❶ 南安市豐州鴻明皮塑有限公司怎麼樣
南安市豐州鴻明皮塑有限公司是1997-04-29注冊成立的有限責任公司(自然人投資或控股)，注冊地址位於南安市豐州武榮門邊。
南安市豐州鴻明皮塑有限公司的統一社會信用代碼/注冊號是91350583628679100K，企業法人呂志成，目前企業處於開業狀態。
南安市豐州鴻明皮塑有限公司的經營范圍是：生產加工皮塑製品、PP織帶；自營和代理各類商品和技術的進出口業務，但涉及前置許可、國家限定公司經營或禁止進出口的商品和技術除外。（依法須經批準的項目，經相關部門批准後方可開展經營活動）。
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❷ 上海新世界百貨有限公司怎麼樣
簡介：上海新世界百貨有限公司成立於1996年03月01日，主要經營范圍為經銷百貨、五金交電、鍾表眼鏡、工藝品、縫紉機械、勞防用品（除特種）、燈具、傢具、針紡織品，日用雜貨，建築裝潢材料，電動工具、電工器材、摩托車，辦公房租賃等。
法定代表人：呂志成
成立時間：1996-03-01
注冊資本：2000萬人民幣
工商注冊號：310101000134966
企業類型：有限責任公司（國有控股）
公司地址：上海市南京東路479號7樓
❸ 海通證券股份有限公司濰坊東風西街證券營業部怎麼樣
簡介： 2016年11月1日,公司名稱由「海通證券股份有限公司濰坊東風東街證券營業部」變更為「海通證券股份有限公司濰坊東風西街證券營業部」。
法定代表人：呂志成
成立時間：2013-11-08
工商注冊號：370705300009384
企業類型：其他股份有限公司分公司(上市)
公司地址：山東省濰坊市濰城區東風西街277號1號樓2-04
❹ L Z C 、我喜歡你
比如找借口讓他幫你拿東西.或者什麼東西忘了.讓他給你送區.
或者通過聊天的時候套他的話。就能看出來
❺ 國內外研究現狀與本書的研究意義
銫元素具有優良的光電特性和強烈的化學活動性，因此銫金屬及其化合物具有獨特的性能，故在多種技術領域，特別是軍事等高科技領域中得到廣泛應用(黃萬撫等，2003)。自然界中獨立的銫礦物主要有銫沸石、南平石、Rhodizite、銫錳星葉石和銫蛋白石(A、CT與C3種)等(鄭綿平等，1995)。已知的銫礦床有:①含銫偉晶岩礦床，代表性礦床為新疆阿爾泰與四川康定等地的銫礦床(董普等，2005);②鹼性花崗岩型鈮鉭伴生銫礦，代表性礦床為湖南郴州、衡陽及江西宜春等地的銫礦床(董普等，2005);③鹼性岩石風化沉積型鈮鉭伴生銫礦，代表性礦床為廣東增城等地的銫礦床(董普等，2005);④鹽湖型銫礦床，代表性礦床為西藏扎布耶鹽湖;⑤含銫溫泉水、熱鹵水及其硅華礦床，以西藏的色米及本書的重點研究對象搭格架、谷露的銫礦床為代表。
海底熱水活動所形成的礦床具有規模大、品位高等特徵，因而有著重要的經濟價值，並且該類型礦床的研究程度也較高。同樣，也有較多的陸相熱水成因礦床被發現，例如美國的Mclauglin、ParadisePeak、Sleeper、Borealis、JaimesRidge、CerroDuro、EastRidge、Buckhoem、Hasbrouck、Sulfur、FlordaCanyon和HogRanch等金礦，巴布亞紐幾內亞的Lihir、Wau和Ken-necott金礦，日本的Akeshi、Iwato和Kasuga等金礦，紐西蘭的GreatBarrier島金礦(戴傑敏，2000)。此外，在玻利維亞發現了與近代熱泉活動有關的Sb礦化，在義大利的阿米亞特熱天邊緣發現有Hg礦等諸多礦床或礦化(朱炳球等，1992)。我國也發現了一定數量的該成因類型的礦床或金礦化，例如黑龍江虎林市四平山金礦(孫榮祥等，2000)，雲南騰沖熱海與硝塘等地的金礦化(劉寶珺等，1998)，西藏羊八井的硫礦床(張錫根，1998)及西藏搭格架、谷露與色米的銫礦床(鄭綿平等，1995)，廣東長坑金銀礦床(孫曉明等，1995)，福建太華山金礦(黃亞南，1999)和四川西部的金礦化(王登紅等，2003)等。但總體來看，該類型礦床與礦化的研究程度相對較低，盡管初步總結了包括區域構造、礦石結構構造、地球化學及礦床分帶等的陸相熱水沉積礦床的綜合判別標志，但缺乏系統的研究(王江海等，1998)。
