一、熔融包裹体及其挥发分研究概况及分析方法简析（论文文献综述）
范蕾,王国芝,石学法,Astrid Holzheid,Basem A.Zoheir[1]（2020）在《南大西洋中脊26°S热液区成矿物质来源探讨》文中进行了进一步梳理南大西洋中脊的26°S热液区广泛发育多金属硫化物、底泥、枕状熔岩、非活动性烟囱体和活动性烟囱体。为了有效探索硫、铜等成矿物质的来源以及成矿作用过程,分别以玄武岩、烟囱体残片及块状多金属硫化物为研究对象,开展了熔融包裹体、硫同位素和铜同位素研究。结果显示:区内玄武岩新鲜未蚀变且斑晶中产出大量熔融包裹体;熔融包裹体气泡壁附着黄铜矿、黄铁矿及磁铁矿等子矿物,说明在岩浆作用过程中可从熔浆中分离出成矿所需的金属元素和硫,这些成矿元素随着岩浆去气作用进入挥发分中,并随着脱气作用迁移出来。通过对烟囱体残片及块状多金属硫化物中黄铁矿的硫同位素组成进行比对分析,发现26°S热液区内硫化物的硫同位素与大西洋各热液区硫化物的硫同位素变化范围相一致,但δ34SV-CDT值略低（3.0‰～3.9‰）。低的δ34SV-CDT值指示硫以岩浆硫源为主,海水硫酸盐还原硫占比低。黄铜矿呈现略微富铜重同位素特征且分馏程度较低,其δ65Cu值（0.171‰～0.477‰）趋近于大洋中脊玄武岩的铜同位素值（0）。综合硫同位素及铜同位素特征,表明热液流体经历了岩浆和海水的混合过程,成矿物质主要来自于岩浆热液,成矿作用过程中可能有少量海水混入。
彭宁俊[2]（2020）在《赣北大湖塘超大型钨矿床成矿流体与成因机制研究》文中研究表明大湖塘W-Cu矿床是赣北钨成矿带的典型矿床,也是江西北部最早发现的超大型钨矿床,已探明WO3 200余万吨,并伴生Cu 50万吨和Mo 2万吨。大湖塘内包含南区、北区和大雾塘矿区三个大区,含有石门寺、大岭上、狮尾洞等矿段,各矿段地质特征、成矿阶段和矿物组合较为相似,成矿作用均与燕山期130-150Ma多期次的花岗岩体有着密切的成因关系,而矿化以细脉浸染型白钨矿、黑钨矿为主,亦含石英大脉型矿体。本论文通过对大湖塘开展矿床地质、流体包裹体、矿物微区微量元素地球化学、同位素等综合研究,深入探讨该地区成矿作用,为解释成矿机理、阐明超大型矿床成因提供依据,同时也将为丰富成矿理论和指导类似矿床找矿勘查提供借鉴意义。大湖塘矿床流体包裹体研究表明,矿石矿物和脉石矿物流体均为中高温（190-440℃）、中低盐度(0.5-12 wt%Na Cleq)、低密度Na Cl-H2O（CH4±N2±CO2）热液体系。包裹体中CH4+N2超过CO2占到主导地位,反映成矿系统整体处于低氧逸度的还原环境,CO2只出现在大量钨已经晶出之后的硫化物阶段。硅酸盐-氧化物阶段黑钨矿均一温度（300-440°C）,白钨矿均一温度（峰值280-350°C）,磷灰石均一温度（峰值260-330°C）均普遍比共生的石英（大部分200-300°C）高,而晚期硫化物阶段的石英集中于190-240°C。北区石门寺和大岭上矿段在晚期硫化物阶段盐度明显降低,但南区狮尾洞矿段和大雾塘矿区一矿带矿段并无明显变化。大湖塘热液体系中金属元素的逐步沉淀伴随有不同的流体作用:即早期黑钨矿、白钨矿和磷灰石的形成并无明显大气水的加入,W的沉淀形成主要经历自然冷却过程;而在石门寺矿段和大岭上矿段,由于构造裂隙较为发育,可能有较多的大气降水加入,流体混合是引起Cu、Mo等贱金属硫化物沉淀的重要原因。大湖塘矿床花岗岩中的熔融包裹体和热液脉中的流体包裹体普遍含有黄铜矿固体矿物,说明残余熔体和热液流体中均含有大量的Cu,也证明了成矿物质的岩浆来源。硫化物S-Pb同位素进一步证明这一观点,硫化物阶段部分样品含有亏损的δ34S值（-14.4～-0.9‰）,可能反应成矿流体氧逸度的升高导致流体环境的改变,原因为晚期氧化性大气降水的加入。这与流体包裹体和H-O同位素的研究结果一致。白钨矿和磷灰石微量元素、Sr同位素以及电气石主量元素、B同位素等多种研究成果表明,水岩反应是大湖塘钨矿物尤其是白钨矿沉淀的重要机制。水-岩反应过程中斜长石分解为富W流体提供了大量的Ca、Eu和Sr以形成白钨矿、磷灰石等矿物。白钨矿和磷灰石晶体在沉淀过程中稀土配分曲线均由“倾斜型”、负Eu异常转变为“平坦型”、正Eu异常,由于白钨矿和磷灰石优先富集中稀土MREE,早期这些矿物的的沉淀可逐渐形成贫MREE的流体,使得白钨矿等矿物稀土模式发生改变。电气石可分为VT、DT和ST等不同类型,其中石英脉中VT型（VT-1和VT-2）电气石记录了封闭环境下含矿流体与新元古代花岗闪长岩围岩反应情形下流体环境的改变,新元古代双桥山群浅变质岩中ST型电气石相比细脉中DT型电气石B同位素明显偏低,反映不同的源区属性,而在广泛的围岩交代中,黑钨矿、白钨矿和硫化物沉淀过程中或同样受到围岩物质的贡献。通过总结大湖塘以及其他大型-超大型钨矿床的基础地质和矿物学特征、流体包裹体和H-C-S等同位素特征发现,水岩反应在许多钨矿床广泛发育,是改变流体性质和引起钨矿物沉淀的重要机制。超大型矿床研究是矿床学研究的重要课题,超大型钨矿床往往具有如下特征:1)大地构造位置往往位于板块活动带或大陆热点地区,成矿作用往往与高分异的多期次花岗岩体有关;2)区域基底含钨背景往往较高;3)超大型钨矿床矿体常常赋存于岩体的外接触带,含矿围岩的物理化学性质往往决定了矿床的类型和矿物赋存状态。此外,笔者从成矿岩体、矿化类型、矿物组合和氧逸度等方面讨论了赣北钨矿与赣南钨矿的区别,并提出根据不同围岩性质和蚀变类型在赣北地区寻找不同类型钨矿床的建议。
