一、孔兹岩系事件与太古宙地壳构造演化（论文文献综述）
翟明国,赵磊,祝禧艳,焦淑娟,周艳艳,周李岗[1]（2020）在《早期大陆与板块构造启动——前沿热点介绍与展望》文中指出板块构造的启动时间和机制,一直是国内外地球科学界关注的焦点,有不少热点文章对此进行了讨论。它涉及的不仅是早期地球的构造机制问题,更关系到整个地球的演化历史、变化过程和演化规律,以及地球的未来。本文对国内外的研究状况、研究重点进行了简单述评,强调地球的"热状态和热演化"是构造机制演化的关键控制因素,提出大陆形成和岩石圈的演化与板块构造起源关联密切,是理解早期板块构造启动的重要研究内容。华北克拉通是代表性的古老大陆,本文对它的研究状况给出了介绍和评述。文章最后展望了"早期大陆与板块构造启动"这一重要科学问题的研究方向,并对相应的研究方法提出了评论和建议性意见。
石强[2]（2020）在《华北克拉通北缘早前寒武纪石榴花岗岩变质深熔成因及其构造意义》文中研究说明大青山-集宁-凉城地区位于华北克拉通北缘孔兹岩带中-东段,是典型的古元古代早前寒武纪基底出露区,区内古元古代孔兹岩系和深熔石榴花岗岩广泛出露,期间分布相对较少的大青山表壳岩、基性辉长/苏长岩和紫苏花岗岩。孔兹岩带内石榴花岗岩深熔现象的广泛出露使得其成为研究深熔作用天然实验室。本文基于野外地质调查和岩相学研究基础上,利用SHRIMP锆石U-Pb定年、EPMA电子探针矿物地球化学分析以及全岩地球化学分析等手段,对大青山-集宁-凉城新太古代-古元古代岩石进行系统的研究,取得以下的认知:1)大青山地区哈德门沟石榴花岗岩和大青山表壳岩,野外空间上密切共生渐变过渡,二者岩相学和地球化学特征显示具有十分密切的亲缘关系,哈德门沟的一条地质剖面上依次可以观察到大青山表壳岩石榴黑云母片麻岩、深熔含夕线堇青石榴黑云母片麻岩和石榴花岗岩。锆石U-Pb测年结果显示,含夕线堇青石榴黑云母片麻岩中获得一期变质成因锆石年龄2367±8Ma,石榴花岗岩中获得深熔成因锆石年龄2434±6Ma,表明石榴花岗岩变质深熔作用发生在2.43-2.37Ga之间,认为变质深熔作用与2.45-2.37Ga构造事件密切相关。平方沟紫苏花岗岩样品中获得其深熔年龄为2466±8Ma,结合以往资料,认为石榴花岗岩和紫苏花岗岩的深熔作用可能发生在2.452.37Ga期间,并且与区内基性岩浆底侵事件有关。2)对大青山地区含夕线堇青石榴黑云母片麻岩与石榴花岗岩进行相平衡模拟研究,分辨出变质作用演化的3个阶段,其早期进变质阶段矿物组合以石榴石变斑晶中石榴石+黑云母+钾长石+斜长石+石英等包体为特征;峰期变质阶段典型矿物组合为:石榴石+黑云母+钾长石+斜长石+夕线石+石英+熔体;峰后近恒温减压和降温变质阶段矿物组合为:黑云母+堇青石+斜长石+石榴石+石英+夕线石+钾长石+熔体,堇青石与大量的斜长石伴生以及堇青石中含有细粒的石英和斜长石包体,暗示可能发生以下黑云母脱水熔融反应:Bio+Sil+Q±Pl→Crd+Melt。此外,石榴石边部被堇青石围绕,可能发生的熔融反应为:Gt+Sil+Melt→Crd+Bio。通过相平衡模拟进一步限定变质作用三个阶段的温压条件,依次为650–750℃/5.3–8.9kbar,800–830℃/9.8–11.2kbar和780–810℃/5.0–6.0kbar,形成一条具有顺时针特征的变质作用演化P-T轨迹。结合以往资料,认为研究区石榴花岗岩深熔作用可能发生在具有顺时针P-T轨迹的峰期及峰期后等温降压过程,主要是钾长石熔融和黑云母熔融。3)通过SHRIMP锆石U-Pb定年,集宁-凉城一带三件斑状中细粒石榴花岗岩样品获得1.90-1.93Ga变质深熔年龄,三件富铝片麻岩样品中获得变质锆石年龄为1.89-1.92Ga,结合以往资料,表明石榴花岗岩变质深熔作用发生在1.90-1.93Ga期间,同时存在一期1.90-1.92Ga变质事件年龄。巨斑状石榴花岗岩获得1915±5Ma变质深熔年龄,两件细粒含石榴花岗岩中变质成因锆石获得变质锆石年龄为1909±6Ma和不一致线上交点年龄为1911±23Ma,大什子紫苏正长片麻岩中变质成因锆石获得变质年龄为1925±6Ma。综上所述,集宁-凉城地区至少存在一期1.90-1.93Ga构造事件,同时对应一期深熔石榴花岗岩。通过地球化学和锆石年代学对比分析,认为斑状中细粒石榴花岗岩、巨斑状石榴花岗岩和细粒含石榴花岗岩与1.96-1.90Ga期间变质辉长和苏长岩底侵事件有关。4)深熔石榴花岗岩地球化学特征对源岩具有一定程度的继承性,但是又具有其独特的特征。石榴花岗岩中具有高场强元素Nb、Ta、P和Ti等相对亏损,大离子亲石元素Ba相对富集的特征。研究表明Eu富集型样品中斜长石含量相对较高和石榴子石含量可能相对较少,这种Eu的异常特征成为小规模深熔岩石最标志性的特点之一。稀土元素配分模式曲线尾部上翘的特点与石榴石、锆石及磷灰石有关。深熔作用的发生对源岩也具有一定的选择性,酸性端元可能更容易发生深熔。对源岩的继承性在于近原地的成因使得深熔岩浆尽最大可能保持源岩的组分特征,未发生元素的重新分配;差异性则暗示与深熔作用及之后的熔体原地-半原地-远半原地的汇聚和流动有关。5)依据岩石学、岩相学、地球化学和年代学特征,按照深熔熔体运移的距离,将华北克拉通北缘孔兹岩系内出露的深熔花岗岩分为原地、近原地、半原地及远半原地石榴花岗岩。这些原地→远半原地石榴花岗岩具有局部岩石类型逐渐趋于单一化的特点,说明岩石成分逐渐均匀,与其源岩的差异性逐步增强,锆石阴极发光图像下形态和获得年龄均与其源岩具有相似性,认为区内石榴花岗岩是其源岩在不同深熔程度下,熔体发生不同距离运移的产物。研究表明石榴花岗岩主要为变泥岩部分熔融和变杂砂岩部分熔融,与其源岩大青山表壳岩石榴黑云母片麻岩（哈德门沟石榴花岗岩源岩）/孔兹岩系富铝片麻岩（集宁-凉城石榴花岗岩源岩）特征一致。同时,深熔作用对源岩具有一定的选择性,源岩的酸性端元可能更容易发生深熔。6)综合已有研究成果,认为华北克拉通大青山-集宁-凉城石榴花岗岩经历如下演化过程形成:2.45-2.37Ga期间,大青山地区幔源基性岩浆底侵形成局部热点,（夕线堇青）石榴黑云母片麻岩发生变质深熔作用,熔体经历原地-近原地运移,形成哈德门沟石榴花岗岩。同时,哈德门沟-平方沟中基性麻粒岩发生深熔作用,深熔熔体与残留体、残留矿物相逐渐分离形成紫苏花岗岩。1.96-1.92Ga期间,集宁凉城一带发生大规模的变质辉长苏长岩等幔源基性岩浆底侵事件,中-上地壳孔兹岩系富铝片麻岩发生深熔,形成大规模的深熔熔体。1.92-1.90Ga期间,深熔熔体在原地结晶成岩,残留体与熔体未发生分离,形成赋存在深熔富铝片麻岩中团块状石榴花岗岩;深熔熔体经原地-近原地运移后,残留矿物相与熔体初步分离,结晶成岩形成斑状中细粒石榴花岗岩;部分深熔熔体在与基性岩浆充分接触后可能发生成分的置换,受到局部热点的影响经半原地运移,残留矿物相与大部分熔体分离,形成巨斑状石榴花岗岩;最终,深熔熔浆经远半原地运移萃取出成分相对均一、残留体与熔体几乎完全分离的细粒含石榴花岗岩岩株。
陈彪[3]（2020）在《鄂尔多斯盆地东北部上古生界碎屑锆石U-Pb年代学及其地质意义》文中研究指明鄂尔多斯盆地位于华北克拉通的西部陆块,盆地北部的沉积演化始终受华北克拉通北缘古亚洲洋构造演化的控制。同造山盆地内碎屑锆石年代学特征不仅可以确定物质来源,同时可以较好的反映相邻造山带的演化,鄂尔多斯盆地地处兴蒙造山带的南缘,盆地内的碎屑物质则可以清晰的记录古亚洲俯冲造山过程。本次研究对鄂尔多斯盆地北部榆林-神木地区上古生界钻井岩心样品进行碎屑锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄测试,结合对比盆地周缘地体出露情况及构造演化特征,确定研究区物质来源,同时反演鄂尔多斯盆地北部及周缘地质历史事件。本次得到的碎屑锆石年龄主要显示为新太古代-古元古代早期（2550～2400Ma）、古元古代（2000～1700Ma）和早石炭世晚期—早二叠世（330～284Ma）三组年龄峰段,显示2500Ma、1850Ma和300Ma三个年龄峰值,其次存在2200Ma和400Ma的两个弱峰值年龄。碎屑锆石主体为古元古代锆石,占各自样品的比例高达77%～93%,其次为早石炭世-早二叠世锆石（8%～20%）,同时还发现了中元古代和30亿年的古老碎屑锆石。锆石U-Pb年龄分布范围广泛,从太古代—古生代都有记录,可以较好的反映地质历史时期的重要事件。将研究区碎屑锆石年龄与盆地周围造山带锆石年龄对比研究表明,鄂尔多斯盆地北部上古生界沉积物主要来源于华北克拉通北缘阴山地块和孔兹岩带。同时,碎屑锆石年龄的年轻组分表明,石炭纪以来华北克拉通北缘受古亚洲洋持续俯冲影响,内蒙古隆起在早石炭世晚期～330Ma开始大规模隆升,早二叠世山西期古亚洲洋俯冲消亡,之后内蒙古隆起进入稳定剥蚀期,鄂尔多斯盆地由陆表海盆地转换为陆内坳陷盆地,兴蒙碰撞造山带和内蒙古隆起开始共同为鄂尔多斯盆地提供稳定的陆源碎屑沉积物质。
