辽东—吉南地区下元古界硼矿的成因问题是所有硼矿地质勘查报告、有关学术论文、专著等必论述的重要课题之一，地质学家们从上世纪60年代至今已有半个多世纪的研究历史，具代表性的研究者主要有王秀璋（1974）、张秋生（1984）、姜春潮（1983、1987、1994）、冯本智（1993）、邹日（1993）、王培君（2001）、刘敬党（2007）、李雪梅（2009）、熊先孝（2014）等【1～12】，辽吉两省地质局相关地质勘查院（队）、化工地质勘查院等，也对该地区的硼矿进行了较多地质工作。纵观各家成因观点主要有以下3种：一是沉积变质成矿；二是沉积变质再造（混合岩化）成矿；三是超变质气成热液成矿。3种成因观点都认为：① 成矿物质硼来源于分散在下元古界地层（宽甸群与集安群）中的硼；② 下元古界地层在区域变质及混合岩化作用过程中，混合岩化热液或超变质气成热液将分散于地层中硼元素带出迁移至镁质大理岩并代交大理岩成矿；③硼矿容矿岩石是镁质大理岩，认为镁质碳酸盐是硼矿化的沉淀剂（王秀璋，1974；刘敬党，2007）。由此，可以认为3种成因观点没有本质区别。笔者在编纂《中国矿产地质志·硼矿卷》过程中对辽吉硼矿地质进行了新一轮系统研究，认为传统成因观点值得商榷，并提出碳酸岩岩浆期后含硼热液交代早期喷溢的碳酸岩成矿的论说。

1 关于成矿物质来源

传统观点认为：成矿物质来源于下元古界地层中分散的硼，地层中分散的硼则来源于海底火山喷发，火山喷发携带硼进入海盆地，经海解作用和沉积作用形成含硼地层，或海底喷发的含硼火山岩地层，再经地质构造运动和区域变质作用形成富硼的变质岩系，混合岩化热液将这些分散的硼活化、迁移、富集于具有沉淀剂的镁质大理岩成矿。应当说传统观点的这种思路和推理，逻辑上是说得通的，但必竟还是推理，就是说缺乏有力的证据，其中最核心的问题是没有下元古界宽甸群（集安群）及其各类型变质岩，特别是主要含硼地层电气石变粒岩（电英岩）硼的含量及其变化，即混合岩化热液从变质岩系中带出硼的数量，当然由于分析样品采集地点、数量及化学分析误差等因素的影响，不可能如同数学那样精准，但是这方面的证据是必需的，哪怕不那么精准的数据也是有说服力的，可惜迄今尚没有这方面的数据支持地层中或硼矿围岩（特别是富硼的电气石变粒岩）中的硼通过混合岩化热液被带出富集于大理岩的证据。其实不少文献资料和矿床勘查报告中可以找到相当丰富的有关分析数据，笔者将这些数据搜集、整理、计算，结果得出了比较可信的数据（表 1），数据对传统观点是否定的。下面列述辽东宽甸群及其各种变粒岩、区域混合岩、矿区混合岩等岩类硼（B2O3%）的含量及比较。

由表1得知，宽甸群B2O3平均含量为0.236%（近于 0.24%）；区域混合岩 B2O3平均含量亦为0.24%；矿区（后仙峪）混合岩（不包括硼矿体）的 B2O3含量为也 0.24%（刘敬党，2007）。这 3个数据如此一致，表明宽甸群遭受混合岩化作用或超变质热液作用之前的变质岩同作用后的混合岩中的硼的含量是一致的，没有大的变化，即使有微量的迁移，亦不足以富集成矿。即成矿物质来源不是宽甸群（集安群）分散的硼元素。

 

表1 宽甸群各类岩石B2O3含量及宽甸群B2O3平均含量Table1 B2O3 content of various rocks and average content of B2O3 in Kuandian group

  

注：① B2O3含量根据刘敬党（2007）、姜春潮（1987）、张景山（1986）、张秋生（1988）等的大石桥、凤城、宽甸3个矿集区或矿区岩石化学分析资料汇总而成；②各类岩石厚度占宽甸群总厚度百分比根据姜春潮（1987）“宽甸群组成岩石百分比”并补充而成。

