一、Temperature and pressure condition of garnet Iherzolite and websterite from west Qinling,China（论文文献综述）
李阳[1]（2020）在《河北宣化基性高压麻粒岩P-T轨迹及其地质意义》文中研究说明高压麻粒岩携带了大量地球深部信息,对其研究有助于理解中、下地壳组成及大陆构造演化过程。河北宣化位于华北克拉通中部碰撞造山带北缘,是我国最早发现高压麻粒岩的地点之一。本文以河北宣化大东沟基性麻粒岩为研究对象,根据矿物共生组合定名为角闪石榴单辉麻粒岩,其共记录了三期变质作用:峰期组合Grt+Cpx+Pl+Q,达到高压麻粒岩相;减压组合Grt+Cpx+Opx+Pl,为中压麻粒岩相;退变质组合Hbl+Pl,为角闪岩相,并以高压麻粒岩相共生组合为主。使用相平衡模拟方法限定三个阶段变质作用条件为:石榴子石核部对应温压条件约760±20℃、11.2±0.5 kbar;石榴子石幔部对应变质峰期,约860±10℃、13.1±0.3 kbar;石榴子石边缘对应温压条件约920±10℃、9.6±0.2 kbar,得到顺时针型P-T轨迹,峰期变质条件达到高压麻粒岩相,与前人研究成果相比包含了升温升压的进变质阶段、减压升温的热弛豫,且温度更高。
雷杭山[2]（2018）在《滇东南马关地区中新世玄武岩地球化学和岩石成因》文中认为沿着阿尔卑斯-喜马拉雅造山带,后碰撞岩浆活动广泛分布于西班牙-意大利-赛尔维亚-土耳其-伊朗-西藏等地区,其中“三江”特提斯构造域位于该造山带东端,夹持于太平洋构造域和南海地幔柱之间。“三江”地区后碰撞岩浆活动不仅是对该造山带后造山作用构造演化的响应,而且是理解这三种构造单元深部物质演化和构造交接联系的关键。本文以马关地区中新世玄武岩为研究对象,开展了系统的矿物学、岩石学和地球化学的研究。马关地区玄武岩中明显存在地幔橄榄石捕掳晶和地幔包体。这些地幔橄榄石可分为低Ca橄榄石(LCa-Ol),高Fo橄榄石(HMg-Ol)和高Ca橄榄石(HCa-Ol)这三类。HCa-Ol具有高CaO含量和Ca/Fe比值的特征,反映了深部岩石圈地幔可能受到了碳酸盐熔体的交代。HMg-Ol具有更高的Fo值,且尖晶石包裹体具有高Cr#的特征,推测马关地区深部存在古老岩石圈地幔残留。地质温压计的结果进一步揭示马关地区古老的岩石圈地幔可能被上涌的软流圈地幔富集交代。马关地区中新世玄武岩具有微量元素富集,Nb-Ta正异常的洋岛玄武岩（OIB）成分特征。地质温压计显示,熔体的熔融温度为14561552℃,起源深度为68.7129 km,表明这些岩浆起源于软流圈地幔。同时,马关地区中新世玄武岩具有低的Mg同位素组成(?26Mg,-0.6-0.4‰)和明显的Ti负异常,揭示了马关地区深部软流圈地幔受到了碳酸盐熔体的富集改造,且这些碳酸盐熔体以白云石为主。根据马关地区地幔包体和新生代玄武岩的模式年龄,初步推测马关地区深部地幔存在两期富集交代事件,且这两次交代作用分别与晚古生代时期洋壳板片的俯冲和晚白垩世-中新世期间,印度-欧亚大陆碰撞诱发的青藏高原深部的软流圈地幔的侧向迁移有关。综合实验岩石学和地球物理资料,“三江”地区、东南亚地区和南海地区的新生代幔源岩浆作用明显滞后于新构造伸展活动,可能与青藏高原深部软流圈物质向东南的横向迁移和挤出有关。
黄玉蓬[3]（2017）在《滇西北甭哥碱性杂岩体成岩机制研究与成矿潜力分析》文中提出滇西北香格里拉甭哥地区发育一套以正长岩、正长岩斑岩及煌斑岩为组合的碱性杂岩体,并产有金矿。野外岩石学特征显示,该岩体由数十个小岩株或岩枝集群式出露,不同类型岩石相互呈无序、混杂产出,岩相分带性不明显。此外还见有角砾状脉体、隐爆角砾岩脉、钾长石伟晶岩脉、石英脉及蚀变二长岩包块等特殊岩类,它们是深源流体强烈活动的产物。甭哥碱性杂岩体正长岩及正长斑岩主要矿物组合为钾长石+石英+角闪石+黑云母±辉石（斑晶为正长石）,煌斑岩主要矿物组合为钾长石+辉石+黑云母+角闪石（斑晶为辉石及黑云母）,除蚀变二长岩包块见少量斜长石外,其余岩石类型均不含斜长石,而钾长石伟晶岩脉则由巨晶钾长石+石英（充填状）+黄铁矿+方铅矿等组成,完全不含暗色矿物。岩体中矿物自形程度中-高,可见熔蚀、反应边及交代蚕蚀结构。此外在正长斑岩中还见有角闪石岩、煌斑岩及黑云变粒岩包体,反映了幔源岩浆和壳源岩浆的混合作用。对杂岩体和包体中黑云母、长石、辉石及角闪石的矿物化学研究也显示,岩浆具有壳幔混合的特征。岩石地球化学方面,甭哥碱性杂岩体以富碱高钾为特征,K2O/Na2O变化范围非常大,从0.38159.67,平均25.06,属钾玄岩和超钾质岩系列;正长岩及正长斑岩SiO2变化范围较大,从50.65%68.38%,而煌斑岩SiO2含量在53.94%58.20%,明显偏高,且岩石中K2O/Na2O值并不随SiO2及MgO的含量变化而变化,表明成岩过程存在富钾富硅源区部分熔融的熔体/流体的混入。另外,甭哥碱性杂岩体除钾长石伟晶岩脉及个别矿化强烈的样品外,REE总量较高,在150×10-6250×10-6之间,轻重稀土分馏明显（LREE/HREE及（La/Yb）N分别为8.230.4和4.4640.89）,Eu异常变化较大,负Eu异常到Eu异常不明显到强烈的正Eu异常均有出现（δEu=0.531.92）,大部分受蚀变及矿化作用影响的样品均表现出明显的正Eu异常（δEu=1.11.92）及正Ce异常（δCe=1.21.6）,而相对新鲜的样品则表现出中等至弱的负Eu和Ce异常（δEu=0.530.9,δCe=0.850.9）,表明甭哥碱性杂岩体既有继承上地幔源区Ce异常的特征,又有低氧逸度下流体长期而缓慢的交代岩石致使其出现显着的正Eu异常。岩石还富集LILE,亏损HFSE,显着亏损Ni、Cr等相容元素,具有Rb、Ba、Th正异常,Nb、Ta、Sr、Ti的负异常,而Zr、Hf则不同程度地表现出负异常与正异常。对甭哥碱性杂岩体地球化学特征深入分析研究表明,该岩体与义敦岛弧带印支期中酸性侵入岩体以及滇西新生代富碱侵入岩具有相似相近的源区及成因动力学机制。因此其并非由单一岩浆源区结晶分离而来,而是既有角闪石相加厚下地壳源区部分熔融的熔体,也有含金云母尖晶石相富集地幔源区部分熔融的熔体,还有俯冲洋壳部分熔融及俯冲流体交代的富集地幔楔部分熔融的混合熔体,多种熔体在不同阶段分别演化,出现了橄榄石+角闪石+单斜辉石+石榴石的结晶分异趋势,晚阶段熔体不断作用于早阶段熔体产物,并最终相互叠加、混杂同步上升侵位成岩。在此过程中,还伴随有一定程度的地幔流体交代及壳幔混染等作用。其中,钾长石伟晶岩脉代表了流体作用最晚期阶段富挥发分富集作用的结果,蚀变二长岩包块则代表了早阶段岩浆体在流体强烈交代改造后的残留。同位素年代学研究表明,甭哥碱性杂岩体具有从晚三叠渐新世的年龄信息（220200Ma,192Ma,16787Ma,89Ma,35Ma,28.2Ma）。这些年龄数据虽然是采用不同测试方法获得,但实际上反映了甭哥岩体多期多阶段演化的复合杂岩体的特点。结合岩石学、岩石地球化学及区域上具有类似特征侵入岩体的时空分布情况来看,可以认为,甭哥碱性杂岩体实际上是一个由晚三叠印支期开始,至新生代喜山期结束的叠加复合富碱侵入体。因此,该岩体主要成岩过程可以划分为三个主要阶段:（1）初始岩浆期（220200Ma）:由甘孜理塘俯冲洋片部分熔融以及交代富集地幔部分熔融的混合熔体在深部形成初始岩浆体;（2）逐步叠加期（20065Ma）:主要为加厚的下地壳部分熔融形成的熔体在上升过程中遇到早期定位的初始岩体,并与之发生叠加混染及混合等,同时携带其继续上升侵位;（3）富碱岩浆与流体作用期（4030Ma）:受印度-欧亚板块强烈碰撞的影响,由古俯冲交代富集地幔源区部分熔融的富碱岩浆和流体在走滑拉张背景下快速上升,在甭哥地区遇到印支燕山期的叠加混合岩体,进而与之发生流体交代和物质交换等过程,同时受到加厚下地壳部分熔融的熔体的混入并伴随地幔流体交代的壳幔混染等作用,最终形成现今出露地表的碱性杂岩体,其中,正长岩体可能更多地代表了初始岩浆期的产物。流体包裹体研究表明,甭哥碱性杂岩体中与金成矿有关的石英脉中存在NaCl-H2O和NaCl-H2O-CO2两类体系流体包裹体,均一温度分别为124.1284.5℃和197.6296.9℃,盐度则分别为0.18%10.98%和1.43%7.97%,总体属于低盐度低温流体,但包裹体盐度及温度变化范围较大,表明有不同来源的流体加入及混合,且H2O（V）+H2O（L）气液两相包裹体、CO2（V）+H2O（L）气液两相包裹体和CO2（V）+CO2（L）+H2O（L）气液液三相包裹体共生,代表了流体不混溶体系,表明甭哥金成矿作用很可能与流体不混溶有关。综合研究认为,甭哥金矿成矿与正长岩关系不甚明显,其赋矿部位均为张性构造破碎带,成矿作用主要受制于该区多阶段岩浆与含矿地幔流体的相互作用及与之相伴的壳幔混染作用。与岩浆作用相伴的含矿地幔流体实际上是一种透岩浆流体,以不混溶独立相形式赋存于富碱岩浆且与其同步运移,并以交代作用方式参与岩浆结晶成岩过程,必然引发一定程度壳源物质混染的同时,促进岩体深部或其相邻部位的矿质富集;结合区域上典型的与富碱侵入岩有关的金矿床特征,可以预测甭哥金矿富矿体可能定位于深部碱性杂岩体内外不同岩石类型接触部位尤其是作为物理化学边界层碎屑岩及碳酸盐岩的层间滑脱带等。
