一、Tectonometamorphic Cycles in Different Geodynamic Conditions（论文文献综述）
赵拓飞[1]（2021）在《青海东昆仑西段卡尔却卡-阿克楚克赛地区镍、铜成矿作用研究》文中指出青海省卡尔却卡-阿克楚克赛地区位于青海与新疆交界处,大地构造位置属柴达木地块南缘,东昆仑造山带西段。研究区经历了始太古代-古元古代结晶基底的形成,中-新元古代板块汇聚、前原特提斯洋盆演化和玄武岩高原的拼贴,加里东期-海西早期原特提斯洋构造域和海西晚期-印支早期古特提斯洋构造域的演化,印支晚期-燕山早期陆内造山作用和燕山晚期-喜马拉雅期区域的隆升作用。同时漫长而复杂的构造演化过程导致区内发育多期多类型矿产资源,但近几年受客观条件所限,一些科学问题制约着找矿突破,如地质研究程度较低,部分基础地质信息模糊,区内构造演化存在争议,矿床类型和成矿作用有待深入研究。本文通过对区内各类岩体和典型矿床进行研究,完善基础地质信息,探讨成矿动力学模式,总结成矿规律,从而进一步总结区域成矿理论,辅助区内矿产勘探工作。通过对研究区内黑云二长片麻岩、石英闪长岩、花岗闪长岩和二长花岗斑岩的年代学和地球化学等研究认为:厘定阿克楚克赛地区“古元古界金水口群片麻岩”实为新元古代早期（～946Ma）片麻状黑云二长花岗岩,岩体具同碰撞S型花岗岩特征。对比发现区域上该时期岩浆活动广泛发育,认为东昆仑地区在中-新元古代发育强烈的构造-岩浆事件,其可能响应全球性Rodinia超大陆的聚合。厘定阿克楚克赛高Mg闪长岩成岩时代为加里东晚期（～426Ma）,岩石具赞岐岩类地球化学特征。加里东晚期受原特提斯洋演化的影响,万宝沟大洋玄武岩高原拼贴至北部柴达木地块南缘之上,深部洋壳板片继续俯冲发生断离,软流圈沿板片断离形成的板片窗上涌至地壳浅部形成镁铁质-超镁铁质侵入岩,上涌过程中与富Mg的断离板片熔融,形成本区高Mg闪长岩类。卡尔却卡花岗闪长岩形成于印支早期（～242Ma）。岩石为新生玄武质地壳和古老的硅铝质地壳物质混合形成,与俯冲带岩浆岩特征一致。表明印支早期与古特提斯洋俯冲有关的岩浆侵入活动强烈。阿克楚克赛二长花岗斑岩形成于印支晚期（～221Ma）。岩石为高分异I型花岗岩,岩浆主要来源于下地壳的部分熔融,并有幔源物质的加入,形成于强烈伸展的构造背景下。东昆仑地区古特提斯洋在海西晚期向北俯冲,中三叠世洋盆闭合,形成与俯冲有关的壳源岩浆。晚三叠世东昆仑地区进入后碰撞伸展阶段,岩石圈拆沉减薄导致大规模伸展作用发生,幔源岩浆上涌,直接侵位形成基性-超基性岩石。上侵过程中或与地壳物质混合形成壳幔混源岩浆,或加热地壳形成壳源岩浆。印支期岩浆活动最为强烈,是东昆仑地区最重要的岩浆-热液矿床成矿作用期。对研究区内四个典型矿床（点）进行研究,阿克楚克赛地区原被划分为泥盆纪闪长岩岩体实为辉石岩和辉长岩经自变质作用形成的杂岩体,形成时代包括加里东晚期和印支晚期。厘定含矿辉石岩锆石U-Pb年龄为416±3Ma,变质辉长岩锆石U-Pb年龄为424±3Ma。矿床类型为岩浆铜镍硫化物矿床,含矿岩浆起源于亏损地幔的部分熔融并受到俯冲组分的加入,同时侵位过程中奥陶-志留纪滩间山群大理岩地层为幔源岩浆的成矿作用提供了外源硫,Ca2+、Mg2+等离子的加入导致岩浆结晶温度降低,使岩浆中硫化物发生过饱和,从岩浆中熔离成矿。区内新发现一期晚三叠世（～220Ma）辉长岩岩体,岩体形成于造山后岩石圈拆沉减薄,幔源物质底侵的构造背景下。岩浆源区为富集岩石圈地幔,岩浆结晶分异程度差,岩相单一,硫化物熔离程度低,蚀变和矿化弱。综上,青海东昆仑西段加里东晚期铜镍硫化物矿床找矿潜力巨大,印支晚期找矿潜力一般。通过野外调研,在阿克楚克赛地区新发现一处铅、锌矿化点。早三叠世花岗斑岩（～244Ma）发生强蚀变,钻孔浅部可见青磐岩化带,西侧钻孔深部出现泥化带,并发育浸染状黄铁矿、方铅矿、闪锌矿等。铅、锌品位低且连续性好,符合斑岩型矿床的面型蚀变和分带特征。限于矿化点发现时间晚,工作程度低,目前研究仍处于蚀变带外围。但该矿化点热液蚀变强烈,蚀变带规模大,剥蚀程度小,深部有进一步勘查的潜力。该矿化点的发现表明昆中带在总体抬升大的背景下其北部存在差异性的下降,具有斑岩型矿床的找矿潜力。卡尔却卡A区分南北两矿段,南矿段成矿与硅化关系密切,矿体严格受断裂构造控制,矿石发育团块状构造,铜矿石品位高且变化大。厘定含矿石英脉Ar-Ar等时线年龄为241±2Ma,代表成矿年龄。S-Pb同位素显示成矿物质具壳幔混合特点,H-O同位素显示成矿流体以岩浆水为主并存在大气水参与。流体包裹体发育富液相、含子矿物三相和含CO2包裹体,主成矿阶段均一温度为293℃～360℃,含矿物质主要以液相形式迁移,成矿早阶段流体发生了不混溶,流体不混溶和温度降低是矿质沉淀的主导因素。综合研究认为卡尔却卡A区南矿段为受断裂构造控制的中-高温热液脉型铜矿床,而非前人认为的斑岩型矿床。北矿段矿体产于隐爆角砾岩体内,矿化厚度小,平面延长远大于垂向延伸,角砾无磨圆且未发生较大位移,隐爆作用仅发生于岩体表壳,与典型的隐爆角砾岩筒矿床不同,本文将其定为产于岩体顶部的隐爆角砾岩壳矿床。S同位素显示成矿流体主要来自岩浆;H-O同位素显示成矿流体为大气降水与岩浆水混合。流体富CO2和N2,说明可能有幔源流体参与成矿。断裂构造不发育并且未形成热液向上运移通道导致岩浆难以达到二次沸腾的条件发生持续隐爆作用。因此矿床主要为岩体顶部和裂隙中汇聚的有限气水热液发生小规模隐爆作用形成,虽能构成矿化但不具备形成大矿的潜力。卡尔却卡B区为典型的矽卡岩型铜钼矿床,围岩为滩间山群大理岩,矿床形成于花岗闪长岩与地层接触带形成的矽卡岩内。与成矿有关的花岗闪长岩年龄（～242Ma）与辉钼矿矿石Re-Os同位素年龄（～242Ma）一致,代表成矿时代为早三叠世。早期石英-硫化物阶段流体主要形成富液相和纯气相包裹体,表现为高温（253℃～390℃）中低盐度（4.0～16.1%Na Cl eq.）特征,H-O同位素显示成矿流体主体以岩浆水为主,大气水混入对成矿的影响有限。因此温度降低是矿质沉淀的主要原因。S-Pb同位素和Re含量显示成矿物质具有壳幔混合的特点。综合研究认为,花岗闪长岩侵入滩间山群地层中发生接触交代作用产生矽卡岩,岩体演化形成的含矿热液以及不断萃取地层中有用组分共同组成成矿流体,受大气降水或其他浅部地体水的混合冷却,矿质进一步在构造薄弱部位沉淀和富集,形成本区具有规模的矽卡岩型铜钼矿床。青海东昆仑西段主要有三期成矿:加里东晚期、印支早期和印支晚期。加里东晚期主要形成与板片断离有关的岩浆铜镍硫化物矿床,幔源岩浆主要来源于亏损地幔;印支早期受古特提斯洋北向俯冲的影响,主要形成与俯冲背景有关的矽卡岩型-中高温热液脉型铜钼矿床,铜主要来源于幔源岩浆;印支晚期进入后碰撞伸展环境,岩石圈拆沉,幔源岩浆底侵,导致从基性到酸性岩石均发育,主要形成与伸展背景有关的斑岩型-矽卡岩型铜、铁、铅、锌等金属矿床。青海东昆仑地区整体西段抬升剥蚀大于东段,而西段以昆中带剥蚀程度最大,以黑山-那陵格勒河断裂为界,昆中带内北部抬升剥蚀弱于南部,南部浅成矿床几乎剥蚀殆尽,找矿方向以岩浆矿床和中深成高温热液脉型矿床为主。北部抬升及剥蚀较弱,印支期斑岩型、矽卡岩型及中低温热液脉型矿床成矿和保存条件良好,但该时期岩浆铜镍硫化物矿床找矿潜力有限,应主攻斑岩型、矽卡岩型及中低温热液脉型矿床。
惠博[2]（2021）在《扬子西北缘碧口地块新元古代构造演化》文中进行了进一步梳理碧口地块位处扬子板块西北缘,保存了丰富的新元古代岩浆活动、沉积地层和构造变形等记录,是探讨扬子板块新元古代构造演化的天然窗口。然而,对于碧口地块新元古代构造演化过程及动力学机制,目前仍缺乏明确的认识。基于此,本次博士论文选取碧口地块鱼洞子杂岩、碧口群变质火山岩系、横丹群碎屑沉积岩系、镁铁质-长英质深成岩体为主要研究对象,综合开展了野外地质、岩石学、年代学、地球化学等方面的研究工作,明确了碧口地块的构造亲缘性,梳理了碧口群变质火山岩的成因机制及构造属性,厘清了横丹群的沉积时限、源区特征及构造背景,阐明了碧口地块关键岩浆作用的形成时限、成因机制及动力学背景。通过系统总结区域地质资料,综合分析已发表研究成果,探讨了碧口地块新元古代构造演化过程及动力学机制。主要取得了以下几个方面的研究成果与认识:（1）碧口地块是扬子板块西北缘早前寒武纪构造单元,演化历史可以追溯至太古代–古元古代时期。碧口地块鱼洞子杂岩中奥长花岗质片麻岩属于典型的太古代TTG类岩石,具有亏损的锆石Hf同位素(εHf（t）=+2.1-+8.1)组成,源于新生镁铁质地壳的重熔作用,代表了～2.82 Ga改造新生地壳事件。角闪斜长片麻岩属于幔源岩浆序列,锆石Hf同位素(εHf（t）=-0.9-+3.9)组分整体亏损,代表了～2.69 Ga重要的地壳生长活动。花岗片麻岩组分类似于太古代TTG类岩石,整体富集的锆石Hf同位素(εHf（t）=-3.4-+1.5)组成,由太古代地壳物质发生部分熔融形成,继承了原岩的组分特征,代表了～2.45 Ga古老地壳物质再循环事件。斜长角闪岩～1.85 Ga的变质年龄代表了古元古代末期重要的区域性变质事件。鱼洞子杂岩物质组成和构造-热演化事件与崆岭杂岩和钟祥杂岩等扬子板块内部早前寒武纪结晶基底岩系具有可对比性,表明鱼洞子杂岩与扬子板块存在潜在的亲缘性。（2）碧口地块至少在新元古代早期～880 Ma已经处于持续俯冲且伴随板片回卷的动力学背景。碧口地块镁铁质深成岩体花岩沟辉长闪长岩、林后坝辉长岩和坪头山辉长岩的形成时代一致,约为880 Ma,是目前碧口地块中已识别最早的新元古代岩浆岩记录。花岩沟辉长闪长岩与典型弧岩浆作用的地球化学信号相似,属于岩石圈地幔楔橄榄岩发生重熔作用形成的产物,原始熔体源区遭受了俯冲沉积物熔体的改造。林后坝辉长岩和坪头山辉长岩具有基本一致的主微量元素和同位素组成,与典型E-MORB的组分特征类似,是与E-MORB源区类似的深部富集地幔物质上涌,并在减压条件下发生部分熔融而形成。花岩沟辉长闪长岩形成于与俯冲相关的岛弧环境,林后坝辉长岩和坪头山辉长岩属于俯冲洋壳板片发生板片回卷机制的岩浆响应。（3）碧口地块在～860-825 Ma依旧受控于持续俯冲伴随板片回卷的动力学体制。碧口地块长英质深成岩体白雀寺石英二长岩、八海河石英二长岩和石林沟二长花岗岩侵位年龄相似,形成于～860 Ma。麻柳铺花岗闪长岩侵位时限稍晚,形成时代为～825 Ma。白雀寺石英二长岩、八海河石英二长岩和石林沟二长花岗岩具有一致的同位素组分特征,二长花岗岩是石英二长岩熔体发生强烈分异结晶作用的产物。白雀寺石英二长岩和八海河石英二长岩属于典型的埃达克质岩,具有幔源特征的锆石Hf(εHf（t）=+4.8-+6.7)和全岩Nd同位素(εNd（t）=+1.7-+2.1)组成,属于俯冲板片回卷机制下,洋壳板片受到上涌软流圈地幔物质持续烘烤发生部分熔融,与上覆地幔楔橄榄岩相互作用形成的产物。麻柳铺花岗闪长岩为典型的I型花岗岩,具有富集的锆石Hf(εHf（t）=-15.0--10.9)及全岩Nd同位素(εNd（t）=-11.8--11.9)组成,是俯冲过程中幔源岩浆底侵致使碧口地块古老地壳物质发生重熔所形成,代表了碧口地块重要的古老物质再循环事件。（4）碧口地块持续的板片回卷触发了～845-760 Ma弧后伸展活动。碧口地块碧口群变质中-基性火山岩依据地球化学特征可以划分为Ⅰ组、Ⅱ组和Ⅲ组三种类型。Ⅰ组变质中-基性火山岩组分特征类似于IAB,形成于地幔楔橄榄岩的部分熔融,源区受到早期俯冲消减组分的交代;Ⅱ组变质基性火山岩与E-MORB的配分模式类似,源于上涌的深部富集地幔物质的部分熔融;Ⅲ组变质中-基性火山岩配分模式类似于OIB,源于深部软流圈地幔,岩浆演化过程中受到少量壳源组分的改造。碧口群变质酸性火山岩可以划分为Ⅰ组和Ⅱ组两种类型。Ⅰ组变质酸性火山岩具有变化范围较大的Mg O、Ni和Cr含量,源于中下地壳的重熔,岩浆演化中有幔源物质的加入;Ⅱ组变质酸性火山岩Mg O、Ni和Cr含量低,由碧口地块古老地壳发生重熔所形成。碧口群变质中-基性火山岩和变质酸性火山岩均属于碧口地块弧后伸展体制的岩浆响应。（5）碧口地块在～720 Ma构造-岩浆活动趋于沉寂,逐步过渡为板内裂陷的动力学体制。碧口地块横丹群碎屑沉积岩系是一套富集火山物质的沉积建造,具有近源沉积特征。碎屑锆石年代学的结果显示,下部白杨组和上部秧田坝组具有一致的最大沉积时限,约为720 Ma,表明横丹群属于新元古代早-中期快速堆积的沉积序列。横丹群整体具有类似的物源属性,白杨组和秧田坝组均显示出以新元古代（～915-720 Ma）为主并含有少量古元古代-中元古代（～2450-1750 Ma）年龄的碎屑锆石年龄谱系特征,显示碧口地块和邻近的扬子板块西北缘-西缘新元古代早期岩浆弧为主要物源区。横丹群白杨组和秧田坝组碎屑沉积岩具有相似的地球化学组成,组分特征与典型弧前盆地浊积岩相似。横丹群是碧口地块新元古代早-中期沉积盆地中发育的产物,沉积时限不早于～720 Ma。（6）综合上述最新研究成果以及区域已发表研究数据,提出碧口地块结晶基底形成于太古代-古元古代时期,认为碧口地块属于扬子板块西北缘早寒武纪构造单元。新元古代时期,碧口地块构造活动趋于活跃,演化过程主要包括以下四个阶段:新元古代早期（～880-860 Ma）俯冲板片回卷和岩浆弧逐步发展阶段;新元古代早期（～845-760Ma）俯冲作用持续进行、弧后伸展机制触发和弧后裂谷发育阶段;新元古代中期（～720Ma）构造体制转换和岩浆活动沉寂阶段;新元古代中-晚期岩浆作用停滞、裂陷-拗陷盆地发展和沉积盖层发育阶段。
