一、纳米级超高压相金红石——大陆深俯冲深度的示踪（论文文献综述）
赵子福,陈仁旭,陈伊翔,戴立群,郑永飞[1]（2021）在《大陆俯冲带超高压变质岩部分熔融与壳幔相互作用研究进展》文中进行了进一步梳理自20世纪80年代在大陆地壳岩石中发现柯石英和金刚石等超高压变质矿物以来,大陆深俯冲和超高压变质作用就成为了固体地球科学研究的前沿和热点领域之一。经过三十余年的研究,已经在大陆地壳的俯冲深度、深俯冲岩石变质P-T-t轨迹、俯冲地壳岩石的折返机制、深俯冲岩石的原岩性质、大陆碰撞过程中的熔/流体活动与元素活动性、俯冲隧道内部不同类型壳幔相互作用、碰撞后岩浆岩的成因、大陆碰撞造山带成矿作用等方面取得了许多重要成果。本文重点对大陆俯冲带超高压岩石部分熔融和不同类型壳幔相互作用近十年来的研究进展进行回顾和总结,并对存在的相关科学问题和未来的研究方向进行了展望。深俯冲大陆地壳的部分熔融主要出现在两个阶段:折返的初期阶段和碰撞后阶段,前者产生了碱性熔体,后者产生了钙碱性熔体。大陆俯冲带壳幔相互作用有两种类型,涉及地幔楔与两种俯冲带流体的交代反应:一是来自深俯冲陆壳的变质脱水/熔融,二是来自先前俯冲古洋壳的变质脱水/熔融。
冯鹏[2]（2019）在《苏鲁造山带内多期部分熔融及其大地构造意义》文中指出部分熔融作用是贯穿碰撞造山带板片俯冲、折返和造山带垮塌各阶段的重要地质过程,其产生的熔流体可强烈改变地壳的流变学性质,触发和促使深俯冲板片折返,促进元素迁移和地壳分异,并引发壳幔相互作用和造山带垮塌。因此,研究部分熔融作用是解译造山带复杂演化过程的关键切入点之一。然而,由于后期构造变形、变质作用和岩浆活动叠加,部分熔融作用证据易被抹除。此外,即使在同一造山带中,不同板片位置部分熔融的时间、温压条件、尺度、机制和熔体成分亦存在明显差异。因此,准确解析造山带内多期部分熔融作用的证据、时限、机制和源区以及熔体成分,仍需深入和系统的研究,并对比不同实例。作为世界上规模最大、出露最好的超高压变质带之一,大别-苏鲁造山带已成为研究碰撞造山带内熔流体活动的天然实验室。带内完好地保存多类型、多期次部分熔融产物,为深入研究碰撞造山带内多期部分熔融作用提供了便利条件。本论文运用高精度构造-岩石野外填图、岩相学、显微构造、锆石年代学和全岩主微量-同位素地球化学等多种分析方法对苏鲁造山带桃行和海阳所两个地体内的部分熔融产物进行系统研究:在桃行识别出首例赋存于超高压榴辉岩的原位浅色体囊,并限定榴辉岩部分熔融时间和初始熔体成分,提出榴辉岩部分熔融由绿辉石分解主导的新机制,为完善榴辉岩部分熔融理论提供关键数据;探明了海阳所地体内多期部分熔融事件的时间和机制,进而厘清海阳所地体长期处于争论的地质演化历史和大地构造属性。近期相关研究已很好地阐述超高压榴辉岩内熔流体的产生、演化和结晶等科学问题。然而,由于后期熔体迁移混合、结晶分异、熔体抽离以及退变质过程的叠加,准确限定天然榴辉岩中初始熔体成分和熔融机制依然面临挑战。而在经历部分熔融的桃行榴辉岩内新发现的原位浅色体囊为解决上述问题提供了契机。桃行榴辉岩部分熔融的岩相学证据包括:（1）斜长石细脉沿矿物颗粒边界分布,围绕多硅白云母、石英和黝帘石等矿物生长,并在三联点位置呈现极小的二面角;（2）由斜长石、自形角闪石及少量的钾长石和绿帘石组成的原位浅色体囊保存于大颗粒石榴石、黝帘石和绿辉石等矿物围限的区域。细粒残余绿辉石（硬玉分子含量为25–45 mol%）散布于浅色体囊中,与榴辉岩中大颗粒绿辉石（硬玉分子含量为39–56 mol%）相比,硬玉分子含量明显下降。上述现象表明熔融反应由绿辉石分解主导。基于子矿物成分和相应体积百分比,本论文估算了47个原位浅色体囊的主量元素成分和14个浅色体囊的微量元素成分,结果显示:浅色体囊具有中等的Si O2（57.48–65.71 wt%）,高的Na2O（6.73–9.48 wt%）、Al2O3（19.31–22.50 wt%）以及相对低的Fe2O3T（0.07–4.09 wt%）、Mg O（0–5.31 wt%）、Ca O（2.11–5.22 wt%）、K2O（0.12–1.33 wt%）和Ti O2（0.01–0.20 wt%）含量;浅色体囊与基质中大颗粒绿辉石具有相似的微量组成,在经原始地幔标准化的微量元素蛛网图中均表现出大离子亲石元素、U、Pb、Zr、Hf和Ti富集而Th和Ta亏损特征。浅色体囊的微量元素配分特征和较高的Na2O含量均佐证绿辉石分解主导了部分熔融反应。通过地质温压计限定的P–T轨迹显示,超高压榴辉岩发生绿辉石分解部分熔融的温压条件为1.2–1.6 GPa和690–780℃;随后熔体穿越湿固相线时（0.8–1.1 GPa;530–650℃）冷却结晶。通过SS-LASS锆石测年技术对2个含浅色体囊的榴辉岩样品的锆石边部进行定年,获得的加权平均年龄为215 Ma,这些锆石边部结晶温度（567–639℃）与浅色体囊结晶温度近似,表明浅色体囊结晶时间约为215 Ma。由于复杂的变质和构造演化历史,位于苏鲁造山带内的海阳所地体,其来源于扬子还是华北克拉通仍存在争议。海阳所地体主要由一起经历多期褶皱变形的花岗质片麻岩和变基性岩组成,其中花岗质片麻岩赋存沿面理顺层分布的浅色体细脉;晚期未发生褶皱的浅色花岗岩脉切穿了上述岩性单元。CL图像显示花岗质片麻岩和浅色体的锆石大多发育具振荡环带的核部和发光较亮的增生边,部分锆石具有发光较暗的核部或幔部。于具振荡环带锆石核部获得2.86–2.68 Ga的谐和207Pb/206Pb年龄。发光较暗和较亮锆石区域得到的加权平均年龄为1817–1812 Ma。其中,发光较暗锆石区域具有平坦的重稀土配分、低Th/U比值和较高的结晶温度（829–875°C）;而发光较亮边部表现出陡峭的重稀土配分、较高的Th/U比值和结晶温度（859–880°C）。锆石发光较暗和较亮锆石区域的εHf（t=1813 Ma）为-18.3-10.8,这些锆石区域与具振荡环带核部在锆石内Hf同位素演化线上（176Lu/177Hf=0.001）。上述数据表明花岗质片麻岩在麻粒岩相变质作用叠加过程中发生部分熔融,熔体顺面理迁移汇聚并结晶为浅色体。花岗质片麻岩年代学数据所反映的地质历史与胶北地体相似,指示在并置苏鲁造山带之前海阳所地体归属于华北克拉通。变基性岩中部分锆石呈现出核-边结构,此外还有一些新生颗粒。其中,锆石核部具跨度较大的207Pb/206Pb年龄（1866–1726 Ma）,并呈现变化的重稀土配分;边部和新生锆石颗粒表现出典型岩浆锆石的稀土配分特征,其加权平均年龄为825 Ma。因此,变基性岩原岩于825 Ma侵位至花岗质片麻岩中,而古元古代锆石核部为岩浆上升过程于围岩中捕获。浅色花岗岩脉中的锆石具有核-幔-边结构。继承锆石核部具776–701 Ma的谐和206Pb/238U年龄,与苏鲁造山带内的花岗质片麻岩原岩年龄一致。锆石增生幔部和边部的加权平均年龄分别为220 Ma和162 Ma,二者均赋存多相固体包裹体且呈现陡峭的重稀土配分、Ce正异常和Eu负异常,表明其结晶于熔体,分别记录了深俯冲板片折返和苏鲁造山带垮塌阶段的部分熔融作用;此外,浅色花岗岩脉Sr–Nd同位素组成表明其部分熔融的源区为苏鲁造山带内的花岗质片麻岩。综上所述,海阳所地体早期地质演化历史与华北克拉通东南缘的胶北地体相似,基性岩浆岩于825 Ma侵位至花岗质片麻岩内,在三叠纪扬子与华北克拉通碰撞期间海阳所地体卷入俯冲隧道并发生褶皱变形,随后并置到苏鲁造山带中。这些研究表明,在大陆碰撞过程中,上盘地壳亦可卷入俯冲隧道,发生强烈褶皱变形,而后折返并剥露至地表。综合前人和本论文对苏鲁造山带多期部分熔融作用相关研究成果,提出苏鲁造山带演化模式:1)在碰撞过程中（240 Ma）,华北克拉通东南缘亦卷入到俯冲隧道,发生强烈构造变形。而深俯冲扬子地壳局部富水,促使极少量岩石发生水饱和熔融;2)在深俯冲板片折返过程中（220 Ma）,超高压地体中片麻岩普遍经历部分熔融作用并形成混合岩和同折返岩浆岩。由于全岩组成、P–T轨迹和含水量存在差异,苏鲁造山带中榴辉岩部分熔融过程由不同机制主导（如含水矿物脱水熔融;名义无水矿物脱羟基形成的超临界流体分异;绿辉石分解熔融）。而被卷入至俯冲隧道的华北克拉通东南缘地壳亦折返并构造叠覆于苏鲁地体之上,在随后的漫长地质历史中被逐步风化剥蚀,仅少量华北克拉通地壳残余仍保存于苏鲁造山带中;3)在碰撞后阶段（160 Ma）,受太平洋板块俯冲至东亚大陆之下的影响,苏鲁造山带中的地壳开始活化,随后发生广泛的部分熔融作用,在苏鲁造山带北部和胶北地体形成大规模晚侏罗世岩浆岩体。该期部分熔融作用表明苏鲁地体可能已处于造山带伸展垮塌初始阶段。
高晓英,王玲,孟子岳,王思翔[3]（2019）在《大陆俯冲带地壳深熔作用的记录:来自超高压变质岩中多相晶体包裹体的研究》文中认为大陆碰撞过程中会发生广泛的部分熔融现象,形成深熔熔体。深入认识深熔熔体的组成和演化是大陆俯冲带化学地球动力学的主要研究内容。在熔融过程中产生的熔体会被超高压岩石中的转熔矿物所捕获,最终以多相晶体包裹体（multiphase crystal inclusion,简称MCI）的形式保存下来。多相晶体包裹体通常具有典型的负晶形和爆裂纹,主要以硅酸盐和碳酸盐矿物为主含有少量的硫酸盐矿物。矿物学、岩石学和地球化学原位微区分析的研究结果表明,多相晶体包裹体是由岩石部分熔融产生的初始硅酸盐或/和碳酸盐初始熔体熔体结晶而成。在降压折返过程中,高压岩石中的含水矿物,如多硅白云母、钠云母和帘石等脱水引发部分熔融产生硅酸盐熔体,而碳酸盐熔体则由碳酸盐矿物部分熔融产生。富Na矿物如钠云母脱水熔融产生的包裹体具有相对较高的Na含量,而部分富K的包裹体主要由富K矿物如多硅白云母脱水熔融所产生。近年来随着微区原位技术的飞速发展,从矿物的形态结构到矿物地球化学组成的测定技术有了飞速发展,通过对超高压岩石中包裹的多相晶体的详细研究,可限定大陆碰撞造山过程中部分熔融的组成、时限和形成机制,对大陆深俯冲的构造热演化和折返机制有重要制约。
