块体sem

1、块体层次的物性特征

块体层次则属于区域地质问题。以东海地区的物性讨论小块体、以华北地区的物性讨论大块体的定量化岩石物性描述的可能性问题。

在东海地区数百平方公里内，我们分析的数种主要岩石的物性，其中榴辉岩是最令人感兴趣的目标。物性测试的结果见图1-3。榴辉岩密度高达3.5×103kg/m3，与其他岩石的密度在2.7×103kg/m3左右，有着很大的差异。这是由于其矿物组成所决定的。榴辉岩主要由密度为（3.5824.318）×103kg/m3的石榴子石、密度大于3.2×103kg/m3的绿辉石组成。如发生金红石（密度为4.4×103kg/m3）矿化，则榴辉岩的密度相应增大。如发生角闪石［密度为（3.13.3）×103kg/m3]化，角闪石化榴辉岩密度则降低。而其他岩石主要为石英[密度为（2.32.6）×103kg/m3]、长石[密度为（2.52.7）×103kg/m3]组成，密度相应较低。榴辉岩与其他岩石平均密度差达 0.9×103 kg/m3。因此，在该区使用岩石密度，就可较精确地定量化地区分榴辉岩与非榴辉岩。同时，使用磁性参数也可对各种榴辉岩进行区分（图1-3）。

图1-3 东海毛北地区主要岩石密度直方图及榴辉岩磁化率直方图

再看华北地层物性的情况。以密度为例，华北地区地表表层沉积岩、固结沉积岩、沉积岩中非蒸发岩的密度等值线图分别示于图1-4、图1-5、图1-6。显然它表示的内容或侧重点不同。所有沉积岩密度的分布，反映的是固结与非固结岩石的区分，即覆盖区与出露区的区分。而固结沉积岩，其主要块体反映的则可能是高密度的非蒸发岩与低密度的陆源碎屑岩之分（表1-2），即海相为主的沉积与陆相为主的沉积区的区别。非蒸发岩的密度分布（图1-6）则区分了高密度的白云岩为主的与低密度的石灰岩为主的沉积分区。

图1-4 华北地区沉积岩密度等值线图（单位：103kg·m-3）

图1-5 华北地区固结沉积岩密度等值线图（单位：103kg·m-3）

图1-6 华北地区非蒸发岩密度等值线图（单位：103kg·m-3）

总之，从岩石层次、岩块层次到块体层次，岩石物性参数可在各层次、各层面进行一定程度地质块体的数量化描述与解构。因此，物性参数与元素一样，建立“岩石物性块体”的概念存在着可行性。

2、块体的名词解释？

[kuài tǐ]
释义
像一块木头者
例句
采用浸渍沉积法制得钛改性硅胶块体吸附剂。

3、老师让我们画立面分析图 ，要求画体块，但体块是啥意思都不知道求解...

画的是啥？ 按我的理解给你举个例子。看你的手，可以将手掌归纳成扁的正方体，将手指归纳成五个长短不一的长方体。化圆为方，再根据情况上调子。就这么简单，不知道我说清楚了没有

4、块体的接触判断

图1.6 块体的嵌入接触

块体系统中块体之间的接触判断是一个很重要的问题。在接触问题上，石根华最早用罚函数来处理。这种方法有其优点，即总体平衡方程的方程数量不增加而且容易得到解答。B.Amadei和T.C.Ke［15］［16］等认为该方法有三个缺点，即接触问题的解答精度与所选取的罚数关系密切；罚函数方法仅能近似地满足接触限制并且接触力必须先计算出来。为了克服这些缺陷，他们应用增广拉格朗日乘子法来代替DDA中的罚函数法进行接触处理。如图1.6所示。增广拉格朗日乘子法包含一个拉格朗日乘子λ*（代表接触力λ）和一个罚数（代表接触弹簧的刚度），接触力可以表示为：

