㈠ 甘肅瓜州紅柳河文化產業基地什麼時候開工
你去問工程的發包方才知道
㈡ 紅柳河的流經哪些省
流經內蒙古和陝西省。
紅柳河又叫薩拉烏蘇河。在行政區劃上，該河流經地區隸屬於陝西省吳旗縣、定邊縣、靖邊縣和內蒙古自治區鄂托克前旗、烏審旗管轄區。
薩拉烏蘇河發源於陝西西北部黃土高原之白於山北麓的吳旗縣境內，自此向北穿越長城，流經定邊縣和靖邊縣黃土丘陵區，至靖邊縣寧條梁東南的新橋一帶，進入鄂爾多斯高原東南窪地，之後蜿蜒曲折北上，在二層河灘附近進入內蒙古自治區鄂托克前旗清水溝灣一帶，再沿東北方向流入烏審旗；
輾轉滴哨溝灣、楊樹溝灣、東溝灣、范家溝灣、楊四溝灣、邵家溝灣、劉家溝灣、米浪溝灣、康家溝灣、大石砭古城溝灣和三岔河溝灣等大小的曲折河道，在不足60公里的直線距離內行程110多公里到達巴圖灣，繼續東流注入黃河支流－無定河。
(2)紅柳河擴展閱讀
紅柳河的下游為無定河。
無定河發源於定邊縣白於山北麓，上游叫紅柳河，流經靖邊新橋後稱為無定河。全長491公里，流經定邊、靖邊、米脂、綏德和清澗縣，由西北向東南注入黃河。
上游紅柳河源於定邊東南長春梁東麓，東南流向，沿途納榆溪河、蘆河、大理河、淮寧河等支流，在清澗縣河口注入黃河 。
㈢ 紅柳河站的介紹
站址在甘肅省敦煌市紅柳村，建於1958年。離蘭州站1153公里，離烏西站759公里，隸屬烏魯木齊鐵路局哈密鐵路分局管轄。現為四等站。
㈣ 中國大好河山紅柳河在哪裡怎麼去
紅柳河是車站名，站址在甘肅省敦煌市紅柳村，建於1958年。離蘭州站1153公里，離烏西站759公里，隸屬烏魯木齊鐵路局哈密鐵路分局管轄。現為四等站。
紅柳河是甘肅省西北蘭新鐵路的一個小站。平時，這里除了呼嘯而過的列車以外，就剩下狂風卷著黃沙與幾個工作人員相伴。
自2015年初起，「改站貌、建家園」活動在紅柳河站開始，經過幾年的努力，現在的紅柳河車站草木叢生、花香四溢、果樹飄香，魚兒自由遨遊，一片生機盎然的景象。
㈤ 紅柳河到瑪曲多少公里
蘭州經夏河、合作至碌曲去得是213國道，路況非常好，它的里程343公里。從碌曲到瑪曲有一級省道，路況也不錯，它們之間是97公里。因此，蘭州到瑪曲共計440公里，該路段沒有修路，需5個半到6個小時到達
㈥ 紅柳河岩體
出露於北東向星星峽大斷裂南側的中天山隆起帶內，呈近東西向帶狀產出。圍岩為志留系阿爾特梅什布拉克組。岩性為一套中基性火山岩夾火山碎屑岩和沉積碎屑岩建造。火山岩為中基性晶屑凝灰岩、安山質岩屑晶屑凝灰岩和杏仁狀輝石安山玢岩等。其上被下二疊統不整合覆蓋（圖2-5-4）。
圖2-5-4 紅柳河基性、超基性岩體地質略圖（據甘二隊資料修編，1964)
1 第四系；2—上二疊統：砂礫岩、石英砂岩夾薄層灰岩；3—下二疊統：石英砂岩、砂礫岩、凝灰岩夾鈣質砂岩；4—中下志留系：千枚岩夾薄層灰岩；5—下古生界：結晶灰岩、片岩及千枚岩；6—震旦系：硅質灰岩、凝灰質片岩；7－花崗岩；8—輝長輝綠岩；9—超基性岩：10—斷裂帶及斷層線
