一、川西新元古代玄武质岩浆岩的锆石U-Pb年代学、元素和Nd同位素研究:岩石成因与地球动力学意义（论文文献综述）
惠博[1]（2021）在《扬子西北缘碧口地块新元古代构造演化》文中指出碧口地块位处扬子板块西北缘,保存了丰富的新元古代岩浆活动、沉积地层和构造变形等记录,是探讨扬子板块新元古代构造演化的天然窗口。然而,对于碧口地块新元古代构造演化过程及动力学机制,目前仍缺乏明确的认识。基于此,本次博士论文选取碧口地块鱼洞子杂岩、碧口群变质火山岩系、横丹群碎屑沉积岩系、镁铁质-长英质深成岩体为主要研究对象,综合开展了野外地质、岩石学、年代学、地球化学等方面的研究工作,明确了碧口地块的构造亲缘性,梳理了碧口群变质火山岩的成因机制及构造属性,厘清了横丹群的沉积时限、源区特征及构造背景,阐明了碧口地块关键岩浆作用的形成时限、成因机制及动力学背景。通过系统总结区域地质资料,综合分析已发表研究成果,探讨了碧口地块新元古代构造演化过程及动力学机制。主要取得了以下几个方面的研究成果与认识:（1）碧口地块是扬子板块西北缘早前寒武纪构造单元,演化历史可以追溯至太古代–古元古代时期。碧口地块鱼洞子杂岩中奥长花岗质片麻岩属于典型的太古代TTG类岩石,具有亏损的锆石Hf同位素(εHf（t）=+2.1-+8.1)组成,源于新生镁铁质地壳的重熔作用,代表了～2.82 Ga改造新生地壳事件。角闪斜长片麻岩属于幔源岩浆序列,锆石Hf同位素(εHf（t）=-0.9-+3.9)组分整体亏损,代表了～2.69 Ga重要的地壳生长活动。花岗片麻岩组分类似于太古代TTG类岩石,整体富集的锆石Hf同位素(εHf（t）=-3.4-+1.5)组成,由太古代地壳物质发生部分熔融形成,继承了原岩的组分特征,代表了～2.45 Ga古老地壳物质再循环事件。斜长角闪岩～1.85 Ga的变质年龄代表了古元古代末期重要的区域性变质事件。鱼洞子杂岩物质组成和构造-热演化事件与崆岭杂岩和钟祥杂岩等扬子板块内部早前寒武纪结晶基底岩系具有可对比性,表明鱼洞子杂岩与扬子板块存在潜在的亲缘性。（2）碧口地块至少在新元古代早期～880 Ma已经处于持续俯冲且伴随板片回卷的动力学背景。碧口地块镁铁质深成岩体花岩沟辉长闪长岩、林后坝辉长岩和坪头山辉长岩的形成时代一致,约为880 Ma,是目前碧口地块中已识别最早的新元古代岩浆岩记录。花岩沟辉长闪长岩与典型弧岩浆作用的地球化学信号相似,属于岩石圈地幔楔橄榄岩发生重熔作用形成的产物,原始熔体源区遭受了俯冲沉积物熔体的改造。林后坝辉长岩和坪头山辉长岩具有基本一致的主微量元素和同位素组成,与典型E-MORB的组分特征类似,是与E-MORB源区类似的深部富集地幔物质上涌,并在减压条件下发生部分熔融而形成。花岩沟辉长闪长岩形成于与俯冲相关的岛弧环境,林后坝辉长岩和坪头山辉长岩属于俯冲洋壳板片发生板片回卷机制的岩浆响应。（3）碧口地块在～860-825 Ma依旧受控于持续俯冲伴随板片回卷的动力学体制。碧口地块长英质深成岩体白雀寺石英二长岩、八海河石英二长岩和石林沟二长花岗岩侵位年龄相似,形成于～860 Ma。麻柳铺花岗闪长岩侵位时限稍晚,形成时代为～825 Ma。白雀寺石英二长岩、八海河石英二长岩和石林沟二长花岗岩具有一致的同位素组分特征,二长花岗岩是石英二长岩熔体发生强烈分异结晶作用的产物。白雀寺石英二长岩和八海河石英二长岩属于典型的埃达克质岩,具有幔源特征的锆石Hf(εHf（t）=+4.8-+6.7)和全岩Nd同位素(εNd（t）=+1.7-+2.1)组成,属于俯冲板片回卷机制下,洋壳板片受到上涌软流圈地幔物质持续烘烤发生部分熔融,与上覆地幔楔橄榄岩相互作用形成的产物。麻柳铺花岗闪长岩为典型的I型花岗岩,具有富集的锆石Hf(εHf（t）=-15.0--10.9)及全岩Nd同位素(εNd（t）=-11.8--11.9)组成,是俯冲过程中幔源岩浆底侵致使碧口地块古老地壳物质发生重熔所形成,代表了碧口地块重要的古老物质再循环事件。（4）碧口地块持续的板片回卷触发了～845-760 Ma弧后伸展活动。碧口地块碧口群变质中-基性火山岩依据地球化学特征可以划分为Ⅰ组、Ⅱ组和Ⅲ组三种类型。Ⅰ组变质中-基性火山岩组分特征类似于IAB,形成于地幔楔橄榄岩的部分熔融,源区受到早期俯冲消减组分的交代;Ⅱ组变质基性火山岩与E-MORB的配分模式类似,源于上涌的深部富集地幔物质的部分熔融;Ⅲ组变质中-基性火山岩配分模式类似于OIB,源于深部软流圈地幔,岩浆演化过程中受到少量壳源组分的改造。碧口群变质酸性火山岩可以划分为Ⅰ组和Ⅱ组两种类型。Ⅰ组变质酸性火山岩具有变化范围较大的Mg O、Ni和Cr含量,源于中下地壳的重熔,岩浆演化中有幔源物质的加入;Ⅱ组变质酸性火山岩Mg O、Ni和Cr含量低,由碧口地块古老地壳发生重熔所形成。碧口群变质中-基性火山岩和变质酸性火山岩均属于碧口地块弧后伸展体制的岩浆响应。（5）碧口地块在～720 Ma构造-岩浆活动趋于沉寂,逐步过渡为板内裂陷的动力学体制。碧口地块横丹群碎屑沉积岩系是一套富集火山物质的沉积建造,具有近源沉积特征。碎屑锆石年代学的结果显示,下部白杨组和上部秧田坝组具有一致的最大沉积时限,约为720 Ma,表明横丹群属于新元古代早-中期快速堆积的沉积序列。横丹群整体具有类似的物源属性,白杨组和秧田坝组均显示出以新元古代（～915-720 Ma）为主并含有少量古元古代-中元古代（～2450-1750 Ma）年龄的碎屑锆石年龄谱系特征,显示碧口地块和邻近的扬子板块西北缘-西缘新元古代早期岩浆弧为主要物源区。横丹群白杨组和秧田坝组碎屑沉积岩具有相似的地球化学组成,组分特征与典型弧前盆地浊积岩相似。横丹群是碧口地块新元古代早-中期沉积盆地中发育的产物,沉积时限不早于～720 Ma。（6）综合上述最新研究成果以及区域已发表研究数据,提出碧口地块结晶基底形成于太古代-古元古代时期,认为碧口地块属于扬子板块西北缘早寒武纪构造单元。新元古代时期,碧口地块构造活动趋于活跃,演化过程主要包括以下四个阶段:新元古代早期（～880-860 Ma）俯冲板片回卷和岩浆弧逐步发展阶段;新元古代早期（～845-760Ma）俯冲作用持续进行、弧后伸展机制触发和弧后裂谷发育阶段;新元古代中期（～720Ma）构造体制转换和岩浆活动沉寂阶段;新元古代中-晚期岩浆作用停滞、裂陷-拗陷盆地发展和沉积盖层发育阶段。
朱毓[2]（2021）在《扬子板块西缘新元古代花岗岩类岩浆成因及深部动力学意义》文中进行了进一步梳理作为华南板块的重要组成部分,扬子板块西缘广泛发育有晚中元古代–新元古代花岗岩类与共生的镁铁质–超镁铁质岩石,这些岩石被认为是晚中元古代–新元古代时期罗迪尼亚（Rodinia）超大陆汇聚与裂解过程的产物,它们记录了该时期扬子西缘地幔属性、地壳增长与重熔以及壳幔相互作用的关键信息,从而成为探索Rodinia超大陆演化进程的重要载体。不同源区花岗岩类岩浆成因的研究对于揭示地壳温压环境及壳幔相互作用具有重要的意义。扬子西缘新元古代基性岩浆岩的地幔属性及构造意义已经被系统研究,然而,对于不同类型中酸性花岗岩类岩石成因与地质意义的系统研究仍有待加强。前人研究表明,扬子西缘新元古代存在俯冲大洋板片、交代地幔、新生镁铁质下地壳以及加厚下地壳来源的岩浆作用。那么,是否存在成熟地壳源区部分熔融的岩浆作用?此外,基于俯冲构造环境,扬子西缘新元古代存在俯冲流体与大洋板片熔体有关的地幔交代作用。那么,是否存在俯冲沉积物熔体有关的地幔交代作用?同时,扬子西缘新元古代俯冲背景下的构造转换进程如何?扬子西缘新元古代俯冲进程与地幔交代作用、地壳增长与重熔进程的协同演化关系如何?这些问题都亟待约束。基于以上考虑,本文选取扬子板块西缘新元古代四组典型的花岗岩类和岩石组合（包括水陆高Mg#闪长岩、宽裕-茨达过铝质花岗岩、大陆I型花岗闪长岩-花岗岩和攀枝花-盐边地区辉长闪长岩-埃达克花岗岩-A型花岗岩组合）为研究对象,进行系统的野外地质、岩相学、锆石U-Pb年代学、全岩主微量元素、全岩Sr-Nd同位素和锆石Lu-Hf同位素研究。结合前人对于区域地质的研究成果以及实验岩石学的结论,探究四组特征性的花岗岩类和岩石组合的岩浆成因机制,试图系统揭示扬子西缘新元古代不同深度层次（交代地幔源区-新生镁铁质下地壳源区-成熟大陆地壳源区）的岩浆作用,为扬子西缘新元古代俯冲流体与沉积物熔体有关的地幔交代作用以及成熟大陆地壳岩浆作用提供证据,并为扬子西缘新元古代俯冲背景及构造转换进程（从俯冲进程早–中期交代地幔岩浆上涌引发的地壳增厚到俯冲进程中–后期弧后扩张阶段引发的区域性地壳减薄）提供进一步约束。本文获得的主要认识包括以下几个方面:1.扬子西缘新元古代俯冲流体与沉积物熔体交代地幔岩浆作用:来自ca.850-835 Ma水陆高Mg#闪长岩的约束扬子西缘新元古代俯冲流体与板片熔体有关的地幔交代作用已经被报道,然而,对于俯冲沉积物熔体有关的地幔交代作用的研究较少。高Mg#闪长岩的岩浆成因能够为俯冲背景下的地幔交代作用提供至关重要的见解,因此,我们选取扬子西缘米易地区最新识别的新元古代水陆高Mg#闪长岩进行详细的研究,旨在揭示俯冲流体与俯冲沉积物熔体有关的地幔交代作用。锆石U-Pb年代学研究表明水陆高Mg#闪长岩形成于ca.850-835 Ma。它们属于准铝质钙碱性岩石,具有中等的Si O2（57.08 wt.%–61.12wt.%）含量和高的Mg O（3.36 wt.%–4.30 wt.%）含量以及Mg#（56–60）值。水陆高Mg#闪长岩具有低的全岩初始87Sr/86Sr比值（0.703406–0.704157）以及高且正的全岩εNd（t）（+3.3～+4.3）和锆石εHf（t）（+8.43～+13.6）值,指示它们来源于亏损的岩石圈地幔源区。它们具有富集的轻稀土元素和大离子亲石元素以及亏损的高场强元素特征,显示典型的弧岩浆属性。考虑到并不重要的地壳混染和Nd-Hf同位素的轻微解耦,水陆高Mg#闪长岩具有的高的Ba含量以及Rb/Y、Th/Ce、Th/Sm、Ba/La和Th/Yb比值说明,它们的地幔源区在部分熔融之前经历了俯冲流体与沉积物熔体有关的地幔交代作用。因此,我们认为水陆高Mg#闪长岩来源于俯冲流体与沉积物熔体交代地幔源区的部分熔融。结合之前对于俯冲流体与板片熔体有关的地幔交代作用的研究,我们提出,伴随着俯冲进程的持续,扬子西缘新元古代地幔源区逐渐经历了俯冲流体、沉积物熔体与板片熔体的交代作用。水陆高Mg#闪长岩的识别为扬子西缘新元古代时期俯冲沉积物熔体有关的交代地幔岩浆作用提供了具体的岩石地球化学证据。2.扬子西缘新元古代成熟大陆地壳的不平衡熔融:来自ca.840-835 Ma宽裕-茨达过铝质花岗岩的见解扬子西缘新元古代存在的交代地幔与新生镁铁质下地壳的部分熔融已经被广泛报道,但是,对于成熟大陆地壳物质重熔的详细研究仍然较为有限。过铝质花岗岩的形成能够为成熟大陆地壳的部分熔融提供重要的见解。因此,我们选取最新识别的扬子西缘新元古代宽裕-茨达过铝质花岗岩进行详细的锆石U-Pb-Hf同位素,全岩地球化学和Sr-Nd同位素研究,旨在揭示其详细的岩浆源区与成因机制,并进一步为扬子西缘新元古代成熟大陆地壳岩浆作用提供约束。LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄显示宽裕-茨达过铝质花岗岩产生于ca.840-835 Ma。它们具有高的Si O2（66.88 wt.%–75.56wt.%）、K2O（4.61 wt.%–7.29 wt.%）、K2O/Na2O（1.44–3.25）和A/CNK（1.04–1.18）值。宽裕-茨达过铝质花岗岩显示富集的Rb、K、Th、U和Pb以及亏损的Nb、Ta、Sr和Ti,具有类似于中上地壳的微量元素配分模式。它们具有高的初始87Sr/86Sr比值（0.709893–0.721704）以及负的全岩εNd（t）（-5.1～-2.9）值,指示一个演化的地壳源区。此外,宽裕-茨达过铝质花岗岩具有变化的Ca O/Na2O（0.09–0.65）和Al2O3/Ti O2（25.3–88.4）比值,中等的Rb/Ba（1.68–3.86）和Rb/Sr（0.32–0.85）比值以及高的摩尔Al2O3/（Mg O+Fe OT）（2.04–5.23）和低的Ca O/（Mg O+Fe OT）（0.15–0.48）值,说明它们来源于不均一的变质沉积物源区（变泥质岩+变质杂砂岩）。考虑到缺乏壳幔岩浆混合的证据,它们不均一的锆石Hf同位素组分（εHf（t）=-7.75～+3.31）是由于不均一的变质沉积物源区的不平衡熔融进程导致的。结合区域地质背景,我们提出宽裕-茨达过铝质花岗岩代表扬子西缘新元古代俯冲进程早期阶段成熟大陆地壳物质的不平衡熔融作用。扬子西缘新元古代时期不仅经历了新生镁铁质下地壳的熔融,也发生了成熟大陆地壳物质的重熔。3.扬子西缘新元古代不同地壳层次的岩浆响应:来自ca.780 Ma大陆I型花岗闪长岩-花岗岩的证据I型花岗岩岩浆成因的深入研究能够为了解区域地壳增长与熔融进程提供窗口。本文选取扬子西缘新元古代大陆I型复式花岗闪长岩-花岗岩岩体进行详细的研究,旨在揭示不同地壳层次的岩浆响应,并进一步探讨复式花岗岩岩体的地球化学多样性。锆石U-Pb年代学研究表明大陆I型花岗闪长岩-花岗岩形成于ca.780 Ma。