一、Geochemistry of Gneisses from Dabie Complex and Tongbai Complex in Qinling-Tongbai-Dabie Orogenic Belt:Implications for Location of Yangtze-Sino-Korean Suture（论文文献综述）
赵凯锋[1]（2018）在《东秦岭—大别—苏鲁造山带横波速度及径向各向异性结构研究》文中认为东秦岭—大别—苏鲁造山带位于中国中部,是华北板块和扬子板块的构造结合地带。该地区是世界上超高压变质岩出露规模最大的区域之一,是研究超高压变质岩的折返机制等动力学问题的重要场所。该地区自西向东分别出露浅、中、深不同层次的构造特征,是研究碰撞造山带形成演化等动力学过程的天然实验室。地球科学家在东秦岭—大别—苏鲁造山带开展了大量的研究工作,为进一步认识造山带的演化过程提供了重要的基础数据。与此同时,针对东秦岭—大别—苏鲁造山带的地震学研究尤其是横波速度和各向异性研究,还存在许多模糊之处。基于此,本文利用国家地震台网和区域地震台网布设在造山带及周边区域的352个地震台站从2009年1月1日至2014年6月30日记录的三分量连续波形数据,使用有限频背景噪声层析成像技术与远震面波双平面波层析成像技术,通过反演得到了研究区高精度Rayleigh面波和Love面波8秒83秒的相速度结构。通过反演Rayleigh面波和Love面波频散曲线,本文构建了造山带及周边区域岩石圈三维横波速度结构及地壳径向各向异性结构,旨在为造山带的形成演化和超高压变质岩的形成折返等动力学过程研究提供基础。本文的主要工作及成果如下:（1）发展了面波层析成像方法。本文提出了有限频背景噪声层析成像技术,即在背景噪声层析成像方法中考虑了有限频效应,该方法可根据背景噪声数据获取大陆尺度高精度的宽频带（10150秒）面波相速度结构。本文以美国西部为例,通过对比基于背景噪声数据利用有限频背景噪声层析成像获得的相速度结构与该区域已有的基于背景噪声数据获取的相速度结构（20秒和30秒）和基于远震面波数据得到的相速度结构（60秒和70秒）,证明有限频背景噪声层析成像技术在获取高精度宽频带相速度结构方面的可靠性。此外,本文发展了基于有限频的远震面波双平面波层析成像技术。通过对比基于背景噪声数据得到的Love面波相速度结构（30秒和40秒）和基于远震面波数据得到的相速度结构,证明远震面波双平面波层析成像可以获取高精度的Love面波相速度结构。（2）构建了东秦岭—大别—苏鲁造山带地壳上地幔横波速度结构及地壳径向各向异性结构。根据三分量背景噪声数据和远震面波数据,利用有限频背景噪声层析成像技术和远震面波层析成像技术,获取了研究区8秒至83秒的Rayleigh面波和Love面波相速度结构。通过反演Rayleigh面波和Love面波频散曲线,本文构建了研究区地壳上地幔的横波速度结构及地壳的径向各向异性结构。（3）横波速度及径向各向异性结构显示与造山带及周边区域相对应的分区特征。在上地壳（10km）,速度结构与地表地质构造有很好的对应性。渭河盆地、华北盆地、江汉盆地等区域表现为低速及较强的正径向各向异性。大别—苏鲁造山带超高压变质岩下方表现为高速和弱径向各向异性,结合研究区已有的地质及地球物理资料,推断超高压变质岩厚度不超过10km。在中地壳（1525km）,与周边区域相比,麻城—罗田—岳西显示为高速和弱负径向各向异性,推断与岩石圈拆沉及软流圈上涌等动力学过程有关。下地壳及上地幔（2545km）,以太行山—武陵山重力梯度带为界,中国西部呈现为低速及弱径向各向异性。东部为高速和较强的正径向各向异性。速度结构及各向异性结构东西向的转换可能与晚侏罗世以来太平洋板块向西快速俯冲和消减且俯冲带向西迁移有关。在岩石圈地幔（5070km）,研究区域岩石圈横波速度横向不均一,鄂西地区在70km仍然呈现为高速,暗示该区域的岩石圈厚度大于70km。在大别造山带南缘有明显的高速异常,推断与扬子板块向华北板块的俯冲以及超高压变质岩的折返有关。（4）东秦岭造山带“立交桥”三维岩石圈结构。穿越东秦岭造山带的横波速度结构及径向各向异性结构显示,东秦岭上地壳为低速和负径向各向异性,推断其上地壳为脆性、粘弹性、韧性构造变形带。中地壳存在低速层且表现为很强的负的径向各向异性,认为是秦岭板块向华北板块和扬子板块逆冲推覆的构造滑脱层。中下地壳表现为正径向各向异性,推断其软流圈上涌的影响,中下地壳受热熔融形成具有水平状流变特征的变形带。在岩石圈地幔中,南北秦岭的岩石圈厚度不均一,可能与岩石圈拆沉等因素有关。扬子板块与秦岭造山带的岩石圈厚度具有明显差别,推断襄樊—广济断裂带可能为扬子板块与秦岭造山带的碰撞缝合带。（5）大别—苏鲁造山带超高压变质岩折返机制。东秦岭—大别—苏鲁造山带都存在扬子板块俯冲于造山带之下的痕迹。在构造变形方面,秦岭造山带保留了碰撞造山期地壳变形的信息。而大别—苏鲁地区在后造山期发生了一系列的壳幔相互作用。穿越大别—苏鲁造山带的横波速度剖面显示在造山带岩石圈地幔中存在向北倾的高速体,这为甄别不同的折返动力学模型提供了基础数据。结合前人研究,本文认为超高压变质岩在出露地表的过程中经历了多期折返:（1）在三叠纪中晚期,扬子板片向华北板片俯冲过程中发生断离,使整个扬子板块岩石圈后退,进而引起高压/超高压变质岩从地幔岩石圈深度折返至中下地壳;（2）在晚三叠世和早—中侏罗世,两大板块继续汇聚,超高压变质岩在浮力的作用下沿着俯冲隧道折返至中上地壳;（3）在白垩纪,大别造山带岩石圈发生拆离,导致大规模岩浆上涌,在造山带内形成穹窿构造,从而使超高压变质岩进一步折返至地表。
李海龙[2]（2018）在《桐柏—大别造山带的构造格局、演化过程及其成因分析》文中研究说明桐柏—大别造山带是秦岭—桐柏—大别造山带的重要组成部分,通常可分为桐柏、西大别和东大别三段。本文利用构造地质学、变质岩石学以及同位素热年代学等方法,分别对上述三段及两侧边界剪切带进行了详细的研究,取得了以下主要认识:桐柏—浒湾剪切带位于桐柏—大别造山带北侧,是—条左旋平移性质的韧性剪切带,发育糜棱岩、超糜棱岩以及强直（构造）片麻岩等强变形岩石。该剪切带内多发育杆状构造体,且杆状构造体具有圈层结构,层与层之间通过—种特殊的滑脱面结合。桐柏—浒湾剪切带的有限应变测量值Rxz在1.80～2.04之间,平均值为1.95,涡度值Wk在0.82～0.90之间,平均值为0.86,均大于0.75,说明桐柏—浒湾剪切带是一条以简单剪切为主的韧性剪切带。桐柏—浒湾剪切带的位移量为38.3～41.1km,分维值D为1.207～1.302之间,从剪切带的核部向边部,颗粒粒径和分维值的变化是逐渐变大的。桐柏—浒湾剪切带的差异应力值为23.58～46.98MPa之间,应变速率为1.70×10-11～9.7-4×10-11s-1。差异应力与应变速率表现出一定的正相关性,都随着从剪切带的核部到边部慢慢变小。桐柏—浒湾剪切带的形成环境约为T=560～684℃,P=0.6～0.9GPa,属于高角闪岩相,处于中地壳流变层位置。通过与商丹断裂带以及晓天—磨子潭剪切带的对比得知,桐柏—浒湾剪切带为晓天—磨子潭剪切带的西延部分,而非商丹断裂带的东延。殷店—马垅剪切带位于桐柏—大别造山带南侧,是一条右旋平移的韧性剪切带,有限应变值Rxz为1.75～2.03,平均为1.89,涡度值在0.88～0.93之间,平均值为0.90,均大于0.75。利用共生的角闪石和斜长石得到殷店—马垅剪切带形成条件为T=581～680℃,压力P约为0.66GPa,为高绿片岩相到低角闪岩相,形成深度大致在15～30km,是中、下地壳流变的产物。桐柏—大别造山带南北界两条剪切带本是同一条剪切带,相当于一个强构造层,由于挤压隆升使得剪切带随着造山带形成背形构造,经过后期的风化剥蚀作用只保留了桐柏—大别杂岩南北两翼剪切边界。