一、南岭某地多金属矿的构造控制及其构造应力场的模拟实验（论文文献综述）
赵宇霆[1]（2021）在《诸广南长江地区花岗岩型铀矿成矿流体作用研究》文中指出花岗岩型铀矿铀矿我国铀矿床主要的工业类型,诸广山铀矿田则是我国华南花岗岩型矿床的重要矿田之一。长江地区作为诸广山矿田的重要组成部分,以往大量研究只针对于单个矿床,对区域中各个矿床的研究和对比存在不足。成矿流体研究一直是热液型矿床研究的核心问题之一,对诸广南长江地区热液型铀矿床开展系统性的成矿流体作用研究,可以完善和补充该地区铀矿床的成矿机制问题。长江地区的主要铀矿床分布在主断裂棉花坑断裂、里周断裂、黄溪水断裂、油洞断裂挟持位置的近南北向构造中,矿体产状相对稳定铀矿石类型多样,矿化延伸性好,在长江1号深钻的深部发现的厚大工业矿体,这证明区域上深部有较大的找矿空间。长江地区铀矿化矿物主要为沥青铀矿、伴生金属矿物有黄铁矿、方铅矿、闪锌矿、黄铜矿等,脉石矿物主要有石英、萤石、伊利石、方解石等。根据各个铀矿床的实际矿化情况,铀矿化可以划分为三期三阶段,即成矿前期、成矿期和成矿后期,其中成矿期可分为三个阶段:成矿早阶段、主成矿阶段和成矿晚阶段。其中成矿早阶段以红色微晶石英为特征,主成矿阶段主要为白色微晶石英或无色石英脉和紫色萤石,而成矿晚阶段则伴随浅色萤石、方解石和梳状石英的发育。成矿流体的组成和性质方面,棉花坑矿床的成矿流体由主成矿阶段的低盐度（6.15wt%Na Cleqv）、中高温（308℃）的Na Cl-KCl-Ca SO4-H2O体系逐渐演化为成矿后期低盐度（3.00wt%Na Cleqv）低温（147℃）的简单Na Cl-Ca SO4-H2O体系。长排地区铀矿床（长江1号矿体）成矿流体在成矿早阶段为低盐度（10.77wt%Na Cleqv）、中高密度、中高温（291℃）的高硫的Na Cl（F）-KCl（F）-Ca SO4-H2O的体系,而在成矿后期转化为低温（152℃）、低盐度（3.9wt%Na Cleqv）、高密度的低硫的Na Cl（F）-KCl（F）-Ca SO4-H2O体系。成矿流体为相对富含Ca2+的流体,且在成矿期萤石中包裹体气相成分主要为氢气,表明流体具还原性。书楼丘矿床的成矿流体由成矿期低盐度（5.4wt%Na Cleqv）、中高温（284℃）、中密度的流体转化为后期低温（189℃）、低盐度（4.9wt%Na Cleqv）、高密度的流体。水石矿床成矿后期的流体具有低盐度（3.87wt%Na Cleqv）、中高密度、低温（157℃）的特征。蚀变岩石地球化学研究表明,铀成矿流体为富碱土元素（Ca）,大离子的过渡元素（Co、Cr、Mo）且成矿流体富集重稀土、富含成矿元素（U）以及F等挥发分,且成矿流体属还原性流体。成矿流体来源方面,成矿流体具有岩浆热液和深源地幔流体的特征,是岩浆热液作用于深部循环的地下水沿构造上涌与产铀岩体作用萃取成矿物质,并在运移和成矿过程中混入了大气降水,在成矿晚阶段和成矿后期大气降水的比例逐渐增大,并在后期作用于岩体形成较为广泛的伊利石蚀变。成矿流体的演化方面,从成矿前期到成矿期再到成矿后期,成矿流体由含幔源组分的碱性、还原性高温高压高硫流体逐渐经历降温减压和流体混合作用,演化成为具大气降水特征的氧化性、酸性流体。长江地区铀成矿是中生代大陆热点作用下,来自深部地壳和地幔的流体沿着区域深大断裂不断与富铀岩体作用富集了U元素并在浅部与大气降水混合后逐渐将铀矿卸载。长江1号的深部铀矿化表明了该地区向深部具有较好的成矿潜力。
吕古贤,王红才,韩璐,张宝林,胡宝群,吕承训,马立成,焦建刚,毕珉峰[2]（2021）在《新华夏构造体系结构面“米字型”分布与演化的数学模拟研究》文中研究表明构造体系由多方向、多应力-应变性质和多重次序的结构构造组成,这些结构面在构造应力场中有较为固定的分布型式。经过区域成矿带、矿田、矿床等不同层次地质研究,揭示了新华夏构造体系的共轭剪切、挤压和引张三种类型结构面,它们在平面上组成"米字型"构造。通过应力-应变有限元法模拟,将"米字型"构造分为三个形成阶段:第一期共轭构造阶段,发育NNW 345°方向（大义山式）张扭断裂和NEE 75°方向（泰山式）压扭构造;第二期挤压构造阶段,产生NNE 25°方向挤压断裂和褶皱;第三期横张构造阶段,产生NWW 300°方向（长江式）的横张断裂,给出了有利于控矿成矿的应力-应变场特征,为地质找矿指明了方向。三个阶段相比,构造带内主干拉应力以第一期NNW向构造带内为最大,第三期NWW向"长江式"构造带次之,第二期NNE向和第一期NEE向构造带内拉应力微弱,拉应力总体呈现出时间由老到新从最高下降至微弱之后再回升的趋势;最大主压应力从第一期NEE向构造带为中等,演进到第二期NNE向构造带为最大,第三期NWW向"长江式"构造带和NNW向构造带为最小,表现出时间由老到新,先增强至最高值再下降至最小的趋势。
臧忠江[3]（2020）在《西昆仑与西南天山结合部晚古生代沉积型锰矿床成矿规律与成矿预测》文中指出研究区位于西昆仑和西南天山两个构造带的结合部,两个研究区带分列于其南北两侧,南侧的玛尔坎苏矿带呈近东西向沿着帕米尔北东缘展布,隶属于西昆仑构造带;北侧的吉根成矿区呈北北东向展布,隶属于西南天山构造带。近年来,在新疆维吾尔自治区克孜勒苏柯尔克孜自治州（简称克州）不断发现晚古生代沉积型锰矿床（点）,玛尔坎苏一带有奥尔托喀讷什、玛尔坎土和穆呼等锰矿床,已成为新疆最重要的锰矿带。吉根地区的博索果嫩套、铁克列克等锰矿点呈多点带状分布,找矿潜力较大。但是,由于这些矿带发现时间不长,基础地质和矿床地质的研究程度较低,吉根地区研究程度基本属于空白。因此,开展研究区晚古生代岩相古地理和沉积环境研究,开展研究区容矿地层的对比以及构造格架的研究,探讨锰矿的富集机制、成矿演化及成矿规律,对于新疆克州及其周边国家锰矿资源评价与富锰矿找矿勘查具有重要指导意义。西昆仑与西南天山结合部沉积型锰矿床,锰矿体常常以层状产出,严格受一定时代的含锰地层（下泥盆统和上石炭统）控制,含锰岩系多样,有以硅质岩为主的,还有碳酸盐岩型居多的。锰矿床形成后受后期构造改造的影响,锰矿体形态、产状发生明显变化。玛尔坎苏锰矿带内火山—沉积型锰矿床（锰质内源外成）伴有块状硫化物矿化（铜锌）。玛尔坎苏锰矿带锰矿床主要产于上石炭统喀拉阿特河组（C2k）,按其岩性分为三个岩性段:（1）生物碎屑灰岩,（2）灰绿色岩屑砂岩,（3）泥质灰岩夹薄层状灰岩,是区内最主要的沉积型锰矿赋矿层位。吉根一带锰矿床（点）产于下泥盆统萨瓦亚尔顿组（D1s）,该组为一套浅变质复理石建造,分为四个岩性段:（1）底部粗碎屑岩段,（2）下部浅变质泥岩—硅质岩—细碎屑岩段,（3）中部碳酸盐岩段,（4）上部浅变质硅质岩—泥岩—细碎屑岩夹碳酸盐岩段。在下部硅质岩和中部碳酸盐岩中均发现锰矿体。玛尔坎苏锰矿带奥尔托喀讷什锰矿床Fe/Ti比值平均为29.79;锰矿石Al/（Al+Fe+Mn）比值为0.14～0.19（平均为0.165）,围岩的在0.29～0.74之间,具有热水沉积特征。矿石的Y/Ho比值平均为25.69,与深海热水流体的基本一致。含锰岩系下伏的早石炭世玄武岩锰含量在1000×10-6～1500×10-6之间,锰的背景值较高,说明锰源与深部来源有关。矿石REE总量平均为99.03×10-6,明显偏低,表明成矿过程中有热液活动。碳酸锰矿石及其顶、底板灰岩LREE/HREE比值平均为3.25。锰矿石δCe值平均为1.15;围岩δCe值平均为0.83。这可能是早石炭世地质活动频繁,海底出现基性火山岩喷发等海底火山作用引起的。矿石δEu值平均为0.95,围岩δEu值平均为0.89。均呈微弱的Eu负异常。锰矿床矿体顶、底板围岩δ13C在0.26‰～-2.73‰之间,与海相碳酸盐δ13C值相近。碳酸锰矿石δ13C在-9.47‰～-21.67‰之间,变化范围较大,说明锰成矿中存在有机物降解过程,造成碳同位素分馏。δ13CPDB值偏负,推断锰矿石的形成是有机质参与造成的。锰矿石δ18O值在-5.2‰～-11.45之间。计算的围岩温度集中在68.1～78.2℃之间;锰矿石温度范围在42.7～84.1℃之间,也说明锰矿床的形成具有热水沉积特征。吉根一带锰矿床Fe/Ti值平均为24.60;Al/（Al+Fe+Mn）值平均为0.24,REE总量平均为57.99ppm。锰矿石及其顶、底板围岩LREE/HREE比值平均为9.04。锰矿石δCe值平均为1.17,围岩δCe值平均为1.02,说明锰在沉积成岩—成矿过程中受到海底火山作用影响。矿石δEu值平均为1.09,围岩δEu值平均为0.96。显示为弱的Eu正异常,反映出岩/矿石沉淀时有海底热水作用参与。玛尔坎苏锰矿带自早石炭世起,在持续拉张的伸展环境下形成下石炭统乌鲁阿特组巨厚的基性—中性火山岩。至晚石炭世火山活动基本结束,构造沉积盆地内发育一套海相碳酸盐岩组合,古地理环境属于浅海沉积盆地。锰的成矿作用分为沉积成岩期、热液改造期和表生氧化期。成矿模式为:由火山口（火山喷溢VMS）、近源（火山口）以火山—沉积为主导,到远源（火山口两侧）以化学沉积为主的锰多金属矿成矿作用演变过程。西南天山吉根周边下泥盆统萨瓦亚尔顿组下部和底部对应于河口三角洲沉积环境;中部代表较深水的浅海沉积环境;而上部则是浅海沉积环境。锰矿床的形成经历了沉积成岩期、变质改造期和表生氧化期三个阶段,含矿岩系具有热水沉积特点,锰质来源与其关系密切,锰矿床属于热水沉积—变质成因。对研究区及其外围开展以构造要素及其对锰矿体制约（改造）为目的的野外调查研究,构建了研究区的构造格架。玛尔坎苏锰矿带穆呼—玛尔坎土一带的构造轮廓整体为一个近东西向的玛尔坎苏河复背斜,它自北向南包含玛尔坎苏河背斜—玛尔坎土倒转向斜—坦迭尔倒转背斜—玛尔坎阿塔乔库倒转背斜等次级褶皱,倒转褶皱轴面均向南倾斜,反映自南向北的推覆动力。