一、江西德兴斑岩铜(钼)矿田硫同位素特征(1977)（论文文献综述）
袁远[1]（2020）在《闽西南永定—德化地区早白垩世花岗质岩石成因与铁—钼成矿作用》文中研究说明闽西南地区是东南沿海乃至华南最具经济意义的铁、铜成矿带之一,带内已发现120余个铁多金属矿床,尤以马坑式矽卡岩型铁钼多金属矿最为典型。铁钼多金属矿化与集中出露于该区永定—德化一带的早白垩世花岗岩类的关系极为密切。但是针对该阶段花岗岩类的研究程度仍比较低,致使该区早白垩世岩浆作用的时空分布、成因机制及其与铁钼多金属成矿的耦合关系还存在争议。据此,本文选取闽西南永定—德化地区与铁钼多金属矿相关的早白垩世花岗岩类为研究对象,包括十二排、大排与永福复式岩体,开展系统的岩石学、同位素年代学、矿物与岩石地球化学研究,详细分析了早白垩世花岗岩类的岩相学与地球化学特征,全面阐明了它们的成因类型、岩浆起源及演化机制,精确厘定了岩浆侵位时代;查明了典型铁钼矿床地质特征与同位素地球化学组成,在此基础上系统探讨了早白垩世岩浆作用与铁钼成矿事件的成因联系以及构造背景。取得的主要认识如下:1.锆石U-Pb年代学结果揭示了本文研究岩体的形成年龄主要集中在142～128Ma。通过对比分析区内已报道的同时期花岗岩类年代学与岩石学资料,新提出闽西南永定—德化地区存在一条早白垩世花岗质岩浆岩带,岩石组合主要为正长花岗岩—黑云母二长花岗岩—花岗闪长（斑）岩,侵位时限为早白垩世早期（145～125Ma）。2.元素地球化学研究表明,永定—德化带早白垩世花岗岩类显示高硅富钾,普遍贫钙、镁,为准铝质—弱过铝质岩石。微量元素组成上,它们均不同程度富集K、Rb、Th、U、Y和REE,显着亏损P、Ti、Sr、Ba、Nb、Ta等元素,具有中等至强负Eu异常和平缓右倾型稀土配分模式。地球化学特征指示研究区早白垩世花岗质岩体主要属于高钾钙碱性的高分异I型花岗岩类。3.Sr-Nd-Hf同位素特征表明,相关早白垩世花岗岩类很可能是由古元古代（麻源群）基底变质岩部分熔融产生的熔体与地幔岩浆发生混合,随后进一步通过较高程度分异结晶形成的。幔源岩浆不仅直接参与了成岩过程,并且地幔物质贡献程度随时间逐渐增大,反映了深部趋于强烈的壳幔相互作用过程。4.典型矿床地质调查、地球化学及成矿年代学研究表明,铁钼多金属矿化主要形成于145～130Ma,与永定—德化带早白垩世早期花岗岩类具有紧密时空关联。S-Pb-O-Re同位素分析结果表明,铁钼多金属矿化的成矿流体与金属元素主要来自于与早白垩世高分异花岗岩类相似的壳源岩浆。通过综合对比,本文认为闽西南永定—德化早白垩世花岗质岩浆侵入及相关的矽卡岩—斑岩型铁钼多金属成矿作用主要受控于晚中生代古太平洋板块后撤引发的弧后伸展背景。5.通过对比分析前人对该区成矿系列的相关认识,本文将闽西南地区与铁钼多金属矿床有关的成矿系列重新厘定为“与早白垩世早期花岗岩类有关的铁、钼、铅锌、铜成矿系列”,并进一步提出了铁钼多金属矿床的主攻类型及找矿方向。
倪培,潘君屹,迟哲[2]（2020）在《华南燕山期大规模铜成矿作用的成矿模式及找矿方向》文中进行了进一步梳理华南地区是中国最重要的金属矿产资源聚集区,其燕山期大规模成矿作用尤其引人注目。文章围绕华南燕山期大规模铜成矿作用,系统收集了该区内30余个主要矿床的地质和同位素年代学资料,初步总结了华南燕山期铜矿床的主要类型和时空分布特征。统计结果表明,斑岩型和浅成低温热液型矿床是华南燕山期最重要的铜成矿类型。对此,文章结合华南地区近年来铜及相关金、钼等金属的最新找矿勘查进展和矿床成因机制研究成果,分别以德兴矿集区、德化矿集区、紫金山矿集区和治岭头矿集区为例,提出了华南燕山期斑岩-浅成低温热液铜多金属成矿系统的几种成矿模式和找矿方向。
吕国芳,姬祥,时永志[3]（2020）在《河南斑岩型钼矿床对比研究及成矿机理探讨》文中认为本文认为以往提出的夕卡岩型钼矿不准确,应统称为斑岩型钼矿;斑岩型钼矿对其赋存地层和围岩无选择性,对比研究围岩的岩性和破碎度,可将其归纳为易碎裂型和不易碎裂型两种成矿模式;斑岩型钼矿、构造蚀变岩脉型钼矿、钾长石-石英脉型钼矿以及萤石脉型钼矿可能形成于同一成矿系统;斑岩型钼矿成矿系统寄生于斑岩成岩系统中,斑岩钼矿、铜钼矿、钨钼矿的形成差异与斑岩体自身无关,而是由来自同源区的成矿流体差异造成的。
杨蜜蜜[4]（2020）在《后碰撞背景下壳-幔岩浆混合作用对斑岩型矿床成矿作用的贡献 ——以滇西马厂箐铜钼（金）矿床为例》文中进行了进一步梳理中国西南部的三江造山带地处青藏高原东南缘,属于东印度–欧亚大陆碰撞带,该带是我国金属资源最丰富且最具储矿潜力的地区之一,其中的金沙江–红河成矿带横跨羌塘地体和扬子克拉通西缘,对滇西新生代的岩浆作用和区域的斑岩型–矽卡岩型多金属矿床的形成发挥着重要的控制作用。滇西马厂箐铜钼（金）矿床位于金沙江–红河断裂带中部,是该带上具有代表性的新生代斑岩型铜等多金属矿床之一。马厂箐矿床的火成岩主要由镁铁质岩石（煌斑岩脉）和花岗质岩石（贫矿的正长斑岩和含矿的二长斑岩、斑状花岗岩和花岗斑岩）组成,其中,含矿的花岗质岩石中包含了大量的镁铁质暗色包体（MME）。本文在已有研究基础上,结合现代成矿理论并运用现代分析测试技术和方法,重点分析研究滇西后碰撞背景下的壳-幔岩浆混合作用及其所揭示的斑岩型矿床的成矿机制,取得的主要成果如下:（1）宏观岩石学研究,含矿花岗质斑岩中所含镁铁质暗色包体（MME）与寄主岩石界线清晰,且界线两侧无冷凝边和烘烤边;结合暗色包体形态呈特征球形、椭球形或塑性不规则珠滴状,表明暗色包体的成岩起源于熔浆包体;从岩石结构分析,暗色包体具细粒结构,寄主岩石具中粗粒结构,暗示基性熔浆包体与寄主酸性岩浆构成非平衡不相溶混合岩浆的固结成岩过程中发生差异冷凝结晶,即:因基性岩浆温度高于酸性岩浆温度,决定了在同一固结体系中,基性熔浆包体的冷凝结晶速率大于寄主酸性岩浆的冷凝结晶速率。同时,MME的矿物组成呈现基性至中性成分为主的非标准过渡性特征,相应导致对其岩石类型的模糊定名。（2）成岩成矿年代学研究,LA–ICP–MS锆石U–Pb测年和辉钼矿Re–Os测年结果表明,马厂箐含矿岩浆活动时限为33.78–35.92Ma,与MME的成岩年龄和辉钼矿Re–Os模式年龄（34.94±0.38 Ma）基本一致,清晰地记录了马厂箐地区古近纪晚始新世时期的岩浆成岩-成矿事件。