一、氩同位素稀释法测定矿物、岩石年龄（论文文献综述）
陈文,万渝生,李华芹,张宗清,戴橦谟,施泽恩,孙敬博[1]（2011）在《同位素地质年龄测定技术及应用》文中指出同位素地质年代学是地球科学、物理学、化学和技术科学相互交叉发展起来的一门新兴学科,是地球系统科学中一个年轻而充满活力的分支学科。它根据放射性同位素衰变规律确定地质体形成和地质事件发生的时代,以研究地球和行星物质的形成历史和演化规律。本文对几种常用的精度比较高的同位素测年方法从理论、实验技术、应用范围、使用的注意事项等方面予以简要总结和介绍,期望为地质同行们提供有益的参考。所涉及的同位素测年方法主要有U-Pb法、Ar-Ar法、Rb-Sr法、Sm-Nd法、Re-Os法、（U-Th）/He法等。①U-Pb法:是最早用来测定地质年龄的放射性方法之一,也是国内目前最重要的同位素测年方法。近10年来,近乎完美的锆石微区U-Pb年龄测定技术的引进对我国的地质科学研究起到了巨大的推动作用,并且其应用领域仍在进一步扩展中。②Ar-Ar法:已经成为同位素地质年代学研究最主要的方法之一。该方法具有以下特点:a.测量的时间域较宽,最老可到3800 Ma（月岩年龄）,最年轻可测到千年级（意大利维苏威火山喷发年龄）;b.测量对象广泛,原则上,所有的含钾矿物、岩石都可以用作Ar-Ar法同位素测年,甚至含有微量钾盐包裹体的非钾矿物如石英、闪锌矿等也有成功测定出Ar-Ar年龄的报道;c.独特的分步加热技术和内部组分的Ar同位素相关图处理技术不仅可以获得高精度的年龄,还可以揭示被测定对象所经历的多期地质演化信息;d.和激光技术配套可以直接在岩石光片上寻找待测矿物进行微区（几十微米—几百微米）Ar-Ar测年,从而能够获得变质岩P-T-t轨迹研究中最精确的时间信息;e.应用领域广泛,几乎所有的地质学分支学科中都有应用;f.是矿床年代学研究的最主要的技术手段;g.是同位素热年代学研究的支柱技术。Ar-Ar法测年也有其局限性:首先是分析技术复杂导致其成本高、分析周期长。其次中子参数测定的准确性直接影响样品年龄测定的准确性。核反冲效应会导致极细粒的粘土矿物Ar-Ar年龄结果偏高。对于古元古代和太古宙古老变质岩样品,由于可能存在K和Ar的自然扩散作用或后期变质、变形等多因素的扰动作用,用Ar-Ar法很难测出早期的变质事件年龄。③Rb-Sr法:是一个应用很广泛的方法,利用等时线技术可以测定侵入岩、火山岩、变质岩和某些沉积岩的同位素地质年龄。在用Rb-Sr同位素系统测定中酸性侵入岩和火山岩的年龄时,如果岩石迅速冷却,无论用全岩等时线法或矿物等时线法得到的年龄都可能是岩石的形成年龄。对于变质岩,矿物Rb-Sr等时线年龄一般代表岩石遭受最后一次强变质热事件Sr同位素均一化时间。对于沉积岩,可以利用Rb-Sr法测定成岩自生矿物年龄。对于金属矿床,可以用包裹体的Rb-Sr等时线确定矿床的形成时间。通过断层和韧性剪切带形成的矿物的Rb-Sr年龄测定,可以限定构造形成时间。Rb-Sr法最大缺点是,由于Rb的流动性,极易形成开放系统,从而得到不正确的年龄。此外,还经常受到假等时线的困扰。④Sm-Nd法:由于Sm-Nd体系的保存性能良好,抗蚀变和变质作用的能力较强,因此Sm-Nd法年龄能代表原岩生成的时间和反映成岩物质源区的特性。对于基性岩、超基性岩,对太古宙古老岩石,Sm-Nd等时线法是较好的测年方法。Sm-Nd模式年龄代表地壳岩石从CHUR地幔源中分异出来的时间,利用碎屑沉积岩的模式年龄可以鉴别沉积物的源区,判断岩石形成构造背景,了解其物源区存留地壳的平均年龄,揭示地壳形成和演化历史等。其缺点是由于Sm、Nd地球化学性质的类似,地质作用过程中难以发生相互分离,Sm、Nd在岩石中的比值变化范围就很小,给Sm-Nd等时线法测年带来了困扰,有时不能给出正确可信的年龄。⑤Re-Os法:是目前能够直接测定金属矿床矿化年龄的唯一成熟方法。但在实验技术和应用方面还存在不少问题:a.近年来发现有些金属矿床辉钼矿的Re-Os年龄高于其赋矿围岩的年龄,原因不明;b.黄铁矿等多数硫化物矿物含Re量很低,并含有一定程度的普通Os,对样品化学制备过程中低本底的要求很高,一般实验室难以达到,普通Os也难以准确扣除;c.后期的热液活动有时可以使Os同位素发生重置,因此,金属硫化物Re-Os同位素体系封闭温度及其影响因素是一个亟待解决的问题。⑥（U-Th）/He法:（U-Th）/He同位素系统的优势是其封闭温度是已有同位素体系中最低的,能够记录地质体经历较低温度范围的时代与温度信息。该方法在矿床年代学研究中也具有可观应用前景。其不足之处是因为封闭温度很低,在用于地质体定年时要特别关注冷却速率和再加热作用的影响。
桑海清,王非,贺怀宇,王英兰[2]（2006）在《中国K-Ar法地质年龄标准物质ZBH-15黑云母的研制》文中研究指明为满足K-Ar定年中K和40Ar*分析的质量监控及Ar-Ar定年时中子通量监测的需要,我国氩同位素专家研制了一种K-Ar法年龄标准物质———采自北京房山花岗闪长岩体的ZBH-15黑云母。其40Ar/39Ar阶段加热实验结果表明,年龄谱平坦,39Ar析出量高达98.3%。坪年龄为132.2±0.2 Ma,总气体年龄为131.3±0.5 Ma,证明该黑云母结晶以后未受过热扰动。36Ar/40Ar-39Ar/40Ar反等时线年龄为132.3±0.8 Ma,40Ar/36Ar初始值为293.9±1.4,与大气氩丰度比值（295.5±0.5）处于同一范围,表明该样品不含过剩氩。在0.05显着性水平下经统计学检验,证明K和40Ar*的F值小于F临界值,说明该样品是均匀的。国内外7个实验室参加了K和40Ar*的定值分析。用同位素稀释法测定40Ar*含量,火焰光度法测定K含量。统计检验结果显示,K和40Ar*的全部定值数据服从正态分布并具等精度。定值分析结果的认定值及不确定度分别为:40Ar*=（1.814±0.014）×10-9mol/g,K=7.59%±0.02%,K-Ar年龄t=132.8±1.3 Ma（2σ）。此标准物质纯度为98.8%,粒度为0.150.25 mm,重量为2070 g,缩分成225瓶,每瓶9.2 g。可供我国K-Ar和Ar-Ar法实验室使用43 a。
吴松洋[3]（2019）在《黔西南卡林型金矿构造—岩浆—热液成矿模式研究》文中提出黔西南地区是我国重要的卡林型金矿矿集区,成矿潜力巨大。但研究工作分布不平衡,区域性研究相对较少且存在分歧,严重限制了区域成矿理论的建立以及远景找矿工作的开展。本文在详实的野外调研基础上,选取了三个典型矿床（水银洞金矿、泥堡金矿和丫他金矿）,深入研究了矿床地质、矿床地球化学、流体来源和性质、成矿物质来源,建立了区域成矿模型。根据细致的野外观察,揭示了控制区内矿体就位及展布的三类构造样式:层间型构造、复合型构造以及断控型构造,且三类构造所控制矿体的成矿阶段和蚀变矿物组合相似。基于细致的流体包裹体工作,认识到三类构造中流体表现出中-低温、低盐度、含一定气相成分的特征,均属于H2O–CO2–NaCl±CH4、N2系统。不同阶段H-O、C-O、He-Ar同位素结果显示,三类构造中成矿流体初始来源相似,为岩浆水、地层水、变质水的混合来源,在成矿过程中分别经历了岩浆水、有机水以及大气降水+变质水的混入。水岩反应、流体混合以及沸腾作用是矿质沉淀的主要机制,且成矿过程中存在Au、As、W、Hg的大量迁入。泥堡金矿首次发现的辉绿岩锆石U-Pb为213.6Ma,侵位于晚三叠世。高场强元素Nb、Ta、Th亏损及低Tb/Yb比值（1.92.1）,指示岩浆来源于软流圈富集地幔75%石榴子石橄榄岩和25%尖晶石橄榄岩物质经历的约为510%的部分熔融。不活动元素与主量元素的相关关系指示岩浆上侵过程中经历了橄榄石和单斜辉石的结晶分异,Sr-Nd同位素以及Lu-Hf同位素指示了中等程度的地壳混染。根据识别出的四类黄铁矿微区元素分析结果可知,Au主要以Au（HS）0或是Au（HS）2-络合物形式在偏酸性的流体中运移,伴随流体中的As取代围岩或成岩期黄铁矿中S的过程中进入成矿期黄铁矿晶格中,且在成矿期黄铁矿中主要以固溶体（Au+）的形式存在。成矿期黄铁矿中常见的Au-As-Cu环带主要是由于流体运移过程中快速减压以及相分离所造成。右江盆地在早泥盆世-晚三叠世经历了较为完整的威尔逊旋回,本次研究认为在晚三叠世由于俯冲板片断离引起深部富集地幔部分熔融,软流圈上涌以及壳幔强烈相互作用,引发研究区的构造-岩浆-热液成矿作用。最后结合全文研究认识,提出了黔西南卡林型金矿构造-岩浆-热液成矿模式。
