一、华北地区新生代碱性玄武岩中超镁铁质捕掳体的初步研究(续)（论文文献综述）
李宇鑫[1]（2021）在《华北克拉通东南部新太古代-古元古代玄武质火山岩Li同位素特征及地质意义》文中进行了进一步梳理华北克拉通是中国最古老、面积最广、保留地质信息最全的克拉通之一。其中,新太古代-古元古代华北克拉通岩石的地球化学特征对于认识地球早期的地幔演化和板块俯冲启动时间具有十分重要的意义,然而前人却少有研究。为此,本学位论文以华北克拉通东南部鲁西地区新太古代玄武岩和豫北地区古元古代的玄武安山岩为研究对象,进行了详细的岩石学和地球化学分析,主要包括如下工作:对鲁西地区新太古代泰山岩群柳杭岩组（>2.7 Ga）枕状玄武岩进行了全岩主微量元素和Li同位素分析。新太古代枕状玄武岩的主量元素显示其为拉斑玄武岩;微量元素蛛网图呈平坦型,各元素含量为原始地幔的十倍;稀土元素配分模式也呈现平坦型,各元素为球粒陨石的十倍。全岩Li含量变化范围在4.7-15.8 ppm,平均值为8.4 ppm,δ7Li值变化范围为+1.8‰～+4.2‰,平均值为+3.0‰,表明Li同位素组成未受到后期围岩同化混染、部分熔融和结晶分异作用影响,可以代表当时的华北克拉通下部的未经混染的地幔组成（约为+3‰）,略低于现代地幔值的Li同位素组成（+4‰）,反映当时板块俯冲未启动。对豫北地区古元古代熊耳群许山组1.80 Ga玄武安山岩进行了全岩主微量元素和Li同位素研究。古元古代玄武安山岩具有富集大离子亲石元素和轻稀土元素的特征,指示了它们源于富集地幔。Li含量变化范围在13.9-23.9 ppm,平均值为20.6 ppm,δ7Li值变化范围为+4.5‰～+6.1‰,平均值为+5.2‰,总体表现高于新太古代和现代地幔值的Li同位素组成（+3‰vs.+4‰）。在排除了围岩同化混染、部分熔融和结晶分异作用对Li同位素组成影响后,可以认为其相对于正常地幔偏高的Li同位素组成指示了地幔源区有壳源的地壳物质加入,反映当时板块俯冲已经启动。
闻俊豪[2]（2020）在《西藏班公湖-怒江缝合带中段荣马南基性岩地质特征及大地构造意义》文中指出研究区位于南羌塘南缘和班公湖-怒江缝合带北缘,对研究班公湖-怒江缝合带中段特提斯演化具有重要意义。研究区荣马乡南基性岩块的研究尚属空白,因此本次研究能对班公湖-怒江缝合带中段提供重要信息。此次研究对荣马乡南和俄久乡北基性岩运用岩石学、地球化学和年代学等研究方法,将混杂带内基性岩块地质特征-年代学-地球化学紧密结合,研究荣马乡南地区构造蛇绿混杂岩中基性岩块的地球化学特征及大地构造演化。基性岩按其野外特征和地球化学特征可以划分为三类:OIB玄武岩、OIB辉长岩和N-MORB辉长岩三类。并且OIB玄武岩和OIB辉长岩具有岩浆同源性特征,与N-MORB辉长岩明显区别。OIB玄武岩和OIB辉长岩具有碱性玄武岩的特征,富集Na、Mg、Al、Fe,亏损K;富集高场强元素Nb、Ta、Ti,无Th、U、Nd、P的明显亏损,表现出高铌、高钛的特征;轻稀土富集、重稀土亏损、轻重稀土明显分异、无Eu异常。N-MORB辉长岩具有亚碱性玄武岩的特征,富集Na、Mg、Al、Fe、K;弱亏损高场强元素Nb、Ta,无Ti、Th、U、Nd、P的明显异常;轻稀土相对亏损、重稀土相对富集、无Eu异常。OIB基性岩岩浆具有EMⅡ与DM混合的特征,由石榴子石二辉橄榄岩加少量尖晶石-石榴子石二辉橄榄岩发生5-10%的部分熔融产生,为地幔柱成因的板内洋岛。N-MORB辉长岩岩浆主要起源于似印度洋MORB源区,也具有,由尖晶石二辉橄榄岩发生约10%的部分熔融产生,具有亏损特征,为正常洋中脊。两者均具DUPAL异常。N-MORB辉长岩中取得了较为一致且协和的174.6±2.5Ma锆石年龄。OIB辉长岩中取得分散的锆石年龄,其榍石年龄协和集中在200.2±3.2 Ma。基性凝灰岩地层年龄为270.3±2.4Ma,可代表OIB玄武岩成岩年龄。综合本次研究的地质信息,本文认为研究区受地幔柱影响,班公湖-怒江洋在270Ma之前便已经打开,至270Ma左右已出现初始洋盆,并受地幔柱影响出现板内洋岛玄武岩;至200Ma,班公湖-怒江洋持续发育,洋岛发育成熟,出现侵入先期洋岛边坡沉积的辉长岩;200-174Ma期间,洋岛与海沟发生碰撞,形成洋岛岩片;174Ma,洋中脊与先期拼贴的洋岛岩片发生碰撞,由于洋岛的阻挡作用,残留下破碎的洋脊蛇绿岩片。
林阿兵[3]（2020）在《中国东北部岩石圈地幔性质及其形成过程》文中研究表明在克拉通区,大陆岩石圈地幔是由刚性的、以橄榄岩为主的根部组成。它不仅能够保护上覆地壳免受软流圈地幔对流的破坏,还在壳-幔相互作用中起着重要作用,是一个可以初步富集成矿物质的长久储集层。而在环克拉通区（如造山带）和跨岩石圈深大断裂区,岩石圈地幔根通常受到强烈的改造以及部分甚至全部的破坏。因而,限制其对构造岩浆过程的响应对理解地壳生长和大陆稳定、保存和转化至关重要。火山作用携带的幔源捕虏体是研究深部地幔最直接的样品,它们往往保留了原始的岩相学特征和化学成分记录,从而能够提供关于岩石圈地幔组成、结构及成因等方面最可靠的信息。中国东北部是由华北克拉通东北角和兴蒙造山带东南缘两个不同但毗邻的构造单元组成的复合拼贴区,是研究影响不同构造单元岩石圈地幔深部过程差异以及克拉通和环克拉通潜在成因联系的理想场所。此外,横跨在该拼贴区的着名跨岩石圈深大断裂（即郯庐断裂带）加剧了岩石圈地幔的改造强度,从而增加了岩石圈演化的复杂程度,使得我们可以通过跨岩石圈深大断裂破译其邻区岩石圈地幔的交代改造过程。本论文选取中国东北部作为研究区域,以辉南、蛟河和辽源等三个地点中-新生代玄武岩携带的橄榄岩捕虏体为研究对象,通过综合详细的岩相学观察和地球化学分析,结合邻区类似的研究资料,探讨了不同构造背景下岩石圈地幔性质及内部动力学过程,包括:（1）华北克拉通边缘岩石圈演化的精炼模型;（2）兴蒙造山带陆下岩石圈地幔的异地起源;（3）郯庐断裂带区域岩石圈地幔的交代改造。得到的主要认识如下:（1）揭示了华北克拉通大陆北部边缘岩石圈地幔的特征和演化过程在华北克拉通东北角的辉南地区,新生代玄武岩携带的幔源捕虏体为尖晶石橄榄岩,可分为两组。第一组橄榄岩具有原生粒状结构,由方辉橄榄岩和纯橄岩组成。其全岩和斜方辉石中Al2O3较低（分别为0.53–1.06 wt.%和2.10–3.21 wt.%）,具有较高含量的橄榄石（79–96%）,全岩Mg O（44.8–47.9 wt.%）和Mg#（90.1–90.7）,表明它们来源于适度难熔的岩石圈地幔。在该组橄榄岩中,单斜辉石显示LREE富集型和上凸的REE配分形态,普遍存在指示石榴石分解的尖晶石-辉石交织连晶结构,并且伴随着某些斜方辉石在较窄的Mg#范围内Al2O3变化较大,以及某些单斜辉石具有较低HREE的特征。相比之下,第二组橄榄岩显示残碎斑状结构到原生粒状结构,由二辉橄榄岩和方辉橄榄岩组成,含有极少的尖晶石-辉石交织连晶。它们具有较高的全岩和斜方辉石Al2O3（分别为1.48–3.23 wt.%和3.02–4.65 wt.%）,较低含量的橄榄石（64–83%）,Mg O（38.6–44.5%）和全岩Mg#（87.6–90.1）,可能代表饱满的岩石圈地幔。此外,第二组橄榄岩中的单斜辉石主要显示LREE亏损型和勺形的REE配分形态,含少量LREE富集型和上凸的REE配分形态。这些结果表明在高熔/岩比下,饱满地幔与类似新生代玄武岩的熔体相互作用消除了它们起源于石榴石相稳定域的大部分特征,而在低熔/岩比下与残余熔体或流体反应的难熔橄榄岩则保留了石榴石先前存在的证据。然而,这两组橄榄岩具有相似的平衡温度（即923–977°C和881–1110°C）,并与橄榄石Mg#没有相关性,表明它们共存于同一深度范围内。总体而言,在影响华北克拉通东部的多次俯冲事件中,如果部分拆沉的古老难熔岩石圈在伸展作用驱动的软流圈上涌期间与饱满地幔一起重新增生,则这些观测结果才能最好协调。（2）揭示了环克拉通区兴蒙造山带陆下岩石圈地幔的异地起源性质在兴蒙造山带东南缘的蛟河地区,新生代玄武岩携带的幔源捕虏体为尖晶石橄榄岩,主要由二辉橄榄岩组成,含少量的方辉橄榄岩。二辉橄榄岩比方辉橄榄岩具有更高的全岩Al2O3（分别为2.27–3.46 wt.%和0.84–1.02 wt.%）,但二者都显示富集的全岩Fe O（高达9.54 wt.%）,表明它们都经历了不同程度的再富集作用,这一特征与华北克拉通东北角（辉南、长白山和宽甸）和兴蒙造山带东南缘（双辽、伊通和汪清）的橄榄岩捕虏体类似,却不同于兴蒙造山带西北部（阿巴嘎、哈拉哈、诺敏和科洛）的岩石圈地幔。此外,二辉橄榄岩中单斜辉石具有较高的HREE（2.79–5.11ppm）,Ti/Eu（3882–6864）,V/Sc（3.8–4.6）,以及变化较大的87Sr/86Sr（0.7021–0.7040）和较低的平均氧逸度（?O2=FMQ-1.90;相对于铁橄榄石-磁铁矿-石英缓冲对）,而方辉橄榄岩与其具有不同的特征(HREE:0.94–2.11 ppm;Ti/Eu:163–2044;V/Sc:2.6–3.5;87Sr/86Sr:0.7032–0.7036;?O2=FMQ-1.24)。斜方辉石-橄榄石矿物间V的分配与二辉石REE温度计的组合进一步证实了二辉橄榄岩和方辉橄榄岩在?O2上的差异,表明了这种组合或许能得到定量的?O2估计。这些结果显示方辉橄榄岩可能起源于残留且高度亏损的地幔源区,与小体积的氧化性熔体相互作用形成,而二辉橄榄岩可能是通过还原的硅酸盐熔体向原岩中加入不同比例的单斜辉石±尖晶石所形成。此外,蛟河方辉橄榄岩中硫化物主要是富Cu–Ni的硫化物组合,以间隙型为主,而辉南橄榄岩（第一组）中主要为贫Cu硫化物,以包裹体形式为主,这反映了影响两个地区岩石圈地幔的过程不同。尽管如此,蛟河方辉橄榄岩具有高达1.76 Ga的古元古代Re亏损年龄,这与辉南（1.92 Ga）及穿越兴蒙造山带其它地区岩石圈地幔的最小形成年龄相似。