一、骑田岭花岗岩~(40)Ar/~(39)Ar同位素年龄及其地质意义（论文文献综述）
李宁[1]（2020）在《新疆东天山小白石头钨（钼）矿床成矿作用研究》文中进行了进一步梳理新疆东天山造山带位于中亚造山带的西南缘,毗邻北山造山带,以晚古生代成矿为特色。但近年来发现了一系列三叠纪矿床,形成了一条三叠纪钨钼成矿带。小白石头钨（钼）矿床位于东天山的中天山地块东南缘,是一个与三叠纪黑云母花岗岩有关的矽卡岩型矿床。作为该成矿带唯一的钨钼矿床,其钨钼共生机制的研究工作不仅丰富了东天山-北山的成矿理论,而且可以拓展找矿方向。本文以小白石头钨（钼）矿为研究对象,针对钨钼共生机制等关键科学问题,在详细野外调查基础上,开展了侵入岩、矿床地质特征、矿物学、成矿流体、年代学等方面的系统研究,探讨成矿地质背景、成矿流体演化、成矿物质来源和成矿元素沉淀机制,建立矿床模型,并与其他钨矿床进行了综合对比研究,总结了东天山钨矿成矿规律。取得主要成果如下:矿区内侵入岩发育,锆石LA–ICP–MS U–Pb年龄确定新元古代黑云二长花岗岩形成于908.1 Ma、泥盆纪花岗闪长岩形成于406.8412.3 Ma、石炭纪辉长闪长岩的侵位时间为324.7Ma,与成矿有关的三叠纪黑云母花岗岩形成于246.4252.2 Ma。辉钼矿Re–Os年龄加权平均模式年龄分别为245.0±1.7 Ma和251.1±1.6 Ma、白云母40Ar–39Ar坪年龄为247.6±2.3Ma,表明矿床形成于早三叠世（245251 Ma）。三叠纪黑云母花岗岩具有高硅、富碱、中等铝、镁含量、低钙特征,为高钾钙碱性镁质花岗岩。岩石轻重稀土分馏明显,弱的负Eu异常,显示为I型花岗岩。矿物学、全岩地球化学、Sr–Nd和Lu–Hf同位素研究表明,其来源于幔源和壳源物质混合,后期同化混染过程中有更多的地壳物质加入。提出与成矿有关岩石形成于板内伸展环境。黑云母花岗岩侵入卡瓦布拉格群碳酸盐岩中,在接触带形成矽卡岩。矿化类型主要有矽卡岩型和石英脉型,少量花岗岩型和大理岩型。成矿过程经历了早期矽卡岩阶段（I）、退化蚀变阶段（II）、石英-硫化物阶段（III）和方解石阶段（IV）,钨矿化主要形成于II和III阶段,钼矿化主要形成于III阶段。矿物研究表明I阶段成矿流体的氧逸度逐渐增加,并向弱碱性演化,黄铁矿等硫化物形成于中低温环境。II阶段早期成矿流体的氧逸度较高,白钨矿开始沉淀,主要来源于岩浆热液流体。II阶段后期和III阶段成矿流体的还原性不断增加。III阶段中,大气降水大量加入,参与形成白钨矿。4个成矿阶段中成矿流体温度逐渐降低（峰值分别为310℃、300℃、290°C和170°C、150°C）;流体盐度逐渐降低（峰值分别为6.5 NaCl equiv.、4.5 NaCl equiv.、4.5.NaCl equiv.和2.5 NaCl equiv.）;成矿深度逐渐减小（2.63.3 km、0.70.9 km、0.81.0 km和>0.2 km）。主成矿阶段（II和III）中大气降水加入和压力释放引起成矿流体沸腾作用,形成不均匀流体,导致了白钨矿和辉钼矿大量沉淀。稳定同位素（C、H、O、S、He和Ar）研究表明I阶段流体主要源于岩浆,并在岩浆-热液活动后期经历了强烈分馏作用;II阶段流体主要来自岩浆,有大气降水加入;III阶段流体主要来源于岩浆和大气降水混合;IV阶段以大气降水为主。成矿物质主要来源于壳源花岗岩,混合有深源物质。提出钨钼共生关键为壳幔物质共同参与、充分的岩浆演化和开放的成矿环境。揭示了东天山-北山三叠纪钨钼成矿带钨和钼矿床相同的地质构造背景提供了相似物质来源,成矿岩浆岩中老、新地壳组分参与是形成不同矿床类型的根本原因。钨矿形成时代早于钼矿,东天山矿床时代早于北山。斑岩型钼矿与区域构造关系更为密切。对比华南典型钨矿床,东天山三叠纪钨矿床在源岩、构造、围岩、流体演化和物质来源等方面极为相似,具有很大找矿潜力。
徐清俊[2]（2020）在《华南东南缘晚三叠世-早白垩世沉积记录 ——对古太平洋板块俯冲的指示》文中研究说明华南板块在早中生代期间经历了从东-西向特提斯构造域向北-东向古太平洋构造域的构造体制转换,其转换必然与古太平洋板块的西向俯冲有关,然而构造体制转换的时限和古太平洋板块俯冲过程仍然存在争议。华南板块东南缘粤东盆地和永安盆地是特提斯构造域和古太平洋构造域两大构造域的叠合地带,其保留完好的沉积序列是研究和发掘中生代构造演化信息的理想载体,而且对弧后盆地沉积记录的研究有助于加深板块俯冲历史与上覆板块盆地沉积关系的认识。本次研究以华南板块东南缘粤东盆地和永安盆地晚三叠世-早白垩世整体沉积序列为研究对象,通过详细的野外地质调查以及系统的采样、开展盆地沉积相、碎屑锆石U-Pb年代学、岩相学、碎屑锆石地球化学等研究,建立沉积盆地的“源-汇”体系,并结合华南中生代构造变形、岩浆活动、岩相古地理、古流数据等地质资料,探讨华南板块构造体制转换的时限以及古太平洋板块的俯冲模式。取得的主要认识如下:（1）盆地沉积相研究表明粤东盆地和永安盆在晚三叠世为浅海相和三角洲相沉积;早侏罗世浅海相沉积范围扩大;中侏罗世为湖泊相、扇三角洲,三角洲相、河流相;晚侏罗世-早白垩世早期为火山岩盆地,盆地沉积相的改变是华南东南缘对海侵-海退的响应,也是盆地由扩张到收缩的反映。（2）“源-汇”体系分析表明晚三叠世粤东盆地物源主要来自于扬子板块西南缘/南缘、海南岛地区、云开大山、南岭带等地,而永安盆地物源则主要来自于盆地北部的南武夷山、南岭带东段、海南岛地区等地。早-中侏罗世,粤东盆地和永安盆地具有多物源区域,既有克拉通内部的物源供给,包括云开地区、扬子西南缘、南武夷山、浙西南-闽东北、日本西南部、南岭构造带等,也有来自推测的东部大陆岩浆弧带。早白垩世,凝灰岩物源既有盆地北部、东部沿海地带、大陆岩浆弧物源的供给,同时也有浅部地壳物质和壳幔耦合物质的加入。（3）永安盆地和粤东盆地晚三叠世-早白垩世早期碎屑岩碎屑锆石主要年龄峰值的变化,以及对应物源区域的转变,是对华南板块从古特斯构造域向古太平洋构造域的构造体制转换的响应,这种转变开始发生在早侏罗世时期,完成时间为165±5 Ma;综合岩浆岩同位素年代学、构造地质学、沉积学等方面的研究成果,表明古太平洋板块于早侏罗世（～200 Ma）开始低角度向华南东南缘俯冲,一直持续到早白垩世早期（～135 Ma）,且俯冲角度不断变大。侏罗纪-早白垩世早期（200-135 Ma）,华南板块东南缘东海-南海一带发育一条活动的大陆岩浆弧带,且向华南板块东南陆缘移动;古太平洋板块的西向俯冲导致了浙西南-闽西北地区以及华南板块东部的隆升剥蚀,控制了华南板块东南缘侏罗纪-早白垩世沉积盆地的物源特征和构造格局,粤东盆地和永安盆地为受古太平洋构造域控制的弧后前陆盆地。
