一、黔东南区域地层成矿元素富集演化与成矿（论文文献综述）
秦亚,冯佐海,万磊,吴疆,吴杰,邢全力,薛云峰[1]（2022）在《桂北龙胜上朗变镁铁质岩锆石U-Pb年龄及其地质意义》文中提出本文采用LA-ICP-MS锆石U-Pb测年对桂北龙胜地区上朗变镁铁质岩进行年代学研究。2件年代学样品给出近乎一致的年龄信息,集中在（114.8±1.6）、（152.0±5.0）、（213.9±3.5）、（274.6±9.4）、（442.5±6.7）、（553.5±9.2）、（774.2±5.9）和（822.0±10.0） Ma等8个年龄峰值。锆石成因类型研究表明,（774.2±5.9） Ma锆石为样品中最年轻的岩浆锆石,代表上朗变镁铁质岩的侵位时代。U-Pb年龄大于（822.0±10.0） Ma的锆石为捕获锆石,代表岩浆侵位过程中捕获物质的时代。（114.8±1.6）、（152.0±5.0）、（213.9±3.5）、（274.6±9.4）、（442.5±6.7）和（553.5±9.2） Ma为热液锆石年龄,代表变镁铁质岩成岩后遭受后期构造热事件影响的时限。其中,（442.5±6.7） Ma代表寿城—三门断裂韧性变形的时代,与区域NNE向韧性断裂的变形时代一致。而小于（442.5±6.7） Ma的热液锆石年龄,表明岩石韧性变形后遭受多期构造热事件的影响。泛非期（553.5±9.2） Ma热液锆石的存在,表明华南大陆曾受泛非构造热事件的影响,应具有冈瓦纳大陆的亲缘性。
赵胜利,黄波,杨涛,曹其琛,孙芳芳[2]（2021）在《低密度元素与高密度元素划分及富集规律分析》文中提出本文根据元素在地球中的分配极不均匀性进行低密度和高密度元素划分,低密度元素广泛分布于地球浅部,密度多在2.0～3.0（g/cm3）之间的矿物组合,其迁移、分散和富集过程多在外生环境中完成;部分因构造作用,在地球深部形成外生内成矿床,二者均为浅源性低密度元素;部分高密度元素在外生环境的富集与沉积型铝土矿的形成相似（地表岩石接受风化剥蚀形成红土化风化壳,经流水搬运集中于有利环境进行"移硅沉铁富铝"后沉积形成）,在形成红土化风化壳过程中富集了数十倍至近千倍,但品位大多不高,形成伴生有用元素,在中大型矿床中具综合利用价值。高密度元素多大于4.0,多富集于下地壳—上地幔之下,其迁移与富集过程多在内生环境形成矿床;部分因构造作用进入外生环境形成内生外成矿床,二者均为高密度深源性矿物组合。而3.0～4.0为低密度和高密度之间的过渡元素,从地球浅部到深部地核均有分布。以上形成了低密度浅源性与高密度元素深源性矿物组合不同的富集规律,对地球化学元素的迁移与富集规律研究具重要意义。
王根贤,陈必河,郑正福,周超[3]（2021）在《湖南及邻区志留纪兰多弗里世鲁丹期至埃隆期岩相古地理及加里东期板块构造演化》文中认为湖南兰多弗里世鲁丹期岩相古地理格局以桃江—白马山—苗儿山一线为界,其南东为华夏洋壳板块兰多弗里统鲁丹阶周家溪组陆屑浊积深水盆地相,陆屑来自更南东的湘中南褶皱山地;其北西为扬子陆壳板块兰多弗里统鲁丹阶龙马溪组沉积洋盆,南东后缘是上陆棚相,北西前缘是下陆棚相,陆屑都由南东湘中南褶皱山地提供。至兰多弗里世埃隆期岩相古地理发生巨变:龙马溪组顶部Coronograptus cyphus笔石带末即大约440.8±1.2 Ma时,发生华夏洋壳板块向扬子陆壳板块俯冲碰撞事件,华夏洋壳板块周家溪组本身褶皱造山为华夏褶皱山地,华夏洋壳板块洋盆关闭。同时华夏洋壳板块以A型俯冲形式下插到扬子陆壳板块之下,并使扬子陆壳板块南东前缘崛起形成加里东期雪峰造山带。后者将扬子陆壳板块南东前缘牵引、挠曲和凹陷成华夏洋壳板块弧后前陆盆地,小河坝组是该弧后前陆盆地的沉积盖层,陆屑都由南东的雪峰造山带提供。该弧后前陆盆地沉积了三角洲相—滨海相的小河坝组,向北东、北西和南西方向相变为台地相石牛栏组,再向北西陕南紫阳相变为盆地相斑鸠关组。小河坝组两次采集的重砂样均出现蓝闪石,它是蓝闪石片岩标志矿物,蓝闪石片岩是确认加里东期华夏洋壳板块与扬子陆壳板块俯冲碰撞及形成雪峰造山带的判别标志。
杨光海[4]（2020）在《贵州东南部煌斑岩类风化壳中稀土、铌富集地质特征与赋存状态研究》文中指出贵州镇远地区是我国发现第一个含原生金刚石岩体“东风1号“（D1）产地,自发现原生金刚石以来,在全国范围内引掀起了一股生金刚石找矿的热潮。尤其是围绕金刚石找矿对贵州东南部煌斑岩类展开岩石学、矿物学、年代学等方面的研究工作,但尚未对贵州东南部煌斑岩类中REE、Nb等关键金属元素富集甚至成矿展开深入理论研究。因此,本文选取贵州东南部镇远、麻江等地代表性岩体为研究对象,采用电子显微镜、EMPA、LA-ICP-MS及岩石地球化学研究方法和技术手段对贵州东南部煌斑岩类风化壳金属元素REE和Nb富集地质特征、赋存状态展开研究,并探讨其富集机理。元素地球化学研究发现,贵州东南部煌斑岩类风化壳关键金属元素REE、Nb普遍富集,橄榄钾镁煌斑岩类风化壳中ΣREE含量介于558.87～2409.94×10-6(平均1442×10-6),Nb含量介于101～404×10-6(平均264.8×10-6),云母钾镁煌斑岩类风化壳ΣREE含量介于666.33～1551.02×10-6(平均973.17×10-6),Nb含量介于120～477×10-6(平均222.1×10-6),且黔东南地区不乏有镇远白坟、麻江隆昌等地规模较大煌斑岩类风化壳,具备形成煌斑岩型风化壳REE、Nb矿床的地质条件和成矿潜力。对比分析发现,橄榄钾镁煌斑岩类风化壳中REE、Nb富集程度远高于云母型钾镁煌斑岩类风化壳,可能与岩浆来源深度不同导致岩REE、Nb富集差异。煌斑岩类风化壳中以富集轻稀的富集与岩体风化程度有关,ΣREE含量与风化强度总体呈正相关关系,且以富集LREE为特征,主要富集主要富集La、Ce、Nd、Pr,且具Ce>La>Nd>Pr的变化特征。另外,对煌斑岩类风化壳中Nb分析发现,麻江地区风化橄榄钾镁煌斑岩类及马坪（MP2）风化云母钾镁煌斑岩中Nb分最为富集,以白坟、思南塘等地风化金云母钾镁岩中Nb含量偏低,常低于200×10-6。同一岩体中表层风化程度高风化壳Nb含量偏高,在表生风化过程中Nb具有逐渐富集趋势。对煌斑岩类风化壳中关键金属元素REE、Nb赋存状态研究发现,REE主要以稀土独立矿物独居石、钙铈钛矿等形式赋存,可能存在一定比例的REE以离子吸附形式赋存在黏土矿物中。煌斑岩类风化壳中Nb可能存在多种富铌矿物,弱风化金云母钾镁煌斑岩类中发现罕见富铌金云母以及富Nb金红石等,强风化煌斑岩类风化壳中Nb多以富Nb金红石赋存,风化过程中可能还有部分Nb以氧化矿物形式与黏土矿物共生。贵州东南部煌斑岩类风化壳中稀土、铌元素可能来源于深部交代富集地幔的部分熔融,交代富集地幔本身富集REE,且源区可能有石榴石或者金红石等富Nb矿物发生部分熔融,形成富REE、Nb岩浆。在古克拉通构造背景下沿深大断裂上升并发生结晶分异,形成富REE、Nb煌斑岩母岩。岩浆演化过程中,REE主要进入独居石、钙钛矿等副矿物中,这些矿物在表生风化阶段难以风化分解以独立矿物形式残留于风化壳中。另外,部分稀土元素经表生风化后,从易风化分解含稀土矿物中释放REE3+,依附于风化作用形成的粘土矿物。关于Nb的富集机理研究认为,古克拉通高温、高压构造环境有利于金红石形成,并富集Nb,形成大量富Nb金红石,且在风化过程难以分解,以金红石矿物残留风化壳。另外,高温、高压环境制约下,煌斑岩类富含Ca、Ti的岩浆体系下,Nb可能曾发生过高度溶解进入辉石、云母等矿物中,在风化过程中易解离易形成铌氧化物与黏土矿物等共存。
