一、地壳中花岗岩浆的生成、运移和就位（论文文献综述）
秦克章,赵俊兴,范宏瑞,唐冬梅,李光明,余可龙,曹明坚,苏本勋[1]（2021）在《试论主要类型矿床的形成深度与最大延深垂幅》文中进行了进一步梳理在大量典型矿床实地调查和国内外综合对比研究的基础上,基于深部找矿的现实需要和存在问题,本文首先回顾评述了主要矿床类型的原始成矿深度,按受控于中下地壳尺度大规模岩浆堆积体的超深成岩浆矿床与受控于流体渗透率制约的中上地壳深成、中成和浅成岩浆热液矿床序列展开。在此基础上尝试探讨主要类型矿床的最大延深垂幅,探讨分析了以Bushveld层状岩体和Voisey’s Bay小岩体为代表的铜镍矿床、驱龙为代表的斑岩铜矿床、Muruntau为代表的造山型金矿、胶东金矿省的已控制延深垂幅、剥蚀程度以及深部可能的延深空间。内生矿床系统具有很宽的成矿深度范围,大型层状岩体的成矿深度可逾20km,最大矿化垂直延深幅度可达6～8km。岩浆热液矿床的最大成矿深度以地壳尺度流体渗透的下限为底界,其中造山型金矿床成矿深度最大（约12～15km）,伟晶岩和花岗岩型矿床次之,斑岩型矿床居中（约2～6km）,浅成低温金银矿床深度最浅（1km至近地表）;相应的最大延深垂幅则依次可达4～7km、2～3km和1km。评述了高渗透性的聚矿构造空间、成矿作用顶峰、合适的矿床保存条件等控制因素及部分标志。并对如何确定合理统一的成岩成矿深度（压力）的估算方法以及确定最大成矿深度与矿化体系最大延深幅度的理论依据、判断标志、综合辨识方法体系等未来研究方向进行了展望。
韩珂[2]（2021）在《南秦岭宁陕-镇安一带钨钼金多金属矿集区控矿构造-岩浆-流体-成矿规律与找矿预测》文中研究指明南秦岭在早中生代陆内造山期发生了强烈而又广泛的构造-岩浆活动,与此相伴形成了大量的金属矿产。陕西宁陕-镇安一带钨钼金多金属矿集区位于南秦岭构造带北部,区内构造和中酸性岩浆岩十分发育,目前已发现了上百处以钨钼为主的多金属矿床（点）,尽管研究区内已取得一定的勘查与研究成果,但总体上仍存在:构造控矿规律、成矿物质来源、成矿时代等方面研究存在空白或不足。本文以控矿构造-岩浆-流体-成矿耦合作用研究为基础,在前人已有工作基础上,对矿集区内典型矿床进行解剖研究。开展矿集区大比例尺控矿构造-蚀变矿化调研,并采集相关岩矿石样品进行地球化学测试,对宁陕-镇安一带钨钼金多金属矿集区控矿构造、岩浆及成矿作用等进行深入剖析研究,揭示区内多金属控矿构造特征、矿集区复式岩体岩石学和地球化学特征等,探讨了构造-岩浆-流体-成矿作用的耦合机制和地球动力学背景,初步建立了以构造-岩浆相互作用为主的宁陕-镇安一带钨钼金多金属矿集区成矿模型,总结了找矿标志,根据地质及物化探等信息,提出找矿远景区。取得以下主要进展和成果:1.矿集区内发育走向NW-NWW和NE-NNE两组断裂,后者截切前者形成了矿集区内“井”字形的构造格局。其中NE-NNE向断裂和节理裂隙是石英脉型钨钼多金属矿（化）体的主要控矿构造,少部分北西向或近东西向的断裂形成矽卡岩型钨钼矿化。2.矿集区岩浆岩主要为复式岩体,其中懒板凳岩体田湾单元部分样品、王家坪隐伏岩体和花岗细晶岩脉代表了本区岩浆演化方向,具有较高的岩浆结晶分异程度,具有富Si、低Mg#值。稀土总量低,呈强负Eu异常,稀土配分曲线有四分组效应。Zr/Hf和Nb/Ta值较低,Rb/Sr值较高。锆石U-Pb测年获得懒板凳岩体九间屋单元和王家坪隐伏岩体年龄分别为222.7Ma和201.9Ma,矿集区内岩浆岩形成时代主要集中在210 Ma-230Ma和190 Ma-200 Ma两个阶段,岩浆岩属钙碱性准铝-弱过铝质I型壳幔混源花岗岩类。3.钨钼矿床中主要发育气液两相包裹体,成矿流体大致可分为4个类型:（1）高温类（峰值355℃～380℃）,以棋盘沟矽卡岩型和石英脉型钨矿化为代表;（2）中高温类（209℃～327℃）,以其他各典型矿区石英脉型钼钨矿化为代表;（3）中温类（197℃～213℃）,以钼矿化长石石英伟晶岩型为代表;（4）低温类（154℃～189℃）,以钨矿化石英萤石脉型和钨矿化含绿柱石石英脉型为代表。与棋盘沟矿区石英脉型钨矿有关的成矿流体为中高温和中高盐度流体,形成于偏还原性的较深部环境,东阳矿区、核桃坪矿区和杨沟-地耳沟矿区石英脉型成矿流体具有中温、中低盐度,形成于稍浅部的还原偏氧化环境,而伟晶岩型矿化成矿流体则为低温、低盐度,形成于浅部偏氧化环境,钼钨矿化的形成深度范围为4.2km～8.4km。流体的沸腾和混合作用可能是钨钼矿化形成的重要机制。4.不同钼钨矿化类型中石英的δD值变化范围为-64.9‰～-80.1‰,均值为-74.4‰,δ18OH2O值介于-1.71‰～6.42‰,均值为2.67‰。矽卡岩型矿化以岩浆水为主,石英脉型矿化中既有岩浆水也有大气降水,石英萤石脉型、含绿柱石石英脉型和伟晶岩型矿化阶段中,大气降水更多的参与到了成矿作用中。石英脉型钨钼矿化δ34S为3.6‰～10.2‰,均值为7.3‰,矽卡岩型矿化δ34S为6.1‰,伟晶岩型矿化δ34S为4‰,大西沟花岗岩型钼矿δ34S为0.1‰,岩浆是硫的主要来源,即岩浆为成矿作用的主要物源。5.棋盘沟和江口辉钼矿的Re-Os同位素模式年龄分别为199.7±3.9 Ma和198.7±3.9Ma,棋盘沟矿区与白钨矿密切共生的蚀变金云母Ar-Ar同位素坪年龄分别为188.6 Ma和190.1 Ma。矿集区钨钼矿床成矿年龄总体集中在190 Ma-200 Ma之间,属早侏罗世。6.东阳矿区矽卡岩型白钨矿中稀土元素配分曲线呈上凸状的“四分组”特征,显示为Ⅱ型白钨矿的特征,矿区矽卡岩化程度相对较弱,白钨矿中的稀土元素含量和配分形式可大致代表原始成矿流体中的稀土含量和配分形式。棋盘沟石英脉型白钨矿中稀土元素含量略高于东阳矿区矽卡岩型白钨矿,呈弱的正Eu异常,与Ⅰ型白钨矿类似,矽卡岩化程度较高,钨矿形成在富钠环境中。核桃坪矿区白钨矿呈中Ⅰ型,稀土配分曲线向右陡倾,分馏强烈,可能和早期富重稀土的矿物结晶有关。东阳和核桃坪矿区成矿流体富F,棋盘沟矿区石英脉型白钨矿成矿流体富Cl。7.与矿集区内钨钼多金属成矿作用具有密切时空关系的花岗岩体应为190 Ma～200Ma之间形成的高分异演化岩体及岩脉,王家坪隐伏岩体富F等挥发分,有利于钼钨等多金属矿化的形成。而矿集区地表出露的早期（210 Ma～230 Ma）岩体应为主成矿期前岩体。钨钼金多金属矿化为晚印支-早燕山期陆内造山伸展垮塌演化阶段中与酸性岩浆热液活动相关的金属成矿组合系列。8.分布在成矿构造-岩浆岩带部位的异常构造-热液脉密集区段应是成矿的最佳地段,本次圈定了5个钼钨金多金属成矿潜力区,即江口远景区,银洞湾远景区,旬阳坝远景区,相沟台-月河台一带远景区和杨沟-地耳沟矿区周边一带,部分矿床（如黑沟-佛爷坪和相沟台等）深部仍有很大找矿潜力。
田杰鹏[3]（2020）在《胶东栖蓬福矿集区中生代金多金属矿区域成矿作用》文中研究说明栖蓬福矿集区是胶东地区乃至全国重要的金铜钼铅锌等多金属成矿区,晚侏罗世-早白垩世发生大规模岩浆活动及成矿作用,华北和扬子克拉通陆陆碰撞以及太平洋板块向华北克拉通的俯冲作用为本区的成岩成矿提供动力环境。本文采用矿床地球化学和同位素年代学的方法,对区内马家窑金矿、杜家崖金矿、香夼铜铅锌矿等典型矿床和侵入岩体进行研究,获得了成岩成矿年龄,分析控矿因素,总结成矿规律,进行成矿预测。获得如下认识:研究区内金多金属矿矿床类型主要为中低温热液脉型、斑岩-矽卡岩型以及层间滑脱拆离带型。流体包裹体研究表明,中低温热液脉型金矿床成矿流体属于中-低温度、中-低盐度,低密度,且富含CO2的还原性质的热液体系,根据流体包裹体的温压条件综合分析认为金矿床成矿深度集中于3.5～8km。石英氢氧同位素结果表明斑岩-矽卡岩型多金属矿床以岩浆流体为主;中低温热液脉型和层间滑脱拆离带型金矿床,初始流体为岩浆流体,后期有大气水的混入。原位硫同位素研究结果显示,斑岩-矽卡岩型矿床成矿物质具有幔源岩浆特征;而中低温热液脉型和层间滑脱拆离带型矿床具有壳幔混源的特征。铅同位素结果表明,中低温热液脉型和斑岩型多金属矿床具有壳幔混源的属性;层间滑脱拆离带型金矿铅的来源以上地壳和造山带为主。氦氩同位素结果显示中低温热液脉型金矿地幔流体参与成矿比例最高,其次为斑岩型多金属矿床,层间滑脱拆离带型金矿最低。采用黄铁矿等硫化物Rb-Sr同位素定年法、碳酸盐矿物Sm-Nd同位素定年法,首次精确获得马家窑金矿、大柳行金矿、杨家夼金矿和香夼铜铅锌矿的成矿年龄,分别为 123.4±2.9Ma、117.6±0.1Ma、123.5±8.1Ma和 125.8±3.8Ma。本区内燕山期发育晚侏罗世（160～145Ma）、早白垩世早期（130～126Ma）、早白垩世晚期（118～ll0Ma）三期岩浆活动,并伴随三期大规模成矿事件。其中金矿主要集中于早白垩世早期（123.5～117.6Ma）成矿。有色多金属矿床成矿可划分为三期:晚侏罗世的矽卡岩型钨钼矿（邢家山钨钼矿,158Ma）;早白垩世早期的斑岩型铅锌矿（香夼铜铅锌矿,125.8Ma）;早白垩世晚期的中低温热液脉型铜矿（王家庄铜矿,116.1Ma）。磷灰石裂变径迹研究结果表明,自ll0Ma以来,研究区内中生代岩体剥蚀深度约3.27～3.52km,剥蚀深度远小于矿床的成矿深度,说明研究区内矿床形成之后得到较好保存,目前区内矿床开采深度普遍较浅,深部仍有较大找矿潜力。
