一、北京房山岩体北侧“片麻岩”的岩石学特征及其成因（论文文献综述）
郭沪祺[1]（1986）在《北京房山岩体北侧“片麻岩”的岩石学特征及其成因》文中研究表明一、前言房山花岗闪长岩位于北京市房山县。该岩体北侧和南侧发育的"片麻岩"及有关岩石的成因问题,以往有三种看法:（1）北侧的"片麻岩"是寒武纪地层强烈变质的产物; （2）这些岩石应为前长城纪的结晶片岩①,（3）片麻状岩石是长城纪以后的岩石受晚期房山岩体侵入影响而形成的①。
郭沪祺[2]（1986）在《北京房山岩体北侧“片麻岩”的岩石学特征及其成因》文中研究说明一、前言房山花岗闪长岩位于北京市房山县。该岩体北侧和南侧发育的“片麻岩”及有关岩石的成因问题,以往有三种看法：（1）北侧的“片麻岩”是寒武纪地层强烈变质的产物； （2）这些岩石应为前长城纪的结晶片岩①,（3）片麻状岩石是长城纪以后的岩石受晚期房山岩体侵入影响而形成的①。
颜丹平,周美夫,宋鸿林,刘敦一,王彦斌,汪昌亮,董铁柱[3]（2005）在《北京西山官地杂岩的形成时代及构造意义》文中提出出露于北京西山房山岩体南北两侧的官地杂岩,主要由正片麻岩、斜长角闪岩组成,局部具混合岩化特征。对官地杂岩的形成时代及出露原因一直存在很大的争议。一种观点认为官地杂岩形成时代为太古宙,出露于中生代早期的区域伸展体制下,另一种观点则认为官地杂岩是中新元古界或古生界泥质变质岩,在房山岩体侵位过程中发生接触变质作用的产物。研究表明,官地杂岩是一套正片麻岩,其中的锆石核部为岩浆成因,而外部普遍发育较窄的浅色边。SHRIMP II锆石铀铅年龄测定获得锆石的一致曲线与不一致曲线上交点年龄值为（2 521 ±20） Ma,代表了新太古代的岩浆结晶年龄,从而证明官地杂岩原岩形成于新太古代。构造分析表明,官地杂岩与上覆中元古代蓟县系至早古生代地层间为剥离断层接触关系,并为房山岩体侵位和改造,证明是一个形成于房山岩体侵位前的变质核杂岩构造。但房山岩体的侵位并未对锆石的岩浆年龄和变质年龄产生明显影响。
陶继东,马昌前,张金阳,王书纯,王人镜[4]（2009）在《北京房山花岗闪长岩体中包体的演化及闪长质微粒包体的成因》文中研究表明依据53个观察点2 615个包体的统计,将房山花岗闪长岩体中的包体划分为捕虏岩包体和微粒包体两大类。包体与岩体在组分上具有明显的浓度差,在物理化学上是不平衡的,包体与岩浆之间必然发生交互反应,从而形成包体的同心环带构造。捕虏岩包体环带构造特别发育,尤其是碳酸盐岩包体。根据50余个包体岩石薄片观察、矿物化学及岩石化学分析结果,将碳酸盐岩包体从早到晚的演化规律划分为4个阶段:热变质角岩化阶段→超镁铁质基性岩化阶段→中基性岩化阶段→中酸性岩化阶段,直至包体消失。56个微粒包体岩石薄片鉴定结果表明,其主要组成矿物是普通角闪石、黑云母和斜长石,组成和体积分数与闪长岩相当,因此又称为闪长质包体,定量统计结果表明,暗色闪长质包体的暗色矿物体积分数>35%,浅色闪长质包体的暗色矿物体积分数<35%,后者可构成前者的浅色边。根据闪长质微粒包体的宏观特征及分布规律、特殊的结构构造、主要造岩矿物与寄主岩的对比以及6 187个斜长石双晶类型百分率的成因分析得出,房山花岗闪长岩体中的闪长质微粒包体尽管有多种成因,但有不少可能是捕虏岩包体变质改造的结果。
梁涛[5]（2010）在《安妥岭斑岩钼矿的成因及其深部约束》文中研究说明多个火山口近同时喷发成就了托云火山群,形成塌陷破火山口、火山颈以及锥状岩席等火山机构,出露熔岩流相、岩席相和火山颈相。托云玄武岩具有贫硅富碱的特点,属于碱性玄武岩系列,既有原生岩浆的产物,也存在进化岩浆的产物,岩浆上升过程中没有遭受到地壳物质的混染,部分熔融源区经历了富CO2地幔流体交代、金云母为部分熔融源区残余相、地幔源区的多期分离、深部流体储池间的相互作用以及部分熔融源区顶部（熔融柱顶部）区域内的结晶分异作用等复杂过程。锥状岩席相玄武岩样品的SHRIMP锆石U-Pb协和年龄为48.1±1.6Ma,熔岩相和火山颈相玄武岩单颗粒锆石年龄形成一个复杂的锆石年龄谱。地幔熔融柱模型反演获得,48.1Ma时托云盆地的岩石圈的厚度为84.3km,认为托云玄武岩为托云岩石圈拆沉作用的产物,也就是说由复杂地幔源区过程以及深部流体储池间的相互作用所造就的混合流体体系由岩石圈拆沉作用释放,沿深大断裂快速就位与地表浅部。运用地幔熔融柱模型反演获得了华北北部和太行山造山带中、新生代岩石圈厚度的演化历程,发现华北克拉通岩石圈厚度演化存在时间空间的不均一,如太行山造山带的北部、中部和南部具有三种截然不同的岩石圈演化历程。在安妥岭矿区内发现了早白垩世具有原生岩浆性质的玄武岩,运用地幔熔融柱模型反演获得了安妥岭-南大岭-南口岩石圈厚度经历小规模减薄-增厚-拆沉-稳定的演化过程,成为建立安妥岭斑岩钼矿成矿模式的深部动力学背景。安妥岭斑岩钼矿矿区内正断层发育,5组断层形成网格式的断裂构造系统,剪节理为主,产状变化大。矿区内具有复杂的火成岩组合,其中斑岩体主要为石英二长斑岩和花岗闪长斑岩,脉岩主要包括玄武质岩墙、辉绿岩、煌斑岩、闪长玢岩、花岗闪长斑岩、二长斑岩、正长斑岩、花岗斑岩和细晶岩。石英二长斑岩和花岗闪长斑岩的SHRIMP锆石U-Pb测年结果为141.3±1.5Ma和139.4±1.7Ma,安妥岭斑岩体形成中存在额外富钾流体的注入,具有比较一致的Rb和K正异常与Th、Nb、Ta、P和Ti负异常,稀土配分模式具有右倾平滑,安妥岭斑岩体具有埃达克岩的特征,斜长石斑晶的韵律性环带表明岩浆混合作用与基性岩浆的反复注入。