一、福安地区碎斑熔岩的基本特征及成因（论文文献综述）
曹明轩,褚平利,段政,余明刚,陈荣,范飞鹏,邢光福[1]（2020）在《华南中生代火山活动时空演化及其问题探讨》文中进行了进一步梳理为进一步探讨华南中生代火山活动特征,在回顾以往火山活动研究工作的基础上,本文提出了中生代火山活动旋回划分的修订方案,讨论了近年新发现的NE向侏罗纪火山岩带问题,进而分析了侏罗纪—白垩纪四个火山活动旋回的构造意义,认为反映了华南重要的四个构造演化阶段。
张振宇[2]（2020）在《福建东洋成矿带综合地球物理场特征研究》文中指出福建东洋地区位于闽中、周宁-华安断隆带中段南部及杨梅-东华（NE）断裂与安村-古迹口（NW）断裂交汇处南缘。区域火山岩分布广泛,岩浆活动强烈而频繁,区域矿产主要以金矿为主,区内尤溪-德化-永泰金矿远景区被誉为福建的“金三角”。福建东洋金矿隶属环太平洋成矿带,是燕山中期火山运动及大洋板块向欧亚板块俯冲的产物。东洋地区内已经发现德化双旗山金矿、邱村金矿、尤溪肖板金矿等20余处矿床（点）,区域深部找矿潜力巨大。近几年针对区域内发现的矿床（点）取得不同程度勘查进展,但由于区域深部地球物理勘查工作程度较低,区域深部找矿始终未获重大突破。本文选题旨在东洋地区开展综合地球物理勘查,从区域物性,东洋成矿带地球物理场特征出发,研究东洋成矿带深部构造、区域矿产特征分布;通过目前已经发掘研究的的典型金矿矿床（点）的特征,结合东洋成矿带地球物理场特征、区域综合地球物理研究、区域地质成矿背景以及区域金矿成矿模式,研究探讨东洋成矿带金矿成矿规律。福建东洋成矿带岩石电阻率普遍偏高,高阻高激化特征可以作为该区域的找矿标志之一。区域位于建瓯-南平重力异常区与连城-龙岩重力异常区的过渡区域上,处于重力梯度带中,布格重力异常等值线总体北西走向,反映为大断裂通过地段,区域内北西向的两处区域剩余重力异常高,与实测重力剖面探测结果基本一致;区域磁场复杂,幅值变化大,整体以北东向条带状高低相间展布,依据区域磁异常特征,将东洋地区划分为2个二级构造单元:街面-上涌断隆带和中仙-水口火山断陷带,其分别对应区域寿宁-华安断隆带和福鼎-平和断陷带。东洋成矿带经历了晋宁运动以来多次构造变动,形成了以深或大断裂为主干的构造格架,以次级断裂为辅的错综复杂的构造格局,空间上断裂构造相对集中呈带状展布,形成区内北东-北北东、北西-北北西断裂带。本文依据东洋成矿带综合地球物理场特征,结合地面地质,对区域断裂构造、火山构造及侵入岩进行了分析研究,共计推断80条断裂,圈定47处倾入岩体和16处火山构造。东洋成矿带的主要金矿床类型为浅成中低温热液型金矿,同时兼有变质热液型金矿。浅成中低温热液型金矿其分布具有矿带特征,区域内主要金矿（床）点的分布与区内主要北西向构造方向一致,其位于北东向隆起带东侧,从邱村-雷谭一带,再到南东侧岭头坪-岐尾山一带总体呈北西向带状展布,受构造控制明显。变质热液型金矿主要是在剪切变形特殊岩性层位和褶皱构造位置形成的金矿,以双旗山、肖坂、山坑等金矿为典型,主要分布在北东向隆起带与北西向成矿构造带交汇部位,是变质热液与岩浆热液及后期构造影响共同形成的该类型矿床（点）。东洋金矿成矿在时间上主要与晚侏罗世-早白垩世火山活动有关,在空间上,主要受大型火山构造边缘控制,矿点主要分布在深大断裂边缘、小岩体边缘、盆地边缘,总体呈北西向带状分布。本文的研究成果为东洋成矿带深部找矿取的重大突破奠定理论依据。
周小栋[3]（2019）在《闽东古田西朝钼矿床成岩成矿年龄的厘定及其地质意义》文中研究说明西朝钼矿是近年来在闽东地区新发现的中型斑岩型钼矿床。通过LA-ICP-MS锆石U-Pb定年及辉钼矿Re-Os等时线定年,获得与成矿密切相关的黑云母二长花岗岩锆石U-Pb年龄为115±1.2 Ma（MSWD=0.90）,辉钼矿187Re-187Os模式年龄加权平均值为112.6±0.7 Ma（MSWD=0.82）,187Re-187Os同位素等时线年龄为113.4±0.9 Ma（MSWD=0.11）,成岩、成矿年龄基本一致,成矿稍晚于成岩,二者均为早白垩世晚期岩浆-成矿作用的产物。根据辉钼矿Re含量特征,认为西朝钼矿成矿物质为深部壳幔混合来源。西朝钼矿形成于古太平洋板块向欧亚板块持续俯冲下的伸展构造环境,是岩石圈减薄、局部软流圈物质上涌导致下地壳部分熔融形成的产物。
郭恒飞[4]（2019）在《北武夷冷水坑铅锌银矿田中生代岩浆活动时序的厘定及地质意义》文中指出冷水坑铅锌银矿田位于扬子古板块与华夏古板块拼接带南侧,武夷隆起带西北部的天华山火山盆地内,是北武夷中生代火山岩带中独具特色的斑岩型矿床。矿田内的火山岩分布广泛,前人对熔结凝灰岩、凝灰岩以及侵入岩开展了锆石U-Pb年代学研究,但其岩浆活动时序仍存在争议,年龄数据显示熔结凝灰岩、凝灰岩有晚侏罗世和早白垩世早期两种不同的结果,致使对该火山岩系的地质时代归属产生分歧;而且,矿田内侵入火山岩系的斑岩年龄与火山岩的年龄在误差范围内一致,甚至出现斑岩年龄大于火山岩年龄的问题。上述存在的年龄问题致使前人对冷水坑铅锌银矿田的成矿规律缺乏进一步的认识。基于这些问题,笔者在对矿田火山岩系的地层层序和岩性、岩相特征开展研究的基础上,分别选择火山岩系中的三件流纹岩样品LSK301、LSK302和LSK401,两件熔结凝灰岩样品LSK701、LSK201,两件凝灰岩样品LSK601、LSK602和一件含矿花岗斑岩样品LSK501,两件钾长花岗斑岩样品LSK001、LSK002,两件石英正长斑岩样品LSK101、LSK102进行SHRIMP锆石U-Pb测年,结果显示:⑴三件流纹岩样品LSK301、LSK302和LSK401的锆石206Pb/238U年龄加权平均值分别为（139.5±1.1）Ma（N=17,MSWD=1.16）、（137.8±1.3）Ma（N=13,MSWD=1.6）和139.4±1.2Ma（N=16,MSWD=1.2）,指示冷水坑铅锌银矿田流纹岩的地质时代属早白垩世早期。⑵熔结凝灰岩LSK701样品中14颗锆石的206Pb/238U年龄为137141 Ma,加权平均年龄为（139.2±0.98）Ma（MSWD=0.96）;熔结凝灰岩LSK201样品中有12颗锆石的206Pb/238U年龄为150164 Ma,加权平均年龄为（157.8±3.2）Ma（MSWD=1.5）,有8颗锆石的206Pb/238U年龄为131145 Ma,加权平均年龄为（135.0±3.2）Ma（MSWD=1.6）。若以样品中最小年龄作为熔结凝灰岩形成年龄的下限,那么熔结凝灰岩LSK701和LSK201的地质时代属早白垩世早期。⑶凝灰岩LSK601样品有中14颗锆石的206Pb/238U年龄153164 Ma,加权平均年龄为（159.0±1.4）Ma（MSWD=1.6）;凝灰岩LSK602样品14个分析点的206Pb/238U年龄数据中,有1个颗锆石的年龄为（413.2±4.4）Ma,有3颗锆石的年龄为246230 Ma,有5颗锆石的年龄为153158 Ma,有5颗锆石的年龄为135144 Ma。若以样品中最小年龄作为凝灰岩形成年龄的下限,那么凝灰岩LSK601的地质时代属晚侏罗世,LSK602的地质时代属早白垩世早期。⑷含矿花岗斑岩LSK501样品锆石206Pb/238U年龄加权平均值为（157.3±3.4）Ma（N=12,MSWD=1.26）,指示地质时代属晚侏罗世。⑸钾长花岗斑岩LSK001样品和LSK002样品锆石206Pb/238U年龄加权平均值分别为（134.6±1.3）Ma（N=12,MSWD=0.24）和（135.1±1.2）Ma（N=13,MSWD=0.067）,指示地质时代属早白垩世早期;石英正长斑岩LSK101样品和LSK102样品锆石206Pb/238U年龄加权平均值分别为（134.0±1.1）Ma（N=13,MSWD=0.51）和（134.5±1.1）Ma（N=12,MSWD=0.34）,指示地质时代属早白垩世早期。可见,流纹岩的锆石U-Pb年龄指示冷水铅锌银矿田火山岩系地质时代为早白垩世早期。因此,冷水坑铅锌银矿田的火山岩系属早白垩世早期火山活动的产物,与北武夷山中生代火山岩带其它火山盆地的火山岩系形成时代一致。根据凝灰岩和熔结凝灰岩的岩相学特征,结合火山碎屑岩碎屑物质来源分析,熔结凝灰岩LSK701、LSK201和凝灰岩LSK602可能是普利尼式和乌尔卡诺式火山喷发的产物,它们的最小年龄代表火山碎屑岩的形成年龄,而凝灰岩LSK601可能是斯通博利式火山喷发的产物,它的最小年龄是捕获晚侏罗世花岗斑岩的锆石年龄,不能代表火山碎屑岩的形成年龄。这样一来,可以对火山碎屑岩锆石U-Pb年龄作出合理的地质含义解释。在处理火山—侵入杂岩年龄数据时,应剔除捕获的早白垩世早期火山岩系锆石的年龄,然后再进行锆石加权平均年龄处理,与未经筛选之前的年龄相比,样品的MSWD明显变小,表明数据更真实可靠,加权平均年龄也小于剔除之前的年龄,对比火山岩系的年龄,能够区分出火山—侵入杂岩的岩浆活动时序。综上所述,冷水坑铅锌银矿田中生代岩浆活动时序为:第一期岩浆活动形成含矿花岗斑岩,发生于晚侏罗世;第二期第一阶段岩浆活动形成火山岩系,发生于早白垩世早期,矿田内发生不同喷发形式的火山活动,形成以火山碎屑岩为主夹少量长英质火山熔岩的火山岩系,第二阶段岩浆活动形成石英正长斑岩、钾长花岗斑岩等次火山岩,发生于早白垩世早期,但晚于火山岩系。结合前人已有认识,矿田内可分为晚侏罗世和早白垩世两次成矿事件,两期成矿事件分别与两期斑岩侵入活动有关。
