一、俄罗斯远东金属矿床形成条件的古地球动力学分析（论文文献综述）
杨明,王浩,吴石头,杨岳衡[1]（2021）在《钨矿床地球化学研究进展：以黑钨矿U-Pb、Sm-Nd、Lu-Hf同位素年代学与微量元素为例》文中指出黑钨矿是钨矿床中最主要的矿石矿物之一,对其直接开展定年研究能更有效厘定钨成矿时间。黑钨矿通常含有一定量的U且部分样品具有较高的Sm/Nd比,因而U-Pb及Sm-Nd定年方法广泛地被应用到黑钨矿矿床的定年研究中。但是受黑钨矿U-Pb及Sm-Nd定年方法以及黑钨矿样品自身的制约,U-Pb及Sm-Nd定年成功率较低或结果不理想。文章针对黑钨矿在钨矿床U-Pb年代学和Sm-Nd年代学的发展历程进行了系统的梳理与分析,探讨了黑钨矿U-Pb年代学与Sm-Nd年代学的挑战与机遇。同时结合已发表的黑钨矿Lu、Hf数据,针对黑钨矿Lu-Hf年代学的应用前景进行了评估与展望。已有数据表明,黑钨矿中Lu/Hf比值变化范围较大,有潜力作为Lu-Hf同位素定年的良好对象。文章探讨了黑钨矿用于限定钨矿床成矿时代研究中存在的问题及应对方案,旨在促进未来黑钨矿在钨矿床成矿年代学的发展。
韩伟[2]（2021）在《那丹哈达地体饶河增生杂岩的形成及其构造意义》文中进行了进一步梳理那丹哈达地体位于欧亚大陆东缘,属于环太平洋构造域的一部分。饶河增生杂岩作为那丹哈达地体的主体部分,其组成和形成时代的研究对限定古太平洋板块向欧亚大陆的俯冲与增生过程具有重要的指示意义。本文对饶河增生杂岩进行了系统的岩石学、地质年代学、全岩地球化学研究,确定了饶河增生杂岩的组成、增生时代和就位时代,限定了古太平洋板块在中国东北地区的俯冲-增生时限。本文在野外地质调查和饶河大岱地区大比例尺填图基础上,明确了饶河增生杂岩是一套构造混杂岩,具有典型的岩块-基质结构,其中外来岩块包括灰岩、硅质岩、硅质页岩、堆晶辉长岩、枕状玄武岩等,这些外来岩块呈构造透镜体状分布在由砾岩、杂砂岩、粉砂质泥岩等组成的基质中,并且饶河增生杂岩被中生代花岗质岩脉侵入。地球化学研究结果表明饶河增生杂岩中的玄武岩具有洋岛玄武岩（OIB）的地球化学属性,结合该地区出露的辉长岩、辉石岩、斜长岩等均具有OIB的特征,本文认为饶河增生杂岩中的镁铁质-超镁铁质岩石是一套洋岛火成岩组合。锆石年代学测试结果表明玄武岩（14JH-42）和辉长岩（18HLJ-50）的形成时代分别为167±1 Ma和214±5 Ma,限定了饶河增生杂岩中镁铁质-超镁铁质岩石的形成时代为晚三叠世至中侏罗世。本文粉砂质泥岩（14JH-44）和杂砂岩样品（18HLJ-48）均为混杂岩的基质成分,锆石U-Pb年代学测试结果表明其沉积下限时代分别为167±3 Ma和133±4 Ma,限定了饶河增生杂岩的增生时代为中侏罗世至早白垩世,并且基质的形成时代由西至东呈现逐渐年轻的趋势,与古太平洋板块西向俯冲相吻合。饶河增生杂岩基质中的碎屑锆石具有139 Ma、173 Ma、264 Ma、364 Ma、502 Ma、782 Ma、1878 Ma和2503Ma的峰值年龄,这些碎屑锆石主要来源于饶河增生杂岩中的洋岛火成岩组合和邻近的佳木斯-兴凯地块。此外,侵入饶河增生杂岩中的花岗质岩脉形成于126 Ma至～100Ma,其中最老的花岗岩侵入体进一步限定了饶河增生杂岩的最终就位时代为133 Ma至126 Ma,表明古太平洋板块在中侏罗世至早白垩世存在西向俯冲-增生作用。中国东北地区古太平洋板块俯冲-增生过程发生在晚三叠世至早白垩世,并划分为两个阶段:（1）晚三叠世至早侏罗世古太平洋板块西向俯冲导致佳木斯地块与松辽地块碰撞拼贴,在佳木斯地块的西缘和东缘分别形成吉林-黑龙江高压变质带和跃进山杂岩;（2）早侏罗世至早白垩世古太平洋板块持续俯冲伴随饶河增生杂岩就位。此外,由于中国东北地区古亚洲洋构造体制结束于晚二叠世至早三叠世,最晚持续到中三叠世,所以晚三叠世是古亚洲洋构造域向环太平洋构造域转换的重要阶段。
孙晨阳[3]（2021）在《额尔古纳地块与兴安地块地壳生长及再造过程 ——花岗岩证据》文中提出本文以中亚造山带东段额尔古纳地块和兴安地块为研究区,选取了区内不同时代和不同出露位置的代表性花岗岩作为研究对象,并对其中不同单矿物进行了元素和多重同位素分析测试工作,包括长石原位Sr-Pb同位素、磷灰石原位Nd同位素和锆石原位Hf同位素。依据单矿物Sr-Pb-Nd-Hf同位素组成的时空变异,并结合花岗岩全岩地球化学特征,明确了额尔古纳地块和兴安地块的地壳属性;通过锆石Hf同位素数据,建立了额尔古纳地块和兴安地块的地壳生长和再造曲线,揭示了两个地块地壳生长与再造的时间和机制,并初步查明额尔古纳和兴安地块的地壳演化历史;本文还通过区分微陆块和碰撞拼贴带内不同的地壳演化过程,提出中亚造山带显生宙地壳生长量需要被重新评估。
