一、变质深熔作用与成岩成矿关系研究（论文文献综述）
李建康,李鹏,严清高,刘强,熊欣[1]（2021）在《中国花岗伟晶岩的研究历程及发展态势》文中研究表明我国是稀有金属资源大国,产出了众多独具特色的稀有金属花岗伟晶岩矿床。国内外学者对这些花岗伟晶岩的研究较大地促进了世界伟晶岩理论的发展。在世界伟晶岩研究历程中,虽然有学者认为伟晶岩形成于热液交代作用,但从较早的Jahns-Burnham模型,到后来的London提出的岩浆非平衡结晶模型和Thomas提出的岩浆液态分离模型,都强调了岩浆分异作用对于伟晶岩形成的重要性。我国花岗伟晶岩研究继承于苏联科学家的伟晶岩理论,并逐渐与国际接轨,在对阿尔泰、川西等地区典型花岗伟晶岩的研究过程中,提出了基于云母和长石的花岗伟晶岩分类方案;发展出变质分异型、超变质分异型和重熔岩浆分异型等伟晶岩成因模型;建立了指示高分异伟晶岩熔体-流体演化的矿物标型特征;通过对伟晶岩中富晶体包裹体的深入研究,揭示出我国典型花岗伟晶岩形成于较高温压条件的特点;同位素定年和示踪技术的发展,提升了对我国伟晶岩时空分布和物质来源的认识程度。在今后,我国应该重视矿物学、成矿流体、高温高压实验研究,重视稀有金属伟晶岩的综合绿色开发利用,揭示典型伟晶岩的形成机制,创新伟晶岩成岩成矿理论,实现我国稀有金属资源找矿行动和资源开发利用的进步。
蒋少涌,王春龙,张璐,袁峰,苏慧敏,张浩翔,刘涛[2]（2021）在《伟晶岩型锂矿中矿物原位微区元素和同位素示踪与定年研究进展》文中指出锂是重要的战略性关键金属,伟晶岩型锂矿是锂资源的主要来源之一。伟晶岩的成因及锂等关键金属在花岗质岩浆-热液演化过程中是如何富集成矿的,是人们十分关注的重要科学问题。多种方法可对伟晶岩的成岩成矿年龄进行限定,除锆石外,其他副矿物和矿石矿物如磷灰石、铌铁矿族矿物、锡石等的原位微区U-Pb定年己得到广泛应用,但需根据定年矿物的共生关系、结晶学及矿物化学特征进行系统研究,合理解释所获年龄的地质意义;伟晶岩型锂矿的成岩成矿一般具有同时性,个别存在多期成矿。伟晶岩的地球化学类型主要有LCT型（富集Li-Cs-Ta）和NYF型（富集Nb-Y-F）及它们的混合类型;成因有"母体花岗岩浆的结晶分异"和"源岩直接部分熔融"两种主要模型;多种矿物学和地球化学方法可用于区分这两种成因。伟晶岩型锂矿床的成矿机制研究包括成矿元素在源区的初始富集,成矿元素在岩浆过程中的富集和沉淀,以及在岩浆-热液过程中的行为和富集作用。伟晶岩中贯通性矿物和矿石矿物的原位微区分析是研究锂等关键金属成矿过程的重要方法。
郭春丽,刘泽坤[3]（2021）在《华南地区加里东期花岗岩：成岩和成矿作用的地质与地球化学特征》文中研究说明自20世纪50年代江西龙回和陡水岩体被发现,至今华南地区已经有160多个花岗质岩体被确认形成于加里东期（主要包含奥陶纪、志留纪和泥盆纪）,其中只有14个岩体与金属矿（以钨矿为主,含少量钼、铜、锡和金矿）有成因关系,11个岩体与稀土矿有成因关系。前人对加里东期花岗岩特征的归纳主要集中在岩石学、地球化学和构造动力学等方面,而极少对该期成矿作用进行系统总结。通过搜集和整理已公开发表的280篇学术论文和学位论文中的800个成岩和成矿年龄,1 248个样品的全岩主量、微量元素数据,428个样品的全岩Sr-Nd同位素数据和2 352个测试点的锆石Lu-Hf同位素数据,从以下4个方面对加里东期花岗岩的含矿性特征进行了梳理:（1）岩浆活动与金属成矿的年龄峰值均集中在440～420 Ma;（2）成金属矿的花岗岩主要分布于大瑶山和桂北—桂东北地区,虽然都是以钨矿为主的岩石,但是这两个地区花岗岩的源区物质和分异程度均具有差异性;（3）成稀土矿的花岗岩主要分布于武夷和南岭地区,前者大多数发生了变质作用,而后者以块状构造为主;（4）与奥陶纪和泥盆纪花岗岩相比,志留纪花岗岩的分布面积最广,岩性最宽泛,物质来源也最为复杂。
王臻[4]（2021）在《川西甲基卡伟晶岩型锂矿床岩浆—热液演化与成矿的矿物学示踪》文中指出川西甲基卡花岗伟晶岩型稀有金属矿床位于我国松潘-甘孜锂成矿带中,因其巨量锂资源而世界闻名,对其成矿机制的研究具有重要的理论与现实意义。矿区内,伟晶岩围绕区内唯一出露的二云母花岗岩成群、成组地分布,自岩体向外依次产出微斜长石型伟晶岩（Ⅰ）→微斜长石钠长石型伟晶岩（Ⅱ）→钠长石型伟晶岩（Ⅲ）→锂辉石型伟晶岩（Ⅳ）→锂云母（或白云母）型伟晶岩（Ⅴ）伟晶岩,本文选择各区域分带中的代表性伟晶岩脉来剖析甲基卡伟晶岩的岩浆-热液演化过程,其中:308号脉（Ⅲ带）是区内出露面积最大的伟晶岩脉,同时分带性最好,矿床规模也较大;134号脉（Ⅳ带）为区内矿床品位最高,同时矿床规模大、工作程度最高的锂矿脉。本文以这两条脉为重点研究对象,同时结合矿区内其它代表性伟晶岩脉（34号脉-Ⅰ带,33号脉-Ⅱ带,104号脉-Ⅲ带,668号脉-Ⅳ带,528号脉-Ⅴ带）,主要利用光学显微镜、扫描电镜和电子探针等多种矿物学观察和分析技术,对各伟晶岩脉中重要贯通性造岩矿物白云母和主要矿石矿物锂辉石,以及其他稀有金属矿物（如铍矿物）和副矿物（如磷酸盐类）的结晶演化历史和矿物学行为进行研究,拟精细分析伟晶岩脉成岩、成矿过程中熔流体的物理化学条件,并判定甲基卡稀有金属伟晶岩的分异演化程度和和示踪其岩浆-热液演化过程,从而为甲基卡甚至整个松潘-甘孜造山带的锂成矿机制提供重要的理论依据。主要取得的认识如下:（1）通过详细的矿物学研究,首次在甲基卡地区发现透锂长石和铯云母,并提出透锂长石与锂辉石的成因联系,丰富了国内富锂伟晶岩的类型,扩充了伟晶岩型锂矿的矿物学研究内容;（2）应用锂霞石—锂辉石—透锂长石温压计,并结合伟晶岩相平衡关系（温压条件）和前人工作所测得甲基卡矿区伟晶岩锂辉石流体包裹体温压条件,限制甲基卡矿床稀有金属伟晶岩脉成矿的P-T条件,与国内外其它伟晶岩型锂矿床相比具有独特性;（3）分析了甲基卡伟晶岩内部结构带成因,提出岩浆分异结晶作用控制伟晶岩的内部分带;在高分异的伟晶岩中（Ⅳ类型）,内部结构带则主要为过冷却作用结晶的结果;（4）确定了甲基卡伟晶岩初始熔体性质和流体演化特征:甲基卡自低类型至高类型伟晶岩,具有初始熔体锂含量逐渐增加、F含量始终较低,以及岩浆-热液演化程度逐渐增高的特征。其中,中等分异伟晶岩（Ⅲ型）,熔体中的Li需富集至岩浆-热液阶段成矿,成矿性取决于伟晶岩内部分异演化程度;高分异伟晶岩（Ⅳ型）初始熔体锂含量高,内部分带性和化学分异不明显,均具有较好的成矿性。流体演化特征:依据锂辉石、磷锰锂矿的蚀变序列以及磷灰石的矿物化学特征,提出晚期流体从碱交代阶段的富K、Na流体演化至酸交代阶段的富H、P流体,且晚期流体性质（富P）及规模有利于锂辉石的保存。（5）探索了甲基卡锂成矿的关键控制因素:（1）初始熔体性质为富锂或锂过饱和;（2）出溶流体规模有限、热液阶段不发育;（3）晚期出溶流体具有富P性质。