结合已有的其它相关成岩与成矿年代数据分析认为,马厂箐矿床复式杂岩体的岩浆演化序列由正长斑岩→二长斑岩→花岗斑岩→斑状花岗岩等组成,而煌斑岩脉则几乎同时期或稍晚于花岗质斑岩体形成,与其相关的成矿作用属于金沙江–红河断裂带岩浆活动的第二个峰期阶段的产物,也是中国滇西三江地区新生代岩浆大规模成矿事件的重要记录。（3）岩石地球化学方面,马厂箐花岗质岩石和镁铁质岩石都属于高钾钙碱质至钾玄质系列和过铝质–偏铝质系列,都具有明显的钾玄质亲和性,如K2O+Na2O>6 wt.%,K2O/Na2O比值>1和Sr/Y比值>40;且表现出大离子亲石元素（Rb、Ba、Th等）和轻稀土元素相对富集,高场强元素（Nb、Ta、Ti等）相对亏损的特征。另外,马厂箐含矿和贫矿的花岗质斑岩都具有较高Si O2含量（64.67–72.81 wt.%）和Al2O3含量（13.43–16.10 wt.%）;其全岩εNd（t）值（–6.5––3.3）和(87Sr/86Sr)i值（0.7061–0.7076）与滇西同时代基性岩石的Sr–Nd同位素特征基本一致;它们的锆石Lu–Hf同位素数据显示出相对集中的εHf（t）值范围为-0.75至+2.33,以正值为主,对应的地壳模式年龄(TDMC)在0.9Ga–1.1Ga之间,这与中新元古代时期弧岩浆基底的形成年龄相对应。然而,贫矿的正长斑岩的Cr含量（18.40 ppm）和Ni含量（12.70 ppm）明显低于含矿的花岗质斑岩（Cr:均值44.33 ppm;Ni:均值28.67 ppm）,且后者也表现出更宽泛的Mg#值范围（11–66）。对比煌斑岩脉具有低Si O2含量（46.50–52.30 wt.%）,高K2O含量（2.63–6.13wt%,均值4.76 wt%）,高K2ONa2O比值（1.05-4.98,均值2.98）,高Mg O含量（9.84–12.74 wt%）,明显高的Mg#值（71–76）以及Cr含量（均值492 ppm）和Ni含量（均值195 ppm）,具有宽泛且较低的全岩εNd（t）值（–7.8––1.8）和相对较低的(87Sr/86Sr)i（0.7064–0.7074）值等所表现的明显超钾质幔源特征;含矿花岗质斑岩所含镁铁质暗色包体的地球化学特征则介于花岗质岩石和煌斑岩之间,该过渡性地球化学特征与MME岩相定名的非标准性呼应。（4）马厂箐花岗质岩石的锆石表现出明显的重稀土富集,显着的正Ce异常和轻微的负Eu异常的特征,稀土元素总量（ΣREE）介于482–2528 ppm之间,锆石结晶温度范围为517℃到796℃,这些特征都与岩浆锆石相同;马厂箐含矿和贫矿花岗质斑岩锆石的数据点都落在了FMQ（铁橄榄石–磁铁矿–石英）和MH（磁铁矿–赤铁矿）缓冲线之间的区域,表明二者的母岩浆都是相对氧化的岩浆;相比贫矿的正长斑岩,含矿花岗质斑岩的锆石Ce4+/Ce3+比值（均值486）明显较高,而Eu/Eu*值（均值0.55）明显较低,说明马厂箐含矿的岩浆比贫矿的岩浆具有更强的氧化性。含矿岩浆的高氧化特征对后期铜–金等金属元素的富集和成矿作用具有重要意义。（5）根据地质年代学、岩石地球化学和同位素证据表明:马厂箐的花岗质岩石具有I型花岗岩的成因特性,其可能起源于含角闪–榴辉岩相的中新元古代弧岩浆基底岩石的部分熔融;含矿花岗质斑岩所含镁铁质暗色包体是由中新元古界基底地壳岩石部分熔融形成主体长英质岩浆对部分注入来自地幔底侵的幔源岩浆（煌斑岩浆）进行部分/局部均一后的不混溶残余基性熔浆包体相对快速冷凝结晶并固结成岩的产物;这样的壳–幔岩浆混合作用在后碰撞背景下斑岩系统的演化过程中普遍存在;花岗质岩石含有镁铁质暗色包体则是酸性岩浆部分均一混合幔源岩浆的重要标志。（6）矿石硫化物的微量元素和Pb、S同位素特征表明,马厂箐矿床的成矿物质（铜钼金和硫元素）与同时期的镁铁质熔体（煌斑岩浆）具有密切的成因联系。通过岩石学模型分析表明,马厂箐贫矿和含矿的花岗质斑岩岩浆都是由部分熔融的下地壳物质与同期的煌斑岩浆混合演化而来,只是二者在演化过程中混入煌斑岩浆的比例不同而导致了后期成矿性的差异。含矿岩浆中相对混入了更多的煌斑岩浆,通过该壳幔岩浆混合过程推动的非平衡部分（局部）均一作用,向斑岩系统提供了额外的水、金属和硫源等重要成矿物质,同时,也提高了混合岩浆的氧逸度,从而引发和促进了富矿岩浆的产生。因此,强烈的壳–幔岩浆混合作用可能是后碰撞背景下制约斑岩系统矿化和成矿的关键因素之一。（7）综合研究认为,在后碰撞背景下,大规模的岩石圈拆沉作用是造成区域性岩浆活动与成矿作用的深部地球动力学机制。深部富水的镁铁质超钾质岩浆可能使前弧岩浆作用形成的残余硫化物中的金属和硫元素重新活化而发生迁移和流动。在镁铁质岩浆上升过程中,其携带的大量挥发分和深部成矿物质被注入到先上升的长英质岩浆房中并与之发生混合和局部均一作用。在扬子克拉通西缘,通过壳源与幔源岩浆混合过程,增加混合岩浆的金属含量和成矿潜力,是三江构造带碰撞型斑岩铜（钼-金）矿床形成的重要机制之一。
韩颖霄[5]（2020）在《鄂东南-赣西北矽卡岩铜金成矿作用研究 ——以九瑞丰山矿田和城门山矿区为例》文中认为长江中下游地区作为我国重要的成矿带,发育大量与燕山期侵入岩相关的斑岩-矽卡岩-层控型Cu-Fe-Au-Mo矿床。虽然经过多年研究,但远离接触带的脉状金矿化和层控型矿体的成因依然存在巨大争议,而且矿区内稀散金属的赋存状态一直未得到足够的重视。本论文以九瑞矿集区丰山矿田、城门山矿区作为研究对象,对区内赋存于碳酸盐岩中的脉状金矿化、层控型矿体的成因开展研究,并对稀散金属的赋存状态进行探讨。丰山矿田矽卡岩型铜金矿床和脉状金矿床中发育大量Te-Au-Ag-（T1）矿物,如银金矿、碲金银矿、碲金矿、碲金铊矿物等。这两种矿化在铅锌成矿阶段均发育富Mn碳酸盐,可标识出岩浆热液的前锋位置;在矿田中由近接触带矽卡岩型铜金矿至远接触带脉状金矿,可识别出Cu-Mo-Te-Bi、Pb-Zn-Mn-Te、As-Te-TI的元素分带。这两种矿化中碳酸盐δ13C和δ18O值由早到晚呈正相关增大趋势,模拟计算显示这是由岩浆热液与碳酸盐岩反应过程中水岩比降低所导致的。