北方稀土分析討論

1. 中國北方沙塵暴發生源地調查與沙塵暴物質來源探討

王永遲振卿姚培毅劉訓閔隆瑞

（中國地質科學院地質研究所，北京，100037）

摘要本文通過對北京—臨河—額濟納旗地表沙塵樣品的地球化學、同位素組成等調查，分析了中國北方地區沙塵暴發生源地之一額濟納旗沙塵暴形成的原因與天氣條件，並討論了額濟納旗—北京地表沙塵樣品的物質組成與來源問題。Sm/Nd同位素與氧化物特徵表明，額濟納旗—北京的地表沙塵主要來源於基岩或土壤就地風化侵蝕，異地成分的貢獻較小。北方沙塵暴的發生主要是由於當地氣候條件與生態環境的惡化造成的。

關鍵詞沙塵暴地球化學組成來源

1沙塵暴概況

沙塵天氣分為浮塵、揚沙、沙塵暴和強沙塵暴四類。沙塵暴是指強風將地面大量塵沙吹起，使空氣很混濁，水平能見度小於1km的天氣現象；沙塵暴的形成至少要有三個條件，一是有利於產生大風或強風的天氣形勢，二是有利的沙、塵源分布，三是有利的空氣不穩定條件。強風是沙塵暴產生的動力，沙、塵源是沙塵暴形成的物質基礎，不穩定的空氣狀態是重要的局地熱力條件，利於風力加大、強對流發展，從而夾帶更多的沙塵。

關於沙塵暴現象國內外已進行了許多研究，但多數是現象和災情的描述，僅限於個例分析，或者天氣形勢的特徵分析等方面。迄今尚沒有弄清被風颳起的沙塵是以什麼樣的途徑運動的，因為人們無法跟蹤沙塵的整個運動過程。衛星所提供的圖像也只能看到沙塵飛越太平洋的情景，但在陸地上的運動無法觀察。由於缺乏各種數據，目前還無法建立沙塵暴的計算模型。沙塵飄得遠近取決於其沙粒在空氣中的漂浮高度，到目前為止，觀察沙塵漂浮高度還只能靠專門的激光測量儀。但是，激光測量儀的缺陷是測量范圍小，只能探測到空中很小區域，還無法判斷沙塵的運動方向。

沙塵暴是我國北方地區的一種主要災害性天氣，它突發性強、破壞力大，難以預報和防禦。我國西北、華北大部、青藏高原和東北平原地區沙塵暴年平均日數普遍大於1天（錢正安等，1997），是沙塵暴的主要影響區（高尚玉，2000；胡金明，1999），天山以南大部分地區沙塵暴年平均日數大於10天，是沙塵暴的多發區；塔里木盆地及其周圍地區、阿拉善和河西走廊東北部是沙塵暴的高頻區，沙塵暴年平均日數達20天以上，局部接近或超過30天，如新疆民豐36天、柯坪31天、甘肅民勤30天等（徐啟運等，1997）。

目前我國正處於沙塵天氣非頻發期的上升期。近年來，我國沙塵暴的強度有所增強，強沙塵暴的次數增加，統計表明，上世紀60年代特大沙塵暴在我國發生過8次，70年代發生過13次，80年代發生過14次，而90年代至今已發生過20多次，並且波及的范圍愈來愈廣，造成的損失愈來愈重。

本文擬從北方沙塵暴發生源地之一及途徑地區地表沉積物的地質、地球化學等方面入手，分析不同地區地表沉積物的變化特徵，研究沙塵暴發生與移動過程中源地物質對局地沙塵的貢獻，探討沙塵暴發生源地及其傳播路徑。本次工作中的樣品取自北京至額濟納旗沿途地表風積物（圖1）。

圖1北京—額濟納旗地表沙塵樣品取樣路線

2我國北方沙塵暴物質組成特點及來源探討

內蒙古額濟納旗位於巴丹吉林沙漠邊緣，河西走廊北部。該地區靠近沙漠，具備豐富的沙源條件，河西走廊是冷空氣活動的通道，是我國沙塵暴天氣發生運移路徑（北方路徑）中的主要源地之一。據統計，1952～1994年我國有記載的48次強和特強沙塵暴中，僅額濟納旗就發生了6次。不僅給農牧業生產造成嚴重損失，有時還造成人畜傷亡。對該地區沙塵暴發生的特徵進行調查分析，並探討其發生的天氣條件，可以為沙塵暴天氣的預報預防工作提供依據。

2.1沙塵樣品的Sm-Nd同位素特徵

2.1.1Sm-Nd同位素原理

稀土元素Nd在自然界中存在¹⁴³Nd和¹⁴⁴Nd兩種同位素，¹⁴⁴Nd由放射性元素¹⁴⁷Sm衰變而來，因而也稱其為放射性成因Nd。¹⁴³Nd則多富集於酸性鋁硅酸鹽中，通常稱為陸源Nd。Nd同位素組成用¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd比值來表示。一般認為，在許多地質過程中w（Sm）/w（Nd）的分異很小，Sm-Nd體系可以保持封閉。

利用Nd同位素進行物源、古環境演化研究（劉季花，1998；孟憲偉，2001）始於對海洋沉積物的研究。近些年來，有人通過將海底沉積物的細粒組分（粘土）、洋面上的塵埃和氣溶膠的Nd同位素組成與古地盾、沙漠的Nd同位素值進行比較，藉此確定風成物質的來源（Grousset,1988；Donald,1988）。許多研究已經證明，細碎屑沉積物可以代表相當大區域內大陸地殼的平均成分，由於沉積過程中幾乎可以忽略不計的Sm/Nd分異，碎屑沉積岩的Nd模式年齡被認為可反映沉積物源區的平均地殼存留年齡；碎屑沉積物本身也可反映物源供給區的化學成分和同位素成分的特徵。

利用大陸沉積物Nd同位素組成進行物源識別是一種新的嘗試，尚屬於探索階段。細碎屑沉積岩為原岩機械破壞的產物，在岩石風化、破碎、搬運、沉積過程中，Sm//Nd比值保持不變，形成的沉積岩保持原岩的Sm/Nd比值和同位素特徵，模式年齡和原岩相同，因而可以鑒別沉積物的源區。

2.1.2實驗分析方法

Sm-Nd同位素測定在地科院地質所同位素實驗室進行，採用MAT-261固體同位素質譜儀測定。電離帶用Re帶，蒸發帶用Ta帶，M⁺離子形式，可調多法拉弟筒接收器接收。質量分餾用¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd=0.7219校正，標准測定結果：J.M.Nd₂O₃¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd=0.511125±8,GBW04419¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd=0.512725±10。Sm,Nd流程空白為5×10^-11g。年齡用ISOPLOT EX2計算，衰變常數為6.54×10^-12a^-1。

2.1.3測試結果

測試結果見表1。

表1臨河—額濟納旗地表沙塵樣品Sm-Nd同位素測試結果

所有樣品的模式年齡都落在中—晚元古代。這些地表樣品的物源區可能主要為中—晚元古代的老地殼。這些碎屑沉積物可能代表中—晚元古代兩個端元組分以不同比例混合的產物。因此，地表沙塵樣品可能是中元古代從地幔分異出來的地殼。碎屑沉積物的Nd模式年齡（T_DM）分布在0.9～1.75Ga之間，支持這一結論。其中比較年輕的模式年齡顯然是由於大量年輕物質的加入而造成的。從表1可以注意到，絕大部分樣品的¹⁴⁷Sm/¹⁴³Nd值介於0.11～0.13之間，表明在沉積過程中Sm/Nd並沒有明顯的分異，因而這些以虧損地幔線性演化為假設前提而計算的Nd模式年齡是有意義的。地表沙塵樣品中高的Nd同位素表明老的地殼（中元古代）可能是主要源區。

從Sm-Nd關系來看，所有沙塵樣品的Sm/Nd比值變化不大，但¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd有一定變化，模式年齡的變化也較大（圖2）。並未顯示相同源區的特徵。

圖2沙塵樣品的¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd與模式年齡

2.2沙塵樣品的地球化學成分特徵

地球化學方法用於沉積物的物源判別，具有直觀、經濟、有效的特點，利用地球化學組合成因專屬性來定性識別沉積物物源屬性已成為一種新趨勢。但對於陸源碎屑沉積物而言，由於其來源復雜，需要配合其他方法才能更有效地識別物源的變化特徵。

利用XRF方法對採集自北京—額濟納旗的地表沙塵樣品進行氧化物含量分析，了解沙塵樣品地球化學的變化特徵，探討可能的沙塵來源問題。

表2為所測試樣品的氧化物含量特徵，從表中可以看出，SiO₂、CaO含量變化較大。

Sc24、Sc25樣品SiO₂含量最低，而CaO含量最高，該樣品採集自北京西北山區，周圍主要為碳酸岩區，表明地表沙樣為就地風化產物。Sc29、Sc30樣品SiO₂含量最高，而CaO含量最低，該樣品採集自內蒙古西部固陽—五原一帶。

Si,Al,Ca,K,Mg,Mn,Na,Ti等屬於親石元素，它們的原子結構呈惰性氣體型，因而在自然遷移過程中表現較穩定。Fe、P為親鐵元素。圖3顯示，沙樣中的親石元素與親鐵元素含量在沙塵源區—遠離沙塵源區變化比較大，這表明沙塵的主要來源隨搬運過程發生變化。可能局地岩石風化對沙樣中氧化物含量影響最大。

表2北京—額濟納旗地表沙塵樣品的氧化物特徵單位：%

圖3北京—額濟納旗地表沙樣主要氧化物變化特徵

沙塵來源於某一地區地表土的風力起塵，而各類土壤的化學元素組分都有一定的特點，相互間有一定的差別，且特定的土壤都有一定的集中分布區域。對不同種類的地表土其元素之間的硅鋁率w（SiO₂）/w（Al₂O₃）和硅鋁鐵率[w（SiO₂）/w（Al₂O₃+Fe₂O₃）]是相對穩定的，因此常用於初步定性判別某一土壤的源地。將地表沙塵樣品的元素成分之間的這兩個比率與我國幾個典型地表土壤相應的比率進行比較（表3）。從表中可以看出，不同地表土壤類型其兩個比率的差別是十分明顯的。地表沙塵樣品與黃綿土和棕漠土的兩個比值較接近。對照我國土壤類型分布圖，棕漠土主要分布於新疆北部，黃綿土主要分布於新疆、甘肅西北、內蒙古和寧夏西北及陝西廣大地區。因此，該地區可能是沙塵的主要源地。