安妥岭煌斑岩形成于早白垩世,均有一致明显的Nb、Ta槽和Ti负异常,具有右倾、平滑、轻稀土富集的稀土配分模式,安妥岭煌斑岩的岩墙状产出方式,且其内产出碳酸盐矿物和橄榄石捕掳晶,源区组成与部分熔融程度综合控制了安妥岭煌斑岩的成分变异。安妥岭斑岩钼矿辉钼矿矿化地段主要就位于高-低电阻率的转换带内,其中规模较大的矿化层的形成于深部高-低电阻率转换带（双层结构的深部组成部分）密切相关。安妥岭斑岩钼矿体空间形态变化大,流体包裹体以富H2O和富CO2气液两相包裹体为主,成矿期流体包裹体进行了均一温度峰值介于220℃260℃之间,成矿期包裹体均一温度高于成矿前包裹体均一温度表明成矿流体为额外注入的高温流体,成矿流体来源于下地壳-上地幔。安妥岭岩石圈拆沉作用为深部流体大量释放的触发机制,多半斑状结构做为隐伏矿体预测的重要岩石学标志在安妥岭斑岩钼矿地质勘探中得到验证,安妥岭斑岩钼矿成为透岩浆流体成矿理论应用的典型实例,并以此建立了安妥岭斑岩钼矿的成矿模式。
罗照华,黄忠敏,柯珊[6]（2007）在《花岗质岩石的基本问题》文中认为当代地球科学的两个前缘领域一个是地球的早期历史,一个是地球的深部过程,这两个问题都与花岗质岩石紧密相关。花岗质岩石主要由石英、斜长石和碱性长石组成,并因此具有较低的密度。这种性质决定了花岗质岩石具有正的浮力,记录了很长的地球演化历史。因此,花岗岩类是地质学最复杂的话题之一,因为其源区岩石多种多样和形成过程非常复杂。本文的目的是帮助普通旅游者识别花岗质岩石及其重要意义。通常,花岗岩（狭义）被定义为由石英（>20%,按体积计算）和长石（碱性长石大于斜长石）组成的深成岩。但是,地质学家常常将特征与花岗岩（狭义）类似的深成岩称为花岗质岩石或花岗岩类,也就是广义花岗岩。因此,花岗岩类是深成岩的一个大类,包括象花岗闪长岩、二长花岗岩、正长花岗岩、英云闪长岩等这样的岩石。火成岩的多样性不仅仅取决于岩浆作用过程,而且也取决于岩浆形成过程。岩浆的产生是源区岩石部分熔融的结果,因而火成岩的化学成分取决于源区成分、熔融温度和压力、挥发分以及熔融程度。尽管岩浆作用过程对火成岩的成分具有重要影响,花岗质岩石多样性的关键因素却是部分熔融作用。基于此,岩石学家更注意花岗质岩浆的起源而不是它们的演化。花岗质岩浆虽然起源于地壳,却是受地幔热引擎的驱动。因此,花岗质岩石也记录了大量地球深部过程的信息。
张哲坤[7]（2020）在《古太平洋俯冲对华北克拉通陆内变形及岩浆作用的制约》文中指出东亚大陆濒临西太平洋,至少从早侏罗世开始大地构造演化受到来自西太平洋板块（古太平洋板块和太平洋板块）俯冲叠加作用的影响。西太平洋板块俯冲作用对于中国东部中新生代重大地质事件,如华北克拉通破坏、燕山运动、华南大陆再造过程、中国东部含油气盆地和大规模金属矿产资源的形成都起到了举足轻重的作用。然而,对于古太平洋俯冲的详细过程,以及与燕山运动和华北克拉通破坏的关系等重大科学问题,仍存在认识上的分歧和不足。本文选择中国东部典型的构造带及岩浆岩为对象,开展详细的构造变形及岩浆岩分布研究,试图通过中国东部构造-岩浆耦合特征,揭示古太平洋板块的俯冲历史以及对东亚大陆的影响。东北亚地区广泛发育与古太平洋板块俯冲相关的岩浆活动及增生杂岩带,是研究古太平洋板块俯冲细节过程的绝佳位置。本文通过对华北北缘、山东半岛、东北地区、朝鲜半岛、日本列岛等地中生代的岩浆活动及斑岩型-矽卡岩型矿床时间和空间分布进行统计梳理发现:侏罗纪的岩浆岩和矿床分布近似呈NNW向展布,并且显示从早侏罗世到晚侏罗世由NE向SW迁移的特征,指示侏罗纪古太平洋向SW方向俯冲;白垩纪岩浆岩和矿床分布近似呈NE向,并且显示从NW向SE迁移,指示古太平洋板块白垩纪向NW方向俯冲并向SE方向后撤。我们认为古太平洋板块俯冲转向可能发生在晚侏罗世,由SW转为NW。另外,我们发现:早侏罗世郯庐断裂带局部复活,朝鲜半岛湖南剪切带发生强烈的右行韧性剪切活动,日本船津剪切带也发生强烈的右行韧性剪切;而早白垩世郯庐断裂带发生强烈的左行走滑运动,湖南剪切带和船津剪切带发生强烈的左行脆性剪切活动,同样指示了早侏罗世古太平洋板块向SW方向俯冲而早白垩世俯冲方向转为NW向。华北克拉通南缘秦岭-大别造山带晚中生代发生强烈的陆内造山运动,伴随着广泛的岩浆活动与Mo?Cu?Au成矿作用。早中侏罗世（190?160 Ma）南秦岭大巴山向SW发生逆冲推覆形成弧形构造带,该时期大别-苏鲁造山带也发生显着的抬升剥蚀。值得注意的是,晚三叠世华北克拉通与华南板块碰撞拼合完成并转为碰后伸展,以广泛发育A型花岗岩、环斑花岗岩、煌斑岩为主要特征。因此,秦岭-大别山造山带早中侏罗世的陆内造山活动应该与古太平洋板块向SW俯冲远程效应密切相关。从160 Ma开始,秦岭-大别造山带开始出现大规模的岩浆活动以及斑岩型-矽卡岩型Mo?Cu?Au矿床,岩浆岩显示了高的氧逸度特征。此外,山阳-柞水地区出露一系列与斑岩铜矿相关的高镁埃达克岩,地球化学指标显示高镁埃达克岩来源于古太平洋俯冲洋壳的部分熔融。因此,我们认为160Ma可能为转折点,标志着秦岭-大别构造体制由挤压开始转为伸展,这可能与古太平洋板块俯冲方向由SW转为NW向密切相关。燕山运动的提出至今近一个世纪,关于其时空范围和动力学背景一直以来都有着很大的争议。本文通过详细的构造分析和模拟实验,提出燕山运动是晚中生代环华北克拉通周缘强烈的陆内造山运动,构造行迹应该与缝合带的展布方向基本一致,而不是前人所认为的WE向或NE向。该时期华北克拉通北缘阴山-燕山构造带发生广泛的向南或向北的逆冲构造并伴随着右行走滑活动,秦岭-大别造山带也发生强烈的左行走滑断裂和逆冲构造,中国东部郯庐断裂带发生显着的左行走滑活动,太行山构造带发生显着的挤压抬升。