非连续变形分析方法及其在地下工程中的应用

式中：p为罚数，但不是一个很大的数；

为第k次迭代时的拉格朗日乘子，

为修正过后的拉格朗日乘子；d为嵌入距离。

在第k次迭代，由接触力引起的应变能为：

非连续变形分析方法及其在地下工程中的应用

上式中包括两部分，第一项是由拉格朗日乘子引起的应变能，第二项是由惩罚因子引起的应变能。对该式求导使应变能最小化，便可得到它们在块体系统中的贡献。

Y.M.Cheng［17］提出用节理单元的概念来模拟块体的接触，认为块体之间允许有一定程度的嵌入d（图1.6），嵌入后所引起的势能为：

非连续变形分析方法及其在地下工程中的应用

式中kn，ks，dn，ds分别为法向和切向的刚度和嵌入量。这种方法类似于离散元法，需要确定法向和切向的刚度。

5、如何计算体块指数

体质指数（BMI）=体重（kg）÷身高²（m）

请采纳，谢谢！

6、块体造型名词解释？

块体的解释

[block] 像一块木头者(人或动物的躯体)

词语分解

块的解释 块 （块） à 成疙瘩或成团的东西：土块儿。 量词，用于块状或某些片状的东西：一块地。两块糖。

7、块体模型参数

三维块体模型中，单元块一般是尺寸相等的长方体，模型块体的划分对估值的结果将产生影响。块大小需反映品位分布，若块太大，则不能很好地显示品位变化，若块太小，则导致文件太大，并且品位估值变得不可靠。根据建模经验及软件公司的建议，对于矿块和次分块规格的确定，可根据勘探线的网度、矿体的大小，矿体边界的复杂度以及采矿设计的要求。一般情况下，矿块大小可取勘探线间距的1/5～1/10，或者矿块大小可以设置为采矿时的一个矿块大小（如一个台阶）等。在此，按照收集到的地质资料情况、研究区的范围大小，以及勘探线的分布，考虑矿体的产状、形态及分布来确定建模区域的块体模型基本参数及范围，建模过程中统一单元块行×列×层为10m×10m×10m，次分块的规格5m×5m×5m。各类型矿体的主要参数见表8.2—表8.9。

表8.2 Ⅰ号氧化矿块体模型主要参数

表8.3 Ⅰ号硫化矿块体模型主要参数

表8.4 Ⅱ号氧化矿块体模型主要参数

表8.5 Ⅱ号铜硫矿块体模型主要参数

表8.6 Ⅱ号铁矿块体模型主要参数

表8.7 Ⅴ号氧化矿块体模型主要参数

表8.8 Ⅴ号铜硫矿块体模型主要参数

表8.9 Ⅴ号铁矿块体模型主要参数

8、各构造块体的划分

通过对台湾—黑水地学断面的认识和对茶陵—凤凰段地壳上地幔结构进行深入研究和解释，结合湖南地区有关地层、构造等方面的分析，认为湖南地区处于华南褶皱带和扬子陆块的碰撞、拼贴、结合部位，由不同时代、不同类型的块体或构造块体组成。这些块体的形成、增生和拼贴过程，与华夏和扬子古陆的形成、发展、演化及板块构造作用密切相关。在此基础上，根据茶陵凤凰地学断面地壳分层速度结构，按速度变化自然属性，得出湖南省深部构造块体分区略图（图2-13），它清楚地反映了各构造块体的基本特征。

2.4.2.1 扬子陆块的构造块体

武陵块体 位于麻阳—澧县深断裂的西北，为长期沉降的古生界凹陷区，地壳厚度为43～47km，是湖南区内地壳最厚处，其莫霍面向北西缓倾斜，岩石圈厚度50～230km，以厚壳厚幔为特色，视电阻率为n×102Ω·m，属高速高密度中高阻地幔块体。

雪峰块体 位于麻阳—澧县深断裂与安化—靖县深断裂之间，东北止于常德安仁深断裂带，是属长期隆升地区。主要出露地层为中元古界冷家溪群和新元古界板溪群，在麻阳盆地深部，由陆壳反射地震资料表明存在元古代及太古代火山变质岩系，是区内最老的结晶基底，古生界出露零星，在盆地中部接受了中新生代陆相碎屑沉积。莫霍面上隆，地壳厚为39～41km，软流圈上隆岩石圈厚为120～150km，以壳内低速层为特色，壳下岩石圈电阻率最大，达n×102-103Ω·m，莫霍面温度485℃，属高温高速高阻刚性地幔块体。因此，当华南褶皱带向扬子陆块俯冲时，壳下岩石圈就会受到雪峰块体的阻挡，低密度的上壳薄片则沿壳内韧性滑脱面向刚性块体逆冲，形成一系列的逆冲推覆构造。

