一、吉林球粒陨石矿物学研究（论文文献综述）
彭昊[1]（2020）在《中国沙漠陨石富集机制及部分沙漠陨石岩石学地球化学研究》文中研究指明陨石是降落地表的行星际物质,是研究地外物质及太阳星云形成演化的直接证据,同时也是反演地球内部结构和历史的重要佐证。每天有大量的行星际物质穿越大气层进入地表,但经历穿越大气层的烧蚀作用和降落地表后的风化作用后,残留下来的陨石样品十分稀少。目前全世界陨石样品的分布极不均一,大部分都位于南极地区与沙漠地区,我国境内的沙漠分布广泛,沙漠陨石的收集工作也在逐步展开,本次研究就旨在厘清沙漠地区陨石的富集机制。目前我国境内的沙漠陨石命名区共计32个,发现沙漠陨石超过250块,结合世界上和我国境内的陨石富集区可以看出,干旱的气候条件、稳定的地表环境、风力搬运作用、严苛的自然条件以及浅色背景的地表是陨石富集的重要条件。此次研究同时对我国沙漠地区发现的部分陨石样品进行了分类学研究,共计29块普通球粒陨石样品和3块铁陨石样品,利用场发射扫描电子显微镜、电子探针与等离子体质谱仪等分析手段,对样品的岩石学地球化学特征进行分析。本次研究的普通球粒陨石样品中,共计1块H4型普通球粒陨石;3块H5型普通球粒陨石;2块LL5型普通球粒陨石;1块LL6型普通球粒陨石;10块L5型普通球粒陨石;11块L6型普通球粒陨石,以及1块原始类型L3型普通球粒陨石。从风化程度上来看,此次研究的普通球粒陨石中,有5块样品的风化等级为W1;5块样品的风化等级为W2;10块W3风化等级的样品以及6块W4风化等级的样品。铁陨石样品中,有一块富镍无结构的IVB型铁陨石;一块中粒八面体IIIAB型铁陨石;以及一块粗粒八面体IIE型铁陨石。
薛昊日[2]（2020）在《吉林省镁铁质-超镁铁质岩特征及成矿作用研究》文中研究指明吉林省地处古亚洲洋构造体系、环太平洋构造体系及蒙古-鄂霍茨克构造体系共同影响区域,区内经历了漫长而复杂的地质演化过程。伴随着不同时期的地球动力学演化,形成了大量的镁铁质-超镁铁质岩体,在这些岩体中孕育着一批铜镍硫化物矿床,其中红旗岭、赤柏松等大中型岩浆熔离型铜镍硫化物矿床的的发现,奠定了吉林省镍资源大省的地位,为国家镍资源保障做出了重大的贡献。近年来,吉林省在铜镍硫化物矿床勘查中并无重大找矿突破,这表明在镁铁质-超镁铁质岩体及铜镍硫化物矿床的研究程度上仍然存在差距,尤其是成岩成矿岩体年代学特征、地球动力学背景及成矿作用等,缺乏系统而深入的研究,严重制约着找矿工作的进一步开展。本文以现代成矿理论为基础,野外勘查调研与室内测试分析相结合,探讨不同时期地球动力学演化,综合分析研究典型矿床,通过区域成矿地质条件分析研究总结区域成矿规律,明确找矿方向,为吉林省铜镍硫化物矿床研究奠定理论基础。论文主要取得如下认识:1.系统的总结了吉林省与镁铁质-超镁铁质岩有关的地球动力学演化过程,认为其经历了太古宙华北克拉通基底的形成与演化,古元古代辽吉洋构造演化,中元古代哥伦比亚超大陆的裂解,古生代-早中生代古亚洲构造域的发展与演化及滨太平洋构造域的转换。2.通过地质学及年代学研究,将吉林省镁铁质-超镁铁质岩体成岩事件划分为5个阶段:（1）新太古代晚期（25892398Ma）,代表岩体有荏田6号、9号岩体,小陈木沟含矿岩体,新太古代晚期发生的弧陆碰撞造山作用,闭合后的造山伸展环境是该期镁铁质-超镁铁质岩体形成的主要地球动力学背景;（2）古元古代中期（22371820Ma）,代表岩体有赤柏松1号岩体,形成于辽吉洋闭合后的伸展环境;（3）中元古代中期（1200Ma）,代表岩体有汉阳沟岩体,其所在的龙岗地块在中元古时期处于强烈的伸展环境,与哥伦比亚超大陆的最终裂解时限相对应;（4）中晚三叠世（245206Ma）,代表岩体有漂河川4、5号岩体、长仁-獐项5、6、11号岩体、西北岔115号岩体以及石人沟含矿岩体,形成于古亚洲洋闭合后的伸展环境;（5）早侏罗世（191175Ma）,代表岩体有福洞15、26号岩体,该期镁铁质-超镁铁质岩体是太平洋板块俯冲体制下弧后伸展环境的产物。3.通过对吉林地区典型铜镍硫化物矿床的研究,认为小陈木构铜镍硫化物矿床原生岩浆起源于受地壳混染或流体交代的亏损型地幔,在熔融期重力分异作用明显,矿石中存在的角砾,代表其形成于动荡的岩浆环境之中,通过年代学研究,该矿床为全国最古老的铜镍硫化物矿床（2589±10 Ma）。对成矿时代争议较大的赤柏松铜镍矿进行矿床成因分析研究,通过总结前人研究资料,确定该矿床成矿时代为古元古代中期（2237±62 Ma）,属于熔离-贯入型铜镍硫化物矿床。对红旗岭、长仁-獐项、漂河川、二道沟、石人沟开展综合研究分析,认为兴蒙造山带东段的铜镍硫化物矿床成矿时间应起于245Ma,止于206Ma。其中长仁-獐项、漂河川、二道沟地球化学特征表现为低硅、低钛、高镁、贫碱、低∑REE的特征,富集LILE、亏损HFSE,与洋岛玄武岩（OIB）相似,岩浆源区为亏损的软流圈地幔,部分源区遭受富集地幔混染。S主要来自于上地幔,原始岩浆来源于原始地幔10%20%的部分熔融,深部熔离作用导致铂族元素亏损,在上升过程中受到一定成度地壳物质的混染。4.通过对早侏罗世福洞岩群进行成矿潜力分析,认为太平洋板块俯冲引起的局部熔融比例太小,硫化物在源区发生熔离,无法在地壳聚集成矿。5.吉林省铜镍硫化物矿床具有很强的成矿专属性,表现在（1）含矿岩体主要受深大断裂控制;（2）分异充分的镁铁质-超镁铁质杂岩体有利于成矿,辉石岩相是主要的含矿岩相,橄辉岩、辉橄岩、苏长岩次之,辉长岩一般不含矿;（3）含矿岩石发育贵橄榄石和古铜辉石,Fo≈En,镁铁质岩m/f值介于0.52,超镁铁质岩m/f值介于26之间,对成矿非常有利;（4）含矿岩相具有高镁、低硅、低钙、低∑REE,富集LILE、亏损HFSE的特征,Cr、Co和Ni含量较高;（5）地幔源区发生较大比例的部分熔融,达到高镁玄武质或苦橄质玄武岩浆的范畴。6.在判别含矿岩体与非含矿岩体的基础上,通过一系列评价指标的建立,对各个时期镁铁质-超镁铁质岩体的成矿与找矿潜力作出客观评价,认为中-晚三叠世是吉林省铜镍硫化物矿床重要的成矿期,该期镁铁质-超镁铁质岩体数量较多,岩体分异程度高,岩相复杂,含矿率高,找矿潜力最大;古元古代镁铁质-超镁铁质岩体主要分布在华北克拉通北缘东段,自北向南展布,岩体形成的构造背景与中—晚三叠世岩体相似,形成于大洋闭合后的伸展环境,同样具有较大的找矿潜力;新太古代晚期镁铁质-超镁铁质岩体由于岩体形成时代古老,经历了复杂的地质发展、变化过程,对矿体的保存条件要求苛刻,找矿难度较大;中元古代中期镁铁质—超镁铁质岩体分异程度较差,矿化程度较弱,国内同一时期形成的铜镍硫化物矿床较少,该期的成矿潜力不清,在勘查中每个岩体要结合岩体形态、分异程度、侵位深度和矿化特征等具体分析;早侏罗世镁铁质-超镁铁质岩体在兴蒙造山带东段零星分布,岩相相对单一,绝大部分为辉长岩（脉）,岩体的矿化较弱,因其地幔源区的部分熔融比例太小,导致大量硫化物滞留在地幔而无法形成富含金属元素的硫不饱和原始岩浆,因而不具找矿潜力。
仝记[3]（2020）在《云南西双版纳曼桂陨石的岩石矿物学研究》文中进行了进一步梳理本文的研究对象是一块降落在我国云南省西双版纳傣族自治州的陨石,已被国际陨石命名委员会命名为曼桂陨石。目前世界上已收集的陨石中,目击降落型陨石相对较为少见。由于新降落,受地球风化较轻,因此,降落型陨石一直是陨石研究的热点。本文使用光学显微镜、电子探针、扫描电镜等科学仪器,对曼桂陨石进行科学研究。岩石结构观察表明,该陨石发生较强的重结晶作用,但保留了残余球粒结构,球粒轮廓已经变得模糊,基质几乎全部发生了重结晶,陨石内次生长石颗粒粗大,广泛分布在球粒内和其他硅酸盐矿物间隙。该陨石的主要矿物组合是橄榄石、低钙辉石、斜长石、铁纹石、镍纹石和陨硫铁等。根据电子探针分析,橄榄石平均成分,Fa值为24.3,低钙辉石平均成分,Fs=20.5,Wo=1.4,Fa和Fs的相对标准偏差（PMD）均小于5,镍纹石中平均Ni含量为22.3wt.%,铁纹石中平均Ni含量为4.93wt.%。在薄片中发现数条冲击熔脉,且在局部发现熔球状陨硫铁集合体,陨石内硅酸盐矿物破碎严重,局部有马赛克消光现象。综合分析,该陨石为普通球粒陨石,化学群为L群,岩石类型为6型,风化程度W1,冲击程度S4。另外,通过对曼桂陨石的熔壳进行研究,分析了曼桂陨石的熔壳特征。该陨石具有完整的熔壳。熔壳具有三层结构,最外层为玻璃质层,中间为部分熔融层,里层为广泛分布枝状富陨硫铁细脉层。观察分析,陨硫铁细脉主要发布在橄榄石中。根据不同矿物膨胀系数比对,作者认为熔壳内陨硫铁细脉的成因是橄榄石易形成脆性断裂,高温融化的陨硫铁熔体渗透充填到橄榄石裂隙所致。此外,对次生熔壳内矿物和陨石内部矿物进行对比研究,经过数据分析得出橄榄石中的FeO、TiO2、MnO含量均有不同程度降低,辉石中的FeO、TiO2、Cr2O3、MnO有不同程度的降低。这说明熔壳中部分熔融的橄榄石、辉石中发生了高温还原作用。通过和铁纹石共生的镍纹石中心镍含量和镍纹石宽度测量,得出陨石母体冷却速率大于100℃/Ma。结合陨石岩石类型,对曼桂陨石内球粒重结晶进行研究,针对不同的球粒类型分析了球粒的重结晶过程,不同的球粒类型热变质产生的重结晶程度不同。普通球粒陨石作为陨石学研究的基础,尤其是对降落型陨石的详细研究,很可能给我们提供一些新的认识,这对了解太阳系早期的历史和演化有着重要的意义。
沈崇辉[4]（2020）在《宁芜盆地马鞍山绿松石矿带典型矿床成因研究》文中研究指明马鞍山绿松石矿带位于长江中下游多金属成矿带宁芜盆地中段。本次工作对该绿松石矿带中大黄山和笔架山典型矿床进行了详细地野外地质调查和室内实验研究,探讨了绿松石矿床成因和成矿过程,旨在丰富和完善绿松石成矿理论。马鞍山绿松石矿带中的绿松石矿床为盆地内玢岩型磁铁矿床的伴生矿床,含磷灰石磁铁矿体（岩）为绿松石矿床的成矿母岩,矿体赋存于高岭石化岩段铁矿体和邻近的围岩辉石闪长玢岩节理裂隙内。绿松石矿床成矿阶段包括假象阶段（绿松石+高岭石矿物组合阶段）和热液阶段（绿松石+石英+黄铁矿+高岭石矿物组合阶段）。绿松石矿石矿物以假象状、结核状和脉状形态产出。绿松石具致密微晶-鳞片状、不规则球粒状、放射纤维球粒状等变胶结构,其结构和结晶程度受成矿方式、杂质矿物和重结晶作用控制。绿松石成矿和胶体重结晶过程中,晶体结构中Fe3+和A13+可形成完全类质同象替代。随绿松石中w（TFeO）增加,颜色由蓝色调向绿色调、黄绿色调变化;当绿松石中w（TFeO）大于w（CuO）时,可划归为绿松石矿物族中的磷铜铁矿（铁绿松石）。与绿松石共生黄铁矿的晶形特征、Co和Ni含量、Co/Ni比值（32-51）和硫同位素值（δ34S=8.3-11.9‰）,指示绿松石成矿热液来源于陆相次火山活动形成的火山岩浆热液,热液中的水来源于岩浆水,并混合大气降水。根据绿松石共生矿物组合判断成矿温度约为270℃左右,成矿热液为酸性中低温热液。绿松石和磷灰石主要化学成分均为P205,二者微量元素和稀土元素组成特征近似,表明绿松石成矿物质P来源于成矿母岩（磁铁矿岩）中的磷灰石。与绿松石共生的黄铁矿成因指示成矿物质Cu源于火山岩浆热液。绿松石共生和蚀变矿物指示成矿物质Fe和Al来源于成矿母岩中磁铁矿和钠长石。综合研究认为,马鞍山绿松石矿带中的绿松石矿床为陆相次火山活动形成的中低温热液蚀变交代（充填）成因。中低温热液蚀变交代成矿母岩（磁铁矿岩）发生绿松石矿化,并在成矿母岩和围岩（辉石）闪长玢岩的构造裂隙部位富集成矿。大面积高岭石化和黄铁矿化,地表零星分布的蓝铁矿、银星石等磷酸盐矿物,孔雀石、蓝铜矿等次生含铜矿物是绿松石矿床重要的找矿标志。陆相火山岩建造中玢岩型磁铁矿床发育区域是绿松石矿床的重要的找矿方向。
