一、滇西富碱斑岩型矿床岩体和矿脉同位素地球化学研究（论文文献综述）
杨蜜蜜[1]（2020）在《后碰撞背景下壳-幔岩浆混合作用对斑岩型矿床成矿作用的贡献 ——以滇西马厂箐铜钼（金）矿床为例》文中研究说明中国西南部的三江造山带地处青藏高原东南缘,属于东印度–欧亚大陆碰撞带,该带是我国金属资源最丰富且最具储矿潜力的地区之一,其中的金沙江–红河成矿带横跨羌塘地体和扬子克拉通西缘,对滇西新生代的岩浆作用和区域的斑岩型–矽卡岩型多金属矿床的形成发挥着重要的控制作用。滇西马厂箐铜钼（金）矿床位于金沙江–红河断裂带中部,是该带上具有代表性的新生代斑岩型铜等多金属矿床之一。马厂箐矿床的火成岩主要由镁铁质岩石（煌斑岩脉）和花岗质岩石（贫矿的正长斑岩和含矿的二长斑岩、斑状花岗岩和花岗斑岩）组成,其中,含矿的花岗质岩石中包含了大量的镁铁质暗色包体（MME）。本文在已有研究基础上,结合现代成矿理论并运用现代分析测试技术和方法,重点分析研究滇西后碰撞背景下的壳-幔岩浆混合作用及其所揭示的斑岩型矿床的成矿机制,取得的主要成果如下:（1）宏观岩石学研究,含矿花岗质斑岩中所含镁铁质暗色包体（MME）与寄主岩石界线清晰,且界线两侧无冷凝边和烘烤边;结合暗色包体形态呈特征球形、椭球形或塑性不规则珠滴状,表明暗色包体的成岩起源于熔浆包体;从岩石结构分析,暗色包体具细粒结构,寄主岩石具中粗粒结构,暗示基性熔浆包体与寄主酸性岩浆构成非平衡不相溶混合岩浆的固结成岩过程中发生差异冷凝结晶,即:因基性岩浆温度高于酸性岩浆温度,决定了在同一固结体系中,基性熔浆包体的冷凝结晶速率大于寄主酸性岩浆的冷凝结晶速率。同时,MME的矿物组成呈现基性至中性成分为主的非标准过渡性特征,相应导致对其岩石类型的模糊定名。（2）成岩成矿年代学研究,LA–ICP–MS锆石U–Pb测年和辉钼矿Re–Os测年结果表明,马厂箐含矿岩浆活动时限为33.78–35.92Ma,与MME的成岩年龄和辉钼矿Re–Os模式年龄（34.94±0.38 Ma）基本一致,清晰地记录了马厂箐地区古近纪晚始新世时期的岩浆成岩-成矿事件。结合已有的其它相关成岩与成矿年代数据分析认为,马厂箐矿床复式杂岩体的岩浆演化序列由正长斑岩→二长斑岩→花岗斑岩→斑状花岗岩等组成,而煌斑岩脉则几乎同时期或稍晚于花岗质斑岩体形成,与其相关的成矿作用属于金沙江–红河断裂带岩浆活动的第二个峰期阶段的产物,也是中国滇西三江地区新生代岩浆大规模成矿事件的重要记录。（3）岩石地球化学方面,马厂箐花岗质岩石和镁铁质岩石都属于高钾钙碱质至钾玄质系列和过铝质–偏铝质系列,都具有明显的钾玄质亲和性,如K2O+Na2O>6 wt.%,K2O/Na2O比值>1和Sr/Y比值>40;且表现出大离子亲石元素（Rb、Ba、Th等）和轻稀土元素相对富集,高场强元素（Nb、Ta、Ti等）相对亏损的特征。另外,马厂箐含矿和贫矿的花岗质斑岩都具有较高Si O2含量（64.67–72.81 wt.%）和Al2O3含量（13.43–16.10 wt.%）;其全岩εNd（t）值（–6.5––3.3）和(87Sr/86Sr)i值（0.7061–0.7076）与滇西同时代基性岩石的Sr–Nd同位素特征基本一致;它们的锆石Lu–Hf同位素数据显示出相对集中的εHf（t）值范围为-0.75至+2.33,以正值为主,对应的地壳模式年龄(TDMC)在0.9Ga–1.1Ga之间,这与中新元古代时期弧岩浆基底的形成年龄相对应。然而,贫矿的正长斑岩的Cr含量（18.40 ppm）和Ni含量（12.70 ppm）明显低于含矿的花岗质斑岩（Cr:均值44.33 ppm;Ni:均值28.67 ppm）,且后者也表现出更宽泛的Mg#值范围（11–66）。对比煌斑岩脉具有低Si O2含量（46.50–52.30 wt.%）,高K2O含量（2.63–6.13wt%,均值4.76 wt%）,高K2ONa2O比值（1.05-4.98,均值2.98）,高Mg O含量（9.84–12.74 wt%）,明显高的Mg#值（71–76）以及Cr含量（均值492 ppm）和Ni含量（均值195 ppm）,具有宽泛且较低的全岩εNd（t）值（–7.8––1.8）和相对较低的(87Sr/86Sr)i（0.7064–0.7074）值等所表现的明显超钾质幔源特征;含矿花岗质斑岩所含镁铁质暗色包体的地球化学特征则介于花岗质岩石和煌斑岩之间,该过渡性地球化学特征与MME岩相定名的非标准性呼应。（4）马厂箐花岗质岩石的锆石表现出明显的重稀土富集,显着的正Ce异常和轻微的负Eu异常的特征,稀土元素总量（ΣREE）介于482–2528 ppm之间,锆石结晶温度范围为517℃到796℃,这些特征都与岩浆锆石相同;马厂箐含矿和贫矿花岗质斑岩锆石的数据点都落在了FMQ（铁橄榄石–磁铁矿–石英）和MH（磁铁矿–赤铁矿）缓冲线之间的区域,表明二者的母岩浆都是相对氧化的岩浆;相比贫矿的正长斑岩,含矿花岗质斑岩的锆石Ce4+/Ce3+比值（均值486）明显较高,而Eu/Eu*值（均值0.55）明显较低,说明马厂箐含矿的岩浆比贫矿的岩浆具有更强的氧化性。含矿岩浆的高氧化特征对后期铜–金等金属元素的富集和成矿作用具有重要意义。（5）根据地质年代学、岩石地球化学和同位素证据表明:马厂箐的花岗质岩石具有I型花岗岩的成因特性,其可能起源于含角闪–榴辉岩相的中新元古代弧岩浆基底岩石的部分熔融;含矿花岗质斑岩所含镁铁质暗色包体是由中新元古界基底地壳岩石部分熔融形成主体长英质岩浆对部分注入来自地幔底侵的幔源岩浆（煌斑岩浆）进行部分/局部均一后的不混溶残余基性熔浆包体相对快速冷凝结晶并固结成岩的产物;这样的壳–幔岩浆混合作用在后碰撞背景下斑岩系统的演化过程中普遍存在;花岗质岩石含有镁铁质暗色包体则是酸性岩浆部分均一混合幔源岩浆的重要标志。（6）矿石硫化物的微量元素和Pb、S同位素特征表明,马厂箐矿床的成矿物质（铜钼金和硫元素）与同时期的镁铁质熔体（煌斑岩浆）具有密切的成因联系。通过岩石学模型分析表明,马厂箐贫矿和含矿的花岗质斑岩岩浆都是由部分熔融的下地壳物质与同期的煌斑岩浆混合演化而来,只是二者在演化过程中混入煌斑岩浆的比例不同而导致了后期成矿性的差异。含矿岩浆中相对混入了更多的煌斑岩浆,通过该壳幔岩浆混合过程推动的非平衡部分（局部）均一作用,向斑岩系统提供了额外的水、金属和硫源等重要成矿物质,同时,也提高了混合岩浆的氧逸度,从而引发和促进了富矿岩浆的产生。因此,强烈的壳–幔岩浆混合作用可能是后碰撞背景下制约斑岩系统矿化和成矿的关键因素之一。（7）综合研究认为,在后碰撞背景下,大规模的岩石圈拆沉作用是造成区域性岩浆活动与成矿作用的深部地球动力学机制。深部富水的镁铁质超钾质岩浆可能使前弧岩浆作用形成的残余硫化物中的金属和硫元素重新活化而发生迁移和流动。在镁铁质岩浆上升过程中,其携带的大量挥发分和深部成矿物质被注入到先上升的长英质岩浆房中并与之发生混合和局部均一作用。在扬子克拉通西缘,通过壳源与幔源岩浆混合过程,增加混合岩浆的金属含量和成矿潜力,是三江构造带碰撞型斑岩铜（钼-金）矿床形成的重要机制之一。
