吉林大學教授楊寶俊的住址
㈠ 中國滿洲里—綏芬河地學斷面熱結構
金旭
（長春科技大學，吉林130026）
Ehara Sachio（江原幸雄）
（Faculty of Engineering,Kyushu University,Fukuoka,Japan）
許惠平
（長春科技大學，吉林130026）
摘要沿著滿洲里—綏芬河地學斷面自西向東，熱流值的變化為：屬鄂爾古納地體的滿洲里西南烏奴格吐山為30mW/m2；海拉爾盆地18個熱流值的平均值為59mW/m2；大興安嶺地體多寶山地區3個測量值的平均值為40mW/m2；松遼盆地9個熱流值的平均值為70mW/m2；佳木斯地體富錦地區為47mW/m2；雞西盆地3個測量值的平均值為54mW/m2。結果顯示，盆地的熱流值較高而山區和古老地體（鄂爾古納和佳木斯地體）的熱流值較低。沿該地學斷面，熱流值與莫霍面及地殼、上地幔內高導層的埋深變化有很好的對應關系。根據Cermak和Rybach的理論，基於折射數據，作者進行了P波速度轉換成生熱密度的計算。計算結果用來估算各地體中地殼和地幔熱流分量。這一結果也顯示沿該斷面不同地體所具有的地幔熱流的差異。地幔熱流值自西向東的變化：鄂爾古納地體為23mW/m2，海拉爾盆地為33mW/m2，大興安嶺山區為33mW/m2，松遼盆地為50mW/m2，佳木斯地體為25mW/m2。這顯示地幔熱流值在古老的鄂爾古納和佳木斯地體非常低，在松遼盆地非常高，而在海拉爾盆地和大興安嶺居中。可以斷言，斷面域不同地體地殼、上地幔熱結構的差異引起熱流分布的變化。計算結果顯示，各地體地幔熱流和殼內10km層位上下部對地表熱流具有不同貢獻。
關鍵詞熱流地幔熱流熱結構地體構造
1引言
本次研究所獲熱流剖面近乎平行於中國東北滿洲里至綏芬河GGT斷面。這些熱流數據可用於確定這一地區的熱結構、熱演化及深部動力學過程，也可用於解釋地殼、上地幔的結構。
熱流值表示通過地殼地表每單位面積、單位時間內所釋放的熱流量。熱流值的大小與深部熱過程、深部動力學過程及地殼、上地幔的結構密切相關。熱流分布的研究不僅能澄清地殼、上地幔熱結構和熱過程，而且還能揭示地質構造特別是盆地構造的成因。這一研究也提供了與油氣開發有關的確定盆地古地溫的一種約束條件，並為該區地熱能的開發利用提供了重要數據。
2井中溫度測量
2.1滿洲里附近烏奴格吐山地區
該區溫度測量是在兩個金屬礦勘探井（井號6501和6502）進行的，兩井完鑽後擱置已數月，可以認為井中溫度已近趨平衡。6501井最大測溫深度為120m，溫度線性梯度段在70～120m之間，地溫梯度為1.00℃/100m。6502井最大測溫深度為70m，溫度線性梯度段在60～70m之間，地溫梯度為1.00℃/100m（圖1）。兩口井相距僅50m左右，井口標高差為10m，因而兩者溫度線性梯度段深度幾乎相等。
2.2黑龍江嫩江地區多寶山銅礦區
溫度測量是在六口勘探井進行。因為完井後經歷了很長一段（約10年）時間[5]，這些井完全達到了平衡溫度，因而是熱流測量的理想鑽孔。井號分別為ZK757、ZK709、ZK819、ZK716、ZK856和ZK842。上述井中測溫最大深度分別為90m、235m、70m、80m、370m和400m。線性梯度段開始的深度為30～40m。所獲地溫梯度為1.10℃/100m至1.40℃/100m之間。ZK709、ZK856和ZK842井的溫度—深度關系曲線如圖1中所示。
