。区内燕山期岩浆岩也极为发育,但燕山期岩浆活动与金、铜矿床的成因联系仍有诸多争议。特别是区内近年来发现的一系列新矿床,其与燕山期岩浆岩的关系尚未明确,仍需开展相关研究工作。本次工作重点选择上述地区近年来新发现的铜金矿床,如铜陵矿集区杨冲里金矿、胡村南铜钼矿、蚌埠地区江山金矿及滁州-马厂地区大庙山金矿等作为典型矿床,开展相关的成岩-成矿地球化学研究工作,拟解决成岩成矿的时空关系、成岩成矿物质来源及区域矿床成因等主要问题。杨冲里金矿的研究表明,成矿热液主要来自岩浆,该矿床与舒家店斑岩型铜矿为同一成矿系统,不同的成矿组合与成矿流体的成分比例改变有关,浅部可能还存在一期浅成低温热液成矿事件。胡村南铜钼矿的研究表明,成矿与区内的燕山期花岗闪长岩有关,成岩成矿时代基本一致,岩浆岩具有俯冲洋壳埃达克质岩的属性,斑岩阶段与矽卡岩阶段的成矿物质基本一致,但略有不同,矽卡岩阶段的地层物质参与更多,并建立了矿床成矿模式。江山金矿的研究表明,成岩成矿主要发生在早白垩世晚期,与该地区中生代第三次岩浆活动对应,Sr、Y等微量元素及Hf同位素指示了其具有壳源属性,并有幔源物质的加入,岩浆具有高氧逸度的特点,有利于金矿成矿,围岩为古老的变质基底,也具有较高的Au元素丰度,硫化物的微区地球化学特征及原位的S同位素也指示了岩浆与地层的共同作用是区内金矿的主要成因,复杂的破碎带构造提供了与区内其他金矿不同的储矿空间,形成了独特的矿体形态。大庙山的研究表明,区内的岩浆岩形成于130Ma左右,过去因为岩体的规模较小,常常忽略与成矿的关系,前人多认为该矿床为似卡林型。但锆石的微量元素显示岩浆具有较高的氧逸度,有利金成矿,硫化物的原位S同位素指示了一个多元成矿的特征,说明了地层与岩浆均参与了金的成矿,硫化物的微区地球化学特征则表明,岩浆在成矿过程中起到了至关重要的作用。在典型矿床研究的基础上,系统总结了区域成岩-成矿的研究工作,结合前人研究工作总结了三个地区燕山期岩浆活动与金、铜成矿的关系及区域矿床成因。认为三个地区燕山期的岩浆岩具有从南向北呈现逐渐年轻的趋势,均为高氧逸度的埃达克质岩,区内的Au、Cu多金属矿床均主要与这些燕山期的埃达克质岩有关。三个地区的岩浆源区略有差异,铜陵矿集区和滁州-马厂地区起源于俯冲洋壳的部分熔融,铜陵的燕山期岩浆岩特别是辉石闪长岩具有较多的幔源物质,滁州-马厂地区的燕山期岩浆岩混染了较多的壳源物质,其原因可能与铜陵矿集发育的深大断裂有关,蚌埠地区则起源于下地壳的部分熔融并有幔源物质的加入。同时,由于基底属性的差异导致了三个地区不同的成矿类型和赋矿层位,蚌埠地区的基底在形成时有一定的幔源物质加入,基底Au的元素丰度较高（地壳平均值的5倍）,其基底围岩在成矿过程中也提供了大量的成矿物质,因此该地区的金矿多发育在太古代的变质基底中,成矿类型主要为受构造控制的造山型（石英脉型、构造蚀变岩型）金矿;铜陵矿集区和滁州-马厂地区的基底主要为壳源物质,具有幔源物质的岩浆为区内的Au、Cu矿床提供了主要的成矿物质和成矿反应的必要热能,因此矿体多发育在地球化学性质较为活泼的碳酸盐岩地层当中,成矿类型多为斑岩-矽卡岩型和岩浆热液型矿床。
王文斌,李绍新,邢文臣,巫怀仁[9]（1983）在《长江中下游及赣中、浙西北地区石炭系层控金属矿床成因的初步认识》文中研究说明长江中下游、赣中及浙西北地区石炭系中分布着众多的、具一定规模的铜、铅、锌、铁及硫铁矿矿床,如黄梅菱铁矿,桃冲铁矿,武山、城门山、前山、铜山、铜官山、冬瓜山、新桥、伏牛山、东乡、永平、岭俊等铜矿,栖霞山硫铅锌矿、七宝山钴铅锌矿、众埠
孔志岗[10]（2020）在《与弱分异氧化型Ⅰ型花岗质岩有关的钨多金属矿床成矿作用研究 ——以皖南竹溪岭为例》文中提出全球范围内与W成矿密切相关的岩体,主要有S型、A型和I型花岗质岩石,与高分异还原型S型或I型花岗质岩石及与A型花岗岩密切相关的W、Sn矿床的成岩、成矿作用研究较深入,与弱分异氧化型I型花岗质岩密切相关的W（Mo）矿床是近年来新发现的一类钨矿类型,其成岩成矿作用机制是目前亟待解决的科学问题。江南钨矿带的东部新发现了一批与弱分异氧化型I型花岗闪长岩有关的W-Mo矿床（如东源W-Mo矿床,逍遥W矿床、竹溪岭W-Mo矿床等）,成为研究该类型矿床成岩、成矿机制理想的基地。竹溪岭W-Mo多金属矿床是江南钨矿带东部新探明的一个大型矽卡岩型W-Mo多金属矿床,本文选择该矿床为研究对象,运用岩石学、矿床学、矿物学、地球化学等手段,深入剖析与弱分异氧化型I型花岗质岩石密切相关的W-Mo矿床的成岩成矿过程,探讨其动力学背景,取得如下主要认识:（1）竹溪岭W-Mo多金属矿床与成矿密切相关的岩体为花岗闪长岩,其中发育细粒闪长岩包体（以下简称MME）。花岗闪长岩贫Si,富Mg,为弱过铝质-准铝质高钾钙碱性岩。相对富集K、U等大离子亲石元素,亏损Zr、Nb等高场强元素,稀土元素配分模式显示轻稀土富集的右倾型。具低Rb/Sr比值,高Zr/Hf比值和Nb/Ta比值特征。角闪石、黑云母矿物化学计算结果显示,成岩温度690℃～841℃,主要侵位深度为4.8～7.9km,氧逸度主要处于MH缓冲线和NNO缓冲线之间,属高温弱分异氧化型I型花岗质岩石。（2）成岩成矿年龄测试结果显示:MME的锆石U-Pb年龄为146.9±0.9 Ma,花岗闪长岩的锆石U-Pb年龄为144.6±0.8 Ma。