一、赣东北早白垩世中酸性火山—侵入杂岩微量元素地球化学特征及成因探讨（论文文献综述）
杨浩田[1]（2021）在《熊耳山和伏牛山地区中酸性侵入岩的成因及其对华北克拉通南缘晚中生代构造演化的制约》文中进行了进一步梳理本论文选取华北克拉通南缘熊耳山和伏牛山地区晚中生代中酸性侵入岩体（五仗山、花山、蒿坪、斑竹寺、伏牛山）为研究对象,通过系统的野外地质调查、岩石学、岩相学、锆石LA-ICP-MS U-Pb年代学、岩石地球化学和全岩Sr-Nd-Pb同位素以及单矿物磷灰石Nd同位素和锆石Hf-O同位素分析研究,厘定了研究区晚中生代中酸性侵入岩的年代学格架,探讨了研究区晚中生代中酸性侵入岩的源区性质和岩石成因,结合区域已发表的数据资料,揭示了华北克拉通南缘晚中生代大陆地壳结构的变化及其研究区构造演化历史。取得的主要成果如下。1.厘定了熊耳山和伏牛山地区晚中生代中酸性侵入岩的年代学格架华北克拉通南缘熊耳山和伏牛山地区晚中生代中酸性侵入岩的锆石LA-ICP-MS U-Pb年代学测试结果表明,熊耳山地区花岗岩主要分为两期:晚侏罗世-早白垩世早期（157～130 Ma）和早白垩世晚期（～124 Ma）;而伏牛山地区中性侵入岩主要形成于早白垩世早期（144～135 Ma）;伏牛山地区花岗岩则主要形成于早白垩世早期（～144Ma）和早白垩世晚期（130～116 Ma）。结合区域研究成果表明,华北克拉通南缘晚中生代中酸性侵入岩主要形成于两期,晚侏罗世-早白垩世早期（160～130 Ma）和早白垩世晚期（130～110 Ma）。2.探讨了熊耳山地区晚中生代花岗岩的源区性质和岩石成因熊耳山地区晚侏罗世-早白垩世早期花岗岩主要由二长花岗岩和花岗斑岩组成,具高的Si O2含量和低的Mg O含量,富集轻稀土元素（LREEs）和大离子亲石元素（LILEs）,亏损重稀土元素（HREEs）和高场强元素（HFSEs）。具高的Sr含量和Sr/Y比值,低的Y和Yb含量,显示埃达克质岩石的属性。结合样品相对高的初始206Pb/204Pb比值和低的δ18O值,表明它们的原始岩浆起源于深俯冲扬子大陆地壳物质的再造,且存在少量华北克拉通基底物质的部分熔融。早白垩世晚期花岗岩则主要由二长花岗岩组成,具相对低的Si O2和Mg O含量,富集LREEs、LILEs,亏损HREEs、HFSEs,具明显的Eu、P和Ti负异常。样品具有相对低的初始87Sr/86Sr比值和锆石δ18O值,相对高的全岩和磷灰石εNd（t）值、锆石εHf（t）值和初始Pb同位素组成,暗示它们起源于受地幔物质混染的扬子克拉通基底物质的部分熔融。3.阐明了伏牛山地区晚中生代中酸性侵入岩的源区性质和岩石成因伏牛山中性侵入岩由石英闪长岩和石英二长岩组成,它们具高的SiO2含量和低的TFeO和MgO含量,结合相对高的初始87Sr/86Sr比值、初始Pb同位素组成,以及相对低的全岩和磷灰石εNd（t）值、锆石εHf（t）值和锆石δ18O值,暗示它们的原始岩浆起源于俯冲扬子克拉通基底物质的再造。伏牛山早白垩世早期花岗岩主要包括正长花岗岩和二长花岗岩,它们具高的SiO2和低的MgO含量,结合高的Sr含量和Sr/Y比值以及低的Y和Yb含量,无明显的Eu负异常特征,暗示它们属于埃达克质I型花岗岩。岩石中新元古代（851～734Ma）继承锆石的出现、高的初始Pb同位素组成以及低的δ18O值表明,早白垩世早期花岗岩起源于俯冲扬子大陆地壳物质的再造。伏牛山早白垩世晚期花岗岩包括早白垩世晚期花岗岩（130～116 Ma）和早白垩世晚期高分异花岗岩（126～125 Ma）。前者具有相对高的SiO2含量、相对低的Mg O、Sr含量和Sr/Y比值,具明显的Eu负异常,结合新元古代和古元古代继承锆石的存在、相对高的初始Pb同位素组成以及低的δ18O值表明,它们的源区既有扬子克拉通基底物质,也有华北克拉通基底物质的再造;后者显示较高的SiO2含量、低的Zr/Hf比值和明显的Eu负异常,结合相对较高的全岩和磷灰石εNd（t）值、锆石εHf（t）值以及初始Pb同位素组成与相对较低的δ18O值表明,早白垩世晚期高分异花岗岩应起源于受地幔物质混染的扬子克拉通大陆地壳物质的部分熔融。4.揭示了华北克拉通南缘晚中生代大陆地壳结构的变化及其构造演化历史华北克拉通南缘晚侏罗世-早白垩世早期（160～130 Ma）中酸性侵入岩整体具埃达克质岩石的属性,起源于加厚大陆地壳的再造,而早白垩世晚期（130～110 Ma）中酸性侵入岩整体不具有埃达克质岩石的属性,主要起源于存在幔源物质涉入的正常厚度大陆地壳的部分熔融。华北克拉通南缘大陆地壳的结构在～130 Ma发生了明显的转变,由加厚的地壳变化为正常厚度的地壳。华北克拉通南缘晚中生代大陆地壳中扬子克拉通陆壳物质的存在表明,中晚三叠世,扬子克拉通北向冲于华北克拉通之下,同时也造成了华北克拉通南缘大陆地壳的加厚;晚侏罗世-早白垩世早期,古太平洋板块西向俯冲于华北克拉通之下,导致俯冲的扬子板片物质和/或加厚的华北克拉通基底物质发生部分熔融,形成晚侏罗世-早白垩世早期埃达克质中酸性侵入岩;早白垩世晚期,古太平洋板块的回转和俯冲角度的增加,导致已发生结构变化的正常厚度陆壳发生再造,形成早白垩世晚期中酸性侵入岩。
周皓[2]（2021）在《吉南—辽东地区早白垩世火山岩成因 ——来自地球化学和Sr-Nd-Pb同位素的制约》文中指出本文选择华北克拉通北东部吉南–辽东地区早白垩世火山岩作为研究对象,通过野外观察,并结合室内岩相学、锆石U-Pb年代学、全岩地球化学和Sr-Nd-Pb同位素的研究,厘清了华北克拉通北东部吉南–辽东地区早白垩火山岩的岩石类型和分布规律,查明了早白垩世火山岩的岩浆源区性质和岩浆演化过程,探讨其形成的构造背景,揭示了华北克拉通北东部早白垩世岩浆作用的深部过程,进一步结合地质及地球物理等方面已有的研究成果,建立了中生代时期太平洋板块俯冲作用的深部动力学演化模型。
李晓鹏[3]（2021）在《延边地区闹枝铜金矿床成矿作用研究》文中指出闹枝铜金矿床是一座有望勘探为中型金矿的浅成热液中硫化型矿床,它发育在延边斑岩-浅成热液矿集区内。该矿床的成矿作用研究对于解释延边地区斑岩-浅成热液成矿系统具有重要意义。为此,本文对其开展了系统的矿床地质、流体地质、年代学及地球化学工作。矿床地质研究揭示:闹枝铜金矿床10条含金性较好的矿体主要呈脉状赋存于北西向压扭性断裂构造中;赋矿围岩主要为早侏罗世花岗闪长岩与刺猬沟组安山质火山岩;矿化类型包括自然金、自然银、黄铁矿、黄铜矿、斑铜矿、黝铜矿、辉铜矿、贫铁闪锌矿、方铅矿等,围岩蚀变类型包括钾硅化、绢英岩化、高岭土化、青磐岩化,在绢英岩化蚀变带中可见少量冰长石;成矿过程分为石英-钾长石±辉钼矿阶段（Ⅰ）,黄铁绢英岩化阶段（Ⅱ）,黄铜矿-黄铁矿-金-石英阶段（Ⅲ）,石英-多金属硫化物阶段（Ⅳ）,石英-碳酸盐阶段（Ⅴ）等五个阶段。流体包裹体研究表明,阶段Ⅰ的包裹体具有斑岩型矿床的流体特征,阶段Ⅱ-Ⅴ的包裹体具有浅成热液矿床的流体特征。阶段Ⅲ-Ⅴ对应的均一温度区间依次为200～400℃、200～360℃、160～340℃,整体集中于280～320℃,反映古深度为1230～1350m;阶段Ⅲ-Ⅴ的盐度区间依次为3.05～16.63wt.%Na Cl、3.85～17.00wt.%Na Cl、1.39～13.55wt.%Na Cl,整体集中于4～10wt.%Na Cl。主阶段（Ⅲ、Ⅳ）成矿流体为岩浆水与大气水混合的还原、近中性流体;阶段Ⅲ中由于深度变小、压力减弱而引起的沸腾作用使流体中的Au（HS）2-、（Cu Cl）0和Cu Cl—发生分解,形成Au沉淀、黄铜矿以及H2S、CO2等气体,阶段Ⅳ大气水的大量混入以及反应中的去气作用加快了矿质沉淀的进程。年代学研究表明,该矿床金属硫化物Rb-Sr定年结果为124.6±2.7Ma,与早白垩世刺猬沟期（125.8±2.5Ma）的火山活动关系密切,成矿作用发生在125～123Ma,略晚于花岗闪长斑岩（126.82±0.86Ma）及花岗斑岩（126.01±0.81Ma）的侵位时间。地球化学特征显示,与成矿作用关系密切的早白垩世侵入杂岩（130～126Ma）具有与大洋俯冲作用有关的岛弧和埃达克质岩浆属性,起源于新元古代岩石圈地幔或下地壳,且岩浆演化过程中有较多地壳物质混入。幔源岩浆可能为该矿床提供更多的Au、Cu元素,而壳源岩浆则主要贡献了Pb、Zn元素。综上所述,从成矿作用的源-运-储角度出发,早白垩世早期在古太平洋板块的持续俯冲作用下,板片及其上覆沉积物部分熔融形成埃达克质母岩浆;同时,俯冲流体交代地幔楔部分熔融产生镁铁质岩浆,形成辉长闪长岩;在持续底侵作用下,下地壳熔融产生岛弧钙碱性岩浆,在地表就位形成花岗闪长岩岩株;三个端元的岩浆（埃达克质岩浆、幔源岩浆和壳源岩浆）发生不均一混合,在矿区内形成富矿的闪长玢岩、花岗闪长斑岩和花岗斑岩。在125Ma左右,深部残余岩浆释放成矿流体,沿北西向次级断裂上升并在浅部富集、沉淀成矿。