李磊[4]（2019）在《华北克拉通南缘2.5-2.2 Ga中酸性侵入岩的成因及地质意义》文中认为克拉通属古老稳定陆块,是大陆岩石圈的重要组成单元。华北克拉通是地球上最古老的克拉通之一,广泛发育太古宙-古元古代基底,是研究前寒武纪大陆地壳形成演化的重要窗口。本论文以华北克拉通南缘林山杂岩和太华杂岩为研究对象,对区内发育的新太古代-古元古代中酸性侵入岩开展野外地质调查、岩相学、LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学、主量-微量元素和Hf-Nd同位素地球化学研究,结合前人研究成果,取得如下研究进展:（1）在林山杂岩中识别出2529 Ma的TTG岩石和2543-2503 Ma的高钾花岗岩类。TTG岩石具有高的SiO2（62.81 wt.%-80.39 wt.%）和Na2O（3.35 wt.%-6.00wt.%）,低的K2O（1.25 wt.%-3.28 wt.%）和P2O5（0.02 wt.%-0.13 wt.%）,Al2O3变化较大（10.17 wt.%-15.55 wt.%）,所有样品在An-Ab-Or分类图中均落入奥长花岗岩区域。岩石稀土元素总量较低,显示右倾型特征,具有明显的Eu元素负异常（Eu/Eu*=0.36-0.96）。在原始地幔标准化微量元素配分图上,样品富集Rb、K、Th、Pb等元素,亏损Nb、Ta、P、Ti等元素。岩石具有正的锆石εHf（t）值（+2.8到+7.0）和全岩εNd（t）值（+5.4和+2.2）,锆石Hf同位素二阶段模式年龄为2.87-2.60Ga,全岩Nd同位素二阶段模式年龄为2.47Ga和2.68 Ga。上述特征表明,TTG岩石是新生基性下地壳部分熔融的产物。高钾花岗岩类主要由二长花岗岩和花岗闪长岩组成,具有高的SiO2（65.86wt.%-78.08 wt.%）和K2O（3.29 wt.%-7.62 wt.%）,低的P2O5（0.01 wt.%-0.27 wt.%）。岩石呈右倾稀土配分模式,具有强烈的Eu元素负异常（Eu/Eu*=0.20-0.81）。在原始地幔标准化微量元素配分图上,样品富集Rb、K、Th、U等元素和亏损Nb、Ta、Zr、Ti等元素。岩石具有正的锆石εHf（t）值（+2.5到+6.6）和全岩εNd（t）值（+0.7到+4.5）,锆石Hf同位素二阶段模式年龄为2.87-2.64 Ga,全岩Nd同位素二阶段模式年龄为2.77-2.50 Ga,与该地区新太古代TTG岩石、斜长角闪岩和闪长岩相似。因此,高钾花岗岩类由林山地区新太古代TTG岩石、斜长角闪岩和闪长岩部分熔融形成。TTG岩石和高钾花岗岩类都具有高的全岩锆饱和温度（684-827℃和694-889℃）,低的Sr/Y比值（1.79-5.19和0.27-21.1）,显示出低压部分熔融特征。结合其它地质证据,指示上述岩石形成于弧-陆碰撞后的伸展环境,表明华北克拉通在2.5 Ga完成了微陆块的拼合和初步克拉通化。（2）在熊耳山地区太华杂岩中识别出2168 Ma的六集坪二长花岗岩和2176Ma的穆册石英闪长岩。六集坪二长花岗岩具有高的SiO2（70.15 wt.%-74.66 wt.%）和K2O（5.17 wt.%-6.98 wt.%）,低的P2O5（0.03 wt.%-0.10 wt.%）。稀土元素总量高,轻稀土富集,重稀土亏损,Eu元素负异常明显（Eu/Eu*=0.23-0.42）。在原始地幔标准化微量元素配分图上,显示Rb、Th、Nb、Ce、Zr、Ga等元素富集和Ba、Sr、P、Eu和Ti等元素亏损的特征。岩石具有高的104×Ga/Al值（2.44-3.55）、Zr+Nb+Ce+Y含量（432 ppm-617 ppm）和全岩锆饱和温度（774-920℃）。上述特征表明六集坪二长花岗岩为A型花岗岩。岩石具有负的锆石εHf（t）值（-10.7到-8.2）和全岩εNd（t）值（-5.8到-3.4）,锆石Hf同位素二阶段模式年龄为3.45-3.27Ga,全岩Nd同位素二阶段模式年龄为2.92-2.76 Ga。因此,六集坪二长花岗岩由太古宙古老地壳部分熔融形成。穆册石英闪长岩具有低的SiO2（55.71 wt.%-58.15 wt.%）,高的K2O（3.85wt.%-4.79 wt.%）、Fe2O3T（6.09 wt.%-7.44 wt.%）和MgO（2.81 wt.%-3.50 wt.%）。稀土元素总量低,显示右倾稀土配分模式,具有Eu元素负异常（Eu/Eu*=0.78-0.94）。在原始地幔标准化微量元素配分图上显示Rb、Ba、K、Pb等元素的正异常和Nb、Ta、P、Ti、Zr、Hf等元素的负异常。岩石具有负的锆石εHf（t）值（-4.9到-1.3）和全岩εNd（t）值（-3.6到-2.4）,锆石Hf同位素二阶段模式年龄为3.09-2.86 Ga,全岩Nd同位素二阶段模式年龄为2.78-2.70 Ga。上述特征表明穆册石英闪长岩是太古宙古老地壳部分熔融的产物,同时有少量幔源物质的加入。六集坪二长花岗岩具有低的Sr/Y比值（2.32-10.5）和高的全岩锆饱和温度（764-810℃）,形成于低压高温的伸展环境,这与A型花岗岩的形成环境一致。结合前人研究成果,六集坪二长花岗岩和穆册石英闪长岩形成于板内伸展环境,表明华北克拉通南缘在古元古代中期处于陆内裂谷的构造环境。（3）华北克拉通南缘存在多期新太古代-古元古代岩浆活动。为了深入了解华北克拉通南缘陆壳的形成演化,本论文收集了林山杂岩、涑水杂岩、太华杂岩和登封杂岩中发育的新太古代火成岩的锆石U-Pb年龄和配套的原位Hf同位素数据,共获得1551个锆石U-Pb年龄和1103个Hf同位素数据。锆石U-Pb年龄数据表明华北克拉通南缘岩浆活动存在2.8-2.7 Ga和2.5 Ga两个主要阶段,并且以2.5 Ga的岩浆活动最为强烈。原位Hf同位素数据表明华北克拉通南缘最主要的地壳生长发生在2.7 Ga,与华北克拉通以及全球其他典型克拉通一致。εHf（t）-年龄关系图中,几乎所有2.5 Ga岩浆锆石都具有正的εHf（t）值,其中大部分小于0.75倍同时期亏损地幔的εHf（t）值,这与全岩Nd同位素特征一致,指示2.5 Ga岩浆活动主要代表了对陆壳的改造,伴随少量新生地壳的形成。2.35 Ga、2.2-2.1 Ga和1.8 Ga的岩浆活动主要代表了陆壳的重熔与再造,同时有少量幔源物质的加入。（4）华北克拉通由多个微陆块在2.5 Ga被绿岩带焊接在一起形成,这些微陆块在新太古代晚期被小洋盆包围,绿岩带可能代表弧-陆碰撞带,俯冲和碰撞机制与现代板块构造体制相似,但规模较小,在微陆块的拼合及后期伸展阶段伴随强烈的岩浆活动。在经历了古元古代的裂谷-俯冲-汇聚-碰撞过程后,华北克拉通在1.85 Ga完成最终的克拉通化并进入伸展阶段。
杨崇辉,杜利林,宋会侠,任留东,苗培森,路增龙[5]（2018）在《华北克拉通古元古代地层划分与对比》文中研究指明华北克拉通古元古代地层分布广泛,主要集中于胶辽吉带、中部带和西部孔兹岩带三个带状区域。近年来华北克拉通古元古代地层研究取得了很大的进展,根据作者的研究和前人的大量工作,本文对华北克拉通主要的古元古代地层的组成、时代、形成的构造背景等进行了总结。发现华北克拉通古元古代底部2.47～2.35Ga间的地层普遍缺失,反映了华北克拉通地质演化历史上的一个静寂时期。～2.3Ga在华北克拉通中条山及鲁山等地发育了少量的冷口变质火山岩以及上太华岩群变质地层。大量的年代学资料表明华北克拉通以往认为时代大致始于2.5Ga的滹沱群、甘陶河群、辽河岩群、绛县群、中条群等众多地层实际年龄多集中在2.2～1.9Ga之间,而且大多数地区所划分的不同的古元古代地层在时间上是并置或叠合的,没有新老或上下关系,仅在中条山地区和五台地区的古元古代地层具有从老到新连续演化的特征。目前,古元古代早期2.4～2.3Ga的地层研究程度还不高,形成的构造背景存在岛弧和裂谷两种不同的认识,我们倾向于活动大陆边缘环境,推测在鲁山-华山-中条山-吕梁山一带存在古元古代早期的岛弧与活动大陆边缘的相互作用。2.2～1.9Ga这一阶段的地层除孔兹岩系外,通常为变质火山-沉积岩系,且火山岩基本都具有双峰式火山岩特征,表明它们应该形成于伸展环境,但对伸展的机制还存在裂谷与弧后盆地的争议,根据作者等的工作本文倾向于它们形成于陆内裂谷环境,反映了华北克拉通可能从2.2Ga开始经历了强烈的伸展活动,最终导致了原有基底的裂解。