结合独特的碰撞构造背景,本文推测蛟河岩石圈地幔与辉南地区被改造的克拉通型地幔具有成因联系,并在显生宙的板块汇聚期间被迁移到了现今的位置。在较年轻的碰撞环境中（如兴蒙造山带）,古老的、漂浮的和不同程度改造的克拉通型地幔的残存是一种全球现象。这种背景可能是成矿的热点,通过并置合适的路径（岩石圈尺度的不连续面）,将成矿物质输送和聚集到具有古老的、受多期（俯冲-）交代改造的岩石圈地幔源区的矿床中。（3）揭示了横越不同构造单元跨岩石圈深大断裂区地幔的交代特征在郯庐断裂带附近的辽源地区,白垩纪玄武岩携带的幔源捕虏体为富含长石的异剥橄榄岩。大多数样品显示强烈变形和重结晶的特点,部分样品保留了单斜辉石替换斜方辉石的证据,结合单斜辉石具有较低的Ti/Eu（692–4425）,以及单斜辉石中Ca/Al、（La/Yb）N和Zr/Hf随Ti/Eu的减小而增加的特征,表明样品经历了硅不饱和的、碳酸盐化的熔体交代作用,由此异剥橄榄岩中矿物对所含（橄榄石、单斜辉石±斜方辉石）Mg#[100×Mg/(Mg+Fetotal)摩尔]的变化可以通过不同熔/岩比的相互作用来重现。此外,本文认为含水交代矿物（如角闪石和云母）最终分解产生富钾（K2O高达9.84 wt.%）长石。相比之下,样品中不平衡的显微结构（如筛状结构,斜方辉石被单斜辉石的替换结构）以及保存在样品中不均匀的成分特征（如橄榄石和单斜辉石中变化较大的Mg#）被认为是晚期交代事件的重要支持依据。结合其他地区新生代玄武岩中橄榄岩捕虏体的研究资料,这些结果指示可能发生在晚白垩-早第三纪的伸展阶段深部碳酸盐化的熔体交代作用,它被认为是郯庐断裂带沿线南北方向玄武质岩浆作用的前兆。因此,郯庐断裂带区域（以及其他地方）异剥橄榄岩化监测了与岩石圈的减薄甚至去克拉通化作用有关的碳酸盐化熔体的迁移和活化。综合来看,华北克拉通东北边缘区橄榄岩捕虏体反映适度难熔与饱满地幔并存于同一深度范围内,进而揭示岩石圈地幔发生了部分拆沉-重新增生-交代改造等一系列复杂的深部过程,可能与古亚洲洋的闭合以及古太平洋俯冲板块的折返有关。相比之下,在环克拉通区兴蒙造山带陆下的岩石圈地幔在很大程度上是外来成因,由此在碰撞和薄皮构造作用下相邻克拉通区的岩石圈地幔迁移到了造山带。最后,横越克拉通及其外围环克拉通的跨岩石圈断裂区岩石圈地幔代表了经历过最强烈改造。结果表明,这种深大断裂为深部熔/流体的渗透提供了通道,可能会造成岩石圈地幔Fe的富集以及碳酸盐化的熔体交代作用。因此,中国东北部克拉通和环克拉通岩石圈地幔虽然详细地显示了不同的演化过程,但二者具有密切的成因联系,与横越不同构造单元跨岩石圈深大断裂有关的岩石圈地幔享有相似的交代特征。
张哲坤[4]（2020）在《古太平洋俯冲对华北克拉通陆内变形及岩浆作用的制约》文中认为东亚大陆濒临西太平洋,至少从早侏罗世开始大地构造演化受到来自西太平洋板块（古太平洋板块和太平洋板块）俯冲叠加作用的影响。西太平洋板块俯冲作用对于中国东部中新生代重大地质事件,如华北克拉通破坏、燕山运动、华南大陆再造过程、中国东部含油气盆地和大规模金属矿产资源的形成都起到了举足轻重的作用。然而,对于古太平洋俯冲的详细过程,以及与燕山运动和华北克拉通破坏的关系等重大科学问题,仍存在认识上的分歧和不足。本文选择中国东部典型的构造带及岩浆岩为对象,开展详细的构造变形及岩浆岩分布研究,试图通过中国东部构造-岩浆耦合特征,揭示古太平洋板块的俯冲历史以及对东亚大陆的影响。东北亚地区广泛发育与古太平洋板块俯冲相关的岩浆活动及增生杂岩带,是研究古太平洋板块俯冲细节过程的绝佳位置。本文通过对华北北缘、山东半岛、东北地区、朝鲜半岛、日本列岛等地中生代的岩浆活动及斑岩型-矽卡岩型矿床时间和空间分布进行统计梳理发现:侏罗纪的岩浆岩和矿床分布近似呈NNW向展布,并且显示从早侏罗世到晚侏罗世由NE向SW迁移的特征,指示侏罗纪古太平洋向SW方向俯冲;白垩纪岩浆岩和矿床分布近似呈NE向,并且显示从NW向SE迁移,指示古太平洋板块白垩纪向NW方向俯冲并向SE方向后撤。我们认为古太平洋板块俯冲转向可能发生在晚侏罗世,由SW转为NW。另外,我们发现:早侏罗世郯庐断裂带局部复活,朝鲜半岛湖南剪切带发生强烈的右行韧性剪切活动,日本船津剪切带也发生强烈的右行韧性剪切;而早白垩世郯庐断裂带发生强烈的左行走滑运动,湖南剪切带和船津剪切带发生强烈的左行脆性剪切活动,同样指示了早侏罗世古太平洋板块向SW方向俯冲而早白垩世俯冲方向转为NW向。华北克拉通南缘秦岭-大别造山带晚中生代发生强烈的陆内造山运动,伴随着广泛的岩浆活动与Mo?Cu?Au成矿作用。早中侏罗世（190?160 Ma）南秦岭大巴山向SW发生逆冲推覆形成弧形构造带,该时期大别-苏鲁造山带也发生显着的抬升剥蚀。值得注意的是,晚三叠世华北克拉通与华南板块碰撞拼合完成并转为碰后伸展,以广泛发育A型花岗岩、环斑花岗岩、煌斑岩为主要特征。因此,秦岭-大别山造山带早中侏罗世的陆内造山活动应该与古太平洋板块向SW俯冲远程效应密切相关。从160 Ma开始,秦岭-大别造山带开始出现大规模的岩浆活动以及斑岩型-矽卡岩型Mo?Cu?Au矿床,岩浆岩显示了高的氧逸度特征。此外,山阳-柞水地区出露一系列与斑岩铜矿相关的高镁埃达克岩,地球化学指标显示高镁埃达克岩来源于古太平洋俯冲洋壳的部分熔融。因此,我们认为160Ma可能为转折点,标志着秦岭-大别构造体制由挤压开始转为伸展,这可能与古太平洋板块俯冲方向由SW转为NW向密切相关。燕山运动的提出至今近一个世纪,关于其时空范围和动力学背景一直以来都有着很大的争议。本文通过详细的构造分析和模拟实验,提出燕山运动是晚中生代环华北克拉通周缘强烈的陆内造山运动,构造行迹应该与缝合带的展布方向基本一致,而不是前人所认为的WE向或NE向。该时期华北克拉通北缘阴山-燕山构造带发生广泛的向南或向北的逆冲构造并伴随着右行走滑活动,秦岭-大别造山带也发生强烈的左行走滑断裂和逆冲构造,中国东部郯庐断裂带发生显着的左行走滑活动,太行山构造带发生显着的挤压抬升。我们认为这与古太平洋板块向NW方向俯冲挤压促使华北克拉通向欧亚大陆内部楔进,沿着克拉通边缘和构造薄弱带发生强烈的陆内造山作用,这个认识得到了沙盘模拟实验的很好验证。华北克拉通破坏的机制一直以来都有不同的认识,但目前基本形成共识,古太平洋板块俯冲这个过程扮演了非常重要的角色。然而板片俯冲到底有什么物质贡献一直都不是很清楚。本文通过研究发现华北北缘云蒙山岩体、房山岩体具有非常高的氧逸度特征,统计发现高氧逸度岩浆在华北非常广泛。研究表明,高氧逸度特征既不是来源于基底岩石,也不是通过岩浆演化过程逐渐累积,而是氧化性物质输入导致。至少从早侏罗世开始华北克拉通就处于活动大陆边缘环境,经历古太平洋板块的俯冲作用,大量的板片释放的流体和熔体进入地幔楔并交代地幔楔,使其逐渐发生氧化,在此过程地幔楔的强度逐渐降低,是克拉通破坏的前奏。晚中生代华北克拉通发生重要的岩石圈减薄,大量的氧化的镁铁质岩浆底侵与长英质岩浆混合可能是高氧逸度岩浆形成的主要途径。燕山运动和华北克拉通破坏及古太平洋俯冲三者之间的关系,一直容易被混淆,本文提出了一个模型来简要阐述三者之间的联系。燕山运动主要以中晚侏罗世（170?165 Ma）和早白垩世（140?135 Ma）两期挤压幕为主要特征,所以该时期古太平洋以向西方向俯冲为主要运动方向;而135 Ma之后,华北克拉通发生岩石圈减薄和破坏,以强烈的伸展变形和广泛的岩浆活动为主要特征,对应古太平洋板块俯冲板片后撤的过程。因此,燕山运动和华北克拉通破坏均与古太平洋板块俯冲密切相关,只是分别对应了在不同的俯冲时期并具有不同的俯冲方向和角度。房山岩体位于华北克拉通北缘,是一个同心环状岩体。研究表明它是一个多批次岩浆脉动增量生长的岩体。岩体主要由四个侵入单元组成并包含丰富的镁铁质包体。通过详细的锆石U-Pb定年表明,岩体经历了较长时间的活动在132.5?128.7 Ma之间。岩浆从深部岩浆房抽提并快速上升在10?16 km浅部地壳就位。锆石的微量元素、Hf同位素组成表明四个侵入单元和镁铁质包体的特征显着不同,指示它们分别来源不同的岩浆批次。这些岩浆来源于下地壳水平,是通过镁铁质岩浆及分异的残余熔体以及部分熔融的地壳熔体以不同比例混合而成的。基于锆石CL图像,我们发现镁铁质包体中出现4类锆石,包括类型1（深源晶和自结晶）、类型2（捕获晶）、类型3（核-边结构）、类型4（重结晶）,它们记录镁铁质岩浆的整个演化历史。部分类型1锆石并不是形成于侵位水平,而是形成于深部岩浆房,被侵位的岩浆裹挟上来的。大部分的类型2锆石是镁铁质岩浆穿过浅部岩浆房从粗粒二长岩中捕获的。类型3锆石显示核-边结构,指示捕获的锆石在镁铁质岩浆继续生长的过程。类型4锆石呈现了分区结构或补丁状结构,显示类型1锆石与熔体相互作用,富Th-REE-P的锆石逐渐被替代形成富Hf的锆石和磷钇矿等,暗示了镁铁质岩浆与长英质岩浆混合过程。本文展示了锆石成分和形貌研究可以提供一个很好的工具来揭示复杂的岩浆演化系统。
刘迪[5]（2020）在《山东煌斑岩的镁、锌同位素研究及其地质意义》文中进行了进一步梳理地球深部碳循环是近几年国际地学研究的热点,金属稳定同位素已被广泛地运用在这一问题的研究中。前人通过对中国东部晚白垩世和新生代（<110 Ma）玄武岩进行详细的Mg-Zn同位素研究,发现中国东部上地幔存在一个广泛的轻Mg、重Zn同位素的异常区,这可能是太平洋板块俯冲携带的碳酸盐进入地幔过渡带并混染交代对流上地幔所致。前人研究表明,太平洋板块在中生代时期开始向华北克拉通俯冲,影响了地幔的组成。但是,新生代的玄武岩只能代表软流圈地幔的特征,而晚白垩世以前的岩石圈地幔是否受到碳酸盐交代尚不清楚。一般认为,煌斑岩是岩石圈地幔部分熔融形成的主要岩石类型之一。因此研究晚白垩时期的煌斑岩,有望探明沉积碳酸盐开始影响地幔的时间、在地幔中就位的深度以及地幔受到的具体影响,从而对中国东部深部碳循环研究进行补充。本论文对胶东一带的平度、玲珑、海阳、栖霞和牟平等地的中生代煌斑岩（125Ma左右）进行了详细的主微量和Mg-Zn-Sr-Nd同位素研究,得出以下结论:1)这些煌斑岩的Sr同位素值高达0.70728-0.70988,εNd（t）值在-12.7～-18.1之间,其Sr-Nd同位素特征介乎于EMΙ和EMΙΙ之间。2)山东煌斑岩具有低的δ26Mg特征（最低到达-0.59‰）,说明这些山东煌斑岩的源区受到的一定程度的再循环碳酸盐影响。3)胶东中生代煌斑岩的Zn同位素组成特征（0.15‰～0.31‰）与新生代玄武岩的并不完全相同,具有与全球洋中脊玄武岩相似的Zn同位素值。综上,结合Mg-Zn同位素特征,本文认为在中生代时期,俯冲板片携带的再循环碳酸盐主要以碳酸盐化泥岩的形式对岩石圈地幔的组成造成了影响。因此,俯冲的碳能够储存在岩石圈地幔之中,并随华北克拉通的破坏在早白垩时期重新被释放到大气之中。