圖16501、6502、ZK842、ZK856、ZK709、水—2、90—水13和93-156井溫度—深度關系
2.3黑龍江雞西盆地
這一地區每年都鑽許多勘探井，其中選了90-水13、水-2和93-156井進行了地溫測量。90-水13井完鑽已數年，水-2井擱置已3個月，因此，這兩口井井溫可以認為已趨平衡狀態。93-156井完鑽後穩定時間只55小時。90-水13、水-2和93-156井最大測溫深度分別為410m、390m和500m，溫度線性梯度段分別為170～370m、150～390m和120～480m，溫度梯度為3.7℃/100m、3.9℃/100m和2.9℃/100m。90-水13、水-2和93-156井的溫度-深度關系示於圖1中。
3熱導率測量
滿洲里6501井取了4塊岩心標本，ZK842、ZK856、ZK525、93-15、88-水4、水-2和93-156井分別取了8塊、5塊、5塊、3塊、4塊、5塊和10塊岩心標本。對這些岩心標本的熱導率數據的測量是在中國科學院地質研究所地熱實驗室以環形熱源法進行的。其結果匯總於表1。
表1岩心熱導率測量結果
續表
3.1熱流值的確定
熱流值以如下公式進行計算
岩石圈構造和深部作用
其中q為熱流（單位為mW/m2），k為熱導率[單位為W/（m·℃）]，而dT/dz為溫度梯度（單位為C/100m）。6501、ZK842、ZK856、ZK709、90-水13、水-2及93-156井地溫線性變化段的溫度梯度分別為1.0℃/100m、1.3℃/100m、1.4℃/100m、1.1℃/100m、3.7℃/100m、4.3C/100m和2.9℃/100m。利用以上所測得的熱導率值，以公式（1）進行大地熱流計算。熱流值的計算結果如下：6501井為30mW/m2,ZK842井為40mW/m2,ZK856井為41mW/m2,ZK709井為40mW/m2,90-水13井為57mW/m2，水-2井為70mW/m2，而93-156井為35mW/m2。ZK709井的岩心熱導率數據採用了與其僅隔200m遠的ZK525井的數據。
沿著這一GGT斷面海拉爾盆地[5]和松遼盆地[12,13]分別已有8個和10個熱流值。上述這些熱流值全部都列於表2。熱流分布示於圖2。
3.2地殼內生熱率垂向分布計算
為了由熱流數據建立地體熱結構模型，作者探討了Cermak[2～4]和Rybach[9]所提出的地震波速和生熱率之間的統計關系理論。根據這一理論，作者進行了折射P波速度向生熱率轉換的計算。計算結果可用來估算地體中熱流的地幔和地殼分量。
在5個不同地區，Vp—A關系用來進行轉換計算。它們是滿洲里附近烏奴格吐山地區、海拉爾盆地、多寶山地區、安達和雞西盆地（圖3、4、5、6、7）。
表2斷面域及其附近地區熱流數據匯編
註：括弧內數據為樣品數。
圖2熱流測點（△）分布
圖3烏奴格吐山地區地震波速—生熱率轉換
圖4海拉爾盆地地震波速—生熱率轉換
圖5多寶山地區地震波速—生熱率轉換
圖6安達地區地震波速—生熱率轉換
圖7雞西盆地地震波速—生熱率轉換
4地殼、上地幔的熱結構
4.1一維平衡狀態熱結構
利用一維平衡狀態熱傳導方程，可得到溫度和熱流分量，如表3所示。
表3地幔熱流和其它參數
4.2二維平衡狀態熱結構
