一、某些矿床浸染状硫化物矿石中的次显微粒状金（论文文献综述）
丁正江[1]（2014）在《胶东中生代贵金属及有色金属矿床成矿规律研究》文中研究表明胶东地区地处古特提斯与环太平洋两大构造域的交接部位，横跨华北板块和苏鲁大别造山带两大地质构造单元，中生代构造岩浆活动频繁，尤其以燕山早期由被动陆缘转为活动陆缘为标志，该区进入环太平洋构造域发展演化阶段以来，壳幔作用强烈，幔源流体上侵，成岩成矿作用显着。论文以最新矿床学理论为指导，以该区地球动力学演化背景为主线，以现代测试分析技术为辅助，野外实地调查与室内分析测试相结合，在综合分析区域成矿地质条件及前人研究成果的基础上，进一步探讨和重新厘定了胶东地区中生代成岩成矿动力学演化背景；系统深入研究了各成因类型典型矿床的成矿条件及成矿时代，厘定了成因类型，建立了相应成矿模式，总结了矿床时空分布规律；并通过对比研究，将胶东地区中生代贵金属有色金属矿床系统划分为受不同地质构造演化阶段动力学机制控制的2大成矿系列，包括5个成矿亚系列和15个矿床式。通过研究，明确指出该区中生代印支期末稀有金属铍成矿主要与扬子板块与华北板块碰撞有关，而燕山期以来的成岩成矿作用严格受伊泽奈奇板块俯冲作用所控制。区内燕山期发生的5次主要成岩成矿作用，分别对应于古太平洋板块的156.6Ma、137Ma、97Ma等3期增生期及其中间期。燕山早期（160155Ma），欧亚大陆东部由被动陆缘转化为活动陆缘，伊泽奈奇板块向欧亚板块俯冲，控制了邢家山式斑岩－矽卡岩型钼钨矿床；燕山晚期135125Ma，伊泽奈奇板块的不断俯冲，岩石圈不断加厚，导致发生了大规模的岩石圈拆沉作用，控制了香夼式斑岩－矽卡岩型铜（钼）铅锌矿床和王家庄式中低温热液脉型铜锌矿床；125115Ma，伊泽奈奇冷的洋壳的快速NWW向俯冲，引发地幔强烈对流，岩石圈大规模拆沉，幔源C-H-O流体涌入上地壳导致了巨量金的堆积，形成了焦家式、玲珑式、盘马式、岔夼式等造山型金矿，及胶莱盆地边缘中低温热液脉型金矿；115110Ma，伊泽奈奇板块后撤式俯冲，胶东地区转为大陆弧环境，壳幔混熔型岩浆高位侵入，控制了冷家、尚家庄、南台等斑岩铜钼多金属矿床的形成；10090Ma，伊泽奈奇－太平洋板块洋中脊俯冲消亡，上地幔物质强烈对流，岩石圈强烈伸展，形成了汤村店子式中低温热液脉型金铅锌银铜多金属矿床和杜家崖式（类）卡林型金矿。分别利用LA-ICP-MS锆石U-Pb法和辉钼矿Re-Os法对邢家山钼钨矿床成矿岩体和矿石矿物辉钼矿进行了同位素测年，获得母岩幸福山岩体成岩年龄为（157±2）Ma、辉钼矿成矿年龄为（158.7±2.5）Ma，将邢家山钼钨矿床形成时代厘定为燕山早期，并通过与中国东部地区该期铜钼多金属成矿作用对比，提出并论证了胶东地区存在中生代燕山早期钼钨多金属成矿作用，并指出胶东地区该期成矿作用应发生在160155Ma期间，填补了该期成矿作用研究的空白。较为系统的研究了福山杜家崖金矿、荣成伟德山地区冷家－南台铜钼矿床和荣成大疃刘家铍矿床之成矿背景、成矿地质特征、成矿时代等，分别确定了矿床成因，首次明确提出杜家崖金矿为（类）卡林型金矿、伟德山地区冷家－南台铜钼矿为斑岩型矿床、大疃刘家铍矿为中低温热液脉型矿床，并建立了相应成矿模式；采用LA-ICP-MS锆石U-Pb法获得伟德山地区斑岩型铜钼矿床母岩成岩年龄为（113.4±1.8）Ma和（114.2±2.1）Ma，指出该期成矿作用应发生于115110Ma。杜家崖（类）卡林型金矿的研究与提出，为该区岩石圈存在强烈伸展期提供了矿床学证据，同时也填补了该期矿床研究的空白。同时指出，广泛发育于栖霞－蓬莱－福山成矿区中南部福山高疃－东厅地区粉子山群中的金矿（化）可能亦属此类型，已发现的杜家崖金矿和隆口金矿（微细浸染型）分别为该区的南、北界。大疃刘家铍矿为国内目前发现的唯一以细粒羟硅铍石矿物出现的低温热液脉型独立铍矿床，提供了铍矿研究的一个新类型。综合分析研究了区内焦家式、玲珑式、盘马式、岔夼式等造山型金矿成矿背景及成矿条件，指出前三者同为受胶东西部地区中地壳不连续面基础上形成起来的脆韧性平缓断裂构造控制，发生于岩石圈剧烈减薄，地壳应力松弛，但仍呈挤压状态，幔源C-H-O流体提供了主要的成矿流体及成矿物质，主成矿期成矿流体为中温、低密度、低盐度的H2O-CO2-NaCl流体，成矿作用发生于6.3212.55km，属中等深度条件。金牛山断裂带金矿为定位于早期张性陡倾断裂中的多金属硫化物石英脉型金矿，控矿构造属开放空间，矿液不易集中，形成矿体规模较小，该成矿带缺少形成焦家式金矿床的构造条件。对新发现的岔夼金锑矿床的研究显示，该矿床为一中偏低温热液型矿床，属造山型金矿的浅成矿床，成矿时代与其他造山型金矿成矿期一致；由于矿床受剥蚀较少，保存较好，深部应具有较好的找矿前景。在此基础上，对该类型金矿建立了地壳连续成矿模式。研究指出，胶莱盆地东北缘地区金矿，为受鹊山变质核杂岩构造控制的中低温热液脉型矿床，成矿与燕山晚期地幔强烈对流、幔源流体上升有关，与造山型金矿同期。蓬家夼式、宋家沟式和郭城式金矿是统一构造系统不同构造部位上发育的同类型金矿。该区新发现的铅锌矿化为后期叠生矿化，大致发育于晚白垩世早期，与杜家崖金矿形成大致同期，此期中低温热液脉型铅锌银铜金多金属矿化在胶东地区普遍存在。最后，论文系统总结了胶东中生代贵金属及有色金属成矿规律，指出该区成矿作用主要包括2期贵金属成矿作用和4期多金属成矿作用，前者以125115Ma造山型金矿成矿为主，卡林型金矿成矿为辅；后者以分别发生于160155Ma、135125Ma和115110Ma之3期斑岩型矿床成矿作用为主，205Ma（？）的低温热液脉型铍成矿作用为辅。对胶东地区成矿区带重新进行了划分，即莱州西部、招远－平度、栖霞－蓬莱－福山、胶莱盆地东北缘、牟平－乳山、文登－威海、荣成等7个贵金属、有色金属成矿区（带）；并把胶东地区中生代成矿划分为金矿和多金属矿2个成矿系列，分5个成矿亚系列、15个矿床式。
张刚阳[2]（2012）在《藏南金锑多金属成矿带成矿模式与找矿前景研究》文中研究表明本论文以藏南金锑成矿带的查拉普金矿、马扎拉金锑矿、车穷卓布锑矿、扎西康铅锌多金属矿为典型矿床,在野外地质调查的基础上,通过详细的成矿期次阶段分析、矿相学观察、流体包裹体研究、矿物H-O-S-Pb同位素分析,锆石U-Pb年代学和含钾矿物Ar-Ar年代学分析、区域成矿规律总结分析,得出以下结论：1、总结了藏南金锑成矿带典型矿床的矿床地质特征和成矿地质条件。查拉普金矿矿体主要受近东西向断裂构造控制,产出蚀变岩型、破碎带型和石英脉型矿石,发育自然金和不可见金,后者主要赋存与毒砂和黄铁矿中。主要发育有石英、绢云母、伊利石、绿泥石等蚀变矿物以及毒砂、黄铁矿等金属矿物。成矿温度在164℃～308℃之间,盐度在2.7wt%Nac1～9.3wt%Nac1之间,形成深度大约为1.1～3.8Km范围,为浅成环境。矿流体具有变质水相似的特征,有地表水的加入。热液蚀变是造成金属沉淀的主要机制,其次为冷却降温和流体混合。马扎拉金锑矿矿体主要受控于地层层间破碎带,产出的矿石类型主要为含金辉锑矿-石英脉。主要发育石英、碳酸盐、绢云母、绿泥石等蚀变矿物以及毒砂、辉锑矿、黄铁矿等金属矿物。金以自然金形式产出为主,极少量以不可见金出现为毒砂、辉锑矿和黄铁矿中。成矿温度在134℃～324℃之间,盐度在0.41wt%Nac1～7.81wt%Nac1之间,形成深度大约为1.1～2.8Km范围,为浅成环境。金属沉淀机制、流体来源与查拉普金矿相似,具有与变质水相似的特征,有地表水的加入。热液蚀变、冷却降温和流体混合是矿质的沉淀机制。车穷卓布锑矿矿体主要受控于近南北向高角度正断层,产出的矿石类型主要为辉锑矿石英脉和辉锑矿方解石脉。主要发育有石英、方解石等蚀变矿物,金属矿物主要为辉锑矿。主要的锑矿化温度在121℃～234.5℃之间,盐度在1.40wt%Nac1～4.65wt%Nac1之间,成矿深度大约为0.6～1.9Km范围,为超浅成环境。成矿流体主要为地表水,显示与建造水混合的趋势。流体混合和冷却降温是造成锑金属沉淀的主要机制。扎西康铅锌多金属矿主要受控于近南北向高角度正断层,产出的矿石类型主要为闪锌矿-铁锰碳酸盐脉、方铅矿-铁锰碳酸盐脉、辉锑矿-石英脉和辰砂-辉锑矿-石英脉。主要发育石英、菱锰矿、方解石、菱铁矿、云母等蚀变矿物,金属矿物主要为闪锌矿、方铅矿、辉锑矿、毒砂、黄铁矿等。主要金属矿化的温度分布在211℃～328℃之间,盐度在0.70wt%Nac1～12.51wt%Nac1之间,成矿深度大约为0.4～1.1Km范围,为超浅成环境。成矿流体主要为建造水,并有与西藏地表水混合的趋势。金属沉淀机制与锑矿相似,主要为流体混合和冷却降温。2、限定了藏南金锑成矿带的成矿和成岩时代。利用锆石U-Pb年代学,确定了沙拉岗锑矿的闪长岩形成于23.6±0.8Ma,间接限定了切割闪长岩的辉锑矿-石英脉的形成时间小于23.6±0.8Ma。利用伊利石Ar-Ar年代学方法,限定了查拉普金矿热液活动的时间大约在20.43Ma。利用锆石U-Pb年代学方法限定了扎西康矿床辉绿岩脉形成于133.1Ma,远早于金锑成矿时间,与区域地层中广泛分布的辉绿岩墙形成时代一致,新特提斯洋晚期大规模扩张的产物。3、根据本文年代学资料,在前人研究基础上,将藏南金锑多金属成矿作用划分为两阶段：（1）同碰撞阶段与韧性剪切相关的金矿,矿体受控于近东西向韧性剪切带及其次级断裂,发育有以含自然金-石英脉为典型特征的矿体,以邦布、马攸木等造山型金矿为代表,形成于59.3Ma～42.0Ma。（2）后碰撞阶段与伸展变形有关的金矿、金锑矿、锑矿和铅锌多金属矿,矿体主要受控于近南北向的高角度正断层和近东西向的层间破碎带,发育有蚀变型金矿体、热液脉状金属矿体,以沙拉岗、车穷卓布、扎西康等为代表,形成于23.6Ma-18.7Mao4、建立了特提斯喜马拉雅金锑多金属控矿构造格架。提出以近东西向的拉孜—邛多江缝合带（北）、绒布生长断层（中）、洛扎生长断层（南）与近SN向的勒金康桑走滑断裂带（西）、下坝走滑断裂带（中）和泽日—洞嘎伸展走滑断裂带（东）围限,构成的羊卓雍错—哲古错—拿日雍错被动大陆边缘裂谷（断陷）盆地周缘的盆山转换部位是成矿有利的地区。金、金锑矿床主要受近东西向拆离构造及其次级构造控制；锑、铅锌多金属矿床主要受近南北向走滑正断系统及其次级构造控制,特别是东西向拆离断裂与南北向走滑正断系统的交汇部位更是寻找锑、铅锌多金属矿的最有利部位。5、在特提斯喜马拉雅划分出三大成矿作用期、三大成矿系列、五大矿床成因类型。三大成矿作用期：（1）被动大陆边缘裂谷（裂陷）喷流（热水）沉积、浊流沉积、有机质富集的同沉积期；（2）大陆边缘弧前增生楔中的动力变质、韧-脆性剪切的同碰撞期；（3）伸展拆离、正断系统及中酸性次火山岩浆热液（包括热泉水）叠加改造的后碰撞期。三大成矿系列：（1）与喷流-沉积-改造有关的AuAs、CuZn、PbZnAg、 PbZnAgMnFe矿床系列；（2）与增生杂岩中与韧-脆性剪切带相关的造山型HgSb、AuSb、AuAs矿床系列；（3）与次火山岩浆热液（包括热泉）有关的Hg→AsSb→AuAg→PbZnAg→PbZn→Cu矿床系列。五大矿床成因类型：（1）喷流沉积-改造型：包括喷流沉积-热泉水改造型（如扎西康、则日铅锌多金属矿）、喷流沉积-次火山岩浆热液改造型（如马扎拉、哲古、姜仓金锑矿）；（2）次火山岩浆热液型（如沙拉岗、得龙锑矿）；（3）热泉型（如车穷卓布、勇日锑矿）；（4）卡林型-类卡林型（如查拉普、熊曲金矿）；（5）造山型（如邦布、洗贡金矿）。6、总结了藏南金锑成矿带的成矿规律和控矿要素,提出特提斯喜马拉雅“四要素”找矿模式。成矿物质主要来源于中生代沉积盆地的黑色岩系,其次为变质基底。成矿流体主要为盆地卤水、下渗的地表水、变质水、岩浆水等流体不同程度的混合。以羊卓雍错盆地为中心,矿床沿区域性近东西向和近南北向断裂带成群分布、分段集中,形成了金矿、金锑矿、锑矿和铅锌多金属矿。同沉积期黑色碳硅泥岩系和中基性脉岩、同碰撞期的韧脆性剪切及动力变质、后碰撞期EW向拆离构造或近SN走滑正断系统、中新世的中酸性次火山岩浆或地表发育的热泉活动遗迹的“四要素”,是特提斯喜马拉雅地区最重要的找矿标志。7、在研究区划分了成矿远景区6个,其中A类远景区2个,分别为马扎拉—扎西康金锑多金属找矿远景区（A1）和洛扎-措美锑成矿远景区（A2）。B类成矿远景区3个,分别为浪卡子金成矿远景区（B1）、沙拉岗-康马锑成矿远景区（B2）和查拉普-三安曲林金成矿远景区（B3）。C类远景区1个,为邦布-白露金成矿远景区（C1）。
