一、云南北西向高电导层与红河断裂带(英文)（论文文献综述）
陈金海,吕桂芳[1]（1983）在《云南北西向高电导层与红河断裂带(英文)》文中认为本文分析研究了云南省内九个地磁台站在湾扰、磁暴急始中的特点,发现在这两种地磁短周期事件中△Z的位相及Wiese矢量指向,在省内东西两半部存在着显着差异。作者按DV型CA的观点并结合有关地震活动性、地质构造、水文等资料推测:沿着红河断裂带方向,在其邻侧的地壳、上地幔中存在着一个高导层。这个北西方向延伸的高导层,其南端在思茅的东侧,北端在丽江的西侧。高导层的规模较大,对省内地磁短周期变化具有控制作用。 文中提出,这一研究工作还是很初步的。考虑到这一高导层的研究对于地磁工作和红河断裂带的研究具有一定的意义,有必要把这一项工作继续深入下去。
明庆忠[2]（2006）在《纵向岭谷北部三江并流区河谷地貌发育及其环境效应研究》文中认为怒江、澜沧江、金沙江三条大河在云南西北部紧密相邻,并列南流,构成独特的纵向岭谷区,被称之为三江并流区,构成了中国西南纵向岭谷区的北部。该区地处我国青藏高原东南部及东南部边缘,是研究青藏高原东南部、云贵高原西北部自然环境演化及青藏高原隆升对云贵高原自然环境演化影响的关键地区。 纵向岭谷区北部的河谷地貌,具有:①突出的纵向岭谷,构成了绝无仅有的三江并流奇观;②地貌相对高差大,河谷深切;③河谷地貌受地质构造特别是断裂构造的控制:④流域内的地貌类型及地貌组合多样化特征突出;⑤河谷地质地貌环境具有较强的生态脆弱性;⑥河谷支流水源多发源于高山湖泊,两岸支流河谷分布不均匀等特征。该区群山高耸、河谷深切、峡谷群聚,是横断山区及我国峡谷地貌密集分布的典型代表区。对该区河流峡谷进行了广泛调查研究,并着重论述了金沙江虎跳峡的成因和形成时代。认为玉龙—哈巴雪山为一相对完整的块状山体,金沙江虎跳峡的发育不是构造控制沿断裂发育的峡谷,仅用河流溯源侵蚀原因也难以取得合理的解释:虎跳峡上下段河谷层状地貌是连续分布的,说明虎跳峡上下游河谷发育是同时代的,长江第一弯是古水洛河、冲江河及古金沙江上游等河流汇流口处而非袭夺湾,虎跳峡是先成河在构造抬升背景下河流下切叠置而成。依据玉龙雪山冰川发育年代数据、丽江盆地湖相沉积年代、点苍山更新世沉积物分布及年代测定数据、河谷阶地或宽谷面哺乳动物化石的测年数据等,初步判断虎跳峡峡谷地貌形成于中更新世以来的河流深切。昆黄运动是该区地貌和水系发育的重要转型事件。 云南夷平面因受青藏高原隆升、本区活跃的新构造运动等的影响,在纵向岭谷区的北部发生了位移、解体,导致现今各地分布于不同海拔高度上,即便在同一地区,在断裂两侧其分布海拔高度也很不一致。虽然有总体分布上因受青藏高原隆升牵引带动作用而造成的自西北向东南海拔高度降低的趋势,但仍呈现出纷繁杂乱的分布格局。根据夷平面的分布及其上有无残存的早第三纪红土状风化壳的状况,提出了本区晚新生代以来存在着与青藏高原相对应的山顶面、主夷平面两期夷平面的观点。依据本区的相关沉积和与邻区的对比分析,认为山顶面大约形成于23Ma的渐新世晚期,主夷平面大约形成于上新世初,即约在3.4Ma以前,后因横断运动而导致解体。现今夷平面、相关盆地沉积、各江河多级阶地的发育均说明了纵向岭谷区北部三江并流区地貌演化也是多阶段间歇抬升的结果。 长江第一弯成因向来都有河流袭夺说,非河流袭夺（构造适应）说之争。其实,长江第一弯的形成与纵向岭谷区北部及云南水系演化息息相关。纵向岭谷区北部及云南地区水系经历了上新世末期以前的外流水系、上新世末至早更新世早
邓明国[3]（2007）在《新平大红山—元江撮科铜铁多金属成矿系列及成矿预测》文中研究指明本博士论文“新平大红山-元江撮科铜铁多金属成矿系列及成矿预测”是结合国土资源部“西南三江云南段有色金属基地勘查”所属的“云南元江撮科-新平地区铜铁矿评价”项目（编号:资（2006）003-04）的科研需要而选题。本文应用成矿系列理论及综合信息成矿预测相结合的方法,在广泛收集区域地质矿产、物化探、遥感、科研、勘查资料和吸取前人成果和认识的基础上,从野外大量的观察研究入手,厘定了研究区三大成矿系列,并以第一成矿系列—与早元古代富钠质火山-沉积岩有关的变质铁、铜、金成矿系列—“大红山式”铁铜矿床为重点解剖对象,对早元古代大红山群的含矿性、岩石学、变质火山岩形成的构造环境等方面进行了综合地质研究;进行了矿床地质、地球化学特征研究及岩石的微量元素、稀土元素、同位素地球化学、流体包裹体和成矿规律等的系统研究工作;对区域成矿地质背景、地球物理特征、地球化学特征和遥感影像特征进行详细研究的基础上,在计算机及高新技术（GIS）支持下,对新平大红山—元江撮科铁铜多金属成矿带开展了综合信息成矿预测研究,获得了如下的主要成果:（1）确立了研究区地质构造演化及其对成矿的控制。研究区所处的康滇地轴成矿带经历了漫长的演化历史,裂谷多旋回带来了成矿多旋回,并形成了不同类型的矿产。“大红山式”铁铜矿床产于陆缘海型初生拗拉槽中,裂谷作用造就了相对封闭还原的海盆地,与矿床的形成密切相关。在其深谷中沉积了大红山群,来自古陆核深部上地幔岩浆柱的物质侧向上涌,于拗拉槽中爆发火山活动,大红山火山岩型铁铜矿床即产于该拗拉槽的细碧角斑岩-陆屑-碳酸岩建造的富钠质熔岩与凝灰岩中,其火山岩属洋脊拉斑玄武岩,具有铁铜矿成矿专属性。（2）厘定了研究区的成矿系列。在时间上由与早元古代富钠质火山—沉积岩有关的变质铁、铜、金成矿系列→与中元古代（喷流沉积）沉积改造有关的浅变质铁、铜、稀土成矿系列→与中生代早期沉积—改造作用有关的铜矿成矿系列,全面揭示了各个成矿系列的矿床类型、控矿规律及找矿方向。考虑3个成矿系列的典型代表,划分出大红山式和撮科式,落雪式和易门式以及晚三叠统砂砾岩中沉积-改造铜矿类型,并对其进行了解剖,为各个成矿系列的建立提供了实证研究。（3）重点研究了“大红山”式铁铜矿床的岩石地球化学特征。根据岩石地球化学研究,确定铁铜矿与富钠火山岩密切相关,含矿围岩、矿体及次火山岩具有近似或相同的形成条件和环境,矿床为与海底火山喷发作用有关的偏碱基性火山岩成矿系列;微量元素统计分析表明:矿石与围岩微量元素组合基本相同,说明二者具有相同的物质来源:稀土元素配分模式表现为轻稀土富集的陡倾斜曲线和Eu的负异常,说明蚀变和变质已使原岩中的斜长石受到了强烈改造,Ce总体为弱负异常,（La/Sm）＞1,具有洋中脊T型玄武岩特征,稀土总量普遍较低,且明显富集轻稀土,属轻稀土富集型。（4）对“大红山式”铁铜矿床成矿温度、成矿物质来源、成矿流体和成矿时代进行了系统研究。包裹体均一温度为102～370℃之间,可能存在两个成矿阶段:早期成矿阶段均一温度为290～330℃,盐度为16～32wt%,pH值为3.7～3.0,logfs2为-70.2,logfo2为-26.55,logfco2为3.3～1.5;晚期成矿阶段为160～250℃,盐度为13.8～45wt%,pH值为4.5～3.4,logfs2为-11.04,logfo2为-34.37,logfco2为4.63～3.9;铅同位素资料显示,成矿物质为不同源、不同环境、不同时间形成的混合铅;硫同位素分析表明,硫源主要来自海水硫酸盐的还原作用,部分来自火山喷发作用从深部带来的地幔硫,是火山与海水两种来源的硫混合而成;从δ18OH20和δDH20值判断,本区成矿流体水的来源比较复杂,火山沉积成矿期介质水的来源主要为原生岩浆水,并受到一定程度海水的影响,后期的区域变质改造过程中,则逐渐演化成岩浆水、变质水和大气降水混合效应的成矿流体。同位素年代学研究:从K/Ar同位素年龄看,主要集中在800Ma±20Ma,反映“大红山式”铜铁矿床后期变质改造的事件,代表了晋宁运动期间火山作用、变质作用及铀矿化的时间,也是大红山铜矿床的改造年龄。（5）运用成矿系列理论指导找矿预测。根据成矿系列阐述的矿床在空间上的分布和时间上的演化规律,总结了大红山岩群寻找铁铜多金属矿床的5大控矿因素和8大成矿预测标志,为综合信息成矿预测奠定了理论基础。（6）重点研究了“大红山式”铁铜矿床的地质-物化特征,建立了该类型矿床的成矿模式。利用多元成矿信息理论对研究区成矿地质背景、地球化学、地球物理及遥感地质特征进行了全面的论述,总结了研究区内“大红山式”铜铁矿床找矿勘查的地球物理及地球化学勘查模型。利用基于GIS的多元地学成矿信息对早元古代大红山群和昆阳群进行了找矿靶区定位预测,指出了找矿远景区,为矿山的找矿勘探指明了方向。
