一、冰岛地壳岩浆房的形成（论文文献综述）
马昌前,邹博文,高珂,文霞[1]（2020）在《晶粥储存、侵入体累积组装与花岗岩成因》文中认为花岗质岩浆在地壳内的储存、迁移和分异,是导致大陆地壳生长演化的基本过程.有关地壳岩浆冷储存的新发现,挑战了数十年来深部存在以熔融体为主要组成的大岩浆房的观点.对活火山区的地球物理探测、岩石矿物学研究以及热历史模拟都一致证明,岩浆储库中的物质以晶粥为主,它们长时间处于固相线下的温度条件,属于冷储存状态.今天出露地表的大型侵入岩体,是古岩浆储库的代表,它们大都是在数百万年甚至更长的时间跨度内,多幕式的岩浆输运、累积侵位和多次添加组装而成的.侵入体的累积组装,可以通过岩石单元间接触关系的观察、岩石和矿物成分的不均一性研究以及侵入体内大的结晶时间跨度来证明.地壳浅部大型侵入体的形成,大体积的火山喷发,都要求存在穿地壳的岩浆通道系统,该系统中岩浆主要以岩墙形式将不同深度的岩浆储库串联起来,并通过无数岩床的堆垛而形成巨大的岩株或岩基等侵入体.高分异花岗岩和高硅流纹岩的存在,尤其是火山的超级喷发现象,要求岩浆储库的晶粥体发生活化和分异,而晶粥的解体往往是由于从下部侵入的新岩浆注入了额外的热和流体.保留在岩石中的晶体种群蕴含了侵入体累积组装、晶粥活化和岩浆分异的线索.尤其是再循环晶可以提供岩浆通道系统结构和演变的新信息.未来,在花岗岩成因研究中,重点要从晶粥活化与岩浆分异演化过程、岩浆上升和组装机制、火山岩与侵入岩的成因联系等方面入手,开展岩浆通道系统的跨学科研究,构建花岗岩岩浆过程研究的新范式,深入认识大陆地壳的生长和演化机理.
朱洪翔[2]（2020）在《接收函数与噪声频散联合反演东北典型构造区S波速度结构》文中研究说明地震观测是人类认识地球内部结构的有效手段之一。综合分析大量的地震观测数据,可以推测火山区的潜在危害,也可以对区域构造演化提供动力学依据。中国东北地区位于欧亚板块和太平洋板块互相作用交界处,区域内包括长白山火山、松辽盆地、大兴安岭造山带等多处典型的构造单元,这些构造单元的深部结构和形成机制一直是地震学界的研究热点,但目前仍存在许多争议:长白山火山地壳内是否存在岩浆房?岩浆的来源是什么?松辽盆地的形成与区域构造运动有什么联系?为什么松辽盆地和周边区域的深部结构存在明显的差异?这些问题仍需要进一步的研究探讨。本文利用分布在中国东北典型构造区的地震观测数据,采用接收函数和背景噪声频散曲线联合反演的方法构建区域三维S波速度模型,对以上关键科学问题进行深入研究与探讨。在方法原理部分主要包括四个方面:（1）介绍了接收函数和背景噪声方法的基本原理和数据处理方法,简述接收函数和频散曲线的提取方法;（2）介绍层状介质中接收函数与频散曲线正演模拟方法;（3）对比分析不同的面波层析成像方法的原理和适用条件;（4）给出基于线性最小二乘和非线性变维贝叶斯方法的接收函数与频散曲线联合反演的原理和实现过程。本文联合使用接收函数和背景噪声瑞雷波群速度频散曲线数据,采用变维贝叶斯反演方法获得长白山地区0-60km深度范围的S波速度结构。数据中共包括78个地震台站的12,000多个接收函数和1573条瑞雷波群速度频散曲线。接收函数H-κ叠加方法显示长白山火山附近对应较大的地壳厚度（40km）和较高的波速比（1.8）。三维S波速度模型显示,长白山地区地壳速度结构存在强烈的非均匀性,在中地壳8-15km深度范围显示低速异常,该异常在南北方向上延伸约100km;在天池火山口下方,Moho面较周边区域深5-10km,并且在地壳上地幔交界处有明显的低速异常,这可能表明幔源岩浆上涌,并依附在原始地壳上,形成新的地壳下界面,因此使Moho面深度增加。研究结果支持长白山火山的热物质来自于地幔楔的观点。利用接收函数方法研究地球深部结构时,需要大量的人工成本挑选可用的接收函数,这不利于海量数据的快速准确处理,因此,本文发展了基于深度学习的接收函数自动挑选方法。本文利用深度学习CNN和RNN网络建立深度学习模型,自动挑取接收函数,并使用MDJ台和BJT台大约20年的观测数据建立训练集和测试集,进行方法可行性试验。结果表明深度学习自动挑取的接收函数估计的地壳结构参数和人工挑取的接收函数估计的结果基本一致,说明深度学习方法在接收函数自动挑选中应用的可行性。本文提出的方法在建立固定台网接收函数自动挑选模型方面具有一定的应用价值。在监督学习CNN方法的基础上,根据实际地震观测数据的特点,针对流动台站难以提供大量数据作训练集的问题,本文提出使用半监督深度学习SGAN方法挑选接收函数,该方法只需利用较少的人工标记的数据,便可以训练准确率较高的模型,进一步缩减人工成本。本文使用SGAN方法对NECESSArray台网的接收函数进行挑选,并结合区域内已有的瑞雷波相速度和群速度频散曲线数据,对松辽盆地及其周边区域地壳上地幔的S波速度结构进行研究。结果表明松辽盆地和二连盆地地表都存在较厚的沉积层,松辽盆地中下地壳表现为高速异常,而二连盆地中下地壳为低速异常,推测松辽盆地和二连盆地的形成机制可能存在差异。大兴安岭造山带中地壳局部地区显示低速异常,预示着该区域地壳内可能存在和火山群相关的热物质。镜泊湖火山中上地壳表现为高速异常,下地壳和上地幔显示低速异常,并具有较深的莫霍面,推测镜泊湖火山下方存在上涌的地幔热物质。松辽盆地和周边区域,尤其是大兴安岭造山带深部结构的差异,可能是受到不同时期的构造作用叠加影响的结果。
李龑[3]（2020）在《西南印度洋中脊断桥热液区洋壳结构研究》文中研究指明洋中脊（Mid-Ocean Ridge）作为海洋岩石圈的诞生地,也是地球多圈层发生物质和能量交换的重要区域。西南印度洋中脊（Southwest Indian Ridge,SWIR）作为超慢速扩张洋中脊的代表,因其独特的地质特征（匮乏的岩浆活动、较低的地幔温度和超长的转换断层）,近些年来一直是洋中脊研究的热点区域。SWIR有待研究的科学问题有:（1）贫岩浆供给的超慢速扩张洋中脊处密集分布的热液活动区（能量物质交换区）的成因及深部构造控制条件是什么?（2）超慢速扩张洋中脊的洋壳,到底是由出露的蛇纹石化地幔、大洋核杂岩还是类似蛇绿岩套分层结构组成的“正常洋壳”?解决这些问题的其中一种关键技术是海底折射地震试验。2010年1-3月,DY115-21航次第6航段对SWIR的“龙旗”和“断桥”热液活动区进行了3-D海底地震仪（OBS）探测实验,旨在通过地震层析成像方法反演得到热液区的洋壳速度结构特征,为超慢速扩张洋中脊的扩张演化机制提供约束条件,并为该区域的海底热液矿床的勘探开发提供理论依据。SWIR“断桥”热液区位于Indomed转换断层和Gallien转换断层之间的浅水区,其全扩张速率仅～14 mm/a,且在洋中脊扩张中心发现了停止活动的热液喷口。本论文使用此次3-D OBS探测实验中的y5y6测线（垂直“断桥”热液区洋脊段）数据进行2-D纵（P波）、横波（S波）速度结构模拟,得到了该测线剖面的2-D纵、横波速度结构模型。P波速度结构模型显示:洋壳层2的厚度较为均匀（～2 km）,速度存在横向差异;层2与层3的分界面与6.4 km/s速度等值线基本一致;层3厚度异常大（～6 km）,但速度整体偏小;莫霍面埋深变化与层3厚度变化规律基本一致。通过与前人研究得到的结果进行对比探讨,推测研究区层3厚地壳及低速成因主要是由地幔的非均质性所致。S波速度结构模型表明:洋壳层2的S波速度为1.3-3.2 km/s,横向上整体较为均匀。洋壳层3的S波速度由顶界面的3.3 km/s随深度逐渐增加到底界的4.3 km/s,横向上也无较大变化。基于纵、横速度结构以及计算得到的波速比（Vp/Vs）和泊松比（σ）结果,我们认为研究区洋中脊下的岩性属于正常洋壳范畴（层2为玄武岩,层3为辉长岩）,并未受到蛇纹石化作用。
