一、辽吉地区早前寒武纪大陆壳的地质年代学（论文文献综述）
孙国正[1]（2021）在《华北克拉通东部中-新太古代花岗岩与岩石圈热状态研究》文中指出热状态和壳幔岩浆作用是理解早期地壳形成演化动力学体制的关键,长期以来研究者们基于假设或推断的早期地球热状态提出了各种各样的太古宙壳幔动力学体制模型。当前,华北克拉通东部太古宙末期的地球动力学体制还存在地幔柱和板块构造等动力学体制方面的激烈争议,有效限定太古宙不同时期的岩石圈热状态和壳幔相互作用过程是解决这些科学问题的关键。华北克拉通是世界范围内为数不多保存有中-新太古代（～3.0-2.5 Ga）岩石记录的克拉通之一,是研究太古宙末期地壳生长和演化并探索地球动力学机制转变的重要窗口。本论文（1）以华北克拉通东部太古宙多个时期的TTG片麻岩和富钾花岗质岩石为主要研究对象,通过系统的地质学、岩石学、矿物学、地球化学、地质年代学、锆石Lu-Hf同位素和热力学综合研究,重点探讨了中-新太古代花岗质岩石成因及其限定的岩石圈热状态和壳幔动力学过程,获得的主要创新性研究成果与认识如下:（1）在辽北地体的抚顺东南部识别出了一套新太古代晚期（2525-2564 Ma）的闪长岩-石英闪长岩-二长闪长岩-花岗闪长岩组合,其地球化学特征均符合太古宙赞岐岩的定义。岩石成因研究表明绝大多数赞岐岩起源于交代地幔部分熔融,个别样品在岩浆演化过程中经历了不同程度的角闪石+单斜辉石分离结晶作用。根据太古宙赞岐岩的源区性质研究,提取出Nb/Zr、Nb/Ta和Zr/Hf等地化指标,可以有效区分洋壳残片熔体、俯冲沉积物熔体和流体等地幔交代介质,据此确定辽北地体新太古代晚期赞岐质岩浆形成于受俯冲带流体、板片熔体和沉积物熔体交代的岩石圈地幔的部分熔融,说明复杂的地幔交代作用是太古代花岗质岩浆作用多样化的必要条件。（2）新太古代晚期不同类型的火成岩在鲁西变质地体的西南部广泛出露。根据它们的野外接触关系、岩石学特征、全岩地球化学及锆石U-Pb-Lu-Hf同位素特征,识别出8种主要的岩石组合。其中～2.55-2.50 Ga的钾质花岗岩SiO2含量最高,来源于变质杂砂岩的部分熔融;～2.56-2.52 Ga的TTG片麻岩富Al2O3、Na2O,贫MgO,是加厚镁铁质下地壳部分熔融的产物;～2.53 Ga的石英正长岩碱含量最高,其源岩为幔源的玄武质岩石和再循环的沉积物;～2.53-2.52 Ga的石英闪长岩-石英二长闪长岩属于未分异型的赞岐岩,形成于受俯冲带熔体/流体交代的地幔楔部分熔融;～2.54-2.52 Ga的高镁花岗闪长岩（分异型赞岐岩）是壳幔岩浆混合的产物;～2.53 Ga的角闪石岩是石英闪长（1）本研究得到国家自然科学基金项目（41530207和41772188）资助。质岩浆的同源堆晶体;～2.51-2.49 Ga的辉长岩形成于受俯冲带流体交代的地幔楔的部分熔融;～2.54-2.53 Ga的高镁安山岩（玻安岩）起源于难熔地幔的部分熔融,该地幔源区先经历了玄武质岩浆的抽提,随后又受到板片熔体的交代而富集大离子亲石元素和轻稀土元素。结合同时期各种侵入岩和变质火山岩的岩石成因研究,说明新太古代晚期壳幔相互作用和交代地幔的部分熔融是产生镁铁质岩浆的主要热-动力学过程,幔源岩浆的底侵作用促使地壳物质发生部分熔融,形成了各类花岗质岩浆,并导致了壳幔岩浆混合作用。（3）建立了华北克拉通东部中-新太古代TTG片麻岩的数据库,收集并整理了397个TTG样品的有效地球化学资料。统计结果显示,TTG片麻岩的形成时代从3.0 Ga到2.5 Ga几乎连续分布,但峰值出现在～2.91 Ga,～2.72 Ga和～2.53 Ga,并在～2.53 Ga前后达到最大峰值。中太古代晚期（～2.9 Ga）TTG在冀东、胶东、安徽等地发育;新太古代早期（～2.7 Ga）TTG主要发育在辽北-吉南、胶东、鲁西、登封-太华、赞皇和阜平等地;新太古代晚期（～2.5 Ga）TTG几乎在每一个太古宙结晶基底出露区都广泛发育。（4）在大量太古宙TTG片麻岩样品中,筛选出大陆地壳底部镁铁质岩石部分熔融成因的TTG样品。通过壳源TTG片麻岩的全岩热力学和微量元素地球化学模拟,结合一维热传导模型,发展了太古宙地壳厚度和热状态的研究方法。热力学-微量元素模拟结果显示不同时代壳源TTG熔体产生的温压条件分别为:～2.9 Ga:810-880℃,0.9-1.1 Gpa;～2.7 Ga:760-860℃,1.1-1.8 Gpa;～2.5 Ga:750-830℃,1.1-1.7 Gpa。这里的熔体压力反映了地壳厚度的最小值,而熔体温度近似等于莫霍面温度的最小值。在已知地壳厚度和莫霍面温度的前提下,根据经典的地热学-一维热传导模型,通过数学建模重建了大陆岩石圈的热结构。（5）根据地壳厚度、基底热流值和莫霍面地温梯度的时空演化特征,结合前人的数值模拟实验、岩石学和构造地质学研究,我们将华北克拉通东部中-新太古代系统的地球动力学演化分为三个阶段:～2.9-2.8 Ga显示较薄的地壳厚度（30-39 km）,较高的莫霍面地温梯度（21-31℃/km）和基底热流值（46-80 mW/m2）,反映了较高的地幔潜能温度和较薄的岩石圈厚度,结合同期科马提岩和伸展构造的发育,表明地幔柱相关的垂向构造体制在中太古代晚期发挥主导作用;华北克拉通东部的地壳厚度从～2.8 Ga开始迅速增加,并在～2.7 Ga时达到最大厚度（33-62 km）。在地壳增厚期间,莫霍面的地温梯度从21-31℃/km下降到7-24℃/km,基底热流值也显着降低,这反映了对流地幔的迅速冷却和岩石圈的增厚。这一时期的火山岩岩石组合由超基性的科马提岩转变为钙碱性火山岩,构造样式也发生了从伸展到挤压的变化。这些热力学、岩石学和构造学资料均表明这一时期的动力学体制发生了明显的转变,热俯冲板块构造在新太古代早期已经成为主导的地球动力学体制;新太古代晚期（2.7-2.5 Ga）是地壳稳定期,地壳厚度（33-59 km）、莫霍面地温梯度（8-22℃/km）和基底热流值（20-50 mW/m2）与前一阶段相比略有下降,但基本上保持稳定,说明以热俯冲为主导的地球动力学体制可能具有连续性。此外,这一时期的大陆岩石圈热状态在空间上具有明显的分带性,与现今大陆俯冲带的热结构十分类似,表明较大规模的板块构造已经全面启动。（6）太古宙末期（～2.5 Ga）,华北克拉通富钾花岗质岩石的比重显着增加,未变形的基性岩墙群也广泛发育。这些地质现象,结合相对较低的地幔潜能温度和较厚的岩石圈,暗示岩石圈逐渐趋于稳定并在太古宙末期完成克拉通化。
