一、锆石化学特征与花岗岩体时空演化关系（论文文献综述）
王臻[1]（2021）在《川西甲基卡伟晶岩型锂矿床岩浆—热液演化与成矿的矿物学示踪》文中指出川西甲基卡花岗伟晶岩型稀有金属矿床位于我国松潘-甘孜锂成矿带中,因其巨量锂资源而世界闻名,对其成矿机制的研究具有重要的理论与现实意义。矿区内,伟晶岩围绕区内唯一出露的二云母花岗岩成群、成组地分布,自岩体向外依次产出微斜长石型伟晶岩（Ⅰ）→微斜长石钠长石型伟晶岩（Ⅱ）→钠长石型伟晶岩（Ⅲ）→锂辉石型伟晶岩（Ⅳ）→锂云母（或白云母）型伟晶岩（Ⅴ）伟晶岩,本文选择各区域分带中的代表性伟晶岩脉来剖析甲基卡伟晶岩的岩浆-热液演化过程,其中:308号脉（Ⅲ带）是区内出露面积最大的伟晶岩脉,同时分带性最好,矿床规模也较大;134号脉（Ⅳ带）为区内矿床品位最高,同时矿床规模大、工作程度最高的锂矿脉。本文以这两条脉为重点研究对象,同时结合矿区内其它代表性伟晶岩脉（34号脉-Ⅰ带,33号脉-Ⅱ带,104号脉-Ⅲ带,668号脉-Ⅳ带,528号脉-Ⅴ带）,主要利用光学显微镜、扫描电镜和电子探针等多种矿物学观察和分析技术,对各伟晶岩脉中重要贯通性造岩矿物白云母和主要矿石矿物锂辉石,以及其他稀有金属矿物（如铍矿物）和副矿物（如磷酸盐类）的结晶演化历史和矿物学行为进行研究,拟精细分析伟晶岩脉成岩、成矿过程中熔流体的物理化学条件,并判定甲基卡稀有金属伟晶岩的分异演化程度和和示踪其岩浆-热液演化过程,从而为甲基卡甚至整个松潘-甘孜造山带的锂成矿机制提供重要的理论依据。主要取得的认识如下:（1）通过详细的矿物学研究,首次在甲基卡地区发现透锂长石和铯云母,并提出透锂长石与锂辉石的成因联系,丰富了国内富锂伟晶岩的类型,扩充了伟晶岩型锂矿的矿物学研究内容;（2）应用锂霞石—锂辉石—透锂长石温压计,并结合伟晶岩相平衡关系（温压条件）和前人工作所测得甲基卡矿区伟晶岩锂辉石流体包裹体温压条件,限制甲基卡矿床稀有金属伟晶岩脉成矿的P-T条件,与国内外其它伟晶岩型锂矿床相比具有独特性;（3）分析了甲基卡伟晶岩内部结构带成因,提出岩浆分异结晶作用控制伟晶岩的内部分带;在高分异的伟晶岩中（Ⅳ类型）,内部结构带则主要为过冷却作用结晶的结果;（4）确定了甲基卡伟晶岩初始熔体性质和流体演化特征:甲基卡自低类型至高类型伟晶岩,具有初始熔体锂含量逐渐增加、F含量始终较低,以及岩浆-热液演化程度逐渐增高的特征。其中,中等分异伟晶岩（Ⅲ型）,熔体中的Li需富集至岩浆-热液阶段成矿,成矿性取决于伟晶岩内部分异演化程度;高分异伟晶岩（Ⅳ型）初始熔体锂含量高,内部分带性和化学分异不明显,均具有较好的成矿性。流体演化特征:依据锂辉石、磷锰锂矿的蚀变序列以及磷灰石的矿物化学特征,提出晚期流体从碱交代阶段的富K、Na流体演化至酸交代阶段的富H、P流体,且晚期流体性质（富P）及规模有利于锂辉石的保存。（5）探索了甲基卡锂成矿的关键控制因素:（1）初始熔体性质为富锂或锂过饱和;（2）出溶流体规模有限、热液阶段不发育;（3）晚期出溶流体具有富P性质。
雷传扬[2]（2021）在《班-怒成矿带西段阿翁错复式岩体的岩浆混合作用及动力学背景》文中研究说明阿翁错复式岩体位于班公湖—怒江成矿带西段,是狮泉河—纳木错特提斯洋盆俯冲消减、闭合造山过程中岩浆响应的重要组成部分,以广泛发育不同类型的暗色微粒包体为特征,是开展岩浆混合作用研究的理想对象,其研究对探讨狮泉河—纳木错特提斯洋盆构造演化和区域成矿动力学机制具有重要意义。为了探究阿翁错复式岩体的岩浆混合作用及动力学背景,在野外地质调查工作的基础上,对复式岩体中寄主岩和暗色微粒包体开展岩相学、矿物化学、锆石U-Pb年代学、锆石Lu-Hf同位素和全岩地球化学研究,系统总结了复式岩体岩浆混合作用的各种证据,精确厘定了复式岩体的成岩时代,深入探讨了复式岩体的岩浆混合作用、构造背景及区域成矿动力学机制。通过研究,本文主要取得了以下认识:（1）阿翁错复式岩体是多期次岩浆侵入作用的产物,以广泛发育暗色微粒包体为特征,侵入序列从早至晚为石英闪长岩（120 Ma）→花岗闪长岩（115～114Ma）→正长花岗岩（113～109 Ma）→二长花岗岩（104～103 Ma）,岩石主要为钙碱性—高钾钙碱性系列准铝质—弱过铝质I型花岗岩,晚期发育少量S型花岗岩。（2）阿翁错复式岩体中暗色微粒包体塑性变形特征明显,与寄主岩呈截然或渐变接触,可见包体与寄主岩之间相互穿插、包裹现象,偶见反向脉发育,包体具细—中粗粒结构,从寄主岩中捕获了大量斜长石、正长石、石英等斑晶,偶见角闪石斑晶横跨包体和寄主岩,在包体及包体周围寄主岩中见长柱状斜长石、角闪石和针状磷灰石等特殊结构,表明暗色微粒包体是岩浆混合作用的产物。（3）阿翁错复式岩体中发育大量暗色微粒包体,寄主岩斜长石和包体斜长石An值均表现出振荡变化趋势,表明岩浆混合作用以机械混合为主,也具有化学混合的特征。（4）通过角闪石和黑云母温压计获得阿翁错复式岩体中寄主岩和暗色微粒包体的结晶温度分别为632～718℃和722～768℃,形成深度分别为8.15～11.48km和10.55～11.46 km。（5）通过暗色微粒包体宏观地质特征、岩相学、矿物学、锆石U-Pb年代学、锆石Lu-Hf同位素组成和地球化学特征的研究,表明阿翁错复式岩体是幔源镁铁质岩浆多期次注入长英质岩浆房发生混合作用的产物。（6）研究表明,班公湖—怒江特提斯洋盆于早—中三叠世开始南向俯冲消减,受洋盆南向俯冲消减作用影响,至晚三叠世时期拉萨地块中北部沿狮泉河—拉果错—阿索—永珠—纳木错—嘉黎一线撕裂,形成了狮泉河—纳木错弧后初始洋盆,该弧后洋盆于早侏罗世开始向北俯冲消减。阿翁错复式岩体正是狮泉河—纳木错特提斯洋盆北向俯冲消减过程中岩浆响应的重要组成部分。
向路[3]（2020）在《江南造山带西缘新元古代锡铌钽成矿作用》文中研究指明高演化的花岗岩多与锡钨铌钽的成矿密切相关。一个岩体成矿与否,具体形成什么类型的矿床,受控于复杂的岩浆、热液过程,包括部分熔融过程中金属的活化,分离结晶过程中金属的富集,流体熔体分离过程中金属的重置以及水岩反应过程中金属的沉淀。而在不同岩体中主导成矿的因素通常并不一致,这使得成矿过程复杂多变。华南地区以多时代（元古代、古生代、早中生代、晚中生代）的花岗岩和钨锡铌钽矿床闻名于世,占据了世界上超过50%的W和20%的Sn的储量,同时提供了可观的铌钽资源。但被晚中生代成矿作用的光芒所掩盖,前燕山期的成矿作用缺少关注,关于不同时代成矿作用之间的联系研究的比较少,对于多时代、多旋回成矿的控制因素仍然不是特别清楚。江南造山带西缘是华南最古老的锡成矿区。一些重要的科学问题,例如花岗岩铌钽成矿潜力、锡多金属矿床的成矿时代、成矿过程以及金属和流体的来源等,缺乏系统性的研究或者存在较大的争议。本文在综合前人资料和成果的基础上,利用薄片鉴定、扫描电镜和电子探针分析、矿石矿物（锡石、铌铁矿、钨铌铁矿、黑钨矿）及副矿物（锆石、榍石）U-Pb同位素和微量元素分析、全岩主微量元素及Sr-Nd-Pb-Li-B同位素分析、电气石Li-B同位素分析等手段,对江南造山带西缘含锡钨铌钽花岗岩及相关的锡多金属（钨、铜等）矿床进行了详细的研究,并进一步探讨华南多时代锡钨铌钽成矿作用的控制因素、在岩浆-热液转变过程中金属的分离以及Li-B同位素的分馏等问题。通过本次研究,取得了以下认识:1.成岩成矿年龄:锆石、钨铌铁矿、铌铁矿的U-Pb年龄指示江南造山带西缘的新元古代含锡花岗岩的侵位发生在～819–832 Ma之间。取自云英岩型、电气石石英脉型、锡石硫化物脉型矿石的锡石、黑钨矿U-Pb年龄指示江南造山带西缘锡多金属成矿作用发生在～823–831 Ma之间,表明岩浆侵位和热液成矿近乎同时。来自甲龙锡矿锡石硫化物脉型矿石的榍石U-Pb年龄指示～420Ma的区域变质作用叠加改造了这些花岗岩和锡矿,使得部分矿物（如钨铌铁矿）发生重结晶,Pb丢失。另外,在四堡群地层中发现的碎屑沉积的电气石,可能来自华南更老的（>～850Ma）基底岩石。B同位素证据(δ11B=–13.1至+15.4‰)指示这些电气石有多个物源（老的花岗岩、变泥质岩以及海相的或者与海水发生过广泛物质交换的铁镁质岩石）。