胡志康[3]（2019）在《藏南绿柱石的包裹体研究及成因探讨》文中提出近年来,在我国西藏南部地区广泛分布的穹窿附近发现了大量绿柱石矿化的痕迹,错那洞片麻岩穹窿便是其中的典型实例。错那洞片麻岩穹窿位于特提斯喜马拉雅带东部,穹窿核部主体为淡色花岗岩,伟晶岩呈脉状穿插于周围岩体中,绿柱石大量分布于伟晶岩中。岩体中主要造岩矿物有石英、钠长石、白云母等,此外还含有少量黑电气石、钾长石等矿物,副矿物主要有锆石、独居石等。通过对黑电气石进行SEM-EDS面扫描,可以看出电气石具有明显的元素分带现象,意味着其经历了多期次的岩浆演化,结合本地区出现的与W-Sn矿化作用有关的白钨矿、锡石等矿物,认为成矿岩体具有高度演化的特征。通过对绿柱石中的流体包裹体进行观察,发现含有大量气液两相包裹体及矿物包裹体,对这些绿柱石气液两相包裹体进行拉曼光谱测试,结果显示气液包裹体中气相部分主要由CO2、N2等组成,液相部分主要由CO32-、HCO3-、K+、SO42-等组成,说明成矿流体富含多种挥发分。这些挥发分的存在,降低了结晶温度,并携带巨大的热量,促进了岩浆熔体的长期缓慢结晶,同时也促进了岩浆的高度分异演化。通过研究我国新疆地区、华南地区、川西地区、云南地区等产有绿柱石矿床的矿区,发现这些绿柱石中均含有大量的CO2、H2O等挥发分流体,此外这些与矿化作用有关的岩体均经历了高度的结晶分异作用,是一种高分异的花岗岩。通过对附近未发生稀有金属矿化的Dala岩体进行锆石U-Pb定年及氧同位素研究,认为Dala岩体形成于主碰撞造山阶段（约43Ma）,区别于错那洞岩体形成于后碰撞阶段（约20Ma）,后者与伸展作用有关。Dala岩体是在地壳增厚过程中由角闪岩的深熔作用为主,并经历了不同程度的变泥质岩的部分熔融作用的深熔作用而形成。Dala岩体不具有高度演化的特征,因而未发生绿柱石等稀有金属成矿。综上所述,绿柱石成矿其中两个重要因素便是高分异演化的岩浆体系和富含挥发分的成矿流体,这对于进一步的找矿具有指示意义。
戴加祺[4]（2018）在《江西相山碎斑熔岩源区特征 ——来自硼同位素及熔融包裹体的证据》文中研究指明相山铀矿田是我国最大的火山岩型铀矿田,其赋矿围岩主要为碎斑熔岩及流纹英安岩,还包括部分前寒武系变质岩及中生代花岗斑岩。尽管前人对相山铀矿田的年代学及地球化学等方面进行了较多的研究工作,成果丰硕,但随着研究程度的不断加深,对相山铀成矿物质来源及碎斑熔岩源区特征的争论亦从未停止。本文利用显微镜、电子探针、激光剥蚀多接收等离子质谱仪等分析仪器,对相山铀矿田如意亭剖面碎斑熔岩中电气石的形态特征、化学成分、B同位素及其石英颗粒中熔融包裹体地球化学特征等进行详细的研究工作,试图对上述问题进行探讨。初步的研究成果如下:碎斑熔岩中电气石与铀矿物相伴生,电子探针成分分析显示:电气石为典型的黑电气石,以富含Na、Fe等元素为特征,电气石中挥发性组分较高,其中B2O3含量为9.38%-10.04%,F含量为0.1%-1.77%。利用LA-MC-ICP-MS硼同位素微区原位分析法对碎斑熔岩中电气石的硼同位素进行分析测试,结果显示,电气石中的δ11B含量为（-13.15±0.72）‰-12.28±0.63‰,均值为（-12.72±0.94）‰,指示相山火山-侵入杂岩体主要来源于相山底部地壳基底岩石的部分熔融,可能有少量幔源物质的参与。碎斑熔岩石英颗粒中的熔融包裹体以孤立状、星点状随机分布为主,形态多呈椭圆形或不规则形,熔融包裹体直径多大于10μm,主要类型有:Ⅰa型玻璃熔融包裹体、Ⅰb型含子矿物玻璃熔融包裹体、Ⅱa型结晶质熔融包裹体、Ⅱb型含子矿物结晶质熔融包裹体。电子探针成分分析显示:熔融包裹体中SiO2含量较高,介于50.52%77.83%之间,平均59.49%;MgO含量介于0.01%9.59%之间,平均1.59%;CaO含量介于0.01%0.62%之间,平均0.25%;Na2O+K2O介于1.58%13.74%,均值5.56%,碱总量总体较高;里特曼指数σ介于0.1012.87之间,均值3.46;碱铝比值[（Na+K）/Al]介于0.111.00之间,平均0.32。总体表现出高硅、高碱、低镁、低钙的特征,可能反映了碎斑熔岩的原始岩浆成分特征。结合前人研究成果,成矿流体中高含量的B、F等挥发性组分及岩浆早期阶段的较高氧逸度环境使得U元素更易形成络合物,更利于U的迁移与富集。相山铀成矿与岩浆作用之间密不可分,岩浆作用既保证了铀成矿过程充足的物源,也保证了铀成矿过程所需的介质和动力条件。