图2-13 湖南省深部构造块体分区略图（1：250000）

（据饶家荣，1993，改编）

新化—洞口陆块边缘韧性挤压推覆构造带 位于靖县—安化、 桃江—城步、 沅陵—桃江三条深断裂之间，主要分布有震旦系及古生界地层，在加里东俯冲碰撞构造事件之后所沉积的上古生界浅海沉积，掩盖了板块拼接缝合线，该区地壳厚度为38～42km，莫霍面略向下凹，且向南西倾斜，岩石圈厚度为170～250km，电阻率为n×103Ω·m，属高温高速高阻刚性地幔块体。

洞庭块体 位于常德—安仁、 宁乡—湘阴—桃林深断裂之间，属长期隆升的地区。 其基底为中元古界冷家溪群，到新生代接受了厚逾6000m的陆相河湖碎屑沉积，除西北边部和东北局部地区外，该区缺失古生代和中生代地层。同时，由于深部软流圈上隆，使地壳和岩石圈减薄，因此，岩石圈厚度变化极大。该区上地幔电阻率为1×102～5×102Ω·m，局部n×103Ω·m，属塑性地幔块体夹刚性“地幔楔”。

该块体深部断裂发育，沿深断裂有超铁镁质地幔熔融体上侵，上壳层元古宇以逆冲推覆构造形式从盆地东西两侧相向逆冲。大约在130Ma以来，由于软流圈地幔热流上涌，地壳裂陷，形成断陷盆地，从而沉积了厚达6000m的白垩系—第三系红层。

2.4.2.2 华南褶皱带构造块体

涟邵古俯冲楔形带（湘中块体）位于湘乡—祁东、 城步—桃江深断裂带之间，主要由古生界组成，中新生界零星出露，莫霍面东浅（35km）西深（36km），坡度很小，岩石圈一般厚约200km，最厚达324km，向北西倾斜（俯冲），俯冲角40°～60°，地壳和上地幔电阻率极低仅为n～n×10Ω·m，可能与俯冲碰撞带破碎、含水、含游离碳有关。地热流密度仅为25.11mW/m2是大地平均热流密度的40%；深部仅9.91mW/m2，与板块俯冲带深海沟处的低温高压热流模式一致。

湘潭—浏阳古俯冲楔形带 位于常德—安仁、 灰汤 浏阳和衡东—醴陵深断裂之间，出露地层主要为中元古界冷家溪群。地壳厚度30～31km，岩石圈厚度200～230km，据大地电磁测深资料可知其上地幔楔形带具n×102的中低阻，属塑性地幔块体，并向北以高角度俯冲下插。

衡阳块体 位于常德安仁、 湘乡祁东、 常宁—衡东深断裂之间。 出露地层以中新生界陆相碎屑岩系为主，总厚可达4000m，周边分别与古生界呈斜交关系。印支期、燕山期中酸性、基性岩沿边界断裂发育。块体下部缺失下古生界。该区地壳厚度较小，莫霍面深达29～30km，向北西倾斜，倾角30°。其基底和盖层构造与深部构造极不协调。地壳和上地幔电阻率中等，为 n×10Ω·m。是一条岩石圈构造弱化带，地壳上部有 n～n×10Ω·m向南东倾斜的低阻带。属金兰断裂的配套逆冲推覆断裂系。根据剖面结构特征及衡阳红层中古地磁资料分析，衡阳块体是由北部块体沿中壳层韧性滑脱面运移而来。

湘东南块体 位于湘乡—祁东、 茶陵—临武深断裂之间，出露地层在北东一带以醴陵攸县、茶陵永兴两个北东向的白垩系陆相红色盆地为特征。盆地边缘为古生界地层，南西一带以上古生界碳酸盐岩为主；南部为古生界浅变质岩系。区内岩浆活动频繁，岩类复杂。该区软流层顶部上隆，岩石圈减薄，厚100～150km，组成北东向的“幔脊”而水口山—永兴北西向上地幔微凹形成“鞍形”，上地幔电阻率为n×10～n×102Ω·m，在塑性地幔中央夹有n×103Ω·m左右的高阻刚性地幔块体。