张筌豇[4]（2020）在《四川石棉地区碲成矿地质背景及地球化学找矿预测模型研究》文中提出世界首例碲独立矿床—大水沟碲矿床打破了碲元素不能形成独立矿床的传统认识。Te在某些条件下,不仅能形成伴生矿床,还能形成大型甚至是超大型独立碲矿床。大水沟碲矿床从偶然发现至今,一直受到众多地质学家的高度关注,并展开多角度研究。先后对其区域地质特征、矿床地质、矿床地球化学特征、同位素及矿床成因等作了大量研究,并取得了不少相应的研究成果。但在大水沟碲矿床之外的邻区还有没有可能存在类似碲矿床?值得我们深入展开碲成矿的区域地质背景尤其是区域地球化学找矿预测模型研究。目前,在大水沟碲矿床之外的邻区,类似碲矿床找矿方面的研究尚未开展,还没有一套科学、合理、可行的碲矿的地球化学找矿理论与方法。本文在碲成矿的区域地质背景、碲矿床地质地球化学特征研究的基础上,深入研究了大水沟碲矿区及整个石棉地区元素的地球化学特征、探讨了各时代地层与侵入岩碲及其共生元素的演化规律、划分出石棉地区地球化学子区,以及解析了元素与断裂构造关系。从众多碲共生元素中遴选出碲矿的水系沉积物找矿指示元素,运用指示元素比值提取出碲矿异常信息,同时建立碲矿床的地质地球化学模式。通过碲成矿地质背景、区域地球物理、地球化学等特征,建立碲矿的地球化学找矿预测模型。由此形成了一套碲的地质地球化学找矿理论,为类似大水沟碲矿床的找矿提供新的理论与方法。通过以上研究,得出如下认识:（1）石棉地区处于川西高原与四川盆地过渡带上。区域地质背景较为复杂,既有深部岩浆的多期次侵入活动,也有区域性深大断裂的继承性活动,断裂构造广泛发育。热事件与变质事件作用强烈,地层均发生有不同程度的变质。在地球物理学特征上,石棉地区处于主要环状剩余重力正异常区内部,航空磁测正负异常过渡区域,线性构造与环形构造发育,具有极好的区域成矿地质背景。（2）石棉地区主要富集与基性、超基性岩浆活动有关的亲铁元素Co、Cr、Cu、Ni、Fe。Te、Bi成矿元素的整体含量不高,Te为背景-强分异型元素,Bi为低背景-极强分异型元素。Te在二叠系、志留系通化岩组、奥陶系大河边组、震旦系及二叠纪-三叠纪侵入岩中有较好的局部富集和成矿潜力。将石棉地区划分为4个地球化学子区,各子区具有不同的地质-地球化学特征,足富—七龙洞地球化学子区是石棉地区寻找碲矿的最主要区域,具有潜在的碲矿找矿前景。（3）大水沟碲矿床处,水系沉积物Te、Bi、Au、Ag的含量均不高,Te、Bi、Au大致呈低缓正异常,Ag大致呈低缓的负异常。在通化岩组一段变基性火山岩地层中,Bi-Te含量较高,有可能为碲矿床的矿源层。事实上,大水沟碲矿床并没有产在Te-Bi较高背景值的地球化学区域,而是产于背景值或低背景值的地球化学区域,大面积Te、Bi含量趋于背景或低背景,局部富集成矿,并且Te、Bi主成矿元素均存在较明显的后期叠加富集。也就是说,碲矿床的形成是在后期发生成矿作用Te-Bi富集而成的。（4）水系沉积物As、Sb、Hg组合能指示断裂构造的空间位置。Co、Cr、Ni、Fe2O3组合反映断裂构造提供的成矿流体热液运移通道,是成矿流体沉淀富集的有利场所与部位。主成矿元素Te、Bi、Au、Ag明显受断裂构造控制。（5）碲矿石、矿物（磁黄铁矿、黄铁矿）铅同位素组成主要为异常铅,具有壳幔混合来源的特征,与岩浆活动密切相关。硫同位素的δ34S值大多为较小的正值,变化范围小,具有明显的岩浆硫同位素组成的特征,硫来源于深部,主要属于幔源硫,与岩浆作用密切相关。同位素显示碲与硫、碳等矿化剂可能同源,均来自于深部。（6）从水系沉积物元素中遴选出主成矿元素（Te、Bi）、伴生元素（Ag、Au）及中高温热液元素（Cd、Cu、Pb、Sn、W、Zn）作为大水沟式碲矿的指示元素,石棉地区的碲矿更趋向形成于中偏高温的热液环境。累乘元素比值（w（Te×Bi）/w（Pb×Zn））可初步判断碲矿异常强弱信息。以累加元素比值（w（Te+Bi）/w（Au+Ag））作为碲矿化异常的直接指示信息,能有效地凸显Te、Bi矿致异常,提取碲矿化异常信息,为碲矿的找矿预测提供新的地球化学理论方法与技术手段。（7）根据石棉地区及碲矿区碲成矿地质背景、区域地球物理特征、元素地球化学特征及碲矿床的地质-地球化学模式等地、物、化综合信息,建立碲矿的地球化学找矿预测模型,筛选出了大水沟、七龙洞东北、庙坪、七龙洞、江官山及江官山西北最具潜力的碲找矿靶区,部分靶区发现有碲矿体与矿化。
顾玉超[5]（2019）在《辽东五龙金矿区中生代构造-岩浆作用对金成矿制约》文中认为辽东半岛位于华北克拉通东部陆块东北缘,是古元古代胶-辽-吉造山带的重要组成。近年来,学者们对辽东半岛古元古代辽河岩群火山-沉积-变质作用年代学、辽吉花岗岩成因、区域成岩地质-构造背景等相关问题进行了大量研究,但对中生代侵入岩研究较为薄弱,且对岩石成因、成岩演化过程、地质背景、岩浆作用与成矿关系等观点未达成一致。中生代时期,辽东地区经历了由挤压造山向伸展减薄的环境转变,从而导致了区域中生代的大规模岩浆活动和金成矿作用。本文以辽东五龙金矿区为例,围绕中生代构造-岩浆作用与金成矿关系这一科学问题,从区域地质、矿床地质入手,通过路线和剖面地质调查手段,对五龙金矿床及与其成矿密切相关的中生代三股流岩体、五龙岩体开展锆石SHRIMP U-Pb测年、锆石Lu-Hf同位素、全岩主量、微量、稀土元素和S-Pb同位素分析测试,进行辽宁丹东地区1:5万构造-建造填图,建立中生代岩浆演化序列和构造格架,结合重磁电剖面深部地质体解译,分析岩石成因及成岩、金成矿物质来源,探讨中生代地质构造背景及构造-岩浆作用与金成矿关系,总结矿床成因机制。研究认为五龙岩体为酸性侵入岩建造,形成于晚侏罗世161157Ma之间,属过铝质、高钾钙碱性、中温花岗质岩浆系列;为陆壳重熔型花岗岩,是古元古代花岗岩和辽河岩群地层受160Ma重熔作用而原地重新结晶形成的岩体,岩浆源区来自于太古代古元古代地壳物质的再循环。三股流岩体为一套酸性-中酸性侵入岩建造,形成于早白垩世127123Ma之间;属准铝质弱过铝质、高钾钙碱性、中温花岗质岩浆系列;具埃达克质岩石特征,成因类型为I型花岗岩;岩浆源区来自于太古代古元古代地壳物质,其原岩很有可能为中基性岩类。五龙金矿床位于三股流岩体北部,成矿年龄为122.8119.1Ma,在时间和空间上与三股流岩体具有密切的联系。侏罗纪（180155Ma）时期,辽东地区受古太平洋板块对欧亚板块俯冲作用影响,持续俯冲作用导致了区域的推覆、挤压事件（143132Ma）,形成了有利于矿液聚集、运移及沉淀的韧性剪切带。早白垩世早期（132120Ma）,受古太平洋板块俯冲后回弹-伸展作用,区域经历了强烈的岩石圈减薄作用和构造体制转折事件,形成了不同期次、不同方向、不同性质的脆性断裂带,岩浆源区来自于太古代古元古代地壳物质的三股流岩体初始岩浆沿地壳减薄处开始向上侵位,结晶分异产生的（含矿）岩浆热液沿构造裂隙运移,与流经的含碳辽河岩群残留体发生反应并萃取了矿源层的金元素,与闪长（玢）岩脉利用了相同的构造断裂带,或呈网脉状充填于岩石构造裂隙,在适宜部位沉淀而形成含金石英脉,即五龙岩浆热液型（石英脉型）金矿床。根据本区的矿源层位、容矿构造和岩浆作用“三位一体”的控矿特征和区域上的成矿规律,结合物探、化探及遥感异常特征,圈定了万家堡-谢家金找矿靶区和五龙金矿深部找矿靶区。
戴荔果[6]（2019）在《青海省滩间山—锡铁山地区金铅锌成矿系统》文中研究表明锡铁山-滩间山地区位于青藏高原柴达木盆地北缘构造带的西段。柴北缘构造带北接祁连地块,南邻柴达木地块,东西分别以哇洪山-温泉断裂和阿尔金走滑断裂同阿尔金-敦煌地块和秦岭造山带为界。该构造带内自北向南又以鱼卡-乌兰断裂为界,分为两个构造单元,北部为欧龙布鲁克陆块,南部为鱼卡河（沙柳河）超高压带。乌兰-鱼卡断裂两侧夹杂分布着滩间山群岛弧火山-沉积岩及蛇绿岩残片。柴北缘先后经历了加里东期、海西期和印支期造山作用,地质构造复杂,是我国西部重要成矿带之一,成矿潜力巨大,已发现有锡铁山超大型铅锌矿床和滩间山大型金矿床等。该区自然条件恶劣,交通不便,致使全区研究程度相对较低,前人虽对该区成矿地质背景和主要矿床类型研究取得不少成果,但均未能从成矿系统的角度进行探讨,影响到对该区成矿规律的认识。本文以成矿系统理论为指导,以滩间山-锡铁山地区的金铅锌矿床研究为切入点,以岩浆-成矿作用为主线,系统性分析了锡铁山铅锌矿、青龙沟金矿、滩间山金矿等典型矿床的矿床地质特征、成矿物质来源、成矿流体来源、矿床成因类型及成矿时代等多方面特征,并开展了与成矿有关的岩浆岩的地质特征、岩相学、岩石地球化学、Sr-Nd-Pb-Hf同位素地球化学、锆石微量元素地球化学及锆石U-Pb年代学等多方面的研究。以此为基础,厘定了研究区成岩成矿的地球动力学背景,初步建立了研究区金铅锌成矿系统及亚系统,探讨了金铅锌成矿系统的时空分布规律及其成矿作用过程,建立了区域成矿系统演化模式,指出了找矿方向。滩间山-锡铁山地区区域构造演化大致经历了:（1）古元古代-新元古代,陆块初步形成;（2）新元古代,大洋演化阶段;（3）早-中加里东期,柴北缘洋持续性扩张、俯冲,并形成沟-弧-盆体系。晚加里东期,柴达木陆块碰撞、深俯冲欧龙布鲁克陆块,并闭合最终进入后造山阶段;（4）海西期,宗务隆洋打开、形成有限洋盆,至晚海西期-印支期,西向俯冲于欧龙布鲁克陆块之下,其后,洋盆闭合,陆陆碰撞,进入后造山阶段;（5）晚中生代-新生代,青藏高原隆升。在其演化的过程中,形成了颇具特色的金铅锌成矿系统。滩间山-锡铁山地区金铅锌（铜）成矿系统中赋矿岩体的成岩-成矿时代与动力学背景得以约束:滩间山金矿床赋矿闪长玢岩（1768±19Ma、444.8±8.3Ma、255±3Ma）、野骆驼泉金矿床赋矿花岗闪长岩（283.5±3.1Ma）、红柳沟金矿床赋矿花岗岩（441.3±3.5Ma）,及锡铁山铅锌矿床侵入滩间山群的花岗岩（445±2.3Ma）,与已报道成矿年龄相对应。滩间山金矿床闪长玢岩锆石年龄谱系指示其主要源于欧龙布鲁克地块,且显示欧龙布鲁克地块存在太古宙基底,并分别响应晚新太古代陆块汇聚事件、Rodinia超大陆汇聚裂解事件、加里东造山和晚海西-印支造山事件。锡铁山铅锌矿床花岗岩的成岩时代和火山岩的地球化学特征限定了赋矿滩间山群火山-沉积建造的地层层序和构造背景,滩间山群d岩组的成岩构造环境并不相似于a岩组,其可能不具备类似成矿潜力。滩间山-锡铁山地区存在加里东期铅锌金成矿系统（包括早加里东期铅锌（铜）成矿亚系统和晚加里东期金成矿亚系统）、海西期铅锌（铜）成矿系统和印支期金成矿系统。其分别形成了:与早加里东期盆地演化有关的铅锌（铜）成矿亚系列、与晚加里东期岩浆活动有关的金成矿亚系列、与海西期岩浆活动有关的铅锌（铜）成矿系列,及与印支期岩浆活动有关的金成矿系列。典型矿床的研究表明,该区部分地段存在晚期成矿系统对早期成矿系统的叠加改造,形成叠加型矿床,如锡铁山铅锌矿床和双口山铅锌矿床为喷流沉积-热液叠加型矿床。锡铁山矿床的成矿作用经历了:早加里东期的喷流沉积成矿,及其后的变质变形改造期和热液叠加期。喷流沉积成矿期形成了以层状、似层状为主的铅锌矿体,矿石常具胶状结构和条带状构造。变质变形改造期表现为矿体的边部具有不规则的“边刺”、“边瘤”,矿石变质组构发育,常见变晶结构、碎裂结构、花斑状构造及块状构造。前两期矿体一起产于主含矿层或次含矿层中。热液叠加期矿石多为脉状结构,矿物晶粒加粗,矿脉边侧常见有厚度不大的硅化、绢云母化、方解石化等热液蚀变。锡铁山矿床铅同位素组成表明铅为壳幔混合铅,指示深部火山岩与上部正常沉积岩铅的混合;硫同位素组成指示硫主要源于赋矿火山岩。氢氧和碳氧同位素特征表明成矿流体以岩浆热液为主,混合部分海水、变质水及浅源水。