一、花岗岩定位机制研究进展（论文文献综述）
李晓鹏[1]（2021）在《延边地区闹枝铜金矿床成矿作用研究》文中提出闹枝铜金矿床是一座有望勘探为中型金矿的浅成热液中硫化型矿床,它发育在延边斑岩-浅成热液矿集区内。该矿床的成矿作用研究对于解释延边地区斑岩-浅成热液成矿系统具有重要意义。为此,本文对其开展了系统的矿床地质、流体地质、年代学及地球化学工作。矿床地质研究揭示:闹枝铜金矿床10条含金性较好的矿体主要呈脉状赋存于北西向压扭性断裂构造中;赋矿围岩主要为早侏罗世花岗闪长岩与刺猬沟组安山质火山岩;矿化类型包括自然金、自然银、黄铁矿、黄铜矿、斑铜矿、黝铜矿、辉铜矿、贫铁闪锌矿、方铅矿等,围岩蚀变类型包括钾硅化、绢英岩化、高岭土化、青磐岩化,在绢英岩化蚀变带中可见少量冰长石;成矿过程分为石英-钾长石±辉钼矿阶段（Ⅰ）,黄铁绢英岩化阶段（Ⅱ）,黄铜矿-黄铁矿-金-石英阶段（Ⅲ）,石英-多金属硫化物阶段（Ⅳ）,石英-碳酸盐阶段（Ⅴ）等五个阶段。流体包裹体研究表明,阶段Ⅰ的包裹体具有斑岩型矿床的流体特征,阶段Ⅱ-Ⅴ的包裹体具有浅成热液矿床的流体特征。阶段Ⅲ-Ⅴ对应的均一温度区间依次为200～400℃、200～360℃、160～340℃,整体集中于280～320℃,反映古深度为1230～1350m;阶段Ⅲ-Ⅴ的盐度区间依次为3.05～16.63wt.%Na Cl、3.85～17.00wt.%Na Cl、1.39～13.55wt.%Na Cl,整体集中于4～10wt.%Na Cl。主阶段（Ⅲ、Ⅳ）成矿流体为岩浆水与大气水混合的还原、近中性流体;阶段Ⅲ中由于深度变小、压力减弱而引起的沸腾作用使流体中的Au（HS）2-、（Cu Cl）0和Cu Cl—发生分解,形成Au沉淀、黄铜矿以及H2S、CO2等气体,阶段Ⅳ大气水的大量混入以及反应中的去气作用加快了矿质沉淀的进程。年代学研究表明,该矿床金属硫化物Rb-Sr定年结果为124.6±2.7Ma,与早白垩世刺猬沟期（125.8±2.5Ma）的火山活动关系密切,成矿作用发生在125～123Ma,略晚于花岗闪长斑岩（126.82±0.86Ma）及花岗斑岩（126.01±0.81Ma）的侵位时间。地球化学特征显示,与成矿作用关系密切的早白垩世侵入杂岩（130～126Ma）具有与大洋俯冲作用有关的岛弧和埃达克质岩浆属性,起源于新元古代岩石圈地幔或下地壳,且岩浆演化过程中有较多地壳物质混入。幔源岩浆可能为该矿床提供更多的Au、Cu元素,而壳源岩浆则主要贡献了Pb、Zn元素。综上所述,从成矿作用的源-运-储角度出发,早白垩世早期在古太平洋板块的持续俯冲作用下,板片及其上覆沉积物部分熔融形成埃达克质母岩浆;同时,俯冲流体交代地幔楔部分熔融产生镁铁质岩浆,形成辉长闪长岩;在持续底侵作用下,下地壳熔融产生岛弧钙碱性岩浆,在地表就位形成花岗闪长岩岩株;三个端元的岩浆（埃达克质岩浆、幔源岩浆和壳源岩浆）发生不均一混合,在矿区内形成富矿的闪长玢岩、花岗闪长斑岩和花岗斑岩。在125Ma左右,深部残余岩浆释放成矿流体,沿北西向次级断裂上升并在浅部富集、沉淀成矿。
孙少林[2]（2021）在《青藏高原东缘折多山岩体磁组构特征及构造意义》文中认为折多山岩体作为青藏高原东缘罕见出露的新生代花岗岩岩体,其展布严格受控于鲜水河断裂带。已有的研究主要集中于花岗岩的年代学与地球化学,虽然为解释藏东地区大地构造属性、演化及地球动力学背景提供了重要依据,但是对于花岗岩体的侵位及其相关构造研究鲜有涉及,争议颇多。同时,折多山花岗岩体的研究也为解决岩浆侵位与构造活动之间的关系提供了新的依据。本文结合前人的研究成果,从构造变形的角度,在野外地质调查、岩相学及同位素年代学的基础上,开展岩体及构造岩磁组构研究,以期确定花岗岩体的侵位机制和构造背景。依据岩相学以及岩体间接触关系,将折多山新生代花岗岩体划分为三个单元:早期折多山单元、中期龙布沟单元和晚期木格错单元。年代学结果显示折多山单元、龙布沟单元和木格错单元的形成时代分别为21.52±0.30 Ma、19.59±0.16 Ma及16.50±0.18 Ma,且折多山地区的岩浆活动可能一直持续至4.88±0.88 Ma。此外,在东侧的花岗质糜棱岩中还获得了168.6±1.8 Ma和30.9±1.7 Ma两组早期原岩年龄。木格错单元和龙布沟单元花岗岩的磁化率各项异性度（PJ）分别介于1.014-1.514和1.034-1.205之间,且多数样点的PJ值低于1.2。折多山单元花岗岩的PJ值平均值为1.096（<1.2）。而糜棱岩及强变形三叠系围岩的PJ值普遍大于1.2。磁化率各项异性度大致具有近断裂带高,而岩体内部低的特点。磁化率椭球体以扁圆形为主,部分具有简单剪切应变特征,反映挤压的环境。在磁组构研究的基础上,结合折多山花岗岩体与鲜水河断裂带之间极强的时空耦合性与显微构造研究,明确了折多山花岗岩体是鲜水河断裂带同构造侵入体。虽然岩浆流动磁组构受到构造变形的影响,但大致能识别岩体的侵位信息。岩体边部磁面理走向与断裂走向相协调或小角度相交,而内部较为无序,暗示岩浆可能先沿边部的鲜水河断裂带线状上升,到达一定深度后在张性空间内呈不规则形就位,但依然受断裂带剪切作用的制约。磁线理的分布则表明岩浆大致是自南向北流动。磁组构特征表明,早期折多山单元形成于近南北向的挤压,而中期龙布沟单元和晚期木格错单元则形成于近东西向挤压。综合分析认为折多山单元岩体的侵位发生于鲜水河断裂带右行走滑向左行走滑转换的阶段,这一时期形成的局部拉张区为岩浆上升就位提供了空间。龙布沟单元和木格错单元的岩体侵位形成于较为强烈的近东西向挤压,鲜水河断裂带左行走滑作用和走向的顺时针转变加剧了拉张区空间的扩大,岩浆更大规模的在此地区就位。喜山期以来,由于高原隆升,地壳增厚,地壳部分熔融,熔融体向东运移并堆积于断裂带西侧的川滇地块内。青藏高原东扩促使鲜水河断裂带开始活化,在折多山地区形成了局部的拉张区,这不仅为高温下地壳流体沿鲜水河断裂上涌打开了窗口,而且利于热量的向上传导,导致地壳原地重融,并沿断裂上涌。因此岩体的形成是对青藏高原地表地质与深部地质耦合作用的积极响应,至少在21.5-4.88 Ma期间存在两种机制的共同作用。
黎海龙[3]（2021）在《广西岩石圈密度及磁性结构与岩浆岩空间分布特征研究》文中研究指明资源、环境的瓶颈约束已成为社会经济发展的主要矛盾,保障我国战略性矿产资源安全、实现地质找矿重大突破在新发展阶段仍是我国地质工作的重大任务。以“生态优先、绿色发展”为导向,开展深部矿产资源立体探测技术研究,加强深部找矿、拓展深部“第二找矿空间”,是我国今后资源勘查高质量发展的主要方向。众所周知,广西有很多贵重金属、有色金属、稀有金属、稀土和放射性等矿产资源,在成因上都与花岗岩类密切相关。目前广西已发现的大中型矿床中有不少在空间展布上受岩体展布特征所制约,已知出露或半隐伏的控矿特征明显的就有:大厂（笼箱盖）、大明山、西大明山、钦甲、昆仑关等岩体。这充分表明通过探讨和研究隐伏岩浆岩体及其空间展布特征,来预测和寻找与岩浆岩体相关的隐伏矿床具有十分重要的意义。因此,本论文以制约岩浆岩时空展布的岩石圈结构构造为研究基础,以探讨广西岩浆岩的展布特征为桥梁和纽带,重点解决制约深部找矿的控矿构造和控矿地质体问题。抓住岩浆岩这个关键环节,为实现广西深部找矿的突破提供理论和技术支撑。论文通过开展系统的重、磁异常研究,基于重、磁资料反演,并结合岩石圈速度结构,分析了广西岩石圈密度结构和磁性结构特征,建立了广西深部地质构造格架,划分了深部地质构造单元。在此基础上,探讨广西岩石圈结构与岩浆岩的关系,对区内岩浆岩省进行重磁异常特征分析,并对典型的岩浆岩体通过其发育、展布及其定位特征的探讨,为进一步研究与成矿的成因和空间关系提供了新证据。论文的主要内容和研究成果包括:1.围绕广西地区岩浆岩问题,系统地归纳总结了前人有关岩浆岩方面的地质、地球物理调查及研究情况,并梳理出了有待解决的问题。2.根据卫星重、磁异常特征和上地幔速度结构及密度分布特征分析,结合利用地震波全波形反演得到东亚地区地壳-上地幔速度结构开展广西地区岩石圈及上地幔结构特征分析,判断广西地区岩石圈具有与地壳不同的速度结构,壳内可分成桂西、桂东北、桂中和桂南几个区块;并推测广西地区岩石圈可能存在壳内滑脱层,壳内滑脱层可能发生在20～30 km深处,岩石圈底部滑脱层主要发生在40～80 km深处,该滑脱层可能成为燕山期以来中国大陆东南部岩浆活动的主要通道,这种结构特征是华南地区岩石圈减薄过程的表现。