游家贵[5]（2019）在《黔南牛角塘铅锌矿床地质特征及找矿预测》文中提出黔南坳陷是我国南方重要的铅锌矿产出地区之一,带内分布有湘西花垣铅锌矿田、黔东北松桃嗅脑铅锌矿床、黔东北铜仁卜口场-塘边坡铅锌矿床、黔南牛角塘铅锌矿田等较为典型的MVT型铅锌矿床。本次研究的对象:牛角塘铅锌矿床是黔南坳陷区内目前探明储量最大、矿床地质特征最具代表性的铅锌矿床。矿床地质特征研究表明:（1）牛角塘矿床分产于的碳酸岩台地碳酸盐建造中,大地构造背景与扬子地台周缘其他地区的铅锌矿集区具有相似性;（2）矿体集中赋存于寒武系碳酸盐岩当中,与成矿关系密切的岩性组合为粗晶白云岩、鲕粒白云岩和泥质白云岩的岩性分界处;（3）矿体多呈层状、似层状及透镜状,少数矿体为不规则状或筒状,在构造发育的地段可见角砾状矿石;（4）矿体的发育及形态展布受断裂及层间构造控制明显,主要为溶蚀角砾、构造角砾及层间滑脱发育的地段是矿体集中产出的区域;（5）矿物类型较少,组合较为单一,多数矿床主要矿石矿物为闪锌矿、黄铁矿、方铅矿,剥蚀程度较高的矿床则为菱锌矿、菱铁矿异极矿等;（6）微量及稀土元素特征表明,牛角塘铅锌矿伴生脉石矿物中除Zn、Cd较为富集之外,其余圆叔均表现亏损,热液方解石与围岩具有一致的稀土配分模式,均为轻稀土富集型,且具有正Ce异常以及负Eu异常的特点,表明成矿环境为还原环境。上述特征表明,牛角塘铅锌矿床与湘西-黔东成矿带内其他典型矿床具有相似性,结合前人矿床地球化学方面的研究,认为牛角塘铅锌矿床属于典型的MVT型铅锌矿床。通过收集并分析区域内有关地球物理方面的地勘及科研成果,表明区内铅锌矿体、构造与围岩的物性具有较为明显的差异,研究区中的典型矿床大梁子铅锌矿,勘探时使用物探激电中梯扫面效果明显,具有良好的找矿效果。本文在充分归纳总结区内成矿地质背景、铅锌矿控矿地质条件,结合已知矿床、点及矿体分布情况的基础上,遵循最小面积最大含矿率的原则,在区内地、物、化各类成矿信息集中显示的部位圈定了找矿靶区。
张亚冠[6]（2019）在《黔中地区震旦纪陡山沱组磷矿沉积地质与大规模成矿作用》文中研究指明黔中磷矿为震旦纪陡山沱期形成的大型富磷矿沉积区,矿石产量大、品位高,是国内外重要的磷矿资源产区。在新元古代末期全球性成磷事件背景下,黔中陡山沱组磷矿床被认为是地质历史时期第一次真正意义上的大规模磷矿沉积成矿事件。对黔中陡山沱组沉积型磷块岩的沉积地质条件和成矿地质作用研究不仅解释了磷块岩沉积成矿地质过程,为磷矿资源找矿探矿提供重要依据,同时大洋磷循环过程为探究深时全球变化提供了新的解析窗口。在国家自然科学基金项目（编号:U1812402）、中国地质调查局整装勘查综合研究项目（编号:12120114016501）和贵州省地矿局地质科技项目（编号:No.[2013]56）的支持下,本研究对贵州省开阳、瓮安、福泉、息烽、遵义和丹寨等地区震旦纪磷矿进行了细致的野外调查、岩芯观测和编录、样品采集等工作,通过岩石学、矿物学、沉积学、地层学和地球化学分等方面综合分析,对黔中震旦纪陡山沱组磷矿沉积地质与大规模成矿作用进行了系统的理论研究,并与实际找矿应用相结合,取得了以下创新与研究成果:（1）将黔中陡山沱组磷块岩根据矿石成因类型划分为自生类磷块岩相和再造类磷块岩相。自生类磷块岩为海水中磷灰石自生沉降而形成的富磷沉积物,主要包括泥晶质磷块岩和与生物作用有关的磷块岩类型,一般发育于较低能的浪基面以下的深水海域或障壁海沉积环境。再造类磷块岩一般呈碎屑颗粒结构,为原生磷块岩在高能水流条件下破碎、簸选、搬运和再沉积的沉积产物,是构成开阳高品位磷矿石的主要矿石类型。再造作用形成的磷质碎屑颗粒早期成岩过程中受磷质和白云质胶结固结岩化,并经历成岩后期硅化作用或暴露淋滤作用。（2）重新厘定了磷块岩沉积期古地理环境。位于黔中古陆北缘的开阳地区地处高能海岸沉积环境,磷矿层中分布最广泛、品位最高的矿石类型为砂屑磷块岩,为富磷沉积物在沉积、成岩过程中遭受多期次冲刷破碎、暴露淋滤及堆积胶结的产物。瓮安地区为黔中古陆东北缘的障壁海岸沉积环境,浅水透光带丰富的磷质成分为生命演化和爆发提供了适宜的正常环境,矿石类型以原生含生物化石磷块岩为主。遵义和丹寨均处水深较大的陆棚沉积相区,磷矿石以泥晶磷块岩夹层产出于泥页岩、泥晶白云岩层中,由于水动能较低,水流簸选聚集成矿作用较弱,难以形成大型磷矿床沉积。（3）黔中磷矿的成矿物质来源和成矿过程与上升洋流有关,且与新元古代大氧化事件存在密切的耦合关系。磷块岩的岩相学和地球化学特征表面黔中磷矿沉积符合上升洋流成矿模式。通过有机沉降模式或“Fe-氧化还原泵”模式自生沉积的磷灰石在扬子地台的时空分布记录了海洋中磷循环转变和大洋通氧过程。深海逐步氧化过程造成的氧化还原界面的下降使成磷作用可以向深海不断扩散,同时水体中磷的去除反过来控制了初级生产力和大洋氧气需求,增强了深海的氧化作用,进而加强了真核生物的进化。因此,黔中陡山沱组磷块岩的沉积分布记录了大氧化事件对生命演化爆发和海洋磷循环变化的控制。（4）建立了黔中高品位磷块岩的动态沉积成矿过程,即“三阶段成矿”过程。第一阶段初始成磷作用,为在新元古代大规模成磷背景下,上升洋流携带深部富磷海水进入滨浅海地区,并通过生物化学作用使磷质聚集并形成原生磷块岩沉积;第二阶段簸选成矿作用,高能波浪、风暴水流对原生磷块岩持续的破碎、磨蚀、搬运和再沉积过程中,簸选去除了原生沉积物中的陆源细碎屑、砂泥质成分,保留并聚集磷质碎屑颗粒,形成品位较高的碎屑状矿石;第三阶段为淋滤作用阶段,海平面升降变化使之前形成矿石受暴露事件影响,遭受强烈的风化淋滤作用,碎屑状磷矿石内的碳酸盐岩胶结物和白云石条带被淋滤运移,导致矿层发育大量溶蚀孔洞,甚至形成土状磷块岩,矿石品位再次得到大幅度提升。三阶段成矿作用随古地理条件和海平面变化在沉积成岩过程中多期次、动态进行,最终形成工业价值极高的磷矿石。
张勇[7]（2018）在《湘中-赣西北成矿流体演化与Sb-Au-W成矿》文中研究说明湘中-赣西北研究区位于江南造山带中段。区内产有锡矿山锑矿、沃溪锑-金-钨矿和大湖塘钨矿三个超大型矿床。它们呈三足鼎立之势,在江南造山带中段形成世界罕见的Sb、Au、W矿集区和区域性矿床分带。为了认识这三大矿床的成因关系,探讨与之相关的大规模流体运移和Sb-Au-W元素成矿组合与分离的机制。本论文以锡矿山锑矿、沃溪锑-金-钨矿和大湖塘钨矿三个典型矿床为重点,辅以对石巷里石墨矿、龙山锑金矿、龙王江锑金矿、西安金钨矿等矿床的对比研究和资料综合,通过对有关热液蚀变岩石主微量元素及其热液矿物的原位微区元素测定,流体包裹体显微测温,硫化物Re-Os同位素定年和锆石U-Pb定年等手段,对该区Sb-Au-W矿床的成因进行了研究和对比,并在有关区域花岗岩及成矿岩体年龄,矿床及热液活动时代,成矿物质来源和流体蚀变作用地球化学,以及制约矿物沉淀和Sb、Au、W分异成矿的主导因素等方面,取得了以下主要成果和创新性认识:研究确定,涟源盆地下石炭统石巷里石墨矿叠加热液石英脉中富Au黄铁矿的Re-Os同位素等时线年龄为127.8±3.8Ma。由此精确限定了盆地内广泛分布的下石炭统测水组煤系受到区域性热液蚀变（叠加有大量热液石英脉,普遍发育硅化、硫化物化等）的叠加时代,从而为湘中地区燕山期大规模流体运移及其与区域花岗岩活动、Sb-Au等成矿作用和煤系热变质作用之间的成因关系提供了重要依据。研究厘定了赣西北地区W矿化的时代。其中赣西北大湖塘钨矿辉钼矿等时线年龄为137.9±2.0Ma,与湘中地区的Sb矿和Sb-Au矿皆为燕山期成矿。综合研究显示燕山期是湘中-赣西北地区Sb、Au、W的主要成矿时期,集中在150～130Ma。该研究区涟源盆地内只有燕山期成矿,而基底（湘西+湘东北+赣西北）则为晋宁、加里东、印支和燕山期的多时代成矿。造成基底和盖层成矿时代差别的可能原因有:岩浆作用强度和相对抬升程度差异。研究确定了望云山岩体晚期岩脉至少有三期。第一期和第二期为印支期,其中第一期为中细粒的黑云母花岗岩,成岩年龄为221.3±1.7Ma,第二期细粒黑云母花岗闪长岩的年龄为216.5±1.8Ma。