塊體sem

1、塊體層次的物性特徵

塊體層次則屬於區域地質問題。以東海地區的物性討論小塊體、以華北地區的物性討論大塊體的定量化岩石物性描述的可能性問題。

在東海地區數百平方公里內，我們分析的數種主要岩石的物性，其中榴輝岩是最令人感興趣的目標。物性測試的結果見圖1-3。榴輝岩密度高達3.5×103kg/m3，與其他岩石的密度在2.7×103kg/m3左右，有著很大的差異。這是由於其礦物組成所決定的。榴輝岩主要由密度為（3.5824.318）×103kg/m3的石榴子石、密度大於3.2×103kg/m3的綠輝石組成。如發生金紅石（密度為4.4×103kg/m3）礦化，則榴輝岩的密度相應增大。如發生角閃石［密度為（3.13.3）×103kg/m3]化，角閃石化榴輝岩密度則降低。而其他岩石主要為石英[密度為（2.32.6）×103kg/m3]、長石[密度為（2.52.7）×103kg/m3]組成，密度相應較低。榴輝岩與其他岩石平均密度差達 0.9×103 kg/m3。因此，在該區使用岩石密度，就可較精確地定量化地區分榴輝岩與非榴輝岩。同時，使用磁性參數也可對各種榴輝岩進行區分（圖1-3）。

圖1-3 東海毛北地區主要岩石密度直方圖及榴輝岩磁化率直方圖

再看華北地層物性的情況。以密度為例，華北地區地表表層沉積岩、固結沉積岩、沉積岩中非蒸發岩的密度等值線圖分別示於圖1-4、圖1-5、圖1-6。顯然它表示的內容或側重點不同。所有沉積岩密度的分布，反映的是固結與非固結岩石的區分，即覆蓋區與出露區的區分。而固結沉積岩，其主要塊體反映的則可能是高密度的非蒸發岩與低密度的陸源碎屑岩之分（表1-2），即海相為主的沉積與陸相為主的沉積區的區別。非蒸發岩的密度分布（圖1-6）則區分了高密度的白雲岩為主的與低密度的石灰岩為主的沉積分區。

圖1-4 華北地區沉積岩密度等值線圖（單位：103kg·m-3）

圖1-5 華北地區固結沉積岩密度等值線圖（單位：103kg·m-3）

圖1-6 華北地區非蒸發岩密度等值線圖（單位：103kg·m-3）

總之，從岩石層次、岩塊層次到塊體層次，岩石物性參數可在各層次、各層面進行一定程度地質塊體的數量化描述與解構。因此，物性參數與元素一樣，建立「岩石物性塊體」的概念存在著可行性。

2、塊體的名詞解釋？

[kuài tǐ]
釋義
像一塊木頭者
例句
採用浸漬沉積法製得鈦改性硅膠塊體吸附劑。

3、老師讓我們畫立面分析圖 ，要求畫體塊，但體塊是啥意思都不知道求解...

畫的是啥？ 按我的理解給你舉個例子。看你的手，可以將手掌歸納成扁的正方體，將手指歸納成五個長短不一的長方體。化圓為方，再根據情況上調子。就這么簡單，不知道我說清楚了沒有

4、塊體的接觸判斷

圖1.6 塊體的嵌入接觸

塊體系統中塊體之間的接觸判斷是一個很重要的問題。在接觸問題上，石根華最早用罰函數來處理。這種方法有其優點，即總體平衡方程的方程數量不增加而且容易得到解答。B.Amadei和T.C.Ke［15］［16］等認為該方法有三個缺點，即接觸問題的解答精度與所選取的罰數關系密切；罰函數方法僅能近似地滿足接觸限制並且接觸力必須先計算出來。為了克服這些缺陷，他們應用增廣拉格朗日乘子法來代替DDA中的罰函數法進行接觸處理。如圖1.6所示。增廣拉格朗日乘子法包含一個拉格朗日乘子λ*（代表接觸力λ）和一個罰數（代表接觸彈簧的剛度），接觸力可以表示為：