锡铁山矿床的流体包裹体研究显示,喷流沉积期网脉状矿石（管道相）的成矿流体均一温度峰值为180℃240℃和270℃330℃,盐度126wt%NaCl eqv.（集中于412 wt%和2123 wt%NaCl eqv.）;喷流沉积期纹层-似层状矿石（海底喷流沉积相）的成矿流体均一温度峰值250℃260℃,盐度集中于12.514 wt%NaCl eqv.;晚阶段无矿石英的流体包裹体均一温度峰值165℃175℃,盐度集中于68wt%NaCl eqv.。喷流沉积期的流体压力,集中于100bar内,少部分100200bar,成矿深度0.41.4km,多数在1km内,成矿流体密度多为中-低密度流（密度<海水）,少数网脉状矿体中流体为高密度流（密度>海水,或接近于海水密度线）特征。研究表明,成矿流体从下部网脉状管道矿体至上部层状矿体,温度下降,盐度趋于集中,密度下降,反映其与海水系统较强的混合均一作用,且发生了沸腾（同一视域见不同类型包裹体,隐爆角砾岩,及盐度呈两端元特征14wt%及1226 wt%NaCl eqv.）,为成矿组分沉淀卸载的过程,至最晚阶段无矿流体的温度、盐度、密度和压力则明显降低。青龙沟金矿床是晚加里东期岩浆活动有关的金成矿亚系统形成的产物,矿体主要赋存于中元古代万洞沟群沉积地层和石英闪长玢岩脉中。矿石类型有变砂岩型、大理岩型、蚀变闪长玢岩型、绢云千枚岩型、石英脉型等。矿石矿物主要有（含砷）黄铁矿、毒砂、自然金。围岩蚀变类型主要有黄铁绢云岩化、硅化、碳酸岩化等。成矿阶段划分为,I少硫化物石英脉阶段;II石英-绢云母-黄铁矿多金属硫化物阶段;III石英-碳酸盐阶段,其中II、III为主成矿阶段。青龙沟矿床主成矿阶段铅和硫同位素特征表明,成矿物质来源为深部岩浆与浅部万洞沟群混合的产物。氢氧同位素特征表明成矿流体主要为岩浆热液,混入部分变质水、大气水。成矿流体成分分析表明,包裹体气相主要为H2O、CO2和N2,及少量CO、CH4、H2;液相主要为H2O、SO42-、Cl-、Na+、Ca2+、Mg2+,及少量K+、F-,属H2O-NaCl-CO2-CH4（N2）体系。青龙沟矿床成矿流体的均一温度范围为140℃360℃,盐度415wt%和2122wt%NaCl eqv,密度0.720.99g/cm3。其中,I、II、III阶段的均一温度分别集中于:280℃350℃、240270℃和140℃210℃;盐度分别为1115wt%和2122wt%、710wt%,及46wt%NaCl eqv.;以成矿压力算得成矿深度分别为:1.53.6km,1.42.4km和1.21.7km。主成矿阶段流体包裹体特征显示,同一视域纯液相+富液相+富气相共存,不同充填度气液相包裹体群状分布,表明流体发生了沸腾。滩间山金矿床是与印支期岩浆活动有关的金成矿系统的产物,矿体主要赋存于万洞沟群炭质千枚岩片岩和蚀变闪长玢岩脉中。矿石矿物主要有含砷黄铁矿、黄铁矿和毒砂。主载金矿物为黄铁矿、石英和毒砂。围岩蚀变多见硅化、绢云母化、黄铁矿化。主成矿期岩浆热液期可分为:I少硫化物-石英脉成矿阶段、II黄铁矿-石英脉成矿阶段和III碳酸盐-石英脉成矿阶段。其中I、II为主成矿阶段。滩间山矿床主成矿阶段矿石的硫同位素组成表明硫为岩浆硫源;铅同位素组成表明铅为深源和上地壳铅的混合;碳氧同位素组分表明碳主要为岩浆岩源,混和大理岩碳源。成矿流体成分研究表明,包裹体气相主要为H2O和CO2,及少量CO、N2、CH4和H2;液相成分主要为H2O,SO42-、Cl-、Ca2+、Na+、Mg2+,及少量K+、F-、NO3-等。成矿流体属H2O-NaCl-CO2-CH4（N2）体系,富CO2,及Cl->F-,表明其主要为岩浆热液,混合部分变质水、大气水。滩间山矿床成矿流体氢氧同位素特征表明,其主要为岩浆热液,混合变质水、大气水。三个阶段成矿流体的均一温度分别集中于300℃380℃,140℃200℃和200℃280℃;盐度分别集中于68wt%,810wt%和68wt%NaCl eqv.;流体密度分别为0.660.99/cm3,0.921.04g/cm3和0.780.98g/cm3;以成矿压力算得成矿深度分别为1.194.12km（均值2.46km）,1.282.4km（均值2.0km）,及1.121.33 km（均值1.23 km）,表明压力和深度由早阶段-主成矿阶段-晚阶段依次递减。滩间山金矿床赋矿闪长玢岩的成岩条件和成矿潜力研究表明,三期岩浆（1768±30Ma、445±19Ma和255±3Ma）的氧逸度值均较高（Ce/Ce*N和lgfO2值多在FMQ氧逸度缓冲线之上）,具较好的成矿潜力,且均出现了至少一次晚期熔流体的再注入、升温过程,其溶蚀了先存锆石,改变了锆石微量元素的演化趋势（Dy、Th/U、Ce/Dy值上升（或Th/U、Ce/Dy值范围扩大）,Hf/Y、Yb/Nd、Yb/Dy值减小（或Yb/Dy值范围缩小））,使氧逸度值发生变化,导致前两期氧逸度值升高而后一期降低。后者的降低可能是晚期熔流体演化为含高挥发分、携巨量金属元素的成矿流体,并最终大规模沉淀成矿的反映,暗示了金矿床的主成矿期为印支期。总结了研究区加里东期金铅锌（铜）成矿系统（包括早加里东期铅锌（铜）成矿亚系统和晚加里东期金成矿亚系统）、海西期铅锌（铜）成矿系统和印支期金成矿系统的时空分布规律,建立了区域成矿系统演化模式。早加里东期柴北缘洋壳俯冲造成的弧间-弧后盆地内的三级盆地-四级凹陷,控制了早加里东期铅锌（铜）成矿亚系统的分布;晚加里东期柴北缘洋壳俯冲形成的火山弧型花岗岩和其后柴达木陆块碰撞、深俯冲欧龙布鲁克陆块形成的后碰撞花岗岩的分布及伴生的断裂、褶皱构造,控制了晚加里东期金成矿亚系统;海西期晚泥盆世-早石炭世,柴北缘以北的宗务隆洋盆开始打开,到中石炭世-早二叠世形成有限洋盆。此阶段柴北缘地区处于造山后伸展构造环境,普遍发育与造山带去根有关的一期海西期花岗岩浆活动,并形成伴生的断裂和褶皱构造,控制了海西铅锌（铜）成矿系统;印支期,宗务隆有限洋盆俯冲欧龙布鲁克陆块及其后的陆陆碰撞等造山作用过程形成的印支期火山弧型花岗岩和其后后碰撞花岗岩的分布及伴生的断裂、褶皱构造,控制了印支期金成矿系统。并且存在晚期成矿系统对早期成矿系统的叠加改造,形成叠加型矿床。在系统研究典型矿床的基础上,建立了锡铁山式铅锌矿找矿模型和滩间山式金矿找矿模型。指出了区域金铅锌矿床找矿的远景区:滩间山-青龙沟金找矿远景区、绿梁山-双口山铅锌金铜找矿远景区、锡铁山铅锌金找矿远景区、赛什腾山西段金铜找矿远景区等。
胡金[7]（2018）在《云南省峨山花岗岩体新元古代岩浆演化及成矿制约》文中提出峨山花岗岩体位于华南扬子地块西南缘之康滇裂谷带南端,处在新元古代四堡造山期华夏与扬子地块缝合带西南角。区内花岗岩岩体出露面积约200km2,具有多期活动特征。野外调查发现,该地区至少存在三种类型的花岗岩。本论文在系统的野外调查基础上,采用单元—超单元填图,以及岩石谱系单位划分方法,对峨山花岗岩进行岩石学、岩石地球化学、岩石年代学、流体包裹体等研究分析,并结合前人的文献资料,进行了以下研究:（1）初步建立峨山花岗岩岩石谱系单元,由老至新划分为坡脚单元、驴子村单元、莫克拉单元,属于同源岩浆演化序列,并归并为峨山花岗岩序列。其岩石类型分别为:坡脚单元—似斑状黑云母二长花岗岩,驴子村单元—似斑状黑云母（二云母）（电气石）花岗岩,莫克拉单元—黑云母正长花岗岩。地球化学分析结果表明,总体上,岩石SiO2含量介于60.2%-78.41%,K2O含量介于3.37%5.27%之间,Al2O3含量范围为10.87-16.2,A/CNK指数介于0.9-1.7,全铁含量0.18-5.26,镁指数Mg#为43.0-5.3,岩石分异指数（DI）介于71.12-96.92之间。稀土曲线向右倾斜,从坡脚单元→驴子村单元,轻稀土与重稀土分馏程度减小,说明熔融程度逐渐增大;驴子村单元→莫克拉单元,负铕异常值δEu强度逐渐增强。微量元素含量特征显示,大离子亲石元素（LILE）中Rb,Th,U,K,以及高场强元素中Zr、Hf,REE相对富集,相对亏损高场强元素中Nb,Ta,Ti,P元素,具有大陆地壳特征。三个单元花岗岩存在成因联系,但是在特定元素上又各自具有不同比例的变化。特别是驴子村单元的异常样品值,暗示它们之间并非简单的演化结晶产物。（2）利用岩体接触关系,峨山花岗岩三个单元主体岩石类型LA-ICP-MU U-Pb定年,结果显示,峨山岩体花岗岩均为新元古代晋宁期岩浆活动的产物。其中,早期坡脚单元花岗岩成岩时代约854±11852±9Ma;中期驴子村单元花岗岩成岩时代约842±8Ma;晚期莫克拉单元花岗岩为脉岩,成岩年龄约823±8Ma左右。（3）对比大陆造山带碰撞-俯冲-折返-垮塌观点中造山旋回岩浆作用阶段划分,采用地球化学成因图解、稀土元素分异图解方法,将区内花岗岩构造环境约束在同造山俯冲—折返阶段。从源区性质、物质来源和P-T熔融条件分析三个单元花岗岩各自形成的原因,并建立成岩构造—岩浆演化模型,认为峨山花岗岩主要发育在华南四堡造山期（1000-880Ma）之后的30Ma。854Ma,俯冲镁铁质下地壳岩片受俯冲板片后撤张力作用形成裂隙,地幔岩浆层对上地壳加热,造成上地壳古元古代一套未成熟陆壳浅变质火山—沉积岩系的杂砂岩和角闪岩部分熔融,较低密度和粘滞度的长英质熔体向上迁移就位形成坡脚单元。842-828Ma,俯冲板片继续后撤,俯冲镁铁质下地壳受后撤拉伸作用形成的裂隙进一步扩大,地幔岩浆层规模扩大,对上部地壳物质及少量早期坡脚单元镁铁质残留物质加热,并使其部分熔融,长英质熔体向上迁移并伴随地壳混染就位形成驴子村单元。823Ma,在减压降温过程,早期部分残余熔体受液态不混溶作用,发生了硅酸盐熔体与富铁的金属相等分离,分离的硅酸盐熔体逐渐冷凝结晶就位形成莫克拉单元。标志同造山之折返阶段结束,以及扬子陆块与Rodinia超大陆裂解的开始。（4）研究化探异常特征、矿化分布规律、含矿花岗岩流体包裹体特征与岩体关系,对研究区13个矿点调查探讨矿化类型,分析构造演化对成矿的制约以及岩浆演化对成矿元素来源、成矿流体形成的制约,结合岩浆—构造演化模型,推测了峨山花岗岩体由深至浅的成矿模式。其中驴子村单元花岗岩分异到晚期,残余熔体内富集了丰富的成矿元素,在降温过程部分残余熔体在经历了液态不混溶阶段后,可能造成硅酸盐熔体和富Fe等暗色熔体（或硫化物熔体）等分离,最终形成富矿熔体。由于板片后撤的拉伸作用造成大规模地层褶皱与断裂活动的发生,富矿熔体或者就地冷凝结晶,或者形成成矿流体向围岩和扩容的断裂迁移。
