一、蒙古-鄂霍次克内陆活动带斑岩铜矿化勘查（论文文献综述）
杨永胜[1]（2017）在《大兴安岭中北段与金铜钼矿有关岩浆岩成矿专属性及红彦地区成矿预测》文中认为大兴安岭中北段大致为乌兰浩特市以北的大兴安岭及其两侧邻近地区,大地构造位置处于兴蒙造山带东部的中间地带,主要由以NE向头道桥-鄂伦春断裂为界的额尔古纳地块和兴安地体组成,古生代以来,先后经历了古亚洲洋、蒙古-鄂霍茨克海和环太平洋构造成矿域的叠加、转换及复合演化,属大兴安岭成矿省北东部,是我国重要的有色金属和贵金属矿产地,成矿地质条件优越,极具成矿潜力。由于该区域地质工作和研究程度较低,区域成矿规律和成矿预测研究亟需加强,本论文以之作为研究区,通过金、铜、钼典型矿床剖析,成矿岩浆岩成岩作用与成矿专属性研究,总结区域成矿规律,进而试点性应用于区内勘查程度偏低的红彦地区,开展岩浆岩成岩作用研究与成矿有利性评价,并进行成矿远景预测,以期对区域成岩-成矿作用关系研究有初步阶段性总结,同时为矿产勘查实践提供参考。区域金铜钼成矿的岩浆偏在性:解剖区域主要成矿金属金、铜、钼典型矿床,包括古利库Au-Ag矿床、争光Au-Zn矿床,多宝山Cu-Mo（-Au-Ag）矿床、岔路口Mo-Zn-Pb-Ag矿床,对古利库和争光金矿床进行了详细研究,包括野外地质调研、样品采集及相关测试分析,其他矿床以引用前人分析数据和参考已有研究成果为主,进行资料二次整理,综合运用岩石学、矿物学、矿床地球化学、流体地质学等理论和方法,主要从与成矿有关岩浆岩的矿化蚀变特征、成矿时代、成矿流体和成矿物质来源以及成矿机制方面探讨成矿作用的岩浆偏在性,同时确定矿床成因类型。区域金矿床类型主要为浅成低温热液型（ED）和热液脉型（VD）,ED型代表性矿床为古利库Au-Ag矿床（低硫化型LS）和争光Au-Zn矿床（中硫化型IS）;铜矿床类型主要为斑岩型（PD,PD型铜矿床缩写为PCD）,以多宝山Cu-Mo（Au-Ag）矿床为代表性矿床,其次为矽卡岩型（SD）;钼矿床类型绝大多数且主要为PD型（PD型钼矿床缩写为PMD）,代表性矿床为岔路口Climax型Mo-Zn-Pb-Ag矿床。特别地,本文将争光Au-Zn矿床成因类型确定为IS型,而不同于以往认为的LS型、构造蚀变岩型等。区域金、铜、钼主要矿种组合在成矿时代、成矿大地构造背景及成矿物质方面均存在明显的岩浆偏在性。IS型Au-Zn组合存在早寒武世-晚奥陶世、中奥陶世、早侏罗世中晚期及晚侏罗世晚期四期成矿,主要与加里东（早）中期陆缘岩浆弧构造背景下的中性-中酸性侵入（斑）岩具成因联系,矿质来源以幔源为主,成矿流体为大气水与岩浆水的混合流体,且以大气水成分居多,并存在少量幔源流体,矿质沉淀机制以流体混合为主,局部隐爆角砾岩范围内沸腾作用可能重要。LS型Au-Ag和独立Au组合为早白垩世晚期成矿,与燕山（中）期区域大规模伸展构造背景下的酸性-中酸性火山岩和中性-中酸性火山岩具成因联系,矿质来源分别以壳（上地壳）幔混源为主和以幔源为主,流体来源均为大气水与岩浆水的混合流体,但分别以岩浆水或大气水成分居多,矿质沉淀机制以流体沸腾作用为主。PD型Cu-Mo（-Au-Ag）组合为早奥陶世成矿,与加里东中期陆缘岩浆弧构造背景下的中酸性侵入（斑）岩具成因联系,矿质来源以幔源为主,流体来源为岩浆水与大气水的混合流体,且初始流体为岩浆去气流体,矿质沉淀机制以多期次流体沸腾作用为主,早阶段流体不混溶和水岩反应起重要作用,晚阶段流体混合作用较显着。PD型Mo-Zn-Pb-Ag组合以晚侏罗世（中）晚期成矿为主,与燕山中期区域伸展构造背景下的酸性侵入斑岩具成因联系,矿质来源以壳（上地壳）与地幔混合来源为主,尚有部分下地壳来源,流体来源为岩浆水与大气水的混合流体,且以岩浆去气流体为主,矿质沉淀机制以多期次流体沸腾作用最为重要。区域与金铜钼矿有关岩浆岩的成矿专属性:运用岩相学、矿物学、主微量元素地球化学、Sr-Nd-Hf同位素地球化学、锆石U-Pb成岩年代学理论与方法,研究区域金、铜、钼成矿岩浆岩的关键化学成分特征、岩浆氧化还原程度、分异度与演化度、岩浆温度、岩石成因类型、岩浆来源、成岩时代以及成岩成矿大地构造背景,综上进一步论述岩浆岩的成矿物质、时代及空间专属性。区域金成矿岩浆岩化学成分定名侵入岩以花岗闪长岩-闪长岩和花岗岩为主,（次）火山岩以英安岩/粗面英安岩-安山岩/粗安岩和流纹岩为主,大部分属准铝质（QA）,部分强过铝质（SP）,总体具低硅（SiO2=5184%,平均66%）、相对高铝、贫碱（钾）（全碱含量平均6.6%）特征,REE配分曲线右倾,无-中等负Eu异常。氧逸度（按单个矿床统计）介于FMQ-0.5FMQ+3.6,平均FMQ+1.7,主体为中等-强氧化性质,总体低-中等分异、低-中等（-强）演化,岩浆温度较高(全岩锆石饱和温度TZr=723950℃,平均814℃),属“热”花岗岩。主要为具不同分异程度的I型,少数高分异I型,部分为埃达克质岩（AR）或部分具埃达克质岩特征（PAR）;其次为中等分异A型。岩浆来源以幔源为主,次为壳源,主要来源于变质玄武岩/变质英云闪长岩（相对贫铝）和变质泥岩的部分熔融。本文研究认为争光Au-Zn矿床成矿英云闪长斑岩和古利库Au-Ag矿床与成矿有关的流纹岩分别为高镁埃达克质岩和（高）分异I型。铜成矿岩浆岩主要为花岗闪长（斑）岩,其次为花岗（斑）岩,大部分属弱过铝质（WP）,总体具中硅（5976%,平均68%）、高铝、相对贫碱（钾）（平均7.0%）特征,REE含量整体相对较低,配分曲线右倾,无-较弱Eu负异常。氧逸度介于FMQ+1.2FMQ+5.34,平均FMQ+3.6,主体为强氧化性质,总体低-中等分异、低-中等演化,岩浆温度较低（634884℃,平均785℃）,属“冷”花岗岩。为以低-中等分异程度为主的I型,大部分属AR或PAR。岩浆来源以幔源为主,次为壳幔混源,主要来源于变质玄武岩/变质英云闪长岩（相对富铝）的部分熔融,部分来源于变质杂砂岩或变质泥岩的部分熔融。钼成矿岩浆岩主体为花岗（斑）岩,主要为WP,总体具高硅（5982%,平均74%）、低铝、富碱（钾）（平均8.0%）特征,REE配分曲线右倾或“海鸥形”,绝大多数具不同程度（弱-强）Eu负异常。氧逸度介于FMQ+1.6FMQ+5.26,平均FMQ+3.2,中等和强-非常强氧化,总体高-中等-低分异、中等-强演化,岩浆温度相对最高（768908℃,平均839℃）,属典型“热”花岗岩。多数为中等-低分异程度I型,部分为（高硅高镁）AR;其次为中等-较高分异A1型和高分异A型。岩浆来源以壳幔混源为主,次为幔源,主要来源于变质杂砂岩和变质泥岩的部分熔融。金成矿岩浆岩时代主要为燕山期（97181Ma）,且集中于燕山晚期（112145Ma）,还存在加里东中期（462481Ma）和海西早、晚期（385Ma和254Ma）。铜成矿岩浆岩按成矿规模和数量递减顺序依次为燕山早（中）期（112?204Ma）、加里东中期（461484Ma）、印支中晚期（218238Ma）及海西中晚期（324344Ma;二叠纪）。钼成矿岩浆岩主要为印支晚期-燕山晚期（124202Ma）。其中（超）大、中型矿床主要形成于加里东期、印支期及燕山期。本文获得了古利库Au-Ag矿床与成矿有关的光华组流纹岩和争光Au-Zn矿床与成矿有关隐伏英云闪长斑岩LA-ICP-MS锆石U-Pb加权平均年龄为126.33±0.93Ma（MSWD=1.7）和462.1±1.8Ma（MSWD=0.34）,分别属早白垩世中晚期和中奥陶世晚期。金、铜、钼成矿岩浆岩产出构造背景主要为（陆缘）岩浆弧和碰撞后伸展或弧后伸展背景。挤压背景较利于铜（金）成矿岩浆岩产出,如岩浆弧可产出（超）大型Cu和Au-Zn矿床;伸展背景更利于金和钼成矿岩浆岩产出,如伸展高峰阶段产出多矿种组合和矿床类型,并可产出大型Au-Te矿床;由挤压向伸展转换背景可产出大型-超大型Mo和独立Au矿床。区域优势矿种成矿规律:总结了区域Mo、Zn-Pb-Ag、Cu、Au及Fe矿床的时间和空间分布规律,特别分析了岩浆岩成矿物质专属性与金铜钼成矿空间分布的对应性规律。矿床空间分布总体具NE向带状展布（分带性）和成区集中（丛聚性）的不均匀性规律,矿集区内具NE或NW向行列或构成格状分布特征。矿床成矿时代主要有加里东中期、海西早中期、印支中晚期及燕山期四期,古生代以Cu（-Mo）-Fe-Au为主,矿床类型以PD（-ED）-SD型为主,其中晚古生代以VMS型成矿为特征;中生代以Mo-Pb-Zn-Ag-Cu-Au-Fe多金属成矿为特征,矿床类型以PD-VD-ED型为主。低分异I型（LFI）和高（-中）分异I型（H（-M）FI）岩浆岩均具金、铜、钼成矿物质专属性,且前者尤为显着,控制了区域大部分金、铜、钼矿床的分布,呈NE向带状分别展布于额尔古纳地块和多宝山-伊尔施岛弧带（铜和金矿床）,或呈面型广泛展布于区域中部（钼矿床）;中低分异A型（M-LFA）和中高分异A型（M-HFA）分别仅具金和钼成矿专属性,控制少数金和钼矿床的分布。红彦地区岩浆岩成矿有利性:红彦地区处于大兴安岭中北段东坡,大地构造位置属兴安地体与松嫩地体交接的多宝山-扎兰屯岛弧带,区内岩浆岩广泛发育,侵入岩以（偏碱性）酸性占绝对优势,均为海西期,火山岩以中（基）性和（中）酸性火山熔岩及其凝灰岩为主,包括海西中期和燕山中期。对区内主要侵入岩体和火山岩进行岩相学、主微量元素地球化学、锆石U-Pb年代学、锆石Hf同位素地球化学、锆石微量元素分析,研究了其成岩时代、氧化还原程度、分异度与演化度、岩浆温度、岩石成因类型、岩浆来源及成岩大地构造背景,并与区域优势矿种成矿岩浆岩的时代和空间专属性及金、铜、钼成矿岩浆岩的物质专属性对比,分析各岩浆岩的成矿专属性;利用1:5万土壤地球化学测量数据,分析区内主要岩浆岩的含矿性;并将岩浆岩成矿专属性与含矿性结合评价其成矿有利性。红彦地区岩浆活动主要为海西期和燕山晚期,可细分为至少七个期次,包括中-晚泥盆世(383.8389.8Ma,石头沟D2-3γ和宜合德D2-3ηγ岩体)、晚泥盆世（374.0Ma,奇安绰罗D3γδ岩体）、早石炭世早期（356.0Ma,C1m中性-酸性火山岩）、早石炭世晚期（323.5Ma,拉抛C1ξγ岩体）、晚石炭世（305.3Ma,哈达阳C2ξγ岩体）、早二叠世早期（290.9297.6Ma,山神府P1κγ和P1ηγ岩体）及早白垩世晚期（124.7127.5Ma,K1gh中基性和K1b酸性火山岩）。