一、西藏珠穆朗玛变质带混合岩和花岗岩的成因（论文文献综述）
吴福元,王汝成,刘小驰,谢磊[1]（2021）在《喜马拉雅稀有金属成矿作用研究的新突破》文中研究说明喜马拉雅地区淡色花岗岩广泛分布,但相关的稀有金属成矿问题长期被学术界忽略,因为传统观点认为,这些花岗岩是高喜马拉雅变质岩系原地部分熔融而成。但自提出该地区淡色花岗岩高度结晶分异成因模式后,与这些花岗岩演化相关的稀有金属成矿问题引起各方重视,并在铍和铌钽的矿化研究方面取得显着进展。尽管如此,锂的成矿作用研究和资源寻找并没有取得大的突破。本期《岩石学报》报道的喜马拉雅中部琼嘉岗和热曲锂辉石伟晶岩及珠峰前进沟锂电气石-锂云母伟晶岩的发现,充分说明喜马拉雅地区锂资源前景广阔,表明喜马拉雅有望在近期内成为我国稀有金属资源的大型接替基地。根据目前的进展,喜马拉雅地区未来稀有金属成矿作用应加强如下方面的研究:1)加大区内淡色花岗岩岩石学与岩石成因研究力度,厘定它们岩浆结晶分异的程度与成矿潜力; 2)对北喜马拉雅穹窿和岩体开展接触变质与围岩蚀变研究,以寻找热液交代型稀有金属矿床; 3)加强高喜马拉雅地区藏南拆离系与花岗岩侵位关系的研究,以判断分异岩浆及成矿伟晶岩的赋存部位。近期应集中力量围绕普士拉一带的藏南拆离系、韧性变形的肉切村群地层和淡色花岗岩-伟晶岩等开展联合攻关研究,以期在锂资源上取得更大的突破。
许伟[2]（2019）在《青藏高原南部早中生代冈底斯弧地壳的岩浆成因和垂向成分结构》文中进行了进一步梳理岩浆弧的垂向物质组成和分异机制是认识大陆地壳形成和演化的关键。青藏高原南部延伸约1500 km的冈底斯岩基是由中生代俯冲和新生代碰撞相关岩浆岩构成的大型复式岩基,因此是认识岩浆弧的垂向物质组成和分异机制的理想地区。为揭示早中生代冈底斯弧地壳的成因和恢复其垂向成分剖面,本文对冈底斯岩基东部加查县崔久乡地区直接侵位于变质的晚古生代火成岩中的崔久火成杂岩开展了岩石学、锆石和榍石U–Pb年代学、全岩和矿物地球化学以及全岩Sr–Nd–Pb–Hf和锆石Hf同位素的综合研究。崔久火成杂岩的岩性组成十分复杂,包括超基性-基性堆晶岩（辉石角闪石岩、角闪石岩和角闪辉长岩）、酸性堆晶岩（堆晶英云闪长岩）、基性-酸性非堆晶侵入岩（角闪辉长岩、辉长-闪长岩、闪长岩、英云闪长岩和二长花岗岩脉）和闪长岩中的基性微粒包体（MME）。20件锆石和榍石定年结果表明崔久火成杂岩内的各种岩性近同时侵位于200 Ma。岩石学、全岩和矿物地球化学及同位素数据表明含埃达克质岩石的非堆晶侵入岩是由幔源玄武质岩浆经以角闪石为主的分离结晶作用形成的一套成分相对连续的岩石组合。幔源玄武质岩浆源于俯冲相关流体交代的地幔楔的部分熔融。超基性-基性堆晶岩、酸性堆晶岩和MME具有与非堆晶侵入岩相似的同位素组成,代表着上述分异过程中形成的互补组分。野外观察、堆晶英云闪长岩和二长花岗岩脉内的捕获锆石以及同位素数据表明少量的围岩混染也参与了崔久火成杂岩的形成。统计并分析文献中已发表的地球化学和同位素数据,本文认为幔源玄武质岩浆的连续变压AFC（分离结晶和少量的地壳混染）作用是形成早中生代冈底斯弧地壳的主导过程。早中生代冈底斯岩基在平均成分上比同时期火山岩更基性,因此,侵入岩在一定程度上具有堆晶属性,与火山岩并不等同。矿物组合、矿物结晶序列、实验岩石学类比以及角闪石Al压力计计算结果指示崔久火成杂岩具有宽泛的结晶压力（10–2.5kbar）。结合文献资料,本文重建了早中生代冈底斯弧地壳的垂向成分剖面。该地壳具有正常的地壳厚度（35 km）,基底岩石由晚泥盆世-早石炭世正片麻岩和时代更老的其它岩性组成,中-下地壳（35–20 km）以超基性-基性堆晶岩为主、中-上地壳（20–4 km）以厚的花岗质成分为特征,上部地壳为火山沉积地层（约4 km）。
苟正彬[3]（2016）在《喜马拉雅造山带中部混合岩化泥质麻粒岩的变质作用与部分熔融及淡色花岗岩成因》文中研究指明印度和欧亚板块在新生代的碰撞形成了青藏高原和喜马拉雅造山带。位于造山带核部的高喜马拉雅结晶岩系为印度大陆地壳俯冲到加厚下地壳底部并经历了高级变质、部分熔融后折返到地表的物质,记录了喜马拉雅造山带的形成与演化历史。尽管国际上对喜马拉雅造山带进行了广泛研究,但对造山带核部高级变质岩和淡色花岗岩的成因还存在根本分歧。本论文以造山带中部亚东地区高喜马拉雅结晶岩系中的混合岩化泥质麻粒岩、源区浅色体和淡色花岗岩为对象,通过岩石学、岩石地球化学和年代学研究,揭示出高喜马拉雅结晶岩系变质作用和部分熔融的温压条件、起始和持续时间,部分熔融程度和机制,源区浅色体和淡色花岗岩的地球化学特征和成因,建立了碰撞造山带高级变质、部分熔融和淡色花岗岩的成因关系和构造模型。相关成果为进一步完善喜马拉雅造山带的形成与演化历史提供了重要信息。对喜马拉雅造山带中段亚东地区高喜马拉雅结晶岩系中的混合岩化泥质麻粒岩进行了深入的岩石学、相平衡模拟和锆石U-Pb年代学研究,其结果表明,泥质麻粒岩经历了复杂的变质演化和部分熔融作用。可识别出两期变质矿物组合,峰期矿物组合为石榴石+蓝晶石+黑云母+石英+斜长石+钾长石,退变质期矿物组合为石榴石+斜长石+钾长石+夕线石／堇青石+黑云母+白云母+石英。相平衡模拟表明,该泥质麻粒岩经历了峰期变质条件为800-845℃C和12-14 Kbar的高温、高压变质作用,近等温降压和近等压降温退变质过程。在进变质和峰期变质过程中,泥质麻粒岩经历了白云母和黑云母的脱水熔融。在峰期变质条件下所形成的熔体量可达20-30 vo1.%,而且很大一部分熔体已经从源区分离出去,进而形成高喜马拉雅淡色花岗岩。锆石U-Pb年代学结果表明,亚东地区高喜马拉雅结晶岩系中的泥质麻粒岩经历了持续的高温变质与部分熔融过程,开始于约31 Ma,并持续到约20 Ma。对亚东地区混合岩化泥质麻粒岩中的源区浅色体进行了详细的岩石学、U-Pb年代学和地球化学研究。研究结果表明,起源于泥质麻粒岩部分熔融的源区浅色体的全岩成分是,SiO2=71.19-74.70 wt.%.TiO2=0.18-0.24 wt.%.Al2O3= 12.61-15.37 wt.%、TFe2O3=0.51-1.48 wt.%、MnO=0.50-0.67 wt.%、MgO= 0.87-2.24 wt.%、CaO=1.68-3.04 wt.%、Na2O=6.99-9.56 wt.%和K2O=0.09-0.26 wt.%,具有高的铝饱和指数,显示过铝质特征。在稀土元素球粒陨石标准化模式图上,表现为轻稀土富集,重稀土相对平坦和正Eu异常。在微量元素原始地幔标准化蛛网图上,表现为富集Rb、Th、U、K、Pb、Zr、Hf和Sm,并具有Ba、Nb、 Ta、Sr和币的负异常。锆石U-Pb定年结果表明,源区浅色体中锆石的不同结构微区给出了三组不同年龄：32.4-24.2 Ma,20.9-14.3 Ma和14.2-12.6Ma,分别代表泥质麻粒岩的变质和部分熔融年龄,熔体的早期结晶年龄以及熔体的晚期结晶年龄。研究表明,源区浅色体具有与淡色花岗岩明显不同的化学成分,表明泥质麻粒岩部分熔融产生的熔体经历了结晶分异作用,源区浅色体是富斜长石的堆晶岩。岩石地球化学及锆石U-Pb年代学研究揭示,亚东地区的淡色花岗岩具有可变的和高的SiOz（69.77-75.32 wt.%）、AlO3（13.24-16.74 wt.%）、Na2O（2.62-4.22 wt.%）和K2O（3.99-5.67 wt.%）含量,低的CaO（0.53-1.09 wt.%）、TFe2O3（1.33-2.71 wt.%）. MgO（0.12-0.57wt.%）和TiO2（0.05-0.22 wt.%）值,铝饱和指数为1.09-1.28wt.