一、大别山碰撞造山带的地球动力学（论文文献综述）
陈安霞[1]（2021）在《金属稳定同位素对俯冲带流体性质的制约》文中进行了进一步梳理俯冲带流体由俯冲板片中含水矿物变质脱水形成,流体性质对于研究壳幔物质循环、岛弧火山活动、地幔和岛弧的氧化还原状态、地震和成矿等重大科学问题至关重要。虽然前人对俯冲带流体做了大量的研究工作,但是碳酸盐和硅质岩等特殊沉积端元对俯冲带流体成分的影响、俯冲带流体的氧化还原状态、流体在俯冲隧道运移过程中有没有被改造、流体的来源等问题依然不清楚。金属稳定同位素近二十年来蓬勃发展,分析测试方法日渐成熟,储库的认识、机理的研究逐步深入,目前已被广泛应用于天体化学、壳幔形成与演化、岩浆作用、成矿及古环境等不同地质过程的研究中。同时,金属稳定同位素在示踪物质来源和地质过程方面显示出独特的优势,是研究俯冲带流体性质的新工具。例如,Si在俯冲带流体中富集,Si同位素在高温热液过程中可以发生较大的分馏;Fe是一个变价元素,Fe同位素可以反映氧化还原状态;而Ba元素在地壳物质中高度富集,Ba同位素对水岩反应敏感。将这些金属稳定同位素体系与俯冲带流体相关的变质岩结合起来,可以帮助我们揭示一些传统地质方法无法认识到的现象。本论文分别研究了与大洋俯冲带流体相关的缅甸硬玉岩的Si-Fe同位素,及与大陆俯冲带流体相关的西阿尔卑斯白片岩和大别山硬玉石英岩的Ba同位素,希望能对流体溶质来源及水岩反应过程中流体和岩石成分的改变有一个新的制约。缅甸硬玉岩是弧前俯冲带流体直接沉淀或交代超基性岩形成,其化学成分可以直观地反映俯冲带流体组成及特征。其中,流体结晶形成的白色硬玉岩具有比目前报道的火成岩明显偏重的Si同位素组成（δ30Si=-0.04‰～0.23‰）,流体交代形成的绿色硬玉岩（δ30Si=-0.35‰～0.03‰）和富角闪石岩（δ30Si=-0.33‰～0.05‰）的Si同位素也有不同程度的偏重,但比白色硬玉岩略轻,这说明形成硬玉岩的流体Si同位素比全硅酸盐地球偏重。根据硬玉-石英-流体之间的Si同位素平衡分馏系数,我们推测形成硬玉岩的流体Si同位素组成在0.7‰～1.2‰。同时,硬玉岩及富角闪石岩的δ30Si与SiO2有很好的正相关性,其斜率（0.0639）明显高于火成岩演化斜率0.0056,这种相关性不是由岩浆演化或矿物分离结晶引起,可以用流体-岩石间的混合模型来解释,模型显示绿色硬玉岩和富角闪石岩中有0～25%不等的Si质来自流体。由于深海泥质沉积、蚀变洋壳及地幔蛇纹岩脱出流体δ30Si相对较低,具有高δ30Si特征的深海硅质沉积可能是俯冲带流体重Si同位素的主要来源。因此,Si同位素可用于示踪俯冲带流体中溶质来源。缅甸硬玉岩的Fe同位素却显示与Si同位素完全不同的、比火成岩偏轻的特征,白色硬玉岩Fe同位素整体偏轻且变化范围大（δ56Fe=0.60‰～-0.04‰）,绿色硬玉岩（δ56Fe=-0.44‰～-0.19‰）与富角闪石岩（δ56Fe=-0.47‰～-0.23‰）的Fe同位素变化范围相近。分析表明硬玉岩的轻Fe同位素特征不是由风化、动力学分馏及溶解-再沉淀过程导致。白色硬玉岩δ56Fe与Mg/（Mg+Fe）、V/Sc、Zn含量及Eu/Eu*有很好的相关性,说明形成白色硬玉岩的流体为富集轻Fe同位素的流体与蚀变洋壳脱出流体的混合。绿色硬玉岩δ56Fe与Mg/（Mg+Fe）、Ba/Th和Cr含量等有很好的相关性,说明绿色硬玉岩是由这种富集轻Fe同位素的流体交代铬铁矿形成。而这种轻铁同位素最有可能来自富Fe碳酸盐的溶解。根据流体富集轻Fe同位素及富含甲烷流体包裹体等特点,我们推测俯冲带流体局部相对还原。这种富集轻Fe同位素碳酸盐的俯冲对岛弧及局部地幔的Fe同位素组成具有重要影响,同时可以促进非生物成因甲烷的形成。西阿尔卑斯白片岩是在陆壳深俯冲过程中,蛇纹岩来源的流体交代变花岗岩形成的超高压变质岩。由于Ba同位素在水岩作用过程中可以发生较大的分馏,白片岩的Ba同位素组成可以记录俯冲带流体在运移过程中化学成分是否发生改变。本文测量了西阿尔卑斯白片岩及变花岗岩原岩的Ba同位素组成,发现变花岗岩原岩δ138Ba变化范围相对较小（δ138Ba=-0.25‰～0.26‰）,而白片岩在Ba元素强烈丢失的同时,δ138Ba从-0.99‰升高至0.48‰。在排除了风化、退变质及动力学过程的影响后,我们认为这一变化过程是由俯冲隧道中发生的水岩相互作用引起,水岩反应过程中Ba同位素的分馏行为可通过一个概念模型来模拟。俯冲隧道不仅仅是一个物质运移通道,同时还是一个强水岩反应带,在俯冲隧道内流体的化学成分发生了明显的改变,水岩反应过程中流体的Ba同位素组成相对岩石偏重。俯冲隧道内流体化学成分的改变可显着影响俯冲物质循环,并对我们认识岛弧火山岩的Ba同位素组成具有重要指示意义。与白片岩不同,大别山硬玉石英岩的Ba同位素变化范围大（δ138Ba=-0.50‰～0.11‰）,但整体比大陆上地壳偏轻。Ba同位素与Ba含量的对数值有很好的正相关性,并显示随流体活动性元素（K、Cs和Rb）减少Ba同位素变轻,随Al、Mg、Ca含量增加Ba同位素变轻的现象,这反映了水岩作用过程中流体将重Ba同位素和流体活动性元素带走,流体可能来源于黑云母的分解。同时硬玉石英岩带的东部岩石受流体作用较强,Ba同位素偏轻明显。大陆俯冲带流体对于后碰撞岛弧型火山岩的形成具有重要意义。本研究显示,俯冲物质尤其是一些特殊的沉积端元对流体同位素组成影响较大,俯冲隧道是一个强水岩反应带,水岩反应过程中流体和岩石的成分都发生了很大的变化。因此,金属稳定同位素是研究俯冲带流体溶质来源及变化的有力工具。
余阳,张宝华,刘永刚[2]（2021）在《中国东部大别苏鲁造山带壳内低速高导异常成因探究》文中指出地震学和大地电磁研究表明,中国东部大别苏鲁造山带壳内广泛存在低速高导异常.本文首次较系统地梳理了前人针对大别苏鲁造山带开展的地震学和大地电磁观测结果以及岩石矿物波速和电导率的高温高压实验结果,建立了岩石波速、电导率随深度变化的模型,探究了大别苏鲁造山带壳内低速高导异常的可能成因以及形成的基本条件.大别苏鲁造山带壳内低速高导的成因复杂多样,主要有:含水矿物模型、部分熔融模型、高电导矿物模型、各向异性模型、含盐流体模型和名义无水矿物模型等.我们认为普遍低热流的大别造山带中下地壳的低速异常层和高导异常可能与波速各向异性明显的成岩矿物有关,高导异常可能与电性各向异性明显的成岩矿物有关.普遍高热流的苏鲁造山带中上地壳的低速异常可能与含水矿物脱水熔融和波速各向异性较大的成岩矿物有关,下地壳的低速异常可能是高压变质岩中角闪岩相退变质作用的结果;而下地壳的高导异常可能与含水矿物脱水以及名义无水矿物中的结构水有关.以上结论对于我们深入认识大别苏鲁造山带壳内物质组成、地质作用以及地球内部动力学过程具有重要意义.
