一、实验岩石学对埃达克岩成因的限定——兼论中国东部富钾高Sr/Y比值花岗岩类（论文文献综述）
朱毓[1]（2021）在《扬子板块西缘新元古代花岗岩类岩浆成因及深部动力学意义》文中认为作为华南板块的重要组成部分,扬子板块西缘广泛发育有晚中元古代–新元古代花岗岩类与共生的镁铁质–超镁铁质岩石,这些岩石被认为是晚中元古代–新元古代时期罗迪尼亚（Rodinia）超大陆汇聚与裂解过程的产物,它们记录了该时期扬子西缘地幔属性、地壳增长与重熔以及壳幔相互作用的关键信息,从而成为探索Rodinia超大陆演化进程的重要载体。不同源区花岗岩类岩浆成因的研究对于揭示地壳温压环境及壳幔相互作用具有重要的意义。扬子西缘新元古代基性岩浆岩的地幔属性及构造意义已经被系统研究,然而,对于不同类型中酸性花岗岩类岩石成因与地质意义的系统研究仍有待加强。前人研究表明,扬子西缘新元古代存在俯冲大洋板片、交代地幔、新生镁铁质下地壳以及加厚下地壳来源的岩浆作用。那么,是否存在成熟地壳源区部分熔融的岩浆作用?此外,基于俯冲构造环境,扬子西缘新元古代存在俯冲流体与大洋板片熔体有关的地幔交代作用。那么,是否存在俯冲沉积物熔体有关的地幔交代作用?同时,扬子西缘新元古代俯冲背景下的构造转换进程如何?扬子西缘新元古代俯冲进程与地幔交代作用、地壳增长与重熔进程的协同演化关系如何?这些问题都亟待约束。基于以上考虑,本文选取扬子板块西缘新元古代四组典型的花岗岩类和岩石组合（包括水陆高Mg#闪长岩、宽裕-茨达过铝质花岗岩、大陆I型花岗闪长岩-花岗岩和攀枝花-盐边地区辉长闪长岩-埃达克花岗岩-A型花岗岩组合）为研究对象,进行系统的野外地质、岩相学、锆石U-Pb年代学、全岩主微量元素、全岩Sr-Nd同位素和锆石Lu-Hf同位素研究。结合前人对于区域地质的研究成果以及实验岩石学的结论,探究四组特征性的花岗岩类和岩石组合的岩浆成因机制,试图系统揭示扬子西缘新元古代不同深度层次（交代地幔源区-新生镁铁质下地壳源区-成熟大陆地壳源区）的岩浆作用,为扬子西缘新元古代俯冲流体与沉积物熔体有关的地幔交代作用以及成熟大陆地壳岩浆作用提供证据,并为扬子西缘新元古代俯冲背景及构造转换进程（从俯冲进程早–中期交代地幔岩浆上涌引发的地壳增厚到俯冲进程中–后期弧后扩张阶段引发的区域性地壳减薄）提供进一步约束。本文获得的主要认识包括以下几个方面:1.扬子西缘新元古代俯冲流体与沉积物熔体交代地幔岩浆作用:来自ca.850-835 Ma水陆高Mg#闪长岩的约束扬子西缘新元古代俯冲流体与板片熔体有关的地幔交代作用已经被报道,然而,对于俯冲沉积物熔体有关的地幔交代作用的研究较少。高Mg#闪长岩的岩浆成因能够为俯冲背景下的地幔交代作用提供至关重要的见解,因此,我们选取扬子西缘米易地区最新识别的新元古代水陆高Mg#闪长岩进行详细的研究,旨在揭示俯冲流体与俯冲沉积物熔体有关的地幔交代作用。锆石U-Pb年代学研究表明水陆高Mg#闪长岩形成于ca.850-835 Ma。它们属于准铝质钙碱性岩石,具有中等的Si O2（57.08 wt.%–61.12wt.%）含量和高的Mg O（3.36 wt.%–4.30 wt.%）含量以及Mg#（56–60）值。水陆高Mg#闪长岩具有低的全岩初始87Sr/86Sr比值（0.703406–0.704157）以及高且正的全岩εNd（t）（+3.3～+4.3）和锆石εHf（t）（+8.43～+13.6）值,指示它们来源于亏损的岩石圈地幔源区。它们具有富集的轻稀土元素和大离子亲石元素以及亏损的高场强元素特征,显示典型的弧岩浆属性。考虑到并不重要的地壳混染和Nd-Hf同位素的轻微解耦,水陆高Mg#闪长岩具有的高的Ba含量以及Rb/Y、Th/Ce、Th/Sm、Ba/La和Th/Yb比值说明,它们的地幔源区在部分熔融之前经历了俯冲流体与沉积物熔体有关的地幔交代作用。因此,我们认为水陆高Mg#闪长岩来源于俯冲流体与沉积物熔体交代地幔源区的部分熔融。结合之前对于俯冲流体与板片熔体有关的地幔交代作用的研究,我们提出,伴随着俯冲进程的持续,扬子西缘新元古代地幔源区逐渐经历了俯冲流体、沉积物熔体与板片熔体的交代作用。水陆高Mg#闪长岩的识别为扬子西缘新元古代时期俯冲沉积物熔体有关的交代地幔岩浆作用提供了具体的岩石地球化学证据。2.扬子西缘新元古代成熟大陆地壳的不平衡熔融:来自ca.840-835 Ma宽裕-茨达过铝质花岗岩的见解扬子西缘新元古代存在的交代地幔与新生镁铁质下地壳的部分熔融已经被广泛报道,但是,对于成熟大陆地壳物质重熔的详细研究仍然较为有限。过铝质花岗岩的形成能够为成熟大陆地壳的部分熔融提供重要的见解。因此,我们选取最新识别的扬子西缘新元古代宽裕-茨达过铝质花岗岩进行详细的锆石U-Pb-Hf同位素,全岩地球化学和Sr-Nd同位素研究,旨在揭示其详细的岩浆源区与成因机制,并进一步为扬子西缘新元古代成熟大陆地壳岩浆作用提供约束。LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄显示宽裕-茨达过铝质花岗岩产生于ca.840-835 Ma。它们具有高的Si O2（66.88 wt.%–75.56wt.%）、K2O（4.61 wt.%–7.29 wt.%）、K2O/Na2O（1.44–3.25）和A/CNK（1.04–1.18）值。宽裕-茨达过铝质花岗岩显示富集的Rb、K、Th、U和Pb以及亏损的Nb、Ta、Sr和Ti,具有类似于中上地壳的微量元素配分模式。它们具有高的初始87Sr/86Sr比值（0.709893–0.721704）以及负的全岩εNd（t）（-5.1～-2.9）值,指示一个演化的地壳源区。此外,宽裕-茨达过铝质花岗岩具有变化的Ca O/Na2O（0.09–0.65）和Al2O3/Ti O2（25.3–88.4）比值,中等的Rb/Ba（1.68–3.86）和Rb/Sr（0.32–0.85）比值以及高的摩尔Al2O3/（Mg O+Fe OT）（2.04–5.23）和低的Ca O/（Mg O+Fe OT）（0.15–0.48）值,说明它们来源于不均一的变质沉积物源区（变泥质岩+变质杂砂岩）。考虑到缺乏壳幔岩浆混合的证据,它们不均一的锆石Hf同位素组分（εHf（t）=-7.75～+3.31）是由于不均一的变质沉积物源区的不平衡熔融进程导致的。结合区域地质背景,我们提出宽裕-茨达过铝质花岗岩代表扬子西缘新元古代俯冲进程早期阶段成熟大陆地壳物质的不平衡熔融作用。扬子西缘新元古代时期不仅经历了新生镁铁质下地壳的熔融,也发生了成熟大陆地壳物质的重熔。3.扬子西缘新元古代不同地壳层次的岩浆响应:来自ca.780 Ma大陆I型花岗闪长岩-花岗岩的证据I型花岗岩岩浆成因的深入研究能够为了解区域地壳增长与熔融进程提供窗口。本文选取扬子西缘新元古代大陆I型复式花岗闪长岩-花岗岩岩体进行详细的研究,旨在揭示不同地壳层次的岩浆响应,并进一步探讨复式花岗岩岩体的地球化学多样性。锆石U-Pb年代学研究表明大陆I型花岗闪长岩-花岗岩形成于ca.780 Ma。全岩地球化学特征显示大陆I型花岗闪长岩属于钠质钙碱性,准铝质到轻微过铝质岩石,具有中等的Si O2（60.88 wt.%–68.07 wt.%）含量和高的Na2O/K2O（2.27–3.65）比值以及变化的A/CNK（0.94–1.08）比值。它们具有明显正的全岩εNd（t）（+1.1～+2.3）和锆石εHf（t）（+2.16～+7.39）值,暗示来源于新生镁铁质下地壳源区的部分熔融。大陆I型花岗岩属于高钾钙碱性过铝质岩石。它们显示出负的全岩εNd（t）（-0.8～-0.6）和不均一的锆石εHf（t）（–4.65～+5.80）值。考虑到大陆I型花岗闪长岩与花岗岩的共生关系,大陆I型花岗岩主要来源于镁铁质下地壳熔体引发的浅部地壳源区变质沉积物的部分熔融。此外,大陆I型复式花岗岩体的地球化学多样性是由于源区的差异性与部分熔融温度的差别导致的。4.扬子西缘新元古代俯冲背景区域地壳增厚到减薄:来自ca.810-750 Ma辉长闪长岩-埃达克花岗岩-A型花岗岩的证据A型花岗岩紧随着埃达克花岗岩的出现能够为俯冲背景下区域性的地壳增厚到减薄进程提供独特的见解。本文选取扬子西缘攀枝花-盐边地区新元古代辉长闪长岩-埃达克花岗岩-A型花岗岩组合进行详细的锆石U-Pb-Hf同位素和全岩地球化学研究,旨在评估它们的岩石成因与深部动力学意义。大尖山辉长闪长岩形成于ca.810 Ma。它们属于钠质钙碱性岩石,具有低的Si O2（52.62 wt.%–53.87 wt.%）,中等的Mg O（2.67wt.%–3.41 wt.%）以及高的Fe2O3T（7.18 wt.%–7.49 wt.%）和Ca O（5.68 wt.%–7.50 wt.%）含量。它们显示高的Th/Zr和Rb/Y比值以及低的Nb/Zr和Nb/Y比值,指示俯冲流体交代作用。结合它们正的全岩εNd（t）（+1.0～+1.5）和锆石εHf（t）（+3.66～+8.18）值,我们认为大尖山辉长闪长岩来源于俯冲流体交代地幔源区的部分熔融。大尖山埃达克花岗岩形成于ca.800 Ma。它们显示高的Si O2（74.08 wt.