戴荔果[5]（2019）在《青海省滩间山—锡铁山地区金铅锌成矿系统》文中提出锡铁山-滩间山地区位于青藏高原柴达木盆地北缘构造带的西段。柴北缘构造带北接祁连地块,南邻柴达木地块,东西分别以哇洪山-温泉断裂和阿尔金走滑断裂同阿尔金-敦煌地块和秦岭造山带为界。该构造带内自北向南又以鱼卡-乌兰断裂为界,分为两个构造单元,北部为欧龙布鲁克陆块,南部为鱼卡河（沙柳河）超高压带。乌兰-鱼卡断裂两侧夹杂分布着滩间山群岛弧火山-沉积岩及蛇绿岩残片。柴北缘先后经历了加里东期、海西期和印支期造山作用,地质构造复杂,是我国西部重要成矿带之一,成矿潜力巨大,已发现有锡铁山超大型铅锌矿床和滩间山大型金矿床等。该区自然条件恶劣,交通不便,致使全区研究程度相对较低,前人虽对该区成矿地质背景和主要矿床类型研究取得不少成果,但均未能从成矿系统的角度进行探讨,影响到对该区成矿规律的认识。本文以成矿系统理论为指导,以滩间山-锡铁山地区的金铅锌矿床研究为切入点,以岩浆-成矿作用为主线,系统性分析了锡铁山铅锌矿、青龙沟金矿、滩间山金矿等典型矿床的矿床地质特征、成矿物质来源、成矿流体来源、矿床成因类型及成矿时代等多方面特征,并开展了与成矿有关的岩浆岩的地质特征、岩相学、岩石地球化学、Sr-Nd-Pb-Hf同位素地球化学、锆石微量元素地球化学及锆石U-Pb年代学等多方面的研究。以此为基础,厘定了研究区成岩成矿的地球动力学背景,初步建立了研究区金铅锌成矿系统及亚系统,探讨了金铅锌成矿系统的时空分布规律及其成矿作用过程,建立了区域成矿系统演化模式,指出了找矿方向。滩间山-锡铁山地区区域构造演化大致经历了:（1）古元古代-新元古代,陆块初步形成;（2）新元古代,大洋演化阶段;（3）早-中加里东期,柴北缘洋持续性扩张、俯冲,并形成沟-弧-盆体系。晚加里东期,柴达木陆块碰撞、深俯冲欧龙布鲁克陆块,并闭合最终进入后造山阶段;（4）海西期,宗务隆洋打开、形成有限洋盆,至晚海西期-印支期,西向俯冲于欧龙布鲁克陆块之下,其后,洋盆闭合,陆陆碰撞,进入后造山阶段;（5）晚中生代-新生代,青藏高原隆升。在其演化的过程中,形成了颇具特色的金铅锌成矿系统。滩间山-锡铁山地区金铅锌（铜）成矿系统中赋矿岩体的成岩-成矿时代与动力学背景得以约束:滩间山金矿床赋矿闪长玢岩（1768±19Ma、444.8±8.3Ma、255±3Ma）、野骆驼泉金矿床赋矿花岗闪长岩（283.5±3.1Ma）、红柳沟金矿床赋矿花岗岩（441.3±3.5Ma）,及锡铁山铅锌矿床侵入滩间山群的花岗岩（445±2.3Ma）,与已报道成矿年龄相对应。滩间山金矿床闪长玢岩锆石年龄谱系指示其主要源于欧龙布鲁克地块,且显示欧龙布鲁克地块存在太古宙基底,并分别响应晚新太古代陆块汇聚事件、Rodinia超大陆汇聚裂解事件、加里东造山和晚海西-印支造山事件。锡铁山铅锌矿床花岗岩的成岩时代和火山岩的地球化学特征限定了赋矿滩间山群火山-沉积建造的地层层序和构造背景,滩间山群d岩组的成岩构造环境并不相似于a岩组,其可能不具备类似成矿潜力。滩间山-锡铁山地区存在加里东期铅锌金成矿系统（包括早加里东期铅锌（铜）成矿亚系统和晚加里东期金成矿亚系统）、海西期铅锌（铜）成矿系统和印支期金成矿系统。其分别形成了:与早加里东期盆地演化有关的铅锌（铜）成矿亚系列、与晚加里东期岩浆活动有关的金成矿亚系列、与海西期岩浆活动有关的铅锌（铜）成矿系列,及与印支期岩浆活动有关的金成矿系列。典型矿床的研究表明,该区部分地段存在晚期成矿系统对早期成矿系统的叠加改造,形成叠加型矿床,如锡铁山铅锌矿床和双口山铅锌矿床为喷流沉积-热液叠加型矿床。锡铁山矿床的成矿作用经历了:早加里东期的喷流沉积成矿,及其后的变质变形改造期和热液叠加期。喷流沉积成矿期形成了以层状、似层状为主的铅锌矿体,矿石常具胶状结构和条带状构造。变质变形改造期表现为矿体的边部具有不规则的“边刺”、“边瘤”,矿石变质组构发育,常见变晶结构、碎裂结构、花斑状构造及块状构造。前两期矿体一起产于主含矿层或次含矿层中。热液叠加期矿石多为脉状结构,矿物晶粒加粗,矿脉边侧常见有厚度不大的硅化、绢云母化、方解石化等热液蚀变。锡铁山矿床铅同位素组成表明铅为壳幔混合铅,指示深部火山岩与上部正常沉积岩铅的混合;硫同位素组成指示硫主要源于赋矿火山岩。氢氧和碳氧同位素特征表明成矿流体以岩浆热液为主,混合部分海水、变质水及浅源水。锡铁山矿床的流体包裹体研究显示,喷流沉积期网脉状矿石（管道相）的成矿流体均一温度峰值为180℃240℃和270℃330℃,盐度126wt%NaCl eqv.（集中于412 wt%和2123 wt%NaCl eqv.）;喷流沉积期纹层-似层状矿石（海底喷流沉积相）的成矿流体均一温度峰值250℃260℃,盐度集中于12.514 wt%NaCl eqv.;晚阶段无矿石英的流体包裹体均一温度峰值165℃175℃,盐度集中于68wt%NaCl eqv.。喷流沉积期的流体压力,集中于100bar内,少部分100200bar,成矿深度0.41.4km,多数在1km内,成矿流体密度多为中-低密度流（密度<海水）,少数网脉状矿体中流体为高密度流（密度>海水,或接近于海水密度线）特征。研究表明,成矿流体从下部网脉状管道矿体至上部层状矿体,温度下降,盐度趋于集中,密度下降,反映其与海水系统较强的混合均一作用,且发生了沸腾（同一视域见不同类型包裹体,隐爆角砾岩,及盐度呈两端元特征14wt%及1226 wt%NaCl eqv.）,为成矿组分沉淀卸载的过程,至最晚阶段无矿流体的温度、盐度、密度和压力则明显降低。青龙沟金矿床是晚加里东期岩浆活动有关的金成矿亚系统形成的产物,矿体主要赋存于中元古代万洞沟群沉积地层和石英闪长玢岩脉中。矿石类型有变砂岩型、大理岩型、蚀变闪长玢岩型、绢云千枚岩型、石英脉型等。矿石矿物主要有（含砷）黄铁矿、毒砂、自然金。围岩蚀变类型主要有黄铁绢云岩化、硅化、碳酸岩化等。成矿阶段划分为,I少硫化物石英脉阶段;II石英-绢云母-黄铁矿多金属硫化物阶段;III石英-碳酸盐阶段,其中II、III为主成矿阶段。青龙沟矿床主成矿阶段铅和硫同位素特征表明,成矿物质来源为深部岩浆与浅部万洞沟群混合的产物。氢氧同位素特征表明成矿流体主要为岩浆热液,混入部分变质水、大气水。成矿流体成分分析表明,包裹体气相主要为H2O、CO2和N2,及少量CO、CH4、H2;液相主要为H2O、SO42-、Cl-、Na+、Ca2+、Mg2+,及少量K+、F-,属H2O-NaCl-CO2-CH4（N2）体系。青龙沟矿床成矿流体的均一温度范围为140℃360℃,盐度415wt%和2122wt%NaCl eqv,密度0.720.99g/cm3。其中,I、II、III阶段的均一温度分别集中于:280℃350℃、240270℃和140℃210℃;盐度分别为1115wt%和2122wt%、710wt%,及46wt%NaCl eqv.;以成矿压力算得成矿深度分别为:1.53.6km,1.42.4km和1.21.7km。主成矿阶段流体包裹体特征显示,同一视域纯液相+富液相+富气相共存,不同充填度气液相包裹体群状分布,表明流体发生了沸腾。滩间山金矿床是与印支期岩浆活动有关的金成矿系统的产物,矿体主要赋存于万洞沟群炭质千枚岩片岩和蚀变闪长玢岩脉中。矿石矿物主要有含砷黄铁矿、黄铁矿和毒砂。主载金矿物为黄铁矿、石英和毒砂。围岩蚀变多见硅化、绢云母化、黄铁矿化。主成矿期岩浆热液期可分为:I少硫化物-石英脉成矿阶段、II黄铁矿-石英脉成矿阶段和III碳酸盐-石英脉成矿阶段。其中I、II为主成矿阶段。滩间山矿床主成矿阶段矿石的硫同位素组成表明硫为岩浆硫源;铅同位素组成表明铅为深源和上地壳铅的混合;碳氧同位素组分表明碳主要为岩浆岩源,混和大理岩碳源。成矿流体成分研究表明,包裹体气相主要为H2O和CO2,及少量CO、N2、CH4和H2;液相成分主要为H2O,SO42-、Cl-、Ca2+、Na+、Mg2+,及少量K+、F-、NO3-等。成矿流体属H2O-NaCl-CO2-CH4（N2）体系,富CO2,及Cl->F-,表明其主要为岩浆热液,混合部分变质水、大气水。滩间山矿床成矿流体氢氧同位素特征表明,其主要为岩浆热液,混合变质水、大气水。三个阶段成矿流体的均一温度分别集中于300℃380℃,140℃200℃和200℃280℃;盐度分别集中于68wt%,810wt%和68wt%NaCl eqv.;流体密度分别为0.660.99/cm3,0.921.04g/cm3和0.780.98g/cm3;以成矿压力算得成矿深度分别为1.194.12km（均值2.46km）,1.282.4km（均值2.0km）,及1.121.33 km（均值1.23 km）,表明压力和深度由早阶段-主成矿阶段-晚阶段依次递减。滩间山金矿床赋矿闪长玢岩的成岩条件和成矿潜力研究表明,三期岩浆（1768±30Ma、445±19Ma和255±3Ma）的氧逸度值均较高（Ce/Ce*N和lgfO2值多在FMQ氧逸度缓冲线之上）,具较好的成矿潜力,且均出现了至少一次晚期熔流体的再注入、升温过程,其溶蚀了先存锆石,改变了锆石微量元素的演化趋势（Dy、Th/U、Ce/Dy值上升（或Th/U、Ce/Dy值范围扩大）,Hf/Y、Yb/Nd、Yb/Dy值减小（或Yb/Dy值范围缩小））,使氧逸度值发生变化,导致前两期氧逸度值升高而后一期降低。后者的降低可能是晚期熔流体演化为含高挥发分、携巨量金属元素的成矿流体,并最终大规模沉淀成矿的反映,暗示了金矿床的主成矿期为印支期。总结了研究区加里东期金铅锌（铜）成矿系统（包括早加里东期铅锌（铜）成矿亚系统和晚加里东期金成矿亚系统）、海西期铅锌（铜）成矿系统和印支期金成矿系统的时空分布规律,建立了区域成矿系统演化模式。早加里东期柴北缘洋壳俯冲造成的弧间-弧后盆地内的三级盆地-四级凹陷,控制了早加里东期铅锌（铜）成矿亚系统的分布;晚加里东期柴北缘洋壳俯冲形成的火山弧型花岗岩和其后柴达木陆块碰撞、深俯冲欧龙布鲁克陆块形成的后碰撞花岗岩的分布及伴生的断裂、褶皱构造,控制了晚加里东期金成矿亚系统;海西期晚泥盆世-早石炭世,柴北缘以北的宗务隆洋盆开始打开,到中石炭世-早二叠世形成有限洋盆。此阶段柴北缘地区处于造山后伸展构造环境,普遍发育与造山带去根有关的一期海西期花岗岩浆活动,并形成伴生的断裂和褶皱构造,控制了海西铅锌（铜）成矿系统;印支期,宗务隆有限洋盆俯冲欧龙布鲁克陆块及其后的陆陆碰撞等造山作用过程形成的印支期火山弧型花岗岩和其后后碰撞花岗岩的分布及伴生的断裂、褶皱构造,控制了印支期金成矿系统。并且存在晚期成矿系统对早期成矿系统的叠加改造,形成叠加型矿床。在系统研究典型矿床的基础上,建立了锡铁山式铅锌矿找矿模型和滩间山式金矿找矿模型。指出了区域金铅锌矿床找矿的远景区:滩间山-青龙沟金找矿远景区、绿梁山-双口山铅锌金铜找矿远景区、锡铁山铅锌金找矿远景区、赛什腾山西段金铜找矿远景区等。
