一、紫苏花岗岩成因及构造意义（论文文献综述）
赵磊,张艳斌,MALAVIARACHCHI Sanjeewa Prabhath Kumara,DHARMAPRIYA Prasanna Lakshitha,翟明国[1]（2021）在《斯里兰卡地质演化研究的进展与评述:岩石组合、变质演化及其与冈瓦纳大陆的关系》文中认为地球表生环境的演变及生命演化过程,与地球构造过程密切相关,新元古代-寒武纪时期的冈瓦纳大陆汇聚过程见证了一系列剧变。东非造山带（ca. 650～620Ma）和Kuunga造山带（ca. 600～500Ma）是冈瓦纳大陆块体汇聚过程中形成的两条主要造山带,二者在斯里兰卡所在的区域十字交叉。因此斯里兰卡地质演化历史的准确梳理,对理解新元古代时期全球构造过程的重要意义不言而喻。斯里兰卡的四个前寒武纪地质体（Wanni、Kadugannawa、Highland和Vijayan杂岩地体）中,中部的Highland杂岩地体最古老（ca. 2000～1800Ma）、变质程度最高（普遍麻粒岩相,局部为超高温麻粒岩相）,其余三个地质体主要岩石的形成时代为中元古代晚期-新元古代（ca. 1100～700Ma）,岩石记录的变质级别略低于Highland地体,为角闪岩相-麻粒岩相。现有研究表明斯里兰卡几个地质体在新元古代-寒武纪时期（ca. 610～500Ma）的变质作用记录最为显着,并伴随有广泛的陆壳重熔再造。该构造热事件晚于东非造山带的变质时代（ca. 650～620Ma）,与Kuunga造山带活动时间（ca. 600～500Ma）吻合度较高,这与前人提出的莫桑比克缝合带（东非造山带）穿过斯里兰卡的认识相矛盾。斯里兰卡的高级变质作用究竟是单次造山作用的结果,还是代表了两期造山事件的叠加效应,目前尚无定论。高温-超高温变质作用是斯里兰卡前寒武纪基底岩系的显着特征,其中超高温麻粒岩具有假蓝宝石+石英、紫苏辉石（Al2O3含量可达～13%）+夕线石、尖晶石+石英等的矿物组合,不同研究者给出超高温峰期变质温度在950～1150℃的范围内,峰期变质压力在10～16kbar的范围内,多显示顺时针演化P-T轨迹。斯里兰卡中东部地区的基性麻粒岩,发育由斜方辉石+斜长石、角闪石+斜长石或单斜辉石+斜长石组成的环绕石榴石的蠕虫状后成合晶结构,指示近等温降压的P-T演化样式,以及峰期变质作用之后地体相对快速抬升的演化过程。紫苏花岗岩在斯里兰卡不同地体中都很常见,与所有的高级变质岩（如泥质、基性麻粒岩和钙硅酸盐岩等）密切伴生,是研究斯里兰卡地质演化不可忽视的岩石类型。紫苏花岗岩的原岩成因较为复杂,其最古老部分的形成时代可能为太古宙或古元古代（～1850Ma）,但是没有很好的年代学限定。部分紫苏花岗岩原岩时代为ca. 1100～750Ma,具有钙碱性弧岩浆的地球化学特征,并记录ca. 580～500Ma的变质作用,还有一部分紫苏花岗岩时代与区域麻粒岩相变质作用的峰期时代相当,为ca. 580～550Ma。在一些地区的角闪片麻岩中,还可以观察到补丁状分布的初始紫苏花岗岩,其形成时代多被认为晚于峰期麻粒岩相变质时代。斯里兰卡四个前寒武纪地质体在岩石组合、变质级别、地质年代学格架等方面的差异被普遍认同,暗示这些地质体具有不同的演化历史。但是斯里兰卡不同地质体的汇聚过程是否对应于莫桑比克洋的闭合,以及Kuunga造山带如何改造斯里兰卡的基底岩石,目前并不清楚。本文综述了前人发表的研究结果,主要从斯里兰卡不同地质体岩石组合、高温-超高温变质作用（Highland地体）、变质地质年代学及其对冈瓦纳大陆重建的启示等几个方面,对斯里兰卡地质演化研究进行归纳和小结。在此基础上提出,在斯里兰卡基底构造框架、新元古代晚期-寒武纪高温-超高温变质作用、紫苏花岗岩成因、地质演化的年代学格架、斯里兰卡在冈瓦纳大陆重建中的位置和作用、下地壳热状态和热源机制等诸多方面,还存在问题和争议,是值得未来开展深入研究的方向。
段丰浩,支倩,李永军,肖鸿,王盼龙,高吉鹏[2]（2021）在《西准噶尔南部庙尔沟岩体晚石炭世花岗闪长斑岩岩石成因及其动力学背景》文中认为位于西准噶尔南部的庙尔沟岩体主体由碱长花岗岩和少量紫苏花岗岩组成。本文在前人工作基础上,以岩体东南边缘新发现的花岗闪长斑岩为研究对象,开展岩石学、年代学和Hf同位素以及全岩地球化学研究,确定花岗闪长斑岩形成时代、揭示岩石成因类型及源区属性、探讨其与碱长花岗岩和紫苏花岗岩岩浆演化成因联系及其形成的深部动力学过程。锆石U-Pb定年结果显示,花岗闪长斑岩形成于317.4±1.9Ma,为晚石炭世早期岩浆活动的产物,明显早于紫苏花岗岩（～307Ma）和碱长花岗岩（～303Ma）。岩石地球化学数据表明,花岗闪长斑岩具有较高硅、中等铝,贫钙、铁、镁,富集Rb、K、Th、U,强烈亏损Nb、Ta、Ti的特征,为钙碱性弱过铝质I型花岗岩;紫苏花岗岩更多的表现出钙碱性-高钾钙碱性镁质I型紫苏花岗岩特征;碱长花岗岩为碱性准铝质-弱过铝质A型花岗岩。锆石Hf同位素分析结果表明,花岗闪长斑岩、紫苏花岗岩和碱长花岗岩均具有高正的εHf（t）值（+11.6～+15.8）和年轻的二阶段模式年龄（325～600Ma）,表明其原始岩浆主要起源于亏损地幔新衍生的年轻地壳物质。综合分析认为,庙尔沟岩体花岗闪长斑岩形成于晚石炭世早期洋壳俯冲背景,由底侵的、受流体交代的幔源基性岩浆与其诱发的年轻下地壳酸性岩浆在深部混合而成。紫苏花岗岩和碱长花岗岩形成于弧后伸展背景,前者是伸展初期继续底侵于下地壳的幔源玄武质岩浆降温释放大量的水和热诱使早期侵位于下地壳的镁铁质岩石再次发生部分熔融的产物,后者是伸展后期大规模软流圈地幔上涌底垫加热年轻中下地壳使其部分熔融而成。
周峰[3]（2021）在《印度南部麻粒岩地体Namakkal陆块泛非期混合岩与角闪岩透镜体变质作用研究》文中研究说明本论文的研究对象为印度南部麻粒岩地体（SGT）,该麻粒岩地体位于冈瓦纳大陆聚合造山的中心地带,对于理解冈瓦纳大陆的形成过程具有重要的意义,但是对于该麻粒岩地体泛非期麻粒岩相变质时代和变质期次的认识目前还存在争议。因此,本文对南部麻粒岩地体Palghat-Cauvery剪切带（PCSS带）Namakkal地区的混合岩熔融残留体与角闪岩透镜体进行了详细的岩石学、锆石U-Pb年代学和相平衡模拟研究,以限定它们的变质P-T轨迹和地球动力学意义,进而阐明南部麻粒岩地体变质作用对冈瓦纳大陆聚合过程的指示意义。LA-ICP-MS锆石U-Pb定年得到混合岩熔融残留体和角闪岩透镜体的变质锆石206Pb/238U加权平均年龄分别为562.0±4.7和559.7±5.6 Ma。浅色体中也发育变质锆石,为熔体分离时从熔融残留体中捕获的,其变质年龄为560.2±3.6 Ma,而浅色体中的岩浆锆石的结晶年龄为559.5±9.4 Ma。因此,研究区变泥质岩混合岩化的时代应该为～560 Ma。此外,研究区发育大量伟晶岩脉,它们切穿了混合岩片麻理,其岩浆结晶年龄为534.5±2.6 Ma,而附近的肉红色伟晶岩侵入体年龄稍老,其岩浆锆石206Pb/238U加权平均年龄为556±3.8 Ma。混合岩中熔融残留体为含石榴子石黑云母斜长片麻岩,其峰期矿物组合为石榴子石、黑云母、斜长石、钾长石、磁铁矿、石英与熔体,通过P-T视剖面图中石榴子石的钙铝榴石成分等值线与斜长石的钙长石成分等值线,分别限定压力峰期(Pmax)和温度峰期(Tmax)的变质温压条件为800–870?C/11.4–12.3 kbar和820–863?C/8.5–10.3 kbar,因此,达到了麻粒岩相变质条件。此外,通过P-T视剖面图,我们也得到了角闪岩透镜体矿物组合稳定的变质温压条件为690–730?C/5.3–6.8 kbar,因为混合岩残留体和角闪岩透镜体经历了相同的变质演化过程,推测其代表退变质阶段的产物。综合来看,本次研究的样品记录了一个顺时针P-T轨迹,以近等温降压以及随后降温降压为特征,表明北部麻粒岩陆块（NGB）与Madurai陆块（MB）的碰撞至少发生在～560Ma之前,而前人报道的～530 Ma的超高温变质作用可能与碰撞后的伸展过程相关。