王琳琳[5]（2018）在《中国东北小兴安岭及邻区斑岩型矿床成矿作用研究》文中指出小兴安岭及邻区位于兴蒙巨型造山带东段,显生宙以来经历了古亚洲洋构造域、蒙古-鄂霍茨克洋构造域和环太平洋构造域的叠加影响和转换,构造岩浆活动强烈频繁。系统总结了小兴安岭地区动力学演化史:显生宙初期（540Ma±）在华北板块和西伯利亚板块之间形成了扩张规模有限的陆间洋。具有前寒武纪变质结晶基底且有独立演化过程的额尔古纳、松嫩和佳木斯-兴凯等陆块散布其中。大兴安岭和小兴安岭-张广才岭是环松嫩地块的海西期造山带。将东北地区的大地构造单元划分为额尔古纳、松嫩和佳木斯-兴凯三个地块以及大兴安岭、小兴安岭-张广才岭和完达山三个造山带。通过对多宝山花岗闪长岩和小西南岔闪长岩的年代学和地球化学的研究探讨了研究区在古生代的构造环境,认为:早古生代（510Ma476Ma）额尔古纳、松嫩和佳木斯-兴凯地块已由被动大陆边缘转换为活动大陆边缘,陆间洋俯冲消减,陆块开始聚合。海西中期（330290Ma）额尔古纳和松嫩地块之间的陆间洋闭合,形成大兴安岭海西期造山带;海西晚期伴随着古亚洲洋的闭合（270250Ma）,额尔古纳-松嫩地块和佳木斯-兴凯地块碰撞拼贴形成了小兴安岭-张广才岭海西期造山带。伴随古亚洲洋的最终闭合,中生代东北地区逐渐受控于蒙古-鄂霍茨克洋构造域演化和环太平洋构造域的演化。对小兴安岭-张广才岭系列花岗质岩石的年代学和地球化学研究表明,在早-中侏罗世（178170Ma）,研究区已经处在古太平洋板块的俯冲作用影响之下,岩石圈经历了强烈的挤压增厚,继而又在早白垩世发生了大规模的拆沉、伸展和减薄,引发了区域上大规模的构造岩浆活动和成矿作用。在野外工作和室内研究的基础上,对研究区内典型矿床控矿条件和成因类型进行了重新认识:明确了小西南岔铜金矿并不是前人认为的斑岩型矿床,而是一叠生型矿床,存在海西晚期与闪长岩有关的细网脉型和燕山晚期热液脉型两期铜金成矿作用,且以海西晚期成矿作用为主。海西晚期的铜金矿化时间和空间上均受闪长岩体控制,矿体集中分布在闪长岩体上部,沿岩体内发育的裂隙形成细网脉型铜金矿化。围岩蚀变较弱,不具有面型蚀变分带特征。成矿流体是从深部岩浆房中出溶的单项超临界流体,由于压力骤减发生沸腾形成高温、高盐度、高氧逸度的岩浆热液流体。成矿流体沿闪长岩体内裂隙向上运移,温度逐渐降低,流体性质由氧化性转化为还原性,金属物质大量卸载和沉淀,最终形成了聚集在闪长岩体顶部的细网脉型铜金矿化。海西期矿化发生在中二叠世。燕山晚期铜金矿化主要由硫化物石英脉和条带状多金属硫化物脉组成,是受断裂构造控制的热液脉型铜金矿。小西南岔热液脉型铜金矿化发生在早白垩世。小兴安岭地区早-中侏罗世形成的钼矿床如长安堡、鹿鸣等,具有以下特征:（1）矿体产于中-酸性深成花岗岩中;（2）围岩蚀变弱,不具有明显的蚀变分带特征;（3）矿石以细网脉状构造为主;（4）成矿深度大于3km。此类矿床不具有典型斑岩型矿床特征,建议可定义为与深成侵入体有关的细网脉型钼矿床,更符合矿床的实际地质特征。结合成矿时代和成矿动力学背景,对研究区典型矿床进行了成矿系列的划分:（1）早古生代古亚洲洋俯冲岛弧背景下的斑岩型铜金钼成矿系列;（2）晚古生代古亚洲洋俯冲岛弧背景下的与闪长岩有关的细网脉型铜金成矿系列;（3）早-中侏罗世环太平洋板块俯冲背景下形成的岩株型和与深成侵入体有关的细网脉型钼成矿系列;（4）早白垩世与加厚的陆壳拆沉有关的伸展背景下形成的斑岩型、热液脉型铜金成矿系列。
贾丽辉[6]（2018）在《东南沿海粤东地区晚中生代花岗质岩石成因研究与含矿性评价》文中指出粤东地区作为华南板块边缘,位于东南沿海火山-侵入岩带的西南端,分布大量的晚中生代花岗岩及相关矿产。由于基础地质研究相对薄弱,区内成岩成矿事件厘定、花岗岩成因、构造动力学背景等诸多问题亟待解决。本文以粤东地区的东港、流周山、新圩和三饶中酸性侵入体以及钟丘洋火山岩为研究对象,综合应用全岩主量、微量元素、Sr-Nd同位素以及锆石U-Pb年代学、原位Hf-O同位素和微量元素,开展花岗岩成因、壳幔相互作用、构造演化以及与Cu-Mo-Au等多金属矿床的关系等研究,主要取得以下认识:1)重新厘定了粤东地区晚中生代的岩浆作用事件,首次报道了早白垩世晚期（106102 Ma）的岩浆活动。2)通过对比邻区同时代的罗卜岭含矿花岗闪长斑岩,新圩和三饶岩体具有相似的地球化学特征、同位素组成以及高岩浆氧逸度和含水量,提出在东南沿海成矿带的西南端粤东地区有早白垩世晚期斑岩型铜（金、钼）矿的成矿可能性。3)钟丘洋流纹质凝灰岩具有A型花岗岩的特征,锆石U-Pb年龄为164.7±1.3Ma,与该区钟丘洋斑岩型铜多金属矿成矿时代一致,推测粤东地区中侏罗世斑岩型铜矿形成于与古太平洋板块俯冲相关的构造环境。4)全岩Sr-Nd和锆石Hf-O同位素特征显示,粤东地区晚中生代花岗质岩石主要是由底侵的幔源岩浆诱发地壳部分熔融,经由不同比例幔源岩浆和不同性质壳源岩浆相互混合作用形成。从中侏罗世、早白垩世早期到早白垩世晚期,岩石同位素组成表现为渐趋亏损的规律,揭示了逐渐增强的壳幔相互作用过程。5)粤东早白垩世晚期岩浆事件为东南沿海岩浆活动从SW向NE演化提供一定的线索,壳-幔源岩浆混合作用沿北东向逐渐发生并增强,且发育大规模NNE向走滑断裂以及分布于拉分盆地中的铜金钼多金属矿床等,指示该时期东南沿海处于更加伸展的构造环境,可能与古太平洋板块在晚白垩世由北西方向斜向俯冲转变为平行于大陆边缘走滑有关。
张立凡[7]（2017）在《闽东梧凤楼钨多金属矿区多元地学信息数据库及找矿预测》文中认为闽东梧凤楼钨多金属矿区是资源危机矿山,但是矿区处北东向闽东成矿带与北西向上饶-浦城-宁德成矿带交汇处,找矿潜力大。本次工作在收集区域地质研究与找矿资料,并构建梧凤楼矿区多元地学信息数据库的基础上,结合矿床地质调查,补充物化探测量进行深部找矿。本次工作取得梧凤楼矿区多元地学信息数据库建设和矿区找矿预测两方面的成果:1.构建梧凤楼矿区多元地学信息数据库（简称本数据库）基本框架实现资料储存和管理功能。本数据库是基于Microsoft Visual Basic 6.0和Access,针对矿山GIS数据特性建立的可视化数据库。以DAO（Data Access Objects）作为管理模式,管理矿区本地数据。实现对矿区多元地学信息及其文本图件的可视化操作,借助Mapgis,ArcGIS等软件对矿区内矢量图件进行分析与管理。本数据库由区域地质研究与勘查模块、矿区地质与探采工程模块、专项研究模块、找矿预测模块组成,将矿区探矿和采矿过程中所积累的各种原始地学信息数据成果及其图纸矢量化,按照上述模块分类录入,构建具有继承性和互动性的多元地学信息数据库。数据库各模块内的多元地学信息数据可动态化管理,数据库的应用便于技术资料及时归档,提高工作效率,避免由于技术人员流动或者地质资料提交不当而造成的勘查与地质研究资料丢失;数据库的应用便于提高历史积累的地质勘查资料的二次开发,减少重复工作量,提高探矿经济效率。基于数据库,矿区技术管理者可用其审核检查技术资料和开展综合地质研究。2.本次研究完成的“多元地学信息钻孔地质编录系统”（数据库子系统之一,简称钻孔编录系统）是基于Mapgis SDK开发环境和Microsoft Visual C++开发工具对Mapgis进行二次开发的软件。