该区中生代推覆构造很发育，如位于永兴、郴县、耒阳三县交界处的永兴推覆体，面积达1000km2，逆冲断面倾向东，倾角10°～40°，断面上下地层不协调，二叠系和三叠系推覆在侏罗系之上，推覆体长度可达100km以上。

武功山—诸广山块体 位于茶陵—临武深断裂带东南侧，出露地层以震旦、 寒武系的浅变质岩系为主，走向北西，与西侧地层在岩性上，物性特征等方面均有显著差异。上古生界地层在北东向构造盆地中零星出露，区内岩石圈厚150～200km，地壳厚度30～50km，均向南东倾斜。根据桂东城南大地电磁测深资料表明：万洋山花岗岩体西侧电阻率为4×104～8×104Ω·m，厚4.96km，其下为2000Ω·m的高阻层，厚4.91km，可能属上古生界碳酸盐岩地层，上部震旦系 寒武系薄壳层呈仰冲推覆掩盖其上。该区地壳和上地幔电阻率为60～560Ω·m，在永兴 茶陵间上地幔出现nΩ·m的低阻带，为上地幔韧性剪切带。

9、地质块体划分

晚古生代本区大体经历了西伯利亚板块与华北板块之间的碰撞与拼贴，碰撞后阶段（Post-Collision）的造山作用可能延续到了中生代早期，从而基本结束了南北亚构造域块体之间构造运动的发展演化史。

从晚三叠世至中侏罗世阶段，本区东南一带可能处于大陆边缘构造-岩浆活动带，推测为从古亚洲构造域向滨太平洋构造域演化和过渡阶段，主要受南北古板块之间的超碰撞及法拉隆、伊泽纳吉洋板块对本区陆块的影响。

大约从晚侏罗世以来，因受库拉-太平洋板块向欧亚大陆俯冲影响，出现新的应力场和构造格局，从而转为滨太平洋构造域，形成了我国东部巨大的滨太平洋中、新生代火成岩带。

从本文研究的需要出发，首先把前中生代块体的展布与轮廓进行简要叙述，然后提出中生代以来块体划分的初步意见。前者主要以地层展布和物化探资料为依据，后者主要以边界断裂构造活动和壳幔结构为依据。

（一）前中生代块体

1.基底块体

观点各异，在此不一一举例。

（1）额尔古纳-兴安块体（EX）

是指额尔古纳隆起及大兴安岭北段，即东乌珠穆沁旗-布特哈旗-黑河断裂以北地区，包括额尔古纳-兴安北段加里东-中华力西褶皱带、内蒙古-兴安南段晚华力西褶皱带。区内前寒武纪地层有兴华渡口群（Pt1x）和佳疙瘩群（Pt3j），呈零星展布，且遍布全区，主要岩性为混合岩、片麻岩、变粒岩和浅粒岩，夹磁铁石英岩、大理岩，以及各种片岩、千枚岩等，具有明显的前寒武纪块体的地质特征。从寒武纪以来，本区普遍处于浅海相沉积环境；晚古生代早期，得尔布干断裂以东至塔源-乌奴尔断裂一带，处于海相裂谷环境；华力西期侵入岩浆活动表现得十分强烈，花岗岩类岩石大片出露，主要为二长花岗岩和花岗闪长岩岩基及闪长岩岩株等。

（2）佳木斯-兴凯块体（JX）

位于黑龙江省东部地区，根据前寒武系的展布特征，本块体的西界为乌伊岭—一面坡一线，即萝北-四平断裂北段部分，东界为同江-当壁断裂。区内前寒武系主要为麻山群（Arms）、一面坡群（Pt3ym）及黄松群（Pt3hs）等。麻山群以角闪岩相-麻粒岩相层状变质岩系为特征，以含石墨和夹大理岩及磁铁矿透镜体为特色，测得同位素年龄为2251～2539Ma；一面坡群、黄松群等，主要由绿片岩系组成，很可能属于地槽发展阶段早期产物。寒武纪以来，本区局部地区处于海相沉积环境；晚古生代早期基本处于海相火山-沉积环境，晚古生代晚期为局部陆源沉积。