非連續變形分析方法及其在地下工程中的應用

式中：p為罰數，但不是一個很大的數；

為第k次迭代時的拉格朗日乘子，

為修正過後的拉格朗日乘子；d為嵌入距離。

在第k次迭代，由接觸力引起的應變能為：

非連續變形分析方法及其在地下工程中的應用

上式中包括兩部分，第一項是由拉格朗日乘子引起的應變能，第二項是由懲罰因子引起的應變能。對該式求導使應變能最小化，便可得到它們在塊體系統中的貢獻。

Y.M.Cheng［17］提出用節理單元的概念來模擬塊體的接觸，認為塊體之間允許有一定程度的嵌入d（圖1.6），嵌入後所引起的勢能為：

非連續變形分析方法及其在地下工程中的應用

式中kn，ks，dn，ds分別為法向和切向的剛度和嵌入量。這種方法類似於離散元法，需要確定法向和切向的剛度。

5、如何計算體塊指數

體質指數（BMI）=體重（kg）÷身高²（m）

請採納，謝謝！

6、塊體造型名詞解釋？

塊體的解釋

[block] 像一塊木頭者(人或動物的軀體)

詞語分解

塊的解釋 塊 （塊） à 成疙瘩或成團的東西：土塊兒。 量詞，用於塊狀或某些片狀的東西：一塊地。兩塊糖。

7、塊體模型參數

三維塊體模型中，單元塊一般是尺寸相等的長方體，模型塊體的劃分對估值的結果將產生影響。塊大小需反映品位分布，若塊太大，則不能很好地顯示品位變化，若塊太小，則導致文件太大，並且品位估值變得不可靠。根據建模經驗及軟體公司的建議，對於礦塊和次分塊規格的確定，可根據勘探線的網度、礦體的大小，礦體邊界的復雜度以及采礦設計的要求。一般情況下，礦塊大小可取勘探線間距的1/5～1/10，或者礦塊大小可以設置為采礦時的一個礦塊大小（如一個台階）等。在此，按照收集到的地質資料情況、研究區的范圍大小，以及勘探線的分布，考慮礦體的產狀、形態及分布來確定建模區域的塊體模型基本參數及范圍，建模過程中統一單元塊行×列×層為10m×10m×10m，次分塊的規格5m×5m×5m。各類型礦體的主要參數見表8.2—表8.9。

表8.2 Ⅰ號氧化礦塊體模型主要參數

表8.3 Ⅰ號硫化礦塊體模型主要參數

表8.4 Ⅱ號氧化礦塊體模型主要參數

表8.5 Ⅱ號銅硫礦塊體模型主要參數

表8.6 Ⅱ號鐵礦塊體模型主要參數

表8.7 Ⅴ號氧化礦塊體模型主要參數

表8.8 Ⅴ號銅硫礦塊體模型主要參數

表8.9 Ⅴ號鐵礦塊體模型主要參數

8、各構造塊體的劃分

通過對台灣—黑水地學斷面的認識和對茶陵—鳳凰段地殼上地幔結構進行深入研究和解釋，結合湖南地區有關地層、構造等方面的分析，認為湖南地區處於華南褶皺帶和揚子陸塊的碰撞、拼貼、結合部位，由不同時代、不同類型的塊體或構造塊體組成。這些塊體的形成、增生和拼貼過程，與華夏和揚子古陸的形成、發展、演化及板塊構造作用密切相關。在此基礎上，根據茶陵鳳凰地學斷面地殼分層速度結構，按速度變化自然屬性，得出湖南省深部構造塊體分區略圖（圖2-13），它清楚地反映了各構造塊體的基本特徵。

2.4.2.1 揚子陸塊的構造塊體

武陵塊體 位於麻陽—澧縣深斷裂的西北，為長期沉降的古生界凹陷區，地殼厚度為43～47km，是湖南區內地殼最厚處，其莫霍面向北西緩傾斜，岩石圈厚度50～230km，以厚殼厚幔為特色，視電阻率為n×102Ω·m，屬高速高密度中高阻地幔塊體。

雪峰塊體 位於麻陽—澧縣深斷裂與安化—靖縣深斷裂之間，東北止於常德安仁深斷裂帶，是屬長期隆升地區。主要出露地層為中元古界冷家溪群和新元古界板溪群，在麻陽盆地深部，由陸殼反射地震資料表明存在元古代及太古代火山變質岩系，是區內最老的結晶基底，古生界出露零星，在盆地中部接受了中新生代陸相碎屑沉積。莫霍面上隆，地殼厚為39～41km，軟流圈上隆岩石圈厚為120～150km，以殼內低速層為特色，殼下岩石圈電阻率最大，達n×102-103Ω·m，莫霍面溫度485℃，屬高溫高速高阻剛性地幔塊體。因此，當華南褶皺帶向揚子陸塊俯沖時，殼下岩石圈就會受到雪峰塊體的阻擋，低密度的上殼薄片則沿殼內韌性滑脫面向剛性塊體逆沖，形成一系列的逆沖推覆構造。