桑海清,王非,贺怀宇,王英兰[4]（2007）在《K-Ar法地质年龄标准物质ZBJ角闪石的定值结果》文中研究说明为了满足K-Ar定年中K和40Ar*分析的质量监控及Ar-Ar法样品在反应堆照射时中子通量监测的需要,我国氩同位素年代学工作者研制了一个K-Ar法年龄标准物质ZBJ角闪石,它采自北京房山花岗闪长岩体。它的40Ar-39Ar阶段加热分析结果表明:40Ar*在矿物晶格中保存均匀稳定,年龄谱平坦,39Ar析出量高达97%。这些证据充分表明该黑云母结晶以后未受过热扰动,40K-40Ar*同位素计时体系封闭良好。坪年龄为133·3±0·6Ma,总气体年龄为134·4±1·4Ma,36Ar/40Ar-39Ar/40Ar反等时线年龄为133·2±0·8Ma,40Ar/36Ar初始值为297·6±4·8,此值与（40Ar/36Ar）a大气氩丰度比（295·5±0·5）处于同一范围,表明样品不含过剩氩。这几个年龄值的一致性,说明该样品具有良好的均匀性和稳定性,它作为K-Ar和Ar-Ar法地质年龄标准物质是适合的。ZBJ角闪石均匀性检验结果表明:在0·05显着性水平下经统计学方法检验,证明K和40Ar*的F分布值小于F临界值,说明该样品是均匀的。国内8个实验室参加了ZBJ角闪石K含量和40Ar*含量的定值分析,经统计学方法检验,结果显示全部定值数据都服从正态分布并具等精度。在置信概率为0·95时,40Ar*和K含量的相对标准偏差都小于1%。两个特性量值定值分析结果的一致值（认定值）和不确定度分别为:40Ar*=（2·464±0·018）×10-10mol/g,K=（1·027±0·008）%,K-Ar年龄（标准值）=133·3±1·5Ma（2σ）。此标准物质纯度为98·1%,粒度为0·15～0·30mm,总重量为740g,缩分成最小样品单元共100瓶,每瓶7·4g,可供我国K-Ar和Ar-Ar法同位素年代学实验室使用37年。
赵鹤森[5]（2019）在《扬子克拉通西缘丹巴—冕宁造山型金矿带成因机制》文中认为造山型金矿是多年来矿床学研究的热点,其成因争议主要集中在深成造山型金矿的形成机制上。国际上关于造山型金矿流体来源有两种主流观点。一种是中上地壳岩石绿片岩相到角闪岩相进变质脱水,成矿于变质峰期之前。另一种是来自俯冲洋壳和上覆沉积物液化或交代岩石圈地幔液化,成矿于变质峰期之后。针对这一科学问题,本文对扬子克拉通西缘>1000 km中生代穹窿带上的丹巴—冕宁造山型金矿带进行系统区域地质、矿床地质和矿床地球化学调查。丹巴金矿产在变质核杂岩边部泥盆系角闪岩相沉积变质岩中,围岩顶峰变质发生在193 Ma,温压为650±50°C、6±0.5 kbar;退变质温压为550±50°C、4.5±0.5 kbar。矿床赋存于近顺层脆–韧性剪切带中,矿化蚀变特征为高温而窄的黑云母蚀变带和角闪石-斜长石-钾长石蚀变矿物组合,矿石矿物早阶段以磁黄铁矿为主,晚阶段以与自然金共生的叶碲铋矿为主。辉钼矿Re-Os定年、蚀变矿物温压计算以及低盐度H2O-CO2-CH4包裹体测试表明成矿发生在185±9Ma,温压为500650°C、45 kbar。综合表明丹巴金矿为早侏罗高温深成造山型金矿,成矿于区域变质峰期之后的退变质阶段。丹巴金矿的初始高温高压条件,结合其晚变质成矿时限,表明成矿流体不可能来自围岩沉积岩系及其下伏更高级变质岩石的脱水。丹巴成矿流体δ18O值（11.111.9‰）与推测的围岩变质流体δ18O值（10.112.2‰）区别不大。鉴于矿床的高温成矿属性,成矿流体很可能与围岩达到氧同位素平衡。矿石磁黄铁矿δ34S正值（+3.1+9.9‰）与围岩磁黄铁矿δ34S负值（–9.5–6.8‰）明显不同,但与交代岩石圈地幔硫化物值一致。矿石磁黄铁矿Pb同位素展示出地幔与地壳混合来源的特征,其弱放射性和分散的值范围(206Pb/204Pb=17.8518.25;207Pb/204Pb=15.4815.67;208Pb/204Pb=37.8538.51)与泥盆系围岩磁黄铁矿更具放射性和集中的值范围(206Pb/204Pb=18.2818.47;207Pb/204Pb=15.6215.65;208Pb/204Pb=38.5538.83)有显着区别,也与上地壳和下地壳起源的区域花岗岩的值明显不同。矿石磁黄铁矿流体包裹体3He/4He=0.210.38 Ra、40Ar/36Ar=335638,其高3He/36Ar(10-3)和40Ar*/3He（1.25.6×105）表明成矿流体保留有地幔特征。丹巴矿石磁黄铁矿与法国南部和挪威交代地幔楔硫化物的PGE配分型式非常相似,均表现出显着的Pt亏损和中等Pd、Ru富集,表明丹巴成矿流体起源于中等fO2和中-低fS2的交代地幔流体。丹巴强烈的Pt亏损和中等Ru富集与区域煌斑岩脉和全球斑岩Cu-Au矿床的PGE配分型式截然相反,表明丹巴成矿流体不是部分熔融的产物。燕子沟金矿产在穹窿边缘泥盆系绿片岩相沉积变质岩中,矿体受伸展滑脱剪节理构造控制,矿化蚀变以黄铁绢英岩化为主,主要金属矿物为黄铁矿,成矿流体δ18O值（10.211.3‰）和矿石黄铁矿δ34S值（8.510.7‰）均与近邻丹巴金矿的值十分接近,表明可能有相同的成矿流体来源。张家坪子金矿产在穹窿边缘三叠系次绿片岩-绿片岩相沉积变质岩中,矿体受脆–韧性剪切带控制,矿化蚀变包括黄铁绢英岩化和铁白云石化等,金属矿物以早阶段黄铁矿和晚阶段辉铜矿为主,成矿流体晚阶段δ18O值（4.45.2‰）和δ34S值（3.65.1‰）接近地幔值范围。丹巴—冕宁金矿带三例造山型金矿床组成“地壳连续成矿模式”,支持造山型金矿成矿流体的地幔成因模式。在晚三叠纪古特提斯洋的闭合和碰撞后伸展阶段,古特提斯洋北缘的西秦岭和东昆仑造山带均形成了规模巨大的造山型金产出。丹巴金矿与西秦岭金矿形成于区域变质峰期之后,以及东昆仑部分矿床的围岩地层上千个百万年前就已变质脱挥发分,传统的变质流体成因模式无法解释这些金矿床。三个区域金成矿时代均与碰撞后A型花岗岩侵位时代一致。由北向南,西秦岭和东昆仑金成矿从235210 Ma演化到218200 Ma;同时,两个区域矿床δ34S值由产出于弧后盆地的315‰演化到产出于缝合带/弧前增生楔的–5+5‰,后者接近地幔硫同位素范围。成矿构造背景和同位素特征支持这些金矿的成矿流体起源于地幔。符合西秦岭和东昆仑造山型金成矿流体的成因模式是俯冲带地幔流体回返。西秦岭—东昆仑晚三叠造山型金成矿后约15个百万年,185 Ma成矿的丹巴金矿的成因模式是交代富集地幔脱挥发分。最可能的机制是碰撞后转换挤压到伸展过渡阶段岩石圈拆沉引起软流圈上涌,加热再活化K-H2O-CO2交代和金属富集的新元古代岩石圈地幔,使其释放含金H2O-CO2-CH4成矿流体。该深源高温超压流体通过鲜水河深大断裂迁移到穹隆边部近顺层脆–韧性剪切带中成矿。除法国Massif Central金矿田和加拿大Meguma部分矿床外,丹巴金矿可能为全球第三例显生宙高温深成造山型金矿,其研究为造山型金矿地幔流体成因模式提供了关键性证据。
桑海清,王非,龚俊峰,周晶[6]（2013）在《用于早前寒武纪岩石Ar-Ar法定年的K-Ar法年龄国家二级标准物质——ZMT04白云母的定值结果》文中研究表明为了满足Ar-Ar快中子活化法定年的需要,经过十几年的连续测定与检验,一个用于早前寒武纪矿物定年的K-Ar法年龄标准物质——ZMT04白云母已被研制成功。它采自内蒙古自治区卓资县天皮山。40Ar-39Ar定年结果表明,40Ar*在矿物晶格中保存均匀稳定,年龄谱平坦,39Ar析出量为99.1%,40Ar/39Ar坪年龄为1823±15Ma,说明该白云母结晶以来未受热扰动,40K-40Ar*同位素计时体系封闭良好。40Ar/39Ar等时年龄为1824±15Ma,与坪年龄一致,代表了伟晶岩中白云母的结晶时间。（40Ar/36Ar）0初始值为288±16,此值与（40Ar/36Ar）a大气氩丰度比（295.5±0.5）处于同一范围,表明该白云母不含过剩氩。根据国家一级标准物质技术规范（JJG1006-1994）的有关规定,对ZMT04白云母进行了一系列分析检验。均匀性检验结果表明,在0.05显着性水平下,K和40Ar*的F分布值小于F临界值,证明该白云母是均匀的。t检验法和稳定性检验与分析表明,ZMT04白云母完全满足国家一级标准物质技术规范对稳定性的要求。国内8个实验室参加了ZMT04白云母K和40Ar*含量的定值分析,正态性和等精度检验结果显示,全部定值分析数据服从正态分布并具等精度。当置信概率为0.95时,该白云母40Ar*和K含量的相对标准偏差都小于1%。经过严格计算最后获得40Ar*和K含量及年龄的认定值和不确定度分别为:40Ar*=4.449±0.060×10-8mol/g（2σ）,K=8.28±0.04%（2σ）,K-Ar年龄=1804±21Ma（2σ）。此标准物质纯度达100%,总重量为1080g,缩分为196瓶,每瓶5.51g。可供我国K-Ar和Ar-Ar法年代学实验室至少使用54年。此标准物质于2009年3月4日被国家质量监督检验检疫总局审核批准为国家二级标准物质（见国质检量函[2009]89号文）,国家质检总局认定的ZMT04白云母制造计量器具许可证编号为GBW（E）040019。