玛尔坎土向斜是研究区主要赋矿构造。在穆呼—玛尔坎土以西,厘定了12线的石炭系构造形态,确立了坦迭尔背斜核部,其南翼向东延伸,划分出南部新的含锰岩带,拓宽了找锰矿范围。在吉根锰矿远景区确定了泥盆系构成一系列NNE向—SN向的褶皱构造,中部的艾提克复式背斜向东、西两翼均有托格买提组下段碳酸盐岩的重复出现,西侧更有托格买提组上段碎屑岩的分布,反映出一个中间老两侧新的背斜构造格局。东部与上—顶志留系塔尔特库里组接触的是下泥盆统萨瓦亚尔顿组偏上层位。东部一系列以托格买提组下段为核部的向斜构造,识别出两个倒转的向斜构造,对于找锰矿是最为有利的。西昆仑和西南天山结合部沉积型锰矿床具有以下特点:（1）与海相火山作用有关的锰成矿作用表现出“内源外成”特点。成矿物质主要来自海底火山喷发所引起的深源富锰含烃热液（水）喷流沉积。（2）都有热水溶液参与成矿的迹象,玛尔坎苏锰矿带属于近火山—沉积建造,含锰建造中伴有火山岩及火山碎屑岩;吉根一带则属于远离火山—沉积建造,含锰建造以陆源碎屑岩类为主,偶见少量火山物质,但是地球化学特征显示热水沉积特层。（3）容矿岩石均有硅酸盐岩和碳酸盐岩。岩石类型富含炭质,硅质岩中出现复杂的微量元素组合。吉根锰矿远景区北部博索果嫩套是硅质岩砂页岩容矿,南部克尔克昆果依山则是碳酸盐岩容矿。玛尔坎苏锰矿带坦迭尔锰矿点产于火山岩建造顶部的凝灰岩中。（4）锰矿石类型均为富锰矿石,但是两个成矿带矿石的矿物组合有明显差别。玛尔坎苏锰矿带以原生碳酸锰矿石为主,少量次生氧化锰矿石。矿石中菱锰矿和钙菱锰矿居多,少量肾硅锰矿和硫锰矿。而吉根锰矿远景区矿石中锰的硅酸盐相占较大比例。（5）锰矿具有成群（带）分布特点,吉根锰矿远景区可能是被动性大陆边缘的岛弧沉积岩带火山弧间洼地—弧后盆地,玛尔坎苏锰矿带为主动性大陆边缘的岛弧火山—沉积岩带,属于浅海较深水洼地。两者均属于复杂的拉张构造环境中生成的海底热水沉积型锰矿床。（6）锰矿体形成后明显受后期构造运动所改造,构造改造是矿体的结构和矿物组成由简单、完整到复杂、破损的变化过程。现存的锰矿体多定位于向斜构造的核部和两翼。（7）锰矿成矿时间均属于晚古生代,玛尔坎苏锰矿带以石炭纪为主,二叠纪次之;吉根地区锰矿的成锰时代为早泥盆世。锰的聚集具有区域同时性。对比玛尔坎苏锰矿带与吉根锰矿远景区的区域地质背景、含锰建造类型、成锰期沉积相和沉积环境,以及探明的富锰矿石资源和构造改造程度等成矿要素表明,前者具备形成大中型富锰矿床的良好条件,其中,长期大量的中基性岩浆喷发以及火山熔岩和凝灰岩与海水的水岩交换提供充足的Mn源,而火山岩建造之上的相对沉积凹陷区域起到很好的聚矿作用,以及充足的生物有机质对矿质的沉淀和固着等尤为重要,因此区域找矿潜力较大;而后者成矿条件较为复杂,在锰源、含锰建造和古地理环境、成矿后构造改造等方面对成锰矿及矿体定位的贡献较小,增大了找矿难度。根据以上研究成果,结合研究区物探、化探和遥感找矿信息,在玛尔坎苏锰矿带划分出3个Ⅰ级找矿靶区和1个Ⅱ级找矿靶区。在吉根锰矿远景区提出3个值得进一步找矿区段:即Ⅰ-1靶区、Ⅰ-2靶区和Ⅱ-1靶区。
吴德海[4]（2020）在《粤北棉花坑铀矿床热液蚀变矿物地球化学特征与铀成矿作用研究》文中研究说明粤北长江铀矿区是华南五大铀矿田（相山、桃山、诸广、下庄、苗儿山）中诸广铀矿田的重要组成部分,矿区位于南岭成矿带中东段诸广山岩体的东南部,是华南花岗岩型铀矿最为重要的产地之一。目前区内已探明储量的铀矿床有6个（书楼丘、棉花坑、油洞、长坑、长排、水石）以及若干个铀矿点,其中棉花坑铀矿床是矿区开采深度最深、华南规模最大、最典型的花岗岩型铀矿床。本文以长江铀矿区棉花坑铀矿床为研究对象,利用偏光显微镜（PLM）、扫描电镜（SEM）、能谱仪（EDS）、电子探针（EPMA）、X射线荧光光谱仪（XRF）、电感耦合等离子质谱仪（ICP-MS）等现代分析测试技术对矿床的代表性岩矿石样品进行了岩相学、精细矿物学、主量、微量和稀土元素地球化学分析,结合质量平衡计算方法、酸碱热液蚀变理论等探讨了矿床典型矿化蚀变剖面组分特征及迁移规律,对绿泥石的成因矿物学、“红化”蚀变的机理、萤石的矿物学及元素地球化学、热液蚀变与铀成矿的关系等方面进行了系统研究,主要得到以下成果:（1）棉花坑铀矿床围岩蚀变发育,蚀变带具有明显的水平分带特征,对该矿床-150m中段典型的横向矿化蚀变剖面进行了研究,该蚀变剖面在横向上可分为新鲜花岗岩带（Ⅴ带）、远矿碱交代蚀变带（Ⅳ带）、近矿绿泥石化蚀变带（Ⅲ带）、矿旁水云母化蚀变带（Ⅱ带）和矿化中心赤铁矿化蚀变带（Ⅰ带）。主要蚀变类型及生成顺序为成矿前碱性长石化→成矿期绿泥石化-伊利石化/水云母化-赤铁矿化→成矿期后碳酸盐化;其中绿泥石化、水云母化和赤铁矿化蚀变能促进成矿元素的聚集,水云母化和赤铁矿化的叠加对铀成矿更为有利。（2）棉花坑铀矿床横向矿化蚀变剖面从侧缘碱交代带→矿化中心带,Si O2的带入率（0.27%→0.21%→0.50%→0.70%）整体上与U的带入率（4.73%→8.07%→39.26%→98.29%）呈正比,K+、Na+相互排斥呈现“钾钠不相容”现象,Mg O、Mn O呈现出“此消彼长”的迁移特征,是对流平衡迁移方式的表现。Th、Pb、Cs、Mo、As元素在矿化中心带的带入率最大,Ba、Sr、Co、V元素在矿化中心带迁出率最小,这对铀成矿（铀矿化）具有很好的指示作用。（3）对棉花坑铀矿床中的绿泥石进行了成因矿物学研究。从形貌特征和成因特征等方面对棉花坑铀矿床中的绿泥石进行了分类,它们分别为Chl1-长石蚀变型、Chl2-黑云母蚀变型、Chl3-脉型、Chl4-粘土矿物转变型以及Chl5-与铀矿物密切共生型绿泥石;其中,Chl1、Chl2代表铀成矿前期的绿泥石,Chl3、Chl4代表铀成矿期早阶段的绿泥石,Chl5代表主成矿阶段的绿泥石。根据电子探针测试的绿泥石成分,采用了国际上较新且比较合理的分类方案对棉花坑铀矿床中的绿泥石进行了结构分类和命名,认为矿床中各成因类型绿泥石均为I型-三面体铁绿泥石（鲕绿泥石）。探讨了各类型（各期次）绿泥石的形成环境,认为从铀成矿前期→铀成矿期早阶段→主成矿阶段,各成因类型绿泥石的形成温度（平均值251.6℃→236.7℃→213.5℃）、氧逸度([lg(fO2/10-5Pa)]平均值-42.0→-42.5→-43.8)、硫逸度([lg(fS2/10-5Pa)]平均值0.6→-0.9→-4.2)呈现持续下降的演化规律,指示了矿床热液流体向低温、低氧逸度、低硫逸度的还原环境演化,暗示了铀成矿环境为中低温、相对酸性的还原环境。从成矿元素的地球化学行为和成矿元素的源-运-储过程等方面分析和归纳了绿泥石化对棉花坑铀矿床的成矿作用贡献,即绿泥石化通过改变铀的赋存状态、岩石的物理化学性质以及铀载体的物理化学平衡等方式共同为铀成矿作用提供了有利的矿源、运矿、储矿条件。通过对绿泥石成因矿物学的研究,进一步证明绿泥石是反演铀成矿环境重要、有效且可靠的标型矿物。（4）对棉花坑铀矿床“红化”蚀变进行了精细矿物学研究。本文认为在未进行物相分析的情况下,把“红化”蚀变简单的等同于或归因于赤铁矿化是不严谨的,属于狭义的“红化”。铁的（氢）氧化物或者Fe3+是最主要的致色矿物或致色阳离子,是岩石变红的重要因素;矿物中存在的大量孔隙（原生孔隙和次生孔隙）为“红化”蚀变中致色矿物的聚集提供了场所,是“红化”蚀变的必要条件;绢云母和粘土矿物（伊利石/水云母）本身有可能作为岩石“红化”的致色矿物,同时它们具有一定的吸附性,在一定程度上对其他致色矿物（铁的氢/氧化物和铬、锰氧化物）起到了的载体作用和吸附作用,为其他致色矿物的运移和聚集提供了有利条件;过渡族金属氧化物（特别是元素周期表中第Ⅳ周期的过渡族元素Cr、Mn、Ti、Co等）以及它们的阳离子(Cr3+等)与Fe3+、Al3+的类质同象替换造成了“红化”蚀变的复杂性和多样性。因此,热液铀矿床中的“红化”现象并非由单一因素引起,而是在矿物中的孔隙、铁的（氢）氧化物、绢云母和粘土矿物以及过渡族金属氧化物及其阳离子等多种因素耦合作用下的结果。（5）对棉花坑铀矿床中的萤石进行了矿物学及元素地球化学研究。棉花坑铀矿床产有三类萤石,它们分别为形成于铀成矿期主成矿阶断的紫黑色萤石、形成于铀成矿期成矿晚阶段的紫色萤石以及形成于铀成矿期后的浅绿色萤石,这三类萤石均属于热液成因。紫黑色萤石和紫色萤石相似的稀土元素配分模式暗示了两者具有相同的物质来源,而浅绿色萤石的物质来源可能与紫黑色萤石、紫色萤石的物质来源不同。从铀成矿期至铀成矿期后,萤石弱的负Ce异常、明显的负Eu异常和U的含量以及这些参数的变化特征都指示了成矿环境由还原向氧化转化,成矿流体性质由还原向氧化演化。在研究棉花坑铀矿床萤石微量元素和稀土元素的基础上,结合长江铀矿区的成矿地质背景和类比邻近相似铀矿区成矿流体的研究成果,认为棉花坑铀矿床成矿流体源自富含U、Ba等元素的前寒武纪基底岩石或与其进行了较为充分的水-岩相互作用的可能性较小,成矿流体存在多源（地幔流体和大气降水）的可能性,相对于前寒武纪基底岩石而言,为一经历了深部循环的外来流体。（6）根据棉花坑铀矿床各蚀变带元素的含量、比值及迁移特征,结合长江矿区的基础地质特征、铀的基本性质以及前人在同位素（C-H-O-S-Sr-Sm-Nd）等方面的研究成果,本文认为棉花坑铀矿床的成矿物质主要来源于赋矿围岩长江岩体,成矿流体在成分上富含挥发分和矿化剂（CO2、F、H2O等）、碱金属元素（K、Cs、Rb）和重稀土元素,性质上具相对高的氧逸度,其来源是地幔流体与经历了深循环大气降水的混合成因流体。挥发分和矿化剂（CO2、F、H2O等）的带入是矿床重要的矿质迁移机制,CO2的逸出伴随着氧化向还原过渡的环境是矿床重要的矿质沉淀机制。