据此可以认为,在中-新生代华南地区岩石圈减薄的演化背景下,广西地区岩石圈形成了由多个块体拼接的深部构造格局。3.利用区域重力及航磁数据对广西岩石圈密度结构和磁化率结构进行反演,依据取得的成果分析了岩石圈密度和磁性异常成因及其与地表区域构造的关联。结合近年来华南及东南沿海地区地壳-上地幔结构及热状态方面研究新成果的基础上,认为广西地区下地壳与上地幔结构不连续,磁化率结构显示不同地区可能存在不同范围和程度的中下地壳解耦,致使在中生代以来幔源物质上侵至上地壳的规模和范围都有限,这可能是整个广西地区上地幔结构与地壳构造“错位”的主要原因。4.为了提高对重、磁异常的分辨能力,突出更多的有益信息,利用小波变换对广西区域重、磁异常进行多尺度分解,并探讨了其地质意义。根据重、磁异常的特征及重、磁异常的线性展布规律,推断了广西断裂构造和隐伏半隐伏岩体,划分了8条岩浆岩带,认为其基本上分布于上地壳低密度异常带（区）,且发育于深断裂靠低密度异常带一侧,即深部构造陡坡带的前缘,并有越靠近断裂岩浆岩的定位越高的特点。5.结合地质的新成果、新认识,选择了两个不同岩浆岩带、物化探工作程度较高的西大明山岩体和桥圩中-基性岩体进行综合分析,从深部到浅部探讨其展布形态、定位特征以及成矿关系。总之,论文基于广西岩石圈结构构造通过多维度、多方法开展对岩浆岩的研究,圈定隐伏岩体并探讨其空间展布规律,不仅可以作为直接或间接的找矿手段,也为深部找矿、矿产资源调查评价的选区和工作部署提供了重要的地球物理依据。本次研究成果对于广西开展基础地质研究和深部找矿具有参考价值和借鉴意义。
张亮亮[4]（2021）在《胶西北焦家式金矿关键控矿要素及其地球化学勘查标志》文中认为焦家式金矿在胶东地区已探明金矿资源储量4000余吨,占山东省金矿资源储量72%,约为全国金矿资源储量29%,具有巨大的研究价值和经济价值。目前胶东地区的主要成矿带勘查深度已达到2000米甚至3000米,多家科研院所和地勘单位开展了一系列深部金矿勘查,显示焦家断裂带、招平断裂带的超深部仍具有较大成矿可能。然而,随着隐伏矿埋藏深度的增加、地质环境不清,不能获得直接的找矿信息,对勘查方法提出了更高的要求,本研究选择2处焦家式金矿床为典型矿床,梳理矿床的地球化学勘查标志,研究矿床的地球化学异常模式,在此基础上展开深部预测。焦家式金矿受区域性构造的控制,空间上与玲珑花岗岩、郭家岭花岗岩关系密切,具有明显的蚀变分带特征,矿体主要受断层泥以下黄铁绢英岩化蚀变的控制,具有界面成矿的特征。矿体在玲珑花岗岩中从地表到地下5km连续成矿,从浅部到深部,矿床蚀变类型、流体特征基本相同,于单个矿体而言,从浅部到深部矿体有差异性。焦家断裂带控制的矿体主要赋存于主断面下盘,断裂带发育在花岗岩中时,上盘发育钾长石化花岗岩、绢英岩化花岗岩、绢英岩化花岗质碎裂岩、（黄铁）绢英岩质碎裂岩,下盘发育黄铁绢英岩质碎裂岩、黄铁绢英岩化花岗质碎裂岩、黄铁绢英岩化花岗岩和钾化花岗岩,蚀变类型在主断面两侧呈现对称分布特征,但主裂面两侧在岩性特征、结构构造、蚀变强度、化学成分等方面差异明显,表现出非镜像对称特征。一般下盘花岗岩的构造破碎程度比上盘花岗岩更严重;断裂带上盘黄铁矿含量低、一般无矿化显示,下盘黄铁矿含量高,出现金矿化;断裂带上盘的中生代花岗岩中韧性变形不发育,以脆性破裂为主,下盘发育明显的韧性变形;断裂带上下盘不同蚀变带的成矿元素Au,矿化剂元素S,成矿伴生元素Ag、Pb、Zn,微量元素Ba、Sr以及主量元素Na2O、Mg O含量具有差异性,指示焦家断裂带主断裂面两盘经历了不同的成矿作用过程,下盘花岗岩的热液蚀变作用与成矿作用的关系更为密切。依据焦家断裂带不同蚀变带元素的非镜像对称性特征,可利用上、下盘花岗岩和构造蚀变带的地球化学标志识别矿体或者不同蚀变带的位置。以多维异常体系理论为指导,查明了胶西北矿集区焦家深部金矿床、大尹格庄金矿床蚀变岩中元素分布特征、富集贫化规律和元素迁移规律,最终确定赋矿地质体,通过蚀变带-矿物-元素等不同尺度变化特征研究,明确赋矿地质体的地球化学标志,梳理总结了典型金矿床的矿致异常模式。在此基础上,构建了胶西北地区金矿深部找矿地球化学勘查模型。该模型中,地球化学勘查指标高度集中为矿化剂元素S、常量元素Na2O以及成矿元素Au等少数几个元素。矿化剂元素S含量是衡量构造蚀变带等地质体赋矿性的典型标志;Na2O负异常指示热液作用强度和影响范围;Au等成矿元素指示构造蚀变带等地质体的成矿物质条件。开展了招平断裂带3000米深钻岩心资料进行垂向蚀变分带与元素异常分带对比研究,利用元素异常特性标定招平断裂带北段的栾家河断裂、破头青断裂和九曲蒋家断裂在深部的位置及规模,并分析断裂性质、控矿特征及其深部成矿潜力。通过对招平带深孔ZK3401开展钻孔岩石测量,分析表征蚀变带的Au、Ag、Cu、Pb、Sb、S、Bi、Na2O等12种元素的协同异常特征,得出栾家河断裂大约在-600米,倾角为80°;破头青断裂破碎蚀变规模、程度较大,集中在-1700米至-2100米;九曲蒋家断裂发育在-2800米左右,破碎蚀变程度较低,Au、Ag高值区一般对应Na20的负异常值区,元素协同表明破头青断裂影响范围1700米-2100米的矿化区间。显示栾家河断裂东南侧深部-1700至-2500米范围内还有斜长1.6km（按倾角30°估算）的找矿空间,目标为相对浅部的破头青断裂。
汤谨晖[5]（2020）在《粤东北仁差盆地铀多金属矿成矿地质特征与成矿预测》文中进行了进一步梳理仁差火山断陷盆地处于NE向武夷多金属成矿带西南端与EW向南岭成矿带东端这一独特的地质构造交汇部位。区内印支—燕山早期岩浆活动频繁,燕山晚期火山活动强烈,发育多组断裂构造。盆地具有优越的区域地质成矿条件,属国内重要的铀多金属矿聚集区之一。目前,在盆地中已发现多个U、Mo、Au、Ag等多金属矿床和一批矿化（点）,成矿前景较好。以往盆地基础地质工作主要局限于几个已知矿床,矿床外围空白区较多,对许多基础地质问题未进行系统研究。另外,对盆地及邻区丰富的地质、物化探、遥感等地学信息,尚未利用现代矿产资源预测评价理论方法进行系统分析和综合评价,这成为制约盆地下一步找矿方向的拓展和找矿勘查突破的主要问题之一。本文全面系统地收集、整理与盆地有关的地质、物探、化探、遥感和矿产等资料,在借鉴和吸收前人研究成果基础上,结合野外地质调查和样品测试,在盆地成矿地质条件分析的基础上开展典型矿床研究,基本查明了矿床主要控矿因素;全面梳理了铀多金属矿空间分布规律,厘定了矿床成矿序列及矿床成因,建立了盆地成矿模式。利用地质、物探、化探、遥感等多源地学信息,提取成矿异常信息。根据找矿标志,构建矿床成矿预测地质模型。采用MORPAS评价系统数据知识的“经验模型法+成因模型法”的混合驱动形式,应用“找矿信息量法”对特征异常信息进行叠加分析,对各成矿单元开展成矿预测,圈定找矿靶区,并对各靶区分别进行了远景评价。具体研究过程中取得成果简述如下:（1）在古应力要素研究基础上,恢复了盆地自中生代印支期至古近纪始新世的构造—沉积—岩浆演化序列。同时根据对盆地及周边节理在不同地层单元产状和切割关系筛分,认为盆地主要存在四期共轭节理。第四期节理集中在晚白垩世至古近纪地层中,最大主应力轴轴向EW,呈现EW挤压及SN伸展的应力状态,盆地在该阶段以伸展断陷为主,与盆地铀主要成矿年龄阶段相对应。区内最关键控矿因素应为断裂构造,NNE向、NWW向、EW向断裂交汇复合部位因拉张作用形成的张裂区（带）,是成矿流体最理想的存储空间（容矿构造）,控制主要铀矿床（矿体）空间定位。（2）盆地次流纹斑岩岩石地球化学特征表现出硅、铝过饱和的高钾钙碱性系列和钾玄岩系列的流纹岩特征。岩浆源区可能来自壳源,次火山岩不是结晶分异作用的产物,上地壳岩石的部分熔融可能是其主要的形成机制,样品表现出来的结晶分异特征应是岩浆超浅层侵入过程中长英质矿物发生结晶的结果。对盆地基底文象花岗岩进行LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素定年,首次测得两个谐和年龄分别为179±1Ma和186±1Ma,形成时代为早侏罗世晚期,即燕山第一幕岩浆活动之产物。测年成果加深了对仁差盆地构造—岩浆演化的认识,也为粤东北地区在早侏罗世缺乏岩浆岩活动的报道提供了新的年代学数据。