郑杰[5]（2018）在《滇西小桥头富碱斑岩中熔融包裹体特征研究》文中研究说明滇西三江地区地质构造演化历史悠久,自古特提斯洋闭合以来,发育一系列由洋盆闭合、陆内造山、走滑伸展引发的岩浆活动;尤其以滇西境内沿金沙江-哀牢山古缝合带及邻近地区产出的新生代富碱火成岩、深源包体及相关岩浆-热液矿床而着名。小桥头岩体位于金沙江-哀牢山古缝合带南段滇西北境内石头乡,分属于剑川-石头岩群。本次在该岩体的石英斑晶中发现了沿生长环带分布的富H2O含CO2的晶质熔融包裹体;以此为重点研究对象,结合岩石矿物学、元素和同位素地球化学及锆石U-Pb定年深入分析和探讨以小桥头岩体为典型代表的滇西新生代富碱岩浆的起源、运移和演化过程,结论和认识有助于揭示滇西地区金沙江-哀牢山新生代富碱火成岩带形成和演化的深部地质过程及地幔流体作用,为分析和讨论三江地区新生代岩浆活动和构造背景提供岩浆包裹体地球化学重要证据。本文获得的主要认识如下:（1）小桥头富碱斑岩主要为石英二长斑岩,以岩珠、岩枝形式侵入至渐新统金丝厂组粉红色砂岩中。岩体中发育各类深浅不一的包体（或捕掳体）,其中不乏暗色深源包体。碱质交代作用和硅化作用在主岩及各类包体中皆广泛发育;岩石地球化学特征指示小桥头富碱斑岩与滇西不同地区、年龄、岩性的新生代富碱岩浆源区性质一致、岩浆演化过程类似;源区的形成受制于统一的深部地质作用。（2）岩相学研究表明,熔融包裹体主要赋存于石英斑晶中,为晶质熔融包裹体。晶质熔融包裹体结晶质经拉曼光谱鉴定为钠长石和含OH未知矿物;部分熔融包裹体中存在独立相H2O。熔融包裹体可与富CO2的流体包裹体共生,斑晶外生长环带存在原生高盐度流体包裹体;指示小桥头富碱岩浆相对富水。（3）石英斑晶中晶质熔融包裹体的显微测温研究表明,不同生长环带的包裹体均一温度存在差异,斑晶核部为10601250℃,集中于11251150℃;中部至外部生长环带为9601060℃,集中于10251060℃;斑晶边部为10401060℃。同一环带上的均一温度差异与熔流体不混溶作用、包裹体炸裂、主晶融化和H扩散作用等有关;斑晶边部较高的温度反映了岩浆经历了混合作用,斑岩岩浆为交代地幔起源的岩浆。外环高盐度流体包裹体的气泡消失温度为158650℃,石盐子晶熔化温度为291570℃。通过Tm>Th流体包裹体估算压力270MPa（深度9.45km）,全岩CIPW标准化石英-钠长石-正长石等温压图解估算压力大于1000MPa（深度大于35Km）;综合反映了岩浆运移过程中的减压作用和压力波动,同时导致了熔-流体不混溶。（4）均一化熔融包裹体的原位EMPA和LA-ICP-MS分析显示,斑晶核部生长环带上的晶质熔融包裹体SiO2含量为64.3479.96%（平均70.71%）;（Na2O+K2O）含量为6.8611.99%（平均9.69%）,富碱;K2O/Na2O的比值为0.653.62（平均1.43）。中部至外部生长环带上的包裹体成分中SiO2为65.1071.01%（均值67.39%）;全碱含量（Na2O+K2O）为11.6614.14%（均值12.83%）;K2O/Na2O值为1.354.23（均值2.58）;不同环带包裹体的具有类似的富集Cs、Rb等大离子亲石元素和亏损Co、Cr、Ni等过渡元素特征。这暗示小桥头富碱岩浆至少经历了两期主要的熔体混合作用过程,即早期熔体成分杂乱,晚期熔体明显具的成分演化关系。目前认为,初始岩浆总体上是一种富硅、碱含量不高的硅酸盐岩浆;但相同生长环带上的不同包裹体又存在一定程度的硅碱含量差异,这暗示富碱岩浆岩浆源区并非成分均一或均匀的岩浆发生熔融的所致,而是由多种不同成分地质体熔融岩浆耦合成的不混溶岩浆,岩浆房本身也是“不均匀的”或存在多重岩浆房。（5）综合研究得出,小桥头富碱斑岩是滇西三江地区金沙江-哀牢山新生代富碱斑岩带重要组成,成岩年龄为35.40±0.37Ma,岩浆活动持续了1.5Ma,成岩时间与滇西三江地区新生代富碱岩浆同步活动,其成因受制于统一的同源交代富集地幔流体作用。同步进行的岩浆混合作用与熔流体不混溶作用广泛发生在富碱岩浆产生演化过程中;压力的降低和岩浆快速上升是保持不混溶作用持续进行的主要因素。超前活动的地幔流体产生了富碱岩浆源区,随后高热地幔流体在拉张和走滑的背景下使交代富集地幔发生部分熔融而产生富碱性岩浆;由于部分熔融程度、交代作用以及富集地幔性质等不同因素,在多重岩浆房的基础上富碱岩浆互不混溶的地幔熔流体在与岩浆体系耦合与解耦过程并引发壳幔混染作用,参与形成一系列不同岩性组合的富碱斑岩。