桐柏造山带是一个大型的背形构造,且背形构造在垂向上具有分层结构,除此之外,桐柏造山带还发育大量的L构造岩和杆状构造体,杆状构造体具有圈层结构,层之间通过滑脱连接,滑脱面上具有矿物拉伸线理和热擦痕。这些现象说明桐柏造山带背形核部的桐柏杂岩表现出了很强的流变学特征。桐柏杂岩北界桐柏—浒湾韧性剪切带具有左行走滑的运动学特征,南界殷店—马垅韧性剪切带具有右行走滑的运动学特征,两条剪切带运动学方向相反,相对之下,桐柏杂岩的流变方向则是由西向东进行。两个剪切带内都发育大型的杆状构造体,杆状构造体具有圈层状结构。桐柏造山带中杆状构造体和L构造岩是在平行于造山带的流变作用下形成的,殷店—马垅剪切带和桐柏—浒湾韧性剪切带是桐柏造山带下地壳物质在挤压背景下发生平行造山带向东侧向流变的上部边界,只是造山带上覆的部分被剥蚀,只保留了北侧的桐柏—浒湾韧性剪切带、南侧的殷店—马垅韧性剪切带以及顶部的太白顶剪切带。准确地说,桐柏造山带在印支晚期到燕山早期挤压背景下的向东挤出不是一个整体的挤出,而是有层次的差异流变,在流变的同时,层与层之间会发生滑动,而滑脱面就是滑动的润滑剂。西大别造山带的形态为一个枢纽向西倾伏的巨型背形构造,且有圈层结构,层间存在滑脱面。西大别地区至少存在着三期构造变形,第一期是南北边界剪切带的形成,第二期是层间滑脱面和榴辉岩透镜体的形成,第三期是晚期的岩体侵入。西大别造山带主要受到近南北方向的挤压,真实地记录了西大别造山带形成时的古应力状态,对应着三期变形的第一期。有限应变测量结果显示,从北向南岩石的变形强度存在着:强变形带→弱变形带→强变形带→弱变形带→强变形带这种强弱变形带交替出现的规律。西大别造山带中新县—红安地区岩石的变形条件为T=450～620℃,P=1.0～1.6GPa,属于高压蓝片岩相到榴辉岩相。锆石LA-ICP-MS微区U-Pb同位素测年结果显示,西大别地区至少遭受两期岩浆入侵事件,第一期在750Ma左右,这个年龄（约0.8Ga）记录的是扬子板块特征事件。第二期在143Ma左右,这表示西大别地区在晚侏罗世就已经有岩浆活动,这与在桐柏山地区得到的结果是一致的。东大别造山带是一个巨型的背形构造,广泛发育构造片麻岩以及糜棱岩的杆状构造体,记录了大别杂岩的流变学特征。东大别造山带大别杂岩北界的晓天—磨子潭剪切带具有左行走滑的运动学特征,南界的殷店—马垅剪切带具有右行走滑的运动学特征,而且东大别造山带内靠近南北剪切带的岩石分别表现出了与相应剪切带相同的运动学特征,这与在西大别造山带所得到的结果是吻合的。从运动学上限定了大别杂岩是由西向东发生流变的。应力场的统计结果可知,东大别造山带主要受到NE-SW和NW-SE两个方向上的挤压以及顺造山带的拉伸。东大别造山带是受特提斯构造体制和太平洋构造体制两种体制的影响。付林图解显示应变椭球体属于单轴雪茄型,说明东大别造山带是以剪切拉伸变形为主的,单轴拉伸作用较垂向共轴组分更大,暗示了东大别造山带的岩石的形成主要受平行于造山带的拉伸和垂直于造山带的挤压影响。东大别造山带的应变强度从北到南出现增强→减弱→增强→减弱→增强的变化规律。也即在晓天—磨子潭剪切带与殷店—马垅剪切带之间的岩石存在着强变形带→弱变形带→强变形带→弱变形带→强变形带的变化规律,两边的强变形带对应的分别是晓天—磨子潭剪切带和殷店—马垅剪切带,而中间强变形带则对应的是强流变带,该强流变带的位置位于东大别山的核部。东大别造山带构造片麻岩的流变环境约为T=720℃～740℃,P=0.75～0.90GPa,属于高角闪岩相—低压麻粒岩相变质。大别山在碰撞造山后期发生了近水平东西向沿造山带的塑形流变,导致大别山中片麻理均为NWW-SEE走向,并且线理也是沿造山带的走向,本文认为塑形流变的时间在210±10Ma左右,后期郯庐断裂带的活动改造了大别山原有的NWW-SEE向构造,使得大别山东端片麻理走向出现NE向转变,尤其在大别山东北缘这个特殊地理位置体现的明显。综上本文认为桐柏—大别造山带在几何学形态上表现为一个巨型的背形构造,在碰撞挤压背景下形成的,主要受到近南北方向挤压的力作用,并且背形构造在垂向上具有分层结构,层与层之间通过一种特殊的滑脱面连接,根据滑脱面上的拉伸线理和热擦痕可以知道层与层之间是发生滑动的。殷店—马垅剪切带和晓天—磨子潭剪切带是背形构造中的一个构造层,在南北两大板块挤压背景下,随着桐柏—大别造山带背形构造的形成而形成的。由于后期的风化剥蚀,造山带背形构造顶部的部分被剥蚀,使得桐柏杂岩体和大别杂岩体出露,故而只在背形构造的两侧保留着两个剪切带。根据桐柏—大别造山带的年代学分析知道,桐柏—大别造山带的管状流变从晚三叠世（210Ma）开始,这时的流动是深部的塑性流变,在180Ma左右达到高峰期。管状流变中期由于差异流变界限的存在剪切带（～170Ma）形成,桐柏—大别杂岩继续由西向东发生管状流变,桐柏—大别造山带中最开始在150Ma左右发生了小规模岩浆活动,直到早白垩世岩浆活动的峰期之前（～140Ma）剪切带活动和管状流变才慢慢衰减停止。随后岩浆活动开始强烈,一直到130Ma以后,岩浆活动开始减弱,伸展构造开始强烈,一直到90Ma左右,桐柏—大别造山带基本定型。在后期新生代的风化剥蚀作用下以及小规模的构造活动改造,使得桐柏—大别造山带形成了当今的构造格局。
李海龙,宋传中,韩建军,李加好,任升莲,张妍,王微,杨帆,李振伟,王阳阳,袁芳,兰瑞烜[3]（2017）在《桐柏杂岩北界剪切带的构造变形特征研究》文中提出桐柏杂岩北界剪切带是桐柏—大别造山带发育的一条大型的左行走滑韧性剪切带,发育糜棱岩、超糜棱岩以及强直片麻岩等强变形岩石。通过对剪切带内岩石的矿物共生组合、剪切带的位移量计算、石英的分维数计算、石英颗粒的差异应力以及应变速率的估算等多种方法分析结果显示:桐柏杂岩北界剪切带的位移量为38.341.1km;动态重结晶石英颗粒边界统计数据的相关系数R均大于0.96,动态重结晶颗粒边界具有统计意义上的自相似性;分维数为1.2071.302之间,从剪切带的核部向边部,颗粒粒径和分维值的变化是逐渐变大的。石英的分维值反映出石英的动态重结晶与剪切带密切相关,变质变形由剪切带核部向边部逐渐减弱。桐柏杂岩北界剪切带的差异应力值为23.58346.983 MPa之间,应变速率为1.70×10-119.74×10-11s-1。通过对比剪切带内动态重结晶石英颗粒的粒径、差异应力和应变速率可以发现,差异应力与应变速率表现出一定的正相关性,都随着从剪切带的核部到边部慢慢变小;而石英的粒径则与差异应力和应变速率表现出负相关性,从剪切带核部到边部,随着石英粒径的变大,差异应力和应变速率变小。差异应力越大,导致石英颗粒的受力强度越大,变形越强,表现出来的就是应变速率越强。从显微构造变形角度来研究认识该剪切带,对揭示桐柏—大别造山带的构造演化以及构造模型的建立有着重要的构造意义。
