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,Vol71No4

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。

11　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。

12　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

41　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。

42　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 sp1,Micrhystridium sp2,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05cm），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藻团相间排列。5腮林忽洞群顶部微晶丘中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056mm。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05mm，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。

51　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）。微晶丘外貌上呈土厚层块状，在野外可清楚地看到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。

52　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052mm。

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015mm。

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052mm。

6Goni ophaeridiasp（×800)7Lophosphosphaeridium sp（×800)8—9Micrhystridium sp1（×800)10—11Micrhystridium sp2（×800)12角刺藻（×800)13Ancyrochitinasp（×260)14Microconcentricasp（×800)15Goniosphaeridiasp（×800)16Baltisphaeridlum sp（×800)17Cyathochitinasp（×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

61　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（ O1s2-4）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。

62　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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[39]钱宪和，微晶灰岩与微晶丘它们的问题与成因台湾中央地质调查所特刊1991(5）:213～287

[40]季强，章雨旭从层序地层学研究试论华北地区寒武系与奥陶系分界地质论评，1997,43(3）;241～248

[41]内蒙古地质矿产局内蒙古自治区区域地质志北京：地质出版社，1991

[42]刘兰笙、高翎、杜安道、孙亚莉白云鄂博稀土矿床中辉钼矿的铼－锇同位素年龄矿床地质，1996,15(2）:188～191

1、十大楼宇自控品牌——第一名：霍尼韦尔（中国）投资有限公司

霍尼韦尔公司是一家在技术和制造业方面占世界领先地位的多元化跨国集团。在全球，其业务涉及：航空产品和服务， 楼宇、家庭和工业控制技术、汽车产品、涡轮增压器、以及特殊材料。霍尼韦尔公司总部位于美国新泽西洲莫里斯镇，在全球将近100个国家开展业务， 拥有120000名员工。霍尼韦尔是构成道琼斯工业指数的30支股票之一， 也是标准普尔500家指数的股票之一。霍尼韦尔公司名列“财富100强”， 2006年全球销售收入达到310亿美元。

2、十大楼宇自控品牌——第二名：江森自控

江森自控是创造智能环境的全球领导者，将创造力融入人们的生活、工作和出行中，业务包括建筑设施效益、专业汽车内饰和动力解决方案。在全球140,000名员工共同努力下，我们的产品和服务已经在2亿多辆汽车、1,200多万个家庭和100多万幢商用建筑物中使用，为125个国家的客户提供服务。江森自控秉持锐意创新的理念，为人们创造一个更舒适、安全和可持续发展的世界。

3、十大楼宇自控品牌——第三名：西门子楼宇科技（天津）有限公司

作为全球楼宇管理、暖通空调控制、安防和消防系统的市场 领导者，我们为世界各地的客户提供创新解决方案，这些解决方案能够增强住户的舒适性和安全性，并优化楼宇设施的管理，提高能源效率。

4、十大楼宇自控品牌——第四名：施耐德电气TAC

TAC公司，施耐德电气旗下公司之一，是世界领先的基于开放式集成IT方案的楼宇自动化解决方案的供应商。公司总部位于瑞典马尔默，在HVAC、楼宇自动化和安全领域等有着超过80年的历史，在全球80个国家有合作伙伴和分公司并拥有超过5,000多名员工。通过改善室内环境、安全和能源利用以及提供高端技术等建筑环境服务，为全球的最终用户和业主提供高附加值的建筑物是TAC公司的使命。

5、十大楼宇自控品牌——第五名：科明发展（天津）有限公司

科明发展（天津）有限公司是美国KMC控制有限公司在中国大陆的合资公司,作为建筑自控系统专业公司，科明公司始终按照用户的要求和希望，把建立完美的设备管理自动化系统作为我们设计与集成的目标。诸多工程项目及其运行效果充分证明：本公司的产品和系统稳定性强、可靠性高，便于工程设计与实施。

6、十大楼宇自控品牌——第六名：加拿大Delta控制有限责任公司

加拿大Delta控制公司的前身是ESC能源系统顾问、咨询公司，致力于建筑节能技术的应用，成立于1980年；Delta控制公司成立于1987年，致力于研发和生产行业技术领先的BA硬件和软件产品，总部位于加拿大温哥华。