段壮[6]（2019）在《山东莱芜地区矽卡岩型铁矿床成矿作用与成矿机制研究》文中提出位于华北克拉通东部的鲁西莱芜地区是我国最重要的矽卡岩型富铁矿成矿区之一,也是我国平炉富矿的重要产地。莱芜地区中生代侵入岩发育,主要包括矿山、角峪、金牛山和铁铜沟岩体,其中矿山岩体是最重要的成矿岩体。矽卡岩型铁矿床主要产于矿山岩体与中奥陶统碳酸盐岩地层的接触带中,包括大-中型矿床7处,小型矿床3处,累计探明资源储量约5亿吨,占莱芜地区矽卡岩型铁矿总储量的95%以上。前人对该莱芜地区成矿岩体地质特征、控矿构造及矿化特征等开展了大量研究,但对该区成矿岩体的岩石成因、成矿流体组成和演化、成矿时代、膏岩层参与铁矿成矿的方式和机制等关键问题的研究还比较薄弱。针对以上问题,本文以莱芜地区的中生代侵入岩及张家洼大型富铁矿床为主要研究对象,在详细的野外地质调查、岩相和矿相学观察的基础上,开展相关的岩石地球化学、成矿年代学及矿物地球化学研究,深入探讨该区侵入岩的成因、成矿流体演化、膏盐层参与成矿的方式、成岩成矿时代和成矿动力学背景,揭示该区矽卡岩型富铁矿成因机制和关键控制因素。系统的锆石U-Pb定年结果表明,莱芜地区的侵入岩主要形成于130Ma,是华北克拉通破坏峰期的响应。该区几个主要侵入岩体如矿山、角峪、金牛山和铁铜沟等具高Mg#,富集LILE、Pb和LREE,亏损HFSE等微量元素组成特征,并明显富集Sr-Nd同位素,表明其初始岩浆来源于EMI型和EMII型地幔之间的富集岩石圈地幔的部分熔融,并且在岩浆演化过程中发生了不同程度的地壳混染;此外,铁铜沟岩体的同位素组成特征显示有少量软流圈物质的加入。莱芜地区富集岩石圈地幔的形成可能与三叠纪时期华南陆壳向华北克拉通俯冲过程中产生的熔体及侏罗纪时期古太平洋向中国东部俯冲产生的板片流体对华北克拉通岩石圈地幔的交代有关。张家洼矽卡岩型铁矿床主要赋存于矿山岩体的闪长质侵入体与中奥陶统碳酸盐岩的接触带、石炭系本溪组与奥陶系地层之间的层间滑动离构造以及接触带与层间构造的复合部位。野外观察和岩相学特征表明,该矿床的成矿作用可以分为钠质交代阶段（钠长石、方柱石）、干矽卡岩阶段（透辉石、镁橄榄石、尖晶石）、湿矽卡岩阶段（金云母、磁铁矿、蛇纹石及少量磷灰石和榍石）、硫化物阶段（黄铁矿）和碳酸盐阶段（方解石）,其中湿矽卡岩阶段是主成矿阶段,磁铁矿为主要的矿石矿物。与磁铁矿共生的热液榍石U-Pb年龄为131±4 Ma,与磁铁矿共生的金云母40Ar/39Ar年龄为130±1 Ma,二者在误差范高度吻合,并与矿山岩体的锆石U-Pb年龄（130±1 Ma）完全一致,表明莱芜地区矽卡岩型铁矿床的成岩成矿作用年龄为130 Ma。鲁西北淄博地区召口矽卡岩型铁矿床的石榴石U-Pb年龄为128±3 Ma,鲁西南沂南地区的铜井矽卡岩型Cu-Au-Fe矿床的石榴石U-Pb年龄为126±7–127±3 Ma。这些年龄在误差范围内均与张家洼铁矿床的年龄相似,暗示莱芜地区矽卡岩型铁矿床是鲁西早白垩世130 Ma左右区域大规模成矿作用的产物。综合华北克拉通东部已发表的矽卡岩型矿床及成矿岩体的年龄可知,华北克拉通中、东部的矽卡岩型铁矿成矿作用均爆发于130 Ma,与华北克拉通破坏峰期一致,指示华北地区大规模矽卡岩型铁成矿作用是华北克拉通岩石圈减薄和破坏的响应和产物。为了探讨莱芜地区矽卡岩型铁床成矿流体的演化以及膏岩层参与铁矿成矿的方式和机制,本文对成矿岩体（矿山岩体）中的硫化物和磷灰石以及矽卡岩型铁矿床中不同成矿阶段的热液矿物（钠化-干矽卡岩阶段的方柱石、湿矽卡岩阶段的热液磷灰石和磁铁矿、硫化物和碳酸盐阶段的黄铁矿）开展了系统的矿物学及地球化学研究。结果表明,矿山岩体中的磷灰石具有异常高的Cl含量（可达7 wt.%）,暗示与成矿有关的岩浆高度富集卤族元素（尤其是Cl）,从而有利于高盐度岩浆流体的出溶。该区成矿岩体中辉石堆晶和不成矿岩体中部分具有原生结构的硫化物硫同位素组成具有典型的岩浆硫特征(δ34S接近于0‰)。钠化-干矽卡岩阶段的方柱石Cl/Br摩尔比值介于565–1094,暗示该阶段的成矿流体以岩浆流体为主。形成于湿矽卡岩阶段且与磁铁矿共生的热液磷灰石具有明显更高的Cl/Br摩尔比值（685–8875）,指示该期流体混染了围岩奥陶纪蒸发岩中的岩盐;同时,热液磷灰石的87Sr/86Sr比值（0.70765–0.70903）明显高于成矿岩体的初始87Sr/86Sr比值（0.70645–0.70792）,而与奥陶系碳酸盐围岩的同位素组成相似（0.70867–0.70919）,也指示该阶段大量围岩物质加入到成矿热液中。张家洼铁矿的磁铁矿具有高Mg特征（MgO含量普遍大于1 wt.%）,并且伴生镁铁矿和镁钛矿,指示铁成矿阶段有大量富镁围岩物质的加入。硫化物-碳酸盐阶段的硫化物具有富重硫的硫同位素组成特征(δ34S值整体大于10‰),指示奥陶纪膏盐层中硫酸盐的加入为热液流体提供了大量的硫。同时,大规模富含地层重硫的热液流体叠加交代了该区成矿岩体,使岩体中富含浸染状、细脉状的热液黄铁矿,这些黄铁矿的硫同位素组成与矿石中硫化物阶段的黄铁矿硫同位素组成相近。综上所述认为,奥陶系膏岩层主要以热液流体交代、萃取的方式在湿矽卡岩阶段持续加入到成矿流体系统中;成矿岩体出溶的富氯流体利于铁质出溶和搬运,是成矿的关键因素。
郭双燕[7]（2019）在《汉诺坝拉斑玄武岩的结晶过程 ——来自斜长石晶体粒度分布,成分环带和全岩地化的约束》文中研究表明汉诺坝玄武岩是具有OIB特征的新生代大陆板内玄武岩,国内外学者大多从地球化学角度进行研究,对矿物微区的高精度分析却较少,其真正的结晶动力学过程尚不清楚。而结晶动力学作用可以帮助我们更好的认识岩石成因及岩浆深部作用过程。本文结合了定量化岩石结构分析、矿物微区及全岩的地球化学成分,来揭示汉诺坝拉斑玄武岩的深部结晶动力学过程。汉诺坝地区常见拉斑玄武岩与碱性玄武岩互层。本文根据岩相学特征把拉斑玄武岩分为三类,少斑斑状（斜长石斑晶含量<1%）、多斑斑状（斜长石斑晶含量8.9-11.5%）和不等粒拉斑玄武岩。通过显微镜结合阴极发光对斜长石进行晶体粒度分布（CSD）分析。以10-10mm/s的生长速率计算,多斑斑状拉斑玄武岩和不等粒拉斑玄武岩的岩浆停留时间分别为148-223年和123年,且这两类拉斑玄武岩的大颗粒斜长石CSD曲线都发生了粗化。将矿物的化学成分与BSE图像结合,利用灰度和An的关系回归斜长石斑晶剖面的成分变化。综合斜长石环带的成分变化和镜下特征,认为斜长石环带种类单一。斜长石斑晶核部An振荡变化（55-68）,边部An急剧下降（24-55）,斜长石基质An为24-60。认为斜长石核部An变化主要由岩浆补给导致,结晶斜长石边部时岩浆停止补给但可能有岩浆对流。通过辉石温压计、斜长石温压计和二长石温度计的计算,得到岩浆结晶的压力为5.4-7.9kbar,深度为17.62-24.24km,岩浆开始结晶的温度是1190-1208℃,在634-836℃时停止结晶。多斑斑状拉斑玄武岩中斜长石斑晶和基质的CSD曲线不同,斜长石基质快速捕获不相容元素Ti和Fe,导致在An55-60范围内基质的TiO2、FeO含量高于斑晶,所以这类玄武岩经历了快速不平衡的结晶过程。而不等粒拉斑玄武岩的CSD曲线是连续的,且大颗粒和小颗粒斜长石的成分接近,经历了缓慢的近平衡结晶过程。不等粒拉斑玄武岩比多斑斑状拉斑玄武岩中斜长石的K2O含量高,且这两类拉斑玄武岩的CSD曲线不同、全岩地化成分也不同,认为他们是两股不同的岩浆形成。这两股岩浆之间并没有经历混合作用但有各自的岩浆补给并伴随着岩浆对流。