根據上述分析，沙樣中沙塵的硅鋁率w（SiO₂）/w（Al₂O₃）和硅鋁鐵率w（SiO₂）/w（Al₂O₃+Fe₂O₃）接近於棕漠土，其來源主要是包括我國西北地區在內的土壤塵。當然沙塵中還可能包括沿途混入的局地沙塵，以及由它們組成的地面二次揚塵。

表3北京—額濟納旗地表沙塵樣品與幾種典型土壤的硅鋁比

漠土系列是中國西北荒漠地區的重要土壤資源，包括灰漠土、灰棕漠土、棕漠土和龜裂土等，共同特徵是：具有多孔狀的荒漠結皮層，腐殖質含量低，且表聚性強，石膏和易溶性鹽分在剖面不大的深度內聚積，存在較明顯的殘積粘化和鐵質染紅現象以及整個剖面的厚度較薄和石礫含量多（龜裂土和灰漠土除外）等。在成土過程中主要表現為鈣化作用（石灰聚積）、石膏化與鹽化作用、弱的鐵質化作用，同時風成作用相當明顯。

棕漠土是溫帶荒漠條件下和粗骨母質上發育的土壤，在西北佔有很大的面積，同灰漠土比較，腐殖質的累積作用更弱，幾乎無腐殖質層，表層有機質含量很少超過0.5%，且隨深度增加含量亦無多大變化。

與西北荒漠地區的土壤地球化學特徵相比較，地表沙塵樣品明顯具有較高的w（SiO₂）/w（Al₂O₃）比值。其原因可能是由於沙塵樣品經過更長時間的風化、磨蝕，具有更高的成熟度。

3北方沙塵暴物質來源與傳播路徑討論

沙塵暴的形成必須滿足地表疏鬆細粒物質和風力搬運的動力條件，同時要具備不穩定的空氣狀態（邱新法，2001；張仁健，2002）。當動力條件滿足時，沙塵暴的發生發展就隨不同的地表條件而定，有植被保護的地表和未耕作的耕地抗風蝕力強，難以成為沙塵暴物質源地，而無植被覆蓋或植被覆蓋度低的裸露疏鬆細粒物質的地表都可以是潛在的沙塵暴物質源地。西北地區的幾大山系由於氣候較濕、植被覆蓋好，土壤風蝕小，為非沙塵源區，除此以外的其他地區由於氣候乾旱、植被稀疏都有可能為沙塵暴源區，存在大量沙塵暴物質源地。同時，由於工業化程度的提高，城市規模擴大，在局部地區造成城市與周圍地區顯著的溫度差異，使局部地溫梯度增大，形成不穩定的空氣熱力狀態，促進沙塵暴的產生。

在沙塵暴源區內沙塵暴物質源地判定的依據是：在土地資源類型中，裸岩、水體和建設用地都不具備有細粒物質的條件，構不成沙塵暴物質源地。林地和中高覆蓋度草地由於植被覆蓋度高，地表物質在植被保護下難以被風蝕，也不具備構成沙塵暴物質源地的條件。耕地由於地表植被覆蓋率在年內變化與農事活動有極高的一致性，耕地是否是沙塵暴物質源地是由種植制度和農事活動特點決定的，每年的11月至第二年的3月為休耕期，降水少，耕作後的土壤破壞了地表植被和土壤持結力，抗風蝕力弱，成為強塵物暴質源地。從4月初至5月底，為旱地作物播種及發芽出苗期，雖植被蓋度低，但由於灌溉土壤含水量高土壤抗風蝕力較強，為弱沙塵暴物質源地；從5月初至10月底，作物生長旺盛期，降水豐富，地表覆蓋率高，此期間耕地屬於非沙塵暴物質源地。乾旱區的低覆蓋度草地由於植被稀疏難以對地表土壤進行有效保護和阻止土壤細粒物質被風蝕，屬於弱沙塵暴物質源地。戈壁由於礫石間夾有細粒沙土，也屬於弱沙塵暴物質源地。

因此，沙塵暴源地的構成冬春季（前年11月至本年4月）主要是沙地、鹽鹼地、礫質戈壁、裸土、低覆蓋度草地和耕地等6種類型，夏秋季（5月至10月）主要是沙地、鹽鹼地、礫質、裸土和低覆蓋度草地等5種類型。

從地表沙塵樣品的同位素組成及地球化學特徵來看，北京－額濟納旗地表沙塵的主要來源均為成熟度高的沙地就地風蝕產物，異地成分較少。

由於沙塵源地與移動路徑的差異，沙塵的影響范圍會存在很大的差別。沙塵由於輸送路徑長，通過沉降清除，濃度會發生顯著降低，一般演變為浮塵，因此在地表沙樣中的貢獻明顯較小。

4結語

北京—額濟納旗地表沙塵的主要來源均為成熟度高的就地風蝕產物，異地成分較少。沙塵由於輸送路徑長，通過沉降清除，濃度會發生顯著降低，一般演變為浮塵，因此在地表沙樣中的貢獻明顯較小。

通過額濟納旗、蘭州及北京的氣候資料記錄的沙塵暴分析，前二者的沙塵暴天氣可能增加北京上空的浮塵，但更多的沙塵暴天氣不是直接受前二地的影響，區域性氣候更是北京沙塵暴天氣的主要原因。

北方沙塵暴的發生主要是由於風力作用吹蝕就地地表沉積物而形成。工業化程度提高，城市規模擴大，人口增多，形成熱島效應作用也使該地區與周圍地區之間的溫差日趨加大，地溫梯度增加，促進沙塵暴的發生。

