一、梵净山区格林威尔期造山带与Rodinia超大陆（论文文献综述）
杜秋定[1]（2020）在《湘黔桂地区新元古代中期盆地演化及动力学机制研究》文中研究说明新元古代武陵造山作用的结束,代表了华南陆块的最终聚合。因此,造山带结束时代的认识对华南陆块形成与演化起到了至关重要的作用。目前武陵造山运动结束时代及机制有两种不同的认识:一种观点认为扬子陆块与华夏陆块造山的时间发生在820-800 Ma,主要原因是在华南诸多省份广泛存在的角度不整合面,不整面以下冷家溪群及相当地层的沉积时限为860-830 Ma,不整合面之上板溪群及相当地层沉积的最大时限为820 Ma。冷家溪群（四堡群、梵净山群）、板溪群（高涧群、下江群、丹洲群）在沉积建造、变形样式、变质作用方面有显着差异和明显的沉积作用间断。而且该时间820 Ma大规模S型花岗岩则属于“造山”或“后造山”型花岗岩。另外一种观点认为华南裂谷盆地开启应在890-850Ma之间,造山期田里片岩记录的最后一期变质变形作用时代为940 Ma,双溪坞地区与岛弧有关岩浆作用为890 Ma,赣东北西湾地区蛇绿混杂岩仰冲型花岗岩侵位时间为880 Ma,浙北及攀西地区约850 Ma的双峰式火山岩、碱性杂岩及同期辉绿岩脉代表了非造山岩浆作用。这样湘黔桂盆地广泛分布的角度不整合面以下的地层（冷家溪群、四堡群、梵净山群）则同属于裂谷作用沉积的地层。扬子和华夏板块之间在约900 Ma经过四堡造山运动拼合在一起,形成统一华南地块;随后870-850 Ma,华南地块发生了初始裂解,大规模裂解的机制是由地幔柱为驱动力。但是,其它研究者认为扬子和华夏地块间通过增生造山的方式实现了最终的拼合。扬子板块的西缘在新元古代一直处于板块俯冲阶段。Rodinia超大陆外缘增生造山,超大陆内部岩石圈伸展-裂解,这个模型的驱动机制是扬子和华夏板块处于Rodinia超大陆的边缘,俯冲带的后撤引发了超大陆内部发生裂解。在湘西南芷江-隆回石桥铺地区冷家溪群与板溪群（高涧群）地层之间存在角度不整合,但是在湘西南城步地区尚未发现冷家溪群与高涧群良好的接触关系。城步地区岩体的侵入时代及岩体类型有不同认识:侵入云场里组叶溪江和浆坪两个岩体年龄分别为828 Ma和805 Ma,这些有幔源物质加入的I型花岗岩认为与洋壳俯冲有关的岛弧（或陆缘弧）花岗岩（柏道远等,2010）。Huang et al.（2019）获得江南造山带西段叶溪江和报木坪的年龄为805 Ma,807 Ma,两个岩体为S型花岗岩,叶溪江与报木坪岩体是扬子和华夏板块拼合后伸展构造背景下软流圈上升侵位。在湘西南地区侵入高涧群早期地层砖墙湾组与黄狮洞组中一些花岗岩岩体测年为835.6Ma,840Ma（黄建中等,2018）,由此确认岩体围岩属于新元古代板溪期沉积,推测冷家溪群与高涧群之间为连续沉积。这些岩体的时代与源岩性质、地层的识别对华南盆地演化的认识也起到重要的作用。论文通过对扬子东南缘新元古代中期盆地充填序列及充填物自身的沉积序列和物源结构面的转换分析,识别新元古代中期盆地的性质。论文重点剖析:1)芷江冷家溪群与板溪群结构转换的沉积物与地球化学特征;2)城步地区花岗岩体的时代、源岩性质及动力学背景;3)综合分析扬子东南缘新元古代中期盆地充填序列及冷家溪群（四堡群、梵净山群）与板溪群（高涧群、下江群、丹洲群）之间、板溪群（高涧群、下江群、丹洲群）内部、板溪群（高涧群、下江群、丹洲群）与上覆冰期地层之间沉积结构转换特征。本论文初步认识如下:（1）传统上,根据板溪群内部岩石沉积组合特征将其一分为二:即上板溪群和下板溪群。综合扬子地块板溪群沉积充填序列及新元古代中期不同阶段广泛发育的多幕式岩浆活动。板溪期沉积序列应该划分三个阶段是较为可行的。即1)盆地开启与初始海侵阶段（820-800 Ma）;2)构造热事件与差异隆升阶段（800-760 Ma）;3)区域沉降阶段（760-720 Ma）。（2）华南新元古代沉积盆地从盆地开启至冰期事件地层沉积存在三次沉积-构造转换面。研究表明:1)板溪群与冷家溪群角度不整合面代表了一定时间的沉积间断。角度不整合之下为冷家溪群陆棚-三角洲相,明显的向上变浅的沉积演化序列特征。不整合面之上的板溪群底部为一套陆相沉积物,洪积、冲积扇及河流组成的低水位沉积物,是盆地充填、封闭和回返的过程,代表盆地性质发生转变。因此,这个角度不整合代表了盆地的消亡和新生。2)板溪系内部五强溪组、架枧田组的底与下伏地层之间为平行不整合,新元古代裂谷盆地开启早期,构造-沉积分异作用,同裂谷相变很大,使得盆地边缘区地层序列不完整。盆地深度增加,沉积海盆萎缩、海平面迅速大幅度下降、滨岸线逐渐向盆地迁移,造成了局部地区陆架暴露,与盆地内部构造掀斜作用有关,这并非造山运动的结果。3)板溪系晚期与南华系之间沉积转换特征也较为明显。板溪系沉积晚期是一个特殊的沉积时期。板溪系沉积结束后,就是全球规模的Sturtian冰期。板溪群、下江群等顶部与南华冰间之间普遍存在一个平行不整合或地层缺失记录。湘黔桂盆地局部地区,板溪群、丹洲群、下江群等上部地层又表现出向上变浅的进积型海退序列。泗里口剖面长安组底部低水位杂砂砾岩沉积楔状体的出现,说明二者之间存在明显的进积沉积序列转换面。（3）在同位素年代学研究方面,城步花岗岩的同位素数据表明,侵入时代为822.3±9.9 Ma,而下交点的206Pb/238U年龄为808±11 Ma代表了后期叠加地质事件的年龄。湘西城步地区S型花岗岩侵入的围岩为冷家溪群,并非高涧群沉积早期地层;冷家溪群与高涧群在该地区并非连续沉积,不存在新元古代残留海（洋）盆。湘西芷江地区角度不整合面以下冷家溪地层获得锆石U-Pb的同位素年代学数据表明,沉积间断时间为832-808 Ma,冷家溪群最大沉积年龄为832Ma,裂谷盆地的开启时间不早于822 Ma。这与江南造山带西段桂北-梵净山-芷江一线冷家溪群、四堡群、梵净山群的最大沉积年龄相似;经造山运动后,裂谷盆地开启后接受沉积物的时限是一致地,与传统认为江山造山带西段桂北裂谷盆地早于其它地区开启有所不同。
高峰[2]（2020）在《扬子板块西北缘新元古代早－中期构造演化 ——来自碧口微地块横丹群沉积地层的证据》文中指出扬子板块西北缘新元古代早-中期构造演化过程是扬子板块乃至华南板块前寒武纪地质研究的重要科学问题之一。深入理解该科学问题对于进一步精确地重建新元古代Rodinia超大陆的古地理格局并约束其裂解机制具有重要理论意义。在详细的野外地质调查基础上,本文通过系统的地层学、沉积学、构造地质学、同位素年代学、岩石地球化学和锆石Hf同位素等多学科方法对扬子板块西北缘碧口微地块北部新元古代中期横丹群的地层序列、沉积时限、沉积物源、沉积环境和构造变形特征进行了综合研究。在此基础上,结合前人研究成果限定和重建了扬子板块西北缘新元古代早-中期的构造演化背景及演化过程,并对扬子板块（或华南板块）在新元古代Rodinia超大陆古地理格局中的位置及该超大陆的裂解机制进行了探讨。主要取得以下进展和认识:1.横丹群自下而上可划分为白杨组、秧田坝组和口头坝组,总体呈向上变细的层序特征。白杨组主体为一套灰绿色火山质碎屑重力流沉积岩系,可划分为下段和上段两个岩性段,下段岩石类型主要为浅灰绿色-灰绿色凝灰质砂岩、粉砂质-泥质板岩、含砾粗砂岩和砾岩等,上段岩石类型以浅灰绿色-灰绿色凝灰质砂岩和粉砂质-泥质板岩为主。秧田坝组主体为一套灰色-灰黑色陆源碎屑重力流沉积岩系,可划分为下段和上段两个岩性段,下段岩石类型以灰色-灰黑色砂岩、粉砂质泥质板岩、含砾粗砂岩和砾岩为主,上段岩石类型以灰色-灰黑色砂岩和粉砂质-泥质板岩为主。口头坝组岩石类型主体为层厚为厘米级-毫米级的细砂岩、粉砂岩和粉砂质-泥质板岩,呈韵律互层状,单层厚度较小,但累计厚度较大,局部可见硅质岩条带或团块。白杨组岩相类型根据沉积过程中支撑沉积物颗粒的主要作用机理可分为火山质碎屑浊流沉积相、火山质碎屑碎屑流沉积相和火山质碎屑液化流沉积相等。秧田坝组岩相类型根据沉积过程中支撑沉积物颗粒的主要作用机理可进一步划分为陆源碎屑浊流沉积相、陆源碎屑碎屑流沉积相等。口头坝组主体为陆源碎屑浊流相-深海相沉积组合。横丹群垂向沉积序列组合的类型多样,主要包括滑塌沉积与浊流沉积的垂向沉积组合、多期叠置的碎屑流沉积组合、多层叠置的浊流沉积组合和浊流与深水悬浮沉积组合等典型沉积序列,它们的空间分布特征综合指示横丹群为一套半深海-深海相斜坡重力流沉积。2.岩相学和碎屑骨架成分统计表明横丹群砂岩的结构成熟度和成分成熟度均较低,杂基含量较高且多为泥砂质。白杨组砂岩的主要岩石类型为长石岩屑砂岩和岩屑砂岩,秧田坝组砂岩的主要岩石类型为岩屑长石砂岩和长石岩屑砂岩,二者平均碎屑骨架成分分别为Q19F18L63和Q32F34L34,且它们的物源区具有从未切割弧或过渡弧向切割弧演化的趋势。此外,秧田坝组砾岩层中两颗花岗岩砾石的结晶年龄（743±6 Ma和762±4 Ma）和岩相学特征指示米仓山-汉南微地块中的新元古代岩浆岩可能为横丹群的重要物源。砂岩岩石地球化学研究结果显示白杨组、秧田坝组和口头坝组砂岩的岩石地球化学特征较为相似,与国际标准（PAAS,NASC和UCC）地层相比,Si O2、Na2O含量较高,Ti O2,Fe2O3T,Mg O,K2O,P2O5含量较低,具轻稀土元素相对富集,呈轻稀土元素右倾、重稀土元素平坦的配分曲线模式,且主体呈正Eu/Eu*和Ce/Ce*异常。砂岩岩石地球化学特征指示横丹群砂岩物源区的化学风化作用和搬运过程中的沉积物再循环作用程度较弱,同时表明横丹群的物源区主体应由中-酸性岩浆岩组成且该群的沉积环境应与大陆岛弧体系相关。碎屑锆石U-Pb年代学研究表明白杨组、秧田坝组和口头坝组砂岩的碎屑锆石U-Pb年龄组成特征也较相似,碎屑锆石年龄主体均介于ca.950-740 Ma,均显示出单峰的特点,与汇聚构造环境中碎屑沉积物的碎屑锆石U-Pb年龄谱特征相似。