新的硫酸盐S同位素测试和前人数据共同显示矿田内矽卡岩型铜金、脉状金矿化为单一的岩浆硫源。在城门山矿区,镜下特征显示纹层状矿石、胶状-草莓状黄铁矿均不能作为同生喷流沉积作用的证据,层控型矿体的矿物组合、生成顺序与斑岩-矽卡岩型矿体一致,即矽卡岩成矿系统可以解释各类型矿石的矿相学特征。城门山矿区发现大量与铜铅硫化物密切相关的Te-Bi矿物,包括碲银矿、辉碲铋矿、硫铋铜矿、硫铋铅矿等,这与丰山矿田中矽卡岩型铜金矿床相类似。原位微量元素研究显示黄铁矿具有早期富Se、Co,晚期富As、Au、Tl的典型特征,且含量变化与斑岩体密切相关,与其他地区的岩浆热液系统相似,而不同于喷流沉积型矿床;闪锌矿早期富Fe、In,晚期Cd、Mn的特征也符合前人对岩浆热液系统中闪锌矿微量元素的总结。硫化物原位S同位素研究显示城门山矿区的硫源为单一且稳定的岩浆硫源（834S=0～4‰）,高氧逸度环境会导致局部样品富集轻硫（δ34S最小达-30%‰）。矿相学、稳定同位素、硫化物微量元素等研究显示脉状金矿化、层控型矿体与斑岩-矽卡岩型矿体具有密切的成因联系,其成因类型分别为远接触带型金矿化、manto交代型矿化,与近接触带的斑岩-矽卡岩型矿化构成了与燕山期斑岩体相关的矽卡岩型铜多金属成矿系统;矿区内可发育稀散金属富集,例如Te、Tl元素常以细粒的矿物集合体产出,而Se、In、Ga、Cd等元素则可以赋存在不同产状的黄铁矿、闪锌矿之中;同时本文建立的黄铁矿Se/As-Co图解,在识别矿床成因类型时也可提供重要思路。
王远超[6]（2020）在《上黑龙江盆地二十一站铜（金）矿床成因研究》文中指出二十一站铜（金）矿位于大兴安岭北部上黑龙江成矿带东部,近年来一直处于找矿勘查阶段。本文在二十一站铜（金）矿矿床地质特征、二十二站组碎屑锆石U-Pb年代学及其Hf同位素特征、全岩地球化学、钾长石40Ar-39Ar年代学、流体包裹体显微测温以及同位素地球化学的研究基础上,厘定矿床成因并提出可能的成矿模式图。取得了以下主要认识:（1）二十二站组的沉积下限为早白垩世早期,物源区构造背景为活动大陆边缘的大陆岛弧环境,其物源主要形成于四个时期:新太古代（2711±10Ma）、中元古代-古元古代（1238～2428Ma）、新元古代（561～921Ma）、中生代-晚古生代（134～540Ma）,且显生宙花岗岩质岩浆为二十二站组提供了最为丰富的物源。（2）二十一站铜（金）矿化与早白垩世石英二长斑岩密切相关。其成矿作用过程可划分为三个阶段,即石英-钾长石±多金属硫化物阶段（SⅠ）,石英-多金属硫化物阶段（SⅡ）,石英-碳酸盐矿物±黄铁矿阶段（SⅢ）。其中SⅠ和SⅡ为主成矿阶段,铜主要富集在含矿斑岩形成的隐爆角砾岩的胶结物中,金则主要富集在含矿斑岩的围岩中。（3）二十一站铜（金）矿床发育钾硅化蚀变、青磐岩化蚀变、长石分解蚀变。PIMA测试结果显示,铜、金矿化与白云石化、伊利石化密切相关;蚀变岩石主微量元素因子分析表明,铜、金矿化具有差异性,金矿化与硅化和长石分解蚀变密切相关,而铜矿化与钼、锌矿化相关,且同时有In、Cd、Co和Sb的带入。（4）二十一站铜（金）矿早期成矿流体来源于含矿斑岩中出溶的高温高盐度流体,并且在成矿早期有流体沸腾作用的发生,随着成矿作用的进行,逐渐有大气降水的加入,直到成矿晚期演变为以大气降水为主的低温低盐度流体。矿床成矿早期成矿压力为100bars～500bars,估算其成矿深度主要为1～5Km。早期的流体沸腾作用是铜的主要沉淀机制,而温度的降低是金的主要沉淀机制。（5）二十一站铜（金）矿中硫同位素为壳幔混源的深源岩浆硫,铅的来源也为壳幔混源,且流体演化过程中萃取了成矿前形成的岩浆岩和围岩地层中的铅,因此成矿物质为多来源,可能既来自于含矿斑岩,又来自于成矿斑岩的各种围岩。早白垩世含矿岩浆中析出的热液流体在运移过程中使围岩中的矿质活化,在岩浆热能作用下地下水循环,并淋滤各种围岩中的矿质,在适当的构造位置沉淀下来。
王国光,倪培,赵超,姚静,李利,赵丹蕾,朱安冬,胡金山[7]（2019）在《德兴大型铜金矿集区的研究进展和成矿模式》文中提出德兴大型铜金矿集区是我国最重要的铜金产地之一。多年来,德兴矿集区的成矿过程和成因模式一直引起广大地质学家的广泛关注。在前期大量的野外工作观察和多年研究基础上,结合前人的研究成果,本文提出德兴矿集区由两套成矿系统组成:新元古代金山-水石坞-西蒋-渔塘-蛤蟆石-上洛造山型金成矿系统和燕山期德兴和银山斑岩-浅成低温热液型铜金多金属成矿系统。德兴矿集区的造山型金矿可进一步划分为两个亚系统,分别为对应于区域NW向推覆构造的NWW走向、缓倾斜的金山金矿田超糜棱岩型亚系统（约为840Ma）,和对应于区域上NE向走滑剪切运动的NE走向、陡倾斜的蛤蟆石金矿田和金山金矿阳山矿段的石英脉型亚系统（约为750～710Ma）。造山型金矿的成矿物质来自富金的新元古代双桥山群基底地层,成矿流体主要为富CO2的变质流体。燕山期斑岩-浅成低温热液系统的形成时代为约170Ma,此时古太平洋板块开始向华南大陆俯冲,导致赣东北深大断裂活化,引发新元古代形成的富铜金的初生地壳重熔再造,形成德兴Cu-Au-Mo矿和银山Cu-Au-Pb-Zn-Ag矿,成矿热液主要来自于岩浆流体来源的贫CO2的NaCl-H2O体系。
樊献科[8]（2019）在《江西大湖塘超大型钨多金属矿田成矿机制研究》文中认为江西大湖塘超大型钨多金属矿田是近年来发现的世界上最大的钨矿之一,区内发育多套与成矿作用密切的燕山期花岗岩,矿化类型以细脉浸染型白钨矿为主,兼有石英大脉型黑钨矿和隐爆角砾岩型钨（铜、钼）矿等多种矿化类型,形成“多位一体”的钨（铜、钼）矿床。对大湖塘钨矿的成岩成矿背景、控矿因素、成矿流体特征、成矿作用过程等方面的系统研究和深入剖析,了解大湖塘钨矿的矿床成因和成矿机制,建立起“大湖塘式”成矿模型,对江南造山带乃至整个华南地区钨多金属矿的理论研究和找矿勘查都具有很重要的理论和实践意义。LA-ICPMS独居石U-Pb同位素年龄测定结果表明,大湖塘石门寺矿区的似斑状黑云母花岗岩、含斑细粒黑云母花岗岩、细粒黑云母花岗岩和黑云母花岗斑岩的侵位时间分别为147.9±1.1 Ma、146.4±1.1 Ma、138.6±0.98 Ma和142.8±1.7 Ma.