（3）对典型矿床关键控矿因素及矿床成因进行剖析,认为:差干多金属矿床应属再造富集而成的沉积—火山热液复成因矿床,隐伏断裂构造控制了深部主要矿体的展布范围,改变了前人对成矿单一“层控”的地质认识;麻楼矿床应属浅成中低温热液型铀矿床,空间定位于次流纹斑岩内接蚀带边缘相（细斑次流纹斑岩）0～30m内,矿化分布在由挤压破碎产生的次级密集裂隙群带中;鹅石矿床应属沉积—火山热液复成因矿床,产于晚白垩世叶塘组上组上段顶部第三韵律(K32-Ⅲb)中的层凝灰岩、含砾凝灰岩中。盆地酸性火山岩应是铀物质来源的主体,另外因素是深部岩浆活动;成矿流体具有多来源特征,由大气降水和深源流体叠加作用而成。（4）通过锆石U-Pb同位素测年,认为盆地火山岩主要是晚白垩世早期（K2）火山活动的产物。铀矿样品206Pb/238U年龄结果表明,成矿时代由晚白垩世晚期一直延续到新近纪上新世,应是多期多阶段成矿。根据矿床成矿系列理论中“地质时代（旋回）—矿床成矿系列（组）—矿床成矿亚系列—矿床”的研究思路,厘定了盆地矿床的成矿系列,将盆地矿床归于晚三叠世—白垩纪（燕山旋回）下3个矿床成矿亚系列。并依据矿床控矿因素及地质作用环境差异,将盆地4个矿床划分成差干式、麻楼式2个找矿模式。（5）对多源地学信息进行异常提取,盆地内共圈定伽玛综合异常晕圈10个（U-1～U-10）,Ⅰ级水化远景区8个（Ⅰ-1～Ⅰ-8）;对水系沉积物测量19种元素的地化数据,采用聚类分析、因子分析原理,确定矿区地球化学特征元素组合,提取出Hg-Y-La组合、Bi-Sn-W-Be组合、Zn-Mo-Nb组合、Au-Pb组合、Cu-Zn组合综合异常;选用ETM+遥感影像7个高光谱波段对铁离子蚀变矿物、羟基蚀变矿物及硅化、中基性岩脉等异常信息分别进行识别提取。在上述地球物理、地球化学、遥感影像等信息提取基础上,编制了各类综合异常成果图件。（6）根据盆地成矿规律,结合多源地学信息提取结果,建立区内火山岩型铀矿床主要找矿判别标志。从成矿地质背景、构造与结构面关系、成矿特征等参数方面研究,建立盆地成矿预测地质模型。采用数据知识的“经验模型法+成因模型法”的混合驱动形式,利用MORPAS3.0的空间分析功能进行特征信息量叠加分析,并圈定了找矿靶区。区内共圈定5个A级找矿靶区（编号:A1～A5）、3个B级找矿靶区（编号:B1～B3）,对各找矿靶区分别进行了远景评价。
甘一雄[6]（2020）在《地下工程岩体破裂声发射参数表征研究与定位方法优化》文中进行了进一步梳理声发射作为一种被动的无损监测手段,在地下工程中得到了较为广泛的应用,但也同样存在一定局限。针对这一情况,本文主要从声发射参数表征与破裂源定位两个方向,研究了地下工程岩体破裂声发射监测方法。在岩石破裂声发射参数表征研究中,本文通过对巴西劈裂试验过程中的声发射监测,验证了即使是宏观为张拉破坏的岩石破裂,在临近破坏阶段剪切破裂比例仍会增长的规律,并据此提出了基于声发射RA（上升时间RT与振幅A的比值）与AF（平均频率）的岩石破裂监测指标CV（r）,并给出了相应的建议预警阈值CV（r）=1。通过巴西劈裂试验及华蓥山隧道掘进爆破过程中的现场监测,验证了该指标的可行性与优势,结果表明,这一指标在信号衰减的作用下反而能够得到偏安全的分析结果,抵抗衰减的能力较强,适用于作为地下工程声发射现场监测指标。通过隧道围岩声发射现场监测试验,对比了不同破裂源距离、不同参数选取、不同统计方法、不同安装方式等因素对参数分析结果的影响。其中,在华蓥山隧道中采用了原岩表面安装、初衬表面安装、锚杆端部安装等三种安装方式,在五老峰隧道中采用了原岩表面安装与钻孔内部安装等两种安装方式。根据分析结果可知,原岩表面安装与初衬表面安装方式安装难度相对较低,参数监测结果也较为可靠;钻孔内部安装方式受环境噪音影响较小,监测效果较好,但安装与耦合难度较高;锚杆端部安装方式的安装难度适中,对于某些监测参数指标会有增益效果,但不宜选用C V（r）值及相关参数指标作为监测指标。然而,在声发射现场监测中,仅凭参数分析难以得到事件的空间密度,仍需要进一步通过破裂源定位确定声发射事件的空间分布。破裂源定位方面,本文提出了一种结合数据库技术的网格搜索优化方法——时差场搜索定位算法,并通过对水压致裂模型试验的声发射监测与事件定位验证该方法的可行性,并以相关系数为依据,对比了时差场搜索定位方法与单纯形法的定位效果,由对比结果可知,在该试验中时差场搜索定位方法的效果更好。此外,本文引入了“区域化速度模型”,进一步验证了该方法在复杂速度模型下的适用性。根据定位结果统计了不同参数的分布密度结果,由统计结果可知,不同参数的密度分布特征差异可能较大,在进行参数密度统计时应充分考虑不同参数反映的不同信息,尽可能全面地进行监测分析。基于时差场搜索定位方法,本文进一步提出了地下工程现场监测中的等效定位方法,用以简化定位条件,降低破裂源定位的实用难度。通过五老峰隧道掌子面轻微岩爆的声发射监测与等效定位验证了该方法的可行性:通过对比不同速度模型下的钻孔定位结果,选取更为合理的“组合波速模型”,并采用组合波速模型,对掌子面停工后监测到的少量信号进行定位分析,得到定位结果在掌子面右侧区域,且事件发生时间、事件对应最大r值等统计结果都印证了定位到的声发射事件对应掌子面上的宏观破裂,结合定位结果与参数分析结果,推断掌子面在停工后发生了一次轻微岩爆。
刘利宝[7]（2020）在《内蒙古大兴安岭南段敖包吐铅锌银多金属矿床成矿机制及定位预测研究》文中研究表明论文以敖包吐勘查区（约80km2）为研究对象和尺度。立足于解决敖包吐矿区范围内深部和外围找矿问题,主要研究内容包括成矿机制研究和地、物、化找矿信息提取。聚焦:评价深部斑岩型矿化找矿潜力,对构造控制的脉状矿体进行深部定位预测,评价已知矿体以外地段的找矿潜力。取得的主要认识及成果有:（1）敖包吐矿床已知部分为受断裂控制的热液脉状矿床。成矿作用与晚侏罗世I型花岗质岩石密切相关,成矿硫源来源于深部岩浆,矿石铅为壳幔混合来源,与岩浆作用密切相关,成矿流体以岩浆热液为主,晚期有大气降水的加入,成矿温度为中温。形成于140.0～155.7Ma的花岗闪长斑岩为成矿母岩,其经历了充分的结晶分异作用,成矿母岩和与之配套的断裂构造系统对成矿均具有决定性作用。推测深部存在规模较大的花岗闪长斑岩岩基,存在“上脉下体”成矿结构的可能。形成于169.9Ma的流纹斑岩为研究区重要的矿源岩。（2）地球物理信息提取得到:（1）矿体位置电性特征为低电阻中高极化率,矿化岩体为高电阻高极化。常规激电测深视电阻率与视极化率对应良好的梯度带位置与脉状矿（化）体位置吻合。（2）1:1万地面高精磁测共解析出4类异常,共6大异常、10个子异常。Ⅰ、Ⅱ号矿带位置磁测信息均有明显的异常反映,对磁测数据多种方法变换处理:Ⅱ号矿带位置为高的正异常区,梯度明显,矿体产出部位NW向串珠状、带状正异常与串珠状、团朵状负磁异常镶嵌相伴、间隔出现;Ⅰ号矿带位置为低缓团朵状正磁异常和团朵状负磁异常间隔出现,梯度较缓。向上延拓反映在Ⅰ号矿带和Ⅱ号矿带东端趋于交汇地段深部存在大的强磁地质体,是深部侵入体的反映。（3）1:1万重力扫面测量,共圈定高密度异常体4处,低密度异常体7处,重力高值异常G-4的范围与Ⅰ号、Ⅱ号矿带已知地段高度吻合,推测4处高密度异常为矿致异常,7处低密度异常为隐伏的花岗闪长斑岩体或流纹斑岩的局部地质单元。大比例尺电、磁、重力测量成果均显示,敖包吐矿床已知的构造热液脉状矿体产出部位深部局部地段存在成矿母岩-花岗闪长斑岩的隐伏岩体（岩基）,高精磁法测量和高密度重力测量对定位预测成矿母岩—花岗闪长斑岩和矿源岩—流纹斑岩有效。（3）地球化学信息提取得到:（1）原生晕-垂向域方面:Hg、Sb、As、Cd、Cu、Bi、In、Sn是重要的找矿指示元素;Ⅰ、Ⅱ号矿带原生晕轴向分带序列均显示多期热液叠加成矿的反分带现象。Ⅰ6和Ⅱ1号矿体存在上下两个矿化富集带,第二矿化富集带赋存于260m标高以下;Ⅱ1号矿体的第二矿化富集带与第一矿化富集带之间的无（弱）矿间隔约160～180m。（2）次生晕-平面域方面:W、Sn、Mo、Bi、Cd、Cu、Sb、As、Au等元素是重要的指示元素。主成分分析得到4个主成分,主成分2主要载荷因子Bi、Sn、Pb、W、Sb、Ag、Mo是评价侵入岩成矿作用的有效标志;主成分3主要载荷因子Au、As、Sb是评价构造控制的热液脉状矿化的有效标志,属前缘晕元素。两个主成分异常中心可作为矿源岩流纹斑岩和成矿母岩花岗闪长斑岩的定位预测依据之一,主成份3的地球化学高值异常中心可作为定位预测浅部控矿构造的依据之一。