此外,该年龄段（ca.950-740 Ma）的碎屑锆石主体为次棱角-棱角状且发育岩浆振荡环带,指示横丹群的物源区分布较近且主体应由新元古代早-中期岩浆岩构成。最年轻的峰值年龄（n≥3）限定白杨组和秧田坝组的沉积下限为740 Ma,口头坝组的沉积下限则为ca.722 Ma。3.结合前人研究成果,横丹群为一套于ca.740-717 Ma期间沉积就位于扬子板块西北缘叠置于碧口岩群之上弧前盆地中的半深海-深海斜坡重力流沉积岩系,物源主要为分布于扬子板块西北缘的新元古代岩浆岩,米仓山-汉南微地块为其主要物源区。4.根据对横丹群现今构造变形特征及相关构造要素的统计和分析,按照构造变形岩石及组合差异,划分出四期构造变形序列。第一期（D1）（主构造变形期）构造变形主体为压扁-剪切褶皱变形并伴随有韧性逆冲断层构造,该期构造变形与新元古代中-晚期（ca.717-700 Ma）扬子板块西北缘陆-陆或弧-陆碰撞造山作用相关;第二期（D2）构造变形为地质体边部或应力集中带中发育的斜向逆冲推覆构造变形,该期构造变形与扬子板块西北缘印支期陆内造山作用相关;第三期（D3）构造变形为地质体边部或应力集中带中发育的脆韧性走滑剪切变形,与燕山期碧口微地块的向西挤出逃逸过程相关;第四期（D4）构造变形为地质体边部脆韧性-脆性剪切变形,与喜山期碧口微地块的向东楔入过程相关。5.扬子板块西北缘在新元古代早-中期（ca.835-720 Ma）为活动大陆边缘构造环境。结合区域地质研究成果,扬子板块西北缘中元古代晚期-新元古代构造演化阶段可以划分为:（1）中元古代晚期（ca.1200-1000 Ma）被动大陆边缘构造环境阶段;（2）新元古代早-中期（ca.950-720 Ma）长时期俯冲作用阶段,发育增生造山作用;（3）新元古代中-晚期陆-陆或弧-陆碰撞（ca.720-700 Ma）阶段及随后的伸展裂解阶段（ca.700-541 Ma）三个主要构造演化阶段。其中新元古代早-中期构造演化过程还可细分为前进式俯冲作用阶段（ca.950-820 Ma）,构造体制转换阶段（ca.820-800 Ma）和后撤式俯冲阶段（ca.800-720 Ma）。在此基础上,进一步结合前人研究成果获得了扬子板块（或华南板块）应位于Rodinia超大陆的西北缘和Top-down模型是导致超大陆边缘位置裂解的主导性作用机制等初步结论。
耿元生,旷红伟,杜利林,柳永清[3]（2020）在《华北、华南、塔里木三大陆块中-新元古代岩浆岩的特征及其地质对比意义》文中进行了进一步梳理我国三个主要的古老陆块（华北、华南和塔里木陆块）都发育中-新元古代岩浆岩。根据大量的同位素年代学资料,华北陆块中-新元古代岩浆事件可以分为7个阶段,其中1.78Ga和1.32Ga两期影响范围较大,可以构成大火成岩省。华北陆块中-新元古代的岩浆岩均形成于大陆地壳伸展的构造背景,意味着华北并未介入Rodinia超大陆的聚合过程。华南陆块中-新元古代岩浆事件可以分为8个阶段,从1.78Ga到1.5Ga的四期岩浆事件形成于大陆地壳伸展的构造背景,1.4Ga左右的一期岩浆-构造事件分布局限,可能形成于局部的构造拼合背景。1.0Ga左右的岩浆事件,在华南陆块的不同部位表现形式不同,意味着发生过不同地块的拼合。从0.95Ga到0.82Ga的岩浆事件主要分布在江南造山带和扬子地块北缘,这一阶段的岩浆事件导致扬子地块和华夏地块拼接成一体,形成华南陆块。之后从0.78Ga到0.72Ga的岩浆事件几乎遍布华南陆块,反映了陆块形成后的伸展过程。塔里木陆块中-新元古代的岩浆事件可以分为8个阶段,1.78Ga和1.5Ga的岩浆事件仅在局部有反映,它们形成于拉伸的构造背景。1.4Ga的岩浆事件在塔里木陆块的北缘和西南缘表现形式不同,北缘钙碱性岩浆岩形成于大陆弧构造背景,而西南缘A2型花岗岩则形成于拉伸的构造背景。0.96～0.88Ga期间,塔里木东南缘和北缘的花岗岩以I型和S型为特点,形成于活动大陆边缘,而在塔里木陆块的西南缘该时期则形成了塞拉加兹塔格群中双峰式火山岩,形成于陆内裂谷环境。0.88～0.82Ga期间,在北缘的库鲁克塔格地区形成了与俯冲增生相关的岩浆岩组合,而在东南缘则形成了与拉张构造环境有关的双峰式火山岩。塔里木陆块不同部位,不同阶段岩浆岩组合的差异意味着塔里木陆块原来并不是一个统一的陆块,很可能是在不同时期由不同块体拼合而成的。华北、华南和塔里木三个陆块中-新元古代岩浆岩的差异演化,揭示了它们各自形成陆块的过程和方式及相互关系
李夔洲[4]（2020）在《扬子陆块北缘大洪山地区新元古代中期沉积盆地性质及前寒武纪地壳演化》文中指出大洪山地区绵亘湖北省随州市、京山市以及钟祥市三个地区。构造位置位于扬子陆块北缘东段,是连接秦岭造山带与扬子陆块内部的重要纽带。该区域的花山群为扬子陆块新元古代中期重要的地层单元,主要以一套浅变质的陆源碎屑-火山岩组合为特征,为扬子陆块“晋宁-四堡造山运动”不整合面之上的沉积盆地初始充填,同时也是Rodinia超大陆循环过程中形成的重要产物。然而,花山群的沉积时限、物源、沉积盆地性质等研究还存在争论。本论文在对花山群野外地质调查的基础上,通过沉积学、锆石U-Pb年代学及Lu-Hf同位素研究,同时结合扬子陆块北缘钟祥地块古元古代中期花岗岩及西缘新元古代中期金口河花岗岩的全岩地球化学、锆石U-Pb年代学及Lu-Hf同位素研究,获得了以下几点认识:（1）花山群洪山寺组二段底部的凝灰岩年龄为836±4 Ma（MSWD=0.74,n=29）;花山群六房咀组顶部最年轻的6颗碎屑锆石（823–809 Ma）的加权平均年龄为815.4±5.1 Ma（MSWD=0.65,n=6）;结合前人研究成果,认为花山群的沉积时间为ca.830–800 Ma。（2）花山群从下至上经历了碎屑岩颗粒逐渐变细、水体逐渐变深的充填序列,显示出由冲积扇-扇三角洲-半深湖至深湖的沉积演化过程。（3）根据花山群的沉积时限以及沉积充填序列,以及与扬子陆块新元古代中期地层的对比研究,花山群与“晋宁-四堡造山运动”不整合面之上的扬子陆块东南缘板溪群早期的沧水铺组及马底驿组、下江群下部的甲路组及乌叶组、丹州群的白竹组及合桐组下部、皖南葛公镇组,扬子陆块西缘陆良组,以及扬子陆块北缘西乡群孙家河组和铁船山组下部地层相当,代表了扬子陆块区域不整合面之上沉积盆地的初始沉积充填。（4）花山群碎屑锆石主要来自大陆地壳岛弧/造山环境下的岩浆岩;其主要年龄峰值为ca.2670 Ma、ca.2040 Ma、ca.940 Ma和ca.840 Ma,次要年龄峰值为>ca.2850 Ma、ca.2490 Ma、ca.1840 Ma、ca.1600 Ma、ca.1240 Ma和ca.890Ma;其物源主要来自扬子陆块北缘太古代至古元古代古老基底岩石、晚中元古代下伏打鼓石群再沉积、以及新元古代早期岩浆岩和新元古代中期同沉积火山岩。（5）根据花山群沉积学特征、碎屑锆石的结晶年龄与沉积年龄差异模式特征以及凝灰岩Hf同位素比值研究显示,花山群形成于大陆裂谷盆地下的早期沉积充填;从而说明华南扬子陆块裂谷盆地初始充填时间为ca.830 Ma;同时,华南扬子陆块新元古代中期裂谷盆地开启时间与澳大利亚Adelaidean裂谷开启时间（ca.830 Ma）几乎完全一致;花山群形成于Rodinia超大陆裂解有关的地幔柱活动的第一幕和第二幕期间。（6）锆石Lu-Hf同位素能有效的反应前寒武纪地壳演化,为了进一步探讨扬子北缘乃至整个扬子陆块的地壳演化,本文报道了钟祥地块古元古代花岗岩,研究表明两件二长花岗岩锆石U-Pb年龄分别为2039±36 Ma和1950±16 Ma,具有S型花岗岩的地球化学特征。其岩浆锆石具有负的εHf（t）值（-16.32至-12.57）和ca.3.23–3.37 Ga的二阶模式年龄,反映了来自古老基底的部分熔融,并认为扬子陆块为Columbia超大陆重要组成部分。综合锆石年龄及Lu-Hf同位素分析认为扬子陆块地壳生长主要发生在中元古代晚期和新元古代早期至中期,古老地壳重熔持续发生在太古代至新元古代;太古代至中元古代Kenorland超大陆和Columbia超大陆旋回主要以古老地壳重熔为主,并有少量新生地壳物质加入;而Rodinia超大陆旋回主要以地壳重熔和新生地壳物质加入混合为主,进而说明Rodinia超大陆旋回对扬子陆块地壳生长贡献最大。
赵汉卿[5]（2020）在《华北克拉通东部中元古代晚期至新元古代早期古地磁和年代学研究及其古大陆再造意义》文中研究说明中元古代晚期至新元古代早期是Rodinia超大陆聚合至形成的关键时期,华北克拉通这一时期在Rodinia中的位置广受关注、但又长期存在争论。本研究对华北东部中、新元古代南芬组及其可对比层位（本溪和大连地区南芬组、徐州地区新兴组、淮南地区刘老碑组）及侵入其中的新元古代基性岩床进行了古地磁学和年代学研究。通过锆石U-Pb二次离子质谱法定年,得到徐州地区和大连地区三条岩床侵入时间为～945 Ma,一条岩床的侵入时间～920 Ma。岩石磁学测试结果显示这些岩床的携磁矿物主要为假单畴磁铁矿。通过系统热退磁和交变退磁实验,五条岩床均可分离出双分量,低温（低矫顽力）分量为当地现代地磁场粘滞剩磁;高温（高矫顽力）分量在450-575℃或30-120 mT获得。两地区岩床高温（高矫顽力）分量对应的虚地磁极（VGP）位置相似,将这些VGP和前人在一条徐州地区～925 Ma岩床中得到的VGP进行平均,获得了一个可以通过烘烤检验且具有双极性的可靠的古地磁极（28.2°S,141.9°E,A95=10.4°）。这些～945-920 Ma岩床可为南芬组及其可对比层位提供上限年龄约束。碎屑锆石U-Pb年代学测试得到大连地区钓鱼台组碎屑锆石分布模式中最小年龄峰值为1136±11 Ma,这一结果与前人对徐州地区新兴组碎屑锆石测试结果相结合,可将南芬组及其可对比层位的下限年龄约束在～1120 Ma。岩石磁学实验结果表明这些层位岩石的主要携磁矿物为磁铁矿或赤铁矿与磁铁矿并存。磁化率各向异性实验说明南芬组岩石可能保存了原始沉积组构。通过系统热退磁实验,南芬组及其可对比层位可以分离出双分量,低温分量为当地现代地磁场方向;高温分量可在450-575℃或550-680℃获得。这些地层单元下部层位的高温分量以极陡倾角为特征,采点平均古地磁极为:38.6°N/136.7°E（A95=3.2°）,该结果可通过倒转检验,且与华北所有的年轻古地磁极均不相同。南芬组中部层位的古地磁结果以中陡倾角为特征,本研究也在其中获得了两个可靠的古地磁极,南芬组下段顶部古地磁极为:8.0°N/128.5°E（A95=7.9°）。南芬组中段古地磁极为:11.2°N/127.7°E（A95=8.5°）。在南芬组下部沉积期间（～1100 Ma）,华北位于极区。此后,华北克拉通向赤道方向移动,新元古代早期（～950-890 Ma）位于低纬度地区。根据本研究获得的华北的古地磁数据和全球主要大陆同时期的古地磁数据,结合劳伦和波罗的大陆的“right-way-up”连接模式,Rodinia早期华北可能与劳伦大陆西北部存在连接关系。碎屑锆石物源分析也支持这一古大陆再造模式。