青藏高原的形成演化及其資源環境效應是國內外研究的熱點領域。晚新生代以來，因印度板塊與歐亞板塊的相向移動碰撞，使青藏高原隆升除了引起全球氣候變化(施雅風等，1998)外，同時也引起了高原內部的明顯變化，這些變化包括地殼的雙倍加厚、碰撞帶東西兩端出現大型構造結(Yinetal.，2000)及碰撞後伸展引起的一系列橫切IYS和BNS的近SN向正斷層系統(Tapponier et al.，1977;Molnar et al.，1978;Ni et al.，1978;侯增謙等，2004;李振清等，2005)。這些SN向正斷層系統誘發了強烈的第四紀泉水活動，構成了著名的喜馬拉雅大型地熱帶(廖志傑等，1981)。因此，西藏泉水活動是高原碰撞造山過程中的產物，泉水活動強度和時空變化真實地記錄著高原隆升的過程(趙平等，2002)。該地熱帶的部分泉水中鋰銣銫硼等元素含量較高，這些泉水也是特種鹽湖主要的成礦物質來源之一，同時也形成了部分硅華型與鹽湖銫礦床。與這種陸陸碰撞背景下的西藏硅華型銫礦床不同，北美科迪勒拉熱水礦床屬於大陸邊緣構造成礦(潘捷耶夫，1987);而海底熱水礦床和硫化物「黑礦」為洋脊擴張作用下成礦(侯增謙等，2003)。西藏泉水中的銫含量高達4.45×10－6，為Galapagos擴張中心熱鹵水銫含量0.27×10－6(Zheng Mianping，1999)的16.5倍。現今已知的銫礦床除了含銫偉晶岩礦床等(董普等，2005)外，還有含銫鹽湖礦床，例如我國西藏扎布耶鹽湖，其鹵水中銫含量達50mg/L(工業品位要求為10mg/L)，液體礦的銫資源量達1558.96t(曹文虎等，2004)。含銫泉水、熱鹵水及其硅華礦床，以西藏的搭格架、谷露的銫礦床為代表，該類礦床中以硅華的銫含量最高，迄今發現含銫最高者為西藏搭格架的硅華，其銫含量最高為11632×10－6。總之，西藏的硅華型銫礦床的銫含量在泉水與硅華中均顯示奇特的高值。
關於西藏泉華的形成時代，國內對現代泉水沉積物的年齡測定多基於ESR、U系和14C方法。陳以健等(1992)與鄭綿平等(1995)測定了西藏搭格架、谷露與色米3處硅華的ESR年齡，並且鄭綿平等(1995)在15個ESR年齡的基礎上，認為泉華形成於3個時期:第一期69±1.1～＞30±6.7萬年，第二期30±6.7～2±0.5萬年，第三期＞1.5±0.54萬年(還在繼續中)。李振清(2002)根據西藏9處泉華(包括搭格架)的26個ESR年齡，提出了西藏泉華形成於4個時期:50～47萬年、40～35萬年、27～20萬年和15萬年以來。而侯增謙等(2001)則根據西藏7處泉華的ESR年齡，也給出了西藏泉華形成於4個時期的看法:0.5～0.47MaBP、0.4～0.35MaBP、0.27～0.2MaBP和＜0.1MaBP。在綜合岡底斯熱泉華熱水活動基礎上，侯增謙等(2001)曾定性地指出，0.5Ma以來，青藏高原有兩次(0.37±0.05Ma和0.1Ma以來)較大規模的快速隆升，該認識得到青藏高原相關地區沉積的響應。朱梅湘等(1993)給出了西藏羊八井地熱田水熱蝕變岩石的U系和14C年齡，該年齡可分為1.93～2.1萬年、10.2～14.2萬年、30.7～36.85萬年3個階段，並認為基本涵蓋岡底斯重要熱水時間的年齡(李振清，2002)。