孙雅琳[6]（2018）在《内蒙古维拉斯托锡多金属矿床成矿流体演化特征与成矿模式研究》文中研究表明维拉斯托矿床位于大兴安岭南段西坡有色金属成矿带,包括花岗岩型和石英脉型锡钨矿、脉状铜锌矿,其形成与深部碱长花岗岩密切相关。本文选取维拉斯托锡多金属矿床为研究对象,通过岩相学,显微测温,激光拉曼光谱分析等手段,对碱长花岗岩、云英岩、锡石闪锌矿石英脉、黄铜矿闪锌矿矿石各阶段中流体包裹体的特征进行研究,从时间和空间两个维度研究流体演化过程,并在此基础上初步建立维拉斯托锡多金属矿成矿模式研究,取得了以下成果:1)重新划分维拉斯托锡多金属矿床成矿阶段,将整个成矿过程划分为四个阶段:岩浆阶段、云英岩化阶段、锡石闪锌矿石英阶段、硫化物阶段。2)维拉斯托锡多金属矿床由碱长花岗岩→云英岩→锡石闪锌矿石英脉→闪锌矿黄铜矿矿石,流体包裹体类型发生明显变化,由以熔融包裹体为主变为以熔流包裹体为主,再变为以气液两相包裹体为主,并表现出渐变特征。由云英岩阶段至锡石闪锌矿石英脉阶段,温度盐度逐渐降低,变化具有继承性,云英岩中融流包裹体的气液相部分均一温度与流体包裹体的完全均一温度相近,固相成分与熔融包裹体成分一致。维拉斯托成矿流体经历了由岩浆-浆液过渡态流体-热液的连续演化过程。3)激光拉曼测试表明,熔融包裹体的固相成分以钠长石为主,含少量白云母和萤石,熔流包裹体的固相成分为黄玉,维拉斯托岩浆演化晚期浆液过渡态流体富含F。F、H2O等挥发分的存在能够大大降低熔浆的结晶温度,影响矿物成分与结晶顺序,饱和F的花岗岩岩浆易发生液态不混溶作用,有利于岩浆的分异演化,从而使W、Sn等成矿金属元素在晚期熔体和热水流体中富集。黄玉的出现可能指示着锡成矿作用的开始。4)从时间和空间两个角度出发,初步建立维拉斯托锡多金属矿成矿模式,锡成矿作用在岩浆演化晚期就已经开始,至热液阶段时成矿作用最强,整个过程是同期岩浆完整演化的结果,且从岩浆阶段-浆液过渡态流体阶段-热液阶段,成矿作用连续。
孙雅琳,许虹,祝新友,刘新,蒋斌斌[7]（2017）在《内蒙古维拉斯托锡多金属矿床流体包裹体特征及其地质意义》文中指出维拉斯托矿床位于大兴安岭南段西坡有色金属成矿带,包括花岗岩型和石英脉型锡钨矿、脉状铜锌矿,其形成与深部碱长花岗岩密切相关。通过岩相学、显微测温、激光拉曼等手段对维拉斯托碱长花岗岩、云英岩、锡石闪锌矿石英脉3种地质体中熔融、熔流以及流体包裹体特征进行研究。以上3种地质体中包裹体类型由以熔融包裹体为主—以熔流包裹体为主—以气液包裹体为主渐变;熔融包裹体的固相成分以钠长石为主,少量白云母和萤石,熔流包裹体的固相成分为黄玉;由云英岩到锡石闪锌矿石英脉,均一温度降低,盐度略有降低,变化具有继承性。维拉斯托成矿流体经历了岩浆到热液的连续演化过程,晚期形成浆液过渡态流体,成矿作用始于岩浆晚期,浆液过渡态流体与锡成矿作用具有直接的联系。
文春华,邵拥军,黄革非,罗小亚,李胜苗[8]（2017）在《湖南尖峰岭稀有金属花岗岩地球化学特征及成矿作用》文中研究指明湖南尖峰岭矿床是一个典型的花岗岩型Li、Nb和Ta稀有金属矿床,为研究花岗岩成矿作用以及指导湘南地区稀有金属找矿工作,采用XRF、ICP-MS和ISE法分析了与成矿有关的黑云母花岗岩、钠长石花岗岩及云英岩的中主量、微量元素和挥发分。结果表明:钠长石花岗岩和云英岩中的SiO2（70.6%84.85%）和挥发分F（2.43%3.74%）质量分数高,富Al2O3（9.36%22.99%）,且A/CNK>1.0,为过铝质岩石,全碱（w（Na2O+K2O）=1.51%7.52%）和w（CaO）（0.1%3.44%）变化大,w（Fe2O3）、w（MgO）、w（TiO2）、w（MnO）、w（P2O5）较低;稀土元素组成具显着的Eu负异常和"M"型四分组效应,强烈富集Rb、Th、U、Nb、Ta元素,亏损Ba、Sr、Ti元素。花岗岩地球化学特征显示在演化过程中经历了高程度分异演化作用和岩浆不混溶作用,其挥发分F对稀有元素有明显的富集作用,并制约着熔体/流体体系的地球化学行为及其成矿效应。钠长石花岗岩和云英岩的稀有金属富集成矿受到岩浆不混溶作用、水岩反应、风化淋滤作用的共同控制。
赵斌,赵劲松,许德如[9]（2017）在《长江中下游成矿带矽卡岩型矿床矿物包裹体激光拉曼分析结果及其地质-地球化学意义》文中提出矽卡岩矿床各种硅酸盐矿物中熔融包裹体和流体-熔融包裹体的显微测温资料和相成分让我们提出过大量矽卡岩是岩浆成因的建议。在本文中,我们提供沿长江中下游成矿带的许多矽卡岩矿床包含在石榴子石和辉石里的熔融包裹体和流体-熔融包裹体的激光拉曼分析结果,目的是证明所研究的并与Cu-Fe-Au矿床共生的矽卡岩系岩浆成因。我们的研究结果显示,熔融包裹体只含固体相和微量气相。流体-熔融包裹体除了含大量固相外,还含微量流体和气相以及没有被仪器检测到的气体。固体相与包裹体寄主矿物相同或类似。流体相主要为水或盐水溶液和包括C6H6、C3H6、C3H8、CH4、CO2和O2的气体。我们提出,熔融包裹体和流体-熔融包裹体是原始岩浆的最好代表。这就证明,矽卡岩组合是由一个原生岩浆直接结晶而成。此外,我们还讨论了岩浆矽卡岩形成的温度、分布范围和规模、形成机制和与Cu-Fe-Au矿化作用的联系。
