北方稀土分析讨论

1. 中国北方沙尘暴发生源地调查与沙尘暴物质来源探讨

王永迟振卿姚培毅刘训闵隆瑞

（中国地质科学院地质研究所，北京，100037）

摘要本文通过对北京—临河—额济纳旗地表沙尘样品的地球化学、同位素组成等调查，分析了中国北方地区沙尘暴发生源地之一额济纳旗沙尘暴形成的原因与天气条件，并讨论了额济纳旗—北京地表沙尘样品的物质组成与来源问题。Sm/Nd同位素与氧化物特征表明，额济纳旗—北京的地表沙尘主要来源于基岩或土壤就地风化侵蚀，异地成分的贡献较小。北方沙尘暴的发生主要是由于当地气候条件与生态环境的恶化造成的。

关键词沙尘暴地球化学组成来源

1沙尘暴概况

沙尘天气分为浮尘、扬沙、沙尘暴和强沙尘暴四类。沙尘暴是指强风将地面大量尘沙吹起，使空气很混浊，水平能见度小于1km的天气现象；沙尘暴的形成至少要有三个条件，一是有利于产生大风或强风的天气形势，二是有利的沙、尘源分布，三是有利的空气不稳定条件。强风是沙尘暴产生的动力，沙、尘源是沙尘暴形成的物质基础，不稳定的空气状态是重要的局地热力条件，利于风力加大、强对流发展，从而夹带更多的沙尘。

关于沙尘暴现象国内外已进行了许多研究，但多数是现象和灾情的描述，仅限于个例分析，或者天气形势的特征分析等方面。迄今尚没有弄清被风刮起的沙尘是以什么样的途径运动的，因为人们无法跟踪沙尘的整个运动过程。卫星所提供的图像也只能看到沙尘飞越太平洋的情景，但在陆地上的运动无法观察。由于缺乏各种数据，目前还无法建立沙尘暴的计算模型。沙尘飘得远近取决于其沙粒在空气中的漂浮高度，到目前为止，观察沙尘漂浮高度还只能靠专门的激光测量仪。但是，激光测量仪的缺陷是测量范围小，只能探测到空中很小区域，还无法判断沙尘的运动方向。

沙尘暴是我国北方地区的一种主要灾害性天气，它突发性强、破坏力大，难以预报和防御。我国西北、华北大部、青藏高原和东北平原地区沙尘暴年平均日数普遍大于1天（钱正安等，1997），是沙尘暴的主要影响区（高尚玉，2000；胡金明，1999），天山以南大部分地区沙尘暴年平均日数大于10天，是沙尘暴的多发区；塔里木盆地及其周围地区、阿拉善和河西走廊东北部是沙尘暴的高频区，沙尘暴年平均日数达20天以上，局部接近或超过30天，如新疆民丰36天、柯坪31天、甘肃民勤30天等（徐启运等，1997）。

目前我国正处于沙尘天气非频发期的上升期。近年来，我国沙尘暴的强度有所增强，强沙尘暴的次数增加，统计表明，上世纪60年代特大沙尘暴在我国发生过8次，70年代发生过13次，80年代发生过14次，而90年代至今已发生过20多次，并且波及的范围愈来愈广，造成的损失愈来愈重。

本文拟从北方沙尘暴发生源地之一及途径地区地表沉积物的地质、地球化学等方面入手，分析不同地区地表沉积物的变化特征，研究沙尘暴发生与移动过程中源地物质对局地沙尘的贡献，探讨沙尘暴发生源地及其传播路径。本次工作中的样品取自北京至额济纳旗沿途地表风积物（图1）。

图1北京—额济纳旗地表沙尘样品取样路线

2我国北方沙尘暴物质组成特点及来源探讨

内蒙古额济纳旗位于巴丹吉林沙漠边缘，河西走廊北部。该地区靠近沙漠，具备丰富的沙源条件，河西走廊是冷空气活动的通道，是我国沙尘暴天气发生运移路径（北方路径）中的主要源地之一。据统计，1952～1994年我国有记载的48次强和特强沙尘暴中，仅额济纳旗就发生了6次。不仅给农牧业生产造成严重损失，有时还造成人畜伤亡。对该地区沙尘暴发生的特征进行调查分析，并探讨其发生的天气条件，可以为沙尘暴天气的预报预防工作提供依据。

2.1沙尘样品的Sm-Nd同位素特征

2.1.1Sm-Nd同位素原理

稀土元素Nd在自然界中存在¹⁴³Nd和¹⁴⁴Nd两种同位素，¹⁴⁴Nd由放射性元素¹⁴⁷Sm衰变而来，因而也称其为放射性成因Nd。¹⁴³Nd则多富集于酸性铝硅酸盐中，通常称为陆源Nd。Nd同位素组成用¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd比值来表示。一般认为，在许多地质过程中w（Sm）/w（Nd）的分异很小，Sm-Nd体系可以保持封闭。

利用Nd同位素进行物源、古环境演化研究（刘季花，1998；孟宪伟，2001）始于对海洋沉积物的研究。近些年来，有人通过将海底沉积物的细粒组分（粘土）、洋面上的尘埃和气溶胶的Nd同位素组成与古地盾、沙漠的Nd同位素值进行比较，借此确定风成物质的来源（Grousset,1988；Donald,1988）。许多研究已经证明，细碎屑沉积物可以代表相当大区域内大陆地壳的平均成分，由于沉积过程中几乎可以忽略不计的Sm/Nd分异，碎屑沉积岩的Nd模式年龄被认为可反映沉积物源区的平均地壳存留年龄；碎屑沉积物本身也可反映物源供给区的化学成分和同位素成分的特征。

利用大陆沉积物Nd同位素组成进行物源识别是一种新的尝试，尚属于探索阶段。细碎屑沉积岩为原岩机械破坏的产物，在岩石风化、破碎、搬运、沉积过程中，Sm//Nd比值保持不变，形成的沉积岩保持原岩的Sm/Nd比值和同位素特征，模式年龄和原岩相同，因而可以鉴别沉积物的源区。

2.1.2实验分析方法

Sm-Nd同位素测定在地科院地质所同位素实验室进行，采用MAT-261固体同位素质谱仪测定。电离带用Re带，蒸发带用Ta带，M⁺离子形式，可调多法拉弟筒接收器接收。质量分馏用¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd=0.7219校正，标准测定结果：J.M.Nd₂O₃¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd=0.511125±8,GBW04419¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd=0.512725±10。Sm,Nd流程空白为5×10^-11g。年龄用ISOPLOT EX2计算，衰变常数为6.54×10^-12a^-1。

2.1.3测试结果

测试结果见表1。

表1临河—额济纳旗地表沙尘样品Sm-Nd同位素测试结果

所有样品的模式年龄都落在中—晚元古代。这些地表样品的物源区可能主要为中—晚元古代的老地壳。这些碎屑沉积物可能代表中—晚元古代两个端元组分以不同比例混合的产物。因此，地表沙尘样品可能是中元古代从地幔分异出来的地壳。碎屑沉积物的Nd模式年龄（T_DM）分布在0.9～1.75Ga之间，支持这一结论。其中比较年轻的模式年龄显然是由于大量年轻物质的加入而造成的。从表1可以注意到，绝大部分样品的¹⁴⁷Sm/¹⁴³Nd值介于0.11～0.13之间，表明在沉积过程中Sm/Nd并没有明显的分异，因而这些以亏损地幔线性演化为假设前提而计算的Nd模式年龄是有意义的。地表沙尘样品中高的Nd同位素表明老的地壳（中元古代）可能是主要源区。

从Sm-Nd关系来看，所有沙尘样品的Sm/Nd比值变化不大，但¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd有一定变化，模式年龄的变化也较大（图2）。并未显示相同源区的特征。

图2沙尘样品的¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd与模式年龄

2.2沙尘样品的地球化学成分特征

地球化学方法用于沉积物的物源判别，具有直观、经济、有效的特点，利用地球化学组合成因专属性来定性识别沉积物物源属性已成为一种新趋势。但对于陆源碎屑沉积物而言，由于其来源复杂，需要配合其他方法才能更有效地识别物源的变化特征。

利用XRF方法对采集自北京—额济纳旗的地表沙尘样品进行氧化物含量分析，了解沙尘样品地球化学的变化特征，探讨可能的沙尘来源问题。

表2为所测试样品的氧化物含量特征，从表中可以看出，SiO₂、CaO含量变化较大。

Sc24、Sc25样品SiO₂含量最低，而CaO含量最高，该样品采集自北京西北山区，周围主要为碳酸岩区，表明地表沙样为就地风化产物。Sc29、Sc30样品SiO₂含量最高，而CaO含量最低，该样品采集自内蒙古西部固阳—五原一带。

Si,Al,Ca,K,Mg,Mn,Na,Ti等属于亲石元素，它们的原子结构呈惰性气体型，因而在自然迁移过程中表现较稳定。Fe、P为亲铁元素。图3显示，沙样中的亲石元素与亲铁元素含量在沙尘源区—远离沙尘源区变化比较大，这表明沙尘的主要来源随搬运过程发生变化。可能局地岩石风化对沙样中氧化物含量影响最大。

表2北京—额济纳旗地表沙尘样品的氧化物特征单位：%

图3北京—额济纳旗地表沙样主要氧化物变化特征

沙尘来源于某一地区地表土的风力起尘，而各类土壤的化学元素组分都有一定的特点，相互间有一定的差别，且特定的土壤都有一定的集中分布区域。对不同种类的地表土其元素之间的硅铝率w（SiO₂）/w（Al₂O₃）和硅铝铁率[w（SiO₂）/w（Al₂O₃+Fe₂O₃）]是相对稳定的，因此常用于初步定性判别某一土壤的源地。将地表沙尘样品的元素成分之间的这两个比率与我国几个典型地表土壤相应的比率进行比较（表3）。从表中可以看出，不同地表土壤类型其两个比率的差别是十分明显的。地表沙尘样品与黄绵土和棕漠土的两个比值较接近。对照我国土壤类型分布图，棕漠土主要分布于新疆北部，黄绵土主要分布于新疆、甘肃西北、内蒙古和宁夏西北及陕西广大地区。因此，该地区可能是沙尘的主要源地。