我們知道，二維有限元模擬是地殼、上地幔熱結構研究的有力工具，對於GGT斷面二維溫度分布研究也不例外。不同點只是計算時所採用的參數不同而已。由於整個歐亞板塊和太平洋板塊以及斷面內幾個地體的運動學參數，諸如板塊匯聚速度、斷層運動速度、侵蝕率、板塊的縮短、增厚、拉伸等因素的不確定性，此次二維有限元模擬只限於穩定狀態條件之下。
二維有限元模擬主要用來揭示地殼、上地幔的二維熱結構。依據地質和地球物理等方法獲得的構造模型來建立簡化的計算模型。文中簡化模型中分層是根據地震折射和反射層、沉積層、結晶基底和莫霍面而設。分塊考慮了不同地體（鄂爾古納、大興安嶺、佳木斯和興凱地體）和盆地（海拉爾和松遼盆地）。
二維有限元方程為
岩石圈構造和深部作用
其中P為密度，c為比熱容，κ為熱導率，而A為生熱率。若考慮穩定狀態，則溫度不隨時間而變，方程簡化為
岩石圈構造和深部作用
該式也可用下列泛函取極小值表示：
岩石圈構造和深部作用
其中I為能量函數，S為研究區域，τ為區域之邊界，qn為穿過邊界的熱流密度，κ為熱導率，而A為生熱率。根據這些方程，若κ、A和邊界條件已知，則通過計算可獲得溫度分布。其結果如圖8所示。
圖8滿洲里至綏芬河斷面垂向溫度分布
圖中等值線單位：℃
5結論和討論
沿斷面自西向東熱流值的變化如下：屬鄂爾古納地體的滿洲里西南烏奴格吐山地區為30mW/m2；海拉爾盆地18個熱流值的平均值為59mW/m2；屬大興安嶺地體多寶山地區3個熱流測值的平均值為40mW/m2；松遼盆地9個熱流值的平均值為70mW/m2；佳木斯地體富錦為47mW/m2；雞西盆地3個測值的平均值為54mW/m2。沿著斷面熱流的變化示於圖9。熱流測量受可供溫度測量的鑽孔分布的限制，這已是共認事實。斷面附近大興安嶺和張廣才嶺地區熱流值匱乏，因此，圖9中這一段熱流以虛線表示。熱流值在盆地高而在山區和古老地體（鄂爾古納和佳木斯地體）低。
熱流值和莫霍面埋深有密切關系。一般的規律為高熱流值對應淺莫霍面埋深[1]。本斷面莫霍面由折射地震探測所獲[7]，在西部鄂爾古納地體為約40km深，海拉爾盆地為37km深，松遼盆地為33km深，東部佳木斯地體為39km深。上述熱流值的高低與莫霍面埋深直接相關（圖9）。這些相關關系在中國其它地區也易發現[6]。
熱流值和殼內高導層（CHCL）和上地幔高導層（UMHCL）埋深關系也很密切。這一關系表現在Adam的經驗公式：h=h0q-a，其中h為高導層埋深，q為構造熱流值，h0與指數a為某一地區代表構造屬性的參數。圖9中也畫出了由大地電磁測深[7]所得出的殼內和幔內高導層埋深的變化。缺乏熱流測點的大興安嶺和張廣才嶺地區熱流值起伏變化，是由該地區莫霍面和殼、幔內高導層的埋深變化而構畫。
很顯然，松遼盆地和海拉爾盆地熱流分布有明顯差別。松遼盆地熱流值比海拉爾盆地高，而且超過全球平均值（63mW/m2）[8]。這意味著兩個盆地的形成機制和構造特點有很大差別。松遼盆地高熱流的起因除了莫霍面和上地幔上隆的影響之外還與以下3個因素有關[13]。第一，松遼盆地基底分布大面積的加里東期、海西期及燕山期花崗岩，其生熱率高；其次，松遼盆地是中國東部環太平洋裂谷系的一個組成部分，是一個裂坳復合型盆地，其地殼的拉張作用造成熱活動的加強；第三，松遼盆地屬於封閉型滯留盆地，沒有泄水區，地下水流動緩慢，平均流速僅6.1mm/a，大量的熱量不易散失，特別是由於快速湖侵形成的大面積厚層泥岩，它具有良好的聚熱和隔熱性能，故使來自深部的熱能較好地保存下來。