吳中海等(2004、2005)在研究唐古拉山北溫泉地區西緣的晚新生代正斷層作用時測定了5件鈣華的年齡，其中1件為ESR年齡，4件為U系法年齡。但詳細分析上述所有有關泉華形成時代的看法，可以發現它們僅是ESR、U系和14C年齡數據的統計結果，而缺乏這些測年樣品所在地質體的系統的第四紀地質與地貌學證據，因而對這些數據的可靠性無法做出判斷。因此，筆者認為，這些時代與分期的可靠性值得探討。同時泉華的年齡測定是零星的，缺乏系統的分析研究，應是今後研究的一個重要方向(趙平等，2002)。
總之，目前獲得的西藏泉華的年代學數據主要為ESR與U系法兩種方法的測年結果。本書使用的主要是U系法，其測年原理是，在地質作用過程中，U元素無處不在，只是在不同的地質體中其含量高低不同而已。在碳酸鹽樣品中，U與碳酸根形成鈾銑絡陰離子UO2(CO3)34－和UO2(CO3)33－，它們易溶於水並隨水而遷移;由於Th易於水解、沉澱或被吸附在其他物質上，因而純碳酸鹽中的Th含量甚微而可忽略不計。除碳酸鹽外，鈾醯與硅酸鹽離子等也形成可溶性絡合物(Gascoyne，1992)。對於泉華樣品，由於形成後較為堅硬，U沉積於泉華中後幾乎沒有被遷出的可能，導致其可能處於封閉體系。但在樣品形成初期引進了232Th，這樣，在計算樣品年齡時就必須對碎屑Th的污染進行校正。據此，筆者等嘗試把這類樣品看做為由兩種成分組成，即自生相的泉華物質和碎屑相的泥質物質，並假定自生相代表泉華形成的年代，且保持了封閉體系(趙元藝等，2006a、2006c)。也就是說，在該相中不存在232Th，全部232Th均應來自碎屑相。那麼從理論和從數學關繫上可以導出，所有數據點應在230Th/232Th對234U/232Th和234U/232Th對238U/232Th等時線圖中落在一條直線上。直線的斜率(230Th/234U和234U/238U)代表了去掉碎屑污染的泉華的同位素比值，或者說是年齡值。由於部分泉華的U含量低，用稀酸淋取時難於獲得可測量的U、Th同位素比值，但樣品全溶後的230Th/232Th比值變化在3.72～14.50之間。因此，這些樣品的年齡是假定被測試對象在久期平衡時的Th/U=3.8進行了校正之後所獲得的(Szabo et al.，1996;Shen et al.，2004)。Szabo et al.採用稀酸淋濾法對美國內華達州Pyramid湖含碎屑泉華的U系年齡做了詳細研究，經等時線校正後得到了與其他方法所獲得的年齡數據及地質背景相吻合的結果。在被分析的數十個樣品中有相當一部分樣品的230Th相對234U過剩，一些樣品的Th含量極其高，達到(1140～3700)×10－6，230Th/234U比值最高達到47。類似結果在美國加利福尼亞州的DeathValley也存在(Kuetal.，1998)。而在坦尚尼亞Natron盆地湖中泉華的230Th超過母體234U，達到1200℅(Hillaire-Marcel et al.，1986;Casanova ＆ Hillaire-Marcel，1992)。
礦物形成之後的變化是普遍存在的，變化的方向是由不穩定態向穩定態轉變。蛋白石類礦物形成之後的變化路徑為結構不穩定的無定型殼體(opal-A)→方石英為主的opal-CT→結晶度高的石英(Herdianita et al.，2000;UmedaM.，2003;Hinman et al.，2005;王汝建等，2001;周永章等，2006)。盡管這種轉變是非常緩慢的，水溫、pH值以及雜質的多寡都會影響轉變的速率(Umeda M.，2003)，但這些轉變是不容懷疑的。與這種礦物結構變化而導致的礦物種類變化相對應，礦石的組構也呈現規律性的變化(Herdianitaet al.，2000;周永章等，2006;趙元藝等，2008)。