刘剑[6]（2017）在《天然石墨的成因、晶体化学特征及对石墨烯产业化的约束》文中研究说明石墨烯及其应用技术在新一轮产业革命中占据重要地位。天然石墨制备石墨烯过程中原料选取及品质控制工作是石墨烯产业化瓶颈问题之一,该工作对指导石墨烯产业终端应用和推动石墨烯产业化具有重要的理论意义和实际价值。然而,这方面见诸文献的报道很少。论文选择天然石墨的成因、晶体化学特征作为主要研究内容,采用矿床学、矿物学、晶体化学与晶体物理学、资源产业经济学、石墨烯制备过程中原料选择及品质控制研究等多学科综合研究的新方法,引进石墨矿床的研究方法并提出天然石墨对石墨烯产业化的约束这样一个新命题,探讨了天然石墨的成因、晶体化学特征对石墨烯产业化的约束,从新视角入手以揭示特定成矿地质条件约束的天然石墨对石墨烯下游应用的适用性。论文主要结论:（1）全球鳞片石墨、脉型石墨和土状石墨的形成条件主要是热力学条件、碳源、有机生物、沉积建造等方面。（2）天然石墨成因及石墨化程度决定了石墨晶体的结构、特征及物理化学特征,天然石墨的成因、晶体化学特征对氧化石墨（烯）和石墨烯结构、属性及电化学性能、导电性能有重要影响。（3）鳞片石墨的成因是影响石墨烯属性及电性能的重要因素,也是影响石墨烯制备过程中氧化-还原产物性能的重要因素。（4）天然石墨都能作为石墨烯制备过程中的初始原料,根据赋矿地质条件可以预测石墨矿物对石墨烯下游应用的适用性,且能够预先确定特定地质条件产出石墨矿物制备的石墨烯粉体适合或不适合供给下游前沿新材料石墨烯企业。（5）从企业集团、产业集群、数据库系统、石墨烯资源经济带、区域协调政策、环境法规、行业标准、动态检测等方面,提出了推动石墨烯产业化的建议。论文创新性表现在:（1）绘制了天然石墨成矿过程框架图,将天然石墨成矿过程概括为“碳质来源+含矿岩石+热力学条件+石墨化”,定义为天然石墨成矿的四要素。（2）构建了下游前沿新材料石墨烯的原料选取及品质控制的理论模型。表达式为Ggeo= F（Bat,Flex,Bio,Cor,Com,Thermo）= αBat + βFlex + γBio + δCor +εCom + ζThermo模型限定了成矿地质条件→石墨矿物→石墨烯粉体→石墨烯材料的逻辑关系,以及制备的石墨烯粉体适合或不适合作为石墨烯材料的原料,为石墨烯产业终端应用提供理论基础。（3）探索了鳞片石墨制备石墨烯具可控性的技术方法,认为石墨化程度、比表面积、缺陷度、固定碳含量、碳质来源、变质相、成矿地球动力学背景等多种因素对其有不同影响,可根据对石墨烯的层数或性能的需求选择合适的天然石墨原料。（4）基于天然石墨对石墨烯产业化的约束,将石墨烯看作战略性矿产资源并提出了石墨烯资源开发利用战略的范式。
张琳[7]（2017）在《华北克拉通乌拉山地区早前寒武纪表壳岩和岩浆岩：锆石SHRIMP U-Pb定年及地球化学研究》文中指出乌拉山地区位于大青山地区西侧,是孔兹岩带重要组成部分。变泥砂质岩石大范围出露,并有一定数量变质岩浆侵入岩存在。乌拉山地区乌拉山群表壳岩被划分为5个岩组,分别为角闪片麻岩岩组、黑云片麻岩岩组、榴云片麻岩岩组、石榴浅粒岩岩组和大理岩岩组。早前寒武纪侵入岩包括TTG和辉长岩等,都已遭受强烈变质变形。本论文对4个榴云片麻岩样品、一个基性麻粒岩样品、一个石榴石花岗岩样品和6个变质岩浆侵入岩进行了锆石SHRIMP U-Pb定年。榴云片麻岩变质原岩可能存在古元古代早期以前和新太古代晚期两个时代。以NM1529和NM1540为代表的榴云片麻岩形成于古元古代中晚期,以NM1551和NM1562为代表的榴云片麻岩形成于新太古代晚期。石榴石花岗岩（NM1559）为早期变质作用进一步发展的产物。片麻状闪长岩、片麻状英云闪长岩、片麻状花岗闪长岩和片麻状紫苏花岗岩等4个样品的锆石U-Pb数据点沿谐和线分散分布,207Pb/206Pb年龄从～2.5 Ga到～1.8 Ga。变质辉长岩和眼球状石英二长岩锆石U-Pb数据点在谐和线上较集中分布,207Pb/206Pb年龄从～2.0 Ga到～1.8 Ga。207Pb/206Pb年龄越小的锆石域通常显示越强烈的重结晶。结合已有研究和地球化学资料,可得出如下结论。1)乌拉山岩群的角闪片麻岩岩组、黑云片麻岩岩组和榴云片麻岩岩组的一部分形成于新太古代晚期,榴云片麻岩岩组的另一部分、石榴浅粒岩岩组和大理岩岩组形成于古元古代中晚期。大青山地区原认为形成于古元古代早期的“大青山表壳岩”很可能也形成于新太古代晚期。2)乌拉山地区存在新太古代晚期（～2.5 Ga）和古元古代中晚期（～2.0 Ga）岩浆侵入岩,后者形成于伸展构造环境。乌拉山地区遭受新太古代晚期-古元古代早期和古元古代晚期两期构造热事件叠加改造。3)可把乌拉山地区地质演化历史划分为3个阶段:新太古代晚期板块体制下形成新太古代晚期表壳岩系和TTG等岩浆岩,发生新太古代晚期-古元古代早期高级变质作用;古元古代中期壳幔岩浆作用,该区进入伸展阶段;古元古代中晚期孔兹岩带形成,古元古代晚期叠加高级变质作用。
赵燕[8]（2017）在《敦煌造山带的构成及演化》文中认为敦煌造山带位于塔里木克拉通东端,北接北山造山带,东临阿拉善地块,南以阿尔金断裂为界与祁连造山带相邻,是塔里木、华北、古亚洲洋构造域和特提斯构造域的构造衔接部位。区内发育多期次岩浆-变质作用,经历了多阶段构造演化,形成了复杂的岩石组合。本文在前人研究基础上,立足于野外区域地质调研,对造山带出露的太古宙-晚古生代不同岩石单元和岩石类型进行了系统的岩石学、年代学和地球化学研究,建立了研究区岩浆-变质事件时空分布序列,分析了不同时代各个岩石单元的成因和形成环境,从而为探讨研究区大陆地壳的形成和演化以及构造演化提供了依据。野外地质调研、岩石学和年代学研究成果揭示研究区发育太古宙、元古宙和显生宙等一系列构造-热事件。其中,太古宙构造-热事件过程以岩浆活动为主;元古宙构造-热事件过程以古元古代岩浆活动,沉积-变质作用和中元古代岩浆活动为主;显生宙构造-热事件以早古生代岩浆-变质作用和晚古生代岩浆活动为标志。本文据此建立了敦煌造山带地质建造演化历史,并提出敦煌地区属于造山带而非稳定地块、是中亚造山带最南缘组成部分的新认识。太古宙岩浆活动形成了～3.1 Ga花岗闪长岩、～2.7 Ga～2.6 Ga英云闪长-花岗闪长岩、～2.6Ga～2.5Ga英云闪长岩和～2.5Ga高钾花岗岩。发现～3.1Ga的花岗闪长岩,这是目前研究区发现的最古老的岩石,其锆石Hf同位素显示研究区可能存在始太古代（～3.8 Ga～3.7 Ga）的地壳物质。～2.7 Ga～2.6 Ga的TTG质岩石由新生玄武质俯冲洋壳在角闪岩相-麻粒岩相深度部分熔融形成,岩石的Mg#值和铁族元素Cr、Ni含量等均指示了地幔新生物质的添加,锆石εHf（t）值同位素大部分为正值,少部分为负值,指示该期岩浆过程主要为地壳生长过程,有少量古老大陆地壳物质的介入和再造。～2.6 Ga～2.5 Ga的TTG质岩石同样是由新生玄武质俯冲板片部分熔融形成的,岩石高的全铁含量和Mg#值、Cr、Ni含量等指示了新生地壳物质的添加,此外,～2.6Ga～2.5Ga的TTG质岩石锆石Hf同位素组成与～2.7 Ga～2.6 Ga的TTG质岩石类似,也说明～2.6 Ga～2.5 Ga岩浆活动是一期主要的地壳生长过程,该过程中有部分古老地壳物质再循环。～2.5 Ga的高钾花岗岩为钙碱性Ⅰ型花岗岩,具有岛弧岩浆岩的特征,是由岛弧区加厚下地壳部分熔融形成的,与～2.5 Ga的TTG岩石具有相似的锆石Hf同位素组成。古元古代岩浆活动和沉积-变质作用最终形成了一套复杂的变质杂岩。