张喜松[4]（2020）在《华南早古生代火山岩与紫苏花岗岩研究：对陆内造山岩浆起源和结晶分异的启示》文中提出华南早古生代造山带作为世界范围内出现的少数以陆内造山为特征的造山带,其在沉积记录上最显着的特征为泥盆纪地层与前泥盆纪变形、变质地层的角度不整合接触和空间上大范围的志留纪地层缺失。同时,这次造山作用还形成了呈弥散面状展布在扬子地块东部和华夏地块的以长英质岩浆为主的火成岩。以往的工作主要聚焦于早古生代侵入岩,但对同时代的火山岩和紫苏花岗岩关注较少,研究较为薄弱,这制约了我们对早古生代岩浆活动的总体认识。本文在前人已有研究积累的基础上,选择早古生代火山岩和含石榴子石紫苏花岗岩为研究对象,同时结合已有的资料进行对比研究,开展了系统的岩相学、锆石U-Pb-Hf同位素、全岩地球化学、热力学模拟和矿物温压计等工作,以期更为深入和全面地认识华南早古生代演化过程和岩浆活动的动力学背景,进而探讨构造热事件与岩浆作用的内在联系。早古生代火山岩在空间上出露于造山带的西南端,即广东省境内,分别为开平马山、始兴河口和韶关茶园山。锆石U-Pb定年显示这些火山岩的喷发时代为445-435 Ma,与同时期侵入岩浆活动的峰期一致（450-430 Ma）。这些火山岩在岩性上分为2组,第一组为马山、河口英安岩、流纹岩,其在主量元素上具有高的Si O2含量,低的Mg O和Fe2O3含量。火山岩的全岩微量元素和同位素组成表明这些英安岩、流纹岩为古元古代地壳基底物质部分熔融的产物。第二组火山岩为茶园山玄武岩,具有低的Si O2含量,高的Mg O、Ni和Cr含量,富集LILE,亏损HFSE。玄武岩中较低的Nb/La比值,较高的Th/Yb比值,结合富集的全岩Nd同位素组成显示茶园山玄武岩起源于交代的富集陆下岩石圈地幔。玄武岩中保存的“俯冲特征”的地球化学印记（钙碱性,富集LREE和LILE,亏损HFSE）是继承自源区,而非指示早古生代的俯冲构造背景,这也得到了火山岩与下覆沉积地层接触关系的支持。软流圈上涌和玄武质岩浆底侵分别促使交代富集的陆下岩石圈地幔和中-下地壳发生熔融,进而分别产生茶园山玄武岩和马山、河口英安岩、流纹岩。对于华南早古生代陆内造山带岩浆活动如此强烈的原因,新元古代形成的构造拼合带的再活化、造山运动晚期阶段软流圈地幔的上涌以及玄武质岩浆底侵引发的中-下地壳物质的广泛重熔是三个主要因素。云炉含石榴子石紫苏花岗岩位于粤西云开地块的高州杂岩体中心部位,平面上呈椭圆状透镜体出露,基性的苏长岩和石英二长苏长岩出露在紫苏花岗岩与围岩的边界接触带附近。岩相学、石榴子石-斜方辉石温度计、石榴子石-斜方辉石-斜长石-石英压力计、rhyolite-MELTS矿物相关系模拟和流体包裹体分析表明云炉紫苏花岗岩侵位于地壳～20 km深度（～600 MPa）,岩浆的初始温度大于900℃,岩浆初始水含量为～4.0 wt.%,且基本不含CO2。二长石温度计、rhyolite-MELTS流体成分模拟结合前人实验岩石学工作显示云炉紫苏花岗岩最终固结于水饱和（“湿”）,且温度为～630℃（“冷”）的条件下,这一认识明显不同于前人报道的准铝质紫苏花岗岩,后者通常固结在水不饱和（“干”）,且温度>800℃（“热”）的条件下。云炉紫苏花岗岩中,基于Fe-Mg平衡的石榴子石-斜方辉石、石榴子石-黑云母、斜方辉石-黑云母温度计给出了近乎一致的结晶温度,770-820±60°C,明显高于岩浆的水饱和固相线温度和二长石温度计结果（630±50°C）,反映矿物成分上的不平衡。对于这种温度不一致,我们提出了熔体抽离模型来解释这种成分不平衡现象,即岩浆在结晶至～30-45%结晶度时的晶粥阶段发生了熔体抽离,此结晶度下对应的岩浆温度为780-820℃。熔体抽离造成早结晶的镁铁质矿物与粒间熔体发生物理分离,从而阻碍镁铁质矿物与熔体之间的元素持续扩散平衡,造成镁铁质矿物只记录了熔体抽离时刻的温度。上述熔体抽离模型也同时得到了岩相学与地球化学模拟工作的支持。本次研究表明对于那些可能记录了酸性岩浆储库/岩浆房中的熔体抽离过程的侵入岩,通过综合的显微岩相学、矿物温度计和热力学模拟等手段可以有效识别,进而定量制约酸性岩浆房中的结晶分异过程。云炉苏长岩、石英二长苏长岩和紫苏花岗岩具有一致的侵位年龄,即～430 Ma。岩相学与矿物化学结果显示三种岩石类型具有相同的造岩矿物组合（石榴子石、斜方辉石、黑云母、斜长石、钾长石、石英和钛铁矿）、相近的矿物成分和不同的造岩矿物比例。其中石榴子石为贫锰、钙的铁铝榴石,斜方辉石为富铁的紫苏辉石,黑云母为富钛的铁云母,斜长石为中长石。在主、微量哈克图解上,从苏长岩到紫苏花岗岩展示出线性变化的元素特征。同时,不同岩石类型具有相近,且富集的全岩Sr-Nd和锆石Hf同位素组成,基于上述结果,我们认为不同岩石类型具有相同的源岩,即古老的变质沉积岩,且岩浆房的结晶分异过程控制了不同岩性的成分变化。云炉苏长岩-石英二长苏长岩-紫苏花岗岩均具有相比变质沉积岩起源的实验熔体更基性的成分特征,同时在岩相学特征上,从基性的苏长岩到酸性的紫苏花岗岩分别显示出从镁铁质矿物和长英质矿物的堆晶现象。因此,云炉苏长岩、石英二长苏长岩和紫苏花岗岩为一套成分连续变化的堆晶岩,其成分变化受控于岩浆不同结晶度下发生晶体-熔体分离的矿物组合和比例。基于质量平衡和热力学模拟的全岩主量元素地球化学模拟结果表明苏长岩形成于岩浆结晶度为～15%,表明酸性的母岩浆需要在非常低的结晶度下发生晶体-熔体分离方可形成基性的堆晶苏长岩。这一结果明显低于前人认为的40-70%的结晶度区间。对于晶体-熔体分离的物理机制,受阻沉降和重力压实是主要的方式,针对云炉苏长岩-石英二长苏长岩-紫苏花岗岩的定量计算模拟显示,两种物理过程的持续时间均小于0.1 Ma。这一时间尺度小于等于中-上地壳深度、中等体积的岩浆房的活动寿命（～0.1-0.3 Ma）,表明在岩浆完全固结之前,即可完成上述物理过程。本次研究工作还证实苏长岩可以由壳源的酸性岩浆通过晶体堆积形成,而非一定需要幔源岩浆的参与,这对苏长岩的岩石成因具有重要意义。对于早古生代火山岩和紫苏花岗岩形成的构造背景,其可能形成于陆内造山环境下的后造山伸展背景,且火山岩的工作揭示造山带西南端垮塌和伸展的时间可能开始于～445 Ma,软流圈地幔上涌和玄武质岩浆底侵诱发了上覆的岩石圈地幔与下地壳物质的熔融,分别产生了茶园山玄武岩和马山、河口英安岩、流纹岩。而对于云炉紫苏花岗岩,其侵位温度与压力显示了云开地块在早古生代具有较高的地温梯度（>45°C/km）,且源区熔融温度超过900°C,同样指示幔源玄武质岩浆底侵诱发地壳深熔的过程。