%–74.82 wt.%）、Na2O（4.76wt.%–5.60 wt.%）、Sr（335–395 ppm）含量和Sr/Y（38.9–54.3）比值以及低的Y（7.04–9.71ppm）和Yb（0.78–1.08 ppm）含量。它们低的Mg O（0.25 wt.%–0.30 wt.%）、Mg#（36–41）、Cr（2.94–3.59 ppm）和Ni（1.32–1.55 ppm）含量以及正的全岩εNd（t）（+0.5～+0.6）和锆石εHf（t）（+1.62～+8.07）值说明它们来源于加厚的新生镁铁质下地壳的部分熔融。攀枝花A型花岗岩形成于ca.750 Ma。它们显示极度高的Si O2（76.61 wt.%–77.14wt.%）和Na2O+K2O（8.55 wt.%–9.69 wt.%）含量以及10000*Ga/Al值（2.56–2.80）与分异指数（95–97）。它们具有负的全岩εNd（t）（–1.6～–1.2）和变化的锆石εHf（t）（–4.65～+5.80）值。地球化学特征表明攀枝花A2型花岗岩来源于低压环境下长英质地壳的部分熔融。结合区域地质背景,我们提出,ca.810 Ma的大尖山辉长闪长岩指示扬子西缘新元古代处于俯冲背景,广泛的早–中新元古代交代地幔来源的岩浆（>810 Ma）在上升侵位过程中加厚了镁铁质下地壳。Ca.800 Ma大尖山埃达克花岗岩到ca.750 Ma攀枝花A型花岗岩的出现代表扬子西缘俯冲背景下地壳增厚到减薄过程。基于上述四组扬子西缘新元古代典型花岗岩类与岩石组合的研究,我们系统揭示了扬子西缘新元古代不同深度层次的壳幔局部熔融作用（交代地幔源区–新生镁铁质下地壳源区–成熟大陆地壳源区）,并进一步为扬子西缘新元古代俯冲背景提供了约束。基于俯冲背景,我们认为,扬子西缘新元古代地幔源区逐渐经历了俯冲流体、沉积物熔体和板片熔体有关的交代作用。此外,我们提出扬子西缘新元古代构造转换进程:扬子西缘早–中新元古代交代地幔来源的岩浆在上升形成镁铁质–超镁铁质侵入体的同时也加厚了下地壳,中–后期加厚下地壳来源的埃达克花岗岩到A型花岗岩的出现代表了扬子西缘俯冲进程的区域性地壳增厚到减薄过程,区域减薄环境的出现指示了俯冲进程后期的弧后扩张阶段。
孙国正[2]（2021）在《华北克拉通东部中-新太古代花岗岩与岩石圈热状态研究》文中进行了进一步梳理热状态和壳幔岩浆作用是理解早期地壳形成演化动力学体制的关键,长期以来研究者们基于假设或推断的早期地球热状态提出了各种各样的太古宙壳幔动力学体制模型。当前,华北克拉通东部太古宙末期的地球动力学体制还存在地幔柱和板块构造等动力学体制方面的激烈争议,有效限定太古宙不同时期的岩石圈热状态和壳幔相互作用过程是解决这些科学问题的关键。华北克拉通是世界范围内为数不多保存有中-新太古代（～3.0-2.5 Ga）岩石记录的克拉通之一,是研究太古宙末期地壳生长和演化并探索地球动力学机制转变的重要窗口。本论文（1）以华北克拉通东部太古宙多个时期的TTG片麻岩和富钾花岗质岩石为主要研究对象,通过系统的地质学、岩石学、矿物学、地球化学、地质年代学、锆石Lu-Hf同位素和热力学综合研究,重点探讨了中-新太古代花岗质岩石成因及其限定的岩石圈热状态和壳幔动力学过程,获得的主要创新性研究成果与认识如下:（1）在辽北地体的抚顺东南部识别出了一套新太古代晚期（2525-2564 Ma）的闪长岩-石英闪长岩-二长闪长岩-花岗闪长岩组合,其地球化学特征均符合太古宙赞岐岩的定义。岩石成因研究表明绝大多数赞岐岩起源于交代地幔部分熔融,个别样品在岩浆演化过程中经历了不同程度的角闪石+单斜辉石分离结晶作用。根据太古宙赞岐岩的源区性质研究,提取出Nb/Zr、Nb/Ta和Zr/Hf等地化指标,可以有效区分洋壳残片熔体、俯冲沉积物熔体和流体等地幔交代介质,据此确定辽北地体新太古代晚期赞岐质岩浆形成于受俯冲带流体、板片熔体和沉积物熔体交代的岩石圈地幔的部分熔融,说明复杂的地幔交代作用是太古代花岗质岩浆作用多样化的必要条件。（2）新太古代晚期不同类型的火成岩在鲁西变质地体的西南部广泛出露。根据它们的野外接触关系、岩石学特征、全岩地球化学及锆石U-Pb-Lu-Hf同位素特征,识别出8种主要的岩石组合。其中～2.55-2.50 Ga的钾质花岗岩SiO2含量最高,来源于变质杂砂岩的部分熔融;～2.56-2.52 Ga的TTG片麻岩富Al2O3、Na2O,贫MgO,是加厚镁铁质下地壳部分熔融的产物;～2.53 Ga的石英正长岩碱含量最高,其源岩为幔源的玄武质岩石和再循环的沉积物;～2.53-2.52 Ga的石英闪长岩-石英二长闪长岩属于未分异型的赞岐岩,形成于受俯冲带熔体/流体交代的地幔楔部分熔融;～2.54-2.52 Ga的高镁花岗闪长岩（分异型赞岐岩）是壳幔岩浆混合的产物;～2.53 Ga的角闪石岩是石英闪长（1）本研究得到国家自然科学基金项目（41530207和41772188）资助。质岩浆的同源堆晶体;～2.51-2.49 Ga的辉长岩形成于受俯冲带流体交代的地幔楔的部分熔融;～2.54-2.53 Ga的高镁安山岩（玻安岩）起源于难熔地幔的部分熔融,该地幔源区先经历了玄武质岩浆的抽提,随后又受到板片熔体的交代而富集大离子亲石元素和轻稀土元素。结合同时期各种侵入岩和变质火山岩的岩石成因研究,说明新太古代晚期壳幔相互作用和交代地幔的部分熔融是产生镁铁质岩浆的主要热-动力学过程,幔源岩浆的底侵作用促使地壳物质发生部分熔融,形成了各类花岗质岩浆,并导致了壳幔岩浆混合作用。（3）建立了华北克拉通东部中-新太古代TTG片麻岩的数据库,收集并整理了397个TTG样品的有效地球化学资料。统计结果显示,TTG片麻岩的形成时代从3.0 Ga到2.5 Ga几乎连续分布,但峰值出现在～2.91 Ga,～2.72 Ga和～2.53 Ga,并在～2.53 Ga前后达到最大峰值。中太古代晚期（～2.9 Ga）TTG在冀东、胶东、安徽等地发育;新太古代早期（～2.7 Ga）TTG主要发育在辽北-吉南、胶东、鲁西、登封-太华、赞皇和阜平等地;新太古代晚期（～2.5 Ga）TTG几乎在每一个太古宙结晶基底出露区都广泛发育。（4）在大量太古宙TTG片麻岩样品中,筛选出大陆地壳底部镁铁质岩石部分熔融成因的TTG样品。通过壳源TTG片麻岩的全岩热力学和微量元素地球化学模拟,结合一维热传导模型,发展了太古宙地壳厚度和热状态的研究方法。热力学-微量元素模拟结果显示不同时代壳源TTG熔体产生的温压条件分别为:～2.9 Ga:810-880℃,0.9-1.1 Gpa;～2.7 Ga:760-860℃,1.1-1.8 Gpa;～2.5 Ga:750-830℃,1.1-1.7 Gpa。这里的熔体压力反映了地壳厚度的最小值,而熔体温度近似等于莫霍面温度的最小值。在已知地壳厚度和莫霍面温度的前提下,根据经典的地热学-一维热传导模型,通过数学建模重建了大陆岩石圈的热结构。（5）根据地壳厚度、基底热流值和莫霍面地温梯度的时空演化特征,结合前人的数值模拟实验、岩石学和构造地质学研究,我们将华北克拉通东部中-新太古代系统的地球动力学演化分为三个阶段:～2.9-2.8 Ga显示较薄的地壳厚度（30-39 km）,较高的莫霍面地温梯度（21-31℃/km）和基底热流值（46-80 mW/m2）,反映了较高的地幔潜能温度和较薄的岩石圈厚度,结合同期科马提岩和伸展构造的发育,表明地幔柱相关的垂向构造体制在中太古代晚期发挥主导作用;华北克拉通东部的地壳厚度从～2.8 Ga开始迅速增加,并在～2.7 Ga时达到最大厚度（33-62 km）。在地壳增厚期间,莫霍面的地温梯度从21-31℃/km下降到7-24℃/km,基底热流值也显着降低,这反映了对流地幔的迅速冷却和岩石圈的增厚。这一时期的火山岩岩石组合由超基性的科马提岩转变为钙碱性火山岩,构造样式也发生了从伸展到挤压的变化。这些热力学、岩石学和构造学资料均表明这一时期的动力学体制发生了明显的转变,热俯冲板块构造在新太古代早期已经成为主导的地球动力学体制;新太古代晚期（2.7-2.5 Ga）是地壳稳定期,地壳厚度（33-59 km）、莫霍面地温梯度（8-22℃/km）和基底热流值（20-50 mW/m2）与前一阶段相比略有下降,但基本上保持稳定,说明以热俯冲为主导的地球动力学体制可能具有连续性。此外,这一时期的大陆岩石圈热状态在空间上具有明显的分带性,与现今大陆俯冲带的热结构十分类似,表明较大规模的板块构造已经全面启动。（6）太古宙末期（～2.5 Ga）,华北克拉通富钾花岗质岩石的比重显着增加,未变形的基性岩墙群也广泛发育。这些地质现象,结合相对较低的地幔潜能温度和较厚的岩石圈,暗示岩石圈逐渐趋于稳定并在太古宙末期完成克拉通化。