梁婷[7]（2008）在《广西大厂长坡—铜坑锡多金属矿床成矿机制》文中认为广西大厂长坡-铜坑锡多金属矿床位于江南古陆西南缘、着名的丹池成矿带的中部,是我国重要的有色金属矿业基地和国内外着名的超大型的锡多金属矿床,已探明的锡金属量超过100万吨,并伴有Cu、Zn、Pb、Sb、Ge、In、Cd、Se等,研究意义和经济意义巨大。多年来,一直受到地学界的关注。矿床经过了近六十年的研究、开发,在区域地质、地层、构造、岩石学、同位素、成矿物化条件等方面积累了丰富的资料,但长坡铜坑矿床的成因问题,至今存在分歧,分歧焦点体现在成矿时代、矿床成矿物质来源和成矿流体来源这三个主要方面。论文是在前人的大量工作基础上,对长坡-铜坑锡多金属矿床成因研究中存在争议的问题进行了较为详细的矿物学、岩石学、矿床学、矿床地球化学、同位素地球化学和同位素年代学等方面的研究,主要取得了以下进展:（1）通过野外地质调查和室内显微镜下的观察和研究,用大量的事实说明了矿床中层状矿体的形成是成矿流体沿层交代有利地层形成的,层状与脉状矿体之间存在相互穿插的关系,为同一成矿期的产物。这为正确认识大厂矿床的成因提供了扎实的基础地质资料。（2）通过矿物学、矿石学、微量元素和稀土元素地球化学研究,探讨了不同产状矿物之间、不同类型矿体之间成矿元素的变化和运移特点,结合铅、硫同位素研究,提出矿体中成矿物质的来源是相同的,是与岩浆活动有关的,主要来自地壳,也可能有幔源物质的加入。成矿物质的运移方向是由下部到上部,由近岩体向远离岩体。不同阶段形成的矿石矿物及脉石矿物中稀土元素的含量以及变化特征是一致的,均具有早期δEu的负异常,晚期δEu的正异常,反映了矿区成矿环境可能存在一个由相对还原向相对氧化的变化过程。（3）流体包裹体的研究表明,不同类型矿体中流体包裹体的特征基本是一致的,流体成分是以CO2-H2O为主,反映出他们应该是同一成矿期成矿作用的产物。He、Ar同位素分析结果显示,成矿流体来源主要来自地壳,但同时有地幔流体的参与。矿物中幔源He所占的比例从成矿的早期到晚期,含量依次减少,而壳源氦则相应增加,晚期有大气降水的参与。（4）利用先进的技术手段,查明了矿区成岩、成矿作用发生的时代。针对不同的测试对象,采用了不同的同位素测年方法,结果都证实了矿床形成不是泥盆纪地层物质沉积期间富集的,而是燕山期形成的,尤其以白垩纪中期最为集中。同时提出了矿床的形成并非与单一的一次岩浆活动有关,而应该是与多期岩浆活动有关,成矿与成岩的时代应该是趋于一致的,且随着岩浆活动的结束,也许成矿作用还会延续一段时间。从而为成矿模式的建立提供了充分的年代学依据。（5）将矽卡岩型锌铜矿体和长坡-铜坑91号、92号及高峰100号矿体作为一个整体加以考虑。从不同的角度分析了成矿条件、成矿物质运移和元素富集规律等。提出了矿床的形成是与燕山期花岗岩有密切联系的。岩浆活动为成矿提供了物质来源和热源,有利的地层和构造条件为成矿提供了物质运移的通道、空间和动力。岩浆活动、地层、构造三者有机的、“非常罕见”的耦合,才促成这个超大型矿床的形成。同时由于成矿环境的变化,造成了矿床深部形成矽卡岩型硫化锌铜矿体,上部形成以锡石为主的多金属硫化物矿体的分带现象。100号矿体与91号、92号矿体相比,虽然在产状不同,但成矿物质、成矿流体的来源是一致的。差异在于其形成是以充填为主,即含矿流体充填礁灰岩中由于断裂或礁体不同部位层间滑脱（剥离）形成的“虚脱空间”形成的。以上成果,证实了大厂锡多金属矿床的形成是与燕山期岩浆热液活动有关的后生成因。这一研究是对前人研究的补充和提升,对指导大厂矿区的找矿具有重要的理论和实践意义。
陕亮[8]（2019）在《湘东北地区铜-铅-锌-钴多金属成矿系统》文中认为湘东北地区位于扬子陆块与华夏陆块的多次裂解、碰撞和贴合部位,历经多期次、多类型造山作用,形成了NNE和NE大型走滑断裂系统控制的雁列盆岭山链构造格局。多期次中酸性岩浆活动强烈,成矿地质背景良好,是我国铜-铅-锌-钴等多种金属矿产资源的成矿有利区和找矿目标区。但目前铜-铅-锌-钴多金属区域成矿作用研究薄弱,铜-铅-锌-钴多金属成矿是否为一个统一的成矿系统等科学问题仍不明确,需要研究解决。论文以区域成矿学为指导,以中国地质调查局《湘东北—鄂东地区地质矿产调查》项目为主要依托,以湘东北地区铜-铅-锌-钴多金属矿成矿作用为重点,以七宝山斑岩-矽卡岩型-热液脉型铜多金属矿、井冲热液脉型铜-钴-铅-锌多金属矿、桃林热液脉型铅-锌-铜多金属矿、栗山热液脉型铅-锌-铜多金属矿等4个典型矿床为研究对象,通过分类解剖矿床地质特征,厘定成岩成矿时代,分析成矿物质来源与成矿流体性质等,研究铜-铅-锌-钴多金属成矿作用,探讨区域成矿作用与成矿规律,划分成矿系统,总结区域成矿模式,提出下一步找矿方向建议,服务矿产勘查部署。取得以下主要成果及认识:（1）提出湘东北地区铜-铅-锌-钴多金属矿床是在古太平洋板块自南东向北西俯冲背景下的燕山期岩浆侵入活动相关的岩浆-热液成矿系统,可进一步划分为斑岩型-矽卡岩-热液脉型铜多金属、岩浆-热液充填-交代型型铜-钴-铅-锌多金属、岩浆-热液充填型铅-锌-铜多金属等3个成矿子系统。将铜-铅-锌-钴多金属矿床的成因类型划分为斑岩型-矽卡岩型-热液脉型铜多金属矿、热液脉型铜-钴-铅-锌多金属矿、热液脉型铅-锌-铜多金属矿等3大类,并总结提出了湘东北地区燕山期铜-铅-锌-钴多金属区域成矿模式。（2）确定与铜-铅-锌-钴多金属成矿系统成矿过程有关的岩浆岩主要在153-148 Ma和138-132 Ma两个时期形成,成矿系统存在晚侏罗世（153 Ma±）铜多金属成矿、早白垩世（135-128 Ma±）铜-钴-铅-锌多金属成矿、晚白垩世（88 Ma±）铅-锌-铜多金属成矿等3次与湘东北地区构造-岩浆活动耦合的成矿事件。（3）发现成矿系统自南东向北西呈现渐变规律,主要表现为含矿岩浆活动的成岩时代由老变新,成矿时代总体由老变新,成矿元素由以铜为主逐步转变为以铅锌为主,成矿作用关键控制因素由以中酸性岩浆岩与活泼碳酸岩的接触带构造,逐步转变为中酸性岩浆岩与大规模断层活动的耦合关系,并进一步转变为以岩浆期后断裂的后期叠加活化控制为主。（4）提出铜-铅-锌-钴多金属成矿系统的物质来源主要为深部岩浆岩,但不同矿床成矿岩浆岩源区不同程度地加入了上地壳物质。七宝山铜多金属矿成矿物质来源为较典型的岩浆源,井冲铜-钴-铅-锌多金属矿有少量地壳物质加入,桃林铅-锌-铜多金属矿、栗山铅-锌-铜多金属矿加入的地壳物质相对更多。（5）认为铜-铅-锌-钴多金属成矿系统的成矿流体主要为高温、中低盐度、低密度的NaCl-KCl-H2O岩浆热液体系,中温、中低盐度、低密度NaCl-Na2SO4-H2O岩浆热液体系和中低温、中低盐度、中低密度的NaCl-Na2SO4-CaCl2-H2O岩浆热液与大气降水混合体系等3个类型。
周波[9]（2019）在《东昆仑造山带中新生代热演化史及隆升-剥露过程研究》文中提出东昆仑造山带位于青藏高原东北缘,其不仅经历了前新生代与特提斯洋盆演化相关的长期复杂造山过程,而且记录了新生代以来与印度-欧亚大陆碰撞有关的强烈构造变形及隆升剥露过程,长期以来一直是中外学者研究的热点地区之一。但对于造山带新生代以来大规模隆升剥露的起始时间,中生代早期昆仑洋盆闭合及中生代中晚期陆内演化过程对造山带隆升的影响,以及中新生代以来是否经历了差异隆升剥露过程等系列科学问题,目前尚缺乏明确的认识。热年代学体系可以记录岩石在剥露至地表过程中的时间-温度-深度信息,是研究造山带隆升剥露过程的重要手段之一。本次论文针对上述问题,以东昆仑造山带内不同地区的基岩以及碎屑岩类作为研究对象,主要采用40Ar/39Ar以及磷灰石裂变径迹热年代学方法,并综合东昆仑及其邻区沉积、构造变形等其他地质证据,对东昆仑中新生代长期的热演化史、隆升剥露过程进行了研究,并取得了如下初步的成果与认识:（1）祁曼塔格、开木其以及香日德地区基岩白云母、黑云母及钾长石40Ar/39Ar热年代学结果表明,东昆北、东昆中构造带均经历了二叠纪末至三叠纪的快速冷却过程;塔妥地区下三叠统洪水川组、不冻泉地区上三叠统巴颜喀拉群碎屑锆石U-Pb及白云母40Ar/39Ar双重定年结果表明,其主要的物质来源为北侧的东昆仑造山带。加之东昆仑南部松潘甘孜巨厚三叠纪沉积已有的大量物源研究均表明东昆仑造山带是其重要的物源区,因此认为东昆北构造带以及东昆中构造带在二叠纪末至三叠纪经历了快速隆升剥露,使基底岩系及花岗岩类剥露至地表。东昆南构造带在早-中三叠世仍在接受海相沉积,构造带内智玉岩体经历了中生代早期与埋藏相关的升温过程,其显着的隆升主要发生于晚三叠世以来。