冯佳伟[3]（2020）在《湘南骑田岭花岗岩体岩浆作用与锡矿成矿作用关系研究》文中研究说明骑田岭复式花岗岩体地处湖南南部千里山-骑田岭钨锡多金属矿集区,近年发现的芙蓉超大型锡矿床就位于骑田岭复式花岗岩体的南部,前人对骑田岭花岗岩基的研究已积累较多成果,但仍有部分争议存在。因此,本文以骑田岭复式花岗岩体区域地质背景为基础,以岩石学、岩石地球化学、矿床学、矿床地球化学主要研究方法及手段,对骑田岭花岗岩基的岩石学、岩石地球化学开展了较系统的野外地质调查和研究;同时,对芙蓉锡矿田内白腊水、山门口锡矿进行了细致的野外地质调查。对岩体和矿体进行了较系统的样品采集,运用岩石学、岩石地球化学主要研究方法,对岩矿石样品开展了深入、细致地宏观地质特征、显微镜下特征、矿石学特征及其地球化学特征的研究,较准确掌握了骑田岭花岗岩基岩石的岩石谱系,初步探讨了岩浆演化序列及其成矿专属性,从而以构造-岩浆-成矿作用为主线,较系统阐述了湘南骑田岭复式花岗岩体基本岩石类型和地球化学特征及其侵入就位的大地构造背景,划分了不同锡矿床的成因类型,建立了芙蓉锡矿田综合成矿模式,初步探讨了花岗岩类成岩作用与成矿作用的关系,本论文取得如下主要成果和认识:1.骑田岭复式花岗岩体由菜岭、芙蓉两个超单元组成,菜岭超单元由枫树下、樟溪水、两口塘、青山里四个单元组成;而芙蓉超单元则由礼家洞、五里桥、南溪、将军寨、荒塘岭、回头湾六个单元组成。在花岗岩单元的周围有一些较分散存在的小规模花岗斑岩及细粒花岗岩岩脉。2.通过对岩石的宏观地质特征和显微镜下特征研究发现,复式岩体中花岗质岩石类型相对较为简单,菜岭超单元以中粗粒斑状角闪黑云二长花岗岩为主,常见有浑圆状花岗闪长质、二长花岗质和石英二长质暗色包体。芙蓉超单元的早期单元属于二长花岗岩,晚期单元均属正长花岗岩。岩体中暗色矿物主要是黑云母和角闪石,其中黑云母占绝大部分,角闪石仅在早期单元中有部分存在。随着花岗岩成岩时代由早及晚,岩石中暗色矿物的含量呈逐渐降低的趋势。3.骑田岭花岗岩石的SiO2含量在6676%之间,随时代由早到晚逐渐升高,表明该区岩浆的演化从偏基性向偏酸性演化的趋势。从常量元素地球化学图解发现,岩体内岩石成分以富钾、富碱为基本特点,均为钙碱性系列,且岩石主体部分多为偏铝质,仅有晚期形成的细粒花岗岩属于过铝质岩石。利用CIPW标准矿物计算法换算的矿物体积百分含量,计算出复式岩体各单元花岗岩的岩浆分异指数具有逐渐增大的趋势,表明骑田岭复式花岗岩体具有同源岩浆演化序列的特点,越到晚期岩浆的结晶分异作用进行的越彻底。由骑田岭花岗岩微量元素原始地幔标准化蛛网图可知,其尤为富含Rb、Th等大离子亲石元素,而Ba、Nb、Sr、Ti元素亏损,也显示出越到晚期岩浆演化结晶分异程度越高的趋势。从岩石地球化学常量及微量元素组成特点来看,早期形成的菜岭超单元与芙蓉超单元当中的礼家洞、五里桥、南溪三个单元的岩浆演化程度基本相似,并按侵入时代的早晚有分异程度越高的趋势。而将军寨、荒塘岭、回头湾三个晚期形成单元则更倾向于具有酸性程度趋强的岩浆演化后期的特点。4.骑田岭复式花岗岩体各单元总体上经历了四次主要的超动型岩浆侵入作用,其侵入就位时代在147163Ma之间,即岩体主要在中侏罗世晚期-晚侏罗世之间就位。从岩石学、岩石地球化学数据及其相关图解推断,骑田岭花岗岩体各岩石单元普遍高钾钙碱性偏铝质,具有后造山型花岗岩的特点,推论其形成构造环境为挤压向伸展拉张的状态开始转变时期,很可能是在燕山早期华南地壳开始拉张减薄的构造背景下侵入就位的,壳幔相互作用对本区域大陆地壳的重熔和花岗岩浆的形成和演化发挥了重要作用,导致骑田岭花岗岩基的侵入和定位。5.骑田岭花岗岩基的岩浆成岩作用于岩基内钨锡多金属矿床（芙蓉锡矿田、新田岭钨矿）的形成关系十分密切,本论文重点通过对岩基南部芙蓉锡矿的矿床地质特征、矿相学特征、矿床地球化学特征的较系统野外地质调查和实验室分析、测试和研究,初步探讨了花岗岩基的岩浆作用与锡矿成矿作用的关系。骑田岭花岗岩基的锡矿化,主要分布于外接触带矽卡岩及岩体内部隐爆角砾岩充填的断裂破碎带中,而细粒花岗岩与矿化在空间上密切伴生。骑田岭花岗岩基显示出成矿花岗岩的诸多特征,特别是晚期细粒花岗岩的稀土元素和铅同位素组成表明,锡矿化的成矿物质来源与骑田岭花岗岩的亲缘关系。骑田岭花岗岩基的蚀变分布较广泛,特别是存在高温自交代蚀变钠长石化和条纹长石的微斜长石化。花岗岩基内各单元花岗岩体冷却及高K、U、Th含量导致高的热产率、岩体内及围岩中发育的深大断裂和小裂隙、围岩中丰富的水,都非常有利于岩浆侵位后数百万年的热流对流循环,形成广泛的蚀变和成矿作用。
熊明福[4]（2020）在《华南晚燕山期斑岩锡矿成因研究 ——以岩背和洋滨锡矿为例》文中进行了进一步梳理华南是我国最重要的锡矿产地之一,其内部孕育着一系列锡多金属矿床,他们大都形成于燕山期并与花岗质岩浆活动有关。自上世纪八十年代以来,前人对华南锡多金属矿床的地质特征和成因开展了大量的研究工作,积累了丰富的地质地球化学资料。燕山晚期是华南最重要的锡成矿期,前人对西南地区个旧、大厂等燕山晚期超大型锡矿进行了深入的研究,而东南沿海地区由于成矿规模较小,研究程度相对较低。东南沿海地区燕山晚期与花岗质岩浆作用有关锡矿地质地球化学特征及成因等方面较低的研究程度,直接影响对我国华南地区燕山晚期花岗岩有关锡成矿规律,特别是东西部成矿巨大差异关键控制因素的深入探讨。斑岩型锡矿床是与花岗岩有关锡成矿比较独特的类型,典型的斑岩锡矿较少,典型斑岩锡矿地质地球化学及成因特征的剖析对于丰富和完善与花岗岩有关热液锡矿成矿规律的认识具有重要的意义。华南地区目前已知的三个典型的斑岩锡矿（岩背、洋滨、银岩）均分布在东南沿海地区,形成时代为燕山晚期。岩背和洋滨锡矿含矿岩体物质来源、矿床的形成时代和成因等方面均存在较大争议,故本论文通过系统的野外地质调查、矿物学、矿床学、成岩成矿年代学（同位素年代学）、元素地球化学、同位素地球化学和包裹体研究,探讨岩背和洋滨矿区锡矿床含矿岩体的形成时代、成因、矿床地质特征及成矿模式,为矿区今后的找矿勘探工作提供理论依据。研究主要取得了如下认识:（1）SIMS锆石U-Pb定年确认岩背和洋滨两斑岩锡矿含矿岩体形成于早白垩纪。岩背锡矿成矿前的花岗闪长玢岩和英安岩形成时代分别为138.56±0.83 Ma（MSWD=1.47）和139.58±0.78 Ma（MSWD=0.32）,而含矿岩体花岗斑岩形成于135.52±0.71 Ma（MSWD=2.03）至 136.45±0.69 Ma（MSWD=3.04）。洋滨锡矿早期不含矿花岗闪长玢岩和熔结凝灰岩分别形成于187.08±1.40 Ma（MSWD=0.57）和133±0.67 Ma（MSWD=0.23）,而含矿花岗斑岩形成于 95.05±1.64 Ma（MSWD=5.63）。另外,花岗斑岩中～2.5Ga继承性锆石的发现表明华夏地块可能存在新太古代基底;（2）与成矿有关的花岗岩类均来源于地壳,含矿岩体具有相对较高的 Nd和较低的锆石δ18O,这可能与地壳熔融过程中同位素不平衡有关。岩背矿区早期与锡成矿无关的英安岩具有相对低的εNd（t）值（-8.77～-8.88）和较高的锆石δ180（8.13‰～8.99‰）,而含成矿花岗斑岩具有相对高的εNd（t）值（-2.14～-3.39）和较低的锆石δ180（6.42‰～7.71‰）。洋滨矿区成矿前熔结凝灰岩的εNd（t）为-10.45～-11.89、锆石δ18O为4.47-5.86‰,而含矿花岗斑岩和黄英斑岩εNd（t）=-4.53～-9.05、锆石δ180为3.98-9.50‰。这一同位素组成差异通常解释为年轻地壳物质或地幔组分的参与,但由于缺少同期幔源岩浆岩和岩浆混合的地质证据,它更可能是地壳熔融过程中同位素不平衡的结果。（3）含矿花岗斑岩为过铝质-强过铝质,具有高SiO2、富F和高分异演化特征。岩背和洋滨含矿斑岩的Nb/Ta和Zr/Hf 比值分别为6.0-10.7,20.2-20.7和3.73-12.6,6.75-14.6。洋滨含矿斑岩稀土分布模式显示强烈的四分组效应,表明岩浆演化晚期存在强烈的流体出溶和/或流体不混溶现象。洋滨锡矿含矿黄英斑岩的石英斑晶中存在大量的不均匀捕获包裹体和含子晶多相包裹体,是流体出溶的直接证据。（4）华南晚燕山期锡成矿作用与伸展背景下软流圈地幔上涌和中下地壳物质的广泛熔融和高度演化有关。早白垩世古太平洋俯冲板块的后撤导致岩石圈的伸展,岩石圈的伸展导致地壳减薄和软流圈地幔的上涌,继而引发了软流圈及岩石圈地幔的部分熔融形成大量的玄武质岩浆,这些玄武质岩浆底侵下地壳为地壳物质的熔融提供了热源,引发富集成矿元素的地壳物质的大规模熔融,形成花岗质岩浆的高度分异演化产生流体出溶、流体不混溶,最终形成广泛分布的锡矿床。
