一、XI′AN INSTITUTE OF GEOLOGY AND MINERAL RESOURCES——PUBLICATIONS（论文文献综述）
杨帆[1]（2019）在《华北克拉通中新生代岩浆作用及热演化史》文中认为克拉通作为一个稳定的地质构造单元,具有厚的岩石圈地幔、低密度和热流值、及高刚性等特征,包含古老的大陆地壳和岩石圈地幔,厚度一般为200～300 km,主要形成于前寒武纪,是研究大陆形成和演化的主要对象。通常来说,克拉通厚而干的岩石圈地幔,使其能够在很大程度上抵御后期地质作用的改造而免于破坏,通常可稳定存在数十亿年。因此,传统理论认为克拉通是稳定的。然而,近年来的研究表明,稳定的克拉通也可以变得不再稳定,即发生了“克拉通破坏”。全球大多数克拉通在其形成之后都遭到了不同程度的破坏,从而导致其体积遭到大量的消失,具体表现为岩石圈的显着减薄,克拉通基本构造格局的改变,大规模岩浆作用的发生。华北克拉通是中国最大、最古老的克拉通陆块,也是全球最古老的陆核之一。它不仅保留了前寒武纪克拉通演化的重要记录,也经历了中生代至早新生代克拉通的重大破坏,具体表现为岩石圈从西往东的显着减薄,这使其成为了研究克拉通演化和破坏的典型实例。大量研究表明,华北克拉通大陆岩石圈的厚度从大于200 km减薄至小于100 km,在克拉通东部地区甚至减薄至60～80km,并经历了古老的大陆岩石圈地幔在减薄后被年轻的新生大陆岩石圈地幔所替代。此外,华北克拉通在破坏过程中也形成了大量的中生代岩浆岩,并广泛地暴露在华北克拉通的北部,南部和东部边缘以及中部等地区。然而,这些中生代的岩浆作用通常被认为是华北克拉通破坏和岩石圈减薄的重要标志,能为克拉通破坏和岩石圈减薄的时间和位置以及破坏的动态机制提供重要的科学信息。虽然许多科学家对华北克拉通破坏这一全球性的热点问题已经进行了大量的研究,但是对于华北克拉通破坏时空范围、岩石圈的减薄时间及动态机制仍存在许多争议。具体争议方面为:1)岩石圈减薄开始及终止的时间;2)克拉通破坏的地球动力学机制;及3)克拉通破坏的构造机制。目前普遍认可的观点是:华北克拉通的破坏首先在中至晚三叠世从克拉通的东部边缘开始,然后在晚中生代,主要在早白垩世破坏至克拉通的内部。研究者们目前大多接受克拉通破坏和岩石圈减薄的峰期时间位于130～120 Ma之间,并与古太平洋板块俯冲事件有密切关系。针对以上争议问题,本文以出露在华北克拉通减薄最为典型的区域,克拉通东部沂水、莒县和莒南地区的中生代岩浆岩,北部赤城地区的中生代流纹质火山岩,以及中部北太行地区支家庄矽卡岩铁矿床内的中生代埃达克质花岗类岩石为主要研究对象,在详细的野外地质调查的基础上,对上述研究对象进行了系统的岩石学、锆石U-Pb年代学、锆石Lu-Hf同位素、及全岩地球化学研究。此外,也结合磷灰石U-Pb年代学、磷灰石裂变径迹及热演化模型等分析方法,对位于克拉通东部郯庐断裂带内及其东西两侧的古元古代和中生代花岗岩进行了低温热年代学研究。这对进一步厘定华北克拉通晚中生代岩浆岩的形成年代,了解其岩浆成因、演化及物源特征,确定构造背景,揭示中生代至新生代的克拉通破坏历史,岩浆历史以及热演化历史均具有重要意义。并在结合前人相关研究的基础上,建立了相关构造演化模型,为华北克拉通的破坏和岩石圈的减薄机制提供更有力的新证据。基于以上分析方法,本文获得了如下分析结果,并进行了相关解释:1.华北克拉通东部、北部和中部等地区岩浆岩年代学与地球化学特征1.1华北克拉通东部地区晚中生代岩浆岩（沂水、莒县及莒南）1.1.1野外地质特征和岩相学沂水地区的样品包含2个闪长岩和1个玄武岩。闪长岩样品矿物组合为斜长石（60～70%）、角闪石（30～35%）、少量石英（1～5%）和黑云母（1～2%）。玄武岩样品见致密块状构造,主要由斜长石（60～80%）和辉石（20～30%）矿物及火山玻璃质（5～10%）组成。莒县地区的样品为8个喷出岩样品,主要包含火山凝灰岩、集块岩、硅质凝灰岩、粗面岩和安山岩。火山凝灰岩样品具有凝灰结构,矿物组成主要为蚀变的斜长石和黑云母晶屑,及岩屑碎屑和火山灰。集块岩具有典型的斑状结构,斑晶为粒径达到5厘米的长石斑晶及次圆形的微细粒包体,基质为一套细至中等粒度的长英质矿物及少量的火山玻璃质。硅质凝灰岩样品具有凝灰结构,由中等粒度的斜长石晶屑（粒径0.1-0.5毫米）,岩屑和火山灰组成。粗面岩样品见斑状结构,斑晶为中等粒度的斜长石、钾长石和角闪石,基质具有玻晶交织结构,为细粒的斜长石和火山玻璃质。安山岩样品见斑状结构,斑晶矿物组成为斜长石（粒径0.05-0.9毫米）和角闪石（粒径0.01-0.2毫米）,基质由定向排列的微斜长石和少量的角闪石组成。莒南地区的样品为8个岩浆岩样品,包括喷出的玄武岩和侵入的正长岩、二长岩、花岗闪长岩和花岗岩。玄武岩样品具斑状结构,由橄榄石斑晶及细粒的角闪石和火山玻璃质的基质组成。正长岩样品矿物组成为钾长石（60～70%）、斜长石（5～10%）、石英（1～5%）、角闪石（1～5%）及黑云母（1～2%）。二长岩样品具花岗结构,矿物组成主要为钾长石和斜长石矿物。花岗闪长岩样品矿物组成主要为钾长石、斜长石、角闪石。花岗岩样品见致密块状构造,主要包含钾长石（30～40%）、石英（15～25%）、斜长石（10～15%）和黑云母（1～5%）等矿物。1.1.2锆石U-Pb年代学和Lu-Hf同位素根据激光剥蚀等离子体质谱仪（LA-ICP-MS）锆石U-Pb定年,2个玄武岩和1个正长岩获得大量的古元古代至侏罗纪的继承锆石年龄,其它5个喷出岩样品和4个侵入岩样品均获得了早白垩世的形成年龄,并分布于～132～121 Ma范围内,但未获得继承锆石年龄。通过进一步划分,所获得的锆石U-Pb年龄被分为古元古代（～2457～1939 Ma）、新元古代（～896～542 Ma）、古生代（～524～286 Ma）、晚三叠至侏罗世（～204～145 Ma）以及主要的早白垩世（～136～116 Ma）,具有～770和～125 Ma两个年龄峰值,分别代表了主要的继承锆石年龄和岩浆结晶年龄。根据锆石Lu-Hf同位素分析,新元古代的继承性锆石（～842～547 Ma）获得的ε Hf（t）值和二阶段亏损地幔模式年龄分别为-28.4～-8.4和～3104～2193 Ma,古生代的锆石（～524～506 Ma）获得-36.8～-18.0的负ε Hf（t）值及～3776～2607 Ma的二阶段亏损地幔模式年龄,晚侏罗世至早白垩世的锆石（～165～116Ma）获得ε Hf（t）和二阶段亏损地幔模式年龄分别为-31.9～-7.9和～3193～1690 Ma。1.1.3全岩地球化学侵入岩岩石样品中主量元素总硅含量为59.66～78.70 wt.%,CaO含量为0.33～4.78 wt.%,具有高 Al2O3（10.90～17.50 wt.%）、富碱性（K2O+Na2O=6.84～11.34wt.%）。稀土元素表现为轻稀土和大离子亲石元素富集（如K,Rb,Ba和Pb等）,重稀土和高场强元素亏损（如Nb,Ta和Ti等）,具有较弱的负Eu异常等地球化学特征。喷出岩岩石样品的SiO2含量为47.11～74.09wt.%,MgO含量为0.30～5.90wt.%,CaO含量为0.11～6.00wt.%,具高铝（A12O3为13.19～16.54 wt.%）,轻稀土富集,重稀土亏损,有弱的负Eu异常,富集K、Rb、Ba和Pb,亏损Ta、Nb和Ti微量元素等特征。此外,侵入岩及喷出岩都具有高的Th/Ta和La/Nb 比值,负的Nb、Ta和Ti异常,及高的Th、U和轻稀土含量,属于高钾、钙碱性岩石系列。1.2华北克拉通北部地区晚中生代流纹质火山岩（冀北赤城盆地）1.2.1野外地质特征和岩相学赤城地区的12个流纹质火山岩样品具有斑状结构,部分样品野外见条纹状无斑隐晶质流纹岩与细粒薄层火山灰互层,部分样品包含花岗岩岩屑和凝灰岩的捕虏体。根据野外地质特征可划分出两期流纹岩,流纹构造明显,与火山灰互层,并被古土壤切断,标志两期流纹质岩浆不连续的喷发。古土壤与流纹岩两者呈烘烤边接触,见火山弹存在流纹岩岩层中,并压缩流纹岩岩层,表明古火山口可能存在于附近。赤城流纹质火山岩样品具有斑状结构,其斑晶矿物主要为黑云母（0.05-0.25毫米）、石英（0.01-1.50毫米）和钾长石（0.05-0.80毫米）,基质主要包含长英质矿物及火山玻璃质。1.2.2锆石U-Pb年代学和Lu-Hf同位素根据LA-ICP-MS锆石U-Pb定年,获得赤城流纹质火山岩的喷发年龄分布于～144～114Ma之间,并被划分为～141,～137及～130Ma三组平均年龄。根据锆石Lu-Hf同位素分析,赤城流纹质火山岩样品的ε Hf（t）值和二阶段亏损地幔模式年龄分别为-23.0～-11.8和～2650～1944 Ma。1.2.3岩石地球化学赤城流纹质火山岩样品具有高的SiO2（71.32～76.02 wt.%）、富碱性（K2O+Na2O=7.18～9.01wt.%）和 A12O3（10.81～14.06wt.%）等地球化学特征,属于高钾、高铝质、碱钙性至碱性的火山岩系列。此外,岩石样品也富轻稀土,贫重稀土,具有明显的负Eu异常,富集大离子亲石元素（如K,Rb,Ba和Pb等）,及亏损高场强元素（如Nb,Ta和Ti等）等特征。1.3华北克拉通中部地区晚中生代埃达克质岩浆岩（北太行支家庄）1.3.1野外地质特征和岩相学支家庄矽卡岩型铁矿床内的岩浆岩样品主要包含2个辉石二长岩、2个黑云母花岗岩以及2个闪长斑岩。辉石二长岩样品见中至粗粒度,斑状结构,块状构造,斑晶矿物为斜长石（粒径0.20～2.00毫米）和石英（粒径0.20～3.00毫米）,基质矿物主要为钾长石（粒径0.10～1.00毫米）、黑云母（粒径0.10～0.50毫米）、角闪石（粒径0.05～0.50毫米）及辉石（粒径0.05～0.50毫米）。黑云母花岗岩样品具有花岗结构,包含细至中粒的钾长石,石英,斜长石,黑云母以及少量的锆石等副矿物。闪长玢岩样品具有斑状结构,野外见暗色包体（MME）,其斑晶矿物由蚀变的黑云母（粒径0.10～0.80毫米）、角闪石（0.10～0.50毫米）、斜长石（0.10～1.00毫米）及少量的石英（粒径0.10～0.50毫米）组成,基质矿物见显微晶质结构,主要包含长英质矿物及少量的黑云母。1.3.2锆石U-Pb年代学和Lu-Hf同位素根据锆石LA-ICP-MS U-Pb定年,获得两组黑云母花岗岩平均年龄为134.18±0.26Ma 和 129.85±0.55Ma,三组闪长玢岩平均年龄为 128.99±0.55Ma、125.46±0.19Ma和121.09±0.56Ma,以及两组辉石二长岩平均年龄为129.46土0.39 Ma和124.03±0.28 Ma。根据锆石Lu-Hf同位素分析,获得支家庄岩浆岩样品的ε Hf（t）值和二阶段亏损地幔模式年龄分别为-21.7～-7.8和～2560～1680 Ma。