一、河北下营坊金矿矿化特征及成因讨论（论文文献综述）
邹滔,王玉往,王京彬,张会琼,赵路通,解洪晶,石煜,刘永振,刘贵权[1]（2016）在《冀东下营坊金矿成矿年代学研究》文中提出冀东下营坊金矿地处华北地台北缘燕山造山带东段,是该区一个重要的岩浆期后热液型金矿。该金矿产于大铜山杂岩体及外接触带中,有三种矿化类型,即斑岩型、角砾岩型、矽卡岩型,构成了典型的斑岩型金矿成矿系统。为精确厘定下营坊金矿的成矿年代,更好的理解该矿与区内其他金矿的关系,本文采用锆石U-Pb和辉钼矿Re-Os同位素定年,获得赋矿斑岩（花岗斑岩）的结晶年龄为163.32±0.90Ma,切穿矿体的煌斑岩脉结晶年龄为159.0±1.5Ma,由此限定成矿年龄可能在163.32Ma159.0Ma之间;而由辉钼矿获得的Re-Os同位素模式年龄为164.2±2.3Ma。在误差范围内,Re-Os同位素模式年龄与U-Pb同位素年龄是一致的,表明下营坊金矿成矿年龄为164.2±2.3Ma,属于中侏罗世岩浆热液事件。结合前人研究结果,认为下营坊金矿以及冀东中侏罗世金矿的成岩成矿构造背景与区内该时期的岩浆事件一样,可能受古太平洋板块俯冲的影响而处于挤压的构造环境。
李宏斌[2]（2014）在《河北平泉下金宝金矿床地质地球化学特征及成因分析》文中研究表明摘要：下金宝金矿床属于平泉下营坊金矿区的一部分,为金多金属矿床。在对成矿地质背景、矿床地球化学特征、流体包裹体特征和成矿地质条件分析的基础上,开展了下金宝矿床成矿物质来源、控矿因素、矿床成因等方面的研究。论文的研究成果主要有以下几点：1.下金宝岩体全岩分析显示岩体属于硅酸过饱和类的钙碱性岩石；稀土元素分析显示,轻稀土富集强烈,岩体具Eu负异常,La/Sm与La关系成一条平缓曲线,岩浆岩在早期形成的过程中经过了分离结晶作用过程,轻重稀土比值远大于1,轻稀土强烈富集,结合Y-Nb关系和lgτ-lgσ关系综合分析,岩体形成的构造环境应为造山带火山岩；2.对下金宝岩体的微量元素变化进行分析,结果显示岩体是中下地壳岩石深熔或重熔的产物,并在形成过程中可能混染了部分上地幔物质。3.运用电子探针测试手段,对金属硫化物矿物标型特征进行了研究,其中,黄铁矿S/Fe<2, w（Mo）的含量为0.5%～0.7%,w（Co）远大于w（Ni）,符合次火山热液型含金黄铁矿的标型特征。4.通过同位素以及流体包裹体特征分析,探讨了成矿物质及成矿流体来源,指出成矿物质主要来源于花岗斑岩和老地层,成矿流体主要来源于岩浆水,为中高温、中高密度、高盐度流体。成矿流体组合类型为H2O-CO2-K+（Na+）-CI--SO42-型。5.下金宝地区岩浆为该区提供了成矿物质来源、流体来源和热源,且地层也可能提供了部分的成矿物质；构造是本区成矿的必要因素,特别是岩体及变质岩基底中的裂隙及与断裂构造接触的次一级构造部位,控制了岩浆的侵位和矿体的就位,且为成矿提供了空间。6.结合本区矿床的地质特征、矿床地球化学特征,以及对其成矿地质条件、成矿物质来源、控矿因素和成矿作用的分析,认为下金宝金矿床为与次火山热液有关的斑岩型矿床。
董少波,马林霄,李庆哲[3]（2015）在《河北下营坊金矿区大东山矿床地质特征及成因探讨》文中指出河北下营坊金矿区位于永安—下营坊—毛家沟构造岩浆岩活动带的金多金属成矿带上。矿区划分为4个矿床,即下金宝沟矿床、东山—大东山矿床、水泉沟—西岔矿床和梁根—南梁矿床。大东山矿床共圈出1个矿体,矿体形态简单,呈向斜形态产出在长城系高于庄组含砂白云岩和含铁白云岩中。矿体有用组分分布较均匀,在垂向上,矿体品位呈现由低到高再逐渐变低的特点;在勘探线方向上,矿体品位呈现两翼高核部低的特点;在向斜轴走向上,矿体品位变化不大。矿体厚度较稳定,以花岗斑岩顶部为中心,向四周有减薄的趋势。通过与相邻矿床对比,结合矿床地质特征,认为大东山矿床为接触交代—热液型金矿床。
熊乐[4]（2017）在《冀东—辽西地区中生代岩浆演化与金成矿关系》文中认为中生代是华北克拉通周缘广泛发育的金矿爆发式成矿作用时期,相应也形成了一系列伸展构造、大规模多期次岩浆作用和显着的岩石圈减薄。以往关于大规模金成矿作用时代的认识主要为早白垩世,并将其形成过程与岩石圈减薄相联系。然而,华北北缘中生代金成矿作用的时代不仅限于早白垩世,且金矿形成与中生代不同期次岩浆作用的联系及其形成的深部动力学背景仍然存在争议。本文选取冀东—辽西金矿集中区为切入点,对区内三叠纪—侏罗纪大石柱子杂岩、柏杖子花岗岩和煌斑岩脉开展了详细的岩石学、地球化学、锆石U–Pb年代学和Hf同位素组成研究,探讨了中生代岩浆作用的成因、岩浆记录的壳幔相互作用信息及其对中生代华北北缘岩石圈演化的制约;对区内柏杖子、牛心山和峪耳崖等典型侏罗纪金矿开展了成矿流体和成矿物质来源研究,构建了冀东—辽西地区Pb同位素增长模型,探讨了华北北缘不同期次金成矿与岩浆作用的时空耦合和来源之间的内在成因联系。大石柱子杂岩主要由花岗岩和花岗闪长岩组成。