李聪[5]（2020）在《中国锡矿床的时空分布规律及同位素地球化学特征研究》文中研究表明我国是世界锡矿资源最丰富的国家。锡是我国的优势矿种,也是我国关键新兴战略资源之一,具有较高的战略地位和社会价值。多年的开采和利用,使得我国的锡矿资源面临危机,从锡矿主要出口国变成依赖进口的国家。因此加大找矿力度,寻找新的锡矿资源,保持我国锡矿资源量的稳定有着重要意义。多年来对于锡矿床的研究,积累了大量的同位素地球化学、年代学等研究资料,但资料较为零散,缺乏系统总结。本论文搜集了各类文献中有关我国重要锡矿床的分析资料,建立了我国锡矿矿产地数据库、成矿年代数据库、锡矿同位素地球化学数据库,并进行了系统的归纳总结。论文的研究成果将为我国锡矿床研究程度的提高、进一步锡矿的找矿勘查提供了一定的基础资料。主要取得的以下进展:（1）厘定出我国与锡矿床有关的矿床成矿系列22个,与锡矿有关的成矿区带有44个,重要矿集区15个。（2）重要锡矿成矿时代数据成果的总结显示,中国锡矿的成矿时代有前寒武纪、加里东期、海西期、印支期、燕山期、喜山期,以燕山期的160～130Ma和100～80Ma为主,其次为加里东期、海西期、喜山期;不同成矿时代的锡矿床的具有集中分布特征,其中前寒武纪锡矿主要分布在川西及桂北矿集区;加里东期锡矿主要分布在祁漫塔格矿集区;海西期锡矿主要分布在东准与星星峡矿集区;燕山期锡矿分布最广,主要分布在桂北、滇东南、湘南、林西-锡林浩特等矿集区;喜山期锡矿主要分布在三江矿集区。在锡矿时空规律总结的基础上,建立我国锡矿成矿谱系。（3）以重要矿集区为单元,全面搜集了我国典型锡矿床的同位素地球化学数据（包括硫、铅、氢氧、碳氧、铷锶、钐钕、铪同位素）,并进行了汇总和总结。硫同位素分析结果显示我国锡矿的硫源主要有两种:（1）岩浆来源;（2）岩浆为主,有地层的混合;氢氧同位素表明锡矿的成矿流体来源主要来自于岩浆水以及岩浆水为主、有大气降水的混合;铅同位素显示不同锡矿床铅的来源较为复杂,主要为上地壳铅和上地壳与地幔混合的俯冲带铅。总体上,我国与锡矿床有关的成岩成矿物质主要来源于地壳以及地壳为主、少量幔源混合。（4）根据前人研究成果,初步讨论了华南地区中生代燕山早期—晚期、大兴安岭南段晚侏罗世-早白垩世有关锡矿的成岩成矿动力学背景。
王博[6]（2019）在《华南燕山早期岩浆活动强度及动力学背景探讨》文中提出前人通过地球物理探测和野外实地观察,发现岩浆侵入体的等效长度与厚度之间存在一定的几何化关系,并且在实际应用中得到验证。本文使用GIS对华南燕山早期花岗岩进行统计,并利用拟合后的经验公式对岩体体积进行估算。统计结果表明:华南燕山早期（200-140Ma）花岗岩总体积约260000km3,岩浆平均添加速率近4300km3/myr。早侏罗世（200-180Ma）的岩浆活动较为薄弱,因此,中-晚侏罗世岩浆平均添加速率可达到6500km3/myr。本文按照铁指数、修改的碱钙指数、铝饱和指数等三个指标,对华南燕山早期花岗质岩体进行非成因的描述性分类,结果显示,铁质、钙碱性、过铝质系列的花岗岩和镁质、钙碱性、过铝质系列的花岗岩数量最多。华南燕山早期花岗岩以黑云母花岗岩和二云母花岗岩为主,其源岩主要为变质沉积物和英云闪长岩。通过锆饱和温度计算,发现华南存在多个岩浆高温区,在南岭地区形成了一个近东西向的高温带。利用Nd同位素进行壳幔物质比例计算,统计结果显示,燕山早期花岗岩以壳源型和壳幔混合型为主。通过汇编近年来华南地区燕山期花岗岩测年数据,建立花岗岩年代学数据库。燕山早期出露的花岗岩主要分布在政和-大埔断裂以西,燕山晚期花岗岩体主要分布在沿海地区,呈反“C”型围限着燕山早期岩体。燕山早期岩体整体上呈现出北东向发育,其中南岭地区岩体长轴以近东西向为主,岩体的长轴发育明显受先存的断裂带和裂谷的控制。华南燕山早期大规模的花岗岩主要是在古太平洋板块俯冲的作用下形成的,其中,早侏罗世岩浆活动受印支后伸展和俯冲板片断离的双重影响;中-晚侏罗世花岗岩主要产自岩石圈持续伸展-减薄背景下。
李超[7]（2019）在《湖南骑田岭花岗岩体岩石学、岩石地球化学及其大地构造意义》文中进行了进一步梳理骑田岭岩体是南岭中段北缘具有代表性的大型岩基之一,处在着名的千里山-骑田岭钨锡多金属矿集区内。对骑田岭岩体南部的芙蓉超大型锡矿床的研究成果很多,而对岩体各单元之间岩浆演化关系研究不足,并且不同学者对燕山早期华南的大地构造背景尚有一些争议。最近一二十年,随着花岗岩原地重熔-壳内对流成因说的提出与完善,对花岗岩的源区与定位机制提出了新的认识,收到了很多赞誉,已经有部分学者开始采用这一新的学说体系对一些知名岩体进行重新解读。因此,本文以花岗岩原地重熔说为基础,从岩体侵入关系探讨不同单元的结晶时间,从岩石学、岩石地球化学入手,分析了不同单元的差异与岩浆演化特征,研究骑田岭岩体岩浆来源、定位机制,结合区域地质资料探讨了湘东南地区中生代的构造-岩浆活动过程与大地构造背景,取得了以下认识:1.骑田岭岩体可分为中侏罗世的菜岭超单元和芙蓉超单元以及零星分布的花岗斑岩和细粒花岗岩岩脉,主要岩性为二长花岗岩和正长花岗岩,暗色矿物主要是黑云母,早期单元含有一定的角闪石。岩体形成年代为147163Ma,可分为4个形成阶段,至少体现了3期原地重熔作用。岩石从老到新酸性程度、岩浆分异指数逐渐升高,角闪石含量、暗色矿物含量减少,基本反映了偏中酸性→酸性→超酸性的岩浆演化序列。主量、微量元素特征说明菜岭超单元与礼家洞、五里桥、南溪单元岩浆演化程度相近,从早到晚稍有升高,将军寨和荒塘岭、回头湾单元更趋于岩浆演化晚期特征,与花岗岩原地重熔演化趋势相符。2.岩体深部总体倾向南东,造成岩石结构构造、矿物成分、地球化学成分等分带具有从外围向中心,从北西向南东的规律变化。骑田岭岩体是区域古原岩重熔界面的凸起处,受到炎陵-蓝山深大断裂构造体系的控制,岩浆层顶蚀作用在此特别发育。岩体的岩浆来源,大部分应该是其下的花岗岩浆层（可能为元古代基底熔融）,部分是岩体所侵入的古生代-中生代所有地层,岩体中的暗色包体是围岩熔融的残余物,在岩体边缘部位岩浆的同化混染作用较强,岩体剥蚀深度小。3.岩石学及地球化学特征显示骑田岭花岗岩属于高钾钙碱性偏铝质花岗岩,矿物学、主微量元素判别为后造山型花岗岩,生成于挤压向拉张转换的构造环境。从中侏罗世开始,华南即已属于古太平洋板块构造域,受到古太平洋板块后撤式俯冲带来的软流圈上涌、局部伸展拉张、区域地壳升温影响,产生了区域性的重熔岩浆层,软流圈上涌具有随时间从内陆向沿海逐渐迁移的规律。湘东南地区的岩浆活动基本集中在燕山早期,白垩纪时,强烈岩浆活动已迁移到沿海的狭长地带,造成广大内陆重熔岩浆层降温而逐渐固结。4.骑田岭花岗岩属于与钨锡成矿关系密切的岩体,岩体南北两边分别产出芙蓉超大型锡矿田和新田岭大型钨矿田,成矿时代与岩浆期基本一致,为中晚侏罗世。菜岭超单元具有形成稀土矿的潜力,芙蓉超单元具有钨、锡、钼、铋多金属成矿性,可能有磁铁矿、铀、铜矿化,晚期的花岗斑岩和细粒花岗岩具有铌钽、锡成矿性,重点可能的矿化位置是断裂破碎带、热液蚀变带、围岩接触带。
