一、攀西裂谷带轻稀土矿床与地幔过程的关系（论文文献综述）
杨建星[1]（2020）在《川西地区牦牛坪稀土矿床浅表特征及成岩成矿作用研究》文中认为牦牛坪稀土矿床是冕宁-德昌稀土成矿带上最重要的稀土产出基地,成矿与矿区的碱性岩-碳酸岩杂岩体有密切联系。虽然前人在矿床物质来源、成矿流体演化、成岩成矿时代和成矿模式等方面取得了丰厚的成果,但仍然存在许多待探讨的问题。本次研究是基于前人研究基础,在全面研究了牦牛坪矿床中节理及矿脉产状,矿物蚀变分带等浅部特征的同时,开展了成岩年代学、全岩主微量和Sr-Nd同位素测试、矿物原位微区微量元素测试和纳米级矿物观测等研究。结合实测物探特征,探讨了牦牛坪矿床区域成岩成矿构造背景、成矿流体的演化过程,揭示了稀土元素迁移新形式,建立了合理的成岩成矿模式,为反演矿区深部矿化规律,进一步勘察找矿提供了依据。本文主要取得了以下认识:1.牦牛坪矿床成矿受多级断裂构造控制,一级构造断裂安宁河断裂控制整个稀土成矿带的产出;二级断裂哈哈断裂控制碳酸岩-碱性岩的分布;三级断裂为矿区破碎带,控制着矿体的产出。物探结果表明牦牛坪矿区有3条断裂控矿构造。牦牛坪矿床矿体在地表浅部构造带的不同构造部位呈现出两种主要构造成矿样式:充填于脆性断裂带中的脉状矿体,表现为近SN向、NE向和NWW向,和充填于浅成角砾岩筒中的定向不明的角砾—脉状矿体。2.牦牛坪矿区新生代岩浆岩为碳酸岩、正长岩、基性岩脉和碱性花岗斑岩组合,野外实际勘察表明成岩成矿顺序为:正长岩-基性岩脉-碳酸岩-矿脉-碱性花岗斑岩。这一整套岩石成岩物质均来源于同一个EMI和EMII混合富集地幔源区,岩石成因为多次部分熔融。辉绿岩中磷灰石U-Pb定年结果为25.5±1.4Ma,普通Pb扣除后加权平均年龄为23.62±0.88Ma。基性岩脉与矿区正长岩构成一套双峰式侵入岩,成岩构造背景为碰撞后的伸展作用。其多次部分熔融的成因与典型双峰式侵入岩成岩模式不同,可能代表着一种全新的双峰式侵入岩成岩模式。3.牦牛坪矿床成矿流体中的稀土元素来源于岩浆期碳酸岩的出溶。热液中钠化和重晶石化对碳酸岩中方解石矿化有着良好的促进作用。4.我们首次在自然界观测到氟碳铈矿纳米颗粒,这是稀土元素迁移和沉淀的一种新形式,氟碳铈矿纳米颗粒晶体生长的形式为随机附着并发生重新排列,应力来源可能为构造应力。
冯玺平[2]（2020）在《山东省微山稀土矿床地质特征与成矿预测》文中指出论文围绕微山稀土矿床地质特征与成矿预测问题,对矿区内的构造、岩浆岩、矿体特征等进行重点研究;经过对前人的科学研究成果进行系统的分析和总结,通过分析岩石元素地球化学特征和同位素特征,研究成岩成矿形成的构造环境、成岩成矿物质来源等科学问题;通过对伽马能谱测量数据的分析处理,结合以往地质勘探成果,在微山稀土矿区及外围开展找矿预测评价工作。通过研究,所获得的主要成果及认识如下:微山郗山稀土矿床矿体总体上由一系列北西向、向南西陡倾的矿脉组成,在北西向断裂构造带及碱性正长岩体顶板和底板的片麻状花岗闪长岩中产出,矿脉多为含氟碳铈矿石英重晶石脉,北西向和北东向断裂为导矿、容矿构造,一般是成矿前或成矿期构造。矿石矿物以氟碳铈矿、氟碳钙铈矿和独居石为主,与方解石、重晶石、石英、黄铁矿等共生组成矿脉。围岩为片麻状花岗闪长岩和正长岩类,碱性交代蚀变和稀土矿化现象明显,围岩裂隙越多含矿性越大。矿区内正长岩体的成岩年龄为早白垩世（120-130Ma）,成矿年龄为（110-120Ma）,表明矿床可能与岩浆岩有成生联系。岩浆岩元素地球化学特征及同位素特征表明成岩岩浆来源于富集地幔并混染了地壳物质,碱性杂岩体形成的大地构造背景为华北板块活动克拉通东南缘构造机制由以挤压为主向以拉张为主转变,是太平洋板块向华北板块俯冲碰撞后伸展期内碱性岩浆活动的产物。矿脉中矿物的流体包裹体特征表明由早成矿到晚成矿阶段,成矿流体温度由中高温、高盐度向低温、低盐度演化。微山稀土矿成矿流体的性质为中高温、高浓度,富含CO2、SO42-、REE以及含CO32-、F-和Na+、K+、Ca2+、Sr2+、Ba2+的流体。成矿流体是从碱性岩-碳酸岩岩浆中分异出来的,成矿物质来源于富集地幔。通过对微山稀土矿床地质分析及物探异常解译进行找矿预测,提出预测依据并对预测区进行圈定和评价。除矿区内的异常在外围共发现有找矿意义的异常区7处,在微山郗山稀土矿区及外围共圈定2处预测区。通过对矿体可能赋存的深度以及以往勘探成果研究发现矿区深部矿脉延伸的可能性较大,Ⅱ-2和Ⅱ-3号预测区深部成矿潜力较大,深部工程验证找矿效果良好,Ⅱ-3号预测区西南部浅部工程控制较低但经个别工程验证浅部有矿脉赋存。微山稀土矿区深部和外围有较大的找矿潜力。
赵瑛[3]（2020）在《峨眉山大火成岩省攀枝花基性—超基性岩墙成因研究》文中指出扬子克拉通西缘以及北越南地区由于晚二叠世峨眉山地幔柱岩浆作用而形成了峨眉山大火成岩省。峨眉山大火成岩省中赋存有攀枝花、红格、白马以及太和等世界级的超大型钒钛磁铁矿矿床。目前,这些岩浆矿床的成因研究还存在争议。基性-超基性岩墙为峨眉山地幔柱岩浆作用的早期产物,开展基性-超基性岩墙研究对于认识峨眉山大火成岩省的岩浆起源及岩浆演化具有重要的作用。我们以攀枝花矿床朱家包包露天矿出露的基性-超基性岩墙为本学位论文的研究对象,开展攀枝花岩墙与其围岩的岩相学、全岩主、微量元素以及Sr-Nd同位素研究,并与峨眉山大火成岩省其他地区的基性-超基性岩墙进行岩石学及地球化学的对比研究,从而识别攀枝花基性-超基性岩墙的成因,加深对峨眉山大火成岩省的岩浆起源及岩浆演化的认识。获得了如下主要认识:1.攀枝花基性-超基性岩墙的微量元素原始地幔标准化配分曲线和球粒陨石标准化配分曲线与二滩高Ti玄武岩和苦橄岩相似,表明攀枝花地区基性-超基性岩墙与峨眉山高Ti玄武岩具有相同的岩浆来源。围岩水镁石大理岩样品中除Sr外其他的微量元素均比含橄榄石的基性-超基性岩墙样品低2–3个数量级。攀枝花基性-超基性岩墙和围岩大理岩样品表现出轻稀土（LREE）相对富集,重稀土（HREE）亏损的特征。Nb、Ta元素既有正异常也有负异常。2.在Nb/Yb-Th/Yb图解中,大多数的朱家包包岩墙样品落入了MORB-OIB系列和峨眉山苦橄岩范围内,部分岩墙样品落于地幔系列与地壳端元之间。因此认为,攀枝花基性-超基性岩墙形成过程受到了少量地壳物质的混染。3.朱家包包岩墙的(87Sr/86Sr)i比值变化范围较大在0.704076–0.707852之间,平均值为0.7050947。该平均值范围高于洋岛玄武岩（OIB）和洋中脊玄武岩（MORB）,而岩墙εNd（t）值范围较相似（1.0–1.69）。围岩大理岩具有相对高的(87Sr/86Sr)i比值为（0.705947–0.708350）,εNd（t）较低,为-0.77。Sr-Nd同位素组成表明朱家包包岩墙与分布于攀枝花、大理等地同时期的高Ti玄武岩具有相似的源区。混合计算结果表明,与同时期高Ti玄武岩的平均组成相似的玄武质岩浆经历了高达30wt%水镁石大理岩的同化混染作用。4.玄武质岩浆对碳酸盐围岩的同化作用模拟计算结果表明,朱家包包基性-超基性岩墙是玄武质岩浆对水镁石大理岩的局部同化作用的产物。玄武质岩浆对碳酸盐岩的同化作用可能是造成攀枝花钒钛磁铁矿矿床形成的一个关键因素。