其中花岗岩内岩浆锆石U–Pb年龄为226±3 Ma,形成于晚三叠世。岩石属于准铝质、高钾钙碱性岩石系列,具有显着的高Na2O（4.5–4.9 wt.%）、Sr（≥458 ppm）、低Y（≤8.3 ppm）和高Sr/Y（65–126）、（La/Yb）N比值（35–48）等埃达克质岩石的地球化学特征,同时富集大离子亲石元素K、Rb、Sr、Ba、U和轻稀土元素,亏损高场强元素Nb、Ta、Ti、P和重稀土元素。其全岩初始87Sr/86Sr和εNd（t）值分别介于0.70416–0.70449、-11.0-9.1;锆石εHf（t）值介于-12.2-1.4。上述特征表明大石柱子花岗岩来源于33–40 km深度范围内镁铁质下地壳物质的熔融,且下地壳源区包括古老地壳物质和富集岩石圈地幔来源的新生地壳物质。柏杖子花岗岩中岩浆锆石U–Pb年龄为233±3 Ma,形成于晚三叠世。岩石属于准铝质、高钾钙碱性—钾玄质岩石系列,具有低MgO（0.58–0.77 wt.%）、Mg#、Co（2.9–3.7 ppm）、Ni（0.9–2.9 ppm）、Cr（12.5–15.8ppm）含量和高Sr/Y比值（40–51）,同时富集大离子亲石元素和轻稀土元素,亏损高场强元素。其全岩初始87Sr/86Sr和εNd（t）值分别介于0.70445–0.70524、-7.3-1.7;锆石εHf（t）值介于-13.4-5.9。综合分析认为,柏杖子花岗岩来源于受改造的下地壳物质熔融,所形成的熔体经历了一定程度的斜长石分离结晶。上述大石柱子花岗岩和柏杖子花岗岩的形成可能与蒙古增生地体与华北克拉通碰撞造山后的伸展过程相关,伸展过程中玄武岩底侵导致幔源组分的加入对华北北缘下地壳形成改造,同时提供热源诱发下地壳物质熔融形成三叠纪岩浆岩。岩石高Sr/Y、低Y以及Nb–Ta和Ti的亏损都是继承了华北克拉通下地壳的源区属性。煌斑岩脉岩性主要为云煌岩和云斜煌岩,其岩浆锆石U–Pb年龄为167±8 Ma,形成于中侏罗世。岩石属于钾玄质岩石系列,具有宽泛的SiO2含量范围（48.5–56.4wt.%）、中等—低Na2O（1.3–3.9 wt.%）和高全碱（K2O+Na2O=5.2–8.4 wt.%）含量,根据煌斑岩脉MgO和Al2O3含量可以将其分为两组:GP1组煌斑岩脉具有高Al2O3（12.4–14.1 wt.%）、相对低Fe2O3（5.3–8.0 wt.%）和MgO（5.7–9.7 wt.%）、Mg#（62–71）,同时显示相对低相容元素、高稀土元素含量（546–880 ppm）以及类似MORB的Th/U（3.3–3.8）、Ba/Th（53–180）和Ce/Pb比值（11.7–27.3）特征,且其Sr–Nd同位素组成变化范围大（初始87Sr/86Sr=0.70569–0.70629;εNd（t）=-8.5-0.1）。GP2组煌斑岩脉具有低Al2O3（11.7–12.4 wt.%）、相对高Fe2O3（7.4–8.0 wt.%）和MgO（11.7–13.7 wt.%）、Mg#（76–77）,同时具有显着的高相容元素Co（360–470ppm）、Cr（563–712 ppm）和低稀土元素含量（189–291 ppm）,并显示富集的Sr–Nd同位素组成（初始87Sr/86Sr=0.70618–0.70800;εNd（t）=-10.7-7.4）。综合分析认为,GP1组煌斑岩脉来源于相对饱满的岩石圈地幔（石榴石相角闪石二辉橄榄岩）,熔体形成前经历了不同程度软流圈地幔熔体与岩石圈地幔橄榄岩的反应;GP2组煌斑岩脉则来源于古老的岩石圈地幔,源区成分为石榴石相金云母/角闪石二辉橄榄岩。结合对大石柱子花岗岩和柏杖子花岗岩的成因认识,认为在中侏罗世以前的早中生代时期,华北克拉通北缘东部岩石圈地幔的减薄主要是由熔体与橄榄岩反应和热—机械侵蚀机制造成的。与此同时,通过与软流圈地幔来源熔体的反应,岩石圈地幔底部橄榄岩的化学组成也发生了改变。冀东—辽西地区分布了大量着名的金矿床,如金厂峪、峪耳崖、柏杖子、牛心山金矿等。区内主要的金矿床产出于EW向密云—喜峰口深断裂和NE–NNE向喜峰口—凌源断裂带之中以及相邻地区,金矿主要围绕都山—大石柱子杂岩体呈卫星状分布,与中生代碱性—钙碱性岩体空间关系密切。矿体包括石英脉型和蚀变岩型两类,主要受断裂构造与岩浆岩形态特征控制。矿石构造主要为块状构造、脉状构造、条带状构造、网脉状构造和浸染状构造;矿石结构以自形—半自形粒状、它形粒状结构、压碎结构、充填结构、交代结构等为主。各金矿区均产出黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿、碲铋矿、银金矿和自然金等金属矿物。围岩蚀变主要为硅化、黄铁矿化、绢云母化、绿泥石化和碳酸盐化等。可以将热液成矿期划分为3个成矿阶段:石英—黄铁矿、石英—多金属硫化物和碳酸盐阶段,其中石英—多金属硫化物阶段为最重要的成矿阶段。