石强[5]（2020）在《华北克拉通北缘早前寒武纪石榴花岗岩变质深熔成因及其构造意义》文中提出大青山-集宁-凉城地区位于华北克拉通北缘孔兹岩带中-东段,是典型的古元古代早前寒武纪基底出露区,区内古元古代孔兹岩系和深熔石榴花岗岩广泛出露,期间分布相对较少的大青山表壳岩、基性辉长/苏长岩和紫苏花岗岩。孔兹岩带内石榴花岗岩深熔现象的广泛出露使得其成为研究深熔作用天然实验室。本文基于野外地质调查和岩相学研究基础上,利用SHRIMP锆石U-Pb定年、EPMA电子探针矿物地球化学分析以及全岩地球化学分析等手段,对大青山-集宁-凉城新太古代-古元古代岩石进行系统的研究,取得以下的认知:1)大青山地区哈德门沟石榴花岗岩和大青山表壳岩,野外空间上密切共生渐变过渡,二者岩相学和地球化学特征显示具有十分密切的亲缘关系,哈德门沟的一条地质剖面上依次可以观察到大青山表壳岩石榴黑云母片麻岩、深熔含夕线堇青石榴黑云母片麻岩和石榴花岗岩。锆石U-Pb测年结果显示,含夕线堇青石榴黑云母片麻岩中获得一期变质成因锆石年龄2367±8Ma,石榴花岗岩中获得深熔成因锆石年龄2434±6Ma,表明石榴花岗岩变质深熔作用发生在2.43-2.37Ga之间,认为变质深熔作用与2.45-2.37Ga构造事件密切相关。平方沟紫苏花岗岩样品中获得其深熔年龄为2466±8Ma,结合以往资料,认为石榴花岗岩和紫苏花岗岩的深熔作用可能发生在2.452.37Ga期间,并且与区内基性岩浆底侵事件有关。2)对大青山地区含夕线堇青石榴黑云母片麻岩与石榴花岗岩进行相平衡模拟研究,分辨出变质作用演化的3个阶段,其早期进变质阶段矿物组合以石榴石变斑晶中石榴石+黑云母+钾长石+斜长石+石英等包体为特征;峰期变质阶段典型矿物组合为:石榴石+黑云母+钾长石+斜长石+夕线石+石英+熔体;峰后近恒温减压和降温变质阶段矿物组合为:黑云母+堇青石+斜长石+石榴石+石英+夕线石+钾长石+熔体,堇青石与大量的斜长石伴生以及堇青石中含有细粒的石英和斜长石包体,暗示可能发生以下黑云母脱水熔融反应:Bio+Sil+Q±Pl→Crd+Melt。此外,石榴石边部被堇青石围绕,可能发生的熔融反应为:Gt+Sil+Melt→Crd+Bio。通过相平衡模拟进一步限定变质作用三个阶段的温压条件,依次为650–750℃/5.3–8.9kbar,800–830℃/9.8–11.2kbar和780–810℃/5.0–6.0kbar,形成一条具有顺时针特征的变质作用演化P-T轨迹。结合以往资料,认为研究区石榴花岗岩深熔作用可能发生在具有顺时针P-T轨迹的峰期及峰期后等温降压过程,主要是钾长石熔融和黑云母熔融。3)通过SHRIMP锆石U-Pb定年,集宁-凉城一带三件斑状中细粒石榴花岗岩样品获得1.90-1.93Ga变质深熔年龄,三件富铝片麻岩样品中获得变质锆石年龄为1.89-1.92Ga,结合以往资料,表明石榴花岗岩变质深熔作用发生在1.90-1.93Ga期间,同时存在一期1.90-1.92Ga变质事件年龄。巨斑状石榴花岗岩获得1915±5Ma变质深熔年龄,两件细粒含石榴花岗岩中变质成因锆石获得变质锆石年龄为1909±6Ma和不一致线上交点年龄为1911±23Ma,大什子紫苏正长片麻岩中变质成因锆石获得变质年龄为1925±6Ma。综上所述,集宁-凉城地区至少存在一期1.90-1.93Ga构造事件,同时对应一期深熔石榴花岗岩。通过地球化学和锆石年代学对比分析,认为斑状中细粒石榴花岗岩、巨斑状石榴花岗岩和细粒含石榴花岗岩与1.96-1.90Ga期间变质辉长和苏长岩底侵事件有关。4)深熔石榴花岗岩地球化学特征对源岩具有一定程度的继承性,但是又具有其独特的特征。石榴花岗岩中具有高场强元素Nb、Ta、P和Ti等相对亏损,大离子亲石元素Ba相对富集的特征。研究表明Eu富集型样品中斜长石含量相对较高和石榴子石含量可能相对较少,这种Eu的异常特征成为小规模深熔岩石最标志性的特点之一。稀土元素配分模式曲线尾部上翘的特点与石榴石、锆石及磷灰石有关。深熔作用的发生对源岩也具有一定的选择性,酸性端元可能更容易发生深熔。对源岩的继承性在于近原地的成因使得深熔岩浆尽最大可能保持源岩的组分特征,未发生元素的重新分配;差异性则暗示与深熔作用及之后的熔体原地-半原地-远半原地的汇聚和流动有关。5)依据岩石学、岩相学、地球化学和年代学特征,按照深熔熔体运移的距离,将华北克拉通北缘孔兹岩系内出露的深熔花岗岩分为原地、近原地、半原地及远半原地石榴花岗岩。这些原地→远半原地石榴花岗岩具有局部岩石类型逐渐趋于单一化的特点,说明岩石成分逐渐均匀,与其源岩的差异性逐步增强,锆石阴极发光图像下形态和获得年龄均与其源岩具有相似性,认为区内石榴花岗岩是其源岩在不同深熔程度下,熔体发生不同距离运移的产物。研究表明石榴花岗岩主要为变泥岩部分熔融和变杂砂岩部分熔融,与其源岩大青山表壳岩石榴黑云母片麻岩（哈德门沟石榴花岗岩源岩）/孔兹岩系富铝片麻岩（集宁-凉城石榴花岗岩源岩）特征一致。同时,深熔作用对源岩具有一定的选择性,源岩的酸性端元可能更容易发生深熔。6)综合已有研究成果,认为华北克拉通大青山-集宁-凉城石榴花岗岩经历如下演化过程形成:2.45-2.37Ga期间,大青山地区幔源基性岩浆底侵形成局部热点,（夕线堇青）石榴黑云母片麻岩发生变质深熔作用,熔体经历原地-近原地运移,形成哈德门沟石榴花岗岩。同时,哈德门沟-平方沟中基性麻粒岩发生深熔作用,深熔熔体与残留体、残留矿物相逐渐分离形成紫苏花岗岩。1.96-1.92Ga期间,集宁凉城一带发生大规模的变质辉长苏长岩等幔源基性岩浆底侵事件,中-上地壳孔兹岩系富铝片麻岩发生深熔,形成大规模的深熔熔体。1.92-1.90Ga期间,深熔熔体在原地结晶成岩,残留体与熔体未发生分离,形成赋存在深熔富铝片麻岩中团块状石榴花岗岩;深熔熔体经原地-近原地运移后,残留矿物相与熔体初步分离,结晶成岩形成斑状中细粒石榴花岗岩;部分深熔熔体在与基性岩浆充分接触后可能发生成分的置换,受到局部热点的影响经半原地运移,残留矿物相与大部分熔体分离,形成巨斑状石榴花岗岩;最终,深熔熔浆经远半原地运移萃取出成分相对均一、残留体与熔体几乎完全分离的细粒含石榴花岗岩岩株。
李超[6]（2020）在《华南云开造山带的变质演化历史 ——以高州紫苏花岗岩及其中麻粒岩包体为例》文中研究说明云开造山带地处扬子与华夏陆块结合地带,且为武夷-云开造山带西南段的重要组成部分。高州-云炉一带出露的紫苏花岗岩和高温麻粒岩包体的成因研究则是探讨中下地壳物质组成及华南早古生代构造演化的关键。本研究采集紫苏花岗岩、Grt-Crd泥质麻粒岩包体、Grt-Opx半泥质麻粒岩包体和钙硅酸盐麻粒岩包体等样品,开展详细的岩相学研究和矿物电子探针分析以及LA-ICP-MS锆石U-Pb定年,并使用传统地质温压计、平均温压及视剖面模拟估算各类岩石所记录的温度压力。于紫苏花岗岩中分析不同期次矿物组合得到峰期前温压条件约为720℃/7.0 kbar（M1）,峰期变质-深熔结晶温压条件约为835810℃/6.55.8 kbar（M2）,退变质温压条件约为740℃/5.6 kbar（M3）,表明紫苏花岗岩记录了一条以峰期前略微减压并伴随明显升温,随后近等压冷却（IBC）过程的顺时针P-T演化轨迹,指示其经历了中低压高温麻粒岩相变质-深熔作用之后的岩浆冷却结晶及退变质过程;年代学研究表明,紫苏花岗岩中锆石具有清晰的核-边结构,分别获得其核部431±4 Ma和边部243±2 Ma的U-Pb谐和年龄,并识别出岩浆型（GrtⅠ）和变质型（GrtⅡ）两种不同结构石榴石,且认为前者为加里东期高级变质-深熔作用之后的岩浆成因,后者为印支期构造热事件叠加的变质成因。在Grt-Crd泥质麻粒岩和Grt-Opx半泥质麻粒岩中计算得到各变质期次温压结果显示,泥质麻粒岩为:730765℃/5.76.2 kbar（M1）,835855℃/4.65.1 kbar（M2）,620640℃/3.64.0 kbar（M3）;半泥质麻粒岩为:800830℃/7.47.9 kbar（M1）,855860℃/5.25.6 kbar（M2）,770805℃/5.05.5 kbar（M3）;据LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果,表明泥质麻粒岩和半泥质麻粒岩的峰期变质年龄分别为443±5 Ma和447±5 Ma。