%,为过铝质岩石。它们的稀土总量较高,轻稀土富集,Eu负异常,富集大离子亲石元素Rb和Cs,相对亏损Zr、Hf、Nb和Ta等高场强元素。十个样品中的岩浆锆石获得了21.0-11.7Ma的U-Pb年龄,代表其长期持续的结晶过程。它们的锆石εHf（t）值具有较大的变化范围（-26.3～-3.5）,对应的二阶段模式年龄为2.77-1.33 Ga。研究表明,与电气石-白云母淡色花岗岩相比,二云母淡色花岗岩具有更高的TiO2、 MgO、CaO、Sr、Ba和Zr含量及更低的Rb/Sr比值。Zr和LREE饱和温度计结果表明,二云母淡色花岗岩的熔体温度（681-784℃C）比电气石-白云母淡色花岗岩的熔体温度（663-705℃C）高20-80℃C。结合前人的研究结果,我们认为高喜马拉雅淡色花岗岩来源于高喜马拉雅结晶岩系中的泥质片岩和长英质片麻岩部分熔融形成的熔体的二端元的混合,电气石-白云母淡色花岗岩是泥质和长英质麻粒岩在相对高温条件下白云母脱水熔融的产物,而二云母淡色花岗岩是在更高温、高压条件下麻粒岩中黑云母脱水熔融形成的。基于上述研究,我们提出了造山带核部高级变质、部分熔融和淡色花岗岩形成的构造模型。随着印度与欧亚大陆的碰撞,印度大陆地壳被逐渐俯冲到拉萨地体之下,高喜马拉雅结晶岩系中的泥质和长英质岩石经历从角闪岩相至麻粒岩相的进变质作用和白云母脱水熔融,所形成的熔体具有与电气石-白云母淡色花岗岩相似的化学成分；随着印度大陆向更深处俯冲,泥质和长英质岩石经历了高温和高压麻粒岩相变质作用和黑云母脱水熔融,由此形成与二云母淡色花岗岩成分类似的熔体。我们认为,高喜马拉雅结晶岩系的部分熔融主要发生在印度大陆的俯冲过程中,在高压麻粒岩的持续折返过程中伴随有熔体（淡色花岗岩）的逐渐结晶作用。
刘江楠[4]（2016）在《阿尔泰地区变质带中淡色花岗岩脉体研究》文中进行了进一步梳理中国阿尔泰地区位于中亚造山带的西南缘,广泛发育花岗岩与花岗片麻岩。在变质带中常可见淡色花岗岩脉体分布。淡色花岗岩的化学成分以及时代对讨论淡色花岗岩的成因以及区域地质演化具有重要意义。本文通过对区内高级变质带中的淡色花岗岩脉体的岩石学、地球化学以及锆石年代学等进行分析,取得的主要认识为:（1）淡色花岗岩脉体主要发育于变质程度较高的夕线石带中,脉体岩石类型主要包括无片理化的石榴石白云母英云闪长岩、石榴石二云母英云闪长岩、二云母二长花岗岩、石榴石二云母二长花岗岩、石榴石白云母二长花岗岩、二云母正长花岗岩、石榴石二云母碱性长石花岗岩;片理化石榴石白云母英云闪长岩、石榴石二云母英云闪长岩、夕线石石榴石二云母英云闪长岩、电气石石榴石二云母二长花岗岩、石榴石白云母正长花岗岩。（2）岩相学特征与地球化学特征均表明阿尔泰高级变质带中的淡色花岗岩脉体主要为过铝质S型花岗岩。主量元素显示富硅,富铝,贫铁、镁,A/CNK=1.002.16。微量元素显示无片理淡色花岗岩脉体富集Cs、Rb、K、Zr、Sn,亏损Ba、Nb、Eu、Ti,P元素在石榴石白云母英云闪长岩中富集,石榴石二云母二长花岗岩中亏损。片理化淡色花岗岩脉体均富集Cs、Rb、W、U、K、P、Zr,亏损Ba、Nb、Eu、Sr、Ti。总体上稀土含量较低,样品轻重稀土分馏多不明显;多数样品可见明显的Eu（δEu=0.090.59）的负异常,少数的样品可见明显的Eu（δEu=1.644.90）的正异常。（3）阿尔泰高级变质带中的淡色花岗岩脉体主要形成于三叠纪（197±12254.9±5.6Ma）,可能分多期次形成,（1）254 Ma,（2）230233 Ma,（3）216223 Ma,（4）197204 Ma。其中二长花岗岩与正长花岗岩的形成年代早于英云闪长岩与碱性长石花岗岩。
吴福元,刘志超,刘小驰,纪伟强[5]（2016）在《喜马拉雅淡色花岗岩》文中研究表明在青藏高原南部的喜马拉雅地区,分布有两条世界瞩目的淡色花岗岩带。南带主要沿高喜马拉雅和特提斯喜马拉雅之间的藏南拆离系（STDS）分布,俗称高喜马拉雅淡色花岗岩带,构成喜马拉雅山的主体。北带淡色花岗岩位于特提斯喜马拉雅单元内,又被称之为特提斯喜马拉雅淡色花岗岩带。这些花岗岩多以规模不等的岩席形式侵入到周边沉积-变质岩系之中,或者呈岩株状产出于变质穹窿的核部。岩体本身大多岩性均匀,变形程度不等,但岩体边缘可见较多的围岩捕虏体,并在部分情况下见及围岩的接触变质作用,反映它们的异地侵位特征。上述两带中的淡色花岗岩在矿物组成和岩石类型上表现为惊人的相似性,主要由不同比例的石英、钾长石、斜长石、黑云母（<5%）、白云母、电气石和石榴石等构成二云母花岗岩、电气石花岗岩和石榴石花岗岩三大主要岩石类型。从不同地区的野外观察来看,二云母花岗岩为喜马拉雅淡色花岗岩的主体岩石类型,而电气石花岗岩和石榴石花岗岩主要以规模不等的脉体形式赋存于二云母花岗岩之中,反映前两者晚期侵位的特征。地球化学特征上,这些花岗岩具有高Si、Al、K,低Ca、Mg、Fe、Ti的特点,接近花岗岩的低共熔点组分。绝大多数淡色花岗岩具有较高的含铝指数,属于过铝花岗岩。微量元素表现为较大的变化范围,但总体上表现为富集大离子亲石元素K、Rb和放射性元素U,而不同程度亏损Ba、Th、Nb、Sr、Ti等元素。稀土元素总量总体上明显低于世界上酸性岩的平均丰度,且绝大部分表现为轻-中等程度的稀土元素分馏和不同程度的Eu负异常。传统认为,喜马拉雅淡色花岗岩是原地-近原地侵位的纯地壳来源的低熔花岗岩。但本文通过分析提出,该花岗岩可能是从一种高温的花岗岩浆演化而来,其岩浆源区的性质或成因类型目前还难以确定。该岩浆在上升侵位的过程中曾经历过大规模地壳物质的混染,并发生了高度分离结晶作用。因此,喜马拉雅淡色花岗岩首先是一种高分异型的花岗岩,是真正意义上的异地深成侵入体,而并不是原地或半原地的部分熔融体。这种以大规模地壳混染和结晶分异作用为特征的花岗岩系,在花岗岩的研究内容中还未被充分地讨论。以前根据相关信息认为这些岩石来自于沉积岩部分熔融的结论,只是较多地注意到了后期地壳混染和结晶分异作用的特征。即使这些岩石的原始岩浆将来被证明真的来源于沉积岩系的部分熔融,那以前的结论也只能说是"歪打正着"。根据形成年龄和地质-地球化学特征,本文将这些花岗岩划分为原喜马拉雅（4426Ma）、新喜马拉雅（2613Ma）和后喜马拉雅（137Ma）三大阶段。其中第一阶段对应印度-亚洲汇聚而导致的大陆碰撞造山作用,而后两个阶段同加厚的喜马拉雅-青藏高原碰撞造山带拆沉作用有关,对应青藏高原的全面隆升。根据这些淡色花岗岩的岩石与地球化学特征,我们还不能支持青藏高原存在广泛的中地壳流动的模型。相反,俯冲的高喜马拉雅岩系在深部的部分熔融及随该岩系折返而发生的分离结晶作用可很好地解释淡色花岗岩所具有的系列特征。