聂佳珍[8]（2018）在《华北东南缘夹沟深源包体的相平衡模拟和P-T演化》文中指出华北东南缘中生代闪长斑岩中深源包体或捕掳体大多数属于前寒武纪变质基底岩石,出露于徐州-宿州地区。其中,下地壳包体岩石类型主要有（含石榴）斜长角闪岩、榴闪岩、石榴麻粒岩、含石榴角闪斜长片麻岩和花岗片麻岩等;幔源包体岩石包括尖晶石石榴单斜辉石岩、含金云母单斜辉石岩和含尖晶石二辉石岩。本文对石榴斜长角闪岩和石榴麻粒岩两类镁铁质下地壳包体,以及尖晶石石榴单斜辉石岩和含金云母单斜辉石岩两类幔源包体进行了详细的野外观察、岩相学研究和矿物的电子探针分析。鉴于下地壳包体岩石经历过多阶段变质演化和改造而可能影响传统温压计的使用或温度、压力的准确估计,因此,本文除利用传统温压计外,还将相平衡模拟方法首次应用于镁铁质下地壳包体岩石矿物共生关系的判别和峰期变质P-T条件的准确限定。利用传统矿物温压计反演出深源包体岩石经历的不同变质阶段,并通过相平衡模拟对下地壳包体变质进行正演来验证和补充反演结果。结合前人的地质年代学研究构近等温减压的顺时针P-T-t轨迹,指示它们形成于晚古元古代板片俯冲或弧-陆碰撞的构造环境,进一步证明研究区属于胶-辽-吉带的西延并共同构成了华北东部一条古元古代碰撞造山带。镁铁质下地壳包体中的石榴子石呈微弱的环带结构,石榴斜长角闪岩中,由核部至边部XMg为0.25-0.32,逐渐升高;XCa为0.27-0.19,逐渐降低。而在石榴麻粒岩中,由核部至边部XMg和XCa均呈现为逐渐降低,分别为0.25-0.19和0.28-0.17。两类岩石中,以包体形式产出的单斜辉石和基质单斜辉石的核部具有较高的钠和铝含量,w（Na2O）为0.83-1.54%,w（Al2O3）为2.74-7.01%;基质单斜辉石的边部钠和铝的含量相对较低,w（Na2O）为0.24-0.33%,w（Al2O3）为0.68-2.67%。斜长石以中长石为主,不同产状的斜长石钙含量变化很大,以包体形式存在的斜长石钙含量较高,其成分为An27Ab70Or3（石榴斜长角闪岩）和An29Ab69Or3（石榴麻粒岩）;以基质变斑晶和后成合晶产出的斜长石钙含量较低,分别为An5-36Ab62-95Or0-2和An6-48Ab50—94Or0-1（石榴斜长角闪岩）,An5-51Ab48-94Or1-2和An32-79Ab21-68Or0-3（石榴麻粒岩）。不同类型角闪石的钛含量有较大差别:棕色角闪石的钛含量较高,w（TiO2）一般为0.53-1.44%;而绿色角闪石钛含量较低,w（TiO2）一般为0.03-0.38%。研究结果证明夹沟镁铁质下地壳包体经历了高压麻粒岩相、低压麻粒岩-高角闪岩相、角闪岩相和绿片岩相变质过程。传统地质温压计限定的前三个变质阶段的温压条件分别为824-844 ℃/1.5-1.9 GPa、667-730℃/1.0-1.3 GPa 和 609-646 ℃/0.4-0.8 GPa。在 NCFMASHTO（Na2O-CaO-FeO-MgO-Al2O3-SiO2-H20-TiO2-Fe2O3）体系下,利用石榴子石中最小的X（g）（Fe2 +/Fe2++Mg）)等值线和斜长石中最小的Ca（p1）（Ca/（Ca+ Na））等值线得到了峰期变质温压的下限范围（850-900 ℃/1.4—1.6 GPa）。P-T视剖面图也提供了减压麻粒岩相阶段的矿物共生组合信息以及变质温压范围（820-850 ℃/0.9-1.3 GPa）,指示岩石经历了中-低压麻粒岩相变质作用。石榴斜长角闪岩和石榴麻粒岩的锆石LA-ICP-MS U-Pb定年结果表明,峰期高压麻粒岩相、中-低压麻粒岩相和退变角闪岩相变质时间分别为～1.91 Ga、～1.83 Ga 和～1.75 Ga。幔源包体包具有典型的不等粒粒状变晶结构,它们的主要组成矿物为单斜辉石、石榴子石和尖晶石,以及少量的角闪石、黑云母或金云母。单斜辉石中的出溶结构说明是上地幔在高温条件下缓慢冷却的结果。围绕尖晶石的石榴子石冠状体的存在指示地幔包体他们形成于尖晶石-石榴子石过渡相的条件下,可能的温压条件为1.6-2 GPa、900-1100 ℃。极高的Mg#值（62-77）支持了它们的幔源成因。角闪石和金云母的存在,可能反映了地幔包体的原岩性质或组成（含水）和形成构造背景,这与它们产出于华北克拉通边缘相吻合。
夏冰[9]（2018）在《华北地块岩石圈结构》文中研究指明岩石圈是位于地球最外层由地壳及岩石圈地幔组成的固体圈层,是固体地球科学研究中的热点。通过对大陆岩石圈进行岩石学及地球物理综合探索,可以揭示地球自形成以来的演化信息。华北地块岩石圈深部地质过程是我国固体地球科学研究的热点。本论文围绕华北地块及周边地区岩石圈结构进行深部地壳岩石捕虏体及地球物理学研究,岩石学研究针对华北地块东南缘不同时代深部地壳捕虏体展开,具体内容包括岩相学、锆石年代学及Hf同位素;地球物理学研究内容为,地震学地壳结构构建、热岩石圈地幔结构探究及岩石圈地幔密度计算。限定了华北地块壳幔性质并探讨岩石圈地幔演化的动力学意义。华北地块及周缘广泛出露自古生代至新生代各时期深部地壳捕虏体/捕虏晶。针对深部地壳捕虏体/捕虏晶开展了较为深入的研究,并在华北地块北缘汉诺坝建立起新生代岩石学地壳结构模型,华北地块南缘信阳建立中生代岩石学地壳结构模型。华北东南缘不同时代火成岩携带大量深部地壳捕虏体,为构建这一区域不同时期深部地壳岩石学结构模型并反演自晚中生代早期以来深部地壳演化提供了可能。徐淮地区的晚中生代早期（～132 Ma）闪长岩中含有大量深部地壳捕虏体,包括石榴辉石岩类、角闪岩类和片麻岩类。捕虏体多呈棱角状至次棱角状,样品大小约为4-10 cm。角闪岩类捕虏体为含石榴子石斜长角闪岩,全晶质细粒结构,主要矿物为角闪石,含少量石榴子石残留晶、金云母及锆石等副矿物。片麻岩类捕虏体为含石榴斜长角闪片麻岩和花岗质片麻岩,片麻构造,主要矿物为角闪石、斜长石,含少量石榴石等。锆石U-Pb年代学及Hf同位素研究表明徐淮地区角闪岩类及片麻岩类捕虏体形成于2.6-2.5 Ga并经历了～1.85 Ga或～2.1 Ga的高压麻粒岩相变质作用强烈改造。华北东南缘女山新生代火山岩中深部地壳捕虏体以二辉麻粒岩为主,样品手标本大小为5-15 cm,多数发育有块状或片麻状构造,细粒-中粒粒状变晶结构,主要组成矿物为斜长石、透辉石、紫苏辉石、石英,并含有少量Fe-Ti氧化物。捕虏体锆石U-Pb年代学及Hf同位素研究表明,酸性麻粒岩形成于新太古代（～2.7 Ga）并在古元古代（～2.1 Ga）遭受变质作用改造;中性麻粒岩在古元古代经历多期热事件（～2.1 Ga及～1.9 Ga）;基性麻粒岩主体记录了中生代年龄（140–115 Ma）并保留有少量古元古代-新太古代（～2.5 Ga）继承锆石。所有捕虏体锆石εHf（t）大多表现为负值,并具有较老（太古代）Hf模式年龄。中生代徐淮地区榴辉岩及石榴石辉石岩类捕虏体的出现,揭示了华北东南缘中生代地壳可能>45 km,女山新生代捕虏体则标明现今这一区域地壳厚度～30 km。中生代至新生代地壳厚度显着变化揭示了华北东南缘自中生代以来经历了强烈的地壳改造。由于深部地壳及岩石圈地幔捕虏体/捕虏晶出露多分布于地块边缘部位,难以反应整个华北地块,尤其是缺乏捕虏体/捕虏晶出露的块体内部及西部地块岩石圈结构。揭示整个华北地块地岩石圈性质及其反应的深部动力学过程,地震学及重力学等地球物理方法成为重要手段。其中地震学人工折/反射剖面在地壳层面具有较高的分辨率,且岩石圈地幔结构模型的构建强烈依赖于高精度地壳结构模型。为探明华北地块地壳及岩石圈地幔整体结构,首先利用地震学人工折/反射剖面限定高精度地壳结构模型,在此基础上,进一步构建热岩石圈结构模型并计算岩石圈地幔密度。地震学地壳结构模型NCcrust依据区域内折反射剖面构建,并结合接受函数资料共同限定Moho面深度。该模型分辨率为0.25?×0.25?包括莫霍面深度,沉积层、上地壳、中地壳、下地壳厚度及平均P波波速,上地幔顶部Pn波波速并涵盖华北地块及其周边造山带地区（30?-45?N,100?-130?E）,分辨率可达0.25?×0.25?。华北地块东部地块Moho面深度为30-35 km平均为33 km,中部带平均Moho面深度为38km,西部带Moho面深度为38-44 km。多数地区沉积层厚度为2-5 km,上中下地壳典型厚度分别为16-24 km、6-24 km及0-6 km。华北地块整体地壳厚度及上中下地壳均有明显的西向增厚趋势,区域内地壳平均P波波速及Pn波波速与地壳构造无明显系统相关性。Moho面深度与地表起伏的强烈线性相关关系指示了区域内地壳均衡。根据华北地区最新地表热流及地壳结构模型NCcrust,探索华北岩石热岩石圈结构。华北地块除东部地块北缘燕山造山带,西部地块西缘,中部带南北缘地表热流值具有与部分典型前寒武克拉通地区相一致的较低地表热流值外（一般小于50m W/m 2,局部约为30-40 m W/m 2）,包括西部地块在内大部分地区地表热流值均大于60 m W/m 2。与相对较高地表热流值对应的,华北地块热岩石圈厚度较小。东部地块大部分区域,中部带部分区域及西部带东缘这些具有高地表热流值区域,热岩石圈厚度为100-130 km,最薄可至约80 km。东部地块南缘及西部地块西缘具有较低地表热流值区域热岩石圈厚度可达140-150 km,东部地块北缘燕山造山带热岩石圈厚度厚达170 km。岩石圈地幔密度计算依据自由空气重力异常模型EGM2008并结合高分辨率地形模型ETOPO1、高分辨率地壳模型NCcrust、热岩石圈地幔厚度模型及地震学岩石圈厚度模型完成。从自由空气重力异常中依次扣除地表起伏、沉积层、Moho面、岩石圈-软流圈界面起伏变化引起的重力异常,得到岩石圈地幔残留重力异常,并依此来推算岩石圈地幔密度。沉积层密度变化于1.80-2.50 g/cm 3,沉积层密度与沉积岩类型密切相关。全地壳密度变化于2.70 g/cm 3及2.78 g/cm 3之间,与沉积层厚度相关并指示了偏中性的全地壳组成。沉积层、Moho面、岩石圈-软流圈界面起伏变化引起的重力异常分别为0到+150 m Gal,-20到-120 m Gal及+50 m Gal到-200 m Gal。热岩石圈及地震学岩石圈结构模型下,岩石圈地幔原位密度均为3.20g/cm 3-3.26 g/cm 3,温压矫正后密岩石圈地幔室温密度均为3.31 g/cm 3-3.41g/cm 3。岩石圈地幔密度计算结果显示,从侧面反映了华北地块岩石圈地幔横向上具有高度不均一性。综合深部地壳岩石圈地幔捕虏体及地球物理学岩石圈结构研究,华北地块深部地壳记载了华北自太古代至新生代多期构造热演化事件。虽然南缘深部地壳受中生代苏鲁-大别造山带俯冲碰撞作用发生过增厚减薄,但华北地块地壳整体组成与全球典型太古代克拉通地区具有相似性,受古生代以来多地块俯冲碰撞作用影响有限。此外,华北地块地表热流值、热岩石圈厚度及岩石圈地幔密度揭示了整个华北地块地区岩石圈地幔遭受不同程度的后期改造,其中东部地块受改造较为强烈,西部地块经历过后期改造,但改造范围有限或经历改造后岩石圈地幔再次增厚。华北地块岩石圈地幔经历的不同程度改造可能与周边多块体俯冲碰撞拼合相关。