楼金伟[3]（2012）在《安徽铜陵矿集区中酸性侵入岩及狮子山矿田铜多金属矿床》文中研究指明包括斑岩型矿床、矽卡岩型矿床在内的与岩浆作用有关的热液矿床是提供铜、钼、金、多金属矿产资源的重要矿床类型,因此也是矿床学研究的热点和重点,理论成就丰硕。铜陵矿集区作为我国长江中下游构造-岩浆-成矿带中的一个重要的铜多金属成矿区,长期以来一直被列为我国矿产资源勘查的重要成矿区带,同时也是我国地质工作者尤其是矿床学家们研究的热点和重点地区,研究成果丰富,但也留有许多长期争议的关键地质问题。铜陵矿集区中生代侵入岩发育,以中酸性岩为主。前人对该区侵入岩及其中的岩石包体开展了广泛深入的岩石学、岩石化学和地球化学研究,对该区中生代岩浆的起源和演化及成岩大地构造背景、成岩动力学过程进行了深入的探讨,但尚未达成广泛的共识。本文在全面收集前人研究资料和成果的基础上,系统总结了铜陵矿集区中生代侵入岩的空间分布特征,精确厘定了侵入岩的形成年龄,准确划分了侵入岩的岩石类型和岩石系列,并基于岩石主量元素、微量元素、稀土元素和Pb-Sr-Nd-O同位素地球化学特征,深入探讨了区域岩浆作用深部动力学过程及成岩机制。研究认为：铜陵矿集区中生代中酸性侵入岩的形成年龄集中于135～147Ma,为晚侏罗世-早白垩世岩浆作用产物,岩浆活动持续时间大约为10～15Ma；岩体总体受基底断裂制约,沿近东西向呈带状分布,受多期不同方向和性质的断裂控制,主要呈岩枝、岩墙和岩脉状浅成侵入产出；岩石矿物成分变化较大,但多以斜长石为主,依据实际矿物成分确定区内侵入岩主要为辉石闪长（玢）岩、石英（二长）闪长（玢）岩和花岗闪长（玢/斑）岩3类；岩石化学成分特点是Si02含量中等,略偏酸性或基性,富碱富钠,高钾准铝质,均属亚碱性高钾钙碱性系列；3类侵入岩具有相似的微量元素、稀土元素和Pb-Sr-Nd-O同位素地球化学特征,均与埃达克质岩石特征相似。侵入岩的地质地球化学特征反映原始岩浆起源于富集岩石圈地幔的熔融,幔源玄武质岩浆底侵并熔融下地壳形成埃达克质岩浆进而发生混合作用,可能是本区中酸性侵入岩浆形成的主要方式；岩浆演化可能经历了一个复杂过程,岩浆在地壳深部因温度梯度引起扩散对流作用,进而发生一定程度的熔离分异作用,形成带状岩浆房,同时伴随结晶分异作用；不同岩浆层中的岩浆与构造运动诱发的深断裂相沟通并随机地上升,脉动式侵位,形成的侵入体空间上相互穿插,时间上难分早晚；区域岩浆形成于挤压向拉张过渡的动力学背景之下,岩石圈地幔加厚后减压熔融并底侵下地壳岩石；岩浆活动的大地构造背景是大陆板块内部,岩浆作用与晚侏罗纪古太平洋板块的俯冲作用密切相关,但同时受到海西-印支期断裂坳陷及华北与扬子陆块碰撞造山作用形成的前中生代基底构造的制约。铜陵矿集区铜多金属矿床在平面上主要沿近东西向基底断裂展布的铜陵-沙滩脚构造-岩浆带中部产出,集中分布于铜官山、狮子山、新桥、凤凰山、沙滩脚等5个矿田。矿床赋存于古生代志留系中-上统坟头组和茅山组至三叠系中统东马鞍山组地层及其附近岩体中,其中最主要赋矿层位是石炭系中-上统黄龙组和船山组白云岩和灰岩。矿化在垂向剖面上往往表现为上金（银）下铜（钼）以及上部浅成热液脉状矿化、中部矽卡岩型矿化和深部斑岩型矿化的分带现象。矿床成因类型多样,主要为矽卡岩型,其次为斑岩型和脉型,其中矽卡岩型有裂隙式、接触带式、层间式、层控式等矿化形式,斑岩型矿床的最新发现为矿集区深部和边部找矿提供了有益启示。矿床同位素年代学研究表明成矿作用与燕山期岩浆作用及其相关的热液作用密切相关,而海西期沉积事件中是否有火山喷发或火山喷流（或喷气）沉积成矿作用以及其对成矿的贡献尚需进一步探索和甄别。本文针对矿集区矿床成因机制及铜多金属矿化的空间分带特征,选择狮子山矿田开展了较为系统深入的地质和地球化学研究。结果表明：铜陵矿集区及狮子山矿田虽以矽卡岩型矿化为特征,但后期热液硫化物多金属矿化非常强烈,以致大多数矿床早期矽卡岩矿物组合受晚期叠加热液的强烈改造而改变甚至部分消失,多数矿床矽卡岩型矿石不发育,或矽卡岩中的矿化并不强；狮子山矿田各矿床的成矿作用一般可以划分为（早+晚）硅酸盐（矽卡岩）阶段、氧化物阶段、（早+晚）硫化物阶段和碳酸盐阶段,铜多金属矿化主要集中于硫化物阶段,部分铜矿化亦发育于硅酸盐阶段,部分金矿化亦发育于碳酸盐阶段。矿田内主要矿床的原生包裹体主要为富气相包裹体、富液相包裹体和含子矿物多相包裹体3种类型,不同成矿阶段流体包裹体的类型略有差异,但富气相包裹体常与富液相包裹体共生。成矿流体盐度较高、温度中等、弱酸性至弱碱性,在相同的成矿阶段,如硫化物阶段,金或金（铜）矿床成矿温度一般较铜（金）矿床低,反映金的沉淀成矿温度略低。热力学计算和分析表明,在成矿热液流体演化过程中,共存于同一成矿流体中的铜和金由于其络合物类型和溶解度的差异及其对物理化学条件变化作出的响应不同,使其在沉淀的时间和空间上表现出明显的差异,导致铜和金的时空分离;但与此同时,由于本区构造-岩浆作用及相关的热液活动的多期叠加、成矿热液流体的连续性演化以及成矿物理化学条件的波动性变化,往往又导致金矿化叠加在铜矿化之上,金矿化与铜矿化又表现出共生的现象。矿床H-O同位素地球化学特征反映成矿流体主要来源于岩浆,从成矿早阶段向晚阶段演化,大气降水混入不断增加。矿石铅主要来源于岩浆作用,虽然不能排除沉积铅的加入,但无疑沉积铅是次要的。硫同位素组成特征的简单类比表明,冬瓜山矿床硫化物的硫同位素组成与Sedex型矿床明显不同,硫酸盐的硫同位素组成与VHMS型矿床不同,而它们均与斑岩型矿床基本一致；虽然区域沉积岩的硫同位素组成特征显示其成岩过程中经历了明显的海水沉积作用和硫酸盐细菌还原作用,但热力学计算显示成矿热液中的硫来源于区内高钾钙碱性岩浆熔体分异的热液流体,没有保存海西期沉积硫的同位素证据。结合矿床地质特征可以认为,狮子山矿田各矿床为受统一的燕山期岩浆热液系统控制的斑岩-层控矽卡岩-浅成热液脉型铜多金属矿床。
舒广龙[4]（2004）在《湖北丰山矿田成矿地质背景及斑岩成矿系列与微细浸染金矿》文中研究表明本文以斑岩成矿理论为指导，着重研究了湖北丰山矿田的成矿地质背景、新近发现的微细浸染型（卡林型）金矿及斑岩成矿系列。在大量野外调查和前人工作成果基础上，通过室内综合研究，建立了斑岩成矿模式，总结了成矿规律，并指出了进一步找矿的方向。取得的新认识主要有： （1） 通过地质调查和资料综合分析，对矿田成矿地质背景有了新的认识。认为早三叠世末该区发生推覆造山，由推覆形成的多层次、多级别推覆构造所造成的构造薄弱面控制了燕山期岩浆一成矿作用。通过综合编图发现，丰山岩体形态并非如前人所认为的简单蘑菇状，其边缘岩脉也并非系倒灌形成。地质和地球化学研究及大地电磁测深、遥感和钻探初步验证结果表明，矿田侵入体为壳幔混源型同源岩浆产物，且具有“二层结构”。上层为受叠瓦状断层控制的岩枝、岩株，在钻孔剖面上表现为围岩与岩体呈“层状”形态，下层为由它们连接而成的受主干断裂构造控制的隐伏大岩体。发现赋矿地层中的黑色纹层状炭泥硅灰质岩石普遍褪色，残留的这种黑色岩石富含显微球状黄铁矿(δ34S-7.33～-7.39‰)和有机碳等成矿有利物质。稀土元素、同位素和微量元素研究结果表明，该类岩层是为成矿提供部分金属元素（尤其是金）的矿源层。 （2） 发现并肯定两条微细浸染型金矿化带。基本查明了该类型金矿的地质和地球化学特征，总结出了找矿标志，并估测了这类金矿的找矿前景。首次详细论述了热液脉型多金属（金）矿的地质特征，并结合生产实际查明金的赋存状态。 （3） 把矿田视为一个斑岩成矿系统，通过H、O、Pb、S同位素、稀土元素、微量元素和包裹体成分等测试分析数据，研究了丰山铜矿矿床地球化学特征，并以此论证矿田成矿流体主要来源于大气降水，成矿物质既来源于上地幔或下地壳，也来源于矿源层。认为成矿流体可在岩浆提供的热能驱动下对流循环，萃取、富集成矿物质。 （4） 论述矽卡岩型、斑岩型、热液脉型和微细浸染型矿床的时空演化和成因联系，用以说明它们为斑岩成矿系列，并建立斑岩成矿模式。 （5） 根据矿田成矿规律，指出李家湾与鸡笼山之间推覆构造发育地段及鄂东—赣西北的其它一些地段具有良好找矿前景，丰山与鸡笼山之间的地段具有大型金铜矿床找矿前景。在对丰山南山找矿靶区的解剖研究中，发现两条与丰山南缘矿带相平行的金铜矿化蚀变与物化探异常带，7勘探线的验证孔已经打到富而厚的金铜工业矿体，证实了我们的研究成果。
唐菊兴[5]（2003）在《西藏玉龙斑岩铜（钼）矿成矿作用与矿床定位预测研究》文中认为众所周知，西藏玉龙铜矿是我国单个矿床规模最大、位于着名的特提斯构造—成矿域的特大型斑岩铜（钼）多金属矿床，它所属的藏东玉龙斑岩铜（钼）矿带不仅是我国重要的铜矿成矿远景区带，而且是我国铜资源的后备基地之一。 尽管自上世纪70年代末以来，众多单位的学者从不同角度的对该矿床进行研究，但对青藏高原的快速隆升与斑岩铜（钼）矿床生储盖的关系；成矿斑岩形成和侵位的动力学和热力学机制与模式问题；深部过程与壳幔物质交换及其形成的矿床系列问题；影响我国资源结构和面貌的喜山期斑岩成矿的机理和潜力问题等都缺乏可信与深入的了解，也较难解释玉龙铜矿复杂的成矿背景、元素组合、矿体组合等实际问题。然而，随着大陆动力学理论的不断完善，地球物理和地球化学资料的不断积累，已经有可能通过对玉龙铜矿成矿作用的研究，以建立大陆碰撞—高原隆升条件下玉龙型斑岩铜矿综合找矿模型以及建立特殊地质、地貌条件下的氧化富铜矿的成矿模式。为此，1995年以来，作者参加包括国家科委“95”科技攻关计划项目在内的多项攻关课题，配合地勘项目，对该矿床进行了系统的研究，取得一系列成果，不仅扩大了储量，查明了成因，而且基本解决了投入开采所需的富铜似层状氧化矿的资源量等关键问题。 本文以玉龙斑岩铜矿及其产出的昌都盆地沉积—岩浆—构造演化为主要研究对象，以研究斑岩铜矿区域成矿背景和富碱斑岩铜矿的特殊成矿作用，建立各系列矿体的定位预测模型为研究重点，建立了特殊地质、地貌条件下的氧化富铜矿的成矿模式，以及以建立在大陆碰撞与高原隆升控矿条件下玉龙型斑岩铜矿床综合信息找矿模型为切入点，从而达到对该矿床进行全面而系统的研究，为青藏高原及邻区斑岩铜矿的勘查和经济评价起到示范之目的。 玉龙铜矿是迄今为止我国矿化系列最全、成矿元素最复杂、成矿条件最独特的斑岩铜矿。矿床位于喜马拉雅构造成矿域东部的金沙江—红河斑岩型铜（钼）成矿带。 区域地球物理、区域地球化学、构造地层学、古地貌学、岩石化学、地质年代学研究表明，玉龙斑岩铜矿形成于陆—陆碰撞、陆内裂谷、陆内造山等多种构造体制从伸展背景向挤压背景的转换过程中。研究表明区域内地壳厚度较大（50～80km），具有南薄北厚特点；深部存在厚20km（60～80km深度）壳幔混合体（壳幔过渡带），软流圈厚度大（100～200km），存在软流圈上涌体，10～100km深度的持续的低速特征，反映存在软流圈的上涌和强烈的底侵作用。