对于钙硅酸盐麻粒岩,据岩相观察、传统地质温压计及平均温压法获得其峰期（M2）温压条件为774803℃/8.38.5 kbar,峰期后（M3）温压条件为620669℃/6.46.6 kbar,指示具有减压降温的P-T轨迹,锆石亦具有清晰的核-边结构,核部年龄指示其原岩形成于早新元古代（970 Ma）,而锆石增生边的年龄代表了其峰期变质作用发生在早古生代（435 Ma）,为华南加里东造山运动的产物。综上所述,本研究恢复了泥质麻粒岩和半泥质麻粒岩具有减压加热之后近等压冷却（IBC）的顺时针P-T轨迹,与武夷地区近等温减压型（ITD）顺时针P-T轨迹不同,结合年代学研究结果表明,这两种麻粒岩的形成可能与华南早古生代洋脊俯冲及板片窗打开引起软流圈上涌的伸展作用有关;而较晚期形成的紫苏花岗岩和钙硅酸盐麻粒岩的P-T演化轨迹,则指示了早古生代扬子与华夏陆块碰撞后的伸展过程,紫苏花岗岩还遭受了印支期构造热事件的叠加改造。此外,本论文还对紫苏花岗岩及其伴生的Grt-Opx半泥质麻粒岩包体的成因进行了研究,在微量元素原始地幔标准化蛛网图和稀土元素配分图中,二者具有互补的地球化学特征。通过PerpleX热力学软件模拟及微量元素模拟表明,云开紫苏花岗岩及其麻粒岩包体均来自相同的源区,前者为变沉积岩原岩（泥砂质岩）峰期变质-深熔结晶形成,而麻粒岩包体代表了原岩部分熔融之后的残留体。通过矿物脱水反应的平衡热力学计算,确定粤西云开紫苏花岗岩及麻粒岩包体变质峰期aH2O总体很低。运用Geo-fO2计算了紫苏花岗岩和麻粒岩包体的氧逸度,结果表明紫苏花岗岩的logfO2值较高,而Grt-Crd泥质麻粒岩和Grt-Opx半泥质麻粒岩logfO2变化小且较低。低水活度和氧逸度结果表明紫苏花岗岩的形成和麻粒岩相峰期变质可能与CO2流体有着密切联系。推测由紫苏花岗岩母岩浆中所含的CO2流体在岩浆冷却结晶过程中释放出来,使得紫苏花岗岩及其伴生的麻粒岩包体的aH2O显着下降。华南早古生代岩浆构造热事件的触发机制极可能与软流圈上涌有关,本论文通过PerpleX开展地球物理模拟,对前人提出武夷-云开造山作用后期下地壳和岩石圈地幔发生拆沉模式提出质疑,模拟结果表明云开茶园山玄武岩样品源区的密度、纵波波速均小于正常岩石圈地幔密度和波速,从而证明其不能发生拆沉。综合岩相学、矿物化学分析和温压计算以及热力学模拟结果,对粤西云开地区报道的加里东期低P/T变质作用、赞岐岩、富Nb玄武岩-英安岩-高镁安山岩系、A型紫苏花岗岩、辉长岩和铜金矿床以及糯垌-石窝MORB-like玄武岩的总结和分析,本研究认为洋脊俯冲和板片窗打开后软流圈上涌以及碰撞后伸展模式,能够合理解释云开地区出露的这些特殊岩石组合及变质作用,从而揭示华南早古生代造山带应为洋/陆俯冲-碰撞造山带,华南洋至早古生代才完全关闭。
高敏[7]（2020）在《华北中北部古元古代构造演化》文中研究表明华北中北部位于华北克拉通中央造山带与西部板块孔兹岩带的结合部位,构造历史复杂,是研究华北克拉通构造演化的重要窗口。对于该区域的古元古代构造演化尚未有较全面的、一致的认识。对怀安地区TTG片麻岩和花岗岩类进行锆石U-Pb测年、Lu-Hf同位素以及全岩主微量元素进行测试分析,研究表明:怀安地体古元古代主要经历两期较长的岩浆活动:2.6-2.2Ga和1.9-1.7Ga。在2.6-1.7Ga时期,为东部板块西部边缘的一个长期活动的大陆边缘弧,处于俯冲环境,地壳处于垂向增生阶段;在2.2-1.9Ga时期,俯冲板块折返,处于由地壳垂向增生向地壳再造的过渡阶段;在1.9-1.7 Ga时期,碰撞-碰撞后构造背景,地壳处于再造阶段。对集宁地区的孔兹岩系进行锆石U-Pb测年、Lu-Hf同位素以及全岩主微量元素进行测试分析,研究表明:集宁地区在晚古元古代是一个活动大陆边缘弧,孔兹岩系形成于2.10-1.88 Ga,岩浆主要来源于杂砂岩熔融物质。对中央造山带古元古代花岗岩岩浆年龄运用局部奇异性方法进行定量分析,对其古元古代花岗岩地球化学元素运用主成份分析方法进行定量分析,统计分析古元古代花岗岩岩浆锆石颗粒εHf（t）值和TDMC值。研究表明,中央造山带古元古代主要经历三期较长的岩浆活动:2.6-2.2Ga、2.2-1.9Ga和1.9-1.7Ga。2.6-2.2Ga时期的岩浆爆发具有明显的不对称性特征。中央造山带在2.6-2.2 Ga时期处于俯冲陆弧环境,地壳处于垂向增生阶段;在2.2-1.9 Ga处于陆内裂解环境,地壳处于增生向再造过渡的阶段;在1.9-1.7 Ga,中央造山带首先在怀安地区与西部板块发生碰撞缝合,然后从怀安地区分别向北、向南逐渐与西部板块发生碰撞缝合,引起地壳再造。对孔兹岩带古元古代花岗岩岩浆年龄运用局部奇异性方法进行定量分析,统计分析古元古代花岗岩岩浆锆石颗粒εHf（t）值和TDMC值。研究表明,孔兹岩带古元古代主要经历两期较长的岩浆活动:2.55-2.3Ga和2.1-1.8G。孔兹岩带中段在2.6-1.95Ga期间处于俯冲环境下的地壳垂向增生阶段;在1.95-1.7 Ga期间处于同碰撞-碰撞后环境的地壳再造阶段。对华北中北部古元古代构造演化特征的全面分析,能够为探讨华北克拉通形成及演化过程提供重要约束和指示意义,具有十分重要的科学意义。
吕晓波[8]（2020）在《华北克拉通怀安杂岩古元古代同碰撞花岗岩的识别与成因》文中进行了进一步梳理华北克拉通形成于2018亿年之间已基本达成共识。然而对于具体的碰撞时间仍存在不同看法:一些学者认为碰撞峰期在1.95Ga左右,或1.85Ga左右。近期在华北克拉通怀安地区发现富钾质黑云母花岗岩,研究其年代学、成因及构造背景对厘定华北克拉通形成的具体时间具有重要意义。经过对研究区域黑云母花岗岩的年代学、地球化学、物理化学条件分析并讨论岩石成因与构造背景,得出如下认识:1.锆石LA-ICP-MS U-Pb测年结果表明,研究区域富钾质黑云母花岗岩分别具有1924±33（MSWD=15）、1931±61Ma（MSWD=0.52）的上交点年龄,代表了岩浆形成年龄,与华北克拉通古元古代麻粒岩相变质事件和孔兹岩系S型花岗岩形成时间相同,即与古元古代碰撞时间一致,暗示着同碰撞构造环境。2.研究区域钾质花岗岩富钾（K2O/Na2O比值1.042.60）,弱过铝质（A/CNK=1.021.07之间）,强烈的Eu正异常（Eu/Eu*=0.716）,富含大离子亲石元素（Rb、Sr、Ba等）,富集轻稀土,亏损高场强元素（Nb、Y、Ta等）。随着岩浆演化Eu正异常增强,Sr、Ba、Ca等元素含量升高,Rb、Th、Y和∑REE含量降低,是斜长石分异堆晶与独居石、褐帘石的分异共同作用的结果。地化特征与TTG岩石相似,应为TTG岩石部分熔融的产物。3.钾质花岗岩具有683813℃的锆饱和温度,平均726℃;锆石钛温度计计算显示锆石结晶温度为712816℃,平均753℃;氧逸度△FMQ为-4.710之间,平均值△FMQ为0.6;具有2kbar左右的固结压力和700℃左右的平衡温度,具有大于10kbar的岩浆起源深度,暗示起源于下地壳,压力与同期高压麻粒岩相变质一致。4.研究区域钾质花岗岩是在同碰撞的构造背景下,由下地壳TTG岩石部分熔融而成,代表华北克拉通不同块体至少在1.93Ga之前就已经开始碰撞。