吴福元,刘志超,刘小驰,纪伟强[6]（2015）在《喜马拉雅淡色花岗岩》文中提出在青藏高原南部的喜马拉雅地区,分布有两条世界瞩目的淡色花岗岩带。南带主要沿高喜马拉雅和特提斯喜马拉雅之间的藏南拆离系（STDS）分布,俗称高喜马拉雅淡色花岗岩带,构成喜马拉雅山的主体。北带淡色花岗岩位于特提斯喜马拉雅单元内,又被称之为特提斯喜马拉雅淡色花岗岩带。这些花岗岩多以规模不等的岩席形式侵入到周边沉积-变质岩系之中,或者呈岩株状产出于变质穹窿的核部。岩体本身大多岩性均匀,变形程度不等,但岩体边缘可见较多的围岩捕虏体,并在部分情况下见及围岩的接触变质作用,反映它们的异地侵位特征。上述两带中的淡色花岗岩在矿物组成和岩石类型上表现为惊人的相似性,主要由不同比例的石英、钾长石、斜长石、黑云母（<5%）、白云母、电气石和石榴石等构成二云母花岗岩、电气石花岗岩和石榴石花岗岩三大主要岩石类型。从不同地区的野外观察来看,二云母花岗岩为喜马拉雅淡色花岗岩的主体岩石类型,而电气石花岗岩和石榴石花岗岩主要以规模不等的脉体形式赋存于二云母花岗岩之中,反映前两者晚期侵位的特征。地球化学特征上,这些花岗岩具有高Si、Al、K,低Ca、Mg、Fe、Ti的特点,接近花岗岩的低共熔点组分。绝大多数淡色花岗岩具有较高的含铝指数,属于过铝花岗岩。微量元素表现为较大的变化范围,但总体上表现为富集大离子亲石元素K、Rb和放射性元素U,而不同程度亏损Ba、Th、Nb、Sr、Ti等元素。稀土元素总量总体上明显低于世界上酸性岩的平均丰度,且绝大部分表现为轻-中等程度的稀土元素分馏和不同程度的Eu负异常。传统认为,喜马拉雅淡色花岗岩是原地-近原地侵位的纯地壳来源的低熔花岗岩。但本文通过分析提出,该花岗岩可能是从一种高温的花岗岩浆演化而来,其岩浆源区的性质或成因类型目前还难以确定。该岩浆在上升侵位的过程中曾经历过大规模地壳物质的混染,并发生了高度分离结晶作用。因此,喜马拉雅淡色花岗岩首先是一种高分异型的花岗岩,是真正意义上的异地深成侵入体,而并不是原地或半原地的部分熔融体。这种以大规模地壳混染和结晶分异作用为特征的花岗岩系,在花岗岩的研究内容中还未被充分地讨论。以前根据相关信息认为这些岩石来自于沉积岩部分熔融的结论,只是较多地注意到了后期地壳混染和结晶分异作用的特征。即使这些岩石的原始岩浆将来被证明真的来源于沉积岩系的部分熔融,那以前的结论也只能说是"歪打正着"。根据形成年龄和地质-地球化学特征,本文将这些花岗岩划分为原喜马拉雅（4426Ma）、新喜马拉雅（2613Ma）和后喜马拉雅（137Ma）三大阶段。其中第一阶段对应印度-亚洲汇聚而导致的大陆碰撞造山作用,而后两个阶段同加厚的喜马拉雅-青藏高原碰撞造山带拆沉作用有关,对应青藏高原的全面隆升。根据这些淡色花岗岩的岩石与地球化学特征,我们还不能支持青藏高原存在广泛的中地壳流动的模型。相反,俯冲的高喜马拉雅岩系在深部的部分熔融及随该岩系折返而发生的分离结晶作用可很好地解释淡色花岗岩所具有的系列特征。
陈露[7]（2013）在《珠峰自然保护区旅游地学研究》文中指出珠穆朗玛峰国家级自然保护区,集中体现了喜马拉雅山脉中段地区的自然地理面貌和传统人文状态,兼具生境复杂性、生物多样性和文化原生态性。保护区气候、植被、土壤的垂直带性明显,是喜马拉雅地区特有物种的基因库和避难所。当地居民在宗法、习俗、建筑、歌舞、语言等方面的传统保存良好,与自然生境一起构成浑然一体的山地人文-地域系统。随着国际社会关注、边境商贸发展以及社会经济发展,对这一生态多样性和复杂性地区的地学景观及成景机制进行系统研究,探讨旅游承载力和适宜的旅游开发模式,成为喜马拉雅地区旅游发展面临的首要问题。论文基于青藏高原自然地理、地质构造、生态环境等领域的已有研究,利用国内外旅游地学研究的理论和方法,系统分析和研究了珠峰自然保护区地学景观系统和景观成因,全面讨论了地学景观的成景环境、成景过程和景观演化模式。在此基础上,进行国内外旅游环境容量测算方法学研究。根据保护区南北坡地域环境差异显着的特征,应用地理信息系统（GIs）、遥感（RS）和全球定位系统（GPS）等技术方法,分析了不同地域的旅游活动适宜空间格局,计算了保护区旅游环境容量。最后,提出了旅游开发模式。通过以上研究,论文获得以下结论：（1）以区域构造格局作为空间尺度划分依据,详细清理了珠峰自然保护区地学景观资源,自上而下分为四级系统：Ⅰ级,地学景观体系域；Ⅱ级,地学景观体系；Ⅲ级,地学景观区；Ⅳ级,地学景点。在此基础上,识别出3个Ⅰ级地学景观体系域,5个Ⅱ级地学景观体系,17个Ⅲ级地学景观区。结合地质遗迹景观和旅游景观分类方法,识别出分属6种类型的52处地学景点。景观资源以“世界屋脊”、“雪域高原”和“高原山地生态旅游圣地”为特色,通过定量评价方法,五级景观资源2处,四级景观资源4处,三级景观资源5处。（2）从地层层序角度探讨了保护区在主要地质时期的古地理状况,按地质历史时期,恢复并建立起保护区以及喜马拉雅地区沉积环境。大时间尺度的成景过程有三个阶段：1)成景地层形成阶段；2)山谷定型阶段；3)构造抬升阶段。而在三个阶段中,又各有多个成景期。成景地层形成阶段历经古生代—中中生代被动大陆边缘沉积体系和晚中生代—早新生代周缘前陆盆地沉积体系,有4期城成景期：（1）基底形成期（前寒武纪）；（2）稳定陆表海沉积期（寒武纪—泥盆纪）；（3）大陆裂谷—被动大陆边缘沉积期（石炭纪—侏罗纪）；（4）周缘前陆盆地期（白垩纪—古近纪）。山谷定型阶段确定了喜马拉雅山体格架,经历了喜山运动第2幕和第3幕（始新世-中新世）。构造抬升阶段与新构造运动的时间一致,约2Ma自上新世末至第四纪,是在第二阶段山谷定型的基础上对山体加高加深,带有大尺度的剥蚀、夷平等景观改造作用。珠峰自然保护区地学景观成景机理是由喜马拉雅造陆、造山地质演化过程决定的,景观形态是第四纪时间序列演化的地表响应。白垩纪前陆表海及前陆盆地沉积环境提供成景地层所需时间和空间;始新世以来欧亚板块碰撞为喜马拉雅造山提供动力源;第四纪风化剥蚀等外营力作用过程产生各种单体景观。（3）针对保护区空间跨度大、地域地理条件差异显着的特点,利用ArcGIS空间分析功能,结合遥感和全球定位技术对大空间尺度的地理特征分析能力,以喜马拉雅山脉为界将保护区分为北坡区域和南坡区域,从地形、土地类型和山地垂直带三个人地系统影响因子,分别分析了适宜旅游活动的空间特征。采用地理学、资源学、社会经济学、旅游学等交叉学科研究方法,基于建模方法学研究,建立了保护区旅游容量测算模型。通过计算游客容量发现,目前保护区旅游资源优势远未发挥出应有的作用,建立科学、高效地旅游发展模式将是珠峰自然保护区面临的实际问题。（4）梳理了珠峰自然保护区南坡的山地垂直带谱,借鉴RS、GPS、GIS有关空间分析方法,从山地垂直带海拔和坡度两个方面,分析了土地利用方式的空间分布特征。结果表明,南坡山地的耕地和草地空间分布垂直带性特征显着,土地资源的人口承载能力已超过上限,提高珠峰自然保护区核心区居民生活水平,缓解资源—环境—社会发展的矛盾,必须改变土地利用方式,降低对土地产出的依赖程度。（5）在前述有关地学景观和旅游承载力研究的基础上,提出了珠峰自然保护区适宜开展的旅游活动类型、方式和区域,建立了以“高原山地生态旅游”为特征的旅游开发模式,并探讨了探险旅游开发模式和朝圣旅游开发模式。
郭亮[8]（2012）在《东喜马拉雅构造结西缘构造—岩浆事件及其地球动力学意义》文中认为南拉萨地块（狭义上的冈底斯带）出露的花岗岩类和火山岩形成于新特提斯洋板片向北俯冲以及随后印度-欧亚板块的碰撞阶段。近年来,随着测试技术的提高,大批高质量的锆石U-Pb年代学资料陆续报道,基本建立了南拉萨地块内岩浆岩的年代学格架。这些研究主要集中在南拉萨地块的中部,然而对于这些岩浆岩在东西走向上变化研究相对较少,并且很少有关于南拉萨地块变质作用的研究。本文以东喜马拉雅构造结西缘（南拉萨地块东段）出露的花岗岩类和高级变质基底林芝杂岩为研究对象,通过对其进行详细的野外地质观察、岩相学研究、全岩主量-微量元素、Sr-Nd同位素、锆石U-Pb定年和Hf同位素组成研究,讨论了东喜马拉雅构造结西缘出露的花岗岩类和变质岩的岩石成因,通过与南拉萨地块中部对比,进一步揭示了南拉萨地块东段的构造热演化历史。本研究获得的主要认识如下：1. LA-ICP MS锆石U-Pb定年结果显示,东喜马拉雅构造结西缘出露花岗岩类形成于～165Ma、90～80Ma、66～48Ma和26～22Ma四个阶段,与南拉萨地块中部的冈底斯岩基岩浆活动时间基本一致。2.