一、《沉积与特提斯地质》2004年总目录（论文文献综述）
高宏昶[1]（2021）在《青海东昆仑祁漫塔格地区内生金属矿床成矿作用研究》文中研究指明
邓宝柱[2]（2021）在《二叠纪-三叠纪之交中扬子北缘不同古地理环境的沉积演化》文中研究指明二叠纪-三叠纪之交是地球演化历史上一个重要的变革时期,不仅发生了显生宙最大的生物大灭绝事件,而且陆地和海洋的沉积系统都发生了剧烈的转变。海相沉积物最直观的特点是早三叠世早期浅水相错时相沉积的出现和深水相硅质岩消失而出现泥岩和泥质灰岩为代表的黑色岩系。这些沉积物的转变记录了海洋环境、大地构造等多方面的演化特征。华南地区是全球二叠纪–三叠纪地层发育最好的地区,本论文选择位于华南中扬子北缘同一断面不同古地理背景的三个剖面:浅水台地湖南慈利杨家湾、深水缓坡湖北赤壁、深水盆地江西瑞昌,开展沉积相、碳酸盐微相、沉积速率、碳同位素和草莓状黄铁矿等研究工作,探讨二叠纪–三叠纪之交中扬子北缘不同古地理背景的沉积演化特点以及对当时环境变化的指示。错时相主要是指反映特殊海洋环境的碳酸盐岩沉积,二叠纪末生物大灭绝后是错时相广泛分布的一个时期。在华南,不同类型错时相的出现时序具有明显的规律性。二叠纪末生物大灭绝后在华南浅水台地环境首先出现的是微生物岩,之后依次出现鲕粒灰岩和核形石灰岩,有时夹蠕虫状灰岩。不同类型错时相代表不同的沉积环境,错时相的变化序列很好地记录了二叠纪末生物大灭绝后海洋环境的变迁过程。本论文通过对湖南慈利杨家湾剖面的沉积学研究,认为大灭绝后从微生物岩到鲕粒灰岩的沉积变化与海平面上升和水动力加强有关,而从鲕粒灰岩到核形石灰岩的沉积过程则总体反映了早三叠世初海平面的快速上升。鲕粒灰岩中夹的蠕虫状灰岩则与短时期形成的局限台地环境有关。慈利剖面错时相沉积厚度约为75 m,地层对比认为其产出层位大致相当于浙江煤山界线层型剖面厚约20cm的27–28层,说明大灭绝后浅水台地环境具有比深水环境更高的碳酸盐沉积速率。如此高的碳酸盐沉积速率反映浅水台地环境高的碳酸盐饱和度。浅水台地环境碳酸盐饱和度升高可能与高温引起的强烈蒸发和深部海水上翻有关,而早三叠世初全球海平面的上升则为厚度巨大的错时相碳酸盐沉积提供了容纳空间。华南板块是位于古特提斯洋与泛大洋之间的一个中型地块,其北缘与华北板块之间存在一狭长的属于古特提斯洋一个分支的深水海槽。这里发育了从晚古生代到早三叠世最为完整的海相地层,因此清晰地记录了古、中生代之交的海洋环境及大地构造的演化历史。晚二叠世时,该海槽中沉积了富含菊石和放射虫的深水盆地相硅泥质岩,但缺乏碎屑角砾沉积,反映了十分稳定的大地构造背景。虽然二叠纪末全球性地质事件导致了海洋生物和沉积相的急剧变化,但早三叠世早期主体为碳质页岩和薄层灰岩沉积,基本继承了晚二叠世稳定的构造格局。然而,本论文最新调查发现,在华南板块北缘深水相湖北赤壁和江西瑞昌剖面早三叠世早期薄层灰岩中出现多层厚层状角砾灰岩。角砾灰岩中的许多角砾为来自浅水台地相已固结的鲕粒灰岩,其成因难以用前人认为的风暴来解释。在角砾层附近,还发现同沉积变形现象,表明这些角砾是由地震破坏产生的。由于这些来自浅水相的角砾最终沉积在台地边缘深水环境中,因此它们必然经历了长距离的搬运。考虑到华南板块北缘晚二叠世时为一缓坡,地震产生的角砾难以沿缓坡下滑到盆地中。因此,我们认为当时的地震可能造成了明显的海底陡坡,从而为地震产生的角砾通过重力作用下滑到深水盆地创造了条件。早三叠世同期地震角砾岩还广泛分布在华南板块北缘一线,表明这一地区早三叠世板块构造活化引起的地震具有广泛性。尽管华南与华北板块之间的特提斯洋分支最终在中晚三叠世的印支构造运动中闭合隆升成为当今的秦岭和大别造山带,但板块北缘带状地震角砾岩的集中出现表明印支运动的前兆和古特提斯的畏缩在早三叠世初已经开始。尽管缺少高精度的牙形石地层和沉积类型存在较大差异,但三个剖面通过生物灭绝界线、事件层、沉积相、碳同位素曲线可以进行较好地对比。赤壁剖面和瑞昌剖面都发育角砾灰岩层,但角砾灰岩的层数和灰岩角砾的特征不同。赤壁剖面角砾的特点是含有大量鲕粒灰岩和核形石灰岩角砾,而瑞昌剖面则都是微晶灰岩角砾,这说明了角砾灰岩的沉积过程与古地理背景相关。灰岩角砾从浅水搬运到更深水环境沉积,相对于深水盆地瑞昌剖面,赤壁剖面处于中层水的缓坡位置,离物源更近。赤壁剖面整个早三叠世沉积相的变化,从大冶组一段的泥质岩和泥质灰岩到二段的夹有鲕粒角砾灰岩层的薄层灰岩、三段的夹有多层核形石和鲕粒颗粒灰岩层的薄层灰岩、四段的鲕粒灰岩、嘉陵江组角砾状白云岩和微晶白云岩、再到中三叠世的陆相沉积,反映了深水缓坡不断填充到最后转海为陆,而构造活动在填充过程中起到了重要作用。三个剖面的沉积速率在大灭绝前后都发生了剧烈变化,浅水台地杨家湾剖面沉积速率在灭绝前后提高了13倍;深水缓坡相赤壁剖面提高了43倍。这种现象与全球其他同期剖面总体相似。但导致不同相区沉积速率提高的原因不同,浅水相区主要沉积错时相等碳酸盐岩,高沉积速率与极端温室气候下海洋浅水碳酸钙高饱和度有关,早三叠世早期海平面上升提供了沉积空间;深水相区主要沉积泥质岩和泥质灰岩,沉积速率与陆源风化剥蚀加强有关。碳同位素背景值与古地理相关,台地相区杨家湾剖面的碳同位素背景值较高,盆地相区瑞昌剖面的碳同位素背景值较低,而深水缓坡相区赤壁剖面碳同位素背景值居中。三个剖面的碳同位素趋势都表现出两次负漂移,尽管杨家湾剖面因为灭绝界线附近地层缺失可能使碳同位素曲线并不完整。但三个剖面之间的两次负漂移的时间不同,而且三个剖面的碳同位素值负漂移幅度也存在差异,赤壁剖面碳同位素负偏最大,可能是因为赤壁处于中层水体的缓坡环境,更容易受到OMZ位置变化的影响。三个剖面的氧化还原条件演化不同,结合其它剖面研究结果,扬子北缘深层水体生物灭绝前即出现缺氧,灭绝后反而出现短暂氧化,然后又回到缺氧;中层和浅层水体大灭绝前不缺氧,跨过灭绝界线出现缺氧,其间缺氧程度多次减弱。
廖卫[3]（2020）在《二叠纪-三叠纪之交华南浅水碳酸盐岩台地环境变化过程及其成因研究》文中进行了进一步梳理二叠纪-三叠纪之交是地球生命演化历史上一个重要的变革时期,发生了显生宙最大的生物大灭绝事件。由于热带浅海区域生物最为繁盛,在这次生物大灭绝事件中遭受的打击最为严重。因此,热带浅海区域生物大灭绝事件与环境变化之间的关系一直是当前国内外学者关注的热点研究内容之一。前人对热带浅海区域生物大灭绝事件进行了大量的研究工作,但是在环境变化方面开展的研究工作还相对薄弱和存在争议。本文选择在华南浅海区域广泛分布的微生物岩剖面,开展高分辨率的元素地球化学、草莓状黄铁矿,黄铁矿化化石和硫同位素等研究工作,探讨二叠纪-三叠纪之交华南浅海区域环境变化过程及其可能的原因。二叠纪-三叠纪之交陆地生态系统崩溃以两幕式的陆地植被破坏为特征。为了探讨两幕式陆地植被破坏导致的陆源输入加强对浅海区域的影响,本论文对离康滇古陆较近的,容易受到陆源碎屑物质输入影响的重庆老龙洞剖面进行高精度采样,开展主量元素、微量元素和稀土元素等的研究工作。老龙洞剖面的主量、微量和稀土元素清晰地记录了二叠纪-三叠纪之交生物大灭绝前后浅水碳酸盐岩台地环境陆源输入的变化过程。大灭绝界线之上的微生物岩与大灭绝界线之下的生物碎屑灰岩相比,陆源输入通量分别提高3.9倍（Al2O3）,3.9倍（Th）,2.4倍（Sc）,和2.0倍（∑REE）,而微生物岩之上的泥岩与大灭绝界线之下的生物碎屑灰岩相比,陆源输入通量分别提高88倍（Al2O3）,86倍（Th）,92倍（Sc）,和51倍（∑REE）。因此,老龙洞剖面记录的陆源输入加强表现出两幕式的变化,第一幕从大灭绝界线之下的生物碎屑灰岩到大灭绝界线之上的微生物岩,陆源输入通量提高了～2到4倍,第二幕从微生物岩到微生物岩之上的泥岩,陆源输入通量提高了～20到40倍。老龙洞剖面记录的两幕式的陆源输入加强过程与陆地植被的两幕式破坏过程相对应。老龙洞剖面元素地球化学证据为二叠纪-三叠纪之交陆地系统破坏导致的陆源输入通量加强对浅海区域的影响提供了直接证据。海水缺氧常被认为是二叠纪-三叠纪之交生物大灭绝的重要原因之一,但是对于浅海区域水体氧含量变化及其与生物大灭绝之间的关系,还存在很大的争议。为了进一步探讨二叠纪-三叠纪之交浅水区域水体氧含量变化,本论文详细地分析了贵州边阳打讲剖面草莓状黄铁矿的粒径分布。打讲剖面草莓状黄铁矿的证据表明大灭绝之后贫氧的水体扩张到了浅水碳酸盐岩台地环境中。结合浅海区域其它剖面草莓状黄铁矿的粒径分布,大灭绝之后的水体氧含量降低广泛地出现在位于赤道附近的华南板块的浅水碳酸盐岩台地环境中。综合华南板块由南向北的打讲剖面、慈利剖面和老龙洞剖面草莓状黄铁矿和碳同位素变化的证据,表明缺氧海水上翻对浅海区域产生的影响存在差异性。