冼汉标[6]（2020）在《华南新元古代马底驿组和中泥盆世云台观组古地磁结果及其大地构造意义》文中研究表明为重建古生代华南与冈瓦纳大陆之间的连接关系与裂解过程,确定在新元古代Rodinia超大陆裂解前华南与其它陆块之间的相对位置,本文对华南陆块湖南张家界-湘西地区中泥盆世云台观组和芷江地区新元古代板溪群马底驿组的两套红层进行了系统的古地磁研究,并对马底驿组中的火山灰夹层进行了锆石U-Pb定年。通过等温剩磁获得曲线、Lowrie实验及系统热退磁等实验,从云台观组样品中获得了一个由赤铁矿携带、通过了褶皱检验和倒转检验的稳定特征剩磁,对应的古地磁极为33.6°N,236.4°E（A95=3°）。从马底驿组红层样品中得到了一个由赤铁矿携带、通过了倒转检验的特征剩磁,对应的古地磁极为34.3°N,82.4°E（dp=3.7°,dm=3.9°）。马底驿组古地磁采样剖面中的两层火山灰的样品给出了两个一致的SIMS锆石206Pb/238U年龄:801.9±6.3和804.6±9.6Ma,将这一古地磁极的时代限定在～800Ma。这两个古地磁极与华南比之年轻的古地磁极都不相似,进一步排除了后期重磁化的可能。这两个古地磁极为华南在～800 Ma和中泥盆世（～385 Ma）两个关键时间节点古地理位置提供了准确的约束。华南与冈瓦纳古生代的视极移曲线拟合表明,华南自早寒武世至早泥盆世（～540-400 Ma）都与东冈瓦纳相连,以其东南缘靠近澳大利亚西北。在早泥盆世晚期至中泥盆世晚期之间（～400-385 Ma）,华南开始与东冈瓦纳裂解,同时两者之间的古特提斯洋也逐渐打开。～385 Ma之后,随着冈瓦纳向南半球高纬度地区运动,华南依然停留在赤道附近,其间的古特提斯洋不断扩张并在～360 Ma时其纬向宽度达到～1600 km。这一基于古地磁数据重建的古地理演化模型也得到了地质、物源分析和古生物证据的支持。马底驿组的古地磁极表明华南在～800 Ma时位于高纬度地区,与～820 Ma时无明显纬度差异。而全球同时期的高质量古地磁极则显示,～800 Ma时East Svalbard、澳大利亚和劳伦都在赤道附近,与华南存在巨大的纬向距离。这一差异说明当时华南不可能在Rodinia超大陆中的澳大利亚与劳伦之间。
陈建书,代雅然,唐烽,彭成龙,张嘉玮,朱和书,陈兴,王文明,龚桂源[7]（2020）在《扬子地块周缘中元古代末—新元古代主要构造运动梳理与探讨》文中提出限于地层年代及地层划分对比的差异,对扬子地块周缘中元古代末—新元古代晋宁与武陵造山运动、甚或雪峰运动的界定,一直存在争议。近年来我国前寒武纪地层年代研究取得众多新的进展与成果,为地层序列建立、划分对比和相关构造运动的研究与限定提供了新的客观依据。本文以扬子地块周缘中—新元古代地层年代研究及地层划分对比成果为基础,对晋宁运动、武陵运动及雪峰运动进行了重新梳理与探讨界定,对深入研究扬子地块周缘中—新元古代地层划分对比、盆地演化及其成矿资源响应具有重要意义。
刘雨[8]（2020）在《湘西新元古代板溪期（板溪群）盆地格局与构造演化》文中提出扬子东南缘广泛发育的新元古代时期地层,记录了扬子板块东南缘由造山环境向非造山环境转换的全过程。湘西地区板溪期地层出露完整,早期存在有大量相关的火山岩记录,晚期沉积地层出露完整,包括五强溪组、多益塘组、百合垅组以及牛牯坪组,是研究新元古代板溪期盆地格局以及大地构造演化过程的理想区域。然而对于新元古代板溪期的研究,以往的重点一直集中在广西、贵州地区,其主要原因在于板溪期早期扬子和华夏板块的碰撞拼合核心区位于黔桂等地,而到了伸展阶段盆地的沉降中心主要也位于该区域,因此对湘西地区关注度较小。但是,湘西地区同样也是新元古代时期构造-沉积演化过程中的重要组成部分。本文以扬子东南缘湘西地区板溪期晚期安化地层剖面（“红板溪”）、安江地层剖面（“黑板溪”）以及古丈-安江基性岩作为研究对象,以构造地质学、沉积学、岩浆岩石学、层序地层学理论为指导,通过对多幕基性岩岩浆事件的分析研究,研究区内板溪期早期地质演化过程,限定构造背景转换时间节点,探讨盆地演化的动力学机理。同时,通过碎屑锆石U-Pb年代学以及锆石Hf同位素分析,研究区内板溪期晚期各地层的物源转变时间,并通过对特征年龄峰值的研究,进行扬子内部及周缘的物源源区对比分析,探讨研究区沉积古地理环境,并以沉积相分析为基础,确定湘西地区“红板溪”以及“黑板溪”盆地演化历史。本次主要取得了以下几点认识:1.确定了板溪群晚期各地层的最大沉积年龄以及南华系大塘坡组和古城组最大沉积年龄:大塘坡组为668Ma、古城组为679Ma、牛牯坪组为725Ma、百合垅组为732Ma、多益塘组为748Ma、五强溪组为772Ma。其中,湖南大塘坡组可以与贵州大塘坡组对应,古城组与“黑板溪”富禄组顶部地层对应、贵州铁丝坳组对应,牛牯坪组与贵州隆里组、拱洞组、岩门寨组三段地层对应,百合垅组与贵州平略组、岩门寨组二段地层对应,多益塘组与贵州岩门寨组一段以及清水江组顶部地层对应,五强溪组与贵州架枧田组、清水江组中下段地层对应。2.安化剖面显示有两个物源变化时期,其一为百合垅组与牛牯坪组之间,古老的物源（2.0Ga和2.5Ga）输入大量减弱;其二在牛牯坪组与古城组之间（界线为“雪峰运动”）,古老的物源（2.0Ga和2.5Ga）输入开始增加并有680 Ma新的物源加入。安江剖面显示有三个物源变化时期,其一为五强溪组与多益塘组之间（即架枧田组和岩门寨组一段之间）,表现为2.0Ga以及2.5Ga物源输入的增加;其二为百合垅组与牛牯坪组之间（即岩门寨组二段与岩门寨组三段之间）,表现为2.0Ga以及2.5Ga物源的近乎消失;其三为长安组与富禄组之间,表现为2.0Ga以及2.5Ga物源输入的再次增加。通过对板溪群顶部与南华系之间的特征峰值ca.680 Ma的岩浆事件研究,再与扬子周缘以及扬子内部的前寒武基底的碎屑锆石年龄谱对比分析、锆石Hf同位素对比分析,发现在板溪期顶部至南华系时期的沉积过程中,其物源源区为扬子北缘南秦岭地区。通过对沿着鄂西海峡地质剖面的年龄谱的对比,即ca.680 Ma特征峰值的有无,从而确定了其物源的运移路径为鄂西海峡,源区为南秦岭地区,沉积区为扬子东南缘南华裂谷盆地这一整套“源-汇”系统。3.探讨了板溪期晚期至南华系时期扬子古陆的古地理特征。研究认为,在新元古代晚期,至少在ca.680 Ma,扬子陆块主要有上扬子古陆、鄂中古陆、江南造山带、以及扬子北缘南秦岭地区组成,上扬子古陆与鄂中古陆之间存在鄂西海峡将南秦岭海槽与扬子东南缘湘黔桂盆地相连通。扬子陆块北缘南秦岭地区存在有游离的陆块,属于扬子北缘的一部分,以此作为物源供给区。同时在长阳附近以及桂北与安化之间可能存在隆起带或者海沟阻碍了物源的运移。4.在纵向上,“红板溪”与“黑板溪”表现出一致的变化规律,即两次水深加深的沉积旋回,在此基础之上,识别出了盆地演化的四个阶段:相对稳定阶段、相对活动阶段、构造剧烈变动阶段、构造稳定至海侵扩大阶段。在横向上,“红板溪”与“黑板溪”表现出明显的岩相以及岩性的差异:（1）板溪期早期板溪群发生陆缘滨岸相以及高涧群陆棚斜坡相沉积,形成了横路冲组/石桥铺组的河流、滨岸相—三角洲相陆源碎屑岩和马底驿组/黄狮洞组潮坪—陆架钙泥质以及碳酸盐岩的混合沉积;（2）“黑板溪”砖墙湾组发育欠补偿-滞留环境中黑色炭泥质岩以及低密度浊流沉积岩,而“红板溪”通塔湾组则发育为砂泥质沉积,靠近更北部的石门-慈利一带（红板溪）仍为陆地环境,表现出由北向南阶梯状的古地理差异;（3）通塔湾组/砖墙湾组末期,受西晃山运动的影响,构造变动逐渐加剧,直接导致了大规模的海退,水深变浅;（4）构造平稳期,海平面再次上升,“红板溪”五强溪组主要为河流—滨岸相沉积,“黑板溪”架枧田组主要为滨浅海沉积;“红板溪”多益塘组-牛牯坪组形成陆源砂泥质—火山碎屑沉积岩系,而“黑板溪”则发育明显的浊流沉积。整体上,“红板溪”水浅、“黑板溪”水深,地势上北高南低的古地理格局。5.古丈-安江基性岩的U-Pb定年结果显示其侵入时间为ca.780 Ma。基性岩具有分布较宽的SiO2（42.38-54.11 wt.%）、MgO（2.24–15.0 wt.%）以及较高的K2O+Na2O（1.96–11.19 wt.%）、Nb（17.55–49.62 ppm）和Ta（1.15–3.26 ppm）,表现出类似于洋岛玄武岩（OIB）的地球化学特征,富集亲稀土元素（LREEs）和大离子亲石元素而亏损重稀土元素（HREEs）。样品具有正的锆石εHf（t）的值（+1.86-+5.14）以及全岩εNd（t）（+0.31-+1.80）的值。这些特征指示其物源源区为软流圈地幔,当时的软流圈遭受了早期俯冲洋壳的改造,发生了2-5%的部分熔融。通过对新元古代江南造山带西段基性岩的研究并综合前人研究成果,笔者认为该地区发生了三个构造演化阶段:（1）860-830 Ma的洋壳俯冲阶段;（2）830-805Ma的扬子陆块与华夏板块碰撞造山阶段;（3）780-750 Ma的由造山转入后造山阶段,南华裂谷开始形成。两次构造转换的时间节点分别为ca.830 Ma和ca.780 Ma。这些基性岩的源区在空间上发生了改变,并随着时间的变化而进行演化。本文确定的ca.780 Ma基性岩,指示了大规模的软流圈上涌,代表了江南造山带西段的区域构造背景由碰撞造山转入了后碰撞阶段。