万红琼[4]（2019）在《大别-苏鲁造山带变沉积岩锂同位素地球化学及其示踪意义》文中研究说明多接收电感耦合等离子体质谱（MC-ICP-MS）的发展大大提高了锂（Li）同位素的分析精度,使得Li同位素逐渐被应用于各种地质研究中。Li是最轻的金属元素,有两个稳定同位素6Li（7.6%）和7Li（92.4%）,两个同位素间较大的相对质量差（17%）和扩散速率差（3-5%）,使得各种地质过程中可以产生显着的Li同位素分馏（高达80‰）。目前已有大量关于各地质储库Li同位素组成特征的研究,尤其是地壳和地幔储库Li同位素组成的差异,使得Li同位素在示踪壳幔物质循环方面显示出巨大的潜力。但目前关于俯冲带变质岩,尤其是深俯冲进入地幔的超高压变质岩Li地球化学研究还不完善,除了超高压榴辉岩,其他超高压变质岩的Li同位素组成还鲜有报道,俯冲带超高压变质过程的Li同位素地球化学行为及其分馏尺度还存有争议。因此,本博士论文基于以上科学问题,选取大别-苏鲁造山带广泛出露的超高压变沉积岩（大理岩和硬玉石英岩）展开详细的Li同位素地球化学研究。本博士论文的第一部分内容是超高压大理岩的Li同位素地球化学研究及其对深部碳循环的示踪意义。地球表层和内部的碳循环是维持全球宜居气候的关键环节,俯冲带是表层碳循环进入地球深部的主要通道。我们对大别-苏鲁造山带的超高压大理岩全岩主微量元素和Li同位素组成进行了详细的分析。结果显示超高压大理岩的Li同位素组成（δ7Li=+1.3-+21.5‰,平均+8.3‰）显着高于正常地幔的Li同位素组成（δ7Li=+2.0-+5.7‰,平均+3.7‰）,Li含量（[Li]=0.5-6.5 ppm,平均 1.9ppm）与地幔的 Li 含量相当（0.9-2.7ppm,平均 1.5 ppm）。结合主微量元素组成特征,排除了风化作用、流体活动、俯冲及折返过程Li同位素分馏对超高压大理岩Li同位素组成的影响,折返回地表的超高压大理岩可以代表深俯冲进入地幔的碳酸盐岩Li同位素组成特征。由于硅酸盐组分的Li同位素组成通常低于碳酸盐组分的Li同位素,因此大理岩中含有不等量的硅酸盐矿物可能是大理岩Li含量及Li同位素组成变化范围大的主要原因。但部分超高压大理岩的Li同位素组成显着高于正常地幔。因此这些重Li同位素组成的超高压大理岩可以作为载体将地表重的Li同位素组成携带至深部地幔,为地幔源区提供重Li同位素组成的物源,在地幔形成局部重Li同位素不均一。这种重Li同位素不均一可能通过地幔来源的岩石样品表现出来。因此,超高压大理岩作为俯冲带重要的含碳物相,其显着高于地幔的Li同位素组成特征,使得Li同位素具有示踪深部碳循环的潜力。本博士论文的第二部分研究内容为超高压硬玉石英岩的Li同位素地球化学及其对俯冲带流体活动和交代过程的示踪意义。我们对15个硬玉石英岩全岩的主微量元素和Li同位素组成,硬玉和石英单矿物的Li同位素组成进行了详细的研究。新鲜硬玉石英岩样品全岩Li含量（3.6-17.0 ppm,平均11.2 ppm）高于地幔值（1.5 ppm）,Li同位素组成（-2.6～-13.5‰,平均-6.0‰）低于地幔值（+3.7‰）。全岩的δ7Li值与Li含量呈正相关,与Th/U比呈负相关,表明其成因与流体活动相关。由于俯冲脱水过程Li同位素分馏程度很小,因此硬玉石英岩的Li同位素组成特征可能是流体交代所致。新鲜硬玉石英岩中石英与硬玉间的δ7Li值之差变化范围很小,Δ7Li Qz-Jd几乎都在3‰左右,表明流体与变质杂砂岩交代形成硬玉石英岩的过程中石英和硬玉之间Li同位素达到平衡状态。根据平衡分馏计算,与硬玉石英岩平衡的超高压变质流体具有轻Li同位素组成（-11.6‰）;根据杂砂岩与超高压变质流体混合计算,结果显示俯冲带超高压变质流体具有低Li含量（3-6.5 ppm）和轻Li同位素组成（-14‰）。两种计算都表明超高压变质流体具有极轻的Li同位素组成特征。退变质硬玉石英岩的Li含量（2.1-13.6ppm,平均 5.3ppm）略低于新鲜样品（3.6-17.0ppm,平均 11.2ppm）,但其 δ7Li 值（0～+4.3‰,average+1.9‰）高于新鲜样品（-2.6～-13.5‰,平均-6.0‰）,退变质样品中石英与后成合晶的δ7Li值之差（Δ7Li（quartz-symplectite））都在1‰左右,表明硬玉石英岩与退变质流体交代时,石英与硬玉退变形成的后成合晶矿物间达到了新的Li同位素平衡。这可能是由退变质流体活动时矿物与流体间Li同位素扩散分馏所致。综上,由俯冲带超高压变质流体交代形成的硬玉石英岩具有显着轻于地幔的Li同位素组成特征,随板片俯冲进入深部地幔后可能在地幔形成局部轻Li同位素异常,这可能解释了某些交代地幔显示出异常轻的Li同位素组成特征。因此,硬玉石英岩的Li同位素组成对俯冲带变质流体活动及交代过程具有示踪意义。
刘卫平[5]（2018）在《超高压矿物相变和含氢缺陷分析及模拟计算研究》文中研究说明超高压（Ultrahigh-Pressure,缩写为UHP）矿物是随陆壳岩石深俯冲进入地球内部,经历超高压变质作用后形成的,然后与超高压变质岩一起折返出露于地表。采用原位分析从超微尺度揭示超高压矿物的复杂结构信息,对于探讨矿物的晶体结构、变形机制、缺陷性质以及有关H的活动等具有重要意义。本文以来自大别造山带超高压变质岩中的锆石、柯石英和α-PbO2型TiO2,这些具有指示超高压变质作用的矿物为主要研究对象;利用现代材料测试技术和第一性原理模拟计算相结合的方法,研究了这些超高压矿物含氢缺陷结构及其同质多形体之间的相变等问题。本论文主要开展了以下几个方面的研究工作:1、对大别山双河和碧溪岭地区锆石样品进行X射线衍射分析（XRD）和傅立叶变换红外光谱（FTIR）分析。利用X射线粉晶衍射数据计算得到锆石的晶体结构参数,通过数据分析锆石为四方晶系,且矿物样品的结晶程度较好。利用FTIR技术,对双河和碧溪岭地区锆石含氢缺陷形成的结构水含量进行统计;双河锆石中结构水含量在3-56 ppm之间,结构水平均含量是29 ppm。碧溪岭锆石中结构水含量是4-41 ppm,结构水平均含量是15 ppm。不同地区锆石中结构水含量差异明显,双河锆石中结构水平均含量比碧溪岭的高出约一倍;同一地区不同锆石颗粒之间结构水含量分布也并不均匀,这可能与含氢缺陷分布不均、初始H的浓度、H的结合能力和扩散速率受温度和压力条件影响等因素有关。两地区锆石的代表性红外吸收峰为:（I）3385-3414 cm–1,（II）3261-3281 cm–1,（III）2918-2929 cm–1,碧溪岭地区还存在有（IV）2850-2855 cm–1的红外吸收峰。（I）、（II）和（III）处的红外吸收峰与Si空位的取代O-H的伸缩振动相关。2、对大别山石马地区柯石英样品进行透射电镜（TEM）测试,通过单晶电子衍射花样计算分析,得到柯石英的晶体结构数据,并确定其为单斜晶系。通过柯石英形貌相分析,柯石英周围伴随着退变质石英,石英中有明显的位错现象,而柯石英中并没有位错的存在;柯石英和退变质石英边界的凸面朝向柯石英,说明石英是以消耗柯石英而生长的;根据两相边界处复合电子衍射花样图分析,柯石英→退变质石英相变是属于重构型相变。通过FTIR分析,石马地区柯石英颗粒结构水含量为15-52 ppm,其平均值是32 ppm。柯石英主要红外吸收峰为（I）3561-3580 cm–1,（II）3433-3462 cm–1和（III）3412-3425 cm–1。（I）、（II）和（III）处的红外吸收峰对应的是含氢缺陷中的O-H的伸缩振动,（I）和（II）处的红外吸收峰是来自于水榴石(SiO44-<=>（O4H4）4-)的取代机制导致的。3.利用基于密度泛函理论（DFT）的第一性原理局域密度近似（LDA）和广义梯度近似（GGA）方法对锆石晶胞进行模拟计算,两种方法优化后所得到的晶胞参数、体积、体积模量、Si-O和Zr-O键长理论值比实验值都有一定程度的减小,但是GGA方法理论计算结果更接近于实验值。在0.120 GPa压力范围内采用GGA方法计算锆石的高压压缩性质表明,随着压力增大,锆石晶胞轴长（a、b、c）和体积都逐渐的减小,而轴角α、β和γ变化表现为在一定小范围内的上下波动。当压力达到20 GPa时,锆石晶胞体积由257.80?3压缩到250.48?3,体积减小约4%,Si-O键长、Zr-O（Ⅰ）和Zr-O（Ⅱ）键长分别压缩了1.7%、0.8%和0.9%,锆石的体积模量变化较大,增大约26.5%。利用热力学中的近似处理（温度设定0 K）和模拟计算的GGA方法,我们得到在0.120 GPa压力范围内锆石和莱氏石（reidite）的Gibbs自由能（即焓值）,通过两相的焓差确定锆石→莱氏石（reidite）相变压力阀值为13.89 GPa。氢掺杂锆石中（4H）Si、（AlH）Si和（YH）Zr超晶胞模型的缺陷形成能分别是3.7 eV、11.54 eV和16.12 eV。根据能量最低原理,（4H）Si模型的含氢缺陷是最容易形成的,4（OH）-<=>SiO44-结合机制可能是氢掺杂的最优选模式之一。在含氢缺陷（4H）Si模型中存在3431,3538和3571 cm–1的拉曼散射峰,该处的散射峰对应的是水榴石替代机制。在（AlH）Si和（YH）Zr含氢缺陷模型中,分别出现了3278和3220 cm–1拉曼散射峰。4.采用第一性原理的GGA方法模拟计算,得到柯石英晶体的轴长和体积在010 GPa压力范围内随着压力增大而减小,但是轴角β和体积模量随着压力增加而增大。压力达到10 GPa,其体积减小大约7.8%,而β值和体积模量分别增大约3%和7.8%。晶体内轴角β值有较大的变化反映了在高压下柯石英晶格存在一定程度的畸变。柯石英和石英相变只考虑压力因素,温度固定为0 K,使用两相间焓差的方法,在010 GPa压力范围内得到柯石英→退变质石英相变压力阀值为4.1 GPa。理论计算得到了氢掺杂柯石英中（4H）Si和（AlH）Si超晶胞模型（2×1×1）的缺陷形成能分别是-4.92 eV和-3.10 eV,（4H）Si模型缺陷形成能最低,该模型中含氢缺陷较容易形成,氢的（OH）4?Si结合机制在柯石英结构中是优先模式。（4H）Si含氢缺陷模型中存在3135,3385,3474和3509 cm–1的拉曼散射峰。（4H）Si含氢缺陷结构对应水榴石替代机制,即Si4++4O2-<=>4OH–。在（AlH）Si含氢缺陷的模型中,出现了3198,3487,3526和3682 cm–1的拉曼散射峰。两种（4H）Si和（AlH）Si含氢缺陷结合机制的拉曼散射峰与红外光谱的实验结论有一定的偏差,柯石英内部还可能存在其它元素的阳离子与氢结合,从而引起吸收峰,还有待进行更多的实验和理论的探讨。5.采用第一性原理GGA方法计算得到金红石型TiO2、超高压矿物α-PbO2型和斜锆石型TiO2的能带结构和电子态密度数据。金红石型TiO2的能带属于直接带隙,带隙值是1.84 eV,比其实验值偏小1.19 eV。超高压矿物α-PbO2型和斜锆石型TiO2的能带都属于间接带隙,带隙值分别是2.47 eV和2.04 eV,比常态相金红石的带隙值偏小,有可能金红石型TiO2相变后超高压相的晶体活性更低。在08GPa范围内理论计算得到金红石型→α-PbO2型TiO2高压相变的压力阀值是2.87GPa。在014 GPa范围内理论计算得到α-PbO2型→斜锆石型TiO2超高压相变的压力阀值是10.08 GPa,与实验值存在一定的偏差,这与模拟计算中引入热力学和量子力学近似处理方法有关。