其中,变质岩浆杂岩包括～2.0 Ga的英云闪长质片麻岩、～1.95 Ga高钾花岗质片麻岩、1.84 Ga～1.82 Ga的奥长花岗质片麻岩和1.88 Ga～1.82 Ga变质基性岩。推测奥长花岗质岩石和英云闪长岩形成于俯冲带活动大陆边缘岛弧环境,由俯冲板片部分熔融形成;高钾花岗岩由岛弧区加厚地壳部分熔融形成;基性岩浆岩形成于岛弧-弧后拉张环境。古元古代变质沉积岩系形成于活动大陆边缘滨-浅海环境,碎屑沉积岩源区为古元古代岩浆弧和早期太古代大陆地壳物质,沉积时代可能为1.86 Ga～1.83 Ga,后来经历了～1.83 Ga～1.81 Ga区域变质作用。古元古代变质基性岩仅在水峡口地区有所报道,其变质程度达麻粒岩相,记录了俯冲-碰撞造山过程的顺时针P-T-t变质演化轨迹。上述岩石组合均指示研究区古元古代晚期处于活动大陆边缘环境,经历了古元古代俯冲-汇聚-碰撞造山过程。锆石Hf同位素分析结果表明,岛弧岩浆作用过程中,有少量地幔物质贡献,指示该期构造-热事件过程主要是古老地壳物质再造过程,但是伴随着一定程度的地壳生长过程。中元古代岩浆活动形成了 1.8 Ga～1.7 Ga的高钾花岗岩和～1.6 Ga的基性岩浆岩。其中,高钾花岗岩主要为A型花岗岩,是造山期后下地壳部分熔融形成的。锆石εHf（t）值主体为负值,少部分为正值,指示该过程主要是古老地壳物质再造过程,但由于地幔物质上涌,有少量新生地壳物质的形成。基性岩浆岩形成于造山期后挤压-伸展转换背景下,是地幔物质上涌导致下地壳沿着地壳薄弱带减薄,最终基性岩浆侵入地壳形成的。锆石εHf（t）值主体为正值,极个别为负值,说明该过程主体是地壳生长过程,有少量大陆地壳物质的混染。中元古代岩浆活动的产物在野外出露非常有限、分散,属于造山期后岩浆岩,标志着古元古代晚期-中元古代早期造山作用的结束和研究区前寒武纪结晶基底的形成。早古生代岩浆活动和变质作用形成了研究区广泛出露的～450 Ma～410 Ma的辉长闪长岩-闪长岩-花岗闪长岩-花岗岩系列岩石组合和变质时代为440 Ma～400 Ma的变质基性岩。～450 Ma～410 Ma的中-酸性侵入岩属于岛弧钙碱性Ⅰ型花岗质岩石,由俯冲带俯冲板片部分熔融或者俯冲板片部分熔融的熔体导致上覆地壳部分熔融形成,该过程中,俯冲板片部分熔融形成的熔体与上覆地幔楔橄榄岩发生了不成程度的相互反映。结合锆石Hf同位素分析和野外分布特征,早古生代岩浆活动是一期重要的地壳生长事件,该过程中也有不可忽视的古老大陆地壳物质再造。440 Ma～400 Ma的变质基性岩按照矿物组成主要包括斜长角闪岩、含石榴石斜长角闪岩、石榴石单斜辉石斜长角闪岩和石榴石云母斜长角闪岩等。这些变质基性岩的原岩大部分为具有MORB性质的拉斑玄武质岩石。但是,产于太古宙TTG质岩石中的古生代变质基性岩具有岛弧拉斑玄武岩的特征。研究区早古生代变质基性岩普遍经历了高角闪岩相-麻粒岩相变质作用,个别岩石经历了榴辉岩相变质作用,但是整体都记录了顺时针演化的变质P-T-t轨迹,指示了完整的俯冲-碰撞-折返造山过程,与早古生代岛弧岩浆作用对应。晚古生代岩浆作用形成了晚泥盆世（370 Ma～360 Ma）的闪长岩-二长闪长岩-花岗闪长岩-花岗岩系列钙碱性侵入岩组合和中石炭世（335 Ma～315 Ma）的富碱花岗岩。晚泥盆世中-酸性侵入岩形成于俯冲带岛弧环境,具有岛弧钙碱性Ⅰ型花岗岩的特征。锆石Hf同位素分析结果指示,该期岩浆活动过程中既有大陆地壳生长,又有古老大陆地壳物质再循环;中石炭世富碱花岗岩由造山期后挤压-伸展转换体制下的加厚镁铁质下地壳部分熔融形成,锆石εHf（t）值为负值,说明岩浆作用过程是古老大陆地壳物质再造过程。上述岛弧岩浆作用和造山期后富碱花岗岩是研究区晚古生代造山旋回的产物。根据上述研究和区域构造演化,将敦煌造山带物质组成划分为前寒武纪结晶基底（敦煌杂岩）和显生宙岩浆杂岩-变质杂岩两个一级岩石构造单元。前者包含变质岩浆岩杂岩系（TTG质岩系和高钾花岗岩）和变质表壳岩系。后者则指大面积出露的、几乎同时代的早古生代岩浆岩杂岩-高级变质杂岩系和晚古生代岩浆杂岩。研究结果揭示,自前寒武纪结晶基底形成开始（～1.6Ga）,一直到晚古生代志留纪（～450Ma～440Ma）,区内存在长达近1.2 Ga的构造—热事件寂静阶段,该时期没有任何岩浆活动和变质作用,也几乎没有接受任何沉积。敦煌地区经历了元古宙和显生宙造山作用。元古宙造山事件以古元古代晚期（2.0 Ga～1.8 Ga）的岛弧岩浆杂岩、变质表壳岩系和基性高压麻粒岩,以及中元古代早期（1.8 Ga～1.6 Ga）造山期后岩浆杂岩为标志;显生宙造山事件以研究区大范围出露古生代志留纪-石炭纪中-酸性侵入岩和早古生代晚期变质基性岩为标志,此外,研究区呈NEE-SWW向带状展布,与区域构造线和区域片麻理走向一致,以及区内前寒武纪基底岩石普遍经历了 440 Ma～400 Ma的早古生代变质作用等也为该认识提供了依据。研究表明敦煌地区属于中亚造山带南缘古生代增生造山带组成部分,并非稳定地块。研究区早古生代志留纪变质基性岩的顺时针P-T-t变质演化轨迹指示了完整的早古生代俯冲-碰撞-折返造山过程,此外,与邻区古生代构造-热事件对比,敦煌地区古生代构造演化历史与南天山东段相似。因此,提出敦煌造山带属于古生代增生造山带,经历了早古生代志留纪造山作用和晚古生代泥盆纪-石炭纪造山作用,前者以志留纪岛弧钙碱性Ⅰ型花岗岩和角闪岩相-榴辉岩相变质基性岩为标志,后者以晚古生代泥盆纪岛弧钙碱性岩浆岩和石炭纪造山期后富碱花岗岩为标志。敦煌早古生代增生造山带向北与北山造山带连为一体,向西与天山构造带相接,属于中亚造山带南缘位于塔里木与华北克拉通之间的组成部分。锆石Hf同位素分析结果和岩石地球化学特征均指示,敦煌造山带大陆地壳主体形成于太古宙,但是在元古宙和显生宙造山作用过程中均有不同程度的、显着的新生地壳的形成,主要发生在碰撞造山前的板片俯冲阶段和造山期后基性岩浆作用阶段。综上所述,敦煌造山带与塔里木-华北克拉通经历了相似的太古宙初始大陆地壳形成过程和古元古代晚期俯冲-碰撞造山过程,但是前寒武纪结晶基底的最终形成（～1.6 Ga）及之后的演化历史与华北-塔里木克拉通截然不同:1.6 Ga～0.45 Ga期间,敦煌地区为静寂期,没有任何构造-热事件和沉积记录,直到古生代（～450 Ma）开始,卷入并参与古亚洲洋南缘俯冲-碰撞增生造山过程,形成一系列与造山作用有关的中-酸性侵入岩和变质岩。该过程体现了塔里木克拉通和中亚造山带盆山动力系统的耦合及中亚构造域与特提斯构造域对接的过程。
耿元生,沈其韩,杜利林,宋会侠[9]（2016）在《区域变质作用与中国大陆地壳的形成与演化》文中研究表明在编制1∶500万中国变质地质图的基础上,本文总结了中国主要变质带的演化以及各变质带与中国大陆地壳形成演化之间的内在联系。虽然在华北和华南克拉通都有古太古代到中太古代的变质年代记录,但是由于后期改造其变质作用的特点及与区域构造背景的联系已难以追索。新太古代末-古元古代初期的变质作用在华北克拉通表现最明显,这期变质作用紧随大规模的TTG岩浆作用,普遍具有逆时针的P-T演化轨迹,反映了地幔柱主导的岩浆-变质事件特点。古元古代晚期的变质事件在华北、华南、塔里木克拉通都有强烈反映。这期变质作用以形成具有顺时针P-T演化轨迹的高压麻粒岩为特点,与形成Columbia超大陆的一些造山带的特点类似,但是这三个不同克拉通在与Columbia聚合的时间和空间方位上存在差异。华南克拉通是相对年轻的克拉通,是沿新元古代江南造山带扬子和华夏地块拼合的产物。新元古代江南造山带的火山岩形成时代和变质作用程度从北东向南西迁移,反映了造山过程逐渐迁移和剪刀式闭合的特点。形成华南克拉通后,在其东南缘又先后经历了加里东期和印支期的变质改造,并且由北西向南东变质带从加里东期转变为印支期,但是这两期变质作用的构造背景尚不很清楚。中国南北大陆的聚合首先从西昆仑-阿尔金-北祁连-北秦岭-桐柏开始,所反映的变质作用是早古生代的蓝片岩相和榴辉岩相变质岩相伴产出,表明经历了从洋壳俯冲到陆陆碰撞的演化过程。中国东部的南北大陆到印支期才最终汇聚,相应的变质作用以南部出现高压蓝片岩相、北部出现超高压的榴辉岩相变质带为特点,表明南方大陆向北方大陆的俯冲。超高压带内普遍含有柯石英,意味着大规模的陆壳深俯冲。华北克拉通和塔里木克拉通以北的中亚造山带内存在多条从早古生代到晚古生代的变质带和多条蓝片岩相变质带,表明这是一个由多阶段、多条变质带组成的造山区。但是其变质作用的空间和时间演化还有待进一步深入。青藏高原变质带具有北老南新的空间分布特点,最北部的印支期龙木错-双湖-澜沧江变质带反映了原特提斯和古特提斯洋的碰撞拼合过程,北部的燕山期班公湖-怒江变质带和中部的喜马拉雅早期雅鲁藏布江变质带反映了新特提斯洋的两次碰撞拼合过程,南部喜马拉雅晚期的高喜马拉雅变质带反映了印度板块向北俯冲导致的高原快速隆升过程。