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2. 楊小平的學術成就與貢獻

主要從事乾旱地區環境及其演化、風沙地貌及風沙災害防治、乾旱地區古氣候與水資源、綠洲演化等方面的研究。
十餘年來，楊小平研究員主要致力於乾旱區第四紀地質與環境的研究工作，歸納起來，主要在沙漠地區的湖泊特徵及其全新世以來的演化，我國西北沙漠地區晚更新世以來的環境變化及其機制，以及乾旱區天然綠洲形成發育規律等方面作出了突出學術貢獻。
(一) 較早開展了我國西部沙漠丘間地湖泊現代過程及其地質歷史時期演變的研究，獲得了對巴丹吉林沙漠地區湖泊水化學特徵較全面的認識，通過對巴丹吉林沙漠腹地湖泊水質和湖泊周圍地下水化學特徵的比較研究，結合地下水氚同位素分析結果和湖岸地貌，沉積特徵，論證了沙漠地區湖泊的成因，並把湖泊水化學特徵的演變與全新世氣候變化聯系起來，提出巴丹吉林沙漠地區湖泊的含鹽量(TDS)與湖泊年齡有關。這項研究為認識乾旱沙漠地區湖泊的形成、演化，水循環及水資源和我國沙漠地區全新世以來環境變化提供了關鍵性依據。
我國大規模開展鹽湖研究已有一段歷史，近十年來鹽湖方面的一些影響較廣的學術成就也相繼問世。然而長期以來，內蒙古西部巴丹吉林沙漠腹地高大沙丘之間湖泊的特徵及其成因仍然是科學界的一個迷。幾位國內外著名沙漠專家都曾涉足巴丹吉林沙漠，在風沙地貌，自然特徵等方面獲得了重要的認識。但因交通困難，長期以來人們難以對沙漠腹地的湖泊進行研究。楊小平研究員對15個具有典型代表意義的湖泊的幾何特徵，水化學成份以及湖岸地質，地貌，沉積，及丘間地淺層地下水做了系統的野外調查，藉助多種儀器和方法，對湖水和地下水水樣的可溶性固體總量，pH，Cl等12種陰離子和Na等8種陽離子進行了分析。研究發現這些湖水的TDS變化范圍頗大，介於1.2g/L和398.2g/L之間，在這些高鹽度的湖泊中存在很多具有較大經濟開發價值的鹵蟲(Artemia)。沙漠邊緣地區地下水的TDS總體上高於沙漠腹地，同樣，地下水水樣中Na，Cl 及其它離子的含量也有從沙漠邊緣向腹地減少的趨勢，據此提出沙漠腹地的地下水不是來自沙漠邊緣地區。通過比較不同湖泊的湖水和其周圍地下水，論證了沙漠腹地的湖泊主要是由儲藏於周圍沙山的地下水所補給的。根據氚同位素分析結果，推斷巴丹吉林沙漠地區的淺層地下水年齡都較年輕，介於數十年至百年之間。認為沙漠地區湖泊TDS的高低與湖泊發育呈現一定的正相關關系，即微鹹湖泊形成時間較晚，其成因應是沙丘移動致使地下水出露位置改變所造成的。結合對古湖岸地貌與湖泊沉積的研究進一步提出，巴丹吉林沙漠地區的湖泊在全新世發生過明顯變化，湖水礦化度的增高和水域面積的快速萎縮是由於全新世中期以後出現的乾旱化所造成的;巴丹吉林沙漠地區在全新世早中期時，湖廣，水多，水份狀況較好。由於研究地區在總體上受東亞季風氣候系統中的冬季風控制，認為全新世早中期的濕潤氣候標志著來自海洋的夏季風強度的增加。
(二) 對我國北方代表性沙漠晚更新世以來的環境演變進行了較系統的研究，認為沙漠的環境條件曾有過明顯的干濕冷熱波動，歷史演變的區域差異突出。提出受中緯度西風環流和極地氣團的影響，在距今約3萬年時巴丹吉林和塔克拉瑪干兩大沙漠地區都經歷過較濕潤的時段，而且也認為在距今約1.9萬年時阿拉善西部地區相對比較濕潤。通過遙感數據的圖像處理，解譯，提出塔克拉瑪干沙漠地區的水文格局在全新世晚期曾發生過巨大變化，尼雅河曾是克里雅河的一支支流。提出湖泊作用及流水過程在塔克拉瑪干沙漠的地貌形成中都發揮過巨大作用，並導致了環境景觀的變化。根據地貌證據進一步提出，在末次冰盛期時塔里木盆地的溫度低於阿拉善高原西部。藉助地球化學方法，對我國北方沙漠沙的來源及沙漠沙與沙塵物質的關系開展了分析論證。這些工作對於認識荒漠的形成與分異規律，荒漠環境較短時間尺度的演變，荒漠對全球變化的響應，及對制定乾旱區環境可持續發展戰略規劃等都極為重要。
近二十年來全球變化研究方興未艾，人們通過深海沉積，冰芯，黃土古土壤序列等，根據氣候代用指標建立了不同時間尺度，不同解析度的氣候演變模式。由於乾旱荒漠面積占居了地球三分之一的陸地表面，且常連片出現，不少人已認識到了直接深入乾旱區內部開展環境演變研究的必要性，來自乾旱區荒漠內部的證據對認識荒漠的演變歷史，演變規律，荒漠對全球變化的響應等問題都起著很關鍵的作用。
楊小平研究員通過對塔里木盆地南部克里雅河流域風成，湖成，流水和冰川沉積物等的研究結果認為，克里雅河下游地區的塔克拉瑪干沙漠現代沙丘的形成時期較晚，河流沿岸階地是在流域內雨量增加時期形成的。依河流下游階地上碳酸鈣富集的現象及14C，OSL測年認為，在距今約3萬年時塔里木盆地南緣雨量較豐沛，河流上游地區冰川融水量大，沙漠腹地出現較大面積湖泊。通過分析盆地南緣的冰緣地貌特徵提出，沙漠邊緣地區在末次冰盛期時最大降溫約為10℃。流域內環境景觀和沉積是冰川，冰水，流水，風力和湖泊及構造運動等多種營力相互作用的產物。
在對巴丹吉林沙漠東南部高大沙丘的研究中，把沙丘上部鈣質膠結層的形成和當地雨量變化聯系起來，提出它是研究地區地質歷史時期雨量增加的標志。通過對數個高大沙丘(最高達460 m)地貌學，沉積學和年代學研究，認為受全球西風環流的影響，該沙漠地區在晚更新世時至少有過2次比現代濕潤的時期，即在距今約30 ka，19 ka時濕潤狀況較好。
運用氣候景觀地貌學理論，劃分了研究地區的景觀類型並著重討論了各種類型的區域變化及其對全球變化的響應。建立了阿拉善高原西部，塔里木盆地景觀環境類型與多年平均雨量的對應關系。據此認為我國黃土的物源區在冰期-間冰期的氣候演變背景下，隨著西北地區沙漠，戈壁地表環境狀況變化而發生區域上的變化。藉助稀土元素和石英氧同位素分析方法，對我國北方沙漠沙的來源及沙漠沙與北方沙塵物質的關系開展了分析討論。根據冰緣地貌的分布特徵進一步提出，在末次冰盛期時塔里木盆地的溫度低於阿拉善高原西部，形成與現代氣候不一致的氣候格局。
(三) 從地質環境演變的角度，初步建立了荒漠地區天然綠洲發育與區域氣候波動之間晚更新世以來的動態演變關系，論證了地質歷史上曾出現過的較大范圍的天然綠洲是流域略濕潤氣候的標志。這對於認識天然綠洲的演變規律，人與自然的相互作用和制定綠洲環境的可持續發展戰略都有重要的意義。
近年來一些學者從綠洲承載力，綠洲戈壁過渡帶物質能量交換，綠洲系統模擬等方面開展了不少重要的綠洲研究工作，但對天然綠洲的地質史及人類歷史時期的演變涉獵相對較少，而這方面的問題對於認識綠洲對全球變化的響應有舉足輕重的地位。楊小平研究員以塔里木盆地邊緣地區為例，綜合運用第四紀地質學，自然地理學和歷史地理學的研究方法，研究了自然環境要素演變及人類活動對天然綠洲發育的影響程度。對沙漠地區古河道及河流沉積物的研究表明，在末次冰期晚期時，由於源自昆侖山的大量冰雪消融水的澆灌，克里雅河的綠色走廊曾橫穿，斜穿塔克拉瑪干沙漠。研究結果也說明塔克拉瑪干沙漠在全新世時總體上較乾旱，但據古河道及人類農業生產活動所留下的遺跡，認為在距今約兩千年和小冰期時氣候略濕潤。
曾對我國北方代表性沙漠晚更新世以來的環境演變進行了較系統的研究，認為受中緯度西風環流和極地氣團的影響，在30ka時巴丹吉林和塔克拉瑪干兩大沙漠地區都經歷過較濕潤時段，開展了我國西部沙漠丘間地湖泊現代過程及其地質歷史時期演變的研究，獲得了對巴丹吉林沙漠地區湖泊特徵及其演化較系統的認識；對我國西北乾旱地區人類活動、氣候變化及古水文演變之間的相互作用進行了較深入的探討，對極端乾旱環境下區域水循環規律有了新的認識；並對我國北方沙地沙漠化過程及其機制、沙塵暴物源開展了一定研究工作。
他通過對巴丹吉林沙漠地區不同沙丘下伏地形的地球物理探測，風沙物質的地球化學分析，以及沙丘區地下水、地表水的水化學與同位素水文學的系統研究，深入論證了高大沙丘的形成機理和區域氣候演變過程。
以前，對沙丘露頭研究所獲得的「點」上認識往往無法同整個沙丘聯系起來。楊小平研究員及其合作者首先在沙漠地區系統地測試了不同淺層地震探測方法，最後選用高精度重力法，藉助岩石和沙粒密度之間的差異，反演出巴丹吉林沙漠典型沙丘的下伏基岩形態，通過下伏基岩形態與其沙丘表面形態的比較研究，對沙丘內部空間實現「可視化」，證實下伏基岩形態對高大沙丘形成起到了一定的作用。同時，利用高程、遙感數據，分析了整個沙漠地區沙丘高度與下伏基岩埋藏深度之間的關系，進一步提出區域地質環境、氣候變化對沙丘發育有著重要的作用，發現沙丘下伏基岩形態起伏、氣候的干濕交替、沙源的多源性幾個因素共同促成了巴丹吉林沙漠高大沙丘的形成。
2013年8月在法國巴黎舉辦四年一度的「第八屆國際地貌大會」上，進行了新一屆IAG執行委員會的選舉，法國巴黎索邦 (Sorbonne)大學Eric Fouache教授當選新一屆主席。 中科院地質與地球物理所研究員楊小平當選為該組織最新一任副主席，分管該學會的學術工作組及與亞太地區的聯系，是三位副主席之一，也是IAG成立30年來第一位來自中國的副主席。任職時間從2013年10月至2017年10月。

3. 月球的資料

根據最新的月球探勘者號的資料分析顯示，月球的確具有一個很小的核心，支持了月球是由火星般大的星體，撞擊地球後削出的理論。
這些新資料是在休士頓舉行的第三十屆月球與行星科學會議中發表的。資料顯示，月球的核心占總質量可能不到 2％，比地球核心所佔的 30％小太多了。
從地球和月球具有類似的礦物組成，可以推測兩者可能系出同源，然而，如果月球與地球只是單純地從一團塵埃雲中誕生，那麼兩者的核心組成比例應該類似。還有一種理論認為月球是被地球重力所捕獲的。
根據阿波羅時代所搜集的資料來看，科學家認為月球應該是在太陽系形成初期，當一顆火星大小般的星體撞擊地球時所形成的。這次撞擊發生在地球鐵核已經形成之後，所以撞擊出來的碎片多為外層含鐵不多的岩石，這些物質在軌道上又凝聚成今日的月球。
月球：月球俗稱月亮，也稱太陰。月球就是最明顯的天然衛星的例子。在太陽系裡，除水星和金星外，其他行星都有天然衛星。月球的年齡大約也是46億年，它與地球形影相隨，關系密切。月球也有殼、幔、核等分層結構。最外層的月殼平均厚度約為60-65公里。月殼下面到1000公里深度是月幔，它佔了月球的大部分體積。月幔下面是月核，月核的溫度約為1000度，很可能是熔融狀態的。月球直徑約3476公里，是地球的3/11。體積只有地球的1/49，質量約7350億億噸，相當於地球質量的1/81，月面的重力差不多相當於地球重力的1/6。
月球是地球唯一一顆天然衛星：

軌道半徑： 距地球384,400千米
行星直徑： 3476千米
質量： 7.35e22千克

古羅馬人稱之為Luna，古希臘人稱之為Selene或阿爾特彌斯（月亮與狩獵的女神），另外在其他神話中它還有許多名字。

理所當然，月球早在史前就已被人所知道。它是空中僅次於太陽的第二亮物體。由於月球每月繞地球公轉一周，地球、月球、太陽之間的角度不斷變化；我們把它叫做一個朔望月。一個連續新月的出現需要29.5天（709小時），隨月球軌道周期（由恆星測量）因地球同時繞太陽公轉變化而變化。

由於它的大小與組成，月球有時被分為類地「行星」，與水星，金星，地球和火星分在一起。

月球由蘇聯飛行器月球2號於1959年代表人類第一次拜訪，這也是人類第一次在非地球星體上探索。第一次在著陸則在1969年6月20日（你記得你在哪兒嗎？）；後一次在1972年12月。月球也是唯一一個被採回表面樣本的星球。在1994年夏天，月球被Clementine飛行器大范圍地作了地圖映象。月球勘探者號如今正繞著月球轉。

地球與月球之間的引力場形成了有趣的現象。最顯而易見的便是潮汐現象。月球正對地球一點的引力為最大，反面一點則相對弱小一些。地球，特別是海洋並不是完全地固定的，而是朝月球方向略有延伸的。從地球表面為透視角觀察的話，會看到地球表面的兩個膨脹點，一個正對月球，另一個則正對反面。這效果對海洋比對因態地殼強烈得多，所以海洋處膨脹得更高。另外因為地球自轉比月球在軌道上快，膨脹每天一次，每天的大潮一共有兩次。
但是地球也並不完全是一個流體，地球的自轉導致地球在正對月球下方的膨脹非常輕微。這意味著由於地球自轉扭力及月球上的加速度影響，使地球與月球之間的影響力並不十分確切地存在於兩球心連線上。這也使得地球不斷向月球提供自轉能量，使得自轉速度每世紀減慢1.5微秒，也使月球公轉地球軌道每年增加3.8米。（相反的結果也導致了火衛一和海衛一的不尋常公轉軌道）。
不對稱的引力交互作用也使月球自轉同步。比如，它的軌道位相始終相對固定，使得朝向地球的一面不變。由於地球的自轉因月球的影響而減緩，所以在很早以前，月球的自轉速度也因地球而減緩，不過在那時作用力要強烈得多。當月球的自轉速度減緩到適合自己軌道周期時（這樣膨脹點就在地球正對點），就沒有任何的多餘扭力了，這樣月球的情形就穩定了。這種情況也類似地發生在太陽系其他衛星上。最終，地球的自轉也將慢到合適於月球周期，就像冥王星和冥衛一的情況一樣。

自然，月球也顯得不太穩定（由於它的不太圓的軌道）以致於較遠端的一部分度數可不定時地看到，但大多數遠端表面（左圖）一直無法完全觀測，直到蘇聯飛船月球3號1959年上天對其進行拍攝才解決了問題。（注意：這里並沒有什麼「黑暗面」在月亮上；月球的所有部分都能得到半日照時間。一些對「黑暗面」的稱謂往往是指月亮不為人所見的另一面，因為「黑暗」有「不為人知」之意。這種稱謂在今天不夠正確）。