根据上述分析，沙样中沙尘的硅铝率w（SiO₂）/w（Al₂O₃）和硅铝铁率w（SiO₂）/w（Al₂O₃+Fe₂O₃）接近于棕漠土，其来源主要是包括我国西北地区在内的土壤尘。当然沙尘中还可能包括沿途混入的局地沙尘，以及由它们组成的地面二次扬尘。

表3北京—额济纳旗地表沙尘样品与几种典型土壤的硅铝比

漠土系列是中国西北荒漠地区的重要土壤资源，包括灰漠土、灰棕漠土、棕漠土和龟裂土等，共同特征是：具有多孔状的荒漠结皮层，腐殖质含量低，且表聚性强，石膏和易溶性盐分在剖面不大的深度内聚积，存在较明显的残积粘化和铁质染红现象以及整个剖面的厚度较薄和石砾含量多（龟裂土和灰漠土除外）等。在成土过程中主要表现为钙化作用（石灰聚积）、石膏化与盐化作用、弱的铁质化作用，同时风成作用相当明显。

棕漠土是温带荒漠条件下和粗骨母质上发育的土壤，在西北占有很大的面积，同灰漠土比较，腐殖质的累积作用更弱，几乎无腐殖质层，表层有机质含量很少超过0.5%，且随深度增加含量亦无多大变化。

与西北荒漠地区的土壤地球化学特征相比较，地表沙尘样品明显具有较高的w（SiO₂）/w（Al₂O₃）比值。其原因可能是由于沙尘样品经过更长时间的风化、磨蚀，具有更高的成熟度。

3北方沙尘暴物质来源与传播路径讨论

沙尘暴的形成必须满足地表疏松细粒物质和风力搬运的动力条件，同时要具备不稳定的空气状态（邱新法，2001；张仁健，2002）。当动力条件满足时，沙尘暴的发生发展就随不同的地表条件而定，有植被保护的地表和未耕作的耕地抗风蚀力强，难以成为沙尘暴物质源地，而无植被覆盖或植被覆盖度低的裸露疏松细粒物质的地表都可以是潜在的沙尘暴物质源地。西北地区的几大山系由于气候较湿、植被覆盖好，土壤风蚀小，为非沙尘源区，除此以外的其他地区由于气候干旱、植被稀疏都有可能为沙尘暴源区，存在大量沙尘暴物质源地。同时，由于工业化程度的提高，城市规模扩大，在局部地区造成城市与周围地区显著的温度差异，使局部地温梯度增大，形成不稳定的空气热力状态，促进沙尘暴的产生。

在沙尘暴源区内沙尘暴物质源地判定的依据是：在土地资源类型中，裸岩、水体和建设用地都不具备有细粒物质的条件，构不成沙尘暴物质源地。林地和中高覆盖度草地由于植被覆盖度高，地表物质在植被保护下难以被风蚀，也不具备构成沙尘暴物质源地的条件。耕地由于地表植被覆盖率在年内变化与农事活动有极高的一致性，耕地是否是沙尘暴物质源地是由种植制度和农事活动特点决定的，每年的11月至第二年的3月为休耕期，降水少，耕作后的土壤破坏了地表植被和土壤持结力，抗风蚀力弱，成为强尘物暴质源地。从4月初至5月底，为旱地作物播种及发芽出苗期，虽植被盖度低，但由于灌溉土壤含水量高土壤抗风蚀力较强，为弱沙尘暴物质源地；从5月初至10月底，作物生长旺盛期，降水丰富，地表覆盖率高，此期间耕地属于非沙尘暴物质源地。干旱区的低覆盖度草地由于植被稀疏难以对地表土壤进行有效保护和阻止土壤细粒物质被风蚀，属于弱沙尘暴物质源地。戈壁由于砾石间夹有细粒沙土，也属于弱沙尘暴物质源地。

因此，沙尘暴源地的构成冬春季（前年11月至本年4月）主要是沙地、盐碱地、砾质戈壁、裸土、低覆盖度草地和耕地等6种类型，夏秋季（5月至10月）主要是沙地、盐碱地、砾质、裸土和低覆盖度草地等5种类型。

从地表沙尘样品的同位素组成及地球化学特征来看，北京－额济纳旗地表沙尘的主要来源均为成熟度高的沙地就地风蚀产物，异地成分较少。

由于沙尘源地与移动路径的差异，沙尘的影响范围会存在很大的差别。沙尘由于输送路径长，通过沉降清除，浓度会发生显著降低，一般演变为浮尘，因此在地表沙样中的贡献明显较小。

4结语

北京—额济纳旗地表沙尘的主要来源均为成熟度高的就地风蚀产物，异地成分较少。沙尘由于输送路径长，通过沉降清除，浓度会发生显著降低，一般演变为浮尘，因此在地表沙样中的贡献明显较小。

通过额济纳旗、兰州及北京的气候资料记录的沙尘暴分析，前二者的沙尘暴天气可能增加北京上空的浮尘，但更多的沙尘暴天气不是直接受前二地的影响，区域性气候更是北京沙尘暴天气的主要原因。

北方沙尘暴的发生主要是由于风力作用吹蚀就地地表沉积物而形成。工业化程度提高，城市规模扩大，人口增多，形成热岛效应作用也使该地区与周围地区之间的温差日趋加大，地温梯度增加，促进沙尘暴的发生。