韦守东[9]（2020）在《江南造山带西段新元古代岩浆岩成因及地质意义》文中研究表明江南造山带是在扬子陆块与华夏陆块的新元古代碰撞拼合过程中形成的,其构造演化过程一直是个有争议的话题。桂北和梵净山地区位于江南造山带西段,区内出露的新元古代岩浆岩和沉积岩是解决上述问题的理想对象。前人已对这些岩石进行了许多地质年代学、岩石学和地球化学的研究,但是对岩石成因和构造环境解释的不同使得区域构造演化过程存在较大争议。本文选择桂北和梵净山地区新元古代花岗岩和火山岩为研究对象,开展详细的岩相学、全岩主微量元素和Sr-Nd同位素、锆石Hf同位素、电气石主量和原位硼同位素等方面的研究,探讨这些岩浆岩的岩石成因和形成环境,同时结合前人的研究成果,约束江南造山带的新元古代构造演化过程。桂北新元古代花岗岩类包括黑云母花岗岩和黑云母花岗闪长岩,它们的形成年龄为835-805Ma,且花岗闪长岩略早于花岗岩形成。两类岩石侵入发生变形的早新元古代四堡群,并被中元古代丹洲群不整合覆盖。花岗岩为细粒结构,主要组成矿物为石英（30vol.%）,钾长石（35vol.%）和斜长石（25vol.%）,还有少量的白云母（3vol.%）、黑云母（5vol.%）和电气石（2vol.%）。花岗闪长岩也是细粒结构,组成矿物为石英（35vol.%）、钾长石（15vol.%）、斜长石（40vol.%）和黑云母（10vol.%）,没有出现电气石。桂北花岗岩类有高的Al2O3（11.95-18.86wt.%）和K2O+Na2O（5.34-11.17wt.%）含量,很高的K2O/Na2O（1.03-5.48）和A/CNK（0.79-2.07）比值,因此是典型的过铝质S型花岗岩。桂北花岗岩类有轻稀土富集、重稀土平坦的稀土配分模式及显着的Eu负异常,在微量元素蛛网图中富集Rb、Th和U,亏损Nb、Ta、Sr和Ti。桂北花岗岩类还有高的分异指数（79-97）和（K2O+Na2O）/Ca O比值（2-84）,以及变化的初始87Sr/86Sr比值（0.500230-0.713264）、负的全岩εNd值（-9.31-5.45）和古元古代二阶段Nd模式年龄（1.83-2.34Ga）。上述地球化学特征表明桂北花岗岩类来源于古老地壳岩石的部分熔融,并经历了很强的斜长石和钾长石的分离结晶。此外,桂北花岗岩高的Rb/Sr（2.4-47.2）和Rb/Ba（0.5-22.2）以及低的Ca O/Na2O（0.04-0.57）比值指示它们的源区是以富粘土、贫斜长石的泥质岩石为主。桂北花岗岩中的电气石按产状分为浸染状电气石和囊状电气石。浸染状电气石是随机分布于寄主花岗岩内部,非常细小的自形电气石晶体,囊状电气石则是包括电气石和石英组成的核以及浅色矿物组成的晕等两部分的囊包状集合体。两类电气石有高的Fe O/（Fe O+Mg O）比值（0.82-0.99）和Y位Al（0.40-0.84 apfu;atoms per formula unit）含量,在背散射（BSE）图像中均无环带,这些特征说明它们都是岩浆电气石。矿物结构和成分分析表明,浸染状电气石是在岩浆作用的早期从富硼的岩浆中结晶出来的,而囊状电气石是在岩浆作用的晚期,由与岩浆不混溶的富硼含水的流体/熔体相结晶形成的。所有电气石的δ11B值变化范围为-13.4‰-9.5‰,接近于平均大陆地壳的δ11B值（-10±3‰）,说明硼来源于地壳。由于泥质岩的硼通常富集在云母这类层状硅酸盐矿物中,因此源区泥质岩石的云母在分解时释放的硼才是真正的硼源。两类电气石的硼同位素变化主要受控于电气石-熔体之间的硼同位素瑞利分馏。随着岩浆电气石的结晶,瑞利分馏作用会使得熔体中的11B不断亏损,导致后来形成的岩浆电气石有更低的δ11B值。梵净山火山岩包括玄武岩和酸性凝灰岩。玄武岩在野外有非常明显的枕状构造,在镜下为细粒结构,主要矿物为斜长石和单斜辉石。受蚀变作用的影响,斜长石晶体边缘局部转变为细小的绿泥石和绢云母,单斜辉石保留了原始形态,但是内部已被绿帘石替换。前人报道的梵净山基性岩年龄为856-830Ma。梵净山玄武岩属于低钾-中钾钙碱性岩石,在Zr/Ti O2-Nb/Y分类图中落入玄武岩-安山岩区域。它们的稀土总量（∑REE=44-81ppm）很低,具有轻稀土富集、重稀土平坦的稀土配分模式和中等Eu负异常,在蛛网图中富集大离子亲石元素（Rb、Th）,亏损高场强元素（Nb、Ta）,与岛弧岩浆岩微量元素参考曲线非常相似。梵净山玄武岩的高La/Sm（3.09-5.18）和低Nb/La（0.35-0.59）比值说明地壳混染对成分的影响很小,而高的Th/Zr（0.03-0.08）、Nb/Y（0.17-0.33）和Th/Nb（0.50-1.17）比值以及负的εNd值（-4.2+0.2）表明它们来源于被俯冲组分交代的岩石圈地幔。此外,Ca O和Mg O的正相关以及中等的Eu负异常说明玄武岩浆在侵位过程中发生了斜长石和单斜辉石的分离结晶。酸性凝灰岩在野外与梵净山群沉积岩互层产出,在镜下为晶屑凝灰结构,晶屑为细粒的石英和斜长石,基质发生了很强的绢云母化。前人报道的凝灰岩年龄为840-830Ma。酸性凝灰岩为中钾-高钾钙碱性岩石,在分类图中落入流纹岩-英安岩区域,故将其命名为流纹质凝灰岩。流纹质凝灰岩的稀土配分模式与玄武岩非常相似,但是它们的稀土总量更高,Eu负异常更显着。在微量元素蛛网图中,流纹质凝灰岩也表现出富集Rb、Th、Pb,亏损Nb、Ta的特征,但是Sr和Ti的负异常更显着。流纹质凝灰岩与玄武岩之间的这种成分相似性说明其有可能是玄武质岩浆发生分离结晶后形成的,但是流纹质凝灰岩更低的全岩εNd值（-7.7-6.1）、变化很大的锆石εHf值（-6.3+10.4）和钙碱性属性并不符合玄武质岩浆分异形成的酸性岩的特征。另一方面,流纹质凝灰岩的Si O2（63.43-79.6wt.%）、Mg O（0.22-4.44wt.%）和Fe2O3（3.25-12.4wt.%）含量均高于实验岩石学模拟中形成的过铝质熔体,说明大陆地壳岩石熔融也不能产生流纹质凝灰岩这种特殊的地球化学成分。梵净山镁铁质岩和江南造山带西段新元古代S型花岗岩的二元混合模拟可以解释流纹质凝灰岩的Nd同位素变化,因此流纹质凝灰岩是幔源基性岩浆和壳源岩浆发生混合后形成的。梵净山花岗岩侵入到梵净山群中,它们与地层的侵入接触关系非常明显,前人报道的花岗岩锆石U-Pb年龄为838-830Ma。这些岩石为中-细粒结构,组成矿物主要有石英（30-35vol.%）、斜长石（35-40vol.%）、碱性长石（15-25vol.%）以及少量白云母（<8vol.%）和电气石（2vol.%）。梵净山花岗岩也是高钾钙碱性岩石,它们的A/CNK值为1.06-1.34,属于过铝质花岗岩。梵净山花岗岩的稀土配分模式不同于两类火山岩,表现为轻稀土平坦、重稀土略微亏损的特征,还有显着的Eu负异常。在微量元素蛛网图中富集Rb、Th和U,亏损Nb、Ta和Sr。梵净山花岗岩变化很大的Fe O/Mg O（1.3-113）和（K2O+Na2O）/Ca O（7-109）比值以及高的Rb/Sr（24-124）、Ca/Sr（58-1552）等比值指示了很强的分离结晶作用,而高Ta含量（3.39-25.5ppm）和低Nb/Ta（1.6-3.8）比值说明它们也经历了不同程度的热液蚀变。梵净山花岗岩有负的全岩εNd值（-13.0-7.3）和锆石εHf值（-2.7+0.7）以及2.10-2.56Ga的二阶段Nd模式年龄和1.67-1.87Ga的二阶段Hf模式年龄,说明它们是古老地壳岩石发生部分熔融形成的。江南造山带的新元古代岩浆作用非常强烈,形成的岩浆岩种类繁多,从超镁铁质到长英质岩石均有。花岗岩是江南造山带长英质岩浆岩的典型代表,它们遍布于整个造山带内,形成年龄从970Ma到770Ma不等。虽然时间跨度很长,但是可以根据形成年龄将这些新元古代花岗岩分为三组:>880Ma、840-810Ma和<800Ma。第一组花岗岩包括蛇绿岩套中的斜长花岗岩和侵入双溪坞群的I型花岗岩。斜长花岗岩和I型花岗岩分别是俯冲含水洋壳低程度部分熔融和俯冲交代地幔楔的部分熔融的产物。第二组花岗岩主要为过铝质S型花岗岩,它们的Hf-Nd-O同位素组成有一定规律,表现为东段花岗岩εHf和εNd值普遍高于西段花岗岩,从东往西εHf和εNd值逐渐降低,锆石δ18O值变化趋势相反,部分花岗岩有I-S过渡型地球化学特征。第三组花岗岩为主要为A型花岗岩,它们的形成与这一时期广泛的陆内裂解作用有关。值得注意的是,这三组花岗岩刚好对应于江南造山带演化的不同阶段。结合前人的研究,我们认为江南造山带的新元古代构造演化可以分为如下四个阶段:（1）早期俯冲阶段（ca.1000-880Ma）,古华南洋的西北向俯冲形成了江南造山带东段的双溪坞弧岩浆岩和赣东北蛇绿岩套;（2）晚期俯冲阶段（ca.880-830Ma）,持续的俯冲开始影响江南造山带其他地区并引发弧岩浆作用,形成大量弧岩浆岩（如梵净山火山岩）和早新元古代沉积地层（如梵净山群及相当地层）,同时双溪坞弧与扬子陆块沿着赣东北断裂带发生拼合;（3）碰撞阶段（ca.830-800Ma）,随着古华南洋的关闭,扬子陆块与华夏陆块发生碰撞形成江南造山带,早新元古代地层强烈变形,造山垮塌作用使地壳岩石发生部分熔融形成过铝质花岗岩（如桂北和梵净山花岗岩）;（4）陆内裂解阶段（ca.800-750Ma）,受Rodinia超大陆裂解的影响,大陆裂谷作用在整个江南造山带广泛发育,形成了中新元古代沉积地层和裂解相关岩浆岩。