甘保平[3]（2021）在《敦煌地块古生代岩浆作用及其对中亚造山带构造演化的响应》文中提出敦煌地块位于塔里木克拉通和华北克拉通的衔接部位,为中亚造山带南缘具有前寒武纪变质基底的一个微陆块。敦煌地块在古生代经历了多期次、多阶段的构造演化过程,并形成了一些复杂的岩浆-变质杂岩,被认为与古亚洲洋南部俯冲-闭合过程中相关的造山事件密切有关,且其中的花岗质岩浆的成因和动力学机制对于揭示敦煌地块大陆地壳的演化和中亚造山带南缘的构造演化过程等均具有十分重要的地质意义。本论文在已有研究基础上,通过野外地质调研,选取敦煌地块北部的古生代花岗质岩石为研究对象,开展系统的岩相学、岩石学、锆石U-Pb年代学、主微量元素地球化学、矿物地球化学以及同位素地球化学（Sr-Nd-Pb-Hf）研究,试图揭示研究区古生代岩浆活动的时空分布规律,阐明古生代不同时期的岩石单元的成因机制、构造背景及深部动力学过程,从而为探讨敦煌地块古生代地壳演化和中亚造山带南缘的构造演化过程提供了依据,且取得了以下几点认识:（1）在敦煌地块东北部梁湖-小宛-大坡口子地区识别出了一套寒武纪花岗岩,锆石U-Pb年代学结果表明其侵位年龄约为510±2 Ma,为目前报道敦煌地区古生代时期最古老的深成侵入体。地球化学特征表明其属于准铝质、钙碱性I型花岗岩,具有正的εHf（t）值（+11.0～+14.7）和εNd（t）值（+2.3～+5.6）,对应的模式年龄分别为754～520 Ma和970～740 Ma,以及高的放射性成因Pb同位素特征,表明岩浆起源于新生地壳的部分熔融作用,并有少量地幔物质的加入。其中的大坡口子细粒花岗岩具有埃达克质岩石的地球化学特征,如Sr=730–733 ppm,Y=1.84–1.93 ppm和Yb=～0.21 ppm,Sr/Y=380–398,属于加厚的新生地壳（至少大于40 km的地壳深度）部分熔融的产物。结合区域地质,本研究认为敦煌地块中这些寒武纪岩体形成于一个大陆弧的构造背景,为古亚洲洋南缘俯冲作用相关岩浆事件的产物,推测古亚洲洋南缘的初始俯冲时间可能发生于早寒武世。（2）敦煌地块奥陶和志留纪的岩浆岩主要出露在北部瓜州南地区,以梁湖石英闪长岩和十工二长花岗岩为代表,锆石U-Pb定年结果表明其侵位年龄分别为455±3 Ma和431±3 Ma。地球化学特征表明二者都属于准铝质、钙碱性I型花岗岩类岩石,且具有高Sr和低Y含量,以及高的Sr/Y比值,指示具有埃达克质岩石的属性。石英闪长岩具有负的εNd（t）值（-1.3～-3.2）和正的εHf（t）值（+3.8～+8.0）,对应的模式年龄分别为1120～1090 Ma和1165～906 Ma,较高的Mg O-Cr-Ni含量和Mg#值以及Ba/La和La/Sm比值,表明其岩浆可能起源于俯冲板片（沉积物熔体+流体）部分熔融作用,随后与上覆地幔楔内的橄榄岩发生相互作用,后续在上升过程中同化了地壳物质,形成于俯冲相关的构造背景。二长花岗岩具有负的εNd（t）值（-3.6）和正到负且变化较大的εHf（t）值（-2.5～+3.0）,对应的模式年龄分别为1320 Ma和1197～547 Ma,低的Mg O,Mg#值以及Cr-Ni-Co含量,表明其岩浆源区是由加厚的新生地壳和中元古代地壳物质混合而成,并且伴有少量的地幔物质参与,属于同碰撞构造背景下的岩浆产物。通过地壳厚度的初步估算,结果显示敦煌地块早志留世地壳厚度可高达50～55 km,推测是由古亚洲洋俯冲过程中幔源岩浆底侵以及后续敦煌地块和北山造山带最南部石板山地体大约在440～430 Ma发生碰撞所致。（3）敦煌地块泥盆纪花岗岩类主要分布在三危山-东水沟-蘑菇台地区,其中东水沟岩体为复式岩体,由石英闪长岩-花岗闪长岩-黑云母花岗岩组成,锆石U-Pb年代学结果表明其侵位年龄为390～380 Ma,侵入花岗闪长岩中的晚期英安斑岩形成年龄为367±4Ma。早期石英闪长岩-花岗闪长岩和晚期侵入体英安斑岩具有岛弧岩浆的地球化学特征,属于中-高钾、钙碱性、准铝质岩系,其中石英闪长岩-花岗闪长岩具有正的εNd（t）值（-0.73～+0.38）和εHf（t）值（+3.12～+10.7）,对应的模式年龄分别为1.12～1.04 Ga和1.15～0.83 Ga,以及显示下地壳属性的Pb同位素组成。这些岛弧岩浆岩均被认为是在镁铁质幔源岩浆底侵作用下,诱发新生玄武质下地壳部分熔融作用的产物。黑云母花岗岩具有高Sr,低Y含量以及高的Sr/Y比值,表明具有埃达克质岩石的属性。此外,它们还具有高的Cr-Ni含量和Mg#值,正的εNd（t）值（+3.0）,负到正且变化较大的εHf（t）值（-3.67～+12.2,大部分大于0）,对应的模式年龄分别为1.34～0.57 Ga和0.82 Ga,以及低的Pb同位素组成,这些特征表明其可能起源于俯冲板片的部分熔融作用,随后与上覆地幔楔橄榄岩发生相互作用,并且岩浆上升期间可能受到一定程度的中元古代地壳的混染。（4）本研究从三危山-黄水沟北地区敦煌群中厘定出了450～440 Ma的片麻状英云闪长岩（属于第二、三岩组）和368±3 Ma的酸性火山岩（属于第四岩组）。片麻状英云闪长岩具有岛弧岩浆的特征,显示相对富集大离子亲石元素（如Rb,Ba,U和Pb）,亏损高场强元素（如Nb,Ta和Ti）的特征,具有变化范围较大的εHf（t）值（-9.7～+10.4）,表明岩浆起源于新生地壳物质和古老地壳物质的部分熔融作用。三危山酸性火山岩有负的εHf（t）值（-5.6～-1.9）,古元古代的模式年龄（平均年龄为1640 Ma）,指示岩浆起源于古老下地壳物质的熔融。结合已有的研究,表明敦煌群可能最晚形成于晚泥盆世（～368Ma）,并非之前所认为的形成于1.95～1.83 Ga。（5）综合已有的研究,本论文认为敦煌地块属于中亚造山带南部的一个具有太古代-古元古代变质结晶基底微陆块。在早寒武世沉积盖层形成之后,在古生代乃至中生代其遭受了古亚洲洋南部俯冲-增生造山作用过程的强烈改造,使其地壳发生活化,在整个敦煌地区形成了广泛的寒武纪-二叠纪岩浆岩和晚奥陶世-泥盆纪变质岩。其中古生代岩浆作用大致可划分为六期:中寒武世（～510 Ma）,晚奥陶世-早志留世（～440 Ma）,早泥盆世（～410 Ma）,晚泥盆世（390～360 Ma）,中石炭世（～335 Ma）,中-晚二叠世（～250～280 Ma）,这些时代所发育的岩浆岩大部分属于富钠、钙碱性、准铝质-弱过铝质的I型花岗质岩石系列。敦煌地块经历了早古生代俯冲-碰撞造山过程和晚古生代俯冲-碰撞-伸展的两期构造演化过程,并在志留纪和石炭纪发生了两次地壳增厚事件（厚度达50～55 km）。此外,敦煌地块小宛地区和三危山地区分别属于寒武纪和泥盆纪时期的岩浆弧,该弧岩浆作用可能对敦煌地块北部古生代的地壳生长起了重要作用,而敦煌地块南部晚志留世-石炭纪岩浆作用事件主要以古老地壳再造为主。
杜秋定[4]（2020）在《湘黔桂地区新元古代中期盆地演化及动力学机制研究》文中提出新元古代武陵造山作用的结束,代表了华南陆块的最终聚合。因此,造山带结束时代的认识对华南陆块形成与演化起到了至关重要的作用。目前武陵造山运动结束时代及机制有两种不同的认识:一种观点认为扬子陆块与华夏陆块造山的时间发生在820-800 Ma,主要原因是在华南诸多省份广泛存在的角度不整合面,不整面以下冷家溪群及相当地层的沉积时限为860-830 Ma,不整合面之上板溪群及相当地层沉积的最大时限为820 Ma。冷家溪群（四堡群、梵净山群）、板溪群（高涧群、下江群、丹洲群）在沉积建造、变形样式、变质作用方面有显着差异和明显的沉积作用间断。而且该时间820 Ma大规模S型花岗岩则属于“造山”或“后造山”型花岗岩。另外一种观点认为华南裂谷盆地开启应在890-850Ma之间,造山期田里片岩记录的最后一期变质变形作用时代为940 Ma,双溪坞地区与岛弧有关岩浆作用为890 Ma,赣东北西湾地区蛇绿混杂岩仰冲型花岗岩侵位时间为880 Ma,浙北及攀西地区约850 Ma的双峰式火山岩、碱性杂岩及同期辉绿岩脉代表了非造山岩浆作用。这样湘黔桂盆地广泛分布的角度不整合面以下的地层（冷家溪群、四堡群、梵净山群）则同属于裂谷作用沉积的地层。扬子和华夏板块之间在约900 Ma经过四堡造山运动拼合在一起,形成统一华南地块;随后870-850 Ma,华南地块发生了初始裂解,大规模裂解的机制是由地幔柱为驱动力。但是,其它研究者认为扬子和华夏地块间通过增生造山的方式实现了最终的拼合。扬子板块的西缘在新元古代一直处于板块俯冲阶段。Rodinia超大陆外缘增生造山,超大陆内部岩石圈伸展-裂解,这个模型的驱动机制是扬子和华夏板块处于Rodinia超大陆的边缘,俯冲带的后撤引发了超大陆内部发生裂解。在湘西南芷江-隆回石桥铺地区冷家溪群与板溪群（高涧群）地层之间存在角度不整合,但是在湘西南城步地区尚未发现冷家溪群与高涧群良好的接触关系。城步地区岩体的侵入时代及岩体类型有不同认识:侵入云场里组叶溪江和浆坪两个岩体年龄分别为828 Ma和805 Ma,这些有幔源物质加入的I型花岗岩认为与洋壳俯冲有关的岛弧（或陆缘弧）花岗岩（柏道远等,2010）。Huang et al.（2019）获得江南造山带西段叶溪江和报木坪的年龄为805 Ma,807 Ma,两个岩体为S型花岗岩,叶溪江与报木坪岩体是扬子和华夏板块拼合后伸展构造背景下软流圈上升侵位。在湘西南地区侵入高涧群早期地层砖墙湾组与黄狮洞组中一些花岗岩岩体测年为835.6Ma,840Ma（黄建中等,2018）,由此确认岩体围岩属于新元古代板溪期沉积,推测冷家溪群与高涧群之间为连续沉积。这些岩体的时代与源岩性质、地层的识别对华南盆地演化的认识也起到重要的作用。论文通过对扬子东南缘新元古代中期盆地充填序列及充填物自身的沉积序列和物源结构面的转换分析,识别新元古代中期盆地的性质。论文重点剖析:1)芷江冷家溪群与板溪群结构转换的沉积物与地球化学特征;2)城步地区花岗岩体的时代、源岩性质及动力学背景;3)综合分析扬子东南缘新元古代中期盆地充填序列及冷家溪群（四堡群、梵净山群）与板溪群（高涧群、下江群、丹洲群）之间、板溪群（高涧群、下江群、丹洲群）内部、板溪群（高涧群、下江群、丹洲群）与上覆冰期地层之间沉积结构转换特征。本论文初步认识如下:（1）传统上,根据板溪群内部岩石沉积组合特征将其一分为二:即上板溪群和下板溪群。综合扬子地块板溪群沉积充填序列及新元古代中期不同阶段广泛发育的多幕式岩浆活动。板溪期沉积序列应该划分三个阶段是较为可行的。即1)盆地开启与初始海侵阶段（820-800 Ma）;2)构造热事件与差异隆升阶段（800-760 Ma）;3)区域沉降阶段（760-720 Ma）。（2）华南新元古代沉积盆地从盆地开启至冰期事件地层沉积存在三次沉积-构造转换面。研究表明:1)板溪群与冷家溪群角度不整合面代表了一定时间的沉积间断。角度不整合之下为冷家溪群陆棚-三角洲相,明显的向上变浅的沉积演化序列特征。不整合面之上的板溪群底部为一套陆相沉积物,洪积、冲积扇及河流组成的低水位沉积物,是盆地充填、封闭和回返的过程,代表盆地性质发生转变。因此,这个角度不整合代表了盆地的消亡和新生。2)板溪系内部五强溪组、架枧田组的底与下伏地层之间为平行不整合,新元古代裂谷盆地开启早期,构造-沉积分异作用,同裂谷相变很大,使得盆地边缘区地层序列不完整。盆地深度增加,沉积海盆萎缩、海平面迅速大幅度下降、滨岸线逐渐向盆地迁移,造成了局部地区陆架暴露,与盆地内部构造掀斜作用有关,这并非造山运动的结果。3)板溪系晚期与南华系之间沉积转换特征也较为明显。板溪系沉积晚期是一个特殊的沉积时期。板溪系沉积结束后,就是全球规模的Sturtian冰期。板溪群、下江群等顶部与南华冰间之间普遍存在一个平行不整合或地层缺失记录。湘黔桂盆地局部地区,板溪群、丹洲群、下江群等上部地层又表现出向上变浅的进积型海退序列。泗里口剖面长安组底部低水位杂砂砾岩沉积楔状体的出现,说明二者之间存在明显的进积沉积序列转换面。（3）在同位素年代学研究方面,城步花岗岩的同位素数据表明,侵入时代为822.3±9.9 Ma,而下交点的206Pb/238U年龄为808±11 Ma代表了后期叠加地质事件的年龄。湘西城步地区S型花岗岩侵入的围岩为冷家溪群,并非高涧群沉积早期地层;冷家溪群与高涧群在该地区并非连续沉积,不存在新元古代残留海（洋）盆。湘西芷江地区角度不整合面以下冷家溪地层获得锆石U-Pb的同位素年代学数据表明,沉积间断时间为832-808 Ma,冷家溪群最大沉积年龄为832Ma,裂谷盆地的开启时间不早于822 Ma。这与江南造山带西段桂北-梵净山-芷江一线冷家溪群、四堡群、梵净山群的最大沉积年龄相似;经造山运动后,裂谷盆地开启后接受沉积物的时限是一致地,与传统认为江山造山带西段桂北裂谷盆地早于其它地区开启有所不同。