圖2-13 湖南省深部構造塊體分區略圖（1：250000）

（據饒家榮，1993，改編）

新化—洞口陸塊邊緣韌性擠壓推覆構造帶 位於靖縣—安化、 桃江—城步、 沅陵—桃江三條深斷裂之間，主要分布有震旦系及古生界地層，在加里東俯沖碰撞構造事件之後所沉積的上古生界淺海沉積，掩蓋了板塊拼接縫合線，該區地殼厚度為38～42km，莫霍面略向下凹，且向南西傾斜，岩石圈厚度為170～250km，電阻率為n×103Ω·m，屬高溫高速高阻剛性地幔塊體。

洞庭塊體 位於常德—安仁、 寧鄉—湘陰—桃林深斷裂之間，屬長期隆升的地區。 其基底為中元古界冷家溪群，到新生代接受了厚逾6000m的陸相河湖碎屑沉積，除西北邊部和東北局部地區外，該區缺失古生代和中生代地層。同時，由於深部軟流圈上隆，使地殼和岩石圈減薄，因此，岩石圈厚度變化極大。該區上地幔電阻率為1×102～5×102Ω·m，局部n×103Ω·m，屬塑性地幔塊體夾剛性「地幔楔」。

該塊體深部斷裂發育，沿深斷裂有超鐵鎂質地幔熔融體上侵，上殼層元古宇以逆沖推覆構造形式從盆地東西兩側相向逆沖。大約在130Ma以來，由於軟流圈地幔熱流上涌，地殼裂陷，形成斷陷盆地，從而沉積了厚達6000m的白堊系—第三系紅層。

2.4.2.2 華南褶皺帶構造塊體

漣邵古俯沖楔形帶（湘中塊體）位於湘鄉—祁東、 城步—桃江深斷裂帶之間，主要由古生界組成，中新生界零星出露，莫霍面東淺（35km）西深（36km），坡度很小，岩石圈一般厚約200km，最厚達324km，向北西傾斜（俯沖），俯沖角40°～60°，地殼和上地幔電阻率極低僅為n～n×10Ω·m，可能與俯沖碰撞帶破碎、含水、含游離碳有關。地熱流密度僅為25.11mW/m2是大地平均熱流密度的40%；深部僅9.91mW/m2，與板塊俯沖帶深海溝處的低溫高壓熱流模式一致。

湘潭—瀏陽古俯沖楔形帶 位於常德—安仁、 灰湯 瀏陽和衡東—醴陵深斷裂之間，出露地層主要為中元古界冷家溪群。地殼厚度30～31km，岩石圈厚度200～230km，據大地電磁測深資料可知其上地幔楔形帶具n×102的中低阻，屬塑性地幔塊體，並向北以高角度俯沖下插。

衡陽塊體 位於常德安仁、 湘鄉祁東、 常寧—衡東深斷裂之間。 出露地層以中新生界陸相碎屑岩系為主，總厚可達4000m，周邊分別與古生界呈斜交關系。印支期、燕山期中酸性、基性岩沿邊界斷裂發育。塊體下部缺失下古生界。該區地殼厚度較小，莫霍面深達29～30km，向北西傾斜，傾角30°。其基底和蓋層構造與深部構造極不協調。地殼和上地幔電阻率中等，為 n×10Ω·m。是一條岩石圈構造弱化帶，地殼上部有 n～n×10Ω·m向南東傾斜的低阻帶。屬金蘭斷裂的配套逆沖推覆斷裂系。根據剖面結構特徵及衡陽紅層中古地磁資料分析，衡陽塊體是由北部塊體沿中殼層韌性滑脫面運移而來。

湘東南塊體 位於湘鄉—祁東、 茶陵—臨武深斷裂之間，出露地層在北東一帶以醴陵攸縣、茶陵永興兩個北東向的白堊系陸相紅色盆地為特徵。盆地邊緣為古生界地層，南西一帶以上古生界碳酸鹽岩為主；南部為古生界淺變質岩系。區內岩漿活動頻繁，岩類復雜。該區軟流層頂部上隆，岩石圈減薄，厚100～150km，組成北東向的「幔脊」而水口山—永興北西向上地幔微凹形成「鞍形」，上地幔電阻率為n×10～n×102Ω·m，在塑性地幔中央夾有n×103Ω·m左右的高阻剛性地幔塊體。