四种花岗岩均为过铝质的S型花岗岩,但黑云母花岗斑岩具有明显的从S型到I型花岗岩过渡的特征。它们来源于相似的岩浆源区,主要为新元古代双桥山群中变泥质岩和变玄武岩的混合源区。石门寺矿区四种花岗岩来自两个独立的、经历不同演化过程的岩浆房。石门寺的似斑状黑云母花岗岩、含斑细粒黑云母花岗岩和细粒黑云母花岗岩很可能是来源于同一个岩浆房的三次脉动式岩浆侵位,而黑云母花岗斑岩则来源于另一个不同的岩浆房,两个岩浆房分别经历了不同的岩浆演化过程。斜长石的微区剖面分析显示An和Al2O3之间存在明显的正相关关系,而An和FeO之间却无明显的相关性。此外,斜长石晶体中Sr和Ba含量之间显示明显的正相关关系,表明石门寺矿区两套岩浆房系统都没有发生基性岩浆的补给或不同岩浆之间化学成分的混合。石门寺矿区的两套岩浆房均为化学成分封闭的岩浆系统,岩浆演化过程中只有热量混合和/或减压作用,没有镁铁质岩浆的注入和混合作用。大湖塘矿田的燕山期花岗岩体由于体积小,钙含量低,不能为该区形成超大型白钨矿化提供足够的钙元素,而晋宁期黑云母花岗闪长岩由于体积巨大、钙含量高,很可能为大湖塘矿田大规模的白钨矿化贡献了所需的钙元素。石门寺矿区隐爆角砾岩和狮尾洞矿区的石英大脉形成时间分别为142.0±0.6 Ma和136.1±0.5 Ma,均形成于早白垩世,分别代表了隐爆角砾岩型矿化和石英大脉型矿化的时间。石门寺矿区的隐爆作用应是黑云母花岗斑岩引起。而狮尾洞矿区的石英大脉型矿化可能是似斑状二云母花岗岩晚期热液作用形成。流体从强还原性的母岩浆中出溶之后,从母岩向围岩迁移的过程中,逐渐发生氧化,氧逸度逐渐升高,CO2含量也逐渐增加,流体从强还原性逐渐变为弱氧化性。含矿石英细脉、隐爆角砾岩胶结物和含矿石英大脉等成矿阶段的流体均为弱氧化性-氧化性流体,包裹体中一般出现大量的CO2、CH4和N2气体。大湖塘矿田中隐爆角砾岩型硫化物、石英大脉型硫化物和细脉浸染型硫化物的δ34S值分别变化于-2.05-0.33‰、-36.34-0.02‰和-10.07-1.53‰,δ34S的大范围变化以及远离0的很大负值说明大湖塘矿田的硫不可能是单纯的岩浆硫,还应该有来自沉积岩中的硫,尤其是晚期的石英大脉型矿化阶段的硫,应该有大量来自沉积岩。新元古代双桥山群富钨变质沉积物的部分熔融和岩浆的高度分异结晶导致岩浆中的钨发生初始和进一步富集。石门寺矿床中的钨矿化极大地受到成矿母岩浆的氧化还原状态控制。从岩浆结晶的早期到晚期,似斑状黑云母花岗岩和含斑细粒黑云母花岗岩的氧逸度有明显下降,但是细粒黑云母花岗岩、黑云母花岗斑岩和晋宁期黑云母花岗闪长岩一直保持着比较稳定的较高氧逸度。似斑状黑云母花岗岩和含斑细粒黑云母花岗岩很可能是钨的主要贡献者,而细粒黑云母花岗岩和黑云母花岗斑岩主要贡献了石门寺矿床的铜和钼。这种长期多相的岩浆作用和长期的成矿作用在大湖塘超大型钨多金属矿田的形成中起着重要作用,是导致大湖塘超大型钨矿形成关键因素。
肖宇[9]（2019）在《长江中下游典型矿集区水系沉积物来源示踪研究》文中进行了进一步梳理目前关于水系沉积物的物源分析越来越常见,尽管存在很多种指示物源的方法,但目前仍然以碎屑锆石物源示踪最为可靠。本文通过对长江中下游4个典型矿集区的46件水系沉积物样品进行主微量元素分析、碎屑锆石定年（6件—TJL1-2,CMS01,JGS09,MT05,TC05与TC06）、锆石微量元素分析等手段,综合分析讨论了水系沉积物样品物源,主要取得了以下认识:（1）从水系沉积物主量元素来看,总体上呈现出与矿床之间存在差异性并不大。利用CIA和CIW指数可以看出,MT系列样品可能由于马头铜钼矿区岩体中有钾长花岗岩,而导致两指数偏低。在微量元素上,通过富集系数和元素相关性图表可以得出,成矿元素主要以Fe-Mn（氢）氧化物形式迁移,少量通过黏土矿物与有机质结合的形式迁移。（2）从微量元素的TiO2-Ni、Al2O3-TiO2、La/Yb-∑REE及La/Th-Hf等判别图解中可以推测出沉积物物源可能来自上地壳长英质岩石。（3）相比采样位置附近的矿集区来说,水系沉积物拥有更高的HREE,而LREE表现不明显,但稀土元素组成并不能反映成矿金属元素的来源。（4）水系沉积物样品中大多数碎屑锆石主要为岩浆成因;且在年龄频率分布直方图上出现了与各时代相对性的锆石颗粒,说明沉积物中可能除了混入了成矿成岩物质,也有矿区围岩、古老结晶基底对其的贡献,体现了水系沉积物物源复杂的特点。其中碎屑锆石中均出现了与成矿成岩年龄对应的年龄峰值,表明成矿物质经后期的风化分散作用会进入水系沉积物中,导致成矿元素在其富集,且受到不同因素的影响。（5）岩性单一的矿区,碎屑锆石中与成矿成岩年龄信息高度吻合时,基本可以判别水系沉积物主要来自于矿区的贡献。（6）当交汇的河流越多,对水系沉积物年龄信息掩盖的越明显,使其符合矿区成矿成岩年龄的锆石颗粒越来越少以至消失,这个现象在元素富集系数上也有体现,而且可能混入古老基底物质,不能合理限定沉积物物源是否与矿床之间存在肯定的联系。
张勇[10]（2018）在《湘中-赣西北成矿流体演化与Sb-Au-W成矿》文中指出湘中-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。
二、江西德兴斑岩铜(钼)矿田硫同位素特征(1977)（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、江西德兴斑岩铜(钼)矿田硫同位素特征(1977)（论文提纲范文）
（1）闽西南永定—德化地区早白垩世花岗质岩石成因与铁—钼成矿作用（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 前言 |
| 1.1 选题背景 |
| 1.2 研究现状与存在的问题 |
| 1.2.1 华南晚中生代岩浆与成矿作用研究现状 |
| 1.2.2 闽西南晚中生代岩浆作用研究现状 |
| 1.2.3 闽西南晚中生代成矿作用研究现状 |
| 1.2.4 存在的问题 |
| 1.3 研究内容与技术路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 1.4 完成工作量 |
| 1.5 实验分析方法 |