林阿兵,郑建平,潘少逵[10]（2018）在《微陆块属性及过程:我国东北地区岩石圈地幔性质差异之根本》文中进行了进一步梳理我国东北地区位于中亚造山带的东段,由多个微陆块俯冲拼合所组成,是研究壳幔相互作用的理想地区。但该区岩石圈地幔性质,包括壳幔属性是否解耦、是否有古老地幔残留、导致地幔性质差异的机制是什么,都还不清楚。东北地区多地出露新生代玄武岩并有橄榄岩捕虏体,如松嫩-张广才岭地块的阿巴嘎、五大连池和蛟河,兴安地块的哈拉哈、诺敏和科洛,以及与华北拼合褶皱带处的双辽、伊通和汪清等。其中阿巴嘎、哈拉哈、诺敏、科洛和蛟河的橄榄岩含有Mg#≥91.5的橄榄石,最大Re亏损年龄是2.11.9Ga,富集Sr、Nd同位素组成且变化范围大,反映交代作用强烈,这些特征与大陆岩石圈地幔有明显的相似性;而拼合带处的双辽、伊通、汪清及松嫩-张广才岭地块中的五大连池地幔包体橄榄石,Re亏损年龄总体为中元古代,Sr、Nd同位素组成变化范围小,交代作用弱,与大洋岩石圈地幔亲缘性更明显。这些差别总体反映出地块内部与地块边缘相比,有岩石圈地幔形成时代相对较老、亏损程度较高、地幔交代作用较强的特点。但也有例外的情况,如五大连池与科洛相比,更远离贺根山-黑河断裂带,但地幔属性更饱满,反映地块内部深部作用过程可能更强烈。因此,我们认为东北岩石圈地幔性质差异的根本原因与微陆块初始属性和后来的俯冲拼合及软流圈-岩石圈相互作用等有关。
二、华北地区新生代碱性玄武岩中超镁铁质捕掳体的初步研究(续)（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、华北地区新生代碱性玄武岩中超镁铁质捕掳体的初步研究(续)（论文提纲范文）
（1）华北克拉通东南部新太古代-古元古代玄武质火山岩Li同位素特征及地质意义（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 板块构造启动争议 |
| 1.1.1 岩石学证据 |
| 1.1.2 构造成因证据 |
| 1.1.3 地球化学证据 |
| 1.1.4 模型分析 |
| 1.2 幔源岩浆岩在示踪地幔源区的研究 |
| 1.3 Li同位素地球化学 |
| 1.3.1 自然界体系中Li同位素组成 |
| 1.3.2 Li同位素的分馏 |
| 1.3.3 Li同位素示踪俯冲相关过程 |
| 1.3.3.1 俯冲初始物质的Li同位素组成 |
| 1.3.3.2 俯冲过程中的Li同位素行为 |
| 1.4 选题意义及研究内容 |
| 1.5 研究方法和工作量小结 |
| 第2章 区域地质背景和样品描述 |
| 2.1 华北克拉通 |
| 2.2 研究区地质背景 |
| 2.2.1 鲁西地区 |
| 2.2.2 豫北地区 |
| 2.3 样品描述 |
| 2.3.1 柳杭岩组枕状玄武岩 |
| 2.3.1.1 柳杭岩组枕状玄武岩野外和岩相学观察 |
| 2.3.1.2 柳杭岩组成岩时代 |
| 2.3.2 许山组玄武安山岩 |
| 2.3.2.1 许山组玄武安山岩野外和岩相学观察 |
| 2.3.2.2 许山组成岩时代 |
| 第3章 分析方法 |
| 3.1 全岩主量元素 |
| 3.2 全岩微量元素 |
| 3.3 全岩Li同位素 |
| 3.3.1 溶样 |
| 3.3.2 化学分离 |
| 3.3.3 Li同位素组成测定 |
| 第4章 鲁西新太古代枕状玄武岩Li同位素研究 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 结果 |
| 4.2.1 全岩主微量元素 |
| 4.2.2 全岩Li同位素 |
| 4.3 讨论 |
| 4.3.1 鲁西新太古代枕状玄武岩Li同位素 |
| 4.3.1.1 围岩同化混染作用 |
| 4.3.1.2 岩浆结晶分异作用 |
| 4.3.1.3 变质作用对Li同位素的影响 |
| 4.3.2 新太古代地幔Li同位素演化 |
| 4.4 本章小结 |
| 附表 |
| 第5章 豫北古元古代玄武安山岩Li同位素研究 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 结果 |
| 5.2.1 全岩主-微量元素 |
| 5.2.2 全岩Li同位素 |
| 5.3 讨论 |
| 5.3.1 豫北古元古代玄武安山岩Li同位素 |
| 5.3.1.1 围岩同化混染作用 |
| 5.3.1.2 岩浆结晶分异作用 |
| 5.3.1.3 流体活动性元素的影响 |
| 5.3.1.4 熊耳群许山组玄武安山岩成因分析 |
| 5.3.2 地幔Li同位素组分模拟 |
| 5.3.3 地幔Li同位素组成演化 |
| 5.3.5.1 太古宙、元古宙地幔Li同位素演化 |
| 5.3.5.2 古生代、中生代、新生代地幔Li同位素演化 |
| 5.4 本章小结 |
| 附表 |
| 第6章 结论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
（2）西藏班公湖-怒江缝合带中段荣马南基性岩地质特征及大地构造意义（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 研究区概况 |
| 1.2 选题背景 |
| 1.3 蛇绿岩研究现状 |
| 1.4 班公湖—怒江缝合带研究现状 |
| 1.5 研究内容与科学问题 |
| 1.6 完成工作量 |
| 2 区域地质背景 |
| 2.1 青藏高原地质格架 |
| 2.2 南羌塘地块 |
| 2.3 研究区概况 |
| 2.3.1 地层 |
| 2.3.2 构造 |
| 2.3.3 岩浆岩 |
| 2.3.4 变质岩 |
| 3 基性岩野外地质特征 |
| 3.1 辉长岩块体 |
| 3.1.1 野外特征 |
| 3.1.2 样品采集 |
| 3.2 凝灰岩块体 |
| 3.2.1 野外特征 |
| 3.2.2 样品采集 |
| 3.3 玄武岩块体 |
| 3.3.1 野外特征 |
| 3.3.2 样品采集 |
| 4 岩石学特征 |
| 4.1 凝灰岩 |
| 4.2 玄武岩 |
| 4.3 辉长岩 |
| 5 年代学特征 |
| 5.1 锆石U-Pb同位素测年 |
| 5.1.1 原理简介 |
| 5.1.2 样品处理及分析方法 |
| 5.1.3 锆石U-Pb年代学 |
| 5.2 榍石U-Pb同位素测年 |
| 5.2.1 原理简介 |
| 5.2.2 样品处理及分析方法 |
| 5.2.3 榍石U-Pb年代学 |
| 6 地球化学特征 |
| 6.1 样品处理及技术方法 |
| 6.2 主量元素地球化学特征 |
| 6.2.1 玄武岩样品D0027 |
| 6.2.2 辉长岩样品D0021和D0022 |
| 6.2.3 辉长岩样品D0038 |
| 6.2.4 辉长岩样品D0050 |
| 6.2.5 主量元素地球化学特征总结 |
| 6.3 微量元素地球化学特征 |
| 6.3.1 玄武岩样品D0027 |
| 6.3.2 辉长岩样品D0021和D0022 |
| 6.3.3 辉长岩样品D0038 |
| 6.3.4 辉长岩样品D0050 |
| 6.3.5 微量元素地球化学特征总结 |
| 6.4 稀土元素地球化学特征 |
| 6.4.1 玄武岩样品D0027 |
| 6.4.2 辉长岩样品D0021和D0022 |
| 6.4.3 辉长岩样品D0038 |
| 6.4.4 辉长岩样品D0050 |
| 6.4.5 稀土元素地球化学特征总结 |
| 6.5 Sr-Nd-Pb同位素地球化学特征 |
| 6.5.1 Sr同位素特征 |
| 6.5.2 Nd同位素特征 |
| 6.5.3 Pb同位素特征 |
| 6.5.4 Sr-Nd-Pb同位素地球化学特征总结 |
| 7 年龄及地球化学特征讨论 |
| 7.1 定年矿物年龄 |
| 7.1.1 封闭温度 |
| 7.1.2 定年矿物特征 |
| 7.1.3 成岩年龄选择 |
| 7.2 地球化学信息 |
| 7.2.1 分异指数(DI) |
| 7.2.2 镁指数(Mg#) |
| 7.2.3 岩浆混染探讨 |
| 7.2.4 分离结晶作用探讨 |
| 7.3 岩浆源区 |
| 7.4 构造环境判别 |
| 7.4.1 玄武岩Ti-Zr-Y判别图解 |
| 7.4.2 玄武岩Ti-Zr-Y-Nb判别图解 |
| 7.4.3 玄武岩Th-Hf-Ta-Nb判别图解 |
| 7.4.4 玄武岩Ti-V判别图解 |
| 7.4.5 玄武岩La/Nb-La判别图解 |
| 8 研究区构造演化探讨 |
| 8.1 洋岛地层恢复 |
| 8.2 与晚古生代洋岛-地幔柱的联系 |
| 8.3 大洋岩石圈厚度及大洋初始打开时间 |
| 8.4 研究区内洋岛拼贴时限 |
| 8.5 研究区构造演化过程 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附表 |
| 个人简历 |
（3）中国东北部岩石圈地幔性质及其形成过程（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 论文选题及意义 |
| 1.2 研究背景及现状 |
| 1.2.1 岩石圈地幔概述 |
| 1.2.2 华北岩石圈减薄及地幔属性转变 |
| 1.2.3 东北微陆块拼合及地幔性质差异 |
| 1.3 存在的问题及研究目标 |
| 1.4 研究内容及论文工作量 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 论文工作量 |
| 第二章 地质背景 |
| 2.1 华北克拉通地质概况 |
| 2.2 兴蒙造山带火山活动 |
| 2.3 郯庐断裂带构造演化 |
| 第三章 测试方法 |
| 3.1 样品制备 |
| 3.2 显微拍照及成分面扫 |
| 3.3 全岩主量元素分析 |
| 3.4 全岩微量元素分析 |
| 3.5 矿物主量、微量元素分析 |