陈宏毅[6]（2018）在《HED族陨石的岩石学成因及其对母体岩浆演化的指示》文中研究指明Howardite—Eucrite—Diogenite（HED）族陨石是地球上发现数量最多的岩浆岩陨石样品,对研究小行星早期岩浆演化具有重要意义。本论文选择9块包括斜方辉石岩、辉长岩、辉绿岩、玄武岩和角砾岩等不同类型的HED族陨石,分别从其岩石结构构造、矿物（辉石、斜长石、石英、尖晶石、自然铁、陨硫铁和钛铁矿等）的主微量元素、全岩主微量元素和同位素（氧、铬同位素）等方面进行研究,在HED族陨石的岩石学成因联系、母体岩浆演化、热变质成因和陨石起源等方面取得了以下研究成果:（1）HED族陨石原始岩石类型均为岩浆岩,按照岩浆结晶的先后顺序分别形成了斜方辉石岩、辉长岩、辉绿岩和玄武岩,这些岩石在岩浆演化中具有同源性和继承性的特点,形成深度由深到浅、温度由高到低,热变质程度由低到高,表层玄武岩热变质可能主要为玄武岩浆多期次喷发覆盖加热所导致。（2）HED族陨石主要由辉石和斜长石组成,不同岩石类型中辉石和斜长石化学成分不同。辉石:斜方辉石岩主要为古铜辉石——紫苏辉石(Fs19.230.6Wo1.435.00);堆晶辉长岩为紫苏辉石(Fs34.137.9Wo1.883.24),部分出熔普通辉石——透辉石(Fs14.016.0Wo41.346.5)片晶;玄武岩为易变辉石(Fs44.165.3Wo5.1122.3)出熔普通辉石(Fs26.147.7Wo26.445.0),部分转变为铁紫苏辉石(Fs57.862.9Wo1.834.96)。斜长石:大部分为钙长石(An90.097.4 Ab2.20</sub>9.73),少量倍长石（An87.789.7 Ab10.011.3）和拉长石（An73.277.9 Ab20.824.4）。（3）HED族陨石中辉石的Mg#是区分岩石类型的重要指标,并能够反演其岩浆演化过程,Mg#大于60为堆晶岩,小于60为玄武岩,从斜方辉石岩→辉长岩→玄武岩,斜方辉石平均Mg#值从72.8→63.5→36.6,单斜辉石Mg#值从71.4→73.9→44.7。（4）HED族陨石全岩成分和组成地球洋壳的玄武岩相比,镁铁含量高,铝含量低,岩浆演化成熟度相当于地球的洋壳玄武岩部分;从斜方辉石岩→堆晶辉长岩→玄武岩,稀土元素总量增高,轻重稀土比值增高,亲石、亲铁和不相容微量元素含量增高;通过辉石中不相容元素和稀土元素实验分析后认为,辉石岩和辉长岩是平衡分异结晶作用的产物,而玄武岩形成过程比较复杂,大部分是由结晶残余岩浆形成,少部分经历了母体部分熔融的不平衡结晶作用。（5）通过氧、铬同位素、稀有气体和冲击变质效应等方面数据对比后认为,GRV13001玄武岩质单矿碎屑角砾岩可能直接起源于一个直径数公里的小行星碎片,该小行星碎片在进入地球轨道之前位于比灶神星更加靠近火星的位置,并且该碎片可能起源于灶神星或者和灶神星具有类似特征的其它V型小行星。
路东宇[7]（2020）在《西秦岭江里沟矽卡岩型W-（Cu-Mo）矿床成因研究》文中认为金属钨作为发展现代电子、能源、国防等高科技工业不可缺少的和不可替代的重要金属原料。因其重要的国防和高科技工业价值、稀缺性、不可替代性及全球矿床分布的不均一性,使得钨已经被欧美、日本、英国等国家列为“关键金属”,进行战略储备。钨作为我国重要的优势稀有金属,其可开采年限仅为23年,不容乐观。我国W矿床主要集中在华南成矿带和江南古陆斑岩矽卡岩成矿带内。近些年找矿勘查在西秦岭地区发现一些列三叠纪斑岩-矽卡岩Cu-Au-W-Mo矿床,成为寻找三叠纪矿床具有巨大潜力的地区。江里沟矽卡岩W-（Cu-Mo）矿床作为其中唯一个达到中型的矽卡岩钨矿床,将其作为典型矿床,进行矿床地质特征、成矿流体系统、矽卡岩矿物学和矿质沉淀过程研究,准确限定矿床成因。最终,建立矿床成因模型,以期为区域相似条件寻找相似矿床提供理论支撑和实践指导。古特提斯洋在三叠纪时期沿现今勉略缝合带的闭合,标志着华北板块（NCB）和华南板块（SCB）的最终拼贴完成。秦岭造山带广泛发育三叠纪岩浆活动,为该地区的成矿作用提供了有利的条件。矿区内江里沟复式花岗岩体作LA-ICP-MS锆石U-Pb测年结果显示:三种岩相斑状黑云母二长花岗岩、花岗斑岩和细粒花岗岩,加权平均年龄分别为:229.1±1.8Ma（MSWD=0.82）、222.5±1.4Ma（MSWD=0.41）和217.1±1.8Ma（MSWD=1.4）,指示该岩体形成于晚三叠世。地球化学具有高硅（SiO2=72.67%～77.84%）,富碱（K2O+Na2O=7.67%～8.75%）,弱过铝质（A/CNK=1.01～1.06）高钾钙碱性-钾玄质系列岩石,属高分异I型花岗岩。其中包裹的镁铁质微粒包体（MME）锆石U-Pb加权平均年龄为225.9±1.7Ma（MSWD=0.85）,与岩体同期形成,为混合成因。二者Hf同位素显示,二者来自中-新元古代岩石圈地幔与新生地壳的混合来源。矿区内石英闪长岩锆石U-Pb加权平均年龄为244.9±2.7Ma（MSWD=2.4）,正εHf（t）值和低初始指示（87Sr/86Sr）i=0.705784～0.708034指示源于岩石圈地幔。地化特征显示俯冲岛弧岩浆岩特点,为早三叠世俯冲背景下,活动大陆缘弧岩浆。而江里沟复式花岗岩体的原始岩浆是由部分熔融的岩石圈地幔与中心新元古代的地壳混合,形成的混合岩浆,后经强烈的结晶分异作用形成江里沟复式花岗岩体。矿石中辉钼矿的Re-Os等时线年龄为217±lMa（MSWD=1.4）,代表了成矿年龄,表明成矿与后两期花岗岩相关系紧密,矿床形成于晚三叠世。矿床石榴子石及辉石等矽卡岩矿物组成表明矿床为氧化-还原过渡型矽卡岩钨矿。花岗斑岩及细粒花岗岩Nb-Ta元素受热液影响,Nb/Ta比值极低,暗示与成矿关系紧密。矿床主体产出为矽卡岩型矿石,白钨矿的稀土和微量元素特点表明,白钨矿可以划分为四个世代,世代可进一步划分不同类型,并且各个世代白钨矿沉淀过程中与矽卡岩形成的各个过程密不可分。白钨矿的稀土元素配分模式差异,可能是受到了同结晶矿物分馏HREE、成矿流体的REE组成差异和氧化还原状态的差异所导致。白钨矿第二世代和（SchⅡ）和第三世代白钨矿（SchⅢ）内REE的元素含量及球粒陨石标准化配分图形的差异,利用白钨矿结晶模拟计算证明是从氧化还原性质波动的流体中连续结晶的结果。根据研究结果,本文重建出各个世代白钨矿沉淀的过程。矿床内流体包裹体主要发育气液两相包裹体,其中,氧化物阶段和Mo-Cu硫化物阶段富气相包裹体中气相成分含有C02+CH4±N2,可能指示成矿流体经过与含碳有机水的混合或者含碳质围岩和含NH4+围岩的水岩反应,导致pH升高和温度的降低,导致白钨矿沉淀,进一步降温导致了硫化物矿石的形成。这也与成矿脉中石英的H-O同位素结果一致。基于以上研究,结合区域地层晚三叠世逆冲推覆构造和褶皱发育、火山岩和岩浆岩研究,认为江里沟复式花岗岩体侵位于中晚三叠世华南板块向北沿阿尼玛卿-勉略缝合带碰撞至后碰撞的背景之下,俯冲下的古特提斯洋板片的回撤（Roll-back）引发了该区下部的软流圈的上涌,导致岩石圈地幔的部分熔融,进而诱发下地壳的部分融熔,二者混合形成混合岩浆房,经过强烈的结晶分异和分批的抽离（229Ma-223Ma-217Ma）侵位至江里沟复式背斜之下,在大理岩和钙质粉砂岩接触带处发生矿化沉淀。最终结合以上认识和研究结果,建立了江里沟矽卡岩型W-（Cu-Mo）矿床的矿床成因模型。
聂喜涛[8]（2019）在《延边和龙地区中生代热液金银、钼和铁铜多金属成矿作用与成矿地质模式研究》文中认为延边和龙地区地处华北克拉通北缘东段,由龙岗地块和华北克拉通北缘陆缘增生带两大构造单元组成,受到古亚洲洋构造域和古太平洋构造域叠加作用的影响,多起构造、岩浆作用使得本区成为以钼为主的多金属成矿区。本文在和龙地区已有资料研究的基础上,对研究区区域地球动力学演化进行了系统的研究,在此基础上,选取研究区内代表性矿床（点）进行系统的矿床地质特征、流体包裹体特征、同位素地球化学特征及年代学特征等方面的研究,确定矿床成因。同时在研究岩浆与成矿的关系、成矿流体的演化、成矿物质来源的基础上,探讨成矿作用,建立典型矿床成矿模式。最后结合区域地球动力学背景,建立区域成矿模式。取得的主要进展与结论如下:1.研究区经历了早前寒武纪结晶基底的形成与演化、古亚洲洋构造域的演化（俯冲、闭合、伸展）以及古太平洋构造域的演化三个阶段。新太古代末期,克拉通化结束,进入系统伸展构造过程。到了中三叠世华北克拉通和兴蒙造山带在本区拼贴完成,古亚洲洋构造域演化结束。晚三叠世研究区处于古亚洲洋闭合后的伸展背景。早-中侏罗世研究区处于古太平洋板块向欧亚板块的西向俯冲的构造背景,标志着环太平洋构造域演化的开始。2.首次将研究区热液矿床划分为中温热液脉型、斑岩型、矽卡岩型和叠生型四类。其中百里坪银矿为中温热液脉型银矿床,金.城洞金矿为中温热液脉型金矿床,石马洞钼矿和华集岭钼矿为斑岩型钼矿床,白石洞铁矿为矽卡岩型铁矿床,沙金沟金矿为叠生型金矿床:为与侵入岩有关的金矿化叠加中温热液脉型金矿化。3.