张薇洁[9]（2020）在《A型花岗岩成因的热力学模拟》文中指出A型花岗岩由于特殊的构造背景和动力学意义而有着重要的研究意义。一旦清楚封闭系统中A型花岗质熔体组分的特征随不同岩石化学条件的变化,可以让我们更好地理解A型花岗岩成因,然而对于其形成的岩石化学制约还存在很多争议。因此,本文利用实验岩石学已有成果,结合热力学模拟的研究方法进行准确性校正,通过控制源区组分、水含量、温压、氧逸度等变量进行热力学模拟,按照铁指数、修改的碱钙指数等指标对封闭系统中A型花岗岩成因的岩石化学制约进行深入探讨。先前实验岩石学认为A型花岗岩的成因与高温、低压、低氧逸度以及源岩组分等因素相关。然而,源岩组分和形成条件是如何具体影响封闭体系中形成的花岗质熔体组分并不清楚。本文针对封闭系统中A型花岗岩成因的岩石化学制约因素进行热力学模拟并作出详细的讨论和补充,认为源岩是制约A型花岗岩成因的先决条件,基性-酸性岩都可能是A型花岗质熔体的源岩,源岩成分铁含量越高,则越容易形成A型花岗岩。温压条件对任何源岩形成A型花岗岩的影响都非常大,但是制约生成A型花岗岩很可能是中高地温梯度,而不是单纯的高温或压力条件。同一源岩在相同温压条件下还受制于氧逸度的影响,相对在氧逸度越低的还原环境中更容易产出A型花岗岩,铁质含量较高的源岩在轻氧化环境中仍能形成大量A型花岗岩,但随着氧逸度的增加,产出的A型花岗岩都会减少,甚至无法形成A型花岗岩。总的来说,约束A型花岗岩的岩石地球化学条件不是受单一因素的制约,而是受制于源岩、温度和氧逸度等因素的综合影响。源岩成分铁含量越高,地温梯度越高,氧逸度越低,很容易形成A型花岗岩,即使温压条件和氧逸度利于形成A型花岗岩,而源岩成分铁含量非常低也不利于A型花岗岩的形成。我国华南地区A型花岗岩广泛发育,本文结合华南典型的A型花岗岩,讨论经不同源岩在同一氧逸度,温度700-1100℃,压力0.4-1.2GPa条件下是否利于生成A型花岗岩,从而为华南A型花岗岩成因分析提供数值模拟理论依据,为其成因提供不同的研究手段。在某种意义上,热力学模拟为地壳深部演化的定量研究成为可能,为补充岩石成因过程研究证据提供了高效而经济的新途径。
李超,仝来喜,刘兆,黄小龙[10]（2020）在《华南云开高州紫苏花岗岩及其两类石榴石的成因：岩石学和锆石U-Pb年代学证据》文中进行了进一步梳理云开地块早古生代的构造背景至今仍存有争论。对云炉-龙修一带出露的含石榴石紫苏花岗岩进行研究可为该区构造-变质演化提供重要制约。详细的岩相学研究表明紫苏花岗岩中存在两种成因的石榴石（石榴石Ⅰ和石榴石Ⅱ）,并识别出该岩石保留了三阶段演化的矿物组合（M1-M3）。峰期前矿物组合（M1）由紫苏辉石变斑晶中的包裹体矿物石榴石+黑云母+斜长石+钛铁矿+石英组成。峰期变质-深熔矿物组合（M2）由基质中平衡共生的斑晶矿物石榴石Ⅰ+紫苏辉石+黑云母+石英+斜长石+钛铁矿构成。退变质矿物组合（M3）以紫苏辉石和黑云母以及钛铁矿边部降温生成石榴石Ⅱ+石英冠状体（"红眼圈"）和黑云母+石英后成合晶为特征。传统地质温压计、平均温压法及在NCKFMASHTO模式体系下的相平衡模拟结果表明,紫苏花岗岩峰期前矿物组合形成条件为720℃/70kbar（M1）,峰期变质-深熔结晶条件为835～810℃/65～58kbar（M2）,退变质条件为740℃/56kbar（M3）。岩相观察和P-T计算结果表明紫苏花岗岩的形成可能反映了一条顺时针的P-T轨迹,且以峰期前略微减压并伴随明显的升温和峰期后具有近等压冷却（IBC）过程为特征。LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学结果显示锆石核部加权平均年龄为～431Ma,锆石边部加权平均年龄为～243Ma。我们认为峰期深熔作用和岩浆结晶石榴石Ⅰ的形成可能发生于早古生代（加里东期）,而晚期退变质作用和变质重结晶石榴石Ⅱ的形成可能发生在早中生代（印支期）。本研究也表明云开地区含石榴石紫苏花岗岩的形成与早古生代扬子和华夏陆块碰撞后抬升过程有紧密联系,并遭受了早中生代印支期构造热事件的明显叠加。
二、紫苏花岗岩成因及构造意义（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、紫苏花岗岩成因及构造意义（论文提纲范文）
（1）斯里兰卡地质演化研究的进展与评述:岩石组合、变质演化及其与冈瓦纳大陆的关系（论文提纲范文）
| 1 地质概述与变质地质体划分 |
| 2 麻粒岩相岩石及其变质作用 |
| 2.1 泥质麻粒岩 |
| 2.2 紫苏花岗岩 |
| 2.3 基性麻粒岩 |
| 2.4 变质钙硅酸盐岩 |
| 3 基底及变质作用年代学 |
| 3.1 早前寒武纪基底 |
| 3.2 中新元古代岩石(1.1～0.67Ga) |
| 3.3 新元古代-早古生代变质和岩浆作用(ca.610～510Ma) |
| 4 与冈瓦纳大陆其它块体的关系及构造演化模型 |
| 4.1 斯里兰卡与冈瓦纳其它块体的亲缘性关系 |
| 4.2 斯里兰卡构造演化模型 |
| 5 讨论与问题 |
（2）西准噶尔南部庙尔沟岩体晚石炭世花岗闪长斑岩岩石成因及其动力学背景（论文提纲范文）
| 1 区域地质背景 |
| 2 岩体地质及样品岩石学特征 |
| 3 分析方法及分析结果 |
| 3.1 锆石U-Pb年龄 |
| 3.2 锆石Hf同位素 |
| 3.3 全岩主微量元素 |
| 3.3.1 主量元素 |
| 3.3.2 稀土和微量元素 |
| 4 讨论 |
| 4.1 侵位时代及岩浆期次 |
| 4.2 岩石成因类型 |
| 4.3 源区特征 |
| 4.4 地球动力学背景 |
| 5 结论 |
（3）印度南部麻粒岩地体Namakkal陆块泛非期混合岩与角闪岩透镜体变质作用研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 引言 |
| 1.1 研究现状 |
| 1.1.1 印度南部与冈瓦纳大陆 |
| 1.1.2 印度南部埃迪卡拉-寒武纪的造山作用 |
| 1.2 选题背景及意义 |
| 1.3 研究内容 |
| 1.4 研究方案及其技术路线 |
| 1.4.1 研究方案 |
| 1.4.2 技术路线 |
| 1.5 论文完成工作量 |
| 1.6 分析测试方法 |
| 1.6.1 电子探针分析 |
| 1.6.2 全岩主量元素分析 |
| 1.6.3 锆石U-Pb年代学 |
| 1.7 矿物缩写 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 达瓦克拉通 |
| 2.2 南部麻粒岩地体 |
| 2.2.1 北部麻粒岩陆块 |
| 2.2.2 Palghat–Cauvery剪切带 |
| 2.2.3 Madurai陆块 |
| 2.2.4 Achankovil带 |
| 2.2.5 Trivandrum陆块 |
| 2.2.6 Nagercoil陆块 |
| 第三章 样品描述和岩相学 |
| 3.1 混合岩 |
| 3.1.1 样品18ID-133(熔融残留体) |
| 3.1.2 样品18ID-131(熔融残留体) |
| 3.1.3 样品18ID-136(浅色体) |
| 3.2 角闪岩透镜体 |
| 3.3 伟晶岩 |
| 3.3.1 样品18ID-135 |
| 3.3.2 样品18ID-128 |
| 第四章 实验结果 |
| 4.1 锆石U-Pb年代学 |
| 4.1.1 混合岩熔融残留体 |
| 4.1.2 混合岩浅色体 |
| 4.1.3 角闪岩透镜体 |
| 4.1.4 伟晶岩 |
| 4.2 矿物成分 |
| 4.2.1 混合岩熔融残留体 |
| 4.2.2 角闪岩透镜体 |
| 4.3 变质温压条件 |
| 4.3.1 相平衡模拟 |
| 4.3.2 GBPQ地质温压计 |
| 4.4 小结 |
| 第五章 讨论 |
| 5.1 混合岩中太古代碎屑锆石的意义 |