杨雨凡[10]（2017）在《滇西富碱斑岩石英包体中玻璃包裹体研究》文中进行了进一步梳理滇西地区富碱侵入岩形成于金沙江-哀牢山古缝合带及其两侧。与之相关的地幔流体作用是深部地质过程的重要构成,多金属矿床是其深部地质过程的外在表现。前人已经对滇西地区富碱斑岩在岩相学、地球化学、年代学等方面进行了深入的研究,但对于岩浆起源、岩浆与流体关系及其两者相互作用和演化机制的认识还存在争议。文在已有研究成果的基础上,重点对石英包体中玻璃和流体包裹体开展岩相学和测温及流体地球化学研究,取得如下主要认识成果:（1）石英包体中各类包裹体测温结果在950℃1050℃区间,与之共生的纯CO2包裹体测温为28.9℃29.5℃范围,石英包体中的玻璃包裹体的出现虽代表了高温环境,但与之共生的纯CO2包裹体为低密度包裹体（0.3180.336g/cm3）,以至于玻璃包裹体较高均一温度在CO2相图中所获得的压力也相对较低,低密度纯CO2包裹体的出现实质上就是熔流体处于低压环境的表征。同一期次的流体包裹体测算得到的压力远大于玻璃包裹体测算的压力,而不同压力条件下,熔体和流体混溶程度有所差异,这表明压力是引起岩浆-流体发生不混溶的主导因素。（2）地幔深处超前活动地幔流体的交代作用触发了交代富集地幔的形成,在拉张、走滑、剪切构造背景下,源自交代富集地幔源区的硅不饱和富碱岩浆以互不混溶方式包含富硅碱含矿地幔流体的同时,不均一捕获超镁铁-镁铁质熔浆并沿深大断裂带同步运移上升,以其底侵作用引发深部地壳岩石部分熔融形成硅过饱和长英质岩浆。（3）由深部过程引发地壳部分熔融后的岩浆作用可以分为两个部分:一是源自交代富集地幔并引发底侵作用的硅不饱和富碱岩浆再以不混溶方式捕获少量重熔形成的硅过饱和长英质岩浆并同步运移至上地壳结晶成岩,形成如今所见的含有花岗岩包体和超镁铁-镁铁质岩浆岩包体及少数特殊包体（如石英包体）的硅不饱和富碱斑岩;二是深部地壳岩石部分熔融形成的硅过饱和长英质岩浆以不混溶方式捕获由底侵岩浆解耦分离的富硅碱含矿地幔流体并同步运移至中上地壳过程中,流体伴随岩浆结晶成岩进行交代蚀变,最终形成富硅碱的赋矿花岗岩类岩石及相应多金属矿床。
二、熔融包裹体及其挥发分研究概况及分析方法简析（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、熔融包裹体及其挥发分研究概况及分析方法简析（论文提纲范文）
（1）南大西洋中脊26°S热液区成矿物质来源探讨（论文提纲范文）
| 0 引言 |
| 1 地质背景 |
| 2 样品及方法 |
| 2.1 样品手标本特征 |
| 2.2 分析测试 |
| 3 分析结果 |
| 3.1 玄武岩斑晶中的熔融包裹体 |
| 3.2 多金属硫化物硫同位素 |
| 3.3 多金属硫化物铜同位素 |
| 4 讨论 |
| 4.1 挥发分对成矿元素的影响 |
| 4.2 S同位素示踪 |
| 4.3 Cu同位素示踪 |
| 5 结论 |
（2）赣北大湖塘超大型钨矿床成矿流体与成因机制研究（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题来源及意义 |
| 1.1.1 选题来源及研究目的 |
| 1.1.2 选题意义 |
| 1.2 研究现状及存在问题 |
| 1.2.1 钨矿资源分布与用途 |
| 1.2.2 成矿流体与成矿机制研究现状 |
| 1.2.3 大湖塘矿床研究现状和存在问题 |
| 1.3 研究内容及创新点 |
| 1.4 研究方法与技术路线 |
| 1.5 完成工作量 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.2 区域构造 |
| 2.3 区域岩浆岩 |
| 2.4 区域矿产特征 |
| 第三章 矿区地质特征 |
| 3.1 矿区地层 |
| 3.2 矿区构造 |
| 3.3 矿区岩浆岩 |
| 3.4 大岭上矿段 |
| 3.4.1 矿体及矿石特征 |
| 3.4.2 围岩蚀变 |
| 3.4.3 成矿阶段 |
| 3.5 石门寺矿段 |
| 3.5.1 矿体及矿石特征 |
| 3.5.2 围岩蚀变 |
| 3.5.3 成矿阶段 |
| 3.6 狮尾洞矿段 |
| 3.6.1 矿体及矿石特征 |
| 3.6.2 围岩蚀变 |
| 3.6.3 成矿阶段 |
| 3.7 一矿带矿段 |
| 3.7.1 矿体及矿石特征 |
| 3.7.2 围岩蚀变 |
| 3.7.3 成矿阶段 |
| 第四章 成矿流体研究 |
| 4.1 样品准备与测试方法 |
| 4.1.1 流体包裹体测温 |
| 4.1.2 氢氧同位素分析 |
| 4.2 流体包裹体岩相学与显微测温 |
| 4.2.1 大岭上矿段流体特征 |
| 4.2.2 石门寺矿段流体特征 |
| 4.2.3 狮尾洞矿段流体特征 |
| 4.2.4 一矿带矿段流体特征 |
| 4.3 单个流体包裹体成分分析 |
| 4.4 H-O同位素 |
| 4.5 矿石矿物与脉石矿物流体差异 |
| 第五章 成矿物质来源 |
| 5.1 样品制备与测试方法 |
| 5.2 Pb同位素示踪 |
| 5.3 原位S同位素示踪 |
| 第六章 热液矿物成因矿物学研究 |
| 6.1 样品准备与测试方法 |
| 6.1.1 白钨矿和磷灰石的OM-CL成像 |
| 6.1.2 电子探针主量元素 |
| 6.1.3 微量元素的原位LA-ICP-MS分析 |
| 6.1.4 Sr同位素 |
| 6.1.5 B同位素 |
| 6.2 白钨矿微量元素特征 |
| 6.3 磷灰石微量元素特征 |