刘子龙[4]（2021）在《运用深地震反射剖面研究北喜马拉雅成矿带的深部结构和成矿背景》文中研究指明北喜马拉雅（也称特提斯喜马拉雅）成矿带是全球特提斯-喜马拉雅成矿域的重要组成部分,从宏观尺度认识大型矿集区和成矿带形成的深部控制因素,研究摸清大型矿集区或成矿带的深部地壳结构,最终理解大规模深部成矿的地球动力学背景,对研究青藏高原碰撞造山系统深部结构与成矿过程具有重要意义,本研究主要运用深地震反射剖面研究北喜马拉雅成矿带的深部结构和成矿背景。研究区的深反射剖面位于藏南92°E附近,南起藏南拆离系主拆离断层以北约25km处,向北依次经过扎西康矿集区、雅拉香波穹窿,跨过雅鲁藏布江缝合带,到达冈底斯岩浆带内,共包含大、中、小炮的记录660个,全长约160km。深反射数据在两个年度内分段采集完成,本文在常规处理流程的基础上,通过拼接联线处理和有针对性的数据处理方法,对深地震反射数据进行处理,并探索了以深反射数据为基础,综合利用初至波、反射波和面波等信息,获取地壳自浅部到深部精细结构的方法。然后通过资料解释获得了可揭露北喜马拉雅成矿带的深部精细结构的深地震反射剖面,获得的主要认识与结论如下:（1）探索了基于深地震反射数据获取自浅部到深部精细结构的方法,无射线追踪层析静校正和稳健地表一致性反褶积技术可较好的提高反射数据成像质量,基于相对振幅保持的振幅恢复处理方法是反映地壳深部反射系数相对变化的关键步骤,单炮记录面波反演的近地表横波速度结构可有效补充浅层构造信息。（2）深地震反射剖面揭示雅江缝合带两侧具有显着不同的反射特征,反映其为两个大陆地壳的物质边界;北喜马拉雅成矿带的地壳按不同反射特征以藏南拆离系（STDS）和主喜马拉雅逆冲断裂（MHT）划分为上-中-下三个层系,上地壳反射波组呈现出同相轴倾角多变的特征,中地壳为多组北倾的叠瓦状双冲构造反射特征,下地壳为弱反射特征。（3）藏南拆离系（STDS）为具有一定厚度的韧性剪切带,同时具有滑脱带的作用,地表观测到的穹隆、断裂、褶皱等构造均位于其上部,是北喜马拉雅成矿带的关键控制因素。
范谢均[5]（2021）在《内蒙古乌奴耳锌铅银钼多金属矿床成因及成矿预测》文中进行了进一步梳理乌奴耳锌铅银钼多金属矿床位于内蒙古东部牙克石市乌奴耳镇辖区内,为近年来在大兴安岭造山带新发现的与中生代火山-次火山岩有关的矿床。查明乌奴耳矿床地质特征、矿床成因、成矿机制,建立其成矿模式,对乌奴耳勘查区的进一步找矿勘查工作具有重要意义。乌奴耳矿床具有斑岩-浅成低温热液复合型矿化特征,其成矿作用可划分为斑岩成矿期和浅成低温热液成矿期共两个成矿期,并进一步划分为三个成矿阶段:（1）斑岩型Mo矿化阶段,产于I矿段深部的花岗斑岩体内,主要矿石矿物为辉钼矿,钾化、硅化、黄铁矿化和黄铁绢英岩化围岩蚀变与成矿关系密切;（2）隐爆角砾岩型Zn矿化阶段,产于I矿段中部的隐爆角砾岩筒中,主要矿石矿物为闪锌矿,绿泥石化、绢云母化围岩蚀变与成矿关系密切;（3）浅成低温热液型Zn-Pb-Ag矿化阶段,产于矿区浅部的满克头鄂博组火山岩中,矿体产状受火山岩中的张性断裂构造控制,主要矿石矿物有闪锌矿、方铅矿和黄铜矿,高级黏土化蚀变（高岭石、伊利石、叶腊石等）与成矿关系密切。乌奴耳矿床的赋矿围岩满克头鄂博组陆相火山岩（流纹岩:144.9±0.57 Ma;凝灰岩:145.6±2.2 Ma）与成矿岩体中细粒正长花岗斑岩（144.5±0.6 Ma）具有相近的成岩年龄,且其成岩年龄与成矿年龄（143.8±0.6 Ma）相近,说明乌奴耳矿床为典型的火山-次火山热液矿床。满克头鄂博组陆相火山岩与中细粒正长花岗斑岩具有相似的岩石地球化学特征,主量元素上具有较高的SiO2、Al2O3含量和较低的CaO、MgO、TiO2、TFe2O3含量特征,微量元素上具有富集Rb、Th、U、Zr、Hf元素,亏损Ba、Sr、P、Ti、Ta、Nb等元素特征,具有强烈的负Eu异常、富集轻稀土、亏损重稀土的右倾式稀土元素配分模式。全岩数据、Hf同位素特征及Pb同位素特征显示乌奴耳矿区的赋矿围岩与成矿岩体均属于高钾钙碱性系列、高分异的A型花岗岩类岩石,为后碰撞伸展构造背景下新生玄武质下地壳部分熔而用形成的岩浆,在上升的过程中混染了少量地壳物质,又经历了较为强烈的分离结晶作用后形成。乌奴耳矿床在斑岩成矿期及浅成低温热液成矿期均有闪锌矿形成,这两个世代闪锌矿具有明显不同的结构特征及矿物化学特征。第一世代闪锌矿（Sp1）形成于隐爆角砾岩型Zn矿化阶段,呈自形粒状,具有菱形十二面体的晶形结构,显微镜下呈黄色透明状,基本不含黄铜矿、方铅矿等矿物包裹体,Fe、Cu、In等微量元素主要以类质同象的方式进入闪锌矿晶格。第二世代闪锌矿（Sp2）形成于浅成低温热液型Zn-Pb-Ag矿化阶段,呈他形粒状,在显微镜下不透明,可见大量方铅矿、黄铜矿等矿物包裹体,Fe、Cu、Pb、Ag等微量元素主要以显微矿物包裹体的方式存包裹于闪锌矿中。乌奴耳矿床中的绿泥石化蚀变与隐爆角砾岩型Zn矿化关系密切,根据绿泥石成分温度计计算其成矿温度约330℃,与该阶段的透明闪锌矿流体包裹体测温结果相吻合。乌奴耳矿区的满克头鄂博组流纹岩中岩浆锆石U-Pb年龄为144.9±0.57 Ma,凝灰岩中岩浆锆石U-Pb年龄为145.6±2.2 Ma,成矿岩体中岩浆锆石U-Pb年龄为144.5±0.6 Ma,因此限定乌奴耳矿床成矿年龄上限为144.5 Ma。测定斑岩成矿期与矿化、蚀变关系密切的热液锆石U-Pb年龄为143.8±0.6 Ma,因此可以限定乌奴耳矿床斑岩期成矿年龄约为143.8～144.5 Ma。乌奴耳矿区周边还发现有一138.9±0.9Ma的中粗粒正长花岗岩体,可能对后期的浅成低温热液型矿化提供了新的流体和热源,使其成矿作用持续较长的时间。