該區中生代推覆構造很發育，如位於永興、郴縣、耒陽三縣交界處的永興推覆體，面積達1000km2，逆沖斷面傾向東，傾角10°～40°，斷面上下地層不協調，二疊系和三疊系推覆在侏羅系之上，推覆體長度可達100km以上。

武功山—諸廣山塊體 位於茶陵—臨武深斷裂帶東南側，出露地層以震旦、 寒武系的淺變質岩系為主，走向北西，與西側地層在岩性上，物性特徵等方面均有顯著差異。上古生界地層在北東向構造盆地中零星出露，區內岩石圈厚150～200km，地殼厚度30～50km，均向南東傾斜。根據桂東城南大地電磁測深資料表明：萬洋山花崗岩體西側電阻率為4×104～8×104Ω·m，厚4.96km，其下為2000Ω·m的高阻層，厚4.91km，可能屬上古生界碳酸鹽岩地層，上部震旦系 寒武系薄殼層呈仰沖推覆掩蓋其上。該區地殼和上地幔電阻率為60～560Ω·m，在永興 茶陵間上地幔出現nΩ·m的低阻帶，為上地幔韌性剪切帶。

9、地質塊體劃分

晚古生代本區大體經歷了西伯利亞板塊與華北板塊之間的碰撞與拼貼，碰撞後階段（Post-Collision）的造山作用可能延續到了中生代早期，從而基本結束了南北亞構造域塊體之間構造運動的發展演化史。

從晚三疊世至中侏羅世階段，本區東南一帶可能處於大陸邊緣構造-岩漿活動帶，推測為從古亞洲構造域向濱太平洋構造域演化和過渡階段，主要受南北古板塊之間的超碰撞及法拉隆、伊澤納吉洋板塊對本區陸塊的影響。

大約從晚侏羅世以來，因受庫拉-太平洋板塊向歐亞大陸俯沖影響，出現新的應力場和構造格局，從而轉為濱太平洋構造域，形成了我國東部巨大的濱太平洋中、新生代火成岩帶。

從本文研究的需要出發，首先把前中生代塊體的展布與輪廓進行簡要敘述，然後提出中生代以來塊體劃分的初步意見。前者主要以地層展布和物化探資料為依據，後者主要以邊界斷裂構造活動和殼幔結構為依據。

（一）前中生代塊體

1.基底塊體

觀點各異，在此不一一舉例。

（1）額爾古納-興安塊體（EX）

是指額爾古納隆起及大興安嶺北段，即東烏珠穆沁旗-布特哈旗-黑河斷裂以北地區，包括額爾古納-興安北段加里東-中華力西褶皺帶、內蒙古-興安南段晚華力西褶皺帶。區內前寒武紀地層有興華渡口群（Pt1x）和佳疙瘩群（Pt3j），呈零星展布，且遍布全區，主要岩性為混合岩、片麻岩、變粒岩和淺粒岩，夾磁鐵石英岩、大理岩，以及各種片岩、千枚岩等，具有明顯的前寒武紀塊體的地質特徵。從寒武紀以來，本區普遍處於淺海相沉積環境；晚古生代早期，得爾布干斷裂以東至塔源-烏奴爾斷裂一帶，處於海相裂谷環境；華力西期侵入岩漿活動表現得十分強烈，花崗岩類岩石大片出露，主要為二長花崗岩和花崗閃長岩岩基及閃長岩岩株等。

（2）佳木斯-興凱塊體（JX）

位於黑龍江省東部地區，根據前寒武系的展布特徵，本塊體的西界為烏伊嶺—一面坡一線，即蘿北-四平斷裂北段部分，東界為同江-當壁斷裂。區內前寒武系主要為麻山群（Arms）、一面坡群（Pt3ym）及黃松群（Pt3hs）等。麻山群以角閃岩相-麻粒岩相層狀變質岩系為特徵，以含石墨和夾大理岩及磁鐵礦透鏡體為特色，測得同位素年齡為2251～2539Ma；一面坡群、黃松群等，主要由綠片岩系組成，很可能屬於地槽發展階段早期產物。寒武紀以來，本區局部地區處於海相沉積環境；晚古生代早期基本處於海相火山-沉積環境，晚古生代晚期為局部陸源沉積。