吴逸影[3]（2021）在《秦岭造山带及周边壳幔变形特征及耦合型式：SKS波分裂与Ps转换波接收函数集联合分析》文中进行了进一步梳理秦岭,由复杂地壳组成,作为复合型大陆造山带经历了长期、不同构造的演化,为各种地球科学研究提供了丰富的地质信息。作为中央造山带的主要部分,秦岭西邻青藏高原向东延至大别山,北邻鄂尔多斯地块,南邻扬子地块。探索其壳-幔变形特征、相互耦合型式及其主控因素对进一步约束秦岭造山带深部构造变形机制有重要意义。因此,本文采用SKS波分裂法和Ps转换波接收函数集的方法,对秦岭造山带及周边地壳及上地幔变形特征进行精细反演,并推断壳-幔耦合型式。SKS波分裂法可以有效计算分析上地幔各向异性特征,研究秦岭造山带上地幔变形对其构造演化及成因的作用。利用“叠加”分析分别求得最小切向（T）能量法和最小（较小）特征值法计算获取的秦岭造山带上地幔各向异性参数（φ,δt）。Ps转换波应用接收函数集（JOF）能更有效地估算研究区水平地壳各向异性,进而分析地壳变形特征。该方法包括计算三个单体接收函数和一个联合接收函数,并对估计的各向异性进行可靠性分析。将Ps转换波接收函数集方法应用于秦岭造山带及周边多个台站数据,对这些测量数据进行插值,更精确地计算出地壳各向异性参数、Moho深度和Vp/Vs值结果。秦岭造山带及周边地区覆盖了 41个地震台站,依据上地幔各向异性参数绘制秦岭造山带上地幔各向异性图,发现δt的大小不随造山带走势变化,而φ自西向东有南缘呈SW-NE,W-E,NW-SE变化,北缘呈NW-SE,W-E,SW-NE变化,显示出南缘略向北凸、北缘略向南凸的弧形展布,推断造山带两侧刚性较强的扬子地块与鄂尔多斯地块旋转对秦岭造山带南、北缘上地幔变形有约束作用。地壳各向异性在有断裂带的区域和地幔流动的影响下有较明显的分层,上地壳各向异性主要受裂缝及断裂带影响,中-下地壳与上地幔相互作用较多,因此秦岭造山带地壳变形特征及其与地幔的耦合型式有区域性变化。联合Ps转换波接收函数与SKS波分裂的观测结果,对比发现秦岭造山带的地壳和上地幔都表现出较强的方位各向异性。两种方法分别观测到秦岭造山带自西向东的壳-幔各向异性特征,壳-幔快波偏振方向的差值Δφ变化反映了秦岭造山带下壳-幔耦合类型的变化:Δφ在秦岭造山带西-中部较小,说明壳-幔变形有较强的一致性,壳-幔垂直连贯变形对上地幔变形影响较大,属壳-幔强耦合型;Δφ在秦岭造山带东部较大,且偏离造山带走势发生弧形旋转,一致性较弱,说明秦岭造山带东部发生壳-幔解耦,软流圈物质流动是影响该区域上地幔变形的主控因素。秦岭造山带及周边地区地壳变形同时受到裂缝和地幔流动的影响,上地幔变形也存在垂直连贯变形与地幔流动两种机制,因此推断秦岭造山带壳-幔耦合型式及其主控因素并不单一且存在自西向东的区域性转换。
杨阳[4]（2020）在《北大别多期深熔作用与山根垮塌 ——来自混合岩和变质闪长岩的制约》文中提出深熔作用与大陆碰撞造山带的形成和演化息息相关,对板块构造理论的发展有着重要的意义,是当今地球科学研究的热点之一。地壳深熔是引起地壳成分分异和深俯冲板片折返以及花岗岩形成的重要控制因素,并在造山带的山根垮塌过程中发挥着重要的作用。大别造山带是典型的陆-陆碰撞型造山带,发育了与大陆俯冲和碰撞相关的、具有不同变质程度与演化过程的5个构造岩石单位。其中,北大别是三个含榴辉岩构造岩石单位之一,经历了深俯冲和多阶段折返以及造山后山根垮塌在内的复杂演化过程,并发生了多期的深熔事件,形成了多种类型的岩浆侵入体和混合岩,为研究碰撞造山带的地壳深熔作用与山根垮塌提供了理想的对象和场所。本文对北大别混合岩中多种类型的浅色体以及变质闪长岩等进行了系统的岩石学、岩相学、锆石U-Pb年代学以及元素和同位素地球化学等方面综合研究,对该区域的深熔期次和时代、深熔机制以及混合岩和变质闪长岩对折返初期的高温减压及碰撞后山根垮塌的岩石学和地球化学响应进行了深入讨论和限定,为探究北大别的演化过程提供了新的制约。北大别混合岩中的残留体和多种类型浅色体的研究表明,该带发生了多期深熔作用。混合岩中的浅色体,按照矿物组合和结构可以分为四类:（1）含石榴子石浅色体;（2）富角闪石浅色体;（3）贫角闪石浅色体;（4）富钾长石浅色体。锆石U-Pb年代学研究结果表明,第一类浅色体形成于晚三叠世（209±2 Ma）,对应于深俯冲板片折返初期的高温减压熔融。该类型浅色体发育强烈的变形结构,并具有高的重稀土元素含量和Rb/Sr比值、低Th/U比值以及显着的Eu负异常,其中的转熔石榴子石含有浑圆状多相矿物包裹体。它们的形成温度为872-941℃,压力为8.2-10.0 kbar,高于实验得到的黑云母脱水温压条件,显示其形成于无水环境下黑云母脱水引发的高温减压熔融。后三类浅色体的形成年龄依次为133±3 Ma、124±3 Ma以及114±7 Ma,与大别山碰撞后山根垮塌作用有关。它们之间相似的弱变形至无变形结构、渐变的矿物组合和元素特征,指示这三类浅色体可能是深熔熔体在不同演化阶段冷却结晶的产物。其形成温度和压力分别为T=665-789℃,P=2.3-4.4 kbar,低于黑云母的分解温度,结合富角闪石浅色体中转熔含水矿物（角闪石）的存在以及其低Rb/Sr和Rb/Ba 比值等特征,表明山根垮塌和地幔上涌过程中,外来的热量和富水流体引发当时位于中地壳深度的原岩发生大规模部分熔融和混合岩化作用,形成了广泛分布的富角闪石浅色体、贫角闪石浅色体和富钾长石浅色体。此外,上述四类浅色体均具有与北大别超高压变质岩石（如榴辉岩和花岗质正片麻岩）具有一致的Sr-Nd同位素组成,显示它们具有一定的成因联系。北大别变质闪长岩富集大离子亲石元素和轻稀土元素,亏损高场强元素和重稀土元素,并具有显着的Ba正异常,与下地壳的地球化学特征一致。此外,变质闪长岩也表现出典型的下地壳型Sr-Nd-Pb同位素特征,包括中等的初始87Sr/86Sr比值（0.707582-0.708099）、低 εNd（t）值（-15.3—20.4）和较低的初始 Pb 同位素比值（206Pb/204Pb=16.0978-16.8452、207Pb/204Pb=15.3167-15.454447、208Pb/204Pb=37.1778-37.8397）,与北大别超高压变质岩石（如榴辉岩和变质闪长岩）的同位素特征一致。锆石形态学和U-Pb年代学研究表明,变质闪长岩中的锆石核部和边分别保留了两期地质记录。锆石核部的年龄为约130 Ma,具有明显的的韵律环带、较高的Th/U比值和U含量,指示岩浆冷却时代;而锆石边形成时代稍晚,约为125 Ma,无明显分带,具有相对较低的Th/U比值和U含量,且通常填充核部熔蚀（港湾状）部位,指示高温变质成因。地质温压计计算结果显示,（变质）闪长岩的成岩温度和压力分别为T=725-806℃、P=4.7-6.2 kbar。锆石的核部和边部通常具有一致的太古代二阶段Hf模式年龄,普遍老于该区域的混合岩和超高压变质岩石,因此难以使用单一的下地壳源区部分熔融解释变质闪长岩的成因。结合元素及同位素地球化学分析和大别造山带山根垮塌模型,该岩石形成时的初始岩浆应主要由山根垮塌后减薄的下地壳镁铁质岩石部分熔融形成,并混合了少量的幔源物质。此外,粗粒眼球状钾长石变斑晶往往沿变质闪长岩变形线理分布,并保持较好的晶型,指示其形成时代接近于岩石变形时代,其形成温度压力推测为T=583-599℃、P<4.7 kbar。综上所述,北大别发生了两期重要的的深熔事件。第一期发生于北大别深俯冲板片折返初期（～209 Ma）,在无水条件下,黑云母等含水矿物发生减压分解并释放少量自由水,使周围岩石发生小规模部分熔融,形成了含石榴子石浅色体（首次查明和报道）。第二期深熔作用则发生在碰撞后山根垮塌阶段（110-130 Ma）,加厚下地壳及岩石圈地幔发生垮塌,软流圈地幔上涌,为上覆岩石带来充足的热量和大量的外来流体。在此作用下,原本位于中地壳深度的北大别花岗片麻岩和榴辉岩发生大规模部分熔融和混合岩化,形成了富角闪石浅色体、贫角闪石浅色体以及富钾长石浅色体。与此同时,减薄的下地壳岩石发生部分熔融,产生的熔体与幔源物质发生相互作用后在浮力的作用下向上运动,形成了闪长岩等侵入体。
张强强[5]（2020）在《汇聚大陆边缘构造演化 ——来自桐柏造山带高压变质岩的研究》文中研究指明碰撞造山带的形成和演化记录了大陆俯冲、碰撞造山及陆内裂断等多阶段构造体系的转化,引起了地壳发生明显的变形、变质和岩浆作用,因此是研究大陆动力学和发展板块构造理论的核心区域。汇聚大陆边缘区域变质岩作为受温度和压力变化引起的构造作用产物,可以形成于不同构造背景且表现出不同的P-T轨迹和温压比,因此是反演造山带形成和演化的重要对象。桐柏造山带位于中国中央造山带（秦岭-桐柏-红安-大别-苏鲁造山带）的中部,一方面与其西侧的秦岭造山带相似,记录了早古生代从古大洋俯冲经秦岭微陆块深俯冲到碰撞后再造等一系列过程;另一方面与其东侧的大别-苏鲁造山带相似,记录了三叠纪华南陆块向华北陆块俯冲、碰撞的过程。本学位论文对桐柏造山带麻粒岩和榴辉岩进行了一个复合的变质岩石学和同位素年代学研究,结果不仅揭示出早古生代从大陆碰撞加厚到裂断伸展的动力学过程以及后期超高温变质作用对早期高压变质岩的长时间叠加,而且阐明了中生代大陆俯冲到碰撞的早期演化过程以及后期高温变质作用对早期高压变质岩的短时间叠加。此外,对榴辉岩和石榴角闪岩中的残留锆石还进行了同位素年代学研究,结合全岩地球化学成分,可见扬子克拉通北缘在古元古代时期经历了从古大洋俯冲引起哥伦比亚超大陆聚合到大陆裂断引起这个超大陆试图裂解的构造演化过程。对桐柏造山带麻粒岩进行了岩相学观察、矿物包裹体鉴定、锆石U-Pb定年和微量元素分析、岩石相平衡模拟研究。结果得到,这些麻粒岩经历了～490 Ma的碰撞造山作用和440-405 Ma的裂断造山作用,其中每期造山作用包括两个变质阶段。早期为具有顺时针P-T变质轨迹的碰撞造山作用,石榴石幔部的包裹体矿物组合蓝晶石+钾长石+金红石记录了第一阶段高压麻粒岩相变质（M1）,变质温压条件为785-815℃/10-14kbar;环绕在石榴石边部的后成合晶组合斜方辉石+斜长石+黑云母记录了第二阶段高压麻粒岩相变质（M2）,变质温压条件为840-880℃/10-14 kbar。