本论文首次报道了重庆老龙洞剖面的一个特殊的黄铁矿化化石群,并且发现这个黄铁矿化化石群的出现和消失与微生物岩的出现和消失密切相关,可能指示了生物大绝灭后浅海区域特殊的古环境条件。老龙洞剖面的黄铁矿化化石群只出现在微生物岩中,主要化石种类包括蠕虫虫管,腹足类,小有孔虫（Rectocornuspira sp.和Earlandia sp.）,介形虫和小型双壳类等。在微生物岩之上的钙质泥岩中,黄铁矿化化石突然消失了,只含有少量未黄铁矿化的介形虫化石。老龙洞剖面Uauth,Vauth,Moauth,δ34SCAS和δ34Spyrite的证据表明,黄铁矿化化石群是生物大灭绝后特殊古海洋化学条件的产物。这些特殊的古海洋化学条件包括,海水低的硫酸盐浓度,水体贫氧,孔隙水中富含溶解Fe。西伯利亚大火成岩省喷发被认为是二叠纪-三叠纪之交生物大灭绝的最终诱因,华南强烈的中酸性火山喷发在这次生物大灭绝中的作用常常被忽视。为了探讨华南火山作用对浅海区域环境的影响及其在生物大灭绝中的作用,本论文对湖南慈利剖面和广西作登剖面进行高精度采样,开展主量元素、微量元素和稀土元素等的研究工作。受陆源输入影响较小的作登剖面的Eu正异常在时间上的变化清晰地表明Eu正异常的普遍发育伴随着二叠纪末生物大灭绝事件,也就是一过了大灭绝界线,南盘江盆地中浅水碳酸盐岩台地普遍记录了强烈的热液活动。由于弧后盆地中热液活动与火山作用之间的紧密关系,南盘江盆地的浅水碳酸盐岩台地记录的Eu异常的变化与二叠纪末生物大灭绝之间好的耦合关系表明,古特提斯洋板块俯冲导致的剧烈火山喷发可能在二叠纪末生物灭绝中起到了重要作用。同时,作登剖面Ce异常指示微生物岩沉积时,相对于大灭绝界线之下的生物碎屑灰岩来说,上覆水体氧含量降低。这与华南其它微生物岩剖面草莓状黄铁矿的证据和其它地球化学证据指示的微生物岩沉积时水体贫氧的结果相一致。浅水碳酸盐岩台地环境的微生物岩剖面,作为纽带将华南二叠纪-三叠纪之交的火山活动与生物和环境变化联系在一起。华南二叠纪-三叠纪之交强烈的中酸性火山喷发可能导致了两幕式陆地植被破坏,两幕式陆源输入加强,和两幕式生物大灭绝事件。
田镇[4]（2020）在《基于GPS观测的青藏高原南部构造变形及深部流变结构研究》文中研究指明青藏高原的构造变形模式及动力学机制一直以来都是地学界争论的焦点之一,这其中以两大端元学说:“大陆逃逸（块体变形）”和“地壳增厚（连续变形）”最为着名。而青藏高原南部作为印度板块与欧亚大陆碰撞的前缘地区,其现今的构造变形特征及演化模式更是国内外研究的热点。虽然有研究指出现有的地学资料还无法明确区分青藏高原的运动学机理到底属于哪种变形模式,但至少我们可以基于已有的大地测量数据来探究高原的构造变形是倾向于块体模型的“聚集式”变形,还是连续模型的“弥散式”变形。而这一基本变形特征的厘定也正是我们分析和研究高原构造机理与地球动力学过程的重要前提。另一方面,2015年在喜马拉雅造山带中段发生的Mw 7.8地震,其临近的GPS连续观测站很好地记录到了强震之后的地表持续变形,为研究该地区的流变结构及未来的地震活动提供了宝贵的资料。此次地震之后的地表驰豫性变形能否较好地约束青藏高原深部的介质属性?深部的流变结构是否又与高原独特的构造变形特征有关?对上述问题进行更加深入的研究,不仅能够加深我们对该区地球动力学机制问题的理解,而且有助于掌握高原现今的地质灾害背景,并进一步预测未来的变化态势,对人民的生命财产安全与社会的可持续发展都有着重要的意义。基于此,本文着眼于印度次大陆与欧亚大陆碰撞的前缘地区——青藏高原南部及邻区,主要利用震间与震后的大地测量资料分析与研究该区现今的构造变形特征与深部的流变结构,具体的研究内容分为以下几个部分:（1）系统地处理了尼泊尔及不丹地区的GPS观测资料,获得了观测站点的位移时间序列和运动速率,同时收集并整理了中国、印度及其他地区的GPS观测结果,并联合本文处理的速度场,通过数据融合获得了研究区在欧亚参考框架下较为密集的震间形变速率。在此基础之上结合研究区的地质构造背景建立了高原南部的弹性块体模型,厘定了各个块体的运动状态、主要断裂的滑动速率及块体内部的应变率。并引入块内变形效能率比来定量分析断层附近变形与块体内部变形的比重。结果显示断层附近的变形量级与块体内部相当,继而揭示出高原南部上地壳的“弥散式”形变特征,也说明了单一的纯弹性块体模型无法对高原的整体运动做出合理的解释。（2）利用2015年尼泊尔地震之后的GPS观测数据获取了震后的形变信号,并以此作为束条件,分析了震后余滑及黏弹性松弛效应的响应过程。结果显示,在震后初期,近场的位移主要由断层面上的余滑引起,而后期则以黏弹性变形为主;然而在远场,GPS的驰豫变形在整个震后阶段都主要受控于黏弹性机制。模型预测的近场震后信号基本上在18年之后才会逐渐小于观测噪声,因而在今后的研究中,利用大地测量资料来分析该区的构造运动时,还需进一步考虑此次强震的震后效应。另一方面,震后的黏弹性松弛效应支持研究区深部为横向的非均匀流变结构:高原南部下地壳接近于黏弹性性质(瞬时粘度为5×1017 Pa s,稳态粘度为5×1018 Pa s);而印度板块的地壳结构近似于弹性层。同时,考虑到尼泊尔地震之后的余滑分布及该区的历史地震活动,进一步推测出此次地震的南部和西部地区存在着发生强震的可能。（3）基于横向非均匀的流变结构及震间的GPS速率资料建立了研究区的黏弹性块体模型。结果显示,黏弹性的地球模型相比纯弹性体能够更为合理的描述研究区的构造变形,说明了存在于下地壳的黏弹性介质有可能是形成青藏高原南部“弥散式”变形的物理前提。同时可以看出,青藏高原现今所观测到的GPS震间变形在一定程度上包含了深部介质的黏弹性效应,在今后的数值模拟过程中应予以考虑。
高瑞珍[5]（2019）在《柴北缘早侏罗世古气候演化及对Toarcian大洋缺氧事件的响应》文中指出早侏罗世托阿尔阶海洋缺氧事件（Toarcian Oceanic Anoxic Event,简称“T-OAE”）可由海洋有机质的大量沉积及碳同位素明显负偏移（Carbon Isotope Excursion,简称“CIE”）进行揭示,在海相地层中研究已基本成熟,但T-OAE在陆地生态系统中的响应特征探讨还很欠缺,对于,T-OAE在海洋生态系统中和在陆地生态系统中的响应特征异同点和成因机制是否一致的研究仍很欠缺。论文应用沉积岩石学、地球化学等理论与方法,以柴达木盆地北缘下侏罗统为例,实地踏勘和采集样品,利用古生物化石对比、常（微）量元素地化分析、锆石U-Pb定年、总有机碳（TOC）和有机碳稳定同位素(δ13C)测试,对比了柴北缘下侏罗统年代归属,恢复了早侏罗世古气候及古环境,识别出T-OAE在柴达木盆地陆相沉积中位置,与西特提斯海洋沉积记录中的T-OAE相应特征进行了对比,并探讨了其作用机理和成因机制,主要得出了以下几点认识:（1）古生物地层对比:基于系统的古动植物化石数据整理,梳理出柴北缘早侏罗世沉积地层的年代归属。下侏罗统湖西山组对应赫唐阶,小煤沟组对应于辛涅缪尔阶,火烧山组和甜水沟组对应于普林斯巴赫阶,饮马沟组对应托阿尔阶。柴北缘早侏罗世缺少火山岩记录,采自柴北缘侏罗纪的碎屑锆石,最新的2组U-Pb定年年龄峰值为220±0.24 Ma,一定程度上可以作为柴北缘下侏罗统绝对年龄的限定。（2）古气候分析:利用元素地球化学资料和分析古环境地化替代指标变化特征,总结柴北缘早侏罗世古气候纵向演化规律,辛涅缪尔阶气候由潮湿逐渐干旱化,随后转变为潮湿气候,普林斯巴阶气候由潮湿逐渐干旱化,到托阿尔阶晚期转变为干旱气候。其中,在饮马沟组杂色岩段开始时,温度下降到一个最低值,此时,δ13C值为-30.22‰（深度:111.90 m）。随后温度上升,此时,δ13C值为-23.27‰（深度:103.01 m）,δ13C值增加了约6.95‰,饮马沟组杂色岩段早期温度上升的事实与全球托阿尔阶早期存在气温升高事件一致。（3）T-OAE在柴北缘地层中的响应:本文从宏观岩石特征、古植物及TOC的垂向变化、地层沉积的特征、有机碳同位素的偏移和古气候分析的证据识别出T-OAE发生在柴北缘早侏罗世饮马沟组黑色泥岩段,跨越地层厚度为47.03 m（84.03-131.06 m）,柴北缘下侏罗统大煤沟剖面的有机碳同位素具有明显的负偏移（-6.95‰）,与西特提斯海相沉积和四川盆地同期地层的有机碳稳定同位素剖面具有相似的变化趋势即两个正偏加一个大幅度的负偏模式,T-OAE发生时的有机碳稳定同位素变化的三个阶段在柴北缘的饮马沟组黑色泥岩段得到了明确的识别。（4）从柴北缘陆相沉积记录中得到的T-OAE成因启示:可能的成因机制为托阿尔阶早期全球大气CO2浓度升高、温度上升,陆地水循环和古风化作用加剧,引发陆相湖盆发生一系列沉积响应,并不断改变和调节全球碳循环。