月球沒有大氣層。但是來自Clementine飛行器的證據表明可能在月球南極，處於永久陰暗面的大環行山處有固態水－－冰。這如今已由月球勘探者號飛船證實。顯然月球北極也有冰，這樣未來月球探索的代價將略微便宜一些！

月球的外殼平均厚68千米，從Mare Crisium下的零公里到背面Korolev環行山的107千米。地殼下是地幔，可能也是它的內核。然而它並不像地球的地幔，月球的只是部分特別熾熱。奇怪的是，月球的質心與它的幾何地理中心向地球方向偏移了2千米。同樣，在這一側其地殼也較薄。

月球表面有兩種主要地形：巨大的環形山與古老的高原和相對平滑與年輕的maria。maria地形（覆蓋月球表面達16％）是由火山噴出的熾熱的熔岩沖蝕出的。大部分的表面是由灰土層塵埃與流星撞擊的石頭碎片覆蓋。出於未知的理由，maria地形集中於靠近於地球的一面。

大多數靠近地球的環形山，火山由科學歷史上的著名的稱謂命名，如第谷，哥白尼和托勒密。背面的則多用近代的命名，如阿波羅，加加林和Korolev（因為第一張照片由月球3號拍到，所以具有顯而易見的俄羅斯偏向）。另外，類似於近地區，月球背面也有巨形環形山South Pole-Aitken，直徑2250千米，深12千米，使它成為太陽系最大的撞擊盆地，並在西側形成了山中山，成了太陽系中重環山的典型。（從地球上看；左側圖的正中）。

阿波羅號和月球號計劃帶回了一塊重382千克的石頭樣本。這些提供給了我們有關月球的詳細知識。它們具有特別的價值，在月球上著陸後的廿年，科學家們還是在這快最期的樣本上做研究。

月球表面上的絕大多數石頭看來都有30到46億歲，這與地球上的超過30億歲的極稀少的石頭有偶然的巧合。這樣，月球就提供了太陽系早期歷史的在地球上無法找到的證據。

根據早先的對阿波羅樣本的研究，有關月球的起源並不一致，主要有三種理論：co-accretion同生說，主張地球與月球同時形成於太陽星雲；fission分裂說，主張月球是由地球上分裂出去； capture捕捉說，主張月球形成於其他地方，後來為地球所捕捉。這些理論證據都不足，但是來自月亮石頭的最新和最詳細的信息引出了impact撞擊說：地球曾被一個大物體（相當於火星大小甚至更大）撞擊，月球則是由噴射出的部份形成。不斷又有新信息被發現，但撞擊說如今被廣泛接受。

月球並沒有全球性磁場，但是它的一些表面石頭存有剩餘的吸引力，表明月球早期曾有過全球性磁場。

由於沒有大氣和磁場，月球表面赤裸裸地遭受太陽風的攻擊。在它剩餘的40餘億年光陰里，大量來自太陽風的氫離子將植入其表面。由阿波羅返回的樣本證明了它對研究太陽風的價值。月球上的氫可能在未來當作燃料使用。

4. 什麼叫稀土對鹽脅迫的緩解效應

一、稀土元素

稀土元素是鑭系元素系稀土類元素群的總稱，包含鈧Sc、釔Y及鑭系中的鑭La、鈰Ce、鐠Pr、釹Nd、鉕Pm、釤Sm、銪Eu、釓Gd、鋱Tb、鏑Dy、鈥Ho、鉺Er、銩Tm、鐿Yb、鑥Lu，共17個元素。

「稀土」一詞是十八世紀沿用下來的名稱，因為當時用於提取這類元素的礦物比較稀少，而且獲得的氧化物難以熔化，也難以溶於水，也很難分離，其外觀酷似「土壤」，而稱之為稀土。稀土元素分為「輕稀土元素」和「重稀土元素」：

「輕稀土元素」指原子序數較小的鈧Sc、釔Y和鑭La、鈰Ce、鐠Pr、釹Nd、鉕Pm、釤Sm、銪Eu。

「重稀土元素」原子序數比較大的釓Gd、鋱Tb、鏑Dy、鈥Ho、鉺Er、銩Tm、鐿Yb、鑥Lu。

二、稀土資源及儲備狀況

由於稀土元素性質活躍，使它成為親石元素，地殼中還沒有發現它的天然金屬無水或硫化物，最常見的是以復雜氧化物、含水或無水硅酸鹽、含水或無水磷酸鹽、磷硅酸鹽、氟碳酸鹽以及氟化物等形式存在。由於稀土元素的離子半徑、氧化態和所有其它元素都近似，因
此在礦物中它們常與其它元素一起共生。

我國稀土資源佔世界稀土資源的80%，以氧化物(REO)計達3 600萬噸，遠景儲量實際是1億噸。

我國稀土資源分南北兩大塊。

——北方：輕稀土資源，集中在包頭白雲鄂博特等地，以後在四川冕寧又有發現。主要含鑭、鈰、鐠、釹和少量釤、銪、釓等元素；

——南方：中重稀土資源，分布在江西、廣東、廣西、福建、湖南等省，以罕見的離子態賦存與花崗岩風化殼層中，主要含釤、銪、釓、鋱、鏑、鈥、鉺、銩、鐿、鑥、釔和鑭、釹等元素。

我國的稀土工業也分為南北兩大生產體系。

——北方以包鋼稀土高科公司和甘肅稀土公司為軸心，構成了以包頭稀土資源為主，四川資源為輔的輕稀土產品生產體系。骨幹企業有核工業202廠、包頭鹿西羅納稀土有限公司、包頭市和發稀土廠、包頭市稀土冶煉廠、哈爾濱稀土材料廠、四川稀土材料廠、四川什邡吉大化工廠、安寧河稀土冶煉廠等。主要產品有稀土精礦、稀土硅鐵合金、混合稀土化合物、富集物、混合金屬等。稀土精礦的生產能力和處理、加工能力達50 000噸(REO—氧化物計算)。

——南方以上海躍龍有色金屬有限公司為龍頭，構成了以江西、廣東兩省離子型稀土資源為主的中重稀土生產體系。骨幹企業有廣州珠江冶煉廠、廣東陽江稀土廠、江蘇新威集團、江蘇溧陽方正稀土總廠、江陰加華稀土冶煉廠、江蘇江飛稀土冶煉廠、江西龍南稀土公司、江西尋烏稀土公司、江西省稀土公司、江西核工業713礦等。主要產品為各種高純單一稀土化合物和金屬、富集物、混合金屬和合金。分離總規模已超過10 000噸，並開始大規模加工分離北方輕稀土原料。

四、稀土元素的應用范圍

目前稀土元素的應用蓬勃發展，已擴展到科學技術的各個方面，尤其現代一些新型功能性材料的研製和應用，稀土元素已成為不可缺少的原料。

1、稀土元素在傳統產業領域中應用

——農業領域：目前發展有稀土農學、稀土土壤學、稀土植物生理學、稀土衛生毒理學和稀土微量分析學等學科。稀土作為植物的生長、生理調節劑，對農作物具有增產、改善品質和抗逆性三大特徵；同時稀土屬低毒物質，對人畜無害，對環境無污染；合理使用稀土，可使農作物增強抗旱、抗澇和抗倒伏能力。當前我國農田施用稀土面積達5 000—7 000萬畝/年，為國家增產糧、棉、豆、油、糖等6—8億公斤，直接經濟效益為10—15億元，年消費稀土1 100—1 200噸。

——冶金工業領域：稀土在冶金工業中應用量很大，約占稀土總用量的1/3。稀土元素容易與氧和硫生成高熔點且在高溫下塑性很小的氧化物、硫化物以及硫氧化合物等，鋼水中加入稀土，可起脫硫脫氧改變夾雜物形態作用，改善鋼的常、低溫韌性、斷裂性、減少某些鋼的熱脆性並能改善加熱工性和焊接件的牢固性。

稀土在鑄鐵中作為石墨球化劑、形核劑核對有害元素的控制劑，提高鑄件質量，對鑄件的機械性能有很大改善，主要用於鋼錠模、軋錕、鑄管和異型件四個方面。

在有色合金方面應用，對以有色金屬為基的各種合金都有良好的作用，改善合金的物理和機械性能。應用最多的使鋁、鎂、銅三個系列。

——石油化工領域：稀土用於石油裂化工業中的稀土分子篩裂化催化劑，特點是活性高、選擇性好、汽油的生產率高。稀土在這方面的用量很大。

——玻璃工業領域：稀土在玻璃工業中有三個應用：玻璃著色、玻璃脫色和制備特種性能的玻璃。用於玻璃著色的稀土氧化物有釹(粉紅色並帶有紫色光澤)、鐠玻璃為綠色(製造濾光片)等；二氧化鈰可將玻璃中呈黃綠色的二價鐵氧化為三價而脫色，避免了過去使用砷氧化物的毒性，還可以加入氧化釹進行物理脫色；稀土特種玻璃如鈰玻璃(防輻射玻璃)、鑭玻璃(光學玻璃)。

——陶瓷工業領域：稀土可以加入陶瓷和瓷釉之中，減少釉和破裂並使其具有光澤。稀土更主要用做陶瓷的顏料，由於稀土元素有未充滿的4f電子，可以吸收或發射從紫外、可見到紅外光區不同波長的光，發射每種光區的范圍小，導致陶瓷的顏色更柔和、純正，色調新穎，光潔度好。如黃色、紫羅蘭色、綠色、桃紅色、橙色、棕色、黑色等。稀土氧化物可以製造耐高溫透明陶瓷(應用於激光等領域)、耐高溫坩堝(冶金)。

——電光源工業領域：稀土作為熒光燈的發光材料，是節能性的光源，特點是光效好、光色好、壽命長。比白熾燈可節電75—80%。

2、稀土元素在高新技術產業中應用

——顯示器的發光材料：稀土元素中釔、銪是紅色熒光粉的主要原料，廣泛應用於彩色電視機、計算機及各種顯示器。目前，我國年產彩電紅粉300—400噸，計算機顯示器紅粉50—100噸，以滿足國產3 500萬支彩顯管和近百萬支顯示器的需求。

——磁性材料：釹、釤、鐠、鏑等是製造現代超級永磁材料的主要原料，其磁性高出普通永磁材料4—10倍，廣泛應用於電視機、電聲、醫療設備、磁懸浮列車及軍事工業等高新技術領域。據專家預測，本世紀末此類材料產值將達到35億美元。我市南開大學研究開發出擁有自主知識產權的釹鐵硼永磁材料就屬此類，現正與肯達集團合作進行產業化。