锆石核部和深色幔部的变质年龄指示,早期的碰撞造山作用发生在490-450 Ma。晚期为具有逆时针P-T变质轨迹的裂断造山作用,石榴石幔部和斜长石的XCa组分等值线指示,岩石受到持续加热进入超高温变质阶段（M3）,变质温压条件为890-980℃/9-11 kbar;石榴石边部以及黑云母XMg等值线显示,超高温峰期变质之后经历了降压冷却到角闪岩相变质阶段（M4）,变质条件740-880℃/7-9 kbar。锆石的浅色幔部以及暗色边部年龄表明,裂断造山作用发生在440-405 Ma。因此,桐柏造山带经历了与北秦岭造山带相似的早古生代时期构造演化,包括寒武纪大陆碰撞形成加厚的造山带岩石圈和高压变质作用以及志留纪大陆裂断引起的岩石圈减薄和超高温变质作用。由于后期长时间的高温-超高温变质叠加,早期大陆碰撞相关的地质记录大部分被抹去,仅有少量信息被矿物包裹体或锆石所保存。对桐柏造山带榴辉岩进行了岩相学观察、相平衡模拟、锆石U-Pb定年和微量元素分析、金红石Zr含量温度计以及多组分温压计算。结果表明,这些榴辉岩经历了多阶段变质演化。石榴石核部的包裹体矿物组合（绿帘石+角闪石+钠长石+石英）记录了早期进变质阶段绿帘角闪岩相变质作用（M0）。石榴石核部组分记录了晚期进变质作用（M1）,变质温压条件为455-510℃/21-25 kbar。石榴石边部XCa组分等值线与金红石Zr含量温度计联合限定了峰期榴辉岩相变质阶段（M2）,变质温压条件为580-625℃/26-27 kbar。基质中Na-Ca质角闪石的成分等值线限定了角闪石榴辉岩相早期退变质阶段（M3）,变质温压条件为580-655℃/14-17 kbar。冠状体或后成合晶组合（榍石+斜长石+冻蓝闪石/普通角闪石+绿帘石）限定了绿帘角闪岩相退变质阶段（M4）,变质温压条件为420-550℃/5-9 kbar。因此,桐柏榴辉岩在早期经历了近等温升压和近等压加热的两阶段进变质演化,在晚期经历了加热减压和降温降压的两阶段退变质演化。锆石U-Pb定年结果显示了两期变质事件,第一期年龄为245 Ma,该期锆石区域具有相对高的Th、U、Nb、Ta和MREE含量,指示其形成于角闪石大量分解的峰期变质阶段（M2）;第二期年龄为240 Ma,该期区域具有相对低的Th、U、Nb、Ta和MREE含量,指示其形成于角闪石大量存在并伴随大规模流体活动的退变质阶段（M3）。结合前人获得的238 Ma的Ar/Ar年龄,指示角闪岩相的热叠加时间较短。通过与红安-大别-苏鲁造山带高压-超高压变质岩的对比可见,华南陆块与华北陆块之间的大陆碰撞过程至少涉及两个阶段。第一阶段是华南陆块东北角率先与华北陆块东南角之间在245 Ma之前发生初始碰撞,导致华南陆块在大别-苏鲁造山带形成既含柯石英也含金刚石的超高压榴辉岩,而在桐柏-红安造山带形成只含柯石英的超高压榴辉岩。在华南-华北陆块初始碰撞后,华南陆块发生了顺时针旋转,导致其在240-210 Ma与华北陆块在秦岭地区发生第二阶段由东向西的逐渐碰撞。由于上覆板块性质的差异,结果造成沿中国中央造山带走向俯冲深度的不同。由于东部地区属于具有古老克拉通性质的大陆岩石圈,结果在大别-苏鲁造山带发生深俯冲,而在具有年轻岛弧地体的中部地区的红安-桐柏造山带只发生了较浅的俯冲。对桐柏造山带变基性岩（榴辉岩和石榴角闪岩）中锆石U-Pb年龄和微量元素的研究发现,这些高级变质岩记录了在1.96-1.63 Ga期间发生的两期岩浆作用和一期变质作用。全岩地球化学分析结果显示,原岩形成于1.96 Ga的变基性岩具有岛弧型微量元素分布特征,即富集LREE和LILE但亏损HFSE;原岩形成于1.63 Ga的变基性岩则具有洋岛型微量元素分布特征,即富集LREE和LILE但无HFSE负异常。此外,1.96 Ga变基性岩原岩中具有扇形环带的锆石区域记录了 1.84 Ga的变质年龄,这些区域具有HREE平坦以及明显Eu负异常的特征,锆石Ti含量温度计结果显示其形成温度为825℃,表明经历了麻粒岩相变质作用。结合扬子克拉通北缘已有研究积累可知,1.96 Ga变基性岩原岩是交代成因岩石圈地幔发生减压熔融的产物,1.84 Ga的麻粒岩相变质作用是造山后的伸展垮塌引起软流圈上涌加热形成的,而1.63 Ga变基性岩原岩形成于大陆岩石圈裂断环境。因此,桐柏造山带的变基性岩记录了从古大洋俯冲经古大陆碰撞到陆内裂断的构造演化,表明扬子克拉通北部参与了哥伦比亚超大陆的聚合和裂解过程。与其它古老克拉通发育的同期裂断岩浆岩相比,扬子克拉通北部1.63 Ga变基性岩的地球化学特征与北澳大利亚同时期变基性岩具有明显相似性,但与南西伯利亚和北劳亚的明显不同,表明扬子克拉通北部与北澳大利亚克拉通在超大陆裂解之前可能相连接。但是,由于在扬子克拉通广泛发现的2.0 Ga的造山运动还未在北澳大利亚克拉通发现,因此需要更多的证据来支持这两个陆块之间的联系。
于萌[6]（2020）在《汇聚大陆边缘混合岩—花岗岩—伟晶岩矿物成因研究及其对岩石成因的制约》文中研究指明碰撞造山带混合岩、麻粒岩和花岗岩记录了大陆地壳部分熔融后发生的分异作用。为研究大陆俯冲带地壳部分熔融以及相关岩石中矿物的成因机制,本学位论文选取了经历过多期次部分熔融的湖北大别造山带混合岩和西藏冈底斯造山带中的花岗岩和伟晶岩,通过原位微区矿物学和地球化学的分析方法,对混合岩-花岗岩-伟晶岩中的不同矿物进行了多方位分析,确定不同矿物的成因机制,识别岩石中多期次部分熔融的P-T-t条件,以及熔体演化过程中矿物的元素的迁移变化规律,并最终对该区岩石成因及构造演化进行制约。1.北大别高温变质带混合岩石中不同矿物的成因根据CL图像和矿物包裹体的类型以及锆石的U-Pb年龄和微量元素特点,我们把混合岩中的锆石分为三组,Zir-Ⅰ的锆石记录了年龄范围是272-1015Ma,此锆石为原始岩浆锆石的继承和改造,记录了不同程度的变质重结晶作用。Zir-Ⅱ的锆石记录了两期三叠纪变质和深熔锆石的生长,Zir-Ⅱa形成于俯冲进变质-峰期阶段,U-Pb定年获得的年龄范围为240-220Ma;Zir-Ⅱb形成于折返初期的麻粒岩相深熔阶段,U-Pb定年获得的年龄范围是220-200Ma。Zir-Ⅲ的锆石记录了早白垩纪广泛发育的角闪岩相混合岩化作用,U-Pb定年获得的年龄范围是140-120Ma。混合岩中的石榴石只以残斑状出现在富石英的淡色脉体中,它们在主微量元素上呈现两种不连续的生长环带,内部域Grt-Ⅰ钙铝榴石的含量较高,具有Eu正异常或没有明显的Eu异常,说明石榴石Grt-Ⅰ形成于斜长石不稳定阶段的榴辉岩相变质阶段,是变质成因石榴石。外缘域Grt-Ⅱ钙铝榴石的含量较低,而锰铝榴石含量较高,且MREE、HREE、Y和Sc等相容元素含量也明显升高,具有明显Eu负异常,指示石榴石Grt-Ⅱ形成于斜长石稳定的麻粒岩相变质-深熔阶段,并且是通过对早期Grt-Ⅰ的溶解-再生长形成的,是转熔石榴石。混合岩中的角闪石只出现在深色体中,根据角闪石的稀土元素配分模式分为两类,其中Ⅰ型角闪石位于颗粒的中心,REE含量较低,具有Eu正异常,为斜长石和黑云母加水反应的产物,为转熔成因。Ⅱ型角闪石位于颗粒边缘,具有负Eu异常和高的稀土元素含量,是直接从深熔熔体中与斜长石共同结晶形成的,属于岩浆成因的角闪石。通过温压计计算得出两类角闪石的形成温压范围均为3.8-7.1kbar/720-780℃,是深俯冲地区岩石抬升至中上地壳层位时,外部流体加入引发部分熔融形成的。2.冈底斯造山带花岗岩和伟晶岩中石榴石的成因通过对岩石学,主量元素和微量元素分布以及石榴石中的氧同位素的综合研究,在冈底斯岩浆带东南部的花岗岩和伟晶岩中识别出两个期次的石榴石。第一期石榴石（Grt-Ⅰ）作为残斑状保留在石榴石颗粒的中心,BSE图像显示较多暗部,富含锰铝榴石,而铁铝榴石和钙铝榴石的含量较少,稀土配分模式显示出明显的负Eu异常,HREE相对MREE明显亏损,这与早期成核过程中的岩浆热液有关,是热液成因石榴石。第二期石榴石（Grt-Ⅱ）主要出现在花岗岩中,或在伟晶岩石榴石Grt-Ⅰ边缘以补丁状的形式存在,BSE图像明亮,锰铝榴石含量低,铁铝榴石和钙铝榴石含量较高,REE配分模式也显示出明显的负Eu异常,但是HREE相对MREE明显富集。与Grt-Ⅰ相比,Grt-Ⅱ具有较高的REE含量,以及特别高的Ca含量。相比之下,来自花岗岩的石榴石在锰铝榴石,铁铝榴石和镁铝榴石中具有均一的成分以及高的REE含量,微量元素剖面显示从核部到边的REE含量降低,具有岩浆结晶出来的石榴石的特征。伟晶岩中石榴石Grt-Ⅱ具有与花岗岩中石榴石相同的主量和微量元素组成,表明Grt-Ⅱ是从相同的花岗质岩浆中结晶出来的。伟晶岩中的补丁状Grt-Ⅱ是花岗岩岩浆侵入时,对伟晶岩中早期石榴石Grt-Ⅰ进行溶解再生长形成的,属岩浆成因石榴石。因此,伟晶岩中石榴石Grt-Ⅰ形成于早期岩浆-热液体系,而石榴石Grt-Ⅱ形成于后期的岩浆体系,说明伟晶岩早于花岗岩形成。花岗岩和伟晶岩锆石的U-Pb定年和Hf-O同位素表明,它们具有几乎相同的U-Pb年龄,εHf（t）值和氧同位素。锆石U-Pb测年给出了晚白垩世年龄77-79 Ma,正的εHf（t）值+5.6到+11.9,δ18O正值在+5.19到+7.05‰,单阶段Hf模式年龄约为350Ma。这些表明尽管伟晶岩是在花岗岩之前形成,但二者在锆石U-Pb定年上难以区分,二者都来源于同一岩浆源区,是新增生大陆边缘发生部分熔融的产物。3.矿物成因对岩石成因的指示意义在地壳深熔过程中,岩石可能发生加水或脱水熔融,岩石中既有参与变质反应的变质矿物,又有通过转熔反应形成的转熔矿物,也有从熔体不同阶段结晶析出的岩浆成因矿物。通过对地壳深熔岩石及其相关脉体中不同矿物进行成因研究,获得了地壳深熔从形成到演化至不同阶段,矿物成因及其元素的变化规律。通过对混合岩深色体中含有的角闪石的结构、共生矿物组合和主微量元素的特征进行分类,结合角闪石一斜长石的温度计和角闪石压力计的计算,指示该区混合岩在白垩纪经历了黑云母的加水熔融作用。转熔角闪石形成的温压条件限定了罗田地区早白垩纪混合岩化过程发生在中上地壳,是外部流体的加入引发的。通过对混合岩淡色脉体中石榴石进行主微量元素环带的分析,识别出变质成因（Grt-Ⅰ）和转熔成因（Grt-Ⅱ）两种石榴石。特别是转熔石榴石Grt-Ⅱ的确定,证实了北大别经历过晚三叠纪麻粒岩相变质叠加引起的部分熔融,进一步确定了深俯冲陆壳在板片折返至下地壳时会发生部分熔融。另外,在地壳深熔过程中,熔体分离后,随着熔体不断演化和聚集,会形成花岗岩和伟晶岩。一般认为,伟晶岩是在流体饱和的花岗质岩浆结晶分异晚期形成的。但是,本文研究中的伟晶岩和花岗岩具有相似的岩浆结晶压力和温度,伟晶岩和花岗岩中的石榴石之间的主量元素和微量元素的差异表明伟晶岩较早结晶,随后与周围侵入的花岗质岩浆混合。伟晶岩中的第一期石榴石Grt-Ⅰ的形成来自于岩浆热液体系,而并不是来源于相邻花岗岩晚期的结晶。但是,锆石的Hf-O同位素相似性证明伟晶岩和花岗岩的确来源于同一岩浆源区。因此,难熔矿物石榴石和锆石可能是解析花岗岩和伟晶岩成因的重要线索。