中-晚泥盆世（389.8374.0Ma）处于后碰撞-后造山局部走滑拉张构造背景,晚泥盆世-早石炭世（363.3352.5Ma或334.3Ma）处于陆缘弧-同碰撞挤压背景,早-晚石炭世（323.5305.3Ma）处于碰撞后伸展背景,早二叠世（297.6290.9Ma）处于活动大陆边缘弧后伸展背景,晚侏罗世（145.7Ma）处于区域由挤压向伸展转换过渡阶段,早白垩世（127.5124.7Ma）处于大陆碰撞后与弧后伸展-减薄体制叠加背景。奇安绰罗D3γδ属低分异I型,为壳幔混源;其余花岗岩类(包括山神府P1κγ、哈达阳C2ξγ、石头沟D2-3γ、拉抛C1ξγ及宜合德D2-3ηγ岩体)均属较高-高分异A型之A2亚型中的碱性A型（AAG）亚类,前四者均为以壳源物质占主导的壳幔混合来源,后者主要来自壳源物质。白音高老组K1b流纹岩属较高-高分异A型之A1亚型,主要来自壳源物质,与甘河组K1gh碱性玄武岩构成双峰式火山岩,为富集岩石圈地幔来源,并受壳源物质混染;莫尔根河组C1m的中基性-中性-中酸性钙碱性火山岩属低分异I型,中基性岩为富集地幔楔来源,中酸性岩为幔源分异岩浆,均受壳源物质混染。花岗岩类（奇安绰罗D3γδ除外）多具较差的Mo（物质）成矿专属性,奇安绰罗D3γδ（ΔFMQD为+2.4）、宜合德D2-3ηγ（ΔFMQD为-0.4）及山神府P1κγ岩体（ΔFMQD为+0.3）氧逸度相对较高,且成矿物质专属性与时空专属性存在不同程度一致性,其成矿专属性（前者为Au和Cu,后二者为Au和Mo）较为可靠且成矿可能性较大;火山岩均具Au成矿专属性,早石炭世和早白垩世火山岩成矿物质专属性与时空专属性存在一定或较好的一致性,后者成矿专属性更为可靠,早石炭世火山岩尚具Cu成矿专属性,晚侏罗世和早白垩世酸性火山岩尚具ED型Ag-Pb-Zn成矿时空专属性。红彦地区岩浆岩Au、Ag、Mo、W、Cu、Pb分异性强且较富集,成矿可能性高。宜合德D2-3ηγ、奇安绰罗D3γδ、山神府P1ξγ及石头沟D2-3γ岩体,J3mk酸性火山岩、C1m中基性-中性-酸性火山岩及K1b酸性火山岩具相对较好的Au成矿有利性;Ag和Au可能具相似来源而呈共、伴生产出;哈北C2ηγ和奇安绰罗D3γδ岩体,C1m中基性-中性-酸性火山岩、J3mk酸性火山岩及C2P1bl1中性火山岩相对具Cu成矿有利性;哈达阳C2ξγ和山神府P1ξγ岩体最具Mo成矿有利性;山神府P1ξγ和哈达阳C2ξγ岩体W成矿可能性相对较大;J3mk酸性火山岩相对更具Pb成矿有利性。红彦地区成矿远景预测:基于1:5万土壤地球化学测量数据,采用传统方法获得各元素异常下限并进行单元素异常圈定,将共生元素异常组合圈定为综合异常,并进行剖析、排序及分类,评估其矿致可能性和开展矿产检查的必要性。结合区域成岩成矿特征与规律和区内具体成矿有利条件和信息,确定了红彦地区的主攻矿种和主攻矿床类型。进而综合地质、化探、物探、遥感异常信息,其中将岩浆岩成矿有利性作为重要依据,圈定了成矿远景区。区内1:5万土壤地球化学测量数据统计显示Au、Cu、Mo、Ag变异系数较高,具较大成矿可能。共圈定10处综合异常,其中元素异常组合以As-Au-Cu（HS-4-乙2）和Sb-As-Cu-Pb（HS-5-乙2）为主的两处综合异常,成矿条件优异,找矿前景好。区内矿产预测主攻矿种按重要程度依次为Au、Cu、Ag,Mo、Pb,W;主攻矿床类型为与火山作用有关的ED型Au（-Cu-Ag）矿床、与侵入作用有关的VD型Au和Mo（-W）矿床、PD型Cu（-Au-Ag）矿床。圈定出3个I级成矿远景区,山神府-奋斗金铜钨钼多金属成矿远景区、小黑山-石头沟铜金银铅成矿远景区及蒋屯-缸窑金铜银多金属成矿远景区,后经矿产检查,在前二者中设置的找矿靶区分别发现了奋斗金铜银矿点和小黑山铜金矿点。
张超[2]（2020）在《大兴安岭南段巴林左旗-扎鲁特旗地区晚中生代岩浆作用及其构造背景》文中指出巴林左旗-扎鲁特旗地区位于内蒙古自治区东部,属于大兴安岭南段,晚中生代岩浆活动频繁,构成贯穿东北及邻区的北东向岩浆活动带的一部分。目前关于大兴安岭地区中生代的构造演化还存在争议,主要是蒙古-鄂霍茨克洋构造体系和古太平洋构造体系对大兴安岭地区影响的时空范围没有统一的认识。然而,研究区与蒙古-鄂霍茨克缝合带和古太平洋俯冲带皆相距较远,是研究古太平洋构造体系和蒙古-鄂霍茨克构造体系远程效应转换的理想区域。因此本文对研究区晚中生代岩浆岩进行详细的岩石学、岩石地球化学、年代学和锆石Hf同位素研究,探讨巴林左旗-扎鲁特旗地区晚中生代岩浆岩的年代学格架、时空分布、岩石成因及构造背景,结合东北地区盆地演化、断裂活动以及晚中生代岩浆岩的时空分布,揭示了大兴安岭南段晚中生代构造-岩浆演化历史。本文以“时代+岩性”的划分方式对火山岩进行年代划分,结合研究区内的侵入岩锆石U-Pb年龄及已发表的测年数据,可将大兴安岭南段巴林左旗-扎鲁特旗地区晚中生代岩浆活动划分为三期:晚侏罗世（峰期为154Ma）、早白垩世早期（峰期为140Ma、130Ma）和早白垩世晚期（峰期为125Ma）。而且晚侏罗世与早白垩世之间岩浆活动存在短暂的间断（或变弱）,同时早白垩世岩浆活动的强度显着增强。晚侏罗世侵入岩包括正长花岗岩、二长花岗岩、石英二长岩和花岗闪长岩,以及少量花岗斑岩,其中花岗闪长岩为I型花岗岩,石英二长岩和花岗斑岩为A型花岗岩,侵入岩的锆石εHf（t）值介于3.111.6之间,TDM2年龄值为586Ma1369Ma。同期酸性火山岩是由流纹岩、流纹质晶屑凝灰岩组成,其中新民组流纹质晶屑凝灰岩（416TW16,164Ma）具有S型花岗岩特征,流纹岩（16TW02,162Ma）属于高分异I型流纹岩,而其它酸性火山岩均属于A型流纹岩,火山岩的锆石εHf（t）值介于-0.712.1之间,TDM2年龄值为5491714Ma。以上特征表明岩浆岩的原始岩浆应为新生下地壳部分熔融所形成。自额尔古纳地块向南到兴安地块北部、大兴安岭中段,早-中侏罗世钙碱性系列岩石的成岩年龄和与俯冲作用有关的成矿年龄逐渐变小,表明早侏罗世岩浆作用与蒙古-鄂霍茨克大洋板块东南向俯冲所形成的活动大陆边缘环境有关。中侏罗世S型白云母二长花岗岩与C型埃达克质岩石的发现,以及同期的变质事件和翼北-辽西地区的逆冲推覆构造事件,与蒙古-鄂霍茨克洋西部（东经120°以西）―剪刀‖式碰撞闭合有关。晚侏罗世时期大兴安岭南段岩浆岩在构造判别图解中均落入后碰撞花岗岩中,早期以I型花岗岩、高分异I型流纹岩和具有S型花岗岩特征的流纹质晶屑凝灰岩,中晚期为A型花岗岩/流纹岩,暗示晚侏罗世早期岩浆岩形成于地壳坍塌起始阶段的加厚背景下,处于挤压向伸展转换的阶段,晚侏罗世中晚期进入全面伸展阶段的拉张环境,表明大兴安岭南段岩浆岩形成于蒙古-鄂霍茨克洋东部（东经120°以东）南向俯冲过程中,俯冲板片后撤形成的弧后伸展环境。早白垩世早期侵入岩的岩石组合包括正长花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩、石英闪长岩、闪长岩和石英二长斑岩。DRT和BBS二长花岗岩属于I型花岗岩,锆石εHf（t）值分别为-1.63.1、-11.72.6,TDM2年龄值分别为918Ma1776Ma、1385Ma2678Ma,说明岩浆应起源于新增生下部陆壳的部分熔融。花岗闪长岩和石英二长斑岩为埃达克质岩石,Mg#值和Mg O含量较低,锆石εHf（t）值分别为-2.35.8、3.08.3,TDM2年龄值分别为565900Ma、868Ma1355Ma,表明岩浆起源于地壳加厚过程中下地壳部分熔融的环境中。同期中-中酸性火山岩属于钙碱性系列,具有弧火山岩的特征,锆石εHf（t）值介于-11.613.0之间,是遭受俯冲流体或熔体交代的岩石圈地幔部分熔融的产物,岩浆上升的过程中有古老陆壳物质混染,形成于活动大陆边缘构造环境中。早白垩世早期岩浆岩中存在古老的捕获锆石以及负εHf（t）值,说明岩浆在演化过程中有少量古老地壳物质混染,大兴安岭中南部地区古老地壳物质的存在进一步证明了这一观点。大兴安岭南段早白垩世岩浆的Sr-Nd-Pb同位素特征暗示了地幔源区遭受俯冲流体交代,与区域上同期发育的构造事件共同表明大兴安岭南段早白垩世早期岩浆岩的形成与蒙古-鄂霍茨克洋板块的平板俯冲作用有关。早白垩世晚期侵入岩包括碱长花岗岩、正长花岗岩、花岗斑岩,该期侵入岩属于A型花岗岩和高分异I型花岗岩,同期酸性火山岩是由流纹岩、流纹质晶屑凝灰岩组成,具有A型流纹岩的特征,锆石εHf（t）值分别为-4.68.6和-0.110.2,TDM2年龄值分别为842Ma2035Ma、692Ma1634Ma,说明原始岩浆应起源于新增生下部陆壳的部分熔融。以上特征共同揭示了区域性伸展环境的存在,这也得到了区域上广泛发育的A型花岗岩、变质核杂岩和裂谷盆地的支持。结合大兴安岭南段早白垩世晚期的峰值年龄与松辽盆地及以东的地区岩浆活动的峰值年龄有明显的差异,该期岩浆事件在大兴安岭地区呈现出由南向北逐渐变新的演化规律,这与松辽盆地及以东地区由东向西逐渐年轻的变化规律有所区别,结合地球物理资料,表明大兴安岭地区早白垩世晚期岩浆岩的形成主要与蒙古-鄂霍茨克大洋板块坍塌后软流圈大规模上涌和古太平洋板块向欧亚大陆下俯冲有关,研究区早白垩世晚期（125Ma）的岩浆活动主要与后者相联系。综上所述,本文初步总结了蒙古-鄂霍茨克洋南向俯冲的时空变化过程:晚二叠世-三叠世时期,蒙古-鄂霍茨克洋东南向俯冲使兴安地块北部与额尔古纳地块形成活动大陆边缘弧;晚三叠世-中侏罗世,蒙古-鄂霍茨克洋自西向东呈―剪刀‖式闭合,俯冲洋壳的影响范围持续向东南迁移;中侏罗世晚期影响到大兴安岭南段;中侏罗世晚期-晚侏罗世,蒙古-鄂霍茨克洋西侧完成闭合,俯冲带沿缝合带向北东方向迁移过程中俯冲板片随之后撤,导致大兴安岭和华北地台北缘形成弧后伸展环境;晚侏罗世-早白垩世早期,蒙古-鄂霍茨克洋的快速闭合驱动大洋板片向南发生平板俯冲,俯冲洋壳到达大兴安岭南段;早白垩世晚期,蒙古-鄂霍茨克洋完成最终闭合后,俯冲洋壳由南至北逐渐坍塌,使大兴安岭与华北板块北缘地区处于伸展背景。