7、十大楼宇自控品牌——第七名：美国亚司艾自控有限公司

美国亚司艾自控（ASI Controls）是应用网络微处理器技术进行楼宇管理与控制的专业楼宇自控产品生产商。公司成立于1986年，总部位于美国加利福尼亚洲，全球各大城市皆有分公司或服务机构，确保我们的服务及时到位。ASI产品足迹遍布中国、东南亚、欧美等世界各地。美国亚司艾自控依据中国总部上海的优势，分别在北京、天津、苏州、杭州、武汉、成都、济南设立技术服务中心，强大技术支持队伍、广泛的营销网络、完善施工队伍，以及性价比优良的产品，使ASI（亚司艾）品牌连续两年荣获“楼宇自控十佳”称号。

8、十大楼宇自控品牌——第八名：可信自控

可信自控（Reliable Controls Corporation )面向全球与中国，集产品研发、生产和物流配售，向客户提供贴近实用的楼宇科技产品。公司成立于1986年，公司总部设在加拿大BC省府维多利亚市。在全球16个国家拥有分支机构，300个代理商。用户涉及商业、金融、政府、医院、教育、酒店、体育娱乐业、工业、农业、实验研究中心等各个行业和领域，全球累计客户上万名。

9、十大楼宇自控品牌——第九名：浙江中控电子技术有限公司

浙大中控创建于1993年，是一家集自动化、信息技术与产品的科研开发、生产制造、市场营销及工程服务为一体的国家级高科技企业。作为首批“国家863计划产业化基地”之一，多年来，浙大中控还被认定为国家火炬计划重点高新技术企业、国家规划布局内重点软件企业、国家高新软件园重点骨干企业等。产品广泛应用于化工、炼油、石化、冶金、电力等流程工业企业，以及智能交通、智能建筑及教育领域等公共事业部门。浙大中控致力于工业IT技术和产品的开发，力求为用户提供从工厂类自动化到非工厂类自动化的整体解决方案。

10、十大楼宇自控品牌——第十名：同方股份有限公司

同方节能技术公司依托同方多年来在能量计量、设备控制管理行业的应用积累，通过自主技术转化，核心产品成套，建立了一套以“高效、节能、舒适”为目标的系列产品。2005年，同方与新加坡经济技术开发署合作，通过在新加坡建立了能源环境和资讯服务产业的研发生产基地，实现了控制产品的国际化。

沟鞭藻是一种原始的真核生物，营浮游生活。它是今日海洋中的重要微生物组成部分，淡水及半咸水的湖泊等水体中也存在。

在大洋中，沟鞭藻在相对较浅的地方，即在18～90 m之间正常光照条件下可达到它最大的富集。浮游生物可能从未在超过200 m深度的地方生活。在距水面18～90 m这个水层，浮游生物显示一种特有的深度层理特征，某些类型限于浅层水（例如Ceratium和Peridi-nium的某些种），而另外一些种从不分布于表层水中（例如Heterodinium、Triposalenia 和 Ceratium的其他种）（Vozzhennikova，1965）。

近30年来，化石沟鞭藻的古生态学的研究工作已获得迅速进展。大量的报道表明，化石沟鞭藻类不仅产于海相沉积中，而且在半咸水或淡水沉积中也可找到，但以海相为最多。在海相地层中，它们已被广泛应用于古沉积环境的深入研究之中，如化石沟鞭藻的分异度和丰度、孢囊的类型及其比例等，均可以为探讨古深度、古温度、古盐度以及海水进退等沉积环境提供依据（何承全，1991）。

藻孢囊已经成功地被应用作为海相条件的标志。但是，非海相沟鞭藻植物群的存在要求我们在将这些微体化石作为海相的标志时必须持慎重的态度。

Vozzhenikova（1965）指出孢囊形态中的一致的变异可能与水深和扰动的变化有联系，她认为具双层壁加厚的孢囊和动荡的近岸条件有关，而壁较薄并发育有精致突起的孢囊有利于漂浮，是开阔条件的特征。美国渐新统Vicksburg层的研究（Scull，1966）部分地支持了上述见解。这个研究表明，带细刺的孢囊存在于浅水沉积中，具有较大较复杂突起的孢囊存在于较深水的沉积中。Staplin（1961）从疑源类的研究中得出了类似的结论。

Downie等（1971）描述了始新统的四个群组合，并认为这四个组合的产出受环境的变化所控制：分别由Spiniferites（=Hystrichosphaera属）和Areoligera属占优势的组合可能反映开阔海的条件，而疑源类的属Micrhystridium和 Comaspharidium占优势的组合标志着海侵的开始和结束阶段，以空腔型孢囊Wetzeliella占优势的组合可能代表港湾的条件。