筛选出两处矿致异常。（4）研究区控矿要素包括:构造对成矿的控制（EW向构造导矿兼容矿;NW向构造容矿;EW向雁列式断裂构造组内派生的NW向断裂构造构成“入”字形构造控矿系,EW向雁列式断裂构造组内NW向断裂构造构成的断层桥控矿系,EW向构造与NW向构造组成菱形结环控矿系）、成矿母岩对成矿的控制（侏罗世～早白垩世花岗闪长斑岩与成矿作用关系密切,花岗闪长斑岩期的岩浆活动是成矿作用的重要因素）、矿源岩对成矿的控制（形成于（169.9±0.8）Ma的流纹斑岩因被后期（155.7±1.0）Ma的花岗闪长斑岩期侵入的岩浆热液萃取而为成矿提供了一定的物质,是研究区重要的矿源岩）和围岩岩性对成矿的控制（浅色岩系有利于容矿,黑色岩系导致矿质分散）等四类。提取出研究区内的预测准则包括:地质准则（构造准则、成矿母岩准则、矿源岩准则和围岩岩性准则）、地球物理准则（地球物理信息提取之结果,包括电性异常准则、磁异常准则、重力异常准则）、地球化学准则（化探信息提取之成果,包括原生晕地球化学预测准则和次生晕地球化学预测准则）。（5）创造性地引入经济学思维,根据矿山生产经营中选矿回收率、金属价格、加工费、计价系数等经济指标计算了样品中Pb、Zn、Ag综合品位和综合矿化强度,以此作为已知矿体空间矿化信息的研究手段,参与深部定位预测研究。（6）在已知的Ⅰ6和Ⅱ1号矿体深部进行了定位预测,提出Ⅰ号矿带和Ⅱ号矿带存在多期热液叠加成矿,在Ⅰ6和Ⅱ1号矿体深部存在第二矿化富集带,Ⅱ1号矿体具有明显的侧伏规律,圈定了深部找矿靶区。其中Ⅱ1号矿体深部靶区已得到成功验证,Ⅰ6号矿体深部靶区还未及验证。（7）在已知的Ⅰ、Ⅱ号矿带的外围进行了定位预测,圈定了四类共9个靶区。其中A1靶区和A2靶区已得到成功验证,A1靶区求得122+333可采矿石资源量120.47万吨,A2靶区求得122+333可采矿石资源量85.24万吨。
王旭东（Watsala INSALY）[8]（2019）在《桂北龙胜花岗岩体侵位机制》文中进行了进一步梳理桂北龙胜花岗岩体呈近SN向纺锤形同心带状出露于龙胜复式背斜的核部,岩体由内带拉正花岗闪长岩和外带铜盆二长花岗岩组成。其中拉正花岗闪长岩属于钙碱性系列花岗岩,两件测年样品的锆石U-Pb年龄为436.0±13.0 Ma和437.0±6.0 Ma,岩体形成于志留纪兰多维列世（Liandovery）;铜盆二长花岗岩也主要属于钙碱性系列花岗岩,两件测年样品的锆石U-Pb年龄为424.0±6.1Ma和425.1±5.2 Ma,岩体形成于志留纪罗德洛世（Ludlow）。地球化学特征显示,拉正花岗闪长岩和铜盆二长花岗岩均具有壳源型花岗岩的地球化学特征,为S型花岗岩,岩浆起源于变质泥岩部分熔融,主要形成于以伸展为主的后碰撞大地构造环境。岩体的磁组构特征显示,拉正花岗闪长岩体和铜盆二长花岗岩体绝大多数测量点的磁化率各向异性度（P）在1.021.09之间,表明岩体变形较弱;磁化率椭球扁率E值主要介于0.9510.998之间,以拉长型应变为主,并兼具简单剪切的应变特征;磁面理在岩体的边部多与的接触界线相协调,但在岩体的内部较紊乱,暗示岩浆可能先顺着裂隙的边部上升,之后再紊乱地填充内部;而岩体内的磁线理的优选方位指示岩浆大致由南向北流动。总体上看,拉正花岗闪长岩浆和铜盆二长花岗岩浆是沿着龙胜复式背斜转折端开启的纵张裂隙空间脉动上侵而成,龙胜花岗岩体总体为岩墙扩展侵位机制。由于早期形成的拉正花岗闪长岩体位于岩体的内带,而晚期侵位的铜盆二长花岗岩体在地壳高位“托浮”并环绕着拉正花岗闪长岩体上升,因此该岩体的生长方式为外侵式。
陈震[9]（2017）在《陆壳熔融与流变的数值模拟及其地质约束研究》文中指出地壳内部过程的不可观测性,是诸多重大地质问题长期争论的根本原因,陆壳熔融及其流变机制问题即为其中之一。数值模拟技术与超级计算技术的发展,为地壳内部地质过程,包括花岗岩形成过程的数字重建提供了可能性。由于花岗岩“深熔-侵入”模型的数值模拟,已进行过大量研究,本论文拟在“深熔-对流”地质模型的基础上,借助大型模拟软件Underworld和天河2号超级计算机,对花岗岩形成的热动力过程,以及这一过程引起的地壳变形效应,开展进行数值模拟研究。论文选题不但对于花岗岩形成过程的数字重建有重要意义,更是大数据时代的地质学研究走向量化过程的重要一环。为了解部分熔融岩石的流变行为,作者在综合分析各种岩石在部分熔融过程中的强度变化与熔体分数关系的实验数据的基础上,提出研究陆壳深熔作用应使用岩石“综合强度”的认识。在此基础上,重新厘定已知的“熔体连通转换”（MCT）和“固-液转换”（SLT）所对应的熔体分数（MF）,同时发现在MF=25%处,岩石综合强度存在显着突降,并将其命名为“框架熔融转换”（FMT）。、通过对粤西福湖岭混合岩-混合花岗岩剖面的实地测量和室内计算处理,获得了该剖面各种混合岩和混合花岗岩的浅色体比例。实验资料分析获知的岩石流变行为,与福湖岭剖面的地质资料结合,实现了实验结果与地质观察之间的双向约束。在此基础上,建立了受流变转换点SLT约束的岩石熔融过程的数学表达,并据此对“深熔-对流”地质模型描述的壳内熔融过程及其引起的效应进行数值模拟,以验证模型的可能性和普适性。本次研究获得的主要结论如下:（1）.岩石在熔融过程中,其综合强度在固、液相线之间存在三个突降点或流变转换点,即MCT、FMT和SLT,三者对应的熔体分数百分比分别为8%,25%和40%;（2）.通过实验流变转换点与粤西福湖岭混合岩-花岗岩野外剖面的对比研究发现,在地壳熔融过程中,MCT是粒间熔体从岩石孔隙空间向面理（层理、片理等）空间转移的标志,它导致部分熔融岩石原岩结构转变为层状或条带状结构;FMT标志部分熔融岩石的固体框架从压缩到熔融的转换,化学上标志岩石熔融从易熔组份到难熔组份的转换;SLT是岩石固体框架解体,即岩石的整体状态从固态到液态（岩浆）转换的标志。在地壳岩石部分熔融（深熔）过程中,SLT所处深度之下的硅铝质陆壳,应该存在层状花岗岩浆,而不是连续成层的硅铝质岩石;（3）.上部陆壳熔融过程的数值模拟结果,揭示SLT之下岩浆对流作用的存在,且对流作用可导致陆壳熔融层不断增厚;岩浆对流速度依赖于模型底部边界温度,底部边界温度>739.6℃是岩浆对流作用发生的必要条件;线性底部边界温度,可导致岩浆对流作用从独立涡流向整体环流发展;（4）.岩浆流动对盖层岩石的拖曳作用,不但引起了陆壳熔融层顶部界面波动起伏,而且导致了盖层出现挤压与拉张相间的水平应力环境。前者反映盖层变形对岩浆流动的响应,后者说明固体盖层水平应力变化,可以是熔融层内岩浆对流的结果而不一定是引起岩浆流动的原因;模拟结果表明对流岩浆的侧向流动与盖层之间的剪切作用,可引起熔融层之上部分熔融岩石的变形,揭示了部分熔融岩石的变形作用,可以单纯起因于岩浆流动而不一定需要区域构造动力;（5）.对含熔融层的地壳挤压过程的数值模拟,揭示岩浆流体在各方向上的速度差异可引起盖层的不均匀变形,熔融层顶界面的起伏与地面起伏存在同向关系;揭示了“深熔-对流”地质模型有关花岗岩和混合岩穹隆或背斜的形成机理;（6）.数值模拟结果证实“深熔-对流”地质模型符合物理学的基本规律,对于相关地质现象的解释具有普适性。
王涛,王晓霞,郭磊,张磊,童英,李舢,黄河,张建军[10]（2017）在《花岗岩与大地构造》文中研究指明花岗岩（广义）是地球有别于其它星球及地球上大陆地壳有别于大洋地壳的物质标志,是大陆上分布最广的岩石之一。在已有研究基础上,本文系统阐述了花岗岩大地构造的内涵、研究思路、研究内容和发展方向。花岗岩大地构造将花岗岩视为一种构造标志体、地质体,是从花岗岩角度,探索解决大地构造问题,其研究内容可概括为物理特性（构造）、物质组成（岩石地化）和年代学三大方面,具体研究内容包括:（1）巨量花岗岩浆侵位的物理特性变化及其构造意义,包括岩浆上升迁移、汇聚定位及岩体（带）形成/构建过程;（2）花岗岩体变形改造及其构造意义;（3）花岗岩物源与大陆生长及深部结构,以新老物质组成,划分造山带类型;（4）巨型花岗岩带发育过程与大陆聚散,探索超大陆和中小板块聚散的岩浆响应。花岗岩大地构造丰富了大地构造研究内容,也有助深化花岗岩体（带）形成、发育过程和构造背景的认识。它的提出是当今地球科学学科交叉、融合发展的必要。