 

岩石类型 B2O3 含量， % 样品数量①（件）波动范围 平均各类岩石厚度占宽甸群总厚度百分比②各类岩石 B2O3含量换算成宽甸群平均百分含量电气石变粒岩 0.03～6.71 2.17 62 5.14 11.15电英岩 2.19～8.18 5.07 13 0.27 1.36黑云变粒岩、透闪变粒岩 0.01～0.50 0.16 39 29.51 4.72角闪变粒岩 0.02～0.12 0.05 23 1.55 1.55浅粒岩 0.01～0.66 0.17 75 14.68 2.49斜长角闪岩 0.02～1.05 0.24 75 2.14 0.51石英岩、片岩、片麻岩、大理岩无或微量 0～0.003 38.49 0.076区域混合岩 0.01～2.26 0.24 13 10.77 2.58宽甸群B2O3平均含量（%） 0.236

2 混合岩化作用及其与成矿的关系

2.1 混合岩化作用特点

辽东—吉南地区下元古界变质岩系原岩建造为裂谷盆地火山—沉积建造。在早元古代末期五台运动产生了区域变质作用和混合岩化作用，变质程度为低角闪岩相（张秋生，1984）。

不仅如此，恒轮机床在本次为期三天的汽车行业开放日活动中，还向大家展示了包括H系列、HF系列及RFK、RFN在内的多种加工中心及柔性制造系统，并在相应的展区进行了系统的介绍，每个展区、每台设备都具有极高的关注度。可以预见的是，恒轮机床将会始终如一地保持产品品质与服务水平，在这个充满变革的时代持续不断地为用户及市场注入活力，创造价值。

混合岩化程度与原岩性质、构造位置等有关，区域上多为层状混合岩，局部有重熔或选择性重熔的特点，形成均质混合岩，但无混合花岗岩出现，均质混合岩多分布穹状构造核部，层状混合岩特别是角闪质混合岩多分布于宽甸群上部与下部岩组，具一定层位，可做为大区域性地层对比的标志层，含矿层混合岩化一般较弱（姜春潮，1987）。这些特点表明，宽甸群（集安群）混合岩化作用没有使其大规模重熔，亦即没有元素的大量带出带入和重组，包括宽甸群中多层电气石变粒岩（包括电气石浅粒岩和电英岩），仔细研究辽东全区、3个矿集区（大石桥、凤城和宽甸 3个矿集区）、各矿床的电气石变粒岩（包括矿体中的夹层），发现它们的结构构造、矿物组成、化学成分（B2O3）均没有显著的变化，表明混合岩化或超变质热液对电气石变粒岩没有显著的改变。据黄作良等（1996）研究，无论是围岩还是矿体中的电气石都是早元古代区域变质作用的产物【13】。

式中，C表示两个系统的耦合度。C值越大，表示系统间的相互作用越强，反之则越弱。、分别代表旅游经济和生态环境系统的评价指数，该指数越大，说明系统有序发展状况越好，反之则越差。计算公式如下：

辽东—吉南地区早元古代硼矿在大石桥、凤城、宽甸、集安4个火山中心区构成4个矿集区，硼矿容矿岩石除少数矿区同时有镁橄岩和橄榄玄武岩外，全部为镁质大理岩，一种观点认为混合岩化或超变质热液携带的硼富集于镁质大理岩成矿，是因为镁质碳酸盐是硼的沉淀剂（王秀璋，1974，刘敬党，2007）。

2.2 混合岩化作用的时间与硼矿成矿的时间

根据程裕淇（1994）和辽宁省地调院（2012）的研究，硼矿成矿的时间为2300～2100Ma期间，早元古代末期混合岩化作用时间为 1850±50Ma【14～15】，即宽甸群中部含硼岩组与集安群中部含硼岩组（新开河组）硼矿床形成的时间为 2300～2100Ma，而宽甸群与集安群沉积结束后经五台运动遭受区域变质作用和混合岩化作用的时间是1850±50Ma，就是说硼矿成矿后大约2亿年才发生混合岩化作用，因此硼矿成矿与混合岩化作用或超变质热液作用没有关系。