楚亚婷[4]（2016）在《深部地质过程中流体作用及流体演化研究 ——以滇西新生代富碱岩浆成岩成矿为例》文中研究指明富碱侵入岩这一概念最早由着名地质学家涂光炽先生于1982年提出,它包括硅不饱和的碱性岩与硅过饱和的碱性花岗岩;两者主要形成于与拉张作用有关的陆内裂谷、热点和后造山松弛环境当中,它们在时间和空间上常与重要多金属矿床共生相伴;源区多与交代富集地幔的部分熔融有关,具有特征的幔源稀土、微量元素和Sr、Nd、Pb同位素组成,它们是地幔流体和物质在深部地球动力学背景下向上运移并与地壳岩石和流体相互作用的历史记录,因而该类岩石被认为是除镁铁质-超镁铁质岩浆岩外,另一类可直接探测地幔地质作用的重要岩石。受印度-亚欧大陆俯冲碰撞的影响,青藏高原东缘新生代幔源岩浆作用广泛,特别是沿金沙江-哀牢山古缝合带及两侧产出大量以富碱斑岩为主的新生代富碱火成岩和系列相关多金属矿床而彰显其特殊重要性。地幔流体作用是深部地质过程的重要构成,与之相关的成岩成矿作用机制更是当前地学前沿研究课题。本文在已有研究成果的基础上,运用现代流体作用成矿理论和分析测试技术,结合相关典型矿床研究,以遗留于岩（矿）石中的流体作用微观物质踪迹和流体或玻璃包裹体为载体,以揭示地幔流体作用和流体性质演化导致系列成岩成矿效应为主线,深入剖析滇西新生代以六合、剑川、小桥头正长斑岩为代表的硅不饱和富碱岩浆和以马厂箐赋矿斑状花岗岩为代表的硅过饱和富碱岩浆的成岩成矿过程,并结合老王寨金矿、金顶铅锌矿床中岩（矿）石分析,获得如下主要认识和成果:（1）岩相学研究发现,发育于富碱斑岩及其包体中的富钠微晶玻璃、富铁微晶玻璃以及富铁熔浆包体是一种含地幔标型矿物和挥发分的纳米-微米级的超显微隐晶固体,与寄主岩浆呈熔浆不混溶关系,也见穿插于相关典型矿床岩（矿）石中。研究认为,该物质起源于富集地幔,是具熔浆性质的超临界流体在上升运移过程中因温压等环境突变导致挥发分散失,过冷凝形成的隐晶-雏晶-非晶质固体,是地幔流体参与成岩成矿作用而遗留于岩（矿）石中的现实微观物质踪迹,同时也是引发硅化、碳酸盐化、钾化、钠化蚀变和多金属矿化的重要物质源和动力源。（2）地幔流体在伴随富碱岩浆耦合运移和解耦分离过程中,对主岩、包体和矿床围岩进行交代蚀变和引发多金属矿化。在此过程中,地幔流体自身随环境温压和氧逸度及壳幔混染程度的改变而发生物质组成和流体性质演变,其微观物质踪迹的超微观矿物组成表现为:六合、剑川正长斑岩和包体中以富含典型地幔标型矿物组合→马厂箐赋矿斑岩中产出以出现与矿化有关的微晶金属矿物和富铁、钛硅酸盐组合→老王寨矿化岩石以含金硫化物、碳酸盐、硅酸盐等组合→金顶矿化岩石以铅锌硫化物、碳酸盐、甚至出现硫酸盐等组合为特征;相对应的含矿地幔流体性质演化表现为强地幔属性的熔体→壳幔混染属性的熔流体→以壳源为主导的壳幔混染属性的热液流体。（3）富铁熔浆包体、石英包晶（体）中含CO2和H20的高钾玻璃包裹体、石英方解石包晶（体）和钠长石伟晶岩包体共同构成了贫硅富碱岩浆中所含不混溶的四种不同地幔流体物质成分端元,即含CO2和H20的高钾硅酸盐玻璃代表了富K端元;钠长石伟晶岩包体代表了富Na端元、石英方解石包晶（体）代表了富CO2端元,而富铁熔浆包体与富铁微晶玻璃类型相同,代表了富Fe端元;熔流体不混溶作用和氧逸度变化（包括壳慢物质混染）是引发流体性质演化的根本原因。（4）岩（矿）石年代学研究发现,滇西三江地区新生代富碱岩浆源区的形成和富碱岩浆活动是两个不同而又相互联系的阶段。幔源包体中交代角闪石的Ar-Ar年龄在102.87±1.19Ma和116Ma左右,而六合花岗质岩浆活动起始时间约为42.8±1.6Ma,与包体结晶成岩和寄主正长斑岩成岩年龄基本一致,为38.63±0.52Ma,指示幔源包体在富碱岩浆形成之前已经遭受过碱交代作用;马厂箐含矿富碱岩浆起始活动时间约为38.51±0.52Ma,结晶成岩时间与辉钼矿Re-Os模式年龄基本吻合,为35.80±0.20Ma;锆石的Ti温度计、稀土元素以及Ce+4/C e+3分析指示了富碱岩浆上侵过程中发生了岩浆混合作用。据此综合分析认为:超前活动地幔流体的交代作用触发了交代富集地幔的形成,来自交代富集地幔源区的硅不饱和富碱岩浆伴随互不混溶含矿地幔流体同步上升运移;该富碱岩浆以其底劈作用和所含地幔流体交代作用引发地壳深熔成长英质岩浆;此后的两类岩浆演化过程分为两部分:一是富碱岩浆直接捕获少量长英质岩浆以不混溶方式继续同步运移至地壳结晶成岩,形成含花岗岩包体的硅不饱和富碱斑岩;二是富碱岩浆与长英质岩浆发生同化混染形成混合岩浆运移至地壳,其中所含不混溶含矿地幔流体伴随其结晶成岩进行自交代蚀变,形成硅过饱和的赋矿花岗岩类岩石。（5）综合研究认为,成矿作用发生的关键并不在于壳幔混染作用,而是含矿地幔流体作用过程中的某个阶段是否易于多金属成矿物质的活化与卸载。地幔流体作用及其流体性质演化过程是制约滇西新生代多金属系列成矿的核心因素。在上述认识成果基础上,运用地幔流体作用结合透岩浆流体成矿理论的综合分析研究成功揭示,遗留于滇西新生代各类岩（矿）石中的流体作用微观物质踪迹,在与富碱岩浆耦合与解耦过程中,对不同部位的不同岩石进行交代蚀变成矿,相应形成“斑岩型”矿床→“接触交代型”矿床→远程中低温热液矿床系列成矿效应。本论文研究对于深入认识和揭示滇西新生代富碱岩浆-地幔流体-成矿作用三者之间的本质联系和岩浆-流体演化关系具有重要的科学意义。
王诜[5]（2016）在《张北汉诺坝玄武岩石榴石巨晶矿物学研究》文中研究表明汉诺坝地区广泛分布有新生代玄武岩,这些玄武岩在上升过程中破获了大量的幔源包体,为我们研究上地幔的化学组成、形成及演化提供了直接的样品。张北地区包体的数量多且类型丰富,前人对不同类型的包体和矿物巨晶进行了大量研究。但石榴石包体和巨晶的研究较少。本文重点对石榴石巨晶进行矿物学、地球化学方面的研究。运用电子探针和单矿物中稀土微量的激光-ICP-MS测试分析,提取了石榴石巨晶中蕴含的成因方面的信息。并利用共生矿物单斜辉石对石榴石巨晶形成温度压力的进行估算,对石榴石成因进行研究。1.根据对石榴石主量元素研究表明,本区石榴石巨晶具有富镁、铝,贫钙铁的特征。通过对本区端元组分的计算可知,镁铝榴石为64.08%-65.05%,占绝大多数;铁铝榴石为19.02%-20.35%、钙铝榴石12.21%-13.23%、钙铁榴石为1.17%-3.29%;锰铝榴石为0.52%-0.78%,不含钙铬榴石。因此可以推断本区石榴石为镁铝榴石。2.本区石榴石巨晶亲石元素中,Cs未见异常,Rb、Ba、U表现为富集富集,Th表现为亏损状态;高场强元素中,Ta、Zr、Hf表现为富集,Nb表现为亏损状态;过度元素中V表现为富集,Sr、Cr、Co、Ni表现为亏损。全岩的亲石元素中,Rb、Cs、Ba、Sr、Th、U表现为强烈的富集;高场强元素中,Ta、Zr、Hf表现为强烈富集;过度元素中,V表现为富集,Sr表现为微弱亏损,Co表现为亏损,Cr、Ni表现为强烈亏损。从石榴石中Sr、Th表现为亏损状态而在全岩（玄武岩）中表现为富集来看,可以推测Sr、Th主要存在于玄武岩中。全岩和石榴石的过渡元素都有不同程度的亏损,说明本区部分熔融程度较高或玄武岩浆分离结晶相的种类和数量较多。3.本文选取了石榴石-单斜辉石温度计和二辉石温度计,对石榴石的形成温度进行估算并结合前人成果,得出石榴石平衡温度为938-1084℃,结合我国东部地温曲线,得出石榴石形成时的压力为1.16GPa-1.99GPa,根据深度和压力转换关系D=4.02+0.03P可知,形成深度46.92km-63.72km。本研究区玄武岩起源深度至少为64km.