本钻孔编录系统由钻孔空间位置与综合地质数据模块,钻孔原始影像数据模块,钻孔地质物探化探数据模块,钻孔综合研究数据模块组成。本钻孔编录系统能系统客观地记录钻探信息,便于技术管理部门检查核对,避免传统钻孔编录地质信息单薄和由于钻孔编录人员的失误造成地质信息丢失和失真的缺陷;减轻由于岩芯丢失造成的地学信息损失;本钻孔编录系统不仅输出规范的钻孔原始地质编录图,而且能输出内容全面的钻孔多元地学信息柱状图（A0规格图）。3.梧凤楼矿区所在区域花岗岩质岩浆活动时间集中燕山期（花岗斑岩体成岩年龄为76-120Ma,花岗岩质火山岩喷发年龄93.5-156Ma）;福建省钨钼多金属矿床成矿年代的时空分布特征为:闽西钨钼矿成矿时代165102Ma,闽东钨钼矿成矿时代11392Ma,成岩成矿年代的时空分布具有从西向东趋于年轻的规律,说明福建钨钼多金属成矿与燕山期岩浆活动有密切的成因联系。梧凤楼矿区内金属矿床（化）分布与燕山期花岗岩体（晚白垩世高路单元似斑状花岗岩,早白垩世下小门单元似斑状二长花岗岩）相关。矿区所在的成矿带的典型金属矿床类型有三种:（1）以福安赤路钼矿床,古田西朝钼矿床为代表的次火山热液成因斑岩型钼多金属矿床;（2）以建瓯上房钨（钼）矿床为代表的岩浆热液接触交代成因矽卡岩矿床;（3）与闽东晚侏罗世-早白垩世火山活动有关的的霞浦大湾铍钼矿床是高中温火山热液充填交代成因。梧凤楼矿区内金属矿床成因类型包括两类:（1）东山-芹太丘,仙尾岭,汤夏山三个矿段为次火山热液成因的斑岩型钼铜矿;（2）为分布于小门单元似斑状二长花岗岩体南、北接触带的梧凤楼矿段,咸格矿段为岩浆热液接触交代成因的矽卡岩型钨多金属矿床。因此,梧凤楼钨多金属矿区实质上就是梧凤楼钨多金属矿田。4以梧凤楼矿段为例,以梧凤楼矿区多元地学信息数据库为平台,结合物化探测量手段对梧凤楼矿区进行找矿预测,并在梧凤楼矿段东部和西北部圈定找矿靶区I和靶区II。
林敏[8]（2013）在《福建镇前地区晚中生代火山作用》文中认为福建北部的镇前地区在大地构造上位于闽西北隆起带与闽东火山断拗带交汇部位。本文对镇前地区晚中生代火山岩进行了详细调研，划分了火山地层层序、火山活动旋回和火山岩岩相，确定了火山岩形成时代以及火山机构和火山构造，分析了区域火山作用过程，取得了一些有意义的成果和认识。研究区晚中生代火山地层可以划分为晚侏罗世长林组和南园组以及早白垩黄坑组和寨下组4个组，而根据岩石组合、地层层序和接触关系，又可将这四个组的地层进一步划分为12个岩性段。在长林组、南园组、黄坑组中分布有较多的古生物化石。根据成分和结构，可将晚侏罗世南园组中的碎斑熔岩划分为酸性粒状碎斑熔岩、酸性含角砾粒状碎斑熔岩、酸性霏细状碎斑熔岩、酸性隐晶状碎斑熔岩、中酸性粒状碎斑熔岩、中酸性含角砾粒状碎斑熔岩、中酸性隐晶状碎斑熔岩等7种岩石类型。其中边缘相的酸性霏细状碎斑熔岩覆盖于第四段熔离型流纹质晶屑熔结凝灰岩之上，而各类碎斑熔岩之间呈过渡关系。碎斑熔岩的锆石U-Pb年龄为148.06±0.33Ma，而熔离型流纹质晶屑熔结凝灰岩的锆石U-Pb年龄为150.70±0.38Ma。研究区火山活动可以划分为3个沉积-喷发旋回，而火山活动产物可以划分为爆发相（包括空落堆积相、碎屑流堆积相和崩落堆积相）、爆溢相、喷溢相、侵出-溢流相、火山通道相、喷发-沉积相及潜火山相等七种类型，并可以鉴别出4种火山岩相组合类型。研究区至少存在5个火山喷发盆地和喷发亚带等Ⅳ级火山构造，44个破火山、穹状火山、锥状火山、层状火山以及性质不明的火山喷发中心等Ⅴ级火山构造，其中包括新识别出的35个火山喷发中心。火山机构空间组合方式有串珠状、叠置式、切割式、卫星式等4种形式。区内晚侏罗世火山岩及火山构造呈北东向带状展布，构成寿宁－梅林北东向火山喷发带，表明区内晚侏罗世火山活动主要受北东向基底断裂控制。早白垩世火山岩及火山构造呈北西向串珠状排列，受北东和北东东向基底断裂的影响明显，构成松溪－宁德北西向火山喷发带，表明区内早白垩世火山活动主要受北西向断裂以及北东和北东东向基底断裂构造控制。
张勇[9]（2013）在《吉林省中东部地区侏罗纪钼矿床的地质、地球化学特征与成矿机理研究》文中提出吉林省中东部地区是我国重要内生钼金属成矿区，继新中国成立初期发现超大型大黑山钼矿床以来，近十年来再度相继发现并勘探了季德屯、大石河大型斑岩型钼矿，福安堡、一心屯、刘生店、东风等中型钼矿以及小型钼矿6处，并发现30余处矿点、矿化点。截止2008年累计探明资源储量200余万吨，已成为我国第二大钼矿资源地和被关注与研究的热点地区。为了深入揭示该区钼矿的成矿规律和资源潜力，本论文在前人研究成果基础上，开展了各类钼矿床的矿床地质、流体性质、矿床地球化学和成岩成矿年代学研究，深入揭示了成岩成矿时代、成矿专属性、动力学背景，反演了成岩成矿机理，建立了成岩成矿模式和动力学模型，取得的主要成果与进展如下。1．通过对研究区各类内生钼矿床的矿床地质特征研究，将该区内生钼矿床划分为斑岩型、接触交代热液型和中温热液石英脉型三种成因类型。斑岩型钼矿床矿体主要呈不规则状、透镜状，产于二长花岗（斑）岩或花岗闪长（斑）岩的岩体内，围岩蚀变主要有钾化、硅化、绢云母化、绿泥石化及碳酸盐化等，矿化经历了石英-黄铁矿阶段（Ⅰ）、石英-磁黄铁矿-黄铁矿阶段（Ⅱ）、石英-辉钼矿阶段（Ⅲ）、石英-多金属硫化物阶段（Ⅳ）和石英-碳酸盐阶段（Ⅴ）五个阶段。中温热液石英脉型钼矿床矿体以脉状为主，产在花岗岩的断裂体系中，围岩蚀变主要有硅化、绢云母化和钾化等，矿化基本经历了无矿石英脉阶段（Ⅰ）、石英-辉钼矿-黄铁矿阶段（Ⅱ）和石英-碳酸盐阶段（Ⅲ）三个阶段；接触交代热液型钼矿床矿体以脉状、扁豆状和透镜状为主，产于花岗岩岩体与古生代地层接触带上，围岩蚀变主要为绿泥石化、绿帘石化、矽卡岩化、绢云母化、碳酸盐化、硅化等，矿化基本经历了干矽卡岩阶段（Ⅰ）、湿矽卡岩阶段（Ⅱ）、石英-辉钼矿阶段（Ⅲ）、石英-多金属硫化物阶段（Ⅳ）和石英-碳酸盐阶段（Ⅴ），即：两期五个阶段。三类矿床之间具有明显的时空性，常构成斑岩或中温热液石英脉-接触交代成矿系统。2．矿床的矿物流体包裹体研究揭示，斑岩型钼矿床以气液两相和含子矿物三相包裹体为特征，各矿化阶段的均一温度分别为＞420～400℃、360～350℃、340～230℃、220～210℃、180～160℃，盐度依次为＞41.05%～9.8%NaCleq、38.16%～4.48%NaCleq、35.78%～4.49%NaCleq、7.43%NaCleq、7.8%～9.5%NaCleq；接触交代热液型钼矿床主要发育气液两相包裹体、少量含CO2三相包裹体，各矿化阶段均一温度分别为＞337～280℃、260～200℃、190～101℃，盐度分别为＞18.5%～9.3%NaCleq、20.5%～9.98%NaCleq、22.9%～7.33%NaCleq；中温热液石英脉型钼矿床主要发育气液两相包裹体，各矿化均一温度分别为＞330～300℃、280～170℃、160～120℃，盐度分别为＞12.07%～8.81%NaCleq、9.86%～3.37%NaCleq、9.21%～4.63%NaCleq。3．将流体测温与流体包裹体气相成分分析和氢-氧同位素地球化学特征相结合，进一步揭示斑岩型钼矿床的初始流体为富CO2和少量CH4、N2、H2S的CO2-H2O-NaCl多相岩浆流体体系，成矿晚期有大气降水混入；中温热液石英脉型钼矿床成矿初始流体为H2O-CO2-NaCl多相岩浆流体，成矿阶段亦有大气降水加入；接触交代热液型钼矿床初始流体为中高温、中高盐度含CO2、少量CH4、N2的H2O-CO2-NaCl岩浆流体，主成矿阶段有大气降水混合。初步得出斑岩型钼矿床含矿流体成矿过程发生了强烈的流体不混溶作用；而中温热液石英脉型和接触交代热液型钼矿床流体演化过程中发生了混合作用。4．成岩成矿年代学研究表明，研究区钼矿床的成岩成矿主要发生在200～165Ma之间；其中，斑岩型矿床成矿作用发生在186～167Ma，与成矿密切相关的花岗岩为花岗闪长（斑）岩和二长花岗（斑）岩，成矿发生在岩浆演化期后（189～167Ma）；中温热液石英脉型矿床成矿作用发生在176.4Ma，成矿与中侏罗世二长花岗岩岩浆活动关系密切；接触交代热液型矿床形成于196.6Ma，成矿与早侏罗世岩浆活动、庙岭组碳酸盐类岩石及碎屑岩关系密切。