全岩地球化学特征显示大陆I型花岗闪长岩属于钠质钙碱性,准铝质到轻微过铝质岩石,具有中等的Si O2（60.88 wt.%–68.07 wt.%）含量和高的Na2O/K2O（2.27–3.65）比值以及变化的A/CNK（0.94–1.08）比值。它们具有明显正的全岩εNd（t）（+1.1～+2.3）和锆石εHf（t）（+2.16～+7.39）值,暗示来源于新生镁铁质下地壳源区的部分熔融。大陆I型花岗岩属于高钾钙碱性过铝质岩石。它们显示出负的全岩εNd（t）（-0.8～-0.6）和不均一的锆石εHf（t）（–4.65～+5.80）值。考虑到大陆I型花岗闪长岩与花岗岩的共生关系,大陆I型花岗岩主要来源于镁铁质下地壳熔体引发的浅部地壳源区变质沉积物的部分熔融。此外,大陆I型复式花岗岩体的地球化学多样性是由于源区的差异性与部分熔融温度的差别导致的。4.扬子西缘新元古代俯冲背景区域地壳增厚到减薄:来自ca.810-750 Ma辉长闪长岩-埃达克花岗岩-A型花岗岩的证据A型花岗岩紧随着埃达克花岗岩的出现能够为俯冲背景下区域性的地壳增厚到减薄进程提供独特的见解。本文选取扬子西缘攀枝花-盐边地区新元古代辉长闪长岩-埃达克花岗岩-A型花岗岩组合进行详细的锆石U-Pb-Hf同位素和全岩地球化学研究,旨在评估它们的岩石成因与深部动力学意义。大尖山辉长闪长岩形成于ca.810 Ma。它们属于钠质钙碱性岩石,具有低的Si O2（52.62 wt.%–53.87 wt.%）,中等的Mg O（2.67wt.%–3.41 wt.%）以及高的Fe2O3T（7.18 wt.%–7.49 wt.%）和Ca O（5.68 wt.%–7.50 wt.%）含量。它们显示高的Th/Zr和Rb/Y比值以及低的Nb/Zr和Nb/Y比值,指示俯冲流体交代作用。结合它们正的全岩εNd（t）（+1.0～+1.5）和锆石εHf（t）（+3.66～+8.18）值,我们认为大尖山辉长闪长岩来源于俯冲流体交代地幔源区的部分熔融。大尖山埃达克花岗岩形成于ca.800 Ma。它们显示高的Si O2（74.08 wt.%–74.82 wt.%）、Na2O（4.76wt.%–5.60 wt.%）、Sr（335–395 ppm）含量和Sr/Y（38.9–54.3）比值以及低的Y（7.04–9.71ppm）和Yb（0.78–1.08 ppm）含量。它们低的Mg O（0.25 wt.%–0.30 wt.%）、Mg#（36–41）、Cr（2.94–3.59 ppm）和Ni（1.32–1.55 ppm）含量以及正的全岩εNd（t）（+0.5～+0.6）和锆石εHf（t）（+1.62～+8.07）值说明它们来源于加厚的新生镁铁质下地壳的部分熔融。攀枝花A型花岗岩形成于ca.750 Ma。它们显示极度高的Si O2（76.61 wt.%–77.14wt.%）和Na2O+K2O（8.55 wt.%–9.69 wt.%）含量以及10000*Ga/Al值（2.56–2.80）与分异指数（95–97）。它们具有负的全岩εNd（t）（–1.6～–1.2）和变化的锆石εHf（t）（–4.65～+5.80）值。地球化学特征表明攀枝花A2型花岗岩来源于低压环境下长英质地壳的部分熔融。结合区域地质背景,我们提出,ca.810 Ma的大尖山辉长闪长岩指示扬子西缘新元古代处于俯冲背景,广泛的早–中新元古代交代地幔来源的岩浆（>810 Ma）在上升侵位过程中加厚了镁铁质下地壳。Ca.800 Ma大尖山埃达克花岗岩到ca.750 Ma攀枝花A型花岗岩的出现代表扬子西缘俯冲背景下地壳增厚到减薄过程。基于上述四组扬子西缘新元古代典型花岗岩类与岩石组合的研究,我们系统揭示了扬子西缘新元古代不同深度层次的壳幔局部熔融作用（交代地幔源区–新生镁铁质下地壳源区–成熟大陆地壳源区）,并进一步为扬子西缘新元古代俯冲背景提供了约束。基于俯冲背景,我们认为,扬子西缘新元古代地幔源区逐渐经历了俯冲流体、沉积物熔体和板片熔体有关的交代作用。此外,我们提出扬子西缘新元古代构造转换进程:扬子西缘早–中新元古代交代地幔来源的岩浆在上升形成镁铁质–超镁铁质侵入体的同时也加厚了下地壳,中–后期加厚下地壳来源的埃达克花岗岩到A型花岗岩的出现代表了扬子西缘俯冲进程的区域性地壳增厚到减薄过程,区域减薄环境的出现指示了俯冲进程后期的弧后扩张阶段。
李浩然[3]（2021）在《青海柴达木盆地周缘显生宙陆相火山岩区多金属成矿作用研究》文中提出柴达木周缘位于青藏高原的北缘,中央造山带重要的组成部分,包括东昆仑和祁连两大造山带。其独特的大地构造位置、复杂的构造环境、频繁的岩浆活动及不同程度的变质作用,记录了区域构造-岩浆-成矿作用的造山旋回过程,不仅造就了区内异常丰富的矿产资源,同时也是揭秘大陆岩石圈时空结构及不同圈层相互作用和显生宙地球动力学演化的理想试验地。论文选取了柴达木周缘近年来新发现的产在陆相火山岩区的具有代表性的6个典型矿床为研究对象,强调野外实际调研地质现象,结合详细的室内观察分析,系统的总结矿床地质特征、成矿条件,准确厘定矿床成因类型。对矿区内的火山岩及中酸性侵入岩开展岩石学、锆石LA-ICP-MS、全岩地球化学及锆石Hf同位素的综合研究,结合矿相学、流体包裹体、H-O同位素等一系列实验方法,取得了以下主要成果:柴北缘造山带内牦牛山组酸性火山岩结晶年龄为407Ma、378Ma、377Ma,结合该时期前人的研究资料,系统的总结了加里东期-华力西期陆陆碰撞-后碰撞的动力学演化事件,～410Ma的时间点为重要的同碰撞到后碰撞的构造体制转换时间,此时柴北缘地区发生板片断离事件,整体从挤压造山环境转为伸展环境,标志着正式进入后碰撞伸展阶段,随着地壳持续增厚在～380Ma发生岩石圈拆沉,大量的幔源岩浆上涌。本文获取的柴北缘晚华力西期-印支期中酸性侵入岩结晶年龄为240Ma、232Ma、230Ma,加里东期造山运动结束后,柴达木地块已经与祁连地块拼贴完成,本文研究认为该时期并未裂解出新的洋盆,而是与东昆仑造山带一同受巴颜喀拉洋北向俯冲作用影响。通过对东昆仑造山带中生代火山岩详细研究发现具有明显岩性差异、时代差异和构造背景差异的两期火山岩事件,而非前人认为的均为鄂拉山组,基于上述地质事实,本文建议将鄂拉山组解体,并建立夏河组,与传统的鄂拉山组火山岩相区分。夏河组成岩年龄为印支早期,地球化学和锆石Hf同位素特征显示其源区来源于俯冲板片脱水交代形成的富集地幔与熔融的镁铁质地壳形成的混合岩浆,形成于巴颜喀拉洋北向俯冲于柴达木陆块之下的活动大陆边缘背景。传统的鄂拉山组火山岩,其成岩年龄为印支晚期,源区具有强烈壳-幔混合岩浆特征,形成于陆陆碰撞之后的后碰撞伸展-强烈的岩石圈拆沉背景。由此可见,柴周缘显生宙存在三期陆相火山岩,而非前人认为的两期。本文对选取的六个典型矿床进行了细致的野外和室内工作,研究认为:柴北缘达达肯乌拉山多金属矿为热液脉型矿床,非VMS型矿床。孔雀沟-哈布其格钼（铜）多金属矿床具有典型的面型蚀变特征为斑岩型矿床,虽然目前研究程度较低,但是展现出巨大的找矿潜力。东昆仑造山带夏河铜多金属矿为高硫化型浅成低温热液矿床,鄂拉山口铅锌矿、哈日扎银多金属矿和那更康切尔银多金属矿为浅成中低温热液脉矿床。其中夏河,鄂拉山口和哈日扎均非前人认为的斑岩型矿床。鄂拉山口铅锌矿床流体包裹体主要有气液两相和含CO2三相,属于H2O-Na Cl-CO2体系,H-O同位素显示成矿流体来源于岩浆水和大气水的混合,硫同位素显示具有多元性,受酸性岩浆和地层共同影响。夏河铜多金属矿床以气液两相和含CO2三相为主,H-O同位素显示成矿流体具有深源性,演化到晚期大量大气降水参与成矿,硫同位素来源于中酸性岩浆活动。哈日扎和那更康切尔矿床流体包裹体以CO2三相和气液两相为主,C-H-O-S-Pb同位素显示成矿流体具有幔源初生水特征,铅来源于幔源和地壳的混合,硫同位素显示具有幔源硫的特征,此外首次在那更康切尔矿区发现碲化物的存在,种种迹象体现了深部地质作用对银多金属矿床的控制作用。在以上研究的基础之上,总结区域成矿作用与地球动力学背景的耦合关系,东昆仑造山带在晚华力西期-印支期巴颜喀拉洋北向俯冲的过程中,将大量的水和金属硫、亲流体的大离子亲石元素（LILE）、卤素以及其他组分输送到上地幔中,为形成富含Ag、Au成矿物质的幔源C-H-O流体相提供了基础。与此同时形成了一系列区域性大断裂、大型剪切带及次一级的褶皱和断裂控矿构造,该时期幔源岩浆底侵导致下地壳部分熔融,形成混合岩浆沿断裂上侵携带了成矿物质,在上升过程中物理化学条件发生变化,导致金属硫化物沉积形成如本文鄂拉山口和夏河矿床。演化到印支晚期洋盆闭合之后,区域经历强烈的构造体制转换,储存在上地幔的大量富含Ag、Au等金属元素的幔源C-H-O流体沿深大断裂运移至浅部地壳,成矿流体运移的过程中,也同样不断萃取围岩的成矿元素,在运移至浅部时,在大气降水的参与下,最终沉淀形成银多金属矿床。明确了产在柴周缘陆相火山岩区的矿床的找矿方向,既寻找形成深度较浅的矿床类型,如斑岩型矿床,浅成低温热液矿床和部分热液脉型矿床。由于中生代柴北缘远离俯冲带,因此东昆仑造山带成矿作用明显强于柴北缘地区。由于陆相火山岩区剥蚀深度较浅,本文认为陆相火山岩区是接下寻找此类Ag多金属矿床的重点靶区。本文以新的视角,内容涵盖丰富,将理论研究和实例分析相结合,提出了部分前瞻性探索和实践经验的总结规律。进一步厘清了柴达木盆地周缘成矿作用与地球动力学的耦合关系提供了一定的参考。在观点、方法、阐述过程及结论方面不足之处,承蒙同行专家批评指正。
甘保平[4]（2021）在《敦煌地块古生代岩浆作用及其对中亚造山带构造演化的响应》文中认为敦煌地块位于塔里木克拉通和华北克拉通的衔接部位,为中亚造山带南缘具有前寒武纪变质基底的一个微陆块。敦煌地块在古生代经历了多期次、多阶段的构造演化过程,并形成了一些复杂的岩浆-变质杂岩,被认为与古亚洲洋南部俯冲-闭合过程中相关的造山事件密切有关,且其中的花岗质岩浆的成因和动力学机制对于揭示敦煌地块大陆地壳的演化和中亚造山带南缘的构造演化过程等均具有十分重要的地质意义。本论文在已有研究基础上,通过野外地质调研,选取敦煌地块北部的古生代花岗质岩石为研究对象,开展系统的岩相学、岩石学、锆石U-Pb年代学、主微量元素地球化学、矿物地球化学以及同位素地球化学（Sr-Nd-Pb-Hf）研究,试图揭示研究区古生代岩浆活动的时空分布规律,阐明古生代不同时期的岩石单元的成因机制、构造背景及深部动力学过程,从而为探讨敦煌地块古生代地壳演化和中亚造山带南缘的构造演化过程提供了依据,且取得了以下几点认识:（1）在敦煌地块东北部梁湖-小宛-大坡口子地区识别出了一套寒武纪花岗岩,锆石U-Pb年代学结果表明其侵位年龄约为510±2 Ma,为目前报道敦煌地区古生代时期最古老的深成侵入体。地球化学特征表明其属于准铝质、钙碱性I型花岗岩,具有正的εHf（t）值（+11.0～+14.7）和εNd（t）值（+2.3～+5.6）,对应的模式年龄分别为754～520 Ma和970～740 Ma,以及高的放射性成因Pb同位素特征,表明岩浆起源于新生地壳的部分熔融作用,并有少量地幔物质的加入。其中的大坡口子细粒花岗岩具有埃达克质岩石的地球化学特征,如Sr=730–733 ppm,Y=1.84–1.93 ppm和Yb=～0.21 ppm,Sr/Y=380–398,属于加厚的新生地壳（至少大于40 km的地壳深度）部分熔融的产物。结合区域地质,本研究认为敦煌地块中这些寒武纪岩体形成于一个大陆弧的构造背景,为古亚洲洋南缘俯冲作用相关岩浆事件的产物,推测古亚洲洋南缘的初始俯冲时间可能发生于早寒武世。（2）敦煌地块奥陶和志留纪的岩浆岩主要出露在北部瓜州南地区,以梁湖石英闪长岩和十工二长花岗岩为代表,锆石U-Pb定年结果表明其侵位年龄分别为455±3 Ma和431±3 Ma。地球化学特征表明二者都属于准铝质、钙碱性I型花岗岩类岩石,且具有高Sr和低Y含量,以及高的Sr/Y比值,指示具有埃达克质岩石的属性。石英闪长岩具有负的εNd（t）值（-1.3～-3.2）和正的εHf（t）值（+3.8～+8.0）,对应的模式年龄分别为1120～1090 Ma和1165～906 Ma,较高的Mg O-Cr-Ni含量和Mg#值以及Ba/La和La/Sm比值,表明其岩浆可能起源于俯冲板片（沉积物熔体+流体）部分熔融作用,随后与上覆地幔楔内的橄榄岩发生相互作用,后续在上升过程中同化了地壳物质,形成于俯冲相关的构造背景。二长花岗岩具有负的εNd（t）值（-3.6）和正到负且变化较大的εHf（t）值（-2.5～+3.0）,对应的模式年龄分别为1320 Ma和1197～547 Ma,低的Mg O,Mg#值以及Cr-Ni-Co含量,表明其岩浆源区是由加厚的新生地壳和中元古代地壳物质混合而成,并且伴有少量的地幔物质参与,属于同碰撞构造背景下的岩浆产物。通过地壳厚度的初步估算,结果显示敦煌地块早志留世地壳厚度可高达50～55 km,推测是由古亚洲洋俯冲过程中幔源岩浆底侵以及后续敦煌地块和北山造山带最南部石板山地体大约在440～430 Ma发生碰撞所致。（3）敦煌地块泥盆纪花岗岩类主要分布在三危山-东水沟-蘑菇台地区,其中东水沟岩体为复式岩体,由石英闪长岩-花岗闪长岩-黑云母花岗岩组成,锆石U-Pb年代学结果表明其侵位年龄为390～380 Ma,侵入花岗闪长岩中的晚期英安斑岩形成年龄为367±4Ma。