李三忠,李玺瑶,戴黎明,刘鑫,张臻,赵淑娟,郭玲莉,赵国春,张国伟[10]（2015）在《前寒武纪地球动力学（Ⅵ）:华北克拉通形成》文中提出华北克拉通研究近20年来取得一系列重大进展,但是还存很多遗留问题待解决。本文首先探讨了华北克拉通前寒武纪构造单元划分中存在的问题,据此提出了动态构造单元划分原则,并初步动态划分了古—中太古代、新太古代、古元古代、中—新元古代的构造单元,从而确定了不同时期构造格局演变过程。基于新的划分方案和华北克拉通记录的一系列前寒武纪大量重大地质事件,侧重探讨了不同演化阶段的独特构造样式、构造体制机制转变,基于华北克拉通一些太古宙陆核刚性化完成于25亿年,而显着的线性裂谷带或活动带最早出现于22亿年,因此,提出华北克拉通初始板块构造机制起始于新太古代末期的论断,本文约束了区域性垂向构造向区域性水平构造转换的相关构造证据。最后,本文基于长期构造解析的研究,系统论述华北克拉通于18.5亿年的最终集结过程。
二、孔兹岩系事件与太古宙地壳构造演化（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、孔兹岩系事件与太古宙地壳构造演化（论文提纲范文）
（1）早期大陆与板块构造启动——前沿热点介绍与展望（论文提纲范文）
| 1 近年来有关板块构造启动研究的简介 |
| 1.1 启动时间 |
| (1)始于冥古宙 |
| (2)始于太古宙的某一个时期 |
| (3)始于元古宙的某一个时期 |
| 1.2 启动机制 |
| (1)板块构造体制自地壳形成以来始终存在 |
| (2)热是地球演化以及构造体制转变的根本制约因素 |
| 1.3 板块构造的判别标志 |
| (1)主要判别标志 |
| (2)地质证据与综合判断 |
| (3)地球化学特征 |
| (4)变质作用 |
| 2 关于早期大陆与板块构造 |
| 2.1 大陆的形成 |
| 2.2 大陆演化、克拉通与大陆岩石圈 |
| 3 华北克拉通的研究进展与构造模式 |
| 3.1 新太古代 |
| (1)克拉通化与构造演化的研究简史 |
| (2)太古宙岩石学、地球化学和年代学研究 |
| (3)新太古代末变质作用 |
| 3.2 古元古代 |
| (1)高级麻粒岩及其变质作用 |
| (2)两种高级麻粒岩的成因联系与全球表现 |
| (3)古元古代早期板块构造 |
| (4)板块构造的起源 |
| 4 展望与建议 |
（2）华北克拉通北缘早前寒武纪石榴花岗岩变质深熔成因及其构造意义（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景与选题依据 |
| 1.2 大青山高级变质地体和集宁-凉城高级变质地体研究现状 |
| 1.2.1 大青山高级变质地体地质特征及研究现状 |
| 1.2.2 集宁-凉城高级变质地体地质特征及研究现状 |
| 1.2.3 存在的主要地质问题 |
| 1.3 研究思路与拟解决问题 |
| 1.3.1 研究思路 |
| 1.3.2 拟解决问题 |
| 1.4 实验测试方法 |
| 1.4.1 SHRIMP锆石U-Pb年代学分析 |
| 1.4.2 电子探针(EPMA)-矿物化学分析测试 |
| 1.4.3 岩石地球化学分析 |
| 1.5 依托项目与主要工作量 |
| 1.5.1 依托项目 |
| 1.5.2 主要工作量 |
| 第2章 区域地质概况 |
| 2.1 区域构造位置 |
| 2.2 大青山高级变质地体 |
| 2.3 集宁-凉城高级变质地体 |
| 第3章 大青山新太古代晚期石榴花岗岩及其围岩 |
| 3.1 大青山哈德门沟石榴花岗岩与围岩 |
| 3.1.1 哈德门沟石榴花岗岩和围岩的空间展布和产状 |
| 3.1.2 哈德门沟石榴花岗岩与大青山表壳岩的渐变过渡特征 |
| 3.1.3 紫苏花岗岩的地质特征及与石榴花岗岩的关系 |
| 3.2 岩相学特征 |
| 3.2.1 石榴花岗岩围岩岩相学特征 |
| 3.2.2 石榴花岗岩岩相学特征 |
| 3.2.3 平方沟紫苏花岗岩岩相学特征 |
| 3.3 构造变形特征 |
| 3.4 锆石同位素年代学特征 |
| 3.4.1 石榴花岗岩与大青山表壳岩同位素年代学 |
| 3.4.2 平方沟紫苏花岗岩同位素年代学 |
| 3.5 岩石地球化学特征 |
| 3.5.1 石榴花岗岩与大青山表壳岩 |
| 3.5.2 平方沟紫苏花岗岩 |
| 3.6 石榴花岗岩与大青山表壳岩变质作用特征 |
| 3.6.1 矿物化学特征 |
| 3.6.2 大青山表壳岩和石榴花岗岩P-T条件 |
| 3.7 石榴花岗岩与紫苏花岗岩变质深熔时代的探讨 |
| 3.8 小结 |
| 第4章 集宁-凉城古元古代晚期石榴花岗岩及其围岩 |
| 4.1 集宁石榴花岗岩与围岩 |
| 4.1.1 地质特征 |
| 4.1.2 岩相学特征 |
| 4.1.3 锆石U-Pb年代学特征 |
| 4.1.4 地球化学特征 |
| 4.2 古元古代晚期凉城石榴花岗岩与围岩 |
| 4.2.1 地质特征 |
| 4.2.2 凉城石榴花岗岩与富铝片麻岩的渐变过渡特征 |
| 4.2.3 岩相学特征 |
| 4.2.4 锆石U-Pb年代学特征 |
| 4.2.5 地球化学特征 |
| 4.3 凉城大什子紫苏正长片麻岩 |
| 4.3.1 地质特征 |
| 4.3.2 岩相学特征 |
| 4.3.3 锆石U-Pb年代学特征 |
| 4.3.4 地球化学特征 |
| 4.4 富铝片麻岩与石榴花岗岩变质作用演化研究 |
| 4.5 小结 |
| 第5章 石榴花岗岩深熔成因机理及构造意义 |
| 5.1 变质作用、深熔作用和混合岩化作用 |
| 5.2 石榴花岗岩的深熔作用特征 |
| 5.3 熔体熔融的矿物化学行为 |
| 5.4 石榴花岗岩的深熔机理讨论 |
| 5.4.1 石榴花岗岩的源岩 |
| 5.4.2 石榴花岗岩的温压条件、熔融反应及源岩的可熔性 |
| 5.4.3 石榴花岗岩的原地-半原地花岗岩特征 |
| 5.4.4 石榴花岗岩的深熔模式 |
| 5.5 新太古代晚期-古元古代晚期变质事件与构造意义 |
| 5.5.1 深熔事件对造山带演化的启示 |
| 5.5.2 新太古代晚期-古元古代晚期构造变质事件序列 |
| 5.5.3 华北克拉通北缘新太古代晚期-古元古代构造演化 |
| 第6章 结论 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 主要创新点 |
| 6.3 存在的主要问题 |
| 参考文献 |
| 作者简介及在学期间所取得的科研成果 |
| 致谢 |
（3）鄂尔多斯盆地东北部上古生界碎屑锆石U-Pb年代学及其地质意义（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRAC T |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题依据 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 鄂尔多斯盆地北部物源研究现状 |
| 1.2.2 古亚洲洋研究现状 |
| 1.3 研究思路、内容及意义 |
| 1.3.1 研究思路 |
| 1.3.2 研究内容 |
| 1.3.3 研究意义 |
| 1.4 主要工作量 |
| 1.5 创新点 |
| 第二章 区域构造地质背景 |
| 2.1 大地构造位置 |
| 2.2 鄂尔多斯盆地晚古生代构造演化 |
| 第三章 样品采集、测试方法及定年结果 |
| 3.1 取样位置及样品特征 |
| 3.2 样品测试方法 |
| 3.3 碎屑锆石特征 |