二、花岗岩定位机制研究进展（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、花岗岩定位机制研究进展（论文提纲范文）
（1）延边地区闹枝铜金矿床成矿作用研究（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 国内外研究现状 |
| 1.3 拟解决问题与研究思路 |
| 1.4 实物工作量 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.1.1 古生代地层 |
| 2.1.2 中生代地层 |
| 2.1.3 新生代地层 |
| 2.2 区域侵入岩 |
| 2.2.1 古生代侵入岩 |
| 2.2.2 中生代侵入岩 |
| 2.2.3 新生代侵入岩 |
| 2.3 区域构造 |
| 2.3.1 盆山构造 |
| 2.3.2 断裂构造 |
| 2.4 区域金属矿产资源 |
| 第3章 矿床地质特征 |
| 3.1 矿区地质概况 |
| 3.2 矿体特征 |
| 3.3 围岩蚀变特征 |
| 3.4 矿石类型、特征与成矿过程 |
| 3.5 小结 |
| 第4章 成矿流体特征 |
| 4.1 样品与实验方法 |
| 4.1.1 流体包裹体 |
| 4.1.2 稳定同位素 |
| 4.2 流体包裹体特征 |
| 4.2.1 显微岩相学特征 |
| 4.2.2 显微测温结果与成矿深度估算 |
| 4.2.3 流体密度与成矿压力 |
| 4.2.4 流体包裹体成分 |
| 4.3 H-O同位素特征 |
| 4.4 S-Pb同位素特征 |
| 4.4.1 S同位素 |
| 4.4.2 Pb同位素 |
| 4.5 小结 |
| 第5章 同位素年代学与成岩成矿时代 |
| 5.1 样品与实验方法 |
| 5.1.1 锆石U-Pb定年 |
| 5.1.2 金属硫化物Rb-Sr定年 |
| 5.2 U-Pb定年结果 |
| 5.2.1 早侏罗世花岗闪长岩 |
| 5.2.2 早白垩世侵入杂岩 |
| 5.2.3 早白垩世火山岩 |
| 5.3 Rb-Sr定年结果 |
| 5.4 小结 |
| 第6章 成矿斑岩岩石学、地球化学特征与成因 |
| 6.1 样品与实验方法 |
| 6.1.1 主微量、同位素分析 |
| 6.1.2 成矿元素分析 |
| 6.2 显微岩相学特征 |
| 6.3 主微量元素地球化学特征 |
| 6.3.1 闪长岩类(辉长闪长岩-闪长玢岩) |
| 6.3.2 花岗质岩石(花岗闪长岩-花岗闪长斑岩-花岗斑岩) |
| 6.4 锆石Lu-Hf同位素特征 |
| 6.5 早白垩世侵入杂岩的成因 |
| 6.5.1 辉长闪长岩成因 |
| 6.5.2 闪长玢岩成因 |
| 6.5.3 花岗质岩石成因 |
| 6.6 成矿元素地球化学特征 |
| 6.7 小结 |
| 第7章 成矿作用、成矿机理与成矿地质模式 |
| 7.1 成矿作用源-运-储框架 |
| 7.1.1 矿质起源与岩浆作用的制约 |
| 7.1.2 成矿流体演化过程 |
| 7.1.3 矿质沉淀机制 |
| 7.2 成矿地球动力学背景 |
| 7.3 成矿地质模式 |
| 结论 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 致谢 |
（2）青藏高原东缘折多山岩体磁组构特征及构造意义（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题依据与意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 折多山岩体 |
| 1.2.2 花岗岩构造及侵位研究 |
| 1.3 研究方法与内容 |
| 1.4 主要工作量 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 松潘-甘孜地块 |
| 2.2 折多山构造岩浆岩带 |
| 2.2.1 鲜水河断裂带 |
| 2.2.2 地层 |
| 2.2.3 折多山岩体 |
| 第三章 折多山岩体年代学特征 |
| 3.1 折多山花岗岩岩相学特征 |
| 3.2 折多山岩体锆石U-Pb年代学记录 |
| 3.2.1 采样及方法 |
| 3.2.2 定年结果 |
| 3.3 折多山岩体侵位年龄 |
| 第四章 折多山岩体及围岩磁组构特征 |
| 4.1 磁组构方法与样品采集 |
| 4.2 折多山花岗岩体内部磁组构 |
| 4.2.1 木格错单元花岗岩体磁组构特征 |
| 4.2.2 龙布沟单元花岗岩体磁组构特征 |
| 4.2.3 折多山单元花岗岩体磁组构特征 |
| 4.3 混合岩带糜棱岩及三叠系围岩磁组构 |
| 第五章 显微构造 |
| 5.1 岩浆组构形成阶段 |
| 5.2 研究区显微构造特征 |
| 第六章 讨论 |
| 6.1 折多山新生代岩浆作用与断裂活动的时空耦合性 |
| 6.2 折多山新生代同构造花岗岩组构特点 |
| 6.3 鲜水河断裂带运动学分析 |
| 6.4 折多山岩体生长方式及构造环境 |
| 结论与展望 |
| 主要结论 |
| 下一步工作展望 |
| 参考文献 |
| 攻读硕士学位期间取得的科研成果 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（3）广西岩石圈密度及磁性结构与岩浆岩空间分布特征研究（论文提纲范文）
| 作者简介 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究目的与意义 |
| 1.2 国内外研究现状和存在的问题 |
| 1.2.1 广西岩浆岩研究现状 |
| 1.2.2 有关广西地区隐伏岩浆岩方面的研究 |
| 1.2.3 广西地区地球物理调查及深部探测主要成果 |
| 1.2.4 有关重、磁异常资料分析及解释方法及应用的研究现状 |
| 1.2.5 存在的主要问题 |
| 1.3 论文研究内容及主要成果 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 1.3.3 主要成果及创新点 |
| 第二章 广西区域地质背景与区域地球物理特征分析 |
| 2.1 广西区域地质背景 |
| 2.1.1 区域地层概况 |
| 2.1.2 岩浆岩分布概况 |
| 2.2 广西大地构造特征 |
| 2.2.1 广西大地构造及演化 |
| 2.2.2 广西地区大地构造单元划分 |
| 2.2.3 广西区域断裂 |
| 2.3 区域与深部地球物理特征分析 |
| 2.3.1 广西地区岩石圈及上地幔地球物理特征分析 |
| 2.3.2 广西地区岩石密度和磁性特征 |
| 2.3.3 区域重力异常与航磁异常特征 |
| 2.3.4 岩石圈及上地幔结构分析 |
| 2.4 本章小结 |
| 第三章 广西岩石圈结构分析 |
| 3.1 岩石圈密度及磁化率反演方法简介 |
| 3.2 广西地区岩石圈密度及磁性结构 |
| 3.2.1 岩石圈密度结构特征 |
| 3.2.2 岩石圈磁性结构特征 |
| 3.2.3 岩石圈热结构特征 |
| 3.3 岩石圈密度及磁性结构与大地构造及其演化的关联 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 广西岩浆岩区域重、磁异常特征分析 |
| 4.1 区域重、磁异常数据处理与分析方法简介 |
| 4.1.1 重、磁异常多尺度分析方法 |
| 4.1.2 位场异常(断裂构造或岩性边界)信号提取方法 |
| 4.2 广西重、磁异常多尺度分解 |
| 4.2.1 重、磁异常多尺度分解结果 |
| 4.2.2 广西多尺度重、磁异常的地质意义 |
| 4.3 广西地区线性构造异常特征分析 |
| 4.3.1 线性异常信号提取 |
| 4.3.2 广西区域断裂构造及构造格架 |
| 4.4 广西岩浆岩省重、磁异常特征 |
| 4.4.1 隐伏半隐伏岩体重、磁异常特征 |
| 4.4.2 利用重、磁异常推断的隐伏、半隐伏岩体 |
| 4.5 岩石圈结构与岩浆岩分布的关系 |
| 4.5.1 广西地壳厚度与岩浆岩分布 |
| 4.5.2 岩石圈结构与岩浆岩的发育及定位 |
| 4.6 本章小结 |
| 第五章 典型岩体与深部岩浆物质来源 |