我们认为这与古太平洋板块向NW方向俯冲挤压促使华北克拉通向欧亚大陆内部楔进,沿着克拉通边缘和构造薄弱带发生强烈的陆内造山作用,这个认识得到了沙盘模拟实验的很好验证。华北克拉通破坏的机制一直以来都有不同的认识,但目前基本形成共识,古太平洋板块俯冲这个过程扮演了非常重要的角色。然而板片俯冲到底有什么物质贡献一直都不是很清楚。本文通过研究发现华北北缘云蒙山岩体、房山岩体具有非常高的氧逸度特征,统计发现高氧逸度岩浆在华北非常广泛。研究表明,高氧逸度特征既不是来源于基底岩石,也不是通过岩浆演化过程逐渐累积,而是氧化性物质输入导致。至少从早侏罗世开始华北克拉通就处于活动大陆边缘环境,经历古太平洋板块的俯冲作用,大量的板片释放的流体和熔体进入地幔楔并交代地幔楔,使其逐渐发生氧化,在此过程地幔楔的强度逐渐降低,是克拉通破坏的前奏。晚中生代华北克拉通发生重要的岩石圈减薄,大量的氧化的镁铁质岩浆底侵与长英质岩浆混合可能是高氧逸度岩浆形成的主要途径。燕山运动和华北克拉通破坏及古太平洋俯冲三者之间的关系,一直容易被混淆,本文提出了一个模型来简要阐述三者之间的联系。燕山运动主要以中晚侏罗世（170?165 Ma）和早白垩世（140?135 Ma）两期挤压幕为主要特征,所以该时期古太平洋以向西方向俯冲为主要运动方向;而135 Ma之后,华北克拉通发生岩石圈减薄和破坏,以强烈的伸展变形和广泛的岩浆活动为主要特征,对应古太平洋板块俯冲板片后撤的过程。因此,燕山运动和华北克拉通破坏均与古太平洋板块俯冲密切相关,只是分别对应了在不同的俯冲时期并具有不同的俯冲方向和角度。房山岩体位于华北克拉通北缘,是一个同心环状岩体。研究表明它是一个多批次岩浆脉动增量生长的岩体。岩体主要由四个侵入单元组成并包含丰富的镁铁质包体。通过详细的锆石U-Pb定年表明,岩体经历了较长时间的活动在132.5?128.7 Ma之间。岩浆从深部岩浆房抽提并快速上升在10?16 km浅部地壳就位。锆石的微量元素、Hf同位素组成表明四个侵入单元和镁铁质包体的特征显着不同,指示它们分别来源不同的岩浆批次。这些岩浆来源于下地壳水平,是通过镁铁质岩浆及分异的残余熔体以及部分熔融的地壳熔体以不同比例混合而成的。基于锆石CL图像,我们发现镁铁质包体中出现4类锆石,包括类型1（深源晶和自结晶）、类型2（捕获晶）、类型3（核-边结构）、类型4（重结晶）,它们记录镁铁质岩浆的整个演化历史。部分类型1锆石并不是形成于侵位水平,而是形成于深部岩浆房,被侵位的岩浆裹挟上来的。大部分的类型2锆石是镁铁质岩浆穿过浅部岩浆房从粗粒二长岩中捕获的。类型3锆石显示核-边结构,指示捕获的锆石在镁铁质岩浆继续生长的过程。类型4锆石呈现了分区结构或补丁状结构,显示类型1锆石与熔体相互作用,富Th-REE-P的锆石逐渐被替代形成富Hf的锆石和磷钇矿等,暗示了镁铁质岩浆与长英质岩浆混合过程。本文展示了锆石成分和形貌研究可以提供一个很好的工具来揭示复杂的岩浆演化系统。
李永军[8]（2005）在《花岗岩类地质信息的采集与集成 ——在天水地区花岗岩类调查与研究中的应用》文中指出花岗岩类信息示踪技术,正在成为当代地球科学研究的热点之一。以Chappell和R.White（1974）创立的I—S型成因分类理论为标志,利用花岗岩类示踪地壳的组成、结构与演化的探索进入新的研究时期。此后,地壳重熔说及其建立在地壳重熔说基础之上的地球化学场理论,花岗岩类构造环境分类新理论,花岗岩类的定位机制等研究,取得了一系列新成果。而这些新理论、新成果,其主要技术支撑无不来源于花岗岩类的信息获取与示踪研究。 花岗岩类蕴藏有丰富的地质信息,是地质学家认识岩石圈,示踪地壳演化的首选地质体。对这些信息示踪,是解决当今大陆地质演化,解决大陆动力学关键问题的主要途径。对这些信息的集成与应用研究,不仅在地球科学研究中具有十分重要的意义,而且是花岗岩类地质理论创新的重要技术支撑。 信息的获取与集成是示踪研究中主要内容。花岗岩类信息主要获取的方法有宏观方法与微观方法,以及对宏观方法和微观方法获得的信息的集成与分析应用。本文提出的花岗岩类地质信息采集系统,为全面、系统、有效和规范性的采集、集成与应用研究提供了可操作性的平台。 天水地区位于祁连造山带和秦岭造山带的接合部位。花岗岩类种类多、分布广泛,主要地质时期和构造演化阶段均有花岗岩体产出,且构造分带性明显,较好地记录了这一地区地壳结构与演化等重要地质信息。 近年来,在前人信息成果的基础上,作者等在本区进行了较全面的花岗岩类地质信息的采集与调查研究。总的来说,本区大多数花岗岩类的地质信息属于可靠信息类型,其获取信息的理论正确,方法合理,实验室分析方法正确,仪器精度高,取得的信息清晰、全面和准确,并且有极大使用价值的各类信息,是本次信息集成与应用研究的主要信息支撑。 综合分析,天水地区3个岩浆带的花岗岩类地质学信息有明显差异。北秦岭是通过俯冲方式与祁连造山带拼贴（晋宁—加里东期）;中秦岭是通过碰撞方式与北秦岭拼贴（海西期）;而南带花岗岩类信息示踪,印支期曾有强烈的“开”—“合”构造演化历史。花岗岩类的地质学信息、地球化学信息较好地示踪了本区花岗岩类的源区成分、形成过程与时间,也为本区地壳演化及地质找矿提供了十分重要的信息。区域重力异常图、剩余重力异常图、莫霍面等深线图、航磁异常图,以及重力和电性二维综合剖面图等区域地球物理信息,较好地印证了本区的地壳结构、构造格架和花岗岩类的分布等特征。区域地球化学信息也较好地示踪了花岗岩类的分布,并对部分隐伏花岗岩体有明显的显