袁顺达[8]（2017）在《南岭钨锡成矿作用几个关键科学问题及其对区域找矿勘查的启示》文中指出南岭地区中生代多期次、大规模的钨锡多金属成矿作用造就了全球最为重要的钨锡成矿带。本文结合最新的相关研究成果及找矿突破,系统综述了南岭地区成岩成矿作用时空分布格局、成矿花岗岩的矿物学、地球化学特征和矿床模型的研究进展及存在问题,并在此基础上初步提出了该区深部找矿方向,以期推动区域找矿勘查取得新突破。
蔡明海,张文兵,彭振安,刘虎,郭腾飞,谭泽模,唐龙飞[9]（2016）在《湘南荷花坪锡多金属矿床成矿年代研究》文中指出荷花坪锡多金属矿床是本世纪初在南岭中段湘南地区新发现的一个大型矿床,区内的锡多金属矿化产在王仙岭岩体东南内、外接触带,已发现有Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ和Ⅳ号4个主要锡多金属矿体。其中,Ⅰ、Ⅱ和Ⅳ号矿体由早期矽卡岩型和晚期蚀变碎裂岩型矿石组成,Ⅲ号矿体则由独立产出的蚀变碎裂岩型矿石组成,且包含有部分碎裂花岗斑岩。以往研究已对Ⅳ号矿体中的矽卡岩型矿石和Ⅲ号矿体中含矿斑岩脉分别采用辉钼矿Re-Os法和锆石SHRIMP U-Pb法进行了测年,获得的年龄分别为224.0±1.9Ma和142±2Ma。本文补充了晚期蚀变碎裂岩型矿石的40Ar/39Ar测年,结果显示,Ⅱ号矿体中蚀变碎裂岩型矿石白云母样品和石英样品的坪年龄分别为151.88±1.58Ma和155.39±7.04Ma;Ⅳ号矿体中蚀变碎裂岩型矿石石英样品的坪年龄为156.94±1.64Ma。结合前人研究资料综合分析,认为荷花坪矿区存在印支晚期（224Ma）、燕山早期（151156Ma）和燕山晚期（142Ma）三期成矿作用,分别与区内印支期中粗粒含电气石黑云母花岗岩、燕山早期中粗粒黑云母花岗岩和燕山晚期花岗斑岩脉有关,不同期成岩、成矿作用的构造环境均为岩石圈的拉张伸展。湘南地区印支期（205224Ma）基性岩浆活动及荷花坪矿床印支期成岩、成矿过程中均有幔源物质的参与,它们共同指示南岭地区中生代构造体制的转换或岩石圈伸展减薄可能始于印支主期（230244Ma）之后的224Ma左右,即晚三叠世。
丁腾[10]（2016）在《湘东南中生代花岗岩与多金属矿床成因关系的地球化学研究》文中进行了进一步梳理湘东南地区位于华夏地块十-杭成矿带与南岭地区相交区域,该地区以广泛出露中生代岩浆岩及与其相关的大型-超大型钨、锡、铅锌铜多金属矿床为特征。本文选取湘东南地区典型的矽卡岩型铅锌铜（钼）矿床（宝山）以及典型的矽卡岩型钨钼铅锌多金属矿床（黄沙坪）作为研究对象,研究湘东南地区花岗岩类的成岩作用及成矿过程,探讨中生代不同类型多金属矿床在湘东南地区叠加的区域成矿机制。研究表明,宝山矿床花岗闪长斑岩中浸染状黄铁矿的δ34S值为+1.5‰～+3.5‰,与前人发表的该矿床铅锌硫化物矿石的δ34S值相一致;同时,斑岩中钾长石的铅同位素组成具有壳源的特征,且与铅锌硫化物矿石的铅同位素分布范围相吻合。宝山矿床的硫、铅同位素特征表明,矿床内花岗闪长斑岩应该是铅锌矿化的主要硫源及金属来源。宝山矿床铅锌矿石中萤石脉石的流体包裹体具有低温（130℃～150℃）、低盐度（<8%）的特征,可能是岩浆热液演化到晚期的产物。黄沙坪矿床内花岗岩类具有两阶段侵入的特征,其中第一阶段石英斑岩的侵入时间为160.5±1.3 Ma;第二阶段为霏细岩和花岗斑岩,霏细岩侵入时间为156.6±1.4 Ma,结合前人的资料及本文提供的新证据,认为花岗斑岩的侵位时间约为155.2 ± 0.4 Ma,侵入时间均为侏罗纪晚期。岩石地球化学及Sr-Nd-Pb-Hf同位素显示花岗斑岩与霏细岩来自同一岩浆房,该岩浆具有上地壳基底熔融的特征,花岗斑岩分异结晶程度比霏细岩更高;而石英斑岩侵位时间更早,结合该斑岩中包体的锆石和磷灰石成分特征,指示其岩浆来源具有壳幔混合的特征。黄沙坪矿床岩浆岩侵入与晚侏罗纪湘东南处于弧内拉张、地幔物质上涌的构造背景有关,早期的石英斑岩岩浆主要来源于下地壳的熔融加上地幔物质的混合,而该岩浆底侵过程中导致了上地壳物质的熔融形成了第二阶段的霏细岩及花岗斑岩。其中,霏细岩演化程度较低,可能与其快速上侵及冷却有关。阴极发光（CL）图像显示,黄沙坪白钨矿通常由黑色的核和白色的边组成,指示白钨矿可能是多期次矿化的结果。同时,该矿床内的石榴子石可以分为粗粒石榴子石、中粒石榴子石和浅色的交换边三类。原位LA-ICP-MS成分分析结果指示,形成三类石榴子石的流体成分和氧化还原环境存在明显的差异。而白钨矿的成分则进一步证明该矿物的形成具有多阶段性,早期白钨矿核具有高Mo含量以及富集轻稀土而亏损重稀土的特征,暗示成矿流体为氧化的岩浆水。同时该期次的白钨矿Y/Ho比值低于球粒陨石,表明相关流体可能经历过早期无水矽卡岩石榴子石的沉淀作用;而晚期白钨矿的白边Mo含量低且具有中稀土富集的特征,暗示相关流体可能具有还原性,并经历过大规模的热液循环。同时其Y/Ho比值与球粒陨石一致,该流体没有经历过早期石榴子石的沉淀。黄沙坪矿床较低中段铅锌矿石的δ34S值较低,且分布范围较窄（-96m:+4.4‰～+6.6‰,n=13）,表现为岩浆硫的特征;而矿床较高中段铅锌矿石的δ34S值较高（20m:+8.3‰～+116.3‰,n=19）,可能是蒸发岩中硫酸盐的热力学还原,铅锌矿化的硫源是两个端元混合的结果。硫化物初始Sr同位素组成介于矿床内花岗岩类与地层碳酸盐之间,且从磁黄铁矿-闪锌矿-方铅矿依次降低,与矿物从早到晚的生成次序一致,暗示着成矿流体是岩浆水与地层流体的混合。黄沙坪矿床铅锌硫化物矿石的Pb同位素组成有很好的线性关系,且与赋矿灰岩中浸染状黄铁矿以及黄沙坪侏罗纪花岗岩类差异很大,同时却与湘东南地区同时期的其它矽卡岩型铅锌矿床中的硫化物有相同的Pb同位素特征,且均具有较高的207Pb/206Pb比值,指示黄沙坪硫化物矿石铅源可能是来自对该地区下伏基底的萃取,黄沙坪晚侏罗纪花岗岩类为铅锌矿化提供了长时间的热源以及大量的流体,有利于热液循环对基底成矿金属的萃取。现有的年龄证据显示,湘东南地区与铅锌矿化有关的岩浆岩侵位时间包括～203 Ma与～155 Ma两个阶段,岩浆主要来源于地壳物质的熔融,可能有同时期的地幔物质加入。该区域铅锌硫化物矿石的硫同位素指示大部分矿床内岩浆硫是铅锌矿化的主要硫源,部分矿床受地层膏盐层还原硫的影响明显。