一、锦屏隆里地区剪切构造变形的初步研究（论文文献综述）
陶亚玲[1]（2021）在《青藏高原东缘雅砻江逆冲带新生代隆升剥露及其对高原扩展的启示》文中研究表明青藏高原在向东扩展过程中,受扬子板块板块阻挡,发生强烈的变形缩短变形,发育了龙门山–雅砻江逆冲带。雅砻江逆冲带作为龙门山逆冲带的南段,是青藏高原东部重要的构造地貌及地球物理特性过渡带,该带位于扬子板块西缘的过渡带上,断裂带空间展布较宽,地形梯度变化并不如龙门山地区显着。因此,其在高原扩展中的作用也往往被低估甚至忽视,其新生代以来的构造活动历史并未得到很好的约束。尽管国内外学者对青藏高原东部新生代以来的抬升历史做了大量的研究,但依旧存在很大争议。早期的研究结果显示晚中新世以来高原东部进入了快速剥露阶段,长期以来这也被当做是高原东部地区地表抬升的证据。然而,近些年来,来自于高原东部逆冲带上盘的研究报道了新生代早–中期的构造变形事件,揭示出了多期次的构造隆升与剥露过程。尽管来自于雅砻江上盘的研究也报道了其早期的变形过程,但该带变形的时空特征依旧不清楚,需要进一步的系统研究。本论文采用低温热年代学方法对雅砻江逆冲带新生代以来的剥露历史进行系统的研究。通过跨其腹地断裂玉农希断裂和逆冲前缘锦屏山–木里断裂采集4个高程剖面样品,进行磷灰石和锆石（U–Th）/He、磷灰石裂变径迹（FT）测试,利用QTQt软件进行了热史反演分析,精确约束了雅砻江逆冲带剥露过程的时空演化历史。另外,本论文系统收集整理了青藏高原周边关键带包括天山、高原东北部及东部地区已有的大量低温热年代学数据,以及整个青藏高原范围内的河流阶地年龄以及流域尺度10Be侵蚀速率,分析了新生代以来青藏高原在不同时间尺度的剥蚀速率。在探讨雅砻江逆冲带演化历史的基础上,讨论了整个青藏高原东部以及整个高原范围的新生代剥蚀历史及其机制。本论文新的测年结果及热史模拟表明,雅砻江逆冲带腹地的玉农希断裂上下盘记在40–30 Ma发生的同期不同步带变形标志着该断裂的启动。与龙门山逆冲带准同步变形过程表明此时高原的东部边界开始形成。逆冲带前缘锦屏山地区在渐新世（30–24 Ma）和中中新世（17–14 Ma）经历了两期快速的隆升剥露过程,比腹地断裂晚近15–10 Ma,这可能揭示了断块间变形的差异以及高原东边界向外扩展的过程。基于新生代以来低温热年代学数据的剥露速率时空特征显示,在时间上,青藏高原东部和东北部在晚始新世–渐新世进入加速隆升与剥露阶段,而天山地区相对较晚（中新世）;最普遍的剥露过程均发生在晚中新世以来。在空间上,剥露最快的区域与构造活跃区一致。另外,河流下切速率以及流域尺度10Be的侵蚀速率也显示了显着的空间差异性剥蚀过程,揭示了构造（断裂）活动对地表剥蚀过程长期的重要控制作用。结合Rohrmann等（2012年）提出的高原边界扩展模型,本论文认为青藏高原最东边界在～30 Ma延伸至锦屏山–龙门山及西秦岭一带,最东北部边界在柴达木南缘东昆仑一带。这一新生代早期的高原加速向外扩展变形是对印度与欧亚大陆碰撞的远程响应过程。而晚新生代在整个高原范围的广泛的快速剥蚀和变形阶段可能是由高原中部岩石圈拆沉作用驱动,或是由于下地壳物质向东–东南部和东北部的流动驱动。
王桥[2]（2020）在《川滇地块中部小金河-箐河构造带壳幔电性结构及动力学意义》文中提出川滇地块位于青藏高原东南缘,是晚新生代以来青藏高原东南向扩展的重要组成部分,也是研究高原隆升模式和生长变形过程的重要窗口。小金河-箐河构造带（北支为丽江-小金河断裂、南支为金河-箐河断裂以及程海断裂）斜切川滇地块,前人研究认为该构造带对青藏高原的东南向扩展具有屏蔽和吸收作用,但其深部驱动机制及动力学过程并不清楚,同时研究区一带地震频发,其孕震背景还有待进一步梳理。本文重点围绕“小金河-箐河构造带的深浅构造耦合关系及孕震背景”等科学问题,主要完成了二条宽频大地电磁（MT）剖面和一条宽频+长周期大地电磁（MT+LMT）剖面观测,进行了大地电磁三维壳幔电性结构建模;利用地震和重磁资料进行综合解释,并配合开展了地表变形数据的联合分析;辅以完成了三个地质构造控制点以及一个遥感解译点的调查研究等工作,初步建立了研究区综合地质地球物理结构和动力学解释模型。首先,通过大地电磁资料的精细处理与分析,获得了研究区深部结构定性的认识并明确了数据的反演方案;通过开展精细化的二维三维反演,建立了川滇地块中部壳幔电性结构模型;然后,结合已有的研究资料,对各剖面电性结构模型开展了综合地质地球物理分析,进一步划分了浅表的地层构造单元,推测了小金河-箐河构造带的深部延展情况;同时,结合前人的地质地球物理研究成果,探讨了川滇地块中部大型壳幔高阻地质体的成因机制及构造作用;其次,针对深部电性结构模型特点以及深浅动力学关系的分析需要,开展了地表地质调查研究,基本厘清了小金河-箐河构造带的浅表构造变形样式,认为川滇地块中部不均衡的地壳运动,不仅体现在地表构造性质的分段性差异,而且也体现在深部电性结构上的分块性差异,这似乎表明深部构造与浅部构造之间存在某种耦合关系;最后,在此基础上,进一步梳理了研究区的构造活动时限及运动学特征,论述了动力学过程,构建了小金河-箐河构造带晚新生代以来分三个阶段的深浅构造耦合关系。通过对历史地震震源分布规律的分析,结合构造特点及区域运动学特征,进一步总结了研究区的孕震背景特征。总体上,本文主要获得了如下创新性成果:（1）川滇地块中部的壳幔电性结构具有分块性特征。木里-攀枝花（南北向）、永胜-冕宁（东西向）一带深部呈现高阻结构（川滇地块中部大型壳幔高阻体）并发育少量的高导层,该高阻结构外围发育大套的高导层。这些高导层存在显着的各向异性,不仅在分布的空间上存在较大差异,同时电阻率值也存在一定差别,其对于调节高原的东南向扩展具有重要作用。（2）川滇地块中部存在大型壳幔高阻地质体。川滇地块中部大型壳幔高阻地质体呈现”三高（高电阻率、高速度、高密度）”地球物理特征,该“三高”异常可能具有同源性,推测是二叠纪晚期古地幔柱构造作用的结果,具有较强的岩石力学性质,可能是稳定且不易变形的刚性地质体,其构成了对晚新生代时期青藏高原的东南向扩展被动阻挡的深部动力学背景。（3）小金河-箐河构造带的浅表构造具有分段性特征。构造带北东段:丽江-小金河断裂（北东段）与金河-箐河断裂为现今弱活动或不活动断裂,构造性质以逆冲为主要特征,金河-箐河断裂的规模和变形程度显着大于丽江-小金河断裂（北东段）;构造带南西段:丽江-小金河断裂（西南段）为左旋走滑断裂兼具一定的逆冲分量,程海断裂为正断左旋走滑断裂。（4）晚新生代以来,小金河-箐河构造带分三阶段的深浅构造耦合关系及对青藏高原东南向扩展的调节作用:中-中新世,在壳（内）幔高导层作用下,青藏高原的地壳介质往东向扩展,受到了古地幔柱成因的刚性壳幔高阻地质体阻挡,导致了上地壳介质的抬升,复合形成了以逆冲为主要性质的小金河-箐河构造带,作为重要调节分量协调了高原的东向扩展;中新世中晚期,鲜水河断裂割裂了青藏高原东缘,开始了左旋走滑运动,随着高原东缘持续的东南向扩展,进一步加强了小金河-箐河构造带的逆冲作用,导致了构造带北东段的就位,进一步调节高原的东南向扩展;上新世,随着多期次的构造“改造”作用,大型壳幔高阻地质体可能已经被割裂了,呈现出不如早期那样强的刚性了,特别是西北部;小江断裂开始左行滑移,鲜水河断裂的滑移分量更多的分配给小江断裂等一系列的南北向断裂系来协调川滇地块东部的构造变形,丽江-小金河断裂（北东段）及金河-箐河断裂停止了大规模的变形,可能不再作为重要调节分量参与协调作用;与此同时,红河断裂开始了右行滑移,受尾部拉张效应的影响,丽江-小金河断裂（西南段）及程海断裂开始了左行滑移运动,继续调节高原的东南向扩展。（5）川滇地块中部孕震背景。全新世的活动构造是地震发生的基本构造背景,多个断裂复合的“拐角”地带是大地震频发的背景之一。高电阻率-低电阻率陡变带是研究区地震发生的最佳电性结构组合。青藏高原的东向扩展是川滇地块中部大地震发生的基本动力学条件。未来一段时间内,小金河-箐河构造西南段可能会有大地震灾害发生的危险。
何兴华[3]（2018）在《黔东南石英脉型金矿床钨富集机理研究》文中研究指明黔东南天柱—锦屏—黎平（天—锦—黎）地区作为贵州省两大金矿集区之一,区内有众多石英脉型金矿床和蚀变岩型金矿床产出。产于下江群清水江组低绿片岩相浅变质岩系中的石英脉型金矿床,具有典型造山型金矿特征。与江南造山带及华南区其他造山型金矿一样,为加里东期陆内造山运动的产物,部分石英脉型金矿床中以W为代表的高温亲石元素富集机理尚不清楚,制约了该区金矿床的深入研究。浙江诸暨陈蔡群发育了从低绿片岩相到高角闪岩相的岩石组合,变质时代主要为加里东期,其变质温度和压力等都已经得到精确厘定,为研究华南加里东期变质过程中W的迁移特征提供理想的地质剖面。黔东南石英脉型金矿区所受构造复杂程度和不同成矿热液流体的影响,很难找到一种通用而有效的方法来阐释变质过程W的赋存状态与富集机制。因此,本文通过野外地质调查取样和室内岩相学特征分析,应用X射线荧光光谱仪、四级杆电感耦合等离子体质谱（Q-ICP-MS）及LA-ICP-MS原位微区分析系统,对黔东南石英脉型金矿区含金石英脉、近矿围岩、赋矿地层及陈蔡杂岩岩石学特征、微量元素组合特征进行分析,同时对不同变质相岩类中与W密切相关的金红石、榍石、钛铁矿等含钛矿物和绿泥石、黑云母、普通角闪石、透辉石、石榴子石等富钨矿物微量元素进行测定。结合前人丰富的研究成果,系统阐释华南加里东期变质过程中W的迁移特征,进一步探讨黔东南石英脉型金矿床中钨的赋存状态和富集机制。取得以下认识:华南加里东变质初期,是Au、As、W、Sb等微量元素主要富集阶段。随变质作用进行,黔东南金矿区受复杂构造运动和断裂带影响,由变质热液携带的W在迁移过程中与围岩中局部高含量钙质硅酸盐矿物结合,结晶形成极少数细粒白钨矿晶体,赋存于含矿石英脉体中。变质作用过程中,W主要富集于低绿片岩相浅变质岩系矿物中,其中黑云母为主要载体矿物,其次为钛铁矿。随变质程度增加,黑云母、钛铁矿中赋存的大量W被释放进入变质热液流体迁移散失,同时金红石、榍石等含钛矿物及绿泥石、普通角闪石、透辉石、石榴子石等矿物中W也将被释放进入变质热液流体迁移。其中黑云母变质成普通角闪石到辉石这一过程为加里东期变质过程中W的主要释放过程。极少数赋存于含矿石英脉中的白钨矿,随变质程度的进一步增加,变形和重结晶作用日益增加,白钨矿中的W元素将通过产于低绿片岩相变质岩系中的变质流体从含矿脉体迁出。