3 关于镁质大理岩与硼矿化的关系

迄今也没有数据资料支持硼矿围岩（例如电气石变粒岩等含硼地层）中硼质通过混合岩化作用（或超变质热液作用）迁出富集于大理岩中，甚至于矿区中硼矿体围岩及夹层的电气石变粒岩中的电气石数量与特征也没有因混合岩化而发生强烈变化，也说明混合岩化作用与成矿没有直接关系。

笔者统计吉南集安群3个岩组总计有19层大理岩（包括镁质、钙质及石墨大理岩），其中新开河组含硼岩系中有9层，其中3层产硼矿，其他6层则没有硼矿化，辽东宽甸群总计有17层大理岩（包括镁质、钙质和石墨大理岩），也只有中部含硼岩组 2层镁质大理岩产硼矿，其他各层大理岩未成矿。姜春潮划分的 7个岩组中的林家台组，为非含硼岩组，其上覆与下伏岩组均为含硼岩组，但林家台组本身镁质大理岩占主导地位，单层厚几米至十几米，9层累计厚度285m，占林家台组地层厚度（499m）的50%以上【4】，混合岩化或超变质热液并没有使其成矿，而只是发生蛇纹石化，产生镁橄石和透辉石等高级变质矿物（姜春湖，1987）。表明从矿区到矿集区多层镁质大理岩没有成矿，再扩大范围，即辽东—吉南 4个矿集区之间的广大区域，具备同样或类似的地质构造、地层、岩石（包括多层镁质大理岩）、变质与混合岩化等条件，同样没有成矿，其根本原因不是硼矿化沉淀剂存在与否，而是这些大理岩是沉积变质岩，不是碳酸岩，表明沉积变质大理岩（包括镁质、钙质、石墨大理岩）与成矿没有关系。唯一的可能是辽吉裂谷4个火山中心区（4个矿集区）火山喷发自西向东伴随有1～3次超基性—碳酸岩岩浆喷溢，每次喷溢的碳酸岩岩浆期后都有同源（幔源）含硼热液交代碳酸岩成矿，从西向东大石桥—凤城—宽甸—集安地区形成1至2甚至到3层矿，就是碳酸岩岩浆期后热液成矿作用演化的必然结果。

4 含硼岩系【16】容矿大理岩的成因

4.1 岩浆成因的碳酸岩属于超基性岩

岩浆岩分类的首要基础是岩浆岩的化学成分，划分岩浆岩及其岩石类型时，起较大作用的化学成分是酸度及碱度，根据SiO2的含量将岩浆岩按酸度分为超基性岩（SiO2含量＜45%）；基性岩（SiO2 45%～53%）；中性岩（SiO2 53%～66%）；酸性岩（SiO2＞66%）4大类【17】。岩浆成因的碳酸岩（包括侵入岩和喷出岩），化学成分上SiO2含量＜20%，因此也将其归于超基性岩类（武汉地质学院岩石教研室，1980）。

国内外已知碳酸岩常与基性岩和超基性岩伴生，特别是碱性超基性岩—碳酸岩杂岩体广泛分布于世界各地【18～19】。辽东吉南地区硼矿容矿岩石主要是镁质碳酸岩（大理岩），其次有少量镁橄榄岩和橄榄玄武岩，三者或独立产出，或相互包容共生，不同矿区三者主次和规模有所不同，例如宽甸砖庙矿床以镁质大理岩占主导地位，镁质大理岩中有时有镁橄榄岩包体；大石桥后仙峪矿床容矿岩石同时有镁质碳酸岩和镁橄榄岩，凤城翁泉沟东台子一带容矿岩石除镁质碳酸岩外可见到硼镁铁矿（化）产于橄榄玄武岩中（刘敬党，2007）等等。镁质大理岩与超基性岩镁橄榄岩密切共生，表明它们是同源超基性岩浆熔离分异的结果。