但没有证据指示该地区存在多期次成矿作用。2.金属和流体来源:与锡成矿相关的岩浆、热液电气石普遍富集Sn、Zn、Li、F等花岗岩特征元素组合,围岩中的电气石和花岗岩内部的电气石具有近乎一致的δ11B值（～–12至–9‰）,进一步指示锡成矿流体是来自花岗岩。来自九毛锡矿三种矿石（云英岩型、分别赋存于四堡群和超基性岩中的锡石硫化物矿石）的锡石和榍石的主、微量元素成分表明Sn、W、Nb、Ta、U、Zn等金属来自于富F、B的元宝山岩浆热液体系,而与超基性岩无关。考虑到以下证据:（a）赋存在超基性岩中矿石的锡石更富集Cr、V等元素;（b）锡石与斜方砷镍矿、红锑镍矿等富Ni的矿物伴生;（c）锡石硫化物矿石中出现富Cr的尼日尼亚石;（4）九毛等锡多金属矿床的Cu矿体主要分布在超基性岩周围。我们认为在锡多金属成矿作用中超基性岩可能贡献了Cr、Ni、V、Cu等金属。3.花岗岩成矿潜力及控制因素:新元古代铌铁矿和钨铌铁矿的结晶表明江南造山带西缘的新元古代过铝质花岗岩是高分异花岗岩,熔体高度富集锡、铌等成矿元素,有良好的锡铌钽成矿潜力。在未来的新元古代锡铌钽找矿工作中可能需要关注隐伏的高分异岩体。江南造山带西段成矿的花岗岩相对于东段贫瘠的花岗岩,普遍具有更高含量的挥发分（例如B、H2O）。挥发分的加入促进了更广泛的部分熔融和分离结晶过程,最终造成新元古代花岗岩在西段形成一系列锡矿而在东段成矿作用不明显。华南地区从元古代到中生代经历了多期次的构造叠加,这种大陆边缘的沉积物的循环利用,可能在一定程度上促进了成矿元素在花岗岩源区的富集。4.岩浆热液转变过程:电气石淡色花岗岩稀土配分曲线具有明显的四分组效应,云母、锆石和铌钽矿族矿物发育次生结构,表明在岩浆晚阶段有强烈的流体活动。锡、钨、铌和钽在流体和熔体分离过程中会产生多种流体,成矿元素也会在流体与熔体之间重新分配,例如在元宝山地区分离成富Nb-Ta的熔体、早阶段富W-Nb的流体和晚阶段富Sn的流体。另外在岩浆热液转变过程中,Li同位素体系由多种硅酸盐矿物控制,而B同位素体系主要由副矿物相的电气石控制。这种差异性的控制导致岩浆和热液演化过程中Li和B同位素体系的解耦。来自元宝山地区的岩浆、热液电气石的δ11B变化范围很小（–12.5至–9.3‰）,反映的是岩浆源区变质沉积岩的特征。相比之下,岩浆和热液电气石的δ7Li表现出三个明显的变化趋势,分别对应分离结晶、岩浆热液转变和水岩反应过程。5.水岩反应及成矿过程:赋存在四堡群片岩和超基性岩中的锡矿石成矿氧逸度在～NNO附近,硅酸盐阶段和硫化物阶段成矿温度分别在～570–350°C和～350–170°C。不同围岩中矿石形成的温度、氧逸度等条件相近,矿石品位（四堡群中矿石Sn品位<1.4%,而超基性岩中矿石Sn品位可达29%）和矿物组合（四堡群中矿石富铁,而超基性岩中矿石富镁）的差异可能是受各自不同的水岩反应过程控制的。电气石的化学成分、Li-B同位素组成也表明,在水岩反应过程中,围岩和成矿流体发生了广泛的物质交换（HREE、Mg、Li、B、Sn）。这个过程可能促进了锡在晚阶段流体中的富集。
孔志岗[4]（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》文中认为全球范围内与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。
陈旭[5]（2020）在《诸广中段三九矿田花岗岩型铀矿床成矿地质特征研究》文中研究表明诸广山复式岩体位于华南铀成矿省的桃山-诸广铀成矿带,是中国重要的花岗岩型铀矿矿集区之一。三九地区位于诸广中段,处于鹿井、城口铀矿田之间,该地区近十年来的找矿工作取得不少突破,其铀资源量已提升至矿田级别。前人已在三九矿田开展了大量工作,并取得了丰硕工作成果。然而,相比诸广岩体南部,三九矿田的富铀老地层、产铀花岗岩体、铀矿物和主要共伴生矿物、常见矿化指示标志、矿床形成时代、成矿流体性质等重要矿床学内容缺乏系统研究,制约了对区内花岗岩型铀矿床成矿地质特征的深入认识。本文以湘东南诸广中段三九铀矿田部分铀矿床（点）为研究对象,在前人工作及研究基础上,对区内铀矿床（点）铀矿化特征进行了总结。采用SEM、EMPA、LA-ICP-MS、Helix SFT等多种高精度观察和/或分析技术,开展了多种岩矿的主微量元素和同位素地球化学、矿物学、原位微区定年、流体包裹体显微观测等研究。对铀源地层和花岗岩体、主要铀矿物和共伴生矿物、成矿年龄、成矿流体等内容开展了研究和探讨,涉及岩石矿物主微量元素地球化学组成、成矿期次、成矿流体性质和演化,并尝试完善花岗岩型铀矿床成矿模式,探讨了研究区铀资源勘查的发展方向。本文取得的主要新认识如下:（1）三九铀矿田区域上具有优越的构造-岩浆-热液活动等有利的成矿地质条件,区内具有良好的铀多金属矿成矿和找矿潜力。区内热液铀矿床在横向上主要定位于NE向、（近）SN向、NW向等次级断裂等构造,纵向控矿标高大致定位于-330～1 160m,区内成矿深度和剥蚀深度相对较浅,深部仍有较大找矿潜力。铀矿体常以脉状、网脉状、透镜状产出,矿石主要为硅质脉型、蚀变碎裂岩型、构造角砾岩型三类,矿石矿物以沥青铀矿为主,地表及浅部广泛发育多种次生铀矿物。岩体与地层接触带、岩体与岩体接触面、岩体内部导控矿构造等各种地质体界面,热液蚀变叠加区、物化探异常叠合区等是重要成矿和找矿部位;（2）区内花岗岩型铀矿床的矿源主要为富铀的震旦-寒武系地层和燕山早期花岗岩体。区内成矿流体为多期次壳幔流体混合成因,经历了长期的深部热循环、壳源流体再混合,整体具有低盐度、低幔源组分特征。成矿流体主要在180～220℃的温度区间、0.86～0.94g/cm3的密度区间、16～20MPa的压力区间等条件下成矿。至成矿期后期,成矿流体的幔源组分逐渐降低,转化为壳源流体占主导地位的混合流体。成矿流体还原性整体较为稳定,有利于矿质的长期迁移、卸载、富集和矿体的稳定保存;（3）三江口岩体等主要产铀花岗岩体属高分异S型花岗岩,与华南众多产铀岩体具有相同或相似的地物化特征,如矿物学特征、岩浆结晶温度、氧逸度等。华南花岗质岩体的产铀性与其侵位深度、剥蚀深度、成矿温度无关,而主要决定于岩体成岩特征;（4）区内与铀矿化关系密切或能有效指示铀矿化的常见矿物包括:高REE含量的暗红色或杂色微晶质石英、较高Fe含量的蠕绿泥石、较高REE含量且较亏S的胶状黄铁矿、高Fe3+/Fe2+比值且较富LREE的赤铁矿、胶状他形和/或细粒自形黄铁矿与他形赤铁矿的矿物组合、LREE含量偏低的紫黑色萤石等;（5）区内主要矿石矿物为鲕粒状、不规则细脉状产出的沥青铀矿。EMPA与LA-ICP-MS原位微区定年显示,区内矿床可能始于～140Ma形成,并存在15～25Ma、35～45Ma、55～65Ma、95～105Ma等4个主要成矿期次,其中55～65Ma、95～105Ma的成矿期对应了华南中新生代伸展构造背景下的成矿高峰期,35～45Ma、15～25Ma的成矿期对应了后期的改造成矿;（6）岩石矿物的地球化学研究显示,区内花岗岩型铀矿床成矿过程复杂。以三九铀矿田为例,本文认为华南花岗岩型铀成矿作用具有多期次成矿改造特征。