（3）华北-燕辽块体（HY）

位于赤峰-开原断裂以南，华北陆块郯庐断裂以西地区。区内前寒武系主要为河北省境内的迁西群、单塔子群下亚群和辽宁境内的小塔子沟组（Arx）、大营子组（Pt1d）、瓦子峪组（Pt1w），此外有长城系、蓟县系和青白口系等。太古宇以角闪岩相-麻粒岩相变质岩系为主（TTG）；古元古界为低角闪岩相—高绿片岩相层状变质岩系；中-新元古界以轻微变质的海相沉积岩为主。寒武-奥陶系为海相碳酸盐岩系。石炭—二叠系主要为陆相碎屑岩系。

（4）辽-吉块体（LJ）

指沈阳-敦化断裂以东和古洞河断裂以南，华北陆块郯庐断裂的以东地区。唐克东等认为辽-吉块体（渤海块体）构造演化史不同于华北-燕辽块体。区内前寒武系有鞍山群（Aras）、龙岗群（Arlg）、夹皮沟群（Arjp），主要由辉石角闪岩相-麻粒岩相“TTG”变质岩系组成，可与朝鲜境内狼林陆块基底岩系类比；古—中元古代地层主要是辽河群、集安群、老岭群和色洛河群等。辽-吉块体从元古宙以来的构造演化明显区别于华北-燕辽块体，主要表现在①古元古界，前者为陆内裂谷岩系，后者为大陆边缘凹陷优-冒地槽相火山-沉积岩系；②中元古界，前者为大陆边缘凹陷火山-沉积岩系，后者为陆内裂谷海相碳酸盐岩系。古生代以来的地层层序及大地构造环境同华北-燕辽块体基本类似。

2.古生代增生块体

本区古生代增生块体是指锡林浩特中间陆块、嫩松陆块、伊春-延寿加里东褶皱带等较广阔地带，可划分为两个块体，大体以贺根山—突泉—长春—图们一带的碰撞对接带为界，北部为兴安-佳木斯增生块体，南部为华北增生块体。

（1）兴安-佳木斯增生块体（XJZH）

该增生块体北部收敛向南开阔，大部被松辽盆地所占据。如果说松辽盆地是拉张盆地，那么上述两个基底块体之间原来的距离一定会比现在的距离缩小得很多，或许上述两个基底块体本属同一基底块体。

从古生代地层的展布特征看，在额尔古纳-兴安块体的向SE方向和佳木斯-兴凯块体的西缘向SW方向，地层时代呈由老变新的趋势。换句话说，地层时代北老南新，即从北部的高力沟组（

）、宝泉组（O1b）等火山岩-碎屑岩-碳酸盐岩建造和向南到哈尔滨以东地区的黑龙宫组（D1h）、杨木岗组（C2-P1y）、哲斯组（P1z）等浅海相沉积-火山岩。大兴安岭中段也是由北向南依次变新。延边地区为石炭-二叠系。晚古生代火山-侵入岩浆活动加剧。

（2）华北增生块体（HZH）

位于赤峰—开原断裂以北，近EW向展布。古生代地层由南向北依次变新，南部主要为下古生界，如内蒙古的包尔汉图组、杏树洼组；辽宁境内的盘岭组、吉林省的黄莺屯组、二道沟组等，主要为海相火山-沉积岩建造，部分地区见有蛇绿岩套，为弧前、弧后夹岛弧带的构造环境（唐克东等，1992）。上古生界主要展布于北侧，如内蒙古的查干哈布组、本巴图组、大石寨组；辽宁的磨盘山组、青凤山组；吉林的王家街组、鹿圈屯组、柯岛组等，它们以火山岩、海相细碎屑岩和碳酸盐岩为主，代表了活动大陆边缘的构造环境。