4.2 碳酸岩的矿物成分及碳酸岩所蕴育的矿产

碳酸岩的矿物成分的一个重要特点是，所含硅酸盐矿物常常发生变化，例如镁橄榄石、钙镁橄榄石等被蛇纹石及碳酸盐的集合体所代替，蛇纹石本身也常被金云母代替，辉石被角闪石、金云母、黑云母等代替。纵观辽吉地区各硼矿区容矿碳酸岩的矿物成分有碳酸盐类、硅酸盐类、硼酸盐类、磷酸盐类等30多种矿物，主要有白云石、方解石、菱镁矿、菱镁铁矿、透闪石、透辉石、镁橄榄石、粒硅镁石、金云母、方柱石、尖晶石、镁电气石、榍石、磷灰石、石英、长石等，以及蛇纹石、遂安石、板状硼镁石、柱状硼镁石、纤维硼镁石和硼镁铁矿等近 30种矿物（姜春潮，1987）。这些矿物中有的是后期热液交代或蚀变形成的，例如后6种高温或中温矿物（李雪梅，2009）。

碳酸岩的矿物成分是复杂而多样的，它的主要矿物是方解石、白云石、铁白云石，其次有菱铁矿、菱锶矿、菱锰矿，此外还有硫化物、氧化物、卤化物、硫酸盐、磷酸盐、硅酸盐等矿物，稀有元素矿物主要为含妮、钽、锆、稀土等矿物，如烧绿石、铀钽铌矿、铌钇矿、铌铁矿、钛铌铁钙矿、方钍石、钛锆钍石、锆石、斜锆石、独居石、磷铝铈矿、氟钛铈矿、氟钛钙铈矿、菱镧锶矿、菱锶铬矿、钙钛矿、铈钙钛矿等【16】。

就这样，他的大锅被没收。他愤然摸索到了自己的房间。而他的保姆听到动静出门，看见警察正在装卫星大锅，以为主人不知道，连忙一边上车夺下，一边大喊刘芒刘芒而被处于行政拘留一天，罪名是妨碍公务并且辱骂警察。

根据碳酸岩矿物成分的一些变化，还可分为白云石碳酸岩、方解石碳酸岩、稀土碳酸岩、磷灰石—磁铁矿碳酸岩等。其中稀土碳酸岩是稀土矿床的重要类型，磷灰石—磁铁矿碳酸岩是岩浆岩型磷矿的主要类型【19】。凤城翁泉沟硼矿产有稀土与磷灰石矿，与碳酸岩有关，经矿区勘探证实翁泉沟矿区的白云石大理岩—钙镁硅酸盐岩层主要由钙镁、铁镁硅酸盐岩及富镁碳酸岩所组成，以含有铁硼矿、磷灰石矿并伴生放射性元素及稀土元素为显著特点。

因此镁橄榄岩和富镁大理岩均显示一定的岩浆成因特征，其中的某些地球化学差异应该是岩浆熔离作用、喷发环境和经受了不同程度的后期地质作用造成的。镁质岩石中 V、Cr、Ni、Co、Ga明显低于地幔岩石，是由于地幔岩浆分异过程中，这些元素利于进入铁质岩浆中，而导致镁质岩浆中亏损这些元素。

（3）阶状、“S”状及反“S”状矿体：这是在层间剪切作用下形成的“X”型节理裂隙控制的矿体形态。如宽甸二人沟矿段和牛皮闸矿床中的矿体就是如此形态（图 4）【21】。

碳酸岩中常产有铌、钽、铀、钍、稀土及磷灰石等矿床，辽东凤城翁泉沟硼矿除硼外，含有铁、铀、稀土和磷灰石矿，其中铀的储量13858t，磷灰石亦可综合回收。有理由认为硼矿中的铀、磷、稀土与镁质碳酸岩有关。

容矿大理岩上述矿物组成及所含矿产（矿化）表明其具有岩浆碳酸岩的典型特点。

4.3 硼矿容矿大理岩的化学成分特点

容矿大理岩（碳酸岩）与海相沉积变质大理岩的化学成分有许多相似之处，但也有较大区别，前者含MgO、SiO2、B2O3、Fe2O3、FeO高，特别是B2O3是碳酸岩标志性组分，而海相沉积变质大理岩则不含B元素。刘敬党等（2007）取自辽东几个硼矿区非容矿大理岩的样品，化学分析结果，普遍含有硼元素（表2）。

 