杨超[3]（2021）在《长江中下游池州地区燕山期侵入岩及其与成矿作用的关系研究》文中研究表明下扬子地区在晚中生代时发生了强烈的、多阶段的成岩成矿作用,形成了大量的岩浆岩和多金属矿床。然而,下扬子地区内的两大构造单元,长江中下游成矿带和江南造山带东段,却有着明显不同的成矿特征。长江中下游成矿带燕山期岩浆作用主要产生Cu-Au-Fe矿床,而江南造山带东段却发育大量W-Mo矿床。此外,相对于与成矿密切相关的早阶段岩浆岩而言,长江中下游地区晚阶段A型花岗岩的岩石成因及构造背景研究较为薄弱,且争议较大。位于两大构造单元结合部位的池州地区燕山期岩浆作用不仅产生了Cu-Au矿床,还产生了Mo-Cu（W）矿床,这与两大构造单元的成矿规律均不同。此外,池州地区还发育许多由多种岩性组成的晚阶段A型花岗岩,如花园巩岩体。因而,通过对池州地区早、晚两阶段岩浆岩（150～132 Ma;130～125 Ma）进行岩石学、矿物学、全岩地球化学、Sr-Nd-Pb同位素、锆石U-Th-Pb-Hf同位素以及微量元素研究,不仅可以探讨这些岩浆岩的岩石成因及其形成的构造动力学演化过程,还有助于深入理解整个下扬子燕山期成岩成矿作用规律。首先,本文对池州地区多个早阶段含矿岩体进行研究。结果发现池州地区含矿岩体（150～141 Ma）包含高钾钙碱性系列辉石闪长岩、石英闪长（玢）岩和花岗闪长（斑）岩,属于长江中下游成矿带晚中生代第一阶段岩浆作用的产物。其中,小丁冲辉石闪长岩具有低的Si O2和高的Mg O含量、类似于弧型的微量元素组成,以及富集的Sr-Nd-Pb-Hf同位素组成,表明其来源于富集岩石圈地幔。然而,牌楼花岗闪长斑岩具有弱富集的Sr-Nd-Hf同位素组成和高放射性成因Pb同位素,以及埃达克质岩的地球化学特征,表明其来源于中-新元古代加厚增生地壳的部分熔融。其它中-酸性含矿岩体可分为两组,其中一组由幔源岩浆结晶分异和中-新元古代增生地壳部分熔融而来,而另一组则由幔源岩浆与中-新元古代增生地壳部分熔融产生的熔体混合而来。因而,池州地区的Cu矿来源受控于幔源岩浆,而Mo（W）矿来源受控于中-新元古代增生地壳,且该增生地壳对Mo（W）成矿的影响范围可能延伸至长江中下游地区。长江中下游成矿带第一阶段岩浆岩的年龄由西向东逐渐变年轻。此外,较低的锆石Ti温度以及含有大量的继承锆石表明,池州地区含矿岩浆岩形成于低温、富水的环境,这与古太平洋板块以低角度俯冲至本地区,形成交代富集地幔的构造背景相一致。其次,本文选择位于池州中部的、研究程度较弱的巴山杂岩体作为晚阶段岩浆岩的代表性岩体进行研究。该杂岩体由一个M型花岗岩类岩体（石英二长岩）和三个A型花岗岩体组成,后者包括石英正长岩、钾长花岗岩和碱性长石花岗岩。锆石U-Pb年代学研究表明这些侵入岩形成于126～123 Ma,属于区内晚阶段岩浆作用的产物。石英二长岩具有中等的Si O2含量（60.5～63.1 wt%）、高的Na2O+K2O含量（8.66～9.83 wt%）、类似于弧型的微量元素组成、富集的全岩Sr-Nd和锆石Hf同素组成、高放射性成因Pb同位素((87Sr/86Sr)i=0.7082～0.7091;εNd（t）=-6.9～-7.1;εHf（t）=-5.3～-8.2;206Pb/204Pb（t）=18.581～18.792)。因而,推断其起源于富集岩石圈地幔源区的部分熔融,并经历分离结晶作用和有限的地壳混染。石英正长岩具有高的Si O2（65.9～69.8 wt%）和Na2O+K2O（11.3～12.3 wt%）含量、低的Mg O含量（0.14～0.23）、高的104*Ga/Al值（2.34～3.61）、类似于弧型的微量元素组成,和与石英二长岩相似的全岩Nd和Pb以及锆石Hf同位素组成,指示其由石英二长岩结晶分异而来,并伴有一定程度的地壳混染。石英二长岩具有比石英正长岩(TTi-in-Zrn=623～805°C;TZr=856～909°C;ΔFMQ=+3.5～+4.8)更高的锆石Ti温度(TTi-in-Zrn=696～832°C)和更低的锆石饱和温度(TZr=772～818°C)和氧逸度（ΔFMQ=+1.8～+2.8）,这表明石英正长岩中的锆石在较低的温度下结晶,并且其氧逸度随岩浆温度的降低而明显提高。钾长花岗岩具有较高的Si O2含量、高的TTi-in-Zrn（671～871°C）、TZr（799～822°C）和低的氧逸度（ΔFMQ=+0.9～+3.7）,因而其不可能由石英正长岩演化而来。它们具有高的104*Ga/Al值（2.67～2.95）、低的Mg O（0.1～0.17 wt.%）含量和（La/Yb）N（7.60～10.19）值、明显的负Eu异常（Eu/Eu*=0.28～0.38）以及富集的Sr-Nd和锆石Hf同位素组成(εNd（t）=-7.2～-7.5;εHf（t）=-5.1～-14.0),表明它们是由新元古代钙碱性花岗岩类岩石在低压和高温的条件下通过缺水熔融而来。碱性长石花岗岩具有高的Si O2（76.5～78.0 wt%）和Na2O+K2O（8.34～9.02 wt%）含量,但具有低的Mg O（0.03～0.08 wt%）含量。它们具有弱富集的Nd同位素组成(εNd（t）=-5.7)、宽泛的锆石εHf（t）值（-1.9～-11.2）和高的氧逸度（ΔFMQ=+2.9～+4.3）。它们是通过高分异碱性玄武质岩浆与中元古代地壳熔融产生的熔体混合而成的。巴山杂岩体的岩石成因表明,长江中下游地区的A型花岗岩具有多个岩浆源区,且结晶时的温度、水含量、氧逸度范围十分宽泛。在中生代时期,古太平洋板块的俯冲和回卷引发地壳拉伸和强烈的壳-幔相互作用,这对长江中下游地区A型花岗岩的形成起到了主要作用。本文还利用石榴子石U-Pb定年对位于池州东北部的许桥-乌谷墩矽卡岩型Pb-Zn-Ag矿床的形成时代进行了制约,并且重新梳理了区内的成岩成矿作用规律。详细的野外地质调查和锆石U-Pb定年发现,矿区内发育两种岩性的岩脉,其一为闪长玢岩,与铜、钼矿化关系密切,并且年龄为146～141 Ma;另一为花岗岩,与钼矿化关系密切,并且年龄为113.4±2 Ma。矽卡岩中的石榴子石U-Pb定年结果为148～143 Ma,与闪长玢岩脉年龄相似。因此,池州地区存在三个阶段的成岩成矿作用:第一阶段（150～135 Ma）,主要形成中酸性侵入岩和与之相关的铜、金、钼、铅、锌等矿床;第二阶段（134～124 Ma）,形成钾长花岗岩和小规模的铅锌钼矿化;第三阶段（115～110 Ma）,岩浆活动接近尾声,主要发育花岗岩脉,并伴随弱的钼矿化。此外,池州地区的成矿作用规律不完全与长江中下游地区相同,且池州区内的多期Mo（W）矿化可能与中-新元古代增生地壳多阶段活化有关。本次研究表明,尽管池州地区主要的两阶段岩浆岩的岩石成因不同,但它们都与古太平洋板块西向俯冲有关。晚中生代时,古太平洋板块以低角度俯冲至长江中下游地区,并且在俯冲过程中发生脱水和熔融,进而产生的流体和熔体交代上覆岩石圈地幔。持续的脱水、熔融使得俯冲板片密度变大,然后发生下沉、回卷。与此同时,软流圈地幔侧向流动,加热交代地幔,引发了从西向东的早阶段岩浆作用。幔源岩浆底侵,然后与不同的基底岩石发生强烈的壳幔相互作用,形成了早阶段岩浆岩和类型多样的金属矿床。由于俯冲方向的改变和持续的板片回卷,下扬子地区发生更为强烈的地壳伸展,使得幔源岩浆快速上升至浅部地壳,不仅形成了第二阶段的火山岩,也使得浅部地壳发生熔融,形成第三阶段的A型花岗岩。因而,池州地区多阶段的成岩成矿作用反应了本地区在古太平洋板块俯冲背景下,从宽阔的陆缘弧到弧后的演化过程。
王强,郝露露,张修政,周金胜,王军,李奇维,马林,张龙,齐玥,唐功建,但卫,范晶晶[4]（2020）在《汇聚板块边缘的埃达克质岩:成分和成因》文中进行了进一步梳理埃达克质岩是一类中酸性岩浆岩,在地球化学上以富集轻稀土元素、亏损重稀土元素、具有正的或者无Eu-Sr异常以及高的La/Yb和Sr/Y比值为特征.新生代火山弧环境中由俯冲洋壳（板片）在榴辉岩相条件下部分熔融形成的埃达克质岩属于狭义的埃达克岩,主要出现于环太平洋火山弧区（洋内弧、大陆弧、陆缘岛弧）.而新生代由碰撞加厚下地壳部分熔融形成的埃达克质岩主要出现在特提斯-青藏高原碰撞带.在火山弧区,俯冲板片熔融产生的埃达克质岩浆可以交代地幔楔形成一套特殊的岩石组合——埃达克岩-埃达克型高镁安山岩-Piip型高镁安山岩-富Nb玄武岩-玻安山岩等,不同于俯冲大洋板片流体交代地幔楔形成的玄武岩-安山岩-英安岩-流纹岩组合.大量资料显示,基性岩熔融产生埃达克质熔体的条件为压力1.2～3.0GPa、温度800～1000℃、H2O含量1.5～6.0wt.%,源区残留矿物组合为石榴石+金红石,很少或无斜长石.新生代铜金等矿床的分布与新生代埃达克质岩的分布区一致,并且一些矿床的成矿母岩就是埃达克质岩.因此,埃达克质岩不仅具有重要的地球深部动力学指示意义,也具有重要的铜金成矿指示意义及勘探价值.尽管对新生代埃达克质岩的研究取得了一些进展,但仍然在一些领域存在薄弱点,包括前新生代埃达克质岩的构造背景、成因、岩浆起源、熔体-地幔作用及其与板块构造启动、地壳生长的关联等.未来需要研究的领域包括:不同类型岩石（包括中酸性岩浆岩）在不同温压条件下熔融和分离结晶过程的实验模拟与埃达克质岩浆的产生、岩浆储库演化与埃达克质岩的形成、前新生代埃达克质岩构造背景与成因及动力学过程、板片熔体与地幔相互作用及交代作用、太古宙埃达克质英云闪长岩岩-奥长花岗岩-花岗闪长岩（TTG）的形成与板块构造启动及地壳生长、不同构造背景中埃达克质岩的形成与金属成矿等.