——儲氫材料：稀土與過渡元素的金屬間化合物MMNi5(MM為混合稀土金屬)和LaNi5是優良的吸氫材料，被稱為氫海綿。其最為成功的應用是製造二次電池——金屬氫化物電池，即鎳氫電池。其等體積充電容量是目前廣泛使用的鎳鎘電池的2倍，充放電循環壽命和輸出電壓與鎳鎘電池一樣，但沒有了鎘污染。我市南開大學在儲氫材料研究開發上有很大優勢，通過863項目，和平海灣公司已開始了鎳氫電池產業化工作。

——激光材料：稀土離子是固體激光材料和無機液體激光材料的最主要的激活劑，其中以摻Nd3+的激光材料研究得最多，除釔鋁石榴石(YAG)、鋁酸釔(YAP)玻璃等基質外，高稀土濃度激光材料可能稱為特殊應用的材料。

——精密陶瓷：氧化釔部分穩定的氧化鎬是性能十分優異的結構陶瓷，可製作各種特殊用途的刀剪；可以製作汽車發動機，因其具有高導熱、低膨脹系數、熱穩定性能好、在1 650℃下工作強度不降低，導致發動機馬力大、省燃料等優點。

——催化劑：稀土除用於製造石油裂化催化劑外，廣泛應用於很多化學反應，如稀土氧化物LaO3、Nd2O3和Sm2O3用於環己烷脫氫制苯，用LnCoO3代替鉑催化氧化氨制硝酸。並在合成異戊橡膠、順丁橡膠的生產中作為催化劑。

汽車尾氣需要將CH、CO氧化，對NOX進行還原處理，以解決目前城市空氣污染問題。稀土元素是汽車尾氣凈化催化劑的主要原料。我市化工研究院在這方面有很強的優勢，可推動形成一個汽車尾氣凈化器產品。

——高溫超導材料：近幾年研究表明，許多單一稀土氧化物及其某些混合稀土氧化物是高溫超導材料的重要原料。一旦高溫超導材料進入實用，整個世界將起翻天覆地的變化。目前，我國在稀土超導材料的成材研究方面取得了有意義的突破。

5. 我國的四大高原有哪些

一、青藏高原

青藏高原是中國最大的高原，也是世界上最高的高原，因此有 " 世界屋脊 " 之稱。青藏高原面方公里，海拔大多在 3500 米以上，包括西藏和青海的全部、四川西部、新疆南部及甘肅、雲南的一部分原周圍大山環繞，南有喜瑪拉雅山，北有阿爾金山、昆侖山和祁連山，西為喀喇昆侖山，東為原內還有唐古拉山、岡底斯山、念青唐古拉山等。這些山脈大多超過 5500 米，其中喜瑪拉雅山有過 8000 米。

二 、內蒙古高原

內蒙古高原位於中國北部，是中國的第二大高原。內蒙古高原開闊坦盪，地面起伏和緩。從飛機上俯視高原就像煙波浩瀚的大海，古人稱之為「瀚海」。
高原上既有碧野千里的草原，也有沙浪滾滾的沙漠，是中國天然牧場和沙漠分布地區之一。內蒙古高原氣候十分乾燥，沙漠分布面積要佔全國沙漠總面積的37．8％。較大的沙漠有巴丹吉林沙漠、騰格里沙漠、烏蘭布和沙漠和庫布齊沙漠等。

三 、黃土高原
在中國地勢的第二級階梯上，分布著最具特色的黃土高原。黃土高原北起長城，南達秦嶺，西抵祁連山，東至太行山，橫跨陝西、山西等六個省區，總面積達58萬平方公里，是世界上黃土分布最廣闊、最深厚、也最典型的黃土地貌區。
這塊遼闊的地域，海拔大約在1000～2000米之間，黃土層厚度達100米左右，最厚的地方可達20O米以上。由於黃土質地疏鬆，降水多集中在夏秋季節，且多暴雨，加上森林和草原大多遭到歷代不合理利用和破壞，所以水土流失非常嚴重，流水把高原侵蝕切割成許多溝塹縱橫的黃土地貌。黃土高原絕大部分地區，已成為千溝萬壑、支離破碎的丘陵溝谷區。同時，被沖走的土壤，順著黃河的大小支流，帶到下游，淤塞了河道，造成黃河下游的洪澇災害。所以，同水土流失現象作斗爭，不僅成為改變黃土高原面貌的重要措施，也是治理黃河的一個根本問題。

四 、雲貴高原

雲貴高原主要分布在雲南、貴州省境內，海拔1000-2000米，是中國的第四大高原。
雲貴高原分布著廣泛的岩溶地貌，它是石灰岩在高溫多雨的條件下，經過漫長的歲月，被水溶解和侵蝕而逐漸形成的。地下和地表分布著許多溶洞、暗河、石芽、石筍、峰林等稀奇古怪的地貌。雲貴高原是世界上岩溶地貌發育最完美、最典型的地區之一。

6. 　鐵架山隆起

鐵架山隆起，主要是指出露於鞍山市東南的鐵架山花崗岩穹隆。最新的資料表明，鐵架山花崗岩穹隆是由中太古代的幾個花崗岩體（立山、東西鞍山、鐵架山）組成的（圖2—9）。由於中太古代以後不同時期岩石的覆蓋，特別是穹隆的西北側覆蓋面積更廣，因此，原始的鐵架山穹隆的展布范圍尚不清楚。根據1/400萬中國航磁圖及航磁AT化極上延20km後的航磁異常等值線圖分析，鞍山地區有一東西長約80km，南北寬約60km的橢圓形高磁異常體，總面積約4000km²，推測該異常體可能代表鐵架山穹隆向深部延伸的邊界（圖2—10）。這一推測從地質上分析也有一定的根據。目前，已在弓長嶺礦區南部發現3100Ma的片麻狀花崗岩（萬渝生，1993），可視為鐵架山花崗岩雜岩的東部延伸。如果將鐵架山隆起視為中太古代硅鋁殼隆起的分布范圍，它的面積可能更大，東部可能延至本溪南芬，北部可延至遼陽、歪頭山等地。目前已在歪頭山礦區西部發現2900Ma的英雲閃長岩的殘塊，可能代表中太古代硅鋁殼隆起後被改造、破壞的碎塊。此外，鐵架山穹隆的南部，出露范圍寬廣的遼河群呈北東東向東延至朝鮮半島的狼林地塊，遼河群的基底也可能是中太古代的花崗質雜岩。

圖2—9鞍山地區前寒武紀地質圖

1—震旦系石英岩；2—遼河群（Pt₁）；3—鞍山群（Ar₄）BIF；4—陳台溝表殼岩（Ar₂）；5—中生代花崗岩（γ₄）；6—新太古代花崗岩（

）；7—中太古代鐵架山花崗岩（

）；8—中太古代東鞍山花崗岩（

）；9—中太古代立山花崗岩（

）；10—古太古代陳台溝花崗岩（

）；11—始太古代白家墳奧長花崗岩（

）；12—太古宙超基性岩（φ）

由鐵架山雜岩和新太古代鞍山群為主體的太古宙地質體，經過本項目近幾年的工作，取得了很大的進展。該區保存了從38億a至25億a全太古宙時期的連續地質記錄，成為研究中國古大陸太古宙地殼形成與演化的最重要的地區。本節將以本項目的成果為主，結合前人的資料，對該區太古宙地質予以簡要論述。詳細的文字材料，請查閱專題組有關的論文。

（一）中國最古老的硅鋁殼岩石記錄

1．中國最古老的硅鋁殼岩石——白家墳奧長花崗岩，出露於鞍山市東8km的梨化峪村南白家墳溝，呈北北西向條狀體。長約700m，寬約50m，露頭面積約0.035km²（圖2—11，圖版I—1，Ⅰ—2）。該岩石是經過強烈的韌性剪切作用改造的花崗質糜棱岩。糜棱岩的面理產狀為60∠65。顯微鏡下觀察可見良好的糜棱結構，主要由定向排列的斜長石、石英組成的細粒基質，斜長石和少量鉀長石成為碎斑。變形拉長的石英亞顆粒呈細紋狀平行排列，斜長石碎斑相間於石英亞顆粒條紋間（圖版Ⅰ—3）。斜長石英及微斜長石變形雙晶紋發育，解理彎曲以及部分石英亞顆粒環繞斜長石殘斑生長。副礦物有磷灰石、鋯石、磁鐵礦等。鋯石為良好自形晶，部分具規則的密集環帶構造（圖版Ⅱ—1，Ⅱ—2）。該岩石受糜棱岩化之後，又受到區域的低溫熱變質作用，主要表現為斜長石的鈉黝簾石化和絹雲母化。

圖2—27鞍山地區中太古代地殼形成演化模式

（2）在接觸帶的最底部發現一層斷續分布的變質含礫砂岩，具清楚的砂礫岩結構，礫石由石英岩、花崗岩組成、礫石多為渾圓狀、半渾圓狀，一般為3cm×2cm或4cm×3cm，個別大者呈圓餅狀，直徑達20～30cm。花崗岩礫石較小，一般為0.5～1cm。膠結物為細小石英、長石碎屑和絹雲母、綠泥石。變質砂礫岩可見由礫石和碎屑物組成的變余成分層理。據東鞍山鐵礦地測科的同志介紹，礦山在開采過程中，從標高170餘米處（原山頂）向下采至40m標高處，都在接觸面發現有斷續分布的含礫砂岩，或砂礫岩透鏡體。根據砂礫岩中礫石渾圓，成分較雜，具成分層理，礫石中有下伏花崗岩的礫石和花崗質碎屑，因此認為東鞍山花崗岩與上覆鞍山群鐵建造為沉積不整合接觸。

（3）不整合上、下岩層的同位素年齡測定結果也表明，不整合面之下的東鞍山花崗岩鋯石U-Pb年齡為2994Ma±8Ma，上覆的鞍山群鐵建造年齡為2700Ma左右（據喬廣生等，1990）；據齊大山礦區角閃質岩石的Sm-Nd年齡結果表明，齊大山鐵礦與東鞍山鐵礦為同時代產物，下老，上新，為二者不整合提供了同位素年代學證據。

2．東鞍山不整合的地質意義

東鞍山不整合的釐定，為我國北方劃分新太古代與中太古代的時限找到了可靠的地質依據。鐵架山花崗岩的隆起，表明在中太古代末期，膠遼陸塊內已有相當規模的陸殼塊體露出水面，並遭受到風化、剝蝕。這些上升的陸殼塊體的空間分布直接控制了新太古代岩石的形成和演化。