丁一[6]（2013）在《青藏高原东北缘红墙火山岩的岩石学、地球化学、年代学特征及其成因探讨》文中认为西秦岭地处特提斯构造域、太平洋构造域和古亚洲洋构造域的交汇转换部位，也是中国大陆东、西部地理与地质构造的关键部位。中生代以来发育大量的火山岩，是西秦岭地区自中生代以来复杂的俯冲碰撞-陆内叠复造山过程的重要记录，也是该区乃至中国大陆东西和南北地质构造演化的深部动力学机制和背景的重要指示，为进一步揭示秦—祁—昆构造结在燕山运动晚期发生构造转换的关键演化过程提供重要的科学根据。由于该区基础地质研究程度很低，特别是缺少可靠的年代学和地球化学资料，对该区中生代火山岩的成因及地球动力学背景一直存在争议，影响了人们对西秦岭大地构造属性及发展演化历史的全面认识。本文以红墙地区火山岩为研究对象，通过锆石原位LA-ICP-MSU-Pb定年、单矿物电子探针、全岩主量和微量、全岩放射性成因同位素（Sr-Nd-Pb）和锆石原位Hf同位素分析方法，对其展开了详细的地质研究。红墙火山岩喷发年龄大约为105101Ma，属于早白垩世末期。岩石主要为钠质碱性玄武岩系列，具有低SiO2、高全碱（Na2O+K2O）含量，Na2O/K2O为3.5212.19。该玄武岩富集轻稀土元素、部分高场强元素，亏损重稀土元素（[La/Yb]N=6.9820.48），轻、重稀元素土分馏程度较高。全岩Sr-Nd-Pb同位素具有以下特征：87Sr/86S（rt）=0.7032690.705505，143Nd/144Nd（t）=0.5127180.512873，εNd（t）=5.917.48，206Pb/204Pb（t）=17.248518.3193，207Pb/204Pb（t）=15.375215.6257，208Pb/204Pb（t）=37.098238.4542，锆石εHf（t）=11.1815.31。这些地球化学特征显示红墙早白垩世玄武岩具有与陆内OIB相似的地球化学特征，其源区物质组成可能主要为普通型地幔，我们推断红墙玄武岩可能主要起源于亏损软流圈地幔，岩浆起源深度大致在65-80km左右。我们初步认为红墙及多福屯早白垩世钠质碱性玄武岩是西秦岭地区岩石圈大规模伸展的产物，其成因和动力学背景与南北构造带的裂谷性质及其自中生代以来的活动与演化有关。此外，西秦岭东、西两段新生代与早白垩世火山岩在岩相学、全岩化学以及岩石系列和类型方面的差异，可能与不同时期软流圈地幔源区的演化，岩浆起源深度和部分熔融程度等有关。
杨宗锋[7]（2013）在《火成岩系统广义定量化结构分析及其意义》文中提出本博士论文在火成岩狭义定量化结构分析基础上，提出并探索了火成岩系统广义定量化结构分析。广义定量化结构分析以岩架复杂系统和火成岩复杂晶体群为出发点，将岩石结构作为火成岩系统研究的核心和纽带，把其中的地质学、岩石学、矿物学、岩矿物理化学和地球化学紧密联系在一起，特别强调了它们之间的定量联系，这种整合分析聚焦于火成岩系统中时间、空间、温度、压力和成分等五个主要变量之间的有机联系，并以此为据力图阐明火成岩系统中的某些基础学科问题。通过广义定量化结构分析的探索，论文取得以下一些主要成果和认识：1，首次系统的将狭义的火成岩定量化结构分析引入国内，并在学校985学科平台建设的资助下，建立了定量化结构分析实验室。发展和完善了一套切实可行的火成岩定量化结构分析方法。2，为了获得代表性样品的大小和其约束条件，基于全晶质岩石结构的特征，以理想的花岗岩成分为基础，利用模拟统计的方法，初步探讨了代表性样品与矿物含量和矿物粒径之间的关系，获得了矿物含量和粒径变化时，样品大小对矿物实际含量和真实含量间最大可能差值的影响。统计样品截面视域中斑晶数目的多少，可以获取样品中矿物实际含量与真实含量的差距。利用斑晶的平均粒度可以近似获得代表性样品的大小。相同大小样品下，粒径大的样品偏离真实含量的程度更高，斑晶或等粒结构中的粗粒矿物含量是20%时，所需代表性样品最大。最后以麻棚岩体和房山岩体为实例进行了验证和应用说明，其中房山岩体的代表性和非代表性样品的全岩主量元素和微量元素测试结果显示，非代表性的样品普遍存在过多钾长石的影响，最显着的是引起全岩K2O和AI2O3含量升高，SiO2含量变化范围减小。中国东部某些富钾的埃达克质岩石有可能存在样品代表性问题。3，对近年来国内已发表的744个辉钼矿Re-Os同位素测年数据进行了汇总，发现所有样品辉钼矿中的Re含量具有泥合分布的特征。按照岩性和共生矿物种类对所有数据进行了分类统计分析，结果显示辉钼矿中Re含量与岩性和共生矿物种类存在密切的关系：长英质脉和花岗岩中辉钼矿的Re含量最低，几何平均值分别为7.41X10-6和7.99X10-6，多在lO—6?lO—5;砍卡岩中辉钼矿Re含量中等，几何平均值为58.1xl0-6，多在10-5?10-4;碳酸岩中辉钼矿Re含量最高，几何平均值为231xl0-6，多在10-4左右。辉钼矿的共生矿物种类影响其Re含量的变化，仅与白鹤矿（或黑鹤矿）和（或）方错矿，闪锌矿，自然金和自然银共生时辉钼矿Re含量最低，几何平均值为10-7，多在108?106;仅与黄铜矿和（或）磁铁矿（或磁黄铁矿）共生时辉钼矿Re含量最高，几何平均值为10-4，多在10-5?10、同时与黄铜矿（磁铁矿或磁黄铁矿）和白鹤矿（或黑鹤矿，方错矿，闪锌矿，自然金和自然银）共生时辉钼矿Re含量处在前两者之间，几何平均值为106，多在10-7?10-5。综合分析说明辉钼矿与白鹤矿（或黑鹤矿、方错矿、闪锌矿、自然金和自然银）共生或产在长英质脉和花岗岩中可能促使其Re含量降低，与黄铜矿、黄铁矿和磁铁矿（或磁黄铁矿）共生或产在砍卡岩和碳酸岩中可能促使其Re含量升高，辉钼矿Re含量的级数变化可能与其产出状态（岩性和共生矿物种类）密切相关，以及结合近年来辉钼矿Re含量示踪和其它同位素示踪结果间矛盾的存在，认为辉钼矿Re含量的级数变化似乎不能有效的反应其成矿物质来源。4，地质和地球物理多方面的证据表明以橄榄岩为主的上地幔中分布有不同尺度大小的辉石岩，这些辉石岩通常比橄榄岩固相线温度低，更容易发生部分恪融形成玄武质岩架，但我们通常假定原生玄武质岩架与地幔橄榄岩平衡，其中最主要的原因可能是直到目前我们依然没有找到辉石岩融体与橄榄岩融体的有效区别标志。在全面分析了过去三十几年文献中积累的有关橄榄岩和辉石岩恪体的实验岩石学结果基础上，发现在橄榄岩成分多样性和恪融结晶条件影响下，尽管橄榄岩和辉石岩恪体的单个元素含量，元素比值和相图中均无法区分，但从主量元素特征与岩石结构特征间的定量联系角度出发，FC3MS值（Fe0T/Ca0-3*Mg0/SiO2，氧化物均为质量百分数）能够有效的识别大部分辉石岩恪体。橄榄岩恪体FC3MS=-0.07士0.51（25, n=656），显着低于辉石岩恪体FC3MS=0.46士0.96（25,n=494），统计学特征说明二者构成两个不同的群体。辉石岩恪体高FC3MS值的特征在中国东部和蒙古OIB型火山岩（主要是新生代玄武岩）（C-OIB）中得到了直接的体现，C-OIB （MgO>7.5wt%）的FC3MS=0.68士0.34（25, n=525），碱性C-OIB和拉斑质C-OIB具有几乎一样的FC3MS值，分别为0.65士0.35（23, n=356）和0±.700.30（25, n=138）o这些恪体在相图中主要与石植石和单斜辉石平衡，因此确定了C-OIB的源区岩性主要是石植辉石岩而不是通常假定的橄榄岩。C-OIB中的部分实例在FC3MS值和La/Yb比值关系图解中记录了辉石岩部分恪融趋势，表明某些传统上认为的演化的低镁玄武质岩架可能是原生的辉石岩恪体。正常地幔温度下，辉石岩能够合理的形成C-OIB，不需要借助高温地幔柱模型。由于辉石岩恪体与橄榄岩恪体成因的显着区别，以前在假设C-OIB以及其它各种类型的玄武岩源区为橄榄岩基础上得出的许多地质模型，例如幔源岩架成因的认识，利用玄武岩成分探讨岩架起源深度，地幔潜在温度，岩石圈厚度，软流圈与岩石圈相互作用和壳幔相互作用可能都需要重新考虑。这项研究为橄榄岩和辉石岩恪体的识别提供了新的更加直接有效的判别标准，同时也说明大陆幔源岩架可能主要是辉石岩部分恪融贡献的，体现了大陆岩石圈长期演化的不均一性特征。总体来说，橄榄岩和辉石岩恪体的识别依然是一个需要进一步研究的难题，这个问题的解决可能会成为大陆动力学理论形成和完善的一个重要的岩石学基础。5，天和永碱性玄武岩属于华北西部新生代玄武岩的一部分。天和永碱性玄武岩斑晶以橄榄石为主，同时含有含量小于1%的斜方辉石，单斜辉石和尖晶石斑晶，以及这几种斑晶其中两种或三种形成的斑晶聚集体。各种斑晶（长轴>300fim）边部均出现反应边现象，核部成分普遍保留着地幔橄榄岩包体中的矿物成分特征。橄榄石斑晶（长轴>300^1111）的晶体粒度分布（CSD）显示双对数F-CSD分布特征，基质橄榄石和磁铁矿显示近似直线的S-CSD分布特征。稀土元素和微量元素均类似洋岛玄武岩，但更富集大部分不相容元素，轻重稀土分谐更强。天和永玄武岩主微量元素的不均一性可通过约0?15%的汉诺坝橄榄岩平均成分泥染得到合理的解释。Sr-Nd-Pb同位素均显示类似MORB的亏损地幔特征。以上特征表明天和永玄武岩中的复杂斑晶组合均为地幔橄榄岩解体形成的捕掳晶。根据全岩成分变化趋势和实际样品中捕掳晶的含量，推测得到天和永玄武岩原始岩架为非常贫镁（MgO约5%,镁值约42.4（100*MgO/（MgO+FeOT），摩尔））的碱性玄武岩。与实验岩石学结果比较之后，可知这样的幔源贫镁岩架既可以是原生橄榄岩恪体高度演化（50%左右的结晶）形成，也可以是石植辉石岩低度部分恪融形成，两种过程形成的恪体均主要与石植石和单斜辉石平衡，从相平衡角度均可看做来自幔源辉石岩源区的恪体，但在正常的地幔温度下，如果上地幔存在岩性不均一性，在地幔橄榄岩到达固相线之前，石植辉石岩就能发生部分恪融形成天和永碱性玄武岩，因此天和永碱性玄武岩很可能是幔源低镁原生岩架（石植辉石岩恪体）的一个实例。