吴志春[5]（2020）在《江西相山火山盆地铀矿床三维地质建模及深部成矿条件分析》文中研究表明相山火山盆地位于赣-杭火山岩型铀多金属成矿带的西南段,是我国第一、世界第三大火山岩型铀矿区,现已探明铀矿床二十余个。历经60多年的探采,累计钻孔进尺达200多万米。目前盆地浅部矿石明显减少,特别是优质矿石已近枯竭,因此,在查明深部地质特征的基础上进一步开拓深部找矿显得尤为重要。近年来,随着深部勘探技术和三维地质建模技术的进步,三维地质建模已经成为地质界面形态描述和深部成矿预测的重要手段。本文从相山火山盆地北部、西部、东部成矿区及盆地南部遴选了11个典型铀矿床（点）,运用数字地质填图数据、地质图、勘探线剖面图、中段平面图、钻孔等多源数据在GOCAD软件平台上构建了9个三维地质模型,立体呈现了盆地重点地段的深部地质特征,分析了深部成矿条件,并预测了多个深部铀多金属有利成矿部位。本次研究取得的主要成果如下:（1）首次系统地运用了相山火山盆地内232条地表地质调查路线、19条实测地质剖面、9幅矿床地质图、257幅勘探线剖面图、28幅中段平面图、1074孔钻孔等多源数据,构建了涵盖横涧、岗上英、红卫、沙洲、河元背、居隆庵、朋姑山、邹家山、云际、刁元等11个矿床（点）的9个高精度三维地质模型,总建模面积达10.5km2。（2）创建了运用数字地质填图路线PRB数据、实测地质剖面和地形数据直接构建浅表层三维地质模型的新方法。地表地质填图数据具有精度高、规范性好、信息丰富、连续性好、易获取、成本低等优点,且易于获取到覆盖整个研究区的数据源,在一定程度上解决了三维地质建模所需数据源不足带来的瓶颈。（3）提出了复杂地质界面分块建模法,有效提高了构建复杂地质界面的效率和精度。根据建模数据的分布特点和地质体的三维形态特征将复杂地质界面拆分成若干个简单的地质界面,选用合适的建模方法逐个构建简单地质界面,最后运用约束-插值、平滑等处理将简单地质界面组合生成复杂地质界面。（4）系统研究了节点连接约束、控制节点约束、点对线约束、点（线）对面约束、面的边界约束、面的边界对面的端点约束、距离约束（线与面的距离约束、地层厚度约束）等约束方法,详细阐述了这些约束方法的实现步骤。约束-插值方法贯穿矿床（点）三维地质建模始终,有效解决了多源数据融合难,复杂地质界面构建慢、精度低等问题,提升了建模质量和效率。（5）通过相山火山盆地北部成矿区矿床三维地质模型可知,3条东西向、5条北东向基底断裂构造将变质岩基底切割成8个凹陷、隆起不一致的菱形块体。局部地区粗斑二长花岗斑岩沿菱形构造侵入形成（近）直立岩墙,岩墙在剖面上呈“I”、倾斜“I”、上部膨胀“I”等形状。在基底断裂构造与盖层构造交汇处,岩浆侵入盖层构造中形成小角度（或近水平）岩床（脉）,岩墙与岩床（脉）组合体在剖面上呈“火焰”、“7”、“T”、“┥”、“十”等形状。北部的矿床主要分布在北东向、东西向基底断裂交汇处（附近）的粗斑二长花岗斑岩体中,矿体主要富集在岩墙的膨胀部位、岩墙与岩床（脉）的结合部位及其内外接触带。根据MT剖面解译成果和深部成矿条件,推断巴泉11号带（-1900～-1300m）、沙洲矿床（-1000～-600m）深部的岩墙与岩床结合部位还存在较好的找矿潜力。（6）在相山火山盆地西部成矿区内新发现了河元背火山塌陷构造,该火山塌陷呈东西向,与铀多金属成矿关系密切;重新厘定了东西向牛头山—居隆庵—船坑火山塌陷构造;查明了邹家山弧形火山塌陷构造展布特征;在牛头山—河元背断裂与河元背火山塌陷构造交汇部位,推断存在一个与铀多金属成矿密切相关的鹅湖岭期次火山口;查明了居隆庵菱形断块内与铀成矿关系密切的断裂构造（走向近南北、倾向东）底部的帚状裂隙带的三维形态:裂隙带呈上部收敛、下部撒开、南收敛、北撒开,在东西剖面上呈“人”形,在水平剖面上呈倒“人”形。在西部成矿区的河元背、居隆庵、平顶山菱形断块内圈定了5个深部铀多金属有利找矿远景区。（7）相山火山盆地东部和南部的笔架山—芙蓉山粗斑二长花岗斑岩体受基底断裂和火山层间离张断裂控制,形成岩墙和岩床组合体,在剖面上呈“7”形。该岩体岩床部分地表无放射性、遥感蚀变异常或异常较弱,且岩床厚度不大,综合盆地内不同位置的粗斑二长花岗斑岩体三维形态特征和有利成矿条件,认为在其岩床部位不具备很好的找矿潜力,而岩墙与岩床的结合部位则为有利找矿部位。
陈峰[6]（2020）在《华南雪峰陆内造山带东向构造扩展隆升与转换研究》文中研究指明陆内造山带的形成机制是近年国际构造地质学的热点问题之一。华南雪峰造山带经历了强烈的陆内造山作用,以雪峰造山带为实例建立构造模型,不仅对于揭示陆内造山带的形成机制具有十分重要的意义,而且对约束和评价该地区矿床剥露历史也十分关键。本文对雪峰造山带东段的湘中后陆逆冲构造带为重点研究区,开展了野外构造解析、显微构造观察和深部构造解译。结合古构造应力场和构造变形序列进行综合分析,以构造—热年代学研究和构造物理模拟为研究手段,本文对雪峰造山带的构造演化及其构造转向过程进行了重点论述。通过对地球物理资料的综合解译,厘定出雪峰造山带东段的湘中后陆构造带以在深度约10km出存在拆离断层及其上的断展褶皱。根据古构造应力场计算,梳理了雪峰山东缘燕山期以来五个阶段的构造应力场,先后经历了 NW-SE向挤压构造体制、NWW-SEE向挤压和NNE-SSW向伸展的走滑构造体制、近东西向挤压构造体制、NNW-SSE向伸展构造体制、NEE-SWW向挤压和NNW-SSE向伸展的走滑构造体制。通过构造解析,将湘中后陆构造带燕山期构造变形划分为三阶段构造变形:D31阶段构造变形以向NW逆冲为主;D32阶段表现为共轭走滑断层;D33阶段表现为东逆冲的脆性断层和穹隆群。根据碎屑锆石U-Pb同位素结果,将雪峰造山带东段燕山期构造变形的时间下限定为176 Ma。锆石和磷灰石裂变径迹结果表明,晚白垩世以来,湘中后陆构造带平均剥露速度约在0.06-0.07km/Ma,剥露厚度6.5-6.6km,是西部厚皮-薄皮构造带的两倍。热演化史综合分析表明,在～90Ma,雪峰山东侧发生快速冷却事件。D33阶段的构造应力场转换为东西向挤压,导致湘中后陆构造带的强烈变形和大规模隆升剥露,造成大乘山、龙山和猪婆山穹隆出露于地表,是雪峰造山带向东递进扩展的结果。雪峰造山带发生构造转向与前陆逆冲带受到四川盆地刚性基底克拉通的阻挡有关。通过沙箱模拟实验与综合研究,本文认为前陆块体阻挡导致造山楔达到临界角状态,由此引发的向后陆扩展隆升是控制陆内变形扩展的内在原因。雪峰造山带在结构上经历了多次构造转换,并于90 Ma后基本定型。而约60-30 Ma和10Ma存在两次快速冷却在整个华南板块基本一致,对雪峰造山带进行了改造,可能与印度—欧亚板块碰撞和中国南海板块扩张有关。
张川[7]（2020）在《岩心成像光谱技术与江西相山铀矿蚀变三维建模》文中提出蚀变是热液型矿床重要的找矿要素,长期以来,针对深部蚀变信息的精细探测和反演仍缺少有效的新技术支撑。成像光谱技术是对地观测领域的前沿,在蚀变矿物填图方面具有独特优势。本研究将其引入深部钻孔岩心蚀变信息识别和探测方面,以我国最大的火山热液型铀矿田——江西相山铀矿田西部的河元背、邹家山两个重要矿床为研究对象,通过开展岩心成像光谱扫描、数据处理和分析,建立了岩心成像光谱蚀变信息提取、编录和三维建模等一整套技术方法,实现了深部高光谱蚀变信息半定量二维、三维可视化。在此基础上,综合成矿动力学、成因矿物学及X衍射分析等手段,探讨了相山深部热液蚀变过程及其与铀成矿的联系,为深部蚀变信息精细探测提供了新的应用示范,也为铀矿勘探提供了参考。本次研究主要取得的成果和认识如下:（1）基于HySpex地面成像光谱数据处理方法、光谱相似性匹配方法、蚀变信息相对含量统计方法,建立了“图谱合一”高分辨率岩心成像光谱数据蚀变信息半定量编录技术,能够弥补传统地质编录在精细化和定量化程度方面的不足,提高了深部蚀变信息分带的客观性和可靠性,为地质矿产勘探钻孔岩心编录提供了一种新的思路和手段。（2）结合地质统计学理论,以连续型随机变量描述深部蚀变发育,以序贯高斯随机模拟为手段,建立了基于岩心成像光谱编录的深部蚀变信息三维建模技术,构建了相山西部河元背矿床和邹家山矿床5类高光谱蚀变信息三维模型,实现了深部蚀变信息三维精细反演和可视化,为深部蚀变空间特征和成矿环境综合研究提供了全新的技术支撑。（3）钻孔岩心成像光谱蚀变信息的三维建模反映了河元背矿床和邹家山矿床具有不同的蚀变规模和蚀变类型,河元背矿床可能处于相山西部的另一个火山通道附近。与铀矿密切相关的伊利石化具有Al-OH吸收峰波长偏短波和偏长波的两种亚型,短波伊利石与高岭石-地开石空间相关,空间上具有上-短波伊利石、下-长波伊利石的分带特征。与水云母-萤石型铀矿化相关的伊利石主要是短波伊利石。（4）结合相山火山盆地晚中生代成矿动力学背景、成因矿物学理论、XRD分析和碱交代成矿机制,分析和预测了火盆结构形成之后的相山深部一系列蚀变矿物形成环境和演化进程,建立了钠交代期→钾交代期→酸交代期3阶段铀成矿蚀变演化模式。相山深部碱交代作用具有先钠后钾、先碱后酸、下碱上酸的演化特征。