表2 辽东硼矿区大理岩岩石化学成分（Wb/%）Table2 Chemical composition（Wb/%）of marble rock in Liaodong boron mining area

  

据刘敬党等，2007。

 

样号 SiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MgO CaO Na2O K2O MnO P2O5 TiO2 B2O3 CO2 H2O+ 合计HY19 9.68 0.06 0.26 0.21 28.75 22.06 0.14 0.01 0.10 0.02 0.01 1.84 34.39 2.07 99.60 WY25 12.01 0.35 0.22 2.14 37.02 0.21 0.05 0.22 0.09 0.01 0.01 0.42 34.50 12.77 100.00 WQ05 30.57 0.19 11.54 5.17 36.99 0.20 0.28 0.09 0.07 0.05 0.02 0.87 0.65 13.01 99.70 RR01 5.40 0.75 0.61 0.79 45.85 1.10 0.18 0.01 0.11 0.00 0.01 2.47 40.95 1.28 99.51 RR10 2.66 0.03 0.37 0.36 45.77 2.90 0.08 0.01 0.08 0.01 0.00 3.73 42.88 0.51 99.39 RR17 16.28 0.11 0.06 0.13 43.85 2.70 0.10 0.01 0.04 0.04 0.02 2.51 28.65 4.85 99.35 RR20 17.82 0.04 0.04 0.11 44.06 4.46 0.06 0.01 0.02 0.02 0.01 1.90 26.69 4.16 99.40平均 13.49 0.22 1.87 1.27 40.33 4.80 0.13 0.05 0.07 0.02 0.01 1.96 29.82 5.52 99.56

吉林省集安小东沟硼矿区容矿大理岩岩石化学特点在尼格里四面体展开图中投影点落在火成岩（边缘）区（化学工业部地质勘探公司吉林地质勘探大队，1984），表明容矿大理岩为岩浆成因的碳酸岩。

所有海相沉积变质大理岩均不含硼。

4.4 容矿镁质大理岩的地球化学和碳氧同位素特点

含硼岩系中镁质岩石地球化学显示，镁橄榄岩大部分投点于大洋玄武岩到大陆玄武岩区域，大石桥后仙峪矿区的大理岩与橄榄岩稀土投图基本一致，显示岩浆来源物征，而砖庙矿区的大理岩则主要投于球粒陨石到泥岩区域，显低稀土特征，大理岩中这种稀土总量和高轻重稀土比值特征可能反映了原生碳酸岩浆熔岩喷溢特征（刘敬党，2007）。

镁质碳酸岩熔岩溢出后，由于冷凝收缩形成多组节理裂隙及后期构造形成的各种方向的裂隙或断裂构造，为晚期热液提供了有利的通道及充填交代空间，因此所形成的交代产物硼矿体的形态及其在碳酸岩中产出的位置多种多样（图2）。

  

图1 岩浆碳酸岩与沉积碳酸盐岩的成因判图Fig.1 Genetic of magmatic carbonatite and sedimentary carbonate rocks(after Cамонпв，1982)

 

（底图据 Cамонпв，1982）A.岩浆碳酸岩；B.苏打湖沉积碳酸岩；●邹日数据点，1993；◆二人沟、栾家沟富镁大理岩（刘敬党数据点）

可以看出，区内外高校的认识最大区别在于“预算安排不合理，预算执行进度”，主要原因是区外部分高校的预算改革已取得比较明显的进步，预算安排、预算执行信息化程度远高于区内高校，“预算安排不合理，预算执行进度慢”已不成为主流。

4.5 硼矿容矿镁质大理岩（碳酸岩）及所含硼矿体形态产状特点

火成碳酸岩岩浆喷溢至海底（或熔岩流）因受海底地形影响，可形成岩蓆、岩舌、岩盆等形态，因此有似层状、透镜状、扁豆状等形态的碳酸岩，亦有可能作为次火山岩顺层侵位，形成这些多种产状的碳酸岩。每次岩浆活动期后，有含B、F、P、CO2、Cl、S等挥发性组分的热液沿层间及碳酸岩节理裂隙或断裂充填交代碳酸岩成矿以及形成各种蚀变岩石。

