一、汝城地区晚中生代火山岩地球化学特征及其对源区属性的指示（论文文献综述）
李浩然[1]（2021）在《青海柴达木盆地周缘显生宙陆相火山岩区多金属成矿作用研究》文中研究表明柴达木周缘位于青藏高原的北缘,中央造山带重要的组成部分,包括东昆仑和祁连两大造山带。其独特的大地构造位置、复杂的构造环境、频繁的岩浆活动及不同程度的变质作用,记录了区域构造-岩浆-成矿作用的造山旋回过程,不仅造就了区内异常丰富的矿产资源,同时也是揭秘大陆岩石圈时空结构及不同圈层相互作用和显生宙地球动力学演化的理想试验地。论文选取了柴达木周缘近年来新发现的产在陆相火山岩区的具有代表性的6个典型矿床为研究对象,强调野外实际调研地质现象,结合详细的室内观察分析,系统的总结矿床地质特征、成矿条件,准确厘定矿床成因类型。对矿区内的火山岩及中酸性侵入岩开展岩石学、锆石LA-ICP-MS、全岩地球化学及锆石Hf同位素的综合研究,结合矿相学、流体包裹体、H-O同位素等一系列实验方法,取得了以下主要成果:柴北缘造山带内牦牛山组酸性火山岩结晶年龄为407Ma、378Ma、377Ma,结合该时期前人的研究资料,系统的总结了加里东期-华力西期陆陆碰撞-后碰撞的动力学演化事件,～410Ma的时间点为重要的同碰撞到后碰撞的构造体制转换时间,此时柴北缘地区发生板片断离事件,整体从挤压造山环境转为伸展环境,标志着正式进入后碰撞伸展阶段,随着地壳持续增厚在～380Ma发生岩石圈拆沉,大量的幔源岩浆上涌。本文获取的柴北缘晚华力西期-印支期中酸性侵入岩结晶年龄为240Ma、232Ma、230Ma,加里东期造山运动结束后,柴达木地块已经与祁连地块拼贴完成,本文研究认为该时期并未裂解出新的洋盆,而是与东昆仑造山带一同受巴颜喀拉洋北向俯冲作用影响。通过对东昆仑造山带中生代火山岩详细研究发现具有明显岩性差异、时代差异和构造背景差异的两期火山岩事件,而非前人认为的均为鄂拉山组,基于上述地质事实,本文建议将鄂拉山组解体,并建立夏河组,与传统的鄂拉山组火山岩相区分。夏河组成岩年龄为印支早期,地球化学和锆石Hf同位素特征显示其源区来源于俯冲板片脱水交代形成的富集地幔与熔融的镁铁质地壳形成的混合岩浆,形成于巴颜喀拉洋北向俯冲于柴达木陆块之下的活动大陆边缘背景。传统的鄂拉山组火山岩,其成岩年龄为印支晚期,源区具有强烈壳-幔混合岩浆特征,形成于陆陆碰撞之后的后碰撞伸展-强烈的岩石圈拆沉背景。由此可见,柴周缘显生宙存在三期陆相火山岩,而非前人认为的两期。本文对选取的六个典型矿床进行了细致的野外和室内工作,研究认为:柴北缘达达肯乌拉山多金属矿为热液脉型矿床,非VMS型矿床。孔雀沟-哈布其格钼（铜）多金属矿床具有典型的面型蚀变特征为斑岩型矿床,虽然目前研究程度较低,但是展现出巨大的找矿潜力。东昆仑造山带夏河铜多金属矿为高硫化型浅成低温热液矿床,鄂拉山口铅锌矿、哈日扎银多金属矿和那更康切尔银多金属矿为浅成中低温热液脉矿床。其中夏河,鄂拉山口和哈日扎均非前人认为的斑岩型矿床。鄂拉山口铅锌矿床流体包裹体主要有气液两相和含CO2三相,属于H2O-Na Cl-CO2体系,H-O同位素显示成矿流体来源于岩浆水和大气水的混合,硫同位素显示具有多元性,受酸性岩浆和地层共同影响。夏河铜多金属矿床以气液两相和含CO2三相为主,H-O同位素显示成矿流体具有深源性,演化到晚期大量大气降水参与成矿,硫同位素来源于中酸性岩浆活动。哈日扎和那更康切尔矿床流体包裹体以CO2三相和气液两相为主,C-H-O-S-Pb同位素显示成矿流体具有幔源初生水特征,铅来源于幔源和地壳的混合,硫同位素显示具有幔源硫的特征,此外首次在那更康切尔矿区发现碲化物的存在,种种迹象体现了深部地质作用对银多金属矿床的控制作用。在以上研究的基础之上,总结区域成矿作用与地球动力学背景的耦合关系,东昆仑造山带在晚华力西期-印支期巴颜喀拉洋北向俯冲的过程中,将大量的水和金属硫、亲流体的大离子亲石元素（LILE）、卤素以及其他组分输送到上地幔中,为形成富含Ag、Au成矿物质的幔源C-H-O流体相提供了基础。与此同时形成了一系列区域性大断裂、大型剪切带及次一级的褶皱和断裂控矿构造,该时期幔源岩浆底侵导致下地壳部分熔融,形成混合岩浆沿断裂上侵携带了成矿物质,在上升过程中物理化学条件发生变化,导致金属硫化物沉积形成如本文鄂拉山口和夏河矿床。演化到印支晚期洋盆闭合之后,区域经历强烈的构造体制转换,储存在上地幔的大量富含Ag、Au等金属元素的幔源C-H-O流体沿深大断裂运移至浅部地壳,成矿流体运移的过程中,也同样不断萃取围岩的成矿元素,在运移至浅部时,在大气降水的参与下,最终沉淀形成银多金属矿床。明确了产在柴周缘陆相火山岩区的矿床的找矿方向,既寻找形成深度较浅的矿床类型,如斑岩型矿床,浅成低温热液矿床和部分热液脉型矿床。由于中生代柴北缘远离俯冲带,因此东昆仑造山带成矿作用明显强于柴北缘地区。由于陆相火山岩区剥蚀深度较浅,本文认为陆相火山岩区是接下寻找此类Ag多金属矿床的重点靶区。本文以新的视角,内容涵盖丰富,将理论研究和实例分析相结合,提出了部分前瞻性探索和实践经验的总结规律。进一步厘清了柴达木盆地周缘成矿作用与地球动力学的耦合关系提供了一定的参考。在观点、方法、阐述过程及结论方面不足之处,承蒙同行专家批评指正。
杨浩田[2]（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》文中研究表明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。
魏敬洋[3]（2021）在《延边-东宁地区晚三叠世-早侏罗世火山岩成因及地球动力学意义》文中进行了进一步梳理本文对吉林省和黑龙江省东部的延边-东宁地区晚三叠世-早侏罗世火山岩进行了锆石U-Pb年代学、地球化学、全岩Sr-Nd同位素及锆石原位O同位素的研究,查明了火山岩的形成时代和岩浆源区性质,探讨了延边-东宁地区晚三叠世-早侏罗世火山岩形成的构造背景及深部动力学机制。锆石U-Pb年代学结果显示,延边-东宁地区晚三叠世罗圈站组和天桥岭组火山岩的形成时代分别为213～206 Ma和221 Ma,早侏罗世南村组火山岩形成于181 Ma。晚三叠世火山岩的岩石组合包括英安岩-流纹岩-流纹质凝灰岩,具有较高的Si O2和全碱含量,以及较高的Ga/Al比值,87Sr/86Sr（i）=0.7029～0.7051,εNd（t）值=+1.90～+5.96,锆石δ18O值为3.80～6.14‰。晚三叠世酸性火山岩的地球化学特征类似于A型流纹岩,起源于亏损的地壳物质的部分熔融,下地壳组成包含岛弧地体、俯冲增生杂岩和高温蚀变洋壳组分。早侏罗世火山岩的岩石组合为玄武岩-玄武安山岩-安山岩-英安岩,具钙碱性演化趋势,富集轻稀土元素和大离子亲石元素,亏损Nb、Ta、Ti等高场强元素,具有陆缘弧火山岩的地球化学属性。结合其亏损的Sr-Nd同位素和锆石O同位素组成(87Sr/86Sr（i）=0.7035～0.7067,εNd（t）=+1.81～+6.40,锆石δ18O值为4.74‰),表明早侏罗世火山岩形成于受沉积物熔体和洋壳释放的流体共同交代的亏损地幔楔的部分熔融。综合区域上已有的研究成果,认为延边-东宁地区晚三叠世火山岩形成于弧后伸展环境,早侏罗世火山岩形成于活动大陆边缘环境,二者形成于古太平洋板块西向俯冲的构造背景。