| 1.5.1 锆石U-Pb测年 |
| 1.5.2 锆石Lu-Hf同位素测定 |
| 1.5.3 辉钼矿Re-Os年龄测定 |
| 1.5.4 全岩主量和微量元素分析 |
| 1.5.5 全岩Sr-Nd同位素测定 |
| 1.5.6 电子探针分析 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.1.1 前泥盆系基底岩系 |
| 2.1.2 上泥盆统-中三叠统岩系 |
| 2.1.3 中新生代陆相碎屑及火山岩系 |
| 2.2 侵入岩 |
| 2.2.1 前中生代侵入岩 |
| 2.2.2 早中生代侵入岩 |
| 2.2.3 晚中生代侵入岩 |
| 2.3 区域构造 |
| 第3章 早白垩世花岗岩类岩石学特征 |
| 3.1 十二排岩体 |
| 3.2 大排岩体 |
| 3.3 永福复式岩体 |
| 3.4 洛阳岩体 |
| 3.5 潘田岩体 |
| 第4章 早白垩世花岗岩类年代学特征 |
| 4.1 十二排岩体年代学特征 |
| 4.2 大排岩体年代学特征 |
| 4.3 永福复式岩体年代学特征 |
| 第5章 早白垩世花岗岩类岩石成因 |
| 5.1 十二排岩体地球化学特征与岩石成因 |
| 5.1.1 元素地球化学特征 |
| 5.1.2 锆石Lu-Hf同位素特征 |
| 5.1.3 岩石成因及源区性质 |
| 5.2 大排岩体地球化学特征与岩石成因 |
| 5.2.1 元素地球化学特征 |
| 5.2.2 锆石Lu-Hf同位素特征 |
| 5.2.3 全岩Sr-Nd同位素特征 |
| 5.2.4 岩石成因及岩浆源区性质 |
| 5.3 永福复式岩体地球化学特征与岩石成因 |
| 5.3.1 元素地球化学特征 |
| 5.3.2 锆石Lu-Hf同位素特征 |
| 5.3.3 矿物学特征 |
| 5.3.4 岩石成因及源区性质 |
| 5.3.5 各单元岩石的成因联系 |
| 第6章 典型铁钼矿床特征 |
| 6.1 龙岩马坑铁(钼)矿 |
| 6.1.1 矿区地质特征 |
| 6.1.2 矿床地质特征 |
| 6.1.3 成矿物质来源 |
| 6.1.4 成矿时代 |
| 6.1.5 矿床成因 |
| 6.2 永定大排铁铅锌(钼)矿床 |
| 6.2.1 矿区地质特征 |
| 6.2.2 矿体特征 |
| 6.2.3 围岩蚀变特征 |
| 6.2.4 矿物共生组合与期次 |
| 6.2.5 成矿时代 |
| 6.2.6 矿床成因 |
| 6.3 武平十二排钼矿 |
| 6.3.1 矿区地质特征 |
| 6.3.2 矿体特征 |
| 6.3.3 蚀变与矿化特征 |
| 6.3.4 成矿时代 |
| 6.3.5 矿床成因 |
| 6.4 漳平洛阳铁(钼)多金属矿床 |
| 6.4.1 矿区地质特征 |
| 6.4.2 矿床地质特征 |
| 6.4.3 成矿物质来源 |
| 6.4.4 成矿时代 |
| 6.4.5 矿床成因 |
| 6.5 安溪潘田—德化阳山铁矿床 |
| 6.5.1 潘田铁矿床 |
| 6.5.2 德化阳山铁矿 |
| 6.6 马坑外围铁(钼)矿化点地质特征及矿化时代 |
| 6.6.1 竹子炉钼矿点 |
| 6.6.2 山坪头铁多金属矿点 |
| 6.7 永福岩体外围矿化特征及及成矿年代学研究 |
| 6.7.1 主要地质矿化特征 |
| 6.7.2 矿化时代 |
| 第7章 早白垩世花岗岩类与铁钼成矿作用 |
| 7.1 早白垩世花岗岩类与铁钼多金属矿床时空结构 |
| 7.2 永定—德化早白垩世花岗质岩带与深部构造的空间关系 |
| 7.3 早白垩世岩浆作用与铁钼成矿的关系 |
| 7.3.1 岩浆起源与演化 |
| 7.3.2 成矿物质来源 |
| 7.3.3 花岗岩类地球化学特征对铁钼成矿作用的启示 |
| 7.4 闽西南与早白垩世早期花岗岩类相关铁钼多金属矿成矿系列的再认识 |
| 7.4.1 前人对于闽西南及邻区成矿系列的划分方案 |
| 7.4.2 闽西南铁钼多金属矿化作用成矿系列的重新厘定 |
| 第8章 结语 |
| 8.1 主要成果 |
| 8.2 存在问题及研究展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录1 |
| 附录2 |
| 附录3 |
（2）华南燕山期大规模铜成矿作用的成矿模式及找矿方向（论文提纲范文）
| 1 华南燕山期铜矿床的主要类型和时空分布 |
| 1.1 华南燕山期主要铜矿床类型 |
| 1.2 华南燕山期铜矿床的时空分布 |
| 2 华南燕山期铜矿床成矿模式和找矿方向 |
| 2.1 德兴矿集区 |
| 2.1.1 矿集区地质背景 |
| 2.1.2 典型矿床地质特征 |
| 2.1.3 成矿模式和找矿方向 |
| 2.2 德化矿集区 |
| 2.2.1 矿集区地质背景 |
| 2.2.2 典型矿床地质特征 |
| 2.2.3 成矿模式和找矿方向 |
| 2.3 紫金山矿集区 |
| 2.3.1 矿集区地质背景 |
| 2.3.2 典型矿床地质特征 |
| 2.3.3 成矿模式和找矿方向 |
| 2.4 治岭头矿集区 |
| 2.4.1 矿集区地质背景 |
| 2.4.2 典型矿床地质特征 |
| 2.4.3 成矿模式与找矿方向 |
| 3 结论与展望 |
（4）后碰撞背景下壳-幔岩浆混合作用对斑岩型矿床成矿作用的贡献 ——以滇西马厂箐铜钼（金）矿床为例（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状与分析 |
| 1.2.1 斑岩型铜–钼矿床研究现状 |
| 1.2.2 俯冲和碰撞背景斑岩成矿的差异 |
| 1.2.3 后碰撞型斑岩矿床的成因理论发展历程 |
| 1.2.4 岩浆混合作用研究现状 |
| 1.2.5 马厂箐矿床研究现状 |
| 1.2.6 存在的问题分析 |
| 1.3 研究思路、内容及方法 |
| 1.3.1 研究思路和内容 |
| 1.3.2 研究方法 |
| 1.3.3 研究技术路线 |
| 1.4 论文研究主要工作量 |