（3）華北-燕遼塊體（HY）

位於赤峰-開原斷裂以南，華北陸塊郯廬斷裂以西地區。區內前寒武系主要為河北省境內的遷西群、單塔子群下亞群和遼寧境內的小塔子溝組（Arx）、大營子組（Pt1d）、瓦子峪組（Pt1w），此外有長城系、薊縣系和青白口系等。太古宇以角閃岩相-麻粒岩相變質岩系為主（TTG）；古元古界為低角閃岩相—高綠片岩相層狀變質岩系；中-新元古界以輕微變質的海相沉積岩為主。寒武-奧陶系為海相碳酸鹽岩系。石炭—二疊系主要為陸相碎屑岩系。

（4）遼-吉塊體（LJ）

指沈陽-敦化斷裂以東和古洞河斷裂以南，華北陸塊郯廬斷裂的以東地區。唐克東等認為遼-吉塊體（渤海塊體）構造演化史不同於華北-燕遼塊體。區內前寒武系有鞍山群（Aras）、龍崗群（Arlg）、夾皮溝群（Arjp），主要由輝石角閃岩相-麻粒岩相「TTG」變質岩系組成，可與朝鮮境內狼林陸塊基底岩系類比；古—中元古代地層主要是遼河群、集安群、老嶺群和色洛河群等。遼-吉塊體從元古宙以來的構造演化明顯區別於華北-燕遼塊體，主要表現在①古元古界，前者為陸內裂谷岩系，後者為大陸邊緣凹陷優-冒地槽相火山-沉積岩系；②中元古界，前者為大陸邊緣凹陷火山-沉積岩系，後者為陸內裂谷海相碳酸鹽岩系。古生代以來的地層層序及大地構造環境同華北-燕遼塊體基本類似。

2.古生代增生塊體

本區古生代增生塊體是指錫林浩特中間陸塊、嫩松陸塊、伊春-延壽加里東褶皺帶等較廣闊地帶，可劃分為兩個塊體，大體以賀根山—突泉—長春—圖們一帶的碰撞對接帶為界，北部為興安-佳木斯增生塊體，南部為華北增生塊體。

（1）興安-佳木斯增生塊體（XJZH）

該增生塊體北部收斂向南開闊，大部被松遼盆地所佔據。如果說松遼盆地是拉張盆地，那麼上述兩個基底塊體之間原來的距離一定會比現在的距離縮小得很多，或許上述兩個基底塊體本屬同一基底塊體。

從古生代地層的展布特徵看，在額爾古納-興安塊體的向SE方向和佳木斯-興凱塊體的西緣向SW方向，地層時代呈由老變新的趨勢。換句話說，地層時代北老南新，即從北部的高力溝組（

）、寶泉組（O1b）等火山岩-碎屑岩-碳酸鹽岩建造和向南到哈爾濱以東地區的黑龍宮組（D1h）、楊木崗組（C2-P1y）、哲斯組（P1z）等淺海相沉積-火山岩。大興安嶺中段也是由北向南依次變新。延邊地區為石炭-二疊系。晚古生代火山-侵入岩漿活動加劇。

（2）華北增生塊體（HZH）

位於赤峰—開原斷裂以北，近EW向展布。古生代地層由南向北依次變新，南部主要為下古生界，如內蒙古的包爾漢圖組、杏樹窪組；遼寧境內的盤嶺組、吉林省的黃鶯屯組、二道溝組等，主要為海相火山-沉積岩建造，部分地區見有蛇綠岩套，為弧前、弧後夾島弧帶的構造環境（唐克東等，1992）。上古生界主要展布於北側，如內蒙古的查干哈布組、本巴圖組、大石寨組；遼寧的磨盤山組、青鳳山組；吉林的王家街組、鹿圈屯組、柯島組等，它們以火山岩、海相細碎屑岩和碳酸鹽岩為主，代表了活動大陸邊緣的構造環境。