参考文献

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2. 杨小平的学术成就与贡献

主要从事干旱地区环境及其演化、风沙地貌及风沙灾害防治、干旱地区古气候与水资源、绿洲演化等方面的研究。
十余年来，杨小平研究员主要致力于干旱区第四纪地质与环境的研究工作，归纳起来，主要在沙漠地区的湖泊特征及其全新世以来的演化，我国西北沙漠地区晚更新世以来的环境变化及其机制，以及干旱区天然绿洲形成发育规律等方面作出了突出学术贡献。
(一) 较早开展了我国西部沙漠丘间地湖泊现代过程及其地质历史时期演变的研究，获得了对巴丹吉林沙漠地区湖泊水化学特征较全面的认识，通过对巴丹吉林沙漠腹地湖泊水质和湖泊周围地下水化学特征的比较研究，结合地下水氚同位素分析结果和湖岸地貌，沉积特征，论证了沙漠地区湖泊的成因，并把湖泊水化学特征的演变与全新世气候变化联系起来，提出巴丹吉林沙漠地区湖泊的含盐量(TDS)与湖泊年龄有关。这项研究为认识干旱沙漠地区湖泊的形成、演化，水循环及水资源和我国沙漠地区全新世以来环境变化提供了关键性依据。
我国大规模开展盐湖研究已有一段历史，近十年来盐湖方面的一些影响较广的学术成就也相继问世。然而长期以来，内蒙古西部巴丹吉林沙漠腹地高大沙丘之间湖泊的特征及其成因仍然是科学界的一个迷。几位国内外著名沙漠专家都曾涉足巴丹吉林沙漠，在风沙地貌，自然特征等方面获得了重要的认识。但因交通困难，长期以来人们难以对沙漠腹地的湖泊进行研究。杨小平研究员对15个具有典型代表意义的湖泊的几何特征，水化学成份以及湖岸地质，地貌，沉积，及丘间地浅层地下水做了系统的野外调查，借助多种仪器和方法，对湖水和地下水水样的可溶性固体总量，pH，Cl等12种阴离子和Na等8种阳离子进行了分析。研究发现这些湖水的TDS变化范围颇大，介于1.2g/L和398.2g/L之间，在这些高盐度的湖泊中存在很多具有较大经济开发价值的卤虫(Artemia)。沙漠边缘地区地下水的TDS总体上高于沙漠腹地，同样，地下水水样中Na，Cl 及其它离子的含量也有从沙漠边缘向腹地减少的趋势，据此提出沙漠腹地的地下水不是来自沙漠边缘地区。通过比较不同湖泊的湖水和其周围地下水，论证了沙漠腹地的湖泊主要是由储藏于周围沙山的地下水所补给的。根据氚同位素分析结果，推断巴丹吉林沙漠地区的浅层地下水年龄都较年轻，介于数十年至百年之间。认为沙漠地区湖泊TDS的高低与湖泊发育呈现一定的正相关关系，即微咸湖泊形成时间较晚，其成因应是沙丘移动致使地下水出露位置改变所造成的。结合对古湖岸地貌与湖泊沉积的研究进一步提出，巴丹吉林沙漠地区的湖泊在全新世发生过明显变化，湖水矿化度的增高和水域面积的快速萎缩是由于全新世中期以后出现的干旱化所造成的;巴丹吉林沙漠地区在全新世早中期时，湖广，水多，水份状况较好。由于研究地区在总体上受东亚季风气候系统中的冬季风控制，认为全新世早中期的湿润气候标志着来自海洋的夏季风强度的增加。
(二) 对我国北方代表性沙漠晚更新世以来的环境演变进行了较系统的研究，认为沙漠的环境条件曾有过明显的干湿冷热波动，历史演变的区域差异突出。提出受中纬度西风环流和极地气团的影响，在距今约3万年时巴丹吉林和塔克拉玛干两大沙漠地区都经历过较湿润的时段，而且也认为在距今约1.9万年时阿拉善西部地区相对比较湿润。通过遥感数据的图像处理，解译，提出塔克拉玛干沙漠地区的水文格局在全新世晚期曾发生过巨大变化，尼雅河曾是克里雅河的一支支流。提出湖泊作用及流水过程在塔克拉玛干沙漠的地貌形成中都发挥过巨大作用，并导致了环境景观的变化。根据地貌证据进一步提出，在末次冰盛期时塔里木盆地的温度低于阿拉善高原西部。借助地球化学方法，对我国北方沙漠沙的来源及沙漠沙与沙尘物质的关系开展了分析论证。这些工作对于认识荒漠的形成与分异规律，荒漠环境较短时间尺度的演变，荒漠对全球变化的响应，及对制定干旱区环境可持续发展战略规划等都极为重要。
近二十年来全球变化研究方兴未艾，人们通过深海沉积，冰芯，黄土古土壤序列等，根据气候代用指标建立了不同时间尺度，不同分辨率的气候演变模式。由于干旱荒漠面积占居了地球三分之一的陆地表面，且常连片出现，不少人已认识到了直接深入干旱区内部开展环境演变研究的必要性，来自干旱区荒漠内部的证据对认识荒漠的演变历史，演变规律，荒漠对全球变化的响应等问题都起着很关键的作用。
杨小平研究员通过对塔里木盆地南部克里雅河流域风成，湖成，流水和冰川沉积物等的研究结果认为，克里雅河下游地区的塔克拉玛干沙漠现代沙丘的形成时期较晚，河流沿岸阶地是在流域内雨量增加时期形成的。依河流下游阶地上碳酸钙富集的现象及14C，OSL测年认为，在距今约3万年时塔里木盆地南缘雨量较丰沛，河流上游地区冰川融水量大，沙漠腹地出现较大面积湖泊。通过分析盆地南缘的冰缘地貌特征提出，沙漠边缘地区在末次冰盛期时最大降温约为10℃。流域内环境景观和沉积是冰川，冰水，流水，风力和湖泊及构造运动等多种营力相互作用的产物。
在对巴丹吉林沙漠东南部高大沙丘的研究中，把沙丘上部钙质胶结层的形成和当地雨量变化联系起来，提出它是研究地区地质历史时期雨量增加的标志。通过对数个高大沙丘(最高达460 m)地貌学，沉积学和年代学研究，认为受全球西风环流的影响，该沙漠地区在晚更新世时至少有过2次比现代湿润的时期，即在距今约30 ka，19 ka时湿润状况较好。
运用气候景观地貌学理论，划分了研究地区的景观类型并着重讨论了各种类型的区域变化及其对全球变化的响应。建立了阿拉善高原西部，塔里木盆地景观环境类型与多年平均雨量的对应关系。据此认为我国黄土的物源区在冰期-间冰期的气候演变背景下，随着西北地区沙漠，戈壁地表环境状况变化而发生区域上的变化。借助稀土元素和石英氧同位素分析方法，对我国北方沙漠沙的来源及沙漠沙与北方沙尘物质的关系开展了分析讨论。根据冰缘地貌的分布特征进一步提出，在末次冰盛期时塔里木盆地的温度低于阿拉善高原西部，形成与现代气候不一致的气候格局。
(三) 从地质环境演变的角度，初步建立了荒漠地区天然绿洲发育与区域气候波动之间晚更新世以来的动态演变关系，论证了地质历史上曾出现过的较大范围的天然绿洲是流域略湿润气候的标志。这对于认识天然绿洲的演变规律，人与自然的相互作用和制定绿洲环境的可持续发展战略都有重要的意义。
近年来一些学者从绿洲承载力，绿洲戈壁过渡带物质能量交换，绿洲系统模拟等方面开展了不少重要的绿洲研究工作，但对天然绿洲的地质史及人类历史时期的演变涉猎相对较少，而这方面的问题对于认识绿洲对全球变化的响应有举足轻重的地位。杨小平研究员以塔里木盆地边缘地区为例，综合运用第四纪地质学，自然地理学和历史地理学的研究方法，研究了自然环境要素演变及人类活动对天然绿洲发育的影响程度。对沙漠地区古河道及河流沉积物的研究表明，在末次冰期晚期时，由于源自昆仑山的大量冰雪消融水的浇灌，克里雅河的绿色走廊曾横穿，斜穿塔克拉玛干沙漠。研究结果也说明塔克拉玛干沙漠在全新世时总体上较干旱，但据古河道及人类农业生产活动所留下的遗迹，认为在距今约两千年和小冰期时气候略湿润。
曾对我国北方代表性沙漠晚更新世以来的环境演变进行了较系统的研究，认为受中纬度西风环流和极地气团的影响，在30ka时巴丹吉林和塔克拉玛干两大沙漠地区都经历过较湿润时段，开展了我国西部沙漠丘间地湖泊现代过程及其地质历史时期演变的研究，获得了对巴丹吉林沙漠地区湖泊特征及其演化较系统的认识；对我国西北干旱地区人类活动、气候变化及古水文演变之间的相互作用进行了较深入的探讨，对极端干旱环境下区域水循环规律有了新的认识；并对我国北方沙地沙漠化过程及其机制、沙尘暴物源开展了一定研究工作。
他通过对巴丹吉林沙漠地区不同沙丘下伏地形的地球物理探测，风沙物质的地球化学分析，以及沙丘区地下水、地表水的水化学与同位素水文学的系统研究，深入论证了高大沙丘的形成机理和区域气候演变过程。
以前，对沙丘露头研究所获得的“点”上认识往往无法同整个沙丘联系起来。杨小平研究员及其合作者首先在沙漠地区系统地测试了不同浅层地震探测方法，最后选用高精度重力法，借助岩石和沙粒密度之间的差异，反演出巴丹吉林沙漠典型沙丘的下伏基岩形态，通过下伏基岩形态与其沙丘表面形态的比较研究，对沙丘内部空间实现“可视化”，证实下伏基岩形态对高大沙丘形成起到了一定的作用。同时，利用高程、遥感数据，分析了整个沙漠地区沙丘高度与下伏基岩埋藏深度之间的关系，进一步提出区域地质环境、气候变化对沙丘发育有着重要的作用，发现沙丘下伏基岩形态起伏、气候的干湿交替、沙源的多源性几个因素共同促成了巴丹吉林沙漠高大沙丘的形成。
2013年8月在法国巴黎举办四年一度的“第八届国际地貌大会”上，进行了新一届IAG执行委员会的选举，法国巴黎索邦 (Sorbonne)大学Eric Fouache教授当选新一届主席。 中科院地质与地球物理所研究员杨小平当选为该组织最新一任副主席，分管该学会的学术工作组及与亚太地区的联系，是三位副主席之一，也是IAG成立30年来第一位来自中国的副主席。任职时间从2013年10月至2017年10月。

3. 月球的资料

根据最新的月球探勘者号的资料分析显示，月球的确具有一个很小的核心，支持了月球是由火星般大的星体，撞击地球后削出的理论。
这些新资料是在休士顿举行的第三十届月球与行星科学会议中发表的。资料显示，月球的核心占总质量可能不到 2％，比地球核心所占的 30％小太多了。
从地球和月球具有类似的矿物组成，可以推测两者可能系出同源，然而，如果月球与地球只是单纯地从一团尘埃云中诞生，那麼两者的核心组成比例应该类似。还有一种理论认为月球是被地球重力所捕获的。
根据阿波罗时代所搜集的资料来看，科学家认为月球应该是在太阳系形成初期，当一颗火星大小般的星体撞击地球时所形成的。这次撞击发生在地球铁核已经形成之后，所以撞击出来的碎片多为外层含铁不多的岩石，这些物质在轨道上又凝聚成今日的月球。
月球：月球俗称月亮，也称太阴。月球就是最明显的天然卫星的例子。在太阳系里，除水星和金星外，其他行星都有天然卫星。月球的年龄大约也是46亿年，它与地球形影相随，关系密切。月球也有壳、幔、核等分层结构。最外层的月壳平均厚度约为60-65公里。月壳下面到1000公里深度是月幔，它占了月球的大部分体积。月幔下面是月核，月核的温度约为1000度，很可能是熔融状态的。月球直径约3476公里，是地球的3/11。体积只有地球的1/49，质量约7350亿亿吨，相当于地球质量的1/81，月面的重力差不多相当于地球重力的1/6。
月球是地球唯一一颗天然卫星：

轨道半径： 距地球384,400千米
行星直径： 3476千米
质量： 7.35e22千克

古罗马人称之为Luna，古希腊人称之为Selene或阿尔特弥斯（月亮与狩猎的女神），另外在其他神话中它还有许多名字。

理所当然，月球早在史前就已被人所知道。它是空中仅次于太阳的第二亮物体。由于月球每月绕地球公转一周，地球、月球、太阳之间的角度不断变化；我们把它叫做一个朔望月。一个连续新月的出现需要29.5天（709小时），随月球轨道周期（由恒星测量）因地球同时绕太阳公转变化而变化。

由于它的大小与组成，月球有时被分为类地“行星”，与水星，金星，地球和火星分在一起。

月球由苏联飞行器月球2号于1959年代表人类第一次拜访，这也是人类第一次在非地球星体上探索。第一次在着陆则在1969年6月20日（你记得你在哪儿吗？）；后一次在1972年12月。月球也是唯一一个被采回表面样本的星球。在1994年夏天，月球被Clementine飞行器大范围地作了地图映象。月球勘探者号如今正绕着月球转。

地球与月球之间的引力场形成了有趣的现象。最显而易见的便是潮汐现象。月球正对地球一点的引力为最大，反面一点则相对弱小一些。地球，特别是海洋并不是完全地固定的，而是朝月球方向略有延伸的。从地球表面为透视角观察的话，会看到地球表面的两个膨胀点，一个正对月球，另一个则正对反面。这效果对海洋比对因态地壳强烈得多，所以海洋处膨胀得更高。另外因为地球自转比月球在轨道上快，膨胀每天一次，每天的大潮一共有两次。
但是地球也并不完全是一个流体，地球的自转导致地球在正对月球下方的膨胀非常轻微。这意味着由于地球自转扭力及月球上的加速度影响，使地球与月球之间的影响力并不十分确切地存在于两球心连线上。这也使得地球不断向月球提供自转能量，使得自转速度每世纪减慢1.5微秒，也使月球公转地球轨道每年增加3.8米。（相反的结果也导致了火卫一和海卫一的不寻常公转轨道）。
不对称的引力交互作用也使月球自转同步。比如，它的轨道位相始终相对固定，使得朝向地球的一面不变。由于地球的自转因月球的影响而减缓，所以在很早以前，月球的自转速度也因地球而减缓，不过在那时作用力要强烈得多。当月球的自转速度减缓到适合自己轨道周期时（这样膨胀点就在地球正对点），就没有任何的多余扭力了，这样月球的情形就稳定了。这种情况也类似地发生在太阳系其他卫星上。最终，地球的自转也将慢到合适于月球周期，就像冥王星和冥卫一的情况一样。