| 1.5 论文主要创新点 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造背景及演化 |
| 2.2 地层概况 |
| 2.3 构造特征 |
| 2.4 岩浆岩概况 |
| 2.5 区域矿产概述 |
| 第3章 矿床地质及岩相学特征 |
| 3.1 矿床地质 |
| 3.1.1 地层 |
| 3.1.2 构造 |
| 3.1.3 岩浆岩 |
| 3.1.4 矿化和蚀变分带 |
| 3.1.5 成矿期次划分 |
| 3.2 岩相学特征分析 |
| 3.2.1 贫矿斑岩 |
| 3.2.2 含矿斑岩 |
| 3.2.3 镁铁质岩石 |
| 第4章 地质年代学研究 |
| 4.1 富矿岩体成岩年龄 |
| 4.2 铜钼金矿石年龄 |
| 4.3 成岩成矿时空演化讨论 |
| 4.3.1 马厂箐成岩成矿关系讨论 |
| 4.3.2 马厂箐岩浆演化序列 |
| 4.3.3 金沙江–红河成矿带成岩成矿演化讨论 |
| 第5章 矿床地球化学研究 |
| 5.1 热液蚀变对实验数据结果的影响分析 |
| 5.2 岩(矿)石主量–微量元素地球化学 |
| 5.3 岩(矿)石同位素地球化学分析 |
| 5.3.1 Lu–Hf同位素示踪 |
| 5.3.2 Sr–Nd–Pb同位素示踪 |
| 5.3.3 S同位素示踪 |
| 5.3.4 Hf–Nd同位素解耦分析 |
| 5.4 (岩浆)锆石地球化学分析 |
| 5.4.1 锆石微量元素特征 |
| 5.4.2 锆石结晶温度计算 |
| 5.4.3 含矿/贫矿岩浆氧逸度估算 |
| 小结 |
| 第6章 斑岩成岩成矿与岩浆混合作用分析 |
| 6.1 斑岩岩石成因分析 |
| 6.1.1 岩石成因类型的判别 |
| 6.1.2 花岗质岩石成因分析 |
| 6.1.3 镁铁质岩石成因分析 |
| 6.2 岩浆混合作用的证据 |
| 6.3 岩浆混合与斑岩成矿作用分析 |
| 6.3.1 成矿物质来源分析 |
| 6.3.2 岩浆混合对斑岩成矿的贡献 |
| 第7章 地球动力学背景及成矿机制探讨 |
| 7.1 地球动力学背景分析 |
| 7.2 后碰撞斑岩型矿床成矿机制探讨 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
（5）鄂东南-赣西北矽卡岩铜金成矿作用研究 ——以九瑞丰山矿田和城门山矿区为例（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 矿物缩写 |
| 1 绪论 |
| 1.1 赋存于碳酸盐岩中金矿化 |
| 1.1.1 研究现状 |
| 1.1.2 丰山矿田 |
| 1.2 长江中下游成矿带层控型矿体 |
| 1.2.1 不同矿床类型的特征总结 |
| 1.2.1.1 喷流沉积矿床 |
| 1.2.1.2 火山成因块状硫化物矿床 |
| 1.2.1.3 Manto交代型矿体 |
| 1.3 稀散金属 |
| 1.3.1 定义和研究意义 |
| 1.3.2 长江中下游稀散金属分布情况及存在问题 |
| 1.4 研究思路 |
| 1.4.1 研究计划 |
| 1.4.2 计划实施及完成工作量 |
| 2 区域地质背景 |
| 2.1 区域构造演化 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.3 区域构造 |
| 2.4 区域岩浆岩 |
| 2.5 九瑞矿集区 |
| 3 丰山矿田脉状金矿化成因研究 |
| 3.1 矿区地质 |
| 3.1.1 矽卡岩型铜金矿床 |
| 3.1.2 脉状金矿床 |
| 3.2 矿相学特征 |
| 3.2.1 矽卡岩铜金矿床 |
| 3.2.2 脉状金矿床矿相学研究 |
| 3.3 碳酸盐成分 |
| 3.4 稳定同位素研究 |
| 3.4.1 碳酸盐碳氧同位素 |
| 3.4.2 硫酸盐硫同位素研究 |
| 3.5 丰山矿田成矿规律及找矿意义 |
| 4 城门山矿区层控型矿体成因研究 |
| 4.1 矿区地质 |
| 4.1.1 地层 |
| 4.1.2 矿区构造 |
| 4.1.2.1 断裂 |
| 4.1.2.2 褶皱 |
| 4.1.3 岩浆岩 |
| 4.2 矿石类型 |
| 4.3 矿石组合及生成顺序 |
| 4.4 硫化物微量元素测试 |
| 4.4.1 黄铁矿微量元素 |
| 4.4.1.1 城门山矿区 |
| 4.4.1.2 丰山矿田鸡笼山矿床 |
| 4.4.1.3 黄铁矿Se/As-Co图解 |
| 4.4.2 闪锌矿微量元素 |
| 4.4.2.1 城门山矿区 |
| 4.4.2.2 丰山矿田鸡笼山-曹家山成矿系统 |
| 4.4.2.3 闪锌矿Fe/Mn-In图解 |
| 4.5 硫化物原位硫同位素测试 |
| 4.6 金、银、稀散金属赋存状态 |
| 4.7 城门山矿区成矿规律及找矿意义 |
| 5 结论 |
| 5.1 主要认识 |
| 5.2 存在问题和下一步计划 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 作者简介 |
（6）上黑龙江盆地二十一站铜（金）矿床成因研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 选题依据、意义及依托项目 |
| 1.1.1 选题依据、意义 |
| 1.1.2 依托项目 |
| 1.2 研究区概况及研究现状 |
| 1.2.1 研究区概况 |
| 1.2.2 研究现状 |
| 1.2.2.1 斑岩铜矿的研究现状 |
| 1.2.2.2 二十一站铜(金)矿床研究现状 |
| 1.3 研究内容及科学问题 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 科学问题 |
| 1.4 研究方法及技术路线 |
| 1.4.1 研究方法 |
| 1.4.1.1 野外工作方法 |
| 1.4.1.2 室内工作方法 |
| 1.4.2 技术路线 |
| 1.5 完成实物工作量 |
| 2 成矿地质背景 |
| 2.1 大地构造位置与区域构造演化 |
| 2.2 区域地质背景 |