7. 　變基性火山岩的地球化學特徵及形成環境討論

遷懷陸塊的變質基性火山岩主要分布於冀西北的澗溝河深變質綠岩區和冀東地區的遵化深變質綠岩區。在這兩個深變質綠岩區內的火山作用均以基性火山作用為主，其產物除少量超基性岩外，多為基性火山岩。經變質改造已成為角閃石岩、輝石岩、斜長角閃岩、石榴斜長角閃岩、基性麻粒岩等。

一、超基性火山岩的地球化學

遵化和澗溝河兩個深變質綠岩區內超基性火山岩的SiO₂含量為42%～48%，但在元素方面不同地區的超基性岩則有較大差別。遵化深變質綠岩區的超基性岩MgO平均含量為18.87%,CaO平均含量為9.63%,TiO₂和K₂O平均含量分別為0.59%和0.61%（見表5—9）。與世界一些典型綠岩帶內的科馬提岩相比MgO含量相對較低，而CaO含量則較高。澗溝河深變質綠岩區內的超基性岩則明顯分為兩類。一類出露於椴樹山一帶，它們與基性火山岩相伴，為蛇紋石化橄欖岩等。其MgO平均含量達22.95%,CaO平均含量為6.54%,TiO₂和K₂O的平均含量分別為0.46%和0.4%，與遵化深變質綠岩區超基性火山岩相比，椴樹山一帶的超基性岩MgO含量較高，而CaO、TiO₂和K₂O含量較低。這種常量元素特徵與玄武質科馬提岩具有相似性。在上新營、伙房村等地與基性火山岩緊密相伴的超基性岩則屬於另一種類型，其MgO含量很低，僅為6.54%，而CaO的平均含量則高達12.86%,TiO₂和K₂O的平均含量分別為0.86%和0.64%。盡管它們的SiO₂含量＜46%，低MgO高CaO的特徵表明它們不屬於科馬提岩范疇，應屬拉斑玄武岩范疇。在FeO^*+MnO—Al₂O₃—MgO圖（圖5—14）上遵化深變質綠岩區的超基性岩部分樣品位於橄欖質科馬提岩區，部分樣品則位於高鐵拉斑玄武岩區，澗溝河深變質綠岩區中椴樹山地區的超基性岩位於玄武質科馬提岩區，其它地區的樣品則落入高鐵拉斑玄武岩區（圖5—14）。在FeO^*—Na₂O＋K₂O—MgO圖（圖5—15）上也顯示不同地區超基性岩成分上的差別，遵化深變質綠岩區的超基性岩樣品在FeO^*—MgO邊靠近MgO的一側，澗溝河深變質綠岩區樣品則位於FeO^*—MgO邊靠近FeO^*的一側分布。從常量元素看，冀東遵化深變質綠岩區內一些超基性岩相當於玄武質科馬提岩，少部分相當於橄欖科馬提岩，還有相當一部分樣品相當於拉斑玄武質（見伍家善等，1991，圖4—2）。冀西北澗溝河深變質綠岩區內只有椴樹山地區的超基性岩在化學成分上相當於玄武質科馬提岩，其它地區的超基性岩則屬高鐵拉斑玄武岩。只有一部分樣品在成分上與科馬提岩成分相近，但這兩個深變質綠岩區內都尚未發現科馬提岩所特有的鬣刺結構等淬火結構（Condie,K.C.1981；Nisbet等，1972）。

表5—9北緣麻粒岩地體中基性、超基性火山岩的主要元素平均含量（%）

盡管澗溝河深變質綠岩區內椴樹山地區超基性火山岩在常量元素方面類似於玄武質科馬提岩，但它們的輕稀土元素富集，顯示出輕重稀土元素強烈分餾的型式（圖5—16A中的Z92123,Z92124和Z9417）。該深變質綠岩區內上新營、伙房村等地的超基性火山岩則顯示出相對平坦的稀土分配模式（圖5—16A中的Z92150,292168），多為球粒隕石的4～8倍。遵化深變質綠岩區內的超基性火山岩的稀土元素多表現為平坦型的分配模式，多具有程度不等的負Eu異常（圖5—16B）。但不同樣品間的稀土含量變化很大，低的不足球粒隕石的1倍，高的則為球粒隕石的30倍左右。其中G73和G106兩個樣品輕稀土元素相對虧損，重稀土元素平坦，為球粒隕石的1～2倍，與一些典型科馬提岩的稀土特徵相似。冀東地區超基性火山岩的稀土模式相似，但含量變化較大，且稀土元素總量的增加並沒有伴隨MgO含量的系統變化，表明這種差異與部分熔融程度無關，而可能與熔融形成過程中分餾或分離的礦物相種類有關。冀西北椴樹山地區超基性岩與其它地區超基性岩在稀土元素方面非常明顯的差異，很難用部分熔融或分離結晶程度、部分熔融或分離結晶過程中分離的礦物相種類等原因加以解釋，它們的這種差異可能與岩漿區的不均一性有關，並且椴樹山地區超基性岩漿源顯然受到了地殼物質混染，使其富集了輕稀土元素。

圖5—20綠岩區內基性-超性基性火山岩Zr—Ti圖（據Pearce,1982）

花紋說明同圖5—14

需要指出的是，由於微量元素在變質作用中可能會發生變化，並且太古宙的大地構造環境與現代板塊構造體制的對應關系還存在很大的不確定性，因此根據上述圖解判定的太古宙構造環境僅是一種參考。因此，除根據元素特徵分析之外，還要分析綠岩帶的岩石組合。遵化綠岩帶的岩石組合可分為上、下兩部，下部以透輝斜長角閃岩、斜長角閃岩、黑雲斜長角閃岩、黑雲斜長變粒岩為主，夾有超基性岩石。上部以透輝角閃斜長片麻岩、黑雲角閃斜長片麻岩為主，夾斜長角閃岩和鐵英岩。這一組合的下部以基性-超基性火山岩建造為主，上部則以中酸性的鈣鹼性凝灰-火山建造為主，夾硅鐵建造。澗溝河深變質綠岩區的下部主要為透輝斜長角閃岩、石榴斜長角閃岩、斜長角閃岩，局部夾超基性火山岩，下部的上段夾有薄層的鐵英岩。上部為角閃斜長片麻岩，石榴斜長片麻岩為主，下部以基性-超基性火山岩建造為主，夾少量硅鐵建造，上部以碎屑—凝灰建造為主。Thurston（1994）把世界上太古宙綠岩帶按組合分為含石英碎屑岩的組合、含碳酸鹽的組合、含再沉積的石英碎屑岩的組合和含鐵建造四種組合類型。並認為綠岩帶中基性火山岩組合和鐵建造是大洋火山作用的產物，中酸性雙峰式火山組合代表島弧火山作用。遵化和澗溝河深變質綠岩帶的組合特徵與含鐵建造的綠岩組合相似。這兩個帶中的超基性火山岩缺少表明淬火作用的鬣刺結構，其稀土元素特徵與大洋玄武岩和科馬提岩有明顯區別，並結合元素的判別圖，可以認為澗溝河和遵化兩個深變質綠岩帶的基性-超基性火山岩作用主要形成於與現代島弧環境相類似的構造條件。

8. 國資國企改革概念股票有哪些

國資國企改革概念股票有：

成飛集成（002190）中航飛機（000768）中航動力（600893）成發科技（600391）中航動控（000738）洪都航空（600316）。

中航電子（600372）中航機電（002013）中航光電（002179）中航黑豹（600760）中直股份（600038 ）中紡投資（ 600061 ）。

貴航股份（600523）中航重機（600765）*ST三鑫（002163）深天馬A（000050）飛亞達A（000026）中航地產（000043）。

(8)北方稀土分析討論擴展閱讀：

分析預計：

隨著中國製造業的創造能力的大幅提升，中國出口產品的質量與技術含量也越來越高，低成本高質量的「中國製造」產品沖撞歐美本土產品的可能性會越來越大，沖突將日趨升級激化。

面對美國利益集團的強大壓力以及即將開始的下屆總統大選，布希政府表示，要「採取相應的對策」。財長斯諾、商務部長埃文斯、美聯儲主席格林斯潘、貿易代表佐立克等主要經濟官員也紛紛指責中國的貨幣與貿易政策。

美國正逐漸失去對中國的耐心。一些亞洲專家認為，在全球化的過程中，全球的資金與人力資源正在大洗牌。

以往的全球化是勞動密集型、低技術含量的產業遷離歐美；而今，隨著通訊手段的大幅提高以及中國與印度等發展中國家人力資源素質的提高，高技術、高附加值的產業也同樣捲入了全球化的浪潮。

9. 內蒙古腮林忽洞群綜合地層和白雲鄂博礦床賦礦微晶丘

Composite Stratigraphy of the Sailinhuodong Group and Ore-bearing Micrite Mound in the Bayan Obo Deposit,Inner Mongolia,China

喬秀夫高林志彭陽章雨旭

原文刊於《地質學報》1999年，第71卷第3期；英文版刊於Acta Geologica Sinica,1997,Vol.71No.4.

白雲鄂博超大型礦床成因解釋甚多，本文首次提出它的賦礦白雲岩是一巨型深水微晶丘。之後在章雨旭等的研究中認為深水微晶丘物質來源於海底熱液和CO₂的噴溢，其中的生物與深海熱水活動相伴生（微晶丘成因新認識， 2005，地球科學進展，20卷，20期）。重新刊印的意義在於：①腮林忽洞群白雲岩與白雲鄂博超大型鈮稀土鐵礦賦礦白雲岩是與深部物質活動相關聯，地震事件緊位於微晶丘之下及微晶丘內部，地震事件同樣反映深部物質活動的結果；地震事件與內生金屬成礦作用伴生。地層中地震記錄的研究在礦床研究中應受到足夠的重視。②腮林忽洞群腮4組中的地震記錄是典型的「molar tooth構造」，它的時代為奧陶系。最近高林志等對腮林忽洞群中斑脫岩的鋯石SHRIMP U-Pb定年為奧陶系，與古生物材料完全吻合，從而表明：液化泥亮晶脈（國外所稱molar tooth）並非某些學者認定的只局限於中、新元古界。

據層序地層、事件地層、生物地層和岩石地層研究，腮林忽洞群是白雲鄂博群的一部分。於腮林忽洞群下部層位的岩石切片中首次發現三葉蟲屑，並首次分離出奧陶系疑源類及幾丁蟲化石；於上部層位首次識別出碳酸鹽震積岩組及頂部巨型微晶丘（micrite mound）。白雲鄂博超大型鈮稀土鐵礦賦礦白雲岩既非火成碳酸岩，也非一般層狀沉積岩，而是一巨型微晶丘，與腮林忽洞群頂部微晶丘白雲岩宏觀特徵一致，並可能屬同一層位。根據已有的化石材料，腮林忽洞群與白雲鄂博群應為下古生界而非中元古界。本文的新發現與新認識將對白雲鄂博超大型礦床的成因解釋提供新的思路。並有可能在其以南地區發現新的同類型礦床。