陈贤[8]（2018）在《松辽地块东缘地壳增生与花岗岩成矿作用研究》文中研究指明花岗岩有关的重大科学问题一直是国际研究的大热点。位于中亚造山带最东段的松辽地块东缘是一个重要的多金属成矿带,其花岗岩成因、地壳增生、构造演化、花岗岩成矿作用等重要科学问题仍不清楚,因此,本文以松辽地块东缘花岗岩为主要研究对象,通过花岗岩岩相学、锆石U-Pb年代学、Hf同位素填图以及全岩主、微量和稀土元素等研究,探讨区域上花岗岩的成因演化、地壳增生时间和机制;结合已发表碎屑锆石年代学、岩石学、地层学等资料,探究微地块来源、区域构造演化;通过成矿花岗岩、矿体与非成矿花岗岩地质及地球化学特征的对比研究,探讨花岗岩的成矿作用。本次研究取得如下主要成果:（1）松辽地块东缘至少存在八期花岗岩浆作用:～1800 Ma、～1000-800 Ma、～500-471 Ma、～380-300 Ma、～260-250 Ma、～220-190 Ma、～180-160 Ma和～120-100Ma,现今残存出露的花岗岩以显生宙为主,尤其中生代,但新生代也可能存在一期隐伏岩体。区域花岗岩均显示钙碱性-高钾钙碱性-钾玄岩、准铝质-弱过铝质-强过铝质系列特征,整体向富钾和富铝方向演化;花岗岩成因类型主要为I型和高分异I型,少量A型,无S型;其中强过铝质花岗岩不属于S型,可能与准铝质岩浆的高度分异,尤其低ASI值的辉石和角闪石的分离有关。花岗岩地球化学特征研究表明,松辽地块东缘上地壳可能存在一个比球粒陨石Nb/Ta比值（～19.9或17.5）大的高Nb/Ta储库和一个正常的低Nb/Ta储库。（2）花岗岩锆石Hf同位素填图显示,松辽地块东缘地壳增生主要发生于中-新元古代,而中-西部略晚,增生时间主要为新元古-早古生代;微地块的原始陆核可能形成于早元古代,主要分布于微地块东缘小兴安岭南部;松辽地块现今残存的前寒武基底可能较稀少,但在早白垩世以前应该存在大规模老基底,且其地壳厚度在中-晚侏罗世可能超过50 km,早白垩世以来受古太平洋板块俯冲回撤的影响,导致地壳发生剧烈的地表剥蚀和下地壳拆沉,微地块东缘地壳整体减薄～15km（剥蚀～5 km,拆沉～10 km）,中-西部地壳减薄厚度可能比东部更大;从而使得整个微地块呈现出广泛出露中生代花岗岩的地质格局。（3）碎屑锆石年龄图谱及火成岩格架的对比研究,表明松辽地块与中亚造山带西缘的塔里木板块有很好的亲缘关系,都是冈瓦纳的重要组成部分。与松辽地块类似,东北地区其它微地块（额尔古纳、兴安、佳木斯）也源于塔里木板块,且它们很可能都于新元古代末期从塔里木板块裂解出来,但前寒武时期,松辽地块与东北地区其它微地块并无直接的构造作用。（4）寒武纪-侏罗纪期间,松辽地块东缘与佳木斯地块分别于晚志留世和中侏罗世发生了两次碰撞造山事件;而微地块西缘与兴安地块于晚石炭世沿贺根山-黑河缝合带发生了拼合,南缘则与华北板块在晚二叠世沿西拉沐沦河-长春缝合线发生碰撞;早白垩世,整个微地块可能都受到古太平洋俯冲板块回撤的作用而发生伸展减薄。基于微地块东缘花岗岩与矿床的时空分布和演化特征,本文认为,研究区寒武纪-侏罗纪的成岩成矿作用主要受控于松辽地块和佳木斯地块之间的两次造山作用,而早白垩世时期则主要与古太平洋板块的俯冲回撤有关。（5）松辽地块东缘已发现矿床主要形成于四个时期:早三叠世矽卡岩-斑岩型Cu-Mo多金属矿、晚三叠-早侏罗世矽卡岩型Fe-Pb-Zn多金属矿、中侏罗世斑岩型Mo矿及早白垩世浅成低温热液型Au矿床;中生代时期的成矿比微地块西缘普遍偏早,且东缘不发育W-Sn矿床,而西缘不发育Au矿床。岩（矿）相学、全岩地球化学及同位素特征显示,早三叠世宝山矽卡岩型Cu多金属矿床的成矿物质有年轻下地壳与还原地层的双重贡献;黑龙江翠宏山铁多金属矿床的成矿作用与岩脉和岩枝状产出的晚三叠世高分异细粒碱长花岗岩密切相关,且暗示深部可能存在同期的低分异岩基;鹿鸣矿床的成矿母岩是岩枝状产出中侏罗世花岗斑岩而不是二长花岗岩岩基;团结沟Au矿床成矿作用发生于早白垩世（～101Ma）,成矿物质有花岗闪长斑岩和地层的双重贡献,花岗闪长斑岩源于深部新生下地壳的部分熔融,早期较高的静水压力条件（>0.4 GPa）下,石英结晶较早,但后期与岩浆发生了强烈反应而广泛被溶蚀;各期成矿岩体整体显示氧化的岩浆环境,有利于Cu、Mo、Fe、Pb、Zn、Au等金属成矿;区域矿床都主要显示深源物源信息,但有部分较老地壳物质的混入,随矿床时代变老,物源区有变老趋势。基于构造-岩浆演化及成岩成矿作用的研究,本文建立了成矿动力学模型。（6）基于花岗岩含矿性以及地壳岩石（或矿床）剥蚀、改造和保存的研究,认为松辽地块东缘前寒武纪潜在矿床无保存潜力,但古生代和新生代时期可能有保存潜力,且新生代花岗岩类及伴随的潜在矿床仍未剥露出来。非成矿花岗岩浆演化通常遵循简单的石英-长石共熔体系,矿物结晶多比较规则,成矿元素可能仍分散于岩浆中,不利于成矿,而有其它外在因素（如矿化剂元素F、Cl、Li及B）介入的情况下,岩浆的结晶则会变得复杂,花岗岩中通常会会发育特殊结构（细晶结构、他形-半自形粒状结构、球状结构等不规则结构）和标志性的矿物（如萤石、黄玉、电气石）,且矿化剂容易将金属元素以络合物形式从熔体中向热液或挥发分中迁移富集,从而利于成矿,因此,建议今后区域找矿过程中,重点关注富含矿化剂元素,发育特征矿物和特殊结构的花岗岩体,尤其高演化的岩枝和岩脉;同时建议加强对区域上地壳浅部新生代花岗斑岩和次火山岩的填图和勘察工作。
袁峰[9]（2017）在《北秦岭光石沟铀矿床的形成机制》文中研究表明北秦岭商丹地区是我国重要的铀成矿省,其中光石沟矿床是中国最大的伟晶岩型铀矿床。矿体产在黑云母花岗伟晶岩和黑云斜长片麻岩的接触带上。研究区的中酸性岩浆活动可以划分为两期,即早志留纪期（440438 Ma）和晚志留纪-早泥盆纪（420412 Ma）。元素地球化学和Sr-Nd-Hf同位素组成表明,研究区花岗质岩石具有共同的岩浆源,母岩浆起源于混入幔源物质的加厚玄武质下地壳的部分熔融。早志留纪片麻状的埃达克质岩石形成于块体同碰撞的抬升环境,而晚志留纪-早泥盆纪糜棱岩化的高K花岗岩和未变形的伟晶岩形成于后碰撞环境。420412 Ma期间,由于汇聚挤压作用减弱,同源母岩浆的缓慢分离结晶形成了较宽的正长花岗岩-伟晶岩带。晶质铀矿的形成年龄分布具有410420 Ma的峰值,表明光石沟伟晶岩型铀矿形成于北秦岭造山晚期稳定的大陆演化阶段。本文结合系统的矿物学、元素地球化学、同位素地球化学分析,以此完成论文。对AFC过程与U饱和机制进行了研究,取得了以下三方面成果。（1）首次系统刻画了伟晶岩浆的AFC物理化学过程伟晶岩浆侵位→富含水矿物（黑云母）的黑云斜长片麻岩捕虏体进入到主岩浆→捕虏体受热发生物理和化学分解→不一致的脱水熔融形成无水矿物相组合以及共存的围岩起源的含水熔体→围岩含水熔体和主岩浆混合形成混合熔体→在同化区通过水合结晶,形成新的结晶相（如黑云母包晶和锆石等）。（2）系统探讨了围岩混染作用修改了伟晶岩浆的正常分离结晶过程产铀黑云母伟晶岩中较高的FeOT,MgO,TiO2,MnO,LILE（Rb,Ba,K）和HFSE（Nb,Ta）含量是岩浆和围岩发生化学交换的结果。同一条黑云母伟晶岩中元素组成的差异导致了矿物组成的异质性。AFC过程中,δ18O和放射性成因87Sr从围岩进入到主岩浆,然而围岩混染没有显着改变锆石的Lu-Hf同位素系统。（3）提出了伟晶岩型铀矿床的成矿机制与AFC作用密切相关在高温（639℃）的岩浆热液中,U以UFm4-m形式进行运移。在接触带,伟晶岩浆不同程度的同化了黑云斜长片麻岩地层及其捕虏体,导致体系log f O2降低至-24.81-13.34,体系温度降低至518603℃。在同化区（混合区）,黑云母包晶的结晶引起F-迁移至其晶格中,导致UFm4-m络合物的解离,发生矿质沉淀。
阙朝阳[10]（2016）在《云南麻栗坡南温河—洒西一带钨成矿系统及找矿方向研究》文中认为针对滇东南南温河—洒西一带钨成矿系统及找矿方向,运用成矿系统理论、岩石学及构造地质学等理论,研究了钨成矿系统主要物质组成、典型矿床特征、控矿构造及矿床形成机理、矿床变化及改造、矿化分布规律及找矿勘查模型,在此基础上开展了找矿方向研究。主要结论如下:1、通过对研究区主要地质体开展岩石学及构造地质学研究,指出南温河—洒西一带钨成矿系统是在前寒武系变质基底的基础上,经历了加里东期、印支期及燕山期等多期次的成矿构造环境演变,其中中侏罗世以来由于板块聚合而导致的华南岩石圈持续挤压（170150Ma）及其后期伸展减薄（13080Ma）是钨成矿的重要构造背景。2、通过对南温河—洒西一带猛洞岩群变质岩、南捞片麻岩、老城坡及团田花岗片麻岩及老君山岩体岩石学、地球化学及同位素年代学系统研究,认为与钨成矿系统有关的变质建造及不同时期的花岗岩实质上是具有同一古老地壳来源的物质由于板块活动引起的多阶段深部融熔而产生循环改造。在此基础上提出“同源再造”是形成大规模钨成矿物质来源的重要机理。3、典型矿床地质特征及同位素年代学研究表明,研究区钨成矿系统主要矿床成因类型为似层状矽卡岩型以及云英岩（长英质）脉型两种,分别形成于150Ma左右以及110Ma左右,与研究区晚中生代两个阶段的构造成矿背景吻合。4、根据典型矿床地质特征、流体包裹体及稳定同位素数据、成矿时代及矿床成因分析,与钨成矿作用相关的流体主要为深部岩浆,部分与大气降水或海水有关。成矿流体在平面上以老君山岩体为中心向外围运移,并伴随着温度及盐度逐渐变低;垂向上自下而上运移过程中由于大气降水的不断混入,盐度成分也发生相应的变化。5、南温河—洒西一带构造变形解析表明,中生代以来强烈的自SE向NW方向的多层次推覆构造变形造成洒西岩组、老城坡及团田花岗片麻岩、南秧田岩组、南捞黑云二长片麻岩自上而下的空间叠置关系,并使赋矿围岩产生的剪切裂隙成为中生代晚期岩浆热液运移的通道,并对含钙质的泥灰岩等赋矿地层发生接触交代,形成顺层稳定延伸的含矿矽卡岩带。6、根据南温河—洒西一带钨矿成矿作用特征,明确了该区形成于110Ma左右的脉状白钨矿床对似层状矽卡岩矿床进行了较强的叠加改造,使矿床变富,成矿系统发生变化。在此基础上探讨了成矿系统的变化机理与右旋剪切应力场作用下NW向及近EW向断裂旁侧发育的羽状裂隙被后期热液充填相关。7、老君山花岗岩体锆石与磷灰石裂变径迹测试结果表明老君山岩体自形成后经历了4次次构造热事件:（6374）Ma、（4250）Ma、（3728）Ma、（2517）Ma。其中后3个阶段与岩体抬升相关,且与青藏高原隆升阶段基本对应。据此提出南温河—洒西一带保存条件相对较差,而在岩体南北两侧都龙、长田一带深层次矿床保存条件相对良好。在构造变形解析的基础上,进一步明确了研究区发育的新生代NW向左旋走滑兼正断层性质断裂是破坏钨成矿系统中矿带、矿床及矿体的主要因素。8、建立了以中生代推覆构造为主导的构造控矿模型及老君山矿集区“三位四层二带一体”的区域找矿模型。结合成矿地质条件,提出南温河矿区深部及外围钨锡多金属矿床找矿方向。其中南温河矿床外围花岗片麻岩下寻找深部似层状矿体的找矿建议得到了深部钻孔验证。