Cu、Ag、Au、Pb、Zn等主要成矿元素区域地球化学特征、层析分析等均印证了深部存在的北东向构造及其活跃的岩浆—流体活动，而在造山作用下，这些NE向构造处于引张状态，使得岩浆易于沿此构造带上侵，形成一系列成带的侵入岩带。 玉龙斑岩成矿带成矿年龄峰值为37.27Ma，处于早喜马拉雅阶段变形变质造山高峰期（43.04Ma）与中喜马拉雅阶段变形变质造山高峰期（28.44Ma）之间，表明它们形成于早、中喜马拉雅期陆内对冲褶皱推覆造山的间隙期，大规模岩浆侵入略滞后于早期造山，发生在两次造山高峰期之间的间造山期。 含矿斑岩富K2O、MgO，而贫SiO2、Fe2O3+FeO、MnO、CaO、Na2O，主成矿元素Cu、Mo含量高，Co、Ag、Au、W、Pb、Zn等元素含量富集，可作为有益伴生元素。Rb、Sr、Ba含量高，Ba／Sr比值大部分接近1，Ba／Rb比值大多在1.66～5.77，Rb／Sr比值在0.19～0.67之间。稀土元素的丰度高，其中轻稀土含量明显高于重稀土，呈现左高右低的较平滑的曲线，犯u大多大于0.75。以上表明玉龙含矿岩体具有埃达克质岩的特征，属于富钾的C型埃达克岩或埃达克质岩。 对控矿构造的定量分析和解析，认为玉龙斑岩体被动侵位于一个总体向北开口的鼻状圈闭构造中，该鼻状构造为各矿体的形成提供了一个不可多得的成矿空间。成矿时期的古构造应力场恢复表明，最小主应力轴主要是NW一SE走向，与恒星错一甘龙拉背斜的轴向相一致;最大主应力轴主要为NE一SW向，它代表构造挤压力的方向。 根据各矿化体的特征，划分了五种矿体类型，并对其（斑岩型、接触带矽卡岩型、接触带角岩型、接触带矽卡岩一次生氧化氧化富集型、隐爆角砾岩型）产出特征、空间分布及变化规律等方面有了总体的把握和新的认识。其中角岩型矿体是玉龙铜矿床扩大铜储量的最重要的矿体类型。斑岩型、角岩型、隐爆角砾岩型、矽卡岩型矿体属Cu（Mo）建造型矿体，11号矿体属CAg一CO一-Au建造次生氧化富集型矿体，V号矿体属Cu一Co一W一Ag一Au建造次生氧化富集型矿体，其中n矿体北段Ag含量最高达104x10一“，平均51.375xl0一6，c。含量最高0.108%，平均0.042%;而v号矿体Au含量最高3.588xl0一6，c。:0.265只10一2。 各矿体的产出状态、矿石特征、矿石类型、微量元素地球化学特征、同位素地球化学特征、稀土元素地球化学特征的系统研究表明，玉龙铜矿床各矿体是同一构造一岩浆一成矿体系在时空演化过程中流体化学动力学状态和成矿元素迁移性状综合演变的产物，它们共同构成了一套完整的浅成中酸性岩浆热液系统所特有的铜矿化系列。成矿物质一部分物质来自于花岗斑岩体，另一部分物质则可能来自于三叠纪围?
唐克非[6]（2014）在《华北克拉通南缘熊耳山地区金矿床时空演化、矿床成因及成矿构造背景》文中研究说明华北克拉通南缘是我国重要的金、钼、钨、银、铅、锌等多金属成矿带,从西向东依次发育有小秦岭、崤山、熊耳山、外方山、栾川等多个矿集区。其中,熊耳山地区是我国继胶东、小秦岭地区之后又一重要的黄金产地。除金矿外,熊耳山及邻近地区还发育了大量钨、铝和铅-锌-银矿,矿床类型包括斑岩型、矽卡岩型和热液脉型等。前人对熊耳山地区金矿床的矿床地质特征、成矿流体及物质来源、成矿时代和矿床成因、成矿动力学背景等方面开展了较多研究,但对一些关键科学问题（如成矿作用时空演化和成矿构造背景）的认识还不太清楚并存在较大争议。本论文以华北克拉通南缘熊耳山地区的前河、店房、上宫和公峪金矿床为主要研究对象,在野外地质调查和系统采样的基础之上,对这些矿床开展了详细的矿相学研究,查明了各矿床的矿石矿物组合、结构构造以及金的赋存状态,划分了成矿期次和成矿阶段,在此基础上开展了系统的同位素年代学研究（蚀变绢云母40Ar/39Ar定年、辉钼矿Re-Os定年、石榴子石Sm-Nd等时线定年以及LA-ICP-MS锆石U-Pb定年）,为熊耳山地区金矿成矿时代分布和区域成矿演化提供了新的资料。进一步对蚀变矿物和矿石矿物进行稳定同位素和稀有气体同位素分析,示踪成矿流体及物质来源,探讨金矿床与区域岩浆活动之间的成因关系以及壳源与幔源流体和成矿物质对金成矿作用的贡献。在获得大量第一手资料的基础上,结合前人对熊耳山、崤山、小秦岭地区以及华北克拉通周缘（如胶东、华北北缘等）中生代成矿作用和岩浆岩成因的研究进展,探讨华北克拉通南缘中生代金成矿作用与秦岭造山带演化以及华北克拉通破坏之间的关系。论文取得的主要认识和成果概括如下。古元古代熊耳群浅变质火山岩系和晚太古代太华群中深变质岩基底岩系是熊耳山地区重要的赋矿地层。区内大量发育的NE向断裂构造带是重要的导矿构造,由含金石英脉或构造蚀变岩组成的金矿体明显受上述断裂及其次级构造控制,其形态多以脉状、透镜状和长条状为主。前河、店房、上宫以及公峪金矿床的成矿过程大致都经历了石英-黄铁矿化阶段、金-多金属硫化物阶段以及石英-碳酸盐阶段,但金沉淀主要发生在前面两个阶段。黄铁矿是各矿床中最常见的金属矿物也是最重要的载金矿物,与其共生的矿物主要有方铅矿、闪锌矿、黄铜矿以及石英、绢云母、钾长石、绿泥石、绿帘石等。此外,在店房金矿和上宫金矿还分别发育了大量与含金黄铁矿密切共生的热液石榴子石和铁白云石。上述矿床围岩蚀变强烈,常见的围岩蚀变有硅化、绢云母化、黄铁矿化、黄铁绢英岩化、黑云母化、碳酸盐化及其组合等。其中,黄铁绢英岩化是与金成矿最为密切相关的蚀变类型。金多以自然金、银金矿以及金银矿等形式呈孤立状、细脉状分布在碎裂黄铁矿的微裂隙中或包裹于黄铁矿中。前河、店房、上宫、公峪以及崤山金矿床的成矿时代分别为134.7＋0.6～123.8＋1.3Ma、206±34～202±18Ma、236.5±2.5～.7±1.4Ma、130.7±1.5～124.0±1.0Ma和156.1±1.0Ma。结合邻区小秦岭近年来获得的成矿年代学数据,认为华北克拉通南缘存在早中生代和晚中生代两次独立的金矿成矿事件。对前河和公峪矿区内与金矿脉空间关系密切的花岗岩脉和碱性岩脉的LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果表明,其侵位时代分别为156.4＋1.2Ma～132.6±0.7Ma和236.2±1.7Ma。结合区内已有的三叠纪和晚侏罗-早白垩世的侵入岩同位素年龄数据,可以认为熊耳山地区中酸性侵入岩（脉）与该地区金矿床的形成时间基本一致。主成矿阶段形成的金属矿物和非金属矿物的C-H-O-S稳定同位素和稀有气体同位素研究为探讨成矿流体及成矿物质来源提供了重要信息。δDH2O-δ18OH2O图解显示,前河及公峪金矿床主成矿阶段的H-O同位素组成位于岩浆水附近,暗示其成矿流体可能来源于岩浆热液,晚期有大气水的混入。上宫金矿H-O同位素组成靠近变质水区域,结合上宫金矿中-低温、低盐度、富CO2的流体包裹体特征,指示其成矿流体可能以变质水为主,但不排除岩浆来源的可能。在δ18OSMOW-δ13CPDB图解中,上宫金矿床的C-O同位素组成与同区祁雨沟隐爆角砾岩型金矿床及胶东典型金矿床差异较大,但与加拿大Victorian造山型金矿省的典型造山型金矿床C-O同位素特征极为相似,进一步证明上宫金矿床的成矿流体可能以变质流体为主,成矿流体来自熊耳山南侧中晚元古代海相碳酸盐-碎屑岩地层的俯冲变质脱水。硫化物矿物的S同位素研究表明,前河、上宫金矿部分样品以及店房、公峪和崤山金矿的634s值为零值附近或者为较小的正值,总体介于-1.9～+6.84‰之间,暗示硫的来源可能都具有深源性。但需要指出的是,前河、上宫金矿床部分硫化物的fδ34S值具有明显的负值,分布范围为-18.7～-4.0%0,但并非代表了源区的特征,更可能反映了成矿流体演化过程中物理化学条件的剧烈变化,如流体沸腾造成的流体氧化事件和强烈的水-岩相互作用等。公峪、店房、上宫以及崤山金矿床黄铁矿的3He/4He值分别为0.20～1.78Ra（平均1.16Ra）、0.18～1.09Ra（平均0.62Ra）、0.03～0.95Ra（平均0.35Ra）和0.23～1.11Ra（平均0.60Ra）,显着高于地壳的3He/4He比值（0.05～0.01Ra）,但明显低于地幔流体的3He/4He值（7～9Ra）。He同位素的两端元模拟计算,获得成矿流体中地幔来源He的贡献率范围分别为6.39～59.12%（平均38.23%）、5.13～36.11%（平均19.27%）、0.56～31.46%（平均11.41%）和7.36～36.82%（平均19.76%）,反映幔源流体不同程度地参与熊耳山地区金成矿作用。上宫金矿床成矿作用发生于中-晚三叠世,与秦岭造山带陆陆碰撞造山作用的时间相近,其矿体产出特征、典型矿石矿物组合、成矿流体特征、C-H-O-S稳定同位素组成等都与造山型金矿相似,据此将上宫金矿床的矿床类型划分为造山型金矿床。店房金矿床的形成时间与上宫金矿相近,尽管其矿床地质特征、流体包裹体特征和稳定同位素组成显示其成因可能与岩浆活动有关,成矿流体也并非来源于变质流体,但这并不否定它是造山型金矿,因为一部分造山型金矿床仍然产于侵入岩中或者岩浆热液有较大贡献。对于以前河和公峪为代表的的晚中生代金矿床,尽管其控矿构造、热液蚀变、成矿元素组合、硫同位素组成等与典型的造山型金矿床相似,但根据成矿时代与区域变质作用时间的显着差异、流体包裹体特征、成矿流体及物质来源等方面的综合分析认为,这些矿床与造山型金矿有显着差异,应属于非造山型金矿。综上所述,华北克拉通南缘熊耳山地区存在早中生代和晚中生代两次独立的构造-岩浆-成矿事件。早中生代时期的金矿床不仅在熊耳山地区产出,也出现在小秦岭和小秦岭以西的西秦岭造山带,表明这次成矿作用与秦岭造山带的形成演化有关。晚中生代的金矿床不仅在熊耳山地区广泛发育,在华北克拉通南缘的小秦岭地区也普遍存在,其成矿时间与华北克拉通东部的晚中生代断陷盆地、变质核杂岩、A型花岗岩、镁铁质-超镁铁质及花岗质岩、中基性火山岩及基性脉岩的年龄基本一致,并与华北克拉通岩石圈减薄的时间吻合。据此认为,包括熊耳山地区在内的华北克拉通南缘晚中生代金矿床是华北克拉通岩石圈减薄的响应和产物。综合考虑华北克拉通南缘及东部晚侏罗世金成矿作用及岩浆活动,推测华北克拉通南缘和东部岩石圈减薄的时间起始于中侏罗世。华北克拉通周缘中生代金成矿作用在时间上与华北克拉通广泛发育的双峰式岩浆岩、断陷盆地、变质核杂岩构造以及基性岩脉的耦合关系进一步证明,华北克拉通晚侏罗-早白垩世金成矿作用是克拉通岩石圈减薄的浅部地壳响应。由于这一时期的矿床在小秦岭以西的西秦岭造山带极少出现,结合现有的地球物理资料及已开展的金矿床研究,初步认为华北克拉通岩石圈减薄的西界大致位于小秦岭以西的蓝田-华县一带。克拉通岩石圈减薄、破坏现象是特定构造环境下大陆岩石圈演化的必然产物,并非仅仅发生在我国华北克拉通,例如北大西洋克拉通、怀俄明克拉通等均发生了不同程度的岩石圈的减薄。但华北克拉通破坏的程度高,地表构造-岩浆-成矿作用响应广泛,是前寒武纪古老克拉通破坏的典范。