岳羲和[4]（2020）在《西南印度洋27脊段热液活动及控制机制研究》文中研究指明基于“岩浆供给假说”提出的全球海底热液活动频度经验公式不仅揭示了全球大洋中脊和岛弧-弧后盆地热液系统频度特征及其控制机制,还为调查海底多金属硫化物成矿潜力提供了重要指示。近年来,不同构造背景下的海底热液活动的调查研究结果对热液活动频度经验公式不断进行着修正和完善,例如,快速扩张东太平洋海隆、中速扩张加拉帕格斯洋脊、慢速扩张北大西洋中脊等。但是,该经验公式在超慢速扩张洋脊的适用程度尚待验证。中国大洋协会向国际海底管理局申请的多金属硫化物资源勘探合同区主体位于超慢速扩张的西南印度洋脊（Southwest Indian Ridge,SWIR）中部Indomed转换断层和Gallieni转换断层之间的洋脊段上,2010年以来,中国大洋航次在该区实施了多个综合调查航次,获取了该脊段系统的热液活动调查数据。本文以西南印度洋27脊段为主要研究区域,对中国大洋34、39、40、43航次在西南印度脊获得的多参数热液传感器数据进行了校正和处理,并对摄像中的异常底质分析识别,基于此建立了超慢速扩张洋脊热液活动标志;系统研究了27脊段热液羽状流特征、热液活动频度;建立了27脊段一维羽状流模型,并估算了喷口热通量;最后,探讨27脊段的热液活动控制机制,并与全球其他强岩浆区段热液活动进行系统对比。通过本论文的工作,取得了以下主要认识:（1）27脊段共识别出9处热液活动区,包括1处确认的热液活动区（断桥热液区）、3处推测热液活动区和5处疑似热液活动区。其中,推测的高温热液活动区均位于27脊段西侧裂谷;3处疑似热液活动位于脊轴新火山区域,其余2处疑似热液活动位于脊轴东侧裂谷。27脊段的热液活动频率（Fs）达到4.7/100km～10.7/100km,是根据全球经验公式模型计算结果的3.6～8倍。低温弥散型热液活动约占所发现段热液活动区总数的一半,是造成超慢速扩张洋脊热液活动频度被低估的原因。（2）利用MTT一维羽状流模型对27脊段典型热液活动区的羽状流上升高度、温度、盐度变化进行了拟合,并利用模拟结果和海水背景值估算了初始浮力通量和热通量。估算结果表明27脊段热通量值约为338MW,单个喷口的平均热通量为112MW,小于慢速扩张脊上TAG热液区热通量,与快速扩张的太平洋海隆上的热液喷口性质类似。（3）综合分析认为27脊段热液活动主要受控于轴部岩浆房,并受到中地壳岩浆再分布的影响。较热的地壳沿着27脊段脊轴向西侧分布,致使沿脊轴热液活动出现不对称性,即高温热液活动区主要集中于脊轴及脊轴西侧裂谷。27脊段北侧热液活动距离脊轴超过10km,离轴大型正断层为岩浆运移提供了通道的同时也为远离脊轴的热液活动提供了热源。（4）综合全球洋中脊系统中强岩浆区段的历史调查数据和南大西洋慢速扩张的9-10°S的垂直温盐（CTD）剖面数据,结合西南印度洋超慢速扩张脊27脊段的调查结果,初步分析认为超慢速扩张洋脊强岩浆供给段的热液活动并未受到抑制,其热液活动频度高于正常扩张速率的超慢速扩张洋脊,热液活动以小范围的高温热液活动和低温弥散型热液活动为主,与慢速扩张洋脊典型热液活动区不同（TAG、Rainbow等热液区）。期望通过本文的研究结果能够继续完善全球海底热液活动频度预测模型,服务于我国在西南印度洋脊的多金属硫化物资源勘探合同的实施。同时,我们认为依然需要加强在典型洋脊段的系统、精细的多参数热液活动调查工作,以更加准确、清楚的描述热液活动的分布特征,刻画海底热液循环模式及控制机制。
王守帅[5]（2020）在《北极圈及邻区战略新兴矿产成矿规律及投资环境研究》文中指出北极圈指北纬66°33′以北的地区,包括北冰洋及其环绕的岛屿和部分欧亚大陆,整体面积约为2100万km2,其中陆地面积约占38%。环北极国家包括加拿大、丹麦（格陵兰）、芬兰、冰岛、挪威、瑞典、俄罗斯、美国。通过对北极圈及邻区的战略新兴矿产的研究,为国内矿业公司“走出去”提供可靠依据,有助于加强我国与北极圈及邻区各国的战略合作,也为国家“一带一路一道”相关项目的实施提供可行性参考,同时作为“一带一路”的重要补充。本文主要以北极圈及邻区的战略新兴矿产为主要研究对象,通过翻译、收集和整理前人的资料及数据,编制北极圈及邻区1:500万地质矿产图”及对应说明书,并核实和更新材料中的各项数据。通过整合收集的矿产资料,建立涵盖了时间及空间要素的北极战略新兴矿产的数据库。主要研究成果如下:（1）本次收集整理出北极圈及邻区的战略新兴矿产主要为:锡矿床4个;铬矿床7个;金矿床71个;镍矿床28个;钨矿床2个;锂矿床2个;钼矿床11个;锑矿床8个;锆矿床2个吨;钴矿床9个;稀土矿床3个;铀矿床6个。（2）北极圈及邻区各国家含有矿种不尽相同,统计出每一个国家的金属矿种,分布数量以及各矿种的储量。（3）将北极圈及邻区划分为2个一级成矿区段,即最西部的北美成矿区段和中东部的欧亚成矿区段。进一步将一级成矿区段划分为10个二级成矿区（带）,并统计出每一个成矿区带的矿种,分布数量以及储量。总结出各成矿区内的典型矿床的地质特征、成因及生产现状;通过分析整理材料总结出北极圈及邻区的战略新兴矿产的时间和空间成矿及分布规律。通过统计总结出在北极圈及邻区相对于中国来说的战略新兴优势矿产,并整理出各国的矿产勘查政策及开发政策。我国企业在北极圈及邻区的矿产开发活动前,可以根据各国的政策,提前做好相应准备和预防工作,为中国企业向北极“走出去”提供有力参考。
胡昊[6]（2020）在《用OBS远震接收函数方法研究西南印度洋中脊深部结构及洋脊-热点相互作用》文中进行了进一步梳理通过数值模拟分析了海底地震仪（OBS）远震数据求取接收函数的可能性和局限性,探讨了海水多次波和沉积层对求取接收函数的影响,并解决了这两个难题。同时,使用2011年在南海西南次海盆采集的OBS被动源远震数据对提出的方法进行验证,得到了可靠的结果。进一步使用该方法处理了2010年在西南印度洋中脊采集的OBS远震数据,通过接收函数反演的深部结果对西南印度洋中脊岩浆供给和持续热液活动成因进行了解释,并从地幔转换带减薄推测洋脊下方存在热异常。在此基础上,为探讨西南印度洋中脊与克洛泽热点相互作用的争议,以克洛泽岛上的台站数据作为补充,通过区域波形反演和接收函数结果结合西南印度洋中脊发现的区域地幔转换带热异常为西南印度洋中脊和克洛泽热点作用关系提供了地球物理学证据,认为西南印度洋中脊与克洛泽热点并不存在直接的离轴相互作用。在此过程中,主要获得了以下3个方面的成果:（1）解决了从OBS远震数据求取接收函数的难题,并证明其可行性,在此过程中,通过数值模拟的方法从海水多次反射波和沉积层两个方面探讨了影响OBS求取接收函数的影响因素。