中侏罗世（～165Ma）片麻状花岗岩的锆石εHf（t）值为+1.4～+3.5,低于南拉萨地块中部同时期的冈底斯岩基,反映其岩浆主要来自于地壳物质的部分熔融,但不排除有少量地幔物质的贡献,与新特提斯洋板片向北俯冲有关。晚白垩世（90～80Ma）花岗岩类岩浆源区多样,其中～83Ma花岗闪长质片麻岩的锆石εHf（t）值为+7.3～+10.7,反映其原岩岩浆来自新生地壳物质的部分熔融。～81Ma的含榴黑云母花岗岩中的锆石含大量继承锆石,且锆石Hf同位素组成变化较大,εHf（t）值为-0.9～+6.2,可能为源自新生地壳和古老地壳物质部分熔融产生的岩浆发生岩浆混合作用的产物。～80Ma的卧龙岩体具有埃达克质岩石的特征,Sr-Nd-Hf同位素组成显示其岩浆主要源自新生地壳物质的部分熔融,同时混染了少量古老地壳物质（林芝杂岩）。结合区域上存在同时期的高温变质作用,该埃达克质岩石可能为新特提斯洋中脊俯冲导致增厚下地壳发生熔融的产物。晚白垩世-始新世（66～48Ma）花岗岩类岩石成因复杂,其中～66Ma的花岗岩具有埃达克岩的特征,锆石εHf（t）值为-3.8-1.3,为新特提斯洋板片回转导致增厚下地壳发生部分熔融的结果。古新世（～61Ma）花岗岩经历强烈的构造变形和变质作用,锆石ε种)值为+5.4～+8.0,反映其岩浆来自新生地壳物质的部分熔融。两河口岩体（～49Ma）和始新世花岗岩捕虏体（～50Ma）都具有埃达克质岩石的特征,它们的初始（87Sr/86Sr）i=0.706939～0.708162,εNd（t）为-6.7～-4.3,锆石εHf（t）值为-11.8～-0.2。Sr-Nd-Hf同位素组成显示,它们主要源自林芝杂岩的部分熔融,同时有新生地壳物质的加入。天坡龙岩体（～53Ma）不具有埃达克质岩石的特征,锆石εHf（t）值为+5.3～+7.7,反映其岩浆主要源自新生地壳物质的部分熔融。始新世花岗岩类的形成可能与新特提斯洋板片的断离作用有关。板片断离导致软流圈地幔上涌并加热上覆地壳,使地壳不同深度的岩石发生部分熔融,由加厚的下地壳发生部分熔融形成埃达克质岩石,由较浅部地壳物质发生部分熔融形成非埃达克质岩石。渐-中新世（26～22Ma）花岗岩类都具有埃达克质岩石的特征,Sr-Nd-Hf同位素组成反映其主要源自林芝杂岩的部分熔融,同时混染了少量的新生地壳物质,为印度板块的断离作用导致增厚的拉萨地块下地壳发生部分熔融的结果。3.对林芝杂岩麻粒岩相变质单元中的含榴斜长角闪岩和不纯大理岩进行了详细研究。含榴斜长角闪岩的峰期变质矿物组合为石榴子石+斜方辉石+高Ti角闪石+斜长石+石英+金红石,退变质矿物组合为斜长石+低Ti角闪石+石英+金红石。峰期矿物组合中的石榴子石、石英和角闪石中含有大量的针状金红石出溶体,指示其经历了高温变质作用。利用石英中Ti含量（TitaniQ）温度计获得含榴斜长角闪岩峰期变质温度为803-924℃。全岩主量-微量元素、Sr-Nd同位素和锆石Hf同位素组成显示含榴斜长角闪岩的原岩为亚碱性岛弧玄武岩。锆石U-Pb定年结果显示其原岩岩浆结晶年龄为89.3±0.6Ma,变质年龄为81.1±0.8Ma。不纯大理岩中的碎屑岩浆锆石的年龄为86～167Ma,变质年龄为81.4±0.5Ma。碎屑岩浆锆石的年龄分布和Hf同位素组成与南拉萨地块侏罗纪-白垩纪花岗岩类的年龄分布和Hf同位素组成相似,反映其原岩碎屑物源主要来自冈底斯岩浆弧,沉积环境为弧前盆地。南拉萨地块东部的弧前盆地和岛弧岩浆岩同时在～81Ma发生高温麻粒岩相变质,说明弧前盆地有异常高的热量输入。结合区域上存在同期埃达克质岩石,本文认为晚白垩世高温麻粒岩相变质作用与新特提斯洋中脊俯冲有关。4.林芝杂岩中地壳深熔作用发育,多期长英质岩脉间的穿插关系反映林芝杂岩经历了多期地壳深熔作用。对四个代表性的露头中的混合岩的淡色体和长英质岩脉进行了锆石U-Pb定年和Hf同位素组成研究。结果显示林芝杂岩主要经历了65～63Ma、50～48Ma和30～25Ma三期地壳深熔事件。脉体中的继承锆石的年龄分布和锆石Hf同位素组成反映其母岩主要为林芝杂岩中的变沉积岩和片麻状花岗岩,少部分为古老的基性地壳物质。同时区域上还发育与三期深熔事件相对应的变质事件。这三期变质-深熔事件与南拉萨地块古-中新世冈底斯岩浆活动在时间上是耦合的。本文认为65～63Ma、50～48Ma和30-25Ma深熔-变质事件分别与新特提斯洋板片的回转、断离和印度板块断离所诱发的地幔热扰动有关。5.对林芝杂岩中不同层位的变沉积岩类进行了碎屑锆石U-Pb年代学研究。在林芝杂岩下段,石英云母片岩和变质粉砂岩互层产出,并被变流纹岩所覆盖。石英云母片岩和变质粉砂岩中的碎屑锆石主要存在1000～1250Ma和1400～1800Ma两个年龄群,其中最年轻的碎屑锆石的谐和年龄为1006±51Ma,变流纹岩的原岩年龄为507±4Ma,因此林芝杂岩下段变沉积岩的原岩沉积年龄为1006～507Ma之间。这些变沉积岩明显不同于同时期的特提斯喜马拉雅和高喜马拉雅地层中的碎屑锆石年龄分布特征,而与澳大利亚板块西部碎屑岩类的碎屑锆石年龄分布特征相似,因此支持拉萨地块在古生代时位于澳大利亚北缘的观点。林芝杂岩中段和上段变沉积岩形成于234～165Ma之间,碎屑锆石主要存在330～370Ma、450～650Ma、1000～1250Ma和1400～1800Ma四个年龄群,其物源主要来自拉萨地块本身,其中大量330-370Ma碎屑锆石反映拉萨地块内存在强烈的泥盆纪-石炭纪岩浆活动。6.全岩Sr-Nd同位素和锆石Hf同位素组成显示,东构造结西缘出露的花岗岩类的岩浆主要源自古老（0.9～1.5Ga）地壳物质的部分熔融,明显不同于南拉萨地块中部的花岗岩类,反映东构造结西缘南拉萨地块存在中元古代地壳基底。南拉萨地块中部与东部花岗岩类在Sr-Nd-Hf同位素组成上的差异,反映了在印度-欧亚板块汇聚过程中,南拉萨地块中部以地壳生长为主,而东部则以地壳物质再循环为主。7.南拉萨地块中部和东部具有相似的构造热演化历史。中侏罗世-晚白垩世（165～80Ma）时,新特提斯洋板片向北俯冲于南拉萨地块之下,在俯冲带之上发育岛弧岩浆作用。-80Ma时,新特提斯洋中脊发生俯冲,并导致弧前盆地和岛弧地区都发生了高温麻粒岩相变质作用,同时导致底侵的新生玄武质下地壳发生部分熔融形成埃达克质岩浆。由于俯冲的洋壳是年轻的,且具有高的温度和低的密度,因此具有较大的浮力,俯冲板片将从正常角度俯冲转为平板俯冲。68～40Ma时,俯冲板片发生回转作用,岛弧岩浆作用重新开始启动。同时在板片回转的拖拽力下,软流圈地幔顺着板块回转的方向注入,导致上覆地壳发生变质和深熔作用。在～50Ma时,俯冲的特提斯洋壳发生断离,导致地壳不同尺度的岩石发生了变质和深熔作用,增厚下地壳发生部分熔融形成埃达克质岩石。渐-中新世（26～22Ma）时,持续俯冲的印度板块发生断离,导致早期加厚的南拉萨地块下地壳发生部分熔融形成埃达克质岩。
