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-3又2分之1 多少=1

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3又2分之1乘以7又4分之3加2分之7乘4分之1加2017等于多少: 3又1/2x7又3/4+7/2x1/4+2017
=7/2x7又3/4+7/2x1/4+2017
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=28+2017
=2045

(-1又2分之1)×(+1又3分之1)×括号负1又4分之1括号要过程答案: (-1又1/2)×(+1又1/3)×(-1又1/4)
=-3/2x4/3x5/4
=-5/2
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10又3分之2一3点5一6又2分之1=: 10又3分之2-3.5-6又2分之1=3分之2

过程如下:
10又3分之2-3.5-6又2分之1
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=10又3分之2-10
=3分之2

1又3分之2+(-2又2分之1)+4又3分之1-4又4分之1怎么计算?: 1又3分之2+(-2又2分之1)+4又3分之1-4又4分之1
=(1又3分之2+4又3分之1)-(2又2分之1+4又4分之1)
=6-6又4分之3
=-4分之3

1又2分之1-2又6分之5-3又12分之1-4又20分之9+5又30分之1-6又42分之1+7又5: 原式
=1-2-3-4+5-6+7-8+9+1/2-5/6-1/12-9/20+1/30-1/42+1/56-71/72+1/90
=-1+1-1/2-1+1/2-1/3-1/3+1/4-1/2+1/4-1/5+1/5-1/6-1/6+1/7+1/7-1/8-1+1/8-1/9+1/9-1/10
=-2-2/3-1/2+1/2-1/3+2/7-1/10
=-3+2/7-1/10
=-3+(20-7)/70
=-3+13/70
=-2又57/70

已知a=-2又2分之1,b=-3又四分之1,C=4又3分之1求下列各式的值:a-b十c,a-b-c: 对带分数的计算
即整数和真分数部分分别进行
于是得到
a-b+c= -2+3+4 -1/2+1/3+1/3=31/6
即5又1/6
而a-b-c= -2+3-4 -1/2+1/3-1/3= -7/3
即 -2又1/3

富九分之七的绝对值除以一又2/3-3分之1×负4=多少: 富九分之七的绝对值除以一又2/3-3分之1×负4
=7/9÷5/3+1/3×4
=7/9×3/5+4/3
=7/15+20/15
=27/15
=9/5

华北陆块古元古代主要地质事件及构造演化:

伍家善

(中国地质科学院地质研究所,北京 100037)

1 国内外研究现状

国际地层委员会公布的2004年全球地质年代表,专门讨论了2004~2008年前寒武纪划分参考方案。提出以关键地质事件(Key event)为标志来划分地层单位的界线。将新太古代(2600 Ma)与古元古代(2300 Ma)定为太古宙转变期。古元古界滹沱系底界年龄定为2300 Ma,以第一个大陆红层出现为标志。2300 Ma划分的重大地质事件有:Bushveld层状侵入体(2060 Ma)、Vredefort撞击构造(2020 Ma)Gunflint micr ofossils(微古化石)(2000 Ma)、Sudbury冲击构造(1850 Ma),超大陆的拼合(1800 Ma)。

A.Bekker等(2003年)研究北美古元古代地质时,他们总结了若干学者研究非洲、北欧及加拿大等地研究古元古代成果基础上,提出了全球古元古代先后发生过以下重大地质事件:

(1)2.45~2.43 Ga 地幔柱事件。大陆的初始裂解,伴随大规模的基性火山岩及深成岩浆活动,BIF的广泛分布。

(2)2.45~2.3 Ga 古元古代冰期及伴随δ13C的广泛偏移。

(3)2.3 Ga 古冰期后,气候变暖及红层出现。

(4)2.25 Ga 第二次地幔柱事件,高原玄武岩和岩墙,以及某些裂谷内的再次裂解。

(5)2.2~2.1 Ga δ13C漂移。

(6)2.1~2.0 Ga 最大的氧化事件和Kenol and超大陆完全裂解。

目前国内关于华北陆块古元古代地质的研究,大多侧重于岩石地层、构造和成矿方面,从重要地质事件角度研究尚少。近几年,关于古元古代是否存在统一的克拉通基底讨论较多,但尚无统一认识。大多数研究者认为在新太古代末期已形成统一的克拉通基底,部分研究者则认为新太古代末期未形成统一的陆块,华北克拉通是在1.8 Ga(吕梁运动)才形成统一的华北陆块。 白瑾等(1993)认为,古元古代开始,太古宙末期统一的克拉通破裂,呈现为不同性质的活动带同刚性地块并存的构造格局。在华北克拉通内部,既有具克拉通基底的晋豫裂陷带,又有曾是接近俯冲带的活动大陆边缘和岛孤带演化而成的胶辽活动带和青龙-滦县活动带,以及克拉通南北边缘增生型的阴山-燕山活动带和秦岭-大别活动带。 吕梁运动末期,各个活动带闭合,形成统一的华北克拉通。

翟明国(2004年)将华北克拉通古元古代21亿~17亿年地质事件分解为两个事件亚群。 他认为21亿~19亿年事件群以克拉通内晋豫和辽河活动带为代表,表现为强烈的褶皱和绿片岩-角闪岩相变质和富钾质花岗岩的侵位。 18.5亿~17亿年裂解事件,表现为地幔大规模上涌,地壳抬升,伴随强烈的混合岩化和韧性变形及碰撞型高压麻粒岩带,多形成于克拉通北缘。

王惠初等(2005年)对华北克拉通古元古代锆石年龄数据统计结果,显示有2.3~2.4 Ga,2.0~2.2 Ga和1.8~1.95 Ga三组年龄数据。他们认为1.8~1.95 Ga为古元古代末期的造山事件,2.3~2.4Ga和2.0~2.2 Ga所代表的构造热事件性质尚不明确。 对于华北陆块古元古代构造划分:他们认为可能存在3条古元古代的汇聚拼合带,即鄂尔多斯周缘造山带、胶辽造山带和克拉通北缘造山带。

从上述国内研究资料分析,华北陆块古元古代地质演化过程大致经历了两个明显的构造-岩浆旋回阶段。但在不同地区演化特点是有差别的。

本文将重点讨论华北陆块内部古元古代主要地质事件及构造演化。

2 华北陆块内古元古代主要地质事件

根据本专题近两年的初步研究,并结合分析利用前人的数十年来的有关研究成果,笔者对华北陆块内古元古代主要地质事件,按地质演化的时间序列提出如下认识。

2.1 华北陆块内初始裂陷与陆内碎屑沉积

华北陆块内古元古代裂陷带自西向东(图1)有吕梁、滹沱、甘陶河、青龙和辽吉带,在这些带的南部还有自西向东展布的中条、嵩山、济宁和粉子山带。 它们均呈北北东向或北东向的狭长条带相间排列,其中最长的条带(辽吉带)长约600 km,最短的(济宁)约50 km,长:宽≈7:1~4:1左右,斜切太古代基底构造而逐步演化。这种在广大范围内呈同时代、同方向的狭长条带群,其成因应与一定的力学机制相联系。为此,可以这样推断,华北陆块内北北东向展布的古元古代裂陷带的生成,可能预示太古宙基底下部有巨大的北北东向的地质体(地幔柱)上涌而造成。 这一推论与A.Bekker等提出在2.45~2.43 Ga地幔柱上涌事件大体一致。