冯鹏宇[4]（2020）在《坡北杂岩体西部超镁铁质侵入体成因对比 ——Li-C-He-Ne-Ar同位素制约》文中指出新疆北山地区的坡北镁铁-超镁铁质杂岩体由一个大型辉长岩体及二十多个超镁铁质侵入体组成,赋存坡一、坡十及坡东铜镍硫化物矿床,其中坡一超镁铁质侵入体的碳与稀有气体同位素组成揭示镁铁质岩浆作用中存在地幔柱的贡献。其他超镁铁质侵入体岩浆作用中已证实的混染壳源物质的类型、混入机制、岩石成因及地幔柱作用的贡献等需要多元同位素体系制约。本研究对坡北杂岩体西部的坡一、坡十、坡四和坡东等超镁铁质侵入体中岩浆矿物开展锂同位素、碳和稀有气体同位素分析,通过侵入体岩浆作用中流体挥发分来源的探讨,确定了混染壳源物质的类型、混入机制,认识了岩浆源区特征、岩体成因、地幔柱贡献等动力学背景,取得了如下主要认识:1.超镁铁质侵入体橄榄石、辉石、斜长石的碳同位素组成(δ13CCO2=-25.60.6‰,δ13CCH4=-15.6-56.3‰)位于地壳、地幔与有机质热成因范围内,多数样品甲烷同系物的碳同位素组成具正序分布特征,部分样品具有反序分布特征。橄榄石的δ13CCO2值轻于辉石的,高温段的δ13CCO2和δ13CCH4值比低温段的偏重,低温下δ13CCO2和δ13CCH4主要分布在甲烷氧化物范围内,高温段主要分布于地幔与地壳范围之间。2.超镁铁质侵入体的3He/4He值（0.262.79Ra）分布于地壳与地幔值之间,坡一侵入体的3He/4He（0.382.79Ra）高于坡十、坡四和坡东侵入体;20Ne/22Ne（8.111.7）和21Ne/22Ne值（0.02500.0342）分布于大气Ne质量分馏线（MFL）和L-K线之间,40Ar/36Ar值（295598）略高于大气值。3.岩浆矿物的锂含量(2.078.48×10-6)和锂同位素δ7Li值（-3.43+2.94‰）主要分布于蚀变洋壳和沉积物端元范围内,δ7Li值低于岩石圈地幔。坡一侵入体锂丰度变化范围(2.078.48×10-6)与坡东和坡十侵入体相比较大。δ7Li值从坡十、坡一到坡东侵入体依次降低,橄榄石δ7Li值（2.632.64‰,平均为2.78‰）高于辉石的δ7Li（-3.432.43‰,平均为0.53‰）。4.超镁铁质侵入体C-He-Ar同位素组成表明流体挥发分具有地幔（柱）、蚀变洋壳及大气组分不同端元的贡献。CO2和CH4同系物碳同位素组成表明流体挥发分为地幔来源,且混入了壳源与沉积有机质热裂解组分;坡一、坡十、坡东与坡四侵入体He-Ar同位素估算:岩石圈地幔比例分别为22.0、16.8、9.7和6.6%,再循环洋壳分别为10.9、9.0、7.5和8.3%;大气组分分别为67.1、74.2、82.8和85.1%。5.岩浆源区由深部地幔柱物质叠加俯冲流/熔体交代的亏损岩石圈地幔物质组成,锂同位素指示俯冲再循环洋壳进入到岩浆地幔源区,C-He-Ne-Ar同位素揭示坡一侵入体岩浆源区较深,而坡十、坡四与坡东侵入体岩浆源区为俯冲流体交代的岩石圈地幔;岩浆矿物3He与36Ar含量正相关表明大气组分为源区混入,矿物结晶过程中有较重δ13C值的围岩物质加入到岩浆体系中。6.坡北杂岩体西部超镁铁质侵入体成因不同,可能是在后碰撞伸展环境与地幔柱作用的叠加构造背景下形成的。C-He-Ne-Ar同位素揭示坡一侵入体存在地幔柱岩浆作用的贡献,坡十、坡四与坡东侵入体地幔柱贡献较小。
翟华烨[5]（2019）在《川西火成碳酸岩成因的锌同位素新约束》文中研究说明本文对形成于造山带的川西牦牛坪碳酸岩-正长岩杂岩体和单矿物进行了详细的C-O-Sr-Nd同位素、主微量及Zn同位素分析。牦牛坪碳酸岩的δ18OV-SMOW（6.95‰-7.33‰）和δ13CV-PDB（-7.08‰--6.51‰）结果表明它们具有与典型地幔来源的“初始火成碳酸岩”相似的C-O同位素组成。此外,它们富含Sr,Ba,REE等不相容元素,具有高的(87Sr/86Sr)0和极负的εNd,这些特征表明研究区碳酸岩来自交代富集地幔源区,为幔源碳酸盐岩浆结晶的产物。碳酸岩与正长岩野外密切共生,成岩时代相近,REE配分模式相似,Sr-Nd同位素组成无明显差异,表明两类岩石的母岩浆相同,碳酸岩和正长岩为富CO2的碱性硅酸岩岩浆在液态下不混溶作用的产物。锌是地幔中的微量元素,海相碳酸盐岩的锌同位素组成与地幔的锌同位素组成明显不同,因此Zn同位素能够示踪地幔中再循环的碳酸盐岩。因为碳同位素受到岩浆去气的影响,锌同位素是识别火成碳酸岩源区是否含有再循环碳酸盐岩的有力手段。为此,本文在共生杂岩体正长岩-碳酸岩剖面每隔1cm取样,发现12个样品的锌同位素组成均为0.23‰0.29‰,表明两类岩石具有共同的来源,且岩浆不混溶过程中没有显着的Zn同位素分馏。除此剖面样品外,大多数正长岩和碳酸岩样品也具有与全球大洋玄武岩（0.28±0.05‰）相似的Zn同位素组成,部分正长岩具有重的Zn同位素组成（0.36‰-0.51‰）,且与Zn含量负相关,反映了霓辉石分离结晶对正长岩Zn同位素组成的影响。部分碳酸岩具有重的Zn同位素组成,且与Zn含量正相关,可能反映了碳酸岩岩浆结晶-演化过程中硅酸盐矿物的混入。综合考虑以上因素,恢复的碳酸岩和正长岩初始岩浆的Zn同位素组成与全球大洋玄武岩在误差范围内完全一致,表明川西牦牛坪碳酸岩和正长岩的地幔源区没有再循环碳酸盐的显着加入,为地幔原生的碳酸岩岩浆。
朱利岗[6]（2019）在《云南武定地区铁-铜-金-铀-稀土矿成矿作用与成矿动力学》文中研究指明云南武定铁铜多金属成矿带位于扬子地块西南缘,康滇地轴的中南段,区域内前寒武纪铁铜矿产丰富,其古-中元古代地层由变质火山岩和变质沉积岩组成,目前认为康滇地区为铁氧化物-铜-金型（IOCG）成矿带。本文以云南迤纳厂、邵家坡和鹅头厂矿床为例,获得主要成果如下:1、首次在迤纳厂矿床中观察到磷灰石CL图像有环带结构,分析结果表明核部较亮部分富含La、Ce、Nd等稀土元素,表现为两期稀土富集作用,在稀土成矿早期有较强烈的稀土富集,在稀土成矿晚期稀土富集作用逐渐减弱,这与磷灰石背散射图像中从核部到边缘稀土矿物颗粒由大变小至没有的规律相吻合。2、通过对不同类型矿石矿物学的分析得出迤纳厂矿床、邵家坡矿床、鹅头厂矿床具有相似的矿物组合,都含有一定量的稀土矿物和铀矿物,只是数量不同。在邵家坡铜矿床中首次观察到矿石中赋存稀土矿物和铀矿物,稀土矿物主要有氟碳铈钙矿、氟碳铈矿、独居石等,铀矿物呈包裹体状分布在黄铜矿中。在鹅头厂铁矿床中也赋存有独居石和氟碳铈矿等稀土矿物和铀矿物,铀矿物主要分布在黄铁矿和石英中。3、迤纳厂矿床硫化物原位硫同位素δ34SV-CDT值集中在+1‰+3‰表明硫来源于岩浆硫,而鹅头厂矿床和邵家坡矿床硫化物中的硫来源于海水硫酸盐;原位铅同位素表明铅来源于地幔或地幔岩浆上涌;氢氧同位素分析得出δ18OH2O值为2.7‰10.7‰及δDV-SMOW值为-98.2‰-47.7‰,表明成矿流体在成矿早期来自岩浆作用,在成矿晚期有变质水的加入;碳氧同位素分析得出δ13CV-PDB值为-2.4‰1.00‰及δ18OV-SMOW值为6.9‰18.4‰,在成矿早期少量来自深源地幔包体,随着成矿作用的进行主要来自海相碳酸盐的溶解;矿石中黑云母40Ar-39Ar同位素年龄为897±14Ma、886±72Ma,为区域上发生变质作用的时间,其与该区稀土矿物的富集成矿作用有联系。4、中基性岩浆岩侵入体及砂岩锆石U-Pb同位素研究表明,古-中元古代本区有岩浆岩活动,碎屑锆石中存在大量太古代-古元古代锆石,其中最老锆石年龄为2948±13Ma。中基性岩浆岩锆石的Hf-O同位素图解中得出其主要来自亏损地幔,研究区的矿化作用与亏损地幔源岩浆活动有关。