朱柯[6]（2017）在《大别-苏鲁超高压变质带榴辉岩中富Si金红石的地球化学意义及53Mn-53Cr体系对CO碳质球粒陨石中球粒形成的时空制约》文中研究指明Si是地球上丰度第二高的元素,Si-0四面体也是整个硅酸盐（Bulk Silicate Earth）地球的骨架。变质岩（副）矿物中Si的含量和结构的变化是一种示踪高温-高压环境的有效手段。碰撞造山带（陆壳物质的俯冲和折返）是一个研究高温高压-深部地球的天然实验室,可以为我们提供经历过超高压变质作用（Ultra-high Pressure Metamorphism）的天然样品。含金红石的榴辉岩是大别-苏鲁超高压变质带出露的主要岩石类型,Si作为一种微量元素赋存于金红石这种副矿物中。金红石可能成为一个研究Si在高温高压条件下地球化学行为的一个"窗口",同时Si-金红石也是一种潜在的高压"指示剂"。本文的第一部分主要研究了大别-苏鲁超高压变质榴辉岩中Si在高压金红石中的赋存形式和指示意义,榴辉岩样品来自大别造山带的双河地区,以及苏鲁造山带东海地区。将样品制成薄片后,运用一系列原位微区分析手段包括:扫描电镜（SEM）、电子探针（EMPA）、纳米离子探针（NanoSIMS）、激光剥蚀电感耦合等离子体质谱（LA-ICP-MS）等,对这些地区榴辉岩金红石中Si的含量和赋存状态进行研究,主要观察和结论如下:1.富Si的金红石存在于大别-苏鲁地区的超高压变质岩中。LA-ICP-MS分析结果显示,粒间颗粒和包裹体形式的金红石都含有400 ppm以上的Si（最高达2113 ppm）。这可能是一种地球化学异常,可以用于示踪超高压变质。2.NanoSIMS的面扫描（Mapping）分析显示,这些Si在金红石中是分布均一的,没有出现"热点",而且边缘核部略高于。这排除了前人认为是硅酸盐或者石英包裹体的影响。金红石中均匀分布的Si可能暗示了 Si和Ti的类质同象,即金红石中的Si可能也和Ti 一样是6次配位形式。这对于地球深部的Si的地球化学行为有重要的启示。3.前人的实验岩石学研究发现,金红石中Si的含量与形成压力呈正相关关系,所以Si-金红石可能在未来发展成一种新的地质压力计。同时,斯石英作为一种Si02的高压相,与金红石结构相同。如果能证明金红石中的Si是斯石英结构,那么根据斯石英的合成条件（1000℃,10Gpa）,陆壳物质的俯冲深度可能被刷新至300 km。本文第二部分是关于球粒（chondrule）的同位素宇宙化学研究。球粒是一种毫米-亚毫米级的具有火成岩结构的球体,被认为是太阳星云中经历过瞬间熔融（高达2000K）,又快速冷却（100-1000K/h）的自由漂移的熔融液滴。作为球粒陨石（太阳系中最原始的物质）中最主要的成分之一,其起源的研究对早期太阳系的历史以及行星的演化有着至关重要的作用。53Mn-53Cr体系是一种短周期定年体系,半衰期是3.7Ma,可以对球粒形成等太阳系前10Ma的事件有效制约。不仅如此,因为天体样品具有系统的ε54Cr不均一,所以ε54Cr可以作为一种"示踪剂",对研究球粒的物质来源有重要的意义。本文第二部分主要运用电感耦合等离子体质谱（ICP-MS）和热电离质谱（TIMS）分析了 Ornans（C03.4）球粒的主量元素含量和Cr同位素组成,讨论球粒的起源及其对太阳系早期演化的指示意义,取得的几点初步认识:1.9个球粒的Mn-Cr外部等时线显示,其初始的53Mn/55Mn位（7.2 ± 1.6）×10-6,可以根据两个时标LEW860.10和U同位素矫正的D’Orbigny换算为绝对年龄4568.1 ±1.3 Ma or 4567.7 ±1.3 Ma。这一年龄支持了 CO球粒与CAI（富Ca、Al的难熔包体）这一太阳系中最老的物质同时形成。2.Ornans球粒具有不均一的ε54Cr,最低值为+0.20,最高值为+1.22,并且与ε53Cr有正相关关系。这可能反映了 一种"挥发过程"或者是"混合过程",前者暗示了球粒的前体物质来源于同一储库,后者反映了球粒的形成可能来自太阳系内部和外部两端元的混合,即太阳系内部物质(高温,低ε54Cr)在太阳系早期被搬运到球粒陨石吸积区与类似基质的物质混合(低温,高 ε54Cr)。3.根据Ormans球粒的Mn-Cr年代学证据和ε54Cr的变化,本文认为在目前流行的几种关于球粒形成的天文物理学模型中,X-Wind和ImpactJetting模型可能更符合我们的观测结果。
李云帅[7]（2016）在《南阿尔金—柴北缘HP/UHP变质带石榴橄榄岩和石榴辉石岩岩石学及变质演化》文中进行了进一步梳理青藏高原北缘的南阿尔金-柴北缘高压-超高压变质带,以发育榴辉岩、石榴橄榄岩、高压基性麻粒岩及相关片麻岩为主要特征,石榴橄榄岩主要出露在南阿尔金巴什瓦克地区和柴北缘的绿梁山地区,其在空间上与石榴辉石岩呈透镜体状分布在片麻岩中。基于岩石的显微结构、矿物共生组合关系和变质反应结构特征,结合矿物化学详细分析以及温压条件的估算,巴什瓦克和绿梁山地区石榴橄榄岩均可划分为4个演化阶段:（1）原岩阶段（M1）,以石榴子石（Grt）变斑晶中所包裹的尖晶石（Spl）、橄榄石（Ol）、单斜辉石（Cpx）等矿物组合为特征;（2）峰期变质阶段（M2）,以出现矿物组合石榴子石（Grt）+橄榄石（Ol）+斜方辉石（Opx）+单斜辉石（Cpx）为主要特征;（3）峰后早期退变质阶段（M3）,以石榴子石周围出现斜方辉石（Opx）+单斜辉石（Cpx）+尖晶石（Spl）的次生边,形成冠状体结构为特征;（4）晚期角闪岩相-绿片岩相退变质阶段（M4）,以形成角闪石（Amp）+蛇纹石（Srp）+金云母（Phl）+绿泥石（Chl）+磁铁矿（Mag）±滑（Tlc）石为特征。其峰期变质条件分别为8901050°C,24.230.3kbar和870940°C,43.551.7 kbar。巴什瓦克石榴辉石岩至少可划分为3个变质演化阶段:（1）峰期变质阶段（M1）,以出现矿物组合石榴子石（Grt）+单斜辉石（Cpx）+蓝晶石（Ky）+金红石（Ru）±石英（Qtz）为主要特征;（2）峰后早期退变质阶段（M2）,以出现尖晶石（Spl）+假蓝宝石+刚玉+斜长石的后成合晶结构为特征;（3）晚期角闪岩相-绿片岩相退变质阶段（M3）,则以形成角闪石（Amp）+绿泥石（Chl）+钛铁矿（Ilm）等矿物为特征。绿梁山石榴辉石岩亦可划分为3个阶段:（1）峰期变质阶段（M1）,以出现矿物组合石榴子石（Grt）+单斜辉石（Cpx）+斜方辉石（Opx）+金云母（Phl）为主要特征;（2）峰后早期退变质阶段（M2）,以出现尖晶石（Spl）+斜方辉石（Opx）+角闪石（Amp）的后成合晶结构为特征;（3）晚期角闪岩相-绿片岩相退变质阶段（M3）,则以形成角闪石（Amp）+绿泥石（Chl）+钛铁矿（Ilm）等矿物为特征。其峰期变质条件分别为860950°C,22.526.7 kbar和772881°C,28.439.7 kbar。锆石U-Pb年代学结果表明巴什瓦克石榴橄榄岩和石榴辉石岩的原岩时代为800Ma,峰期变质时代为500Ma,与相邻的基性麻粒岩和长英质麻粒岩的变质时代以及江尕勒萨依榴辉岩超高压变质作用的时代在误差范围内基本一致,说明区内不同的岩石类型可能同时经历了高压（超高压）变质作用。结合成因矿物学和地球化学特征,巴什瓦克石榴橄榄岩和石榴辉石岩的原岩可能为新元古代侵位于大陆地壳的地幔镁铁质-超镁铁质杂岩,并与Rodinia超大陆的裂解事件有关,其可能的动力学过程主要包括:侵位于大陆地壳或上地幔的地幔镁铁质-超镁铁质杂岩在早古生代与长英质地壳物质一起俯冲到地幔深度,经历高压（超高压?）/高温变质作用,峰期变质作用之后,它们折返到中下地壳层次,经历中压麻粒岩相变质作用的改造,然后岩石抬升到中上地壳环境遭受角闪岩-绿片岩相变质作用的叠加。柴北缘绿梁山石榴橄榄岩和石榴辉石岩的锆石U-Pb年代学结果表明峰期变质时代至少应该早于430Ma,结合其成因矿物学和地球化学特征,柴北缘绿梁山石榴橄榄岩可能为经历了交代作用的地幔楔,而石榴辉石岩则为橄榄岩与渗透的熔体发生反应的产物,其可能的动力学过程主要包括:就位于岩石圈地幔的橄榄岩被“吸入”俯冲板片,经历高压（超高压?）/高温变质作用,并发生了碳酸盐熔体的交代作用,峰期变质作用之后,它们折返到中下地壳层次,经历中压麻粒岩相变质作用的改造,然后岩石抬升到中上地壳环境遭受角闪岩-绿片岩相变质作用的叠加。南阿尔金巴什瓦克单元和柴北缘绿梁山单元的石榴橄榄岩-石榴辉石岩,在变质P-T-t轨迹、地球化学特征、形成的初始环境和变质作用时代均有较大的差异,其应属于分布在同一条变质带上的不同类型的变超基性岩,代表了南阿尔金-柴北缘HP-UHP变质带曾经历了多期的、穿时的变质作用。通过对比这些来自不同背景的深部岩石,能为揭示南阿尔金-柴北缘的地幔物质组成、结构、演化和深部动力学过程提供重要的信息。
李万财[8]（2015）在《大陆碰撞过程中部分熔融及熔/流体演化:苏鲁造山带超高压变质岩研究》文中进行了进一步梳理自上世纪80年代在大陆表壳岩石中发现柯石英等超高压指示矿物以来,大陆深俯冲和超高压变质作用一直是固体地球科学研究的前沿和热点。位于中国中东部的大别-苏鲁造山带出露有世界上规模最大最完整的超高压变质构造单元,是研究大陆碰撞过程中岩石学和地球化学变化的理想天然实验室。本学位论文对苏鲁造山带中部桃行地区和北部威海地区的超高压变质岩进行了系统的岩石学、锆石学和地球化学研究,结果为深俯冲陆壳在碰撞过程和碰撞后的深熔作用及熔流体活动提供了新的证据,对深熔过程、熔融条件、深熔机制、矿物响应、副矿物生长和元素活动等进行了详细的讨论,为板块折返机制和俯冲通道模式提供了新的制约。对桃行超高压变花岗岩的研究表明其在三叠纪大陆碰撞过程中经历了不同程度的变质脱水和部分熔融。尽管具有相似的岩石学和地球化学组成,来自同一岩片不同位置的两个样品呈现了不同的P-T-t轨迹。在片麻岩样品10SL16中,锆石记录了三叠纪的两期生长：（1）236±5 Ma,在630-750℃C条件下从榴辉岩相变质流体中生长,锆石区域具有陡峭的稀土配分模式,没有Eu异常,含有少量磷灰石和多硅白云母包裹体；（2）223±3 Ma,在700-880℃C条件下从深熔熔体中生长,锆石区域具有陡峭的稀土配分模式,显着的Eu负异常,高的U、Th、Hf、Y、Ta和Nb含量,含有少量磷灰石和斜长石包裹体。在片麻岩样品10SL38中,锆石记录了从211±3 Ma到258±5 Ma、520-670℃℃条件下、从变质流体中的长期生长,锆石区域具有相对缓的稀土配分模式,缺乏或弱的Eu异常,低微量元素含量,含有少量磷灰石、石英和流体包裹体。