關於上述兩個古生代增生塊體之間的碰撞拼接問題，主要依據有兩點：一是沿拼接帶見有蛇綠岩（套）殘片、混雜堆積及超基性岩；二是拼接帶兩側古生代增生塊體在地層時代及岩性、岩相等方面呈對稱關系。從該拼接帶的演化特徵看，西部的碰撞時間可能較早，為D3—C1（唐克東等，1992），東部較晚，為P1—P2（張允平等，1994），碰撞後的造山活動可能持續到了印支期。

該拼接帶在布格重力異常圖上也反映得比較清楚：①內蒙古賀根山—甘珠爾廟一帶，△g等值線由NEE向轉為近EW向，然後被大興安嶺△g梯度帶所斜接；②吉林白城以南的突泉一通榆—長嶺—長春一線表現為NW—SE向，然後被依蘭-伊通梯度帶所疊加；③永吉—敦化一線及古洞河斷裂北側仍表現為NW—SE向構造，然後被日本海△g梯度帶所取代。

3.各塊體地球化學場特徵

本區屬中生代活化區，因而各塊體前中生代的原始地球化學場特徵是難以描述的。因此我們根據1/20萬區域地質調查資料，統計了各塊體的常量元素和金屬成礦的異常元素，列於表2-1。表2-1所列元素，雖然不是定量的，但可顯示各塊體的地球化學場特徵，並反映出各塊體之間的差異，如各基底塊體w（K2O）/w（Na2O）值小於1，而增生塊體則相反，前者基本以富Fe、Mg為其特徵，而後者富Ca；異常元素特徵也是如此，大體符合該塊體中所發育的礦化與成礦的基本特徵。

（二）中、新生代塊體

對中生代以來塊體劃分有如下考慮。

表2-1　各塊體地球化學場特徵

a.從法拉隆-伊澤納吉至庫拉-太平洋板塊對本陸塊的作用是連續的，不是突變的。然而應力場發生了根本變化。因此前中生代塊體和塊體間的運動，已不再是控制晚侏羅世以來岩漿作用的主要因素，顯然也不是劃分中生代以來塊體劃分的主要依據。

b.岩漿作用主要受控於深部軟流圈地幔的運動和超岩石圈及岩石圈斷裂活動，如大型走滑斷裂。殼幔結構及深斷裂帶，是劃分中生代以來塊體的主要依據。

c.軟流圈地幔的相變流變層及熱對流，可使上地幔上隆；地殼迅速變薄而伸展；形成裂谷盆地，甚至使下地殼發生破裂拆離（A.Kroner,1985），導致上地幔或地殼發生部分熔融；形成岩漿；噴出或侵入。

d.本區地質工作實踐表明，至少從晚侏羅世以來的塊體運動變化不大（如煤田盆地仍處於負地形），因此通過目前所測得的深部物探資料，來探討中生代以來的構造-岩漿活動或岩漿作用的地質背景是有可能的。

1.地球物理場特徵

海拉爾—孫吳EW向斷裂以南和赤峰—開原EW向斷裂以北的松遼盆地，其航磁異常軸線以SN向為特點，這與其周邊地區的NE向異常軸線呈鮮明對照。也就是說，SN向磁異常軸線區大體構成了松遼盆地，呈平行四邊形塊體的幾何圖形。

在本區的布格重力圖上，松遼盆地一般在-10×10-5m·s-2以上，異常等值線顯得疏緩，盆內線性構造不明顯。然而雙遼—北安及阜新—林甸一線出現了一條（+10～＋30）×10-5m·s-2的正異常帶，呈SSW方向繼續延伸至渤海和興城一帶，似乎表現出地幔上涌帶的峰脊特徵，並以此峰脊帶為軸線，向東西兩側逐漸下降，該峰脊帶可視為東部與西部火山-侵入岩帶的分界。

眾所周知的大興安嶺重力梯度帶，由東往西下降幅度達-1×10-5m.s-2/km以上，說明了大興安嶺地區正處在地幔斜坡帶上。同時在依蘭-伊通和敦化-密山斷裂帶上也出現重力值的線性排列和對稱分布特點，這同樣表現出了地幔的局部線性上涌特徵，如圖2-1。

由此可見，松遼盆地莫霍面深度大體為33km左右，西部大興安嶺主峰一帶，可達到40～42km；東部大部分地區為37km左右，局部達到38km、40km。從這個意義上看，東北區莫霍面的起伏，以松遼盆地莫霍面峰脊帶為界，東部和西部是不對稱的，西部莫霍面向西傾伏，似乎像太平洋西岸消減-俯沖洋殼，東部莫霍面較平緩，像大西洋東岸增生-被動洋殼。我們認為，大興安嶺晚侏羅世—早白堊世期巨大的火成岩帶的形成，可能與大興安嶺重力梯度帶有內在聯系（Гοрдиенκο，2000）。