范谢均[4]（2021）在《内蒙古乌奴耳锌铅银钼多金属矿床成因及成矿预测》文中进行了进一步梳理乌奴耳锌铅银钼多金属矿床位于内蒙古东部牙克石市乌奴耳镇辖区内,为近年来在大兴安岭造山带新发现的与中生代火山-次火山岩有关的矿床。查明乌奴耳矿床地质特征、矿床成因、成矿机制,建立其成矿模式,对乌奴耳勘查区的进一步找矿勘查工作具有重要意义。乌奴耳矿床具有斑岩-浅成低温热液复合型矿化特征,其成矿作用可划分为斑岩成矿期和浅成低温热液成矿期共两个成矿期,并进一步划分为三个成矿阶段:（1）斑岩型Mo矿化阶段,产于I矿段深部的花岗斑岩体内,主要矿石矿物为辉钼矿,钾化、硅化、黄铁矿化和黄铁绢英岩化围岩蚀变与成矿关系密切;（2）隐爆角砾岩型Zn矿化阶段,产于I矿段中部的隐爆角砾岩筒中,主要矿石矿物为闪锌矿,绿泥石化、绢云母化围岩蚀变与成矿关系密切;（3）浅成低温热液型Zn-Pb-Ag矿化阶段,产于矿区浅部的满克头鄂博组火山岩中,矿体产状受火山岩中的张性断裂构造控制,主要矿石矿物有闪锌矿、方铅矿和黄铜矿,高级黏土化蚀变（高岭石、伊利石、叶腊石等）与成矿关系密切。乌奴耳矿床的赋矿围岩满克头鄂博组陆相火山岩（流纹岩:144.9±0.57 Ma;凝灰岩:145.6±2.2 Ma）与成矿岩体中细粒正长花岗斑岩（144.5±0.6 Ma）具有相近的成岩年龄,且其成岩年龄与成矿年龄（143.8±0.6 Ma）相近,说明乌奴耳矿床为典型的火山-次火山热液矿床。满克头鄂博组陆相火山岩与中细粒正长花岗斑岩具有相似的岩石地球化学特征,主量元素上具有较高的SiO2、Al2O3含量和较低的CaO、MgO、TiO2、TFe2O3含量特征,微量元素上具有富集Rb、Th、U、Zr、Hf元素,亏损Ba、Sr、P、Ti、Ta、Nb等元素特征,具有强烈的负Eu异常、富集轻稀土、亏损重稀土的右倾式稀土元素配分模式。全岩数据、Hf同位素特征及Pb同位素特征显示乌奴耳矿区的赋矿围岩与成矿岩体均属于高钾钙碱性系列、高分异的A型花岗岩类岩石,为后碰撞伸展构造背景下新生玄武质下地壳部分熔而用形成的岩浆,在上升的过程中混染了少量地壳物质,又经历了较为强烈的分离结晶作用后形成。乌奴耳矿床在斑岩成矿期及浅成低温热液成矿期均有闪锌矿形成,这两个世代闪锌矿具有明显不同的结构特征及矿物化学特征。第一世代闪锌矿（Sp1）形成于隐爆角砾岩型Zn矿化阶段,呈自形粒状,具有菱形十二面体的晶形结构,显微镜下呈黄色透明状,基本不含黄铜矿、方铅矿等矿物包裹体,Fe、Cu、In等微量元素主要以类质同象的方式进入闪锌矿晶格。第二世代闪锌矿（Sp2）形成于浅成低温热液型Zn-Pb-Ag矿化阶段,呈他形粒状,在显微镜下不透明,可见大量方铅矿、黄铜矿等矿物包裹体,Fe、Cu、Pb、Ag等微量元素主要以显微矿物包裹体的方式存包裹于闪锌矿中。乌奴耳矿床中的绿泥石化蚀变与隐爆角砾岩型Zn矿化关系密切,根据绿泥石成分温度计计算其成矿温度约330℃,与该阶段的透明闪锌矿流体包裹体测温结果相吻合。乌奴耳矿区的满克头鄂博组流纹岩中岩浆锆石U-Pb年龄为144.9±0.57 Ma,凝灰岩中岩浆锆石U-Pb年龄为145.6±2.2 Ma,成矿岩体中岩浆锆石U-Pb年龄为144.5±0.6 Ma,因此限定乌奴耳矿床成矿年龄上限为144.5 Ma。测定斑岩成矿期与矿化、蚀变关系密切的热液锆石U-Pb年龄为143.8±0.6 Ma,因此可以限定乌奴耳矿床斑岩期成矿年龄约为143.8～144.5 Ma。乌奴耳矿区周边还发现有一138.9±0.9Ma的中粗粒正长花岗岩体,可能对后期的浅成低温热液型矿化提供了新的流体和热源,使其成矿作用持续较长的时间。闪锌矿、方铅矿、黄铁矿的硫同位素特征(δ34SV-CDT:0～6‰)显示乌奴耳矿床成矿物质主要来源于岩浆岩,铅同位素特征(206Pb/204Pb:18.288～18.326,207Pb/204Pb:15.528～15.568,208Pb/204Pb:38.08～38.204)与成矿岩体铅同位素特征相似,为造山带混合铅来源,指示乌奴耳矿床的成矿物质主要由岩浆岩从新生的下地壳源区携带而来。综合流体包裹体测温、闪锌矿矿物化学特征、绿泥石温度计、矿物组合特征等数据,认为乌奴耳矿床斑岩型Mo矿化阶段成矿流体主要为岩浆流体,具有高温、高盐度、高氧逸度、高硫逸度、高pH值特征;隐爆角砾岩型Zn矿化阶段成矿流体为岩浆流体混入少量大气降水,具有中温、中盐度、中氧逸度、中硫逸度、低pH值特征;浅成低温热液型Zn-Pb-Ag矿化阶段成矿流体为岩浆水与大气降水混合流体,具有低温、低盐度、低氧逸度、低硫逸度、低pH值特征,且在该阶段成矿过程中可能有另一期富Cu流体混入。满克头鄂博组火山岩覆盖区、隐伏岩体、断裂构造交汇部位和围岩蚀变分带、土壤地球化学综合异常区、局部低磁异常区、局部高极化低阻异常区是乌奴耳勘查区的重要控矿因素和找矿标志,据此我们在乌奴耳勘查区圈定一个斑岩型Mo-Zn矿化找矿远景区,及一个浅成低温热液型Zn-Pb-Ag矿化找矿远景区。根据勘探线剖面的地质信息、蚀变矿物分带及岩石原生晕地球化学特征,本文预测乌奴耳矿床II矿段207勘探线剖面深部具有斑岩型Mo矿化找矿前景。
余明刚,洪文涛,杨祝良,段政,褚平利,陈荣,曹明轩[5]（2021）在《东南沿海燕山期火山活动旋回划分及其成矿规律》文中研究表明中国东南部中生代受古太平洋板块俯冲的影响,火山作用强烈,在东南沿海地区形成巨型火山-侵入杂岩带。根据火山岩组合特征、火山岩时空分布规律、区域不整合、构造背景及其成矿作用类型,分为4个旋回:第Ⅰ旋回（200～165 Ma）,为一套近EW向的拉斑玄武岩-流纹质火山岩构成的双峰式火山岩,其中的玄武岩主要起源于软流圈地幔,形成于印支造山后板内伸展环境,该时期成矿作用较微弱。第Ⅱ旋回（165～145 Ma）,处于陆缘弧由俯冲挤压高峰期向挤压后的伸展过渡时期,零星分布钙碱性系列英安质-安山质岩石组合,伴生浅成低温热液型金矿和叶腊石等非金属矿产。第Ⅲ旋回(（145～115 Ma）,华南进入古太平洋板块俯冲挤压后的伸展阶段,发生遍及全区的强烈火山活动,形成诸多大型火山机构和大面积高钾钙碱性系列流纹质-安山质火山岩组合,是中生代活动最强、影响范围最大的一期火山活动,伴生有丰富的金属、非金属、稀土矿产,矿床类型以浅成低温热液型为主。第Ⅳ旋回（115～85 Ma）,火山活动相对微弱,并向东迁移至沿海地区,与A型花岗岩带共生,为一套后造山环境下的双峰式火山岩、过碱性流纹岩,晚期往往伴随大规模碎斑熔岩侵出,此阶段形成丰富的金属和明矾石、叶腊石等非金属矿产,以浅成低温热液型为主,斑岩型次之。
袁远[6]（2020）在《闽西南永定—德化地区早白垩世花岗质岩石成因与铁—钼成矿作用》文中指出闽西南地区是东南沿海乃至华南最具经济意义的铁、铜成矿带之一,带内已发现120余个铁多金属矿床,尤以马坑式矽卡岩型铁钼多金属矿最为典型。铁钼多金属矿化与集中出露于该区永定—德化一带的早白垩世花岗岩类的关系极为密切。但是针对该阶段花岗岩类的研究程度仍比较低,致使该区早白垩世岩浆作用的时空分布、成因机制及其与铁钼多金属成矿的耦合关系还存在争议。据此,本文选取闽西南永定—德化地区与铁钼多金属矿相关的早白垩世花岗岩类为研究对象,包括十二排、大排与永福复式岩体,开展系统的岩石学、同位素年代学、矿物与岩石地球化学研究,详细分析了早白垩世花岗岩类的岩相学与地球化学特征,全面阐明了它们的成因类型、岩浆起源及演化机制,精确厘定了岩浆侵位时代;查明了典型铁钼矿床地质特征与同位素地球化学组成,在此基础上系统探讨了早白垩世岩浆作用与铁钼成矿事件的成因联系以及构造背景。取得的主要认识如下:1.锆石U-Pb年代学结果揭示了本文研究岩体的形成年龄主要集中在142～128Ma。通过对比分析区内已报道的同时期花岗岩类年代学与岩石学资料,新提出闽西南永定—德化地区存在一条早白垩世花岗质岩浆岩带,岩石组合主要为正长花岗岩—黑云母二长花岗岩—花岗闪长（斑）岩,侵位时限为早白垩世早期（145～125Ma）。2.元素地球化学研究表明,永定—德化带早白垩世花岗岩类显示高硅富钾,普遍贫钙、镁,为准铝质—弱过铝质岩石。微量元素组成上,它们均不同程度富集K、Rb、Th、U、Y和REE,显着亏损P、Ti、Sr、Ba、Nb、Ta等元素,具有中等至强负Eu异常和平缓右倾型稀土配分模式。地球化学特征指示研究区早白垩世花岗质岩体主要属于高钾钙碱性的高分异I型花岗岩类。3.Sr-Nd-Hf同位素特征表明,相关早白垩世花岗岩类很可能是由古元古代（麻源群）基底变质岩部分熔融产生的熔体与地幔岩浆发生混合,随后进一步通过较高程度分异结晶形成的。幔源岩浆不仅直接参与了成岩过程,并且地幔物质贡献程度随时间逐渐增大,反映了深部趋于强烈的壳幔相互作用过程。4.典型矿床地质调查、地球化学及成矿年代学研究表明,铁钼多金属矿化主要形成于145～130Ma,与永定—德化带早白垩世早期花岗岩类具有紧密时空关联。S-Pb-O-Re同位素分析结果表明,铁钼多金属矿化的成矿流体与金属元素主要来自于与早白垩世高分异花岗岩类相似的壳源岩浆。通过综合对比,本文认为闽西南永定—德化早白垩世花岗质岩浆侵入及相关的矽卡岩—斑岩型铁钼多金属成矿作用主要受控于晚中生代古太平洋板块后撤引发的弧后伸展背景。5.通过对比分析前人对该区成矿系列的相关认识,本文将闽西南地区与铁钼多金属矿床有关的成矿系列重新厘定为“与早白垩世早期花岗岩类有关的铁、钼、铅锌、铜成矿系列”,并进一步提出了铁钼多金属矿床的主攻类型及找矿方向。