杜斌[2]（2020）在《三江特提斯造山带岩石圈物质结构及其对斑岩成矿约束》文中指出三江特提斯造山带经历了原、古、中、新特提斯及新生代的印度-欧亚大陆碰撞的复杂构造演化过程,是我国少数既存在俯冲斑岩型Cu（-Mo-Au）矿床和陆陆碰撞型Cu（-Mo-Au）矿床的区域。岩石圈结构的解剖对理解不同环境背景下斑岩型Cu（-Mo-Au）矿床区域成矿规律和深部成矿机制具有重要意义。本文通过矿床学、地球化学和同位素填图等研究,讨论三江特提斯造山带岩石圈结构及其对斑岩成矿的约束,取得如下主要认识和成果。（1）通过对三江特提斯造山带晚三叠世、晚白垩世、古近纪的三期岩石地球化学特征研究,认为晚三叠世的成岩成矿与古特提斯甘孜-理塘洋西向俯冲有关,晚白垩世成岩成矿与中咱地块后碰撞伸展环境有关,在后碰撞伸展环境下的古近纪成岩成矿与大陆岩石圈地幔的拆沉作用有关。加深了对洋壳俯冲增生、后碰撞伸展环境以及后碰撞造山过程中大陆岩石圈地幔拆沉作用与斑岩Cu（-Mo-Au）矿床成矿机理的认识,为下一步寻找斑岩型矿床提供理论支撑。（2）通过三江特提斯造山带Hf同位素、Nd同位素以及全岩地球化学同位素的填图,揭示三江特提斯造山带各个地块的物质组成及属性,提出了碰撞造山带新生地壳的形成与改造,对研究地球物质循环和大陆形成具有重要意义。（3）通过对区域性岩石圈架构研究,认为斑岩型Cu（-Mo-Au）矿床均就位于金沙江-哀牢山缝合带及周边的新生地壳区域,岩石圈架构及其地壳类型作为一个一级因素,控制着不同矿床的成因和定位,为筛选矿产勘探战略远景提供了重要参考。（4）通过西藏-三江特提斯造山带Hf同位素填图对比研究,提出斑岩Cu（-Mo-Au）矿床的形成与新生地壳的生长有关,幔源组分在新生地壳中占有率（贡献率）越大,越容易形成大规模的斑岩型Cu（-Mo-Au）矿床,对造山带斑岩矿床的形成研究具有重要的理论意义。
鲍新尚[3]（2020）在《陆内斑岩成矿的关键因素 ——以金沙江-哀牢山富碱斑岩带为例》文中认为金沙江-哀牢山富碱斑岩带位于青藏高原东缘,带内发育系列43～35 Ma的富碱斑岩体及Cu-Mo（Au）多金属矿床,是研究陆内斑岩成矿关键因素的理想选区。论文在系统研究该带内斑岩体成矿作用特征的基础上,对比成矿和非成矿斑岩体的地球化学和同位素特征及其造岩矿物和副矿物形成时的温度-压力-含水性-氧逸度等物理化学条件,揭示出岩浆源区、岩浆的含水性和氧逸度是陆内斑岩成矿的关键因素。成矿带内成矿和非成矿斑岩体虽具有相似的含水性,但非成矿斑岩体的侵位压力（142.3～238.0 MPa）明显高于成矿斑岩体（31.5～142.6 MPa）,表明并非岩浆水含量越高越有利于成矿,岩浆水含量和侵位压力共同制约流体的出溶。同时,与非成矿斑岩体（ΔFMQ+0.6）相比,成矿斑岩体具有更高的氧逸度（ΔFMQ+3.9）,说明高的岩浆氧逸度有利于斑岩体成矿。高（87Sr/86Sr）i比值（0.70500～0.70920）,低全岩 εNd（t）（-5.3～-0.7）、MgO（<1.36%）和 Cr（<28.50ppm）含量及富集的放射性Pb同位素的特征表明成矿和非成矿斑岩体都源自加厚下地壳的部分熔融。但成矿斑岩体的高（La/Yb）N 比值（31.29～98.86）、低Y（7.8～16.0ppm）和Yb（0.60～1.49ppm）含量、以及较陡的稀土配分模式,暗示加厚下地壳部分熔融过程中石榴石作为主要残留相存在于源区。相反,未成矿斑岩体的高Y（12.3～18.6ppm）和 Yb（1.08～1.63ppm）含量、低（La/Yb）N值（30.48～38.66）和相对平坦的稀土配分模式的地球化学特征,反映角闪石作为主要残留相存在于源区。与斑岩型Cu-Mo成矿有关的钾质侵入岩具有均一的锆石εHf（t）值（+0.5～+8.1）和较年轻的Hf模式年龄（TDM2=0.4～0.7 Ga）、以及与地幔相近的锆石δ18O值（5.5～6.4‰）,暗示这些钾质侵入岩源自新元古代下地壳的部分熔融,且源区有亏损地幔物质（软流圈熔体）的加入;而与斑岩-矽卡岩型Cu-Au成矿有关的钾质侵入岩则具有不均一的锆石εHf（t）值（-5.0～+4.3）和相对古老的Hf模式年龄（TDM2=0.8～1.4 Ga）、以及较高的锆石δ180值（6.63～7.83‰）,表明这些钾质侵入体源自具有富集地幔物质加入的新生下地壳的部分熔融。综上,地壳的属性与成分控制矿床的金属组合和成熟度,岩石圈架构控制矿床的空间就位。
辛未[4]（2019）在《云南省哀牢山-红河成矿带新生代金铜钼成矿作用研究》文中研究指明哀牢山-红河成矿带位于青藏高原东南缘,是三江造山带的重要组成部分,隶属于金沙江-哀牢山岩浆-构造-成矿带的南段。其多金属矿产资源丰富,新生代期间发生了大规模爆发性金铜钼成矿作用。目前区内已经发现并开采了一系列具有较大经济价值金铜钼矿床。本论文在充分收集和整理前人资料的基础上,把南段研究程度较低的长安金矿、长安冲铜钼矿、铜厂铜钼矿、以及具有很大代表性的大坪金矿和规模最大的北衙金多金属矿床作为典型矿床。从成矿地质背景、矿床地质特征入手,结合研究区的地质背景与地球动力学演化,以岩浆岩岩石学、地球化学、矿石流体包裹体为研究手段（方法）,分析了成矿物质来源,成矿流体性质、来源与演化,成岩成矿时代,厘定了矿床成因类型,在此基础上建立了本区铜钼金成矿模式,还原了控制成矿作用的深部地质过程,丰富了非弧金铜钼成矿理论。取得主要成果如下:对北衙、长安、铜厂、长安冲典型矿床研究表明:1)北衙金多金属矿床金铜矿体主要赋于富碱二长花岗斑岩与上三叠统北衙组灰岩接触带的矽卡岩中,其次在斑岩体中以细网脉状出现,金多金属矿体在外围地层中以脉状或似层状出现;围岩蚀变以钾化,硅化,矽卡岩化为主;主成矿阶段成矿流体以高温岩浆流体为主,中低密度流体在矿质运移中占据了主导作用而非重卤水,流体冷却降温与沸腾作用在主成矿阶段铜金沉淀过程中占据了主导作用,大气水的加入在晚阶段的金银铅锌沉淀中占据了主导作用。以上特征表明北衙金多金属矿床为斑岩-矽卡岩型复合金多金属矿床,而非前人认为的单一的矽卡岩型矿床。2)长安冲-铜厂铜钼（金）矿床的铜矿体主要赋存于似斑状富碱黑云角闪石英二长岩与志留系康郎组白云岩接触带的镁矽卡岩中,钼矿体则主要呈稀疏浸染状赋存于岩体边缘的内蚀变带中,围岩蚀变以钾化、硅化、矽卡岩化为主;主成矿阶段成矿流体为高温岩浆流体;综上长安冲-铜厂为典型的矽卡岩型铜钼矿床。3)本论文认为长安金矿床矿体主要受控于志留系康郎组白云岩和奥陶系向阳组粉砂岩交界附近的隐爆角砾岩构造,而非前人认为的受控于断裂构造。围岩蚀变主要为硅化、绢云母化、绿泥石化、碳酸岩化。成矿流体为中低温低盐度H2O-NaCl体系,OH同位素研究表明成矿流体具有大气水与岩浆水混合的特点,成因类型应为低硫化型浅成低温热液矿床,而非前人认为的造山型或卡林型金矿。通过矿体与脉岩间的穿插关系,厘定长安金矿主成矿时代约为35.3 Ma。