據1:20沙泉子幅區域地質調查資料（新疆維吾爾族自治區地質局，1996），岩體為一個以閃長岩為主的超基性－基性－中性雜岩體。分異作用尚好，可分超基性岩和閃長岩兩個岩相帶（圖Ⅱ－4），北部的超基性岩性岩相帶，內有眾多大小不等的透鏡狀、長條狀、橢圓狀輝長岩和閃長岩；南部的的閃長岩相帶，特別是靠超基性岩相帶邊緣，普遍見有超基性岩和輝長岩透鏡體存在，部分還有一些石英閃長岩和偏酸性岩石產出。所見超基性岩類以輝石橄欖岩和輝石岩為主，次有少量純橄欖岩和斜輝橄欖岩。其中的橄欖輝石岩類相對以岩體東段占優勢，內含眾多純橄岩和斜輝橄欖岩異離體；西段岩體以輝石岩為主，次有純橄岩和斜輝橄欖岩。各岩石或岩相間通常呈漸變過渡關系。鏡下，蛇紋石化橄欖輝石岩、橄欖角閃金雲母輝石岩、角閃輝石岩、輝長岩、斜長橄欖岩輝石岩、橄欖輝長岩和磁鐵礦橄欖角閃輝長岩中普遍可見岩漿結晶分異成因的嵌晶包含結構。另據《陝、甘、寧、青四省基性超基性岩》及有關礦產匯編的資料（西北地質科學研究所，1974），紅柳河岩體為一長約20km的長透鏡狀岩體，呈北西西－南東東向延展，向南陡傾。岩石以輝長岩、輝綠岩為主，超基性岩呈較小的豆莢狀，透鏡體狀分異體產於其內。在岩體偏北部位超基性岩分異較集中，大小可從1500m 到1m，分布大體與岩體產狀一致。有兩種產出接觸關系，一是單一的輝橄岩與輝長岩呈急變過渡，另一種是橄欖岩、輝橄岩分異體與輝長岩呈緩慢過渡，且分異體本身分異也較完整，從中心向兩側岩性為純橄岩－含輝純橄岩－輝橄岩－橄欖岩－橄欖輝長岩－輝長岩。岩石化學分析：純橄岩TFeO為8.28×10-2,MgO 38.13×10-2,m/f比值為0.83,Mg＃值為0.79；輝橄岩TFeO 8.56×10-2,MgO 35.56×10-2,m/f=0.80,Mg#=0.76；輝長岩TFeO為6.0×10-2,MgO 14.66×10-2,m/f=0.72,Mg#=0.65。岩石中見有星散狀黃鐵礦、磁鐵礦和鎳黃鐵礦。
㈦ 新甘交界紅柳河地區下二疊統玄武岩地球化學特徵及其形成的構造背景
紅柳河地區下二疊統拉斑玄武岩，主要表現為低Mg和全鹼（Na2O+K2O）以及高Fe和Ti的特徵，微量元素Rb、K、Sr和Ba等大離子親石元素富集，輕稀土元素（LREE）相對富集。La/Yb=10.61～16.87，Th/Ta=1.03～1.99，Fe/Ti=5.30～6.39，Ti/P=5.61～7.30，Ti/Zr=38.83～46.30。另外，Zr=（254～328）×10-6，Zr/Y=5～10，Y/Nb=1.52～2.45。所有這些地球化學特徵表明它們主要為板內玄武岩，其岩漿主要源於虧損地幔（DM）和富集地幔（EM）組分的混合，其中富集地幔（EM）為主要端元，且部分熔融程度低，受很低的地殼混染作用。
以天山為主的中亞型造山帶，石炭紀時主要洋盆都已經閉合，構造格局進入新的階段（Coleman，1989；Windley et al.，1990；Allen et al.，1992；馬瑞士等，1993；郭召傑等，1993；Sengör et al.，1993；Carroll et al.，1995；Dobretsov et al.，1995；Gao et al.，1998；Jahn，2000a）。近年來的研究表明，在古生代晚期，天山造山帶伴隨大量花崗岩的侵位（Han et al.，1997；韓寶福等，1999；Hu et al.，2000；Jahn et al.，2000a，2000b；Chen和Jahn，2002）和中基性火山岩的噴發（林克湘等，1997；Wartes et al.