图1 华北陆块古元古代裂陷带分布略图

这些北北东向裂陷带初期的地质记录是:沉积了大量的底砾岩和粗碎屑岩。 这些砾岩的主要特征是:砾石来源于裂陷基底及邻近岩层,砾石大小及磨圆程度以及胶结质成分多变。 如滹沱群四集庄组砾岩,在五台县照山一带,砾石以五台群花岗岩为主,在四集庄一带,砾石中既有五台群花岗岩,也有一定数量的条带状铁矿和五台群变质火山岩,在五台县七图村一带砾岩中砾石多以石英岩为主。砾石形态、岩性与搬运距离远近有关。块状花岗岩、石英岩砾石大多呈浑圆状或椭球状,大小不等,大者达30 cm×20 cm,小者10cm×15cm不等,条带状铁矿及变质火山岩大多呈薄板状、碎块状。 四集庄砾岩之上为厚层变质长石砂岩、石英岩等,变质砂岩中斜层理、交错层、波痕等常见,显示浊流相沉积。类似滹沱群底部砾岩及碎屑岩在陆块内其他裂陷带底部均可见到,如青龙河、辽河、嵩山等裂陷带。根据砾岩中砾石大小、磨圆程度、胶结质成分,以及砾岩沿走向厚度及成分变化较大的特点,显示基底隆起,古地形起伏较大,未经过较强烈风化剥蚀,很快就产生了裂陷,开始了古元古代初始粗碎屑沉积。关于砾岩-粗碎屑岩的沉积初始时限,也即裂陷带开始的时间,伍家善等(2005)曾测得滹沱群四集庄组两个花岗岩砾石和砾岩之上的变质长石砂岩中锆石U-Pb年龄,它们均为25亿年左右。砾岩形成于25亿年之后。 同时还测得砾岩夹层中变基性火山岩锆石U-Pb年龄,也同样获得25亿年的结果。据此认为,华北陆块内古元古代裂陷带的初始时间应为25亿年左右。但辽河、中条等裂陷带可能较晚,是否开始于24亿年? 尚待研究。

2.2 古元古代早期地幔柱事件

随着陆块裂解活动逐渐增强,陆块内各裂陷带相继发生了多期次以基性火山岩为主的火山喷溢及火山沉积活动。其中以陆块中部的甘陶河带火山活动最为强烈、而向两侧则逐渐减弱,并形成与火山活动有关的硼(辽河)铜(中条)等矿产。

甘陶河群岩石组成中大约40%是各种类型的火山岩、总厚达2000余米,多期次火山喷发旋回十分清楚。早期以爆发相火山集块岩为主,熔岩与集块均为玄武质,最大的集块达50 cm×30 cm,晚期为块状、枕状熔岩夹凝灰岩、熔岩中气孔及杏仁构造发育。基性火山岩主要化学成分(伍家善等,1988):SiO250%~51%,TiO2 1.08,Al2O3 15.34%,FeO 11%~15%,MgO 6.76%、K2O+Na2 O≈3.81,Rb、Sr、Ba含量较高,稀土总量87.4×10-6,La/Yb≈4~8。在AFM图上多落于拉斑玄武岩区。

另外在滹沱群下部青石村组和中部河边村组中均有多层基性火山岩熔岩、总厚约300余米。 主要化学成分(10个样品平均值)SiO2 50.42,TiO2 1.36,Al2O3 13.88%,Fe2 O3 3.29,FeO 12.44%,MgO 6.01,CaO 5.91,Na2O 2.85,K2O0.74(伍家善1986,白瑾1986)在TiO2-K2O-P2O5和FeO-MgO-Al2O3三角图中均落入大陆玄武岩区。稀土总量(94~123)×10-6,∑LREE/∑HREE=5.06-5.93,Eu/Eu*=1.03~1.01。

其他如辽河、中条带是一套变质的中酸性火山岩与变质基性火山岩组成的双峰式火山岩岩套,均显示拉张环境的产物。

以上简述可以看出:(1)陆块内火山活动以中部甘陶河裂陷带最为强烈,以基性玄武岩为主。 向两侧逐渐变为基性与中酸性的双峰式岩套组合。火山岩的岩石组合,地化特征均显示大陆裂谷型火山岩。(2)从少量火山岩的同位素年龄数据分析,陆块中部滹沱群、甘陶河裂陷带火山活动发生较早,可能始于23.6亿~24亿年(伍家善1986,白瑾等,1993)陆块两侧的辽河、中条火山活动可能稍晚,可能始于2.3亿年左右(张秋生等,1986; 孙大中等,1993)。

2.3 古元古代红层事件

在经历了大规模的火山活动之后,整个大气变暖,裂陷带水温不断升高,为红层的形成提供了有利的地质环境。据陆块内各裂陷带内火山作用之后沉积记录分析,在滹沱裂陷带有红层沉积,主要依据是:

(1)滹沱群青石村组基性火山岩结束之后,在火山岩的顶面上可以看到数米厚的铁锈色氧化壳。表明火山喷出之后曾暴露于水面上,较长时间内受湿热空气的影响而氧化。

(2)在青石村组顶部火山岩氧化面之上,沉积了滹沱群巨厚层白云质碳酸盐岩层最底部的纹山组。纹山组自下而上为:(1)灰色长石石英岩; (2)灰绿色板岩与紫红色板岩互层,厚约70~80 m; (3)薄层淡粉色硅质条纹白云岩夹薄层石英岩。 中部紫红色板岩,风化后为暗紫色,中厚层板状、主要成分为粉砂质及粘土,已轻微变质。部分紫红色板岩中可见圆球状灰绿色粉砂质结核,以及板岩层面上垂直生长网状花纹,显示成岩后期岩石脱水而形成的龟裂痕迹,表明此紫红色板岩形成于干旱气候环境。此外,在滹沱群下部大石岭组板岩中也见有石盐假晶等(白瑾等,1993)。在其他裂陷带(如中条山,辽河)以碳酸盐岩为主的岩层中也见有含石膏及石盐假晶的报道,反映了局部地段有较干旱气候的记录,这都预示着有红层出现的可能。

(3)国际同行将红层出现置于23亿年,如果将纹山组底部红色板岩与红层对比,纹山组板岩形成年龄应在青石村火山岩2366 Ma(伍家善等1986)之后,接近于23亿年。

2.4 规模巨大的镁质碳酸盐岩沉积

陆块内各裂陷带经过碎屑岩及程度不等的火山作用之后,裂陷带处于相对稳定时期,接受了巨厚的镁碳酸盐岩的沉积。其中以滹沱、辽河裂陷带镁质碳酸盐岩最发育,厚度巨大,分布广泛,主要特征如下。

2.4.1 岩性

各带中碳酸盐岩均为较单一的镁质碳酸盐岩(白云岩),很少有以钙质为主的灰岩。 主要是由白云岩层为主夹有数量不等的泥砂质岩石组成的韵律旋回。其中滹沱裂陷带中镁质碳酸盐岩总厚达4 000m左右,占整个滹沱裂陷带岩石总量的40%。其次为辽河裂陷带,主要产于大石桥组,镁质碳酸盐岩总厚约2 000 m左右。其他地区,如中条、吕梁、甘陶河等裂陷带内镁质碳酸盐岩数量明显减少。

2.4.2 生物

各带中镁质碳酸盐岩均保存有原始藻类生物,其中以滹沱群中最发育,保存较好(朱士兴等,1987)。在滹沱群数千米厚的白云岩层的上、中、下不同岩组中,均可见大量各种不同形态的叠层石,指示为潮坪环境。 在白云岩层的夹层石英岩中常见多种波痕、斜层理等冲刷构造。 这些原生的沉积构造标志表明,巨厚的碳酸盐岩大体均形成浅海潮间带。

2.4.3 镁质碳酸盐岩地化特征

据伍家善、丁悌平对滹沱群镁质碳酸盐岩70余件样品的岩石全分析、微量元素及稀土元素和碳氧同位素的分析结果(详细数据将另有专文),滹沱裂陷带镁质碳酸盐岩的地化特征如下:

(1)主要元素特征:CaO/MgO均约为1.3~1.4,十分稳定。CO2 31%~45%。Al2O3≤1%,K2O+Na2O大多为0.1%~0.3%,SiO2含量变化较大(1%~28%),同样品中硅质条带多少有关。 FeO、Fe2O3大多数样品含量<0.5%。

(2)微量元素:Rb为(1~6)×106为主、Sr为(20~112)×10-6、Ba为(20~200)×10-6Sc为(0.5~2.8)×10-6、V为(1.2~7.6)×10-6。