早期石英闪长岩-花岗闪长岩和晚期侵入体英安斑岩具有岛弧岩浆的地球化学特征,属于中-高钾、钙碱性、准铝质岩系,其中石英闪长岩-花岗闪长岩具有正的εNd（t）值（-0.73～+0.38）和εHf（t）值（+3.12～+10.7）,对应的模式年龄分别为1.12～1.04 Ga和1.15～0.83 Ga,以及显示下地壳属性的Pb同位素组成。这些岛弧岩浆岩均被认为是在镁铁质幔源岩浆底侵作用下,诱发新生玄武质下地壳部分熔融作用的产物。黑云母花岗岩具有高Sr,低Y含量以及高的Sr/Y比值,表明具有埃达克质岩石的属性。此外,它们还具有高的Cr-Ni含量和Mg#值,正的εNd（t）值（+3.0）,负到正且变化较大的εHf（t）值（-3.67～+12.2,大部分大于0）,对应的模式年龄分别为1.34～0.57 Ga和0.82 Ga,以及低的Pb同位素组成,这些特征表明其可能起源于俯冲板片的部分熔融作用,随后与上覆地幔楔橄榄岩发生相互作用,并且岩浆上升期间可能受到一定程度的中元古代地壳的混染。（4）本研究从三危山-黄水沟北地区敦煌群中厘定出了450～440 Ma的片麻状英云闪长岩（属于第二、三岩组）和368±3 Ma的酸性火山岩（属于第四岩组）。片麻状英云闪长岩具有岛弧岩浆的特征,显示相对富集大离子亲石元素（如Rb,Ba,U和Pb）,亏损高场强元素（如Nb,Ta和Ti）的特征,具有变化范围较大的εHf（t）值（-9.7～+10.4）,表明岩浆起源于新生地壳物质和古老地壳物质的部分熔融作用。三危山酸性火山岩有负的εHf（t）值（-5.6～-1.9）,古元古代的模式年龄（平均年龄为1640 Ma）,指示岩浆起源于古老下地壳物质的熔融。结合已有的研究,表明敦煌群可能最晚形成于晚泥盆世（～368Ma）,并非之前所认为的形成于1.95～1.83 Ga。（5）综合已有的研究,本论文认为敦煌地块属于中亚造山带南部的一个具有太古代-古元古代变质结晶基底微陆块。在早寒武世沉积盖层形成之后,在古生代乃至中生代其遭受了古亚洲洋南部俯冲-增生造山作用过程的强烈改造,使其地壳发生活化,在整个敦煌地区形成了广泛的寒武纪-二叠纪岩浆岩和晚奥陶世-泥盆纪变质岩。其中古生代岩浆作用大致可划分为六期:中寒武世（～510 Ma）,晚奥陶世-早志留世（～440 Ma）,早泥盆世（～410 Ma）,晚泥盆世（390～360 Ma）,中石炭世（～335 Ma）,中-晚二叠世（～250～280 Ma）,这些时代所发育的岩浆岩大部分属于富钠、钙碱性、准铝质-弱过铝质的I型花岗质岩石系列。敦煌地块经历了早古生代俯冲-碰撞造山过程和晚古生代俯冲-碰撞-伸展的两期构造演化过程,并在志留纪和石炭纪发生了两次地壳增厚事件（厚度达50～55 km）。此外,敦煌地块小宛地区和三危山地区分别属于寒武纪和泥盆纪时期的岩浆弧,该弧岩浆作用可能对敦煌地块北部古生代的地壳生长起了重要作用,而敦煌地块南部晚志留世-石炭纪岩浆作用事件主要以古老地壳再造为主。
郭军[5]（2021）在《华北南缘小秦岭-熊耳山地区中生代岩浆岩地球化学研究》文中研究表明大陆碰撞造山带广泛出露碰撞后岩浆岩,它们的形成与汇聚板块边缘地壳岩石的再造和再循环具有密切联系。碰撞后长英质岩浆岩不仅记录了造山带地壳的再造,而且记录了碰撞造山带的构造演化。碰撞后镁铁质岩浆岩记录了不同性质地壳组分的再循环,而且其衍生物质交代地幔楔形成具有不均一的矿物组合和地球化学特征的交代地幔源区。碰撞后岩浆岩的地球化学特征不仅与岩浆源区性质有关,而且反映了造山带的化学地球动力学过程。秦岭造山带位于中国中部,关于其形成机制和构造演化过程的许多关键科学问题依旧悬而未决。华北陆块南缘小秦岭-熊耳山地区紧邻秦岭造山带北缘（北秦岭）,广泛出露有中生代花岗岩和中-基性岩脉,它们的成因还存在巨大争议。本文对该区晚中生代花岗岩和中-基性岩脉进行了系统的岩相学、同位素年代学和地球化学研究,结果不仅确定了它们的形成时代和源区性质,而且为理解北秦岭-小秦岭大陆碰撞带的构造演化和俯冲隧道中不同地壳组分的再循环提供了地球化学线索。本文研究了小秦岭-熊耳山地区4个典型的晚中生代花岗岩体。根据微量元素和放射成因同位素特征以及残留锆石U-Pb年龄,这些花岗岩可以大致分为两组:组Ⅰ花岗岩来自华山岩体、文峪岩体和合峪岩体,具有高的Sr/Y和（La/Yb）N比值且Eu负异常不显着,类似于埃达克质岩石;以伏牛山岩体为代表的组Ⅱ花岗岩则具有低的Sr/Y和（La/Yb）N比值以及显着的Eu负异常。组Ⅰ花岗岩的侵位年龄较为一致（137-130 Ma）,而组Ⅱ花岗岩的形成时代则变化较大（136-120 Ma）。组Ⅰ花岗岩来源于增厚造山带地壳的部分熔融,组Ⅱ花岗岩则由减薄的造山带地壳部分熔融形成。因此,华北南缘晚中生代花岗岩记录了该区早白垩世大规模岩石圈减薄。组Ⅰ花岗岩具有富集的Sr-Nd-Hf同位素组成,含有新太古代和古元古代U-Pb年龄的残留锆石。组Ⅰ花岗岩全岩Sr-Nd和锆石Hf-O同位素组成与华北南缘古老结晶基底相似,新太古代和古元古代残留锆石Hf-O同位素组成也与太华群和熊耳群一致。这表明组Ⅰ花岗岩主要来源于华北南缘古老结晶基底的部分熔融。组Ⅱ花岗岩中的古元古代残留锆石和部分同岩浆锆石具有低的εHf（t）值,表明其源区也含有相似的古老地壳岩石。但是,与组Ⅰ花岗岩相比,组Ⅱ花岗岩表现出相对弱富集的放射成因Sr-Nd-Hf同位素组成,表明有新生地壳物质的贡献。另外,组Ⅱ花岗岩中不仅含有古元古代U-Pb年龄的残留锆石,还含有早新元古代和早古生代U-Pb年龄的残留锆石,其Hf-O同位素组成分别与北秦岭榴辉岩/片麻岩的原岩锆石和古生代花岗岩的锆石相似。因此,组Ⅱ花岗岩是由华北南缘古老结晶基底和北秦岭新生地壳组成的混合源区在晚中生代部分熔融形成的。在寒武纪时期,原特提斯大洋板片牵引北秦岭微陆块向北俯冲到华北南缘之下,并在柯石英和金刚石稳定域发生超高压变质作用。随后深俯冲地壳发生拆离折返,部分北秦岭新生地壳残留在华北南缘之下,然后在晚中生代碰撞后伸展阶段与华北南缘古老结晶基底一起发生部分熔融,从而在小秦岭-熊耳山地区形成了组Ⅱ花岗岩。大陆碰撞带中的铝质A1型花岗岩通常形成于碰撞后长英质岩浆作用的末期,与碰撞后Ⅰ型花岗岩具有紧密的成因联系。关于铝质A1型花岗岩的成因和地质意义仍存在巨大争议。熊耳山地区太山庙正长花岗岩为我们研究铝质A1型花岗岩的源区性质和形成机制提供了很好的机会。本文对太山庙正长花岗岩和邻近的伏牛山花岗岩的岩相学、地质年代学和地球化学进行了系统的比较研究。太山庙正长花岗岩在119±1 Ma侵入于熊耳群火山岩中,与伏牛山岩体晚阶段非埃达克质花岗岩的侵位时代一致。太山庙正长花岗岩的全岩Nd和锆石Hf-O同位素组成也与伏牛山花岗岩相似,表明太山庙正长花岗岩来源于华北南缘古老结晶基底和北秦岭新生地壳组成的混合源区。根据岩相学和地球化学特征,太山庙正长花岗岩属于铝质A1型花岗岩,而伏牛山花岗岩为Ⅰ型花岗岩。太山庙正长花岗岩是伏牛山岩体晚阶段非埃达克质花岗岩浆经角闪石和斜长石的结晶分异形成的。因此,我们提出一个铝质A1型花岗岩的形成机制,即地壳来源的Ⅰ型非埃达克质花岗岩浆在浅部地壳结晶分异可以形成铝质A1型花岗岩。岩浆过程和岩浆源区性质均对铝质A1型花岗岩的岩石成因起重要作用,例如A型地球化学特征和低的Y/Nb 比值受控于角闪石和斜长石的结晶分异,而铝质的特征则取决于地壳源岩。铝质A1型花岗岩形成于碰撞后长英质岩浆作用的末期,标志着碰撞后伸展构造的结束。A型花岗岩的Y/Nb比值应该被谨慎地用来判断其源区性质和构造背景。大陆碰撞带存在两类具有不同地球化学特征的镁铁质岩浆岩,分别称为岛弧玄武岩型和洋岛玄武岩型,记录了俯冲陆壳和洋壳物质在不同深度的脱水熔融。汇聚板块边缘不同地壳组分都可能参与了再循环,形成具有不同矿物组合和地化学特征的地幔交代岩。本文对小秦岭-熊耳山地区晚中生代中-基性岩脉进行了地球化学研究,确定了它们的侵位时代和源区性质,并进一步讨论了中-基性岩脉的岩石成因和不同地壳再循环对其地幔源区的影响。根据微量元素特征,晚中生代中-基性岩脉可以分为两组:组Ⅰ中-基性岩脉为辉绿岩,具有低的TiO2/Al2O3和Nb/U比值以及岛弧型微量元素特征和富集的放射成因Sr-Nd-Hf同位素组成;组Ⅱ中-基性岩脉包括辉长岩、含辉石闪长岩和煌斑岩,具有高的TiO2/Al2O3和Nb/U比值以及洋岛玄武岩型微量元素特征和相对亏损的Sr-Nd-Hf同位素组成。两组中-基性岩脉分别在118-120 Ma和122-134 Ma侵位于华北南缘古老结晶基底太华群中。它们的地幔源区分别受到俯冲的北秦岭微陆块和先前俯冲的原特提斯洋壳来源的长英质熔体的化学交代,形成了具有不同矿物组合和地球化学特征的镁铁质-超镁铁质地幔交代岩。两组中-基性岩脉的Sr-Nd-Hf同位素变化范围很大,表明其地幔源区含有不同性质、不同比例的再循环地壳组分。全岩地球化学和锆石Lu-Hf同位素组成表明,组Ⅰ中-基性岩脉的地幔源区中的再循环地壳组分以华北南缘古老结晶基底和北秦岭新生地壳为主,地幔源区中广泛存在金云母,还有少量角闪石和辉石。组Ⅱ中的煌斑岩脉的地幔源区的古老地壳物质为华北南缘结晶基底来源的海底沉积物,地幔交代岩富含单斜辉石、角闪石和石榴石;辉长岩脉和含辉石闪长岩脉的地幔源区则以新生洋壳玄武岩的再循环为主,岩浆源区主要由辉石和橄榄石组成。华北南缘晚中生代中-基性岩脉记录了不同类型地壳组分的再循环以及地幔源区不均一的矿物组合和地球化学特征。综上所述,小秦岭-熊耳山地区晚中生代岩浆岩不仅记录了地壳的再造和再循环,而且记录了北秦岭-小秦岭大陆碰撞带的构造演化。华北南缘古老结晶基底和北秦岭新生地壳均参与了地壳再造和再循环,形成大陆碰撞后花岗岩和中-基性岩脉的岩浆源区。铝质A1型花岗岩形成于碰撞后长英质岩浆作用的末期,代表碰撞后伸展构造的终结。不同类型地壳组分再循环形成的地幔交代岩具有不同的矿物组合和地球化学特征,由此可形成具有不同地球化学特征的镁铁质岩浆岩。
高峰[6]（2020）在《扬子板块西北缘新元古代早－中期构造演化 ——来自碧口微地块横丹群沉积地层的证据》文中研究指明扬子板块西北缘新元古代早-中期构造演化过程是扬子板块乃至华南板块前寒武纪地质研究的重要科学问题之一。深入理解该科学问题对于进一步精确地重建新元古代Rodinia超大陆的古地理格局并约束其裂解机制具有重要理论意义。在详细的野外地质调查基础上,本文通过系统的地层学、沉积学、构造地质学、同位素年代学、岩石地球化学和锆石Hf同位素等多学科方法对扬子板块西北缘碧口微地块北部新元古代中期横丹群的地层序列、沉积时限、沉积物源、沉积环境和构造变形特征进行了综合研究。在此基础上,结合前人研究成果限定和重建了扬子板块西北缘新元古代早-中期的构造演化背景及演化过程,并对扬子板块（或华南板块）在新元古代Rodinia超大陆古地理格局中的位置及该超大陆的裂解机制进行了探讨。主要取得以下进展和认识:1.横丹群自下而上可划分为白杨组、秧田坝组和口头坝组,总体呈向上变细的层序特征。白杨组主体为一套灰绿色火山质碎屑重力流沉积岩系,可划分为下段和上段两个岩性段,下段岩石类型主要为浅灰绿色-灰绿色凝灰质砂岩、粉砂质-泥质板岩、含砾粗砂岩和砾岩等,上段岩石类型以浅灰绿色-灰绿色凝灰质砂岩和粉砂质-泥质板岩为主。秧田坝组主体为一套灰色-灰黑色陆源碎屑重力流沉积岩系,可划分为下段和上段两个岩性段,下段岩石类型以灰色-灰黑色砂岩、粉砂质泥质板岩、含砾粗砂岩和砾岩为主,上段岩石类型以灰色-灰黑色砂岩和粉砂质-泥质板岩为主。口头坝组岩石类型主体为层厚为厘米级-毫米级的细砂岩、粉砂岩和粉砂质-泥质板岩,呈韵律互层状,单层厚度较小,但累计厚度较大,局部可见硅质岩条带或团块。白杨组岩相类型根据沉积过程中支撑沉积物颗粒的主要作用机理可分为火山质碎屑浊流沉积相、火山质碎屑碎屑流沉积相和火山质碎屑液化流沉积相等。秧田坝组岩相类型根据沉积过程中支撑沉积物颗粒的主要作用机理可进一步划分为陆源碎屑浊流沉积相、陆源碎屑碎屑流沉积相等。口头坝组主体为陆源碎屑浊流相-深海相沉积组合。横丹群垂向沉积序列组合的类型多样,主要包括滑塌沉积与浊流沉积的垂向沉积组合、多期叠置的碎屑流沉积组合、多层叠置的浊流沉积组合和浊流与深水悬浮沉积组合等典型沉积序列,它们的空间分布特征综合指示横丹群为一套半深海-深海相斜坡重力流沉积。2.岩相学和碎屑骨架成分统计表明横丹群砂岩的结构成熟度和成分成熟度均较低,杂基含量较高且多为泥砂质。白杨组砂岩的主要岩石类型为长石岩屑砂岩和岩屑砂岩,秧田坝组砂岩的主要岩石类型为岩屑长石砂岩和长石岩屑砂岩,二者平均碎屑骨架成分分别为Q19F18L63和Q32F34L34,且它们的物源区具有从未切割弧或过渡弧向切割弧演化的趋势。此外,秧田坝组砾岩层中两颗花岗岩砾石的结晶年龄（743±6 Ma和762±4 Ma）和岩相学特征指示米仓山-汉南微地块中的新元古代岩浆岩可能为横丹群的重要物源。砂岩岩石地球化学研究结果显示白杨组、秧田坝组和口头坝组砂岩的岩石地球化学特征较为相似,与国际标准（PAAS,NASC和UCC）地层相比,Si O2、Na2O含量较高,Ti O2,Fe2O3T,Mg O,K2O,P2O5含量较低,具轻稀土元素相对富集,呈轻稀土元素右倾、重稀土元素平坦的配分曲线模式,且主体呈正Eu/Eu*和Ce/Ce*异常。