惠博[4]（2021）在《扬子西北缘碧口地块新元古代构造演化》文中研究说明碧口地块位处扬子板块西北缘,保存了丰富的新元古代岩浆活动、沉积地层和构造变形等记录,是探讨扬子板块新元古代构造演化的天然窗口。然而,对于碧口地块新元古代构造演化过程及动力学机制,目前仍缺乏明确的认识。基于此,本次博士论文选取碧口地块鱼洞子杂岩、碧口群变质火山岩系、横丹群碎屑沉积岩系、镁铁质-长英质深成岩体为主要研究对象,综合开展了野外地质、岩石学、年代学、地球化学等方面的研究工作,明确了碧口地块的构造亲缘性,梳理了碧口群变质火山岩的成因机制及构造属性,厘清了横丹群的沉积时限、源区特征及构造背景,阐明了碧口地块关键岩浆作用的形成时限、成因机制及动力学背景。通过系统总结区域地质资料,综合分析已发表研究成果,探讨了碧口地块新元古代构造演化过程及动力学机制。主要取得了以下几个方面的研究成果与认识:（1）碧口地块是扬子板块西北缘早前寒武纪构造单元,演化历史可以追溯至太古代–古元古代时期。碧口地块鱼洞子杂岩中奥长花岗质片麻岩属于典型的太古代TTG类岩石,具有亏损的锆石Hf同位素(εHf（t）=+2.1-+8.1)组成,源于新生镁铁质地壳的重熔作用,代表了～2.82 Ga改造新生地壳事件。角闪斜长片麻岩属于幔源岩浆序列,锆石Hf同位素(εHf（t）=-0.9-+3.9)组分整体亏损,代表了～2.69 Ga重要的地壳生长活动。花岗片麻岩组分类似于太古代TTG类岩石,整体富集的锆石Hf同位素(εHf（t）=-3.4-+1.5)组成,由太古代地壳物质发生部分熔融形成,继承了原岩的组分特征,代表了～2.45 Ga古老地壳物质再循环事件。斜长角闪岩～1.85 Ga的变质年龄代表了古元古代末期重要的区域性变质事件。鱼洞子杂岩物质组成和构造-热演化事件与崆岭杂岩和钟祥杂岩等扬子板块内部早前寒武纪结晶基底岩系具有可对比性,表明鱼洞子杂岩与扬子板块存在潜在的亲缘性。（2）碧口地块至少在新元古代早期～880 Ma已经处于持续俯冲且伴随板片回卷的动力学背景。碧口地块镁铁质深成岩体花岩沟辉长闪长岩、林后坝辉长岩和坪头山辉长岩的形成时代一致,约为880 Ma,是目前碧口地块中已识别最早的新元古代岩浆岩记录。花岩沟辉长闪长岩与典型弧岩浆作用的地球化学信号相似,属于岩石圈地幔楔橄榄岩发生重熔作用形成的产物,原始熔体源区遭受了俯冲沉积物熔体的改造。林后坝辉长岩和坪头山辉长岩具有基本一致的主微量元素和同位素组成,与典型E-MORB的组分特征类似,是与E-MORB源区类似的深部富集地幔物质上涌,并在减压条件下发生部分熔融而形成。花岩沟辉长闪长岩形成于与俯冲相关的岛弧环境,林后坝辉长岩和坪头山辉长岩属于俯冲洋壳板片发生板片回卷机制的岩浆响应。（3）碧口地块在～860-825 Ma依旧受控于持续俯冲伴随板片回卷的动力学体制。碧口地块长英质深成岩体白雀寺石英二长岩、八海河石英二长岩和石林沟二长花岗岩侵位年龄相似,形成于～860 Ma。麻柳铺花岗闪长岩侵位时限稍晚,形成时代为～825 Ma。白雀寺石英二长岩、八海河石英二长岩和石林沟二长花岗岩具有一致的同位素组分特征,二长花岗岩是石英二长岩熔体发生强烈分异结晶作用的产物。白雀寺石英二长岩和八海河石英二长岩属于典型的埃达克质岩,具有幔源特征的锆石Hf(εHf（t）=+4.8-+6.7)和全岩Nd同位素(εNd（t）=+1.7-+2.1)组成,属于俯冲板片回卷机制下,洋壳板片受到上涌软流圈地幔物质持续烘烤发生部分熔融,与上覆地幔楔橄榄岩相互作用形成的产物。麻柳铺花岗闪长岩为典型的I型花岗岩,具有富集的锆石Hf(εHf（t）=-15.0--10.9)及全岩Nd同位素(εNd（t）=-11.8--11.9)组成,是俯冲过程中幔源岩浆底侵致使碧口地块古老地壳物质发生重熔所形成,代表了碧口地块重要的古老物质再循环事件。（4）碧口地块持续的板片回卷触发了～845-760 Ma弧后伸展活动。碧口地块碧口群变质中-基性火山岩依据地球化学特征可以划分为Ⅰ组、Ⅱ组和Ⅲ组三种类型。Ⅰ组变质中-基性火山岩组分特征类似于IAB,形成于地幔楔橄榄岩的部分熔融,源区受到早期俯冲消减组分的交代;Ⅱ组变质基性火山岩与E-MORB的配分模式类似,源于上涌的深部富集地幔物质的部分熔融;Ⅲ组变质中-基性火山岩配分模式类似于OIB,源于深部软流圈地幔,岩浆演化过程中受到少量壳源组分的改造。碧口群变质酸性火山岩可以划分为Ⅰ组和Ⅱ组两种类型。Ⅰ组变质酸性火山岩具有变化范围较大的Mg O、Ni和Cr含量,源于中下地壳的重熔,岩浆演化中有幔源物质的加入;Ⅱ组变质酸性火山岩Mg O、Ni和Cr含量低,由碧口地块古老地壳发生重熔所形成。碧口群变质中-基性火山岩和变质酸性火山岩均属于碧口地块弧后伸展体制的岩浆响应。（5）碧口地块在～720 Ma构造-岩浆活动趋于沉寂,逐步过渡为板内裂陷的动力学体制。碧口地块横丹群碎屑沉积岩系是一套富集火山物质的沉积建造,具有近源沉积特征。碎屑锆石年代学的结果显示,下部白杨组和上部秧田坝组具有一致的最大沉积时限,约为720 Ma,表明横丹群属于新元古代早-中期快速堆积的沉积序列。横丹群整体具有类似的物源属性,白杨组和秧田坝组均显示出以新元古代（～915-720 Ma）为主并含有少量古元古代-中元古代（～2450-1750 Ma）年龄的碎屑锆石年龄谱系特征,显示碧口地块和邻近的扬子板块西北缘-西缘新元古代早期岩浆弧为主要物源区。横丹群白杨组和秧田坝组碎屑沉积岩具有相似的地球化学组成,组分特征与典型弧前盆地浊积岩相似。横丹群是碧口地块新元古代早-中期沉积盆地中发育的产物,沉积时限不早于～720 Ma。（6）综合上述最新研究成果以及区域已发表研究数据,提出碧口地块结晶基底形成于太古代-古元古代时期,认为碧口地块属于扬子板块西北缘早寒武纪构造单元。新元古代时期,碧口地块构造活动趋于活跃,演化过程主要包括以下四个阶段:新元古代早期（～880-860 Ma）俯冲板片回卷和岩浆弧逐步发展阶段;新元古代早期（～845-760Ma）俯冲作用持续进行、弧后伸展机制触发和弧后裂谷发育阶段;新元古代中期（～720Ma）构造体制转换和岩浆活动沉寂阶段;新元古代中-晚期岩浆作用停滞、裂陷-拗陷盆地发展和沉积盖层发育阶段。
周皓[5]（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》文中研究表明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。
王师捷[6]（2021）在《华北板块北缘中段集宁-苏尼特右旗地区古生代构造演化》文中研究说明中亚造山带是全球范围内增生最强烈的造山带之一,显生宙期间经历了俯冲、碰撞、造山带垮塌等一系列演化过程。而古生代期间的演化尤其重要,如古亚洲洋何时俯冲、俯冲极性以及何时闭合这些关键性问题的争议较大。为了解决这些争议问题,本文以华北板块北缘中段集宁-苏尼特右旗地区的岩浆岩和沉积地层为研究对象,通过野外地质调查,同位素年代学和地球化学等一系列方法,确定了这一区域不同期次岩浆岩和不同时代沉积地层的构造背景。并通过总结前人的成果及资料,重塑华北板块北缘中段古生代的构造演化历史,再现华北板块北缘陆壳的增生过程。本文取得的主要认识如下:1.厘清了早古生代SSZ型蛇绿岩和埃达克岩的成因及构造背景区内的变质辉长岩和石英闪长岩可能代表区内最早的岩浆作用。变质辉长岩年龄约为490 Ma,有着不同于典型MORB和OIB型玄武岩的地球化学特征,可能来自于俯冲地幔楔的部分熔融;石英闪长岩的侵位年龄为488.4±2.3 Ma,具有典型的斜长花岗岩特征,来自俯冲洋壳中高温剪切带岩石的部分熔融。两者同为SSZ型蛇绿岩的一部分,是早古生代古亚洲洋俯冲开始的标志事件。晚奥陶世奥长花岗岩的年龄为448.1±2.1 Ma,为典型的埃达克岩。区内大规模的岩浆活动一直持续到志留纪末,指示了古亚洲洋向南持续俯冲的过程。2.确定了早古生代沉积地层的形成时代和沉积环境早古生代沉积地层主要包括奥陶系的阿牙登组,志留系的徐尼乌苏组和西别河组。阿牙登组以飞来峰的形式出露在研究区南部,根据碎屑锆石数据判断其沉积下限为490 Ma,岩性岩相显示出阿牙登组形成于一个相对稳定的沉积环境。徐尼乌苏组和西别河组的沉积下限分别为440 Ma和417 Ma,分别形成于弧陆碰撞前后。阿牙登组中有不同于华北板块的古老碎屑锆石组成（700～1250 Ma）,表明其沉积地点远离华北板块,而徐尼乌苏组和西别河组中代表华北板块的古老物源物质逐渐增多。从阿牙登组到徐尼乌苏组和西别河组的变化,反映了白乃庙弧与华北板块不断靠近,在早古生代末最终拼合的过程。3.确定了本巴图组、三面井组和拴马桩组的形成时代和沉积环境本巴图组为一套滨浅海相碎屑岩,碎屑锆石显示其沉积下限为296 Ma,具有海进的岩相特征,形成于局部伸展的弧后盆地。三面井组为一套滨浅海相的火山沉积地层,碎屑锆石显示其沉积下限为272 Ma,形成于盆地收缩、环境动荡的沉积环境。拴马桩组为一套陆相碎屑岩,碎屑锆石显示其沉积下限为270 Ma。从本巴图组,到三面井组和拴马桩组,沉积环境由海相变为陆相,由局部伸展变为挤压,反映出了晚古生代古亚洲洋俯冲到闭合的过程。4.重新厘定了二叠纪火山岩本文将区内大部分前人填图为中生代的火山岩重新厘定为二叠纪的额里图组火山岩。火山岩从偏基性的玄武安山岩到流纹岩均有出露,是一套连续的陆缘弧火山岩,而非双峰式火山岩。获得的火山岩年龄在278～260 Ma之间。基性的火山岩年龄明显较老,酸性的年轻,两者之间可能存在着喷发间断。260 Ma以前,火山岩均具有陆缘弧岩浆岩的属性;在260 Ma以后,开始出现板内花岗岩属性,并且有A型花岗岩的特征。区内以徐尼乌苏断裂为界,两侧火山岩的εHf（t）值有明显的不同。越向南,εHf（t）值越小,代表着华北板块古老地壳物质的参与增多,反映出古亚洲洋向南俯冲和陆壳增生的过程。5.重新探讨了白乃庙岛弧性质白乃庙弧岩带上的火山岩和沉积地层中,频繁出现了华北板块缺失的700～1250 Ma阶段的锆石。除此之外,产于白乃庙岛弧上的岩浆岩有着与华北板块截然的不同的同位素特征,这些都显示出白乃庙岛弧有着自己独特的基底组成。其锆石和古生物的相似性显示,白乃庙弧可能是来源其它板块的外来地体,在约500 Ma之后逐步加入到中亚造山带的构造体系之中。6.完善了古生代二阶段构造演化模式结合区内的岩浆岩及沉积地层资料,本文完善了华北板块北缘的二阶段演化模式。第一阶段为晚寒武世至晚志留世,这一阶段为古亚洲洋向南开始俯冲,以白乃庙弧与华北板块碰撞结束。第二阶段为泥盆纪至早三叠世,泥盆纪为碰撞后伸展阶段;石炭纪俯冲再次启动;晚二叠至早三叠世,古亚洲洋由西向东剪刀式闭合,主洋盆消失。