陈言飞[6]（2019）在《青藏高原东南部（昌都—察隅）早中生代岩浆—变质作用及构造意义》文中提出青藏高原东南部（昌都-察隅地区）作为青藏高原的重要组成部分,在整个青藏高原的形成与演化历史中占有重要的地位。但是由于其所处的特殊的地理位置,和特殊的构造位置,具有在相对较小的区域内多条缝合带聚集、多地体拼合的复杂地质环境,同时该地区的研究程度又较低,致使各类岩石的时空分布和成因尚不清楚,构造格局和演化历史尚未建立,尤其是起着重要承上启下作用的早中生代岩浆和变质作用也少有研究,其相应岩石的成因及形成的构造背景尚未解决,该地区在早中生代时期的构造格局和演化历史亟需建立。本文对青藏高原东南部早中生代岩浆岩和变质岩开展了岩石学、岩石地球化学、矿物化学、锆石U-Pb年代学与Hf同位素研究,揭示出该地区早中生代岩浆岩与变质岩的岩石组合和时空分布特征,探讨了岩石成因和形成的构造背景,初步建立了该地区早中生代时期的构造格架和演化历史。青藏高原东南部在早中生代时期经历了三期岩浆事件:早三叠世（248–243Ma）、晚三叠世（216-206Ma）和早侏罗世（187 Ma）。早三叠世岩浆岩出露在北羌塘地体内类乌齐地区,岩石组合类型为花岗岩、花岗闪长岩和闪长岩,属于弱过铝质的高钾钙碱性-碱性类岩石,既有I型也有S型,前者具有弧岩浆岩的特征。这些岩石中锆石的εHf（t）值在-3.4-+5.3之间,相应的二阶段模式年龄（TDM2）为944-1498 Ma,表明其岩浆来源为中元古代地壳的部分熔融。该时期的岩浆岩是在龙木措-双湖古特提斯洋向北俯冲在羌塘地体之下的构造背景下形成的。晚三叠世的岩浆岩出露在北羌塘地体内类乌齐地区和南拉萨地体内的察隅地区,岩石组合类型为花岗岩和花岗闪长岩,属于过铝质的超钾至高钾钙碱性的S型花岗岩,具有碰撞型花岗岩的特征。这些岩石中的锆石具有低的εHf（t）值（-5.5--16.2）和二阶段模式年龄（TDM2）（1427-1995 Ma）,表明其岩浆来源可能为中元古代-古元古代古老地壳的部分熔融。北羌塘地体的晚三叠世岩浆岩形成在龙木措-双湖古特提斯洋闭合导致同卡微陆块和羌塘地体碰撞的构造背景下;南拉萨地体的晚三叠世岩浆岩形成在松多古特提斯洋闭合而导致南、北拉萨地体碰撞的构造背景下。早侏罗世的岩浆岩出露在同卡-嘉裕桥微陆块内的同卡地区,岩石组合类型为花岗岩和花岗闪长岩,属于超钾至高钾碱性-碱钙性岩石,花岗岩类型既有S型也有I型。岩石中的锆石具有低的εHf（t）值（-5.7--16.6）和二阶段模式年龄（TDM2）（1420-2017 Ma）,表明其岩浆来源为古老地壳（中元古代-古元古代）的部分熔融。该时期的花岗质岩石是形成在班公湖-怒江特提斯洋向北俯冲在同卡和嘉裕桥微陆块之下的构造背景下。青藏高原东南部经历了早中生代时期的两期变质事件:晚三叠世（209–198 Ma）和早侏罗世（178–176 Ma）。晚三叠世的变质岩出露在拉萨地体内,采自于南拉萨地体内的变泥质岩类型包括波密地区的片麻岩和察隅地区的片岩,采自于北拉萨地体的变质岩类型为察隅地区的片岩。南拉萨地体的变泥质岩经历了高角闪岩相变质作用,并伴随部分熔融,随后经历了降温降压退变质作用,推测具有顺时针的P-T轨迹,地温梯度在25–45°C/km之间,岩石形成在松多古特提斯洋闭合使南、北拉萨地体碰撞而导致的地壳加厚构造背景下。北拉萨地体的变泥质片岩具有和南拉萨地体变泥质岩相似的温度和较低的压力条件,可能处于相对较浅的位置。早侏罗世变质岩出露在同卡微陆块的同卡地区,岩石类型为泥质片岩（石榴石蓝晶石黑云母片岩和含石榴石二云母片岩）。该片岩经历了升温升压进变质过程和先等温降压、再等压降温的退变质过程,具有顺时针的P-T轨迹。岩石的峰期变质作用发生高压麻粒岩相条件下的部分熔融,峰期温压条件为10.4–12.3 kbar和770–810°C,地温梯度小于17°C/km,形成在同卡微陆块俯冲到北羌塘地体之下的构造环境。根据以上研究成果,本文探讨了青藏高原东南部的地体组成与属性,初步建立了早中生代时期构造格局和演化历史。研究区从北向南依次划分为北羌塘地体、同卡微陆块、嘉裕桥微陆块、北拉萨地体、南拉萨地体五个地质单元,中间依次被丁青蛇绿岩带、同卡蛇绿岩带、八宿蛇绿岩带和波密蛇绿岩带隔开。在三叠世早期,龙木措-双湖古特提斯洋向北俯冲在北羌塘地体之下,此时的松多古特提斯洋也处于向北俯冲在拉萨地体之下的状态。至晚三叠世,龙木措-双湖古特提斯洋闭合,导致同卡微陆块和北羌塘地体碰撞拼合;松多古特提斯洋也在此时闭合,南、北拉萨地体碰撞;与此同时,班公湖-怒江特提斯洋开始向两侧俯冲。到早侏罗世,同卡微陆块俯冲到北羌塘地体之下,随后嘉裕桥微陆块和同卡微陆块碰撞拼合,班公湖-怒江洋俯冲在二者之下。本文研究成果为再造早中生代时期特提斯构造域的构造格架提供了重要信息。
陈应涛[7]（2014）在《龙门山构造带与川滇构造带交接关系与演化研究》文中提出中国大陆在印支期完成主体拼合之后转入陆内构造演化阶段,并于中-新生代发生东、西部构造分异与差异演化。贺兰-川滇南北构造带作为这一差异演化与深部动力学过程的中轴交接转换带,记载着良好的大陆构造与陆内构造变形形迹,蕴含着大量大陆动力学信息。龙门山构造带与川滇构造带属于贺兰-川滇南北构造带中-南段,在经历了中生代特提斯构造域的发展演化之后,新生代随着印度板块与欧亚大陆碰撞造山和青藏高原形成并急剧隆升及其物质东向运动而又转化为青藏高原东部边界,形成了现今贺兰-川滇南北构造带复合叠加构造系统。因此,龙门山构造带和川滇构造带是认识中-新生代贺兰-川滇南北构造带形成演化及其与青藏高原东部边界构造叠加的理想场所,也是探索中国陆内变形构造期次、应力应变方式方向和动力学背景等科学问题的关键地区,更是研究大陆构造与陆内构造变形的天然实验室。本论文选择龙门山构造带南段、川滇构造带北段以及两者交接区作为靶区,以现有地质资料和详细的野外地质观察、室内实验测试结果为基础,运用多学科相结合的手段系统开展了构造解析、岩石组构和年代学研究,查明了现存的基本地质事实,厘定了两者的构造变形序列,深入分析了不同时期它们之间的交接转换关系、演化过程及形成机制。取得的主要认识如下：（1）.现今的龙门山与川滇构造带是印支期以来多期构造复合叠加而成的复杂构造系统,本文研究厘定出三期构造变形。第一期为印支晚期在东古特提斯洋盆关闭、碰撞造山的背景下,在上扬子地块西部攀西裂谷构造基础上,龙门山与川滇构造带内的锦屏山等地区发生了陆内造山构造变形,产生了大规模自西向东至北西向南东的逆冲推覆构造,边界主干断裂发育韧性挤压剪切左行走滑变形,最终形成了统一的长期近南北向龙门山-锦屏山逆冲褶皱构造带,形成和奠定了贺兰-川滇南北构造带中南段的雏形和构造演化基础。第二期为晚中生代（J3-K1）受班公湖-怒江洋盆演化的远程效应影响,在先期陆内造山形成的龙门山-锦屏山逆冲褶皱构造带基础上继续发生逆冲推覆构造变形,发育等斜褶皱、密集劈理及逆冲断层等,叠加改造先期陆内造山构造。同时,构造变形向东扩展演化,开始发育并形成了大凉山地区的NW向断褶带。最终形成以龙门山-锦屏山褶皱冲断带为主体的贺兰-川滇南北构造带中南段,奠定了南北构造带中生代的构造格架。第三期构造变形发生于新生代,在印度板块与欧亚板块碰撞造山和青藏高原急剧隆升、物质东向运动背景下,新生的鲜水河断裂带切断龙门山-锦屏山褶皱冲断带,断裂带以北的龙门山构造带发育自NW向SE的逆冲推覆构造,而在其南侧主体发育近南北向鲜水河-安宁河-大凉山-小江断裂等左行剪切走滑构造。该期构造叠加改造和破坏了中生代以龙门-锦屏山褶皱冲断带为主体的贺兰-川滇南北构造带,最终形成现今贺兰-川滇南北构造带与青藏高原东缘复合叠加构造系统。（2）.新生代,在印度板块与欧亚板块碰撞造山以及印度板块与澳洲板块差异北向运动区域构造与动力学背景下,青藏高原东部受华南扬子地块强力阻挡,使之发生了以东构造结为中心的顺时针旋转及部分向南东的逃逸偏转,并逐步向外扩展,在其最外围发生破裂形成鲜水河断裂带,并侵位形成了混合岩（47-27Ma）和折多山同构造花岗岩体（18-12Ma）。随着旋转作用的加强,鲜水河断裂带向南沿安宁河、大凉山、小江等断裂的地壳薄弱带扩展,形成了青藏高原东部边界的鲜水河-安宁河-小江左行走滑断裂系（5.5Ma）,并在包括三江构造带和川滇地块中在内的东构造结到鲜水河-安宁河-小江断裂带之间整体展现出以环绕东构造结为轴心的顺时针旋转及其物质向SE及S逃逸的总体特征。（3）.现今由龙门山与川滇构造带构成的“Y”字形构造格局是中生代特提斯构造与新生代青藏高原东部边界构造复合叠加的结果。印支晚期与晚中生代陆内构造变形作用形成的长期近南北向的龙门山-锦屏山褶皱冲断构造带被新生代向NE突出的弧形鲜水河断裂带截切,形成了北侧的龙门山构造带和南侧的锦屏山构造带。前者由于松潘-甘孜地块东向运动受上扬子地块阻挡而物质东向及北东向挤出作用下现今表现为北东向构造；后者则与北西向鲜水河断裂的向南扩展段以及安宁河、大凉山、小江等南北向断裂带一起组成了川滇构造带。南北向川滇构造带、北东向龙门山构造带和北西向鲜水河断裂带共同构成了现今青藏高原东部边缘地区醒目的“Y”字形构造格局。