高峰[5]（2020）在《扬子板块西北缘新元古代早－中期构造演化 ——来自碧口微地块横丹群沉积地层的证据》文中认为扬子板块西北缘新元古代早-中期构造演化过程是扬子板块乃至华南板块前寒武纪地质研究的重要科学问题之一。深入理解该科学问题对于进一步精确地重建新元古代Rodinia超大陆的古地理格局并约束其裂解机制具有重要理论意义。在详细的野外地质调查基础上,本文通过系统的地层学、沉积学、构造地质学、同位素年代学、岩石地球化学和锆石Hf同位素等多学科方法对扬子板块西北缘碧口微地块北部新元古代中期横丹群的地层序列、沉积时限、沉积物源、沉积环境和构造变形特征进行了综合研究。在此基础上,结合前人研究成果限定和重建了扬子板块西北缘新元古代早-中期的构造演化背景及演化过程,并对扬子板块（或华南板块）在新元古代Rodinia超大陆古地理格局中的位置及该超大陆的裂解机制进行了探讨。主要取得以下进展和认识:1.横丹群自下而上可划分为白杨组、秧田坝组和口头坝组,总体呈向上变细的层序特征。白杨组主体为一套灰绿色火山质碎屑重力流沉积岩系,可划分为下段和上段两个岩性段,下段岩石类型主要为浅灰绿色-灰绿色凝灰质砂岩、粉砂质-泥质板岩、含砾粗砂岩和砾岩等,上段岩石类型以浅灰绿色-灰绿色凝灰质砂岩和粉砂质-泥质板岩为主。秧田坝组主体为一套灰色-灰黑色陆源碎屑重力流沉积岩系,可划分为下段和上段两个岩性段,下段岩石类型以灰色-灰黑色砂岩、粉砂质泥质板岩、含砾粗砂岩和砾岩为主,上段岩石类型以灰色-灰黑色砂岩和粉砂质-泥质板岩为主。口头坝组岩石类型主体为层厚为厘米级-毫米级的细砂岩、粉砂岩和粉砂质-泥质板岩,呈韵律互层状,单层厚度较小,但累计厚度较大,局部可见硅质岩条带或团块。白杨组岩相类型根据沉积过程中支撑沉积物颗粒的主要作用机理可分为火山质碎屑浊流沉积相、火山质碎屑碎屑流沉积相和火山质碎屑液化流沉积相等。秧田坝组岩相类型根据沉积过程中支撑沉积物颗粒的主要作用机理可进一步划分为陆源碎屑浊流沉积相、陆源碎屑碎屑流沉积相等。口头坝组主体为陆源碎屑浊流相-深海相沉积组合。横丹群垂向沉积序列组合的类型多样,主要包括滑塌沉积与浊流沉积的垂向沉积组合、多期叠置的碎屑流沉积组合、多层叠置的浊流沉积组合和浊流与深水悬浮沉积组合等典型沉积序列,它们的空间分布特征综合指示横丹群为一套半深海-深海相斜坡重力流沉积。2.岩相学和碎屑骨架成分统计表明横丹群砂岩的结构成熟度和成分成熟度均较低,杂基含量较高且多为泥砂质。白杨组砂岩的主要岩石类型为长石岩屑砂岩和岩屑砂岩,秧田坝组砂岩的主要岩石类型为岩屑长石砂岩和长石岩屑砂岩,二者平均碎屑骨架成分分别为Q19F18L63和Q32F34L34,且它们的物源区具有从未切割弧或过渡弧向切割弧演化的趋势。此外,秧田坝组砾岩层中两颗花岗岩砾石的结晶年龄（743±6 Ma和762±4 Ma）和岩相学特征指示米仓山-汉南微地块中的新元古代岩浆岩可能为横丹群的重要物源。砂岩岩石地球化学研究结果显示白杨组、秧田坝组和口头坝组砂岩的岩石地球化学特征较为相似,与国际标准（PAAS,NASC和UCC）地层相比,Si O2、Na2O含量较高,Ti O2,Fe2O3T,Mg O,K2O,P2O5含量较低,具轻稀土元素相对富集,呈轻稀土元素右倾、重稀土元素平坦的配分曲线模式,且主体呈正Eu/Eu*和Ce/Ce*异常。砂岩岩石地球化学特征指示横丹群砂岩物源区的化学风化作用和搬运过程中的沉积物再循环作用程度较弱,同时表明横丹群的物源区主体应由中-酸性岩浆岩组成且该群的沉积环境应与大陆岛弧体系相关。碎屑锆石U-Pb年代学研究表明白杨组、秧田坝组和口头坝组砂岩的碎屑锆石U-Pb年龄组成特征也较相似,碎屑锆石年龄主体均介于ca.950-740 Ma,均显示出单峰的特点,与汇聚构造环境中碎屑沉积物的碎屑锆石U-Pb年龄谱特征相似。此外,该年龄段（ca.950-740 Ma）的碎屑锆石主体为次棱角-棱角状且发育岩浆振荡环带,指示横丹群的物源区分布较近且主体应由新元古代早-中期岩浆岩构成。最年轻的峰值年龄（n≥3）限定白杨组和秧田坝组的沉积下限为740 Ma,口头坝组的沉积下限则为ca.722 Ma。3.结合前人研究成果,横丹群为一套于ca.740-717 Ma期间沉积就位于扬子板块西北缘叠置于碧口岩群之上弧前盆地中的半深海-深海斜坡重力流沉积岩系,物源主要为分布于扬子板块西北缘的新元古代岩浆岩,米仓山-汉南微地块为其主要物源区。4.根据对横丹群现今构造变形特征及相关构造要素的统计和分析,按照构造变形岩石及组合差异,划分出四期构造变形序列。第一期（D1）（主构造变形期）构造变形主体为压扁-剪切褶皱变形并伴随有韧性逆冲断层构造,该期构造变形与新元古代中-晚期（ca.717-700 Ma）扬子板块西北缘陆-陆或弧-陆碰撞造山作用相关;第二期（D2）构造变形为地质体边部或应力集中带中发育的斜向逆冲推覆构造变形,该期构造变形与扬子板块西北缘印支期陆内造山作用相关;第三期（D3）构造变形为地质体边部或应力集中带中发育的脆韧性走滑剪切变形,与燕山期碧口微地块的向西挤出逃逸过程相关;第四期（D4）构造变形为地质体边部脆韧性-脆性剪切变形,与喜山期碧口微地块的向东楔入过程相关。5.扬子板块西北缘在新元古代早-中期（ca.835-720 Ma）为活动大陆边缘构造环境。结合区域地质研究成果,扬子板块西北缘中元古代晚期-新元古代构造演化阶段可以划分为:（1）中元古代晚期（ca.1200-1000 Ma）被动大陆边缘构造环境阶段;（2）新元古代早-中期（ca.950-720 Ma）长时期俯冲作用阶段,发育增生造山作用;（3）新元古代中-晚期陆-陆或弧-陆碰撞（ca.720-700 Ma）阶段及随后的伸展裂解阶段（ca.700-541 Ma）三个主要构造演化阶段。其中新元古代早-中期构造演化过程还可细分为前进式俯冲作用阶段（ca.950-820 Ma）,构造体制转换阶段（ca.820-800 Ma）和后撤式俯冲阶段（ca.800-720 Ma）。在此基础上,进一步结合前人研究成果获得了扬子板块（或华南板块）应位于Rodinia超大陆的西北缘和Top-down模型是导致超大陆边缘位置裂解的主导性作用机制等初步结论。
陈维[6]（2020）在《漳州盆地构造演化模式及动力学数值模拟》文中研究说明我国福建东南沿海地区发育的漳州盆地、福州盆地以及邻近的潮汕盆地等一系列新生代滨海盆地,还有同时伴生的北西向断层,它们构成了十分瞩目的地质现象,在地理位置上构成了向南东凸出的锯齿状弧形,属于中国大陆边缘陆域地块的最前缘。这些滨海盆地在毗邻中国东部新生代边缘海的同时又与地球上最活跃的造山带之一,台湾造山带隔海相望,它们最有可能记录了新生代以来西太平洋俯冲带活跃的沟-弧-盆系统对邻近陆域地块的影响。漳州盆地因其独特的地理和构造位置而具有了最典型的研究价值,具体表现为以两侧近似等距的方式位于福州盆地和潮汕盆地之间,同时又正对台湾造山带。因此,以福建漳州盆地的新生代构造演化模式为例,探究中国东南沿海陆缘带陆壳上的北西向断层以及锯齿状分布的滨海盆地的成因机制,进一步分析现代活跃的沟-弧-盆系统对邻近陆域地块的构造影响,可以为更深入地认识大陆边缘动力学机制以及洋陆相互作用过程提供实例。基于大量野外构造变形特征、地球物理资料的综合解析和数值模拟相结合的方式,通过对漳州盆地的几何学、运动学、年代学与动力学特征这四个方面内容进行研究,获得了关于盆地构造演化模式及其地球动力学机制的以下几点认识。（1）漳州盆地是一个在北东和北西走向的两组断裂共同约束下形成的扇形伸展盆地,其中北东向断裂以正断运动为主,北西向断裂以走滑运动为主。通过综合考虑盆地周缘构造格局的空间差异性、主要断裂的构造变形特征、构造地貌的完整性和连续性、第四系沉积物的分布等特征,重新厘定盆地的范围为北起岩溪镇北部弧形山脊,南达大帽山,西以天宝大山一线为界,东侧大致以岩溪镇-陈巷镇-郭坑镇-白云山等地断续为界共同围限的北窄南宽的扇形平坦地形区域。（2）漳州盆地是一个形成于第四纪时期的伸展盆地,以第四系沉积物直接盖于中生代花岗岩上为主要特征,其几何形态与构造格局主要受到了北西向断层两期构造变形的控制。早期阶段以北西向正断层作用为主,导致盆地周缘的构造组合型式由沿海往陆内呈现出规律性的空间变化:东侧的河口区表现为一系列强烈断陷形成的河口海湾,西部高山区则为强烈隆升的线性山脊。晚期以走滑断层作用为主,在盆地北侧和东侧形成了三个由北西向走滑断层控制的转换伸展带。这些北西向左行走滑断裂叠加改造了中生代时期形成的北东向断层,三个转换伸展带内的转换拉伸作用由北往南表现为逐渐增强的趋势,是近平行的北西向断裂之间差异性滑动的结果,它们造成了扇形盆地的被动伸展和东侧断续边界。（3）漳州盆地在新生代时期经历了从晚中生代北东向伸展构造体系向北西向伸展构造体系的转变。以海门岛早新生代基性岩脉的侵入为标志,强烈的北东东（北东）-南西西（南西）向伸展作用在研究区形成了大量北西向正断层和高角度节理。这些正断层在盆地东、西部分别构成了地堑式和地垒式的差异性构造格局,在力学性质则分别代表了盆地东侧沿海一带水平伸展和西侧陆内地区的水平挤压,反映了陆缘带构造应力场在由海往陆方向上存在着着空间上的变化。（4）漳州盆地及其周缘构造格局的空间差异性变化是不均匀构造应力场作用的结果。以沙建、漳州以及龙海以东将研究区分为三个区块,断层滑移矢量结果表明在这三个区块内分别反映了三种不同的最大主应力状态。比如,沙建地区的最大主应力呈北西-南东向;漳州地区则以近垂直的最大主应力为主;龙海以东的地区表现为垂向最大主应力和北东-南西向最大主应力相结合的特征。基于大量节理优势方位统计获得了最大主应力方位,结果显示盆地及其以东的最大主应力方位受北西向走滑断裂的影响,相对于西部发生了近20°的逆时针旋转。（5）漳州盆地的主要断裂在晚新生代时期兼具正断层作用和走滑断层作用。现代地震活动和地震机制解分析表明,福建沿海和台湾造山带西侧处于不同的构造应力场状态下,前者以正断层和走滑断层活动为主,后者以逆断层和走滑断层为主。这些形成于晚新生代时期的北西向走滑断裂可能现今仍在持续活动,并继续控制着滨海陆缘带的构造演化。最新的正断层作用则是在北西向走滑断裂转换拉伸作用下形成一组北东东向次级构造,以厦门-海沧一带的雁行山脊最为典型。（6）漳州盆地的两期构造演化受到了洋陆相互作用下陆缘带的弧形弯曲和弧后洋壳侧向挤出的影响。数值模拟结果表明陆缘带在俯冲汇聚背景下可以发生弧形弯曲变形,以陆缘带洋壳及其内部的岩浆岛弧在挤压作用下被侧向挤出为主要特征,这个过程导致陆缘地壳和俯冲带发生了弧顶相对凸出的协同弯曲变形。俯冲板片在后撤过程中可以形成弧形应变带和放射状应变带,其中,弧形应变带会向俯冲板片的后缘跃迁,说明板片后撤过程中俯冲带向洋跃迁并不是原俯冲带随板片迁移的结果,而是新生的薄弱带;放射状应变带具有等距分布的特征,可以造成陆缘形态的扰动,最终在陆壳内部形成等距分布的断层构造。综上,本文以漳州盆地的构造演化为例,结合区域地质演化提出了晚中生代北东向构造格局在盆地演化中的继承性作用,并对新生代时期盆地形成的主控因素进行了探讨。在考虑西太平洋板块俯冲的影响下,利用有限元数值模拟对陆缘带的弧形弯曲和弧后洋壳的侧向挤出进行了实验验证。漳州盆地的两期构造演化受到了晚中生代以来洋陆相互作用的影响,其地球动力学机制可以归纳为西太平洋俯冲带的远缘效应在陆缘地壳上的响应。