赵拓飞[7]（2021）在《青海东昆仑西段卡尔却卡-阿克楚克赛地区镍、铜成矿作用研究》文中指出青海省卡尔却卡-阿克楚克赛地区位于青海与新疆交界处,大地构造位置属柴达木地块南缘,东昆仑造山带西段。研究区经历了始太古代-古元古代结晶基底的形成,中-新元古代板块汇聚、前原特提斯洋盆演化和玄武岩高原的拼贴,加里东期-海西早期原特提斯洋构造域和海西晚期-印支早期古特提斯洋构造域的演化,印支晚期-燕山早期陆内造山作用和燕山晚期-喜马拉雅期区域的隆升作用。同时漫长而复杂的构造演化过程导致区内发育多期多类型矿产资源,但近几年受客观条件所限,一些科学问题制约着找矿突破,如地质研究程度较低,部分基础地质信息模糊,区内构造演化存在争议,矿床类型和成矿作用有待深入研究。本文通过对区内各类岩体和典型矿床进行研究,完善基础地质信息,探讨成矿动力学模式,总结成矿规律,从而进一步总结区域成矿理论,辅助区内矿产勘探工作。通过对研究区内黑云二长片麻岩、石英闪长岩、花岗闪长岩和二长花岗斑岩的年代学和地球化学等研究认为:厘定阿克楚克赛地区“古元古界金水口群片麻岩”实为新元古代早期（～946Ma）片麻状黑云二长花岗岩,岩体具同碰撞S型花岗岩特征。对比发现区域上该时期岩浆活动广泛发育,认为东昆仑地区在中-新元古代发育强烈的构造-岩浆事件,其可能响应全球性Rodinia超大陆的聚合。厘定阿克楚克赛高Mg闪长岩成岩时代为加里东晚期（～426Ma）,岩石具赞岐岩类地球化学特征。加里东晚期受原特提斯洋演化的影响,万宝沟大洋玄武岩高原拼贴至北部柴达木地块南缘之上,深部洋壳板片继续俯冲发生断离,软流圈沿板片断离形成的板片窗上涌至地壳浅部形成镁铁质-超镁铁质侵入岩,上涌过程中与富Mg的断离板片熔融,形成本区高Mg闪长岩类。卡尔却卡花岗闪长岩形成于印支早期（～242Ma）。岩石为新生玄武质地壳和古老的硅铝质地壳物质混合形成,与俯冲带岩浆岩特征一致。表明印支早期与古特提斯洋俯冲有关的岩浆侵入活动强烈。阿克楚克赛二长花岗斑岩形成于印支晚期（～221Ma）。岩石为高分异I型花岗岩,岩浆主要来源于下地壳的部分熔融,并有幔源物质的加入,形成于强烈伸展的构造背景下。东昆仑地区古特提斯洋在海西晚期向北俯冲,中三叠世洋盆闭合,形成与俯冲有关的壳源岩浆。晚三叠世东昆仑地区进入后碰撞伸展阶段,岩石圈拆沉减薄导致大规模伸展作用发生,幔源岩浆上涌,直接侵位形成基性-超基性岩石。上侵过程中或与地壳物质混合形成壳幔混源岩浆,或加热地壳形成壳源岩浆。印支期岩浆活动最为强烈,是东昆仑地区最重要的岩浆-热液矿床成矿作用期。对研究区内四个典型矿床（点）进行研究,阿克楚克赛地区原被划分为泥盆纪闪长岩岩体实为辉石岩和辉长岩经自变质作用形成的杂岩体,形成时代包括加里东晚期和印支晚期。厘定含矿辉石岩锆石U-Pb年龄为416±3Ma,变质辉长岩锆石U-Pb年龄为424±3Ma。矿床类型为岩浆铜镍硫化物矿床,含矿岩浆起源于亏损地幔的部分熔融并受到俯冲组分的加入,同时侵位过程中奥陶-志留纪滩间山群大理岩地层为幔源岩浆的成矿作用提供了外源硫,Ca2+、Mg2+等离子的加入导致岩浆结晶温度降低,使岩浆中硫化物发生过饱和,从岩浆中熔离成矿。区内新发现一期晚三叠世（～220Ma）辉长岩岩体,岩体形成于造山后岩石圈拆沉减薄,幔源物质底侵的构造背景下。岩浆源区为富集岩石圈地幔,岩浆结晶分异程度差,岩相单一,硫化物熔离程度低,蚀变和矿化弱。综上,青海东昆仑西段加里东晚期铜镍硫化物矿床找矿潜力巨大,印支晚期找矿潜力一般。通过野外调研,在阿克楚克赛地区新发现一处铅、锌矿化点。早三叠世花岗斑岩（～244Ma）发生强蚀变,钻孔浅部可见青磐岩化带,西侧钻孔深部出现泥化带,并发育浸染状黄铁矿、方铅矿、闪锌矿等。铅、锌品位低且连续性好,符合斑岩型矿床的面型蚀变和分带特征。限于矿化点发现时间晚,工作程度低,目前研究仍处于蚀变带外围。但该矿化点热液蚀变强烈,蚀变带规模大,剥蚀程度小,深部有进一步勘查的潜力。该矿化点的发现表明昆中带在总体抬升大的背景下其北部存在差异性的下降,具有斑岩型矿床的找矿潜力。卡尔却卡A区分南北两矿段,南矿段成矿与硅化关系密切,矿体严格受断裂构造控制,矿石发育团块状构造,铜矿石品位高且变化大。厘定含矿石英脉Ar-Ar等时线年龄为241±2Ma,代表成矿年龄。S-Pb同位素显示成矿物质具壳幔混合特点,H-O同位素显示成矿流体以岩浆水为主并存在大气水参与。流体包裹体发育富液相、含子矿物三相和含CO2包裹体,主成矿阶段均一温度为293℃～360℃,含矿物质主要以液相形式迁移,成矿早阶段流体发生了不混溶,流体不混溶和温度降低是矿质沉淀的主导因素。综合研究认为卡尔却卡A区南矿段为受断裂构造控制的中-高温热液脉型铜矿床,而非前人认为的斑岩型矿床。北矿段矿体产于隐爆角砾岩体内,矿化厚度小,平面延长远大于垂向延伸,角砾无磨圆且未发生较大位移,隐爆作用仅发生于岩体表壳,与典型的隐爆角砾岩筒矿床不同,本文将其定为产于岩体顶部的隐爆角砾岩壳矿床。S同位素显示成矿流体主要来自岩浆;H-O同位素显示成矿流体为大气降水与岩浆水混合。流体富CO2和N2,说明可能有幔源流体参与成矿。断裂构造不发育并且未形成热液向上运移通道导致岩浆难以达到二次沸腾的条件发生持续隐爆作用。因此矿床主要为岩体顶部和裂隙中汇聚的有限气水热液发生小规模隐爆作用形成,虽能构成矿化但不具备形成大矿的潜力。卡尔却卡B区为典型的矽卡岩型铜钼矿床,围岩为滩间山群大理岩,矿床形成于花岗闪长岩与地层接触带形成的矽卡岩内。与成矿有关的花岗闪长岩年龄（～242Ma）与辉钼矿矿石Re-Os同位素年龄（～242Ma）一致,代表成矿时代为早三叠世。早期石英-硫化物阶段流体主要形成富液相和纯气相包裹体,表现为高温（253℃～390℃）中低盐度（4.0～16.1%Na Cl eq.）特征,H-O同位素显示成矿流体主体以岩浆水为主,大气水混入对成矿的影响有限。因此温度降低是矿质沉淀的主要原因。S-Pb同位素和Re含量显示成矿物质具有壳幔混合的特点。综合研究认为,花岗闪长岩侵入滩间山群地层中发生接触交代作用产生矽卡岩,岩体演化形成的含矿热液以及不断萃取地层中有用组分共同组成成矿流体,受大气降水或其他浅部地体水的混合冷却,矿质进一步在构造薄弱部位沉淀和富集,形成本区具有规模的矽卡岩型铜钼矿床。青海东昆仑西段主要有三期成矿:加里东晚期、印支早期和印支晚期。加里东晚期主要形成与板片断离有关的岩浆铜镍硫化物矿床,幔源岩浆主要来源于亏损地幔;印支早期受古特提斯洋北向俯冲的影响,主要形成与俯冲背景有关的矽卡岩型-中高温热液脉型铜钼矿床,铜主要来源于幔源岩浆;印支晚期进入后碰撞伸展环境,岩石圈拆沉,幔源岩浆底侵,导致从基性到酸性岩石均发育,主要形成与伸展背景有关的斑岩型-矽卡岩型铜、铁、铅、锌等金属矿床。青海东昆仑地区整体西段抬升剥蚀大于东段,而西段以昆中带剥蚀程度最大,以黑山-那陵格勒河断裂为界,昆中带内北部抬升剥蚀弱于南部,南部浅成矿床几乎剥蚀殆尽,找矿方向以岩浆矿床和中深成高温热液脉型矿床为主。北部抬升及剥蚀较弱,印支期斑岩型、矽卡岩型及中低温热液脉型矿床成矿和保存条件良好,但该时期岩浆铜镍硫化物矿床找矿潜力有限,应主攻斑岩型、矽卡岩型及中低温热液脉型矿床。