徐扬[4]（2017）在《扬子北缘随应地块及邻区新元古代900-780 Ma岩浆事件及其构造意义》文中研究指明华南克拉通在中-新元古代的构造演化总体是在全球Rodinia超大陆汇聚与裂解的背景下发展的。但是,华南不同单元参与超大陆聚散过程的时限、位置、地质表现和动力学机制等细节仍不清楚,甚至产生严重的争论。例如:（1）华南是否经历了与全球一致的Grenville期（1300–l 000 Ma）造山事件?（2）华南前寒武纪统一基底的形成经历了怎样的演化过程?（3）在Rodinia超大陆聚散转换中,华南不同单元由造山转入非造山环境的时限和地质记录是什么?这些问题是人们研究华南陆壳演化历史、Rodinia超大陆演化过程及其动力模型时,所关注的热点和前沿。扬子板块北缘是新元古代岩浆活动强烈的区域,记录了扬子板块新元古代由造山环境向非造山环境转变的全过程。但由于后期构造-岩浆活动的破坏以及沉积盖层的覆盖,新元古代早期侵入体在扬子板块北缘出露较少。三里岗岩体、大磊山岩体及其伴生的火成岩是该区珍贵的新元古代早中期的地质体,为人们提供了进一步研究和检验扬子板块北缘构造演化过程和动力学机制的机会。为此,本文将以上述火成岩为研究对象,通过大比例尺的区域地质调查和详细同位素年代学和地球化学工作,来揭示扬子板块北缘新元古代860–780Ma之间岩浆作用特点和壳幔演化信息,并探讨华南在Rodinia超大陆的聚散转换中的地质表现和动力学机制。SIMS法锆石U–Pb定年结果显示,三里岗基性侵入岩形成的时间为871 Ma。基性岩具有相对较高的FeO（9.27–12.17 wt.%）、MgO（6.25–9.85 wt.%）,低的SiO2（45.37–49.73 wt.%）、Al2O3（13.29–16.13 wt.%）、K2O（0.32–1.13 wt.%）,其TFeO/MgO比值较小（0.73–1.50）,属于中–低钾的亚碱性系列。基性岩的稀土元素含量低（∑REEs=45.4–87.2 ppm）,显示为稍微右倾的稀土元素配分模式,没有Eu异常。在微量元素蛛网图上,表现为选择性富集大离子亲石元素（LILEs,如Rb、Ba、Pb和Sr）,而亏损高场强元素（HFSEs,如Ta、Nb和Ti）。样品的锆石εHf（t）值（+10.5–+12.9）、δ18O值（+5.25–+6.03‰）、以及全岩εNd（t）（+4.0–+7.1）均接近于当时的亏损地幔值。样品中LILEs和LREEs相对亏损HFSEs和HREEs富集,指示其其源区为遭受了俯冲板片流体的交代作用,其形成环境为弧环境。三里岗基性岩与三里岗闪长质–花岗质岩体在空间上伴生。SIMS法和LA–ICP MS法锆石U–Pb定年结果显示,三里岗花岗岩岩体形成的时间为860Ma,不是过去认为的中生代,年龄值接近于或略晚于基性岩的年龄。三里岗岩体为富含角闪石的闪长质–花岗质岩体,其SiO2含量变化于60.35–71.38 wt.%之间,具有相对较低的Al2O3（14.09–16.42 wt.%）、K2O（1.38–3.67 wt.%）和Na2O（3.97–5.33 wt.%）,相对较高的TiO2（0.44–0.87 wt.%）、TFeO（2.03–5.91 wt.%）和MgO（1.03–3.16 wt.%,对应的Mg#=49–58）,属于钙碱性岩浆岩。其主要矿物组合和元素地化特征均与Barbarin（1999）定义的主动大陆边缘的富含角闪石钙碱性花岗岩（Amphibole-rich Calc-alkaline Granitoids,ACG）类似。岩体LREEs相对HREEs富集稀土元素配分模式,没有Eu元素负异常;在微量元素标准化蛛网图上相对富集Rb、Ba、Th、U、K和Pb,而相对亏损Nb、Ta、P和Ti等高场强元素。三里岗岩体的锆石εHf（t）值（+7.9–+11.7）、δ18O值（+5.83–+6.20‰）和全岩（87Sr/86Sr）i（0.7033–0.7041）、εNd（t）（+3.4–+4.9）接近于或略低于三里岗基性岩的对应比值,指示二者具有相似的源区特征,为新生的下地壳基性岩部分熔融后与基性矿物发生反应的产物。同属扬子北缘的大磊山地区发育多组不同性质的新元古代火成岩组合,既有大磊山地区的淡色的二长花岗质岩体及钙碱性火山岩;也包括红安群出露区的双峰式火山岩,以及侵入原红安群基性侵入岩。锆石U–Pb结果显示,大磊山岩体形成的时间为新元古代中期800 Ma,而不是过去认为的太古宙。岩体具有较高的SiO2（71.53–77.05 wt.%）、K2O（3.93–5.00 wt.%）和Na2O（3.15–4.23 wt.%）,低的MgO（0.13–0.66 wt.%）、TiO2（0.11–0.31 wt.%）、TFeO（0.83–2.30 wt.%）和P2O5（0.02–0.09 wt.%）,属于钙碱性岩石的范畴。大磊山岩体的铝饱和指数ASI一般大于1.1（1.08–1.27）,CIPW标准矿物中出现有含量大于1 vol.%（1.2–3.2vol.%）的标准刚玉分子,属于过铝质花岗岩,其矿物和地化组成与Barbarin（1999）定义的白云母过铝质花岗岩（Muscovite-bearing Peraluminous Granitoids,MPGs）类似。岩体的稀土元素含量高,表现为右倾斜的稀土元素配分模式和Eu元素的强烈的负异常（δEu=0.10–0.64）。在微量元素原始地幔标准化的蛛网图上,明显富集Rb、Th、Pb等元素,而亏损Ba、Ta、Nb、Sr、Zr和Ti元素。岩浆锆石具有负的εHf（t）值（-12.0–-7.7）和全岩εNd（t）值（-9.5–-7.9）对应的TDM2年龄集中在2249–2008 Ma,指示为古老地壳物质的再造。大磊山岩体是泥质源区在低温条件下白云母脱水熔融的产物,其成因与再循环的陆表沉积物的熔融有关。空间上与大磊山岩体伴生的变玄武安山岩的年龄787±7 Ma,接近于或略小于大磊山岩体结晶年龄。玄武安山岩具有低的SiO2（53.42–56.21 wt.%）,MgO（0.78–3.57 wt.%）、K2O（0.43–1.25 wt.%）;高的TiO2（1.52–1.75 wt.%）、TFeO（9.03–11.73 wt.%）,属于亚碱性系列。玄武安山岩稀土元素以LREEs相对HREEs富集为主要特征,无明显的Eu的异常;在微量元素蛛网图上,具有Rb、Ba、Th和Pb等元素正异常,强烈Ta、Nb和Ti以及弱的Sr元素的负异常。大磊山变玄武安山岩岩石成因中并没有遭受地壳的混染,富集LILEs和LREEs、亏损HFSE的以及负的锆石εHf（t）值（-18.0–-3.6）指示为富集地幔源区,可能是再循环古老沉积物释放的流体和熔体共同交代地幔楔的结果。本文新的地质和地化数据表明,大洪山一带残留了新元古代早期洋壳或者洋壳俯冲有关的岩石组合,既包括中带的蛇绿岩套,也包括北带的弧有关的岩石组合。三里岗基性岩（871 Ma）和花岗质岩体（860 Ma）共同证实了该区弧岩浆活动的存在,大洪山增生杂岩带保留扬子板块最内部新元古代造山事件的踪迹。区域上,庙湾–神农架增生楔–弧系统（accretionary wedge-arc system）向东可能延伸至扬子板块北缘的大洪山杂岩一带,庙湾和神农架代表的洋盆最终关闭的时间不会早于850 Ma。大磊山S型花岗岩（800 Ma）及玄武安山岩（787 Ma）均指向了古老沉积岩再循环熔融有关的过程,这与新元古代早期>850 Ma的洋壳俯冲有关的岩浆活动明显不同。大磊山及其邻区的岩浆组合的地质和地化特征共同表明,大磊山岩体（800 Ma）是陆壳俯冲至中下地壳深度时顶层沉积物的部分熔融的产物,而玄武安山岩是富集大陆岩石圈地幔在后碰撞环境下部分熔融的产物;800–780 Ma之后,扬子北缘的岩浆源区中来自古老陆壳的贡献越来越多,代表着大构造环境逐渐向碰撞、后碰撞环境转变的造成。因此,新元古代中期800–780 Ma可能是大磊山地区（甚至扬子板块北缘）构造机制发生转换的重要时期。