4)大坪金矿产于新元古代闪长岩中,受控于北西向断裂群,成矿流体为中低盐度H2O-CO2-NaCl体系,围岩蚀变以硅化,绢英岩化和碳酸盐化为主,与前人认识一致,认为其成因类型应为造山型金矿;与典型造山型金矿不同的是,其成矿流体与物质来源具有明显的幔源特征。通过本次研究,结合前人研究资料,认为哀牢山-红河成矿带新生代金铜钼矿化作用可划分为两个成矿系列:1.与富碱斑岩相关的铜钼金成矿系列,包括浅成低温热液型和斑岩型两个成矿子系列。2.造山型金成矿系列,二者都受控于喜山运动引发的与下部岩石圈地幔拆沉相关的后碰撞伸展背景中。与金铜钼成矿作用相关的富碱斑岩属于高水含量高氧逸度岩体,为下地壳玄武质岩石在自由水存在下的部分熔融产物。底侵幔源钾质岩浆为部分熔融和随后的成矿作用提供了足够的流体。哀牢山-红河成矿带下地壳成矿斑岩源区存在二种端元组分:1).新元古代镁铁质低REE下地壳（端元I）,形成机制为新古元代原始弧岩浆底侵与堆晶作用;2).钾/超钾质新生代新生镁铁质高REE下地壳源区（端元II）,由底侵的钾/超钾质镁铁质火成岩凝固而成。在结合前人研究的基础上,本次论文认为长安冲-铜厂、马厂箐成矿斑岩、小龙潭、姚安金矿成矿岩体主要来源于端元II部分熔融,北衙金多金属矿床、哈播铜钼矿成矿岩体则来源于端元I部分熔融。通过综述他人研究成果,认为本区造山型金成矿作用在成矿动力学背景,成矿物质及流体来源不同于经典造山型金矿,并与同时代岩浆活动无成因联系。在此基础上提出了本区存在金的上地幔源区的认识:华南地体金的上地幔源区形成于自古元古代以来多次地幔小比例熔融作用,自元古代以来多次古俯冲事件改造了克拉通岩石圈地幔,形成了大量含水矿物交代域;新生代岩石圈拆沉引发的软流圈上涌使地幔交代域流体释放,同时将地幔金萃取出来沿断裂向上运移成矿。认为古俯冲事件改造的岩石圈地幔为新生代非弧金铜钼成矿作用提供了潜在的流体和部分金属来源,岩石圈减薄的动力学背景则为成矿作用提供了热力学条件。
严清高[5]（2019）在《滇中姚安板内富碱火山-侵入杂岩体时空演化序列及成岩-成矿机制研究》文中认为滇中姚安富碱火山-侵入杂岩体属于金沙江-哀牢山-红河富碱斑岩带的重要组成部分,其位于金沙江-哀牢山-红河断裂带东侧稳定扬子板块西缘内部,因其富含Pb、Ag、Cu、Au等多金属成矿物质及特殊稳定板块内部斑岩型矿床构造背景,引起国内外学者的广泛关注,由于杂岩体岩性组合的复杂性及期次多样性等,导致其侵位机制、时空序列及动力学背景少有研究。本文通过详细的压盖-侵位关系和构造-蚀变-矿化特征野外地质调查及室内相关年代学、地球化学等实验分析研究,对姚安杂岩体的时空序列、火山机构、物质来源及成岩-成矿过程等进行厘定,并探讨研究区岩浆作用深部动力学过程。获得以下认识:（1）通过杂岩体的野外侵位-压盖关系及锆石年代学综合研究,将姚安杂岩体划分为“同期5阶段”火山-侵入杂岩岩浆演化序列,认为杂岩体形成时代为渐新世;（2）根据区内火山-沉积岩岩相学填图、剖面测量及镜下观察,将姚安富碱火山杂岩划分出一套完整的粗面质火山机构,孔隙和定向构造发育的粗面质火山机构为第3阶段富碱正长斑岩含矿岩浆热液提供富集就位空间;（3）矿床深部坑道构造-蚀变-矿化特征和辉钼矿-黄铁矿Re-Os年龄等证据显示姚安老街子多金属矿床与第3阶段富碱正长斑岩岩浆侵位相关,浅部为中低温次火山热液Pb-Ag共生矿床,而深部发育斑岩型Cu-Mo多金属矿化作用;（4）岩石主、微量元素及Sr-Nd-Hf-O同位素表明杂岩体起源于加厚下地壳的部分熔融,同时有少量幔源物质的加入;黄铁矿Os同位素指示成矿物质来源于壳-幔混合岩浆;（5）杂岩体岩脉、节理、断裂等构造行迹反映姚安地区渐新世经历NNE-SSW向伸展和NWW-SEE向挤压应力场,其就位受控于扬子西缘大型左行走滑剪切断裂,暗示了印度-欧亚大陆碰撞造山晚碰撞阶段,陆块间持续地挤压使岩石圈块体受热和变形,岩石圈重力不稳定性增加并最终导致加厚岩石圈地幔的拆沉作用,使岩石圈地幔和加厚下地壳减压部分熔融。应力场环境由压扭挤压向张扭伸展转换期间,浅地表形成NW-SE向走滑和一系列E-W向次级伸展构造,为深部岩浆活动提供运移通道及赋存空间。扬子板块内部姚安地区,岩浆沿深大断裂运移并侵位至E-W向次级构造薄弱带,成矿流体伴随第3阶段斑岩岩浆于第2阶段火山-沉积作用形成的角砾岩筒、裂隙、节理以及围岩接触带和斑岩体等构造空间内富集沉淀,形成典型的碰撞构造背景下板内富碱火山-侵入杂岩体及相关Pb-Ag-Au多金属矿床。
王璇,杨林,邓军,李华健,于华之,董超一[6]（2018）在《北衙金矿多期热液成矿作用识别:来自地质、岩相学、流体包裹体和H-O-S同位素证据》文中研究指明北衙超大型金矿床是三江特提斯成矿域中喜山期斑岩-矽卡岩型矿床的典型代表,长期以来大量研究均围绕斑岩-矽卡岩成矿作用开展并取得了丰硕成果,然而对于北衙金矿是否存在多期热液成矿作用尚不明确。本次研究基于详细野外调查、岩相学与矿相学研究,流体包裹体显微测温及成分分析、H-O-S同位素分析等多种手段,识别了北衙金矿成矿晚期存在新一期热液成矿事件。主要证据如下:（1）野外调查发现北衙金矿发育NW向陡倾断裂控制的石英多金属硫化物脉,其切割矽卡岩矿体与矽卡岩晚期石英硫化物矿脉;（2）本次研究矿脉中原生流体包裹体类型主要为富CO2三相水溶液包裹体、含CO2三相水溶液包裹体及气液两相水溶液包裹体,而矽卡岩晚期硫化物脉中除上述三种类型外还发育含子晶三相水溶液包裹体;（3）成矿流体均一温度分布范围为204～426℃,盐度为1.0%～14.2%NaCleqv,整体表现为中高温、中低盐度的NaCl-CO2-H2O流体体系,而矽卡岩晚期硫化物脉成矿流体体系具有中温、中高盐度的特征;（4）该矿脉中石英的δ18O、δD范围分别为7.5‰～9.4‰与-102.0‰～-75.0‰,指示岩浆水来源,而矽卡岩晚期硫化物脉具有岩浆水和大气水混合来源。本次研究的多金属硫化物矿脉δ34S值范围为-0.97‰～1.40‰,与矽卡岩期和矽卡岩晚期硫化物脉中黄铁矿S同位素一致,表明多期矿化成矿物质均具有幔源贡献。结合北衙矿集区成岩成矿动力学背景,推测始新世大规模地壳拆沉、软流圈上涌导致的强烈的壳幔相互作用可能是北衙金矿多期成矿作用的诱因。
黄玉蓬[7]（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》文中指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。