王奕朋[8]（2021）在《小兴安岭地区早白垩世火山岩成因及其地质意义》文中研究指明本文对小兴安岭北部美丰林场地区的早白垩世美丰组和福民河组火山岩进行了岩石学、年代学以及主微量元素和全岩Sr-Nd同位素地球化学的研究。LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果显示,福民河组火山岩的形成时代为105±1 Ma,略晚于美丰组火山岩（105 Ma）。美丰组火山岩的岩石组合为玄武岩、玄武安山岩、安山岩、粗安岩和粗面岩,福民河组火山岩则以粗安岩和流纹岩为主。美丰组火山岩幔源玄武质岩石具有富集轻稀土元素（LREEs）和大离子亲石元素（LILEs）,亏损高场强元素（HSFEs）的特点,同时其具有相对亏损的Sr-Nd同位素特征。与幔源岩石相比,中酸性岩石具有较为富集的Sr-Nd同位素组成,暗示为幔源岩浆演化过程中经历了分离结晶作用和同化混染作用。研究认为美丰组火山岩的幔源岩浆来源于与俯冲相关的含火山碎屑的陆源沉积物熔体交代的对流软流圈地幔。福民河组流纹岩具有高硅、低镁的特征,富集轻稀土元素,亏损Ti、Sr、P、Ba和Eu等元素（δEu=0.13～0.49）,其特征与高硅流纹岩相似。福民河组是由美丰组幔源岩浆经历分离结晶作用和同化混染作用所形成的安山质岩浆就位于地壳浅部,形成晶粥体岩浆房,并进一步分异后的岩浆冷凝形成。综合上述研究认为,美丰组和福民河组火山岩均形成于板内伸展环境,其形成应与古太平洋板块的俯冲—回撤作用有关。
盛海琴[9]（2021）在《南岭金鸡岭岩体成因与构造属性》文中指出南岭地区以大规模成岩成矿为特征,花岗质岩石和与之相关的金属矿床广泛发育。虽然近年来对该区成岩成矿的研究成果较多,但目前对燕山期以来的构造属性、动力学机制和演化过程等问题仍争议不断。基于此,本文以位于南岭构造岩浆带西段的金鸡岭岩体为研究对象,在野外调查的基础上,运用岩石地球化学、同位素地球化学、矿物化学和锆石U-Pb年代学等方法探讨金鸡岭岩体的成因与构造属性,进而为区域燕山期岩体的演化与成矿潜力评价提供参考依据。LA-ICP-MS锆石U-Pb测年结果显示细粒斑状二长花岗岩（补体）成岩时代较粗中粒似斑状正长花岗岩（主体）花岗岩晚,形成时代分别为156.4±0.66Ma、153.0±2.2Ma,均为燕山早期岩浆活动的产物。电子探针（EPMA）结果显示金鸡岭岩体中黑云母为铁叶云母和黑鳞云母,属于原生成因;绢云母为铁锂云母,属于热液成因;粗中粒似斑状正长花岗岩中黑云母结晶压力为2.77～4.52kbar,估算其侵位深度>10km,形成温度为530-680℃;氧逸度落入QFM-HM之间,细粒斑状二长花岗岩黑云母则落入NNO-HM范围,暗示补体氧逸度升高利于锡石的结晶与成矿。金鸡岭岩体具有典型A型花岗岩的地球化学属性,岩体整体具有富硅、碱,贫钙、镁的特点,属于高钾钙碱性准铝-弱过铝质花岗岩;高Zr+Nb+Ce+Y含量、高锆石饱和温度、高Ga/Al（×104）和Fe O*/Mg O比值,亏损高场强元素Ba、Sr、P、Ti等和Eu负异常等。主体花岗岩较补体花岗岩具有较高的稀土元素总量、LREE/HREE比值和（La/Yb）N比值;两类花岗岩分异指数（DI）分别为88.76～94.39、90.68～95.87,δEu值为0.049～0.063、0.003～0.007,其中细粒斑状二长花岗岩样品铕亏损十分剧烈,无明显的轻重稀土分馏且具有明显四分组效应。Sr同位素初始值介于0.71258～0.73251之间,εNd（t）值均为负值,集中于-5.83～-11.63之间,εHf（t）值介于-3.6～-7.3,暗示金鸡岭岩体源区为地壳泥质岩和杂砂岩;二阶段钕、铪模式年龄分别为1084～1556Ma、1427～1661Ma,暗示其源岩从地幔储库中脱离的时间为中元古代。结合南岭地区地质演化史,大地构造背景为太平洋板块低角度俯冲引起的陆内伸展环境。
侯鹤楠[10]（2020）在《延边地区晚古生代火山岩系构造背景及成矿意义》文中研究表明延边地区地处兴蒙造山带南缘东段与华北板块北缘交汇处的吉中-延边成矿带内,晚古生代到早中生代期间,该区经历了古亚洲洋构造域及古太平洋构造域的演化、叠加与转换,多期次的构造岩浆作用形成了大量的中酸性侵入体和多套以中酸性火山岩或火山-沉积建造为主的火山岩系。其中,晚中生代陆相火山岩系多与浅成低温热液型金（银）矿具有密切的成因联系,晚古生代海相火山岩系中主要分布有VMS型、热液脉型矿床和矽卡岩型铜多金属矿床。本文选择延边地区晚古生代庙岭组火山岩系为重点研究对象,以火山岩系地质与矿化蚀变特征、形成时代与构造背景、物质源区与成矿意义等为核心内容,采用岩相学和矿相学研究、锆石U-Pb定年、岩石地球化学及Sr-Nd-Pb-Hf同位素测试分析等主要研究方法,取得的主要进展与成果包括:1.确定了庙岭组火山岩系的岩石组合及蚀变矿化特征。野外地质调研、室内岩相学和矿相学研究表明,庙岭组广泛分布于延边地区珲春、开山屯、天宝山、天桥岭等地,为一套以中酸性火山岩-火山碎屑岩为主的浅海相火山岩-火山碎屑岩-碳酸盐岩-陆源碎屑岩建造。下段岩石类型主要以暗色安山质凝灰角砾岩、棕褐色英安质凝灰岩和少量泥质板岩为主;中段以灰绿色安山岩、暗色安山质凝灰岩、英安岩为主,局部夹少量凝灰质板岩;上段为灰绿色片理化安山岩、安山质凝灰岩和暗色凝灰质砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩,局部与灰岩互层。该套火山岩系中常发育VMS型、热液脉型和矽卡岩型铜多金属矿化以及相关的硅化、绢云母化、碳酸盐化、矽卡岩化、绿泥石化、绿帘石化等蚀变现象。2.厘定了庙岭组火山岩系的形成时代。延边地区不同地段庙岭组火山岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb测年结果表明,龙井市天宝山矿集区安山质晶屑凝灰熔岩结晶年龄为272.7±3.6Ma,开山屯一带晶屑岩屑凝灰岩结晶年龄为272.8±4.4Ma,珲春地区安山质岩屑晶屑凝灰岩结晶年龄为270.2±3.6Ma,汪清县红太平铜多金属矿区及外围天桥岭的英安质岩屑晶屑凝灰熔岩结晶年龄为271.4±3.2Ma,安山质含角砾岩屑晶屑凝灰岩结晶年龄为268.3±3.2Ma。上述同位素测年结果在误差范围内基本一致,表明延边地区庙岭组火山岩的形成时代为早二叠世。3.明确了以庙岭组为代表的延边地区晚古生代火山岩系的形成环境。庙岭组中的火山岩主要为安山岩-英安岩-流纹岩。前人和本文研究表明,赋存于该地层中的VMS型矿床的含矿火山岩系中发现可与现代海底白烟囱或黑烟囱产物类比的喷气岩。其中,红太平矿区喷气岩主要包括富钙硅质岩、绿泥石石英岩类以及钙硅酸岩类;天宝山东风南山五号矿体围岩的不纯灰岩及酸性火山岩的互层带内或其下部中酸性火山岩内含层状萤石岩、细粒石榴石锌尖晶石硅质岩以及萤石绿泥石岩。结合古生物资料,指示该套火山岩形成于浅海相环境。4.判断了庙岭组火山岩的构造背景及晚古生代-早中生代区域构造演化。庙岭组火山岩系的岩石组合和地球化学特征均与安第斯型活动大陆边缘火山岩相类似;表现为富集轻稀土元素（LREEs）、大离子亲石元素（LILEs）,亏损高场强元素（HFSEs）的特征,结合其沉积特征,表明其产于安第斯型活动大陆边缘环境向弧后盆地演化的构造环境中,暗示早二叠世兴蒙造山带南缘东段处于古亚洲洋俯冲背景之下。根据晚古生代火山岩的时空分布、岩性组合特征、锆石U-Pb年代学与地球化学特征,对比结合区域上的构造岩浆事件及前人在该区所研究的成果,认为延边地区晚古生代-早中生代主要经历了早二叠世-中二叠世古亚洲洋俯冲阶段、晚二叠世-早三叠世古亚洲洋的闭合造山阶段以及中三叠世古亚洲洋闭合后伸展三个构造演化阶段。早二叠世庙岭组火山岩形成于古亚洲洋俯冲的构造背景。5.研究了庙岭组火山岩的地球化学特征,示踪了物质源区。庙岭组火山岩具有相对高的Si O2、K2O和Al2O3值,较低的Mg O和TFe2O3（全铁）值,富集LREEs和LILEs（Rb、Ba、Th和U）,亏损HFSEs（Nb、Ta、Ti和P）,显示出微弱的负Eu异常（δEu=0.71～1.00）,火山岩具较低的Mg#值（38～49）,属于弱偏铝质-过铝质钙碱性系列;Nb/Ta比值的平均值为14.25,介于地幔平均值（17.5）与地壳平均值（11）之间;Rb/Sr比值为0.02～0.25,大于上地幔平均值（0.034）而小于地壳平均值（0.35）,指示火山岩具有壳-幔混源的特征。锆石的εHf（t）值均为正值（+1.8～+15.8）,二阶段Hf模式年龄(TDM2)为348～1176Ma;火山岩样品206Pb/204Pb、207Pb/204Pb和208Pb/204Pb值分别为18.368～18.631、15.531～15.625和38.261～38.549,Sr同位素的初始值(87Sr/86Sr)i值在0.703718～0.708789之间,εNd（t）值为+2.5～+5.1,二阶段模式年龄(TDM2)介于626～837Ma。上述岩石地球化学特征表明,庙岭组火山岩初始岩浆主要来源于中-新元古代新增生下地壳物质的部分熔融,有少量幔源物质混入。6.总结了庙岭组火山岩系对不同类型多金属矿床的成矿与找矿意义。综合分析认为,延边地区晚古生代火山岩系有重要的成矿意义,是重要的找矿标志和找矿预测的重点依据。一方面,庙岭组的火山-沉积建造与VMS型矿化同期同源,是重要的赋矿岩系;另一方面,火山-沉积建造具有多金属成矿元素的物质基础,高丰度的贵金属和有色金属成矿元素含量,为后期岩浆热液脉型和矽卡岩型矿床形成提供良好的物质条件。红太平铜多金属矿区外围土壤地球化学测量结果显示,庙岭组地层存在Au、Ag、Cu、Pb、Zn、As、Sb等成矿元素的高异常区;根据敦化烟筒砬子金多金属矿区的1/1万土壤地球化学测量结果,在庙岭组火山岩系中圈出Au、Ag、Cu、Pb、Zn、As、Sb、Bi、W、Mo等元素异常区。