李湿江[6]（2020）在《四川天全新元古代中基性岩墙群岩石成因及其构造意义》文中研究表明中基性岩墙群是伸展构造背景下基性岩浆沿早期裂隙侵位形成的一类岩石组合,具有玄武岩质的化学成分、稳定产状和典型的构造特征,被认为是大陆裂解事件的重要记录和超大陆再造的良好标志。元古代时期,地球构造—岩浆活动频繁,发育了大量中基性岩墙群,研究区所在的扬子地块西缘地区发育了大量新元古代岩墙群。天全地区的中基性岩墙群主要分布在宝兴杂岩中的新元古代二长花岗岩和钾长花岗岩中,分布范围较广,数量较多,但大部分宽度不大,与花岗岩呈不整合侵入接触,大多产状较陡,与围岩界线分明,宽度主要在数十厘米至数十米之间,走向主要为近SN向及NE向。这些岩墙群的岩石类型为辉绿岩、辉绿玢岩和辉石闪长岩岩,普遍发生过不同程度的蚀变作用。辉绿岩具典型的辉绿结构,块状构造,变质作用不明显,但蚀变作用普遍,其矿物组合为斜长石、辉石、磁铁矿及少量磷灰石等副矿物;辉绿玢岩具辉绿结构和斑状结构,块状构造,斑晶主要为辉石和磁铁矿,很少见到斜长石斑晶,这是其中的斜长石斑晶基本完全蚀变的原因;辉石闪长岩为等粒粒状结构,块状构造,主要矿物为长石和角闪石,此外还含有部分黑云母、磁铁矿及少量石英。其中的暗色矿物成分基本在50%左右,角闪石含量很高且明显分为两类,其中一类自形程度较好是原生角闪石,而另一类自形程度较差是辉石蚀变的产物,根据岩相学和地球化学分析,这类岩石中的辉石已经完全蚀变为角闪石和绿泥石。岩墙群的地球化学特征显示岩浆来源于软流圈亏损地幔源区,并受到了地壳的同化混染;其形成环境为板内裂谷环境;固结指数及镁指数表明岩浆演化过程中具有一定程度的结晶分异。野外地质调查发现岩墙群侵位于新元古代花岗岩中,上覆岩层为震旦纪灰岩,说明岩墙侵位年龄为新元古代,锆石U-Pb年代学研究显示,岩墙群的侵位年龄在760Ma-770Ma左右。这一结果与扬子地块西缘大部分基性岩墙的年龄相近。综合上述分析,研究区岩墙群为高铁拉斑玄武质岩石,形成于板内裂谷环境,与新元古代扬子地块西缘的一次壳幔相互作用的地质事件有关,结合区内构造-岩浆演化,研究区岩墙群的形成应与Rodinia超大陆裂解有关,是超大陆裂解的产物。
胡军亮[7]（2020）在《川西九龙打枪沟锂铍矿床地质-地球化学、年代学及资源前景》文中进行了进一步梳理锂、铍等稀有金属是航空航天、国防及新能源领域中重要的原材料之一,因此锂、铍等矿产的勘查、开发与储备具有重要的战略意义。打枪沟伟晶岩型锂铍矿床位于松潘-甘孜造山带南缘雅江残余盆地,是松潘-甘孜锂成矿带重要的组成部分之一。近年来,该矿床的勘查取得较大突破,但在成矿理论方面的研究还停留在上世纪60年代,尤其是在矿物组成、赋存状态及成矿年代学方面存在争议。本文在总结伟晶岩型稀有金属矿床的研究基础上,结合野外地质调查工作,选取打枪沟矿区典型矿脉开展岩相学、矿物化学、矿床地球化学及年代学研究,查明了矿石的主要成分、组构特征、赋存状态,划分了成矿期次,探讨了矿床成因,总结了稀有金属元素富集特征,并预测了矿区的资源潜力和找矿方向。打枪沟矿区含矿伟晶岩主要类型为钠长石伟晶岩和钠长石-锂辉石伟晶岩,主要的矿石矿物为锂辉石和绿柱石。锂矿体主要分布在矿区南部,赋存于钠长石-锂辉石伟晶岩,往往伴生有铍;铍矿体主要分布于矿区的中部,赋存在钠长石伟晶岩中。矿区稀有金属元素富集与伟晶岩类型、分带、空间分布、赋矿围岩、交代类型等因素之间具有明显的规律变化。矿物学和矿物化学显示,长石矿物是由微斜长石+钠长石→原生钠长石→交代钠长石之间的转变;云母由白云母向富锂质多硅白云母转变;电气石属于铁电气石-锂电气石系列,由铁电气石向锂电气石过渡转变;石英由原生石英→重结晶石英→后期热液石英变化;稀有矿物变化由绿柱石→绿柱石+锂辉石→锂辉石→锂辉石+锂云母转变。因此,成矿期次划分为结晶分异期、交代期、热液期及表生期。矿区伟晶岩样品表现出富碱（K2O+Na2O=3.74%～14.56%,平均8.02%）、过铝（A/CNK=0.99～2.87,平均为1.50）、高分异（DI=90.09～98.40,平均94.39）特征。微量和稀土元素含量较低,总体富集Nb、Ta、Hf、U等高场强元素（HFSE）,相对亏损Ba、K、Sr等大离子亲石元素（LILE）。NO.01号伟晶岩脉体中锆石U-Pb年龄为147.5±2.3Ma,代表了打枪沟锂铍矿床的成矿时代,属燕山期成矿。这一年龄与区内桥棚子岩体及周边岩株的年龄在误差范围内基本一致,因此,本文认为桥棚子二云母花岗岩和周边的岩株与打枪沟矿区伟晶岩具有成因上的联系,为打枪沟伟晶岩提供物质来源与热液交代的条件。打枪沟矿区伟晶岩的形成与松潘-甘孜地块南缘140～164Ma伸展减压熔融产生的岩浆事件有关。本文在上述研究的基础上,认为打枪沟矿区的深部可能还存在大量的隐伏脉体,具有Li、Be、Nb、Ta等矿产的找矿潜力;且在打枪沟矿区外围石梯子、洛莫、羊房沟岩体南东侧等地见大量伟晶岩脉,具有较好的Li、Be等矿产的找矿潜力。
熊明福[8]（2020）在《华南晚燕山期斑岩锡矿成因研究 ——以岩背和洋滨锡矿为例》文中提出华南是我国最重要的锡矿产地之一,其内部孕育着一系列锡多金属矿床,他们大都形成于燕山期并与花岗质岩浆活动有关。自上世纪八十年代以来,前人对华南锡多金属矿床的地质特征和成因开展了大量的研究工作,积累了丰富的地质地球化学资料。燕山晚期是华南最重要的锡成矿期,前人对西南地区个旧、大厂等燕山晚期超大型锡矿进行了深入的研究,而东南沿海地区由于成矿规模较小,研究程度相对较低。东南沿海地区燕山晚期与花岗质岩浆作用有关锡矿地质地球化学特征及成因等方面较低的研究程度,直接影响对我国华南地区燕山晚期花岗岩有关锡成矿规律,特别是东西部成矿巨大差异关键控制因素的深入探讨。斑岩型锡矿床是与花岗岩有关锡成矿比较独特的类型,典型的斑岩锡矿较少,典型斑岩锡矿地质地球化学及成因特征的剖析对于丰富和完善与花岗岩有关热液锡矿成矿规律的认识具有重要的意义。华南地区目前已知的三个典型的斑岩锡矿（岩背、洋滨、银岩）均分布在东南沿海地区,形成时代为燕山晚期。岩背和洋滨锡矿含矿岩体物质来源、矿床的形成时代和成因等方面均存在较大争议,故本论文通过系统的野外地质调查、矿物学、矿床学、成岩成矿年代学（同位素年代学）、元素地球化学、同位素地球化学和包裹体研究,探讨岩背和洋滨矿区锡矿床含矿岩体的形成时代、成因、矿床地质特征及成矿模式,为矿区今后的找矿勘探工作提供理论依据。研究主要取得了如下认识:（1）SIMS锆石U-Pb定年确认岩背和洋滨两斑岩锡矿含矿岩体形成于早白垩纪。岩背锡矿成矿前的花岗闪长玢岩和英安岩形成时代分别为138.56±0.83 Ma（MSWD=1.47）和139.58±0.78 Ma（MSWD=0.32）,而含矿岩体花岗斑岩形成于135.52±0.71 Ma（MSWD=2.03）至 136.45±0.69 Ma（MSWD=3.04）。洋滨锡矿早期不含矿花岗闪长玢岩和熔结凝灰岩分别形成于187.08±1.40 Ma（MSWD=0.57）和133±0.67 Ma（MSWD=0.23）,而含矿花岗斑岩形成于 95.05±1.64 Ma（MSWD=5.63）。另外,花岗斑岩中～2.5Ga继承性锆石的发现表明华夏地块可能存在新太古代基底;（2）与成矿有关的花岗岩类均来源于地壳,含矿岩体具有相对较高的 Nd和较低的锆石δ18O,这可能与地壳熔融过程中同位素不平衡有关。岩背矿区早期与锡成矿无关的英安岩具有相对低的εNd（t）值（-8.77～-8.88）和较高的锆石δ180（8.13‰～8.99‰）,而含成矿花岗斑岩具有相对高的εNd（t）值（-2.14～-3.39）和较低的锆石δ180（6.42‰～7.71‰）。洋滨矿区成矿前熔结凝灰岩的εNd（t）为-10.45～-11.89、锆石δ18O为4.47-5.86‰,而含矿花岗斑岩和黄英斑岩εNd（t）=-4.53～-9.05、锆石δ180为3.98-9.50‰。这一同位素组成差异通常解释为年轻地壳物质或地幔组分的参与,但由于缺少同期幔源岩浆岩和岩浆混合的地质证据,它更可能是地壳熔融过程中同位素不平衡的结果。（3）含矿花岗斑岩为过铝质-强过铝质,具有高SiO2、富F和高分异演化特征。岩背和洋滨含矿斑岩的Nb/Ta和Zr/Hf 比值分别为6.0-10.7,20.2-20.7和3.73-12.6,6.75-14.6。洋滨含矿斑岩稀土分布模式显示强烈的四分组效应,表明岩浆演化晚期存在强烈的流体出溶和/或流体不混溶现象。洋滨锡矿含矿黄英斑岩的石英斑晶中存在大量的不均匀捕获包裹体和含子晶多相包裹体,是流体出溶的直接证据。（4）华南晚燕山期锡成矿作用与伸展背景下软流圈地幔上涌和中下地壳物质的广泛熔融和高度演化有关。早白垩世古太平洋俯冲板块的后撤导致岩石圈的伸展,岩石圈的伸展导致地壳减薄和软流圈地幔的上涌,继而引发了软流圈及岩石圈地幔的部分熔融形成大量的玄武质岩浆,这些玄武质岩浆底侵下地壳为地壳物质的熔融提供了热源,引发富集成矿元素的地壳物质的大规模熔融,形成花岗质岩浆的高度分异演化产生流体出溶、流体不混溶,最终形成广泛分布的锡矿床。