砂岩岩石地球化学特征指示横丹群砂岩物源区的化学风化作用和搬运过程中的沉积物再循环作用程度较弱,同时表明横丹群的物源区主体应由中-酸性岩浆岩组成且该群的沉积环境应与大陆岛弧体系相关。碎屑锆石U-Pb年代学研究表明白杨组、秧田坝组和口头坝组砂岩的碎屑锆石U-Pb年龄组成特征也较相似,碎屑锆石年龄主体均介于ca.950-740 Ma,均显示出单峰的特点,与汇聚构造环境中碎屑沉积物的碎屑锆石U-Pb年龄谱特征相似。此外,该年龄段（ca.950-740 Ma）的碎屑锆石主体为次棱角-棱角状且发育岩浆振荡环带,指示横丹群的物源区分布较近且主体应由新元古代早-中期岩浆岩构成。最年轻的峰值年龄（n≥3）限定白杨组和秧田坝组的沉积下限为740 Ma,口头坝组的沉积下限则为ca.722 Ma。3.结合前人研究成果,横丹群为一套于ca.740-717 Ma期间沉积就位于扬子板块西北缘叠置于碧口岩群之上弧前盆地中的半深海-深海斜坡重力流沉积岩系,物源主要为分布于扬子板块西北缘的新元古代岩浆岩,米仓山-汉南微地块为其主要物源区。4.根据对横丹群现今构造变形特征及相关构造要素的统计和分析,按照构造变形岩石及组合差异,划分出四期构造变形序列。第一期（D1）（主构造变形期）构造变形主体为压扁-剪切褶皱变形并伴随有韧性逆冲断层构造,该期构造变形与新元古代中-晚期（ca.717-700 Ma）扬子板块西北缘陆-陆或弧-陆碰撞造山作用相关;第二期（D2）构造变形为地质体边部或应力集中带中发育的斜向逆冲推覆构造变形,该期构造变形与扬子板块西北缘印支期陆内造山作用相关;第三期（D3）构造变形为地质体边部或应力集中带中发育的脆韧性走滑剪切变形,与燕山期碧口微地块的向西挤出逃逸过程相关;第四期（D4）构造变形为地质体边部脆韧性-脆性剪切变形,与喜山期碧口微地块的向东楔入过程相关。5.扬子板块西北缘在新元古代早-中期（ca.835-720 Ma）为活动大陆边缘构造环境。结合区域地质研究成果,扬子板块西北缘中元古代晚期-新元古代构造演化阶段可以划分为:（1）中元古代晚期（ca.1200-1000 Ma）被动大陆边缘构造环境阶段;（2）新元古代早-中期（ca.950-720 Ma）长时期俯冲作用阶段,发育增生造山作用;（3）新元古代中-晚期陆-陆或弧-陆碰撞（ca.720-700 Ma）阶段及随后的伸展裂解阶段（ca.700-541 Ma）三个主要构造演化阶段。其中新元古代早-中期构造演化过程还可细分为前进式俯冲作用阶段（ca.950-820 Ma）,构造体制转换阶段（ca.820-800 Ma）和后撤式俯冲阶段（ca.800-720 Ma）。在此基础上,进一步结合前人研究成果获得了扬子板块（或华南板块）应位于Rodinia超大陆的西北缘和Top-down模型是导致超大陆边缘位置裂解的主导性作用机制等初步结论。
孔志岗[7]（2020）在《与弱分异氧化型Ⅰ型花岗质岩有关的钨多金属矿床成矿作用研究 ——以皖南竹溪岭为例》文中指出全球范围内与W成矿密切相关的岩体,主要有S型、A型和I型花岗质岩石,与高分异还原型S型或I型花岗质岩石及与A型花岗岩密切相关的W、Sn矿床的成岩、成矿作用研究较深入,与弱分异氧化型I型花岗质岩密切相关的W（Mo）矿床是近年来新发现的一类钨矿类型,其成岩成矿作用机制是目前亟待解决的科学问题。江南钨矿带的东部新发现了一批与弱分异氧化型I型花岗闪长岩有关的W-Mo矿床（如东源W-Mo矿床,逍遥W矿床、竹溪岭W-Mo矿床等）,成为研究该类型矿床成岩、成矿机制理想的基地。竹溪岭W-Mo多金属矿床是江南钨矿带东部新探明的一个大型矽卡岩型W-Mo多金属矿床,本文选择该矿床为研究对象,运用岩石学、矿床学、矿物学、地球化学等手段,深入剖析与弱分异氧化型I型花岗质岩石密切相关的W-Mo矿床的成岩成矿过程,探讨其动力学背景,取得如下主要认识:（1）竹溪岭W-Mo多金属矿床与成矿密切相关的岩体为花岗闪长岩,其中发育细粒闪长岩包体（以下简称MME）。花岗闪长岩贫Si,富Mg,为弱过铝质-准铝质高钾钙碱性岩。相对富集K、U等大离子亲石元素,亏损Zr、Nb等高场强元素,稀土元素配分模式显示轻稀土富集的右倾型。具低Rb/Sr比值,高Zr/Hf比值和Nb/Ta比值特征。角闪石、黑云母矿物化学计算结果显示,成岩温度690℃～841℃,主要侵位深度为4.8～7.9km,氧逸度主要处于MH缓冲线和NNO缓冲线之间,属高温弱分异氧化型I型花岗质岩石。（2）成岩成矿年龄测试结果显示:MME的锆石U-Pb年龄为146.9±0.9 Ma,花岗闪长岩的锆石U-Pb年龄为144.6±0.8 Ma。辉钼矿的Re-Os年龄为141.45±0.94Ma,与白钨矿共生的白云母Ar-Ar坪年龄为141.46±1.51 Ma,成岩成矿年龄在误差范围内一致。（3）花岗闪长岩及MME中矿物学证据和地球化学证据显示,壳幔岩浆混合作用是竹溪岭花岗闪长岩的主要成因机制。主量元素、微量元素特征,Sr-Nd-Hf同位素特征及继承锆石年龄数据示踪,长英质岩浆来源于下地壳物质的部分熔融,镁铁质岩浆来源于富集的岩石圈地幔的部分熔融。分析认为成岩模式为:晚侏罗世～早白垩世,Izanagi板块低角度俯冲于欧亚板块之下,因扬子克拉通和华北克拉通的不协调运动导致板片撕裂,造成软流圈物质上涌,富集的岩石圈地幔物质部分熔融形成富水的玄武质岩浆。富水的玄武质岩浆上侵至壳幔边界,引发下地壳物质部分熔融而形成长英质岩浆。长英质岩浆快速上侵至上地壳岩浆房,同时,幔源镁铁质岩浆沿一定通道也快速上侵至岩浆房中,发生岩浆混合,最终形成竹溪岭花岗闪长岩。（4）竹溪岭W-Mo矿床成矿作用可以划分为五个阶段,即矽卡岩阶段、退化蚀变阶段、热液石榴子石阶段、石英-白钨矿-硫化物阶段及方解石-白钨矿-硫化物阶段。白钨矿详细的矿物学和矿物化学研究显示,白钨矿可划分为8个生长阶段,矽卡岩阶段生长了第1、2、3阶段白钨矿,退化蚀变阶段生长了第4、5阶段白钨矿,石英-白钨矿-硫化物阶段生长了第5、6阶段白钨矿,方解石-白钨矿-硫化物阶段生长了第7、8阶段白钨矿。从早期到晚期,白钨矿的Mo含量降低,轻稀土富集逐渐变成重稀土富集,温度降低,盐度降低,氧化还原电位降低,混入岩浆流体的大气降水逐渐增加。（5）全球与I型花岗质岩石密切相关的W矿床时空分布特点显示,与I型花岗质岩石密切相关的W矿床主要分布在与俯冲相关的造山带,成岩成矿时间与俯冲时间或同碰撞、后碰撞时间一致。初步探讨了与I型花岗质岩石密切相关的W（Mo）矿床成岩成矿动力学背景。认为弱分异氧化型I型花岗质岩石形成于俯冲阶段,岩石显示弧岩浆的特征,俯冲或板片撕裂引起的软流圈物质上涌是其主要的动力学背景;高分异I型花岗质岩石形成于同碰撞或后碰撞阶段,俯冲板片的断离或加厚地壳的地幔岩石圈拆沉造成软流圈物质上涌是其主要的动力学机制。
李阳[8]（2020）在《扬子地块西缘峨眉山新元古代岩浆事件及其对Rodinia超大陆裂解的启示》文中提出在扬子地块的西缘有大量的新元古代岩浆岩产出,这些岩浆岩为Rodinia超大陆裂解的过程提供了诸多强说服力的证据。本次研究区的地理位置位于四川省峨眉山,大地构造位置位于四川盆地的西南边缘,本次研究的对象是峨眉山张沟岩浆岩体。本文通过对地处扬子地块西缘的新元古代峨眉山张沟岩浆岩体进行全岩主量与微量元素分析、锆石U-Pb年代学测年和锆石原位Hf-O同位素特征的研究,分析了峨眉山张沟岩浆岩体的岩石学和地球化学特征,确定了峨眉山张沟岩浆岩体的形成时代,探讨了新元古代岩浆岩的岩浆源区性质、构造地质背景以及岩石成因,对岩浆岩进行成因分析的同时,将Rodinia超大陆裂解的具体时间,裂解的主要机制,以及相应的运动方式和方向进行分析说明,该成果对于分析扬子地块西缘的大地构造演化过程以及新元古代Rodinia超大陆的裂解主要机制及过程具有重要意义。峨眉山岩浆岩岩体由两种不同颜色的二长花岗岩及辉绿岩岩脉组成,其中两种不同类型的二长花岗岩的测年结果分别为818±30Ma和817±34Ma,通过对其进行主微量稀土分析,结果表明两种花岗岩均属于过铝质的高钾钙碱性的A型花岗岩,大离子亲石元素（LILE）K、Rb、Sr、Ba等相对富集,高场强元素（HFSE）Hf、Ti、Nb、Ta、Th、Eu等相对亏损,轻稀土富集,重稀土亏损,轻、重稀土分异程度较大,具负铈异常及负铕异常,表明轻稀土元素内部分馏较强,同时斜长石结晶分异作用较强。形成于地壳减薄的伸展构造背景,出现在碰撞后（造山后）和板内构造背景。辉绿岩岩脉的测年结果为814±43Ma,属于钾钙碱性基性岩;大离子亲石元素（LILE）K、Rb、Sr等相对富集,高场强元素（HFSE）Hf、Ti、Th、Zr等相对亏损,也表现出了轻稀土富集,重稀土亏损,轻、重稀土分异程度较大,显示出微弱的正铕异常,表明斜长石未发生结晶分异作用;形成于裂谷环境或者造山带,此时已完成碰撞而处于造山后的伸展拉张阶段。通过对比扬子地块西-北缘的新元古代岩浆岩的测年结果,发现其年龄分布特征与前人对整个华南及澳大利亚的对比结果一致,因此认为峨眉山岩浆岩岩体的形成可能与新元古代引起Rodinia超大陆裂解的地幔柱活动有关,同时结合不同地区花岗岩和基性岩特征,总结出华南中—新元古代时期地球动力学演化模型。
纪政[9]（2020）在《海拉尔-塔木察格盆地中生代火山岩年代学与地球化学研究》文中认为本论文对中国东北海拉尔盆地及其毗邻的蒙古塔木察格盆地中生代火山岩进行了系统的岩石学、锆石U-Pb年代学、全岩地球化学、全岩Sr-Nd同位素和锆石Hf同位素研究,建立了海拉尔-塔木察格盆地中生代火山-沉积地层的精确年代地层格架,查明了盆地中生代火山岩的岩石成因和构造背景,揭示了环太平洋构造体系和蒙古-鄂霍茨克构造体系对中国东北地区叠加改造的地球动力学机制。根据地震反射剖面、岩石组合、陆相古生物化石组合以及区域地层对比,海拉尔-塔木察格盆地中生代火山-沉积地层传统上自下而上被划分为塔木兰沟组、铜钵庙组和南屯组,但其形成时代缺乏高精度同位素年代学的制约。本文对海拉尔-塔木察格盆地32口钻井中的中生代火山岩岩心样品进行了系统的LA-ICP-MS锆石U-Pb定年,限定了中生代火山-沉积地层的形成时代,建立了精确的年代地层格架:塔木兰沟组形成于中侏罗世卡洛夫期-晚侏罗世提塘期（166145 Ma）;铜钵庙组形成于早白垩世贝里阿斯期-瓦兰今早期（142136 Ma）;南屯组一段形成于早白垩世瓦兰今晚期-阿普特早期（135120 Ma）;南屯组二段形成于早白垩世阿普特晚期-阿布尔早期（119111 Ma）。本文在海拉尔-塔木察格盆地中识别出了多种不同类型的中生代火山岩,包括高钾埃达克质火山岩、低钾埃达克质火山岩、富铌玄武安山岩、高硅火山岩、高镁埃达克质火山岩,它们的形成与古太平洋板块的俯冲和蒙古-鄂霍茨克洋的闭合密切相关。中侏罗世高钾埃达克质岩石由加厚的石榴角闪岩相大陆下地壳发生脱水熔融而形成,为蒙古-鄂霍茨克洋闭合的产物。晚侏罗世早期低钾埃达克质火山岩来源于古太平洋板块平板俯冲过程中榴辉岩相洋壳的含水熔融,产生的熔体在快速上升穿越较薄的地幔楔时与橄榄岩发生非常有限的反应。晚侏罗世晚期富铌玄武安山岩源自受俯冲板片熔体交代的含金云母石榴石相二辉橄榄岩地幔楔低程度的部分熔融（<2%）,为古太平洋板块回卷的产物。早白垩世晚期高镁埃达克质火山岩为拆沉大陆下地壳部分熔融所产生的初始埃达克质岩浆在上升过程中与周围地幔橄榄岩发生反应的产物;晚侏罗世-早白垩世高硅火山岩存在两种成因类型,其中I型高硅火山岩起源于年轻的含云母富钾玄武质下地壳的部分熔融,A型高硅火山岩来源于曾经历脱水却并不亏损熔体的富钾中基性中-下地壳的部分熔融。此外,A型高硅火山岩主要形成于晚侏罗世晚期和早白垩世晚期,分别对应于古太平洋板块的回卷和岩石圈的拆沉。在上述研究基础上,本文结合前人发表的资料,全面阐释了东北地区中生代岩浆活动的时空分布规律,构建了环太平洋构造体系和蒙古-鄂霍茨克构造体系叠加改造的地球动力学过程。侏罗纪期间古太平洋板块的平板俯冲造成东北地区岩浆活动向陆内迁移,而靠近海沟的松辽盆地和吉黑东部于晚侏世-早白垩世早期逐渐进入岩浆活动的间歇期。受蒙古-鄂霍茨克洋闭合的影响,海拉尔-塔木察格盆地和大兴安岭地区中侏罗世经历了显着的地壳增厚。当古太平洋板块的平板部分俯冲到具有较厚岩石圈的海拉尔-塔木察格盆地和大兴安岭地区之下时,由于板片整体俯冲深度的增加导致洋壳充分发生榴辉岩化,俯冲板片不再稳定开始发生回卷。晚侏罗世晚期-早白垩世早期古太平洋板片回卷速度较慢,所引起的软流地幔物质上涌的规模和速度较小,且影响范围局限于俯冲板片前缘及其附近。在古太平洋板块持续回卷的过程中,松辽盆地和吉黑东部的岩浆活动相继复苏,形成东北地区向海沟（东南向）变年轻的早白垩世岩浆活动迁移规律。同时,随着下沉的古太平洋板块逐渐在地幔过渡带滞留脱水,引发东北地区岩石圈的拆沉和早白垩世岩浆活动的峰期自西北向东南迁移。