二、汝城地区晚中生代火山岩地球化学特征及其对源区属性的指示（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、汝城地区晚中生代火山岩地球化学特征及其对源区属性的指示（论文提纲范文）
（1）青海柴达木盆地周缘显生宙陆相火山岩区多金属成矿作用研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| abstract |
| 绪论 |
| 0.1 论文选题及意义 |
| 0.1.1 项目依托及选题来源 |
| 0.1.2 选题依据及意义 |
| 0.2 研究区地理位置及自然条件 |
| 0.3 研究现状及存在问题 |
| 0.3.1 陆相火山岩区矿床研究现状 |
| 0.3.2 研究区区域地质和矿产研究工作 |
| 0.3.3 存在问题 |
| 0.4 研究思路和研究方法 |
| 0.4.1 研究思路 |
| 0.4.2 研究内容及方法 |
| 0.5 主要工作量 |
| 0.6 论文研究的主要成果和进展 |
| 第1章 区域地质背景 |
| 1.1 大地构造位置及构造分区 |
| 1.1.1 大地构造位置及构造分区 |
| 1.2 区域地层 |
| 1.2.1 柴周缘东昆仑造山带 |
| 1.2.2 柴北缘造山带 |
| 1.3 区域构造 |
| 1.3.1 昆南断裂 |
| 1.3.2 昆中断裂 |
| 1.3.3 昆北断裂 |
| 1.3.4 柴达木南缘隐伏断裂 |
| 1.3.5 柴达木北缘隐伏断裂 |
| 1.3.6 丁字口-乌兰断裂 |
| 1.3.7 宗务隆山南断裂 |
| 1.3.8 宗务隆-青海南山断裂 |
| 1.3.9 阿尔金断裂 |
| 1.3.10 哇洪山-温泉断裂 |
| 1.4 区域岩浆岩 |
| 1.4.1 东昆仑地区 |
| 1.4.2 柴北缘地区 |
| 第2章 柴周缘陆相火山岩及动力学演化研究 |
| 2.1 前加里东期柴周缘构造演化 |
| 2.2 加里东期-华力西期柴周缘构造演化 |
| 2.2.1 柴南缘东昆仑造山带加里东期强烈构造体制转化和构造迁移 |
| 2.2.2 柴北缘造山带加里东期-华力西期构造演化新认识 |
| 2.3 华力西期-印支期柴周缘构造演化 |
| 2.3.1 华力西-印支期东昆仑造山带安第斯型造山运动 |
| 2.3.2 华力西期-印支期柴北缘构造演化新认识 |
| 2.3.3 柴周缘中生代相邻板块时空演化关系 |
| 2.4 关于中生代火山岩问题 |
| 2.4.1 印支早期夏河组火山岩 |
| 2.4.2 印支晚期鄂拉山组火山岩 |
| 2.4.3 夏河组和鄂拉山组火山岩差异性对比 |
| 第3章 典型矿床研究 |
| 3.1 柴周缘中生代陆相火山岩区典型矿床 |
| 3.1.1 鄂拉山口铅锌矿床 |
| 3.1.2 夏河铜多金属矿床 |
| 3.1.3 哈日扎银铜多金属矿床 |
| 3.1.4 那更康切尔银矿床 |
| 3.2 柴周缘古生代陆相火山岩区典型矿床 |
| 3.2.1 达达肯乌拉山铜铅锌矿床 |
| 3.2.2 孔雀沟-哈布其格钼(铜)金多金属矿床 |
| 第4章 区域铜铅锌银多金属成矿作用及成矿规律 |
| 4.1 柴周缘成矿带的时空结构 |
| 4.2 火山岩与成矿关系解析 |
| 4.3 柴周缘印支早期陆相火山岩区多金属成矿作用 |
| 4.4 柴周缘印支晚期陆相火山岩区银多金属成矿作用 |
| 4.4.1 幔源C-H-O流体与银、金元素的关系 |
| 4.4.2 成矿深源性问题探讨 |
| 4.4.3 东昆仑富Ag幔源流体向地壳活化运移成矿过程分析 |
| 4.4.4 成矿模式 |
| 4.4.5 矿床的剥蚀保存条件 |
| 4.5 柴周缘陆相火山岩区多金属矿床成矿作用及成矿规律总结 |
| 第5章 结论 |
| 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 |
（2）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 |
（3）延边-东宁地区晚三叠世-早侏罗世火山岩成因及地球动力学意义（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 中国东北地区晚古生代-早中生代构造演化的研究现状 |
| 1.1.2 延边-东宁地区早中生代火成岩的研究现状与问题 |
| 1.2 研究思路和拟解决的关键问题 |
| 1.2.1 研究思路 |
| 1.2.2 拟解决的关键问题 |
| 1.3 论文依托的科研项目与工作量 |
| 1.3.1 论文依托的科研项目 |
| 1.3.2 论文完成的工作量 |
| 第2章 区域地质概况 |
| 2.1 区域构造 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.2.1 元古代地层 |
| 2.2.2 古生代地层 |
| 2.2.3 中生代地层 |
| 2.2.4 新生代地层 |
| 2.3 区域侵入岩 |
| 第3章 延边-东宁地区晚三叠世-早侏罗世火山岩的岩石组合、形成时代及其空间分布 |
| 3.1 延边-东宁地区晚三叠世-早侏罗世火山岩的岩石组合 |
| 3.1.1 晚三叠世火山岩的岩石组合 |
| 3.1.2 晚三叠世火山岩岩相学描述 |
| 3.1.3 早侏罗世火山岩的岩石组合 |
| 3.1.4 早侏罗世火山岩岩相学描述 |
| 3.2 延边-东宁地区晚三叠世-早侏罗世火山岩的形成时代 |
| 3.2.1 分析方法 |
| 3.2.2 分析结果 |
| 3.3 延边-东宁地区晚三叠世-早侏罗世岩浆作用的时代及其空间分布 |
| 第4章 延边-东宁地区晚三叠世-早侏罗世火山岩的地球化学特征 |
| 4.1 分析方法 |
| 4.1.1 全岩主量、微量元素分析 |
| 4.1.2 全岩Sr-Nd同位素 |
| 4.1.3 锆石O同位素 |
| 4.2 晚三叠世火山岩的地球化学特征 |
| 4.2.1 主量元素 |
| 4.2.2 微量元素 |
| 4.2.3 全岩Sr-Nd同位素 |
| 4.2.4 锆石O同位素 |
| 4.3 早侏罗世火山岩的地球化学 |
| 4.3.1 主量元素 |
| 4.3.2 微量元素 |
| 4.3.3 全岩Sr-Nd同位素 |
| 4.3.4 锆石O同位素 |
| 第5章 延边-东宁地区晚三叠世-早侏罗世火山岩的岩石成因与源区性质 |
| 5.1 延边-东宁地区晚三叠世火山岩的岩石成因与源区性质 |
| 5.1.1 晚三叠世罗圈站组火山岩与同时代侵入体之间的成因联系 |
| 5.1.2 晚三叠世火山岩的岩浆源区 |
| 5.2 延边-东宁地区早侏罗世火山岩的岩石成因与源区性质 |
| 5.2.1 同化混染作用和分离结晶作用 |
| 5.2.2 早侏罗世火山岩的岩浆源区 |
| 第6章 延边-东宁地区晚三叠世-早侏罗世火山岩形成的构造背景及动力学意义 |
| 6.1 延边-东宁地区晚三叠世-早侏罗世火山岩的构造背景 |
| 6.1.1 晚三叠世火山岩的构造背景 |
| 6.1.2 早侏罗世火山岩的构造背景 |
| 6.2 延边-东宁地区早中生代构造演化历史 |
| 第7章 结论 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 主要创新点 |
| 7.3 存在问题及建议 |
| 参考文献 |