刘航[10]（2019）在《南秦岭新元古代岩浆—沉积作用及地质意义》文中指出华南板块在Rodinia超大陆中的位置一直以来是国内外研究的热点。扬子陆块是华南大陆的重要组成部分,其新元古代构造演化过程也备受关注。扬子陆块周缘广泛发育新元古代岩浆-沉积作用,是解决上述科学问题的关键研究对象。前人的工作主要集中在扬子东南缘和西缘的新元古代岩浆与沉积作用研究,并积累了大量成果。然而,扬子北缘新元古代岩浆岩和沉积岩研究程度相对薄弱,且构造演化存在较大争议。本文选择扬子北缘早新元古代大洪山基性侵入岩、中-晚新元古代随县群沉积岩及晚新元古代基性-超基性岩脉作为研究对象,通过岩相学、锆石年代学、地球化学和Sr-Nd-Pb-Hf-O同位素研究,约束岩浆形成过程、地幔属性及其时空变化,探讨扬子北缘构造体制转换过程,包括早-中新元古代俯冲-伸展过程和晚新元古代裂谷盆地-被动陆缘过程;分析随县群沉积岩物源特征,对比同时期扬子周缘及Rodinia超大陆主要陆块各地层物源异同,进而约束华南与Rodinia超大陆的关系。大洪山基性岩主要由中-细粒辉长岩和辉绿岩组成,侵位于ca.815 Ma。它们的主、微量元素变化范围较大,（La/Yb）N=0.53–3.43。Sr-Nd-Pb同位素组成分别为87Sr/86Sr（i）=0.70295–0.70779,εNd（t）=-2.7+4.1,206Pb/204Pb=17.57–18.46,207Pb/204Pb=15.43–15.56,208Pb/204Pb=37.45–38.12。这些地球化学特征指示大洪山基性岩经历了显着的地壳混染作用。AFC计算表明,岩浆上升过程中受到了5–20%地壳物质混染。大洪山基性岩具低的U/Th（0.18–0.38）、Th/Zr（0.001–0.008）和Nb/Y（0.16–0.36）比值,表明其源区未受俯冲流体或熔体的改造。较原始的基性岩样品显示亏损的Nd-Pb同位素组成,与亏损地幔端元相似,指示其来自软流圈地幔。随县群主要由砂岩和粉砂岩组成,火山岩夹层与之伴生。碎屑锆石U-Pb年龄分三组,其峰值分别为2450 Ma、～1990 Ma和～750 Ma,εHf（t）值范围为-22.5+11.1。随县群碎屑锆石U-Pb年龄峰值和Hf同位素组成与南秦岭前寒武纪岩浆岩一致。这些沉积岩具有高La/Sc（0.91–7.28）,Th/Sc（0.56–2.16）,低Cr/Th比值（0.94–5.28）,与长英质岩浆岩类似。扬子周缘同时期沉积岩碎屑锆石的新元古代U-Pb年龄峰值为770710Ma,其年龄分布与εHf（t）值扬子周缘新元古代岩浆岩一致,显示近源沉积特征。扬子陆块和印度西北缘保存着相似的新元古代沉积地层和碎屑锆石年龄峰值,表明它们具有亲缘关系,二者可能位于Rodinia超大陆边缘位置。基性-超基性岩墙群侵位于ca..680–650 Ma。根据其地球化学特征可划分为N-MORB型、E-MORB型和ARC型。狮子岩辉长岩表现为N-MORB特征,具低Rb/Y（<0.5）,Nb/Y（<0.1）,Nb/Zr（<0.03）,Th/Zr（<0.003）,高εNd（t）（+4.3+5.4）,低207Pb/204Pb（15.48）和206Pb/204Pb（17.57）,其源区为软流圈地幔。银洞山辉石岩为E-MORB特征,具有低87Sr/86Sr（i）（0.70384–0.70410）,高εNd（t）（+4.2+5.4）、高Pb同位素(207Pb/204Pb=15.53–15.54,206Pb/204Pb=18.18–18.37)。它们的锆石εHf=+13.1+15.0,δ18O=+4.43+5.17‰。上述特征表明其源区为亏损地幔经历了洋岛物质的俯冲改造。独崇山辉长岩为ARC型特征,具高Nb/Zr（0.07–0.16）,Nb/Yb（3.52–20.1）,低εNd（-7.1-4.5）,正的锆石εHf（-0.5+4.2）和地幔特征δ18O值（+5.41+6.41‰）,表明来自俯冲熔体改造的岩石圈地幔,并经历了下地壳混染作用。晚新元古代基性-超基性岩墙群侵入裂谷系火山-沉积岩序列,被浅海-深海沉积覆盖,表明扬子北缘由裂谷盆地向初始洋盆的转换,即原特提斯洋的打开。前人研究表明,扬子北缘早新元古代（>850 Ma）基性岩以钙碱性为主,源区为俯冲物质交代的岩石圈地幔,指示洋壳俯冲过程。Ca.830-815 Ma,基性岩地球化学特征以MORB型为主,地幔源区主要为软流圈地幔,基性岩地幔源区的转变可能与板片断离相关,扬子北缘转换为伸展环境。Ca.820 Ma,陡岭杂岩经历了角闪岩相变质作用,其顺时针P-T轨迹指示弧陆碰撞过程。中-晚新元古代（ca.780–680 Ma）,扬子北缘发育大规模火山-沉积岩,其双峰式火山岩组合、低δ18O值和近源沉积等特征,指示形成于伸展环境。晚新元古代（ca.680–635 Ma）,基性-超基性岩墙群地球化学特征与现今洋中脊玄武岩类似,结合震旦纪（<620 Ma）碳酸盐岩盖层（如陡山沱组、灯影组）,指示扬子北缘初始洋盆的开启,及被动大陆边缘的形成。因此,扬子北缘新元古代构造演化可划分为5个阶段,分别为:（1）>850 Ma板片俯冲;（2）ca.840–820 Ma弧后盆地;（3）ca.820 Ma弧陆碰撞;（4）ca.780–680伸展盆地;（5）<680–635 Ma原特提斯洋开启及被动陆缘沉积。扬子北缘早-中新元古代岩浆-沉积-变质事件类似于典型的增生造山带,在时间尺度和类型上与Rodinia超大陆内部格林维尔期造山事件明显不同。中-晚新元古代裂谷盆地和被动大陆边缘转换过程也不同于Rodinia内部Proto-Pacific Ocean洋的形成过程。扬子北缘与同期塔里木东北缘、印度西北缘具有相似的新元古代构造演化过程,这三个陆块可能连在一起,位于Rodinia超大陆边部。
二、梵净山区格林威尔期造山带与Rodinia超大陆（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、梵净山区格林威尔期造山带与Rodinia超大陆（论文提纲范文）
（1）湘黔桂地区新元古代中期盆地演化及动力学机制研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 课题来源 |
| 1.2 选题依据及研究意义 |
| 1.3 国内外研究现状 |
| 1.3.1 扬子板块与华夏板块的拼合与裂解事件 |
| 1.3.2 探讨新元古代中期盆地动力学演化与沉积响应的关系 |
| 1.3.3 莲沱组地层沉积时限以及与南华系的关系 |
| 1.4 研究思路及技术路线 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 研究思路及技术路线 |
| 1.4.3 论文主要工作量 |
| 1.5 主要成果和创新点 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造背景 |
| 2.2 地层序列 |
| 2.2.1 峡东小区 |
| 2.2.2 湘北小区 |
| 2.2.3 湘西北小区 |
| 2.2.4 湘西南小区 |
| 2.2.5 黔东南小区 |
| 2.2.6 桂北小区 |
| 2.3 新元古代火山岩及火山作用 |
| 2.4 主要控盆断裂及其演变 |
| 2.4.1 青峰-襄樊-广济断裂 |
| 2.4.2 扬子地块东南缘边界断裂 |
| 2.4.3 石门-华容-临湘褶断带 |
| 2.4.4 安化-宁乡-浏阳断裂 |
| 2.4.5 从江-黎平-靖州-洪江-怀化断裂,融安-三江断裂 |
| 小结 |
| 第3章 沉积充填序列及盆地演化阶段性 |
| 3.1 地层对比 |
| 3.1.1 新元古代早期地层特征 |
| 3.1.2 板溪系地层特征 |
| 3.2 板溪期沉积盆地充填阶段性 |
| 3.2.1 盆地开启与初始海侵阶段(820-800Ma) |
| 3.2.2 构造热事件与差异隆升阶段(800-760Ma) |
| 3.2.3 区域沉降阶段(760-720Ma) |
| 小结 |
| 第4章 板溪系沉积特征及岩相古地理 |
| 4.1 区域性不整合面的分布及特征 |
| 4.1.1 桂北地区接触关系特征 |
| 4.1.2 梵净山地区接触关系特征 |
| 4.1.3 怀化芷江地区接触关系特征 |
| 4.1.4 湘中沅陵-桃源地区 |
| 4.1.5 岳阳地区接触关系特征 |
| 4.1.6 湘西隆回-城步地区接触关系特征 |
| 4.2 板溪期早期沉积特征及古环境分析 |
| 4.3 板溪期中期沉积特征及古环境分析 |
| 4.4 板溪期晚期沉积特征及古环境分析 |
| 小结 |
| 第5章 地球化学特征及动力学研究 |
| 5.1 样品采集及分析方法 |
| 5.1.1 样品采集 |
| 5.1.2 分析方法 |
| 5.2 盆地开启同位素年代学 |
| 5.2.1 碎屑锆石U-Pb同位素年代学特征 |
| 5.2.2 花岗岩锆石U-Pb同位素年代学特征 |
| 5.3 盆山转换期沉积地球化学特征 |
| 5.3.1 主量元素特征 |
| 5.3.2 微量和稀土元素特征 |
| 5.3.3 锆石Hf同位素特征 |
| 5.4 盆山转换期花岩岗地球化学特征 |
| 5.4.1 主量元素特征 |
| 5.4.2 微量和稀土元素特征 |
| 5.4.3 锆石Hf同位素特征 |
| 5.5 沉积岩物源与构造背景分析 |
| 5.5.1 源岩的风化、沉积分选与再旋回分析 |
| 5.5.2 沉积岩物源分析 |
| 5.6 花岗岩物源及构造背景分析 |
| 5.6.1 岩石成因 |