| 5.1 两个典型隐伏岩体的深部磁性结构 |
| 5.2 典型岩体与深部物源 |
| 5.2.1 西大明山隐伏岩体 |
| 5.2.2 桥圩中-基性隐伏岩体 |
| 5.3 本章小结 |
| 第六章 结论与建议 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 建议 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（4）胶西北焦家式金矿关键控矿要素及其地球化学勘查标志（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题依据与研究意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 勘查地球化学研究进展 |
| 1.2.2 焦家式金矿研究进展 |
| 1.3 存在问题和研究内容 |
| 1.4 研究思路与方法 |
| 1.4.1 研究思路 |
| 1.4.2 研究方法 |
| 1.5 完成主要实物工作量 |
| 第二章 胶西北焦家式金矿特征及成矿规律 |
| 2.1 焦家式金矿基本特征 |
| 2.1.1 焦家式金矿产出于胶北隆起区 |
| 2.1.2 焦家式金矿吨位大、品位稳定 |
| 2.1.3 焦家式金矿的矿石特征 |
| 2.1.4 焦家式金矿成矿物质来源的多源性 |
| 2.1.5 焦家式金矿成因具有特殊性 |
| 2.2 焦家式金矿成矿规律 |
| 2.2.1 区域金矿床矿化结构受地球化学场控制 |
| 2.2.2 中生代岩浆岩对金矿床的约束 |
| 2.2.3 胶西北地区构造体系对金矿的控制 |
| 2.2.4 蚀变岩分带对矿体控制规律 |
| 2.2.5 焦家式金矿具界面成矿规律 |
| 2.3 本章小结 |
| 第三章 焦家式金矿典型矿床矿体特征 |
| 3.1 焦家巨型金矿床 |
| 3.1.1 主要矿体特征 |
| 3.1.2 矿石成分和金矿物特征的变化 |
| 3.2 大尹格庄金矿床 |
| 3.2.1 主要矿体特征 |
| 3.2.2 金矿物特征变化 |
| 3.3 矿体从浅部到深部差异 |
| 3.3.1 矿体品位、厚度差异 |
| 3.3.2 矿石类型差异 |
| 3.3.3 矿化蚀变差异 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 焦家式金矿蚀变分带非镜像对称特征 |
| 4.1 蚀变分带展示宏观对称性 |
| 4.1.1 蚀变带类型 |
| 4.1.2 蚀变岩分带岩性特征 |
| 4.1.3 蚀变岩带对矿体控制特征 |
| 4.2 主断裂面上下盘蚀变非镜像对称特性 |
| 4.3 矿源岩与金矿成矿作用 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 控矿要素地球化学勘查标志 |
| 5.1 焦家试验区矿致异常模式 |
| 5.1.1 地球化学勘查指标 |
| 5.1.2 主要控矿要素及其地球化学勘查标志 |
| 5.1.3 焦家试验区矿致异常模式 |
| 5.2 大尹格庄试验区矿致异常模式 |
| 5.2.1 地球化学勘查指标 |
| 5.2.2 主要控矿要素及其地球化学勘查标志 |
| 5.2.3 大尹格庄试验区矿致异常模式 |
| 5.3 本章小结 |
| 第六章 基于3000 米深钻的成矿预测示范 |
| 6.1 示范区成矿深度与找矿空间 |
| 6.2 示范区地质背景 |
| 6.3 3000 米钻探验证发现深部矿体 |
| 6.4 钻孔岩石测量识别出更大规模蚀变矿化带 |
| 6.5 本章小结 |
| 结论和建议 |
| 结论 |
| 建议 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 个人简历 |
（5）粤东北仁差盆地铀多金属矿成矿地质特征与成矿预测（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 选题背景与意义 |
| 1.2 成矿规律与矿产预测研究现状 |
| 1.2.1 国内外研究现状 |
| 1.2.2 研究区研究现状 |
| 1.2.3 存在的问题 |
| 1.3 研究内容与研究思路 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究思路 |
| 1.4 主要工作量 |
| 1.5 论文的创新点 |
| 2 区域成矿地质背景 |
| 2.1 区域地质概况 |
| 2.2 区域地质特征 |
| 2.2.1 区域地层 |
| 2.2.2 区域构造 |
| 2.2.3 区域岩浆岩 |
| 2.2.4 区域地质演化 |
| 2.3 区域地球物理特征 |
| 2.3.1 航空伽玛场特征 |
| 2.3.2 重力场、磁场特征 |
| 2.4 区域地球化学特征 |
| 2.4.1 铀、氡地球化学特征 |
| 2.4.2 多金属地球化学特征 |
| 2.5 区域遥感特征 |
| 2.6 区域矿产特征 |
| 3 研究区铀多金属成矿地质条件 |
| 3.1 地层 |
| 3.1.1 寒武系(?) |
| 3.1.2 泥盆—石炭系(D_(2+3)—C_1) |
| 3.1.3 白垩系上统(K_2) |
| 3.1.4 古近系(E) |
| 3.1.5 第四系(Q) |
| 3.2 构造 |
| 3.2.1 褶皱 |
| 3.2.2 断裂构造 |
| 3.2.3 火山构造 |
| 3.3 岩浆岩 |
| 3.3.1 侵入岩 |
| 3.3.2 火山岩 |
| 3.3.3 次火山岩 |
| 3.4 变质岩 |
| 3.4.1 区域变质岩 |
| 3.4.2 动力变质岩 |
| 3.5 仁差盆地形成演化及与铀多金属成矿关系 |
| 3.5.1 盆地形成演化特征 |
| 3.5.2 盆地形成演化与成矿关系 |
| 4 典型矿床地质特征与控矿因素 |
| 4.1 差干多金属矿床 |
| 4.1.1 矿床地质特征 |
| 4.1.2 矿体地质 |
| 4.1.3 矿石物质成分及围岩蚀变 |
| 4.1.4 控矿因素分析 |
| 4.2 麻楼矿床 |
| 4.2.1 矿床地质特征 |
| 4.2.2 矿体地质 |
| 4.2.3 矿石物质成分及围岩蚀变 |
| 4.2.4 控矿因素分析 |
| 4.3 鹅石矿床 |
| 4.3.1 矿床地质特征 |
| 4.3.2 矿体地质 |
| 4.3.3 矿石物质成分及围岩蚀变 |
| 4.3.4 控矿因素分析 |
| 5 铀多金属矿床成矿规律与成矿模式 |
| 5.1 铀多金属矿床时空分布规律 |
| 5.1.1 成矿空间分布规律 |
| 5.1.2 成岩成矿时间分布规律 |
| 5.1.3 矿床成矿系列厘定 |
| 5.2 成矿要素 |
| 5.3 成矿过程与成矿模式 |
| 5.3.1 成矿物质来源 |
| 5.3.2 成矿流体来源 |
| 5.3.3 铀的迁移与沉淀 |
| 5.3.4 成矿模式 |
| 6 多源地学信息提取 |
| 6.1 地球物理特征及信息提取 |
| 6.1.1 放射性伽玛场特征 |
| 6.1.2 异常信息提取 |
| 6.2 地球化学特征及信息提取 |
| 6.2.1 非铀元素地球化学特征及信息提取 |
| 6.2.2 放射性水化学特征及信息提取 |
| 6.3 遥感蚀变信息提取 |
| 6.3.1 遥感图像数据预处理 |
| 6.3.2 地质构造遥感解译 |
| 6.3.3 遥感蚀变信息提取 |
| 6.3.4 遥感硅化信息提取 |
| 6.3.5 多源地学信息优化组合 |
| 7 铀多金属矿床成矿预测与远景评价 |
| 7.1 成矿潜力分析 |
| 7.1.1 区域成矿潜力分析 |
| 7.1.2 主要矿床成矿潜力分析 |
| 7.2 地质模型建立 |
| 7.2.1 找矿标志 |
| 7.2.2 成矿预测地质模型 |
| 7.3 综合信息数据库建立 |
| 7.4 矿产资源预测方法选择 |
| 7.5 预测模型地质单元划分 |
| 7.6 预测模型的变量选取及赋值 |
| 7.6.1 模型变量选取的原则、特点及方法 |
| 7.6.2 区域成矿特征变量的选取及赋值 |
| 7.6.3 综合信息分析 |
| 7.7 找矿靶区圈定及远景评价 |