圖2-1　伊爾施—延吉莫霍面深度變化圖

2.中、新生代構造-岩漿活動

需要指出，中生代以來塊體活動及其演化是隨時間而變化的，主要由各期的構造-岩漿活動反映出來。

（1）T3—J1期

大約在目前的赤峰-開原斷裂以南地區和依蘭-伊通斷裂以東地區，T3—J1期處於大陸邊緣構造-岩漿活動帶，包括此時的完達山板片（拼貼地體）。我們稱之為饒河-汪清-北票塊體，該塊體的部分地區控制了該期的火山-侵入岩漿活動（圖2-2A）。

該期的主要特徵是在全球范圍內開始進入了近代板塊的演化階段。對本區而言，此時歐亞大陸已形成，濱太平洋構造域尚未形成或向濱太平洋構造域開始演化的階段。必須承認，此時的西伯利亞板塊與華北板塊的超碰撞作用還在繼續，使處在大陸邊緣的華北板塊和佳木斯塊體產生近EW或NE向走滑斷裂，在其拉分階段噴出火山岩。從總體而言，此時的華北板塊繼續向北左旋移動，日本地體可能向華南、華北俯沖擠壓，向雛形的歐亞大陸俯沖等，基本處於SN方向和NW—SE方向的擠壓環境。因此該期饒河-汪清-北票塊體的西北廣闊地區則處於穩定隆起環境，其中局部地帶（扎魯特旗、巴林左旗及柴河一帶）形成凹陷盆地，沉積有含煤岩系，如紅旗組（J1h）、原查伊河組（T3—J1ch）等。另外由於受蒙古-鄂霍次克構造帶影響，本區北部上黑龍江地區也發生了局部沉降。

（2）J2期

經分析認為，該期總的特徵與T3—J1期類似，構造—岩漿活動主要表現在本區的東部和南部地區。南部的遼西地區火山活動比較強烈，而且向北越過赤峰-開原斷裂至西拉木倫河斷裂一帶。此時庫拉或Izanagi板塊可能向歐亞大陸的俯沖作用開始，新的力學場使岩石圈結構部分發生變化，走滑斷裂的拉分作用加大等。

我們認為此時的深部構造活動（如幔隆、幔坳、深斷裂活動等）是由南向北依次進行的，也就是說從南部的郯廬斷裂系向北部逐漸擴展，首先沖入的是郯廬斷裂系在本區的南部基底剛性「塊體」，然後逐漸向北擴展到松遼盆地等古生代增生塊體的塑性褶皺帶。需要指出，此時的大興安嶺東麓山前斷裂在本區的南部老哈河地帶已經形成，並向北部延伸；而遼吉塊體、佳木斯-興凱塊體及張廣才嶺加里東—印支期花崗岩帶等，均表現為剛性「塊體」。因此J2期火山活動在遼西地區表現得強烈，而東部地區只在敦化-密山斷裂以南的部分地區有表現。因此把該期塊體劃分為冀北-遼西塊體和延吉-通化塊體。冀北—遼西地區所以岩漿活動較強烈，是與下遼河郯廬斷裂系深部構造活動有關（圖2-2B）。

圖2-2　東北地區中生代以來的塊體活動示意圖

1—岩漿活動；2—斷坳陷；3—拼貼地體；4—上地幔隆起；5—斷裂活動

由於岩石圈結構由南向北發生變化的結果，大興安嶺南段局部拉分—沉降，沉積新民組（J2x）、萬寶組（J2w），主要岩性為含煤岩系和火山碎屑岩；而大興安嶺中段主要表現為升降，沉積了太平川組（J2t）和南平組（J2n），主要岩性為含煤岩系和類磨拉石建造砂礫岩。此時的大興安嶺已開始打破前期較寧靜局面，斷裂構造和地殼升降運動開始加劇。上黑龍江凹陷繼續下沉，沉積了二十二站組（J2er）碎屑岩，主要與蒙古-鄂霍次克海構造活動有關。