對於常量元素，由於不同成因硅質岩有著不同的SiO2等物質來源(楊建明等，1999;曾普勝等，2004)，因此元素含量及其有關參數是判別硅質岩成因類型和沉積環境的重要標志之一，近年來廣泛使用的有Fe-Mn-Al、U-Th、Zr-Cr、Si-Mg、Fe/Ti-Al/(Al+Fe+Mn)等圖解(周永章等，1994;董維全等，1994、呂志成等，2004)。一般的，純硅質岩的SiO2含量的變化范圍為91%～98.8%(Murray etal.，1992)。但多數硅質岩樣品比純硅質岩的SiO2含量為低。Si/Al比值較低反映出硅華中有相對較高比例的成分相當於頁岩的富含Al2O3的陸源沉積物的混入(呂志成等，2004)。Al/Fe比值［Al/Fe=Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)］常被用來確定硅質岩的形成環境，例如大陸邊緣硅質岩Al/Fe為0.5～0.9、大洋中脊硅質岩＜0.4(Murray et al.，1991、1994)。MnO/TiO2常被用來探討硅質岩的形成環境(Bostrom et al.，1973;Adachi，1986)，例如大陸斜坡和邊緣海沉積的硅質岩MnO/TiO2＜0.5，而大洋沉積的硅質岩MnO/TiO2＞0.5。一般的，硅質岩中的Fe、Mn的富集主要與熱水的參與有關，而Al的相對富集則多與陸源物質的介入相關(呂志成等，2004)，並且Al/(Fe+Mn+Al)值由純水的0.01到純遠海生物成因的0.60，據此Adachi(1986)和Yamamoto(1987)等系統地給出了熱水沉積物和非熱水沉積物在Fe-Mn-Al圖中的位置。
對於微量元素，一般的，Cr與U主要富集在還原性的熱水沉積物中，而Zr與Th則主要富集在碎屑成因的顆粒物中。因此，在Cr-Zr與U-Th圖解中，現代熱水沉積物與其他成因沉積物應有不同的位置(RonaP.A.，1984;呂志成等，2004)。對海相成因硅質岩的稀土元素地球化學行為的研究比較深入，一般來說硅質岩的稀土元素主要來源於海水，因此硅質岩中稀土元素含量多少受控於其沉積速度，若沉積速度大，則從海水中吸收的稀土元素就少，反之亦然。並且硅質岩與海水有較為近似的稀土元素特徵，因而硅質岩中的稀土元素及有關參數常被用來判別其形成當時的古環境(丁林等，1995;Murray et al.，1991、1992;Mur-ray，1994;呂志成等，2004)。但對陸-陸碰撞條件下的硅華稀土元素地球化學行為研究較為薄弱，對一些參數的地球化學解釋也較為初步(李振清，2002)。由於硅質岩中的稀土元素主要來源於圍岩，因此∑REE的大小直接反映了圍岩所起作用的大小。Lashale/Ceshale比值可較為准確地判別硅質岩的形成環境(Murray et al.，1991;丁林等，1995)，洋中脊附近的硅質岩該比值為3.5左右，大洋盆地硅質岩的為1～2.5，大陸邊緣硅質岩的為0.5～1.5。Eu/Eu*為稀土元素主要的參數之一，在硅質岩的形成環境判別中廣為應用。在大洋中，隨海水的加深，負Eu異常明顯加大，若其中有熱液活動時則出現明顯的正異常(Mudhard，1989;Douville et al.，1999)，但筆者認為該結論不完全正確(趙元藝等，2007)，例如張家界柑子樣的熱水成因硅質岩Eu/Eu*=0.70～1.04(李勝榮等，1996)。秦嶺泥盆系熱水成因鐵白雲石硅質岩和似碧玉岩的Eu具明顯的負異常(炎金才，1996)，北大巴山下寒武統黃柏樹灣、松樹灣、王家山等地以熱水成因為主的硅質岩的Eu多呈負異常(呂志成等，2004)。