孙云锴[9]（2010）在《青藏高原冈底斯造山带变质地质作用及其大地构造意义》文中指出变质岩是地壳的重要组成部分之一,占地壳总体积的近三分之一。研究区域变质岩石,可以获取该区域深部地壳演化的相关信息,还有利于发现其中丰富的矿产资源。变质岩石和变质地质作用已成为当今地质学家十分关注的研究课题,也是前寒武纪地质和探索地壳早期演化的重要内容,同时已成为近年来地质学领域内发展较快的学科之一。青藏高原是当今世界上海拨最高、面积最大、形成年龄最年轻的高原。西藏冈底斯造山带位于雅鲁藏布江结合带和班公湖—怒江结合带之间,向西与克什米尔-拉达克岩浆弧地块相接,向东延伸至滇西腾冲陆块。研究区内构造运动频繁,变质岩分布广泛。本文立足于新一轮青藏高原1:25万区域地质调查的大量成果和数据之上,系统消化吸收并整合相关资料;依据古特提斯洋、新特提斯洋所经历的闭合碰撞造山作用,以及造山期后的高原隆升过程中所发生的一系列变质地质作用,自北向南依次将冈底斯造山带划分为班公湖-怒江变质带、革吉-班戈-洛隆变质带、隆格尔-工布江达变质带、冈底斯-察隅变质带、雅鲁藏布—南迦巴瓦变质带共五条变质带;在系统分析冈底斯造山带内五条变质带的变质岩石类型、出现的变质矿物组合,以及前人对这些变质岩石的岩石地球化学分析数据的系统分析基础上,在研究区内划分出八种不同变质强度的变质相类型:次绿片岩相、低绿片岩相、高绿片岩相、低角闪岩相、高角闪岩相、蓝片岩相、麻粒岩相和高压-超高压榴辉岩相。系统总结了各变质带中变质岩的地质特征、变质矿物组合、变质作用类型、变质作用事件及不同变质岩石的P-T条件;在前人的相关研究成果基础上,聚焦于各变质带中特征的变质矿物组合特征,在各变质带中分别划分出葡萄石—绿纤石带、绢云母—绿泥石带、黑云母带、铁铝榴石带、透辉石带、十字石—蓝晶石带、红柱石—堇青石带、蓝闪石带、矽线石带等特征的变质矿物带。基于上述研究,本文较系统总结了冈底斯造山带变质岩区的主要变质地质作用特点:1.变质岩和变质作用类型的多样性:冈底斯造山带的变质岩分布广泛,类型复杂,大体可分为七种岩石类型;变质作用类型齐全:区域变质作用、接触变质作用和动力变质作用均有出现,其中以区域变质作用为甚。2.区域变质作用的多期性:区域变质作用的变质时代具有明显的多期性,大体可划分为前泛非期、泛非期、加里东期、华力西期、印支期、燕山期、喜马拉雅期等7期,其中前泛非期、泛非期、燕山期和喜马拉雅期为研究区内主要变质时期;不同时期的变质作用在空间上多有叠加。3.变质地质作用过程的旋回性:冈底斯造山带内的变质作用受控于区内经历的复杂而多期构造旋回,其中新特提斯大洋板块构造演化的燕山晚期—喜马拉雅期变质旋回记录最为完整。此旋回清晰地展示了一套从海底埋深变质作用开始,经历洋壳俯冲高压埋深变质作用、陆缘和岛弧低压区域动力热流变质作用、陆—陆碰撞区域低温动力变质作用、陆内汇聚中压区域动力热流变质作用,而终止于地壳大规模造山隆升的退变质作用的完整变质演化历程。4.变质程度的差异性:整个冈底斯造山带的变质程度的非均匀性,总体上呈“南多北少,东高西低”的规律。即南北以雅鲁藏布结合带为界,南部变质岩出露面积大于北部;东西以当雄—羊八井断裂为限,东部变质程度高于西部。本文在上述的相关研究成果基础上,初步较系统的归纳和总结出了一套能反映研究区变质岩分布、变质强度变化、变质时期的能客观表达研究区变质作用时空演化规律的编图原则和图示方案,编制完成了《青藏高原冈底斯造山带变质地质图》（1:150万）,具有较好的可读性。本论文从冈底斯造山带变质岩和变质作用方面的大量实际材料,结合沉积建造、岩浆建造和同位素年代学等多方面的信息和资料的综合研究,将研究区划分出基底形成、特提斯大洋闭合碰撞、喜马拉雅造山三个主要大地构造演化阶段;并分别就三阶段构造演化时期的变质地质作用,开展了较细致的论述。其中变质基底在研究区主要由念青唐古拉岩群和聂荣岩群组成,变质程度已达到角闪岩相和麻粒岩相。极低变质作用发生的时代在792～950Ma,480～590Ma两个时段,分别代表了前泛非期和泛非期两套构造-热事件的变质年龄。古特提斯和新特提斯大洋的构造演化造就了研究区内两条巨大的结合带:班公湖—怒江结合带和雅鲁藏布结合带。自二叠纪末始至始新世末止,二者的形成、发展和消亡经历了一系列变形-变质作用,形成了大量变质强度不同的变质岩石,构成了整个冈底斯造山带变质地带和变质带的骨架;印度洋板块从白垩纪晚期开始向北的快速漂移,到中新世末期与欧亚大陆板块的陆—陆碰撞,导致雅鲁藏布江洋的最后关闭,形成了一系列的逆冲推覆带,自此整个冈底斯造山带北西西—南东东向的地块展布格局基本定型;喜马拉雅地区地壳急剧增厚,同时也在该地区形成了一系列高压-超高压深成变质体。综上所述,本文初步总结了冈底斯造山带各变质带从发生、发展到最后形成这一过程的时空演化及相互之间的成因关系,对揭示变质地质作用对冈底斯造山带地壳形成演化过程的响应,以及在该区寻找与变质作用有关矿产资源具有积极的意义和有益的探索。
杨经绥,许志琴,张建新,张泽明,刘福来,吴才来[10]（2009）在《中国主要高压-超高压变质带的大地构造背景及俯冲/折返机制的探讨》文中研究指明造山带中发现超高压矿物柯石英和金刚石,被认为与洋壳或陆壳岩片的深俯冲（>100km）有关。但探讨这些岩片是如何俯冲和折返的?却是一个极具挑战的难题。目前,中国境内含榴辉岩的高压超高压（HP/UHP）变质带已经发现11条,此外,世界各地发现的高压超高压变质带还有至少20条。高压超高压变质带,特别是中国众多的HP-UHP变质带,在什么特定的大地构造条件中形成?又是在怎样的构造背景下折返而剥露地表?中国大陆上为什么出现众多规模可观的HP-UHP变质带?为什么出现洋壳（深）俯冲与陆壳（深）俯冲不同类型的HP-UHP带?这是本文试探讨的问题。根据中国境内的11条高压/超高压变质带形成时代和区域构造背景,将其分为4类:Ⅰ.始特提斯（早古生代）高压/超高压变质带,包括（1）柴北缘-南阿尔金超高压变质带,（2）北祁连-北阿尔金高压变质带,（3）东秦岭超高压变质带;Ⅱ.古特提斯高压/超高压变质带,包括（4）大别高压/超高压变质带,（5）苏鲁高压/超高压变质带,（6）西藏羌塘高压变质带;（7）西藏松多（超）高压变质带;Ⅲ.新特提斯高压/超高压变质带,包括（8）雅鲁藏布江东构造结南迦巴瓦（超）高压变质带;Ⅳ.古亚洲域南缘高压/超高压变质带,包括（9）新疆西南天山超高压变质带,（10）甘肃北山高压变质带,和（11）冀北高压变质带。中国高压/超高压变质带形成的大地构造背景有洋壳（深）俯冲和陆壳（深）俯冲两大成因类型,认为前者大都与始-古特提斯洋盆中微陆块之间的汇聚碰撞有关;后者为大陆块之间剪式碰撞和撕裂式岩石圈舌形板片深俯冲的产物。由于中国（邻区）大陆是三大陆块与许多小陆块聚集构成的巨大拼合体,小陆块在特提斯洋盆（特别是始、古特提斯洋盆）中的独特位置,使陆块之间的刚性洋盆岩石圈得以（深）俯冲插入小陆块之下。而大陆块之间特殊部位的碰撞为陆壳（深）俯冲创造条件。研究表明,高压/超高压变质岩石和蛇绿岩、混杂堆积、俯冲增生楔一起构成俯冲/折返杂岩带;认为代表印支造山带山根物质的大别-苏鲁高压/超高压俯冲/折返杂岩带,呈面形推覆岩片的构造样式叠置在扬子陆块之上,提出汇聚陆块边缘深部地幔物质折返的"斜向挤出"和"沿岩石圈板片的多层隧道的多重/分片挤出"的两种模式;认为走滑断裂在高压/超高压变质岩石的快速折返中起重要作用,即阿尔金走滑断裂、郯庐走滑断裂和喀喇昆仑走滑断裂,分别制约了阿尔金和祁连山中的南北两条早古生代高压/超高压变质带、大别-苏鲁印支期超高压变质带和喜马拉雅西构造结的喜山期超高压变质带的快速折返。
二、西藏珠穆朗玛变质带混合岩和花岗岩的成因（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、西藏珠穆朗玛变质带混合岩和花岗岩的成因（论文提纲范文）
（1）喜马拉雅稀有金属成矿作用研究的新突破（论文提纲范文）
| 1 喜马拉雅稀有金属成矿作用的早期研究 |
| 2 喜马拉雅淡色花岗岩高度结晶分异成因观点的提出 |
| 3 喜马拉雅淡色花岗岩的稀有金属成矿作用 |
| 4 错那洞铍-锡超大型矿床的发现及北喜马拉雅稀有金属成矿 |
| 5 喜马拉雅锂成矿作用及琼嘉岗超大型锂矿床的发现 |
| 6 喜马拉雅稀有金属成矿机制与找矿模型 |
| 7 喜马拉雅淡色花岗岩与南岭稀有金属成矿花岗岩的对比 |