二、地壳中花岗岩浆的生成、运移和就位（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、地壳中花岗岩浆的生成、运移和就位（论文提纲范文）
（1）试论主要类型矿床的形成深度与最大延深垂幅（论文提纲范文）
| 1 成矿深度极限与最大延深垂幅问题的提出 |
| 1.1 勘查开发深度的变化趋势 |
| 1.2 大型超大型矿床基本特征 |
| 1.3 成矿深度和矿床最大延深垂幅的概念界定 |
| 2 原始成矿深度问题 |
| 2.1 岩浆热液矿床系统的最大成矿深度问题 |
| 2.2 找矿深度极限问题 |
| 2.3 成矿体系的垂直结构：以斑岩系统为例 |
| 2.4 剥蚀程度与保存条件：以斑岩铜矿为例 |
| 3 主要类型矿床及成矿系统的最大延深垂幅 |
| 3.1 岩浆矿床（Cu-Ni-Cr-PGE）的最大延深垂幅 |
| 3.1.1 层状岩体及其基本特征 |
| 3.1.2 层状岩体主要矿化类型 |
| 3.1.3 典型矿床实例：Bushveld岩体 |
| 3.1.4 小岩体实例：Voiseys Bay铜镍铂硫化物矿床 |
| 3.2 热液矿床系统最大延深垂幅 |
| 3.2.1 穆龙套造山型金矿 |
| 3.2.2 胶东金矿集区 |
| 3.3 斑岩型矿床的最大延深垂幅：以驱龙为代表 |
| 3.3.1 斑岩型矿床就位深度与体系延深 |
| 3.3.2 热液蚀变的规模与分带性对斑岩延深垂幅的指示 |
| 4 展望 |
（2）南秦岭宁陕-镇安一带钨钼金多金属矿集区控矿构造-岩浆-流体-成矿规律与找矿预测（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪言 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 研究现状及存在的问题 |
| 1.2.1 钨钼矿研究现状 |
| 1.2.2 成矿系列研究现状 |
| 1.2.3 南秦岭构造带早中生代(230-170 Ma)构造-岩浆-成矿演化 |
| 1.2.4 存在的主要问题 |
| 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 样品采集制备和分析方法 |
| 1.4.1 样品采集和制备 |
| 1.4.2 全岩地球化学分析 |
| 1.4.3 矿物流体包裹体分析 |
| 1.4.4 成岩成矿年龄分析 |
| 1.4.5 单矿物原位分析测试 |
| 1.4.6 稳定同位素测试 |
| 1.4.7 白钨矿粉末样稀土微量元素分析 |
| 1.5 拟解决的关键问题 |
| 1.6 完成的主要工作量 |
| 1.7 主要认识和创新点 |
| 第二章 成矿地质背景 |
| 2.1 研究区大地构造位置 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.3 区域构造 |
| 2.4 区域岩浆岩 |
| 2.5 变质岩及变质作用 |
| 2.6 区域矿产特征 |
| 第三章 典型矿床地质特征 |
| 3.1 东阳钨矿 |
| 3.1.1 矿区地质概况 |
| 3.1.2 矿床地质特征 |
| 3.1.3 构造-蚀变-矿化特征 |
| 3.2 棋盘沟钨矿 |
| 3.2.1 矿区地质概况 |
| 3.2.2 矿床地质特征 |
| 3.2.3 构造-蚀变-矿化特征 |
| 3.3 核桃坪铍钨矿 |
| 3.3.1 矿区地质概况 |
| 3.3.2 矿床地质特征 |
| 3.3.3 构造-蚀变-矿化特征 |
| 3.4 杨沟-地耳沟钨钼矿 |
| 3.4.1 矿区地质概况 |
| 3.4.2 矿床地质特征 |
| 3.4.3 构造-蚀变-矿化特征 |
| 3.5 桂林沟钼多金属矿 |
| 3.5.1 矿区地质概况 |
| 3.5.2 矿床地质特征 |
| 3.5.3 构造-蚀变-矿化特征 |
| 3.6 付家沟钼金矿 |
| 3.6.1 矿区地质概况 |
| 3.6.2 矿床地质特征 |
| 3.6.3 构造-蚀变-矿化特征 |
| 3.7 小结 |
| 第四章 矿集区岩浆岩特征 |
| 4.1 岩石学特征 |
| 4.1.1 东江口岩体 |
| 4.1.2 胭脂坝岩体 |
| 4.1.3 懒板凳岩体 |
| 4.1.4 四海坪岩体 |
| 4.1.5 王家坪隐伏岩体 |
| 4.1.6 脉岩类 |
| 4.2 岩石地球化学特征 |
| 4.2.1 岩浆岩主量成分特征 |
| 4.2.2 稀土及微量元素特征 |
| 4.3 年代学特征 |
| 4.4 岩石成因及构造环境 |
| 4.4.1 岩石分类 |
| 4.4.2 成因及构造环境 |
| 4.4.3 物源及源区性质 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 成矿流体及稳定同位素研究 |
| 5.1 流体包裹体岩相学特征 |
| 5.2 包裹体显微测温研究 |
| 5.2.1 均一温度和盐度 |
| 5.2.2 流体密度 |
| 5.2.3 流体压力及深度估算 |
| 5.3 包裹体激光拉曼成分分析 |
| 5.4 稳定同位素 |
| 5.4.1 氢氧同位素 |
| 5.4.2 硫同位素 |
| 5.5 成矿流体来源及演化 |
| 5.6 小结 |
| 第六章 矿集区岩浆成矿规律研究 |
| 6.1 成矿年代学 |
| 6.1.1 白钨矿Sm-Nd同位素年龄 |
| 6.1.2 辉钼矿Re-Os同位素年龄 |
| 6.1.3 金云母Ar-Ar同位素年龄 |
| 6.2 单矿物地球化学研究 |
| 6.2.1 云母类矿物电子探针分析 |
| 6.2.2 黄铁矿原位LA-ICP-MS分析 |
| 6.2.3 白钨矿LA-ICP-MS和水溶液ICP-MS分析 |
| 6.3 岩浆-成矿关系研究 |
| 6.3.1 时空关系 |
| 6.3.2 成矿物质来源研究 |
| 6.4 构造控岩控矿规律研究 |
| 6.4.1 区域晚印支-早燕山期构造演化及动力学背景 |
| 6.4.2 矿集区构造控岩控矿机制 |
| 6.5 小结 |
| 第七章 成矿模型构建与找矿预测 |
| 7.1 矿集区成矿系列研究 |
| 7.1.1 钨钼金多金属矿(化)特征 |
| 7.1.2 成矿系列分析 |
| 7.2 成矿模型构建 |
| 7.2.1 挤压向伸展垮塌过渡演化早期(235~200 Ma) |
| 7.2.2 伸展垮塌主成矿期(200~190 Ma) |
| 7.2.3 晚期岩脉与成矿叠加作用(?≤Age≤190 Ma) |
| 7.2.4 矿集区“五层楼”成矿模型 |
| 7.3 找矿预测 |
| 7.3.1 找矿标志 |
| 7.3.2 成矿有利区段预测 |
| 7.4 与南岭钨多金属成矿矿带典型矿床的对比 |
| 第八章 结语 |
| 8.1 结论 |
| 8.2 存在的问题及建议 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得的研究成果 |
| 致谢 |
（3）胶东栖蓬福矿集区中生代金多金属矿区域成矿作用（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1. 前言 |
| 1.1 选题背景及项目依托 |
| 1.2 研究现状与存在问题 |
| 1.2.1 基础地质 |
| 1.2.2 物化探工作 |
| 1.2.3 矿产勘查工作 |
| 1.2.4 以往科研工作 |
| 1.2.5 存在问题 |
| 1.3 研究内容 |
| 1.3.1 区域岩浆活动 |
| 1.3.2 矿床地质特征 |
| 1.3.3 成矿物质与成矿流体来源 |
| 1.3.4 成矿时代 |
| 1.3.5 区域成矿规律、成矿后变化保存及成矿预测 |
| 1.4 技术路线 |
| 1.4.1 资料系统收集 |
| 1.4.2 野外地质观测 |
| 1.4.3 岩相学和矿相学研究 |
| 1.4.4 岩石地球化学测试 |
| 1.4.5 流体包裹体研究 |
| 1.4.6 H-O-S-Pb-He-Ar同位素测试 |
| 1.4.7 年代学测试 |
| 1.4.8 磷灰石裂变径迹研究 |
| 1.4.9 区域成矿规律及成矿预测 |
| 1.5 论文结构与完成工作量 |
| 1.5.1 论文结构 |
| 1.5.2 完成实物工作量 |
| 2. 区域成矿地质背景 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.1.1 新太古界地层 |
| 2.1.2 古元古界地层 |
| 2.1.3 新元古界地层 |
| 2.1.4 中生界地层 |
| 2.1.5 新生界地层 |
| 2.2 区域构造 |
| 2.2.1 褶皱 |
| 2.2.2 韧性剪切带 |
| 2.2.3 脆性断裂构造 |
| 2.3 区域岩浆活动 |
| 2.3.1 中新太古代侵入岩 |
| 2.3.2 古元古代侵入岩 |
| 2.3.3 中生代侵入岩 |
| 2.4 区域矿产概况 |
| 3. 区域地球物理、地球化学特征 |
| 3.1 区域地球物理特征 |
| 3.1.1 区域重力异常特征 |
| 3.1.2 区域磁场特征 |
| 3.1.3 重磁异常与矿化的关系 |
| 3.2 区域地球化学特征 |
| 4. 矿床地质特征 |
| 4.1 中低温热液脉型矿床 |
| 4.1.1 马家窑金矿 |
| 4.1.2 西陡崖金矿 |
| 4.1.3 大柳行金矿 |
| 4.1.4 笏山金矿 |
| 4.1.5 王家庄铜矿 |
| 4.2 层间滑脱拆离带型矿床 |
| 4.2.1 杜家崖金矿 |
| 4.3 斑岩-矽卡岩型多金属矿床 |
| 4.3.1 邢家山钨钼矿 |
| 4.3.2 香夼铜铅锌矿 |
| 5. 区域成矿作用 |
| 5.1 成矿流体特征及物质来源 |
| 5.1.1 流体包裹体研究 |