赵拓飞[5]（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》文中提出青海省卡尔却卡-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。
贺昌坤[6]（2021）在《广东河台金矿区印支期花岗岩与混合岩成因联系及大地构造意义》文中认为华南陆块由扬子板块和华夏板块在新元古代拼合形成后,并至少先后经历了加里东期、印支期和燕山期三期构造-热事件,且在中生代发生剧烈的构造活动,引发了板块内部强烈的构造变形、区域性的变质作用及大规模的岩浆活动。受多期构造-热事件的影响,云开地区广泛分布有加里东期、印支期和燕山期花岗质侵入体,并且还发育大面积混合岩和多条韧性剪切带。国内外学者对于华南地区印支期花岗岩的成因长期存在争议,且都有不同的见解,而在成因岩石学中,研究花岗岩与混合岩之间的成因联系成为了前沿科学问题。广东省河台金矿区位于两广交界的云开地区,矿区内印支期花岗岩、混合岩和韧性剪切带并存,基于此,广东河台金矿区成为国内研究花岗岩与混合岩岩石成因关系的一个良好场所。本文对广东河台金矿区印支期云楼岗岩体与云开群混合岩进行系统的野外地质、岩相学、全岩地球化学和Sr-Nd同位素、黑云母化学成分分析以及LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学研究,重点讨论云楼岗岩体和云开群混合岩岩石成因、成岩物质来源、二者成因联系及大地构造意义,并在此基础上,综合前人最新研究成果,主要取得以下认识:（1）云楼岗岩体主要岩性为花岗闪长岩,成岩年龄为253±1.6 Ma,A/CNK为1.17～1.21>1.1,里特曼指数σ为1.30～1.64,平均1.47<3.3,初始比值(87Sr/86Sr)i为0.71394～0.71773,全岩地球化学特征显示具有S型花岗岩特征,属过铝质高K钙碱性系列S型花岗岩。SiO2含量较低（65.94～68.68 wt.%）,低的Rb/Sr比值（1.41～1.80）,Nb/Ta比值（4.30～12.60）,εNd（T）<0,表明源岩来源于地壳。富集Rb、Th、U、La、K等大离子亲石元素,强烈亏损Ba、Nb、Sr、P和Ti等高场强元素,富集轻稀土元素LREE（（La/Sm）N=3.68～4.01）,亏损重稀土元素HREE（（Ga/Yb）N=4.12～4.70）。全岩Nd亏损地幔模式年龄(TDM2)为1821～1692 Ma。岩体中黑云母为镁质重结晶黑云母,形成温度为589～679℃,平均651℃,压力为245～278 MPa,平均266 MPa,相当于9.27～10.51 km,平均10.08 km,总体具富硅、铝、铁、镁、钾,贫钠、锰,TiO2含量较低的特征。（2）云开群混合岩属全熔混合岩,混合岩化年龄为240.3±5.1 Ma,在分析误差范围内云楼岗花岗闪长岩形成时间比云开群混合岩早了约10 Ma。云开群混合岩、云楼岗花岗闪长岩与云开群变质沉积岩具有类似的地球化学特征,都是过铝质的,都有高的K2O含量、Fe2O3/Mg O比值、以及Rb、Pb、LREE和初始87Sr/86Sr(ISr)比值,εNd（T）都为负值,都具有低的10000Ga/Al值,都亏损Ba、Nb、Sr、P和Ti,SiO2与TiO2、Fe2O3T、CaO、Nb都具有负相关关系。云开群混合岩与云楼岗花岗闪长岩中的黑云母都是再平衡的原生黑云母,有近乎相同的温度、压力和深度,表明成岩后两种岩石在近乎相同的条件下遭受了改造。而三种岩石又有所差异,云开群混合岩的稀土配分曲线与云开群变质沉积岩稀土配分曲线形态特征总体类似,云楼岗岩体具有比云开群混合岩和变质沉积岩低的(87Sr/86Sr)i比值,高的εNd（t）,云开群混合岩与云开群变质沉积岩Sr-Nd同位素特征类似。云开群混合岩与云开群变质沉积岩Nd模式年龄近乎一致,而云楼岗花岗岩体Nd模式年龄明显小于前两者。云楼岗岩体的Rb/Sr比值为1.4～1.6,明显低于混合岩的2.7～9.2。总体来看,云开群混合岩的地球化学特征与云开群变质沉积岩更加类似。因此,云开群混合岩可能是变质沉积岩的原地熔融产物。（3）云楼岗花岗闪长岩可能来自下地壳深熔作用,并混入有少量年轻地幔成分而形成的混合岩浆,而云开群混合岩是变质沉积岩的原地熔融产物。因此,云楼岗花岗闪长体与邻近云开群混合岩不是同源的,前者也不是后者的最终产物。云楼岗岩体和云开群混合岩的形成时间可能分别代表了华南板块和印支板块碰撞高峰期和终了期。
袁远[7]（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。