韩如冰[7]（2020）在《中国大陆东南部地壳上地幔间断面形态及多圈层耦合关系研究》文中指出华南陆块由扬子克拉通与华夏地块拼接而成,与华北陆块共同组成了中国大陆东部。在中生代,中国大陆东部经历了碰撞造山、构造体制从压缩到伸展的转换、岩石圈大规模减薄三大地球动力学事件。伸展构造和火山-岩浆活动几乎覆盖了整个华南东部,且岩浆活动与伸展盆地相伴,构成了独特的盆-岭构造体系。目前,由于深部地球物理资料依据的缺乏,其演化过程和动力机制仍存在较大争议。宽频带地震阵列观测是获得地球内部精细三维结构信息的有效途径。利用流动台阵与固定台网有机结合所形成的密集覆盖和海量数据,可以大幅度提高地球内部结构的成像分辨率。接收函数方法是研究地球深部结构的重要手段,其中P波接收函数对地壳精细结构和地幔过渡带（MTZ）的分辨率较高,S波接收函数适用于对岩石圈-软流圈边界（LAB）进行深度成像。联合运用这两种方法,本文获得了中国大陆东南部地壳-上地幔主要间断面（Moho面、LAB、410km间断面、660km间断面）的三维结构图像。从研究区内271个宽频带流动台站和204个固定台站波形记录中,共提取到68892条质量较高的P波接收函数记录。通过H-κ叠加和共转换点（CCP）叠加等方法获得了研究区的地壳厚度、泊松比大小和Moho面起伏形态。结果主要揭示了:1)研究区地壳厚度平均为32km,平均泊松比大小为0.24,具有薄地壳、低泊松比的特点;2)南北重力梯度带（NSGL）以东,地壳厚度从西北往东南有变薄趋势;秦岭大别造山带地壳较厚,平均值大于37km,华北南缘、下扬子、江南造山带地壳相对较薄（28～35km）,华夏地块更薄,平均值不到30km。下扬子地块的泊松比最高,平均值大于0.26,华夏地块泊松比次之（0.22～0.27）,而江南造山带泊松比最低,平均值不到0.24。扬子地块和华夏地块的地壳厚度与泊松比之间同步呈现明显的负相关性。3)研究区内存在三处地壳厚度减薄带,分别位于苏鲁造山带南缘,大致沿郯庐断裂带展布（LH1）、赣江断裂沿线（LH2）、湘中-江汉盆地一线（LH3）,减薄带地壳厚度平均值小于30km。LH1的向南延伸终止于江南断裂附近,且泊松比偏大,长江中下游成矿带大部分分布其中。LH2呈南西—北东走向,沿着广州—韶关—赣州—吉安—南昌一线展布,北端至江南断裂南侧（29°N）,但是与LH1并不连通。LH3沿湘中-江汉系列拉张盆地展布,与LH2相交构成“V”型或“Y”型,交点位于南岭成矿带东段,以交点为中心世界级钨矿床集中分布。从研究区271个宽频带流动台站和161个固定台站波形记录中,使用估算入射S波最佳极化方向的坐标旋转方法,提取到高质量的S波接收函数9930条。基于13条东西走向的CCP叠加剖面（22°N～34°N）,并结合P波接收函数结果,联合构建了研究区具有较高横向分辨率的LAB三维图像,结果主要揭示了:1)研究区的岩石圈厚度分布于55～80km之间,呈现西北厚东南薄的特征。在岩石圈整体减薄的背景上,发育局部薄弱带或独立的薄弱区,表明岩石圈减薄是不均匀的。2)NSGL东侧较其西侧岩石圈厚度减薄15km以上。扬子地块的岩石圈厚度整体大于华夏地块与江南造山带,东南沿海地区和研究区南部岩石圈厚度较小,闽西北武夷造山带局部岩石圈较厚。3)地壳厚度与岩石圈厚度都从西北向东南方向（向海）变薄,暗示两者的伸展变形是耦合的。郯庐断裂西侧岩石圈减薄区与地壳减薄区LH1大致对应,赣江断裂岩石圈减薄区与地壳减薄区LH2大致对应,进一步表明地壳与岩石圈变形呈强耦合关系。基于提取到的68892条P波接收函数记录,用H-κ方法获得各个台站的地壳厚度与速度比,进而修正IASP91全球模型,通过CCP叠加方法获得了MTZ三维精细结构图像,并估算了过渡带内温度与水含量的变化,结果主要揭示了:NSGL以东的研究区存在一个29°N的近东西走向MTZ结构分界,其北部以660km间断面的整体凹陷为特征,由此产生较厚的MTZ,存在两处独立的具有高速、低温和低含水量特征的异常,这两个异常似乎分别对应于两个不同时期的俯冲滞留板片。其南部只有北东走向的窄带状410km间断面凹陷带,与之相联系的是MTZ底部（660km间断面）相对高温、富水的特征。研究结果证实中国大陆东南部存在29°N地幔结构分界线。界线以北,适用前人提出的西太平洋俯冲板片停滞于MTZ模型,本研究结果进一步限定了该模型适用区域的南界为29°N,西界至NSGL附近。地壳与岩石圈厚度变化趋势的一致性以及地壳减薄与岩石圈减薄位置的对应关系,都表明岩石圈内部的强耦合性。主要基于“V”型或“Y”型地壳厚度减薄带的存在,尝试用太平洋板块与北美大陆西部相互作用的“平板俯冲—铲刮楔拆沉”触发“软流圈热对流”的动力学模型,来解释29°N以南,岩石圈耦合伸展、局部非线性减薄、410km间断面的局部凹陷以及MTZ底部相对富水等特征。
杨根山[8]（2020）在《佛子岭群区域变质条件及年代学研究》文中研究表明秦岭-桐柏-红安-大别-苏鲁造山带是由华北和扬子板块碰撞而成,其横贯于中国中部,近东西向延伸,规模巨大,自西向东划分为秦岭造山带、桐柏-红安造山带、大别-苏鲁造山带。截止目前为止,秦岭-桐柏-红安造山带古生代演化研究较为透彻,但是关于如何东延至大别造山带如何衔接并不是十分清晰,由于该问题研究相对薄弱,限制了人们对贯穿整个中国中部的巨型造山带的充分理解。目前,大别碰撞造山带而言,主体记录了中生代以来的构造事件,古生代地质事件则仅体现在该造山带最北缘的佛子岭群中,因此,该群是解决上述问题的关键载体。至今佛子岭群研究仍相对“滞后”,主要问题在以下三个方面:（1）构造归属不明确;（2）变质属性的差异性认识,其变质P-T条件制约对大别造山带的认识;（3）变质时限研究的不充分。由于揭示造山带最好的方法是深入系统的变质岩石学研究,故此本文拟将以变质岩石学及年代学研究为主,加上少量地球化学,深入探讨佛子岭群变质级别、PT轨迹和古生代演化等问题。本文研究的主要内容和主要有以下几点:（1）针对石榴黑云片岩具有石榴石+斜长石+黑云母+白云母+石英完备的矿物组合,通过岩相学、矿物化学、热力学及锆石年代学等方面详细分析,结果显示:佛子岭群经历四阶段变质演化,第Ⅰ阶段 T=621～684℃、P=1.04～1.11 Gpa,T=658±18℃和P=1.08±0.02 Gpa;第Ⅱ阶段幔部平均温压条件T=755±24℃和P=1.21±0.04Gpa;第Ⅲ阶段 T=544～565℃、P=1.05～1.1Gpa,T=554±7℃、P=1.08±0.02Gpa;第Ⅳ阶段组合由裂隙中绿泥石和黑云母组成,当P标定=0.3～0.6Gpa,T=448～546℃,构建了低压麻粒岩-绿片相近等温降压逆时针P-T轨迹,形成原因受古生代辉闪岩浆弧加热作用影响,变质作用时间可能为320～340Ma。（2）主期变质条件:佛子岭群主要由石英片岩和云母片岩组成,通过对特征性石榴云母/石英片岩和云母片岩进行温压计算,前者岩石矿物组合为石榴石+斜长石+黑云母+白云母,选取GB&GBPQ或GM&GMPQ温压计联合求解,平均温压条件范围:T=573～648℃和P=0.61～0.85 GPa,达到中-高角闪岩相;云母片岩矿物以黑白云母为主,只能通过压力标定结合黑、白云母Ti温度计进行估算,本文结合区域最高和最低压力值,取其平均值,压力标定在P标定=0.9Gpa,温度范围T=543～638℃,P-T图显示均落入中-高角闪岩相范围。结合前人研究本文将主期温压范围:P=0.60-1.1Gpa,T=550-665℃,达到中高角闪岩相变质条件,属于中高级变质,反映佛子岭群至少两期变质事件。（3）为了确定形成时代,通过广泛采取锆石样品共9件,利用LA-ICP-MS仪器获得其年龄结果,其中7个样品属于碎屑锆石,年龄范围3559±53～389±14Ma,389±14Ma,显示沉积上限为晚志留纪,变辉闪岩年龄范围528±12～304±7Ma,古生代洋壳;结合前人研究结果,共统计1352个锆石年龄,直方图显示峰值年龄:342 Ma、446 Ma、818 Ma、954 Ma和2492 Ma,同西部刘岭群和南湾复理石年龄峰值几乎一致,佛子岭群是秦岭微陆块东延部分,物源来自扬子板块、华北板块及古生代岩浆弧。（4）通过区域地质调查和剖面的测制,佛子岭群岩性由石英片岩和云母片岩为主,石榴云母/石英片岩、石英岩、少量辉闪岩和大理岩等组成,原岩成分主体属于杂砂岩,部分为粘土岩。（5）大别造山带经历大洋俯冲-增生-陆陆碰撞复合型造山带,佛子岭群与大别山类似对变质带,其晚古生代演化与秦岭-桐柏-红安造山带相衔接。