| 5.1.2 H-O同位素组成 |
| 5.1.3 原位S同位素 |
| 5.1.4 Pb同位素 |
| 5.1.5 He-Ar同位素 |
| 5.2 成矿时代研究 |
| 5.2.1 Rb-Sr同位素年代学 |
| 5.2.2 Sm-Nd同位素年代学 |
| 5.2.3 Re-Os同位素年代学 |
| 5.2.4 讨论 |
| 5.3 区域控矿因素 |
| 5.3.1 前寒武纪变质岩系与成矿 |
| 5.3.2 中生代花岗岩与成矿 |
| 5.3.3 构造与成矿 |
| 5.3.4 围岩蚀变与成矿 |
| 5.4 区域构造演化与成矿 |
| 5.4.1 基底构造演化与成矿 |
| 5.4.2 上叠构造演化与成矿 |
| 5.5 成矿后变化与保存 |
| 5.5.1 实验方法 |
| 5.5.2 热年代学结果 |
| 5.5.3 磷灰石热史模拟分析 |
| 5.6 成矿预测 |
| 5.6.1 成矿远景区的圈定 |
| 5.6.2 最小预测区的圈定 |
| 6. 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 附表 |
（4）四川石棉地区碲成矿地质背景及地球化学找矿预测模型研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 选题依据及意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 国外研究现状 |
| 1.2.2 国内研究现状 |
| 1.3 主要研究内容及技术路线 |
| 1.3.1 主要研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 1.4 完成的工作量 |
| 1.5 主要创新点 |
| 第2章 碲成矿地质背景 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.2 研究区地质概况 |
| 2.2.1 研究区地层 |
| 2.2.2 岩浆岩 |
| 2.2.3 变质岩 |
| 2.3 构造 |
| 2.4 地球物理与遥感地质特征 |
| 2.4.1 地球物理场特征 |
| 2.4.2 遥感地质特征 |
| 2.5 大水沟碲矿床地质特征 |
| 2.5.1 大水沟碲矿区地层 |
| 2.5.2 大水沟碲矿区构造 |
| 2.5.3 矿体特征 |
| 2.5.4 矿物和矿石特征 |
| 2.5.5 围岩蚀变 |
| 第3章 样品采集、处理与分析 |
| 3.1 样品的采集 |
| 3.2 样品的处理 |
| 3.3 样品的分析测试 |
| 第4章 元素地球化学特征 |
| 4.1 1:20万水系沉积物地球化学特征 |
| 4.2 石棉地区1:5万水系沉积物地球化学特征 |
| 4.2.1 元素的富集规律 |
| 4.2.2 元素地球化学分类 |
| 4.2.3 三大构造岩片区元素地球化学特征 |
| 4.2.4 主要地层区元素地球化学特征 |
| 4.2.5 侵入岩分布区元素地球化学特征 |
| 4.2.6 元素地球化学分区 |
| 4.3 碲矿区元素地球化学特征 |
| 4.3.1 元素的富集规律 |
| 4.3.2 地层的元素地球化学特征 |
| 4.3.3 元素地球化学分类 |
| 4.4 元素与断裂构造关系解析 |
| 4.5 碲矿床成矿物质来源 |
| 4.5.1 铅同位素地球化学特征 |
| 4.5.2 硫同位素地球化学特征 |
| 4.5.3 碳氢氧同位素地球化学特征 |
| 第5章 碲矿指示元素与异常信息 |
| 5.1 碲矿指示元素 |
| 5.1.1 元素的相关性 |
| 5.1.2 碲矿床的矿床类型 |
| 5.1.3 碲矿指示元素 |
| 5.2 碲矿床地质-地球化学模式 |
| 5.2.1 矿床特征 |
| 5.2.2 地球化学异常模式 |
| 5.2.3 成矿模式 |
| 5.3 碲矿异常分析 |
| 5.3.1 指示元素组合异常分析 |
| 5.3.2 碲矿异常强弱信息初判 |
| 5.3.3 碲矿异常信息提取 |
| 第6章 碲矿地球化学模型与找矿预测 |
| 6.1 碲矿地球化学找矿预测模型 |
| 6.1.1 模型的建立 |
| 6.1.2 碲矿地球化学找矿预测模型 |
| 6.2 找矿预测 |
| 6.2.1 碲异常地质背景-地球化学特征 |
| 6.2.2 碲矿找矿靶区与方向 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
（5）辽东五龙金矿区中生代构造-岩浆作用对金成矿制约（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 选题依据与研究意义 |
| 1.2 研究现状与存在问题 |
| 1.3 研究内容与方法 |
| 1.4 主要成果和创新点 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 地层 |
| 2.2 构造 |
| 2.3 侵入岩 |
| 2.4 区域矿产 |
| 第3章 矿区地质特征 |
| 3.1 地层 |
| 3.2 构造 |
| 3.2.1 脆性断裂带特征 |
| 3.2.2 韧性剪切带特征 |
| 3.3 侵入岩 |
| 3.4 变质岩 |
| 第4章 矿床地质特征 |
| 4.1 矿体地质特征 |
| 4.2 矿石特征 |
| 4.3 围岩蚀变 |
| 4.4 成矿期次 |
| 4.5 成矿流体 |
| 第5章 中生代岩浆作用 |
| 5.1 晚侏罗世五龙岩体 |
| 5.1.1 地质特征 |
| 5.1.2 岩石学特征 |
| 5.1.3 年代学特征 |
| 5.1.4 岩石地球化学特征 |
| 5.1.5 岩石成因 |
| 5.2 早白垩世三股流岩体 |
| 5.2.1 地质特征 |
| 5.2.2 岩石学特征 |
| 5.2.3 年代学特征 |
| 5.2.4 岩石地球化学特征 |
| 5.2.5 岩石成因 |
| 5.3 早白垩世五龙背岩体 |
| 5.4 脉岩 |
| 第6章 构造-岩浆作用对金成矿制约 |
| 6.1 中生代构造背景 |
| 6.1.1 晚侏罗世 |
| 6.1.2 早白垩世 |
| 6.2 构造作用对金矿床的制约 |
| 6.3 侵入岩与金成矿关系 |
| 6.3.1 空间关系 |
| 6.3.2 时间关系 |
| 6.3.3 成因关系 |
| 6.4 矿床成因和动力学机制 |
| 6.5 找矿标志与成矿预测 |
| 6.5.1 五龙金矿区找矿标志 |
| 6.5.2 成矿预测 |
| 第7章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（6）青海省滩间山—锡铁山地区金铅锌成矿系统（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究区范围与自然地理概况 |
| 1.2 选题依据及研究意义 |
| 1.2.1 选题来源及目的 |
| 1.2.2 研究意义 |
| 1.3 选题国内外研究现状 |
| 1.3.1 研究区矿产勘查程度及矿床研究现状 |
| 1.3.2 成矿系统理论研究现状 |
| 1.4 研究内容和技术路线 |
| 1.5 论文完成的主要工作量 |
| 1.6 主要研究成果与创新点 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 区域构造单元 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.2.1 下元古界达肯大坂岩群(Pt_1DK) |
| 2.2.2 中元古界沙柳河岩群(Pt_2SL) |
| 2.2.3 中元古界万洞沟群(Pt_2WD) |
| 2.2.4 上元古界全吉群(ZQ) |
| 2.2.5 下古生界 |
| 2.2.6 上古生界 |
| 2.2.7 中生界 |
| 2.2.8 新生界 |
| 2.3 区域岩浆岩 |
| 2.3.1 加里东期侵入岩 |
| 2.3.2 海西期侵入岩 |
| 2.3.3 印支期侵入岩 |
| 2.3.4 火山岩 |
| 2.4 区域构造 |
| 2.4.1 褶皱构造 |
| 2.4.2 断裂构造 |
| 2.5 地球动力学背景 |
| 第三章 研究区铅锌金成矿系统的划分 |
| 3.1 成矿系统划分的原则 |
| 3.2 研究区成矿系统的划分依据 |
| 3.2.1 加里东期成岩成矿事件 |
| 3.2.2 海西期成岩成矿事件 |
| 3.2.3 印支期成岩成矿事件 |
| 3.3 加里东期成矿系统 |
| 3.3.1 早加里东期铅锌(铜)成矿亚系统 |
| 3.3.2 晚加里东期金成矿亚系统 |
| 3.4 海西期铅锌(铜)成矿系统 |
| 3.5 印支期金成矿系统 |
| 第四章 早加里东期铅锌(铜)成矿亚系统典型矿床剖析 |
| 4.1 锡铁山铅锌矿床地质特征 |
| 4.1.1 矿区地质概况 |
| 4.1.2 矿体特征 |
| 4.1.3 矿石特征 |
| 4.1.4 围岩蚀变 |
| 4.1.5 成矿期次 |
| 4.2 锡铁山铅锌矿床成矿物质来源 |
| 4.2.1 铅同位素 |
| 4.2.2 硫同位素 |
| 4.3 锡铁山铅锌矿床成矿流体特征 |
| 4.3.1 成矿流体来源 |
| 4.3.2 流体包裹体特征 |
| 4.3.3 成矿流体成分 |
| 4.4 小结 |
| 第五章 晚加里东期金成矿亚系统典型矿床剖析 |
| 5.1 青龙沟金矿床地质特征 |
| 5.1.1 矿区地质概况 |
| 5.1.2 矿体特征 |
| 5.1.3 矿石特征 |
| 5.1.4 围岩蚀变 |
| 5.1.5 成矿期次 |
| 5.2 青龙沟金矿床成矿物质来源 |
| 5.2.1 铅同位素 |
| 5.2.2 硫同位素 |
| 5.3 青龙沟金矿床成矿流体特征 |
| 5.3.1 成矿流体来源 |
| 5.3.2 流体包裹体特征 |
| 5.3.3 成矿流体成分 |
| 5.4 小结 |
| 第六章 印支期金成矿系统典型矿床剖析 |
| 6.1 滩间山金矿床地质特征 |
| 6.1.1 矿区地质概况 |
| 6.1.2 矿体特征 |
| 6.1.3 矿石特征 |
| 6.1.4 围岩蚀变 |
| 6.1.5 成矿期次 |