关于上述两个古生代增生块体之间的碰撞拼接问题，主要依据有两点：一是沿拼接带见有蛇绿岩（套）残片、混杂堆积及超基性岩；二是拼接带两侧古生代增生块体在地层时代及岩性、岩相等方面呈对称关系。从该拼接带的演化特征看，西部的碰撞时间可能较早，为D3—C1（唐克东等，1992），东部较晚，为P1—P2（张允平等，1994），碰撞后的造山活动可能持续到了印支期。

该拼接带在布格重力异常图上也反映得比较清楚：①内蒙古贺根山—甘珠尔庙一带，△g等值线由NEE向转为近EW向，然后被大兴安岭△g梯度带所斜接；②吉林白城以南的突泉一通榆—长岭—长春一线表现为NW—SE向，然后被依兰-伊通梯度带所叠加；③永吉—敦化一线及古洞河断裂北侧仍表现为NW—SE向构造，然后被日本海△g梯度带所取代。

3.各块体地球化学场特征

本区属中生代活化区，因而各块体前中生代的原始地球化学场特征是难以描述的。因此我们根据1/20万区域地质调查资料，统计了各块体的常量元素和金属成矿的异常元素，列于表2-1。表2-1所列元素，虽然不是定量的，但可显示各块体的地球化学场特征，并反映出各块体之间的差异，如各基底块体w（K2O）/w（Na2O）值小于1，而增生块体则相反，前者基本以富Fe、Mg为其特征，而后者富Ca；异常元素特征也是如此，大体符合该块体中所发育的矿化与成矿的基本特征。

（二）中、新生代块体

对中生代以来块体划分有如下考虑。

表2-1　各块体地球化学场特征

a.从法拉隆-伊泽纳吉至库拉-太平洋板块对本陆块的作用是连续的，不是突变的。然而应力场发生了根本变化。因此前中生代块体和块体间的运动，已不再是控制晚侏罗世以来岩浆作用的主要因素，显然也不是划分中生代以来块体划分的主要依据。

b.岩浆作用主要受控于深部软流圈地幔的运动和超岩石圈及岩石圈断裂活动，如大型走滑断裂。壳幔结构及深断裂带，是划分中生代以来块体的主要依据。

c.软流圈地幔的相变流变层及热对流，可使上地幔上隆；地壳迅速变薄而伸展；形成裂谷盆地，甚至使下地壳发生破裂拆离（A.Kroner,1985），导致上地幔或地壳发生部分熔融；形成岩浆；喷出或侵入。

d.本区地质工作实践表明，至少从晚侏罗世以来的块体运动变化不大（如煤田盆地仍处于负地形），因此通过目前所测得的深部物探资料，来探讨中生代以来的构造-岩浆活动或岩浆作用的地质背景是有可能的。

1.地球物理场特征

海拉尔—孙吴EW向断裂以南和赤峰—开原EW向断裂以北的松辽盆地，其航磁异常轴线以SN向为特点，这与其周边地区的NE向异常轴线呈鲜明对照。也就是说，SN向磁异常轴线区大体构成了松辽盆地，呈平行四边形块体的几何图形。

在本区的布格重力图上，松辽盆地一般在-10×10-5m·s-2以上，异常等值线显得疏缓，盆内线性构造不明显。然而双辽—北安及阜新—林甸一线出现了一条（+10～＋30）×10-5m·s-2的正异常带，呈SSW方向继续延伸至渤海和兴城一带，似乎表现出地幔上涌带的峰脊特征，并以此峰脊带为轴线，向东西两侧逐渐下降，该峰脊带可视为东部与西部火山-侵入岩带的分界。

众所周知的大兴安岭重力梯度带，由东往西下降幅度达-1×10-5m.s-2/km以上，说明了大兴安岭地区正处在地幔斜坡带上。同时在依兰-伊通和敦化-密山断裂带上也出现重力值的线性排列和对称分布特点，这同样表现出了地幔的局部线性上涌特征，如图2-1。

由此可见，松辽盆地莫霍面深度大体为33km左右，西部大兴安岭主峰一带，可达到40～42km；东部大部分地区为37km左右，局部达到38km、40km。从这个意义上看，东北区莫霍面的起伏，以松辽盆地莫霍面峰脊带为界，东部和西部是不对称的，西部莫霍面向西倾伏，似乎像太平洋西岸消减-俯冲洋壳，东部莫霍面较平缓，像大西洋东岸增生-被动洋壳。我们认为，大兴安岭晚侏罗世—早白垩世期巨大的火成岩带的形成，可能与大兴安岭重力梯度带有内在联系（Гοрдиенκο，2000）。