| 3.4 上古生界碎屑锆石U-Pb年龄测定结果 |
| 3.4.1 本溪组 |
| 3.4.2 太原组 |
| 3.4.3 山西组 |
| 3.4.4 下石盒子组 |
| 3.4.5 石千峰组 |
| 第四章 碎屑锆石物源分析及其构造意义 |
| 4.1 大于3.0Ga的碎屑锆石 |
| 4.2 新太古代-古元古代碎屑锆石 |
| 4.2.1 阴山地块锆石年龄 |
| 4.2.2 孔兹岩带大青山-乌拉山地区锆石年龄 |
| 4.2.3 孔兹岩带集宁地区锆石年龄 |
| 4.2.4 源区限定及锆石年龄指示意义 |
| 4.3 中元古代碎屑锆石 |
| 4.4 显生宙碎屑锆石 |
| 4.5 大地构造意义 |
| 4.5.1 内蒙古隆起隆升史 |
| 4.5.2 古亚洲洋闭合时限 |
| 结论与认识 |
| 参考文献 |
| 攻读硕士学位期间取得的科研成果 |
| 致谢 |
（4）华北克拉通南缘2.5-2.2 Ga中酸性侵入岩的成因及地质意义（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪言 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 选题研究背景 |
| 1.2.1 克拉通与超大陆 |
| 1.2.2 华北克拉通构造单元划分与前寒武纪地质演化 |
| 1.2.3 华北克拉通太古宙TTG岩石和高钾花岗岩类 |
| 1.2.4 华北克拉通新太古代地壳的形成演化 |
| 1.3 研究目标、内容和方法 |
| 1.3.1 研究目标和研究内容 |
| 1.3.2 研究方法与技术路线 |
| 1.4 论文工作量 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 林山杂岩 |
| 2.2 太华杂岩 |
| 第三章 样品处理与分析方法 |
| 3.1 样品的制备 |
| 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Nd同位素分析 |
| 3.3 锆石原位微区分析 |
| 3.3.1 锆石原位U-Pb同位素定年 |
| 3.3.2 锆石微区Hf同位素 |
| 第四章 林山杂岩~2.5 Ga TTG岩石和高钾花岗岩类的研究 |
| 4.1 林山杂岩~2.5 Ga TTG岩石的研究 |
| 4.1.1 岩体地质与岩石学特征 |
| 4.1.2 锆石U-Pb年代学 |
| 4.1.3 主量和微量元素特征 |
| 4.1.4 Hf-Nd同位素特征 |
| 4.1.5 岩石类型划分和成因 |
| 4.1.6 形成环境及地质意义 |
| 4.2 林山杂岩~2.5 Ga高钾花岗岩类的研究 |
| 4.2.1 岩体地质与岩石学特征 |
| 4.2.2 锆石U-Pb年代学 |
| 4.2.3 主量和微量元素特征 |
| 4.2.4 Hf-Nd同位素特征 |
| 4.2.5 岩石类型划分和成因 |
| 4.2.6 形成环境及地质意义 |
| 4.3 小结 |
| 第五章 熊耳山地区太华杂岩~2.2 Ga A型花岗岩和石英闪长岩的研究 |
| 5.1 熊耳山地区太华杂岩~2.2 Ga A型花岗岩的研究 |
| 5.1.1 岩体地质与岩石学特征 |
| 5.1.2 锆石U-Pb年代学 |
| 5.1.3 主量和微量元素特征 |
| 5.1.4 Hf-Nd同位素特征 |
| 5.1.5 岩石类型划分和成因 |
| 5.1.6 形成环境和地质意义 |
| 5.2 熊耳山地区太华杂岩~2.2 Ga石英闪长岩的研究 |
| 5.2.1 岩体地质与岩石学特征 |
| 5.2.2 锆石U-Pb年代学 |
| 5.2.3 主量和微量元素特征 |
| 5.2.4 Hf-Nd同位素特征 |
| 5.2.5 岩石类型划分和成因 |
| 5.2.6 形成环境和地质意义 |
| 5.3 小结 |
| 第六章 华北克拉通南缘新太古代-古元古代岩浆活动及地质意义 |
| 6.1 华北克拉通南缘新太古代-古元古代岩浆活动时空分布特征 |
| 6.2 华北克拉通南缘新太古代岩浆活动及地质意义 |
| 6.2.1 新太古代早期2.8-2.7 Ga岩浆活动及地质意义 |
| 6.2.2 新太古代晚期~2.5 Ga岩浆活动及地质意义 |
| 6.3 华北克拉通南缘古元古代岩浆活动及地质意义 |
| 6.3.3 古元古代~2.35 Ga岩浆活动及地质意义 |
| 6.3.4 古元古代2.2-2.1 Ga岩浆活动及地质意义 |
| 6.3.5 古元古代~1.8 Ga岩浆活动及地质意义 |
| 6.4 华北克拉通南缘新太古代-古元古代地质演化 |
| 第七章 主要结论与下一步工作设想 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 下一步工作设想 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（5）华北克拉通古元古代地层划分与对比（论文提纲范文）
| 1 华北克拉通古元古代地层分布 |
| 2 中条山地区古元古代地层 |
| 2.1 冷口变质火山岩 |
| 2.2 绛县群 |
| 2.3 中条群 |
| 2.4 担山石群 |
| 3 太华-登封地区古元古代地层 |
| 3.1 上太华岩群/鲁山岩群 |
| 3.1.1 原太华群的分布及划分沿革 |
| 3.1.2 上太华岩群/鲁山岩群的组成及层序 |
| 3.1.3 上太华岩群/鲁山岩群的年龄 |
| 3.2 嵩山群 |
| 4 五台地区古元古代地层 |
| 4.1 高凡 (亚) 群 |
| 4.2 滹沱群 |
| 4.3 郭家寨 (亚) 群 |
| 5 阜平-赞皇地区古元古代地层 |
| 5.1 湾子群 |
| 5.2 甘陶河群 |
| 6 吕梁杂岩中古元古代地层 |
| 6.1 界河口岩群 |
| 6.2 吕梁群 |
| 6.3 岚河群 |
| 6.4 野鸡山群 |
| 7 胶辽吉带古元古代地层 |
| 7.1 集安 (岩) 群 |
| 7.2 老岭群 |
| 7.3 辽河岩群 |
| 8 集宁-大青山-乌拉山-千里山-贺兰山孔兹岩带 |
| 9 华北克拉通主要古元古代地层的划分对比 |
（6）天然石墨的成因、晶体化学特征及对石墨烯产业化的约束（论文提纲范文）
| 摘要 Abstract 第1章 引言 |
| 1.1 选题背景和立题思想 |
| 1.2 课题来源及选题意义 |
| 1.3 研究思路和研究方法 |
| 1.3.1 研究思路 |
| 1.3.2 研究方法 |
| 1.3.3 技术路线 |
| 1.4 研究内容和研究目标 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 研究目标 |
| 1.4.3 研究计划安排 |
| 1.4.4 主要工作量 |
| 1.5 研究成果与创新点 |
| 1.5.1 主要研究成果 |
| 1.5.2 创新点与特色 第2章 相关问题研究现状分析 |
| 2.1 石墨矿床研究现状分析 |
| 2.1.1 国外石墨矿床研究现状分析 |
| 2.1.2 国内石墨矿床研究现状分析 |
| 2.2 石墨矿物学研究现状分析 |
| 2.2.1 国外石墨矿物学研究现状分析 |
| 2.2.2 国内石墨矿物学研究现状分析 |
| 2.3 石墨烯制备研究现状分析 |
| 2.3.1 石墨烯 |
| 2.3.2 国内外石墨烯制备研究现状分析 |
| 2.4 石墨烯产业化现状分析 |
| 2.4.1 石墨烯产业化 |
| 2.4.2 国外石墨烯产业化现状分析 |
| 2.4.3 国内石墨烯产业化现状分析 |
| 2.5 小结 第3章 石墨矿地质矿产特征 |
| 3.1 石墨资源概况 |
| 3.1.1 石墨工业类型 |
| 3.1.2 全球石墨资源概况 |
| 3.1.3 中国石墨资源概况 |
| 3.2 石墨矿床主要类型 |
| 3.2.1 深变质石墨矿床 |
| 3.2.2 浅变质石墨矿床 |
| 3.2.3 接触变质石墨矿床 |
| 3.2.4 重熔花岗岩浆型石墨矿床 |
| 3.2.5 伟晶岩脉型石墨矿床 |
| 3.3 石墨矿成矿地质背景 |
| 3.3.1 全球石墨矿成矿背景 |