王方正,肖龙,肖文松[9]（1990）在《北京周口店关坻杂岩太古宙成因的岩石学及地球化学证据》文中进行了进一步梳理北京周口店地区房山岩体周围,分布有一套由片麻岩、斜长角闪岩、混合岩、糜棱岩等组成的变质杂岩。杂岩与房山岩体呈侵入接触关系,杂岩的岩石学、岩石化学、稀土元素分配特征与房山岩体及围岩相比的特殊性,及与太古代区域变质岩的相似性,以及杂岩本身的副矿物及其经历的多种变质地质过程等特点都表明:关坻杂岩是太古宙的一套区域变质岩,而不是太古代以后的变沉积岩与房山岩体岩浆混染成因的混染岩。
马国栋[10]（2020）在《内蒙古四子王旗地区中元古代幔源岩浆岩热年代学及其构造意义》文中进行了进一步梳理研究区位于内蒙古自治四子王旗西北部吉生太乡和大井坡乡,构造位置属于位于华北克拉通北缘。研究区内发育两个辉长岩体,分别侵入到白云鄂博群长城系都拉哈拉组和比鲁特组之中。通过野外调查,将吉生太辉长岩体依据接触关系和岩石结构解体为细粒辉长岩、中粒辉长岩和粗粒辉长岩。本文对吉生太粗粒辉长岩采用LA-ICP-MS法锆石U-Pb同位素测年获得了1574.3±8.4 Ma（MSWD=0.64）的年龄,可代表其侵位年龄。本文分别对3期辉长岩进行岩石地球化学研究,认为吉生太细粒辉长岩为非造山岩浆来源,中粗粒辉长岩为板内玄武岩岩浆来源,大井坡辉长岩为火山弧玄武岩岩浆来源。吉生太和大井坡的3期岩浆事件分别是华北克拉通中元古代的3期裂解事件的岩浆岩响应,与华北克拉通1.72-1.62 Ga基性岩浆事件、约1.6 Ga事件和1.4-1.2 Ga基性岩浆事件相吻合。论文分别对吉生太细粒辉长岩体和大井坡辉长岩体进行角闪石40Ar/39Ar测年,其中,吉生太岩体40Ar/39Ar坪年龄为1258.56±25.43 Ma（MSWD=145.01）,结合锆石U-Pb年龄,计算得到吉生太岩体的冷却速率为0.62℃/Ma,暗示岩体在华北克拉通伸展的作用下的抬升速率;大井坡辉长岩体的角闪石40Ar/39Ar同位素坪年龄为535.34±109.28 Ma（MSWD=451.27）,是被后期的热事件改造年龄,代表白乃庙岛弧带增生于华北克拉通北缘构造热事件年龄。结合前人的研究成果,认为白云鄂博裂谷带和华北克拉通一起经历了四个期次的构造热事件,第一期为1.8-1.78 Ga,主要发育于燕辽裂陷槽和吕梁地区的基性岩墙群,第二期主要为1700-1620 Ma的基性岩浆事件,第三期为1573-1552 Ma的基性-超基性岩浆事件,第四期次为1.43-1.23 Ga岩浆事件。这一岩浆热事件代表了华北克拉通自Columbia超大陆裂解的过程。
二、北京房山岩体北侧“片麻岩”的岩石学特征及其成因（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、北京房山岩体北侧“片麻岩”的岩石学特征及其成因（论文提纲范文）
（3）北京西山官地杂岩的形成时代及构造意义（论文提纲范文）
| 0 引言 |
| 1 地质背景 |
| 2 样品及分析测试 |
| 3 分析结果及区域构造意义 |
| 4 结论 |
（4）北京房山花岗闪长岩体中包体的演化及闪长质微粒包体的成因（论文提纲范文）
| 1 房山侵入体概况 |
| 2 房山花岗闪长岩体中的包体类型及分布规律 |
| 2.1 包体类型 |
| 2.2 包体的一般特征和分布规律 |
| (1) 包体含量及分布规律 |
| (2) 包体形态 |
| (3) 包体大小 |
| (4) 包体中交代斑晶 |
| (5) 包体与寄主岩接触关系 |
| 3 捕虏岩包体的特征及演化 |
| 4 微粒包体岩石学特征及其演化 |
| 4.1 微粒包体分类及其矿物成分 |
| 4.2 微粒包体的特殊结构 |
| (1) 环带状构造 |
| (2) 斑块构造 |
| (3) 变斑状结构 |
| (4) 残核结构 |
| (5) 筛状变晶结构 |
| (6) 环状结构 |
| (7) 交代净边结构 |
| 4.3 微粒包体主要造岩矿物与寄主岩的比较 |
| (1) 普通角闪石 |
| (2) 黑云母 |
| (3) 斜长石 |
| 4.4 微粒包体的演化 |
| 5 闪长质微粒包体的成因 |
| (1) 暗色闪长质包体的存在 |
| (2) 包体的宏观特征及分布规律 |
| (3) 捕虏岩包体演变 |
| (4) 闪长质微粒包体的结构 |
| (5) 斜长石双晶类型 |
| 6 结 论 |
（5）安妥岭斑岩钼矿的成因及其深部约束（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 引言 |
| 1 研究现状 |
| 2 选题依据 |
| 3 研究方法与工作量 |
| 4 主要研究结论 |
| 第一章 托云火山群的成因及其深部约束机制 |
| 1.1 托云火山群的火山地质特征 |
| 1.1.1 区域地质背景 |
| 1.1.2 火山地质特征 |
| 1.2 托云玄武岩的岩石学与地球化学特征 |
| 1.2.1 岩石学特征 |
| 1.2.2 托云玄武岩地球化学特征 |
| 1.3 岩石成因讨论 |
| 1.3.1 原生岩浆 |
| 1.3.2 地壳混染 |
| 1.3.3 结晶分异 |
| 1.3.4 源区特征 |
| 1.3.5 Rb 和K 的亏损 |
| 1.4 托云火山岩年代学 |
| 1.4.1 样品描述 |
| 1.4.2 分析方法 |
| 1.4.3 测定结果 |
| 1.4.4 托云玄武岩年代学讨论 |
| 1.5 托云火山群形成的深部动力学过程 |
| 1.5.1 地幔熔融柱模型简介 |
| 1.5.2 托云幔源岩浆起源的深度范围 |
| 1.5.3 托云火山群成因模型 |
| 1.6 本章小结 |
| 第二章 华北克拉通中-新生代岩石圈演化 |