| 3.5.1 EPMA分析 |
| 3.5.2 LA-ICP-MS分析 |
| 3.6 单斜辉石原位Sr同位素分析 |
| 3.7 全岩Re-Os同位素和铂族元素分析 |
| 第四章 华北克拉通边缘岩石圈演化的精炼模型 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 岩相学 |
| 4.3 分析结果 |
| 4.3.1 全岩主量 |
| 4.3.2 矿物主量元素 |
| 4.3.3 单斜辉石微量元素 |
| 4.3.4 平衡温度 |
| 4.4 讨论 |
| 4.4.1 辉南岩石圈地幔的亏损过程vs.再富集作用 |
| 4.4.2 难熔vs.饱满岩石圈地幔多样性的交代效应 |
| 4.4.2.1 隐性和隐含交代印记 |
| 4.4.2.2 交代介质和矿物学效应 |
| 4.4.3 华北边缘岩石圈地幔破坏和置换的精炼模型 |
| 4.4.3.1 裂谷作用产生的石榴石假晶和减压 |
| 4.4.3.2 辉南地区两种不同岩石圈地幔源的共存 |
| 4.4.3.3 难熔岩石圈的拆沉与饱满软流圈地幔的再增生 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 兴蒙造山带陆下岩石圈地幔的异地起源 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 岩相学 |
| 5.3 分析结果 |
| 5.3.1 全岩主量 |
| 5.3.2 矿物主量元素 |
| 5.3.3 矿物微量元素 |
| 5.3.4 单斜辉石原位Sr同位素组成 |
| 5.3.5 硫化物岩相学及主量元素组成 |
| 5.3.6 铂族元素(PGE)和Re |
| 5.3.7 Re–Os同位素体系 |
| 5.3.8 平衡温度 |
| 5.3.9 氧逸度 |
| 5.4 讨论 |
| 5.4.1 蛟河岩石圈的地幔结构 |
| 5.4.2 蛟河岩石圈地幔的热-氧逸度演化 |
| 5.4.3 矿物间V-Sc-Ti体系:氧逸度、温度和化学成分的效应及V氧逸度指示剂 |
| 5.4.4 二辉橄榄岩:由还原的软流圈硅酸盐熔体再富集作用的产物 |
| 5.4.5 方辉橄榄岩:与氧化性、硅不饱和的熔体反应的产物 |
| 5.4.6 区域富Fe的岩石圈地幔:来自克拉通破坏的残留 |
| 5.4.7 蛟河岩石圈地幔的成因和演化:来自PGE-~(187)Os/~(188)Os体系的启示 |
| 5.4.8 辉南和蛟河岩石圈地幔的年龄:来自Re-Os同位素的启示 |
| 5.4.9 非克拉通岩石圈地幔的壳-幔解耦:来自蛟河地区的启示 |
| 5.4.10 对碰撞带成矿作用的启示 |
| 5.5 小结 |
| 第六章 郯庐断裂带区域岩石圈地幔的交代改造 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 岩相学 |
| 6.3 分析结果 |
| 6.3.1 主量元素 |
| 6.3.2 微量元素 |
| 6.3.3 寄主玄武岩的全岩主微量 |
| 6.3.4 温度估计 |
| 6.3.5 辉石对Mg# |
| 6.4 讨论 |
| 6.4.1 长石和玻璃的成因 |
| 6.4.2 辽源岩石圈地幔的交代改造 |
| 6.4.2.1 辽源异剥橄榄岩的成因:堆晶成因vs.交代成因 |
| 6.4.2.2 郯庐断裂带沿线隐性、显性和隐含交代作用 |
| 6.4.2.3 层析柱过程vs.完全的平衡 |
| 6.4.2.4 与小体积含CO_2-H_2O的硅酸盐熔体相互作用的证据 |
| 6.4.3 尖晶石筛状结构的形成 |
| 6.4.4 矿物对Mg-Fe分配:可能反映不同熔/岩比相互作用的产物 |
| 6.4.5 深大断裂带的异剥橄榄岩化作用及其广泛的意义 |
| 6.5 小结 |
| 第七章 结语 |
| 7.1 主要认识 |
| 7.2 创新点 |
| 7.3 下一步研究方向 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附表 |
（4）古太平洋俯冲对华北克拉通陆内变形及岩浆作用的制约（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 前言 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 研究现状及存在问题 |
| 1.2.1 古太平洋板块俯冲历史研究现状 |
| 1.2.2 燕山运动的研究现状 |
| 1.2.3 东亚地区中生代岩浆活动 |
| 1.3 东亚地区陆内变形及岩浆作用的关键科学问题 |
| 1.4 研究内容和研究意义 |
| 第2章 实验设计与实验方法 |
| 2.1 沙盘模拟实验 |
| 2.2 岩石学及地球化学实验 |
| 2.1.1 岩石薄片制备 |
| 2.1.2 全岩200 目粉末磨制 |
| 2.1.3 单矿物分选与样品靶制备 |
| 2.3 岩石学及地球化学实验方法 |
| 2.3.1 全岩主微量元素分析 |
| 2.3.2 全岩Sr–Nd同位素分析 |
| 2.3.3 锆石U?Pb定年和原位微量元素分析 |
| 2.3.4 锆石原位Hf同位素分析 |
| 2.3.5 单矿物主量元素分析 |
| 第3章 东北亚地区中生代构造?岩浆演化:对古太平洋板块俯冲时间和方向的制约 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 区域地质概况 |
| 3.2.1 华北北缘及东北构造单元划分及基本地质概况 |
| 3.2.2 朝鲜半岛构造单元划分及基本地质概况 |
| 3.2.3 日本构造单元划分及基本地质概况 |
| 3.3 东北亚地区火成岩年代学格架 |
| 3.3.1 华北北缘及东北火成岩年代学格架 |
| 3.3.2 朝鲜半岛火成岩年代学格架 |
| 3.3.3 西南日本火成岩年代学格架 |
| 3.4 华北北缘及东北亚岩浆与矿床的时空分布 |
| 3.4.1 早侏罗世岩浆活动与矿床分布 |
| 3.4.2 中侏罗世岩浆活动与矿床分布 |
| 3.4.3 晚侏罗世岩浆活动与矿床分布 |
| 3.4.4 早白垩世岩浆活动与矿床分布 |
| 3.4.5 晚白垩世岩浆活动 |
| 3.5 东北亚地区岩浆组合的时空变化:对古太平洋板块俯冲时间和方向制约 |
| 3.5.1 古太平洋板块早侏罗世俯冲作用 |
| 3.5.2 古太平洋板块的俯冲转向 |
| 3.6 东北亚地区构造-岩浆演化:对古太平洋板块俯冲时间和方向制约 |
| 3.6.1 中国东部及东北地区NE-NNE向断裂活动 |
| 3.6.2 朝鲜半岛NE-NNE向断裂活动 |
| 3.6.3 日本飞弹地块NE-NNE向断裂活动 |
| 3.6.4 东北亚地区构造-岩浆演化:对古太平洋板块俯冲时间和方向制约 |
| 3.7 小结 |
| 第4章 华北克拉通南缘中生代构造?岩浆演化:对古太平洋板块俯冲时间和方向的制约 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 区域构造单元划分 |
| 4.2.1 秦岭造山带 |
| 4.2.2 大别造山带 |
| 4.2.3 苏鲁造山带 |
| 4.3 区域主要断裂及缝合线 |
| 4.4 区域岩浆活动 |
| 4.5 大巴山弧形构造带 |
| 4.5.1 基本概况 |
| 4.5.2 北大巴山构造变形及应力分析 |
| 4.5.3 北大巴山弧形构造带形成时代 |
| 4.5.4 北大巴山弧形构造带形成机理及动力学背景 |
| 4.6 中生代大别-苏鲁构造带超高压变质岩冷却历史 |
| 4.6.1 大别超高压变质带的冷却历史 |
| 4.6.2 苏鲁超高压变质带的冷却历史 |
| 4.7 晚中生代秦岭?大别构造带岩浆活动与成矿作用 |
| 4.7.1 基本概况和年代格架 |
| 4.7.2 晚中生代构造体制转折 |
| 4.7.3 晚中生代秦岭高镁埃达克岩与斑岩-矽卡岩型铜矿 |
| 4.7.4 晚中生代秦岭-大别构造带地球动力学背景 |
| 4.8 中生代秦岭?大别?苏鲁构造带演化 |
| 4.8.1 早中生代秦岭-大别?苏鲁构造带演化 |
| 4.8.2 晚中生代秦岭-大别?苏鲁构造带演化 |
| 4.9 小结 |
| 第5章 古太平洋板块俯冲与华北克拉通陆内变形及岩浆响应 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 晚中生代依泽纳吉板块漂移历史 |
| 5.3 依泽纳吉板块转向与华北克拉通陆内变形及岩浆响应 |
| 5.3.1 中生代华北克拉通北缘和南缘的火成岩年代学格架 |
| 5.3.2 依泽纳吉板块转向与华北克拉通陆内变形及岩浆响应 |
| 5.4 小结 |
| 第6章 古太平洋板块俯冲诱导燕山运动 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 燕山运动的概况 |
| 6.2.1 燕山运动的提出 |
| 6.2.2 燕山运动的期次划分 |
| 6.2.3 燕山运动的动力学背景 |
| 6.3 华北克拉通周缘构造特征 |
| 6.3.1 阴山-燕山褶皱逆冲带 |
| 6.3.2 秦岭-大别造山带 |
| 6.3.3 太行山构造带及郯庐断裂 |
| 6.3.4 华北周缘构造变形的机制 |
| 6.4 模拟实验 |
| 6.4.1 实验设计 |
| 6.4.2 实验结果 |
| 6.5 讨论 |
| 6.5.1 燕山运动的动力学机制 |
| 6.5.2 地壳缩短与增厚 |
| 6.5.3 晚中生代华北克拉通周缘变形机制 |
| 6.5.4 古太平洋板块俯冲与燕山运动、华北克拉通破坏的关系 |
| 6.6 小结 |