黄从俊[7]（2019）在《扬子地块西南缘拉拉IOCG矿床地质地球化学研究》文中认为拉拉铁氧化物-铜-金（IOCG）矿床位于扬子地块西南缘康滇地轴中段,矿体赋存于古元古界河口群落凼组变质火山-沉积岩系中,呈似层状、透镜状、脉状大致顺层产出;矿石类型以网脉—角砾状、脉状矿石为主,次为浸染状-块状、条带状-似层状矿石;已探明矿床中矿石储量约200Mt,平均品位:铁15.28%,铜0.83%,钼0.03%,钴0.02%,金0.16g/t,银1.87 g/t,稀土0.14%。本文通过野外地质调查和室内综合整理分析,运用镜下显微岩/矿相学观察、稀土元素地球化学、稳定同位素地球化学、放射性同位素地球化学及流体包裹体地球化学等手段对扬子地块西南缘拉拉IOCG矿床的地质地球化学特征进行了系统全面的研究,取得了如下成果与认识:（1）系统查明了该矿床的矿物组成及矿物生成顺序,重新划分了该矿床的成矿期次与成矿阶段,认为矿床先后经历了火山喷发-沉积成矿作用,变质成矿作用,气成-热液成矿作用和热液成矿作用,其中气成-热液成矿期和热液成矿期为矿床的主要成矿期;并新发现了该矿床的热液成矿期存在磷灰石、独居石及辉钼矿等重要矿物。（2）利用稀土元素（REE）地球化学研究,提出河口群地层是由海底热水沉积岩和长英质岩浆岩经变质作用而成;火山喷发-沉积成矿期成矿流体中的REE来源于裂谷环境中碱性-钙碱性岩浆的演化;变质成矿期成矿流体中的REE来自于围岩,继承了火山喷发-沉积成矿期流体中REE地球化学特征;气成-热液成矿期成矿流体中的REE来源于同期中酸性岩浆的演化;热液成矿期成矿流体中REE来源于基性岩浆分异演化形成的中高温热液和/或河口群围岩。（3）借助于H-O、C、S等稳定同位素,揭示了拉拉IOCG矿床的成矿流体性质和矿化剂（C、S）的来源,认为变质成矿期以变质水为主,气成-热液成矿期主要为岩浆水,热液成矿期以岩浆水为主,但有大气降水参与;矿化剂C和S主要来自幔源。（4）利用Pb、Sr、Nd和Os等放射成因同位素示踪了成矿物质来源,提出拉拉IOCG矿床的成矿物质较复杂,具有壳、幔混合源特征,且不同成矿期,成矿物质的来源存在差异,同一时期不同成矿金属（Cu和Mo）的来源也有所不同。（5）采用独居石U-Pb、黑云母Ar-Ar、硫化物Re-Os、硫化物Pb-Pb定年等多种测年手段,精确测定了拉拉IOCG矿床的4期成矿作用时限,（1）古元古代末期的火山喷发-沉积成矿作用,成矿时限1725Ma-1647Ma,持续100Ma,主要为Fe-Cu-（L）REE矿化,发生成矿预富集或形成含Fe和Cu的矿源层;（2）中元古代中期的变质热液成矿作用,成矿时限1235Ma-1218Ma,持续约20Ma,矿源层中成矿元素重新分布、改造富集,主要为Fe-Cu-REE矿化,形成条带状、片理化矿石;（3）中元古代末期的大规模气成-热液成矿作用,成矿时限1097Ma-907Ma,持续200Ma,主要为Fe-Cu-Mo-REE矿化,形成角砾状、网脉状、脉状、浸染状和块状富矿石;（4）新元古代早-中期的热液成矿作用,成矿时限860Ma-816Ma,持续45Ma,主要为Fe-Cu-Mo-U-REE矿化,发生碱交代成矿作用,形成碱交代岩体和脉状矿石。认为拉拉IOCG矿床具有多期、长期持续成矿作用特征。（6）借助于流体包裹体研究,提出气成-热液成矿期成矿流体为高温高盐度中酸性岩浆出溶流体与低温低盐度盆地卤水/变质水的混合,流体混合及相分离-流体超压作用是该期成矿作用矿质沉淀的主要机制;热液成矿期成矿流体为岩浆出溶流体与大气降水的混合,流体混合作用是导致该期矿质沉淀的主要机制。（7）发现拉拉IOCG矿床的4期成矿事件与康滇地区元古宙时期的构造-岩浆-热事件时限一致,其中火山喷发-沉积成矿期对应于古元古代康滇大陆裂谷作用,变质成矿期和气成-热液成矿期与中元古末期板块俯冲作用相关构造-岩浆活动时限一致,热液成矿期则与新元古代康滇大陆裂谷作用时限一致,提出拉拉IOCG矿床的成矿作用是扬子地块西南缘元古宙时期壳幔相互作用的响应,认为拉拉IOCG矿床是狭义的IOCG矿床。
鞠楠,张森,毕中伟,任云生,石蕾,张迪,顾玉超,孙求实[8]（2019）在《辽宁凤城赛马铌矿床成矿岩体地球化学特征及其地质意义》文中研究表明赛马铌矿床为辽宁凤城地区新发现的稀土矿床,铌钽矿体主要赋存于灰褐色-草绿色霓霞正长岩中,为查明该矿床特征及成矿背景,对成矿岩体开展岩相学及岩石地球化学研究。岩相学研究表明,该岩体主要以碱性长石（Afs）中的正长石（Or）为主,约占50%,霞石（Ne） 30%,黑云母（Bt） 15%,钠铁闪石（Arf） 3%,霓石2%,岩石蚀变程度较弱,以硅化为主。岩石地球化学分析发现,SiO2含量集中在55. 86%～63. 80%之间,具有较低的TiO2含量（0. 36%～0. 64%）和P2O5含量（0. 04%～0. 11%）,A12O3含量> 15%,偏铝质明显,全碱含量较高（K2O+Na2O=9. 72%～15. 51%）,且富钾（K2O/Na2O=2. 42～3. 64）,里特曼指数（σ=[w （K2O+Na2O）] 2/[w （SiO2-43）]）为6. 84～17. 10,属富钾、偏铝、过碱系列的正长岩系;岩石中富集Ba、Cs、Rb等大离子亲石元素（LILE）,亏损Zr、Ti、Nb等高场强元素（HFSE）,明显贫P和Ti,其中,Nb元素含量高达34. 79×10-6～106. 59×10-6,其过渡族元素的分布模式曲线为典型的W型,而HFSE中的Th、Pb相对富集,Ti出现明显负异常;稀土元素总量较高,含量差异明显,且轻稀土元素和重稀土元素分馏作用较明显,总含量为0. 34×10-6～946. 00×10-6,而重稀土元素（HREE）相对亏损,轻稀土元素（LREE）较富集,LREE/HREE为7. 20～18. 48,（La/Yb）N值较高（7. 56～39. 58）,具有较低的（Rb/La）N值（0. 31～1. 14）,较高的Nb/Ta值（24. 56～40. 04）,没有明显的Sr和Eu异常。这些特征表明,赛马铌矿床成矿岩体形成于后碰撞时期的大陆裂谷环境。