| 7.7.1 找矿靶区圈定原则 |
| 7.7.2 找矿靶区圈定及评价 |
| 8 结论 |
| 致谢 |
| 攻读博士学位期间取得科研成果 |
| 参考文献 |
（6）地下工程岩体破裂声发射参数表征研究与定位方法优化（论文提纲范文）
| 致谢 |
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 问题的提出 |
| 1.2 研究意义 |
| 2 国内外研究现状 |
| 2.1 地下工程岩体破裂失稳灾害监测方法 |
| 2.1.1 基于应力与位移指标的围岩稳定性监测 |
| 2.1.2 基于岩体损伤指标的岩体破坏程度监测 |
| 2.1.3 基于微震与声发射技术的岩体破裂信息监测 |
| 2.2 微震与声发射监测对比 |
| 2.3 地下工程声发射现场监测的主要研究方向 |
| 2.3.1 参数分析 |
| 2.3.2 波形分析 |
| 2.3.3 破裂源定位 |
| 2.3.4 破裂源机制分析 |
| 2.4 存在的主要问题 |
| 2.5 论文研究内容与技术路线 |
| 3 考虑衰减影响的岩石破裂声发射参数表征研究 |
| 3.1 声发射参数衰减规律 |
| 3.1.1 基本参数 |
| 3.1.2 统计参数 |
| 3.1.3 破裂机制分析参数 |
| 3.2 岩石破裂过程中RA与AF值变化规律 |
| 3.3 基于RA与AF值的花岗岩劈裂破坏参数表征 |
| 3.3.1 试验方案 |
| 3.3.2 声发射事件率监测及破裂源定位结果 |
| 3.3.3 花岗岩巴西劈裂过程中RA与AF值分布规律 |
| 3.3.4 花岗岩巴西劈裂过程中剪切破裂占比 |
| 3.3.5 衰减距离对不同参数指标的影响 |
| 3.3.6 CV(r)与b值分析结果 |
| 3.4 本章小结 |
| 4 隧道工程岩体破裂声发射监测方法及参数表征研究 |
| 4.1 工程背景与监测方案 |
| 4.1.1 渝广高速华蓥山隧道 |
| 4.1.2 建(个)元高速五老峰隧道 |
| 4.1.3 监测指标选取 |
| 4.1.4 传感器安装方式 |
| 4.2 信号传播距离对声发射参数分析结果的影响 |
| 4.2.1 不同距离下RA与AF值分布 |
| 4.2.2 不同距离下声发射参数随时间发展规律 |
| 4.3 统计方法对CV(r)分析结果的影响 |
| 4.3.1 变异系数统计方法 |
| 4.3.2 参数指标选取对统计结果的影响 |
| 4.4 传感器安装方式对声发射监测结果的影响 |
| 4.4.1 华蓥山隧道不同传感器安装方式下声发射监测结果对比 |
| 4.4.2 五老峰隧道钻孔内外声发射监测结果对比 |
| 4.4.3 不同传感器安装方式下声发射监测结果综合对比 |
| 4.5 本章小结 |
| 5 时差场搜索定位方法研究 |
| 5.1 时差场搜索定位算法基本原理 |
| 5.1.1 理论基础 |
| 5.1.2 定位过程 |
| 5.1.3 理论误差分析 |
| 5.2 真三轴水压致裂破裂定位 |
| 5.2.1 试验设备及试样制备 |
| 5.2.2 试验过程 |
| 5.2.3 试验结果与分析 |
| 5.3 声发射参数密度分析 |
| 5.3.1 参数密度计算方法 |
| 5.3.2 绝对能量密度与r值密度对比分析 |
| 5.4 本章小结 |
| 6 地下工程岩体破裂等效定位方法 |
| 6.1 等效定位方法基本原理 |
| 6.1.1 等效二维定位基本理论 |
| 6.1.2 等效一维定位基本理论 |
| 6.1.3 结构面控制型失稳等效定位方法辅助措施 |
| 6.1.4 应变控制型失稳等效定位方法辅助措施 |
| 6.2 五老峰隧道掌子面轻微岩爆等效定位 |
| 6.2.1 传感器安装方式与位置 |
| 6.2.2 声发射振铃计数率分布 |
| 6.2.3 掌子面声发射事件等效定位 |
| 6.3 本章小结 |
| 7 结论与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 创新点 |
| 7.3 展望 |
| 参考文献 |
| 作者简历及在学研究成果 |
| 学位论文数据集 |
（7）内蒙古大兴安岭南段敖包吐铅锌银多金属矿床成矿机制及定位预测研究（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 选题来源及研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状及拟解决的关键问题 |
| 1.2.1 大兴安岭地区岩浆活动与成矿 |
| 1.2.2 大兴安岭南段区域成矿规律 |
| 1.2.3 大兴安岭中南段“上脉下体”成矿模式 |
| 1.2.4 铅锌矿成矿理论与找矿勘查方面研究进展 |
| 1.2.5 成矿预测方面研究进展 |
| 1.2.6 研究区勘查现状 |
| 1.2.7 拟解决的关键科学技术问题 |
| 1.3 研究内容、思路与技术路线 |
| 1.4 完成的主要工作量 |
| 第二章 区域成矿地质背景 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.2 区域火山岩 |
| 2.3 区域侵入岩 |
| 2.4 区域构造 |
| 2.5 区域地球物理与地球化学特征 |
| 2.6 区域地质发展史及区域成矿作用 |
| 第三章 矿床地质特征 |
| 3.1 矿床地质 |
| 3.1.1 矿区地层 |
| 3.1.2 矿区构造 |
| 3.1.3 矿区岩浆岩 |
| 3.2 矿体地质 |
| 3.3 矿化与蚀变特征 |
| 3.3.1 矿化组分及结构构造 |
| 3.3.2 蚀变类型及结构特征 |
| 3.3.3 矿物生成顺序及成矿阶段 |
| 第四章 成岩作用和成矿机制研究 |
| 4.1 测试样品采取与分析方法 |
| 4.1.1 测试样品采取 |
| 4.1.2 锆石LA-ICP-MS微区原位U-Pb定年和微量元素分析 |
| 4.1.3 锆石LA-MC-ICP-MS微区原位Hf同位素比值分析 |
| 4.1.4 全岩主、微量元素含量分析 |
| 4.1.5 原位微区硫化物Pb同位素比值测试 |
| 4.1.6 原位微区硫化物S同位素比值测试 |
| 4.1.7 闪锌矿LA-ICP-MS原位微区微量元素分析 |
| 4.1.8 石英H-O同位素测试 |
| 4.1.9 硫化物电子探针分析 |
| 4.2 成岩年代研究 |
| 4.3 成矿岩浆岩成因及构造动力学背景 |
| 4.3.1 岩石学特征 |
| 4.3.2 岩石化学特征 |
| 4.3.3 岩浆岩来源与成因类型 |
| 4.3.4 成岩成矿动力学背景 |
| 4.4 闪锌矿成矿矿物学研究 |
| 4.4.1 元素变化特征 |
| 4.4.2 元素赋存状态 |
| 4.4.3 闪锌矿中微量元素及赋存状态对地球化学勘查的启示 |
| 4.4.4 闪锌矿对成矿温度的指示 |
| 4.4.5 闪锌矿对矿床成因的指示 |
| 4.5 矿床成因 |
| 4.5.1 成岩成矿作用时限 |
| 4.5.2 成矿物质来源 |
| 4.5.3 成矿温度 |
| 4.6 本章小结 |
| 第五章 地球物理信息提取及对成矿机制的启示 |
| 5.1 信息提取基础 |
| 5.2 电性异常信息提取 |
| 5.2.1 岩矿石电物性特征 |
| 5.2.2 电法方法和方法组合有效性试验 |
| 5.2.3 平面域电性异常分布情况及已知矿带电性异常特征 |
| 5.3 磁异常信息提取 |
| 5.3.1 岩矿石磁物性特征 |
| 5.3.2 平面域磁性异常分布情况 |
| 5.3.3 Ⅲ号重点磁异常区异常结构剖析 |
| 5.4 重力异常信息提取 |
| 5.4.1 岩矿石密度物性特征 |
| 5.4.2 平面域重力异常场分布情况 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 地球化学信息提取及对成矿机制的启示 |
| 6.1 原生晕地球化学信息提取(垂向域) |
| 6.1.1 Ⅰ号矿带原生晕地球化学信息 |
| 6.1.2 Ⅱ号矿带原生晕地球化学信息 |
| 6.2 次生晕地球化学信息提取(平面域) |
| 6.3 本章小结 |