闪锌矿、方铅矿、黄铁矿的硫同位素特征(δ34SV-CDT:0～6‰)显示乌奴耳矿床成矿物质主要来源于岩浆岩,铅同位素特征(206Pb/204Pb:18.288～18.326,207Pb/204Pb:15.528～15.568,208Pb/204Pb:38.08～38.204)与成矿岩体铅同位素特征相似,为造山带混合铅来源,指示乌奴耳矿床的成矿物质主要由岩浆岩从新生的下地壳源区携带而来。综合流体包裹体测温、闪锌矿矿物化学特征、绿泥石温度计、矿物组合特征等数据,认为乌奴耳矿床斑岩型Mo矿化阶段成矿流体主要为岩浆流体,具有高温、高盐度、高氧逸度、高硫逸度、高pH值特征;隐爆角砾岩型Zn矿化阶段成矿流体为岩浆流体混入少量大气降水,具有中温、中盐度、中氧逸度、中硫逸度、低pH值特征;浅成低温热液型Zn-Pb-Ag矿化阶段成矿流体为岩浆水与大气降水混合流体,具有低温、低盐度、低氧逸度、低硫逸度、低pH值特征,且在该阶段成矿过程中可能有另一期富Cu流体混入。满克头鄂博组火山岩覆盖区、隐伏岩体、断裂构造交汇部位和围岩蚀变分带、土壤地球化学综合异常区、局部低磁异常区、局部高极化低阻异常区是乌奴耳勘查区的重要控矿因素和找矿标志,据此我们在乌奴耳勘查区圈定一个斑岩型Mo-Zn矿化找矿远景区,及一个浅成低温热液型Zn-Pb-Ag矿化找矿远景区。根据勘探线剖面的地质信息、蚀变矿物分带及岩石原生晕地球化学特征,本文预测乌奴耳矿床II矿段207勘探线剖面深部具有斑岩型Mo矿化找矿前景。
刘杰添[6]（2021）在《安徽庐枞盆地黄竹园银多金属矿床地质特征和成矿模式研究》文中研究指明浅成低温热液矿床是世界Au、Ag贵金属矿床的一种重要类型,全球大型Au、Ag贵金属矿床及Pb、Zn、Cu等有色金属矿床中有很大一部分为浅成低温热液矿床,但该类矿床在矿床成因等方面研究还有待深入。黄竹园银多金属矿床是长江中下游庐枞矿集区内近年来新发现的一小型浅成低温热液银多金属矿床,为矿集区内首次发现的浅成低温热液型矿床,对其研究以完善补充矿集区内成矿类型。本文主要在矿床地质勘探资料基础上,重点对黄竹园矿床进行了详细的钻孔编录和系统的岩相学、矿相学工作,结合短波红外光谱分析、电子探针测试与石英阴极发光及石英的地球化学特征分析,查明了矿床的蚀变及矿化特征,分析了矿床的成因类型,并在此基础上初步建立了黄竹园矿床的成矿模式。此次的研究工作主要取得了以下几点认识:通过野外钻孔观察发现矿床中不同类型矿体的赋矿围岩不同,其中砖桥组地层中主要发育低品位铜矿体,双庙组地层中主要发育铜银矿体,元素具有一定分带性。通过短波红外光谱分析发现矿床的主要蚀变类型有钾长石化、硅化、碳酸盐化、绢云母-伊利石化和高岭石-蒙脱石化;通过SEM及电子探针分析查明矿床矿物组成,并根据矿物共生组合及相互间的穿插关系,将矿床的成矿过程划分为三个成矿阶段,分别为无矿化石英脉阶段、石英-银矿物-硫化物脉阶段和石英-碳酸盐脉阶段,其中石英-银矿物-硫化物脉阶段是主成矿阶段,从早到晚可分为黄铜矿-黄铁矿-镜铁矿组合;辉铜矿-斑铜矿-银矿物组合;蓝辉铜矿-铜蓝组合。通过TIMA综合矿物分析系统对含银和关键金属矿物分析发现,黄竹园矿床中的银矿物主要有自然银、硫铜银矿和硫汞铜银矿,呈不规则粒状或树枝状发育在辉铜矿的边缘或包裹于辉铜矿内部;关键金属矿物主要为辉砷钴矿和铁硫砷钴矿两种钴的单矿物,呈不规则粒状镶嵌分布在辉铜矿、黄铁矿边部。银矿物和关键金属矿物都只在脉状及浸染状矿石中发育。通过对三个成矿阶段石英进行阴极发光照相发现,无矿化石英脉阶段和石英-银矿物-硫化物脉阶段石英呈微晶集合体形式产出,未观察到生长环带等特征;石英-银矿物-硫化物脉阶段石英呈六方板状或短柱状产出,可观察到明显的生长环带、裂隙等特征。通过对三个成矿阶段不同类型石英进行微量元素分析发现矿床中的矿化形成于p H值增加的过程,成矿流体具有从斑岩型矿床到高硫型浅成低温热液矿床演化的特点,并将成矿温度初步界定在250-400℃。石英中Al、K、Cu等元素变化反映出成矿流体存在脉冲行为。通过矿区蚀变矿化等地质特征和石英微量元素特征与世界范围内典型矿床相对比,认为黄竹园矿床为一高硫型浅成低温热液矿床,叠加在斑岩型矿床之上。通过建立黄竹园矿床与钱铺酸性蚀变岩帽在空间和成因上的联系,指示黄竹园矿区-钱铺蚀变岩帽区域内可能存在一大型斑岩-成低温热液系统,为下一步庐枞盆地深部找矿重要靶区。
张静俊[7]（2021）在《大兴安岭南段安乐锡多金属矿床成因研究》文中指出锡矿化与花岗岩的研究已有历史,尤其对华南地区花岗岩与锡等金属矿化的关系研究甚为深入。位于中亚造山带东段兴蒙造山带的大兴安岭南段,是我国北方重要的锡多金属成矿带,成矿潜力巨大,同时也是研究花岗岩与锡等金属元素成因关系的典型区域。位于大兴安岭南段的黄冈-甘珠尔庙成矿带南部的安乐矿床是一个中型规模的热液脉型锡多金属矿床。已知矿体赋存于上二叠统林西组砂岩板岩破碎带中,其成矿地质体为花岗斑岩,成矿元素为一套高中温元素组合,但其成因机制认识不明确。本文在对安乐矿床成矿地质特征研究基础上,开展了锆石、锡石LA-ICP-MS U-Pb定年,岩石地球化学,硫化物原位S-Pb同位素、微量元素研究,以探讨安乐锡多金属矿床的成岩成矿时代、岩石成因、成矿机制以及地球动力学背景,为建立安乐锡多金属矿床成岩成矿模式提供证据,为该区找矿突破提供典型矿床基本数据和成矿理论支撑。本次获得的主要成果及认识如下:1.