刘颜[7]（2020）在《辽东五龙金矿田中生代深部岩浆作用与金成矿过程》文中进行了进一步梳理华北克拉通是全球最古老的克拉通之一,在中生代发生了大规模的岩石圈减薄/破坏,但其减薄/破坏时限与机制仍存在较大争议。辽东地区位于华北克拉通的东部,正处于华北克拉通岩石圈大规模的减薄/破坏区,发育大量与之相关的岩浆岩;此外,其内分布有众多的超大型、大型金矿床,是华北克拉通内重要的金矿集中区和金资源产地,五龙金矿田即其中的典型代表。五龙金矿田内岩浆深部演化过程与金成矿作用耦合关系不明,制约了区内金矿的矿床成因研究及找矿勘查工作。论文以五龙金矿田内的中生代岩浆岩和金矿床为研究对象,在详细的野外地质调查及室内岩/矿相学研究的基础上,对区内的中基性脉岩及中酸性岩体开展了详细的锆石U-Pb年代学、全岩主微量元素地球化学及全岩/原位Sr-Nd-Pb-Hf同位素示踪,系统探讨了区内各类脉岩及岩体的成因与构造背景,为早白垩世华北克拉通的岩石圈减薄/破坏提供佐证;对五龙超大型石英脉型金矿床开展了流体包裹体、H-O同位素示踪、硫化物的LA-ICP-MS微区微量元素测试和原位S同位素分析,并结合前人的研究成果,剖析了成矿流体及成矿物质的来源,探讨了五龙金矿田内构造岩浆活动与金成矿作用的耦合关系。取得的主要成果与认识如下:（1）五龙金矿床已探明黄金储量达80 t,达到超大型规模,金的平均品位为5.35 g/t,矿体主要以粗大含金石英脉的形式赋存于早白垩世的闪长（玢）岩脉和晚侏罗世的片麻状黑云母花岗岩中,其走向主要受北北东向、北西向的张扭性断裂控制。矿床中的矿石以石英硫化物脉型为主,主要含黄铁矿、磁黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿等金属矿物,非金属矿物以石英为主,其次为绢云母、方解石和绿泥石等。常见的围岩蚀变主要为硅化、绢云母化、黄铁矿化、碳酸盐化和绿泥石化;据野外穿插关系,可以将热液成矿期分为贫硫化物石英阶段、石英-磁黄铁矿-黄铁矿阶段、石英多金属硫化物阶段和石英-碳酸盐阶段。（2）五龙金矿田内发育大量的中基性脉岩群,其与金矿在空间上密切相关。脉岩群按锆石U-Pb年代学和地球化学性质差异可细分为～126 Ma的闪长（玢）岩脉和同期的（约119 Ma）低Ti（Ti O2<1.20 wt.%,Ti/Y<375）和高Ti（Ti O2>1.90 wt.%,Ti/Y>580）辉绿岩脉。闪长（玢）岩脉表现出中硅（56.71～61.13 wt.%）、高钾钙碱性特征,具有低的Ti O2和TFe2O3含量,及较高的Cr和Ni含量;其富集大离子亲石元素元素（LILEs,如:Rb、K、Pb和Sr）而亏损高场强元素（HFSEs,如:Nb、Ta、Ti和P）;具有高放射性的锶同位素(全岩(87Sr/86Sr)i=0.711553～0.714284,斜长石原位(87Sr/86Sr)i=0.71392)、较低的εNd（t）值（-19.9～-14.5）和较老的Nd模式年龄（1.81～2.25 Ga）;同时,其内的斜长石斑晶发育反向环带,具有富钠的核部（An=35～48）和富钙的边部（An=48～57）。这些地球化学特征表明,闪长（玢）岩脉可能来源于太古代-古元古代下地壳来源的岩浆与岩石圈地幔来源的岩浆之间的混合。低Ti辉绿岩脉属于中-高钾钙碱性岩系列,具有较高的Al2O3和较低的Ti O2含量,及类弧性质的微量元素特征,如富集LILEs（Rb、K、Pb和Sr）、亏损HFSEs（Nb、Ta、Zr、Hf、Ti和P）;岩石相对于闪长（玢）岩脉具有较低的(87Sr/86Sr)i比值（全岩和斜长石原位比值分别为0.706331～0.708315和0.70837）和较高的εNd（t）值（-13.6～-5.0）,暗示低Ti辉绿岩脉来源于富集岩石圈地幔的部分熔融。其变化的Th/Yb和Th/Nb比值与恒定的Sr/Nd和U/Th值进一步指示岩石圈地幔源区之前可能已被俯冲熔体所改造。相比而言,高Ti辉绿岩脉属于高钾钙碱性到钾玄岩系列,具有较高的Ti O2和TFe2O3及较低的Al2O3含量;岩石具有类OIB性质的微量元素特征(如轻微富集Nb和Ta、无HFSEs异常、具有较高的Nb/U比值（42±5）和正的εNd（t）值（+3.1～+4.3）),表明高Ti辉绿岩脉来源于软流圈地幔的部分熔融。五龙紧密共存的低Ti和高Ti辉绿岩脉岩具有相似的成岩年龄（约119 Ma）,暗示着镁铁质岩的地幔源区从岩石圈地幔过渡到了软流圈地幔。结合前人对华北克拉通东部板块内中生代-新生代镁铁质岩的研究,本文认为,在辽东半岛,岩石圈大规模减薄/破坏起始于119 Ma左右,且持续时间较短（约13 Myr）。古太平洋板块快速俯冲和回撤所导致的非稳定地幔流,可能会引发加厚、改造的岩石圈失去其重力稳定性,最终导致华北克拉通的岩石圈拆沉和减薄。（3）针对五龙金矿田内大面积分布的中酸性岩体,年代学结果显示,丹东岩体的锆石U-Pb年龄为161±1 Ma,形成于晚侏罗世;而其它岩体及包体的锆石U-Pb年龄均为126±1 Ma,形成于早白垩世。主微量及Sr-Nd-Pb-Hf同位素示踪表明,三股流和五龙背岩体与前面研究的闪长（玢）岩脉具有极为相似的微量元素及同位素组成,暗示它们具有相似的岩浆源区,即来源于古老下地壳的部分熔融,并有岩石圈地幔来源岩浆的混入。矿田内大面积分布的壳幔混合成因的早白垩世岩体,与辽东半岛同时期的千山A型花岗岩、古道岭I型花岗岩等具有相似的成因及成岩构造背景,表明辽东半岛在早白垩世整体处于一个大规模的伸展构造背景。（4）结合本文及前人成岩成矿年代学研究的成果,本文认为五龙金矿的成矿年龄为126～123 Ma。该成矿年龄与前述的闪长（玢）岩脉、三股流岩体/包体和五龙背岩体的成岩年龄具有高度相似性,表明五龙金矿田的成岩与成矿在时间上具有较强的耦合性。（5）流体包裹体和H-O-He-Ar同位素研究表明,五龙金矿床的原生流体包裹体主要为纯CO2包裹体、含CO2水溶液包裹体和水溶液气液两相包裹体,且后两者多具有不同的气液比。测温结果显示,同一成矿阶段,不同类型、不同气液比的流体包裹体具有相似的均一温度,表明发生了流体沸腾与流体不混溶。成矿流体主要为一种中高温、中低盐度的流体,流体体系为H2O-CO2-Na Cl三元体系;随着流体的演化,均一温度和盐度均降低。五龙金矿床的H-O同位素主要位于岩浆水范围内,晚期有向大气降水漂移的趋势,表明成矿流体主要来源于岩浆水,晚期有少量大气降水的混入;其He-Ar同位素主要位于地壳流体与地幔流体之间,指示来源于两者之间的混合。（6）矿相学及硫化物LA-ICP-MS微量元素测试结果显示,五龙金矿床内的硫化物可以分为5个世代的黄铁矿（Py1～Py5）、两个世代的黄铜矿（Ccp1～Ccp2）和一个世代的磁黄铁矿（Po）及闪锌矿（Sp）。其中,石英-磁黄铁矿-黄铁矿阶段主要由Py1～Py3、Po和Ccp1组成,Py1和Po常共生产出,且微量元素含量极低;Py2与Py3则具有较高的Au（平均值分别为7.10 ppm和1.67 ppm）与As含量（平均值分别为1433 ppm和949 ppm）,Py3常作为Py2的多孔状边部产出,Au在Py2中以固溶体金和Au-Ag-Pb-Bi-Te包体形式存在,在Py3中则主要呈固溶体金的形式存在;Ccp1中主要含Ag、Zn、Pb、Bi等微量元素。石英多金属硫化物阶段主要由Py4～Py5、Sb和Ccp2组成,Py4也呈多孔状,具有与Py3相似的微量元素特征,其内金以固溶体金为主,含少量包体金,而Py5以Py4的光滑边部形式存在,具有较高的Au（平均值为6.11 ppm）与As含量（平均值为8423 ppm）,其内金以固溶体金和包体金形式产出;Sb与Ccp2中金含量较少,以含Ag、Pb、Bi等微量元素为主。总的来看,各阶段黄铁矿中Au与As具有较强的正相关,As替代黄铁矿晶格中的S导致黄铁矿发生晶格扭曲,促进Au呈固溶体形式进入到黄铁矿晶格中。成矿物理化学条件分析表明,五龙金矿成矿流体中的金主要以Au（HS）2–的形式迁移,当运移到浅部脆性断裂中,由于压力骤然释放而引发流体沸腾与流体不混溶,导致金的大量沉淀。不同世代硫化物的原位S同位素研究表明,五龙金矿黄铁矿的δ34S值变化范围为1.0～6.3‰,磁黄铁矿为1.0～2.3‰,黄铜矿为1.0～6.0‰,闪锌矿为3.1～4.3‰。其中,石英-磁黄铁矿-黄铁矿阶段各硫化物的δ34S值较为相似（集中于1.5～2.5‰）,显示出岩浆或地幔硫的特征;石英多金属硫化物阶段的Py4、Sp与上阶段硫化物的δ34S值相似,但Py5具有明显升高的δ34S值（平均值4.5‰）,Ccp2则具有显着降低的δ34S值（平均1.5‰）,这些变化是硫化物之间的同位素分馏和富34S流体混入的结果。这种富34S流体可能来源于深源（幔源）的岩浆,在迁移过程中混染了深部地壳中的富砷沉积岩。结合前人对五龙金矿田内金矿中硫化物及围岩的S-Pb同位素研究,本文认为矿田内金矿的成矿物质主要来源于壳幔混合岩浆,赋矿围岩是古元古界辽河群时,可能有部分成矿物质来源于地层。（7）五龙金矿田内的金矿床在时空分布、成矿流体及成矿物质来源等方面均与区内的岩浆作用具有密切的成生关系。在时间尺度上,金矿的成矿年龄与区内中酸性岩体及脉岩的年龄具有高度的一致性,对应于华北克拉通岩石圈的大规模减薄/破坏;在空间尺度上,矿田内的金矿床（点）均受控于早白垩世北北东向的脆性断裂,围绕三股流岩体呈近环形分布,区内大面积分布的丹东岩体、三股流岩体及各类脉岩是重要的赋矿围岩;在成矿流体及成矿物质来源方面,矿田内金矿的成矿流体与成矿物质均主要来源于壳幔混合岩浆,深部隐伏岩浆房内幔源基性岩浆的反复注入和随后的MASH过程为矿田内的金矿提供了绝大部分富金的流体与物质。据此构建了五龙金矿田的岩浆-构造-成矿综合模式,以期为矿田内后续找矿勘查提供理论指导。