代作文[9]（2020）在《西藏错那洞铍锡钨多金属矿床成矿作用研究》文中指出北喜马拉雅成矿带长期以来被认为属于中低温Pb-Zn-Ag-Au-Sb成矿带,对于带上稀有金属成矿的问题有人关注和思考,但一直没有找矿上的进展。2016年,中国地质调查局成都地质调查中心基于多年的勘查和研究工作,在藏南扎西康矿集区中部的错那洞穹隆构造中发现了错那洞Be-Sn-W多金属矿床。该矿床是特提斯喜马拉雅Pb-Zn-Ag-Au-Sb成矿带上发现的首个具有超大型成矿潜力的铍多金属矿床。因此,该矿床的发现打开了喜马拉雅成矿带寻找稀有金属矿床的窗口。然而,目前对该矿床还未开展系统的研究工作。本文通过详细的野外地质调查和室内综合研究,以岩相学、放射性同位素年代学、稳定同位素地球化学、全岩和单矿物主、微量元素地球化学、流体包裹体显微测温等为主要研究手段,对错那洞Be-Sn-W多金属矿床开展了成矿作用研究,并建立了成矿模型。本文取得的主要成果和认识如下:（1）错那洞穹隆中共发育三期淡色花岗岩,独居石U-Th-Pb测年结果结合文献中年代学数据,表明其分别形成于34～20Ma（变形二云母花岗岩）、20～18Ma（含石榴石二云母花岗岩）和16～15Ma（含石榴石白云母花岗岩）。在同位素组成上,花岗岩全岩Sr-Nd同位素组成与高喜马拉雅变质泥岩相似,岩浆电气石B同位素组成与陆壳相似;岩石地球化学上,岩石具有较高的Si O2、Al2O3和较低的Mg O、Mn O、Fe2O3T含量,铝饱和指数（A/CNK）≥1.1,富集大离子亲石元素,亏损高场强元素,样品Rb/Sr比值和Ba含量呈负相关性;此外,岩石中存在大量富铝质矿物（如白云母、石榴石、电气石等）,表明错那洞淡色花岗岩是高喜马拉雅结晶基底的变质泥岩通过白云母脱水熔融形成的S型过铝质花岗岩。错那洞淡色花岗岩具有显着的Eu、Sr、Ti负异常和稀土元素四分组效应,从弱定向二云母花岗岩→含石榴石二云母花岗岩→含石榴石白云母花岗岩,Eu、Sr、Ti负异常和稀土元素四分组效应均增强,而暗色矿物和Ba、Sr等元素含量显着降低,结合定量分离结晶模拟计算,表明错那洞淡色花岗岩在形成过程中普遍经历了长石、黑云母、含Ti矿物等矿物的分离结晶作用,并且逐渐增强。错那洞淡色花岗岩具有较高的Be、Sn、W含量,并且随着岩浆演化程度的增高而形成富Be-Sn-W花岗岩,此外岩石还具有富B、F和还原性的特征,表明错那洞淡色花岗岩具有稀有金属成矿潜力,且分异程度越高成矿潜力越大。（2）详细的野外地质调查表明,错那洞Be-Sn-W多金属矿床完全受错那洞穹隆构造控制,并与穹隆中新生代淡色花岗岩具有密切的空间关系。该矿床共包括云英岩型Sn、伟晶岩型Be、矽卡岩型Be-W-Sn和热液脉型Be-Sn-W四种矿化类型。锡石U-Pb和云母40Ar-39Ar同位素测年结果表明错那洞穹隆中主要发生过两期Be-Sn-W多金属成矿作用:18～17Ma的云英岩型Sn矿化和15～14Ma的伟晶岩型Be、矽卡岩型Be-W-Sn和热液脉型Be-Sn-W矿化,分别与含石榴石二云母花岗岩（20～18Ma）和含石榴石白云母花岗岩（16～15Ma）形成年龄接近。矿石矿物和脉石矿物C-H-O同位素、白钨矿原位微量元素以及白钨矿和萤石Sr-Nd同位素组成表明,错那洞两期成矿作用主成矿阶段的成矿流体均为岩浆流体。金属硫化物具有与错那洞淡色花岗岩一致的S同位素组成,暗示岩体是成矿物质的主要来源。以上数据表明,错那洞Be-Sn-W多金属矿床中早、晚两期成矿作用分别与含石榴石二云母花岗和含石榴石白云母花岗岩具有成因上的联系。流体包裹体显微测温结果表明:云英岩型Sn矿化是含矿流体沸腾作用的结果;伟晶岩型Be矿化与岩浆演化晚期相分离相关;矽卡岩型Be-W-Sn矿化受含矿热液与穹隆幔部大理岩之间剧烈的水-岩反应支配;热液脉型Be-Sn-W矿化是成矿流体温度降低和建造水的加入共同作用的结果。
彭宁俊[10]（2020）在《赣北大湖塘超大型钨矿床成矿流体与成因机制研究》文中提出大湖塘W-Cu矿床是赣北钨成矿带的典型矿床,也是江西北部最早发现的超大型钨矿床,已探明WO3 200余万吨,并伴生Cu 50万吨和Mo 2万吨。大湖塘内包含南区、北区和大雾塘矿区三个大区,含有石门寺、大岭上、狮尾洞等矿段,各矿段地质特征、成矿阶段和矿物组合较为相似,成矿作用均与燕山期130-150Ma多期次的花岗岩体有着密切的成因关系,而矿化以细脉浸染型白钨矿、黑钨矿为主,亦含石英大脉型矿体。本论文通过对大湖塘开展矿床地质、流体包裹体、矿物微区微量元素地球化学、同位素等综合研究,深入探讨该地区成矿作用,为解释成矿机理、阐明超大型矿床成因提供依据,同时也将为丰富成矿理论和指导类似矿床找矿勘查提供借鉴意义。大湖塘矿床流体包裹体研究表明,矿石矿物和脉石矿物流体均为中高温（190-440℃）、中低盐度(0.5-12 wt%Na Cleq)、低密度Na Cl-H2O（CH4±N2±CO2）热液体系。包裹体中CH4+N2超过CO2占到主导地位,反映成矿系统整体处于低氧逸度的还原环境,CO2只出现在大量钨已经晶出之后的硫化物阶段。硅酸盐-氧化物阶段黑钨矿均一温度（300-440°C）,白钨矿均一温度（峰值280-350°C）,磷灰石均一温度（峰值260-330°C）均普遍比共生的石英（大部分200-300°C）高,而晚期硫化物阶段的石英集中于190-240°C。北区石门寺和大岭上矿段在晚期硫化物阶段盐度明显降低,但南区狮尾洞矿段和大雾塘矿区一矿带矿段并无明显变化。大湖塘热液体系中金属元素的逐步沉淀伴随有不同的流体作用:即早期黑钨矿、白钨矿和磷灰石的形成并无明显大气水的加入,W的沉淀形成主要经历自然冷却过程;而在石门寺矿段和大岭上矿段,由于构造裂隙较为发育,可能有较多的大气降水加入,流体混合是引起Cu、Mo等贱金属硫化物沉淀的重要原因。大湖塘矿床花岗岩中的熔融包裹体和热液脉中的流体包裹体普遍含有黄铜矿固体矿物,说明残余熔体和热液流体中均含有大量的Cu,也证明了成矿物质的岩浆来源。硫化物S-Pb同位素进一步证明这一观点,硫化物阶段部分样品含有亏损的δ34S值（-14.4～-0.9‰）,可能反应成矿流体氧逸度的升高导致流体环境的改变,原因为晚期氧化性大气降水的加入。这与流体包裹体和H-O同位素的研究结果一致。白钨矿和磷灰石微量元素、Sr同位素以及电气石主量元素、B同位素等多种研究成果表明,水岩反应是大湖塘钨矿物尤其是白钨矿沉淀的重要机制。水-岩反应过程中斜长石分解为富W流体提供了大量的Ca、Eu和Sr以形成白钨矿、磷灰石等矿物。白钨矿和磷灰石晶体在沉淀过程中稀土配分曲线均由“倾斜型”、负Eu异常转变为“平坦型”、正Eu异常,由于白钨矿和磷灰石优先富集中稀土MREE,早期这些矿物的的沉淀可逐渐形成贫MREE的流体,使得白钨矿等矿物稀土模式发生改变。电气石可分为VT、DT和ST等不同类型,其中石英脉中VT型（VT-1和VT-2）电气石记录了封闭环境下含矿流体与新元古代花岗闪长岩围岩反应情形下流体环境的改变,新元古代双桥山群浅变质岩中ST型电气石相比细脉中DT型电气石B同位素明显偏低,反映不同的源区属性,而在广泛的围岩交代中,黑钨矿、白钨矿和硫化物沉淀过程中或同样受到围岩物质的贡献。通过总结大湖塘以及其他大型-超大型钨矿床的基础地质和矿物学特征、流体包裹体和H-C-S等同位素特征发现,水岩反应在许多钨矿床广泛发育,是改变流体性质和引起钨矿物沉淀的重要机制。超大型矿床研究是矿床学研究的重要课题,超大型钨矿床往往具有如下特征:1)大地构造位置往往位于板块活动带或大陆热点地区,成矿作用往往与高分异的多期次花岗岩体有关;2)区域基底含钨背景往往较高;3)超大型钨矿床矿体常常赋存于岩体的外接触带,含矿围岩的物理化学性质往往决定了矿床的类型和矿物赋存状态。此外,笔者从成矿岩体、矿化类型、矿物组合和氧逸度等方面讨论了赣北钨矿与赣南钨矿的区别,并提出根据不同围岩性质和蚀变类型在赣北地区寻找不同类型钨矿床的建议。