马雪俐[3]（2020）在《大兴安岭南段东坡铜多金属矿床成矿作用研究》文中进行了进一步梳理大兴安岭南段泛指贺根山-黑河断裂以南和华北克拉通北缘断裂以北的古生代增生造山带区域,依据地形地貌特征可划分为西坡、主峰和东坡三个北东向区带。其中,位于其东坡的天山-突泉成矿带发育以铜为主的多金属矿床,典型代表包括神山铁铜矿床、闹牛山铜矿床、莲花山铜银矿床、阿贵铜矿床及布敦化铜矿床等。根据矿床地质、矿化特征及成因可将大兴安岭南段东坡铜多金属矿床划分为矽卡岩型（神山铁铜矿床）、斑岩型（闹牛山和布敦化铜矿床）及热液脉型（莲花山铜银矿床和阿贵铜矿床）三种主要类型。其中,神山矽卡岩型铁铜矿床产于哲斯组碳酸盐地层中或其与花岗闪长岩的接触带部位,其成矿作用经历了矽卡岩期及石英硫化物期两期成矿作用,后者可进一步划分为黄铁矿-黄铜矿-辉钼矿-石英和贫硫化物-石英-碳酸盐两个成矿阶段;闹牛山铜矿床和布敦化铜矿床分别产于晚侏罗世的花岗闪长斑岩及英云闪长斑岩中,热液成矿作用大体可划分为毒砂-黄铁矿-石英、黄铁矿-黄铜矿-磁黄铁矿-石英、黄铁矿-黄铜矿-闪锌矿-方铅矿-石英及贫硫化物-石英-方解石四个阶段;莲花山铜银矿床及阿贵热液脉型铜矿床均产于次火山岩中,前者矿体受北西向断裂控制,而后者矿体的走向则与矿区北东向或近东西向断裂一致。莲花山热液成矿作用可划分为毒砂-石英、黄铁-黄铜-石英、黄铁-黄铜-闪锌矿-方铅矿-石英及贫硫化物-石英-方解石四个阶段,而阿贵热液成矿作用可划分为赤铁矿-磁铁矿-石英、毒砂-黄铁矿-黄铜矿-石英、黄铁矿-黄铜矿-磁黄铁矿-石英及闪锌矿-方铅矿-石英-方解石四个阶段。流体包裹体及稳定同位素综合研究表明,各矿床的成矿流体和成矿物质来源均与区内不同时期岩浆活动密切相关。神山矽卡岩型矿床成矿流体为高温-高盐度的NaCl-H2O体系热液,成矿流体源于岩浆水及少量的大气降水;金属硫化物中的硫元素源自岩浆硫,而铅源于壳幔混源铅。斑岩型铜多金属矿床（闹牛山和布敦化）的成矿流体为岩浆水和大气降水的混合溶液,成矿流体为高温-高盐度的NaCl-H2O体系热液,成矿物质源于岩浆岩。热液脉型铜多金属矿床（莲花山和阿贵）的成矿流体为中高温、中高盐度的NaCl-H2O体系热液,成矿流体前期以岩浆水为主,但在后期混入大量的大气降水;矿床金属硫化物的硫元素源于岩浆硫,铅为壳幔混源铅。流体的沸腾作用在各典型矿床主要成矿阶段中均存在,表明其可能是导致金属矿物沉淀的关键成因机制。典型矿床成岩成矿年代学及成矿岩体岩石地球化学研究表明,大兴南岭南段东坡存在印支期早三叠世、燕山晚期晚侏罗世及早白垩世三期铜多金属成矿作用,分别形成于古亚洲洋、蒙古鄂霍茨克洋及古太平洋与蒙古鄂霍次克洋共同作用的构造环境。根据区域构造演化-岩浆活动-热液成矿作用综合分析,建立区域成矿模式如下:1)印支期早三叠世,研究区受古亚洲洋闭合作用影响,加厚下地壳发生部分熔融作用形成莲花山花岗闪长斑岩母岩浆,金属矿物在构造薄弱部位富集形成莲花山热液脉型铜银矿床（250Ma）;2)燕山晚期晚侏罗世,蒙古-鄂霍茨克洋自西向东呈剪刀式闭合,软流圈物质开始上涌并引发区内大规模的岩浆活动。新生及新生加厚下地壳发生部分熔融作用,先后形成神山花岗闪长岩、布敦化英云闪长斑岩及闹牛山花岗闪长斑岩的母岩浆。三种岩浆经不同程度的结晶分异作用并逐渐发育成神山矽卡岩型铁铜矿床（160Ma）、布敦化铜矿床（150Ma）及闹牛山铜矿床（140Ma）;3)至燕山晚期早白垩世,在蒙古-鄂霍茨克洋与太平洋构造体系共同影响下,区内岩石圈发生大面的积伸展作用,壳幔物质混合后形成阿贵铜矿床（125Ma）。
胡新露[4]（2015）在《大兴安岭北段—小兴安岭地区斑岩型铜、钼矿床成矿作用与岩浆活动》文中进行了进一步梳理大兴安岭北段-小兴安岭地区位于中亚造山带的东段,被北部的西伯利亚板块、南部的华北板块和东部的太平洋板块所夹持。该区自显生宙以来先后经历了古亚洲洋、蒙古-鄂霍次克洋和西太平洋的演化,地质构造十分复杂。由于大面积的森林植被覆盖和漫长的结冰期,该区的地质研究程度相对较低。20世纪90年代以来,随着地质找矿工作的系统开展,该区相继发现了一大批重要的内生金属矿床,以斑岩型铜、钼矿床最为典型。本文以最新勘查成果为基础,对多宝山铜矿、铜山铜矿、岔路口铝多金属矿和鹿鸣钼矿进行了重点剖析,分析了斑岩型铜、铝矿床的地质特征、成矿流体特征、稳定同位素特征、成矿时代和矿床成因,对与成矿有关的岩浆岩进行了锆石U-Pb年代学、岩石地球化学和Sr-Nd-Hf同位素地球化学研究,同时结合前人研究资料,探讨了斑岩型铜、铝矿床的时空分布规律及地球动力学背景,为下一步成矿预测和找矿靶区优选提供了理论依据。大兴安岭北段-小兴安岭地区自北向南可划分为额尔古纳地块、兴安地块和松嫩地块。额尔古纳地块在早古生代时期可能已经转为稳定,此后兴安地块沿塔源-喜桂图一带与额尔古纳地块拼合。晚古生代晚期,松嫩地块沿贺根山-黑河断裂与上述联合块体发生拼贴。研究区地层出露较完整,但以古生界和中生界地层为主。前寒武系和寒武系地层主要由浅变质岩组成,奥陶系-二叠系地层以碎屑岩和碳酸盐岩为主,侏罗系和白垩系地层主要为火山岩和火山碎屑岩。区内出露的岩浆岩以Ⅰ型和A型花岗岩最为普遍,主要形成于中生代,其次为晚古生代。构造格局表现为近东西向的构造被北东-北北东向的构造所叠加,前者受古亚洲洋构造体系控制,后者受滨西太平洋构造体系控制。多宝山铜矿的矿体主要产于花岗闪长岩中,矿体呈脉状、透镜状、扁豆状,围岩蚀变具有线型特征,可划分为四个成矿阶段：石英-钾长石阶段→石英-辉钼矿阶段→石英-黄铜矿阶段→石英-碳酸盐阶段。第Ⅱ阶段成矿流体的均一温度集中在240℃～320℃,盐度为不饱和-过饱和,流体δD=-81.2‰～-74.2‰,δOH2O=4.3‰～4.8‰,表现为岩浆水特征；第Ⅲ阶段流体均一温度主要为140℃～180℃,盐度为1.4～14.7 wt%NaCl eqv,流体δD=-88‰ ～-82.3‰,6OH2P=-2.3‰～2‰,表现为岩浆水和大气降水的混合。金属硫化物的δ34S=-0.76‰～1.1‰,表明硫主要来源于岩浆。辉钼矿Re-Os同位素模式年龄为473.8 Ma～481.3Ma。矿区花岗闪长岩、花岗斑岩和二云母二长花岗岩的锆石U-Pb年龄分别为480.4±2.8Ma.478.9±3.6Ma和232.3±2.5 Ma,三者均为高钾钙碱性系列,准铝质-弱过铝质,富集Rb、Ba、Th、U、Pb等大离子亲石元素,相对亏损Nb、Ta、P、Ti等高场强元素。Sr-Nd-Hf同位素显示岩浆起源于从亏损地幔中新生的地壳物质的部分熔融。铜山铜矿的矿体主要赋存于多宝山组地层中,矿体以脉状为主,围岩蚀变呈面型,可划分为四个成矿阶段：石英-钾长石阶段→石英-绿帘石-黄铜矿阶段→石英.多金属硫化物阶段→石英-方解石-铁白云石阶段。第Ⅰ阶段成矿流体均一温度峰值为220℃～260℃和300℃～360℃,δD=-95.7‰,δOH2O=5‰:第Ⅱ阶段流体均一温度峰值为180℃～260℃,8D=-98.5‰～-93.2‰,δOH2O=2.6‰～3.2‰:第Ⅲ阶段流体均一温度峰值为为120℃～160℃,δD=-99.7‰,δOH2O=-4‰,从早到晚成矿流体逐渐由岩浆水向大气降水演化。矿区金属硫化物的硫同位素（δ34S-2.6‰～-1.1%0）和铅同位素（206Pb/204Pb=17.682～17.798,207Pb/204Pb =15.471～15.495,208Pb/204Pb=37.395～37.52）特征均指示成矿物质来源于岩浆。铜山矿区地表的英云闪长岩中无矿化出现,其成岩时代为214.3±2.6 Ma,与成矿无关。成矿岩体为隐伏的花岗闪长岩体,在深部可能与多宝山矿区的花岗闪长岩相连。岔路口钼多金属矿床上部为铅锌矿体、下部为钼矿体。铅锌矿主要呈脉状、透镜状产于青磐岩化围岩中,钼矿体呈穹窿状产于花岗斑岩顶部的钾化带和石英-绢云母化带中。成矿作用经历了四个阶段：石英-钾长石阶段→石英-辉钼矿阶段→石英-多金属硫化物阶段→萤石-方解石-石英阶段。第Ⅰ阶段成矿流体均一温度集中在380℃～440℃,盐度有两个峰值：48～60 wt%NaCl eqv和6～16 wt%NaCl eqv;第Ⅱ阶段流体均一温度集中在300℃～400℃,盐度主要为4～12 wt%NaCl eqv；第Ⅲ阶段流体均一温度峰值为260℃～300℃,盐度3～5 wt%NaCI eqv；第Ⅳ阶段流体均一温度集中在160℃～260℃,盐度0～5 wt%NaCleqv。成矿流体从早阶段的高氧逸度、富CO2流体逐渐演化为晚阶段的低氧逸度、贫CO2流体,其8D值较低（-144.5‰～-117.3‰）,可能与岩浆去气作用有关。矿区金属硫化物的硫同位素（δ34S=1.8‰～2.9‰）和铅同位素（206Pb/204Pb=18.311～18.356,207Pb/204Pb= 15.536～15.573,208Pb/204Pb=38.115～38.229）特征均指示岩浆来源。辉钼矿Re-Os等时线年龄为144.7±2.6 Ma,与赋矿花岗斑岩的成岩时代基本一致（148.2±1.6 Ma）。矿区加里东期花岗斑岩的锆石U-Pb年龄为464.9±2.8 Ma,可能是成矿母岩侵入的背景岩石。燕山期的黑云母二长花岗岩、石英二长斑岩和流纹岩的锆石U-Pb年龄分别为163.0±0.9 Ma、135.3±1.6 Ma和135.1±1.2 Ma,表明流纹岩是于成矿之后喷出地表的。矿区的岩浆岩均表现为高钾钙碱性系列-钾玄岩系列,准铝质-弱过铝质,富集Rb、Ba、Th、U、Pb等大离子亲石元素,亏损Nb、P、Ti等高场强元素。Sr-Nd-Hf同位素显示石英二长斑岩源区为亏损地幔,加里东期花岗斑岩来源于古老地壳物质部分熔融,黑云母二长花岗岩和流纹岩为壳幔混合来源。鹿鸣钼矿床的矿体主要产于二长花岗岩中,辉钼矿以细脉或石英-辉钼矿脉的形式产出。自岩体中心向外依次形成石英-钾长石化→石英-黄铁矿-黑云母化→绢云母化→青磐岩化的蚀变分带。成矿作用经历了四个阶段：石英-钾长石阶段→石英-辉钼矿阶段→石英-黄铁矿阶段→碳酸盐阶段。第Ⅰ阶段成矿流体均一温度主要为320℃～400℃C,盐度为3.7～12.8wt% NaCl eqv,δD=-89.1‰～-85.7‰,δOH2O=6.3‰～7.4‰;第Ⅱ阶段流体均一温度集中在300℃～340℃,盐度为1.7～83 wt%NaCl eqv,δD=-84.6‰～80.4‰,δ18OH2O=2.4‰～3.6‰；第Ⅲ阶段流体均一温度峰值为220℃C-260℃C,盐度为3.1～7.3 wt% NaCl eqv,δD=-80‰ ～-79.1‰,δOH2O=0.4‰。