| 8 结语 |
（2）青藏高原南部早中生代冈底斯弧地壳的岩浆成因和垂向成分结构（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 选题依据 |
| 1.2 研究现状和研究历史 |
| 1.2.1 冈底斯岩基的定义和基本特征 |
| 1.2.2 冈底斯岩基的研究历史 |
| 1.2.3 冈底斯岩基的研究现状 |
| 1.2.3.1 晚三叠世-侏罗纪岩浆作用(220–143 Ma) |
| 1.2.3.2 早白垩世岩浆作用(120–100 Ma) |
| 1.2.3.3 晚白垩世岩浆作用(100–66 Ma) |
| 1.2.3.4 古新世-始新世岩浆作用(65-34 Ma) |
| 1.2.3.5 渐新世-中新世岩浆作用(33–10 Ma) |
| 1.3 存在的科学问题 |
| 1.4 研究内容和研究思路 |
| 1.5 新发现与研究意义 |
| 1.6 主要工作量 |
| 2 区域地质概况 |
| 2.1 青藏高原大地构造格架 |
| 2.2 研究区所处或毗邻的构造块体和缝合带 |
| 2.2.1 印度河-雅鲁藏布江缝合带 |
| 2.2.2 喜马拉雅造山带 |
| 2.2.3 拉萨地体 |
| 3 崔久火成杂岩的野外和岩石学特征 |
| 3.1 超基性-基性和酸性堆晶岩 |
| 3.2 基性-酸性非堆晶侵入岩 |
| 3.3 基性微粒包体(MME)和寄主闪长岩 |
| 4 分析方法 |
| 4.1 样品测试前处理流程 |
| 4.2 矿物表征自动定量分析 |
| 4.3 单矿物主量元素分析 |
| 4.4 锆石U–Pb同位素定年 |
| 4.5 原位锆石Hf同位素分析 |
| 4.6 榍石U–Pb同位素定年 |
| 4.7 全岩主量与微量元素分析 |
| 4.8 全岩Sr–Nd–Hf–Pb同位素分析 |
| 5 崔久火成杂岩的年龄 |
| 5.1 超基性-基性和酸性堆晶岩 |
| 5.2 基性-酸性非堆晶侵入岩 |
| 5.3 MME和寄主闪长岩 |
| 6 崔久堆晶和非堆晶岩的成因 |
| 6.1 地球化学数据结果 |
| 6.1.1 矿物主量元素地球化学 |
| 6.1.1.1 单斜辉石 |
| 6.1.1.2 角闪石 |
| 6.1.1.3 斜长石 |
| 6.1.1.4 绿帘石 |
| 6.1.2 全岩元素和同位素地球化学 |
| 6.1.2.1 超基性-基性堆晶岩 |
| 6.1.2.2 酸性堆晶岩 |
| 6.1.2.3 非堆晶角闪辉长岩、辉长-闪长岩、闪长岩和英云闪长岩 |
| 6.1.2.4 二长花岗岩脉 |
| 6.2 非堆晶侵入岩的成因 |
| 6.2.1 玄武质熔体的性质:非堆晶角闪辉长岩 |
| 6.2.2 分异序列:辉长-闪长岩、闪长岩和英云闪长岩 |
| 6.2.3 二长花岗岩脉:最晚期的分异产物并混染少量围岩 |
| 6.3 堆晶岩与非堆晶岩的成因关系 |
| 6.3.1 超基性-基性堆晶岩 |
| 6.3.2 酸性堆晶岩 |
| 6.4 岩浆分异条件和实验岩石学类比 |
| 6.4.1 弧岩浆的分异条件 |
| 6.4.2 实验岩石学类比 |
| 7 崔久MME和寄主闪长岩的成因 |
| 7.1 地球化学数据结果 |
| 7.1.1 矿物主量元素地球化学 |
| 7.1.2 全岩元素和同位素地球化学 |
| 7.2 MME和寄主闪长岩的成因 |
| 7.3 MME的淬冷机制 |
| 8 早中生代冈底斯弧地壳的构建 |
| 8.1 早中生代冈底斯弧的成因 |
| 8.2 早中生代冈底斯弧地壳的垂向成分剖面 |
| 9 结论 |
| 9.1 本文主要结论和认识 |
| 9.2 存在和需要继续讨论的部分问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 个人简介 |
（3）喜马拉雅造山带中部混合岩化泥质麻粒岩的变质作用与部分熔融及淡色花岗岩成因（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究现状 |
| 1.1.1 喜马拉雅造山带的变质作用 |
| 1.1.2 高喜马拉雅结晶岩系的变质、部分熔融作用 |
| 1.1.3 部分熔融作用的相平衡模拟 |
| 1.1.4 喜马拉雅造山带淡色花岗岩 |
| 1.2 选题依据 |
| 1.3 研究内容 |
| 1.4 研究方法 |
| 1.5 分析方法 |
| 1.5.1 全岩主微量元素 |
| 1.5.2 LA-ICP-MS锆石U-Pb定年 |
| 1.5.3 锆石Lu-Hf同位素分析 |
| 1.5.4 矿物化学成分分析 |
| 1.6 主要工作量 |
| 第二章 区域地质概况 |
| 2.1 青藏高原主要地质特征 |
| 2.2 喜马拉雅造山带 |
| 2.2.1 喜马拉雅造山带构造单元起源 |
| 2.2.2 喜马拉雅造山带的构造演化 |
| 2.3 研究区地质特征 |
| 第三章 混合岩化泥质麻粒岩的变质作用与部分熔融 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 地质背景及样品 |
| 3.3 岩相学和矿物化学 |
| 3.4 变质作用温度、压力条件 |
| 3.4.1 相平衡模拟 |
| 3.4.2 地质温压计 |
| 3.5 锆石U-Pb定年 |
| 3.6 讨论 |
| 3.6.1 麻粒岩的变质条件及类型 |
| 3.6.2 变质作用和部分熔融作用的起始及持续时间 |
| 3.6.3 部分熔融作用与淡色花岗岩岩浆起源 |
| 3.7 小结 |
| 附表 |
| 第四章 混合岩化泥质麻粒岩的源区浅色体及成因 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 地质背景和样品 |
| 4.3 岩相学 |
| 4.4 岩石地球化学特征 |
| 4.4.1 主量元素 |
| 4.4.2 微量元素 |
| 4.5 锆石U-Pb定年 |
| 4.5.1 锆石的阴极发光图像特征 |
| 4.5.2 锆石U-Pb定年 |
| 4.5.3 锆石稀土元素特征 |
| 4.6 讨论 |
| 4.6.1 源区浅色体锆石U-Pb定年结果的意义 |
| 4.6.2 源区浅色体成因 |
| 4.7 小结 |
| 附表 |
| 第五章 淡色花岗岩及成因 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 地质背景和样品 |
| 5.3 岩相学 |
| 5.4 分析结果 |
| 5.4.1 锆石U-Pb定年和Hf同位素 |
| 5.4.2 岩石地球化学 |
| 5.4.3 熔体温度 |
| 5.5 淡色花岗岩的成因 |
| 5.5.1 结晶分异作用 |
| 5.5.2 淡色花岗岩的源区 |
| 5.5.3 白云母或黑云母脱水熔融 |
| 5.6 小结 |
| 附表 |
| 第六章 高喜马拉雅结晶岩系的变质作用、部分熔融与淡色花岗岩形成机制 |
| 6.1 变质作用、部分熔融与淡色花岗岩的成因联系 |
| 6.2 变质作用、部分熔融与淡色花岗岩形成的构造模型 |
| 第七章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（4）阿尔泰地区变质带中淡色花岗岩脉体研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 选题依据 |
| 1.2 研究现状与存在的问题 |
| 1.2.1 淡色花岗岩的研究现状 |