柏杖子金矿石英包裹体均一温度为300℃–380℃,盐度为5.3 wt.%NaCl,δ18O和δD值分别为0.34.1‰、-94.0-90.7‰;牛心山金矿石英包裹体均一温度为260℃–360℃（峰值280℃–320℃）,盐度3–11 wt.%NaCl,δ18O和δD值分别为-2.66.2‰、-80.7-63.1‰;峪耳崖金矿石英包裹体均一温度为259℃–390℃（峰值280℃–330℃）,盐度2.1–4.5 wt.%NaCl,δ18O和δD值分别为4.67.6‰、-90.4-72.1‰,δ13C值为-7.9-3.8‰;金厂峪金矿石英包裹体均一温度为256℃–370℃,盐度3.0–12.5 wt.%NaCl,δ18O和δD值分别为-0.98.3‰、-97.0-50.0‰,石英包裹体和铁白云石δ13C值分别为-8.4-2.3‰、-7.6-5.4‰。综合上述特征,认为金成矿流体主要来源于岩浆热液,并有少量古大气降水的混入。柏杖子金矿硫化物δ34S值主要为-1.56.3‰（平均3.8±4.6‰）,黄铁矿Co含量和Co/Ni比值分别为0.02–0.09%、0.9–16.7;牛心山金矿硫化物δ34S值主要为3.16.3‰（平均4.7±1.1‰）,黄铁矿Co含量和Co/Ni比值分别为0.08–0.25%、0.5–3.2;峪耳崖金矿硫化物δ34S值主要为1.03.7‰（平均2.6±0.7‰）,黄铁矿Co含量和Co/Ni比值分别为0.04–0.31%、0.6–8.3;金厂峪金矿δ34S值主要为-4.92.5‰（平均-1.9±2.4‰）。上述特征表明金矿硫源为岩浆硫,黄铁矿主要为岩浆热液成因。根据华北克拉通地质演化历史之中3次重要地质事件将冀东—辽西地区Pb同位素增长模型分为两个演化阶段。3次地质事件分别为2.9–2.7 Ga大陆地壳增长和壳幔分异、1.85 Ga华北东部和西部陆块的拼合、中生代大规模岩浆活动和金成矿作用。Pb同位素增长模型表明华北北缘三叠纪岩浆岩具有显着的富集岩石圈地幔物质的贡献,侏罗纪岩浆岩则以下地壳源区为特征,早白垩世岩浆岩源区壳幔相互作用具有重要意义。冀东—辽西地区金矿成矿物质主要来源于下地壳,此外壳幔相互作用对柏杖子金矿成因有重要意义;而赤峰—朝阳地区金矿成矿物质主要来源于岩石圈地幔或壳幔相互作用过程。综合岩浆活动和金成矿的时空关系、地球化学特征,认为三叠纪成岩和成矿作用主要形成于蒙古增生地体与华北克拉通碰撞造山后的伸展过程构造背景;侏罗纪成岩和成矿作用来源高度耦合,所构成的近EW向岩浆岩和成矿带形成于古太平洋板块（Izanagi板块）向东亚大陆正向俯冲的构造背景;早白垩世成岩和成矿作用也具有一致的来源,所构成的NE向岩浆岩和成矿带形成于大平洋板块西向俯冲于东亚大陆之下的构造背景。
邹滔,王玉往,王京彬,张会琼,赵路通,石煜,刘永振[5]（2017）在《冀东下营坊地区晚古生代富碱侵入岩锆石U-Pb年代学、岩石地球化学及其地质意义》文中指出富碱侵入岩具有重要的地质和矿产意义,倍受学者关注。冀东地区晚古生代钙碱性岩浆岩十分发育,而碱性岩少见,笔者首次在冀东下营坊地区识别出一批与金（铜铅锌银）多金属矿化有关的晚古生代中晚期的富碱侵入岩体。通过锆石LA-ICP-MS U-Pb测年,获得下营坊地区三处富碱侵入岩的侵位年龄分别为300.0±1.5Ma、299.3±2.1Ma、300.0±2.0Ma,侵位时间显示这些岩浆岩均为晚石炭世末—早二叠世的产物。岩石地球化学特征显示富碱（K2O+Na2O>8%）,稀土元素含量较高,并强烈富集轻稀土,指示其具有富碱侵入岩的基本特征。下营坊富碱侵入岩富集大离子亲石元素,高La/Yb比,较高的La/Sm比值且变化范围大（>5）,低Y,Eu异常不明显等特点,表明其源区可能与富集地幔有关,并可能受到俯冲板片脱水所释放流（熔）体的影响,在岩浆的侵位过程中可能受到地壳物质的混染。由成岩时代结合区域构造演化历史推断,该地区富碱侵入岩很可能与古生代期间古亚洲洋板块向华北板块俯冲有关,并形成于由俯冲板块后撤的伸展环境。
马晓辉[6]（2015）在《河北省平泉县下营坊金矿成矿机制与找矿方向》文中进行了进一步梳理下营坊金矿地处华北陆块北缘中段,该区具有复杂的地质演化史,尤其燕山期经历了强烈的构造运动,大量的金矿床形成于该时期,具有很大的找矿前景。矿区包括下金宝沟斑岩型金矿,大东山矽卡岩型金矿和东梁中温热液型金矿。下金宝沟金矿产于蚀变花岗斑岩体及接触带中;大东山金矿产于石英二长斑岩与长城系高于庄组碳酸盐岩的接触带中;东梁金矿产于大东山杂岩体与长城系的接触带上,矿体主要赋存于流纹质角砾熔岩带,受火山机构的环形构造控制。矿区出露岩体为下营坊杂岩体,地表由下金宝沟花岗斑岩体和大东山杂岩体组成,二者在深部连接为一体。杂岩体岩性主要包括闪长玢岩、花岗斑岩和石英二长斑岩,其边部还有流纹质角砾熔岩、流纹岩等。对闪长玢岩、花岗斑岩的地球化学特征分析表明:下营坊杂岩体可归类为富钾弱过铝质钙碱性系列的岩石,是形成于构造环境重大转折的大地构造背景下的一个同源演化序列,岩浆来源具壳幔混源的特征,其中花岗斑岩属于具一定分异的I型花岗岩。