(3)稀土元素:轻稀土富集,重稀土较平坦,Eu负异常。 稀土总量,最高为43.99,最低为2.84,La/Tb最高20.15,最低11.4。

(4)碳、氧同位素:碳同位素(δ13CPOB‰),据钟华(1993)、丁悌平的研究,不同岩组δ13C值略有变化。 自下而上:大石岭组1‰~3‰,纹山组1‰,河边村组(-1~+2)‰,建安村组(-2~-1)‰,大关山组(-2~+2)‰,槐阴组(-3~-1)‰,北大兴组(-1~0.5)‰。

氧同位素(δ18OPOB‰):据丁悌平研究,自下而上δ18OPOB‰从-9~-7呈跳跃式变化。

辽河裂陷带镁质碳酸盐岩碳氧同位素数据较少,据蒋少涌等(2004)研究,11件样品的结果为,δ13CPOB‰-4.5~4.4,δ18OPOB‰≈13左右。

上述滹沱、辽河裂陷带镁质碳酸盐岩碳、氧同位素分析结果表明,华北陆块古元古代碳酸盐岩沉积期,未见有δ13POB异常。 但有少量样品δ13POB值为正值,最高者可达4‰。 北美怀俄明东南古元古代碳酸盐岩的δ13POB正异常,发生于22亿~21亿年间,而此时华北陆块内古元古代裂陷带已处于闭合期,因此华北陆块内古元古代可能不会有δ13C正异常。

2.5 裂陷带闭合——22亿~21亿年构造、岩浆活动事件

陆内裂陷带经过较长时间相对稳定环境下,镁质碳酸盐岩沉积之后,在近东西向或北西西—南南东向强烈的挤压下,各裂陷带开始闭合。岩层开始强烈褶皱和遭受不同程度的区域变质作用,并伴随有明显的中—酸性岩浆活动。 主要地质依据是:

(1)在各裂陷带内均可见褶皱走向与裂陷带方向近于平行的复式褶皱,而且多为复式向形构造。在滹沱裂陷槽内形成一巨型北东—南西走向复式倒扇形复向斜(白瑾等,1993),并在复向斜的西北边缘,滹沱群四集庄组不整合面原本向南东倾斜,但因受来自西北方向的强烈挤压而局部倒转。 在复式向斜内形成多种逆冲式断裂,滹沱群下部大石岭组逆冲至东冶白云岩之上。形成这种构造机制的原因是,由于沉积槽地两侧刚性地块受侧向挤压,刚性程度相似的槽底抗压强度大于槽内沉积建造的强度。 因而导致倒扇形褶皱系和相伴随的逆冲断层产生(白瑾等,1993)在其他裂陷槽内,如青龙、辽河、中条、嵩山等裂陷槽内均发育了大体与滹沱裂陷槽内相似的复式向斜褶皱样式。

(2)各裂陷带内沉积岩层均遭受了程度不等的区域变质作用,形成以低绿片岩相和绿片岩相-低角闪岩相的变质带。滹沱、甘陶河、嵩山裂陷带变质程度较低,均为低绿片岩相,滹沱岩群的底部至顶部,总厚近万米变质程度没有差异。 变质作用发生于地壳浅部。 辽河、中条、吕梁裂陷带变质程度较深,形成由绿片岩相-角闪岩相变质带,并伴随有较强裂的岩浆活动。

(3)各裂陷带褶皱、变质的同时或稍后,普遍发生了中酸性岩浆事件,它们大都形成于22亿~21亿年(表1)。表中所列侵入体,它们大都侵入于各裂陷带内不同构造部位,与围岩有明显的侵入关系,有的侵入体形成于邻近裂陷带的基底内。 在滹沱裂陷带的西北侧,黄金山东花岗斑岩和红表村西辉石闪长岩呈岩株状,侵入于该区近东西向向斜的南翼。 花岗斑岩具斑状结构,斑晶由石英及钾长石组成,约占40%,基质由微晶质石英及斜长石组成。辉石闪长岩为中细粒结构,主要成分为斜长石(50%)辉石+角闪石(40%~45%)少量石英。 花岗斑岩、辉石闪长岩均被同一条北西向辉绿岩墙切割。岩体中锆石U-Pb年龄测定结果(伍家善等2008),辉石闪长岩(2177±34)Ma,花岗斑岩(2151±14)Ma,辉石闪长岩略早于花岗斑岩。另在滹沱裂陷带以北新太古界五台群分布区,也有呈北东向展布的王家会红色花岗岩(2117 Ma)和大洼梁似斑状黑云母花岗岩(2176 Ma),这表明古元古代22亿~21亿年岩浆活动是比较强烈的,它不仅在裂陷带内侵入,而且扩展到裂陷带以外的新太古代基底之上。是与裂陷带闭合有关的一次十分重要的岩浆事件。从表中,可以看出该期岩浆活动在中条、吕梁、辽吉均有活动,而且吕梁、辽吉区可能比滹沱区更加强烈。