安乐矿床是一个与岩浆活动有关的中高温热液锡多金属矿床,其成矿过程划分为3个主要阶段:石英-绿泥石-锡石-毒砂阶段（Ⅰ阶段）、石英-绿泥石-锡石-黄铜矿-毒砂-黄铁矿阶段（Ⅱ阶段）、石英-绿泥石-方铅矿-闪锌矿-银矿物阶段（Ⅲ阶段）。2.安乐花岗斑岩具有较高SiO2含量（75.76%～76.67%）、FeOT/（FeOT+MgO）值（0.9～1.0）、104×Ga/Al值（3.36～4.61）、MgO（0.06%～0.07%）、TiO2（0.05%～0.06%）及P2O5含量（0.01%）;稀土元素总量较低,具四分组效应和明显负δEu异常的特点;微量元素富集Rb、U、Ta、Nd、Hf等元素,亏损Ba、K、Sr、P、Ti等元素。以上这些特征均说明,花岗斑岩具备高分异A型花岗岩的特点。花岗斑岩中锆石的Ce4+/Ce3+值（5.09～84.34）,计算获得的锆石饱和温度为808.69～815.52℃。综合分析表明安乐花岗斑岩具有高演化和低氧化程度特征,对Sn成矿极其有利。3.硫化物原位LA-ICP-MS S同位素δ34Sv-CDT值在-4.56～-3.11‰,原位Pb同位素206Pb/204Pb、207Pb/204Pb和208Pb/204Pb值分别介于18.230～18.348、15.520～15.661和38.022～38.497之间,S-Pb同位素组成说明成矿物质主要来源于岩浆热液。硫化物原位LA-ICP-MS微量元素显示黄铁矿中Co/Ni>1,说明黄铁矿为热液成因。安乐锡多金属矿床黄铜矿明显富集In,Zn,Ag,Sn,亏损Co,Ni,Ga,Ge,As,Cd,Sb,Bi,Pb等微量元素。安乐锡多金属矿床中黄铜矿高Sn含量1397×10-6,具有较低的Cd/Zn比值（0.0029～0.0071）,反映了成矿流体为相对还原和高温的岩浆热液流体。4.矿体中锡石LA-ICP-MS U-Pb测年结果为146.8±2.2Ma,表明安乐锡多金属矿床的成矿时代为晚侏罗世;安乐岩体花岗斑岩的锆石LA-ICP-MS U-Pb定年结果为144.0±2.6Ma,与成矿年龄在误差范围内基本一致。这表明,安乐矿床的成岩时代为晚侏罗世,与大兴安岭南段锡多金属矿集区内的典型矿床成岩成矿时代一致。5.安乐锡多金属矿床硫铅同位素组成与大兴安岭南段成矿物质为岩浆来源的金属矿床特征相似,与早白垩世高分异、低氧逸度花岗斑岩密切相关,是深部岩浆流体逐步演化的产物。结合矿区与成矿关系密切的燕山晚期花岗斑岩,本次研究认为安乐锡多金属矿床是受早白垩世古太平洋板块俯冲后撤,软流圈上涌所导致的岩石圈伸展构造背景形成的酸性侵入-次火山岩和断裂控制的。
赵新跃,龚红胜,周先[8]（2020）在《古今探矿理论多尺度融合及“四步式”深部找矿方法》文中研究表明中华文化博大精深、源远流长,是东方文明和世界文明的瑰宝。追溯中国远古时期,既无专业地质勘查队伍和科研团队,也无先进的科学探测仪器和设备,中华先祖是如何应用探矿理论和方法开展找矿勘查、其探矿理论和方法产生的文化背景等一系列问题至今模糊不清,值得深入探讨。本文基于对"三坟易"、《山海经》、幔汁理论和俄罗斯地球排气理论的理解和分析,结合当今较成熟的成矿理论与热液矿床深部大比例尺"四步式"找矿方法,进行多尺度融合研究和找矿方法探索,提出了一种以中华文化智慧和现代地学理论为支撑的"四步式"深部找矿方法,即寻"龙"定带→勘"穴"筛区→察"土"圈点→综合定位。运用该方法对大梁子铅锌矿区深部隐伏矿体进行找矿预测,推断隐伏矿体赋存于矿区NW部深部和矿区SW部。该方法对古今探矿理论融合研究及其找矿预测应用起到抛转引玉之作用。
崔敏利,陈秀法,何学洲[9]（2020）在《世界111个金矿典型矿床地质特征一览》文中研究指明
孔志岗[10]（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》文中研究表明全球范围内与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。
二、俄罗斯远东金属矿床形成条件的古地球动力学分析（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、俄罗斯远东金属矿床形成条件的古地球动力学分析（论文提纲范文）
（1）钨矿床地球化学研究进展：以黑钨矿U-Pb、Sm-Nd、Lu-Hf同位素年代学与微量元素为例（论文提纲范文）
| 1 黑钨矿U-Pb年代学 |
| 1.1 黑钨矿U-Pb定年理论基础 |
| 1.2 ID-TIMS方法 |
| 1.3 LA-ICP-MS方法 |
| 1.4 黑钨矿U-Pb年代学目前存在的问题 |
| 2 黑钨矿Sm-Nd年代学 |
| 2.1 黑钨矿Sm-Nd定年研究现状 |
| 2.2 黑钨矿Sm-Nd年代学所面临的问题 |
| 3 黑钨矿Lu-Hf年代学的潜力与优势 |
| 4 黑钨矿微量元素特征 |
| 5 结论与展望 |
（2）那丹哈达地体饶河增生杂岩的形成及其构造意义（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景及选题依据 |
| 1.1.1 增生杂岩的研究历史 |
| 1.1.2 中国东北地区地质概况 |
| 1.1.3 那丹哈达地体研究现状 |
| 1.2 研究内容及其意义 |
| 1.3 研究思路与拟解决的关键问题 |