矿物流体包裹体显微岩相学、化学成分和氢-氧同位素研究揭示:百里坪银矿流体包裹体类型为气液两相包裹体、富CO2三相包裹体和含子矿物多相包裹体,主成矿阶段包裹体均一温度为233296℃,盐度为3.137.2%NaCleqv,密度为0.751.08g/cm3,为中温,中低盐度,中低密度的CO2-NaCl-H2O成矿流体体系,其来源于岩浆水、晚期有大气降水的加入;金城洞金矿流体包裹体类型为气液两相包裹体和富CO2三相包裹体,主成矿阶段包裹体均一温度范围为251312℃,盐度为0.511.2%NaCleqv,密度为0.500.87g/cm3,为中高温,中低盐度,低密度的CO2-NaCl-H2O成矿流体体系,其来源于岩浆水、晚期混有大气降水;石马洞钼矿流体包裹体类型主要为气液两相包裹体,少量的含CO2三相包裹体和含子矿物包裹体,主成矿阶段包裹体均一温度范围为242338℃,盐度为6.910.7%NaCleqv,密度为0.750.90g/cm3,为中高温,中低盐度,中低密度CO2-NaCl-H2O成矿流体体系,成矿流体来源于岩浆水,晚期可能混有大气降水;华集岭钼矿流体包裹体类型主要为气液两相包裹体和富CO2三相包裹体,少量的含子矿物多相包裹体,主成矿阶段包裹体均一温度范围为250347℃,盐度为6.013.6%NaCleqv,密度为0.620.88g/cm3,激光拉曼结果显示含矿流体主要成分为H2O和CO2,含少量的N2,为中高温,中低盐度,中低密度含CO2、N2的NaCl-H2O成矿流体体系,其来源于岩浆水、晚期混有大气降水;白石洞铁矿流体包裹体类型主要为气液两相包裹体和含子矿物三相包裹体,少量的富CO2三相包裹体,矽卡岩期石榴子石中包裹体均一温度范围为297445℃,盐度为4.250.4%NaCleqv,密度为0.651.11 g/cm3。石英-硫化物期流体包裹体均一温度范围为154287℃,盐度为4.220.2%NaCleqv,密度为0.761.00g/cm3,表明早期为高温,高盐度,高密度成矿流体体系,晚期流体为低温,中盐度,中低密度NaCl-H2O成矿流体体系;沙金沟金矿第一期流体包裹体类型为含子矿物多相包裹体、气液两相包裹体和纯CO2包裹体,主成矿阶段包裹体均一温度范围为265425℃,盐度为6.416.5%NaCleqv,密度为0.561.01g/cm3,为中高温,中低盐度,中低密度的CO2-NaCl-H2O成矿流体体系;第二期流体包裹体类型为富CO2三相包裹体、富气相包裹体和纯CO2包裹体,主成矿阶段包裹体均一温度范围为249325℃,盐度为3.511.5%NaCleqv,密度为0.620.89g/cm3,为中温,中低盐度,低密度的CO2-NaCl-H2O成矿流体体系,晚期混有大气降水。4.矿石矿物硫、铅、Re-Os同位素和相关元素的研究结果表明:百里坪银矿黄铁矿δ34S值变化范围为2.074.93‰,平均为3.88‰,指示成矿物质主要来自深源岩浆硫;金城洞金矿黄铁矿δ34S值变化范围为3.0‰4.3‰,铅同位素组成206Pb/204Pb为16.84517.173,207Pb/204Pb为15.4815.519,208Pb/204Pb为36.86438.52,表明成矿物质来自深源岩浆或壳幔混源;石马洞钼矿辉钼矿的Re含量在26.9×10-633.8×10-6之间,表明成矿物质具有壳幔混源属性;华集岭钼矿黄铁矿样品的δ34S值范围为2.0‰4.2‰,辉钼矿Re含量介于19.564×10-623.128×10-6之间,显示成矿物质主要来自深源岩浆或壳幔混源;白石洞铁矿成矿闪长岩母岩起源于新生地壳和古老物质共同组成的混合源或大部分成矿物质来源于地幔和下地壳的混合源;沙金沟金矿第一期矿石中黄铁矿δ34S值变化范围为-0.08‰1.92‰,成矿物质主要来自幔源,第二期矿石中黄铁矿δ34S值变化范围为0.49‰4.90‰,对应铅同位素组成206Pb/204Pb为18.27018.281,207Pb/204Pb为15.56915.580,208Pb/204Pb为38.25638.301,指示成矿物质具有壳幔混源属性。5.成岩成矿年代学研究结果显示,百里坪银矿与成矿关系密切的辉绿玢岩锆石U-Pb年龄为243.5±2.6Ma,石马洞钼矿和华集岭钼矿辉钼矿Re-Os加权平均年龄分别为163.1±0.9 Ma和178.0±1.1Ma,白石洞铁矿与成矿关系密切的闪长岩锆石U-Pb年龄为164.6±1.4Ma。结合相关研究成果,得出:百里坪中温热液银矿成矿作用发生在中三叠世、成矿与辉绿玢岩有关,金城洞中温热液金矿成矿作用发生在中侏罗世、成矿与煌斑岩、闪长玢岩有关,石马洞和华集岭斑岩型钼矿床成矿作用发生在中侏罗世、成矿与似斑状二长花岗岩有关,白石洞矽卡岩型铁矿成矿作用发生在中侏罗世、成矿与闪长岩有关,而沙金沟叠生型金矿第一期成矿作用与中侏罗世闪长岩有关,第二期成矿作用与早白垩世闪长玢岩关系密切。据此,将研究区中生代热液矿床划分为三个成矿期,分别为印支期（中三叠世）银矿成矿作用、燕山早期（早-中侏罗世）内生多金属成矿作用和燕山晚期（早白垩世）多金属成矿作用。6.从成岩成矿角度出发,初步厘定:印支期（中三叠世）成矿作用是在古亚洲洋闭合的背景下的华北克拉通及其陆源增生带和兴蒙造山带在延边地区发生碰撞、岩石圈板块的缩短、增厚。促使岩石圈地幔的部分熔融形成玄武质岩浆,并底侵、加热下地壳部分熔融形成岩浆房,经过进一步演化,在地壳浅部就位。岩浆演化后期流体出溶、并携带大量的Ag、Au等成矿物质沿着脆性断裂向上迁移,同时萃取少量的地层中的Ag、Au等成矿物质,并在近地表韧性剪切带等构造薄弱部位发生成矿物质的卸载、富集成矿;燕山早期（早-中侏罗世）成矿作用发生在古太平洋板块向欧亚板块的西向俯冲的构造背景下,俯冲洋壳的脱水、脱气导致岩石圈地幔部分熔融形成玄武质岩浆,并底侵、加热下地壳,促使下地壳先存的古老物质部分熔融,混合新生玄武质岩浆生成混合岩浆房,混合岩浆在上侵过程中通过结晶分异作用最终在地表浅部就位形成与燕山早期Mo、Fe、Au矿成矿关系密切的一系列中酸性岩浆岩,岩浆分异晚期形成的热液（含矿热液）沿着脆性断裂向上迁移在有利的构造薄弱带发生成矿物质的卸载、沉淀形成一系列Mo、Fe、Au等热液矿床。燕山晚期（早白垩世）成矿作用发生于古太平洋板块西向俯冲后的伸展背景,携带大量常量及微量元素的高密度幔源C-H-O流体沿着断裂构造上升,在下地壳发生结晶分异作用。一部分形成钙碱性超基性岩浆,经过少量地壳物质的同化混染和结晶分异作用,在地壳浅部就位;另一部分分异为相对富含硅碱质的C-H-O的流体,在地壳不同层次发生热液矿化作用形成含矿热液,含矿热液沿着脆性断裂向上迁移,在地壳浅部构造薄弱部位发生成矿物质的卸载、沉淀、富集成矿。
王行军[9]（2012）在《内蒙古阿拉善地区蛇绿岩的地球化学特征及其构造意义》文中研究表明阿拉善地块地处中亚造山带中部，位于天山造山带与兴蒙造山带的交接位置，是多个板块的复合体，其中发育有多条蛇绿岩、蛇绿混杂岩带。在1∶25万区域地质调查过程，在阿拉善地区新发现了三条蛇绿岩，分别为乌力吉山恨蛇绿岩、毕级尔台敖包蛇绿岩和雅布赖山蛇绿岩。乌力吉山恨蛇绿岩是由辉长岩、角闪辉石岩构成的堆积杂岩，属PTG型堆积杂岩。乌力吉山恨蛇绿岩以稀土总量低，轻重稀土元素分馏程度低，多具中等铕正异常为特征；辉长岩稀土元素配分特征与层状辉长岩一致，辉石岩的稀土元素配分特征与科马提岩相似；高场强元素Nb、Ta、Zr、Hf的含量与N-MORB含量相当。地球化学特征表明，辉长岩与N-MORB相似，辉石岩与地幔岩较为相似，说明乌力吉山恨蛇绿岩形成于MOR环境。LA-ICP-MS测年结果表明，乌力吉山恨蛇绿岩形成于早三叠世晚期（248.37±0.83Ma）。毕级尔台敖包蛇绿岩的主要岩性为角闪辉长岩、角闪石岩，岩石堆积特征明显，属PPG型堆积杂岩，说明其来源于分异的岩浆。毕级尔台敖包蛇绿岩稀土总量低，轻重稀土元素分馏程度较低，多具中等铕正异常，辉长岩的稀土元素的配分特征与层状辉长岩一致；角闪石的稀土元素配分特征多与Ⅱ-型包体相似，部分与科马提岩相似，说明其来源于部分融熔的地幔岩；大离子亲石元素Li、Rb、Sr、Ba的含量与OIB含量相当，高场强元素Nb、Ta、Zr、Hf的含量与E-MORB含量相当；微量元素参数多与IAT相似，部分与N-MORB一致。地球化学特征表明，毕级尔台敖包蛇绿岩形成于SSZ环境。LA-ICP-MS测年结果表明，毕级尔台敖包蛇绿岩形成于中二叠世中期－早二叠世中期（285.8±1.7 Ma、266.84±0.95 Ma）。雅布赖山蛇绿岩是由角闪石岩、角闪辉石岩、角闪辉长岩构成的堆积杂岩，属PPG型堆积杂岩，反映其分异较为明显。雅布赖山蛇绿岩稀土总量低，稀土元素配分特征复杂，辉长岩的配分特征与层状辉长岩相似，超基性岩的配分特征与Ⅱ-型包体、科马提岩相似；高场强元素Nb、Ta、Zr、Hf、U、Th的含量与E-MORB含量相当，大离子亲石元素Li、Rb、Sr、Ba的含量与OIB含量相当；微量元素参数多与IAT相似，部分与N-MORB相近。地球化学特征显示，雅布赖山蛇绿岩形成于SSZ环境。LA-ICP-MS测年结果表明，雅布赖蛇绿岩形成于早二叠世中期（278.4±0.95 Ma）。本次研究表明，乌力吉山恨蛇绿岩是哈萨克斯坦—准噶尔板块与塔里木板块碰撞的产物，而毕级尔台敖包蛇绿岩是古亚洲洋南支封闭的证据，雅布赖山蛇绿岩是塔里木板块与中朝板块碰撞的产物。
许伟[10]（2019）在《北山南部晚古生代构造格局与演化：来自古地磁与岩浆作用的制约》文中指出北山南部是探索中亚造山带中段南部构造演化的绝佳载体,但现今对该区晚古生代大地构造背景、演化历史以及构造归属等重大地质问题存在较大争议。基于北山南部晚古生代岩浆期次不明,地球动力学背景不清;古地磁数据尚且难以为晚古生代构造格局及演化过程提供可靠依据,本文着重从北山南部晚古生代古地磁与岩浆作用两方面入手,理清北山南部晚古生代岩浆作用期次及其产生的大地构造环境,获得可靠的北山南部地区晚古生代古地磁数据,结合层序地层学、沉积学、生物古地理、蛇绿岩、大陆基底属性等相关研究成果,探讨北山南部晚古生代构造格局与演化历史问题,探索古亚洲洋的闭合时限,最终为北山及邻区找矿预测、油气勘探提供理论和技术基础,具有重要的理论意义和实际意义。本文对北山南部晚古生代地层中的火山岩以及部分侵入岩进行了岩相学、锆石U-Pb同位素测年、元素地球化学、锆石Hf同位素、及全岩Sr-Nd同位素等研究,结合区域上已发表的岩浆岩年龄与地球化学数据,并综合其他地质资料,将北山南部晚古生代岩浆作用划分为三个期次:早中泥盆世（420390Ma）,晚泥盆世（375360Ma）,晚石炭世—中二叠世（305260Ma）。早中泥盆世岩浆作用以中酸性火成岩居多,且伴有少量碱性玄武岩产出;玄武岩具有板内岩浆的特征;酸性火成岩部分为A型花岗质岩石,具有后碰撞花岗质岩石的特征;推断该期岩浆的产生与辉铜山洋盆闭合后洋壳板片的断离有关。晚泥盆世岩浆作用以酸性火成岩为主,呈亚碱性;早期有埃达克岩产出,晚期多为A型花岗质岩石;与加厚下地壳引起的岩石圈拆沉相关。晚石炭世—中二叠世火成岩构成双峰式火成岩组合,火成岩多为亚碱性,伴有少量碱性玄武岩;亚碱性中基性火山岩多为拉斑玄武岩系列;玄武岩由受俯冲物质混染的软流圈地幔熔融所形成,兼具有板内与洋中脊玄武岩的双重特征;A型花岗质岩石在全区普遍发育,酸性火成岩亦具有后碰撞花岗质岩石的特征;该期岩浆形成于后碰撞伸展的构造环境。