刘欢[5]（2016）在《桐柏—大别造山带剪切带构造与年代学研究》文中研究表明桐柏造山带整体呈背形构造,其背形枢纽近水平,北西-南东走向。桐柏杂岩作为桐柏造山带的核部,其南侧被殷店-马垅剪切带围限,北侧被鸿仪河-桐柏剪切带围限,同时本文在其顶部识别出重要的太白顶剪切带。殷店-马垅剪切带倾向.南西,剪切指向为右行剪切;鸿仪河-桐柏剪切带倾向北东,剪切指向为左行剪切;太白顶剪切带面理近水平,剪切指向为上盘向北西向剪切;通过野外观察、显微构造研究,变形条件研究和对比分析,本文认为从构造形态上,三条剪切带可以恢复为一条统一的剪切带,命名为桐柏剪切带,桐柏剪切带具有上盘向北西向剪切运动的性质。对三条剪切带中的糜棱岩或者初糜棱岩样品的锆石年代学研究表明,三条剪切带中变形岩石的原岩侵位年龄分别为145 ± 6 Ma,142 ± 2 Ma和131 ± 6 Ma,同时桐柏杂岩中的L构造岩具有137 ± 8 Ma的变质年龄,杂岩中的混合岩具有137 ± 1 Ma的混合岩化年龄。桐柏剪切带中侵入的未变形的花岗岩的形成年代为早白垩世,在140-130 Ma之间,这与桐柏杂岩发生变质作用和混合岩化作用的时间一致。早白垩世大规模的岩浆活动以及其上涌作用使得桐柏杂岩发生褶皱作用,形成宽缓的背形,这种隆升作用可能一致持续到102-85 Ma。桐柏杂岩中也发育大规模的L构造岩,这套L构造岩主要位于桐柏造山带的核部,具有造山带规模,近东西向100 km长,南北向近10-30 km宽。L构造岩的线理呈近水平,走向与背形褶皱的枢纽一致,与造山带走向平行。伴随L构造岩发育的亦有广泛的鞘褶皱,鞘褶皱枢纽走向与L构造岩的线理走向一致。L构造岩核部发育一定规模的混合岩化,混合岩构造位置位于L构造岩之下,与L构造岩呈过渡关系。构造形态上,L构造岩被桐柏剪切带围限,运动学指示L构造岩相对剪切带上盘的高压榴辉岩岩石单元具有向南东向运动的特征。详细的构造、年代学分析表明,桐柏杂岩在早白垩世发生平行造山带伸展活动。L构造岩的形成机理分析表明,其发育与平行造山带伸展作用密切相关,同时扬子板块与华北板块的持续挤压,白垩纪大规模的岩浆上涌以及平行造山带的伸展等三方面的共同作用,造成了桐柏山造山带规模的L构造岩的发育。相似的或者相同的几何学、运动学特征也在秦岭、大别和中国中东部广发发育,这些现象表明,中国的中央造山带（秦岭-桐柏-大别-苏鲁造山带）的中下地壳在早白垩世可能经历了统一的平行造山带伸展活动,其动力学机制可能是垂向机制和水平机制共同作用的结果。垂向体制主要代表了白垩纪大规模的岩浆活动,水平机制主要为岩石圈地幔北西-南东向流动的牵引作用。侏罗纪至早白垩世,扬子板块与华北板块之间的挤压持续作用于桐柏-大别造山带,至早白垩世扬子板块的俯冲板片前端发生断, 分熔融,部分熔融的扬子基底发生岩浆化上涌,已经发生高压-超高压变质的变质岩石被折返至上地壳作为“盖层”位于部分熔融基底之上,高压-超高压变质岩岩片脆弱部分被岩浆侵入出露大范围的花岗岩,部分熔融的扬子基底（未出露的部分）则在下地壳形成桐柏-大别杂岩的原岩,与此同时,半固化的桐柏-大别杂岩在北西-南东向地幔对流的水平牵引力作用下发生平行造山带方向的伸展活动,形成了现今桐柏-大别造山带变形构造的主体。
韩建军[6]（2016）在《桐柏造山带中主要断裂带的变质变形特征研究》文中研究说明桐柏造山带构造位置处于扬子板块与华北板块之间,秦岭-桐柏-大别造山带的重要组成部分,向西跨过南阳盆地可与秦岭造山带相连,向东直接与大别造山带相连。桐柏造山带中发育有若干条重要的断裂带,它们是造山带演化不同阶段的产物,伴随着造山带的演化始终,这些断裂带的构造变形与造山带内部变形存在这一定内在联系,对这些断裂带的研究可以为造山带的演化提供可靠的依据。考虑到断裂带的露头出露情况、变形情况及工作量等问题,文中选择了南北两条具有代表性的断裂带,南侧殷店-马垅断裂带,北侧大河-固县断裂带,通过对其构造变形的精细研究,确定断裂带的运动学特征；断裂带内岩石的应变为较强的拉伸；剪切类型以简单剪切为主：变形温度约为400℃,变质相为绿帘角闪岩相；古应力方向恢复挤压方向为NNE-SSW向；剪切带的位移量约在860-1000米之间；厘定剪切带的韧性活动年代在中侏罗世至早白垩世之间（172Ma-137Ma）。这些研究不仅对断裂带对认识整个桐柏造山带的几何学、动力学及年代学等研究内容的进一步认识或重新认识,提供必要的第一手资料和理论支持。
黄丹峰[7]（2010）在《大别造山带晚中生代构造体制转换的火成岩记录》文中进行了进一步梳理大别造山带早白垩世岩浆大爆发与印支期碰撞之间的关系及晚中生代构造体制由挤压向伸展转换的准确时间和机制是当前研究的热点。本文以商城地区早白垩世岩浆活动序列研究为突破口,指出早白垩世岩浆爆发是大规模岩石圈拆沉的结果,岩石地球化学特征的变化反映岩浆来自拆沉前后不同厚度的地壳底部,大规模的拆沉导致区域构造体制由挤压转为伸展,地表由快速隆升转为沉降,这一快速转换的时间为130Ma。商城岩体和金刚台火山岩位于北淮阳构造带中段。野外接触关系表明金刚台火山岩不整合于商城岩体之上,SHRIMP锆石U-Pb定年结果显示,商城岩体肆顾墩单元为130.2Ma,金刚台火山岩为129Ma,均为早白垩世且近时代相近;火山岩中花岗岩脉和流纹岩岩床年龄分别为128.6Ma和127Ma,区域岩浆事件具有突发性。商城岩体可以归属为富钾钙碱性花岗岩类（KCG类）,岩石具有高含量的Al2O3、Sr,高Sr/Y比和低含量的Y、Yb,轻重稀土分馏显着,（La/Yb）N=23.072.5,无Eu异常（δEu=0.901.05）,发育Nb、Ta负异常,具有C型埃达克质岩石的特征,源区位于石榴石稳定区和斜长石、角闪石不稳定区,起源于榴辉岩相加厚下地壳的部分熔融。金刚台火山岩为一套以喷出相为主的中酸性火山岩组合,显示出典型的钙碱性演化趋势,具有低Sr和低Sr/Y比,轻重稀土分馏较明显,（La/Yb）N=17.020.2,但重稀土平坦,发育微弱到中等的负Eu异常（δEu=0.630.93）,发育Nb、Ta负异常,表明源区为斜长石、角闪石和石榴石的稳定区,起源于与现今一致的正常厚度的下地壳的部分熔融。从商城岩体到金刚台火山岩,地球化学特征从埃达克岩变化到正常钙碱性岩石系列,反映岩浆源区压力显着降低,说明商城地区在130129Ma之间很短的时间内地壳经历了从加厚到正常厚度的快速转变,与侵入到商城岩体的辉绿岩墙锆石宽谱系年龄一道证实岩石圈拆沉作用的发生。商城岩体主动侵位、就位压力逐渐降低的特征及火山岩不整合于商城岩体,说明商城岩体从岩浆起源、就位到剥露,地壳强烈挤压,地表快速隆升剥蚀,这种挤压也正是导致地壳增厚的区域性挤压应力的延续。金刚台火山机构保存完好和商城岩体巨厚的风化壳,说明火山喷发后,商城地区没有继续经历大规模的剥蚀,区域发生岩石圈伸展导致的沉降。商城岩体KCG类型花岗岩的特征也佐证了造山带由挤压状态向伸展的转变。大别造山带具有与商城地区相同的岩浆-动力学序列,早白垩世岩浆大爆发是岩石圈拆沉的结果,大规模拆沉导致区域应力由挤压转为伸展,地表由快速隆升转为沉降。
许长海[8]（2002）在《大别造山带碰撞后构造热/岩浆演化过程》文中认为本论文借助于热年代学、构造解析与地球化学等手段，对大别造山带晚后期（晚侏罗世以来）构造热／岩浆过程进行研究：（1）热年代学分析表明：140～85Ma大别造山带进入热窿伸展时期，由此引发广泛基底熔融、火山剧烈喷溢与盆地断陷作甩，这次热窿事件包括强热伸展阶段（140～105Ma）和晚期衰退阶段（105～85Ma）。在强热伸展阶段，热窿作用集中在大别／红安地块，并以大别地块最为强烈。大别热窿鱼括麻城-岳西热轴、穹核组合以及外围下滑系统，热轴平行造山带延向展布，北淮阳与（超）高压单元构成下滑系统，岳西、罗田热窿核占据麻城-岳西热轴东、西两端，它们最终成型时代不一致。热窿伸展进程伴随着大别强热中心沿着热伸展轴迁移摆动，这说明造山根拆沉过程以间歇性、迁移性、规模性与区域差异性为特征。在伸展退阶段，大别山仍显现穹状轮廓，但伸展强度与岩浆作用显着减弱。（2）构造解析表明：在现今剥露面内，大别山以伸热窿格局（140～85Ma）为主导，包括热窿核→剥离断裂带→下滑系统配置单元，热窿作用在商麻断裂两侧差异性显着。红安区热窿包括福田河／卡房窿核与红安群／北淮阳下滑系统，平天畈、熊店-浒湾、丰店-七里坪以及大悟-浠水等断裂构成滑脱带，（低）角闪岩相热伸展集中在窿核处，在下滑系统中发育绿片岩相伸展。