自然，月球也显得不太稳定（由于它的不太圆的轨道）以致于较远端的一部分度数可不定时地看到，但大多数远端表面（左图）一直无法完全观测，直到苏联飞船月球3号1959年上天对其进行拍摄才解决了问题。（注意：这里并没有什么“黑暗面”在月亮上；月球的所有部分都能得到半日照时间。一些对“黑暗面”的称谓往往是指月亮不为人所见的另一面，因为“黑暗”有“不为人知”之意。这种称谓在今天不够正确）。

月球没有大气层。但是来自Clementine飞行器的证据表明可能在月球南极，处于永久阴暗面的大环行山处有固态水－－冰。这如今已由月球勘探者号飞船证实。显然月球北极也有冰，这样未来月球探索的代价将略微便宜一些！

月球的外壳平均厚68千米，从Mare Crisium下的零公里到背面Korolev环行山的107千米。地壳下是地幔，可能也是它的内核。然而它并不像地球的地幔，月球的只是部分特别炽热。奇怪的是，月球的质心与它的几何地理中心向地球方向偏移了2千米。同样，在这一侧其地壳也较薄。

月球表面有两种主要地形：巨大的环形山与古老的高原和相对平滑与年轻的maria。maria地形（覆盖月球表面达16％）是由火山喷出的炽热的熔岩冲蚀出的。大部分的表面是由灰土层尘埃与流星撞击的石头碎片覆盖。出于未知的理由，maria地形集中于靠近于地球的一面。

大多数靠近地球的环形山，火山由科学历史上的著名的称谓命名，如第谷，哥白尼和托勒密。背面的则多用近代的命名，如阿波罗，加加林和Korolev（因为第一张照片由月球3号拍到，所以具有显而易见的俄罗斯偏向）。另外，类似于近地区，月球背面也有巨形环形山South Pole-Aitken，直径2250千米，深12千米，使它成为太阳系最大的撞击盆地，并在西侧形成了山中山，成了太阳系中重环山的典型。（从地球上看；左侧图的正中）。

阿波罗号和月球号计划带回了一块重382千克的石头样本。这些提供给了我们有关月球的详细知识。它们具有特别的价值，在月球上着陆后的廿年，科学家们还是在这快最期的样本上做研究。

月球表面上的绝大多数石头看来都有30到46亿岁，这与地球上的超过30亿岁的极稀少的石头有偶然的巧合。这样，月球就提供了太阳系早期历史的在地球上无法找到的证据。

根据早先的对阿波罗样本的研究，有关月球的起源并不一致，主要有三种理论：co-accretion同生说，主张地球与月球同时形成于太阳星云；fission分裂说，主张月球是由地球上分裂出去； capture捕捉说，主张月球形成于其他地方，后来为地球所捕捉。这些理论证据都不足，但是来自月亮石头的最新和最详细的信息引出了impact撞击说：地球曾被一个大物体（相当于火星大小甚至更大）撞击，月球则是由喷射出的部份形成。不断又有新信息被发现，但撞击说如今被广泛接受。

月球并没有全球性磁场，但是它的一些表面石头存有剩余的吸引力，表明月球早期曾有过全球性磁场。

由于没有大气和磁场，月球表面赤裸裸地遭受太阳风的攻击。在它剩余的40余亿年光阴里，大量来自太阳风的氢离子将植入其表面。由阿波罗返回的样本证明了它对研究太阳风的价值。月球上的氢可能在未来当作燃料使用。

4. 什么叫稀土对盐胁迫的缓解效应

一、稀土元素

稀土元素是镧系元素系稀土类元素群的总称，包含钪Sc、钇Y及镧系中的镧La、铈Ce、镨Pr、钕Nd、钷Pm、钐Sm、铕Eu、钆Gd、铽Tb、镝Dy、钬Ho、铒Er、铥Tm、镱Yb、镥Lu，共17个元素。

“稀土”一词是十八世纪沿用下来的名称，因为当时用于提取这类元素的矿物比较稀少，而且获得的氧化物难以熔化，也难以溶于水，也很难分离，其外观酷似“土壤”，而称之为稀土。稀土元素分为“轻稀土元素”和“重稀土元素”：

“轻稀土元素”指原子序数较小的钪Sc、钇Y和镧La、铈Ce、镨Pr、钕Nd、钷Pm、钐Sm、铕Eu。

“重稀土元素”原子序数比较大的钆Gd、铽Tb、镝Dy、钬Ho、铒Er、铥Tm、镱Yb、镥Lu。

二、稀土资源及储备状况

由于稀土元素性质活跃，使它成为亲石元素，地壳中还没有发现它的天然金属无水或硫化物，最常见的是以复杂氧化物、含水或无水硅酸盐、含水或无水磷酸盐、磷硅酸盐、氟碳酸盐以及氟化物等形式存在。由于稀土元素的离子半径、氧化态和所有其它元素都近似，因
此在矿物中它们常与其它元素一起共生。

我国稀土资源占世界稀土资源的80%，以氧化物(REO)计达3 600万吨，远景储量实际是1亿吨。

我国稀土资源分南北两大块。

——北方：轻稀土资源，集中在包头白云鄂博特等地，以后在四川冕宁又有发现。主要含镧、铈、镨、钕和少量钐、铕、钆等元素；

——南方：中重稀土资源，分布在江西、广东、广西、福建、湖南等省，以罕见的离子态赋存与花岗岩风化壳层中，主要含钐、铕、钆、铽、镝、钬、铒、铥、镱、镥、钇和镧、钕等元素。

我国的稀土工业也分为南北两大生产体系。

——北方以包钢稀土高科公司和甘肃稀土公司为轴心，构成了以包头稀土资源为主，四川资源为辅的轻稀土产品生产体系。骨干企业有核工业202厂、包头鹿西罗纳稀土有限公司、包头市和发稀土厂、包头市稀土冶炼厂、哈尔滨稀土材料厂、四川稀土材料厂、四川什邡吉大化工厂、安宁河稀土冶炼厂等。主要产品有稀土精矿、稀土硅铁合金、混合稀土化合物、富集物、混合金属等。稀土精矿的生产能力和处理、加工能力达50 000吨(REO—氧化物计算)。

——南方以上海跃龙有色金属有限公司为龙头，构成了以江西、广东两省离子型稀土资源为主的中重稀土生产体系。骨干企业有广州珠江冶炼厂、广东阳江稀土厂、江苏新威集团、江苏溧阳方正稀土总厂、江阴加华稀土冶炼厂、江苏江飞稀土冶炼厂、江西龙南稀土公司、江西寻乌稀土公司、江西省稀土公司、江西核工业713矿等。主要产品为各种高纯单一稀土化合物和金属、富集物、混合金属和合金。分离总规模已超过10 000吨，并开始大规模加工分离北方轻稀土原料。

四、稀土元素的应用范围

目前稀土元素的应用蓬勃发展，已扩展到科学技术的各个方面，尤其现代一些新型功能性材料的研制和应用，稀土元素已成为不可缺少的原料。

1、稀土元素在传统产业领域中应用

——农业领域：目前发展有稀土农学、稀土土壤学、稀土植物生理学、稀土卫生毒理学和稀土微量分析学等学科。稀土作为植物的生长、生理调节剂，对农作物具有增产、改善品质和抗逆性三大特征；同时稀土属低毒物质，对人畜无害，对环境无污染；合理使用稀土，可使农作物增强抗旱、抗涝和抗倒伏能力。当前我国农田施用稀土面积达5 000—7 000万亩/年，为国家增产粮、棉、豆、油、糖等6—8亿公斤，直接经济效益为10—15亿元，年消费稀土1 100—1 200吨。

——冶金工业领域：稀土在冶金工业中应用量很大，约占稀土总用量的1/3。稀土元素容易与氧和硫生成高熔点且在高温下塑性很小的氧化物、硫化物以及硫氧化合物等，钢水中加入稀土，可起脱硫脱氧改变夹杂物形态作用，改善钢的常、低温韧性、断裂性、减少某些钢的热脆性并能改善加热工性和焊接件的牢固性。

稀土在铸铁中作为石墨球化剂、形核剂核对有害元素的控制剂，提高铸件质量，对铸件的机械性能有很大改善，主要用于钢锭模、轧锟、铸管和异型件四个方面。

在有色合金方面应用，对以有色金属为基的各种合金都有良好的作用，改善合金的物理和机械性能。应用最多的使铝、镁、铜三个系列。

——石油化工领域：稀土用于石油裂化工业中的稀土分子筛裂化催化剂，特点是活性高、选择性好、汽油的生产率高。稀土在这方面的用量很大。

——玻璃工业领域：稀土在玻璃工业中有三个应用：玻璃着色、玻璃脱色和制备特种性能的玻璃。用于玻璃着色的稀土氧化物有钕(粉红色并带有紫色光泽)、镨玻璃为绿色(制造滤光片)等；二氧化铈可将玻璃中呈黄绿色的二价铁氧化为三价而脱色，避免了过去使用砷氧化物的毒性，还可以加入氧化钕进行物理脱色；稀土特种玻璃如铈玻璃(防辐射玻璃)、镧玻璃(光学玻璃)。

——陶瓷工业领域：稀土可以加入陶瓷和瓷釉之中，减少釉和破裂并使其具有光泽。稀土更主要用做陶瓷的颜料，由于稀土元素有未充满的4f电子，可以吸收或发射从紫外、可见到红外光区不同波长的光，发射每种光区的范围小，导致陶瓷的颜色更柔和、纯正，色调新颖，光洁度好。如黄色、紫罗兰色、绿色、桃红色、橙色、棕色、黑色等。稀土氧化物可以制造耐高温透明陶瓷(应用于激光等领域)、耐高温坩埚(冶金)。

——电光源工业领域：稀土作为荧光灯的发光材料，是节能性的光源，特点是光效好、光色好、寿命长。比白炽灯可节电75—80%。

2、稀土元素在高新技术产业中应用

——显示器的发光材料：稀土元素中钇、铕是红色荧光粉的主要原料，广泛应用于彩色电视机、计算机及各种显示器。目前，我国年产彩电红粉300—400吨，计算机显示器红粉50—100吨，以满足国产3 500万支彩显管和近百万支显示器的需求。