张哲坤[8]（2020）在《古太平洋俯冲对华北克拉通陆内变形及岩浆作用的制约》文中认为东亚大陆濒临西太平洋,至少从早侏罗世开始大地构造演化受到来自西太平洋板块（古太平洋板块和太平洋板块）俯冲叠加作用的影响。西太平洋板块俯冲作用对于中国东部中新生代重大地质事件,如华北克拉通破坏、燕山运动、华南大陆再造过程、中国东部含油气盆地和大规模金属矿产资源的形成都起到了举足轻重的作用。然而,对于古太平洋俯冲的详细过程,以及与燕山运动和华北克拉通破坏的关系等重大科学问题,仍存在认识上的分歧和不足。本文选择中国东部典型的构造带及岩浆岩为对象,开展详细的构造变形及岩浆岩分布研究,试图通过中国东部构造-岩浆耦合特征,揭示古太平洋板块的俯冲历史以及对东亚大陆的影响。东北亚地区广泛发育与古太平洋板块俯冲相关的岩浆活动及增生杂岩带,是研究古太平洋板块俯冲细节过程的绝佳位置。本文通过对华北北缘、山东半岛、东北地区、朝鲜半岛、日本列岛等地中生代的岩浆活动及斑岩型-矽卡岩型矿床时间和空间分布进行统计梳理发现:侏罗纪的岩浆岩和矿床分布近似呈NNW向展布,并且显示从早侏罗世到晚侏罗世由NE向SW迁移的特征,指示侏罗纪古太平洋向SW方向俯冲;白垩纪岩浆岩和矿床分布近似呈NE向,并且显示从NW向SE迁移,指示古太平洋板块白垩纪向NW方向俯冲并向SE方向后撤。我们认为古太平洋板块俯冲转向可能发生在晚侏罗世,由SW转为NW。另外,我们发现:早侏罗世郯庐断裂带局部复活,朝鲜半岛湖南剪切带发生强烈的右行韧性剪切活动,日本船津剪切带也发生强烈的右行韧性剪切;而早白垩世郯庐断裂带发生强烈的左行走滑运动,湖南剪切带和船津剪切带发生强烈的左行脆性剪切活动,同样指示了早侏罗世古太平洋板块向SW方向俯冲而早白垩世俯冲方向转为NW向。华北克拉通南缘秦岭-大别造山带晚中生代发生强烈的陆内造山运动,伴随着广泛的岩浆活动与Mo?Cu?Au成矿作用。早中侏罗世（190?160 Ma）南秦岭大巴山向SW发生逆冲推覆形成弧形构造带,该时期大别-苏鲁造山带也发生显着的抬升剥蚀。值得注意的是,晚三叠世华北克拉通与华南板块碰撞拼合完成并转为碰后伸展,以广泛发育A型花岗岩、环斑花岗岩、煌斑岩为主要特征。因此,秦岭-大别山造山带早中侏罗世的陆内造山活动应该与古太平洋板块向SW俯冲远程效应密切相关。从160 Ma开始,秦岭-大别造山带开始出现大规模的岩浆活动以及斑岩型-矽卡岩型Mo?Cu?Au矿床,岩浆岩显示了高的氧逸度特征。此外,山阳-柞水地区出露一系列与斑岩铜矿相关的高镁埃达克岩,地球化学指标显示高镁埃达克岩来源于古太平洋俯冲洋壳的部分熔融。因此,我们认为160Ma可能为转折点,标志着秦岭-大别构造体制由挤压开始转为伸展,这可能与古太平洋板块俯冲方向由SW转为NW向密切相关。燕山运动的提出至今近一个世纪,关于其时空范围和动力学背景一直以来都有着很大的争议。本文通过详细的构造分析和模拟实验,提出燕山运动是晚中生代环华北克拉通周缘强烈的陆内造山运动,构造行迹应该与缝合带的展布方向基本一致,而不是前人所认为的WE向或NE向。该时期华北克拉通北缘阴山-燕山构造带发生广泛的向南或向北的逆冲构造并伴随着右行走滑活动,秦岭-大别造山带也发生强烈的左行走滑断裂和逆冲构造,中国东部郯庐断裂带发生显着的左行走滑活动,太行山构造带发生显着的挤压抬升。我们认为这与古太平洋板块向NW方向俯冲挤压促使华北克拉通向欧亚大陆内部楔进,沿着克拉通边缘和构造薄弱带发生强烈的陆内造山作用,这个认识得到了沙盘模拟实验的很好验证。华北克拉通破坏的机制一直以来都有不同的认识,但目前基本形成共识,古太平洋板块俯冲这个过程扮演了非常重要的角色。然而板片俯冲到底有什么物质贡献一直都不是很清楚。本文通过研究发现华北北缘云蒙山岩体、房山岩体具有非常高的氧逸度特征,统计发现高氧逸度岩浆在华北非常广泛。研究表明,高氧逸度特征既不是来源于基底岩石,也不是通过岩浆演化过程逐渐累积,而是氧化性物质输入导致。至少从早侏罗世开始华北克拉通就处于活动大陆边缘环境,经历古太平洋板块的俯冲作用,大量的板片释放的流体和熔体进入地幔楔并交代地幔楔,使其逐渐发生氧化,在此过程地幔楔的强度逐渐降低,是克拉通破坏的前奏。晚中生代华北克拉通发生重要的岩石圈减薄,大量的氧化的镁铁质岩浆底侵与长英质岩浆混合可能是高氧逸度岩浆形成的主要途径。燕山运动和华北克拉通破坏及古太平洋俯冲三者之间的关系,一直容易被混淆,本文提出了一个模型来简要阐述三者之间的联系。燕山运动主要以中晚侏罗世（170?165 Ma）和早白垩世（140?135 Ma）两期挤压幕为主要特征,所以该时期古太平洋以向西方向俯冲为主要运动方向;而135 Ma之后,华北克拉通发生岩石圈减薄和破坏,以强烈的伸展变形和广泛的岩浆活动为主要特征,对应古太平洋板块俯冲板片后撤的过程。因此,燕山运动和华北克拉通破坏均与古太平洋板块俯冲密切相关,只是分别对应了在不同的俯冲时期并具有不同的俯冲方向和角度。房山岩体位于华北克拉通北缘,是一个同心环状岩体。研究表明它是一个多批次岩浆脉动增量生长的岩体。岩体主要由四个侵入单元组成并包含丰富的镁铁质包体。通过详细的锆石U-Pb定年表明,岩体经历了较长时间的活动在132.5?128.7 Ma之间。岩浆从深部岩浆房抽提并快速上升在10?16 km浅部地壳就位。锆石的微量元素、Hf同位素组成表明四个侵入单元和镁铁质包体的特征显着不同,指示它们分别来源不同的岩浆批次。这些岩浆来源于下地壳水平,是通过镁铁质岩浆及分异的残余熔体以及部分熔融的地壳熔体以不同比例混合而成的。基于锆石CL图像,我们发现镁铁质包体中出现4类锆石,包括类型1（深源晶和自结晶）、类型2（捕获晶）、类型3（核-边结构）、类型4（重结晶）,它们记录镁铁质岩浆的整个演化历史。部分类型1锆石并不是形成于侵位水平,而是形成于深部岩浆房,被侵位的岩浆裹挟上来的。大部分的类型2锆石是镁铁质岩浆穿过浅部岩浆房从粗粒二长岩中捕获的。类型3锆石显示核-边结构,指示捕获的锆石在镁铁质岩浆继续生长的过程。类型4锆石呈现了分区结构或补丁状结构,显示类型1锆石与熔体相互作用,富Th-REE-P的锆石逐渐被替代形成富Hf的锆石和磷钇矿等,暗示了镁铁质岩浆与长英质岩浆混合过程。本文展示了锆石成分和形貌研究可以提供一个很好的工具来揭示复杂的岩浆演化系统。
王路[9]（2020）在《煤系石墨的构造-热成矿机制研究》文中认为我国是世界上为数不多的既赋存有晶质石墨和隐晶质石墨的的国家,随着碳时代的到来,石墨资源的开发利用逐渐受到世界各国的重视。煤系石墨,属于隐晶质石墨,由煤的高变质作用阶段进入石墨化阶段的产物。然而,对煤的石墨化作用研究较少,在煤的石墨化特征、煤成石墨化的影响因素、煤系石墨的成矿机制等方面的研究尚不清楚。因此,加强对煤系石墨的特征和石墨化过程的演化特征以及成矿机制研究,对煤系石墨资源的合理开发和高效利用具有重要的经济使用价值。本文以我国华南地区的湖南鲁塘矿区、闽西南地区和江西崇义矿区为研究对象,运用了煤田地质学、矿物学、材料学、煤岩学和构造地质学等理论知识,采用了宏观标本描述、光学显微镜、扫描电镜、X射线衍射、激光拉曼光谱、高分辨率透射电镜等测试分析方法,对不同演化程度的高变质无烟煤-煤系石墨特征进行研究,以煤的石墨化特征为切入点,揭示了煤系石墨的宏观-微观-超微结构特征,深入研究了煤向石墨演化的特征,剖析了煤系石墨化的成矿控制因素,分析了煤系石墨的差异石墨化特征。在对煤系石墨成矿的构造-热地质背景分析的基础上,以我国区域构造背景和赋煤区带特征为基础,划分了我国煤系石墨成矿区带。此外,探讨了煤系石墨与构造-热活动关系,提出了煤系石墨的成矿模式,并揭示了构造应力在煤系石墨化中的作用机制。（1）我国为由多个板块挤压的大地构造背景,具有多期次、高强度的构造-岩浆活动,以我国区域构造格局和赋煤构造带为基础,结合煤系石墨成矿的构造-岩浆热地质条件,划分了我国煤系石墨成矿区带,包括4个成矿域和9个成矿带,一级成矿域呈现出“一纵三横”的格局,“一纵”为大兴安岭–太行山–雪峰山以东NNE向展布的滨太平洋煤系石墨成矿域（I-1）,“三横”为分别受控于3条EW向区域性构造–岩浆带的南岭煤系石墨成矿域（I-2）、秦岭–大别煤系石墨成矿域（I-3）和燕山–阴山煤系石墨成矿域（I-4）。（2）基于光学显微镜、X射线衍射、激光拉曼光谱和高分辨率透射电镜等测试分析方法,从不同尺度揭示了煤系石墨的特征。研究表明,煤系石墨中主要赋存三大类组分,分别为煤岩有机显微组分、热解碳和石墨化组分,石墨化组分呈颗粒状、丝状和鳞片状。随着石墨化程度的增高,芳香大分子结构的结晶程度逐渐增高,002衍射峰逐渐由波状峰过渡为不对称峰,最终为高而尖锐的峰形,拉曼光谱中,D1、D2、D3和D4缺陷峰逐渐减弱直至消失,G峰逐渐增强,二级拉曼中S1峰逐渐强度增强,并逐渐呈不对称形态,代表着三维有序结构的形成。纳米尺度中,弯曲、无序、不定向的碳层随着石墨化程度的增强而逐渐趋于一致取向,在局部率先形成局部分子定向域LMOs,随着碳层的弯曲度逐渐降低,相互连接,碳层近于平直化,形成长程有序的碳层,构成了平直有序的石墨碳层。（3）在煤系石墨演化特征的基础上,以化学组成（FC、Vdaf、H/C）为基础参数,以结构参数(碳层间距d002和拉曼参数R2)为精确指标,提出了煤系石墨鉴定指标,并划分了煤系石墨类型,包括III级石墨化无烟煤,II2级煤系半石墨、II1级煤系半石墨和I级煤系石墨。湖南鲁塘矿区内大部分样品大部分属于I级煤系石墨,闽西南地区以II级煤系半石墨为主,其次为I级煤系半石墨和III级石墨化无烟煤,而江西崇义矿区则主要为III级石墨化无烟煤。（4）明确了煤系石墨成矿的控制因素,可以分为内因和外因,内因主要为煤中不同有机显微组分和矿物,不同煤岩有机组分的化学组成和大分子结构特征各不相同,对温度和压力的响应也不同,其石墨化行为则不同,粘土矿物等矿物在石墨化中则具有“催化”作用。外因主要为温度和构造应力,温度为煤的石墨化提供所需的活化能,由于温度作用的局限性,构造应力则在石墨化中起到关键作用。（5）煤系石墨成矿中呈现出差异性石墨化特征,在显微尺度表现为不同显微组分的差异石墨化,其中壳质组的石墨化速率最快,其次为镜质组,惰质组的石墨化速率最慢,在裂隙或孔隙边缘最先石墨化。不同构造变形造成的差异石墨化,即韧性变形样品相比脆性变形样品具有更高的石墨化程度。