第三期岩脉为燕山期,形成时间为162.2±2.1～163.7±6.4Ma。燕山期岩脉的发现,进一步证实湘中存在燕山期的岩浆作用,并且与锡矿山锑矿早期成矿时代155.5±1.1Ma接近。涟源盆地燕山期中酸性岩浆作用与区域中基性岩脉和大规模Sb成矿作用时代相对应。研究揭示,涟源盆地泥盆系中的锡矿山锑矿成矿流体以低温（192℃～177.8℃）和低盐度（平均6.2 NaCl wt%）为特征。基底地层内矿床:龙山金锑矿的形成温度平均为185℃,盐度平均5.6 NaCl.wt%;龙王江锑金矿成矿温度与龙山金锑矿相近,平均182.7℃,盐度平均2.9NaCl.wt%;西安钨金矿形成温较高（215.3℃～195.9℃）,盐度平均6.0NaCl.wt%。结合已知的Sb、Au和W热液实验地球化学行为,矿物流体包裹体和成矿特征等综合分析显示,钨、金和锑的分别富集成矿在成因上可能与成矿热液演化中的三个温度临界点有关。即钨沉淀基本结束从而与金、锑分离的温度大约为250℃;金从热液中基本完全沉淀而与流体中的锑发生分离的温度大约为200℃;而锑则在流体温度降低到大约190℃时开始发生大量沉淀。因此,成矿流体温度降低可能是导致Sb、Au和W沉淀分异成矿的主要因素。研究显示,湘中地区基底内成矿流体演化相对复杂,碳酸盐化和绢英岩化阶段是W和Au成矿阶段,硅化阶段是Au和Sb成矿阶段。成矿流体在基底内演化过程中从围岩中萃取了 Si、Fe、Au、Pb和Zn等成矿元素,这为盖层Au-Sb和Pb-Zn成矿提供了物质基础。成矿流体在基底内交代围岩并形成碳酸盐化（富集As、W和Sb）和绢英岩化（富集Si、W、Sb和Au）蚀变过程,虽然都有Sb元素沉淀,但沉淀富集的程度较低（△Ci=123.06～490.08ppm/g）,远低于硅化蚀变的Sb富集程度（△Ci=10697ppm/g）。显示成矿流体在基底内演化形成硅化蚀变时高度富集Sb和Si,是沃溪锑金钨矿Sb-Au的主成矿阶段,与盖层内成矿流体富Sb和Si特征相似。富K的流体在基底内碳酸盐化围岩过程中,从围岩中交代出大量元素,可能是基底流体萃取围岩中成矿元素的机制之一,也可能是湘西地区形成区域性Au和Pb-Zn等元素亏损的原因之一。研究揭示,涟源盆地泥盆系灰岩中方解石脉的稀土元素总量（17.69ppm～41.64ppm）远小于未蚀变灰岩（121.2ppm～235.1ppm）,且锡矿山的方解石脉也具有相同的低稀土特征（5.97ppm～15.27ppm）。可能指示在晚古生代盖层中,无论是矿区还是区域地层中的方解石脉,都形成于以低稀土含量大气降水为主的盆地流体。这显示了盆地流体迁移并交代蚀变了途径围岩,使蚀变灰岩的稀土含量（1.50～4.73ppm）降低,同时沉淀析出低稀土含量的方解石脉,表明涟源盆地蚀变灰岩、锡矿山和区域方解石脉的形成可能是古大气降水深循环作用的结果。研究表明,大湖塘钨矿早期（核）白钨矿具有高Nb、Ta和Mo,和低Sr（44.10～95.08ppm）的岩浆热液特征;西安白钨矿则具有明显的低Nb、Ta和Mo,和高Sr（581.68～861.03ppm）的深循环流体特征;而大湖塘钨矿晚期白钨矿则介于两者之间;指示了大湖塘钨矿岩浆热液流体→蚀变流体→深循环流体演化的过程。大湖塘钨矿形成热液黑云母时氧逸度为-13.6～-14.1,而后形成交代黑云母时氧逸度为-17.6～-17.8,此过程流体氧逸度出现明显下降,利于大量黑钨矿的形成;而随后形成的白钨矿的δEu负异常值（0.17～0.85）记录了形成早期白钨矿流体为氧化环境,氧逸度相对黑钨矿阶段升高,抑制了黑钨矿的形成,并开启了白钨矿大量生成阶段;至晚期白钨矿δEu正异常值（1.16～9.51）显示流体为低氧逸度的还原环境,氧逸度再次降低,致使硫化物大量生成。成矿流体氧逸度先降后升再降可能是控制大湖塘钨矿大量黑钨矿和大量白钨矿共同沉淀成矿的关键。黄铁矿Os同位素研究表明,涟源盆地内矿床的Au、Sb等成矿元素来自基底元古界,经历了长距离的迁移演化。赣西北辉钼矿Os同位素特征显示,成矿物质来源具有壳-幔混合特征。根据上述研究结果并综合已有的研究成果,论文提出了有关湘中-赣西北地区大范围深尺度成矿流体演化与Sb-Au-W成矿的初步模型:（1）由三个超大型矿床组成的湘中-赣西北Sb-Au-W矿集区在成因上与大体积流体（热液和岩浆）在大范围和深尺度地壳中运移和分异演化有关。由部分熔融形成的多期岩浆热驱动所产生的深循环流体运移,是导致大规模Sb、Au和W分异成矿的主要因素。（2）在这一过程中,尤其在燕山期,被基底部分熔融和水/岩反应（热液蚀变）萃取的成矿元素Sb、Au、W、Pb、Zn和Si等,曾经历过大通量的流体搬运,并在基底或盖层隆升部位就位成矿。（3）成矿流体的温度降低可能是导致成矿元素Sb、Au和W先后依次沉淀,自下而上形成不同元素组合的矿床以及Sb、Au和W成矿分馏及分带的主要因素。因此,湘中-赣西北元古代基底中的大湖塘钨矿和沃溪锑-金-钨矿,以及古生代盖层中的锡矿山锑矿等中-低温热液矿床和矿化,均属于和大规模流体运移有关的区域性流体深循环热液系统。（4）湘中-赣西北地区热液矿床成矿流体可能源于岩浆期后热液和盆地流体。岩浆期后热液是赣西北大湖塘钨矿（360～200℃）形成的关键;而盆地流体则是湘中地区锡矿山锑矿（192℃～177.8℃）和沃溪锑金钨矿（280～200℃）形成的关键。
柴广路[8]（2018）在《大别造山带北缘佛子岭群和卢镇关群地层学和沉积学研究》文中进行了进一步梳理由扬子板块和华北板块俯冲碰撞形成的大别造山带内出露大规模的高压-超高压变质岩,使其成为国际上大陆深俯冲和超高压变质岩研究的经典区域,并在大陆深俯冲、陆陆碰撞、超高压变质岩的折返等方面取得了一系列成果。但是对于大别造山带北缘的中浅变质岩及其前中生代的构造演化历史的研究相对比较薄弱。研究区北淮阳构造带位于桐柏-大别造山带北缘,是扬子板块向华北板块俯冲—碰撞的结合带,区域内广泛分布以卢镇关群和佛子岭群为代表的中低级变质岩,是了解大别造山带前中生代构造演化的关键部位。但是由于区内后期构造叠加改造复杂,同时又缺乏古生物学证据从而使地层划分、对比非常困难,因此对卢镇关群和佛子岭群的时代归属、构造环境、沉积物源以及构造演化等方面还存在较大争议。本文通过对北淮阳卢镇关群和佛子岭群进行详细的野外地质调查,综合运用岩石学、沉积学、重矿物、地球化学和碎屑锆石年代学的研究,限定北淮阳卢镇关群和佛子岭群的时代归属、沉积环境和古地理、沉积物源及地层含矿性,并对扬子陆块和华北陆块汇聚模式提供新的制约。研究区卢镇关群总厚度约2900米,分为小溪河组和仙人冲组;佛子岭群总厚度大于6000米,自下向上分为祥云寨组、诸佛庵组和潘家岭组。小溪河组主要分布于霍山县小溪河及舒城县七里河、河棚一带,由变质中酸性岩及片岩组成,部分岩石混合岩化,厚度大于2600米;仙人冲组主要分布于霍山县仙人冲—六安十八盘一带,由白云质大理岩与石英片岩等组成,厚度为376～606米,呈透镜体断续出现;祥云寨组主要分布于霍山县祥云寨一带,由变质石英砂岩和石英片岩组成,厚度为545米;诸佛庵组主要分布于霍山县诸佛庵镇至金寨县油店一带,由石英片岩、云母片岩等组成,含微古植物化石,厚度为1736米;潘家岭组主要分布于霍山县潘家岭、四顾冲至金寨县油店一带,由白云石英片岩、二云石英片岩及石英岩组成,厚度大于3805米。本文取得的主要成果和认识如下:（1）仙人冲组一个碎屑岩样品中碎屑锆石U-Pb年代学分析表明,地层的最大沉积年龄为433±12.5 Ma,属于志留纪温洛克世申伍德期;佛子岭群3个碎屑岩样品的锆石U-Pb年代学分析表明,地层的最大沉积年龄为439～422 Ma,限定了地层时代为志留纪。同时根据佛子岭群全岩Rb/Sr年龄测试结果为378±24Ma,属于晚泥盆世弗拉期,代表了佛子岭群的变质年龄,这同时也限制了佛子岭群地层的最小沉积年龄。