二、锆石化学特征与花岗岩体时空演化关系（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、锆石化学特征与花岗岩体时空演化关系（论文提纲范文）
（1）川西甲基卡伟晶岩型锂矿床岩浆—热液演化与成矿的矿物学示踪（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.3 研究内容与技术路线 |
| 1.4 项目依托及完成实物工作量 |
| 1.5 创新性成果 |
| 第二章 区域及矿田地质概况 |
| 2.1 区域地质背景 |
| 2.2 矿田地质概况 |
| 第三章 分析测试方法 |
| 3.1 电子探针分析方法 |
| 3.2 矿物化学计算方法 |
| 第四章 134 号(IV类型)伟晶岩脉的岩浆-热液演化 |
| 4.1 结构分带及岩相学 |
| 4.2 矿物学特征 |
| 4.3 134 号脉岩浆-热液演化过程及熔-流体性质 |
| 4.4 134 号脉内部分带的形成及成岩成矿 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 308 号(II-III-IV类型)伟晶岩脉的岩浆-热液演化 |
| 5.1 结构分带及岩相学 |
| 5.2 矿物学特征 |
| 5.3 矿物化学对熔体和流体性质的限制 |
| 5.4 甲基卡308 号伟晶岩脉岩浆-热液演化及成矿 |
| 5.5 小结 |
| 第六章 甲基卡其他伟晶岩脉的岩浆-热液演化 |
| 6.1 668 号脉 |
| 6.2 528 号脉 |
| 6.3 104 号脉 |
| 6.4 33和34 号脉 |
| 6.5 小结 |
| 第七章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 个人简历 |
（2）班-怒成矿带西段阿翁错复式岩体的岩浆混合作用及动力学背景（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 研究区概况 |
| 1.2 选题依据及研究意义 |
| 1.3 研究现状及存在问题 |
| 1.3.1 岩浆混合作用研究现状 |
| 1.3.2 班—怒成矿带研究现状 |
| 1.3.3 存在问题 |
| 1.4 研究内容、研究方法与技术路线 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 研究方法 |
| 1.4.3 技术路线 |
| 1.5 完成实物工作量 |
| 1.6 主要成果及创新点 |
| 1.6.1 主要成果 |
| 1.6.2 创新点 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造位置 |
| 2.2 地层 |
| 2.2.1 侏罗系 |
| 2.2.2 白垩系 |
| 2.2.3 古近系 |
| 2.2.4 第四系 |
| 2.3 构造 |
| 2.4 岩浆岩 |
| 第3章 岩体地质及岩相学特征 |
| 3.1 石英闪长岩 |
| 3.2 花岗闪长岩 |
| 3.3 正长花岗岩 |
| 3.4 二长花岗岩 |
| 3.5 暗色微粒包体 |
| 第4章 样品采集与分析方法 |
| 4.1 样品采集 |
| 4.2 分析方法 |
| 4.2.1 锆石U-Pb测年 |
| 4.2.2 锆石Lu-Hf原位测试 |
| 4.2.3 电子探针测试 |
| 4.2.4 全岩主微量元素测试 |
| 第5章 分析结果 |
| 5.1 锆石U-Pb年代学 |
| 5.1.1 石英闪长岩 |
| 5.1.2 花岗闪长岩 |
| 5.1.3 正长花岗岩 |
| 5.1.4 二长花岗岩 |
| 5.1.5 暗色微粒包体 |
| 5.2 Lu-Hf同位素 |
| 5.2.1 石英闪长岩 |
| 5.2.2 花岗闪长岩 |
| 5.2.3 正长花岗岩 |
| 5.2.4 二长花岗岩 |
| 5.2.5 暗色微粒包体 |
| 5.3 全岩地球化学特征 |
| 5.3.1 石英闪长岩 |
| 5.3.2 花岗闪长岩 |
| 5.3.3 正长花岗岩 |
| 5.3.4 二长花岗岩 |
| 5.3.5 暗色微粒包体 |
| 5.4 矿物学特征 |
| 5.4.1 斜长石 |
| 5.4.2 角闪石 |
| 5.4.3 黑云母 |
| 第6章 岩浆混合作用 |
| 6.1 岩浆岩时空分布 |
| 6.2 岩浆混合作用证据 |
| 6.2.1 暗色微粒包体 |
| 6.2.2 岩相学 |
| 6.2.3 矿物学 |
| 6.2.4 年代学 |
| 6.2.5 地球化学 |
| 6.2.6 锆石Hf同位素组成 |
| 6.3 成岩物理化学条件 |
| 6.3.1 角闪石温压计 |
| 6.3.2 黑云母温压计 |
| 6.3.3 氧逸度 |
| 6.4 岩石成因及岩浆源区 |
| 6.4.1 岩石类型 |
| 6.4.2 岩石成因 |
| 6.4.3 岩浆源区 |
| 6.5 岩浆混合作用的动力学机制 |
| 第7章 构造背景及动力学机制 |
| 7.1 阿翁错复式岩体形成的构造环境 |
| 7.2 班—怒特提斯洋盆构造演化 |
| 7.3 狮泉河—纳木错特提斯洋盆的构造属性及演化 |
| 7.4 区域成矿动力学机制 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
| 附录 |
（3）江南造山带西缘新元古代锡铌钽成矿作用（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景和选题依据 |
| 1.1.1 花岗岩锡钨铌钽成矿的控制因素 |
| 1.1.2 华南的幕式成矿作用的研究进展 |
| 1.2 科学问题和技术路线 |
| 1.3 完成工作量 |
| 第二章 地质背景 |
| 2.1 区域地质背景 |
| 2.2 含锡(钨铌钽)花岗岩 |
| 2.2.1 梵净山花岗岩 |
| 2.2.2 元宝山花岗岩 |
| 2.3 锡多金属矿床 |
| 2.3.1 甲龙铜锡矿 |
| 2.3.2 九毛锡铜矿 |
| 2.3.3 标水岩锡钨矿 |
| 第三章 样品采集处理与测试方法描述 |
| 3.1 样品采集与处理 |
| 3.2 全岩主微量元素分析 |
| 3.3 扫描电镜和电子探针分析 |
| 3.4 矿物原位U-Pb同位素及微量元素分析(LA-ICP-MS) |
| 3.5 原位电气石B同位素分析(SIMS) |
| 3.6 全岩和电气石样品Li-B同位素分析(MC-ICP-MS) |
| 3.7 全岩Sr-Nd-Pb同位素分析(TIMS) |
| 3.8 钨铌铁矿U-Pb同位素分析(TIMS) |
| 第四章 成岩成矿年代学格架 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 样品描述 |
| 4.3 分析结果 |
| 4.3.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄 |
| 4.3.2 LA-ICP-MS锡石U-Pb年龄 |
| 4.3.3 LA-ICP-MS榍石U-Pb年龄 |
| 4.3.4 LA-ICP-MS铌铁矿、钨铌铁矿和黑钨矿U-Pb年龄 |
| 4.3.5 TIMS钨铌铁矿U-Pb年龄 |
| 4.4 讨论 |
| 4.4.1 LA-ICP-MS和TIMS U-Pb年龄的比较 |
| 4.4.3 华南新元古代锡多金属成矿作用的时空分布 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 锡矿的金属来源和成矿过程 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 分析结果 |
| 5.2.1 围岩和矿石的岩相学特征 |
| 5.2.2 矿物成分 |
| 5.3 讨论 |