1.3.3岩石地球化学支家庄岩浆岩岩石样品具有较高的硅（SiO2=68.86～68.97 wt.%）、富铝（A12O3=14.69～15.29wt.%）和钙碱性（K2O=3.13～4.95wt.%,Na2O=3.87～4.30wt.%,CaO=2.15～2.64wt.%）、及贫镁（0.94～0.97wt.%）等地球化学特征,属于高钾至橄榄玄粗岩,偏铝质,碱钙性至碱性岩系。此外,支家庄岩浆岩岩石样品也富轻稀土,贫重稀土,见弱的负Eu异常,富集K、La、Sr和Pb,及亏损Ta、Nb、Pr、Ti和P等微量元素。1.4华北克拉通东部地区古元古代及晚中生代岩浆岩（郯庐断裂带）1.4.1野外地质特征和岩相学郯庐断裂带内及其东西两侧的样品主要包含6个鲁西地体的古元古代花岗岩及5个胶东地体的中生代岩浆岩。6个鲁西地体的花岗岩样品属于前寒武纪的二长岩和花岗岩类岩性,5个胶东地体的样品主要包括中生代喷出的玄武岩和流纹岩及侵入的花岗闪长岩、二长岩和花岗岩。前寒武纪的6个花岗岩样品具有细至中等粒度,花岗结构,致密块状构造,矿物组成为斜长石、钾长石、黑云母和石英。中生代的2个玄武岩和流纹岩具有典型的斑状结构,玄武岩斑晶包含蚀变的钾长石、半自形的辉石及溶蚀的橄榄石矿物,流纹岩的斑晶组合为钾长石、黑云母和石英。玄武岩和流纹岩的基质都由长英质的矿物和火山玻璃质组成。苏鲁造山带南部大店地区的3个中生代花岗岩样品属于碱性侵入岩,矿物组成为钾长石、斜长石、黑云母、石英及角闪石。1.4.2磷灰石U-Pb年代学磷灰石U-Pb年龄记录了矿物在350-550℃温度范围内所经历的热演化事件,其年龄数据可对建立的热演化模型进行相应的约束。根据LA-ICP-MS磷灰石U-Pb定年,郯庐断裂带内及其西侧的6个古元古代花岗岩样品获得三组年龄为:～2.3 Ga,～2.0 Ga和～1.8 Ga,年龄峰值主要集中在～2.3 Ga和～1.8 Ga。郯庐断裂带东侧的5个中生代岩浆岩样品获得～162-112 Ma的结晶年龄。1.4.3磷灰石裂变径迹根据磷灰石裂变径迹分析,6个鲁西地体的古元古代花岗岩获得～98-58 Ma的冷却年龄,并测得裂变径迹长度为12.1-13.0μm。其中,郯庐断裂带内的花岗岩获得最老的裂变径迹年龄（～98 Ma）,代表早期晚白垩世的抬升事件。而远离郯庐断裂带的花岗岩获得最年轻的裂变径迹年龄（～58 Ma）,受后期古近纪抬升事件的影响。5个胶东地体的中生代岩浆岩获得～122-66Ma的冷却年龄,并测得12.3-13.5 μm的裂变径迹长度。其中,五莲-烟台断裂西南端附近（苏鲁造山带北部）的两个样品获得～122 Ma和～113 Ma的最老冷却年龄,而苏鲁造山带南部大店碱性侵入岩体中的花岗岩获得了较年轻的冷却年龄,为～76-66 Ma。1.4.4低温热演化模型通过整合已获得的磷灰石U-Pb年龄、磷灰石裂变径迹年龄、磷灰石裂变径迹长度及其它地质相关因素,在QTQt（5.6.0）软件中对郯庐断裂带内及其东西两侧的11个样品建立相关的热演化模型。根据所建立的低温热演化模型,鲁西地体的6个样品揭示了晚白垩世至古近纪（～70-55 Ma）的快速冷却,主要集中在晚白垩世。胶东地体的5个样品揭示的两个快速冷却阶段为:早至中白垩世（～130-105 Ma）以及晚白垩世（～85-70 Ma）。2.华北克拉通东部、北部和中部等地区中新生代岩浆成因及热演化史2.1华北克拉通晚中生代岩浆作用2.1.1锆石U-Pb年代学克拉通东部沂水、莒县及莒南地区的古元古代（～2457～1939 Ma）的锆石年龄被解释为继承于华北克拉通基底岩石的捕获锆石,并与克拉通基底岩石的早古元古代的岩浆作用和晚古元古代的变质作用有关。新元古代的锆石年龄（～896～542 Ma）则可能继承于那些通过华北克拉通和扬子克拉通在三叠纪碰撞而携带至华北克拉通南部边缘再循环的扬子克拉通基底岩石,或者源于先前俯冲至华北克拉通底部的扬子克拉通的壳源物质成份。新元古代和古生代（～524～286 Ma）的锆石颗粒常被认为源于扬子克拉通的基底岩石,或者与古生代古亚洲洋板块向南俯冲的构造体系有关。晚三叠世至侏罗纪（～204～145 Ma）的锆石年龄可能与扬子克拉通陆壳在深俯冲期间经历了加厚陆壳的拆沉作用相关,并受三叠纪华北克拉通与扬子克拉通的陆陆碰撞的影响。而侵入岩的侵位年龄或喷出岩的喷发年龄主要为早白垩世（～135～116Ma）,受古太平洋板块西向俯冲事件的影响,并与整个山东半岛东部地区的中生代岩浆岩年龄峰值基本吻合,说明早白垩世为克拉通东部地区中生代岩浆活动的主要时期之一。克拉通北部赤城地区的火山作用被认为持续了将近30Ma,在早白垩世经历多阶段持续性地喷发。结合前人在华北克拉通北缘冀北地区发表的中生代火山岩锆石U-Pb年龄,整个冀北地区中生代火山作用持续了将近90 Ma,从～195至～106Ma,表明冀北地区中生代火山活动呈周期性喷发。而整个华北克拉通中生代岩浆作用主要集中在早至中三叠世、侏罗纪及早白垩世,并被细划分为～254～247,～231～221,～190～174,～165～157及～136～116 Ma 五个主要阶段。赤城流纹质火山岩及整个冀北地区火山岩年龄对应的是整个华北克拉通早白垩世岩浆阶段（～136～116Ma）。此外,也在冀北地区的中生代火山岩中发现了少量的古元古代和古生代的继承性锆石年龄。其中,认为古生代的继承锆石源于于北部南向的古亚洲洋俯冲体系,而古元古代的继承性锆石颗粒则认为是源于华北克拉通基底岩石中的捕获锆石。克拉通中部地区支家庄岩浆岩的锆石U-Pb年龄与前人在北太行地区发表的中生代岩浆岩年龄数据基本吻合,具有多个年龄峰值,说明整个北太行地区在中生代经历了多期次的岩浆作用。此外,北太行地区也包含了大量的斑岩型Cu-Mo,矽卡岩型Fe-Cu及热液脉型Pb-Zn等多金属矿床。通过对这些多金属矿床成矿年龄数据进行统计,北太行地区斑岩-矽卡岩型矿床的成矿年龄为～144～136 Ma,热脉型矿床的成矿年龄为～132～119Ma,表明北太行地区热液脉型矿床要明显晚于斑岩-矽卡岩型矿床的形成。通过与本文获得的支家庄矽卡岩型铁矿床的岩浆岩锆石年龄进行对比,约束了支家庄矽卡岩型铁矿床的成矿年龄分布于～144～136Ma之间,这与南太行地区同类型成因的矽卡岩型铁矿床的成矿年龄基本一致。总的来说,支家庄埃达克质岩浆岩的成岩年龄、整个北太行地区中生代岩浆岩的成岩年龄、以及北太行区域内多金属矿床的成矿年龄,基本上与华北克拉通破坏和岩石圈减薄的峰期时间一致,表明华北克拉通破坏和岩石圈减薄的峰期时间为支家庄矽卡岩型铁矿床、克拉通中部地区的中生代岩浆活动及多金属矿床形成的主要时代。2.1.2锆石Lu-Hf同位素基于以上获得的锆石Lu-Hf同位素数据,本文所有岩浆岩样品的原始岩浆主要来自于再循环的古元古代地壳物质以及含有少量的新太古代壳源成份,经历了部分熔融和不同程度的富集,并有部分古老克拉通基底岩石的重熔。其中,克拉通东部和中部地区的岩浆岩可能有少量的地幔物源成份加入。克拉通东部地区的岩浆岩具有更不均一的物源特征,包含从新太古代至新元古代的再循环的地壳物质成份。2.1.3全岩地球化学结合相关岩性判别图,克拉通北部赤城流纹质火山岩的母岩浆经历了钾长石、斜长石和黑云母的分离结晶演化,以及含有古太平洋俯冲板片和铁镁质岩浆的部分熔融成份。克拉通中部支家庄埃达克质岩浆岩的母岩浆经过了古元古代地壳物质的部分熔融,并在岩浆的上升过程中经历了角闪石、钾长石、斜长石和黑云母的同化和分离结晶演化。结合相关构造判别图,本文所有岩浆岩样品位于与俯冲和伸展相关的构造环境中。其中,克拉通东部地区岩浆岩处于活动大陆边缘,并具有大洋板块向大陆板块过渡,以及部分与碰撞相关的构造环境特征。2.1.4克拉通破坏及岩石圈减薄意义在古生代至中生代期间,华北克拉通经历了周围多期次不同方向的多板块构造事件,如北边古生代的古亚洲洋板块南向俯冲,南边三叠纪的扬子克拉通北向俯冲和碰撞,以及东边晚三叠至早白垩世的古太平洋板块西向俯冲事件。结合以上古生代至早白垩世锆石年龄数据的解释、再循环的古老地壳物质来源、以及与碰撞、俯冲和伸展相关的构造环境特征,并在前人相关研究的基础上,认为华北克拉通破坏和岩石圈减薄由克拉通周围不同方向的多板块俯冲事件导致,并主要与晚三叠至早白垩世的古太平洋板块俯冲事件有关。通过古太平洋俯冲板片的回卷引起岩石圈的伸展、弧后扩张及软流圈的上涌,最终导致华北克拉通岩石圈减薄、部分岩石圈拆沉、岩石圈地幔熔融及铁镁质岩浆底侵。此外,克拉通北部及中部地区的克拉通破坏及岩石圈减薄可能由古太平洋板块西向俯冲的远程效应导致。2.2华北克拉通中新生代热演化史2.2.1磷灰石U-Pb年代学本文获得鲁西地体的～2.5-2.3 Ga的磷灰石U-Pb年龄与相同位置所取样品或附近位置所取样品的锆石U-Pb年龄基本一致。而获得的～1.8 Ga的这个峰值的年龄明显比对应样品的锆石U-Pb年龄年轻,表明～1.8 Ga年龄的岩石样品源于含更多铁镁质的原始岩浆（锆石矿物缺乏）,或者在磷灰石U-Pb封闭温度（～350-550℃）之上就已经受到了热重置。通过与华北克拉通古元古代（～2.35-1.82 Ga）的地壳增长事件关联,认为古元古代的磷灰石U-Pb年龄为代表磷灰石的再结晶或者热重置,并记录了华北克拉通古元古代的地壳增生事件。本文获得的胶东地体的磷灰石U-Pb年龄为～162-112 Ma,与整个胶东地区的中生代岩浆岩的锆石U-Pb年龄（～161-115 Ma）基本一致,表明晚侏罗至早白垩世的岩浆岩样品经历了岩浆侵入后的快速冷却,冷却至～450℃以下。结合邻区晚中生代岩浆岩地球化学、地质年代学及同位素等方面的研究,认为中生代的磷灰石年龄记录了浅表地壳花岗类岩石的侵位,以及岩浆岩的岩浆后冷却事件。2.2.2磷灰石裂变径迹本文获得的磷灰石裂变径迹年龄可以分为:早白垩世（～122-113 Ma）以及晚白垩世至古近纪（～98-58Ma）。结合持续的华北克拉通破坏和岩石圈减薄的构造事件,认为早白垩世的冷却年龄记录了克拉通破坏的峰期时间,晚白垩世至古近纪的年龄可能代表持续性的克拉通破坏事件或者克拉通破坏的停止时间。2.2.3低温热演化模型本文建立的热演化模型揭示了早白垩世（～130-105 Ma）和晚白垩世至古近纪（～85-55 Ma）两个快速冷却阶段,及中白垩世（～105-85 Ma）缓慢冷却阶段,这与所投的Boolmerang图所识别的热演化过程基本一致,说明揭示的热演化冷却阶段是可靠的。一般来说,地壳的快速抬升和区域伸展构造是岩石圈减薄的浅部响应。本文在结合前人在山东半岛胶北地体提出的古近纪（～50-30 Ma）快速抬升以及在鲁西地体提出的两期古近纪（～62-53及～44-37 Ma）快速抬升阶段的基础上,理解华北克拉通东部山东半岛白垩纪至古近纪的热演化历史为:早白垩世的快速抬升为周围盆地的沉积物提供了物质来源,受古太平洋俯冲板片回卷影响,并与弧后伸展环境相关的克拉通破坏峰期时间有关;晚白垩世快速抬升对应的是克拉通持续性的破坏,受北北西向太平洋板块俯冲事件的影响,并与郯庐断裂带左行运动有关;古近纪的多次间歇性快速抬升,可能代表华北克拉通破坏和岩石圈减薄事件的终止时间,与郯庐断裂的右行运动有关,并受古太平洋板块俯冲方向的改变（由北北西向改至北西西向）及（或）印度板块与欧亚板块碰撞的远程效应的影响。