毛安琦[10]（2020）在《额尔古纳地块中部中生代火山盆地岩浆岩 ——岩石成因与动力学机制》文中研究说明本文以额尔古纳地块中部中生代火山盆地及邻区岩浆岩为研究对象,通过对基底侵入岩、盖层火山岩以及邻区侵入岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb定年、全岩地球化学、锆石Hf同位素、全岩Sr-Nd-Pb同位素以及黑云母、角闪石和斜长石单矿物地球化学等系统分析,限定了研究区中生代盆地基底、盖层以及邻区岩浆岩的形成时代和物质组成,探讨了各期次岩浆的物质来源、岩浆演化和岩石成因,结合额尔古纳地块、兴安地块、蒙古-俄罗斯外贝加尔地区的中生代岩浆作用,揭示了中生代各构造演化阶段的地球动力学背景。在对岩浆作用深入剖析的基础上,进一步查明了额尔古纳地块中部中生代火山盆地的构造属性与演化,探索了岩浆作用-盆地演化与额尔古纳地块中生代地球动力学机制的耦合关系与成因链接,主要结论和认识如下:1.盆地基底及邻区侵入岩盆地基底侵入岩的时代为晚二叠世-中三叠世（256238 Ma）和晚三叠世-早侏罗世（234182 Ma）。晚二叠世-中三叠世侵入岩主要包括角闪辉长岩、石英二长闪长岩、石英二长岩、正长花岗岩和二长花岗岩。角闪辉长岩和石英二长闪长岩岩浆起源于俯冲流体交代的岩石圈地幔,显示俯冲相关的地球化学信号。角闪辉长岩源于含有2%尖晶石的二辉橄榄岩发生约2%3%的均衡熔融,石英二长闪长岩在成岩过程中经历了一定程度的地壳混染以及分离结晶作用。石英二长岩、二长花岗岩和正长花岗岩属于高钾钙碱性I型,岩浆主要来自于中元古代大陆地壳的部分熔融,并混入了古老地壳物质,具有类似于弧岩浆岩的地球化学属性。晚三叠世侵入岩以二长花岗岩和正长花岗岩占主导地位,岩浆起源于中元古代大陆地壳的部分熔融,并混入了古老的地壳物质。早侏罗世侵入岩为二长花岗岩,属于高钾钙碱性I型,起源于中元古代大陆下地壳富钾变质基性岩浆岩的部分熔融,有少量地幔物质参与,并指示地壳发生了一定程度的加厚。盆地邻区侵入岩位于额尔古纳地块东缘塔源地区,包括晚三叠世正长花岗岩（210 Ma）和中侏罗世石英二长岩（172167 Ma）。晚三叠世正长花岗岩具有A型花岗岩的地球化学特征,岩浆起源于较浅地壳长英质岩浆岩的部分熔融,暗示额尔古纳地块东缘在该时期处于伸展构造环境。中侏罗世石英二长岩具有埃达克岩特征,暗示地壳发生缩短加厚,岩浆起源于中-新元古代大陆下地壳的部分熔融。2.盆地盖层火山岩地块中部盆地盖层火山岩的时代主要为早侏罗世（193175 Ma）和早白垩世（140114 Ma）。本文以典型的向阳屯盆地为主要解剖对象。向阳屯盆地盖层火山岩主体部分的形成时代为早白垩世（121114 Ma）。可进一步细分为以发育多斑晶粗面岩为特征的早期（约120 Ma）玄武岩-粗面岩-流纹岩组合,和以发育少斑（无斑）粗面岩、黑曜岩和松脂岩为特征的晚期（约115Ma）粗面岩-玻基粗面岩-火山玻璃质岩石组合。早期酸性火山岩属于I型火山岩,岩浆起源于中-新元古代陆壳火成岩的部分熔融,岩浆经历了分离结晶作用,且可能混染了古老的地壳围岩。晚期酸性火山岩属于高分异I型火山岩。随岩浆分异演化的程度增加,晚期酸性火山岩显示类似于A型火山岩的地球化学特征。流纹岩显示由早期典型I型火山岩向晚期高分异I型火山岩转化的规律,指示母岩浆经历了强烈的结晶分异作用,在晚期形成了高分异火山岩。3.火山盆地构造属性和演化盆地火山岩浆的喷发方式主要为NE走向断裂系统控制的裂隙式喷发。盆地在构造属性上为伸展断陷盆地,经历了盆地初始形成期（T3J1期）、挤压期（J2期）、和控制盆地形成的强烈伸展断陷期（J3K1期）三个阶段的演化,指示了三个时期不同的区域大地构造背景。4.中生代岩浆作用动力学机制蒙古-鄂霍茨克缝合带两侧晚二叠世-中三叠世、晚三叠世-早侏罗世岩浆岩的时空分布特征与元素的时空变化规律表明该时期为大洋板块双向俯冲的活动大陆弧边缘环境。晚二叠世-中三叠世（256238 Ma）和晚三叠世-早侏罗世（234182 Ma）火山盆地基底侵入岩与盆地邻区早侏罗世花岗岩的地球化学特征指示洋盆南侧为安第斯型大陆弧环境。洋盆南侧晚三叠世的岩浆低谷期（225215 Ma）可能与237225 Ma期间俯冲引起的陆壳初始加厚有关。延迟的岩浆活动（210 Ma至早侏罗世）在额尔古纳地块和兴安地块广泛分布。额尔古纳地块东缘和兴安地块最晚于216 Ma开始处于弧后构造环境,并控制了额尔古纳地块中部火山盆地的初始裂陷。早侏罗世额尔古纳地块陆壳因蒙古-鄂霍茨克洋的南向俯冲而开始加厚,并伴随了高钾钙碱性I型花岗岩的侵入。中侏罗世地壳加厚,加厚下地壳部分熔融形成埃达克岩。火山盆地发生隆升剥蚀,普遍发育挤压构造。大兴安岭地区的岩浆活动间歇期（177167 Ma）,指示该时期蒙古-鄂霍茨克洋盆的西段发生闭合和造山。晚侏罗世-早白垩世期间,额尔古纳地块主要受控于蒙古-鄂霍茨克构造域的造山后伸展体制。火山盆地内早白垩世高分异火山岩与全球典型伸展区发育的高分异花岗岩具有高度的相似的特征。火山盆地处于强烈伸展断陷期,大量喷溢的火山岩为NE走向伸展断裂系统控制下裂隙式喷发的产物。
二、川西新元古代玄武质岩浆岩的锆石U-Pb年代学、元素和Nd同位素研究:岩石成因与地球动力学意义（论文开题报告）
（1）论文研究背景及目的
此处内容要求：
首先简单简介论文所研究问题的基本概念和背景，再而简单明了地指出论文所要研究解决的具体问题，并提出你的论文准备的观点或解决方法。
写法范例：
本文主要提出一款精简64位RISC处理器存储管理单元结构并详细分析其设计过程。在该MMU结构中,TLB采用叁个分离的TLB,TLB采用基于内容查找的相联存储器并行查找,支持粗粒度为64KB和细粒度为4KB两种页面大小,采用多级分层页表结构映射地址空间,并详细论述了四级页表转换过程,TLB结构组织等。该MMU结构将作为该处理器存储系统实现的一个重要组成部分。
（2）本文研究方法
调查法：该方法是有目的、有系统的搜集有关研究对象的具体信息。
观察法：用自己的感官和辅助工具直接观察研究对象从而得到有关信息。
实验法：通过主支变革、控制研究对象来发现与确认事物间的因果关系。
文献研究法：通过调查文献来获得资料，从而全面的、正确的了解掌握研究方法。
实证研究法：依据现有的科学理论和实践的需要提出设计。
定性分析法：对研究对象进行“质”的方面的研究，这个方法需要计算的数据较少。
定量分析法：通过具体的数字，使人们对研究对象的认识进一步精确化。
跨学科研究法：运用多学科的理论、方法和成果从整体上对某一课题进行研究。
功能分析法：这是社会科学用来分析社会现象的一种方法，从某一功能出发研究多个方面的影响。
模拟法：通过创设一个与原型相似的模型来间接研究原型某种特性的一种形容方法。
三、川西新元古代玄武质岩浆岩的锆石U-Pb年代学、元素和Nd同位素研究:岩石成因与地球动力学意义（论文提纲范文）
（1）扬子西北缘碧口地块新元古代构造演化（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景及研究意义 |
| 1.2 研究现状及存在问题 |
| 1.2.1 Rodinia超大陆重建 |
| 1.2.2 扬子板块新元古代构造演化 |
| 1.2.3 碧口地块研究现状及存在问题 |
| 1.3 研究内容及研究思路 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究思路 |
| 1.4 分析测试方法 |
| 1.4.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学分析 |
| 1.4.2 全岩主微量元素分析 |
| 1.4.3 全岩Sr和Nd同位素分析 |
| 1.4.4 MC-ICP-MS锆石Lu-Hf同位素分析 |
| 1.5 完成的工作量 |
| 第二章 区域构造格架 |
| 2.1 扬子板块前寒武纪构造格架 |
| 2.2 扬子板块太古代-古元古代岩石单元 |
| 2.2.1 扬子板块北缘 |
| 2.2.2 南秦岭构造带 |
| 2.2.3 扬子板块西北缘 |
| 2.2.4 扬子板块西缘 |
| 2.3 扬子板块中元古代岩石单元 |
| 2.3.1 扬子板块北缘 |
| 2.3.2 扬子板块西北缘 |
| 2.3.3 扬子板块西缘 |
| 2.4 扬子板块新元古代早期岩石单元 |
| 2.4.1 扬子板块北缘 |
| 2.4.2 南秦岭构造带 |
| 2.4.3 扬子板块西北缘 |
| 2.4.4 扬子板块西缘 |
| 2.4.5 江南造山带 |
| 2.5 扬子板块新元古代中-晚期岩石单元 |
| 第三章 碧口地块地质概况 |
| 3.1 碧口地块构造格架 |
| 3.2 碧口地块物质组成 |
| 3.2.1 鱼洞子杂岩地质特征 |
| 3.2.2 碧口群地质特征 |
| 3.2.3 横丹群地质特征 |
| 3.2.4 深成岩体地质特征 |
| 3.2.5 沉积盖层地质特征 |
| 第四章 太古代-古元古代鱼洞子杂岩同位素年代学及地球化学 |
| 4.1 野外地质及岩石学特征 |
| 4.2 鱼洞子杂岩同位素年代学 |
| 4.2.1 奥长花岗质片麻岩 |
| 4.2.2 角闪斜长片麻岩 |
| 4.2.3 花岗片麻岩 |
| 4.2.4 斜长角闪岩 |
| 4.3 鱼洞子杂岩地球化学 |
| 4.3.1 奥长花岗质片麻岩 |
| 4.3.2 角闪斜长片麻岩 |
| 4.3.3 花岗片麻岩 |
| 4.4 鱼洞子杂岩成因探讨 |
| 4.4.1 鱼洞子杂岩演化时限 |
| 4.4.2 奥长花岗质片麻岩岩石成因 |
| 4.4.3 角闪斜长片麻岩岩石成因 |
| 4.4.4 花岗片麻岩岩石成因 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 新元古代早期碧口群变质火山岩地球化学及成因背景 |
| 5.1 野外地质及岩石学特征 |
| 5.2 碧口群变质火山岩地球化学 |
| 5.2.1 变质中-基性火山岩 |
| 5.2.2 变质酸性火山岩 |
| 5.3 碧口群变质火山岩成因探讨 |
| 5.3.1 变质中-基性火山岩岩石成因 |
| 5.3.2 变质酸性火山岩岩石成因 |
| 5.4 小结 |
| 第六章 新元古代早-中期横丹群同位素年代学及地球化学 |
| 6.1 野外地质及岩石学特征 |
| 6.2 横丹群碎屑岩同位素年代学 |
| 6.3 横丹群碎屑岩地球化学 |
| 6.4 横丹群碎屑岩盆地属性探讨 |
| 6.4.1 沉积时限 |
| 6.4.2 物质源区化学属性 |
| 6.4.3 碎屑锆石物源分析 |
| 6.4.4 沉积盆地构造背景 |
| 6.5 小结 |
| 第七章 新元古代早期镁铁质岩体同位素年代学及地球化学 |
| 7.1 野外地质及岩石学特征 |
| 7.2 镁铁质岩体同位素年代学 |
| 7.2.1 花石沟辉长闪长岩 |
| 7.2.2 林后坝辉长岩 |
| 7.2.3 坪头山辉长岩 |
| 7.3 镁铁质岩体地球化学 |
| 7.3.1 花石沟辉长闪长岩 |
| 7.3.2 林后坝、坪头山辉长岩 |
| 7.4 镁铁质岩体成因探讨 |
| 7.4.1 镁铁质岩体形成时限 |
| 7.4.2 花石沟辉长闪长岩岩石成因 |
| 7.4.3 林后坝、坪头山辉长岩岩石成因 |
| 7.5 小结 |
| 第八章 新元古代早期长英质岩体同位素年代学及地球化学 |
| 8.1 野外地质及岩石学特征 |
| 8.2 长英质岩体同位素年代学 |
| 8.2.1 白雀寺石英二长岩 |
| 8.2.2 八海河石英二长岩 |
| 8.2.3 石林沟二长花岗岩 |
| 8.2.4 麻柳铺花岗闪长岩 |
| 8.3 长英质岩体地球化学 |
| 8.3.1 白雀寺、八海河石英二长岩 |
| 8.3.2 石林沟二长花岗岩 |
| 8.3.3 麻柳铺花岗闪长岩 |
| 8.4 长英质岩体成因探讨 |
| 8.4.1 长英质岩体形成时限 |
| 8.4.2 石英二长岩-花岗闪长岩-二长花岗岩成因联系 |
| 8.4.3 石英二长岩-二长花岗岩岩石成因 |
| 8.4.4 花岗闪长岩岩石成因 |
| 8.5 小结 |
| 第九章 讨论 |
| 9.1 碧口地块前寒武纪关键地质事件构造-年代学格架 |
| 9.1.1 新太古代–古元古代——早期地壳形成及演化期 |
| 9.1.2 新元古代早期——地壳快速增生及构造活动期 |
| 9.2 碧口地块前寒武纪关键地质单元动力学意义 |
| 9.2.1 鱼洞子杂岩对动力学背景的约束 |
| 9.2.2 镁铁质-长英质岩体对动力学背景的约束 |
| 9.2.3 碧口群对动力学背景的约束 |
| 9.2.4 横丹群对动力学背景的约束 |
| 9.3 碧口地块新元古代构造演化过程 |
| 第十章 结论与展望 |
| 10.1 主要进展与结论 |
| 10.2 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 攻读博士学位期间取得的科研成果 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（2）扬子板块西缘新元古代花岗岩类岩浆成因及深部动力学意义（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 前言 |
| 1.1 选题背景 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 花岗岩类研究热点、现状及进展 |
| 1.2.2 扬子西缘新元古代岩浆作用与构造意义研究现状 |
| 1.2.3 扬子西缘新元古代花岗岩类研究现状 |