孙春迪[8]（2017）在《云南姚安富碱斑岩体岩石学、地球化学及其成矿效应》文中研究表明姚安老街子铅银矿床位于扬子板块西缘凹陷带和金沙江-哀牢山断裂带东侧的富碱斑岩带内,发育一套以粗面岩、正长斑岩、含斑正长细晶岩、假白榴石斑岩等为主的富碱斑岩。在前人研究的基础上,对姚安正长斑岩、含斑正长细晶岩、假白榴石斑岩进行再分类,并从空间分布、岩石学、地球化学、同位素地球化学、成矿效应五方面进行研究,取得的主要认识有:（1）首次获取姚安假白榴石斑岩的锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素年龄为34.1M。（2）空间分布特征:通过姚安富碱斑岩的穿插关系,认为岩浆岩和岩脉的生成顺序如下:粗面岩→正长斑岩→假白榴石斑岩→含斑正长细晶岩。正长斑岩在整个矿区均广泛发育,呈岩体、岩脉形式产出,为主要的赋矿围岩。含斑正长细晶岩侵入至正长斑岩岩体内部及泥砂岩碎块中,多呈NW向、NE向脉状。假白榴石斑岩出露在正长斑岩质火山角砾岩的外围,多以脉状、角砾状或呈小岩枝产出,主要分布在角砾岩型铅矿（化）体的南西侧、F4断裂的北东盘。含斑正长细晶岩、假白榴石斑岩为正长斑岩后期的脉岩。（3）岩石学特征:将正长斑岩细分为:①按不同矿物组成可分为正长斑岩、黑云母正长斑岩、含角闪石正长斑岩;②按颜色差异分为黄褐色正长斑岩、深灰-灰-灰白色正长斑岩、紫红-灰紫色正长斑岩、肉红色正长斑岩、浅绿色长石斑晶正长斑岩;③按不同斑晶富集程度分为斑晶相对富集的正长斑岩、斑晶相对较少的正长斑岩;④按不同斑晶大小可分为细粒斑晶的正长斑岩、中粒斑晶的正长斑岩、粗粒斑晶的正长斑岩。含斑正长细晶岩,斑晶主要为新鲜透长石及少量黑云母,长石多呈宽板状,长轴具定向性,基质为细晶结构,主要由细粒长条状碱性长石呈交织排列或定向排列形成粗面结构。假白榴石斑岩,斑状结构,块状构造,斑晶主要为假白榴石、碱性长石、黑云母,基质为隐晶质。其中研究区的假白榴石具有两个世代:早期为浑圆状白榴石,晚期为四角三八面体白榴石。（4）富碱斑岩的地球化学特征:通过研究姚安地区的各类正长斑岩、含斑正长细晶岩和假白榴石斑岩地球化学、前人总结Sr、Nd、Pb同位素、锆石U-Pb同位素年龄特征,认为:①正长斑岩属于中酸性岩,含斑正长细晶岩属中性岩,假白榴石斑岩属中基性岩;②正长斑岩、含斑正长细晶岩、假白榴石斑岩三类富碱斑岩均具有富碱、高钾、富铝的地球化学特征,且含斑正长细晶岩相对于另外两者更富碱、富钾;③三类富碱斑岩均富集Rb、Th、Ba、K等大离子亲石元素,相对亏损Ta、Nb、P、Ti等高场强元素,且Nb、Ta、Ti呈“TNT”负异常,具有俯冲带幔源岩石的特点;④三类富碱斑岩均富集轻稀土元素,轻、重稀土分馏显着,Eu异常不明显,假白榴石斑岩相对于另外两者更轻稀土和重稀土元素;⑤其微量、稀土元素特征显示它们的岩浆源区组成及成岩方式相似,岩浆源区为EMⅡ型富集地幔;⑥均形成于印度大陆与欧亚大陆碰撞后的板内拉张构造环境。（5）成矿效应:铅矿（化）体主要分布在正长斑岩岩体内、含斑正长细晶岩脉上盘,尤其是与NE向含斑正长细晶岩脉关系密切。姚安富碱斑岩与铅银矿（化）体有着密切的时间-空间-物源等成因联系,且两者都在印度-欧亚大陆俯冲碰撞及碰撞后哀牢山-金沙江断裂动力学背景下形成。
王建华[9]（2017）在《滇西鹤庆北衙富碱斑岩金多金属成矿系统研究》文中研究指明北衙金矿位于扬子板块西缘,是金沙江-红河新生代富碱斑岩带中规模最大的金多金属矿床。本次工作对北衙金矿典型矿化类型进行了解剖分析,并对代表性富碱斑岩特征进行了探讨;通过矿床地球化学,成矿系统各子过程、成矿要素分析,获得了矿区发育斑岩成矿系统的新认识,主要创新成果如下:一、通过对矿区详细矿床地质研究,发现在北衙矿区内围绕岩浆活动（富碱斑岩体）,由内向外主要发育三类原生矿化:即富碱斑岩内发育的透镜状、细脉状斑岩型Cu（Mo）-Au矿化,斑岩与三叠系碳酸盐岩围岩接触带产出的不规则状、囊状矽卡岩型Au-Cu-Fe矿化以及外围广泛的围岩地层内发育似层状、脉状热液型Pb-Zn-Ag（Au）矿化;形成分带特征明显的斑岩金多金属成矿系列。二、本次工作首次利用原生闪锌矿Rb-Sr同位素等时线法测定了外围地层中热液型Pb-Zn-Ag（Au）多金属矿化的成矿时代为32.8±1.9Ma（MSWD=0.21）,稍晚于富碱斑岩的成岩时代,指示外围热液型多金属矿化为中心斑岩分异热液演化的产物。三、对上述三类主要矿化进行了系统的流体包裹体分析研究,发现三类主要矿化类型中发育的"流体包裹体组合"与斑岩石英斑晶内的基本一致,说明成矿流体主体来自斑岩演化的岩浆热液。自斑岩体向外的温度、密度及压力梯度差驱动了流体由富碱斑岩中心向外运移。单一流体的不混溶、流体混合以及水-岩反应是本区相应不同矿化阶段矿质沉淀的主要机制。三类主要矿化内原生硫化物的S-Pb及Sr同位素研究表明,原生硫化物的硫同位素组成与富碱斑岩体一致,均在深源岩浆硫同位素组成范围内,指示本区成矿物质的硫主要源自富碱斑岩;铅同位素组成与富碱斑岩基本一致但显着不同于围岩,暗示相同结论;外围热液型多金属矿化中闪锌矿的（87Sr/86Sr）0组成也与富碱斑岩一致,综合显示三类主要矿化的成矿矿质来源于北衙富碱斑岩。四、北衙富碱斑岩的岩石地球化学特征显示其为一套富碱的钾玄岩石系列。稀土元素特征为右倾型,具弱的Eu异常;微量元素显示富集大离子亲石元素,亏损高场强元素特征,指示源区可能经历了俯冲交代作用。本次工作测定的隐伏大沙地二长花岗斑岩形成于35.4±0.5Ma,同区内其它富碱斑岩一样,为始新世末期扬子西缘金沙江-红河富碱斑岩岩浆活动高峰期的产物。本区富碱斑岩具加厚下地壳埃达克岩的岩石化学特征,且与滇西地区普遍发育的钾质酸性岩石中的角闪岩捕掳体（代表下地壳物质）具有相似的Sr-Nd-Pb同位素组成,综合指示北衙富碱斑岩的源区可能主要为加厚的下地壳。此外,富碱斑岩还具有EMII型富集地幔特征;结合已有的研究,认为该区岩浆可能经历了"两阶段"的演化过程:即在始新世末期,本区由印度-欧亚大陆持续碰撞形成的加厚岩石圈地幔可能扰动了软流圈物质,致使其上涌对流,软流圈物质熔融先前交代富集了的岩石圈地幔产生基性岩浆（本区煌斑岩母岩浆）;随后,基性熔体在壳-幔边界聚集演化并进一步熔融区内下地壳物质,进而形成了兼具富集地幔源区印迹的北衙富碱斑岩岩浆。而区域青藏高原主碰撞向晚碰撞挤压转换阶段,由地体间斜向碰撞形成的深切岩石圈地幔的金沙江-红河深大断裂带的走滑则造成了本区具有足够压力梯度的减压带,诱发了富碱岩浆沿该走滑通道内压力梯度减小的方向向上运移,并在上地壳次一级的马鞍山等张性断裂带内侵位。五、矿区构造研究表明区内经历了近东西向的挤压和随后的近南北向挤压。结合详细的三类典型矿化类型研究及成矿系统各要素、子过程分析,显示在始新世末期（约36Ma）,由金沙江-红河深大断裂走滑活动引导上侵的北衙富碱斑岩,在岩浆演化的晚期分异出岩浆热液及矿质,含矿热液在本区不同的有利构造部位聚集演化,形成了北衙矿区内具明显分带特征的三类主要原生矿化类型,对应形成的矿床共同构成一个以北衙富碱斑岩为中心的金多金属成矿系统。
楚亚婷[10]（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》文中进行了进一步梳理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。