5．上述与成矿密切的花岗杂岩的元素地球化学特征揭示，与斑岩型钼床有关的花岗闪长（斑）岩-二长花岗（斑）岩为高硅、高铝、富碱、准铝质/弱过铝质的高钾钙碱性系列（SiO2=62.59～73.5%，Na2O=2.61～5.38%，K2O=3.03～5.74%，K2O/Na2O=0.81～2.17，A/CNK=0.92～1.22，A/NK=1.14～1.64），富集Rb、Ba、Th、K等大离子亲石元素，亏损Nb、Ta、P等高场强元素，具有弱的负Eu异常、强烈稀土分馏为特征（其∑REE=100.42～154.27ppm，LREE/HREE=10.91～16.52，（La/Yb）N=1.49～14.56，δEu=0.85～1.08）；与中温热液石英脉型钼矿床成矿相关的二长花岗岩为高硅、高铝、富碱、弱过铝质的高钾钙碱性系列（SiO2=76.47～76.6%，均值为76.54%，Na2O=3.15～3.17%，K2O=5.35～5.42%，K2O/Na2O=1.68～1.72，A/CNK=1.01～1.02，A/NK=1.12～1.13），富集大离子亲石元素，亏损高场强元素，具有明显的负Eu异常、强烈稀土分馏为特征（其∑REE=91.43～99.22ppm，LREE/HREE=14.9～15.32，（La/Yb）N=4.68～7.94，δEu=0.5）；与接触交代热液型钼矿床成矿相关的花岗闪长岩为高硅、高铝、富碱的准铝质/弱过铝质的钙碱性系列（SiO2=63.98～71.14%，Na2O=4.02～4.76%，K2O=2.11～4.29%，K2O/Na2O=0.52～0.95，均值为0.71，A/CNK=0.99～1，A/NK=1.21～1.81）；富集Rb、Ba、Th、K等大离子亲石元素，亏损Nb、Ta、P等高场强元素，具有弱的负Eu异常、强烈稀土分馏为特征（其∑REE=128.24～159.48ppm，LREE/HREE=12.8～15.41，（La/Yb）N=17.26～24.01，δEu=0.99～1.04）。6．与成矿密切的花岗杂岩的Sr-Nd-Pb同位素地球化学特征显示，与斑岩型钼床成矿密切的花岗闪长（斑）岩-二长花岗（斑）岩的(87Sr/86)i、εNd（t）值分别为0.70404～0.70554、-0.9～2.4，206Pb/204Pb、207Pb/204Pb和208Pb/(2040Pb分别为18.4576～19.2028，15.5623～15.6144，38.2591～38.8874；与接触交代热液型钼矿床成矿相关的花岗岩闪长岩的（87Sr/86）i、εNd（t）值分别为0.70413～0.70474、3.3～3.6，206Pb/204Pb、207Pb/204Pb和208Pb/(2040Pb分别为18.5199～18.6146，15.5698～15.5805，38.3686～38.4782；与中温热液石英脉型钼矿床成矿相关的二长花岗岩的(87Sr/86)i、εNd（t）值分别为0.70656～0.70721、1.6～1.8，206Pb/204Pb、207Pb/204Pb和208Pb/204Pb分别为18.6488～18.6631，15.5884～15.5922，38.6708～38.6762。三类矿床均具有较低的初始锶和高初始钕的特征，表明与成矿有关的花岗岩经历了壳幔混合作用。7．将成岩成矿年代、Sr-Nd同位素、含矿流体、物源区属性相结合，进一步厘定斑岩型、接触交代热液型、中温热液石英脉型钼矿床的成矿热动源为古太平洋板块俯冲过程中流体交代元古代次生岩石圈地幔发生部分熔融形成的玄武质岩浆。其中，斑岩型矿床成矿过程至少有2种：第一种为早侏罗世玄武质岩浆以底侵作用诱发下地壳熔融形成岩浆房，继而岩浆发生分异结晶作用，形成含矿流体，上升过程中伴随着温压降低，发生沸腾，导致金属元素大量卸载，形成角砾状、细脉浸染状矿体等。另一种是中侏罗世玄武质岩浆底侵引发下地壳熔融形成岩浆房，少部分玄武质岩浆内侵与下地壳熔融岩浆混合，导致含矿流体形成，流体上升过程中发生沸腾，形成角砾状、细脉浸染状矿体等；接触交代热液型钼矿床成矿过程为早侏罗世玄武质岩浆底侵诱发下地壳熔融形成岩浆房，岩浆房发生分异结晶作用，形成含矿流体，在上升过程中与大气降水混合，并与上部古生代含钼的碳酸盐岩地层交代，形成接触交代热液钼矿床；中温热液石英脉型钼矿床成矿过程为中侏罗世玄武质岩浆底侵引发下地壳熔融形成岩浆房，少量玄武质岩浆内侵与下地壳熔融岩浆混合，导致含矿流体形成，含矿流体沿着断裂上升并与大气降水发生混合后，引起流体温度、压力等物理化学条件改变，从而造成辉钼矿大量沉淀，形成中温热液石英脉型钼矿床。
汪志刚[10]（2012）在《吉林东部中生代内生金属矿床成矿作用研究》文中研究说明作者通过对吉林东部大量的野外地质调查、分析测试和综合研究，深化了该区中生代成矿构造背景和成矿作用的认识。研究认为吉林东部中生代地壳演化经历了晩古生代-早中生代构造叠加，区内晚印支期形成的淡色碱性花岗岩（216±3Ma）和红旗岭岩浆熔离型铜镍硫化物矿床（232.75±0.95Ma）代表古亚洲洋构造域演化的结束，此后吉林东部完全归属滨太平洋构造域进入早燕山期大规模成矿，中侏罗-早白垩世大规模推覆、晚燕山期岩石圈拆沉减薄阶段。早燕山期大规模成矿作用与太平洋板块俯冲有关，形成了大黑山花岗闪长斑岩（170±3Ma）、八道河子花岗斑岩（174.4±0.59Ma）等一系列钙碱性花岗岩，并形成了与深成二长花岗岩有关的网脉状钼矿床如福安堡钼矿、季德屯钼矿、八道河子钼矿，与岩株型斑岩有关的大黑山斑岩型钼矿，吉林东部中侏罗世热液成矿作用达到高峰。这些矿床在中国东部普遍发育，与美国西部与碱性、碱钙性花岗岩有关的斑岩型钼矿的动力学背景存在明显差异。本区矿床形成于俯冲挤压构造岩浆体系内，属低品位钼矿床；而美国西部为大陆弧后伸展构造岩浆体系内形成的高品位钼矿。燕山晚期吉林东部属小兴安岭-张广才岭巨型成矿带南部，中国东部及区域内大规模的岩石圈拆沉，在伸展体制下在吉林东部形成了小西南岔铜金矿、杨金沟钨矿、四平山门银矿、刺猬沟、五凤-五星山金矿等一大批内生金矿床，代表了中生代吉林东部又一个成矿高峰期。首次提出吉林省中生代存在大规模推覆构造的认识，并厘定了推覆构造的动力来源、活动时间及其地质记录。因后期强烈的抬升改造，推覆构造现在主要表现为一系列相对孤立的飞来峰构造群，如四平-长春地区甚至辽宁昌平地区存在众多孤立的飞来峰，另外在集安-白山-辉南一带多地存在推覆逆冲断层和飞来峰构造。综合分析确定其形成和运动时间为190-130Ma，其动力学来源是太平洋板块向欧亚大陆的强烈俯冲，是西太平洋区欧亚大陆边缘从被动大陆边缘转化成活动大陆边缘的重要构造体制转化期的产物。通过LA-ICP-MS高精度锆石U-Pb测年和辉钼矿Re-Os测年等方法获得各典型矿区成矿岩成矿年龄如下：获得了二道甸子金矿区两组片麻状花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄，一组的加权平均年龄为（242.0±1.8）Ma；谐和年龄值（242.6±0.84）Ma；另一组（5个锆石）谐和年龄为（241.7±1.6）Ma，二者年龄十分接近。2个锆石点谐和年龄（299.2±4.1）Ma，为单颗粒锆石核部的年龄值，应为捕获的海西期岩浆锆石。3个锆石点谐和年龄值（254.1±2.5）Ma应为捕获的海西末形成的岩浆锆石。主容矿的花岗岩7个锆石点数据较集中，锆石U-Pb谐和年龄为（245.2±2.0）Ma；2个锆石点谐和年龄（499.8±4.0）Ma，为单颗粒锆石核部的年龄值，应为捕获的加里东期岩浆锆石。对八道河子钼矿进行了成矿岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb定年和矿石辉钼矿Re-Os定年测试，我们获得花岗斑岩锆石U-Pb加权平均年龄为（177.3±1.2）Ma，谐和年龄值（177.4±0.59）Ma，177Ma±应代表花岗斑岩的侵位年龄。八道河子钼矿矿石辉钼矿Re-Os等时线年龄为（178.3±4.4）Ma，加权平均模式年龄为176.9±1.4Ma，与岩体年龄十分接近。