同时,铅同位素则指示成矿金属既可以直接来自矿床内岩浆岩也可能是对下伏基底的萃取,两种方式都主要受到该区域下伏变质基底的控制。此外,脉石方解石的碳氧同位素与脉石石英的氢氧同位素组成则指示铅锌矿化的成矿流体主要是岩浆水与大气降水的混合。在湘东南地区,对不同成矿花岗岩类的磷灰石组成对比揭示,与铜铅锌矿化有关的花岗闪长斑岩的磷灰石具有最高的δEu和最低的δCe值;含钨花岗岩具有中等的δEu和中等的δCe值;而含锡花岗岩则具有最低的δEu和最高的δCe值。这表明与铜铅锌成矿有关的花岗岩类具有最高的氧逸度,与钨矿化有关的花岗岩具有中等的氧逸度而与锡矿化有关的花岗岩为还原环境。同时,与铜铅锌有关的花岗闪长斑岩的磷灰石具有最高的Cl的含量和最低的F含量;钨、锡花岗岩具有较低的Cl的含量及较高的F含量。这指示与铜铅锌成矿有关的花岗闪长斑岩的形成可能受俯冲板块脱水的影响,而钨-锡花岗岩的形成可能来自地壳物质的熔融。这也与铜铅锌花岗闪长斑岩的磷灰石具有较低的接近地幔的Sr同位素组成,而钨锡花岗岩磷灰石具有较高的接近变质沉积岩的Sr同位素组成的特征一致。在与铜铅锌成矿有关的花岗闪长斑岩中,磷灰石的La/Sm比值变化不大,而Sr/Th比值变化较大。这进一步指示,应该有板块脱水的流体加入母岩浆房。而与钨-锡成矿有关的花岗岩中,磷灰石的Sr/Th比值及La/Sm比值均变化不大,指示与板块俯冲作用无关。结合十-杭带附近晚中生代的铜铅锌成矿早于钨锡的特征,磷灰石的成分研究进一步证实了在180～160 Ma时间段,十杭带处于太平洋板块俯冲环境中,板块脱水形成富H20、Cl、C02的流体有利于地幔楔的熔融和成矿金属的萃取,部分下地壳熔融加入并上侵形成具有铜铅锌成矿能力的花岗闪长斑岩;而在160～140 Ma期间,太平洋板块断裂折返,软流圈上涌致使地壳熔融,熔融形成的岩浆分异结晶后形成花岗岩类,并在后期热液流体作用下形成钨锡矿床。这也是为什么较早期的铜铅锌矿床和较晚的钨锡矿床在湘东南同一区域叠加成矿的原因。
二、骑田岭花岗岩~(40)Ar/~(39)Ar同位素年龄及其地质意义（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、骑田岭花岗岩~(40)Ar/~(39)Ar同位素年龄及其地质意义（论文提纲范文）
（1）新疆东天山小白石头钨（钼）矿床成矿作用研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究现状 |
| 1.1.1 钨矿床类型和成矿作用 |
| 1.1.2 钨矿床时空分布 |
| 1.1.3 东天山地区钨矿床特征 |
| 1.2 选题背景及其意义 |
| 1.3 研究内容 |
| 1.4 技术路线 |
| 1.5 完成工作量 |
| 1.6 研究成果及创新点 |
| 第二章 区域成矿地质背景 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.2 区域构造带 |
| 2.3 区域岩浆 |
| 2.4 区域矿产 |
| 第三章 矿区侵入体年代学及地球化学 |
| 3.1 岩体地质 |
| 3.2 样品及测试方法 |
| 3.3 年代学 |
| 3.4 地球化学 |
| 3.5 Lu-Hf同位素 |
| 3.6 Sr-Nd同位素 |
| 3.7 岩浆来源和构造环境 |
| 3.7.1 岩石类型、成因以及来源 |
| 3.7.2 构造环境 |
| 3.7.3 区域构造格架 |
| 第四章 矿床地质特征 |
| 4.1 地层 |
| 4.2 构造及侵入岩 |
| 4.3 矿体特征 |
| 4.4 矿化类型 |
| 4.5 热液蚀变 |
| 4.6 成矿期次阶段 |
| 第五章 矿物学研究 |
| 5.1 矿物岩相学 |
| 5.2 电子探针分析 |
| 5.2.1 样品、测试方法及测试结果 |
| 5.2.2 矿物成分指示意义 |
| 5.3 LA-ICP-MS微量元素原位分析 |
| 5.3.1 样品及测试方法 |
| 5.3.2 白钨矿原位微量元素 |
| 5.3.3 白钨矿原位Sr同位素 |
| 第六章 成矿流体及成矿物质 |
| 6.1 样品及测试方法 |
| 6.1.1 流体包裹体 |
| 6.1.2 稳定同位素 |
| 6.2 流体包裹体研究 |
| 6.2.1 流体包裹体岩相学 |
| 6.2.2 显微测温结果 |
| 6.2.3 激光拉曼光谱分析 |
| 6.2.4 群体包裹体成分 |
| 6.3 稳定同位素研究 |
| 6.3.1 H-O同位素 |
| 6.3.2 S同位素 |
| 6.3.3 He-Ar同位素 |
| 6.3.4 C-O同位素 |
| 6.4 成矿流体来源 |
| 6.5 成矿物质来源 |
| 6.5.1 S同位素示踪 |
| 6.5.2 C同位素示踪 |
| 6.5.3 Re同位素示踪 |
| 第七章 成矿时代及成矿作用 |
| 7.1 样品特征及测试方法 |
| 7.2 测试结果 |
| 7.2.1 辉钼矿Re–Os定年 |
| 7.2.2 白云母40Ar–39Ar定年 |
| 7.3 小白石头矿床成矿时代 |
| 7.4 区域成矿时代对比研究 |
| 7.5 钨钼共生 |
| 7.6 成矿作用 |
| 第八章 区域矿床对比研究 |
| 8.1 与东天山-北山三叠纪矿床对比研究 |
| 8.2 与华南侏罗纪钨矿床对比研究 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 个人简历 |
| 发表论文情况 |
（2）华南东南缘晚三叠世-早白垩世沉积记录 ——对古太平洋板块俯冲的指示（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 选题依据及意义 |
| 1.2 研究现状及存在问题 |
| 1.2.1 华南板块东南部中生代构造背景 |
| 1.2.2 华南板块东南部中生代沉积盆地演化 |
| 1.2.3 存在问题 |
| 1.3 研究方法 |
| 1.3.1 砂岩碎屑成分骨架颗粒统计与岩矿鉴定 |
| 1.3.2 地质年代学 |
| 1.3.3 氧逸度 |
| 1.4 研究内容及技术路线 |
| 1.5 实物工作量 |
| 1.6 取得的新认识 |
| 2 区域地质背景 |
| 2.1 华南板块大地构造演化 |
| 2.2 华南东南部上三叠统-下白垩统地层 |
| 2.3 华南东南部岩浆岩 |
| 2.3.1 古元古代岩浆岩 |
| 2.3.2 新元古代岩浆岩 |
| 2.3.3 加里东期(早古生代)岩浆岩 |
| 2.3.4 海西期(石炭纪-二叠纪)岩浆岩 |
| 2.3.5 印支期(三叠纪)岩浆岩 |
| 2.3.6 早-中侏罗世(200-170 Ma)岩浆岩 |
| 2.3.7 中-晚侏罗世(170-145 Ma)岩浆岩 |
| 3 华南东南缘晚三叠世-早白垩世盆地充填序列和沉积环境 |
| 3.1 粤东盆地充填序列及沉积环境 |
| 3.1.1 新丰-连平地区 |
| 3.1.2 紫金-揭西地区 |
| 3.1.3 海丰-惠来地区 |
| 3.2 永安盆地充填序列及沉积环境 |