| 6.4 白钨矿和磷灰石Sr同位素 |
| 6.5 电气石主量元素、B同位素 |
| 第七章 成矿流体演化与成矿机制 |
| 7.1 成矿流体来源 |
| 7.2 成矿流体演化 |
| 7.3 水岩反应:一种重要的钨成矿机制 |
| 7.4 大湖塘超大型钨矿床成矿模式 |
| 第八章 区域找矿勘查启示 |
| 8.1 大湖塘与其他超大型钨矿成矿规律总结 |
| 8.2 赣北钨矿带与赣南钨矿带的对比 |
| 8.3 赣北区域找矿的启示 |
| 第九章 结论与问题 |
| 9.1 主要结论 |
| 9.2 存在问题及展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（3）藏南绿柱石的包裹体研究及成因探讨（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 研究目的及意义 |
| 1.2 研究现状及存在问题 |
| 1.3 研究方法及技术路线 |
| 1.4 完成的主要工作量 |
| 2 区域地质概况 |
| 2.1 青藏高原的大地构造背景 |
| 2.2 喜马拉雅造山带区域地质背景 |
| 3 矿区地质概况 |
| 3.1 地层 |
| 3.2 构造 |
| 3.3 岩浆作用 |
| 4 岩石学研究 |
| 4.1 野外及手标本观察 |
| 4.2 室内观察 |
| 4.3 场发射扫描电镜观察及能谱分析 |
| 5 包裹体研究 |
| 5.1 包裹体的分类 |
| 5.2 样品准备工作 |
| 5.3 包裹体的镜下观察及特征描述 |
| 5.4 拉曼光谱分析 |
| 5.5 结果分析 |
| 6 高分异花岗岩与绿柱石成矿 |
| 6.1 Be元素在自然界的丰度 |
| 6.2 我国的绿柱石矿床特征 |
| 6.2.1 新疆地区 |
| 6.2.2 川西地区 |
| 6.2.3 华南地区 |
| 6.2.4 云南地区 |
| 6.3 讨论 |
| 7 与Dala岩体的对比 |
| 7.1 区域地质背景 |
| 7.2 实验原理 |
| 7.3 锆石样品的准备 |
| 7.4 分析方法 |
| 7.5 数据结果及分析 |
| 7.6 小结 |
| 8 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（4）江西相山碎斑熔岩源区特征 ——来自硼同位素及熔融包裹体的证据（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 选题依据和研究意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 相山铀矿田研究现状 |
| 1.2.2 相山碎斑熔岩研究现状 |
| 1.2.3 电气石研究现状 |
| 1.2.4 熔融包裹体研究现状 |
| 1.3 拟解决的科学问题 |
| 1.4 研究内容和方法 |
| 1.5 工作安排及完成工作量 |
| 2 区域地质背景 |
| 2.1 地层 |
| 2.1.1 基底地层 |
| 2.1.2 盖层地层 |
| 2.2 区域岩浆岩 |
| 2.3 区域构造 |
| 2.4 区域矿产 |
| 3 相山碎斑熔岩地质特征 |
| 3.1 碎斑熔岩时空分布特征 |
| 3.2 碎斑熔岩岩石学特征 |
| 4 碎斑熔岩中电气石化学成分及硼同位素组成特征 |
| 4.1 样品特征及分析方法 |
| 4.2 岩相学特征 |
| 4.3 电气石化学组成特征 |
| 4.4 电气石硼同位素组成特征 |
| 5 碎斑熔岩中石英熔融包裹体特征 |
| 5.1 样品的采集与加工 |
| 5.2 熔融包裹体岩相学特征 |
| 5.2.1 熔融包裹体形态特征 |
| 5.2.2 熔融包裹体类型 |
| 5.3 熔融包裹体地球化学特征 |
| 6 讨论 |
| 6.1 电气石化学组成对成岩成矿过程的指示 |
| 6.2 电气石B同位素对岩浆来源的指示 |
| 6.3 熔融包裹体化学组成特征与岩浆源区 |
| 7 结论与建议 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 存在不足与展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（5）滇西小桥头富碱斑岩中熔融包裹体特征研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第1章 前言 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状分析 |
| 1.2.1 岩浆包裹体研究现状及意义 |
| 1.2.2 包裹体研究方法与研究实例 |
| 1.2.3 滇西新生代富碱斑岩研究现状 |
| 1.2.4 滇西富碱斑岩中岩浆包裹体研究现状 |
| 1.2.5 滇西小桥头富碱斑岩研究现状 |
| 1.3 研究思路、内容与方法 |
| 1.3.1 研究思路与内容 |