——磁性材料：钕、钐、镨、镝等是制造现代超级永磁材料的主要原料，其磁性高出普通永磁材料4—10倍，广泛应用于电视机、电声、医疗设备、磁悬浮列车及军事工业等高新技术领域。据专家预测，本世纪末此类材料产值将达到35亿美元。我市南开大学研究开发出拥有自主知识产权的钕铁硼永磁材料就属此类，现正与肯达集团合作进行产业化。

——储氢材料：稀土与过渡元素的金属间化合物MMNi5(MM为混合稀土金属)和LaNi5是优良的吸氢材料，被称为氢海绵。其最为成功的应用是制造二次电池——金属氢化物电池，即镍氢电池。其等体积充电容量是目前广泛使用的镍镉电池的2倍，充放电循环寿命和输出电压与镍镉电池一样，但没有了镉污染。我市南开大学在储氢材料研究开发上有很大优势，通过863项目，和平海湾公司已开始了镍氢电池产业化工作。

——激光材料：稀土离子是固体激光材料和无机液体激光材料的最主要的激活剂，其中以掺Nd3+的激光材料研究得最多，除钇铝石榴石(YAG)、铝酸钇(YAP)玻璃等基质外，高稀土浓度激光材料可能称为特殊应用的材料。

——精密陶瓷：氧化钇部分稳定的氧化镐是性能十分优异的结构陶瓷，可制作各种特殊用途的刀剪；可以制作汽车发动机，因其具有高导热、低膨胀系数、热稳定性能好、在1 650℃下工作强度不降低，导致发动机马力大、省燃料等优点。

——催化剂：稀土除用于制造石油裂化催化剂外，广泛应用于很多化学反应，如稀土氧化物LaO3、Nd2O3和Sm2O3用于环己烷脱氢制苯，用LnCoO3代替铂催化氧化氨制硝酸。并在合成异戊橡胶、顺丁橡胶的生产中作为催化剂。

汽车尾气需要将CH、CO氧化，对NOX进行还原处理，以解决目前城市空气污染问题。稀土元素是汽车尾气净化催化剂的主要原料。我市化工研究院在这方面有很强的优势，可推动形成一个汽车尾气净化器产品。

——高温超导材料：近几年研究表明，许多单一稀土氧化物及其某些混合稀土氧化物是高温超导材料的重要原料。一旦高温超导材料进入实用，整个世界将起翻天覆地的变化。目前，我国在稀土超导材料的成材研究方面取得了有意义的突破。

5. 我国的四大高原有哪些

一、青藏高原

青藏高原是中国最大的高原，也是世界上最高的高原，因此有 " 世界屋脊 " 之称。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、新疆南部及甘肃、云南的一部分原周围大山环绕，南有喜玛拉雅山，北有阿尔金山、昆仑山和祁连山，西为喀喇昆仑山，东为原内还有唐古拉山、冈底斯山、念青唐古拉山等。这些山脉大多超过 5500 米，其中喜玛拉雅山有过 8000 米。

二 、内蒙古高原

内蒙古高原位于中国北部，是中国的第二大高原。内蒙古高原开阔坦荡，地面起伏和缓。从飞机上俯视高原就像烟波浩瀚的大海，古人称之为“瀚海”。
高原上既有碧野千里的草原，也有沙浪滚滚的沙漠，是中国天然牧场和沙漠分布地区之一。内蒙古高原气候十分干燥，沙漠分布面积要占全国沙漠总面积的37．8％。较大的沙漠有巴丹吉林沙漠、腾格里沙漠、乌兰布和沙漠和库布齐沙漠等。

三 、黄土高原
在中国地势的第二级阶梯上，分布着最具特色的黄土高原。黄土高原北起长城，南达秦岭，西抵祁连山，东至太行山，横跨陕西、山西等六个省区，总面积达58万平方公里，是世界上黄土分布最广阔、最深厚、也最典型的黄土地貌区。
这块辽阔的地域，海拔大约在1000～2000米之间，黄土层厚度达100米左右，最厚的地方可达20O米以上。由于黄土质地疏松，降水多集中在夏秋季节，且多暴雨，加上森林和草原大多遭到历代不合理利用和破坏，所以水土流失非常严重，流水把高原侵蚀切割成许多沟堑纵横的黄土地貌。黄土高原绝大部分地区，已成为千沟万壑、支离破碎的丘陵沟谷区。同时，被冲走的土壤，顺着黄河的大小支流，带到下游，淤塞了河道，造成黄河下游的洪涝灾害。所以，同水土流失现象作斗争，不仅成为改变黄土高原面貌的重要措施，也是治理黄河的一个根本问题。

四 、云贵高原

云贵高原主要分布在云南、贵州省境内，海拔1000-2000米，是中国的第四大高原。
云贵高原分布着广泛的岩溶地貌，它是石灰岩在高温多雨的条件下，经过漫长的岁月，被水溶解和侵蚀而逐渐形成的。地下和地表分布着许多溶洞、暗河、石芽、石笋、峰林等稀奇古怪的地貌。云贵高原是世界上岩溶地貌发育最完美、最典型的地区之一。

6. 　铁架山隆起

铁架山隆起，主要是指出露于鞍山市东南的铁架山花岗岩穹隆。最新的资料表明，铁架山花岗岩穹隆是由中太古代的几个花岗岩体（立山、东西鞍山、铁架山）组成的（图2—9）。由于中太古代以后不同时期岩石的覆盖，特别是穹隆的西北侧覆盖面积更广，因此，原始的铁架山穹隆的展布范围尚不清楚。根据1/400万中国航磁图及航磁AT化极上延20km后的航磁异常等值线图分析，鞍山地区有一东西长约80km，南北宽约60km的椭圆形高磁异常体，总面积约4000km²，推测该异常体可能代表铁架山穹隆向深部延伸的边界（图2—10）。这一推测从地质上分析也有一定的根据。目前，已在弓长岭矿区南部发现3100Ma的片麻状花岗岩（万渝生，1993），可视为铁架山花岗岩杂岩的东部延伸。如果将铁架山隆起视为中太古代硅铝壳隆起的分布范围，它的面积可能更大，东部可能延至本溪南芬，北部可延至辽阳、歪头山等地。目前已在歪头山矿区西部发现2900Ma的英云闪长岩的残块，可能代表中太古代硅铝壳隆起后被改造、破坏的碎块。此外，铁架山穹隆的南部，出露范围宽广的辽河群呈北东东向东延至朝鲜半岛的狼林地块，辽河群的基底也可能是中太古代的花岗质杂岩。

图2—9鞍山地区前寒武纪地质图

1—震旦系石英岩；2—辽河群（Pt₁）；3—鞍山群（Ar₄）BIF；4—陈台沟表壳岩（Ar₂）；5—中生代花岗岩（γ₄）；6—新太古代花岗岩（

）；7—中太古代铁架山花岗岩（

）；8—中太古代东鞍山花岗岩（

）；9—中太古代立山花岗岩（

）；10—古太古代陈台沟花岗岩（

）；11—始太古代白家坟奥长花岗岩（

）；12—太古宙超基性岩（φ）

由铁架山杂岩和新太古代鞍山群为主体的太古宙地质体，经过本项目近几年的工作，取得了很大的进展。该区保存了从38亿a至25亿a全太古宙时期的连续地质记录，成为研究中国古大陆太古宙地壳形成与演化的最重要的地区。本节将以本项目的成果为主，结合前人的资料，对该区太古宙地质予以简要论述。详细的文字材料，请查阅专题组有关的论文。

（一）中国最古老的硅铝壳岩石记录

1．中国最古老的硅铝壳岩石——白家坟奥长花岗岩，出露于鞍山市东8km的梨化峪村南白家坟沟，呈北北西向条状体。长约700m，宽约50m，露头面积约0.035km²（图2—11，图版I—1，Ⅰ—2）。该岩石是经过强烈的韧性剪切作用改造的花岗质糜棱岩。糜棱岩的面理产状为60∠65。显微镜下观察可见良好的糜棱结构，主要由定向排列的斜长石、石英组成的细粒基质，斜长石和少量钾长石成为碎斑。变形拉长的石英亚颗粒呈细纹状平行排列，斜长石碎斑相间于石英亚颗粒条纹间（图版Ⅰ—3）。斜长石英及微斜长石变形双晶纹发育，解理弯曲以及部分石英亚颗粒环绕斜长石残斑生长。副矿物有磷灰石、锆石、磁铁矿等。锆石为良好自形晶，部分具规则的密集环带构造（图版Ⅱ—1，Ⅱ—2）。该岩石受糜棱岩化之后，又受到区域的低温热变质作用，主要表现为斜长石的钠黝帘石化和绢云母化。

图2—27鞍山地区中太古代地壳形成演化模式

（2）在接触带的最底部发现一层断续分布的变质含砾砂岩，具清楚的砂砾岩结构，砾石由石英岩、花岗岩组成、砾石多为浑圆状、半浑圆状，一般为3cm×2cm或4cm×3cm，个别大者呈圆饼状，直径达20～30cm。花岗岩砾石较小，一般为0.5～1cm。胶结物为细小石英、长石碎屑和绢云母、绿泥石。变质砂砾岩可见由砾石和碎屑物组成的变余成分层理。据东鞍山铁矿地测科的同志介绍，矿山在开采过程中，从标高170余米处（原山顶）向下采至40m标高处，都在接触面发现有断续分布的含砾砂岩，或砂砾岩透镜体。根据砂砾岩中砾石浑圆，成分较杂，具成分层理，砾石中有下伏花岗岩的砾石和花岗质碎屑，因此认为东鞍山花岗岩与上覆鞍山群铁建造为沉积不整合接触。

（3）不整合上、下岩层的同位素年龄测定结果也表明，不整合面之下的东鞍山花岗岩锆石U-Pb年龄为2994Ma±8Ma，上覆的鞍山群铁建造年龄为2700Ma左右（据乔广生等，1990）；据齐大山矿区角闪质岩石的Sm-Nd年龄结果表明，齐大山铁矿与东鞍山铁矿为同时代产物，下老，上新，为二者不整合提供了同位素年代学证据。