周荔青[4]（2005）在《深大断裂与中国东部新生代盆地油气资源分布》文中进行了进一步梳理本文通过系统开展苏北、渤海湾、伊兰—伊通、南襄等中国东部新生代含油气盆地分析,认识到深大断裂控制了该区新生代盆地的形成分布,控制了盆地的构造、沉积演化和油气资源分布。主要表现为:①深大断裂作为深切入岩石圈地幔、软流圈、地壳深部的结构破损面,是深部构造—热活动的中心区。在区域伸展的背景下,深部地幔物质运动十分活跃,深大断裂诱发岩石圈地幔熔融和深部物质上侵,引发和促进深部成盆作用,因此,它是决定盆地形成的诱发点。同时,它也是盆地深部构造作用继续发展的控制点,它控制岩石圈地幔熔融向深大断裂周邻扩展,引起盆地伸展中心的迁移。深大断裂引起周边地区岩石圈及莫霍面隆起,发育热壳、热幔,火山活动规模大、期次多,具有高的地热流场;②在区域张扭性应力场下,深大断裂发生强烈的平移和斜向运动,引发成盆部位强烈的走滑拉分作用,因此,深大断裂周邻地区是走滑拉分成盆作用的始发区和中心区,其周邻凹陷具有较大的拉张量（率）,发育大中型深断陷,继承性快速沉降,并控制盆地构造活动中心的扩展和迁移;③在深大断裂的走滑挤压构造作用下,其周邻凹陷发育继承性良好、规模较大的走滑挤压鼻状隆起构造;④深大断裂周邻发育比深值较高的深断陷,形成湖盆水体的垂向分带,有利于深湖区矿物质的保存。深大断裂引发深部富含矿物质的热流体输出异常,加之地表的较高热流场,使其周邻具有特殊的地面生态环境,特别有利于生物爆发性生长繁殖,往往发育富含碳酸盐岩、油页岩、生物灰岩及富脂藻类的咸化、半咸化湖沉积建造。同时,咸化湖环境也有利于使淡水湖相有机质腐泥化。而深大断裂周邻深断陷与隆起区构成陡峭地形,有利于发育继承性大中型沉积体系,形成有利生烃区与大中型储集体的有利配置;⑤深大断裂引起周邻地区较强的构造—热衰减沉降作用,使得即使在中国东部新生代发生的阶段性左旋压扭性作用中,在靠近深大断裂的一侧也常形成残留断陷区,沉积间断时间短,使得深水湖相建造能获得及时封盖,既使烃源岩有效保存,又促进烃源岩持续热演化,从而使深大断裂周邻的凹陷含油气性大大提高。由于深大断裂周邻发育继承性深断陷,发育多套高效优质烃源岩,烃源岩整体热演化程度高,深大水体下形成的优质烃源岩与大中型储集体构成高效成藏组合,发育大中型构造圈闭,因此,深大断裂周邻的凹陷油气资源丰度高,含油气层系多,油气田规模大,而远离深大断裂的凹陷油气资源丰度远低于紧邻深大断裂的凹陷。 由不同组合类型深大断裂控制的中国东部新生代盆地具有不同的油气资源分布特征。根据深大断裂类型及其组合关系,将中国东部新生代盆地划分为简单岩石圈断裂边邻走滑拉张裂陷盆地、复杂岩石圈断裂边邻走滑拉张裂陷盆地、岩石圈断裂带内走滑拉分盆地、双组深大断裂边邻走滑拉张裂陷盆地。在简单与复杂岩石圈断裂边邻走滑拉张裂陷盆地中,靠近岩石圈断裂的坳（凹）陷都具有油气资源丰度高、浅层次生油气丰富、油气层埋藏浅、含油气
张学书[5]（2006）在《金平—黑水河裂谷基性—超基性岩特征、成矿系列及成矿预测》文中提出论文主要从金平—黑水河裂谷地质特征、演化和成矿系列以及玄武岩（科马提岩—玄武岩组合）、基性—超基性侵入岩的岩石学、岩石化学特征、稀土元素和微量元素、同位素地球化学特征及铂族元素地球化学特征等方面论述了本裂谷带内的基性—超基性岩浆岩与峨眉山大火成岩省玄武岩之间的成因联系，并从金平—黑水河白马寨及版福Ni-Cu-（PGE）矿床的野外地质特征、矿石特征、矿床地球化学（稀土、微量元素及铂族元素）及同位素定年等方面论述了裂谷内岩浆型铜镍硫化物矿床与ELIP岩浆岩之间成因演化关系及其在后期区域构造变质作用中的热液改造成矿作用特征，总结了裂谷带内岩浆型铜镍硫化物矿床的岩浆熔离分异演化成矿模式及热液改造成矿模式，并总结了该类矿床的综合勘查找矿模式，对区内工作程度较高的金平地区岩浆型铜镍硫化物矿床进行了远景成矿预测。岩浆型矿床主要有两种类型，即氧化物型矿床和硫化物型矿床，前者主要为与基性—超基性岩（主要为层状杂岩体）有关的Cr、V、Ti和Fe矿床，如攀枝花钒钛磁铁矿型矿床，而岩浆型铜镍硫化物矿床是铜、镍和铂族元素及其它稀有贵金属如金、银等的重要工业矿床类型；岩浆型铜镍硫化物矿床一般产于构造相对较稳定的地台区和地盾区或活动性克拉通边缘裂谷带中，其矿床的形成与地幔成因的基性—超基性岩有关，通常其成矿时代较老。金平—黑水河裂谷（盐源—丽江—大理—金平—黑水河扬子克拉通西缘古生代裂谷的一部分）内与地幔熔离分异成因的基性—超基性岩有关的铜镍硫化物矿床属于显生宙以来的岩浆型铜镍硫化物矿床的比较典型的代表。金平—黑水河地区在晚古生代—三叠纪早期为—大陆边缘裂谷，位于扬子克拉通西南边缘，处于扬子克拉通与东印支板块的结合部分（图3-3）。在空间上，该裂谷沿扬子克拉通西缘的哀牢山变质带西南侧呈北西向延伸，向北西与大理—丽江裂陷相接，其西界为哀牢山—藤条河（-越南马江）深断裂（俯冲带）；时间演化上自早奥陶世（或寒武纪晚期）开始形成至三叠纪封闭结束。裂谷在演化的早期表现为被动大陆边缘裂谷的特征，岩浆作用微弱；中期表现为活动大陆边缘裂陷的特征，岩浆活动强烈，尤以晚二叠世的峨眉期基性岩浆喷发及相伴的基性—超基性岩浆侵入作用最为强烈；晚期裂谷内的岩浆活动微弱，仅发育有厚度不大的流纹斑岩，以被动接受陆源碎屑沉积为主。在成矿作用上，裂谷带内的矿产按其产出的地质环境及其成矿特征可划分为4个成矿系列组合、8个成矿系列、17个矿床类型（表4-1）。金平—黑水河裂谷的二叠纪玄武岩以金平县城东南大老塘一带厚度最大，达4536米，且以熔岩占绝对优势，并大致划分为自火山角砾岩、斑状或杏仁状玄武岩、致密块状玄武岩、粗玄岩至主要为玄武质凝灰岩的两个火山喷发旋回。区内基性—超基性侵入岩成群成带集中分布于新交里—营盘街—白马寨岩带及蒋家坪—牛栏冲岩带中。往南至越南境内，晚二叠世玄武岩主要分布于黑水河裂谷带的边部，而稍年轻一些的晚二叠世—早三叠世的高镁超镁铁—镁铁质侵入岩分布于裂谷中的轴部位置。金平地区与越南黑水河地区二叠纪玄武岩在岩石化学成份上既有相似性，亦存在明显的差异，岩石化学成份上两地均表现为低钛、低碱、且Na2O＞K2O的含量特征，均属亚碱性拉斑质玄武岩。但越南黑水河裂谷地区玄武岩（科马提岩）较金平地区玄武岩具有更低的TiO2、Na2O、K2O及较低的P2O5、Al2O3含量和更高的MgO含量及Mg#指数（Mg#=82.22-92.58）。金平玄武岩Mg#=45.33-65.85，与峨眉山玄武岩更为接近。总体上，金平玄武岩与峨眉山玄武岩区攀西岩区特征相似（低镁低钛），而黑水河玄武岩与盐源—丽江岩区玄武岩的高镁低钛特征相吻合，反映出金平—黑水河裂谷玄武岩系与峨眉山玄武岩具有相似的成因环境。金平—黑水河裂谷金平地区玄武岩与峨眉山微量元素原始地幔标准化配分特征（图3-12，图3-13）的总体变化趋势相似，均表现出右倾型的原始地幔标准化配分曲线；但峨眉山玄武岩具有相对较高的Nb、Ta、Ti、Zr、Hf、Th等高场强元素及较高的强不相容元素含量，为富集型地幔部分熔融的产物；而金平—黑水河裂谷玄武岩却表现出较高的Th含量、较低的Nb、Ta、Ti元素含量特征，而且虽然金平和黑水河地区玄武岩的稀土元素原始地幔标准化曲线特征不同，但其微量元素的原始地幔标准化曲线特征却非常相似，均表现为异常低的Rb含量、P严重亏损、Hf轻微富集的特点（图3-12），与峨眉山玄武岩异常低的Rb含量、较高的P含量和Ti含量（多数为高钛）所表现出的微弱的地壳混染特征（图3-13）不同，显示金平—黑水河裂谷玄武岩具一定程度的地壳混染。金平地区玄武岩稀土总量∑REE=102.48-288.15ppm，稀土含量变化较大；∑Ce／∑Y为1.23-4.05，（La／Yb）N为3.03-13.4，岩石的（La／Lu）N比值在2.95-12.93之间，轻稀土富集；δEu为0.94-1.1，稀土分布模式无明显的Eu异常，稀土配分曲线为典型的右倾轻稀土富集型（图3-14，上图）。黑水河地区科马提岩—玄武岩稀土总量极低，∑REE=24.47-45.16，稀土元素分异特征不明显，∑Ce／ZY=0.34-0.84，（La／Yb）N=0.34-1.87，且多数小于1，（La／Lu）N=0.33-2.01，多数小于1，略显重稀土富集特征，原始地幔标准化曲线显示轻、重稀土无明显分异，δEu值在0.75-1.52之间，略显Eu正异常特征（图3-14，下图）。金平玄武岩铅同位素组成除208Pb／204Pb略高外，变化范围总体上与红海地幔柱成因玄武岩及峨眉山玄武岩区永胜及宾川地区的玄武岩相似，但金平玄武岩Pb同位素组成在一定程度上偏离Pb同位素组成C组分范围，只有少数样品Pb同位素组成与C组分接近，表明金平玄武岩岩浆受到了地壳物质的混染。金平—黑水河裂谷玄武岩的87Sr／86Sr的初始比值（表3-7）表明其与峨眉山玄武岩主体及红海、西伯利亚、夏威夷地幔热柱玄武岩相似，暗示其岩浆源区特征的相似性。金平、永胜及宾川玄武岩的143Nd／144Nd对87Sr／86Sr的投影图中的投影点表明（图3-15），金平地区玄武岩与永胜及宾川地区玄武岩相类似，原始岩浆可能来源于富集型地幔区，并受到了大陆地壳的混染作用。金平玄武岩的143Nd／144Nd值在0.512269-0.512725之间，反映出玄武岩具壳源或混染壳源的特征；而黑水河玄武岩的143Nd／144Nd值在0.512158—0.513184之间，暗示以幔源为主的源区特征；黑水河地区玄武岩—科马提岩系，除少数样品外，其εNd值均大于0，且其数值较大，暗示其岩浆源于强烈亏损的地幔源区，而峨眉山玄武岩的εNd多数小于0，少数大于0，显示其岩浆虽源于地幔，但经历了较强烈的幔—壳交代作用、地壳物质的同化混染程度较大；金平玄武岩的εNd值除个别样品外，均为负值，暗示其岩浆源于富集型地幔。而越南黑水河版福地区的玄武岩143Nd／144Nd比值普遍较金平地区及永胜、宾川地区玄武岩的比值高，而且其εNd值多为较大的正值，表明其来源主要为亏损的地幔源区，受地壳混染作用的影响较小。金平—黑水河裂谷及峨眉山玄武岩的高场强元素特征比值表明不同地区、不同类型峨眉山玄武岩的ω（Ta）／ω（Hf）的平均值（表3-9）均在0.3以上，ω（Nb）／ω（Zr）比值除少数苦橄岩外，均大于0.1，与地幔热柱成因玄武岩一致[ω（Ta）／ω（Hf）＞0.3，ω（Nb）／ω（Zr）＞0.1]，峨眉山玄武岩分布区自西向东，岩石的ω（Ta）／ω（Hf）值呈现逐渐减小的趋势，表明峨眉山玄武岩西部较东部更多地保留了地幔热柱成因岩浆的地球化学特征。