于岚[7]（2004）在《甘肃岷县寨上金矿床地质地球化学特征与成因探讨》文中研究表明寨上金矿床位于西秦岭岷-礼前渊盆地西南部，发育在不同岩性和不同粒度组成的海底斜坡扇环境下的浊积岩系中。随着南北大陆持续的碰撞造山活动和陆内逆冲推覆构造的叠加，孕育了寨上金矿床良好的地质背景与成矿构造环境。 本区主要的含矿建造为晚泥盆系铁山群的一套沉积岩系。矿床赋存在此沉积建造的下部层位，以含碳、钙质复理石建造为其主要的成矿建造，岩石具有碳-钙-泥质沉积岩高频叠置组合。由于大量成岩黄铁矿存在于此含矿岩系中，致使赋矿岩系中Au的丰度较高，同时也是本区细碎屑岩系组合As异常高的主要原因。 本次研究确定了寨上金矿区控矿构造属于韧-脆性递进剪切变形构造性质，该构造呈NWW向延伸，南倾，倾角30-50°，具有递进多期多阶段活动的特点，是本区控矿和成矿的主要决定因素。由于本区缺少岩浆热液活动，该韧脆性剪切带也就成为此矿体形成的主要动力学来源。将成矿构造演化划分为三个阶段，即沉积成矿预富集期、剪切构造与热液改造期、表生演化期。同时，显微镜下发现显微剪切构造透镜体、S-C组构、剪切压力影构造等一系列韧性构造是我们识别此构造的证据。 含矿围岩热液蚀变作用微弱，主要表现为浸染状、细脉-浸染状的含砷黄铁矿化、毒砂化、微细脉与细网脉状硅化、铁白云石化，均与金矿化密切相关；中期铜矿化，包括黝铜矿、黄铜矿、辉铜矿化及铁白云石-硅化细脉；晚期辉锑矿化、方解石化、重晶石化。矿石构造以微细粒稀疏浸染状构造、微细脉-稀疏浸染状构造、团块-浸染状构造、草莓状构造为主，矿石结构以自形-半自形微细粒状结构、半自形-他形粒状结构、增生环带结构、包含结构为主。此外还有含砷黄铁矿、毒砂的增生环带的出现。 目前，矿区发现了南、北、中三个矿带，北、中部矿带是目前主要的工业矿体赋存带，主要发育黄铁矿型金矿体、黄铁矿-毒砂型金矿体、锑-金型金矿体；南部矿带工作刚刚展开，主要发育铜金型金矿体。工业矿体主要发育在矿带剪切构造强烈的地段。 通过寨上金矿床岩石化学全分析、微量元素、流体包裹体、稀土元素等分析测试综合研究表明，成矿流体总体具中低温（160～300℃）、中低盐度（4.9～10.9）特点，成矿溶液的密度为0.905～0.986g／cm3，成矿压力为300-550×105Pa，深度为1.5～4.5km，成矿热液具有Na+-Ca2+-Cl-离子组合特征，相对贫K‘和Mg，‘;成矿流体pH值为5.23，显示弱碱性，Eh值为o.42v，为氧化环境。成矿热液硫源主要来自海水硫酸盐还原硫为主，部分与生物硫有关。矿石在一定程度上继承了围岩的物质组成，稀土元素艺LREE/艺HREE为1 .14一21，总体表现为轻稀土的富集，重稀土平坦的趋势。赋矿围岩与矿石配分模式一致，与容矿及含矿岩石具明显的继承关系。 综上所述，本文通过大地构造背景分析、岩相古地理分析及矿床地质地球化学的分析认识如下: 1.本论文在学习前人及矿区地质实际工作中，在进一步认证研究区的隆前盆地的基础上，发现沉积物源有来自盆地南缘的一些线索;根据岩相古地理的工作，进而确定了隆前前渊的海底斜坡扇相环境中的浊积岩系。 2.寨上研究区内铁山群建造中的含碳.铁质中、细粒碎屑岩及含碳一铁质泥灰岩系，含金丰度较高（4 .4xlo·9），本次研究进一步确定该岩系作为寨上金矿床的矿源层的依据。 3.研究确定了寨上金矿区控矿构造属于韧一脆性递进剪切变形构造性质，具有递进多期多阶段活动的特点，是本区控矿和成矿的主要决定因素。根据成矿作用演化，可将其划分为①沉积成矿预富集期;②剪切构造与热液改造期;③表生氧化期。 4.通过矿相显微镜、电子探针发现含砷黄铁矿、毒砂的增生环带，是由含砷低的黄铁矿或毒砂内核和含砷较高的黄铁矿或毒砂增生环带构成，后者是在剪切构造与热液祸合活动的成矿作用过程中形成，这一发现的重要性在于，它是确定该经典卡林型矿床成因类型和矿石中金的赋存状态的关键依据。 5.依据矿床产出上古生代沉积地层中:矿床地质地球化学研究成矿元素具有Au一As一Sb一Hg一Ba的共生组合特征;载金矿物与含砷硫化物密切相关，原生微细浸染型矿石显微镜下未发现自然金，金可能呈超显微状态赋存于含砷矿物之中:成矿热液来自古大气降水的长期改造，矿床具有后生中低温热液特点等，将寨上金矿确定为经典卡林型矿床类型。
薛传东[8]（2002）在《个旧超大型锡铜多金属矿床时空结构模型》文中研究说明个旧矿区以锡铜为主的多金属矿产开发历史悠久，地质研究程度较高。但前人大量的研究工作多注重花岗岩成矿理论及相关模式的建立，认为该区锡多金属矿床主要与燕山期花岗岩成矿作用有关，成矿时间集中在燕山中晚期。本文主要从与花岗岩成矿相冲突的地质事实入手，系统研究和探讨了矿床地质特征、矿石矿物学、岩（矿）石的微量元素、稀土元素、稳定同位素地球化学和流体包裹体等，结合对个旧组地层、玄武岩及花岗岩的岩石学、岩石化学、地球化学及区域地质综合分析研究，获得如下结论： 1、个旧地区为一北尔向的印支期裂陷槽（盆地），中-晚三叠世存在剧烈的裂陷活动，并可与北西侧的广南-邱北、麻栗坡-八布等裂陷槽（盆地）相连通，共同构成一个裂陷带。个旧组（T2g）、法郎组（T2f）中碱性玄武岩、玄武质疑灰岩、含火山碎屑碳酸盐岩、硅质岩等的大量多层次产出，也反映本区为拉张裂陷的构造环境。岩石产状和岩石化学等特征表明，区内个旧组中普遍产出的碱性玄武岩(T2g1β)为陆内拉张构造环境下的产物。 2、区域地层和个旧组实测剖面地层地球化学分析表明，该区富Sn、Cu多金属的前寒武古老基底及寒武系、泥盆系等地层可为矿床形成提供一部分成矿物源；个旧组是矿床的主要赋矿岩系，但不是成矿物源的主要提供者。 3、不同类型矿床的对比研究证实，区内玄武岩中层状Sn、Cu（Zn）多金属矿体是火山沉积成因；而个旧组碳酸盐岩中层状锡石-硫化物型矿床应为海底喷流热水沉积成矿作用的产物，具有明显的同生沉积特征；两者的成矿时代均为中三叠世个旧组同生沉积期，两种成矿作用具有继承性和连续性。层状火山沉积型Cu（Sn）矿体和层状喷流热水沉积型Sn、Cu（Pb、Ag）矿体上往往叠加有与燕山期花岗岩成矿有关的不规则状、脉状Sn、W、Be、Cu、Pb、Ag矿体。同沉积构造和地层是控制火山沉积成矿作用和喷流热水沉积作用发生以及层状矿（化）体的产出的关键因素。要形成大而富的矿床，则须具备早期为火山喷发或热水喷流中心、后期为花岗岩侵位中心的条件。 4、矿石、围岩的微量元素、稀土元素、稳定同位素地球化学研究发现，同生沉积型层纹条带状矿体与细（网）脉状、大脉状矿体具有同一的金属和硫铅来源，且主要来自深部。碱性玄武岩为火山沉积型Sn、Cu矿床的成矿提供了大部分的成矿物源；燕山期花岗岩浆活动主要提供叠加改造成矿的动力和热力条件。 5、全面建立了个旧锡铜多金属矿床的时空结构模型。即：矿床的成矿作用经历了印支期海底火山沉积成矿、喷流热水沉积成矿和燕山中晚期花岗岩叠加改造成矿，并且形成了相应的3个矿床成矿系列，可进一步分为8个矿床式。在空间上，矿床构成“两楼一梯”结构模式，即“下楼”为层状火山-沉积型Sn、Cu（Zn）矿体，“上楼”为层状喷流热水沉积Sn、Cu（Pb、Ag）矿体，“一梯”即受花岗岩叠加-改造而形成的上下贯通的不规则状、（细）脉状型及矽卡岩型Sn、W、Be、Cu、Pb、Ag矿体。由于多期次、多来源和多种成矿作用的叠加成矿，从而形成了超大型矿床。这一模式可为个旧矿区深部及外围地区的找矿提供崭新而有效的找矿思路。 6、在上述矿床结构模型和控矿规律认识的指导下，综合区内矿床生产实际情况，进行了成矿预测。北东东向同沉积断裂、玄武岩层以及花岗岩同时产出的地段是寻找Sn、Cu多金属矿床的有利靶区。值得重视的是，区内火山沉积型Cu（Sn）矿床在空间上与玄武岩的密切依存关系可用于指导找矿，而且在玄武岩受花岗岩交切的某些有利部位可找到403#矿体式和双竹式Sn、Cu矿床。
黄从俊[9]（2019）在《扬子地块西南缘拉拉IOCG矿床地质地球化学研究》文中进行了进一步梳理拉拉铁氧化物-铜-金（IOCG）矿床位于扬子地块西南缘康滇地轴中段,矿体赋存于古元古界河口群落凼组变质火山-沉积岩系中,呈似层状、透镜状、脉状大致顺层产出;矿石类型以网脉—角砾状、脉状矿石为主,次为浸染状-块状、条带状-似层状矿石;已探明矿床中矿石储量约200Mt,平均品位:铁15.28%,铜0.83%,钼0.03%,钴0.02%,金0.16g/t,银1.87 g/t,稀土0.14%。本文通过野外地质调查和室内综合整理分析,运用镜下显微岩/矿相学观察、稀土元素地球化学、稳定同位素地球化学、放射性同位素地球化学及流体包裹体地球化学等手段对扬子地块西南缘拉拉IOCG矿床的地质地球化学特征进行了系统全面的研究,取得了如下成果与认识:（1）系统查明了该矿床的矿物组成及矿物生成顺序,重新划分了该矿床的成矿期次与成矿阶段,认为矿床先后经历了火山喷发-沉积成矿作用,变质成矿作用,气成-热液成矿作用和热液成矿作用,其中气成-热液成矿期和热液成矿期为矿床的主要成矿期;并新发现了该矿床的热液成矿期存在磷灰石、独居石及辉钼矿等重要矿物。（2）利用稀土元素（REE）地球化学研究,提出河口群地层是由海底热水沉积岩和长英质岩浆岩经变质作用而成;火山喷发-沉积成矿期成矿流体中的REE来源于裂谷环境中碱性-钙碱性岩浆的演化;变质成矿期成矿流体中的REE来自于围岩,继承了火山喷发-沉积成矿期流体中REE地球化学特征;气成-热液成矿期成矿流体中的REE来源于同期中酸性岩浆的演化;热液成矿期成矿流体中REE来源于基性岩浆分异演化形成的中高温热液和/或河口群围岩。（3）借助于H-O、C、S等稳定同位素,揭示了拉拉IOCG矿床的成矿流体性质和矿化剂（C、S）的来源,认为变质成矿期以变质水为主,气成-热液成矿期主要为岩浆水,热液成矿期以岩浆水为主,但有大气降水参与;矿化剂C和S主要来自幔源。（4）利用Pb、Sr、Nd和Os等放射成因同位素示踪了成矿物质来源,提出拉拉IOCG矿床的成矿物质较复杂,具有壳、幔混合源特征,且不同成矿期,成矿物质的来源存在差异,同一时期不同成矿金属（Cu和Mo）的来源也有所不同。（5）采用独居石U-Pb、黑云母Ar-Ar、硫化物Re-Os、硫化物Pb-Pb定年等多种测年手段,精确测定了拉拉IOCG矿床的4期成矿作用时限,（1）古元古代末期的火山喷发-沉积成矿作用,成矿时限1725Ma-1647Ma,持续100Ma,主要为Fe-Cu-（L）REE矿化,发生成矿预富集或形成含Fe和Cu的矿源层;（2）中元古代中期的变质热液成矿作用,成矿时限1235Ma-1218Ma,持续约20Ma,矿源层中成矿元素重新分布、改造富集,主要为Fe-Cu-REE矿化,形成条带状、片理化矿石;（3）中元古代末期的大规模气成-热液成矿作用,成矿时限1097Ma-907Ma,持续200Ma,主要为Fe-Cu-Mo-REE矿化,形成角砾状、网脉状、脉状、浸染状和块状富矿石;（4）新元古代早-中期的热液成矿作用,成矿时限860Ma-816Ma,持续45Ma,主要为Fe-Cu-Mo-U-REE矿化,发生碱交代成矿作用,形成碱交代岩体和脉状矿石。认为拉拉IOCG矿床具有多期、长期持续成矿作用特征。（6）借助于流体包裹体研究,提出气成-热液成矿期成矿流体为高温高盐度中酸性岩浆出溶流体与低温低盐度盆地卤水/变质水的混合,流体混合及相分离-流体超压作用是该期成矿作用矿质沉淀的主要机制;热液成矿期成矿流体为岩浆出溶流体与大气降水的混合,流体混合作用是导致该期矿质沉淀的主要机制。（7）发现拉拉IOCG矿床的4期成矿事件与康滇地区元古宙时期的构造-岩浆-热事件时限一致,其中火山喷发-沉积成矿期对应于古元古代康滇大陆裂谷作用,变质成矿期和气成-热液成矿期与中元古末期板块俯冲作用相关构造-岩浆活动时限一致,热液成矿期则与新元古代康滇大陆裂谷作用时限一致,提出拉拉IOCG矿床的成矿作用是扬子地块西南缘元古宙时期壳幔相互作用的响应,认为拉拉IOCG矿床是狭义的IOCG矿床。
田向盛,第鹏飞,刘东晓,王建飞,何广武[10]（2016）在《甘肃加甘滩金矿床金的赋存状态研究》文中提出位于西秦岭夏河—合作断裂带南侧的加甘滩金矿床是近年来新发现的一个超大型金矿床。为了确定金的载金矿物及其赋存形式,利用显微测试技术对金的赋存状态进行了研究,通过高倍光学显微镜和扫描电子显微镜对原生矿石样品进行了详细观察,确定原生浸染状矿石中的金属矿物主要为含砷黄铁矿和毒砂,但在扫描电子显微镜背散射（BSE）图像观察中均未发现自然金包裹体,故确定金在载金矿物中的赋存形式为次显微不可见金。