（3）J3—K1期

該期是本區火山-侵入岩漿活動強盛期，火山-侵入岩遍布全區。然而以松遼盆地—下遼河盆地為界，東西兩側岩漿活動的強弱表現得截然不同，西部的大興安嶺和遼西地區表現得十分強烈，而東部的小興安嶺、張廣才嶺及遼東—吉南地區表現得相對較弱。

眾所周知，J3—K1期濱太平洋構造域構造-岩漿作用在我國東部表現得十分強烈，規模很大，主要以大興安嶺和我國東南沿海地區為代表，其中對大興安嶺J3—K1期火山-侵入岩漿作用的成因機制目前尚有較大爭議。有認為主要與裂谷作用有關（蔣國源，1988；王東方，1984）；認為與南北向繼承性活動和太平洋板塊的俯沖、幔隆、部分熔融有關（趙國龍，1989）；認為是邊緣陸塊型火山岩（夏軍等，1993）。

庫拉-太平洋板塊此時對歐亞大陸的俯沖作用可能達到了最強烈階段。我們認為可能J2期形成的興城—雙遼一線NE向地幔上涌峰脊帶，在J3—K1期呈NNE嚮往北延伸，並貫穿了目前的整個松遼盆地乃至俄羅斯境內的結雅盆地（當時的地幔上涌峰脊帶可能處於目前峰脊帶的西側），此時的大興安嶺東麓山前斷裂或大興安嶺主脊斷裂已成為大型走滑斷裂，呈NNE向貫穿了整個大興安嶺地區。此時的岩漿作用主要與大型走滑斷裂的拉分階段岩漿侵位有關，這種岩漿也可以是在大型走滑斷裂的擠壓階段地殼的部分熔融產生的（И.B.ГοрдиенΚο，2000）。

如前所述，即以松遼盆地為界，東部和西部無論是火山-侵入岩漿活動的規模還是岩漿作用的強度，差別都很大。那麼J3—K1期的活動塊體，大體以松遼-下遼河盆地為界，劃分為東西兩塊是合理的，即西部大興安嶺塊體（含冀北、遼西）和東部小興安嶺-張廣才嶺-長白山塊體（圖2-2C）。

（4）K2—E期

該期的殼幔結構，與目前所測得的結果更接近，主要表現為拉伸作用及裂谷-地塹盆地。

當時太平洋板塊向歐亞大陸進行正向俯沖，松遼盆地以地幔上涌和陸殼減薄、裂解及拉伸為特徵，△g值約（-10～＋30）×10-5m/s2，陸殼厚度為33km左右，個別地段為小於30km，△T異常軸線為SN向，反映E—W向拉伸特徵。目前松遼盆地的范圍，主要是在K2—E期因陸殼減薄、拉伸和裂解的結果，也就是說，在海拉爾-孫吳EW向斷裂與赤峰-開原斷裂及西拉木倫河EW向斷裂之間向東-西伸展的結果。假設把大興安嶺地殼最厚的43km視為地幔上涌前松遼盆地的地殼厚度，同時從松遼盆地目前地殼厚度中再減去K2—Q期沉積厚度（均3000m），那麼松遼盆地的目前地殼厚度比地幔上涌前的地殼厚度減薄約12km。如果按減薄的12km計算松遼盆地向EW方向伸展的寬度，則為目前300km寬度的約1/3.5，接近100km。實際上地幔上涌不只是在松遼盆地的范圍，而是在大興安嶺地幔斜坡帶中已經開始，那麼因地殼減薄引起的松遼盆地EW方向伸展的寬度遠不止100km。

總之，K2—E期本區塊體活動主要表現為隆起和斷陷作用，岩漿活動只體現在斷陷區邊界斷裂或深斷裂附近，為少量的玄武質岩漿和酸性岩漿。因此把該期塊體劃分為松遼-下遼河裂陷塊體、依蘭-伊通裂陷塊體、海拉爾地塹塊體、三江平原地塹塊體等（圖2-2D）。其餘為穩定隆起區，見有少量酸性火成岩。

（5）N—Q期

該期的塊體活動有如下特點：K2—E期斷陷塊體繼續下沉；N期敦化-密山斷裂帶的火山-裂谷作用加劇；Q期的寬甸—白頭山—延吉—線雛型裂谷作用開始。但是該期的岩漿作用與其說受塊體影響，不如說受斷裂活動的控制或受日本海弧後拉張作用的影響更切合實際些，因此劃分塊體的意義不大。