魏杰[9]（2018）在《峨眉山玄武岩岩石学、岩石地球化学及其地球动力学意义》文中指出在川、滇、黔三省广泛出露的二叠纪峨眉山玄武岩系,自上世纪70年代以来广受国内外学者的关注,尤其是自该岩系地幔柱成因说提出后,众多学者从岩石学、地球化学、地球物理等多角度对该岩系进行了大量的研究。而关于峨眉山玄武岩概念的提出地峨眉地区玄武岩的研究则较为薄弱。本文在野外地质调查的基础上,对峨眉地区玄武岩岩石学、岩石地球化学进行研究,并由此对该区岩浆起源演化特征及大地构造背景进行探讨。另外,与峨眉山玄武岩系相关的矿产资源丰富,通过收集研究前人资料,对与之相关的矿产资源进行概况,着重探讨峨眉山玄武岩系自然铜矿的成矿作用方式,并由此划分出部分成矿远景区。通过野外地质调查发现,峨眉地区玄武岩柱状节理发育,厚度在200400m不等,为陆相环境下岩浆喷发的产物。根据玄武岩的产出和分布特点,该区玄武岩可划分为三个喷发旋回和九个溢流期次,旋回早期阶段发育结晶较好的斑状玄武岩,旋回中期阶段发育微晶玄武岩,旋回晚期阶段发育气孔-杏仁状玄武岩,其中区内玄武岩以发育斑状玄武岩和隐微晶玄武岩为主。该区玄武岩类型包括微晶玄武岩、气孔-杏仁状玄武岩和斑状玄武岩三大系列,在显微镜下进一步划分,玄武岩包括粗玄岩（粒玄岩）、斜斑玄武岩、辉斑玄武岩等系列,玄武岩主要的矿物成分为斜长石、易变辉石、（富钛）普通辉石、含少量伊丁石化橄榄石及钛磁铁矿等暗色矿物。通过岩石主微量元素分析,该区玄武岩主量元素分析结果:SiO2=43.7054.40%,平均49.01%;TiO2=2.424.29%,平均3.67%;Na2O=1.784.97%,平均2.74%;K2O=0.572.28%,平均1.28%;Al2O3=7.5016.10%,平均12.86%;MgO=3.095.71%,平均4.42%;Mg#=0.310.47,平均0.39,AFM图显示玄武岩类型以拉斑玄武岩为主含少量钙碱性玄武岩。该区玄武岩微量元素特征:总体上富集高场强元素Th、U、Ta、Nb、Zr、Hf等,亏损P、Ce;富集大离子亲石元素Ba,亏损K、Sr、Rb等,大离子亲石元素中Rb、Ba波动范围较大,原始地幔标准化与OIB类似。该区稀土元素特征:富集轻稀土亏损重稀土,具微弱的Eu、Ce异常,球粒岩石标准化稀土分布型式为右倾型与OIB类似。该区玄武岩强不相容元素比值反映岩浆源区与EMⅠOIB和EMⅡOIB类似,La/Yb-Sm/Yb图解反映岩浆主要起源于石榴石二辉橄榄岩的部分熔融,Sm-Sm/Yb图解反映岩浆主要源于石榴石二辉橄榄岩37%左右的低程度部分熔融。峨眉地区玄武岩岩石主量元素、稀土元素和微量元素特征,指示该区玄武岩形成于板内环境中,与地幔柱作用相关。玄武岩浆主要起源于富集地幔石榴石二辉橄榄岩低程度部分熔融,岩浆在运移演化中受到低程度混染和经历了斜长石、单斜辉石、磷灰石等的分离结晶。通过与攀西二滩、越西和龙舟山地区玄武岩对比,发现峨眉地区玄武岩和攀西地区玄武岩岩浆源区具有一定的相似性。综合本文研究结果及前人对攀西岩区的研究结果,发现攀西岩区同时具备大陆裂谷和地幔柱的特色,再结合该区大地构造演化特征、测年数据和岩石学的研究,认为攀西岩区为板块俯冲拉张和地幔柱上涌共同作用下的结果,攀西裂谷因夭折而未进一步发展为洋盆,而峨眉地区玄武岩为在此背景下的产物。与峨眉山玄武岩系相关的矿产资源丰富,主要发育有与岩浆作用直接相关的钒钛磁铁矿、铜镍铂岩浆硫化物矿床及与岩浆作用间接相关的玄武岩自然铜矿、铅锌多金属矿、微细脉浸染型金矿等矿产。而玄武岩自然铜矿的找矿基础较为薄弱,结合区域地质资料、地球物理化学特征及前人的研究,对其成矿作用方式进行总结,并认为在四川甘洛-美姑-昭觉地区,云南宣威地区、丽江地区,贵州威宁-六盘水地区具有寻找玄武岩自然铜矿的潜力。
刘琰,陈超,舒小超,郭东旭,李自静,赵海璇,贾玉衡[10]（2017）在《青藏高原东部碳酸岩-正长岩杂岩体型REE矿床成矿模式——以大陆槽REE矿床为例》文中研究指明冕宁-德昌稀土（REE）矿带位于青藏高原东部,受川西一系列走滑断裂控制,大陆槽矿床是矿带中唯一位于南部的大型REE矿床。在前人研究基础上,结合近年来对整个稀土矿带地质填图和室内研究,重点对大陆槽矿床的成矿特征、赋矿围岩及其蚀变、矿石类型、成矿流体来源和流体包裹体演化等方面与同一矿带内的其它矿床进行了详细对比,进一步总结了碳酸岩型（含碳酸岩-正长岩杂岩体）REE矿床的成矿过程。大陆槽矿床的No.1号和No.3号矿体均位于碳酸岩-正长岩杂岩体内,分别由不同隐爆角砾岩筒所控制。以往研究认为两个矿体的碳酸岩-正长岩杂岩体侵位的年龄都在12Ma左右,本次研究发现在26.49±0.63Ma已经存在碳酸岩-正长岩杂岩体岩浆活动。大陆槽REE矿床受隐爆角砾岩构造活动和风化作用的影响,矿石类型以角砾岩型和风化型为主,脉石矿物和矿石矿物在手标本尺度和镜下很难辨认。通过野外观察、镜下矿物共生组合、包裹体显微测温等研究发现,大陆槽矿化过程和牦牛坪矿床相似,只是矿化规模较小,矿化阶段分为岩浆岩阶段-伟晶岩阶段（>600℃）-高温热液阶段（450350℃）-低温热液阶段（<350℃）,氟碳铈矿形成于热液阶段的晚期。根据伟晶岩阶段至热液阶段氟碳铈矿中流体包裹体的特征,发现多期次隐爆角砾活动导致大气降水和碳酸岩中脱出的CO2的加入,使得成矿流体的密度（0.7320.631g/cm3）、压力（2436101bar）逐渐降低,直至成矿。此外,岩相学观察和拉曼测试分析也表明包裹体从熔融包裹体过渡到含重晶石、萤石、天青石子晶的富CO2包裹体、气液两相包裹体,显示了成矿流体由岩浆至热液的转化过程。大陆槽矿床中的包裹体阴离子以SO42-为主,气体以CO2为主,成矿流体中阳离子主要为K+、Na+、Ca2+、Sr2+、Ba2+和稀土元素阳离子,表明流体属于SO42--CO2-H2O体系,与矿带中其它矿床的成矿流体体系一致。成矿流体的主要成分是岩浆水、大气水和碳酸岩脱碳作用形成的CO2,后者导致热液方解石和氟碳铈矿的O同位素(氟碳铈矿和方解石:δ18O=5.8‰12.5‰)值升高。已有研究显示矿带中不同矿床的脉石矿物如重晶石、天青石的Sr-Nd-Pb同位素与碳酸岩-正长岩杂岩体的相关数值基本一致,表明这些脉石矿物来源于碳酸岩-正长岩杂岩体。多期次隐爆角砾岩化作用及大陆槽断裂相关的构造活动促进了成矿流体的循环,直接或间接导致了大陆槽隐爆角砾岩型和风化型矿石的形成。尽管在大陆槽和牦牛坪矿床可以识别出表生氧化阶段,但这一过程并不伴随稀土矿化,热液阶段才是稀土沉淀的主要阶段。研究还强调了碳酸岩发育的大陆槽No.3矿体和里庄矿床主要出现的霓长岩化与矿化无关,而牦牛坪矿床地表并无霓长岩化蚀变。在以往和本次研究的基础上,建立了川西碳酸岩-正长岩型稀土矿床的成矿模式。
二、攀西裂谷带轻稀土矿床与地幔过程的关系（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、攀西裂谷带轻稀土矿床与地幔过程的关系（论文提纲范文）
（1）川西地区牦牛坪稀土矿床浅表特征及成岩成矿作用研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题依据和研究意义 |
| 1.2 研究现状及存在的问题 |
| 1.2.1 碱性岩-碳酸岩稀土矿床国内外研究现状 |
| 1.2.2 牦牛坪矿床研究现状及存在的问题 |
| 1.3 研究内容及方法 |
| 1.4 完成的工作量 |
| 1.5 创新点 |
| 第2章 分析与测试方法 |
| 2.1 样品前处理 |
| 2.1.1 全岩粉末样制备 |
| 2.1.2 磷灰石靶的制备 |
| 2.1.3 微区矿物圈定 |
| 2.1.4 FIB样品制备 |
| 2.2 全岩主量和微量元素分析 |
| 2.3 全岩Sr-Nd同位素分析 |
| 2.4 矿物原位微区微量元素分析 |
| 2.5 电子探针成分分析 |