在空间尺度,由于构造-岩浆热多因素的影响,煤系石墨在空间分布呈不连续性特征,即与岩体相同距离条件下,样品的石墨化程度不同,与岩体不同距离条件下,可以发育相近石墨化程度的煤系石墨。（6）煤系石墨的成矿、石墨化程度和分布与构造-热地质背景密切相关。湖南鲁塘矿区内,煤的石墨化程度随着构造变形强度和岩浆热变质程度,自西向东,由南向北,逐渐增强;闽西南地区,中部含煤带内强烈复杂的构造-热地质条件,发育III级石墨化无烟煤-I级煤系石墨,西部含煤带构造-岩浆活动较弱,主要赋存高变质无烟煤-III级石墨化无烟煤,东部含煤带则主要赋存II级煤系半石墨-I级煤系石墨。（7）基于煤系石墨成矿的构造-热地质条件,提出了煤系石墨的成矿模式,即封闭式成矿模式,主要形成了高温-高压环境,赋存以I级煤系石墨为主,如湖南鲁塘矿区东部分区和闽西南中部含煤带;半封闭式成矿模式,形成以次高温-高压环境,赋存以II级煤系半石墨为主,如闽西南地区东部含煤带和湖南鲁塘矿区中部分区-中带;开放式成矿模式,形成低温低压环境,赋存以高变质无烟煤和III级石墨化无烟煤为主,如闽西南西部含煤带。（8）构造变形不仅可以造成煤的宏观和微观变形,同时可以导致无序结构的逐渐有序化。借鉴于矿物的动态重结晶作用机制,提出了构造应力作用在煤系石墨化中作用机制,即构造应变诱导石墨化。在韧性变形环境下,由于应力不均匀分布导致应力集中,促使局部BSUs定向排列,形成局部定向域LMOs,随着碳层中位错等结构缺陷的调整、迁移,局部有序结构逐步扩展,样品的石墨化程度逐渐提高。
刘向冲,邢会林,张德会[10]（2019）在《华南南岭地区石英脉型钨矿床蚀变晕形成机制》文中进行了进一步梳理中国地质工作者在20世纪80年代已发现南岭地区许多石英脉型钨矿床的蚀变晕宽度随深度递减,然而这一蚀变特征的形成机制至今仍未得到较好的解释。通过模拟热液运移和硅从裂隙带向邻近围岩的扩散过程,发现流体温度和围岩孔隙度是影响石英脉型钨矿床蚀变特征的重要变量。高温和高孔隙度会加速硅从裂隙向邻近围岩扩散,从而形成较宽的蚀变。在围岩孔隙度均一分布的情况下,由于深部温度高于浅部,深部围岩蚀变宽于浅部蚀变。围岩孔隙度随深度递减会抵消温度对硅扩散速率的影响,使深部围岩形成较窄的蚀变。围岩孔隙度随深度递减可能是形成石英脉型钨矿床蚀变宽度随深度减小的有效机制。前人将钨矿蚀变特征归因于岩浆热液过渡性流体不均一的物理性质,该研究为这一科学问题提供新的解释。
二、南岭某地多金属矿的构造控制及其构造应力场的模拟实验（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、南岭某地多金属矿的构造控制及其构造应力场的模拟实验（论文提纲范文）
（1）诸广南长江地区花岗岩型铀矿成矿流体作用研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 选题依据、目的及意义 |
| 1.1.1 选题依据 |
| 1.1.2 选题目的 |
| 1.1.3 选题意义 |
| 1.2 研究现状及存在的问题 |
| 1.2.1 国内外铀矿床流体作用研究现状 |
| 1.2.2 长江地区铀矿床研究现状 |
| 1.2.3 存在的问题 |
| 1.3 研究的内容方法和技术路线 |
| 1.3.1 研究的内容 |
| 1.3.2 研究的方法及技术路线 |
| 1.4 主要完成工作量 |
| 1.5 论文主要创新成果 |
| 2 区域地质概况 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.2 区域岩浆岩 |
| 2.3 区域构造 |
| 2.3.1 区域构造发展史 |
| 2.3.2 长江地区构造特征 |
| 3 典型矿床地质 |
| 3.1 棉花坑矿床 |
| 3.1.1 矿区地质特征 |
| 3.1.2 矿体特征和矿石组构 |
| 3.1.3 围岩蚀变 |
| 3.2 书楼丘矿床 |
| 3.2.1 矿区地质特征 |
| 3.2.2 矿体特征和矿石组构 |
| 3.2.3 围岩蚀变 |
| 3.3 油洞地区铀矿床矿床地质 |
| 3.3.1 油洞铀矿床矿区地质特征 |
| 3.3.2 油洞矿床矿体特征和矿石组构 |
| 3.3.3 长排地区铀矿床矿床地质特征 |
| 3.3.4 长排地区矿体特征和矿石组构 |
| 3.3.5 长排地区的围岩蚀变特征 |
| 3.4 水石矿床 |
| 3.4.1 矿区地质特征 |
| 3.4.2 矿体特征和矿石组构 |
| 3.4.3 蚀变特征 |
| 3.5 “长江1 号”钻探成果和论文采样情况 |
| 3.5.1 “长江1 号”钻探成果 |
| 3.5.2 论文采样情况 |
| 4 成矿流体组成与性质 |
| 4.1 蚀变分带和成矿阶段 |
| 4.1.1 蚀变分带 |
| 4.1.2 成矿期次和成矿阶段 |
| 4.2 流体包裹体特征研究 |
| 4.2.1 样品特征及试验方法 |
| 4.2.2 棉花坑矿床的流体包裹体特征 |
| 4.2.3 书楼丘矿床的流体包裹体特征 |
| 4.2.4 长排地区铀矿床的流体包裹体特征 |
| 4.2.5 水石矿床的流体包裹体特征 |
| 4.3 流体包裹体特征与成矿流体 |
| 4.3.1 成矿流体的温度盐度和压力 |
| 4.3.2 流体包裹体特征与成矿流体的演化 |
| 4.4 蚀变岩石和矿石的化学成分与成矿流体作用 |
| 4.4.1 样品特征和测试方法 |
| 4.4.2 元素质量平衡的计算 |
| 4.4.3 铀矿化蚀变岩石元素地球化学特征 |
| 4.4.4 元素地球化学活动性规律和意义 |
| 4.5 小结 |
| 5 成矿流体的来源 |
| 5.1 H-O同位素特征 |
| 5.1.1 分析样品及分析方法 |
| 5.1.2 H-O同位素特征 |
| 5.1.3 H-O同位素演化特征 |
| 5.2 C-O同位素特征 |
| 5.2.1 分析样品及分析方法 |
| 5.2.2 C-O同位素特征 |
| 5.2.3 C-O同位素演化特征 |
| 5.3 其他同位素特征 |
| 5.3.1 脉石矿物的Rb、Sr同位素特征 |
| 5.3.2 稀有气体同位素研究 |
| 5.4 热液蚀变伊利石的H-O同位素特征 |
| 5.4.1 样品特征和分析方法 |
| 5.4.2 伊利石X射线粉晶衍射特征和H-O同位素特征 |
| 5.4.3 伊利石H-O同位素分析 |
| 5.5 成矿流体演化与成矿作用 |
| 5.5.1 成矿流体演化 |
| 5.5.2 成矿流体演化与成矿作用 |
| 5.6 小结 |
| 6 铀成矿作用与成矿模式 |
| 6.1 成矿流体演化特征和铀成矿关系 |
| 6.2 铀成矿模式 |
| 7 结论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 附录 |
（2）新华夏构造体系结构面“米字型”分布与演化的数学模拟研究（论文提纲范文）
| 0 引 言 |
| 1 新华夏构造体系“米字型”构造及分阶段形成的地质模型 |
| 1.1 新华夏构造体系“米字型”构造 |
| 1.2 新华夏系“米字型”构造的形成阶段 |
| 2 构造体系“米字型”构造的有限元模型 |
| 2.1 有限元方法(FEM) |
| 2.2 有限元模型 |
| 3 有限元法模拟结果与讨论 |
| 3.1 分阶段模拟结果 |
| 3.1.1 第一期剪切共轭阶段 |
| 3.1.2 第二期挤压阶段构造 |
| 3.1.3 第三期“长江式”构造带引张阶段 |
| 3.2 新华夏系应力应变场的分析探讨 |
| 4 结 论 |
（3）西昆仑与西南天山结合部晚古生代沉积型锰矿床成矿规律与成矿预测（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题目的及意义 |
| 1.1.1 选题来源 |
| 1.1.2 研究意义 |
| 1.2 国内外锰矿研究现状 |
| 1.2.1 全球锰矿资源概况 |
| 1.2.2 锰矿床成因类型 |
| 1.2.3 沉积型锰矿床成因研究现状 |
| 1.2.4 我国锰矿研究与勘查历史 |
| 1.2.5 西昆仑与西南天山结合部锰矿研究现状 |
| 1.3 研究内容与研究方法 |
| 1.3.1 研究内容及拟解决的科学问题 |
| 1.3.2 研究方法 |
| 1.4 完成的工作量 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造位置 |
| 2.2 区域地质概况 |
| 2.2.1 区域地层 |
| 2.2.2 区域构造 |
| 2.2.3 区域岩浆岩 |
| 2.3 区域地球物理特征 |
| 2.3.1 区域重力特征 |
| 2.3.2 区域航磁特征 |
| 2.4 区域地球化学特征 |
| 2.5 区域矿产 |
| 第三章 典型锰矿床地质特征 |
| 3.1 西昆仑玛尔坎苏锰矿带 |
| 3.1.1 奥尔托喀讷什锰矿床 |
| 3.1.2 穆呼—玛尔坎土锰矿床 |
| 3.2 西南天山吉根锰矿远景区 |
| 本章小结 |
| 第四章 矿床地球化学特征 |
| 4.1 玛尔坎苏锰矿带 |
| 4.1.1 主量元素特征 |
| 4.1.2 微量元素、稀土元素特征 |
| 4.1.3 碳和氧同位素特征 |
| 4.2 吉根锰矿远景区 |
| 4.2.1 主量元素 |
| 4.2.2 微量元素和稀土元素特征 |
| 本章小结 |
| 第五章 成锰期的沉积相与沉积环境 |
| 5.1 石炭系沉积相与沉积环境 |
| 5.1.1 上石炭统喀拉阿特河组(C2k) |