，2002；袁明生等，2002；趙澤輝等，2003）。該期花崗岩與造山階段的岩漿活動明顯不同，被認為是造山期後陸殼垂向增生的產物（Han et al.，1997；韓寶福等，1999；Jahn et al.，2000a，2000b）。新疆東部——北山地區二疊紀發育張性斷陷盆地，盆地中發育厚層的中基性火山岩。對這些火山岩的研究，不僅對認識東天山的構造演化，而且對了解二疊紀時期該區的構造特徵及其深部地質信息具有十分重要的意義。本書以紅柳河地區下二疊統玄武岩為研究對象（圖1-1-8），通過地球化學特徵研究，闡述其形成的構造背景和動力學意義。
圖1-1-8 紅柳河地區構造地質簡圖
A—克拉美麗縫合帶；B—中天山北緣縫合帶；C—南天山縫合帶；1—元古宇；2—上震旦統；3—上志留統；4—花崗岩；5—閃長岩；6—下二疊統火山岩；7—下二疊統礫岩；8—下二疊統砂岩；9—大理岩；10—超基性岩體；11—斷層；12—鐵路；13—第四系
一、區域構造背景
新甘交界紅柳河地區位於古生代塔里木地塊與中天山地塊匯聚縫合帶上（李錦軼等，1990；肖序常等，1992；馬瑞士等，1993；左國朝等，2003）（圖1-1-8）。紅柳河蛇綠岩是南天山弧後洋盆的殘骸，其縫合時間大致為晚泥盆世（郭召傑等，1993）。晚石炭世—早二疊世，新疆大部分地區的主要洋盆已經關閉（Coleman，1989；李錦軼等，1990；Windley et al.，1990；Allen et al.，1992；肖序常等，1992；Allen et al.，1993；馬瑞士等，1993；Carroll et al.，1995；Gao et al.，1998；Chen et al.，1999）。從早二疊世—晚二疊世，在區域上表現為不同斷陷帶或是斷陷盆地的形成，並伴隨強烈的火山作用，如三塘湖盆地、吐哈盆地以及北山柳園斷陷帶和紅柳河斷陷帶（Allen et al.，1991；Carroll et al.，1995；Wartes et al.，2002；趙澤輝等，2003）。
二、下二疊統岩石組合特徵
紅柳河地區二疊系主要為下二疊統紅柳河組，角度不整合在早古生代地層之上，缺失上二疊統。下二疊統為一套海陸交互相碎屑岩，其中紅柳河組下亞組下部為礫岩、砂岩及灰岩，最底部是一套磨圓度中等至良好的紅褐色厚層狀底礫岩。灰岩中採得腕足類化石：Camarophoria cf.mutabilis，Spiriferella sp.，Rhynchopora sp.，Waagenoconcha sp.，Dic⁃tyoclostus sp.，Muirwoodia cf.mammata等，相當於下二疊統上部。紅柳河組下亞組上部為綠色、灰綠色玄武岩類岩石夾凝灰砂岩、泥質粉砂岩及碧玉岩透鏡體，並出現灰白色灰岩和灰綠色凝灰岩互層（圖1-1-9），其中有的玄武岩呈大小不一的枕狀，枕間為灰岩充填（圖1-1-9）。本亞組在各處的出露厚度不一，其最大厚度為2700m。紅柳河組中亞組整合覆蓋在下亞組之上，以砂岩或礫岩與下亞組上部的火山噴發岩清楚地分開，為一套碎屑沉積岩，最大厚度為1000m。紅柳河上亞組整覆在中亞組之上，主要為灰色、灰綠色及褐紅色礫岩及厚層狀長石砂岩和復礦砂岩，夾極少量的粉砂岩透鏡體，厚2520m。於福生等（2000）在紅柳河車站西南紅柳河下亞組下部砂質灰岩中也發現了晚石炭-早二疊世生物群落化石，並在該下亞組上部的安山岩中的層狀生物碎屑灰岩中發現海百合莖等海相生物化石。本書主要選擇了該組中玄武岩做了系列的地球化學分析。