辉钼矿的Re-Os年龄为141.45±0.94Ma,与白钨矿共生的白云母Ar-Ar坪年龄为141.46±1.51 Ma,成岩成矿年龄在误差范围内一致。（3）花岗闪长岩及MME中矿物学证据和地球化学证据显示,壳幔岩浆混合作用是竹溪岭花岗闪长岩的主要成因机制。主量元素、微量元素特征,Sr-Nd-Hf同位素特征及继承锆石年龄数据示踪,长英质岩浆来源于下地壳物质的部分熔融,镁铁质岩浆来源于富集的岩石圈地幔的部分熔融。分析认为成岩模式为:晚侏罗世～早白垩世,Izanagi板块低角度俯冲于欧亚板块之下,因扬子克拉通和华北克拉通的不协调运动导致板片撕裂,造成软流圈物质上涌,富集的岩石圈地幔物质部分熔融形成富水的玄武质岩浆。富水的玄武质岩浆上侵至壳幔边界,引发下地壳物质部分熔融而形成长英质岩浆。长英质岩浆快速上侵至上地壳岩浆房,同时,幔源镁铁质岩浆沿一定通道也快速上侵至岩浆房中,发生岩浆混合,最终形成竹溪岭花岗闪长岩。（4）竹溪岭W-Mo矿床成矿作用可以划分为五个阶段,即矽卡岩阶段、退化蚀变阶段、热液石榴子石阶段、石英-白钨矿-硫化物阶段及方解石-白钨矿-硫化物阶段。白钨矿详细的矿物学和矿物化学研究显示,白钨矿可划分为8个生长阶段,矽卡岩阶段生长了第1、2、3阶段白钨矿,退化蚀变阶段生长了第4、5阶段白钨矿,石英-白钨矿-硫化物阶段生长了第5、6阶段白钨矿,方解石-白钨矿-硫化物阶段生长了第7、8阶段白钨矿。从早期到晚期,白钨矿的Mo含量降低,轻稀土富集逐渐变成重稀土富集,温度降低,盐度降低,氧化还原电位降低,混入岩浆流体的大气降水逐渐增加。（5）全球与I型花岗质岩石密切相关的W矿床时空分布特点显示,与I型花岗质岩石密切相关的W矿床主要分布在与俯冲相关的造山带,成岩成矿时间与俯冲时间或同碰撞、后碰撞时间一致。初步探讨了与I型花岗质岩石密切相关的W（Mo）矿床成岩成矿动力学背景。认为弱分异氧化型I型花岗质岩石形成于俯冲阶段,岩石显示弧岩浆的特征,俯冲或板片撕裂引起的软流圈物质上涌是其主要的动力学背景;高分异I型花岗质岩石形成于同碰撞或后碰撞阶段,俯冲板片的断离或加厚地壳的地幔岩石圈拆沉造成软流圈物质上涌是其主要的动力学机制。
二、长江中下游及赣中、浙西北地区石炭系层控金属矿床成因的初步认识（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、长江中下游及赣中、浙西北地区石炭系层控金属矿床成因的初步认识（论文提纲范文）
（1）钦杭成矿带北东段浙西北地区铜（金）成矿作用 ——以平水铜矿和建德铜矿为例（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究现状及选题依据 |
| 1.2 完成工作量和取得新进展 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造特征和演化历史 |
| 2.2 地层 |
| 2.3 构造 |
| 2.4 岩浆岩 |
| 第三章 样品分析方法 |
| 3.1 火成岩的分析方法 |
| 3.2 矿床地球化学的分析方法 |
| 第四章 平水矿矿床地质特征 |
| 4.1 矿区地层 |
| 4.2 矿区构造 |
| 4.3 矿区侵入岩 |
| 4.4 矿体特征 |
| 4.5 矿石类型与结构构造 |
| 4.6 成矿期次 |
| 4.7 围岩蚀变 |
| 第五章 平水矿岩浆岩研究 |
| 5.1 样品采集和岩相学特征 |
| 5.2 岩浆岩的地球化学特征 |
| 5.3 平水组火山岩的成岩年代 |
| 5.4 西裘岩体和平水组火山岩的成因 |
| 5.5 成矿地质背景 |
| 5.6 平水组火山岩的地球化学特征对矿化的启示 |
| 第六章 平水铜矿体成矿流体和矿床地球化学研究 |
| 6.1 平水铜矿体流体包裹体研究 |
| 6.2 平水铜矿体硫铅同位素特征及成矿物质来源 |
| 6.3 矿物空间分带和深部找矿 |
| 第七章 平水金矿体成矿流体和成矿年代研究 |
| 7.1 平水金矿体形成背景分析 |
| 7.2 平水金矿体的流体包裹体研究 |
| 7.3 平水金矿体的成矿年代及地质背景 |
| 第八章 建德铜矿的矿床地质特征 |
| 8.1 矿区地层 |
| 8.2 矿区构造 |
| 8.3 矿区岩浆岩 |
| 8.4 矿体特征 |
| 8.5 矿石类型和结构构造 |
| 8.6 围岩蚀变 |
| 第九章 建德铜矿成矿花岗闪长斑岩研究 |
| 9.1 样品采集和岩相学特征 |
| 9.2 成矿花岗闪长斑岩的地球化学特征 |
| 9.3 成矿花岗闪长斑岩的成因 |
| 9.4 燕山期成矿地质背景 |
| 第十章 建德铜矿成矿流体和矿床地球化学研究 |
| 10.1 流体包裹体特征 |
| 10.2 氢氧硫铅同位素特征 |
| 10.3 成矿流体特征及金属沉淀机制 |
| 第十一章 主要结论和成矿地质模型 |
| 11.1 平水矿的成因特征和实体模型 |
| 11.2 建德铜矿的成因特征和实体模型 |
| 11.3 钦杭成矿带北东段浙西北地区成矿演化过程 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读博士学位期间完成的论文与参加的学术会议 |