| 5.1.2 下石炭统乌鲁阿特组(C1w) |
| 5.2 下泥盆统沉积相与沉积环境 |
| 5.2.1 沉积相 |
| 5.2.2 沉积环境 |
| 本章小结 |
| 第六章 成矿作用与矿床成因 |
| 6.1 锰的物质来源 |
| 6.2 锰沉积成矿的物理化学条件 |
| 6.3 锰的成矿作用 |
| 6.3.1 西昆仑玛尔坎苏锰矿带 |
| 6.3.2 西南天山吉根地区锰的成矿作用 |
| 6.4 西昆仑与西南天山结合部锰矿床富锰矿石形成机制 |
| 6.4.1 锰质供给具有多来源特点 |
| 6.4.2 Mn与Fe分离与富集 |
| 6.4.3 含炭质含锰岩系具热水沉积特征 |
| 6.4.4 沉积成岩—成矿过程有利的物理化学条件 |
| 6.4.5 小结 |
| 第七章 成矿规律与成矿预测 |
| 7.1 控矿地质因素分析 |
| 7.2 锰矿床保存的构造因素——构造改造 |
| 7.3 锰矿床成矿规律 |
| 7.4 玛尔坎苏锰矿带与吉根锰矿远景区对比 |
| 7.5 物探、化探和遥感找矿信息 |
| 7.5.1 玛尔坎苏锰矿带喀拉苏勘查区 |
| 7.5.2 吉根远景区 |
| 7.6 成矿预测 |
| 7.6.1 预测准则 |
| 7.6.2 主要找矿标志 |
| 7.6.3 锰矿床找矿靶区预测 |
| 7.7 沉积型锰矿床有效的找矿方法 |
| 第八章 结论 |
| 8.1 主要认识和结论 |
| 8.2 存在的问题与建议 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（4）粤北棉花坑铀矿床热液蚀变矿物地球化学特征与铀成矿作用研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 1 绪论 |
| 1.1 研究区交通、自然地理和社会经济概况 |
| 1.2 选题背景、依据及研究意义 |
| 1.3 研究现状及存在问题 |
| 1.3.1 热液蚀变作用国内外研究现状 |
| 1.3.2 热液铀矿床常见的热液蚀变类型及其地球化学特征 |
| 1.3.3 热液蚀变与铀成矿的关系 |
| 1.3.4 棉花坑铀矿床热液蚀变时空分布规律 |
| 1.3.5 棉花坑铀矿床存在的主要问题 |
| 1.4 研究内容、方法与技术路线 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 研究方法 |
| 1.4.3 技术路线 |
| 1.5 论文实物工作量 |
| 1.6 论文创新点 |
| 2 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造位置 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.3 区域岩浆岩 |
| 2.4 区域断裂构造 |
| 2.5 区域矿产 |
| 2.6 本章小结 |
| 3 矿床地质特征 |
| 3.1 岩浆岩 |
| 3.2 构造 |
| 3.3 矿化与蚀变 |
| 3.4 本章小结 |
| 4 实验测试仪器和方法 |
| 4.1 偏光显微镜(Polarized Light Microscopy -PLM) |
| 4.2 扫描电镜分析(Scanning Electron Microscopy -SEM) |
| 4.3 X-射线能量色散谱仪(Energy-dispersive X-ray Sectroscopy -EDS) |
| 4.4 电子探针显微分析仪(Electron Probe Microanalyzer-EPMA) |
| 4.5 X-射线荧光光谱仪(X-Ray Fluorescence Spectrometer -XRF) |
| 4.6 电感耦合等离子质谱仪(Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry -ICP-MS) |
| 5 围岩蚀变地球化学特征 |
| 5.1 采样及蚀变分带特征 |
| 5.2 样品测试及结果 |
| 5.3 元素地球化学特征 |
| 5.3.1 主量元素特征 |
| 5.3.2 微量元素特征 |
| 5.3.3 稀土元素特征 |
| 5.4 质量平衡计算与元素迁移特征 |
| 5.4.1 标准化Isocon图解法 |
| 5.4.2 元素迁移特征 |
| 5.5 讨论 |
| 5.5.1 主量元素的迁移规律及机理 |
| 5.5.2 微量元素的迁移规律及机理 |
| 5.5.3 稀土元素的迁移规律及机理 |
| 5.6 本章小结 |
| 6 绿泥石成因矿物学特征 |
| 6.1 样品采集与测试分析 |
| 6.2 绿泥石的矿物学特征 |
| 6.3 绿泥石的成分、分类命名及结构特征 |
| 6.3.1 绿泥石的成分特征 |
| 6.3.2 绿泥石的分类与命名 |
| 6.3.3 绿泥石的结构特征 |
| 6.4 讨论 |
| 6.4.1 绿泥石的形成温度 |
| 6.4.2 绿泥石形成的氧逸度和硫逸度 |
| 6.4.3 绿泥石的形成机制 |
| 6.4.4 绿泥石对铀成矿作用的贡献 |
| 6.5 本章小结 |
| 7 “红化”蚀变特征 |
| 7.1 样品采集与测试分析 |
| 7.2 “红化”蚀变的矿物化学特征 |
| 7.2.1 “红化”蚀变的岩相学特征 |
| 7.2.2 “红化”蚀变的精细矿物学及成分特征 |
| 7.3 讨论 |
| 7.3.1 矿物微孔的成因 |
| 7.3.2 致色矿物的来源和成因 |
| 7.4 本章小结 |
| 8 萤石的矿物学及元素地球化学特征 |
| 8.0 样品采集与测试分析 |
| 8.1 萤石的矿物学特征 |
| 8.2 测试结果与分析 |
| 8.2.1 稀土元素特征 |
| 8.2.2 微量元素特征 |
| 8.3 讨论 |
| 8.3.1 萤石的成因分析 |
| 8.3.2 萤石的微量元素和稀土元素对成矿环境和成矿流体的指示 |
| 8.4 本章小结 |
| 9 热液蚀变与铀成矿作用 |
| 9.1 成矿物质来源 |
| 9.2 成矿流体来源与性质 |
| 9.3 热液蚀变与成矿机制 |
| 9.4 本章小结 |
| 10 结论 |
| 致谢 |
| 攻读博士学位期间取得的科研成果 |
| 参考文献 |
（5）江西相山火山盆地铀矿床三维地质建模及深部成矿条件分析（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 选题依据和研究意义 |
| 1.1.1 选题依据 |
| 1.1.2 研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 深部地质调查与三维地质建模 |
| 1.2.2 三维地质建模技术 |
| 1.2.3 复杂地质界面构建的研究现状 |
| 1.2.4 相山地区主要地质界面类型及其控矿作用 |
| 1.3 研究内容及技术路线 |
| 1.3.1 主要研究内容 |
| 1.3.2 研究方法和技术路线 |
| 1.3.3 主要工作量 |
| 1.4 创新点 |
| 2 区域地质背景 |
| 2.1 地层 |
| 2.2 岩浆岩 |
| 2.2.1 火山岩 |
| 2.2.2 侵入岩 |
| 2.3 构造 |
| 2.3.1 褶皱构造 |
| 2.3.2 断裂构造 |
| 2.4 矿产 |
| 2.5 地质发展简史 |
| 3 建模软件简介和建模数据来源与预处理 |
| 3.1 GOCAD软件简介 |
| 3.2 建模数据来源 |
| 3.3 建模数据预处理 |
| 4 三维地质建模技术 |
| 4.1 钻孔(散点)建模 |
| 4.2 数字地质填图建模 |
| 4.2.1 数字地质填图建模的概念 |
| 4.2.2 建模流程 |
| 4.2.3 地质界面的构建 |
| 4.2.4 模型的组合 |
| 4.3 剖面建模 |
| 4.3.1 建模流程 |
| 4.3.2 地质界面的构建 |
| 4.4 多源数据融合建模 |
| 4.4.1 多源数据融合方法 |
| 4.4.2 约束-插值建模技术 |
| 4.4.3 复杂地质界面分块建模法 |
| 5 相山盆地主要铀矿床(点)三维地质模型 |
| 5.1 北部成矿区矿床三维地质模型 |
| 5.1.1 横涧—岗上英矿床(山南矿床) |
| 5.1.2 红卫矿床 |
| 5.1.3 沙洲矿床 |
| 5.2 西部成矿区矿床三维地质模型 |
| 5.2.1 河元背矿床 |
| 5.2.2 居隆庵矿床 |
| 5.2.3 李家岭—朋姑山矿床 |
| 5.2.4 邹家山矿床4 号矿带 |
| 5.3 东部成矿区矿床三维地质模型(云际矿床) |
| 5.4 盆地南部矿点三维地质模型(刁元矿点) |
| 6 相山盆地主要矿区深部地质特征与成矿条件分析 |
| 6.1 北部成矿区深部地质特征与成矿条件分析 |
| 6.1.1 基底构造 |
| 6.1.2 盖层构造 |
| 6.1.3 粗斑二长花岗斑岩 |
| 6.1.4 成矿条件分析与深部成矿预测 |
| 6.2 西部成矿区深部地质特征与成矿条件分析 |
| 6.2.1 断裂构造 |
| 6.2.2 火山岩 |
| 6.2.3 成矿条件分析与成矿预测 |
| 6.3 东部成矿区和南部深部地质特征与成矿条件分析 |
| 6.3.1 断裂构造 |
| 6.3.2 粗斑二长花岗斑岩 |
| 6.3.3 成矿条件分析与深部成矿预测 |
| 7 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读博士学位期间取得的科研成果 |