| 第7章 高氧逸度岩浆:指示华北克拉通破坏 |
| 7.1 引言 |
| 7.2 地质背景和样品 |
| 7.3 实验方法及氧逸度估算方法 |
| 7.3.1 实验方法 |
| 7.3.2 锆石Ce4+/Ce3+比值 |
| 7.3.3 根据磷灰石估算氧逸度 |
| 7.4 实验结果 |
| 7.5 讨论 |
| 7.5.1 华北克拉通高氧逸度岩浆 |
| 7.5.2 古太平洋板块俯冲与氧化的地幔楔 |
| 7.5.3 地球动力学指示 |
| 7.6 小结 |
| 第8章 华北克拉通北缘典型岩体研究之房山岩体 |
| 8.1 引言 |
| 8.2 地质背景 |
| 8.2.1 区域地质 |
| 8.2.2 房山岩体岩石学特征 |
| 8.3 结果 |
| 8.3.1 全岩主微量元素及Sr?Nd同位素组成 |
| 8.3.2 锆石形态特征 |
| 8.3.3 锆石U-Pb年龄 |
| 8.3.4 锆石微量元素组成 |
| 8.3.5 锆石Ti温度和全岩锆饱和温度 |
| 8.3.6 锆石原位Lu-Hf同位素组成 |
| 8.3.7 岩浆侵位压力 |
| 8.4 讨论 |
| 8.4.1 岩石结构约束岩浆起源 |
| 8.4.2 地球化学约束岩浆起源 |
| 8.4.3 锆石U-Pb年龄揭示岩浆多期活动 |
| 8.4.4 镁铁质包体和寄主岩中锆石起源 |
| 8.4.5 锆石记录岩浆多期分批脉动 |
| 8.4.6 岩浆侵位压力特征 |
| 8.5 房山岩体形成概念模型 |
| 8.6 研究意义 |
| 8.7 小结 |
| 第9章 结论 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 致谢 |
| 作者简介及在学期间发表的学术论文与研究成果 |
（5）山东煌斑岩的镁、锌同位素研究及其地质意义（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 1 前言 |
| 1.1 选题背景 |
| 1.2 研究现状与存在问题 |
| 1.2.1 Mg同位素 |
| 1.2.1.1 Mg同位素体系的研究 |
| 1.2.1.2 高温环境下Mg同位素的分馏 |
| 1.2.1.3 Mg同位素在深部碳循环中的应用 |
| 1.2.2 Zn同位素 |
| 1.2.2.1 Zn同位素体系的研究 |
| 1.2.2.2 高温环境下Zn同位素的分馏 |
| 1.2.2.3 Zn同位素在深部碳循环中的应用 |
| 1.2.3 中国东部新生代玄武岩的Mg-Zn同位素异常 |
| 1.2.4 山东煌斑岩研究现状 |
| 1.2.5 存在问题 |
| 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 研究内容与研究方法 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 研究方法 |
| 2 地质背景 |
| 2.1 华北克拉通中生代岩浆作用 |
| 2.2 胶东地区地质概况 |
| 3 样品采集 |
| 3.1 平度地区样品采集 |
| 3.2 莱州地区样品采集 |
| 3.3 玲珑地区样品采集 |
| 3.4 栖霞地区样品采集 |
| 3.5 牟平地区样品采集 |
| 3.6 海阳地区样品采集 |
| 4 分析方法 |
| 4.1 实验材料 |
| 4.2 主微量元素 |
| 4.3 Sr-Nd同位素 |
| 4.4 Mg同位素 |
| 4.5 Zn同位素 |
| 5 分析结果 |
| 5.1 岩相学观察 |
| 5.2 主微量元素 |
| 5.3 Sr-Nd同位素 |
| 5.4 Mg-Zn同位素 |
| 6 讨论 |
| 6.1 山东煌斑岩成因 |
| 6.1.1 主微量元素 |
| 6.1.2 Sr-Nd同位素体系 |
| 6.1.3 Mg-Zn同位素 |
| 6.1.4 沉积碳酸盐对岩石圈地幔的影响 |
| 6.1.5 小结 |
| 6.2 俯冲板片对华北克拉通的影响 |
| 6.2.1 俯冲板片物质对地幔的影响 |
| 6.2.2 深部碳循环的组成部分 |
| 7 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（6）山东莱芜地区矽卡岩型铁矿床成矿作用与成矿机制研究（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题来源、目的及意义 |
| 1.1.1 选题来源及目的 |
| 1.1.2 选题意义 |
| 1.2 国内外研究现状及存在问题 |
| 1.2.1 矽卡岩型铁矿床研究现状 |
| 1.2.2 华北矽卡岩型铁矿及莱芜地区矽卡岩型铁矿成矿作用 |
| 1.2.3 蒸发岩与岩浆及热液成矿的联系 |
| 1.3 选题的研究内容及方案 |
| 1.4 论文工作量 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 鲁西地区区域地质特征 |
| 2.1.1 大地构造背景 |
| 2.1.2 区域地层 |
| 2.1.3 区域构造 |
| 2.1.4 区域岩浆岩 |
| 2.1.5 区域矿产 |
| 2.2 莱芜地区地质特征 |
| 2.2.1 地层 |
| 2.2.2 构造 |
| 2.2.3 岩浆岩 |
| 第三章 鲁西莱芜地区中生代侵入岩成因研究 |
| 3.1 岩相学特征及地球化学组成 |
| 3.1.1 岩相学特征 |
| 3.1.2 锆石U-Pb年代学 |
| 3.1.3 主-微量元素特征 |
| 3.1.4 全岩Sr-Nd同位素特征 |
| 3.1.5 锆石Lu-Hf同位素 |
| 3.2 岩石成因 |
| 3.2.1 莱芜地区侵入体的形成时代 |
| 3.2.2 莱芜地区侵入体的源区组成与岩浆演化 |
| 第四章 莱芜地区矽卡岩型铁矿床地质特征 |
| 4.1 张家洼铁矿床矿体地质特征及控矿构造 |
| 4.2 矿石类型及特征 |
| 4.2.1 矿石的矿物组成及其特征 |
| 4.2.2 矿石构造 |
| 4.2.3 矿石结构 |
| 4.3 围岩蚀变及成矿阶段 |
| 4.3.1 钠质交代阶段 |
| 4.3.2 干矽卡岩化阶段 |
| 4.3.3 湿矽卡岩化阶段 |
| 4.3.4 硫化物阶段 |
| 4.3.5 碳酸盐阶段 |
| 4.3.6 表生作用期 |
| 第五章 莱芜地区矽卡岩型矿床成矿年代学研究 |
| 5.1 莱芜地区矽卡岩型铁矿床热液榍石U-Pb定年 |
| 5.1.1 样品描述 |
| 5.1.2 分析结果 |
| 5.1.3 讨论 |
| 5.2 莱芜地区矽卡岩型铁矿床金云母~(40)Ar/~(39)Ar定年 |
| 5.2.1 样品描述 |
| 5.2.2 分析结果 |
| 5.2.3 讨论 |
| 5.3 淄博召口矽卡岩型铁矿床石榴石U-Pb定年 |
| 5.3.1 矿区地质特征简述 |
| 5.3.2 样品描述 |
| 5.3.3 分析结果 |
| 5.3.4 讨论 |
| 5.4 沂南矽卡岩型Cu-Au矿床石榴石U-Pb定年 |
| 5.4.1 矿区地质特征简述 |
| 5.4.2 样品描述 |
| 5.4.3 分析结果 |
| 5.4.4 讨论 |
| 5.5 华北矽卡岩型铁成矿作用与克拉通破坏的成因联系 |
| 第六章 膏岩层对矽卡岩型铁矿床成矿的作用和控制 |
| 6.1 方柱石卤族元素组成特征及对成矿流体来源的指示 |
| 6.1.1 样品描述 |
| 6.1.2 分析结果 |
| 6.1.3 讨论 |
| 6.2 热液磷灰石元素和同位素组成特征及对成矿流体来源的指示 |
| 6.2.1 样品描述 |
| 6.2.2 分析结果 |
| 6.2.3 讨论 |
| 6.3 磁铁矿元素组成特征及对成矿流体来源的指示 |
| 6.3.1 样品描述 |
| 6.3.2 分析结果 |
| 6.3.3 讨论 |
| 6.4 莱芜地区硫同位素组成及对成矿流体来源的指示 |
| 6.4.1 样品描述 |
| 6.4.2 分析结果 |
| 6.4.3 讨论 |
| 6.5 矿山岩体中磷灰石卤族元素组成特征及对成矿流体来源的指示 |
| 6.5.1 样品描述 |
| 6.5.2 分析结果 |
| 6.5.3 讨论 |
| 6.6 膏盐层加入矽卡岩型铁成矿体系的时限及对成矿的影响 |
| 第七章 莱芜地区矽卡岩型铁矿关键控制因素与找矿潜力分析 |
| 7.1 成矿关键控制因素 |
| 7.1.1 岩浆条件 |
| 7.1.2 构造条件 |
| 7.1.3 地层条件 |
| 7.2 成矿潜力评价与找矿方向 |
| 第八章 结束语 |
| 8.1 主要认识和结论 |
| 8.2 存在问题和进一步的工作 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录:实验分析方法 |
| 1.全岩主-微量元素及Sr-Nd同位素分析 |
| 1.1 全岩主-微量元素组成分析 |
| 1.2 全岩Sr-Nd同位素组成分析 |
| 2.矿物成分分析 |
| 2.1 电子探针分析(EPMA) |
| 2.2 方柱石卤素含量分析(LA-ICP-MS) |
| 2.3 磷灰石微量元素分析(LA-ICP-MS) |
| 2.4 磷灰石Br含量分析(SIMS) |
| 2.5 石榴石LA-ICP-MS元素面扫描 |
| 3.U-Pb同位素定年 |
| 4.金云母~(40)Ar-~(39)Ar定年 |
| 5.锆石Hf同位素分析 |
| 6.磷灰石原位Sr同位素分析 |
| 7.硫同位素分析 |
| 7.1 硫化物单矿物中硫同位素组成分析 |
| 7.2 硫酸盐及全岩中硫同位素组成分析 |
| 7.3 硫化物LA-MC-ICP-MS原位硫同位素组成分析 |
| 附表和附图 |