第一个结论是,海水多次反射波在一定程度上影响垂直分量作为等效震源的假设,但是由于多次波在径向分量上的极化波与垂直分量上的波形具有很强的相关性,在使用反褶积去除等效震源的过程中会较好的压制多次波对接收函数的影响,最终使得海水多次反射波对接收函数的影响可以忽略,从而并不影响接收函数后续的处理,如H-k叠加求取莫霍面深度和平均洋壳波速比、共转换点叠加（CCP stacking）获得间断面低速带成像结果和反演洋壳-上地幔速度结构。第二个结论是,沉积层的耗散作用会使得接收函数的波形变化较大,莫霍面的多次震相难以区分并且相对较弱,难以使用H-k叠加求取莫霍面深度和平均洋壳波速比、CCP叠加获得间断面低速带成像结果,但是由于其它约束条件可以获得,如海水厚度和速度,我们依然可以使用反演方法获得沉积层-洋壳-上地幔速度结构。最后通过南海西南次海盆的实测OBS数据对数值模拟结果做了验证,并获得了南海西南次海盆的S波速度结构和莫霍面深度,推测残留扩张洋脊下方存在岩浆房。（2）通过对西南印度洋中脊处的实测OBS远震数据求取接收函数,获得了“龙旗”热液喷口附近洋脊下方的S波速度结构、莫霍面深度以及地幔转换带厚度。首先,S波速度模型显示该处洋脊下方4～6 km处存在一个低速层,波速约2.6km/s,推测可能存在岩浆房或部分熔融,且可能是热液活动的持续供热来源。其次,对比同一地区接收函数和主动源P波层析成像结果发现莫霍面具有不同的深度（如南海西南次海盆和西南印度洋中脊）,并且接收函数的结果总是比主动源P波层析成像结果要深,通过地震射线的角度分析产生这个差异产生的原因,从地球物理学角度证明莫霍面是一个岩石相变的转换带（厚度约2～3 km）,而不是简单的地震速度不连续面。最后,根据地幔转换带减薄的现象,推测洋脊下方存在一个182～237K的地幔正温度异常。对比前人的研究成果,认为西南印度洋中脊热液喷口区下方地幔转换带减薄和温度异常与扩张洋脊下方的的地幔情况一致,而不是受到周边热点的影响。（3）克洛泽岛上台站远震数据的接收函数CCP叠加结果显示,410面和660面的起伏较大,地幔转换带厚薄不一,具有很强的横向不均匀性。并且地幔中存在大量的低速带,推测这些低速带为岩浆活动,是地幔转换带在温度异常作用下脱水造成区域物质熔点降低而形成。另外,区域波形反演结果显示克洛泽热点至西南印度洋中脊之间的区域地幔转换带减薄,推测西南印度洋中脊英多姆转换断层、加列尼转换断层和克洛泽热点所包围的区域存在地幔温度异常（124.97～165.72 K）。最后,结合西南印度洋中脊和克洛泽热点下方地幔转换带均减薄的现象,认为它们之间并不存在直接的离轴相互作用关系。但是,克洛泽热点和区域地幔温度异常共同导致地幔转换带中矿物组分脱水,并表现出一系列的低速带。水的加入致使区域物质熔点降低,克洛泽热点、西南印度洋中脊及它们之间下方的熔融物质在地幔流和洋中脊低压作用下向西南印度洋中脊迁移,并最终形成洋中脊玄武岩。
王力[7]（2019）在《内蒙古乌兰哈达第四纪火山岩岩浆演化过程研究》文中研究指明火山活动记录岩浆起源、演化、喷发的全过程,是研究岩浆系统深部过程的重要对象,在岩浆储运系统中存在部分熔融作用、分离结晶作用、岩浆混合作用、地壳混染作用等。岩浆混合作用存在于大多数岩浆演化过程中,岩相学中的聚晶、CSD曲线的弯曲和全岩地球化学特征均可以指示火山岩的形成过程是否有岩浆混合作用。位于内蒙古自治区中心部位的乌兰哈达,为蒙古高原至今唯一在全新世有过喷发的第四纪火山群。在北东向基底断裂和乌兰哈达-高乌苏北西大断裂的双重影响下,火山群由先后喷发的30余座火山组成。过去几十年来,国内外学者对该火山群的研究侧重于喷发时代、火山特征和构造演化等方面,本文就过去被忽视的喷发前岩浆演化过程以及喷发前状态进行研究。年代学研究表明,乌兰哈达第四纪火山群可以分为晚更新世和全新世两类,两类火山机构保存完好,主要由火山渣锥和熔岩流组成。岩性为碱玄岩,灰褐色-黑色,发育特征的气孔构造和杏仁构造,斑状结构,斑晶有斜长石、辉石以及橄榄石,晚更新世气孔的含量均值为28%,比全新世气孔含量均值14%高,斜长石斑晶主要为拉长石,辉石为钙辉石亚族的次透辉石和普通辉石;基质为间粒-间隐结构,由细小的斜长石、碱性长石、单斜辉石、橄榄石、磁铁矿、以及火山玻璃组成。微量元素表明全新世深部岩浆具有不同的演化过程,南炼丹炉火山与其余全新世火山有明显的差别,晚更新世火山具有相似的演化过程。稀土元素特征表明全新世和晚更新世的火山岩起源于类似的源区,Eu异常程度表明两期火山岩在形成过程中的岩浆演化过程是类似的。CSD特征显示全新世火山岩中的斜长石有两阶段的结晶过过程,其中一个阶段存在于南炼丹炉火山中;通过单斜辉石-熔体温压计计算结果表明全新世火山的岩浆房深度为14-24km,浅部岩浆有两个,分别为9-12km、4km;晚更新世的深部岩浆房深度为23-30km,上部岩浆房位置大约在15-20km深度;斜长石-熔体温压计计算结果表明,全新世火山和晚更新世火山有一个共同的深部岩浆房,位于深度为32-35km的位置,南炼丹炉火山中有两阶段的斜长石结晶过程,较浅的深度为25-30km,对应CSD曲线特征。
邢浩[8]（2019）在《新疆伊犁地块北缘晚古生代火山岩及其成矿构造背景意义》文中进行了进一步梳理中亚造山带是研究造山和地壳生长过程的天然实验室。伊犁地块位于中亚造山带的西南部,其晚古生代强烈的岩浆活动,吸引了国内外众多学者聚焦于此。但到目前为止,汇聚与伸展两个截然不同构造背景认识依然存在,火山岩浆作用在伊犁地块北缘（博罗科努山）与内部（阿吾拉勒山、伊什基里克山）有何不同和联系还不清楚。可见厘清该时期岩浆活动规律,探讨壳幔作用过程,对晚古生代地壳生长及成岩成矿均具有重要的地质意义。本论文以详细的野外宏观调查为基础,选择伊犁北缘博罗科努山大哈拉军山组为重点,总结地块内部及边缘同组岩石年代学、元素同位素地球化学,探索伊犁北缘晚古生代壳幔作用机制,明确岩浆活动内在规律。本次研究取得以下主要成果和认识:1.测得博罗科努山尼勒克县北、琼阿希河谷等地大哈拉军山组火山岩锆石U-Pb年龄分别为375Ma、350Ma,结合前人针对本区大哈拉军山组火山岩测得的年龄数据,大量统计分析表明,伊犁北缘该时期岩浆活动集中于350380Ma,东西空间上并不存在明显的时代变化规律,博罗科努山大哈拉军山组是典型的陆缘弧产物。2.伊什基里克山与博罗科努山岩浆作用近乎同期,只是开始时间较晚（330368Ma）;而阿吾拉勒山岩浆活动开始时间与博罗科努山岩浆活动结束时间接近（350 Ma）,持续至晚石炭世。3.伊犁地块北缘晚古生代火山岩原始基性母岩浆具有高铝的性质,中酸性火山岩一部分形成于基性岩浆的结晶分异,一部分形成于新生地壳的重熔,一部分形成于两者的混合作用。4.统计和对比伊犁地块大哈拉军山组火山岩同位素数据表明,洋陆俯冲的挤压背景下,博罗科努山火山岩具有较宽的Nd同位素变化范围（?Nd（t）=-4.79+4.10）,而阿吾拉勒山火山岩具有较集中的幔源Nd同位素特征（?Nd（t）=-3.51+7.34）。前者可能与泥盆-石炭纪由挤压向拉张应力转换过渡有关,而后者可能与二叠纪大洋板片回撤/海沟后退有关。5.MELTS模拟结晶分异过程表明原始岩浆分异演化过程具有含水、低压等特点,分异过程主要发生于浅部地壳;EC-AFC迭代计算指示早期火山岩混入下部地壳成分居多,而晚期火山岩中上部地壳成分较多;热力学计算验证了下部地壳重熔的合理性。