| 1.3 问题的提出 |
| 1.4 本文研究方法及内容 |
| 1.5 研究成果及意义 |
| 1.6 论文工作小结 |
| 第二章 区域地质概况 |
| 2.1 扬子西缘古元古代火山沉积序列 |
| 2.2 扬子西缘中元古代火山沉积序列 |
| 2.3 扬子西缘新元古代火山沉积序列 |
| 第三章 扬子西缘新元古代俯冲流体与沉积物熔体交代地幔岩浆作用:来自ca.850-835 Ma水陆高Mg~#闪长岩的约束 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 岩体地质与样品岩相学 |
| 3.3 地球化学实验数据结果 |
| 3.3.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学 |
| 3.3.2 全岩主微量元素地球化学 |
| 3.3.3 全岩Sr-Nd同位素 |
| 3.3.4 锆石原位Lu-Hf同位素 |
| 3.4 讨论 |
| 3.4.1 水陆高Mg~#闪长岩的岩浆源区 |
| 3.4.2 水陆高Mg~#闪长岩:俯冲流体与沉积物熔体交代地幔作用 |
| 3.4.3 水陆高Mg~#闪长岩的地质意义 |
| 3.5 本章 小结 |
| 第四章 扬子西缘新元古代成熟大陆地壳的不平衡熔融:来自ca.840-835 Ma宽裕-茨达过铝质花岗岩的见解 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 岩体地质与样品岩相学 |
| 4.3 地球化学实验数据结果 |
| 4.3.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学 |
| 4.3.2 全岩主微量元素地球化学 |
| 4.3.3 全岩Sr-Nd同位素 |
| 4.3.4 锆石原位Lu-Hf同位素 |
| 4.4 讨论 |
| 4.4.1 宽裕-茨达过铝质花岗岩的岩浆源区 |
| 4.4.2 宽裕-茨达过铝质花岗岩:岩浆混合与不平衡熔融? |
| 4.4.3 宽裕-茨达过铝质花岗岩的形成 |
| 4.5 本章 小结 |
| 第五章 扬子西缘新元古代不同地壳层次的岩浆响应:来自ca. 780 Ma大陆Ⅰ型花岗闪长岩-花岗岩的证据 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 岩体地质与样品岩相学 |
| 5.3 地球化学实验数据结果 |
| 5.3.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学 |
| 5.3.2 全岩主微量元素地球化学 |
| 5.3.3 全岩Sr-Nd同位素 |
| 5.3.4 锆石原位Lu-Hf同位素 |
| 5.4 讨论 |
| 5.4.1 大陆I型花岗闪长岩-花岗岩 |
| 5.4.2 大陆I型花岗闪长岩-花岗岩:不同地壳源区的部分熔融 |
| 5.4.3 大陆I型花岗闪长岩-花岗岩的地球化学多样性 |
| 5.4.4 大陆I型花岗闪长岩-花岗岩的形成 |
| 5.5 本章 小结 |
| 第六章 扬子西缘新元古代俯冲背景区域地壳增厚到减薄:来自ca.810-750 Ma辉长闪长岩-埃达克花岗岩-A型花岗岩的证据 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 岩体地质与样品岩相学 |
| 6.3 地球化学实验数据结果 |
| 6.3.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学 |
| 6.3.2 全岩主微量元素地球化学 |
| 6.3.3 全岩Sr-Nd同位素 |
| 6.3.4 锆石原位Lu-Hf同位素 |
| 6.4 讨论 |
| 6.4.1 大尖山辉长闪长岩:俯冲流体交代地幔的部分熔融 |
| 6.4.2 大尖山埃达克花岗岩:加厚新生镁铁质下地壳的部分熔融 |
| 6.4.3 攀枝花A型花岗岩:低压环境长英质地壳的部分熔融 |
| 6.4.4 扬子西缘新元古代俯冲背景下区域性地壳增厚到减薄 |
| 6.5 本章 小结 |
| 第七章 扬子西缘新元古代花岗岩类时空分布及地质意义 |
| 7.1 扬子西缘新元古代俯冲构造环境 |
| 7.2 扬子西缘新元古代俯冲背景下的地壳增长与重熔 |
| 7.3 扬子西缘新元古代俯冲背景下的构造转换进程 |
| 7.4 扬子西缘新元古代交代地幔演化及不同深度层次的局部熔融作用 |
| 第八章 主要认识和下一步工作设想 |
| 8.1 主要认识 |
| 8.2 下一步工作设想 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 攻读博士学位期间取得的科研成果 |
| 作者简介 |
| 附录 |
（3）青海柴达木盆地周缘显生宙陆相火山岩区多金属成矿作用研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| abstract |
| 绪论 |
| 0.1 论文选题及意义 |
| 0.1.1 项目依托及选题来源 |
| 0.1.2 选题依据及意义 |
| 0.2 研究区地理位置及自然条件 |
| 0.3 研究现状及存在问题 |
| 0.3.1 陆相火山岩区矿床研究现状 |
| 0.3.2 研究区区域地质和矿产研究工作 |
| 0.3.3 存在问题 |
| 0.4 研究思路和研究方法 |
| 0.4.1 研究思路 |
| 0.4.2 研究内容及方法 |
| 0.5 主要工作量 |
| 0.6 论文研究的主要成果和进展 |
| 第1章 区域地质背景 |
| 1.1 大地构造位置及构造分区 |
| 1.1.1 大地构造位置及构造分区 |
| 1.2 区域地层 |
| 1.2.1 柴周缘东昆仑造山带 |
| 1.2.2 柴北缘造山带 |
| 1.3 区域构造 |
| 1.3.1 昆南断裂 |
| 1.3.2 昆中断裂 |
| 1.3.3 昆北断裂 |
| 1.3.4 柴达木南缘隐伏断裂 |
| 1.3.5 柴达木北缘隐伏断裂 |
| 1.3.6 丁字口-乌兰断裂 |
| 1.3.7 宗务隆山南断裂 |
| 1.3.8 宗务隆-青海南山断裂 |
| 1.3.9 阿尔金断裂 |
| 1.3.10 哇洪山-温泉断裂 |
| 1.4 区域岩浆岩 |
| 1.4.1 东昆仑地区 |
| 1.4.2 柴北缘地区 |
| 第2章 柴周缘陆相火山岩及动力学演化研究 |
| 2.1 前加里东期柴周缘构造演化 |
| 2.2 加里东期-华力西期柴周缘构造演化 |
| 2.2.1 柴南缘东昆仑造山带加里东期强烈构造体制转化和构造迁移 |
| 2.2.2 柴北缘造山带加里东期-华力西期构造演化新认识 |
| 2.3 华力西期-印支期柴周缘构造演化 |
| 2.3.1 华力西-印支期东昆仑造山带安第斯型造山运动 |
| 2.3.2 华力西期-印支期柴北缘构造演化新认识 |
| 2.3.3 柴周缘中生代相邻板块时空演化关系 |
| 2.4 关于中生代火山岩问题 |
| 2.4.1 印支早期夏河组火山岩 |
| 2.4.2 印支晚期鄂拉山组火山岩 |
| 2.4.3 夏河组和鄂拉山组火山岩差异性对比 |
| 第3章 典型矿床研究 |
| 3.1 柴周缘中生代陆相火山岩区典型矿床 |
| 3.1.1 鄂拉山口铅锌矿床 |
| 3.1.2 夏河铜多金属矿床 |
| 3.1.3 哈日扎银铜多金属矿床 |
| 3.1.4 那更康切尔银矿床 |
| 3.2 柴周缘古生代陆相火山岩区典型矿床 |
| 3.2.1 达达肯乌拉山铜铅锌矿床 |
| 3.2.2 孔雀沟-哈布其格钼(铜)金多金属矿床 |
| 第4章 区域铜铅锌银多金属成矿作用及成矿规律 |
| 4.1 柴周缘成矿带的时空结构 |
| 4.2 火山岩与成矿关系解析 |
| 4.3 柴周缘印支早期陆相火山岩区多金属成矿作用 |
| 4.4 柴周缘印支晚期陆相火山岩区银多金属成矿作用 |
| 4.4.1 幔源C-H-O流体与银、金元素的关系 |
| 4.4.2 成矿深源性问题探讨 |
| 4.4.3 东昆仑富Ag幔源流体向地壳活化运移成矿过程分析 |
| 4.4.4 成矿模式 |
| 4.4.5 矿床的剥蚀保存条件 |
| 4.5 柴周缘陆相火山岩区多金属矿床成矿作用及成矿规律总结 |
| 第5章 结论 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 作者简介及在学期间所取得的科研成果 |
| 致谢 |
（4）敦煌地块古生代岩浆作用及其对中亚造山带构造演化的响应（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 前言 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 大陆地壳生长与花岗岩类 |
| 1.2.2 中亚造山带研究现状 |
| 1.2.3 中亚造山带大陆增生机制 |
| 1.2.4 敦煌地块研究进展及存在问题 |
| 1.3 研究思路、内容及方法 |
| 1.3.1 研究思路 |
| 1.3.2 研究内容和方法 |
| 1.4 论文主要工作量及研究成果 |
| 1.4.1 论文主要工作量 |
| 1.4.2 研究成果 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造位置 |
| 2.2 地层 |
| 2.3 侵入岩特征 |
| 2.4 变质作用特征 |
| 第三章 敦煌地块中寒武世花岗岩地球化学特征及成因机制 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 野外地质及岩石学特征 |
| 3.3 分析结果 |
| 3.3.1 锆石U-Pb年代学 |
| 3.3.2 锆石Hf同位素组成 |
| 3.3.3 主、微量元素地球化学特征 |
| 3.3.4 全岩Sr-Nd-Pb同位素组成 |
| 3.4 讨论 |
| 3.4.1 深成岩体的结晶年龄 |
| 3.4.2 岩浆源区和岩石成因 |
| 3.4.3 构造背景 |
| 3.5 小结 |
| 第四章 敦煌地块晚奥陶世-早志留世花岗岩类地球化学特征及成因机制 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 野外地质及岩石学特征 |
| 4.3 分析结果 |
| 4.3.1 锆石U-Pb年代学 |
| 4.3.2 锆石Hf同位素组成 |
| 4.3.3 主、微量元素地球化学特征 |
| 4.3.4 全岩Sr-Nd-Pb同位素组成 |
| 4.4 讨论 |
| 4.4.1 岩浆的形成温度 |
| 4.4.2 岩浆源区和岩石成因 |
| 4.4.3 构造背景 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 敦煌地块古生代片麻状英云闪长岩和火山岩岩石成因及构造意义 |
| 5.1 .引言 |
| 5.2 .野外地质及岩石学特征 |
| 5.3 .分析结果 |
| 5.3.1 锆石U-Pb年代学 |
| 5.3.2 锆石Hf同位素组成 |
| 5.3.3 主、微量元素地球化学特征 |
| 5.4 讨论 |
| 5.4.1 形成时代 |
| 5.4.2 岩石成因 |
| 5.4.3 构造意义 |
| 5.5 小结 |
| 第六章 敦煌地块东水沟泥盆纪复式岩体成因机制及地质意义 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 野外地质及岩石学特征 |
| 6.3 分析结果 |
| 6.3.1 锆石U-Pb年代学 |
| 6.3.2 锆石Hf同位素组成 |
| 6.3.3 主、微量元素地球化学特征 |
| 6.3.4 全岩Sr-Nd-Pb同位素组成 |
| 6.3.5 矿物化学特征 |
| 6.4 讨论 |
| 6.4.1 岩浆源区和岩石成因 |
| 6.4.2 构造背景 |
| 6.5 小结 |
| 第七章 敦煌地块构造属性 |
| 7.1 敦煌地块前寒武纪大陆地壳演化 |
| 7.2 构造归属探讨 |
| 第八章 敦煌地块古生代构造-岩浆演化及对中亚造山带南缘构造演化的启示 |
| 8.1 敦煌地块古生代岩浆-变质作用时空分布规律 |
| 8.1.1 古生代岩浆活动时空分布规律 |
| 8.1.2 古生代变质作用演化规律 |
| 8.2 敦煌地块古生代地壳厚度的变化 |
| 8.3 敦煌地块古生代地壳生长 |
| 8.4 中亚造山带南缘的构造演化 |
| 主要认识及展望 |
| 1.主要认识 |
| 2.存在问题及展望 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| A.1 测试分析方法 |
| A.1.1 锆石阴极发光图像 |
| A.1.2 锆石U-Pb定年及微量元素分析 |
| A.1.3 锆石Lu-Hf同位素分析 |
| A.1.4 全岩主、微量元素分析 |
| A.1.5全岩Sr-Nd-Pb同位素测试 |