张哲坤[9]（2020）在《古太平洋俯冲对华北克拉通陆内变形及岩浆作用的制约》文中研究表明东亚大陆濒临西太平洋,至少从早侏罗世开始大地构造演化受到来自西太平洋板块（古太平洋板块和太平洋板块）俯冲叠加作用的影响。西太平洋板块俯冲作用对于中国东部中新生代重大地质事件,如华北克拉通破坏、燕山运动、华南大陆再造过程、中国东部含油气盆地和大规模金属矿产资源的形成都起到了举足轻重的作用。然而,对于古太平洋俯冲的详细过程,以及与燕山运动和华北克拉通破坏的关系等重大科学问题,仍存在认识上的分歧和不足。本文选择中国东部典型的构造带及岩浆岩为对象,开展详细的构造变形及岩浆岩分布研究,试图通过中国东部构造-岩浆耦合特征,揭示古太平洋板块的俯冲历史以及对东亚大陆的影响。东北亚地区广泛发育与古太平洋板块俯冲相关的岩浆活动及增生杂岩带,是研究古太平洋板块俯冲细节过程的绝佳位置。本文通过对华北北缘、山东半岛、东北地区、朝鲜半岛、日本列岛等地中生代的岩浆活动及斑岩型-矽卡岩型矿床时间和空间分布进行统计梳理发现:侏罗纪的岩浆岩和矿床分布近似呈NNW向展布,并且显示从早侏罗世到晚侏罗世由NE向SW迁移的特征,指示侏罗纪古太平洋向SW方向俯冲;白垩纪岩浆岩和矿床分布近似呈NE向,并且显示从NW向SE迁移,指示古太平洋板块白垩纪向NW方向俯冲并向SE方向后撤。我们认为古太平洋板块俯冲转向可能发生在晚侏罗世,由SW转为NW。另外,我们发现:早侏罗世郯庐断裂带局部复活,朝鲜半岛湖南剪切带发生强烈的右行韧性剪切活动,日本船津剪切带也发生强烈的右行韧性剪切;而早白垩世郯庐断裂带发生强烈的左行走滑运动,湖南剪切带和船津剪切带发生强烈的左行脆性剪切活动,同样指示了早侏罗世古太平洋板块向SW方向俯冲而早白垩世俯冲方向转为NW向。华北克拉通南缘秦岭-大别造山带晚中生代发生强烈的陆内造山运动,伴随着广泛的岩浆活动与Mo?Cu?Au成矿作用。早中侏罗世（190?160 Ma）南秦岭大巴山向SW发生逆冲推覆形成弧形构造带,该时期大别-苏鲁造山带也发生显着的抬升剥蚀。值得注意的是,晚三叠世华北克拉通与华南板块碰撞拼合完成并转为碰后伸展,以广泛发育A型花岗岩、环斑花岗岩、煌斑岩为主要特征。因此,秦岭-大别山造山带早中侏罗世的陆内造山活动应该与古太平洋板块向SW俯冲远程效应密切相关。从160 Ma开始,秦岭-大别造山带开始出现大规模的岩浆活动以及斑岩型-矽卡岩型Mo?Cu?Au矿床,岩浆岩显示了高的氧逸度特征。此外,山阳-柞水地区出露一系列与斑岩铜矿相关的高镁埃达克岩,地球化学指标显示高镁埃达克岩来源于古太平洋俯冲洋壳的部分熔融。因此,我们认为160Ma可能为转折点,标志着秦岭-大别构造体制由挤压开始转为伸展,这可能与古太平洋板块俯冲方向由SW转为NW向密切相关。燕山运动的提出至今近一个世纪,关于其时空范围和动力学背景一直以来都有着很大的争议。本文通过详细的构造分析和模拟实验,提出燕山运动是晚中生代环华北克拉通周缘强烈的陆内造山运动,构造行迹应该与缝合带的展布方向基本一致,而不是前人所认为的WE向或NE向。该时期华北克拉通北缘阴山-燕山构造带发生广泛的向南或向北的逆冲构造并伴随着右行走滑活动,秦岭-大别造山带也发生强烈的左行走滑断裂和逆冲构造,中国东部郯庐断裂带发生显着的左行走滑活动,太行山构造带发生显着的挤压抬升。我们认为这与古太平洋板块向NW方向俯冲挤压促使华北克拉通向欧亚大陆内部楔进,沿着克拉通边缘和构造薄弱带发生强烈的陆内造山作用,这个认识得到了沙盘模拟实验的很好验证。华北克拉通破坏的机制一直以来都有不同的认识,但目前基本形成共识,古太平洋板块俯冲这个过程扮演了非常重要的角色。然而板片俯冲到底有什么物质贡献一直都不是很清楚。本文通过研究发现华北北缘云蒙山岩体、房山岩体具有非常高的氧逸度特征,统计发现高氧逸度岩浆在华北非常广泛。研究表明,高氧逸度特征既不是来源于基底岩石,也不是通过岩浆演化过程逐渐累积,而是氧化性物质输入导致。至少从早侏罗世开始华北克拉通就处于活动大陆边缘环境,经历古太平洋板块的俯冲作用,大量的板片释放的流体和熔体进入地幔楔并交代地幔楔,使其逐渐发生氧化,在此过程地幔楔的强度逐渐降低,是克拉通破坏的前奏。晚中生代华北克拉通发生重要的岩石圈减薄,大量的氧化的镁铁质岩浆底侵与长英质岩浆混合可能是高氧逸度岩浆形成的主要途径。燕山运动和华北克拉通破坏及古太平洋俯冲三者之间的关系,一直容易被混淆,本文提出了一个模型来简要阐述三者之间的联系。燕山运动主要以中晚侏罗世（170?165 Ma）和早白垩世（140?135 Ma）两期挤压幕为主要特征,所以该时期古太平洋以向西方向俯冲为主要运动方向;而135 Ma之后,华北克拉通发生岩石圈减薄和破坏,以强烈的伸展变形和广泛的岩浆活动为主要特征,对应古太平洋板块俯冲板片后撤的过程。因此,燕山运动和华北克拉通破坏均与古太平洋板块俯冲密切相关,只是分别对应了在不同的俯冲时期并具有不同的俯冲方向和角度。房山岩体位于华北克拉通北缘,是一个同心环状岩体。研究表明它是一个多批次岩浆脉动增量生长的岩体。岩体主要由四个侵入单元组成并包含丰富的镁铁质包体。通过详细的锆石U-Pb定年表明,岩体经历了较长时间的活动在132.5?128.7 Ma之间。岩浆从深部岩浆房抽提并快速上升在10?16 km浅部地壳就位。锆石的微量元素、Hf同位素组成表明四个侵入单元和镁铁质包体的特征显着不同,指示它们分别来源不同的岩浆批次。这些岩浆来源于下地壳水平,是通过镁铁质岩浆及分异的残余熔体以及部分熔融的地壳熔体以不同比例混合而成的。基于锆石CL图像,我们发现镁铁质包体中出现4类锆石,包括类型1（深源晶和自结晶）、类型2（捕获晶）、类型3（核-边结构）、类型4（重结晶）,它们记录镁铁质岩浆的整个演化历史。部分类型1锆石并不是形成于侵位水平,而是形成于深部岩浆房,被侵位的岩浆裹挟上来的。大部分的类型2锆石是镁铁质岩浆穿过浅部岩浆房从粗粒二长岩中捕获的。类型3锆石显示核-边结构,指示捕获的锆石在镁铁质岩浆继续生长的过程。类型4锆石呈现了分区结构或补丁状结构,显示类型1锆石与熔体相互作用,富Th-REE-P的锆石逐渐被替代形成富Hf的锆石和磷钇矿等,暗示了镁铁质岩浆与长英质岩浆混合过程。本文展示了锆石成分和形貌研究可以提供一个很好的工具来揭示复杂的岩浆演化系统。
任志,周涛发,袁峰,张怀东[10]（2020）在《安徽大别山地区沙坪沟超大型斑岩钼矿床成矿系统特征》文中指出东秦岭—大别钼成矿带斑岩钼矿床的成矿地球动力学、地球化学背景和成岩成矿机制等备受研究学者的重视,但仍有许多成矿学问题需要加强研究,特别是超大型钼矿床成矿系统的组成特征、形成与演化等还需要加以系统总结。本文以翟裕生院士的成矿系统理论为指导,选取具有代表性的沙坪沟斑岩钼矿床作为研究对象,在总结前人研究成果和作者前期工作的基础上,归纳沙坪沟钼矿床地质特征,分析成矿系统的构成,通过综合对比研究,提取系统成矿特色。沙坪沟钼矿床形成于陆内伸展环境,是中国东部中生代大规模岩浆-成矿事件的产物,其含矿斑岩起源于古老下地壳+大别杂岩+岩石圈地幔,钼主要源自古老下地壳+大别杂岩,岩浆演化与热液活动持续了约24 Ma,形成了一个直径约为3 km左右的球状巨型斑岩钼成矿系统。成矿流体经历了由早期的高温、中盐度、较高氧逸度、低碱度、低pH值、低密度,中期的中高温-中温、低盐度与高盐度共存、低密度与高密度共存、低氧逸度、富CO2,向晚期的低温、低盐度、贫CO2、较高氧逸度、较高碱度、较高pH值、较高密度进行演化的过程,含Cl络合物由于温度、氧逸度下降和流体沸腾产生的相分离导致Mo的沉淀,形成了巨量钼金属的聚集。与国内外主要的斑岩钼成矿系统相比,沙坪沟钼矿床的成矿系统具有单矿体、巨系统、先天富、长孕育、多来源、高演化、多期次、超富集等鲜明的成矿特色。应用成矿系统理论,不断深入研究这一世界级超大型高品位斑岩型钼矿床的成矿作用和成矿过程,对于全面揭示斑岩型钼矿床的成因以及同类矿床的找寻都具有十分重要的意义。
二、大别山碰撞造山带的地球动力学（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、大别山碰撞造山带的地球动力学（论文提纲范文）
（1）金属稳定同位素对俯冲带流体性质的制约（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 俯冲带流体研究进展 |
| 1.1.1 俯冲带组成及结构 |
| 1.1.2 俯冲过程中主要的脱水行为 |
| 1.1.3 俯冲带流体组成 |
| 1.1.4 俯冲带流体氧化还原状态 |
| 1.1.5 流体对火山活动、地震及成矿的影响 |
| 1.2 Si元素与同位素地球化学 |
| 1.2.1 Si的元素地球化学 |
| 1.2.2 Si同位素分析测试方法 |
| 1.2.3 储库介绍 |
| 1.2.4 Si同位素分馏机理及应用 |
| 1.3 Fe元素与同位素地球化学 |
| 1.3.1 Fe的元素地球化学 |
| 1.3.2 Fe同位素分析测试方法 |
| 1.3.3 储库介绍 |
| 1.3.4 Fe同位素分馏机理及应用 |
| 1.4 Ba元素与同位素地球化学 |
| 1.4.1 Ba的元素地球化学 |
| 1.4.2 Ba同位素分析测试方法 |
| 1.4.3 储库介绍 |
| 1.4.4 Ba同位素分馏机理及应用 |
| 1.5 选题依据及意义 |
| 1.6 研究内容及论文工作量小结 |
| 1.6.1 研究内容 |
| 1.6.2 博士期间工作量小结 |
| 第2章 缅甸硬玉岩Si同位素组成及分馏机理 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 地质背景介绍与样品描述 |
| 2.3 分析结果 |
| 2.4 讨论 |
| 2.4.1 硬玉岩重Si同位素原因分析 |
| 2.4.2 形成硬玉岩流体的Si同位素组成 |
| 2.4.3 重Si同位素源区示踪 |
| 2.5 小结 |
| 第3章 缅甸硬玉岩Fe同位素组成及分馏机理 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 分析结果 |
| 3.3 讨论 |
| 3.3.1 硬玉岩的Fe同位素组成反映流体特征 |
| 3.3.2 Fe同位素对硬玉岩形成机制的启示 |