| 5.6.2 构造背景分析 |
| 第6章 讨论 |
| 6.1 扬子与华夏板块碰撞及裂谷盆地开启时代约束 |
| 6.2 盆山转换地球动力学分析 |
| 6.2.1 角度不整合面上下地层沉积构造背景分析 |
| 6.2.2 盆山转换动力学机制分析 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
（2）扬子板块西北缘新元古代早－中期构造演化 ——来自碧口微地块横丹群沉积地层的证据（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景、现状与存在问题 |
| 1.1.1 Rodinia超大陆的重建及裂解机制 |
| 1.1.2 增生型造山带研究现状 |
| 1.1.3 华南板块新元古代构造演化及与Rodinia超大陆的联系 |
| 1.1.4 扬子板块西北缘新元古代早－中期构造演化过程研究现状 |
| 1.2 选题来源及科学意义 |
| 1.3 研究目标、内容及思路 |
| 1.3.1 研究目标 |
| 1.3.2 研究内容 |
| 1.3.3 研究思路与方法 |
| 1.4 实验测试方法 |
| 1.4.1 砂岩碎屑骨架成分统计 |
| 1.4.2 全岩岩石地球化学分析 |
| 1.4.3 LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb定年 |
| 1.4.4 Lu-Hf同位素分析 |
| 1.5 论文主要创新点及完成主要实物工作量 |
| 1.5.1 完成的主要实物工作量 |
| 1.5.2 论文主要创新点 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 扬子板块东南缘前寒武系地质特征 |
| 2.1.1 扬子板块东南缘新元古代地层和火山岩 |
| 2.1.2 扬子板块东南缘新元古代侵入岩 |
| 2.2 扬子板块西缘前寒武系地质特征 |
| 2.2.1 扬子板块西缘前寒武纪地层和火山岩 |
| 2.2.2 扬子板块西缘前寒武纪岩浆岩 |
| 2.3 扬子板块北部前寒武系地质特征 |
| 2.3.1 扬子板块北部前寒武纪地层和火山岩 |
| 2.3.2 扬子板块北部前寒武纪岩浆岩 |
| 2.4 扬子板块西北缘前寒武系地质特征 |
| 2.4.1 扬子板块西北缘前寒武纪地层和火山岩 |
| 2.4.2 扬子板块西北缘前寒武纪岩浆岩 |
| 2.5 小结 |
| 第三章 碧口微地块地质特征 |
| 3.1 碧口微地块的大地构造位置及边界断裂特征 |
| 3.1.1 区域大地构造位置 |
| 3.1.2 边界断裂特征 |
| 3.2 碧口微地块新元古代地层地质特征 |
| 3.2.1 碧口地区新元古代地层研究简史 |
| 3.2.2 碧口微地块新元古代地层物质组成特征 |
| 3.2.3 碧口微地块新元古代地层构造变形、变质特征 |
| 3.3 碧口微地块新元古代侵入岩体地质特征 |
| 第四章 横丹群地层层序划分与沉积序列分析 |
| 4.1 横丹群地层特征及地层划分 |
| 4.2 横丹群岩相类型及沉积特征 |
| 4.2.1 白杨组岩相类型及沉积特征 |
| 4.2.2 秧田坝组岩相类型及沉积特征 |
| 4.2.3 口头坝组岩相类型及沉积特征 |
| 4.3 横丹群典型沉积序列及沉积体系演化 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 横丹群物源区及沉积环境综合分析 |
| 5.1 测试分析结果 |
| 5.1.1 砂岩碎屑骨架成分统计 |
| 5.1.2 砂岩全岩岩石地球化学 |
| 5.1.3 锆石U-Pb年龄 |
| 5.2 横丹群沉积时限分析 |
| 5.3 物源区化学风化和沉积物再旋回程度判别 |
| 5.4 横丹群物源区分析 |
| 5.4.1 碎屑组分证据 |
| 5.4.2 砂岩岩石地球化学证据 |
| 5.4.3 碎屑锆石U-Pb年代学和Lu-Hf同位素证据 |
| 5.5 横丹群沉积构造环境判别 |
| 5.5.1 砂岩岩石地球化学证据 |
| 5.5.2 碎屑锆石U-Pb年代学证据 |
| 5.6 本章小结 |
| 第六章 横丹群地层构造变形特征分析 |
| 6.1 横丹群地层构造变形总体特征 |
| 6.2 横丹群构造变形序列 |
| 第七章 扬子板块西北缘新元古代早－中期构造演化背景及其地质意义 |
| 7.1 扬子板块西北缘新元古代构造演化过程 |
| 7.1.1 扬子板块西北缘新元古代早－中期构造演化背景：地幔柱还是增生造山带 |
| 7.1.2 扬子板块西北缘中元古代晚期-新元古代构造演化过程 |
| 7.2 扬子板块在RODINIA超大陆中的位置及RODINIA超大陆裂解机制的讨论 |
| 7.2.1 扬子板块在Rodinia超大陆中的位置:边缘还是中心位置 |
| 7.2.2 Rodinia超大陆裂解机制:Top-down模型还是Bottom-up模型 |
| 第八章 主要进展及结论 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间发表的论文清单及参与项目情况 |
| 1.攻读博士学位期间发表论文清单 |
| 2.攻读博士学位期间参与的科研项目 |
| 致谢 |
| 附录 |
（3）华北、华南、塔里木三大陆块中-新元古代岩浆岩的特征及其地质对比意义（论文提纲范文）
| 1 区域地质背景 |
| 1.1 华北陆块(华北克拉通) |
| 1.2 华南陆块 |
| 1.3 塔里木陆块(塔里木克拉通) |
| 1.4 Ga的变形花岗岩(图3)。 |
| 2 三大陆块中-新元古代的岩浆事件序列 |
| 2.1 华北陆块中-新元古代的岩浆事件序列 |
| 2.2 扬子陆块中-新元古代的岩浆事件序列 |
| 2.3 塔里木及周缘中-新元古代的岩浆事件序列 |
| 3 三大陆块中-新元古代岩浆事件的差异演化 |
| 4 几个有关问题的讨论 |
| 4.1 关于1.4Ga左右岩浆事件的性质 |
| 4.2 关于Rodinia超大陆聚合的时限 |
| 4.3 华南陆块中1.0Ga左右岩浆事件所提出的问题 |
| 5 结论 |
（4）扬子陆块北缘大洪山地区新元古代中期沉积盆地性质及前寒武纪地壳演化（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 锆石U-Pb-Hf系统研究进展 |
| 1.2.2 Columbia超大陆演化及其在华南克拉通的响应 |
| 1.2.3 Rodinia超大陆演化及其在华南克拉通的响应 |
| 1.2.4 华南新元古代沉积盆地性质及演化 |
| 1.2.5 研究区研究现状 |
| 1.3 研究思路及内容 |
| 1.3.1 研究思路 |
| 1.3.2 研究内容 |
| 1.4 论文工作量 |
| 1.5 论文主要成果及创新点 |
| 第2章 区域地质概况 |
| 2.1 华南扬子陆块地质概况 |
| 2.2 扬子陆块太古代-古元古代基底特征 |
| 2.3 区域地层特征 |
| 2.3.1 中元古代地层特征 |
| 2.3.2 新元古代中期地层特征 |
| 第3章 样品分析方法 |
| 3.1 样品采集和预处理 |
| 3.2 锆石U-PB测年分析 |
| 3.3 锆石LU-HF同位素分析 |
| 3.4 全岩主微量元素分析 |
| 第4章 扬子陆块北缘大洪山地区花山群沉积时代与区域地层对比 |
| 4.1 扬子陆块北缘大洪山地区花山群沉积时间 |
| 4.1.1 样品采集及岩石学特征 |
| 4.1.2 凝灰岩U-Pb年代学分析 |
| 4.1.3 碎屑锆石U-Pb年代学分析 |
| 4.1.5 凝灰岩锆石Lu-Hf同位素分析 |
| 4.1.6 碎屑锆石Lu-Hf同位素分析 |
| 4.1.7 花山群沉积时限 |
| 4.2 华南扬子陆块新元古代地层格架与对比 |
| 4.2.1 扬子陆块东南缘与花山群相当地层特征 |
| 4.2.2 扬子陆块西缘与花山群相当地层特征 |
| 4.2.3 扬子陆块北缘西段与花山群相当地层特征 |
| 4.2.4 花山群与华南扬子陆块相当地层对比 |
| 4.3 本章小结 |
| 第5章 扬子陆块北缘大洪山地区花山群沉积环境与物源 |
| 5.1 花山群沉积环境 |
| 5.2 花山群物源特征 |
| 5.2.1 碎屑锆石微量元素对物源的指示 |
| 5.2.2 碎屑锆石U-Pb年龄对物源的指示 |
| 5.3 本章小结 |
| 第6章 扬子陆块新元古代中期地质记录与Rodinia超大陆演化的关系 |
| 6.1 扬子陆块新元古代CA.860–850MA岩浆记录 |
| 6.1.1 取样位置及样品描述 |
| 6.1.2 样品分析结果 |
| 6.1.3 岩石成因 |
| 6.1.4 地质意义 |
| 6.2 扬子北缘新元古代中期沉积盆地性质及地质意义 |
| 6.2.1 新元古代中期花山群构造背景 |
| 6.2.2 扬子陆块北缘大洪山地区花山群沉积期裂谷盆地充填样式 |
| 6.2.3 地质意义 |
| 6.3 华南扬子陆块与RODINIA超大陆演化的关系 |
| 6.4 本章小结 |
| 第7章 扬子陆块北缘前寒武纪地壳演化 |
| 7.1 扬子陆块北缘钟祥地区古元古代地质记录及地质意义 |
| 7.1.1 引言 |
| 7.1.2 地质背景与样品描述 |
| 7.1.3 锆石形态、U-Pb年代学分析 |
| 7.1.4 锆石Lu-Hf同位素分析 |
| 7.1.5 全岩地球化学分析 |
| 7.1.6 讨论 |
| 7.2 扬子陆块前寒武纪地壳演化 |
| 7.3 本章小结 |
| 第8章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