| 5.3.1 流体和金属的来源 |
| 5.3.2 锡的热液运移 |
| 5.3.3 锡矿床的形成 |
| 5.4 小结 |
| 第六章 电气石淡色花岗岩的矿物学和地球化学特征 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 分析结果 |
| 6.2.1 岩相学及地球化学特征 |
| 6.2.2 矿物学特征 |
| 6.2.3 全岩Sr-Nd-Pb同位素成分 |
| 6.3 讨论 |
| 6.3.1 成矿元素在岩浆热液转变过程中的再分配 |
| 6.3.2 华南幕式的锡钨铌钽成矿作用:物源的控制? |
| 6.3.3 与其他成矿或贫矿花岗岩的对比 |
| 6.4 小结 |
| 第七章 Li、B同位素对岩浆热液演化及成矿过程的示踪 |
| 7.1 引言 |
| 7.2 电气石的产状 |
| 7.3 分析结果 |
| 7.3.1 全岩主微量元素成分 |
| 7.3.2 电气石主量元素成分 |
| 7.3.3 电气石微量元素成分 |
| 7.3.4 电气石和全岩的Li-B同位素组成(MC-ICP-MS) |
| 7.3.5 电气石B同位素组成(SIMS) |
| 7.4 讨论 |
| 7.4.1 岩浆和热液电气石成分对锡成矿过程的记录 |
| 7.4.2 Li和B的源区 |
| 7.4.3 在岩浆分异和岩浆热液转变过程中Li的行为 |
| 7.4.4 Li和B同位素体系的解耦 |
| 7.5 小结 |
| 第八章 结论及展望 |
| 参考文献 |
| 附表 |
| 作者及科研成果简介 |
| 致谢 |
（4）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 |
（5）诸广中段三九矿田花岗岩型铀矿床成矿地质特征研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 选题依据、研究目的及意义 |
| 1.2 研究现状及存在问题 |
| 1.2.1 花岗岩型铀矿床的定义与分类 |
| 1.2.2 国外研究现状 |
| 1.2.3 国内研究现状 |
| 1.2.4 研究区研究现状及存在问题 |
| 1.3 研究内容和研究方法 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究方法 |
| 1.4 主要实物工作量 |
| 1.5 主要研究成果及创新点 |
| 1.5.1 主要研究成果 |
| 1.5.2 创新点 |
| 2 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造位置 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.2.1 新元古界(上部) |
| 2.2.2 下古生界 |
| 2.2.3 上古生界 |
| 2.2.4 中生界 |
| 2.2.5 新生界 |
| 2.3 区域构造 |
| 2.4 区域岩浆岩 |
| 2.5 区域矿产 |
| 2.6 本章小结 |
| 3 研究区地质概况 |
| 3.1 研究区地层 |
| 3.2 研究区构造 |
| 3.2.1 NE-NNE向构造 |
| 3.2.2 SN向构造 |
| 3.2.3 NEE-EW向构造 |
| 3.2.4 NW向构造 |
| 3.3 研究区岩浆岩 |
| 3.3.1 印支期 |
| 3.3.2 燕山早期 |
| 3.3.3 燕山晚期 |
| 3.3.4 其他脉岩 |
| 3.4 矿床资源概况 |
| 3.5 本章小结 |
| 4 铀矿床地质特征 |
| 4.1 铀资源分布与典型铀矿床概况 |
| 4.1.1 九龙径矿区 |
| 4.1.2 九曲岭矿区 |
| 4.1.3 九龙江矿区 |
| 4.1.4 石壁窝-木洞矿点 |
| 4.1.5 铀矿床(体)分布特征 |
| 4.2 铀矿化特征 |
| 4.2.1 铀矿石主要特征 |
| 4.2.2 矿物主要特征 |
| 4.3 产铀地质体特征 |
| 4.3.1 分析样品及分析方法 |
| 4.3.2 震旦-寒武系富铀地层 |
| 4.3.3 蚀变花岗岩及构造岩 |
| 4.4 围岩蚀变特征 |
| 4.5 矿物共生组合特征 |
| 4.5.1 石英 |
| 4.5.2 黑云母 |
| 4.5.3 绿泥石 |
| 4.5.4 黄铁矿 |
| 4.5.5 赤铁矿 |
| 4.5.6 萤石 |
| 4.6 本章小结 |
| 5 铀矿物特征与成矿年代学研究 |
| 5.1 铀矿物特征 |
| 5.2 铀成矿年代研究 |
| 5.2.1 样品处理及分析方法 |
| 5.2.2 数据计算方法 |
| 5.3 样品分析及计算结果 |
| 5.3.1 EMPA分析结果 |
| 5.3.2 LA-ICP-MS分析结果 |
| 5.4 沥青铀矿定年结果 |
| 5.5 讨论 |
| 5.5.1 定年方法的组合 |
| 5.5.2 同一铀矿体的不同成矿年龄 |
| 5.5.3 沥青铀矿成矿年龄地质意义 |
| 5.5.4 关于铀成矿年代学研究的思考 |
| 5.6 本章小结 |
| 6 成矿流体特征研究 |
| 6.1 成矿流体来源 |
| 6.1.1 样品特征 |
| 6.1.2 样品分析方法 |
| 6.1.3 方解石C-O同位素 |
| 6.1.4 石英H-O同位素 |
| 6.1.5 黄铁矿He-Ar同位素 |
| 6.2 流体包裹体 |
| 6.2.1 样品特征 |
| 6.2.2 样品分析方法 |
| 6.2.3 岩相学特征 |
| 6.2.4 盐度及均一温度 |
| 6.2.5 密度、压力及成矿深度 |
| 6.3 本章小结 |
| 7 成矿地质条件分析 |
| 7.1 铀成矿作用主要控制因素 |
| 7.1.1 地层条件 |
| 7.1.2 导控矿断裂 |
| 7.1.3 多期次岩浆活跃区 |
| 7.1.4 铀矿化类型分布 |
| 7.1.5 多期次成矿 |
| 7.2 找矿前景分析 |
| 7.2.1 宏观找矿标志 |
| 7.2.2 微观找矿标志 |
| 7.3 成矿模式 |
| 7.4 理论研究的意义、应用与发展 |
| 8 结论与问题 |
| 8.1 主要结论 |
| 8.2 存在问题 |
| 致谢 |
| 在攻读学位期间取得的科研成果 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（6）四川天全新元古代中基性岩墙群岩石成因及其构造意义（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、研究目标及拟解决的关键问题 |
| 1.2.1 研究内容 |
| 1.2.2 研究目标 |
| 1.2.3 拟解决的关键问题 |
| 1.3 研究方法和思路、技术路线、实验手段及可行性分析 |
| 1.3.1 研究方法 |
| 1.3.2 研究思路及技术路线 |
| 1.3.3 实验手段及可行性分析 |
| 1.4 完成的工作量、创新点及取得的成果 |
| 1.4.1 完成的工作量 |
| 1.4.2 创新点及取得的成果 |
| 第2章 基性(铁镁质)岩墙群:超大陆裂解的地质记录 |
| 2.1 基性岩墙群(铁镁质岩墙群)的定义及岩石学特征 |
| 2.1.1 基性岩墙群的定义 |
| 2.1.2 基性岩墙群的岩石学特征 |
| 2.2 基性岩墙群的成因及其形成环境 |
| 2.2.1 基性岩墙群的侵位模式 |
| 2.2.2 基性岩墙群的岩浆成因 |
| 2.2.3 基性岩墙群的形成环境 |
| 2.3 基性岩墙群的年代学特征 |
| 2.4 基性岩墙群与超大陆裂解 |
| 第3章 区域地质概况 |
| 3.1 大地构造背景 |
| 3.2 构造 |
| 3.3 地层 |
| 3.4 岩浆岩 |
| 第4章 岩墙群地质及岩相学特征 |
| 4.1 岩墙群地质特征 |
| 4.2 岩相学特征 |
| 4.3 矿物化学特征 |