西藏當雄、谷露、羊八井熱水成因泉華Eu/Eu*有正有負，三地18個Eu/Eu*數據中，有11個負異常，7個正異常(李振清，2002)。因此，對Eu/Eu*的正負異常應具體情況具體分析。Ce常出現+3、+4兩種價態，其中Ce3+的溶解度較大;而Ce4+的溶解度較小，並易與Mn4+呈類質同象，而易被從液體相中沉澱析出，造成沉積物Ce的負異常。由於不同沉積環境的鐵錳氧化物的豐度不同，由此而引起的Ce虧損程度也不相同(呂志成等，2004)。丁林等(1995)、Murray等(1991)均給出了不同沉積環境的Ce/Ce*變化范圍和平均值。另據Shimizu(1977)的研究結果，熱水成因硅質岩的Ce/Ce*為負異常，而非熱水成因硅質岩的Ce/Ce*為正異常。例如，湖南石門雄黃礦區(熊先孝等，1997)和江西金山金礦區(劉志遠等，2005)熱水成因硅質岩。V/Y比值對海相成因硅質岩形成環境判別的應用不多見，但近年來也有人試圖利用此比值進行研究(Murray et al.，1991;呂志成等，2004)，指出V/Y值從洋中脊(V/Y≈4.3)和大洋盆地(V/Y≈5.8)比大陸邊緣(V/Y≈1.34)的明顯偏高。U/Th比值反映了熱水物質與陸源水成物質相對貢獻的大小(呂志成等，2004)。
泉水沉積硅質岩的硅同位素組成可以用來探討其成因和沉積環境，其中低溫水體中自生沉積的石英δ30Si為1.1‰～1.4‰，熱水沉積硅質岩的δ30Si為－1.5‰～0.8‰，成岩過程中次生石英的δ30Si為2.4‰～3.48‰，生物成因硅質岩的δ30Si變化較大，並與沉積環境關系密切(呂志成等，2004)。Sr、Nd同位素在火山岩、岩漿岩與變質岩的物質來源的研究中發揮了重要作用，在海相硅質岩的研究中已有較多的數據發表(呂志成等，2004;黃思靜等，1999);但在熱水成因泉華的研究在本書相關工作之前未見報道。關於硅華的形成環境，由於海底為還原環境，故與海相熱水活動有關的成礦作用多為還原條件;而陸相泉水活動多形成於氧化條件(王江海等，1998)。
總之，西藏泉水沉積物較為准確地記錄了印度-亞洲大陸碰撞的歷史，而泉水富銫並在部分沉積物中富集成礦，這種礦床在西藏乃至全球具有極大的特殊性，為我國獨具特色的礦床類型。因此，深入系統地研究西藏第四紀泉水的成礦效應有重要的意義。
❻ 北京德朗嘉諾投資管理有限公司怎麼樣
北京德朗嘉諾投資管理有限公司是2015-06-03在北京市昌平區注冊成立的有限責任公司(自然人投資或控股)，注冊地址位於北京市昌平區回龍觀鎮建材城西路87號院8號樓18層1—2117。
北京德朗嘉諾投資管理有限公司的統一社會信用代碼/注冊號是91110114344349919P，企業法人呂志成，目前企業處於開業狀態。
北京德朗嘉諾投資管理有限公司的經營范圍是：投資管理、資產管理；投資咨詢。（「1、未經有關部門批准，不得以公開方式募集資金；2、不得公開開展證券類產品和金融衍生品交易活動；3、不得發放貸款；4、不得對所投資企業以外的其他企業提供擔保；5、不得向投資者承諾投資本金不受損失或者承諾最低收益」；企業依法自主選擇經營項目，開展經營活動；依法須經批準的項目，經相關部門批准後依批準的內容開展經營活動；不得從事本市產業政策禁止和限制類項目的經營活動。）。在北京市，相近經營范圍的公司總注冊資本為254317756萬元，主要資本集中在 5000萬以上 規模的企業中，共12047家。
北京德朗嘉諾投資管理有限公司對外投資3家公司，具有0處分支機構。
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