所以,精确确定了仙人冲组和佛子岭群的时代为志留纪—泥盆纪。卢镇关群小溪河组的U-Pb年龄加权平均值为714.9±8.4 Ma（MSWD=2.4）,代表了花岗片麻岩的原岩结晶年龄,表明卢镇关群小溪河组属于新元古代南华纪。（2）根据原岩恢复和沉积相、沉积环境研究,佛子岭群祥云寨组原岩主要为石英砂岩,其次是粉砂岩和页岩,代表了滨海相陆源碎屑沉积;诸佛庵组和潘家岭组原岩主要为泥砂质、泥钙质和硅质为主的石英砂岩-杂砂岩-亚岩屑砂岩-岩屑砂岩-粉砂岩-页岩组合,属于斜坡—半深海浊积岩沉积;仙人冲组原岩主要为质地较纯的中厚层亮晶灰岩,反映了浅海碳酸盐岩台地沉积。（3）佛子岭群重矿物和地球化学特征显示母岩类型主要为古老沉积岩、中酸性岩浆岩和变质岩,主要源于石英岩、沉积岩和长英质火成岩的复合物源区,并且物源区具有扬子和华北的双重属性。佛子岭群碎屑锆石年代相分析显示:早古生代年龄群（410～542Ma,峰值为450Ma）占比19.92%,代表了北秦岭古生代岛弧或北秦岭东延的北淮阳古生代岛弧的物质来源;新元古代中晚期年龄群（542～900Ma,峰值为816Ma）占比21.19%,代表了扬子板块新元古代基底的物质来源;新元古代早期年龄群（900～1000Ma,峰值为968Ma）占比11.02%,也代表了北秦岭岛弧或北秦岭东延的北淮阳岛弧的物质来源;中元古代至古元古代晚期（1000～2000Ma,峰值为1804Ma）占比22.88%,可能也来源于为北秦岭或华北板块的古老基底;古元古代早期至太古代（2000～3705Ma,峰值为2532Ma）年龄群占比25.0%,可能来自于华北板块太古代变质基底。佛子岭群碎屑锆石微量元素和稀土元素特征指示物源区地质体均为陆壳来源,未见洋壳物质,并且佛子岭群各组具有相似的物源。（4）通过对仙人冲组中89颗碎屑锆石和佛子岭群中240颗碎屑锆石的年龄-累计频率分布曲线分析,其类似于科迪勒拉山脉（Cordilleran）和喜马拉雅山脉（Himalayas）的前陆盆地中年龄-累计频率分布曲线,反映了仙人冲组和佛子岭群的原型盆地为碰撞背景下的前陆盆地。（5）通过成矿元素富集系数（K）分析表明卢镇关群和佛子岭群各组中Mo元素明显富集（富集系数分别为3.93、1.75、1.84、1.32和2.14）,W、Pb、Ag、Cu等元素也存在不同程度的富集,存在潜在成矿可能;成矿元素后期叠加强度（D）和成矿元素变异系数（CV）分析也表明本区的Mo、Ag、Cu等元素存在不同程度的后期叠加作用并具有一定的成矿潜力。卢镇关群和佛子岭群成矿能力评序得出最优势矿种为Mo,因此卢镇关群和佛子岭群是北淮阳钼矿的理想矿源层,可能为区内钼矿提供了成矿物质。成矿元素与主微量元素的相关性分析表明Cu、W、Ag、Pb、Zn等元素受碎屑岩特征和氧化还原环境控制。
何兴华[9]（2018）在《黔东南石英脉型金矿床钨富集机理研究》文中认为黔东南天柱—锦屏—黎平（天—锦—黎）地区作为贵州省两大金矿集区之一,区内有众多石英脉型金矿床和蚀变岩型金矿床产出。产于下江群清水江组低绿片岩相浅变质岩系中的石英脉型金矿床,具有典型造山型金矿特征。与江南造山带及华南区其他造山型金矿一样,为加里东期陆内造山运动的产物,部分石英脉型金矿床中以W为代表的高温亲石元素富集机理尚不清楚,制约了该区金矿床的深入研究。浙江诸暨陈蔡群发育了从低绿片岩相到高角闪岩相的岩石组合,变质时代主要为加里东期,其变质温度和压力等都已经得到精确厘定,为研究华南加里东期变质过程中W的迁移特征提供理想的地质剖面。黔东南石英脉型金矿区所受构造复杂程度和不同成矿热液流体的影响,很难找到一种通用而有效的方法来阐释变质过程W的赋存状态与富集机制。因此,本文通过野外地质调查取样和室内岩相学特征分析,应用X射线荧光光谱仪、四级杆电感耦合等离子体质谱（Q-ICP-MS）及LA-ICP-MS原位微区分析系统,对黔东南石英脉型金矿区含金石英脉、近矿围岩、赋矿地层及陈蔡杂岩岩石学特征、微量元素组合特征进行分析,同时对不同变质相岩类中与W密切相关的金红石、榍石、钛铁矿等含钛矿物和绿泥石、黑云母、普通角闪石、透辉石、石榴子石等富钨矿物微量元素进行测定。结合前人丰富的研究成果,系统阐释华南加里东期变质过程中W的迁移特征,进一步探讨黔东南石英脉型金矿床中钨的赋存状态和富集机制。取得以下认识:华南加里东变质初期,是Au、As、W、Sb等微量元素主要富集阶段。随变质作用进行,黔东南金矿区受复杂构造运动和断裂带影响,由变质热液携带的W在迁移过程中与围岩中局部高含量钙质硅酸盐矿物结合,结晶形成极少数细粒白钨矿晶体,赋存于含矿石英脉体中。变质作用过程中,W主要富集于低绿片岩相浅变质岩系矿物中,其中黑云母为主要载体矿物,其次为钛铁矿。随变质程度增加,黑云母、钛铁矿中赋存的大量W被释放进入变质热液流体迁移散失,同时金红石、榍石等含钛矿物及绿泥石、普通角闪石、透辉石、石榴子石等矿物中W也将被释放进入变质热液流体迁移。其中黑云母变质成普通角闪石到辉石这一过程为加里东期变质过程中W的主要释放过程。极少数赋存于含矿石英脉中的白钨矿,随变质程度的进一步增加,变形和重结晶作用日益增加,白钨矿中的W元素将通过产于低绿片岩相变质岩系中的变质流体从含矿脉体迁出。
刘安璐[10]（2018）在《黔东南地区金矿成矿规律与成矿预测》文中提出黔东南地区位于雪峰山构造带西南段,是我国湘黔金矿集中区的重要组成部分。其作为贵州省寄予厚望的金矿重点勘查区,虽然成矿地质条件优越,矿点广泛分布,但成矿类型单一,矿化规模较小,地质找矿效果不佳,亟待拓展找矿方向。同时,对这些金矿床的成因类型、成矿时代、成矿流体演化、成矿物质来源等方面的认识也还存有争议。本文在系统调研研究区内金矿化类型的基础上,选取八克金矿床（褶控型）、虎盆金矿床（剪控型）和平秋金矿床（褶控型+剪控型）作为典型矿床,进行了热液绢云母40Ar/39Ar年代学研究以获得精度更高的成矿年龄,开展了流体包裹体测温和激光拉曼测试以探讨成矿物理化学条件及流体成分,联合使用LA-ICPMS、LA-MC-ICPMS等新技术系统研究了黄铁矿微量元素和硫同位素随成矿作用的演化趋势。在深入分析区域金矿成矿背景、成矿作用特征、控矿因素等的基础上,解析了区域金矿化的时间结构,揭示了区域金矿化的空间结构,总结了金矿化的成矿规律。通过对黔东南地区成矿规律的总结和物化探找矿信息的提取,建立了综合预测权重模型并进行了证据权模型运算,根据证据权后验概率的空间分布关系,并结合研究区区域成矿规律,圈定了找矿远景区并进行了远景区分级。本文取得的成果不仅重新厘定了金矿床成因,也为下一步找矿勘探工作提供了理论依据。黔东南地区出露的地层主要为新元古代下江群,是一套以远源浊流沉积为主、富含凝灰质的碎屑岩、泥质岩的复理石建造。区域构造以北东向褶皱、断裂为主,另有少量过渡性剪切带和密集劈理带产出。出露的金矿床（点）主要集中在坑头—辣子坪金矿带、磨山—下达金矿带、南加—口洞金矿带、天华山—罗里金矿带、古邦—水口金矿带等六大金矿带（田）中。根据不同地段矿化所显现的成矿作用、产出特征及控矿构造和矿物组合的差异等,将区内金矿化划分为如下四种型式:褶控石英脉型、剪控石英脉型、构造蚀变岩型和砂金矿。剪切带发育于褶皱近轴部,宏观上表现为劈理密集带和强千枚岩化带,剪切褶皱发育。带中心地层直立,劈理顺层发育,千枚岩化强烈;上下地层产状变缓,劈理切层发育。变形运动方式表现为剪切体制下的固态流变,带内岩石可见剪切拉断,发育似香肠构造、顶厚翼薄褶皱等固态流变特征;镜下则发育以片状矿物强定向排列而成的千糜千枚状构造为特征。部分变形强烈的剪切带内部发育粒状矿物（石英）的拉断拔丝、眼球及鱼状构造、绿泥石的旋转、膝折和多米诺效应、黄铁矿压力影、S-C组构等流变现象。金矿化严格受构造控制。背斜翼部发育薄层顺层石英脉,厚度从几厘米到几十厘米不等,轴部发育鞍状脉,厚度最高可达5m;剪切带中既有沿剪裂隙充填的石英脉,也有沿张裂隙充填的石英脉。