大别区热窿由罗田／岳西窿核与北淮阳／南大别（超）高压下滑单元构成，其间（内）存在英山-新洲、磨子潭-晓天、太湖-浠水等滑脱带。大别热窿由中深到浅层次剥露过程对应着角闪岩相、低角闪岩相到绿片岩相退变质序列。（3）低温年代学分析表明：90Ma±造山带热窿构造最终被热断陷交切短轴热隆格局所取代，这种构造格局可一直延续到K～E（90～32Ma）时期（后期出现热分异与穹窿组合），其形成机制应该与西太平洋域汇聚特性引发区域差异推隆作用相关，这种推隆过程对于大别山现代地形建立有重要贡献。大别山AFT模拟热史还记录其它三次热构造事件：古新世（58～65Ma）热事件在造山带南北侧近边界断裂处影响显着，并在北淮阳与北缘盆地最为强烈；渐新世（30～34Ma）热事件广泛影响到整个造山带与北侧盆地；中新世（13～20Ma）热扰动集中在大别、红安两地块，而在北淮阳与合肥盆地相当微弱；推测这些热构造事件应该与西部碰撞域、东部汇聚域以及南海盆地扩张／关闭远场响应有关。（4）地球化学分析表明，大别造山带构造／岩浆事件（中生代以来）包括六期，汇聚“岛弧”事件（〉240Ma）、板块“断离”事件（210Ma±）、挤压“加厚”事件（早～中侏罗世）、造山带“去根”事件（早白垩世）、远场“扩张”事件（85～53Ma）与“地幔羽”事件（渐新世以来）。大别山热窿伸展与造山带“去根”作用密切相关，岩浆显示TiO2、Nb、P2O5亏损、Ba、La、K2O富集特点，岩浆源区显着亲合于EMI端元和下地壳。进入晚白垩世～古新世，由于受西太平洋汇聚域弧后扩张作用制约，火山岩钾质含量减少，岩浆源区位于BSE与EMI之间。渐新世以来，地幔羽事件以岩浆显着亲合PREMA幔源和洋岛玄武岩为标志。（5）对比邻区表明：①晚侏罗世～早白垩世，大别山源源（EMI）岩浆形成与造山根拆沉熔入地幔再循环有关，东南区幔源（EMI与EMII过渡）岩浆特性应该与洋壳俯冲沉积物加入、西太平洋汇聚域弧后扩张、以及大陆地幔上隆作用相联系，而下扬子岩浆兼有“拆沉”混合幔源（大别山）与弧后扩张幔源（东南区）过渡性质。大别造山带演化与东部大陆边缘显现构造制约关系，造山带“去根”作用属于造山晚后期构造与西太平洋域弧后扩张叠置产物。②晚白垩世～古新世，大别山与下扬子、东南区火山岩趋向洋岛玄武岩组成，同位素向着εNd增加、87sr86Sr减少方向演化，地幔源区与BSE端元大致亲合。这一时期，我国东部火山作用逐渐趋于统一幔源与统一扩张环境，而大别山晚后造山期演化渐趋于终结。③渐新世以来，统一构造环境与同一幔源区控制着我国东部火山作用，该时期火山岩显着亲合于PREMA幔源和洋岛玄武岩组成，橄榄岩包体指示深部存在PREMA地幔端元，这种特性应该与西太平洋域弧后扩张、地幔羽作用密切相关。（6）构造剥离分析表明：大别造山带具有双侧造山特点，（超）高压单元与灰色片麻岩之间为热窿核与下滑系统配置关系，南北大别界限可能不存在。麻城-岳西热轴指示加厚造山根深部延向与规模拆沉轮廓，磨子潭-晓天断裂属于伸展后造山带主缝合线残留。斜向汇聚使得大别区俯冲深度深于红安区，由此导致大别区（超）高压折返要比红安区更具规模性，这种差异折返还有助于理解大别造山带差异热窿伸展作用。大别造山机制经历过由早期俯冲型造山（Subduction）到晚期挤入型造山（Indentation）的转变过程。
二、Geochemistry of Gneisses from Dabie Complex and Tongbai Complex in Qinling-Tongbai-Dabie Orogenic Belt:Implications for Location of Yangtze-Sino-Korean Suture（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、Geochemistry of Gneisses from Dabie Complex and Tongbai Complex in Qinling-Tongbai-Dabie Orogenic Belt:Implications for Location of Yangtze-Sino-Korean Suture（论文提纲范文）
（1）东秦岭—大别—苏鲁造山带横波速度及径向各向异性结构研究（论文提纲范文）
| 作者简介 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究目的与意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 研究区地球物理研究现状 |
| 1.2.2 方法技术研究现状 |
| 1.3 论文主要研究内容 |
| 1.4 论文研究思路和创新点 |
| 1.5 论文章节安排 |
| 第二章 基本原理与方法技术 |
| 2.1 背景噪声互相关基本原理 |
| 2.1.1 单点源条件下的互相关 |
| 2.1.2 空间均匀分布的噪声源 |
| 2.2 有限频背景噪声层析成像 |
| 2.2.1 有限频背景噪声层析成像原理 |
| 2.2.2 有限频背景噪声层析成像反演 |
| 2.2.3 方法验证 |
| 2.3 远震面波双平面波层析成像 |
| 2.3.1 双平面波基本原理 |
| 2.3.2 双平面波层析成像 |
| 2.3.3 方法验证 |
| 2.4 小结 |
| 第三章 数据处理 |
| 3.1 数据来源 |
| 3.2 背景噪声数据处理 |
| 3.2.1 互相关计算 |
| 3.2.2 相速度频散曲线测量 |
| 3.2.3 频散曲线质量控制 |
| 3.3 远震面波数据处理 |
| 3.3.1 地震事件数据预处理 |
| 3.3.2 相速度频散曲线测量 |
| 3.4 研究区域面波层析成像 |
| 3.4.1 不同周期敏感度核 |
| 3.4.2 面波层析成像 |
| 3.4.3 Rayleigh面波相速度结构 |
| 3.4.4 Love面波相速度结构 |
| 3.5 小结 |
| 第四章 研究结果与地质意义 |
| 4.1 区域地质构造背景 |
| 4.1.1 区域构造单元 |
| 4.1.2 研究区域主要断裂 |
| 4.2 横波速度及径向各向异性结构 |
| 4.3 讨论 |
| 4.3.1 水平切片分布图及其地质意义 |
| 4.3.2 剖面结构及其地质意义 |
| 4.4 小结 |
| 第五章 结论与建议 |
| 5.1 结论 |
| 5.2 建议 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（2）桐柏—大别造山带的构造格局、演化过程及其成因分析（论文提纲范文）
| 致谢 |
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 课题来源及研究背景 |
| 1.1.1 课题来源 |
| 1.1.2 研究背景 |
| 1.2 桐柏—大别造山带的研究现状以及存在问题 |
| 1.2.1 研究现状 |
| 1.2.1.1 桐柏造山带的研究现状 |
| 1.2.1.2 西大别造山带的研究现状 |
| 1.2.1.3 东大别造山带的研究现状 |
| 1.2.2 存在的科学问题 |
| 1.3 研究思路与研究内容 |
| 1.3.1 研究思路 |
| 1.3.2 研究内容 |
| 1.4 预期成果与创新点 |
| 1.4.1 预期成果 |
| 1.4.2 主要创新点 |
| 1.5 主要工作量 |
| 第二章 区域地质概况 |
| 2.1 研究区岩石地层单元 |
| 2.1.1 桐柏造山带 |
| 2.1.2 西大别造山带 |
| 2.1.3 东大别造山带 |
| 2.2 研究区主要剪切带特征 |
| 2.3 区域岩浆活动 |
| 第三章 桐柏—大别造山带南北界剪切带的构造特征 |