（2）江苏栖霞山铅锌银多金属矿床成矿作用研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 前言 |
| 1.1 选题背景及项目依托 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 世界及中国铅锌矿资源概述 |
| 1.2.2 岩浆热液矿床研究现状 |
| 1.2.3 硅钙面控矿研究现状 |
| 1.2.4 栖霞山矿床勘查及研究现状 |
| 1.3 研究内容及科学问题 |
| 1.4 技术路线及研究方法 |
| 1.5 工作内容及完成的工作量 |
| 1.6 主要研究成果及进展 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造位置及区域演化简史 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.3 区域构造 |
| 2.4 区域岩浆岩 |
| 2.5 区域变质作用 |
| 2.6 区域矿产 |
| 第三章 矿床地质特征 |
| 3.1 矿区地质背景 |
| 3.1.1 地层 |
| 3.1.2 构造 |
| 3.1.3 岩浆岩 |
| 3.2 矿体地质特征 |
| 3.2.1 平山头矿段 |
| 3.2.2 甘家巷矿段 |
| 3.2.3 西库矿段 |
| 3.2.4 虎爪山矿段 |
| 3.3 矿体赋存规律及特征 |
| 3.4 矿石特征 |
| 3.4.1 矿石矿物特征 |
| 3.4.2 矿石结构构造 |
| 3.4.3 矿石类型 |
| 3.5 围岩蚀变 |
| 3.6 成矿期次和成矿阶段 |
| 第四章 区域岩浆岩及其地球化学特征 |
| 4.1 区域岩浆岩的时空分布特征 |
| 4.1.1 岩浆岩的时序 |
| 4.1.2 岩浆岩的空间分布特征序 |
| 4.2 区域主要岩体分布及特征 |
| 4.3 岩石学特征 |
| 4.3.1 安基山铜矿岩体 |
| 4.3.2 韦岗铁矿岩体 |
| 4.4 岩浆岩地球化学特征 |
| 4.4.1 样品采集与测试方法 |
| 4.4.2 测试结果 |
| 4.5 区域岩浆岩年代学研究 |
| 4.5.1 安基山铜矿岩体 |
| 4.5.2 韦岗铁矿岩体 |
| 4.6 区域岩浆岩探讨 |
| 4.6.1 成岩时代及地质意义 |
| 4.6.2 岩石成因类型 |
| 4.6.3 源区性质 |
| 4.6.4 构造环境判别 |
| 4.6.5 岩浆岩与成矿的关系 |
| 第五章 成矿流体地质及地球化学特征 |
| 5.1 流体包裹体地球化学特征 |
| 5.1.1 样品采集与分析方法 |
| 5.1.2 包裹体岩相学特征 |
| 5.1.3 包裹体均一温度 |
| 5.1.4 包裹体盐度 |
| 5.1.5 包裹体密度 |
| 5.1.6 包裹体压力 |
| 5.1.7 包裹体成分分析 |
| 5.1.8 成矿流体性质对成矿作用的影响 |
| 5.2 流体成矿过程中元素的迁移变化 |
| 5.2.1 元素迁移计算方法简述 |
| 5.2.2 围岩蚀变和成矿过程中元素迁移 |
| 5.3 氢氧同位素地球化学 |
| 第六章 成矿机制研究及探讨 |
| 6.1 成矿物质来源 |
| 6.1.1 碳氧同位素地球化学 |
| 6.1.2 硫同位素地球化学 |
| 6.1.3 铅同位素地球化学 |
| 6.1.4 铜的来源 |
| 6.2 地球化学剖面地球化学特征 |
| 6.2.1 地球化学剖面主量元素地球化学 |
| 6.2.2 地球化学剖面微量元素地球化学 |
| 6.2.3 地球化学剖面稀土元素地球化学 |
| 6.2.4 地球化学剖面碳氧同位素地球化学 |
| 6.2.5 地球化学剖面锶同位素地球化学 |
| 6.3 成矿时代的判定 |
| 6.3.1 区域成矿规律的证据 |
| 6.3.2 构造控矿规律的证据 |
| 6.3.3 岩矿地球化学的证据 |
| 6.4 成矿流体来源及演化 |
| 6.5 成矿物质迁移及沉淀 |
| 6.6 硅钙面成矿机制探讨 |
| 6.6.1 栖霞山矿床成矿空间定位解析 |
| 6.6.2 硅钙面成矿作用过程探讨 |
| 第七章 成矿作用过程及找矿预测地质模型 |
| 7.1 栖霞山矿床成矿作用过程分析 |
| 7.2 “三位一体”找矿预测地质模型构建 |
| 7.2.1 成矿地质体 |
| 7.2.2 成矿构造和结构面 |
| 7.2.3 成矿作用特征标志 |
| 7.2.4 栖霞山矿床“三位一体”找矿预测地质模型构建 |
| 第八章 结论 |
| 8.1 取得的主要认识 |
| 8.2 存在的问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
（4）钦杭成矿带南岭与浙西成矿元素富集规律的对比研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 选题依据及意义 |
| 1.2 研究思路与现状 |
| 1.2.1 两种属性 |