刘安璐[4]（2018）在《黔东南地区金矿成矿规律与成矿预测》文中研究说明黔东南地区位于雪峰山构造带西南段,是我国湘黔金矿集中区的重要组成部分。其作为贵州省寄予厚望的金矿重点勘查区,虽然成矿地质条件优越,矿点广泛分布,但成矿类型单一,矿化规模较小,地质找矿效果不佳,亟待拓展找矿方向。同时,对这些金矿床的成因类型、成矿时代、成矿流体演化、成矿物质来源等方面的认识也还存有争议。本文在系统调研研究区内金矿化类型的基础上,选取八克金矿床（褶控型）、虎盆金矿床（剪控型）和平秋金矿床（褶控型+剪控型）作为典型矿床,进行了热液绢云母40Ar/39Ar年代学研究以获得精度更高的成矿年龄,开展了流体包裹体测温和激光拉曼测试以探讨成矿物理化学条件及流体成分,联合使用LA-ICPMS、LA-MC-ICPMS等新技术系统研究了黄铁矿微量元素和硫同位素随成矿作用的演化趋势。在深入分析区域金矿成矿背景、成矿作用特征、控矿因素等的基础上,解析了区域金矿化的时间结构,揭示了区域金矿化的空间结构,总结了金矿化的成矿规律。通过对黔东南地区成矿规律的总结和物化探找矿信息的提取,建立了综合预测权重模型并进行了证据权模型运算,根据证据权后验概率的空间分布关系,并结合研究区区域成矿规律,圈定了找矿远景区并进行了远景区分级。本文取得的成果不仅重新厘定了金矿床成因,也为下一步找矿勘探工作提供了理论依据。黔东南地区出露的地层主要为新元古代下江群,是一套以远源浊流沉积为主、富含凝灰质的碎屑岩、泥质岩的复理石建造。区域构造以北东向褶皱、断裂为主,另有少量过渡性剪切带和密集劈理带产出。出露的金矿床（点）主要集中在坑头—辣子坪金矿带、磨山—下达金矿带、南加—口洞金矿带、天华山—罗里金矿带、古邦—水口金矿带等六大金矿带（田）中。根据不同地段矿化所显现的成矿作用、产出特征及控矿构造和矿物组合的差异等,将区内金矿化划分为如下四种型式:褶控石英脉型、剪控石英脉型、构造蚀变岩型和砂金矿。剪切带发育于褶皱近轴部,宏观上表现为劈理密集带和强千枚岩化带,剪切褶皱发育。带中心地层直立,劈理顺层发育,千枚岩化强烈;上下地层产状变缓,劈理切层发育。变形运动方式表现为剪切体制下的固态流变,带内岩石可见剪切拉断,发育似香肠构造、顶厚翼薄褶皱等固态流变特征;镜下则发育以片状矿物强定向排列而成的千糜千枚状构造为特征。部分变形强烈的剪切带内部发育粒状矿物（石英）的拉断拔丝、眼球及鱼状构造、绿泥石的旋转、膝折和多米诺效应、黄铁矿压力影、S-C组构等流变现象。金矿化严格受构造控制。背斜翼部发育薄层顺层石英脉,厚度从几厘米到几十厘米不等,轴部发育鞍状脉,厚度最高可达5m;剪切带中既有沿剪裂隙充填的石英脉,也有沿张裂隙充填的石英脉。平秋、八克以及虎盆金矿床的成矿过程大致都经历了绢云母-黄铁矿-毒砂-石英阶段、自然金-黄铁矿-石英阶段、自然金-多金属硫化物-石英阶段及黄铁矿-碳酸盐-石英阶段,但金沉淀主要发生在前面三个阶段。毒砂和黄铁矿是各矿床中最常见的金属矿物也是最重要的载金矿物,与其共生的矿物主要有方铅矿、闪锌矿,少量自然金、黄铜矿、磁黄铁矿、黝铜矿、赤铁矿、菱铁矿、脆硫锑铅矿,以及石英、绢云母、方解石和铁白云石。围岩蚀变较弱,常见的蚀变类型有硅化、绢云母化、毒砂化、黄铁矿化、碳酸盐化、绿泥石化及其组合等。金多以自然金的形式呈孤立状、微脉状分布于黄铁矿、石英、方铅矿、闪锌矿等的微裂隙中或包裹于黄铁矿、石英中。含金石英脉内可见三类流体包裹体:纯CO2包裹体、CO2–H2O型包裹体、水溶液包裹体。平秋金矿床流体包裹体均一温度介于171–396°C之间,盐度变化于0.2–9.86 wt%NaCl equiv之间,其中褶控型矿化和剪控型矿化在完全均一温度和盐度上重叠较多,两者应为同一种流体所形成。激光拉曼和群体包裹体成分分析表明,包裹体气相组分主要为H2O、CO2,此外还有少量N2、CH4、C4H6、SO2及H2S。八克金矿床流体包裹体均一温度介于143–391°C,盐度介于0.88–15.37 wt%NaCl equiv之间。虎盆金矿床流体包裹体均一温度介于164–336°C之间,盐度变化于2.07–10.86 wt%NaCl equiv之间。因此区域金矿化的成矿流体为中低温、中低盐度的CO2-H2O-NaCl体系。对平秋、金井、虎盆三个矿床内主成矿阶段石英的H-O同位素组成研究表明,成矿流体δD值为-59.0–-46.9‰,δ18OH2O值为-3.52–+9‰,与大部分造山型金矿床的值一致,大部分点落于变质水与岩浆水的重叠部分,部分分析点向大气降水线漂移。平秋金矿床成岩期草莓状黄铁矿富含Ti、V、Mn、Ni、Cu、As、Se、Ag、Sn、W、Pb、Bi等元素,而变质期黄铁矿除As、W含量升高外,其余元素全亏损。在成矿早阶段的黄铁矿中Au和As的含量显着增大,分别为0.31–74.5 ppm、4410–26200 ppm,且Au与As呈显着的正相关关系。成矿晚阶段的黄铁矿Sb元素含量显着增大,Co/Ni比值也高于其他期次的黄铁矿。黄铁矿硫同位素组成与其微量元素的变化趋势一致,成岩期及变质期黄铁矿的δ34S值相似,介于+12.41–+16.99‰之间,而成矿早阶段黄铁矿的δ34S值集中在0附近,晚阶段Sb含量异常的黄铁矿的δ34S值变化于+7.56–+22.98‰之间。八克金矿床草莓状黄铁矿同样表现出几乎所有元素含量均高于其他类型黄铁矿的特征,但成矿期黄铁矿中Au、As等元素的含量却明显低于平秋金矿床。与之对应的是成岩期草莓状黄铁矿的δ34S值与平秋金矿一致,且分布更集中（+9.27–+12.44‰）,但八克矿床中热液黄铁矿的δ34S值变化范围大（+6.81–+17.42‰）,规律性不明显。40Ar/39Ar激光阶段加热技术应用于平秋金矿床与成矿密切相关的热液蚀变绢云母获得了精度和可信度更高的成矿年龄,分析结果为425.7±1.7 Ma（MSWD=2.48）、425.2±1.3Ma（MSWD=1.20）。结合黔东南地区金成矿的整体性与统一性,以及近年来获得的其他构造热事件年龄,本文认为区内金矿床主要形成于加里东运动晚期,晚于峰期变质作用阶段。矿化的形成按其在时间上的有序性分为褶皱成矿期、剪切带成矿期和表生富集期。早古生代的加里东运动初期,黔东南地区中—新元古代地层在南东—北西向区域构造应力的作用下发生褶皱变形,形成区域性北东向褶皱及伴生的次级褶皱构造。强烈的挤压造山作用使地壳增厚、地温梯度增加,促进深部的中元古代地层（四堡群、冷家西群）发生变质脱流体活动,金和流体的释放发生在源区岩石由绿片岩相向角闪岩相转变的过程中,释放的变质流体为中低温、中低盐度的CO2-H2O-H2S体系,Au在成矿流体中主要以Au（HS）2-的形式迁移;随着矿物颗粒间隙中流体的不断增加,流体压力逐渐增大。当流体压力大于静水压力时,含金流体会进入裂隙内迁移汇聚,并在褶皱层间滑脱带内发生沉淀。断层阀机制下多次“破裂-愈合-滑动”可以使得Au不断的循环富集,从而形成褶控型含金石英脉。随着地层不断被压缩,赋存于褶皱层间滑脱带的先成矿体逐渐发育为顶厚翼薄型矿体,局部表现为鞍状矿体,矿化强度也相应增强,在轴部出现多金属硫化物组合。加里东构造运动晚期,随着水平构造应力衰减以及地层褶皱后的应力调整,黔东南地区总体构造体制转换,在褶皱近轴部形成以剪切作用为主导变形机制的过渡性剪切带和劈理密集带,以及受剪切带控制的石英脉型矿化。剪控型石英脉规模小、硫化物含量更少、矿化强度低,成矿流体混入了大气降水,另一个显着特点是所形成的黄铁矿中Sb含量升高了两个数量级。表生氧化期的氧化淋滤叠加改造成矿作用使金矿化在局部进一步次生富集,但在很大程度上仍然受先期矿化的制约。本文从矿化体的产出样式、矿化的丛聚性、方向性及顺层性、分带性等方面较为深入研究了矿化的空间结构特征及矿化局部富集规律。矿化的产出样式明显受成矿作用及控矿构造所控制,北东向褶皱控制了矿带的展布,层间滑脱带控制了褶控型石英脉的产出,近褶皱轴部的剪切带则控制了剪控型矿化。凝灰质含量高的层位,特别是凝灰岩与砂岩、板岩接触界面易于发育石英脉。褶控型石英脉呈似等距状分布,间距为50–60 m;背斜轴部膨大部位及两条次级背斜的过渡转换部位是矿化叠加部位及富矿体的产出部位。剪切带与褶皱交汇部位明金更发育,自然金分布于碎裂化黄铁矿、毒砂的裂隙中。通过对黔东南地区成矿规律的总结和物化探找矿信息的提取,本文选择以地层、研究区1:20万重力异常、1:100万航磁异常及重磁资料推断的深大断裂、1:20万水系沉积物化探、重砂异常等资料作为证据图层,在Morpas平台上建立了综合预测权重模型并进行了证据权模型运算。根据黔东南地区证据权后验概率的空间分布关系,并结合研究区区域成矿规律,共圈出10个有利找矿远景区,包括A级远景区2个,B级远景区4个,C级远景区4个。本文采用多种方法评价了剪切带的含金性,结果表明剪控型石英脉具有一定的找矿前景。火法试金分析显示,剪控型石英脉的金品位在0.13–9.02 g/t之间,一半的样品金品位大于1 g/t。而对刻槽法获得的平秋剪切带地表出露部分样品采用原子吸收光谱法测得的金品位极低,除一个样品达5.9 g/t（石英脉与围岩接触部位）外,其余样品金含量介于3.2–128.4 ppb之间,远低于工业品位。由此可见,火法试金分析可以获得较为准确、客观的矿石品位,剪切带型石英脉的含金性好于预期,具有一定的找矿前景。
马筱[5]（2018）在《黔东及其邻区早古生代构造变形机制及其演化过程》文中指出华南大陆内扬子板块与华夏板块之间的相互作用伴随华南大陆内部长期复杂的构造演化一直是国内外学者关注的重点。其中,与扬子板块与华夏板块早古生代时期相互作用相关的造山过程,其构造属性到底是典型的洋-陆俯冲-碰撞造山还是远离板块边缘的陆内造山,一直被持续争论。而且关于这一造山过程的岩浆事件、变质变形及沉积物源等研究主要集中在华夏板块武夷-云开地区,在扬子板块东南缘报道较少。并且这些地质记录包含的构造期次以及动力源等问题,依然存在很大争议。同时,华南大陆与冈瓦纳超大陆的联系仍不十分清楚,这其中包括:华南在冈瓦纳超大陆早古生代重建的模型中的具体位置在哪里?华南早古生代岩浆事件为何比冈瓦纳超大陆北缘的早古生代岩浆事件存在明显滞后?这些问题对于理解华南大陆早古生代构造事件,以至冈瓦纳超大陆模型的重建都至关重要。扬子板块东南缘黔东及其邻区广泛出露新元古代-早古生代地层,地层缺失与不整合面揭示该地区在早古生代至少经历了三期构造运动。而且研究区新元古代-早古生代地层中有丰富的褶皱、断裂以及韧性剪切带等构造变形。但是对于这些早古生代构造的期次划分、叠加关系、演化阶段以及其形成的大地构造背景与冈瓦纳超大陆演化的时空关联一直还未得到充分的认识。近来围绕华南早古生代地层物质来源的研究已表明扬子板块东南缘的沉积地层也可能记录了来自冈瓦纳超大陆的物质。因此,扬子板块东南缘的晚新元古代-早古生代地层、构造变形等将为华南与冈瓦纳超大陆演化的关系提供新信息,为扬子板块演化、尤其是扬子板块东南缘早古生代造山事件的构造属性提供新的约束。本文以扬子板块东南缘黔东地区及其邻区的新元古代-早古生代地层为研究对象,通过野外典型露头详细调查与典型构造廊带剖面测量、构造变形分析,厘定各区域的构造样式组合。在室内,通过强应变带如韧性剪切带内同变形矿物的Ar-Ar年代学测试获得其冷却年龄,再通过显微构造和石英c组构分析获得的变形温度的约束来探讨区域内韧性剪切变形的时间;同时通过碎屑锆石U-Pb年代学和Hf同位素分析,确定研究区各时代地层的主要物源并反演盆地构造演化,约束扬子板块东南缘新元古代-早古生代沉积盆地内物源转变的时间。