对主成矿期石英流体包裹体研究显示:包裹体形态较规则,以椭圆形为主,大小变化较大,在1μm15μm之间,但以3μm8μm为主;均一温度主要集中在200300℃;盐度主要分布在7.70wt%16.34wt%之间;流体密度主要集中在0.7740.994g/cm3之间。根据流体包裹体成分分析结果,成矿流体主要来源于壳幔混源岩浆的残余岩浆热液,其流体体系应该为H2O-CO2-NaCl（KCl）体系。氢氧同位素分析表明,主成矿期以岩浆水为主,随着成矿作用的进行有大气水的参与,到成矿晚期完全变为大气水;方解石脉中碳同位素的研究说明成矿晚期大气水带来了地层（高于庄组）中的碳,印证了氢氧同位素研究的结论。硫同位素研究证明其来源于深部岩浆或地幔,铅同位素研究结果表明其来自于上地幔或下地壳,都显示了幔源与壳源的特征,这与下营坊杂岩体具壳幔混源的特征是一致的,表明了成矿与本区中酸性岩浆活动的密切关系;再加上流体包裹体成分分析结论为,成矿流体主要来源于壳幔混源岩浆的残余岩浆热液,可以认为金主要来源于岩浆,但也有少量来源于地层中的金。下金宝沟金矿、大东山金矿和东梁金矿系同一构造—岩浆—热液成矿系统的产物,与下营坊杂岩体关系密切,即与其形成于同一地球动力学背景和同一时代。故推测其成矿作用也发生在构造环境重大转折的大地构造背景下;由绢云母化花岗斑岩和石英二长斑岩的成岩年龄,推测成矿年龄在150Ma左右,是晚侏罗世花岗岩浆—热液成矿作用的产物。本区的主要找矿标志为地层、构造、岩浆岩及围岩蚀变,但以构造、岩浆岩及围岩蚀变为主。矿体主要受F4断裂、环状构造、褶皱构造、接触带构造以及杂岩体的控制,杂岩体中以花岗斑岩和石英二长斑岩控矿作用最明显。研究区内,F4断裂及下金宝沟太古宇的穹窿构造的影响范围都可作为找矿的有利地段;杂岩体与地层的接触带、层滑构造带也是具重要意义的找矿地段。在区域上,找晚侏罗世岩浆岩（主要指侵入岩和次火山岩）及与其有关的类似斑岩—热液矿床成矿系统是一个值得推崇的找矿方向。
徐国风,邵洁涟[7]（1987）在《矿物标型性研究在探讨金矿床成因及找矿上的应用》文中提出 矿物的标型性（Typomorphism of Minerals）研究包括矿物共生组合、标型矿物和矿物的标型特征等方面的研究内容,它在探讨金矿床成因及找矿上具有重要的理论意义和实际意义。今仅以近几年我们的工作成果为例对探讨金矿床成因和找矿方向、评价矿床远景以及找金的矿物学标志等方面作如下说明。
徐国风,邵洁涟[8]（1986）在《矿物标型性研究在探讨金矿床成因及找矿上的应用》文中进行了进一步梳理 矿物的标型性（Typomorphism of Minerals）研究包括矿物共生组合、标型矿物和矿物的标型特征等方面的研究内容,它在探讨金矿床成因及找矿上具有重要的理论意义和实际意义。今仅以近几年我们的工作成果为例对探讨金矿床成因和找矿方向、评价矿床远景以及找金的矿物学标志等方面作如下说明。
董建乐[9]（2003）在《冀东“长城式”金矿地质特征与成因及找矿远景评价》文中提出本文以成矿系统理论为指导，将“长城式”金矿研究与冀东区域和冷口盆地地质特征研究相结合，较全面地总结区域成矿地质背景、冷口盆地成矿条件和“长城式”金矿地质特征。通过地质、地球化学、地球物理、遥感地质以及不同矿化类型金矿的对比研究，分析“长城式”金矿成矿物质来源、成矿过程和成矿物理化学条件，探讨矿床成因，建立成矿模式。并以地质异常致矿理论为指导，建立预测模式，进行找矿远景评价。研究工作取得的主要进展如下。 1、从地质、航磁、化探、遥感等方面总结冀东金矿成矿地质背景。以赋矿围岩和矿化形式为依据，将冀东金矿分为5大类、10个亚类。总结金矿地质特征，分析探讨区域构造演化与Au、Ag、Cu、Pb、Zn等矿产的时空分布规律，建立了冀东地区金矿成矿模式。 2、通过对地层、岩浆活动、区域构造演化、构造协调性等方面分析，提出了马兰峪复式背斜形成时代及成因新认识。认为该背斜是在中生代早期西伯利亚板块向南挤压华北板块过程中形成的，其时代为印支期—燕山早期（T—J1）。该分析为研究冷口断裂带和冷口盆地构造演化奠定了良好基础。 3、通过地层沉积特征和岩浆岩特征对比分析，以及构造演化与应力场协调性分析，深化了冷口断裂带及冷口盆地成因与形成时代新认识。认为冷口断裂既非元古代的生长断层，也非形成于燕山中期，而是在印支期—燕山早期（T—J1）马兰峪复式背斜形成过程中发生的。中生代以来，在该断裂及其东侧青龙—滦县深断裂的控制下，冷口盆地经历了挤压拗陷、拉张断陷和不均衡抬升的演化过程。 4、较系统地研究了冷口盆地建造的地质、地球化学特征及其与金成矿的关系。（1）岩石学、岩石化学、微量元素和稀土元素研究表明，中上元古界地层Au等元素丰度较低，不利于提供矿源；迁西群变质岩含金丰度相对较高，同时伴有较高的B、Sb、As等活泼元素，是可能的原始矿源（岩）层。