二、某些矿床浸染状硫化物矿石中的次显微粒状金（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、某些矿床浸染状硫化物矿石中的次显微粒状金（论文提纲范文）
（1）胶东中生代贵金属及有色金属矿床成矿规律研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究区范围及自然地理概况 |
| 1.2 地质工作程度及研究现状 |
| 1.2.1 地质工作程度 |
| 1.2.2 研究现状及存在主要问题 |
| 1.3 论文选题意义及依托 |
| 1.4 研究思路、研究内容及完成实物工作量 |
| 1.4.1 研究思路 |
| 1.4.2 研究内容及完成实物工作量 |
| 1.5 主要研究进展 |
| 第2章 区域成矿地质背景 |
| 2.1 大地构造位置 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.2.1 太古宇 |
| 2.2.2 元古宇 |
| 2.2.3 显生宇 |
| 2.3 区域侵入岩 |
| 2.3.1 太古代侵入岩 |
| 2.3.2 元古代侵入岩 |
| 2.3.3 中生代侵入岩 |
| 2.4 区域火山岩 |
| 2.5 区域构造 |
| 2.5.1 褶皱 |
| 2.5.2 韧性剪切带 |
| 2.5.3 脆（韧）性断裂构造 |
| 2.6 区域地球物理 |
| 2.7 区域地球化学 |
| 2.8 区域莫霍面深度 |
| 2.9 胶东中生代成岩成矿动力学演化 |
| 2.9.1 中生代主要岩浆岩成岩构造背景 |
| 2.9.2 太平洋板块发展与中国东部构造运动的内在联系 |
| 2.9.3 胶东中生代成岩成矿动力学演化 |
| 2.10 区域矿产 |
| 第3章 典型矿床特征 |
| 3.1 造山型金矿 |
| 3.1.1 中成矿床——以玲珑金矿床为例 |
| 3.1.2 浅成矿床——以岔夼金锑矿为例 |
| 3.1.3 胶东造山型金矿成矿模式 |
| 3.2 斑岩－矽卡岩型矿床 |
| 3.2.1 邢家山钨钼矿床 |
| 3.2.2 香夼铅锌铜矿床 |
| 3.2.3 冷家－南台铜钼矿床 |
| 3.3 中低温热液脉型矿床 |
| 3.3.1 大疃刘家铍矿床 |
| 3.3.2 王家庄铜锌矿床 |
| 3.3.3 胶莱盆地东北缘金矿床 |
| 3.3.4 汤村店子铅锌银铜金多金属矿床 |
| 3.3.5 杜家崖金矿床 |
| 第4章 区域控矿条件及成矿规律 |
| 4.1 区域控矿条件 |
| 4.1.1 地球动力学背景 |
| 4.1.2 区域地球化学异常 |
| 4.1.3 区域重力场、莫霍面特征 |
| 4.1.4 地层条件 |
| 4.1.5 区域花岗岩 |
| 4.1.6 火山活动 |
| 4.1.7 脉岩条件 |
| 4.1.8 构造条件 |
| 4.2 区域成矿规律 |
| 4.2.1 矿床的时空分布规律 |
| 4.2.2 成矿带的划分 |
| 4.2.3 成矿系列的划分 |
| 4.3 成矿潜力及找矿方向 |
| 4.3.1 成矿潜力分析 |
| 4.3.2 找矿方向及方法手段 |
| 结论 |
| 参考文献 |
| 图版及说明 |
| 攻读博士学位期间发表的论文和成果 |
| 致谢 |
（2）藏南金锑多金属成矿带成矿模式与找矿前景研究（论文提纲范文）
| 作者简介 |
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| §1.1 论文选题及研究意义 |
| 1.1.1 选题来源 |
| 1.1.2 研究意义 |
| §1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 卡林型金矿 |
| 1.2.2 浅成低温热液矿床 |
| 1.2.3 造山型金矿 |
| 1.2.4 研究区研究现状 |
| §1.3 研究内容和研究思路 |
| §1.4 论文工作量 |
| 第二章 区域成矿地质背景 |
| §2.1 大地构造位置 |
| §2.2 区域地层 |
| 2.2.1 前寒武旦系与古生界 |
| 2.2.2 三叠系 |
| 2.2.3 侏罗系 |
| 2.2.4 白垩系 |
| §2.3 区域构造 |
| 2.3.1 褶皱构造 |
| 2.3.2 近东西向断裂构造 |
| 2.3.3 藏南拆离系 |
| 2.3.4 近南北向断裂构造 |
| 2.3.5 变质核杂岩 |
| §2.4 岩浆活动 |
| 2.4.1 基性-中基性岩浆岩 |
| 2.4.2 中酸性花岗岩 |
| §2.5 区域地球化学 |
| 第三章 藏南金锑成矿带典型矿床特征 |
| §3.1 藏南金锑成矿带 |
| §3.2 查拉普金矿 |
| 3.2.1 矿区地质 |
| 3.2.2 矿床地质 |
| 3.2.3 围岩蚀变 |
| 3.2.4 金的赋存状态 |
| 3.2.5 成矿阶段及矿物生成顺序 |
| §3.3 马扎拉金锑矿 |
| 3.3.1 矿区地质 |
| 3.3.2 矿床地质 |
| 3.3.3 围岩蚀变 |
| 3.3.4 金赋存状态 |
| 3.3.5 成矿阶段及矿物生成顺序 |
| §3.4 车穷卓布锑矿 |
| 3.4.1 矿区地质 |
| 3.4.2 矿床地质 |
| 3.4.3 围岩蚀变 |
| 3.4.4 成矿阶段及矿物生成顺序 |
| §3.5 扎西康铅锌多金属矿 |
| 3.5.1 矿区地质 |
| 3.5.2 矿体地质 |
| 3.5.3 围岩蚀变 |
| 3.5.4 成矿阶段及矿床模型 |
| 第四章 矿床成因和矿床类型 |
| §4.1 成矿物质来源 |
| 4.1.1 硫同位素元素 |
| 4.1.2 铅同位素 |
| 4.1.3 地层成矿元素 |
| §4.2 成矿流体特征 |
| 4.2.1 流体包裹体的特征 |
| 4.2.2 成矿温度、盐度和压力 |
| §4.3 成矿流体来源 |
| 4.3.1 氢氧同位素 |
| 4.3.2 氦氩同位素 |
| §4.4 矿质迁移和沉淀机制 |
| 4.4.1 矿质迁移 |
| 4.4.2 金属沉淀机制 |
| §4.5 矿床类型 |
| 第五章 成矿动力学背景 |
| §5.1 岩体与成矿关系 |
| 5.1.1 辉绿岩的形成时代 |
| 5.1.2 花岗岩类的形成时代 |
| 5.1.3 岩体与成矿的关系 |
| §5.2 金锑矿成矿时代 |
| 5.2.1 成矿时代 |
| 5.2.2 成矿时代研究存在的问题 |
| §5.3 构造控矿作用 |
| 5.3.1 同生断裂 |
| 5.3.2 拆离断层 |
| 5.3.3 变质核杂岩构造 |
| 5.3.4 近南北向断裂 |
| 5.3.5 矿区尺度地壳浅表层构造 |
| §5.4 成矿动力学背景 |
| §5.5 区域成矿模式 |
| 第六章 成矿规律和找矿前景 |
| §6.1 成矿规律 |
| §6.2 找矿标志 |
| 6.2.1 区域找矿标志 |
| 6.2.2 矿床找矿标志 |
| 6.2.3 矿床找矿模式 |
| §6.3 找矿前景分析 |
| 6.3.1 地质信息分析 |
| 6.3.2 地球化学异常 |
| 6.3.3 线环构造及遥感蚀变分析 |
| §6.4 找矿前景分析 |
| 6.4.1 马扎拉-扎西康金锑多金属找矿远景区(A1) |
| 6.4.2 洛扎-措美锑成矿远景区(A2) |
| 6.4.3 浪卡子金成矿远景区(B1) |
| 6.4.4 沙拉岗-康马锑成矿远景区(B2) |
| 6.4.5 查拉普-三安曲林金成矿远景区(B3) |
| 6.4.6 邦布-白露金成矿远景区(C1) |
| 第七章 结论 |
| §7.1 取得的认识 |
| §7.2 存在问题及建议 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（3）安徽铜陵矿集区中酸性侵入岩及狮子山矿田铜多金属矿床（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景及选题依据 |
| 1.1.1 国内外研究现状 |
| 1.1.2 选题依据 |
| 1.2 工作内容及研究方法 |
| 1.2.1 工作内容 |
| 1.2.2 研究方法 |
| 1.3 完成工作量及研究进展 |
| 1.3.1 完成工作量 |
| 1.3.2 研究进展 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 长江中下游成矿带 |
| 2.1.1 大地构造位置 |
| 2.1.2 深部结构特征 |
| 2.1.3 区域构造演化 |
| 2.2 铜陵矿集区 |
| 2.2.1 地壳结构 |
| 2.2.2 区域构造 |
| 2.2.3 区域地层 |
| 2.2.4 区域地球化学背景 |
| 第三章 矿集区岩浆岩与岩浆作用 |
| 3.1 岩浆岩研究现状 |
| 3.2 岩浆岩时空分布 |
| 3.2.1 岩体空间分布 |
| 3.2.2 岩石形成年龄 |
| 3.3 岩浆岩矿物组成和岩石化学特征 |
| 3.3.1 岩石矿物组成特征及岩石种属 |
| 3.3.2 岩石化学成分特征及岩石系列 |
| 3.4 岩浆岩微量元素和稀土元素地球化学特征 |
| 3.4.1 微量元素 |
| 3.4.2 稀土元素 |
| 3.5 岩浆岩同位素地球化学特征 |
| 3.5.1 Sr-Nd同位素 |
| 3.5.2 O同位素 |
| 3.5.3 Pb同位素 |
| 3.6 深部岩浆动力学过程及成岩机制 |
| 3.6.1 岩浆起源 |
| 3.6.2 岩浆演化 |
| 3.6.3 成岩大地构造背景 |
| 3.6.4 成岩动力学过程 |
| 3.7 小结 |
| 第四章 矿集区铜多金属矿床 |
| 4.1 矿床时空分布 |
| 4.1.1 矿床空间分布 |
| 4.1.2 矿床时间分布 |
| 4.2 矿床成因类型 |
| 4.3 矿田地质特征 |
| 4.3.1 铜官山矿田 |
| 4.3.2 狮子山矿田 |
| 4.3.3 新桥矿田 |
| 4.3.4 凤凰山矿田 |
| 4.3.5 沙滩角矿田 |
| 4.4 小结 |
| 第五章 狮子山矿田铜多金属矿床地质 |
| 5.1 矿田地质概况 |
| 5.1.1 地层 |
| 5.1.2 构造 |
| 5.1.3 岩浆岩 |
| 5.1.4 矿床 |
| 5.2 矿床地质特征 |
| 5.2.1 包村金(铜)矿床 |
| 5.2.2 朝山金矿床 |
| 5.2.3 鸡冠石银(金)矿床 |
| 5.2.4 东狮子山铜(金)矿床 |
| 5.2.5 西狮子山铜(金)矿床 |
| 5.2.6 老鸦岭铜(钼)矿床 |
| 5.2.7 大团山铜(金)矿床 |
| 5.2.8 花树坡铜(金)矿床 |
| 5.2.9 胡村铜(钼)矿床 |
| 5.2.10 冬瓜山铜(金)矿床 |
| 5.3 小结 |
| 第六章 狮子山矿田铜多金属矿床地球化学 |
| 6.1 流体包裹体地球化学 |
| 6.1.1 流体包裹体样品采集和实验 |
| 6.1.2 流体包裹体岩相学特征 |
| 6.1.3 流体包裹体均一温度和盐度 |
| 6.1.4 流体包裹体气液相成分 |
| 6.1.5 成矿流体热力学参数的确定 |