本文以解析构造学和板块构造学为指导,结合区域内最新研究成果,通过与华南大陆不同地区早古生代岩浆、沉积、变形变质事件的对比分析,进一步厘清扬子板块东南缘新元古代-早古生代构造-沉积事件的属性,并系统划分了扬子板块东南缘新元古代-早古生代时期的各构造演化阶段。此外,通过对比不同板块之间岩浆、变质事件,提出了华南大陆在冈瓦纳超大陆重建模型中的位置。本文取得的主要认识和结论如下:1,研究区构造变形特征具有明显的东西分带特征,整个研究区位于江绍-郴州-临武断裂一线以西、扬子板块东南缘的俯冲部位,发育薄皮式向NW方向以及向SE方向（反冲）的逆冲断层及其相关褶皱,构造盖层滑脱型的逆冲-褶皱组合。其中以区域性主要的边界断层可以划分为三个构造区带:靖州-黔阳断裂以东的桂西基底-盖层冲断褶皱带,以向SE方向冲断的逆冲断层为主、多条逆冲断层构成的逆冲叠瓦构造,还发育构造三角带、牵引构造等次级构造组合,地层普遍陡倾并发育层内紧闭同轴-尖棱褶皱,是靠近根带的强烈构造变形带;靖州-黔阳断裂以西,三都-凯里断裂以东的黔东基底隆升带,主要为平缓开阔褶皱带,一起组成以新元古代基底地层为核部的复式背斜,构造变形作用强度明显衰减;三都-凯里断裂以东,雪峰隆起东缘的黔中盖层滑脱带,以箱状滑脱褶皱、逆冲前缘带的NW向逆断层以及重力滑脱形成的正断层等,主要通过滑脱褶皱变形来实现挤压应力的释放,构造变形程度明显较弱。总体而言应力自SE向NW不断释放并明显衰减,而非具有对称的“花状构造”构造样式。因此可以推测形成构造格局的主应力方向来自其SE方向,而且构造活动的发起地在研究区东南缘。2,研究区从江-高武剪切带、雍里-令里剪切带以及宰便剪切带均为近NNE-NEE向贯穿新元古代侵入岩体并延伸至新元古代围岩沉积盖层的陡倾韧性、脆-韧性剪切带,普遍糜棱岩化,糜棱面理上石英、长石眼球状不对称旋转碎斑、S-C组构等变形构造指示其运动学特征均为沿糜棱面理自NW向SE的逆冲推覆剪切带。显微构造显示剪切带内石英重结晶主要表现为膨凸式重结晶（BLG）、亚颗粒旋转重结晶（SR）,表明其经历了高绿片岩相-低角闪岩相（变形温度400-500℃）和低绿片岩相（300-400℃）变质作用。同时EBSD石英c组构也表明其经历了从中低温变形（400-550℃）到低温变形（<400℃）的演化过程。3,本文对从江-高武剪切带、雍里-令里剪切带以及南加剪切带中绢云母、黑云母、斜长石等矿物得到的416-402Ma Ar-Ar年龄代表其逆冲推覆剪切作用之后整体抬升折返的冷却年龄。通过结合区域已有研究成果综合分析,我们认为华南大陆于晚奥陶世-中志留世（453-426Ma）在NW-SE向挤压应力场下地壳强烈挤压缩短,在黔东及邻区表现为沿剪切带自NW向SE的反冲。中志留世--早泥盆世（426-419Ma）区域应力逐渐由挤压逆冲转换为伸展正滑,并于随后早泥盆世（416-402Ma）折返冷却。早古生代晚期华南大陆扬子板块东南缘与华夏板块内的一系列近同时的NW-SE向逆冲推覆与NE向走滑剪切作用是形成于板块间斜向碰撞背景下的转换挤压构造。4,本文对扬子板块东南缘黔东从江地区下江群-震旦系地层、桂北龙胜地区南华系-奥陶系地层以及湘西城步地区志留系地层中碎屑沉积岩进行碎屑锆石U-Pb年代学以及Hf同位素分析。来自新元古代地层的样品碎屑锆石年龄谱特征主要为以900-560Ma为主峰,然而来自早古生代地层的样品年龄谱特征显着不同,主要为600-410Ma、1100-780Ma、1.6-1.2Ga、2.8-2.5Ga多个峰值。物源分析显示新元古代样品中900-630Ma锆石主要来自华南大陆内部900-820Ma同碰撞期和820-630Ma碰撞后裂谷期岩浆事件提供的物源,而620-560Ma锆石的出现说明扬子板块东南缘可能受到冈瓦纳超大陆北缘晚新元古代弧火山事件的影响。寒武系-奥陶系地层中550-520Ma和1.1-0.9Ga锆石的出现代表了物源在寒武系发生了改变,这些锆石的?Hf（t）值与印度南部和澳大利亚-南极大陆北西缘中同时代地层同年龄锆石?Hf（t）值相似,指示其可能为扬子东南缘寒武系-奥陶系地层提供物源。发生于寒武系的沉积物源的转变是由于冈瓦纳超大陆最终聚合背景下华南与南羌塘地体的陆内碰撞、印度与澳大利亚的汇聚,从而使得物源传播到扬子板块东南缘早古生代地层之中。5,综合分析并结合前人成果得出,黔东及其邻区早古生代构造演化主要经历了以下三个演化阶段:（1）寒武系-中奥陶世（540-460Ma）初始陆内俯冲阶段;（2）中奥陶世-晚志留世（460-420Ma）陆内俯冲-碰撞阶段;（3）晚志留世-早泥盆世（420-390Ma）造山后伸展冷却阶段。
李纪[6]（2017）在《黔东南天柱—锦屏地区石英脉型金矿床成矿作用研究》文中提出黔东南天柱-锦屏地区作为贵州省两大金矿集区之一,开采历史悠久。区内金矿床密集,成矿地质条件良好,有较好的找矿前景。但由于黔东南地区金矿的勘查较采掘滞后,研究工作更多地是针对单个矿床进行,致使区域的成矿机理不清,且在成矿物质来源、流体来源等方面一直存在着较大的争议。研究区位于江南造山带的西南端,是湘-黔金矿带的重要组成部分。地史上经历了武陵运动、雪峰运动、加里东运动和印支-燕山等多期构造运动,为洋壳向陆内转换的造山带。区内构造复杂,发育有多种类型的构造组合,整体的构造格架为北东向及北北东向,其次为近东西向及北西向。具体到各个金矿床,矿体主要受控于北东向背斜及其与之斜交的断裂构造。矿体产出形态分为顺层含金石英脉及穿层剪切破碎带石英脉。矿物组合类型相对简单,常见矿石矿物有自然金、自然银、黄铁矿、毒砂、黄铜矿、方铅矿及闪锌矿等,脉石矿物主要有石英、方解石、菱铁矿等。区内围岩蚀变发育,主要蚀变类型有黄铁矿化、毒砂化、硅化、绿泥石化、绢云母化,与金矿化关系密切。本文通过对研究区区域地质特征、大地构造演化背景、各典型矿床地质特征及成矿作用地球化学的研究,结合成矿系统理论基本框架和前人的研究成果,初步探讨了研究区金矿的成矿机理,分析了其成矿物质来源及流体来源,以期为下一步矿产地质工作提供理论依据。取得了以下认识:总结了黔东南天柱-锦屏地区的宏观找矿标志。并从岩相学、地球化学的角度解释了找矿标志的判别依据,并建立了金的迁移、沉淀机制,认为金在成矿流体中主要以Au（HS）2-的形式进行迁移,在硫化作用的影响下沉淀出来;揭示了有机质（炭质）与金矿化的关系,认为有机质（炭质）的物理性质及化学性质可对金矿化产生有利的影响。同时,分析了韧性剪切带的演化对金成矿的影响,认为研究区金矿的成矿过程符合Sibson提出的“断层阀模式”。应用四级杆型电感耦合等离子体质谱（Q-ICP-MS）对黔东南天柱地区各典型金矿床含金石英脉及近矿围岩的微量、稀土元素进行系统的测定,结果表明:其微量、稀土分布曲线与区域变质岩基本一致,表明部分成矿物质来源于浅部区域绿片岩相地层。部分石英脉样品的稀土配分模式为“平坦型”,轻重稀土分馏不明显,更接近上地幔或下地壳的稀土组成特征,深部低绿片岩相地层在逐渐向低角闪岩相转变的过程中,绿泥石和白云石转变为角闪石和斜长石,并释放出3%-5%的水,并演变成为成矿流体。同时,黄铁矿中的金和砷被分解出来,进入流体中形成含金变质热液,反映成矿物质具有深部来源的特征。结合Y/Ho、Th/U的研究结果:成矿流体主要为变质热液,部分矿床可能有大气降水的混入。综合分析认为:该区金矿床的成矿流体与成矿物质具多来源特征。
武梅千[7]（2017）在《木里地区小金河断裂构造变形及演化》文中提出小金河断裂是龙门山-锦屏山-玉龙雪山中新生代推覆构造带的西南一段,它是松潘甘孜造山带与扬子地台的重要分界。小金河断裂的构造演化、变形特征反映了松潘甘孜造山带的双向造山极性,而已有的对于小金河断裂构造的研究多为发震机制和第四纪以来的活动性的讨论,用构造地质学研究小构造样式及组合却被忽略。本文通过对数条横穿小金河断裂的线路进行野外地质观测,主要运用小构造解析方法,对小金河断裂及其构造带中的小构造进行了几何学及运动学的研究,初步得到以下成果:（1）木里地区小金河断裂主要分为弧形段和棉垭段两段。（1）弧形段北分支断裂可分为博瓦乡断层、红科村断层、黑来沟断层。（2）小金河断裂弧形段主断层大体沿E-W方向展布,向南凸出为弧形,经过芽祖乡和核桃湾。（3）小金河断裂棉垭段主要分为两支,分支1呈NE-SW向展布,经过棉布村、长柏乡;分支2呈NE-SW向展布,经过桃子乡。（2）弧形段主要表现为劈理带、透镜体带、正断或逆冲的小断层,局部发生右旋运动;棉垭段主要表现为劈理带、碎粒带、碎斑带,局部发生左旋运动。（2）将小金河断裂的构造演化划分为六期,分别为:（1）第一期为印支期末的逆冲活动,最大主压应力方向为E-W;（2）第二期为燕山早期的逆冲活动,最大主压应力方向为NW-SE;（3）第三期为燕山期的正断活动,为E-W向拉张应力;（4）第四期为燕山期-喜马拉雅期的逆冲活动,最大主应力方向为NE-SW向;（5）第五期为早更新世的正断活动,为E-W方向拉张。（6）第六期为中更新世以来NW-SE向的逆左旋活动。
李大虎[8]（2016）在《川滇交界地段强震潜在危险区深部结构和孕震环境研究》文中指出川滇地区位于青藏高原东南缘,其特殊的地震构造环境和频繁的强震活动特征表明该地区是研究现今构造运动、大陆强震孕育背景和预测未来强震危险区的理想场所,对该区深部构造环境和介质物性特征的研究将有助于探查川滇活动块体的深部构造环境和形变场特征,深化各向异性与构造变形作用的认识,以及研究块体内部和边界地震成因的深部构造背景。近年来,川滇交界地段地震频次增加,地震强度增大,该地段强震/大地震的中-长期危险背景和潜在的发震能力已经引起了国内外地学科研工作者的强烈关注。但由于该地段长期缺乏可靠的深部地球物理场资料,这就给研究强震潜在危险区内地震孕育、发生的深部介质环境和地震构造背景、地震活动性之间的关系带来了很大的困难。由于各种地球物理反演方法往往存在程度不同的非唯一性,所以,对同一研究区域,采用不同的地球物理观测数据源和多种数据处理和反演方法研究其深部结构背景无疑成为解决这一问题的有效途径。本文充分收集了四川省和云南省及其周边区域所布设的区域数字地震台网、流动地震科考台站和中国地震科学探测台阵（“喜马拉雅”项目一期）共计634个台所记录到的18530个近震事件和754个远震事件（具体包括四川、云南等区域数字地震台网中224个固定地震台站2009年1月～2014年12月的观测数据、“中国地震科学台阵探测—南北地震带南段"356个流动地震台阵2011年8月～2013年5月的观测数据、四川芦山Ms7.0地震科学考察35个台阵2013年6月～2014年9月的观测数据、四川西昌19个流动台阵2013年5月-2015年3月的观测数据）,拾取了249316条P波到时和103902条相对P波走时残差,应用近震和远震联合反演的方法获得了川滇地区三维P波速度结构；接着,采用重力三维视密度反演和航磁数据的位场分离和异常特征提取的方法获得了川滇地区重磁异常的分布特征。