闫浩瑜[5]（2020）在《青藏高原南拉萨亚地体晚白垩世-中新世岩浆岩成因机制及深部动力学过程》文中提出印度和欧亚大陆自新生代以来的持续挤压碰撞导致了世界上最年轻和最壮观的青藏高原陆-陆碰撞造山带的形成,且这个造山带的形成和演化一直是国际地球科学领域研究最热的问题之一。拉萨地体位于欧亚大陆的最南端,是欧亚大陆与印度大陆距离最近的构造单元,也是受陆-陆碰撞影响最大的地体。在拉萨地体中,尤其是南拉萨分布的晚白垩世-中新世的冈底斯花岗岩基和古新世-始新世的林子宗火山岩一直是研究的热点和焦点。因为这些岩浆岩记录了印度-欧亚大陆碰撞前-中-后的复杂过程,所以它们是揭示新特提斯大洋板片俯冲消减、印度-欧亚大陆碰撞以及高原隆升机制等过程的关键。然而,迄今为止对于南拉萨出露的晚白垩世-中新世的冈底斯花岗质岩石和古新世-始新世的林子宗火山岩的成因机制及深部动力学过程仍然存在较多的争议,阻碍了我们对新特提斯大洋板片俯冲消减过程,以及随后持续的陆-陆挤压碰撞过程形成的岩浆岩的物质来源及岩浆过程的理解。本文结合野外地质和室内整理的资料,选择出露在南拉萨碰撞前的南木林晚白垩世闪长岩、碰撞后的日喀则中新世埃达克质岩墙和碰撞过程中的林周盆地古新世典中组火山岩作为研究对象。通过详细的岩石学、锆石U-Pb年代学、全岩主-微量和同位素地球化学（Sr-Nd-Mo）,并结合已发表的数据,揭示了这些碰撞前-中-后形成的不同类型岩浆岩的岩石成因和深部动力学过程,且取得了如下进展:（1）碰撞前的南木林闪长岩形成时代为94.3～92.3 Ma,这些年龄结果与前人在该地区报道的辉长岩-辉长闪长岩锆石U-Pb年龄是一致的。南木林晚白垩世辉长岩、辉长闪长岩和闪长岩是正常的弧岩浆岩,具有几乎一致的Sr-Nd同位素组成,区域上部分同期的埃达克质岩石也具有相对一致的Sr-Nd-Hf同位素组成。本文通过元素和同位素分析认为这些（辉长岩-闪长岩和埃达克质岩石）同期但不同类型的岩浆岩是来自混杂岩在弧下地幔楔区的不同深度下熔融形成,而非来自交代地幔楔熔融形成。混杂岩（包含大洋玄武岩、大洋沉积物以及地幔楔橄榄岩组分）首先在俯冲隧道即俯冲板片和地幔楔接触界面进行均匀的物理混合,然后部分以底辟的形式上升到浅的地幔楔区经熔融形成不具有埃达克质岩石地球化学特征的南木林晚白垩世辉长岩-闪长岩,部分被运输到较深的俯冲隧道熔融形成埃达克质岩石。晚白垩世这些不同类型弧岩浆岩的形成是由于新特提斯大洋板片向南回撤导致,在大洋板片回撤的过程中上涌的热的软流圈地幔以及热的角流为混杂岩提供热源促使其熔融。（2）碰撞后的日喀则岩墙形成时代为中新世,其锆石U-Pb年龄为14.8～10.3 Ma,具有富集的Sr-Nd同位素组成,并显示典型的埃达克质岩石地球化学特征,主要为增厚且年轻的拉萨镁铁质下地壳熔融的产物。根据Na2O、K2O含量以及Na2O/K2O比值,这些岩墙可以划分为两种类型:富钾的岩墙和富钠的岩墙。两类岩墙Na2O、K2O含量的不同和富集的Sr-Nd同位素组成说明其形成的过程中有古老的印度大陆地壳的物质不同程度参与。此外,富钠的岩墙显示高的MgO、Cr、Ni和Na2O含量,指示软流圈地幔物质在其形成过程中也参与它们的形成。综合文献资料和本文研究,指示了壳-幔物质不同程度的参与导致区域上晚渐新世-中新世埃达克质岩石具有不同的地球化学特征。根据后碰撞岩浆岩受南北向的断裂控制以及地球物理等证据,本文认为南拉萨亚地体出露的晚渐新世-中新世岩浆岩的形成是由印度大陆板片撕裂所造成的（3）碰撞过程中的林周盆地林子宗火山岩系列中典中组火山岩形成时代为62.1～60.9 Ma,与前人研究结果一致。目前对于林子宗火山岩典中组安山岩存在不同的岩石成因认识,以Mo et al.（2007,2008）的观点最具代表性,他们认为典中组火山岩来源于新特提斯洋壳及其上覆的远洋沉积物在角闪岩相的熔融形成。但是我们的元素和同位素（Sr-Nd-Mo）的证据却指示该套火山岩很可能来自于混杂岩的底辟熔融。混杂岩在俯冲隧道即俯冲板片和地幔楔界面混合均匀,然后以底辟的形式上升到较浅的地幔楔区,在热的软流圈地幔和地幔楔角流的作用下发生部分熔融形成典中组安山岩,该动力学过程受控于新特提斯大洋板片在古新世期间向南的回转或回撤。（4）这三期岩浆岩形成的深部动力学过程是不同的,记录了洋-陆俯冲到陆-陆碰撞造山的复杂过程,在这些岩浆岩形成的过程中不同的物质以及不同的岩浆过程参与它们的形成。
胡洋[6]（2019）在《新疆谢米斯台地区晚奥陶世—早泥盆世岩浆演化及其对铜成矿的制约》文中研究说明谢米斯台地区位于新疆西准噶尔北部,是波谢库尔-成吉思火山弧在中国境内的东延部分。区内以出露大面积火山岩和侵入岩为特征,并发育与火山岩、次火山岩及浅成侵入体有关的铜（金）矿化。本文在前人研究基础上,立足于详细野外地质调查,对研究区出露的不同岩石单元和岩石类型进行了系统的地质学、地球化学和锆石U-Pb年代学研究,以期建立研究区构造岩浆活动的时空格架,查明不同时代各个岩石单元的成因和构造背景,探讨岩浆演化的深部地球动力学过程以及相关构造岩浆事件的成矿响应。论文取得以下主要认识和成果:（1）理清了谢米斯台地区火山岩、侵入岩的时空分布特征谢米斯台地区出露的火山岩、侵入岩形成时限为晚奥陶世-早泥盆世（452400Ma）。依据岩浆岩出露的规模、岩石组合类型和源区特征将其划分为三个阶段:第一阶段形成于晚奥陶世（452449Ma）,仅出露少量侵入岩,分布在谢米斯台山中西段,岩石类型为闪长岩、花岗闪长岩,以伊尼萨拉岩体和波尔托闪长岩捕掳体为代表。第二阶段形成时代为志留纪（436420Ma）,火山岩沿谢米斯台山广泛分布,发育玄武岩-安山岩-英安（斑）岩-流纹（斑）岩等岩石组合,其中以英安岩和流纹岩为主体（约占70%以上）;侵入岩大面积出露在谢米斯台山中西部,岩石类型为石英闪长岩、花岗闪长斑岩、二长花岗岩和少量碱长花岗岩等,以波尔托岩体和布兰萨拉岩体为代表。第三阶段形成时代为早泥盆世（419400Ma）,火山出露较少,主要分布在谢米斯台山东段的莫阿特地区等,以莫阿特矿化流纹岩为代表;侵入岩大量出露于谢米斯台山中东段,发育辉长岩-花岗闪长岩-石英正长岩-碱性花岗岩-碱长花岗岩等岩石组合,中酸性的花岗岩类占主体,以谢米斯赛、哈勒盖特赛和乌兰萨拉岩体为代表。（2）查明了谢米斯台地区不同阶段岩浆岩的源区特征晚奥陶世,伊尼萨拉花岗闪长岩属于弱过铝质高钾钙碱性-钙碱性过渡的未分异I型花岗岩类,形成于452.0±1.9Ma;波尔托闪长岩捕掳体属于高钾钙碱性系列准铝质岩石,形成于449.6±2.1Ma,它们的Sr-Nd同位素和锆石Hf同位素显示出亏损的特征,(87Sr/86Sr)i=（0.70370.7046）,εNd（t）=（-0.62+4.89）,εHf（t）=+9.7+14.1,其源区为新生下地壳。志留纪,火山岩主要形成于436420Ma,其中布拉特矿化英安斑岩、流纹斑岩的年龄分别为434.9±2.3Ma、423.2±0.9Ma,属高钾钙碱性-钾玄岩系列准铝质-强过铝质岩石,具有低的(87Sr/86Sr)i值（0.70220.7043）和正的εNd（t）值（+2.64+5.78）;侵入岩中,波尔托岩体石英闪长岩、二长花岗岩的形成年龄分别为428.9±2.6Ma、429.2±2.4Ma,都属于高钾钙碱性I型花岗岩类,具有低的(87Sr/86Sr)i值（0.70390.7052）,正的εNd（t）值（+0.19+1.88）,年轻的一阶段模式年龄tDM（0.700.85Ga）。石英闪长岩中的暗色微粒包体的形成年龄为431.2±2.0Ma、431.5±2.6Ma,与寄主岩石基本同时形成,且具有相似的地球化学特征,Sr-Nd同位素显示出低的(87Sr/86Sr)i值（0.70420.7043）,正的εNd（t）值（+4.25+4.81）和年轻一阶段模式年龄tDM（0.810.88Ga）;布兰萨拉花岗闪长斑岩形成于430.5±1.9Ma,属于未分异的I型花岗岩,锆石εHf（t）值为+8.2+13.7。乌兰萨拉碱长花岗岩形成于422.7±2.0Ma,具低(87Sr/86Sr)i值（0.70170.7038）,正的εNd（t）值（+4.49+6.58）和锆石εHf（t）值（+10.0+14.2）。志留纪火山岩、侵入岩都具有亏损Sr、Nd同位素特征,表明其岩浆主要来自新生下地壳的部分熔融,并有幔源物质加入。早泥盆世,火山岩主要形成于419400Ma,其中莫阿特矿化流纹岩形成于419411Ma,具低(87Sr/86Sr)i值（0.70220.7045）,正的εNd（t）值（+0.19+1.88）。侵入岩中,乌兰萨拉岩体花岗闪长岩形成于411.7±1.7Ma,属于高钾钙碱性准铝质I型花岗岩,具有正的εNd（t）值（+1.66+3.87）、低的(87Sr/86Sr)i值（0.70410.7046）和相对年轻的tDM1（0.831.02Ga）同位素特征;哈勒盖特赛岩体辉长岩形成于417.9±3.6Ma,具有低的(87Sr/86Sr)i值（0.70390.7052）,正的εNd（t）值（+5.20+6.54）,年轻的一阶段模式年龄tDM（0.590.69Ga）,同时锆石εHf（t）值为+10.1+15.3,碱性花岗岩、碱长花岗岩分别形成于411.9±2.1Ma、408.9±1.8Ma,属于高钾钙碱性A2型花岗岩,具有正高的εNd（t）值（+4.17+4.65）和年轻的tDM1（0.740.85Ga）;谢米斯赛岩体石英正长岩形成于411.1±2.2Ma,属于碱性岩类,具有低的Sr的初始值（0.70510.7058）、高的εNd（t）值（+5.55+5.95）,年轻的一阶段模式年龄tDM（0.720.77Ga）。早泥盆世区内侵入岩的Sr、Nd同位都具有亏损的特征,表明其源区主要是新生下地壳。（3）探讨了谢米斯台地区晚奥陶世-早泥盆世岩浆活动的构造背景及其演化过程谢米斯台地区晚奥陶世-早泥盆世处于俯冲背景下的陆缘弧环境,区内构造岩浆活动应该与古亚洲洋向南俯冲有关,古亚洲洋在谢米斯台地区向南俯冲的起始时限不晚于晚奥陶世（452Ma）。其演化过程为:晚奥陶世（452449Ma）为岩浆活动的初始阶段,古亚洲洋板片俯冲至准噶尔地块之下,俯冲板片起源的流体与地幔楔发生作用,地幔楔部分熔融形成的镁铁质岩浆底侵新生下地壳,使新生下地壳发生部分熔融、形成钙碱性系列-高钾钙碱性系列的花岗闪长岩、闪长岩,该时期岩浆活动相对较弱。