南京农业大学农学院“乡村振兴，青年力量”农科学子暑期社会实践服务团，于2018年7月13—17日对江苏省淮安市金湖县以及盐城市响水县展开了关于“三农”问题的调研活动。本次调研涉及金湖县的2个镇5个村落，其中包括金南镇的福寿村、时墩村，塔集镇的陆河村、高桥村和联合村以及响水县西部与灌南县交界处的3个村落，包括姜圩村、张集居和杨回村。

据刘敬党（2007）和熊先孝等（2010）【20】对辽吉地区硼矿区容矿大理岩碳氧同位素的研究，富镁大理岩和硼矿石的氧同位素变化范围较大，δ18O值在10.64‰～21.49‰之间变化，平均值为16.4‰，δ13C值为-3.35‰～+2.1‰，推测富镁大理岩原岩是海底喷发的碳酸岩，与邹日（1993）岩浆成因的碳酸岩基本吻合（图 1）。同位素组成受海水影响较大，因此在岩浆碳酸岩的正向延长线方向，与典型沉积碳酸盐岩有所不同，而硼矿石中的碳同位素（δ13C为-9.57‰～-5.33‰）更能说明火山岩浆来源特征。

通过仿真发现，的值总是在2和3之间，且自由度越小、非中心因子越大，二者差值越接近3，也就是说更新半径总是小于因此，理论上算法ESD比算法MSD的计算复杂度更低.

  

图2 硼矿体形态及其容矿岩石的关系Fig.2 The ralationship between shapes and hosted rocks of boron orebodies

 

1.花岗岩；2.变粒岩；3.蛇纹石化大理岩；4.硼（铁）矿体；5.贫矿；6.断层注：A、B、C、D、E、F分别代表不同矿床（据张秋生，1984）

矿体的形态在空间上基本受蛇纹石化大理岩所控制。从 6个矿区（A、B、C、D、E、F）的平面图上可见，A、B基本上受容矿岩石所控制；A为饱和，B为半饱和，但C、D、E、F则系在碳酸岩体中的局部地段产生矿体，或呈凸镜状（C、E），或呈不规则块状（D），或呈多个凸镜状矿体斜列分布（F）。

2016年，泰心医院与多伦多病童医院建立全面合作关系，在后者指导和帮助下，医院成立了由医生、护士、心理咨询师、技师、志愿者管理和护理员等组成的社会心理教育组（Social Psychology and Education, SPE），为患儿及家属提供社会、心理和教育支持。“宝贝不哭”的理想就此开启。

硼矿体厚度与容矿岩石（镁质碳酸岩）的关系有3种：A完全饱和型，以翁泉矿区为代表，工业意义居首位；B半饱和型，以杨木杆、后仙峪矿区为代表，工业意义次之；C不饱和型，多为小型矿床或矿点；但当容矿岩石厚度很大时，也可局部形成较大硼矿体，例如二台子、二人沟矿床（张秋生，1984）。

图 2清楚的表明，硼矿体的大小、形态是多样的，矿体在容矿碳酸岩中的产出位置也是不同的，这些独特的特点取决于成矿前碳酸岩喷溢后本身的孔隙、后期构造裂隙的多少、发育程度、位置；碳酸岩期后同源热液的成分、硼含量的多寡及其交代碳酸岩过程中的温度变化等。展现了裂谷早元古代新开河期【15】硼矿成矿过程中碳酸岩岩浆期后热液交代的成矿作用过程。

（1）似层状矿体：矿体沿走向和倾向均具明显膨缩尖灭再现特征，这是辽东—吉南地区硼矿床中最普遍的一种矿体形态类型，其大小差别很大，走向长度最大可达 550m，延深 250m，最小的只有几十米、十几米。

（2）囊状、透镜状矿体：矿体形态复杂，主要呈囊状、透镜状，倾向的变化大于走向，矿体延深大于延长，矿体膨缩、分支现象明显，在不同深度和不同延长处其饱和度也不同，但矿体边界不超出容矿碳酸岩的边界（图3）。

原文“伟大复兴”重复两次，译者选renewal和rejuvenation，再用great修饰renewal，而rejuvenation这个词本身已包含“伟大”之意，前面再加great则显重复。

  