蒋子文[7]（2020）在《鄂尔多斯盆地南部上古生界山1-盒8段物源分析及盆山耦合关系研究》文中认为鄂尔多斯盆地晚古生代地层发育广泛,含油气资源丰富。但盆地南部上古生界研究相对薄弱,油气勘探程度低,仍无重大勘探突破,特别是盆地南部物源不明确严重制约着该地区天然气勘探。盆地南缘秦岭造山带演化过程对鄂尔多斯盆地的形成演化、沉积建造以及油气藏的形成与改造都具有重要控制作用。然而,至今有关秦岭造山带构造演化对鄂尔多斯盆地物质充填与沉积过程的耦合关系尚不十分清楚。基于此,通过对鄂尔多斯盆地南部钻井岩心和野外露头剖面观察、古流向分析,以及砂岩碎屑组分和重矿物特征分析,结合沉积地球化学和碎屑锆石同位素U–Pb定年及Lu–Hf同位素物源示踪等方法综合研究,重点分析鄂尔多斯盆地南部山1–盒8段沉积物源,进而探讨鄂尔多斯盆地南部古生代中晚期沉积充填与周缘造山带演化耦合关系。得出如下认识:（1）鄂尔多斯盆地南部1段和盒8段沉积期古流向、砂岩类型、岩屑类型及其相对含量、重矿物类型及其分布特征基本一致,具有良好继承性。但西南部和东南部上述特征差异大,表明两地区物源供给具有明显差异。（2）沉积地球化学分析表明,鄂尔多斯盆地南部山1–盒8段物源主要来自石英质旋回物源区,中性火成岩和镁铁质岩物源区次之,反映物源主要来自稳定陆块再旋回物质,活动造山带的物质次之。（3）综合物源分析表明,鄂尔多斯盆地南部山1–盒8段物源主要来自华北古老基底再旋回物质,其次来自北秦岭–北祁连造山带源区。与东南部相比,西南部出现中元古代和新元古代末期年龄组锆石,暗示两地区物源存在明显差异。西南部物源主要来自华北古老基底再旋回物质和北秦岭–北祁连造山带物质,少部分来源可能与陇山杂岩和龙首山杂岩相关;东南部物源主要来自华北古老基底再旋回物质和北秦岭造山带剥蚀区物质。由山1段沉积期到盒8段沉积期,北秦岭–北祁连造山带为盆地南部提供的充填物质增多,反映周缘造山带自山1段沉积期之后隆升速度加快,向盆内输入更多供给物质。（4）鄂尔多斯盆地南部山1–盒8段350260 Ma年龄组碎屑锆石可能来自北秦岭造山带,揭示北秦岭造山带在350260 Ma,尤其是320260 Ma期间曾存在目前还未被充分揭示的构造热事件。（5）盆山耦合关系研究表明,420 Ma随着秦岭洋盆的消减闭合,北秦岭开始整体隆升,并引发华北克拉通抬升,一直持续至360 Ma。晚古生代以来,在南秦岭南部伸展、勉略洋盆打开的拉张背景下,石炭纪开始,华北盆地再次沉降接受海相沉积。早二叠世勉略洋盆的俯冲挤压使秦岭进一步隆升,造成鄂尔多斯盆地大规模海退并转入陆相沉积环境。此后华北与杨子两大陆块碰撞拼合,秦岭持续隆升遭受剥蚀并向盆内输入大量物质。
徐清俊[8]（2020）在《华南东南缘晚三叠世-早白垩世沉积记录 ——对古太平洋板块俯冲的指示》文中研究指明华南板块在早中生代期间经历了从东-西向特提斯构造域向北-东向古太平洋构造域的构造体制转换,其转换必然与古太平洋板块的西向俯冲有关,然而构造体制转换的时限和古太平洋板块俯冲过程仍然存在争议。华南板块东南缘粤东盆地和永安盆地是特提斯构造域和古太平洋构造域两大构造域的叠合地带,其保留完好的沉积序列是研究和发掘中生代构造演化信息的理想载体,而且对弧后盆地沉积记录的研究有助于加深板块俯冲历史与上覆板块盆地沉积关系的认识。本次研究以华南板块东南缘粤东盆地和永安盆地晚三叠世-早白垩世整体沉积序列为研究对象,通过详细的野外地质调查以及系统的采样、开展盆地沉积相、碎屑锆石U-Pb年代学、岩相学、碎屑锆石地球化学等研究,建立沉积盆地的“源-汇”体系,并结合华南中生代构造变形、岩浆活动、岩相古地理、古流数据等地质资料,探讨华南板块构造体制转换的时限以及古太平洋板块的俯冲模式。取得的主要认识如下:（1）盆地沉积相研究表明粤东盆地和永安盆在晚三叠世为浅海相和三角洲相沉积;早侏罗世浅海相沉积范围扩大;中侏罗世为湖泊相、扇三角洲,三角洲相、河流相;晚侏罗世-早白垩世早期为火山岩盆地,盆地沉积相的改变是华南东南缘对海侵-海退的响应,也是盆地由扩张到收缩的反映。（2）“源-汇”体系分析表明晚三叠世粤东盆地物源主要来自于扬子板块西南缘/南缘、海南岛地区、云开大山、南岭带等地,而永安盆地物源则主要来自于盆地北部的南武夷山、南岭带东段、海南岛地区等地。早-中侏罗世,粤东盆地和永安盆地具有多物源区域,既有克拉通内部的物源供给,包括云开地区、扬子西南缘、南武夷山、浙西南-闽东北、日本西南部、南岭构造带等,也有来自推测的东部大陆岩浆弧带。早白垩世,凝灰岩物源既有盆地北部、东部沿海地带、大陆岩浆弧物源的供给,同时也有浅部地壳物质和壳幔耦合物质的加入。（3）永安盆地和粤东盆地晚三叠世-早白垩世早期碎屑岩碎屑锆石主要年龄峰值的变化,以及对应物源区域的转变,是对华南板块从古特斯构造域向古太平洋构造域的构造体制转换的响应,这种转变开始发生在早侏罗世时期,完成时间为165±5 Ma;综合岩浆岩同位素年代学、构造地质学、沉积学等方面的研究成果,表明古太平洋板块于早侏罗世（～200 Ma）开始低角度向华南东南缘俯冲,一直持续到早白垩世早期（～135 Ma）,且俯冲角度不断变大。侏罗纪-早白垩世早期（200-135 Ma）,华南板块东南缘东海-南海一带发育一条活动的大陆岩浆弧带,且向华南板块东南陆缘移动;古太平洋板块的西向俯冲导致了浙西南-闽西北地区以及华南板块东部的隆升剥蚀,控制了华南板块东南缘侏罗纪-早白垩世沉积盆地的物源特征和构造格局,粤东盆地和永安盆地为受古太平洋构造域控制的弧后前陆盆地。
崔晓庄[9]（2020）在《扬子陆块西南缘前寒武纪构造演化及其对超大陆旋回的响应》文中研究指明扬子陆块西南缘,即传统意义上的“康滇地轴”,保留了华南最为完整的前寒武纪地质记录,一直是开展前寒武纪地质学与超大陆重建研究的理想工作区。本文在详细野外调研的基础上,对扬子陆块西南缘元江地区撮科杂岩的变花岗质岩以及会理地区通安组和会理群的火山-沉积序列,进行了系统的岩石学、地层学、沉积学、全岩地球化学、锆石U-Pb年代学及Hf同位素分析。确定了撮科杂岩的形成时代、岩石成因及变质过程,恢复了扬子陆块西南缘太古代-古元古代的地壳演化史,探讨了扬子陆块初始克拉通化与Nuna超大陆聚合的时空联系;揭示了通安组和会理群的地层时代、沉积物源及火山岩成因,解析了扬子陆块西南缘中元古代的盆地动力学演化过程,并探讨了其对全球超大陆旋回的响应。撮科杂岩是最近在扬子陆块西南缘识别出的早前寒武纪基底杂岩,对探究早期大陆地壳演化具有重要意义。6件变花岗质岩样品的锆石颗粒具有清晰振荡环带、较高的Th/U比以及岩浆REE模式,指示其为岩浆成因。同位素年代学数据表明,3件奥长花岗质片麻岩的形成年龄为3061±23、3073±23和3110±6 Ma,是目前已知的整个扬子陆块南部的最古老基底岩石。它们的εHf（t）值介于-3.2与2.6之间,对应的亏损地幔二阶段模式(TDM2)年龄为3.52～3.43 Ga,指示来自古太古代地壳物质的再造。2件片麻状花岗闪长岩和1件片麻状二长花岗岩的结晶年龄分别为2855±16、2853±14和2857±9 Ma,指示一期重要的～2.85 Ga岩浆事件。这些样品具有正的εHf（t）值（0.2～5.0）和较年轻的TDM2年龄（3.26～2.97 Ga）,指示它们形成自新生陆壳的重熔。这些锆石Hf同位素数据揭示,撮科杂岩记录的地壳增生事件最早发生于古太古代早期（～3.5 Ga）,随后于中太古代早期（～3.1 Ga）同步发生了显着的地壳增生和再造事件,最后于中太古代晚期（～2.85 Ga）再次经历了地壳改造。综合已发表的扬子陆块太古代基底杂岩的锆石U-Pb-Hf数据,确认它们具有不同的形成与演化过程。古元古代岩浆岩对研究扬子陆块早期演化及其在全球超大陆构型中的定位具有重要意义。SHRIMP锆石U-Pb定年结果揭示2件变二长花岗岩结晶于～2.22和～2.35 Ga,1件变花岗闪长岩结晶于～2.36 Ga,1件花岗质片麻岩结晶于2.34 Ga,并记录了～1.96 Ga变质作用。LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果表明2件变二长花岗岩的侵位年龄为～1.94和～1.89 Ga。这些样品具有负的锆石εHf（t）值（-14.0～-1.9）和明显老的TDM2年龄（3.50～2.93 Ga）,指示大量古-中太古代地壳物质参与了古元古代的多期次地壳再造。结合岩石学和地球化学数据,确定它们为古老地壳源岩部分熔融形成的过铝质花岗岩。2.36～2.33 Ga变花岗质岩代表一次碰撞事件终止后的后碰撞岩浆作用,而～2.22 Ga A2型花岗岩则可能产自与增生事件有关的弧后伸展环境。整合、对比扬子陆块东部与西部的古元古代锆石年龄数据,证实二者具有不同的构造-岩浆演化历史。其中,西部以广泛发育早古元古代（2.5～2.2 Ga）岩浆作用为特色,并经历了多期区域变质作用（2.50,2.36,1.97～1.95和1.86～1.83Ga）;形成鲜明对比的是,东部仅经历了2.15～1.85 Ga与俯冲、碰撞相关的岩浆和变质作用。扬子陆块广泛分布的2.0～1.9 Ga岩浆和变质记录可能响应于其初始克拉通化过程,与全球Nuna超大陆的聚合有关。火山-沉积序列可形成于各种类型的沉积盆地中,是探究超大陆聚合与裂解过程中地球深部动力学与表层盆地响应的关键记录。通安组是扬子陆块西南缘最具代表性的中元古代早期火山-沉积序列之一。系统的年代学和地球化学分析表明,通安组一段底部变变玄武岩结晶于1.73～1.72 Ga,显示类似于OIB的地球化学性质;而三段中上部变凝灰岩和变玄武岩的形成时代为1.55～1.45 Ga,变玄武岩具有可与E-MORB相对比的地球化学特征。详细的野外观测和沉积学研究证实,一段为形成于陆内裂谷盆地的洪积扇-辫状河-滨岸相沉积,二段代表后裂谷热沉降阶段的稳定台地环境,三段已演化为深海盆地,可见发育于大陆斜坡的浊流沉积,四段为海洋环流不受限制的陆表海环境。碎屑锆石形态学与U-Pb年龄指示,通安组的碎屑物源主要为扬子陆块与多期碰撞事件有关的古元古代岩浆岩。综合区域岩浆-变质-沉积事件记录,确认以通安组为代表的中元古代早期火山-沉积序列较为完整地记录了1.75～1.40 Ga期间扬子陆块西南缘由陆内裂谷盆地演化为被动大陆边缘的地球动力学演化过程,是全球Nuna超大陆裂解背景下岩石圈长期伸展的结果。通过系统研究盆地沉积序列中碎屑锆石的特征年龄和Hf同位素,可揭示沉积物源和盆地动力学的转换过程。会理群作为扬子陆块最具代表性的中元古代晚期地层之一,被认为是对Rodinia超大陆聚合的沉积响应。采自会理群层型剖面的变碎屑沉积岩的碎屑锆石最年轻峰值年龄将其沉积时代大致限定为1.1～1.0 Ga。碎屑锆石U-Pb年龄谱显示会理群内部碎屑物源发生了急剧转变。其中,力马河组以2.34～1.72 Ga的碎屑锆石为主,具有多个物源供给区,如中元古代早期地层的沉积再循环;相比而言,天宝山组的物源具有双向性,主要剥蚀自邻近的岩浆岩,特别是同沉积作用的岩浆岩比例显着增加。基于本文新数据和区域地质观察,提出了一种新的中-新元古代沉积盆地动力学演化方案,即由早期（约1.18～1.06 Ga）的被动大陆边缘裂谷盆地演变为晚期（约1.05～0.94 Ga）的弧后伸展盆地。此外,认为扬子陆块中元古代晚期地层序列可能是Rodinia超大陆聚合之前的沉积记录。