| 6.2 滩间山金矿床成矿物质来源 |
| 6.2.1 铅同位素 |
| 6.2.2 硫同位素 |
| 6.3 滩间山金矿床成矿流体特征 |
| 6.3.1 成矿流体来源 |
| 6.3.2 流体包裹体特征 |
| 6.3.3 成矿流体成分 |
| 6.4 小结 |
| 第七章 成矿系统中相关岩浆岩与成矿 |
| 7.1 与铅锌矿床有关的加里东期火山岩特征 |
| 7.1.1 岩石建造 |
| 7.1.2 岩石地球化学特征 |
| 7.1.3 岩浆岩年代学 |
| 7.1.4 火山岩源区及成矿构造背景 |
| 7.1.5 地层层序 |
| 7.2 与金矿床有关的加里东期-印支期中酸性侵入岩 |
| 7.2.1 岩石建造 |
| 7.2.2 岩石地球化学特征 |
| 7.2.3 侵入岩锆石U-Pb年代学 |
| 7.2.4 Sr-Nd-Pb-Hf同位素特征 |
| 7.2.5 岩石成因 |
| 7.2.6 成岩成矿条件分析 |
| 7.3 小结 |
| 第八章 区域成矿系统演化模式及找矿方向 |
| 8.1 成矿系统的时间演化 |
| 8.2 成矿系统的空间分布 |
| 8.3 成矿系统的控矿要素 |
| 8.3.1 锡铁山铅锌矿床控矿要素 |
| 8.3.2 滩间山金矿床控矿要素 |
| 8.4 区域成矿系统演化模式 |
| 8.5 区域找矿模式及找矿方向 |
| 8.5.1 锡铁山式铅锌矿找矿模式 |
| 8.5.2 滩间山式金矿找矿模式 |
| 8.5.3 区域找矿方向 |
| 第九章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 附表 |
（7）云南省峨山花岗岩体新元古代岩浆演化及成矿制约（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪言 |
| 1.1 选题依据及意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 花岗岩成因研究现状 |
| 1.2.2 华南新元古花岗岩成因与大陆动力学研究现状 |
| 1.2.3 扬子地块西南缘成矿研究进展 |
| 1.2.4 峨山花岗岩研究现状及存在问题 |
| 1.3 研究内容和技术路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 1.4 分析方法 |
| 1.4.1 地质调查方法 |
| 1.4.2 岩矿鉴定 |
| 1.4.3 岩石地球化学分析 |
| 1.4.4 锆石U-Pb测年 |
| 1.4.5 流体包裹体测试和激光拉曼光谱分析 |
| 1.4.6 收集同位素示踪数据 |
| 1.5 论文工作安排、完成工作量 |
| 1.5.1 论文工作安排 |
| 1.5.2 完成工作量 |
| 1.6 主要创新点 |
| 第二章 地质背景 |
| 2.1 区域地质背景 |
| 2.1.1 区域地层 |
| 2.1.2 区域岩浆岩 |
| 2.1.3 区域构造及发展历史 |
| 2.2 研究区地质 |
| 2.2.1 研究区地层 |
| 2.2.2 研究区岩浆岩 |
| 2.2.3 研究区构造 |
| 第三章 花岗岩岩石学特征 |
| 3.1 概述 |
| 3.2 坡脚单元 |
| 3.2.1 分布特征 |
| 3.2.2 岩石类型 |
| 3.2.3 坡脚单元与围岩关系 |
| 3.2.4 代表岩体特征 |
| 3.3 驴子村单元 |
| 3.3.1 分布特征 |
| 3.3.2 岩石类型 |
| 3.3.3 驴子村单元与围岩关系 |
| 3.3.4 代表岩体特征 |
| 3.4 莫克拉单元 |
| 3.4.1 分布特征 |
| 3.4.2 岩石类型 |
| 3.4.3 莫克拉单元与围岩关系 |
| 3.4.4 代表岩体特征 |
| 3.5 小结 |
| 第四章 花岗岩岩石地球化学特征 |
| 4.1 概述 |
| 4.2 常量元素地球化学特征 |
| 4.2.1 采样及分析方法 |
| 4.2.2 坡脚单元 |
| 4.2.3 驴子村单元 |
| 4.2.4 莫克拉单元 |
| 4.2.5 对比分析 |
| 4.3 微量元素地球化学特征 |
| 4.3.1 采样及分析方法 |
| 4.3.2 坡脚单元 |
| 4.3.3 驴子村单元 |
| 4.3.4 莫克拉单元 |
| 4.3.5 对比分析 |
| 4.4 稀土元素地球化学特征 |
| 4.4.1 采样及分析方法 |
| 4.4.2 坡脚单元 |
| 4.4.3 驴子村单元 |
| 4.4.4 莫克拉单元 |
| 4.4.5 对比分析 |
| 4.5 同位素地球化学特征 |
| 4.5.1 Rb-Sr同位素 |
| 4.5.2 Sm-Nd同位素 |
| 4.5.3 Lu-Hf同位素 |
| 4.5.4 δ~（18）O同位素 |
| 4.6 小结 |
| 第五章 花岗岩年代学研究 |
| 5.1 概述 |
| 5.2 接触关系与侵位时代 |
| 5.3 锆石LA-ICP-MSU-PB年代学 |
| 5.3.1 采样及分析方法 |
| 5.3.2 坡脚单元 |
| 5.3.3 驴子村单元 |
| 5.3.4 莫克拉单元 |
| 5.4 锆石温度计 |
| 5.5 小结 |
| 第六章 花岗岩成因及岩浆演化 |
| 6.1 成岩构造背景 |
| 6.2 花岗岩成因 |
| 6.2.1 概述 |
| 6.2.2 坡脚单元 |
| 6.2.3 驴子村单元 |
| 6.2.4 莫克拉单元 |
| 6.3 峨山花岗岩新元古代岩浆—构造演化模型 |
| 第七章 峨山花岗岩热演化对成矿元素富集迁移的制约 |
| 7.1 花岗岩与矿化点空间分布关系 |
| 7.2 矿床(矿化点)特征 |
| 7.2.1 斑岩型(Mo,Cu) |
| 7.2.2 矽卡岩型(W,Pb-Zn) |
| 7.2.3 热液脉型(Pb-Zn,Cu,Fe,Fe-Cu) |
| 7.2.4 花岗岩及矿化岩体石英斑晶中流体包裹体特征对比 |
| 7.3 构造演化对成矿制约 |
| 7.4 岩浆热演化对成矿制约 |
| 7.4.1 成矿元素来源 |
| 7.4.2 出溶流体的演化及成矿制约 |
| 7.4.3 成矿模式 |
| 第八章 结论 |
| 8.1 主要结论 |
| 8.2 存在问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（8）松辽地块东缘地壳增生与花岗岩成矿作用研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 选题依据及科学问题 |
| 1.1.1 选题依据与科学问题 |
| 1.1.2 项目依托 |
| 1.2 研究背景及现状 |
| 1.2.1 花岗岩研究进展 |
| 1.2.1.1 花岗岩成因类型 |
| 1.2.1.2 花岗岩浆高分异作用 |
| 1.2.1.3 花岗岩与地壳增生 |
| 1.2.1.4 花岗岩与大地构造演化 |
| 1.2.1.5 花岗岩与成矿作用 |
| 1.2.2 松辽地块研究进展 |
| 1.2.2.1 地壳增生 |
| 1.2.2.2 微地块基底 |
| 1.2.2.3 微地块来源 |
| 1.2.2.4 构造演化 |
| 1.2.2.5 花岗岩成因与成矿 |
| 1.2.3 微地块东缘研究进展 |
| 1.2.3.1 花岗岩成因和演化 |
| 1.2.3.2 构造演化 |
| 1.2.3.3 成矿作用 |
| 1.3 研究内容及研究方法 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究意义 |
| 1.3.3 研究思路与技术路线 |
| 1.3.4 实验分析方法 |
| 1.3.4.1 全岩主、微量和稀土元素 |
| 1.3.4.2 锆石U-Pb定年 |
| 1.3.4.3 锆石Lu-Hf同位素分析 |
| 1.4 完成工作量 |
| 1.5 主要成果 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.1.1 前寒武系 |
| 2.1.2 古生界 |
| 2.1.3 中生界 |
| 2.2 区域构造 |
| 2.3 岩浆岩 |
| 2.4 区域矿产 |
| 第3章 松辽地块东缘花岗岩成因与演化 |
| 3.1 花岗岩岩相学 |
| 3.2 花岗岩锆石定年与Hf同位素组成 |
| 3.2.1 花岗岩锆石定年结果 |
| 3.2.2 花岗岩锆石Hf同位素组成 |
| 3.3 花岗岩区域时空分布 |
| 3.4 花岗岩成因类型 |
| 3.5 花岗岩成因演化 |
| 3.5.1 花岗岩全岩地球化学特征 |
| 3.5.2 花岗岩成因演化 |
| 3.5.3 岩浆混合作用 |
| 3.6 小结 |
| 第4章 松辽地块东缘地壳增生 |
| 4.1 松辽地块东缘地壳增生 |
| 4.1.1 锆石Hf同位素原理 |
| 4.1.2 微地块东缘地壳增生 |
| 4.1.3 东缘与中西部的增生对比 |
| 4.2 地壳增生机制 |
| 4.3 松辽地块来源 |
| 4.3.1 松辽地块年代学特征 |
| 4.3.2 松辽地块毗邻陆块年代学特征 |
| 4.3.2.1 西伯利亚克拉通年代学特征 |
| 4.3.2.2 华北克拉通年代学特征 |
| 4.3.2.3 塔里木克拉通年代学特征 |
| 4.3.2.4 东北地区微地块 |
| 4.3.3 松辽地块来源 |
| 4.4 小结 |
| 第5章 松辽地块东缘构造演化 |
| 5.1 微地块东缘构造演化 |
| 5.1.1 元古宙时期 |
| 5.1.2 古生代时期 |
| 5.1.3 中生代时期 |
| 5.2 微地块西缘和南缘构造演化 |
| 5.2.1 微地块西缘构造演化 |
| 5.2.2 微地块南缘构造演化 |
| 5.3 小结 |
| 第6章 松辽地块东缘成矿作用 |
| 6.1 矿床时空分布及成因类型 |
| 6.2 典型矿床地质及地球化学特征 |
| 6.2.1 早三叠世矿床 |
| 6.2.1.1 矿床地质特征 |
| 6.2.1.2 矿床地球化学特征 |
| 6.2.2 晚三叠-早侏罗世矿床 |
| 6.2.2.1 矿床地质特征 |
| 6.2.2.2 矿床地球化学特征 |
| 6.2.3 中侏罗世矿床 |
| 6.2.3.1 矿床地质特征 |
| 6.2.3.2 矿床地球化学特征 |
| 6.2.4 早白垩世矿床 |