2．东鞍山不整合的地质意义

东鞍山不整合的厘定，为我国北方划分新太古代与中太古代的时限找到了可靠的地质依据。铁架山花岗岩的隆起，表明在中太古代末期，胶辽陆块内已有相当规模的陆壳块体露出水面，并遭受到风化、剥蚀。这些上升的陆壳块体的空间分布直接控制了新太古代岩石的形成和演化。

7. 　变基性火山岩的地球化学特征及形成环境讨论

迁怀陆块的变质基性火山岩主要分布于冀西北的涧沟河深变质绿岩区和冀东地区的遵化深变质绿岩区。在这两个深变质绿岩区内的火山作用均以基性火山作用为主，其产物除少量超基性岩外，多为基性火山岩。经变质改造已成为角闪石岩、辉石岩、斜长角闪岩、石榴斜长角闪岩、基性麻粒岩等。

一、超基性火山岩的地球化学

遵化和涧沟河两个深变质绿岩区内超基性火山岩的SiO₂含量为42%～48%，但在元素方面不同地区的超基性岩则有较大差别。遵化深变质绿岩区的超基性岩MgO平均含量为18.87%,CaO平均含量为9.63%,TiO₂和K₂O平均含量分别为0.59%和0.61%（见表5—9）。与世界一些典型绿岩带内的科马提岩相比MgO含量相对较低，而CaO含量则较高。涧沟河深变质绿岩区内的超基性岩则明显分为两类。一类出露于椴树山一带，它们与基性火山岩相伴，为蛇纹石化橄榄岩等。其MgO平均含量达22.95%,CaO平均含量为6.54%,TiO₂和K₂O的平均含量分别为0.46%和0.4%，与遵化深变质绿岩区超基性火山岩相比，椴树山一带的超基性岩MgO含量较高，而CaO、TiO₂和K₂O含量较低。这种常量元素特征与玄武质科马提岩具有相似性。在上新营、伙房村等地与基性火山岩紧密相伴的超基性岩则属于另一种类型，其MgO含量很低，仅为6.54%，而CaO的平均含量则高达12.86%,TiO₂和K₂O的平均含量分别为0.86%和0.64%。尽管它们的SiO₂含量＜46%，低MgO高CaO的特征表明它们不属于科马提岩范畴，应属拉斑玄武岩范畴。在FeO^*+MnO—Al₂O₃—MgO图（图5—14）上遵化深变质绿岩区的超基性岩部分样品位于橄榄质科马提岩区，部分样品则位于高铁拉斑玄武岩区，涧沟河深变质绿岩区中椴树山地区的超基性岩位于玄武质科马提岩区，其它地区的样品则落入高铁拉斑玄武岩区（图5—14）。在FeO^*—Na₂O＋K₂O—MgO图（图5—15）上也显示不同地区超基性岩成分上的差别，遵化深变质绿岩区的超基性岩样品在FeO^*—MgO边靠近MgO的一侧，涧沟河深变质绿岩区样品则位于FeO^*—MgO边靠近FeO^*的一侧分布。从常量元素看，冀东遵化深变质绿岩区内一些超基性岩相当于玄武质科马提岩，少部分相当于橄榄科马提岩，还有相当一部分样品相当于拉斑玄武质（见伍家善等，1991，图4—2）。冀西北涧沟河深变质绿岩区内只有椴树山地区的超基性岩在化学成分上相当于玄武质科马提岩，其它地区的超基性岩则属高铁拉斑玄武岩。只有一部分样品在成分上与科马提岩成分相近，但这两个深变质绿岩区内都尚未发现科马提岩所特有的鬣刺结构等淬火结构（Condie,K.C.1981；Nisbet等，1972）。

表5—9北缘麻粒岩地体中基性、超基性火山岩的主要元素平均含量（%）

尽管涧沟河深变质绿岩区内椴树山地区超基性火山岩在常量元素方面类似于玄武质科马提岩，但它们的轻稀土元素富集，显示出轻重稀土元素强烈分馏的型式（图5—16A中的Z92123,Z92124和Z9417）。该深变质绿岩区内上新营、伙房村等地的超基性火山岩则显示出相对平坦的稀土分配模式（图5—16A中的Z92150,292168），多为球粒陨石的4～8倍。遵化深变质绿岩区内的超基性火山岩的稀土元素多表现为平坦型的分配模式，多具有程度不等的负Eu异常（图5—16B）。但不同样品间的稀土含量变化很大，低的不足球粒陨石的1倍，高的则为球粒陨石的30倍左右。其中G73和G106两个样品轻稀土元素相对亏损，重稀土元素平坦，为球粒陨石的1～2倍，与一些典型科马提岩的稀土特征相似。冀东地区超基性火山岩的稀土模式相似，但含量变化较大，且稀土元素总量的增加并没有伴随MgO含量的系统变化，表明这种差异与部分熔融程度无关，而可能与熔融形成过程中分馏或分离的矿物相种类有关。冀西北椴树山地区超基性岩与其它地区超基性岩在稀土元素方面非常明显的差异，很难用部分熔融或分离结晶程度、部分熔融或分离结晶过程中分离的矿物相种类等原因加以解释，它们的这种差异可能与岩浆区的不均一性有关，并且椴树山地区超基性岩浆源显然受到了地壳物质混染，使其富集了轻稀土元素。

图5—20绿岩区内基性-超性基性火山岩Zr—Ti图（据Pearce,1982）

花纹说明同图5—14

需要指出的是，由于微量元素在变质作用中可能会发生变化，并且太古宙的大地构造环境与现代板块构造体制的对应关系还存在很大的不确定性，因此根据上述图解判定的太古宙构造环境仅是一种参考。因此，除根据元素特征分析之外，还要分析绿岩带的岩石组合。遵化绿岩带的岩石组合可分为上、下两部，下部以透辉斜长角闪岩、斜长角闪岩、黑云斜长角闪岩、黑云斜长变粒岩为主，夹有超基性岩石。上部以透辉角闪斜长片麻岩、黑云角闪斜长片麻岩为主，夹斜长角闪岩和铁英岩。这一组合的下部以基性-超基性火山岩建造为主，上部则以中酸性的钙碱性凝灰-火山建造为主，夹硅铁建造。涧沟河深变质绿岩区的下部主要为透辉斜长角闪岩、石榴斜长角闪岩、斜长角闪岩，局部夹超基性火山岩，下部的上段夹有薄层的铁英岩。上部为角闪斜长片麻岩，石榴斜长片麻岩为主，下部以基性-超基性火山岩建造为主，夹少量硅铁建造，上部以碎屑—凝灰建造为主。Thurston（1994）把世界上太古宙绿岩带按组合分为含石英碎屑岩的组合、含碳酸盐的组合、含再沉积的石英碎屑岩的组合和含铁建造四种组合类型。并认为绿岩带中基性火山岩组合和铁建造是大洋火山作用的产物，中酸性双峰式火山组合代表岛弧火山作用。遵化和涧沟河深变质绿岩带的组合特征与含铁建造的绿岩组合相似。这两个带中的超基性火山岩缺少表明淬火作用的鬣刺结构，其稀土元素特征与大洋玄武岩和科马提岩有明显区别，并结合元素的判别图，可以认为涧沟河和遵化两个深变质绿岩带的基性-超基性火山岩作用主要形成于与现代岛弧环境相类似的构造条件。

8. 国资国企改革概念股票有哪些

国资国企改革概念股票有：

成飞集成（002190）中航飞机（000768）中航动力（600893）成发科技（600391）中航动控（000738）洪都航空（600316）。

中航电子（600372）中航机电（002013）中航光电（002179）中航黑豹（600760）中直股份（600038 ）中纺投资（ 600061 ）。

贵航股份（600523）中航重机（600765）*ST三鑫（002163）深天马A（000050）飞亚达A（000026）中航地产（000043）。

(8)北方稀土分析讨论扩展阅读：

分析预计：

随着中国制造业的创造能力的大幅提升，中国出口产品的质量与技术含量也越来越高，低成本高质量的“中国制造”产品冲撞欧美本土产品的可能性会越来越大，冲突将日趋升级激化。

面对美国利益集团的强大压力以及即将开始的下届总统大选，布什政府表示，要“采取相应的对策”。财长斯诺、商务部长埃文斯、美联储主席格林斯潘、贸易代表佐立克等主要经济官员也纷纷指责中国的货币与贸易政策。

美国正逐渐失去对中国的耐心。一些亚洲专家认为，在全球化的过程中，全球的资金与人力资源正在大洗牌。

以往的全球化是劳动密集型、低技术含量的产业迁离欧美；而今，随着通讯手段的大幅提高以及中国与印度等发展中国家人力资源素质的提高，高技术、高附加值的产业也同样卷入了全球化的浪潮。

9. 内蒙古腮林忽洞群综合地层和白云鄂博矿床赋矿微晶丘

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

乔秀夫高林志彭阳章雨旭

原文刊于《地质学报》1999年，第71卷第3期；英文版刊于Acta Geologica Sinica,1997,Vol.71No.4.