（2）以肖营子岩基为代表的花岗岩类岩体群，具有壳幔混合源、Ⅰ型花岗岩的特征，是中生代燕山早期同源岩浆在演化分异过程中脉动力性上升侵位的产物。其微量元素和稀土元素特征与冀东茅山、高家店、青山口等含矿花岗岩十分相似，说明它们系同源岩浆演化的产物，冷口盆地花岗岩也具有较大成矿的可能性。（3）通过对地质、航磁、化探、遥感信息综合分析认为，NW向和NE向断裂构造，花岗岩体接触带，航磁异常和线、环型构造等密度线急变带、环型构造与线型构造交汇处是金矿成矿有利部位。（4）以赋矿围岩和矿化形式为依据，将冷口盆地内金矿分为2类6个亚类，为进一步探讨“长城式”金矿奠定了基础。 5、从角砾岩体产出的地质构造背景和遥感影像特征、出露形态和产状、组分和矿化蚀变特征等方面分析，首次明确提出“长城式”金矿区存在与钱成一超浅成岩体（次火山岩体）有关的隐爆一震碎角砾岩，且与“长城式”金矿关系密切。 6、综合研究认为，所谓的“长城式”金矿不是一种新的成因类型，而是产于中上元古界碳酸盐岩一碎屑岩建造中的多种金矿化类型组合。其上部为产于碳酸盐岩地层中与隐爆作用有关的蚀变角砾岩型金矿，下部为产于岩体接触带附近碳酸盐岩一碎屑岩地层中的破碎蚀变岩型、硫化物石英脉型金矿。成矿与燕山期花岗岩类浅成一超浅成侵入体（次火山岩体）关系密切，成矿物质主要来源于基底变质岩或深部；成矿流体可能是一种被加热的大气降水、基底变质岩中封存的变质水和岩浆水的混合物。蚀变角砾岩型金矿的主成矿温度在170oC—270C之间，成矿深度上限约为3km，是在中低温、浅成一超浅成条件下形成的隐爆角砾岩型金矿。成矿时代为中林罗世晚期 （14——164Ma）。建立了“长城式”金矿成矿模式。 7、以地质异常控矿理论为指导，将“长城式”金矿致矿异常分为7类，建立综合评价模型；利用GIS叠合分析功能，评价冀东“长城式”金矿找矿远景，共圈定找矿远景区（带）6个，重点找矿区段（矿四、矿区）15处，并对各找矿远景区（带、段）进行简要评价。 8、文章最后说明确认“长城式”金矿成因的重要意义，提出进一步工作的建议。
李宏斌,邵拥军,刘忠法,张宇,隗含涛,汪程[10]（2014）在《河北平泉县下金宝金矿床岩体地球化学特征及其与成矿的关系分析》文中研究说明从矿床地球化学特征入手,对下金宝矿体矿石、矿体围岩的常量元素、稀土元素和微量元素特征进行探讨。结果表明:下金宝岩体的花岗斑岩类岩石属于硅酸过饱和类钙碱性过铝质岩石,属于A型花岗岩,且K、Nd、Hf、Th、Rb相对富集,而亏损Ta、Nb、Sr和Ti,说明其岩浆并非单纯来源于上地幔,在岩浆上升过程可能受到了地壳物质的混染;结合下金宝金矿床的控矿因素、蚀变分带特征、岩体地球化学特征、矿石结构构造、围岩蚀变、成矿温度,得出斑岩体是区内成矿的必要因素,下金宝金矿床应是以次火山热液作用为主的斑岩型金矿床。
二、河北下营坊金矿矿化特征及成因讨论（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、河北下营坊金矿矿化特征及成因讨论（论文提纲范文）
（1）冀东下营坊金矿成矿年代学研究（论文提纲范文）
| 0 引言 |
| 1 区域地质背景 |
| 2 矿区地质 |
| 2.1 矿床地质 |
| 2.2 矿体地质 |
| 3 样品采集及分析方法 |
| 3.1 样品采集及特征 |
| 3.2 分析方法 |
| 4 分析结果 |
| 4.1 锆石年代学 |
| 4.2 辉钼矿Re-Os年代学 |
| 5 讨论 |
| 5.1 成矿年代 |
| 5.2 成矿动力学背景 |
| 6 结论 |
（2）河北平泉下金宝金矿床地质地球化学特征及成因分析（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 目录 |
| 1 前言 |
| 1.1 选题来源及研究意义 |
| 1.2 研究区交通位置及地理概况 |
| 1.3 国内外研究现状 |
| 1.3.1 斑岩型金矿床研究现状 |
| 1.3.2 下营坊矿区研究现状 |
| 1.4 研究内容及研究方法 |
| 1.5 主要完成工作量 |
| 1.6 取得的主要成果与认识 |
| 2 区域地质 |
| 2.1 区域成矿地质背景 |
| 2.1.1 区域地层 |
| 2.1.2 区域构造 |
| 2.1.3 区域岩浆岩 |
| 2.2 区域矿产特征 |
| 3 矿床地质特征 |
| 3.1 矿区地质 |
| 3.1.1 矿区地层 |
| 3.1.2 矿区构造 |
| 3.1.3 矿区岩浆岩 |
| 3.2 矿体地质特征 |
| 3.2.1 脉的类型 |
| 3.3 矿石特征 |
| 3.3.1 矿石类型 |
| 3.3.2 矿物组成 |
| 3.3.3 矿石组构 |
| 3.4 围岩蚀变及蚀变分带 |
| 3.4.1 围岩蚀变 |
| 3.4.2 蚀变分带 |
| 3.5 成矿期及成矿阶段 |