同时大黑山、福安堡钼矿采样获得辉钼矿Re-Os等时线年龄为分别为（168.2±3.2）Ma和（166.9±6.7）Ma，获得红旗岭三道岗含矿辉石岩LA-ICP-MS锆石U-Pb平均年龄为（232.75±0.95）Ma。这些数据厘定了不同时期岩体的侵位时间和相关矿床的成矿时间，丰富了成岩成矿年代学资料，同时为成矿动力学背景研究提供了重要参考。流体包裹体测试和研究表明，海沟金矿成矿流体为富CO2的流体，成矿均一温度为258.2331.3℃，盐度为7.448.94wt%NaCl，密度为0.750.88g/cm-3，估算深度为8.710.1km，海沟金矿属中成造山型金矿。二道甸子流体属气液两相流体，成矿均一温度在141.2296.7℃，盐度为1.224.79wt%NaCl，密度为0.740.94g/cm-3，成矿深度为1.042.33km（前人测试结果估算的成矿深度6.038.15km），认为二道甸子金矿属浅成造山型金矿。四平山门银矿为气液两相流体，均一温度143.5306.7℃，峰值在160190℃区间内，盐度为0.876.14wt%NaCl，密度为0.710.96g/cm-3，估算成矿深度为1.032.65km，山门银矿属浅成低温热液银矿床。八道河子钼矿为气液两相流体，成矿均一温度为154.1337.2℃，峰值集中在170.0240.0℃之间，盐度值为0.355.99%NaCl，密度为0.710.95g/cm-3，估算成矿深度1.012.64km。上述数据提高了吉林东部典型矿床研究程度，积累了可靠的数据资料。成矿研究方面，对吉林东部斑岩型钼矿/细网脉状钼矿进行了系统研究，并与国外类似矿床进行了对比，确定我国东北地区的钼矿床的成矿母岩为钙碱性花岗质岩石系列，形成于大陆挤压构造背景条件，主要有两个亚类，即与岩株型侵入体有关的钼矿床（以大黑山钼矿为代表）和深成侵入体型（季德屯、福安堡等钼矿），与北美加拿大的钼矿床类似；而美国细网脉状钼矿床（如着名的Climax钼矿）的成矿母岩主要为碱性和碱钙性侵入岩，形成与大陆弧后伸展构造条件下。通过研究区内14个典型矿床的解剖，明确了吉林东部中生代主要内生金属矿床成因类型。吉林东部印支晚期形成了红旗岭、茶尖岭、三道岗、漂河川等岩浆熔离型铜镍硫化物矿床；早燕山期形成了以夹皮沟金矿、海沟金矿、二道甸子金矿、英沟锑金矿地壳不同深度层次的造山型金矿，兰家矽卡岩型金（铁）矿、天宝山矽卡岩型铅-锌-铜多金属矿，以大黑山钼矿、二密铜矿、小西南岔金矿为代表的斑岩型矿床，以福安堡、季德屯为代表的网脉型钼矿床。晚燕山期小兴安岭-张广才岭成矿带形成了黑龙江三道湾子、东安金矿和乌拉嘎金矿以及本区的刺猬沟金矿、五凤-五星山金矿、山门银矿等浅成低温热液矿床，同时形成杨金沟大型中温石英脉型钨矿床。岩浆成矿专属性方面，确定包括吉林东部在内的中国东部钼矿床为与钙碱性系列有关的钼矿床，而美国西部地区的钼矿床与碱性、碱钙性侵入岩有关。吉林东部岩浆岩成矿具有明显的磁铁矿系列与钛铁矿系列花岗岩成矿专属性特点，分别指示了成岩时不同的氧化还原条件。磁铁矿系列氧逸度较高，代表了相对氧化的成岩环境，形成温度较低，深度较浅，控制了Au、Ag、Cu、Mo、Pb、Zn等矿产的形成；钛铁矿系列氧逸度较低，代表了相对还原的成岩环境，形成温度较高、深度较大，主要控制了W、Sn等矿产的形成。根据成矿作用内在联系，建立了区域成矿系列，即吉林东部中生代印支晚期216232Ma、燕山早期200160Ma、燕山晚期130100Ma三个时期，形成了由不同矿种和矿床类型构成的中生代3个不同的内生金属成矿系列，分别是印支晚期岩浆熔离型Cu-Ni硫化物矿床成矿系列；早燕山期W、Mo、Fe、Cu、Pb、Zn、Sb造山型-矽卡岩型-斑岩型-网脉型多金属矿床成矿系列；晚燕山期浅成低温热液-斑岩型-中温热液脉型Cu、W、Au、Ag多金属成矿系列。在成矿系列研究基础上，总结了吉林东部中生代内生金属矿床的时空分布规律。印支晚期成矿系列铜镍硫化物矿床分布于吉黑造山带内靠近华北板块北缘一侧；其余两个成矿系列的矿床在吉林东部全区发育。
二、福安地区碎斑熔岩的基本特征及成因（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、福安地区碎斑熔岩的基本特征及成因（论文提纲范文）
（1）华南中生代火山活动时空演化及其问题探讨（论文提纲范文）
| 1 华南中生代火山活动时空演化规律 |
| 2 华南晚侏罗世火山活动问题 |
| 2.1 东南沿海NE向侏罗纪火山岩带的提出 |
| 2.2 东南沿海侏罗纪火山岩带的层位归属问题 |
| 3 华南中生代火山活动旋回的构造意义 |
| 4 结论 |
（2）福建东洋成矿带综合地球物理场特征研究（论文提纲范文）
| 作者简介 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景与意义 |
| 1.2 东洋地区研究现状 |
| 1.2.1 基础地质工作 |
| 1.2.2 矿产地质工作 |
| 1.2.3 科研工作 |
| 1.2.4 存在的问题 |
| 1.3 拟解决的关键问题 |
| 1.4 主要研究内容 |
| 1.5 论文的创新之处 |
| 第二章 区域地质概况 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.1.1 研究区地理位置 |
| 2.1.2 研究区自然经济地理 |
| 2.1.3 研究区景观 |
| 2.1.4 研究区内保护区 |
| 2.2 区域地质背景 |
| 2.2.1 地层 |
| 2.2.2 构造 |
| 2.2.3 岩浆岩 |
| 2.3 区域矿产 |
| 2.3.1 区域矿产特征 |
| 2.3.2 区域矿产分布特征 |
| 第三章 东洋地区地球物理特征 |
| 3.1 东洋地区区域物性 |
| 3.1.1 岩矿石磁性特征 |
| 3.1.2 岩矿石密度特征 |
| 3.1.3 电阻率特征 |
| 3.2 东洋地区航磁异常特征 |
| 第四章 东洋地区综合地球物理研究 |
| 4.1 大地电磁测深法 |
| 4.1.1 大地电磁测深法原理 |
| 4.1.2 数据采集 |
| 4.1.3 感应矢量 |
| 4.1.4 相位张量 |
| 4.1.5 二维反演和三维反演 |
| 4.2 磁法勘探 |
| 4.2.1 磁法勘探原理 |
| 4.2.2 数据处理 |
| 4.2.3 区域磁场特征分析 |
| 4.3 重力勘探 |
| 4.3.1 重力勘探原理 |
| 4.3.2 数据处理 |
| 4.3.3 区域重力场特征分析 |
| 4.4 区域构造推断 |
| 4.4.1 断裂构造推断 |
| 4.4.2 火山构造的圈定 |
| 4.4.3 侵入岩的圈定 |
| 4.4.4 区域构造单元划分 |
| 第五章 东洋成矿带综合地球物理场与成矿规律 |
| 5.1 区域综合地球物理场研究 |
| 5.2 区域典型矿床特征 |
| 5.3 东洋成矿带成矿要素 |
| 5.3.1 东洋成矿带控矿地质要素 |
| 5.3.2 东洋成矿带找矿标志 |
| 5.3.3 区域成矿模式及成矿系统演化 |
| 5.4 东洋成矿带成矿规律探讨 |
| 第六章 结论与存在问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（3）闽东古田西朝钼矿床成岩成矿年龄的厘定及其地质意义（论文提纲范文）
| 1 区域地质概况 |
| 2 矿区及矿床地质特征 |
| 2.1 矿区地质特征 |
| 2.2 矿床地质特征 |
| 3 样品采集及分析测试 |
| 3.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb定年 |
| 3.2 辉钼矿Re -Os同位素 |
| 4 分析结果 |
| 4.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄 |
| 4.2 辉钼矿Re-Os同位素等时线年龄 |
| 5 讨 论 |
| 5.1 成岩、成矿时代 |
| 5.2 成矿物质来源探讨 |
| 5.3 成矿动力学背景初探 |
| 6 结 论 |
（4）北武夷冷水坑铅锌银矿田中生代岩浆活动时序的厘定及地质意义（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 前言 |