二、滇西富碱斑岩型矿床岩体和矿脉同位素地球化学研究（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、滇西富碱斑岩型矿床岩体和矿脉同位素地球化学研究（论文提纲范文）
（1）后碰撞背景下壳-幔岩浆混合作用对斑岩型矿床成矿作用的贡献 ——以滇西马厂箐铜钼（金）矿床为例（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 国内外研究现状与分析 |
| 1.2.1 斑岩型铜–钼矿床研究现状 |
| 1.2.2 俯冲和碰撞背景斑岩成矿的差异 |
| 1.2.3 后碰撞型斑岩矿床的成因理论发展历程 |
| 1.2.4 岩浆混合作用研究现状 |
| 1.2.5 马厂箐矿床研究现状 |
| 1.2.6 存在的问题分析 |
| 1.3 研究思路、内容及方法 |
| 1.3.1 研究思路和内容 |
| 1.3.2 研究方法 |
| 1.3.3 研究技术路线 |
| 1.4 论文研究主要工作量 |
| 1.5 论文主要创新点 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造背景及演化 |
| 2.2 地层概况 |
| 2.3 构造特征 |
| 2.4 岩浆岩概况 |
| 2.5 区域矿产概述 |
| 第3章 矿床地质及岩相学特征 |
| 3.1 矿床地质 |
| 3.1.1 地层 |
| 3.1.2 构造 |
| 3.1.3 岩浆岩 |
| 3.1.4 矿化和蚀变分带 |
| 3.1.5 成矿期次划分 |
| 3.2 岩相学特征分析 |
| 3.2.1 贫矿斑岩 |
| 3.2.2 含矿斑岩 |
| 3.2.3 镁铁质岩石 |
| 第4章 地质年代学研究 |
| 4.1 富矿岩体成岩年龄 |
| 4.2 铜钼金矿石年龄 |
| 4.3 成岩成矿时空演化讨论 |
| 4.3.1 马厂箐成岩成矿关系讨论 |
| 4.3.2 马厂箐岩浆演化序列 |
| 4.3.3 金沙江–红河成矿带成岩成矿演化讨论 |
| 第5章 矿床地球化学研究 |
| 5.1 热液蚀变对实验数据结果的影响分析 |
| 5.2 岩(矿)石主量–微量元素地球化学 |
| 5.3 岩(矿)石同位素地球化学分析 |
| 5.3.1 Lu–Hf同位素示踪 |
| 5.3.2 Sr–Nd–Pb同位素示踪 |
| 5.3.3 S同位素示踪 |
| 5.3.4 Hf–Nd同位素解耦分析 |
| 5.4 (岩浆)锆石地球化学分析 |
| 5.4.1 锆石微量元素特征 |
| 5.4.2 锆石结晶温度计算 |
| 5.4.3 含矿/贫矿岩浆氧逸度估算 |
| 小结 |
| 第6章 斑岩成岩成矿与岩浆混合作用分析 |
| 6.1 斑岩岩石成因分析 |
| 6.1.1 岩石成因类型的判别 |
| 6.1.2 花岗质岩石成因分析 |
| 6.1.3 镁铁质岩石成因分析 |
| 6.2 岩浆混合作用的证据 |
| 6.3 岩浆混合与斑岩成矿作用分析 |
| 6.3.1 成矿物质来源分析 |
| 6.3.2 岩浆混合对斑岩成矿的贡献 |
| 第7章 地球动力学背景及成矿机制探讨 |
| 7.1 地球动力学背景分析 |
| 7.2 后碰撞斑岩型矿床成矿机制探讨 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
（2）三江特提斯造山带岩石圈物质结构及其对斑岩成矿约束（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 前言 |
| 1.1 选题背景与项目依托 |
| 1.1.1 选题背景 |
| 1.1.2 项目依托 |
| 1.2 研究现状与存在问题 |
| 1.2.1 研究现状 |
| 1.2.2 存在问题 |
| 1.3 研究目的与意义 |
| 1.4 研究内容与技术路线 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 技术路线 |
| 1.5 数据分析测试方法 |
| 1.5.1 数据的采集及数据源 |
| 1.5.2 全岩主微量分析 |
| 1.5.3 锆石U-Pb定年及Hf同位素分析 |
| 1.5.4 同位素填图方法及流程 |
| 1.5.5 同位素等值线填图方法 |
| 1.6 完成工作量 |
| 2 区域地质背景 |
| 2.1 主要地块和缝合带 |
| 2.1.1 主要地块 |
| 2.1.2 主要缝合带 |
| 2.2 构造演化 |
| 2.2.1 原特提斯阶段 |
| 2.2.2 古特提斯阶段 |
| 2.2.3 中特提斯阶段 |
| 2.2.4 新特提斯阶段 |
| 2.2.5 碰撞造山阶段 |
| 2.3 岩浆岩 |
| 2.3.1 早古生代岩浆 |
| 2.3.2 二叠世-早三叠世岩浆 |
| 2.3.3 中-晚三叠世岩浆 |
| 2.3.4 早白垩世岩浆 |
| 2.3.5 晚白垩世岩浆 |
| 2.3.6 古新世-早始新世岩浆 |
| 2.3.7 中始新世-早渐新世岩浆 |
| 2.4 区域矿产 |
| 3 三期含矿斑岩地质地球化学特征 |
| 3.1 晚三叠世的含矿斑岩体特征 |
| 3.1.1 年代学特征 |
| 3.1.2 岩石地球化学特征 |
| 3.1.3 Hf同位素特征 |
| 3.1.4 岩石成因与源区 |
| 3.2 晚白垩世含矿斑岩体特征 |
| 3.2.1 岩石地球化学特征 |
| 3.2.2 岩石成因与源区 |
| 3.3 古近纪含矿斑岩体特征 |
| 3.3.1 年代学特征 |
| 3.3.2 岩石地球化学特征 |
| 3.3.3 Hf同位素特征 |
| 3.3.4 岩石成因与源区 |
| 4 典型斑岩型矿床 |
| 4.1 晚三叠世典型斑岩型矿床 |
| 4.1.1 矿区地层 |
| 4.1.2 矿区构造 |
| 4.1.3 侵入岩 |
| 4.1.4 矿化蚀变 |
| 4.2 晚白垩世典型斑岩型矿床 |
| 4.2.1 矿区地层 |
| 4.2.2 矿区构造 |
| 4.2.3 侵入岩 |
| 4.2.4 矿化蚀变 |
| 4.3 新生代典型斑岩型矿床 |
| 4.3.1 矿区地层 |
| 4.3.2 矿区构造 |
| 4.3.3 侵入岩 |
| 4.3.4 矿化蚀变 |
| 5 三江特提斯三维地壳架构与斑岩成矿 |
| 5.1 地球化学与同位素填图结果 |
| 5.1.1 锆石U-Pb年龄填图结果 |
| 5.1.2 锆石Hf同位素填图结果 |
| 5.1.3 全岩Nd同位素填图结果 |
| 5.1.4 全岩Nb/Ta地球化学填图结果 |
| 5.1.5 全岩V/Sc地球化学图结果 |
| 5.1.6 全岩Sr/Y地球化学填图结果 |
| 5.1.7 全岩Eu地球化学填图结果 |
| 5.2 讨论 |
| 5.2.1 三江特提斯造山带岩石圈物质架构 |