| 2.6 成岩年代学分析 |
| 2.7 高分辨场发射透射电子显微镜观测 |
| 第3章 区域地质 |
| 3.1 区域地层 |
| 3.2 区域构造 |
| 3.3 区域岩浆岩 |
| 3.4 区域矿产资源 |
| 第4章 矿床地质 |
| 4.1 矿区地质 |
| 4.1.1 矿区地层 |
| 4.1.2 矿区构造 |
| 4.1.3 矿区岩浆岩 |
| 4.2 矿体特征 |
| 4.3 矿石类型 |
| 4.4 矿石的结构与构造 |
| 4.5 矿物学特征 |
| 4.6 围岩蚀变 |
| 4.7 成矿期次 |
| 第5章 新生代岩浆岩成因及构造背景 |
| 5.2 喜山期侵入岩地球化学特征 |
| 5.2.1 全岩主微量特征 |
| 5.2.2 全岩Sr-Nd同位素特征 |
| 5.2.3 辉绿岩磷灰石U-Pb定年结果 |
| 5.3 喜山期岩浆岩的成因 |
| 5.3.1 碳酸岩成因 |
| 5.3.2 霓石英碱正长岩成因 |
| 5.3.3 基性岩脉成因 |
| 5.3.4 碱性花岗斑岩成因 |
| 5.4 喜山期岩浆岩成岩构造背景 |
| 本章小结 |
| 第6章 矿床浅部表征 |
| 6.1 节理及矿脉产状表征 |
| 6.2 矿化分带表征 |
| 6.3 物探表征及推测 |
| 本章小结 |
| 第7章 矿床成因探讨 |
| 7.1 成矿物质及成矿流体来源 |
| 7.2 稀土元素的富集 |
| 7.3 稀土元素的迁移与沉淀新形式 |
| 7.4 成矿模式 |
| 本章小结 |
| 第8章 结论及存在的问题 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 致谢 |
| 作者简历及攻读硕士学位期间发表的学术论文与研究成果 |
（2）山东省微山稀土矿床地质特征与成矿预测（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 选题意义及依据 |
| 1.2 与碱性岩-碳酸岩有关的稀土矿床研究现状 |
| 1.3 研究区范围及位置 |
| 1.4 研究区研究现状 |
| 1.4.1 区域地质调查 |
| 1.4.2 区域物化探工作 |
| 1.4.3 矿产勘查工作 |
| 1.5 研究内容及技术路线 |
| 1.5.1 研究内容 |
| 1.5.2 技术路线 |
| 1.6 论文完成工作量 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造位置 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.3 区域构造 |
| 2.4 区域岩浆岩 |
| 2.5 区域矿产类型 |
| 第3章 矿床地质 |
| 3.1 矿区地质概况 |
| 3.1.1 地层 |
| 3.1.2 构造 |
| 3.1.3 岩浆岩 |
| 3.1.4 放射性特征 |
| 3.2 矿体特征 |
| 3.2.1 12号矿体 |
| 3.2.2 (6)号矿体 |
| 3.2.3 盲1号矿体 |
| 3.3 矿石特征 |
| 3.3.1 矿石结构构造 |
| 3.3.2 矿石矿物成分 |
| 3.3.3 矿石化学成分 |
| 3.4 围岩蚀变矿化 |
| 第4章 岩石地球化学特征及形成的构造环境 |
| 4.1 成岩-成矿年代学特征 |
| 4.1.1 岩浆岩年代学 |
| 4.1.2 成矿年代学 |
| 4.2 岩石主量元素地球化学特征 |
| 4.2.1 碱长花岗岩 |
| 4.2.2 正长岩类 |
| 4.3 岩石微量及稀土元素地球化学特征 |
| 4.3.1 微量元素地球化学特征 |
| 4.3.2 稀土元素地球化学特征 |
| 4.4 碱性杂岩体形成的构造环境 |
| 4.4.1 成岩岩浆及物质来源 |
| 4.4.2 构造环境 |
| 第5章 矿床成因及成矿模式 |
| 5.1 成矿流体特征 |
| 5.1.1 包裹体类型 |
| 5.1.2 流体包裹体显微测温 |
| 5.1.3 流体包裹体的激光拉曼分析 |
| 5.2 成矿物质来源 |
| 5.3 成矿深度 |
| 5.4 成矿模式 |
| 第6章 矿区及外围成矿预测 |
| 6.1 找矿信息标志 |
| 6.1.1 地质找矿标志 |
| 6.1.2 放射性异常标志 |
| 6.2 预测准则 |
| 6.3 预测区圈定及评价 |
| 6.3.1 Ⅰ号预测区 |
| 6.3.2 Ⅱ号预测区 |
| 第7章 结语 |
| 7.1 取得的主要成果 |
| 7.2 存在的问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（3）峨眉山大火成岩省攀枝花基性—超基性岩墙成因研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 基性岩墙研究现状 |
| 1.2.1 国外基性岩墙研究现状 |
| 1.2.2 峨眉山大火成岩省基性岩墙研究现状 |
| 1.3 科学问题 |
| 1.4 研究思路与研究方法 |
| 1.5 本文创新点 |
| 1.6 研究内容及主要工作量 |
| 第二章 地质背景 |
| 2.1 区域地质背景 |
| 2.1.1 区域地层 |
| 2.1.2 区域岩浆作用及其时间 |
| 2.1.3 区域岩浆岩 |
| 2.1.4 峨眉山大火成岩省的空间分布 |
| 2.1.5 区域构造 |
| 2.2 区域矿产 |
| 2.3 攀枝花矿床地质特征 |
| 2.3.1 边缘岩相带 |
| 2.3.2 下部岩相带 |
| 2.3.3 中部岩相带 |
| 2.3.4 上部岩相带 |
| 2.4 攀枝花基性-超基性岩墙的地质特征 |
| 第三章 样品与分析方法 |
| 3.1 样品 |
| 3.2 样品分析方法 |
| 3.2.1 样品分析前处理 |
| 3.2.2 主量元素分析方法 |
| 3.2.3 微量元素分析方法 |
| 3.2.4 Sr-Nd同位素分析方法 |
| 第四章 地球化学特征 |
| 4.1 主量元素地球化学特征 |
| 4.2 微量元素地球化学特征 |
| 4.3 Sr-Nd同位素地球化学特征 |
| 第五章 攀枝花基性-超基性岩墙形成作用机制 |
| 5.1 源区特征与母岩浆 |
| 5.2 岩墙形成的控制因素 |
| 5.2.1 地壳混染 |
| 5.2.2 围岩同化混染 |
| 5.3 攀枝花基性-超基性岩墙形成与侵入体之间的岩石成因关系 |
| 5.4 攀枝花基性-超基性岩墙形成机制及对CO_2释放量的影响 |
| 5.4.1 基性-超基性岩墙的形成机制 |
| 5.4.2 岩墙形成对CO_2释放量的影响 |
| 5.5 对矿床勘探的指导意义 |
| 第六章 结论 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 存在的不足 |
| 参考文献 |
| 在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