陈会军,付俊彧,钱程,庞雪娇,钟辉[2]（2021）在《东北地区前中生代花岗岩类年龄与时空分布》文中进行了进一步梳理通过东北1∶150万、1∶250万地质编图,系统梳理总结了东北地区花岗岩类时空格局。东北地区的花岗岩类岩石分布广泛,活动时代漫长,从太古宙直到新生代呈多幕式展现。收集、梳理了394件前中生代花岗岩类同位素测年数据,锆石年龄总体上出现3350 Ma,3150 Ma,2550～2450 Ma,2200 Ma,1800 Ma,950 Ma,800 Ma,500 Ma和300 Ma九个明显高峰值和大于3600 M a,2900～2700 M a,2400～2250 M a,2100～1900 M a,1700～1500 M a,1400～1300 M a,和1150～950 M a 7个空白年龄段,年龄数据的高峰值恰好与研究区基底形成、陆壳生长、超大陆汇聚及分离、地块俯冲、碰撞、拼贴等主要构造事件时间点吻合,反映了研究区构造演化历史。在时空分布上,太古宙花岗岩类主要分布于华北古陆区的辽东鞍山、本溪、清原,辽西建平、锦州,辽南大连和吉南地区;加里东期花岗岩类集中分布在额尔古纳、佳木斯、张广才岭、大兴安岭北端,但在华北古陆上较少;华力西期花岗岩类分布在额尔古纳、大兴安岭主脊、张广才岭—小兴安岭、延边-绥芬河及沿索伦—西拉木伦—长春—延吉一线两侧。
万渝生,颉颃强,董春艳,刘敦一[3]（2020）在《华北克拉通太古宙构造热事件时代及演化》文中认为华北克拉通存在3.8 Ga以上的形成演化历史,存在4.0～4.1 Ga锆石年龄记录.本文对华北克拉通太古宙变质基底构造热事件进行了综述,重点是事件时限.最古老变质锆石年龄记录为3.71～3.75 Ga和4.0 Ga,为北秦岭造山带西段古生代变质火山-沉积岩中的碎屑或外来锆石.古太古代（～3.3 Ga）构造热事件在鞍山地区广泛存在,导致条带状奥长花岗岩形成.新太古代早期-中太古代晚期变质锆石年龄可进一步划分为两期:2.65～2.85 Ga和～2.6 Ga. 2.65～2.85 Ga变质锆石年龄记录存在于胶东、鲁西、鲁山地区.由于后期构造热事件影响,在很多情况下难以确定变质锆石的准确年龄,但>2.65 Ga构造热事件在华北克拉通无疑存在.与2.65～2.85 Ga构造热事件相比,～2.6 Ga构造热事件更为发育,除在鲁西地区广泛存在外,在胶东、鲁山等地也存在.可把2.6 Ga作为华北克拉通新太古代早期和晚期的年龄界线.华北克拉通最重要的太古宙构造热事件出现在新太古代晚期（2.49～2.53 Ga）.所有太古宙岩石分布区,都遭受了这一构造热事件影响.总体上,与华北克拉通南部地区相比,华北克拉通北部地区普遍记录了更高级别变质作用,可能与地壳剥蚀深度不同有关.华北克拉通太古宙变质作用强度和范围随时间演化不断增大,在新太古代晚期达到高潮.与太古宙大陆壳厚度和规模随时间演化不断增大的演化趋势一致.一些地区存在古元古代最早期（2.40～2.47 Ga）甚至更年轻的变质锆石年龄记录,并不意味着构造热事件的真实存在,而是古元古代晚期构造热事件强烈叠加改造的缘故.
黄波[4]（2020）在《华北克拉通南缘新太古代增生碰撞造山作用及其地球动力学启示》文中研究指明地球早期地壳形成和生长过程以及地球动力学演化是固体地球科学研究的前沿和难点。华北克拉通经历了早期的陆核形成、新太古代地壳生长、地体拼合与古元古代裂解-陆陆碰撞的克拉通化过程,是探索大陆地壳生长和早期地球动力学体制的天然实验室。然而,由于早前寒武纪岩石出露有限以及研究方法的侧重性不同,目前对华北克拉通太古宙-古元古代大地构造演化的精细过程,尤其是对太古宙末期（～2.5 Ga）这一重要构造事件的性质和地球动力学背景的认识,仍存在诸多不同观点。华北克拉通南缘发育典型的新太古代中低级花岗绿岩带,是探讨华北克拉通构造演化和太古宙晚期地球动力学体制的关键地区。本研究选取华北克拉通中部造山带南段的新太古代花岗绿岩带（登封杂岩和安沟杂岩）为主要研究对象,通过构造地质学、沉积学、同位素年代学、地球化学和变质相平衡模拟等综合方法,对花岗绿岩带开展了系统解剖,厘定不同岩石构造单元的时代、岩石成因、变质变形特征和大地构造背景,并探讨～2.5 Ga构造事件的性质和背景。通过识别洋内岛弧-弧前-增生杂岩和双变质带等汇聚板块边缘典型标志,提出华北克拉通南缘在新太古代末期经历了洋内俯冲、弧前增生和弧陆碰撞等增生碰撞造山作用的动力学模型,并表明板块构造体制在太古宙末期已经启动。该研究为深化理解华北克拉通南缘新太古代构造演化、地壳增生历史以及太古宙末期地球动力学体制等重要科学问题提供了关键地质约束。主要认识概述如下:（1）对登封绿岩带开展系统的野外填图、构造解析、年代学和地球化学工作,厘定其形成时代、构造变形和大地构造背景,识别出洋内岛弧-弧前-增生杂岩构造组合。登封绿岩带包括超镁铁质、镁铁质及长英质火成岩、浊积岩、硅泥质沉积和少量条带状含铁建造（BIF）。这些岩石普遍遭受绿片岩相至角闪岩相变质,并被2.50–2.42 Ga未变形-弱变形的镁铁质到长英质岩体和岩墙侵入。野外填图以及构造解析显示,登封绿岩带可以划分为两个主要岩石构造单元:1)变基性岩为主的西部单元;2)变沉积岩为主的东部单元。不同岩石构造单元以逆冲断层接触,发育多期次脆性、韧性变形。登封绿岩带西部单元发育变玄武岩,具有大洋中脊玄武岩（MORB）和岛弧拉斑玄武岩（IAT）特征。结合伴生的赞岐质高镁闪长岩、埃达克质花岗岩席和岩墙,西部单元可以解释为构造肢解的弧前杂岩。绿岩带东部单元包括较为连贯的片岩-变基性岩序列、变浊积岩序列和不连续的混杂岩序列,其岩性组合和构造特征与显生宙增生杂岩十分类似。据此提出登封绿岩带代表了一个在汇聚板块边缘通过构造叠瓦作用形成的新太古代弧前及俯冲增生杂岩组合。此外,西部登封杂岩发育2.54–2.51 Ga的TTG（英云闪长岩-奥长花岗岩-花岗闪长岩）片麻岩,推测为中部造山带内洋内岛弧地体核部;而东部登封杂岩时代相对较老（2.66–2.55 Ga）,推测为华北克拉通东部陆块的一部分。增生杂岩运动学标志和不同构造单元的空间格架表明了向西的洋内俯冲体系。洋内岛弧与东部陆块发生弧陆碰撞,并增生至东部陆块西缘。变质年龄和镁铁质-长英质侵入体表明碰撞发生于约2.50 Ga。增生的岛弧和增生楔被古元古代嵩山群碎屑沉积楔不整合覆盖,最下部的底砾岩和石英岩具有约2.45 Ga的最大沉积年龄,代表了与此次碰撞相关的前陆盆地序列。新太古代登封洋内岛弧-弧前-俯冲增生杂岩的厘定表明了在新太古代末期华北克拉通中部造山带南段发生了洋内俯冲、大洋板块地层增生和弧陆碰撞事件,代表了华北克拉通早期的一次重要增生碰撞造山事件。（2）通过岩石学、岩相学、矿物化学、锆石及榍石U-Pb年代学和相平衡模拟等方法,限定了登封杂岩2.54–2.51 Ga变基性岩、变泥质岩和英云闪长质片麻岩的变质时代和峰期变质温压条件,表明其可能代表一个新太古代双变质带。