图3 杨木杆子硼矿床立体图Fig.3 Stereogram of yangmuganziboron deposit(after Zhang Jingshan, 1986)

 

（据张景山等，1986）

铁硼矿主要产于蛇纹岩、金云母蛇纹岩，部分产于蛇纹石大理岩中；磷灰石矿主要产于金云透闪岩中；放射性元素与铁硼矿紧密伴生；稀土元素矿化主要见于电气透辉岩及磷灰石矿石之中。勘查证实大理岩—蛇纹岩是铁、硼、铜、铅、锌等矿产的重要孕矿母岩，蛇纹岩中的含铀铁硼矿由东向西过渡为透闪岩中的稀土—磷灰石矿（辽宁省地质局丹东地质大队二分队，1976）。

邹庆鹏在致辞中介绍，河南作为中国农业大省，亦是全国农药生产、经营、使用大省。当前，河南省共有165家农药生产企业，年产农药约为2.6万吨，农药经营单位3.5万多家，年农药使用近1.7万吨。自新的《农药管理条例》实施以来，河南将贯彻落实新条例作为本省农业发展的一项重要任务，加大相关规章制度宣传工作，加强农药监管巡查工作，助力农药产业转型升级，力促农药企业做大做强，切实发挥保障国家粮食安全压舱石的作用。

（4）羽状矿体：羽状矿体是一个主矿体与其一侧数个分枝斜列的矿体组成。它们也是层间剪切作用的产物，即由含硼热液沿层间剪切断裂及其旁侧次一级裂隙充填交代而成。如凤城二台子硼矿第三中段平面图所展示出来的矿体形态属于此类（图5）。

京卷高考压轴题题干通常较长，这对学生们的阅读能力形成考验.选修课初期，我们沮丧地发现，多数学生读完题目后往往拿着笔无动于衷.我们通过问卷调查发现，一些学生“不知原题在问什么”.在后来的教学中，我们注意让学生审题后进行小组讨论，用语言辅助自己对逻辑的理解.尽管数学语言讲究抽象概括、简洁凝练，提问时，我们要求学生用生活化的语言(白话)向同伴或老师描述清楚他(她)对题意的理解.数学的抽象源于概括，但理解抽象必须从具体的东西入手.遇到比较抽象些的概念，我们要求学生能从几个具体的例子入手，在“试验(举例计算)”中体会概念的本质.我们认为京卷压轴题第 ① 小问的功能也正在于此.

  

图4 砖庙矿区二人沟矿段303剖面矿体形态示意图Fig.4 Planar graph for orebody from section 303 of Zhuanmiao mining area (after Hu Motian, 1993)

 

（据胡墨田等，1993）1.硼矿体；2.菱镁大理岩；3.剪性断裂；4.剪切力方向

  

图5 凤城二台子硼矿第三中段矿体形态平面图Fig.5 Planar graph for orebody from the 3rd middle part of ertaozi boron deposit in Fengcheng (after Hu Motian, 1993)

 

（据胡墨田等，1993）1.矿体；2.断裂

（5）条带状矿体：由蛇纹岩和硼镁石相间排列成条带状，条带宽度1cm左右，延长10～20m不等，厚度 5m 左右，多分布在大型透镜状矿体的下部，是含硼热液沿层间剪切作用形成的密集的剪切裂隙充填交代而成，成矿之后又遭受强烈的挤压作用，片理化的现象非常发育。

宽甸砖庙硼矿分上部含矿层和下部含矿层，两层大理岩沿走向、倾向均呈膨缩明显的舒缓波状，沿倾向方向膨缩更为显著，呈等距相间排列，膨大部位一般倾向延深长 120～180m，厚 30～66m，矿体在含硼蛇纹石化白云质大理岩中断续延展，平行排列或不规则的斜列式展布，矿体多分布在大理岩膨大部位，并随其同步膨缩和等距尖灭再出，且匀呈20°～50°角向西侧伏。