施晴[9]（2019）在《滇西昌宁-孟连带芒信地区基性超基性岩成因与构造意义》文中研究表明滇西芒信地区大量出露早石炭世杜内期的镁铁质-超镁铁质熔岩,其中包括多种类型的玄武岩、苦橄岩,以及堆晶橄榄岩等。在这一岩浆岩石组合中,MgO含量高达26%-31%且有时具有鬣刺结构的苦橄岩是最具特色的标志性岩类,也是本文的重点分析对象。笔者依据岩石结构和地球化学特征将研究区的苦橄岩分为三类,并通过橄榄石-尖晶石成分计算出它们所代表的地幔潜在温度分别为1465℃-1513℃（第一类）,1437℃（第二类）和1497℃-1502℃（第三类）,均属于地幔柱活动地区的温度范围。需要特别指出的是,通过基质成分计算出第二类苦橄岩的地幔潜在温度为1388℃-1413℃,属于洋中脊的温度范围,而通过基质成分计算出第三类苦橄岩的地幔潜在温度则高达1588℃-1605℃,明显高于洋中脊而与热点地区的温度相似。稀土元素分析的结果进一步表明,第一类和第二类苦橄岩具有类似MORB的轻稀土元素亏损特征而第三类苦橄岩具有类似洋岛玄武岩的富集特征。由此可见,同一地区表面上性质相近的苦橄岩实际上有可能代表不同的形成环境:前二类苦橄岩可能首先是地幔柱头部活动的产物,继而与来自亏损地幔的大洋中脊玄武质岩浆混合后喷发;而第三类苦橄岩则形成于高温的地幔柱头部中心部分的活动阶段。此外,芒信地区的玄武岩可分为高钛和低钛两类,在对高场强元素的分析中,高钛玄武岩和第三类苦橄岩均与地幔柱头部中心部分的活动有关,而低钛玄武岩则与地幔柱头部的活动有关。本文对芒信地区出露的三类苦橄岩、堆晶橄榄岩和两类玄武岩综合分析之后,构建起一个存在于古特提斯洋盆内,由地幔柱活动而产生的洋底高原的模型。这一模型可以解释古特提斯主支洋盆昌宁-孟连洋的构造地理格局的基本特征和演化路径,对于东亚古特提斯的研究提供了新的透视窗口。
陈昕[10]（2018）在《不同构造环境下壳源和幔源岩浆作用的耦合机制》文中提出壳源岩浆作用的出现是地球区别于其他固体星球的突出表现之一。然而,壳源岩浆作用与幔源岩浆作用之间究竟存在何种联系?幔源岩浆在产生壳源岩浆的过程中起到了何种作用?它们是如何耦合的?不同来源的岩浆活动如何维系地幔与地壳的物质和能量交换?这些问题还不甚清楚。本文选取扬子地块南缘为研究区域,对其中的广西北部新元古代火成岩和越南北部早中生代火山岩开展了系统的矿物学、岩石学、地球化学、同位素地质学和地质年代学工作,从而探讨这些天然岩石露头背后蕴含的幔源和壳源岩浆作用的过程与耦合机制。一方面,本文通过对桂北地区新元古代高镁石英闪长岩的岩石成因研究,以及基性-超基性岩的源区熔融机制的探讨,研究了在俯冲-拼接带不同阶段幔源和壳源岩浆作用之间的耦合和解耦关系。另一方面,本文又通过对越北秀丽盆地二叠纪基性-酸性火山岩在深部地壳的岩浆演化过程的研究,分析了在与地幔柱有关的伸展背景下火山岩幕式演化和喷发的过程及幔源和壳源岩浆作用之间的耦合关系。进一步地,我们对比分析了不同构造环境下壳源岩浆与幔源岩浆的地球化学协变关系,基于定量化的模拟,对花岗质岩浆体系中的水含量进行了模拟和量化。出露于桂北本洞岩体南部的峒玛岩体中有约830 Ma的高镁石英闪长岩（SiO2=59～65wt%）,其 MgO 含量在 6.7～8.9 wt%之间,镁指数[Mg#=100×Mg/（Mg+Fe）]可达 69～73,明显区别于峒玛岩体主体的花岗闪长岩（MgO=3.4～3.8 wt%,Mg#=59～63）和本洞岩体的花岗闪长岩（MgO=1.4～1.9 wt%,Mg#=46～51）,是研究壳源和幔源岩浆作用耦合机制的良好对象。峒玛岩体这些高镁石英闪长岩具有极高的Cr（595～640ppm）和Ni（171～194 ppm）元素含量,甚至高于伴生的基性岩石。从高镁闪长岩和部分中镁花岗闪长岩中分选出的铬铁矿具有解耦的高铬指数[Cr#=100×Cr/（Cr+Al）]（平均值为75）和低镁指数（Mg#=0.34～2.51）以及低的Fe3+含量。铬铁矿中Cr#和Mg#的解耦,以及铬铁矿中包含石英和磷灰石的长英质矿物组合都指示了岩浆混合作用导致的不平衡触发的Mg-Fe交换。此外,高镁石英闪长岩还具有低La/Yb比值（6.8～8.5）和Sr/Y比值（2.1～3.1）以及明显的Nb和Ti的负异常以及Pb的正异常,类似赞岐高镁安山岩。桂北出露的高镁石英闪长岩和花岗闪长岩均具有富集的全岩Nd同位素组成,εNd（t）值为-3.2～-5.9,略高于伴生的基性岩。部分高镁石英闪长岩具有与全岩Nd同位素耦合的全岩Hf同位素特征,εHf（t）值为-6.0～-6.2,与伴生的桂北基性-超基性岩石类似,这些富集的Nd-Hf同位素特征表明地幔源区中有俯冲沉积物的加入从而发生流体交代作用。其余的高镁石英闪长岩具有解耦的全岩Nd-Hf同位素同位素特征,Hf同位素升高,产生具有类似中低镁花岗闪长岩的εHf（t）值（-1.8～+0.05）。基于这些岩石学和地球化学观察,本文对高镁石英闪长岩的岩石成因提出了两阶段的模型:1)具有富集Nd-Hf同位素特征的陆源沉积物在俯冲过程中发生部分熔融产生的流体与地幔源区发生流体交代作用;2)幔源的相对高镁的基性熔体与壳源的低镁花岗质熔体发生了不同比例的混合,形成了高镁石英闪长岩和中镁花岗闪长岩。同时,桂北约830 Ma高镁石英闪长岩的出露指示了江南造山带西段新元古代俯冲相关的交代作用的存在。另外,我们对比分析了桂北新元古代不同阶段基性岩的产生与壳-幔岩浆作用之间的联系,为江南造山带西段岩石圈地幔的演化提供新证据。野外证据表明,约830 Ma的宝坛基性岩出露有与之伴生的闪长质-花岗质岩石,而约770 Ma的龙胜基性-超基性岩则没有伴生的酸性岩浆出露。对于这两类基性岩的源区特征和地球化学性质的差异,我们进行的全岩温度-压力-水含量的估算表明,约830Ma的宝坛基性岩具有高SiO2（53～57 wt%）和低Mg#（28～42）的特征,说明岩浆经历了一定程度的演化,其相对富集的Nd-Hf同位素[εNd（t）=-8.25～-0.90,εHf（t）=-6.27～-2.01]特征指示了岩浆源区为深度小于60 km的交代地幔楔的含水熔融。侵位到下地壳底部的岩浆为地壳熔融提供了水和热,为宝坛地区酸性岩浆的形成提供了条件。不同的是,约770Ma的龙胜基性岩具有低SiO2（37～50 wt%）和相对高Mg#值（37～65）,稀土元素（REE）配分型式总体上类似于洋岛玄武岩（OIB）,但其Nb（2.9～26.7）值则明显低于OIB（Nb=67）。此外,龙胜基性岩相对亏损的Nd同位素[εNd（t）=-1.28～+3.06]特征,与Hf同位素[εHf（t）=+2.63～+6.65]基本耦合,这些地球化学特征说明龙胜约770 Ma的基性岩形成于造山后伸展的构造环境下,为亏损的软流圈地幔上涌过程中发生熔融的产物,其源区深度估算的最大值可达140 km。桂北地区两类基性岩的成因差异指示了它们的源区经历了从交代的岩石圈地幔向亏损的软流圈地幔的转变,为江南造山带西段新元古代俯冲相关的造山和拆沉提供了新的证据。同时二者在幔源和壳源岩浆之间的耦合上存在明显的差异,表明水可能是两种不同组合岩浆共生与否的关键因素。而俯冲带环境更有利于水的循环,更有利于地壳物质发生部分熔融而产生酸性岩浆。相反,在俯冲结束以后,水的缺乏使得酸性岩浆的产生减少。