少量的锆石幔部区域具有237±3Ma的U-Pb年龄,660-720℃℃的Ti含量温度,陡峭的稀土配分模式,显着的Eu负异常,高的微量元素含量,含有钠长石、磷灰石、白云母和石英等包裹体,是从深熔熔体中生长的。总之,样品10SL16在236±5 Ma受到中温榴辉岩相变质作用,而此时样品10SL38发生流体诱导下的低程度部分熔融：样品10SL16在223±3 Ma发生高温脱水熔融,而样品10SL38在整个碰撞造山过程中发生低温脱水变质。因此,在陆壳碰撞过程中出现两期部分熔融,一期发生在237±-3 Ma,属于俯冲进变质过程中从高压向超高压榴辉岩相转变阶段；另一期发生在223±-3 Ma,属于超高压岩石折返过程中,从高压榴辉岩相向麻粒岩相退变阶段。两个样品中的石榴石、多硅白云母和褐帘石/绿帘石也显示了不同的结构和主微量元素变化,与锆石的记录一致。两个样品不同的P-T-t路径及不同的脱水和熔融行为指示它们在超高压岩片中位于不同的位置。因此,陆壳岩石在超高压板片中的位置决定了他们在俯冲和折返过程中不同的脱水和熔融行为。对桃行地区发生不同程度混合岩化的一系列榴辉岩样品进行了详细的岩石学研究,将矿物温压计算和各种岩石显微结构与实验岩石学结果的对比,结果识别出了两期深熔作用。一期是在折返早期,压力>2.0 GPa的条件下,多硅白云母发生低程度水化熔融,形成石榴石和黝帘石中钾长石十石英为主的多相固体包裹体；部分包裹于石榴石中的多硅白云母和帘石等包裹体也发生了脱水熔融,形成了多相包裹体及围绕包裹体的新生石榴石。另一期为热折返过程中在1.6-1.8GPa和800-850℃C条件下,主要在富含多硅白云母和帘石族矿物的榴辉岩中,多硅白云母和黝帘石发生脱水熔融。部分熔融程度较高,熔体聚集分离,形成了以石英、斜长石和白云母为主,包含部分帘石、角闪石和石榴石的淡色体。手标本尺度斜长石成分均一,说明熔体达到平衡和均一。在含蓝晶石的样品中,熔体和蓝晶石发生反应,形成依次富Ca、 K、Na的冠状反应结构。帘石的微量元素和原位Sr同位素分析指示其来源和在深熔反应中的角色。然而,榴辉岩中的第一期部分熔融可能具有低共熔特点,从这种低共熔熔体中生长的锆石在地球化学组成上与变质锆石相似,微量元素含量很低,指示这种低共熔熔体对元素的溶解能力较低,与变质流体相似。总体上来说,榴辉岩不同的含水量,特别是含水矿物的量决定了其发生深熔的程度。对威海地区一套混合岩（深熔岩、浅熔岩及淡色体）进行了综合的锆石U-Pb定年、氧同位素和微量元素分析,结合矿物主微量元素组成和包裹体分析,揭示了深俯冲陆壳在碰撞过程中的两次部分熔融事件,证实了数值模型关于俯冲陆壳顶部岩石在地幔楔之下发生脱水熔融的预测。在深熔岩的锆石、石榴石和独居石及淡色体的锆石核部,都有显微花岗岩包裹体存在,指示这些锆石域是从深熔熔体中生长的。深熔岩锆石和淡色体锆石核部具有一致的230-227 Ma的U-Pb年龄,平坦的重稀土配分模式,弱或无Eu负异常,说明这期深熔作用发生在俯冲过程中角闪岩相向榴辉岩相转变过程中。深熔岩锆石和淡色体锆石核部都具有高的氧同位素组成,分别为8.3到10.4%o和14.3到17.3%o。结合深熔岩高的A/CNK值1.52,以及转熔石榴石的存在,指示其来自于变沉积岩的部分熔融。锆石Ti含量温度和石榴石生长环带都指示深熔温度在700-800℃C,而随后熔体在650-700℃C结晶。浅熔岩中的深熔锆石和淡色体锆石边部具有一致的218-214 Ma的U-Pb年龄,弱的振荡环带和陡峭的重稀土配分模式,显着的Eu负异常,Ti含量温度在550-700℃C之间,显着变化的Th、U、Nb和Ta含量。这些微量元素特征指示锆石结晶于演化的含水熔体,与淡色体中存在伟晶结构一致。浅熔岩中自形的榍石斑晶核部给出了220.3±3.2 Ma的U-Pb年龄和典型的岩浆榍石微量元素特征,其中包裹显微花岗岩包体,Zr含量温度在800-8500C之间,证明其形成于转熔成因,略早于锆石。其边部为低稀土含量,高F含量和具有Eu正异常的热液榍石,生长于205-215 Ma的熔体演化晚期。岩浆榍石和热液榍石显着差异的Nb、Ta含量和Nb/Ta比值表明在深熔熔体演化中可能发生显着的Nb/Ta分异。浅熔岩中的锆石具有-1.5到3.59‰的氧同位素组成和新元古代U-Pb年龄的残留岩浆核,指示其原岩为低氧同位素组成的变花岗岩。另一方面,淡色体锆石边部氧同位素组成为5.8‰到8.1‰,来自变沉积岩的部分熔融。这些结果说明,在晚期深熔事件中,同时有变花岗岩和变沉积岩的部分熔融。因此,主要位于深俯冲陆壳板片顶部的变沉积岩在俯冲到地幔深部时被上覆地幔楔加热,发生第一期部分熔融,而折返过程中上地壳板片在俯冲通道内发生第二次部分熔融。在桃行地区花岗伟晶岩脉及其围岩超高压片麻岩中,锆石记录了晚侏罗纪碰撞后深熔事件和富水流体与含水熔体之间的演化转换。综合的锆石矿相学、U-Pb定年、微量元素、O同位素和包裹体分析表明：一个约数米宽的伟晶脉中新生长的锆石核部为153±3 Ma的深熔熔体中生长、边部为147±2 Ma的热液流体中生长,少量颗粒中心残留年龄为700-800 Ma的岩浆锆石继承核。核部和边部在CL图像、包裹体类型、稀土元素含量及配分模式、部分微量元素含量及比值和Ti含量温度等方面具有系统的差异,并与继承核所代表的岩浆锆石显着区别。核边具有一致的低δ180值1.0-2.3‰,指示它们来自于同源的氧同位素均一的源区,是成脉熔体分异演化的结果。围岩片麻岩中的锆石存在三期生长：180-205 Ma在700-770℃下角闪岩相变质生长,157±3 Ma在610-670℃下富水变质流体中生长,以及147±2 Ma在780-860℃下从含水深熔熔体中生长。富水流体和含水熔体中的锆石生长记录了片麻岩从水化熔融到脱水熔融的过程。另一个数十厘米宽的伟晶岩脉只记录了一期149±2 Ma的深熔锆石生长,其围岩片麻岩则没有这一时期明显的锆石生长。因此,锆石生长记录了围岩片麻岩中随着温度升高,变质的富水流体向含水深熔熔体转变的过程,以及伟晶脉中随着温度降低,含水的深熔熔体分异演化出富水流体的过程。较小的脉体中,由于较少的熔体快速冷却,未能演化出岩浆热液,热液流体生长锆石不发育。因此,不同规模的深熔熔体存在不同的演化路径,而本质上源自于原岩不同程度的熔融。片麻岩和伟晶岩脉中的锆石共同记录了一个部分熔融事件的完整过程,不同成因锆石的特性也为我们指示了识别变质流体、深熔熔体、岩浆熔体的途径。
王浩[9]（2014）在《东秦岭—桐柏造山带新元古代—早古生代不同阶段演化的变质和岩浆作用》文中进行了进一步梳理造山带的形成是汇聚板块边缘的重要特征,关于其演化的研究历来是大陆动力学研究的重要领域之一。越来越多的研究表明在两个大陆板块汇聚拼合并发生陆陆碰撞之前,通常经历了长期多阶段的岛弧或/和微陆块的拼贴过程,并伴随有大陆地壳的增生与再造。秦岭-桐柏-大别-苏鲁造山带是一个典型的复合造山带,记录了华南与华北板块长期多阶段的拼合过程。相对于东部的大别-苏鲁造山带,西部的秦岭-桐柏造山带记录有更加完整的早古生代演化过程,并伴生有显着的地壳生长。然而目前对秦岭-桐柏造山带的研究还相对薄弱。基于此,本文对其中的一些关键性样品开展了详细的锆石U-Pb年代学、矿物包裹体、微量元素、Hf-O同位素以及全岩主微量元素和Sr-Nd-Pb同位素研究,获得如下几点认识：（1）两件北秦岭榴辉岩样品中残留的岩浆锆石核给出了798±23和799±94Ma的年龄,指示北秦岭榴辉岩原岩形成于新元古代中期。北秦岭榴辉岩具有拉斑玄武质的全岩组分,显示高Ti02（1.40-2.40%）,低P2O5（0.09-0.22%）、Na2O（1.10-2.49%）和K2O（0.17-1.04%）的特点,具有中等程度分异的稀土元素配分模式（LaN/YbN=2.31-4.20）,不明显的Nb、Ta、Ti和Eu异常（Eu/Eu*=0.82-1.10）。北秦岭榴辉岩还具有高的全岩εNd（t）（2.81-5.53）和锆石εHf（t）（10.5-11.9）值,指示其源自一个相对亏损的地幔源区。基于不活动元素的地球化学判别图解显示北秦岭榴辉岩落入大陆玄武岩区。年代学和地球化学结果均显示北秦岭榴辉岩明显不同于二郎坪群玄武岩,而与南秦岭造山带和华南板块北缘的新元古代大陆拉斑玄武岩类似。因此本文认为北秦岭榴辉岩原岩也形成于800Ma的大陆裂谷环境,是全球范围内Rodinia超大陆裂解的响应。这一过程可能导致了北秦岭地体与华南板块的分离。（2）北秦岭榴辉岩中变质锆石具有无分带到弱分带的CL图像特征,非常低的Th/U和176Lu/177Hf比值,不明显的Eu异常以及平坦的重稀土元素配分模式。此外,这些变质锆石区域还包含有石榴石、绿辉石和多硅白云母等矿物包裹体,显示其形成于榴辉岩相变质条件,因此所获得的486±4Ma的锆石U-Pb年龄应该代表了榴辉岩相变质作用的时间。石英脉中锆石具有非常自形的外部晶形,震荡环带,低的Th/U比值和变化的HREE含量。这些锆石给出的加权平均年龄为481±3Ma,应代表了折返阶段流体活动的时间。片岩中锆石多为碎屑的岩浆锆石,其主要年龄峰值为1950-1850,1800-1600,1560-1460和1400-1260Ma以及一个2517Ma的年龄。这些年龄峰值指示北秦岭地体具有华南板块的构造亲缘性。华南板块与华北板块的聚合过程可能包括了>490Ma的二郎坪洋内弧形成,约490Ma的大陆深俯冲和超高压变质作用以及随后约480Ma的流体活动。（3）秦岭群中部的一件角闪岩样品中锆石具有典型变质生长环带,低Th/U比值,平坦的HREE配分模式以及不明显的Eu异常。其给出的加权平均U-Pb年龄为490±6Ma。最重要的是在该样品的一颗锆石中发现了微粒金刚石包裹体,因此获得的490±6Ma的年龄应该代表了超高压变质作用峰期的时代。原位金刚石的发现为北秦岭超高压变质作用提供了重要证据,指示其与二郎坪弧发生碰撞时俯冲至>120km地幔深度。结合之前资料显示北秦岭超高压地体在10Myr内经历了从>120kmm到30km的快速折返过程。由于在其它增生造山带内也发现有超高压变质作用证据,因此增生造山带可能在大陆地壳再循环过程中也扮演着重要角色。（4）原位SIMS/LA-ICPMS锆石U-Pb年龄分析显示富水杂岩不同岩性单元同时形成于约488-484Ma,证实了北秦岭内存在寒武纪晚期-奥陶纪早期岩浆活动。富水杂岩属于钾玄岩系,并以富集大离子亲石元素（如Ba、Pb和Sr）,亏损高场强元素（如Nb、Ta、Zr、Hf、P和Ti）,高初始Sr同位素比值（0.7100-0.7151）,负εNd（t）（-3.97-5.68）和εHf（t）值（-2.85～0.34）,正△εHf值（3.85-5.37）以及高的锆石518O值（6.86±0.13‰）为特征。