| 1.3.1 研究思路 |
| 1.3.2 拟解决的关键问题 |
| 1.4 论文依托项目和主要工作量 |
| 1.4.1 论文依托的科研项目 |
| 1.4.2 论文主要工作量 |
| 第2章 区域地质概况 |
| 2.1 佳木斯地块 |
| 2.1.1 基底和盖层 |
| 2.1.2 黑龙江杂岩 |
| 2.1.3 花岗岩 |
| 2.2 兴凯地块 |
| 2.3 那丹哈达地体 |
| 2.3.1 跃进山杂岩 |
| 2.3.2 饶河增生杂岩 |
| 2.3.3 白垩纪酸性侵入岩 |
| 第3章 分析方法 |
| 3.1 全岩主量和微量元素分析 |
| 3.2 锆石U-Pb定年分析 |
| 3.2.1 锆石分选和制靶 |
| 3.2.2 图像采集 |
| 3.2.3 测年方法 |
| 第4章 饶河增生杂岩的组成和样品采集 |
| 4.1 大比例尺填图 |
| 4.2 饶河增生杂岩的组成 |
| 4.3 本章小结 |
| 第5章 饶河玄武岩地球化学特征 |
| 5.1 主量元素特征 |
| 5.2 微量元素特征 |
| 5.3 稀土元素特征 |
| 5.4 本章小结 |
| 第6章 饶河增生杂岩年代学结果 |
| 6.1 花岗岩 |
| 6.1.1 含堇青石黑云母二长花岗岩14JH-37 |
| 6.1.2 花岗斑岩14JH-38 |
| 6.1.3 花岗斑岩14JH-39 |
| 6.2 镁铁质-超镁铁质岩 |
| 6.2.1 玄武岩14JH-42 |
| 6.2.2 辉长岩18HLJ-50 |
| 6.3 碎屑岩基质 |
| 6.3.1 粉砂质泥岩14JH-44 |
| 6.3.2 杂砂岩18HLJ-48 |
| 6.4 本章小结 |
| 第7章 饶河增生杂岩的构造演化 |
| 7.1 镁铁质-超镁铁质岩的形成 |
| 7.1.1 镁铁质-超镁铁质岩的构造背景 |
| 7.1.2 镁铁质-超镁铁质岩的形成时代 |
| 7.1.3 小结 |
| 7.2 饶河增生杂岩基质的形成时代及其物源 |
| 7.2.1 饶河增生杂岩的增生时限 |
| 7.2.2 饶河增生杂岩基质的沉积物源 |
| 7.2.3 小结 |
| 7.3 钉合花岗岩的形成时代 |
| 7.4 古太平洋板块俯冲-增生时限 |
| 7.4.1 吉林-黑龙江高压变质带 |
| 7.4.2 那丹哈达地体 |
| 7.4.3 那丹哈达地体东部增生地体 |
| 7.4.4 小结 |
| 第8章 结论和问题 |
| 8.1 主要结论 |
| 8.2 主要创新点 |
| 8.3 存在问题和建议 |
| 参考文献 |
| 作者简介及科研成果 |
| 致谢 |
（3）额尔古纳地块与兴安地块地壳生长及再造过程 ——花岗岩证据（论文提纲范文）
| 内容提要 |
| 中文摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景与选题依据 |
| 1.1.1 大陆地壳生长演化——研究现状与问题 |
| 1.1.2 中亚造山带地壳生长演化的研究现状与问题 |
| 1.2 研究思路及拟解决的关键问题 |
| 1.2.1 研究思路 |
| 1.2.2 研究内容 |
| 1.2.3 拟解决的关键问题 |
| 1.3 论文依托的科研项目及工作量 |
| 1.3.1 论文依托的科研项目 |
| 1.3.2 论文工作量 |
| 第2章 区域地质概况 |
| 2.1 中亚造山带东段概况 |
| 2.2 额尔古纳地块区域地质概况 |
| 2.2.1 区域构造 |
| 2.2.2 区域地层 |
| 2.2.3 区域岩浆岩 |
| 2.3 兴安地块区域地质概况 |
| 2.3.1 缝合线位置 |
| 2.3.2 区域地层 |
| 2.3.3 区域岩浆岩 |
| 第3章 额尔古纳和兴安地块花岗岩样品的选择及其岩石学特征 |
| 3.1 样品的选择原则 |
| 3.2 额尔古纳地块花岗岩岩石学特征 |
| 3.2.1 前寒武纪花岗岩 |
| 3.2.2 古生代花岗岩 |
| 3.2.3 中生代花岗岩 |
| 3.3 兴安地块花岗岩岩石学特征 |
| 3.3.1 前寒武纪花岗岩 |
| 3.3.2 古生代花岗岩 |
| 3.3.3 中生代花岗岩 |
| 第4章 额尔古纳地块和兴安地块花岗岩地球化学和单矿物Sr-Pb-Nd-Hf同位素组成 |
| 4.1 分析方法 |
| 4.1.1 全岩主量和微量元素分析 |
| 4.1.2 长石原位主微量元素与Sr-Pb同位素 |
| 4.1.3 磷灰石原位主微量元素与Nd同位素 |
| 4.1.4 锆石原位Hf同位素 |
| 4.2 额尔古纳地块和兴安地块花岗岩地球化学和单矿物同位素组成 |
| 4.2.1 额尔古纳地块 |
| 4.2.2 兴安地块 |
| 第5章 额尔古纳地块和兴安地块陆壳性质及其不均一性 |
| 5.1 额尔古纳地块 |
| 5.1.1 前寒武纪结晶基底的存在 |
| 5.1.2 显生宙增生还是再造? |
| 5.1.3 额尔古纳地块陆壳的不均一性 |
| 5.2 兴安地块 |
| 5.2.1 微陆块内部 |
| 5.2.2 碰撞拼贴带——多宝山岛弧 |
| 第6章 额尔古纳地块与兴安地块地壳生长及再造过程:对中亚造山带地壳演化的意义 |
| 6.1 额尔古纳地块 |