位于登封杂岩西部洋内岛弧的英云闪长质片麻岩混合岩化强烈,发育浅色体和淡色花岗岩脉。相平衡模拟表明其部分熔融峰期温压条件为～750–810°C/5.6–8.8 kbar,对应较高地温梯度（875–1400°C/GPa）。位于登封绿岩带西部弧前高应力带的含榴角闪岩也保存了部分熔融证据,其峰期变质温压为685–755°C/6.3–8.4 kbar,也反映了较高地温梯度（925–1190°C/GPa）。登封绿岩带东部的增生杂岩包括一些含榴透镜状斜长角闪岩岩块和含榴变泥质岩基质。2个含榴斜长角闪岩和3个含榴变泥质岩的峰期变质温压条件为>9.8 kbar/525–655°C,对应中等地温梯度～425–600°C/GPa。SHRIMP和LA-ICP-MS锆石及榍石U-Pb年代学数据显示峰期变质作用发生于2.52–2.50 Ga。因此,变质岩证据表明位于登封杂岩西部的洋内岛弧-弧前杂岩记录了较高地温梯度变质,而位于东部的增生杂岩则记录了中等地温梯度变质,二者可共同解释为一个时空相伴、构造叠置的新太古代双变质带。增生杂岩记录的峰期温压条件表明俯冲增生杂岩被卷入到至少30 km的深度,对应中等地温梯度,与新元古代-显生宙热俯冲带板片顶部地温梯度一致。新太古代登封洋内岛弧-弧前-俯冲增生杂岩的厘定以及新太古代双变质带的识别,表明板块构造至少在新太古代末期已经启动。（3）对安沟杂岩开展了系统的野外、岩石学、地球化学、锆石U-Pb年代学和Lu-Hf同位素、相平衡及微量元素模拟等研究,限定了不同岩石构造单元物质组成、形成时代、岩石成因和构造背景,识别出离散和汇聚板块边界岩石构造组合。野外填图以及构造解析显示,安沟杂岩可以划分为三个主要岩石构造单元:1)以TTG片麻岩和少量斜长角闪岩为主的西部安沟杂岩;2)以斜长角闪岩和变火山沉积岩为主的中部安沟杂岩;3)以斜长角闪岩和变沉积岩为主的东部安沟杂岩。不同岩石构造单元以逆冲断层或剪切带接触,遭受绿片岩相至角闪岩相变质,面理化强烈,并被钾质花岗岩侵入。锆石U-Pb年代学数据表明安沟杂岩形成时代为～2.54–2.51Ga,变质时代为2.50–2.48 Ga。斜长角闪岩原岩为玄武岩,根据地球化学组成可分为与MORB和岛弧玄武岩（IAB）相似的两种类型。MORB型变玄武岩位于东部安沟杂岩,其全岩成分以近平坦的稀土配分型式和无明显的高场强元素异常为特征,表明其可能形成于MORB型地幔在尖晶石橄榄岩域的部分熔融。IAB型变玄武岩位于中部安沟杂岩,具有富集的轻稀土和大离子亲石元素,显着的Nb、Ta和Ti等高场强元素负异常,表明其可能形成于俯冲流体/熔体交代的富集地幔楔在石榴石-尖晶石橄榄岩域的部分熔融。安沟和登封地区TTG片麻岩具有强烈分馏的轻重稀土元素组成,显着的高场强元素负异常。相平衡和微量模拟表明TTG可能形成于俯冲的MORB型变玄武岩在750–900°C/1.35–2.0 GPa条件下的部分熔融,源区主要残余矿物为石榴石–单斜辉石–金红石–石英±角闪岩±斜长石,熔融深度约45–65 km,对应中等偏低的地温梯度（450–600°C/GPa）。该熔融温压条件表明太古宙俯冲带相对较热,俯冲角度相对较缓。变长英质火山岩位于安沟杂岩中部,包括变安山岩、变英安岩、变流纹岩,和少量变基性岩。变火山岩具有富集的LREE和LILE,亏损的HREE和Nb、Ta和Ti,较高Sr/Y比值,与典型俯冲带埃达克岩地球化学特征一致,可能为俯冲板片部分熔融的产物。根据上述地球化学及野外构造特征,提出西部安沟杂岩（TTG和变玄武岩）可能代表洋内岛弧核部,中部安沟杂岩（IAB+变火山沉积岩）为岛弧-弧前杂岩,而东部安沟杂岩可能为增生的大洋板块地层（MORB+BIF+硅泥质岩+少量灰岩）和被动大陆边缘沉积序列。因此,安沟杂岩呈现出明显的不对称岩性-构造-地球化学分带,自东向西包括被动陆缘沉积、MORB为主的大洋板块地层和洋内岛弧-弧前杂岩。不同构造单元的空间分布特征和运动学数据,指示了向西的俯冲极性。安沟杂岩这种构造叠置的岩石构造单元分带记录了完整的离散和汇聚板块边界岩浆和构造过程,指示了现代风格的动力学体制至少新太古代末期已经启动。（4）综合对华北克拉通南缘新太古代登封杂岩和安沟杂岩的研究,以及对区域上最近数据的综述,提出了一个向西的洋内俯冲、弧前增生和弧陆碰撞模型来解释华北克拉通新太古代-古元古代大地构造和动力学演化过程。在新太古代晚期（2.54–2.50 Ga）,沿着东部陆块西缘存在一个洋内岛弧地体（五台-登封岛弧）,岛弧核部发育TTG岩石,沿着岛弧东侧发生向西的洋内俯冲和弧前增生事件,在登封地区发育玄武岩-高镁闪长岩-埃达克质岩席等弧前杂岩,而安沟地区保存了岛弧玄武岩-安山岩-英安岩-流纹岩等岛弧-弧前火山岩组合。部分大洋板块地层增生至弧前地区形成构造肢解的增生杂岩,并记录了与热俯冲带一致的中等地温梯度变质,可与岛弧弧前地区较高地温梯度变质一起构成新太古代双变质带。在新太古代末期-古元古代早期（2.50–2.47 Ga）,发生弧陆碰撞造山事件,五台-登封洋内岛弧地体增生至东部陆块西缘,形成新太古代中部增生-碰撞造山带。新拼贴的造山带地壳被钾质花岗岩侵入和古元古代嵩山群前陆盆地序列不整合覆盖。中部造山带北段的赞皇杂岩、遵化杂岩和建平杂岩等也记录了相似的俯冲碰撞事件,它们与登封和安沟杂岩一起形成了南北向的新太古代线性弧陆碰撞缝合带。这次岛弧增生和弧陆碰撞造山作用指示了华北克拉通太古宙末期的一次重要增生-碰撞造山事件,对于华北克拉通的侧向生长具有重要意义。结合区域上同期变质、岩浆和沉积记录,这次造山事件可能标志着华北克拉通在太古代末期经历了较为广泛的微陆块/岛弧拼贴碰撞,形成了包括东部陆块和中部造山带岛弧地体等在内的原华北克拉通。年轻岛弧增生至陆核可能是华北克拉通侧向地壳生长的主要机制。在～2.8–2.5 Ga期间,全球范围内很多克拉通均发育相似的变质和岩浆事件,可能指示了新太古代晚期微陆块-岛弧增生碰撞拼合导致的克拉通/超级克拉通形成事件,这可能与板块构造在全球范围内的逐渐启动有关。