| 5.2.2 冈瓦纳和华夏大陆构造边界 |
| 5.2.3 三江特提斯造山带新生地壳形成和改造 |
| 5.2.4 三维地壳架构与斑岩成矿耦合关系 |
| 5.2.5 西部青藏高原地壳架构简单对比 |
| 6 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（3）陆内斑岩成矿的关键因素 ——以金沙江-哀牢山富碱斑岩带为例（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 选题依据 |
| 1.1.1 选题背景 |
| 1.1.2 项目依托 |
| 1.2 研究现状与存在问题 |
| 1.2.1 斑岩矿床的类型、特征与成因:弧环境vs.大陆环境 |
| 1.2.2 陆内斑岩成矿的关键因素 |
| 1.2.3 金沙江-哀牢山富碱斑岩带 |
| 1.3 研究内容与研究目的 |
| 1.3.1 科学问题与研究内容 |
| 1.3.2 研究目的 |
| 1.4 技术路线与完成工作量 |
| 1.4.1 技术路线 |
| 1.4.2 完成工作量 |
| 2 岩石圈三维架构与基底属性 |
| 2.1 区城构造与岩桨活动 |
| 2.2 区城矿床时空结构 |
| 2.3 新生代构造-岩浆格架 |
| 2.3.1 锆石ε_(Hf)(t)和全岩地球化学特征的空间变化 |
| 2.3.2 基底属性 |
| 3 典型矿床 |
| 3.1 北衙Au矿床 |
| 3.1.1 地层 |
| 3.1.2 构造 |
| 3.1.3 新生代岩浆岩 |
| 3.1.4 矿体分布特征 |
| 3.2 纳日贡玛Mo矿床 |
| 3.3 玉龙Cu矿床 |
| 4 岩浆源区与构造环境 |
| 4.1 岩石地球化学组成 |
| 4.1.1 主微量元素 |
| 4.1.2 Sr-Nd-Pb同位素 |
| 4.1.3 Hf同位素 |
| 4.2 构造环境 |
| 4.3 岩浆源区差异:成矿岩体vs.非成矿岩体岩浆 |
| 5 岩浆氧逸度 |
| 5.1 锆石 |
| 5.1.1 数据来源 |
| 5.1.2 组分特征 |
| 5.1.3 结晶温度 |
| 5.1.4 氧化状态 |
| 5.2 角闪石 |
| 5.2.1 数据来源 |
| 5.2.2 组分特征 |
| 5.2.3 结晶温度与固结压强 |
| 5.2.4 氧化状态 |
| 5.3 黑云母 |
| 5.3.1 数据来源 |
| 5.3.2 组分特征 |
| 5.3.3 结晶温度与固结压强 |
| 5.3.4 氧化状态 |
| 5.4 磷灰石 |
| 5.4.1 数据来源 |
| 5.4.2 氧化状态 |
| 5.5 小结 |
| 6 岩浆含水性和挥发分 |
| 6.1 岩浆的含水性 |
| 6.2 挥发分 |
| 6.3 小结 |
| 7 陆内斑岩矿床成矿关键因素 |
| 7.1 岩石圈架构与组成 |
| 7.2 岩浆源区 |
| 7.3 岩浆性质 |
| 7.3.1 岩浆氧逸度 |
| 7.3.2 岩浆含水性 |
| 8 结论 |
| 8.1 基本认识 |
| 8.2 努力方向 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 附录 |
（4）云南省哀牢山-红河成矿带新生代金铜钼成矿作用研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究区范围及自然概况 |
| 1.2 论文选题及研究意义 |
| 1.2.1 研究所属领域 |
| 1.2.2 选题来源 |
| 1.2.3 研究意义 |
| 1.3 研究现状及存在问题 |
| 1.3.1 斑岩型成矿体系研究现状 |
| 1.3.2 浅成低温热液型矿床研究现状 |
| 1.3.3 造山型金矿研究现状 |
| 1.3.4 哀牢山-红河成矿带新生代金铜钼成矿作用研究现状及存在问题 |
| 1.4 研究思路和研究方法 |
| 1.4.1 研究思路 |
| 1.4.2 研究内容及方法 |
| 1.4.3 主要工作量 |
| 1.5 论文研究的主要成果和认识 |
| 1.5.1 典型矿床研究 |
| 1.5.2 成矿系列与成矿动力学背景 |
| 1.5.3 与富碱斑岩相关的金铜钼成矿作用—深部地质过程 |
| 1.5.4 造山型金成矿系列—金的上地幔源区 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 区域构造单元划分 |
| 2.1.1 华南地体 |
| 2.1.2 印支地体 |
| 2.1.3 金沙江-哀牢山-松马缝合带 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.2.1 古元古宙 |
| 2.2.2 中元古宙 |
| 2.2.3 新元古宙 |
| 2.2.4 显生宙 |
| 2.3 岩浆岩 |
| 2.3.1 新元古代弧火成岩 |
| 2.3.2 晚泥盆世-早二叠世N-MORB和 E-MORB型蛇绿岩 |
| 2.3.3 晚二叠纪峨眉山大火成岩省(ELIP) |
| 2.3.4 二叠纪-早三叠纪弧火成岩 |
| 2.3.5 中三叠世同碰撞淡色花岗岩 |
| 2.3.6 晚三叠世后碰撞花岗质和镁铁质火成岩 |
| 2.3.7 中始新世至早渐新世钾质/超钾质火成岩带 |
| 2.4 区域矿产 |
| 第3章 区域地球动力学演化 |
| 3.1 太古代古陆核形成 |
| 3.2 古元古代—哥伦比亚大陆形成与裂解的影响 |
| 3.3 中新元古代—罗迪尼亚大陆聚合与边缘俯冲作用 |
| 3.4 早古生代—陆内裂谷演化 |
| 3.5 晚古生代-早中生代地质演化 |
| 3.5.1 古特提斯洋演化史 |
| 3.5.2 晚二叠纪—峨眉山地幔柱在研究区的地质记录 |
| 3.6 侏罗-白垩纪—陆内演化阶段 |
| 3.7 新生代-喜山运动 |
| 第4章 典型矿床研究 |
| 4.1 北衙金多金属矿床 |
| 4.1.1 矿区地质 |
| 4.1.2 矿体特征 |
| 4.1.3 矿石特征 |
| 4.1.4 矿化期次及阶段 |
| 4.1.5 围岩蚀变 |
| 4.1.6 成矿物理化学条件 |
| 4.1.7 成矿物质及流体来源 |
| 4.1.8 成因探讨 |
| 4.2 金平地区典型矿床 |
| 4.2.1 金平地区地质概况 |
| 4.2.2 铜厂铜钼矿 |
| 4.2.3 长安冲铜钼矿 |
| 4.2.4 长安金矿 |
| 4.3 大坪金矿 |
| 4.3.1 矿区地质 |
| 4.3.2 矿体特征 |
| 4.3.3 矿石特征和成矿阶段划分 |
| 4.3.4 围岩蚀变 |
| 4.3.5 流体包裹体测温学 |
| 4.3.6 成矿年代学研究 |
| 4.3.7 成矿物质和流体来源 |
| 4.3.8 成因类型 |
| 第5章 与成矿相关的钾质火成岩深入研究 |