| 1.1 研究现状 |
| 1.1.1 冷水坑铅锌银矿田 |
| 1.1.2 锆石U-Pb定年 |
| 1.2 选题依据和研究意义 |
| 1.3 研究内容和技术路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 2 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造格局与演化 |
| 2.1.1 前燕山构造阶段 |
| 2.1.2 燕山构造阶段 |
| 2.1.3 喜马拉雅构造阶段 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.2.1 前白垩系 |
| 2.2.2 白垩系 |
| 2.2.3 第四系 |
| 2.3 区域岩浆岩 |
| 2.3.1 前燕山期岩浆岩 |
| 2.3.2 燕山期岩浆岩 |
| 2.4 区域断裂 |
| 2.5 区域矿产 |
| 3 矿田地质特征 |
| 3.1 地层特征 |
| 3.2 侵入岩特征 |
| 3.3 断裂特征 |
| 3.4 矿化特征 |
| 4 岩石学特征 |
| 4.1 花岗斑岩 |
| 4.2 石英正长斑岩 |
| 4.3 流纹岩 |
| 4.4 凝灰岩 |
| 5 年代学特征 |
| 5.1 分析方法 |
| 5.2 分析结果 |
| 5.2.1 花岗斑岩 |
| 5.2.2 石英正长斑岩 |
| 5.2.3 流纹岩 |
| 5.2.4 凝灰岩 |
| 6 问题讨论 |
| 6.1 火山岩系地质时代 |
| 6.1.1 火山碎屑岩锆石U-Pb年龄地质含义的解释 |
| 6.1.2 火山岩形成年龄 |
| 6.2 侵入岩地质时代 |
| 6.2.1 MSWD含义 |
| 6.2.2 火山—侵入杂岩年龄处理 |
| 6.3 矿田岩浆活动时序 |
| 6.4 北武夷火山岩带不存在晚侏罗世火山活动的产物 |
| 6.5 矿田内斑岩与成矿作用的关系 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（5）中国东北小兴安岭及邻区斑岩型矿床成矿作用研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究区范围及自然概况 |
| 1.2 研究意义及论文选题 |
| 1.2.1 研究意义 |
| 1.2.2 项目依托 |
| 1.3 研究现状及存在问题 |
| 1.3.1 斑岩型矿床研究现状 |
| 1.3.2 区域研究现状及存在问题 |
| 1.4 研究内容、测试方法和完成工作量 |
| 1.4.1 主要研究内容 |
| 1.4.2 实验技术路线 |
| 1.4.3 完成工作量 |
| 1.5 主要研究进展 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造单元划分 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.2.1 新太古界-古元古界 |
| 2.2.2 新元古界 |
| 2.2.3 古生界 |
| 2.2.4 中生界 |
| 2.2.5 新生界 |
| 2.3 区域火山岩 |
| 2.4 区域侵入岩 |
| 2.4.1 加里东期 |
| 2.4.2 海西期 |
| 2.4.3 印支期 |
| 2.4.4 燕山期 |
| 2.5 区域构造 |
| 2.5.1 褶皱构造 |
| 2.5.2 断裂构造 |
| 2.6 区域矿产 |
| 第3章 区域动力学演化 |
| 3.1 前寒武纪陆块形成 |
| 3.2 古生代古亚洲洋构造域演化 |
| 3.2.1 早古生代陆间洋的俯冲 |
| 3.2.2 晚古生代陆间洋的俯冲、闭合及造山带形成 |
| 3.3 早中生代蒙古-鄂霍次克洋构造域的演化 |
| 3.4 早侏罗世-早白垩世环太平洋构造域演化 |
| 3.4.1 早-中侏罗世古亚洲洋向环太平洋构造域转换 |
| 3.4.2 早白垩世环太平洋构造域演化 |
| 3.5 小结 |
| 第4章 典型矿床研究 |
| 4.1 斑岩型铜矿床 |
| 4.1.1 多宝山铜矿 |
| 4.1.2 常发沟铜矿 |
| 4.1.3 矿床成因类型 |
| 4.2 岩株型钼矿床 |
| 4.2.1 矿区地质概况 |
| 4.2.2 矿床地质特征 |
| 4.2.3 成矿流体研究 |
| 4.2.4 成矿时代 |
| 4.3 与深成侵入体有关的细网脉型钼矿床 |
| 4.3.1 长安堡钼矿 |
| 4.3.2 鹿鸣钼矿 |
| 4.3.3 矿床成因类型 |
| 4.4 叠生型铜(金)矿床 |
| 4.4.1 矿区地质概况 |
| 4.4.2 矿床地质特征 |
| 4.4.3 成矿时代和成矿期次 |
| 4.4.4 流体包裹体研究 |
| 4.4.5 成矿流体性质及演化 |
| 4.4.6 控矿条件和矿床成因 |
| 4.5 小结 |
| 第5章 区域成矿作用及成矿系列 |
| 5.1 早古生代斑岩型铜、钼成矿作用 |
| 5.1.1 成矿物质来源 |
| 5.1.2 成矿流体特征 |
| 5.1.3 成矿时代 |
| 5.1.4 成矿动力学背景与成岩成矿过程 |
| 5.2 晚古生代与闪长岩有关的细网脉型铜、金成矿作用 |
| 5.2.1 成矿物质来源 |
| 5.2.2 成矿流体特征 |
| 5.2.3 成矿时代 |
| 5.2.4 成矿动力学背景与成岩成矿过程 |
| 5.3 早-中侏罗世岩株型、与深成侵入体有关的细网脉型钼成矿作用 |
| 5.3.1 成矿物质来源 |
| 5.3.2 成矿流体特征 |
| 5.3.3 成矿时代 |
| 5.3.4 成矿动力学背景与成岩成矿过程 |
| 5.4 早白垩世斑岩型、热液脉型铜、金成矿作用 |
| 5.4.1 成矿物质来源 |
| 5.4.2 成矿流体特征 |
| 5.4.3 成矿时代 |
| 5.4.4 成矿动力学背景与成岩成矿过程 |
| 5.5 成矿期与成矿系列划分 |
| 结论 |
| 参考文献 |
| 作者简介及攻读博士学位期间发表的学术论文 |
| 致谢 |
（6）东南沿海粤东地区晚中生代花岗质岩石成因研究与含矿性评价（论文提纲范文）
| 摘要 abstract 1 引言 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 花岗岩研究进展 |
| 1.2.2 华南地区研究现状 |
| 1.2.3 粤东地区研究现状 |
| 1.3 拟解决科学问题 |
| 1.4 研究内容及技术路线 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 技术路线 |
| 1.5 已完成工作量 2 区域地质背景 |
| 2.1 华南地质概况 |
| 2.1.1 前寒武地质 |
| 2.1.2 古生代地质 |
| 2.1.3 早中生代地质 |
| 2.1.4 晚中生代地质 |
| 2.2 粤东地质概况 |
| 2.2.1 地层 |
| 2.2.2 构造 |
| 2.2.3 岩浆岩 |
| 2.2.4 区内矿产 3 岩体地质特征 |
| 3.1 野外产状及岩石学特征 |
| 3.1.1 新圩岩体 |
| 3.1.2 三饶岩体 |
| 3.1.3 流周山岩体 |
| 3.1.4 东港岩体 |
| 3.1.5 钟丘洋火山岩 |
| 3.2 锆石U-Pb年代学 |
| 3.2.1 新圩岩体 |
| 3.2.2 三饶岩体 |
| 3.2.3 流周山岩体 |
| 3.2.4 东港岩体 |
| 3.2.5 钟丘洋火山岩 |
| 3.3 粤东岩浆活动时代格架 4 岩石地球化学特征与成因 |
| 4.1 中侏罗世花岗岩地球化学特征与成因 |
| 4.1.1 全岩主量、微量元素特征 |
| 4.1.2 全岩Sr-Nd同位素特征 |
| 4.1.3 锆石Hf-O同位素特征 |
| 4.1.4 锆石微量元素特征 |
| 4.1.5 岩石成因分析 |
| 4.2 中侏罗世火山岩地球化学特征与成因 |
| 4.2.1 全岩主量、微量元素特征 |
| 4.2.2 全岩Sr-Nd同位素特征 |
| 4.2.3 锆石Hf-O同位素特征 |
| 4.2.4 岩石成因分析 |