李超[8]（2020）在《华南云开造山带的变质演化历史 ——以高州紫苏花岗岩及其中麻粒岩包体为例》文中研究说明云开造山带地处扬子与华夏陆块结合地带,且为武夷-云开造山带西南段的重要组成部分。高州-云炉一带出露的紫苏花岗岩和高温麻粒岩包体的成因研究则是探讨中下地壳物质组成及华南早古生代构造演化的关键。本研究采集紫苏花岗岩、Grt-Crd泥质麻粒岩包体、Grt-Opx半泥质麻粒岩包体和钙硅酸盐麻粒岩包体等样品,开展详细的岩相学研究和矿物电子探针分析以及LA-ICP-MS锆石U-Pb定年,并使用传统地质温压计、平均温压及视剖面模拟估算各类岩石所记录的温度压力。于紫苏花岗岩中分析不同期次矿物组合得到峰期前温压条件约为720℃/7.0 kbar（M1）,峰期变质-深熔结晶温压条件约为835810℃/6.55.8 kbar（M2）,退变质温压条件约为740℃/5.6 kbar（M3）,表明紫苏花岗岩记录了一条以峰期前略微减压并伴随明显升温,随后近等压冷却（IBC）过程的顺时针P-T演化轨迹,指示其经历了中低压高温麻粒岩相变质-深熔作用之后的岩浆冷却结晶及退变质过程;年代学研究表明,紫苏花岗岩中锆石具有清晰的核-边结构,分别获得其核部431±4 Ma和边部243±2 Ma的U-Pb谐和年龄,并识别出岩浆型（GrtⅠ）和变质型（GrtⅡ）两种不同结构石榴石,且认为前者为加里东期高级变质-深熔作用之后的岩浆成因,后者为印支期构造热事件叠加的变质成因。在Grt-Crd泥质麻粒岩和Grt-Opx半泥质麻粒岩中计算得到各变质期次温压结果显示,泥质麻粒岩为:730765℃/5.76.2 kbar（M1）,835855℃/4.65.1 kbar（M2）,620640℃/3.64.0 kbar（M3）;半泥质麻粒岩为:800830℃/7.47.9 kbar（M1）,855860℃/5.25.6 kbar（M2）,770805℃/5.05.5 kbar（M3）;据LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果,表明泥质麻粒岩和半泥质麻粒岩的峰期变质年龄分别为443±5 Ma和447±5 Ma。对于钙硅酸盐麻粒岩,据岩相观察、传统地质温压计及平均温压法获得其峰期（M2）温压条件为774803℃/8.38.5 kbar,峰期后（M3）温压条件为620669℃/6.46.6 kbar,指示具有减压降温的P-T轨迹,锆石亦具有清晰的核-边结构,核部年龄指示其原岩形成于早新元古代（970 Ma）,而锆石增生边的年龄代表了其峰期变质作用发生在早古生代（435 Ma）,为华南加里东造山运动的产物。综上所述,本研究恢复了泥质麻粒岩和半泥质麻粒岩具有减压加热之后近等压冷却（IBC）的顺时针P-T轨迹,与武夷地区近等温减压型（ITD）顺时针P-T轨迹不同,结合年代学研究结果表明,这两种麻粒岩的形成可能与华南早古生代洋脊俯冲及板片窗打开引起软流圈上涌的伸展作用有关;而较晚期形成的紫苏花岗岩和钙硅酸盐麻粒岩的P-T演化轨迹,则指示了早古生代扬子与华夏陆块碰撞后的伸展过程,紫苏花岗岩还遭受了印支期构造热事件的叠加改造。此外,本论文还对紫苏花岗岩及其伴生的Grt-Opx半泥质麻粒岩包体的成因进行了研究,在微量元素原始地幔标准化蛛网图和稀土元素配分图中,二者具有互补的地球化学特征。通过PerpleX热力学软件模拟及微量元素模拟表明,云开紫苏花岗岩及其麻粒岩包体均来自相同的源区,前者为变沉积岩原岩（泥砂质岩）峰期变质-深熔结晶形成,而麻粒岩包体代表了原岩部分熔融之后的残留体。通过矿物脱水反应的平衡热力学计算,确定粤西云开紫苏花岗岩及麻粒岩包体变质峰期aH2O总体很低。运用Geo-fO2计算了紫苏花岗岩和麻粒岩包体的氧逸度,结果表明紫苏花岗岩的logfO2值较高,而Grt-Crd泥质麻粒岩和Grt-Opx半泥质麻粒岩logfO2变化小且较低。低水活度和氧逸度结果表明紫苏花岗岩的形成和麻粒岩相峰期变质可能与CO2流体有着密切联系。推测由紫苏花岗岩母岩浆中所含的CO2流体在岩浆冷却结晶过程中释放出来,使得紫苏花岗岩及其伴生的麻粒岩包体的aH2O显着下降。华南早古生代岩浆构造热事件的触发机制极可能与软流圈上涌有关,本论文通过PerpleX开展地球物理模拟,对前人提出武夷-云开造山作用后期下地壳和岩石圈地幔发生拆沉模式提出质疑,模拟结果表明云开茶园山玄武岩样品源区的密度、纵波波速均小于正常岩石圈地幔密度和波速,从而证明其不能发生拆沉。综合岩相学、矿物化学分析和温压计算以及热力学模拟结果,对粤西云开地区报道的加里东期低P/T变质作用、赞岐岩、富Nb玄武岩-英安岩-高镁安山岩系、A型紫苏花岗岩、辉长岩和铜金矿床以及糯垌-石窝MORB-like玄武岩的总结和分析,本研究认为洋脊俯冲和板片窗打开后软流圈上涌以及碰撞后伸展模式,能够合理解释云开地区出露的这些特殊岩石组合及变质作用,从而揭示华南早古生代造山带应为洋/陆俯冲-碰撞造山带,华南洋至早古生代才完全关闭。
陈梦婷[9]（2020）在《闽北石城-崇安断裂带早中生代岩浆活动与金成矿作用》文中研究说明石城-崇安断裂带是福建北部重要的金等多金属成矿带,大地构造位置位于华南板块内陆地区,处于武夷山成矿带中部。伴随着早中生代华南板块与周缘板块,如华北板块、印度板块、太平洋板块的强烈相互作用,内陆地区也受到影响。武夷山地区发育早中生代广泛的角度不整合、构造变形与变质作用,同时伴随有明显的岩浆活动和金成矿事件。然而,关于关于该时期构造背景以及金成矿作用与岩浆岩浆活动之间的联系争议较大,限制区内后续找矿工作的开展。早本文以石城-崇安断裂带中规模最大的两个金矿床,即何宝山矿床（Au金属量11.7 t,平均品位4.34 g/t）和长兴矿床（Au金属量11.4 t,平均品位2.71 g/t）,以及相关的岩浆岩为研究对象,在充分的野外地质调查、岩浆岩及矿床地质特征分析基础上,对资溪复式岩体开展岩相学、锆石U-Pb年代学、岩石地球化学和Sr-Nd同位素地球化学研究,查明该区早中生代岩浆岩成因,确定构造动力学背景。同时对何宝山和长兴金矿床开展矿相学分析,利用黄铁矿Re-Os同位素年代学、绢云母Ar-Ar年代学、流体包裹体、黄铁矿原位微量元素、和H-O-S-Pb同位素地球化学数据对金矿床时空分布,成矿物质及流体来源等进行研究,并在上述认识的基础上,提出了金成矿与区域岩浆活动的耦合模式,为研究区,武夷山造山带,及华南内陆地区早中生代找矿工作部署提供了参考信息。主要认识和结论如下:（1）资溪复式岩体位于何宝山和长兴矿区以北,由一套灰白色中细粒（1-4mm）黑云母钾长花岗岩（ZX-G）和一套浅红色中粗粒（4-10 mm）钾长花岗岩（ZX-R）构成。与前寒武系变质围岩呈侵入接触关系,未见包体和捕掳体,被侏罗系地层覆盖。锆石LA-ICP-MS U-Pb年代学研究表明ZX-G岩体结晶年龄为233±4 Ma,ZX-R岩体结晶年龄为223±1 Ma,指示资溪复式岩体形成于中晚三叠世。全岩主微量元素研究表明,两个岩体在元素组成上存在差异。