肖倩茹[10]（2019）在《滇西临沧花岗岩时空格架与岩石序列及成因》文中指出地处青藏高原东南缘的滇西三江特提斯构造带广泛发育原-古特提斯洋-陆转换的岩浆记录,是研究特提斯造山带构造-岩浆作用及其动力学机制的重要窗口。临沧花岗岩基是该区最大规模的复式岩基,前人对该岩基开展了岩石学、年代学和地球化学等研究工作,对其成因机制和构造背景也取得了深入认识。然而,已有研究均聚焦于岩基的主体——三叠纪二长花岗岩,缺少对临沧花岗岩基开展岩石单元的系统解体,缺少对各岩石序列和时空格架的精细厘定,更缺乏对包体和寄主花岗岩的成因联系研究,这制约了对该区特提斯构造演化、岩浆动力学机制及陆壳演化的准确认识。论文以临沧地区花岗岩类及其包体为主要研究对象,运用板块演化理论,通过精细的野外地质调查、岩石学、年代学、岩石地球化学、矿物学和同位素地球化学等研究,系统的建立临沧花岗岩基时空格架及岩石演化序列,探讨其岩石成因及其对特提斯构造演化和陆壳生长演化的启示意义。综合野外地质特征和已有研究成果,将临沧花岗基以康太-斗阁断裂划分为东、西岩带。西岩带岩石组合主要为花岗闪长岩、二长花岗岩、正长花岗岩;东岩带岩石组合以花岗闪长岩与二长花岗岩为主。野外地质学、年代学和岩相学研究揭示,临沧花岗岩基可划分为多个岩石序列,包括奥陶纪正长花岗岩序列、二叠纪花岗闪长岩序列和三叠纪二长花岗岩序列。岩体中包体包括变质包体与岩浆包体两类,前者多见残留的变粒岩、片岩和变质火山岩等,后者则可分为中-基性岩浆包体及酸性岩浆包体。锆石U-Pb年代学研究表明,正长花岗岩成岩年龄为474-465Ma,花岗闪长岩形成于二叠纪,二长花岗岩形成于晚三叠世（230-220Ma）,其中细粒二长花岗岩侵位较早（230.38±0.82Ma）,似斑状细粒二长花岗岩侵位时间为229.4±1.6Ma,似斑状中粒二长花岗岩的侵位时间为228.72±0.80Ma,粗粒二长花岗岩的侵位时间为225.3±1.2Ma,而似斑状粗粒二长花岗岩的侵位时间为220.0±1.7Ma。岩浆包体形成时间稍早于二长花岗岩,其结晶年龄为237±0.72Ma;变质包体锆石U-Pb年龄自3.2Ga～480Ma均有分布,最年轻锆石峰期为490Ma。锆石年代学分析表明,临沧花岗岩基至少存在奥陶纪原特提斯和二叠纪-三叠纪古特提斯相关的岩浆记录。岩石地球化学分析显示,奥陶纪正长花岗岩具有高Si和Alk,低Mg O、K2O/Na2O（1.13-2.0）、ASI（1.46-2.46）和DOI（80.37-96.08）的特征。岩石富集LILE（如Rb、Th、K、U）,亏损高场强元素HFSE（如Nb、P、Ti）;稀土分馏中等,具轻稀土富集和Eu负异常（LREE/HREE=3.92-18.30）。Zr饱和温度均值为769.18℃。矿物化学和锆石Lu-Hf同位素分析(εHf（t）=-5.47～-2.73,tMD2=1.48～1.63Ga)显示,奥陶纪花岗质岩浆岩的源区以中元古代壳源为主。二叠纪花岗闪长岩的A/CNK比值均大于1.10,为过铝质岩石,稀土-微量元素特征与奥陶纪正长花岗岩类似,但其Zr饱和温度均值为790.10℃。二叠纪花岗闪长岩的长石和磷灰石Sr-Nd同位素组成显示其源区为古老壳源物质(87Sr/86Sr=0.7349-0.7369,143Nd/144Nd=0.5120-0.5122)。三叠纪二长花岗岩均具有高Si特征,西段相对于东段更富Na,高Mg及亏损K。东西两段二长花岗岩的微量元素及稀土元素特征相似,均富集Rb、Th、U、Pb和Sm,亏损Ba、Nb、Ta、Sr、P、Zr、Hf和Ti。轻稀土轻度富集,稀土分馏中等,负铕异常明显。锆石Lu-Hf和矿物Sr-Nd同位素研究显示,其源区与奥陶纪花岗岩明显不同,主要为晚古元古代-早中元古代的古老壳源物质(εHf（t）=-15.57～-8.91,tDM2=1.62-1.99Ga,87Sr/86Sr=0.7259-0.7340,143Nd/144Nd=0.5119-0.5128)。变质包体Si O2变化较大,其锆石年代学谱系特征复杂,具有多组元古代峰期值。结合包体的岩相学特征,可以认为这些变质包体为临沧地块的基底残余,可能代表了临沧花岗岩的源区组成。岩浆包体主要为中-基性及酸性包体,其侵位结晶时代稍早于寄主花岗岩,可能代表了早期形成的晶粥。岩浆包体的锆石Lu-Hf和长石Sr同位素组成与寄主二长花岗岩相似,表明其具有相似的岩浆源区。综合其岩石学、年代学和地球化学特征,本文认为岩浆包体并不是代表底侵的玄武质岩浆,而是起源于寄主二长花岗岩的岩浆源区,是其早期（～237Ma）晶粥产物,该晶粥被晚期（230-220Ma）二长花岗岩的母岩浆侵入改造,其残余物保留下来形成了岩浆包体。综合研究认为,奥陶纪正长花岗岩属高分异S型花岗岩,源岩主要为富粘土的泥质岩,起源于原特提斯洋壳俯冲阶段的局部减压环境（板片后撤或俯冲角度改变）,幔源岩浆底侵导致古老陆壳物质发生熔融,且经历了明显的结晶分异过程。二叠纪花岗闪长岩为低分异S型花岗岩,形成于古特提斯陆缘弧环境,是古老陆源泥质岩类的大量熔融产生了富铝熔体,并经历了显着的长石与角闪石分异作用最终形成。晚三叠世二长花岗岩形成于碰撞后伸展环境（可能为深俯冲板片断离）,深部亏损地幔物质发生减压熔融,一方面岩浆直接喷发形成区内基性火山岩（如小定西组）,另一方面上升的玄武质岩浆提供热源促使陆壳发生大规模熔融,并形成了长英质岩浆储库。长英质岩浆储库发生了多期次的岩浆补给、晶粥活化和冷凝结晶,形成了结构多样的临沧花岗岩基主体,而早期的晶粥残余体则以岩浆包体的形式局部保留。碰撞后背景下S型花岗岩及岩浆包体的成因与伸展背景下幔源岩浆底侵、壳源物质熔融和壳源晶粥活化作用密切相关。而三叠纪东西两个岩带花岗岩的成分差异特征则可能指示古特提斯板片的俯冲极性为由西向东。岩石成因研究及Hf同位素填图显示该区域长英质岩浆作用明显具有古老地壳源区特征。奥陶纪岩浆岩的时空分布特征则指示临沧地块与保山地块在原特提斯造山旋回早期就具有明显的亲缘性,早古生代时期临沧地块属于冈瓦纳大陆北缘的一部分。
二、Tectonometamorphic Cycles in Different Geodynamic Conditions（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、Tectonometamorphic Cycles in Different Geodynamic Conditions（论文提纲范文）
（1）青海东昆仑西段卡尔却卡-阿克楚克赛地区镍、铜成矿作用研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| abstract |
| 第1章 前言 |
| 1.1 选题意义及依托项目 |
| 1.2 研究区位置及概况 |
| 1.3 研究现状及存在问题 |
| 1.3.1 青海东昆仑西段研究现状 |
| 1.3.2 卡尔却卡-阿克楚克赛地区研究现状 |
| 1.3.3 主要成矿类型研究现状 |
| 1.3.4 存在主要问题 |
| 1.4 研究思路与方法 |
| 1.4.1 研究思路 |
| 1.4.2 研究方法 |
| 1.4.3 分析测试方法 |
| 1.5 完成的主要实物工作量 |
| 1.6 取得主要认识 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造位置及构造分区 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.2.1 古-中元古界 |
| 2.2.2 新元古界 |
| 2.2.3 下古生界 |
| 2.2.4 上古生界 |
| 2.2.5 中生界 |
| 2.2.6 新生界 |
| 2.3 区域构造 |
| 2.3.1 昆南断裂 |
| 2.3.2 昆中断裂 |
| 2.3.3 昆北断裂 |
| 2.3.4 柴达木南缘断裂 |
| 2.3.5 阿尔金断裂 |
| 2.3.6 哇洪山-温泉断裂 |
| 2.3.7 黑山-那陵格勒河断裂 |
| 2.4 区域岩浆岩 |
| 2.4.1 前晋宁期 |
| 2.4.2 晋宁期 |
| 2.4.3 加里东期 |
| 2.4.4 海西-印支早期 |
| 2.4.5 印支期晚 |
| 2.5 区域矿产 |
| 第3章 东昆仑造山带构造演化研究 |
| 3.1 始太古代-古元古代古陆核的证据 |
| 3.2 中-新元古代岩浆-构造事件 |
| 3.2.1 柴达木南缘岩浆-构造事件——“金水口岩群”时代与构造属性 |
| 3.2.2 昆南岩浆-构造事件——万宝沟大洋玄武岩高原形成 |
| 3.3 加里东早期构造体系的形成 |
| 3.3.1 柴达木南缘沟-弧-盆体系(西太平洋型活动陆缘) |
| 3.3.2 万宝沟玄武岩高原沟-弧体系 |
| 3.4 加里东晚期-海西早期万宝沟玄武岩拼贴-洋壳板片断离 |
| 3.4.1 洋壳深俯冲-板片断离-软流圈上涌作用 |
| 3.4.2 万宝沟玄武岩的拼贴 |
| 3.5 海西晚期-印支早期安第斯型造山活动 |
| 3.6 印支晚期-燕山期岩石圈拆沉和底侵作用 |
| 3.7 燕山末期-喜马拉雅期区域隆升作用 |
| 第4章 典型矿床研究 |
| 4.1 阿克楚克赛岩浆铜镍硫化物矿床 |
| 4.1.1 矿区地质特征 |
| 4.1.2 矿床地质特征 |
| 4.1.3 成岩成矿时代与地球化学特征 |
| 4.1.4 同位素特征 |
| 4.1.5 岩浆源区与演化 |
| 4.1.6 成矿作用研究 |
| 4.2 阿克楚克赛斑岩型矿化(点) |
| 4.2.1 矿床地质特征 |
| 4.2.2 岩石年代学及与地球化学特征 |
| 4.2.3 成矿作用研究 |
| 4.3 卡尔却卡A区中高温热液脉-隐爆角砾岩壳型矿床 |
| 4.3.1 矿区地质特征 |
| 4.3.2 矿床地质特征 |
| 4.3.3 岩石年代学及地球化学研究 |
| 4.3.4 矿床地球化学特征 |
| 4.3.5 成矿年代学研究 |
| 4.3.6 成矿作用研究 |
| 4.4 卡尔却卡B区矽卡岩型矿床 |
| 4.4.1 矿区地质特征 |
| 4.4.2 矿床地质特征 |
| 4.4.3 侵入岩年代学及地球化学特征 |
| 4.4.4 矿床地球化学特征 |
| 4.4.5 成矿年代学研究 |
| 4.4.6 成矿作用研究 |
| 第5章 区域成矿规律 |
| 5.1 成矿地质条件 |
| 5.1.1 地层条件 |
| 5.1.2 构造条件 |
| 5.1.3 岩浆岩条件 |
| 5.2 矿床类型与空间分布 |
| 5.2.1 岩浆铜镍硫化物矿床 |
| 5.2.2 斑岩型矿床 |
| 5.2.3 矽卡岩型-中高温热液脉型矿床 |
| 5.3 成矿时代、构造背景与成矿模式 |
| 5.3.1 成矿时代划分 |
| 5.3.2 构造背景与动力学模型 |
| 5.4 矿床区域保存条件及矿床空间分布 |
| 5.4.1 昆中南带保存条件 |
| 5.4.2 昆中北带保存条件 |
| 5.5 找矿潜力及找矿方向 |
| 5.5.1 岩浆铜镍硫化物矿床 |
| 5.5.2 岩浆热液型铜铅锌多金属矿床 |
| 结论 |
| 参考文献 |
| 取得的科研成果 |
| 致谢 |
（2）扬子西北缘碧口地块新元古代构造演化（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景及研究意义 |
| 1.2 研究现状及存在问题 |
| 1.2.1 Rodinia超大陆重建 |
| 1.2.2 扬子板块新元古代构造演化 |
| 1.2.3 碧口地块研究现状及存在问题 |
| 1.3 研究内容及研究思路 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究思路 |
| 1.4 分析测试方法 |
| 1.4.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学分析 |
| 1.4.2 全岩主微量元素分析 |
| 1.4.3 全岩Sr和Nd同位素分析 |
| 1.4.4 MC-ICP-MS锆石Lu-Hf同位素分析 |
| 1.5 完成的工作量 |
| 第二章 区域构造格架 |
| 2.1 扬子板块前寒武纪构造格架 |
| 2.2 扬子板块太古代-古元古代岩石单元 |
| 2.2.1 扬子板块北缘 |
| 2.2.2 南秦岭构造带 |
| 2.2.3 扬子板块西北缘 |
| 2.2.4 扬子板块西缘 |
| 2.3 扬子板块中元古代岩石单元 |
| 2.3.1 扬子板块北缘 |
| 2.3.2 扬子板块西北缘 |
| 2.3.3 扬子板块西缘 |
| 2.4 扬子板块新元古代早期岩石单元 |
| 2.4.1 扬子板块北缘 |
| 2.4.2 南秦岭构造带 |
| 2.4.3 扬子板块西北缘 |
| 2.4.4 扬子板块西缘 |
| 2.4.5 江南造山带 |
| 2.5 扬子板块新元古代中-晚期岩石单元 |
| 第三章 碧口地块地质概况 |
| 3.1 碧口地块构造格架 |
| 3.2 碧口地块物质组成 |
| 3.2.1 鱼洞子杂岩地质特征 |
| 3.2.2 碧口群地质特征 |
| 3.2.3 横丹群地质特征 |
| 3.2.4 深成岩体地质特征 |
| 3.2.5 沉积盖层地质特征 |
| 第四章 太古代-古元古代鱼洞子杂岩同位素年代学及地球化学 |
| 4.1 野外地质及岩石学特征 |
| 4.2 鱼洞子杂岩同位素年代学 |
| 4.2.1 奥长花岗质片麻岩 |
| 4.2.2 角闪斜长片麻岩 |
| 4.2.3 花岗片麻岩 |
| 4.2.4 斜长角闪岩 |