相比较之下，除ω（Nb）／ω（Zr）与峨眉山及地幔热柱成因玄武岩一致外，金平—黑水河裂谷玄武岩表现出更为富集Th、相对亏损Ta的特征，ω（Th）／ω（Ta）比值高于、ω（Ta）／ω（Hf）比值低于峨眉山玄武岩及地幔热柱成因玄武岩（表3-9），各比值与大陆板内拉张带或初始裂谷玄武岩特征极为一致，表明金平—黑水河裂谷玄武岩较之于峨眉山玄武岩及典型地幔柱成因玄武岩具有更强烈的地壳成份混染作用及其岩浆源区更为富集Th的特征。而且ω（Th）／ω（Ta）比值特点显示峨眉山玄武岩主体部分的岩浆主要起源于原始地幔，部分熔融程度不高，地壳混染微弱；而在空间上远离峨眉山玄武岩主体的金平—黑水河裂谷玄武岩表明岩浆经历了较强烈的地壳混染作用。金平—黑水河裂谷玄武岩的Nb／Zr比值及Zr-Zr／Y投影图（图3-16）显示金平玄武岩形成于板内环境，黑水河玄武岩—科马提岩主要属洋中脊环境，少数属岛弧环境，表明两个玄武岩浆中心的裂陷深度不同，金平可能属浅槽盆相，而黑水河则可能达到深槽盆相的环境，但后者并没有发展形成大洋型地壳。Sm／Eu-Sr（Rb）相关投影图（图3-20c，d）表明，金平地区玄武岩以辉石、橄榄石的分离结晶作用为主，这一特征与金平玄武岩的主要斑晶成分为辉石、橄榄石相吻合，但总体上的分离结晶程度较低：Sm／Eu比值相对跳跃较大可能反映存在一定程度的地壳混染。金平玄武岩的铂族元素的分异程度不高，铂族元素配分模式表现为不明显的Pt-Pd型，具有Ru-Os型与Pt-Pd型的过渡特征，原始地幔标准化的配分模式为向左陡倾斜型．具较陡的正斜率。金平—黑水河裂谷六大类含矿镁铁岩—超镁铁岩侵入岩的岩石化学特征均表现为亚碱性、属低钛拉斑玄武岩系列和铁质基性—超基性岩的特征；金平地区二叠纪玄武岩与镁铁质—超镁铁质岩及铜镍矿石之间具有相同的稀土元素、微量元素和铂族元素地球化学特征，即相似的稀土元素配分模式（右倾轻稀土富集型）、铂族元素含量及配分模式（较低的丰度值、较大的Pd／Ir比值，为左倾Pt-Pd富集型配分模式）以及相同的微量元素原始地幔标准化配分模式及相同的元素含量特征，表明其间存在成因及时空演化上的必然的联系。分布于黑水河裂谷轴部的超基性—基性岩（侵入相）与分布于其周边区域的苦橄岩—玄武岩（喷出相）亦表现出相同的元素变化特征，即两者均表现出较高的Mg、Ni、Co、Cr、Yb和Lu含量及较低的Ti、Fe、Ca、Na、K、Rb、Sr、V、Nb、Ta、zr和LREE含量特征。金平—黑水河裂谷铜镍成矿带处于扬子克拉通西缘峨眉大火成岩成矿省的西南缘。含矿岩体与相邻地区类似矿床的含矿岩体形成时代基本接近（表4-30），含矿岩体主要为铁质超基性岩系列的橄榄岩—辉石岩组合，沉积围岩中多数含有碳质页岩（板岩）并发育较强烈的具有沉积特征的黄铁矿化，分异好的岩体含矿性较好，含矿岩体规模均较小。金平—黑水河裂谷代表性岩浆型铜镍硫化物（铂族）矿床（白马寨及版福）的基本地质特征相似，均以分异超基性岩为赋矿围岩，矿化主要产于岩体的底部或中心部位，以浸染状及块状矿石为主，矿石的矿物成份基本相同，均以磁黄铁矿、黄铁矿、镍黄铁矿及黄铜矿为主，所不同的是版福铜镍矿床的矿石中含有较多的金属硫砷化物、碲化物、锑化物及铂族矿物，而白马寨矿床中该类矿物成份十分罕见。金平白马寨铜镍矿与其它矿床的显着差别在于其铜镍极为富集（1号块状富矿占总镍储量的67.8％，平均品位达Ni：3.68％，Cu：1.99％），而相对贫铂族元素，岩体分异极好，块状富镍矿石位于岩体中心，但各类矿石含铂族元素极微（不同类型矿石Pt+Pd平均品位为0.02-0.15g／t），矿石伴生金、银含量亦较低（表4-32）。越南黑水河版福铜镍矿床矿石组合、矿石自然类型及矿体基本特征上与其它类似矿床相似，但由于岩体分异较差，未出现底部块状矿石，矿石以浸染状矿石及沿接触构造破碎带形成的脉状矿体中的块状矿石为主，矿石的硫化矿物的硫同位素组成与陨石硫同位素组成相近，成矿过程中来自围岩中硫的混染作用不强，矿石中硫主要来自科马提岩浆本身。白马寨岩体含硫总平均值为11.114％，远高于超基性岩平均硫含量值(2850×10-6)，而且白马寨岩体自辉长岩至橄榄岩，其硫含量成倍增加，表明晚期熔浆是高度富硫的。除白马寨矿区以外，金平地区其它岩体的硫含量总体均较超基性岩平均值（0.285％）高，而且玄武岩的平均含硫量亦高于超基性岩平均值，表明金平地区基性—超基性岩所代表的初始岩浆房是富集硫的。白马寨铜镍硫化物矿体矿石的δ21S值变化范围为6.68-7.59‰，与辉石岩、沉积围岩及外围的玄武岩均具有相似的硫同位素组成特征，即均富集重硫，矿石硫来源与玄武岩、侵入岩及沉积围岩相似。Sr同位素表明有地壳物质的混染并对成矿有一定作用。金平白马寨铜镍矿床及版福铜镍矿床在矿石化学成分上的特征基本一致（表4-32），表现为Cu-Ni富集、相对贫铂钯、伴生金银亦较低的特点，Ni:Cu:Co的比值较高，Pt+Pd含量低—极微，并且Pt／（Pt+Pd）比值亦较低（＜0.5），Pt的富集程度不明显；相比之下，在区域上，金宝山Pt-Pd富集程度高而铜镍含量极低，杨柳坪铜镍矿床的Cu-Ni及Pt-Pd均有不同程度的富集。白马寨铜镍矿矿石具有轻稀土富集及弱的Eu负异常特征，并且各类矿石和弱矿化辉长岩与喀拉通克、杨柳坪铜镍矿的浸染状和块状矿石的稀土元素原始地幔标准化配分曲线特征一致，含量高于球粒陨石值10-50倍，但喀拉通克及杨柳坪铜镍矿矿石的稀土总量比白马寨矿块状矿石更高（图4-32A）。白马寨含矿橄榄岩相对富集轻稀土元素。杨柳坪玄武岩、红格侵入岩及金平玄武岩都表现出具有相似的REE的配分模式曲线（图4-328）。白马寨矿区基性—超基性岩的Sr、Nd同位素表明岩浆有来自地壳成分的混染，黑水河地区版福基性—超基性岩的Nd同位素特征表明其受地壳混染程度较小。金平—黑水河裂谷成矿带南北两段含矿岩体母岩浆存在一定的差别，但在各自的区域内，侵入相岩体与喷发相熔岩之间存在成因演化上的关联关系，金平地区含矿岩体岩石组合为橄榄岩-辉石岩-辉长岩组合（白马寨、营盘街）、辉石岩—辉长岩—辉绿岩组合（牛栏冲、蒋家坪）等，岩石为拉斑玄武岩浆系列。南段越南黑水河版福含矿岩体为纯橄岩—橄榄岩组合，喷发相的岩石为玄武岩—科马提岩组合，岩石为科马提质拉斑玄武岩浆系列（详见第三章）。金平—黑水河裂谷岩浆型硫化Cu-Ni-PGE矿床形成于扬子克拉通西南缘晚古生代拉张环境，含矿超镁铁岩—镁铁岩在空间上常沿一定构造岩浆带分段集中成群分布，矿床（点）在岩带中呈单点状分段重现的形式出现，单个岩体常由不同岩相的岩石组成，岩石分异特征明显，其中以白马寨矿床的含矿岩体最为典型，按各岩相在空间上的分布规律，至少存在五类分异岩浆和矿浆，即最早期的辉长岩岩浆、中期的辉石岩浆、中晚期的橄辉岩（辉橄岩岩浆）和晚期的橄榄岩岩浆以及最后侵入的硫化物高度富化的矿浆。白马寨周围尚分布有具不同程度矿化的同类岩体，其中的矿化可能为与白马寨含矿岩体所代表的统一岩浆房中分流出去的部分含矿岩浆或富矿矿浆在不同部位侵入就位的结果，随着分流出去的程度的不同，则有可能在其外围形成一定规模的铜镍矿化。而黑水河地区，由现有出露岩体判断，岩体分异并不强烈。在自岩浆源演化形成中间富化岩浆房的过程中，可能由于构造作用的影响，导致岩浆房分化、分离形成了数个次级的子岩浆房，部分子岩浆房可能只继承了母岩浆房中含矿性较低的中上部岩浆成分，从而导致岩体分异程度及矿化强度的差别，其综合成矿模式如图4-34所示。白马寨和版福矿床铜镍硫化物的富集机理均以深部熔离分异成矿作用为主，但存在较大的差异，前者矿石矿物以镍铜的硫化物为主，铂族元素含量甚微，无铂族独立矿物（铂族元素赋存于黄铜矿及镍黄铁矿中）；后者的热液叠加成矿作用较强，矿石中除镍铜的硫化物外，尚含有较多的硫盐矿物、碲化物、Ni-Co的硫砷化物及等轴铋碲钯矿等矿物。但金平地区的铜镍矿床与基性—超基性侵入岩有关的气化热液与热液叠加成矿作用较为发育，岩浆气化热液作用多造成围岩的接触交代及热变质作用，热液的叠加成矿作用主要表现在对铜及铂族元素的成矿作用上，矿石中常见镍黄铁矿呈不规则状或条状与黄铜矿和碳酸盐矿物组成细脉状矿化，矿石中普遍见到黄铜矿交代磁黄铁矿及镍黄铁矿的现象，海绵陨铁状矿石与致密块状矿石接触处附近常见前者被后者交代而形成交代假象的混染状矿石以及浸染状矿石对造岩矿物的交代作用等等，这些都是岩浆热液叠加作用的结果。黑云母、绿泥石及角闪石与硫化矿物共生产出亦表明存在挥发份的气液活动（图版Ⅵ-1，Ⅵ-2）。一般情况下，经改造形成的矿石趋向于富集Cu、Au、Ag和Pd等；白马寨矿床一些硫化矿石相对富集Cu、Pd和Au的特征反映了热液流体的成矿作用。并且Ar-Ar法同位素测定的坪年龄值在160-170 Ma之间，亦佐证了矿床的热液改造成矿作用。此外岩浆热液叠加成矿作用还形成了一些规模较小但较富的脉状铜镍矿体，如金平白马寨营盘街—蚂蝗沟岩群中靠近围岩接触带附近的脉状铜镍矿化，同时岩浆叠加作用还造成了早期浸染矿化的进一步富集，特别是热液叠加成矿作用还可能是Pt、Pd等元素富集的主要成矿作用，黑水河版福地区铂族元素的独立矿物、硫盐矿物和碲化物以及脉状矿体中的与石英共生产出的不规则网脉状硫化矿物矿化等均是热液叠加成矿作用的结果。白马寨及版福矿床的热液活化改造成矿作用可能与岩浆期后（指基性—超基性岩浆作用期后，下同）的区域构造热事件有关，但很显然，白马寨矿床的热液活动并没有完全改变硫化矿体特别是块状矿体的完整性，区域性的构造运动及热事件仅仅影响到了矿体边缘部分，在矿体的边缘形成角砾岩化的硫化矿石或造成矿体的局部破坏，而这又进一步加速了热液流体的带入并造成交代型浸染状矿石和造岩矿物间的填隙硫化矿化（即部分所谓的海绵陨铁状矿石）（图版Ⅶ-1—Ⅶ-5）。除正常的磁黄铁矿—镍黄铁矿—黄铜矿矿物组合外，一些硫化物矿物相中的某些微量金属如Bi和Pb等常以外来矿物相的形式产出（如派克矿（斜硫锑铋镍矿）等），亦表明构造—热液改造成矿作用的存在。热液改造成矿作用的可能作用模式如图4-35所示。在第一种情况下（左图）：块状硫化矿体产生了变形，其边部的裂隙及角砾化作用利于热液流体的带入，并对矿石及含矿围岩进行改造；在第二种情况下（右图）：岩浆成因块状硫化矿体为岩浆型浸染状矿体所覆盖，当块状—浸染状矿体产生变形时，热液流体沿渗透性最好的浸染状矿体地段渗入对矿体进行改造。