| 3.3.3 轻铁同位素流体来源于富Fe碳酸盐溶解 |
| 3.3.4 富Fe碳酸盐对地幔及岛弧的影响 |
| 3.4 小结 |
| 第4章 西阿尔卑斯白片岩Ba同位素组成及分馏机理 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 地质背景介绍与样品描述 |
| 4.3 分析结果 |
| 4.4 讨论 |
| 4.4.1 白片岩Ba同位素变化由流体交代作用引起 |
| 4.4.2 概念模型揭示白片岩及流体Ba同位素随Ba含量的变化 |
| 4.4.3 俯冲隧道中流体成分改变的启示 |
| 4.5 小结 |
| 第5章 大别山硬玉石英岩Ba同位素组成及分馏机理 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 地质背景介绍与样品描述 |
| 5.3 分析结果 |
| 5.4 讨论 |
| 5.4.1 流体作用导致的Ba同位素分馏 |
| 5.4.2 流体来源及Ba同位素分馏机理 |
| 5.4.3 大陆俯冲带流体的意义及作用 |
| 5.5 小结 |
| 第6章 结论与展望 |
| 参考文献 |
| 附录A 缅甸硬玉岩主微量及同位素数据 |
| 附录B 西阿尔卑斯白片岩主微量及同位素数据 |
| 附录C 大别山硬玉石英岩主微量及同位素数据 |
| 致谢 |
| 在读期间发表学术论文与取得的其他研究成果 |
（2）中国东部大别苏鲁造山带壳内低速高导异常成因探究（论文提纲范文）
| 0 引 言 |
| 1 地球物理勘探结果 |
| 1.1 速度结构 |
| 1.2 电性结构 |
| 2 大别苏鲁地区矿物岩石物性的高温高压实验结果 |
| 2.1 波速测量 |
| 2.2 电导率测量 |
| 3 大别苏鲁造山带低速高导异常成因 |
| 3.1 大别苏鲁造山带低速异常成因 |
| (1)含水矿物模型 |
| (2)部分熔融模型 |
| (3)各向异性模型 |
| (4)退变质模型 |
| 3.2 大别苏鲁造山带高导异常成因 |
| (1)含水矿物模型 |
| (2)部分熔融模型 |
| (3)高电导矿物模型 |
| (4)各向异性模型 |
| (5)含盐流体模型 |
| (6)名义无水矿物模型 |
| 4 结论与展望 |
（3）秦岭造山带及周边壳幔变形特征及耦合型式：SKS波分裂与Ps转换波接收函数集联合分析（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究目的与意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 地震学研究 |
| 1.2.2 重磁资料分析 |
| 1.2.3 大地电磁测深 |
| 1.3 研究内容与思路 |
| 1.4 创新点 |
| 1.5 论文章节安排 |
| 第二章 SKS波分裂基本原理与方法 |
| 2.1 SKS波分裂原理 |
| 2.2 SKS波分裂的识别与计算 |
| 第三章 SKS波分裂研究秦岭造山带上地幔及各向异性 |
| 3.1 数据来源 |
| 3.2 数据处理 |
| 3.2.1 数据预处理 |
| 3.2.2 地震台站的方位校正 |
| 3.3 结果验证 |
| 3.4 综合分析 |
| 第四章 接收函数原理与计算方法 |
| 4.1 接收函数原理 |
| 4.2 计算方法 |
| 第五章 接收函数研究秦岭造山带地壳各向异性 |
| 5.1 数据来源 |
| 5.2 数据处理 |
| 5.2.1 Ps转换波方位角变换特征 |
| 5.2.2 单个接收函数横波分裂及其影响因素 |
| 5.2.3 接收函数集(JOF)横波分裂算法 |
| 5.3 结果验证 |
| 5.3.1 信噪比测试 |
| 5.3.2 谐波分析 |
| 5.3.3 Moho面倾斜 |
| 5.4 综合分析 |
| 第六章 壳幔变形特征及耦合型式 |
| 6.1 区域地质构造背景 |
| 6.2 壳幔变形及耦合型式 |
| 6.2.1 地壳变形特征 |
| 6.2.2 上地幔变形特征 |
| 6.2.3 壳幔耦合型式 |
| 结论与展望 |
| 1 结论 |
| 2 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 攻读博士学位期间取得的科研成果 |
（4）北大别多期深熔作用与山根垮塌 ——来自混合岩和变质闪长岩的制约（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第1章 导论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.1.1 碰撞造山带与大陆深俯冲 |
| 1.1.2 山根垮塌作用 |
| 1.1.3 部分熔融和混合岩化 |
| 1.1.4 碰撞后岩浆作用 |
| 1.2 研究内容和意义 |
| 1.2.1 研究内容及方法 |
| 1.2.2 研究目的及意义 |
| 1.3 工作量小结 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 大别造山带基本构造格架及岩石类型 |
| 2.2 研究区域地质背景 |
| 2.2.1 北大别深熔作用与混合岩 |
| 2.2.2 大别造山带碰撞后岩浆作用 |
| 第3章 分析方法 |
| 3.1 全岩主、微量元素分析 |
| 3.2 全岩Sr-Nd-Pb同位素分析 |
| 3.3 矿物BSE照相和矿物成分分析 |
| 3.4 锆石内部结构分析及U-Pb定年 |
| 3.5 锆石Lu-Hf同位素分析 |
| 第4章 北大别混合岩与多期深熔作用 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 样品描述 |
| 4.2.1 含石榴子石浅色体 |
| 4.2.2 富角闪石、贫角闪石和富钾长石浅色体 |
| 4.3 数据结果 |
| 4.3.1 全岩主、微量元素 |
| 4.3.2 锆石形态学和U-Pb定年 |
| 4.3.3 全岩Rb-Sr、Sm-Nd和Pb同位素 |
| 4.4 浅色体的深熔机制 |
| 4.4.1 减压脱水熔融 |
| 4.4.2 水致熔融 |
| 4.5 浅色体的形成时代 |
| 4.6 浅色体的成因和元素-同位素行为 |
| 4.7 小结 |
| 第5章 北大别碰撞后变质闪长岩与山根垮塌 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 样品描述 |
| 5.3 数据结果 |
| 5.3.1 全岩主、微量元素 |
| 5.3.2 锆石形态学和U-Pb定年 |
| 5.3.3 锆石Lu-Hf同位素 |
| 5.3.4 全岩Rb-Sr、Sm-Nd和Pb同位素 |
| 5.4 闪长岩的侵位和变质时代 |
| 5.5 变质闪长岩中钾长石变斑晶的成因 |
| 5.6 变质闪长岩的成因 |
| 5.7 小结 |
| 第6章 大地构造意义 |
| 第7章 结论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 攻读博士学位期间发表的学术论文 |
（5）汇聚大陆边缘构造演化 ——来自桐柏造山带高压变质岩的研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 导论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.1.1 板块构造理论的发展与碰撞造山带 |
| 1.1.2 现代板块构造体制下碰撞造山带的演化过程以及变质特点 |
| 1.1.2.1 碰撞造山作用 |
| 1.1.2.1.1 早期碰撞阶段的变质特点 |
| 1.1.2.1.2 晚期碰撞阶段的变质特点 |
| 1.1.2.2 碰撞后伸展阶段的地球动力学过程和变质特点 |
| 1.1.2.3 裂断造山阶段的动力学过程以及对应的变质特点 |
| 1.1.3 古代板块构造体系下碰撞造山带的变质特点和演化过程 |
| 1.1.3.1 古老碰撞造山带的变质特点 |
| 1.1.3.2 古老碰撞造山带的演化过程 |
| 1.1.3.3 碰撞造山带变质作用与超大陆重建 |
| 1.2 研究内容和研究意义 |
| 1.3 工作量小结 |
| 第二章 区域地质背景与研究概况 |
| 2.1 中国中央造山带 |
| 2.2 桐柏造山带 |
| 2.2.1 宽坪群 |
| 2.2.2 二郎坪群 |
| 2.2.3 秦岭群 |
| 2.2.4 龟山杂岩 |
| 2.2.5 南湾复理石 |
| 2.2.6 八里畈构造糜棱岩带 |
| 2.2.7 北部高压榴辉岩带 |
| 2.2.8 桐柏杂岩带 |
| 2.2.9 南部榴辉岩带 |
| 2.2.10 蓝片岩-绿片岩带 |
| 2.2.11 扬子克拉通 |
| 第三章 分析方法 |
| 3.1 全岩主微量元素分析 |
| 3.2 矿物主量元素分析 |
| 3.3 矿物微量元素分析 |
| 3.4 锆石阴极发光(CL)以及矿物背散射(BSE)成像 |
| 3.5 矿物包裹体分析 |
| 3.6 LA-ICPMS锆石U-Pb年龄以及微量元素分析 |
| 3.7 岩相学薄片主量元素面扫 |
| 3.8 相平衡模拟 |
| 第四章 桐柏造山带早古生代大陆碰撞和裂断造山作用的地球动力学过程和热演化 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 样品野外及岩相学特征 |
| 4.2.1 镁铁质麻粒岩 |
| 4.2.2 长英质麻粒岩 |
| 4.3 矿物地球化学 |
| 4.3.1 镁铁质麻粒岩 |
| 4.3.2 长英质麻粒岩 |
| 4.4 锆石U-Pb年代学 |
| 4.4.1 镁铁质麻粒岩13TB31 |
| 4.4.2 富斜方辉石长英质麻粒岩13TB47 |
| 4.4.3 二辉石长英质麻粒岩13TB50 |