| 5.2 PCSS带新元古代晚期到寒武纪时期的变质年龄 |
| 5.2.1 大约550–500Ma的变质年龄 |
| 5.2.2 大约600–550Ma的变质年龄 |
| 5.3 变质P-T演化 |
| 5.4 构造意义 |
| 5.4.1 南部麻粒岩地体高温和超高温变质作用的成因意义 |
| 5.4.2 PCSS带的构造演化 |
| 结论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 攻读硕士学位期间取得的科研成果 |
（4）华南早古生代火山岩与紫苏花岗岩研究：对陆内造山岩浆起源和结晶分异的启示（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 长英质岩浆结晶分异的研究进展 |
| 1.1.1 重新认识花岗岩成因及其与流纹岩的联系 |
| 1.1.2 重视长英质岩浆储库的形成、演化过程 |
| 1.1.3 基于元素扩散、铀系不平衡和U-Pb定年恢复岩浆过程的时间尺度 |
| 1.1.4 关注挥发分在岩浆分异和晶体-熔体分离过程中的作用 |
| 1.2 岩浆结晶过程的P-T条件研究进展 |
| 1.2.1 热力学模拟 |
| 1.2.2 矿物温压计 |
| 1.3 选题依据与科学问题 |
| 1.4 研究内容与意义 |
| 第二章 区域地质概况 |
| 第三章 分析与测试方法 |
| 3.1 样品处理与锆石分选 |
| 3.2 锆石U-Pb定年分析 |
| 3.3 锆石Lu-Hf同位素分析 |
| 3.4 硅酸盐矿物主、微量元素分析 |
| 3.5 激光拉曼光谱分析 |
| 3.6 全岩主、微量元素分析 |
| 3.7 全岩Sr-Nd-Hf同位素分析 |
| 第四章 华南早古生代陆内造山运动与后造山伸展:基于火山岩的视角 |
| 4.1 野外产状与岩相学 |
| 4.1.1 马山 |
| 4.1.2 河口 |
| 4.1.3 茶园山 |
| 4.2 分析结果 |
| 4.2.1 全岩地球化学 |
| 4.2.2 锆石U-Pb年龄及Lu-Hf同位素组成 |
| 4.3 讨论 |
| 4.3.1 早古生代火山岩的年代学 |
| 4.3.2 早古生代火山岩岩石成因 |
| 4.3.3 陆内造山作用中“俯冲特征”的火山活动 |
| 4.3.4 华南早古生代陆内造山运动的独特性 |
| 4.4 小结 |
| 第五章 云炉紫苏花岗岩的岩浆结晶与熔体抽离:来自地球化学、矿物温压计与rhyolite-MELTS热力学模拟的制约 |
| 5.1 地质概况 |
| 5.2 岩相学、矿物化学和流体包裹体 |
| 5.2.1 岩相学和矿物化学 |
| 5.2.2 流体包裹体组成 |
| 5.3 温压计的评估与应用 |
| 5.4 Rhyolite-MELTS模拟 |
| 5.4.1 不确定度的评估结果 |
| 5.4.2 模拟云炉紫苏花岗岩的成分变化 |
| 5.4.3 云炉紫苏花岗岩的相关系模拟 |
| 5.5 讨论 |
| 5.5.1 云炉含石榴石紫苏花岗岩:成因类型与变质叠加 |
| 5.5.2 岩浆结晶过程的重建 |
| 5.5.3 云炉紫苏花岗岩的熔体抽离:来自矿物温度计的视角 |
| 5.6 小结 |
| 第六章 云炉苏长岩-石英二长苏长岩-紫苏花岗岩:对苏长岩成因与酸性岩浆结晶分异的启示 |
| 6.1 岩相学与矿物化学 |
| 6.2 锆石U-Pb年代学与Lu-Hf同位素组成 |
| 6.3 全岩主、微量和Sr-Nd-Hf同位素分析结果 |
| 6.4 讨论 |
| 6.4.1 云炉苏长岩-石英二长苏长岩-紫苏花岗岩的源岩和成分变化机制 |
| 6.4.2 云炉苏长岩-石英二长苏长岩-紫苏花岗岩:一套壳源堆晶岩石 |
| 6.4.3 晶体-熔体分离的物理机制和岩浆分异的时间尺度 |
| 6.4.4 云炉苏长岩-石英二长苏长岩-紫苏花岗岩的岩石学意义 |
| 6.5 小结 |
| 第七章 主要认识 |
| 参考文献 |
| 附录 1 变质叠加持续时间的扩散模拟 |
| 附录 2 云炉苏长岩-石英二长苏长岩-紫苏花岗岩中不同样品的矿物百分含量 |
| 附录 3 云炉苏长岩-石英二长苏长岩-紫苏花岗岩的薄片全景照片 |
| 附录 4 云炉苏长岩-石英二长苏长岩-紫苏花岗岩中代表样品的锆石CL图像和锆石U-Pb年龄 |
| 附录 5 岩浆通过晶体受阻沉降与压实速率进行分异的时间尺度估算 |
| 致谢 |
| 攻读博士学位期间完成的论文目录 |
（5）华北克拉通北缘早前寒武纪石榴花岗岩变质深熔成因及其构造意义（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景与选题依据 |
| 1.2 大青山高级变质地体和集宁-凉城高级变质地体研究现状 |
| 1.2.1 大青山高级变质地体地质特征及研究现状 |
| 1.2.2 集宁-凉城高级变质地体地质特征及研究现状 |
| 1.2.3 存在的主要地质问题 |
| 1.3 研究思路与拟解决问题 |
| 1.3.1 研究思路 |
| 1.3.2 拟解决问题 |
| 1.4 实验测试方法 |
| 1.4.1 SHRIMP锆石U-Pb年代学分析 |
| 1.4.2 电子探针(EPMA)-矿物化学分析测试 |
| 1.4.3 岩石地球化学分析 |
| 1.5 依托项目与主要工作量 |
| 1.5.1 依托项目 |
| 1.5.2 主要工作量 |
| 第2章 区域地质概况 |
| 2.1 区域构造位置 |
| 2.2 大青山高级变质地体 |
| 2.3 集宁-凉城高级变质地体 |
| 第3章 大青山新太古代晚期石榴花岗岩及其围岩 |
| 3.1 大青山哈德门沟石榴花岗岩与围岩 |
| 3.1.1 哈德门沟石榴花岗岩和围岩的空间展布和产状 |
| 3.1.2 哈德门沟石榴花岗岩与大青山表壳岩的渐变过渡特征 |
| 3.1.3 紫苏花岗岩的地质特征及与石榴花岗岩的关系 |
| 3.2 岩相学特征 |
| 3.2.1 石榴花岗岩围岩岩相学特征 |
| 3.2.2 石榴花岗岩岩相学特征 |
| 3.2.3 平方沟紫苏花岗岩岩相学特征 |
| 3.3 构造变形特征 |
| 3.4 锆石同位素年代学特征 |
| 3.4.1 石榴花岗岩与大青山表壳岩同位素年代学 |
| 3.4.2 平方沟紫苏花岗岩同位素年代学 |
| 3.5 岩石地球化学特征 |
| 3.5.1 石榴花岗岩与大青山表壳岩 |
| 3.5.2 平方沟紫苏花岗岩 |
| 3.6 石榴花岗岩与大青山表壳岩变质作用特征 |
| 3.6.1 矿物化学特征 |
| 3.6.2 大青山表壳岩和石榴花岗岩P-T条件 |
| 3.7 石榴花岗岩与紫苏花岗岩变质深熔时代的探讨 |
| 3.8 小结 |
| 第4章 集宁-凉城古元古代晚期石榴花岗岩及其围岩 |
| 4.1 集宁石榴花岗岩与围岩 |
| 4.1.1 地质特征 |
| 4.1.2 岩相学特征 |
| 4.1.3 锆石U-Pb年代学特征 |
| 4.1.4 地球化学特征 |
| 4.2 古元古代晚期凉城石榴花岗岩与围岩 |
| 4.2.1 地质特征 |
| 4.2.2 凉城石榴花岗岩与富铝片麻岩的渐变过渡特征 |
| 4.2.3 岩相学特征 |
| 4.2.4 锆石U-Pb年代学特征 |
| 4.2.5 地球化学特征 |
| 4.3 凉城大什子紫苏正长片麻岩 |
| 4.3.1 地质特征 |
| 4.3.2 岩相学特征 |
| 4.3.3 锆石U-Pb年代学特征 |
| 4.3.4 地球化学特征 |
| 4.4 富铝片麻岩与石榴花岗岩变质作用演化研究 |