| 4.3.1 斜长石 |
| 4.3.2 辉石 |
| 4.3.3 角闪石 |
| 第5章 岩墙群的岩石地球化学特征 |
| 5.1 主量元素地球化学特征 |
| 5.2 微量元素和稀土元素地球化学特征 |
| 第6章 锆石U-Pb年代学 |
| 6.1 锆石U-Pb定年方法简介 |
| 6.2 锆石LA-ICP-MS U-Pb定年 |
| 6.2.1 分析方法 |
| 6.2.2 分析结果 |
| 第7章 岩墙成因及构造意义 |
| 7.1 形成时代 |
| 7.2 构造环境 |
| 7.3 岩浆源区性质 |
| 7.4 构造意义 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
（7）川西九龙打枪沟锂铍矿床地质-地球化学、年代学及资源前景（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 选题依据及目的意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 分布特征 |
| 1.2.2 成矿构造背景 |
| 1.2.3 成矿时代特征 |
| 1.3 打枪沟锂铍矿现状与问题 |
| 1.4 主要研究内容 |
| 1.5 研究方法、研究思路及技术路线 |
| 1.5.1 研究方法 |
| 1.5.2 研究思路 |
| 1.5.3 技术路线 |
| 1.6 完成的主要工作量 |
| 1.7 主要成果与认识 |
| 第2章 区域地质及矿区地质 |
| 2.1 区域地质特征 |
| 2.1.1 成矿地质背景 |
| 2.1.2 区域地层 |
| 2.1.3 区域岩浆岩 |
| 2.1.4 区域变质岩 |
| 2.1.5 区域矿产 |
| 2.2 矿区地质特征 |
| 2.2.1 矿区地层 |
| 2.2.2 矿区构造 |
| 2.2.3 矿区岩浆岩 |
| 2.2.4 矿区变质岩 |
| 第3章 矿床地质特征 |
| 3.1 伟晶岩地质特征 |
| 3.1.1 伟晶岩数目及规模 |
| 3.1.2 伟晶岩类型 |
| 3.1.3 伟晶岩脉的内部结构划分 |
| 3.1.4 交代作用类型 |
| 3.2 矿体特征 |
| 3.2.1 矿体形态、规模及分布规律 |
| 3.2.2 典型矿脉特征 |
| 3.3 矿石特征 |
| 3.3.1 矿物成分 |
| 3.3.2 矿石结构 |
| 3.3.3 矿石构造 |
| 3.3.4 矿石类型及品级 |
| 3.4 稀有元素富集特征 |
| 3.4.1 稀有元素赋存状态 |
| 3.4.2 稀有元素富集特征 |
| 第4章 矿物特征及矿物化学特征 |
| 4.1 矿物岩相学特征 |
| 4.1.1 云母 |
| 4.1.2 电气石 |
| 4.1.3 碱性长石 |
| 4.1.4 石英 |
| 4.2 矿物化学特征 |
| 4.2.1 测试方法 |
| 4.2.2 云母 |
| 4.2.3 碱性长石 |
| 4.2.4 锂辉石 |
| 4.2.5 电气石 |
| 4.3 成矿期次划分 |
| 第5章 矿床地球化学特征 |
| 5.1 样品特征及测试方法 |
| 5.2 主量元素特征 |
| 5.3 微量元素特征 |
| 5.4 稀土元素特征 |
| 第6章 锆石U-Pb年代学 |
| 6.1 样品特征及测试方法 |
| 6.2 测试结果 |
| 6.3 成岩成矿时代 |
| 6.4 成矿时代意义 |
| 第7章 成因探讨及资源前景分析 |
| 7.1 成因探讨 |
| 7.1.1 成矿母岩 |
| 7.1.2 矿床成因 |
| 7.2 资源前景分析 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（8）华南晚燕山期斑岩锡矿成因研究 ——以岩背和洋滨锡矿为例（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 研究概述 |
| 1.2 选题依据 |
| 1.3 研究思路 |
| 1.4 技术路线 |
| 1.5 主要完成工作量 |
| 1.6 主要创新成果 |
| 第2章 样品制备和分析方法 |
| 2.1 样品制备 |
| 2.2 单矿物锆石和磷灰石的分选 |
| 2.3 分析方法 |
| 第3章 研究区域地质背景 |
| 3.1 区域构造背景 |
| 3.2 区域岩浆作用 |
| 3.3 区域锡成矿作用 |
| 第4章 岩背锡矿床地质特征 |
| 4.1 区域地质概况 |
| 4.2 矿床地质特征 |
| 4.3 锆石的U-Pb年代学特征 |
| 4.4 主量元素特征 |
| 4.5 微量稀土元素特征 |
| 4.6 锆石的O同位素特征 |
| 4.7 全岩的Nd同位素特征 |
| 4.8 岩背地区岩浆岩形成时代及成因 |
| 4.9 本章小结 |
| 第5章 洋滨锡矿床地质特征 |
| 5.1 区域地质背景 |
| 5.2 矿床地质特征 |
| 5.3 锆石的U-Pb年代学特征 |
| 5.4 主量元素特征 |
| 5.5 微量元素特征 |
| 5.6 锆石O同位素特征 |
| 5.7 全岩Nd同位素组成特征 |
| 5.8 包裹体特征 |
| 5.9 洋滨地区岩浆岩形成时代及成因 |
| 5.10 本章小结 |
| 第6章 华南晚燕山期花岗岩浆作用与锡成矿关系 |
| 6.1 个旧锡矿地质特征 |
| 6.2 大厂锡矿地质特征 |
| 6.3 东南沿海锡成矿构造动力学背景 |
| 6.4 右江盆地锡成矿构造动力学背景 |
| 6.5 东南沿海与右江盆地锡成矿差异探讨 |
| 第7章 主要认识和存在的问题 |
| 7.1 主要认识 |
| 7.2 存在的问题 |
| 参考文献 |
| 附表 |
| 致谢 |
| 作者简历及攻读学位期间发表的学术论文与研究成果 |
（9）西藏错那洞铍锡钨多金属矿床成矿作用研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 前言 |
| 1.1 选题背景及项目依托 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 铍稀有金属研究现状 |
| 1.2.2 喜马拉雅淡色花岗岩研究现状 |
| 1.2.3 错那洞穹隆研究现状 |
| 1.2.4 错那洞稀有金属矿床研究现状 |
| 1.3 存在问题 |
| 1.4 研究目的与研究内容 |
| 1.5 研究方法与技术路线 |
| 1.6 完成实物工作量 |
| 1.7 本文取得的主要进展(创新点) |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造位置及构造格架 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.3 区域构造 |
| 2.3.1 东西向断裂 |
| 2.3.2 南北向断裂 |
| 2.3.3 藏南拆离系 |
| 2.3.4 北喜马拉雅片麻岩穹隆 |
| 2.4 区域岩浆岩 |
| 2.4.1 新元古代岩浆岩 |
| 2.4.2 古生代岩浆岩 |
| 2.4.3 中生代岩浆岩 |
| 2.4.4 新生代岩浆岩 |
| 2.5 区域变质岩 |
| 2.6 区域矿产 |
| 第3章 扎西康矿集区地质特征 |
| 3.1 地层 |
| 3.1.1 古生界 |
| 3.1.2 三叠系 |
| 3.1.3 侏罗系 |
| 3.1.4 第四系 |
| 3.2 构造 |
| 3.3 岩浆岩 |
| 3.3.1 早白垩世双峰式岩浆岩 |
| 3.3.2 新生代岩浆岩 |
| 3.4 变质岩 |
| 3.4.1 区域变质作用 |
| 3.4.2 动力变质作用 |
| 3.4.3 接触变质作用 |
| 3.5 矿产 |
| 第4章 错那洞矿床地质特征 |
| 4.1 穹隆构造 |
| 4.1.1 下部单元(核部) |
| 4.1.2 中部单元(滑脱系或幔部) |