在此基础上,综合分析和讨论了川西高原中下地壳是否具备发生塑性流动的环境、高原东缘中下地壳物质的塑性流展边界以及中下地壳物质流动方向转变的重磁响应依据等问题,并重点剖析和研究了川滇交界地段强震潜在危险区（莲峰、昭通断裂带、木里—盐源弧形构造带和攀西构造带）的深部结构和孕震环境,取得的主要成果如下：（1）P波成像结果表明,川西高原20km深度以下的中下地壳显示出明显的低速异常分布特征,松潘—甘孜地块和川西北次级块体均有大范围的低速层存在,结合三维视密度反演结果表明在松潘—甘孜地块存在低密度中心带,低速、低密度的塑性层的存在成为松潘—甘孜地块深部动力作用的依据。同时,大凉山块体在中下地壳深度范围内也存在连续的低速层分布,且低速异常的优势展布方向为近SN向,与大凉山断裂的走向基本一致,该低速层自西向东越过大凉山断裂,最终止于四川盆地西缘的荥经—马边断裂构造带附近。壳内低速层的存在也是大凉山块体内部及边界断裂构造变形和地震活动的深部动力来源。（2）重磁异常特征的研究结果表明,四川盆地西缘、雅安-泸定-石棉一带及其东侧表现出高密度、强磁性的重磁场响应特征,随着川青块体向南东方向滑移,受到高密度、强磁性的四川盆地西缘、雅安-泸定-石棉一带及其东侧刚性基底的强烈阻挡,青藏高原东缘的中下地壳物质的塑性流动转向强度较低的大凉山次级块体内部。因此,雅安-泸定-石棉一带刚性基底的存在是造成青藏高原东缘中下地壳物质塑性流展过程中转向南东—南南东方向的深部制约因素。（3）莲峰、昭通断裂带：P波速度结构结合视密度反演、航磁正则化滤波等结果,共同揭示了鲁甸Ms6.5地震及其余震位于上地壳高、低速异常的交会地带,而余震沿着高低速异常的分界线NW向聚集分布,这与航磁正则化滤波结果揭示出鲁甸Ms6.5地震的震中位于正负磁异常的分界线附近相互吻合。视密度反演结果和P波速度结构特征均表明了鲁甸地震震源体下方低速、低密度的异常体的存在,进而论证了鲁甸地震震源体处在坚硬的、脆性的中上地壳介质内。考虑到昭通断裂北段（鲁甸—彝良段）沿着高波速、正磁异常区呈NE向的条带状展布,表明昭通断裂北段上地壳深度范围内的介质较之南段坚硬,有利于应力的积累,川滇交界东段的昭通断裂带北段具有强震／大地震的中-长期危险背景。（4）木里—盐源弧形构造带：P波成像结果表明了在木里-盐源弧形构造带壳内10-30km深度处存在低速层,我们认为该低速层应是该区壳内深部重要推覆构造滑脱界面的反映,它构成了本区重要的深部动力来源。一方面,该壳内低速层在地壳的构造运动中起着重要的作用,它是塑性软弱层,难于积累应变能,容易将应力传递给上地壳的脆性介质,使之产生一系列收敛壳内低速层的断层。另一方面,低速层的流动过程中受到扬子地块西缘的强烈阻挡,容易产生了塑性形变,并将应力转递给上部的脆性地壳,当应力持续积累,就会使上地壳的断块沿该低速层产生滑动,形成了木里一盐源地区一系列的推覆构造。（5）攀西构造带：根据我们的P波速度结构、视密度反演和航磁异常分布特征结果,综合表明了在攀西构造带地壳内存在着较大范围的高密度、强磁性、高波速的异常分布,我们推断这可能是晚古生代地幔柱活动时期,大量基性和超基性幔源物质侵入地壳有关。在地壳穹隆的过程中,大量幔源物质的侵入增强了地壳介质的力学强度,并形成以攀枝花为核心的壳内坚硬块体,轴部地区存在一系列海西期的层状基性、超基性侵人岩体便是很好的证据。攀西地区坚硬物质的存在对青藏高原物质SE向逃逸也起到了一定的阻挡作用,造成了攀西—滇中等地的新构造运动是以间歇性的抬升运动为主,第四纪以来的抬升幅度大约在2000m左右,由于区内较强烈的隆升运动,形成了深切河谷并以基岩裸露的高山峡谷地貌为特征,同时区内存在更次一级的差异断陷,形成了元谋、昆明等断陷盆地。P波速度结构还揭示了攀西构造带80km～120km存在上地幔低速层,加之攀西构造带位于上地幔隆起区,正是由于上地幔的隆起及深大断裂的存在为地幔热物质侵入提供了条件,成为该区中强地震活动的深部构造背景。
覃永军[9]（2015）在《江南造山带西段新元古代下江群年代地层标定与盆地演化》文中指出下江群是分布在江南造山带西段（黔东南地区）的一套前寒武纪浅变质陆源碎屑岩夹火山碎屑岩组合。其地层时代归属与划分,特别是区域地层对比一直未能得到很好解决；此外,下江群的沉积演化、盆地性质以及盆地动力学机制长期存在较大争议。本文主要运用造山带沉积地质学的研究思路和方法,对黔东南地区下江群开展沉积地质学、碎屑岩全岩地球化学、砂岩碎屑组分、碎屑锆石微量元素和U-Pb年代学等多方面研究,获得了如下主要认识：（1）下江群是一套具复理石特征的陆源碎屑岩夹火山碎屑岩建造。岩性主要以粉砂质板岩、变余粉砂岩、变余粉-细砂岩、凝灰质板岩、凝灰质变余粉砂岩和沉凝灰岩等为主。沉积构造有水平层理、平行层理、粒序层理、交错层理、块状层理、均质层理、脉状和透镜状层理等。事件沉积有滑塌滑移事件沉积和浊流事件沉积。属于滨海-浅海-半深海沉积体系。（2）运用LA-ICP MS测年技术,测得江南造山带西段四堡群河村组顶部的碎屑岩和下江群中乌叶组第一段顶部的含凝灰质碎屑岩、清水江组底部与中部的沉凝灰岩、平略组中上部的含凝灰质碎屑岩及隆里组中下部的碎屑岩中锆石最小年龄组的加权平均年龄分别为819.8±6.4 Ma和779.5±4.7 Ma、764.0±6.3 Ma 与（756.8±7.6 Ma、756±13 Ma）、733.9±8.8 Ma及725±10 Ma。以这些年龄数据约束下江群地层沉积时限约为815～720 Ma。其中,甲路组一段沉积时限约为815～805 Ma；甲路组二段沉积时限约为805～800 Ma；乌叶组一段沉积时限约为800～780 Ma；乌叶组第二段至番召组沉积时限约为780～770 Ma；清水江组沉积时限约为770～745 Ma；平略和隆里组沉积时限约为745～720 Ma。结合江南造山带地区报道的地层年龄或与地层具明显先后关系的岩浆岩年龄,开展了下江群时期的地层划分与对比。本文年龄数据表明下江群属于新元古代,显示江南造山带基底的构造背景与属性与“格林威尔运动”无关。（3）通过对下江群的沉积相和沉积环境分析,认为下江期沉积演化经历了以下几个阶段：①剥蚀夷平和填平阶段（甲路组一段）；②盆地初始伸展阶段（弧后伸展）（甲路组二段）；③盆地持续伸展阶段（弧后伸展）（乌叶组和番召组时期）；④盆地差异性隆升阶段（清水江组时期）；⑤盆地萎缩和快速消亡阶段（平略组至隆里组时期）。（4）下江群的砂岩碎屑颗粒组成统计显示,砂岩整体分选磨圆较差-中等,少数分选磨圆较好,含较多的岩屑和长石颗粒以及凝灰质杂基,部分发生硅化、绢云母化和泥化等浅变质作用,见云母类、锆石等副矿物。长石风化蚀变明显,火山灰具有蚀变微晶和霏晶结构。主要组分石英总量（7.7%～89.3%）、单晶石英（5.5%～78.9%）、多晶石英（2.1%-38.6%）、长石总量（2.1%～34.3%）、斜长石类（2.1%～27.0%）、碱性长石类（1.1%-36.8%）、岩屑总量（4.9%～78.6%）、沉积岩屑+变质岩屑（4.4%～73.1%）和火山岩屑（0.0%～65.9%）。Q-F-L、Q-M-Lt和Qp-Lv-Ls图解显示下江群砂岩物源较为复杂,主要来自再旋回造山带物源及岩浆弧物源。表明物源区主要为与弧有关的再旋回造山带。图解中具有明显弧造山带物源,显示下江群时期江南造山带西段存在岩浆弧,结合区域资料认为该岛弧在广西龙胜一带,下江群处于弧后盆地沉积环境。（5）全岩地球化学研究中,主量元素含量及比值、稀土微量元素含量及比值、稀土元素配分模式和主量、微量元素判别图解等多种、多重参数判别结果表明,下江群的碎屑沉积物形成于活动大陆边缘环境。（6）作者将下江群和四堡群中碎屑岩和沉凝灰岩样品所有年龄数据划分为723Ma-745 Ma、745 Ma-775 Ma、775 Ma-815 Ma、815 Ma-825 Ma、825 Ma-875 Ma和>875Ma等6个年龄组段,进行锆石微量元素图解判别。六个组别的投图结果基本相似。在Th/U-Nb/Hf 和 Th/Nb-Hf/Th图解上几乎全部落入岩浆弧/造山带环境,而远离板内/非造山带环境。在Hf-Th/Yb、Hf-U/Yb、Y-Th/Yb和 Y-U/Yb图解上落入大陆花岗质岩石的锆石区域,其中有1/2左右数据点落入大陆地壳锆石和大洋地壳锆石的混合区,个别落入大洋地壳锆石区域。由此认为江南造山带西段新元古代锆石可能形成于岛弧俯冲环境,而非板内环境,其岛弧俯冲环境至少持续到新元古代时期下江群（760Ma±）。（7）扬子地块东南缘（江南造山带）东段的双桥山群,西段的梵净山群、冷家溪群和四堡群的碎屑锆石具有相似的年龄谱峰值。扬子地块东南缘西段的下江群、丹洲群以及板溪群和东段的下江期碎屑锆石年龄谱峰值也具有相似性,区别在于两个较老的年龄峰值存在差异,表明它们的物源区总体相似但存在一定的差异性。而四堡群及其相当层位与下江群及其相当层位的碎屑锆石年离谱峰值比较,显示四堡群的1600 Ma和1950 Ma年龄峰值更为明显,而下江群的2500 Ma和2000 Ma峰值较为明显,反映物源区的变化或是物源区剥蚀层位的变化。二者与华夏地块岩浆岩和扬子地块内部岩浆岩年龄谱峰值存在明显差异,而与扬子地块周缘岩浆岩年龄谱峰值相似,揭示物源区主要是扬子地块周缘增生带。而大量同沉积碎屑锆石的出现反映来自活动的火山物质。来自扬子地块内部物源信息弱,没有来自华夏地块物源信息,暗示华夏地块与扬子地块新元古代四堡期和下江群尚未完全拼贴一体,二者之间存在深海（海沟）相隔。江南造山带西段下江期可能处于“沟—弧—盆”体系。（8）清水江组是下江期物源转换的关键时期。下江群早期（甲路组至清水江组）与下江群晚期（平略组和隆里组）物源的碎屑锆石年离谱比较,前者具相对较多的老锆石年龄,后者则几乎未见老锆石年龄,暗示下江群早期物源可能主要来自扬子地块周缘四堡群及其相当层位的沉积区和扬子地块基底,而晚期物源转变为下江群早期沉积物,较少有来自四堡期的物源。另外,清水江组的沉凝灰岩年龄770～745 Ma与区域上广西龙胜、湖南古丈的枕状玄武岩和基性岩浆岩年龄（760 Ma）在误差范围内一致,暗示清水江组的源区可能来自广西龙胜和湖南古丈一带。扬子地块北缘、西缘及雪峰山地区的770～745 Ma的岩浆活动明显,但是由于扬子地块相隔,它们无法为南缘提供物源（如果提供物源必然有更多的扬子地块内部物源信息）。在扬子地块北缘、西缘及雪峰山地区的下江群地层与上覆南华系地层角度不整合关系,延至研究区已演变为微角度不整合→平行不整合→整合接触（北西向南东方向）,反映雪峰造山运动的核心区域不在扬子地块南东缘的黔东南地区。雪峰运动使得广西龙胜一带的火山弧消亡。（9）建立了江南造山带西段下江期的俯冲（弧-陆）—伸展动力学模式。（a）870-830Ma时期：江南造山带西段处于沟—弧—盆体系,沉积了梵净山/四堡群的一套具复理石建造的碎屑岩。（b）830～815 Ma时期：由于扬子地块与华夏地块之间的洋—陆汇聚导致四堡火山弧的消失,发生强烈的挤压造山作用（武陵运动）,江南褶皱带雏形最终形成。晚期发生造山后的垮塌。（c）815～770 Ma时期：江南造山带西段持续发生挤压缩短,广西龙胜一带岛弧环境逐渐发育并最终成熟。黔东南至桂北地区处于弧后伸展环境,沉积了下江群下部的甲路—番召组地层。（d）770-745 Ma时期：扬子地块周缘发生强烈俯冲汇聚——弧-陆造山作用（雪峰运动）。但其汇聚强度存在差异,在扬子地块西缘与北部规模大、活动强烈；而扬子东南缘江南造山带西段规模较小。（e）745～720 Ma时期：经雪峰运动以后,华夏地块与扬子地块可能已经完全拼贴一体。