表1 华北陆块古元古代2.2~2.1 Ga花岗岩(锆石)同位素年龄

2.6 裂陷带隆升与磨拉石建造

各裂陷带经过22亿~21亿年的构造、变质和岩浆事件之后,它们各自开始隆升。根据各裂陷带隆升过程中的碎屑沉积物和沉积相分析,它们与下伏岩层均为角度不整合,底部碎屑岩中有含量不等的下伏岩石的砾石,向上逐渐变为由细变粗的反旋回沉积韵律、形成较典型的磨拉石建造,代表裂陷带逐渐隆升的地质记录。如滹沱裂陷带的郭家寨群,主要由粗碎屑岩组成,底部为不稳定的底砾岩,砾石以下伏结晶白云岩为主,其次为千枚岩、石英岩等,向上逐渐过渡为灰紫色、紫红色粉砂质、砂质千枚岩,显示强氧化环境的产物。 中、上部为石英岩、砾岩、夹砂质千枚岩。砾岩层中可见自下而上,砾径逐渐增大,磨圆度渐好,胶结物成分(泥、铁、硅质)含量变化大,显示了山麓地带快速堆积的磨拉石建造。又如辽河群之上的榆树砬子岩组,主要岩性为白色厚层石英砂岩、砂质泥岩,呈不整合覆盖于上辽河群不同岩组之上。厚度变化较大。其他如甘陶河群之上的东焦群,中条群之上的担山石群、双山子群之上的青龙河群,都是不整合于岩系之上的一套粗碎屑岩建造,具典型的磨拉石建造沉积特征。

3 结 论

华北陆块古元古代裂陷带经历了如下演化过程:

(1)华北陆块太古代基底形成之后,在巨大的近南北向或北西—南东向地幔体上涌下,陆块内先后发生北东或北北东向裂陷带。 陆块中部滹沱、甘陶河裂陷带形成较早,约25亿年即开始裂解,辽河、中条等裂陷带形成较晚。

(2)在地幔柱不断上涌作用下,各裂陷带相继出现以基性火山岩为主的火山喷溢作用。 以陆块中部甘陶河带最强烈,形成巨厚多期次的火山喷发旋回。在陆块两侧(辽河、中条)形成基性—中酸性火山岩与泥砂质沉积物互层,火山作用相对较弱。火山作用结束时间约23亿年前。

(3)大规模火山作用之后,水温升高,大气变暖,部分裂陷带岩层抬升地表遭受氧化,大约在23亿年,局部地段形成红层。

(4)地幔上涌停止之后,地壳相对较为稳定,23亿~22亿年各裂陷带形成厚度不等的镁质碳酸盐岩沉积。其中以滹沱裂陷带最发育(白云岩总厚达4000 m),主要成分CaO/MgO(1.3~1.4)十分稳定。潮坪带沉积环境,微体生物发育,碳、氧同位素未见异常。

(5)在近东西强烈挤压下,各裂陷带内形成倒扇形复向斜构造,伴随以绿片岩相为主的区域变质和22亿~21亿年钾质花岗岩侵位。

(6)地壳抬升,裂陷带磨拉石沉积结束,镁铁质岩墙群侵位。

参 考 文 献

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劳子强,王世炎,张良.1996.嵩山地区前寒武纪地质构造特征及演化.河南地质矿产与环境文集,87~95

路孝平,吴福元,林景仟等.2004.辽东半岛南部早前寒武纪花岗质岩浆作用的年代学格架.地质科学39(1):123~138

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