表明成矿流体以岩浆水为主,随着成矿作用的演化,大气降水的加入逐渐增多。辉钼矿Re-Os等时线年龄为177.9±2.6 Ma,与赋矿的二长花岗岩的锆石U-Pb年龄（180.7±1.6 Ma）相吻合。矿区的二长花岗岩为钾玄岩系列,弱过铝质,相对富集Rb、Th、U、Pb等大离子亲石元素,亏损Ba、Nb、Ta、P、Ti等元素。Sr-Nd-Hf同位素显示二长花岗岩的岩浆起源于壳幔物质的混合。鹿鸣钼矿与徐老九沟铅锌矿成矿时代-致、空间分布相邻、成矿岩体性质相似,二者构成一个斑岩型铝-矽卡岩型铅锌成矿系列。在典型矿床研究的基础上,结合其他已有的研究资料,厘定了大兴安岭北段→小兴安岭地区斑岩型铜、钼矿床的主要成矿时代。提出斑岩型铜矿的主成矿期为510～470 Ma和～180Ma,前者代表性矿床为多宝山铜矿和铜山铜矿,后者以乌奴格吐山铜钼矿为代表。斑岩型钼矿的主成矿期为～180 Ma和150～130 Ma,前者以鹿鸣钼矿、霍吉河钼矿、太平川铜钼矿、翠岭铝矿为代表,后者以岔路口钼多金属矿、太平沟钼矿、兴阿钼铜矿等矿床为代表。研究区斑岩型铜、钼矿床的成矿作用具有多旋回性、继承性和新生性,随着时间演化,成矿元素的演化趋势为铜（510～470 Ma）一钼（铜）（-180 Ma）→钼（150～130 Ma）根据已探明矿床的位置,总结了研究区斑岩型铜、钼矿床的空间分布规律。认为额尔古纳地块以斑岩型铜（金）和铜（钼）成矿作用为主,北兴安地块以大规模的斑岩型铜和斑岩型钼成矿作用为特征,小兴安岭地区以斑岩型钼矿为主。自北西向南东,矿种的变化趋势为斑岩型铜（金、钼）矿→斑岩型铜、铝矿→斑岩型钼矿。结合研究区的大地构造演化历史,总结了斑岩型铜、钼矿床成岩成矿的地球动力学背景。古亚洲洋的演化期间,在大兴安岭北段-小兴安岭地区并没有大规模的岩浆岩出露,但形成了以多宝山、铜山为代表的斑岩型铜矿床。蒙古-鄂霍次克洋的演化对研究区的影响相对较小,大兴安岭最北端（额尔古纳地区）的中侏罗世岩浆活动和斑岩型铜-钼矿床的成矿作用可能与之有关,如太平川铜钼矿、乌奴格吐山铜铝矿等。西太平洋的演化则引起了区内大规模的岩浆活动和斑岩型钼矿床的成矿作用,包括北兴安地块和小兴安岭地区的侏罗纪岩浆活动和成矿作用,以及大兴安岭地区主要的早白垩世火山-岩浆活动与斑岩型钼多金属矿和火山热液型金矿的成矿作用。对斑岩型铜、钼矿床成岩成矿作用的对比研究认为,区内斑岩型铜、钼矿床的成矿深度均小于3 km,成矿作用一般都经历了四个阶段：石英-钾长石阶段→石英-黄铜矿（或/和辉钼矿）阶段→石英-多金属硫化物阶段→石英-碳酸盐（-萤石）阶段。二者成矿物质均来源于岩浆,具有相似的围岩蚀变类型和分带特征,成矿流体性质相似,随着成矿作用的进行,均由岩浆水向大气降水演化。然而,斑岩型铜矿床和斑岩型钼矿床除了在成矿时代和空间分布上有较明显差别外,其成矿岩体特征也存在一定差异。主要表现在：斑岩型铜矿床的成矿岩体主要为中酸性岩,准铝质-过铝质,属高钾钙碱性系列的Ⅰ型花岗岩,成岩温度主要为650℃～750℃,岩浆来源为幔源：斑岩型钼矿床的成矿岩体主要为酸性岩,准铝质-过铝质,属高钾钙碱性系列-钾玄岩系列,为Ⅰ型或S型花岗岩,成岩温度主要为750℃～800℃,岩浆为壳幔混合来源。最后,根据斑岩型铜、钼矿床的时空分布规律及区域岩浆岩的发育情况,探讨了区内斑岩型铜、钼矿床的找矿方向。斑岩型铜矿床的重点找矿区域为多宝山-大新屯地区、伊春-延寿地区、黑河-嫩江地区及额尔古纳地块；斑岩型铝矿床的重点找矿区域为北兴安地块的兴隆-韩家园子地区、小兴安岭的铁力地区和逊克地区。
刘利宝[5]（2020）在《内蒙古大兴安岭南段敖包吐铅锌银多金属矿床成矿机制及定位预测研究》文中进行了进一步梳理论文以敖包吐勘查区（约80km2）为研究对象和尺度。立足于解决敖包吐矿区范围内深部和外围找矿问题,主要研究内容包括成矿机制研究和地、物、化找矿信息提取。聚焦:评价深部斑岩型矿化找矿潜力,对构造控制的脉状矿体进行深部定位预测,评价已知矿体以外地段的找矿潜力。取得的主要认识及成果有:（1）敖包吐矿床已知部分为受断裂控制的热液脉状矿床。成矿作用与晚侏罗世I型花岗质岩石密切相关,成矿硫源来源于深部岩浆,矿石铅为壳幔混合来源,与岩浆作用密切相关,成矿流体以岩浆热液为主,晚期有大气降水的加入,成矿温度为中温。形成于140.0～155.7Ma的花岗闪长斑岩为成矿母岩,其经历了充分的结晶分异作用,成矿母岩和与之配套的断裂构造系统对成矿均具有决定性作用。推测深部存在规模较大的花岗闪长斑岩岩基,存在“上脉下体”成矿结构的可能。形成于169.9Ma的流纹斑岩为研究区重要的矿源岩。（2）地球物理信息提取得到:（1）矿体位置电性特征为低电阻中高极化率,矿化岩体为高电阻高极化。常规激电测深视电阻率与视极化率对应良好的梯度带位置与脉状矿（化）体位置吻合。（2）1:1万地面高精磁测共解析出4类异常,共6大异常、10个子异常。Ⅰ、Ⅱ号矿带位置磁测信息均有明显的异常反映,对磁测数据多种方法变换处理:Ⅱ号矿带位置为高的正异常区,梯度明显,矿体产出部位NW向串珠状、带状正异常与串珠状、团朵状负磁异常镶嵌相伴、间隔出现;Ⅰ号矿带位置为低缓团朵状正磁异常和团朵状负磁异常间隔出现,梯度较缓。向上延拓反映在Ⅰ号矿带和Ⅱ号矿带东端趋于交汇地段深部存在大的强磁地质体,是深部侵入体的反映。（3）1:1万重力扫面测量,共圈定高密度异常体4处,低密度异常体7处,重力高值异常G-4的范围与Ⅰ号、Ⅱ号矿带已知地段高度吻合,推测4处高密度异常为矿致异常,7处低密度异常为隐伏的花岗闪长斑岩体或流纹斑岩的局部地质单元。大比例尺电、磁、重力测量成果均显示,敖包吐矿床已知的构造热液脉状矿体产出部位深部局部地段存在成矿母岩-花岗闪长斑岩的隐伏岩体（岩基）,高精磁法测量和高密度重力测量对定位预测成矿母岩—花岗闪长斑岩和矿源岩—流纹斑岩有效。（3）地球化学信息提取得到:（1）原生晕-垂向域方面:Hg、Sb、As、Cd、Cu、Bi、In、Sn是重要的找矿指示元素;Ⅰ、Ⅱ号矿带原生晕轴向分带序列均显示多期热液叠加成矿的反分带现象。Ⅰ6和Ⅱ1号矿体存在上下两个矿化富集带,第二矿化富集带赋存于260m标高以下;Ⅱ1号矿体的第二矿化富集带与第一矿化富集带之间的无（弱）矿间隔约160～180m。（2）次生晕-平面域方面:W、Sn、Mo、Bi、Cd、Cu、Sb、As、Au等元素是重要的指示元素。主成分分析得到4个主成分,主成分2主要载荷因子Bi、Sn、Pb、W、Sb、Ag、Mo是评价侵入岩成矿作用的有效标志;主成分3主要载荷因子Au、As、Sb是评价构造控制的热液脉状矿化的有效标志,属前缘晕元素。两个主成分异常中心可作为矿源岩流纹斑岩和成矿母岩花岗闪长斑岩的定位预测依据之一,主成份3的地球化学高值异常中心可作为定位预测浅部控矿构造的依据之一。筛选出两处矿致异常。（4）研究区控矿要素包括:构造对成矿的控制（EW向构造导矿兼容矿;NW向构造容矿;EW向雁列式断裂构造组内派生的NW向断裂构造构成“入”字形构造控矿系,EW向雁列式断裂构造组内NW向断裂构造构成的断层桥控矿系,EW向构造与NW向构造组成菱形结环控矿系）、成矿母岩对成矿的控制（侏罗世～早白垩世花岗闪长斑岩与成矿作用关系密切,花岗闪长斑岩期的岩浆活动是成矿作用的重要因素）、矿源岩对成矿的控制（形成于（169.9±0.8）Ma的流纹斑岩因被后期（155.7±1.0）Ma的花岗闪长斑岩期侵入的岩浆热液萃取而为成矿提供了一定的物质,是研究区重要的矿源岩）和围岩岩性对成矿的控制（浅色岩系有利于容矿,黑色岩系导致矿质分散）等四类。提取出研究区内的预测准则包括:地质准则（构造准则、成矿母岩准则、矿源岩准则和围岩岩性准则）、地球物理准则（地球物理信息提取之结果,包括电性异常准则、磁异常准则、重力异常准则）、地球化学准则（化探信息提取之成果,包括原生晕地球化学预测准则和次生晕地球化学预测准则）。（5）创造性地引入经济学思维,根据矿山生产经营中选矿回收率、金属价格、加工费、计价系数等经济指标计算了样品中Pb、Zn、Ag综合品位和综合矿化强度,以此作为已知矿体空间矿化信息的研究手段,参与深部定位预测研究。（6）在已知的Ⅰ6和Ⅱ1号矿体深部进行了定位预测,提出Ⅰ号矿带和Ⅱ号矿带存在多期热液叠加成矿,在Ⅰ6和Ⅱ1号矿体深部存在第二矿化富集带,Ⅱ1号矿体具有明显的侧伏规律,圈定了深部找矿靶区。其中Ⅱ1号矿体深部靶区已得到成功验证,Ⅰ6号矿体深部靶区还未及验证。（7）在已知的Ⅰ、Ⅱ号矿带的外围进行了定位预测,圈定了四类共9个靶区。其中A1靶区和A2靶区已得到成功验证,A1靶区求得122+333可采矿石资源量120.47万吨,A2靶区求得122+333可采矿石资源量85.24万吨。
P.V.Koval,张锡濂[6]（1991）在《蒙古-鄂霍次克内陆活动带斑岩铜矿化勘查》文中提出在蒙古-鄂霍次克内陆活动带蒙古早中生代岩浆区内发现有斑岩铜矿化。内陆活动带的斑岩铜矿化与碱度较高的安山岩和玄武安山岩的火山活动带有关,该火山活动带围绕正常碱度的钙碱性岩浆作用的内带分布。矿区内的典型岩浆环境包括早期花岗闪长岩-花岗岩组合以及构成单独岩浆系的粗玄安山岩-粗安岩组合和斑岩组合。 对蒙古中部巴彦-乌拉含矿岩浆系统进行了勘探,该岩浆系统被认为是一个大的层状火山-侵入型弱侵蚀系统,其矿化形成深度为1.5—2km,延伸距离超过500m。 热液交代岩系由各种青磐岩、黑云母-石英-钠长石交代岩、石英-绢云母交代岩、石英-电气石交代岩、石英-电气石角砾岩、几乎由单一矿物石英形成的交代岩以及泥质岩组成。 含矿岩浆系统伴有指示元素的区域异常（B、Bi、As）和局部异常（Sn、Mo、Cu、Zn、Pb、Ag、Sb等）以及正磁异常和明显的电导异常;指示元素异常在基岩、土壤和河流沉积物中反映出来,正磁异常在隐伏侵入岩钟区显示出来。这些异常和多元素地球化学组合的分布图形与矿田内的交代分带和构造断块的分布一致。指示元素的分带顺序是:（Sn、Mo、Cu）—（Ag、Pb、Zn）—（As、Bi、Sb）。 在预测评价阶段,应对古地磁环境（尤其是中心型构造）以及航空磁测、航空放射性测量,构造地质解释和矿化证据进行综?