| A.1.6 矿物化学分析 |
| A.2 附表 |
| 攻读博士学位期间取得的科研成果 |
| 1.博士在读期间发表的论文 |
| 2.在读期间参加的科研项目及学术活动 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（5）华北南缘小秦岭-熊耳山地区中生代岩浆岩地球化学研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 导论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.1.1 小秦岭-熊耳山地区中生代岩浆岩 |
| 1.1.1.1 研究现状 |
| 1.1.1.2 存在问题 |
| 1.1.2 本文研究内容及意义 |
| 1.1.3 工作量小结 |
| 第二章 研究区域地质背景 |
| 2.1 华北南缘 |
| 2.1.1 太华群基底 |
| 2.1.2 熊耳群 |
| 2.1.3 沉积盖层 |
| 2.1.4 中生代岩浆作用 |
| 2.1.5 中生代Au-Mo成矿作用 |
| 2.2 北秦岭造山带 |
| 2.2.1 宽坪群 |
| 2.2.2 二郎坪群 |
| 2.2.3 秦岭群 |
| 2.2.4 丹凤群 |
| 第三章 样品分析方法 |
| 3.1 全岩主量和微量元素分析 |
| 3.2 全岩Sr-Nd同位素分析 |
| 3.3 锆石内部结构分析 |
| 3.4 锆石SIMS氧同位素分析 |
| 3.5 锆石U-Pb定年 |
| 3.5.1 SIMS锆石U-Pb定年 |
| 3.5.2 LA-ICP-MS锆石U-Pb定年 |
| 3.6 锆石原位Lu-Hf同位素分析 |
| 第四章 晚中生代花岗岩的成因 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 样品描述 |
| 4.2.1 华山岩体 |
| 4.2.2 文峪岩体 |
| 4.2.3 合峪岩体 |
| 4.2.4 伏牛山岩体 |
| 4.3 锆石U-Pb年龄 |
| 4.3.1 华山岩体 |
| 4.3.2 文峪岩体 |
| 4.3.3 合峪岩体 |
| 4.3.4 伏牛山岩体 |
| 4.4 全岩主量和微量元素 |
| 4.5 全岩Sr-Nd同位素 |
| 4.6 锆石Hf-O同位素 |
| 4.6.1 华山岩体 |
| 4.6.2 文峪岩体 |
| 4.6.3 合峪岩体 |
| 4.6.4 伏牛山岩体 |
| 4.7 讨论 |
| 4.7.1 花岗岩的侵位时代 |
| 4.7.2 花岗岩成因 |
| 4.7.3 花岗岩的岩浆源区属性 |
| 4.8 大陆碰撞带地壳再造 |
| 4.9 小结 |
| 第五章 太山庙正长花岗岩的成因 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 样品描述 |
| 5.2.1 太山庙岩体 |
| 5.2.2 伏牛山岩体 |
| 5.3 锆石U-Pb年龄 |
| 5.4 全岩主量和微量元素 |
| 5.5 Sr-Nd同位素 |
| 5.6 锆石Hf-O同位素 |
| 5.7 讨论 |
| 5.7.1 太山庙岩体侵位时代和碰撞后长英质岩浆演化序列 |
| 5.7.2 太山庙岩体的岩浆源区性质 |
| 5.7.3 太山庙正长花岗岩和伏牛山花岗岩类型 |
| 5.7.4 太山庙正长花岗岩的成因机制 |
| 5.7.5 高硅花岗岩的物理分异机制 |
| 5.8 铝质A_1型花岗岩的成因机制和地质意义 |
| 5.9 小结 |
| 第六章 晚中生代中-基性岩脉的成因 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 样品描述 |
| 6.3 锆石U-Pb同位素年龄 |
| 6.3.1 辉绿岩脉 |
| 6.3.2 煌斑岩脉 |
| 6.3.3 含辉石闪长岩脉 |
| 6.4 全岩主量和微量元素 |
| 6.5 Sr-Nd同位素 |
| 6.6 锆石Lu-Hf同位素 |
| 6.6.1 辉绿岩脉 |
| 6.6.2 煌斑岩脉 |
| 6.6.3 闪长岩脉 |
| 6.7 讨论 |
| 6.7.1 镁铁质岩脉的侵位时代 |
| 6.7.2 中-基性岩脉的地幔源区 |
| 6.7.3 中-基性岩脉的成因和地幔源区的交代矿物 |
| 6.8 不同地壳组分再循环 |
| 6.9 小结 |
| 第七章 结论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 博士研究生期间发表论文目录 |
（6）扬子板块西北缘新元古代早－中期构造演化 ——来自碧口微地块横丹群沉积地层的证据（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景、现状与存在问题 |
| 1.1.1 Rodinia超大陆的重建及裂解机制 |
| 1.1.2 增生型造山带研究现状 |
| 1.1.3 华南板块新元古代构造演化及与Rodinia超大陆的联系 |
| 1.1.4 扬子板块西北缘新元古代早－中期构造演化过程研究现状 |
| 1.2 选题来源及科学意义 |
| 1.3 研究目标、内容及思路 |
| 1.3.1 研究目标 |
| 1.3.2 研究内容 |
| 1.3.3 研究思路与方法 |
| 1.4 实验测试方法 |
| 1.4.1 砂岩碎屑骨架成分统计 |
| 1.4.2 全岩岩石地球化学分析 |
| 1.4.3 LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb定年 |
| 1.4.4 Lu-Hf同位素分析 |
| 1.5 论文主要创新点及完成主要实物工作量 |
| 1.5.1 完成的主要实物工作量 |
| 1.5.2 论文主要创新点 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 扬子板块东南缘前寒武系地质特征 |
| 2.1.1 扬子板块东南缘新元古代地层和火山岩 |
| 2.1.2 扬子板块东南缘新元古代侵入岩 |
| 2.2 扬子板块西缘前寒武系地质特征 |
| 2.2.1 扬子板块西缘前寒武纪地层和火山岩 |
| 2.2.2 扬子板块西缘前寒武纪岩浆岩 |
| 2.3 扬子板块北部前寒武系地质特征 |
| 2.3.1 扬子板块北部前寒武纪地层和火山岩 |
| 2.3.2 扬子板块北部前寒武纪岩浆岩 |
| 2.4 扬子板块西北缘前寒武系地质特征 |
| 2.4.1 扬子板块西北缘前寒武纪地层和火山岩 |
| 2.4.2 扬子板块西北缘前寒武纪岩浆岩 |
| 2.5 小结 |
| 第三章 碧口微地块地质特征 |
| 3.1 碧口微地块的大地构造位置及边界断裂特征 |
| 3.1.1 区域大地构造位置 |
| 3.1.2 边界断裂特征 |
| 3.2 碧口微地块新元古代地层地质特征 |
| 3.2.1 碧口地区新元古代地层研究简史 |
| 3.2.2 碧口微地块新元古代地层物质组成特征 |
| 3.2.3 碧口微地块新元古代地层构造变形、变质特征 |
| 3.3 碧口微地块新元古代侵入岩体地质特征 |
| 第四章 横丹群地层层序划分与沉积序列分析 |
| 4.1 横丹群地层特征及地层划分 |
| 4.2 横丹群岩相类型及沉积特征 |
| 4.2.1 白杨组岩相类型及沉积特征 |
| 4.2.2 秧田坝组岩相类型及沉积特征 |
| 4.2.3 口头坝组岩相类型及沉积特征 |
| 4.3 横丹群典型沉积序列及沉积体系演化 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 横丹群物源区及沉积环境综合分析 |
| 5.1 测试分析结果 |
| 5.1.1 砂岩碎屑骨架成分统计 |
| 5.1.2 砂岩全岩岩石地球化学 |
| 5.1.3 锆石U-Pb年龄 |
| 5.2 横丹群沉积时限分析 |
| 5.3 物源区化学风化和沉积物再旋回程度判别 |
| 5.4 横丹群物源区分析 |
| 5.4.1 碎屑组分证据 |
| 5.4.2 砂岩岩石地球化学证据 |
| 5.4.3 碎屑锆石U-Pb年代学和Lu-Hf同位素证据 |
| 5.5 横丹群沉积构造环境判别 |
| 5.5.1 砂岩岩石地球化学证据 |
| 5.5.2 碎屑锆石U-Pb年代学证据 |
| 5.6 本章小结 |
| 第六章 横丹群地层构造变形特征分析 |
| 6.1 横丹群地层构造变形总体特征 |
| 6.2 横丹群构造变形序列 |
| 第七章 扬子板块西北缘新元古代早－中期构造演化背景及其地质意义 |
| 7.1 扬子板块西北缘新元古代构造演化过程 |
| 7.1.1 扬子板块西北缘新元古代早－中期构造演化背景：地幔柱还是增生造山带 |
| 7.1.2 扬子板块西北缘中元古代晚期-新元古代构造演化过程 |
| 7.2 扬子板块在RODINIA超大陆中的位置及RODINIA超大陆裂解机制的讨论 |
| 7.2.1 扬子板块在Rodinia超大陆中的位置:边缘还是中心位置 |
| 7.2.2 Rodinia超大陆裂解机制:Top-down模型还是Bottom-up模型 |
| 第八章 主要进展及结论 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间发表的论文清单及参与项目情况 |
| 1.攻读博士学位期间发表论文清单 |
| 2.攻读博士学位期间参与的科研项目 |
| 致谢 |
| 附录 |
（7）与弱分异氧化型Ⅰ型花岗质岩有关的钨多金属矿床成矿作用研究 ——以皖南竹溪岭为例（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 研究现状及存在的科学问题 |
| 1.2.1 钨的地球化学特征及成钨岩浆的形成机制 |
| 1.2.2 S型、A型、I型花岗质岩石与钨成矿作用 |
| 1.2.3 矽卡岩型钨矿的研究现状 |
| 1.2.4 江南钨矿带东部与弱分异I型花岗质岩石有关的W-Mo矿床研究现状 |
| 1.2.5 皖南竹溪岭W-Mo多金属矿床研究现状 |
| 1.2.6 存在的科学问题 |
| 1.3 研究思路与技术路线 |
| 1.3.1 研究思路 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 1.4 样品处理及分析方法 |
| 1.5 完成的主要实物工作量 |
| 1.6 主要认识及创新点 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.2 区域构造 |
| 2.2.1 区域构造演化 |
| 2.2.2 褶皱 |
| 2.2.3 断裂 |
| 2.4 区域岩浆岩 |
| 2.5 区域矿产特点 |
| 第三章 矿床地质特征 |
| 3.1 地层 |
| 3.2 构造 |
| 3.2.1 褶皱构造 |
| 3.2.2 断裂构造 |
| 3.3 岩浆岩及岩相学特征 |
| 3.4 矿体特征 |
| 3.5 矿石矿物特征 |
| 3.6 矿化蚀变分带 |
| 3.6.1 蚀变分带 |
| 3.6.2 矿化分带 |
| 3.7 矿化阶段划分 |
| 3.8 本章小结 |
| 第四章 成岩作用研究 |
| 4.1 岩石地球化学特征 |
| 4.1.1 主量、微量及稀土元素特征 |
| 4.1.2 全岩Sr-Nd同位素 |
| 4.1.3 锆石Lu-Hf同位素 |
| 4.1.4 锆石微量元素 |
| 4.2 岩石分异程度 |
| 4.3 岩石成因类型 |
| 4.4 成岩时代 |
| 4.5 成岩条件 |
| 4.5.1 角闪石、黑云母矿物学、矿物化学特征 |
| 4.5.2 温度 |
| 4.5.3 压力和深度 |
| 4.5.4 氧逸度 |
| 4.6 成岩作用机制 |
| 4.6.1 寄主花岗闪长岩的成因 |
| 4.6.2 MME的成因 |
| 4.6.3 壳幔岩浆混合作用成因机制 |
| 4.7 成岩物质来源 |
| 4.8 成岩模型 |
| 4.9 本章小结 |
| 第五章 成矿作用研究 |
| 5.1 矽卡岩矿物学特征 |
| 5.1.1 石榴子石显微结构 |
| 5.1.2 石榴子石主量元素特征 |
| 5.1.3 石榴子石形成的物理化学条件 |
| 5.1.4 石榴子石生长模式 |
| 5.1.5 辉石 |
| 5.1.6 角闪石类 |
| 5.1.7 绿帘石 |
| 5.1.8 硅灰石 |
| 5.2 白钨矿特征及对成矿过程的指示 |
| 5.2.1 白钨矿矿物学特征 |
| 5.2.2 白钨矿矿物化学特征 |
| 5.2.3 成矿过程的示踪 |
| 5.3 W的成矿作用过程 |
| 5.4 成矿时代 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 与I型花岗质岩石有关的W(Mo)矿床成岩成矿机制及地球动力学背景初探 |
| 6.1 与I型花岗质岩石有关的W(Mo)矿床时空分布 |
| 6.1.1 江南钨矿带东缘W-Mo矿床成岩成矿时限 |