李大虎[6]（2016）在《川滇交界地段强震潜在危险区深部结构和孕震环境研究》文中研究说明川滇地区位于青藏高原东南缘,其特殊的地震构造环境和频繁的强震活动特征表明该地区是研究现今构造运动、大陆强震孕育背景和预测未来强震危险区的理想场所,对该区深部构造环境和介质物性特征的研究将有助于探查川滇活动块体的深部构造环境和形变场特征,深化各向异性与构造变形作用的认识,以及研究块体内部和边界地震成因的深部构造背景。近年来,川滇交界地段地震频次增加,地震强度增大,该地段强震/大地震的中-长期危险背景和潜在的发震能力已经引起了国内外地学科研工作者的强烈关注。但由于该地段长期缺乏可靠的深部地球物理场资料,这就给研究强震潜在危险区内地震孕育、发生的深部介质环境和地震构造背景、地震活动性之间的关系带来了很大的困难。由于各种地球物理反演方法往往存在程度不同的非唯一性,所以,对同一研究区域,采用不同的地球物理观测数据源和多种数据处理和反演方法研究其深部结构背景无疑成为解决这一问题的有效途径。本文充分收集了四川省和云南省及其周边区域所布设的区域数字地震台网、流动地震科考台站和中国地震科学探测台阵（“喜马拉雅”项目一期）共计634个台所记录到的18530个近震事件和754个远震事件（具体包括四川、云南等区域数字地震台网中224个固定地震台站2009年1月～2014年12月的观测数据、“中国地震科学台阵探测—南北地震带南段"356个流动地震台阵2011年8月～2013年5月的观测数据、四川芦山Ms7.0地震科学考察35个台阵2013年6月～2014年9月的观测数据、四川西昌19个流动台阵2013年5月-2015年3月的观测数据）,拾取了249316条P波到时和103902条相对P波走时残差,应用近震和远震联合反演的方法获得了川滇地区三维P波速度结构；接着,采用重力三维视密度反演和航磁数据的位场分离和异常特征提取的方法获得了川滇地区重磁异常的分布特征。在此基础上,综合分析和讨论了川西高原中下地壳是否具备发生塑性流动的环境、高原东缘中下地壳物质的塑性流展边界以及中下地壳物质流动方向转变的重磁响应依据等问题,并重点剖析和研究了川滇交界地段强震潜在危险区（莲峰、昭通断裂带、木里—盐源弧形构造带和攀西构造带）的深部结构和孕震环境,取得的主要成果如下：（1）P波成像结果表明,川西高原20km深度以下的中下地壳显示出明显的低速异常分布特征,松潘—甘孜地块和川西北次级块体均有大范围的低速层存在,结合三维视密度反演结果表明在松潘—甘孜地块存在低密度中心带,低速、低密度的塑性层的存在成为松潘—甘孜地块深部动力作用的依据。同时,大凉山块体在中下地壳深度范围内也存在连续的低速层分布,且低速异常的优势展布方向为近SN向,与大凉山断裂的走向基本一致,该低速层自西向东越过大凉山断裂,最终止于四川盆地西缘的荥经—马边断裂构造带附近。壳内低速层的存在也是大凉山块体内部及边界断裂构造变形和地震活动的深部动力来源。（2）重磁异常特征的研究结果表明,四川盆地西缘、雅安-泸定-石棉一带及其东侧表现出高密度、强磁性的重磁场响应特征,随着川青块体向南东方向滑移,受到高密度、强磁性的四川盆地西缘、雅安-泸定-石棉一带及其东侧刚性基底的强烈阻挡,青藏高原东缘的中下地壳物质的塑性流动转向强度较低的大凉山次级块体内部。因此,雅安-泸定-石棉一带刚性基底的存在是造成青藏高原东缘中下地壳物质塑性流展过程中转向南东—南南东方向的深部制约因素。（3）莲峰、昭通断裂带：P波速度结构结合视密度反演、航磁正则化滤波等结果,共同揭示了鲁甸Ms6.5地震及其余震位于上地壳高、低速异常的交会地带,而余震沿着高低速异常的分界线NW向聚集分布,这与航磁正则化滤波结果揭示出鲁甸Ms6.5地震的震中位于正负磁异常的分界线附近相互吻合。视密度反演结果和P波速度结构特征均表明了鲁甸地震震源体下方低速、低密度的异常体的存在,进而论证了鲁甸地震震源体处在坚硬的、脆性的中上地壳介质内。考虑到昭通断裂北段（鲁甸—彝良段）沿着高波速、正磁异常区呈NE向的条带状展布,表明昭通断裂北段上地壳深度范围内的介质较之南段坚硬,有利于应力的积累,川滇交界东段的昭通断裂带北段具有强震／大地震的中-长期危险背景。（4）木里—盐源弧形构造带：P波成像结果表明了在木里-盐源弧形构造带壳内10-30km深度处存在低速层,我们认为该低速层应是该区壳内深部重要推覆构造滑脱界面的反映,它构成了本区重要的深部动力来源。一方面,该壳内低速层在地壳的构造运动中起着重要的作用,它是塑性软弱层,难于积累应变能,容易将应力传递给上地壳的脆性介质,使之产生一系列收敛壳内低速层的断层。另一方面,低速层的流动过程中受到扬子地块西缘的强烈阻挡,容易产生了塑性形变,并将应力转递给上部的脆性地壳,当应力持续积累,就会使上地壳的断块沿该低速层产生滑动,形成了木里一盐源地区一系列的推覆构造。（5）攀西构造带：根据我们的P波速度结构、视密度反演和航磁异常分布特征结果,综合表明了在攀西构造带地壳内存在着较大范围的高密度、强磁性、高波速的异常分布,我们推断这可能是晚古生代地幔柱活动时期,大量基性和超基性幔源物质侵入地壳有关。在地壳穹隆的过程中,大量幔源物质的侵入增强了地壳介质的力学强度,并形成以攀枝花为核心的壳内坚硬块体,轴部地区存在一系列海西期的层状基性、超基性侵人岩体便是很好的证据。攀西地区坚硬物质的存在对青藏高原物质SE向逃逸也起到了一定的阻挡作用,造成了攀西—滇中等地的新构造运动是以间歇性的抬升运动为主,第四纪以来的抬升幅度大约在2000m左右,由于区内较强烈的隆升运动,形成了深切河谷并以基岩裸露的高山峡谷地貌为特征,同时区内存在更次一级的差异断陷,形成了元谋、昆明等断陷盆地。P波速度结构还揭示了攀西构造带80km～120km存在上地幔低速层,加之攀西构造带位于上地幔隆起区,正是由于上地幔的隆起及深大断裂的存在为地幔热物质侵入提供了条件,成为该区中强地震活动的深部构造背景。
赵珂[7]（2005）在《云南深大断裂温泉CO2释放规律研究》文中提出深大断裂的深源CO2释放作用研究是一项非常重要和有意义的工作,它对于确定地球的含碳量,弄清岩溶动力系统、碳的全球地球化学循环过程、大气中CO2含量增加的原因以及近年来多种并发性灾害的成因都是不可缺少的方面。不仅如此,它也是弄清地幔深部特性和地质过程的重要手段。 本文通过对典型热泉的地质背景、环境条件、水化学及碳、氦稳定同位素的分析,探讨了我国云南省深大断裂出露温泉CO2释放的一般规律。 根据38个典型温泉水化学分析结果,结合温泉附近断裂性质及大地构造和小构造特征,对温泉形成条件及泉水水文地球化学特征作出了分析。通过对碳同位素特征分析,说明云南深大断裂出露温泉特有的碳来源。研究结果表明断裂带越靠西或者越靠北,其出露温泉的δ13C值越偏正。出露温泉CO2的δ13C值的变化规律反映了云南活动断裂带的活动强度呈北西强,南东弱的衰减趋势这一结论。在把握深大断裂出露温泉水文地球化学特征及深源CO2释放的规律的基础上,运用化学反应速度理论,构建了温泉水热深源CO2释放模型。通过对38个典型温泉作出的释放强度评价,结合川滇南部新生代构造单元的划分及云南省主要深大断裂分布,估算了云南近700个温泉的深源CO2释放量。总结出云南省深源CO2释放量与构造单元及主要断裂带的活动强度分布相一致的规律,即自西向东呈逐渐降低的趋势。
刘艳宾[8]（2017）在《滇东南老君山地区燕山期花岗岩成因机制及钨锡成矿规律》文中认为个旧-薄竹山-老君山钨锡成矿带位于中国云南省东南部,大地构造位置处于华南板块、扬子板块和三江特提斯构造带交接转换的过渡区,属于华南板块西缘滇东南燕山期造山带,区内蕴含着大量的钨、锡、银、铅、锌等多金属矿产,老君山钨锡矿集区位于个旧-薄竹山-老君山钨锡成矿带的最南端,矿集区内成矿作用复杂多样,以发育老君山复式花岗岩岩体最为典型。矿集区内对黑钨矿、锡石等矿物定年并不多见,而老君山复式花岗岩岩体岩浆活动期次和岩石成因一定异议。本论文利用黑钨矿U-Pb定年、锡石U-Pb定年和辉钼矿Re-Os定年技术准确限定对以黑钨矿、锡石、白钨矿为主矿床成矿年龄;以精确的锆石和独居石LA-ICP-MS测年方法、锆石原位Hf-O同位素、独居石原位Nd同位素为主要研究手段,结合全岩主微量元素、Sr-Nd-Pb同位素等数据分析,准确厘定老君山复式花岗岩岩体岩浆活动期次、时限和不同岩石单元形成时代,查明其源区性质和岩石成因,分析燕山期老君山矿集区的地球动力学背景。1.根据野外老君山复式花岗岩岩体及各单元接触关系观察,结合室内岩石结构、矿物组合及地球化学数据分析,老君山复式花岗岩岩体主要分为5个单元,分别为:粗粒二云二长花岗岩、中粒二云二长花岗岩、中细粒二云二长花岗岩、细粒二云二长花岗岩和花岗斑岩,各单元之间主要为侵入接触关系。地球化学数据显示,老君山复式花岗岩岩体具有相对富硅富钾等特征,属于S型过铝质高钾钙碱性岩石系列。老君山复式花岗岩锆饱和温度和锆石Ti饱和温度均集中在740-770°C之间,说明740-770°C为老君山花岗岩岩浆形成时温度。