平秋、八克以及虎盆金矿床的成矿过程大致都经历了绢云母-黄铁矿-毒砂-石英阶段、自然金-黄铁矿-石英阶段、自然金-多金属硫化物-石英阶段及黄铁矿-碳酸盐-石英阶段,但金沉淀主要发生在前面三个阶段。毒砂和黄铁矿是各矿床中最常见的金属矿物也是最重要的载金矿物,与其共生的矿物主要有方铅矿、闪锌矿,少量自然金、黄铜矿、磁黄铁矿、黝铜矿、赤铁矿、菱铁矿、脆硫锑铅矿,以及石英、绢云母、方解石和铁白云石。围岩蚀变较弱,常见的蚀变类型有硅化、绢云母化、毒砂化、黄铁矿化、碳酸盐化、绿泥石化及其组合等。金多以自然金的形式呈孤立状、微脉状分布于黄铁矿、石英、方铅矿、闪锌矿等的微裂隙中或包裹于黄铁矿、石英中。含金石英脉内可见三类流体包裹体:纯CO2包裹体、CO2–H2O型包裹体、水溶液包裹体。平秋金矿床流体包裹体均一温度介于171–396°C之间,盐度变化于0.2–9.86 wt%NaCl equiv之间,其中褶控型矿化和剪控型矿化在完全均一温度和盐度上重叠较多,两者应为同一种流体所形成。激光拉曼和群体包裹体成分分析表明,包裹体气相组分主要为H2O、CO2,此外还有少量N2、CH4、C4H6、SO2及H2S。八克金矿床流体包裹体均一温度介于143–391°C,盐度介于0.88–15.37 wt%NaCl equiv之间。虎盆金矿床流体包裹体均一温度介于164–336°C之间,盐度变化于2.07–10.86 wt%NaCl equiv之间。因此区域金矿化的成矿流体为中低温、中低盐度的CO2-H2O-NaCl体系。对平秋、金井、虎盆三个矿床内主成矿阶段石英的H-O同位素组成研究表明,成矿流体δD值为-59.0–-46.9‰,δ18OH2O值为-3.52–+9‰,与大部分造山型金矿床的值一致,大部分点落于变质水与岩浆水的重叠部分,部分分析点向大气降水线漂移。平秋金矿床成岩期草莓状黄铁矿富含Ti、V、Mn、Ni、Cu、As、Se、Ag、Sn、W、Pb、Bi等元素,而变质期黄铁矿除As、W含量升高外,其余元素全亏损。在成矿早阶段的黄铁矿中Au和As的含量显着增大,分别为0.31–74.5 ppm、4410–26200 ppm,且Au与As呈显着的正相关关系。成矿晚阶段的黄铁矿Sb元素含量显着增大,Co/Ni比值也高于其他期次的黄铁矿。黄铁矿硫同位素组成与其微量元素的变化趋势一致,成岩期及变质期黄铁矿的δ34S值相似,介于+12.41–+16.99‰之间,而成矿早阶段黄铁矿的δ34S值集中在0附近,晚阶段Sb含量异常的黄铁矿的δ34S值变化于+7.56–+22.98‰之间。八克金矿床草莓状黄铁矿同样表现出几乎所有元素含量均高于其他类型黄铁矿的特征,但成矿期黄铁矿中Au、As等元素的含量却明显低于平秋金矿床。与之对应的是成岩期草莓状黄铁矿的δ34S值与平秋金矿一致,且分布更集中（+9.27–+12.44‰）,但八克矿床中热液黄铁矿的δ34S值变化范围大（+6.81–+17.42‰）,规律性不明显。40Ar/39Ar激光阶段加热技术应用于平秋金矿床与成矿密切相关的热液蚀变绢云母获得了精度和可信度更高的成矿年龄,分析结果为425.7±1.7 Ma（MSWD=2.48）、425.2±1.3Ma（MSWD=1.20）。结合黔东南地区金成矿的整体性与统一性,以及近年来获得的其他构造热事件年龄,本文认为区内金矿床主要形成于加里东运动晚期,晚于峰期变质作用阶段。矿化的形成按其在时间上的有序性分为褶皱成矿期、剪切带成矿期和表生富集期。早古生代的加里东运动初期,黔东南地区中—新元古代地层在南东—北西向区域构造应力的作用下发生褶皱变形,形成区域性北东向褶皱及伴生的次级褶皱构造。强烈的挤压造山作用使地壳增厚、地温梯度增加,促进深部的中元古代地层（四堡群、冷家西群）发生变质脱流体活动,金和流体的释放发生在源区岩石由绿片岩相向角闪岩相转变的过程中,释放的变质流体为中低温、中低盐度的CO2-H2O-H2S体系,Au在成矿流体中主要以Au（HS）2-的形式迁移;随着矿物颗粒间隙中流体的不断增加,流体压力逐渐增大。当流体压力大于静水压力时,含金流体会进入裂隙内迁移汇聚,并在褶皱层间滑脱带内发生沉淀。断层阀机制下多次“破裂-愈合-滑动”可以使得Au不断的循环富集,从而形成褶控型含金石英脉。随着地层不断被压缩,赋存于褶皱层间滑脱带的先成矿体逐渐发育为顶厚翼薄型矿体,局部表现为鞍状矿体,矿化强度也相应增强,在轴部出现多金属硫化物组合。加里东构造运动晚期,随着水平构造应力衰减以及地层褶皱后的应力调整,黔东南地区总体构造体制转换,在褶皱近轴部形成以剪切作用为主导变形机制的过渡性剪切带和劈理密集带,以及受剪切带控制的石英脉型矿化。剪控型石英脉规模小、硫化物含量更少、矿化强度低,成矿流体混入了大气降水,另一个显着特点是所形成的黄铁矿中Sb含量升高了两个数量级。表生氧化期的氧化淋滤叠加改造成矿作用使金矿化在局部进一步次生富集,但在很大程度上仍然受先期矿化的制约。本文从矿化体的产出样式、矿化的丛聚性、方向性及顺层性、分带性等方面较为深入研究了矿化的空间结构特征及矿化局部富集规律。矿化的产出样式明显受成矿作用及控矿构造所控制,北东向褶皱控制了矿带的展布,层间滑脱带控制了褶控型石英脉的产出,近褶皱轴部的剪切带则控制了剪控型矿化。凝灰质含量高的层位,特别是凝灰岩与砂岩、板岩接触界面易于发育石英脉。褶控型石英脉呈似等距状分布,间距为50–60 m;背斜轴部膨大部位及两条次级背斜的过渡转换部位是矿化叠加部位及富矿体的产出部位。剪切带与褶皱交汇部位明金更发育,自然金分布于碎裂化黄铁矿、毒砂的裂隙中。通过对黔东南地区成矿规律的总结和物化探找矿信息的提取,本文选择以地层、研究区1:20万重力异常、1:100万航磁异常及重磁资料推断的深大断裂、1:20万水系沉积物化探、重砂异常等资料作为证据图层,在Morpas平台上建立了综合预测权重模型并进行了证据权模型运算。根据黔东南地区证据权后验概率的空间分布关系,并结合研究区区域成矿规律,共圈出10个有利找矿远景区,包括A级远景区2个,B级远景区4个,C级远景区4个。本文采用多种方法评价了剪切带的含金性,结果表明剪控型石英脉具有一定的找矿前景。火法试金分析显示,剪控型石英脉的金品位在0.13–9.02 g/t之间,一半的样品金品位大于1 g/t。而对刻槽法获得的平秋剪切带地表出露部分样品采用原子吸收光谱法测得的金品位极低,除一个样品达5.9 g/t（石英脉与围岩接触部位）外,其余样品金含量介于3.2–128.4 ppb之间,远低于工业品位。由此可见,火法试金分析可以获得较为准确、客观的矿石品位,剪切带型石英脉的含金性好于预期,具有一定的找矿前景。
二、黔东南区域地层成矿元素富集演化与成矿（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、黔东南区域地层成矿元素富集演化与成矿（论文提纲范文）
（1）桂北龙胜上朗变镁铁质岩锆石U-Pb年龄及其地质意义（论文提纲范文）
| 0 引言 |
| 1 地质背景 |
| 2 地质特征及样品采集 |
| 2.1 地质特征 |
| 2.2 样品采集及显微组构 |
| 3 分析测试方法 |
| 4 LA-ICP-MS锆石年龄 |
| 5 锆石成因类型 |
| 6 讨论 |
| 6.1 岩体侵位时代 |
| 6.2 断裂活动时限 |
| 6.3 泛非事件的响应 |
| 7 结论 |
（2）低密度元素与高密度元素划分及富集规律分析（论文提纲范文）
| 1 前人对化学元素的经典总结 |
| 2 地球化学元素分布的基本规律 |
| 3 地质作用下的元素富集规律 |
| 4 结语 |
（3）湖南及邻区志留纪兰多弗里世鲁丹期至埃隆期岩相古地理及加里东期板块构造演化（论文提纲范文）