| 3.1 桐柏—浒湾剪切带的构造特征 |
| 3.1.1 桐柏—浒湾剪切带的基本特征 |
| 3.1.2 桐柏—浒湾剪切带的构造变形特征 |
| 3.1.2.1 桐柏—浒湾剪切带的运动学特征 |
| 3.1.2.2 桐柏—浒湾剪切带的有限应变及涡度分析 |
| 3.1.2.3 桐柏—浒湾剪切带的位移量计算 |
| 3.1.2.4 桐柏—浒湾剪切带的显微构造分析 |
| 3.1.3 桐柏—浒湾剪切带的形成环境分析 |
| 3.1.3.1 桐柏—浒湾剪切带的岩石学特征 |
| 3.1.3.2 桐柏—浒湾剪切带变质条件分析 |
| 3.1.4 桐柏—浒湾剪切带的年代学约束 |
| 3.1.5 桐柏—浒湾剪切带的属性 |
| 3.2 殷店—马垅剪切带的构造特征 |
| 3.2.1 殷店—马垅剪切带的基本特征 |
| 3.2.2 殷店—马垅剪切带的构造变形特征 |
| 3.2.2.1 殷店—马垅剪切带的运动学特征 |
| 3.2.2.2 殷店—马垅剪切带的有限应变测量以及涡度计算 |
| 3.2.3 殷店—马垅剪切带的形成环境分析 |
| 3.2.4 殷店—马垅剪切带的年代学约束 |
| 3.3 小结 |
| 第四章 桐柏造山带的构造特征研究 |
| 4.1 桐柏造山带的基本特征 |
| 4.2 桐柏造山带的构造变形分析 |
| 4.2.1 桐柏造山带的几何学形态 |
| 4.2.1.1 殷店—小林地区 |
| 4.2.1.2 太白顶地区 |
| 4.2.2 桐柏造山带的有限应变特征 |
| 4.3 桐柏造山带的构造活动 |
| 4.4 南北剪切带和L构造岩对桐柏造山带构造格局的制约 |
| 4.4.1 桐柏杂岩南北界剪切带的对比分析 |
| 4.4.1.1 桐柏杂岩南北界剪切带的运动学对比 |
| 4.4.1.2 桐柏杂岩南北界剪切带的构造特征对比 |
| 4.4.1.3 桐柏杂岩南北界剪切带的形成环境对比 |
| 4.4.1.4 桐柏杂岩南北界剪切带的年代学对比 |
| 4.4.2 L构造岩对桐柏造山带构造格局的制约 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 西大别造山带的构造特征研究 |
| 5.1 西大别造山带的基本特征 |
| 5.2 西大别造山带的构造变形分析 |
| 5.2.1 西大别造山带的几何形态 |
| 5.2.2 西大别造山带的结构分析 |
| 5.2.2.1 西大别造山带的构造层次 |
| 5.2.2.2 西大别造山带的分带性 |
| 5.2.3 西大别造山带的运动学特征 |
| 5.2.3.1 运动学方向 |
| 5.2.3.2 应力状态分析 |
| 5.3 西大别造山带的构造环境分析 |
| 5.3.1 温度估算 |
| 5.3.2 电子探针分析 |
| 5.4 西大别造山带的构造年代学分析 |
| 5.4.1 西大别造山带的构造年代学 |
| 5.4.2 西大别造山带的构造期次 |
| 5.5 小结 |
| 第六章 东大别造山带的构造特征研究 |
| 6.1 东大别造山带的基本特征 |
| 6.1.1 东大别造山带的剖面特征 |
| 6.1.2 大别山东北缘桐城地区的地质特征 |
| 6.1.3 构造片麻岩的地质特征 |
| 6.2 东大别造山带的构造变形分析 |
| 6.2.1 东大别造山带的运动学特征 |
| 6.2.2 东大别造山带的有限应变测量 |
| 6.2.3 东大别造山带的应力状态分析 |
| 6.2.4 桐城地区应力场及构造动力学背景 |
| 6.3 东大别造山带的构造环境分析 |
| 6.3.1 霍山—马垅剖面中的构造片麻岩 |
| 6.3.2 桐城地区的构造片麻岩 |
| 6.4 东大别造山带的构造年代学分析 |
| 6.5 小结 |
| 第七章 桐柏—大别造山带构造格局以及构造模式探讨 |
| 7.1 桐柏—大别造山带几何学形态的限定 |
| 7.2 桐柏—大别造山带动力学机制及运动学轨迹 |
| 7.3 桐柏—大别造山带的构造演化及构造模式探讨 |
| 7.4 小结 |
| 第八章 结论 |
| 8.1 主要研究成果及结论 |
| 8.2 创新性研究成果 |
| 参考文献 |
| 攻读博士学位期间的学术活动及成果情况 |
（3）桐柏杂岩北界剪切带的构造变形特征研究（论文提纲范文）
| 1 区域地质概况 |
| 2 桐柏杂岩北界剪切带的岩相学分析 |
| 3 桐柏杂岩北界剪切带的位移量计算 |
| 3.1 有限应变测量及涡度分析 |
| 3.2 剪切带的位移量估算 |
| 3.2.1 数学法估算位移量 |
| 3.2.2 图解法 (集成法) 估算位移量 |
| 4 桐柏杂岩北界剪切带的显微构造变形分析 |
| 4.1 石英的分形特征 |
| 4.1.1 分维数的应用 |
| 4.1.2 分维数的测量方法 |
| 4.1.3 样品采集和计算结果 |
| 4.2 差异应力与应变速率 |
| 4.2.1 差异应力 |
| 4.2.2 应变速率 |
| 5 讨论与结论 |
| 5.1 讨论 |
| 5.2 结论 |
（4）扬子北缘随应地块及邻区新元古代900-780 Ma岩浆事件及其构造意义（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 研究现状与存在的问题 |
| 1.1.1 新元古代岩浆-火山活动对新元古代地球系统突变的独特意义 |
| 1.1.2 华南是否存在Grenville造山期造山事件？ |
| 1.1.3 新元古代中期~850–700 Ma是华南构造机制转换期 |
| 1.1.4 华南新元古代岩浆活动的地球动力学演化模型有关的争论激烈 |
| 1.1.5 扬子板块北缘是研究新元古代岩浆活动重要区域之一 |
| 1.1.6 大洪山俯冲增生杂岩的洋板块地层学记录 |
| 1.2 选题目标和意义 |
| 1.3 选题的研究内容和方法 |
| 1.3.1 野外调查 |
| 1.3.2 室内测试分析 |
| 1.3.3 综合研究 |
| 1.4 论文实际工作量总结 |
| 第二章 区域地质概况 |
| 2.1 桐柏–红安造山带 |
| 2.1.1 北部的古生代增生造山体系 |
| 2.1.2 南部的古生代末–中生代碰撞造山体系 |
| 2.2 襄广断裂带 |
| 2.3 大洪山俯冲增生混杂岩带 |
| 2.3.1 北带——三里岗岩浆弧 |
| 2.3.2 中带——大洪山增生杂岩带(？) |
| 2.3.3 南带——中元古代打鼓石群被动陆缘沉积 |
| 2.3.4 山前磨拉石建造——花山群 |
| 第三章 分析方法 |
| 3.1 岩石样品切片、全岩粉末样品的制备和锆石挑选 |
| 3.2. 锆石阴极发光(CL)图像 |
| 3.3 锆石SIMS U–Pb年龄及O同位素分析 |
| 3.4 锆石La–ICP MS U–Pb年龄及微量元素分析 |
| 3.5 锆石La–ICP MS Lu–Hf同位素分析 |
| 3.6 全岩主量和微量元素分析 |
| 3.7 全岩Sr–Nd同位素分析 |
| 第四章 大洪山混杂岩带新元古代~950–860 Ma的岩浆活动 |
| 4.1 三里岗地区的地质概况和样品采集 |
| 4.1.1 三里岗基性侵入岩 |
| 4.1.2 三里岗花岗岩体 |
| 4.2 锆石U–Pb年代学特征 |
| 4.2.1 三里岗基性侵入岩定年 |
| 4.2.2 三里岗花岗岩体定年 |
| 4.3 锆石Hf–O同位素组成 |
| 4.3.1 三里岗基性侵入岩的Hf–O同位素组成 |
| 4.3.2 三里岗花岗岩体的Hf–O同位素组成 |
| 4.4 全岩主量和微量元素组成 |
| 4.4.1 三里岗基性侵入岩全岩主量和微量元素组成 |
| 4.4.2 三里岗花岗岩体全岩主量和微量元素组成 |