| 4.5 小结 |
| 第5章 石榴花岗岩深熔成因机理及构造意义 |
| 5.1 变质作用、深熔作用和混合岩化作用 |
| 5.2 石榴花岗岩的深熔作用特征 |
| 5.3 熔体熔融的矿物化学行为 |
| 5.4 石榴花岗岩的深熔机理讨论 |
| 5.4.1 石榴花岗岩的源岩 |
| 5.4.2 石榴花岗岩的温压条件、熔融反应及源岩的可熔性 |
| 5.4.3 石榴花岗岩的原地-半原地花岗岩特征 |
| 5.4.4 石榴花岗岩的深熔模式 |
| 5.5 新太古代晚期-古元古代晚期变质事件与构造意义 |
| 5.5.1 深熔事件对造山带演化的启示 |
| 5.5.2 新太古代晚期-古元古代晚期构造变质事件序列 |
| 5.5.3 华北克拉通北缘新太古代晚期-古元古代构造演化 |
| 第6章 结论 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 主要创新点 |
| 6.3 存在的主要问题 |
| 参考文献 |
| 作者简介及在学期间所取得的科研成果 |
| 致谢 |
（6）华南云开造山带的变质演化历史 ——以高州紫苏花岗岩及其中麻粒岩包体为例（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 选题依据、选题意义和国内外研究现状 |
| 1.2 研究思路和方法 |
| 1.3 主要工作量 |
| 第2章 样品制备和分析方法 |
| 2.1 主量分析 |
| 2.2 微量分析 |
| 2.3 LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学分析 |
| 2.4 电子探针(EPMA)及场发射扫描电镜拍照 |
| 2.5 视剖面图热力学模拟 |
| 2.6 熔体微量元素计算 |
| 第3章 紫苏花岗岩及其两类石榴石的成因 |
| 3.1 前言和科学问题 |
| 3.2 区域地质背景 |
| 3.3 野外地质关系和岩相学特征 |
| 3.4 矿物化学成分 |
| 3.5 温压条件及P-T演化历史 |
| 3.5.1 传统温压计计算 |
| 3.5.2 平均温压计算 |
| 3.5.3 视剖面图模拟 |
| 3.5.4 温压结果小结 |
| 3.6 锆石U-Pb年代学 |
| 3.7 讨论 |
| 3.7.1 紫苏花岗岩及其石榴石的成因 |
| 3.7.2 紫苏花岗岩P-T演化 |
| 3.7.3 构造意义 |
| 3.8 小结 |
| 第4章 粤西(半)泥质麻粒岩包体的变质作用 |
| 4.1 前言 |
| 4.2 地质背景 |
| 4.3 样品采集和岩相学特征 |
| 4.4 矿物化学特征 |
| 4.5 视剖面图模拟和温压计算 |
| 4.5.1 泥质麻粒岩的P-T条件 |
| 4.5.2 半泥质麻粒岩的P-T条件 |
| 4.6 锆石特征及其U-Pb定年 |
| 4.6.1 锆石形态和年代学 |
| 4.6.2 石榴石堇青石泥质麻粒岩(GZ14-17) |
| 4.6.3 石榴石斜方辉石半泥质麻粒岩(GZ14-19) |
| 4.7 讨论 |
| 4.7.1 麻粒岩相变质作用和深熔作用年龄 |
| 4.7.2 麻粒岩包体的P-T轨迹 |
| 4.7.3 武夷-云开造山带P-T轨迹对比及构造意义 |
| 4.8 小结 |
| 第5章 钙硅酸盐麻粒岩的变质P-T历史及其构造意义 |
| 5.1 前言 |
| 5.2 区域地质背景 |
| 5.3 样品采集和岩相学特征 |
| 5.4 矿物化学特征 |
| 5.5 钙硅酸盐麻粒岩的矿物共生及演化 |
| 5.6 变质P-T计算 |
| 5.7 锆石的U-Pb年代学 |
| 5.8 讨论 |
| 5.8.1 变质作用演化历史 |
| 5.8.2 构造意义 |
| 5.9 小结 |
| 第6章 粤西紫苏花岗岩及其麻粒岩包体的成因 |
| 6.1 前言 |
| 6.2 样品描述 |
| 6.3 岩石地球化学 |
| 6.3.1 主量元素 |
| 6.3.2 微量元素 |
| 6.4 热力学模拟 |
| 6.4.1 热力学模拟结果 |
| 6.4.2 熔体丢失和原岩恢复 |
| 6.5 微量元素模拟 |
| 6.6 麻粒岩相变质峰期水活度 |
| 6.6.1 石榴石堇青石泥质麻粒岩峰期水活度 |
| 6.6.2 石榴石斜方辉石半泥质麻粒岩峰期水活度 |
| 6.7 紫苏花岗岩和麻粒岩相变质峰期氧逸度 |
| 6.8 云开紫苏花岗岩与麻粒岩包体的成因 |
| 第7章 华南云开造山带构造-变质演化历史 |
| 7.1 华南残留洋是否存在? |
| 7.2 武夷-云开造山作用后期是否发生了下地壳和岩石圈地幔拆沉? |
| 7.3 奥陶纪俯冲陆-陆碰撞 |
| 7.4 印支期构造热事件的影响 |
| 第8章 结论和不足 |
| 参考文献 |
| 附录 Ⅰ、含石榴紫苏花岗岩平均温压计算过程 |
| 附录 Ⅱ、钙硅酸盐麻粒岩平均温压计算过程 |
| 附录 Ⅲ、石榴石堇青石泥质麻粒岩平均温压计算过程 |
| 附录 Ⅳ、石榴石斜方辉石半泥质麻粒岩平均温压计算过程 |
| 致谢 |
| 作者简历及攻读学位期间发表的学术论文与研究成果 |
（7）华北中北部古元古代构造演化（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 引言 |
| 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 华北克拉通古元古代构造演化 |
| 1.2.2 怀安地区古元古代构造演化 |
| 1.2.3 集宁地区古元古代构造演化 |
| 1.2.4 主要存在问题 |
| 1.3 拟解决的科学问题 |
| 1.4 研究内容 |
| 1.5 测试方法 |
| 1.5.1 锆石U-Pb同位素测年和微量元素测量 |
| 1.5.2 锆石Hf同位素分析 |
| 1.5.3 全岩主微量和稀土元素分析 |
| 1.6 主要完成工作量 |
| 1.7 主要创新点 |
| 2 华北克拉通前寒武纪构造格架 |
| 2.1 地质历史 |
| 2.2 构造划分 |
| 2.3 变质基底 |
| 2.3.1 东部板块 |
| 2.3.2 中央造山带 |
| 2.3.3 西部板块 |
| 2.4 重力特征 |
| 3 研究区区域地质特征 |
| 3.1 大地构造位置 |
| 3.2 地层单元 |
| 3.3 断裂构造 |
| 3.4 岩浆岩 |
| 3.4.1 侵入岩 |
| 3.4.2 基性岩脉带 |
| 3.4.3 火山岩 |
| 3.5 变质及变形阶段 |
| 4 怀安地区岩石年代学及地球化学特征 |
| 4.1 样品野外产状及岩石学特征 |
| 4.2 测试数据处理结果 |
| 4.2.1 锆石颗粒CL特征 |
| 4.2.2 锆石U-Pb测年 |
| 4.2.3 锆石微量元素特征 |
| 4.2.4 锆石Lu-Hf同位素 |
| 4.2.5 全岩主微量和稀土元素特征 |
| 4.3 讨论 |
| 4.3.1 成岩时间 |
| 4.3.2 大陆边缘弧 |
| 4.3.3 温压条件 |
| 4.3.4 俯冲环境 |
| 4.3.5 原岩性质与地壳演化 |
| 4.3.6 花岗岩岩浆锆石年龄空间特征 |
| 4.4 小结 |
| 5 集宁地区岩石年代学及地球化学特征 |
| 5.1 样品野外产状及岩石学特征 |
| 5.2 测试数据处理结果 |
| 5.2.1 锆石颗粒CL特征 |
| 5.2.2 锆石U-Pb测年 |
| 5.2.3 锆石微量元素基本特征 |
| 5.2.4 锆石Ti温度计 |