对北山南部石炭系与二叠系进行了系统的古地磁研究,揭示了部分稳定高温特征剩磁。借助岩石磁学实验分析了古地磁样品的携磁矿物及稳定性,明确了特征剩磁获取的时间。最终获得北山南部地块早石炭世古地磁极为-33.8°N,115.3°E,A95=18.6°;对应古纬度为13.1°N±23.6°;晚石炭世（300Ma）古地磁极为-0.2°N,168.4°E,A95=2.9°,古纬度为11.7°N±3.1°;早二叠世（284281Ma）古地磁极为74.5°N,268.5°E,A95=1.6°,古纬度为25.1°N±1.2°（古纬度计算参考点均为:40.55°N,94.08°E）。在详细的野外剖面测量基础上,利用同位素年代学与古生物资料对各地层剖面的时代进行了精确厘定,以大型区域不整合和沉积间断为界面,将北山南部上古生界划分为五个地层层序。层序一（MS1）由下中泥盆统三个井组构成,时代介于420390Ma,研究区西段沉积以陆相为主,东段出露局限;层序二（MS2）由上泥盆统墩墩山群构成,时代介于371367Ma;出露范围非常局限,主要由一套陆相酸性火山岩构成;层序三（MS3）由石炭系红柳园组、石板山组以及芨芨台子组构成,时代介于早石炭世维宪期—晚石炭世莫斯科期（346310Ma）,该期岩浆活动微弱,地层整体呈现海退序列;层序四（MS4）从下至上由干泉组、双堡塘组、菊石滩组以及金塔组构成,该层序的时代延限为晚石炭世末—中二叠世（302259Ma）,整体为一套海相沉积体系,呈现海进序列;层序五（Ms5）为上二叠统方山口组,主要由一套陆相粗碎屑岩构成,火山岩并不发育,区域上不整合于晚二叠世之前的地层之上。利用Hf-Nd同位素,首次绘制了北山地区的基底年龄结构图。显示红石山—百合山—蓬勃山蛇绿混杂岩带南北两侧是陆壳增生最显著的区域,而且蛇绿混杂岩带南北两侧的基底构成存在显著差异,可能代表了古亚洲洋的主缝合线;古生代期间洋盆可能存在南北双向俯冲作用,北侧为大规模新生岛弧与增生楔地质体,南侧为旱山地块北部陆缘弧系统;再往南的区域主体由中下元古界地壳基底构成,原本可能是哥伦比亚超大陆与罗迪尼亚超大陆的组成部分。综合多种地质资料,将北山南部地区奥陶纪—二叠纪构造演化划分为5个阶段:（1）O-S（485420Ma）板片俯冲阶段;（2）D1-D3（420360Ma）后碰撞阶段;（3）D3-C2（360305Ma）陆内稳定阶段;（4）C2-P2（305260Ma）后碰撞伸展阶段;（5）P3（260250Ma）区域洋盆闭合阶段。利用可靠古地磁数据,并结合古生物资料,恢复了古亚洲洋构造域晚石炭世（300Ma）与早二叠世（280Ma）的构造古地理格局。北山南部地块晚石炭世—早二叠世可能与华北—阿拉善地块连为一体;与塔里木地块间以且末—星星峡洋盆相隔;与北部蒙古图瓦地块间以宽泛的古亚洲洋相隔。古亚洲洋东西段闭合的时间存在一定差异性,北疆地区的古洋盆最终在北天山或南天山缝合带于早晚石炭世之交闭合,北山及以东地区沿红石山—恩格尔乌苏—索伦—西拉木伦一线于晚二叠世闭合。
二、吉林球粒陨石矿物学研究（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、吉林球粒陨石矿物学研究（论文提纲范文）
（1）中国沙漠陨石富集机制及部分沙漠陨石岩石学地球化学研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 陨石分类概述 |
| 1.2 沙漠陨石研究意义 |
| 1.3 选题依据和研究思路 |
| 1.3.1 选题依据 |
| 1.3.2 研究思路 |
| 第二章 沙漠陨石命名区概况 |
| 2.1 国外沙漠陨石命名区特征探讨 |
| 2.2 国内沙漠陨石收集及研究情况 |
| 2.3 我国西北沙漠陨石样品回收区域特征 |
| 2.4 沙漠陨石富集机制探讨 |
| 2.5 本章小结 |
| 第三章 沙漠陨石岩石矿物学特征研究及其分类 |
| 3.1 普通球粒陨石分类概述 |
| 3.2 铁陨石分类概述 |
| 3.3 样品及分析方法 |
| 3.3.1 样品概述 |
| 3.3.2 样品制备 |
| 3.3.3 分析方法 |
| 3.4 样品分析结果 |
| 3.4.1 球粒陨石的岩石—矿物学特征 |
| 3.4.2 球粒陨石化学成分特征 |
| 3.4.3 铁陨石的岩石矿物学特征 |
| 3.5 样品的化学-岩石类型划分 |
| 3.6 本章小结 |
| 第四章 结论 |
| 参考文献 |
| 攻读硕士学位期间取得的科研成果 |
| 致谢 |
（2）吉林省镁铁质-超镁铁质岩特征及成矿作用研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| abstract |
| 第1章 前言 |
| 1.1 研究区范围及自然地理概况 |
| 1.2 论文选题意义及依托项目 |
| 1.3 研究现状及存在问题 |
| 1.3.1 岩浆铜镍硫化物矿床研究现状 |
| 1.3.2 吉林省铜镍硫化物矿床勘查及研究现状 |
| 1.3.3 存在主要问题 |
| 1.4 研究思路与方法 |
| 1.5 实验测试方法 |
| 1.6 完成的主要实物工作量 |
| 1.7 主要研究认识 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造位置 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.2.1 太古宇 |
| 2.2.2 古元古界 |
| 2.2.3 新元古界 |
| 2.2.4 古生界 |
| 2.2.5 中生界 |
| 2.2.6 新生界 |
| 2.3 区域构造 |
| 2.3.1 伊通—舒兰断裂 |
| 2.3.2 辉发河—古洞河断裂 |
| 2.3.3 敦化-密山断裂 |
| 2.3.4 集安—两江断裂 |
| 2.4 区域侵入岩 |
| 2.4.1 太古宙 |
| 2.4.2 元古代 |
| 2.4.3 古生代 |
| 2.4.4 中生代 |
| 2.4.5 新生代 |
| 2.5 区域变质岩 |
| 2.5.1 新太古代 |
| 2.5.2 古元古代 |
| 2.5.3 新元古代 |
| 2.5.4 早古生代 |
| 2.6 区域矿产分布 |
| 第3章 镁铁质-超镁铁质岩产出的地球动力学背景 |
| 3.1 太古宙陆核的形成与发展 |
| 3.1.1 华北克拉通太古宙陆核演化发展过程 |
| 3.1.2 华北克拉通基底形成与演化 |
| 3.2 辽吉洋演化阶段 |
| 3.2.1 “辽吉洋”大地构造属性 |
| 3.2.2 “辽吉洋”的构造演化 |
| 3.3 哥伦比亚超大陆裂解 |
| 3.3.1 样品采集及岩相学特征 |
| 3.3.2 年代学与Hf同位素特征 |
| 3.3.3 地球化学元素特征 |
| 3.3.4 岩石成因及构造环境 |
| 3.4 古亚洲洋构造域演化 |
| 3.4.1 古亚洲洋最终闭合 |
| 3.4.2 古亚洲洋闭合后的伸展 |
| 3.5 环太平洋构造域演化 |
| 3.5.1 样品采集及岩相学特征 |
| 3.5.2 年代学特征 |
| 3.5.3 地球化学特征 |
| 3.5.4 岩石成因及岩浆源区性质 |
| 3.5.5 成岩构造背景 |
| 3.6 吉林地区与镁铁质-超镁铁质岩相关的构造演化史 |
| 第4章 镁铁质-超镁铁质岩特征及典型矿床研究 |
| 4.1 吉林地区镁铁质-超镁铁质岩特征 |
| 4.2 典型铜镍硫化物矿床研究 |
| 4.2.1 小陈木构铜镍硫化物矿床 |
| 4.2.2 赤柏松铜镍硫化物矿床 |
| 4.2.3 中-晚三叠世铜镍硫化物矿床 |
| 4.2.4 早侏罗世铜镍硫化物矿床成矿潜力分析 |
| 第5章 区域成矿条件与成矿规律 |
| 5.1 区域成矿条件 |
| 5.1.1 地层条件 |
| 5.1.2 构造条件 |
| 5.1.3 岩浆岩成矿专属性 |
| 5.2 成矿规律 |
| 5.2.1 时空分布规律 |
| 5.2.2 矿化富集规律 |
| 5.3 找矿潜力与找矿方向 |
| 5.3.1 找矿潜力评价 |
| 5.3.2 找矿方向 |
| 第6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 |
（3）云南西双版纳曼桂陨石的岩石矿物学研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 陨石的研究意义 |
| 1.2 陨石的研究历史 |
| 1.3 球粒陨石分类研究 |
| 1.3.1 球粒陨石化学群的研究 |
| 1.3.2 球粒陨石岩石类型的研究 |
| 1.3.3 球粒陨石冲击变质特征的和风化程度 |
| 1.4 球粒陨石研究现状和热点领域 |
| 1.4.1 球粒陨石母体起源研究 |
| 1.4.2 普通球粒陨石冲击变质特征的新研究 |
| 1.4.3 普通球粒陨石热变质的研究 |
| 1.4.4 小行星撞击地球 |
| 1.4.5 球粒陨石中有机质的研究 |
| 1.4.6 球粒陨石中挥发分的研究 |
| 1.5 普通球粒陨石研究中存在的一些问题 |
| 1.5.1 普通球粒陨石的热历史及后期重结晶 |
| 1.5.2 普通球粒陨石岩石类型划分的一些问题 |
| 1.5.3 降落陨石的熔壳研究及存在问题 |
| 1.6 研究目的及方法 |
| 1.7 工作情况总结 |
| 第二章 曼桂陨石雨降落情况 |
| 2.1 曼桂陨石雨的降落 |
| 2.2 降落地的地理环境 |
| 2.3 降落陨石的收集 |
| 第三章 岩石矿物学特征 |
| 3.1 岩石学特征 |
| 3.1.1 球粒 |
| 3.1.2 基质 |
| 3.1.3 FeNi金属及硫化物 |
| 3.2 矿物学特征 |
| 3.3 陨石熔壳特征 |
| 3.4 陨石冲击特征 |
| 3.5 陨石风化程度 |
| 第四章 曼桂陨石化学特征 |
| 4.1 主要硅酸盐化学成分特征 |
| 4.2 金属化学成分特征 |
| 第五章 讨论 |
| 5.1 曼桂陨石降落事件 |
| 5.2 曼桂陨石的陨石类型划分 |
| 5.2.1 曼桂陨石的化学群划分 |
| 5.2.2 岩石类型划分 |
| 5.3 曼桂陨石的冲击特征和热变质特征 |
| 5.3.1 曼桂陨石冲击特征 |
| 5.3.2 陨石热变质特征 |
| 5.4 曼桂陨石熔壳特征研究 |
| 5.4.1 熔壳的分层结构 |
| 5.4.2 熔壳枝状富陨硫铁脉的成因 |