陈虹[8]（2010）在《扬子地块周缘中生代构造变形与演化》文中提出扬子地块周缘西南缘金沙江—哀牢山缝合带、昌宁—孟连缝合带和甘孜—理塘缝合带、北缘的阿尼玛卿—勉略缝合带的研究,已经刻画出一个比较清晰的古特提斯洋由打开-扩张-俯冲-消亡的演化过程。本文通过对扬子北缘和西缘及邻区构造格架、变形过程和构造年代学研究,探讨扬子地块周缘构造带陆块碰撞-陆内变形阶段的构造过程。由于古特提斯洋的俯冲碰撞,扬子地块周缘在早中生代时期经历了强烈的挤压缩短构造变形过程。扬子北缘碰撞主要发生在早-中三叠世,主碰撞早期主要表现为由北往南的逆冲推覆,形成叠瓦状逆冲推覆构造格局。主碰撞之后叠加了强烈的韧性和脆性走滑变形。勉略缝合带内左行韧性剪切变形带中形成拉伸线理的白云母的Ar-Ar年龄为223 Ma,与南秦岭造山带内大量晚三叠世时期侵入的向伸展环境转换的花岗岩时代相吻合,表明扬子地块北缘在晚三叠世早期就已经进入陆内变形阶段,变形方式是以顺造山带的走滑变形为主。晚中生代期间,扬子地块北缘南秦岭构造带发育两条重要的韧性-韧脆性走滑剪切变形带,即宁陕左行韧性走滑剪切带（宁陕断裂）和安康右行韧性走滑剪切带（安康断裂）,同变形矿物的40Ar-39Ar定年（160-173 Ma）和侵入变形岩石的花岗岩锆石定年（186 Ma）等研究显示其变形时代为早-中侏罗世。相反的运动学指向表明,扬子北缘南秦岭构造带在早-中侏罗世的构造效应为顺造山带的向东挤出。扬子地块西缘龙门山、安宁河、金沙江一带，由于新生代构造变形的强烈叠加,新生代之前与扬子周缘碰撞相关的构造变形难于识别。在复杂的新生代构造变形格局中,本文通过一些中生代盆地古水流方向的研究,发现它们的形成与扬子地块西缘发育的一系列北西-北北西向左行走滑断裂的形成密切相关。这个左行走滑构造变形带很可能是扬子地块西缘对北缘秦岭主碰撞以及西侧甘孜—理塘带碰撞的构造响应,时代发生在晚三叠世。大体与此同时,相邻的松潘-甘孜地体内也发生由西往东的逆冲推覆和褶皱加厚等构造变形。这些走滑断层面上的擦痕显示,走滑之前曾经发生过由南西向北东方向的逆冲,由于没有产生相关的变质变形矿物和岩浆作用,这次逆冲变形的时代难于准确的限定。根据断层与所控制沉积盆地的关系及区域构造背景,推测应该发生在晚三叠世-早侏罗世。根据受这些左行走滑断裂控制的甘洛盆地和九襄盆地地层发育特征判断,扬子西缘的左行走滑剪切变形从晚三叠世一直持续到侏罗纪结束。初步估算,这个时期扬子西缘走滑位移量至少达到了27 km。古地磁研究已经证明扬子地块在中生代时期发生过30°左右的顺时针旋转,扬子地块周缘已经鉴别出来的一系列左行走滑断裂,如龙门山左行压剪性断裂、扬子西缘左行走滑断裂系、紫罗断裂、华蓥山断裂等,很可能与这种旋转有关。扬子地块北缘由于牵扯到我国南北大陆的碰撞拼贴,情况相对复杂。在特提斯洋俯冲关闭之后的主碰撞阶段,首先是垂直于造山带的高角度逆冲,并导致叠瓦状堆垛的冲断推覆构造格局,此后很快进入陆内变形阶段,发生强烈的顺造山带的走滑或侧向挤出,同时叠加了由扬子地块顺时针旋转所造成的左行走滑变形。因此,中生代期间,扬子地块周缘的构造变形,揭示出古特提斯构造域中一个非常独特的大陆碰撞过程,即位于碰撞带南侧的扬子地块在顺时针旋转过程中向北俯冲碰撞。
黄浩[9]（2010）在《滇西保山地块二叠纪（?）类与Shanita动物群（有孔虫）的生物地层学与古地理学研究》文中进行了进一步梳理的实际材料，文综合研究了该地块（?）类和有孔虫Shanita动物群的属种组成,地层分布与时代意义,并进一步结合定性分析与定量对比揭示了其古地理意义。系统古生物学研究表明,保山地块早二叠世（?）类产于北部东山坡剖面和南部阿罗田剖面的丁家寨组顶部,仅由Pseudofusulina和Eoparafusulina两属（11种）组成,丰度很高。对比表明该筳类组合的时代应为Sakmarian期。保山地块中二叠世（?）类产于南部坝尾剖面和小新寨剖面的沙子坡组。在坝尾剖面,中二叠世（?）类共计11属31种,自下而上分为Yangchienia-Nankinella组合带和Chusenella-Rugosofusulina组合带,时代为Murgabian至Midian期。小新寨剖面产出中二叠世（?）类10属36种,自下而上可识别出Schwagerina yunanensis延限带,Eopolydiexodina富集带,Sumatrina annae延限带和Verbeekina富集层。前两个带的时代为Murgabian期,后两个层位的时代为Midian期。Shanita动物群在地块南部和北部组成差异显着。在北部的卧牛寺剖面和河湾街剖面,该动物群纵向分布局限,以Shanita amosi, Sh. intercalaria, Sh. bronnimanni和Hemigordiopsis biconcavus最为丰富。而在南部坝尾剖面,该动物群中Shanita aff. amosi和He. renzi最为丰富,且Hemigordiopsis地层延续较长。对比表明,Shanita动物群的主要产出于东南亚Midian至Dzhulfian期（Capitanian至Wuchiapingian期）的地层,该动物群在北部河湾街组底部的产出指示保山地块可能并不存在以往认为的晚二叠世至中三叠世的沉积间断。古地理定性分析表明,保山地块Sakmarian期（?）类可与中亚地区的Kalaktash（?）类动物群对比,指示冈瓦纳边缘环境,可能属于（?）类古地理分区的冈瓦纳特提斯省；Murgabian至Midian期（?）类中出现费伯克（?）超科分子和特征的Eopolydiexodina,应属于特提斯省的西特提斯亚省。由Sakmarian至Midian期,（?）类组成的变化反映其生活的水体逐渐转暖。Sakmarian期（?）类由希瓦格（?）科主导,仅有两属,反映温凉水环境；Murgabian期（?）类虽仍以希瓦格（?）科主导,但已产出指示温暖环境的费伯克（?）超科,且属级分异度显着增加,反映水体开始转暖；Midian期（?）类已经由费伯克（?）超科主导,反映较为温暖的环境。进一步将Murgabian至Midian期保山地块和其他冈瓦纳裂解地块的（?）类动物群进行分异度统计和相似性聚类分析。结果表明,保山地块与拉萨地块（?）类组成相近,且分异度相对偏低,反映两地可能处于相对较高纬度地区。而Sibumasu地区（狭义,包括泰国西部,缅甸,马来西亚半岛西部和苏门答腊西北部）和盐岭地区组成相近,分异度最低,基本缺失费伯克（?）超科,可能指示温度更低的水体环境。而其他参与对比的裂解地块的（?）类动物群分异度相对较高,尤其是伊朗和外高加索地区（?）类的属级分异度甚至接近当时处于赤道附近的华南（?）类动物群,反映这些裂解地块当时可能处于更接近赤道的温暖地区。就古地理属性而言,保山地块与伊朗和外高加索、土耳其、羌塘地块、拉萨地块、帕米尔和阿富汗南部Murgabian至Midian期的（?）类均产出Eopolydiexodina和费伯克（?）超科,体现出明确的西特提斯亚省属性。值得注意的是,阿富汗南部、羌塘、帕米尔和拉萨地区普遍出现了华夏特提斯亚省特征的Lepidolina和／或Colania,反映这四个地区当时应和华夏特提斯有较好的交流,可能组成了华夏特提斯亚省与西特提斯亚省之间的一个过渡区。