| 2.2.1 区域地层 |
| 2.2.2.1 前中生代基地 |
| 2.2.2.2 晚中生代盖层 |
| 2.2.2 区域构造 |
| 2.2.3 区域岩浆岩 |
| 2.2.4 区域矿产 |
| 3 矿区地质 |
| 3.1 矿区地层分布 |
| 3.2 二十二站组砂岩研究 |
| 3.2.1 碎屑锆石年代学 |
| 3.2.1.1 碎屑锆石阴极发光特征 |
| 3.2.1.2 碎屑锆石U-Pb年龄组成特征 |
| 3.2.2 碎屑锆石Hf同位素特征 |
| 3.2.3 砂岩地球化学 |
| 3.2.3.1 主量元素 |
| 3.2.3.2 稀土元素和微量元素 |
| 3.2.4 二十二站组形成时代 |
| 3.2.5 二十二站组物源 |
| 3.2.6 二十二站组形成构造背景 |
| 3.3 构造 |
| 3.4 侵入岩 |
| 3.4.1 石英闪长岩(J_3δο) |
| 3.4.2 石英二长闪长岩(K_1ηγ) |
| 3.4.3 脉岩 |
| 3.5 矿体特征 |
| 3.6 矿石特征 |
| 3.6.1 矿石组成 |
| 3.6.1.1 矿石矿物组成 |
| 3.6.1.2 矿石化学组成 |
| 3.6.2 矿石组构 |
| 3.6.2.1 矿石结构 |
| 3.6.2.2 矿石构造 |
| 3.7 蚀变特征 |
| 3.7.1 钾硅化蚀变 |
| 3.7.2 青磐岩化蚀变 |
| 3.7.3 长石分解蚀变 |
| 3.7.4 PIMA测试蚀变矿物与金含量之间的关系 |
| 3.7.4.1 PIMA测试原理 |
| 3.7.4.2 PIMA测试结果 |
| 3.7.4.3 聚类分析 |
| 3.8 成矿阶段划分及矿物生成顺序表 |
| 4 矿床成因研究 |
| 4.1 成矿年代学 |
| 4.1.1 样品特征 |
| 4.1.2 测年结果及成矿时代的厘定 |
| 4.2 成矿流体性质及演化 |
| 4.2.1 流体包裹体岩相学 |
| 4.2.1.1 热液演化过程的地质记录 |
| 4.2.1.2 流体包裹体岩相学 |
| 4.2.2 流体包裹体显微测温 |
| 4.2.2.1 显微测温情况及估算方法 |
| 4.2.2.2 均一温度和盐度 |
| 4.2.2.3 沸腾包裹体及S2型包裹体成因 |
| 4.2.2.4 含子矿物多相包裹体的升温过程 |
| 4.2.3 单个流体包裹体激光拉曼光谱分析 |
| 4.2.4 成矿物理化学条件及成矿深度估算 |
| 4.2.5 氢氧同位素特征 |
| 4.2.6 成矿流体来源及其演化 |
| 4.2.7 矿质沉淀机制 |
| 4.3 成矿物质来源 |
| 4.3.1 二十二站组地层含矿性 |
| 4.3.2 硫同位素组成 |
| 4.3.3 硫的来源 |
| 4.3.4 铅同位素组成 |
| 4.3.5 铅的来演 |
| 4.3.6 成矿物质来源 |
| 4.4 矿床成矿模型 |
| 4.5 矿床成因总结 |
| 5 结论 |
| 5.1 取得的主要认识 |
| 5.2 存在的问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 个人简历 |
（7）德兴大型铜金矿集区的研究进展和成矿模式（论文提纲范文）
| 1 区域地质背景 |
| 2 矿区地质 |
| 2.1 江西德兴铜钼金矿田 |
| 2.2 江西银山铜金铅锌银矿床 |
| 2.3 江西金山金矿田 |
| 3 德兴矿集区研究进展和成矿模式 |
| 3.1 新元古代造山型金矿成矿系统 |
| 3.1.1 成矿构造 |
| 3.1.2 成矿流体特征 |
| 3.1.3 成矿物质来源 |
| 3.1.4 成矿年代学 |
| 3.1.5 成矿亚系统 |
| 3.2 燕山期斑岩-浅成低温热液型成矿系统 |
| 3.2.1 成岩成矿年代学 |
| 3.2.2 斑岩体成因与成矿物质来源 |
| 3.2.3 成矿流体特征 |
| 3.3 区域地质背景和成矿模式 |
| 4 结语和展望 |
| 4.1 结语 |
| 4.2 展望 |
（8）江西大湖塘超大型钨多金属矿田成矿机制研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题依据与研究意义 |
| 1.2 我国钨矿床研究现状 |
| 1.3 大湖塘钨矿田研究进展 |
| 1.3.1 大湖塘钨矿田勘查历史简介 |
| 1.3.2 大湖塘钨矿田科研进展 |
| 1.4 存在问题和研究内容 |
| 1.5 研究思路与方法 |
| 1.5.1 研究思路 |
| 1.5.2 研究方法 |
| 1.6 完成主要实物工作量 |
| 第二章 实验方法与分析测试 |
| 2.1 独居石U-Pb定年和微量元素分析 |
| 2.2 全岩主微量分析 |
| 2.3 电子探针分析 |
| 2.4 斜长石原位微量元素 |
| 2.5 原位S同位素 |
| 2.6 白云母~(40)Ar-~(39)Ar定年 |
| 2.7 流体包裹体激光拉曼探针分析 |
| 第三章 区域地质背景 |
| 3.1 大地构造背景 |
| 3.2 区域地层 |
| 3.2.1 双桥山群 |
| 3.2.2 登山群 |
| 3.3 区域构造 |
| 3.4 区域岩浆岩 |
| 3.5 区域矿产 |
| 第四章 大湖塘矿田地质特征 |
| 4.1 地层 |
| 4.2 构造 |
| 4.3 岩浆岩综述 |
| 4.4 各矿区矿床地质特征 |
| 4.4.1 石门寺矿区 |
| 4.4.2 平苗矿区 |
| 4.4.3 一矿带矿区 |
| 4.4.4 狮尾洞矿区 |
| 4.5 围岩蚀变及与矿化关系 |
| 4.5.1 围岩蚀变类型 |
| 4.5.2 围岩蚀变分带及与矿化的关系 |
| 4.6 成矿蚀变阶段 |
| 第五章 燕山期花岗岩年代学及岩石地球化学 |
| 5.1 花岗岩岩相学特征 |
| 5.2 独居石U-Pb年代学和微量元素组成 |
| 5.2.1 独居石U-Pb年代学 |
| 5.2.2 独居石微量元素组成 |
| 5.3 全岩主量元素 |
| 5.4 全岩微量元素 |
| 5.5 讨论 |
| 5.5.1 成岩时代 |
| 5.5.2 岩石成因类型 |