孔志岗[8]（2020）在《与弱分异氧化型Ⅰ型花岗质岩有关的钨多金属矿床成矿作用研究 ——以皖南竹溪岭为例》文中提出全球范围内与W成矿密切相关的岩体,主要有S型、A型和I型花岗质岩石,与高分异还原型S型或I型花岗质岩石及与A型花岗岩密切相关的W、Sn矿床的成岩、成矿作用研究较深入,与弱分异氧化型I型花岗质岩密切相关的W（Mo）矿床是近年来新发现的一类钨矿类型,其成岩成矿作用机制是目前亟待解决的科学问题。江南钨矿带的东部新发现了一批与弱分异氧化型I型花岗闪长岩有关的W-Mo矿床（如东源W-Mo矿床,逍遥W矿床、竹溪岭W-Mo矿床等）,成为研究该类型矿床成岩、成矿机制理想的基地。竹溪岭W-Mo多金属矿床是江南钨矿带东部新探明的一个大型矽卡岩型W-Mo多金属矿床,本文选择该矿床为研究对象,运用岩石学、矿床学、矿物学、地球化学等手段,深入剖析与弱分异氧化型I型花岗质岩石密切相关的W-Mo矿床的成岩成矿过程,探讨其动力学背景,取得如下主要认识:（1）竹溪岭W-Mo多金属矿床与成矿密切相关的岩体为花岗闪长岩,其中发育细粒闪长岩包体（以下简称MME）。花岗闪长岩贫Si,富Mg,为弱过铝质-准铝质高钾钙碱性岩。相对富集K、U等大离子亲石元素,亏损Zr、Nb等高场强元素,稀土元素配分模式显示轻稀土富集的右倾型。具低Rb/Sr比值,高Zr/Hf比值和Nb/Ta比值特征。角闪石、黑云母矿物化学计算结果显示,成岩温度690℃～841℃,主要侵位深度为4.8～7.9km,氧逸度主要处于MH缓冲线和NNO缓冲线之间,属高温弱分异氧化型I型花岗质岩石。（2）成岩成矿年龄测试结果显示:MME的锆石U-Pb年龄为146.9±0.9 Ma,花岗闪长岩的锆石U-Pb年龄为144.6±0.8 Ma。辉钼矿的Re-Os年龄为141.45±0.94Ma,与白钨矿共生的白云母Ar-Ar坪年龄为141.46±1.51 Ma,成岩成矿年龄在误差范围内一致。（3）花岗闪长岩及MME中矿物学证据和地球化学证据显示,壳幔岩浆混合作用是竹溪岭花岗闪长岩的主要成因机制。主量元素、微量元素特征,Sr-Nd-Hf同位素特征及继承锆石年龄数据示踪,长英质岩浆来源于下地壳物质的部分熔融,镁铁质岩浆来源于富集的岩石圈地幔的部分熔融。分析认为成岩模式为:晚侏罗世～早白垩世,Izanagi板块低角度俯冲于欧亚板块之下,因扬子克拉通和华北克拉通的不协调运动导致板片撕裂,造成软流圈物质上涌,富集的岩石圈地幔物质部分熔融形成富水的玄武质岩浆。富水的玄武质岩浆上侵至壳幔边界,引发下地壳物质部分熔融而形成长英质岩浆。长英质岩浆快速上侵至上地壳岩浆房,同时,幔源镁铁质岩浆沿一定通道也快速上侵至岩浆房中,发生岩浆混合,最终形成竹溪岭花岗闪长岩。（4）竹溪岭W-Mo矿床成矿作用可以划分为五个阶段,即矽卡岩阶段、退化蚀变阶段、热液石榴子石阶段、石英-白钨矿-硫化物阶段及方解石-白钨矿-硫化物阶段。白钨矿详细的矿物学和矿物化学研究显示,白钨矿可划分为8个生长阶段,矽卡岩阶段生长了第1、2、3阶段白钨矿,退化蚀变阶段生长了第4、5阶段白钨矿,石英-白钨矿-硫化物阶段生长了第5、6阶段白钨矿,方解石-白钨矿-硫化物阶段生长了第7、8阶段白钨矿。从早期到晚期,白钨矿的Mo含量降低,轻稀土富集逐渐变成重稀土富集,温度降低,盐度降低,氧化还原电位降低,混入岩浆流体的大气降水逐渐增加。（5）全球与I型花岗质岩石密切相关的W矿床时空分布特点显示,与I型花岗质岩石密切相关的W矿床主要分布在与俯冲相关的造山带,成岩成矿时间与俯冲时间或同碰撞、后碰撞时间一致。初步探讨了与I型花岗质岩石密切相关的W（Mo）矿床成岩成矿动力学背景。认为弱分异氧化型I型花岗质岩石形成于俯冲阶段,岩石显示弧岩浆的特征,俯冲或板片撕裂引起的软流圈物质上涌是其主要的动力学背景;高分异I型花岗质岩石形成于同碰撞或后碰撞阶段,俯冲板片的断离或加厚地壳的地幔岩石圈拆沉造成软流圈物质上涌是其主要的动力学机制。
纪政[9]（2020）在《海拉尔-塔木察格盆地中生代火山岩年代学与地球化学研究》文中研究指明本论文对中国东北海拉尔盆地及其毗邻的蒙古塔木察格盆地中生代火山岩进行了系统的岩石学、锆石U-Pb年代学、全岩地球化学、全岩Sr-Nd同位素和锆石Hf同位素研究,建立了海拉尔-塔木察格盆地中生代火山-沉积地层的精确年代地层格架,查明了盆地中生代火山岩的岩石成因和构造背景,揭示了环太平洋构造体系和蒙古-鄂霍茨克构造体系对中国东北地区叠加改造的地球动力学机制。根据地震反射剖面、岩石组合、陆相古生物化石组合以及区域地层对比,海拉尔-塔木察格盆地中生代火山-沉积地层传统上自下而上被划分为塔木兰沟组、铜钵庙组和南屯组,但其形成时代缺乏高精度同位素年代学的制约。本文对海拉尔-塔木察格盆地32口钻井中的中生代火山岩岩心样品进行了系统的LA-ICP-MS锆石U-Pb定年,限定了中生代火山-沉积地层的形成时代,建立了精确的年代地层格架:塔木兰沟组形成于中侏罗世卡洛夫期-晚侏罗世提塘期（166145 Ma）;铜钵庙组形成于早白垩世贝里阿斯期-瓦兰今早期（142136 Ma）;南屯组一段形成于早白垩世瓦兰今晚期-阿普特早期（135120 Ma）;南屯组二段形成于早白垩世阿普特晚期-阿布尔早期（119111 Ma）。本文在海拉尔-塔木察格盆地中识别出了多种不同类型的中生代火山岩,包括高钾埃达克质火山岩、低钾埃达克质火山岩、富铌玄武安山岩、高硅火山岩、高镁埃达克质火山岩,它们的形成与古太平洋板块的俯冲和蒙古-鄂霍茨克洋的闭合密切相关。中侏罗世高钾埃达克质岩石由加厚的石榴角闪岩相大陆下地壳发生脱水熔融而形成,为蒙古-鄂霍茨克洋闭合的产物。晚侏罗世早期低钾埃达克质火山岩来源于古太平洋板块平板俯冲过程中榴辉岩相洋壳的含水熔融,产生的熔体在快速上升穿越较薄的地幔楔时与橄榄岩发生非常有限的反应。晚侏罗世晚期富铌玄武安山岩源自受俯冲板片熔体交代的含金云母石榴石相二辉橄榄岩地幔楔低程度的部分熔融（<2%）,为古太平洋板块回卷的产物。早白垩世晚期高镁埃达克质火山岩为拆沉大陆下地壳部分熔融所产生的初始埃达克质岩浆在上升过程中与周围地幔橄榄岩发生反应的产物;晚侏罗世-早白垩世高硅火山岩存在两种成因类型,其中I型高硅火山岩起源于年轻的含云母富钾玄武质下地壳的部分熔融,A型高硅火山岩来源于曾经历脱水却并不亏损熔体的富钾中基性中-下地壳的部分熔融。此外,A型高硅火山岩主要形成于晚侏罗世晚期和早白垩世晚期,分别对应于古太平洋板块的回卷和岩石圈的拆沉。在上述研究基础上,本文结合前人发表的资料,全面阐释了东北地区中生代岩浆活动的时空分布规律,构建了环太平洋构造体系和蒙古-鄂霍茨克构造体系叠加改造的地球动力学过程。侏罗纪期间古太平洋板块的平板俯冲造成东北地区岩浆活动向陆内迁移,而靠近海沟的松辽盆地和吉黑东部于晚侏世-早白垩世早期逐渐进入岩浆活动的间歇期。受蒙古-鄂霍茨克洋闭合的影响,海拉尔-塔木察格盆地和大兴安岭地区中侏罗世经历了显着的地壳增厚。当古太平洋板块的平板部分俯冲到具有较厚岩石圈的海拉尔-塔木察格盆地和大兴安岭地区之下时,由于板片整体俯冲深度的增加导致洋壳充分发生榴辉岩化,俯冲板片不再稳定开始发生回卷。晚侏罗世晚期-早白垩世早期古太平洋板片回卷速度较慢,所引起的软流地幔物质上涌的规模和速度较小,且影响范围局限于俯冲板片前缘及其附近。在古太平洋板块持续回卷的过程中,松辽盆地和吉黑东部的岩浆活动相继复苏,形成东北地区向海沟（东南向）变年轻的早白垩世岩浆活动迁移规律。同时,随着下沉的古太平洋板块逐渐在地幔过渡带滞留脱水,引发东北地区岩石圈的拆沉和早白垩世岩浆活动的峰期自西北向东南迁移。
张超[10]（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》文中研究表明巴林左旗-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。
二、赣东北早白垩世中酸性火山—侵入杂岩微量元素地球化学特征及成因探讨（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、赣东北早白垩世中酸性火山—侵入杂岩微量元素地球化学特征及成因探讨（论文提纲范文）