| 6.1.6 铜和金的络合物形式及相关热力学计算 |
| 6.1.7 铜和金迁移和沉淀的热力学分析 |
| 6.1.8 小结 |
| 6.2 稳定同位素地球化学 |
| 6.2.1 氢-氧同位素 |
| 6.2.2 硫同位素 |
| 6.2.3 铅同位素 |
| 6.2.4 小结 |
| 第七章 结语 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 攻读博士学位期间发表的论文 |
| 附表 |
（4）湖北丰山矿田成矿地质背景及斑岩成矿系列与微细浸染金矿（论文提纲范文）
| 绪论 |
| 0.1 论文选题 |
| 0.2 研究现状 |
| 0.2.1 矿田勘查与研究 |
| 0.2.2 微细浸染型(卡林型)金矿 |
| 0.2.3 斑岩矿床、斑岩成矿系列与斑岩成矿体系 |
| 0.3 研究思路 |
| 0.4 主要成果 |
| 第一章 区域成矿背景 |
| 1.1 大地构造背景 |
| 1.2 区域地层 |
| 1.3 区域构造 |
| 1.4 区域侵入岩 |
| 1.5 区域成矿特征(岩相系列与成矿系列) |
| 1.6 区域成矿地球化学背景 |
| 1.6.1 区域地层微量元素及有机碳含量特征 |
| 1.6.2 区域岩浆岩微量元素含量特征 |
| 第二章 矿田地质特征 |
| 2.1 含矿建造特征 |
| 2.1.1 矿田地层 |
| 2.1.2 不同时代地层及不同建造含金性 |
| 2.1.3 大冶期岩相古地理 |
| 2.2 成矿构造 |
| 2.2.1 推覆构造 |
| 2.2.2 其它构造 |
| 2.3 成矿岩体 |
| 2.3.1 矿田侵入岩分布特征 |
| 2.3.2 处于矿田矿化中心的丰山斑岩体 |
| 2.3.3 围绕丰山岩体分布的侵入体 |
| 2.3.4 岩体的定位深度与剥蚀程度 |
| 2.3.5 岩石化学特征 |
| 2.3.6 构造环境判别 |
| 2.3.7 爆破角砾岩及其与成矿的关系 |
| 第三章 微细浸染型(卡林型)金矿 |
| 3.1 微细浸染型金矿带的发现 |
| 3.2 地质特征 |
| 3.2.1 微细浸染型金矿带分布特征 |
| 3.2.2 赋矿地层与矿源层 |
| 3.2.3 控矿构造及矿体特征 |
| 3.2.4 与岩浆岩-爆破角砾岩的关系 |
| 3.3 矿石特征 |
| 3.3.1 矿石的矿物成分与结构构造 |
| 3.3.2 矿石的化学成分 |
| 3.3.3 矿石类型 |
| 3.4 热液蚀变作用 |
| 3.4.1 早期热液蚀变阶段-碳酸钙的溶出 |
| 3.4.2 中期热液蚀变阶段 |
| 3.4.3 晚期热液蚀变阶段 |
| 3.5 微细浸染型金矿的远景预测及找矿标志 |
| 第四章 丰山铜矿矿床地球化学 |
| 4.1 矿床地质特征 |
| 4.1.1 矽卡岩型-斑岩型铜矿床 |
| 4.1.2 热液脉型多金属(金)矿床 |
| 4.1.3 丰山铜矿与鸡笼山金铜矿床和李家湾铜矿床对比 |
| 4.2 矿床地球化学 |
| 4.2.1 稀土元素 |
| 4.2.2 矿石及赋矿地层稀土元素 |
| 4.2.3 微量元素 |
| 4.2.4 硫同位素 |
| 4.2.5 铅同位素 |
| 4.2.6 氢、氧同位素 |
| 4.2.7 包裹体地球化学 |
| 第五章 斑岩成矿系列及成矿模式 |
| 5.1 斑岩成矿系列的时空联系 |
| 5.1.1 空间联系 |
| 5.1.2 时间联系 |
| 5.2 成矿流体来源 |
| 5.3 成矿热液的热量来源 |
| 5.4 成矿物质来源 |
| 5.4.1 稀土元素指示 |
| 5.4.2 微量元素及有机碳指示 |
| 5.4.3 硫同位素指示 |
| 5.4.4 铅同位素指示 |
| 5.5 成矿物理化学条件及其演化 |
| 5.5.1 成矿温度 |
| 5.5.2 成矿压力 |
| 5.6 成矿流体演化 |
| 5.6.1 以丰山斑岩体为中心的成矿流体组分演化 |
| 5.6.2 成矿流体氧逸度(fo_2)演化 |
| 5.6.3 成矿流体酸碱性及氧化还原电位演化 |
| 5.7 成矿物质的活化、迁移与沉淀 |
| 5.7.1 成矿物质的活化 |
| 5.7.2 成矿物质的迁移 |
| 5.7.3 成矿物质的富集储存 |
| 5.8 成矿模式 |
| 第六章 成矿规律及找矿方向 |
| 6.1 成矿控制 |
| 6.1.1 构造控制 |
| 6.1.2 含矿建造控制 |
| 6.1.3 斑岩体控制 |
| 6.1.4 丰山式斑岩成矿系列形成的地质条件 |
| 6.2 矿化蚀变空间分布规律 |
| 6.2.1 矿床的空间分布 |
| 6.2.2 矿化蚀变分带 |
| 6.2.3 地球化学异常分带 |
| 6.3 成矿的时间演化规律 |
| 6.3.1 区域成矿历史 |
| 6.3.2 斑岩成矿系列形成历史 |
| 6.4 矿床的共生规律(斑岩成矿系列) |
| 6.5 矿田找矿预测地质模型及其应用效果 |
| 6.6 找矿方向 |
| 结论 |
| 主要参考文献 |
| 图版 |
| 致谢 |
| 攻读博士学位期间公开发表的学术论文 |
（5）西藏玉龙斑岩铜（钼）矿成矿作用与矿床定位预测研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 前言 |
| 1.1 斑岩铜矿研究现状及新进展 |
| 1.2 选题依据 |
| 1.3 论文完成的实际工作量 |
| 2 玉龙斑岩成矿带区域成矿背景 |
| 2.1 特提斯构造带的斑岩铜(钼)矿床分布 |
| 2.2 特提斯斑岩铜矿带 |
| 2.2.1 中特提斯斑岩铜矿带 |
| 2.2.2 新特提斯斑岩铜矿带 |
| 2.2.3 青藏高原段(冈底斯、金沙江-红河斑岩铜钼成矿带) |
| 2.3 玉龙斑岩铜(钼)矿带大地构造背景 |
| 2.4 区域岩浆岩 |
| 2.4.1 区域岩浆岩的时空分布 |
| 2.4.2 玉龙成矿带矿化斑岩的基本特征 |
| 2.5 区域沉积岩 |
| 2.6 区域构造 |
| 2.6.1 成矿带构造特征 |
| 2.6.2 褶皱 |
| 2.6.3 断层 |
| 2.7 区域矿化作用 |
| 2.7.1 砂岩型铜矿 |
| 2.7.2 斑岩型铜(钼)矿 |
| 3 玉龙铜矿地质特征 |
| 3.1 矿床地质 |
| 3.1.1 岩浆岩 |
| 3.1.2 沉积岩 |
| 3.1.3 构造 |
| 3.2 矿床地质特征 |
| 3.2.1 各矿体的产出特征 |
| 3.2.2 矿石类型与矿石的物质组分 |
| 3.2.3 矿石组构 |
| 3.2.4 矿化阶段 |
| 4 次生氧化富集型矿体地质特征及成矿作用 |
| 4.1 玉龙铜矿次生氧化富集型矿体特征 |
| 4.2 矿石类型 |
| 4.3 矿石构造 |
| 4.3.1 原生矿石构造 |
| 4.3.2 次生氧化矿石构造 |
| 4.3.3 小结 |
| 4.4 矿石结构 |
| 4.5 矿石的矿物成分 |
| 4.5.1 原生矿石矿物特征 |
| 4.5.2 次生矿石矿物特征 |
| 4.6 次生氧化矿体剖面特征及有用元素的赋存状态 |
| 4.6.1 氧化剖面特征 |
| 4.6.2 氧化矿体层状分带及划分标志 |
| 4.7 有用元素的赋存状态 |
| 4.7.1 Cu元素的赋存状态 |
| 4.7.2 Ag元素的赋存状态 |
| 4.7.3 Co元素的赋存状态 |
| 4.7.4 Au元素的赋存状态 |
| 4.7.5 W、Bi元素的赋存状态 |
| 4.7.6 Se、Te元素的赋存状态 |
| 4.8 小结 |
| 4.9 主要矿物及成矿元素在氧化带中的演化机理 |
| 4.10 次生氧化富集型矿体的成矿作用 |
| 4.10.1 Ⅱ号矿体氧化过程中铜量迁移的配分计算 |
| 4.10.2 次生氧化作用成矿模式 |
| 5 玉龙铜矿床成矿系列与成矿机制 |
| 5.1 矿化系列的地质-地球化学特征所反映的成因信息 |
| 5.1.1 斑岩体内及接触带角岩中细脉浸染型铜(钼)矿化 |
| 5.1.2 矽卡岩型铜矿化 |
| 5.1.3 Ⅱ、Ⅴ号氧化铜矿体 |
| 5.2 成矿机制与成矿过程分析 |
| 6 构造-岩浆-赋矿地层耦合控矿探讨 |
| 6.1 区域地球物理、地球化学特征与成岩成矿的深部过程 |
| 6.1.1 地震层析特征 |
| 6.1.2 重力场特征 |
| 6.1.3 均衡重力异常 |
| 6.1.4 磁场特征 |
| 6.1.5 深部过程的地表元素区域地球化学响应 |
| 6.1.6 小结 |
| 6.2 昌都陆内裂谷的发育演化与成矿的关系 |
| 6.2.1 昌都陆内裂谷发育的背景 |
| 6.2.2 昌都陆内裂谷的演化 |
| 6.2.3 昌都陆内裂谷的地质特征 |
| 6.2.4 陆内裂谷体制下沉积-构造-岩浆耦合与成矿作用 |
| 6.3 喜山期陆内造山与斑岩铜矿成矿的关系 |
| 6.3.1 喜马拉雅期陆内造山 |
| 6.3.2 陆内造山体制下的成矿作用 |
| 6.3.3 构造变形与斑岩铜矿成矿定年 |
| 7 矿床定位预测的综合研究 |
| 7.1 矿区南段地球物理探测 |
| 7.1.1 探测目标及方法选择 |
| 7.1.2 探测结果的幅频效应异常分析 |
| 7.1.3 视电阻率资料的分析 |
| 7.1.4 小结 |
| 7.2 玉龙铜矿各矿体的存在型式(模式) |
| 7.2.1 斑岩型矿体(Ⅰ号矿体)的存在型式 |
| 7.2.2 接触带角岩型矿体的存在型式 |
| 7.2.3 次生氧化富集型矿体的存在型式 |
| 7.3 各类矿化体的矿体定位预测模型 |
| 7.4 科研预测储量的计算 |
| 7.4.1 矿体圈定的原则 |
| 7.4.2 资源量计算参数的确定 |
| 7.4.3 资源量估算 |
| 8 结论及存在的问题 |
| 8.1 结论 |
| 8.2 存在的问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录1 采样及所有分析样品清单 |
| 附录2 西藏玉龙铜矿野外地质照片登记 |
| 附录3 镜下照相登记 |
| 附录4 分析数据表 |
| 附图1 西藏玉龙铜矿ZK26-ZK1905孔SN向各矿化定位预测图 |
| 附图2 西藏玉龙铜矿ZK19-ZK2002孔SN向各矿化定位预测图 |
| 附图3 西藏玉龙铜矿第10勘探线各矿化体定位预测图 |
（6）华北克拉通南缘熊耳山地区金矿床时空演化、矿床成因及成矿构造背景（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、目的及意义 |
| 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 造山型金矿研究 |
| 1.2.2 岩石圈减薄与大规模成矿作用 |
| 1.2.3 秦岭造山带中生代成岩成矿研究现状 |
| 1.2.4 华北克拉通破坏的研究现状及存在问题 |
| 1.2.5 熊耳山地区成矿作用研究现状及存在问题 |
| §1.3 研究内容、目标及研究方案 |
| 1.3.1 研究目标 |
| 1.3.2 研究内容 |
| 1.3.3 拟解决的关键科学问题 |
| 1.3.4 研究方案及技术路线 |
| §1.4 论文工作量 |
| 第二章 区域地质背景 |
| §2.1 大地构造背景 |
| §2.2 区域地层概况 |
| 2.2.1 太古界太华群 |
| 2.2.2 古-中元古界熊耳群 |