| 6.2.4.1 矿床地质特征 |
| 6.2.4.2 矿床地球化学特征 |
| 6.3 成矿与非成矿花岗岩特征对比 |
| 6.4 成矿动力学机制 |
| 6.5 矿床保存与找矿方向 |
| 6.6 小结 |
| 第7章 结论 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 创新点 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 致谢 |
（9）北秦岭光石沟铀矿床的形成机制（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 铀矿床分类 |
| 1.3 与伟晶岩有关的铀矿床研究现状 |
| 1.4 光石沟铀矿床研究现状 |
| 1.4.1 找矿勘查 |
| 1.4.2 科学研究 |
| 1.5 拟解决关键问题及研究思路 |
| 1.6 研究内容和技术路线 |
| 1.6.1 研究内容 |
| 1.6.2 技术路线 |
| 1.7 完成工作量 |
| 1.8 主要成果和创新点 |
| 2 成矿地质背景 |
| 2.1 地层 |
| 2.2 构造 |
| 2.3 岩浆作用 |
| 2.4 变质作用 |
| 2.5 区域矿床分布 |
| 3 矿床地质 |
| 3.1 矿床地质特征 |
| 3.2 矿体产出特征与规模 |
| 3.3 矿物组成 |
| 3.4 矿石类型与组构 |
| 3.5 热液蚀变 |
| 3.6 成矿期次与成矿阶段 |
| 4 矿物学特征 |
| 4.1 样品采集与测试 |
| 4.2 晶质铀矿 |
| 4.3 硅酸盐矿物 |
| 4.3.1 黑云母 |
| 4.3.2 长石 |
| 4.3.3 石榴子石 |
| 4.4 硫化物 |
| 4.5 锆石 |
| 5 矿床地球化学特征 |
| 5.1 样品采集与测试 |
| 5.2 元素地球化学特征 |
| 5.2.1 主量元素 |
| 5.2.2 微量及稀土元素 |
| 5.3 矿石铀价态分析 |
| 5.4 同位素地球化学 |
| 5.4.1 H、O同位素 |
| 5.4.2 S同位素 |
| 5.4.3 Pb同位素 |
| 6 岩浆岩成因 |
| 6.1 样品采集与测试 |
| 6.2 成岩年代学 |
| 6.2.1 花岗岩 |
| 6.2.2 花岗伟晶岩 |
| 6.3 岩浆活动期次 |
| 6.4 岩浆岩同位素地球化学 |
| 6.4.1 Sr-Nd同位素 |
| 6.4.2 Lu-Hf同位素 |
| 6.5 岩浆岩成因类型 |
| 6.6 成岩物理化学条件 |
| 6.7 岩浆源区 |
| 6.8 构造背景 |
| 6.9 花岗质岩石的成因 |
| 6.9.1 早志留纪花岗岩 |
| 6.9.2 晚志留纪-早泥盆纪花岗岩、伟晶岩 |
| 7 伟晶岩浆的同化分离结晶 |
| 7.1 同化分离结晶的物理化学过程 |
| 7.2 同化分离结晶过程中的元素迁移 |
| 7.3 同化分离结晶过程中的矿物改造 |
| 7.4 同化分离结晶过程中的同位素行为 |
| 7.4.1 Sr-Nd同位素行为 |
| 7.4.2 Lu-Hf同位素行为 |
| 7.4.3 O同位素行为 |
| 8 矿床形成机制和成矿远景分析 |
| 8.1 成矿物理化学条件 |
| 8.2 成矿年代学 |
| 8.3 成矿来源 |
| 8.3.1 铀源 |
| 8.3.2 热源 |
| 8.4 成矿动力学背景 |
| 8.5 成矿机理探讨 |
| 8.5.1 铀的迁移形式 |
| 8.5.2 铀的沉淀富集机理 |
| 8.6 控矿因素和找矿预测 |
| 8.6.1 控矿因素 |
| 8.6.2 找矿标志与成矿远景分析 |
| 9 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 个人简历 |
（10）云南麻栗坡南温河—洒西一带钨成矿系统及找矿方向研究（论文提纲范文）
| 摘要 Abstract 1 前言 |
| 1.1 选题背景与项目依托 |
| 1.2 研究现状与科学问题 |
| 1.2.1 成矿系统研究现状 |
| 1.2.2 南温河—洒西及外围矿床研究程度 |
| 1.2.3 科学问题 |
| 1.3 研究目的与研究意义 |
| 1.3.1 研究目的 |
| 1.3.2 研究意义 |
| 1.4 研究内容与技术路线 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 技术路线 |
| 1.5 论文主要工作量 |
| 1.6 主要成果及创新点 |
| 1.6.1 主要成果 |
| 1.6.2 创新点 2 区域成矿地质背景 |
| 2.1 大地构造位置 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.3 岩浆岩 |
| 2.4 区域构造 |
| 2.4.1 区域构造格局 |
| 2.4.2 研究区构造变形特征 |
| 2.5 区域变质作用 |
| 2.6 地球物理及地球化学异常 |
| 2.6.1 地球物理异常特征 |
| 2.6.2 地球化学异常特征 3 成矿系统的变质地层要素 |
| 3.1 猛洞岩群变质岩基本组成 |
| 3.2 南秧田岩组变质岩 |
| 3.2.1 岩相学特征 |
| 3.2.2 地球化学特征 |
| 3.2.3 原岩恢复 |
| 3.2.4 变质程度 |
| 3.2.5 年代学及Lu-Hf同位素特征 |
| 3.2.6 南秧田岩组变质岩与成矿的关系 |
| 3.3 洒西岩组变质岩 |
| 3.3.1 洒西岩组（Pt_1s）片岩 |
| 3.3.2 洒西岩组（Pt_1s）变粒岩 4 成矿系统的岩浆岩要素 |
| 4.1 南捞片麻岩及其与成矿的关系 |
| 4.1.1 空间分布及基本组成 |
| 4.1.2 片麻岩原岩恢复 |
| 4.1.3 岩相学特征 |
| 4.1.4 地球化学特征 |
| 4.1.5 岩石类型及形成环境 |
| 4.1.6 南捞片麻岩与成矿的关系 |
| 4.2 团田及老城坡花岗片麻岩及其与成矿关系 |
| 4.2.1 岩相学特征 |
| 4.2.2 地球化学特征 |
| 4.2.3 花岗片麻岩锆石U-Pb年龄及Hf同位素 |
| 4.2.4 花岗片麻岩岩石成因及构造环境 |
| 4.3 老君山晚中生代花岗岩及其与成矿关系 |
| 4.3.1 老君山花岗岩岩相学特征 |
| 4.3.2 老君山花岗岩地球化学特征 |
| 4.3.3 老君山花岗岩年代学及Hf同位素 |
| 4.3.4 老君山花岗岩形成的构造环境 |
| 4.3.5 花岗片麻岩与成矿的关系 |
| 4.3.6 老君山花岗岩与南温河钨成矿的关系 5 成矿系统构造—流体特征 |
| 5.1 构造控矿要素 |
| 5.1.1 新寨—大坪一带伸展拆离构造变形（D_1） |
| 5.1.2 南温河—洒西一带推覆构造变形(D_2) |
| 5.1.3 南温河—洒西一带推覆构造控矿模式 |
| 5.1.4 南温河—洒西一带成矿期构造应力场模拟 |
| 5.2 成矿系统流体特征 |
| 5.2.1 南温河矿床流体特征 |
| 5.2.2 南温河矿床稳定同位素特征 |
| 5.2.3 洒西矿床流体特征 6 成矿系统典型矿床特征 |
| 6.1 南温河钨矿床地质特征及成因 |
| 6.1.1 矿床地质特征 |
| 6.1.2 白钨矿赋存形式 |
| 6.1.3 矿物生成顺序及成矿阶段 |
| 6.1.4 矿床地球化学特征 |
| 6.1.5 成矿年代学 |
| 6.1.6 矿床成因及形成演化过程讨论 |
| 6.2 洒西钨矿床地质特征及成因 |
| 6.2.1 矿床地质特征 |
| 6.2.2 成矿期次划分 |
| 6.2.3 成矿时代及矿床成因 |
| 6.3 老君山钨矿床地质特征及成因 |
| 6.3.1 矿床地质特征 |
| 6.3.2 矿床成因 7 成矿系统变化与保存特征 |
| 7.1 南温河白钨矿床变化特征 |
| 7.1.1 似层状矽卡岩矿体展布特征 |
| 7.1.2 脉状白钨矿体展布特征 |
| 7.1.3 脉状矿体对似层状矿体的叠加特征 |
| 7.1.4 脉状矿体形成机理 |
| 7.2 南温河—洒西一带钨矿床保存条件 |
| 7.2.1 老君山岩体锆石与磷灰石裂变迹径特征 |
| 7.2.2 南温河—洒西一带NW向走滑构造对矿体的破坏 |
| 7.3 区域成矿模型 |
| 7.4 南温河—洒西一带钨成矿系统综述 8 成矿规律与找矿方向 |
| 8.1 老君山一带矿床成矿规律 |
| 8.1.1 矿床时间分布规律 |
| 8.1.2 矿床空间分布规律 |
| 8.2 找矿模型 |
| 8.3 找矿方向 |
| 8.3.1 南温河矿区深部及外围成矿预测 |
| 8.3.2 洒西矿区深部及外围找矿方向 |
| 8.3.3 老君山岩体钨矿找矿方向 |
| 8.3.4 老君山岩体外围找矿预测区 9 结语 致谢 参考文献 附录 |
四、地壳中花岗岩浆的生成、运移和就位（论文参考文献）
- [1]试论主要类型矿床的形成深度与最大延深垂幅[J]. 秦克章,赵俊兴,范宏瑞,唐冬梅,李光明,余可龙,曹明坚,苏本勋. 地学前缘, 2021(03)
- [2]南秦岭宁陕-镇安一带钨钼金多金属矿集区控矿构造-岩浆-流体-成矿规律与找矿预测[D]. 韩珂. 长安大学, 2021(02)
- [3]胶东栖蓬福矿集区中生代金多金属矿区域成矿作用[D]. 田杰鹏. 中国地质大学(北京), 2020(01)
- [4]四川石棉地区碲成矿地质背景及地球化学找矿预测模型研究[D]. 张筌豇. 成都理工大学, 2020(04)
- [5]辽东五龙金矿区中生代构造-岩浆作用对金成矿制约[D]. 顾玉超. 中国地质大学(北京), 2019
- [6]青海省滩间山—锡铁山地区金铅锌成矿系统[D]. 戴荔果. 中国地质大学, 2019(02)
- [7]云南省峨山花岗岩体新元古代岩浆演化及成矿制约[D]. 胡金. 昆明理工大学, 2018(03)
- [8]松辽地块东缘地壳增生与花岗岩成矿作用研究[D]. 陈贤. 中国地质大学(北京), 2018
- [9]北秦岭光石沟铀矿床的形成机制[D]. 袁峰. 中国地质大学(北京), 2017(04)
- [10]云南麻栗坡南温河—洒西一带钨成矿系统及找矿方向研究[D]. 阙朝阳. 中国地质大学(北京), 2016(08)