Kumar（1980）指出，形态复杂的沟鞭藻孢囊和疑源类代表较深的海水环境；外壁表面光滑或具细突起的孢囊应代表近岸浅海环境；具复杂而密集突起者指示较深的海水环境。Wall（1967）在研究了英国下侏罗统微体浮游生物后认为，具长刺的疑源类分子喜平静的海域，而具短刺者则适应水体动荡的环境；他还发现Micrhystridium 和Baltisphaeridium 喜爱沿海部分封闭的环境，而Veryhachium似喜广海的条件。

Downie等（1971）在研究英格兰始新统几个沟鞭藻组合时认为，这些组合是受不同环境控制的，其中以Spiniferites和Areoligera为主的组合代表广海的沉积环境；以Micrhystridium和Comasphaeridium占优势的组合代表内浅海（近岸）环境，并且是海浸初期和末期的标志；以腔式Wetzeliella的种繁盛的组合可能代表海湾、潟湖或半咸水环境。

Hulbert（1963）在北大西洋西部的浮游植物组合的比较研究中发现，沟鞭藻的个体大小也与环境有关。在开阔海中其个体一般较小，而在大陆架上的个体较大，在海湾（河口）区的个体最大。

Williams（1971）在研究北大西洋现代沉积孢囊组合时，发现至少可以识别出八个不同的相。他的研究证实活动沟鞭藻的植物区系省确实可用孢囊组合来反映，而且反映得相当精确。

何承全（1991）在研究新疆塔里木盆地西部晚白垩世—早古近纪沟鞭藻及其他藻类时认为，多甲藻科的一些贴近式囊孢（Alterbia、Eurydinium、Lejeunecysta 和 Sinocysta）的存在指示一种近岸浅海环境，而广布全球的典型海洋浮游种类（如Odontochitina operculata）的出现则指示一种较为开阔的海水相对较深的温暖正常浅海环境。

Apectodinium一般被认为是一个潟湖相的属，但其中的某些种（如Apectodinium augustum）在潟湖相中没有见到，而且还有些种通常见于广海沉积中（Costa&Downie，1979）。何承全（1991）在研究新疆塔里木盆地西部晚白垩世—早古近纪沟鞭藻及其他藻类时认为，Apectodinium homomorphum很可能是一个广盐性的分子，Rhombodinium和Crassophaera两属是指示海湾特性的标志分子。

甲查拉组所含沟鞭藻组合中的Canningia chinensis，Palaeoperidinium sinense，Laciniadinium elongatum，Apteodinium helicoids，Rhombodinium porosum，Alterbia xinjiangensis等属种是新疆塔里木盆地西部古近系滨浅海相环境中所产沟鞭藻组合中的常见分子，但甲查拉组缺乏塔里木盆地西部古近系所含的以石膏、白云岩等为代表的蒸发型沉积，故两者应属于既相似又有区别的沉积环境。

根据上述关于沟鞭藻生态环境的研究成果，对江孜甲查拉组所含的沟鞭藻的生态特征进行分析，初步认为，该沟鞭藻组合总体上反映其生活环境应是一种水体相对较浅的滨浅海相环境。再者，甲查拉组所含孢粉组合的特点说明其沉积环境距离陆地不会太远。

从岩性组合及沉积特征方面进行分析，甲查拉组总体上为一套含凝灰质的碎屑岩沉积，以岩屑砂岩为主。岩屑砂岩碎屑颗粒主要为石英、岩屑及长石碎屑。岩屑成分极其复杂，含大量凝灰质。碎屑多为次棱角状，分选性和磨圆度均较差。普遍含砾，局部夹砾岩，可能指示分支河道或砂坝沉积。局部具“类复理石”式的砂-页岩韵律沉理，但未见典型的鲍马序列。参照Graham等（1975）及Dickison（1980）的残留海模式，其沉积组合及构造特征应反映一种与大陆碰撞有关的大洋关闭残留海三角洲沉积的特征。

图4-5 藏南前陆盆地古近系沉积环境与沉积相模式图

综上所述，根据甲查拉组所含古生物面貌与沉积特征，再结合江孜甲查拉组所处的构造部位，该组总体应相当于Sinclair（1997）“欠补偿周缘前陆盆地（underfilled peripheral forelandbasin）构造”模式中紧邻褶冲带前缘逆冲断裂的三角洲砂砾岩沉积（deltaic sandstone-conglomerate deposition）。

值得指出的是：在江孜以西的白朗县江公乡西北一带，甲查拉组中重力流及复理石沉积构造十分发育，总体表现为Sinclair（1997）“欠补偿周缘前陆盆地构造”模式中前渊带陆棚斜坡相浊积舌（turbidite lobe）沉积特征，推测古近纪时该地水体仍然较深，仍需做进一步的工作。

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