谭成印[7]（2009）在《黑龙江省主要金属矿产构造—成矿系统基本特征》文中研究指明黑龙江省位于西伯利亚、华北、太平洋三大板块之间,区内分布有大量金属矿床。作者在广泛收集和系统整理大量地质矿产资料的基础上,进行了详细的野外地质矿产调查和室内综合分析研究,取得了以下主要成果和认识。1.提出了以群、组为基本单位的区域岩石地层划分新方案,分析了沉积环境、沉积建造类型与成矿的关系。2.将区内火山活动划分为古亚洲和滨太平洋大陆边缘两个旋回以及兴凯、加东里、华力西、印支、燕山和喜山6个亚旋回,同时将区内岩浆活动划分为地块结晶基底形成、古亚洲造山和滨太平洋活动大陆边缘活动3个时期以及阜平、吕梁、晋宁、兴凯、加里东、华力西、印支和燕山8个阶段,在此基础上总结了火山岩和侵入岩构造环境、岩石组合和成矿特征。3.查明了区内变质岩的特征及其与成矿的关系,认为古元古代孔兹岩系与金成矿关系密切,含铁岩系与铁金钨成矿关系密切;中元古代的蛇绿混杂岩系与金成矿关系密切;新元古代落马湖群变质岩系与金锑成矿关系较密切,倭勒根群变质岩系与铜铅锌成矿关系密切。4.揭示了区内大型变形构造的特征及其与成矿的关系,认为中元古代太平沟-依兰-穆棱、新元古代环宇-新林、晚古生代贺根山-黑河和早中生代完达山四条构造混杂岩带以及上黑龙江、宁安小北湖-东苇塘和佳木斯-兴凯三条大型韧性剪切带与金的成矿作用密切相关。5.在总结大陆构造基本特征的基础上,划分了岩石圈构造单元以及大地构造分区和构造演化阶段,分析了各构造演化阶段的主要特征及与成矿的关系,确立了黑龙江右岸北西向小兴安岭多金属构造—成矿带的存在。6.将区内主要金属矿床分布区划分为大兴安岭省和吉黑成矿省两个成矿省以及7个Ⅲ级成矿带和29个Ⅳ级成矿亚带或矿化集中区,同时将区内主要矿床划分为19个成矿系统,并在分析各成矿系统特征的基础上,建立了重要成矿系统的成矿模式。7.确定了重要金属矿产的主要成矿类型和成矿期,认为有色金属矿床主要为斑岩型和矽卡岩-热液型,成矿期为兴东期、加里东中期、华力西中晚期、印支晚期和燕山中期;金矿为沉积变质-混合岩化热液型、浅成中低温热液型、岩浆热液型和热泉型,成矿期为兴东期、印支晚期、燕山中期;铂钯矿为岩浆分异型,成矿期为华力西晚期;铁矿为沉积变质型、岩浆分异型和矽卡岩-热液型,成矿期为古元古代、新元古代、加里东中期、印支晚期和燕山中期。8.通过论文工作,在铜山铜矿上部找到了金矿,在五道沟南山找到了金钼矿。
王琳琳[8]（2018）在《中国东北小兴安岭及邻区斑岩型矿床成矿作用研究》文中指出小兴安岭及邻区位于兴蒙巨型造山带东段,显生宙以来经历了古亚洲洋构造域、蒙古-鄂霍茨克洋构造域和环太平洋构造域的叠加影响和转换,构造岩浆活动强烈频繁。系统总结了小兴安岭地区动力学演化史:显生宙初期（540Ma±）在华北板块和西伯利亚板块之间形成了扩张规模有限的陆间洋。具有前寒武纪变质结晶基底且有独立演化过程的额尔古纳、松嫩和佳木斯-兴凯等陆块散布其中。大兴安岭和小兴安岭-张广才岭是环松嫩地块的海西期造山带。将东北地区的大地构造单元划分为额尔古纳、松嫩和佳木斯-兴凯三个地块以及大兴安岭、小兴安岭-张广才岭和完达山三个造山带。通过对多宝山花岗闪长岩和小西南岔闪长岩的年代学和地球化学的研究探讨了研究区在古生代的构造环境,认为:早古生代（510Ma476Ma）额尔古纳、松嫩和佳木斯-兴凯地块已由被动大陆边缘转换为活动大陆边缘,陆间洋俯冲消减,陆块开始聚合。海西中期（330290Ma）额尔古纳和松嫩地块之间的陆间洋闭合,形成大兴安岭海西期造山带;海西晚期伴随着古亚洲洋的闭合（270250Ma）,额尔古纳-松嫩地块和佳木斯-兴凯地块碰撞拼贴形成了小兴安岭-张广才岭海西期造山带。伴随古亚洲洋的最终闭合,中生代东北地区逐渐受控于蒙古-鄂霍茨克洋构造域演化和环太平洋构造域的演化。对小兴安岭-张广才岭系列花岗质岩石的年代学和地球化学研究表明,在早-中侏罗世（178170Ma）,研究区已经处在古太平洋板块的俯冲作用影响之下,岩石圈经历了强烈的挤压增厚,继而又在早白垩世发生了大规模的拆沉、伸展和减薄,引发了区域上大规模的构造岩浆活动和成矿作用。在野外工作和室内研究的基础上,对研究区内典型矿床控矿条件和成因类型进行了重新认识:明确了小西南岔铜金矿并不是前人认为的斑岩型矿床,而是一叠生型矿床,存在海西晚期与闪长岩有关的细网脉型和燕山晚期热液脉型两期铜金成矿作用,且以海西晚期成矿作用为主。海西晚期的铜金矿化时间和空间上均受闪长岩体控制,矿体集中分布在闪长岩体上部,沿岩体内发育的裂隙形成细网脉型铜金矿化。围岩蚀变较弱,不具有面型蚀变分带特征。成矿流体是从深部岩浆房中出溶的单项超临界流体,由于压力骤减发生沸腾形成高温、高盐度、高氧逸度的岩浆热液流体。成矿流体沿闪长岩体内裂隙向上运移,温度逐渐降低,流体性质由氧化性转化为还原性,金属物质大量卸载和沉淀,最终形成了聚集在闪长岩体顶部的细网脉型铜金矿化。海西期矿化发生在中二叠世。燕山晚期铜金矿化主要由硫化物石英脉和条带状多金属硫化物脉组成,是受断裂构造控制的热液脉型铜金矿。小西南岔热液脉型铜金矿化发生在早白垩世。小兴安岭地区早-中侏罗世形成的钼矿床如长安堡、鹿鸣等,具有以下特征:（1）矿体产于中-酸性深成花岗岩中;（2）围岩蚀变弱,不具有明显的蚀变分带特征;（3）矿石以细网脉状构造为主;（4）成矿深度大于3km。此类矿床不具有典型斑岩型矿床特征,建议可定义为与深成侵入体有关的细网脉型钼矿床,更符合矿床的实际地质特征。结合成矿时代和成矿动力学背景,对研究区典型矿床进行了成矿系列的划分:（1）早古生代古亚洲洋俯冲岛弧背景下的斑岩型铜金钼成矿系列;（2）晚古生代古亚洲洋俯冲岛弧背景下的与闪长岩有关的细网脉型铜金成矿系列;（3）早-中侏罗世环太平洋板块俯冲背景下形成的岩株型和与深成侵入体有关的细网脉型钼成矿系列;（4）早白垩世与加厚的陆壳拆沉有关的伸展背景下形成的斑岩型、热液脉型铜金成矿系列。
高阳,周振华,张义波,韩世炯,张冬冬[9]（2021）在《中蒙俄跨境区域铜、金、铅、锌、铀成矿特征对比及意义》文中研究表明本次研究的中蒙俄跨境区在大地构造位置上位于中亚造山带东部,是多种矿产的成矿密集区。本区成矿区带包括2个Ⅰ级成矿域、2个II级成矿省和9个III级成矿带。区内金属矿床的分布主要受北东-北北东向及北西向两组断裂的控制。研究区重点金属矿产中,铜矿床以斑岩型为主;金矿床以岩浆热液型为主,也有部分作为伴生矿种产于斑岩型铜（金）矿床之中;铅、锌矿床以热液脉型为主;铀矿床以火山岩型为主。铜、金、铅、锌、铀成矿作用与燕山期岩浆及其热液活动关系最为密切。本研究区具有良好的成矿地质条件和巨大的找矿前景,是进一步开展铜、金、铅、锌、铀等金属矿产找矿工作的重点地区。
张璟,邵军,周永恒,鲍庆中,王宏博[10]（2016）在《内蒙古陈巴尔虎旗八大关铜钼矿岩石地球化学特征及U-Pb、Re-Os年龄》文中研究表明得尔布干成矿带是中国东北地区中、俄、蒙毗邻区域一条重要的铜、钼、金、铅锌多金属成矿带,控制产出大量多金属矿床。满洲里—陈巴尔虎旗一线集中产出铜钼矿,如乌奴格吐山铜钼矿、八大关铜钼矿、八八一铜钼矿。然而与相邻俄罗斯额尔古纳—上黑龙江—岗仁成矿带中的铜钼矿产出现状对比,无论数量还是规模均相差甚远,显示仍存在较大找矿空间。在近年来大量野外地质工作及矿床实际考察基础上,阐述了八大关铜钼矿矿床地质特征。通过岩石地球化学特征研究、LA-ICPMS锆石U-Pb及辉钼矿Re-Os年龄测试,确定八大关铜钼矿为形成于印支晚期（205.8±3.4Ma）,受八大关短轴背斜及NE-SN向断裂控制的造山带斑岩型铜钼矿。与乌奴格吐山铜钼矿对比,八大关矿区形成于燕山早期的花岗质斑岩体极有可能是新的铜钼赋矿体。
二、蒙古-鄂霍次克内陆活动带斑岩铜矿化勘查（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、蒙古-鄂霍次克内陆活动带斑岩铜矿化勘查（论文提纲范文）
（1）大兴安岭中北段与金铜钼矿有关岩浆岩成矿专属性及红彦地区成矿预测（论文提纲范文）
| 作者简介 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪言 |
| 1.1 课题来源、目的及研究意义 |
| 1.1.1 选题背景 |
| 1.1.2 研究目的和意义 |
| 1.2 选题研究现状和存在问题 |
| 1.2.1 浅成低温热液矿床 |
| 1.2.2 中酸性岩浆岩成矿专属性 |
| 1.2.3 成矿预测研究现状 |
| 1.2.4 研究区地质勘查程度与研究工作基础 |
| 1.2.5 存在的主要科学问题 |
| 1.3 研究目标、内容及技术路线 |
| 1.3.1 研究目标和内容 |
| 1.3.2 方法和技术路线 |
| 1.4 完成的主要工作量 |
| 1.5 主要认识与创新点 |
| 1.5.1 主要认识 |
| 1.5.2 创新点 |
| 1.6 测试方法 |
| 1.6.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb定年与微量元素测试 |
| 1.6.2 锆石Hf同位素测试 |
| 1.6.3 Sr-Nd同位素测试 |
| 1.6.4 主微量元素地球化学测试 |
| 1.6.5 H-O-S-Pb稳定同位素测试 |
| 1.6.6 流体包裹体显微测温 |
| 第二章 区域成矿地质背景 |
| 2.1 大地构造单元 |
| 2.1.1 额尔古纳地块 |
| 2.1.2 兴安地体 |
| 2.1.3 松辽地体 |
| 2.1.4 其他构造单元 |
| 2.2 地层 |
| 2.2.1 前寒武系 |
| 2.2.2 古生界 |
| 2.2.3 中生界 |
| 2.2.4 新生界 |
| 2.3 构造 |
| 2.3.1 主要断裂 |
| 2.3.2 次要断裂和褶皱带 |
| 2.4 岩浆岩 |
| 2.4.1 前寒武纪 |
| 2.4.2 兴凯-萨拉伊尔期 |
| 2.4.3 加里东期 |
| 2.4.4 海西期 |
| 2.4.5 印支期 |
| 2.4.6 燕山期 |
| 2.5 区域地球物理特征 |
| 2.5.1 重力场特征 |
| 2.5.2 磁场特征 |
| 2.6 区域地球化学特征 |
| 2.7 金属矿产 |
| 第三章 金铜钼典型矿床成矿作用特征及岩浆偏在性 |
| 3.1 浅成低温热液型金矿床 |
| 3.1.1 古利库Au-Ag矿床 |
| 3.1.2 争光Au-Zn矿床 |
| 3.2 斑岩型铜矿床 |
| 3.2.1 多宝山Cu-Mo(-Au-Ag)矿床 |
| 3.3 斑岩型钼矿床 |
| 3.3.1 岔路口Mo-Zn-Pb-Ag矿床 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 金铜钼成矿岩浆岩的成矿专属性 |
| 4.1 成矿岩浆岩地质特征 |
| 4.2 物质专属性 |
| 4.2.1 岩石化学成分 |
| 4.2.2 氧化还原程度 |
| 4.2.3 分异度和演化度 |
| 4.2.4 岩浆温度 |
| 4.2.5 岩石成因类型 |
| 4.2.6 岩浆来源 |
| 4.3 时代专属性 |
| 4.4 空间专属性 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 区域优势矿种成矿规律 |
| 5.1 矿床空间分布规律 |
| 5.1.1 各成矿带中矿床的空间分布 |