| 5.1 长安金矿煌斑岩 |
| 5.1.1 岩相学特征 |
| 5.1.2 年代学研究 |
| 5.1.3 主微量特征 |
| 5.1.4 Sr-Nd-Hf同位素特征 |
| 5.1.5 源区讨论 |
| 5.2 长安金矿花岗斑岩 |
| 5.2.1 岩相学特征 |
| 5.2.2 年代学研究 |
| 5.2.3 主微量地球化学特征 |
| 5.2.4 Sr-Nd-Hf同位素特征 |
| 5.2.5 成因岩石学 |
| 5.3 长安正长斑岩 |
| 5.3.1 岩相学特征 |
| 5.3.2 年代学研究 |
| 5.3.3 主微量地球化学特征 |
| 5.3.4 成因岩石学 |
| 5.4 长安冲与铜厂铜钼(金)矿床成矿斑岩 |
| 5.4.1 野外露头情况和岩相学特征 |
| 5.4.2 年代学研究 |
| 5.4.3 地球化学特征 |
| 5.4.4 Sr-Nd-Hf同位素特征 |
| 5.4.5 成因岩石学 |
| 5.5 成岩构造背景研究 |
| 第6章 区域金铜钼成矿作用 |
| 6.1 成矿系列划分 |
| 6.1.1 与钾质-超钾质富碱斑岩相关的Cu-Mo-Au成矿系列 |
| 6.1.2 造山型金成矿系列 |
| 6.2 成矿时代—同下部岩石圈地幔拆沉 |
| 6.3 与钾质-超钾质侵入岩相关的Cu-Mo-Au成矿系列-成矿模式 |
| 6.3.1 成矿岩体物理化学条件 |
| 6.3.2 幔源钾质/超钾质岩浆对下地壳火成岩源区岩石的改造作用 |
| 6.3.3 金属来源启示 |
| 6.3.4 成矿模式 |
| 6.4 造山型金矿—金的上地幔源区 |
| 6.4.1 造山型金矿经典成矿模式的局限性 |
| 6.4.2 成矿物质来自于岩浆脱挥发分的不合理性 |
| 6.4.3 金的上地幔源区概念 |
| 6.4.4 金的上地幔源区的形成机制 |
| 6.4.5 地幔金的易活化运移特性 |
| 6.4.6 俯冲富集的岩石圈地幔大规模再活化作用—成矿地球动力学条件 |
| 6.4.7 地幔成矿流体来源与地球化学特点 |
| 6.4.8 新生代华南地体西南缘幔源金向地壳活化运移成矿 |
| 第7章 结论 |
| 图版 |
| 参考文献 |
| 作者简介及在学期间所取得的科研成果 |
| 致谢 |
（5）滇中姚安板内富碱火山-侵入杂岩体时空演化序列及成岩-成矿机制研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景与项目依托 |
| 1.2 研究现状与存在问题 |
| 1.2.1 斑岩型铜金多金属矿床研究现状 |
| 1.2.2 青藏高原东南缘新生代富碱斑岩研究现状 |
| 1.2.3 滇中姚安Pb-Ag多金属矿床研究现状 |
| 1.2.4 存在问题 |
| 1.3 研究内容与思路 |
| 1.3.1 火山-侵入杂岩体(脉)侵位关系 |
| 1.3.2 成岩-成矿物质来源及成因 |
| 1.3.3 成岩-成矿系统时空演化序列 |
| 1.3.4 板内斑岩型成岩-成矿模式及动力学过程 |
| 1.4 完成工作量 |
| 第二章 地质背景 |
| 2.1 区域地质背景 |
| 2.2 矿床地质背景 |
| 2.2.1 区域地层 |
| 2.2.2 火山-侵入岩 |
| 2.2.3 构造背景 |
| 2.2.4 矿床地质特征 |
| 第三章 富碱火山-侵入杂岩体及成矿解剖 |
| 3.1 火山机构划分 |
| 3.2 杂岩体空间解剖及成矿相关性 |
| 3.3 杂岩体侵位相关构造厘定 |
| 第四章 样品采集与分析 |
| 4.1 样品及岩相学特征 |
| 4.1.1 样品采集 |
| 4.1.2 岩相学特征 |
| 4.2 分析方法 |
| 4.2.1 样品的选择与处理 |
| 4.2.2 全岩主微量元素测试 |
| 4.2.3 全岩Sr-Nd同位素测试 |
| 4.2.4 锆石U-Pb同位素测年 |
| 4.2.5 锆石O同位素测试 |
| 4.2.6 锆石Hf同位素测试 |
| 4.2.7 硫化物Re-Os同位素测试 |
| 4.3 分析结果 |
| 4.3.1 主微量元素 |
| 4.3.2 Sr-Nd同位素 |
| 4.3.3 U-Pb同位素 |
| 4.3.4 Hf-O同位素 |
| 4.3.5 Re-Os同位素 |
| 第五章 富碱火山-侵入杂岩体时空演化序列 |
| 5.1 富碱火山-侵入岩浆活动时代 |
| 5.2 富碱火山-侵入杂岩体物质来源 |
| 5.2.1 火山岩物质来源 |
| 5.2.2 富碱斑岩类侵入体物质来源 |
| 5.2.3 煌斑岩类基性脉岩体物质来源 |
| 5.3 富碱火山-侵入杂岩体岩石成因 |
| 5.3.1 富碱火山岩岩石成因 |
| 5.3.2 富碱侵入岩岩石成因 |
| 第六章 板内斑岩型矿床动力学过程探讨 |
| 6.1 成矿时代 |
| 6.2 成矿物质来源 |
| 6.3 富碱火山-侵入杂岩体动力学过程 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 个人简介 |
| 附件 |
（6）北衙金矿多期热液成矿作用识别:来自地质、岩相学、流体包裹体和H-O-S同位素证据（论文提纲范文）
| 1 区域地质背景 |
| 2 矿床地质 |
| 3 样品采集及分析方法 |
| 4 测试结果及分析 |
| 4.1 流体包裹体 |
| 4.1.1 流体包裹体类型 |
| 4.1.2 流体包裹体显微测温 |
| 4.1.3 流体包裹体激光拉曼探针分析 |
| 4.2 同位素地球化学特征 |
| 4.2.1 氢氧同位素特征 |
| 4.2.2 硫同位素特征 |
| 5 讨论 |
| 5.1 成矿流体特征 |
| 5.2 成矿流体及成矿物质来源 |
| 5.3 多期热液成矿 |
| 6 结论 |
（7）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 |
（8）云南姚安富碱斑岩体岩石学、地球化学及其成矿效应（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究区概况 |
| 1.2 国内外富碱斑岩研究现状 |
| 1.2.1 富碱斑岩及其分布 |
| 1.2.2 富碱斑岩构造背景、动力学机制 |
| 1.2.3 富碱斑岩的岩石学、矿物学、地球化学、流体包裹体研究现状 |
| 1.2.4 与富碱斑岩相关的金属矿床研究现状 |
| 1.2.5 岩体、岩脉与矿化的关系研究 |
| 1.2.6 富碱斑岩侵位时代与金属矿床成矿时代研究 |
| 1.3 选题依据及科学问题 |
| 1.3.1 选题依据 |
| 1.3.2 科学问题 |
| 1.4 研究内容及分析测试方法 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 主要分析测试方法 |