为了进一步探讨幔源和壳源岩浆作用之间的耦合关系,本文探讨了地幔柱环境下高硅火山岩的形成和演化。越南北部秀丽盆地出露的二叠纪基性岩具有高的TiO2含量和典型的OIB的元素地球化学和同位素特征,与峨眉山地幔柱作用有关,而相伴生的酸性火山岩具有类似A型花岗岩的地球化学特征,高场强元素富集,结晶分异作用强,形成时代在260～252Ma之间。根据酸性火山岩的SiO2含量高低,可以分为两类:高硅的火山岩（SiO2>73 wt%）具有260～253 Ma的锆石U-Pb定年结果;相对低硅的岩石（63 wt%<SiO2<73 wt%）形成于254～252 Ma。此外,根据全岩锆饱和温度计的计算结果,高硅火山岩比相对低硅的岩石具有更高的熔体温度（950～1100℃ vs.890～1010℃）。Rhyolite-MELTS模拟表明,秀丽盆地高度分异的酸性火山岩不是基性岩浆直接分异的结果。全岩Na2O、K2O、Rb含量,以及Rb/Sr、Zr/Nb 比值随SiO2含量的演化趋势也指示了秀丽盆地火山岩中斜长石,钾长石和磷灰石多期次的分离结晶过程。模拟结果表明,秀丽盆地火山岩是相对贫水（H2O<0.3 wt%）的岩浆在△FMQ≤+1的氧逸度条件下形成的。长英质的岩浆房演化过程中,约260～253 Ma高硅火山岩在高温下喷发,使得相对贫硅的残余熔体在岩浆房冷却过程中（约254～252 Ma）喷出。秀丽盆地的酸性火山岩表明地幔柱环境下,酸性岩浆并非是基性岩浆同源演化产物,而是地幔柱诱发地壳熔融产生的酸性岩浆房阶段性分异的结果。之所以在这里能产生稍晚的壳源岩浆与幔源岩浆的耦合,主要是地幔柱的高温效应所引起,在这个过程中,即使不需要太多的水,一样可以产生较多的壳源岩浆。通过以上对俯冲-拼接带和地幔柱环境下幔源和壳源岩浆耦合机制的研究,水和热的作用都不可忽视。其中,如何限定岩浆体系中的水含量,是研究花岗岩成因和演化的重要问题。水的存在会影响岩浆演化的物理和化学过程:水可以降低熔融温度,降低熔体粘度,抑制相平衡,以及控制岩浆冷却过程中潜伏热的释放。因此,我们希望通过岩浆演化过程中的成分变化,来限定结晶体系中的水含量。通过MELTS软件的模拟结果我们发现:水在基性岩浆向中酸性端元演化的过程中具有重要作用。具体来说,水的存在拓宽了长英质熔体的结晶区间,即残余熔体分数F的分布范围（0≤F≤1）。在贫水条件下（H2O<0.5wt%）,只有当F<0.2时,才有SiO2含量升高,即花岗质岩浆出现;而在富水的条件下,花岗质岩浆的稳定区域更宽（F<0.6）。因此SiO2-F湿度计可以用作指示花岗岩的水含量。为了验证SiO2-F湿度计的可靠性,我们收集了不同构造环境的岩浆岩数据,利用岩浆分异不同阶段中不相容元素（Th或者K）的丰度（C）相对于初始岩浆的丰度（C。）比值,计算出岩浆演化过程中的残余熔体分数F,即F=Co/C。在SiO2-F趋势图中,我们发现岛弧岩浆的分异需要较高的水含量,而板内和洋中脊环境下的岩浆中的水较少,这与现有的认识是一致的,验证了 SiO2-F湿度计的可靠性。另外,我们的数据统计发现,太古宙TTG具有与现代岛弧岩石类似的SiO2-Mg#演化趋势,或指示了相似的岩石成因条件。因此,通过对岩浆体系中水含量的量化,可以揭示地壳和地幔来源岩浆作用的耦合机制。
二、冰岛地壳岩浆房的形成（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、冰岛地壳岩浆房的形成（论文提纲范文）
（1）晶粥储存、侵入体累积组装与花岗岩成因（论文提纲范文）
| 0 引言 |
| 1 晶粥与岩浆的冷储存 |
| 1.1 活火山区的地球物理证据 |
| 1.2 热历史和岩石学证据 |
| 2 岩体多次侵位与储库累积组装 |
| 2.1 大岩体和岩浆储库多次累积组装的证据 |
| 2.1.1 野外证据 |
| 2.1.2 年代学证据 |
| 2.1.3 矿物成分的多变性 |
| 2.2 岩体的复合侵位机制与岩浆通道系统 |
| 3 晶粥活化与晶体种群 |
| 4 对火成岩成因理论的挑战 |
| 4.1 岩浆分异演化的研究 |
| 4.2 岩浆上升和侵位机制研究 |
| 4.3 火山岩与侵入岩关系的研究 |
| 5 总结与展望 |
（2）接收函数与噪声频散联合反演东北典型构造区S波速度结构（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题目的与意义 |
| 1.2 中国东北地区地质地球物理概况 |
| 1.2.1 长白山地区地质地球物理概况 |
| 1.2.2 松辽盆地及周边地区地质地球物理概况 |
| 1.3 研究内容 |
| 1.4 本文创新点 |
| 第二章 接收函数与背景噪声频散曲线联合反演原理 |
| 2.1 接收函数基本理论 |
| 2.1.1 接收函数计算 |
| 2.1.2 接收函数正演方法 |
| 2.2 背景噪声基本理论 |
| 2.2.1 背景噪声数据处理方法 |
| 2.2.2 背景噪声层析成像 |
| 2.2.3 频散曲线正演方法 |
| 2.3 接收函数与背景噪声频散曲线联合反演方法 |
| 2.3.1 最小二乘反演 |
| 2.3.2 非线性变维贝叶斯反演 |
| 2.4 本章小结 |
| 第三章 接收函数与背景噪声群速度频散联合反演长白山地区S波速度结构 |
| 3.1 长白山地区研究概况 |
| 3.2 数据处理及反演方法 |
| 3.2.1 接收函数 |
| 3.2.2 背景噪声层析成像 |
| 3.2.3 联合反演 |
| 3.3 反演结果 |
| 3.3.1 接收函数结果 |
| 3.3.2 瑞雷波群速度分布 |
| 3.3.3 S波速度结构 |
| 3.4 讨论 |
| 3.4.1 中地壳低速异常 |
| 3.4.2 长白山下加厚地壳 |
| 3.4.3 长白山火山的岩浆系统 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 深度学习方法自动挑选接收函数及其在松辽盆地及周边地区应用 |
| 4.1 基于CNN的监督学习自动挑选接收函数 |
| 4.1.1 CNN模型构建 |
| 4.1.2 实测接收函数自动挑取 |
| 4.1.3 自动挑取接收函数对地壳结构的估计 |
| 4.1.4 讨论分析 |
| 4.2 基于RNN的监督学习自动挑选接收函数 |
| 4.2.1 LSTM原理 |
| 4.2.2 RNN自动挑选接收函数 |
| 4.2.3 RNN模型与CNN模型对比分析 |
| 4.3 半监督学习SGAN方法自动挑选接收函数 |
| 4.3.1 SGAN原理 |
| 4.3.2 SGAN与 CNN对比 |
| 4.4 松辽盆地及其周边地区S波速度结构 |
| 4.4.1 NECESSArray台阵数据处理 |
| 4.4.2 反演结果 |
| 4.4.3 讨论 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 结论与展望 |
| 5.1 结论 |
| 5.2 展望 |
| 参考文献 |
| 作者简介及攻博期间成果 |
| 致谢 |
（3）西南印度洋中脊断桥热液区洋壳结构研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景 |