| 2.2.3 中-新元古界官道口群、栾川群、陶湾群 |
| 2.2.4 中生代火山岩 |
| 2.2.5 新生界和第四系 |
| §2.3 区域构造 |
| 2.3.1 褶皱构造 |
| 2.3.2 断裂构造 |
| 2.3.3 变质核杂岩构造 |
| §2.4 岩浆岩 |
| 第三章 矿床地质特征 |
| §3.1 前河金矿床 |
| 3.1.1 矿区地质 |
| 3.1.2 矿体地质特征 |
| 3.1.3 蚀变矿化特征 |
| 3.1.4 成矿期与成矿阶段 |
| §3.2 店房金矿床 |
| 3.2.1 矿区地质 |
| 3.2.2 矿体地质特征 |
| 3.2.3 蚀变矿化特征 |
| 3.2.4 成矿期与成矿阶段 |
| §3.3 上宫金矿床 |
| 3.3.1 矿区地质 |
| 3.3.2 矿体地质特征 |
| 3.3.3 蚀变矿化特征 |
| 3.3.4 成矿期与成矿阶段 |
| §3.4 公峪金矿床 |
| 3.4.1 矿区地质 |
| 3.4.2 矿体地质特征 |
| 3.4.3 蚀变矿化特征 |
| 3.4.4 成矿期与成矿阶段 |
| 第四章 成矿年代学研究 |
| §4.1 熊耳山地区典型金矿床同位素年代学 |
| 4.1.1 ~(40)Ar/~(39)Ar定年 |
| 4.1.2 Sm-Nd同位素定年 |
| 4.1.3 Re-Os定年 |
| §4.2 花岗岩脉及基性岩脉的锆石U-Pb定年 |
| 4.2.1 样品描述及分析方法 |
| 4.2.2 分析结果 |
| §4.3 小结 |
| 第五章 成矿流体和成矿物质来源分析 |
| §5.1 典型金矿床的稳定同位素地球化学组成 |
| 5.1.1 样品描述及分析方法 |
| 5.1.2 稳定同位素地球化学组成特征 |
| §5.2 稀有气体同位素组成 |
| 5.2.1 稀有气体同位素原理及其对成矿流体的示踪 |
| 5.2.2 分析流程及方法 |
| 5.2.3 稀有气体同位素组成特征 |
| 第六章 金矿床成因分析 |
| §6.1 成矿时代 |
| §6.2 成矿流体及成矿物质来源 |
| 6.2.1 成矿流体来源 |
| 6.2.2 成矿物质来源 |
| §6.3 中生代岩浆活动与金成矿的关系 |
| §6.4 熊耳山地区金矿床成因类型及与造山型金矿的对比 |
| 第七章 成矿作用动力学背景 |
| §7.1 早中生代成矿作用与秦岭造山带形成和演化的关系 |
| §7.2 晚中生代成矿作用与华北克拉通岩石圈破坏的关系 |
| §7.3 晚中生代大规模成矿对华北克拉通破坏时空分布特征的指示 |
| 7.3.1 对华北克拉通破坏时间的指示 |
| 7.3.2 对华北克拉通破坏空间分布的指示 |
| §7.4 晚中生代大规模成矿对华北克拉通破坏地球动力学来源的启示 |
| §7.5 对克拉通边缘岩石圈减薄／破坏及成矿的启示 |
| 第八章 结束语 |
| §8.1 主要认识及结论 |
| §8.2 存在问题和建议 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附表 |
（7）甘肃岷县寨上金矿床地质地球化学特征与成因探讨（论文提纲范文）
| 前言 |
| 1 卡林型金矿床的研究进展 |
| 2 寨上金矿勘查与研究历史 |
| 3 选题依据、研究方法和技术路线 |
| 4 主要创新与深化认识 |
| 第一章 大地构造背景与区域地质概况 |
| 第一节 大地构造背景 |
| 第二节 区域地质 |
| 第二章 沉积盆地的构造演化 |
| 第一节 前陆盆地的构造形式 |
| 第二节 沉积盆地形成与演化 |
| 第三章 地层建造与含矿特征 |
| 第一节 地层建造时代 |
| 第二节 地层建造岩性特征 |
| 第三节 含矿建造与成矿的关系 |
| 第四章 矿床地质 |
| 第一节 矿区概述 |
| 第二节 矿区构造特征 |
| 第三节 矿带与矿体特征 |
| 第四节 矿化蚀变特征 |
| 第五节 矿石及矿石矿物特征 |
| 第六节 成矿期与成矿阶段 |
| 第七节 金的赋存状态 |
| 第五章 矿床地球化学特征 |
| 第一节 矿石的化学成分特征 |
| 第二节 流体包裹体地球化学特征 |
| 第三节 稳定同位素地球化学特征 |
| 第六章 成矿机制与成因 |
| 第一节 成矿作用演化与成矿机制 |
| 第二节 成矿成因探讨 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 图版说明 |
（8）个旧超大型锡铜多金属矿床时空结构模型（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| 英文摘要 |
| 目录 |
| 前言 |
| 1 选题依据及研究意义 |
| 1.1 选题依据 |
| 1.2 个旧锡矿研究现状及论文研究意义 |
| 2 研究工作简况 |
| 3 主要认识和和结论 |
| 第1章 锡的初始富集及喷流热水沉积成矿研究 |
| 1 基性-超基性岩中锡的富集 |
| 2 海底喷流热水沉积物中锡的富集 |
| 2.1 现代海底喷流沉积物中的锡矿化 |
| 2.2 古海底喷流热水沉积物中的锡矿化 |
| 2.2.1 块状硫化物矿床中的伴生锡 |
| 2.2.2 海底喷流热水锡矿化及叠加或（和）再造成矿 |
| 3 喷流热水沉积成矿的研究 |
| 3.1 喷流热水沉积成矿的提出 |
| 3.2 喷流热水成矿的区域地质构造环境 |
| 3.3 喷流热水沉积矿床的一般地质特征 |
| 3.3.1 矿体产状形态 |
| 3.3.2 热水沉积岩 |
| 3.3.3 矿石特征 |
| 3.3.4 矿物元素分带 |
| 3.3.5 围岩蚀变 |
| 3.3.6 地球化学 |
| 3.4 喷流热水沉积矿床的成矿模式 |
| 3.5 矿床分类 |
| 3.6 喷流热水沉积成矿作用的研究趋势 |
| 第2章 个旧-开远裂陷槽地质作用演化 |
| 1 区域地质背景 |
| 1.1 区域地层 |
| 1.2 区域构造 |
| 1.3 区域地球物理特征 |
| 1.3.1 区域重力场特征 |
| 1.3.2 区域磁场特征 |
| 1.3.3 地球物理位场图像对滇东南地质构造特征的反映 |
| 1.3.4 地震反射剖面特征 |
| 1.4 区域构造归属及区划 |
| 1.4.1 区域构造归属及区划 |
| 1.4.2 区域构造分区 |
| 1.5 区域岩浆岩 |
| 1.6 区域构造演化 |
| 1.7 区域矿产 |
| 2 个旧-开远裂陷槽的地质作用及其演化 |
| 2.1 中三叠世的沉积作用 |
| 2.2 个旧-开远裂陷槽的演化 |
| 2.2.1 大陆热点的构造特征 |
| 2.2.2 沉积演化阶段分析 |
| 2.2.3 区域构造演化 |
| 2.2.4 裂陷槽的形成机制分析 |
| 第3章 个旧矿区地质及矿床地质 |
| 1 矿区地层与个旧组含矿建造 |
| 1.1 个旧组地层岩性 |
| 1.2 个旧组中存在火山活动的证据 |
| 1.3 个旧组（T_2g）地层的岩石学特征 |
| 2 矿区构造 |
| 2.1 褶皱 |
| 2.2 断裂 |
| 2.3 构造体系演化 |
| 3 矿区岩浆岩及其演化 |
| 3.1 岩浆岩的分布 |
| 3.2 安尼锡克期碱性玄武岩特征 |
| 3.2.1 产出特征 |
| 3.2.2 岩石类型及其特征 |
| 3.2.3 玄武岩的变质特征 |
| 3.3 燕山中晚期花岗岩特征 |
| 3.3.1 产出特征 |
| 3.3.2 矿物特征 |
| 3.3.3 花岗岩的自变质和后生变化 |
| 3.4 成岩成矿系列划分及其演化 |
| 3.4.1 成岩成矿系列的划分 |
| 3.4.2 幔源分异系列演化 |
| 3.4.3 壳源重熔系列演化 |
| 4 矿区矿床地质 |
| 4.1 矿床类型及其特征 |
| 4.2 矿石特征 |
| 4.3 围岩蚀变特征 |
| 4.4 成矿阶段划分 |
| 第4章 个旧锡铜多金属矿床地球化学 |
| 1 地层地球化学 |
| 1.1 滇东南区域地层的地球化学背景 |
| 1.2 个旧组含矿岩系的地层地球化学 |
| 1.2.1 个旧组中微量元素特征 |
| 1.2.2 个旧组碳酸盐岩的碳、氧同位素特征 |
| 2 岩浆岩地球化学 |
| 2.1 印支期玄武岩的地球化学 |
| 2.1.1 岩石化学特征及其地质意义 |
| 2.1.2 元素地球化学 |
| 2.1.3 玄武岩与成矿关系 |
| 2.2 燕山期花岗岩的地球化学 |
| 2.2.1 岩石化学特征 |
| 2.2.2 元素地球化学 |
| 2.2.3 稳定同位素地球化学 |
| 2.2.4 花岗岩成因演化 |
| 2.2.5 个旧东区花岗岩与成矿关系 |
| 3 矿床地球化学 |
| 3.1 矿石微量元素地球化学 |
| 3.1.1 火山岩型锡铜多金属矿床 |
| 3.1.2 海底喷流热水沉积锡石-硫化物型矿床 |
| 3.1.3 花岗岩期后热液型矿床 |
| 3.1.4 花岗岩叠加锡石-火山岩型矿床 |
| 3.2 稳定同位素地球化学 |
| 3.2.1 铅同位素特征 |
| 3.2.1.1 火山岩型矿床 |
| 3.2.1.2 层状锡石-硫化物型矿床 |
| 3.2.2 硫同位素特征 |
| 3.2.2.1 火山岩型矿床 |
| 3.2.2.2 层状锡石-硫化物型矿床 |
| 3.2.2.3 花岗岩期后热液叠加型矿床 |
| 3.2.2.4 细脉带型矿床 |
| 3.2.3 花岗岩叠加型矿床碳、氧、氧同位素特征 |
| 3.3 成矿流体包裹体特征 |
| 3.3.1 火山岩型矿床 |
| 3.3.2 层状锡石-硫化物型矿床 |
| 3.3.3 燕山期花岗岩期后热液型矿床 |
| 第5章 个旧锡铜多金属矿床时空结构模型 |
| 1 个旧锡铜多金属矿床成矿系列划分 |
| 1.1 矿床时空结构模型的研究 |
| 1.2 个旧锡铜多金属矿床成矿系列划分 |
| 1.2.1 与火山-沉积成矿作用有关的矿床系列 |
| 1.2.2 与海底喷流热水沉积活动有关的成矿系列 |
| 1.2.3 与燕山期酸性浅成超浅成侵入活动有关的成矿系列 |
| 2 典型矿床地质特征及成矿作用 |
| 2.1 竹叶山式矿床 |
| 2.1.1 竹叶山矿段13-2-3~ |
| 2.1.1.1 产出特征 |
| 2.1.1.2 矿石特征 |
| 2.1.1.3 矿物生成顺序及成矿阶段划分 |
| 2.1.2 卡房矿田火山岩型矿床 |
| 2.1.2.1 矿体产状 |
| 2.1.2.2 矿石矿物及组分特征 |
| 2.1.2.3 矿石组构特征 |
| 2.1.2.4 矿物共生组合阶段划分 |
| 2.2 火山岩型锡石-硫化物矿床的火山沉积成矿 |
| 2.2.1 火山沉积成矿特征 |
| 2.2.2 成矿物质水源 |
| 2.2.3 成矿作用 |
| 2.3 芦塘坝式矿床 |
| 2.3.1 大马芦矿段10~ |
| 2.3.1.1 产出特征 |
| 2.3.1.2 矿石特征 |
| 2.3.1.3 矿物生成顺序和成矿阶段划分 |
| 2.3.1.4 成矿元素赋存 |
| 2.3.2 矿床喷流热水沉积成矿特征 |
| 2.3.3 湾子街矿段层状锡石-硫化物型矿床特征 |
| 2.3.4 成矿物质火源 |
| 2.3.5 成矿作用 |
| 2.4 花岗岩期后热液型矿床 |
| 2.4.1 双竹式矿床的地质特征 |
| 2.4.1.1 矿体产状 |
| 2.4.1.2 矿石特征 |
| 2.4.1.3 单矿物的标型特征 |