2.运用“岩石探针”理论,以锆石和独居石为“矿物探针”,建立该地区岩浆活动的时间格架。老君山复式花岗岩体的锆石和独居石LA-ICPM U-Pb定年显示,3个粗粒二云二长花岗岩样品锆石年龄ca.91Ma,独居石年龄ca.88Ma;3个中粒二云二长花岗岩样品锆石年龄分别ca.91Ma,独居石年龄分别ca.88Ma;2个中细粒二云二长花岗岩样品锆石年龄ca.87Ma,独居石年龄ca.85Ma;2个细粒二云二长花岗岩样品锆石年龄ca.87Ma,独居石年龄ca.85Ma;2个花岗斑岩样品锆石年龄ca.83Ma,独居石年龄ca.82Ma;锆石和独居石年龄共同显示,老君山复式花岗岩岩浆活动分为三个期次,期次时限分别为:91-88Ma、87-85Ma和83-82Ma,岩浆活动期次年龄间隔4-3Ma。在继承锆石测得一组锆石U-Pb年龄为99.3±1.1Ma,说明在第一期岩浆活动之前老君山花岗岩岩浆活动还有一次小规模的岩浆活动,可能侵位相对较深,未喷出地表。建立了新的准确地老君山复式花岗岩年代学格架。3.全岩Sr-Nd-Pb同位素、锆石原位Hf-O同位素和独居石原位Nd同位素等数据分析显示,老君山钨锡多金属矿集区构造属性为华南板块南缘滇东南燕山期造山带,同源岩浆锆石和继承锆石Hf同位素模式年龄均介于1.95Ga-1.55Ga之间,而独居石Nd的二阶模式年龄和全岩Nd的二阶模式年龄均集中于1.95Ga-1.85Ga之间,说明老君山花岗岩源区为古元古代结晶基底,结晶基底年龄限定为1.95Ga-1.85Ga之间。氧同位素特征显示老君山花岗岩岩体来源于古老壳源。4.本次测得董菲（黑）钨锡多金属矿区黑钨矿U-Pb成矿年龄为86.2±2.2Ma,扣哈锡（铜）多金属矿锡石U-Pb成矿年龄为87.7±4.3Ma,且黑钨矿体和锡石矿体均赋存于老君山复式花岗岩中粒花岗岩单元,而该单元成岩年龄在ca.91-89Ma,说明两种矿种的成矿与燕山期老君山花岗岩第一期岩浆活动有关。测得南温河白钨矿床主成矿期中与白钨矿伴生的辉钼矿Re-Os样品加权平均值年龄为219.4±2.9Ma,说明白钨矿成矿与印支期构造运动有关,隐伏于南温河白钨矿区中东西走向花岗斑岩岩脉对白钨矿具有叠加改造富集的作用。
陶玮[9]（2003）在《强震活动主体地区形成机理的数值模拟研究》文中研究指明许多学者（马宗晋等，1986；张肇诚等1994；洪汉净等，1994，1997；黄圣睦等，1996）通过对本世纪以来中国大陆及邻区强震活动的研究，逐渐认识到：在一定时期内，中国大陆及邻区内强震活动有相对集中的地区，称为强震活动主体地区，本文简称为主体地区；不同时期的主体地区在空间上有较大距离的转移与变换。强震活动主体地区体现了大陆内某段时期的应力状态。主体地区发生大范围迁移的时期约为十几年时间尺度，称为微动态期。不同时期的主体地区反映了大陆内应力场的快速变化。要解释这种应力场快速变化必须回答：动力来源、应力快速积累机制、影响应力场变化的主要因素等问题。 中国大陆内地震属于板内地震，有不同于板块边界地震的物理机制。中国大陆周围受到印度、太平洋和菲律宾海三大板块的联合作用，并且岩石圈结构复杂，具有横向和纵向不均匀性，这些因素必然影响大陆内的应力场分布，从而影响大陆内强震的活动，但是其影响方式和物理过程，都需要进一步的研究。本文从中国大陆动力学背景特征、应力在岩石圈中的传播特征、大陆岩石圈介质特征、前期强震活动对局部地壳的影响等方面进行较全面的计算和模拟，希望能较好地理解和探讨以上问题。 动力学分析表明，大陆周围的印度、太平洋和菲律宾海板块边界的活动是一个动态过程。通过推导常速度边界条件下应力在双层粘弹性模型中传播的解析解，本文分析论证了在周围板块边界动态作用下，应力可以通过岩石圈韧性层的作用，在大陆地壳内快速积累。从而证明板块边界的动态活动，可能是影响大陆内应力场快速变化的动力来源。本文又通过计算中国大陆的上、中、下地壳温度、粘滞性系数等值线分布，和地块的温度、粘滞性系数变化特征，分析了大陆内的介质分布特征，进一步理解了中国大陆的构造背景和孕震环境。从而证明大陆内介质的不均匀分布会在一定范围内影响应力集中位置。本文通过对大陆内强震释放应变能的分析和计算，做出各时期的强震释放应变能背景图，帮助分析前期强震对于局部大陆地壳的影响。 在以上工作的基础上，根据对大陆介质的计算，和各时期的强震释放应变能背景图，设计各时期中国大陆及邻区三维粘弹性非均匀有限元模型，根据板块边界的强震活动，量化各时期动态板块边界活动状况，作为不同时期的边界条件。首先模拟了板块边界的不同运动状况对大陆内活动块体边界上剪切力的影响，然后顺序模拟了中国大陆各期强震活动的剪切力变化情况，与大陆内相应时期的实际强震活动状况对应较好。验证了通过影响大陆内动态应力分布，进而影响强震活动主体地区的形成和迁移的主要因素为：（1）大陆周围板块边界的动态活动；（2）大陆内地壳介质不均匀分布；（3）前期强震对周围地壳介质的影响。并初步理解了强震活动主体地区的形成和迁移过程。 为进一步了解在太平洋和菲律宾海板块边界俯冲对中国大陆东部的影响，利用参考俯冲板块形态建立的中国大陆三维粘弹性非均匀有限元模型和俯冲诱发地幔对流模型，模拟出海洋板块的俯冲对大陆东部应力场产生的复杂影响，理解了大陆东部一些现象的物理机制，例如：由于俯冲作用，在大陆东部岩石圈内形成局部地幔对流；虽然受到海洋板块的西向俯冲，但在大陆东部边界附近却存在引张作用以及较大的东向运动;大陆东部地区出现挤压、引张、挤压作用相间排列的情况。一、对影响中国大陆应力场变化的重要因素的考虑和计算分析 地震是差异应力的产物，中国大陆内的6级以上强震多是构造强震。因此要理解强震主体地区的形成机制必须从了解大陆应力场入手。中国大陆及邻区处在印度、太平洋和菲律宾海三大活动板块边界之间，其应力场格局受到这三大板块活动情况的直接影响。通过对中国大陆强震的特殊动力学背景的分析，认识到大陆周围的板块活动并不是均衡的，而是不断变化中的动态过程，并且通过以前的工作认识到，印度板块边界的活动基本控制了应力场的主要格局，而太平洋和菲律宾海板块边界都会对大陆内部应力场产生重要的调整作用。 虽然强震绝大多数是发生在中、上地壳中，然而破碎的上地壳无法远距离传递应力，那么板块边界作用是如何影响到大陆深处的呢?又是如何在几十年甚至十几年的时间尺度内引起大陆内应力场分布发生较大变化呢?板块边界作用是作用于整个岩石圈深度上的，显然只考虑板块边界对地壳脆性层的作用是不合理的，在此必须考虑整个岩石圈的分层流变结构在应力传递中的作用。板块边界的运动是一个动态的过程，板块常以一定速度推进（如印度板块的推挤速度），而不是维持定常力作用在相邻的板块上，在这种情况下边界上的速度是常量。因此，本文在Kuszni:&Bott（1977）双层粘弹性岩石圈模型（上层粘滞性系数较大，下层粘滞性系数较小）的基础上修改模型，以速度作为边界条件进行模拟计算，给出解析解。并证明，如果给定两层模型的杨氏模量和各层的厚度比，则一F层所占厚度比越大，在上层中应力集中速度越快，可以极大的缩短应力积累时间。从而证明在板块边界连续动态作用条件下，地壳韧性层和岩石圈地慢在应力的传播和集中过程中起了很重要作用，岩石圈
薛艳[10]（2012）在《巨大地震活动特征及其动力学机制探讨》文中认为在天然地震研究中,巨大地震（本文指8级以上地震）占有特别重要的位置,这首先是因为巨大地震具有极大的破坏性,是地震预测的首要对象。2004年以来全球特大地震活动频繁,地震及其次生灾害造成了巨大的人员伤亡和财产损失,因此开展全球地震活动,特别是巨大地震的预测研究已成为全球地球科学领域关注的焦点。从科学意义上看,巨大地震的孕育、发生需要特殊的构造环境和条件,包括地质构造环境与构造条件和地球内部物理条件。因此,本文首先地震活动性方面研究全球巨大地震,再对巨大地震的深部、浅部孕震环境中的一些重要问题进行数值模拟研究。在地震活动性方面,本文定量计算了全球及主要构造带地震活动的显着周期,分析了全球巨大地震活动的空间特征,总结归纳了板内和板缘巨大地震前中强地震活动的共性及差异性特点,研究了1976年以来全球8级以上巨大地震序列演化的统计特征。数值模拟方面,首先从区域应力应变场特征、动力学发震机制、大震间的黏弹性应力触发、库水载荷触发等方面研究了2008年汶川Ms8.0地震；其次,研究了板块俯冲带附近区域应力场特征,解释了逆冲型浅源巨大地震震源区附近俯冲角度比较小的原因,探讨了中深源地震的发生对浅源地震的影响。地震活动性方面的研究结果为：①全球地震活动的显着周期为45.5年,其次为32年；环太平洋地震带的显着周期为45.5年；低纬度环球剪切带为30.9年,其次为47.5年。②全球8级以上浅源地震中绝大多数为逆冲型,主要发生在俯冲型板块边界带上,其震源附近Benioff带倾角较小,俯冲板块的运动方向与海沟夹角较大；逆冲型巨大地震发生在两个板块接触部位,正断层型巨大地震发生在洋壳的侧坡上。③绝大多数板内和板缘巨大地震前出现两类地震空区（空段）；板内巨大地震前长期阶段中强以上地震形成增强活动环分布区（也称增强区）,主震位于活动环包围的空区内,增强区内地震分布不均匀,震群活动显着；板缘巨大地震前长期阶段表现为强震的集中活跃或异常平静；板内巨大地震前中短期阶段震群频度增多,并形成小震活动图像；中深源地震活动增强、震源深度增大是板缘特大浅源地震前中短期阶段的特有现象。④1976年以来全球8级以上地震以逆冲型破裂为主,序列类型以主-余型为主；前-主-余型地震和多震型地震均为逆冲型破裂；全球8.5级以上特大地震中29.4%具有7级前震,明显高于中强地震中有前震的比例。数值模拟方面的研究结果为：①在印度板块的强烈推挤作用和下地壳软流层的水平拖拽下,巴颜喀拉地块向东南的水平运动受到坚硬的四川盆地的阻挡,造成川西高原相对于四川盆地的差异性抬升,这是汶川高角度逆冲型地震发生的重要动力学成因；汶川地震受到的来自巴颜喀拉地块边界带7级以上大震的应力触发作用很小。地震孕育主要依赖于在背景应力场作用下,孕震断层自身的能量积累,地震间的触发作用仅仅是外因。地震强度和空间距离是影响触发作用的主要因素。本文从应力触发角度解释了龙门山南段未破裂的原因；汶川地震的初始破裂点位于紫坪铺水库蓄水时库伦应力的减少区和放水时的库仑应力的增加区,但引起的库仑应力变化量非常有限,库水载荷对汶川地震的发生没有明显的触发作用。②通过库仑应力计算,得到当俯冲带倾角为30。时,最容易产生逆冲型破裂；当倾角大于60。和小于10。时,发生逆冲型地震的可能性不大。③岩石圈分层结构的水平差异运动（或地幔和岩石圈的水平差异运动）对地形具有非常大的影响。