| 第六章 主要结论及下一步工作建议 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 下一步工作建议 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 个人简历 |
（4）宁芜盆地马鞍山绿松石矿带典型矿床成因研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 绿松石概述 |
| 1.2 选题意义和项目依托 |
| 1.3 绿松石研究现状 |
| 1.3.1 基本特征和应用 |
| 1.3.2 矿床成因 |
| 1.3.3 马鞍山绿松石矿带研究现状 |
| 1.4 研究内容和研究方法 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 研究方法 |
| 1.5 完成工作量 |
| 1.6 主要研究成果 |
| 2 区域地质概况 |
| 2.1 长江中下游多金属成矿带 |
| 2.2 宁芜盆地 |
| 2.2.1 地层 |
| 2.2.2 构造 |
| 2.2.3 岩浆岩 |
| 2.2.4 矿产资源 |
| 2.3 马鞍山绿松石矿带 |
| 2.3.1 绿松石矿床分布 |
| 2.3.2 岩石类型 |
| 2.3.3 岩石蚀变 |
| 3 典型绿松石矿床特征 |
| 3.1 大黄山绿松石矿床 |
| 3.1.1 矿床地质 |
| 3.1.2 矿化特征 |
| 3.2 笔架山绿松石矿床 |
| 3.2.1 矿床地质 |
| 3.2.2 矿化特征 |
| 3.3 绿松石矿床与磁铁矿矿床空间关系 |
| 3.4 绿松石伴生(共生)矿物 |
| 4 矿相学和矿物学特征 |
| 4.1 样品特征和测试方法 |
| 4.1.1 样品特征 |
| 4.1.2 测试方法 |
| 4.2 矿相学特征 |
| 4.2.1 绿松石产出特征 |
| 4.2.2 背散射(BSE)图像 |
| 4.3 矿物学特征 |
| 4.3.1 结构特征 |
| 4.3.2 显微形貌(SEM)特征 |
| 4.3.3 化学成分 |
| 4.4 非晶质绿松石 |
| 4.4.1 矿物学特征 |
| 4.4.2 矿物地球化学特征 |
| 4.4.3 现象和讨论 |
| 5 宝石学和谱学特征 |
| 5.1 宝石学特征 |
| 5.1.1 常规特征 |
| 5.1.2 绿松石分类 |
| 5.1.3 原料品质评价和分级 |
| 5.1.4 成品品质评价和分级 |
| 5.2 谱学特征 |
| 5.2.1 红外光谱特征 |
| 5.2.2 拉曼光谱特征 |
| 5.3 差热分析 |
| 5.3.1 热重曲线 |
| 5.3.2 差热曲线 |
| 5.4 绿松石颜色 |
| 5.4.1 颜色类型 |
| 5.4.2 化学成分与颜色 |
| 6 矿床地球化学特征 |
| 6.1 样品特征和测试方法 |
| 6.1.1 样品特征 |
| 6.1.2 测试方法 |
| 6.2 矿物微区地球化学特征 |
| 6.2.1 黄铁矿化学成分 |
| 6.2.2 蚀变矿物化学成分 |
| 6.3 绿松石和磷灰石主量元素特征 |
| 6.4 微量元素特征 |
| 6.4.1 黄铁矿微量元素 |
| 6.4.2 绿松石和磷灰石微量元素 |
| 6.5 稀土元素特征 |
| 6.5.1 黄铁矿和绿松石稀土元素 |
| 6.5.2 绿松石和磷灰石稀土元素 |
| 6.6 硫同位素特征 |
| 7 矿床成因 |
| 7.1 成矿条件 |
| 7.2 成矿流体(热液)特征 |
| 7.2.1 成矿流体(热液)来源 |
| 7.2.2 成矿流体(热液)性质 |
| 7.3 成矿物质来源 |
| 7.3.1 P组分来源 |
| 7.3.2 Cu组分来源 |
| 7.3.3 Al组分来源 |
| 7.3.4 Fe组分来源 |
| 7.4 成因类型和成矿阶段 |
| 7.4.1 成因类型判定依据 |
| 7.4.2 成矿阶段 |
| 7.5 矿床成因和成矿过程 |
| 7.5.1 假象成矿阶段(假象绿松石+高岭石矿物组合阶段) |
| 7.5.2 热液成矿阶段(绿松石+石英+黄铁矿+高岭石矿物组合阶段) |
| 7.5.3 成矿后改造阶段 |
| 7.5.4 矿化范围 |
| 8 成矿预测 |
| 8.1 找矿方向 |
| 8.2 找矿标志 |
| 9 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（5）青海省滩间山—锡铁山地区金铅锌成矿系统（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究区范围与自然地理概况 |
| 1.2 选题依据及研究意义 |
| 1.2.1 选题来源及目的 |
| 1.2.2 研究意义 |
| 1.3 选题国内外研究现状 |
| 1.3.1 研究区矿产勘查程度及矿床研究现状 |
| 1.3.2 成矿系统理论研究现状 |
| 1.4 研究内容和技术路线 |
| 1.5 论文完成的主要工作量 |
| 1.6 主要研究成果与创新点 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 区域构造单元 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.2.1 下元古界达肯大坂岩群(Pt_1DK) |
| 2.2.2 中元古界沙柳河岩群(Pt_2SL) |
| 2.2.3 中元古界万洞沟群(Pt_2WD) |
| 2.2.4 上元古界全吉群(ZQ) |
| 2.2.5 下古生界 |
| 2.2.6 上古生界 |
| 2.2.7 中生界 |
| 2.2.8 新生界 |
| 2.3 区域岩浆岩 |
| 2.3.1 加里东期侵入岩 |
| 2.3.2 海西期侵入岩 |
| 2.3.3 印支期侵入岩 |
| 2.3.4 火山岩 |
| 2.4 区域构造 |
| 2.4.1 褶皱构造 |
| 2.4.2 断裂构造 |
| 2.5 地球动力学背景 |
| 第三章 研究区铅锌金成矿系统的划分 |
| 3.1 成矿系统划分的原则 |
| 3.2 研究区成矿系统的划分依据 |
| 3.2.1 加里东期成岩成矿事件 |
| 3.2.2 海西期成岩成矿事件 |
| 3.2.3 印支期成岩成矿事件 |
| 3.3 加里东期成矿系统 |
| 3.3.1 早加里东期铅锌(铜)成矿亚系统 |
| 3.3.2 晚加里东期金成矿亚系统 |
| 3.4 海西期铅锌(铜)成矿系统 |
| 3.5 印支期金成矿系统 |
| 第四章 早加里东期铅锌(铜)成矿亚系统典型矿床剖析 |
| 4.1 锡铁山铅锌矿床地质特征 |
| 4.1.1 矿区地质概况 |
| 4.1.2 矿体特征 |
| 4.1.3 矿石特征 |
| 4.1.4 围岩蚀变 |
| 4.1.5 成矿期次 |
| 4.2 锡铁山铅锌矿床成矿物质来源 |
| 4.2.1 铅同位素 |
| 4.2.2 硫同位素 |
| 4.3 锡铁山铅锌矿床成矿流体特征 |
| 4.3.1 成矿流体来源 |
| 4.3.2 流体包裹体特征 |
| 4.3.3 成矿流体成分 |
| 4.4 小结 |
| 第五章 晚加里东期金成矿亚系统典型矿床剖析 |
| 5.1 青龙沟金矿床地质特征 |
| 5.1.1 矿区地质概况 |
| 5.1.2 矿体特征 |
| 5.1.3 矿石特征 |
| 5.1.4 围岩蚀变 |
| 5.1.5 成矿期次 |
| 5.2 青龙沟金矿床成矿物质来源 |
| 5.2.1 铅同位素 |
| 5.2.2 硫同位素 |
| 5.3 青龙沟金矿床成矿流体特征 |
| 5.3.1 成矿流体来源 |
| 5.3.2 流体包裹体特征 |
| 5.3.3 成矿流体成分 |
| 5.4 小结 |
| 第六章 印支期金成矿系统典型矿床剖析 |
| 6.1 滩间山金矿床地质特征 |
| 6.1.1 矿区地质概况 |
| 6.1.2 矿体特征 |
| 6.1.3 矿石特征 |
| 6.1.4 围岩蚀变 |
| 6.1.5 成矿期次 |
| 6.2 滩间山金矿床成矿物质来源 |
| 6.2.1 铅同位素 |
| 6.2.2 硫同位素 |
| 6.3 滩间山金矿床成矿流体特征 |
| 6.3.1 成矿流体来源 |
| 6.3.2 流体包裹体特征 |
| 6.3.3 成矿流体成分 |
| 6.4 小结 |
| 第七章 成矿系统中相关岩浆岩与成矿 |
| 7.1 与铅锌矿床有关的加里东期火山岩特征 |
| 7.1.1 岩石建造 |
| 7.1.2 岩石地球化学特征 |
| 7.1.3 岩浆岩年代学 |
| 7.1.4 火山岩源区及成矿构造背景 |
| 7.1.5 地层层序 |
| 7.2 与金矿床有关的加里东期-印支期中酸性侵入岩 |
| 7.2.1 岩石建造 |
| 7.2.2 岩石地球化学特征 |
| 7.2.3 侵入岩锆石U-Pb年代学 |
| 7.2.4 Sr-Nd-Pb-Hf同位素特征 |
| 7.2.5 岩石成因 |
| 7.2.6 成岩成矿条件分析 |
| 7.3 小结 |
| 第八章 区域成矿系统演化模式及找矿方向 |
| 8.1 成矿系统的时间演化 |
| 8.2 成矿系统的空间分布 |
| 8.3 成矿系统的控矿要素 |
| 8.3.1 锡铁山铅锌矿床控矿要素 |
| 8.3.2 滩间山金矿床控矿要素 |
| 8.4 区域成矿系统演化模式 |
| 8.5 区域找矿模式及找矿方向 |
| 8.5.1 锡铁山式铅锌矿找矿模式 |
| 8.5.2 滩间山式金矿找矿模式 |
| 8.5.3 区域找矿方向 |
| 第九章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 附表 |
（6）HED族陨石的岩石学成因及其对母体岩浆演化的指示（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 前言 |
| 1.1 HED族陨石简介 |
| 1.2 选题依据 |
| 1.2.1 选题来源 |
| 1.2.2 研究意义 |
| 1.2.3 研究现状 |
| 1.2.4 主要科学问题和挑战 |
| 1.3 研究内容 |
| 1.4 工作量 |
| 1.5 取得的代表性成果 |
| 第2章 样品和分析方法 |
| 2.1 研究样品及其来源 |
| 2.2 分析测试方法 |
| 2.2.1 岩相学分析 |
| 2.2.2 单矿物电子探针元素含量分析 |
| 2.2.3 矿物LA-ICPMS微区元素分析 |
| 2.2.4 全岩微量元素分析 |
| 2.2.5 矿物相态分析 |
| 2.2.6 同位素分析 |
| 第3章 灶神星地质概况 |