| 3.2.1 梅县-大埔地区 |
| 3.2.2 南靖地区 |
| 3.2.3 漳平-尤溪地区 |
| 3.3 小结 |
| 4 华南东南缘晚三叠世与侏罗纪砂岩碎屑锆石年代学分析 |
| 4.1 样品采集 |
| 4.2 砂岩碎屑成分统计 |
| 4.2.1 粤东盆地砂岩碎屑成分统计 |
| 4.2.2 永安盆地砂岩碎屑成分统计 |
| 4.3 砂岩碎屑锆石U-Pb定年 |
| 4.3.1 锆石阴极发光图以及微量元素 |
| 4.3.2 粤东盆地年龄组成 |
| 4.3.3 永安盆地年龄组成 |
| 4.4 小结 |
| 5 早白垩世凝灰岩锆石年代学分析 |
| 5.1 凝灰岩岩石学特征 |
| 5.2 凝灰岩锆石U-Pb定年 |
| 5.3 凝灰岩氧逸度 |
| 6 永安盆地和粤东盆地晚三叠世-早白垩世沉积-大地构造演化 |
| 6.1 年代地层格架 |
| 6.2 “源-汇”体系 |
| 6.2.1 上三叠统和侏罗纪碎屑锆石源区分析 |
| 6.2.2 下白垩统碎屑锆石源区分析 |
| 6.3 永安盆地和粤东盆地沉积-大地构造演化 |
| 6.4 小结 |
| 7 讨论:华南板块东南部构造体制转换与古太平洋板块俯冲 |
| 7.1 华南板块东南部构造体制转换时限 |
| 7.2 古太平洋板块俯冲 |
| 8 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录Ⅰ |
| 附录Ⅱ |
（3）湘南骑田岭花岗岩体岩浆作用与锡矿成矿作用关系研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 骑田岭复式花岗岩体交通位置及自然地理概况 |
| 1.2 以往地质工作程度及研究现状 |
| 1.2.1 往期地质工作成果 |
| 1.2.2 骑田岭花岗岩研究现状 |
| 1.3 国内外花岗岩类及其成矿专属性研究现状 |
| 1.4 论文选题依据及研究意义 |
| 1.5 研究内容、方法及思路 |
| 1.6 论文完成工作量 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造属性 |
| 2.1.1 区域大地构造演化史 |
| 2.1.2 古板块拼接带 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.3 区域构造 |
| 2.3.1 炎陵-蓝山构造岩浆岩带 |
| 2.3.2 郴州-邵阳走滑型构造岩浆岩带 |
| 2.3.3 耒阳-临武南北向构造带 |
| 2.3.4 区域断裂 |
| 2.4 区域岩浆岩 |
| 2.5 区域矿产分布 |
| 第3章 花岗岩体岩石学及岩石地球化学特征 |
| 3.1 骑田岭复式花岗岩体岩石学特征 |
| 3.1.1 菜岭超单元岩石学特征 |
| 3.1.2 芙蓉超单元岩石学特征 |
| 3.1.3 花岗斑岩及细粒花岗岩 |
| 3.1.4 暗色微粒包体 |
| 3.2 年代学特点 |
| 3.3 骑田岭复式花岗岩体岩石地球化学 |
| 3.3.1 常量元素 |
| 3.3.2 微量元素 |
| 3.3.3 稀土元素 |
| 第4章 骑田岭复式花岗岩体形成的大地构造环境 |
| 4.1 矿物学及岩石学特征判别 |
| 4.2 常量元素化学判别 |
| 4.3 微量元素化学判别 |
| 4.4 骑田岭复式花岗岩体侵位机制讨论 |
| 4.4.1 岩体与围岩相互作用 |
| 4.4.2 构造与岩体就位时空关系 |
| 4.4.3 区域构造-岩浆作用 |
| 第5章 骑田岭复式花岗岩体典型锡矿-芙蓉锡矿田 |
| 5.1 芙蓉锡矿田地层、构造、花岗质岩石 |
| 5.1.1 地层 |
| 5.1.2 构造 |
| 5.1.3 岩浆岩 |
| 5.2 矿床地质特征 |
| 5.2.1 赋矿层位、矿体数量、产状、规模 |
| 5.2.2 矿石组构 |
| 5.3 成矿期、成矿阶段 |
| 5.4 矿石流体包裹体 |
| 5.5 同位素地球化学 |
| 5.5.1 硫同位素 |
| 5.5.2 铅同位素 |
| 5.6 矿床成因模式 |
| 第6章 花岗岩体岩浆演化序列与锡矿成矿作用 |
| 6.1 骑田岭复式花岗岩体岩浆演化序列 |
| 6.1.1 岩石结构特征变化 |
| 6.1.2 暗色矿物含量变化 |
| 6.1.3 岩浆演化序列 |
| 6.2 花岗岩体岩浆作用与成矿作用关系 |
| 6.2.1 构造-岩浆活动 |
| 6.2.2 岩浆作用与成矿 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得的学术成果 |
| 图版及图版说明 |
（4）华南晚燕山期斑岩锡矿成因研究 ——以岩背和洋滨锡矿为例（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 研究概述 |
| 1.2 选题依据 |
| 1.3 研究思路 |
| 1.4 技术路线 |
| 1.5 主要完成工作量 |
| 1.6 主要创新成果 |
| 第2章 样品制备和分析方法 |
| 2.1 样品制备 |
| 2.2 单矿物锆石和磷灰石的分选 |
| 2.3 分析方法 |
| 第3章 研究区域地质背景 |
| 3.1 区域构造背景 |
| 3.2 区域岩浆作用 |
| 3.3 区域锡成矿作用 |
| 第4章 岩背锡矿床地质特征 |
| 4.1 区域地质概况 |
| 4.2 矿床地质特征 |
| 4.3 锆石的U-Pb年代学特征 |
| 4.4 主量元素特征 |
| 4.5 微量稀土元素特征 |
| 4.6 锆石的O同位素特征 |
| 4.7 全岩的Nd同位素特征 |
| 4.8 岩背地区岩浆岩形成时代及成因 |
| 4.9 本章小结 |
| 第5章 洋滨锡矿床地质特征 |
| 5.1 区域地质背景 |
| 5.2 矿床地质特征 |
| 5.3 锆石的U-Pb年代学特征 |
| 5.4 主量元素特征 |
| 5.5 微量元素特征 |
| 5.6 锆石O同位素特征 |
| 5.7 全岩Nd同位素组成特征 |
| 5.8 包裹体特征 |
| 5.9 洋滨地区岩浆岩形成时代及成因 |
| 5.10 本章小结 |
| 第6章 华南晚燕山期花岗岩浆作用与锡成矿关系 |
| 6.1 个旧锡矿地质特征 |
| 6.2 大厂锡矿地质特征 |
| 6.3 东南沿海锡成矿构造动力学背景 |
| 6.4 右江盆地锡成矿构造动力学背景 |
| 6.5 东南沿海与右江盆地锡成矿差异探讨 |
| 第7章 主要认识和存在的问题 |
| 7.1 主要认识 |
| 7.2 存在的问题 |
| 参考文献 |
| 附表 |
| 致谢 |
| 作者简历及攻读学位期间发表的学术论文与研究成果 |
（5）中国锡矿床的时空分布规律及同位素地球化学特征研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景和意义 |
| 1.2 国内锡矿的研究现状 |
| 1.2.1 中国锡矿的矿床类型划分 |
| 1.2.2 在锡矿物学上研究的进展 |