3.华北克拉通东部、北部和中部等地区晚中生代岩浆岩关联与对比本文对新获得的克拉通不同地区的锆石U-Pb年龄,锆石Lu-Hf同位素及全岩地球化学数据进行类比。并在本文新获得的数据的基础上,与前人发表在华北克拉通内及其周围地区（中亚造山带、华东、朝鲜）的古生代至中生代的岩浆岩锆石U-Pb年龄数据进行了关联与对比,并获得了如下的认识:1)本文获得的岩浆岩锆石U-Pb年龄数据主要集中在早白垩世,响应华北克拉通早白垩世多期次的岩浆活动,具有多个年龄峰值,分布于141到118 Ma之间。仅华北克拉通东部地区的岩浆岩保留了从古元古代至侏罗纪的继承锆石,继承锆石年龄为古元古代（～2457-1939Ma）、新元古代（～762 Ma）及侏罗纪（～179 Ma）。通过与来自于中亚造山带、华东、朝鲜以及整个华北克拉通的古生代至中生代的岩浆锆石U-Pb年龄进行对比,本文获得的年龄数据与华北克拉通内及其周围地区的侏罗纪至早白垩世的岩浆岩锆石年龄峰值基本一致,说明侏罗纪至早白垩世是整个东亚地区中生代岩浆活动的主要时代;2)本文获得的锆石Lu-Hf同位素数据整体显示了-35～-5的负εεHf（t）值,～3.7-1.5 Ga的二阶段亏损地幔模式年龄,数值变化较大。通过对本文克拉通不同地区的锆石Lu-Hf同位素数据进行类比,华北克拉通北部赤城流纹质火山岩以及中部北太行地区支家庄埃达克质岩浆岩中的早白垩世锆石年龄组获得类似的～2.5-2.0Ga的二阶段亏损地幔模式年龄,说明克拉通北部及中部地区的岩浆主要源于再循环的古元古代的地壳物质。而克拉通东部沂水、莒县和莒南地区岩浆岩中的早白垩世锆石年龄组与同地区岩石中的古元古代至侏罗纪的继承锆石年龄组均获得了较广范围的二阶段亏损地幔模式年龄（～3.0-2.0Ga）。与克拉通北部和中部地区的岩浆岩对比,克拉通东部地区的岩浆岩具有更不均一的岩浆来源,并含少量的中至新太古代的古老地壳成份加入;3)对本文获得的全岩地球化学数据进行分析,并结合相关的岩性判别图,华北克拉通北部的赤城流纹质火山岩属于A型花岗岩,中部的支家庄岩浆岩为埃达克质Ⅰ型花岗岩,而东部的沂水、莒县和莒南地区岩浆岩为Ⅰ和A的混合型花岗岩。所有岩石样品都具有高含量的轻稀土元素,低的重稀土元素,富大离子元素（K,Rb,Sr,Ba,Pb等）和贫高场强元素（Nb,Y,Hf,Ta,Ti等）,并具有K,La和Pb的正异常,及U,Ta,Nb,P,Ti和Eu的负异常,指示了与俯冲相关的构造背景。北部赤城流纹质火山岩属于后碰撞环境中的板内及火山弧型混合花岗岩,中部支家庄埃达克质岩浆岩属于火山弧型花岗岩,而东部的岩浆岩属于后碰撞的火山弧型花岗岩,并具有火山弧型花岗岩向板内花岗岩过渡的趋势。此外,北部和中部的岩浆岩仅属于与俯冲相关的构造环境,而东部的岩浆岩却显示为从碰撞至俯冲的过渡型构造环境。最后,基于以上相关研究,与前人发表的相关数据进行关联和对比,并在总结前人在华北克拉通中新生代岩浆作用及热演化史等方面研究成果的基础上,本文对获得的研究成果和创新认识归纳如下:1)华北克拉通周围不同方向的多板块俯冲事件共同导致了华北克拉通岩石圈减薄和克拉通破坏。其中,古太平洋板块的西向俯冲是导致华北克拉通东部地区中生代岩浆活动、岩石圈减薄及克拉通破坏的主要地球动力学机制;2)古太平洋板块西向俯冲的远程效应导致了华北克拉通北部及中部地区的克拉通破坏及岩石圈减薄;3)华北克拉通破坏及岩石圈减薄的峰期早白垩世是克拉通中部地区中生代岩浆活动及多金属矿床形成的主要时代;4)华北克拉通东部地区经历了早白垩世（～130-105 Ma）及晚白垩世至古近纪（～85-55 Ma）的两期快速冷却;5)华北克拉通破坏和岩石圈减薄的停止时间应持续至早新生代（古近纪）,并非前人所提出的晚白垩世。
邓胜徽,卢远征,樊茹,李鑫,方琳浩,刘璐[2]（2012）在《中国白垩纪植物群与生物地层学》文中研究指明早白垩世时中国可划分出北方、南方和藏南3个植物地理区。北方植物地理区可归入瓦赫拉梅耶夫的西伯利亚加拿大植物地理区,发育有热河、阜新和大砬子3个植物群。热河植物群产于辽西义县组和九佛堂组及其他相当地层,时代为早白垩世早期,以苏铁纲和松柏纲占主导地位。阜新植物群赋存于辽西的沙海组和阜新组及相当地层,以真蕨纲、银杏纲和松柏纲共同繁盛,苏铁纲和木贼目较丰富为特点。由早而晚可以进一步划分为Acanthopteris-Ginkgoco riacea组合、Ruffordia goepperti-Dryopterites组合和Ctenis lyrata-Chilinia组合,分别产于辽西的沙海组、阜新组中下部和阜新组上部。大砬子植物群产于吉林延吉盆地的大砬子组和松辽盆地的泉头组,被子植物占优势且掌鳞杉科丰富。南方植物地理区属于瓦赫拉梅耶夫的欧洲中国植物地理区的范畴,苏铁纲、鳞叶或锥叶型松柏和小羽片小而叶膜厚的真蕨类（主要是Cladophlebis）占主导地位,缺少银杏纲、真蕨纲的蚌壳蕨科及单缝孢类型等,为热带、亚热带植物群,可进一步划分为东部、西藏北部和中部3个亚区。其中,东部亚区滨邻古太平洋,以浙江、福建和山东莱阳盆地等的植物为代表,以鳞叶和锥叶型松柏与本内苏铁Ptilophyllum占优势。该亚区植物群可以进一步划分为3或4个植物组合,自早至晚包括Cupressinocladus-Pagiophyllum组合、Cladophlebis-Ptilophyllum组合、Ruffordia-Zamiophyllum组合和Suturovagina-Frenelopsis组合。西藏北部亚区邻近古特提斯洋东北岸,植物群与东部亚区的基本特点一致,但真蕨类更为繁盛,特别是海金沙科Klukia属和里白科的Gleichenites相当丰富,并有海金沙科的Scleropteris属和马通蕨科存在,裸子植物以苏铁纲为主,松柏纲相对较少,可进一步划分为两个组合。中部亚区介于上述两个亚区之间,由于气候干旱,植物群不发育,以甘肃酒泉盆地、民和盆地所产化石为代表,特点是鳞叶、锥叶型松柏类为主,掌鳞杉科较发育,其他类型罕见。藏南植物地理区属于澳大利亚植物地理区的范畴,只发现于喜玛拉雅地区。晚白垩世植物群只发现于东北、华南、西藏等地的少数地点和少数层位,研究程度较低,还不能进一步划分出植物地理区系和组合。以植物化石为主要依据,结合其他生物和非生物证据,建立了中国不同植物地理区白垩纪含植物化石的地层及相关地层的对比关系。
郭振威,赖健清,张可能,毛先成,王智琳,郭荣文,邓浩,孙平贺,张绍和,于淼,崔益安,柳建新[3]（2020）在《中南大学地球科学进展与前沿（英文）》文中研究指明中南大学地质资源与地质工程一级学科自主创立了国际领先的地洼学说、伪随机多频电磁场理论及广域电磁勘探系统,在壳体大地构造学、地电场勘探理论与装置系统、多因复成成矿理论、三维成矿预测、复杂地层钻井技术等领域形成了具有国际影响的中南学派。2000年以来,伪随机电磁法勘探系统和广域电磁法勘探系统在国内外开展了广泛的推广应用,其中"均匀广谱伪随机电磁法及其应用"于2006年获得国家技术发明二等奖、"大深度高精度广域电磁勘探技术与装备"于2018年获得国家技术发明一等奖。本学科是危机矿山深边部接替资源勘探、地质和地球物理有机结合并直接服务于国民经济主战场的国家级重点学科。20年来,本学科以创立的成矿与找矿理论为指导,以自主研制的国家领先的电磁勘探系统为手段,在国内外矿山和成矿区带的深边部资源勘探中大显身手,在国内外众多矿山找到了一大批矿产资源,缓解了大批矿山的资源危机,取得了巨大的经济社会效益。本学科还在复杂地层钻进技术与极端地层钻具研制理论与技术、地质灾害监测与防治、三维可视化定位定量预测等方面的成果在国内享有盛誉。
CHEN Jianping,XIANG Jie,HU Qiao,YANG Wei,LAI Zili,HU Bin,WEI Wei[4]（2016）在《Quantitative Geoscience and Geological Big Data Development:A Review》文中研究说明After long-term development, mathematical geology has today become an independent discipline. Big Data science, which has become a new scientific paradigm in the 21 st century, gives rise to the geological Big Data, i.e. mathematical geology and quantitative geoscience. Thanks to a robust macro strategy for big data, China’s quantitative geoscience and geological big data’s rapid development meets present requirements and has kept up with international levels. This paper presents China’s decade-long achievements in quantitative prediction and assessment of mineral resources, geoscience information and software systems, geological information platform development, etc., with an emphasis on application of geological big data in informatics, quantitative mineral prediction, geological environment and disaster management, digital land survey, digital city, etc. Looking ahead, mathematical geology is moving towards "Digital Geology", "Digital Land" and "Geological Cloud", eventually realizing China’s grand "Digital China" blueprint, and these valuable results will be showcased on the international academic arena.