| 2.1 玄武质岩石的单颗粒锆石 U-Pb 年龄谱 |
| 2.1.1 样品特征 |
| 2.1.2 测试结果 |
| 2.1.3 讨论 |
| 2.2 华北克拉通北部中-新生代岩石圈厚度演化 |
| 2.2.1 华北克拉通北部中-新生代玄武岩的主量元素特征 |
| 2.2.2 玄武岩源区的上地幔成分模型 |
| 2.2.3 岩石圈深度反演结果 |
| 2.2.4 讨论 |
| 2.3 太行山造山带中-新生代岩石圈厚度演化 |
| 2.3.1 太行山玄武质岩石概况 |
| 2.3.2 部分熔融源区深度范围限定 |
| 2.3.3 讨论 |
| 2.4 本章小结 |
| 第三章 安妥岭斑岩钼矿床的成矿地质背景 |
| 3.1 区域地层 |
| 3.2 区域构造 |
| 3.3 区域岩浆岩 |
| 3.4 区域矿床（化）分布 |
| 3.5 区域地球物理 |
| 3.6 区域地球化学 |
| 3.7 安妥岭碱性玄武岩的发现及地质意义 |
| 3.7.1 岩石学特征与年代学 |
| 3.7.2 K-Ar 同位素年代学 |
| 3.7.3 地球化学特征 |
| 3.7.4 部分熔融源区深度范围限定 |
| 3.7.5 讨论 |
| 3.8 本章小结 |
| 第四章 安妥岭斑岩钼矿矿区地质 |
| 4.1 安妥岭斑岩钼矿区域地质工作简史 |
| 4.2 安妥岭斑岩钼矿区地层 |
| 4.2.1 太古代变质岩系 |
| 4.2.2 第四系 |
| 4.3 安妥岭斑岩钼矿区构造 |
| 4.3.1 褶皱构造 |
| 4.3.2 断裂构造 |
| 4.3.3 节理构造 |
| 4.4 安妥岭斑岩钼矿区岩浆岩 |
| 4.4.1 安妥岭斑岩体（石英二长斑岩和花岗闪长斑岩）的地质特征 |
| 4.4.2 安妥岭煌斑岩地质特征 |
| 4.4.3 蚀变高镁安山岩 |
| 4.4.4 苦橄岩 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 安妥岭斑岩钼矿成矿模式 |
| 5.1 安妥岭斑岩钼矿区蚀变特征 |
| 5.1.1 蚀变种类 |
| 5.1.2 蚀变分布 |
| 5.2 矿石类型 |
| 5.3 辉钼矿RE-OS 定年 |
| 5.4 流体包裹体初步研究 |
| 5.4.1 样品特征 |
| 5.4.2 均一温度与包裹体成分 |
| 5.5 辉钼矿和黄铁矿PB 同位素 |
| 5.6 成矿作用与岩浆岩的关系：EH4 测深剖面再解释 |
| 5.6.1 安妥岭钼矿EH4 测深剖面 |
| 5.6.2 钻孔ZK1004 和ZK1403 岩芯编录 |
| 5.6.3 成矿作用与岩浆岩的关系：EH4 测深剖面与岩芯编录 |
| 5.7 矿田构造 |
| 5.8 矿体3D 模型 |
| 5.8.1 矿体模型建立 |
| 5.8.2 矿体形态初步探讨 |
| 5.9 安妥岭斑岩钼矿成矿模式 |
| 5.10 区域找矿启示 |
| 第六章 透岩浆流体成矿理论在安妥岭斑岩钼矿的应用评述 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录1 个人简历 |
| 附录2 成果目录 |
（7）古太平洋俯冲对华北克拉通陆内变形及岩浆作用的制约（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 前言 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 研究现状及存在问题 |
| 1.2.1 古太平洋板块俯冲历史研究现状 |
| 1.2.2 燕山运动的研究现状 |
| 1.2.3 东亚地区中生代岩浆活动 |
| 1.3 东亚地区陆内变形及岩浆作用的关键科学问题 |
| 1.4 研究内容和研究意义 |
| 第2章 实验设计与实验方法 |
| 2.1 沙盘模拟实验 |
| 2.2 岩石学及地球化学实验 |
| 2.1.1 岩石薄片制备 |
| 2.1.2 全岩200 目粉末磨制 |
| 2.1.3 单矿物分选与样品靶制备 |
| 2.3 岩石学及地球化学实验方法 |
| 2.3.1 全岩主微量元素分析 |
| 2.3.2 全岩Sr–Nd同位素分析 |
| 2.3.3 锆石U?Pb定年和原位微量元素分析 |
| 2.3.4 锆石原位Hf同位素分析 |
| 2.3.5 单矿物主量元素分析 |
| 第3章 东北亚地区中生代构造?岩浆演化:对古太平洋板块俯冲时间和方向的制约 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 区域地质概况 |
| 3.2.1 华北北缘及东北构造单元划分及基本地质概况 |
| 3.2.2 朝鲜半岛构造单元划分及基本地质概况 |
| 3.2.3 日本构造单元划分及基本地质概况 |
| 3.3 东北亚地区火成岩年代学格架 |
| 3.3.1 华北北缘及东北火成岩年代学格架 |
| 3.3.2 朝鲜半岛火成岩年代学格架 |
| 3.3.3 西南日本火成岩年代学格架 |
| 3.4 华北北缘及东北亚岩浆与矿床的时空分布 |
| 3.4.1 早侏罗世岩浆活动与矿床分布 |
| 3.4.2 中侏罗世岩浆活动与矿床分布 |
| 3.4.3 晚侏罗世岩浆活动与矿床分布 |
| 3.4.4 早白垩世岩浆活动与矿床分布 |
| 3.4.5 晚白垩世岩浆活动 |
| 3.5 东北亚地区岩浆组合的时空变化:对古太平洋板块俯冲时间和方向制约 |
| 3.5.1 古太平洋板块早侏罗世俯冲作用 |
| 3.5.2 古太平洋板块的俯冲转向 |