圖9沿斷面域大地熱流和地幔熱流的變化及地質結構
F1—德爾不幹斷裂；F2—嫩江斷裂；F3—佳伊斷裂；F4—牡丹江斷裂；F5—敦密斷裂
計算結果也表明，斷面域不同地體構造單元其地幔熱流的大小不同。從西到東其值變化為：鄂爾古納地體為23mW/m2，海拉爾盆地為33mW/m2，大興安嶺地區也為33mW/m2，松遼盆地為50mW/m2，而佳木斯地體為25mW/m2。可見，地幔熱流值在鄂爾古納和佳木斯等古老地體很低，在松遼盆地很高，而在海拉爾盆地和大興安嶺地區居中。由此可認為，殼、幔熱結構的差異引起斷面域不同構造單元大地熱流分布的不同。從計算結果可知，不同地體構造單元的地幔熱流和殼內以10km深層位的上部和下部對地表熱流有不同的貢獻。
斷面域內兩個大的盆地——松遼盆地和海拉爾盆地不僅從地幔熱流的形態而且從殼內熱結構、都屬性質上差別很大的兩種類型。松遼盆地的地幔熱流為50mW/m2，約佔地表熱流的60%，而海拉爾盆地的地幔熱流為33mW/m2，約佔地表熱流的52%。兩者相差很大，說明兩個盆地上地幔熱結構有很大差別。兩個盆地熱結構的不同與所處構造部位有關。據最近日本學者通過地震波層析成像所揭示的地幔構造和板塊下插歷史的對比研究結果表明[10]，松遼盆地下方由於插入的太平洋滯留「冷」板塊從上部地幔向下部地幔下落時，為了補償其下落部分，必然從下部地幔向著上部地幔產生「熱」地幔羽的上升運動。「熱」地幔羽的這種上升，或許可以認為是造成松遼盆地具有高異常地幔熱流的根本原因。從計算結果所顯示殼內熱結構的角度看，松遼盆地殼內10km深層位上部對地表熱流的貢獻（22.2mW/m2）比下部貢獻（8.8mW/m2）大得多，而在海拉爾盆地上、下部的貢獻（分別為15.8mW/m2和14.3mW/m2）幾近相等，說明松遼盆地地殼內生熱的放射性元素向地表的富集程度比海拉爾盆地高，即從殼內岩性的分布角度看，松遼盆地酸性、基性和超基性岩的分異程度比海拉爾盆地高。以上情況與松遼盆地下面5～13km深度范圍內分布巨厚花崗岩的事實相吻合[13]。
致謝感謝中國科學院地質研究所汪集暘院士和沈顯傑研究員的指導和幫助，也向中國科學院研究生院石耀霖教授對二維有限元計算所給與的協助表示感謝。英文稿件完成過程中，周雲軒副教授給予了熱情幫助，在此亦表謝意。
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㈡ 吉林財經大學校長是誰
吉林財經大學抄校長是孫傑光，2018年11月至今任吉林財經大學校長。
1989 年 7 月，到省工商局工作。歷任吉林省工商局廣告審查事務所副所長、辦公室副主任，松原市寧江區政府副區長，省工商局工商行政管理研究所所長，省工商局辦公室主任，吉林農業大學紀委書記，吉林農業大學黨委副書記，長春金融專科學校黨委書記。
2018 年 4 月，任吉林省經濟管理幹部學院院長、黨委副書記。
2018 年 3 月 30 日，吉林省委組織部，擬任孫傑光為正廳級領導職務。
2018 年 4 月 11 日，吉林省經濟管理幹部學院召開處級以上幹部大會，宣布吉林省委任命 : 孫傑光同志任吉林省經濟管理幹部學院院長、黨委副書記。