黄旭栋[5]（2018）在《南岭中—晚侏罗世含铜铅锌与含钨花岗岩及其矽卡岩成矿作用 ——以铜山岭和魏家矿床为例》文中提出花岗岩及其相关成矿作用一直是全球地质学家高度关注的热点科学问题。过去十年,大量高水平研究工作的开展大大加深了对花岗岩及其相关成矿作用的认识。这些工作主要集中于如下几个方面:花岗岩起源与演化、花岗岩与矿床的时空和成因联系、岩浆-热液演化过程中成矿元素的地球化学行为、描述性矿床地质研究和构造分析、成矿物质和流体来源、成矿过程物理化学演化、热液流体动力学、数值模拟和成矿机制等。毋庸置疑,花岗岩相关的成矿作用是花岗岩源区、部分熔融、岩浆-热液演化、外来物质影响、成矿流体迁移、水岩反应和构造控制等多种因素综合作用的结果。南岭地区是全球最着名的多金属成矿带之一,尤其以大规模的钨锡成矿作用闻名于世。中-晚侏罗世是南岭地区最重要的花岗质岩浆活动和成矿作用时期。尽管前人对南岭地区中-晚侏罗世含矿花岗岩及其相关成矿作用已做了大量研究,但尚有许多争议和问题仍未解决,尤其是含铜铅锌与含钨花岗岩的起源及其矽卡岩成矿作用。根据暗色包体的存在和地球化学研究,前人普遍认为含铜铅锌花岗岩为壳幔混合起源的I型花岗岩。然而,这些暗色包体并不存在可靠的岩浆混合证据,其锆石Hf同位素组成与寄主花岗岩一致,都具有典型的壳源特征。虽然含钨花岗岩一般被认为是高分异S型花岗岩,但也有部分学者认为它们是高分异I型花岗岩。这两类含矿花岗岩之间是否存在成因联系尚不清楚。尽管大量年代学和地球化学研究都证明南岭地区中-晚侏罗世矽卡岩矿床在成因上和花岗岩有关,但它们之间的构造联系过程却鲜有问津,值得进一步研究。南岭地区中-晚侏罗世矽卡岩铜铅锌矿床常呈现出成矿元素（例如Cu、Mo、Pb、Zn、Ag等）和不同成矿类型（例如矽卡岩型、碳酸盐交代型和硫化物-石英脉型等）的复杂分带,其形成机制尚未明确。全球范围内的矽卡岩钨矿绝大多数都是钙质矽卡岩钨矿,赋存在镁质矽卡岩中的钨矿鲜有报道。然而,南岭地区晚侏罗世魏家超大型镁质矽卡岩钨矿的发现揭示和突出了镁质矽卡岩对钨成矿作用的重要性。镁质矽卡岩钨矿的形成过程和控制因素尚不清楚,亟待研究。基于前人研究工作,关于南岭地区中-晚侏罗世含铜铅锌与含钨花岗岩及其矽卡岩成矿作用方面,提出以下科学问题:（1）南岭地区中-晚侏罗世含铜铅锌与含钨花岗岩的成因差异和联系。（2）南岭地区中-晚侏罗世含矿花岗岩与相关矽卡岩矿床的构造联系。（3）南岭地区中-晚侏罗世矽卡岩铜铅锌矿床中不同成矿类型之间的成因联系和复杂分带的形成机制。（4）控制南岭地区晚侏罗世镁质矽卡岩钨矿形成的关键因素。本文选取南岭西段湘南铜山岭-魏家地区为研究区域,以该区域内中-晚侏罗世的铜山岭矽卡岩铜铅锌矿床和魏家矽卡岩钨矿床为主要研究对象,对两类含矿花岗岩及其矽卡岩成矿作用开展了详细研究。主要研究内容和相关研究方法包括:（1）铜山岭含铜铅锌花岗闪长岩与魏家含钨花岗岩的成因,南岭中-晚侏罗世含铜铅锌与含钨花岗岩的对比:锆石U-Pb定年和Hf同位素分析、全岩主微量元素和Sr-Nd同位素分析、前人已发表数据的统计分析;（2）铜山岭花岗闪长岩中暗色微粒包体的成因和形成过程:岩相学观察、EMP（电子探针）矿物主量元素分析、LA-ICP-MS（激光剥蚀电感耦合等离子体质谱）矿物微量元素分析、矿物温压计;（3）铜山岭-魏家地区的区域构造特征,铜山岭铜铅锌矿床中由岩浆侵位引起的对矽卡岩化的构造控制:构造和变形解析、碳酸盐岩RSCM（含碳物质拉曼光谱）温度计、方解石EBSD（电子背散射衍射）面扫;（4）铜山岭铜钼铅锌银矽卡岩矿田的分带和成因:矿床地质研究、岩相学观察、石榴子石和榍石U-Pb定年、辉钼矿Re-Os定年、硫化物S和Pb同位素分析、石英H-O同位素分析;（5）魏家矽卡岩钨矿床的成矿过程,控制魏家镁质矽卡岩钨成矿作用的关键因素:矿床地质研究、岩相学观察、碳酸盐岩RSCM温度计、全岩主微量元素分析、SEM（扫描电镜）能谱面扫、EMP矿物主量元素分析、LA-ICP-MS矿物微量元素分析。作为东亚大陆的主要构成组分,华南板块经历了复杂的构造演化历史。普遍认为,华南板块通过扬子板块和华夏板块的拼贴作用形成于新元古代（1.0-0.8 Ga）,江南造山带作为两者的缝合带介于其间。扬子和华夏板块拼贴之后,华南板块在800-690Ma经历了一次区域尺度的伸展作用,导致裂谷盆地、硅质碎屑沉积物和双峰式火山岩的形成。之后,华夏板块在震旦纪到早古生代（690-460 Ma）经历了一个稳定的板内浅海-半深海沉积阶段,导致巨厚硅质碎屑沉积物的形成。早古生代（460-390Ma）,华南板块经历了一期强烈的陆内造山事件,具体表现为志留系地层的缺失或中泥盆统和志留系地层之间的角度不整合、普遍的挤压变形和高级变质作用。此后,华南板块在晚古生代（390-240 Ma）处于一个稳定的板内滨浅海沉积环境,形成了一系列碳酸盐岩。早中生代（240-200 Ma）,华南板块经历了一期陆内挤压变形事件,具体表现为晚三叠纪角度不整合、褶皱、逆冲断层、韧性剪切和变质作用。晚中生代华南板块的构造体制主要受控于古太平洋板块的俯冲作用。对应于上述多期构造事件,华南地区广泛发育有新元古代、早古生代、三叠纪、侏罗纪和白垩纪的多时代花岗岩和相关多金属矿床。其中,晚中生代的花岗岩和相关矿床占绝对主导地位。一般认为,古太平洋板块俯冲引起软流圈上涌和玄武质岩浆底侵,促使地壳发生部分熔融,从而导致晚中生代的大规模花岗质岩浆活动和成矿大爆发。在南岭地区,中-晚侏罗世（165-150 Ma）是最重要的花岗质岩浆活动和成矿作用时期。根据成矿元素组合、岩相学和地球化学特征,南岭地区中-晚侏罗世含矿花岗岩可以分为含钨、含锡、含铌钽和含铜铅锌花岗岩四类。含钨花岗岩主要为壳源S型二云母、白云母和黑云母花岗岩,而锡矿化主要和铝质A型（A2型）黑云母花岗岩有关。含铌钽花岗岩多为高度分异演化的钠长石花岗岩。铜铅锌矿化主要和含角闪石的I型准铝质钙碱性花岗闪长岩有关。不同花岗岩具有明显不同的成矿专属性。湘南铜山岭-魏家地区位于桂林向东120 km处,地处道县、江永和江华三县交界带。除了志留系和上二叠统到下三叠统地层缺失以外,奥陶系到三叠系地层在本区域都有出露。其中,泥盆系和石炭系地层占主导地位。中泥盆统棋梓桥组、上泥盆统佘田桥组和锡矿山组和上石炭统大塘阶石蹬子段是铜山岭-魏家地区的主要含矿层位。区域构造格架总体上呈南-北到南西-北东向。褶皱变质的奥陶系地层和下泥盆统与上奥陶统地层之间的角度不整合记录了华南地区早古生代的陆内造山事件。三叠纪的陆内挤压变形导致该区域内泥盆系和石炭系地层褶皱和逆冲断层以及上三叠统和下伏地层之间角度不整合的形成。中-晚侏罗世,铜山岭花岗闪长岩和魏家花岗岩分别呈岩株状和岩瘤、岩滴岩脉和岩枝状侵入于泥盆系和石炭系地层中,并导致了铜铅锌和钨成矿作用。围绕铜山岭岩体分布的铜山岭铜铅锌矿床、江永铅锌银矿床和玉龙钼矿床共同构成了铜山岭铜钼铅锌银矿田。魏家钨矿床位于铜山岭多金属矿田东北15 km处。尽管前人对南岭地区中-晚侏罗世含铜铅锌与含钨花岗岩已做了大量研究,但产生这两类含矿花岗岩差异的机制尚不清楚。一般认为含钨花岗岩主要来自古老变质沉积基底的部分熔融,但含铜铅锌花岗岩的成因尚有很大争议。对于含铜铅锌花岗岩的起源,主要存在以下三种观点:（1）源岩主要为亏损地幔部分熔融形成的玄武岩,并混入了古老的地壳物质;（2）主要源自变质沉积基底的部分熔融,并混入了幔源玄武质岩浆;（3）主要源自下地壳镁铁质岩石的部分熔融。南岭地区这两类含矿花岗岩虽然都集中形成于中-晚侏罗世,但含钨花岗岩的形成稍晚于含铜铅锌花岗岩,时差的存在该如何解释。两类含矿花岗岩是否同一母岩浆在不同演化阶段先后结晶的产物。这些问题有待进一步研究。铜山岭花岗闪长岩为含角闪石的准铝质钙碱性花岗岩,形成于160-164 Ma,分异演化程度较低。其Sr-Nd-Hf同位素组成具有典型的壳源特征,（87Sr/86Sr）i比值为0.708955-0.710682,εNd（t）值为-6.9--4.2,锆石εHf（t）值为-11.6--6.3。Ⅰ型花岗岩的特征指示铜山岭花岗闪长岩源自镁铁质下地壳的部分熔融。魏家花岗岩属于高硅过铝质的碱性系列花岗岩,形成于158 Ma左右,为高分异花岗岩。其Nd-Hf同位素组成具有壳源特征,εNd（t）值为-4.6--1.7,锆石εHf（t）值为-5.4--4.5。S型花岗岩的特征指示魏家花岗岩源自中-上地壳变质沉积物的部分熔融。南岭地区中-晚侏罗世含铜铅锌与含钨花岗岩的矿物学和地球化学特征截然不同。含铜铅锌花岗岩主要为准铝质含角闪石的花岗闪长岩,具有较高的CaO/（Na2O+K2O）比值、LREE/HREE（轻/重稀土）比值和δEu（Eu异常指数）值,较低的Rb/Sr比值,Ba、Sr、P、Ti轻微亏损,分异演化程度较低,显示出I型花岗岩的特征。而含钨花岗岩为高分异演化的过铝质S型花岗岩,其CaO/（Na2O+K2O）比值、LREE/HREE 比值和δEu值较低,Rb/Sr比值较高,Ba、Sr、P、Ti强烈亏损。含铜铅锌与含钨花岗岩的（87Sr/86Sr）i 比值分别为0.708-0.712和0.712以上,εNd（t）值分别为-10--2（峰值-7--6）和-14--7（峰值-10--9）,锆石 εHf（t）值分别为-13--7（峰值-11--10）和-14--8（峰值-13--12）,都具有典型的壳源特征,说明两类含矿花岗岩都是地壳物质部分熔融的产物。两类含矿花岗岩的年龄统计表明,含铜铅锌花岗岩主要形成于155.2-167.0 Ma,峰值为160.6 Ma,而含钨花岗岩主要形成于151.1-161.8 Ma,峰值为155.5 Ma,两者存在约5 Ma的时差。在湘南铜山岭含铜铅锌和魏家含钨花岗岩系统研究的基础上,结合南岭地区中-晚侏罗世含铜铅锌与含钨花岗岩的对比,提出了两类含矿花岗岩的成因模式。古太平洋板块俯冲导致软流圈上涌和玄武质岩浆底侵。底侵玄武质岩浆加热促使下地壳的镁铁质角闪岩相基底首先发生部分熔融,形成与铜铅锌矿化有关的花岗闪长质岩浆。随着玄武质岩浆底侵,中-上地壳的富白云母变质沉积基底随后发生部分熔融,形成与钨矿化有关的花岗质岩浆。花岗岩源区成分的差异导致花岗岩成矿专属性不同。含铜铅锌与含钨花岗岩之间5 Ma左右的侵位时差是由于源区深度不同,由玄武质岩浆底侵引发的部分熔融时间先后所致。暗色包体因其对寄主花岗岩具有重要的成因指示意义而受到广泛关注。南岭地区中-晚侏罗世含铜铅锌花岗闪长岩中暗色包体普遍存在。前人认为此类暗色包体及其寄主花岗闪长岩是幔源镁铁质岩浆和壳源长英质岩浆混合的产物。然而,最近的研究表明南岭地区中-晚侏罗世含铜铅锌花岗闪长岩主要源自镁铁质下地壳的部分熔融。以上两种观点主要基于地球化学和年代学证据。本文对铜山岭花岗闪长岩及其暗色包体开展了详细的岩相学和矿物学研究,为岩石成因机制提供了全新的结构和成分制约。铜山岭花岗闪长岩中的暗色包体具有闪长质成分,主要由他形至半自形的斜长石、角闪石和黑云母组成。暗色包体的Sr-Nd和锆石Hf同位素成分与寄主花岗闪长岩一致。淬冷边、岩浆流动构造、石英眼斑和钾长石环斑结构等支持岩浆起源和岩浆混合的现象在暗色包体中并不存在。然而,镁铁质矿物团块、继承锆石、变质锆石和富钙斜长石核等残留物质在暗色包体中大量存在,指示其为残留包体。铜山岭花岗闪长岩及其暗色包体中存在三类不同的角闪石:岩浆角闪石、变质角闪石和岩浆改造的变质角闪石。岩浆角闪石呈包裹体状和自形孤立状,仅出现于花岗闪长岩中。其Al和Si含量分别为1.34-2.12 apfu（单位化学式中的原子数）和6.25-6.88 apfu,∑REE（总稀土）含量为307-764 ppm。变质角闪石呈聚集状,以花岗变晶三联点结构相接,主要分布于暗色包体内,少量出现于花岗闪长岩中。此类角闪石具有阳起石质成分,其Al和Si含量分别为0.31-0.81 apfu和7.33-7.72 apfu,不相容元素含量明显较低（ΣREE:99-146 ppm）。岩浆改造的变质角闪石具有介于岩浆角闪石和变质角闪石之间的过渡成分。其Al和Si含量分别为0.81-1.59 apfu和6.71-7.35 apfu,ΣREE含量为317-549 ppm。