| 3.1 灶神星的发现历史 |
| 3.2 灶神星的物理性质 |
| 3.3 灶神星内部结构和物质组成 |
| 3.4 灶神星地质特征 |
| 3.4.1 一级构造单元 |
| 3.4.2 地质年代和地层 |
| 3.5 灶神星地貌特征 |
| 3.5.1 陨石撞击坑 |
| 3.5.2 辐射沟槽 |
| 3.5.3 表土和碎块 |
| 第4章 陨石的岩相学特征 |
| 4.1 古铜辉石无球粒陨石 |
| 4.1.1 NWA 7831 |
| 4.1.2 Tatahouine |
| 4.2 钙长辉长无球粒陨石 |
| 4.2.1 NWA 11599 |
| 4.2.2 NWA 11600 |
| 4.2.3 Tirhert |
| 4.2.4 NWA 11602 |
| 4.2.5 NWA 11603 |
| 4.2.6 GRV 13001 |
| 4.3 古铜钙长无球粒陨石 |
| 4.4 本章小结 |
| 第5章 矿物主量元素成分 |
| 5.1 辉石 |
| 5.1.1 古铜辉石无球粒陨石 |
| 5.1.2 堆晶钙长辉长无球粒陨石 |
| 5.1.3 玄武岩质钙长辉长无球粒陨石 |
| 5.1.4 玄武岩质单矿碎屑角砾岩 |
| 5.1.5 古铜钙长无球粒陨石 |
| 5.2 斜长石 |
| 5.3 石英 |
| 5.4 不透明矿物相 |
| 5.4.1 尖晶石 |
| 5.4.2 钛铁矿 |
| 5.4.3 自然铁 |
| 5.4.4 陨硫铁 |
| 5.5 本章小结 |
| 第6章 矿物微量元素成分 |
| 6.1 稀土元素特征 |
| 6.1.1 斜方辉石 |
| 6.1.2 单斜辉石 |
| 6.1.3 斜长石 |
| 6.1.4 石英 |
| 6.2 其它微量元素特征 |
| 6.3 本章小结 |
| 第7章 全岩成分 |
| 7.1 主量元素 |
| 7.2 稀土元素 |
| 7.2.1 HED族陨石稀土含量与普通球粒陨石和地球不同圈层含量对比 |
| 7.2.2 玄武岩质角砾岩稀土元素特征 |
| 7.3 其它微量元素 |
| 7.4 本章小结 |
| 第8章 陨石类型划分依据和HED三类陨石之间的成因联系 |
| 8.1 陨石类型划分及其依据 |
| 8.1.1 陨石类型划分的主要依据 |
| 8.1.2 典型案例剖析 |
| 8.2 三类陨石的岩石学成因联系 |
| 8.2.1 HED族陨石的岩石学类型 |
| 8.2.2 全岩FeO/MnO比值与辉石的Mg~#:三大岩石在岩浆演化中的继承性 |
| 8.2.3 辉石中MgO含量与亲石元素关系 |
| 8.2.4 辉石的MgO含量与亲铁元素关系 |
| 第9章 陨石母体岩浆演化和热变质 |
| 9.1 岩浆演化:分异结晶作用和分离结晶作用并存 |
| 9.1.1 岩相学证据 |
| 9.1.2 稀土元素的证据 |
| 9.1.3 难熔不相容微量元素的证据 |
| 9.2 热变质作用和成因 |
| 9.2.1 不同类型陨石的热变质程度 |
| 9.2.2 热变质过程中辉石的元素成分迁移:激光熔蚀实验的证据 |
| 9.2.3 热变质成因机制分析 |
| 第10章 陨石母体起源分析 |
| 10.1 母体起源分析 |
| 10.2 HED陨石和灶神星陨击坑 |
| 第11章 结论 |
| 参考文献 |
| 附表1 博士论文完成期间参加学术会议一览表 |
| 附表2 博士论文完成期间发表学术论文一览表 |
| 个人简历 |
| 致谢 |
（7）西秦岭江里沟矽卡岩型W-（Cu-Mo）矿床成因研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 “关键金属”--钨 |
| 1.1.1 钨的发现及利用史 |
| 1.1.2 全球钨金属供应现状 |
| 1.2 研究背景--矽卡岩型钨矿床的重要意义 |
| 1.3 研究内容、技术路线及方法 |
| 2 区域地质背景 |
| 2.1 秦岭造山带 |
| 2.2 秦岭造山带古生代(Paleozoic)至新生代(Cenozoic)构造演化 |
| 2.3 西秦岭造山带 |
| 2.4 西秦岭成矿作用特征 |
| 2.4.1 西秦岭三叠纪岩浆岩 |
| 2.4.2 西秦岭斑岩-矽卡岩矿带及成矿特点 |
| 3 矿床地质 |
| 3.1 矿床周缘地质概况 |
| 3.2 矿床地质 |
| 3.2.1 地层 |
| 3.2.2 构造 |
| 3.2.3 矿体特征及矿石类型 |
| 3.2.4 矿物生成顺序及围岩蚀变 |
| 4 江里沟岩浆岩年代学及成因研究 |
| 4.1 样品准备及测试方法 |
| 4.2 江里沟复式花岗岩岩体 |
| 4.2.1 江里沟复式花岗岩岩体岩相学特征 |
| 4.2.2 江里沟复式花岗岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄 |
| 4.3 石英闪长岩及暗色岩浆包体研究 |
| 4.3.1 石英闪长岩及包体岩相学 |
| 4.3.2 石英闪长岩及暗色岩浆包体LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学 |
| 4.4 江里沟复式花岗岩体、石英闪长岩及暗色包体地球化学 |
| 4.4.1 全岩主量元素特征 |
| 4.4.2 全岩微量及稀土元素特征 |
| 4.5 江里沟复式花岗岩体,石英闪长岩和MME全岩Sr-Nd同位素组成及意义 |
| 4.6 江里沟复式花岗岩体,石英闪长岩和MME的Hf同位素组成 |
| 4.7 矿区内岩浆岩成因 |
| 4.7.1 江里沟复式花岗岩岩体成因及意义 |
| 4.7.1.1 三种岩相成岩温度 |
| 4.7.1.2 成岩深度估计 |
| 4.7.1.3 岩石成因类型 |
| 4.7.1.4 江里沟复式花岗岩来源 |
| 4.7.2 MME和石英闪长岩成因 |
| 4.7.3 成矿有关岩体 |
| 4.8 小结 |
| 5 辉钼矿Re-Os成矿年代学研究 |
| 5.1 样品采集和准备 |
| 5.2 辉钼矿Re-Os同位素测年分析方法 |
| 5.3 分析结果 |
| 5.4 成岩成矿时代 |
| 6 矿物学特征研究 |
| 6.1 江里沟主要矽卡岩矿物成分特征 |
| 6.1.1 矽卡岩形成条件 |
| 6.2 白钨矿原位LA-ICP-MS稀土元素分析 |
| 6.2.1 矽卡岩白钨矿稀土元素研究现状 |
| 6.2.2 样品准备及测试方法 |
| 6.2.3 白钨矿岩相学特征 |
| 6.2.4 测试分析结果 |
| 6.2.4.1 白钨矿主量元素 |
| 6.2.4.2 白钨矿稀土元素(REE)元素 |
| 6.3 讨论 |
| 6.3.1 多世代白钨矿沉淀成矿 |
| 6.3.2 白钨矿沉淀条件探讨 |
| 6.3.2.1 REE替换进入白钨矿机制 |
| 6.3.2.2 白钨矿Mo含量 |
| 6.3.2.3 Eu异常和氧化还原条件 |
| 6.3.3 白钨矿批式结晶模拟实验 |
| 6.3.4 Nb-Ta的分馏 |
| 6.4 小结 |
| 7 成矿流体系统 |
| 7.1 流体包裹体岩相学 |
| 7.2 流体包裹体类型划分 |
| 7.3 流体包裹体显微测温 |
| 7.4 包裹体气象及固相成分拉曼(Raman)光谱分析 |
| 7.5 稳定同位素地球化学 |
| 7.5.1 分析方法 |
| 7.5.2 H-O-S同位素结果 |
| 7.6 讨论 |
| 7.6.1 稳定同位素示踪成矿流体来源及物质来源 |
| 7.6.2 矽卡岩W矿系统中的CH_4(±N_2)和CO_2 |
| 7.6.3 成矿流体来源 |
| 7.6.4 江里沟矽卡岩W- (Cu-Mo)矿床白钨矿沉淀机制 |
| 7.7 小结 |
| 8 江里沟矽卡岩W-(Cu-Mo)矿床成因模型 |
| 8.1 成矿动力学背景探讨 |
| 8.2 矿床成因模型 |
| 9 主要结论及存在问题 |
| 9.1 主要结论 |
| 9.2 存在科学问题 |
| 9.2.1 成矿动力学背景的进一步限定 |
| 9.2.2 岩浆岩性质与成矿专属性 |
| 9.2.3 定量研究矽卡岩型白钨矿沉淀的氧化还原和pH条件 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 作者简介 |
| 个人在校发表论文情况 |
（8）延边和龙地区中生代热液金银、钼和铁铜多金属成矿作用与成矿地质模式研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景及研究区范围 |
| 1.1.1 研究背景 |
| 1.1.2 研究区范围及自然概况 |
| 1.2 选题的依据及研究意义 |
| 1.2.1 国内外研究现状和存在问题 |
| 1.2.2 研究区研究现状和存在问题 |
| 1.3 研究内容、研究方法和技术路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究方法 |
| 1.3.3 技术路线 |
| 1.4 实物工作量 |
| 第2章 区域成矿地质背景 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.1.1 太古宇 |
| 2.1.2 元古宇 |
| 2.1.3 古生界 |
| 2.1.4 中生界 |
| 2.1.5 新生界 |
| 2.2 区域构造 |
| 2.2.1 太古宙-元古宙变形构造 |
| 2.2.2 褶皱构造 |
| 2.2.3 断裂构造 |
| 2.3 区域岩浆岩 |
| 2.3.1 新太古-古元古代岩浆岩 |
| 2.3.2 古生代-中生代岩浆岩 |
| 2.4 区域内生金属矿产资源 |
| 2.5 区域地壳演化 |
| 2.5.1 测试方法 |
| 2.5.2 早前寒武纪结晶基底的形成与演化 |
| 2.5.3 古亚洲洋板块俯冲与闭合 |
| 2.5.4 古亚洲洋闭合后的伸展 |
| 2.5.5 古太平洋板块俯冲 |
| 2.5.6 古太平洋板块伸展 |
| 第3章 矿床地质、流体包裹体研究 |
| 3.1 矿床地质特征 |
| 3.1.1 斑岩型钼矿床 |
| 3.1.2 中温热液金、银矿床 |
| 3.1.3 矽卡岩型铁铜多金属矿床 |
| 3.1.4 叠生型金矿床 |
| 3.2 矿床矿物流体包裹体与氢-氧、硫、铅同位素特征 |
| 3.2.1 实验方法 |
| 3.2.2 实验结果 |
| 第4章 成岩成矿年代学研究 |
| 4.1 实验样品及测试方法 |
| 4.1.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb测试样品、方法 |