| 1.2.3 矿床成矿系列的研究现状 |
| 1.2.4 锡矿区域成矿规律研究现状 |
| 1.2.5 锡石测年的研究现状 |
| 1.2.6 我国锡矿床同位素地球化学研究现状 |
| 1.3 研究内容与思路 |
| 1.3.1 研究的目标任务 |
| 1.3.2 研究的思路与内容 |
| 1.4 论文完成工作量 |
| 1.5 论文取得的认识和成果 |
| 第二章 锡的地球化学性质和锡资源概况 |
| 2.1 锡的地球化学特征 |
| 2.2 锡资源概况 |
| 2.2.1 世界锡资源分布 |
| 2.2.2 中国锡资源概况 |
| 第三章 我国锡矿床成矿系列厘定和成矿区带划分 |
| 3.1 成矿系列的概念 |
| 3.2 有关锡矿成矿系列的厘定 |
| 3.2.1 以往划分方案 |
| 3.2.2 成矿系列的厘定 |
| 3.3 论文采用划分方案 |
| 3.3.1 与锡矿有关的成矿区带划分方案 |
| 3.3.2 锡矿矿集区划分 |
| 3.4 小结 |
| 第四章 中国锡矿床的时空分布规律 |
| 4.1 中国锡矿的时间分布规律 |
| 4.1.1 前寒武纪锡矿 |
| 4.1.2 加里东期锡矿 |
| 4.1.3 海西期锡矿 |
| 4.1.4 印支期锡矿 |
| 4.1.5 燕山期锡矿 |
| 4.1.6 喜山期锡矿 |
| 4.2 中国锡矿的空间分布规律 |
| 4.3 中国锡矿的成矿谱系 |
| 4.4 小结 |
| 第五章 中国锡矿的同位素地球化学特征 |
| 5.1 硫同位素 |
| 5.2 铅同位素 |
| 5.2.1 林西-锡林浩特矿集区铅同位素特征 |
| 5.2.2 三江矿集区铅同位素特征 |
| 5.2.3 湘南矿集区铅同位素特征 |
| 5.2.4 滇东南矿集区铅同位素特征 |
| 5.2.5 桂北矿集区铅同位素特征 |
| 5.2.6 粤东矿集区铅同位素特征 |
| 5.2.7 我国锡矿主要成矿时代铅同位素特征 |
| 5.3 碳氧同位素 |
| 5.4 氢氧同位素 |
| 5.5 钐钕同位素 |
| 5.6 铷锶同位素 |
| 5.7 铪同位素 |
| 5.8 小结 |
| 第六章 有关锡矿成岩成矿动力学背景认识 |
| 第七章 结论 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得的研究成果 |
| 致谢 |
（6）华南燕山早期岩浆活动强度及动力学背景探讨（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 选题依据及研究意义 |
| 1.3 论文工作量 |
| 第2章 研究现状 |
| 2.1 岩体几何形态 |
| 2.2 花岗岩分类 |
| 2.3 华南构造-岩浆动力学模式 |
| 2.4 花岗岩物源及壳幔作用 |
| 第3章 区域地质背景 |
| 3.1 大地构造位置 |
| 3.2 构造单元划分 |
| 3.3 华南地区构造演化 |
| 3.4 中生代侵入岩概况 |
| 第4章 岩体时空分布 |
| 4.1 燕山早期岩体发育特征 |
| 4.2 岩体年代学特征 |
| 第5章 燕山早期岩浆活动强度 |
| 5.1 岩体体积估算原理 |
| 5.2 燕山早期岩体体积 |
| 5.3 燕山早期岩浆活动强度 |
| 第6章 岩石地球化学特征 |
| 6.1 花岗岩Frost分类 |
| 6.2 燕山早期花岗岩类型 |
| 6.2.1 A2a型花岗岩 |
| 6.2.2 A2b型花岗岩 |
| 6.2.3 A3a型花岗岩 |
| 6.2.4 A3b型花岗岩 |
| 6.2.5 A4b型花岗岩 |
| 6.2.6 B1a型花岗岩 |
| 6.2.7 B1b型花岗岩 |
| 6.2.8 B2a型花岗岩 |
| 6.2.9 B2b型花岗岩 |
| 6.2.10 B3a型花岗岩 |
| 6.3 锆饱和温度 |
| 6.4 壳幔物质比例 |
| 第7章 讨论 |
| 第8章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 个人简介 |
（7）湖南骑田岭花岗岩体岩石学、岩石地球化学及其大地构造意义（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 骑田岭复式花岗岩体交通位置及自然地理概况 |
| 1.2 以往地质工作程度及研究现状 |
| 1.2.1 以往地质工作 |
| 1.2.2 骑田岭花岗岩研究现状 |
| 1.3 国内外花岗岩类研究现状 |
| 1.4 原地重熔-壳内对流学说 |
| 1.5 论文选题依据及研究意义 |
| 1.6 研究内容、方法及思路 |
| 1.7 论文完成工作量 |
| 第2章 骑田岭复式花岗岩体区域地质背景 |
| 2.1 大地构造属性 |
| 2.1.1 区域大地构造演化史 |
| 2.1.2 古板块拼接带 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.3 区域构造 |
| 2.3.1 炎陵-蓝山构造岩浆岩带 |
| 2.3.2 郴州-邵阳走滑型构造岩浆岩带 |
| 2.3.3 耒阳-临武南北向构造带 |
| 2.3.4 区域断裂 |
| 2.4 区域岩浆岩 |
| 2.5 区域矿产分布 |
| 第3章 骑田岭复式花岗岩体岩石学及岩石地球化学特征 |
| 3.1 骑田岭复式花岗岩体岩石学特征 |
| 3.1.1 岩体地质特征 |
| 3.1.2 岩石学特征 |
| 3.2 年代学特点 |
| 3.3 骑田岭复式花岗岩体岩石地球化学 |
| 3.3.1 常量元素 |
| 3.3.2 微量元素 |
| 3.3.3 稀土元素 |
| 3.3.4 花岗岩成因类型 |
| 3.4 同位素地球化学 |
| 第4章 骑田岭复式花岗岩体形成构造环境判别 |
| 4.1 矿物学及岩石学特征判别 |
| 4.2 常量元素化学判别 |
| 4.3 微量元素化学判别 |
| 4.4 骑田岭复式花岗岩体侵位机制讨论 |
| 4.4.1 岩体侵位与围岩关系 |
| 4.4.2 构造与岩体就位时空关系 |
| 4.4.3 中生代区域构造-岩浆作用 |
| 第5章 骑田岭复式花岗岩体岩浆演化序列及成矿作用 |
| 5.1 骑田岭复式花岗岩体岩浆演化序列 |
| 5.1.1 岩石结构特征变化 |
| 5.1.2 主要矿物含量变化 |
| 5.1.3 主量元素特征变化 |
| 5.1.4 岩浆演化序列 |
| 5.2 骑田岭复式花岗岩体与矿化 |
| 5.2.1 构造-岩浆作用控矿 |
| 5.2.2 岩浆作用与成矿 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
| 图版及说明 |
（8）南岭钨锡成矿作用几个关键科学问题及其对区域找矿勘查的启示（论文提纲范文）
| 1 钨锡多金属矿床的时空分布格局 |
| 1.1 晚三叠世钨锡成矿作用 |
| 1.2 早侏罗世钨锡成矿作用 |
| 1.3 中晚侏罗世钨锡成矿作用 |
| 1.4 白垩纪钨锡成矿作用 |
| 1.5 钨锡成矿作用的空间分区 |