| 1.2 研究意义 |
| 1.3 研究现状 |
| 1.3.1 洋中脊研究概述 |
| 1.3.2 洋中脊地形地貌 |
| 1.3.3 洋壳结构 |
| 1.3.4 洋中脊地壳结构 |
| 1.3.5 洋中脊热液循环 |
| 1.4 科学问题 |
| 1.5 研究内容 |
| 1.6 技术路线 |
| 1.7 工作量 |
| 1.8 创新性 |
| 第二章 西南印度洋中脊(SWIR)地质与地球物理特征 |
| 2.1 SWIR地质分区 |
| 2.2 SWIR岩浆分布 |
| 2.3 SWIR地球物理场 |
| 2.3.1 SWIR重力特征 |
| 2.3.2 SWIR磁力特征 |
| 2.4 SWIR地质构造 |
| 2.5 SWIR扩张历史 |
| 2.6 SWIR Indomed–Gallien TF区间地质构造 |
| 第三章 数据采集与处理 |
| 3.1 数据采集 |
| 3.1.1 震源系统 |
| 3.1.2 采集系统 |
| 3.1.3 站位设计 |
| 3.1.4 放炮测线 |
| 3.1.5 海上作业 |
| 3.2 数据处理 |
| 3.2.1 数据格式转换 |
| 3.2.2 数据校正 |
| 第四章 2-D速度结构模拟 |
| 4.1 方法简介 |
| 4.1.1 射线追踪原理 |
| 4.1.2 RayInvr软件 |
| 4.2 y5y6测线P波速度结构模拟 |
| 4.2.1 P波震相拾取 |
| 4.2.2 构建初始模型 |
| 4.2.3 P波速度结构反演 |
| 4.2.4 P波速度结构模型 |
| 4.3 y5y6测线S波速度结构模拟 |
| 4.3.1 S波转换模式 |
| 4.3.2 S波震相拾取 |
| 4.3.3 S波速度结构模拟 |
| 4.3.4 S波速度结构模型 |
| 4.3.5 波速比和泊松比模型 |
| 第五章 讨论与分析 |
| 5.1 SWIR断桥热液区洋壳P波速度结构特征 |
| 5.2 SWIR断桥热液区洋壳岩性分析 |
| 第六章 结论及展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 攻读学位期间主要经历 |
（4）西南印度洋27脊段热液活动及控制机制研究（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题意义和依据 |
| 1.1.1 选题来源 |
| 1.1.2 选题目的和意义 |
| 1.2 主要研究进展 |
| 1.2.1 全球海底热液活动分布特征 |
| 1.2.2 全球大洋扩张脊(OSRs)热液活动预测模型 |
| 1.2.3 热液活动探测手段研究进展 |
| 1.2.4 热液羽状流研究进展 |
| 1.2.5 利用热液羽状流定位多金属硫化物矿床 |
| 1.2.6 洋中脊热液喷口的热通量计算 |
| 1.3 研究目标及内容 |
| 1.3.1 研究目标 |
| 1.3.2 研究内容 |
| 1.4 论文创新点 |
| 1.5 论文工作量 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 西南印度洋中脊 |
| 2.2 Indomed-Gallieni转换断层之间洋脊段 |
| 2.2.1 龙旗热液区(LQF) |
| 2.2.2 断桥热液区(DQF) |
| 2.2.3 玉皇热液区(YHF) |
| 2.3 27脊段 |
| 第三章 热液活动探测方法及数据处理 |
| 3.1 热液活动探测方法 |
| 3.1.1 10~100km大范围水体热液活动探查 |
| 3.1.2 利用水下机器人进行热液活动三维高精度探测 |
| 3.2 多参数海底热液活动探测系统(DHDS)介绍及数据处理 |
| 3.2.1 多参数海底热液活动探测系统(DHDS)介绍 |
| 3.2.2 数据处理方法 |
| 3.3 热液探测标志总结 |
| 3.3.1 水体异常 |
| 3.3.2 底质摄像及沉积物 |
| 3.4 小结 |
| 第四章 西南印度洋中脊 48-51°E区域热液活动特征 |
| 4.1 西南印度洋In-Ga洋脊段热液活动判断标准 |
| 4.2 27脊段热液活动特征 |
| 4.2.1 脊轴区域热液活动 |
| 4.2.2 脊轴北侧热液活动 |
| 4.2.3 脊轴南侧热液活动 |
| 4.3 28脊段热液活动特征 |
| 4.3.1 龙旗-1 热液区及附近热液活动 |
| 4.3.2 28脊段西侧热液活动 |
| 4.4 29-30脊段热液活动特征 |
| 4.5 48-51°E热液活动特征以及对找矿的指示 |
| 4.5.1 强岩浆供给段的热液活动特征 |
| 4.6 小结 |
| 第五章 27脊段一维羽状流模拟及初始热通量的估算 |
| 5.1 热液羽状流动力学模型 |
| 5.2 27脊段热液羽状流动力学过程 |
| 5.2.1 CTD背景剖面获取 |
| 5.2.2 CL-W热液区 |
| 5.2.3 SL-01 热液区 |
| 5.2.4 NL-01 热液区 |
| 5.2.5 27脊段热通量的估算 |
| 5.3 南大西洋Lilliput热液区热通量计算 |
| 5.4 27脊段初始热通量与其他区域对比 |
| 5.5 小结 |
| 第六章 27脊段热液活动控制机制探讨 |
| 6.1 27脊段热液活动的热源 |
| 6.2 脊轴中心热液通道 |
| 6.3 离轴热液活动的热源与通道 |
| 6.4 27脊段热液活动控制模型 |
| 6.5 小结 |
| 第七章 全球强岩浆洋脊段热液活动特征 |
| 7.1 全球强岩浆区段热液活动调查结果 |
| 7.1.1 Iceland热点与Rekjanes洋脊 |
| 7.1.2 Galápagos扩张中心(GSC) |
| 7.1.3 南大西洋(SMAR)7-11°S区段 |
| 7.2 全球强岩浆区段热液活动被低估原因 |
| 7.2.1 缺乏系统热液调查 |
| 7.2.2 多种类型的热液活动发育 |
| 7.2.3 离轴的热液活动 |
| 7.3 小结 |
| 第八章 结论与展望 |
| 8.1 主要结论 |
| 8.2 论文中有待进一步研究的问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 测线\测站信息表 |
（5）北极圈及邻区战略新兴矿产成矿规律及投资环境研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 前言 |
| 1.1 选题依据和研究目的与意义 |
| 1.1.1 选题依据 |
| 1.1.2 依托项目 |
| 1.1.3 研究目的和意义 |
| 1.2 研究现状和存在的主要问题 |
| 1.2.1 研究现状 |
| 1.2.2 存在问题 |
| 1.3 研究内容及技术路线 |
| 1.4 完成工作量 |
| 第2章 北极区域地质特征 |
| 2.1 构造单元 |
| 2.1.1 北冰洋及其周缘沉积盆地 |
| 2.1.2 前新生代基底 |
| 2.2 构造演化 |
| 2.3 成矿区段划分 |
| 2.3.1 北美区段 |
| 2.3.2 欧亚区段 |
| 第3章 北极及邻区典型矿床地质特征 |