| 1.3.2 技术路线及研究方法 |
| 1.3.3 论文研究的创新点 |
| 1.4 论文主要工作量 |
| 第2章 研究区地质背景 |
| 2.1 三江地区大地构造背景 |
| 2.2 滇西三江地区地质特征 |
| 2.3 研究区地质背景 |
| 2.3.1 地层特征 |
| 2.3.2 构造演化 |
| 2.3.3 岩浆作用与岩浆岩 |
| 2.3.4 变质岩 |
| 第3章 富碱斑岩的岩石学及地球化学特征 |
| 3.1 岩石类型 |
| 3.2 岩相学特征 |
| 3.3 岩石地球化学特征 |
| 3.3.1 常量元素地球化学 |
| 3.3.2 微量元素地球化学 |
| 3.3.3 同位素地球化学 |
| 3.4 温度压力与深度估算 |
| 第4章 熔融包裹体岩相学和显微测温 |
| 4.1 熔融(岩浆)包裹体的分类和岩相学特征 |
| 4.2 研究区熔融包裹体岩相学 |
| 4.3 熔融包裹体显微测温 |
| 4.3.1 测试方法 |
| 4.3.2 测试过程 |
| 4.3.3 测温异常分析 |
| 4.3.4 测试结果 |
| 4.4 成岩温压估算 |
| 第5章 单个熔融包裹体的原位成份分析 |
| 5.1 测试分析方法 |
| 5.2 包裹体的电子探针主量元素分析 |
| 5.3 包裹体的LA-ICP-MS微量元素分析 |
| 第6章 锆石U-PB年代学研究 |
| 6.1 锆石岩相学特征 |
| 6.2 锆石U-Pb定年分析 |
| 6.3 锆石稀土元素特征 |
| 6.4 锆石Ti温度计和相对氧逸度估算 |
| 6.4.1 锆石Ti温度计 |
| 6.4.2 Ce~(Ⅳ)/Ce~(Ⅲ)比值分析 |
| 第7章 富碱岩浆起源及岩浆演化 |
| 7.1 富碱岩浆成因机制分析 |
| 7.2 富碱岩浆运移演化 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
（6）内蒙古维拉斯托锡多金属矿床成矿流体演化特征与成矿模式研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 研究现状 |
| 1.1.1 流体包裹体研究现状 |
| 1.1.2 维拉斯托矿床研究现状 |
| 1.2 存在问题 |
| 1.3 拟解决的科学问题 |
| 1.4 研究内容与选题意义 |
| 1.5 研究方法与主要工作量 |
| 1.6 主要成果及认识 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.2 区域构造特征 |
| 2.2.1 断裂 |
| 2.2.2 褶皱 |
| 2.3 区域岩浆岩 |
| 2.3.1 石炭系石英闪长岩 |
| 2.3.2 北大山复式岩体 |
| 2.3.3 盔甲山岩体 |
| 2.4 区域矿产资源 |
| 第三章 维拉斯托矿床地质概况 |
| 3.1 地层 |
| 3.2 构造 |
| 3.3 岩浆岩 |
| 3.4 矿床特征 |
| 3.4.1 锡矿区 |
| 3.4.2 铜锌矿区 |
| 3.5 成矿阶段划分 |
| 第四章 维拉斯托流体包裹体特征 |
| 4.1 样品采集和测试方法 |
| 4.2 成矿流体特征研究 |
| 4.2.1 流体包裹体岩相学特征 |
| 4.2.2 流体包裹体显微测温特征 |
| 4.2.3 流体包裹体激光拉曼特征 |
| 4.3 小结 |
| 第五章 成矿流体演化特征及成矿作用过程讨论 |
| 5.1 岩浆到热液的连续演化 |
| 5.2 浆液过渡态流体对成矿作用的影响 |
| 5.3 岩浆演化过程中元素F的作用 |
| 5.4 流体不混溶作用对成矿的影响 |
| 5.5 维拉斯托锡成矿演化机制与成矿模式 |
| 第六章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 附表 |
（7）内蒙古维拉斯托锡多金属矿床流体包裹体特征及其地质意义（论文提纲范文）
| 0前言 |
| 1 矿床地质特征 |
| 2 流体包裹体特征 |
| 2.1 样品选取及测试方法 |
| 2.2 岩相学特征 |
| 2.3 激光拉曼测试 |
| 2.4 流体包裹体显微测温 |
| 3 讨论 |
| 3.1 岩浆—热液的演化 |
| 3.2 岩浆晚期黄玉的形成 |
| 4 结论 |
（8）湖南尖峰岭稀有金属花岗岩地球化学特征及成矿作用（论文提纲范文）
| 1 区域地质概况 |
| 2 样品采集及测试方法 |
| 2.1 样品采集 |
| 2.2 测试方法 |
| 3 地球化学特征 |
| 3.1 主量元素 |
| 3.2 微量元素和稀土元素 |
| 3.3 稀有元素和挥发分 |
| 4 讨论 |
| 4.1 成矿物质来源 |
| 4.2 稀有金属花岗岩成因 |
| 4.3 花岗岩演化与稀有金属成矿机制 |
| 4.3.1 花岗岩演化过程 |
| 4.3.2 稀有金属成矿机制 |
| 5 结论 |