| 作者简介及科研成果 |
| 致谢 |
（4）扬子西北缘碧口地块新元古代构造演化（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景及研究意义 |
| 1.2 研究现状及存在问题 |
| 1.2.1 Rodinia超大陆重建 |
| 1.2.2 扬子板块新元古代构造演化 |
| 1.2.3 碧口地块研究现状及存在问题 |
| 1.3 研究内容及研究思路 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究思路 |
| 1.4 分析测试方法 |
| 1.4.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学分析 |
| 1.4.2 全岩主微量元素分析 |
| 1.4.3 全岩Sr和Nd同位素分析 |
| 1.4.4 MC-ICP-MS锆石Lu-Hf同位素分析 |
| 1.5 完成的工作量 |
| 第二章 区域构造格架 |
| 2.1 扬子板块前寒武纪构造格架 |
| 2.2 扬子板块太古代-古元古代岩石单元 |
| 2.2.1 扬子板块北缘 |
| 2.2.2 南秦岭构造带 |
| 2.2.3 扬子板块西北缘 |
| 2.2.4 扬子板块西缘 |
| 2.3 扬子板块中元古代岩石单元 |
| 2.3.1 扬子板块北缘 |
| 2.3.2 扬子板块西北缘 |
| 2.3.3 扬子板块西缘 |
| 2.4 扬子板块新元古代早期岩石单元 |
| 2.4.1 扬子板块北缘 |
| 2.4.2 南秦岭构造带 |
| 2.4.3 扬子板块西北缘 |
| 2.4.4 扬子板块西缘 |
| 2.4.5 江南造山带 |
| 2.5 扬子板块新元古代中-晚期岩石单元 |
| 第三章 碧口地块地质概况 |
| 3.1 碧口地块构造格架 |
| 3.2 碧口地块物质组成 |
| 3.2.1 鱼洞子杂岩地质特征 |
| 3.2.2 碧口群地质特征 |
| 3.2.3 横丹群地质特征 |
| 3.2.4 深成岩体地质特征 |
| 3.2.5 沉积盖层地质特征 |
| 第四章 太古代-古元古代鱼洞子杂岩同位素年代学及地球化学 |
| 4.1 野外地质及岩石学特征 |
| 4.2 鱼洞子杂岩同位素年代学 |
| 4.2.1 奥长花岗质片麻岩 |
| 4.2.2 角闪斜长片麻岩 |
| 4.2.3 花岗片麻岩 |
| 4.2.4 斜长角闪岩 |
| 4.3 鱼洞子杂岩地球化学 |
| 4.3.1 奥长花岗质片麻岩 |
| 4.3.2 角闪斜长片麻岩 |
| 4.3.3 花岗片麻岩 |
| 4.4 鱼洞子杂岩成因探讨 |
| 4.4.1 鱼洞子杂岩演化时限 |
| 4.4.2 奥长花岗质片麻岩岩石成因 |
| 4.4.3 角闪斜长片麻岩岩石成因 |
| 4.4.4 花岗片麻岩岩石成因 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 新元古代早期碧口群变质火山岩地球化学及成因背景 |
| 5.1 野外地质及岩石学特征 |
| 5.2 碧口群变质火山岩地球化学 |
| 5.2.1 变质中-基性火山岩 |
| 5.2.2 变质酸性火山岩 |
| 5.3 碧口群变质火山岩成因探讨 |
| 5.3.1 变质中-基性火山岩岩石成因 |
| 5.3.2 变质酸性火山岩岩石成因 |
| 5.4 小结 |
| 第六章 新元古代早-中期横丹群同位素年代学及地球化学 |
| 6.1 野外地质及岩石学特征 |
| 6.2 横丹群碎屑岩同位素年代学 |
| 6.3 横丹群碎屑岩地球化学 |
| 6.4 横丹群碎屑岩盆地属性探讨 |
| 6.4.1 沉积时限 |
| 6.4.2 物质源区化学属性 |
| 6.4.3 碎屑锆石物源分析 |
| 6.4.4 沉积盆地构造背景 |
| 6.5 小结 |
| 第七章 新元古代早期镁铁质岩体同位素年代学及地球化学 |
| 7.1 野外地质及岩石学特征 |
| 7.2 镁铁质岩体同位素年代学 |
| 7.2.1 花石沟辉长闪长岩 |
| 7.2.2 林后坝辉长岩 |
| 7.2.3 坪头山辉长岩 |
| 7.3 镁铁质岩体地球化学 |
| 7.3.1 花石沟辉长闪长岩 |
| 7.3.2 林后坝、坪头山辉长岩 |
| 7.4 镁铁质岩体成因探讨 |
| 7.4.1 镁铁质岩体形成时限 |
| 7.4.2 花石沟辉长闪长岩岩石成因 |
| 7.4.3 林后坝、坪头山辉长岩岩石成因 |
| 7.5 小结 |
| 第八章 新元古代早期长英质岩体同位素年代学及地球化学 |
| 8.1 野外地质及岩石学特征 |
| 8.2 长英质岩体同位素年代学 |
| 8.2.1 白雀寺石英二长岩 |
| 8.2.2 八海河石英二长岩 |
| 8.2.3 石林沟二长花岗岩 |
| 8.2.4 麻柳铺花岗闪长岩 |
| 8.3 长英质岩体地球化学 |
| 8.3.1 白雀寺、八海河石英二长岩 |
| 8.3.2 石林沟二长花岗岩 |
| 8.3.3 麻柳铺花岗闪长岩 |
| 8.4 长英质岩体成因探讨 |
| 8.4.1 长英质岩体形成时限 |
| 8.4.2 石英二长岩-花岗闪长岩-二长花岗岩成因联系 |
| 8.4.3 石英二长岩-二长花岗岩岩石成因 |
| 8.4.4 花岗闪长岩岩石成因 |
| 8.5 小结 |
| 第九章 讨论 |
| 9.1 碧口地块前寒武纪关键地质事件构造-年代学格架 |
| 9.1.1 新太古代–古元古代——早期地壳形成及演化期 |
| 9.1.2 新元古代早期——地壳快速增生及构造活动期 |
| 9.2 碧口地块前寒武纪关键地质单元动力学意义 |
| 9.2.1 鱼洞子杂岩对动力学背景的约束 |
| 9.2.2 镁铁质-长英质岩体对动力学背景的约束 |
| 9.2.3 碧口群对动力学背景的约束 |
| 9.2.4 横丹群对动力学背景的约束 |
| 9.3 碧口地块新元古代构造演化过程 |
| 第十章 结论与展望 |
| 10.1 主要进展与结论 |
| 10.2 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 攻读博士学位期间取得的科研成果 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（5）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 |
（6）华北板块北缘中段集宁-苏尼特右旗地区古生代构造演化（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 研究现状及存在的问题 |
| 1.3 研究思路及拟解决的关键问题 |
| 1.3.1 研究思路 |
| 1.3.2 拟解决的关键问题 |
| 1.3.3 本论文依托的科研项目 |
| 1.4 研究方法及主要工作量 |
| 1.4.1 研究方法 |
| 1.4.2 主要工作量 |
| 第2章 区域地质概况 |
| 2.1 地层 |
| 2.1.1 白云鄂博-赤峰断裂以南 |
| 2.1.2 白云鄂博-赤峰断裂以北 |
| 2.2 岩浆岩 |
| 2.3 构造 |
| 2.3.1 断裂及褶皱 |
| 2.3.2 逆冲推覆构造 |
| 2.3.3 构造变形 |
| 第3章 寒武-奥陶纪侵入岩及地层特征 |
| 3.1 晚寒武世-早奥陶世变质辉长岩 |
| 3.1.1 地质特征 |
| 3.1.2 岩相学特征 |
| 3.1.3 年代学特征 |
| 3.1.4 地球化学特征 |
| 3.1.5 源区性质及构造环境 |
| 3.2 晚寒武世-早奥陶世石英闪长岩 |
| 3.2.1 地质特征 |
| 3.2.2 岩相学特征 |
| 3.2.3 年代学特征 |
| 3.2.4 Hf同位素特征 |
| 3.2.5 地球化学特征 |
| 3.2.6 源区性质及构造环境 |
| 3.3 晚奥陶世奥长花岗岩 |
| 3.3.1 地质特征 |
| 3.3.2 岩相学特征 |
| 3.3.3 年代学特征 |
| 3.3.4 Hf同位素特征 |
| 3.3.5 地球化学特征 |
| 3.3.6 源区性质及构造环境 |
| 3.4 奥陶系阿牙登组 |
| 3.4.1 地质特征 |
| 3.4.2 碎屑岩的U-Pb锆石定年 |
| 3.4.3 古生物化石 |
| 3.4.4 物源及沉积环境分析 |
| 3.5 小结 |