| 6.1.1 地壳生长过程 |
| 6.1.2 地壳再造过程 |
| 6.1.3 区域地壳演化历史 |
| 6.2 兴安地块 |
| 6.2.1 地壳生长过程 |
| 6.2.2 地壳再造过程 |
| 6.2.3 区域地壳演化历史 |
| 6.3 对中亚造山带地壳演化的意义 |
| 第7章 结论 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 主要创新点 |
| 7.3 存在的问题与建议 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 作者简介及在学期间所取得的科研成果 |
| 致谢 |
（4）运用深地震反射剖面研究北喜马拉雅成矿带的深部结构和成矿背景（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题依据与意义 |
| 1.2 国内外现状 |
| 1.3 研究内容与方法 |
| 第二章 研究区地质概况与数据采集 |
| 2.1 区域地质背景 |
| 2.2 成矿带主要矿床及分布 |
| 2.3 数据采集 |
| 2.4 本章小结 |
| 第三章 深反射剖面数据处理 |
| 3.1 深地震反射数据分析 |
| 3.2 深反射数据特点及针对性处理措施 |
| 3.3 主要处理步骤及参数选取 |
| 3.4 处理流程与结果 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 基于深反射数据的面波反演及近地表横波速度结构 |
| 4.1 基本原理 |
| 4.2 数据准备 |
| 4.3 面波频散曲线提取 |
| 4.4 频散曲线反演和横波速度结构 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 反射剖面基本特征与资料解释 |
| 5.1 解释方法 |
| 5.2 地震剖面的标识 |
| 5.3 全地壳反射特征与主要层位的确定 |
| 5.4 表层构造和断裂系统反射特征 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 深部结构与成矿背景 |
| 6.1 区域认识 |
| 6.2 北喜马拉雅成矿带深部结构 |
| 6.3 成矿背景讨论 |
| 6.4 本章小结 |
| 第七章 结论 |
| 7.1 结论与认识 |
| 7.2 存在的问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 个人简历与科研成果 |
（5）内蒙古乌奴耳锌铅银钼多金属矿床成因及成矿预测（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 矿区交通位置及地理概况 |
| 1.2 选题来源及研究意义 |
| 1.2.1 选题来源 |
| 1.2.2 研究目的和意义 |
| 1.3 研究现状及存在的问题 |
| 1.3.1 乌奴耳矿床研究现状 |
| 1.3.2 斑岩-浅成低温热液型矿床研究现状 |
| 1.3.3 闪锌矿在矿床成因研究中的应用 |
| 1.3.4 矿床成矿年龄研究方法 |
| 1.3.5 存在问题 |
| 1.4 研究目标、研究内容与技术路线 |
| 1.4.1 研究目标和内容 |
| 1.4.2 研究方法和技术路线 |
| 1.5 完成主要工作量 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.2 区域构造 |
| 2.2.1 构造单元划分 |
| 2.2.2 主要断裂构造 |
| 2.3 区域岩浆活动 |
| 2.4 区域构造演化 |
| 2.4.1 古亚洲洋构造旋回 |
| 2.4.2 蒙古-鄂霍茨克洋构造旋回 |
| 2.4.3 太平洋构造旋回 |
| 2.5 区域矿产 |
| 2.5.1 时间分布规律 |
| 2.5.2 空间分布规律 |
| 第三章 矿床地质特征 |
| 3.1 矿区地质 |
| 3.1.1 地层 |
| 3.1.2 构造 |
| 3.1.3 岩浆岩 |
| 3.2 矿体特征 |
| 3.3 矿化特征 |
| 3.3.1 矿石类型 |
| 3.3.2 矿石组分 |
| 3.3.3 矿石结构构造 |
| 3.3.4 围岩蚀变 |
| 3.4 成矿期与成矿阶段 |
| 第四章 含矿岩浆岩成因及成岩动力学背景 |
| 4.1 岩相学特征 |
| 4.2 年代学特征 |
| 4.3 岩石地球化学特征 |
| 4.4 岩浆岩放射性同位素特征 |
| 4.4.1 Pb同位素 |
| 4.4.2 Hf同位素 |
| 4.5 岩浆岩成因类型 |
| 4.5.1 成岩温度 |
| 4.5.2 岩石成因类型 |
| 4.6 成岩动力学背景 |
| 4.7 岩浆演化及岩浆与成矿的关系 |
| 第五章 矿床成因 |
| 5.1 闪锌矿研究 |
| 5.1.1 闪锌矿矿物学特征 |
| 5.1.2 闪锌矿主微量元素特征 |
| 5.1.3 闪锌矿中的“黄铜矿病毒”成因 |
| 5.1.4 闪锌矿对成矿环境的指示 |
| 5.2 成矿年龄 |
| 5.2.1 围岩、岩体对成矿年龄的限定 |