圖1-1-9 紅柳河枕狀玄武岩野外圖片
三、地球化學特徵
本書選擇岩石較新鮮的11個玄武岩樣品進行了主要元素分析，並挑選5個代表性的樣品進行了微量和稀土元素分析。主要元素數據由中科院地質研究所（HL2～6）和北京大學地質學系研究試驗中心（HL7～12）使用X熒光光譜方法分析測試（表1-1-5），微量稀土元素數據由中科院地質研究所使用ICP-MS方法分析測試（表1-1-6）。
表1-1-5 紅柳河玄武岩的常量元素組成（wB/%）
註：Fe2O3T為全鐵。
（一）主要元素特徵
SiO2含量為45.14%～49.60%，主要為基性玄武岩。MgO的含量為2.94%～7.80%，顯示為Mg偏低的特徵。全鹼的含量（Na2O+K2O）為2.31%～4.36%，為一種低鹼特徵，其中K的含量變化較大，為0.21%～1.51%。TiO2的含量為1.70%～2.19%，P2O5的含量范圍為0.21%～0.50%，表現為一種高Ti、P的特徵。在AFM圖（圖1-1-10）上，該區玄武岩落在拉斑玄武岩區（Irvine和Baragar，1971）。
圖1-1-10 紅柳河玄武岩的AFM圖解
（據Irvine和Baragar，1971）
表1-1-6 紅柳河玄武岩的微量稀土元素豐度（wB/10-6）
註：（La/Yb）N為球粒隕石標准化。
（二）微量元素特徵
微量元素特徵：Rb、K、Sr和Ba等大離子親石元素富集（圖1-1-11），其中有兩個樣品的Rb和K異常富集，可能是玄武岩樣品中含有富集Rb和K的杏仁體或氣孔充填物所致。La/Yb比值為10.61～16.87，Th/Ta比值為1.03～1.99，Fe/Ti比值為5.30～6.39，Ti/P比值為5.61～7.30，Ti/Zr比值為38.83～46.30。另外，Zr=254～328，Zr/Y比值5～10，Y/Nb=1.52～2.45。
圖1-1-11 紅柳河玄武岩N-MORB標准化的蜘蛛圖解
（標准化值據Sun和McDonough，1989）
（三）稀土元素特徵
輕稀土元素（LREE）相對於重稀土元素（HREE）富集（圖1-1-12），REE配分模式圖類似於洋島玄武岩的特徵，表明玄武岩岩漿主要源於EM。球粒隕石標准化的（La/Yb）N的范圍為7.78～12.16，說明LREE和HREE之間有明顯的分餾作用。
四、討論
（一）岩石成因討論
紅柳河下二疊統玄武岩的TiO2和P2O5含量較高，Y/Nb的比值較低（1.52～2.45），表現為類似大陸拉斑玄武岩的特徵（Floyd和Winchester，1975）。另外Zr的含量較高，Zr/Y的比值范圍為5～10之間。從Zr和Zr/Y的判別圖解上可以看出（圖1-1-13），該區玄武岩和典型的板內玄武岩特徵一致（Pearce和Norry，1979）。紅柳河下二疊統玄武岩的Th/Ta比值為1.03～1.99，La/Yb比值為10.61～16.87。在Th/Ta對La/Yb圖（圖1-114）中，樣品主要分布在虧損地幔（DM）和富集地幔（EM）之間的連線上，反映該玄武岩岩漿主要源於DM和EM兩個端元組分的混合成因，其中EM約占為70%～80%的成分，並且部分熔融程度較低，受殼源混染的程度也很低（Condie，2001）。