（4）坡北杂岩体西部超镁铁质侵入体成因对比 ——Li-C-He-Ne-Ar同位素制约（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 研究意义与选题依据 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 层状杂岩体研究现状 |
| 1.2.2 坡北镁铁-超镁铁质杂岩体研究现状 |
| 1.3 科学问题、研究内容及主要工作量 |
| 1.3.1 科学问题 |
| 1.3.2 研究内容 |
| 1.3.3 主要工作量 |
| 第二章 地质背景 |
| 2.1 区域地质背景 |
| 2.1.1 大地构造背景 |
| 2.1.2 区域地层 |
| 2.1.3 岩浆活动及区域矿产 |
| 2.2 坡北镁铁-超镁铁质岩体特征 |
| 2.2.1 坡一超镁铁质侵入体 |
| 2.2.2 坡十超镁铁质侵入体 |
| 2.2.3 坡四超镁铁质侵入体 |
| 2.2.4 坡东超镁铁质侵入体 |
| 第三章 样品与实验方法 |
| 3.1 样品及前处理 |
| 3.1.1 样品 |
| 3.1.2 同位素样品前处理 |
| 3.2 实验方法 |
| 3.2.1 碳同位素 |
| 3.2.2 锂同位素 |
| 3.2.3 He-Ne-Ar同位素 |
| 第四章 岩石地球化学与锂同位素组成特征 |
| 4.1 主量元素特征 |
| 4.2 微量元素特征 |
| 4.2.1 微量元素 |
| 4.2.2 稀土元素 |
| 4.3 锂同位素特征 |
| 4.3.1 锂含量 |
| 4.3.2 锂同位素组成 |
| 第五章 碳同位素组成特征 |
| 5.1 CO2碳同位素组成 |
| 5.2 烷烃气体碳同位素组成 |
| 第六章 稀有气体同位素组成 |
| 6.1 He含量及同位素组成 |
| 6.2 Ne含量及同位素组成 |
| 6.3 Ar含量及同位素组成 |
| 第七章 镁铁质岩浆流体挥发分来源 |
| 7.1 放射性成因组分 |
| 7.2 不同端元的流体组分贡献及比例估算 |
| 第八章 岩浆过程 |
| 8.1 岩浆源区特征 |
| 8.2 岩浆结晶分异 |
| 8.3 地壳混染 |
| 第九章 超镁铁质侵入体成因对比与成岩动力学背景 |
| 9.1 地壳与大气组分的混入机制 |
| 9.2 超镁铁质侵入体成因对比 |
| 9.3 成岩动力学背景 |
| 第十章 结论 |
| 参考文献 |
| 博士在读期间科研成果及参与项目 |
| 致谢 |
（5）川西火成碳酸岩成因的锌同位素新约束（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 国内外碳酸岩研究现状及进展 |
| 1.2.2 牦牛坪碳酸岩研究现状及进展 |
| 1.2.3 Zn同位素体系及深部碳循环研究现状 |
| 1.3 研究目的与研究意义 |
| 1.3.1 研究目的 |
| 1.3.2 研究意义 |
| 1.4 研究内容及研究方法 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 研究方法 |
| 1.5 工作量 |
| 第二章 地质背景及样品描述 |
| 2.1 区域构造与岩浆活动 |
| 2.2 岩性分布及矿物组合 |
| 2.3 牦牛坪碳酸岩-正长岩岩相学特征 |
| 第三章 研究方法与技术手段 |
| 3.1 实验器皿及耗材清洗 |
| 3.1.1 PFA和PTFE材质实验器皿的清洗 |
| 3.1.2 PP材质实验器皿的清洗 |
| 3.2 主量元素分析 |
| 3.3 微量元素分析 |
| 3.4 Sr-Nd同位素分析 |
| 3.5 C-O同位素分析 |
| 3.6 Zn同位素分析 |
| 3.6.1 样品前处理过程 |
| 3.6.2 Zn的化学分离 |
| 3.6.3 质谱分析 |
| 第四章 牦牛坪火成碳酸岩-正长岩地球化学特征 |
| 4.1 主微量元素特征 |
| 4.2 Sr-Nd同位素组成 |
| 4.3 C-O同位素组成 |
| 4.4 Zn同位素组成 |
| 第五章 牦牛坪火成碳酸岩-正长岩源区性质和成因的Zn同位素约束 |
| 5.1 牦牛坪正长岩的Zn同位素变化及原因 |
| 5.1.1 岩浆脱气和流体出溶对牦牛坪正长岩Zn同位素变化的影响 |
| 5.1.2 部分熔融对牦牛坪正长岩Zn同位素变化的影响 |
| 5.1.3 岩浆分异(结晶分异)对牦牛坪正长岩Zn同位素变化的影响 |
| 5.2 牦牛坪碳酸岩的Zn同位素变化及原因 |
| 5.2.1 牦牛坪火成碳酸岩的源区及成因 |
| 5.2.2 牦牛坪火成碳酸岩的Zn同位素变化的原因 |
| 5.3 初始岩浆Zn同位素组成及岩浆不混溶过程中Zn同位素分馏 |
| 5.4 源区是否存在再循环碳酸盐岩的检验 |
| 第六章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（6）云南武定地区铁-铜-金-铀-稀土矿成矿作用与成矿动力学（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 选题依据与研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 IOCG矿床国外研究现状 |
| 1.2.2 IOCG矿床国内研究现状 |
| 1.3 研究内容与研究方法 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究方法 |
| 1.4 完成工作量 |
| 1.5 主要成果 |
| 2 区域成矿地质背景 |
| 2.1 大地构造 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.3 区域构造 |
| 2.4 区域岩浆岩 |
| 2.5 区域矿产 |
| 3 典型矿床地质 |
| 3.1 迤纳厂铁-铜-金-铀-稀土矿床 |
| 3.1.1 矿体地质特征 |
| 3.1.2 矿石物质组成 |
| 3.1.3 矿石结构构造 |
| 3.1.4 围岩蚀变 |
| 3.1.5 成矿阶段 |
| 3.2 邵家坡铜矿床 |
| 3.2.1 矿体地质特征 |
| 3.2.2 矿石物质组成 |
| 3.2.3 矿石结构构造 |
| 3.2.4 围岩蚀变 |
| 3.3 鹅头厂(罗茨)铁矿床 |
| 3.3.1 矿体地质特征 |
| 3.3.2 矿石物质组成 |
| 3.3.3 矿石结构构造 |
| 3.3.4 围岩蚀变 |
| 4 岩石地质地球化学 |
| 4.1 实验验测试方法 |
| 4.2 岩石学特征 |
| 4.3 岩石地球化学 |
| 4.3.1 主量元素 |
| 4.3.2 微量元素 |
| 4.3.3 稀土元素 |
| 4.4 锆石U-Pb年代学 |
| 4.4.1 中性岩浆岩年龄 |
| 4.4.2 基性岩浆岩年龄 |
| 4.5 锆石微量元素特征 |
| 4.5.1 锆石微量元素含量 |
| 4.5.2 锆石饱和温度与Ti温度 |
| 4.5.3 陆壳锆石与洋壳锆石 |
| 4.5.4 热液锆石与岩浆锆石 |
| 4.6 同位素地球化学 |