| 1.6 钨锡矿床与多期次花岗岩的空间格架及成因关系 |
| 2 钨锡成矿花岗岩的矿物学、地球化学特征及其找矿指示 |
| 2.1 钨锡成矿花岗岩的矿物学标志 |
| 2.2 钨锡成矿花岗岩的地球化学标志 |
| 3 钨锡多金属矿床组合模型及深部找矿方向初探 |
| 4 认识与展望 |
（9）湘南荷花坪锡多金属矿床成矿年代研究（论文提纲范文）
| 1 引言 |
| 2 成矿地质背景 |
| 3 矿床地质特征 |
| (1)矽卡岩型矿石 |
| (2)蚀变碎裂岩型矿石 |
| 4 样品采集与测试方法 |
| 5 分析结果 |
| 5.1 白云母Ar-Ar年龄 |
| 5.2 石英的Ar-Ar年龄 |
| 6 问题讨论 |
| 6.1 荷花坪矿区多期成矿作用时代的厘定 |
| 6.2 湘南地区钨锡多金属成矿的时空分布 |
| 6.3 成矿构造环境讨论 |
| 7 结论 |
（10）湘东南中生代花岗岩与多金属矿床成因关系的地球化学研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 花岗岩的分类及其成矿专属性 |
| 1.2 沉积岩赋矿的铅锌矿床特征 |
| 1.3 研究背景及存在的主要科学问题 |
| 1.4 选题依据、研究方法及工作量 |
| 1.5 主要研究成果和创新 |
| 第二章 研究区域地质背景 |
| 2.1 区域构造 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.3 区域岩浆岩 |
| 2.4 区域成矿作用 |
| 第三章 样品处理及测试方法 |
| 3.1 主量元素及微量元素分析 |
| 3.2 Sr-Nd同位素分析 |
| 3.3 锆石U-Pb定年及微量元素分析 |
| 3.4 锆石Hf同位素分析 |
| 3.5 硫同位素分析 |
| 3.6 铅同位素分析 |
| 3.7 磷灰石及白钨矿微量、稀土元素分析 |
| 3.8 电子探针分析 |
| 第四章 黄沙坪晚侏罗世花岗岩成因:来自锆石U-Pb年龄,岩石地球化学和Sr-Nd-Pb-Hf同位素证据 |
| 4.1 前言 |
| 4.2 黄沙坪矿床地质 |
| 4.2.1 矿床构造 |
| 4.2.2 花岗岩类 |
| 4.3 分析结果 |
| 4.3.1 主量元素 |
| 4.3.2 稀土元素 |
| 4.3.3 微量元素 |
| 4.3.4 锆石U-Pb年龄 |
| 4.3.5 锆石Hf同位素 |
| 4.3.6 Sr同位素组成 |
| 4.3.7 Nd同位素组成 |
| 4.3.8 Pb同位素组成 |
| 4.3.9 磷灰石化学成分组成 |
| 4.4 讨论 |
| 4.4.1 黄沙坪花岗岩类型及构造背景 |
| 4.4.2 石英斑岩中花岗质包体的来源和成因 |
| 4.4.3 岩浆物质来源——来自岩石地球化学及Sr-Nd-Pb-Hf同位素的证据 |
| 4.4.4 霏细岩、花岗斑岩与石英斑岩的成因联系 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 黄沙坪白钨矿的不均一性及其对多阶段矿化的指示意义 |
| 5.1 前言 |
| 5.2 蚀变分带 |
| 5.3 分析结果 |
| 5.4 讨论 |
| 5.4.1 REE替换模式 |
| 5.4.2 氧化还原状态 |
| 5.4.3 白钨矿成矿流体来源 |
| 5.5 小结 |
| 第六章 黄沙坪矿床铅锌矿化的物质流体来源——来自S、Pb和Sr同位素制约 |
| 6.1 前言 |
| 6.2 花岗岩类中次生硫化物 |
| 6.3 结果 |
| 6.3.1 硫同位素 |
| 6.3.2 铅同位素 |
| 6.3.3 锶同位素 |
| 6.4 讨论 |
| 6.4.1 硫同位素特征及硫的来源 |
| 6.4.2 锶同位素特征及成矿流体混合 |
| 6.4.3 铅同位素组成及其对成矿金属来源制约 |
| 6.4.4 黄沙坪花岗岩的矿化作用及其矿化模式 |
| 6.5 小结 |
| 第七章 湘东南宝山矿床花岗岩类硫-铅同位素和流体包裹体研究 |
| 7.1 前言 |
| 7.2 矿床地质 |
| 7.3 结果 |
| 7.4 讨论 |
| 7.4.1 硫同位素对铅锌矿化硫源的指示 |
| 7.4.2 铅同位素对铅锌矿化金属来源的指示 |
| 7.4.3 流体包裹体对铅锌矿化流体来源的指示 |
| 7.5 小结 |
| 第八章 湘东南与岩浆活动有关的Pb-Zn多金属成矿作用对比研究 |
| 8.1 研究对象 |
| 8.1.1 清水塘与康家湾矿床 |
| 8.1.2 水口山、宝山及铜山岭矿床 |
| 8.1.3 黄沙坪矿床 |
| 8.2 结果与讨论 |
| 8.2.1 与铅锌矿化有关岩浆岩的成岩过程 |
| 8.2.2 铅锌矿床的硫同位素及硫来源 |
| 8.2.3 铅锌矿床的铅同位素及成矿金属来源 |
| 8.2.4 C-H-O同位素及成矿流体的来源 |
| 8.3 小结 |
| 第九章 湘东南花岗岩类磷灰石地球化学特征及其成岩成矿指示意义 |
| 9.1 前言 |
| 9.2 代表性矿床及花岗岩类的地质特征 |
| 9.2.1 锡田钨-锡矿床和新田岭白钨矿矿床 |
| 9.2.2 芙蓉和荷花坪锡矿床 |
| 9.3 分析结果 |
| 9.4 讨论 |
| 9.4.1 氧化还原条件 |
| 9.4.2 磷灰石Sr同位素 |
| 9.4.3 岩浆中流体特征及其来源 |
| 9.4.4 区域成矿作用与构造背景 |
| 9.5 小结 |
| 第十章 主要结论 |
| 致谢 |
| 主要成果 |
| 参考文献 |
| 附表 |
四、骑田岭花岗岩~(40)Ar/~(39)Ar同位素年龄及其地质意义（论文参考文献）
- [1]新疆东天山小白石头钨（钼）矿床成矿作用研究[D]. 李宁. 中国地质科学院, 2020
- [2]华南东南缘晚三叠世-早白垩世沉积记录 ——对古太平洋板块俯冲的指示[D]. 徐清俊. 中国地质大学(北京), 2020
- [3]湘南骑田岭花岗岩体岩浆作用与锡矿成矿作用关系研究[D]. 冯佳伟. 成都理工大学, 2020(04)
- [4]华南晚燕山期斑岩锡矿成因研究 ——以岩背和洋滨锡矿为例[D]. 熊明福. 中国科学院大学(中国科学院广州地球化学研究所), 2020(08)
- [5]中国锡矿床的时空分布规律及同位素地球化学特征研究[D]. 李聪. 长安大学, 2020(06)
- [6]华南燕山早期岩浆活动强度及动力学背景探讨[D]. 王博. 中国地质大学(北京), 2019(02)
- [7]湖南骑田岭花岗岩体岩石学、岩石地球化学及其大地构造意义[D]. 李超. 成都理工大学, 2019(02)
- [8]南岭钨锡成矿作用几个关键科学问题及其对区域找矿勘查的启示[J]. 袁顺达. 矿物岩石地球化学通报, 2017(05)
- [9]湘南荷花坪锡多金属矿床成矿年代研究[J]. 蔡明海,张文兵,彭振安,刘虎,郭腾飞,谭泽模,唐龙飞. 岩石学报, 2016(07)
- [10]湘东南中生代花岗岩与多金属矿床成因关系的地球化学研究[D]. 丁腾. 南京大学, 2016(04)