其中灰白色中细粒黑云母钾长花岗岩（ZX-G）为高钾钙碱性、准铝质-弱过铝质岩石,具有高Si O2（73.55-77.91 wt.%）和K2O（4.08-5.59 wt.%）含量,和中等全碱含量（7.08-8.86 wt.%）。稀土元素配分图显示右倾,轻重稀土分异明显,（La/Yb）N=2.2-52.3,具有明显的负Eu异常。但需要注意的是岩浆岩单个样品的曲线样式在轻重稀土元素分异程度上存在差别,表现为3个样品轻重稀土分异相对明显（（La/Yb）N=41.7-52.3）,剩余4个样品分异程度则相对较弱（（La/Yb）N=2.2-8.57）。微量元素蛛网图显示花岗岩样品亏损Ba、Sr、Nb、Ta、P、Ti元素,但富集Rb、Th、U、K和Pb等元素。ZX-G花岗岩总体显示I型花岗岩属性。与ZX-G花岗岩不同,ZX-R花岗岩为钾玄质、准铝质-弱过铝质岩石,具有分散且偏低的Si O2含量（59.08-77.91 wt.%）,但K2O（4.87-8.02 wt.%）及全碱含量（8.37-12.05 wt.%）偏高。样品的稀土元素球粒陨石标准化配分曲线呈明显右倾,样式与ZX-G岩体相似,但单个样品的轻重稀土分异程度相对于ZX-G岩体更为统一,（La/Yb）N=16.5-75.6,负Eu异常不明显（δEu=0.65-1.19）。微量元素蛛网图中曲线分布特征与ZX-G岩体保持一致,表现为相对富集大离子亲石元素、不同程度亏损高场强元素。但ZX-R花岗岩总体显示A型花岗岩特征。Sr-Nd-Hf同位素地球化学特征显示ZX-G花岗岩(87Sr/86Sr)i较为分散,εNd（t）=-14.6～-12.3,T2DM（Nd）=1994-2194Ma。εHf（t）=-12.7～-6.2,T2DM（Hf）为1447-1835Ma。而ZX-R岩体样品的εNd（t）值和εHf（t）值较ZX-G岩体明显偏高,分别为-10.6～-9.6和-6.1～-3.5,同时具有更年轻的二阶段模式年龄(T2DM（Nd）=1781-1863Ma;T2DM（Hf）=1318-1461Ma)。综合岩相学和地球化学特征,资溪复式岩体中233Ma ZX-G花岗岩主要来自新元古界基底（85-100%的麻源群变泥质岩类+0-15%的角闪岩类岩石）的部分熔融,形成于早中生代华南板块与周缘板块同碰撞阶段晚期局部伸展环境下;223Ma ZX-R花岗岩也源自古老基底地壳的部分熔融,但源区中含有更多的角闪岩类岩石（30-40%）,幔源岩浆底侵或减压熔融作用诱发地壳再次深熔,形成ZX-R A型花岗岩,研究区进入板内后碰撞伸展阶段。（2）石城-崇安断裂带内两个规模最大的金矿床（何宝山矿床和长兴矿床）均位于NE向区域性叶家深大断裂北侧,矿体产状严格受大断裂附近不同走向的构造带和次级断裂、裂隙、破碎带控制。赋矿围岩包括新元古届交溪岩组变质岩和志留纪花岗岩,但矿化特征具有独特性。其中何宝山矿床发育蚀变岩型金矿化和石英脉型金矿化,并以前者为主,可见石英脉型矿脉切割蚀变岩型矿脉。与金矿化密切相关的蚀变包括硅化、褐铁矿化、绢云母化、绿泥石化、和高岭土化。根据镜下矿物共生关系及矿物地球化学分析结果,在何宝山矿床蚀变岩型矿化阶段中识别出3种类型黄铁矿（Py1、Py2和Py3）,在石英脉型金矿化阶段中识别出2种类型黄铁矿（Py4和Py5）。可见金（自然金）主要和Py2共生,是主要的金成矿阶段,局部可见Py3和Py5中含有少量自然金包裹体。共生矿物还包括黄铜矿、磁黄铁矿、方铅矿。Py3中Au含量较高,大于1ppm（最高达84ppm）,其他类型黄铁矿中Au含量均较低（<1ppm）。各类型黄铁矿中Au主要与As呈弱的正相关关系。综合分析结果暗示何宝山中金的赋存形式为固溶体金（不可见金）和微米级矿物包裹体金（可见金）。固溶体金的沉淀与As替换黄铁矿晶格中的S导致晶格缺陷有关,微米级矿物包裹体金的沉淀则与流体的硫化反应以及不可见金的活化再沉淀有关。长兴金矿床中主要发育石英脉型金矿化,赋存于志留纪花岗岩中。含硫化物石英脉伴随硅化、绢云母化、绿泥石化围岩蚀变。镜下共识别出3种类型黄铁矿（Py1、Py2、Py3）,均含有固溶体金,但Au含量较低。自然金与Py2和少量Py3共生,说明Py2形成阶段为长兴矿床金沉淀高峰期,自然金沉淀与流体沸腾有关。（3）何宝山金矿床中利用绢云母Ar-Ar间接定年法和黄铁矿Re-Os同位素直接定年法开展成矿年代学研究。绢云母采自蚀变岩型金矿化样品,绢云母Ar-Ar年代学结果（234-223Ma）表明蚀变岩型金矿化形成于晚三叠世。黄铁矿Re-Os定年样品主要针对Py5,获得了181-192Ma的年龄信息,暗示石英脉型矿化形成于早侏罗世。由此可见,金成矿作用与晚三叠世-早侏罗世多期流体活动相关。结合本文及前人岩浆岩年龄数据,石城崇安断裂带内分布有同期或稍老的岩体（如233-223Ma资溪复式岩体、198Ma光泽岩体）,说明成矿时间与岩浆活动时间耦合。（4）何宝山和长兴金矿床流体包裹体研究表明,与成矿有关的流体均为H2O-Na Cl体系。何宝山矿床与蚀变岩型金矿化有关的流体具有中温（均一温度峰值为275-215℃）,中低盐度（峰值为8-16wt%Na Cl）特征,在运移过程中经历流体沸腾和稀释,并在压力约为120-188bar的浅成环境中于1.2-1.9km深度卸载成矿物质;与石英脉型金矿化有关的流体盐度与上述流体相似,但温度更高,为290-245℃,在约89bar环境中于0.9km深度形成含硫化物石英脉。长兴金矿床中流体盐度与何宝山流体相似,但温度偏低（均一温度峰值为230-200℃）,在约67bar环境中发生沸腾,并于0.7km深度成矿。两矿床各类型矿化样品H-O同位素组成均分布在岩浆水和大区降水的中间区域,且更偏向岩浆水,指示成矿流体应该以岩浆水为主混有部分大气水。该结论与黄铁矿微量元素指示的矿床中黄铁矿普遍具有岩浆热液成因保持一致,同时,黄铁矿贫Ni特征说明流体出溶于长英质岩浆。何宝山矿床和长兴矿床不同类型矿化中黄铁矿样品的S同位素组成较为均一,且具有相似的分布特征（+2.9～+6.3‰）,与岩浆硫范围重叠。Pb同位素方面,何宝山和长兴矿床中黄铁矿样品均落在上地壳、造山带、及下地壳之间过渡区域,表明Pb源的复杂性。样品之间的线性相关关系,结合矿区赋矿围岩地球化学特征,判断两个矿床硫化物的Pb同位素组成均为深部岩浆和基底围岩共同作用的结果。尽管样品拟合线初始187Os/188Os值误差较大（0.08±0.78和0.11±0.41）,没有有效的源区指示意义。但何宝山单个黄铁矿样品给出的Osi指示基底围岩是何宝山金矿床中可能的Os源之一（5）年代学数据揭示武夷山成矿带晚三叠世-早侏罗世是重要的金成矿期,与成矿有关的岩体与矿化同时代或略早,多形成于印支运动期后伸展构造背景下基底地壳的部分熔融。金成矿作用与岩浆活动之成矿流体和成矿物质来源关系密切。根据矿化特征及与岩浆活动的时空及成因关系,论文建立了闽北石城-崇安地区晚三叠世-早侏罗世金成矿与多阶段岩浆活动的耦合模式。