上述中生代早期的快速隆升剥露过程与东昆仑洋盆的持续俯冲及最终关闭有关。（2）祁曼塔格、开木其、香日德地区基岩均经历了中生代中晚期至新生代早期长期的缓慢冷却剥露过程,并长期停留于磷灰石裂变径迹部分退火带内;本次论文以及前人热年代学研究结果显示,东昆仑造山带内不同地区基岩样品记录了一系列十分离散的中生代中晚期至新生代早期的锆石和磷灰石裂变径迹以及锆石（U-Th）/He年龄;塔妥地区下侏罗统羊曲组基于碎屑锆石U-Pb及碎屑白云母40Ar/39Ar年代学的物源分析表明,其为北侧东昆仑造山带近源沉积的产物。综合上述证据以及前人对东昆仑邻区中生代至新生代早期地层大量的物源研究成果,认为东昆仑地区在中生代中晚期至新生代早期遭受了长期缓慢的剥蚀去顶过程,并为青藏高原中北部不同地区提供物源,反映了这一时期长期稳定的构造环境。此外,本次论文及已发表40Ar/39Ar年代学数据的统计分析表明,昆仑断裂晚侏罗世-早白垩世与拉萨地块拼贴、碰撞有关的韧性剪切活动规模或温度有限,其主要影响范围限于造山带南缘地区。（3）祁曼塔格、开木其和香日德地区基岩均记录了渐新世晚期-中新世早期（约3020 Ma）以来的快速冷却剥露过程;花条山地区新生界碎屑磷灰石裂变径迹年龄结果揭示了东昆仑中新世-上新世期间持续的快速剥露过程。结合库木库里、柴达木及可可西里盆地沉积学及碎屑矿物热年代学等研究结果与认识,认为东昆仑造山带在晚渐新世前尚未发生整体隆升,前期持续的剥蚀去顶使得东昆仑在新生代早期已不具有明显的正地形,甚至夷平,大规模的整体隆升始于渐新世晚期-中新世早期,导致了上述新生代盆地沉积范围、沉积中心、古流向、重矿物特征及组合、盆地演化等方面显着的变化。造山带内基岩钾长石40Ar/39Ar年龄特征及相应热历史的差异,以及开木其、香日德地区基岩样品热年代学年龄空间变化规律,均表明存在南北向的差异隆升剥露,并明显地受控于区域内的逆冲断裂活动。时间上,东昆仑新生代的快速隆升剥露与区域内逆冲断裂系（如祁曼塔格、东昆北、东昆南及柴东逆冲断裂带）活动时间相一致。因此,认为东昆仑渐新世晚期至中新世早期的快速隆升剥露是印度与欧亚大陆碰撞后持续挤压的背景下,区域内大规模的逆冲断裂活动致使地壳缩短增厚的结果。
李壮[10]（2019）在《冈底斯成矿带浦桑果富钴铜多金属矿床地质特征及矿床成因研究》文中进行了进一步梳理西藏浦桑果矿床位于冈底斯成矿带中段,是近年来冈底斯成矿带发现的首例大型矽卡岩型富钴铜铅锌矿床,也是冈底斯成矿带唯一一个富含钴的铜多金属矿床,而且矿床有用元素复杂,铜铅锌品位高,开发价值巨大。但成矿岩体尚未查明,是否有斑岩型矿体等有待进一步深化研究和勘查评价,因此,亟待解剖矿床地质特征,探讨矿床成因,既有重要的理论价值,也有指导找矿的现实意义。鉴于此,本文针对矿区研究目前存在的问题,重点对浦桑果富钴铜铅锌矿床的地质特征、矿物学及矿物化学、成岩成矿时代、成矿流体特征、同位素地球化学等方面展开系统研究,初步建立成矿模式,为冈底斯成矿带该类矿床的找矿提供理论指导。论文主要取得了如下进展和成果:1、系统查明了矿石的矿物学、矿物化学特征及成矿元素钴的赋存状态。矿体主要呈似层状或透镜状发育于矿区中酸性岩浆岩与塔克那组灰岩的矽卡岩化接触带,形成Cu、Pb、Zn为主伴生Co、Ni、Cd等多金属矿体。金属矿物主要为黄铜矿、闪锌矿、方铅矿、黄铁矿,次为辉砷镍钴矿、辉铜矿、斑铜矿、针硫铋铅矿、硫铜铋矿和赤铁矿;矽卡岩主要为钙质矽卡岩,矿物组合包括钙铁榴石、钙铝榴石、钙铁辉石、硅灰石,次为透辉石、角闪石、绿帘石、绿泥石。早期矽卡岩主要形成于高温、高氧逸度偏酸性环境;晚期矽卡岩主要形成于相对低温、低氧逸度偏碱性环境。矿区钴的赋存状态包括以辉砷镍钴矿独立钴矿物和硫化物中Co类质同象替代Zn、Fe等元素,黄铜矿为主要载钴矿物,闪锌矿为主要富钴矿物,次为黄铁矿。2、首次系统开展了矿区与成矿有关的中酸性岩浆岩的年代学研究,厘定了成岩成矿时限。锆石U-Pb定年结果显示黑云母花岗闪长岩结晶年龄为13.6±0.2Ma14.8±0.4Ma,闪长玢岩形成年龄为13.6±0.1Ma14.6±0.3Ma,岩体均形成于中新世;闪锌矿Rb-Sr同位素等时线年龄为13.2±0.7Ma,表明矿化为中新世时期,与成岩时代基本一致,显示中酸性岩浆的侵位与成矿关系密切。3、通过流体包裹体,H-O-He-Ar-S-Pb同位素地球化学特征综合研究,深入揭示了成矿流体性质及来源,探讨了成矿物质来源和矿质沉淀机制。矿区主要发育W型、S型、C型、L型和V型5类流体包裹体,早期矽卡岩阶段成矿流体主要来自于岩浆水,流体为具高温、高盐度和高氧逸度的NaCl-H2O-CO2-CH4体系;晚期成矿阶段有大气降水加入,流体主要为具低温、低盐度的NaCl-H2O体系。成矿流体及成矿物质来源均具壳幔混源特征。温度降低、水岩反应和流体沸腾作用是导致矿区矿质沉淀成矿的主要机制。4、首次结合矿区年代学、地球化学与同位素特征,综合探讨了与成矿有关岩浆岩的岩石成因、成矿地质背景,初步建立了成岩成矿的地球动力学模型和成矿模式。矿区中酸性侵入岩均具有埃达克质岩的地球化学属性,铜、铅矿化主要与黑云母花岗闪长岩有关,锌、铁矿化主要与闪长玢岩有关。矿区岩浆岩主要形成于中新世后碰撞伸展构造背景,区域构造背景由碰撞挤压向后碰撞伸展背景转换,大陆岩石圈发生拆沉形成富Co、Ni等基性-超基性岩浆熔体底侵拉萨地块加厚新生下地壳部位,导致新生下地壳物质发生部分熔融,形成埃达克质岩浆,并与少量幔源基性岩浆发生混合,最终形成矿区埃达克质中酸性侵入岩和基性辉长岩脉,在中酸性岩体与塔克那组接触带形成矽卡岩富钴铜铅锌矿体。
二、氩同位素稀释法测定矿物、岩石年龄（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、氩同位素稀释法测定矿物、岩石年龄（论文提纲范文）
（1）同位素地质年龄测定技术及应用（论文提纲范文）
| 1 同位素地质年龄测定的基本原理 |
| 2 放射性同位素方法测定地质年龄的前提 |
| 3 U-Pb法同位素定年 |
| 3.1 方法简介 |
| 3.2 野外采样和矿物的分离 |
| 3.3 几种主要的U-Pb同位素测年方法的技术特点、应用范围和不足之处 |
| 3.3.1 锆石离子探针微区原位U-Pb测年法 |
| 3.3.2 锆石激光剥蚀法 (LA-ICP-MS) |
| 3.3.3 锆石TIMS稀释法 |
| 3.3.4锆石TIMS蒸发法 |
| 4 Ar-Ar法同位素定年 |
| 4.1 方法简介 |
| 4.1.1 分步加热技术和Ar-Ar年龄谱 |
| 4.1.2 激光Ar-Ar定年法 |
| 4.1.3 Ar同位素相关图 (等时线) |
| (1) 传统的40Ar/36Ar |
| (2) 36Ar/40Ar-39Ar/40Ar同位素相关图 (反等时线) : |
| 4.2 适用于Ar-Ar法年龄测定的岩石矿物 |
| (1) 云母类。 |
| (2) 长石类。 |
| (3) 角闪石。 |
| (4) 辉石。 |
| (5) 海绿石。 |
| (6) 其他矿物。 |
| (7) 全岩。 |
| 4.3 Ar-Ar法测年样品的采集和处理注意事项 |
| 4.4 影响Ar-Ar法年龄数据可靠性的因素 |
| 4.5 Ar-Ar法年龄数据质量判断、数据解释注意事项 |
| 4.6 对Ar-Ar法的总体评价 |
| 5 Rb-Sr法同位素定年 |
| 5.1 方法简介 |
| 5.2 适合Rb-Sr年代学测定的对象和Rb-Sr等时线构成要素 |
| (1) 云母类矿物。 |
| (2) 长石类矿物 (钾长石、微斜长石、斜长石等) 。 |
| (3) 闪石和辉石类矿物。 |
| (4) 沉积岩中的自生矿物——海绿石。 |
| (5) 全岩。 |
| 5.3 Rb-Sr法的应用和注意事项 |
| 5.4 Rb-Sr同位素定年方法的局限性 |
| 6 Sm-Nd法同位素定年 |
| 6.1 方法简介 |
| 6.2 Sm-Nd模式年龄和Sm-Nd等时线年龄 |
| 6.3 Sm-Nd法的特点 |
| 6.4 适用于Sm-Nd法年龄测定的岩石矿物 |
| 6.5 Sm-Nd法年龄测定应用实例 |
| 6.5.1 岩浆岩和正变质岩的年龄测定 |
| 6.5.2 沉积岩和副变质岩年龄的测定 |
| 6.6 对Sm-Nd法的总体评价 |
| 7 Re-Os法同位素定年 |
| 7.1 方法简介 |
| 7.2 Os同位素特征 |
| 7.3 Re-Os同位素测年的选样要求 |
| (1) 要严格区分成矿阶段, 确保样品的同时性与封闭性。 |
| (2) 保证矿物的纯度。 |
| (3) 样品量。 |
| 7.4 Re-Os同位素测年方法在地质学中的应用 |