| 1 扬子陆壳板块与华夏洋壳板块上奥陶统—志留系兰多弗里统多重地层对比 |
| 2 晚奥陶世古地理和古构造概况 |
| 3 湖南志留纪兰多弗里世鲁丹期岩相古地理 |
| 3.1 湘中南褶皱山地(Ⅰ) |
| 3.2 华夏洋壳板块兰多弗里世鲁丹期沉积洋盆(Ⅱ) |
| 3.3 扬子陆壳板块兰多弗里世鲁丹期沉积洋盆即华夏洋壳板块前陆盆地(Ⅲ) |
| 4 湖南志留纪兰多弗里世埃隆期岩相古地理 |
| 4.1 华夏褶皱山地(湘中南部分)(Ⅰ) |
| 4.2 北东、北北东向弧形桃江—白马山—苗儿山板块碰撞带(Ⅱ) |
| 4.3 加里东期雪峰造山带(Ⅲ) |
| 4.4 扬子陆壳板块兰多弗里世埃隆期沉积洋盆即华夏洋壳板块弧后前陆盆地(Ⅳ) |
| 5 华南洋 |
| 6 对张家界地区小溪峪组时代及特列奇阶地层与上覆地层接触关系的商榷 |
| 7 几点认识 |
（4）贵州东南部煌斑岩类风化壳中稀土、铌富集地质特征与赋存状态研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景及研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 稀土矿床研究现状 |
| 1.2.2 铌矿床研究现状 |
| 1.3 贵州东南部煌斑岩类研究现状 |
| 1.3.1 岩石学.矿物学研究 |
| 1.3.2 年代学研究 |
| 1.3.3 煌斑岩及其风化壳REE-Nb研究 |
| 1.4 存在的科学问题 |
| 1.5 研究内容及技术路线 |
| 1.6 论文完成工作量 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造背景 |
| 2.2 区域地质特征 |
| 2.2.1 褶皱构造 |
| 2.2.2 断裂构造 |
| 2.3 区域地层 |
| 2.4 岩体分布与产出特征 |
| 第三章 贵州东南部煌斑岩类风化壳岩石学、矿物学特征 |
| 3.1 镇远煌斑岩 |
| 3.1.1 马坪煌斑岩 |
| 3.1.2 白坟煌斑岩 |
| 3.1.3 思南塘煌斑岩 |
| 3.2 麻江煌斑岩类 |
| 第四章 贵州东南部煌斑岩类风化壳稀土元素富集特征 |
| 4.1 岩石地球化学分析测试及结果 |
| 4.2 风化橄榄钾镁煌斑岩REE富集特征 |
| 4.3 风化云母钾镁煌斑岩REE富集特征 |
| 4.4 稀土元素赋存状态 |
| 4.4.1 电子探针分析 |
| 4.4.2 LA-ICP-MS分析 |
| 第五章 贵州东南部煌斑岩类风化壳铌富集特征 |
| 5.1 风化钾镁煌斑岩类Nb富集 |
| 5.2 风化云母钾镁煌斑岩Nb的富集 |
| 5.3 铌赋存状态 |
| 5.3.1 LA-ICP-MS分析 |
| 5.3.2 电镜扫描及能谱分析 |
| 第六章 煌斑岩类风化壳中REE-Nb富集机理 |
| 6.1 古克拉通引起REE-Nb富集 |
| 6.2 煌斑岩类风化壳REE富集机理探讨 |
| 6.3 煌斑岩类风化壳Nb富集机理讨论 |
| 第七章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（5）黔南牛角塘铅锌矿床地质特征及找矿预测（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 研究意义 |
| 1.2 主要研究内容 |
| 1.3 技术路线及研究方法 |
| 1.4 湘西-黔东地区铅锌矿床研究现状 |
| 1.5 以往地质工作概况 |
| 1.6 完成工作量 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 地层 |
| 2.2 构造 |
| 2.3 岩浆岩 |
| 2.4 地球物理特征 |
| 2.5 矿产分布 |
| 第三章 矿床地质特征 |
| 3.1 地层 |
| 3.2 构造 |
| 3.3 矿体特征 |
| 3.4 矿物组构特征 |
| 3.5 矿物生成顺序 |
| 第四章 地球物理特征 |
| 4.1 地球物理参数特征 |
| 4.2 典型矿段地球物理异常及解译 |
| 4.3 邻区地球物理异常及工程查证 |
| 第五章 微量及稀土元素地球化学特征 |
| 5.1 伴生脉石矿物微量元素特征 |
| 5.2 热液方解石稀土元素地球化学特征 |
| 第六章 找矿预测与靶区圈定 |
| 6.1 控矿因素 |
| 6.2 矿床成因浅析 |
| 6.3 找矿标志 |
| 6.4 靶区圈定 |
| 第七章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（6）黔中地区震旦纪陡山沱组磷矿沉积地质与大规模成矿作用（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 贵州磷矿概述 |
| 1.2 磷块岩沉积—成矿学研究现状及趋势 |
| 1.2.1 国内外研究进展 |
| 1.2.2 存在问题及研究意义 |
| 1.3 研究思路与方法 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究方法与技术路线 |
| 1.3.3 完成工作量 |
| 1.4 主要创新点 |
| 第二章 地质背景 |
| 2.1 大地构造背景 |
| 2.2 地层 |
| 2.2.1 区域地层概述 |
| 2.2.2 陡山沱组含磷层序 |
| 2.2.3 地层对比与划分 |
| 2.3 矿体分布特征 |
| 2.3.1 开阳磷矿 |
| 2.3.2 瓮福磷矿 |
| 2.3.3 丹寨矿床 |
| 2.3.4 松林矿床 |
| 2.4 沉积古地理背景 |
| 2.4.1 全球古大陆背景 |
| 2.4.2 研究区古地理背景 |
| 第三章 成矿地质特征 |
| 3.1 磷块岩矿物组成 |
| 3.1.1 主要矿物成分 |
| 3.1.2 伴生矿物 |
| 3.2 磷块岩类型划分与对比 |
| 3.2.1 磷矿石类型划分 |
| 3.2.2 磷块岩胶结物结构类型 |
| 3.2.3 磷块岩成岩结构类型 |
| 第四章 沉积古地理特征 |
| 4.1 沉积岩相类型与沉积环境分析 |
| 4.1.1 陆源碎屑相 |
| 4.1.2 碳酸盐岩相 |
| 4.1.3 磷块岩相 |
| 4.2 沉积岩相分布与古地理特征 |
| 4.2.1 开阳地区沉积相与古地理特征 |
| 4.2.2 瓮福地区沉积相与古地理特征 |
| 4.3 定量岩相古地理重建 |
| 4.3.1 定量指标选择及编图 |
| 4.3.2 古地理时间单元选择 |
| 4.3.3 岩相古地理恢复 |
| 4.4 古地理控矿作用 |
| 第五章 成矿地质作用与成矿模式 |
| 5.1 初始成磷作用 |
| 5.1.1 磷块岩地球化学特征 |
| 5.1.2 磷质来源分析与上升洋流成矿 |
| 5.1.3 生物-化学成矿作用 |
| 5.1.4 新元古代大氧化事件与成磷作用 |
| 5.2 簸选成矿作用 |
| 5.2.1 成矿作用机制 |
| 5.2.2 元素迁移规律 |
| 5.2.3 成矿作用分布规律 |
| 5.3 淋滤成矿作用 |
| 5.3.1 成矿作用机制 |
| 5.3.2 元素迁移规律 |
| 5.3.3 成矿作用分布机制 |
| 5.4 磷矿成矿过程及成矿模式 |
| 5.4.1 开阳地区磷矿床成矿模式 |
| 5.4.2 瓮福地区磷矿床成矿模式 |
| 第六章 结论 |
| 图版 |
| 附表 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（7）湘中-赣西北成矿流体演化与Sb-Au-W成矿（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.1.1 湘中-赣西北 |