| 1.2.2 三种表达 |
| 1.2.3 成矿特征 |
| 1.2.4 化学演化 |
| 1.3 存在问题及拟解决的关键性问题 |
| 1.3.1 章节设置与拟解决问题 |
| 1.3.2 对若干问题的说明 |
| 1.4 小结 |
| 2 钦杭结合带地质背景 |
| 2.1 钦-杭结合带演化历史简介 |
| 2.2 两区研究范围的选择 |
| 3 两区成矿特色对比 |
| 3.1 两区一级构造单元地球化学特征比较 |
| 3.1.1 克拉克值特征比较 |
| 3.1.2 丰度比值特征对比(一) |
| 3.1.3 丰度比值特征对比(二) |
| 3.1.4 克拉克值研究的成矿学意义探讨 |
| 3.2 两区水系沉积物化学特征比较 |
| 3.2.1 浙西元素地球化学特征 |
| 3.2.2 南岭与浙西的对比 |
| 3.3 因子分析对比 |
| 3.3.1 浙西因子分析 |
| 3.3.2 南岭因子分析 |
| 3.3.3 因子团簇的其它特征 |
| 3.4 结论与讨论 |
| 3.4.1 主要认识 |
| 3.4.2 从单位成矿能量到总成矿能量(储量) |
| 4 两区控矿因素对比 |
| 4.1 两区地层特征对比 |
| 4.2 两区岩石建造组合熵对比 |
| 4.3 岩石建造与矿点关系 |
| 4.3.1 矿床赋存在哪些地层? |
| 4.3.2 地层的赋矿率对比 |
| 4.4 两区构造特征对比 |
| 4.4.1 两区构造几何特征对比 |
| 4.4.2 带方向分形谱及其应用 |
| 4.5 构造控岩与构造控矿 |
| 4.5.1 构造控岩 |
| 4.5.2 构造控矿(一)基本观点 |
| 4.5.3 构造控矿(二)：控矿举例 |
| 4.6 花岗岩与成矿浅析 |
| 4.6.1 分形统计分析简介 |
| 4.6.2 花岗岩类的氧逸度总特征 |
| 4.6.3 花岗岩类的地幔物质参与程度 |
| 4.6.4 花岗岩类型与成矿偏爱性 |
| 4.7 结论与讨论 |
| 5 两区成矿作用对比 |
| 5.1 南岭的成矿潜力高于浙西 |
| 5.2 对若干元素分形数字特征的思考 |
| 5.2.1 Au-Ag |
| 5.2.2 W-Sn |
| 5.2.3 Nb-Ta、Be |
| 5.2.4 Cu多金属 |
| 5.2.5 Pb-Zn |
| 5.2.6 Fe-Mn |
| 5.2.7 As、Sb |
| 5.2.8 F、B |
| 5.3 两区矿化信息的比较 |
| 5.3.1 浙西矿化信息 |
| 5.3.2 两区矿化规模对比 |
| 5.3.3 成矿矿化时代对比 |
| 5.3.4 两区矿床成因对比 |
| 5.4 结论与讨论 |
| 6 成矿效率与成矿强度 |
| 6.1 基本原理 |
| 6.2 成矿效率的地质意义 |
| 6.3 实际应用 |
| 6.4 成矿效率的驱动力分析 |
| 6.4.1 区域成矿效率的地质意义 |
| 6.4.2 两区的深部动力学机制的某些差异 |
| 6.4.3 从深部构造到表壳成矿的“引潮共振” |
| 6.4.4 高产热花岗岩与挥发性组分 |
| 6.5 结论与讨论 |
| 7 结论与找矿建议 |
| 7.1 研究思路 |
| 7.2 主要认识 |
| 7.3 找矿建议 |
| 7.4 不足之处 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 个人简历 |
（5）湘中-赣西北成矿流体演化与Sb-Au-W成矿（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.1.1 湘中-赣西北 |
| 1.1.2 大规模成矿流体运移和分异成矿 |
| 1.1.3 Re-Os同位素体系 |
| 1.2 科学问题和技术难点 |
| 1.3 研究方法及完成的工作量 |
| 1.3.1 主要研究方法 |
| 1.3.2 主要工作量 |
| 1.4 主要创新点 |
| 第二章 湘中-赣西北区域地质与Sb-Au-W成矿分带 |
| 2.1 湘中-赣西北构造概况 |
| 2.1.1 大地构造位置 |
| 2.1.2 构造演化特征 |
| 2.2 湘中-赣西北地层概况 |
| 2.2.1 新元古界 |
| 2.2.2 下古生界 |
| 2.2.3 上古生界 |
| 2.2.4 中生界 |
| 2.2.5 新生界 |
| 2.2.6 涟源盆地“基底-盖层”结构 |
| 2.3 湘中-赣西北岩浆岩概况 |
| 2.3.1 晋宁期 |
| 2.3.2 加里东期 |
| 2.3.3 印支期 |
| 2.3.4 燕山期 |
| 2.4 湘中-赣西北Sb-An-W成矿分带 |
| 2.4.1 岩浆热液有关的矿床 |
| 2.4.2 深循环热液有关矿床 |
| 2.4.3 Sb-Au-W成矿分带 |
| 2.5 小结 |
| 第三章 湘中-赣西北Sb-Au-W矿床地质 |
| 3.1 沃溪锑金钨矿 |
| 3.1.1 矿区地质概况 |
| 3.1.2 矿床地质特征 |
| 3.1.3 围岩蚀变 |
| 3.2 大湖塘钨矿 |
| 3.2.1 矿区地质概况 |
| 3.2.2 矿床地质特征 |
| 3.2.3 围岩蚀变 |