| 5.2.2 热液锆石对成矿年龄的限定 |
| 5.3 成矿物质来源 |
| 5.3.1 硫同位素 |
| 5.3.2 铅同位素 |
| 5.4 成矿流体演化 |
| 5.4.1 流体包裹体研究 |
| 5.4.2 绿泥石温度计 |
| 5.4.3 H-O同位素特征 |
| 5.4.4 成矿流体演化过程 |
| 5.5 成矿模式 |
| 5.5.1 乌奴耳矿床成矿过程与成矿机制 |
| 5.5.2 乌奴耳矿床成矿模式 |
| 第六章 乌奴耳勘查区成矿远景预测 |
| 6.1 外围成矿预测 |
| 6.1.1 地质依据 |
| 6.1.2 地球化学依据 |
| 6.1.3 地球物理依据 |
| 6.1.4 找矿靶区预测 |
| 6.2 深部成矿预测 |
| 6.2.1 构造依据 |
| 6.2.2 岩石蚀变矿物组合依据 |
| 6.2.3 岩石地球化学原生晕依据 |
| 6.2.4 深部成矿潜力预测 |
| 第七章 结论与问题 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 存在的问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 图版Ⅰ |
| 图版Ⅱ |
| 图版Ⅲ |
| 图版Ⅳ |
| 附图1 乌奴耳勘查区地质-土壤地球化学异常图 |
| 附图2 乌奴耳勘查区高精度磁测量解释推断图 |
| 附图3 乌奴耳勘查区视极化率等值线平面图 |
| 附图4 乌奴耳勘查区视电阻率等值线平面图 |
| 附图5 乌奴耳勘查区地物化综合信息及找矿靶区预测 |
| 附图6 207 勘探线剖面岩石破碎等值线图 |
| 附图7 207 勘探线剖面岩石蚀变矿物含量等值线图 |
| 附图8 207 勘探线剖面岩石原生晕地球化学异常图 |
| 附表1 乌奴耳矿床岩浆岩锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄数据 |
| 附表2 中粗粒正长花岗岩主量(wt.%)、微量和稀土(ppm)元素含量 |
| 附表3 中细粒正长花岗斑岩主量(wt.%)、微量和稀土(ppm)元素含量 |
| 附表4 满克头鄂博组流纹岩主量(wt.%)、微量和稀土(ppm)元素含量 |
| 附表5 乌奴耳矿床岩浆岩锆石Hf同位素组成 |
| 附表6 蚀变矿化样品全岩主量元素(wt.%)和微量元素(ppm)含量 |
| 附表7 乌奴耳矿床闪锌矿微量元素含量 |
| 附表8 乌奴耳矿床热液锆石及碎屑锆石U-Pb定年数据 |
| 附表9 乌奴耳矿床流体包裹体显微测温统计数据 |
| 附表10 乌奴耳矿床绿泥石电子探针数据及温度计算结果 |
（6）安徽庐枞盆地黄竹园银多金属矿床地质特征和成矿模式研究（论文提纲范文）
| 致谢 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 选题背景及选题意义 |
| 1.2 研究现状、研究内容及拟解决的问题 |
| 1.2.1 研究现状 |
| 1.2.2 研究内容及拟解决的问题 |
| 1.3 论文技术路线及工作量 |
| 1.4 论文进度安排 |
| 1.5 取得的主要认识及创新点 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造背景 |
| 2.2 地层 |
| 2.3 构造 |
| 2.3.1 基底类型 |
| 2.3.2 断裂构造 |
| 2.3.3 火山构造 |
| 2.4 岩浆岩 |
| 2.4.1 火山岩 |
| 2.4.2 次火山岩 |
| 2.4.3 侵入岩 |
| 2.5 区域矿产 |
| 第三章 矿床地质特征 |
| 3.1 地层 |
| 3.2 构造 |
| 3.3 岩浆岩 |
| 3.4 矿体特征 |
| 3.5 围岩蚀变类型 |
| 3.6 矿物组合和期次 |
| 3.6.1 无矿化石英脉阶段 |
| 3.6.2 早石英-银矿物-硫化物脉阶段 |
| 3.6.3 中石英-银矿物-硫化物脉阶段 |
| 3.6.4 晚石英-银矿物-硫化物脉阶段 |
| 3.6.5 石英-碳酸盐脉阶段 |
| 第四章 银和关键金属赋存状态 |
| 4.1 Tima分析测试方法 |
| 4.2 银的赋存状态 |
| 4.3 Co的赋存状态 |
| 第五章 石英阴极发光和微量元素特征 |
| 5.1 石英的阴极发光特征 |
| 5.1.1 石英阴极发光原理及方法 |
| 5.1.2 石英阴极发光特征 |
| 5.2 石英微量元素特征 |
| 5.2.1 LA-ICP-MS分析测试方法 |
| 5.2.2 石英微量元素分析结果与讨论 |
| 第六章 矿床模式与勘探指示意义 |
| 6.1 酸性蚀变岩帽与矿床成因 |
| 6.2 绢云母温度与成矿关系 |
| 6.3 矿床成因类型与成矿模式 |
| 6.3.1 矿床成因类型 |
| 6.3.2 成矿模式 |
| 6.4 勘探指示意义 |
| 第七章 主要结论及研究展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 研究展望 |
| 参考文献 |
| 攻读硕士学位期间的学术活动及成果情况 |