| 1.5 已完成工作量 |
| 第二章 区域地质 |
| 2.1 大地构造背景 |
| 2.2 地层 |
| 2.3 构造 |
| 2.4 岩浆活动 |
| 第三章 矿床地质 |
| 3.1 地层 |
| 3.2 构造 |
| 3.2.1 褶皱 |
| 3.2.2 断裂 |
| 3.3 岩浆岩 |
| 3.4 矿体特征 |
| 3.5 矿石组构及围岩蚀变 |
| 3.5.1 矿石组构 |
| 3.5.2 围岩蚀变 |
| 第四章 正长斑岩的分类、岩石学及其地球化学特征 |
| 4.1 按矿物组成分类 |
| 4.1.1 正长斑岩 |
| 4.1.2 黑云母正长斑岩 |
| 4.1.3 含角闪石正长斑岩 |
| 4.1.4 地球化学特征对比 |
| 4.2 按颜色差异分类 |
| 4.2.1 黄褐色正长斑岩 |
| 4.2.2 灰-灰白-深灰色正长斑岩 |
| 4.2.3 紫红色(黑云母)正长斑岩 |
| 4.2.4 肉红色正长斑岩 |
| 4.2.5 浅绿色长石斑晶的正长斑岩 |
| 4.2.9 地球化学特征对比 |
| 4.3 按斑晶富集程度分类 |
| 4.3.1 斑晶相对富集的正长斑岩 |
| 4.3.2 斑晶相对较少的正长斑岩 |
| 4.3.3 地球化学特征对比 |
| 4.4 按斑晶大小分类 |
| 4.4.1 细粒斑晶(粒径≤4mm)的正长斑岩 |
| 4.4.2 中粒斑晶(4mm≤粒径≤10mm)的正长斑岩 |
| 4.4.3 粗粒斑晶(粒径≥10mm)的正长斑岩 |
| 4.4.4 地球化学特征对比 |
| 4.5 正长斑岩的同位素地球化学 |
| 4.6 正长斑岩的年代学 |
| 4.7 本章小结 |
| 第五章 含斑正长细晶岩岩石学、地球化学特征 |
| 5.1 空间分布 |
| 5.2 组构特征 |
| 5.3 地球化学特征 |
| 5.3.1 主量元素 |
| 5.3.2 微量元素 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 假白榴石斑岩岩石学、地球化学特征 |
| 6.1 空间分布 |
| 6.2 组构特征 |
| 6.4 地球化学特征 |
| 6.4.2 主量元素 |
| 6.4.3 微量元素 |
| 6.5 锆石U-Pb年代学 |
| 6.6 本章小结 |
| 第七章 富碱斑岩成矿效应 |
| 7.1 岩石成因讨论 |
| 7.1.1 岩浆源区 |
| 7.1.2 构造环境判别 |
| 7.1.3 动力学机制 |
| 7.2 正长斑岩与成矿的关系 |
| 7.2.1 成因关系 |
| 7.2.2 矿化元素赋存规律 |
| 7.3 含斑正长细晶岩与成矿的关系 |
| 7.4 假白榴石斑岩与成矿的关系 |
| 7.5 本章小结 |
| 第八章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 附录A 攻读硕士期间发表论文 |
| 附录B 攻读硕士期间参加学术会议 |
| 附录C 攻读硕士期间参与项目 |
（9）滇西鹤庆北衙富碱斑岩金多金属成矿系统研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题依据 |
| 1.2 研究现状和存在问题 |
| 1.2.1 成矿系统研究 |
| 1.2.2 斑岩成矿系统研究进展 |
| 1.2.3 北衙富碱斑岩金多金属成矿系统研究现状及问题 |
| 1.3 论文的创新性 |
| 1.4 研究内容和技术路线 |
| 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 区域地球物理化学特征及矿产 |
| 第三章 典型矿化类型研究 |
| 3.1 矿区地质 |
| 3.1.1 地层 |
| 3.1.2 构造 |
| 3.1.3 岩浆岩 |
| 3.1.4 地球物理异常特征 |
| 3.1.5 地球化学异常特征 |
| 3.2 三类典型矿化类型地质特征 |
| 3.2.1 斑岩型铜(钼)-金矿化 |
| 3.2.2 矽卡岩型金-铜-铁矿化 |
| 3.2.3 热液型铅-锌-银(金)矿化 |
| 第四章 北衙富碱斑岩成因及形成的构造环境 |
| 4.1 北衙富碱斑岩特征 |
| 4.1.1 岩相学 |
| 4.1.2 主微量元素 |
| 4.2 富碱斑岩成因及形成的构造环境 |
| 4.2.1 富碱斑岩成因 |
| 4.2.2 形成的构造背景 |
| 第五章 北衙富碱斑岩金多金属成矿系统研究 |
| 5.1 成矿物质来源 |
| 5.1.1 成矿流体来源及演化 |
| 5.1.2 矿质来源 |
| 5.2 成岩成矿时代 |
| 5.2.1 富碱斑岩年代学 |
| 5.2.2 成矿时代 |
| 5.3 矿区构造及流体运移特征 |
| 5.4 成矿系统产物 |
| 5.4.1 矿质的沉淀机制 |
| 5.4.2 成矿系统产物 |
| 5.5 成矿系统研究小结 |
| 第六章 结论 |
| 6.1 取得的主要认识与成果 |
| 6.2 存在的问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 攻读博士学位期间发表学术论文及参与项目情况 |
（10）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 |
四、滇西富碱斑岩型矿床岩体和矿脉同位素地球化学研究（论文参考文献）
- [1]后碰撞背景下壳-幔岩浆混合作用对斑岩型矿床成矿作用的贡献 ——以滇西马厂箐铜钼（金）矿床为例[D]. 杨蜜蜜. 成都理工大学, 2020
- [2]三江特提斯造山带岩石圈物质结构及其对斑岩成矿约束[D]. 杜斌. 中国地质大学(北京), 2020
- [3]陆内斑岩成矿的关键因素 ——以金沙江-哀牢山富碱斑岩带为例[D]. 鲍新尚. 中国地质大学(北京), 2020
- [4]云南省哀牢山-红河成矿带新生代金铜钼成矿作用研究[D]. 辛未. 吉林大学, 2019(02)
- [5]滇中姚安板内富碱火山-侵入杂岩体时空演化序列及成岩-成矿机制研究[D]. 严清高. 昆明理工大学, 2019(04)
- [6]北衙金矿多期热液成矿作用识别:来自地质、岩相学、流体包裹体和H-O-S同位素证据[J]. 王璇,杨林,邓军,李华健,于华之,董超一. 岩石学报, 2018(05)
- [7]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)
- [8]云南姚安富碱斑岩体岩石学、地球化学及其成矿效应[D]. 孙春迪. 昆明理工大学, 2017(12)
- [9]滇西鹤庆北衙富碱斑岩金多金属成矿系统研究[D]. 王建华. 昆明理工大学, 2017(10)
- [10]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)