| 3.3 锡矿山锑矿 |
| 3.3.1 矿区地质概况 |
| 3.3.2 矿床地质特征 |
| 3.3.3 围岩蚀变 |
| 3.4 小结 |
| 第四章 湘中-赣西北岩浆作用与Sb-Au-W成矿的关系 |
| 4.1 Re-Os同位素年代学 |
| 4.1.1 湘中热液石英脉中黄铁矿的Re-Os同位素 |
| 4.1.2 赣西北大湖塘W矿的辉钼矿Re-Os同位素 |
| 4.2 锆石U-Pb年代学 |
| 4.2.1 湘中天龙山岩体岩石地球化学特征 |
| 4.2.2 湘中天龙山岩体锆石U-Pb同位素年代学特征 |
| 4.2.3 湘中望云山岩脉锆石U-Pb同位素年代学特征 |
| 4.3 成岩与Sb-Au-W成矿的关系 |
| 4.3.1 湘中热液黄铁矿形成时代的意义 |
| 4.3.2 湘中燕山期岩脉的地质意义 |
| 4.3.3 基底内多时代成矿和盖层内燕山期成矿 |
| 4.3.4 湘中-赣西北Sb-Au-W成矿与岩浆成岩作用的关系 |
| 4.4 小结 |
| 第五章 湘中-赣西北Sb-Au-W矿流体特征及其指示意义 |
| 5.1 流体包裹体地球化学 |
| 5.1.1 锡矿山Sb矿 |
| 5.1.2 大湖塘W矿 |
| 5.1.3 沃溪Sb-Au-W矿等 |
| 5.2 蚀变岩的元素地球化学 |
| 5.2.1 △Ci计算模型 |
| 5.2.2 锡矿山Sb矿 |
| 5.2.3 大湖塘W矿 |
| 5.2.4 沃溪Sb-Au-W矿 |
| 5.2.5 热液蚀变与贫化与富集 |
| 5.3 热液矿物的地球化学 |
| 5.3.1 方解石 |
| 5.3.2 白钨矿 |
| 5.4 岩浆流体与深循环流体成矿 |
| 5.4.1 矿物包裹体均一化温度和盐度对成矿流体演化的指示 |
| 5.4.2 蚀变岩元素地球化学对热液成矿元素组成的指示 |
| 5.4.3 矿物的微量元素地球化学对成矿流体演化过程的指示 |
| 5.5 小结 |
| 第六章 湘中-赣西北大规模流体运移与Sb-Au-W成矿过程 |
| 6.1 Re和Os同位素对成矿物质来源的制约 |
| 6.2 Sb-Au-W迁移和分异的过程 |
| 6.2.1 Sb、Au和W在热液中的迁移形式 |
| 6.2.2 热液中Sb、Au和W的共生和分异过程 |
| 6.3 基底对成矿的控制 |
| 6.3.1 元古代Sb-Au-W含矿建造——成矿元素初步富集阶段 |
| 6.3.2 晋宁期W-Sn成矿——成矿元素的多期岩浆富集阶段800-150Ma |
| 6.3.3 加里东期深循环流体W-Au和Au矿—大规模流体运移成矿阶段 |
| 6.3.4 印支期隆起带石英脉型Au-Sb矿和矽卡岩型W矿 |
| 6.3.5 燕山期成矿大爆发 |
| 6.4 湘中-赣西北成矿流体迁移演化过程 |
| 第七章 主要结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻博期间发表论文 |
（6）赣南及邻区燕山期花岗岩演化与钨成矿作用（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 钨矿的成因分类 |
| 1.1.1 石英脉型钨矿 |
| 1.1.2 夕卡岩型钨矿 |
| 1.1.3 斑岩型钨矿 |
| 1.1.4 隐爆角砾岩型钨矿 |
| 1.1.5 层控型钨矿 |
| 1.1.6 变花岗岩型钨矿 |
| 1.2 江西钨矿的研究简史 |
| 1.3 本论文的选题及总体研究思路、工作量 |
| 1.3.1 本论文的选题及总体研究思路 |
| 1.3.2 论文主要工作量 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 区域构造特征 |
| 2.1.1 区域主要构造运动 |
| 2.1.2 区域构造变形格局 |
| 2.2 区域地层概况及含矿性特征 |
| 2.3 岩浆岩 |
| 2.3.1 加里东期岩浆岩 |
| 2.3.2 海西期岩浆岩 |
| 2.3.3 印支期岩浆岩 |
| 2.3.4 燕山期岩浆岩 |
| 第三章 加里东期岩浆活动产物：石雷石英闪长岩 |
| 3.1 岩体地质与岩相学特征 |
| 3.2 岩石地球化学 |
| 3.2.1 主量元素特征 |
| 3.2.2 微量元素特征 |
| 3.2.3 稀土元素特征 |
| 3.3 副矿物的微量元素特征 |
| 3.3.1 磷灰石的微量元素特征 |
| 3.3.2 锆石的微量元素特征 |
| 3.4 锆石U-Pb年代学 |
| 3.5 Sr-Nd-Hf同位素特征 |
| 3.5.1 Sr同位素特征 |
| 3.5.2 Nd同位素特征 |
| 3.5.3 锆石Hf同位素特征 |
| 3.6 讨论 |
| 3.6.1 成岩物质来源 |
| 3.6.2 成岩温度及氧逸度 |
| 3.6.3 成岩的动力学背景初探 |
| 3.6.4 石雷石英闪长岩与漂塘钨矿及石雷钨矿的成因联系 |
| 3.7 小结 |
| 第四章 营前岩体研究 |
| 4.1 岩体地质 |
| 4.2 营前岩体的主量元素特征 |
| 4.3 营前岩体的微量元素特征 |
| 4.4 稀土元素特征 |