志留纪（436420Ma）为岩浆活动的高峰期,随着古亚洲洋的持续俯冲作用,由于低角度和重力原因,俯冲板片发生回转,软流圈物质上涌,幔源镁铁质岩浆底侵下壳源长英质岩浆,发生较强烈的的岩浆混合作用,分别形成了石英闪长岩-花岗闪长斑岩-二长花岗岩等侵入岩和玄武岩-安山岩-英安（斑）岩-流纹（斑）岩等火山岩组合。早泥盆世（419400Ma）岩浆活动为志留纪的延续,并且开始减弱,在板片持续俯冲作用下,俯冲顶端板片加厚中间减薄,随之发生断离,软流圈物质上涌,引发岩石圈地幔和下地壳发生部分熔融,形成了辉长岩-花岗闪长岩-石英正长岩-碱性花岗岩-碱长花岗岩为主的侵入岩组合和少量流纹岩为主的火山岩组合。区内岩浆岩自西向东呈现出由老到新的演化特征,是古亚洲洋自西向东拉链式闭合的结果。（4）明确了谢米斯台地区构造岩浆事件的成矿响应处于俯冲背景下的陆缘弧环境,使得谢米斯台地区晚奥陶世-早泥盆世壳幔作用强烈,有利于壳幔物质交换,为区内铜金矿化提供了重要的成矿动力学背景、热动力条件、成矿物源条件。区内岩浆活动从成矿动力学背景、源区、氧逸度和岩石组合等方面制约着成矿,其中志留纪岩浆作用（436420Ma）强烈,岩浆岩出露规模大,且以高钾钙碱性-钾玄岩的中酸性岩石为主,其岩浆氧逸度较高,壳幔作用强烈,是最有潜力成矿的阶段。区内成矿作用主要划分为三种类型:（1）与中志留世花岗闪长斑岩（430.5±1.9Ma）有关的斑岩型Cu-Au矿化,以布兰萨拉斑岩型铜金矿为代表;（2）与志留纪次火山岩——英安斑岩（434.9±2.3Ma）和流纹斑岩（423.2±0.9Ma）有关的斑岩型Cu矿化,以布拉特斑岩型铜矿化为代表;（3）与志留纪中、基性火山岩有关的火山热液型Cu-Ag矿化,以布拉特火山岩型自然铜矿化为代表。（5）分析了谢米斯台地区成矿潜力由哈萨克斯坦波谢库尔-成吉思火山弧向东到准噶尔北缘谢米斯台-野马泉-琼河坝古生代火山弧,自西向东发育早古生代构造-岩浆-成矿作用。区内断裂构造发育,岩浆活动强烈,流体活动频繁,为成矿/矿化提供了必要的构造、岩浆、物源和流体条件,暗示区内具有很大的找矿潜力。谢米斯台地区中志留世的中酸性小斑岩体是寻找斑岩型铜金矿化的目标地质体;志留纪中酸性次火山岩发育部位是寻找斑岩型铜矿化的有利地区,其深部应该有更好的斑岩型铜矿找矿潜力;脉体发育、强烈蚀变的中、基性火山岩是寻找火山岩型自然铜矿化的有利地段。与早古生代岩浆活动相关的斑岩型铜（金）矿化可能是谢米斯台地区后续找矿突破的主要矿化类型。
李健[7]（2019）在《东昆仑东段智玉地区晚奥陶世花岗闪长岩成因》文中研究说明东昆仑东段早古生代埃达克质花岗岩类的成因主要有两种不同的观点:俯冲洋壳熔融、加厚下地壳部分熔融。本文通过对智玉地区花岗闪长岩基开展详细的野外地质观察,发现局部出露的含暗色微粒包体的闪长岩呈反向脉侵入花岗闪长岩中。电子探针分析数据显示,花岗闪长岩、闪长岩和暗色微粒包体中的角闪石主要为镁角闪石,显示壳幔混源特征;花岗闪长岩中黑云母为铁质黑云母-镁质黑云母,显示了壳幔混源-壳源的特征。花岗闪长岩中斜长石为奥-中长石,发育环带,An牌号为21-33,指示动荡的结晶环境。锆石LA-ICP-MS U-Pb测年结果显示,智玉地区花岗闪长岩基形成于445-440Ma,属晚奥陶世。其全岩主、微量数据显示,花岗闪长岩和闪长岩均富Na2O（3.0-4.8wt.%）、低K2O（1.4-3.4wt.%）,MgO含量分别为0.9-1.5wt.%和4.3-4.8wt.%,A/CNK为0.87-1.05,属准铝质钙碱性-高钾钙碱性岩石。强烈富集轻稀土、亏损重稀土元素,富集大离子亲石元素（Rb、Ba、K、Sr）,亏损高场强元素（Nb、Ta、Ti）,δEu为0.51～1.03。花岗闪长岩具高Sr低Y和Yb特征,为埃达克质岩;闪长岩为正常弧岩浆岩。花岗闪长岩和闪长岩有着相似的稀土元素和微量元素特征,显示为同源岩浆。暗色微粒包体为角闪辉长质,呈透镜状、椭圆状,富MgO（11.33wt.%）、Cr（553μg/g）、Ni（176μg/g）,轻稀土元素富集,中重稀土元素呈平坦型,δEu=1.1,富集Rb、Ba、K、Sr,亏损高场强元素（Nb、Ta、Ti、Zr、Hf）,属钙碱性玄武岩。Sm-Nd同位素结果显示,花岗闪长岩εNd（t）介于-4.3～-1.0,对应的TDM值1120～1358Ma。闪长岩和角闪辉长质包体的εNd（t）分别为-3.7～-3.5和2.4,对应的闪长岩的TDM值1490～1519Ma。综上所述,本文认为智玉地区晚奥陶世花岗闪长岩和闪长岩是由加厚下地壳部分熔融形成;闪长岩中的暗色微粒包体为俯冲流体交代地幔楔熔融形成,为活动大陆边缘环境。在晚奥陶世（445-440Ma）时东昆南地体仍处于洋-陆俯冲阶段,至早志留世洋盆关闭开始碰撞造山。
牛腾[8]（2019）在《黑龙江地营子二长花岗岩地球化学特征及含矿性分析》文中研究指明研究区所在的大兴安岭地区经历了大量构造体制的叠加作用,发生了大规模的岩浆活动。本文以黑龙江地营子地区规模巨大的二长花岗岩作为研究对象,对其岩石学特征、地球化学特征、锆石年代学特征进行研究,探讨其岩石成因类型、形成构造环境、成矿构造作用及花岗岩含矿性。研究区花岗岩主要岩石类型为粗中粒斑状二长花岗岩,两组锆石U-Pb测年显示年龄为180.0±1.1Ma（MSWD=0.83）、180.6±1.1Ma（MSWD=0.19）,成岩时代为早侏罗世。花岗岩有较高的SiO2含量,属酸性岩类,相对富钠贫钾。铝饱和指数A/CNK=1.02-1.06,属于过铝质花岗岩系列。里特曼指数σ大部分在2.06-2.67之间,为钙碱性岩石。岩浆酸性程度较高,分异演化作用较强。花岗岩微量元素表现为富集Rb、Ba、Sr等大离子亲石元素（LILE）,富集Th、U、La、Ce等高场强元素（HFSE）,高场强元素Nb、Ta相对亏损。稀土元素总量（ΣREE）101.43×10-6-151.16×10-6,轻重稀土元素比值（LREE/HREE）介于10.92-25.37之间,轻稀土元素相对富集、重稀土元素相对亏损。δEu介于0.58-1.00之间,具负异常,但不明显。研究区二长花岗岩地球化学特征与增厚的玄武质下地壳熔融成因的“C”型埃达克岩相似。研究区二长花岗岩可能形成于中生代蒙古-鄂霍茨克洋俯冲作用下的活动大陆边缘环境,经鄂霍茨克洋闭合相关的构造-岩浆作用,区内成矿热液流体沿构造断裂、裂隙迁移,多形成火山热液和中低温热液充填石英脉型银金或金矿床。根据现有资料分析,研究区二长花岗岩稀土矿产含矿性可能较差,铀矿成矿可能较差,Be、W、Sb、Nb、Ta等稀有金属有关含矿性可能较差,不是锡矿化花岗岩。但可能具有潜在的金、铜矿找矿前景。
张旗[9]（2016）在《有关埃达克岩实验应用中几个问题的探讨》文中研究说明实验研究非常重要,是花岗岩（和埃达克岩）理论创新的源泉之一。近年来,国内在埃达克岩实验研究方面取得了很大的成绩。在这个领域,中国在国际上是处于领先水平的,虽然得到的认识并不相同,这是很正常的。本文讨论了与埃达克岩有关的一些实验研究问题,认为:①下地壳底部是缺水的,花岗岩是在缺水条件下部分熔融的,应当慎重对待在饱和水和有水加入情况下的实验结果。②要注意残留相组分中是否有斜长石出现,不能只关注石榴石,石榴石与斜长石配合起来才能得出正确的认识。⑧1.0 GPa压力下石榴石出现线的真实含义是什么?它只表明与之平衡的熔体是贫Yb的。但是,贫Yb的花岗岩不只是埃达克岩,喜马拉雅型花岗岩也贫Yb,因此,还需要考虑斜长石消失的情况,如果石榴石出现而斜长石消失了,熔体是埃达克岩:如果石榴石出现而斜长石没有消失,则熔体为喜马拉雅型花岗岩。由于国外没有喜马拉雅型花岗岩的概念,因此,对国外某些在1 GPa条件下得到的实验资料应当仔细鉴别,也许其中有一些熔体并非埃达克岩,而是喜马拉雅型花岗岩。④相变反应不同于部分熔融反应,不能把相变反应的结果解释为部分熔融的结果。相变反应是在温度压力增加的情况下发生的,不是产生花岗岩的主要方式;部分熔融反应主要是在温度增加压力不变的条件下发生的,是产生花岗岩的主要方式。⑤实验研究得出的一个重要的结论是:与榴辉岩平衡的熔体是埃达克岩,因此,埃达克岩的真谛可能就是非常简单的一句话:源区有石榴石无斜长石。只要符合这个标志,与其平衡的熔体必然是高Sr低Yb的;只要符合这个标志,与其平衡的熔体必然是在较高的压力下形成的。高压可能就是埃达克岩最重要的构造意义。
张旗[10]（2015）在《有关埃达克岩实验应用中几个问题的探讨》文中研究说明实验研究非常重要,是花岗岩（和埃达克岩）理论创新的源泉之一。近年来,国内在埃达克岩实验研究方面取得了很大的成绩。在这个领域,中国在国际上是处于领先水平的,虽然得到的认识并不相同,这是很正常的。本文讨论了与埃达克岩有关的一些实验研究问题,认为:1下地壳底部是缺水的,花岗岩是在缺水条件下部分熔融的,应当慎重对待在饱和水和有水加入情况下的实验结果。2要注意残留相组分中是否有斜长石出现,不能只关注石榴石,石榴石与斜长石配合起来才能得出正确的认识。3 1.0 GPa压力下石榴石出现线的真实含义是什么?它只表明与之平衡的熔体是贫Yb的。但是,贫Yb的花岗岩不只是埃达克岩,喜马拉雅型花岗岩也贫Yb,因此,还需要考虑斜长石消失的情况,如果石榴石出现而斜长石消失了,熔体是埃达克岩;如果石榴石出现而斜长石没有消失,则熔体为喜马拉雅型花岗岩。由于国外没有喜马拉雅型花岗岩的概念,因此,对国外某些在1 GPa条件下得到的实验资料应当仔细鉴别,也许其中有一些熔体并非埃达克岩,而是喜马拉雅型花岗岩。4相变反应不同于部分熔融反应,不能把相变反应的结果解释为部分熔融的结果。相变反应是在温度压力增加的情况下发生的,不是产生花岗岩的主要方式;部分熔融反应主要是在温度增加压力不变的条件下发生的,是产生花岗岩的主要方式。5实验研究得出的一个重要的结论是:与榴辉岩平衡的熔体是埃达克岩,因此,埃达克岩的真谛可能就是非常简单的一句话:源区有石榴石无斜长石。只要符合这个标志,与其平衡的熔体必然是高Sr低Yb的;只要符合这个标志,与其平衡的熔体必然是在较高的压力下形成的。高压可能就是埃达克岩最重要的构造意义。
二、实验岩石学对埃达克岩成因的限定——兼论中国东部富钾高Sr/Y比值花岗岩类（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、实验岩石学对埃达克岩成因的限定——兼论中国东部富钾高Sr/Y比值花岗岩类（论文提纲范文）