| 4.6.1 Sr-Nd同位素 |
| 4.6.2 Lu-Hf同位素 |
| 4.6.3 O同位素 |
| 4.7 岩浆岩成因 |
| 5 矿床地球化学 |
| 5.1 实验测试方法 |
| 5.2 矿石地球化学 |
| 5.2.1 迤纳厂矿床矿石地球化学 |
| 5.2.2 邵家坡矿床矿石地球化学 |
| 5.2.3 鹅头厂矿床矿石地球化学 |
| 5.3 成矿流体特征 |
| 5.3.1 迤纳厂矿床成矿流体特征 |
| 5.3.2 邵家坡矿床成矿流体特征 |
| 5.4 同位素地球化学 |
| 5.4.1 氢、氧同位素 |
| 5.4.2 碳、氧同位素 |
| 5.4.3 硫同位素 |
| 5.4.4 铅同位素 |
| 5.5 ~(40) Ar/~(39)Ar年代学分析 |
| 5.5.1 样品特征 |
| 5.5.2 测试结果 |
| 6 成矿作用与地球动力学背景 |
| 6.1 成矿作用 |
| 6.1.1 成矿物质来源 |
| 6.1.2 成矿流体性质 |
| 6.1.3 成矿元素迁移和富集机制 |
| 6.2 成岩成矿动力学背景 |
| 6.3 成岩成矿模式 |
| 7 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（7）扬子地块西南缘拉拉IOCG矿床地质地球化学研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 前言 |
| 1.1 选题依据和研究意义 |
| 1.1.1 选题来源 |
| 1.1.2 选题依据 |
| 1.1.3 研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 IOCG矿床研究现状 |
| 1.2.2 IOCG矿床定义 |
| 1.2.3 IOCG矿床时空分布特征 |
| 1.2.4 IOCG矿床主要成矿环境 |
| 1.2.5 IOCG矿床成矿流体及矿床成因 |
| 1.2.6 中国的IOCG矿床 |
| 1.3 拉拉IOCG矿床研究现状与存在的主要问题 |
| 1.3.1 研究现状 |
| 1.3.2 存在的主要问题 |
| 1.4 主要研究内容和研究方法 |
| 1.5 论文主要成果与创新点 |
| 1.5.1 论文主要成果 |
| 1.5.2 论文创新点 |
| 1.6 完成的主要工作量 |
| 第2章 区域地质特征 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.1.1 古元古界河口群 |
| 2.1.2 古元古界大红山群 |
| 2.1.3 古元古界东川群 |
| 2.1.4 中元古界昆阳群 |
| 2.1.5 中元古界会理群 |
| 2.1.6 新元古界康定群 |
| 2.1.7 震旦系 |
| 2.1.8 古生界-新生界 |
| 2.1.9 康滇地轴元古宇地层演化顺序 |
| 2.2 区域构造 |
| 2.2.1 褶皱构造 |
| 2.2.2 断裂构造 |
| 2.3 区域岩浆岩 |
| 2.3.1 古元古代岩浆岩 |
| 2.3.2 中元古代岩浆岩 |
| 2.3.3 新元古代岩浆岩 |
| 2.4 区域变质作用 |
| 2.5 区域矿产 |
| 第3章 矿床地质特征 |
| 3.1 矿区地层 |
| 3.1.1 赋矿层位河口群 |
| 3.1.2 会理群 |
| 3.1.3 白果湾组 |
| 3.2 矿区构造 |
| 3.2.1 褶皱构造 |
| 3.2.2 断裂构造 |
| 3.3 矿区岩浆岩 |
| 3.3.1 基性侵入岩 |
| 3.3.2 中酸性侵入岩 |
| 3.4 角砾岩 |
| 3.5 矿体特征 |
| 3.5.1 矿体埋藏特征 |
| 3.5.2 矿体产状、矿石品位及与围岩关系 |
| 3.6 矿石类型及构造 |
| 3.6.1 矿石类型 |
| 3.6.2 矿石构造 |
| 3.6.3 矿石矿物成分 |
| 3.6.4 矿石化学成分 |
| 第4章 矿床成矿期、成矿阶段及矿物成生顺序研究 |
| 4.1 矿床成矿期划分 |
| 4.1.1 成矿期 |
| 4.1.2 成矿阶段初步划分 |
| 4.2 矿物世代 |
| 4.2.1 矿石矿物 |
| 4.2.2 脉石矿物 |
| 4.3 矿床成矿阶段及矿物共生组合 |
| 4.3.1 火山喷发-沉积成矿期 |
| 4.3.2 变质成矿期 |
| 4.3.3 气成-热液成矿期 |
| 4.3.4 热液成矿期 |
| 4.3.5 矿物生成顺序表 |
| 4.4 与前人研究结果对比 |
| 第5章 稀土元素地球化学 |
| 5.1 围岩的REE地球化学特征 |
| 5.1.1 样品及分析方法 |
| 5.1.2 分析结果 |
| 5.1.3 REE配分模式及指示意义 |
| 5.2 含钙脉石矿物的REE地球化学 |
| 5.2.1 样品及分析方法 |
| 5.2.2 分析结果 |
| 5.2.3 REE配分模式特征及指示意义 |
| 5.3 REE来源及成矿流体演化特征 |
| 本章小结 |
| 第6章 稳定同位素地球化学 |
| 6.1 H-O同位素地球化学特征 |
| 6.1.1 样品及测试方法 |
| 6.1.2 成矿流体氢、氧同位素组成特征 |
| 6.1.3 成矿流体来源与演化特征 |
| 6.2 C-O同位素地球化学特征 |
| 6.2.1 样品及分析方法 |
| 6.2.2 分析结果 |
| 6.2.3 方解石沉淀影响因素及成矿流体中的C质来源 |
| 6.3 S同位素地球化学 |
| 6.3.1 样品及分析方法 |
| 6.3.2 样品的S同位素组成 |
| 6.3.3 S同位素分馏平衡及平衡温度 |
| 6.3.4 气成-热液成矿期成矿流体总S同位素组成特征及硫源 |
| 本章小结 |
| 第7章 放射性同位素地球化学 |
| 7.1 独居石原位U-Pb同位素测年 |
| 7.1.1 样品及分析测试方法 |
| 7.1.2 分析结果 |
| 7.1.3 独居石U-Pb年龄指示意义 |
| 7.2 辉钼矿Re-Os同位素测年 |
| 7.2.1 样品及分析方法 |
| 7.2.2 分析结果 |
| 7.2.3 辉钼矿Re-Os同位素年龄指示意义 |
| 7.3 黑云母39Ar-40Ar同位素测年 |
| 7.3.1 样品及分析方法 |
| 7.3.2 分析结果 |
| 7.3.3 黑云母39Ar-40Ar年龄指示意义 |
| 7.4 黄铜矿的Pb-Pb及 Re-Os同位素测年 |
| 7.4.1 黄铜矿的Pb-Pb等时线法测年 |
| 7.4.2 黄铜矿Re-Os等时线法测年 |
| 7.5 拉拉IOCG矿床成矿时代及指示意义 |
| 7.5.1 拉拉IOCG矿床4 期成矿事件及指示意义 |
| 7.5.2 对区域成矿作用的指示意义 |
| 7.6 拉拉IOCG矿床(金属)成矿物质来源探讨 |
| 7.6.1 萤石的Rb-Sr和 Sm-Nd同位素地球化学 |
| 7.6.2 金属成矿物质来源 |
| 本章小结 |
| 第8章 流体包裹体地球化学 |
| 8.1 包裹体岩相学特征 |
| 8.2 流体包裹体显微测温及结果 |