| 1.2.2 阿尔泰地区高级变质带中淡色花岗岩脉体的研究现状 |
| 1.3 研究目的与研究意义 |
| 1.4 技术路线与研究方案 |
| 1.4.1 技术路线 |
| 1.4.2 研究计划安排 |
| 第2章 区域地质概况 |
| 2.1 大地构造背景 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.3 阿尔泰大断裂 |
| 2.4 变质岩与递增变质带 |
| 2.4.1 变质岩 |
| 2.4.2 递增变质带 |
| 2.5 花岗岩 |
| 2.6 脉体与围岩特征 |
| 2.6.1 脉体特征 |
| 2.6.2 围岩特征 |
| 第3章 岩相学特征 |
| 3.1 组I淡色花岗岩脉体 |
| 3.1.1 英云闪长岩 |
| 3.1.2 二长花岗岩 |
| 3.1.3 正长花岗岩 |
| 3.1.4 碱性长石花岗岩 |
| 3.2 组II淡色花岗岩脉体 |
| 3.2.1 英云闪长岩 |
| 3.2.2 二长花岗岩 |
| 3.2.3 正长花岗岩 |
| 第4章 岩石地球化学特征 |
| 4.1 测试方法 |
| 4.2 测试结果 |
| 4.2.1 主量元素 |
| 4.2.2 微量元素 |
| 4.2.3 稀土元素 |
| 第5章 锆石年代学 |
| 5.1 测试方法 |
| 5.2 U-Pb定年分析结果 |
| 5.2.1 组I淡色花岗岩脉体U-Pb分析结果 |
| 5.2.2 组II淡色花岗岩脉体U-Pb分析结果 |
| 第6章 讨论 |
| 6.1 形成年代 |
| 6.2 岩石的脉体分类与成因 |
| 6.2.1 分类 |
| 6.2.2 成因类型分析 |
| 6.2.3 源区分析 |
| 6.2.4 成岩温度估算 |
| 6.3 构造环境 |
| 结论 |
| 下一步工作计划 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 矿物缩写 |
| 个人简历 |
（6）喜马拉雅淡色花岗岩（论文提纲范文）
| 1 喜马拉雅淡色花岗岩分布与岩石组成 |
| 2 喜马拉雅淡色花岗岩典型岩体概述 |
| 2. 1 高喜马拉雅 Manaslu 岩体 |
| 2. 1. 1 Manaslu岩体地质特征 |
| 2. 1. 2 Manaslu 岩体形成时代 |
| 2. 1. 3 Manaslu 岩体成因 |
| 2. 2 特提斯喜马拉雅然巴岩体 |
| 2. 2. 1 然巴岩体概况 |
| 2. 2. 2 然巴岩体时代 |
| 2. 2. 3 然巴岩体成因 |
| 3 喜马拉雅淡色花岗岩时代 |
| 3. 1 淡色花岗岩 U-Pb 定年评述 |
| 3. 2 淡色花岗岩浆活动阶段的划分 |
| 3. 3 淡色花岗岩浆的结晶时间 |
| 4 喜马拉雅淡色花岗岩成因 |
| 4. 1 原地还是异位花岗岩? |
| 4. 2 不同类型淡色花岗岩间的成因联系 |
| 4. 3 高分异花岗岩的矿物学证据 |
| 4. 4 淡色花岗岩: 岩浆温度与粘度 |
| 4. 5 钠长花岗岩: 一种特殊类型淡色花岗岩的成因意义 |
| 4. 6 淡色花岗岩的源区特征 |
| 5 淡色花岗岩形成与造山动力学 |
| 5. 1 淡色花岗岩形成与高喜马拉雅的变质历史 |
| 5. 2 淡色花岗岩与伸展作用 |
| 5. 3 青藏高原与淡色花岗岩相关的岩浆活动 |
| 5. 4 淡色花岗岩形成与青藏高原中-下地壳流动 |
| 6 淡色花岗岩研究的岩石学意义 |
| 7 结语 |
（7）珠峰自然保护区旅游地学研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 目录 |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题背景与研究意义 |
| 1.1.1 选题背景 |
| 1.1.2 研究意义 |
| 1.2 国内外研究综述 |
| 1.2.1 科学考察简史 |
| 1.2.2 珠峰自然保护区科学研究进展 |
| 1.2.3 旅游地学研究进展 |
| 1.2.4 承载力研究进展 |
| 1.3 依托项目、研究内容与技术路线 |
| 1.3.1 论文研究依托项目 |
| 1.3.2 研究内容 |
| 1.3.3 技术路线 |
| 1.4 主要成果与创新点 |
| 1.4.1 主要成果 |
| 1.4.2 创新点 |
| 第2章 珠峰自然保护区概况 |
| 2.1 区位条件 |
| 2.2 自然条件 |
| 2.3 社会人文环境 |
| 第3章 珠峰自然保护区地质背景研究 |
| 3.1 构造背景 |
| 3.1.1 大地构造概况 |
| 3.1.2 区域构造 |
| 3.2 地层系统 |
| 3.2.1 地层 |
| 3.2.2 地层岩性 |
| 3.3 第四纪地质与古气候 |
| 第4章 珠峰自然保护区地学景观资源系统 |
| 4.1 地学旅游景观资源厘定 |
| 4.2 地学景观资源级别划分 |
| 4.3 地学景观资源系统类型及特征 |
| 4.3.1 拉轨岗日地学景观体系域(A1) |
| 4.3.2 北喜马拉雅地学景观体系域(A2) |
| 4.3.3 高喜马拉雅地学景观体系域(A3) |
| 4.4 配套人文景观体系 |
| 4.5 景观资源特色与开发评价 |
| 4.5.1 景观资源特色 |
| 4.5.2 地学景观资源评价 |
| 第5章 珠峰自然保护区景观成因研究 |
| 5.1 成景环境分析 |
| 5.2 成景过程 |
| 5.2.1 成景地层形成阶段 |
| 5.2.2 山谷定型阶段 |
| 5.2.3 构造抬升阶段 |
| 5.3 景观成因演化与形成机理 |
| 第6章 珠峰自然保护区旅游承载力研究 |
| 6.1 旅游空间分析 |
| 6.1.1 北坡区域旅游空间分析 |
| 6.1.2 南坡区域旅游空间分析 |
| 6.2 旅游承载力测算 |
| 6.3 保护区土地利用的空间分布特征 |
| 第7章 旅游开发模式研究 |
| 7.1 旅游业发展分析 |
| 7.1.1 旅游业现状 |
| 7.1.2 旅游产品分类 |
| 7.2 旅游开发模式 |
| 7.2.1 开发原则 |
| 7.2.2 高原山地生态旅游开发模式 |
| 7.2.3 探险旅游开发模式 |
| 7.2.4 朝圣旅游开发模式 |
| 7.3 旅游业对环境影响评估 |
| 7.3.1 指导原则 |
| 7.3.2 环境影响评估 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读博士学位期间取得的学术成果 |
（8）东喜马拉雅构造结西缘构造—岩浆事件及其地球动力学意义（论文提纲范文）
| 作者简介 |
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 前言 |
| §1.1 选题依据及研究意义 |
| §1.2 研究现状及存在问题 |
| 1.2.1 研究现状 |
| 1.2.2 存在问题 |
| §1.3 研究目标及内容 |
| 1.3.1 研究目标 |
| 1.3.2 研究内容 |
| §1.4 实际工作量 |
| 第二章 区域地质背景 |
| §2.1 拉萨地块地质概况 |
| §2.2 东喜马拉雅构造结地质概况 |
| 2.2.1 构造单元划分及各自地质特征 |
| 2.2.2 东喜马拉雅构造结地区的印度-欧亚板块碰撞时限 |
| 第三章 分析方法 |
| §3.1 全岩主量元素 |
| 3.1.1 样品粗碎与细碎 |