| 3.1 北极及邻区典型战略新兴矿床分布 |
| 3.2 典型矿床特征 |
| 3.2.1 格陵兰岛地区典型矿床 |
| 3.2.2 加拿大北极区典型矿床 |
| 3.2.3 美国北极区典型矿床 |
| 3.2.4 欧洲北极区典型矿床 |
| 3.2.5 俄罗斯北极区典型矿床 |
| 第4章 区域成矿规律 |
| 4.1 矿床成因类型 |
| 4.1.1 斑岩型矿床 |
| 4.1.2 与侵入岩有关矿床 |
| 4.1.3 与火山岩有关矿床 |
| 4.1.4 IOCG型铜金矿床 |
| 4.1.5 造山型金属矿床 |
| 4.2 北极圈及邻区战略新兴矿产规律研究 |
| 4.2.1 锡矿床 |
| 4.2.2 铬矿床 |
| 4.2.3 金矿床 |
| 4.2.4 镍矿床 |
| 4.2.5 钨矿床 |
| 4.2.6 锂矿床 |
| 4.2.7 钼矿床 |
| 4.2.8 锑矿床 |
| 4.2.9 锆矿床 |
| 4.2.10 钴矿床 |
| 4.2.11 稀土矿床 |
| 4.2.12 铀矿床 |
| 4.3 小结 |
| 第5章 北极圈及邻区投资环境评价 |
| 5.1 北极圈及邻区区域经济概况 |
| 5.1.1 区域经济状况 |
| 5.1.2 区域经济特征 |
| 5.2 矿产勘查及开发政策 |
| 5.2.1 矿产勘查政策 |
| 5.2.2 矿产开发政策 |
| 5.3 优势潜力资源评价 |
| 第6章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（6）用OBS远震接收函数方法研究西南印度洋中脊深部结构及洋脊-热点相互作用（论文提纲范文）
| 致谢 |
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 选题背景和意义 |
| 1.1.1 选题背景 |
| 1.1.2 选题意义 |
| 1.2 洋中脊的国内外研究现状 |
| 1.2.1 洋中脊地球物理/化学特征 |
| 1.2.2 洋脊扩张速率与洋壳厚度关系 |
| 1.2.3 海底热液喷口 |
| 1.3 西南印度洋中脊构造研究进展 |
| 1.4 OBS接收函数研究进展 |
| 1.5 地幔转换带研究 |
| 1.6 莫霍面转换带研究 |
| 1.7 论文内容和框架 |
| 1.8 本研究创新点 |
| 第二章 区域地质构造 |
| 2.1 SWIR地质构造背景 |
| 2.2 SWIR厚地壳和残留岩浆房 |
| 2.3 SWIR与克洛泽热点关系 |
| 第三章 数据和方法 |
| 3.1 数据 |
| 3.1.1 南海西南次海盆OBS数据 |
| 3.1.2 SWIR三维地震试验OBS数据 |
| 3.1.3 克洛泽岛上台站数据 |
| 3.1.4 数据预处理 |
| 3.2 计算理论地震图 |
| 3.2.1 理论地震图计算方法 |
| 3.2.2 反射透射系数计算 |
| 3.2.3 传播矩阵方法 |
| 3.3 接收函数方法 |
| 3.3.1 接收函数求取 |
| 3.3.2 H-k叠加 |
| 3.3.3 接收函数反演 |
| 3.3.4 CCP叠加 |
| 3.3.5 接收函数叠加速度谱 |
| 3.4 波形反演 |
| 3.4.1 波形反演 |
| 3.4.2 体波和面波分离反演 |
| 第四章 OBS接收函数数值模拟 |
| 4.1 海水层多次波影响 |
| 4.2 沉积层影响 |
| 4.3 OBS数据接收函数方法试验 |
| 第五章 SWIR(49°39′E)洋壳结构及其意义 |
| 5.1 SWIR洋壳结构 |
| 5.2 莫霍面转换带 |
| 5.3 地幔MTZ温度异常 |
| 第六章 SWIR和克洛泽热点相互作用 |
| 6.1 区域地幔温度异常 |
| 6.2 地幔转换带脱水现象研究 |
| 6.3 关于SWIR与克洛泽热点作用模式的讨论 |
| 第七章 结论与存在问题 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 存在问题 |
| 参考文献 |
| 作者介绍 |
（7）内蒙古乌兰哈达第四纪火山岩岩浆演化过程研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 前言 |
| 1.1 选题依据 |
| 1.2 研究程度及存在问题 |
| 1.3 研究内容及研究方法 |
| 1.4 研究意义 |
| 2 区域地质概况 |
| 2.1 大地构造位置 |
| 2.2 地层 |
| 2.2.1 太古宇乌拉山岩群 |
| 2.2.2 元古宇白云鄂博群 |
| 2.2.3 新生界地层 |
| 2.3 侵入岩 |
| 2.4 构造特征 |
| 3 火山地质特征 |
| 3.1 火山群特征 |
| 3.2 火山喷发期次和时代 |
| 3.3 火山机构 |
| 3.3.1 晚更新世火山 |
| 3.3.2 全新世火山 |
| 3.4 小结 |
| 4 岩石学、矿物学特征 |
| 4.1 岩石学特征 |
| 4.2 斑晶成分分析 |
| 4.3 CSD特征 |
| 4.4 小结 |
| 5 地球化学特征 |
| 5.1 主量元素地球化学 |
| 5.2 微量元素地球化学 |
| 5.3 稀土元素地球化学 |
| 5.4 小结 |
| 6 岩浆温压条件 |
| 6.1 单斜辉石-熔体温压计 |
| 6.2 斜长石-熔体温压计 |
| 6.3 橄榄石-熔体温度计 |
| 6.4 小结 |
| 7 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（8）新疆伊犁地块北缘晚古生代火山岩及其成矿构造背景意义（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 安山质岩浆形成过程研究现状 |
| 1.2 选题依据及意义 |
| 1.3 伊犁地块晚古生代火山岩研究现状及存在问题 |
| 1.4 研究对象 |
| 1.5 研究思路 |
| 1.6 论文工作量 |
| 1.7 主要创新性成果和认识 |
| 第2章 晚古生代区域地质背景 |
| 2.1 基本构造格架 |
| 2.2 构造演化 |
| 2.2.1 哈萨克斯坦山湾构造的演化史 |
| 2.2.1.1 元古代古陆 |
| 2.2.1.2 古生代洋陆转换 |
| 2.2.1.3 中新生代陆内成盆 |
| 2.3 博罗科努山区域地质 |
| 2.3.1 地层 |
| 2.3.2 岩浆岩 |
| 2.3.3 断裂 |
| 第3章 博罗科努山大哈拉军山组岩石特征 |
| 3.1 琼阿希、胡吉尔台、尼勒克北实测剖面 |
| 3.1.1 琼阿希河剖面 |
| 3.1.2 琼阿希下石炭统大哈拉军山组(C_1d) |
| 3.1.3 尼勒克水泥厂北剖面 |
| 3.1.4 水泥厂下石炭统大哈拉军山组(C_1d) |
| 3.1.5 尼勒克县胡吉尔台北剖面 |
| 3.1.6 胡吉尔台大哈拉军山组(C_1d) |
| 3.2 成岩年代学和地球化学 |
| 3.2.1 火山岩年代学 |
| 3.2.2 火山岩稀土和微量地球化学 |
| 3.3 大哈拉军山组岩石组合 |
| 3.4 博罗科努山大哈拉军山组岩浆作用时限 |