| 4.5 副矿物的微量元素研究 |
| 4.5.1 磷灰石的微量元素特征 |
| 4.5.2 锆石的微量元素特征 |
| 4.5.3 榍石的微量元素特征 |
| 4.6 营前岩体Sr-Nd-Hf同位素特征 |
| 4.6.1 Sr同位素特征 |
| 4.6.2 Nd同位素特征 |
| 4.6.3 Hf同位素特征 |
| 4.7 讨论 |
| 4.7.1 暗色包体的成因 |
| 4.7.2 副矿物微量元素对成矿的可能指示意义 |
| 4.7.3 焦里钨多金属矿床与南岭东段及中段成矿作用的对比 |
| 4.7.4 关于营前岩体的时代 |
| 4.8 小结 |
| 第五章 花岗岩浆演化与钨的预富集作用 |
| 5.1 铁山垅岩体研究 |
| 5.1.1 野外地质特征 |
| 5.1.2 岩相学及蚀变特征 |
| 5.1.3 主量元素特征 |
| 5.1.4 微量元素特征 |
| 5.1.5 稀土元素特征 |
| 5.1.6 Sr-Nd同位素特征 |
| 5.1.7 结论与讨论 |
| 5.2 天门山岩体与茅坪花岗岩的对比研究 |
| 5.2.1 天门山岩体与茅坪的主量元素研究 |
| 5.2.2 微量元素特征 |
| 5.2.3 稀土元素特征 |
| 5.2.4 茅坪锆石的微量元素研究 |
| 5.2.5 Nd同位素特征 |
| 5.2.6 小结 |
| 第六章 含钨花岗岩的一般性特征总结 |
| 6.1 含钨花岗岩的岩相学特征 |
| 6.2 含钨花岗岩的主量元素特征 |
| 6.3 含钨花岗岩的微量元素特征 |
| 6.4 含钨花岗岩的稀土元素特征 |
| 6.5 含钨花岗岩中副矿物的微量元素研究 |
| 6.5.1 锆石微量元素测试结果 |
| 6.5.2 含钨花岗岩磷灰石微量元素测试结果 |
| 6.6 含钨花岗岩的Sr-Nd同位素特征 |
| 6.7 小结 |
| 第七章 赣南地区典型钨矿床研究 |
| 7.1 崇(义)-(大)余-(上)犹钨矿集区的典型矿床 |
| 7.1.1 西华山钨矿 |
| 7.1.2 樟东坑钨矿 |
| 7.1.3 茅坪钨锡矿 |
| 7.1.4 焦里层控夕卡岩型钨矿 |
| 7.2 于山钨矿集区的代表性矿床 |
| 7.2.1 铁山垅钨矿 |
| 7.2.2 小东坑钨铜矿 |
| 第八章 赣中地区典型钨矿床研究 |
| 8.1 徐山钨铜矿 |
| 8.1.1 徐山钨铜矿主要地质特征 |
| 8.1.2 徐山钨铜矿床单颗粒白云母Rb-Sr等时线定年及其地质意义 |
| 8.2 下桐岭钨多金属矿 |
| 8.2.1 下桐岭钨矿主要地质特征 |
| 8.2.2 下桐岭钨矿辉钼矿Re-Os年龄及其地质意义 |
| 8.2.3 讨论 |
| 8.3 赣中地区中生代成矿作用及其与赣北、赣南的比较 |
| 第九章 流体包裹体及相关矿物研究 |
| 9.1 铁山垅钨矿流体包裹体研究 |
| 9.1.1 流体包裹体的岩相学研究 |
| 9.1.2 流体包裹体的显微测温研究 |
| 9.1.3 激光拉曼研究 |
| 9.2 茅坪钨矿的流体包裹体研究 |
| 9.2.1 流体包裹体岩相学 |
| 9.2.2 流体包裹体的显微测温结果 |
| 9.2.3 激光拉曼测试结果 |
| 9.3 八仙脑钨矿区氟磷锰矿的发现及地质意义初析 |
| 9.3.1 地质背景及样品概况 |
| 9.3.2 激光拉曼光谱分析 |
| 9.3.3 X射线粉晶衍射分析 |
| 9.3.4 电子探针成分测定 |
| 9.3.5 流体包裹体的初步研究 |
| 9.3.6 讨论与结论 |
| 第十章 成矿流体的同位素地球化学研究 |
| 10.1 成矿流体的稳定同位素研究 |
| 10.1.1 氢氧同位素研究 |
| 10.1.2 硫同位素研究 |
| 10.2 铁山垅钨矿流体He-Ar同位素研究 |
| 10.2.1 测试结果 |
| 10.2.2 成矿流体来源的探讨 |
| 10.2.3 流体演化过程及成矿机理探讨 |
| 10.2.4 结论与讨论 |
| 第十一章 结束语 |
| 11.1 主要结论 |
| 11.2 钨的成矿机理探讨及找矿思路 |
| 11.2.1 钨的成矿机理 |
| 11.2.2 钨矿的矿化模式和找矿思路 |
| 11.3 问题与不足 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 论文发表情况 |
| 个人简历 |
| 参加学术会议情况 |
| 附图 |
（7）长江中下游地区铜地球化学块体时空分布特征及其成因研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 第一节 选题背景与研究意义 |
| 第二节 研究现状 |
| 第三节 研究内容及技术路线 |
| 第四节 主要成果和创新 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 第一节 构造单元划分 |
| 第二节 区域地层 |
| 第三节 地层与成矿 |
| 第四节 岩浆岩 |
| 第五节 主要断裂构造 |
| 第六节 区域矿产 |
| 第七节 构造演化与成矿 |
| 本章小结 |
| 第三章 地球化学数据来源与特征 |