陈祎[10]（2015）在《黔东南天柱—锦屏地区金的成矿系统及其结构》文中提出黔东南天柱—锦屏地区（简称天锦地区）位于贵州东南部天柱县—锦屏县境内,东连湘西南接桂北,面积约2000km2。黔东南地区金矿开采历史悠久,点多、面广,且易采易选,是我国湘黔金矿集中区的重要组成部分。区内金矿床（点）分布密集,成矿地质条件有利,具有良好的找矿前景。但多年投入大量工作而找矿效果欠佳,究其原因,主要是“采挖先行,勘查滞后,规律不清,靶区不明,以致久攻不克”,成为典型的“鸡肋型”矿化勘查区。因此,用系统论的思维对该区金的控矿构造体制、成矿要素、成矿作用过程、矿化时空结构等方面进行研究具有重要的理论及实际意义。研究区位于雪峰弧形构造带西南段,是华南褶皱带与扬子准地台之间的过渡带。含矿建造为新元古代斜坡过渡相浅变质岩系。地史上经历武陵、雪峰、加里东和印支—燕山等多期次构造运动,有洋陆转换阶段的造山运动,也有陆内活动阶段的造山运动,为由陆缘向陆内转化的陆内造山带。区内构造复杂,发育有不同组合类型的褶皱、断裂构造形迹,构造线方向主要为近东西向、北东向及北西向。本文通过对黔东南天锦地区区域地质特征、大地构造演化背景、金矿床地质特征、成矿年代学、成矿流体地球化学及热液蚀变地球化学的综合研究,结合成矿系统理论基本框架和前人研究成果,初步探讨了研究区金的成矿系统及矿化时空结构特征。取得了以下几方面的新进展和新认识：1、厘定了构造变形特征及构造控矿规律研究区金矿床形成于由洋陆活动转为陆内造山环境,是下江群变质岩建造、隐伏岩体、东西向基底断裂与北东向断裂构造综合作用的产物。本文采用整体分析与重点解剖相结合的思路与方法,将研究区的构造形迹及矿化现象纳入统一成矿系统,从整体上进行研究。运用现代构造解析方法重新厘定了区内主要构造样式,从构造的几何学、运动学角度揭示了东西向及北东向主要控矿构造形迹的变形特征,并初步确定了区内五期构造变形序列。中元古代末一新元古代,在近SN向最大主压应力作用下,沿沉积相带差异明显的隆凹接合部位形成了近EW向的韧性剪切带（北部的凯寨—高酿基底断裂带和南部的台江—启蒙基底断裂带）。同时,受这一区域构造应力场的控制,NNE向张剪性裂隙已见雏形。新元古代至早古生代末,在NW—SE向最大主应力作用下,具有左行剪切走滑性质的早期东西向断裂再次活动,由左行剪切转化为右行剪切,其在剖面上表现为上盘向下斜落,在平面上表现为右行平移。志留纪末,由于南华裂谷海槽的消亡,该区已由洋陆活动转为陆内造山环境,继续受NW—SE向及SN向挤压应力场作用下,先存的NNE向张剪性断裂带受Ew向构造带的有行剪切应力作用影响,使其转成NE—NEE向（如平秋、偶里、稳江剪切带）。在剖面上发生大规模的顺层滑移和切层滑动,与早期分布的一系列NE—NEE向隔槽式褶皱核部或其附近形成劈理化带或节理密集带。在多期多阶段构应力作用下,促使含矿流体由压力高值区→低值区流动,向构造薄弱带扩散运移,造成矿化作用和围岩蚀变的叠加,在合适物理化学环境富集成矿。2、划分了矿化类型和成矿期次在对区内已知矿化点综合分析研究的基础上,按成矿作用、矿化特征及控矿构造的不同,将区内金矿化类型划分为层控型和构控型两大类：层控型划分为层间石英脉和斜切石英脉型；构控型划分为褶控型石英脉、断控型石英脉、剪切带型石英脉和剪切带蚀变岩型。根据宏观野外观察所确定石英脉体之间的穿切关系,结合镜下及手标本上观察到的矿石矿物组合、结构构造以及成矿流体特征等,将研究区金矿划分为两个成矿期,即热液成矿期和表生富集期。热液成矿期划分为四个成矿阶段：含微量金—少量毒砂—石英阶段→含金—黄铁矿毒砂—石英阶段→含金 多金属硫化物一石英阶段→少量硫化物—石英—碳酸盐阶段；表生富集期主要表现为沿近地表或地表河床中砂金矿的形成。3、发现了岩浆岩脉本次工作在虎盆金矿区平硐（PD2）内首次发现岩浆岩脉出露,脉宽仅为8cm左右,处于EH-4物探解译3号剖面的H7位置,经岩矿鉴定、岩石地球化学（常量元素、微量元素、稀土元素）等研究初步确定该脉岩为花岗闪长岩脉。通过岩石构造环境讨论,认为该花岗闪长岩脉只可能是在南华裂谷海槽洋壳向扬子古陆俯冲的情况下,造山带外带即黔东南地区地壳在伸展减薄的环境下,富集型新生下地壳（岛弧玄武岩）部分熔融所形成的。中元古代早期,南华狭窄洋盆的洋壳向扬子陆块俯冲,其东南缘出现沟—弧—盆格局,并形成花岗闪长岩源岩,在早古生代的后碰撞伸展构造环境下发生部分熔融的产物。同时,认为该花岗岩类侵入体与黔东南天锦地区金矿床之间存在重要的成因联系。4、厘定了金成矿作用过程与矿化时空结构特征（1）天锦地区金矿田稀土元素研究表明矿石与下江群地层、邻区岩浆岩、虎盆区脉岩的球粒陨石标准化配分曲线一致,均为右倾型,反映其矿质来源具围岩及深部岩体的双重性；岩矿石硫同位素分析结果表明834S值具有陨石硫及地层还原硫的混合特征；矿石中硫化物铅同位素研究表明铅同位素比值变化范围较窄,在构造模式图上主要集中分布于“造山带铅”和“岩浆作用铅”的多来源区；铷—锶同位素研究表明成矿物质主要来源于地壳,可能受到幔源物质混染；矿石矿物石英氧同位素测试分析结果表明接近于岩浆岩和下江群变质岩的混合区域,体现其同源性和继承性特征。综上所述,研究区金的主要来源为下江群变质岩,间接来源可能与深部侵入岩有关。（2）成矿期金成矿流体主要处于酸性—弱碱性的弱还原体系（PH值为6.43～7.50,Eh值为0.328～1.023V）。在微量金—少量毒砂—石英阶段（Ⅰ）,成矿介质的PH=6.50,Eh=0.462, lgfo2=-48.14,成矿温度为162.4～343.4℃,为中低温弱酸性还原环境。阴离子成分富含Cl-,因此,该阶段的金可能以金的氯络合物[AuCl2]形式迁移。在金—黄铁矿毒砂—石英阶段（Ⅱ）阶段,成矿介质的PH=6.43,Eh=0.328,lgfo2=-40.28,成矿温度为139.2-350.1℃,成矿温度和氧逸度的降低导致[AuCl2]溶解度减小,以[AuCl2]发生歧化反应,有利于金的沉淀。同时在中温条件下大部分Au重新与硫离子形成[Au（HS）2]络合物。在金—多金属硫化物—石英阶段（Ⅲ）,成矿介质的PH=6.94, Eh=0.852, lgfo2=-39.26,成矿温度为137.7-355.4℃,金主要以[Au（HS）2]形式迁移。（3）本区金矿化在成矿时间演化上具继承性、阶段性的结构特征。基于本区成矿演化与区域地质构造演化的匹配关系,将区内成矿演化划分为成矿预富集期→成矿初始富集期→成矿叠加富集期→成矿表生淋滤富集期4个成矿期,构成了本区完整的区域地质—成矿演化系统。成矿预富集期形成面型的潜在矿化（源）层,奠定本区矿化的基础；成矿初始富集期通过对原始潜在矿化（源）层的变形变质改造,形成基础矿化,在个别地段形成金的弱工业矿化；成矿叠加富集期为区内最重要的变质热液成矿作用,现出露的各金矿床（点）均源于其叠加改造富集形成的金工业矿化；成矿表生淋滤富集期在很大程度上受先期矿化的制约,主要表现为氧化淋滤叠加改造成矿作用使金矿化发生次生富集,形成砂金矿。（4）本区金矿化在成矿空间展布上具丛聚性、似等距性、方向性、顺层性、分带性等结构特征。矿（化）体的产出样式明显受成矿作用及控矿构造的制约。丛聚性表现为研究区内金矿床（点）大多沿有利构造部位相对集中分布,在空间上成群成带产出；似等距性主要表现为区域范围内控制矿带断裂构造间的似等距性、控制矿床断裂构造或成矿有利部位构造间的似等距性、控制矿区内矿体（脉）以及矿化富集中心的断裂构造及构造有利部位间的似等距性；方向性主要表现为区内矿（化）体产状总体呈近北东向展布及热液矿化发育程度自西向东或自南西向北东逐渐减弱的呈明显方向性的分布规律；顺层性主要表现在金矿（化）体大多沿不同的岩（性）层界面产出,走向上与岩层走向近于一致,倾向与岩层产状也近于一致：矿化空间展布的分带性根据层次结构的不同划分为矿化类型的分带性及成矿元素的分带性。矿化类型的分带性主要表现在垂向、横向空间上的有序性、赋矿标高上的分带性；成矿元素的分带性主要表现在水平分带性、纵向分带性、垂向分带性。5、建立了勘查系统模型,进行了成矿预测基于对区域地质背景分析、控矿因素分析、成矿作用过程研究、矿化时空结构分析等,提取了有效预测评价标志,构建了该区金矿预测的综合信息找矿模型。并运用综合找矿模型和多种预测评价方法,筛选出8个找矿靶区,其中Ⅰ级靶区3处、Ⅱ级靶区2处、Ⅲ级靶区3处。
二、锦屏隆里地区剪切构造变形的初步研究（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、锦屏隆里地区剪切构造变形的初步研究（论文提纲范文）
（1）青藏高原东缘雅砻江逆冲带新生代隆升剥露及其对高原扩展的启示（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 青藏高原东缘研究现状及科学问题 |
| 1.1.1 青藏高原扩展动力学模型的争论 |
| 1.1.2 青藏高原东缘扩展与演化机制的争议 |
| 1.1.3 青藏高原东缘新生代构造隆升剥露历史 |
| 1.1.4 雅砻江逆冲带研究的科学问题 |
| 1.2 研究内容及研究思路 |
| 1.3 工作量统计 |
| 第二章 区域地质地貌概况 |
| 2.1 高原东南缘宏观地貌特征 |
| 2.2 主要构造单元与地层分布 |
| 2.3 主要断裂与地层分布 |
| 2.4 深部构造特征 |
| 第三章 研究方法 |
| 3.1 低温热年代学 |
| 3.1.1 (U-Th)/He法 |
| 3.1.2 裂变径迹法(FT) |
| 3.1.3 数值模拟 |
| 3.2 地貌特征分析 |
| 3.3 河流阶地及下切侵蚀速率 |
| 第四章 玉农希断裂带晚白垩-新生代剥露的时空特征 |
| 4.1 玉农希断裂地质背景及现状 |
| 4.2 玉农希断裂带活动的热年代学证据 |
| 4.2.1 剖面设计及样品采集 |
| 4.2.2 样品结果及分析 |
| 4.3 热历史反演模拟及结果 |
| 4.3.1 模型参数 |
| 4.3.2 热历史反演结果 |
| 4.4 讨论 |
| 4.4.1 青藏高原东部晚白垩纪剥露 |
| 4.4.2 晚始新世-早渐新世的快速剥露及意义 |