徐旺春[10]（2010）在《西藏冈底斯花岗岩类锆石U-Pb年龄和Hf同位素组成的空间变化及其地质意义》文中指出青藏高原的形成演化过程一直是国际地质研究中的热点问题之一。青藏高原所包含的广大地区经历过原特提斯、古特提斯、新特提斯和印度-亚洲大陆碰撞等多个阶段的地质事件,强烈的岩浆活动出现在新特提斯洋俯冲和印度-亚洲大陆碰撞过程中。拉萨地体位于欧亚板块的最南缘,主体由面积大致相等的花岗岩和火山岩组成,花岗岩出露面积约占西藏花岗岩的80%,约11万平方公里,其中,尤以其南部的冈底斯花岗岩类最为发育。冈底斯花岗岩类的形成与新特提斯洋板片俯冲消减、印度-欧亚大陆的碰撞和后碰撞等事件密切相关,对于了解新特提斯洋演化、青藏高原隆升和巨厚地壳形成具有重要的科学意义。另外,冈底斯带是我国重要的斑岩铜（钼、金）成矿带,它们或是岩浆作用的产物,或与岩浆作用期后的构造-热液活动密切相关。因此,冈底斯岩浆作用的研究,对查明该地区大规模成矿作用的区域地质背景,寻找矿产资源,发展国民经济建设也有重要的意义。本文选择雅鲁藏布江缝合带以北的冈底斯花岗岩类为研究对象,对它们进行了野外地质观察、岩相矿物学、锆石U-Pb年龄、主量元素和微量元素、Sr-Nd同位素和锆石Hf同位素组成的综合研究,结合前人在冈底斯带有关花岗岩的研究成果,探讨了冈底斯带花岗岩类的岩石成因以及冈底斯带的构造演化历史,并进一步与西部科希斯坦-拉达克-喀喇昆仑地区和东部波密-八宿-然乌-察隅地区花岗岩类进行了对比研究,探讨了冈底斯带与它们的联系及区别。本文获得了以下几点主要认识：1.获得了中东部冈底斯带及中部拉萨地体42个花岗岩类LA-ICPMS锆石U-Pb年龄数据,年龄分布于205-12 Ma之间。根据锆石U-Pb年龄的间断、锆石Hf同位素组成的演化特征和早期文献的划分方案,这些年龄所标示的岩浆事件可以划分为以下5个时间段：（1）205-202 Ma,（2）～178 Ma,（3）94-87 Ma,（4）68-40 Ma和（5）25-13 Ma。其中,晚三叠世花岗岩类位于中部拉萨地体的南缘,其他花岗岩类均位于冈底斯带内。2.中部拉萨地体南缘出露一个晚三叠世二云母花岗岩和一个晚三叠世花岗闪长岩。二云母花岗岩属于强过铝质岩石（A/CNK=1.16-1.20）,富集Rb、Th和U等元素,Eu/Eu*=0.29-0.41,Rb/Sr=2.6～5.5,Rb/Ba=1.1～1.3,锆石εHf（t）值为-12.4～-1.8。二云母花岗岩地球化学特征类似于喜马拉雅中新世淡色花岗岩,反映它们应该具有相似的岩石成因机制,即二云母花岗岩的岩浆产生于地壳中泥质岩类在无外来流体加入的情况下云母类矿物脱水反应所诱发的部分熔融作用。花岗闪长岩属于准铝质岩石（A/CNK=0.96-0.98）,K2O/Na2O=1.42-1.77,Eu/Eu*=0.54-0.65,（La/Yb）N=6.76-13.35,锆石εHf（t）值为-8.2～-5.5。地球化学特征表明,花岗闪长岩的岩浆来自于地壳中基性岩类的部分熔融。拉萨地体印支期强过铝质花岗岩的确定,表明了拉萨地体在印支晚期以前曾发生地壳的缩短与加厚作用,从而进一步明确了拉萨地体印支早期的造山事件及拉萨地体经历了多期造山作用。3.产于冈底斯带南缘的变形花岗岩定年结果表明,其形成于早侏罗世（～178 Ma）。变形花岗岩为高硅（SiO2=73.38-76.06%）钙碱性岩系,弱过铝质岩石（A/CNK=1.03～1.07）,贫大离子亲石元素和Nb、Ta等高场强元素,具有岛弧型花岗岩的地球化学特征。锆石εHf（t）值变化于+17.7～+14.1之间,表明变形花岗岩岩浆来自初生地壳的部分熔融。结合最近在冈底斯带获得的晚三叠世-早侏罗世岩浆岩的锆石年龄和岩石成因信息,推测新特提斯洋发生俯冲消减作用的开始时代应不晚于早侏罗世,说明新特提斯洋经历了较长时间的演化。4.古新世-始新世花岗岩类（68-40 Ma）是冈底斯岩基的主体,岩石组合多样,包括花岗岩,花岗闪长岩,石英二长岩,闪长岩,二长岩和辉长闪长岩等。岩石主体为高钾钙碱性岩系列,它们的A/CNK=0.80-1.06,表明它们为准铝质岩石或弱过铝质岩石。在微量元素组成上,该期花岗岩类总体上富集Rb、Th、U和K等大离子亲石元素和轻稀土元素,亏损Nb、Ta、P和Ti等高场强元素,具有岛弧型花岗岩的地球化学特征。花岗岩类总体具有低的初始87Sr/86Sr值（ISr=0.70369-0.70585）,全岩εNd（t）值变化于+5.6～-4.1之间,锆石εHf（t）值变化于+14.7～-6.4之间。分析表明它们的岩浆主要来源于初生地壳物质,但在岩浆演化过程中混入了拉萨地体古老地壳物质。与新特提斯洋俯冲消减有关的花岗岩类在中生代仅分布于冈底斯带内,而在古新世-始新世时,向北延伸到中部拉萨地体的南部,这可能是轻和热的残留新特提斯洋板片在印度-亚洲大陆碰撞背景下向上运移,以低角度俯冲于拉萨地体之下,脱水并加热亚洲大陆使其部分熔融所致。5.尼木和谢通门地区发现了两个较大规模的埃达克质花岗岩体,它们均被小体积的埃达克质斑岩所侵入。LA-ICPMS锆石U-Pb定年结果表明,埃达克质花岗岩的岩浆结晶年龄为14.0-14.4 Ma,而侵入其中的斑岩也具有相似的年龄（14.2-14.6 Ma）。这反映花岗岩浆在中地壳深度结晶后快速隆升至上地壳深度,表明在中新世时拉萨地体经历了快速的地壳隆升。埃达克质花岗岩和斑岩的Sr-Nd同位素和锆石Hf同位素组成表明,它们均来自于地壳物质的部分熔融。冈底斯埃达克质岩石的锆石εHf（14Ma）值在-2.3～+6.1之间,这与东喜马拉雅构造结基性麻粒岩（印度基性下地壳）锆石的εHf（14Ma）值（-2.5～+4.8）基本一致。冈底斯埃达克质岩石的Sr-Nd同位素组成落入由印度基性下地壳和拉萨下地壳/超钾质火山岩构成的二端元混合线之间。这些证据表明渐新世-中新世埃达克质岩石可能来源于印度基性下地壳的部分熔融,并在上升就位过程中混染了超钾质岩浆和拉萨下地壳物质。这表明在早-中中新世时,印度大陆已经俯冲于拉萨地体之下。6.结合已有的研究成果和本文资料,冈底斯带的形成和演化及岩浆过程可总结为：在新特提斯洋盆打开之前并不存在冈底斯带。晚三叠世-早侏罗世时,随着新特提斯洋向北的俯冲,在俯冲带之上开始出现岩浆作用（即晚三叠世-早侏罗世花岗岩和早侏罗世叶巴组火山岩）,但这期岩浆作用是发生在洋壳内的。晚侏罗世-白垩纪时,新特提斯洋板片持续向北俯冲,产生了早白垩世桑日群火山岩和晚白垩世花岗岩类。古新世-始新世时,新特提斯洋盆逐渐关闭,印度-亚洲大陆开始发生碰撞,由于碰撞作用使俯冲速度变慢,轻和热的残留新特提斯洋板片向上运移,以相对较低角度继续俯冲于拉萨块体之下,导致冈底斯岩浆作用向北扩展,达到中部拉萨地体的南部地区；在此之前,中部拉萨地体的古老地壳物质已经剥蚀进入南边的冈底斯带内,并通过混染等方式进入古新世-始新世花岗岩浆中,使冈底斯带内该期岩浆锆石εHf（t）值显着地降低。晚渐新世-早中新世时,印度大陆已俯冲至亚洲大陆之下,其前端因变质作用导致密度增大,由于重力不稳定,从印度大陆主体断离,致使已深俯冲的印度中上地壳较轻部分折返形成高喜马拉雅结晶岩系,而残留的印度基性下地壳与热的软流圈充分接触,加热并部分熔融产生了埃达克质岩浆,在该岩浆上升过程中混染了超钾质岩浆和拉萨下地壳物质。7.冈底斯带花岗岩类锆石总体具有高的176Hf/177Hf比值、正的εHf（t）值和年轻的Hf同位素模式年龄（0.1～1.1 Ga；峰值为～0.3 Ga）；其中,中生代花岗岩类锆石具有更为均一的高176Hf/177Hf比值,对应的εHf（t）值为+17.7～+9.5,但新生代花岗岩类的Hf同位素组成显示了大的变化范围（εHf（t）=+14.7～-6.4）,εHf（t）值开始向低值方向延伸,并出现少量负值。中部拉萨地体岩浆岩锆石主要显示负的εHf（t）值（+6.0～-14.2）,但在-110 Ma时也出现了部分正的锆石εHf（t）值,指示了地幔组分的加入。中部拉萨地体花岗岩类锆石对应的地壳模式年龄主要为古元古代-中元古代早期（0.8～2.1 Ga）,峰值大约出现在1.6 Ga。由此可见,中部拉萨地体和冈底斯带花岗岩类锆石Hf同位素组成存在着明显的差异,反映了它们具有不同的岩浆源区。此外,中部拉萨地体以相对发育早白垩世花岗岩类而区别于冈底斯带。西部的科希斯坦-拉达克岛弧地体和喀喇昆仑地体花岗岩类无论在年龄结构上,还是锆石Hf同位素组成上都分别与冈底斯带和中部拉萨地体可以进行很好的对比,暗示科希斯坦-拉达克岛弧地体是冈底斯带的西延,而喀喇昆仑地体是中部拉萨地体的西延。冈底斯带东部从波密-八宿-然乌-察隅地区一直向南延伸到高黎贡-腾冲-盈江地区,出露的花岗岩类锆石U-Pb年龄结构类似于中部拉萨地体,而明显不同于冈底斯带；东部中生代花岗岩类锆石εHf（t）值大多数分布在+5.0～-15.0之间,主体为负的εHf（t）值,具有老的Hf同位素模式年龄（1.0～2.2 Ga）,峰值大约出现在1.7 Ga,与中部拉萨地体可以进行很好的对比,表明东部八宿-然乌-察隅等地区是中部拉萨地体的东延。但东部地区还出现有少量新生代花岗岩类,它们皆临近雅鲁藏布江缝合带一侧分布（如波密地区）。这些新生代花岗岩类锆石既具有负的εHf（t）值,同时也具有正的εHf（t）值,甚至可达+10.0左右,大部分与冈底斯带花岗岩类锆石Hf同位素组成类似。这可能意味着东部地区也存在着类似的冈底斯带,但也有可能仅代表中部拉萨地体东延部分的南缘。
二、《沉积与特提斯地质》2004年总目录（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、《沉积与特提斯地质》2004年总目录（论文提纲范文）