| 4.3 早白垩世早期花岗质岩石地球化学特征与成因 |
| 4.3.1 全岩主量、微量元素特征 |
| 4.3.2 全岩Sr-Nd同位素特征 |
| 4.3.3 锆石Hf-O同位素特征 |
| 4.3.4 锆石微量元素特征 |
| 4.3.5 岩石成因分析 |
| 4.4 早白垩世晚期花岗质岩石地球化学特征与成因 |
| 4.4.1 全岩主量、微量元素特征 |
| 4.4.2 全岩Sr-Nd同位素特征 |
| 4.4.3 矿物化学特征 |
| 4.4.4 原位锆石Hf-O同位素特征 |
| 4.4.5 原位锆石微量元素特征 |
| 4.4.6 岩石成因分析 |
| 4.5 对壳幔相互作用的启示 5 斑岩型Cu–Au–Mo含矿性评价 |
| 5.1 与罗卜岭斑岩型Cu-Mo矿对比 |
| 5.2 成矿潜力分析 |
| 5.2.1 氧逸度 |
| 5.2.2 含水量 |
| 5.3 粤东斑岩型铜多金属矿找矿勘查标志 6 晚中生代构造-岩浆演化动力学背景 7 主要结论 致谢 参考文献 附录 样品处理及分析方法 |
| 1 )全岩主量和微量元素分析 |
| 2 )全岩Rb-Sr-Sm-Nd同位素分析 |
| 3 )电子探针测试 |
| 4 )锆石U-Pb定年和微量元素测试 |
| 5 )SIMS锆石氧同位素分析 |
| 6 )锆石Lu-Hf同位素 附表 |
| 附表1 |
| 附表2 个人简历及在校期间取得成果 |
（7）闽东梧凤楼钨多金属矿区多元地学信息数据库及找矿预测（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题依据及意义 |
| 1.2 相关理论研究与研究区找矿工作成果 |
| 1.2.1 有关多元地学信息数据库建设的国内外研究现状 |
| 1.2.2 成矿预测研究现状 |
| 1.2.3 多元地学信息在找矿与地质研究中的应用现状 |
| 1.2.4 研究区综合地质研究及以往工作进展 |
| 1.3 论文主要研究内容 |
| 1.4 主要工作量 |
| 第二章 区域地质 |
| 2.1 大地构造背景 |
| 2.2 区域地质 |
| 2.2.1 地层 |
| 2.2.2 火山岩 |
| 2.2.3 侵入岩 |
| 2.2.4 构造 |
| 2.3 区域地球物理化学特征 |
| 2.3.1 地球物理特征 |
| 2.3.2 地球化学与重砂异常特性 |
| 2.4 区域矿产 |
| 2.4.1 福建省主要金属矿床时空分布特征 |
| 2.4.2 区域内花岗岩体地球化学成分特征的成矿意义 |
| 2.4.3 马面山群及其成矿意义 |
| 第三章 梧凤楼多金属矿床地质特征 |
| 3.1 矿区地质 |
| 3.1.1 地层 |
| 3.1.2 构造 |
| 3.1.3 岩浆岩 |
| 3.1.4 主要矿段矿化特征 |
| 3.2 梧凤楼矿段矿床地质特征 |
| 3.2.1 矿体特征 |
| 3.2.2 矿石特征 |
| 3.2.3 围岩蚀变 |
| 3.3 矿床成因讨论 |
| 第四章 多元地学信息数据库的构建 |
| 4.1 空间数据库建设方法 |
| 4.1.1 空间数据库的设计 |
| 4.1.2 数据库建库技术及要求 |
| 4.1.3 数据库存储类型 |
| 4.1.4 制订建库流程 |
| 4.2 搭建数据库 |
| 4.3 多元地学信息数据库成果及管理系统演示 |
| 4.3.1 多元地学信息数据库成果演示 |
| 4.3.2 地学多元信息数据库管理系统运行演示 |
| 4.4 多元地学信息钻孔地质编录系统创建 |
| 4.4.1 Mapgis二次开发环境搭建 |
| 4.4.2 多元地学信息钻孔地质编录系统建立基本流程 |
| 4.4.3 效果展示 |
| 第五章 多元地学信息找矿预测 |
| 5.1 综合找矿标志 |
| 5.1.1 地质标志 |
| 5.1.2 地球化学标志 |
| 5.1.3 地球物理标志 |
| 5.1.4 综合找矿标志 |
| 5.2 梧凤楼多金属矿区找矿靶区预测 |
| 5.2.1 靶区Ⅰ |
| 5.2.2 靶区Ⅱ |
| 第六章 结论 |
| 参考文献 |
| 图版 |
| 个人简历 |
| 致谢 |
（8）福建镇前地区晚中生代火山作用（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1.引言 |
| 1.1 选题依据与研究意义 |
| 1.1.1 选题依据 |
| 1.1.2 研究意义 |
| 1.2 研究现状及存在问题 |
| 1.3 研究方法和主要工作 |
| 1.3.1 研究方法 |
| 1.3.2 主要工作 |
| 2. 晚中生代火山岩地层层序 |
| 2.1 晚侏罗世地层 |
| 2.1.1 岩石地层划分及特征 |
| 2.1.2 地层生物特征及时代讨论 |
| 2.1.3 沉积环境及形成构造环境讨论 |
| 2.2 早白垩世地层 |
| 2.2.1 岩石地层划分及特征 |
| 2.2.2 地层生物特征及时代讨论 |
| 2.2.3 沉积环境及形成构造环境讨论 |
| 3. 火山活动旋回 |
| 3.1 火山岩形成时代 |
| 3.2 火山岩岩性组合 |
| 3.2.1 岩石类型及其特征 |
| 3.2.2 副矿物特征 |
| 3.2.3 岩石化学特征 |
| 3.2.4 岩石地球化学特征 |
| 3.3 火山岩岩相 |
| 3.3.1 火山岩相的划分及其主要特征 |
| 3.3.2 火山岩相组合 |
| 3.4 火山旋回划分 |
| 4.火山构造 |
| 4.1 镇前－水源火山喷发亚带（Ⅳ-1） |
| 4.1.1 地质构造背景及产出特征 |
| 4.1.2 火山活动特征 |
| 4.1.3 古火山活动史 |
| 4.2 后溪－富洋火山喷发侵出亚带（Ⅳ-2） |
| 4.2.1 地质构造背景及产出特征 |
| 4.2.2 火山活动特征 |
| 4.2.3 古火山活动史 |
| 4.3 稠岭火山喷发盆地（Ⅳ-3） |
| 4.3.1 地质构造背景及产出特征 |
| 4.3.2 火山活动特征 |
| 4.3.3 古火山活动史 |
| 4.4 香炉山火山喷发盆地（Ⅳ-4） |
| 4.4.1 地质构造背景及产出特征 |
| 4.4.2 火山活动特征 |
| 4.4.3 古火山活动史 |
| 4.5 仁山火山喷发盆地（Ⅳ-5） |
| 4.5.1 地质构造背景及产出特征 |
| 4.5.2 火山活动特征 |
| 4.5.3 古火山活动史 |
| 5. 火山作用 |
| 5.1 火山喷发的时空变化特征 |
| 5.2 火山活动与区域构造的关系 |
| 5.3 岩浆来源 |
| 5.4 火山作用与构造背景关系 |
| 5.4.1 火山岩形成的地质背景分析 |
| 5.4.2 火山岩形成的构造环境探讨 |
| 6. 结论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 附录 |
| 作者简介 |
（9）吉林省中东部地区侏罗纪钼矿床的地质、地球化学特征与成矿机理研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 研究现状及存在问题 |
| 1.2.1 矿床分类 |
| 1.2.2 矿化蚀变 |
| 1.2.3 流体特征及成矿物质来源 |
| 1.2.4 成矿环境及时空分布 |
| 1.2.5 岩浆岩性质、起源 |
| 1.2.6 成矿模式 |
| 1.3 研究区研究现状及存在科学问题 |
| 1.3.1 矿床类型 |
| 1.3.2 年代学 |
| 1.3.3 岩石地球化学特征 |
| 1.3.4 矿床成因 |
| 1.4 选题依据 |
| 1.5 研究内容及研究方法 |
| 1.5.1 研究内容 |
| 1.5.2 研究方法 |
| 1.6 工作量 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 区域地层概况 |
| 2.1.1 早古生代地层 |
| 2.1.2 晚古生代地层 |
| 2.1.3 中生代地层 |
| 2.1.4 新生代地层 |
| 2.2 区域侵入岩概况 |
| 2.2.1 古生代侵入岩 |
| 2.2.2 中生代侵入岩 |
| 2.3 区域地球物理、地球化学特征 |