这些地球化学特征显示其地幔源区受到过俯冲沉积物的交代作用。两端元混合模型显示富水杂岩地幔源区可能含有约6%的大洋沉积物。非模态部分熔融模型揭示富水杂岩可以由含金云母石榴二辉橄榄岩经1-6%平衡部分熔融形成。由于前人已经在现代初始岛弧带内发现有钾玄岩,结合秦岭造山带的构造演化特征,本文认为富水杂岩的形成是特提斯洋俯冲带从秦岭群北侧向南侧跃迁的结果。（5）桐柏地区秦岭群三件麻粒岩样品和一件片麻岩样品中大部分锆石具有核边结构。核部锆石具有圆形或椭圆形外形,震荡环带,高Th/U比值和变化的U-Pb年龄,指示其为碎屑成因。最小的一组碎屑锆石给出的加权平均值为450±5Ma,这可以用来约束沉积原岩最大的沉积时代。一组较为集中的年龄为约450-490Ma,与秦岭-桐柏造山带内的岛弧岩浆活动时代一致。另一组年龄在660-950Ma之间,指示桐柏造山带内的秦岭群属于华南板块。麻粒岩中变质锆石具有弱分带或无分带,低的Th/U比值和REE含量,负的Eu异常以及平坦的HREE配分模式,指示其与石榴石和斜长石共生,形成于麻粒岩相条件。所获得的424±4Ma的年龄应该代表了麻粒岩相变质作用的时代。浅色体中锆石具有明显的Eu异常以及相对平坦的HREE配分模式,并给出了428±4Ma的年龄,指示了与麻粒岩相变质作用同期的部分熔融作用。片麻岩中变质锆石具有清晰的Eu异常,变化的Th/U比值以及HREE含量。这些锆石给出的加权平均年龄为438±4Ma,可以被解释为进变质作用的时代。辉长岩和花岗闪长岩中锆石给出的U-Pb年龄为432±4Ma和424±4Ma,它们的形成年龄与麻粒岩相变质作用的时代一致。这些锆石具有高达5.1的正εHf（t）值,指示此时存在地壳生长。桐柏造山带志留纪麻粒岩相变质作用和岩浆活动为研究弧-陆碰撞造山带内同期麻粒岩相变质、岩浆作用和地壳增长提供了一个很好的范例。（6）对二郎坪辉长岩进行了系统的锆石U-Pb年代学和岩石地球化学研究。两件辉长闪长岩样品给出了443±3和440±4Ma的锆石U-Pb加权平均年龄。二郎坪辉长岩具有拉斑玄武质的全岩组分,变化的MgO（4.48-8.17%）,低的K20（0.25-1.01%）和Ti02（0.60-1.79%）含量。此外,它们还以富集大离子亲石元素,亏损高场强元素,高的全岩εNd（t）（3.76-5.68）和锆石εHf（t）（12.0-12.1）值为特征。这些地球化学特征显示二郎坪辉长岩源自相对亏损的岩石圈地幔,并且这一地幔源区在辉长岩形成之前不久经历了流体的交代作用。这些辉长岩以及同期高正ENd（t）值花岗岩的产生显示北秦岭-桐柏造山带在奥陶纪晚期-志留纪经历了显着的地壳生长。另外,二郎坪辉长岩具有低的Sr/Y（7.32-26.2）和LaN/YbN（1.34-4.07）比值,高的HREE,Y和Sc含量。这指示其地幔源区无残留的石榴石,暗示岩石圈地幔部分熔融发生在较低压力条件下。二郎坪辉长岩的产生可能是古特提斯洋向北俯冲诱发二郎坪弧后盆地初始打开的结果。（7）SIMS/LA-ICPMS定年结果显示二郎坪群内的张家大庄、蛮子营、西庄河和四棵树岩体分别形成于481,460,458和436Ma。张家大庄、蛮子营和西庄河岩体均具有高正的锆石εHa（t）值和低的δ18O值,四颗树岩体具有微正的锆石εHf（t）值和高的6180值。结合全岩主微量元素分析认为张家大庄和西庄河岩体源自高温热液蚀变的年轻大洋物质的部分熔融,而蛮子营二长花岗岩体可能是年轻的英云闪长岩部分熔融的产物。四棵树岩体则代表了较为古老地壳物质的重熔再造。结合区域演化历史分析,本文认为增生的大洋地体是大陆地壳增长的主要场所之一。（8）对桐柏造山带内桃园和黄岗岩体展开了详细的锆石SIMS/LA-ICPMS分析,结果表明其同时形成于443Ma,与二郎坪辉长岩同期且密切共生。详细的全岩主微量元素,Sr-Nd同位素以及锆石Hf-O同位素分析表明这两个岩体有着截然不同的成分特征。桃园岩体主要为奥长花岗岩和黑云母花岗岩,相对富集大离子亲石元素和亏损高场强元素,具有高正的全岩εNd（t）值和锆石εHf（t）值以及低的锆石δ18O值,应为高温热液蚀变的年轻洋壳再熔的产物。黄岗岩体主体为花岗闪长岩,其具有富集大离子亲石元素和亏损高场强元素的特征。同位素分析表明其具有负的全岩εNd（t）值和锆石εHgt)值以及高的锆石δ18O值。并且锆石Hf-O同位素显示明显的负相关关系。黄岗岩体中基性包体具有高正的εNd（t）值,显着区别于寄主花岗闪长岩。这些地球化学特征指示黄岗岩体形成于古老地壳的重熔作用,并存在地幔物质的直接加入。结合区域地质资料本文认为在约443Ma之前二郎坪洋内弧已经完全拼贴于华北板块南缘,并经历了弧后盆地拉张。这一过程中记录了两种截然不同的陆壳生长方式。
周瑶琪,史冰洁,李素,刘倩,张云翠[10]（2013）在《副矿物地球化学研究进展》文中研究说明副矿物广泛分布于各类火成岩、变质岩和沉积岩中,对寄主岩石的形成环境有很高的敏感度。以锆石、金红石和磷灰石为例,分别从结构特征、微量元素地球化学特征和同位素年代学等方面介绍副矿物地球化学的主要研究进展。锆石中U和Th的含量、Th/U值、Zr/Hf值等均与锆石成因类型有关,但共生矿物的存在和蜕晶化等因素可能会对这些微量元素产生影响,也可能导致不准确的同位素年龄结果。金红石以高Nb和Ta为特征,不同类型岩浆岩中Nb/Ta值差异较大,Cr-Nb二元判别图解也可以用来判断变质原岩类型。Mn2+、Eu2+、Sm3+、Dy3+、Er3+等微量元素会使磷灰石在受到阴极射线的激发下产生黄、绿或蓝色的光,因此磷灰石的发光特征可以反映其化学组成。不同类型岩石中的副矿物REEs的组成特征明显不同,说明受后期地质活动影响较弱的副矿物仍能精确指示其形成环境。由于锆石中的Ti和金红石中的Zr均是温度的函数,因此是重要的地质温度计,而榍石中的Zr对压力较敏感,常被用作地质压力计。锆石、金红石和磷灰石均为高铀矿物,均可进行U-Pb同位素定年,副矿物Sm-Nd、Lu-Hf也已逐渐成为常规定年法。热年代学得到快速发展以来,高-中-低温同位素体系与地质温度计和压力计的配套使用,不仅能够获取更准确的年龄值,还能提供更完整的地质体演化p-T-t曲线。副矿物地球化学将会更注重于尚未深入研究的其他副矿物在岩浆和高温变质过程中、在油气成藏演化的不同阶段中、在微生物活动影响下的内部结构和成分变化,新的同位素体系、纳米技术和精度更高的分析仪器等的发展会为副矿物研究带来更多突破。
二、纳米级超高压相金红石——大陆深俯冲深度的示踪（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、纳米级超高压相金红石——大陆深俯冲深度的示踪（论文提纲范文）
（1）大陆俯冲带超高压变质岩部分熔融与壳幔相互作用研究进展（论文提纲范文）
| 0 引言 |
| 1 大陆俯冲带超高压岩石部分熔融 |
| 1.1 大陆俯冲带超高压岩石部分熔融的研究意义 |
| 1.2 大陆俯冲带超高压岩石部分熔融的证据 |
| 1.3 大陆俯冲带超高压岩石部分熔融的时限、温压条件与熔融机制 |
| 1.3.1 部分熔融时限和温压条件 |
| 1.3.2 部分熔融机制 |
| 1.4 大陆俯冲带超高压岩石部分熔融的地球化学效应 |
| 2 大陆俯冲带壳幔相互作用的直接产物:造山带橄榄岩 |
| 2.1 造山带橄榄岩类型和识别 |
| 2.2 造山带橄榄岩中锆石成因 |
| 2.3 造山带橄榄岩记录的壳幔相互作用 |
| 2.4 大陆俯冲带壳幔相互作用及其效应 |
| 3 大陆俯冲带壳幔相互作用的间接产物——造山带镁铁质岩浆岩 |
| 3.1 俯冲陆壳物质再循环及其衍生的镁铁质岩浆岩记录 |
| 3.2 俯冲古洋壳物质再循环及其衍生的镁铁质岩浆岩记录 |
| 4 结语与展望 |
（2）苏鲁造山带内多期部分熔融及其大地构造意义（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.1.1 选题依据 |
| 1.1.2 研究意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 大陆俯冲带和部分熔融作用 |
| 1.2.2 超高压变质岩石发生部分熔融的证据 |
| 1.2.3 超高压变质岩部分熔融所产生的熔体成分 |
| 1.2.4 超高压变质岩石部分熔融的机制 |
| 1.3 研究目标及拟解决的关键问题 |
| 1.3.1 研究目标 |
| 1.3.2 拟解决的关键问题 |
| 1.3.3 创新点 |
| 1.4 研究内容及方案 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 研究方法 |
| 1.5 论文主要工作量 |
| 第二章 区域地质概况 |
| 2.1 大别-苏鲁造山带地质背景 |
| 2.1.1 构造位置和岩石特征 |
| 2.1.2 大别-苏鲁超高压地体的P–T–t轨迹 |
| 2.1.3 大别-苏鲁造山内的多期岩浆活动 |
| 2.2 桃行地质背景 |
| 2.2.1 地理位置和出露岩性 |
| 2.2.2 年代学和变质P–T轨迹研究 |
| 2.2.3 桃行地体内的熔流体活动 |
| 2.3 海阳所地体地质背景 |
| 2.3.1 胶辽吉带地质概况 |
| 2.3.2 海阳所地质概况和大地构造归属 |
| 第三章 样品采集与分析方法描述 |
| 3.1 样品采集及预处理 |
| 3.2 扫描电镜和阴极发光分析 |
| 3.3 电子探针分析 |
| 3.4 全岩主微量元素分析 |
| 3.5 全岩Sr–Nd同位素分析 |
| 3.6 锆石U–Pb同位素定年和微量元素分析 |
| 3.7 锆石Lu–Hf同位素分析 |
| 第四章 桃行超高压榴辉岩的部分熔融作用 |
| 4.1 前言 |
| 4.2 野外描述 |
| 4.3 岩石学研究 |
| 4.3.1 岩相学观察 |
| 4.3.2 部分熔融的岩相学证据 |
| 4.3.3 矿物主量元素组成 |
| 4.3.4 矿物微量元素组成 |
| 4.4 全岩地球化学研究 |
| 4.5 超高压榴辉岩初始熔体成分的估算 |
| 4.6 年代学研究 |
| 4.6.1 锆石U–Pb定年结果 |
| 4.6.2 锆石微量元素组成 |
| 4.7 桃行榴辉岩P–T演化轨迹约束 |
| 4.8 本章讨论 |
| 4.8.1 桃行超高压榴辉岩的部分熔融机制 |
| 4.8.2 超高压榴辉岩部分熔融的熔体成分 |
| 4.8.3 桃行超高压榴辉岩部分熔融的时限 |
| 4.9 本章小结 |
| 第五章 海阳所地体内多期部分熔融作用 |