白云鄂博超大型矿床成因解释甚多，本文首次提出它的赋矿白云岩是一巨型深水微晶丘。之后在章雨旭等的研究中认为深水微晶丘物质来源于海底热液和CO₂的喷溢，其中的生物与深海热水活动相伴生（微晶丘成因新认识， 2005，地球科学进展，20卷，20期）。重新刊印的意义在于：①腮林忽洞群白云岩与白云鄂博超大型铌稀土铁矿赋矿白云岩是与深部物质活动相关联，地震事件紧位于微晶丘之下及微晶丘内部，地震事件同样反映深部物质活动的结果；地震事件与内生金属成矿作用伴生。地层中地震记录的研究在矿床研究中应受到足够的重视。②腮林忽洞群腮4组中的地震记录是典型的“molar tooth构造”，它的时代为奥陶系。最近高林志等对腮林忽洞群中斑脱岩的锆石SHRIMP U-Pb定年为奥陶系，与古生物材料完全吻合，从而表明：液化泥亮晶脉（国外所称molar tooth）并非某些学者认定的只局限于中、新元古界。

据层序地层、事件地层、生物地层和岩石地层研究，腮林忽洞群是白云鄂博群的一部分。于腮林忽洞群下部层位的岩石切片中首次发现三叶虫屑，并首次分离出奥陶系疑源类及几丁虫化石；于上部层位首次识别出碳酸盐震积岩组及顶部巨型微晶丘（micrite mound）。白云鄂博超大型铌稀土铁矿赋矿白云岩既非火成碳酸岩，也非一般层状沉积岩，而是一巨型微晶丘，与腮林忽洞群顶部微晶丘白云岩宏观特征一致，并可能属同一层位。根据已有的化石材料，腮林忽洞群与白云鄂博群应为下古生界而非中元古界。本文的新发现与新认识将对白云鄂博超大型矿床的成因解释提供新的思路。并有可能在其以南地区发现新的同类型矿床。

腮林忽洞群、白云鄂博群位于内蒙古自治区呼和浩特市西北的白云鄂博—百灵庙草原，北纬41° 38′～41° 55′之间，呈EW向分布（图1）。有关白云鄂博群及白云鄂博矿床研究的历史很长，研究精度极高^[1～33]。但是有关白云鄂博群在地层柱中的位置一直有不同的认识：是中元古界？还是下古生界？有关白云鄂博超大型矿床的成因解释甚多，对赋矿白云岩的成因认识极不相同：有人认为是沉积碳酸盐岩^{[1,5,14,18,21,23,28,33]}，但缺乏典型的沉积岩结构、构造和层状岩石的风化地形；有人认为是火成碳酸岩^{[2,4,9,11,12,27]}，尽管有岩石化学、地球化学数据支持，但无法否认其中的生物化石和藻纹层等；有人认为与火山作用有关^[6,19,31,32]，而赋矿白云岩的成因与矿床成因又有着直接关系。近年来，有关白云鄂博群基础地质及矿床成因研究应提及张鹏远等^[28]、白鸽等^[32]、赵景德等^[21,26]和潘启宇^[33]的成果。他们的研究对于进一步认识白云鄂博群时代与矿床成因环境均具重要意义。过去的研究多限于白云鄂博矿区及北侧的宽沟背斜北翼。宽沟背斜北翼由于接近北部洋壳，构造复杂，与矿区地层和赋矿围岩的对比方面容易产生不同认识。本文选择白云鄂博铁矿矿区东南约20km，即白云鄂博复向斜南翼的腮林忽洞群，进行精细露头层序地层、事件地层与生物地层工作。腮林忽洞群轻度变质，但构造简单、剖面连续、层序界面清晰，有利于认识与白云鄂博群相关的基础地质记录及整个盆地的演化。

图1 腮林忽洞群、白云鄂博群与什那干群分布图

1层序地层

图2为野外识别的腮林忽洞群层序与层序不整合界面，计7个三级层序。

1.1层序特征与纵向演化

层序1(DS1）：以碎屑岩为特征的层序。LST为发育于色尔腾山群基底岩石侵蚀面上的河流相沉积，河床主流相为巨型透镜状砾岩，边滩相为长石石英砂岩。河床砾岩下切下伏花岗片麻岩基底达15～25 m深度。TST（三角洲—滨岸）以初始海侵面与LST分界。HST顶部含砂灰岩，广泛发育帐篷构造和硅结壳层。DS1中凝缩层不明显。

层序2(DS2）：碎屑岩与碳酸盐岩混合相。底界面为岩相转换面。CS段为4～5 m厚的黑色板岩（第22层）。HST早期为深水锥柱叠层石灰岩，晚期变为圆柱叠层石灰岩及滨岸碎屑岩。

层序3(DS3）：含石英砂藻纹层灰岩组成的碳酸盐岩层序。底界为海侵碳酸盐岩上超面；顶部界面是厚度不大的铁质风化壳。50cm厚不含石英砂的纹层灰岩（第35层）为CS期记录。

层序4(DS4）：一个台地边缘叠层石礁相组成的层序，顶底界面均为以铁质红土型风化壳为代表的陆上暴露面。纹层灰岩（第47层，共厚50cm）为CS期沉积。

层序5(DS5）：由藻团灰岩、藻纹层灰岩、泥晶灰岩组成的碳酸盐岩潮坪层序，顶、底界均为陆上暴露面。TST以波状起伏的海侵面（ts）与下伏海相LST分界。CS段为被上、下硬地限制的纹层灰岩（第57—58层）。59—66层代表早期HST;67—73层是晚期HST。

层序6及层序7(DS6,DS7）：两个层序由深水微晶丘组成。DS6是微晶丘初始发育阶段；DS7微晶丘白云岩夹有三层具液化泄水脉的泥晶灰岩（浅水环境），它反映微晶丘发育过程中曾有三次停顿。DS7顶界由白云鄂博群黑色板岩所覆盖。据研究（袁忠信、白鸽等，1995及作者等薄片观察）^[31]，这种黑色板岩的原岩为火山－沉积岩。所以这一界面可能为火山作用形成，不是层序界面。

1.2层序不整合面与盆地演化

层序界面的野外标定是露头层序地层研究的关键。沉积层序及其间的界面是构造与海平面变化结果的响应，即盆地发生、发展的记录。沉积物组成的层序为正记录，界面则为负记录。

图2 腮林忽洞群综合地层柱

图2腮林忽洞群中的层序不整合面有不同类型。DS1底部界面代表腮林忽洞群—白云鄂博群盆地的开始。DS2与DS1之间的水下间断层序不整合面反映了盆地的进一步扩展。海侵碳酸盐上超（DS3底界面）于DSl及DS2组建的碎屑岩垫板（template）之上，标志新的盆地—碳酸盐台地形成，反映了全球海平面总体上升时期。腮林忽洞群碳酸盐台地位于华北地台北部大陆边缘，DS3—DS5碳酸盐岩中普通含有陆源石英砂，也说明这是与大陆相连接的台地。台地发展过程中有3次海平面下降形成暴露不整合面（红土型大陆风化壳），层序界面与当时的断裂构造活动相联系。层序5中大量发育的震积岩，有力地表明暴露型层序不整合面的形成是由于区域断裂构造活动引起碳酸盐台地抬升所致。

DS5,DS6顶部红土型风化壳厚30～50cm，从母岩至风化壳的地球化学变化列于表1中，风化壳中稳定元素大量集中，表明是一个相当长时期的暴露记录。DS5顶部界面的重要意义在于它代表盆地性质的转换期，海平面由下降转变为迅速上升时期，由碳酸盐台地转化为深水盆地，发育了深水微晶丘。这种海平面的迅速上升，应是碳酸盐台地构造下沉的结果。

表1 腮林忽洞群层序5和层序6顶部风化壳化学分析结果表

2地震灾变事件地层

腮林忽洞群DS5为一震积岩构成的地震事件岩组。震积岩主要由内部发育各种形态液化泄水脉的纹理灰泥灰岩组成，即笔者等建立的碳酸盐震积岩序列中的A单元^[34,35]。泄水脉由亮晶方解石构成，脉的上、下两端穿刺水平纹层，引起纹层牵引弯曲（图版Ⅰ－1）。除泄水脉外，纹层灰岩中广泛发育液化卷曲变形（B单元）及层间断层（C单元）。DS5中具7个震积岩层，DS7微晶丘中发现3个震积岩层，计代表了10个地震幕。显然， DS5—DS7是腮林忽洞—白云鄂博裂陷槽最强烈的构造活动（断裂活动、火山作用、火成岩侵入）时期，可能也是相应的白云鄂博矿床的成矿时期。震积岩即当时构造活动引起强地震（＞6级）的产物。

3岩石地层

图版Ⅰ腮林忽洞群中的地震记录与微晶丘

地层中地震记录

腮林忽洞群原称腮林忽洞组，由内蒙古地质矿产局第一区域地质调查队1971年建立

内蒙古自治区地质局.达尔罕茂明联合旗幅（K-49XⅩⅪ）1:200000区域地质测量报告，1971。，分为一岩段及二岩段。前已述及，“腮林忽洞组”厚达900m，其中有多个沉积间断面，故按岩石地层组的定义，“腮林忽洞组”应称腮林忽洞群，它可分为5个岩组（图2）。DS1,DS2为一个组，即碎屑岩与碳酸盐岩混合岩岩组，这个组即相当于原称的一岩段。二、三、四岩组为碳酸盐岩岩组，顶底均为明确的大陆风化壳所限，野外极易辨认。其中第三岩组为一叠层石灰岩岩组，横向应与灰岩相变；DS₅单独构成第四组，第四组为一强地震事件岩组。DS6,DS7（第五组）为微晶丘白云岩。

4生物地层

4.1首次发现三叶虫碎屑

在腮林忽洞剖面第10层上部，即DS1顶部的含石英砂微晶灰岩薄片中，发现有十几粒细小生物碎片（图版Ⅱ－3,4,5），颗粒呈弧形，个别为波浪形，并在碎屑的一侧外壳上有暗色粉末状铁质镶边，在周围灰泥已结晶为细微晶体时仍保持了生物的原始玻纤结构，在正交偏光下呈追踪式消光，这种结构构造是典型的三叶虫碎屑的特征。薄片中可观察到有大量变形的S形石英晶体组成的细脉贯穿岩石，并见由铁质细粉末充填的细小裂缝切断三叶虫碎片。

4.2首次发现奥陶纪疑源类

微古植物样品采自DS1,DS2及DS3（图2），共计21份。分析结果如下：

①DS1第2层所夹板岩中：Lophosphaeridium sp.,Leiopsophosphaera simplex Sin,Leiopsophosphaera sp.,Micrhystridium sp.,Zonosphaeridium sp.,Taeniatum simplex Sin。

②DS2第22层（CS段）黑色纹理灰岩中：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层CS段黑色纹理灰岩中：？Rbabdochitinasp.,Goniospheridiasp.,Leiopso-phosphaera sp.。

由于腮林忽洞群已轻微变质，具刺疑源类只保留了角刺类和微刺类化石。DS1中的化石属于寒武系的分子；而DS2和DS3中的具刺疑源类和几丁虫则应属奥陶系的分子（图版Ⅱ－6～17），特别是DS2的CS段中疑源类类型多样，反映出CS段沉积时间很长，可以保留较多的属种。Baltisphaeridium Solida,Gonosphaeridiasp.和几丁虫，它们最初发现于俄罗斯地台及扬子地台的下古生界中^[36,37]。腮林忽洞群DS2和DS3的疑源类的时代应为早奥陶世。