（2）二叠纪-三叠纪之交中扬子北缘不同古地理环境的沉积演化（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题依据与意义 |
| 1.2 研究内容、方法及完成工作量 |
| 1.2.1 研究内容 |
| 1.2.2 研究方法 |
| 1.2.3 论文工作量 |
| 1.3 论文结构安排 |
| 第二章 中扬子北缘浅水台地环境的沉积演化 |
| 2.1 湖南慈利杨家湾剖面 |
| 2.2 剖面野外实测记录 |
| 2.3 沉积类型及特征 |
| 2.3.1 藻-有孔虫灰岩 |
| 2.3.2 微生物岩 |
| 2.3.3 鲕粒灰岩 |
| 2.3.4 核形石灰岩 |
| 2.3.5 蠕虫状灰岩 |
| 2.3.6 紫红色薄层泥质灰岩 |
| 2.4 慈利杨家湾剖面二叠纪-三叠纪之交沉积演变 |
| 2.5 杨家湾剖面巨厚错时相沉积对海洋环境的指示 |
| 2.6 小结 |
| 第三章 中扬子台地北缘缓坡环境的沉积演化 |
| 3.1 赤壁凤凰山剖面 |
| 3.2 剖面野外实测记录 |
| 3.3 沉积类型与特征 |
| 3.3.1 黑色中薄层硅质岩 |
| 3.3.2 灰黑色中薄层状夹硅质条带生物碎屑灰岩 |
| 3.3.3 硅质条带与薄层灰岩互层 |
| 3.3.4 大冶组底部泥岩和泥质灰岩 |
| 3.3.5 灰白色薄层灰岩 |
| 3.3.6 角砾灰岩层 |
| 3.4 讨论 |
| 3.4.1 赤壁地区两层角砾灰岩的成因 |
| 3.4.2 赤壁剖面角砾层的沉积机制 |
| 3.4.3 角砾层对古特提斯洋闭合的指示意义 |
| 3.5 小结 |
| 第四章 中扬子北缘深水盆地环境的沉积演化 |
| 4.1 江西瑞昌剖面 |
| 4.2 剖面野外实测记录 |
| 4.3 沉积类型和特点 |
| 4.3.1 黑色薄层硅质岩及碳质泥岩 |
| 4.3.2 薄层泥质灰岩夹碳质泥岩 |
| 4.3.3 灰色薄层灰岩 |
| 4.3.4 角砾灰岩层 |
| 4.4 讨论 |
| 4.4.1 角砾层的成因 |
| 4.4.2 瑞昌地区二叠纪-三叠纪之交沉积演化 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 中扬子北缘不同水深环境的沉积对比 |
| 5.1 中扬子北缘不同水深环境的沉积对比 |
| 5.1.1 沉积序列对比 |
| 5.1.2 海平面变化 |
| 5.1.3 沉积速率变化 |
| 5.1.4 大地构造意义 |
| 5.2 碳同位素组成演化特征对比 |
| 5.2.1 杨家湾剖面碳同位素 |
| 5.2.2 赤壁剖面碳同位素 |
| 5.2.3 瑞昌剖面碳同位素 |
| 5.2.4 讨论 |
| 5.3 古氧化还原特征对比 |
| 5.3.1 杨家湾剖面古氧相 |
| 5.3.2 赤壁剖面古氧相 |
| 5.3.3 瑞昌剖面古氧相 |
| 5.3.4 讨论 |
| 5.4 小结 |
| 第六章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（3）二叠纪-三叠纪之交华南浅水碳酸盐岩台地环境变化过程及其成因研究（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| §1.1 华南二叠纪-三叠纪之交生物与环境演变研究现状 |
| 1.1.1 深水盆地环境的生物与环境演变 |
| 1.1.2 浅水台地生物与环境演变 |
| §1.2 华南二叠纪-三叠纪之交浅水台地环境与生物研究中存在的问题 |
| §1.3 本文的研究内容和方法 |
| 第二章 二叠纪-三叠纪之交两幕式陆源输入及其影响 |
| §2.1 华南二叠纪-三叠纪之交陆源输入过程 |
| §2.2 地质背景概况和研究剖面 |
| §2.3 研究材料和研究方法 |
| 2.3.1 主量、微量和稀土元素分析 |
| 2.3.2 陆源地球化学元素的质量累积速率计算方法 |
| §2.4 研究结果 |
| 2.4.1 地球化学测试结果 |
| 2.4.2 陆源地球化学元素的质量累积速率 |
| §2.5 讨论 |
| 2.5.1 二叠纪-三叠纪之交两幕式陆源输入加强 |
| 2.5.2 区域上二叠纪-三叠纪之交陆源输入加强的对比 |
| 2.5.3 二叠纪-三叠纪之交陆源输入加强与陆地植被变化之间的关系 |
| §2.6 小结 |
| 第三章 二叠纪-三叠纪之交浅水碳酸盐岩台地缺氧事件 |
| §3.1 二叠纪-三叠纪之交浅水碳酸盐岩台地缺氧事件 |
| §3.2 地质背景概况和研究剖面 |
| §3.3 研究材料和方法 |
| §3.4 研究结果 |
| §3.5 讨论 |
| 3.5.1 二叠纪-三叠纪之交浅水碳酸盐岩台地环境缺氧事件和原因 |
| 3.5.2 现代海洋贫氧环境生物群与微生物岩生物群的对比 |
| §3.6 小结 |
| 第四章 二叠纪-三叠纪之交浅水碳酸盐岩台地黄铁矿化化石及其古环境意义 |
| §4.1 黄铁矿化化石及其形成过程 |
| 4.1.1 黄铁矿化化石 |
| 4.1.2 黄铁矿化化石形成的古环境条件 |
| §4.2 研究材料和方法 |
| §4.3 研究结果 |
| 4.3.1 老龙洞剖面黄铁矿化化石 |
| 4.3.2 老龙洞剖面地球化学测试结果 |
| §4.4 讨论 |
| 4.4.1 老龙洞剖面二叠纪-三叠纪之交水层和孔隙水地球化学特征 |
| 4.4.2 二叠纪-三叠纪之交海水低硫酸盐浓度 |
| 4.4.3 二叠纪-三叠纪之交化石黄铁矿化的古环境条件 |
| §4.5 小结 |
| 第五章 华南二叠纪-三叠纪之交浅水环境记录的火山作用 |
| §5.1 二叠纪-三叠纪之交火山作用与生物大灭绝 |
| §5.2 地质背景概况和研究剖面 |
| §5.3 两个剖面元素的测试结果 |
| §5.4 讨论 |
| 5.4.1 微生物岩剖面记录的华南二叠纪-三叠纪之交火山作用过程 |
| 5.4.2 华南二叠纪-三叠纪之交浅水环境氧化还原条件变化 |
| §5.5 小结 |
| 第六章 华南火山作用与生物大灭绝事件之间的联系 |
| 第七章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（4）基于GPS观测的青藏高原南部构造变形及深部流变结构研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 研究现状与存在问题 |
| 1.2.1 青藏高原构造变形的机理与模型 |
| 1.2.2 青藏高原GPS震间形变研究 |
| 1.2.3 青藏高原GPS震后变形研究 |
| 1.2.4 青藏高原南部GPS观测研究 |
| 1.3 本文主要研究内容 |
| 第二章 高原南部及邻区地质构造背景 |
| 2.1 区域主要活动块体 |
| 2.1.1 拉萨块体 |
| 2.1.2 喜马拉雅块体 |
| 2.1.3 雅鲁藏布江缝合带 |
| 2.2 区域主要活动断裂 |
| 2.2.1 东西向逆冲断裂 |
| 2.2.2 边界走滑断层 |
| 2.2.3 内部正断系统 |
| 2.2.4 其他断层 |
| 2.3 本章小结 |
| 第三章 高原南部及邻区的GPS观测与数据处理 |
| 3.1 研究区地壳形变监测网络 |
| 3.1.1 中国GPS观测网络 |
| 3.1.2 尼泊尔、不丹GPS观测网 |
| 3.1.3 印度GPS观测网 |
| 3.2 GPS数据处理 |
| 3.2.1 GAMIT/GLOBK基本工作原理 |
| 3.2.2 GPS观测数据处理 |
| 3.3 异源速度场资料的融合 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 高原南部及邻区构造变形特征 |
| 4.1 弹性块体模型的建立 |
| 4.1.1 块体模型的初步建立 |
| 4.1.2 断层运动显着性检验与块体模型的确立 |
| 4.2 块体运动与主要断裂滑动速率 |
| 4.2.1 块体运动 |
| 4.2.2 断层滑动速率 |
| 4.3 块体内部应变 |
| 4.3.1 块内变形的显着性检验 |
| 4.3.2 观测噪声对块内变形的影响 |
| 4.3.3 块内应变方向与地震应力主轴的对比 |
| 4.3.4 块内应变结果分析 |
| 4.4 GPS数据揭示的区域形变特征 |
| 4.5 历史地震数据揭示的区域形变特征 |
| 4.6 本章小结 |
| 第五章 尼泊尔地震震后变形及其反映的流变结构 |
| 5.1 震后变形信号提取 |
| 5.1.1 阶跃信号 |