暗色包体内的角闪石大部分是岩浆改造的变质角闪石。暗色包体中环带状富角闪石团块的内部颜色较浅,并具有花岗变晶结构,而外部颜色较深,具有他形粒状结构。从团块内部到外部以及其中角闪石颗粒的核部到边部,角闪石成分上都显示出A1含量增高和Si含量降低的变化规律。富角闪石团块为源区部分熔融后的富辉石残留物经岩浆改造而形成。暗色包体中锆石的岩浆边由低ThO2+UO2含量和高Zr/Hf比值的内部和高ThO2+UO2含量和低Zr/Hf 比值的外部组成,分别由残留包体中的初始熔体和演化的寄主岩浆结晶形成,记录了寄主岩浆改造残留包体的过程。暗色包体中岩浆斜长石边与花岗闪长岩中斜长石一致的成分,包体中斜长石斑晶的反应边结构以及嵌晶状钾长石和石英的存在都反映了寄主岩浆对残留包体的改造。因此,铜山岭花岗闪长岩中的暗色包体为岩浆改造的残留包体。这一结论得到矿物温压计计算结果的进一步支持。基于改造残留包体和寄主花岗闪长岩的特征以及前人的部分熔融实验结果认为铜山岭花岗闪长岩源自镁铁质下地壳中角闪岩的脱水熔融。华夏地块古元古代角闪岩的出露进一步证明了这一成因机制的合理性。南岭地区中-晚侏罗世含铜铅锌花岗闪长岩具有一致的矿物学和地球化学特征,典型的壳源同位素组成指示其更可能源自镁铁质下地壳的角闪岩脱水熔融而非壳幔混合。南岭地区角闪岩相源区中丰富的成矿元素有利于含铜铅锌花岗闪长岩的形成。作为许多金属元素的主要成矿类型之一,矽卡岩矿床一直受到地质学家的广泛关注。前人对矽卡岩矿床的研究主要集中于交代蚀变、分带性、矽卡岩矿物学、地球化学和岩石成因等方面。然而,构造对矽卡岩化的控制很少涉及,尤其是岩浆侵位引起的构造控制。岩浆侵位引起的构造控制对理解矽卡岩矿床的形成过程和进一步找矿勘探具有重要意义。本文以铜山岭铜铅锌矿床为例,利用构造分析、RSCM温度计和EBSD面扫等手段,对岩浆侵位引起的对矽卡岩化的构造控制开展了详细研究。铜山岭地区泥盆系和石炭系地层中发育的断层总体上呈南-北到南西-北东走向,大部分是向东到南东逆冲的断层和走滑断层,只有少数是正断层。无论是位于铜山岭岩体东部还是西部的正断层,其走向都和逆冲断层一致,倾向都一致向西到北西。正断层附近的碳酸盐岩除了脆性破裂以外没有任何变形。正断层面上分布有两期不同的方解石:早期方解石粒度较小,硬度较大,可包含围岩角砾;晚期方解石呈自形,粒度较大,硬度较小,相对比较纯净。铜山岭地区的逆冲断层和走滑断层形成于三叠纪陆内挤压变形时期,正断层很可能形成于晚三叠世到早侏罗世的减压作用,而与中-晚侏罗世铜山岭花岗闪长岩的侵位无关。在铜山岭岩体和围岩的接触带上,碳酸盐岩发生了强烈的大理岩化和变形。重结晶的方解石晶体大部分呈现出拉长的形态。在北东部接触带上,变形围岩的面理以更陡的倾角切穿层理,倾向北到北东,表现为正向移动。从接触带向外,大理岩化的强度和面理的密度逐渐降低,过渡到未变质变形的碳酸盐岩。相对于北东部接触带,南部接触带的围岩具有更强的大理岩化和变形程度以及更高的面理密度。在南部接触带上,靠近岩体处的围岩层理不可见,面理发生揉皱。值得注意的是,南部接触带上变形围岩的面理随着岩体边界旋转并始终与接触带保持平行。相对于北东部接触带,南部接触带上变形围岩的面理具有更大的倾角。RSCM测温结果显示,从接触带向外,变质温度由620℃左右逐渐降低到约300℃。EBSD面扫结果表明,接触带上的变形方解石呈现出强烈的SPO（形态择优取向）和CPO（晶体择优取向）。根据上述地质现象和RSCM测温与EBSD面扫结果得出,铜山岭花岗闪长岩的侵位始于南部并引起了接触带上围岩的强烈大理岩化和变形。铜山岭铜铅锌矿床中的外矽卡岩脉和硫化物-石英脉具有和接触带上变形围岩的面理一致的产状,同样以更陡的倾角切穿层理。外矽卡岩脉附近的变形大理岩具有和地表接触带上的变形大理岩类似的RSCM测温（595-619℃）与EBSD面扫结果。外围的硫化物-石英脉为矽卡岩体系演化到晚期的产物,其围岩的大理岩化温度相对较低（500-547℃）,围岩中方解石的CPO较弱,无SPO。大理岩化过程中方解石的重结晶会显着降低围岩的渗透性。铜山岭花岗闪长岩的侵位深度为10 km左右（根据角闪石A1压力计计算）。如此深度下,未破裂的大理岩几乎是不可渗透的。然而,裂隙的产生可以极大增加围岩的渗透性。因此,岩浆侵位引起的围岩变形显着增加了围岩的渗透性,促进岩浆流体沿着变形裂隙渗透,从而在构造上控制了外矽卡岩脉和硫化物-石英脉的形成。不同成矿元素和成矿类型的空间组合与分带在自然界的岩浆-热液体系中常见。南岭地区中-晚侏罗世的铜铅锌矿床,比如铜山岭、宝山、水口山、黄沙坪和大宝山矿床,都以多种成矿元素和成矿类型的空间组合与分带为特征。这些成矿类型主要包括矽卡岩型、硫化物-石英脉型、碳酸盐交代型和斑岩型等,其间是否具有成因联系尚不清楚。铜山岭多金属矿田发现于1958年,自1977年开始被开采,总共蕴含金属量铜5.3万吨（平均品位1.23 wt.%）、钼0.6万吨（平均品位0.30 wt.%）、铅12.6万吨（平均品位2.58 wt.%）、锌13.8万吨（平均品位3.95 wt.%）和银780吨（平均品位144克/吨）。此外,还有伴生的铋0.6万吨（平均品位0.16 wt.%）、镉1900吨（平均品位0.016 wt.%）、硒195吨（平均品位0.001 wt.%）和碲95吨（平均品位0.003 wt.%）。铜山岭多金属矿田由铜山岭岩体北东部的铜山岭铜铅锌矿、北西部的江永铅锌银矿和南部的玉龙钼矿组成。铜山岭铜铅锌矿床显示出复杂的蚀变和成矿分带,从岩体向外依次为近端的团块状内矽卡岩铜矿体、近端的脉状外矽卡岩铜铅锌矿体、外围灰岩中的硫化物-石英脉铜铅锌矿体和远端的层状矽卡岩铜铅锌矿体。此外,在近端还分布有少量晚期的铅锌硫化物-石英脉和碳酸盐交代型铅锌硫化物脉。江永铅锌银矿床和玉龙钼矿床分别以碳酸盐交代型和脉状矽卡岩型成矿为主。对铜山岭铜铅锌矿床中近端外矽卡岩内的石榴子石进行LA-ICP-MS U-Pb定年得出162.0±3.7 Ma 的 207Pb/235U-206Pb/238U谐和年龄,其加权平均 206Pb/238U 年龄为 162.4±4.2 Ma。铜山岭铜铅锌矿床近端内矽卡岩、近端外矽卡岩和远端矽卡岩中的辉钼矿具有一致的Re-O模式年龄,其加权平均值为161.9±1.1 Ma,由这些不同成矿类型的辉钼矿共同构成的187Re-187Os等时线年龄为161.8±1.7 Ma。玉龙钼矿矽卡岩中辉钼矿的187Re-187Os等时线年龄为160.0±5.8 Ma,其加权平均模式年龄为160.1±0.8 Ma。蚀变花岗闪长岩中热液榍石的LA-ICP-MS U-Pb定年分别在Wetherill和Tera-Wasserburg谐和图解中得出155.5±3.1 Ma和155.6±3.1 Ma的下交点年龄,其206Pb/238U年龄的加权平均值为154.4±1.9 Ma。结合前人的定年结果得出铜山岭矿田的三个矿床几乎同时形成于160-162 Ma,和铜山岭花岗闪长岩（160-164 Ma）一致。较年轻的热液榍石U-Pb年龄指示了一期较晚的热液事件,可能与铜山岭矿区晚期的碳酸盐交代成矿作用有关。S,Pb和H-O同位素研究表明铜山岭矿区的成矿物质和成矿流体都来源于铜山岭岩体。Cu和Zn很可能通过部分熔融来自镁铁质角闪岩相下地壳,然而,Pb为上升的花岗闪长质岩浆对上地壳萃取所得。基于矿床地质、年代学和同位素地球化学研究认为,铜山岭矿区的不同成矿类型和矿床在成因上相互关联,是同一个和铜山岭花岗闪长质岩体有关的矽卡岩系统演化和分带的产物。南岭地区中-晚侏罗世铜铅锌矿床与钨矿床的对比显示花岗质岩浆是铜铅锌与钨成矿作用中重要的成矿物质和成矿流体来源。两类矿床中的硫化物具有一致的上地壳铅同位素成分。钨矿床的上地壳铅同位素特征可能继承自含钨花岗岩的中-上地壳源区,而铜铅锌矿床的上地壳铅同位素特征可能指示了下地壳来源的含矿岩浆对上地壳铅的萃取。值得注意的是,铜铅锌矿床的辉钼矿Re-Os年龄集中于153.8-166.0 Ma,峰值为159.9 Ma,而钨矿床的辉钼矿Re-Os年龄集中于146.9-160.0 Ma,峰值为154.5 Ma。两者存在约5 Ma的时差,与含铜铅锌与含钨花岗岩之间约5 Ma的时差一致,进一步证明了两类含矿花岗岩分别形成于镁铁质角闪岩相下地壳和由富白云母变质沉积物组成的中-上地壳的依次部分熔融。钨矿床中辉钼矿的低Re含量（0.003-14.6 ppm）与含钨花岗岩的中-上地壳起源吻合,而铜铅锌矿床中辉钼矿的高Re含量（16.3-1841 ppm）与含铜铅锌花岗岩的镁铁质下地壳起源有关,不一定通过壳幔混合形成。世界上镁质矽卡岩钨矿的例子极少。相对于钙质矽卡岩钨矿,镁质矽卡岩钨矿的规模一般较小,通常不具有重要的经济价值。前人普遍认为,白云岩虽然有利于铁、锡、金的矽卡岩成矿作用,却趋向于阻碍含钨矽卡岩的形成。然而,以镁质矽卡岩为主的超大型魏家钨矿的发现颠覆了前人的认识,揭示了镁质矽卡岩对钨成矿作用的重要性。魏家钨矿的WO3资源量为30万吨（边界品位0.12 wt.%）,其中镁质矽卡岩钨矿占24万吨,平均品位为0.18 wt.%,钙质矽卡岩钨矿占6万吨,平均品位为0.24 wt.%。另外,魏家钨矿还含有大量的萤石资源。一般矽卡岩钨矿的含矿花岗岩为深部侵位的粗粒花岗岩,而魏家钨矿和高分异花岗斑岩有关,该花岗斑岩显示出和次火山岩相花岗岩类似的岩相学特征。如此特殊的矽卡岩钨矿为进一步理解钨成矿作用提供了绝佳的机会。魏家花岗斑岩的基质具有霏细-细粒结构,六方双锥状石英斑晶常具有港湾状结构,微文象结构在钾长石中常见,一些钾长石斑晶的边缘可见特殊的“珠边”结构。矽卡岩矿体附近的花岗岩普遍被蚀变,镁质矽卡岩附近的花岗岩比钙质矽卡岩附近的花岗岩具有更强的蚀变程度。岩体顶部发育大量长英质网脉,主要包括第一期钾长石-石英伟晶岩脉、第二期（钾长石）-石英脉或细脉和第三期网状石英细脉。镁质矽卡岩矿体呈顺层状产于棋梓桥组中段白云岩中,埋深200-900 m。镁质矽卡岩呈网状细脉产于白云岩的裂隙中,主要由蛇纹石和金云母构成。钙质矽卡岩矿体呈团块状或层状产于棋梓桥组上段灰岩中,埋深小于300 m。硅灰石、石榴子石和辉石是主要的钙质矽卡岩矿物。白钨矿呈浸染状分布于镁质和钙质矽卡岩中。矽卡岩矿石的WO3和CaF2品位呈明显的正相关。根据详细的矿床地质观察、RSCM测温学、全岩地球化学和矿物学研究得出以下主要认识:魏家花岗岩由富氟岩浆结晶形成。花岗质熔体的高氟活度导致低岩浆粘度,从而促进花岗质岩浆的分离结晶和钨富集。随着温度逐渐降低,最终魏家花岗斑岩在水饱和条件下形成。岩浆到热液演化过程中,首先富氟水盐熔体通过液态不混溶作用分离,之后是贫氟热液流体的分离。富氟水盐熔体和贫氟热液流体都可以把钨从岩浆搬运到围岩中。镁质矽卡岩的形成温度明显低于钙质矽卡岩的形成温度。镁质矽卡岩化过程中相对较低的温度和较高的氟活度不利于无水进变质矽卡岩矿物（镁橄榄石和尖晶石等）的形成,却可以导致特殊的富氟石榴子石的形成。矽卡岩矿石中WO3和CaF2品位的正相关性主要受控于钙对氟和钨的同时沉淀。钙质矽卡岩矿石比镁质矽卡岩矿石具有更高的WO3品位是由于灰岩矽卡岩化过程比白云岩矽卡岩化过程具有更高的钙活度。控制南岭地区晚侏罗世镁质矽卡岩钨矿形成的关键因素主要包括:富集源区的存在、富氟岩浆的形成、高度结晶分异和富氟水盐熔体的分离。本文主要结论总结如下:（1）南岭地区中-晚侏罗世含铜铅锌与含钨花岗岩分别以分异程度较低的准铝质I型含角闪石花岗闪长岩和高分异过铝质的S型花岗岩为主。这两类含矿花岗岩分别源自下地壳镁铁质角闪岩相基底和中-上地壳富白云母变质沉积基底的非同时部分熔融。花岗岩源区成分的差异导致花岗岩成矿专属性不同,源区部分熔融的时间先后导致了含铜铅锌与含钨花岗岩之间存在5 Ma左右的时差。（2）南岭地区中-晚侏罗世含铜铅锌花岗闪长岩中暗色包体普遍存在。铜山岭花岗闪长岩中的暗色包体含有大量的镁铁质矿物团块、继承锆石、变质锆石和富钙斜长石核等残留物质,为残留体和寄主岩浆反应形成的改造残留包体。富角闪石团块为源区部分熔融后的富辉石残留物经岩浆改造而形成。铜山岭花岗闪长岩源自镁铁质下地壳中角闪岩的脱水熔融。南岭地区角闪岩相源区中丰富的成矿元素有利于含铜铅锌花岗闪长岩的形成。（3）铜山岭地区的正断层很可能形成于晚三叠世到早侏罗世的减压作用,而与中-晚侏罗世铜山岭花岗闪长岩的侵位无关。根据构造分析、RSCM温度计和EBSD面扫研究得出铜山岭花岗闪长岩的侵位始于南部并引起了接触带上围岩的强烈大理岩化和变形。岩浆侵位引起的围岩变形显着增加了围岩的渗透性,促进岩浆流体沿着变形裂隙渗透,从而在构造上控制了外矽卡岩脉和硫化物-石英脉的形成。（4）地质年代学研究揭示铜山岭多金属矿区的三个矿床几乎同时形成于160-162 Ma,和铜山岭花岗闪长岩（160-164Ma）一致。S,Pb和H-O同位素研究表明铜山岭矿区的成矿物质和成矿流体都来源于铜山岭岩体。Cu和Zn很可能通过部分熔融来自镁铁质角闪岩相下地壳,然而,Pb为上升的花岗闪长质岩浆对上地壳萃取所得。铜山岭矿区的不同成矿类型和矿床在成因上相互关联,是同一个和铜山岭花岗闪长质岩体有关的矽卡岩系统演化和分带的产物。（5）魏家花岗岩由经历了长期结晶分异和钨富集的富氟低粘度岩浆结晶形成。岩浆到热液演化过程中富氟水盐熔体通过液态不混溶作用的分离对钨的搬运起到重要作用。镁质矽卡岩化过程中相对较低的温度和较高的氟活度不利于无水进变质矽卡岩矿物的形成。钙作为氟和钨共同的沉淀剂导致了矽卡岩矿石的WO3和CaF2品位呈现明显的正相关。灰岩矽卡岩化过程比白云岩矽卡岩化过程具有更高的钙活度,导致钙质矽卡岩矿石比镁质矽卡岩矿石具有更高的WO3品位。