1.腮四组（DS5）灰岩中的震积岩（岩石切片，比例棒长0.5cm），液化脉穿刺水平纹理灰岩使之在脉的两端弯曲变形。薄片中可清楚地看到直立的脉是在强地震振动下，由无数的水平泥晶纹层液化泄水集中而成（震积岩序列A单元）。图中直立的亮晶脉在图的上方、中部及底部可看到液化亮晶脉与水平纹层的连结，表明液化脉源于水平纹层灰岩。2.白云鄂博群中赋矿微晶丘宏观展布特征。3.腮林忽洞群微晶丘白云岩风化后的宏观地形。4.腮林忽洞群微晶丘上部青灰色富有机质微晶灰岩与黄色藻团相间排列。5.腮林忽洞群顶部微晶丘中黄色藻团冠部微晶方解石和亮晶方解石填充孔洞接触关系。6.腮林忽洞群微晶丘下部暗色藻泥及其间大量孔洞（箭头所指），比例棒长0.56mm。7.白云鄂博赋矿微晶丘已变为细晶白云岩，其中可见被改造的石英碎屑，比例棒长0.5mm，样品采自白云鄂博东矿以东地表。

图版Ⅱ腮林忽洞群中的古生物材料

地层中地震记录

5微晶丘——白云鄂博超大型矿床赋矿围岩

微晶丘一般为底平顶凸的铁饼状体，厚度一般从几米至几十米，出现于较深水缓坡地带，成带状平行于古海岸线。微晶丘由微晶灰岩、生物组分、层晶构造（Stromatactis）、亮晶及陆源沉积物组成。钱宪和^[38,39]对微晶丘曾做了系统研究与总结，他认为在微晶丘的形成过程中，微生物，像菌类、蓝绿藻等在新陈代谢的过程中淀出大量的微晶灰泥，同时捕获与沉淀一些灰泥，造成大量的微晶灰岩。笔者等研究华北地台寒武系—奥陶系层序地层时，辨认出北京西山及山西浑源等地冶里组底部纯灰岩为微晶丘，对其宏观与微观特征进行了初步研究^[40]

彭阳，季强，章雨旭，乔秀夫。北京西山及邻区奥陶系底部微晶丘特征及层序地层学意义.地质论评，1998,44(1）:35～43。，积累了一定的经验，认为腮林忽洞群顶部和白云鄂博矿床赋矿围岩（H₈或

）均为巨型微晶丘。

5.1腮林忽洞群DS7微晶丘特征

腮林忽洞群顶部厚约90～100m均由基本上面貌相同的同一岩性岩石构成，仅在下部有三层发育液化碳酸盐脉（地震记录）的薄层灰岩将其分隔。这一巨大的岩性体是一个主要由碳酸盐岩微晶组成的大型微晶丘，并已发生了白云岩化。微晶丘的风化地貌呈馒头状山丘，与一般层状沉积岩的风化地形迥然不同（图版Ⅰ－3）。微晶丘外貌上呈土黄色厚层块状，在野外可清楚地看到黄色的藻团与青色富有机质灰泥相间生长构造（图版Ⅰ－4）。显微镜下，虽然岩石已重结晶并已白云石化，但仍能与宏观对照看到原生长状藻丛的冠部与填隙物的接触关系（图版Ⅰ－5），表现为生长状藻丛部分结晶较细，而填充的灰泥及孔隙内则结晶较粗；在野外结构构造相同的下部层位的同样黄色藻团中发现了大量藻丝及藻凝团，显然白云岩化之前的微晶丘中除了灰泥之外也存在有类似的藻团，代表微晶丘中的生物组分；其中发育的大量孔洞构造也是微晶丘的特征之一（图版Ⅰ－6）；在DS7顶部发现大量藻纹层，为微晶丘的又一证据。

5.2白云鄂博超大型铁矿赋矿白云岩——微晶丘的特征

1.白云鄂博矿床矿石中的纹层状构造，与藻纹层有相似性。白云鄂博东矿。

2.白云鄂博矿床赋矿微晶丘（H25）中的纹层状构造（藻纹层）。白云鄂博东矿以东地表。

3.岩石薄片中的三叶虫屑，箭头所指。单偏光（－），比例棒长0.52mm。

4.岩石薄片中细小的三叶虫屑（箭头所指），图中可见到细裂缝切断三叶虫碎片。单偏光（－），比例棒长0.15mm。

5.三叶虫屑，具玻纤结构，暗色部分为混染的泥、铁质杂质。单偏光（－），比例棒长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号样品采自腮二组第22层，标本号911031-8,9）

赋矿白云岩形态呈长透镜状，具有微晶丘的宏观形态及展布特征（图版Ⅰ－2），东西向延伸18km，它为由早奥陶世（相当于腮四组时期）两条东西向同沉积断裂控制的深水盆地中的碳酸盐灰泥体。依潘启宇意见，这两条断裂为北部的高位断裂和南部的东介格勒断裂^[33]。矿区内部受矿化的影响使原始结构破坏殆尽，只有矿石中的不规则条带状构造有可能是继承了原藻纹层的结构构造（图版Ⅱ－1）；矿区东部同层位白云岩中宏观上也可见层纹状结构（图版Ⅱ－2），应为微晶丘内部微生物成分（如隐藻）的体现，其内部结构为细晶白云石成层分布（图版Ⅰ－7）；微晶丘白云岩中有板岩的夹层及透镜体，这些板岩是由间歇性火山喷发的火山灰沉积在微晶丘内部或丘间（微晶丘应看成是由若干个次一级的微晶丘互相叠置而成），后经变质改造形成；微晶丘的顶部为凹凸不平的起伏状，上覆很厚的板岩层，由于板岩为火山灰变质而来^[31]，因此微晶丘的消亡是由于大规模的火山喷发带来大量的火山灰沉降使制造碳酸盐岩微晶的微生物窒息而死。在白云岩下伏页岩中有白云岩的夹层及透镜体（原来疑为白云岩侵入体），应解释为在微晶丘的初始发育阶段，页岩中有微晶丘的夹层。

6讨论

6.1腮林忽洞群、白云鄂博群在地层柱中的位置

图3 腮林忽洞群与白云鄂博群下部层位可能的对比关系

内蒙古地质学家一直将腮林忽洞群与中元古界什那干群相对比^[41]。腮林忽洞群组成白云鄂博复向斜南翼（图1），与白云鄂博群均不整合于色尔腾山群（Pt₁sr）之上，有着共同基底，而与其南远距约100km的什那干群无关（图1左下图）。图3表示腮林忽洞群与白云鄂博群下部（H₁—H₅）的对比关系。

及H₁,H₂为河流—三角洲—滨岸浅水硅质碎屑岩为主；海侵碳酸盐岩上超的结果，发育了华北地台北缘的碳酸盐台地（

O₁s^2-4）及其以北台地前泥质沉积（H₃—H₄）；腮林忽洞群微晶丘白云岩

与白云鄂博群赋矿微晶丘白云岩

可能为同一时期深水碳酸盐盆地沉积。白云鄂博群的时代曾有长期争论。目前主导性认识将其置于中元古界^[41]。主要依据是同位素定年资料（1400～1200 Ma）。张鹏远等对白云鄂博群的全面研究和公布的丰富的微古植物及微体动物化石（H₃,H₅,H₈,H₁₀），论证了白云鄂博群为下古生界^[24,28]。作者等在腮林忽洞群中新发现的化石材料，支持了张鹏远等的工作。据目前已有的材料，在全球范围内，微晶丘仅见于奥陶纪—三叠纪，也佐证了白云鄂博群与腮林忽洞群更可能为下古生界。根据新的地质记录，作者修正原有中元古界的观点，认为，腮林忽洞群—白云鄂博群为加里东期裂陷槽沉积。根据震积岩层位，裂陷作用始于腮林忽洞群DS5，即腮四组时期。前已述及，这个时期可能正是主要成矿时期，白云鄂博群下古生界化石资料与大量加里东期成矿年龄数据相吻合^{[21,26,41,42]}。至于1400～1200 Ma的年龄数据需进一步研究其地质意义。

6.2丘控矿床

基于赋矿白云岩为微晶丘这一新认识，白云鄂博矿床的形成除了可能与幔源物质及火山作用有关外，微晶丘的生物聚矿作用和微晶丘本身的储矿作用也是十分重要的。

7结论

腮林忽洞群与白云鄂博群的研究涉及对华北地台北缘构造演化和白云鄂博矿床成因的认识。笔者希望本文提供的新材料和新认识能引起地层学、沉积学、古生物学、构造地质学、同位素地质年代学和矿床学等学科地质学家的兴趣，从新的角度和思路进一步深入研究。

目前，部分同位素年龄数据与古生物材料的矛盾应如何解释？腮林忽洞群中震积岩组与白云鄂博群中的多个震积岩层位如何等时对比？强地震形成的构造背景如何？腮林忽洞群微晶丘层位是否可能高于白云鄂博赋矿微晶丘而是一个穿时微晶丘？微晶丘生物成矿机制和微晶丘储矿机制如何？这些问题均需深入研究。

丘控矿床的提出，使我们不得不将注意力集中到与白云鄂博赋矿微晶丘平行的腮林忽洞微晶丘上，在这个微晶丘中是否存在类似的铁、稀土或（和）铌矿化。这是本文的期待。

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10. 包钢股份和北方稀土是什么关系

包钢股份和北方稀土的关系是北方稀土原名是包钢股份。
包头钢铁（集回团）有限责任公答司是由包头钢铁（集团）有限责任公司作为主要发起人，将其拥有的轧钢系统生产主体单位（包括轨梁、无缝、线材、带钢四个分厂）的经营性净资产经评估作价后投入股份公司，同时联合西山煤电（集团）有限公司、中国第一重型机械集团公司、中国钢铁炉料华北公司、包头市鑫垣机械制造有限公司等四家发起人于1999年6月29日共同发起设立的股份有限公司。