| 附录 |
（5）华北克拉通东部中元古代晚期至新元古代早期古地磁和年代学研究及其古大陆再造意义（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 科学意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 Nuna超大陆及华北在其中的响应和位置 |
| 1.2.2 Rodinia超大陆研究进展 |
| 1.2.3 华北在Rodinia超大陆中的响应及位置 |
| 1.2.4 元古宙中期重大地质事件简述 |
| 1.3 研究思路及方案 |
| 1.3.1 研究思路 |
| 1.3.2 研究方案 |
| 1.4 完成工作量 |
| 2 区域地质背景及样品采集 |
| 2.1 华北克拉通地质概况 |
| 2.1.1 古元古代晚期-新元古代盖层及年代学研究进展 |
| 2.1.2 古元古代晚期-新元古代基性岩浆活动 |
| 2.1.3 古生代稳定克拉通盆地发育阶段 |
| 2.1.4 中-新生代地壳强烈活动阶段 |
| 2.2 研究区区域地质概况与采样 |
| 2.2.1 本溪地区 |
| 2.2.2 大连地区 |
| 2.2.3 徐州地区 |
| 2.2.4 淮南地区 |
| 3 同位素年代学实验及结果 |
| 3.1 SIMS锆石U-Pb年代学实验及结果 |
| 3.2 LA-ICP-MS碎屑锆石U-Pb年代学实验及结果 |
| 3.3 研究区地层区域对比与沉积时限厘定 |
| 3.4 碎屑锆石物源区分析与构造意义 |
| 4 古地磁与岩石磁学结果 |
| 4.1 岩石磁学实验技术与方法 |
| 4.2 古地磁实验原理与技术路线 |
| 4.2.1 主要岩石剩磁类型 |
| 4.2.2 古地磁数据测量及处理技术 |
| 4.2.3 古地磁极可靠性判定 |
| 4.2.4 古地磁数据在古大陆再造中的应用 |
| 4.3 剩磁分析和岩石磁学实验结果 |
| 4.3.1 中-新元古代沉积岩地层 |
| 4.3.1.1 本溪地区南芬组 |
| 4.3.1.2 大连地区南芬组 |
| 4.3.1.3 徐州地区新兴组 |
| 4.3.1.4 淮南地区刘老碑组 |
| 4.3.2 新元古代基性岩床 |
| 4.3.2.1 基性岩床岩石磁学结果 |
| 4.3.2.2 徐州地区基性岩床古地磁结果及烘烤检验 |
| 4.3.2.3 大连地区基性岩床古地磁结果 |
| 4.3.3 中-新元古代古地磁结果小结 |
| 4.3.3.1 南芬组及其可对比层位古地磁极 |
| 4.3.3.2 ～945-920 Ma基性岩床古地磁极 |
| 4.4 磁性地层学结果及意义 |
| 5 古地磁结果的大地构造意义 |
| 5.1 华北克拉通前寒武纪古地磁研究进展 |
| 5.2 华北寒武纪视极移曲线及古纬度变化 |
| 5.3 华北克拉通在Rodinia超大陆中的位置 |
| 6 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 作者简介 |
| 博士研究生学习期间发表论文情况 |
（6）华南新元古代马底驿组和中泥盆世云台观组古地磁结果及其大地构造意义（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 研究背景与科学意义 |
| 1.2 新元古代Rodinia超大陆研究进展 |
| 1.2.1 Rodinia超大陆的重建 |
| 1.2.2 Rodinia超大陆的聚合与裂解 |
| 1.3 华南在新元古代至古生代的古地理位置 |
| 1.3.1 华南与冈瓦纳大陆的古地理关联 |
| 1.3.2 华南在Rodinia超大陆中的古地理位置 |
| 1.4 华南新元古代至古生代古地磁研究现状 |
| 1.4.1 新元古代 |
| 1.4.2 古生代 |
| 1.5 科学问题与研究内容 |
| 1.5.1 科学问题 |
| 1.5.2 研究内容 |
| 1.6 研究方案 |
| 1.6.1 研究思路与技术路线 |
| 1.6.2 完成工作量 |
| 2 岩石磁学与古地磁学基本理论 |
| 2.1 岩石磁学基本理论 |
| 2.1.1 主要岩石磁学参数及常见磁性矿物 |
| 2.1.2 主要剩磁类型 |
| 2.2 古地磁学与古板块重建 |
| 2.3 古地磁极可靠性判别标准 |
| 2.4 野外检验 |
| 2.4.1 褶皱检验(Fold test) |
| 2.4.2 砾石检验(Conglomerate test) |
| 2.4.3 烘烤接触检验(Baked contact test) |
| 2.4.4 倒转检验(Reversal test) |
| 2.4.5 剩磁方向关联检验(Remanence direction correlation test) |
| 2.4.6 区域一致性检验(Regional consistency test) |
| 2.5 沉积岩磁倾角浅化 |
| 3 地质背景与采样 |
| 3.1 华南陆块地质概况 |
| 3.1.1 太古宙至中元古代 |
| 3.1.2 新元古代 |
| 3.1.3 显生宙 |
| 3.2 张家界-湘西地区中泥盆统云台观组古地磁采样 |
| 3.3 新元古代板溪群马底驿组年代学与古地磁学采样 |
| 4 实验测试及结果分析 |
| 4.1 实验测试与分析方法 |
| 4.1.1 古地磁与岩石磁学实验 |
| 4.1.2 锆石U-Pb年代学实验 |
| 4.2 中泥盆云台观组古地磁结果 |
| 4.2.1 岩石磁学结果 |
| 4.2.2 热退磁结果 |
| 4.2.3 与前人结果的比较 |
| 4.3 马底驿组年代学与古地磁学结果 |
| 4.3.1 马底驿组火山灰SIMS锆石U-Pb年代学结果 |
| 4.3.2 马底驿组红层古地磁结果 |
| 4.3.3 磁倾角浅化校正 |
| 5 大地构造意义 |
| 5.1 华南新元古代至古生代运动特征 |
| 5.2 华南与冈瓦纳的连接与裂解 |
| 5.3 华南在～800 Ma的古地理位置与Rodinia超大陆重建 |
| 6 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 附录1 锆石U-Pb年代学分析数据 |
| 附录2 个人简历及论文发表情况 |
| 附录3 参加学术会议 |
| 附录4 获奖情况 |
（7）扬子地块周缘中元古代末—新元古代主要构造运动梳理与探讨（论文提纲范文）
| 1 扬子地块周缘中元古代中晚期—新元古代地层年代研究新进展 |
| 2 晋宁运动 |
| 2.1晋宁运动的界定 |
| 2.2 晋宁造山运动界面特征 |
| 2. 3 晋宁运动的地质响应 |
| 3 武陵造山运动 |
| 3.1 武陵运动的界定 |
| 3.2 武陵运动界面特征 |
| 3.3 武陵造山运动的地质响应 |
| 4 雪峰运动及其地质响应 |
| 5 讨论 |
| 5.1 晋宁运动结束时限 |
| 5. 2 晋宁运动与武陵运动、雪峰运动 |
| 5. 3 晋宁运动与格林威尔造山运动 |
| 5. 4 新元古代地层序列及南华系底界 |
| 6 结论 |
（8）湘西新元古代板溪期（板溪群）盆地格局与构造演化（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究现状与进展 |
| 1.1.1 Rodinia超大陆的裂解与(超级)地幔柱 |
| 1.1.2 江南造山带西段板溪期铁镁质-超铁镁质岩浆事件 |
| 1.1.3 ca.680 Ma岩浆事件 |
| 1.1.4 华南新元古代岩浆事件的动力学演化模型 |
| 1.1.5 雪峰运动的性质 |
| 1.2 科学问题与研究意义 |
| 1.3 研究内容、研究方法和技术路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究方法 |
| 1.3.3 技术路线 |
| 1.4 论文实际工作量 |
| 1.5 取得的主要认识 |
| 第二章 区域地质概况 |
| 2.1 区域构造 |
| 2.1.1 大地构造位置 |
| 2.1.2 构造分区 |
| 2.1.3 主要边界断裂 |
| 2.1.4 区域构造旋回 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.2.1 冷家溪群 |
| 2.2.2 板溪群 |
| 2.2.3 南华系 |
| 2.2.4 板溪群区域划分与地层对比 |
| 2.2.5 板溪群地层年代 |
| 2.3 区域岩浆岩 |
| 1. 中性—酸性侵入岩 |
| 2. 基性-超基性侵入岩 |
| 3. 火山岩 |
| 4. 煌斑岩 |
| 2.4 区域变质岩 |
| 第三章 分析方法 |
| 3.1 锆石岩石样品处理 |
| 3.2 锆石阴极发光(CL)图像 |
| 3.3 锆石LA-ICP-MS U-Pb定年和微量元素分析 |
| 3.4 锆石La-ICP-MS U-Pb Lu-Hf同位素分析 |
| 3.5 全岩主微量元素分析 |
| 3.6 全岩Sm-Nd同位素分析 |
| 第四章 湘西及其邻区板溪早期基性岩成因及构造背景 |
| 4.1 样品采集及岩相学特征 |
| 4.2 锆石U-Pb年代学特征 |
| 4.3 锆石Lu-Hf同位素 |
| 4.4 全岩主量和微量组成 |
| 4.5 全岩Sm-Nd同位素 |
| 4.6 基性岩成因分析 |
| 4.6.1 元素评价 |
| 4.6.2 结晶分离与地壳混染 |
| 4.6.3 源区性质分析 |
| 4.7 岩浆活动大地构造背景 |
| 第五章 湘西地区板溪期晚期物源分析 |
| 5.1 野外地质特征与采样 |
| 5.1.1 安化剖面 |