| 7.4.1 金属矿床成矿作用的Re-Os同位素定年 |
| 7.4.2 大陆岩石圈地幔的形成时代 |
| 7.5 Re-Os同位素测年方法的相关问题讨论 |
| 8 (U-Th) /He法同位素定年 |
| 8.1 方法简介 |
| 8.2 (U-Th) /He年代学测定方法的技术特点 |
| 8.3 适合 (U-Th) /He年代学测定的对象和样品要求 |
| 8.4 (U-Th) /He定年技术的应用 |
| 8.5 对 (U-Th) /He同位素测年方法的评价 |
| 9 结语 |
| (1) 明确同位素测年的目的, 野外采集合适的样品: |
| (2) 样品分选: |
| (3) 岩相学研究: |
| (4) 送样: |
| (5) 关于沉积岩定年: |
| (6) 关于同位素测年方法的选定: |
（2）中国K-Ar法地质年龄标准物质ZBH-15黑云母的研制（论文提纲范文）
| 1 K-Ar法年龄标准物质的意义、用途、保存及使用 |
| 1.1 K-Ar法年龄标准物质的意义 |
| 1.2 K-Ar法年龄标准物质的用途 |
| 1.3 K-Ar法年龄标准物质的保存 |
| 1.4 K-Ar法年龄标准物质的使用 |
| 2 关于ZBH-15黑云母 |
| 3 标准物质的制备 |
| 3.1 样品的采选 |
| 3.2 样品的分装 |
| 3.3 样品的纯度 |
| 3.4 使用年限 |
| 4 40Ar-39Ar年龄谱的地质意义 |
| 4.1 实验方法与结果 |
| 4.2 年龄谱的地质意义 |
| 4.2.1 坪年龄和总气体年龄 |
| 4.2.2 Ar-Ar等时年龄及其地质意义 |
| 5 均匀性检验 |
| 5.1 抽样 |
| 5.2 分析测量方法 |
| 5.3 K和40Ar*均匀性检验结果 |
| 5.4 统计学检验 |
| 5.5 最小取样量 |
| 6 稳定性检验 |
| 7 定值分析 |
| 7.1 方法和原则 |
| 7.2 实验流程简介 |
| 7.2.1 40Ar*分析 |
| 7.2.2 K的分析 |
| (1) 锂作内标钠作缓冲剂技术: |
| (2) 40Ar-39Ar快中子活化技术: |
| 7.3 实验室的质量监控 |
| 7.4 定值分析数据 |
| 7.5 实验室内部离群值的检验 |
| 7.5.1 格拉布斯 (Grubbs) 法检验结果 |
| 7.5.2 狄克逊 (Dixon) 法检验结果 |
| 7.6 实验室之间离群值的检验 |
| 7.7 正态性检验 |
| 7.8 科克伦 (Cochran) 法等精度检验 |
| 7.9 一致值和置信区间 |
| 7.10 其他几种统计方法的计算 |
| (1) 几何平均值G |
| (2) 中位数M: |
| (3) 均方根平均值U |
| (4) 加权平均值W |
| (5) 调和平均值 |
| 7.11 认定值总不确定度分析及认定值的表示 |
| 7.11.1 认定值总不确定度分析 |
| 7.11.2 认定值的表示 |
| 7.12 小 结 |
| 8 与其他年龄标准物质的比较 |
| 9 结 论 |
（3）黔西南卡林型金矿构造—岩浆—热液成矿模式研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 选题依据与研究意义 |
| 1.2 研究现状与存在问题 |
| 1.2.1 国内外卡林型金矿研究现状 |
| 1.2.2 黔西南卡林型金矿研究现状 |
| 1.3 研究内容与研究方案 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究方案 |
| 1.4 研究时间与完成工作量 |
| 2 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造背景 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.2.1 浅水碳酸盐岩序列(台地相区) |
| 2.2.2 深水碳酸盐岩-陆源碎屑岩序列(盆地相区) |
| 2.2.3 地层含金性 |
| 2.3 区域构造 |
| 2.4 区域岩浆岩 |
| 2.4.1 海西期岩浆活动 |
| 2.4.2 印支期岩浆活动 |
| 2.4.3 燕山期岩浆活动 |
| 2.4.4 岩浆岩的含金性 |
| 2.5 区域矿产分布 |
| 3 典型金矿床地质 |
| 3.1 水银洞金矿 |
| 3.1.1 地层 |
| 3.1.2 构造 |
| 3.1.3 岩浆岩 |
| 3.1.4 矿体特征 |
| 3.1.5 矿石类型与结构构造 |
| 3.1.6 围岩蚀变 |
| 3.2 泥堡金矿 |
| 3.2.1 地层 |
| 3.2.2 构造 |
| 3.2.3 岩浆岩 |
| 3.2.4 矿体特征 |
| 3.2.5 矿石类型与结构构造 |
| 3.2.6 围岩蚀变 |
| 3.3 丫他金矿 |
| 3.3.1 地层 |
| 3.3.2 构造 |
| 3.3.3 岩浆岩 |
| 3.3.4 矿体特征 |
| 3.3.5 矿石类型与结构构造 |
| 3.3.6 围岩蚀变 |
| 3.4 蚀变矿物组合及成矿期次划分 |
| 4 实验测试分析方法 |
| 4.1 典型矿石全岩化学组分分析 |
| 4.1.1 全岩样品碎样 |
| 4.1.2 全岩主量元素X荧光光谱仪 |
| 4.1.3 全岩微量元素电感耦合等离子质谱 |
| 4.2 典型脉石矿物化学组分分析 |
| 4.2.1 流体包裹体 |
| 4.2.2 稳定同位素 |
| 4.3 典型硫化物化学组分分析 |
| 4.3.1 电子探针 |
| 4.3.2 黄铁矿氦-氩同位素 |
| 4.4 典型岩浆岩化学组分分析 |
| 4.4.1 锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄 |
| 4.4.2 锆石Lu-Hf同位素 |
| 4.4.3 岩体全岩Sr-Nd同位素 |
| 5 矿床地球化学 |
| 5.1 矿石及围岩地球化学 |
| 5.1.1 数据处理方法 |
| 5.1.2 主量元素 |
| 5.1.3 微量元素 |
| 5.2 成矿流体地球化学 |
| 5.2.1 流体包裹体岩相学 |
| 5.2.2 包裹体激光拉曼 |
| 5.2.3 显微测温及盐度 |
| 5.2.4 成矿流体密度、成矿压力及成矿深度 |
| 5.2.5 成矿流体性质 |
| 5.3 同位素地球化学 |
| 5.3.1 氢氧同位素 |
| 5.3.2 碳氧同位素 |
| 5.3.3 氦氩同位素 |
| 5.3.4 成矿流体来源 |
| 5.4 黄铁矿显微结构与地球化学 |
| 5.4.1 黄铁矿显微结构 |
| 5.4.2 黄铁矿地球化学特征及成因 |
| 5.5 岩浆岩地球化学 |
| 5.5.1 岩浆岩分布及岩相学 |
| 5.5.2 岩石地球化学 |
| 5.5.3 岩石成因 |
| 5.5.4 构造指示 |
| 6 成矿过程及矿床成因探讨 |
| 6.1 控矿地质体 |
| 6.1.1 构造 |
| 6.1.2 地层 |
| 6.1.3 岩浆活动 |
| 6.2 成矿流体演化过程 |
| 6.2.1 同位素组成约束 |
| 6.2.2 流体包裹体约束 |
| 6.2.3 黄铁矿微区成分约束 |
| 6.3 成矿物质来源以及运移沉淀机制 |
| 6.3.1 成矿物质来源 |
| 6.3.2 金的运移沉淀机制 |
| 6.4 成矿动力学背景 |
| 6.4.1 被动大陆边缘(D_1) |
| 6.4.2 裂谷盆地(D_2-P_1) |
| 6.4.3 前陆盆地及陆-陆碰撞(P_1-T_3) |
| 6.4.4 前陆盆地消亡及碰撞后伸展(T_3) |
| 6.5 矿床成因及成矿模式 |
| 6.6 黔西南金矿与美国内华达典型卡林型金矿的异同点 |
| 7 结论 |
| 7.1 主要认识 |
| 7.2 存在问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 个人简介及攻读学位期间公开发表论文 |
（5）扬子克拉通西缘丹巴—冕宁造山型金矿带成因机制（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.1.1 造山型金矿 |
| 1.1.2 成因争议 |
| 1.1.3 地幔流体 |
| 1.2 研究内容及意义 |
| 1.2.1 大型穹窿与金成矿 |
| 1.2.2 流体与金属来源 |
| 1.3 创新点 |
| 1.4 项目资助与工作量 |
| 1.5 实验分析方法 |
| 2 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造演化 |