| 5.1.2 由岩浆岩成矿专属性主控的金铜钼矿床空间分布规律 |
| 5.2 成矿时间演化规律 |
| 5.2.1 矿种及矿床类型的成矿时间分布 |
| 5.2.2 各成矿带的成矿时间分布 |
| 5.2.3 成矿时间与岩浆岩成岩时间的对应 |
| 5.2.4 区域成矿时间演化规律 |
| 第六章 红彦地区岩浆岩成矿有利性评价 |
| 6.1 红彦地区地质概况 |
| 6.1.1 地层 |
| 6.1.2 构造 |
| 6.2 岩浆岩地质地球化学特征 |
| 6.2.1 地质及岩石学特征 |
| 6.2.2 年代学特征 |
| 6.2.3 锆石Hf同位素特征 |
| 6.2.4 主微量元素特征 |
| 6.3 与区域岩浆岩成矿专属性对比 |
| 6.3.1 时代专属性 |
| 6.3.2 空间专属性 |
| 6.3.3 物质专属性 |
| 6.4 岩浆岩含矿性分析 |
| 6.5 岩浆岩成矿有利性评价 |
| 6.6 本章小结 |
| 第七章 红彦地区成矿远景预测 |
| 7.1 元素地球化学特征 |
| 7.1.1 元素共生组合特征 |
| 7.1.2 元素异常特征 |
| 7.2 成矿有利地质条件 |
| 7.2.1 地层与成矿 |
| 7.2.2 岩浆岩与成矿 |
| 7.2.3 构造与成矿 |
| 7.3 主攻矿种和矿床成因类型 |
| 7.3.1 主攻矿种 |
| 7.3.2 主攻矿床类型 |
| 7.4 成矿远景预测 |
| 7.4.1 成矿远景区圈定 |
| 7.4.2 预测效果 |
| 7.5 本章小结 |
| 第八章 结论与存在的问题 |
| 8.1 结论 |
| 8.2 存在的问题 |
| 致谢 |
| 图版Ⅰ |
| 图版Ⅱ-1 |
| 图版Ⅱ-2 |
| 图版Ⅲ |
| 图版Ⅳ |
| 图版Ⅴ |
| 图版Ⅵ |
| 附图1 预测区构造纲要图 |
| 附图2-1 预测区Au、As、Sb、Hg元素异常图 |
| 附图2-2 预测区Cu、Pb、Zn、Ag元素异常图 |
| 附图2-3 预测区Mo、W、Sn、Bi元素异常图 |
| 附图3 预测区元素综合异常图 |
| 附图4 预测区综合信息成矿远景预测图 |
| 附表1 红彦地区岩浆岩LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素定年数据 |
| 附表2 红彦地区部分侵入岩锆石Hf同位素分析数据 |
| 附表3 红彦地区岩浆岩锆石微量元素分析数据 |
| 附表4 红彦地区岩浆岩主量、稀土及微量元素分析数据 |
| 参考文献 |
（2）大兴安岭南段巴林左旗-扎鲁特旗地区晚中生代岩浆作用及其构造背景（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景与选题依据 |
| 1.1.1 岩浆岩的研究现状 |
| 1.1.2 中亚造山带东段研究现状与存在问题 |
| 1.1.3 大兴安岭地区晚中生代岩浆岩研究现状及存在问题 |
| 1.2 研究思路及拟解决的关键问题 |
| 1.2.1 研究思路 |
| 1.2.2 本文拟解决的关键问题 |
| 1.2.3 本论文依托的科研项目 |
| 1.3 论文工作量 |
| 第2章 区域地质概况 |
| 2.1 区域大地构造与构造单元划分 |
| 2.1.1 东北地区构造格局 |
| 2.1.2 大兴安岭构造单元划分 |
| 2.2 研究区地质概况 |
| 2.2.1 区域地层 |
| 2.2.2 区域断裂构造 |
| 2.2.3 区域岩浆岩 |
| 2.2.4 区域矿产 |
| 第3章 晚中生代岩浆岩地质特征与岩石学特征 |
| 3.1 巴林左旗-扎鲁特旗地区晚中生代侵入岩地质特征 |
| 3.2 巴林左旗-扎鲁特旗地区晚中生代火山岩地质特征 |
| 第4章 巴林左旗-扎鲁特旗地区晚中生代岩浆活动的年代学格架及其时空分布 |
| 4.1 分析方法 |
| 4.2 定年结果 |
| 4.2.1 研究区晚中生代侵入岩的定年结果 |
| 4.2.2 研究区晚中生代火山岩的定年结果 |
| 4.3 巴林左旗-扎鲁特旗地区晚中生代岩浆作用期次 |
| 4.3.1 晚侏罗世岩浆岩岩石组合及其空间分布 |
| 4.3.2 早白垩世早期火成岩岩石组合及空间分布 |
| 4.3.3 早白垩世晚期侵入岩岩石组合及空间分布 |
| 第5章 巴林左旗-扎鲁特旗地区晚中生代岩浆岩的地球化学和锆石Hf同位素组成 |
| 5.1 分析方法 |
| 5.1.1 主量和微量元素分析方法 |
| 5.1.2 锆石Hf同位素分析方法 |
| 5.2 晚侏罗世岩浆岩的地球化学和锆石Hf同位素 |
| 5.2.1 主量和微量元素 |
| 5.2.2 锆石Hf同位素 |
| 5.3 早白垩世早期岩浆岩的地球化学和锆石Hf同位素 |
| 5.3.1 ~140Ma岩浆岩的主量和微量元素 |
| 5.3.2 ~140Ma岩浆岩的锆石Hf同位素 |
| 5.3.3 ~130Ma岩浆岩的主量和微量元素 |
| 5.3.4 ~130Ma岩浆岩的锆石Hf同位素 |
| 5.4 早白垩世晚期岩浆岩的地球化学和锆石Hf同位素 |
| 5.4.1 主量和微量元素 |
| 5.4.2 锆石Hf同位素 |
| 第6章 巴林左旗-扎鲁特旗地区晚中生代岩浆岩的岩石成因 |
| 6.1 晚侏罗世岩浆岩的岩石成因 |
| 6.1.1 晚侏罗世侵入岩岩石成因 |
| 6.1.2 晚侏罗世火山岩岩石成因 |
| 6.2 早白垩世早期岩浆岩的岩石成因 |
| 6.2.1 ~140Ma侵入岩岩石成因 |
| 6.2.2 ~130Ma侵入岩岩石成因 |
| 6.2.3 ~140Ma火山岩岩石成因 |
| 6.2.4 ~130Ma火山岩岩石成因 |
| 6.3 早白垩世晚期岩浆岩的岩石成因 |
| 6.3.1 早白垩世晚期侵入岩的岩石成因 |
| 6.3.2 早白垩世晚期火山岩岩石成因 |
| 6.4 大兴安岭南段的陆壳增生 |
| 6.4.1 大兴安岭南段陆壳的多样性 |
| 6.4.2 大兴安岭南段陆壳的不均一性:锆石Hf同位素证据 |
| 第7章 大兴安岭南段巴林左旗-扎鲁特旗地区晚中生代构造演化 |
| 7.1 晚侏罗世岩浆岩形成的构造背景 |
| 7.2 早白垩世早期岩浆岩形成的构造背景 |
| 7.3 早白垩世晚期岩浆岩形成的构造背景 |
| 7.4 大兴安岭南段巴林左旗-扎鲁特旗地区晚中生代构造演化 |
| 7.4.1 晚侏罗世(蒙古-鄂霍茨克洋南向俯冲引起的弧后伸展) |
| 7.4.2 早白垩世早期(蒙古-鄂霍茨克洋板块的平板俯冲作用) |
| 7.4.3 早白垩世晚期(伸展环境) |
| 第8章 结论 |
| 8.1 结论 |
| 8.2 主要创新点 |
| 8.3 存在的问题与建议 |
| 参考文献 |
| 作者简介及在学期间所取得的科研成果 |
| 致谢 |
（3）大兴安岭南段东坡铜多金属矿床成矿作用研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| abstract |
| 第1章 序言 |
| 1.1 研究区位置及自然地理概况 |
| 1.2 论文选题依据及研究意义 |
| 1.3 研究现状与亟待解决的地质问题 |
| 1.3.1 热液铜多金属矿床 |
| 1.3.2 研究区研究现状 |
| 1.3.3 存在问题 |
| 1.4 研究内容、研究方法及技术路线 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 研究方法 |
| 1.4.3 技术路线 |
| 1.4.4 实物工作量 |
| 1.5 取得的主要认识及创新点 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 地层 |
| 2.2 构造 |
| 2.3 岩浆岩 |
| 2.4 区域矿产 |
| 第3章 典型矿床地质特征 |
| 3.1 矽卡岩型矿床 |
| 3.1.1 神山矽卡岩型铁铜矿床 |
| 3.2 斑岩型矿床 |
| 3.2.1 闹牛山斑岩型铜矿床 |
| 3.2.2 布敦化斑岩型铜矿床 |
| 3.3 热液脉型矿床 |
| 3.3.1 莲花山热液脉型铜银矿床 |
| 3.3.2 阿贵热液脉型铜矿床 |
| 3.4 小结 |
| 第4章 矿床成因研究 |
| 4.1 样品采集及分析测试方法 |
| 4.1.1 流体包裹体 |
| 4.1.2 氢-氧同位素 |
| 4.1.3 硫-铅同位素 |
| 4.2 成矿流体地球化学特征 |
| 4.2.1 流体包裹体研究 |
| 4.2.2 成矿流体来源 |
| 4.3 成矿物质来源 |
| 4.3.1 硫源 |
| 4.3.2 铅源 |
| 4.4 矿床成因 |
| 4.4.1 矽卡岩型矿床 |
| 4.4.2 斑岩型矿床 |
| 4.4.3 热液脉型矿床 |
| 第5章 成岩成矿时代及构造背景 |
| 5.1 样品采集及分析测试方法 |
| 5.1.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb |
| 5.1.2 辉钼矿Re-Os |
| 5.1.3 主量元素、微量元素及稀土元素 |
| 5.1.4 Lu-Hf同位素 |
| 5.2 成岩成矿时代和岩石成因 |
| 5.2.1 矽卡岩型矿床 |
| 5.2.2 斑岩型矿床 |
| 5.2.3 热液脉型矿床 |
| 5.3 铜多金属矿床成矿时代及构造环境 |
| 5.3.1 成矿时代 |
| 5.3.2 成矿构造环境 |
| 5.4 小结 |
| 第6章 区域构造演化与铜多金属成矿作用 |
| 6.1 区域构造演化 |
| 6.2 区域铜多金属成矿作用和成矿模式 |
| 6.2.1 印支期早三叠世铜多金属成矿作用 |
| 6.2.2 燕山晚期晚侏罗世铜多金属成矿作用 |
| 6.2.3 燕山晚期早白垩世铜多金属成矿作用 |
| 第7章 结论 |
| 参考文献 |
| 作者简介及在学期间所取得的科研成果 |
| 致谢 |
（4）大兴安岭北段—小兴安岭地区斑岩型铜、钼矿床成矿作用与岩浆活动（论文提纲范文）
| 作者简介 |
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| §1.1 研究区范围与自然地理概况 |
| §1.2 选题来源、目的及研究意义 |
| 1.2.1 选题来源及目的 |
| 1.2.2 研究意义 |
| §1.3 选题的国内外研究现状 |
| 1.3.1 研究区地质勘查程度及研究工作基础 |
| 1.3.2 斑岩型矿床研究现状 |
| 1.3.3 研究区成矿规律研究现状 |
| §1.4 研究内容及技术路线 |
| §1.5 论文完成的主要工作量 |
| §1.6 主要研究成果 |
| 第二章 区域地质背景 |
| §2.1 构造单元划分 |
| §2.2 区域地层 |
| 2.2.1 前寒武系 |
| 2.2.2 早古生界 |
| 2.2.3 晚古生界 |
| 2.2.4 中生界 |
| 2.2.5 新生界 |
| §2.3 区域侵入岩 |
| 2.3.1 前寒武纪 |
| 2.3.2 加里东期 |
| 2.3.3 海西期 |
| 2.3.4 印支期 |
| 2.3.5 燕山期 |
| §2.4 区域火山岩 |
| 2.4.1 海相火山岩 |
| 2.4.2 陆相火山岩 |