二、云南北西向高电导层与红河断裂带(英文)（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、云南北西向高电导层与红河断裂带(英文)（论文提纲范文）
（2）纵向岭谷北部三江并流区河谷地貌发育及其环境效应研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| 英文摘要 |
| 目录 |
| 图表目录 |
| 英文目录 |
| 第一章 纵向岭谷北部三江并流区地貌与环境演化效应研究进展及其意义 |
| 一、对地貌与环境演化研究的认知 |
| 二、西南纵向岭谷区的界定及其概貌 |
| 三、纵向岭谷北部三江并流区及邻区地貌与环境演化研究进展 |
| 四、本选题的目的与意义 |
| 五、本选题研究的基本思路框架与拟解决的问题 |
| 六、本选题研究的由来 |
| 第二章 纵向岭谷北部三江并流区河谷地貌发育与环境演化的地质基础 |
| 一、三江并流区地层概况 |
| 二、地质构造特征 |
| 三、影响河谷地貌发育的主要断裂 |
| 第三章 纵向岭谷北部三江并流区河谷地貌特征与主要类型 |
| 一、三江并流区河谷地貌的主要特征 |
| 二、纵向岭谷北部三江并流区主要河谷地貌 |
| (一) 峡谷地貌 |
| (二) 层状地貌 |
| (三) 长江第一弯成因探析 |
| 三、纵向岭谷北部三江并流区地貌及河谷地貌演化机制、过程 |
| 第四章 纵向岭谷北部三江并流区晚新生代以来环境演化研究 |
| 一、青藏高原隆升过程及环境效应 |
| 二、纵向岭谷北部三江并流区新构造期及环境演化 |
| 三、纵向岭谷北部三江并流区主要自然环境要素演化 |
| 四、三江并流区环境演化预测评估及其对策 |
| 第五章 西南季风与三江并流区气候环境演化 |
| 一、东亚季风、高原季风、西南季风及其关系 |
| 二、西南季风形成演化的影响因子 |
| 三、西南季风的形成 |
| 四、西南季风影响区域变化 |
| 第六章 纵向岭谷地貌及其生态环境效应研究 |
| 一、纵向岭谷地貌特征及其成因 |
| 二、西南纵向岭谷地貌的生态环境效应 |
| 第七章 本区干热河谷的特征及其成因 |
| 一、干热河谷研究概况 |
| 二、干热河谷的分布及其生态地理特征 |
| 三、干热河谷成因探析 |
| 第八章 主要结论及问题讨论 |
| 一、主要结论 |
| 二、问题讨论 |
| 主要参考文献 |
| 在学期间主要科研经历 |
| 致谢 |
（3）新平大红山—元江撮科铜铁多金属成矿系列及成矿预测（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 目录 |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.1.1 选题依据 |
| 1.1.2 研究意义 |
| 1.2 大红山矿床发现简史及研究现状 |
| 1.2.1 大红山矿床发现简史 |
| 1.2.2 大红山矿床研究现状 |
| 1.3 论文工作阶段及完成工作量 |
| 1.4 取得的主要成果 |
| 第二章 成矿系列与综合信息成矿预测研究述评 |
| 2.1 成矿系列理论研究述评 |
| 2.1.1 成矿系列的概念 |
| 2.1.2 成矿系列理论研究现状 |
| 2.1.3 成矿系列的基本特征 |
| 2.1.4 成矿系列的分类与命名 |
| 2.1.5 成矿系列的研究方法 |
| 2.1.6 成矿系列研究展望 |
| 2.2 成矿预测研究现状 |
| 2.2.1 成矿预测理论 |
| 2.2.2 成矿预测方法 |
| 2.2.3 地理信息系统(GIS)在矿产资源预测中的应用 |
| 2.2.4 综合信息成矿预测理论和方法 |
| 第三章 区域成矿背景 |
| 3.1 区域地质背景 |
| 3.1.1 地层 |
| 3.1.2 构造 |
| 3.1.3 岩浆岩 |
| 3.2 区域地球物理特征 |
| 3.2.1 布格重力异常 |
| 3.2.2 剩余重力异常 |
| 3.2.3 航空磁测异常 |
| 3.3 遥感影像特征 |
| 3.4 区域地球化学特征 |
| 3.4.1 岩石地球化学特征 |
| 3.4.2 水系沉积物背景值特征 |
| 3.4.3 区域地球化学异常分布特征 |
| 3.4.4 区域地球化学分区 |
| 3.4.5 研究区地球化学异常特征 |
| 第四章 成矿系列 |
| 4.1 矿产分布特点 |
| 4.2 成矿系列划分 |
| 4.3 各成矿系列的主要特征 |
| 4.3.1 与早元古代富钠质火山—沉积岩有关的变质铁、铜、金成矿系列 |
| 4.3.2 与中元古代(喷流沉积与)沉积改造有关的浅变质铁、铜、稀土成矿系列 |
| 4.3.3 与中生代早期沉积—改造有关的铜矿成矿系列 |
| 4.4 成矿系列的时空分布特征与矿化分带 |
| 第五章 典型矿床—大红山铁铜矿床的地质、地球化学特征与成因 |
| 5.1 矿区地质概况 |
| 5.1.1 地层 |
| 5.1.2 构造 |
| 5.1.3 岩浆岩 |
| 5.2 矿床地质特征 |
| 5.3 矿床地球化学特征 |
| 5.3.1 容矿岩石化学特征 |
| 5.3.2 微量元素地球化学特征 |
| 5.3.3 稀土元素地球化学特征 |
| 5.3.4 同位素地球化学特征 |
| 5.3.5 成矿物化环境 |
| 5.3.6 大红山群变质火山岩形成的构造环境 |
| 5.4 矿床的形成作用 |
| 5.4.1 海底富钠质火山喷发—沉积作用 |
| 5.4.2 次火山气液交代(充填)作用 |
| 5.4.3 区域变质改造作用 |
| 5.5 矿床成因及成矿模式 |
| 第六章 成矿预测 |
| 6.1 控矿因素和成矿预测标志 |
| 6.1.1 控矿因素 |
| 6.1.2 成矿预测标志 |
| 6.1.3 地球化学找矿模型 |
| 6.1.4 地球物理找矿模型 |
| 6.2 基于GIS的早元古界大红山群区域成矿预测 |
| 6.3 找矿远景区地质、物化探及遥感特征 |
| 6.3.1 元江撮科靶区预测 |
| 6.3.2 底巴都找矿远景区 |
| 6.3.3 东么找矿远景区 |
| 6.3.4 曼蚌找矿远景区 |
| 6.4 基于GIS的昆阳群分布区铜矿远景预测 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 图版 |
（4）深大断裂与中国东部新生代盆地油气资源分布（论文提纲范文）
| 中(英)文摘要 |
| 绪论 |
| 第一章 中国东部新生代盆地形成的区域构造背景 |
| 第一节 中国东部新生代盆地形成的基底构造特征 |
| 第二节 中国东部新生代板块边缘构造动力学环境 |
| 第三节 中国东部主要岩石圈断裂与新生代盆地形成演化 |
| 第二章 郯庐断裂对苏北盆地油气资源分布的控制作用 |
| 第一节 郯庐断裂对苏北盆地构造作用的控制 |
| 第二节 郯庐断裂对苏北盆地深部构造作用的控制 |
| 第三节 郯庐断裂对苏北盆地沉积作用的控制 |
| 第四节 郯庐断裂与苏北盆地油气资源分布 |
| 第三章 深大断裂对渤海湾盆地油气资源分布的控制作用 |
| 第一节 郯庐断裂对渤海湾盆地形成演化起主要控制作用 |
| 第二节 多条深大断裂同时对渤海湾盆地形成演化起控制作用 |
| 第三节 深大断裂与渤海湾盆地油气资源分布 |
| 第四章 郯庐断裂对伊通盆地油气资源分布的控制作用 |
| 第一节 郯庐断裂对伊通盆地构造演化的控制作用 |
| 第二节 郯庐断裂对伊通盆地沉积演化的控制作用 |
| 第三节 郯庐断裂与伊通盆地油气资源分布 |
| 第五章 深大断裂对南襄盆地油气资源分布的控制作用 |
| 第一节 深大断裂对南襄盆地构造、沉积演化的控制 |
| 第二节 深大断裂与南襄盆地油气资源分布 |
| 第六章 与深大断裂相关的含油气盆地分类 |
| 第一节 深大断裂与盆地分类 |
| 第二节 分类术语及各类区别 |
| 第三节 中国东部主要新生代盆地的类别特征 |
| 第七章 深大断裂与油气资源分布 |
| 第一节 中国东部新生代盆地油气资源分布的极不均衡性 |
| 第二节 不同类型盆地的构造特征 |
| 第三节 不同类型盆地的地热流场特征 |
| 第四节 不同类型盆地的沉积特征 |