6，通过整合尚古寺花岗岩系统中的野外地质学，地球化学，矿物学，地质年代学和定量化结构数据，得到以下一些主要认识：（1）尚古寺花岗岩系统由花岗斑岩，花岗质岩脉和花岗质伟晶岩组成，是东秦岭中生代斑岩钼矿的一部分，花岗质伟晶岩与花岗斑岩几乎同时侵位形成，前者可能是花岗斑岩赋存流体的顶部快速冷却结晶形成，花岗质岩脉最晚形成。尚古寺花岗岩系统成岩成矿年龄均约为126Ma。（2）尽管野外能够见到石英和钾长石的堆晶现象，但晶体粒度分布（CSD）结果显示堆晶现象在薄片尺度下并不显着。花岗质岩脉和花岗斑岩基质矿物结晶晚期均出现了结构粗化现象。（3）尚古寺花岗岩中的浩石主要与黄铁矿，萤石，磷灰石和钠长石等热液矿物呈共结关系，暗示浩石主要是岩架结晶晚期从流体中结晶形成的，浩石Hf同位素和全岩Sr-Nd-Pb-H-O同位素体现的幔源物质贡献主要是幔源流体引起的，幔源恪体的贡献十分微弱，这可能是全岩主量元素比较均一且罕见暗色微粒包体的主要原因。（4）尚古寺花岗岩结构特征和化学特征（微量元素和同位素）的不均一性以及它们之间的紧密联系可能是外来富氟富碱水流体在岩架结晶过程中迁移和不均一分布引起的。（5）尚古寺花岗岩系统中流体引起的化学分异作用可能是岩石类型和构造环境化学判别图解出现矛盾或失效的主要原因。（6）花岗岩中幔源物质可能存在幔源恪体和幔源流体两种端元物质，后者在尚古寺花岗岩中可能是主要组成部分。幔源岩架中流体和恪体物质的多样性可能是花岗岩中幔源物质贡献存在多种表现形式的一个重要原因。综上所述，定量联系结构和化学有利于综合理解火成岩成岩成矿物理过程和化学过程的相互关系，能够提供更加全面的火成岩成因认识，火成岩系统广义定量化结构分析对揭露和认识火成岩系统中基础学科问题十分有益。
李大鹏[8]（2012）在《新疆西天山阿吾拉勒铁矿带叠加成矿作用》文中提出阿吾拉勒铁矿带是近年来在新疆西天山发现的一条极其重要的铁成矿带，带内分布有一系列超大型铁矿床。这些超大型铁矿床主要分布在石炭系大哈拉军山组火山岩中，普遍显示出复杂的叠加成矿作用特征。笔者在前人研究的基础上，对带内大哈拉军山组火山岩以及两个典型矿床（备战铁矿和敦德铁矿）进行了野外地质调研和镜下观察以及矿物学和地球化学分析，重点揭示了铁矿床特征和成矿过程，建立了区域成矿模型。通过论文工作，取得了以下主要成果和认识。①大哈拉军山组火山岩形成于早石炭世，成岩年龄为316.1±2.2Ma。②稀土和微量元素以及Rb-Sr和Pb同位素地球化学分析结果表明，大哈拉军山组火山岩可能形成于早石炭世晚期大陆边缘弧环境，受控于准噶尔洋向中天山-伊犁板块的俯冲作用。相应的岩浆可能是由俯冲带流（熔）体交代过的地幔楔尖晶石二辉橄榄岩发生1%5%的部分熔融，并在上升过程中经历了一定程度的结晶分异和同化混染作用而形成的。③铁矿石的Pb、O和S同位素组成表明本区铁矿床的成矿物质主要来源于深部岩浆系统。④备战矿区矿石、火山岩和花岗岩显示出相似的稀土元素特征，说明三者具有密切的成因联系。结合相关研究成果，笔者推断，由于深部玄武岩浆补充的中断和更强的地壳混染作用导致初始岩浆（具火山岩成分）发生熔离作用，形成富铁矿浆和富硅岩浆（具花岗岩成分）。稀土元素模拟结果表明，初始岩浆：富铁矿浆：熔离岩浆为14：1：13。⑤主量和微量元素以及同位素地球化学分析结果表明，备战矿区和敦德矿区矽卡岩的形成与传统接触交代矽卡岩不同，可能受控于温度更高的矿浆热液或者高温岩浆热液系统。⑥备战和敦德铁矿均经历了矿浆和热液两个阶段的叠加成矿作用，备战铁矿以矿浆成矿作用为主，敦德铁矿以热液成矿作用为主。
赵甫峰[9]（2012）在《滇西新生代富碱岩浆与地幔流体演化及其成矿效应研究》文中提出金沙江—哀牢山富碱侵入岩带是我国西部的一条呈北西向延伸、规模宏大的新生代钾质火成岩带。已有研究指出，青藏高原之下富含深部（源）流体；根据稀有气体同位素的研究，证明青藏高原的主体部分受到来自软流圈物质流的顶托，其中地幔流体作用不可避免。自晚新生代以来，金沙江—哀牢山缝合带受印度—亚欧板块碰撞和与此相伴的青藏高原整体快速抬升的影响，断裂由挤压转为拉张，显示具裂谷特点的台缘坳陷，出现断陷盆地，并伴随地幔上拱和岩浆喷发，尤其是富碱岩浆和地幔流体沿深大断裂带上侵，由此发生的构造—岩浆活动及深部地质过程，为在缝合带及邻近地区广泛发育富碱侵入岩和其中深浅来源不同的各类岩石包体，及与之相关的多金属矿床的形成提供了有利的地质—构造背景条件。本文通过深入研究以六合岩体为代表的富碱岩浆和地幔流体作用，创造性应用透岩浆流体和地幔流体成矿理论，重点分析解剖以马厂箐大—中型Mo-Cu-Au矿床、金顶超大型Pb-Zn矿床为典型代表所揭示的深部过程与流体作用的系列成矿效应，综合阐述富碱岩浆的形成和运移—含矿地幔流体作用与演化—壳幔混染叠加成矿三者之间的内在联系。取得的主要成果如下：1.根据六合岩体霓辉正长斑岩及其深源包体的岩相学鉴定发现，伴随交代蚀变，寄主岩石和各类包体中普遍发育沿粒间和矿物裂隙或解理缝贯入或穿插的呈网状和细脉浸染状分布的富铁微晶玻璃，及其以独立岩石形式产出的富铁熔浆包体，进一步利用电子探针、扫描电镜和能谱分析确认，其物质组成以超微晶硅酸盐和石英为主，含有碳硅石、含铬自然铁等地幔标型矿物，其中超微晶金属和非金属矿物之间呈熔离结构交生。综合研究认为，富铁微晶玻璃和富铁熔浆包体反映了地幔流体的熔浆性质及其与富碱岩浆不混溶的特征，是地幔流体作用现实微观踪迹物质的两种表现形式；该物质作用于寄主岩石和深源包体，引发各种交代蚀变作用，如角闪石化、硅化和绿泥石化等，并导致结晶蚀变矿物组合总体上表现为暗色矿物由辉石→角闪石→黑云母→绿泥石的退变序列。2.富碱斑岩和包体及其典型矿床岩（矿）石的地球化学特征表现出极大的相似性。其稀土和微量元素配分模式基本一致，即表现为LREE富集、具无或弱的负Ce和负Eu异常；蛛网图呈大致类似的“驼峰”型，总体表现大离子亲石元素相对富集，且具明显的Ta-Nb-Ti负异常而显示受到古俯冲带流体交代特点。类似的Sr、Nd、Pb同位素组成显示源区为EMⅡ型富集地幔，并与含石榴石相地幔岩石的低程度部分熔融有关。由此表明，滇西新生代富碱斑岩和包体的形成及其相关多金属系列成矿统一受控于深部地质过程与地幔流体作用。3.锆石U-Pb定年显示，六合岩体中花岗岩包体成岩年龄（39.2±2Ma）与主岩（霓辉正长斑岩）和马厂箐多金属矿床中赋矿斑状花岗岩年龄（36.17±0.36Ma）基本一致。基底变质锆石的206Pb/238U平均加权年龄为108.4±4.4Ma，与角闪石化金云石榴透辉岩中角闪石Ar-Ar年龄102.87±1.19Ma基本吻合，代表地幔流体交代矿物的结晶年龄，表明地幔流体交代作用过程可能在白垩纪前后延续一个相当长的时期。4.结合富铁熔浆包体和不同部位富铁微晶玻璃及石英包晶中发现高钾富硅碱玻璃包裹体和矿物流体包裹体中出现的不混溶相态，以及稀有气体和铅同位素显示富硅碱质流体来自与富碱岩浆同源的EMⅡ型富集地幔等的综合研究表明，富碱侵入岩中硅不饱和与硅过饱和两类岩石的成因联系和岩浆起源及其演化关系表现为：前者直接源于富集地幔的富碱岩浆的结晶产物，后者源于由富碱岩浆的底侵作用和与之伴随的地幔流体作用引发地壳深熔形成长英质岩浆，再与幔源岩浆和地幔流体一定程度混合形成的富碱长英质岩浆的结晶产物。5.从区域上看，与富碱岩浆共同运移，并与之互不混溶的地幔流体作用及其演化表现为，由六合岩体→马厂箐岩体→金顶矿床，其流体的超微观物质组成由以含铬自然铁、碳硅石等地幔标型矿物为特征→以富铁硅酸盐矿物为主→硫化物、碳酸盐、硅酸盐及黄铁矿与石膏伴生为标志，表现伴随其参与成矿过程中，引发交代蚀变并导致壳幔混染，流体属性由熔浆流体→超临界流体→液相流体转化，也正是这一流体作用和演化过程，促进了滇西地区新生代不同矿种在不同部位、不同围岩和温压条件下伴随不同程度壳幔混染叠加成矿。6.应用并引伸透岩浆流体成矿理论和地幔流体作用释义，可以认为：本文论证的地幔流体微观踪迹物质（富铁微晶玻璃和富铁熔浆包体）与富碱（长英质）岩浆共存，并共同运移，但两者由于组成和性质的差异而互不混溶；当富碱（长英质）岩浆和地幔流体系统封闭较好，地幔流体则伴随岩浆的结晶过程对富碱岩石进行同步自交代蚀变，在岩体内或其深部形成矿床，构成正岩浆成矿类型，如马厂箐斑岩型Mo矿；若在此成岩成矿过程中发生构造扰动，则地幔流体进入岩体与围岩接触带或紧邻接触带的地层围岩中进行交代蚀变成矿，构成接触带成矿类型，如马厂箐矽卡岩型Cu（Mo）矿和地层围岩中的构造破碎蚀变岩型金矿。若岩浆和流体运移的深大断裂体系发育，环境处于相对开放，则地幔流体伴随富碱岩浆的成岩过程而脱离岩浆沿分支断裂通道或拆离滑脱带进入远离岩体的不同地层岩石中，伴随与地壳岩石相互作用而引发交代蚀变，进而导致壳幔混染叠加成矿，构成远程热液成矿类型，如产出于沉积碎屑岩系中的金顶超大型铅锌矿床。
黄行凯[10]（2012）在《滇东南马关和屏边地区新生代玄武岩和地幔包体的岩石地球化学特征及深部动力学意义》文中研究指明滇东南马关和屏边地区位于三江特提斯造山带、扬子板块西缘和华南板块的结合部位，发育了新生代玄武岩，其中马关地区的玄武岩中含有丰富的地幔包体，为研究幔源岩浆起源、岩石圈地幔的形成和演化及壳幔交换和深部物质流动等地球动力学问题提供了的得天独厚的条件。玄武岩具有全碱含量高（K2O+Na2O=3.368.79%，平均为5.78%）且富钾（K2O/Na2O= 0.491.27，平均为0.78）的特征，属于钾玄质的玄武岩。岩石具有富集轻稀土元素和Nb、Ta的特征，显示出与OIB相似的微量元素特征。模拟计算得到的原生岩浆起源的深度为7762km，源区为石榴子石和尖晶石共存的含金云母和角闪石的富集地幔。全岩40Ar-39Ar定年的结果显示，马关地区发育了两期岩浆活动，分别为12.8±0.2Ma和21.2±1.5Ma，暗示本区的岩浆活动并非南海洋盆扩张的产物。屏边地区玄武岩为更新世岩浆活动的产物（<1.7Ma），与腾冲火山活动的时代比较接近。玄武岩的Sr-Nd-Pb同位素组成具有高143Nd/144Nd低87Sr/86Sr的特点，表现出Dupal异常的特征，其源区可能与软流圈和EM1型富集地幔端元的混合有关，与越南地区以及南海地区新生代玄武岩的同位素组成相似，可能与印度-亚洲大陆碰撞导致的软流圈物质的挤出和流动有关。马关地区地幔包体的主量元素显示出饱满的特征，轻稀土元素微弱亏损，具有正的εNd值，代表的是亏损地幔。包体起源深度在5572km之间，位于尖晶石稳定区内，构筑的地温曲线具有与大洋地温相近的特点，与地表的高热流值结果一致。包体具有较高的Os和Re含量，187Os/188Os同位素比值在0.11570.1253之间变化，Re亏损年龄主要在254604Ma之间，只有一个样品为1676Ma，说明岩石圈地幔形成于中元古代之前，之后受熔体交代（熔-岩反应）的影响，导致部分亏损的地幔组分逐渐向饱满型地幔转化，而未发生交代的地幔组分仍然保持了原来亏损的性质，从而形成了马关地区亏损和饱满型地幔并存结构。马关和屏边地区新生代玄武岩有效记录了青藏高原深部软流圈物质的流动和沿红河-哀牢山断裂东南方向发生的迁移。受软流圈物质流动的影响，滇东南地区的岩石圈地幔发生了快速的减薄，形成了岩石具有MORB与EM1型富集地幔混合的源区特征。