腮林忽洞群、白雲鄂博群位於內蒙古自治區呼和浩特市西北的白雲鄂博—百靈廟草原，北緯41° 38′～41° 55′之間，呈EW向分布（圖1）。有關白雲鄂博群及白雲鄂博礦床研究的歷史很長，研究精度極高^[1～33]。但是有關白雲鄂博群在地層柱中的位置一直有不同的認識：是中元古界？還是下古生界？有關白雲鄂博超大型礦床的成因解釋甚多，對賦礦白雲岩的成因認識極不相同：有人認為是沉積碳酸鹽岩^{[1,5,14,18,21,23,28,33]}，但缺乏典型的沉積岩結構、構造和層狀岩石的風化地形；有人認為是火成碳酸岩^{[2,4,9,11,12,27]}，盡管有岩石化學、地球化學數據支持，但無法否認其中的生物化石和藻紋層等；有人認為與火山作用有關^[6,19,31,32]，而賦礦白雲岩的成因與礦床成因又有著直接關系。近年來，有關白雲鄂博群基礎地質及礦床成因研究應提及張鵬遠等^[28]、白鴿等^[32]、趙景德等^[21,26]和潘啟宇^[33]的成果。他們的研究對於進一步認識白雲鄂博群時代與礦床成因環境均具重要意義。過去的研究多限於白雲鄂博礦區及北側的寬溝背斜北翼。寬溝背斜北翼由於接近北部洋殼，構造復雜，與礦區地層和賦礦圍岩的對比方面容易產生不同認識。本文選擇白雲鄂博鐵礦礦區東南約20km，即白雲鄂博復向斜南翼的腮林忽洞群，進行精細露頭層序地層、事件地層與生物地層工作。腮林忽洞群輕度變質，但構造簡單、剖面連續、層序界面清晰，有利於認識與白雲鄂博群相關的基礎地質記錄及整個盆地的演化。

圖1 腮林忽洞群、白雲鄂博群與什那干群分布圖

1層序地層

圖2為野外識別的腮林忽洞群層序與層序不整合界面，計7個三級層序。

1.1層序特徵與縱向演化

層序1(DS1）：以碎屑岩為特徵的層序。LST為發育於色爾騰山群基底岩石侵蝕面上的河流相沉積，河床主流相為巨型透鏡狀礫岩，邊灘相為長石石英砂岩。河床礫岩下切下伏花崗片麻岩基底達15～25 m深度。TST（三角洲—濱岸）以初始海侵面與LST分界。HST頂部含砂灰岩，廣泛發育帳篷構造和硅結殼層。DS1中凝縮層不明顯。

層序2(DS2）：碎屑岩與碳酸鹽岩混合相。底界面為岩相轉換面。CS段為4～5 m厚的黑色板岩（第22層）。HST早期為深水錐柱疊層石灰岩，晚期變為圓柱疊層石灰岩及濱岸碎屑岩。

層序3(DS3）：含石英砂藻紋層灰岩組成的碳酸鹽岩層序。底界為海侵碳酸鹽岩上超面；頂部界面是厚度不大的鐵質風化殼。50cm厚不含石英砂的紋層灰岩（第35層）為CS期記錄。

層序4(DS4）：一個台地邊緣疊層石礁相組成的層序，頂底界面均為以鐵質紅土型風化殼為代表的陸上暴露面。紋層灰岩（第47層，共厚50cm）為CS期沉積。

層序5(DS5）：由藻團灰岩、藻紋層灰岩、泥晶灰岩組成的碳酸鹽岩潮坪層序，頂、底界均為陸上暴露面。TST以波狀起伏的海侵面（ts）與下伏海相LST分界。CS段為被上、下硬地限制的紋層灰岩（第57—58層）。59—66層代表早期HST;67—73層是晚期HST。

層序6及層序7(DS6,DS7）：兩個層序由深水微晶丘組成。DS6是微晶丘初始發育階段；DS7微晶丘白雲岩夾有三層具液化泄水脈的泥晶灰岩（淺水環境），它反映微晶丘發育過程中曾有三次停頓。DS7頂界由白雲鄂博群黑色板岩所覆蓋。據研究（袁忠信、白鴿等，1995及作者等薄片觀察）^[31]，這種黑色板岩的原岩為火山－沉積岩。所以這一界面可能為火山作用形成，不是層序界面。

1.2層序不整合面與盆地演化

層序界面的野外標定是露頭層序地層研究的關鍵。沉積層序及其間的界面是構造與海平面變化結果的響應，即盆地發生、發展的記錄。沉積物組成的層序為正記錄，界面則為負記錄。

圖2 腮林忽洞群綜合地層柱

圖2腮林忽洞群中的層序不整合面有不同類型。DS1底部界面代表腮林忽洞群—白雲鄂博群盆地的開始。DS2與DS1之間的水下間斷層序不整合面反映了盆地的進一步擴展。海侵碳酸鹽上超（DS3底界面）於DSl及DS2組建的碎屑岩墊板（template）之上，標志新的盆地—碳酸鹽台地形成，反映了全球海平面總體上升時期。腮林忽洞群碳酸鹽台地位於華北地台北部大陸邊緣，DS3—DS5碳酸鹽岩中普通含有陸源石英砂，也說明這是與大陸相連接的台地。台地發展過程中有3次海平面下降形成暴露不整合面（紅土型大陸風化殼），層序界面與當時的斷裂構造活動相聯系。層序5中大量發育的震積岩，有力地表明暴露型層序不整合面的形成是由於區域斷裂構造活動引起碳酸鹽台地抬升所致。

DS5,DS6頂部紅土型風化殼厚30～50cm，從母岩至風化殼的地球化學變化列於表1中，風化殼中穩定元素大量集中，表明是一個相當長時期的暴露記錄。DS5頂部界面的重要意義在於它代表盆地性質的轉換期，海平面由下降轉變為迅速上升時期，由碳酸鹽台地轉化為深水盆地，發育了深水微晶丘。這種海平面的迅速上升，應是碳酸鹽台地構造下沉的結果。

表1 腮林忽洞群層序5和層序6頂部風化殼化學分析結果表

2地震災變事件地層

腮林忽洞群DS5為一震積岩構成的地震事件岩組。震積岩主要由內部發育各種形態液化泄水脈的紋理灰泥灰岩組成，即筆者等建立的碳酸鹽震積岩序列中的A單元^[34,35]。泄水脈由亮晶方解石構成，脈的上、下兩端穿刺水平紋層，引起紋層牽引彎曲（圖版Ⅰ－1）。除泄水脈外，紋層灰岩中廣泛發育液化捲曲變形（B單元）及層間斷層（C單元）。DS5中具7個震積岩層，DS7微晶丘中發現3個震積岩層，計代表了10個地震幕。顯然， DS5—DS7是腮林忽洞—白雲鄂博裂陷槽最強烈的構造活動（斷裂活動、火山作用、火成岩侵入）時期，可能也是相應的白雲鄂博礦床的成礦時期。震積岩即當時構造活動引起強地震（＞6級）的產物。

3岩石地層

圖版Ⅰ腮林忽洞群中的地震記錄與微晶丘

地層中地震記錄

腮林忽洞群原稱腮林忽洞組，由內蒙古地質礦產局第一區域地質調查隊1971年建立

內蒙古自治區地質局.達爾罕茂明聯合旗幅（K-49XⅩⅪ）1:200000區域地質測量報告，1971。，分為一岩段及二岩段。前已述及，「腮林忽洞組」厚達900m，其中有多個沉積間斷面，故按岩石地層組的定義，「腮林忽洞組」應稱腮林忽洞群，它可分為5個岩組（圖2）。DS1,DS2為一個組，即碎屑岩與碳酸鹽岩混合岩岩組，這個組即相當於原稱的一岩段。二、三、四岩組為碳酸鹽岩岩組，頂底均為明確的大陸風化殼所限，野外極易辨認。其中第三岩組為一疊層石灰岩岩組，橫向應與灰岩相變；DS₅單獨構成第四組，第四組為一強地震事件岩組。DS6,DS7（第五組）為微晶丘白雲岩。

4生物地層

4.1首次發現三葉蟲碎屑

在腮林忽洞剖面第10層上部，即DS1頂部的含石英砂微晶灰岩薄片中，發現有十幾粒細小生物碎片（圖版Ⅱ－3,4,5），顆粒呈弧形，個別為波浪形，並在碎屑的一側外殼上有暗色粉末狀鐵質鑲邊，在周圍灰泥已結晶為細微晶體時仍保持了生物的原始玻纖結構，在正交偏光下呈追蹤式消光，這種結構構造是典型的三葉蟲碎屑的特徵。薄片中可觀察到有大量變形的S形石英晶體組成的細脈貫穿岩石，並見由鐵質細粉末充填的細小裂縫切斷三葉蟲碎片。

4.2首次發現奧陶紀疑源類

微古植物樣品采自DS1,DS2及DS3（圖2），共計21份。分析結果如下：

①DS1第2層所夾板岩中：Lophosphaeridium sp.,Leiopsophosphaera simplex Sin,Leiopsophosphaera sp.,Micrhystridium sp.,Zonosphaeridium sp.,Taeniatum simplex Sin。

②DS2第22層（CS段）黑色紋理灰岩中：Micrhystridium sp.1,Micrhystridium sp.2,Micrhystridium conifrum Downia,Lophosphospheridium sp.,Microconcentrica sp.，？Gonio-sphaeridiasp.,Goniosphaeridia sp.,Baltisphaeridium solidium(Sin,1962)Fu,Ancyrochiti-nasp.,Rbabdochitina sp.,Cyathochitinasp.。

③DS3第35層CS段黑色紋理灰岩中：？Rbabdochitinasp.,Goniospheridiasp.,Leiopso-phosphaera sp.。

由於腮林忽洞群已輕微變質，具刺疑源類只保留了角刺類和微刺類化石。DS1中的化石屬於寒武系的分子；而DS2和DS3中的具刺疑源類和幾丁蟲則應屬奧陶系的分子（圖版Ⅱ－6～17），特別是DS2的CS段中疑源類類型多樣，反映出CS段沉積時間很長，可以保留較多的屬種。Baltisphaeridium Solida,Gonosphaeridiasp.和幾丁蟲，它們最初發現於俄羅斯地台及揚子地台的下古生界中^[36,37]。腮林忽洞群DS2和DS3的疑源類的時代應為早奧陶世。