| 第七章 矿体定位预测 |
| 7.1 控矿要素分析 |
| 7.1.1 构造对成矿的控制 |
| 7.1.2 成矿母岩对成矿的控制 |
| 7.1.3 矿源岩对成矿的控制 |
| 7.1.4 围岩岩性对成矿的控制 |
| 7.2 成矿机制总结 |
| 7.3 预测准则与预测的理论依据 |
| 第八章 矿体定位实践暨靶区圈定 |
| 8.1 已知矿体深部定位预测研究 |
| 8.1.1 空间矿化信息研究方法介绍 |
| 8.1.2 Ⅰ6号矿体深部定位预测 |
| 8.1.3 Ⅱ1号矿体深部定位预测 |
| 8.2 已知矿体外围定位预测研究 |
| 8.2.1 A1靶区预测依据及验证结果 |
| 8.2.2 A2靶区预测依据及验证情况 |
| 8.2.3 C1靶区预测依据及验证情况 |
| 8.2.4 B1、C3、D1靶区预测依据及验证情况 |
| 8.2.5 B3靶区预测依据 |
| 结束语 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（8）桂北龙胜花岗岩体侵位机制（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 前言 |
| 第1章 区域地质背景 |
| 1.1 大地构造演化概况 |
| 1.2 区域地层 |
| 1.3 区域构造 |
| 1.3.1 褶皱构造特征 |
| 1.3.2 断裂构造特征 |
| 1.4 区域岩浆岩 |
| 第2章 龙胜花岗岩体地质及地球化学特征 |
| 2.1 岩体地质学特征 |
| 2.2 岩体地球化学特征 |
| 2.2.1 主量元素特征 |
| 2.2.2 微量元素特征 |
| 2.2.3 稀土元素特征 |
| 第3章 龙胜花岗岩体形成时代 |
| 3.1 样品采集及分析方法 |
| 3.2 锆石特征及测年结果 |
| 3.3 年代学探讨 |
| 第4章 龙胜花岗岩体的磁组构特征 |
| 4.1 磁组构基本原理及常用参数 |
| 4.1.1 基本原理 |
| 4.1.2 常用参数 |
| 4.2 磁组构样品采集和测试 |
| 4.2.1 样品采集与加工 |
| 4.2.2 样品测试 |
| 4.3 龙胜花岗岩体及围岩磁组构特征 |
| 4.3.1 平均磁化率 |
| 4.3.2 磁化率各向异性度 |
| 4.3.3 磁化率椭球形态及扁率 |
| 4.3.4 磁化率椭球的形状因子 |
| 4.3.5 磁面理 |
| 第5章 龙胜花岗岩体侵位机制 |
| 5.1 岩石成因 |
| 5.2 岩体形成的地球动力学背景 |
| 5.3 岩体的侵位空间和驱动力 |
| 5.3.1 岩体的侵位空间 |
| 5.3.2 岩浆的侵位驱动力 |
| 5.4 岩体侵位机制 |
| 第6章 结论与建议 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 存在的问题及建议 |
| 参考文献 |
| 个人简历 |
| 致谢 |
（9）陆壳熔融与流变的数值模拟及其地质约束研究（论文提纲范文）
| 摘要 Abstract 第1章 绪论 |
| 1.1 选题依据及科学意义 |
| 1.2 研究现状和存在问题 |
| 1.2.1 大陆流变相关领域的数值模拟研究现状 |
| 1.2.2 熔融作用与流变的关系研究现状 |
| 1.2.3 陆壳岩浆作用的模拟研究现状 |
| 1.2.4 存在问题 |
| 1.3 研究方案与技术路线 |
| 1.4 工作量统计 |
| 1.5 研究创新点 第2章 部分熔融过程岩石流变行为的实验和理论研究 |
| 2.1 部分熔融岩石中的流变转换点 |
| 2.2 岩石物质组成对岩石流变行为的影响 |
| 2.3 陆壳岩石综合强度及整体流变行为 |
| 2.4 温度、熔体分数与岩石强度变化的关系 |
| 2.5 小结 第3章 岩石熔融和流变行为的地质约束 |
| 3.1 粤西福湖岭地质简介 |
| 3.2 福湖岭东侧混合岩-花岗岩剖面研究 |
| 3.3 福湖岭剖面对岩石流变行为实验调查结果的地质约束 |
| 3.4 天然过程中岩石流变转换点对岩石变形特征的影响 |
| 3.5 SLT流变转换点对陆壳熔融层成因的启示 |
| 3.6 小结 第4章 陆壳“深熔-对流”地质模型的量化研究 |
| 4.1“深熔-对流”作用的物理机制讨论 |
| 4.2 熔体分数与温度的数学关系 |
| 4.3 关于熔体分数的粘滞系数计算方法 |
| 4.4 小结 第5章 陆壳大规模熔融和对流的数值模拟 |
| 5.1 模型的边界条件及模拟参数的确定 |
| 5.2 模拟结果 |
| 5.3 温度边界对陆壳熔融过程的影响 |
| 5.4 底部边界温度线性变化的陆壳熔融模拟 |
| 5.5 小结 第6章 陆壳大规模熔融的流变效应 |
| 6.1“深熔-对流”过程中的流变效应 |
| 6.2 岩浆流动对部分熔融围岩的影响 |
| 6.3 陆壳大规模熔融后的压缩过程数值模拟 |
| 6.4 小结 第7章 结论 参考文献 作者简介及在学期间所取得的科研成果 致谢 |
（10）花岗岩与大地构造（论文提纲范文）
| 1 引言 |
| 2 花岗岩大地构造的内涵与研究思路 |
| 2.1 花岗岩大地构造的内涵 |
| 2.2 花岗岩大地构造研究思路与方法 |
| 2.2.1 加强野外观察、填图 |
| 2.2.2 充分应用各类学科测试技术, 获取多种观察数据 |
| 2.2.3 应用构造思维, 全面理解和正确分析各类学科数据 |
| 2.2.4关键数据的填图及大数据建库编图, 揭示演变规律 |
| 2.2.5 注意构造与岩石在一些概念上的差异和统一协调 |
| 3 花岗岩大地构造研究内容及意义 |
| 3.1 岩浆上升定位及岩体 (带) 形成过程的构造物理特性及动力学意义 |
| 3.1.1 花岗岩浆上升迁移、汇聚定位及岩体空间问题 |
| 3.1.2 花岗岩体 (带) 的形态、大小和形成/构建过程及构造意义 |
| 3.1.3 岩浆温压条件与起源深度及构造块体的抬升意义 |
| 3.2 花岗岩体变形改造及构造意义 |
| 3.2.1 花岗岩变形组构、应变标志体及变形环境意义 |
| 3.2.2 花岗岩体形态、变形型式-运动学标志 |
| 3.2.3 不同期次变形岩体的时间标定———构造变形史的精细限定 |
| 3.3 花岗岩物源示踪、地壳生长及深部物质组成结构 |
| 3.3.1 花岗岩物源示踪———大陆地壳生长、深部结构 |
| 3.3.2 花岗岩物源示踪地壳生长———刻画造山带发育类型和阶段 |
| 3.3.3 花岗岩物源示踪———划分构造单元 |
| 3.3.4 同位素填图—新老地壳对成矿的制约 |
| 3.3.5 花岗岩深部物源示踪及其构造意义新探索 |
| 3.4 巨型花岗岩带发育过程、构造环境与大陆聚散 |
| 3.4.1 岩浆性质演变特征与构造环境 |
| 3.4.2 巨型花岗岩带与大陆聚散 |
| 4 花岗岩大地构造发展方向展望 |
| 5 小结 |
四、花岗岩定位机制研究进展（论文参考文献）
- [1]延边地区闹枝铜金矿床成矿作用研究[D]. 李晓鹏. 吉林大学, 2021(01)
- [2]青藏高原东缘折多山岩体磁组构特征及构造意义[D]. 孙少林. 西北大学, 2021(12)
- [3]广西岩石圈密度及磁性结构与岩浆岩空间分布特征研究[D]. 黎海龙. 中国地质大学, 2021(02)
- [4]胶西北焦家式金矿关键控矿要素及其地球化学勘查标志[D]. 张亮亮. 中国地质科学院, 2021(01)
- [5]粤东北仁差盆地铀多金属矿成矿地质特征与成矿预测[D]. 汤谨晖. 东华理工大学, 2020(02)
- [6]地下工程岩体破裂声发射参数表征研究与定位方法优化[D]. 甘一雄. 北京科技大学, 2020(01)
- [7]内蒙古大兴安岭南段敖包吐铅锌银多金属矿床成矿机制及定位预测研究[D]. 刘利宝. 中国地质大学, 2020(03)
- [8]桂北龙胜花岗岩体侵位机制[D]. 王旭东（Watsala INSALY）. 桂林理工大学, 2019(05)
- [9]陆壳熔融与流变的数值模拟及其地质约束研究[D]. 陈震. 吉林大学, 2017(09)
- [10]花岗岩与大地构造[J]. 王涛,王晓霞,郭磊,张磊,童英,李舢,黄河,张建军. 岩石学报, 2017(05)