| 4.1.2 Re-Os同位素测试样品、方法 |
| 4.2 实验结果 |
| 4.2.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果 |
| 4.2.2 Re-Os同位素定年结果 |
| 4.3 成矿时代的厘定 |
| 4.3.1 斑岩型钼矿床 |
| 4.3.2 中温热液矿床 |
| 4.3.3 矽卡岩型铁矿床 |
| 4.3.4 叠生型金矿床 |
| 第5章 矿床成因 |
| 5.1 斑岩型 |
| 5.1.1 石马洞钼矿 |
| 5.1.2 华集岭钼矿 |
| 5.2 中温热液型 |
| 5.2.1 金城洞金矿 |
| 5.2.2 百里坪银矿 |
| 5.3 矽卡岩型 |
| 5.3.1 白石洞铁矿 |
| 5.4 叠生型 |
| 5.4.1 沙金沟金矿 |
| 第6章 岩浆作用对成矿的制约 |
| 6.1 斑岩型 |
| 6.1.1 石马洞钼矿 |
| 6.1.2 华集岭钼矿 |
| 6.2 中温热液型 |
| 6.2.1 金城洞金矿 |
| 6.2.2 百里坪银矿 |
| 6.3 矽卡岩型 |
| 6.3.1 白石洞铁矿 |
| 6.4 叠生型 |
| 6.4.1 沙金沟金矿 |
| 第7章 成矿作用与成岩成矿模式 |
| 7.1 成矿期次的划分 |
| 7.2 成矿流体性质与演化 |
| 7.2.1 斑岩型 |
| 7.2.2 中温热液型 |
| 7.2.3 矽卡岩型 |
| 7.2.4 叠生型 |
| 7.3 成矿物质来源 |
| 7.3.1 斑岩型 |
| 7.3.2 中温热液型 |
| 7.3.3 矽卡岩型 |
| 7.3.4 叠生型 |
| 7.4 成矿机理与成矿模式 |
| 7.4.1 斑岩型 |
| 7.4.2 中温热液型 |
| 7.4.3 矽卡岩型 |
| 7.4.4 叠生型 |
| 7.5 成岩成矿动力学背景与成矿模式 |
| 7.5.1 印支期(中三叠世) |
| 7.5.2 燕山早期(中侏罗世) |
| 7.5.3 燕山晚期(早白垩世中晚期) |
| 第8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 |
（9）内蒙古阿拉善地区蛇绿岩的地球化学特征及其构造意义（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 研究区范围及自然地理概况 |
| 1.2 选题依据 |
| 1.3 研究区研究现状 |
| 1.3.1 区域地质调查 |
| 1.3.2 综合研究 |
| 1.4 蛇绿岩研究现状 |
| 1.4.1 蛇绿岩的定义 |
| 1.4.2 蛇绿岩的分类 |
| 1.4.3 国内蛇绿岩的研究现状 |
| 1.5 研究目的与研究意义 |
| 1.5.1 研究目的 |
| 1.5.2 研究意义 |
| 1.6 研究思路和研究方法 |
| 1.6.1 研究思路 |
| 1.6.2 研究方法 |
| 1.7 完成工作量 |
| 1.8 分析方法 |
| 1.8.1 地球化学 |
| 1.8.2 年代学 |
| 1.8.3 矿物成分分析 |
| 2 区域地质概况 |
| 2.1 地层 |
| 2.1.1 元古界－古生界 |
| 2.1.2 中生界 |
| 2.1.3 新生界 |
| 2.2 侵入岩 |
| 2.2.1 新元古代片麻岩 |
| 2.2.2 志留纪侵入岩 |
| 2.2.3 二叠纪侵入岩 |
| 2.2.4 三叠纪侵入岩 |
| 2.3 构造 |
| 2.3.1 褶皱 |
| 2.3.2 断裂 |
| 2.4 区域地球物理特征 |
| 2.4.1 重力场特征 |
| 2.4.2 磁场特征 |
| 2.5 区域地球化学特征 |
| 3 乌力吉山恨蛇绿岩的地质地球化学特征 |
| 3.1 岩石学特征 |
| 3.2 矿物学特征 |
| 3.2.1 橄榄石 |
| 3.2.2 辉石 |
| 3.2.3 角闪石 |
| 3.2.4 斜长石 |
| 3.3 岩石化学特征 |
| 3.3.1 基性侵入岩岩石化学特征 |
| 3.3.2 超基性侵入岩岩石化学特征 |
| 3.4 地球化学特征 |
| 3.4.1 基性侵入岩地球化学特征 |
| 3.4.2 超基性侵入岩地球化学特征 |
| 3.5 基性侵入岩岩石系列特征 |
| 3.6 乌力吉山恨蛇绿岩成因 |
| 3.6.1 岩相学 |
| 3.6.2 矿物学 |
| 3.6.3 岩石化学 |
| 3.6.4 稀土元素特征 |
| 3.6.5 微量元素特征 |
| 3.7 乌力吉山恨蛇绿岩形成时代 |
| 3.8 小结 |
| 4 毕级尔台敖包蛇绿岩的地质地球化学特征 |
| 4.1 岩石学特征 |
| 4.2 矿物学特征 |
| 4.2.1 橄榄石 |
| 4.2.2 辉石 |
| 4.2.3 角闪石 |
| 4.2.4 斜长石 |
| 4.2.5 尖晶石 |
| 4.3 岩石化学特征 |
| 4.3.1 基性侵入岩岩石化学特征 |
| 4.3.2 超基性侵入岩岩石化学特征 |
| 4.4 地球化学特征 |
| 4.4.1 基性侵入岩地球化学特征 |
| 4.4.2 超基性侵入岩地球化学特征 |
| 4.5 基性侵入岩岩石系列特征 |
| 4.6 毕级尔台敖包蛇绿岩成因 |
| 4.6.1 岩相学 |
| 4.6.2 矿物学 |
| 4.6.3 岩石化学 |
| 4.6.4 稀土元素特征 |
| 4.6.5 微量元素特征 |
| 4.7 毕级尔敖包蛇绿岩形成时代 |
| 4.8 小结 |
| 5 雅布赖山蛇绿岩的地质地球化学特征 |
| 5.1 岩石学特征 |
| 5.2 矿物学特征 |
| 5.2.1 橄榄石 |
| 5.2.2 辉石 |
| 5.2.3 角闪石 |
| 5.2.4 斜长石 |
| 5.2.5 尖晶石 |
| 5.3 岩石化学特征 |
| 5.3.1 基性侵入岩岩石化学特征 |
| 5.3.2 超基性侵入岩岩石化学特征 |
| 5.4 地球化学特征 |
| 5.4.1 基性侵入岩地球化学特征 |
| 5.4.2 超基性侵入岩地球化学特征 |
| 5.5 基性侵入岩岩石系列特征 |
| 5.6 雅布赖山蛇绿岩成因 |
| 5.6.1 岩相学 |
| 5.6.2 矿物学 |
| 5.6.3 岩石化学 |
| 5.6.4 稀土元素特征 |
| 5.6.5 微量元素特征 |
| 5.7 雅布赖山蛇绿岩形成时代 |
| 5.8 小结 |
| 6 阿拉善大地构造单元特征及演化 |
| 6.1 大地构造单元特征 |
| 6.1.1 西伯利亚板块 |
| 6.1.2 哈萨克斯坦—准噶尔板块 |
| 6.1.3 塔里木板块 |
| 6.1.4 中朝板块 |
| 6.2 大地构造单元演化特征 |
| 6.2.1 大陆基底的形成演化阶段 |
| 6.2.2 古亚洲洋的形成、发展与消亡阶段 |
| 6.2.3 古华北洋的形成、发展与消亡阶段 |
| 6.2.4 陆内发展阶段 |
| 7 结论 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 创新点 |
| 7.3 存在问题 |
| 图版 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（10）北山南部晚古生代构造格局与演化：来自古地磁与岩浆作用的制约（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 论文选题依据及意义 |
| 1.2 研究思路、方法、内容及目标 |
| 1.3 论文主要实物工作量 |
| 1.4 论文主要进展及创新点 |
| 第二章 区域地质概况 |
| 2.1 区域构造特征 |
| 2.2 地层特征 |
| 2.3 岩浆特征 |
| 第三章 北山南部晚古生代火成岩地质学、地球化学特征及其岩石成因 |
| 3.1 火成岩野外地质与岩石学特征 |
| 3.2 火成岩锆石U-Pb定年及Hf同位素结果 |
| 3.3 火成岩元素地球化学特征 |
| 3.4 火成岩年龄及其岩石成因 |
| 第四章 北山南部石炭系与二叠系古地磁结果 |
| 4.1 古地磁样品采集 |
| 4.2 采样地层时代的厘定 |
| 4.3 岩石磁学结果 |
| 4.4 系统热退磁测试及数据结果 |
| 4.5 剩磁获取时代及原生性分析 |
| 第五章 北山南部晚古生代构造格局与演化 |
| 5.1 北山南部晚古生代岩浆活动的年代学格架及其产生构造环境 |
| 5.2 北山南部地块晚古生代的古地理位置及构造归属 |
| 5.3 北山南部地层格架与沉积演变 |
| 5.4 北山地区的基底结构属性 |
| 5.5 北山地区晚古生代构造演化过程 |
| 第六章 对古亚洲洋构造演化的启示 |
| 6.1 古亚洲洋闭合时限的探讨 |
| 6.2 古亚洲洋晚石炭世与早二叠世构造古地理重建 |
| 第七章 结论及存在的问题 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 存在问题 |
| 参考文献 |
| 附表 |
| 作者在学期间发表文章与主持项目情况 |
| (1)发表文章 |
| (2)主持项目 |
| 致谢 |
四、吉林球粒陨石矿物学研究（论文参考文献）
- [1]中国沙漠陨石富集机制及部分沙漠陨石岩石学地球化学研究[D]. 彭昊. 西北大学, 2020(02)
- [2]吉林省镁铁质-超镁铁质岩特征及成矿作用研究[D]. 薛昊日. 吉林大学, 2020(01)
- [3]云南西双版纳曼桂陨石的岩石矿物学研究[D]. 仝记. 桂林理工大学, 2020(01)
- [4]宁芜盆地马鞍山绿松石矿带典型矿床成因研究[D]. 沈崇辉. 中国地质大学(北京), 2020
- [5]青海省滩间山—锡铁山地区金铅锌成矿系统[D]. 戴荔果. 中国地质大学, 2019(02)
- [6]HED族陨石的岩石学成因及其对母体岩浆演化的指示[D]. 陈宏毅. 桂林理工大学, 2018(05)
- [7]西秦岭江里沟矽卡岩型W-（Cu-Mo）矿床成因研究[D]. 路东宇. 中国地质大学(北京), 2020(01)
- [8]延边和龙地区中生代热液金银、钼和铁铜多金属成矿作用与成矿地质模式研究[D]. 聂喜涛. 吉林大学, 2019(02)
- [9]内蒙古阿拉善地区蛇绿岩的地球化学特征及其构造意义[D]. 王行军. 中国地质大学(北京), 2012(08)
- [10]北山南部晚古生代构造格局与演化：来自古地磁与岩浆作用的制约[D]. 许伟. 长安大学, 2019(07)