| 第4章 志留系沉积地层特征 |
| 4.1 下志留统徐尼乌苏组 |
| 4.1.1 地质特征 |
| 4.1.2 碎屑岩的U-Pb锆石定年 |
| 4.1.3 古生物化石 |
| 4.1.4 构造环境 |
| 4.2 上志留统西别河组 |
| 4.2.1 地质特征 |
| 4.2.2 碎屑岩的U-Pb锆石定年 |
| 4.2.3 古生物化石 |
| 4.2.4 物源及沉积环境分析 |
| 4.3 小结 |
| 第5章 石炭-二叠系沉积地层特征 |
| 5.1 上石炭统-下二叠统本巴图组 |
| 5.1.1 地质特征 |
| 5.1.2 碎屑岩的U-Pb锆石定年 |
| 5.1.3 古生物化石 |
| 5.1.4 物源及沉积环境分析 |
| 5.2 下二叠统三面井组 |
| 5.2.1 地质特征 |
| 5.2.2 碎屑岩的U-Pb锆石定年 |
| 5.2.3 古生物化石 |
| 5.2.4 物源及沉积环境分析 |
| 5.3 下二叠统拴马桩组 |
| 5.3.1 地质特征 |
| 5.3.2 碎屑锆石的U-Pb定年 |
| 5.3.3 古生物化石 |
| 5.3.4 物源及沉积环境分析 |
| 5.4 小结 |
| 第6章 二叠纪火山岩特征 |
| 6.1 野外地质及岩相学特征 |
| 6.1.1 毕力赫金矿地区 |
| 6.1.2 朱日和地区 |
| 6.1.3 镶黄旗地区 |
| 6.1.4 白音哈尔地区 |
| 6.1.5 土牧尔台地区 |
| 6.2 年代学特征 |
| 6.3 Hf同位素特征 |
| 6.4 地球化学特征 |
| 6.5 源区性质及构造环境 |
| 6.5.1 中基性火山岩 |
| 6.5.2 酸性火山岩 |
| 6.6 南北两侧火山岩的异同 |
| 6.7 二叠纪岩浆岩的成因模式 |
| 6.8 小结 |
| 第7章 古生代演化过程中关键问题的讨论 |
| 7.1 早古生代俯冲开始的时间及位置 |
| 7.2 早古生代岩浆活动 |
| 7.3 白乃庙弧的属性 |
| 7.4 早古生代末弧陆碰撞和碰撞后伸展 |
| 7.5 晚古生代俯冲再启动和局部伸展 |
| 7.6 晚古生代大规模岩浆活动 |
| 7.7 古亚洲洋闭合时限及闭合位置 |
| 7.8 构造演化小结 |
| 第8章 结论 |
| 8.1 结论 |
| 8.2 主要创新点 |
| 8.3 其它问题 |
| 8.3.1 关于温都尔庙群的问题 |
| 8.3.2 关于古亚洲洋的分布和北部造山带的问题 |
| 8.3.3 关于地层缺失、构造活动和古环境的问题 |
| 8.3.4 小结 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 作者简介及科研成果 |
| 致谢 |
（7）青海东昆仑西段卡尔却卡-阿克楚克赛地区镍、铜成矿作用研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| abstract |
| 第1章 前言 |
| 1.1 选题意义及依托项目 |
| 1.2 研究区位置及概况 |
| 1.3 研究现状及存在问题 |
| 1.3.1 青海东昆仑西段研究现状 |
| 1.3.2 卡尔却卡-阿克楚克赛地区研究现状 |
| 1.3.3 主要成矿类型研究现状 |
| 1.3.4 存在主要问题 |
| 1.4 研究思路与方法 |
| 1.4.1 研究思路 |
| 1.4.2 研究方法 |
| 1.4.3 分析测试方法 |
| 1.5 完成的主要实物工作量 |
| 1.6 取得主要认识 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造位置及构造分区 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.2.1 古-中元古界 |
| 2.2.2 新元古界 |
| 2.2.3 下古生界 |
| 2.2.4 上古生界 |
| 2.2.5 中生界 |
| 2.2.6 新生界 |
| 2.3 区域构造 |
| 2.3.1 昆南断裂 |
| 2.3.2 昆中断裂 |
| 2.3.3 昆北断裂 |
| 2.3.4 柴达木南缘断裂 |
| 2.3.5 阿尔金断裂 |
| 2.3.6 哇洪山-温泉断裂 |
| 2.3.7 黑山-那陵格勒河断裂 |
| 2.4 区域岩浆岩 |
| 2.4.1 前晋宁期 |
| 2.4.2 晋宁期 |
| 2.4.3 加里东期 |
| 2.4.4 海西-印支早期 |
| 2.4.5 印支期晚 |
| 2.5 区域矿产 |
| 第3章 东昆仑造山带构造演化研究 |
| 3.1 始太古代-古元古代古陆核的证据 |
| 3.2 中-新元古代岩浆-构造事件 |
| 3.2.1 柴达木南缘岩浆-构造事件——“金水口岩群”时代与构造属性 |
| 3.2.2 昆南岩浆-构造事件——万宝沟大洋玄武岩高原形成 |
| 3.3 加里东早期构造体系的形成 |
| 3.3.1 柴达木南缘沟-弧-盆体系(西太平洋型活动陆缘) |
| 3.3.2 万宝沟玄武岩高原沟-弧体系 |
| 3.4 加里东晚期-海西早期万宝沟玄武岩拼贴-洋壳板片断离 |
| 3.4.1 洋壳深俯冲-板片断离-软流圈上涌作用 |
| 3.4.2 万宝沟玄武岩的拼贴 |
| 3.5 海西晚期-印支早期安第斯型造山活动 |
| 3.6 印支晚期-燕山期岩石圈拆沉和底侵作用 |
| 3.7 燕山末期-喜马拉雅期区域隆升作用 |
| 第4章 典型矿床研究 |
| 4.1 阿克楚克赛岩浆铜镍硫化物矿床 |
| 4.1.1 矿区地质特征 |
| 4.1.2 矿床地质特征 |
| 4.1.3 成岩成矿时代与地球化学特征 |
| 4.1.4 同位素特征 |
| 4.1.5 岩浆源区与演化 |
| 4.1.6 成矿作用研究 |
| 4.2 阿克楚克赛斑岩型矿化(点) |
| 4.2.1 矿床地质特征 |
| 4.2.2 岩石年代学及与地球化学特征 |
| 4.2.3 成矿作用研究 |
| 4.3 卡尔却卡A区中高温热液脉-隐爆角砾岩壳型矿床 |
| 4.3.1 矿区地质特征 |
| 4.3.2 矿床地质特征 |
| 4.3.3 岩石年代学及地球化学研究 |
| 4.3.4 矿床地球化学特征 |
| 4.3.5 成矿年代学研究 |
| 4.3.6 成矿作用研究 |
| 4.4 卡尔却卡B区矽卡岩型矿床 |
| 4.4.1 矿区地质特征 |
| 4.4.2 矿床地质特征 |
| 4.4.3 侵入岩年代学及地球化学特征 |
| 4.4.4 矿床地球化学特征 |
| 4.4.5 成矿年代学研究 |
| 4.4.6 成矿作用研究 |
| 第5章 区域成矿规律 |
| 5.1 成矿地质条件 |
| 5.1.1 地层条件 |
| 5.1.2 构造条件 |
| 5.1.3 岩浆岩条件 |
| 5.2 矿床类型与空间分布 |
| 5.2.1 岩浆铜镍硫化物矿床 |
| 5.2.2 斑岩型矿床 |
| 5.2.3 矽卡岩型-中高温热液脉型矿床 |
| 5.3 成矿时代、构造背景与成矿模式 |
| 5.3.1 成矿时代划分 |
| 5.3.2 构造背景与动力学模型 |
| 5.4 矿床区域保存条件及矿床空间分布 |
| 5.4.1 昆中南带保存条件 |
| 5.4.2 昆中北带保存条件 |
| 5.5 找矿潜力及找矿方向 |
| 5.5.1 岩浆铜镍硫化物矿床 |
| 5.5.2 岩浆热液型铜铅锌多金属矿床 |
| 结论 |
| 参考文献 |
| 取得的科研成果 |
| 致谢 |
（8）小兴安岭地区早白垩世火山岩成因及其地质意义（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 中国东北地区研究的现状与问题 |
| 1.1.2 小兴安岭地区研究现状及存在问题 |
| 1.2 研究思路和拟解决的关键问题 |
| 1.2.1 研究思路 |
| 1.2.2 拟解决的关键问题 |
| 1.2.3 依托的科研项目 |
| 1.3 主要工作量 |
| 第2章 区域地质概况 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.1.1 古生代 |
| 2.1.2 中生代 |
| 2.1.3 新生代 |
| 2.2 区域岩浆岩 |
| 2.3 区域构造 |
| 2.4 小兴安岭地区早白垩世火山岩的岩石学特征 |
| 2.4.1 美丰组火山岩的岩石组合 |