| 第一节 数据预处理 |
| 第二节 描述性统计 |
| 第三节 元素组合及空间分布特征 |
| 本章小结 |
| 第四章 铜地球化学块体空间、时间分布特征 |
| 第一节 铜地球化学块体空间分布特征 |
| 第二节 铜地球化学块体的时间分布 |
| 本章小结 |
| 第五章 铜地球化学块体成因解释 |
| 第一节 背景岩石地球化学元素分布特征 |
| 第二节 水系沉积物和岩石地球化学元素对比研究 |
| 第三节 各铜地球化学块体水系沉积物和岩石地球化学元素对比研究 |
| 第四节 铜地球化学块体与地层的关系 |
| 第五节 铜地球化学块体与构造的关系 |
| 第六节 铜地球化学块体与岩浆岩的关系 |
| 第七节 铜地球化学块体与铜矿床的关系 |
| 第八节 巨量Cu的聚集过程 |
| 本章小结 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 个人简历、攻读学位期间的研究成果及公开发表的学术论文 |
（8）燕山期中酸性岩浆活动与金、铜多金属成矿作用的关系 ——以铜陵、皖北及皖东地区典型矿床为例（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 课题的来源、目的及意义 |
| 1.1.1 课题来源 |
| 1.1.2 研究目的 |
| 1.2 研究意义与选题依据 |
| 1.3 研究内容及完成工作量 |
| 1.4 取得主要成果 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 铜陵矿集区 |
| 2.1.1 地层 |
| 2.1.2 构造 |
| 2.1.3 岩浆岩 |
| 2.1.4 区域化探异常 |
| 2.1.5 区域矿产 |
| 2.2 皖北蚌埠地区 |
| 2.2.1 地层 |
| 2.2.2 构造 |
| 2.2.3 岩浆岩 |
| 2.2.4 区域化探异常 |
| 2.2.5 区域矿产 |
| 2.3 皖东滁州-马厂一带 |
| 2.3.1 地层 |
| 2.3.2 构造 |
| 2.3.3 岩浆岩 |
| 2.3.4 区域化探异常 |
| 2.3.5 区域矿产 |
| 第三章 分析方法 |
| 3.1 全岩主微量分析 |
| 3.2 电子探针分析(EPMA) |
| 3.3 锆石微量元素、U-Pb同位素和Hf同位素 |
| 3.4 原位S同位素分析 |
| 3.5 稳定同位素分析 |
| 3.6 辉钼矿Re-Os同位素分析 |
| 3.7 流体包裹体测温与激光拉曼 |
| 3.8 硫化物原位微量元素分析 |
| 第四章 典型矿床研究 |
| 4.1 杨冲里金矿 |
| 4.1.1 矿床地质特征 |
| 4.1.2 样品描述 |
| 4.1.3 测试结果 |
| 4.1.4 讨论 |
| 4.2 胡村南铜钼矿 |
| 4.2.1 矿床地质特征 |
| 4.2.2 样品描述 |
| 4.2.3 测试结果 |
| 4.2.4 讨论 |
| 4.3 江山金矿 |
| 4.3.1 矿床地质特征 |
| 4.3.2 样品描述 |
| 4.3.3 测试结果 |
| 4.3.4 讨论 |
| 4.4 大庙山金矿 |
| 4.4.1 矿床地质特征 |
| 4.4.2 样品描述 |
| 4.4.3 测试结果 |
| 4.4.4 讨论 |
| 4.5 构造地质背景 |
| 4.6 典型矿床成因和成矿模式 |
| 4.6.1 杨冲里金矿 |
| 4.6.2 胡村南铜钼矿 |
| 4.6.3 江山金矿 |
| 4.6.4 大庙山金矿 |
| 第五章 区域成矿作用研究 |
| 5.1 铜陵矿集区 |
| 5.1.1 区域成矿类型 |
| 5.1.2 区域成矿控制条件 |
| 5.1.3 区域矿床成因 |
| 5.2 皖北蚌埠地区 |
| 5.2.1 区域成矿类型 |
| 5.2.2 区域成矿控制条件 |
| 5.2.3 区域矿床成因 |
| 5.3 皖东滁州-马厂地区 |
| 5.3.1 区域成矿类型 |
| 5.3.2 区域成矿控制条件 |
| 5.3.3 区域矿床成因 |
| 5.4 区域成矿作用对比研究 |
| 第六章 结论 |
| 附表 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 在读期间发表的学术论文与取得的其他研究成果 |
（10）与弱分异氧化型Ⅰ型花岗质岩有关的钨多金属矿床成矿作用研究 ——以皖南竹溪岭为例（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 研究现状及存在的科学问题 |
| 1.2.1 钨的地球化学特征及成钨岩浆的形成机制 |
| 1.2.2 S型、A型、I型花岗质岩石与钨成矿作用 |
| 1.2.3 矽卡岩型钨矿的研究现状 |
| 1.2.4 江南钨矿带东部与弱分异I型花岗质岩石有关的W-Mo矿床研究现状 |
| 1.2.5 皖南竹溪岭W-Mo多金属矿床研究现状 |
| 1.2.6 存在的科学问题 |
| 1.3 研究思路与技术路线 |
| 1.3.1 研究思路 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 1.4 样品处理及分析方法 |