| 5.1 前言 |
| 5.2 野外接触关系和岩相学研究 |
| 5.2.1 野外构造接触关系 |
| 5.2.2 岩相学研究 |
| 5.3 全岩地球化学研究 |
| 5.3.1 全岩主微量元素组成 |
| 5.3.2 全岩Sr–Nd同位素组成 |
| 5.4 锆石年代学研究 |
| 5.4.1 锆石形态及包裹体 |
| 5.4.2 锆石U–Pb定年结果 |
| 5.4.3 锆石微量元素组成和结晶温度 |
| 5.4.4 锆石Hf同位素组成 |
| 5.5 浅色花岗岩脉中多硅白云母的成分 |
| 5.6 本章讨论 |
| 5.6.1 花岗质片麻岩中浅色体的来源 |
| 5.6.2 浅色花岗岩脉中锆石记录的多期部分熔融 |
| 5.6.3 海阳所地体的大地构造演化历史 |
| 5.7 本章小结 |
| 第六章 苏鲁造山带演化过程探讨 |
| 1.8 Ga)变质原岩的成因'>6.1 大别-苏鲁造山带中古老(>1.8 Ga)变质原岩的成因 |
| 6.2 苏鲁造山带内多期部分熔融作用及其演化过程 |
| 第七章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 附表1 苏鲁造山带内桃行榴辉岩内石榴石、单斜辉石、多硅白云母、角闪石、斜长石、黝帘石等矿物的主量元素组成 |
| 附表2 苏鲁造山带桃行超高压榴辉岩中浅色体囊中及附近矿物的微量元素(ppm)组成 |
| 附表3 苏鲁造山带桃行榴辉岩的全岩主量(wt%)和微量(ppm)元素组成 |
| 附表4 苏鲁造山带桃行榴辉岩中浅色体囊内矿物的主量(wt%)组成 |
| 附表5 苏鲁造山带桃行榴辉岩中浅色体囊的主量成分(wt%) |
| 附表6 苏鲁造山带桃行榴辉岩中浅色体囊的微量成分(wt%) |
| 附表7 苏鲁造山带桃行含浅色体囊榴辉岩的锆石U-Pb定年结果 |
| 附表8 苏鲁造山带桃行含浅色体囊榴辉岩的锆石微量元素(ppm) |
| 附表9 苏鲁造山带海阳所地体中岩石的全岩主量(wt%)和微量元素(ppm)组成 |
| 附表10 苏鲁造山带海阳所浅色花岗岩脉的全岩Sr–Nd同位素组成 |
| 附表11 苏鲁造山带海阳所地体锆石年龄、微量元素、Hf同位素组成一览 |
| 附表12 苏鲁造山带海阳所地体花岗质片麻岩、浅色体、变基性岩、浅色花岗岩脉的锆石LA-ICP-MS U–Pb定 年结果 |
| 附表13 苏鲁造山带海阳所地体花岗质片麻岩、浅色体、变基性岩、浅色花岗岩脉的锆石微量元素组成(ppm) |
| 附表14 苏鲁造山带海阳所地体花岗质片麻岩、浅色体、变基性岩、浅色花岗岩脉的锆石结晶温度 |
| 附表15 苏鲁造山带海阳所地体花岗质片麻岩、浅色体、变基性岩、浅色花岗岩脉锆石Lu–Hf同位素组成 |
| 附表16 苏鲁造山带海阳所地体浅色花岗岩脉中的多硅白云母成分 |
（3）大陆俯冲带地壳深熔作用的记录:来自超高压变质岩中多相晶体包裹体的研究（论文提纲范文）
| 1 多相晶体包裹体的形貌和显微结构特征 |
| 2 晶体包裹体研究的分析方法和难点 |
| 2.1 激光剥蚀-电感耦合等离子体质谱 (LA-ICPMS) |
| 2.2 均一化实验 |
| 3 多相晶体包裹体的化学组成 |
| 4 多相晶体包裹体的成因机制 |
| 5 超高压变质岩部分熔融的形成机制 |
| 6 展望 |
（4）大别-苏鲁造山带变沉积岩锂同位素地球化学及其示踪意义（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 前言 |
| 1.2 研究内容 |
| 1.3 论文工作量小结 |
| 第2章 Li同位素地球化学及选题意义 |
| 2.1 Li元素赋存状态及地球化学性质 |
| 2.2 Li同位素体系及其表达方式 |
| 2.3 Li同位素分馏 |
| 2.3.1 Li同位素热力学平衡分馏 |
| 2.3.2 Li同位素动力学非平衡分馏 |
| 2.4 Li在地质过程中的分馏行为 |
| 2.4.1 大陆风化过程 |
| 2.4.2 洋壳低温蚀变过程 |
| 2.4.3 部分熔融及结晶分异过程 |
| 2.5 地质储库的Li同位素组成 |
| 2.5.1 地幔Li同位素组成 |
| 2.5.2 洋壳Li同位素组成 |
| 2.5.3 大陆壳Li同位素组成 |
| 2.5.4 水圈Li同位素组成 |
| 2.6 选题依据及其意义 |
| 第3章 分析方法 |
| 3.1 矿物拉曼光谱分析 |
| 3.2 全岩主量元素分析 |
| 3.3 全岩微量元素分析 |
| 3.4 Li同位素分析 |
| 3.4.1 溶样流程 |
| 3.4.2 离子交换柱层析分离 |
| 3.4.3 Li同位素组成测定 |
| 第4章 大别山硬玉石英岩Li同位素研究 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 地质背景及研究现状 |
| 4.3 岩相学特征 |
| 4.4 分析结果 |
| 4.4.1 主微量元素 |
| 4.4.2 Li含量和Li同位素组成 |
| 4.5 讨论 |
| 4.5.1 硬玉石英岩Li同位素组成特征 |
| 4.5.2 Li同位素对硬玉石英岩成因的制约 |
| 4.5.3 硬玉石英岩对深部流体Li同位素组成的制约 |
| 4.5.4 退变质硬玉石英岩示踪退变质流体活动 |
| 4.5.5 Li同位素示踪俯冲物质再循环 |
| 4.6 小结 |
| 第5章 大别-苏鲁造山带大理岩Li同位素研究 |
| 5.1 区域地质背景 |
| 5.1.1 大别-苏鲁造山带空间分布 |
| 5.1.2 大别-苏鲁造山带超高压大理岩 |
| 5.2 俯冲带变质岩Li同位素研究现状 |
| 5.2.1 俯冲带低级变质岩-片岩相 |
| 5.2.2 俯冲中级变质岩-角闪岩相 |
| 5.2.3 俯冲带高级变质岩-榴辉岩 |
| 5.3 大理岩与深部碳循环 |
| 5.4 样品描述及岩相学研究 |
| 5.5 分析结果 |
| 5.5.1 超高压大理岩微量元素地球化学 |
| 5.5.2 超高压大理岩微量元素地球化学 |
| 5.5.3 Li含量和Li同位素 |
| 5.6 讨论 |
| 5.6.1 超高压大理岩Li含量和Li同位素组成 |
| 5.6.2 深俯冲碳酸盐岩与地幔Li不均一 |
| 5.6.3 Li同位素对示踪深部碳循环的意义 |
| 5.7 本章小结 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 在读期间发表的学术论文和会议摘要 |
（5）超高压矿物相变和含氢缺陷分析及模拟计算研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| §1.1 选题的背景和意义 |
| §1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 超高压变质作用 |
| 1.2.2 大陆俯冲的深度 |
| 1.2.3 超高压变质作用中的流体活动 |
| 1.2.4 大别山地区超高压矿物含氢缺陷即结构水的研究 |
| §1.3 矿物晶体的相变介绍 |
| 1.3.1 矿物晶体的相变 |
| 1.3.2 晶体相变的分类 |
| §1.4 第一性原理模拟计算的应用 |
| §1.5 存在的主要问题和研究目标 |
| 1.5.1 存在的主要问题 |
| 1.5.2 论文的研究目标 |
| §1.6 论文的研究思路、内容和创新点 |
| 1.6.1 论文的研究思路 |
| 1.6.2 论文的研究内容 |
| 1.6.3 论文的创新点 |
| 1.6.4 论文的主要工作量 |
| 第二章 现代测试分析方法和模拟计算理论基础 |
| §2.1 现代测试分析方法 |
| 2.1.1 X射线衍射分析方法 |
| 2.1.2 透射电子显微镜分析方法 |
| 2.1.3 傅立叶变换红外光谱分析方法 |
| 2.1.4 激光拉曼光谱分析方法 |
| §2.2 模拟计算理论基础 |
| 2.2.1 第一性原理方法介绍 |
| 2.2.2 密度泛函理论介绍 |
| 2.2.3 交换—关联能泛函近似 |
| §2.3 CASTEP软件介绍 |
| 第三章 锆石含氢缺陷的实验研究 |
| §3.1 样品地质背景及产地 |
| 3.1.1 样品地质背景 |
| 3.1.2 样品产地 |
| §3.2 样品的描述、制备和测试 |
| 3.2.1 锆石特征及样品的描述 |
| 3.2.2 样品制备 |
| §3.3 实验测试结果与分析 |
| 3.3.1 锆石样品XRD测试分析 |
| 3.3.2 锆石含氢缺陷FTIR分析 |
| §3.4 本章小结 |
| 第四章 锆石相变和氢掺杂的模拟计算研究 |
| §4.1 引言 |
| §4.2 晶体模型建立 |
| §4.3 模拟计算方法 |
| §4.4 模拟计算结果与讨论 |
| 4.4.1 锆石高压下的压缩性质 |
| 4.4.2 锆石→莱氏石(reidite)相变分析 |
| 4.4.3 理想及含氢缺陷锆石超晶胞的能量分析 |
| 4.4.4 含氢缺陷锆石模型的拉曼光谱分析 |
| §4.5 本章小结 |
| 第五章 柯石英相变和含氢缺陷的实验研究 |
| §5.1 引言 |
| §5.2 采样背景及样品描述 |
| 5.2.1 采样背景 |
| 5.2.2 样品描述 |
| §5.3 样品的制备与测试 |
| §5.4 实验结果与讨论 |
| 5.4.1 柯石英晶胞参数的测定 |
| 5.4.2 柯石英→退变质石英形貌相分析 |
| 5.4.3 柯石英→退变质石英相变分析 |
| 5.4.4 柯石英含氢缺陷的FTIR分析 |
| §5.5 本章小结 |
| 第六章 柯石英相变和氢掺杂的模拟计算研究 |
| §6.1 引言 |
| §6.2 晶体模型的建立 |
| §6.3 模拟计算方法 |
| §6.4 模拟计算结果与讨论 |
| 6.4.1 柯石英高压下的压缩性质 |
| 6.4.2 柯石英→退变质石英相变分析 |
| 6.4.3 理想及含氢缺陷柯石英超晶胞的能量分析 |
| 6.4.4 含氢缺陷柯石英模型的拉曼光谱分析 |
| §6.5 本章小结 |
| 第七章 金红石超高压多形体相变的模拟计算研究 |
| §7.1 引言 |
| §7.2 TiO_2同质多形体的晶体模型 |
| 7.2.1 TiO_2常压相的晶体模型 |
| 7.2.2 TiO_2超高压多形体的晶体模型 |
| §7.3 模拟计算方法 |
| §7.4 计算结果与讨论 |