| 6.1.2 全球典型与I型花岗质岩石有关的W(Mo)矿床时空分布特征 |
| 6.2 全球典型与I型花岗质岩石有关的钨矿床的岩体特征 |
| 6.2.1 高分异I型花岗质岩特征 |
| 6.2.2 弱分异还原型I型花岗质岩特征 |
| 6.2.3 弱分异氧化型I型花岗质岩特征 |
| 6.3 成岩成矿动力学背景初探 |
| 6.3.1 江南钨矿带东缘W-Mo矿床成岩成矿动力学背景研究 |
| 6.3.2 全球典型与I型花岗质岩石有关W(Mo)矿床成岩成矿动力学背景初探 |
| 6.4 本章小结 |
| 第七章 结论 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 有待研究的科学问题 |
| 参考文献 |
| 附表 |
| 攻读学位期间取得的研究成果 |
| 致谢 |
（8）扬子地块西缘峨眉山新元古代岩浆事件及其对Rodinia超大陆裂解的启示（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 研究内容及技术路线 |
| 1.2.1 研究内容 |
| 1.2.2 技术路线 |
| 1.2.3 工作量统计 |
| 1.3 研究现状及存在问题 |
| 1.3.1 Rodinia超大陆研究现状 |
| 1.3.2 花岗岩研究现状 |
| 1.3.3 基性脉岩研究现状 |
| 1.4 拟解决关键科学问题 |
| 第2章 研究区概况 |
| 2.1 研究区自然地理概况 |
| 2.2 研究区地质背景 |
| 2.2.1 大地构造背景 |
| 2.2.2 区域地层 |
| 2.2.3 区域构造 |
| 2.2.4 区域岩浆岩 |
| 2.2.5 区域矿产 |
| 第3章 岩石学特征 |
| 3.1 岩体地质特征 |
| 3.1.1 灰白色二长花岗岩 |
| 3.1.2 肉红色二长花岗岩 |
| 3.1.3 辉绿岩岩脉 |
| 3.2 岩石学特征 |
| 3.2.1 灰白色二长花岗岩 |
| 3.2.2 肉红色二长花岗岩 |
| 3.2.3 辉绿岩岩脉 |
| 第4章 分析方法 |
| 4.1 SIMS锆石原位O同位素 |
| 4.2 SIMS锆石U-Pb测年 |
| 4.3 SIMS锆石原位Hf同位素 |
| 4.4 全岩主微量、稀土元素分析 |
| 第5章 岩浆岩地球化学特征 |
| 5.1 SIMS锆石原位U-Pb同位素年代学特征 |
| 5.1.1 灰白色二长花岗岩 |
| 5.1.2 肉红色二长花岗岩 |
| 5.1.3 辉绿岩岩脉 |
| 5.2 锆石原位Hf-O同位素特征 |
| 5.2.1 灰白色二长花岗岩 |
| 5.2.2 肉红色二长花岗岩 |
| 5.2.3 辉绿岩岩脉 |
| 5.3 主量元素特征 |
| 5.3.1 灰白色二长花岗岩 |
| 5.3.2 肉红色二长花岗岩 |
| 5.3.3 辉绿岩岩脉 |
| 5.4 微量和稀土元素特征 |
| 5.4.1 灰白色二长花岗岩 |
| 5.4.2 肉红色二长花岗岩 |
| 5.4.3 辉绿岩岩脉 |
| 第6章 讨论 |
| 6.1 年龄分布 |
| 6.2 岩石成因 |
| 6.2.1 花岗岩 |
| 6.2.2 辉绿岩岩脉 |
| 6.3 岩浆源区 |
| 6.3.1 SIMS锆石原位O同位素分析 |
| 6.3.2 LA-ICP-MS锆石原位Hf同位素分析 |
| 6.4 构造背景 |
| 6.4.1 花岗岩 |
| 6.4.2 辉绿岩岩脉 |
| 6.5 对Rodinia超大陆裂解的启示 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
| 附表 |
（9）海拉尔-塔木察格盆地中生代火山岩年代学与地球化学研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景及选题依据 |
| 1.2 研究现状及存在的问题 |
| 1.3 研究思路与拟解决的关键问题 |
| 1.3.1 研究思路 |
| 1.3.2 拟解决的关键问题 |
| 1.4 论文依托的科研项目与工作量 |
| 1.4.1 论文依托的科研项目 |
| 1.4.2 论文主要工作量 |
| 第2章 区域地质概况 |
| 2.1 中国东北区域构造格架 |
| 2.1.1 额尔古纳地块 |
| 2.1.2 兴安地块 |
| 2.1.3 松辽地块 |
| 2.1.4 佳木斯-兴凯地块 |
| 2.1.5 那丹哈达地体 |
| 2.2 研究区地质背景 |
| 2.2.1 区域构造 |
| 2.2.2 区域地层 |
| 2.2.3 区域岩浆岩 |
| 第3章 样品的地质与岩相学特征 |
| 3.1 布达特群 |
| 3.2 塔木兰沟组 |
| 3.3 铜钵庙组 |
| 3.4 南屯组一段 |
| 3.5 南屯组二段 |
| 第4章 海拉尔-塔木察格盆地中生代火山岩的年代学 |
| 4.1 分析方法 |
| 4.1.1 样品制备 |
| 4.1.2 锆石内部结构分析 |
| 4.1.3 LA-ICP-MS锆石U-Pb定年 |
| 4.2 定年结果 |
| 4.2.1 布达特群 |
| 4.2.2 塔木兰沟组 |
| 4.2.3 铜钵庙组 |
| 4.2.4 南屯组一段 |
| 4.2.5 南屯组二段 |
| 4.3 年代学讨论 |
| 4.3.1 海拉尔-塔木察格盆地火山-沉积地层的形成时代 |
| 4.3.2 东北地区中生代岩浆活动的时空分布规律 |
| 第5章 海拉尔-塔木察格盆地火山岩的地球化学 |
| 5.1 分析方法 |
| 5.1.1 全岩主量与微量元素分析方法 |
| 5.1.2 全岩Sr-Nd同位素分析方法 |
| 5.1.3 锆石Hf同位素分析方法 |
| 5.2 地球化学特征 |
| 5.2.1 中侏罗世高钾埃达克质火山岩 |
| 5.2.2 晚侏罗世早期低钾埃达克质火山岩 |
| 5.2.3 晚侏罗世晚期富铌玄武安山岩 |
| 5.2.4 晚侏罗世-早白垩世高硅火山岩 |
| 5.2.5 早白垩世晚期高镁埃达克质火山岩 |
| 5.3 岩石成因 |
| 5.3.1 中侏罗世高钾埃达克质火山岩 |
| 5.3.2 晚侏罗世早期低钾埃达克质火山岩 |
| 5.3.3 晚侏罗世晚期富铌玄武安山岩 |
| 5.3.4 晚侏罗世-早白垩世高硅火山岩 |
| 5.3.5 早白垩世晚期高镁埃达克质岩石 |
| 第6章 中生代岩浆活动的地球动力学 |
| 6.1 中侏罗世岩浆活动与蒙古-鄂霍茨克洋的闭合 |
| 6.2 晚侏罗世早期岩浆活动与古太平洋板块的平板俯冲 |
| 6.3 晚侏罗世晚期-早白垩世早期岩浆活动与古太平洋板块的回卷 |
| 6.4 早白垩世晚期岩浆活动与岩石圈的拆沉 |
| 第7章 结论与问题 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 主要创新点 |
| 7.3 存在问题与建议 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 作者简介及在学期间所取得的科研成果 |
| 致谢 |
（10）额尔古纳地块中部中生代火山盆地岩浆岩 ——岩石成因与动力学机制（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景与选题依据 |
| 1.1.1 岩浆岩的研究现状 |
| 1.1.2 蒙古-鄂霍茨克构造体系研究现状 |
| 1.1.3 额尔古纳地块中生代火山盆地的研究现状与问题 |
| 1.2 研究思路及拟解决的关键科学问题 |
| 1.2.1 研究思路 |
| 1.2.2 拟解决的关键科学问题 |
| 1.3 实物工作量 |
| 第2章 区域地质概况 |
| 2.1 中国东北区域构造格架 |
| 2.1.1 额尔古纳地块 |
| 2.1.2 兴安地块 |
| 2.2 研究区地质概况 |
| 2.2.1 区域地层 |
| 2.2.2 区域构造 |
| 2.2.3 区域侵入岩 |
| 第3章 分析测试方法 |
| 3.1 锆石LA-ICP-MS U-Pb定年 |
| 3.2 全岩地球化学分析 |
| 3.3 锆石原位Hf同位素分析 |
| 3.4 全岩Sr-Nd-Pb同位素分析 |
| 3.5 矿物成分电子探针分析 |
| 3.6 锆石饱和温度和锆石Ti温度计 |
| 3.6.1 锆石饱和温度计 |
| 3.6.2 锆石Ti温度计 |
| 第4章 盆地岩浆岩类型与时代 |
| 4.1 盆地基底岩石组成 |
| 4.1.1 向阳屯盆地 |
| 4.1.2 上护林盆地 |
| 4.1.3 自兴屯盆地、土伦堆盆地和建设屯盆地 |
| 4.1.4 盆地邻区花岗岩 |
| 4.2 盆地基底侵入岩的形成时代 |
| 4.2.1 向阳屯盆地 |
| 4.2.2 上护林盆地 |
| 4.2.3 自兴屯盆地、土伦堆盆地和建设屯盆地 |
| 4.2.4 盆地邻区花岗岩 |
| 4.3 盆地盖层火山岩的岩石组合 |
| 4.3.1 向阳屯盆地 |
| 4.3.2 自兴屯盆地、土伦堆盆地和建设屯盆地 |
| 4.4 盆地盖层火山岩的形成时代 |
| 4.4.1 向阳屯盆地 |
| 4.4.2 自兴屯盆地、土伦堆盆地和建设屯盆地 |
| 4.5 小结 |
| 第5章 盆地基底侵入岩地球化学特征与岩石成因 |
| 5.1 主量和微量元素地球化学特征 |
| 5.1.1 晚二叠世侵入岩 |
| 5.1.2 早-中三叠世侵入岩 |
| 5.1.3 晚三叠世-早侏罗世侵入岩 |
| 5.1.4 中侏罗世侵入岩 |
| 5.2 矿物化学成分特征 |
| 5.2.1 黑云母 |
| 5.2.2 角闪石 |
| 5.2.3 斜长石 |
| 5.3 同位素特征 |
| 5.3.1 锆石Hf同位素 |
| 5.3.2 全岩Sr-Nd-Pb同位素特征 |
| 5.4 侵入岩的成因 |
| 5.4.1 晚二叠世角闪辉长岩和石英二长闪长岩 |
| 5.4.2 早中三叠世石英二长岩 |
| 5.4.3 晚二叠世-中三叠世二长花岗岩和正长花岗岩 |
| 5.4.4 晚三叠世正长花岗岩和二长花岗岩 |
| 5.4.5 早侏罗世二长花岗岩 |
| 5.4.6 中侏罗世石英二长岩 |
| 5.5 小结 |
| 第6章 盆地盖层火山岩地球化学特征与岩石成因 |
| 6.1 火山岩的岩石地球化学特征 |
| 6.1.1 向阳屯盆地火山岩 |
| 6.1.2 矿物化学成分特征 |
| 6.2 火山岩的同位素地球化学特征 |
| 6.2.1 锆石Hf同位素特征 |
| 6.2.2 全岩Sr-Nd-Pb同位素特征 |
| 6.3 火山岩的岩石成因 |
| 6.3.1 早侏罗世火山岩 |
| 6.3.2 早白垩世早期火山岩 |
| 6.3.3 早白垩世晚期火山岩 |
| 6.4 小结 |
| 第7章 额尔古纳地块中生代岩浆作用与盆地演化动力学机制 |
| 7.1 额尔古纳地块的地壳增生 |
| 7.2 岩浆上升-迁移过程物理特征 |
| 7.2.1 锆石Ti温度计 |
| 7.2.2 岩浆粘度 |
| 7.3 火山盆地构造属性和演化 |
| 7.3.1 盆地断裂特征 |
| 7.3.2 盆地构造属性 |
| 7.3.3 盆地构造演化 |
| 7.4 晚二叠世-中三叠世区域构造演化 |
| 7.5 晚三叠世-早侏罗世区域构造演化 |
| 7.6 中侏罗世区域构造演化 |
| 7.7 晚侏罗世-早白垩世区域构造演化 |
| 7.8 小结 |
| 第8章 结论 |
| 8.1 结论 |
| 8.2 主要创新点 |
| 8.3 存在的问题及建议 |
| 参考文献 |
| 作者简介及在学期间所取得的科研成果 |
| 致谢 |
四、川西新元古代玄武质岩浆岩的锆石U-Pb年代学、元素和Nd同位素研究:岩石成因与地球动力学意义（论文参考文献）
- [1]扬子西北缘碧口地块新元古代构造演化[D]. 惠博. 西北大学, 2021(12)
- [2]扬子板块西缘新元古代花岗岩类岩浆成因及深部动力学意义[D]. 朱毓. 西北大学, 2021
- [3]青海柴达木盆地周缘显生宙陆相火山岩区多金属成矿作用研究[D]. 李浩然. 吉林大学, 2021(01)
- [4]敦煌地块古生代岩浆作用及其对中亚造山带构造演化的响应[D]. 甘保平. 西北大学, 2021(12)
- [5]华北南缘小秦岭-熊耳山地区中生代岩浆岩地球化学研究[D]. 郭军. 中国科学技术大学, 2021
- [6]扬子板块西北缘新元古代早－中期构造演化 ——来自碧口微地块横丹群沉积地层的证据[D]. 高峰. 长安大学, 2020
- [7]与弱分异氧化型Ⅰ型花岗质岩有关的钨多金属矿床成矿作用研究 ——以皖南竹溪岭为例[D]. 孔志岗. 长安大学, 2020
- [8]扬子地块西缘峨眉山新元古代岩浆事件及其对Rodinia超大陆裂解的启示[D]. 李阳. 成都理工大学, 2020(04)
- [9]海拉尔-塔木察格盆地中生代火山岩年代学与地球化学研究[D]. 纪政. 吉林大学, 2020(08)
- [10]额尔古纳地块中部中生代火山盆地岩浆岩 ——岩石成因与动力学机制[D]. 毛安琦. 吉林大学, 2020(08)