二、Temperature and pressure condition of garnet Iherzolite and websterite from west Qinling,China（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、Temperature and pressure condition of garnet Iherzolite and websterite from west Qinling,China（论文提纲范文）
（1）河北宣化基性高压麻粒岩P-T轨迹及其地质意义（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 华北克拉通基性麻粒岩研究现状及研究意义 |
| 1.1.1 麻粒岩定义、分类与地质意义 |
| 1.1.2 华北克拉通高压麻粒岩研究现状 |
| 1.1.3 相平衡模拟研究现状 |
| 1.2 研究内容与研究方法 |
| 1.2.1 研究内容 |
| 1.2.2 研究方法 |
| 1.3 工作量统计 |
| 第二章 区域地质概况 |
| 2.1 华北克拉通早前寒武地质概况 |
| 2.2 研究区地质概况 |
| 第三章 岩相学 |
| 3.1 岩石类型 |
| 3.2 变质作用期次 |
| 3.3 小结 |
| 第四章 矿物化学 |
| 4.1 石榴子石 |
| 4.2 辉石类矿物 |
| 4.3 角闪石 |
| 4.4 斜长石 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 相平衡关系 |
| 5.1 相平衡计算原理 |
| 5.2 全岩成分计算原则及步骤 |
| 5.3 视剖面图相关系 |
| 5.3.1 流体不饱和成分体系P-T视剖面图 |
| 5.3.1.1 样品625-14 |
| 5.3.1.2 样品625-16 |
| 5.3.2 流体饱和成分体系P-T视剖面图 |
| 5.3.3 T-X(Mg#)视剖面图 |
| 5.4 小结 |
| 第六章 讨论 |
| 6.1 P-T条件 |
| 6.2 构造环境 |
| 第七章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（2）滇东南马关地区中新世玄武岩地球化学和岩石成因（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 研究背景与研究现状 |
| 1.1.1 青藏高原新生代后碰撞岩浆活动的研究历史与现状 |
| 1.1.2 东南亚地区新生代玄武岩的研究概况 |
| 1.1.3 中国南海地区新生代玄武岩的研究概况 |
| 1.1.4 中国东部新生代玄武岩的研究概况 |
| 1.2 科学问题与选题依据 |
| 1.2.1 选题依据与研究意义 |
| 1.2.2 拟解决的关键科学问题 |
| 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 项目依托情况与工作量 |
| 1.4.1 项目依托情况 |
| 1.4.2 完成工作量 |
| 1.5 本文取得的主要进展 |
| 2 区域地质背景 |
| 2.1 马关地区地层概况 |
| 2.2 马关地区的岩浆活动 |
| 3 实验方法与测试步骤 |
| 3.1 全岩元素地球化学测试分析 |
| 3.2 全岩Sr-Nd同位素测试分析 |
| 3.3 全岩Mg同位素测试分析 |
| 3.4 矿物成分测试分析 |
| 4 马关新生代玄武岩的岩石学和地球化学 |
| 4.1 岩相学 |
| 4.1.1 蒿子坝火山岩筒 |
| 4.1.2 老房子火山岩筒 |
| 4.1.3 老厂火山岩筒 |
| 4.2 矿物成分测试结果 |
| 4.2.1 橄榄石 |
| 4.2.2 单斜辉石 |
| 4.2.3 斜方辉石 |
| 4.2.4 尖晶石和斜长石 |
| 4.3 地质温压计 |
| 4.4 全岩元素地球化学 |
| 4.4.1 主量元素 |
| 4.4.2 微量元素 |
| 4.5 全岩同位素地球化学 |
| 4.5.1 Sr-Nd同位素 |
| 4.5.2 Mg同位素 |
| 5 讨论 |
| 5.1 岩石类型 |
| 5.2 岩浆演化过程 |
| 5.2.1 地壳同化混染作用 |
| 5.2.2 岩浆结晶分异作用 |
| 5.3 马关新生代玄武岩的岩浆源区及演化 |
| 5.3.1 岩石圈地幔的演化和热状态 |
| 5.3.2 岩浆源区的特征和演化 |
| 5.4 深部动力学过程 |
| 5.4.1 青藏高原东南缘的深部地幔时空演化 |
| 5.4.2 构造演化及与邻区构造域的联系 |
| 6 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
（3）滇西北甭哥碱性杂岩体成岩机制研究与成矿潜力分析（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 国内外研究现状分析 |
| 1.2.1 富碱火成岩的相关研究现状 |
| 1.2.2 滇西富碱火成岩研究现状 |
| 1.2.3 流体与成矿作用关系研究现状 |
| 1.2.4 埃达克岩及其与成矿作用关系研究现状 |
| 1.2.5 甭哥岩体成岩成矿作用研究现状 |
| 1.3 研究思路、内容及方法 |
| 1.3.1 研究思路和科学问题 |
| 1.3.2 研究内容与技术方法 |
| 1.3.3 论文研究的创新点 |
| 1.3.4 研究技术路线 |
| 1.4 论文研究的主要工作量 |
| 第2章 地质背景概况 |
| 2.1 研究区大地构造背景及演化 |
| 2.1.1 大地构造位置 |
| 2.1.2 主要构造单元及演化 |
| 2.2 区域地质特征 |
| 2.2.1 地层概况 |
| 2.2.2 构造特征 |
| 2.2.3 岩浆岩概况 |
| 2.2.4 区域地球物理特征 |
| 2.2.5 深部构造与地表构造的关系 |
| 2.3 区域地质演化与成矿作用概述 |
| 第3章 岩体岩石学和矿物学研究 |
| 3.1 岩体地质特征 |
| 3.1.1 岩石组合特征 |
| 3.1.2 围岩特征 |
| 3.1.3 岩体矿化特征 |
| 3.2 主岩及包体岩相学特征 |
| 3.2.1 寄主岩岩相学特征 |
| 3.2.2 脉体显微特征 |
| 3.2.3 包体岩石岩相学特征 |
| 3.3 岩体矿物学特征 |
| 3.3.1 黑云母 |
| 3.3.2 长石 |
| 3.3.3 角闪石 |
| 3.3.4 辉石 |
| 3.4 寄主岩与包体关系及其成因分析 |
| 3.5 本章小结 |
| 第4章 岩体地球化学示踪研究 |
| 4.1 元素地球化学分析 |
| 4.1.1 常量元素特征 |
| 4.1.2 稀土元素特征 |
| 4.1.3 微量元素特征 |
| 4.2 铅同位素地球化学特征 |
| 4.3 围岩与石英脉地球化学特征 |
| 4.4 岩体成矿特征分析 |
| 4.5 年代学结果讨论及对成岩时代的限定 |
| 第5章 流体包裹体研究 |
| 5.1 样品采集及分析测试 |
| 5.2 流体包裹体显微特征及分类 |
| 5.3 流体包裹体显微测温 |
| 5.4 流体包裹体地质压力计 |
| 5.5 流体不混溶与金矿化关系 |
| 第6章 岩体成岩成矿机制探讨 |
| 6.1 岩浆作用的地球动力学背景 |
| 6.1.1 岩体成岩构造背景分析 |
| 6.1.2 成岩过程地球动力学机制分析 |
| 6.1.3 深部地质过程对甭哥岩体的影响 |
| 6.2 多阶段成岩作用模型 |
| 6.3 成矿潜力分析 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
（4）深部地质过程中流体作用及流体演化研究 ——以滇西新生代富碱岩浆成岩成矿为例（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 研究现状与分析 |
| 1.2.1 研究区地质构造背景 |
| 1.2.2 研究区富碱岩浆成岩成矿作用研究现状 |
| 1.2.3 地幔流体作用研究现状 |
| 1.3 研究思路、内容及方法 |
| 1.3.1 研究思路与内容 |
| 1.3.2 技术路线图 |
| 1.4 论文工作量 |
| 1.5 主要创新点 |
| 第2章 滇西地区成岩成矿地质背景 |
| 2.1 研究区大地构造背景 |
| 2.1.1 构造单元及演化 |
| 2.1.2 主要深大断裂特征 |
| 2.2 地球物理特征 |
| 2.2.1 遥感地质特征 |
| 2.2.2 地球物理异常信息 |
| 2.3 研究区地层、岩浆岩概况 |
| 2.3.1 区域地层概况 |
| 2.3.2 区域岩浆岩概况 |