于华之[10]（2020）在《西南三江哀牢山构造带新生代岩浆作用研究》文中认为哀牢山构造带位于青藏高原东南缘,经历了复杂的演化过程。始新世煌斑岩具有富集大离子亲石元素和轻稀土元素、亏损高场强元素的特征,并具有较高的（87Sr/86Sr）i和较低的εNd（t）,这些岛弧地球化学特征指示了煌斑岩起源于富集岩石圈地幔,而较低的Nb/U 比值、Th/Yb 比值和较高的Ba/La 比值表明这一富集地幔经历了俯冲流体交代。另外,煌斑岩具有较轻的Mg同位素组成、较低的Ti/Ti*、Fe/Mn比值和较高的Na2O+K2O,进一步表明岩石圈地幔受到俯冲碳酸盐熔体的改造,而Mg-Sr同位素二元混合模拟结果指示了俯冲碎屑沉积物同样对地幔交代作用有所贡献。结合前人研究,哀牢山岩石圈地幔的多重俯冲交代作用可能与新元古代洋壳俯冲和二叠纪—三叠纪古特提斯洋壳俯冲作用有关。早渐新世花岗岩锆石U-Pb定年结果为32～31 Ma,其Sr-Nd-Hf同位素数据与新元古代变火山岩和新元古代OIB型斜长角闪岩落在相同的演化线上,表明早渐新世花岗岩源区存在着OIB型岩浆岩。另外,在这些花岗岩中存在大量不同时代和源区的继承锆石,主要包括:（1）代表了新元古代沉积岩的800～700Ma锆石;（2）代表古特提斯洋岛弧岩浆岩和三叠纪花岗岩的300～200Ma锆石;（3）代表白垩纪侵入岩的100～40 Ma锆石。这些继承锆石的出现说明新元古代OIB型岩浆岩之上存在一个混杂岩体,二者共同组成了哀牢山地壳,这一复杂地壳的形成与逆冲推覆作用有关。早渐新世花岗岩围岩的黑云母40Ar/39Ar年龄为46 Ma,代表了这次逆冲推覆事件的时间。被剪切的花岗岩白云母和黑云母40Ar/39Ar年龄为27 Ma,未被改造的花岗岩黑云母40Ar/39Ar年龄为24 Ma,这些年龄与深熔作用形成的晚渐新世淡色岩脉26～23 Ma的锆石U-Pb年龄相似,都代表着剪切活动引发的地壳深熔作用、变质作用和地壳抬升过程的时限。结合上述讨论,论文提出了哀牢山构造带的演化过程:（1）新元古代OIB型岩浆岩在古特提斯洋闭合时被拼贴增生至华南板块与印支板块之间;（2）46Ma,逆冲推覆作用将新元古代OIB型岩浆岩及多种不同时代的岩石挤压至哀牢山构造带地壳之下,形成复杂的地壳结构,而后在32～31 Ma源区发生部分熔融形成花岗岩;（3）31～23 Ma,哀牢山构造带存在区域剪切活动,并引发一系列地壳伸展、变质和抬升过程以及地壳深熔作用,有利于造山型金矿的形成。
二、变质深熔作用与成岩成矿关系研究（论文开题报告）
（1）论文研究背景及目的
此处内容要求：
首先简单简介论文所研究问题的基本概念和背景，再而简单明了地指出论文所要研究解决的具体问题，并提出你的论文准备的观点或解决方法。
写法范例：
本文主要提出一款精简64位RISC处理器存储管理单元结构并详细分析其设计过程。在该MMU结构中,TLB采用叁个分离的TLB,TLB采用基于内容查找的相联存储器并行查找,支持粗粒度为64KB和细粒度为4KB两种页面大小,采用多级分层页表结构映射地址空间,并详细论述了四级页表转换过程,TLB结构组织等。该MMU结构将作为该处理器存储系统实现的一个重要组成部分。
（2）本文研究方法
调查法：该方法是有目的、有系统的搜集有关研究对象的具体信息。
观察法：用自己的感官和辅助工具直接观察研究对象从而得到有关信息。
实验法：通过主支变革、控制研究对象来发现与确认事物间的因果关系。
文献研究法：通过调查文献来获得资料，从而全面的、正确的了解掌握研究方法。
实证研究法：依据现有的科学理论和实践的需要提出设计。
定性分析法：对研究对象进行“质”的方面的研究，这个方法需要计算的数据较少。
定量分析法：通过具体的数字，使人们对研究对象的认识进一步精确化。
跨学科研究法：运用多学科的理论、方法和成果从整体上对某一课题进行研究。
功能分析法：这是社会科学用来分析社会现象的一种方法，从某一功能出发研究多个方面的影响。
模拟法：通过创设一个与原型相似的模型来间接研究原型某种特性的一种形容方法。
三、变质深熔作用与成岩成矿关系研究（论文提纲范文）
（1）中国花岗伟晶岩的研究历程及发展态势（论文提纲范文）
| 1 国外花岗伟晶岩成因理论的研究历程 |
| (1)19世纪初始阶段。 |
| (2)20世纪二战前的发展期。 |
| (3)二战后伟晶岩研究的高峰期。 |
| (4)Jahns-Burnham模型期。 |
| (5)London不平衡结晶模型与Thomas岩浆不混溶模型期。 |
| 2 中国花岗伟晶岩研究历程 |
| (1)第一阶段(1935～1960年):中苏合作研究期。 |
| (2)第二阶段(1960～2000年):国内伟晶岩理论发展期。 |
| (3)第三阶段(2000～2010年):伟晶岩研究低谷期。 |
| (4)第四阶段(2010年—至今):关键金属研究高潮期。 |
| 3 中国花岗伟晶岩的主要成果 |
| 3.1 花岗伟晶岩分类 |
| 3.2 花岗伟晶岩成因模型 |
| 3.3 伟晶岩矿物学研究 |
| 3.4 伟晶岩成岩成矿的物理化学条件 |
| 3.5 稀有金属伟晶岩成矿时代和物质来源 |
| 4 今后我国花岗伟晶岩领域的主要研究方向 |
| 4.1 稀有金属伟晶岩的矿物学和成矿流体研究 |
| 4.2 伟晶岩成岩成矿的高温高压实验研究 |
| 4.3 成矿模型和成矿规律研究 |