| 4 矿床地球化学特征 |
| 4.1 岩体地球化学特征 |
| 4.1.1 岩体常量元素地球化学特征 |
| 4.1.2 岩体稀土元素地球化学特征 |
| 4.1.3 岩体微量元素地球化学特征 |
| 4.2 同位素地球化学特征 |
| 4.2.1 硫铅同位素特征 |
| 4.2.2 氢氧同位素特征 |
| 4.3 金属硫化物主微量元素地球化学特征 |
| 4.3.1 测试方法 |
| 4.3.2 样品选择及制备 |
| 4.3.3 测试结果 |
| 4.3.4 讨论 |
| 5 成矿流体特征 |
| 5.1 流体包裹体岩相学特征 |
| 5.2 显微测温 |
| 5.3 气液相成分 |
| 5.4 小结 |
| 6 控矿因素及矿床成因分析 |
| 6.1 控矿因素分析 |
| 6.1.0 地层与成矿的关系 |
| 6.1.1 岩浆岩与成矿的关系 |
| 6.1.2 构造与成矿的关系 |
| 6.2 矿床成因分析 |
| 7 结论 |
| 7.1 论文的主要成果 |
| 7.2 尚需解决的科学问题 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间主要的研究成果目录 |
| 致谢 |
（3）河北下营坊金矿区大东山矿床地质特征及成因探讨（论文提纲范文）
| 1矿区地质特征 |
| 2矿床地质特征 |
| 2.1矿体特征 |
| ( 1) 矿体品位变化特征 |
| ( 2) 矿体厚度变化特征 |
| ( 3) 伴生有益元素特征 |
| 2.2矿石类型及矿物组成 |
| 2.3矿石结构、构造 |
| 2.3.1矿石结构 |
| 2.3.2矿石构造 |
| 2.4金的富集及产出特征 |
| 2.5围岩蚀变 |
| 3矿床成因 |
| 3.1成矿物质来源 |
| 3.2成矿时代 |
| 3.3成矿环境 |
| 3.4矿床成因 |
| 4矿化富集规律及找矿标志 |
| ( 1) 矿化富集规律 |
| ( 2) 找矿标志 |
| 5结论 |
（4）冀东—辽西地区中生代岩浆演化与金成矿关系（论文提纲范文）
| 作者简介 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题的来源、目的和意义 |
| 1.1.1 选题来源及研究目的 |
| 1.1.2 选题意义 |
| 1.2 国内外研究现状、发展趋势及存在问题 |
| 1.2.1 中生代华北克拉通东部岩石圈演化 |
| 1.2.2 变质地体内金成矿作用研究进展 |
| 1.2.3 华北克拉通内金成矿作用研究进展 |
| 1.2.4 Pb同位素的成矿研究进展 |
| 1.3 选题的研究内容和方法 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 技术路线及研究方法 |
| 1.4 论文实际工作量 |
| 第二章 地质背景 |
| 2.1 区域地质演化 |
| 2.1.1 前寒武纪地质演化 |
| 2.1.2 显生宙地质演化 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.2.1 太古宇 |
| 2.2.2 中—新元古界 |
| 2.2.3 古生界 |
| 2.2.4 中生界 |
| 2.2.5 新生界 |
| 2.3 区域构造 |
| 2.3.1 穹隆构造和线型构造 |
| 2.3.2 断裂构造 |
| 2.3.3 盆地构造 |
| 2.4 区域侵入岩 |
| 2.5 区域矿产 |
| 第三章 典型金矿地质 |
| 3.1 柏杖子金矿 |
| 3.1.1 成矿地质条件 |
| 3.1.2 矿体地质 |
| 3.1.3 矿石特征 |
| 3.1.4 围岩蚀变 |
| 3.1.5 成矿期次 |
| 3.2 峪耳崖金矿 |
| 3.2.1 成矿地质条件 |
| 3.2.2 矿体地质 |
| 3.2.3 矿石特征 |
| 3.2.4 围岩蚀变 |
| 3.2.5 成矿期次 |
| 3.3 牛心山金矿 |
| 3.3.1 成矿地质条件 |
| 3.3.2 矿体地质 |
| 3.3.3 矿石特征 |
| 3.3.4 围岩蚀变 |
| 3.3.5 成矿期次 |
| 第四章 三叠纪花岗岩地质、岩石地球化学及动力学意义 |
| 4.1 花岗岩地质 |
| 4.2 分析方法 |
| 4.2.1 锆石LA–ICP–MS定年及原位Hf同位素 |
| 4.2.2 主、微量元素测定 |
| 4.2.3 Sr–Nd同位素测定 |
| 4.3 锆石LA-ICP-MS U-Pb年代学 |
| 4.3.1 大石柱子花岗岩 |
| 4.3.2 柏杖子花岗岩 |
| 4.4 主量元素 |
| 4.5 微量元素 |
| 4.6 Sr–Nd–Hf同位素 |
| 4.6.1 Sr-Nd同位素 |
| 4.6.2 锆石Hf同位素 |
| 4.7 讨论 |