（6）华南雪峰陆内造山带东向构造扩展隆升与转换研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1. 引言 |
| 1.1 陆内造山带及其结构对称性 |
| 1.2 雪峰造山带与江南造山带、江南古陆和江南隆起 |
| 1.2.1 江南古陆和江南隆起 |
| 1.2.2 江南造山带 |
| 1.2.3 雪峰造山带 |
| 1.3 研究现状 |
| 1.4 选题意义与项目依托 |
| 1.4.1 选题意义 |
| 1.4.2 项目依托 |
| 1.5 主要内容与研究路线 |
| 1.5.1 主要内容 |
| 1.5.2 研究路线 |
| 1.6 拟解决的科学问题 |
| 1.7 论文特色和创新点 |
| 1.7.1 论文特色 |
| 1.7.2 论文创新点 |
| 2. 区域地质背景 |
| 2.1 区域构造 |
| 2.1.1 区域断裂 |
| 2.1.2 主要韧性剪切带 |
| 2.1.3 区域构造事件 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.3 区域岩浆岩 |
| 2.3.1 喷出岩 |
| 2.3.2 侵入岩 |
| 2.4 区域变质作用 |
| 2.5 深部地球物理资料 |
| 2.5.1 地震层析成像 |
| 2.5.2 地震测深与大地电磁剖面 |
| 2.5.3 大地热流 |
| 3. 湘中后陆逆冲构造带 |
| 3.1 构造边界厘定 |
| 3.2 浅部构造样式 |
| 3.3 深部构造解译 |
| 4. 湘中构造带构造序列与古构造应力场 |
| 4.1 构造层划分的原则 |
| 4.2 构造样式与构造运动学 |
| 4.2.1 D_1~1期挤压构造变形 |
| 4.2.2 D_1~2期伸展构造 |
| 4.2.3 D_2~1期挤压构造变形 |
| 4.2.4 D_2~2期韧性剪切变形 |
| 4.2.5 D_3期构造变形 |
| 4.2.6 D_4期伸展构造变形 |
| 4.2.7 D_5期走滑构造变形 |
| 4.3 古构造应力场重建 |
| 4.4 构造变形与古构造应力场演化序列 |
| 5. 构造变形时代限定 |
| 5.1 D_1~1期 |
| 5.2 D_1~2期 |
| 5.3 D_2~1期 |
| 5.4 D_2~2期 |
| 5.5 D_3期 |
| 5.5.1 碎屑锆石U-Pb同位素测年 |
| 5.5.2 裂变径迹低温热年代学限定 |
| 5.6 D_3期构造变形时间讨论 |
| 6. 雪峰造山带东向构造扩展与隆升 |
| 6.1 一维稳态热模拟 |
| 6.1.1 原理与方法 |
| 6.1.2 一维稳态热模拟结果 |
| 6.2 热演化史与隆升过程 |
| 6.3 雪峰造山带裂变径迹年代学及其地质意义 |
| 6.4 讨论 |
| 7. 雪峰造山带构造演化与动力学机制 |
| 7.1 岩石圈构造变形的深部基础 |
| 7.2 来自构造物理模拟的启示 |
| 7.2.1 方法 |
| 7.2.2 结果 |
| 7.2.3 构造意义 |
| 7.3 雪峰陆内造山带演化模式 |
| 8. 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（7）岩心成像光谱技术与江西相山铀矿蚀变三维建模（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 选题背景及意义 |
| 1.2 研究现状及存在问题 |
| 1.2.1 岩心高光谱技术国外研究现状 |
| 1.2.2 岩心高光谱技术国内研究现状 |
| 1.2.3 相山铀矿田勘查研究现状 |
| 1.2.4 存在问题 |
| 1.3 研究内容及技术路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 1.4 实物工作量 |
| 1.5 创新点与新认识 |
| 2 研究区地质背景 |
| 2.1 自然地理概况 |
| 2.2 大地构造 |
| 2.3 区域构造 |
| 2.3.1 基底构造 |
| 2.3.2 盖层构造 |
| 2.3.3 火山构造 |
| 2.4 区域地层 |
| 2.5 次火山岩及脉岩 |
| 2.6 铀矿化蚀变特征 |
| 3 岩心成像光谱数据获取与处理 |
| 3.1 钻孔岩心成像光谱扫描 |
| 3.1.1 数据源介绍 |
| 3.1.2 数据采集 |
| 3.2 HySpex数据预处理 |
| 3.2.1 辐射校正 |
| 3.2.2 反射光谱重建 |
| 3.2.3 噪声滤除 |
| 3.2.4 岩心图像裁切 |
| 3.3 岩矿光谱学机理 |
| 3.4 岩心蚀变信息提取 |
| 3.4.1 蚀变类型 |
| 3.4.2 光谱分析 |
| 3.4.3 信息提取方法 |
| 3.4.4 岩心蚀变矿物填图 |
| 3.5 小结 |
| 4 岩心成像光谱编录技术与应用 |
| 4.1 岩心成像光谱编录技术 |
| 4.1.1 技术思路 |
| 4.1.2 实现过程 |
| 4.2 深部钻探编录应用 |
| 4.2.1 ZKS1成像光谱编录特征 |
| 4.2.2 ZKS2成像光谱编录特征 |
| 4.3 河元背矿床编录应用 |
| 4.3.1 河元背矿床概况 |
| 4.3.2 成像光谱编录特征 |
| 4.4 邹家山矿床编录应用 |
| 4.4.1 邹家山矿床概况 |
| 4.4.2 成像光谱编录特征 |
| 4.5 小结 |
| 5 岩心蚀变信息三维建模 |
| 5.1 三维地质建模简介 |
| 5.2 蚀变三维建模技术 |
| 5.2.1 技术思路 |
| 5.2.2 数据库构建 |
| 5.2.3 空间插值 |
| 5.3 河元背矿床蚀变三维建模 |
| 5.3.1 构造建模 |
| 5.3.2 蚀变建模 |
| 5.3.3 三维模型特征分析 |
| 5.4 邹家山矿床蚀变三维建模 |
| 5.4.1 构造建模 |
| 5.4.2 蚀变建模 |
| 5.4.3 三维模型特征分析 |
| 5.5 小结 |
| 6 相山西部蚀变成因与演化模式 |
| 6.1 相山矿田成矿动力学 |
| 6.1.1 地球动力学背景 |
| 6.1.2 火山岩浆活动 |
| 6.2 相山西部蚀变成因探讨 |
| 6.2.1 成因矿物学 |
| 6.2.2 伊利石化XRD分析 |
| 6.2.3 河元背和邹家山蚀变成因对比分析 |
| 6.3 相山西部蚀变-成矿演化模式 |
| 6.4 小结 |
| 7 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（8）古太平洋俯冲对华北克拉通陆内变形及岩浆作用的制约（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 前言 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 研究现状及存在问题 |
| 1.2.1 古太平洋板块俯冲历史研究现状 |
| 1.2.2 燕山运动的研究现状 |
| 1.2.3 东亚地区中生代岩浆活动 |
| 1.3 东亚地区陆内变形及岩浆作用的关键科学问题 |
| 1.4 研究内容和研究意义 |
| 第2章 实验设计与实验方法 |
| 2.1 沙盘模拟实验 |
| 2.2 岩石学及地球化学实验 |
| 2.1.1 岩石薄片制备 |
| 2.1.2 全岩200 目粉末磨制 |
| 2.1.3 单矿物分选与样品靶制备 |
| 2.3 岩石学及地球化学实验方法 |
| 2.3.1 全岩主微量元素分析 |
| 2.3.2 全岩Sr–Nd同位素分析 |
| 2.3.3 锆石U?Pb定年和原位微量元素分析 |
| 2.3.4 锆石原位Hf同位素分析 |
| 2.3.5 单矿物主量元素分析 |
| 第3章 东北亚地区中生代构造?岩浆演化:对古太平洋板块俯冲时间和方向的制约 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 区域地质概况 |
| 3.2.1 华北北缘及东北构造单元划分及基本地质概况 |
| 3.2.2 朝鲜半岛构造单元划分及基本地质概况 |
| 3.2.3 日本构造单元划分及基本地质概况 |
| 3.3 东北亚地区火成岩年代学格架 |
| 3.3.1 华北北缘及东北火成岩年代学格架 |
| 3.3.2 朝鲜半岛火成岩年代学格架 |
| 3.3.3 西南日本火成岩年代学格架 |
| 3.4 华北北缘及东北亚岩浆与矿床的时空分布 |
| 3.4.1 早侏罗世岩浆活动与矿床分布 |
| 3.4.2 中侏罗世岩浆活动与矿床分布 |
| 3.4.3 晚侏罗世岩浆活动与矿床分布 |
| 3.4.4 早白垩世岩浆活动与矿床分布 |
| 3.4.5 晚白垩世岩浆活动 |
| 3.5 东北亚地区岩浆组合的时空变化:对古太平洋板块俯冲时间和方向制约 |
| 3.5.1 古太平洋板块早侏罗世俯冲作用 |
| 3.5.2 古太平洋板块的俯冲转向 |
| 3.6 东北亚地区构造-岩浆演化:对古太平洋板块俯冲时间和方向制约 |
| 3.6.1 中国东部及东北地区NE-NNE向断裂活动 |
| 3.6.2 朝鲜半岛NE-NNE向断裂活动 |
| 3.6.3 日本飞弹地块NE-NNE向断裂活动 |
| 3.6.4 东北亚地区构造-岩浆演化:对古太平洋板块俯冲时间和方向制约 |
| 3.7 小结 |