（9）长江中下游成矿带矽卡岩型矿床矿物包裹体激光拉曼分析结果及其地质-地球化学意义（论文提纲范文）
| 1 引言 |
| 2 地质背景 |
| 2.1 区域壳慢结构基本特征 |
| 2.2 基底断裂和盖层断裂 |
| 2.3 区域地层 |
| 2.4 区域岩浆岩 |
| 3 岩浆矽卡岩矿物中的熔融包裹体和流体-熔融包裹体 |
| 3.1 样品分析 |
| 3.2 鄂东南-九瑞地区 |
| 3.2.1 地质概况和矿床分布 |
| 3.2.2 包裹体在显微镜下的主要特征 |
| 3.2.3 激光拉曼分析结果 |
| 3.3 安庆-九华山地区 |
| 3.3.1 安庆-九华山地区地质概况 |
| 3.3.2 岩浆矽卡岩矿物中的熔融包裹体显微照片 |
| 3.3.3 矽卡岩矿物中熔融包裹体和流体-熔融包裹体的激光拉曼分析 |
| 4 讨论 |
| 4.1 包裹体的相组成特征 |
| 4.2 包裹体的均匀温度 |
| 4.3 含熔融包裹体和流体-熔融包裹体的岩浆矽卡岩的规模和分布范围评估 |
| 4.4 早期矽卡岩基本上是岩浆成因 |
| 4.5 干矽卡岩并不完全是在缺H2O的情况下形成 |
| 4.6 岩浆矽卡岩的形成机制 |
| 4.7 岩浆矽卡岩与成矿作用的关系 |
| 5 结论 |
（10）滇西富碱斑岩石英包体中玻璃包裹体研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 研究现状及存在问题 |
| 1.2.1 富碱斑岩研究现状 |
| 1.2.2 岩浆包裹体研究现状 |
| 1.2.3 富碱岩浆与岩浆包裹体研究存在的问题 |
| 1.3 研究思路、技术路线与方法 |
| 1.3.1 研究内容和思路 |
| 1.3.2 研究方法 |
| 1.3.3 技术路线 |
| 1.4 论文工作量 |
| 第2章 研究区地质背景 |
| 2.1 研究区大地构造背景 |
| 2.2 基底和地层概况 |
| 2.3 构造格架 |
| 2.4 岩浆岩概况 |
| 2.5 新生代富碱火成岩的时空分布及年代学特征 |
| 2.5.1 岩体空间分布特征 |
| 2.5.2 岩体年代学特征 |
| 第3章 玻璃包裹体岩相学 |
| 3.1 玻璃包裹体的识别 |
| 3.2 富碱斑岩和包体岩相学特征 |
| 3.2.1 富碱斑岩岩石学特征 |
| 3.2.2 包体岩石学特征 |
| 3.3 玻璃包裹体岩相学特征 |
| 3.3.1 石英包体中玻璃包裹体的岩相学特征 |
| 3.3.2 辉石斑晶中玻璃包裹体的岩相学特征 |
| 第4章 包体及玻璃包裹体的地球化学特征 |
| 4.1 包体地球化学特征 |
| 4.2 流体及玻璃包裹体显微测温 |
| 4.2.1 流体包裹体显微测温 |
| 4.2.2 玻璃包裹体显微测温 |
| 4.3 玻璃包裹体捕获压力估算 |
| 4.4 玻璃包裹体元素地球化学特征 |
| 4.4.1 石英包体中玻璃包裹体原位常量元素特征 |
| 4.4.2 辉石中玻璃包裹体原位常量元素特征 |
| 4.4.3 含玻璃包裹体的包体稀土、微量特征 |
| 第5章 富碱熔流体演化浅析 |
| 5.1 熔体\流体包裹体的不混溶特征 |
| 5.2 玻璃包裹体成因分析 |
| 5.3 地幔流体运移及演化 |
| 5.3.1 富碱斑岩形成与地幔流体关系 |
| 5.3.2 地幔流体演化趋势 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
四、熔融包裹体及其挥发分研究概况及分析方法简析（论文参考文献）
- [1]南大西洋中脊26°S热液区成矿物质来源探讨[J]. 范蕾,王国芝,石学法,Astrid Holzheid,Basem A.Zoheir. 吉林大学学报(地球科学版), 2020(06)
- [2]赣北大湖塘超大型钨矿床成矿流体与成因机制研究[D]. 彭宁俊. 中国地质大学, 2020
- [3]藏南绿柱石的包裹体研究及成因探讨[D]. 胡志康. 中国地质大学(北京), 2019(02)
- [4]江西相山碎斑熔岩源区特征 ——来自硼同位素及熔融包裹体的证据[D]. 戴加祺. 东华理工大学, 2018(12)
- [5]滇西小桥头富碱斑岩中熔融包裹体特征研究[D]. 郑杰. 成都理工大学, 2018(01)
- [6]内蒙古维拉斯托锡多金属矿床成矿流体演化特征与成矿模式研究[D]. 孙雅琳. 中国地质大学(北京), 2018(08)
- [7]内蒙古维拉斯托锡多金属矿床流体包裹体特征及其地质意义[J]. 孙雅琳,许虹,祝新友,刘新,蒋斌斌. 矿产勘查, 2017(06)
- [8]湖南尖峰岭稀有金属花岗岩地球化学特征及成矿作用[J]. 文春华,邵拥军,黄革非,罗小亚,李胜苗. 矿床地质, 2017(04)
- [9]长江中下游成矿带矽卡岩型矿床矿物包裹体激光拉曼分析结果及其地质-地球化学意义[J]. 赵斌,赵劲松,许德如. 岩石学报, 2017(06)
- [10]滇西富碱斑岩石英包体中玻璃包裹体研究[D]. 杨雨凡. 成都理工大学, 2017(05)