| 2.4.2 403~#矿体式矿床 |
| 2.4.2.1 矿体产状 |
| 2.4.2.2 矿石特征 |
| 2.4.2.3 围岩及围岩蚀变 |
| 2.4.2.4 控矿构造及矿化富集规律 |
| 2.4.3 大斗山式矿床 |
| 2.4.3.1 矿体产出特征 |
| 2.4.3.2 矿石特征及成矿阶段划分 |
| 2.4.3.3 控矿构造及矿化富集规律 |
| 2.4.4 成矿物质来源 |
| 2.4.5 燕山期花岗岩的热液叠加成矿作用 |
| 3 不同成矿系列矿床成因联系 |
| 3.1 矿床的时间联系 |
| 3.2 矿床的空间分布联系 |
| 3.3 物质组分及同位素联系 |
| 3.4 成因联系 |
| 4 矿床的时空结构与生成作用演化 |
| 第6章 成矿控制因素及找矿预测 |
| 1 成矿控制因素分析 |
| 1.1 沉积环境对第Ⅰ、Ⅱ成矿系列矿床成矿的控矿 |
| 1.2 构造控矿 |
| 1.2.1 构造与第Ⅰ、Ⅱ成矿系列矿床的空间关系 |
| 1.2.2 矿床与构造的时间关系 |
| 1.2.2.1 古构造对第Ⅰ、Ⅱ成矿系列矿床成矿的控制 |
| 1.2.2.2 后期构造对第Ⅲ成矿系列矿床成矿的控制 |
| 1.3 火成岩与成矿的关系 |
| 1.3.1 印支期基性火山活动与第Ⅰ成矿系列矿床成矿的关系 |
| 1.3.2 燕山期花岗岩对第Ⅲ成矿系列矿床的控制 |
| 1.4 地层对第Ⅲ成矿系列矿床成矿的控矿 |
| 1.4.1 地层层位控矿 |
| 1.4.2 地层岩性矿 |
| 2 找矿预测 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 图版 |
（9）扬子地块西南缘拉拉IOCG矿床地质地球化学研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 前言 |
| 1.1 选题依据和研究意义 |
| 1.1.1 选题来源 |
| 1.1.2 选题依据 |
| 1.1.3 研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 IOCG矿床研究现状 |
| 1.2.2 IOCG矿床定义 |
| 1.2.3 IOCG矿床时空分布特征 |
| 1.2.4 IOCG矿床主要成矿环境 |
| 1.2.5 IOCG矿床成矿流体及矿床成因 |
| 1.2.6 中国的IOCG矿床 |
| 1.3 拉拉IOCG矿床研究现状与存在的主要问题 |
| 1.3.1 研究现状 |
| 1.3.2 存在的主要问题 |
| 1.4 主要研究内容和研究方法 |
| 1.5 论文主要成果与创新点 |
| 1.5.1 论文主要成果 |
| 1.5.2 论文创新点 |
| 1.6 完成的主要工作量 |
| 第2章 区域地质特征 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.1.1 古元古界河口群 |
| 2.1.2 古元古界大红山群 |
| 2.1.3 古元古界东川群 |
| 2.1.4 中元古界昆阳群 |
| 2.1.5 中元古界会理群 |
| 2.1.6 新元古界康定群 |
| 2.1.7 震旦系 |
| 2.1.8 古生界-新生界 |
| 2.1.9 康滇地轴元古宇地层演化顺序 |
| 2.2 区域构造 |
| 2.2.1 褶皱构造 |
| 2.2.2 断裂构造 |
| 2.3 区域岩浆岩 |
| 2.3.1 古元古代岩浆岩 |
| 2.3.2 中元古代岩浆岩 |
| 2.3.3 新元古代岩浆岩 |
| 2.4 区域变质作用 |
| 2.5 区域矿产 |
| 第3章 矿床地质特征 |
| 3.1 矿区地层 |
| 3.1.1 赋矿层位河口群 |
| 3.1.2 会理群 |
| 3.1.3 白果湾组 |
| 3.2 矿区构造 |
| 3.2.1 褶皱构造 |
| 3.2.2 断裂构造 |
| 3.3 矿区岩浆岩 |
| 3.3.1 基性侵入岩 |
| 3.3.2 中酸性侵入岩 |
| 3.4 角砾岩 |
| 3.5 矿体特征 |
| 3.5.1 矿体埋藏特征 |
| 3.5.2 矿体产状、矿石品位及与围岩关系 |
| 3.6 矿石类型及构造 |
| 3.6.1 矿石类型 |
| 3.6.2 矿石构造 |
| 3.6.3 矿石矿物成分 |
| 3.6.4 矿石化学成分 |
| 第4章 矿床成矿期、成矿阶段及矿物成生顺序研究 |
| 4.1 矿床成矿期划分 |
| 4.1.1 成矿期 |
| 4.1.2 成矿阶段初步划分 |
| 4.2 矿物世代 |
| 4.2.1 矿石矿物 |
| 4.2.2 脉石矿物 |
| 4.3 矿床成矿阶段及矿物共生组合 |
| 4.3.1 火山喷发-沉积成矿期 |
| 4.3.2 变质成矿期 |
| 4.3.3 气成-热液成矿期 |
| 4.3.4 热液成矿期 |
| 4.3.5 矿物生成顺序表 |
| 4.4 与前人研究结果对比 |
| 第5章 稀土元素地球化学 |
| 5.1 围岩的REE地球化学特征 |
| 5.1.1 样品及分析方法 |
| 5.1.2 分析结果 |
| 5.1.3 REE配分模式及指示意义 |
| 5.2 含钙脉石矿物的REE地球化学 |
| 5.2.1 样品及分析方法 |
| 5.2.2 分析结果 |
| 5.2.3 REE配分模式特征及指示意义 |
| 5.3 REE来源及成矿流体演化特征 |
| 本章小结 |
| 第6章 稳定同位素地球化学 |
| 6.1 H-O同位素地球化学特征 |
| 6.1.1 样品及测试方法 |
| 6.1.2 成矿流体氢、氧同位素组成特征 |
| 6.1.3 成矿流体来源与演化特征 |
| 6.2 C-O同位素地球化学特征 |
| 6.2.1 样品及分析方法 |
| 6.2.2 分析结果 |
| 6.2.3 方解石沉淀影响因素及成矿流体中的C质来源 |
| 6.3 S同位素地球化学 |
| 6.3.1 样品及分析方法 |
| 6.3.2 样品的S同位素组成 |
| 6.3.3 S同位素分馏平衡及平衡温度 |
| 6.3.4 气成-热液成矿期成矿流体总S同位素组成特征及硫源 |
| 本章小结 |
| 第7章 放射性同位素地球化学 |
| 7.1 独居石原位U-Pb同位素测年 |
| 7.1.1 样品及分析测试方法 |
| 7.1.2 分析结果 |
| 7.1.3 独居石U-Pb年龄指示意义 |
| 7.2 辉钼矿Re-Os同位素测年 |
| 7.2.1 样品及分析方法 |
| 7.2.2 分析结果 |
| 7.2.3 辉钼矿Re-Os同位素年龄指示意义 |
| 7.3 黑云母39Ar-40Ar同位素测年 |
| 7.3.1 样品及分析方法 |
| 7.3.2 分析结果 |
| 7.3.3 黑云母39Ar-40Ar年龄指示意义 |
| 7.4 黄铜矿的Pb-Pb及 Re-Os同位素测年 |
| 7.4.1 黄铜矿的Pb-Pb等时线法测年 |
| 7.4.2 黄铜矿Re-Os等时线法测年 |
| 7.5 拉拉IOCG矿床成矿时代及指示意义 |
| 7.5.1 拉拉IOCG矿床4 期成矿事件及指示意义 |
| 7.5.2 对区域成矿作用的指示意义 |
| 7.6 拉拉IOCG矿床(金属)成矿物质来源探讨 |
| 7.6.1 萤石的Rb-Sr和 Sm-Nd同位素地球化学 |
| 7.6.2 金属成矿物质来源 |
| 本章小结 |
| 第8章 流体包裹体地球化学 |
| 8.1 包裹体岩相学特征 |
| 8.2 流体包裹体显微测温及结果 |
| 8.3 高盐度Ib型含石盐子晶多相包裹体的成因及指示意义 |
| 8.3.1 含子晶包裹体的捕获条件及显微热力学行为 |
| 8.3.2 拉拉IOCG矿床中Ib型含石盐子晶多相包裹体成因 |
| 8.3.3 拉拉IOCG矿床中Ib型含石盐子晶多相包裹体的流体来源 |
| 8.4 成矿压力与成矿深度估算 |
| 8.4.1 气成-热液成矿期早阶段成矿压力与成矿深度估算 |
| 8.4.2 气成-热液成矿期晚阶段成矿压力与成矿深度估算 |
| 8.4.3 热液成矿期成矿压力与成矿深度估算 |
| 8.5 成矿流体演化及矿质迁移沉淀机制 |
| 8.5.1 拉拉IOCG矿床成矿流体演化特征 |
| 8.5.2 流体超压机制及富矿角砾岩的形成过程 |
| 8.5.3 矿质的迁移形式及沉淀机制 |
| 本章小结 |
| 第9章 岩浆活动与拉拉IOCG矿床成矿 |
| 9.1 康滇地轴元古宙岩浆活动 |
| 9.1.1 古元古代岩浆活动 |
| 9.1.2 中元古代岩浆活动 |
| 9.1.3 新元古代岩浆活动 |
| 9.2 古元古代双峰式岩浆活动与拉拉IOCG矿床火山-沉积期成矿作用 |
| 9.2.1 扬子地块在Columbia超大陆旋回中的构造演化 |
| 9.2.2 古元古代双峰式岩浆活动与扬子地块西南缘区域性IOCG矿化事件 |
| 9.2.3 拉拉IOCG矿床古元古代火山喷发-沉积成矿期成矿作用过程 |
| 9.3 中元古代中酸性岩浆活动与拉拉IOCG矿床气成-热液期成矿作用 |
| 9.3.1 Rodinia超大陆拼贴与扬子地块西南缘中酸性岛弧岩浆事件 |
| 9.3.2 拉拉IOCG矿床中元古代气成-热液成矿期成矿作用过程 |
| 9.4 新元古代基性岩浆侵入活动与拉拉IOCG矿床热液期成矿作用 |
| 第10章 成果与认识 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
（10）甘肃加甘滩金矿床金的赋存状态研究（论文提纲范文）
| 1 区域地质背景 |
| 2 矿田地质概况 |
| 2.1 矿田地质特征 |
| 2.2 矿体地质特征 |
| 3 矿石组成特征 |
| 3.1 矿石类型 |
| 3.2 矿石矿物组成 |
| 3.3 矿石结构构造 |
| 3.4 矿石化学成分 |
| 4 金物相分析 |
| 4 金的赋存状态分析 |
| 4.1 分析方法 |
| 4.2 分析结果 |
| 5 讨论 |
| 5.1 矿物学特征及富集机理 |
| 5.2 黄铁矿中金的赋存状态 |
| 6 结论 |
四、某些矿床浸染状硫化物矿石中的次显微粒状金（论文参考文献）
- [1]胶东中生代贵金属及有色金属矿床成矿规律研究[D]. 丁正江. 吉林大学, 2014(10)
- [2]藏南金锑多金属成矿带成矿模式与找矿前景研究[D]. 张刚阳. 中国地质大学, 2012(12)
- [3]安徽铜陵矿集区中酸性侵入岩及狮子山矿田铜多金属矿床[D]. 楼金伟. 合肥工业大学, 2012(05)
- [4]湖北丰山矿田成矿地质背景及斑岩成矿系列与微细浸染金矿[D]. 舒广龙. 中南大学, 2004(04)
- [5]西藏玉龙斑岩铜（钼）矿成矿作用与矿床定位预测研究[D]. 唐菊兴. 成都理工大学, 2003(04)
- [6]华北克拉通南缘熊耳山地区金矿床时空演化、矿床成因及成矿构造背景[D]. 唐克非. 中国地质大学, 2014(02)
- [7]甘肃岷县寨上金矿床地质地球化学特征与成因探讨[D]. 于岚. 西北大学, 2004(04)
- [8]个旧超大型锡铜多金属矿床时空结构模型[D]. 薛传东. 昆明理工大学, 2002(02)
- [9]扬子地块西南缘拉拉IOCG矿床地质地球化学研究[D]. 黄从俊. 成都理工大学, 2019
- [10]甘肃加甘滩金矿床金的赋存状态研究[J]. 田向盛,第鹏飞,刘东晓,王建飞,何广武. 黄金科学技术, 2016(03)