| 4.3 鱼洞子杂岩地球化学 |
| 4.3.1 奥长花岗质片麻岩 |
| 4.3.2 角闪斜长片麻岩 |
| 4.3.3 花岗片麻岩 |
| 4.4 鱼洞子杂岩成因探讨 |
| 4.4.1 鱼洞子杂岩演化时限 |
| 4.4.2 奥长花岗质片麻岩岩石成因 |
| 4.4.3 角闪斜长片麻岩岩石成因 |
| 4.4.4 花岗片麻岩岩石成因 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 新元古代早期碧口群变质火山岩地球化学及成因背景 |
| 5.1 野外地质及岩石学特征 |
| 5.2 碧口群变质火山岩地球化学 |
| 5.2.1 变质中-基性火山岩 |
| 5.2.2 变质酸性火山岩 |
| 5.3 碧口群变质火山岩成因探讨 |
| 5.3.1 变质中-基性火山岩岩石成因 |
| 5.3.2 变质酸性火山岩岩石成因 |
| 5.4 小结 |
| 第六章 新元古代早-中期横丹群同位素年代学及地球化学 |
| 6.1 野外地质及岩石学特征 |
| 6.2 横丹群碎屑岩同位素年代学 |
| 6.3 横丹群碎屑岩地球化学 |
| 6.4 横丹群碎屑岩盆地属性探讨 |
| 6.4.1 沉积时限 |
| 6.4.2 物质源区化学属性 |
| 6.4.3 碎屑锆石物源分析 |
| 6.4.4 沉积盆地构造背景 |
| 6.5 小结 |
| 第七章 新元古代早期镁铁质岩体同位素年代学及地球化学 |
| 7.1 野外地质及岩石学特征 |
| 7.2 镁铁质岩体同位素年代学 |
| 7.2.1 花石沟辉长闪长岩 |
| 7.2.2 林后坝辉长岩 |
| 7.2.3 坪头山辉长岩 |
| 7.3 镁铁质岩体地球化学 |
| 7.3.1 花石沟辉长闪长岩 |
| 7.3.2 林后坝、坪头山辉长岩 |
| 7.4 镁铁质岩体成因探讨 |
| 7.4.1 镁铁质岩体形成时限 |
| 7.4.2 花石沟辉长闪长岩岩石成因 |
| 7.4.3 林后坝、坪头山辉长岩岩石成因 |
| 7.5 小结 |
| 第八章 新元古代早期长英质岩体同位素年代学及地球化学 |
| 8.1 野外地质及岩石学特征 |
| 8.2 长英质岩体同位素年代学 |
| 8.2.1 白雀寺石英二长岩 |
| 8.2.2 八海河石英二长岩 |
| 8.2.3 石林沟二长花岗岩 |
| 8.2.4 麻柳铺花岗闪长岩 |
| 8.3 长英质岩体地球化学 |
| 8.3.1 白雀寺、八海河石英二长岩 |
| 8.3.2 石林沟二长花岗岩 |
| 8.3.3 麻柳铺花岗闪长岩 |
| 8.4 长英质岩体成因探讨 |
| 8.4.1 长英质岩体形成时限 |
| 8.4.2 石英二长岩-花岗闪长岩-二长花岗岩成因联系 |
| 8.4.3 石英二长岩-二长花岗岩岩石成因 |
| 8.4.4 花岗闪长岩岩石成因 |
| 8.5 小结 |
| 第九章 讨论 |
| 9.1 碧口地块前寒武纪关键地质事件构造-年代学格架 |
| 9.1.1 新太古代–古元古代——早期地壳形成及演化期 |
| 9.1.2 新元古代早期——地壳快速增生及构造活动期 |
| 9.2 碧口地块前寒武纪关键地质单元动力学意义 |
| 9.2.1 鱼洞子杂岩对动力学背景的约束 |
| 9.2.2 镁铁质-长英质岩体对动力学背景的约束 |
| 9.2.3 碧口群对动力学背景的约束 |
| 9.2.4 横丹群对动力学背景的约束 |
| 9.3 碧口地块新元古代构造演化过程 |
| 第十章 结论与展望 |
| 10.1 主要进展与结论 |
| 10.2 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 攻读博士学位期间取得的科研成果 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（3）敦煌地块古生代岩浆作用及其对中亚造山带构造演化的响应（论文提纲范文）
| 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 |
| 1.2.1 大陆地壳生长与花岗岩类 |
| 1.2.2 中亚造山带研究现状 |
| 1.2.3 中亚造山带大陆增生机制 |
| 1.2.4 敦煌地块研究进展及存在问题 |
| 1.3 研究思路、内容及方法 |
| 1.3.1 研究思路 |
| 1.3.2 研究内容和方法 |
| 1.4 论文主要工作量及研究成果 |
| 1.4.1 论文主要工作量 |
| 1.4.2 研究成果 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造位置 |
| 2.2 地层 |
| 2.3 侵入岩特征 |
| 2.4 变质作用特征 |
| 第三章 敦煌地块中寒武世花岗岩地球化学特征及成因机制 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 野外地质及岩石学特征 |
| 3.3 分析结果 |
| 3.3.1 锆石U-Pb年代学 |
| 3.3.2 锆石Hf同位素组成 |
| 3.3.3 主、微量元素地球化学特征 |
| 3.3.4 全岩Sr-Nd-Pb同位素组成 |
| 3.4 讨论 |
| 3.4.1 深成岩体的结晶年龄 |
| 3.4.2 岩浆源区和岩石成因 |
| 3.4.3 构造背景 |
| 3.5 小结 |
| 第四章 敦煌地块晚奥陶世-早志留世花岗岩类地球化学特征及成因机制 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 野外地质及岩石学特征 |
| 4.3 分析结果 |
| 4.3.1 锆石U-Pb年代学 |
| 4.3.2 锆石Hf同位素组成 |
| 4.3.3 主、微量元素地球化学特征 |
| 4.3.4 全岩Sr-Nd-Pb同位素组成 |
| 4.4 讨论 |
| 4.4.1 岩浆的形成温度 |
| 4.4.2 岩浆源区和岩石成因 |
| 4.4.3 构造背景 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 敦煌地块古生代片麻状英云闪长岩和火山岩岩石成因及构造意义 |
| 5.1 .引言 |
| 5.2 .野外地质及岩石学特征 |
| 5.3 .分析结果 |
| 5.3.1 锆石U-Pb年代学 |
| 5.3.2 锆石Hf同位素组成 |
| 5.3.3 主、微量元素地球化学特征 |
| 5.4 讨论 |
| 5.4.1 形成时代 |
| 5.4.2 岩石成因 |
| 5.4.3 构造意义 |
| 5.5 小结 |
| 第六章 敦煌地块东水沟泥盆纪复式岩体成因机制及地质意义 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 野外地质及岩石学特征 |
| 6.3 分析结果 |
| 6.3.1 锆石U-Pb年代学 |
| 6.3.2 锆石Hf同位素组成 |
| 6.3.3 主、微量元素地球化学特征 |
| 6.3.4 全岩Sr-Nd-Pb同位素组成 |
| 6.3.5 矿物化学特征 |
| 6.4 讨论 |
| 6.4.1 岩浆源区和岩石成因 |
| 6.4.2 构造背景 |
| 6.5 小结 |
| 第七章 敦煌地块构造属性 |
| 7.1 敦煌地块前寒武纪大陆地壳演化 |
| 7.2 构造归属探讨 |
| 第八章 敦煌地块古生代构造-岩浆演化及对中亚造山带南缘构造演化的启示 |
| 8.1 敦煌地块古生代岩浆-变质作用时空分布规律 |
| 8.1.1 古生代岩浆活动时空分布规律 |
| 8.1.2 古生代变质作用演化规律 |
| 8.2 敦煌地块古生代地壳厚度的变化 |
| 8.3 敦煌地块古生代地壳生长 |
| 8.4 中亚造山带南缘的构造演化 |
| 主要认识及展望 |
| 1.主要认识 |
| 2.存在问题及展望 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| A.1 测试分析方法 |
| A.1.1 锆石阴极发光图像 |
| A.1.2 锆石U-Pb定年及微量元素分析 |
| A.1.3 锆石Lu-Hf同位素分析 |
| A.1.4 全岩主、微量元素分析 |
| A.1.5全岩Sr-Nd-Pb同位素测试 |
| A.1.6 矿物化学分析 |
| A.2 附表 |
| 攻读博士学位期间取得的科研成果 |
| 1.博士在读期间发表的论文 |
| 2.在读期间参加的科研项目及学术活动 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（4）湘黔桂地区新元古代中期盆地演化及动力学机制研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 课题来源 |
| 1.2 选题依据及研究意义 |
| 1.3 国内外研究现状 |
| 1.3.1 扬子板块与华夏板块的拼合与裂解事件 |
| 1.3.2 探讨新元古代中期盆地动力学演化与沉积响应的关系 |
| 1.3.3 莲沱组地层沉积时限以及与南华系的关系 |
| 1.4 研究思路及技术路线 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 研究思路及技术路线 |
| 1.4.3 论文主要工作量 |
| 1.5 主要成果和创新点 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造背景 |
| 2.2 地层序列 |
| 2.2.1 峡东小区 |
| 2.2.2 湘北小区 |
| 2.2.3 湘西北小区 |
| 2.2.4 湘西南小区 |
| 2.2.5 黔东南小区 |
| 2.2.6 桂北小区 |
| 2.3 新元古代火山岩及火山作用 |
| 2.4 主要控盆断裂及其演变 |
| 2.4.1 青峰-襄樊-广济断裂 |
| 2.4.2 扬子地块东南缘边界断裂 |
| 2.4.3 石门-华容-临湘褶断带 |
| 2.4.4 安化-宁乡-浏阳断裂 |
| 2.4.5 从江-黎平-靖州-洪江-怀化断裂,融安-三江断裂 |
| 小结 |
| 第3章 沉积充填序列及盆地演化阶段性 |
| 3.1 地层对比 |
| 3.1.1 新元古代早期地层特征 |
| 3.1.2 板溪系地层特征 |
| 3.2 板溪期沉积盆地充填阶段性 |
| 3.2.1 盆地开启与初始海侵阶段(820-800Ma) |
| 3.2.2 构造热事件与差异隆升阶段(800-760Ma) |
| 3.2.3 区域沉降阶段(760-720Ma) |
| 小结 |
| 第4章 板溪系沉积特征及岩相古地理 |
| 4.1 区域性不整合面的分布及特征 |
| 4.1.1 桂北地区接触关系特征 |
| 4.1.2 梵净山地区接触关系特征 |
| 4.1.3 怀化芷江地区接触关系特征 |
| 4.1.4 湘中沅陵-桃源地区 |
| 4.1.5 岳阳地区接触关系特征 |
| 4.1.6 湘西隆回-城步地区接触关系特征 |
| 4.2 板溪期早期沉积特征及古环境分析 |
| 4.3 板溪期中期沉积特征及古环境分析 |
| 4.4 板溪期晚期沉积特征及古环境分析 |
| 小结 |
| 第5章 地球化学特征及动力学研究 |
| 5.1 样品采集及分析方法 |
| 5.1.1 样品采集 |
| 5.1.2 分析方法 |
| 5.2 盆地开启同位素年代学 |
| 5.2.1 碎屑锆石U-Pb同位素年代学特征 |
| 5.2.2 花岗岩锆石U-Pb同位素年代学特征 |
| 5.3 盆山转换期沉积地球化学特征 |
| 5.3.1 主量元素特征 |
| 5.3.2 微量和稀土元素特征 |
| 5.3.3 锆石Hf同位素特征 |
| 5.4 盆山转换期花岩岗地球化学特征 |
| 5.4.1 主量元素特征 |
| 5.4.2 微量和稀土元素特征 |
| 5.4.3 锆石Hf同位素特征 |
| 5.5 沉积岩物源与构造背景分析 |
| 5.5.1 源岩的风化、沉积分选与再旋回分析 |
| 5.5.2 沉积岩物源分析 |
| 5.6 花岗岩物源及构造背景分析 |
| 5.6.1 岩石成因 |
| 5.6.2 构造背景分析 |
| 第6章 讨论 |
| 6.1 扬子与华夏板块碰撞及裂谷盆地开启时代约束 |
| 6.2 盆山转换地球动力学分析 |