| 3.3.2 中国石墨矿成矿地质背景 |
| 3.4 石墨矿空间分布 |
| 3.4.1 全球石墨矿空间分布 |
| 3.4.2 中国石墨矿空间分布 |
| 3.5 石墨矿时间分布 |
| 3.5.1 全球石墨矿时间分布 |
| 3.5.2 中国石墨矿成矿时代 |
| 3.6 小结 第4章 典型石墨矿床 |
| 4.1 晶质(鳞片)石墨矿 |
| 4.1.1 全球鳞片石墨矿 |
| 4.1.2 黑龙江鸡西市柳毛石墨矿床 |
| 4.1.3 河南淅川县小陡岭石墨矿床 |
| 4.1.4 内蒙古兴和县黄土窑石墨矿床 |
| 4.1.5 山东平度市刘戈庄石墨矿床 |
| 4.2 脉型(块状、致密结晶状)石墨矿 |
| 4.2.1 全球脉型石墨矿 |
| 4.2.2 麻粒岩型石墨矿床(Granulite-hosted deposits) |
| 4.2.3 火成岩型石墨矿床(Igneous-hosted deposits) |
| 4.2.4 脉型石墨矿成矿作用 |
| 4.3 隐晶质(土状、无定形、微晶)石墨矿 |
| 4.3.1 全球隐晶质石墨矿 |
| 4.3.2 内蒙古大乌淀石墨矿床 |
| 4.3.3 湖南鲁塘石墨矿床 |
| 4.4 小结 第5章 天然石墨成矿过程 |
| 5.1 石墨的形成条件 |
| 5.1.1 热力学条件 |
| 5.1.2 碳源 |
| 5.1.3 前寒武纪生态系统 |
| 5.1.4 前寒武纪沉积建造 |
| 5.2 石墨矿床矿化特征 |
| 5.3 成矿模式 |
| 5.4 小结 第6章 典型矿床石墨矿物学 |
| 6.1 石墨晶体结构 |
| 6.2 石墨晶体特征 |
| 6.2.1 光学性质 |
| 6.2.2 X射线衍射谱线及晶胞参数 |
| 6.3 物理化学性质 |
| 6.3.1 物理性质 |
| 6.3.2 热效应 |
| 6.3.3 石墨化学组分 |
| 6.4 石墨物理化学参数 |
| 6.4.1 石墨化 |
| 6.4.2 石墨化程度 |
| 6.4.3 石墨化程度检验 |
| 6.4.4 变质相检验 |
| 6.5 小结 第7章 天然石墨对石墨烯产业化的约束 |
| 7.1 模型构建的依据及思路 |
| 7.1.1 天然石墨与石墨烯产业 |
| 7.1.2 天然石墨对石墨烯产业化的约束因素 |
| 7.1.3 模型构建的思路 |
| 7.2 石墨成矿地质特征的专属性 |
| 7.2.1 石墨矿石学 |
| 7.2.2 石墨岩系物源性质及沉积环境 |
| 7.2.3 石墨岩系变质及矿化蚀变 |
| 7.2.4 石墨碳同位素组成 |
| 7.2.5 地球动力学及生态演化 |
| 7.3 石墨晶体化学特征的专属性 |
| 7.4 天然石墨制备的氧化石墨(烯)和石墨烯的属性 |
| 7.4.1 天然石墨制备的氧化石墨(烯)的属性 |
| 7.4.2 天然石墨制备的石墨烯的属性 |
| 7.5 天然石墨制备的石墨烯的性能 |
| 7.5.1 天然石墨制备的石墨烯的电容性能 |
| 7.5.2 天然石墨制备的石墨烯的吸附性能 |
| 7.5.3 天然石墨制备的氧化石墨烯的吸附性能 |
| 7.6 石墨烯原料选择原则 |
| 7.6.1 天然石墨制备石墨烯的原料选择 |
| 7.6.2 石墨和石墨烯的结构表征 |
| 7.7 石墨烯的特性与应用前景 |
| 7.8 前沿新材料石墨烯的原料选取及品质控制的理论模型 |
| 7.8.1 天然石墨制备石墨烯原料选择的影响因素 |
| 7.8.2 物理模型构建 |
| 7.8.3 数学模型构建 |
| 7.9 小结 第8章 鳞片石墨制备石墨烯实证研究 |
| 8.1 实验 |
| 8.1.1 原料与化学试剂 |
| 8.1.2 氧化石墨(烯)制备 |
| 8.1.3 氧化石墨烯还原 |
| 8.1.4 结构表征方法 |
| 8.1.5 石墨烯的性能实验 |
| 8.2 结果与讨论 |
| 8.2.1 天然鳞片石墨的表征 |
| 8.2.2 氧化石墨烯和石墨烯的表征 |
| 8.2.3 石墨烯的导电性能 |
| 8.2.4 石墨烯超级电容性能 |
| 8.3 实验结论 |
| 8.4 理论模型验证 |
| 8.4.1 物理模型有效性分析 |
| 8.4.2 数学模型有用性分析 |
| 8.5 小结 第9章 石墨烯资源开发利用战略及建议 |
| 9.1 资源战略的界定 |
| 9.2 石墨烯资源开发利用战略分析 |
| 9.2.1 SWOT分析原理 |
| 9.2.2 石墨烯资源开发利用SWOT分析 |
| 9.3 资源勘查开发战略分析 |
| 9.3.1 石墨矿勘查战略 |
| 9.3.2 石墨矿开发战略 |
| 9.3.3 石墨提纯技术突破战略 |
| 9.3.4 前沿新材料石墨烯突破战略 |
| 9.4 石墨烯资源开发利用战略 |
| 9.4.1 石墨烯技术专利驱动战略 |
| 9.4.2 石墨烯资源产业集群式开发战略 |
| 9.4.3 石墨烯资源开发利用信息化战略 |
| 9.5 石墨烯资源开发利用政策及建议 |
| 9.5.1 产业倾斜政策 |
| 9.5.2 区域协调政策 |
| 9.5.3 健全完善环境法规和行业相关标准 |
| 9.5.4 建立石墨烯资源开发利用动态检测数据库 |
| 9.6 小结 第10章 结论与展望 |
| 10.1 主要研究成果 |
| 10.2 结论 |
| 10.3 展望 致谢 参考文献 附录 |
（7）华北克拉通乌拉山地区早前寒武纪表壳岩和岩浆岩：锆石SHRIMP U-Pb定年及地球化学研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 选题的依据和研究意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.3 研究内容 |
| 1.4 研究方法和技术路线 |
| 1.5 完成的工作量 |
| 第2章 乌拉山地区早前寒武纪地质和岩石学 |
| 2.1 地质概况 |
| 2.2 表壳岩 |
| 2.3 岩浆岩 |
| 第3章 实验测试方法 |
| 3.1 全岩地球化学分析 |
| 3.2 锆石SHRIMP U-Pb年代学分析 |
| 第4章 锆石SHRIMP U-Pb年代学 |
| 4.1 表壳岩 |
| 4.2 岩浆岩 |
| 4.3 小结 |
| 第5章 地球化学 |
| 5.1 表壳岩 |
| 5.2 岩浆岩 |
| 5.3 小结 |
| 第6章 乌拉山地区早前寒武纪地质 |
| 6.1 表壳岩形成时代 |
| 6.2 早前寒武纪构造环境 |
| 6.3 乌拉山地区早前寒武纪形成演化 |
| 第7章 结论及存在问题 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 存在问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附表 |
| 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 |
（8）敦煌造山带的构成及演化（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 早前寒武纪地质 |
| 1.2.2 中亚造山带研究现状 |
| 1.2.3 敦煌造山带的提出 |
| 1.3 研究内容 |
| 1.4 研究思路与方法 |
| 1.5 测试分析方法 |
| 1.6 论文工作量及创新点 |
| 第二章 区域地质和野外地质调研进展 |
| 2.1 区域地质概况 |
| 2.2 野外地质调研进展 |
| 2.3 小结 |
| 第三章 敦煌地区太古宙岩浆活动及早期大陆地壳演化 |
| 3.1 ～3.06Ga TTG质片麻岩 |
| 3.1.1 样品野外地质特征和岩相学描述 |
| 3.1.2 岩石地球化学 |
| 3.1.3 锆石U-Pb年代学 |
| 3.1.4 锆石Hf同位素 |
| 3.1.5 锆石U-Pb年龄和微量元素的解释 |
| 3.1.6 敦煌地区始太古代的地壳物质 |
| 3.2 ～2.72Ga～2.63Ga TTG质片麻岩 |
| 3.2.1 样品野外地质特征和岩相学描述 |
| 3.2.2 岩石地球化学 |