| 1.5 完成的主要实物工作量 |
| 1.6 主要认识及创新点 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.2 区域构造 |
| 2.2.1 区域构造演化 |
| 2.2.2 褶皱 |
| 2.2.3 断裂 |
| 2.4 区域岩浆岩 |
| 2.5 区域矿产特点 |
| 第三章 矿床地质特征 |
| 3.1 地层 |
| 3.2 构造 |
| 3.2.1 褶皱构造 |
| 3.2.2 断裂构造 |
| 3.3 岩浆岩及岩相学特征 |
| 3.4 矿体特征 |
| 3.5 矿石矿物特征 |
| 3.6 矿化蚀变分带 |
| 3.6.1 蚀变分带 |
| 3.6.2 矿化分带 |
| 3.7 矿化阶段划分 |
| 3.8 本章小结 |
| 第四章 成岩作用研究 |
| 4.1 岩石地球化学特征 |
| 4.1.1 主量、微量及稀土元素特征 |
| 4.1.2 全岩Sr-Nd同位素 |
| 4.1.3 锆石Lu-Hf同位素 |
| 4.1.4 锆石微量元素 |
| 4.2 岩石分异程度 |
| 4.3 岩石成因类型 |
| 4.4 成岩时代 |
| 4.5 成岩条件 |
| 4.5.1 角闪石、黑云母矿物学、矿物化学特征 |
| 4.5.2 温度 |
| 4.5.3 压力和深度 |
| 4.5.4 氧逸度 |
| 4.6 成岩作用机制 |
| 4.6.1 寄主花岗闪长岩的成因 |
| 4.6.2 MME的成因 |
| 4.6.3 壳幔岩浆混合作用成因机制 |
| 4.7 成岩物质来源 |
| 4.8 成岩模型 |
| 4.9 本章小结 |
| 第五章 成矿作用研究 |
| 5.1 矽卡岩矿物学特征 |
| 5.1.1 石榴子石显微结构 |
| 5.1.2 石榴子石主量元素特征 |
| 5.1.3 石榴子石形成的物理化学条件 |
| 5.1.4 石榴子石生长模式 |
| 5.1.5 辉石 |
| 5.1.6 角闪石类 |
| 5.1.7 绿帘石 |
| 5.1.8 硅灰石 |
| 5.2 白钨矿特征及对成矿过程的指示 |
| 5.2.1 白钨矿矿物学特征 |
| 5.2.2 白钨矿矿物化学特征 |
| 5.2.3 成矿过程的示踪 |
| 5.3 W的成矿作用过程 |
| 5.4 成矿时代 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 与I型花岗质岩石有关的W(Mo)矿床成岩成矿机制及地球动力学背景初探 |
| 6.1 与I型花岗质岩石有关的W(Mo)矿床时空分布 |
| 6.1.1 江南钨矿带东缘W-Mo矿床成岩成矿时限 |
| 6.1.2 全球典型与I型花岗质岩石有关的W(Mo)矿床时空分布特征 |
| 6.2 全球典型与I型花岗质岩石有关的钨矿床的岩体特征 |
| 6.2.1 高分异I型花岗质岩特征 |
| 6.2.2 弱分异还原型I型花岗质岩特征 |
| 6.2.3 弱分异氧化型I型花岗质岩特征 |
| 6.3 成岩成矿动力学背景初探 |
| 6.3.1 江南钨矿带东缘W-Mo矿床成岩成矿动力学背景研究 |
| 6.3.2 全球典型与I型花岗质岩石有关W(Mo)矿床成岩成矿动力学背景初探 |
| 6.4 本章小结 |
| 第七章 结论 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 有待研究的科学问题 |
| 参考文献 |
| 附表 |
| 攻读学位期间取得的研究成果 |
| 致谢 |
四、长江中下游及赣中、浙西北地区石炭系层控金属矿床成因的初步认识（论文参考文献）
- [1]钦杭成矿带北东段浙西北地区铜（金）成矿作用 ——以平水铜矿和建德铜矿为例[D]. 陈辉. 南京大学, 2014(05)
- [2]江苏栖霞山铅锌银多金属矿床成矿作用研究[D]. 张明超. 中国地质大学(北京), 2015(10)
- [3]20世纪中国地质科学发展的回顾[A]. 王鸿祯,翟裕生,游振东,石宝珩,籍传茂,杨巍然,杨光荣. 地质学史论丛（4）, 2002
- [4]钦杭成矿带南岭与浙西成矿元素富集规律的对比研究[D]. 赵博. 中国地质大学（北京）, 2014(05)
- [5]湘中-赣西北成矿流体演化与Sb-Au-W成矿[D]. 张勇. 南京大学, 2018
- [6]赣南及邻区燕山期花岗岩演化与钨成矿作用[D]. 李光来. 南京大学, 2011(08)
- [7]长江中下游地区铜地球化学块体时空分布特征及其成因研究[D]. 刘彬. 中国地质科学院, 2018(07)
- [8]燕山期中酸性岩浆活动与金、铜多金属成矿作用的关系 ——以铜陵、皖北及皖东地区典型矿床为例[D]. 施珂. 中国科学技术大学, 2021
- [9]长江中下游及赣中、浙西北地区石炭系层控金属矿床成因的初步认识[A]. 王文斌,李绍新,邢文臣,巫怀仁. 中国地质科学院文集（1981）, 1983
- [10]与弱分异氧化型Ⅰ型花岗质岩有关的钨多金属矿床成矿作用研究 ——以皖南竹溪岭为例[D]. 孔志岗. 长安大学, 2020