| 2.2 岩石地层与变质 |
| 2.3 伸展穹窿 |
| 2.4 花岗岩 |
| 2.5 扬子西缘成矿带 |
| 3 丹巴金矿床 |
| 3.1 矿床地质 |
| 3.1.1 围岩地层 |
| 3.1.2 围岩变质 |
| 3.1.3 矿化蚀变 |
| 3.1.4 矿体特征 |
| 3.1.5 矿石矿物 |
| 3.1.6 矿石化学 |
| 3.2 成矿时代 |
| 3.3 成矿温度 |
| 3.3.1 变质与蚀变温压 |
| 3.3.2 流体包裹体测温 |
| 3.4 矿床地球化学 |
| 3.4.1 氧同位素 |
| 3.4.2 硫同位素 |
| 3.4.3 铅同位素 |
| 3.4.4 氦氩同位素 |
| 3.4.5 铂族元素 |
| 3.5 成矿流体来源 |
| 4 燕子沟金矿床 |
| 4.1 矿床地质 |
| 4.1.1 围岩地层 |
| 4.1.2 围岩变质 |
| 4.1.3 矿化蚀变 |
| 4.1.4 矿体特征 |
| 4.1.5 矿石矿物 |
| 4.2 成矿时代 |
| 4.3 成矿温度 |
| 4.4 矿床地球化学 |
| 4.4.1 氧同位素 |
| 4.4.2 硫同位素 |
| 4.5 成矿流体来源 |
| 5 张家坪子金矿床 |
| 5.1 矿床地质 |
| 5.1.1 围岩地层 |
| 5.1.2 围岩变质 |
| 5.1.3 矿化蚀变 |
| 5.1.4 矿体特征 |
| 5.1.5 矿石矿物 |
| 5.2 成矿时代 |
| 5.3 成矿温度 |
| 5.4 矿床地球化学 |
| 5.4.1 氧同位素 |
| 5.4.2 硫同位素 |
| 5.5 成矿流体来源 |
| 6 矿床成因机制 |
| 6.1 矿床成因类型 |
| 6.1.1 丹巴金矿成因类型 |
| 6.1.2 燕子沟金矿成因类型 |
| 6.1.3 张家坪子金矿成因类型 |
| 6.2 大型穹窿与金成矿 |
| 7 区域造山型金成矿规律 |
| 7.1 西秦岭造山型金矿带 |
| 7.2 东昆仑造山型金矿带 |
| 7.3 古特提斯演化与成矿 |
| 7.3.1 俯冲带地幔流体回返成矿 |
| 7.3.2 交代富集地幔脱挥发分成矿 |
| 8 结论 |
| 附录 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 博士研究生期间发表与毕业论文相关文章 |
| 个人简历 |
（6）用于早前寒武纪岩石Ar-Ar法定年的K-Ar法年龄国家二级标准物质——ZMT04白云母的定值结果（论文提纲范文）
| 1 引言 |
| 2 ZMT04白云母地质概况及矿物学特征 |
| 3 ZMT04白云母的制备、分装及使用年限 |
| 3.1 样品采选 |
| 3.2 样品分装 |
| 3.3 使用年限 |
| 4 Ar-Ar年龄测定结果 |
| 5 ZMT04白云母均匀性检验 |
| 5.1 抽取样品 |
| 5.2 分析测量方法 |
| 5.3 K和40Ar*均匀性检验结果 |
| 5.4 最小取样量检验 |
| 6 定值分析 |
| 6.1 参加定值分析的有关单位 |
| 6.2 定值分析的方法和原则 |
| 6.3 定值分析时的质量监控 |
| 6.4 定值分析数据 |
| 7 定值数据的统计学检验 |
| 7.1 可疑数据的取舍原则 |
| 7.2 K和40Ar*的重复性和复现性检验 |
| 7.3 定值数据的一致值和置信区间 |
| 7.4 其它几种统计方法的计算结果 |
| 8 ZMT04白云母定值结果与不确定度 |
| 8.1 认定值总不确定度的分析 |
| 8.1.1 分析测量的不确定度评价 |
| 8.1.2 不均匀性引起的不确定度的估计 |
| 8.1.3 稳定性变化引起的不确定度的估计 |
| (1) ZMT04白云母稳定性分析 |
| (2) K和40Ar*的稳定性检验 |
| 8.2 ZMT04白云母认定值及不确定度 |
| 8.3 ZMT04白云母——国家二级标准物质 |
| 9 与其它同位素年龄标准物质比较 |
| 10 结论 |
（7）广西大厂长坡—铜坑锡多金属矿床成矿机制（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪言 |
| 1.1 中国锡矿的类型和开发现状 |
| 1.2 研究区以往工作程度及存在分歧 |
| 1.2.1 以往研究工作程度 |
| 1.2.2 以往研究中存在的主要分歧 |
| 1.3 研究的思路和技术路线 |
| 1.3.1 具体研究内容 |
| 1.3.2 采用的技术路线 |
| 1.4 完成工作量 |
| 第二章 区域成矿背景 |
| 2.1 地层特征 |
| 2.1.1 地层的层序和岩性 |
| 2.1.2 沉积建造分析 |
| 2.2 构造特征 |
| 2.2.1 区域构造格局 |
| 2.2.2 长坡-铜坑矿区的构造特征 |
| 2.3 岩浆岩特征 |
| 2.3.1 岩体产出特征 |
| 2.3.2 主要岩石的岩石特征 |
| 2.3.3 岩浆岩侵入期次划分 |
| 第三章 侵入岩体的地球化学特征及构造环境讨论 |
| 3.1 侵入岩体的地球化学特征 |
| 3.1.1 样品的采集及分析方法 |
| 3.1.2 主量元素 |
| 3.1.3 微量元素 |
| 3.1.4 稀土元素地球化学 |
| 3.2 岩浆岩的成因及形成构造环境讨论 |
| 3.2.1 岩石的成因类型划分 |
| 3.2.2 起源与源区性质 |
| 3.2.3 岩石形成的构造环境 |
| 第四章 矿体地质特征 |
| 4.1 长坡-铜坑锡多金属硫化物型矿体特征 |
| 4.1.1 矿体的产出特征 |
| 4.1.2 矿体的形态 |
| 4.1.3 矿石矿物组成和结构构造 |
| 4.1.4 围岩蚀变 |
| 4.2 高峰100 号地质特征 |
| 4.2.1 100 号矿体的规模、形态和产出特征 |
| 4.2.2 主要的矿物组成和结构、构造 |
| 4.2.3 围岩蚀变 |
| 4.3 长坡–铜坑深部矽卡岩型层状锌（铜）矿体特征 |
| 4.3.1 矿体的形态、产状和规模 |
| 4.3.2 矿石的矿物组成 |
| 4.3.3 矿石的主要结构构造 |
| 4.3.4 围岩蚀变 |
| 4.4 长坡-铜坑矿体的空间分布规律 |
| 4.5 矿床成矿期和成矿阶段的划分 |
| 第五章 矿物的微量元素地球化学特征及指示意义 |
| 5.1 黄铁矿特征及指示意义 |
| 5.1.1 黄铁矿的产出特征 |
| 5.1.2 同生沉积黄铁矿的成分特征 |
| 5.1.3 矿体中黄铁矿与同生沉积黄铁矿的化学成分对比 |
| 5.2 锡石化学成分的变化及指示意义 |
| 5.2.1 锡石产出特征 |
| 5.2.2 锡石的化学成分特点 |
| 5.3 矿石和脉石矿物的REE 地球化学特征及指示意义 |
| 5.3.1 矿石矿物的 REE 地球化学特征 |
| 5.3.2 脉石矿物方解石的 REE 地球化学特征 |
| 5.3.3 矿物 REE 地球化学特征的指示意义 |
| 第六章 矿体地球化学特征及意义 |
| 6.1 成矿元素地球化学背景 |
| 6.2 锡石-硫化物矿体的地球化学特征 |
| 6.2.1 样品特征与测试结果 |
| 6.2.2 主量元素的地球化学特征 |
| 6.2.3 微量元素地球化学特征 |
| 6.3 矽卡岩型锌铜矿体的地球化学特征 |
| 6.3.1 样品特征与测试结果 |
| 6.3.2 96 号矿体造岩元素地球化学 |
| 6.3.3 成矿元素和微量地球化学 |
| 6.3.4 稀土元素地球化学 |
| 6.3.5 96 号矿体成矿物质的来源与运移方向 |
| 6.4 从微量元素地球化学特征分析大厂矿床成矿物质的运移 |
| 第七章 硫、铅同位素地球化学 |
| 7.1 硫同位素组成及示踪 |
| 7.1.1 长坡-铜坑矿床硫同位素组成 |
| 7.1.2 100 号矿体硫同位素组成 |
| 7.1.3 锌铜矿体的硫同位素组成 |
| 7.1.4 硫同位素示踪 |
| 7.2 铅同位素特征 |
| 7.2.1 Pb 同位素分析方法和结果 |
| 7.2.2 铅源讨论 |
| 第八章 成岩成矿时代研究 |
| 8.1 大厂岩浆岩体的侵入时代 |
| 8.1.1 样品的采集及测试方法 |
| 8.1.2 测定的结果 |
| 8.2 长坡-铜坑锡多金属矿体的成矿年龄 |
| 8.2.1 石英中流体包裹体的 Rb-Sr 等时线法 |
| 8.2.2 ~(40)Ar-~(39)Ar 定年 |
| 8.2.3 毒砂、黄铁矿的 Re-Os 同位素年龄测定 |