（1）熊耳山和伏牛山地区中酸性侵入岩的成因及其对华北克拉通南缘晚中生代构造演化的制约（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景与科学意义 |
| 1.2 研究现状与存在问题 |
| 1.2.1 华北克拉通南缘中生代构造演化 |
| 1.2.2 华北克拉通南缘中生代岩浆作用 |
| 1.2.3 熊耳山和伏牛山地区晚中生代中酸性侵入岩的研究现状及存在问题 |
| 1.3 研究思路及拟解决的科学问题 |
| 1.3.1 研究思路 |
| 1.3.2 拟解决的科学问题 |
| 1.4 论文完成的主要工作量 |
| 第2章 华北克拉通南缘区域地质背景 |
| 2.1 区域构造 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.2.1 结晶基底-太华群 |
| 2.2.2 沉积盖层 |
| 2.3 区域岩浆岩 |
| 第3章 样品制备及测试方法 |
| 3.1 锆石LA-ICP-MS U-Pb定年 |
| 3.2 全岩主量与微量元素 |
| 3.3 全岩Sr-Nd-Pb同位素 |
| 3.4 磷灰石Nd同位素 |
| 3.5 锆石Hf-O同位素 |
| 第4章 华北克拉通南缘熊耳山地区晚中生代花岗岩岩石成因 |
| 4.1 熊耳山地区地质背景 |
| 4.2 岩体地质与岩相学特征 |
| 4.2.1 五丈山岩体 |
| 4.2.2 花山岩体 |
| 4.2.3 蒿坪岩体 |
| 4.2.4 斑竹寺岩体 |
| 4.3 五丈山岩体的年代学、地球化学及岩石成因 |
| 4.3.1 五丈山岩体锆石U-Pb年代学 |
| 4.3.2 五丈山岩体地球化学 |
| 4.3.3 五丈山岩体的岩石成因 |
| 4.3.4 小结 |
| 4.4 花山岩体的年代学、地球化学及岩石成因 |
| 4.4.1 花山岩体锆石U-Pb年代学 |
| 4.4.2 花山岩体地球化学 |
| 4.4.3 花山岩体的岩石成因 |
| 4.4.4 小结 |
| 4.5 蒿坪岩体的年代学、地球化学及岩石成因 |
| 4.5.1 蒿坪岩体锆石U-Pb年代学 |
| 4.5.2 蒿坪岩体地球化学 |
| 4.5.3 蒿坪岩体的岩石成因 |
| 4.5.4 小结 |
| 4.6 斑竹寺岩体的年代学、地球化学及岩石成因 |
| 4.6.1 斑竹寺岩体锆石U-Pb年代学 |
| 4.6.2 斑竹寺岩体地球化学 |
| 4.6.3 斑竹寺岩体的岩石成因 |
| 4.6.4 小结 |
| 第5章 华北克拉通南缘伏牛山地区早白垩世中酸性侵入岩岩石成因 |
| 5.1 伏牛山地区地质背景 |
| 5.2 岩体地质与岩相学特征 |
| 5.2.1 伏牛山中性岩体 |
| 5.2.2 伏牛山酸性岩体 |
| 5.3 伏牛山中性侵入岩的年代学、地球化学及岩石成因 |
| 5.3.1 伏牛山中性侵入岩锆石U-Pb年代学 |
| 5.3.2 伏牛山中性侵入岩的地球化学 |
| 5.3.3 伏牛山中性侵入岩的岩石成因 |
| 5.3.4 小结 |
| 5.4 伏牛山酸性侵入岩的年代学、地球化学及岩石成因 |
| 5.4.1 伏牛山花岗岩锆石U-Pb年代学 |
| 5.4.2 伏牛山花岗岩的地球化学 |
| 5.4.3 伏牛山花岗岩的岩石成因 |
| 5.4.4 小结 |
| 第6章 华北克拉通南缘晚中生代构造演化历史 |
| 6.1 华北克拉通南缘晚中生代岩浆作用的年代学格架 |
| 6.2 华北克拉通南缘晚中生代大陆地壳的减薄和再造 |
| 6.3 华北克拉通南缘晚中生代岩浆作用形成的动力学背景 |
| 第7章 结论 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 论文创新点 |
| 7.3 存在的主要问题及建议 |
| 参考文献 |
| 作者简介及在学期间所取得的科研成果 |
| 致谢 |
（2）吉南—辽东地区早白垩世火山岩成因 ——来自地球化学和Sr-Nd-Pb同位素的制约（论文提纲范文）
| 内容提要 |
| 中文摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景与选题依据 |
| 1.2 研究现状及存在问题 |
| 1.3 研究思路和拟解决的关键问题 |
| 1.3.1 研究思路 |
| 1.3.2 拟解决的关键问题 |
| 1.4 论文依托的科研项目及工作量 |
| 第2章 区域地质概况 |
| 2.1 区域构造 |
| 2.2 地质背景 |
| 2.3 区域地层 |
| 2.3.1 古元古代地层 |
| 2.3.2 古生代地层 |
| 2.3.3 中生代地层 |
| 2.4 区域岩浆岩 |
| 2.4.1 三叠纪岩浆岩 |
| 2.4.2 侏罗纪岩浆岩 |
| 2.4.3 白垩纪岩浆岩 |
| 第3章 吉南–辽东地区早白垩世火山岩的岩相学特征 |
| 3.1 通化盆地果松组 |
| 3.2 果松盆地果松组 |
| 3.3 桓仁小岭组 |
| 3.4 岫岩小岭组 |
| 3.5 丹东小岭组 |
| 3.6 桂云花组 |
| 第4章 样品制备与分析方法 |
| 4.1 样品制备 |
| 4.2 样品分析方法 |
| 4.2.1 锆石U-Pb年龄 |
| 4.2.2 全岩主量元素 |
| 4.2.3 全岩微量元素 |
| 4.2.4 全岩Sr-Nd-Pb同位素分析 |
| 第5章 吉南–辽东地区早白垩世火山岩年代学及地球化学特征 |
| 5.1 吉南–辽东地区早白垩世火山岩年代学 |
| 5.1.1 通化盆地果松组 |
| 5.1.2 果松盆地果松组 |
| 5.1.3 桓仁小岭组 |
| 5.1.4 丹东小岭组 |
| 5.1.5 桂云花组 |
| 5.2 吉南–辽东地区早白垩世火山岩地球化学特征 |
| 5.2.1 通化盆地果松组火山岩 |
| 5.2.2 果松盆地果松组 |
| 5.2.3 桓仁小岭组 |
| 5.2.4 丹东小岭组 |
| 5.2.5 岫岩小岭组 |
| 5.2.6 桂云花组 |
| 第6章 吉南–辽东地区早白垩世火山岩的岩石成因 |
| 6.1 蚀变作用、分离结晶和同化混染作用 |
| 6.1.1 蚀变作用 |
| 6.1.2 分离结晶作用 |
| 6.1.3 同化混染作用 |
| 6.2 地幔源区性质 |
| 6.2.1 软流圈地幔的交代作用 |
| 6.2.2 古老岩石圈地幔的影响 |
| 6.2.3 地幔源区的熔融条件 |
| 6.3 桂云花组高镁埃达克质安山岩的成因 |
| 6.4 果松盆地果松组埃达克质粗面岩的成因 |
| 6.5 小结 |
| 第7章 吉南–辽东地区早白垩世岩浆活动的深部动力学过程 |
| 7.1 早白垩世地幔源区的交代富集 |
| 7.2 早白垩世岩浆活动与岩石圈拆沉 |
| 7.3 大地幔楔与华北克拉通破坏 |
| 第8章 结论与问题 |
| 8.1 主要结论 |
| 8.2 主要创新点 |
| 8.3 存在的问题与建议 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 作者简介及在学期间所取得的科研成果 |
| 致谢 |
（3）延边地区闹枝铜金矿床成矿作用研究（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 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.3 拟解决问题与研究思路 |
| 1.4 实物工作量 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.1.1 古生代地层 |
| 2.1.2 中生代地层 |
| 2.1.3 新生代地层 |
| 2.2 区域侵入岩 |
| 2.2.1 古生代侵入岩 |
| 2.2.2 中生代侵入岩 |
| 2.2.3 新生代侵入岩 |
| 2.3 区域构造 |
| 2.3.1 盆山构造 |
| 2.3.2 断裂构造 |
| 2.4 区域金属矿产资源 |
| 第3章 矿床地质特征 |
| 3.1 矿区地质概况 |
| 3.2 矿体特征 |
| 3.3 围岩蚀变特征 |
| 3.4 矿石类型、特征与成矿过程 |
| 3.5 小结 |
| 第4章 成矿流体特征 |
| 4.1 样品与实验方法 |
| 4.1.1 流体包裹体 |
| 4.1.2 稳定同位素 |
| 4.2 流体包裹体特征 |
| 4.2.1 显微岩相学特征 |
| 4.2.2 显微测温结果与成矿深度估算 |
| 4.2.3 流体密度与成矿压力 |
| 4.2.4 流体包裹体成分 |
| 4.3 H-O同位素特征 |
| 4.4 S-Pb同位素特征 |
| 4.4.1 S同位素 |
| 4.4.2 Pb同位素 |
| 4.5 小结 |
| 第5章 同位素年代学与成岩成矿时代 |