| 1.1.2 大规模成矿流体运移和分异成矿 |
| 1.1.3 Re-Os同位素体系 |
| 1.2 科学问题和技术难点 |
| 1.3 研究方法及完成的工作量 |
| 1.3.1 主要研究方法 |
| 1.3.2 主要工作量 |
| 1.4 主要创新点 |
| 第二章 湘中-赣西北区域地质与Sb-Au-W成矿分带 |
| 2.1 湘中-赣西北构造概况 |
| 2.1.1 大地构造位置 |
| 2.1.2 构造演化特征 |
| 2.2 湘中-赣西北地层概况 |
| 2.2.1 新元古界 |
| 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 |
| 2.2.6 涟源盆地“基底-盖层”结构 |
| 2.3 湘中-赣西北岩浆岩概况 |
| 2.3.1 晋宁期 |
| 2.3.2 加里东期 |
| 2.3.3 印支期 |
| 2.3.4 燕山期 |
| 2.4 湘中-赣西北Sb-An-W成矿分带 |
| 2.4.1 岩浆热液有关的矿床 |
| 2.4.2 深循环热液有关矿床 |
| 2.4.3 Sb-Au-W成矿分带 |
| 2.5 小结 |
| 第三章 湘中-赣西北Sb-Au-W矿床地质 |
| 3.1 沃溪锑金钨矿 |
| 3.1.1 矿区地质概况 |
| 3.1.2 矿床地质特征 |
| 3.1.3 围岩蚀变 |
| 3.2 大湖塘钨矿 |
| 3.2.1 矿区地质概况 |
| 3.2.2 矿床地质特征 |
| 3.2.3 围岩蚀变 |
| 3.3 锡矿山锑矿 |
| 3.3.1 矿区地质概况 |
| 3.3.2 矿床地质特征 |
| 3.3.3 围岩蚀变 |
| 3.4 小结 |
| 第四章 湘中-赣西北岩浆作用与Sb-Au-W成矿的关系 |
| 4.1 Re-Os同位素年代学 |
| 4.1.1 湘中热液石英脉中黄铁矿的Re-Os同位素 |
| 4.1.2 赣西北大湖塘W矿的辉钼矿Re-Os同位素 |
| 4.2 锆石U-Pb年代学 |
| 4.2.1 湘中天龙山岩体岩石地球化学特征 |
| 4.2.2 湘中天龙山岩体锆石U-Pb同位素年代学特征 |
| 4.2.3 湘中望云山岩脉锆石U-Pb同位素年代学特征 |
| 4.3 成岩与Sb-Au-W成矿的关系 |
| 4.3.1 湘中热液黄铁矿形成时代的意义 |
| 4.3.2 湘中燕山期岩脉的地质意义 |
| 4.3.3 基底内多时代成矿和盖层内燕山期成矿 |
| 4.3.4 湘中-赣西北Sb-Au-W成矿与岩浆成岩作用的关系 |
| 4.4 小结 |
| 第五章 湘中-赣西北Sb-Au-W矿流体特征及其指示意义 |
| 5.1 流体包裹体地球化学 |
| 5.1.1 锡矿山Sb矿 |
| 5.1.2 大湖塘W矿 |
| 5.1.3 沃溪Sb-Au-W矿等 |
| 5.2 蚀变岩的元素地球化学 |
| 5.2.1 △Ci计算模型 |
| 5.2.2 锡矿山Sb矿 |
| 5.2.3 大湖塘W矿 |
| 5.2.4 沃溪Sb-Au-W矿 |
| 5.2.5 热液蚀变与贫化与富集 |
| 5.3 热液矿物的地球化学 |
| 5.3.1 方解石 |
| 5.3.2 白钨矿 |
| 5.4 岩浆流体与深循环流体成矿 |
| 5.4.1 矿物包裹体均一化温度和盐度对成矿流体演化的指示 |
| 5.4.2 蚀变岩元素地球化学对热液成矿元素组成的指示 |
| 5.4.3 矿物的微量元素地球化学对成矿流体演化过程的指示 |
| 5.5 小结 |
| 第六章 湘中-赣西北大规模流体运移与Sb-Au-W成矿过程 |
| 6.1 Re和Os同位素对成矿物质来源的制约 |
| 6.2 Sb-Au-W迁移和分异的过程 |
| 6.2.1 Sb、Au和W在热液中的迁移形式 |
| 6.2.2 热液中Sb、Au和W的共生和分异过程 |
| 6.3 基底对成矿的控制 |
| 6.3.1 元古代Sb-Au-W含矿建造——成矿元素初步富集阶段 |
| 6.3.2 晋宁期W-Sn成矿——成矿元素的多期岩浆富集阶段800-150Ma |
| 6.3.3 加里东期深循环流体W-Au和Au矿—大规模流体运移成矿阶段 |
| 6.3.4 印支期隆起带石英脉型Au-Sb矿和矽卡岩型W矿 |
| 6.3.5 燕山期成矿大爆发 |
| 6.4 湘中-赣西北成矿流体迁移演化过程 |
| 第七章 主要结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻博期间发表论文 |
（8）大别造山带北缘佛子岭群和卢镇关群地层学和沉积学研究（论文提纲范文）
| 致谢 |
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 概述 |
| 1.2 选题来源、目的及意义 |
| 1.3 国内外研究现状 |
| 1.3.1 碎屑锆石限定地层最大沉积年龄 |
| 1.3.2 物源分析研究进展 |
| 1.3.3 研究区研究进展 |
| 1.3.4 存在问题 |
| 1.4 研究方法和技术路线 |
| 1.5 论文工作量 |
| 1.6 论文主要创新点 |
| 第二章 区域地质概况 |
| 2.1 构造单元划分 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.2.1 新元古代地层 |
| 2.2.2 早古生代地层 |
| 2.2.3 晚古生代地层 |
| 2.2.4 中新生代地层 |
| 2.3 区域地球化学 |
| 2.4 区域矿产 |
| 第三章 地层时代厘定 |
| 3.1 地层剖面特征 |
| 3.1.1 仙人冲组实测剖面 |
| 3.1.2 佛子岭群实测剖面 |
| 3.1.3 卢镇关群修测剖面 |
| 3.2 地层时代厘定 |
| 3.2.1 样品处理和分析 |
| 3.2.2 碎屑锆石结构特征 |
| 3.2.3 佛子岭群地层时代厘定 |
| 3.2.4 仙人冲组时代厘定 |
| 3.2.5 小溪河组时代厘定 |
| 3.3 地层划分与对比 |
| 第四章 原岩特征、沉积相和沉积环境 |
| 4.1 岩石学特征 |
| 4.2 地球化学特征 |
| 4.2.1 小溪河组地球化学特征 |
| 4.2.2 佛子岭群地球化学特征 |
| 4.3 原岩恢复 |
| 4.3.1 小溪河组原岩恢复 |
| 4.3.2 佛子岭群原岩恢复 |
| 4.4 沉积环境和沉积相 |
| 4.5 沉积模式及演化 |
| 第五章 物源分析 |
| 5.1 重矿物分析 |
| 5.2 地球化学分析 |
| 5.2.1 物源区风化特征 |
| 5.2.2 物源区和构造背景判别 |
| 5.2.3 小溪河组构造环境 |
| 5.3 碎屑锆石年代相 |
| 5.4 碎屑锆石微量元素 |
| 5.5 碎屑锆石稀土元素 |
| 5.6 佛子岭群原型盆地构造背景 |
| 第六章 地层含矿性评价 |
| 6.1 样品采集、测试方法与结果 |
| 6.1.1 样品采集 |
| 6.1.2 样品测试 |
| 6.2 地层元素特征 |
| 6.2.1 成矿元素丰度 |
| 6.2.2 成矿元素数据处理 |
| 6.3 地层含矿性评价 |
| 6.3.1 成矿元素的相对富集与贫化 |
| 6.3.2 成矿元素的后期叠加强度 |
| 6.3.3 成矿元素的变化性 |
| 6.3.4 地层的含矿性评价 |
| 6.4 成矿元素的控制因素 |
| 6.5 小结 |
| 第七章 结论和认识 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 攻读博士学位期间的学术活动及成果情况 |