| 6.2.1 角度不整合面上下地层沉积构造背景分析 |
| 6.2.2 盆山转换动力学机制分析 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
（5）扬子板块西北缘新元古代早－中期构造演化 ——来自碧口微地块横丹群沉积地层的证据（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景、现状与存在问题 |
| 1.1.1 Rodinia超大陆的重建及裂解机制 |
| 1.1.2 增生型造山带研究现状 |
| 1.1.3 华南板块新元古代构造演化及与Rodinia超大陆的联系 |
| 1.1.4 扬子板块西北缘新元古代早－中期构造演化过程研究现状 |
| 1.2 选题来源及科学意义 |
| 1.3 研究目标、内容及思路 |
| 1.3.1 研究目标 |
| 1.3.2 研究内容 |
| 1.3.3 研究思路与方法 |
| 1.4 实验测试方法 |
| 1.4.1 砂岩碎屑骨架成分统计 |
| 1.4.2 全岩岩石地球化学分析 |
| 1.4.3 LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb定年 |
| 1.4.4 Lu-Hf同位素分析 |
| 1.5 论文主要创新点及完成主要实物工作量 |
| 1.5.1 完成的主要实物工作量 |
| 1.5.2 论文主要创新点 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 扬子板块东南缘前寒武系地质特征 |
| 2.1.1 扬子板块东南缘新元古代地层和火山岩 |
| 2.1.2 扬子板块东南缘新元古代侵入岩 |
| 2.2 扬子板块西缘前寒武系地质特征 |
| 2.2.1 扬子板块西缘前寒武纪地层和火山岩 |
| 2.2.2 扬子板块西缘前寒武纪岩浆岩 |
| 2.3 扬子板块北部前寒武系地质特征 |
| 2.3.1 扬子板块北部前寒武纪地层和火山岩 |
| 2.3.2 扬子板块北部前寒武纪岩浆岩 |
| 2.4 扬子板块西北缘前寒武系地质特征 |
| 2.4.1 扬子板块西北缘前寒武纪地层和火山岩 |
| 2.4.2 扬子板块西北缘前寒武纪岩浆岩 |
| 2.5 小结 |
| 第三章 碧口微地块地质特征 |
| 3.1 碧口微地块的大地构造位置及边界断裂特征 |
| 3.1.1 区域大地构造位置 |
| 3.1.2 边界断裂特征 |
| 3.2 碧口微地块新元古代地层地质特征 |
| 3.2.1 碧口地区新元古代地层研究简史 |
| 3.2.2 碧口微地块新元古代地层物质组成特征 |
| 3.2.3 碧口微地块新元古代地层构造变形、变质特征 |
| 3.3 碧口微地块新元古代侵入岩体地质特征 |
| 第四章 横丹群地层层序划分与沉积序列分析 |
| 4.1 横丹群地层特征及地层划分 |
| 4.2 横丹群岩相类型及沉积特征 |
| 4.2.1 白杨组岩相类型及沉积特征 |
| 4.2.2 秧田坝组岩相类型及沉积特征 |
| 4.2.3 口头坝组岩相类型及沉积特征 |
| 4.3 横丹群典型沉积序列及沉积体系演化 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 横丹群物源区及沉积环境综合分析 |
| 5.1 测试分析结果 |
| 5.1.1 砂岩碎屑骨架成分统计 |
| 5.1.2 砂岩全岩岩石地球化学 |
| 5.1.3 锆石U-Pb年龄 |
| 5.2 横丹群沉积时限分析 |
| 5.3 物源区化学风化和沉积物再旋回程度判别 |
| 5.4 横丹群物源区分析 |
| 5.4.1 碎屑组分证据 |
| 5.4.2 砂岩岩石地球化学证据 |
| 5.4.3 碎屑锆石U-Pb年代学和Lu-Hf同位素证据 |
| 5.5 横丹群沉积构造环境判别 |
| 5.5.1 砂岩岩石地球化学证据 |
| 5.5.2 碎屑锆石U-Pb年代学证据 |
| 5.6 本章小结 |
| 第六章 横丹群地层构造变形特征分析 |
| 6.1 横丹群地层构造变形总体特征 |
| 6.2 横丹群构造变形序列 |
| 第七章 扬子板块西北缘新元古代早－中期构造演化背景及其地质意义 |
| 7.1 扬子板块西北缘新元古代构造演化过程 |
| 7.1.1 扬子板块西北缘新元古代早－中期构造演化背景：地幔柱还是增生造山带 |
| 7.1.2 扬子板块西北缘中元古代晚期-新元古代构造演化过程 |
| 7.2 扬子板块在RODINIA超大陆中的位置及RODINIA超大陆裂解机制的讨论 |
| 7.2.1 扬子板块在Rodinia超大陆中的位置:边缘还是中心位置 |
| 7.2.2 Rodinia超大陆裂解机制:Top-down模型还是Bottom-up模型 |
| 第八章 主要进展及结论 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间发表的论文清单及参与项目情况 |
| 1.攻读博士学位期间发表论文清单 |
| 2.攻读博士学位期间参与的科研项目 |
| 致谢 |
| 附录 |
（6）漳州盆地构造演化模式及动力学数值模拟（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题目的及研究意义 |
| 1.1.1 漳州盆地对于区域地质演化的意义 |
| 1.1.2 漳州盆地构造演化的大陆动力学意义 |
| 1.1.3 漳州盆地对于区域新生代构造变形的意义 |
| 1.1.4 漳州盆地对于地热开发的资源效应及意义 |
| 1.2 选题相关方面的研究现状 |
| 1.2.1 中国东南沿海晚中生代以来的构造演化 |
| 1.2.2 中国东部新生代北西向构造研究现状 |
| 1.2.3 西太平洋边缘带的构造格局与演化 |
| 1.2.4 漳州盆地研究现状及存在的问题 |
| 1.3 研究内容与拟解决的科学问题 |
| 1.4 研究方法与技术路线 |
| 1.5 研究的主要创新点 |
| 第二章 漳州盆地地质概况 |
| 2.1 区域地质概况 |
| 2.2 基底岩系的形成演化 |
| 2.3 盖层岩系的组成与分布 |
| 2.4 本章小结 |
| 第三章 漳州盆地构造特征 |
| 3.1 盆地范围与构造格局 |
| 3.1.1 盆地范围与边界的厘定 |
| 3.1.2 盆地周缘构造的空间组合型式 |
| 3.2 断裂构造 |
| 3.2.1 主要断裂的构造特征 |
| 3.2.2 断裂的地球物理特征 |
| 3.3 节理构造 |
| 3.4 褶皱构造 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 漳州盆地构造运动学特征 |
| 4.1 晚中生代挤压构造变形作用 |
| 4.2 早新生代基性岩脉代表的伸展作用 |
| 4.2.1 基性岩脉的分布和几何特征 |
| 4.2.2 伸展作用形成的各种正断层 |
| 4.3 晚新生代走滑构造变形作用 |
| 4.3.1 基性岩脉叠加后期走滑变形 |
| 4.3.2 走滑断层作用及其伴生构造 |
| 4.4 新生代构造的年代学约束及变形序列 |
| 4.4.1 基性岩脉的年代学特征 |
| 4.4.2 构造变形序列与典型断层的活动时代 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 漳州盆地构造应力场分析 |
| 5.1 古构造应力场地质分析 |
| 5.2 现代地震活动与震源机制解特征 |
| 5.3 本章小结 |
| 第六章 漳州盆地构造演化的地球动力学机制 |
| 6.1 成盆前的地球动力学背景 |
| 6.1.1 晚中生代北东向构造格局的继承作用 |
| 6.1.2 早新生代北东向构造体系向北西向转变 |
| 6.2 成盆期的地球动力学机制 |
| 6.2.1 早新生代陆缘带的弧形伸展作用 |
| 6.2.2 晚新生代北西向断裂的左行走滑伸展作用 |
| 6.3 盆地成因机制的地质模型 |
| 6.4 本章小结 |
| 第七章 漳州盆地构造动力学数值模拟 |
| 7.1 有限元数值模拟概述 |
| 7.2 漳州盆地动力学机制的简化模型 |
| 7.2.1 陆缘带的弧型构造与弯曲变形机制 |
| 7.2.2 汇聚背景下的陆缘洋壳侧向挤出 |
| 7.3 数值模拟方法与模型设置 |
| 7.3.1 数值模拟算法与控制方程 |
| 7.3.2 模型设置与物质参数和边界条件 |
| 7.4 模拟结果分析与讨论 |
| 7.4.1 汇聚背景下的陆缘带弯曲 |
| 7.4.2 晚中生代古太平洋板片回撤 |
| 7.5 本章小结 |
| 第八章 结论与展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（7）鄂尔多斯盆地南部上古生界山1-盒8段物源分析及盆山耦合关系研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景及科学意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 国内外研究现状 |
| 1.2.2 鄂尔多斯盆地南部上古生界源区示踪研究现状 |
| 1.3 研究内容、思路及方法 |
| 1.4 论文主要工作量 |
| 1.5 创新点 |
| 第二章 区域地质概况 |
| 2.1 构造单元划分 |
| 2.2 鄂尔多斯盆地构造演化 |
| 2.3 地层及沉积相发育 |
| 2.4 周缘造山带地质特征 |
| 2.4.1 北秦岭造山带 |
| 2.4.2 北祁连造山带 |
| 2.4.3 孔兹岩带 |
| 2.4.4 阴山陆块 |
| 2.4.5 华北中部造山带 |
| 第三章 鄂尔多斯盆地南部山 1–盒8段常规方法物源分析 |
| 3.1 古流向特征 |
| 3.2 砂岩碎屑组分特征 |
| 3.3 岩屑特征 |
| 3.4 重矿物特征 |
| 3.4.1 重矿物组合特征 |
| 3.4.2 重矿物平面分布 |
| 3.4.3 重矿物特征指数 |
| 3.5 小结 |
| 第四章 沉积地球化学物源分析 |
| 4.1 样品及分析方法 |
| 4.1.1 样品 |
| 4.1.2 全岩主量元素分析 |
| 4.1.3 全岩微量元素分析 |
| 4.2 沉积地球化学特征及其物源意义 |
| 4.2.1 山1段砂岩地球化学特征 |
| 4.2.2 盒8段砂岩地球化学特征 |
| 4.3 小结 |
| 第五章 碎屑锆石U–Pb定年和Lu–Hf同位素物源分析 |
| 5.1 样品及分析方法 |
| 5.1.1 样品 |
| 5.1.2 锆石LA–ICP–MS U–Pb定年 |
| 5.1.3 锆石原位Lu–Hf同位素分析 |
| 5.2 碎屑锆石U–Pb年代学特征 |
| 5.2.1 山1段碎屑锆石U–Pb年代学特征 |
| 5.2.2 盒8段碎屑锆石U–Pb年代学特征 |
| 5.3 原位Lu–Hf同位素特征 |
| 5.3.1 山1段Lu–Hf同位素特征 |
| 5.3.2 盒8段Lu–Hf同位素特征 |
| 5.4 碎屑锆石U–Pb定年和Lu–Hf同位素物源分析 |
| 5.4.1 构造环境分析 |
| 5.4.2 2600~1600 Ma年龄组物源分析 |
| 5.4.3 1150~1000 Ma和 700~550 Ma年龄组物源分析 |
| 5.4.4 550~350 Ma年龄组物源分析 |
| 5.4.5 350-260 Ma年龄组物源分析 |
| 5.5 小结 |
| 第六章 综合物源分析 |
| 第七章 盆山耦合关系 |
| 7.1 山 1–盒8段沉积相序组合及沉积相演化 |
| 7.1.1 山 1–盒8段沉积相序组合及演化特征 |
| 7.1.2 山 1–盒8段沉积相展布特征 |
| 7.2 盆地周缘造山作用与盆地内南部物质充填响应 |
| 7.2.1 秦岭造山带与盆地内南部物质充填响应 |
| 7.2.2 北祁连造山带与盆地内南部物质充填响应 |
| 7.3 小结 |
| 结论 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 致谢 |
| 攻读博士学位期间取得的科研成果 |
| 作者简介 |
（8）华南东南缘晚三叠世-早白垩世沉积记录 ——对古太平洋板块俯冲的指示（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 选题依据及意义 |