| 5.1 样品与实验方法 |
| 5.1.1 锆石U-Pb定年 |
| 5.1.2 金属硫化物Rb-Sr定年 |
| 5.2 U-Pb定年结果 |
| 5.2.1 早侏罗世花岗闪长岩 |
| 5.2.2 早白垩世侵入杂岩 |
| 5.2.3 早白垩世火山岩 |
| 5.3 Rb-Sr定年结果 |
| 5.4 小结 |
| 第6章 成矿斑岩岩石学、地球化学特征与成因 |
| 6.1 样品与实验方法 |
| 6.1.1 主微量、同位素分析 |
| 6.1.2 成矿元素分析 |
| 6.2 显微岩相学特征 |
| 6.3 主微量元素地球化学特征 |
| 6.3.1 闪长岩类(辉长闪长岩-闪长玢岩) |
| 6.3.2 花岗质岩石(花岗闪长岩-花岗闪长斑岩-花岗斑岩) |
| 6.4 锆石Lu-Hf同位素特征 |
| 6.5 早白垩世侵入杂岩的成因 |
| 6.5.1 辉长闪长岩成因 |
| 6.5.2 闪长玢岩成因 |
| 6.5.3 花岗质岩石成因 |
| 6.6 成矿元素地球化学特征 |
| 6.7 小结 |
| 第7章 成矿作用、成矿机理与成矿地质模式 |
| 7.1 成矿作用源-运-储框架 |
| 7.1.1 矿质起源与岩浆作用的制约 |
| 7.1.2 成矿流体演化过程 |
| 7.1.3 矿质沉淀机制 |
| 7.2 成矿地球动力学背景 |
| 7.3 成矿地质模式 |
| 结论 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 致谢 |
（4）内蒙古乌奴耳锌铅银钼多金属矿床成因及成矿预测（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 矿区交通位置及地理概况 |
| 1.2 选题来源及研究意义 |
| 1.2.1 选题来源 |
| 1.2.2 研究目的和意义 |
| 1.3 研究现状及存在的问题 |
| 1.3.1 乌奴耳矿床研究现状 |
| 1.3.2 斑岩-浅成低温热液型矿床研究现状 |
| 1.3.3 闪锌矿在矿床成因研究中的应用 |
| 1.3.4 矿床成矿年龄研究方法 |
| 1.3.5 存在问题 |
| 1.4 研究目标、研究内容与技术路线 |
| 1.4.1 研究目标和内容 |
| 1.4.2 研究方法和技术路线 |
| 1.5 完成主要工作量 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.2 区域构造 |
| 2.2.1 构造单元划分 |
| 2.2.2 主要断裂构造 |
| 2.3 区域岩浆活动 |
| 2.4 区域构造演化 |
| 2.4.1 古亚洲洋构造旋回 |
| 2.4.2 蒙古-鄂霍茨克洋构造旋回 |
| 2.4.3 太平洋构造旋回 |
| 2.5 区域矿产 |
| 2.5.1 时间分布规律 |
| 2.5.2 空间分布规律 |
| 第三章 矿床地质特征 |
| 3.1 矿区地质 |
| 3.1.1 地层 |
| 3.1.2 构造 |
| 3.1.3 岩浆岩 |
| 3.2 矿体特征 |
| 3.3 矿化特征 |
| 3.3.1 矿石类型 |
| 3.3.2 矿石组分 |
| 3.3.3 矿石结构构造 |
| 3.3.4 围岩蚀变 |
| 3.4 成矿期与成矿阶段 |
| 第四章 含矿岩浆岩成因及成岩动力学背景 |
| 4.1 岩相学特征 |
| 4.2 年代学特征 |
| 4.3 岩石地球化学特征 |
| 4.4 岩浆岩放射性同位素特征 |
| 4.4.1 Pb同位素 |
| 4.4.2 Hf同位素 |
| 4.5 岩浆岩成因类型 |
| 4.5.1 成岩温度 |
| 4.5.2 岩石成因类型 |
| 4.6 成岩动力学背景 |
| 4.7 岩浆演化及岩浆与成矿的关系 |
| 第五章 矿床成因 |
| 5.1 闪锌矿研究 |
| 5.1.1 闪锌矿矿物学特征 |
| 5.1.2 闪锌矿主微量元素特征 |
| 5.1.3 闪锌矿中的“黄铜矿病毒”成因 |
| 5.1.4 闪锌矿对成矿环境的指示 |
| 5.2 成矿年龄 |
| 5.2.1 围岩、岩体对成矿年龄的限定 |
| 5.2.2 热液锆石对成矿年龄的限定 |
| 5.3 成矿物质来源 |
| 5.3.1 硫同位素 |
| 5.3.2 铅同位素 |
| 5.4 成矿流体演化 |
| 5.4.1 流体包裹体研究 |
| 5.4.2 绿泥石温度计 |
| 5.4.3 H-O同位素特征 |
| 5.4.4 成矿流体演化过程 |
| 5.5 成矿模式 |
| 5.5.1 乌奴耳矿床成矿过程与成矿机制 |
| 5.5.2 乌奴耳矿床成矿模式 |
| 第六章 乌奴耳勘查区成矿远景预测 |
| 6.1 外围成矿预测 |
| 6.1.1 地质依据 |
| 6.1.2 地球化学依据 |
| 6.1.3 地球物理依据 |
| 6.1.4 找矿靶区预测 |
| 6.2 深部成矿预测 |
| 6.2.1 构造依据 |
| 6.2.2 岩石蚀变矿物组合依据 |
| 6.2.3 岩石地球化学原生晕依据 |
| 6.2.4 深部成矿潜力预测 |
| 第七章 结论与问题 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 存在的问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 图版Ⅰ |
| 图版Ⅱ |
| 图版Ⅲ |
| 图版Ⅳ |
| 附图1 乌奴耳勘查区地质-土壤地球化学异常图 |
| 附图2 乌奴耳勘查区高精度磁测量解释推断图 |
| 附图3 乌奴耳勘查区视极化率等值线平面图 |
| 附图4 乌奴耳勘查区视电阻率等值线平面图 |
| 附图5 乌奴耳勘查区地物化综合信息及找矿靶区预测 |
| 附图6 207 勘探线剖面岩石破碎等值线图 |
| 附图7 207 勘探线剖面岩石蚀变矿物含量等值线图 |
| 附图8 207 勘探线剖面岩石原生晕地球化学异常图 |
| 附表1 乌奴耳矿床岩浆岩锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄数据 |
| 附表2 中粗粒正长花岗岩主量(wt.%)、微量和稀土(ppm)元素含量 |
| 附表3 中细粒正长花岗斑岩主量(wt.%)、微量和稀土(ppm)元素含量 |
| 附表4 满克头鄂博组流纹岩主量(wt.%)、微量和稀土(ppm)元素含量 |
| 附表5 乌奴耳矿床岩浆岩锆石Hf同位素组成 |
| 附表6 蚀变矿化样品全岩主量元素(wt.%)和微量元素(ppm)含量 |
| 附表7 乌奴耳矿床闪锌矿微量元素含量 |
| 附表8 乌奴耳矿床热液锆石及碎屑锆石U-Pb定年数据 |
| 附表9 乌奴耳矿床流体包裹体显微测温统计数据 |
| 附表10 乌奴耳矿床绿泥石电子探针数据及温度计算结果 |
（5）东南沿海燕山期火山活动旋回划分及其成矿规律（论文提纲范文）
| 1 火山活动旋回划分及其依据 |
| 2 第Ⅰ火山活动旋回(200～170 Ma) |
| 2.1 岩石构造组合特征及时序 |
| 2.2 火山活动与成矿作用 |
| 3 第Ⅱ火山活动旋回(165～145 Ma) |
| 3.1 岩石构造组合特征及时序 |
| 3.2 火山活动与成矿作用 |
| 4 第Ⅲ火山活动旋回(145～115 Ma) |
| 4.1 火山活动时空分布规律 |
| 4.2 火山活动与成矿作用 |
| 5 第Ⅳ火山活动旋回(115～85 Ma) |
| 5.1 岩石构造组合特征及时序 |
| 5.2 火山活动与成矿作用 |
| 6 燕山期火山活动-成矿作用的构造背景 |
| 7 结论 |
（6）闽西南永定—德化地区早白垩世花岗质岩石成因与铁—钼成矿作用（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 前言 |
| 1.1 选题背景 |
| 1.2 研究现状与存在的问题 |
| 1.2.1 华南晚中生代岩浆与成矿作用研究现状 |
| 1.2.2 闽西南晚中生代岩浆作用研究现状 |
| 1.2.3 闽西南晚中生代成矿作用研究现状 |
| 1.2.4 存在的问题 |
| 1.3 研究内容与技术路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 1.4 完成工作量 |
| 1.5 实验分析方法 |
| 1.5.1 锆石U-Pb测年 |
| 1.5.2 锆石Lu-Hf同位素测定 |
| 1.5.3 辉钼矿Re-Os年龄测定 |
| 1.5.4 全岩主量和微量元素分析 |
| 1.5.5 全岩Sr-Nd同位素测定 |
| 1.5.6 电子探针分析 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.1.1 前泥盆系基底岩系 |
| 2.1.2 上泥盆统-中三叠统岩系 |
| 2.1.3 中新生代陆相碎屑及火山岩系 |