| 3.1.2 全岩主量元素分析 |
| §3.2 全岩微量元素 |
| §3.3 全岩Sr-Nd同位素 |
| 3.3.1 样品制备 |
| 3.3.2 Sr和Nd的化学分离 |
| §3.4 锆石U-Pb定年和微量元素分析 |
| 3.4.1 锆石靶制备 |
| 3.4.2 锆石阴极发光(CL)图像 |
| 3.4.3 锆石U-Pb年龄和微量元素含量分析 |
| §3.5 锆石Lu-Hf同位素 |
| §3.6 矿物电子探针分析 |
| 第四章 东构造结西缘花岗岩类的岩石成因 |
| §4.1 花岗岩类的野外地质及岩相学特征 |
| 4.1.1 中侏罗世花岗岩类 |
| 4.1.2 晚白垩世花岗岩类 |
| 4.1.3 古-始新世花岗岩类 |
| 4.1.4 渐-中新世花岗岩类 |
| §4.2 锆石U-Pb年代学 |
| 4.2.1 中侏罗世花岗岩类 |
| 4.2.2 晚白垩世花岗岩类 |
| 4.2.3 古-始新世花岗岩类 |
| 4.2.4 渐-中新世花岗岩类 |
| §4.3 岩石地球化学及Sr-Nd-Hf同位素组成 |
| 4.3.1 中侏罗世花岗岩类 |
| 4.3.2 晚白垩世花岗岩类 |
| 4.3.3 古-始新世花岗岩类 |
| 4.3.4 渐-中新世花岗岩类 |
| 4.3.5 变质基底的Sr-Nd同位素特征 |
| §4.4 岩石成因 |
| 4.4.1 中侏罗世花岗岩类的岩石成因 |
| 4.4.2 晚白垩世花岗岩类的岩石成因 |
| 4.4.3 古-始世花岗岩类的岩石成因 |
| 4.4.4 渐-中新世花岗岩类的岩石成因 |
| 本章小结 |
| 第五章 东构造结西缘变质与地壳深熔作用 |
| §5.1 晚白垩世高温变质作用及其地质意义 |
| 5.1.1 岩相学特征 |
| 5.1.2 石英中Ti含量及峰期变质温度计算 |
| 5.1.3 锆石微量元素、U-Pb年龄和Hf同位素组成 |
| 5.1.4 地球化学及原岩性质 |
| 5.1.5 高温变质作用 |
| 5.1.6 高温麻粒岩相变质时代 |
| 5.1.7 晚白垩世(～81Ma)新特提斯洋中脊俯冲 |
| §5.2 古-中新世多期变质-深熔事件及其地质意义 |
| 5.2.1 野外地质及岩相学特征 |
| 5.2.2 锆石微量元素、U-Pb年龄和Hf同位素组成 |
| 5.2.3 混合岩和深熔脉体的母岩性质 |
| 5.2.4 东构造结西缘变质-深熔作用的时代 |
| 5.2.5 地质意义 |
| 本章小结 |
| 第六章 林芝杂岩碎屑锆石U-Pb年代学及其地质意义 |
| §6.1 野外地质及岩相学特征 |
| §6.2 碎屑锆石U-Pb年代学 |
| 6.2.1 锆石形态及CL图像特征 |
| 6.2.2 碎屑锆石U-Pb年龄及其分布特征 |
| §6.3 林芝杂岩的形成时代 |
| §6.4 碎屑锆石的物源及其地质意义 |
| 本章小结 |
| 第七章 东构造结西缘南拉萨地块的基底属性及其构造演化 |
| §7.1 东构造结西缘南拉萨地块的基底属性 |
| §7.2 东构造结西缘南拉萨地块的构造演化 |
| 主要结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附表1 东喜马拉雅构造结西缘花岗岩类和变质岩类全岩主量和微量元素数据 |
| 附表2 东喜马拉雅构造结西缘花岗岩类和变质基底的Sr-Nd同位素数据 |
| 附表3 东构造结西缘花岗岩类和林芝杂岩的LA-ICP MS锆石U-Pb同位素数据 |
| 附表4 东构造结西缘花岗岩类和变质岩类的锆石微量元素分析结果 |
| 附表5 东喜马拉雅构造结西缘花岗岩类和变质岩类锆石Hf同位素分析结果 |
（9）青藏高原冈底斯造山带变质地质作用及其大地构造意义（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 选题依据 |
| 1.2 国内外相关研究动态 |
| 1.2.1 青藏高原基础地质研究历史 |
| 1.2.2 冈底斯变质岩区研究现状 |
| 1.3 论文主要工作内容及技术路线 |
| 1.3.1 主要工作内容 |
| 1.3.2 论文研究工作技术路线 |
| 1.4 论文工作量及相关成果 |
| 第二章 冈底斯造山带区域地质概况 |
| 2.1 区域地层概况 |
| 2.1.1 区域地层划分 |
| 2.1.2 地层概述 |
| 2.1.3 主要结合带特征 |
| 2.2 区域岩浆岩 |
| 2.2.1 侵入岩与火山岩 |
| 2.2.2 蛇绿混杂岩及其分布 |
| 2.3 区域大地构造单元划分 |
| 第三章 冈底斯造山带主要变质相类型和特征 |
| 3.1 变质相划分依据 |
| 3.2 变质相类型及基本特征 |
| 第四章 冈底斯变质带划分和分布特征 |
| 4.1 变质带划分及其分布 |
| 4.1.1 变质带划分原则 |
| 4.1.2 班公湖-怒江变质带 |
| 4.1.3 革吉-班戈-洛隆变质带 |
| 4.1.4 隆格尔-工布江达变质带 |
| 4.1.5 冈底斯-察隅变质带 |
| 4.1.6 雅鲁藏布-南迦巴瓦变质带 |
| 4.2 主要变质矿物带分布 |
| 4.2.1 班公湖-怒江变质带内变质矿物带 |
| 4.2.2 革吉-班戈-洛隆变质带内变质矿物带 |
| 4.2.3 隆格尔-工布江达变质带内变质矿物带 |
| 4.2.4 冈底斯-察隅变质带内变质矿物带 |
| 4.2.5 雅鲁藏布-南迦巴瓦变质带内变质矿物带 |
| 第五章 高压-超高压变质带 |
| 5.1 拉萨地块高压-超高压变质带 |
| 5.2 雅鲁藏布高压-超高压变质带 |
| 第六章 冈底斯造山带变质作用与大地构造演化 |
| 6.1 主要变质作用类型 |
| 6.2 基底形成及变质作用 |
| 6.3 特提斯大洋闭合碰撞及变质作用 |
| 6.4 喜马拉雅造山与变质作用 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
四、西藏珠穆朗玛变质带混合岩和花岗岩的成因（论文参考文献）
- [1]喜马拉雅稀有金属成矿作用研究的新突破[J]. 吴福元,王汝成,刘小驰,谢磊. 岩石学报, 2021(11)
- [2]青藏高原南部早中生代冈底斯弧地壳的岩浆成因和垂向成分结构[D]. 许伟. 中国地质大学(北京), 2019(02)
- [3]喜马拉雅造山带中部混合岩化泥质麻粒岩的变质作用与部分熔融及淡色花岗岩成因[D]. 苟正彬. 中国地质大学, 2016(02)
- [4]阿尔泰地区变质带中淡色花岗岩脉体研究[D]. 刘江楠. 中国地质大学(北京), 2016(02)
- [5]喜马拉雅淡色花岗岩[A]. 吴福元,刘志超,刘小驰,纪伟强. 中国科学院地质与地球物理研究所2015年度（第15届）学术论文汇编——岩石圈演化研究室, 2016
- [6]喜马拉雅淡色花岗岩[J]. 吴福元,刘志超,刘小驰,纪伟强. 岩石学报, 2015(01)
- [7]珠峰自然保护区旅游地学研究[D]. 陈露. 成都理工大学, 2013(05)
- [8]东喜马拉雅构造结西缘构造—岩浆事件及其地球动力学意义[D]. 郭亮. 中国地质大学, 2012(12)
- [9]青藏高原冈底斯造山带变质地质作用及其大地构造意义[D]. 孙云锴. 成都理工大学, 2010(04)
- [10]中国主要高压-超高压变质带的大地构造背景及俯冲/折返机制的探讨[J]. 杨经绥,许志琴,张建新,张泽明,刘福来,吴才来. 岩石学报, 2009(07)