（2）伟晶岩型锂矿中矿物原位微区元素和同位素示踪与定年研究进展（论文提纲范文）
| 1 伟晶岩型锂矿成岩成矿年代的精确厘定 |
| 1.1 适用的同位素定年方法 |
| 1.2 成岩事件与成矿事件 |
| 1.3 一期与多期成矿 |
| 2 成矿伟晶岩的物质来源与成岩方式 |
| 2.1 两种不同类型的伟晶岩：LCT型和NYF型 |
| 2.2 两种不同成因的伟晶岩：花岗质熔体结晶分异和源岩直接部分熔融 |
| 2.3 可用于区分岩浆结晶分异和地壳深熔作用的地球化学方法 |
| (1)支持岩浆结晶分异成因的证据： |
| (2)支持地壳深熔成因的证据： |
| 3 伟晶岩型锂矿床的成矿机制 |
| 3.1 成矿元素在源区的初始富集 |
| 3.2 成矿元素在岩浆过程中的富集和沉淀机制 |
| 3.2.1 岩浆结晶分异与多次熔体抽取过程 |
| 3.2.2 岩浆中含锂矿物结晶的温度和压力 |
| 3.2.3 伟晶岩结晶演化的CZR模型 |
| 3.2.4 熔体成分控制作用 |
| 3.3 成矿元素在岩浆-热液过程中的行为和富集作用：来自矿物学指示 |
| 3.3.1 云母 |
| 3.3.2 铌铁矿族矿物 |
| 3.3.3 电气石 |
| 3.3.4 绿柱石 |
| 3.3.5 磷灰石 |
| 3.3.6 石榴子石 |
| 3.3.7 石英 |
| 3.3.8 长石 |
| 4 结论 |
（3）华南地区加里东期花岗岩：成岩和成矿作用的地质与地球化学特征（论文提纲范文）
| 0 引 言 |
| 1 华南地区加里东期花岗岩的发现史 |
| 1.1 地质观测 |
| 1.2 实验测定 |
| 1.3 框架构建 |
| 2 花岗岩总体特征 |
| 3 花岗岩形成年龄的规律性 |
| 4 成矿和不成矿花岗岩特征对比 |
| 5 变质和未变质花岗岩特征对比 |
| 6 不同阶段花岗岩地球化学特征对比 |
| 7 结 语 |
（4）川西甲基卡伟晶岩型锂矿床岩浆—热液演化与成矿的矿物学示踪（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 |
| 1.3 研究内容与技术路线 |
| 1.4 项目依托及完成实物工作量 |
| 1.5 创新性成果 |
| 第二章 区域及矿田地质概况 |
| 2.1 区域地质背景 |
| 2.2 矿田地质概况 |
| 第三章 分析测试方法 |
| 3.1 电子探针分析方法 |
| 3.2 矿物化学计算方法 |
| 第四章 134 号(IV类型)伟晶岩脉的岩浆-热液演化 |
| 4.1 结构分带及岩相学 |
| 4.2 矿物学特征 |
| 4.3 134 号脉岩浆-热液演化过程及熔-流体性质 |
| 4.4 134 号脉内部分带的形成及成岩成矿 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 308 号(II-III-IV类型)伟晶岩脉的岩浆-热液演化 |
| 5.1 结构分带及岩相学 |
| 5.2 矿物学特征 |
| 5.3 矿物化学对熔体和流体性质的限制 |
| 5.4 甲基卡308 号伟晶岩脉岩浆-热液演化及成矿 |
| 5.5 小结 |
| 第六章 甲基卡其他伟晶岩脉的岩浆-热液演化 |
| 6.1 668 号脉 |
| 6.2 528 号脉 |
| 6.3 104 号脉 |
| 6.4 33和34 号脉 |
| 6.5 小结 |
| 第七章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 个人简历 |
（5）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 |
（6）广东河台金矿区印支期花岗岩与混合岩成因联系及大地构造意义（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题依据和研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 花岗岩成因研究现状 |
| 1.2.2 混合岩成因研究现状 |
| 1.2.3 河台印支期花岗岩研究现状 |
| 1.2.4 河台印支期混合岩研究现状 |
| 1.3 研究内容及技术路线 |
| 1.3.1 研究内容和目标 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 1.4 论文工作量及主要创新点 |
| 1.4.1 论文完成工作量 |
| 1.4.2 论文主要创新点 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.2 区域构造 |
| 2.3 区域岩浆岩 |
| 2.4 小结 |
| 第三章 矿区岩体地质及岩相学特征 |
| 3.1 云楼岗岩体 |
| 3.2 混合岩岩体 |
| 3.3 小结 |
| 第四章 样品采集及实验测试方法 |
| 4.1 实验测试方法 |
| 4.1.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb定年 |
| 4.1.2 全岩主-微量元素和Sr-Nd同位素测试 |
| 4.1.3 黑云母化学成分分析 |
| 4.2 小结 |
| 第五章 河台印支期花岗岩与混合岩年代学特征 |
| 5.1 河台印支期花岗岩年代学特征 |
| 5.2 河台印支期混合岩年代学特征 |
| 5.3 小结 |
| 第六章 河台印支期花岗岩与混合岩地球化学特征 |
| 6.1 全岩主-微量元素地球化学 |
| 6.1.1 河台印支期花岗岩主-微量元素地球化学 |
| 6.1.2 河台印支期混合岩主-微量元素地球化学 |
| 6.2 全岩Sr-Nd同位素 |
| 6.2.1 河台印支期花岗岩Sr-Nd同位素组成 |
| 6.2.2 河台印支期混合岩Sr-Nd同位素组成 |
| 6.3 黑云母化学成分 |
| 6.3.1 河台印支期花岗岩黑云母化学成分 |
| 6.3.2 河台印支期混合岩黑云母化学成分 |
| 第七章 印支期花岗岩与混合岩成因联系及大地构造意义 |