| 4.7.1 大石柱子花岗岩成因 |
| 4.7.2 柏杖子花岗岩成因 |
| 第五章 侏罗纪煌斑岩脉地质、岩石地球化学及动力学意义 |
| 5.1 脉岩地质 |
| 5.2 分析方法 |
| 5.3 锆石LA-ICP-MS U-Pb年代学 |
| 5.4 主量元素 |
| 5.5 微量元素 |
| 5.6 Sr-Nd-Hf同位素 |
| 5.6.1 Sr-Nd同位素 |
| 5.6.2 锆石Hf同位素 |
| 5.7 讨论 |
| 5.7.1 锆石年代学意义 |
| 5.7.2 煌斑岩脉成因 |
| 第六章 冀东—辽西地区中生代岩浆演化与金成矿作用 |
| 6.1 分析方法 |
| 6.2 岩浆活动对岩石圈演化的指示 |
| 6.3 岩浆活动与金成矿时空关系 |
| 6.3.1 三叠纪岩浆活动与成矿 |
| 6.3.2 侏罗纪岩浆活动与成矿 |
| 6.3.3 早白垩世岩浆活动与成矿 |
| 6.4 岩浆作用与金成矿流体和物质来源 |
| 6.4.1 成矿流体性质和来源 |
| 6.4.2 成矿物质来源 |
| 6.5 Pb同位素对岩浆演化与金成矿的制约 |
| 6.5.1 Pb同位素增长模型构建方法 |
| 6.5.2 下地壳和岩石圈地幔Pb同位素增长模型 |
| 6.5.3 Pb同位素对华北克拉通北缘成岩和金成矿的制约 |
| 6.6 岩浆演化与金成矿作用模式 |
| 6.6.1 三叠纪成岩与成矿作用 |
| 6.6.2 侏罗纪成岩与成矿作用 |
| 6.6.3 早白垩世成岩与成矿作用 |
| 第七章 主要结论、创新点及问题 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 创新点 |
| 7.3 存在问题和建议 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（5）冀东下营坊地区晚古生代富碱侵入岩锆石U-Pb年代学、岩石地球化学及其地质意义（论文提纲范文）
| 1 地质背景 |
| 2 采样位置及侵入岩特征 |
| 3 分析方法 |
| 4 分析结果 |
| 4.1 岩石地球化学特征 |
| 4.1.1 主量元素特征 |
| 4.1.2 微量元素特征 |
| 4.2 年代学 |
| 5 讨论 |
| 5.1 富碱侵入岩的厘定 |
| 5.2 富碱侵入岩形成构造背景及其地质意义 |
| 6 结论 |
（6）河北省平泉县下营坊金矿成矿机制与找矿方向（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题来源及研究意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.3 研究方法及技术路线 |
| 1.4 主要完成工作量 |
| 1.5 取得的主要认识 |
| 第二章 区域地质概况 |
| 2.1 地层 |
| 2.2 构造 |
| 2.3 岩浆岩 |
| 2.4 区域矿产 |
| 第三章 矿区地质特征 |
| 3.1 地层 |
| 3.1.1 太古宇 |
| 3.1.2 中元古界 |
| 3.1.3 中生界侏罗系 |
| 3.1.4 新生界第四系 |
| 3.2 构造 |
| 3.2.1 断裂构造 |
| 3.2.2 褶皱构造 |
| 3.2.3 接触带构造 |
| 3.3 岩浆岩 |
| 3.3.1 岩体的形态、产状 |
| 3.3.2 岩石学特征 |
| 3.4 矿区围岩蚀变及矿化带分布特征 |
| 3.4.1 围岩蚀变的类型 |
| 3.4.2 矿化带的分布及特征 |
| 第四章 下营坊杂岩体地球化学特征 |
| 4.1 下营坊杂岩体岩石化学特征 |
| 4.1.1 主量元素 |
| 4.1.2 微量元素 |
| 4.1.3 稀土元素 |
| 4.2 岩石成因及构造环境分析 |
| 4.2.1 岩石成因类型 |
| 4.2.2 岩浆来源及演化 |
| 4.2.3 构造环境分析 |
| 第五章 矿床地质特征 |
| 5.1 下金宝沟金矿床 |
| 5.1.1 矿体及矿体围岩特征 |
| 5.1.2 矿石特征 |
| 5.1.3 金矿物特征 |
| 5.1.4 成矿阶段 |
| 5.2 东梁金矿床 |
| 5.3 大东山金矿床 |
| 第六章 矿床地球化学特征 |
| 6.1 流体包裹体地球化学特征 |
| 6.1.1 流体包裹体的类型及特征 |
| 6.1.2 流体包裹体的显微测温和盐度 |
| 6.1.3 流体包裹体的成分 |
| 6.2 同位素地球化学特征 |
| 6.2.1 硫同位素 |
| 6.2.2 铅同位素 |
| 6.2.3 碳同位素 |
| 6.2.4 氢氧同位素 |
| 第七章 成矿机制与成矿模式 |
| 7.1 成岩成矿时代 |
| 7.2 成矿物质来源 |
| 7.3 成矿地球动力学背景 |
| 7.4 成矿模式 |
| 第八章 找矿标志与找矿方向分析 |