1.腮四組（DS5）灰岩中的震積岩（岩石切片，比例棒長0.5cm），液化脈穿刺水平紋理灰岩使之在脈的兩端彎曲變形。薄片中可清楚地看到直立的脈是在強地震振動下，由無數的水平泥晶紋層液化泄水集中而成（震積岩序列A單元）。圖中直立的亮晶脈在圖的上方、中部及底部可看到液化亮晶脈與水平紋層的連結，表明液化脈源於水平紋層灰岩。2.白雲鄂博群中賦礦微晶丘宏觀展布特徵。3.腮林忽洞群微晶丘白雲岩風化後的宏觀地形。4.腮林忽洞群微晶丘上部青灰色富有機質微晶灰岩與黃色藻團相間排列。5.腮林忽洞群頂部微晶丘中黃色藻團冠部微晶方解石和亮晶方解石填充孔洞接觸關系。6.腮林忽洞群微晶丘下部暗色藻泥及其間大量孔洞（箭頭所指），比例棒長0.56mm。7.白雲鄂博賦礦微晶丘已變為細晶白雲岩，其中可見被改造的石英碎屑，比例棒長0.5mm，樣品采自白雲鄂博東礦以東地表。

圖版Ⅱ腮林忽洞群中的古生物材料

地層中地震記錄

5微晶丘——白雲鄂博超大型礦床賦礦圍岩

微晶丘一般為底平頂凸的鐵餅狀體，厚度一般從幾米至幾十米，出現於較深水緩坡地帶，成帶狀平行於古海岸線。微晶丘由微晶灰岩、生物組分、層晶構造（Stromatactis）、亮晶及陸源沉積物組成。錢憲和^[38,39]對微晶丘曾做了系統研究與總結，他認為在微晶丘的形成過程中，微生物，像菌類、藍綠藻等在新陳代謝的過程中淀出大量的微晶灰泥，同時捕獲與沉澱一些灰泥，造成大量的微晶灰岩。筆者等研究華北地台寒武系—奧陶系層序地層時，辨認出北京西山及山西渾源等地冶里組底部純灰岩為微晶丘，對其宏觀與微觀特徵進行了初步研究^[40]

彭陽，季強，章雨旭，喬秀夫。北京西山及鄰區奧陶系底部微晶丘特徵及層序地層學意義.地質論評，1998,44(1）:35～43。，積累了一定的經驗，認為腮林忽洞群頂部和白雲鄂博礦床賦礦圍岩（H₈或

）均為巨型微晶丘。

5.1腮林忽洞群DS7微晶丘特徵

腮林忽洞群頂部厚約90～100m均由基本上面貌相同的同一岩性岩石構成，僅在下部有三層發育液化碳酸鹽脈（地震記錄）的薄層灰岩將其分隔。這一巨大的岩性體是一個主要由碳酸鹽岩微晶組成的大型微晶丘，並已發生了白雲岩化。微晶丘的風化地貌呈饅頭狀山丘，與一般層狀沉積岩的風化地形迥然不同（圖版Ⅰ－3）。微晶丘外貌上呈土黃色厚層塊狀，在野外可清楚地看到黃色的藻團與青色富有機質灰泥相間生長構造（圖版Ⅰ－4）。顯微鏡下，雖然岩石已重結晶並已白雲石化，但仍能與宏觀對照看到原生長狀藻叢的冠部與填隙物的接觸關系（圖版Ⅰ－5），表現為生長狀藻叢部分結晶較細，而填充的灰泥及孔隙內則結晶較粗；在野外結構構造相同的下部層位的同樣黃色藻團中發現了大量藻絲及藻凝團，顯然白雲岩化之前的微晶丘中除了灰泥之外也存在有類似的藻團，代表微晶丘中的生物組分；其中發育的大量孔洞構造也是微晶丘的特徵之一（圖版Ⅰ－6）；在DS7頂部發現大量藻紋層，為微晶丘的又一證據。

5.2白雲鄂博超大型鐵礦賦礦白雲岩——微晶丘的特徵

1.白雲鄂博礦床礦石中的紋層狀構造，與藻紋層有相似性。白雲鄂博東礦。

2.白雲鄂博礦床賦礦微晶丘（H25）中的紋層狀構造（藻紋層）。白雲鄂博東礦以東地表。

3.岩石薄片中的三葉蟲屑，箭頭所指。單偏光（－），比例棒長0.52mm。

4.岩石薄片中細小的三葉蟲屑（箭頭所指），圖中可見到細裂縫切斷三葉蟲碎片。單偏光（－），比例棒長0.15mm。

5.三葉蟲屑，具玻纖結構，暗色部分為混染的泥、鐵質雜質。單偏光（－），比例棒長0.52mm。

6.Goni ophaeridiasp.（×800)7.Lophosphosphaeridium sp.（×800)8—9.Micrhystridium sp.1（×800)10—11.Micrhystridium sp.2（×800)12.角刺藻（×800)13.Ancyrochitinasp.（×260)14.Microconcentricasp.（×800)15.?Goniosphaeridiasp.（×800)16.Baltisphaeridlum sp.（×800)17.Cyathochitinasp.（×260）(6—17號樣品采自腮二組第22層，標本號911031-8,9）

賦礦白雲岩形態呈長透鏡狀，具有微晶丘的宏觀形態及展布特徵（圖版Ⅰ－2），東西向延伸18km，它為由早奧陶世（相當於腮四組時期）兩條東西向同沉積斷裂控制的深水盆地中的碳酸鹽灰泥體。依潘啟宇意見，這兩條斷裂為北部的高位斷裂和南部的東介格勒斷裂^[33]。礦區內部受礦化的影響使原始結構破壞殆盡，只有礦石中的不規則條帶狀構造有可能是繼承了原藻紋層的結構構造（圖版Ⅱ－1）；礦區東部同層位白雲岩中宏觀上也可見層紋狀結構（圖版Ⅱ－2），應為微晶丘內部微生物成分（如隱藻）的體現，其內部結構為細晶白雲石成層分布（圖版Ⅰ－7）；微晶丘白雲岩中有板岩的夾層及透鏡體，這些板岩是由間歇性火山噴發的火山灰沉積在微晶丘內部或丘間（微晶丘應看成是由若干個次一級的微晶丘互相疊置而成），後經變質改造形成；微晶丘的頂部為凹凸不平的起伏狀，上覆很厚的板岩層，由於板岩為火山灰變質而來^[31]，因此微晶丘的消亡是由於大規模的火山噴發帶來大量的火山灰沉降使製造碳酸鹽岩微晶的微生物窒息而死。在白雲岩下伏頁岩中有白雲岩的夾層及透鏡體（原來疑為白雲岩侵入體），應解釋為在微晶丘的初始發育階段，頁岩中有微晶丘的夾層。

6討論

6.1腮林忽洞群、白雲鄂博群在地層柱中的位置

圖3 腮林忽洞群與白雲鄂博群下部層位可能的對比關系

內蒙古地質學家一直將腮林忽洞群與中元古界什那干群相對比^[41]。腮林忽洞群組成白雲鄂博復向斜南翼（圖1），與白雲鄂博群均不整合於色爾騰山群（Pt₁sr）之上，有著共同基底，而與其南遠距約100km的什那干群無關（圖1左下圖）。圖3表示腮林忽洞群與白雲鄂博群下部（H₁—H₅）的對比關系。

及H₁,H₂為河流—三角洲—濱岸淺水硅質碎屑岩為主；海侵碳酸鹽岩上超的結果，發育了華北地台北緣的碳酸鹽台地（

O₁s^2-4）及其以北台地前泥質沉積（H₃—H₄）；腮林忽洞群微晶丘白雲岩

與白雲鄂博群賦礦微晶丘白雲岩

可能為同一時期深水碳酸鹽盆地沉積。白雲鄂博群的時代曾有長期爭論。目前主導性認識將其置於中元古界^[41]。主要依據是同位素定年資料（1400～1200 Ma）。張鵬遠等對白雲鄂博群的全面研究和公布的豐富的微古植物及微體動物化石（H₃,H₅,H₈,H₁₀），論證了白雲鄂博群為下古生界^[24,28]。作者等在腮林忽洞群中新發現的化石材料，支持了張鵬遠等的工作。據目前已有的材料，在全球范圍內，微晶丘僅見於奧陶紀—三疊紀，也佐證了白雲鄂博群與腮林忽洞群更可能為下古生界。根據新的地質記錄，作者修正原有中元古界的觀點，認為，腮林忽洞群—白雲鄂博群為加里東期裂陷槽沉積。根據震積岩層位，裂陷作用始於腮林忽洞群DS5，即腮四組時期。前已述及，這個時期可能正是主要成礦時期，白雲鄂博群下古生界化石資料與大量加里東期成礦年齡數據相吻合^{[21,26,41,42]}。至於1400～1200 Ma的年齡數據需進一步研究其地質意義。

6.2丘控礦床

基於賦礦白雲岩為微晶丘這一新認識，白雲鄂博礦床的形成除了可能與幔源物質及火山作用有關外，微晶丘的生物聚礦作用和微晶丘本身的儲礦作用也是十分重要的。

7結論

腮林忽洞群與白雲鄂博群的研究涉及對華北地台北緣構造演化和白雲鄂博礦床成因的認識。筆者希望本文提供的新材料和新認識能引起地層學、沉積學、古生物學、構造地質學、同位素地質年代學和礦床學等學科地質學家的興趣，從新的角度和思路進一步深入研究。

目前，部分同位素年齡數據與古生物材料的矛盾應如何解釋？腮林忽洞群中震積岩組與白雲鄂博群中的多個震積岩層位如何等時對比？強地震形成的構造背景如何？腮林忽洞群微晶丘層位是否可能高於白雲鄂博賦礦微晶丘而是一個穿時微晶丘？微晶丘生物成礦機制和微晶丘儲礦機制如何？這些問題均需深入研究。

丘控礦床的提出，使我們不得不將注意力集中到與白雲鄂博賦礦微晶丘平行的腮林忽洞微晶丘上，在這個微晶丘中是否存在類似的鐵、稀土或（和）鈮礦化。這是本文的期待。

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10. 包鋼股份和北方稀土是什麼關系

包鋼股份和北方稀土的關系是北方稀土原名是包鋼股份。
包頭鋼鐵（集回團）有限責任公答司是由包頭鋼鐵（集團）有限責任公司作為主要發起人，將其擁有的軋鋼系統生產主體單位（包括軌梁、無縫、線材、帶鋼四個分廠）的經營性凈資產經評估作價後投入股份公司，同時聯合西山煤電（集團）有限公司、中國第一重型機械集團公司、中國鋼鐵爐料華北公司、包頭市鑫垣機械製造有限公司等四家發起人於1999年6月29日共同發起設立的股份有限公司。