| 2.4 研究区富碱火成岩及相关多金属矿床的分布特征 |
| 2.4.1 新生代富碱火成岩的时空分布 |
| 2.4.2 多金属矿床分布特征 |
| 2.5 研究区典型矿床地质背景特征 |
| 2.5.1 马厂箐矿床地质特征概述 |
| 2.5.2 老王寨金矿地质特征概述 |
| 2.5.3 金顶超大型铅锌矿床地质特征概述 |
| 2.5.4 典型矿床地质特征小结 |
| 本章小结 |
| 第3章 富碱斑岩及包体岩相学研究 |
| 3.1 典型富碱斑岩及其包体岩石特征 |
| 3.2 主岩和包体中流体作用微观物质踪迹特征 |
| 3.2.1 富钠微晶玻璃 |
| 3.2.2 富铁微晶玻璃 |
| 3.2.3 富铁熔浆包体 |
| 3.3 典型矿床中流体作用微观物质踪迹特征 |
| 3.3.1 马厂菁钼铜金矿床 |
| 3.3.2 老王寨金矿床 |
| 3.3.3 金顶铅锌矿床 |
| 3.4 流体作用微观物质踪迹的属性分析 |
| 本章小结 |
| 第4章 典型富碱斑岩及相关矿床地球化学 |
| 4.1 元素地球化学 |
| 4.1.1 主岩和包体的常量元素分析 |
| 4.1.2 主岩和包体的稀土和微量元素分析 |
| 4.1.3 典型矿床的稀土和微量元素地球化学分析 |
| 4.2 典型岩石和矿床的同位素地球化学 |
| 4.2.1 主岩和包体的Pb、Sr、Nd同位素特征 |
| 4.2.2 典型矿床的Pb、Sr、Nd同位素特征 |
| 4.2.3 典型矿床的稀有气体同位素特征 |
| 4.3 富碱岩浆起源与地幔流体交代作用 |
| 4.3.1 富碱岩浆源区的“部分熔融作用” |
| 4.3.2 富碱岩浆源区中的地幔流体交代作用 |
| 本章小结 |
| 第5章 流体作用演化的地质年代学研究 |
| 5.1 典型岩石和包体的锆石U-Pb定年 |
| 5.1.1 岩石基本特征 |
| 5.1.2 六合花岗岩包体岩相学特征 |
| 5.1.3 样品制备、分析方法及锆石特征 |
| 5.1.4 锆石U-Pb定年 |
| 5.1.5 富碱岩浆成岩时代 |
| 5.2 锆石所记录的岩浆混合作用 |
| 5.2.1 锆石稀土特征分析 |
| 5.2.2 岩浆氧逸度估算 |
| 5.2.3 锆石Ti温度计 |
| 5.3 含矿地幔流体作用时限 |
| 5.3.1 锆石的地幔流体作用特征 |
| 5.3.2 交代角闪石Ar-Ar定年 |
| 5.3.3 六合岩体中石英包晶和马厂箐硅化石英的ESR定年 |
| 5.3.4 马厂箐辉钼矿Re-Os定年 |
| 5.4 含矿地幔流体作用及流体性质演化 |
| 5.4.1 地幔流体作用“超前性” |
| 5.4.2 流体作用演化序列 |
| 本章小结 |
| 第6章 玻璃-流体包裹体不混溶特征研究 |
| 6.1 玻璃/流体包裹体岩相学特征 |
| 6.1.1 特殊包体岩石学特征 |
| 6.1.2 流体包裹体显微特征 |
| 6.1.3 玻璃包裹体特征 |
| 6.2 流体包裹体显微测温 |
| 6.2.1 流体包裹体均一温度和盐度 |
| 6.2.2 压力估算 |
| 6.3 各类包晶(体)与玻璃包裹体元素地球化学特征 |
| 6.3.1 玻璃包裹体原位电子探针分析 |
| 6.3.2 包晶(体)和主岩的地球化学特征 |
| 6.4 地幔流体演化过程中的不混溶作用 |
| 6.4.1 地幔流体运移及演化特征 |
| 6.4.2 硅酸盐熔体-富CO_2流体不混溶作用 |
| 6.4.3 富碱高钾硅酸盐玻璃熔体演化特征 |
| 本章小结 |
| 第7章 深源包体的上升定位动力学机制探讨 |
| 7.1 深源包体分布特征 |
| 7.2 包体沉浮定位动力学机制理论基础 |
| 7.3 理论计算结果 |
| 7.3.1 粘度和密度 |
| 7.3.2 包体最小沉浮半径 |
| 7.3.3 包体沉浮速率 |
| 7.4 包体/不混溶熔流体上升定位动力学机制分析 |
| 7.4.1 研究区包体沉浮机制分析 |
| 7.4.2 不混溶熔流体上升运移机制探讨 |
| 本章小结 |
| 第8章 深部地质过程的流体作用演化 |
| 8.1 富碱岩浆源区与地幔流体的关系 |
| 8.1.1 富碱岩浆形成的构造动力学背景 |
| 8.1.2 富碱岩浆源区形成机制 |
| 8.2 成岩成矿作用和地幔流体演化 |
| 8.2.1 成岩成矿作用与地幔流体的关系 |
| 8.2.2 富碱岩浆运移与地幔流体演化 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
（5）张北汉诺坝玄武岩石榴石巨晶矿物学研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 研究历史及研究现状 |
| 1.1.1 汉诺坝组的研究历史及特征 |
| 1.1.2 深源包体和矿物巨晶的研究历史 |
| 1.1.3 研究现状 |
| 1.2 选题依据及意义 |
| 1.3 研究内容及方法 |
| 1.4 技术路线 |
| 第二章 区域地质发展史及背景 |
| 2.1 地理位置 |
| 2.2 区域地质概况 |
| 2.2.1 华北克拉通的形成及地质特征 |
| 2.2.2 研究区区域地质发展史 |
| 2.2.3 研究区区域地质特征 |
| 2.2.4 汉诺坝玄武岩的地质特征 |
| 第三章 石榴石巨晶矿物学特征 |
| 3.1 石榴石的一般特征及化学性质 |
| 3.1.1 石榴石的物理性质 |
| 3.1.2 石榴石的矿物学特征 |
| 3.1.3 其他石榴石巨晶与本区石榴石巨晶特征对比 |
| 第四章 石榴石巨晶的化学成分 |
| 4.1 石榴石巨晶主量元素的分析 |
| 4.2 其他地区石榴石巨晶的主量元素分析及对比 |
| 第五章 石榴石地球化学特征 |
| 5.1 石榴石巨晶和其寄主岩的微量元素地球化学特征 |
| 5.1.1 其他地区石榴石巨晶与张北地区石榴石的微量元素的分析及对比 |
| 5.2 石榴石巨晶和寄主岩的稀土元素地球化学特征 |
| 5.2.1 石榴石稀土元素与其他地区稀土元素的对比 |
| 第六章 石榴石的温度和压力的计算 |
| 第七章 石榴石巨晶成因的讨论 |
| 结论 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 致谢 |
（6）青藏高原东北缘红墙火山岩的岩石学、地球化学、年代学特征及其成因探讨（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 研究现状与存在问题 |
| 1.3 研究内容与技术路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究方案 |
| 1.4 取得的主要认识和进展 |
| 1.5 工作量 |
| 第2章 区域地质概况 |
| 2.1 区域地质背景 |
| 2.2 西秦岭地质概况 |
| 2.3 地层 |
| 2.4 岩浆岩 |
| 2.5 变质岩 |
| 第3章 红墙火山岩岩石学特征 |
| 3.1 岩相学特征 |
| 3.2 岩石化学特征 |
| 3.3 矿物化学特征 |
| 3.3.1 辉石 |
| 3.3.2 斜长石 |
| 第4章 全岩地球化学特征 |
| 4.1 微量稀土元素特征 |
| 4.2 全岩 Sr-Nb-Pb-Hf 同位素组成特征 |
| 4.2.1 Sr-Nd 同位素 |
| 4.2.2 Pb 同位素 |
| 第5章 火山岩年代学研究 |
| 5.1 锆石 U-Pb 定年 |
| 5.2 Hf 同位素 |
| 第6章 红墙晚中生代火山岩的起源与成因 |
| 6.1 火山岩产出的构造环境 |
| 6.2 原生岩浆 |
| 6.3 同化混染作用 |
| 6.4 分离结晶与部分熔融作用 |
| 6.5 非实比部分熔融 |
| 6.6 火山岩源区组成 |
| 6.7 岩浆部分熔融条件 |
| 6.7.1 CIPW 矿物温压实验相图 |
| 6.7.2 单斜辉石温压计 |
| 6.8 岩浆的地球动力学背景 |
| 第7章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 个人简介 |
（7）火成岩系统广义定量化结构分析及其意义（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 导论 |
| 1.1 选题依据 |
| 1.2 研究背景 |
| 1.2.1 岩架系统和火成岩成因模型的主流认识 |
| 1.2.2 复杂岩架系统和火成岩复杂晶体群 |
| 1.3 研究内容 |
| 1.4 论文工作量 |
| 1.5 主要创新性成果和认识 |
| 第二章 狭义定量化结构分析简介 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 定量表达岩石结构特征的数理基础 |
| 2.2.1 晶体粒度分布理论 |
| 2.2.2 晶体空间展布形式 |
| 2.2.3 其它定量化火成岩结构分析方法 |
| 2.3 火成岩结构定量化参数的获取方法 |
| 2.3.1 二维立体转化法 |
| 2.3.2 连续剖面法 |
| 2.3.3 X射线层析技术 |
| 2.3.4 其它不太常用的三维分析方法 |
| 2.4 数据的封闭性与有效性 |
| 2.5 定量化结构特征与岩架固结过程间的联系 |
| 2.5.1 岩架固结的动力学过程 |
| 2.5.2 定量化结构参数的解释与意义 |
| 2.5.3 定量化结构分析与化学分析结合 |
| 2.6 二维立体转化法的实验设备及操作 |
| 2.7 小结 |
| 第三章 花岗质岩石结构对代表性样品的约束 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 方法 |
| 3.2.1 理想的花岗岩成分与计算依据 |
| 3.2.2 模拟计算方法 |
| 3.3 分析结果 |