| 第五节 不同类型盆地的含油气性 |
| 第六节 不同类型盆地的油气资源分布规律 |
| 主要结论 |
| 参考文献 |
（5）金平—黑水河裂谷基性—超基性岩特征、成矿系列及成矿预测（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪言 |
| 1.1 选题依据及意义 |
| 1.2 金平—黑水河裂谷研究历史及现状综述 |
| 1.3 论文研究工作简述 |
| 1.4 主要认识及结论 |
| 1.5 论文研究中涉及的有关事项的注释 |
| 第二章 成矿系列与地幔柱成矿理论、研究现状及峨眉山大火成岩省的成矿效应 |
| 2.1 成矿系列及其研究评述 |
| 2.2 地幔柱成矿理论 |
| 2.3 峨眉山大火成岩省岩浆作用及其成矿效应 |
| 第三章 金平—黑水河裂谷地质演化及基性—超基性岩特征 |
| 3.1 裂谷地质演化 |
| 3.2 裂谷构造岩浆演化与成矿作用 |
| 3.3 裂谷玄武岩特征 |
| 3.4 裂谷基性—超基性侵入岩特征 |
| 3.5 裂谷基性—超基性岩体含矿性特征 |
| 3.6 裂谷基性—超基性岩成因地球化学特征 |
| 3.7 裂谷基性—超基性岩形成环境讨论 |
| 第四章 金平—黑水河裂谷成矿系列及岩浆型铜镍(PGE)硫化物矿床地质特征 |
| 4.1 金平—黑水河裂谷成矿系列 |
| 4.2 金平白马寨铜镍(PGE)硫化物矿床地质特征 |
| 4.3 越南版福铜镍(PGE)硫化物矿床地质特征 |
| 4.4 金平—黑水河裂谷铜镍(PGE)矿床的比较地质特征 |
| 4.5 岩浆型铜镍(PGE)矿床的成因模型 |
| 第五章 金平地区岩浆型铜镍(PGE)硫化物矿床成矿预测 |
| 5.1 成矿预测标志 |
| 5.2 金平地区岩浆型铜镍(PGE)硫化物矿床靶区定位 |
| 第六章 结论 |
| 主要参考文献目录 |
| 致谢 |
| 附录A: 附图及图版 |
| 附录B: 攻读博士学位期间发表论文目录 |
（6）川滇交界地段强震潜在危险区深部结构和孕震环境研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 选题依据及意义 |
| 1.1.1 选题依据 |
| 1.1.2 研究意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.3 构造背景 |
| 1.4 研究目标、方法与内容 |
| 1.4.1 研究目标 |
| 1.4.2 研究方法 |
| 1.4.3 研究内容 |
| 1.5 论文的研究特色 |
| 第二章 P波走时层析成像 |
| 2.1 地震层析成像的发展及研究现状 |
| 2.2 地震层析成像方法原理 |
| 2.3 近震远震层析成像 |
| 2.3.1 近震层析成像 |
| 2.3.2 远震层析成像 |
| 2.3.3 近震远震联合反演 |
| 2.4 数据资料和成像方法 |
| 2.4.1 数据来源和分析 |
| 2.4.2 成像方法 |
| 2.4.3 初始模型和网格划分 |
| 2.4.4 反演结果和评价 |
| 2.5 反演结果的分析和讨论 |
| 2.5.1 反演结果分析 |
| 2.5.2 讨论 |
| 2.6 本章小结 |
| 第三章 重磁数据的位场分离和异常特征提取 |
| 3.1 视密度反演方法原理 |
| 3.1.1 切割法分离 |
| 3.1.2 迭代法延拓 |
| 3.1.3 反演视密度 |
| 3.2 航磁异常特征提取 |
| 3.2.1 航磁ΔT化极处理 |
| 3.2.2 航磁正则化滤波 |
| 3.2.3 航磁ΔT化极向上延拓 |
| 3.3 本章小结 |
| 第四章 强震潜在危险区的深部结构和孕震环境 |
| 4.1 莲峰、昭通断裂带的深部结构和孕震环境 |
| 4.1.1 区域地震构造环境 |
| 4.1.2 P波速度结构 |
| 4.1.3 视密度反演、航磁正则化滤波 |
| 4.1.4 结论与讨论 |
| 4.2 木里—盐源弧形构造带的深部构造和孕震环境 |
| 4.2.1 区域地震构造环境 |
| 4.2.2 地震活动特征 |
| 4.2.3 P波速度结构 |
| 4.2.4 视密度反演结果 |
| 4.2.5 航磁异常特征 |
| 4.2.6 结论与讨论 |
| 4.3 攀西构造带的深部结构和孕震环境 |
| 4.3.1 地质构造背景 |
| 4.3.2 P波速度结构 |
| 4.3.3 重磁异常特征 |
| 4.3.4 结论与讨论 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 结论和存在的问题 |
| 5.1 结论 |
| 5.1.1 川西高原壳内管流层存在的物性依据 |
| 5.1.2 川西高原壳内管流层的塑性流展边界问题 |
| 5.1.3 青藏高原东缘中下地壳物质流动方向转变的重磁响应依据 |
| 5.1.4 莲峰、昭通断裂带深部构造背景 |
| 5.1.5 木里—盐源弧形构造带深部构造背景 |
| 5.1.6 攀西构造带深部构造背景 |
| 5.2 存在的问题与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简历、攻读学位期间取得的学术成果 |
（7）云南深大断裂温泉CO2释放规律研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| 英文摘要 |
| 第一章 前言 |
| 1.1 本论文研究的背景、意义及目的 |
| 1.2 国内外研究现状分析 |
| 1.2.1 CO_2来源问题的研究现状 |
| 1.2.2 对温泉CO_2释放量的研究现状 |
| 1.3 本论文的研究内容、拟解决的科学问题及创新之处 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 拟解决的科学问题 |
| 1.3.3 创新点 |
| 第二章 云南深大断裂出露温泉水水文地球化学特征及CO_2释放成因解析 |
| 2.1 温泉形成条件及泉水水文地球化学特征 |
| 2.2 结果分析、讨论 |
| 2.2.1 小江断裂出露温泉 |
| 2.2.2 滇西北三江断褶区出露温泉 |
| 2.2.3 滇西腾冲火山区及滇西南地区出露温泉 |
| 第三章 同位素分析以及CO_2来源的确定 |
| 3.1 δ~(13)C同位素分析 |
| 3.2 结果分析、讨论 |
| 3.2.1 沿小江断裂分布的温泉同位素特征以及CO_2来源的确定 |
| 3.2.2 滇西北三江断褶区、腾冲火山地热区及滇西南各活动断裂温泉同位素特征以及CO_2的来源确定 |
| 第四章 温泉深源CO_2释放量的计算及CO_2释放强度评价 |
| 4.1 温泉深源CO_2释放量的计算 |
| 4.1.1 温泉CO_2的含量 |
| 4.1.2 温泉CO_2释放量估算 |
| 4.2 深源CO_2释放强度评价 |
| 4.3 对全云南省深源CO_2释放量的估算 |
| 4.4 温泉CO_2逸出后在空气中扩散模型的构建 |
| 第五章 结束语 |
| 5.1 研究工作的主要科学成果及意义 |
| 5.2 存在问题 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 致谢 |
（8）滇东南老君山地区燕山期花岗岩成因机制及钨锡成矿规律（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 研究意义与选题依据 |
| 1.1.1 研究意义 |
| 1.1.2 选题依据 |
| 1.2 研究内容与技术路线 |
| 1.2.1 研究内容 |
| 1.2.2 技术路线 |
| 1.3 论文完成的实物工作量 |
| 1.4 论文特色与创新 |
| 2 样品处理和分析方法 |
| 2.1 样品加工及单矿物分离 |
| 2.2 全岩主量元素分析方法 |
| 2.3 全岩微量元素分析方法 |
| 2.4 锆石LA-MC-ICP-MS分析方法 |
| 2.5 独居石LA-MC-ICP-MS分析方法 |
| 2.6 锆石Hf同位素分析方法 |
| 2.7 锆石O同位素分析方法 |
| 2.8 全岩Sr-Nd-Pb同位素分析方法 |
| 2.9 独居石原位Nd同位素分析方法 |
| 2.10 黑钨矿U-Pb定年方法 |
| 2.11 锡石U-Pb定年方法 |
| 2.12 辉钼矿Re-Os定年方法 |
| 3 区域地质概况 |
| 3.1 区域地层 |
| 3.1.1 元古界岩层(构造岩层) |
| 3.1.1.1 南秧田岩组 |
| 3.1.1.2 洒西岩组 |
| 3.1.1.3 新寨岩组 |
| 3.1.2 寒武系、三叠系(构造地层) |
| 3.1.2.1 寒武系 |
| 3.1.2.2 三叠系 |
| 3.1.3 奥陶系、泥盆系、石炭系、二叠系和第四系(岩石地层) |
| 3.1.3.1 奥陶系 |
| 3.1.3.2 泥盆系 |
| 3.1.3.3 石炭系 |
| 3.1.3.4 二叠系 |
| 3.1.3.5 第四系 |
| 3.2 区域地质构造 |
| 3.2.1 南温河变质核杂岩构造 |
| 3.2.1.1 早期的构造变形 |
| 3.2.1.2 主期的构造变形 |
| 3.2.1.3 后期构造变形 |
| 3.2.2 文山-麻栗坡断裂带 |
| 3.3 区域岩浆岩 |
| 3.4 区域地质演化历史 |