| 5.1.2 长期线性变形 |
| 5.1.3 周期性变形 |
| 5.1.4 震后形变结果 |
| 5.2 震后形变分析与建模 |
| 5.2.1 震后余滑模型 |
| 5.2.2 黏弹性松弛模型 |
| 5.2.3 综合模型 |
| 5.3 震后形变模型结果分析 |
| 5.3.1 震后变形揭示的区域流变结构 |
| 5.3.2 震后余滑与黏弹性松弛的时空变化 |
| 5.3.3 震后变形的持续时长 |
| 5.4 区域未来的地震危险性评估 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 研究区流变结构与构造变形特征的关系 |
| 6.1 黏弹性块体模型理论 |
| 6.2 算例分析 |
| 6.2.1 逆冲断层 |
| 6.2.2 走滑断层 |
| 6.2.3 拉张断层 |
| 6.3 研究区黏弹性块体模型 |
| 6.4 本章小结 |
| 总结与展望 |
| 1 主要研究成果 |
| 2 本文主要创新点 |
| 3 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得的研究成果 |
| 致谢 |
（5）柴北缘早侏罗世古气候演化及对Toarcian大洋缺氧事件的响应（论文提纲范文）
| 致谢 |
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 选题背景及研究目的和意义 |
| 1.1.1 选题来源及依据 |
| 1.1.2 研究目的与意义 |
| 1.2 国内外研究现状及存在问题 |
| 1.2.1 早侏罗世古气候及柴北缘研究现状 |
| 1.2.2 托阿尔阶大洋缺氧事件的研究现状及存在的问题 |
| 1.3 主要研究内容 |
| 1.3.1 总体研究目标 |
| 1.3.2 主要研究内容 |
| 1.4 研究思路及技术路线 |
| 1.5 完成工作量,研究成果和创新 |
| 1.5.1 完成主要工作量 |
| 1.5.2 主要研究成果及创新点 |
| 2 区域地质概况 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.2 侏罗纪地层及其沉积特征 |
| 2.2.1 区域地层 |
| 2.2.2 岩石地层沉积特征 |
| 3 柴北缘侏罗系地层对比与野外实测结果 |
| 3.1 柴北缘侏罗系古植物与地层对比结果 |
| 3.1.1 植物群和化石 |
| 3.1.2 孢粉植物 |
| 3.1.3 早侏罗世托阿尔阶的化石年代标定 |
| 3.1.4 锆石U-Pb年龄佐证 |
| 3.2 柴北缘早侏罗世野外实测结果与样品采集 |
| 3.2.1 大煤沟剖面野外实测结果 |
| 3.2.2 样品采集 |
| 3.3 本章小结 |
| 4 柴北缘早侏罗世元素地化特征与古气候演化 |
| 4.1 微量元素变化特征 |
| 4.2 古氧化还原条件 |
| 4.3 CIA指数对气候变化的指示 |
| 4.4 古气候 |
| 4.4.1 古温度 |
| 4.4.2 古生产力 |
| 4.4.3 古盐度和古湿度 |
| 4.5 小结 |
| 5 柴北缘陆相沉积中T-OAE的识别及其响应特征 |
| 5.1 柴北缘陆相沉积中T-OAE的识别 |
| 5.1.1 地层沉积的证据 |
| 5.1.2 有机碳同位素和TOC证据 |
| 5.1.3 古气候研究的证据 |
| 5.2 柴北缘T-OAE与海相地层对比结果 |
| 5.3 柴北缘T-OAE成因探讨 |
| 5.3.1 碳同位素发生负向偏移影响因素 |
| 5.3.2 碳循环机制 |
| 5.3.3 成因解释 |
| 5.3.4 T-OAE中轻碳来源 |
| 5.4 小结 |
| 6 结论与展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 存在问题与展望 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 学位论文数据集 |
（6）青藏高原东南部（昌都—察隅）早中生代岩浆—变质作用及构造意义（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪言 |
| 1.1 选题依据 |
| 1.2 研究现状及存在问题 |
| 1.2.1 羌塘地体-丁青蛇绿岩带 |
| 1.2.2 同卡、嘉裕桥微陆块和同卡、八宿蛇绿岩带 |
| 1.2.3 拉萨地体—波密蛇绿岩带 |
| 1.2.4 存在问题 |
| 1.3 研究内容及方案 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究方案 |
| 1.4 论文工作量和主要进展 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 青藏高原主要地质特征 |
| 2.2 青藏高原东南部(类乌齐-察隅)地质特征 |
| 2.2.1 北羌塘地体 |
| 2.2.2 同卡微陆块 |
| 2.2.3 嘉裕桥微陆块 |
| 2.2.4 拉萨地体 |
| 2.3 样品采集 |
| 第三章 分析方法 |
| 3.1 矿物化学成分分析 |
| 3.2 锆石U-Pb年代学和Hf同位素分析 |
| 3.3 全岩主微量元素分析 |
| 第四章 早中生代岩浆作用 |
| 4.1 早三叠世岩浆岩 |
| 4.1.1 岩相学特征 |
| 4.1.2 锆石U-Pb定年 |
| 4.1.3 锆石Hf同位素 |
| 4.1.4 岩石地球化学特征 |
| 4.1.5 岩石成因及形成的构造环境 |
| 4.1.6 小结 |
| 4.2 晚三叠世岩浆岩 |
| 4.2.1 岩相学特征 |
| 4.2.2 锆石U-Pb定年 |
| 4.2.3 锆石Hf同位素 |
| 4.2.4 岩石地球化学特征 |
| 4.2.5 岩石成因及形成的构造环境 |
| 4.2.6 小结 |
| 4.3 早侏罗世岩浆岩 |
| 4.3.1 岩相学特征 |
| 4.3.2 锆石U-Pb定年 |
| 4.3.3 锆石Hf同位素 |
| 4.3.4 岩石地球化学特征 |
| 4.3.5 岩石成因及形成的构造环境 |
| 4.3.6 小结 |
| 第五章 早中生代变质作用 |
| 5.1 晚三叠世变质作用 |
| 5.1.1 岩石学特征 |
| 5.1.2 相平衡模拟与变质作用条件 |
| 5.1.3 锆石U-Pb定年 |
| 5.1.4 变质作用与P-T-t轨迹 |
| 5.1.5 小结 |
| 5.2 早侏罗世变质作用 |
| 5.2.1 岩石学特征 |
| 5.2.2 相平衡模拟与变质作用条件 |
| 5.2.3 锆石U-Pb定年 |
| 5.2.4 变质作用与P-T-t轨迹 |
| 5.2.5 小结 |
| 第六章 青藏高原东南部(昌都-波密)早中生代构造演化 |
| 6.1 研究区北部类乌齐-同卡-八宿地区早三叠世-早侏罗世构造演化 |
| 6.2 同卡、嘉裕桥微陆块构造属性 |
| 6.3 研究区南部波密-察隅地区晚三叠世构造演化 |
| 6.4 青藏高原东南部早中生代构造格局和演化 |
| 第七章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（7）龙门山构造带与川滇构造带交接关系与演化研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 大陆构造与陆内构造 |
| 1.2 选题依据与科学意义 |
| 1.3 研究现状及其关键科学问题 |
| 1.4 研究思路、内容和方法 |
| 1.5 工作概括及主要工作量汇总 |
| 第二章 区域地质特征 |
| 2.1 贺兰-川滇南北构造带 |
| 2.2 青藏高原 |
| 2.3 上扬子地块(四川盆地) |
| 2.4 松潘-甘孜地块 |
| 2.5 川滇地块 |
| 第三章 龙门山构造带南段构造变形特征 |
| 3.1 陇东断裂(后山断裂) |
| 3.2 陇东逆冲推覆体 |
| 3.3 五龙断裂(中央断裂) |
| 3.4 五龙逆冲推覆体 |
| 3.5 小关子断裂 |
| 3.6 宝兴逆冲推覆体 |
| 3.7 双石断裂(前山断裂) |
| 3.8 双石逆冲推覆体及上覆飞来峰构造 |
| 3.9 山前褶皱带(山前前陆盆地) |
| 3.10 龙门山构造带南段构造变形时序与过程 |
| 第四章 川滇构造带北段构造特征 |
| 4.1 鲜水河断裂带构造变形特征 |
| 4.2 大凉山地区构造变形特征 |
| 4.3 安宁河断裂带构造变形特征 |