| 3.2.3 锆石U-Pb年代学 |
| 3.2.4 锆石Hf同位素 |
| 3.2.5 锆石U-Pb年龄解释 |
| 3.2.6 岩石成因和构造背景 |
| 3.2.7 敦煌造山带～2.72Ga～2.63Ga大陆地壳生长事件 |
| 3.3 ～2.56Ga～2.45Ga TTG质片麻岩 |
| 3.3.1 样品野外地质特征和岩相学描述 |
| 3.3.2 岩石地球化学 |
| 3.3.3 锆石U-Pb年代学 |
| 3.3.4 锆石Hf同位素 |
| 3.3.5 锆石U-Pb年龄解释 |
| 3.3.6 岩石成因和构造背景 |
| 3.3.7 敦煌造山带～2.56Ga～2.45Ga大陆地壳生长事件 |
| 3.4 ～2.51Ga高钾花岗岩 |
| 3.4.1 样品野外地质特征和岩相学描述 |
| 3.4.2 岩石地球化学 |
| 3.4.3 锆石U-Pb年代学 |
| 3.4.4 锆石Hf同位素 |
| 3.4.5 源区性质和岩石成因 |
| 3.4.6 构造环境 |
| 3.5 讨论 |
| 3.5.1 敦煌造山带太古宙岩浆岩时空分布及其变质时代 |
| 3.5.2 敦煌造山带太古宙基底亲缘性探讨 |
| 3.6 小结 |
| 第四章 敦煌地区元古宙岩浆活动和沉积-变质作用 |
| 4.1 古元古代(～2.0Ga～1.8Ga)岩浆活动 |
| 4.1.1 野外地质特征及岩相学描述 |
| 4.1.2 岩石地球化学特征 |
| 4.1.3 锆石U-Pb年龄 |
| 4.1.4 锆石Hf同位素 |
| 4.1.5 古元古代岩浆岩侵位时代与变质时代 |
| 4.1.6 岩石成因及构造背景 |
| 4.2 古元古代(1.86Ga～1.83Ga)变质沉积岩系 |
| 4.2.1 样品野外地质特征及岩相学描述 |
| 4.2.2 岩石地球化学特征 |
| 4.2.3 锆石U-Pb年龄及微量元素特征 |
| 4.2.4 敦煌造山带变质沉积岩系沉积时代和变质时代 |
| 4.2.5 物源区风化和分选作用程度 |
| 4.2.6 源区组成及构造环境 |
| 4.3 古元古代(1.9Ga～1.8Ga)变质基性岩 |
| 4.3.1 野外地质特征及样品描述 |
| 4.3.2 变质作用时代 |
| 4.3.3 变质作用P-T条件 |
| 4.4 中元古代(1.8Ga～1.6Ga)岩浆作用 |
| 4.4.1 样品野外地质特征及岩相学描述 |
| 4.4.2 岩石地球化学特征 |
| 4.4.3 锆石U-Pb年龄 |
| 4.4.4 锆石Hf同位素 |
| 4.4.5 岩石成因及形成环境 |
| 4.5 讨论 |
| 4.5.1 敦煌造山带元古宙大陆地壳演化 |
| 4.5.2 元古宙构造-热事件区域地质意义 |
| 4.6 小结 |
| 第五章 敦煌地区显生宙岩浆活动和变质作用 |
| 5.1 早古生代志留纪(450 Ma～410 Ma)岩浆活动 |
| 5.1.1 样品野外地质特征和岩相学描述 |
| 5.1.2 岩石地球化学 |
| 5.1.3 锆石U-Pb年代学 |
| 5.1.4 锆石Lu-Hf同位素 |
| 5.1.5 岩石成因 |
| 5.1.6 构造环境 |
| 5.2 早古生代志留纪(440 Ma～400 Ma)变质作用 |
| 5.2.1 野外地质特征和样品岩相学 |
| 5.2.2 岩石地球化学 |
| 5.2.3 锆石U-Pb年龄及微量元素组成 |
| 5.2.4 矿物化学成分及变质作用P-T条件 |
| 5.2.5 锆石U-Pb年龄解释 |
| 5.2.6 原岩类型及其形成环境 |
| 5.2.7 原岩形成时代探讨 |
| 5.3 晚古生代晚泥盆世(370 Ma～360 Ma)岩浆活动 |
| 5.3.1 野外地质特征和样品岩相学 |
| 5.3.2 岩石地球化学 |
| 5.3.3 锆石U-Pb年代学 |
| 5.3.4 锆石Lu-Hf同位素 |
| 5.3.5 岩石成因 |
| 5.3.6 构造环境 |
| 5.4 晚古生代中石炭世(335 Ma～315 Ma)岩浆活动 |
| 5.4.1 野外地质特征和样品岩相学 |
| 5.4.2 岩石地球化学 |
| 5.4.3 锆石U-Pb年代学 |
| 5.4.4 锆石Lu-Hf同位素 |
| 5.4.5 岩石成因 |
| 5.4.6 构造意义 |
| 5.5 讨论 |
| 5.5.1 敦煌造山带古生代大陆地壳演化 |
| 5.5.2 敦煌造山带古生代俯冲-碰撞增生造山事件 |
| 5.6 小结 |
| 第六章 敦煌地区构造-热事件序列及地质体重新厘定 |
| 6.1 敦煌造山带岩浆-变质事件序列及地壳演化 |
| 6.2 敦煌造山带地质体厘定 |
| 第七章 构造亲缘性和构造演化探讨 |
| 7.1 前寒武纪结晶基底构造亲缘性探讨 |
| 7.2 古生代增生造山带及构造亲缘性探讨 |
| 7.2.1 敦煌地块属于古生代增生造山带 |
| 7.2.2 古生代构造亲缘性探讨 |
| 7.3 敦煌造山带构造演化 |
| 结论 |
| 存在问题及下一步工作计划 |
| 参考文献 |
| 攻读博士学位期间取得的科研成果 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（9）区域变质作用与中国大陆地壳的形成与演化（论文提纲范文）
| 1 中国变质岩系的时空分布 |
| 2 形成古老陆块的区域变质作用 |
| 2.1 古老变质作用的年代学记录 |
| 2.2 新太古代的变质作用与地壳增生和再造 |
| 2.3 与哥伦比亚超大陆会聚有关的古元古代晚期的变质作用 |
| 3 与扬子克拉通形成演化有关的区域变质作用 |
| 4 与中国南北大陆汇聚有关的区域变质作用 |
| 5 与中国北方大陆地壳增生有关的变质作用 |
| 6 与青藏高原形成、隆升有关的变质作用 |
| 7 结论 |
（10）前寒武纪地球动力学（Ⅵ）:华北克拉通形成（论文提纲范文）
| 1华北克拉通主要构造单元与特征 |
| 1.1古太古代和中太古代构造单元 |
| 1.2新太古代构造单元 |
| 2.3古元古代构造单元 |
| 2华北克拉通主要构造事件 |
| 3太古宙构造样式与早期构造体制 |
| 3.1卵形构造与垂直运动 |
| 3.2初始板块构造起源 |
| 4古元古代多块体集结与克拉通化 |
| 4.1东、西地块拼合时间:太古宙还是古元古代? |
| 4.2华北克拉通两类造山:陆内造山还是碰撞造山? |
| 4.3中部带记录的俯冲极性:向西俯冲还是向东俯冲? |
| 4.4华北克拉通拼合过程:多块体拼合还是两块体拼合? |
| 4.5华北克拉通的全球位置:Columbia超大陆形成 |
| 4.6华北克拉通化标志:稳定盖层和基性岩墙群 |
四、孔兹岩系事件与太古宙地壳构造演化（论文参考文献）
- [1]早期大陆与板块构造启动——前沿热点介绍与展望[J]. 翟明国,赵磊,祝禧艳,焦淑娟,周艳艳,周李岗. 岩石学报, 2020(08)
- [2]华北克拉通北缘早前寒武纪石榴花岗岩变质深熔成因及其构造意义[D]. 石强. 吉林大学, 2020(08)
- [3]鄂尔多斯盆地东北部上古生界碎屑锆石U-Pb年代学及其地质意义[D]. 陈彪. 西北大学, 2020(02)
- [4]华北克拉通南缘2.5-2.2 Ga中酸性侵入岩的成因及地质意义[D]. 李磊. 中国地质大学, 2019(02)
- [5]华北克拉通古元古代地层划分与对比[J]. 杨崇辉,杜利林,宋会侠,任留东,苗培森,路增龙. 岩石学报, 2018(04)
- [6]天然石墨的成因、晶体化学特征及对石墨烯产业化的约束[D]. 刘剑. 中国地质大学(北京), 2017(11)
- [7]华北克拉通乌拉山地区早前寒武纪表壳岩和岩浆岩：锆石SHRIMP U-Pb定年及地球化学研究[D]. 张琳. 中国地质大学(北京), 2017
- [8]敦煌造山带的构成及演化[D]. 赵燕. 西北大学, 2017(03)
- [9]区域变质作用与中国大陆地壳的形成与演化[J]. 耿元生,沈其韩,杜利林,宋会侠. 岩石学报, 2016(09)
- [10]前寒武纪地球动力学（Ⅵ）:华北克拉通形成[J]. 李三忠,李玺瑶,戴黎明,刘鑫,张臻,赵淑娟,郭玲莉,赵国春,张国伟. 地学前缘, 2015(06)