毛景文,袁顺达,谢桂青,宋世伟,周琦,高永宝,刘翔,付小方,曹晶,曾载淋,李通国,樊锡银[6]（2019）在《21世纪以来中国关键金属矿产找矿勘查与研究新进展》文中研究表明关键金属作为全球高科技产业不可或缺的战略性资源,其成矿作用及找矿勘查均是目前国际矿床学领域关注的热点。近年来,中国在关键金属Li、Rb、Nb、Ta、W、Sn、Ni、Co、Mn和离子吸附型稀土矿找矿勘查及成矿作用研究方面取得了一系列重要突破和认识。文章初步系统地总结了中国进入21世纪以来不同类型关键金属矿床的主要勘查成果及全球关键金属矿产研究新进展。在前人研究基础上,研究总结认为锂循环与成矿主要在上地壳内部,而REE在大陆聚合与裂解以及壳幔之间循环并成矿。针对主要关键金属矿床的成矿作用和成矿环境,并考虑共伴生特点,将主要的关键金属矿床划分为8种成因类型:①与花岗岩-伟晶岩有关的W、Sn、Nb、Ta、Li、Rb、Cs、Be矿床;②与碳酸岩-碱性岩有关的REE、Nb、U矿床;③与镁铁质-超镁铁质岩有关的Ni、Co、Cr、Pt族元素矿床;④低温热液型Tl、Te矿床;⑤多种类型热液矿床中的伴生组分,包括Re、Ge、In、Cd、Tl、Te、Se、Sc、Ga等;⑥表生沉积型（包括铝土矿和煤矿中的伴生组分）矿床,例如Mn、V、Ni、Mo、Co、Li、Ga、Tl、Ge、V、Sc、Nb、Ta等;⑦与表生盐湖有关的Li、Rb、Cs矿床;⑧与表生风化作用有关的离子吸附型REE矿床。希望该分类能作为新一轮关键矿产研究的基础。
王飞飞,刘池洋,邱欣卫,郭佩,张少华,程相虎[7]（2017）在《世界砂岩型铀矿探明资源的分布及特征》文中研究说明最新核电发展规划显示未来我国对铀资源的需求很大。长久来看在继续加大国内勘探力度的同时,需尽快了解国外已探明铀资源尤其是砂岩型铀资源的分布,以更好地从全球视角完善我国的铀资源供应链。我国北方砂岩型铀矿大规模勘探始于本世纪初,起点较晚,在实际勘探和研究中也遇到较多难题及困惑。因此与全球同类型矿床的对比研究亟需展开,亦要求首先了解世界各国砂岩型铀矿的分布和基本特征。本文通过大量文献和最新勘探形势的调研整理,对比分析了近年来全球主要产铀国砂岩型铀矿资源量的变化,系统全面地编制了全新的全球和各国（或各大洲）已发现砂岩型铀矿床及其容矿层位分布图,总体可较精细地反映迄今全球各国已探明砂岩型铀矿分布面貌的现状,同时提炼了重点矿床的主要地质特征。最后总结出全球已发现砂岩型铀矿时空分布具有五大特征:（1）全球分布广泛但不均衡,跨欧亚存在东西向巨型铀矿带;（2）规模因地而异、（超）大型矿床较多;（3）平面分布与气候环境耦合明显;（4）容矿层时代跨度长、成矿时间相对较晚;（5）主要赋存于含油气或聚煤能源盆地中。本文提供了一份可以快速了解和全面把握全球砂岩型铀资源分布及其重要地质特征的材料,为科研人员提供可对比研究的国外矿床实例,同时也为我国企业"走出去"和"走向哪里"提供科学依据。
Hin-yuen Tsang（曾献源）[8]（2020）在《低温热液矿床地质与地球化学研究 ——以中国贵州天柱金矿和尼日利亚Mika铀矿为例》文中提出本文以两个低温热液型矿床-即贵州天柱金矿与尼日利亚Mika的铀矿为例,系统研究其区域地质-构造特征,通过元素-同位素地球化学分析测试,确定了其成岩时代及其成矿的物理-化学条件,建立了成矿地质模型,为区域成矿及找矿勘察提供科学依据。贵州天柱造山型金矿的原始沉积物是长英质火成源区,后经造山改造叠加而成。矿石中具有大颗粒金,品位较富,共伴生金属少的特点。矿体定位受区域背斜构造控制。区域地层受后期雪峰造山运动的改造,提供了大量的成矿热液,为区内金的富集成矿提供了物理-化学条件。年代学研究表明地层中的岩石形成于800Ma的新元古代,根据地质-地球化学资料推断,金矿区大地构造环境应该是新元古时期的大陆边缘或俯冲带边缘环境,该时期岩火山作用十分发育,海床布满黑白烟囱,持续的岩浆喷发,在海水中形成富含硅、铁、铁等离子的热水溶液,含金物质经过地质作用,形成预富集,为后期金矿成矿奠定了物质基础。本研究采用地球化学主元素判别函数图图解,判别岩石源区性质及所形成的大地构造环境;通过研究稀土元素与流体包裹体来分析成矿物质来源及成矿物理化学条件;采用LA-ICP-MS锆石测定矿体赋存岩系的成岩年龄。LA-ICP-MS锆石年代学研究,发现下江群清水江组的凝灰质与砂质板岩和含金石英脉中分选的锆石有相似的年龄分布区间,推测含金石英脉内的锆颗粒可能源自周围的凝灰质及砂质板岩,它们的成岩时代大体上可以追溯到新元古代时的长英质火成源区。成矿流体是在加里东期造山运动（雪峰造山事件）时期变质作用条件下的脱挥发性组分下形成。尼日利亚勘探铀矿无异将为该国带来经济效益。本文针对尼日利亚Mika地区勘探铀矿勘察工作,我们先后在现场开挖了九条探槽,采集大批新鲜的样品,在野外开展放射性测量,据此发现并推断两条轴矿矿脉的展布特征:主要的矿脉向西延伸,走向348°,倾角42°;令一条矿脉走向306°,陡倾角。我们在原地发现沥青铀矿,为进一步深入勘探提供了重要线索。在室内从岩相学的分析获得,成矿母岩花岗岩受构造变形影响,晶质铀矿和玉髓在后期充填在花岗岩的构造裂隙中,形成细矿脉状矿化。伽马射线强度显示,原生铀矿品位1.5%,次生铀品位0.1%。原地辐射测试显示Th和K2O为47.3-3654ppm和4.26-6.26%范围。在勘探中,我们发现在西北-东南方向有一个高辐射区,大体为800x35m范围,最高达到1200cpm,背景辐射约30cpm。通常Mika地区的铀矿品位约0.03%-0.12%。铀矿勘探采用4频道伽马谱仪与伽马剂量计测量,据此编制了U矿勘查区放射性异常分布图,同时在实验室采用低本底高纯锗伽马谱仪分析样品的天然核素,发现了高辐射点范围,并圈地定出有利的勘查目标区,为该区的深部铀矿勘查提供了科学依据,我们认为这个地区铀矿潜力巨大,特别是深层的铀矿资源有待进一步探测和开发。
林天瑞,彭善池,周志强,杨显峰[9]（2013）在《青海化隆拉脊山寒武纪多节类三叶虫》文中认为描述青海化隆拉脊山地区寒武纪武陵世至芙蓉世多节类三叶虫34个种,分属于33个属和17个科。其中包含4个新种,即:Paranomocarella dingmaoshanensis sp.nov.,Adelogonus oblongus sp.nov.,Placosema qinghaiense sp.nov.和Meteoraspis qinghaiensis sp.nov.。对有关的属、种及其归类做讨论和修订,研究表明该地区寒武纪武陵世至芙蓉世多节类三叶虫有较高的分异度,为进一步研究祁连山地层区寒武系地层的划分和对比、沉积相分析和生物地理区的划分等,提供重要的古生物依据。
ZHU Junbin,REN Jishun[10]（2017）在《Carboniferous-Permian Stratigraphy and Sedimentary Environment of Southeastern Inner Mongolia,China:Constraints on Final Closure of the Paleo-Asian Ocean》文中研究指明In this paper we discuss the timing of final closure of the Paleo-Asian Ocean based on the field investigations of the Carboniferous-Permian stratigraphic sequences and sedimentary environments in southeastern Inner Mongolia combined with the geology of its neighboring areas.Studies show that during the Carboniferous-Permian in the eastern segment of the Tianshan-Hinggan Orogenic System,there was a giant ENE-NE-trending littoral-neritic to continental sedimentary basin,starting in the west from Ejinqi eastwards through southeastern Inner Mongolia into Jilin and Heilongjiang.The distribution of the Lower Carboniferous in the vast area is sparse.The Late Carboniferous or Permian volcanic-sedimentary rocks always unconformably overlie the Devonian or older units.The Upper Carboniferous-Middle Permian is dominated by Iittoral-neritic deposits and the Upper Permian,by continental deposits.The Late Carboniferous-Permian has no trace of subduction-collision orogeny,implying the basin gradually disappeared by shrinking and shallowing.In addition,it is of interest to note that the Ondor Sum and Hegenshan ophiolitic melanges were formed in the pre-Late Silurian and pre-Late Devonian respectively,and the Solonker ophiolitic melange formed in the pre-Late Carboniferous.All the evidence indicates that the eastern segment of the Paleo-Asian Ocean had closed before the Late Carboniferous,and most likely before the latest Devonian（Famennian）.