| 5.2.5 锆石Lu-Hf同位素 |
| 5.2.6 全岩主微量和稀土元素特征 |
| 5.3 讨论 |
| 5.3.1 成岩时间 |
| 5.3.2 原岩性质 |
| 5.3.3 大陆边缘弧 |
| 5.4 小结 |
| 6 中央造山带古元古代岩浆活动及地壳演化 |
| 6.1 数据分析方法 |
| 6.1.1 局部奇异性分析方法(LSA) |
| 6.1.2 主成份分析 |
| 6.2 花岗岩年龄分布特征 |
| 6.2.1 空间分布特征 |
| 6.2.2 局部奇异性分析 |
| 6.3 花岗岩地球化学元素分布特征 |
| 6.3.1 空间分布特征 |
| 6.3.2 主成份分析 |
| 6.4 地壳演化 |
| 6.4.1 新太古代末-早古元古代(2.6-2.2 Ga)垂向地壳增生 |
| 6.4.2 中古元古代(2.2-1.9 Ga)地壳垂向增生-再造过渡阶段 |
| 6.4.3 晚古元古代(1.9-1.7 Ga)地壳再造 |
| 6.5 演化模型 |
| 6.6 小结 |
| 7 孔兹岩带古元古代岩浆活动及地壳演化 |
| 7.1 花岗岩年龄分布特征 |
| 7.1.1 空间分布特征 |
| 7.1.2 局部奇异性分析 |
| 7.2 地壳演化 |
| 7.2.1 早古元古代(2.6-2.2 Ga)地壳垂向增生 |
| 7.2.2 晚古元古代(2.2-1.7 Ga)地壳由垂向增生向再造过渡 |
| 7.3 小结 |
| 8 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（8）华北克拉通怀安杂岩古元古代同碰撞花岗岩的识别与成因（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 选题背景和意义 |
| 1.2 华北克拉通早前寒武纪富钾花岗岩成因及研究现状 |
| 1.3 研究内容与技术路线 |
| 1.4 完成工作量及主要成果 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 华北克拉通区域地质概况 |
| 2.2 研究区域地质概况 |
| 小结 |
| 第三章 钾质花岗岩野外地质及岩相学特征 |
| 3.1 花岗岩地质特征 |
| 3.2 样品采集 |
| 3.3 岩相学 |
| 小结 |
| 第四章 锆石U-Pb定年 |
| 4.1 分析方法 |
| 4.2 分析结果 |
| 小结 |
| 第五章 岩石地球化学特征 |
| 5.1 分析方法 |
| 5.2 主量元素 |
| 5.3 微量元素 |
| 小结 |
| 第六章 岩浆物理化学条件 |
| 6.1 锆石饱和温度 |
| 6.2 锆石钛温度计 |
| 6.3 氧逸度 |
| 6.4 温压条件 |
| 小结 |
| 第七章 讨论 |
| 7.1 华北克拉通20~18 亿年构造事件 |
| 7.2 岩石成因 |
| 7.3 TTG部分熔融 |
| 7.4 构造环境 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（9）A型花岗岩成因的热力学模拟（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 前言 |
| 1.1 选题背景与研究意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.3 研究任务与研究内容 |
| 1.4 研究工作量及成果 |
| 1.4.1 研究工作量 |
| 1.4.2 研究成果 |
| 第2章 研究方法 |
| 2.1 热力学模拟方法及意义 |
| 2.2 熔体活度模型 |
| 2.2.1 模型1 |
| 2.2.2 模型2 |
| 第3章 A型花岗岩 |
| 3.1 A型花岗岩定义 |
| 3.2 A型花岗岩特征 |
| 3.3 华南A型花岗岩 |
| 第4章 岩石化学约束 |
| 4.1 源岩成分 |
| 4.2 水含量计算 |
| 4.3 氧逸度计算 |
| 4.3.1 计算fO_2 使用最广泛的经验公式 |
| 4.3.2 计算fO_2的P-T经验公式 |
| 4.3.3 fO_2计算 |
| 4.4 温压条件 |
| 第5章 A型花岗岩源岩性质和部分熔融模拟 |
| 5.1 热力学模拟结果 |
| 5.1.1 英云闪长岩和英云闪长质片麻岩源岩部分熔融模拟 |
| 5.1.2 紫苏花岗岩源岩部分熔融模拟 |
| 5.1.3 铁闪长岩源岩部分熔融模拟 |
| 5.2 讨论 |
| 5.3 华南 |
| 5.3.1 镁铁质源岩部分熔融模拟 |
| 5.3.2 变沉积源岩部分熔融模拟 |
| 5.3.3 混合源岩部分熔融模拟 |
| 5.4 小结 |
| 第6章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（10）华南云开高州紫苏花岗岩及其两类石榴石的成因：岩石学和锆石U-Pb年代学证据（论文提纲范文）
| 1 区域地质背景 |
| 2 野外地质关系和岩相学特征 |
| 3 分析方法 |
| 3.1 电子探针分析 |
| 3.2 全岩主量元素分析 |
| 3.3 U-Pb年代学测定 |
| 4 矿物化学特征 |
| 4.1 石榴石 |
| 4.2 紫苏辉石 |
| 4.3 斜长石 |
| 4.4 黑云母 |
| 4.5 其他矿物 |
| 5 温压条件计算 |
| 5.1 传统温压计计算 |
| 5.2 平均温压计算 |
| 5.3 视剖面图模拟 |
| 5.4 温压结果小结 |
| 6 锆石U-Pb年代学 |
| 7 讨论 |
| 7.1 紫苏花岗岩及其石榴石的成因 |
| 7.2 紫苏花岗岩P-T演化 |
| 7.3 构造意义 |
| 8 结论 |
四、紫苏花岗岩成因及构造意义（论文参考文献）
- [1]斯里兰卡地质演化研究的进展与评述:岩石组合、变质演化及其与冈瓦纳大陆的关系[J]. 赵磊,张艳斌,MALAVIARACHCHI Sanjeewa Prabhath Kumara,DHARMAPRIYA Prasanna Lakshitha,翟明国. 岩石学报, 2021(05)
- [2]西准噶尔南部庙尔沟岩体晚石炭世花岗闪长斑岩岩石成因及其动力学背景[J]. 段丰浩,支倩,李永军,肖鸿,王盼龙,高吉鹏. 岩石学报, 2021(04)
- [3]印度南部麻粒岩地体Namakkal陆块泛非期混合岩与角闪岩透镜体变质作用研究[D]. 周峰. 西北大学, 2021(12)
- [4]华南早古生代火山岩与紫苏花岗岩研究：对陆内造山岩浆起源和结晶分异的启示[D]. 张喜松. 南京大学, 2020
- [5]华北克拉通北缘早前寒武纪石榴花岗岩变质深熔成因及其构造意义[D]. 石强. 吉林大学, 2020(08)
- [6]华南云开造山带的变质演化历史 ——以高州紫苏花岗岩及其中麻粒岩包体为例[D]. 李超. 中国科学院大学(中国科学院广州地球化学研究所), 2020(07)
- [7]华北中北部古元古代构造演化[D]. 高敏. 中国地质大学(北京), 2020(01)
- [8]华北克拉通怀安杂岩古元古代同碰撞花岗岩的识别与成因[D]. 吕晓波. 中国地质大学(北京), 2020(08)
- [9]A型花岗岩成因的热力学模拟[D]. 张薇洁. 中国地质大学(北京), 2020(10)
- [10]华南云开高州紫苏花岗岩及其两类石榴石的成因：岩石学和锆石U-Pb年代学证据[J]. 李超,仝来喜,刘兆,黄小龙. 岩石学报, 2020(03)