彭自栋,张连昌,王长乐,佟小雪,南景博[5]（2018）在《新太古代清原绿岩带下甸子BIF铁矿地质特征及含黄铁矿条带BIF的成因探讨》文中研究说明新太古代清原绿岩带位于华北克拉通北缘,该绿岩带中发育独特的VMS和BIF（Algoma型）组合,其中下甸子铁矿是此类BIF的典型代表。下甸子BIF赋存于绿岩带南天门组下部,围岩及夹层为斜长角闪岩及少量石榴云母片岩。矿体夹层斜长角闪岩中锆石的SIMS年代学分析获得了2497.8±7.4Ma的变质年龄,而原位氧同位素分析显示变质锆石的δ18O值为5.3‰6.2‰,与现代地幔基本一致,表明在变质过程中其锆石的氧同位素体系保持稳定。BIF矿石类型主要有硅酸盐型和含黄铁矿条带型两种,前者的矿物组合为石英、磁铁矿和铁阳起石,而后者的矿物组合为石英、磁铁矿、阳起石、黄铁矿和少量方解石。大部分矿石的Al2O3、TiO2和HFSE（如,Zr、Hf、Th、U等）含量极低,说明其未受到碎屑物质混染,PAAS标准化后,两类矿石稀土元素显示与海水类似的特征,即La、Y的正异常和LREE相对于HREE的亏损;同时,显着的正Eu异常指示成矿过程中有海底高温热液组分的参与;此外,所有样品均无明显的Ce异常,表明其沉淀自还原的海水中。通过与华北地区其他Algoma型BIF对比发现,下甸子两类矿石均具有较高的CaO/（CaO+MgO）值以及接近球粒陨石的Y/Ho值,表明其可能沉淀环境与海底热液喷口较近,且热液组分（以高温热液为主,可能有少量低温热液）的贡献较大。相比于硅酸盐型矿石,含黄铁矿条带型矿石的HREE含量较低、Eu正异常和LREE含量偏高,这可能与其沉淀过程中海底的局部热液的脉动式活动有关,其中黄铁矿条带可能为热液喷流沉积成因。BIF围岩斜长角闪岩的地球化学特征分析显示,其原岩玄武质岩石的岩浆可能来自亏损地幔,但在上升过程中受到了少量陆壳物质的混染,结合前人对清原绿岩带表壳岩系和TTG的年代学及地球化学研究,推测下甸子BIF可能形成于晚太古代洋陆俯冲过程中的火山弧或弧后盆地环境中。
王康,刘树文,王茂江,王伟,阎明[6]（2018）在《辽北新宾-苇子峪地区太古宙花岗质岩石的形成年代、成因及其地质意义》文中研究指明辽北新宾-苇子峪地区的花岗质岩石主要由英云闪长质-奥长花岗质片麻岩和二长花岗岩-正长花岗岩岩体等组成。为确定其形成年代及成因,对这些花岗质岩石进行锆石U-Pb-Hf同位素和全岩地球化学分析。锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素定年结果表明这些花岗质岩石均形成于新太古代,英云闪长质和奥长花岗质片麻岩的岩浆结晶年龄分别为2588±4 Ma（MSWD=1.3）和2587±6 Ma（MSWD=1.8）,二长花岗岩-正长花岗岩则侵位于2555±4 Ma（MSWD=0.51）。全岩地球化学和锆石Lu-Hf同位素研究表明,英云闪长质-奥长花岗质片麻岩形成于俯冲板片的部分熔融,其原始岩浆在上升过程中受到地幔楔岩石的交代;而二长花岗岩-正长花岗岩中一部分岩浆起源于变质杂砂岩的部分熔融,其余形成于以变质玄武岩与变质沉积岩为主要成分的混合源区的部分熔融。结合近年的研究成果,认为新宾-苇子峪地区的新太古代花岗质岩石可能形成于活动大陆边缘的动力学背景。
彭冲[7]（2016）在《宽甸—桓仁地区辽吉裂谷深部地质结构及三维地质模型》文中研究说明近年来,随着我国经济飞速发展,消耗了大量的矿产资源,尤其是浅部的矿产资源已开采殆尽,为了保持我国经济的增长势头,亟需解决资源短缺的问题,因此深部找矿已渐渐成为资源勘查的重点。辽吉裂谷带作为我国重要的成矿构造带,具有漫长复杂的演化历史,具有优越的深部成矿条件,因此,研究辽吉裂谷的深部地质结构对加深华北克拉通的地质特征认识和寻找深部矿产资源具有十分重要的意义。前人对于辽吉裂谷的研究主要集中于地表地质研究,缺乏对深部地质结构的认识,这在很大程度上制约了对辽吉裂谷地质特征的全面了解和深部成矿远景预测。此次针对宽甸-桓仁（包括辽宁省宽甸县、本溪县、桓仁县,及吉林省集安市西部）地区的辽吉裂谷深部地质结构做了系统研究。笔者以前人的研究成果为基础,以地质与非震地球物理分析相结合为手段,收集了研究区以往的地质资料,处理并分析了区域重力、航磁及实测非震地球物理剖面（高精度重力-高精度地磁-MT组合）等数据,结合岩石物性参数对辽吉裂谷的深部地质结构进行了揭示。建立了辽吉裂谷及龙岗地块的深部地质格架,确定了龙岗地块与辽吉裂谷之间构造边界的具体位置,进一步加深了对于辽吉裂谷演化历史的认识,探讨了辽吉裂谷的基底结构与组成,揭示了辽吉裂谷内部主要地层单元、岩体、断裂的三维空间展布和几何形态,建立了宽甸-桓仁地区的三维地质模型。论文的主要内容如下:（1）在研究区内10条主干剖面的重力反演解释及同坐标的10条实测非震地球物理剖面的处理解释基础上,建立了研究区内辽吉裂谷和龙岗地块的深部地质格架。龙岗地块具有太古宙结晶基底与新元古界-古生界沉积盖层双层结构,辽吉裂谷内的岩石建造遭受强烈褶皱;在靠近辽吉裂谷与龙岗地块的构造边界的地区、辽河群之下为太古宙结晶基底,在辽吉裂谷的中部地区辽河群之下发育古元古代辽吉花岗岩。（2）利用重力、航磁异常切片图组合特征,结合区域地质资料,揭示了研究区的深部地质结构特征。宽甸-桓仁地区燕山期花岗质岩体分布广泛,并且在深部具有连片扩大趋势。鞍山地区存在“m”型重磁异常分布特征,结合区域地质资料,推测这种特殊异常分布特征是由于太古代含铁建造的褶皱所引起。（3）欧拉反褶积法对重力和磁法数据进行处理,获得了研究区内的主要构造线的延伸深度及倾向,通过与区域地质资料的对比,发现这些构造线与研究区主要断裂和岩体的边界相吻合,如八里甸子岩体的边界、寒岭-偏岭断裂、太平哨断裂及二户来断裂等;发现宽甸东部的白垩纪花岗岩体在深部有连片扩大趋势。（4）采用了非震地球物理资料及处理结果,根据龙岗地块与辽吉裂谷的物性差异,结合已有地质资料,厘清了辽吉裂谷与龙岗地块的构造边界的水平分布及地下展布,揭示了边界两侧不同深度地质体的属性特征。研究表明,辽吉裂谷形成之初,发育了一个控盆边界断裂,此断裂构成了龙岗地块与辽吉裂谷的原始构造边界,该构造边界是沿双塔岭、三道岭、连山关、大王沟、八里甸子、二户来、拐磨子等地,近东西向分布。该控盆边界断裂具有正断层性质,后期遭受了强烈改造,如发育了中生代断陷盆地及大规模早白垩世岩浆侵入等。（5）从深部地质的角度加深了辽吉裂谷构造演化过程的认识。太古宙龙岗地块和狼林地块源于同一个微陆块,经历了古元古代的裂谷作用之后,开始不断拉伸,并且在裂谷东部有海洋形成,最后又经历了一次双向的俯冲（在龙岗地块一侧向北俯冲,在狼林地块一侧向南俯冲）,最终挤压造山,形成了辽吉裂谷构造带。（6）通过宽甸、桓仁及集安西部地区三维地质模型的建立,确定了以下深部地质结构:1宽甸地区辽河群底界埋深变化较大,从南到北,深部逐渐增大。红石、大西岔埋深小于1000m,太平哨、步达远及下露河平均埋深大于4000m,步达远以北中生代盆地处埋深可达7200m,二户来和集安西部地区埋深约为8000m;2宽甸地区的呈紧闭线型褶皱的辽河群的底界埋深小于2000m,该区经历了强烈挤压抬升,相当于辽吉裂谷深部变形的产物;3发现赛马碱性岩体底界埋深较浅,表明遭受了强烈剥蚀;4推测位于平顶山镇、大四平镇附近的复杂褶皱是由一个完整的向斜经多期断裂改造形成;5揭示出长甸岩体在深部具有较大分布范围,长甸岩体为上部宽下部窄的柱状体,该岩体西部在地下的规模较大,密度较低,推测主要为石英二长岩,岩体向东有一个分支,该岩体的底部最大埋深可达约7km。