| 1.2 研究现状及存在问题 |
| 1.2.1 华南板块东南部中生代构造背景 |
| 1.2.2 华南板块东南部中生代沉积盆地演化 |
| 1.2.3 存在问题 |
| 1.3 研究方法 |
| 1.3.1 砂岩碎屑成分骨架颗粒统计与岩矿鉴定 |
| 1.3.2 地质年代学 |
| 1.3.3 氧逸度 |
| 1.4 研究内容及技术路线 |
| 1.5 实物工作量 |
| 1.6 取得的新认识 |
| 2 区域地质背景 |
| 2.1 华南板块大地构造演化 |
| 2.2 华南东南部上三叠统-下白垩统地层 |
| 2.3 华南东南部岩浆岩 |
| 2.3.1 古元古代岩浆岩 |
| 2.3.2 新元古代岩浆岩 |
| 2.3.3 加里东期(早古生代)岩浆岩 |
| 2.3.4 海西期(石炭纪-二叠纪)岩浆岩 |
| 2.3.5 印支期(三叠纪)岩浆岩 |
| 2.3.6 早-中侏罗世(200-170 Ma)岩浆岩 |
| 2.3.7 中-晚侏罗世(170-145 Ma)岩浆岩 |
| 3 华南东南缘晚三叠世-早白垩世盆地充填序列和沉积环境 |
| 3.1 粤东盆地充填序列及沉积环境 |
| 3.1.1 新丰-连平地区 |
| 3.1.2 紫金-揭西地区 |
| 3.1.3 海丰-惠来地区 |
| 3.2 永安盆地充填序列及沉积环境 |
| 3.2.1 梅县-大埔地区 |
| 3.2.2 南靖地区 |
| 3.2.3 漳平-尤溪地区 |
| 3.3 小结 |
| 4 华南东南缘晚三叠世与侏罗纪砂岩碎屑锆石年代学分析 |
| 4.1 样品采集 |
| 4.2 砂岩碎屑成分统计 |
| 4.2.1 粤东盆地砂岩碎屑成分统计 |
| 4.2.2 永安盆地砂岩碎屑成分统计 |
| 4.3 砂岩碎屑锆石U-Pb定年 |
| 4.3.1 锆石阴极发光图以及微量元素 |
| 4.3.2 粤东盆地年龄组成 |
| 4.3.3 永安盆地年龄组成 |
| 4.4 小结 |
| 5 早白垩世凝灰岩锆石年代学分析 |
| 5.1 凝灰岩岩石学特征 |
| 5.2 凝灰岩锆石U-Pb定年 |
| 5.3 凝灰岩氧逸度 |
| 6 永安盆地和粤东盆地晚三叠世-早白垩世沉积-大地构造演化 |
| 6.1 年代地层格架 |
| 6.2 “源-汇”体系 |
| 6.2.1 上三叠统和侏罗纪碎屑锆石源区分析 |
| 6.2.2 下白垩统碎屑锆石源区分析 |
| 6.3 永安盆地和粤东盆地沉积-大地构造演化 |
| 6.4 小结 |
| 7 讨论:华南板块东南部构造体制转换与古太平洋板块俯冲 |
| 7.1 华南板块东南部构造体制转换时限 |
| 7.2 古太平洋板块俯冲 |
| 8 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录Ⅰ |
| 附录Ⅱ |
（9）扬子陆块西南缘前寒武纪构造演化及其对超大陆旋回的响应（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 国内外研究现状及科学问题 |
| 1.2.1 超大陆旋回 |
| 1.2.2 华南早前寒武纪地质 |
| 1.3 研究内容及技术路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 1.4 工作量及创新点 |
| 1.4.1 论文工作量 |
| 1.4.2 创新点 |
| 第2章 太古代结晶基底形成与演化 |
| 2.1 地质背景 |
| 2.1.1 区域地质概况 |
| 2.1.2 撮科杂岩 |
| 2.2 岩石学特征 |
| 2.3 分析结果 |
| 2.3.1 奥长花岗质片麻岩样品LH12 |
| 2.3.2 奥长花岗质片麻岩样品LH14 |
| 2.3.3 奥长花岗质片麻岩样品LH15 |
| 2.3.4 片麻状二长花岗岩样品LH18 |
| 2.3.5 片麻状花岗闪长岩样品LH20 |
| 2.3.6 片麻状花岗闪长岩样品LH22 |
| 2.4 讨论 |
| 2.4.1 扬子陆块南部中太古代基底 |
| 2.4.2 地壳增生与再造事件 |
| 2.4.3 对扬子陆块早期演化的启示 |
| 2.5 本章小结 |
| 第3章 古元古代多期次碰撞事件 |
| 3.1 地质背景及样品 |
| 3.1.1 区域地质概况 |
| 3.1.2 岩石样品描述 |
| 3.2 锆石U-Pb年代学及Hf同位素 |
| 3.2.1 SHRIMP U-Pb年龄及Hf同位素 |
| 3.2.2 LA-ICP-MS U-Pb年龄及Hf同位素 |
| 3.3 全岩地球化学 |
| 3.3.1 变二长花岗岩样品CK01 |
| 3.3.2 变二长花岗岩样品CK02&变花岗闪长岩CK03 |
| 3.3.3 花岗质片麻岩样品MJC03 |
| 3.4 讨论 |
| 3.4.1 变花岗质岩的岩石成因 |
| 3.4.2 构造热事件的时空格架 |
| 3.4.3 早古元古代构造演化过程 |
| 3.4.4 对Nuna超大陆聚合的响应 |
| 3.5 本章小结 |
| 第4章 中元古代早期板内伸展作用 |
| 4.1 地质背景 |
| 4.1.1 区域地质概况 |
| 4.1.2 通安组 |
| 4.2 岩石学特征 |
| 4.3 分析结果 |
| 4.3.1 锆石U-Pb年龄及Hf同位素 |
| 4.3.2 全岩元素地球化学 |
| 4.4 讨论 |
| 4.4.1 通安组沉积时限 |
| 4.4.2 变玄武岩的岩石成因 |
| 4.4.3 变碎屑沉积岩的物源 |
| 4.4.4 沉积盆地动力学演化 |
| 4.4.5 对Nuna超大陆裂解的响应 |
| 4.5 本章小结 |
| 第5章 中元古代晚期盆地动力学转换 |
| 5.1 地质背景 |
| 5.1.1 区域地质概况 |
| 5.1.2 会理群 |
| 5.2 岩石学特征 |
| 5.3 分析结果 |
| 5.3.1 锆石形态学与Th/U比 |
| 5.3.2 锆石U-Pb年代学 |
| 5.3.3 锆石Lu-Hf同位素 |
| 5.4 讨论 |
| 5.4.1 会理群沉积时限的约束 |
| 5.4.2 会理群沉积物源转换 |
| 5.4.3 沉积盆地动力学演变 |
| 5.4.4 对Rodinia超大陆聚合的启示 |
| 5.5 本章小结 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得的成果 |
| 附录 |
（10）滇西临沧花岗岩时空格架与岩石序列及成因（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题来源及研究意义 |
| 1.1.1 选题来源 |
| 1.1.2 研究意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 花岗岩研究现状 |
| 1.2.2 滇西地区临沧花岗岩基与特提斯构造演化 |
| 1.2.3 东特提斯构造-岩浆活动 |
| 1.3 研究方案、技术方法及完成工作量 |
| 1.3.1 研究方案 |
| 1.3.2 技术方法 |
| 1.3.3 论文主要工作量 |
| 1.4 论文创新点 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.2.1 耿马地层小区 |
| 2.2.2 澜沧地层小区 |
| 2.2.3 景谷地层小区 |
| 2.3 区域岩浆岩特征 |
| 2.3.1 侵入岩 |
| 2.3.2 火山岩 |
| 2.4 区域构造 |
| 第3章 临沧花岗岩地质特征 |
| 3.1 岩体地质学特征 |
| 3.1.1 岩体分布及其规模 |
| 3.1.2 岩相、岩段划分 |
| 3.1.3 侵入岩单元岩石组合与接触关系 |
| 3.2 包体地质学特征 |
| 3.2.1 包体类型 |
| 3.2.2 包体基本地质特征 |
| 第4章 同位素年代学 |
| 4.1 锆石U-Pb年代学特征 |
| 4.1.1 正长花岗岩 |
| 4.1.2 花岗闪长岩 |
| 4.1.3 二长花岗岩 |
| 4.1.4 包体 |
| 4.2 临沧花岗岩年代序列 |
| 第5章 奥陶纪花岗岩 |
| 5.1 岩相学特征 |
| 5.2 矿物学特征 |
| 5.2.1 黑云母 |
| 5.2.2 长石 |
| 5.3 岩石地球化学特征 |
| 5.3.1 主量元素 |
| 5.3.2 微量元素 |
| 5.3.3 稀土元素 |
| 5.4 锆石饱和温度 |
| 5.5 锆石原位Hf同位素 |
| 第6章 二叠纪花岗岩 |
| 6.1 岩相学特征 |
| 6.2 矿物学特征 |
| 6.2.1 黑云母 |
| 6.2.2 长石 |
| 6.3 岩石地球化学特征 |
| 6.3.1 主量元素 |
| 6.3.2 微量元素 |
| 6.3.3 稀土元素 |
| 6.4 锆石饱和温度 |
| 6.5 同位素地球化学 |
| 6.5.1 锆石原位Hf同位素 |
| 6.5.2 原位微区长石Sr同位素比值 |
| 6.5.3 原位微区磷灰石Nd同位素比值 |
| 第7章 三叠纪花岗岩 |
| 7.1 岩相学特征 |
| 7.2 矿物学特征 |
| 7.2.1 黑云母 |
| 7.2.2 长石 |
| 7.3 岩石地球化学特征 |
| 7.3.1 主量元素 |
| 7.3.2 微量元素 |
| 7.3.3 稀土元素 |
| 7.4 锆石饱和温度 |
| 7.5 同位素地球化学 |
| 7.5.1 锆石原位Hf同位素 |
| 7.5.2 原位微区长石Sr同位素比值 |
| 7.5.3 原位微区磷灰石Nd同位素比值 |
| 第8章 包体 |
| 8.1 岩相学特征 |
| 8.2 矿物化学特征 |
| 8.2.1 黑云母 |
| 8.2.2 长石 |
| 8.3 岩石地球化学特征 |
| 8.3.1 主量元素 |
| 8.3.2 微量元素 |
| 8.3.3 稀土元素 |
| 8.4 同位素地球化学 |
| 8.4.1 锆石原位Hf同位素 |
| 8.4.2 原位微区长石Sr同位素 |
| 8.5 小结 |
| 第9章 岩石成因及构造意义 |
| 9.1 岩石序列与时空格架 |
| 9.2 岩石成因机制 |
| 9.2.1 奥陶纪花岗岩成因机制 |
| 9.2.2 二叠纪花岗闪长岩成因机制 |
| 9.2.3 三叠纪花岗岩成因机制 |
| 9.2.4 包体成因与地质意义 |
| 9.3 临沧花岗岩对特提斯构造演化的启示 |
| 9.3.1 奥陶纪花岗岩 |
| 9.3.2 二叠纪花岗闪长岩 |
| 9.3.3 三叠纪二长花岗岩 |
| 9.4 临沧花岗岩对陆壳演化的启示 |
| 9.5 临沧地块的构造-岩浆演化模型 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
| 附录 |
| 图版 |
| 附表 |
四、Tectonometamorphic Cycles in Different Geodynamic Conditions（论文参考文献）
- [1]青海东昆仑西段卡尔却卡-阿克楚克赛地区镍、铜成矿作用研究[D]. 赵拓飞. 吉林大学, 2021(01)
- [2]扬子西北缘碧口地块新元古代构造演化[D]. 惠博. 西北大学, 2021(12)
- [3]敦煌地块古生代岩浆作用及其对中亚造山带构造演化的响应[D]. 甘保平. 西北大学, 2021(12)
- [4]湘黔桂地区新元古代中期盆地演化及动力学机制研究[D]. 杜秋定. 成都理工大学, 2020(04)
- [5]扬子板块西北缘新元古代早－中期构造演化 ——来自碧口微地块横丹群沉积地层的证据[D]. 高峰. 长安大学, 2020
- [6]漳州盆地构造演化模式及动力学数值模拟[D]. 陈维. 中国地质大学, 2020(03)
- [7]鄂尔多斯盆地南部上古生界山1-盒8段物源分析及盆山耦合关系研究[D]. 蒋子文. 西北大学, 2020
- [8]华南东南缘晚三叠世-早白垩世沉积记录 ——对古太平洋板块俯冲的指示[D]. 徐清俊. 中国地质大学(北京), 2020
- [9]扬子陆块西南缘前寒武纪构造演化及其对超大陆旋回的响应[D]. 崔晓庄. 成都理工大学, 2020
- [10]滇西临沧花岗岩时空格架与岩石序列及成因[D]. 肖倩茹. 成都理工大学, 2019(06)