| 8.3 高盐度Ib型含石盐子晶多相包裹体的成因及指示意义 |
| 8.3.1 含子晶包裹体的捕获条件及显微热力学行为 |
| 8.3.2 拉拉IOCG矿床中Ib型含石盐子晶多相包裹体成因 |
| 8.3.3 拉拉IOCG矿床中Ib型含石盐子晶多相包裹体的流体来源 |
| 8.4 成矿压力与成矿深度估算 |
| 8.4.1 气成-热液成矿期早阶段成矿压力与成矿深度估算 |
| 8.4.2 气成-热液成矿期晚阶段成矿压力与成矿深度估算 |
| 8.4.3 热液成矿期成矿压力与成矿深度估算 |
| 8.5 成矿流体演化及矿质迁移沉淀机制 |
| 8.5.1 拉拉IOCG矿床成矿流体演化特征 |
| 8.5.2 流体超压机制及富矿角砾岩的形成过程 |
| 8.5.3 矿质的迁移形式及沉淀机制 |
| 本章小结 |
| 第9章 岩浆活动与拉拉IOCG矿床成矿 |
| 9.1 康滇地轴元古宙岩浆活动 |
| 9.1.1 古元古代岩浆活动 |
| 9.1.2 中元古代岩浆活动 |
| 9.1.3 新元古代岩浆活动 |
| 9.2 古元古代双峰式岩浆活动与拉拉IOCG矿床火山-沉积期成矿作用 |
| 9.2.1 扬子地块在Columbia超大陆旋回中的构造演化 |
| 9.2.2 古元古代双峰式岩浆活动与扬子地块西南缘区域性IOCG矿化事件 |
| 9.2.3 拉拉IOCG矿床古元古代火山喷发-沉积成矿期成矿作用过程 |
| 9.3 中元古代中酸性岩浆活动与拉拉IOCG矿床气成-热液期成矿作用 |
| 9.3.1 Rodinia超大陆拼贴与扬子地块西南缘中酸性岛弧岩浆事件 |
| 9.3.2 拉拉IOCG矿床中元古代气成-热液成矿期成矿作用过程 |
| 9.4 新元古代基性岩浆侵入活动与拉拉IOCG矿床热液期成矿作用 |
| 第10章 成果与认识 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
（8）辽宁凤城赛马铌矿床成矿岩体地球化学特征及其地质意义（论文提纲范文）
| 0 引言 |
| 1 区域地质背景 |
| 2 矿床地质特征 |
| 3 成矿岩体特征 |
| 3.1 取样及研究方法 |
| 3.2 成矿岩体岩相学特征 |
| 3.3 成矿岩体地球化学特征 |
| 4 岩浆岩演化及其成矿意义 |
| 5 结论 |
（9）峨眉山玄武岩岩石学、岩石地球化学及其地球动力学意义（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 概述 |
| 1.1 研究区位置及自然地理 |
| 1.2 研究区及区域以往地质工作情况概述 |
| 1.3 峨眉山玄武岩系研究现状 |
| 1.4 选题依据及研究意义 |
| 1.5 研究内容、研究方法及研究思路 |
| 1.6 论文完成实物工作量 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 区域大地构造属性 |
| 2.1.1 前震旦纪 |
| 2.1.2 震旦纪-二叠纪 |
| 2.1.3 三叠纪-第四纪 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.3 区域构造 |
| 2.4 岩浆岩及变质岩 |
| 2.5 区域地球物理、地球化学特征 |
| 2.5.1 区域地球物理特征 |
| 2.5.2 区域地球化学特征 |
| 第3章 峨眉地区玄武岩岩石学特征 |
| 3.1 峨眉地区玄武岩喷发特征 |
| 3.2 玄武岩岩石学和矿物学特征 |
| 3.2.1 斑状玄武岩 |
| 3.2.2 微晶玄武岩 |
| 3.2.3 气孔-杏仁状玄武岩 |
| 3.3 玄武岩的化学成分 |
| 3.3.1 峨眉地区玄武岩化学成分 |
| 3.3.2 峨眉山玄武岩系化学成分 |
| 第4章 峨眉地区玄武岩的岩石地球化学特征 |
| 4.1 样品的采集与制备 |
| 4.2 微量元素组成 |
| 4.3 稀土元素组成 |
| 4.4 同位素组成 |
| 4.5 年代学 |
| 第5章 峨眉地区玄武岩成因及构造背景讨论 |
| 5.1 峨眉地区玄武岩浆起源 |
| 5.1.1 形成环境 |
| 5.1.2 岩浆的起源 |
| 5.2 峨眉地区玄武岩浆喷发大地构造背景探讨 |
| 第6章 峨眉山玄武岩系分布区铜矿资源潜力 |
| 6.1 与玄武岩有关的矿产资源 |
| 6.1.1 与玄武岩浆作用直接相关的矿床 |
| 6.1.2 与玄武岩浆作用间接相关的矿床 |
| 6.2 峨眉山玄武岩系铜矿找矿远景区划 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
（10）青藏高原东部碳酸岩-正长岩杂岩体型REE矿床成矿模式——以大陆槽REE矿床为例（论文提纲范文）
| 1 引言 |
| 2 冕宁-德昌稀土成矿带地质背景 |
| 3 大陆槽矿床的地质特征 |
| 4 实验测试方法 |
| 4.1 包裹体测试 |
| 4.2 锆石U-Pb定年 |
| 5 测试分析结果 |
| 5.1 包裹体分析结果 |
| 5.1.1 包裹体的分类 |
| 5.1.2 包裹体的温度、盐度、压力和密度分析结果 |
| 5.1.3 单个流体包裹体成分测试 |
| 5.2 锆石U-Pb定年结果 |
| 6 讨论 |
| 6.1 成岩成矿时代与背景 |
| 6.2 成矿物质来源与成矿流体演化 |
| 6.2.1 成矿物质来源 |
| 6.2.2 成矿流体演化 |
| 6.3 围岩蚀变 |
| 6.4 成矿模式 |
| 7 结论 |
四、攀西裂谷带轻稀土矿床与地幔过程的关系（论文参考文献）
- [1]川西地区牦牛坪稀土矿床浅表特征及成岩成矿作用研究[D]. 杨建星. 中国科学院大学(中国科学院广州地球化学研究所), 2020(01)
- [2]山东省微山稀土矿床地质特征与成矿预测[D]. 冯玺平. 中国地质大学(北京), 2020(09)
- [3]峨眉山大火成岩省攀枝花基性—超基性岩墙成因研究[D]. 赵瑛. 兰州大学, 2020
- [4]坡北杂岩体西部超镁铁质侵入体成因对比 ——Li-C-He-Ne-Ar同位素制约[D]. 冯鹏宇. 兰州大学, 2020
- [5]川西火成碳酸岩成因的锌同位素新约束[D]. 翟华烨. 中国地质大学(北京), 2019(02)
- [6]云南武定地区铁-铜-金-铀-稀土矿成矿作用与成矿动力学[D]. 朱利岗. 中国地质大学(北京), 2019
- [7]扬子地块西南缘拉拉IOCG矿床地质地球化学研究[D]. 黄从俊. 成都理工大学, 2019
- [8]辽宁凤城赛马铌矿床成矿岩体地球化学特征及其地质意义[J]. 鞠楠,张森,毕中伟,任云生,石蕾,张迪,顾玉超,孙求实. 世界地质, 2019(01)
- [9]峨眉山玄武岩岩石学、岩石地球化学及其地球动力学意义[D]. 魏杰. 成都理工大学, 2018(01)
- [10]青藏高原东部碳酸岩-正长岩杂岩体型REE矿床成矿模式——以大陆槽REE矿床为例[J]. 刘琰,陈超,舒小超,郭东旭,李自静,赵海璇,贾玉衡. 岩石学报, 2017(07)