| 3.5 区域地球物理和地球化学特征 |
| 3.6 区域矿产 |
| 4 老君山复式花岗岩体的地质与地球化学特征及、时代及成因机制 |
| 4.1 老君山复式花岗岩岩体 |
| 4.2 取样位置与样品特征 |
| 4.3 分析结果 |
| 4.3.1 锆石U-Pb定年结果 |
| 4.3.2 独居石U-Pb定年结果 |
| 4.3.3 主量元素和微量元素测试结果 |
| 4.3.4 全岩Sr-Nd-Pb同位素测试结果 |
| 4.3.5 独居石原位Nd同位素测试结果 |
| 4.3.6 锆石Lu-Hf同位素测试结果 |
| 4.3.7 锆石氧同位素测试结果 |
| 4.4 锆石-独居石年代学意义 |
| 4.4.1 老君山地区时间格架 |
| 4.4.2 锆石和独居石源区特征 |
| 4.5 岩石地球化学特征与源区性质 |
| 5 老君山矿集区钨锡多金属矿床成矿时代 |
| 5.1 董菲钨锡多金属矿床 |
| 5.1.1 矿区地质概况 |
| 5.1.1.1 地层 |
| 5.1.1.2 构造 |
| 5.1.1.3 岩浆岩 |
| 5.1.1.4 围岩蚀变 |
| 5.1.1.5 矿体特征 |
| 5.1.2 样品特征 |
| 5.1.3 黑钨矿U-Pb年代学分析 |
| 5.2 扣哈锡(铜)多金属矿床 |
| 5.2.1 矿区地质概况 |
| 5.2.1.1 地层 |
| 5.2.1.2 构造 |
| 5.2.1.3 岩浆岩 |
| 5.2.1.4 变质作用 |
| 5.2.1.5 矿体特征 |
| 5.2.2 样品特征 |
| 5.2.3 锡石U-Pb年代学测定 |
| 5.3 南温河超大型白钨矿床 |
| 5.3.1 矿区地质概况 |
| 5.3.1.1 地层 |
| 5.3.1.2 构造 |
| 5.3.1.3 岩浆岩 |
| 5.3.1.4 变质岩 |
| 5.3.1.5 围岩蚀变 |
| 5.3.1.6 矿化蚀变带及矿体特征 |
| 5.3.1.7 成矿作用及成矿阶段矿物组合 |
| 5.3.2 样品特征 |
| 5.3.3 辉钼矿Re-Os定年分析 |
| 6 老君山钨锡多金属矿集区燕山期岩浆活动和成矿动力学分析 |
| 6.1 老君山钨锡多金属矿集区燕山期岩浆活动的动力学过程 |
| 6.1.1 老君山钨锡多金属矿集区基底组成 |
| 6.1.2 岩浆混合作用 |
| 6.1.3 老君山花岗岩岩体形成温度 |
| 6.1.4 老君山矿集区燕山期岩浆活动的动力学过程分析 |
| 6.2 老君山钨锡多金属矿集区成矿动力学机制分析 |
| 6.2.1 以黑钨矿和锡石为主矿床的成矿动力学机制分析 |
| 6.2.2 以白钨矿为主矿床的成矿动力学机制 |
| 7 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附表 |
| 附录 |
（9）强震活动主体地区形成机理的数值模拟研究（论文提纲范文）
| 第一章 绪论 |
| 1 中国大陆及邻区强震分布特征 |
| 2 中国大陆应力场变化影响大陆强震活动主体地区 |
| 3 岩石圈韧性层在应力传递过程中的作用 |
| 4 板内强震的数值模拟研究 |
| 5 本文对于大陆内强震活动的思考 |
| 第二章 中国大陆及邻区动力背景分析 |
| 1 强震活动主体地区与应力场的关系 |
| 2 与周围板块作用有关的区域应力场背景 |
| 3 与大陆内部的活动块体 |
| 第三章 应力在大陆岩石圈内的快速传递和积累 |
| 1 岩石圈分层流变性简要介绍 |
| 2 常速度板块边界作用，大陆内部力的快速传递和集中 |
| 3 中国大陆强震能量的积累、来源与地震的能量释放分析 |
| 4 讨论 |
| 第四章 中国大陆及邻区介质背景分析 |
| 1 地壳热结构及其它物理参数的计算方法 |
| 2 原始数据 |
| 3 中国大陆地壳分层深度 |
| 4 中国大陆地壳分层温度 |
| 5 中国大陆活动地块分层物理性质 |
| 6 讨论 |
| 第五章 中国大陆及邻区强震释放应变能背景 |
| 1 强震活动主体地区的特征 |
| 2 前期强震活动的应变能背景 |
| 第六章 利用三维粘弹性有限元模型分析主体地区形成机制 |
| 1 三维非均匀粘弹性有限元模型的建立 |
| 2 影响大陆内强震发生区的主要因素 |
| 3 数值模拟结果分析 |
| 4 讨论 |
| 第七章 利用三维粘弹性有限元模型分析中国大陆东部大洋板块俯冲对大陆岩石圈的影响 |
| 1 中国大陆及邻区东部边界运动状态简要介绍 |
| 2 模型设计 |
| 3 边界条件的选择 |
| 4 长期均衡状态下模拟结果 |
| 5 俯冲诱发上地幔对流模拟 |
| 6 讨论 |
| 第八章 结语 |
| 1 主要工作和结果 |
| 2 主要工作进展 |
| 3 问题和今后的研究方向 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简历 |
（10）巨大地震活动特征及其动力学机制探讨（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 全球与我国大陆及邻区巨大地震活动概况 |
| 1.2 巨大地震研究进展 |
| 1.3 研究内容及论文设计 |
| 第二章 全球巨大震活动的时空特征 |
| 2.1 全球及主要构造带地震活动的周期性分析 |
| 2.2 全球巨大地震活动的空间特征 |
| 2.3 本章小结 |
| 第三章 板内、板缘巨大地震前中强地震活动特征的对比分析 |
| 3.1 板内2次巨大地震前的地震活动异常 |
| 3.2 板缘5次Mw≥8.5地震前地震活动异常 |
| 3.3 板内与板缘巨大地震前地震活动的共性及差异性 |
| 3.4 讨论 |
| 第四章 巨大地震的序列统计特征研究 |
| 引言 |
| 4.1 日本本州以东附近海域9.0级地震序列活动特征 |
| 4.2 1976年以来全球8级以上地震序列统计分析 |
| 4.3 8级以上地震余震区尺度与震级的统计关系 |
| 4.4 讨论 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 俯冲带浅源巨大地震动力学机制的模拟研究 |
| 引言 |
| 5.1 库仑破裂应力 |
| 5.2 俯冲带应力应变场特征及中深源地震对浅部应力场的影响 |
| 5.3 逆断层倾角与库仑破裂应力 |
| 5.4 俯冲带附近不同震源机制的地震发生地点的讨论 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 汶川地震动力学机制的数值模拟研究 |
| 引言 |
| 6.1 龙门山断裂带的构造背景与历史地震活动 |
| 6.2 汶川地震前横跨龙门山断裂带的地壳形变特征 |
| 6.3 三维有限元模型的建立与汶川地震孕育机理研究 |
| 6.4 本章小结 |
| 第七章 青藏高原三维黏弹性有限元模型的建立与黏弹性应力触发研究 |
| 7.1 青藏高原活动构造基本特征 |
| 7.2 青藏高原的地质结构与演化 |
| 7.3 青藏高原的震源机制解 |
| 7.4 GPS观测揭示的青藏高原地区构造变形特征 |
| 7.5 青藏高原三维有限元模型的建立 |
| 7.6 1900年以来巴颜喀拉地块7级以上地震间粘弹性应力触发研究 |
| 7.7 本章小结 |
| 第八章 紫坪铺水库蓄水和放水对汶川地震的影响 |
| 引言 |
| 8.1 紫坪铺水库概况与有限元模型设计 |
| 8.2 计算结果分析 |
| 8.3 讨论 |
| 8.4 本章小结 |
| 第九章 岩石圈分层结构的差异运动对地形的影响 |
| 9.1 地幔与岩石圈的水平差异运动对板块俯冲带附近地形的影响 |
| 9.2 川滇地区下地壳流动对地形的影响 |
| 第十章 结论与讨论 |
| 10.1 主要结论与进展 |
| 10.2 存在的问题与进一步研究方向 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 个人简历 |
四、云南北西向高电导层与红河断裂带(英文)（论文参考文献）
- [1]云南北西向高电导层与红河断裂带(英文)[J]. 陈金海,吕桂芳. 地震研究, 1983(S1)
- [2]纵向岭谷北部三江并流区河谷地貌发育及其环境效应研究[D]. 明庆忠. 兰州大学, 2006(09)
- [3]新平大红山—元江撮科铜铁多金属成矿系列及成矿预测[D]. 邓明国. 昆明理工大学, 2007(09)
- [4]深大断裂与中国东部新生代盆地油气资源分布[D]. 周荔青. 西北大学, 2005(02)
- [5]金平—黑水河裂谷基性—超基性岩特征、成矿系列及成矿预测[D]. 张学书. 昆明理工大学, 2006(05)
- [6]川滇交界地段强震潜在危险区深部结构和孕震环境研究[D]. 李大虎. 中国地震局地球物理研究所, 2016(11)
- [7]云南深大断裂温泉CO2释放规律研究[D]. 赵珂. 西南师范大学, 2005(06)
- [8]滇东南老君山地区燕山期花岗岩成因机制及钨锡成矿规律[D]. 刘艳宾. 中国地质大学(北京), 2017(04)
- [9]强震活动主体地区形成机理的数值模拟研究[D]. 陶玮. 中国地震局地质研究所, 2003(04)
- [10]巨大地震活动特征及其动力学机制探讨[D]. 薛艳. 中国地震局地球物理研究所, 2012(11)