| 4.5 全岩Sr–Nd同位素组成 |
| 4.6 三里岗基性侵入岩成因分析 |
| 4.6.1 地壳混染影响 |
| 4.6.2 源区性质分析：被俯冲板片流体交代的地幔楔 |
| 4.7 三里岗花岗质岩体的岩石成因分析 |
| 4.7.1 三里岗花岗岩体的岩石分类 |
| 4.7.2 三里岗花岗岩体的岩石成因分析 |
| 4.8 三里岗~860 Ma弧岩浆活动小结 |
| 第五章 大磊山地区新元古代~800–780 Ma的岩浆活动 |
| 5.1 大磊山地区野外地质调查 |
| 5.1.1 大磊山岩体 |
| 5.1.2 大磊山地区的红安群 |
| 5.1.3 桥店花岗斑岩 |
| 5.1.4 大磊山–吕王地区基性岩脉/岩席 |
| 5.1.5 宣化店-高桥-永佳河-（浠水）杂岩带（?） |
| 5.1.6 大磊山地区岩石组合小结 |
| 5.2 样品采集及岩相学特征 |
| 5.2.1 大磊山岩体 |
| 5.2.2 大磊山变玄武安山岩 |
| 5.3 锆石U–Pb年代学特征 |
| 5.3.1 大磊山岩体定年 |
| 5.3.2 大磊山变玄武安山岩定年 |
| 5.4 锆石Lu–Hf同位素组成 |
| 5.4.1 大磊山岩体锆石Lu–Hf同位素组成 |
| 5.4.2 大磊山变玄武安山岩锆石Lu–Hf同位素组成 |
| 5.5 全岩主量和微量元素组成 |
| 5.5.1 大磊山岩体主量和微量元素组成 |
| 5.5.2 大磊山变玄武安山岩主量和微量元素组成 |
| 5.6 全岩Sr–Nd同位素组成 |
| 5.7 大磊山岩体与大磊山玄武安山岩的成因关系分析 |
| 5.8 大磊山岩体成因分析 |
| 5.8.1 结晶分离作用 |
| 5.8.2 源区性质分析：I型花岗岩or S型花岗岩？ |
| 5.8.3 继承锆石的意义 |
| 5.8.4 岩浆形成温度 |
| 5.8.5 大磊山岩体成因小结 |
| 5.9 大磊山变玄武岩山岩成因分析 |
| 5.9.1 结晶分离与地壳混染作用 |
| 5.9.2 源区性质分析：遭受再循环沉积物释放流体和熔体改造的地幔楔 |
| 5.9.3 大磊山地区岩石圈地幔富集过程分析 |
| 5.10 大磊山地区~800–787 Ma岩浆活动的大地构造环境 |
| 第六章 结论与存在的问题 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 主要问题 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 附图 |
| 附表 |
（5）桐柏—大别造山带剪切带构造与年代学研究（论文提纲范文）
| 致谢 |
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1. 大别造山带的研究现状 |
| 1.2. 桐柏造山带研究现状 |
| 1.3. 桐柏-大别造山带杂岩和剪切带研究存在的问题 |
| 1.4. 本文将要解决的问题 |
| 1.5. 论文工作量及章节安排 |
| 第二章 地质背景 |
| 2.1. 桐柏造山带的地质背景 |
| 2.2. 大别造山带的地质背景 |
| 第三章 桐柏-大别造山带各地质体的年代学研究背景 |
| 3.1. 高压-超高压岩石单元 |
| 3.2. 桐柏杂岩 |
| 3.3. 大别杂岩 |
| 3.4. 桐柏-大别造山带北侧发育的剪切带 |
| 3.5. 桐柏-大别造山带南侧发育的剪切带 |
| 3.6. 岩浆岩 |
| 第四章 殷店-马垅剪切带构造特征 |
| 4.1. 殷马剪切带西段及邻近区域的地质特征 |
| 4.2 殷马剪切带东段及邻近区域的地质特征 |
| 4.3 殷马剪切带区域范围内面、线理发育特征 |
| 4.4 殷马剪切带区域范围内的显微构造及变形机制 |
| 4.5. 有限应变测量 |
| 4.6. 应力场分析 |
| 4.7. 流变学特征、运动学指向分析 |
| 4.8 涡度计算 |
| 4.9. 殷店-马垅剪切带西段电子探针温压估算 |
| 第五章 桐柏杂岩构造特征 |
| 5.1. 太白顶近水平剪切带 |
| 5.1.1. 几何学和运动学 |
| 5.1.2. 显微构造特征 |
| 5.2. L构造岩 |
| 5.2.1 桐柏山L构造岩的矿物形态组构 |
| 5.2.3. L构造岩显微特征 |
| 5.2.4. 有限应变测量及涡度计算 |
| 5.2.5. 桐柏山L构造岩温压条件评价 |
| 5.3. 混合岩 |
| 5.4. 其他伴生构造 |
| 第六章 鸿仪河-桐柏剪切带的构造特征 |
| 6.1. 几何学和运动学特征 |
| 6.2 显微构造特征 |
| 第七章 岩石石英C轴组构分析 |
| 7.1. 样品采集 |
| 7.2. 样品测试 |
| 7.3. 测定结果及分析 |
| 第八章 年代学 |
| 8.1. 样品及分析方法 |
| 8.2. 年代学测试结果 |
| 8.2.1 鸿仪河-桐柏剪切带活动年龄测量结果(样品XX3-3) |
| 8.2.2. 桐柏杂岩中三个单元的年代学结果 |
| 8.2.3. 殷店-马垅剪切带活动年龄测量结果(样品XX17-1和XX54) |
| 8.3. 桐柏造山带殷店-马垅剪切带和混合岩的Ar/Ar测年 |
| 8.3.1. 测定方法:常规~(40)Ar/~(39)Ar阶段升温测年法 |
| 8.3.2. 实验结果 |
| 8.4. 脉体年代学研究 |
| 8.4.1. 样品采集 |
| 8.4.2. 分析方法 |
| 8.4.3. 测定结果 |
| 第九章 讨论 |
| 9.1. 桐柏-大别造山带主要研究结果总结 |
| 9.2. 殷店-马垅剪切带构造性质的讨论 |
| 9.3. 殷店-马垅剪切带、太白顶水平剪切带和鸿仪河-桐柏剪切带构造关系的讨论 |
| 9.4. 桐柏剪切带构造演化时间的限定 |
| 9.5. 桐柏杂岩的性质及构造演化 |
| 9.6. 桐柏杂岩中L构造岩的形成模式讨论 |
| 9.7. 桐柏剪切带和L构造岩对桐柏造山带演化的启示 |
| 9.8. 桐柏造山带的研究对认识秦岭-桐柏-大别-苏鲁造山带的启发 |
| 9.9. 桐柏造山带构造变形的动力学机制探讨 |
| 第十章 结论 |
| 参考文献 |
| 攻读博士学位期间的学术活动及成果情况 |
（6）桐柏造山带中主要断裂带的变质变形特征研究（论文提纲范文）
| 致谢 |
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 前言 |
| 1.1 选题来源、目的和意义 |
| 1.1.1 选题来源 |
| 1.1.2 选题目的及意义 |
| 1.2 桐柏造山带的研究现状、存在问题 |
| 1.2.1 造山带的研究现状 |
| 1.2.2 存在问题 |
| 1.3 研究方案 |
| 1.3.1 研究思路及方法创新 |
| 1.3.2 研究方法 |
| 1.3.3 研究内容 |
| 1.4 主要工作量 |
| 第二章 区域地质概况 |
| 2.1 研究区岩石地层单元 |
| 2.2 主要断裂带及构造剖面简介 |
| 第三章 大河-固县断裂带 |
| 3.1 大固断裂宏观构造特征 |
| 3.1.1 大固断裂带面线理特征 |
| 3.1.2 大固断裂带运动学特征 |
| 3.2 大固断裂微观变形特征 |
| 3.2.1 岩石镜下特征分析 |
| 3.2.2 岩石应变测量 |
| 3.2.3 涡度分析 |
| 3.3 变质环境分析 |
| 3.3.1 矿物变形温度计 |
| 3.3.2 二长石矿物地质温度计 |
| 3.4 断裂带位移量估算 |
| 3.5 小结 |
| 第四章 殷店-马垅断裂带 |
| 4.1 殷马断裂宏观构造特征 |
| 4.1.1 岩石学特征 |