图2-1　伊尔施—延吉莫霍面深度变化图

2.中、新生代构造-岩浆活动

需要指出，中生代以来块体活动及其演化是随时间而变化的，主要由各期的构造-岩浆活动反映出来。

（1）T3—J1期

大约在目前的赤峰-开原断裂以南地区和依兰-伊通断裂以东地区，T3—J1期处于大陆边缘构造-岩浆活动带，包括此时的完达山板片（拼贴地体）。我们称之为饶河-汪清-北票块体，该块体的部分地区控制了该期的火山-侵入岩浆活动（图2-2A）。

该期的主要特征是在全球范围内开始进入了近代板块的演化阶段。对本区而言，此时欧亚大陆已形成，滨太平洋构造域尚未形成或向滨太平洋构造域开始演化的阶段。必须承认，此时的西伯利亚板块与华北板块的超碰撞作用还在继续，使处在大陆边缘的华北板块和佳木斯块体产生近EW或NE向走滑断裂，在其拉分阶段喷出火山岩。从总体而言，此时的华北板块继续向北左旋移动，日本地体可能向华南、华北俯冲挤压，向雏形的欧亚大陆俯冲等，基本处于SN方向和NW—SE方向的挤压环境。因此该期饶河-汪清-北票块体的西北广阔地区则处于稳定隆起环境，其中局部地带（扎鲁特旗、巴林左旗及柴河一带）形成凹陷盆地，沉积有含煤岩系，如红旗组（J1h）、原查伊河组（T3—J1ch）等。另外由于受蒙古-鄂霍次克构造带影响，本区北部上黑龙江地区也发生了局部沉降。

（2）J2期

经分析认为，该期总的特征与T3—J1期类似，构造—岩浆活动主要表现在本区的东部和南部地区。南部的辽西地区火山活动比较强烈，而且向北越过赤峰-开原断裂至西拉木伦河断裂一带。此时库拉或Izanagi板块可能向欧亚大陆的俯冲作用开始，新的力学场使岩石圈结构部分发生变化，走滑断裂的拉分作用加大等。

我们认为此时的深部构造活动（如幔隆、幔坳、深断裂活动等）是由南向北依次进行的，也就是说从南部的郯庐断裂系向北部逐渐扩展，首先冲入的是郯庐断裂系在本区的南部基底刚性“块体”，然后逐渐向北扩展到松辽盆地等古生代增生块体的塑性褶皱带。需要指出，此时的大兴安岭东麓山前断裂在本区的南部老哈河地带已经形成，并向北部延伸；而辽吉块体、佳木斯-兴凯块体及张广才岭加里东—印支期花岗岩带等，均表现为刚性“块体”。因此J2期火山活动在辽西地区表现得强烈，而东部地区只在敦化-密山断裂以南的部分地区有表现。因此把该期块体划分为冀北-辽西块体和延吉-通化块体。冀北—辽西地区所以岩浆活动较强烈，是与下辽河郯庐断裂系深部构造活动有关（图2-2B）。

图2-2　东北地区中生代以来的块体活动示意图

1—岩浆活动；2—断坳陷；3—拼贴地体；4—上地幔隆起；5—断裂活动

由于岩石圈结构由南向北发生变化的结果，大兴安岭南段局部拉分—沉降，沉积新民组（J2x）、万宝组（J2w），主要岩性为含煤岩系和火山碎屑岩；而大兴安岭中段主要表现为升降，沉积了太平川组（J2t）和南平组（J2n），主要岩性为含煤岩系和类磨拉石建造砂砾岩。此时的大兴安岭已开始打破前期较宁静局面，断裂构造和地壳升降运动开始加剧。上黑龙江凹陷继续下沉，沉积了二十二站组（J2er）碎屑岩，主要与蒙古-鄂霍次克海构造活动有关。