| 4.4.4 富斜方辉石长英质麻粒岩13TB51 |
| 4.4.5 富含石榴石的长英质麻粒岩13TB53 |
| 4.4.6 富含石榴石的长英质麻粒岩13TB54 |
| 4.5 相平衡计算 |
| 4.5.1 峰期变质阶段以及退变质阶段的模拟 |
| 4.5.1.1 镁铁质麻粒岩13TB31 |
| 4.5.1.2 二辉石长英质麻粒岩13TB50 |
| 4.5.1.3 富石榴石的长英质麻粒岩1 3TB54 |
| 4.5.2 早期进变质阶段的模拟 |
| 4.6 讨论 |
| 4.6.1 志留纪之前的高压-中压麻粒岩相变质作用 |
| 4.6.1.1 早期高压麻粒岩相变质作用(M1) |
| 4.6.1.2 中压麻粒岩相变质阶段(M2) |
| 4.6.1.3 高压-中压麻粒岩相变质作用发生的时间 |
| 4.6.2 志留纪-泥盆纪的超高温-高温麻粒岩相变质作用 |
| 4.6.2.1 志留纪超高温变质作用 |
| 4.6.2.2 泥盆纪高温麻粒岩相变质作用 |
| 4.6.2.3 长期的麻粒岩相变质作用 |
| 4.6.3 桐柏麻粒岩P-T-t轨迹 |
| 4.7 对桐柏造山带构造演化的指示意义 |
| 4.8 小结 |
| 第五章 桐柏造山带早中生代大陆俯冲/折返阶段的热演化以及对大陆碰撞过程的制约 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 样品野外以及岩相学特征 |
| 5.2.1 北部榴辉岩带 |
| 5.2.2 南部榴辉岩带 |
| 5.3 分析结果 |
| 5.3.1 矿物地球化学 |
| 5.3.2 锆石学 |
| 5.3.2.1 榴辉岩17TB13 |
| 5.3.2.2 榴辉岩17TB20 |
| 5.3.2.3 石英脉17TB19 |
| 5.3.3 桐柏榴辉岩的P-T条件 |
| 5.3.3.1 多平衡温压计 |
| 5.3.3.2 金红石Zr温度计和锆石Ti温度计 |
| 5.3.3.3 相平衡模拟 |
| 5.4 讨论 |
| 5.4.1 桐柏榴辉岩的变质演化 |
| 5.4.1.1 进变质阶段M0和M1 |
| 5.4.1.2 峰期变质阶段M2 |
| 5.4.1.3 早期退变质阶段M3 |
| 5.4.1.4 晚期退变质阶段M4 |
| 5.4.2 桐柏造山带高压榴辉岩相变质作用的时间 |
| 5.5 对华南与华北陆块碰撞地球动力学过程的指示意义 |
| 5.6 小结 |
| 第六章 古元古代时期扬子克拉通北缘从大洋俯冲经大陆碰撞到陆内裂断的构造演化 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 样品野外及岩相学特征 |
| 6.3 分析结果 |
| 6.3.1 全岩地球化学 |
| 6.3.2 锆石学 |
| 6.3.2.1 锆石的U-Pb年龄以及微量元素特征 |
| 6.3.2.2 锆石的Ti含量温度计 |
| 6.4 讨论 |
| 6.4.1 古元古代多期次构造热事件的记录 |
| 6.4.2 变基性岩的成岩构造背景 |
| 6.4.3 古元古代晚期扬子克拉通北缘的多阶段构造演化 |
| 6.5 扬子克拉通在哥伦比亚超大陆中的位置 |
| 6.6 小结 |
| 第七章 结论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 博士期间发表论文目录 |
（6）汇聚大陆边缘混合岩—花岗岩—伟晶岩矿物成因研究及其对岩石成因的制约（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 导论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.1.1 大陆俯冲带变质作用和部分熔融 |
| 1.1.2 混合岩研究进展 |
| 1.1.3 俯冲带中矿物的不同成因 |
| 1.2 研究内容和意义 |
| 1.3 主要工作情况 |
| 第2章 地质背景 |
| 2.1 大别-苏鲁造山带 |
| 2.1.1 大别造山带 |
| 2.1.2 北大别高温变质带 |
| 2.2 西藏冈底斯构造带 |
| 2.2.1 青藏高原地质概况 |
| 2.2.2 冈底斯造山带 |
| 第3章 分析方法 |
| 3.1 岩石切片与全岩粉末样品制作和单矿物分选 |
| 3.2 全岩主微量元素分析 |
| 3.3 激光拉曼光谱分析 |
| 3.4 矿物主量元素分析 |
| 3.5 矿物微量元素分析 |
| 3.6 锆石内部结构分析 |
| 3.7 锆石U-PB定年和微量元素分析 |
| 3.8 锆石LU-HF同位素分析 |
| 3.9 矿物原位氧同位素分析 |
| 第4章 北大别高温变质带混合岩中不同矿物的成因 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 采样位置和样品描述 |
| 4.3 岩相学 |
| 4.3.1 混合岩 |
| 4.3.2 深色体 |
| 4.3.3 淡色体 |
| 4.4 分析结果 |
| 4.4.1 全岩主微量元素 |
| 4.4.2 矿物化学成分 |
| 4.4.3 锆石U-Pb年龄和微量元素 |
| 4.5 讨论 |
| 4.5.1 变质锆石的U-Pb定年和微量元素特征 |
| 4.5.2 石榴石成因 |
| 4.5.3 角闪石成因 |
| 4.5.4 北大别变质岩多期部分熔融 |
| 4.6 小结 |
| 第5章 西藏冈底斯伟晶岩和花岗岩中石榴石的成因 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 研究区地质背景和采样位置 |
| 5.3 岩相学 |
| 5.4 分析结果 |
| 5.4.1 石榴石的主量元素和微量元素 |
| 5.4.2 锆石U-Pb定年和微量元素 |
| 5.4.3 矿物Hf-O同位素 |
| 5.5 讨论 |
| 5.5.1 石榴石的主量元素环带 |
| 5.5.2 石榴石微量元素环带 |
| 5.6 石榴石成因对花岗岩和伟晶岩源区的制约 |
| 5.7 小结 |
| 第6章 结论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 博士期间发表的论文 |
（7）中国大陆东南部地壳上地幔间断面形态及多圈层耦合关系研究（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景和意义 |
| 1.2 研究区地壳上地幔主要间断面研究现状 |
| 1.2.1 地壳结构(Moho面) |
| 1.2.2 岩石圈结构(LAB界面) |
| 1.2.3 地幔过渡带结构(“410”、“660”) |
| 1.3 研究区的构造地质概况 |
| 1.3.1 基本地质概况 |
| 1.3.2 区域构造演化简述 |
| 1.3.3 华南中生代地球动力学机制研究进展 |
| 1.4 论文主要内容概述 |
| 1.4.1 拟解决的问题及论文创新点 |
| 1.4.2 论文主要内容 |
| 第二章 地震台阵观测与野外数据采集 |
| 2.1 地震台阵观测 |
| 2.2 野外数据采集 |
| 2.3 本章小结 |
| 第三章 接收函数研究方法 |
| 3.1 接收函数的发展历史 |
| 3.2 接收函数的基本原理 |
| 3.2.1 P波接收函数 |
| 3.2.2 S波接收函数 |
| 3.3 接收函数的研究方法 |
| 3.3.1 H-κ叠加方法 |
| 3.3.2 共转换点叠加(CCP)方法 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 中国大陆东南部地壳结构研究 |
| 4.1 数据来源与分布 |
| 4.2 P波接收函数的提取 |
| 4.3 莫霍面结构 |
| 4.3.1 H-κ叠加结果 |
| 4.3.2 CCP叠加剖面结果 |
| 4.3.3 分析与讨论 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 中国大陆东南部岩石圈-软流圈边界形态研究 |
| 5.1 S波接收函数的提取 |
| 5.2 CCP叠加剖面结果 |
| 5.3 岩石圈三维结构特征 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 中国大陆东南部地幔过渡带结构研究 |
| 6.1 地幔过渡带结构与水含量 |
| 6.2 研究数据与方法 |
| 6.2.1 速度模型与CCP叠加 |
| 6.2.2 温度与水含量的估计 |
| 6.3 MTZ的结构特征 |
| 6.4 MTZ的温度与水含量估计 |
| 6.5 本章小结 |
| 第七章 中国大陆东南部地壳上地幔动力学探讨 |
| 7.1 三维结构模型及其动力学意义 |
| 7.2 主要结论和建议 |
| 7.2.1 主要结论 |
| 7.2.2 建议 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（8）佛子岭群区域变质条件及年代学研究（论文提纲范文）
| 致谢 |
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景及依据 |
| 1.2 佛子岭群研究现状及存在问题 |
| 1.3 研究的创新点和贡献 |
| 1.4 研究方法及主要工作量 |
| 第二章 大别北缘区域地质特征 |
| 2.1 前人地质研究简介 |
| 2.2 研究区地质概要 |
| 2.2.1 金寨东-老虎场-龚店地质剖面 |
| 2.2.2 仙人冲-诸佛庵-响洪甸剖面 |
| 第三章 佛子岭群变质属性和演化过程 |
| 3.1 分析方法简介 |
| 3.1.1 电子探针原理及条件介绍 |
| 3.1.2 温压条件评价简介 |
| 3.2 逆时针PT轨迹构建 |
| 3.2.1 岩相学特征 |