| §2.5 区域构造 |
| 2.5.1 褶皱构造 |
| 2.5.2 断裂构造 |
| §2.6 区域矿产 |
| 第三章 斑岩型铜矿床地质特征及成矿作用 |
| §3.1 矿床地质特征 |
| 3.1.1 多宝山铜矿床 |
| 3.1.2 铜山铜矿床 |
| §3.2 成矿流体特征 |
| 3.2.1 样品采集、制备和测试方法 |
| 3.2.2 流体包裹体岩相学研究 |
| 3.2.3 显微测温研究 |
| 3.2.4 成矿压力和深度估算 |
| 3.2.5 成矿流体成分 |
| §3.3 稳定同位素特征 |
| 3.3.1 氢氧同位素 |
| 3.3.2 硫同位素 |
| 3.3.3 铅同位素 |
| §3.4 成矿时代 |
| §3.5 矿床成因与成矿模式 |
| 第四章 斑岩型钼矿床地质特征及成矿作用 |
| §4.1 矿床地质特征 |
| 4.1.1 岔路口钼多金属矿床 |
| 4.1.2 鹿鸣钼矿床 |
| §4.2 成矿流体特征 |
| 4.2.1 样品采集、制备和测试方法 |
| 4.2.2 流体包裹体岩相学研究 |
| 4.2.3 显微测温研究 |
| 4.2.4 成矿压力和深度估算 |
| 4.2.5 成矿流体成分 |
| §4.3 稳定同位素特征 |
| 4.3.1 氢氧同位素 |
| 4.3.2 硫同位素 |
| 4.3.3 铅同位素 |
| §4.4 成矿时代 |
| §4.5 矿床成因与成矿模式 |
| 第五章 与成矿有关的岩浆岩特征 |
| §5.1 与斑岩型铜矿有关的岩浆岩特征 |
| 5.1.1 地质及岩相学特征 |
| 5.1.2 成岩时代 |
| 5.1.3 岩石地球化学特征 |
| 5.1.4 Sr-Nd-Hf同位素特征 |
| 5.1.5 岩石成因 |
| §5.2 与斑岩型钼矿有关的岩浆岩特征 |
| 5.2.1 地质及岩相学特征 |
| 5.2.2 成岩时代 |
| 5.2.3 岩石地球化学特征 |
| 5.2.4 Sr-Nd-Hf同位素特征 |
| 5.2.5 岩石成因 |
| 第六章 区域成矿规律及找矿方向 |
| §6.1 斑岩型铜、钼矿床的成矿时代 |
| §6.2 斑岩型铜、钼矿床的空间分布 |
| §6.3 成岩成矿的地球动力学背景 |
| 6.3.1 古亚洲洋的演化与成岩成矿 |
| 6.3.2 蒙古-鄂霍次克洋的演化与成岩成矿 |
| 6.3.3 西太平洋的演化与成岩成矿 |
| 6.3.4 岩石圈伸展减薄与成岩成矿 |
| §6.4 斑岩型铜、钼矿床成岩成矿作用对比 |
| §6.5 区域找矿方向 |
| 6.5.1 斑岩型铜矿床的找矿方向 |
| 6.5.2 斑岩型钼矿床的找矿方向 |
| 第七章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（5）内蒙古大兴安岭南段敖包吐铅锌银多金属矿床成矿机制及定位预测研究（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 选题来源及研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状及拟解决的关键问题 |
| 1.2.1 大兴安岭地区岩浆活动与成矿 |
| 1.2.2 大兴安岭南段区域成矿规律 |
| 1.2.3 大兴安岭中南段“上脉下体”成矿模式 |
| 1.2.4 铅锌矿成矿理论与找矿勘查方面研究进展 |
| 1.2.5 成矿预测方面研究进展 |
| 1.2.6 研究区勘查现状 |
| 1.2.7 拟解决的关键科学技术问题 |
| 1.3 研究内容、思路与技术路线 |
| 1.4 完成的主要工作量 |
| 第二章 区域成矿地质背景 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.2 区域火山岩 |
| 2.3 区域侵入岩 |
| 2.4 区域构造 |
| 2.5 区域地球物理与地球化学特征 |
| 2.6 区域地质发展史及区域成矿作用 |
| 第三章 矿床地质特征 |
| 3.1 矿床地质 |
| 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 |
| 3.3 矿化与蚀变特征 |
| 3.3.1 矿化组分及结构构造 |
| 3.3.2 蚀变类型及结构特征 |
| 3.3.3 矿物生成顺序及成矿阶段 |
| 第四章 成岩作用和成矿机制研究 |
| 4.1 测试样品采取与分析方法 |
| 4.1.1 测试样品采取 |
| 4.1.2 锆石LA-ICP-MS微区原位U-Pb定年和微量元素分析 |
| 4.1.3 锆石LA-MC-ICP-MS微区原位Hf同位素比值分析 |
| 4.1.4 全岩主、微量元素含量分析 |
| 4.1.5 原位微区硫化物Pb同位素比值测试 |
| 4.1.6 原位微区硫化物S同位素比值测试 |
| 4.1.7 闪锌矿LA-ICP-MS原位微区微量元素分析 |
| 4.1.8 石英H-O同位素测试 |
| 4.1.9 硫化物电子探针分析 |
| 4.2 成岩年代研究 |
| 4.3 成矿岩浆岩成因及构造动力学背景 |
| 4.3.1 岩石学特征 |
| 4.3.2 岩石化学特征 |
| 4.3.3 岩浆岩来源与成因类型 |
| 4.3.4 成岩成矿动力学背景 |
| 4.4 闪锌矿成矿矿物学研究 |
| 4.4.1 元素变化特征 |
| 4.4.2 元素赋存状态 |
| 4.4.3 闪锌矿中微量元素及赋存状态对地球化学勘查的启示 |
| 4.4.4 闪锌矿对成矿温度的指示 |
| 4.4.5 闪锌矿对矿床成因的指示 |
| 4.5 矿床成因 |
| 4.5.1 成岩成矿作用时限 |
| 4.5.2 成矿物质来源 |
| 4.5.3 成矿温度 |
| 4.6 本章小结 |
| 第五章 地球物理信息提取及对成矿机制的启示 |
| 5.1 信息提取基础 |
| 5.2 电性异常信息提取 |
| 5.2.1 岩矿石电物性特征 |
| 5.2.2 电法方法和方法组合有效性试验 |
| 5.2.3 平面域电性异常分布情况及已知矿带电性异常特征 |
| 5.3 磁异常信息提取 |
| 5.3.1 岩矿石磁物性特征 |
| 5.3.2 平面域磁性异常分布情况 |
| 5.3.3 Ⅲ号重点磁异常区异常结构剖析 |
| 5.4 重力异常信息提取 |
| 5.4.1 岩矿石密度物性特征 |
| 5.4.2 平面域重力异常场分布情况 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 地球化学信息提取及对成矿机制的启示 |
| 6.1 原生晕地球化学信息提取(垂向域) |
| 6.1.1 Ⅰ号矿带原生晕地球化学信息 |
| 6.1.2 Ⅱ号矿带原生晕地球化学信息 |
| 6.2 次生晕地球化学信息提取(平面域) |
| 6.3 本章小结 |
| 第七章 矿体定位预测 |
| 7.1 控矿要素分析 |
| 7.1.1 构造对成矿的控制 |
| 7.1.2 成矿母岩对成矿的控制 |
| 7.1.3 矿源岩对成矿的控制 |
| 7.1.4 围岩岩性对成矿的控制 |
| 7.2 成矿机制总结 |
| 7.3 预测准则与预测的理论依据 |
| 第八章 矿体定位实践暨靶区圈定 |
| 8.1 已知矿体深部定位预测研究 |
| 8.1.1 空间矿化信息研究方法介绍 |
| 8.1.2 Ⅰ6号矿体深部定位预测 |
| 8.1.3 Ⅱ1号矿体深部定位预测 |
| 8.2 已知矿体外围定位预测研究 |
| 8.2.1 A1靶区预测依据及验证结果 |
| 8.2.2 A2靶区预测依据及验证情况 |
| 8.2.3 C1靶区预测依据及验证情况 |
| 8.2.4 B1、C3、D1靶区预测依据及验证情况 |
| 8.2.5 B3靶区预测依据 |
| 结束语 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（7）黑龙江省主要金属矿产构造—成矿系统基本特征（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 目标任务 |
| 1.1.1 目的意义 |
| 1.1.2 主要任务 |
| 1.2 研究范围 |
| 1.3 主要研究内容和技术路线 |
| 1.3.1 主要研究内容 |
| 1.3.2 技术路线和工作方法 |
| 1.4 完成的主要工作量 |
| 2 大陆动力学和区域成矿学研究现状 |
| 2.1 大陆动力学研究现状 |
| 2.1.1 大陆动力学的由来及要解决的主要问题 |
| 2.1.2 大陆动力学研究主要进展 |
| 2.2 区域成矿学研究现状 |
| 2.2.1 成矿系统理论 |
| 2.2.2 成矿系列理论 |
| 2.3 黑龙江省地质工作程度及研究现状 |
| 2.3.1 黑龙江省基础地质工作程度 |
| 2.3.2 黑龙江省地质研究现状及存在的主要问题 |
| 3 成矿地质构造环境 |
| 3.1 地层 |
| 3.1.1 前寒武系 |
| 3.1.2 古生界 |
| 3.1.3 中生界 |
| 3.1.4 新生界 |
| 3.2 火山岩 |
| 3.2.1 海相火山岩 |
| 3.2.2 陆相火山岩 |
| 3.3 侵入岩 |
| 3.3.1 大兴安岭弧盆系(Ⅱ-2)侵入岩 |
| 3.3.2 小兴安岭弧盆系(Ⅱ-2)侵入岩 |
| 3.3.3 佳木斯-兴凯地块(Ⅱ-3)侵入岩 |
| 3.3.4 完达山蛇绿混杂岩带(Ⅲ-15)侵入岩 |
| 3.3.5 侵入岩浆作用划分对比 |
| 3.4 变质岩 |
| 3.4.1 佳木斯-兴凯地块变质岩区 |
| 3.4.2 东风山-尔站地块变质岩区 |
| 3.4.3 兴华-鄂伦春-落马湖-新开岭微地块群变质岩区 |
| 3.5 大型变形构造 |
| 3.5.1 构造混杂岩带 |
| 3.5.2 韧性剪切带 |
| 3.5.3 大型地堑系统 |
| 3.6 大陆构造基本特征 |
| 3.6.1 重力推断岩石圈壳-幔界面形态及上地幔构造分区 |
| 3.6.2 岩石圈结构构造基本特征 |
| 3.6.3 大地构造分区方案 |
| 3.6.4 大地构造演化阶段划分方案 |
| 3.6.5 构造演化阶段主要特征 |
| 4 主要金属矿产成矿单元、成矿系统划分 |
| 4.1 成矿单元划分方案 |
| 4.1.1 成矿单元的基本含义 |
| 4.1.2 成矿区带划分的基本原则 |
| 4.1.3 成矿单元划分方案 |
| 4.2 成矿系统划分方案 |
| 4.2.1 成矿系统划分原则 |
| 4.2.2 成矿系统划分方案及其与构造单元、成矿单元的耦合关系 |
| 4.3 Ⅲ级成矿单元基本特征 |
| 4.3.1 大兴安岭成矿省(2-1) |
| 4.3.2 吉黑成矿省 |
| 5 古元古代陆缘增生带成矿系统类主要成矿系统基本特征 |
| 5.1 PT1 兴东岩群铁金钨成矿系统 |
| 5.1.1 成矿地质构造环境 |
| 5.1.2 典型矿床 |
| 5.1.3 成矿系统基本成矿要素 |
| 5.2 PT_1 东风山群金铁(钴)成矿系统 |
| 5.2.1 成矿地质构造环境 |
| 5.2.2 典型矿床 |
| 5.3 Pt1 兴华渡口岩群铁金成矿系统 |
| 5.3.1 成矿地质构造环境 |
| 5.3.2 代表性矿床 |