| 3.4.1 吐拉苏盆地 |
| 3.4.2 也里莫墩 |
| 3.5 火山岩岩石地球化学 |
| 第4章 博罗科努山安山质岩浆成岩过程 |
| 4.1 基性岩浆的分离结晶 |
| 4.1.1 博罗科努山基性岩组成 |
| 4.1.2 结晶分异的母源成分 |
| 4.1.3 基性岩高铝含量的控制因素 |
| 4.2 MELTS模拟结晶分异主量元素结果 |
| 4.3 结晶分异模拟过程的微量元素计算 |
| 4.4 基性岩浆的同化混染-Assimilation |
| 4.4.1 博罗科努山基性岩浆的EC-AFC过程 |
| 4.5 壳内重熔 |
| 4.5.1 岩浆房的壳内深度 |
| 4.5.2 地壳深熔过程实例 |
| 4.5.3 博罗科努山大哈拉军山组部分中酸性岩地壳重熔的迹象 |
| 4.5.4 地壳重熔的微量元素验证 |
| 4.6 下部地壳重熔的热力学属性 |
| 4.7 岩浆混合-Mixing and Mingling |
| 4.7.1 岩浆混合与博罗科努山高Mg安山岩 |
| 4.8 建立伊犁地块北缘安山质岩浆成因模型 |
| 4.9 成矿构造背景意义 |
| 第5章 结论及研究展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 附实验方法 |
| 附文内理论应用及简述 |
| 结晶分异过程简介 |
| 结晶过程的应用 |
| 同化混染过程简介 |
| AFC过程简述 |
| EC-AFC(Energy Constrained-Assimilation Fractional Crystallizaition) |
| 岩浆混合过程简介 |
| 岩浆混合作用发生的一般情形 |
| 岩浆混合作用的应用 |
| 地壳深熔-Crustal Anatexis |
| MELTS介绍 |
| MELTs模拟过程参数设置 |
| 附图 |
| 附表 |
| 个人简历及在校期间取得的成果 |
（9）滇西昌宁-孟连带芒信地区基性超基性岩成因与构造意义（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.1.1 超镁铁质熔岩的研究现状 |
| 1.1.2 大火成省及洋底高原的研究现状 |
| 1.2 研究内容及意义 |
| 1.2.1 研究内容 |
| 1.2.2 研究目的及意义 |
| 1.2.3 完成工作量 |
| 1.2.4 主要创新点 |
| 2 地质背景和样品采集 |
| 2.1 区域地质背景 |
| 2.2 样品采集和分析方法 |
| 2.2.1 样品采集位置 |
| 2.2.2 样品的岩性特征 |
| 2.2.3 分析方法和数据 |
| 3 对研究区内超镁铁质岩浆岩的分析 |
| 3.1 常、微量元素特征分析 |
| 3.2 地幔潜在温度的计算 |
| 3.2.1 通过橄榄石-尖晶石平衡温度计计算地幔潜在温度 |
| 3.2.2 通过苦橄岩基质计算地幔潜在温度(PRIMELT3模拟) |
| 3.3 构造背景判别 |
| 3.3.1 稀土元素配分模式图和微量元素图解 |
| 3.3.2 橄榄石的构造背景判别 |
| 3.3.3 尖晶石的构造背景判别 |
| 3.3.4 辉石的构造背景判别 |
| 3.3.5 亲铁元素与亲硫元素的指示 |
| 3.4 对芒信超镁铁质岩浆岩成因的推测 |
| 4 对研究区内玄武岩的分析 |
| 4.1 常、微量元素特征分析 |
| 4.2 构造背景判别 |
| 4.2.1 玄武岩常用图解 |
| 4.2.2 高场强元素图解和地幔不均一性的影响 |
| 4.2.3 地幔源区深度的判断 |
| 5 镁铁-超镁铁质岩浆岩组合的综合成因分析及构造意义 |
| 5.1 地幔柱的动力熔融假设 |
| 5.2 地幔柱-洋底高原模型与古特提斯演化 |
| 6 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 个人简历 |
（10）不同构造环境下壳源和幔源岩浆作用的耦合机制（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 科学问题 |
| 1.3 区域地质概况 |
| 1.4 研究内容和工作量 |
| 第二章 俯冲带中酸性岩浆的形成机制: 以桂北新元古代高镁石英闪长岩为例 |
| 2.1 科学问题 |
| 2.2 区域地质背景 |
| 2.3 岩相学和矿物学 |
| 2.4 全岩地球化学和锆石年代学 |
| 2.5 俯冲带中酸性岩浆的成因: 地壳物质的贡献形式 |
| 2.6 对扬子和华夏地块聚合的指示 |
| 第三章 造山带演化与地幔-地壳熔融过程: 来自桂北新元古代基性-岩浆岩的制约 |
| 3.1 研究背景和样品描述 |
| 3.2 年代学和地球化学 |
| 3.3 地幔源区熔融过程的限制 |
| 3.4 幔源-壳源岩浆作用的耦合及对江南造山带新元古代演化的启示 |
| 第四章 伸展背景下的地幔-地壳熔融与岩浆演化: 来自越北基性-酸性火山岩的记录 |
| 4.1 科学问题 |
| 4.2 地质背景及样品描述 |
| 4.3 火山岩的年代学 |
| 4.4 火山岩的地球化学 |
| 4.5 秀丽盆地火山岩与峨眉山大火成岩省的关系 |
| 4.6 岩浆分异与演化 |
| 4.7 地幔柱环境下酸性岩浆房的演化模型 |
| 第五章 水含量对幔源和壳源岩浆岩浆耦合机制的制约: 对酸性岩浆水含量的模拟 |
| 5.1 研究意义与问题提出 |
| 5.2 数据收集 |
| 5.3 模拟岩浆的结晶分异过程 |
| 5.4 水和氧逸度对岩浆演化的影响与量化 |
| 5.5 湿度计在天然样品中的应用 |
| 第六章 主要认识 |
| 致谢 |
| 附件1 样品处理与数据分析测试方法 |
| 附件2 附表 |
| 附件3 攻读博士学位期间完成的论文 |
| 参考文献 |
四、冰岛地壳岩浆房的形成（论文参考文献）
- [1]晶粥储存、侵入体累积组装与花岗岩成因[J]. 马昌前,邹博文,高珂,文霞. 地球科学, 2020(12)
- [2]接收函数与噪声频散联合反演东北典型构造区S波速度结构[D]. 朱洪翔. 吉林大学, 2020(08)
- [3]西南印度洋中脊断桥热液区洋壳结构研究[D]. 李龑. 南京大学, 2020(02)
- [4]西南印度洋27脊段热液活动及控制机制研究[D]. 岳羲和. 中国地质大学, 2020
- [5]北极圈及邻区战略新兴矿产成矿规律及投资环境研究[D]. 王守帅. 中国地质大学(北京), 2020(04)
- [6]用OBS远震接收函数方法研究西南印度洋中脊深部结构及洋脊-热点相互作用[D]. 胡昊. 浙江大学, 2020
- [7]内蒙古乌兰哈达第四纪火山岩岩浆演化过程研究[D]. 王力. 中国地质大学(北京), 2019(02)
- [8]新疆伊犁地块北缘晚古生代火山岩及其成矿构造背景意义[D]. 邢浩. 中国地质大学(北京), 2019(02)
- [9]滇西昌宁-孟连带芒信地区基性超基性岩成因与构造意义[D]. 施晴. 中国地质大学(北京), 2019(02)
- [10]不同构造环境下壳源和幔源岩浆作用的耦合机制[D]. 陈昕. 南京大学, 2018