| 3.2.2 矿物化学分析 |
| 3.2.3 主要矿物成分投图 |
| 3.2.4 逆时针P-T轨迹的编制 |
| 3.3 主期变质条件分析 |
| 3.3.1 矿物化学分析 |
| 3.3.2 矿物化学成分投图 |
| 3.3.3 主期温压评价 |
| 3.4 小结 |
| 第四章 锆石U-Pb年代学解析 |
| 4.1 锆石U-Pb测年介绍 |
| 4.2 测试分析条件 |
| 4.3 年代学结果 |
| 4.4 小结 |
| 第五章 佛子岭群特征性岩石地球化学 |
| 5.1 方法介绍 |
| 5.2 主要地球化学特征 |
| 第六章 大别碰撞造山带类型及演化过程深入探究 |
| 6.1 佛子岭群岩石构成 |
| 6.2 变质属性和时限 |
| 6.3 P-T-t轨迹揭示的地质含义 |
| 6.4 大别碰撞造山带的类型 |
| 第七章 结论 |
| 参考文献 |
| 攻读硕士期间的学术活动及成果情况 |
| 附表 |
（9）古太平洋俯冲对华北克拉通陆内变形及岩浆作用的制约（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 前言 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 研究现状及存在问题 |
| 1.2.1 古太平洋板块俯冲历史研究现状 |
| 1.2.2 燕山运动的研究现状 |
| 1.2.3 东亚地区中生代岩浆活动 |
| 1.3 东亚地区陆内变形及岩浆作用的关键科学问题 |
| 1.4 研究内容和研究意义 |
| 第2章 实验设计与实验方法 |
| 2.1 沙盘模拟实验 |
| 2.2 岩石学及地球化学实验 |
| 2.1.1 岩石薄片制备 |
| 2.1.2 全岩200 目粉末磨制 |
| 2.1.3 单矿物分选与样品靶制备 |
| 2.3 岩石学及地球化学实验方法 |
| 2.3.1 全岩主微量元素分析 |
| 2.3.2 全岩Sr–Nd同位素分析 |
| 2.3.3 锆石U?Pb定年和原位微量元素分析 |
| 2.3.4 锆石原位Hf同位素分析 |
| 2.3.5 单矿物主量元素分析 |
| 第3章 东北亚地区中生代构造?岩浆演化:对古太平洋板块俯冲时间和方向的制约 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 区域地质概况 |
| 3.2.1 华北北缘及东北构造单元划分及基本地质概况 |
| 3.2.2 朝鲜半岛构造单元划分及基本地质概况 |
| 3.2.3 日本构造单元划分及基本地质概况 |
| 3.3 东北亚地区火成岩年代学格架 |
| 3.3.1 华北北缘及东北火成岩年代学格架 |
| 3.3.2 朝鲜半岛火成岩年代学格架 |
| 3.3.3 西南日本火成岩年代学格架 |
| 3.4 华北北缘及东北亚岩浆与矿床的时空分布 |
| 3.4.1 早侏罗世岩浆活动与矿床分布 |
| 3.4.2 中侏罗世岩浆活动与矿床分布 |
| 3.4.3 晚侏罗世岩浆活动与矿床分布 |
| 3.4.4 早白垩世岩浆活动与矿床分布 |
| 3.4.5 晚白垩世岩浆活动 |
| 3.5 东北亚地区岩浆组合的时空变化:对古太平洋板块俯冲时间和方向制约 |
| 3.5.1 古太平洋板块早侏罗世俯冲作用 |
| 3.5.2 古太平洋板块的俯冲转向 |
| 3.6 东北亚地区构造-岩浆演化:对古太平洋板块俯冲时间和方向制约 |
| 3.6.1 中国东部及东北地区NE-NNE向断裂活动 |
| 3.6.2 朝鲜半岛NE-NNE向断裂活动 |
| 3.6.3 日本飞弹地块NE-NNE向断裂活动 |
| 3.6.4 东北亚地区构造-岩浆演化:对古太平洋板块俯冲时间和方向制约 |
| 3.7 小结 |
| 第4章 华北克拉通南缘中生代构造?岩浆演化:对古太平洋板块俯冲时间和方向的制约 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 区域构造单元划分 |
| 4.2.1 秦岭造山带 |
| 4.2.2 大别造山带 |
| 4.2.3 苏鲁造山带 |
| 4.3 区域主要断裂及缝合线 |
| 4.4 区域岩浆活动 |
| 4.5 大巴山弧形构造带 |
| 4.5.1 基本概况 |
| 4.5.2 北大巴山构造变形及应力分析 |
| 4.5.3 北大巴山弧形构造带形成时代 |
| 4.5.4 北大巴山弧形构造带形成机理及动力学背景 |
| 4.6 中生代大别-苏鲁构造带超高压变质岩冷却历史 |
| 4.6.1 大别超高压变质带的冷却历史 |
| 4.6.2 苏鲁超高压变质带的冷却历史 |
| 4.7 晚中生代秦岭?大别构造带岩浆活动与成矿作用 |
| 4.7.1 基本概况和年代格架 |
| 4.7.2 晚中生代构造体制转折 |
| 4.7.3 晚中生代秦岭高镁埃达克岩与斑岩-矽卡岩型铜矿 |
| 4.7.4 晚中生代秦岭-大别构造带地球动力学背景 |
| 4.8 中生代秦岭?大别?苏鲁构造带演化 |
| 4.8.1 早中生代秦岭-大别?苏鲁构造带演化 |
| 4.8.2 晚中生代秦岭-大别?苏鲁构造带演化 |
| 4.9 小结 |
| 第5章 古太平洋板块俯冲与华北克拉通陆内变形及岩浆响应 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 晚中生代依泽纳吉板块漂移历史 |
| 5.3 依泽纳吉板块转向与华北克拉通陆内变形及岩浆响应 |
| 5.3.1 中生代华北克拉通北缘和南缘的火成岩年代学格架 |
| 5.3.2 依泽纳吉板块转向与华北克拉通陆内变形及岩浆响应 |
| 5.4 小结 |
| 第6章 古太平洋板块俯冲诱导燕山运动 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 燕山运动的概况 |
| 6.2.1 燕山运动的提出 |
| 6.2.2 燕山运动的期次划分 |
| 6.2.3 燕山运动的动力学背景 |
| 6.3 华北克拉通周缘构造特征 |
| 6.3.1 阴山-燕山褶皱逆冲带 |
| 6.3.2 秦岭-大别造山带 |
| 6.3.3 太行山构造带及郯庐断裂 |
| 6.3.4 华北周缘构造变形的机制 |
| 6.4 模拟实验 |
| 6.4.1 实验设计 |
| 6.4.2 实验结果 |
| 6.5 讨论 |
| 6.5.1 燕山运动的动力学机制 |
| 6.5.2 地壳缩短与增厚 |
| 6.5.3 晚中生代华北克拉通周缘变形机制 |
| 6.5.4 古太平洋板块俯冲与燕山运动、华北克拉通破坏的关系 |
| 6.6 小结 |
| 第7章 高氧逸度岩浆:指示华北克拉通破坏 |
| 7.1 引言 |
| 7.2 地质背景和样品 |
| 7.3 实验方法及氧逸度估算方法 |
| 7.3.1 实验方法 |
| 7.3.2 锆石Ce4+/Ce3+比值 |
| 7.3.3 根据磷灰石估算氧逸度 |
| 7.4 实验结果 |
| 7.5 讨论 |
| 7.5.1 华北克拉通高氧逸度岩浆 |
| 7.5.2 古太平洋板块俯冲与氧化的地幔楔 |
| 7.5.3 地球动力学指示 |
| 7.6 小结 |
| 第8章 华北克拉通北缘典型岩体研究之房山岩体 |
| 8.1 引言 |
| 8.2 地质背景 |
| 8.2.1 区域地质 |
| 8.2.2 房山岩体岩石学特征 |
| 8.3 结果 |
| 8.3.1 全岩主微量元素及Sr?Nd同位素组成 |
| 8.3.2 锆石形态特征 |
| 8.3.3 锆石U-Pb年龄 |
| 8.3.4 锆石微量元素组成 |
| 8.3.5 锆石Ti温度和全岩锆饱和温度 |
| 8.3.6 锆石原位Lu-Hf同位素组成 |
| 8.3.7 岩浆侵位压力 |
| 8.4 讨论 |
| 8.4.1 岩石结构约束岩浆起源 |
| 8.4.2 地球化学约束岩浆起源 |
| 8.4.3 锆石U-Pb年龄揭示岩浆多期活动 |
| 8.4.4 镁铁质包体和寄主岩中锆石起源 |
| 8.4.5 锆石记录岩浆多期分批脉动 |
| 8.4.6 岩浆侵位压力特征 |
| 8.5 房山岩体形成概念模型 |
| 8.6 研究意义 |
| 8.7 小结 |
| 第9章 结论 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 致谢 |
| 作者简介及在学期间发表的学术论文与研究成果 |
四、大别山碰撞造山带的地球动力学（论文参考文献）
- [1]金属稳定同位素对俯冲带流体性质的制约[D]. 陈安霞. 中国科学技术大学, 2021(09)
- [2]中国东部大别苏鲁造山带壳内低速高导异常成因探究[J]. 余阳,张宝华,刘永刚. 地球物理学进展, 2021
- [3]秦岭造山带及周边壳幔变形特征及耦合型式：SKS波分裂与Ps转换波接收函数集联合分析[D]. 吴逸影. 西北大学, 2021(10)
- [4]北大别多期深熔作用与山根垮塌 ——来自混合岩和变质闪长岩的制约[D]. 杨阳. 中国科学技术大学, 2020
- [5]汇聚大陆边缘构造演化 ——来自桐柏造山带高压变质岩的研究[D]. 张强强. 中国科学技术大学, 2020
- [6]汇聚大陆边缘混合岩—花岗岩—伟晶岩矿物成因研究及其对岩石成因的制约[D]. 于萌. 中国科学技术大学, 2020
- [7]中国大陆东南部地壳上地幔间断面形态及多圈层耦合关系研究[D]. 韩如冰. 中国地质大学, 2020(03)
- [8]佛子岭群区域变质条件及年代学研究[D]. 杨根山. 合肥工业大学, 2020
- [9]古太平洋俯冲对华北克拉通陆内变形及岩浆作用的制约[D]. 张哲坤. 中国科学院大学(中国科学院广州地球化学研究所), 2020(07)
- [10]安徽大别山地区沙坪沟超大型斑岩钼矿床成矿系统特征[J]. 任志,周涛发,袁峰,张怀东. 地学前缘, 2020(02)