白翔,刘树文,阎明,张立飞,王伟,郭荣荣,郭博然[8]（2014）在《抚顺南部早前寒武纪变质杂岩的地质事件序列》文中提出抚顺南部早前寒武纪变质杂岩是华北克拉通北缘辽北-吉南早前寒武纪变质地块的一个重要组成部分,主要由浑南群石棚子组角闪岩相变质火山岩、火山碎屑岩及相伴生的沉积岩等表壳岩系和侵位于其中的石英闪长质片麻岩、英云闪长质-奥长花岗质-花岗闪长质（TTG）片麻岩和花岗闪长岩-二长花岗岩-钾长花岗岩岩石组合组成。LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素分析结果显示,侵位于表壳岩中的石英闪长质片麻岩样品12LN39-3的岩浆结晶年龄为2571±7Ma,指示存在老于该年龄的表壳岩系。英云闪长质片麻岩样品12LN04-1和奥长花岗质片麻岩样品13LB49-3的岩浆结晶年龄分别为2544±4Ma和2550±10Ma,记录了一期重要的英云闪长质-奥长花岗质片麻岩侵位事件。斜长角闪岩（样品12LN25-2）的岩浆结晶的最小年龄为2530±5Ma,指示另一火山喷发阶段。晚期钾长花岗岩样品12LN01-1和奥长花岗质片麻岩样品12LN27-1分别侵位于2522±4Ma和2518±23Ma,说明它们的岩浆作用发生于同一时期。而采自于晚期未变形侵入体的石英闪长岩样品12LN30-2的岩浆结晶年龄为2496±18Ma,与上述表壳岩和深成侵入体的主要变质作用（25102470Ma）同期发生。这些年代学结果表明,抚顺南部地区新太古代大规模的铁镁质火山喷发作用在大于2571±7Ma已经发生,紧接着2571±7Ma发生石英闪长质岩浆侵位,在2550±10Ma2544±4Ma之间发生英云闪长质-奥长花岗质岩浆侵位。接下来铁镁质火山再度喷发（2530±5Ma）,随后为钾长花岗岩和奥长花岗质岩浆的侵位（2522±4Ma2518±23Ma）。晚期为角闪岩相变质作用时期（25102470Ma）,伴随一定规模的石英闪长岩侵位。
万渝生,董春艳,颉颃强,王世进,宋明春,徐仲元,王世炎,周红英,马铭株,刘敦一[9]（2012）在《华北克拉通早前寒武纪条带状铁建造形成时代——SHRIMP锆石U-Pb定年》文中认为华北克拉通是我国早前寒武纪条带状铁建造（BIF）最重要的分布区。近年来大量锆石定年研究表明,华北克拉通BIF形成于始太古代到古元古代早期,但主要为新太古代晚期（2.50～2.55Ga）。最重要的BIF分布于华北克拉通东部的鞍本、冀东和鲁西地区,沉积环境相对稳定是大规模BIF形成的重要条件。华北克拉通新太古代晚期BIF形成的构造环境还不十分清楚,但可能为岛弧构造环境。BIF明显的时代专属性是地质和大气演化的结果。
沈保丰[10]（2012）在《中国BIF型铁矿床地质特征和资源远景》文中进行了进一步梳理BIF型铁矿床是中国最重要的铁矿床类型,占全国总查明资源储量55.2%。BIF型铁矿床主要分布在华北陆块,其次在扬子陆块。在华北陆块鞍山—本溪,密怀—冀东,五台—吕梁矿集区中铁矿床尤为集中,约占全国铁总探明储量41.5%。BIF型铁矿床在古太古代、中太古代、新太古代、古元古代和新元古代均有产出,但主要在新太古代—古元古代。BIF型铁矿床可划分为阿尔戈马型和苏必利尔湖型两类,其中以新太古代阿尔戈马型最为重要。BIF型铁矿床主要是贫铁矿石,富铁矿石极少。富铁矿均产在贫铁矿体中,以（火山）沉积-热液交代改造型最为重要。BIF形成与海底热液喷流作用有关。在中国BIF型铁矿的资源潜力大,远景可观。
二、辽吉地区早前寒武纪大陆壳的地质年代学（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、辽吉地区早前寒武纪大陆壳的地质年代学（论文提纲范文）
（1）华北克拉通东部中-新太古代花岗岩与岩石圈热状态研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.1.1 大陆地壳早期形成与演化的动力学体制 |
| 1.1.2 太古宙岩石圈热状态对构造体制的制约 |
| 1.2 华北克拉通早前寒武纪研究进展及存在的科学问题 |
| 1.2.1 华北克拉通早前寒武纪研究进展 |
| 1.2.2 华北克拉通早前寒武纪地壳形成与演化研究中的关键性科学问题 |
| 1.3 选题意义 |
| 1.4 主要研究内容 |
| 1.5 实物工作量 |
| 第二章 区域地质概况 |
| 2.1 华北克拉通基底构造格局 |
| 2.2 华北克拉通东部变质基底区地质学背景 |
| 2.2.1 辽北地区地质概况 |
| 2.2.2 鲁西地区地质概况 |
| 2.2.3 胶东地区地质概况 |
| 2.2.4 吉南地区地质概况 |
| 2.2.5 冀东-辽西地区地质概况 |
| 2.2.6 中条山地质概况 |
| 2.2.7 登封-太华杂岩地质概况 |
| 2.2.8 阜平地区地质概况 |
| 2.2.9 赞皇地区地质概况 |
| 第三章 分析测试方法 |
| 3.1 全岩主量元素分析 |
| 3.2 全岩微量元素分析 |
| 3.3 单矿物化学成分分析 |
| 3.4 LA–ICP–MS锆石原位U–Pb同位素定年 |
| 3.5 MC–LA–ICP–MS锆石Lu–Hf同位素分析 |
| 第四章 辽北抚顺东南部地区新太古代赞岐岩类花岗质岩石成因 |
| 4.1 地质学和岩相学特征 |
| 4.2 锆石U–Pb–Lu–Hf同位素分析结果 |
| 4.2.1 闪长岩 |
| 4.2.2 石英闪长岩 |
| 4.2.3 二长闪长岩 |
| 4.2.4 花岗闪长岩 |
| 4.3 全岩地球化学分析结果 |
| 4.3.1 闪长岩 |
| 4.3.2 石英闪长岩 |
| 4.3.3 二长闪长岩 |
| 4.3.4 花岗闪长岩 |
| 4.4 岩石成因讨论 |
| 4.4.1 元素活动性评估 |
| 4.4.2 与典型太古宙赞岐岩的比较 |
| 4.4.3 新太古代晚期赞岐质DQMG的岩石成因 |
| 4.4.4 新太古代地幔交代机制及其构造指示意义 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 鲁西西南地区新太古代晚期侵入岩组合及其岩石成因 |
| 5.1 地质学和岩相学特征 |
| 5.2 锆石U–Pb–Lu–Hf同位素分析结果 |
| 5.2.1 TTG片麻岩 |
| 5.2.2 正长花岗岩-二长花岗岩-花岗闪长岩 |
| 5.2.3 石英(二长)闪长岩-花岗闪长岩 |
| 5.2.4 石英正长岩 |
| 5.2.5 角闪石岩 |
| 5.2.6 镁铁质岩墙 |