| 2.3.1 区域地球物理特征 |
| 2.3.2 区域地球化学特征 |
| 2.4 区域构造特征 |
| 2.5 区域矿产资源概况 |
| 2.6 构造热事件与地壳演化 |
| 2.6.1 晚三叠世阶段 |
| 2.6.2 早-中侏罗世阶段 |
| 第3章 矿床地质特征 |
| 3.1 斑岩型钼矿床 |
| 3.1.1 大黑山钼矿床 |
| 3.1.2 福安堡钼矿床 |
| 3.1.3 刘生店钼矿床 |
| 3.1.4 季德屯钼矿床 |
| 3.1.5 大石河钼矿床 |
| 3.1.6 后倒木钼矿床 |
| 3.1.7 新华龙钼矿床 |
| 3.2 接触交代热液型钼矿床 |
| 3.2.1 立山矿床 |
| 3.2.2 新兴矿床 |
| 3.2.3 东风矿床 |
| 3.3 中温热液石英脉型钼矿床 |
| 3.3.1 四方甸子钼矿床 |
| 3.4 小结 |
| 第4章 流体包裹体研究 |
| 4.1 研究对象及方法 |
| 4.1.1 显微测温方法 |
| 4.1.2 激光拉曼成分分析 |
| 4.1.3 氢氧同位素测试 |
| 4.2 研究结果 |
| 4.2.1 斑岩型钼矿床 |
| 4.2.2 接触交代热液型钼矿床 |
| 4.2.3 中温热液石英脉型钼矿床 |
| 4.2.4 流体性质 |
| 4.3 小结 |
| 第5章 成岩成矿时代与成矿专属性 |
| 5.1 测试方法 |
| 5.1.1 40Ar/39Ar 定年法的实验样品、方法 |
| 5.1.2 LA-ICP-MS 锆石 U-Pb 测年样品、方法 |
| 5.1.3 辉钼矿 Re-Os 同位素测年样品、方法 |
| 5.2 实验结果 |
| 5.2.1 斑岩型钼矿床 |
| 5.2.2 接触交代热型钼矿床 |
| 5.2.3 中温热液石英脉型钼矿床 |
| 5.3 成岩成矿时代 |
| 5.4 与成矿密切相关地质体的地质、地球化学特征及成矿专属性 |
| 5.4.1 斑岩型钼矿体系 |
| 5.4.2 接触交代热液型钼矿体系 |
| 5.4.3 中温热液石英脉型钼矿体系 |
| 5.5 与国内外钼或铜矿床成矿有关花岗岩的异同 |
| 5.6 小结 |
| 第6章 岩浆流体起源、演化与成矿模式 |
| 6.1 岩浆特征及岩石成因 |
| 6.1.1 花岗岩浆起源温度 |
| 6.1.2 岩石成因 |
| 6.2 含矿流体起源与成矿物质来源 |
| 6.2.1 含矿流体起源 |
| 6.2.2 成矿物质来源 |
| 6.3 流体演化、成矿机理与成矿模式 |
| 6.3.1 流体演化、成矿机理 |
| 6.3.2 成矿模式 |
| 6.4 成岩成矿动力学背景与成矿动力学模式 |
| 6.4.1 成岩成矿动力学背景 |
| 6.4.2 成矿动力学模式 |
| 第7章 结论 |
| 参考文献 |
| 图版说明 |
| 图版 |
| 攻读博士学位期间发表的论文 |
| 致谢 |
（10）吉林东部中生代内生金属矿床成矿作用研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 论文选题 |
| 1.2 以往研究程度及现状 |
| 1.3 研究思路及工作量 |
| 1.4 取得主要成果和创新点 |
| 第2章 吉林东部区域地质 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.1.1 太古宙地层 |
| 2.1.2 元古界-下三叠统 |
| 2.1.3 中新生代地层 |
| 2.2 区域侵入岩 |
| 2.2.1 前显生宙侵入岩 |
| 2.2.2 显生宙花岗岩 |
| 2.3 区域变质岩 |
| 2.4 区域构造 |
| 2.5 区域矿产 |
| 第3章 成矿动力学背景及演化 |
| 3.1 概述 |
| 3.2 前中生代地球动力学背景及演化 |
| 3.2.1 太古宙花岗变质地体的形成与拼合 |
| 3.2.2 古元古代辽吉洋闭合 |
| 3.2.3 新元古代-古生代古亚洲洋构造域的形成和构造发展 |
| 3.3 晚古生代-早中生代叠加阶段地球动力学背景及演化 |
| 3.3.1 吉林岩体 LA-MC-ICP-MS 锆石 U-Pb 定年 |
| 3.3.2 岩石地球化学特征 |
| 3.3.3 晚二叠世至早三叠世成矿动力学背景及演化 |
| 3.4 早燕山期大规模成矿作用及推覆构造 |
| 3.4.1 成矿岩体和典型热液矿床形成时代及定年 |
| 3.4.2 花岗质侵入岩岩石成因及成岩成矿构造背景 |
| 3.4.3 早燕山期挤压造山及逆冲推覆作用 |
| 3.5 燕山晚期伸展构造体制与成矿作用 |
| 3.6 新生代构造体制 |
| 第4章 吉林东部推覆构造 |
| 4.1 概述 |
| 4.2 推覆构造的基本要素 |
| 4.3 吉林东部推覆构造证据 |
| 4.3.1 四平地区的推覆构造的识别 |
| 4.3.2 双阳盆地构造窗 |
| 4.3.3 辉南庆阳推覆构造带 |
| 4.3.4 白山地区推覆构造 |
| 4.4 推覆构造发生的时间 |
| 4.5 推覆构造发生的地球动力学机制 |
| 第5章 典型矿床研究 |
| 5.1 中生代晚印支期岩浆熔离型 Cu-Ni 硫化物矿床 |
| 5.1.1 红旗岭 Cu-Ni 硫化物矿床 |
| 5.1.2 三道岗含 Cu-Ni 硫化物矿床 |
| 5.1.3 晚印支期岩浆熔离型 Cu-Ni 硫化物矿床成矿模式 |
| 5.2 燕山早期造山型金矿床 |
| 5.2.1 海沟金矿床 |
| 5.2.2 二道甸子金矿床 |
| 5.2.3 造山型金矿床成矿模式 |
| 5.3 矽卡岩型矿床 |
| 5.3.1 兰家金矿 |
| 5.3.2 天宝山 Cu-Pb-Zn 多金属矿床 |
| 5.3.3 矽卡岩型矿床成矿模式 |
| 5.4 斑岩/网脉型矿床 |
| 5.4.1 大黑山钼矿床 |
| 5.4.2 福安堡钼矿 |
| 5.4.3 八道河子钼矿 |
| 5.4.4 斑岩/网脉型钼矿床成矿模式 |
| 5.5 斑岩-浅成低温热液型 Cu、Au、Ag、W 多金属矿床 |
| 5.5.1 珲春小西南岔铜金矿 |
| 5.5.2 五凤-五星山金矿 |
| 5.5.3 通化县二密铜矿床 |
| 5.5.4 珲春杨金沟钨矿 |
| 5.5.5 四平山门银矿 |
| 5.5.6 斑岩-浅成低温热液矿床成矿模式 |
| 第6章 成矿系列和成矿规律 |
| 6.1 吉林东部中生代成矿条件 |
| 6.2 吉林东部内生金属矿床成矿系列 |
| 6.2.1 吉林东部成矿系列研究现状 |
| 6.2.2 吉林东部中生代成矿系列划分 |
| 6.3 吉林东部中生代金属矿产时间分布规律 |
| 6.4 吉林东部金属矿产空间分布规律 |
| 结论 |
| 参考文献 |
| 图版及说明 |
| 攻读博士学位期间发表的论文和成果 |
| 致谢 |
四、福安地区碎斑熔岩的基本特征及成因（论文参考文献）
- [1]华南中生代火山活动时空演化及其问题探讨[J]. 曹明轩,褚平利,段政,余明刚,陈荣,范飞鹏,邢光福. 地质论评, 2020(04)
- [2]福建东洋成矿带综合地球物理场特征研究[D]. 张振宇. 中国地质大学, 2020(03)
- [3]闽东古田西朝钼矿床成岩成矿年龄的厘定及其地质意义[J]. 周小栋. 华东地质, 2019(04)
- [4]北武夷冷水坑铅锌银矿田中生代岩浆活动时序的厘定及地质意义[D]. 郭恒飞. 东华理工大学, 2019(01)
- [5]中国东北小兴安岭及邻区斑岩型矿床成矿作用研究[D]. 王琳琳. 吉林大学, 2018(12)
- [6]东南沿海粤东地区晚中生代花岗质岩石成因研究与含矿性评价[D]. 贾丽辉. 中国地质大学(北京), 2018(07)
- [7]闽东梧凤楼钨多金属矿区多元地学信息数据库及找矿预测[D]. 张立凡. 桂林理工大学, 2017(06)
- [8]福建镇前地区晚中生代火山作用[D]. 林敏. 中国地质大学（北京）, 2013(04)
- [9]吉林省中东部地区侏罗纪钼矿床的地质、地球化学特征与成矿机理研究[D]. 张勇. 吉林大学, 2013(08)
- [10]吉林东部中生代内生金属矿床成矿作用研究[D]. 汪志刚. 吉林大学, 2012(09)