| 3.6 东北亚地区构造-岩浆演化:对古太平洋板块俯冲时间和方向制约 |
| 3.6.1 中国东部及东北地区NE-NNE向断裂活动 |
| 3.6.2 朝鲜半岛NE-NNE向断裂活动 |
| 3.6.3 日本飞弹地块NE-NNE向断裂活动 |
| 3.6.4 东北亚地区构造-岩浆演化:对古太平洋板块俯冲时间和方向制约 |
| 3.7 小结 |
| 第4章 华北克拉通南缘中生代构造?岩浆演化:对古太平洋板块俯冲时间和方向的制约 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 区域构造单元划分 |
| 4.2.1 秦岭造山带 |
| 4.2.2 大别造山带 |
| 4.2.3 苏鲁造山带 |
| 4.3 区域主要断裂及缝合线 |
| 4.4 区域岩浆活动 |
| 4.5 大巴山弧形构造带 |
| 4.5.1 基本概况 |
| 4.5.2 北大巴山构造变形及应力分析 |
| 4.5.3 北大巴山弧形构造带形成时代 |
| 4.5.4 北大巴山弧形构造带形成机理及动力学背景 |
| 4.6 中生代大别-苏鲁构造带超高压变质岩冷却历史 |
| 4.6.1 大别超高压变质带的冷却历史 |
| 4.6.2 苏鲁超高压变质带的冷却历史 |
| 4.7 晚中生代秦岭?大别构造带岩浆活动与成矿作用 |
| 4.7.1 基本概况和年代格架 |
| 4.7.2 晚中生代构造体制转折 |
| 4.7.3 晚中生代秦岭高镁埃达克岩与斑岩-矽卡岩型铜矿 |
| 4.7.4 晚中生代秦岭-大别构造带地球动力学背景 |
| 4.8 中生代秦岭?大别?苏鲁构造带演化 |
| 4.8.1 早中生代秦岭-大别?苏鲁构造带演化 |
| 4.8.2 晚中生代秦岭-大别?苏鲁构造带演化 |
| 4.9 小结 |
| 第5章 古太平洋板块俯冲与华北克拉通陆内变形及岩浆响应 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 晚中生代依泽纳吉板块漂移历史 |
| 5.3 依泽纳吉板块转向与华北克拉通陆内变形及岩浆响应 |
| 5.3.1 中生代华北克拉通北缘和南缘的火成岩年代学格架 |
| 5.3.2 依泽纳吉板块转向与华北克拉通陆内变形及岩浆响应 |
| 5.4 小结 |
| 第6章 古太平洋板块俯冲诱导燕山运动 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 燕山运动的概况 |
| 6.2.1 燕山运动的提出 |
| 6.2.2 燕山运动的期次划分 |
| 6.2.3 燕山运动的动力学背景 |
| 6.3 华北克拉通周缘构造特征 |
| 6.3.1 阴山-燕山褶皱逆冲带 |
| 6.3.2 秦岭-大别造山带 |
| 6.3.3 太行山构造带及郯庐断裂 |
| 6.3.4 华北周缘构造变形的机制 |
| 6.4 模拟实验 |
| 6.4.1 实验设计 |
| 6.4.2 实验结果 |
| 6.5 讨论 |
| 6.5.1 燕山运动的动力学机制 |
| 6.5.2 地壳缩短与增厚 |
| 6.5.3 晚中生代华北克拉通周缘变形机制 |
| 6.5.4 古太平洋板块俯冲与燕山运动、华北克拉通破坏的关系 |
| 6.6 小结 |
| 第7章 高氧逸度岩浆:指示华北克拉通破坏 |
| 7.1 引言 |
| 7.2 地质背景和样品 |
| 7.3 实验方法及氧逸度估算方法 |
| 7.3.1 实验方法 |
| 7.3.2 锆石Ce4+/Ce3+比值 |
| 7.3.3 根据磷灰石估算氧逸度 |
| 7.4 实验结果 |
| 7.5 讨论 |
| 7.5.1 华北克拉通高氧逸度岩浆 |
| 7.5.2 古太平洋板块俯冲与氧化的地幔楔 |
| 7.5.3 地球动力学指示 |
| 7.6 小结 |
| 第8章 华北克拉通北缘典型岩体研究之房山岩体 |
| 8.1 引言 |
| 8.2 地质背景 |
| 8.2.1 区域地质 |
| 8.2.2 房山岩体岩石学特征 |
| 8.3 结果 |
| 8.3.1 全岩主微量元素及Sr?Nd同位素组成 |
| 8.3.2 锆石形态特征 |
| 8.3.3 锆石U-Pb年龄 |
| 8.3.4 锆石微量元素组成 |
| 8.3.5 锆石Ti温度和全岩锆饱和温度 |
| 8.3.6 锆石原位Lu-Hf同位素组成 |
| 8.3.7 岩浆侵位压力 |
| 8.4 讨论 |
| 8.4.1 岩石结构约束岩浆起源 |
| 8.4.2 地球化学约束岩浆起源 |
| 8.4.3 锆石U-Pb年龄揭示岩浆多期活动 |
| 8.4.4 镁铁质包体和寄主岩中锆石起源 |
| 8.4.5 锆石记录岩浆多期分批脉动 |
| 8.4.6 岩浆侵位压力特征 |
| 8.5 房山岩体形成概念模型 |
| 8.6 研究意义 |
| 8.7 小结 |
| 第9章 结论 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 致谢 |
| 作者简介及在学期间发表的学术论文与研究成果 |
（8）花岗岩类地质信息的采集与集成 ——在天水地区花岗岩类调查与研究中的应用（论文提纲范文）
| 摘要 Abstract 绪言 |
| 0.1 立题意义及国内外研究现状 |
| 0.2 研究方法与技术路线 |
| 0.3 主要研究内容与目标 |
| 0.4 研究工作概况及主要工作量 |
| 0.5 主要创新点 第一章 花岗岩类地质理论研究现状 |
| 1.1 当代地球科学研究的热点之一—花岗岩类信息示踪技术与方法 |