| 4.1.2 运动学特征 |
| 4.2 殷马断裂变形特征分析 |
| 4.2.1 岩石应变测量 |
| 4.2.2 动态重结晶及分维数分析 |
| 4.3 殷马断裂带形成温度分析 |
| 4.3.1 变形脉体的包裹体测温 |
| 4.3.2 二长石温度计 |
| 4.3.3 云母温度计 |
| 4.4 殷马剪切带的应力场分析 |
| 4.5 殷马剪切带位移量 |
| 4.6 地质年代学分析 |
| 4.6.1 剪切带石英ESR测年 |
| 4.6.2 锆石年代学分析 |
| 4.7 小结 |
| 第五章 结论 |
| 参考文献 |
| 攻读硕士学位期间的学术活动及成果情况 |
（7）大别造山带晚中生代构造体制转换的火成岩记录（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 前言 |
| 1.1 研究现状 |
| 1.2 选题依据与研究目的 |
| 1.3 研究思路、拟解决的问题与工作量 |
| 1.3.1 研究思路和方法 |
| 1.3.2 拟解决的科学问题 |
| 1.3.3 本文工作量 |
| 1.4 论文取得进展及创新成果 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 大别造山带构造-岩石分带 |
| 2.1.1 北淮阳构造带 |
| 2.1.2 北大别杂岩带 |
| 2.1.3 南大别高压-超高压变质带 |
| 2.1.4 宿松杂岩带 |
| 2.2 研究区地质概况 |
| 2.2.1 主要断裂 |
| 2.2.2 地层 |
| 2.2.3 岩浆岩 |
| 第3章 SHRIMP 锆石U-PB 年代学 |
| 3.1 野外重要接触关系 |
| 3.2 SHRIMP 锆石U-PB 测年方法简介 |
| 3.3 商城岩体SHRIMP 锆石U-PB 年龄 |
| 3.4 金刚台火山岩SHRIMP 锆石U-PB 年龄 |
| 3.5 脉岩SHRIMP 锆石U-PB 年龄 |
| 3.5.1 花岗岩脉 |
| 3.5.2 流纹岩岩床 |
| 3.5.3 辉绿岩墙 |
| 3.6 本章小结 |
| 第4章 商城岩体岩石学与地球化学特征 |
| 4.1 商城岩体野外地质特征 |
| 4.2 商城岩体岩相学特征 |
| 4.2.1 楼坊湾单元 |
| 4.2.2 石鼓洼单元 |
| 4.2.3 肆顾墩单元 |
| 4.2.4 包体 |
| 4.2.5 岩相学变化规律 |
| 4.3 钾长石斑晶成因分析 |
| 4.4 地球化学特征 |
| 4.4.1 主量元素与花岗岩分类 |
| 4.4.2 微量元素 |
| 4.5 本章小结 |
| 第5章 金刚台火山岩岩石学与地球化学特征 |
| 5.1 金刚台火山岩野外地质 |
| 5.2 金刚台火山岩岩相学特征 |
| 5.3 地球化学特征 |
| 5.3.1 主量元素 |
| 5.3.2 微量元素 |
| 5.4 岩浆作用过程 |
| 5.5 本章小结 |
| 第6章 地壳快速减薄与岩石圈拆沉作用 |
| 6.1 商城岩体C 型埃达克岩与区域加厚地壳 |
| 6.2 地壳快速减薄与岩石圈拆沉作用 |
| 6.3 辉绿岩墙锆石年龄谱与岩石圈拆沉作用 |
| 第7章 地壳快速隆升-沉降与构造体制转换 |
| 7.1 区域地壳快速隆升与强烈挤压背景 |
| 7.1.1 商城岩体侵位机制与区域挤压 |
| 7.1.2 商城岩体的同剥露侵位 |
| 7.1.3 地表快速隆升与剥蚀 |
| 7.2 地壳沉降与区域岩石圈伸展 |
| 7.3 商城岩体花岗岩成因背景与构造体制转换 |
| 7.4 构造体制转换与岩石圈拆沉的联系 |
| 7.5 大别造山带晚中生代岩浆活动与动力学过程 |
| 7.6 构造体制转换对中国东部地质研究的启示 |
| 7.6.1 中国东部岩石圈减薄与地理形貌 |
| 7.6.2 大别造山带印支期花岗岩缺失与斑岩型矿床的时代特征 |
| 第8章 主要结论 |
| 图版 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 个人简历(教育背景) |
| 发表文章 |
| 参加学术会议并作报告 |
（8）大别造山带碰撞后构造热/岩浆演化过程（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 造山过程模型与剥露作用 |
| 1.1 俯冲碰撞期剥露作用 |
| 1.2 碰撞造山期剥露作用 |
| 1.3 造山晚后期剥露作用 |
| 1.4 结论与讨论 |
| 第二章 低温年代学与大别山研究现状 |
| 2.1 隆升/剥露作用 |
| 2.2 低温热年代学 |
| 2.3 古地形与盆山耦合 |
| 2.4 大别造山带组成 |
| 2.5 高压变质作用研究 |
| 2.6 缝合带与造山样式 |
| 2.7 热窿伸展构造 |
| 2.8 论文研究内容 |
| 第三章 热窿伸展作用:年代学约束 |
| 3.1 (U-Th)/He年代限定 |
| 3.2 热年代构造属性 |
| 3.3 差异热窿样式 |
| 3.4 结论与讨论 |
| 第四章 热窿伸展作用:构造学证据 |
| 4.1 大别山热窿伸展构造 |
| 4.2 大别区热窿伸展构造 |
| 4.3 红安区热窿伸展构造 |
| 4.4 结论与讨论 |
| 第五章 AFT年代学与构造推隆作用 |
| 5.1 样品测试与年龄对比 |
| 5.2 AFT年代等值线约束 |
| 5.3 AFT热史模拟与解释 |
| 5.4 结论与讨论 |
| 第六章 造山期以来深部岩浆过程 |
| 6.1 偏基性岩分布与时代 |
| 6.2 化学组成与构造属性 |
| 6.3 蛛网图解与构造环境 |
| 6.4 稀土元素配分模式 |
| 6.5 同位素源区演化 |
| 6.6 结论与讨论 |
| 第七章 与邻区深部岩浆作用对比 |
| 7.1 大别邻区火山岩分布 |
| 7.2 岩石化学与构造环境 |
| 7.3 同位素源区差异演化 |
| 7.4 结论与讨论 |
| 第八章 结论、讨论与建议 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
四、Geochemistry of Gneisses from Dabie Complex and Tongbai Complex in Qinling-Tongbai-Dabie Orogenic Belt:Implications for Location of Yangtze-Sino-Korean Suture（论文参考文献）
- [1]东秦岭—大别—苏鲁造山带横波速度及径向各向异性结构研究[D]. 赵凯锋. 中国地质大学, 2018(06)
- [2]桐柏—大别造山带的构造格局、演化过程及其成因分析[D]. 李海龙. 合肥工业大学, 2018(01)
- [3]桐柏杂岩北界剪切带的构造变形特征研究[J]. 李海龙,宋传中,韩建军,李加好,任升莲,张妍,王微,杨帆,李振伟,王阳阳,袁芳,兰瑞烜. 地质论评, 2017(03)
- [4]扬子北缘随应地块及邻区新元古代900-780 Ma岩浆事件及其构造意义[D]. 徐扬. 中国地质大学, 2017(01)
- [5]桐柏—大别造山带剪切带构造与年代学研究[D]. 刘欢. 合肥工业大学, 2016(12)
- [6]桐柏造山带中主要断裂带的变质变形特征研究[D]. 韩建军. 合肥工业大学, 2016(02)
- [7]大别造山带晚中生代构造体制转换的火成岩记录[D]. 黄丹峰. 中国地质大学（北京）, 2010(04)
- [8]大别造山带碰撞后构造热/岩浆演化过程[D]. 许长海. 同济大学, 2002(04)