| 4.4 锦屏山构造带北段构造特征 |
| 4.5 川滇南北构造带构造变形序列 |
| 第五章 龙门山与川滇构造带交接转换关系与演化过程 |
| 5.1 龙门山构造带与川滇构造带交接转换关系 |
| 5.2 交接转换过程和形成机制 |
| 第六章 结论与尚存问题 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 尚存问题 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 攻读博士学位期间取得的科研成果 |
| 攻读博士学位期间参与的主要科研项目 |
| 作者简介 |
（8）扬子地块周缘中生代构造变形与演化（论文提纲范文）
| 摘要 Abstract 目录 第一章 |
| 绪论 1.1 |
| 研究背景 1.2 |
| 研究意义 1.3 |
| 研究方法 第二章 |
| 区域构造格架与地质背景 2.1 |
| 大地构造背景 2.2 |
| 岩石圈结构与地球物理特征 2.3 |
| 扬子地块周缘及邻区构造格架 2.4 |
| 区域地层 2.5 |
| 岩浆活动特征 第三章 |
| 扬子地块周缘及邻区早中生代构造变形研究 3.1 |
| 扬子地块北缘早中生代构造变形 3.2 |
| 扬子地块西缘早中生代构造变形 3.3 |
| 松潘-甘孜地体东缘早中生代构造变形 3.4 |
| 扬子地块东南缘早中生代构造变形 3.5 |
| 本章小结 第四章 |
| 扬子地块周缘及邻区晚中生代构造变形研究 4.1 |
| 扬子地块西缘晚中生代走滑构造变形特征 4.2 |
| 大巴山构造带晚中生代构造变形特征 4.3 |
| 南秦岭构造带内晚中生代陆内变形研究 4.4 |
| 本章小结 第五章 |
| 扬子地块周缘陆块碰撞拼贴与陆内变形 5.1 |
| 扬子地块北缘及邻区中生代陆块碰撞拼贴过程 5.2 |
| 扬子地块西缘及邻区中生代陆块拼贴的构造响应 5.3 |
| 本章小结 第六章 |
| 扬子地块周缘及邻区中生代构造演化 结论与讨论 致谢 参考文献 个人简历、攻读学位期间的研究成果及公开发表的学术论文 |
（9）滇西保山地块二叠纪（?）类与Shanita动物群（有孔虫）的生物地层学与古地理学研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 第一节 选题背景 |
| 第二节 研究现状与存在问题 |
| 第三节 研究内容 |
| 第二章 地层概况 |
| 第一节 北部地区 |
| 第二节 南部地区 |
| 第三节 西南部地区 |
| 第四节 岩组厘定建议 |
| 第三章 (?)类动物群及时代 |
| 第一节 东山坡剖面与阿罗田剖面 |
| 第二节 坝尾剖面 |
| 第三节 小新寨剖面 |
| 第四节 本章小结 |
| 第四章 Shanita动物群 |
| 第一节 卧牛寺剖面 |
| 第二节 河湾街剖面 |
| 第三节 坝尾剖面 |
| 第四节 时代意义 |
| 第五节 本章小结 |
| 第五章 古地理意义 |
| 第一节 二叠纪(?)类古地理格局 |
| 第二节 (?)类古地理定性分析 |
| 第三节 (?)类古地理定量对比 |
| 第四节 Shanita动物群古地理 |
| 第五节 本章小结 |
| 第六章 结论与讨论 |
| 第七章 系统描述(Systematic Paleontolgy) |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 个人简历与在学期间发表文章 |
| 图版说明与图版 |
（10）西藏冈底斯花岗岩类锆石U-Pb年龄和Hf同位素组成的空间变化及其地质意义（论文提纲范文）
| 作者简介 |
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪言 |
| 1.1 冈底斯花岗岩的研究历史和现状 |
| 1.1.1 冈底斯花岗岩的研究历史 |
| 1.1.2 冈底斯花岗岩的研究现状 |
| 1.2 选题依据及意义 |
| 1.3 研究内容和工作量 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 主要工作量 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 青藏高原地质概况 |
| 2.2 拉萨地体地质特征 |
| 2.2.1 拉萨地体的构造单元划分 |
| 2.2.2 拉萨地体的构造演化 |
| 2.3 印度-欧亚大陆的碰撞时限 |
| 第三章 花岗岩类岩石学及矿物学特征 |
| 3.1 晚三叠世花岗岩类 |
| 3.2 早侏罗世花岗岩 |
| 3.3 晚白垩世花岗岩类 |
| 3.4 古新世-始新世花岗岩类 |
| 3.5 渐新世-中新世花岗岩类 |
| 第四章 分析方法 |
| 4.1 全岩主量元素分析 |
| 4.2 全岩微量元素分析 |
| 4.3 Sr-Nd同位素分析 |
| 4.3.1 样品制备 |
| 4.3.2 Sr和Nd的化学分离 |
| 4.4 LA-ICPMS锆石U-Pb定年 |
| 4.5 锆石Lu-Hf同位素 |
| 第五章 分析结果 |
| 5.1 锆石U-Pb年龄 |
| 5.1.1 晚三叠世花岗岩类(205-202 Ma) |
| 5.1.2 早侏罗世花岗岩(～178 Ma) |
| 5.1.3 晚白垩世花岗岩类(94-87 Ma) |
| 5.1.4 古新世-始新世花岗岩类(68-40 Ma) |
| 5.1.5 渐新世-中新世花岗岩类(25-13 Ma) |
| 5.2 锆石Lu-Hf同位素组成 |
| 5.2.1 晚三叠世花岗岩类(205-202 Ma) |
| 5.2.2 早侏罗世花岗岩类(～178 Ma) |
| 5.2.3 晚白垩世花岗岩类(94-87 Ma) |
| 5.2.4 古新世-始新世花岗岩类(68-40 Ma) |
| 5.2.5 渐新世-中新世花岗岩类(25-13 Ma) |
| 5.3 全岩主量和微量元素 |
| 5.3.1 晚三叠世花岗岩类(205-202 Ma) |
| 5.3.2 早侏罗世花岗岩(～178 Ma) |
| 5.3.3 晚白垩世花岗岩类(94-87 Ma) |
| 5.3.4 古新世-始新世花岗岩类(68-40 Ma) |
| 5.3.5 渐新世-中新世花岗岩类(25-13 Ma) |
| 5.4 Sr-Nd同位素组成 |
| 第六章 冈底斯花岗岩类岩石成因 |
| 6.1 中部拉萨地体晚三叠世花岗岩类岩石成因 |
| 6.2 早侏罗世花岗岩岩石成因 |
| 6.3 晚白垩世花岗岩类岩石成因 |
| 6.4 古新世-始新世花岗岩类岩石成因 |
| 6.5 渐新世-中新世花岗岩类岩石成因 |
| 第七章 冈底斯带构造演化及岩浆作用 |
| 第八章 冈底斯带花岗岩类东西向对比 |
| 8.1 冈底斯带和中部拉萨地体花岗岩类 |
| 8.2 科希斯坦-拉达克-喀喇昆仑花岗岩类 |
| 8.3 冈底斯东部波密-八宿-然乌-察隅花岗岩类 |
| 主要结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
四、《沉积与特提斯地质》2004年总目录（论文参考文献）
- [1]青海东昆仑祁漫塔格地区内生金属矿床成矿作用研究[D]. 高宏昶. 吉林大学, 2021
- [2]二叠纪-三叠纪之交中扬子北缘不同古地理环境的沉积演化[D]. 邓宝柱. 中国地质大学, 2021
- [3]二叠纪-三叠纪之交华南浅水碳酸盐岩台地环境变化过程及其成因研究[D]. 廖卫. 中国地质大学, 2020
- [4]基于GPS观测的青藏高原南部构造变形及深部流变结构研究[D]. 田镇. 长安大学, 2020(06)
- [5]柴北缘早侏罗世古气候演化及对Toarcian大洋缺氧事件的响应[D]. 高瑞珍. 河南理工大学, 2019(07)
- [6]青藏高原东南部（昌都—察隅）早中生代岩浆—变质作用及构造意义[D]. 陈言飞. 中国地质大学, 2019(02)
- [7]龙门山构造带与川滇构造带交接关系与演化研究[D]. 陈应涛. 西北大学, 2014(06)
- [8]扬子地块周缘中生代构造变形与演化[D]. 陈虹. 中国地质科学院, 2010(05)
- [9]滇西保山地块二叠纪（?）类与Shanita动物群（有孔虫）的生物地层学与古地理学研究[D]. 黄浩. 中国地质科学院, 2010(01)
- [10]西藏冈底斯花岗岩类锆石U-Pb年龄和Hf同位素组成的空间变化及其地质意义[D]. 徐旺春. 中国地质大学, 2010(12)