| 1.2 花岗岩类地质理论的主要进展及技术支撑 |
| 1.2.1 I、S、M、A型分类及其应用 |
| 1.2.2 原地重熔说与元素地球化学场理论 |
| 1.2.3 花岗岩类构造环境分类新理论 |
| 1.2.4 花岗岩类的源岩研究新进展 |
| 1.2.5 花岗岩类的上升、定位机制研究进展 |
| 1.2.6 大陆造山带花岗岩类地球化学研究的新构想 |
| 1.2.7 “中国花岗岩和大陆地壳生长”研究动态 |
| 1.3 花岗岩类研究在地质学中的地位及意义 第二章 花岗岩类的地质信息及其示踪方法 |
| 2.1 花岗岩类的示踪技术 |
| 2.2 花岗岩类信息获取的宏观方法 |
| 2.2.1 花岗岩类地质调查的现状 |
| 2.2.2 现行花岗岩类分类及在地质调查中存在的主要问题 |
| 2.2.3 花岗岩类地质调查单位的划分原则 |
| 2.2.4 地质调查中花岗岩类分类方案的选择 |
| 2.2.5 花岗岩类的野外调查方法及主要内容 |
| 2.2.6 采用高新技术进行地质调查 |
| 2.3 花岗岩类地质信息获取的微观方法 |
| 2.3.1 现代地质分析与测试发展的主要趋向 |
| 2.3.2 整体分析技术(bulk analysis) |
| 2.3.3 地质年代学测定及稳定同位素分析方法 |
| 2.3.4 野外或现场分析技术 |
| 2.4 地球信息科学与花岗岩类地质信息分析 |
| 2.4.1 地球信息科学概述 |
| 2.4.2 地球信息科学研究内容 |
| 2.4.3 地球科学信息系统研究现状与展望 |
| 2.4.4 花岗岩类信息分析 |
| 2.4.5 花岗岩类地质信息类型 |
| 2.4.6 花岗岩类地质信息的采集系统 第三章 天水地区花岗岩类型及时空分布 |
| 3.1 研究区地质构造背景及分区 |
| 3.1.1 大地构造位置及构造单元划分 |
| 3.1.2 区域地质概况 |
| 3.2 研究区花岗岩类的主要类型 |
| 3.2.1 变质花岗岩类和未变质花岗岩类 |
| 3.2.2 岩浆混合花岗岩类 |
| 3.2.3 复式深成岩体和独立侵入体 |
| 3.3 花岗岩类的时空分布 |
| 3.3.1 花岗岩类的时间分布 |
| 3.3.2 花岗岩类的空间分布 第四章 天水地区花岗岩类已获取信息的综述 |
| 4.1 地质学信息 |
| 4.2 地球化学信息 |
| 4.3 地球物理信息 |
| 4.4 遥感信息 |
| 4.5 各类信息的可靠性综合评述 |
| 4.5.1 可靠信息 |
| 4.5.2 较可靠信息 |
| 4.5.3 参考信息 |
| 4.5.4 可靠性差信息 |
| 4.5.5 花岗岩类地质时代学信息的可靠性评述 |
| 4.5.6 信息资料存在的问题 第五章 天水地区花岗岩类地质学信息 |
| 5.1 北带花岗岩类地质学信息 |
| 5.1.1 变质花岗岩类地质学信息 |
| 5.1.2 未变质花岗岩类地质学信息 |
| 5.1.3 北带花岗岩类成岩温度信息 |
| 5.2 中带花岗岩类地质学信息 |
| 5.2.1 温泉岩浆混合花岗岩地质学信息 |
| 5.2.2 党川一大堡岩基(岩体群)地质学信息 |
| 5.2.3 百花杂岩体地质学信息 |
| 5.2.4 中带花岗岩类成岩温度信息 |
| 5.3 南带花岗岩类地质学信息 |
| 5.3.1 柴家庄—八卦山—天子山岩浆带花岗岩地质学信息 |
| 5.3.2 吴茶坝岩体地质学信息 |
| 5.3.3 太白岩体地质学信息 |
| 5.3.4 糜暑岭岩浆混合花岗岩地质学信息 |
| 5.3.5 南带花岗岩类成岩温度信息 |
| 5.4 各带花岗岩类地质学信息的差异及成因对比 |
| 5.4.1 岩石类型的差异 |
| 5.4.2 岩石化学信息及成岩温度信息的差异 第六章 天水地区花岗岩类型地球化学信息 |
| 6.1 北带花岗岩类地球化学信息 |
| 6.1.1 北带花岗岩类微量元素地球化学信息 |
| 6.1.2 北带花岗岩类同位素年代学信息 |
| 6.2 中带花岗岩类地球化学信息 |
| 6.2.1 温泉岩浆混合花岗岩地球化学信息 |
| 6.2.2 党川—大堡岩基(岩体群)微量元素地球化学信息 |
| 6.2.3 中带花岗岩类同位素年代学信息 |
| 6.3 南带花岗岩类地球化学信息 |
| 6.3.1 柴家庄—八卦山—天子山岩浆带花岗岩地球化学信息 |
| 6.3.2 吴茶坝岩体地球化学信息 |
| 6.3.3 太白岩体地球化学信息 |
| 6.3.4 糜暑岭岩浆混合花岗岩地球化学信息 |
| 6.3.5 南带花岗岩类同位素年代学信息 |
| 6.4 各带元素地球化学特征及稳定同位素地球化学示踪 |
| 6.4.1 主量及微量元素地球化学 |
| 6.4.2 稀土元素地球化学 |
| 6.4.3 锶、氧同位素地球化学 |
| 6.4.4 信息示踪的主要成因结论 第七章 区域地球物理、区域地球化学及遥感信息 |
| 7.1 天水地区地壳结构、区域构造的区域地球物理信息 |
| 7.1.1 布格重力异常分布特征信息 |
| 7.1.2 重力梯级带与断裂构造信息 |
| 7.1.3 重磁场分区与构造单元的应证性信息 |
| 7.1.4 天水及邻区综合地球物理剖面信息 |
| 7.1.5 天水及邻区深部电性结构信息 |
| 7.2 天水地区花岗岩类的区域地球化学信息 |
| 7.2.1 区域地球化学场分类 |
| 7.2.2 与花岗岩类有关的区域地球化学信息 |
| 7.3 天水地区区域遥感及反映的花岗岩类信息 |
| 7.3.1 遥感图像的收集及室内处理 |