二、XI′AN INSTITUTE OF GEOLOGY AND MINERAL RESOURCES——PUBLICATIONS（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、XI′AN INSTITUTE OF GEOLOGY AND MINERAL RESOURCES——PUBLICATIONS（论文提纲范文）
（1）华北克拉通中新生代岩浆作用及热演化史（论文提纲范文）
| Abstract |
| 详细中文摘要 |
| Chapter 1: General introduction |
| 1.1 Research background |
| 1.2 Previous studies and existing controversies |
| 1.2.1 Previous studies |
| 1.2.2 Existing controversies |
| 1.3 Research targets |
| 1.3.1 Research objectives and approaches |
| 1.3.2 Completed workload |
| Chapter 2: Geological background |
| 2.1 eastern North China Craton (Shandong Peninsula) |
| 2.1.1 Yishui domain |
| 2.1.2 Juxian domain |
| 2.1.3 Junan domain |
| 2.2 northern North China Craton (North Hebei Province) |
| 2.2.1 Chicheng basin |
| 2.3 central North China Craton (North Taihang Mountain) |
| 2.3.1 Zhijiazhuang skarn iron deposit |
| Chapter 3: Methodology |
| 3.1 Petrology |
| 3.2 Zircon U-Pb geochronology |
| 3.3 Zircon Lu-Hf isotopes |
| 3.4 Whole-rock geochemistry |
| 3.5 Apatite fission track thermochronology |
| 3.6 Apatite U-Pb geochronology |
| 3.7 Thermal history modeling |
| Chapter 4: Late Mesozoic magmatism in the eastern North China Craton |
| 4.1 Introduction |
| 4.2 Sample description |
| 4.2.1 Yishui domain |
| 4.2.2 Juxian domain |
| 4.2.3 Junan domain |
| 4.3 Petrography |
| 4.3.1 Yishui domain |
| 4.3.2 Juxian domain |
| 4.3.3 Junan domain |
| 4.4 Results |
| 4.4.1 Zircon morphology and U-Pb geochronology |
| 4.4.2 In situ zircon Hf isotopic analyses |
| 4.4.3 Whole-rock geochemistry |
| 4.5 Discussion |
| 4.5.1 Petrogenesis of intrusive and volcanic rocks |
| 4.5.2 Implications of zircon U-Pb age data and Lu-Hf data |
| 4.5.3 Implications for craton destruction and lithospheric thinning |
| 4.6 Conclusions |
| Chapter 5: Late Mesozoic volcanism in the northern North China Craton |
| 5.1 Introduction |
| 5.2 Sample description |
| 5.3 Results |
| 5.3.1 Zircon U-Pb dating |
| 5.3.2 Zircon Hf isotopes |
| 5.3.3 Whole-rock geochemistry |
| 5.4 Discussion |
| 5.4.1 Petrogenesis of the Chicheng rhyolitic rocks |
| 5.4.2 Magma source of the Chicheng rhyolitic rocks |
| 5.4.3 Mesozoic volcanism in the North Hebei Province |
| 5.4.4 Implications for tectonic setting and craton destruction |
| 5.5 Conclusions |
| Chapter 6: Late Mesozoic magmatism in the central North China Craton |
| 6.1 Introduction |
| 6.2 Deposit geology and samples |
| 6.2.1 Deposit geology |
| 6.2.2 Samples |
| 6.3 Results |
| 6.3.1 Zircon U-Pb dating |
| 6.3.2 Zircon Hf isotopes |
| 6.3.3 Whole-rock geochemistry |
| 6.4 Discussion |
| 6.4.1 Petrogenesis and magma evolution |
| 6.4.2 Magmatic and metallogenic episode |
| 6.4.3 Tectonic implications for craton destruction |
| 6.4.4 Metallogenesis correlation with craton destruction |
| 6.5 Conclusions |
| Chapter 7: Meso-Cenozoic exhumation history in the eastern North China Craton |
| 7.1 Introduction |
| 7.2 Samples |
| 7.3 Results |
| 7.3.1 Apatite U-Pb geochronology |
| 7.3.2 Apatite fission track thermochronology |
| 7.3.3 Thermal history modeling |
| 7.4 Discussion |
| 7.4.1 Apatite U-Pb geochronology |
| 7.4.2 Apatite fission track thermochronology |
| 7.4.3 Implications for lithospheric destruction |
| 7.5 Conclusions |
| Chapter 8: Regional correlations and major conclusions |
| 8.1 Regional correlations |
| 8.1.1 Magmatic zircon ages |
| 8.1.2 Magmatic zircon isotopic linkages |
| 8.1.3 Whole-rock geochemical signature |
| 8.1.4 Multiple tectonic events |
| 8.2 Major conclusions |
| 8.2.1 Late Mesozoic magmatic evolution of the eastern China |
| 8.2.2 Meso-Cenozoic exhumation evolution of the eastern China |
| Acknowledgements |
| References |
| Appendix Ⅰ: Analytical Data |
| Appendix Ⅱ: Author Information |
（2）中国白垩纪植物群与生物地层学（论文提纲范文）
| 1 Introduction |
| 2 Cretaceous plant fossil-bearing strata of China |
| 3 Phytogeographical regions of Cretaceous floras in China |
| 4 Characteristics of the Early Cretaceous floras |
| 4.1 North China Phytogeographical Region |
| 4.1.1 Jehol flora |
| 4.1.2 Fuxin flora |
| 4.1.2. 1 Acanthopteris-Ginkgo coriacea Assemblage |
| 4.1.2. 2 Ruffordia-Dryopterites assemblage |
| 4.1.2. 3 Ctenis lyrata-Chilinia assemblage |
| 4.1.3 Dalazi flora |
| 4.2 South China Phytogeographical Region |
| 4.2.1 Eastern sub-region |
| 4.2.1. 1 Zhejiang, Jiangsu and Anhui |
| 4.2.1. 2 Fujian |
| 4.2.1. 3 Shandong |
| 4.2.1. 4 Other areas |
| 4.2.2 North Tibet sub-region |
| 4.2.3 Center sub-region |
| 4.3 South Tibet Phytogeographical Region |
| 5 Characteristics of the Late Cretaceous floras |
| 6 Stratigraphical Correlation |
| 6.1 Lower Cretaceous |
| 6.1.1 North China Phytogeographical Region |
| 6.1.2 South China Phytogeographical Region |
| 6.2 Late Cretaceous plant-fossil-bearing strata of China |
（4）Quantitative Geoscience and Geological Big Data Development:A Review（论文提纲范文）
| 1 International Quantitative Geoscience and Big Data Research |
| 2 Quantitative Geoscience and Geological Big Data Research in China |
| 2.1 National macro strategies and plans |
| 2.2 Quantitative mineral resource prediction and assessment theories and methods |
| 2.2.1“Triple-type”metallogenic prediction theory |
| 2.2.2 Metallogenic prediction theory based on integrated information |
| 2.2.3 Deposit modeling and integrated geological information prediction method |
| 2.2.4 Prospecting method based on cube prediction model |
| 2.3 Geoscience information software system |
| 2.4 Construction of geoscience information platform |
| Stage I:PC–Stand-alone Workstation |
| Stage II:Local Area Network–Internet Stage |
| 2.5 Application of quantitative geosciences and geological big data in China |
| 2.5.1 Informatization of basic geological data |
| 2.5.2 Quantitative prediction and prospecting of mineral resources |
| 2.5.3 Geological environment and disasters |
| (1)Early warning for geological disasters based on3S technology |
| (2)Geological 3D model technology-based disaster survey |
| 2.5.4 Digital Land |
| (1)“Digital Land”–“One Map”platform |
| (2)“Digital Land”–Develop integrated supervision system |
| (3)“Digital Land”–Construction of e-government land affairs platform |
| (4)“Digital Land”–Construction of land and resources information sharing platform |
| 2.5.5 Digital City |
| (1)3D urban geological survey and social services in Shanghai |
| (2)Construction and application of national Digital City geospatial framework technology system |
| (3)Construction of Digital City in Anhui |
| 3 Outlook |
| 4 Conclusion |
（5）南岭中—晚侏罗世含铜铅锌与含钨花岗岩及其矽卡岩成矿作用 ——以铜山岭和魏家矿床为例（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| Chapter 1. Introduction |
| 1.1 Research background and scientific problems |
| 1.1.1. Research background |
| 1.1.2. Scientific problems |
| 1.2. Topic selection and research contents |
| 1.2.1. Topic selection |
| 1.2.2. Research contents |
| 1.3. Resemch methodology and technical route |
| 1.3.1. Research methodology |
| 1.3.2. Technical route |
| 1.4. Workload and research achievements |
| 1.4.1. Workload |
| 1.4.2. Main findings and innovations |
| Chapter 2. Geological setting - |
| 2.1. South China |
| 2.1.1. Geodynamic evolution |
| 2.1.2. Multiple-aged granitoids and volcanic rocks |
| 2.1.3. Polymetallic mineralization |
| 2.2. Nanling Range |
| 2.2.1. Middle-Late Jurassic ore-bearing granitoids |
| 2.2.2. Middle-Late Jurassic skam deposits |
| Chapter 3. Geology of the Tongshanling-Weijia area |
| 3.1. Stratigraphy |
| 3.2. Structures |
| 3.3. Magmatism |
| 3.4. Mineralization |
| Chapter 4. Different origins of the Cu-Pb-Zn-bearing and W-bearing granitoids |
| 4.1. Introduction |
| 4.2. Petrography of granitoids |
| 4.2.1. Tongshanling granodiorite porphyry |
| 4.2.2. Dioritic dark enclaves |
| 4.2.3. Tongshanling granite porphyry |
| 4.2.4. Weijia granite porphyry |
| 4.3. Sampling and analytical methods |
| 4.4. Results |
| 4.4.1. Zircon U-Pb age |
| 4.4.2. Zircon Hf isotope |
| 4.4.3. Whole-rock major elements |
| 4.4.4. Whoie-rock trace and rare earth elements |
| 4.4.5. Whole-rock Sr-Nd isotopes |
| 4.5. Discussion |
| 4.5.1. Timing of granitoids |
| 4.5.2. Degree of fractionation |
| 4.5.3. Petrogenesis |
| 4.5.4. Sources of the Cu-Pb-Zn-bearing and W-bearing granitoids |
| 4.5.5. Genetic model of the Cu-Pb-Zn-bearing and W-bearing granitoids |
| 4.6. Summary |
| Chapter 5. Reworked restite enclave |
| 5.1. Introduction |
| 5.2. Tongshanling granodiorite and its microgramilar enclaves |
| 5.3. Petrography |
| 5.3.1. Tongshanling granodiorite |
| 5.3.2. Microgranular enclaves |
| 5.4. Analytical methods |
| 5.5. Analytical results |
| 5.5.1. Plagioclase |
| 5.5.2. Amphibole |
| 5.5.3. Biotite |
| 5.5.4. Zircon |