（1）扬子板块西缘新元古代花岗岩类岩浆成因及深部动力学意义（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 前言 |
| 1.1 选题背景 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 花岗岩类研究热点、现状及进展 |
| 1.2.2 扬子西缘新元古代岩浆作用与构造意义研究现状 |
| 1.2.3 扬子西缘新元古代花岗岩类研究现状 |
| 1.3 问题的提出 |
| 1.4 本文研究方法及内容 |
| 1.5 研究成果及意义 |
| 1.6 论文工作小结 |
| 第二章 区域地质概况 |
| 2.1 扬子西缘古元古代火山沉积序列 |
| 2.2 扬子西缘中元古代火山沉积序列 |
| 2.3 扬子西缘新元古代火山沉积序列 |
| 第三章 扬子西缘新元古代俯冲流体与沉积物熔体交代地幔岩浆作用:来自ca.850-835 Ma水陆高Mg~#闪长岩的约束 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 岩体地质与样品岩相学 |
| 3.3 地球化学实验数据结果 |
| 3.3.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学 |
| 3.3.2 全岩主微量元素地球化学 |
| 3.3.3 全岩Sr-Nd同位素 |
| 3.3.4 锆石原位Lu-Hf同位素 |
| 3.4 讨论 |
| 3.4.1 水陆高Mg~#闪长岩的岩浆源区 |
| 3.4.2 水陆高Mg~#闪长岩:俯冲流体与沉积物熔体交代地幔作用 |
| 3.4.3 水陆高Mg~#闪长岩的地质意义 |
| 3.5 本章 小结 |
| 第四章 扬子西缘新元古代成熟大陆地壳的不平衡熔融:来自ca.840-835 Ma宽裕-茨达过铝质花岗岩的见解 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 岩体地质与样品岩相学 |
| 4.3 地球化学实验数据结果 |
| 4.3.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学 |
| 4.3.2 全岩主微量元素地球化学 |
| 4.3.3 全岩Sr-Nd同位素 |
| 4.3.4 锆石原位Lu-Hf同位素 |
| 4.4 讨论 |
| 4.4.1 宽裕-茨达过铝质花岗岩的岩浆源区 |
| 4.4.2 宽裕-茨达过铝质花岗岩:岩浆混合与不平衡熔融? |
| 4.4.3 宽裕-茨达过铝质花岗岩的形成 |
| 4.5 本章 小结 |
| 第五章 扬子西缘新元古代不同地壳层次的岩浆响应:来自ca. 780 Ma大陆Ⅰ型花岗闪长岩-花岗岩的证据 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 岩体地质与样品岩相学 |
| 5.3 地球化学实验数据结果 |
| 5.3.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学 |
| 5.3.2 全岩主微量元素地球化学 |
| 5.3.3 全岩Sr-Nd同位素 |
| 5.3.4 锆石原位Lu-Hf同位素 |
| 5.4 讨论 |
| 5.4.1 大陆I型花岗闪长岩-花岗岩 |
| 5.4.2 大陆I型花岗闪长岩-花岗岩:不同地壳源区的部分熔融 |
| 5.4.3 大陆I型花岗闪长岩-花岗岩的地球化学多样性 |
| 5.4.4 大陆I型花岗闪长岩-花岗岩的形成 |
| 5.5 本章 小结 |
| 第六章 扬子西缘新元古代俯冲背景区域地壳增厚到减薄:来自ca.810-750 Ma辉长闪长岩-埃达克花岗岩-A型花岗岩的证据 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 岩体地质与样品岩相学 |
| 6.3 地球化学实验数据结果 |
| 6.3.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学 |
| 6.3.2 全岩主微量元素地球化学 |
| 6.3.3 全岩Sr-Nd同位素 |
| 6.3.4 锆石原位Lu-Hf同位素 |
| 6.4 讨论 |
| 6.4.1 大尖山辉长闪长岩:俯冲流体交代地幔的部分熔融 |
| 6.4.2 大尖山埃达克花岗岩:加厚新生镁铁质下地壳的部分熔融 |
| 6.4.3 攀枝花A型花岗岩:低压环境长英质地壳的部分熔融 |
| 6.4.4 扬子西缘新元古代俯冲背景下区域性地壳增厚到减薄 |
| 6.5 本章 小结 |
| 第七章 扬子西缘新元古代花岗岩类时空分布及地质意义 |
| 7.1 扬子西缘新元古代俯冲构造环境 |
| 7.2 扬子西缘新元古代俯冲背景下的地壳增长与重熔 |
| 7.3 扬子西缘新元古代俯冲背景下的构造转换进程 |
| 7.4 扬子西缘新元古代交代地幔演化及不同深度层次的局部熔融作用 |
| 第八章 主要认识和下一步工作设想 |
| 8.1 主要认识 |
| 8.2 下一步工作设想 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 攻读博士学位期间取得的科研成果 |
| 作者简介 |
| 附录 |
（2）华北克拉通东部中-新太古代花岗岩与岩石圈热状态研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.1.1 大陆地壳早期形成与演化的动力学体制 |
| 1.1.2 太古宙岩石圈热状态对构造体制的制约 |
| 1.2 华北克拉通早前寒武纪研究进展及存在的科学问题 |
| 1.2.1 华北克拉通早前寒武纪研究进展 |
| 1.2.2 华北克拉通早前寒武纪地壳形成与演化研究中的关键性科学问题 |
| 1.3 选题意义 |
| 1.4 主要研究内容 |
| 1.5 实物工作量 |
| 第二章 区域地质概况 |
| 2.1 华北克拉通基底构造格局 |
| 2.2 华北克拉通东部变质基底区地质学背景 |
| 2.2.1 辽北地区地质概况 |
| 2.2.2 鲁西地区地质概况 |
| 2.2.3 胶东地区地质概况 |
| 2.2.4 吉南地区地质概况 |
| 2.2.5 冀东-辽西地区地质概况 |
| 2.2.6 中条山地质概况 |
| 2.2.7 登封-太华杂岩地质概况 |
| 2.2.8 阜平地区地质概况 |
| 2.2.9 赞皇地区地质概况 |
| 第三章 分析测试方法 |
| 3.1 全岩主量元素分析 |
| 3.2 全岩微量元素分析 |
| 3.3 单矿物化学成分分析 |
| 3.4 LA–ICP–MS锆石原位U–Pb同位素定年 |
| 3.5 MC–LA–ICP–MS锆石Lu–Hf同位素分析 |
| 第四章 辽北抚顺东南部地区新太古代赞岐岩类花岗质岩石成因 |
| 4.1 地质学和岩相学特征 |
| 4.2 锆石U–Pb–Lu–Hf同位素分析结果 |
| 4.2.1 闪长岩 |
| 4.2.2 石英闪长岩 |
| 4.2.3 二长闪长岩 |
| 4.2.4 花岗闪长岩 |
| 4.3 全岩地球化学分析结果 |
| 4.3.1 闪长岩 |
| 4.3.2 石英闪长岩 |
| 4.3.3 二长闪长岩 |
| 4.3.4 花岗闪长岩 |
| 4.4 岩石成因讨论 |
| 4.4.1 元素活动性评估 |
| 4.4.2 与典型太古宙赞岐岩的比较 |
| 4.4.3 新太古代晚期赞岐质DQMG的岩石成因 |
| 4.4.4 新太古代地幔交代机制及其构造指示意义 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 鲁西西南地区新太古代晚期侵入岩组合及其岩石成因 |
| 5.1 地质学和岩相学特征 |
| 5.2 锆石U–Pb–Lu–Hf同位素分析结果 |
| 5.2.1 TTG片麻岩 |
| 5.2.2 正长花岗岩-二长花岗岩-花岗闪长岩 |
| 5.2.3 石英(二长)闪长岩-花岗闪长岩 |
| 5.2.4 石英正长岩 |
| 5.2.5 角闪石岩 |
| 5.2.6 镁铁质岩墙 |
| 5.3 矿物成分 |
| 5.4 全岩地球化学分析结果 |
| 5.4.1 TTG片麻岩 |
| 5.4.2 正长花岗岩-二长花岗岩-花岗闪长岩 |
| 5.4.3 石英(二长)闪长岩-花岗闪长岩 |
| 5.4.4 石英正长岩 |
| 5.4.5 角闪石岩 |
| 5.5 岩石成因讨论 |
| 5.5.1 元素活动性评估 |
| 5.5.2 新太古代晚期的岩浆事件序列 |
| 5.5.3 新太古代晚期侵入岩的岩石成因 |
| 5.5.4 新太古代晚期壳幔相互作用和侵入岩岩石组合的多样性 |
| 5.6 小结 |
| 第六章 华北克拉通东部中-新太古代大陆岩石圈热状态与地球动力学演化 |
| 6.1 TTG岩石成因分类 |
| 6.2 太古宙地壳厚度和热状态的定量研究方法 |
| 6.2.1 样品的选择 |
| 6.2.2 中-新太古代壳源TTG的时空分布特征 |
| 6.2.3 源岩和水含量的确定 |
| 6.2.4 热力学和微量元素地球化学模拟 |
| 6.2.5 中-新太古代大陆岩石圈热结构 |
| 6.3 中-新太古代大陆岩石圈热状态的时空分布与地球动力学体制演化模型 |
| 6.4 小结 |
| 第七章 结论与展望 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间发表的学术论文和成果 |
| 附表 |
| 附表1 辽北地体DQMGs代表性样品的锆石U–Pb同位素分析数据 |
| 附表2 辽北地体新太古代晚期DQMGs定年样品的锆石Lu–Hf同位素分析数据 |
| 附表3 辽北地体新太古代晚期DQMGs代表性样品的全岩主量(wt.%)和微量(ppm)元素特征 |
| 附表4 鲁西地区代表性侵入岩样品的锆石U–Pb同位素分析数据 |
| 附表5 鲁西地区新太古代晚期侵入岩样品的锆石Lu–Hf同位素分析数据 |
| 附表6 鲁西地区新太古代晚期侵入岩单矿物电子探针分析数据 |
| 附表7 鲁西地区新太古代晚期代表性侵入岩样品的全岩主量(wt.%)和微量(ppm)元素特征 |
| 附表8 华北克拉通东部中-新太古代壳源TTG样品的全岩主量(wt.%)和微量(ppm)元素特征 |