| 3.4 讨论 |
| 3.5 麻棚岩体实例 |
| 3.6 房山岩体实例 |
| 3.6.1 房山岩体代表性样品的确定 |
| 3.6.2 代表性样品与非代表性样品地球化学数据对比 |
| 3.7 小结 |
| 第四章 岩石结构与辉钼矿中Re含量的分布规律 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 数据分类与统计方法 |
| 4.3 统计结果 |
| 4.3.1 辉钼矿中Re含量的总体特征 |
| 4.3.2 长英质脉体 |
| 4.3.3 砍卡岩 |
| 4.3.4 花岗岩 |
| 4.3.5 碳酸岩 |
| 4.3.6 与不同矿物共生时辉钼矿的Re含量 |
| 4.4 讨论 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 玄武岩源区岩性的识别：问题和对策 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 数据的选取和理解 |
| 5.3 辉石岩和橄榄岩的结构特征与化学特征的定量关系 |
| 5.4 辉石岩和橄榄岩恪体的区别标志及其不确定性 |
| 5.4.1 Si0_2 和 FeO 含量 |
| 5.4.2 AI_2O_3 和 MgO 含量 |
| 5.4.3 CaO 和 MgO 含量 |
| 5.4.4 Ni 和 MgO 含量 |
| 5.4.5 Fe/Mn和Zn/Fe等过渡族元素比值 |
| 5.4.6 Ti0_2 含量 |
| 5.5 C-OIB在常规图解和相图中无法与橄榄岩恪体区分 |
| 5.5.1 C-OIB在常规图解中可解释为橄榄岩部分恪融体 |
| 5.5.2 橄榄岩恪体可以解释C-OIB的相平衡关系 |
| 5.6 玄武岩源区岩性的有效识别参数FC3MS值 |
| 5.6.1 主量元素比值组合参数的提出和意义 |
| 5.6.2 FC3MS值能够识别大部分辉石岩形成的玄武岩 |
| 5.7 橄榄岩恪体无法合理解释C-OIB高FC3MS值 |
| 5.8 C-OIB的相平衡约束 |
| 5.9 为什么FC3MS值是目前识别玄武岩源区岩性最有效的参数 |
| 5.10 C-OIB的辉石岩模型 |
| 5.10.1 正常地幔温度石植辉石岩可以形成C-OIB |
| 5.10.2 C-OIB源区辉石岩的来源及意义 |
| 5.11 简单（哈克）图解和相图分析的潜在问题 |
| 5.11.1 数据假设与说明 |
| 5.11.2 第一种解释及潜在问题 |
| 5.11.3 第二种解释及潜在问题 |
| 5.11.4 第三种解释及潜在问题 |
| 5.11.5 第四种解释及潜在问题 |
| 5.11.6 第五种解释及潜在问题 |
| 5.11.7 大量数据的解释及潜在问题 |
| 5.11.8 文献中类似问题的实例 |
| 5.12 小结 |
| 第六章 天和永幔源低镁原生岩架的识别 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 地质背景和样品采集 |
| 6.3 岩相学特征 |
| 6.4 分析方法 |
| 6.4.1 电子探针 |
| 6.4.2 定量化结构 |
| 6.4.3 主量和微量元素 |
| 6.4.4 全岩 Sr-Nd-Pb 同位素 |
| 6.4.5 Ar-Ar 年龄 |
| 6.5 结果 |
| 6.5.1 Ar-Ar 年龄 |
| 6.5.2 矿物学特征 |
| 6.5.3 晶体粒度分布 |
| 6.5.4 全岩主微量特征 |
| 6.5.5 全岩同位素特征 |
| 6.6 讨论 |
| 6.6.1 幔源捕掳晶的确定 |
| 6.6.2 捕掳晶的成因矿物学意义 |
| 6.6.3 天和永玄武岩原始岩架成分 |
| 6.6.4 天和永玄武岩的时间尺度 |
| 6.6.5 幔源低镁原生岩架与源区岩性 |
| 6.7 小结 |
| 第七章 尚古寺花岗岩系统的成岩成矿过程 |
| 7.1 引言 |
| 7.2 地质背景 |
| 7.2.1 区域地质概况 |
| 7.2.2 花岗质岩架活动与钼矿时空特征 |
| 7.3 尚古寺斑岩钼矿地质特征 |
| 7.3.1 岩体基本特征 |
| 7.3.2 围岩变质变形特征 |
| 7.3.3 矿化特征 |
| 7.4 样品采集 |
| 7.5 岩相学特征 |
| 7.6 分析测试方法 |
| 7.6.1 电子探针 |
| 7.6.2 定量化结构 |
| 7.6.3 主量和微量元素 |
| 7.6.4 全岩 Sr-Nd-Pb 同位素 |
| 7.6.5 全岩H-0同位素分析 |
| 7.6.6 辉钼矿Re-Os同位素 |
| 7.6.7 浩石U-Pb年代学 |
| 7.6.8 浩石Lu-Hf同位素 |
| 7.6.9 黑云母Ar-Ar年代学 |
| 7.6.10 阴极发光观察 |
| 7.7 结果 |
| 7.7.1 矿物化学特征 |
| 7.7.2 定量化结构特征 |
| 7.7.3 各种造岩矿物的阴极发光特征 |
| 7.7.4 地球化学特征 |
| 7.7.5 年代学特征 |
| 7.7.6 全岩Sr-Nd-Pb-H-O同位素特征 |
| 7.8 讨论 |
| 7.8.1 晶体的成核生长过程 |
| 7.8.2 侵位条件 |
| 7.8.3 尚古寺花岗岩成岩成矿年龄 |
| 7.8.4 岩架浩石还是流体浩石？ |
| 7.8.5 花岗质伟晶岩的形成 |
| 7.8.6 A型花岗岩与可能的源区 |
| 7.8.7 REE四分组效应和流体-恪体相互作用 |
| 7.8.8 结构多样性和化学分异间的定量联系 |
| 7.8.9 同位素特征代表源岩，泥合恪体还是流体？ |
| 7.8.10 流体影响过冷度与尚古寺花岗斑岩侵位固结过程 |
| 7.8.11 尚古寺花岗岩成岩成矿模型 |
| 7.9 小结 |
| 第八章 结论与结语 |
| 结论 |
| 结语 |
| 论文补充材料 |
| 第五章 补充材料 |
| 第六章 补充材料 |
| 第七章 补充材料 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 附录 |
（8）新疆西天山阿吾拉勒铁矿带叠加成矿作用（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 1 前言 |
| 1.1 选题依据和研究意义 |
| 1.2 研究现状与主要问题 |
| 1.2.1 研究现状 |
| 1.2.2 主要问题 |
| 1.3 研究思路与研究方法 |
| 1.3.1 研究思路 |
| 1.3.2 研究方法 |
| 1.4 研究内容与主要工作 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 主要工作 |
| 1.5 主要成果和创新点 |
| 1.5.1 主要成果 |
| 1.5.2 创新点 |
| 2 区域地质背景 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.1.1 元古界 |
| 2.1.2 古生界 |
| 2.1.3 中生界 |
| 2.1.4 新生界 |
| 2.2 区域构造 |
| 2.2.1 褶皱构造 |
| 2.2.2 断裂构造 |
| 2.2.3 环状断裂与辐射状断裂 |
| 2.3 区域岩浆岩 |
| 2.4 区域地球物理与地球化学特征 |
| 2.4.1 区域地球物理特征 |
| 2.4.2 区域地球化学特征 |
| 3 火山岩 |
| 3.1 岩相学 |
| 3.2 矿物学 |
| 3.3 年代学 |
| 3.3.1 锆石特征及分析结果 |
| 3.3.2 锆石微量元素地球化学特征 |
| 3.4 地球化学 |
| 3.4.1 常量元素 |
| 3.4.2 稀土和微量元素 |
| 3.4.3 同位素 |
| 4 典型矿床 |
| 4.1 备战铁矿 |
| 4.1.1 地质学 |
| 4.1.2 地球化学 |
| 4.2 敦德铁矿 |
| 4.2.1 地质学 |
| 4.2.2 地球化学 |
| 5 叠加成矿作用 |
| 5.1 区域构造-岩浆格架 |
| 5.1.1 新元古代早期 |
| 5.1.2 新元古代中期 |
| 5.1.3 早寒武世至晚奥陶世 |
| 5.1.4 晚奥陶世至晚石炭世 |
| 5.1.5 石炭纪至二叠纪 |
| 5.2 火山岩构造背景与源区性质 |
| 5.2.1 成岩时代 |
| 5.2.2 构造背景 |
| 5.2.3 源区特征 |
| 5.3 成矿物质来源 |
| 5.4 火山-岩浆-成矿关系 |
| 5.4.1 时间空间关系 |
| 5.4.2 地球化学关系 |
| 5.5 成矿作用 |
| 5.5.1 岩（矿）浆成矿作用 |
| 5.5.2 热液成矿作用 |
| 5.6 成矿模式 |
| 6 结论 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 存在的问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附个人简历 |
（9）滇西新生代富碱岩浆与地幔流体演化及其成矿效应研究（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 国内外研究现状与分析 |
| 1.2.1 研究区地质背景 |
| 1.2.2 研究区富碱岩浆成岩成矿作用研究现状 |
| 1.2.3 地幔流体作用及研究现状 |
| 1.2.4 地幔流体与研究区多金属成矿 |
| 1.3 研究思路、内容及方法 |
| 1.3.1 研究思路与研究重点 |
| 1.3.2 研究内容和方法 |
| 1.3.3 技术路线框图 |
| 1.4 论文工作量 |
| 1.5 论文研究的主要创新点 |
| 第2章 滇西地区成矿地质背景 |
| 2.1 研究区大地构造背景 |