| 2.2 侵入岩 |
| 2.2.1 前中生代侵入岩 |
| 2.2.2 早中生代侵入岩 |
| 2.2.3 晚中生代侵入岩 |
| 2.3 区域构造 |
| 第3章 早白垩世花岗岩类岩石学特征 |
| 3.1 十二排岩体 |
| 3.2 大排岩体 |
| 3.3 永福复式岩体 |
| 3.4 洛阳岩体 |
| 3.5 潘田岩体 |
| 第4章 早白垩世花岗岩类年代学特征 |
| 4.1 十二排岩体年代学特征 |
| 4.2 大排岩体年代学特征 |
| 4.3 永福复式岩体年代学特征 |
| 第5章 早白垩世花岗岩类岩石成因 |
| 5.1 十二排岩体地球化学特征与岩石成因 |
| 5.1.1 元素地球化学特征 |
| 5.1.2 锆石Lu-Hf同位素特征 |
| 5.1.3 岩石成因及源区性质 |
| 5.2 大排岩体地球化学特征与岩石成因 |
| 5.2.1 元素地球化学特征 |
| 5.2.2 锆石Lu-Hf同位素特征 |
| 5.2.3 全岩Sr-Nd同位素特征 |
| 5.2.4 岩石成因及岩浆源区性质 |
| 5.3 永福复式岩体地球化学特征与岩石成因 |
| 5.3.1 元素地球化学特征 |
| 5.3.2 锆石Lu-Hf同位素特征 |
| 5.3.3 矿物学特征 |
| 5.3.4 岩石成因及源区性质 |
| 5.3.5 各单元岩石的成因联系 |
| 第6章 典型铁钼矿床特征 |
| 6.1 龙岩马坑铁(钼)矿 |
| 6.1.1 矿区地质特征 |
| 6.1.2 矿床地质特征 |
| 6.1.3 成矿物质来源 |
| 6.1.4 成矿时代 |
| 6.1.5 矿床成因 |
| 6.2 永定大排铁铅锌(钼)矿床 |
| 6.2.1 矿区地质特征 |
| 6.2.2 矿体特征 |
| 6.2.3 围岩蚀变特征 |
| 6.2.4 矿物共生组合与期次 |
| 6.2.5 成矿时代 |
| 6.2.6 矿床成因 |
| 6.3 武平十二排钼矿 |
| 6.3.1 矿区地质特征 |
| 6.3.2 矿体特征 |
| 6.3.3 蚀变与矿化特征 |
| 6.3.4 成矿时代 |
| 6.3.5 矿床成因 |
| 6.4 漳平洛阳铁(钼)多金属矿床 |
| 6.4.1 矿区地质特征 |
| 6.4.2 矿床地质特征 |
| 6.4.3 成矿物质来源 |
| 6.4.4 成矿时代 |
| 6.4.5 矿床成因 |
| 6.5 安溪潘田—德化阳山铁矿床 |
| 6.5.1 潘田铁矿床 |
| 6.5.2 德化阳山铁矿 |
| 6.6 马坑外围铁(钼)矿化点地质特征及矿化时代 |
| 6.6.1 竹子炉钼矿点 |
| 6.6.2 山坪头铁多金属矿点 |
| 6.7 永福岩体外围矿化特征及及成矿年代学研究 |
| 6.7.1 主要地质矿化特征 |
| 6.7.2 矿化时代 |
| 第7章 早白垩世花岗岩类与铁钼成矿作用 |
| 7.1 早白垩世花岗岩类与铁钼多金属矿床时空结构 |
| 7.2 永定—德化早白垩世花岗质岩带与深部构造的空间关系 |
| 7.3 早白垩世岩浆作用与铁钼成矿的关系 |
| 7.3.1 岩浆起源与演化 |
| 7.3.2 成矿物质来源 |
| 7.3.3 花岗岩类地球化学特征对铁钼成矿作用的启示 |
| 7.4 闽西南与早白垩世早期花岗岩类相关铁钼多金属矿成矿系列的再认识 |
| 7.4.1 前人对于闽西南及邻区成矿系列的划分方案 |
| 7.4.2 闽西南铁钼多金属矿化作用成矿系列的重新厘定 |
| 第8章 结语 |
| 8.1 主要成果 |
| 8.2 存在问题及研究展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录1 |
| 附录2 |
| 附录3 |
（7）辽东五龙金矿田中生代深部岩浆作用与金成矿过程（论文提纲范文）
| 作者简介 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题来源及意义 |
| 1.1.1 选题来源及研究目的 |
| 1.1.2 选题意义 |
| 1.2 国内外研究现状及存在问题 |
| 1.2.1 中生代华北克拉通岩石圈减薄/破坏 |
| 1.2.2 华北克拉通内金成矿作用研究进展 |
| 1.2.3 岩浆深部演化与金成矿 |
| 1.3 研究内容和思路 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究思路及技术路线 |
| 1.4 研究方法 |
| 1.5 论文实际工作量 |
| 第二章 研究区地质背景 |
| 2.1 辽东地区主要地质事件简述 |
| 2.1.1 前寒武纪地质演化 |
| 2.1.2 中生代地质演化 |
| 2.2 区域地质背景 |
| 2.2.1 区域地层 |
| 2.2.2 区域构造 |
| 2.2.3 区域岩浆岩 |
| 2.2.4 区域矿产 |
| 2.3 研究区地质概况 |
| 2.3.1 地层 |
| 2.3.2 构造 |
| 2.3.3 岩浆岩 |
| 第三章 五龙金矿田典型矿床地质特征 |
| 3.1 五龙石英脉型金矿 |
| 3.1.1 成矿地质条件 |
| 3.1.2 矿体地质特征 |
| 3.1.3 矿石特征 |
| 3.1.4 围岩蚀变 |
| 3.1.5 成矿期次 |
| 3.2 四道沟蚀变岩型金矿 |
| 3.2.1 成矿地质条件 |
| 3.2.2 矿体地质特征 |
| 3.2.3 矿石特征 |
| 3.2.4 围岩蚀变 |
| 3.2.5 成矿期次 |
| 第四章 中生代岩浆岩地质、地球化学及成岩动力学 |
| 4.1 岩浆岩地质特征 |
| 4.1.1 中酸性侵入岩 |
| 4.1.2 中基性脉岩 |
| 4.2 分析方法 |
| 4.2.1 锆石U-Pb年代学及Hf同位素 |
| 4.2.2 全岩主、微量元素分析 |
| 4.2.3 全岩Sr-Nd-Pb同位素分析 |
| 4.2.4 斜长石的电子探针分析 |
| 4.2.5 斜长石的原位Sr同位素 |
| 4.3 中基性脉岩成因及构造启示 |
| 4.3.1 电子探针分析 |
| 4.3.2 全岩主、微量元素 |
| 4.3.3 锆石U-Pb年代学 |
| 4.3.4 全岩Sr-Nd-Pb同位素 |
| 4.3.5 斜长石的原位Sr同位素 |
| 4.3.6 中基性脉岩的岩石成因 |
| 4.3.7 对华北克拉通岩石圈减薄/破坏的启示 |
| 4.4 中酸性侵入岩成因及成岩构造背景 |
| 4.4.1 锆石U-Pb年代学 |
| 4.4.2 全岩主、微量元素 |
| 4.4.3 Sr-Nd-Pb-Hf同位素 |
| 4.4.4 岩石成因及构造背景 |
| 第五章 中生代深部岩浆作用与金成矿过程 |
| 5.1 分析方法 |
| 5.1.1 流体包裹体 |
| 5.1.2 H-O同位素 |
| 5.1.3 电子探针分析 |
| 5.1.4 硫化物LA-ICP-MS微区微量元素点分析及扫面 |
| 5.1.5 硫化物LA-MC-ICP-MS原位硫同位素分析 |
| 5.2 岩浆作用与金成矿时空关系 |
| 5.2.1 五龙石英脉型金矿的成矿时代 |
| 5.2.2 构造岩浆演化与金成矿的时间关系 |
| 5.2.3 构造岩浆演化与金成矿的空间关系 |
| 5.3 岩浆作用与金成矿流体 |
| 5.3.1 流体包裹体岩相学特征 |
| 5.3.2 成矿流体的物理化学性质 |
| 5.3.3 成矿流体的来源 |
| 5.4 岩浆作用与金成矿物质来源 |
| 5.4.1 硫化物的世代及主量元素组成 |
| 5.4.2 硫化物LA-ICP-MS微区微量元素 |
| 5.4.3 S同位素 |
| 5.4.4 Pb同位素 |
| 5.4.5 讨论 |
| 5.5 深部岩浆作用与金成矿耦合 |
| 第六章 主要结论、创新点及存在的问题 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.1.1 矿田内金矿床地质特征 |
| 6.1.2 中生代中基性脉岩与华北克拉通岩石圈减薄/破坏 |
| 6.1.3 中生代中酸性岩体与大规模伸展作用 |
| 6.1.4 中生代深部岩浆作用与金成矿过程 |
| 6.2 创新点 |
| 6.3 存在的问题及建议 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 实验测试结果 |
（8）与弱分异氧化型Ⅰ型花岗质岩有关的钨多金属矿床成矿作用研究 ——以皖南竹溪岭为例（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 研究现状及存在的科学问题 |
| 1.2.1 钨的地球化学特征及成钨岩浆的形成机制 |
| 1.2.2 S型、A型、I型花岗质岩石与钨成矿作用 |
| 1.2.3 矽卡岩型钨矿的研究现状 |
| 1.2.4 江南钨矿带东部与弱分异I型花岗质岩石有关的W-Mo矿床研究现状 |