| 7.1 河台印支期花岗岩源区类型和岩石成因 |
| 7.2 河台印支期花岗岩与混合岩成因联系 |
| 7.3 大地构造意义 |
| 第八章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 附录A 攻读学位其间发表的论文 |
（7）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 |
（8）华南云开造山带的变质演化历史 ——以高州紫苏花岗岩及其中麻粒岩包体为例（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 选题依据、选题意义和国内外研究现状 |
| 1.2 研究思路和方法 |
| 1.3 主要工作量 |
| 第2章 样品制备和分析方法 |
| 2.1 主量分析 |
| 2.2 微量分析 |
| 2.3 LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学分析 |
| 2.4 电子探针(EPMA)及场发射扫描电镜拍照 |
| 2.5 视剖面图热力学模拟 |
| 2.6 熔体微量元素计算 |
| 第3章 紫苏花岗岩及其两类石榴石的成因 |
| 3.1 前言和科学问题 |
| 3.2 区域地质背景 |
| 3.3 野外地质关系和岩相学特征 |
| 3.4 矿物化学成分 |
| 3.5 温压条件及P-T演化历史 |
| 3.5.1 传统温压计计算 |
| 3.5.2 平均温压计算 |
| 3.5.3 视剖面图模拟 |
| 3.5.4 温压结果小结 |
| 3.6 锆石U-Pb年代学 |
| 3.7 讨论 |
| 3.7.1 紫苏花岗岩及其石榴石的成因 |
| 3.7.2 紫苏花岗岩P-T演化 |
| 3.7.3 构造意义 |
| 3.8 小结 |
| 第4章 粤西(半)泥质麻粒岩包体的变质作用 |
| 4.1 前言 |
| 4.2 地质背景 |
| 4.3 样品采集和岩相学特征 |
| 4.4 矿物化学特征 |
| 4.5 视剖面图模拟和温压计算 |
| 4.5.1 泥质麻粒岩的P-T条件 |
| 4.5.2 半泥质麻粒岩的P-T条件 |
| 4.6 锆石特征及其U-Pb定年 |
| 4.6.1 锆石形态和年代学 |
| 4.6.2 石榴石堇青石泥质麻粒岩(GZ14-17) |
| 4.6.3 石榴石斜方辉石半泥质麻粒岩(GZ14-19) |
| 4.7 讨论 |
| 4.7.1 麻粒岩相变质作用和深熔作用年龄 |
| 4.7.2 麻粒岩包体的P-T轨迹 |
| 4.7.3 武夷-云开造山带P-T轨迹对比及构造意义 |
| 4.8 小结 |
| 第5章 钙硅酸盐麻粒岩的变质P-T历史及其构造意义 |
| 5.1 前言 |
| 5.2 区域地质背景 |
| 5.3 样品采集和岩相学特征 |
| 5.4 矿物化学特征 |
| 5.5 钙硅酸盐麻粒岩的矿物共生及演化 |
| 5.6 变质P-T计算 |
| 5.7 锆石的U-Pb年代学 |
| 5.8 讨论 |
| 5.8.1 变质作用演化历史 |
| 5.8.2 构造意义 |
| 5.9 小结 |
| 第6章 粤西紫苏花岗岩及其麻粒岩包体的成因 |
| 6.1 前言 |
| 6.2 样品描述 |
| 6.3 岩石地球化学 |
| 6.3.1 主量元素 |
| 6.3.2 微量元素 |
| 6.4 热力学模拟 |
| 6.4.1 热力学模拟结果 |
| 6.4.2 熔体丢失和原岩恢复 |
| 6.5 微量元素模拟 |
| 6.6 麻粒岩相变质峰期水活度 |
| 6.6.1 石榴石堇青石泥质麻粒岩峰期水活度 |
| 6.6.2 石榴石斜方辉石半泥质麻粒岩峰期水活度 |
| 6.7 紫苏花岗岩和麻粒岩相变质峰期氧逸度 |
| 6.8 云开紫苏花岗岩与麻粒岩包体的成因 |
| 第7章 华南云开造山带构造-变质演化历史 |
| 7.1 华南残留洋是否存在? |
| 7.2 武夷-云开造山作用后期是否发生了下地壳和岩石圈地幔拆沉? |
| 7.3 奥陶纪俯冲陆-陆碰撞 |
| 7.4 印支期构造热事件的影响 |
| 第8章 结论和不足 |
| 参考文献 |
| 附录 Ⅰ、含石榴紫苏花岗岩平均温压计算过程 |
| 附录 Ⅱ、钙硅酸盐麻粒岩平均温压计算过程 |
| 附录 Ⅲ、石榴石堇青石泥质麻粒岩平均温压计算过程 |
| 附录 Ⅳ、石榴石斜方辉石半泥质麻粒岩平均温压计算过程 |
| 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 |
（9）闽北石城-崇安断裂带早中生代岩浆活动与金成矿作用（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题来源、目的和意义 |
| 1.1.1 选题来源及研究目的 |
| 1.1.2 研究意义 |
| 1.2 选题的研究现状、发展趋势及存在问题 |
| 1.2.1 武夷山成矿带早中生代构造-岩浆活动 |
| 1.2.2 石城-崇安断裂带金成矿作用研究进展 |
| 1.2.3 研究区存在问题 |
| 1.3 研究内容和方法 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 技术路线及研究方法 |
| 1.4 论文实际工作量 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.1.1 前震旦纪结晶基底 |
| 2.1.2 震旦纪-寒武纪变质岩系 |
| 2.1.3 中新生代陆相火山-沉积建造 |
| 2.2 区域构造及变质作用 |
| 2.2.1 断裂构造 |
| 2.2.2 褶皱构造 |
| 2.2.3 变质作用 |
| 2.3 区域岩浆岩 |
| 2.4 区域矿产 |
| 第三章 研究区早中生代岩浆作用 |
| 3.1 岩相学特征 |
| 3.2 成岩年代学 |
| 3.3 岩石地球化学特征 |
| 3.3.1 全岩主微量元素组成 |
| 3.3.2 全岩Sr-Nd同位素组成 |