| 5.1.2 安江剖面 |
| 5.2 U-Pb年代学特征 |
| 5.2.1 安化剖面 |
| 5.2.2 安江剖面 |
| 5.3 Lu-Hf同位素特征 |
| 5.4 湘西板溪群晚期各地层沉积时代的限定和物源对比 |
| 5.4.1 地层沉积时代的限定 |
| 5.4.2 物源源区对比 |
| 5.5 沉积物源对古地理的约束 |
| 5.5.1 物源运移路径 |
| 5.5.2 古地理的重建 |
| 第六章 湘西新元古代板溪期盆地性质及构造响应 |
| 6.1 沉积相分析 |
| 6.2 板溪期盆地演化及动力学机制 |
| 6.2.1 ~860 – 830 Ma 与洋壳俯冲相关基性岩 |
| 6.2.2 ~830 – 800 Ma 与陆陆俯冲相关基性岩 |
| 6.2.3 ~780 – 750 Ma 与后碰撞伸展相关基性岩 |
| 6.3 盆地演化的重要阶段 |
| 6.3.1 盆地演化相对稳定的阶段(820-790 Ma) |
| 6.3.2 盆地演化相对活动阶段(790-780 Ma) |
| 6.3.3 构造剧烈变动阶段(780-750Ma) |
| 6.3.4 构造稳定，海侵扩大阶段(750-720 Ma) |
| 第七章 主要结论与存在问题 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 存在的问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 表清单 |
（9）江南造山带西段新元古代岩浆岩成因及地质意义（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究现状及存在问题 |
| 1.1.1 花岗岩相关研究 |
| 1.1.2 江南造山带构造演化研究 |
| 1.1.3 江南造山带西段新元古代花岗岩研究 |
| 1.2 选题来源及意义 |
| 1.3 研究内容、方法和完成工作量 |
| 1.3.1 桂北地区新元古代花岗岩 |
| 1.3.2 梵净山地区新元古代花岗岩和火山岩 |
| 1.3.3 完成工作量 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 沉积作用 |
| 1100Ma)'>2.1.1 中元古代铁沙街群(>1100Ma) |
| 890Ma)'>2.1.2 早新元古代双溪坞群(>890Ma) |
| 2.1.3 早新元古代地层 |
| 2.1.4 中新元古代地层 |
| 2.2 岩浆作用 |
| 2.2.1 蛇绿岩 |
| 2.2.2 基性岩浆作用 |
| 2.2.3 中酸性岩浆作用 |
| 2.3 变质-变形作用 |
| 第三章 分析方法 |
| 3.1 全岩主量元素分析 |
| 3.2 全岩微量元素分析 |
| 3.3 全岩Sr-Nd元素分析 |
| 3.4 锆石Lu-Hf同位素元素分析 |
| 3.5 电气石电子探针分析 |
| 3.6 电气石硼同位素分析 |
| 第四章 桂北地区新元古代岩浆作用研究 |
| 4.1 前言 |
| 4.2 野外和岩石学特征 |
| 4.3 分析结果 |
| 4.3.1 全岩主微量元素组成 |
| 4.3.2 全岩Sr-Nd同位素组成 |
| 4.3.3 电气石元素和硼同位素组成 |
| 4.4 讨论 |
| 4.4.1 花岗岩类岩浆演化及岩石成因 |
| 4.4.2 电气石的成因 |
| 4.4.3 电气石成分的指示作用 |
| 4.4.4 构造意义 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 梵净山地区新元古代岩浆作用研究 |
| 5.1 前言 |
| 5.2 野外和岩石学特征 |
| 5.3 分析结果 |
| 5.3.1 锆石特征及Lu-Hf同位素组成 |
| 5.3.2 全岩主微量元素组成 |
| 5.3.3 全岩Sr-Nd同位素组成 |
| 5.4 讨论 |
| 5.4.1 玄武岩岩浆演化及岩石成因 |
| 5.4.2 流纹质凝灰岩岩石成因 |
| 5.4.3 二长花岗岩岩浆演化及岩石成因 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 江南造山带新元古代花岗岩成因及造山带演化 |
| 6.1 江南造山带新元古代花岗岩的特征和成因 |
| 880Ma的花岗岩'>6.1.1 江南造山带>880Ma的花岗岩 |
| 6.1.2 江南造山带840-810Ma的花岗岩 |
| 6.2 江南造山带的形成和演化 |
| 第七章 主要认识、创新点及不足之处 |
| 7.1 主要认识 |
| 7.2 创新点 |
| 7.3 不足之处 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（10）南秦岭新元古代岩浆—沉积作用及地质意义（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究现状与存在问题 |
| 1.1.1 Rodinia超大陆重建 |
| 1.1.2 华南新元古代构造演化及与Rodinia超大陆的联系 |
| 1.1.3 扬子北缘新元古代构造演化 |
| 1.2 选题来源及意义 |
| 1.3 研究内容与方法 |
| 1.3.1 扬子北缘大洪山地区基性侵入岩 |
| 1.3.2 南秦岭地区随县群沉积序列 |
| 1.3.3 南秦岭地区基性-超基性岩墙群 |
| 1.4 论文工作量 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 扬子陆核崆岭地区 |
| 2.2 扬子北缘大洪山地区 |
| 2.3 扬子北缘南秦岭地区 |
| 第三章 分析方法 |
| 3.1 全岩主量元素分析 |
| 3.2 全岩微量元素分析 |
| 3.3 全岩Sr-Nd-Pb同位素分析 |
| 3.4 矿物电子探针分析 |
| 3.5 SIMS锆石O同位素分析 |
| 3.6 锆石LA-ICP-MS U-Pb定年 |
| 3.7 锆石Lu-Hf同位素分析 |
| 第四章 大洪山辉绿-辉长岩 |
| 4.1 前言 |
| 4.2 岩石学特征 |
| 4.3 分析结果 |
| 4.3.1 锆石特征及U-Pb年龄 |
| 4.3.2 主微量元素组成 |
| 4.3.3 Sr-Nd-Pb同位素组成 |
| 4.4 讨论 |
| 4.4.1 后期蚀变作用 |
| 4.4.2 地壳混染与分离结晶作用 |
| 4.4.3 源区属性 |
| 4.4.4 软流圈地幔熔融 |
| 4.4.5 构造意义 |
| 4.5 主要认识 |
| 第五章 随县群沉积岩 |
| 5.1 前言 |
| 5.2 岩石学特征 |
| 5.3 分析结果 |
| 5.3.1 锆石U-Pb年龄及Lu-Hf同位素 |
| 5.3.2 全岩地球化学特征 |
| 5.4 讨论 |
| 5.4.1 随县群沉积年龄 |
| 5.4.2 物源源区属性 |
| 5.4.3 近源沉积 |
| 5.4.4 构造环境 |
| 5.4.5 扬子陆块在Rodinia超大陆中的位置 |
| 5.5 主要认识 |
| 第六章 晚新元古代武当-随枣地区基性-超基性脉岩 |
| 6.1 前言 |
| 6.2 岩石特征 |
| 6.3 分析结果 |
| 6.3.1 锆石U-Pb年龄和Hf-O同位素 |
| 6.3.2 主微量元素特征 |
| 6.3.3 Sr-Nd-Pb同位素组成 |
| 6.4 讨论 |
| 6.4.1 热液蚀变 |
| 6.4.2 地壳混染作用 |
| 6.4.3 地幔源区 |
| 6.4.4 扬子北缘裂解过程 |
| 6.4.5 原特提斯洋的开启 |
| 6.5 主要认识 |
| 第七章 扬子北缘新元古代构造演化及华南与Rodinia超大陆的关系 |
| 7.1 扬子北缘新元古代构造演化 |
| 7.2 华南与Rodinia超大陆的关系 |
| 第八章 主要结论与不足 |
| 8.1 主要认识及结论 |
| 8.2 尚未解决的问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附表 |
四、梵净山区格林威尔期造山带与Rodinia超大陆（论文参考文献）
- [1]湘黔桂地区新元古代中期盆地演化及动力学机制研究[D]. 杜秋定. 成都理工大学, 2020(04)
- [2]扬子板块西北缘新元古代早－中期构造演化 ——来自碧口微地块横丹群沉积地层的证据[D]. 高峰. 长安大学, 2020
- [3]华北、华南、塔里木三大陆块中-新元古代岩浆岩的特征及其地质对比意义[J]. 耿元生,旷红伟,杜利林,柳永清. 岩石学报, 2020(08)
- [4]扬子陆块北缘大洪山地区新元古代中期沉积盆地性质及前寒武纪地壳演化[D]. 李夔洲. 成都理工大学, 2020
- [5]华北克拉通东部中元古代晚期至新元古代早期古地磁和年代学研究及其古大陆再造意义[D]. 赵汉卿. 中国地质大学(北京), 2020
- [6]华南新元古代马底驿组和中泥盆世云台观组古地磁结果及其大地构造意义[D]. 冼汉标. 中国地质大学(北京), 2020(01)
- [7]扬子地块周缘中元古代末—新元古代主要构造运动梳理与探讨[J]. 陈建书,代雅然,唐烽,彭成龙,张嘉玮,朱和书,陈兴,王文明,龚桂源. 地质论评, 2020(03)
- [8]湘西新元古代板溪期（板溪群）盆地格局与构造演化[D]. 刘雨. 中国地质大学, 2020(03)
- [9]江南造山带西段新元古代岩浆岩成因及地质意义[D]. 韦守东. 中国地质大学, 2020(03)
- [10]南秦岭新元古代岩浆—沉积作用及地质意义[D]. 刘航. 中国地质大学, 2019(05)