| 1.2.5 皖南竹溪岭W-Mo多金属矿床研究现状 |
| 1.2.6 存在的科学问题 |
| 1.3 研究思路与技术路线 |
| 1.3.1 研究思路 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 1.4 样品处理及分析方法 |
| 1.5 完成的主要实物工作量 |
| 1.6 主要认识及创新点 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.2 区域构造 |
| 2.2.1 区域构造演化 |
| 2.2.2 褶皱 |
| 2.2.3 断裂 |
| 2.4 区域岩浆岩 |
| 2.5 区域矿产特点 |
| 第三章 矿床地质特征 |
| 3.1 地层 |
| 3.2 构造 |
| 3.2.1 褶皱构造 |
| 3.2.2 断裂构造 |
| 3.3 岩浆岩及岩相学特征 |
| 3.4 矿体特征 |
| 3.5 矿石矿物特征 |
| 3.6 矿化蚀变分带 |
| 3.6.1 蚀变分带 |
| 3.6.2 矿化分带 |
| 3.7 矿化阶段划分 |
| 3.8 本章小结 |
| 第四章 成岩作用研究 |
| 4.1 岩石地球化学特征 |
| 4.1.1 主量、微量及稀土元素特征 |
| 4.1.2 全岩Sr-Nd同位素 |
| 4.1.3 锆石Lu-Hf同位素 |
| 4.1.4 锆石微量元素 |
| 4.2 岩石分异程度 |
| 4.3 岩石成因类型 |
| 4.4 成岩时代 |
| 4.5 成岩条件 |
| 4.5.1 角闪石、黑云母矿物学、矿物化学特征 |
| 4.5.2 温度 |
| 4.5.3 压力和深度 |
| 4.5.4 氧逸度 |
| 4.6 成岩作用机制 |
| 4.6.1 寄主花岗闪长岩的成因 |
| 4.6.2 MME的成因 |
| 4.6.3 壳幔岩浆混合作用成因机制 |
| 4.7 成岩物质来源 |
| 4.8 成岩模型 |
| 4.9 本章小结 |
| 第五章 成矿作用研究 |
| 5.1 矽卡岩矿物学特征 |
| 5.1.1 石榴子石显微结构 |
| 5.1.2 石榴子石主量元素特征 |
| 5.1.3 石榴子石形成的物理化学条件 |
| 5.1.4 石榴子石生长模式 |
| 5.1.5 辉石 |
| 5.1.6 角闪石类 |
| 5.1.7 绿帘石 |
| 5.1.8 硅灰石 |
| 5.2 白钨矿特征及对成矿过程的指示 |
| 5.2.1 白钨矿矿物学特征 |
| 5.2.2 白钨矿矿物化学特征 |
| 5.2.3 成矿过程的示踪 |
| 5.3 W的成矿作用过程 |
| 5.4 成矿时代 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 与I型花岗质岩石有关的W(Mo)矿床成岩成矿机制及地球动力学背景初探 |
| 6.1 与I型花岗质岩石有关的W(Mo)矿床时空分布 |
| 6.1.1 江南钨矿带东缘W-Mo矿床成岩成矿时限 |
| 6.1.2 全球典型与I型花岗质岩石有关的W(Mo)矿床时空分布特征 |
| 6.2 全球典型与I型花岗质岩石有关的钨矿床的岩体特征 |
| 6.2.1 高分异I型花岗质岩特征 |
| 6.2.2 弱分异还原型I型花岗质岩特征 |
| 6.2.3 弱分异氧化型I型花岗质岩特征 |
| 6.3 成岩成矿动力学背景初探 |
| 6.3.1 江南钨矿带东缘W-Mo矿床成岩成矿动力学背景研究 |
| 6.3.2 全球典型与I型花岗质岩石有关W(Mo)矿床成岩成矿动力学背景初探 |
| 6.4 本章小结 |
| 第七章 结论 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 有待研究的科学问题 |
| 参考文献 |
| 附表 |
| 攻读学位期间取得的研究成果 |
| 致谢 |
（9）海拉尔-塔木察格盆地中生代火山岩年代学与地球化学研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景及选题依据 |
| 1.2 研究现状及存在的问题 |
| 1.3 研究思路与拟解决的关键问题 |
| 1.3.1 研究思路 |
| 1.3.2 拟解决的关键问题 |
| 1.4 论文依托的科研项目与工作量 |
| 1.4.1 论文依托的科研项目 |
| 1.4.2 论文主要工作量 |
| 第2章 区域地质概况 |
| 2.1 中国东北区域构造格架 |
| 2.1.1 额尔古纳地块 |
| 2.1.2 兴安地块 |
| 2.1.3 松辽地块 |
| 2.1.4 佳木斯-兴凯地块 |
| 2.1.5 那丹哈达地体 |
| 2.2 研究区地质背景 |
| 2.2.1 区域构造 |
| 2.2.2 区域地层 |
| 2.2.3 区域岩浆岩 |
| 第3章 样品的地质与岩相学特征 |
| 3.1 布达特群 |
| 3.2 塔木兰沟组 |
| 3.3 铜钵庙组 |
| 3.4 南屯组一段 |
| 3.5 南屯组二段 |
| 第4章 海拉尔-塔木察格盆地中生代火山岩的年代学 |
| 4.1 分析方法 |
| 4.1.1 样品制备 |
| 4.1.2 锆石内部结构分析 |
| 4.1.3 LA-ICP-MS锆石U-Pb定年 |
| 4.2 定年结果 |
| 4.2.1 布达特群 |
| 4.2.2 塔木兰沟组 |
| 4.2.3 铜钵庙组 |
| 4.2.4 南屯组一段 |
| 4.2.5 南屯组二段 |
| 4.3 年代学讨论 |
| 4.3.1 海拉尔-塔木察格盆地火山-沉积地层的形成时代 |
| 4.3.2 东北地区中生代岩浆活动的时空分布规律 |
| 第5章 海拉尔-塔木察格盆地火山岩的地球化学 |
| 5.1 分析方法 |
| 5.1.1 全岩主量与微量元素分析方法 |
| 5.1.2 全岩Sr-Nd同位素分析方法 |
| 5.1.3 锆石Hf同位素分析方法 |
| 5.2 地球化学特征 |
| 5.2.1 中侏罗世高钾埃达克质火山岩 |
| 5.2.2 晚侏罗世早期低钾埃达克质火山岩 |
| 5.2.3 晚侏罗世晚期富铌玄武安山岩 |
| 5.2.4 晚侏罗世-早白垩世高硅火山岩 |
| 5.2.5 早白垩世晚期高镁埃达克质火山岩 |
| 5.3 岩石成因 |
| 5.3.1 中侏罗世高钾埃达克质火山岩 |
| 5.3.2 晚侏罗世早期低钾埃达克质火山岩 |
| 5.3.3 晚侏罗世晚期富铌玄武安山岩 |
| 5.3.4 晚侏罗世-早白垩世高硅火山岩 |
| 5.3.5 早白垩世晚期高镁埃达克质岩石 |
| 第6章 中生代岩浆活动的地球动力学 |
| 6.1 中侏罗世岩浆活动与蒙古-鄂霍茨克洋的闭合 |
| 6.2 晚侏罗世早期岩浆活动与古太平洋板块的平板俯冲 |
| 6.3 晚侏罗世晚期-早白垩世早期岩浆活动与古太平洋板块的回卷 |
| 6.4 早白垩世晚期岩浆活动与岩石圈的拆沉 |
| 第7章 结论与问题 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 主要创新点 |
| 7.3 存在问题与建议 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 作者简介及在学期间所取得的科研成果 |
| 致谢 |
（10）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 |
四、赣东北早白垩世中酸性火山—侵入杂岩微量元素地球化学特征及成因探讨（论文参考文献）
- [1]熊耳山和伏牛山地区中酸性侵入岩的成因及其对华北克拉通南缘晚中生代构造演化的制约[D]. 杨浩田. 吉林大学, 2021
- [2]吉南—辽东地区早白垩世火山岩成因 ——来自地球化学和Sr-Nd-Pb同位素的制约[D]. 周皓. 吉林大学, 2021
- [3]延边地区闹枝铜金矿床成矿作用研究[D]. 李晓鹏. 吉林大学, 2021(01)
- [4]内蒙古乌奴耳锌铅银钼多金属矿床成因及成矿预测[D]. 范谢均. 中国地质大学, 2021(02)
- [5]东南沿海燕山期火山活动旋回划分及其成矿规律[J]. 余明刚,洪文涛,杨祝良,段政,褚平利,陈荣,曹明轩. 地质通报, 2021(06)
- [6]闽西南永定—德化地区早白垩世花岗质岩石成因与铁—钼成矿作用[D]. 袁远. 中国地质大学(北京), 2020
- [7]辽东五龙金矿田中生代深部岩浆作用与金成矿过程[D]. 刘颜. 中国地质大学, 2020(02)
- [8]与弱分异氧化型Ⅰ型花岗质岩有关的钨多金属矿床成矿作用研究 ——以皖南竹溪岭为例[D]. 孔志岗. 长安大学, 2020
- [9]海拉尔-塔木察格盆地中生代火山岩年代学与地球化学研究[D]. 纪政. 吉林大学, 2020(08)
- [10]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)