| 8.1 找矿标志分析 |
| 8.1.1 地层标志 |
| 8.1.2 构造标志 |
| 8.1.3 岩浆岩标志 |
| 8.1.4 围岩蚀变标志 |
| 8.2 找矿方向分析 |
| 第九章 结论 |
| 9.1 论文主要成果 |
| 9.2 存在问题 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
| 攻读硕士学位期间发表的论文和科研成果 |
（9）冀东“长城式”金矿地质特征与成因及找矿远景评价（论文提纲范文）
| 前言 |
| 第一章 区域成矿地质背景 |
| 第一节 大地构造位置 |
| 第二节 区域地质特征 |
| 一、 地层 |
| 二、 岩浆岩 |
| 三、 构造 |
| 第三节 遥感地质特征 |
| 一、 线型构造特征 |
| 二、 环型构造特征 |
| 三、 线型、环型构造与金矿关系 |
| 第四节 主要金矿类型及其地质特征 |
| 一、 金矿类型划分 |
| 二、 主要类型金矿基本地质特征 |
| 三、 成矿时代 |
| 第五节 区域构造演化与金矿成矿作用 |
| 第二章 冷口盆地地质特征 |
| 第一节 地层 |
| 一、 基底变质岩 |
| 二、 中上元古界 |
| 三、 中侏罗统火山岩 |
| 四、 地层微量元素地球化学特征 |
| 第二节 构造 |
| 一、 褶皱构造 |
| 二、 断裂构造 |
| 第三节 岩浆岩 |
| 一、 概述 |
| 二、 岩石学特征 |
| 三、 岩石化学特征 |
| 四、 岩石地球化学特征 |
| 五、 花岗岩成因探讨 |
| 第四节 遥感地质和航磁异常特征 |
| 一、 遥感地质特征 |
| 二、 航磁异常特征 |
| 三、 金矿与遥感、航磁、化探异常的关系 |
| 第五节 角砾岩 |
| 一、 同生角砾岩 |
| 二、 构造角砾岩 |
| 三、 隐爆角砾岩 |
| 第六节 冷口盆地构造演化探讨 |
| 一、 冷口断裂与冷口盆地形成时代探讨 |
| 二、 冷口盆地构造演化史 |
| 第三章 “长城式”金矿床地质特征及成因 |
| 第一节 冷口盆地金矿概述 |
| 第二节 “长城式”金矿地质特征 |
| 一、 矿区及矿体地质特征 |
| 二、 矿石特征 |
| 三、 围岩蚀变 |
| 四、 矿化富集规律 |
| 五、 矿床地球化学特征 |
| 第三节 矿床成因与成矿模式 |
| 一、 前人研究概况 |
| 二、 本次研究对“长城式”金矿成因的认识 |
| 第四章 冀东“长城式”金矿找矿远景评价 |
| 第一节 “长城式”金矿找矿模型 |
| 一、 致矿地质异常分析 |
| 二、 找矿模型 |
| 第二节 找矿远景评价 |
| 一、 概述 |
| 二、 找矿远景区(带)及重点找矿地段评价 |
| 结束语 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
（10）河北平泉县下金宝金矿床岩体地球化学特征及其与成矿的关系分析（论文提纲范文）
| 0 引言 |
| 1 成矿地质背景 |
| 2 矿床地质特征 |
| 2.1 岩体地质特征 |
| 3 岩体地球化学特征 |
| 3.1 岩体常量元素地球化学特征 |
| 3.2 岩体稀土及微量元素地球化学特征 |
| 4 岩体与成矿的关系分析 |
| 5 结论 |
四、河北下营坊金矿矿化特征及成因讨论（论文参考文献）
- [1]冀东下营坊金矿成矿年代学研究[J]. 邹滔,王玉往,王京彬,张会琼,赵路通,解洪晶,石煜,刘永振,刘贵权. 地质与勘探, 2016(01)
- [2]河北平泉下金宝金矿床地质地球化学特征及成因分析[D]. 李宏斌. 中南大学, 2014(02)
- [3]河北下营坊金矿区大东山矿床地质特征及成因探讨[J]. 董少波,马林霄,李庆哲. 矿产勘查, 2015(03)
- [4]冀东—辽西地区中生代岩浆演化与金成矿关系[D]. 熊乐. 中国地质大学, 2017(01)
- [5]冀东下营坊地区晚古生代富碱侵入岩锆石U-Pb年代学、岩石地球化学及其地质意义[J]. 邹滔,王玉往,王京彬,张会琼,赵路通,石煜,刘永振. 地质学报, 2017(11)
- [6]河北省平泉县下营坊金矿成矿机制与找矿方向[D]. 马晓辉. 石家庄经济学院, 2015(07)
- [7]矿物标型性研究在探讨金矿床成因及找矿上的应用[J]. 徐国风,邵洁涟. 甘肃地质, 1987(00)
- [8]矿物标型性研究在探讨金矿床成因及找矿上的应用[J]. 徐国风,邵洁涟. 甘肃地质, 1986(02)
- [9]冀东“长城式”金矿地质特征与成因及找矿远景评价[D]. 董建乐. 中国地质大学（北京）, 2003(03)
- [10]河北平泉县下金宝金矿床岩体地球化学特征及其与成矿的关系分析[J]. 李宏斌,邵拥军,刘忠法,张宇,隗含涛,汪程. 矿产与地质, 2014(03)