| 第4章 华北克拉通南缘中生代构造?岩浆演化:对古太平洋板块俯冲时间和方向的制约 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 区域构造单元划分 |
| 4.2.1 秦岭造山带 |
| 4.2.2 大别造山带 |
| 4.2.3 苏鲁造山带 |
| 4.3 区域主要断裂及缝合线 |
| 4.4 区域岩浆活动 |
| 4.5 大巴山弧形构造带 |
| 4.5.1 基本概况 |
| 4.5.2 北大巴山构造变形及应力分析 |
| 4.5.3 北大巴山弧形构造带形成时代 |
| 4.5.4 北大巴山弧形构造带形成机理及动力学背景 |
| 4.6 中生代大别-苏鲁构造带超高压变质岩冷却历史 |
| 4.6.1 大别超高压变质带的冷却历史 |
| 4.6.2 苏鲁超高压变质带的冷却历史 |
| 4.7 晚中生代秦岭?大别构造带岩浆活动与成矿作用 |
| 4.7.1 基本概况和年代格架 |
| 4.7.2 晚中生代构造体制转折 |
| 4.7.3 晚中生代秦岭高镁埃达克岩与斑岩-矽卡岩型铜矿 |
| 4.7.4 晚中生代秦岭-大别构造带地球动力学背景 |
| 4.8 中生代秦岭?大别?苏鲁构造带演化 |
| 4.8.1 早中生代秦岭-大别?苏鲁构造带演化 |
| 4.8.2 晚中生代秦岭-大别?苏鲁构造带演化 |
| 4.9 小结 |
| 第5章 古太平洋板块俯冲与华北克拉通陆内变形及岩浆响应 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 晚中生代依泽纳吉板块漂移历史 |
| 5.3 依泽纳吉板块转向与华北克拉通陆内变形及岩浆响应 |
| 5.3.1 中生代华北克拉通北缘和南缘的火成岩年代学格架 |
| 5.3.2 依泽纳吉板块转向与华北克拉通陆内变形及岩浆响应 |
| 5.4 小结 |
| 第6章 古太平洋板块俯冲诱导燕山运动 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 燕山运动的概况 |
| 6.2.1 燕山运动的提出 |
| 6.2.2 燕山运动的期次划分 |
| 6.2.3 燕山运动的动力学背景 |
| 6.3 华北克拉通周缘构造特征 |
| 6.3.1 阴山-燕山褶皱逆冲带 |
| 6.3.2 秦岭-大别造山带 |
| 6.3.3 太行山构造带及郯庐断裂 |
| 6.3.4 华北周缘构造变形的机制 |
| 6.4 模拟实验 |
| 6.4.1 实验设计 |
| 6.4.2 实验结果 |
| 6.5 讨论 |
| 6.5.1 燕山运动的动力学机制 |
| 6.5.2 地壳缩短与增厚 |
| 6.5.3 晚中生代华北克拉通周缘变形机制 |
| 6.5.4 古太平洋板块俯冲与燕山运动、华北克拉通破坏的关系 |
| 6.6 小结 |
| 第7章 高氧逸度岩浆:指示华北克拉通破坏 |
| 7.1 引言 |
| 7.2 地质背景和样品 |
| 7.3 实验方法及氧逸度估算方法 |
| 7.3.1 实验方法 |
| 7.3.2 锆石Ce4+/Ce3+比值 |
| 7.3.3 根据磷灰石估算氧逸度 |
| 7.4 实验结果 |
| 7.5 讨论 |
| 7.5.1 华北克拉通高氧逸度岩浆 |
| 7.5.2 古太平洋板块俯冲与氧化的地幔楔 |
| 7.5.3 地球动力学指示 |
| 7.6 小结 |
| 第8章 华北克拉通北缘典型岩体研究之房山岩体 |
| 8.1 引言 |
| 8.2 地质背景 |
| 8.2.1 区域地质 |
| 8.2.2 房山岩体岩石学特征 |
| 8.3 结果 |
| 8.3.1 全岩主微量元素及Sr?Nd同位素组成 |
| 8.3.2 锆石形态特征 |
| 8.3.3 锆石U-Pb年龄 |
| 8.3.4 锆石微量元素组成 |
| 8.3.5 锆石Ti温度和全岩锆饱和温度 |
| 8.3.6 锆石原位Lu-Hf同位素组成 |
| 8.3.7 岩浆侵位压力 |
| 8.4 讨论 |
| 8.4.1 岩石结构约束岩浆起源 |
| 8.4.2 地球化学约束岩浆起源 |
| 8.4.3 锆石U-Pb年龄揭示岩浆多期活动 |
| 8.4.4 镁铁质包体和寄主岩中锆石起源 |
| 8.4.5 锆石记录岩浆多期分批脉动 |
| 8.4.6 岩浆侵位压力特征 |
| 8.5 房山岩体形成概念模型 |
| 8.6 研究意义 |
| 8.7 小结 |
| 第9章 结论 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 致谢 |
| 作者简介及在学期间发表的学术论文与研究成果 |
（9）煤系石墨的构造-热成矿机制研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 选题背景和意义 |
| 1.2 国内外研究现状及存在的问题 |
| 1.2.1 石墨的形成、性质和分类 |
| 1.2.2 石墨矿床的类型和分布 |
| 1.2.3 煤系石墨的研究现状 |
| 1.2.4 存在的问题 |
| 1.3 主要研究内容 |
| 1.4 研究方法及技术路线 |
| 1.4.1 研究方法 |
| 1.4.2 技术路线 |
| 1.5 主要工作量及创新点 |
| 1.5.1 主要工作量 |
| 1.5.2 创新点 |
| 2 主要成矿区带地质背景与典型矿床地质特征 |
| 2.1 成矿区带划分 |
| 2.2 主要成矿区带地质背景 |
| 2.2.1 滨太平洋煤系石墨成矿域(I-1) |
| 2.2.2 南岭煤系石墨成矿域(I-2) |
| 2.2.3 秦岭—大别山煤系石墨成矿域(I-3) |
| 2.2.4 阴山—燕山煤系石墨成矿域(I-4) |
| 2.3 典型矿区地质特征 |
| 2.3.1 湖南鲁塘矿区 |
| 2.3.2 闽西南地区 |
| 2.3.3 江西崇义矿区 |
| 2.4 本章小结 |
| 3 样品采集和测试分析方法 |
| 3.1 工业分析和元素分析 |
| 3.1.1 工业分析 |
| 3.1.2 元素分析 |
| 3.2 X射线衍射 |
| 3.3 激光拉曼光谱 |
| 3.4 显微组分分析 |
| 3.5 扫描电镜 |
| 3.6 高分辨率透射电镜 |
| 3.7 本章小结 |
| 4 煤系石墨的演化特征与分类 |
| 4.1 高变质无烟煤-煤系石墨的特征 |
| 4.1.1 宏观特征 |
| 4.1.2 化学组成 |
| 4.1.3 显微组分特征 |
| 4.1.4 微观形态(SEM) |
| 4.1.5 大分子结构特征 |
| 4.1.6 空间排列特征(HRTEM) |
| 4.2 石墨化程度的评价与煤系石墨分类 |
| 4.2.1 石墨化度 |
| 4.2.2 其它评价参数和方法 |
| 4.2.3 煤系石墨的评价与分类 |
| 4.3 煤成石墨化的演化特征 |
| 4.4 本章小结 |
| 5 煤系石墨的控制因素与差异石墨化特征 |
| 5.1 煤成石墨化的控制因素 |
| 5.1.1 内因 |
| 5.1.2 外因 |
| 5.2 差异石墨化 |
| 5.2.1 不同显微组分的差异石墨化 |
| 5.2.2 不同构造变形类型样品的差异石墨化 |
| 5.2.3 宏观尺度的差异石墨化 |
| 5.3 本章小结 |
| 6 构造应力在煤系石墨成矿中的作用机制 |
| 6.1 研究区构造-热地质条件 |
| 6.1.1 湖南鲁塘矿区 |
| 6.1.2 闽西南地区 |
| 6.2 煤系石墨成矿与构造-热活动关系 |
| 6.2.1 石墨化程度与构造-热活动关系 |
| 6.2.2 成矿模式 |
| 6.3 构造应力在石墨化中的作用机制 |
| 6.4 本章小结 |
| 7 结论与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（10）华南南岭地区石英脉型钨矿床蚀变晕形成机制（论文提纲范文）
| 1 石英脉型钨矿床地质和地球化学特征 |
| 2 热液运移数值模拟 |
| 2.1 数学理论 |
| 2.2 热液运移模型 |
| 3 模拟结果 |
| 3.1 数值实验1 |
| 3.2 数值实验2 |
| 4 讨论 |
| 5 结论 |
四、南岭某地多金属矿的构造控制及其构造应力场的模拟实验（论文参考文献）
- [1]诸广南长江地区花岗岩型铀矿成矿流体作用研究[D]. 赵宇霆. 核工业北京地质研究院, 2021
- [2]新华夏构造体系结构面“米字型”分布与演化的数学模拟研究[J]. 吕古贤,王红才,韩璐,张宝林,胡宝群,吕承训,马立成,焦建刚,毕珉峰. 现代地质, 2021(05)
- [3]西昆仑与西南天山结合部晚古生代沉积型锰矿床成矿规律与成矿预测[D]. 臧忠江. 中国地质大学, 2020
- [4]粤北棉花坑铀矿床热液蚀变矿物地球化学特征与铀成矿作用研究[D]. 吴德海. 东华理工大学, 2020
- [5]江西相山火山盆地铀矿床三维地质建模及深部成矿条件分析[D]. 吴志春. 东华理工大学, 2020
- [6]华南雪峰陆内造山带东向构造扩展隆升与转换研究[D]. 陈峰. 中国地质大学(北京), 2020
- [7]岩心成像光谱技术与江西相山铀矿蚀变三维建模[D]. 张川. 中国地质大学(北京), 2020
- [8]古太平洋俯冲对华北克拉通陆内变形及岩浆作用的制约[D]. 张哲坤. 中国科学院大学(中国科学院广州地球化学研究所), 2020(07)
- [9]煤系石墨的构造-热成矿机制研究[D]. 王路. 中国矿业大学(北京), 2020(01)
- [10]华南南岭地区石英脉型钨矿床蚀变晕形成机制[J]. 刘向冲,邢会林,张德会. 地质通报, 2019(09)