| 5.3 矿物成分 |
| 5.4 全岩地球化学分析结果 |
| 5.4.1 TTG片麻岩 |
| 5.4.2 正长花岗岩-二长花岗岩-花岗闪长岩 |
| 5.4.3 石英(二长)闪长岩-花岗闪长岩 |
| 5.4.4 石英正长岩 |
| 5.4.5 角闪石岩 |
| 5.5 岩石成因讨论 |
| 5.5.1 元素活动性评估 |
| 5.5.2 新太古代晚期的岩浆事件序列 |
| 5.5.3 新太古代晚期侵入岩的岩石成因 |
| 5.5.4 新太古代晚期壳幔相互作用和侵入岩岩石组合的多样性 |
| 5.6 小结 |
| 第六章 华北克拉通东部中-新太古代大陆岩石圈热状态与地球动力学演化 |
| 6.1 TTG岩石成因分类 |
| 6.2 太古宙地壳厚度和热状态的定量研究方法 |
| 6.2.1 样品的选择 |
| 6.2.2 中-新太古代壳源TTG的时空分布特征 |
| 6.2.3 源岩和水含量的确定 |
| 6.2.4 热力学和微量元素地球化学模拟 |
| 6.2.5 中-新太古代大陆岩石圈热结构 |
| 6.3 中-新太古代大陆岩石圈热状态的时空分布与地球动力学体制演化模型 |
| 6.4 小结 |
| 第七章 结论与展望 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间发表的学术论文和成果 |
| 附表 |
| 附表1 辽北地体DQMGs代表性样品的锆石U–Pb同位素分析数据 |
| 附表2 辽北地体新太古代晚期DQMGs定年样品的锆石Lu–Hf同位素分析数据 |
| 附表3 辽北地体新太古代晚期DQMGs代表性样品的全岩主量(wt.%)和微量(ppm)元素特征 |
| 附表4 鲁西地区代表性侵入岩样品的锆石U–Pb同位素分析数据 |
| 附表5 鲁西地区新太古代晚期侵入岩样品的锆石Lu–Hf同位素分析数据 |
| 附表6 鲁西地区新太古代晚期侵入岩单矿物电子探针分析数据 |
| 附表7 鲁西地区新太古代晚期代表性侵入岩样品的全岩主量(wt.%)和微量(ppm)元素特征 |
| 附表8 华北克拉通东部中-新太古代壳源TTG样品的全岩主量(wt.%)和微量(ppm)元素特征 |
| 附表9 华北克拉通中-新太古代壳源TTG样品的锆石U-Pb年龄和采样地汇总 |
| 附表10 大陆地热学模型中的参数及具体数值 |
| 致谢 |
（2）东北地区前中生代花岗岩类年龄与时空分布（论文提纲范文）
| 1 前中生代花岗岩类年龄格架 |
| 1.1 前寒武纪花岗岩类年龄 |
| 1.1.1 太古宙花岗岩类年龄 |
| 1.1.2 元古宙花岗岩类年龄 |
| 1.2 古生代花岗岩类年龄 |
| 1.2.1 早古生代花岗岩类年龄 |
| 1.2.2 晚古生代花岗岩类年龄 |
| 1.3 前中生代花岗岩类年龄格架 |
| 2 前中生代花岗岩类空间分布 |
| 2.1 前寒武纪花岗岩类分布 |
| 2.2 古生代花岗岩类分布 |
| 2.2.1 加里东期花岗岩类分布 |
| 2.2.2 华力西期花岗岩类分布 |
| 3 前中生代花岗岩类时空分布特点 |
（3）华北克拉通太古宙构造热事件时代及演化（论文提纲范文）
| 0 引言 |
| 1 华北克拉通太古宙基底基本特征 |
| 2 始太古代-冥古宙变质锆石年龄记录 |
| 3 古太古代变质锆石年龄记录 |
| 4 新太古代早期-中太古代晚期变质锆石年龄记录 |
| 4.1 胶东地区 |
| 4.2 鲁西地区 |
| 4.3 鲁山地区 |
| 5 新太古代晚期变质锆石年龄记录 |
| 5.1 辽北-吉南地区 |
| 5.2 鞍本地区 |
| 5.3 胶东地区 |
| 5.4 鲁西地区 |
| 5.5 阜新-建平地区 |
| 5.6 承德地区 |
| 5.7 密云-冀东地区 |
| 5.8 冀西北地区 |
| 5.9 登封地区 |
| 5.1 0 大青山地区 |
| 5.1 1 阴山地区 |
| 6 讨论 |
| 6.1 新太古代早期-冥古宙变质作用 |
| 6.2 新太古代晚期变质作用 |
| 7 结论 |
（4）华北克拉通南缘新太古代增生碰撞造山作用及其地球动力学启示（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景及意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 TTG和绿岩带成因及动力学机制 |
| 1.2.2 板块构造起源的地质记录和研究方法 |
| 1.2.3 华北克拉通早前寒武纪构造演化 |
| 1.3 研究目标及拟解决的科学问题 |
| 1.3.1 研究目标 |
| 1.3.2 拟解决的关键科学问题 |
| 1.4 研究内容及意义 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 研究方法及技术路线 |
| 1.4.3 研究课题的创新点 |
| 1.5 工作量统计 |
| 第二章 地质背景 |
| 2.1 华北克拉通大地构造单元特征 |
| 2.2 华北克拉通南缘新太古代花岗绿岩带 |
| 2.2.1 登封杂岩 |
| 2.2.2 安沟杂岩 |
| 第三章 分析方法 |
| 3.1 矿物化学 |
| 3.2 全岩主微量元素 |
| 3.3 单矿物U-Pb同位素定年 |
| 第四章 登封杂岩构造变形、时代及构造背景 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 岩石构造单元及野外地质特征 |
| 4.2.1 TTG片麻岩 |
| 4.2.2 登封绿岩带 |
| 4.2.3 变闪长岩 |
| 4.2.4 同构造-后构造侵入岩 |
| 4.3 构造变形及运动学特征 |
| 4.3.1 面理及线理 |
| 4.3.2 不对称组构 |
| 4.3.3 逆冲、双重和基质夹岩块构造 |
| 4.4 地球化学 |
| 4.5 年代学 |
| 4.6 讨论 |
| 4.6.1 形成、变形和变质时代 |
| 4.6.2 登封绿岩带构造环境 |
| 4.6.3 与显生宙增生杂岩的差异 |
| 4.6.4 俯冲极性与侵位过程 |
| 4.6.5 大地构造及地球动力学启示 |
| 4.7 小结 |
| 第五章 登封杂岩变质P-T演化及构造意义 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 野外地质特征与岩相学 |
| 5.2.1 西部岛弧-弧前单元 |
| 5.2.2 东部增生杂岩单元 |
| 5.3 矿物化学 |
| 5.4 年代学 |
| 5.5 相平衡模拟与温压计 |
| 5.5.1 西部岛弧-弧前单元 |