| 4.4.3 玉农希断裂活动历史讨论 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 雅砻江逆冲前缘带及邻区晚新生代隆升剥露的时空特征 |
| 5.1 锦屏山地区地质背景及研究现状 |
| 5.1.1 地质地貌特征 |
| 5.1.2 雅砻江逆冲前缘带及邻区构造活动历史研究 |
| 5.2 雅砻江逆冲带晚新生代以来的热年代学记录 |
| 5.2.1 剖面设计与样品采集 |
| 5.2.2 磷灰石和锆石(U-Th)/He测试分析及结果 |
| 5.3 热历史反演模拟及结果 |
| 5.4 讨论 |
| 5.4.1 青藏高原东缘渐新世构造变形与地表剥露 |
| 5.4.2 中中新世以来构造变形与地表剥露 |
| 5.4.3 雅砻江逆冲前缘带的隆升剥露对区域变形的指示 |
| 5.4.4 雅砻江逆冲带活动特点与历史讨论 |
| 5.5 小结 |
| 第六章 青藏高原新生代隆升剥蚀与扩展讨论 |
| 6.1 低温热年代学研究(Myr)证据 |
| 6.1.1 青藏高原东缘新生代隆升剥露与断裂活动 |
| 6.1.2 青藏高原东北缘、天山地区新生代隆升剥露与断裂活动 |
| 6.2 河流阶地证据(Myr-Kyr) |
| 6.2.1 河流阶地成因分析 |
| 6.2.2 基于河流阶地约束的侵蚀速率 |
| 6.3 流域尺度~(10)Be剥蚀速率(Kyr) |
| 6.4 讨论 |
| 6.4.1 青藏高原向东扩展过程及机制 |
| 6.4.2 青藏高原新生代隆升剥蚀与向外扩展 |
| 6.5 小结 |
| 第七章 主要结论与认识 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 存在问题 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
| 攻读博士学位期间发表的论文 |
（2）川滇地块中部小金河-箐河构造带壳幔电性结构及动力学意义（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 研究目的及意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 区域地质构造背景研究 |
| 1.2.2 壳幔速度结构研究 |
| 1.2.3 壳幔电性结构研究 |
| 1.3 拟解决的科学问题 |
| 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 论文创新点 |
| 1.6 本章小结 |
| 第2章 大地电磁测深资料的采集与处理分析 |
| 2.1 大地电磁剖面位置 |
| 2.2 大地电磁测深数据采集与处理 |
| 2.2.1 数据采集与处理 |
| 2.2.2 宽频与长周期数据拼接 |
| 2.3 大地电磁测深数据分析 |
| 2.3.1 典型测点测深曲线分析 |
| 2.3.2 维性分析 |
| 2.3.3 电性主轴方位分析 |
| 2.4 二三维反演 |
| 2.4.1 反演方法简介 |
| 2.4.2 三维反演方案与结果分析 |
| 2.4.3 二维反演方案与结果分析 |
| 2.4.4 二三维结构对比 |
| 2.5 本章小结 |
| 第3章 川滇地块中部壳幔电性结构特征 |
| 3.1 L1剖面电性结构特征 |
| 3.1.1 主要断裂电性结构 |
| 3.1.2 次级地块壳幔电性结构 |
| 3.2 L2剖面电性结构特征 |
| 3.2.1 主要断裂电性结构 |
| 3.2.2 次级地块壳幔电性结构 |
| 3.3 L3剖面电性结构特征 |
| 3.3.1 主要断裂电性结构 |
| 3.3.2 次级地块壳幔电性结构 |
| 3.4 本章小结 |
| 第4章 小金河-箐河构造带北东段浅表构造变形特征 |
| 4.1 丽江-小金河断裂北东段构造特征 |
| 4.1.1 木里构造控制点 |
| 4.1.2 母猪达遥感解译点 |
| 4.2 金河-箐河断裂构造特征 |
| 4.2.1 箐河乡构造控制点 |
| 4.2.2 金河乡构造控制点 |
| 4.3 本章小结 |
| 第5章 小金河-箐河构造带深浅构造耦合模式及孕震环境探讨 |
| 5.1 川滇地块中部的深部构造背景 |
| 5.1.1 大型壳幔高阻地质体及其成因机制 |
| 5.1.2 壳(内)幔高导体及其构造作用 |
| 5.2 小金河-箐河构造带浅表构造属性 |
| 5.2.1 构造带北东段浅表变形样式 |
| 5.2.2 构造带南西段浅表变形样式 |
| 5.2.3 构造带活动时限 |
| 5.3 小金河—箐河构造带深浅构造耦合模式 |
| 5.4 川滇地块中部孕震环境探讨 |
| 5.4.1 历史地震震源电性结构特征 |
| 5.4.2 地震深部孕震环境探讨 |
| 5.5 本章小结 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
（3）黔东南石英脉型金矿床钨富集机理研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 前言 |
| 1.1 选题目的及意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 国内外研究现状 |
| 1.2.2 研究区研究现状 |
| 1.3 研究内容与方法 |
| 第2章 黔东南金矿区域地质背景 |
| 2.1 大地构造位置 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.3 大地构造演化 |
| 第3章 典型石英脉型金矿床地质特征 |
| 3.1 赋矿地层 |
| 3.2 矿体特征 |
| 3.3 矿石矿物组合特征及结构构造 |
| 3.4 赋矿围岩及蚀变特征 |
| 第4章 黔东南石英脉型金矿床中钨赋存状态及富集机理 |
| 4.1 样品采集及测试方法 |
| 4.2 钨的赋存状态 |
| 4.3 钨的富集机制 |
| 4.3.1 主量元素特征 |
| 4.3.2 微量元素特征 |
| 4.3.3 稀土元素特征 |
| 第5章 华南加里东期变质过程中钨的迁移特征 |
| 5.1 陈蔡群岩相学特征 |
| 5.2 陈蔡杂岩元素组合特征 |
| 5.2.1 主量元素特征 |
| 5.2.2 微量元素组合特征 |
| 5.3 不同变质相中富钨矿物岩相学特征 |
| 5.3.1 不同变质相矿物LA-ICP-MS原位微区分析 |
| 第6章 结论与展望 |
| 6.1 主要结论与认识 |
| 6.2 下一步工作展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（4）黔东南地区金矿成矿规律与成矿预测（论文提纲范文）
| 作者简介 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 选题依据及意义 |
| 1.2 研究现状及存在的问题 |
| 1.2.1 造山型金矿研究现状 |
| 1.2.2 黄铁矿微量元素和硫同位素原位分析在金矿床中的应用 |
| 1.2.3 黔东南地区金矿研究现状及存在的问题 |
| 1.3 研究内容及思路和方法 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究思路和方法 |
| 1.4 完成的实物工作量 |
| 1.5 主要成果及创新点 |
| 1.5.1 论文取得的主要成果 |
| 1.5.2 论文的创新点 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造背景及演化 |
| 2.2 沉积建造及其地球化学特征 |
| 2.2.1 沉积建造类型 |
| 2.2.2 下江群地质地球化学特征 |
| 2.3 变质作用与变质岩 |
| 2.3.1 区域变质作用及其变质岩 |
| 2.3.2 接触热变质作用及其变质岩 |
| 2.3.3 动力变质作用及其变质岩 |
| 2.4 区域构造 |
| 2.4.1 褶皱构造 |
| 2.4.2 断裂构造 |
| 2.4.3 剪切带构造 |
| 2.5 区域岩浆岩 |
| 2.5.1 火山岩 |
| 2.5.2 侵入岩 |
| 2.6 区域地球物理特征 |
| 2.7 区域地球化学特征 |
| 2.8 区域矿产 |
| 第三章 典型矿床地质特征 |
| 3.1 平秋金矿床 |
| 3.1.1 矿区地质特征 |
| 3.1.2 矿体地质特征 |
| 3.1.3 矿石及矿物特征 |
| 3.1.4 围岩蚀变 |
| 3.1.5 成矿期及成矿阶段 |
| 3.2 八克金矿床 |
| 3.2.1 矿区地质特征 |
| 3.2.2 矿体地质特征 |
| 3.2.3 矿石及矿物特征 |
| 3.2.4 围岩蚀变 |
| 3.2.5 成矿期及成矿阶段 |
| 3.3 虎盆金矿床 |
| 3.3.1 矿床地质特征 |
| 3.3.2 矿体地质特征 |
| 3.3.3 矿石及矿物特征 |
| 3.3.4 矿石及矿物特征 |
| 3..5 围岩蚀变 |
| 第四章 典型金矿床地球化学特征 |
| 4.1 平秋金矿床 |
| 4.1.1 黄铁矿微量元素组成 |
| 4.1.2 成矿流体特征 |
| 4.1.3 稳定同位素特征 |
| 4.1.4 成矿年代学 |
| 4.2 八克金矿床 |
| 4.2.1 黄铁矿微量元素组成 |
| 4.2.2 成矿流体特征 |
| 4.2.3 硫同位素特征 |
| 4.3 虎盆金矿床 |
| 4.3.1 成矿流体特征 |
| 4.3.2 氢氧同位素特征 |
| 第五章 区域金成矿机制及成矿规律 |
| 5.1 成矿时代 |
| 5.2 成矿流体和成矿物质来源 |
| 5.2.1 成矿流体来源 |
| 5.2.2 成矿物质来源 |
| 5.3 金的迁移沉淀机制及赋存形式 |
| 5.3.1 金的迁移形式 |
| 5.3.2 金的沉淀机制 |
| 5.3.3 金的赋存形式 |
| 5.4 成矿作用过程及成矿模式 |
| 5.4.1 成矿作用过程 |
| 5.4.2 成矿模式 |
| 5.5 区域金成矿规律 |
| 5.5.1 金矿化类型 |
| 5.5.2 矿化时间分布规律 |
| 5.5.3 矿化空间展布规律 |
| 5.5.4 矿化局部富集规律 |
| 第六章 成矿预测及靶区优选 |
| 6.1 地质异常找矿信息提取 |
| 6.1.1 地层异常信息提取 |
| 6.1.2 构造异常信息提取 |
| 6.2 地球物理异常找矿信息提取 |
| 6.3 地球化学异常找矿信息提取 |
| 6.4 综合信息成矿预测 |
| 6.4.1 综合信息预测模型 |
| 6.4.2 综合信息成矿预测 |
| 6.4.3 成矿远景区圈定 |
| 6.5 剪切带找矿前景评价 |