| 4.1.3 上部单元(边部或盖层) |
| 4.1.4 穹隆中侵入岩 |
| 4.2 矿体空间分布 |
| 4.2.1 昌明Be-W矿段 |
| 4.2.2 祥林Be-Sn-W矿段 |
| 4.2.3 董杰Be-W矿段 |
| 4.2.4 日纳Be-W矿段 |
| 4.3 矿体和矿石特征 |
| 4.3.1 矽卡岩型Be-W-Sn矿体 |
| 4.3.2 热液脉型Be-Sn-W矿体 |
| 4.3.3 伟晶岩型Be矿体 |
| 4.3.4 云英岩型Sn矿体 |
| 4.4 围岩蚀变 |
| 4.5 成矿期次 |
| 第5章 错那洞淡色花岗岩成岩过程 |
| 5.1 独居石U-Th-Pb年代学 |
| 5.1.1 分析方法 |
| 5.1.2 分析结果 |
| 5.2 全岩主量元素 |
| 5.2.1 分析方法 |
| 5.2.2 分析结果 |
| 5.3 全岩微量元素 |
| 5.3.1 分析方法 |
| 5.3.2 分析结果 |
| 5.4 全岩Sr-Nd同位素 |
| 5.4.1 分析方法 |
| 5.4.2 分析结果 |
| 5.5 电气石化学成分和B同位素 |
| 5.5.1 分析方法 |
| 5.5.2 分析结果 |
| 第6章 错那洞铍锡钨多金属矿床成矿年代学 |
| 6.1 锡石U-Pb同位素年代学 |
| 6.1.1 分析方法 |
| 6.1.2 分析结果 |
| 6.2 云母~(40)Ar-~(39)Ar同位素年代学 |
| 6.2.1 分析方法 |
| 6.2.2 分析结果 |
| 第7章 成矿流体与成矿物质来源 |
| 7.1 包裹岩相学特征 |
| 7.2 流体包裹体显微测温 |
| 7.2.1 分析方法 |
| 7.2.2 分析结果 |
| 7.3 流体包裹体激光拉曼(LRM)分析 |
| 7.3.1 分析方法 |
| 7.3.2 分析结果 |
| 7.4 H-O同位素 |
| 7.4.1 分析方法 |
| 7.4.2 分析结果 |
| 7.5 C-O同位素 |
| 7.5.1 分析方法 |
| 7.5.2 分析结果 |
| 7.6 白钨矿LA-ICP-MS原位微量元素 |
| 7.6.1 分析方法 |
| 7.6.2 分析结果 |
| 7.7 白钨矿、萤石Sr-Nd同位素 |
| 7.7.1 分析方法 |
| 7.7.2 分析结果 |
| 7.8 硫同位素 |
| 7.8.1 分析方法 |
| 7.8.2 分析结果 |
| 第8章 成矿作用与成矿模型 |
| 8.1 错那洞淡色花岗岩成因与成矿潜力 |
| 8.1.1 成岩时代 |
| 8.1.2 源区特征 |
| 8.1.3 岩石成因 |
| 8.1.4 错那洞淡色花岗岩稀有金属成矿潜力 |
| 8.2 错那洞矿床成矿作用与成矿模型 |
| 8.2.1 成矿时代 |
| 8.2.2 成矿流体特征 |
| 8.2.3 成矿流体来源及演化 |
| 8.2.4 成矿物质来源 |
| 8.2.5 成矿机理 |
| 8.2.6 成矿模型 |
| 8.3 喜马拉雅Be-Sn-W-Pb-Zn-Ag-Sb-Au成矿潜力与找矿分析 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
| 附录 |
（10）赣北大湖塘超大型钨矿床成矿流体与成因机制研究（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题来源及意义 |
| 1.1.1 选题来源及研究目的 |
| 1.1.2 选题意义 |
| 1.2 研究现状及存在问题 |
| 1.2.1 钨矿资源分布与用途 |
| 1.2.2 成矿流体与成矿机制研究现状 |
| 1.2.3 大湖塘矿床研究现状和存在问题 |
| 1.3 研究内容及创新点 |
| 1.4 研究方法与技术路线 |
| 1.5 完成工作量 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.2 区域构造 |
| 2.3 区域岩浆岩 |
| 2.4 区域矿产特征 |
| 第三章 矿区地质特征 |
| 3.1 矿区地层 |
| 3.2 矿区构造 |
| 3.3 矿区岩浆岩 |
| 3.4 大岭上矿段 |
| 3.4.1 矿体及矿石特征 |
| 3.4.2 围岩蚀变 |
| 3.4.3 成矿阶段 |
| 3.5 石门寺矿段 |
| 3.5.1 矿体及矿石特征 |
| 3.5.2 围岩蚀变 |
| 3.5.3 成矿阶段 |
| 3.6 狮尾洞矿段 |
| 3.6.1 矿体及矿石特征 |
| 3.6.2 围岩蚀变 |
| 3.6.3 成矿阶段 |
| 3.7 一矿带矿段 |
| 3.7.1 矿体及矿石特征 |
| 3.7.2 围岩蚀变 |
| 3.7.3 成矿阶段 |
| 第四章 成矿流体研究 |
| 4.1 样品准备与测试方法 |
| 4.1.1 流体包裹体测温 |
| 4.1.2 氢氧同位素分析 |
| 4.2 流体包裹体岩相学与显微测温 |
| 4.2.1 大岭上矿段流体特征 |
| 4.2.2 石门寺矿段流体特征 |
| 4.2.3 狮尾洞矿段流体特征 |
| 4.2.4 一矿带矿段流体特征 |
| 4.3 单个流体包裹体成分分析 |
| 4.4 H-O同位素 |
| 4.5 矿石矿物与脉石矿物流体差异 |
| 第五章 成矿物质来源 |
| 5.1 样品制备与测试方法 |
| 5.2 Pb同位素示踪 |
| 5.3 原位S同位素示踪 |
| 第六章 热液矿物成因矿物学研究 |
| 6.1 样品准备与测试方法 |
| 6.1.1 白钨矿和磷灰石的OM-CL成像 |
| 6.1.2 电子探针主量元素 |
| 6.1.3 微量元素的原位LA-ICP-MS分析 |
| 6.1.4 Sr同位素 |
| 6.1.5 B同位素 |
| 6.2 白钨矿微量元素特征 |
| 6.3 磷灰石微量元素特征 |
| 6.4 白钨矿和磷灰石Sr同位素 |
| 6.5 电气石主量元素、B同位素 |
| 第七章 成矿流体演化与成矿机制 |
| 7.1 成矿流体来源 |
| 7.2 成矿流体演化 |
| 7.3 水岩反应:一种重要的钨成矿机制 |
| 7.4 大湖塘超大型钨矿床成矿模式 |
| 第八章 区域找矿勘查启示 |
| 8.1 大湖塘与其他超大型钨矿成矿规律总结 |
| 8.2 赣北钨矿带与赣南钨矿带的对比 |
| 8.3 赣北区域找矿的启示 |
| 第九章 结论与问题 |
| 9.1 主要结论 |
| 9.2 存在问题及展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
四、锆石化学特征与花岗岩体时空演化关系（论文参考文献）
- [1]川西甲基卡伟晶岩型锂矿床岩浆—热液演化与成矿的矿物学示踪[D]. 王臻. 中国地质科学院, 2021
- [2]班-怒成矿带西段阿翁错复式岩体的岩浆混合作用及动力学背景[D]. 雷传扬. 成都理工大学, 2021
- [3]江南造山带西缘新元古代锡铌钽成矿作用[D]. 向路. 南京大学, 2020(12)
- [4]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
- [5]诸广中段三九矿田花岗岩型铀矿床成矿地质特征研究[D]. 陈旭. 东华理工大学, 2020
- [6]四川天全新元古代中基性岩墙群岩石成因及其构造意义[D]. 李湿江. 成都理工大学, 2020(04)
- [7]川西九龙打枪沟锂铍矿床地质-地球化学、年代学及资源前景[D]. 胡军亮. 成都理工大学, 2020(04)
- [8]华南晚燕山期斑岩锡矿成因研究 ——以岩背和洋滨锡矿为例[D]. 熊明福. 中国科学院大学(中国科学院广州地球化学研究所), 2020(08)
- [9]西藏错那洞铍锡钨多金属矿床成矿作用研究[D]. 代作文. 成都理工大学, 2020
- [10]赣北大湖塘超大型钨矿床成矿流体与成因机制研究[D]. 彭宁俊. 中国地质大学, 2020