| 8.3 矽卡岩型锌铜矿体成矿年龄 |
| 8.3.1 石英中流体包裹体的 Re-Sr 等时线年龄 |
| 8.3.2 石榴石的 Sm-Nd 等时线年龄 |
| 8.4 成岩成矿作用的时间讨论 |
| 8.4.1 大厂笼箱盖岩体的形成时代及岩浆活动延续的时间 |
| 8.4.2 成矿作用的时代 |
| 8.5 RE-OS同位素体系成矿物质来源示踪 |
| 第九章 矿床的成矿机制及成矿模型 |
| 9.1 有利地质条件是矿床形成的前提 |
| 9.1.1 有利的赋矿地层是矿床形成的基础 |
| 9.1.2 岩浆活动为成矿提供物源和热源 |
| 9.1.3 构造条件为成矿提供有利的定位空间 |
| 9.2 成矿流体的地球化学特征和流体来源 |
| 9.2.1 流体包裹体地球化学特征 |
| 9.2.2 成矿流体来源的 He、Ar 同位素示踪 |
| 9.3 矿床的成矿机理和成矿模型 |
| 结束语 |
| 参考文献 |
| 攻读博士论文期间取得的成果 |
| 致谢 |
（8）湘东北地区铜-铅-锌-钴多金属成矿系统（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| abstract |
| 引言 |
| 1 选题背景 |
| 2 研究现状与存在主要问题 |
| 2.1 成矿系统理论及其发展 |
| 2.2 我国多金属成矿系统研究现状 |
| 2.3 湘东北多金属成矿系统研究现状 |
| 2.4 湘东北代表性矿床成矿作用研究 |
| 2.5 存在主要问题 |
| 3 研究目的与研究意义 |
| 4 研究内容与技术路线 |
| 5 主要实物工作量 |
| 6 主要创新性成果 |
| 第一章 区域成矿地质背景 |
| 1.1 区域地层 |
| 1.1.1 新元古界 |
| 1.1.2 古生界 |
| 1.1.3 中生界 |
| 1.1.4 新生界 |
| 1.2 区域构造 |
| 1.2.1 构造单元划分 |
| 1.2.2 构造运动 |
| 1.2.3 断裂 |
| 1.2.4 褶皱 |
| 1.3 区域岩浆岩 |
| 1.3.1 火山岩 |
| 1.3.2 侵入岩 |
| 1.4 区域变质岩 |
| 1.5 区域矿产资源概况 |
| 第二章 铜-铅-锌-钴多金属矿床地质特征 |
| 2.1 铜-铅-锌-钴多金属矿床概况 |
| 2.2 七宝山斑岩型-矽卡岩型-热液脉型铜多金属矿床 |
| 2.2.1 矿区地质 |
| 2.2.2 矿体地质 |
| 2.2.3 矿化特征 |
| 2.3 井冲热液脉型铜-钴-铅-锌多金属矿床 |
| 2.3.1 矿区地质 |
| 2.3.2 矿体地质 |
| 2.3.3 矿化特征 |
| 2.4 桃林热液脉型铅-锌-铜多金属矿床 |
| 2.4.1 矿区地质 |
| 2.4.2 矿体地质 |
| 2.4.3 矿化特征 |
| 2.5 栗山热液脉型铅-锌-铜多金属矿床 |
| 2.5.1 矿区地质 |
| 2.5.2 矿体地质 |
| 2.5.3 矿化特征 |
| 第三章 测试分析方法 |
| 3.1 岩浆岩锆石分选与制靶 |
| 3.2 锆石U-PB年代学 |
| 3.3 锆石LU-HF同位素 |
| 3.4 硫、铅同位素 |
| 3.5 硫化物单矿物RB-SR同位素等时线 |
| 3.6 萤石单矿物SM-ND同位素等时线 |
| 3.7 流体包裹体均一温度、冰点温度、群体成分、H-O同位素测试 |
| 第四章 七宝山斑岩型—矽卡岩型—热液脉型铜多金属矿床地球化学特征及成因 |
| 4.1 成岩成矿时代 |
| 4.1.1 成岩时代 |
| 4.1.2 成矿时代 |
| 4.2 成矿岩体岩石地球化学特征 |
| 4.2.1 岩石学 |
| 4.2.2 岩石地球化学 |
| 4.3 成矿流体性质及来源 |
| 4.3.1 岩相学 |
| 4.3.2 物理化学条件 |
| 4.3.3 流体成分 |
| 4.3.4 H-O同位素 |
| 4.4 成矿物质来源 |
| 4.4.1 硫同位素 |
| 4.4.2 铅同位素 |
| 4.5 矿床成因分析 |
| 第五章 井冲热液脉型铜-钴-铅-锌多金属矿床地球化学特征及成因 |
| 5.1 成岩成矿时代 |
| 5.1.1 成岩时代 |
| 5.1.2 成矿时代 |
| 5.2 成矿岩体岩石地球化学 |
| 5.2.1 岩石学 |
| 5.2.2 岩石地球化学 |
| 5.3 成矿流体性质 |
| 5.3.1 岩相学 |
| 5.3.2 物理化学条件 |
| 5.3.3 流体成分 |
| 5.3.4 H-O同位素 |
| 5.4 成矿物质来源 |
| 5.4.1 硫同位素 |
| 5.4.2 铅同位素 |
| 5.5 矿床成因分析 |
| 第六章 桃林热液脉型铅-锌-铜多金属矿床地球化学特征及成因 |
| 6.1 成岩成矿时代 |
| 6.1.1 成岩时代 |
| 6.1.2 成矿时代 |
| 6.2 成矿岩体岩石学及地球化学 |
| 6.3 成矿流体性质 |
| 6.3.1 岩相学 |
| 6.3.2 物理化学条件 |
| 6.3.3 流体成分 |
| 6.3.4 H-O同位素 |
| 6.4 成矿物质来源 |
| 6.4.1 硫同位素 |
| 6.4.2 铅同位素 |
| 6.5 矿床成因分析 |
| 第七章 栗山热液脉型铅-锌-铜多金属矿床地球化学特征及成因 |
| 7.1 成岩成矿时代 |
| 7.1.1 成岩时代 |
| 7.1.2 成矿时代 |
| 7.2 岩浆岩岩石学及地球化学 |
| 7.2.1 岩石学 |
| 7.2.2 岩石地球化学 |
| 7.3 成矿流体性质 |
| 7.3.1 岩相学 |
| 7.3.2 物理化学条件 |
| 7.3.3 流体成分 |
| 7.3.4 H-O同位素 |
| 7.4 成矿物质来源 |
| 7.4.1 硫同位素 |
| 7.4.2 铅同位素 |
| 7.5 矿床成因分析 |
| 第八章 铜-铅-锌-钴多金属成矿系统 |
| 8.1 成矿系统划分 |
| 8.1.1 成矿系统划分依据 |
| 8.1.2 湘东北地区铜-铅-锌-钴多金属成矿系统划分 |
| 8.2 成矿要素 |
| 8.2.1 物质来源 |
| 8.2.2 流体性质 |
| 8.2.3 能量与动力 |
| 8.2.4 时间与空间 |
| 8.2.5 成矿控制因素 |
| 8.3 成矿作用过程 |
| 8.4 成矿产物 |
| 8.5 成矿后的变化 |
| 8.6 成矿模式 |
| 8.7 找矿方向 |
| 8.7.1 岩浆热液充填-交代型铜-铅-锌-钴多金属矿 |
| 8.7.2 燕山期斑岩型铜钨等多金属矿 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（9）东昆仑造山带中新生代热演化史及隆升-剥露过程研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景及研究意义 |
| 1.2 东昆仑热年代学研究现状及存在问题 |
| 1.3 研究内容及思路 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究思路 |
| 1.4 完成的工作量 |
| 第二章 东昆仑及其邻区区域地质概况 |
| 2.1 东昆仑构造单元划分及地质概况 |
| 2.1.1 东昆仑蛇绿混杂岩带 |
| 2.1.2 东昆北构造带 |
| 2.1.3 东昆中构造带 |
| 2.1.4 东昆南构造带 |
| 2.1.5 松潘甘孜地块 |
| 2.2 东昆仑地区及其邻区新生代盆地 |
| 2.2.1 东昆仑新生代盆地 |
| 2.2.2 柴达木盆地 |
| 2.2.3 可可西里盆地 |
| 2.3 主要区域性活动断裂 |
| 2.3.1 昆仑断裂 |
| 2.3.2 阿尔金断裂 |
| 2.3.3 鄂拉山断裂 |
| 第三章 热年代学方法原理及实验方法 |
| 3.1 热年代学方法基本原理及其在造山带剥露过程研究中的应用 |
| 3.1.1 基本概念及原理 |
| 3.1.2 热年代方法在造山带剥露过程研究中的应用 |
| 3.2 ~(40)Ar/~(39)Ar测年方法基本原理以及实验测试方法 |
| 3.2.1 ~(40)Ar/~(39)Ar测年方法基本原理 |
| 3.2.2 ~(40)Ar/~(39)Ar年代学实验测试方法 |
| 3.2.3 空气氩同位素及标样FCs和 YBCs的测试结果 |
| 3.3 裂变径迹基本原理以及实验测试方法 |
| 3.3.1 裂变径迹定年基本原理 |
| 3.3.2 裂变径迹定年测试方法 |
| 3.3.3 裂变径迹的退火行为及热史模拟 |
| 第四章 东昆仑西段热年代学研究 |