（9）黔东南石英脉型金矿床钨富集机理研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 前言 |
| 1.1 选题目的及意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 国内外研究现状 |
| 1.2.2 研究区研究现状 |
| 1.3 研究内容与方法 |
| 第2章 黔东南金矿区域地质背景 |
| 2.1 大地构造位置 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.3 大地构造演化 |
| 第3章 典型石英脉型金矿床地质特征 |
| 3.1 赋矿地层 |
| 3.2 矿体特征 |
| 3.3 矿石矿物组合特征及结构构造 |
| 3.4 赋矿围岩及蚀变特征 |
| 第4章 黔东南石英脉型金矿床中钨赋存状态及富集机理 |
| 4.1 样品采集及测试方法 |
| 4.2 钨的赋存状态 |
| 4.3 钨的富集机制 |
| 4.3.1 主量元素特征 |
| 4.3.2 微量元素特征 |
| 4.3.3 稀土元素特征 |
| 第5章 华南加里东期变质过程中钨的迁移特征 |
| 5.1 陈蔡群岩相学特征 |
| 5.2 陈蔡杂岩元素组合特征 |
| 5.2.1 主量元素特征 |
| 5.2.2 微量元素组合特征 |
| 5.3 不同变质相中富钨矿物岩相学特征 |
| 5.3.1 不同变质相矿物LA-ICP-MS原位微区分析 |
| 第6章 结论与展望 |
| 6.1 主要结论与认识 |
| 6.2 下一步工作展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（10）黔东南地区金矿成矿规律与成矿预测（论文提纲范文）
| 作者简介 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 选题依据及意义 |
| 1.2 研究现状及存在的问题 |
| 1.2.1 造山型金矿研究现状 |
| 1.2.2 黄铁矿微量元素和硫同位素原位分析在金矿床中的应用 |
| 1.2.3 黔东南地区金矿研究现状及存在的问题 |
| 1.3 研究内容及思路和方法 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究思路和方法 |
| 1.4 完成的实物工作量 |
| 1.5 主要成果及创新点 |
| 1.5.1 论文取得的主要成果 |
| 1.5.2 论文的创新点 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造背景及演化 |
| 2.2 沉积建造及其地球化学特征 |
| 2.2.1 沉积建造类型 |
| 2.2.2 下江群地质地球化学特征 |
| 2.3 变质作用与变质岩 |
| 2.3.1 区域变质作用及其变质岩 |
| 2.3.2 接触热变质作用及其变质岩 |
| 2.3.3 动力变质作用及其变质岩 |
| 2.4 区域构造 |
| 2.4.1 褶皱构造 |
| 2.4.2 断裂构造 |
| 2.4.3 剪切带构造 |
| 2.5 区域岩浆岩 |
| 2.5.1 火山岩 |
| 2.5.2 侵入岩 |
| 2.6 区域地球物理特征 |
| 2.7 区域地球化学特征 |
| 2.8 区域矿产 |
| 第三章 典型矿床地质特征 |
| 3.1 平秋金矿床 |
| 3.1.1 矿区地质特征 |
| 3.1.2 矿体地质特征 |
| 3.1.3 矿石及矿物特征 |
| 3.1.4 围岩蚀变 |
| 3.1.5 成矿期及成矿阶段 |
| 3.2 八克金矿床 |
| 3.2.1 矿区地质特征 |
| 3.2.2 矿体地质特征 |
| 3.2.3 矿石及矿物特征 |
| 3.2.4 围岩蚀变 |
| 3.2.5 成矿期及成矿阶段 |
| 3.3 虎盆金矿床 |
| 3.3.1 矿床地质特征 |
| 3.3.2 矿体地质特征 |
| 3.3.3 矿石及矿物特征 |
| 3.3.4 矿石及矿物特征 |
| 3..5 围岩蚀变 |
| 第四章 典型金矿床地球化学特征 |
| 4.1 平秋金矿床 |
| 4.1.1 黄铁矿微量元素组成 |
| 4.1.2 成矿流体特征 |
| 4.1.3 稳定同位素特征 |
| 4.1.4 成矿年代学 |
| 4.2 八克金矿床 |
| 4.2.1 黄铁矿微量元素组成 |
| 4.2.2 成矿流体特征 |
| 4.2.3 硫同位素特征 |
| 4.3 虎盆金矿床 |
| 4.3.1 成矿流体特征 |
| 4.3.2 氢氧同位素特征 |
| 第五章 区域金成矿机制及成矿规律 |
| 5.1 成矿时代 |
| 5.2 成矿流体和成矿物质来源 |
| 5.2.1 成矿流体来源 |
| 5.2.2 成矿物质来源 |
| 5.3 金的迁移沉淀机制及赋存形式 |
| 5.3.1 金的迁移形式 |
| 5.3.2 金的沉淀机制 |
| 5.3.3 金的赋存形式 |
| 5.4 成矿作用过程及成矿模式 |
| 5.4.1 成矿作用过程 |
| 5.4.2 成矿模式 |
| 5.5 区域金成矿规律 |
| 5.5.1 金矿化类型 |
| 5.5.2 矿化时间分布规律 |
| 5.5.3 矿化空间展布规律 |
| 5.5.4 矿化局部富集规律 |
| 第六章 成矿预测及靶区优选 |
| 6.1 地质异常找矿信息提取 |
| 6.1.1 地层异常信息提取 |
| 6.1.2 构造异常信息提取 |
| 6.2 地球物理异常找矿信息提取 |
| 6.3 地球化学异常找矿信息提取 |
| 6.4 综合信息成矿预测 |
| 6.4.1 综合信息预测模型 |
| 6.4.2 综合信息成矿预测 |
| 6.4.3 成矿远景区圈定 |
| 6.5 剪切带找矿前景评价 |
| 第七章 主要结论及存在的问题 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 存在的问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附图1 |
| 附表1 |
| 附表2 |
| 附表3 |
| 附表4 |
四、黔东南区域地层成矿元素富集演化与成矿（论文参考文献）
- [1]桂北龙胜上朗变镁铁质岩锆石U-Pb年龄及其地质意义[J]. 秦亚,冯佐海,万磊,吴疆,吴杰,邢全力,薛云峰. 吉林大学学报(地球科学版), 2022
- [2]低密度元素与高密度元素划分及富集规律分析[J]. 赵胜利,黄波,杨涛,曹其琛,孙芳芳. 四川地质学报, 2021(04)
- [3]湖南及邻区志留纪兰多弗里世鲁丹期至埃隆期岩相古地理及加里东期板块构造演化[J]. 王根贤,陈必河,郑正福,周超. 地质论评, 2021(06)
- [4]贵州东南部煌斑岩类风化壳中稀土、铌富集地质特征与赋存状态研究[D]. 杨光海. 贵州大学, 2020(04)
- [5]黔南牛角塘铅锌矿床地质特征及找矿预测[D]. 游家贵. 中国地质大学(北京), 2019(03)
- [6]黔中地区震旦纪陡山沱组磷矿沉积地质与大规模成矿作用[D]. 张亚冠. 中国地质大学, 2019(05)
- [7]湘中-赣西北成矿流体演化与Sb-Au-W成矿[D]. 张勇. 南京大学, 2018
- [8]大别造山带北缘佛子岭群和卢镇关群地层学和沉积学研究[D]. 柴广路. 合肥工业大学, 2018
- [9]黔东南石英脉型金矿床钨富集机理研究[D]. 何兴华. 贵州大学, 2018(01)
- [10]黔东南地区金矿成矿规律与成矿预测[D]. 刘安璐. 中国地质大学, 2018(07)