| 5.5.3 岩石早期结晶温度 |
| 5.5.4 岩浆起源和源区特征 |
| 5.5.5 岩浆结晶分异过程 |
| 5.6 本章小结 |
| 第六章 矿物微区地球化学研究 |
| 6.1 黑云母和白云母矿物学研究 |
| 6.1.1 黑云母 |
| 6.1.2 白云母 |
| 6.2 斜长石剖面原位主量元素分析 |
| 6.2.1 斜长石原位主量元素组成 |
| 6.2.2 斜长石An-Al_2O_3-FeO关系剖面图 |
| 6.3 斜长石剖面原位微量元素分析 |
| 6.4 讨论 |
| 6.4.1 岩浆氧逸度 |
| 6.4.2 成岩动力学过程 |
| 6.4.3 钙的来源 |
| 6.5 本章小结 |
| 第七章 矿床地球化学特征 |
| 7.1 成矿年代学 |
| 7.2 流体包裹体研究 |
| 7.2.1 岩相学特征 |
| 7.2.2 包裹体成分特征 |
| 7.3 硫化物原位S同位素 |
| 7.4 讨论 |
| 7.4.1 隐爆角砾岩和石英大脉的形成 |
| 7.4.2 成矿流体氧逸度特征 |
| 7.4.3 成矿物质来源 |
| 7.5 本章小结 |
| 第八章 成矿机制与成矿模式 |
| 8.1 成岩成矿时代及构造环境 |
| 8.2 成矿元素钨的来源 |
| 8.3 各岩浆单元与W-Cu-Mo矿化的关系—来自氧逸度的制约 |
| 8.3.1 钨矿化 |
| 8.3.2 铜钼矿化 |
| 8.4 成矿模型 |
| 主要结论与存在问题 |
| 主要结论 |
| 存在问题和下一步研究方向 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 附表1 石门寺独居石U-Pb同位素定年数据 |
| 附表2 石门寺独居石微量元素数据 |
| 附表3 石门寺花岗岩全岩主微量元素 |
| 附表4 石门寺花岗岩中黑云母电子探针-EPMA |
| 附表5 石门寺花岗岩中白云母电子探针-EPMA |
| 附表6 石门寺花岗岩中斜长石原位主量元素分析-EPMA |
| 附表7 石门寺花岗岩中斜长石原位微量元素分析-LA-ICPMS |
| 个人简历及攻读博士学位期间取得的科研成果 |
| 个人简历 |
| 攻读博士学位期间取得的科研成果 |
（9）长江中下游典型矿集区水系沉积物来源示踪研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 选题背景与科学意义 |
| 1.2 研究方法和技术手段 |
| 1.3 论文完成工作量 |
| 2 国内外研究现状 |
| 2.1 国内研究现状 |
| 2.2 国外研究现状 |
| 3 区域地质概况 |
| 3.1 构造单元划分 |
| 3.2 区域地层 |
| 3.3 岩浆岩 |
| 3.4 典型矿集区地质概况 |
| 3.4.1 九瑞矿集区 |
| 3.4.2 安庆-贵池矿集区 |
| 3.4.3 铜陵矿集区 |
| 3.4.4 德兴矿区 |
| 4 样品采集及分析测试方法 |
| 4.1 野外地质样品的采集 |
| 4.2 样品处理与测试 |
| 4.2.1 主微量元素 |
| 4.2.2 锆石U-Pb年龄 |
| 5 水系沉积物主微量元素特征 |
| 5.1 主量元素 |
| 5.2 微量元素 |
| 5.3 稀土元素 |
| 6 水系沉积物碎屑锆石U-Pb年龄 |
| 6.1 阴极发光(CL)图像 |
| 6.2 U-Pb定年结果 |
| 7 物源分析讨论 |
| 7.1 碎屑锆石U-Pb年龄分析 |
| 7.1.1 九瑞矿集区 |
| 7.1.2 安庆-贵池矿集区 |
| 7.1.3 铜陵矿集区 |
| 7.1.4 德兴矿集区 |
| 7.2 主量元素组成的指示意义 |
| 7.2.1 元素相关性分析 |
| 7.2.2 CIA与 CIW指数 |
| 7.2.3 TiO2-Ni与 Al2O3-TiO2 判别 |
| 7.3 微量元素的指示意义 |
| 7.3.1 富集系数 |
| 7.3.2 Rb/Sr判别 |
| 7.3.3 La/Yb-∑REE |
| 7.3.4 La/Th-Hf判别 |
| 7.3.5 沉积物与矿区微量元素比值特征 |
| 7.4 锆石微量元素的指示意义 |
| 7.5 物源综合讨论 |
| 8 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（10）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 |
四、江西德兴斑岩铜(钼)矿田硫同位素特征(1977)（论文参考文献）
- [1]闽西南永定—德化地区早白垩世花岗质岩石成因与铁—钼成矿作用[D]. 袁远. 中国地质大学(北京), 2020
- [2]华南燕山期大规模铜成矿作用的成矿模式及找矿方向[J]. 倪培,潘君屹,迟哲. 矿床地质, 2020(05)
- [3]河南斑岩型钼矿床对比研究及成矿机理探讨[A]. 吕国芳,姬祥,时永志. 河南地球科学研究进展（2020）——河南省地质学会2020年学术年会论文集, 2020
- [4]后碰撞背景下壳-幔岩浆混合作用对斑岩型矿床成矿作用的贡献 ——以滇西马厂箐铜钼（金）矿床为例[D]. 杨蜜蜜. 成都理工大学, 2020
- [5]鄂东南-赣西北矽卡岩铜金成矿作用研究 ——以九瑞丰山矿田和城门山矿区为例[D]. 韩颖霄. 中国地质大学(北京), 2020(01)
- [6]上黑龙江盆地二十一站铜（金）矿床成因研究[D]. 王远超. 中国地质大学(北京), 2020(04)
- [7]德兴大型铜金矿集区的研究进展和成矿模式[J]. 王国光,倪培,赵超,姚静,李利,赵丹蕾,朱安冬,胡金山. 岩石学报, 2019(12)
- [8]江西大湖塘超大型钨多金属矿田成矿机制研究[D]. 樊献科. 中国地质科学院, 2019(07)
- [9]长江中下游典型矿集区水系沉积物来源示踪研究[D]. 肖宇. 中国地质大学(北京), 2019(02)
- [10]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