| 5.6. Discussion |
| 5.6.1. Textural evidence |
| 5.6.1.1. Residual materials |
| 5.6.1.2. Vestiges of magma reworking |
| 5.6.2. Compositional evidence |
| 5.6.2.1. Magmatic amphibole |
| 5.6.2.2. Metamorphic amphibole |
| 5.6.2.3. Magma reworked metamorphic amphibole |
| 5.6.2.4. Zircon and plagioclase |
| 5.6.2.5. Biotite |
| 5.6.2.6. Residual materials in the granodiorite |
| 5.6.2.7. Geochemical signatures |
| 5.6.3. Geothermobarometry |
| 5.6.3.1. Temperature |
| 5.6.3.2. Pressure |
| 5.6.4. The model for reworked restite enclave |
| 5.7. Petrogenetic implications |
| Chapter 6. Magma emplacement-induced structural control on skarn formation |
| 6.1. Introduction |
| 6.2. Regional structural analysis |
| 6.2.1. Normal fault |
| 6.2.2. Contact zone |
| 6.3. Deposit geology |
| 6.3.1. Endoskarn |
| 6.3.2. Exoskarn |
| 6.3.3. Sulfide-quartz vein |
| 6.4. Sampling and analytical methods |
| 6.5. Results |
| 6.5.1. RSCM thermometry |
| 6.5.2. EBSD mapping |
| 6.5.3. Garnet composition |
| 6.6. Discussion |
| 6.7. Summary |
| Chapter 7. Zonation and genesis of the Tongshanling Cu-Mo-Pb-Zn-Ag skarn system |
| 7.1. Introduction |
| 7.2. Deposit geology |
| 7.2.1. Tongshanling Cu-Pb-Zn deposit |
| 7.2.1.1. Proximal endoskam |
| 7.2.1.2. Proximal exoskam |
| 7.2.1.3. Distal skam |
| 7.2.1.4. Sulfide-quartz vein |
| 7.2.1.5. Carbonate replacement |
| 7.2.1.6. Ore types |
| 7.2.1.7. Paragenesis |
| 7.2.2.Jiangj ong Pb-Zn-Ag deposit |
| 7.2.3. Yulong Mo deposit |
| 7.3. Sampling and analytical methods |
| 7.4. Results |
| 7.4.1. Garnet U-Pb dating |
| 7.4.2. Molybdenite Re-Os dating |
| 7.4.3. Titanite U-Pb dating |
| 7.4.4. S isotope |
| 7.4.5. Pb isotope |
| 7.4.6. H-O isotopes |
| 7.5. Discussion |
| 7.5.1. Timing of mineralization |
| 7.5.2. Sources of ore-forming materials |
| 7.5.3. Nature of ore-forming fluids |
| 7.5.4. Genetic links between different mineralization types and ore deposits |
| 7.5.5. Ore-forming process |
| 7.5.6. Comparison with the Late Jurassic W deposits in the Nanling Range |
| 7.6. Summary |
| Chapter 8. Ore-forming process of the Weijia scheelite skarn deposit |
| 8.1 Introduction |
| 8.2. Deposit geology |
| 8.2.1. Stratigraphy |
| 8.2.2. Weijia granite |
| 8.2.3. Stockwork veins |
| 8.2.4. Magnesian skarn |
| 8.2.5. Calcic skarn |
| 8.2.6. Relationship between WO_3 and CaF_2 grades |
| 8.3. Sampling and analytical methods |
| 8.4. Results |
| 8.4.1. RSCM thermometry |
| 8.4.2. Altered granite |
| 8.4.3. Biotite |
| 8.4.4. White mica |
| 8.4.5. Serpentine |
| 8.4.6. Phlogopite |
| 8.4.7. Garnet |
| 8.4.8. Pyroxene |
| 8.4.9. Wollastonite |
| 8.4.10. Vesuvianite |
| 8.4.11. Scheelite |
| 8.5. Estimation of fluorine activity |
| 8.6. Discussion |
| 8.6.1. Fluorine promoting magmatic fractionation and tungsten enrichment |
| 8.6.2. Magmatic to hydrothermal evolution |
| 8.6.3. Magnesian and calcic skarn formation |
| 8.6.4. Calcium as the precipitant of fluorine and tungsten |
| 8.6.5. Ore-forming process |
| 8.6.6. Metallogenic model |
| 8.7. Summary |
| Chapter 9. Conclusions and perspectives |
| 9.1. Conclusions |
| 9.2. Perspectives |
| Acknowledgements |
| References |
| Appendices |
| Publications and participated academic activities |
（6）21世纪以来中国关键金属矿产找矿勘查与研究新进展（论文提纲范文）
| 1找矿勘查新进展 |
| 1.1锂矿找矿新进展 |
| 1.1.1西昆仑大红柳滩伟晶岩型锂矿床 |
| 1.1.2川西伟晶岩型锂矿床 |
| 1.2钨锡矿找矿新进展 |
| 1.2.1江南晚侏罗世—早白垩世斑岩-矽卡岩型钨矿带 |
| 1.2.2大兴安岭南段晚侏罗世—早白垩世锡矿 |
| 1.2.3东昆仑西段白干湖W-Sn矿 |
| 1.3铌钽矿找矿新进展 |
| 1.3.1小秦岭华阳川铀铌铅矿床 |
| 1.3.2湘东北仁里超大型伟晶岩型铌钽矿 |
| 1.3.3甘肃省中祁连山西端余石山超大型铌钽矿床 |
| 1.4铷矿找矿新进展 |
| 1.5稀土矿找矿新进展 |
| 1.5.1以花岗质岩石为容岩的离子吸附型稀土矿床 |
| 1.5.2以变质岩为容岩的离子吸附型稀土矿床 |
| 1.6锰矿找矿新进展 |
| 1.6.1新疆西昆仑玛尔坎苏锰矿带 |
| 1.6.2黔渝湘毗邻区锰矿集区 |
| 1.7基性-超基性岩有关镍铜钴矿找矿新进展 |
| 2研究进展与思考 |
| 2.1关键矿产的成因分类 |
| 2.2白垩纪—古近纪盆地古卤水Li-Rb-Cs矿化的研究发现，提供了找矿的新方向 |
| 2.3沉积型锂矿的研究发现有望推动该类型找矿突破 |
| 2.4喜马拉雅淡色花岗岩带——将成为中国一个稀有金属矿产资源的储备基地 |
| 2.5风化壳型离子吸附型稀土矿形成机制和时空分布规律研究取得重要进展 |
| 2.6钨与锡分离成矿机制的控制要素 |
| 2.7锂的地球化学循环与成矿 |
| 2.8稀土元素的地球化学循环与成矿 |
| 2.9与花岗质岩有关的W-Sn-Nb-Ta-Li-Be关键金属矿床成矿年代学研究取得突破性进展 |
| 2.10其他研究进展 |
（7）世界砂岩型铀矿探明资源的分布及特征（论文提纲范文）
| 1 砂岩型铀矿的分类 |
| 2 世界砂岩型铀矿资源总体分布特征 |
| 2.1 砂岩型铀矿的地位 |
| 2.2 世界砂岩型铀矿资源的分布格局与近年变化 |
| 3 亚洲 |
| 3.1 中亚 |
| 3.2 中国 |
| 3.3 蒙古 |
| 3.4 俄罗斯 |
| 4 北美洲 |
| 4.1 美国 |
| 4.2 加拿大 |
| 5 大洋洲 |
| 6 非洲 |
| 6.1 北部 |
| 6.2 中部 |
| 6.3 南部 |
| 7 欧洲 |
| 8 南美洲 |
| 9 讨论 |
| 9.1 全球整体富集分布特征 |
| 9.2 矿床数量和规模 |
| 9.3 气候环境对砂岩型铀矿分布的影响 |
| 9.4 容矿层时代与成矿时间 |
| 9.5 共生能源矿产 |
| 1 0 结论 |
（8）低温热液矿床地质与地球化学研究 ——以中国贵州天柱金矿和尼日利亚Mika铀矿为例（论文提纲范文）
| ABSTRACT |
| 摘要 |
| Chapter 1 Introduction |
| 1.1 Low-T hydrthermal/epithermal deposits |
| 1.2 Background and motivation |
| 1.3 Thesis outline |
| Chapter 2 Low-T hydrothermal/Epithermal systems |
| 2.1 Definition |
| 2.2 Classification of epithermal deposits |
| 2.3 Characters of igneous rocks associated with epithermal deposits |
| 2.4 Examples of epithermal gold deposits and uranium deposits |
| 2.5 How to form a giant epithermal precious metal deposit |
| Chapter 3 The turbidite-hosted gold deposit in Tianzhu, Guizhou |
| 3.1 Geological background of the Guizhou gold deposits |
| 3.2 Regional Geology |
| 3.2.1 Introduction |
| 3.2.2 Strata |
| 3.2.3 Mineralization |
| 3.2.4 Features of the ore deposits |
| 3.3 Sampling and analytical methods |
| 3.4 Results |
| 3.5 Discussion |
| 3.5.1 Age of rocks from Qingshuijiang Formation |
| 3.5.2 Source and tectonic settings of rocks |
| 3.5.3 Source of the sulfur and gold |
| 3.5.4 Genesis and age of these gold deposits |
| 3.5.5 Mechanism of Gold Enrichments |
| 3.5.6 Comparisons between Tianzhu and similar gold deposits |
| 3.6 Summmary |
| Chapter 4 Geology and geochemistry of Mika uranium region, Northeastern Nigeria |
| 4.1 Introduction of the Mika uranium exploration site |
| 4.2 History of geological exploration |
| 4.3 Physiography and climate |
| 4.4 Regional geology |
| 4.5 Local geology |
| 4.6 Uranium mineralization |
| 4.7 The first survey and its radiometric and gamma dose measurement |
| 4.8 Uranium Prospects |
| 4.9 Petrography |
| 4.10 Sample test |
| 4.11 Summary |
| Chapter 5 Formation of Low-temperature hydrothermal deposits:A comparison study |
| 5.1 Foramtions of the low-temperature hydrothermal deposits |
| 5.2 Comparisons between the Tianzhu Au deposit and Mika U deposit |
| Chapter 6 Conclusions |
| Acknowledgements |
| References |
| Appendix |
（9）青海化隆拉脊山寒武纪多节类三叶虫（论文提纲范文）
| 1前言 |
| 2剖面介绍 |
| 3系统描述 |
| 图版说明 (Explanation of Plates) |
| 图版Ⅰ (PlateⅠ) |
| 图版Ⅱ (Plate II) |
| 图版Ⅲ (Plate III) |
| 图版Ⅳ (Plate IV) |
（10）Carboniferous-Permian Stratigraphy and Sedimentary Environment of Southeastern Inner Mongolia,China:Constraints on Final Closure of the Paleo-Asian Ocean（论文提纲范文）
| 1 Introduction |
| 2 Stratigraphic Systems and Sedimentary Environments |
| 2.1 Stratigraphic systems |
| 2.1.1 Dong Ujimqinqi stratigraphic subregion |
| 2.1.2 Inner Mongolia Grassland stratigraphic subregion |
| 2.1.3 Chifeng stratigraphic subregion |
| 2.2 Sedimentary environments and paleogeography |
| 2.2.1 Northern part of the basin:Dong Ujimqinqi subregion |
| 2.2.2 Central part of the basin:Inner Mongolia Grassland subregion |
| 2.2.3 Southern part of the basin:Chifeng subregion |
| 3 Carboniferous-Permian Stratigraphic Sequences and Sedimentary Environments in the Neighboring Areas |
| 3.1 Ejinqi,Zhesi Obo and adjacent South Mongolia |
| 3.2 Central-eastern Jilin |
| 3.3 The Da Hinggan and Xiao Hinggan Mountains |
| 3.4 Eastern Heilongjiang |
| 4 Discussion |
| 4.1 Alkaline granites and bimodal volcanic rocks |
| 4.2 Ophiolitic mélange belts of southeastern Inner Mongolia |
| 4.3 Paleozoic tectonic events |
| 5 Conclusions |
四、XI′AN INSTITUTE OF GEOLOGY AND MINERAL RESOURCES——PUBLICATIONS（论文参考文献）
- [1]华北克拉通中新生代岩浆作用及热演化史[D]. 杨帆. 中国地质大学(北京), 2019
- [2]中国白垩纪植物群与生物地层学[J]. 邓胜徽,卢远征,樊茹,李鑫,方琳浩,刘璐. 地层学杂志, 2012(02)
- [3]中南大学地球科学进展与前沿（英文）[J]. 郭振威,赖健清,张可能,毛先成,王智琳,郭荣文,邓浩,孙平贺,张绍和,于淼,崔益安,柳建新. Journal of Central South University, 2020(04)
- [4]Quantitative Geoscience and Geological Big Data Development:A Review[J]. CHEN Jianping,XIANG Jie,HU Qiao,YANG Wei,LAI Zili,HU Bin,WEI Wei. Acta Geologica Sinica（English Edition）, 2016(04)
- [5]南岭中—晚侏罗世含铜铅锌与含钨花岗岩及其矽卡岩成矿作用 ——以铜山岭和魏家矿床为例[D]. 黄旭栋. 南京大学, 2018
- [6]21世纪以来中国关键金属矿产找矿勘查与研究新进展[J]. 毛景文,袁顺达,谢桂青,宋世伟,周琦,高永宝,刘翔,付小方,曹晶,曾载淋,李通国,樊锡银. 矿床地质, 2019(05)
- [7]世界砂岩型铀矿探明资源的分布及特征[J]. 王飞飞,刘池洋,邱欣卫,郭佩,张少华,程相虎. 地质学报, 2017(09)
- [8]低温热液矿床地质与地球化学研究 ——以中国贵州天柱金矿和尼日利亚Mika铀矿为例[D]. Hin-yuen Tsang（曾献源）. 中国科学技术大学, 2020(01)
- [9]青海化隆拉脊山寒武纪多节类三叶虫[J]. 林天瑞,彭善池,周志强,杨显峰. 古生物学报, 2013(04)
- [10]Carboniferous-Permian Stratigraphy and Sedimentary Environment of Southeastern Inner Mongolia,China:Constraints on Final Closure of the Paleo-Asian Ocean[J]. ZHU Junbin,REN Jishun. Acta Geologica Sinica（English Edition）, 2017(03)