| 2.1.1 构造单元及其演化 |
| 2.1.2 主要深大断裂特征 |
| 2.2 研究区地层和岩浆岩概况 |
| 2.2.1 区域地层概况 |
| 2.2.2 区域岩浆岩概况 |
| 2.3 地球物理特征 |
| 2.4 研究区富碱侵入岩及相关多金属矿床的分布特征 |
| 2.4.1 富碱侵入岩的时空分布 |
| 2.4.2 多金属矿床分布特征 |
| 2.4.3 深部构造控岩控矿特征 |
| 第3章 富碱斑岩及包体岩石学与地幔流体微观踪迹物质特征 |
| 3.1 六合岩体岩石学特征 |
| 3.1.1 主岩和包体岩石类型 |
| 3.1.2 主岩和包体岩相学 |
| 3.2 富铁微晶玻璃和富铁熔浆包体 |
| 3.2.1 黑色不透明物质岩相学 |
| 3.2.2 富铁熔浆包体特征及黑色不透明物质成分分析 |
| 3.2.3 富铁微晶玻璃和富铁熔浆包体的地幔流体属性 |
| 3.3 主岩和包体元素地球化学特征 |
| 3.3.1 常量元素地球化学 |
| 3.3.2 稀土元素地球化学 |
| 3.3.3 微量元素地球化学 |
| 3.3.4 同位素地球化学 |
| 3.4 花岗岩包体年代学研究 |
| 3.4.1 花岗岩包体与主岩岩相学特征 |
| 3.4.2 花岗岩包体锆石 U-Pb 定年 |
| 3.4.3 富碱长英质岩浆与地幔流体活动年代学限制 |
| 3.4.4 花岗岩包体与寄主富碱斑岩的成因关系 |
| 第4章 特殊包体中玻璃—流体包裹体幔源不混溶特征 |
| 4.1 特殊包体岩石学特征 |
| 4.1.1 纯石英包晶特征 |
| 4.1.2 含石英的方解石包晶特征 |
| 4.1.3 石英钠长石伟晶岩包体特征 |
| 4.2 玻璃—流体包裹体显微特征 |
| 4.2.1 流体包裹体类型与分布特征 |
| 4.2.2 玻璃包裹体特征 |
| 4.3 玻璃—流体包裹体地球化学特征 |
| 4.3.1 流体包裹体显微测温 |
| 4.3.2 压力估算 |
| 4.4 寄主矿物与玻璃包裹体元素地球化学特征 |
| 4.4.1 玻璃包裹体化学组成 |
| 4.4.2 稀土和微量元素地球化学特征 |
| 4.5 地幔流体演化与不混溶作用 |
| 4.5.1 地幔流体运移及演化 |
| 4.5.2 流体包裹体的不混溶特征 |
| 4.5.3 玻璃包裹体的成因意义 |
| 4.5.4 特殊包晶（体）成因分析 |
| 第5章 马厂箐钼铜金矿床系列成矿成因机制研究 |
| 5.1 矿床地质特征 |
| 5.1.1 地质背景 |
| 5.1.2 岩相学特征 |
| 5.2 矿床地球化学特征 |
| 5.2.1 常量元素地球化学 |
| 5.2.2 稀土和微量元素地球化学 |
| 5.2.3 同位素地球化学 |
| 5.2.4 流体包裹体地球化学 |
| 5.3 成岩成矿时代研究 |
| 5.3.1 锆石 U-Pb 定年 |
| 5.3.2 辉钼矿 Re-OS 同位素定年 |
| 5.3.3 成岩成矿时代讨论 |
| 5.3.4 Mo-Cu-Au 系列成矿效应 |
| 第6章 金顶超大型铅锌矿床成因的深部地质过程探讨 |
| 6.1 成矿背景与矿床地质特征 |
| 6.2 岩（矿）石岩相学特征 |
| 6.2.1 砂岩型矿石 |
| 6.2.2 角砾岩型矿石 |
| 6.2.3 黑色不透明物质的性质讨论 |
| 6.3 元素和同位素地球化学 |
| 6.3.1 稀土和微量元素地球化学 |
| 6.3.2 稀有气体同位素特征 |
| 6.3.3 铅同位素特征 |
| 6.4 地幔流体作用与远程热液作用成矿机制 |
| 第7章 滇西新生代多金属系列成矿效应 |
| 7.1 富碱岩浆作用与地幔流体作用的关系 |
| 7.1.1 富碱岩浆产出的构造和动力学背景 |
| 7.1.2 富碱岩浆的起源、演化及与地幔流体的关系 |
| 7.2 多金属系列成矿成因机制探讨 |
| 7.2.1 富碱岩浆和相伴地幔流体作用与成矿蚀变和壳幔混染作用的关系 |
| 7.2.2 地幔流体作用与多金属系列成矿模型 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
（10）滇东南马关和屏边地区新生代玄武岩和地幔包体的岩石地球化学特征及深部动力学意义（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 前言 |
| 1.1 选题依据及研究的目的和意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 后碰撞钾质-超钾质岩浆作用的研究 |
| 1.2.2 青藏高原东缘和印支地块后碰撞钾质岩浆岩的研究 |
| 1.2.3 中国南海和海南地区新生代玄武岩研究 |
| 1.2.4 越南新生代玄武岩研究 |
| 1.2.5 中国东部新生代玄武岩研究 |
| 1.2.6 地幔包体的研究 |
| 1.3 研究思路、技术路线及方法和实物工作量 |
| 1.3.1 研究思路 |
| 1.3.2 技术路线和方法 |
| 1.3.3 实物工作量 |
| 1.4 取得的主要认识与进展 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.1.1 马关地区地层 |
| 2.1.2 屏边地区地层 |
| 2.2 区域构造 |
| 2.2.1 “三江”构造带构造演化 |
| 2.2.2 红河-哀牢山断裂带 |
| 2.3 区域岩浆活动 |
| 2.3.1 马关地区岩浆活动 |
| 2.3.2 屏边地区岩浆活动 |
| 第3章 马关和屏边地区新生玄武岩岩石地球化学特征 |
| 3.1 岩相学特征 |
| 3.2 矿物化学特征 |
| 3.2.1 橄榄石 |
| 3.2.2 单斜辉石 |
| 3.2.3 长石 |
| 3.3 马关和屏边地区玄武岩的年代学特征 |
| 3.4 主量元素特征 |
| 3.5 稀土和微量元素特征 |
| 3.5.1 相容元素特征 |
| 3.5.2 稀土元素特征 |
| 3.5.3 微量元素特征 |
| 3.6 Sr-Nd-Pb 同位素特征 |
| 3.6.1 Sr-Nd 同位素 |
| 3.6.2 Pb 同位素 |
| 第4章 马关地区地幔包体岩石地球化学特征 |
| 4.1 马关地区地幔包体的岩相学和矿物化学特征 |
| 4.1.1 岩相学特征 |
| 4.1.2 地幔包体的矿物化学特征 |
| 4.2 地幔包体的岩石地球化学特征 |
| 4.2.1 主量元素特征 |
| 4.2.2 稀土及微量元素特征 |
| 4.3 同位素地球化学特征 |
| 4.3.1 Sr-Nd 同位素特征 |
| 4.3.2 Re-Os 同位素特征 |
| 4.4 马关地区地幔包体的温压估算 |
| 4.4.1 地质温压计 |
| 4.4.2 温压计算结果 |
| 4.4.3 马关地区地幔地温曲线 |
| 第5章 马关地区岩石圈地幔的年龄和组成 |
| 5.1 Re-Os 同位素体系与岩石圈地幔定年 |
| 5.1.1 Re-Os 同位素体系简介 |
| 5.1.2 Re-Os 同位素定年方法和应用 |
| 5.1.3 Re-Os 模式年龄 |
| 5.2 马关地区岩石圈地幔组成和年龄结构 |
| 5.3 马关地区岩石圈地幔的形成和演化 |
| 5.3.1 马关地区地幔包体的成因 |
| 5.3.2 马关地区岩石圈地幔的形成和演化 |
| 第6章 马关和屏边地区新生代玄武岩的成因和构造背景 |
| 6.1 马关和屏边地区新生代玄武岩的起源和演化 |
| 6.1.1 原生岩浆的判别 |
| 6.1.2 岩浆起源的深度 |
| 6.1.3 部分熔融作用 |
| 6.1.4 分离结晶作用 |
| 6.1.5 地壳混染 |
| 6.2 马关和屏边地区新生代玄武岩源区组成 |
| 6.3 源区特征 |
| 6.3.1 EM1 和 EM2 富集地幔端元的区分 |
| 6.3.2 Dupal 异常的成因 |
| 6.4 构造背景和深部动力学意义 |
| 6.4.1 构造背景 |
| 6.4.2 深部动力学意义 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 1 图版：马关和屏边玄武岩岩相学照片 |
| 附录 2 论文发表情况 |
| 附录 3 个人简历 |
四、Temperature and pressure condition of garnet Iherzolite and websterite from west Qinling,China（论文参考文献）
- [1]河北宣化基性高压麻粒岩P-T轨迹及其地质意义[D]. 李阳. 中国地质大学(北京), 2020(08)
- [2]滇东南马关地区中新世玄武岩地球化学和岩石成因[D]. 雷杭山. 中国地质大学(北京), 2018(08)
- [3]滇西北甭哥碱性杂岩体成岩机制研究与成矿潜力分析[D]. 黄玉蓬. 成都理工大学, 2017(01)
- [4]深部地质过程中流体作用及流体演化研究 ——以滇西新生代富碱岩浆成岩成矿为例[D]. 楚亚婷. 成都理工大学, 2016(05)
- [5]张北汉诺坝玄武岩石榴石巨晶矿物学研究[D]. 王诜. 河北地质大学, 2016(08)
- [6]青藏高原东北缘红墙火山岩的岩石学、地球化学、年代学特征及其成因探讨[D]. 丁一. 中国地质大学（北京）, 2013(10)
- [7]火成岩系统广义定量化结构分析及其意义[D]. 杨宗锋. 中国地质大学（北京）, 2013(10)
- [8]新疆西天山阿吾拉勒铁矿带叠加成矿作用[D]. 李大鹏. 中国地质大学（北京）, 2012(05)
- [9]滇西新生代富碱岩浆与地幔流体演化及其成矿效应研究[D]. 赵甫峰. 成都理工大学, 2012(03)
- [10]滇东南马关和屏边地区新生代玄武岩和地幔包体的岩石地球化学特征及深部动力学意义[D]. 黄行凯. 中国地质大学(北京), 2012(08)