| 7.4.1 TiO_2同质多形体相变的理论基础 |
| 7.4.2 金红石同质多形体的电子结构 |
| 7.4.3 金红石型→α-PbO_2型TiO_2相变 |
| 7.4.4 α-PbO_2型→斜锆石型TiO_2相变 |
| §7.5 本章小结 |
| 第八章 结论与展望 |
| §8.1 结论 |
| §8.2 展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（6）大别-苏鲁超高压变质带榴辉岩中富Si金红石的地球化学意义及53Mn-53Cr体系对CO碳质球粒陨石中球粒形成的时空制约（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第1章 引言 |
| 1.1 研究背景与现状 |
| 1.1.1 金红石的地球化学角色 |
| 1.1.2 高温高压条件下Si的地球化学行为 |
| 1.1.3 球粒及其年代学研究综述 |
| 1.1.4 球粒的其他研究热点 |
| 1.1.5 Cr同位素宇宙化学 |
| 1.2 研究内容与研究方法 |
| 1.2.1 大别-苏鲁超高压榴辉岩中富Si金红石的地球化学意义 |
| 1.2.2 ~(53)Mn-~(53)Cr体系对CO族碳质球粒陨石形成的时空制约 |
| 1.3 完成的工作量 |
| 第2章 地质背景与样品描述 |
| 2.1 大陆俯冲-折返与超高压变质作用 |
| 2.2 大别-苏鲁超高压变质带的含金红石榴辉岩 |
| 2.3 Ornans (CO)球粒陨石及其球粒 |
| 第3章 金红石的原位分析方法及结果 |
| 3.1 分析方法 |
| 3.1.1 扫描电镜和电子探针分析 |
| 3.1.2 LA-ICP-MS分析 |
| 3.1.3 NanoSIMS元素mapping分析 |
| 3.2 结果 |
| 3.2.1 扫描电镜和电子探针结果 |
| 3.2.2 LA-ICP-MS分析结果 |
| 3.2.3 NanoSIMS元素mapping结果 |
| 第4章 CO族球粒的元素、同位素分析方法及结果 |
| 4.1 分析方法 |
| 4.1.1 球粒主量元素的分析方法 |
| 4.1.2 球粒的Mn/Cr分析方法 |
| 4.1.3 球粒的Cr同位素测试方法 |
| 4.2 结果 |
| 4.2.1 Ornans球粒的主量元素结果 |
| 4.2.2 球粒Mn-Cr体系的结果 |
| 第5章 大别-苏鲁超高压榴辉岩中富Si金红石的地球化学意义 |
| 5.1 变质岩中富Si金红石-示踪超高压变质作用 |
| 5.2 地球深部Si的地球化学行为—金红石及其它高压矿物中6次配位的Si |
| 5.3 富Si金红石对陆壳物质俯冲深度的制约 |
| 第6章 ~(53)Mn-~(53)Cr体系对CO碳质球粒陨石中球粒的时空制约 |
| 6.1 球粒的形成时间 |
| 6.1.1 CO球粒的Mn-Cr年龄 |
| 6.1.2 CO球粒的Al-Mg、Mn-Cr年龄不一致 |
| 6.1.3 球粒年代学概述及其对球粒起源的意义 |
| 6.2 Cr同位素对CO球粒起源的制约 |
| 6.2.1 挥发过程 |
| 6.2.2 混合过程 |
| 6.3 对球粒形成模型的制约 |
| 第7章 结论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 在读期间的发表学术论文与取得的其他研究成果 |
（7）南阿尔金—柴北缘HP/UHP变质带石榴橄榄岩和石榴辉石岩岩石学及变质演化（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.1.1 大陆深俯冲和超高压变质作用 |
| 1.1.2 壳幔相互作用 |
| 1.1.3 造山带石榴橄榄岩研究进展 |
| 1.1.4 南阿尔金-柴北缘变质带石榴橄榄岩研究概述 |
| 1.2 论文主要研究内容 |
| 1.3 实验设计及技术路线 |
| 1.4 主要工作量 |
| 1.5 实验测试方法 |
| 1.5.1 矿物主量成分分析 |
| 1.5.2 矿物微量成分分析 |
| 1.5.3 锆石U-Pb定年和Hf同位素分析 |
| 1.5.4 全岩主、微量成分测试 |
| 1.5.5 Sr-Nd同位素测试 |
| 1.6 取得的主要认识 |
| 2 地质背景 |
| 2.1 南阿尔金俯冲碰撞杂岩带 |
| 2.1.1 江尕勒萨依榴辉岩-片麻岩单元 |
| 2.1.2 巴什瓦克石榴橄榄岩-高压麻粒岩单元 |
| 2.2 柴北缘俯冲碰撞杂岩带 |
| 2.2.1 柴北缘鱼卡-落凤坡榴辉岩-片麻岩(片岩)单元 |
| 2.2.2 绿梁山石榴橄榄岩-高压麻粒岩单元 |
| 2.2.3 锡铁山榴辉岩-片麻岩单元 |
| 2.2.4 都兰榴辉岩-片麻岩单元 |
| 3 野外关系及岩石组合 |
| 3.1 .南阿尔金巴什瓦克构造单元 |
| 3.2 .柴北缘绿梁山构造单元 |
| 4 岩相学特征及变质阶段的划分 |
| 4.1 巴什瓦克石榴橄榄岩 |
| 4.1.1 岩相学特征 |
| 4.1.2 变质阶段的划分 |
| 4.2 巴什瓦克石榴辉石岩 |
| 4.2.1 岩相学特征 |
| 4.2.2 变质阶段的划分 |
| 4.3 绿梁山石榴橄榄岩 |
| 4.3.1 岩相学特征 |
| 4.3.2 变质阶段的划分 |
| 4.4 绿梁山石榴辉石岩 |
| 4.4.1 岩相学特征 |
| 4.4.2 变质阶段的划分 |
| 5 矿物化学成分特征 |
| 5.1 矿物主量成分特征 |
| 5.1.1 橄榄石 |
| 5.1.2 石榴子石 |
| 5.1.3 单斜辉石 |
| 5.1.4 斜方辉石 |
| 5.1.5 尖晶石 |
| 5.1.6 角闪石 |
| 5.1.7 .其他矿物 |
| 5.1.7.1 金云母 |
| 5.1.7.2 长石 |
| 5.1.7.3 假蓝宝石 |
| 5.1.7.4 方柱石 |
| 5.2 矿物微量成分特征 |
| 5.2.1 石榴子石 |
| 5.2.2 单斜辉石和角闪石 |
| 6 变质温压条件的确定 |
| 6.1 传统温压计的计算 |
| 6.2 Perplex相图模拟计算 |
| 6.2.1 巴什瓦克石榴橄榄岩 |
| 6.2.2 巴什瓦克石榴辉石岩 |
| 6.2.3 绿梁山石榴橄榄岩 |
| 6.3 本章小结 |
| 7 同位素年代学研究 |
| 7.1 锆石U-Pb定年 |
| 7.1.1 巴什瓦克石榴橄榄岩SHRIMP定年 |
| 7.1.2 巴什瓦克石榴辉石岩ICP-MS定年 |
| 7.1.3 绿梁山石榴橄榄岩ICP-MS定年 |
| 7.2 巴什瓦克石榴橄榄岩锆石Lu-Hf同位素特征 |
| 7.3 巴什瓦克石榴辉石岩Sm-Nd等时线 |
| 7.4 本章小结 |
| 8 全岩地球化学特征 |
| 8.1 主微量和稀土元素特征 |
| 8.2 Sr-Nd同位素特征 |
| 8.3 本章小结 |
| 9 讨论 |
| 9.1 变质演化历史 |
| 9.1.1 巴什瓦克石榴橄榄岩 |
| 9.1.2 巴什瓦克石榴辉石岩 |
| 9.1.3 绿梁山石榴橄榄岩和石榴辉石岩 |
| 9.2 成因机制 |
| 9.2.1 巴什瓦克石榴橄榄岩和石榴辉石岩 |
| 9.2.2 绿梁山石榴橄榄岩和石榴辉石岩 |
| 9.3 构造意义 |
| 10 结论及存在的问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 个人简介 |
| 附录 |
（8）大陆碰撞过程中部分熔融及熔/流体演化:苏鲁造山带超高压变质岩研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 导论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.1.1 大陆深俯冲和超高压变质 |
| 1.1.2 深俯冲陆壳流体活动 |
| 1.1.3 大陆俯冲带深部元素活动性 |
| 1.1.4 大陆俯冲带的部分熔融 |
| 1.1.5 大陆俯冲带变质锆石学 |
| 1.1.6 陆壳折返与俯冲隧道 |
| 1.2 研究的内容和意义 |
| 1.2.1 研究内容及方法 |
| 1.2.2 研究目的及意义 |
| 1.3 工作量小结 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 大别-苏鲁造山带 |
| 2.1.1 地质概况 |
| 2.1.2 岩石学特征 |
| 2.1.3 变质时限 |
| 2.1.4 原岩属性 |
| 2.1.5 深熔特征 |
| 2.1.6 折返机制 |
| 2.2 桃行地区 |
| 2.3 威海地区 |
| 第三章 样品及其岩相学特征 |
| 3.1 桃行混合岩化片麻岩 |
| 3.2 桃行榴辉岩 |
| 3.3 桃行伟晶岩脉及其围岩片麻岩 |
| 3.4 威海混合岩及淡色体 |
| 第四章 分析方法 |
| 4.1 全岩主微量元素分析 |
| 4.2 矿物主量元素分析 |
| 4.3 矿物微量元素分析 |
| 4.4 锆石形态和内部结构分析 |
| 4.5 锆石SIMS氧同位素分析和U-Pb定年 |
| 4.6 锆石和榍石LA-ICPMS U-Pb定年及微量元素分析 |
| 4.7 矿物原位Sr同位素分析 |
| 4.8 包裹体激光拉曼光谱和扫描电镜分析 |
| 4.9 锆石LA-ICPMS U-Pb定年与SIMS U-Pb定年比较 |
| 第五章 大陆碰撞过程中正片麻岩部分熔融 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 岩石学 |
| 5.2.1 岩相特征 |
| 5.2.2 石榴石 |
| 5.2.3 多硅白云母和长石 |
| 5.2.4 褐帘石/绿帘石 |
| 5.3 锆石学 |
| 5.4 部分熔融的岩石学证据 |
| 5.5 脱水和深熔的锆石记录 |
| 5.6 P-T-t路径 |
| 5.7 对俯冲带过程的指示 |
| 5.8 小结 |
| 第六章 大陆碰撞过程中榴辉岩的部分熔融 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 深熔特征 |
| 6.2.1 岩相特征 |
| 6.2.2 多相固体包裹体 |
| 6.2.3 全岩组成 |
| 6.3 岩石学 |
| 6.3.1 石榴石 |
| 6.3.2 绿辉石 |
| 6.3.3 帘石 |
| 6.3.4 云母和长石 |
| 6.4 锆石 |
| 6.5 温压约束及P-T轨迹 |