| 第七章 主要结论及存在的问题 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 存在的问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附图1 |
| 附表1 |
| 附表2 |
| 附表3 |
| 附表4 |
（5）黔东及其邻区早古生代构造变形机制及其演化过程（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究现状与存在的问题 |
| 1.1.1 黔东及邻区早古生代构造运动期次划分及其构造属性 |
| 1.1.2 黔东早古生代NE-NNE向脆-韧性剪切带变形机制 |
| 1.1.3 黔东及邻区早古生代构造变形的动力源问题 |
| 1.2 课题来源与研究内容 |
| 1.3 研究方法 |
| 1.3.1 野外调查 |
| 1.3.2 室内研究 |
| 1.3.3 综合分析 |
| 1.4 分析方法 |
| 1.4.1 年龄样品前处理 |
| 1.4.2 锆石阴极发光(CL)图像 |
| 1.4.3 锆石 LA-ICP-MS U-Pb 定年分析 |
| 1.4.4 锆石 LA-MC-ICP-MS Lu-Hf 同位素分析 |
| 1.4.5 石英C组构EBSD分析 |
| 1.4.6 40 Ar/39Ar年代学分析 |
| 1.4.7 论文工作量 |
| 第二章 区域地质概况 |
| 2.1 区域主要边界断层 |
| 2.2 地层序列与区域构造运动 |
| 2.3 岩浆作用 |
| 第三章 镇远-三江构造廊带与典型剖面构造变形特征 |
| 3.1 廊带构造组合与构造样式 |
| 3.2 桂西冲断褶皱带 |
| 3.2.1 三江-斗江剖面 |
| 3.2.2 布央-寨准剖面 |
| 3.2.3 水口剖面 |
| 3.2.4 中潮-洪州剖面 |
| 3.2.5 变形期次与运动学分析 |
| 3.3 黔东基底隆升带 |
| 3.3.1 黎平-高屯剖面 |
| 3.3.2 黔东 NNE-NEE 向脆-韧性变形带 |
| 3.3.3 变形期次与运动学分析 |
| 3.4 黔中盖层滑脱带 |
| 3.4.1 剑河-金堡剖面 |
| 3.4.2 变形期次与运动学分析 |
| 3.5 廊带整体构造变形分带特征 |
| 3.6 构造形迹与区域构造演化关系 |
| 第四章 黔东从江地区脆-韧性剪切带构造变形及年代学研究 |
| 4.1 从江便宰-高武脆-韧性剪切带变形特征 |
| 4.1.1 剪切带宏观几何学结构 |
| 4.1.2 剪切带显微构造分析 |
| 4.2 从江-高武脆-韧性剪切带年代学分析 |
| 4.3 SE向逆冲剪切对华南早古生代构造的动力学意义 |
| 第五章 黔东及邻区新元古代-早古生代盆地物源分析 |
| 5.1 黔东从江地区下江群-震旦系碎屑锆石年代学 |
| 5.2 桂北龙胜地区南华系-奥陶系碎屑锆石年代学和Hf同位素组成 |
| 5.3 湘西城步地区志留系碎屑锆石年代学 |
| 5.4 扬子东南缘新元古代-早古生代盆地物源特征 |
| 5.4.1 晚新元古代样品物源分析 |
| 5.4.2 寒武至奥陶纪样品物源分析 |
| 5.4.3 志留纪样品物源分析 |
| 5.5 对扬子板块与东冈瓦纳超大陆关系的启示 |
| 第六章 扬子板块东南缘早古生代沉积-构造演化过程 |
| 6.1 黔东及其邻区早古生代陆内构造演化机制 |
| 6.2 黔东及其邻区早古生代演化阶段 |
| 6.3 主要结论 |
| 6.4 存在的问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附表 |
（6）黔东南天柱—锦屏地区石英脉型金矿床成矿作用研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题依据 |
| 1.2 研究目的与意义 |
| 1.3 关于石英脉型金矿床的研究现状 |
| 1.3.1 国内外研究现状 |
| 1.3.2 研究区研究现状 |
| 1.4 研究内容 |
| 1.5 主要工作量 |
| 第2章 区域成矿地质背景 |
| 2.1 大地构造位置 |
| 2.2 区域地层单元 |
| 2.2.1 新元古界 |
| 2.2.2 古生界-新生界 |
| 2.3 区域构造 |
| 2.3.1 区域褶皱构造 |
| 2.3.2 区域断裂构造 |
| 2.3.3 区域剪切带 |
| 2.3.4 区域环形构造 |
| 2.4 区域大地构造演化 |
| 2.5 区域岩浆岩 |
| 2.6 区域矿产 |
| 第3章 研究区矿床地质特征 |
| 3.1 赋矿地层 |
| 3.2 矿体产出形态 |
| 3.3 矿石学特征 |
| 3.3.1 矿物成分及组合特征 |
| 3.3.2 矿石结构、构造 |
| 3.4 围岩蚀变及成矿期次 |
| 3.4.1 围岩蚀变类型 |
| 3.4.2 成矿阶段划分 |
| 3.5 典型石英脉型金矿床地质特征 |
| 3.5.1 天柱金井金矿床 |
| 3.5.2 天柱坑头金矿床 |
| 3.5.3 锦屏八克金矿床 |
| 3.5.4 锦屏同古金矿床 |
| 3.5.5 锦屏平秋金矿床 |
| 第4章 研究区金矿床元素地球化学特征 |
| 4.1 样品采集及测试方法 |
| 4.2 挑选代表性样品 |
| 4.3 微量元素地球化学特征 |
| 4.4 稀土元素地球化学特征 |
| 第5章 成矿作用标志 |
| 5.1 黔东南金矿成矿判别依据 |
| 5.1.1 硫化物集合体与金的迁移、沉淀 |
| 5.1.2 烟灰色石英脉（含炭质）与金成矿的关系 |
| 5.1.3 构造判别依据 |
| 5.2 成矿作用 |
| 5.2.1 成矿物质来源 |
| 5.2.2 成矿流体的来源 |
| 第6章 结论与展望 |
| 6.1 取得的主要成果及认识 |
| 6.2 下一步工作的展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（7）木里地区小金河断裂构造变形及演化（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 研究区自然地理概况 |
| 1.2 论文选题意义及选题依据 |
| 1.3 研究现状及存在问题 |
| 1.3.1 国内外研究现状 |
| 1.3.2 小金河断裂的研究现状 |
| 1.4 主要研究内容、研究方法及技术路线 |
| 1.5 主要完成工作量 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造概况 |
| 2.1.1 松潘-甘孜造山带 |
| 2.1.2 扬子地台 |
| 2.1.3 羌塘-昌都地块 |
| 2.1.4 昆仑地体 |
| 2.2 区域地层概况 |
| 2.2.1 扬子地层区 |
| 2.2.2 松潘-甘孜地层区 |
| 2.2.2.1 沙鲁里分区 |
| 2.2.2.2 马尔康分区 |
| 2.3 岩浆岩 |
| 2.3.1 火山岩 |
| 2.3.2 侵入岩 |
| 2.4 变质岩 |
| 第3章 木里地区小金河断裂构造变形特征 |
| 3.1 小金河断裂弧形段北分支断层变形特征 |
| 3.1.1 红科村断层变形特征 |
| 3.1.2 黑来沟断层变形特征 |
| 3.2 木里地区小金河断裂弧形段主断层变形特征 |
| 3.2.1 芽祖乡观测点主断层北盘变形特征 |
| 3.2.2 核桃湾观测点主断层变形特征 |
| 3.3 木里地区小金河断裂棉垭段变形特征 |
| 3.3.1 棉布村小金河断裂棉垭段分支1断层变形特征 |
| 3.3.2 长柏乡小金河断裂棉垭段分支1断层变形特征 |
| 3.3.3 小金河断裂棉垭段分支2断层变形特征 |
| 第4章 小金河断裂构造序列与构造演化 |
| 4.1 小金河断裂构造序列分析 |
| 4.2 小金河断裂构造演化分析 |
| 4.2.1 印支期 |
| 4.2.2 燕山期 |
| 4.2.3 喜马拉雅期 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
（8）川滇交界地段强震潜在危险区深部结构和孕震环境研究（论文提纲范文）
| 摘要 Abstract 第一章 引言 |
| 1.1 选题依据及意义 |
| 1.1.1 选题依据 |
| 1.1.2 研究意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.3 构造背景 |
| 1.4 研究目标、方法与内容 |
| 1.4.1 研究目标 |
| 1.4.2 研究方法 |
| 1.4.3 研究内容 |
| 1.5 论文的研究特色 第二章 P波走时层析成像 |
| 2.1 地震层析成像的发展及研究现状 |
| 2.2 地震层析成像方法原理 |
| 2.3 近震远震层析成像 |
| 2.3.1 近震层析成像 |
| 2.3.2 远震层析成像 |
| 2.3.3 近震远震联合反演 |
| 2.4 数据资料和成像方法 |
| 2.4.1 数据来源和分析 |
| 2.4.2 成像方法 |
| 2.4.3 初始模型和网格划分 |
| 2.4.4 反演结果和评价 |
| 2.5 反演结果的分析和讨论 |
| 2.5.1 反演结果分析 |
| 2.5.2 讨论 |
| 2.6 本章小结 第三章 重磁数据的位场分离和异常特征提取 |
| 3.1 视密度反演方法原理 |
| 3.1.1 切割法分离 |
| 3.1.2 迭代法延拓 |
| 3.1.3 反演视密度 |
| 3.2 航磁异常特征提取 |
| 3.2.1 航磁ΔT化极处理 |
| 3.2.2 航磁正则化滤波 |
| 3.2.3 航磁ΔT化极向上延拓 |
| 3.3 本章小结 第四章 强震潜在危险区的深部结构和孕震环境 |
| 4.1 莲峰、昭通断裂带的深部结构和孕震环境 |
| 4.1.1 区域地震构造环境 |
| 4.1.2 P波速度结构 |
| 4.1.3 视密度反演、航磁正则化滤波 |
| 4.1.4 结论与讨论 |
| 4.2 木里—盐源弧形构造带的深部构造和孕震环境 |
| 4.2.1 区域地震构造环境 |
| 4.2.2 地震活动特征 |
| 4.2.3 P波速度结构 |
| 4.2.4 视密度反演结果 |
| 4.2.5 航磁异常特征 |
| 4.2.6 结论与讨论 |
| 4.3 攀西构造带的深部结构和孕震环境 |
| 4.3.1 地质构造背景 |
| 4.3.2 P波速度结构 |
| 4.3.3 重磁异常特征 |
| 4.3.4 结论与讨论 |
| 4.4 本章小结 第五章 结论和存在的问题 |
| 5.1 结论 |
| 5.1.1 川西高原壳内管流层存在的物性依据 |
| 5.1.2 川西高原壳内管流层的塑性流展边界问题 |