2018 年 4 月 25 日，根據長春金融專科學校網站顯示，孫傑光不再擔任黨委書記職務。
2018年11月5日，吉林財經大學召開領導幹部會議，宣布孫傑光任吉林財經大學校長。
㈢ 王璞珺的學術論文
（按時間順序，打*者為代表作）
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㈣ 烴源岩與火成岩岩性組合特徵
研究表明，我國裂谷盆地烴源層中火山岩、火山碎屑有4種分布形式:主力烴源層內基性火山岩、灰質泥頁岩同層共生;煤系烴源層內中性火山岩與烴源岩互層共生;含膏鹽烴源層內火山碎屑與有機質富集層共生;烴源層內火山岩牆、岩床等。前3種火山岩、火山碎屑是與烴源岩同期或准同期噴溢和沉積形成的，第4種是在烴源層埋藏過程中岩漿侵入的結果。
1.玄武岩-暗色泥頁岩組合
富含有機質的泥岩、油頁岩夾數量不等的玄武質熔岩及其凝灰岩，並含白雲岩化生物灰岩透鏡體、凝灰質泥岩和基鹼性蝕變礦物。如松遼盆地的青山口組暗色泥岩、油頁岩中有玄武岩和凝灰岩夾層。東營利津窪陷的楊集-林樊家和惠民凹陷的魏家集-玉皇廟等地區的泥岩、油頁岩中夾有近百層總厚達500m的熔岩和碎屑凝灰岩，同時沙一段泥岩中也夾有較多的火山岩及凝灰岩。沾化凹陷孤島-樁西地區沙一段富含顆石藻的泥岩、油頁岩中玄武岩及火山碎屑也很發育。陽信窪陷沙三-沙二下火山噴發，持續時間長達5.5Ma，噴發次數多，主要為玄武質凝灰岩和輝綠岩，岩漿或以湖底火山噴發或以順層侵入的形式侵入到湖相泥岩中與泥岩或鈣質泥岩互層，如沙 4 井火山岩段沉積夾層達 11 層。東濮凹陷南部的沙三段、沙四段烴源岩中也夾有大量薄層玄武岩及凝灰岩或綠輝岩。濱南地區沙三段中下部厚層烴源岩中也發育玄武岩體，其具體特徵將在下章中討論。
2. 玄武岩-膏鹽岩-暗色泥頁岩組合
富含有機質泥頁岩與膏鹽岩不等厚互層，在其底部或頂部夾少量玄武質熔岩，除富含白雲岩化生物灰岩透鏡體外，還有較多的方沸石、鈉沸石和重碳酸鈉鹽蝕變礦物。如東濮北部在前期形成的火山閉塞湖基礎上，沿斷裂破碎帶在沙二、沙一段中發育有多旋迴深源噴溢火山岩體，形成了厚達2 ～3 km 的烴源岩與膏鹽岩互層。從地震反射剖面、鑽井和測井及取心資料看，暗色泥頁岩與膏鹽岩互層均為連續過渡關系，屬水下火山噴溢沉積。泌陽凹陷的核二段烴源岩 ( 暗色泥頁岩與膏鹽韻律層) 與重碳酸鈉鹽岩互層，並在其底部和中部均夾有玄武質熔岩流，富含重碳酸鈉鹽和含鹼白雲石、方沸石、鈉沸石及碳氫鈉石等，具有深源熱液噴流標志的含沸石鹽鹵化礦物 ( 圖1-53) 。此外，江漢地區的荊河鎮組與潛江組也屬於該種組合類型。
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㈤ 楊寶俊是是誰啊
楊寶俊 ，1943年11月生，遼寧本溪人，博士生導師、吉林省管優秀專家，國務院政府特殊津貼獲得者。1968年北京石油學院畢業。1981年獲長春地質學院地物系碩士學位。以後任教長春地質學院（現任教吉林大學）。從事地震勘探教學與科研。近十多年來，主要從事層圈綜合信息、深層油氣資源評價和非線性地震波場性質研究。在我國大剖面調查工作中，應用地震測深資料研究地殼結構和莫霍性質，取得了重要成果。曾獲中國高校科技進步一等獎和地質礦產部科技成果獎多項。出版教材和專著10部，培養博士生、碩士生30多名。