Fe/Ti比值為5.30～6.39，Ti/P比值為5.61～7.30，Ti/Zr比值為38.83～46.30。從Fe/Ti、Ti/P和Ti/Zr對Zr的圖（圖1-1-15）中可以看出，玄武岩岩漿表現為富集的特徵，且部分熔融程度低，可能主要源於EM（La Flèche et al.，1998；Caprarelli和Leitch，2001）。其中Fe/Ti比值主要反映地幔源的部分熔融程度，Ti/P和Ti/Zr主要指示地幔源的富集程度（La Flèche et al.，1998）。
圖1-1-12 紅柳河玄武岩球粒隕石標准化的REE模式圖
（標准化值據Sun和McDonough，1989）
圖1-1-13（Zr/Y）-Zr玄武岩判別圖解
（據Pearce和Norry，1979）
A區是火山弧玄武岩；B區是大洋中脊玄武岩；C區為大洋中脊玄武岩和火山弧玄武岩；D區為板內玄武岩
（二）構造背景
從岩石組合特徵來看，從早二疊世早期沉積的以礫岩為主的海相碎屑岩和碳酸鹽岩，隨後以玄武岩為主的火山岩噴發，晚期上亞組的灰色礫岩和紅褐色砂岩互層，其間並出現灰白色灰岩和灰綠色凝灰岩互層，其中有的玄武岩呈大小不一的枕狀，枕間為灰岩充填。總的來說，下二疊統發生在造山期後的山間坳陷中，屬磨拉石建造。其特點是與下伏地層具有明顯的不整合，屬於海陸交互相沉積，厚度巨大，以碎屑岩為主，並伴有基性火山噴發岩，灰岩從下到上由多到少以至消失。以上特徵說明紅柳河地區早二疊世早期是一種伸展拉張的構造背景，隨著不斷的拉張斷陷，伴隨源於幔源的基性岩漿的噴發，隨後被灰色礫岩和紅褐色砂岩填充。從沉積地層的特徵來看，在整個拉張斷陷過程中，紅柳河地區已經拉張為深度較淺的並伴有基性岩漿的噴發的海盆，但未出現典型的洋殼。
圖1-1-14 紅柳河玄武岩Th/Ta對La/Yb圖解
（據Condie，2001）
圖1-1-15 紅柳河玄武岩Ti/Zr、Ti/P和Fe/Ti比值對Zr含量的圖解
（據La Flèche et al.，1998）
據前所述，天山、准噶爾和阿爾泰等地區多處發育有指示後碰撞幔源岩漿活動的花崗岩的侵位，其時代介於330～250Ma之間，普遍具有正εNd（t）的特徵（Hopson et al.，1989；趙振華等，1996；周泰禧等，1996；Han et al.，1997；韓寶福等，1999；Hu et al.，2000；Jahn et al.，2000a；Jahn et al.，2000b；Chen和Jahn，2002），反映了該區域可能從晚石炭世造山的擠壓環境轉化為造山後伸展拉張的構造背景。
五、結論
以上特徵表明，紅柳河下二疊統拉斑玄武岩噴發於深度較淺的海盆之中，是一種板內裂谷玄武岩，其岩漿主要源於虧損地幔和富集地幔成分的混合，其中富集地幔為主要端元，且部分熔融程度低，受很低的地殼混染作用。
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（趙澤輝，郭召傑，張志誠，史宏宇，田傑）
㈧ 酒泉至紅柳河多少公里
好像是907公里，具體多少忘了
㈨ 青島黃島區紅柳河附近有沒有拆遷
青島黃島區紅柳河附近應該是沒有拆遷