| 附表9 华北克拉通中-新太古代壳源TTG样品的锆石U-Pb年龄和采样地汇总 |
| 附表10 大陆地热学模型中的参数及具体数值 |
| 致谢 |
（3）长江中下游池州地区燕山期侵入岩及其与成矿作用的关系研究（论文提纲范文）
| 致谢 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.1.1 花岗岩的研究现状 |
| 1.1.2 埃达克(质)岩石研究现状 |
| 1.1.3 下扬子地区燕山期成岩成矿作用研究现状 |
| 1.1.4 科学问题 |
| 1.2 研究对象与研究意义 |
| 1.3 完成工作量 |
| 1.4 论文取得的研究进展和创新点 |
| 1.4.1 研究进展 |
| 1.4.2 创新点 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 下扬子地区地质概况 |
| 2.2 长江中下游成矿带地质概况 |
| 2.2.1 地层 |
| 2.2.2 岩浆岩 |
| 2.3 江南造山带东段地质概况 |
| 第三章 分析方法 |
| 3.1 全岩主量与微量元素分析 |
| 3.2 全岩Sr-Nd-Pb同位素分析 |
| 3.3 锆石LA-ICPMS U-Pb定年 |
| 3.4 石榴子石LA-ICPMS U-Pb定年 |
| 3.5 锆石Lu-Hf同位素分析 |
| 3.6 矿物化学成分分析 |
| 第四章 池州地区晚中生代早阶段岩浆岩成因与成矿属性 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 地质背景与样品描述 |
| 4.3 分析结果 |
| 4.3.1 锆石U-Pb定年 |
| 4.3.2 锆石Ti温度(T_(Ti-in-Zrn)) |
| 4.3.3 全岩地球化学 |
| 4.3.4 全岩Sr-Nd-Pb同位素 |
| 4.3.5 锆石Hf同位素 |
| 4.4 讨论 |
| 4.4.1 池州地区含矿侵入岩的年龄 |
| 4.4.2 岩石成因 |
| 4.4.3 成矿指示意义 |
| 4.4.4 大地构造背景 |
| 第五章 池州地区晚中生代晚阶段A型花岗岩成因 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 地质背景和样品描述 |
| 5.3 分析结果 |
| 5.3.1 锆石U-Pb定年 |
| 5.3.2 锆石微量元素 |
| 5.3.3 全岩地球化学 |
| 5.3.4 物理化学条件 |
| 5.3.5 全岩Sr-Nd-Pb同位素 |
| 5.3.6 锆石Hf同位素 |
| 5.3.7 矿物化学组成 |
| 5.4 讨论 |
| 5.4.1 年代学 |
| 5.4.2 花岗岩类型 |
| 5.4.3 岩石成因 |
| 5.4.4 A型花岗岩岩石成因的指示意义和构造背景 |
| 第六章 池州地区岩浆岩与成矿作用关系研究-年代学制约 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 矿床地质与样品 |
| 6.3 分析结果 |
| 6.3.1 石榴子石矿物学特征 |
| 6.3.2 锆石U-Pb同位素分析结果 |
| 6.3.3 石榴子石U-Pb同位素分析结果 |
| 6.4 讨论 |
| 6.4.1 池州地区燕山期岩浆岩年代学格架 |
| 6.4.2 池州地区燕山期成矿作用期次 |
| 6.4.3 成矿指示意义 |
| 6.5 小结 |
| 第七章 结论 |
| 参考文献 |
| 攻读博士期间的学术活动和研究成果情况 |
| 1 )参加的学术交流与科研项目 |
| 2 )发表的学术论文(含专利和软件着作权) |
| 附录 |
| 附表1 池州含矿岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果 |
| 附表2 池州含矿岩体LA-ICP-MS锆石微量元素分析结果 |
| 附表3 池州地区含矿岩体的主量和微量元素组成 |
| 附表4 池州地区含矿岩体锆石Lu-Hf同位素 |
| 附表5 鄂东、九瑞、池州和铜陵地区晚中生代岩浆岩年龄数据 |
| 附表6 巴山花岗岩类LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果 |
| 附表7 巴山花岗岩类LA-ICP-MS锆石微量元素分析结果 |
| 附表8 巴山花岗岩类全岩主、微量元素数据 |
| 附表9 巴山杂岩体石英二长岩和石英正长岩中角闪石的主量元素数据 |
| 附表10 巴山杂岩体石英二长岩中斜长石的主量元素数据 |
| 附表11 巴山花岗岩类锆石Hf同位素组成 |
| 附表12 乌谷墩矿区闪长玢岩(D1729)锆石LA-ICPMS年龄测定结果 |
| 附表13 乌谷墩矿区闪长玢岩(D1801)锆石LA-ICPMS年龄测定结果 |
| 附表14 乌谷墩矿区花岗岩中锆石LA-ICPMS年龄测定结果 |
| 附表15 乌谷墩矿区石榴子石LA-ICPMS年龄测定结果(D1726) |
| 附表16 乌谷墩矿区石榴子石LA-ICPMS年龄测定结果(D1802) |
（4）汇聚板块边缘的埃达克质岩:成分和成因（论文提纲范文）
| 1 引言 |
| 2 俯冲洋壳熔融与埃达克岩概念的提出 |
| 3 新生代汇聚板块边缘埃达克质岩成分特征与岩浆起源 |
| 3.1 新生代洋内弧埃达克岩 |
| 3.2 新生代大陆弧埃达克岩 |
| 3.3 新生代陆缘岛弧埃达克岩 |
| 3.4 新生代大陆碰撞带埃达克质岩的特征与成因 |
| 4 新生代弧环境埃达克岩的共生岩石组合及板片熔体交代作用 |
| 5 埃达克质岩浆产生的岩石学、变质相平衡模拟和高温高压熔融实验制约 |
| 5.1 与榴辉岩(或高压麻粒岩)相岩石共生的熔体 |
| 5.2 火成岩中榴辉岩包体及其与埃达克质或TTG岩浆产生的关联 |
| 5.3 变质相平衡模拟榴辉岩(或高压麻粒岩)相条件下埃达克质或TTG熔体的产生 |
| 5.4 埃达克质熔体产生条件——实验岩石学制约 |
| 6 埃达克质岩与金属成矿 |
| 7 存在问题及未来研究展望 |
| 7.1 埃达克质岩形成的构造背景与成因 |
| 7.2 榴辉岩或高压麻粒岩相变质作用与埃达克质熔体产生的关联 |
| 7.3 俯冲带板片熔体-地幔相互作用过程与机制 |
| 7.4 太古宙埃达克质TTG的形成与地壳生长、板块构造启动的关联 |
| 7.5 埃达克岩的金属成矿机理 |
| 8 结语 |
（5）青藏高原南拉萨亚地体晚白垩世-中新世岩浆岩成因机制及深部动力学过程（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 引言 |
| 1.1. 研究背景 |
| 1.2. 研究历史和现状 |
| 1.2.1. 冈底斯岩基 |
| 1.2.2. 林子宗火山岩 |
| 1.3. 科学问题 |
| 1.3.1. 南拉萨亚地体碰撞前晚白垩世岩浆岩的岩石成因问题 |
| 1.3.2. 南拉萨亚地体碰撞后晚渐新世-中新世埃达克质侵入体岩石成因问题 |
| 1.3.3. 南拉萨亚地体碰撞过程中古新世林子宗火山岩岩石成因问题 |
| 1.4. 研究内容与技术方案 |
| 1.5. 论文完成工作量 |
| 第二章 实验分析测试方法 |
| 2.1. 锆石U-Pb年代学分析测试方法 |
| 2.2. 全岩主-微量元素分析测试方法 |
| 2.3. 全岩Sr-Nd同位素分析测试方法 |
| 2.4. 全岩Mo同位素分析测试方法 |
| 第三章 地质背景 |
| 3.1. 区域构造格架 |
| 3.2. 青藏高原南拉萨亚地体 |
| 第四章 碰撞前南拉萨亚地体晚白垩世不同类型弧岩浆岩成因机制及深部动力学过程 |
| 4.1. 地质背景 |
| 4.1.1. 火山-沉积地层 |
| 4.1.2. 侵入岩 |
| 4.1.3. 构造单元 |
| 4.2. 南木林县闪长岩的岩相学、锆石U-Pb年代学和地球化学特征 |
| 4.2.1. 岩相学 |
| 4.2.2. 锆石U-Pb年代学 |
| 4.2.3. 岩石地球化学特征 |
| 4.3. 岩石成因 |
| 4.3.1. 地壳混染和分离结晶 |
| 4.3.2. 俯冲的大洋沉积物在弧岩浆岩中的印记 |
| 4.3.3. 混杂岩熔融形成碰撞前南木林晚白垩世的辉长岩、辉长闪长岩和闪长岩 |
| 4.4. 混杂岩在不同深度下熔融产生不同的弧岩浆岩 |
| 4.5. 深部动力学过程 |
| 第五章 碰撞后日喀则中新世埃达克质岩墙成因机制及深部动力学过程 |
| 5.1. 地质背景 |
| 5.1.1. 火山-沉积地层 |
| 5.1.2. 蛇绿岩单元 |
| 5.1.3. 构造单元 |
| 5.1.4. 侵入岩 |
| 5.2. 日喀则岩墙的岩相学、锆石U-Pb年代学和地球化学特征 |
| 5.2.1. 岩相学 |
| 5.2.2. 锆石U-Pb年代学 |
| 5.2.3. 岩石地球化学特征 |
| 5.3. 岩石成因 |
| 5.3.1. 富钾的岩墙 |
| 5.3.2. 富钠的岩墙 |
| 5.4. 壳-幔物质不同程度参与晚渐新世-中新世埃达克质岩石形成 |
| 5.5. 深部动力学过程 |
| 第六章 碰撞过程中林周盆地古新世典中组安山岩成因机制及深部动力学过程 |
| 6.1. 地质背景 |
| 6.1.1. 火山-沉积地层 |
| 6.1.2. 侵入岩 |
| 6.1.3. 构造单元 |
| 6.2. 林周盆地安山岩的岩相学、锆石U-Pb年代学和地球化学特征 |
| 6.2.1. 岩相学 |
| 6.2.2. 锆石U-Pb年代学 |
| 6.2.3. 岩石地球化学特征 |
| 6.3. 岩石成因 |
| 6.3.1. 蚀变、分离结晶以及地壳混染的影响 |
| 6.3.2. 判别俯冲的大洋沉积物加入 |
| 6.3.3. 典中组安山岩的岩石成因 |
| 6.3.4. 变化的Mo同位素指示了典中组安山岩是由混杂岩熔融形成 |
| 6.4. 深部动力学过程 |
| 第七章 南拉萨亚地体晚白垩世-中新世岩浆演化的深部动力学过程 |
| 第八章 主要结论以及下一步工作计划 |
| 8.1. 主要结论 |