（7）大兴安岭南段安乐锡多金属矿床成因研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景、研究意义和研究现状 |
| 1.1.1 选题背景和研究意义 |
| 1.1.2 锡多金属矿床研究现状 |
| 1.1.3 研究区地质概况、工作程度及存在问题 |
| 1.2 研究内容、研究方法 |
| 1.2.1 研究内容 |
| 1.2.2 研究方法 |
| 1.2.3 论文完成情况及工作量 |
| 第二章 区域地质特征 |
| 2.1 区域地质背景 |
| 2.1.1 区域地层 |
| 2.1.2 区域构造 |
| 2.1.3 区域岩浆岩 |
| 2.2 区域矿产特征 |
| 2.2.1 矿产分布特征 |
| 2.2.2 成矿系列 |
| 2.2.3 锡多金属矿床类型 |
| 第三章 矿床地质特征 |
| 3.1 矿区地质特征 |
| 3.1.1 矿区地层 |
| 3.1.2 矿区构造 |
| 3.1.3 矿区岩浆岩 |
| 3.2 矿体特征 |
| 3.3 矿石特征 |
| 3.3.1 矿石类型及矿物组成 |
| 3.3.2 矿石结构、构造 |
| 3.4 围岩蚀变特征 |
| 3.5 成矿期和成矿阶段 |
| 第四章 岩石年代学和地球化学研究 |
| 4.1 岩相学特征 |
| 4.1.1 转山子岩体 |
| 4.1.2 磨盘山岩体 |
| 4.1.3 安乐岩株 |
| 4.2 锆石LA-ICP-MS U-Pb定年及微量元素 |
| 4.2.1 转山子岩体 |
| 4.2.2 磨盘山岩体 |
| 4.2.3 安乐岩株 |
| 4.3 全岩主量、稀土和微量元素分析 |
| 4.3.1 转山子岩体 |
| 4.3.2 磨盘山岩体 |
| 4.3.3 安乐岩株 |
| 4.4 岩石成因和构造背景 |
| 4.4.1 转山子岩体 |
| 4.4.2 磨盘山岩体 |
| 4.4.3 安乐岩株 |
| 第五章 矿床地球化学特征 |
| 5.1 锡石LA-MC-ICP-MS U-Pb定年 |
| 5.1.1 样品特征及分析方法 |
| 5.1.2 分析结果 |
| 5.2 硫化物原位LA-ICP-MS S-Pb同位素 |
| 5.2.1 样品特征及分析方法 |
| 5.2.2 分析结果 |
| 5.3 硫化物原位LA-ICP-MS微量元素 |
| 5.3.1 样品特征及分析方法 |
| 5.3.2 分析结果 |
| 第六章 讨论 |
| 6.1 成岩时代与成岩成矿关系 |
| 6.2 成矿物质来源 |
| 6.2.1 S的来源 |
| 6.2.2 Pb的来源 |
| 6.3 硫化物微量元素特征对锡多金属矿成矿过程的指示 |
| 6.4 矿床成因 |
| 第七章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录A(攻读学位其间发表论文目录) |
（8）古今探矿理论多尺度融合及“四步式”深部找矿方法（论文提纲范文）
| 0 引言 |
| 1 古代探矿理论的启示 |
| 2 古今探矿理论多尺度融合的“四步式”深部找矿方法 |
| 2.1 寻“龙”定带(确定成矿区带和控矿构造体系) |
| 2.2 勘“穴”筛区(查清流体运移通道，筛选有利找矿区段) |
| 2.3 察“土”圈点(圈定矿化蚀变区和重点找矿靶区) |
| 2.3.1 工作区周边地形勘察 |
| 2.3.2 区域气动角砾岩调查研究 |
| 2.3.3 环形构造内矿化蚀变岩及矿化露头调查 |
| 2.3.4 井下构造岩相地质填图 |
| 2.4 综合定位(融合各类成矿信息厘定深部隐伏矿床(体)具体位置) |
| 3“四步式”找矿方法应用 |
| 4 结论 |
（10）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 |
四、俄罗斯远东金属矿床形成条件的古地球动力学分析（论文参考文献）
- [1]钨矿床地球化学研究进展：以黑钨矿U-Pb、Sm-Nd、Lu-Hf同位素年代学与微量元素为例[J]. 杨明,王浩,吴石头,杨岳衡. 高校地质学报, 2021(03)
- [2]那丹哈达地体饶河增生杂岩的形成及其构造意义[D]. 韩伟. 吉林大学, 2021(01)
- [3]额尔古纳地块与兴安地块地壳生长及再造过程 ——花岗岩证据[D]. 孙晨阳. 吉林大学, 2021(01)
- [4]运用深地震反射剖面研究北喜马拉雅成矿带的深部结构和成矿背景[D]. 刘子龙. 中国地质科学院, 2021(01)
- [5]内蒙古乌奴耳锌铅银钼多金属矿床成因及成矿预测[D]. 范谢均. 中国地质大学, 2021
- [6]安徽庐枞盆地黄竹园银多金属矿床地质特征和成矿模式研究[D]. 刘杰添. 合肥工业大学, 2021
- [7]大兴安岭南段安乐锡多金属矿床成因研究[D]. 张静俊. 昆明理工大学, 2021(01)
- [8]古今探矿理论多尺度融合及“四步式”深部找矿方法[J]. 赵新跃,龚红胜,周先. 矿产勘查, 2020(10)
- [9]世界111个金矿典型矿床地质特征一览[J]. 崔敏利,陈秀法,何学洲. 中国地质, 2020(05)
- [10]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