| 6 裂谷成矿系统类主要成矿系统基本特征 |
| 6.1 中元古代蛇绿混杂岩铁锰铬镍成矿系统 |
| 6.2 晚元古代张广才岭陆缘裂谷铁、硫铁矿成矿系统(E) |
| 6.2.1 成矿地质构造环境 |
| 6.2.2 代表性矿床 |
| 6.3 晚元古代陆间裂谷蛇绿混杂岩铁钛钒成矿系统 |
| 6.3.1 成矿地质构造环境 |
| 6.3.2 代表性矿床 |
| 6.4 D_(1-2) 罕达气弧裂谷金银铜成矿系统 |
| 6.5 P_1 龙江-塔溪裂谷铜金(铅锌)成矿系统 |
| 6.5.1 成矿地质构造环境 |
| 6.5.2 代表性矿床 |
| 6.6 完达山T_2-J_1 超镁铁质侵入杂岩铜镍成矿系统 |
| 6.6.1 成矿地质构造环境 |
| 6.6.2 代表性矿(化)点 |
| 7 奥陶纪岛弧或火山弧成矿系统类(3)主要成矿系统基本特征 |
| 7.1 多宝山岛弧斑岩铜钼金成矿系统(G) |
| 7.1.1 成矿系统的地质构造环境 |
| 7.1.2 成矿系统结构 |
| 7.1.3 典型矿床 |
| 7.2 伊春-延寿岩浆弧铅锌钨钼铜成矿系统 |
| 7.2.1 成矿地质构造环境 |
| 7.2.2 典型矿床 |
| 7.2.3 成矿系统基本成矿要素 |
| 8 深大断裂成矿系统类主要成矿系统基本特征 |
| 8.1 密-敦深大断裂P_2 超镁铁质侵入杂岩铂钯铜镍成矿系统 |
| 8.1.1 成矿地质构造环境 |
| 8.1.2 典型矿床 |
| 8.2 大和镇深大断裂T_2-J_1 超镁铁质侵入杂岩铜镍成矿系统(M) |
| 8.2.1 成矿地质构造环境 |
| 8.2.2 代表性矿化特征 |
| 9 T_3-J_1 陆内构造-岩浆成矿系统类主要成矿系统基本特征 |
| 9.1 印支晚期构造-岩浆活动基本特征 |
| 9.2 小兴安岭-张广才岭构造-岩浆热液金钼铜钨成矿系统 |
| 9.2.1 张广才岭Pt_3 裂谷接触交代-热液铁铅锌铜成矿亚系统 |
| 9.2.2 伊春∈_1 陆表海盆接触交代-热液铁铅锌成矿亚系统 |
| 9.2.3 奥陶纪多宝山岛弧中-中酸性岩浆热液金铜铁钨成矿亚系统 |
| 9.2.4 铁力晚古生代陆缘海盆接触交代-热铁铅锌铜钼成矿亚系统 |
| 9.2.5 斑岩-热液钼成矿亚系统 |
| 9.3 鸡东-老黑山T_3-J_1花岗岩带中酸性浅成斑岩铜金铅锌成矿系统 |
| 10 J_3-K_1 构造-岩浆作用成矿系统类主要成矿系统基本特征 |
| 10.1 燕山中期构造-岩浆喷发-侵入活动基本特征 |
| 10.2 东风山群中侏罗世中-中酸性浅成杂岩金钨锑成矿系统 |
| 10.3 大兴安岭构造-岩浆作用金银铅锌铜钼成矿系统 |
| 10.3.1 上黑龙江J_(2-3) 逆掩推覆构造叠加J_3-K_1 火山作用金成矿亚系统 |
| 10.3.2 J_3-K_1火山作用金铜成矿亚系统 |
| 10.3.3 Pt_3 弧间裂谷叠加J_3-K_1 火山作用铅锌铜钼金成矿亚系统 |
| 10.3.4 脆-韧性构造叠加J_3-K_1 火山作用金成矿亚系统 |
| 10.4 小兴安岭盆岭构造-岩浆作用金银铅锌铜钨锡钼成矿系统 |
| 10.4.1 燕山中期火山作用金银铜钼成矿亚系统 |
| 10.4.2 中基性-中酸性岩浆侵入接触交代-热液铅锌铜钨钼金成矿亚系统 |
| 10.5 佳木斯-兴凯地块区J_3-K_2 构造-岩浆作用金银铜成矿系统 |
| 10.5.1 成矿地质构造环境 |
| 10.5.2 K_1 中-酸性浅成岩浆热液金铜钨锡成矿亚系统代表性矿床 |
| 10.5.3 K_2 酸性浅成岩浆热液金成矿亚系统代表性矿床 |
| 11 主要金属矿产构造-成矿系统演化 |
| 11.1 新太古代-中元古代地块及其成矿系统形成演化大阶段 |
| 11.2 新元古代-早三叠世古亚洲洋弧盆体系形成演化大阶段 |
| 11.3 中三叠世以来滨太平洋活动大陆边缘构造-成矿系统演化大阶段 |
| 11.4 主要金属矿产重要成矿类型和成矿期 |
| 11.5 黑龙江右岸北西向大型构造-成矿带成因探讨 |
| 11.5.1 前中生代北西向构造-成矿特征延续继承发展的主要原因 |
| 11.5.2 中生代强烈的北西向构造-岩浆-成矿作用 |
| 12 结论 |
| 结束语/致谢 |
| 主要参考文献 |
| 个人简历 |
（8）中国东北小兴安岭及邻区斑岩型矿床成矿作用研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究区范围及自然概况 |
| 1.2 研究意义及论文选题 |
| 1.2.1 研究意义 |
| 1.2.2 项目依托 |
| 1.3 研究现状及存在问题 |
| 1.3.1 斑岩型矿床研究现状 |
| 1.3.2 区域研究现状及存在问题 |
| 1.4 研究内容、测试方法和完成工作量 |
| 1.4.1 主要研究内容 |
| 1.4.2 实验技术路线 |
| 1.4.3 完成工作量 |
| 1.5 主要研究进展 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造单元划分 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.2.1 新太古界-古元古界 |
| 2.2.2 新元古界 |
| 2.2.3 古生界 |
| 2.2.4 中生界 |
| 2.2.5 新生界 |
| 2.3 区域火山岩 |
| 2.4 区域侵入岩 |
| 2.4.1 加里东期 |
| 2.4.2 海西期 |
| 2.4.3 印支期 |
| 2.4.4 燕山期 |
| 2.5 区域构造 |
| 2.5.1 褶皱构造 |
| 2.5.2 断裂构造 |
| 2.6 区域矿产 |
| 第3章 区域动力学演化 |
| 3.1 前寒武纪陆块形成 |
| 3.2 古生代古亚洲洋构造域演化 |
| 3.2.1 早古生代陆间洋的俯冲 |
| 3.2.2 晚古生代陆间洋的俯冲、闭合及造山带形成 |
| 3.3 早中生代蒙古-鄂霍次克洋构造域的演化 |
| 3.4 早侏罗世-早白垩世环太平洋构造域演化 |
| 3.4.1 早-中侏罗世古亚洲洋向环太平洋构造域转换 |
| 3.4.2 早白垩世环太平洋构造域演化 |
| 3.5 小结 |
| 第4章 典型矿床研究 |
| 4.1 斑岩型铜矿床 |
| 4.1.1 多宝山铜矿 |
| 4.1.2 常发沟铜矿 |
| 4.1.3 矿床成因类型 |
| 4.2 岩株型钼矿床 |
| 4.2.1 矿区地质概况 |
| 4.2.2 矿床地质特征 |
| 4.2.3 成矿流体研究 |
| 4.2.4 成矿时代 |
| 4.3 与深成侵入体有关的细网脉型钼矿床 |
| 4.3.1 长安堡钼矿 |
| 4.3.2 鹿鸣钼矿 |
| 4.3.3 矿床成因类型 |
| 4.4 叠生型铜(金)矿床 |
| 4.4.1 矿区地质概况 |
| 4.4.2 矿床地质特征 |
| 4.4.3 成矿时代和成矿期次 |
| 4.4.4 流体包裹体研究 |
| 4.4.5 成矿流体性质及演化 |
| 4.4.6 控矿条件和矿床成因 |
| 4.5 小结 |
| 第5章 区域成矿作用及成矿系列 |
| 5.1 早古生代斑岩型铜、钼成矿作用 |
| 5.1.1 成矿物质来源 |
| 5.1.2 成矿流体特征 |
| 5.1.3 成矿时代 |
| 5.1.4 成矿动力学背景与成岩成矿过程 |
| 5.2 晚古生代与闪长岩有关的细网脉型铜、金成矿作用 |
| 5.2.1 成矿物质来源 |
| 5.2.2 成矿流体特征 |
| 5.2.3 成矿时代 |
| 5.2.4 成矿动力学背景与成岩成矿过程 |
| 5.3 早-中侏罗世岩株型、与深成侵入体有关的细网脉型钼成矿作用 |
| 5.3.1 成矿物质来源 |
| 5.3.2 成矿流体特征 |
| 5.3.3 成矿时代 |
| 5.3.4 成矿动力学背景与成岩成矿过程 |
| 5.4 早白垩世斑岩型、热液脉型铜、金成矿作用 |
| 5.4.1 成矿物质来源 |
| 5.4.2 成矿流体特征 |
| 5.4.3 成矿时代 |
| 5.4.4 成矿动力学背景与成岩成矿过程 |
| 5.5 成矿期与成矿系列划分 |
| 结论 |
| 参考文献 |
| 作者简介及攻读博士学位期间发表的学术论文 |
| 致谢 |
（9）中蒙俄跨境区域铜、金、铅、锌、铀成矿特征对比及意义（论文提纲范文）
| 0 引言 |
| 1 区域大地构造及成矿区带划分 |
| 2 区域重点金属资源分布特征 |
| 2.1 跨境区铜矿资源分布特征及典型矿床 |
| 2.2 跨境区金矿资源分布特征及典型矿床 |
| 2.3 跨境区铅-锌矿资源分布特征及典型矿床 |
| 2.4 跨境区铀矿资源分布特征及典型矿床 |
| 3 成矿作用和成矿规律 |
| 4 成矿潜力及找矿前景分析 |
| 5 结语 |
（10）内蒙古陈巴尔虎旗八大关铜钼矿岩石地球化学特征及U-Pb、Re-Os年龄（论文提纲范文）
| 1 矿床地质特征 |
| 1.1 地层 |
| 1.2 侵入岩 |
| 1.3 构造 |
| 1.4 围岩蚀变 |
| 1.5 矿体及矿石特征 |
| 2 样品采集及测试方法 |
| 2.1 样品采集 |
| 2.2 主量、稀土和微量元素测试方法 |
| 2.3 锆石U-Pb同位素测定方法 |
| 2.4 辉钼矿Re-Os同位素测定方法 |
| 3 岩石地球化学特征 |
| 3.1 主量元素 |
| 3.2 稀土及微量元素 |
| 3.3 构造环境判别 |
| 4 同位素年龄 |
| 4.1 锆石U-Pb测年 |
| 4.2 辉钼矿Re-Os年龄 |
| 5 讨论 |
| 5.1 成岩构造背景 |
| 5.2 成矿特征 |
| 5.3 与乌奴格吐山铜钼矿对比研究 |
| 6 结论 |
四、蒙古-鄂霍次克内陆活动带斑岩铜矿化勘查（论文参考文献）
- [1]大兴安岭中北段与金铜钼矿有关岩浆岩成矿专属性及红彦地区成矿预测[D]. 杨永胜. 中国地质大学, 2017(01)
- [2]大兴安岭南段巴林左旗-扎鲁特旗地区晚中生代岩浆作用及其构造背景[D]. 张超. 吉林大学, 2020(08)
- [3]大兴安岭南段东坡铜多金属矿床成矿作用研究[D]. 马雪俐. 吉林大学, 2020(08)
- [4]大兴安岭北段—小兴安岭地区斑岩型铜、钼矿床成矿作用与岩浆活动[D]. 胡新露. 中国地质大学, 2015(01)
- [5]内蒙古大兴安岭南段敖包吐铅锌银多金属矿床成矿机制及定位预测研究[D]. 刘利宝. 中国地质大学, 2020(03)
- [6]蒙古-鄂霍次克内陆活动带斑岩铜矿化勘查[J]. P.V.Koval,张锡濂. 地质地球化学, 1991(01)
- [7]黑龙江省主要金属矿产构造—成矿系统基本特征[D]. 谭成印. 中国地质大学（北京）, 2009(07)
- [8]中国东北小兴安岭及邻区斑岩型矿床成矿作用研究[D]. 王琳琳. 吉林大学, 2018(12)
- [9]中蒙俄跨境区域铜、金、铅、锌、铀成矿特征对比及意义[J]. 高阳,周振华,张义波,韩世炯,张冬冬. 地质与勘探, 2021(01)
- [10]内蒙古陈巴尔虎旗八大关铜钼矿岩石地球化学特征及U-Pb、Re-Os年龄[J]. 张璟,邵军,周永恒,鲍庆中,王宏博. 地质通报, 2016(08)