| 4.1 祁曼塔格地区基岩的冷却剥露过程研究 |
| 4.1.1 样品的野外及岩石学特征 |
| 4.1.2 ~(40)Ar/~(39)Ar年代学结果 |
| 4.1.3 磷灰石裂变径迹年代学结果 |
| 4.1.4 年龄解释及热演化史恢复 |
| 4.2 库木库里盆地新生界碎屑磷灰石裂变径迹研究 |
| 4.2.1 样品的野外特征 |
| 4.2.2 碎屑磷灰石裂变径迹结果 |
| 4.2.3 物源分析及源区剥蚀速率估算 |
| 4.3 小结 |
| 第五章 东昆仑中段热年代学研究 |
| 5.1 开木其陡里格地区基岩热年代学研究 |
| 5.1.1 地质背景及样品的野外及岩石学特征 |
| 5.1.2 ~(40)Ar/~(39)Ar年代学结果 |
| 5.1.3 磷灰石裂变径迹年代学结果 |
| 5.1.4 年龄解释及冷却-剥露过程讨论 |
| 5.2 不冻泉地区上三叠统巴颜喀拉群碎屑矿物年代学研究 |
| 5.2.1 碎屑白云母~(40)Ar/~(39)Ar测年结果 |
| 5.2.2 碎屑锆石特征及U-Pb年龄结果 |
| 5.2.3 物源分析 |
| 5.3 小结 |
| 第六章 东昆仑东段热年代学研究 |
| 6.1 香日德-智玉路线剖面热年代学研究 |
| 6.1.1 地质背景及样品的野外及岩石学特征 |
| 6.1.2 ~(40)Ar/~(39)Ar年代学结果 |
| 6.1.3 磷灰石裂变径迹年代学结果 |
| 6.1.4 年龄解释及冷却-剥露过程讨论 |
| 6.2 塔妥地区下三叠统洪水川组、下侏罗统羊曲组碎屑矿物年代学研究 |
| 6.2.1 碎屑白云母~(40)Ar/~(39)Ar测年结果 |
| 6.2.2 碎屑锆石特征及U-Pb年龄结果 |
| 6.2.3 物源分析 |
| 6.4 小结 |
| 第七章 讨论 |
| 7.1 古生代造山作用晚期热松弛过程 |
| 7.2 中生代早期的快隆升剥露过程及其动力学背景 |
| 7.3 中生代中晚期至始新世的剥蚀去顶过程及其动力学背景 |
| 7.4 晚渐新世-早中新世大规模快速隆升剥露过程及其动力学机制 |
| 7.4.1 晚渐新世-早中新世大规模快速隆升剥露过程及其沉积响应 |
| 7.4.2 南北差异隆升剥露 |
| 7.4.3 动力学机制 |
| 7.5 东昆仑中新生代热演化史及隆升剥露过程 |
| 第八章 主要进展与结论 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 致谢 |
| 攻读博士/硕士学位期间取得的科研成果 |
| 作者简介 |
（10）冈底斯成矿带浦桑果富钴铜多金属矿床地质特征及矿床成因研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题背景及意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 国内外矽卡岩型矿床研究现状 |
| 1.2.2 冈底斯成矿带矽卡岩型矿床研究现状 |
| 1.2.3 国内外钴矿床研究现状 |
| 1.3 浦桑果矿区研究现状及存在问题 |
| 1.3.1 研究现状 |
| 1.3.2 存在问题 |
| 1.4 研究内容与方法 |
| 1.5 论文完成工作量 |
| 1.6 论文主要创新成果 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造位置 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.2.1 侏罗系 |
| 2.2.2 白垩系 |
| 2.2.3 古近系 |
| 2.2.4 新近系 |
| 2.2.5 第四系 |
| 2.3 区域构造 |
| 2.4 区域岩浆岩 |
| 2.5 区域地球化学特征 |
| 2.6 区域地球物理特征 |
| 第3章 矿床地质特征 |
| 3.1 矿区地层 |
| 3.1.1 白垩系 |
| 3.1.2 古新世 |
| 3.1.3 第四系 |
| 3.2 矿区构造 |
| 3.3 矿区侵入岩 |
| 3.4 矿体特征 |
| 3.4.1 形态、规模及产状 |
| 3.4.2 资源量概况 |
| 3.5 矿石特征 |
| 3.5.1 矿石类型 |
| 3.5.2 矿石组构 |
| 3.5.3 矿物组合 |
| 3.6 围岩蚀变特征 |
| 3.7 成矿期与成矿阶段 |
| 第4章 矿物化学特征与钴的赋存状态 |
| 4.1 样品采集和分析方法 |
| 4.1.1 样品采集及特征 |
| 4.1.2 分析方法 |
| 4.2 矽卡岩矿物化学特征 |
| 4.2.1 石榴子石 |
| 4.2.2 辉石 |
| 4.2.3 其它主要硅酸盐矿物 |
| 4.3 硫化物矿物化学特征 |
| 4.3.1 主量元素特征 |
| 4.3.2 LA-ICP-MS微量元素特征 |
| 4.4 钴的赋存状态 |
| 4.4.1 独立钴矿物 |
| 4.4.2 类质同象钴 |
| 4.5 矽卡岩类型及形成环境 |
| 4.6 小结 |
| 第5章 成矿流体特征、物质来源及金属沉淀机制 |
| 5.1 流体包裹体分析 |
| 5.1.1 样品采集与分析测试 |
| 5.1.2 包裹体岩相学特征 |
| 5.1.3 包裹体成分分析 |
| 5.1.4 包裹体显微测温 |
| 5.2 成矿流体来源 |
| 5.2.1 样品采集与分析测试 |
| 5.2.2 氢、氧同位素特征 |
| 5.2.3 氦、氩同位素特征 |
| 5.3 成矿物质来源 |
| 5.3.1 样品采集与分析测试 |
| 5.3.2 硫同位素特征 |
| 5.3.3 铅同位素特征 |
| 5.4 金属迁移沉淀机制 |
| 5.5 小结 |
| 第6章 中酸性岩浆岩形成时代及岩石成因 |
| 6.1 样品采集与分析测试 |
| 6.1.1 样品采集 |
| 6.1.2 锆石U-Pb定年 |
| 6.1.3 全岩地球化学分析 |
| 6.1.4 全岩Sr-Nd-Pb同位素分析 |
| 6.1.5 锆石Hf同位素分析 |
| 6.2 锆石U-Pb定年结果 |
| 6.2.1 黑云母花岗闪长岩 |
| 6.2.2 闪长玢岩 |
| 6.3 全岩地球化学特征 |
| 6.3.1 主量元素 |
| 6.3.2 稀土元素 |
| 6.3.3 微量元素 |
| 6.4 全岩Sr-Nd-Pb-Hf同位素特征 |
| 6.4.1 全岩锶-钕同位素特征 |
| 6.4.2 全岩铅同位素特征 |
| 6.4.3 锆石Hf同位素特征 |
| 6.5 岩石成因 |
| 6.6 小结 |
| 第7章 矿床成因与成矿模式 |
| 7.1 成岩成矿时代 |
| 7.1.1 成岩时代 |
| 7.1.2 成矿时代 |
| 7.2 成岩成矿地球动力学背景 |
| 7.3 控矿因素 |
| 7.3.1 岩浆作用对成矿的制约 |
| 7.3.2 赋矿地层对成矿作用的贡献 |
| 7.4 成矿模式 |
| 第8章 主要结论和存在问题 |
| 8.1 主要结论 |
| 8.2 存在问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
四、氩同位素稀释法测定矿物、岩石年龄（论文参考文献）
- [1]同位素地质年龄测定技术及应用[J]. 陈文,万渝生,李华芹,张宗清,戴橦谟,施泽恩,孙敬博. 地质学报, 2011(11)
- [2]中国K-Ar法地质年龄标准物质ZBH-15黑云母的研制[J]. 桑海清,王非,贺怀宇,王英兰. 矿物岩石地球化学通报, 2006(03)
- [3]黔西南卡林型金矿构造—岩浆—热液成矿模式研究[D]. 吴松洋. 中国地质大学(北京), 2019
- [4]K-Ar法地质年龄标准物质ZBJ角闪石的定值结果[J]. 桑海清,王非,贺怀宇,王英兰. 地质科学, 2007(03)
- [5]扬子克拉通西缘丹巴—冕宁造山型金矿带成因机制[D]. 赵鹤森. 中国地质大学(北京), 2019
- [6]用于早前寒武纪岩石Ar-Ar法定年的K-Ar法年龄国家二级标准物质——ZMT04白云母的定值结果[J]. 桑海清,王非,龚俊峰,周晶. 岩石学报, 2013(08)
- [7]广西大厂长坡—铜坑锡多金属矿床成矿机制[D]. 梁婷. 长安大学, 2008(08)
- [8]湘东北地区铜-铅-锌-钴多金属成矿系统[D]. 陕亮. 中国地质大学(北京), 2019(02)
- [9]东昆仑造山带中新生代热演化史及隆升-剥露过程研究[D]. 周波. 西北大学, 2019(04)
- [10]冈底斯成矿带浦桑果富钴铜多金属矿床地质特征及矿床成因研究[D]. 李壮. 中国地质大学(北京), 2019