| 5.1.3 青藏高原东缘中下地壳物质流动方向转变的重磁响应依据 |
| 5.1.4 莲峰、昭通断裂带深部构造背景 |
| 5.1.5 木里—盐源弧形构造带深部构造背景 |
| 5.1.6 攀西构造带深部构造背景 |
| 5.2 存在的问题与展望 参考文献 致谢 作者简历、攻读学位期间取得的学术成果 |
（9）江南造山带西段新元古代下江群年代地层标定与盆地演化（论文提纲范文）
| 作者简介 |
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| §1.1 科学问题与选题依据 |
| §1.2 研究现状与进展 |
| 1.2.1 造山带沉积学研究现状与进展 |
| 1.2.2 物源分析研究现状与进展 |
| 1.2.3 黔东南地区新元古代时期的研究现状和进展 |
| §1.3 研究内容、研究方法和技术路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究方法 |
| 1.3.3 技术路线 |
| §1.4 论文实际工作量及取得的主要认识 |
| 1.4.1 论文实际工作量 |
| 1.4.2 取得的主要认识 |
| 第二章 区域地质背景 |
| §2.1 大地构造位置 |
| §2.2 区域地层 |
| 2.2.1 梵净山群/四堡群 |
| 2.2.2 下江群 |
| 2.2.3 下江期地层区划与区域对比 |
| 2.2.4 下江期地层年代 |
| §2.3 区域岩浆岩 |
| 2.3.1 岩浆活动期次及其特征 |
| 2.3.2 武陵期岩浆岩特征 |
| 2.3.3 雪峰期岩浆岩特征 |
| §2.4 变质岩 |
| §2.5 区域构造 |
| 2.5.1 区域褶皱 |
| 2.5.2 区域断裂 |
| 2.5.3 区域剪切带 |
| 2.5.4 区域环形构造 |
| §2.6 区域构造演化 |
| 2.6.1 武陵运动 |
| 2.6.2 雪峰运动 |
| 2.6.3 加里东运动 |
| 2.6.4 燕山运动 |
| 2.6.5 喜马拉雅运动 |
| 第三章 下江群的岩石地层与年代地层 |
| §3.1 岩石地层 |
| 3.1.1 甲路组(Pt_3~1Xj) |
| 3.1.2 乌叶组(Pt_3~1Xw) |
| 3.1.3 番召组(Pt_3~1Xf) |
| 3.1.4 清水江组(Pt_3~1Xq) |
| 3.1.5 平略组(Pt_3~1Xp) |
| 3.1.6 隆里组(Pt_3~1Xl) |
| §3.2 年代地层 |
| 3.2.1 概述 |
| 3.2.2 样品信息及特征 |
| 3.2.3 测试结果 |
| 3.2.4 年龄的合理性处理与相互制约 |
| 3.2.5 下江群地层的时代约束及区域地层对比 |
| 3.2.6 区域构造意义 |
| 第四章 下江群的沉积相及沉积环境 |
| §4.1 沉积相与沉积环境划分方案 |
| §4.2 下江群的沉积相及沉积环境 |
| 4.2.1 甲路组 |
| 4.2.2 乌叶组 |
| 4.2.3 番召组 |
| 4.2.4 清水江组 |
| 4.2.5 平略组 |
| 4.2.6 隆里组 |
| §4.3 下江群的事件沉积 |
| 4.3.1 滑塌事件沉积 |
| 4.3.2 浊流事件沉积 |
| §4.4 下江群的沉积古地理 |
| 4.4.1 甲路组的沉积古地理 |
| 4.4.2 乌叶组的沉积古地理 |
| 4.4.3 番召组的沉积古地理 |
| 4.4.4 清水江组的沉积古地理 |
| 4.4.5 平略组的沉积古地理 |
| 4.4.6 隆里组的沉积古地理 |
| §4.5 下江群的沉积演化 |
| 4.5.1 长期剥蚀夷平和填平阶段(图4-28A) |
| 4.5.2 盆地开启阶段(图4-28B) |
| 4.5.3 盆地扩张阶段(图4-28C) |
| 4.5.4 盆地挤压“褶皱”和差异性隆升阶段(图4-8D) |
| 4.5.5 盆地萎缩和快速消亡阶段(图4-28E) |
| 第五章 黔东南地区新元古代下江群的盆地性质及演化 |
| §5.1 样品信息 |
| §5.2 数据结果 |
| 5.2.1 砂岩碎屑颗粒组成 |
| 5.2.2 碎屑沉积岩地球化学 |
| 5.2.3 碎屑锆石微量元素 |
| 5.2.4 碎屑锆石U-Pb年代学 |
| §5.3 盆地性质及演化 |
| 5.3.1 碎屑颗粒骨架组成的证据 |
| 5.3.2 碎屑沉积岩地球化学的证据 |
| 5.3.3 碎屑锆石稀土元素的证据 |
| 5.3.4 碎屑锆石年代学的证据 |
| 5.3.5 讨论与结论 |
| 5.3.6 下江期盆地演化及动力学机制 |
| 第六章 结论 |
| §6.1 主要认识 |
| §6.2 存在问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（10）黔东南天柱—锦屏地区金的成矿系统及其结构（论文提纲范文）
| 作者简介 |
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| §1.1 研究目的及意义 |
| 1.1.1 研究目的 |
| 1.1.2 研究意义 |
| §1.2 研究现状 |
| 1.2.1 成矿系统研究现状 |
| 1.2.2 成矿系统结构研究现状 |
| 1.2.3 天锦地区金矿勘查及研究现状 |
| §1.3 研究内容与关键问题 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 关键问题 |
| §1.4 完成主要工作量 |
| §1.5 主要创新点 |
| 第二章 成矿地质背景 |
| §2.1 地层 |
| 2.1.1 变质基底 |
| 2.1.2 新元古界地层 |
| §2.2 岩浆岩 |
| 2.2.1 火山岩 |
| 2.2.2 侵入岩 |
| §2.3 变质岩 |
| 2.3.1 区域变质岩类型 |
| 2.3.2 热接触变质岩类型 |
| 2.3.3 动力变质岩类型 |
| §2.4 构造体系 |
| 2.4.1 区域大地构造背景 |
| 2.4.2 区域构造演化 |
| 2.4.3 区域断裂构造 |
| 2.4.4 区域剪切带构造 |
| 2.4.5 区域褶皱构造 |
| 2.4.6 区域环形构造 |
| 第三章 成矿控制因素 |
| §3.1 赋矿变质岩建造 |
| 3.1.1 地层岩性及分布 |
| 3.1.2 地层含金性 |
| §3.2 控矿构造 |
| 3.2.1 构造样式及组合特征 |
| 3.2.2 控矿构造变形特征 |
| 3.2.3 控矿构造演化 |
| 3.2.4 构造控矿模式 |
| §3.3 岩浆作用 |
| 3.3.1 前人工作认识 |
| 3.3.2 脉岩 |
| 3.3.3 岩浆活动与成矿的关系 |
| 第四章 成矿作用过程 |
| §4.1 围岩蚀变、成矿期及成矿阶段 |
| 4.1.1 围岩蚀变类型 |
| 4.1.2 成矿期次及成矿阶段 |
| §4.2 成矿物质来源与供应 |
| 4.2.1 成矿物质来源 |
| 4.2.2 成矿物质供应 |
| §4.3 成矿流体来源与输运 |
| 4.3.1 成矿流体来源 |
| 4.3.2 成矿流体输运 |
| §4.4 成矿物质富集与储存 |
| 4.4.1 成矿物理化学条件与演化 |
| 4.4.2 金的迁移与沉淀 |
| 第五章 成矿系统及其结构 |
| §5.1 成矿系统产物 |
| 5.1.1 矿床系列 |
| 5.1.2 矿化类型 |
| 5.1.3 异常系列 |
| §5.2 成矿系统的物质结构 |
| 5.2.1 金井金矿床 |
| 5.2.2 平秋金矿床 |
| 5.2.3 虎盆金矿床 |
| 5.2.4 同古金矿床 |
| §5.3 成矿系统的时间结构 |
| 5.3.1 成矿演化的宏观结构特征 |
| 5.3.2 成矿演化的微观结构特征 |
| 5.3.3 成矿演化与矿化富集关系 |
| 5.3.4 成矿演化的时限性 |
| §5.4 成矿系统的空间结构 |
| 5.4.1 不同成矿单元划分及其矿化结构特征对比 |
| 5.4.2 矿化空间展布的丛聚性及分段性特征 |
| 5.4.3 矿化空间展布的方向性及顺层性特征 |
| 5.4.4 矿化空间展布的分带性特征 |
| §5.5 矿化网络结构模式 |
| 第六章 勘查系统与成矿预测 |
| §6.1 成矿系统到勘查系统 |
| 6.1.1 成矿系统要素分析 |
| 6.1.2 成矿系统时空结构分析 |
| 6.1.3 成矿系统预测评价标志 |
| 6.1.4 勘查系统模型构建 |
| §6.2 成矿预测 |
| 6.2.1 预测评价方法 |
| 6.2.2 找矿靶区分级标准 |
| 6.2.3 找金靶区优选 |
| 第七章 结论及建议 |
| §7.1 取得的主要成果及认识 |
| 7.1.1 进一步厘定了构造变形特征及构造控矿规律 |
| 7.1.2 重新划分了矿化类型和成矿期次 |
| 7.1.3 首次发现了岩浆岩脉 |
| 7.1.4 系统厘定了金成矿作用过程与矿化时空结构特征 |
| 7.1.5 建立了勘查系统模型,进行了成矿预测 |
| §7.2 下一步工作建议 |
| 7.2.1 加强新类型矿化的研究 |
| 7.2.2 加强矿田范围内地质资料的综合整理 |
| 7.2.3 加强对隐伏岩体的研究 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 图版 |
四、锦屏隆里地区剪切构造变形的初步研究（论文参考文献）
- [1]青藏高原东缘雅砻江逆冲带新生代隆升剥露及其对高原扩展的启示[D]. 陶亚玲. 中国地震局地质研究所, 2021(02)
- [2]川滇地块中部小金河-箐河构造带壳幔电性结构及动力学意义[D]. 王桥. 成都理工大学, 2020
- [3]黔东南石英脉型金矿床钨富集机理研究[D]. 何兴华. 贵州大学, 2018(01)
- [4]黔东南地区金矿成矿规律与成矿预测[D]. 刘安璐. 中国地质大学, 2018(07)
- [5]黔东及其邻区早古生代构造变形机制及其演化过程[D]. 马筱. 中国地质大学, 2018(06)
- [6]黔东南天柱—锦屏地区石英脉型金矿床成矿作用研究[D]. 李纪. 贵州大学, 2017(04)
- [7]木里地区小金河断裂构造变形及演化[D]. 武梅千. 成都理工大学, 2017(02)
- [8]川滇交界地段强震潜在危险区深部结构和孕震环境研究[D]. 李大虎. 中国地震局地球物理研究所, 2016(11)
- [9]江南造山带西段新元古代下江群年代地层标定与盆地演化[D]. 覃永军. 中国地质大学, 2015(12)
- [10]黔东南天柱—锦屏地区金的成矿系统及其结构[D]. 陈祎. 中国地质大学, 2015(01)