| 5.5.2 东部增生杂岩单元 |
| 5.6 讨论 |
| 5.6.1 变质P–T演化 |
| 5.6.2 变质时代 |
| 5.6.3 对华北克拉通新太古代增生碰撞造山作用的启示 |
| 5.6.4 对新太古代地球动力学体制的启示 |
| 5.7 小结 |
| 第六章 安沟杂岩时代、成因及构造背景 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 岩石构造单元及野外地质特征 |
| 6.3 岩相学 |
| 6.4 锆石U-Pb年代学和Lu-Hf同位素 |
| 6.5 地球化学 |
| 6.6 讨论 |
| 6.6.1 形成、变质和变形时代 |
| 6.6.2 元素活动性与地壳混染评估 |
| 6.6.3 岩石成因与构造环境 |
| 6.6.4 大地构造及地球动力学启示 |
| 6.7 小结 |
| 第七章 华北克拉通南缘新太古代构造及其动力学演化 |
| 7.1 华北克拉通南缘新太古代增生碰撞造山作用 |
| 7.2 对太古代末期地球动力学的启示 |
| 第八章 结论与展望 |
| 8.1 主要结论 |
| 8.2 展望及进一步研究方向 |
| 8.3 问题及不足 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附表清单 |
（5）新太古代清原绿岩带下甸子BIF铁矿地质特征及含黄铁矿条带BIF的成因探讨（论文提纲范文）
| 1 区域与矿床地质概况 |
| 1.1 区域地质 |
| 1.2 矿床地质 |
| 2 样品采集与测试方法 |
| 3 岩相学特征 |
| 3.1 BIF及其矿物化学成分 |
| 3.1.1 磁铁矿 |
| 3.1.2 石英 |
| 3.1.3 铁阳起石和阳起石 |
| 3.1.4 方解石 |
| 3.1.5 黄铁矿 |
| 3.2 斜长角闪岩及石榴云母片岩 |
| 4 分析结果 |
| 4.1 主微量地球化学 |
| 4.1.1 BIF |
| 4.1.2 斜长角闪岩 |
| 4.2 锆石U-Pb年代学及原位氧同位素分析 |
| 5 讨论 |
| 5.1 成矿与变质时代 |
| 5.2 含黄铁矿条带BIF的成因 |
| 5.3 物质来源与沉积环境 |
| 5.3.1 物质来源 |
| 5.3.2 沉积环境 |
| 5.4 下甸子BIF构造背景 |
| 5.4.1 元素活动性及陆壳混染 |
| 5.4.2 下甸子BIF构造背景 |
| 6 结论 |
（6）辽北新宾-苇子峪地区太古宙花岗质岩石的形成年代、成因及其地质意义（论文提纲范文）
| 1地质背景 |
| 2岩石学特征 |
| 3测试方法 |
| 4分析结果 |
| 4.1岩石化学 |
| 4.1.1英云闪长质?奥长花岗质片麻岩 |
| 4.1.2二长花岗岩?正长花岗岩 |
| 4.2锆石U-Pb同位素年代学和Lu-Hf同位素体系 |
| 4.2.1奥长花岗质片麻岩 (13LB13-1) |
| 4.2.2英云闪长质片麻岩 (13LB54-1) |
| 4.2.3二长花岗岩 (13LB55-5) |
| 5讨论与结论 |
| 5.1岩石成因 |
| 5.1.1英云闪长质?奥长花岗质片麻岩 |
| 5.1.2二长花岗岩?正长花岗岩 |
| 5.2辽北地区的构造环境 |
（7）宽甸—桓仁地区辽吉裂谷深部地质结构及三维地质模型（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第1章 前言 |
| 1.1 选题依据及科学意义 |
| 1.1.1 辽吉裂谷的研究现状及存在问题 |
| 1.1.2 深部地质结构的研究现状 |
| 1.1.3 三维地质建模的研究现状 |
| 1.2 研究内容、研究思路及拟解决科学问题 |
| 1.2.1 研究内容 |
| 1.2.2 研究思路 |
| 1.2.3 拟解决的关键科学问题 |
| 1.3 完成的主要工作 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 研究区位置 |
| 2.2 大地构造位置 |
| 2.3 地层发育特征 |
| 2.3.1 太古宇 |
| 2.3.2 古元古界 |
| 2.3.3 新元古界 |
| 2.3.4 古生界 |
| 2.3.5 中生界 |
| 2.4 侵入岩 |
| 2.4.1 太古宙侵入岩 |
| 2.4.2 古元古代侵入岩 |
| 2.4.3 中生代侵入岩 |
| 2.5 火山岩 |
| 2.6 变质岩 |
| 2.6.1 太古宙变质岩 |
| 2.6.2 古元古代变质岩 |
| 2.7 构造特征及构造演化 |
| 2.7.1 褶皱构造 |
| 2.7.2 断裂构造 |
| 第3章 地球物理特征 |
| 3.1 岩石物性特征 |
| 3.2 区域重力异常特征 |
| 3.3 区域航磁异常特征 |
| 3.4 实测非震地球物理剖面特征 |
| 3.4.1 非震地球物理数据采集与处理 |
| 3.4.2 MT电性结构特征 |
| 第4章 区域深部地质格架特征 |
| 4.1 主干剖面重力反演解释与深部地质结构 |
| 4.1.1 主干深部地质结构剖面的编制方法 |
| 4.1.2 主干剖面深部地质结构特征 |
| 4.2 非震地球物理剖面综合解释与构造涵义 |
| 4.2.1 非震地球物理剖面WP01综合解释 |
| 4.2.2 非震地球物理剖面WP02综合解释 |
| 4.2.3 非震地球物理剖面WP04综合解释 |
| 4.2.4 非震地球物理剖面WP05综合解释 |
| 4.2.5 非震地球物理剖面WP06综合解释 |
| 4.2.6 非震地球物理剖面WP08综合解释 |
| 4.2.7 非震地球物理剖面WP11综合解释 |
| 4.3 深部地质格架基本特征 |
| 第5章 深部地质结构研究方法与深部地质结构解释 |
| 5.1 FFT延拓切片法 |
| 5.1.1 延拓切片剩余异常 |
| 5.1.2 宽甸-桓仁地区重力和航磁异常延拓切片图制作 |
| 5.1.3 重力、航磁异常切片图特征及其揭示的深部地质结构 |
| 5.1.4 FFT切片法与MT剖面对比 |
| 5.2 欧拉反褶积法 |
| 5.2.1 欧拉反褶积基本理论 |
| 5.2.2 欧拉反褶积方法的计算步骤 |
| 5.2.3 欧拉反褶积应用 |
| 第6章 辽吉裂谷与龙岗地块的构造边界 |
| 6.1 沉积边界与构造边界 |
| 6.2 构造边界地球物理解释 |
| 6.2.1 重力解释 |
| 6.2.2 非震地球物理剖面解释 |
| 6.3 构造边界位置的确定 |
| 第7章 辽吉裂谷的构造属性及其演化 |