| 8.2. 下一步工作计划 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 致谢 |
| 作者简介、在学期间发表的学术论文 |
（6）新疆谢米斯台地区晚奥陶世—早泥盆世岩浆演化及其对铜成矿的制约（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 西准噶尔构造岩浆活动及成矿作用研究现状 |
| 1.2.2 谢米斯台地区是研究西准噶尔早古生代构造-岩浆-成矿作用的窗口 |
| 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 研究意义 |
| 1.5 完成工作量 |
| 1.6 取得的主要成果 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 地层 |
| 2.1.1 下古生界 |
| 2.1.2 上古生界 |
| 2.1.3 中生界 |
| 2.1.4 新生界 |
| 2.2 蛇绿岩 |
| 2.2.1 洪古勒楞-和布克赛尔蛇绿岩带 |
| 2.2.2 查干陶勒盖蛇绿岩带 |
| 2.3 侵入岩 |
| 2.4 构造 |
| 2.5 区域矿产概况 |
| 第三章 晚奥陶世岩浆岩 |
| 3.1 野外地质及岩石学特征 |
| 3.1.1 伊尼萨拉岩体 |
| 3.1.2 波尔托闪长岩捕掳体 |
| 3.2 锆石U-Pb年代学 |
| 3.2.1 伊尼萨拉岩体 |
| 3.2.2 波尔托闪长岩捕掳体 |
| 3.3 主量、微量元素地球化学 |
| 3.3.1 伊尼萨拉花岗闪长岩 |
| 3.3.2 波尔托闪长岩捕掳体 |
| 3.4 全岩Sr-Nd-Pb同位素 |
| 3.5 锆石Lu-Hf同位素 |
| 3.6 讨论 |
| 3.6.1 岩石成因 |
| 3.6.2 构造环境 |
| 3.7 小结 |
| 第四章 志留纪岩浆岩 |
| 4.1 岩浆岩分布及岩石学特征 |
| 4.1.1 火山岩、次火山岩 |
| 4.1.2 侵入岩 |
| 4.2 锆石U-Pb年代学 |
| 4.2.1 波尔托岩体 |
| 4.2.2 布拉萨拉岩体 |
| 4.3 主量、微量元素地球化学 |
| 4.3.1 波尔托岩体 |
| 4.3.2 布拉萨拉岩体 |
| 4.4 全岩Sr-Nd同位素 |
| 4.5 锆石Lu-Hf同位素 |
| 4.6 讨论 |
| 4.6.1 火山岩的形成时代 |
| 4.6.2 波尔托岩体成因 |
| 4.6.3 布兰萨拉岩体成因 |
| 4.6.4 构造环境 |
| 4.7 小结 |
| 第五章 早泥盆世岩浆岩 |
| 5.1 岩浆岩分布及岩石学特征 |
| 5.1.1 火山岩 |
| 5.1.2 侵入岩 |
| 5.2 锆石U-Pb年代学 |
| 5.2.1 谢米斯赛岩体 |
| 5.2.2 哈勒盖特赛岩体 |
| 5.3 全岩主微量元素地球化学 |
| 5.3.1 谢米斯赛岩体 |
| 5.3.2 哈勒盖特赛岩体 |
| 5.3.3 乌兰萨拉岩体 |
| 5.4 全岩Sr-Nd同位素 |
| 5.5 锆石Lu-Hf同位素 |
| 5.6 讨论 |
| 5.6.1 岩石类型 |
| 5.6.2 谢米斯赛岩体石英正长岩成因 |
| 5.6.3 哈勒盖特赛岩体成因 |
| 5.6.4 乌兰萨拉花岗闪长岩成因 |
| 5.6.5 构造环境 |
| 5.7 小结 |
| 第六章 岩浆活动时空演化特征及其动力学意义 |
| 6.1 谢米斯台地区岩浆岩时空分布特征 |
| 6.2 谢米斯台地区构造岩浆作用的归属 |
| 6.3 谢米斯台岩浆活动的动力学背景及演化过程 |
| 6.4 小结 |
| 第七章 谢米斯台地区岩浆演化对成矿的制约 |
| 7.1 岩浆活动对成矿的制约 |
| 7.1.1 成矿动力学背景 |
| 7.1.2 岩浆源区特征 |
| 7.1.3 岩浆氧逸度 |
| 7.1.4 岩石组合 |
| 7.2 谢米斯台地区构造岩浆事件的成矿响应 |
| 7.2.1 布兰萨拉金铜矿 |
| 7.2.2 布拉特铜矿 |
| 7.2.3 莫阿特铜矿 |
| 7.2.4 成矿与岩浆岩的关系 |
| 7.2.5 控矿因素 |
| 7.3 成矿潜力 |
| 7.3.1 与其他相关地区对比 |
| 7.3.2 成矿潜力 |
| 7.4 小结 |
| 第八章 结论及存在问题 |
| 8.1 结论 |
| 8.2 存在问题 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 攻读博士期间取得的科研成果 |
| 作者简介 |
（7）东昆仑东段智玉地区晚奥陶世花岗闪长岩成因（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 选题背景与项目依托 |
| 1.2 研究现状与存在问题 |
| 1.2.1 埃达克岩成因类型 |
| 1.2.2 东昆仑东段早古生代侵入岩成因 |
| 1.2.3 存在问题 |
| 1.3 研究方法与工作量 |
| 1.3.1 研究内容和方法 |
| 1.3.2 已完成工作量 |
| 2 区域地质背景 |
| 2.1 区域构造单元划分 |
| 2.1.1 昆北地体 |
| 2.1.2 昆南地体 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.2.1 元古代地层 |
| 2.2.2 早古生代地层 |
| 2.2.3 泥盆纪地层 |
| 2.2.4 石炭纪地层 |
| 2.2.5 二叠纪地层 |
| 2.2.6 三叠纪地层 |
| 2.3 构造 |
| 2.4 岩浆岩 |
| 2.4.1 元古代岩浆作用 |
| 2.4.2 早古生代岩浆作用 |
| 2.4.3 晚古生代-早中生代岩浆作用 |
| 3 岩体地质和岩相学特征 |
| 4 结果 |
| 4.1 成因矿物学 |
| 4.1.1 角闪石 |
| 4.1.2 黑云母 |
| 4.1.3 斜长石 |
| 4.2 锆石U-Pb年代学 |
| 4.3 岩石地球化学 |
| 4.4 Sm-Nd同位素 |
| 5 讨论 |
| 5.1 智玉地区晚奥陶世花岗闪长岩成因和岩浆源区 |
| 5.2 包体成因和岩浆源区 |
| 5.3 构造意义 |
| 6 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（8）黑龙江地营子二长花岗岩地球化学特征及含矿性分析（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 交通位置及自然地理概况 |
| 1.2 选题依据及研究意义 |
| 1.3 研究现状及存在问题 |
| 1.3.1 研究区研究现状 |
| 1.3.2 埃达克岩研究 |
| 1.3.3 存在的问题 |
| 1.4 研究内容及研究方法 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 研究方法 |
| 1.5 主要完成工作量 |
| 第2章 研究区区域地质背景 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.2 区域构造 |
| 2.3 区域岩浆岩 |
| 2.3.1 侵入岩 |
| 2.3.2 火山岩 |
| 第3章 二长花岗岩岩石学及地球化学特征 |
| 3.1 岩石学特征 |
| 3.1.1 岩体分布特征 |
| 3.1.2 岩相学特征 |
| 3.2 地球化学特征 |
| 3.2.1 主量元素特征 |
| 3.2.2 微量元素特征 |
| 3.2.3 稀土元素特征 |
| 3.3 U-Pb测年 |
| 第4章 花岗岩成因及构造演化特征 |
| 4.1 岩石成因 |
| 4.1.1 成因类型 |
| 4.1.2 源区分析 |
| 4.2 构造环境特征 |
| 4.2.1 构造环境分析 |
| 4.2.2 构造演化阶段探讨 |
| 第5章 二长花岗岩含矿性分析 |
| 5.1 区域典型矿床 |
| 5.1.1 二十四号桥金矿床 |
| 5.1.2 旁开门金银矿床 |
| 5.1.3 兴隆沟砂金矿床 |
| 5.2 含矿性探讨 |
| 5.2.1 岩石化学成分标志 |
| 5.2.2 构造-岩浆作用与成矿 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（10）有关埃达克岩实验应用中几个问题的探讨（论文提纲范文）
| 1关于实验中水含量的估计 |
| 2花岗岩熔融实验中斜长石的作用 |
| 3相变反应与部分熔融反应 |
| 3.1相变反应 |
| 3.2部分熔融反应 |
| 3.3相变反应与部分熔融反应的区别 |
| 4结语 |
四、实验岩石学对埃达克岩成因的限定——兼论中国东部富钾高Sr/Y比值花岗岩类（论文参考文献）
- [1]扬子板块西缘新元古代花岗岩类岩浆成因及深部动力学意义[D]. 朱毓. 西北大学, 2021
- [2]华北克拉通东部中-新太古代花岗岩与岩石圈热状态研究[D]. 孙国正. 北京大学, 2021(02)
- [3]长江中下游池州地区燕山期侵入岩及其与成矿作用的关系研究[D]. 杨超. 合肥工业大学, 2021
- [4]汇聚板块边缘的埃达克质岩:成分和成因[J]. 王强,郝露露,张修政,周金胜,王军,李奇维,马林,张龙,齐玥,唐功建,但卫,范晶晶. 中国科学:地球科学, 2020(12)
- [5]青藏高原南拉萨亚地体晚白垩世-中新世岩浆岩成因机制及深部动力学过程[D]. 闫浩瑜. 西北大学, 2020(01)
- [6]新疆谢米斯台地区晚奥陶世—早泥盆世岩浆演化及其对铜成矿的制约[D]. 胡洋. 西北大学, 2019(01)
- [7]东昆仑东段智玉地区晚奥陶世花岗闪长岩成因[D]. 李健. 中国地质大学(北京), 2019(02)
- [8]黑龙江地营子二长花岗岩地球化学特征及含矿性分析[D]. 牛腾. 成都理工大学, 2019(02)
- [9]有关埃达克岩实验应用中几个问题的探讨[A]. 张旗. 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——离退休等其他部门, 2016
- [10]有关埃达克岩实验应用中几个问题的探讨[J]. 张旗. 岩石矿物学杂志, 2015(02)