| 3.3.3 锆石Hf同位素组成 |
| 3.4 岩石成因 |
| 3.4.1 花岗岩属性判别 |
| 3.4.2 源区及成岩过程 |
| 3.5 构造指示意义 |
| 第四章 典型金矿床地质特征 |
| 4.1 何宝山金矿床 |
| 4.1.1 矿区地层 |
| 4.1.2 矿区岩浆岩 |
| 4.1.3 矿区构造 |
| 4.1.4 矿体及围岩蚀变特征 |
| 4.1.5 成矿矿物学特征 |
| 4.1.6 共生次序 |
| 4.2 长兴金矿床 |
| 4.2.1 矿区地层 |
| 4.2.2 矿区岩浆岩 |
| 4.2.3 矿区构造 |
| 4.2.4 矿体及围岩蚀变特征 |
| 4.2.5 成矿矿物学特征 |
| 4.2.6 共生次序 |
| 第五章 金成矿作用与岩浆活动耦合 |
| 5.1 金成矿作用时间 |
| 5.1.1 绢云母Ar-Ar定年 |
| 5.1.2 黄铁矿Re-Os同位素定年 |
| 5.1.3 金矿床成矿时间 |
| 5.2 成矿流体与岩浆活动的联系 |
| 5.2.1 流体物理化学性质和成分 |
| 5.2.2 流体来源及其与岩浆活动的关系 |
| 5.2.3 流体演化及金沉淀成矿过程 |
| 5.3 成矿物质与岩浆活动的联系 |
| 5.3.1 S同位素 |
| 5.3.2 Pb同位素 |
| 5.3.3 Os同位素 |
| 5.4 金成矿作用与岩浆活动的耦合 |
| 第六章 主要结论、创新点及存在的问题 |
| 6.1 主要结论 |
| 1、早中生代岩浆活动与印支期后伸展 |
| 2、何宝山和长兴矿床地质矿化特征 |
| 3、金成矿作用与岩浆活动的耦合 |
| 6.2 创新点 |
| 6.3 存在的问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 Ⅰ:测试分析方法 |
| 附录 Ⅱ:附表 |
（10）西南三江哀牢山构造带新生代岩浆作用研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 选题背景与项目依托 |
| 1.2 研究现状与存在问题 |
| 1.2.1 研究现状 |
| 1.2.2 存在问题 |
| 1.3 研究内容与研究思路 |
| 1.4 实验方法 |
| 1.4.1 样品测试前预处理 |
| 1.4.2 全岩主微量元素 |
| 1.4.3 全岩Sr-Nd同位素 |
| 1.4.4 全岩Mg同位素 |
| 1.4.5 锆石U-Pb定年与Hf同位素 |
| 1.4.6 云母~(40)Ar/~(39)Ar定年 |
| 1.5 主要工作量 |
| 1.6 主要认识与成果 |
| 2 区域地质背景 |
| 2.1 构造格架 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.3 岩浆作用 |
| 2.3.1 新元古代岩浆作用 |
| 2.3.2 晚古生代—中生代岩浆作用 |
| 2.3.3 新生代岩浆作用 |
| 2.4 区域矿产 |
| 3 始新世煌斑岩成因 |
| 3.1 岩石学特征 |
| 3.2 全岩主微量元素特征 |
| 3.3 全岩Sr-Nd-Mg同位素特征 |
| 3.4 岩石成因机制 |
| 3.4.1 岩浆演化过程 |
| 3.4.2 俯冲板片流体交代岩石圈地幔 |
| 3.4.3 含碳酸盐的俯冲沉积物交代岩石圈地幔 |
| 4 早渐新世花岗岩成因 |
| 4.1 岩石学特征 |
| 4.2 矿物年代学特征 |
| 4.2.1 锆石年代学和Hf同位素特征 |
| 4.2.2 云母~(40)Ar/~(39)Ar年代学特征 |
| 4.3 全岩主微量元素特征 |
| 4.4 全岩Sr-Nd同位素特征 |
| 4.5 岩石成因机制 |
| 4.5.1 花岗岩源区 |
| 4.5.2 继承锆石来源 |
| 4.5.3 构造活动时限 |
| 4.5.4 地壳厚度变化 |
| 5 晚渐新世淡色岩脉成因 |
| 5.1 岩石学特征 |
| 5.2 锆石年代学、微量元素和Hf同位素特征 |
| 5.3 全岩主微量元素特征 |
| 5.4 全岩Sr-Nd同位素特征 |
| 5.5 岩石成因机制 |
| 5.5.1 淡色岩脉源区 |
| 5.5.2 深熔作用记录 |
| 6 构造演化与金成矿背景 |
| 6.1 新生代岩浆作用与地壳结构 |
| 6.2 构造演化过程 |
| 6.3 金成矿背景 |
| 7 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 1. 附表 |
| 2. 个人简历 |
四、变质深熔作用与成岩成矿关系研究（论文参考文献）
- [1]中国花岗伟晶岩的研究历程及发展态势[J]. 李建康,李鹏,严清高,刘强,熊欣. 地质学报, 2021(10)
- [2]伟晶岩型锂矿中矿物原位微区元素和同位素示踪与定年研究进展[J]. 蒋少涌,王春龙,张璐,袁峰,苏慧敏,张浩翔,刘涛. 地质学报, 2021(10)
- [3]华南地区加里东期花岗岩：成岩和成矿作用的地质与地球化学特征[J]. 郭春丽,刘泽坤. 地球科学与环境学报, 2021(06)
- [4]川西甲基卡伟晶岩型锂矿床岩浆—热液演化与成矿的矿物学示踪[D]. 王臻. 中国地质科学院, 2021
- [5]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)
- [6]广东河台金矿区印支期花岗岩与混合岩成因联系及大地构造意义[D]. 贺昌坤. 昆明理工大学, 2021
- [7]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
- [8]华南云开造山带的变质演化历史 ——以高州紫苏花岗岩及其中麻粒岩包体为例[D]. 李超. 中国科学院大学(中国科学院广州地球化学研究所), 2020(07)
- [9]闽北石城-崇安断裂带早中生代岩浆活动与金成矿作用[D]. 陈梦婷. 中国地质大学, 2020(03)
- [10]西南三江哀牢山构造带新生代岩浆作用研究[D]. 于华之. 中国地质大学(北京), 2020