| 7.3.2 花岗岩类出露区的影像特征及解译标志 第八章 花岗岩类的信息集成及应用 |
| 8.1 花岗岩类地质信息集成的概念及方法 |
| 8.1.1 花岗岩类地质信息集成的概念 |
| 8.1.2 花岗岩类地质信息集成的原则 |
| 8.1.3 花岗岩类地质信息集成分类 |
| 8.1.4 花岗岩类地质信息集成的基本方法 |
| 8.1.5 花岗岩类地质信息集成的表达方式 |
| 8.1.6 花岗岩类地质信息“模块化”集成的原则 |
| 8.2 花岗岩类主要地质信息集成类型 |
| 8.2.1 独特成因特征的花岗岩类信息集成 |
| 8.2.2 不同构造分区的花岗岩类信息集成 |
| 8.2.3 相邻构造单元花岗岩类构造配置的信息集成 |
| 8.2.4 大型—巨型断裂带花岗岩类信息集成 |
| 8.3 天水地区花岗岩类的信息集成及地质分析应用实例 |
| 8.3.1 温泉岩体的信息集成、区域构造意义及成矿作用 |
| 8.3.2 糜署岭岩体的信息集成 |
| 8.3.3 糜署岭构造—岩浆带信息集成及区域构造意义 |
| 8.3.4 北带(祁连造山带)花岗岩类构造演化信息集成 |
| 8.3.5 渭河断裂带花岗岩类信息集成 |
| 8.4 关于本次花岗岩类信息集成的评述 第九章 天水地区花岗岩类信息示踪的地壳演化信息 |
| 9.1 古元古代造山带结晶基底形成期 |
| 9.2 中—新元古代过渡性基底形成期 |
| 9.3 早古生代板块构造演化与加里东期俯冲—碰撞造山期 |
| 9.4 晚古生代—三叠纪板内伸展裂陷和印支期全面碰撞造山期 |
| 9.4.1 板内伸展裂陷与陆褶造山阶段 |
| 9.4.2 印支期全面褶皱造山与逆冲推覆阶段 |
| 9.5 中—新生代陆内(板内)演化期 |
| 9.5.1 燕山早期(J1-2)伸展塌陷与岩浆活动阶段 |
| 9.5.2 燕山晚期(J3-E)浅层次逆冲推覆阶段 |
| 9.5.3 喜山期山体隆升与浅层次逆冲—走滑阶段 第十章 结论 |
| 10.1 获得的主要成果与结论 |
| 10.2 主要创新点 |
| 10.3 尚需深化的问题 图版 致谢 参考文献 读研期间负责或参加的科研项目公开发表的着作与论文 |
| 读研期间负责或参加的科研项目 |
| 读研期间公开发表的着作与论文 |
（10）内蒙古四子王旗地区中元古代幔源岩浆岩热年代学及其构造意义（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 引言 |
| 1.1 选题依据 |
| 1.1.1 研究背景 |
| 1.1.2 研究现状 |
| 1.2 研究内容 |
| 1.3 科学问题 |
| 1.4 完成工作量 |
| 第二章 白云鄂博裂谷带区域地质概况 |
| 2.1 区域大地构造背景 |
| 2.2 区域地层概况 |
| 2.2.1 白云鄂博群中上元古界 |
| 2.2.2 古生界地层 |
| 2.2.3 新生界地层 |
| 2.3 岩浆岩 |
| 2.3.1 华北克拉通新太古代基底片麻岩 |
| 2.3.2 侵入岩 |
| 2.4 构造形迹 |
| 2.4.1 褶皱 |
| 2.4.2 断裂 |
| 第三章 岩体地质和岩石学特征 |
| 3.1 研究区地质特征 |
| 3.2 样品岩石学特征 |
| 3.2.1 吉生太辉长岩 |
| 3.2.2 大井坡辉长岩 |
| 第四章 实验方法与实验结果 |
| 4.1 实验方法 |
| 4.1.1 同位素地质年代学 |
| 4.1.2 岩石地球化学 |
| 4.2 实验结果 |
| 4.2.1 同位素年代学 |
| 4.2.2 岩石地球化学 |
| 第五章 讨论 |
| 5.1 幔源岩浆岩形成的大地构造背景 |
| 5.2 华北克拉通中元古代岩浆事件 |
| 5.3 幔源岩体岩热年代学 |
| 5.4 对白云鄂博裂谷演化的指示意义 |
| 第六章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
四、北京房山岩体北侧“片麻岩”的岩石学特征及其成因（论文参考文献）
- [1]北京房山岩体北侧“片麻岩”的岩石学特征及其成因[J]. 郭沪祺. 中国地质科学院地质研究所文集, 1986(01)
- [2]北京房山岩体北侧“片麻岩”的岩石学特征及其成因[A]. 郭沪祺. 中国地质科学院地质研究所文集（13）, 1986
- [3]北京西山官地杂岩的形成时代及构造意义[J]. 颜丹平,周美夫,宋鸿林,刘敦一,王彦斌,汪昌亮,董铁柱. 地学前缘, 2005(02)
- [4]北京房山花岗闪长岩体中包体的演化及闪长质微粒包体的成因[J]. 陶继东,马昌前,张金阳,王书纯,王人镜. 地质科技情报, 2009(02)
- [5]安妥岭斑岩钼矿的成因及其深部约束[D]. 梁涛. 中国地质大学（北京）, 2010(09)
- [6]花岗质岩石的基本问题[J]. 罗照华,黄忠敏,柯珊. 地质论评, 2007(S1)
- [7]古太平洋俯冲对华北克拉通陆内变形及岩浆作用的制约[D]. 张哲坤. 中国科学院大学(中国科学院广州地球化学研究所), 2020(07)
- [8]花岗岩类地质信息的采集与集成 ——在天水地区花岗岩类调查与研究中的应用[D]. 李永军. 长安大学, 2005(04)
- [9]北京周口店关坻杂岩太古宙成因的岩石学及地球化学证据[J]. 王方正,肖龙,肖文松. 地球科学, 1990(05)
- [10]内蒙古四子王旗地区中元古代幔源岩浆岩热年代学及其构造意义[D]. 马国栋. 中国地质大学(北京), 2020(08)