（7）汉诺坝拉斑玄武岩的结晶过程 ——来自斜长石晶体粒度分布,成分环带和全岩地化的约束（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 研究现状与存在问题 |
| 1.3 研究内容 |
| 1.4 论文工作量 |
| 第2章 地质背景及火山岩产状 |
| 2.1 区域地质背景 |
| 2.2 火山岩产状 |
| 第3章 分析方法 |
| 3.1 全岩主微量测试 |
| 3.2 阴极发光分析方法 |
| 3.3 晶体粒度分布分析方法 |
| 3.4 电子探针(EPMA)实验 |
| 3.5 背散射图像灰度分析 |
| 第4章 岩相学与岩石地球化学特征 |
| 4.1 岩相学特征 |
| 4.2 主量元素 |
| 4.3 微量元素 |
| 第5章 斜长石晶体粒度分布 |
| 第6章 矿物化学特征 |
| 6.1 长石总体成分特征 |
| 6.1.1 斜长石斑晶的振荡环带 |
| 6.1.2 斜长石基质 |
| 6.1.3 斜长石总体化学成分 |
| 6.2 单斜辉石 |
| 6.3 钛铁氧化物 |
| 第7章 讨论 |
| 7.1 斜长石振荡环带的成因 |
| 7.2 CSD曲线粗化的原因 |
| 7.3 斜长石中元素的分配 |
| 7.4 岩浆结晶的温压条件 |
| 7.5 汉诺坝拉斑玄武岩的深部结晶过程 |
| 第8章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录(作者简介) |
（8）华北东南缘夹沟深源包体的相平衡模拟和P-T演化（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 前言 |
| 1.1 研究背景和科学意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.3 研究目标和研究内容 |
| 1.4 工作量小结 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 华北板块简介 |
| 2.2 华北板块东南缘 |
| 第三章 分析方法 |
| 3.1 矿物电子探针分析 |
| 3.2 Perplex_6.7.0程序相平衡模拟 |
| 第四章 下地壳包体岩石的变质演化 |
| 4.1 岩相学和矿物化学 |
| 4.1.1 矿物组合和岩相学结构 |
| 4.1.2 矿物化学 |
| 4.2 变质阶段划分及温压条件估算 |
| 4.2.1 变质阶段划分 |
| 4.2.2 传统地质温压计温压估算 |
| 4.2.3 相平衡模拟 |
| 第五章 地幔包体的岩相学和P-T条件 |
| 5.1 地幔包体概述 |
| 5.1.1 样品描述 |
| 5.1.2 矿物化学 |
| 5.2 P-T平衡条件估算 |
| 5.3 小结 |
| 第六章 古元古代地壳演化与大地构造意义 |
| 6.1 峰期变质P-T条件和变质演化 |
| 6.2 超高温变质作用 |
| 6.3 大地构造意义和古元古代地壳演化 |
| 第七章 结论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 攻读硕士学位期间发表的学术论文 |
（9）华北地块岩石圈结构（论文提纲范文）
| 作者简介 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 论文选题 |
| 1.2 前人研究现状 |
| 1.2.1 大陆岩石圈演化研究 |
| 1.2.2 华北地块岩石圈性质及演化 |
| 1.3 关键科学问题 |
| 第二章 地质背景 |
| 2.1 华北地块地壳演化 |
| 2.2 华北地块岩石圈地幔演化 |
| 2.3 周边造山带 |
| 第三章 华北地块东南缘深部地壳捕虏体 |
| 3.1 华北地块深部地壳捕虏体研究现状 |
| 3.1.1 深部地壳捕虏体/捕虏晶分布 |
| 3.1.2 华北地块不同时期岩石学地壳厚度 |
| 3.1.3 华北地块深部地壳复杂构造热演化 |
| 3.2 分析方法 |
| 3.3 徐淮中生代闪长岩中深部地壳捕虏体 |
| 3.3.1 岩石学特征 |
| 3.3.2 锆石研究 |
| 3.3.3 中生代徐淮深部地壳岩石学结构 |
| 3.4 女山新生代火山岩中深部地壳捕虏体 |
| 3.4.1 岩石学特征 |
| 3.4.2 锆石研究 |
| 3.4.3 新生代女山深部地壳岩石学结构 |
| 3.5 华北东南缘中新生代深部地壳演化 |
| 第四章 地震学地壳结构 |
| 4.1 华北地块及南缘造山带深地震探测进展 |
| 4.1.1 地震宽角反射/折射剖面 |
| 4.1.2 Moho面深度模型 |
| 4.1.3 地壳内部结构模型 |
| 4.2 数据 |
| 4.2.1 数据获取 |
| 4.2.2 数据结构 |
| 4.2.3 插值方法 |
| 4.3 华北地块地震学地壳结构 |
| 4.3.1 Moho面深度 |
| 4.3.2 Moho面厚度与地表起伏关系 |
| 4.3.3 地壳内部结构 |
| 4.3.4 上地幔顶部Pn波波速 |
| 4.4 周缘造山带地壳结构 |
| 4.4.1 Moho面深度 |
| 4.4.2 内部地壳结构 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 华北地块热岩石圈结构 |
| 5.1 热岩石圈研究现状 |
| 5.1.1 地表热流值测量 |
| 5.1.2 热岩石圈结构构建 |
| 5.2 热岩石圈厚度计算 |
| 5.2.1 计算方程 |
| 5.2.2 热岩石物理参数 |
| 5.2.3 地壳结构模型 |
| 5.3 热岩石圈结构及地质意义 |
| 5.3.1 地表热流值 |
| 5.3.2 Moho面热流值 |
| 5.3.3 Moho面温度 |
| 5.3.4 热岩石圈厚度 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 华北地块岩石圈地幔密度 |
| 6.1 华北地块岩石圈地幔研究进展 |
| 6.1.1 地震学研究 |
| 6.1.2 地幔捕虏体研究 |
| 6.2 模型参数及计算 |
| 6.2.1 自由空气重力异常 |
| 6.2.2 地表起伏模型 |
| 6.2.3 地壳结构模型 |
| 6.2.4 岩石圈地幔厚度 |
| 6.2.5 参考模型 |
| 6.3 地幔残留密度计算 |
| 6.3.1 地壳层影响 |
| 6.3.2 岩石圈-软流圈界面起伏影响 |
| 6.3.3 岩石圈地幔残留重力异常 |
| 6.4 岩石圈地幔密度 |
| 6.4.1 热岩石圈 |
| 6.4.2 地震学岩石圈 |
| 6.5 由岩石圈地幔密度推测华北地块岩石圈地幔属性 |
| 6.6 本章小结 |
| 第七章 华北地块岩石圈 |
| 7.1 华北地块地壳性质 |
| 7.1.1 地壳捕虏体建立华北地块不同时代深部地壳精细结构 |
| 7.1.2 通过地震学剖面建立的华北地块地壳结构 |
| 7.1.3 华北地块地壳结构小结 |
| 7.2 华北地块岩石圈地幔性质 |
| 7.2.1 东部地块岩石圈地幔属性 |
| 7.2.2 中部带岩石圈地幔属性 |
| 7.2.3 西部地块岩石圈地幔属性 |
| 7.2.4 块体俯冲碰撞与岩石圈地幔改造 |
| 7.2.5 华北地块岩石圈地幔小结 |
| 第八章 结论、创新点和存在的问题 |
| 8.1 主要结论 |
| 8.2 创新点 |
| 8.3 存在问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（10）微陆块属性及过程:我国东北地区岩石圈地幔性质差异之根本（论文提纲范文）
| 1 东北地区的构造演化史 |
| 2 不同区域地幔物质对比 |
| 2.1 岩石圈地幔难熔程度 |
| 2.2 岩石圈地幔交代作用 |
| 2.3 岩石圈地幔形成年龄 |
| 2.4 岩石圈地幔Sr-Nd同位素组成 |
| 3 东北地区壳幔耦合与解耦 |
| 4 岩石圈地幔不均一性的形成过程 |
| 4.1 熔-岩相互作用 |
| 4.2 岩石圈地幔置换作用 |
| 4.3 微陆块俯冲拼合作用影响 |
| 5 结语 |
四、华北地区新生代碱性玄武岩中超镁铁质捕掳体的初步研究(续)（论文参考文献）
- [1]华北克拉通东南部新太古代-古元古代玄武质火山岩Li同位素特征及地质意义[D]. 李宇鑫. 中国科学技术大学, 2021(08)
- [2]西藏班公湖-怒江缝合带中段荣马南基性岩地质特征及大地构造意义[D]. 闻俊豪. 中国地质大学(北京), 2020(12)
- [3]中国东北部岩石圈地幔性质及其形成过程[D]. 林阿兵. 中国地质大学, 2020(03)
- [4]古太平洋俯冲对华北克拉通陆内变形及岩浆作用的制约[D]. 张哲坤. 中国科学院大学(中国科学院广州地球化学研究所), 2020(07)
- [5]山东煌斑岩的镁、锌同位素研究及其地质意义[D]. 刘迪. 中国地质大学(北京), 2020(04)
- [6]山东莱芜地区矽卡岩型铁矿床成矿作用与成矿机制研究[D]. 段壮. 中国地质大学, 2019(05)
- [7]汉诺坝拉斑玄武岩的结晶过程 ——来自斜长石晶体粒度分布,成分环带和全岩地化的约束[D]. 郭双燕. 中国地质大学(北京), 2019(02)
- [8]华北东南缘夹沟深源包体的相平衡模拟和P-T演化[D]. 聂佳珍. 中国科学技术大学, 2018(12)
- [9]华北地块岩石圈结构[D]. 夏冰. 中国地质大学, 2018(07)
- [10]微陆块属性及过程:我国东北地区岩石圈地幔性质差异之根本[J]. 林阿兵,郑建平,潘少逵. 岩石学报, 2018(01)