| 6.6 深融反应 |
| 6.7 小结 |
| 第七章 大陆碰撞过程中变沉积岩及正片麻岩的部分熔融 |
| 7.1 引言 |
| 7.2 岩石学 |
| 7.2.1 全岩 |
| 7.2.2 石榴石 |
| 7.2.3 云母和长石 |
| 7.2.4 包裹体 |
| 7.3 锆石学 |
| 7.4 榍石 |
| 7.5 深熔年代学 |
| 7.6 混合岩原岩属性 |
| 7.7 深熔机制及温压条件 |
| 7.8 对大陆俯冲带热结构的启示 |
| 7.9 小结 |
| 第八章 折返陆壳晚侏罗部分熔融及熔流体演化的锆石学记录 |
| 8.1 引言 |
| 8.2 锆石学 |
| 8.2.1 片麻岩HG1(09SL76) |
| 8.2.2 伟晶岩脉PV1(10SL34) |
| 8.2.3 片麻岩HG2(10SL01A) |
| 8.2.4 伟晶岩脉PV2(10SL01B) |
| 8.3 锆石U-Pb年龄解释 |
| 8.4 富水流体和含水熔体中的锆石生长 |
| 8.5 不同成因锆石的微量元素特征 |
| 8.6 片麻岩中富水流体的来源 |
| 8.7 富水流体和含水熔体的转换 |
| 8.8 小结 |
| 第九章 结论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 博士期间发表论文目录 |
（9）东秦岭—桐柏造山带新元古代—早古生代不同阶段演化的变质和岩浆作用（论文提纲范文）
| 作者简介 |
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 前言 |
| §1.1 选题目的与意义 |
| §1.2 国内外研究现状及存在的主要问题 |
| 1.2.1 超高压变质作用、大陆深俯冲作用与造山带多期演化 |
| 1.2.2 大陆地壳的形成与演化 |
| 1.2.3 秦岭造山带多期演化过程 |
| §1.3 研究内容与技术路线 |
| §1.4 研究进展及主要工作量 |
| 第二章 区域地质背景及前人研究基础 |
| §2.1 秦岭-桐柏造山带基本地质概况 |
| §2.2 宽坪群 |
| §2.3 二郎坪群 |
| §2.4 秦岭群 |
| 第三章 分析方法 |
| §3.1 全岩粉末样品制备与单矿物分选 |
| §3.2 全岩地球化学分析 |
| 3.2.1 全岩主量元素分析 |
| 3.2.2 全岩微量元素分析 |
| 3.2.3 全岩Sr-Nd-Pb同位素分析 |
| §3.3 锆石微区原位分析 |
| 3.3.1 锆石内部结构分析 |
| 3.3.2 激光拉曼光谱分析 |
| 3.3.3 锆石SIMS U-Pb年龄及O同位素测定 |
| 3.3.4 锆石LA-ICPMS U-Pb年龄及微量元素分析 |
| 3.3.5 锆石LA-MC-ICPMS Lu-Hf同位素分析 |
| 3.3.6 锆石U-Pb年龄、微量元素成分和Lu-Hf同位素同时原位分析 |
| 第四章 北秦岭-桐柏造山带新元古代-早古生代演化历史 |
| §4.1 北秦岭榴辉岩原岩的形成时代、性质及意义 |
| 4.1.1 引言 |
| 4.1.2 样品情况描述 |
| 4.1.3 分析结果 |
| 4.1.3.1 锆石U-Pb年龄及微量元素 |
| 4.1.3.2 全岩主微量元素 |
| 4.1.3.3 全岩Sr-Nd-Pb同位素及锆石Hf同位素 |
| 4.1.4 讨论 |
| 4.1.4.1 变质作用与后期蚀变作用对榴辉岩成分的影响 |
| 4.1.4.2 榴辉岩原岩的岩石成因 |
| 4.1.4.3 北秦岭地体的构造属性 |
| 4.1.4.4 构造指示意义 |
| §4.2 北秦岭榴辉岩相变质时代及意义 |
| 4.2.1 引言 |
| 4.2.2 样品情况描述 |
| 4.2.3 分析结果 |
| 4.2.4 讨论 |
| 4.2.4.1 超高压变质岩的原岩年龄及性质 |
| 4.2.4.2 榴辉岩相变质作用及随后流体活动的时代 |
| 4.2.4.3 构造指示意义 |
| §4.3 北秦岭早古生代超高压变质作用峰期条件及时代的确认 |
| 4.3.1 引言 |
| 4.3.2 样品情况描述 |
| 4.3.3 分析结果 |
| 4.3.4 讨论 |
| 4.3.4.1 北秦岭超高压变质作用的进一步确认 |
| 4.3.4.2 北秦岭超高压变质作用峰期的时代 |
| 4.3.4.3 对北秦岭造山带演化的指示意义 |
| §4.4 富水杂岩的成因及其对古特提斯洋演化的约束 |
| 4.4.1 引言 |
| 4.4.2 样品情况描述 |
| 4.4.3 分析结果 |
| 4.4.3.1 锆石U-Pb年龄及微量元素 |
| 4.4.3.2 全岩主微量元素 |
| 4.4.3.3 全岩Sr-Nd同位素及锆石Hf-O同位素 |
| 4.4.4 讨论 |
| 4.4.4.1 富水杂岩的形成时代 |
| 4.4.4.2 岩石成因 |
| 4.4.4.2.1 结晶分异与地壳混染 |
| 4.4.4.2.2 早古生代秦岭群下部地幔源区的属性 |
| 4.4.4.3 构造指示意义 |
| §4.5 桐柏造山带志留纪麻粒岩相变质作用与同期岛弧岩浆活动 |
| 4.5.1 引言 |
| 4.5.2 样品情况描述 |
| 4.5.3 分析结果 |
| 4.5.3.1 锆石形貌学 |
| 4.5.3.2 锆石U-Pb年龄 |
| 4.5.3.3 锆石微量元素 |
| 4.5.3.4 锆石Lu-Hf同位素 |
| 4.5.4 讨论 |
| 4.5.4.1 原岩性质 |
| 4.5.4.2 麻粒岩相变质作用的时代 |
| 4.5.4.3 桐柏麻粒岩的成因与地壳生长 |
| §4.6 桐柏造山带志留纪辉长岩形成时代及性质：对二郎坪弧后盆地的约束 |
| 4.6.1 引言 |
| 4.6.2 样品情况描述与数据汇编 |
| 4.6.3 分析结果 |
| 4.6.3.1 锆石U-Pb年龄及微量元素 |
| 4.6.3.2 全岩主微量元素 |
| 4.6.3.3 全岩Sr-Nd同位素及锆石Hf同位素 |
| 4.6.4 讨论 |
| 4.6.4.1 岩石成因 |
| 4.6.4.1.1 结晶分异与地壳混染 |
| 4.6.4.1.2 地幔源区性质 |
| 4.6.4.1.3 构造背景 |
| 4.6.4.2 早古生代岩浆活动与麻粒岩相变质作用 |
| 4.6.4.3 北秦岭造山带岛弧-弧后盆地系统的动力学演化过程 |
| §4.7 小结 |
| 第五章 二郎坪群早古生代花岗岩的岩石成因：对大陆地壳形成与演化的制约 |
| §5.1 花岗岩锆石Hf-O同位素对大陆地壳形成与演化的约束 |
| 5.1.1 引言 |
| 5.1.2 样品情况描述 |
| 5.1.3 分析结果 |
| 5.1.3.1 锆石形貌学特征、U-Pb年龄及微量元素 |
| 5.1.3.2 全岩主微量元素 |
| 5.1.3.3 锆石Hf-O同位素 |
| 5.1.4 讨论 |
| 5.1.4.1 岩石成因 |
| 5.1.4.2 对大陆地壳形成与演化的约束 |
| §5.2 不同的陆壳生长方式：来自桐柏造山带桃园和黄岗岩体的证据 |
| 5.2.1 引言 |
| 5.2.2 样品情况描述 |
| 5.2.3 分析结果 |
| 5.2.3.1 锆石形貌学特征及U-Pb年龄 |
| 5.2.3.2 全岩主微量元素 |
| 5.2.3.3 全岩Sr-Nd同位素及锆石Hf-O同位素 |
| 5.2.4 讨论 |
| 5.2.4.1 岩石成因 |
| 5.2.4.2 构造指示意义 |
| 5.2.4.3 不同的陆壳生长方式 |
| 第六章 主要结论、创新点及存在的问题 |
| §6.1 主要结论 |
| §6.2 创新点 |
| §6.3 存在的问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附表 |
（10）副矿物地球化学研究进展（论文提纲范文）
| 1 不同成因锆石的内部特征 |
| 1.1 结构特征 |
| 1.1.1 岩浆锆石 |
| 1.1.2 变质锆石 |
| 1.2 微量元素地球化学特征 |
| 1.2.1 U和Th |
| 1.2.2 稀土元素 |
| 1.2.3 锆石Ti温度计 |
| 1.3 同位素信息 |
| 1.3.1 U-Pb和Lu-Hf |
| 1.3.2 热年代学 |
| 2 不同成因金红石的内部特征 |
| 2.1 矿物学特征 |
| 2.2 微量元素地球化学特征 |
| 2.2.1 Nb和Ta |
| 2.2.2 金红石Zr温度计 |
| 2.3 同位素信息 |
| 2.3.1 Lu-Hf |
| 2.3.2 氧 |
| 2.3.3 同位素年代学 |
| 3 不同成因磷灰石的内部特征 |
| 3.1 发光特征 |
| 3.2 稀土元素地球化学特征 |
| 3.3 同位素信息 |
| 3.4 热年代学 |
| 4 副矿物地球化学的发展方向 |
四、纳米级超高压相金红石——大陆深俯冲深度的示踪（论文参考文献）
- [1]大陆俯冲带超高压变质岩部分熔融与壳幔相互作用研究进展[J]. 赵子福,陈仁旭,陈伊翔,戴立群,郑永飞. 矿物岩石地球化学通报, 2021(01)
- [2]苏鲁造山带内多期部分熔融及其大地构造意义[D]. 冯鹏. 中国地质大学, 2019(05)
- [3]大陆俯冲带地壳深熔作用的记录:来自超高压变质岩中多相晶体包裹体的研究[J]. 高晓英,王玲,孟子岳,王思翔. 矿物岩石地球化学通报, 2019(04)
- [4]大别-苏鲁造山带变沉积岩锂同位素地球化学及其示踪意义[D]. 万红琼. 中国科学技术大学, 2019(01)
- [5]超高压矿物相变和含氢缺陷分析及模拟计算研究[D]. 刘卫平. 中国地质大学, 2018(10)
- [6]大别-苏鲁超高压变质带榴辉岩中富Si金红石的地球化学意义及53Mn-53Cr体系对CO碳质球粒陨石中球粒形成的时空制约[D]. 朱柯. 中国科学技术大学, 2017(11)
- [7]南阿尔金—柴北缘HP/UHP变质带石榴橄榄岩和石榴辉石岩岩石学及变质演化[D]. 李云帅. 中国地质大学(北京), 2016(04)
- [8]大陆碰撞过程中部分熔融及熔/流体演化:苏鲁造山带超高压变质岩研究[D]. 李万财. 中国科学技术大学, 2015(03)
- [9]东秦岭—桐柏造山带新元古代—早古生代不同阶段演化的变质和岩浆作用[D]. 王浩. 中国地质大学, 2014(02)
- [10]副矿物地球化学研究进展[J]. 周瑶琪,史冰洁,李素,刘倩,张云翠. 中国石油大学学报(自然科学版), 2013(04)