综上所述，新课改下的小学数学教育具有明显的抽象性，而情景教学下的教育则是能够将学生的理解程度进行大幅度提升，而在整体的教学过程中如果能够将生活化的教学内容以及问题情境化的教学手段进行引入，在鼓励学生参与到数学学习、数学奥秘探索过程中的同时，实现整个课堂质量的大幅提升。最后愿每一名小学数学教师都能够在情景教学的引导下实现既定的教学目标，为每一名小学生的未来发展提供更多可能。

矿段内的矿体大小不一，呈不规则的透镜状和扁豆状，沿走向倾向多有分枝复合现象，矿体厚度变化不稳定。

4.6 硼矿床规模与镁质大理岩厚度的关系

辽东—吉南地区硼矿床的规模与镁质碳酸岩（直接围岩）的厚度呈正相关关系。统计资料表明，辽吉地区大型硼矿床的镁质碳酸岩厚度大于50m，中、小型硼矿床在 20～50m之间，而镁质碳酸岩厚度小于20m一般不形成工业硼矿床。

4.7 近矿围岩蚀变

硼矿体容矿岩石（围岩）主要是镁质大理岩，成矿过程中含矿热液对镁质大理岩进行普遍而强烈的充填交代作用，形成多种蚀变矿物，主要有：镁橄榄石、硅镁石、透辉石、电气石、磁铁矿、硼镁铁矿、遂安石、板状硼镁石纤维状硼镁石、蛇纹石、金云母、透闪石、阳起石、绿泥石、石膏等。

在矿体的外侧常常形成具有明显分带性的蚀变岩，一般可分 5个蚀变带：围岩→阳起石→透闪石岩带→金云母岩带→蛇纹岩带→含硼蛇纹岩带或硼矿体。蚀变带宽度几十厘米到十几米不等。蚀变带在矿体两侧对称出现，呈壳状包裹矿体，说明蚀变带与矿化同时形成，或晚于矿化。

矿体周边蚀变交代带的形成是由于含硼热液对镁质碳酸岩渗滤和扩散交代作用的结果。在“白硼”型矿床中，从围岩向矿体方向Si、Al、Fe递减，Mg递增；在“黑硼”型矿床中则 Si、Al递减，Mg、Fe递增。

蚀变岩微量元素含量与镁质大理岩相比较，在交代过程中有重新组合、重新分配的现象。如Ti、P、Ba、Cr、Li、Ni、Th、V、Sc、Se、Mo、Rb、Cs等明显带入，微量元素在各种蚀变岩的分布是不均匀的，Ti、Ba、Li、V、Nb、Rb、Cs等元素在金云母透闪岩中含量较高，而 Mn、Co、Ni等元素在蛇纹石化镁橄榄岩较高。成矿元素B的含量从蚀变岩边部向矿化中心迅速增加，反映了蚀变过程中B迁移富集。

上述 7个问题反映了容矿大理岩原岩具有典型的岩浆碳酸岩的特点和硼矿热液成因的特点。

5 结论

通过前述 4个问题的讨论和论证，笔者的成因观点也就在其中了，概括之：辽吉裂谷早元古代堆积了一套火山—沉积的优地槽建造，早元古代中期（2100～2300Ma）在大石桥、凤城、宽甸、集安 4个火山活动中心区，伴有幔源碳酸岩的喷溢，碳酸岩岩浆期后有同源含硼热液交代碳酸岩形成矽卡岩型和热液型硼矿床。矿床具备内生矿床的主要特点，诸如总计有30多种矿物，其中有多种典型的矽卡岩和热液矿物，有典型的近矿围岩蚀变和蚀变带，由于碳酸岩形态产状的多样性和不同地区（矿集区或矿区）含硼热液温度、性质、含硼量以及围岩性质（包括碳酸岩孔隙、构造裂隙等）的差异，形成多种形态和产状的矿体，甚至在不同矿集区形成有差异的矿床类型（后仙峪硼矿为硼镁石—遂安石型，翁泉沟硼矿为硼镁铁矿—硼镁石型），特别是翁泉沟硼矿同时伴有与碳酸岩有关的铁、磷、铀和稀土矿化等等。硼矿具有一定层位（集安群新开河组）和成矿期（新开河期），因此矿床也具有层控性质。成矿后的地质构造运动、区域变质与混合岩化作用对容矿碳酸岩及其所含矿体主要是重结晶和变形作用。

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