| 2.4.2 美丰组火山岩采样位置和样品描述 |
| 2.4.3 福民河组火山岩的岩石组合 |
| 2.4.4 福民河组火山岩采样位置和样品描述 |
| 第3章 小兴安岭地区早白垩世火山岩的形成时代 |
| 3.1 分析方法 |
| 3.2 分析结果 |
| 3.3 小兴安岭地区早白垩世岩浆作用的时代 |
| 第4章 小兴安岭地区早白垩世火山岩的地球化学特征 |
| 4.1 分析方法 |
| 4.1.1 主量元素 |
| 4.1.2 全岩微量元素 |
| 4.1.3 全岩Sr-Nd同位素分析 |
| 4.2 美丰组火山岩的地球化学 |
| 4.2.1 主量元素 |
| 4.2.2 微量元素 |
| 4.2.3 Sr-Nd同位素 |
| 4.3 福民河组火山岩的地球化学特征 |
| 4.3.1 主量元素 |
| 4.3.2 微量元素 |
| 第5章 小兴安岭地区早白垩世火山岩的岩浆源区性质 |
| 5.1 美丰组火山岩的岩浆源区性质 |
| 5.1.1 分离结晶作用 |
| 5.1.2 同化混染作用 |
| 5.1.3 岩浆源区 |
| 5.2 福民河组火山岩的岩浆源区性质 |
| 5.3 小兴安岭早白垩世火山岩的成因机制 |
| 第6章 小兴安岭地区早白垩世火山岩形成的构造意义 |
| 第7章 结论 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 主要创新点 |
| 7.3 存在问题及建议 |
| 参考文献 |
| 作者简介及科研成果 |
| 致谢 |
（9）南岭金鸡岭岩体成因与构造属性（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 选题背景与研究意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 花岗岩研究现状 |
| 1.2.2 A型花岗岩研究现状 |
| 1.2.3 南岭地区花岗岩研究现状 |
| 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 |
| 2 区域地质背景 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.2 区域构造 |
| 2.3 区域岩浆岩 |
| 3 分析测试方法 |
| 3.1 全岩主微量元素分析 |
| 3.2 全岩Sr-Nd同位素分析 |
| 3.3 电子探针测试方法 |
| 3.4 锆石LA-ICP-MS U-Pb定年和Hf同位素分析 |
| 4 金鸡岭岩体特征 |
| 4.1 金鸡岭岩体岩相学特征 |
| 4.2 金鸡岭岩体矿物化学特征 |
| 4.3 岩石地球化学特征 |
| 4.3.1 主量元素特征 |
| 4.3.2 微量和稀土元素特征 |
| 4.4 Sr-Nd同位素特征 |
| 5 成岩年代学 |
| 5.1 锆石U-Pb定年、Hf同位素特征 |
| 5.1.1 锆石U-Pb年龄分析结果 |
| 5.1.2 锆石Hf同位素特征 |
| 6 讨论 |
| 6.1 云母分类与成因 |
| 6.2 时代归属 |
| 6.3 岩浆源区 |
| 6.4 岩浆物理化学制约 |
| 6.5 构造背景 |
| 结论 |
| 参考文献 |
| 攻读硕士学位期间发表学术论文情况 |
| 致谢 |
（10）延边地区晚古生代火山岩系构造背景及成矿意义（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题依据与研究意义 |
| 1.2 研究区范围及自然地理概况 |
| 1.3 研究现状与存在的科学问题 |
| 1.3.1 延边地区晚古生代构造背景 |
| 1.3.2 晚古生代火山岩 |
| 1.3.3 晚古生代矿床 |
| 1.4 研究内容与研究思路 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 研究思路及技术路线 |
| 1.5 依托的科研项目与主要实物工作量 |
| 第2章 区域地质概况 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.1.1 中-新元古代基底 |
| 2.1.2 晚古生代地层 |
| 2.1.3 中生代地层 |
| 2.1.4 新生代地层 |
| 2.2 区域岩浆岩 |
| 2.2.1 晚古生代岩浆岩 |
| 2.2.2 早中生代岩浆岩 |
| 2.2.3 晚中生代岩浆岩 |
| 2.3 区域构造 |
| 2.3.1 区域褶皱构造 |
| 2.3.2 区域断裂构造 |
| 2.4 区域矿产概况 |
| 2.5 小结 |
| 第3章 庙岭组火山岩系的地质特征 |
| 3.1 火山岩系空间分布特征 |
| 3.1.1 庙岭组定义 |
| 3.1.2 庙岭组火山岩系分布 |
| 3.2 岩石类型与岩性特征 |
| 3.2.1 火山岩特征 |
| 3.2.2 火山岩采样位置及样品描述 |
| 3.3 火山岩系的热液蚀变特征 |
| 3.4 矿化类型及成矿特征 |
| 3.5 小结 |
| 第4章 庙岭组火山岩系的年代学与地球化学特征 |
| 4.1 分析方法 |
| 4.1.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb测年 |
| 4.1.2 主量、微量元素分析 |
| 4.1.3 Sr-Nd-Pb同位素分析 |
| 4.1.4 锆石Hf同位素分析 |
| 4.2 火山岩的年代学特征 |
| 4.3 主量元素特征 |
| 4.4 微量元素和稀土元素特征 |
| 4.5 Sr-Nd-Pb同位素特征 |
| 4.6 锆石Hf同位素特征 |
| 4.7 小结 |
| 第5章 晚古生代火山岩系的形成环境与构造背景 |
| 5.1 晚古生代火山岩的年代学格架 |
| 5.2 庙岭组火山岩系的形成环境 |
| 5.3 晚古生代火山岩的构造背景 |
| 5.4 延边地区晚古生代-早中生代构造演化 |
| 5.4.1 早-中二叠世:古亚洲洋双向俯冲阶段 |
| 5.4.2 晚二叠世-早三叠世:古亚洲洋闭合造山阶段 |
| 5.4.3 中三叠世:古亚洲洋最终闭合阶段 |
| 5.5 小结 |
| 第6章 晚古生代火山岩系的成矿与找矿意义 |
| 6.1 晚古生代火山岩的物质源区 |
| 6.2 火山岩系的成矿意义 |
| 6.2.1 火山岩系与VMS型铜多金属矿化 |
| 6.2.2 火山岩系中的热液矿床 |
| 6.3 庙岭组火山岩系找矿远景 |
| 6.3.1 汪清天桥岭地区 |
| 6.3.2 龙井天宝山地区 |
| 6.3.3 敦化烟筒砬子地区 |
| 6.4 找矿方向 |
| 6.5 小结 |
| 第7章 主要结论及认识 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 存在的主要问题及建议 |
| 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 |
四、汝城地区晚中生代火山岩地球化学特征及其对源区属性的指示（论文参考文献）
- [1]青海柴达木盆地周缘显生宙陆相火山岩区多金属成矿作用研究[D]. 李浩然. 吉林大学, 2021(01)
- [2]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
- [3]延边-东宁地区晚三叠世-早侏罗世火山岩成因及地球动力学意义[D]. 魏敬洋. 吉林大学, 2021(01)
- [4]扬子西北缘碧口地块新元古代构造演化[D]. 惠博. 西北大学, 2021(12)
- [5]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
- [6]华北板块北缘中段集宁-苏尼特右旗地区古生代构造演化[D]. 王师捷. 吉林大学, 2021(01)
- [7]青海东昆仑西段卡尔却卡-阿克楚克赛地区镍、铜成矿作用研究[D]. 赵拓飞. 吉林大学, 2021(01)
- [8]小兴安岭地区早白垩世火山岩成因及其地质意义[D]. 王奕朋. 吉林大学, 2021(01)
- [9]南岭金鸡岭岩体成因与构造属性[D]. 盛海琴. 辽宁师范大学, 2021(08)
- [10]延边地区晚古生代火山岩系构造背景及成矿意义[D]. 侯鹤楠. 吉林大学, 2020