| 7.1 辽吉裂谷构造属性 |
| 7.1.1 前人对辽吉构造带构造属性的主要认识 |
| 7.1.2 深部地质证据 |
| 7.2 辽吉裂谷构造演化 |
| 7.3 辽吉裂谷与东部陆块的关系 |
| 7.4 古元古代构造事件的普遍性 |
| 第8章 三维地质建模方法 |
| 8.1 三维地质建模概念与方法 |
| 8.1.1 三维地质建模概念 |
| 8.1.2 三维地质建模方法 |
| 8.2 本研究采用的三维地质建模方法 |
| 第9章 主要地区三维地质结构特征 |
| 9.1 主要褶皱构造三维地质建模 |
| 9.1.1 宽甸地区三维地质特征 |
| 9.1.2 大四平地区三维地质特征 |
| 9.2 长甸侵入体三维地质建模 |
| 9.3 其他三维地质模型展示 |
| 9.3.1 二户来镇-四道河子-黑沟向斜三维几何形态特征 |
| 9.3.2 北甸子-清河镇三维几何形态特征 |
| 9.3.3 宽甸、桓仁及集安西部地区三维几何形态特征 |
| 第10章 结论与创新点 |
| 10.1 结论 |
| 10.2 创新点 |
| 参考文献 |
| 作者简介及在学期间所取得的科研成果 |
| 致谢 |
（8）抚顺南部早前寒武纪变质杂岩的地质事件序列（论文提纲范文）
| 1 地质背景 |
| 2 定年样品的岩石学特征 |
| 3 实验分析方法和步骤 |
| 4 定年结果 |
| 4.1 石英闪长质片麻岩 (12LN39-3) |
| 4.2 石英闪长岩 (12LN30-2) |
| 4.3 斜长角闪岩 (12LN25-2) |
| 4.4 英云闪长质片麻岩 (12LN04-1) |
| 4.5 奥长花岗质片麻岩 (12LN27-1) |
| 4.6 奥长花岗质片麻岩 (13LB49-3) |
| 4.7 钾长花岗岩 (12LN01-1) |
| 5 早前寒武纪岩浆-变质热事件序列 |
（9）华北克拉通早前寒武纪条带状铁建造形成时代——SHRIMP锆石U-Pb定年（论文提纲范文）
| 1华北克拉通地质特征 |
| 2定年方法 |
| 3地质特征和锆石定年 |
| 3.1辽北地区以往认为辽北地区存在中太古代高级区和新太古代花岗绿岩带两种不同类型的太古宙基底。中太古代地质体存在的主要依据是表壳岩斜长角闪岩的2.99Ga角闪石40 Ar/39 Ar年龄 (王松山等, 1987) 和3.02 Ga全岩Sm-Nd等时线年龄 (李俊建等, 2000) 。但是, 万渝生等 (2005a) 的锆石SHRIMP定年, 确定以往认为的中太古代岩石实际上形成于新太古代 (图2) 。遭受高角闪岩相—麻粒岩相变质的高级区主要分布于浑河断层以南, 大都由TTG片麻状花岗质岩石组成, 变质表壳岩系以不同规模残余体存在于花岗质岩石中, 称为浑南岩群;遭受角闪岩相变质的绿岩带主要分布于浑河断层以北, 由TTG和表壳岩系组成, 表壳岩系被称为清原岩群 (沈保丰等, 1994) 。由于表壳岩系形成时代相同, 把它们都称之为清原岩群 (万渝生等, 2005a, 2005b) 。侵入清原岩群的TTG花岗质岩石锆石年龄多在2.50～2.55Ga范围内 (李俊建和沈保丰, 2000;万渝生等, 2005a;Grant et al., 2009) 。 |
| 3.2鞍本地区 |
| 3.3建平地区 |
| 3.4密云—冀东地区 |
| 3.4.1黄柏峪地区滦县岩群黑云变粒岩-片麻岩 |
| 3.4.2青龙河地区朱杖子岩群变质酸性火山岩 |
| 3.4.3密云地区密云岩群黑云斜长片麻岩 |
| 3.5胶东地区 |
| 3.6鲁西地区 |
| 3.7霍邱地区 |
| 3.8大青山地区 |
| 3.9固阳地区 |
| 3.10五台地区 |
| 3.11登封地区 |
| 3.12鲁山地区 |
| 4讨论 |
| 4.1 BIF形成时代 |
| 4.2 BIF空间分布 |
| 4.3 BIF类型划分 |
| 4.4 BIF变质作用 |
| 4.5 BIF地球化学组成 |
| 4.6 BIF形成条件和环境 |
| 5结论 |
（10）中国BIF型铁矿床地质特征和资源远景（论文提纲范文）
| 1空间分布 |
| 1.1华北陆块 |
| 1.2扬子陆块 |
| 2产出层位和成矿时代 |
| 2.1古太古代 (3600～3200 Ma) ———中国最古老的BIF型铁矿床 |
| 2.2中太古代 (3200～2800Ma) |
| 2.3新太古代 (2800～2500Ma) |
| 2.4古元古代 (2500～1800Ma) |
| 2.5新元古代南华纪—震旦纪 (800～543Ma) |
| 3矿床类型 |
| 3.1阿尔戈马型铁矿床 |
| 3.2苏必利尔湖型铁矿床 |
| 4富铁矿 |
| 4.1 (火山) 沉积型富铁矿 |
| 4.2 (火山) 沉积-热液交代改造型富铁矿 |
| 4.3风化淋滤型富铁矿 |
| 5矿床成因浅析 |
| 5.1陆缘沉积 |
| 5.2海底热液喷流沉积 |
| 5.3中国BIF型铁矿床成因初探 |
| 6资源远景 |
| 7结论 |
四、辽吉地区早前寒武纪大陆壳的地质年代学（论文参考文献）
- [1]华北克拉通东部中-新太古代花岗岩与岩石圈热状态研究[D]. 孙国正. 北京大学, 2021(02)
- [2]东北地区前中生代花岗岩类年龄与时空分布[J]. 陈会军,付俊彧,钱程,庞雪娇,钟辉. 地质通报, 2021(06)
- [3]华北克拉通太古宙构造热事件时代及演化[J]. 万渝生,颉颃强,董春艳,刘敦一. 地球科学, 2020(09)
- [4]华北克拉通南缘新太古代增生碰撞造山作用及其地球动力学启示[D]. 黄波. 中国地质大学, 2020
- [5]新太古代清原绿岩带下甸子BIF铁矿地质特征及含黄铁矿条带BIF的成因探讨[J]. 彭自栋,张连昌,王长乐,佟小雪,南景博. 岩石学报, 2018(02)
- [6]辽北新宾-苇子峪地区太古宙花岗质岩石的形成年代、成因及其地质意义[J]. 王康,刘树文,王茂江,王伟,阎明. 北京大学学报(自然科学版), 2018(01)
- [7]宽甸—桓仁地区辽吉裂谷深部地质结构及三维地质模型[D]. 彭冲. 吉林大学, 2016(08)
- [8]抚顺南部早前寒武纪变质杂岩的地质事件序列[J]. 白翔,刘树文,阎明,张立飞,王伟,郭荣荣,郭博然. 岩石学报, 2014(10)
- [9]华北克拉通早前寒武纪条带状铁建造形成时代——SHRIMP锆石U-Pb定年[J]. 万渝生,董春艳,颉颃强,王世进,宋明春,徐仲元,王世炎,周红英,马铭株,刘敦一. 地质学报, 2012(09)
- [10]中国BIF型铁矿床地质特征和资源远景[J]. 沈保丰. 地质学报, 2012(09)