（3）J3—K1期

该期是本区火山-侵入岩浆活动强盛期，火山-侵入岩遍布全区。然而以松辽盆地—下辽河盆地为界，东西两侧岩浆活动的强弱表现得截然不同，西部的大兴安岭和辽西地区表现得十分强烈，而东部的小兴安岭、张广才岭及辽东—吉南地区表现得相对较弱。

众所周知，J3—K1期滨太平洋构造域构造-岩浆作用在我国东部表现得十分强烈，规模很大，主要以大兴安岭和我国东南沿海地区为代表，其中对大兴安岭J3—K1期火山-侵入岩浆作用的成因机制目前尚有较大争议。有认为主要与裂谷作用有关（蒋国源，1988；王东方，1984）；认为与南北向继承性活动和太平洋板块的俯冲、幔隆、部分熔融有关（赵国龙，1989）；认为是边缘陆块型火山岩（夏军等，1993）。

库拉-太平洋板块此时对欧亚大陆的俯冲作用可能达到了最强烈阶段。我们认为可能J2期形成的兴城—双辽一线NE向地幔上涌峰脊带，在J3—K1期呈NNE向往北延伸，并贯穿了目前的整个松辽盆地乃至俄罗斯境内的结雅盆地（当时的地幔上涌峰脊带可能处于目前峰脊带的西侧），此时的大兴安岭东麓山前断裂或大兴安岭主脊断裂已成为大型走滑断裂，呈NNE向贯穿了整个大兴安岭地区。此时的岩浆作用主要与大型走滑断裂的拉分阶段岩浆侵位有关，这种岩浆也可以是在大型走滑断裂的挤压阶段地壳的部分熔融产生的（И.B.ГοрдиенΚο，2000）。

如前所述，即以松辽盆地为界，东部和西部无论是火山-侵入岩浆活动的规模还是岩浆作用的强度，差别都很大。那么J3—K1期的活动块体，大体以松辽-下辽河盆地为界，划分为东西两块是合理的，即西部大兴安岭块体（含冀北、辽西）和东部小兴安岭-张广才岭-长白山块体（图2-2C）。

（4）K2—E期

该期的壳幔结构，与目前所测得的结果更接近，主要表现为拉伸作用及裂谷-地堑盆地。

当时太平洋板块向欧亚大陆进行正向俯冲，松辽盆地以地幔上涌和陆壳减薄、裂解及拉伸为特征，△g值约（-10～＋30）×10-5m/s2，陆壳厚度为33km左右，个别地段为小于30km，△T异常轴线为SN向，反映E—W向拉伸特征。目前松辽盆地的范围，主要是在K2—E期因陆壳减薄、拉伸和裂解的结果，也就是说，在海拉尔-孙吴EW向断裂与赤峰-开原断裂及西拉木伦河EW向断裂之间向东-西伸展的结果。假设把大兴安岭地壳最厚的43km视为地幔上涌前松辽盆地的地壳厚度，同时从松辽盆地目前地壳厚度中再减去K2—Q期沉积厚度（均3000m），那么松辽盆地的目前地壳厚度比地幔上涌前的地壳厚度减薄约12km。如果按减薄的12km计算松辽盆地向EW方向伸展的宽度，则为目前300km宽度的约1/3.5，接近100km。实际上地幔上涌不只是在松辽盆地的范围，而是在大兴安岭地幔斜坡带中已经开始，那么因地壳减薄引起的松辽盆地EW方向伸展的宽度远不止100km。

总之，K2—E期本区块体活动主要表现为隆起和断陷作用，岩浆活动只体现在断陷区边界断裂或深断裂附近，为少量的玄武质岩浆和酸性岩浆。因此把该期块体划分为松辽-下辽河裂陷块体、依兰-伊通裂陷块体、海拉尔地堑块体、三江平原地堑块体等（图2-2D）。其余为稳定隆起区，见有少量酸性火成岩。

（5）N—Q期

该期的块体活动有如下特点：K2—E期断陷块体继续下沉；N期敦化-密山断裂带的火山-裂谷作用加剧；Q期的宽甸—白头山—延吉—线雏型裂谷作用开始。但是该期的岩浆作用与其说受块体影响，不如说受断裂活动的控制或受日本海弧后拉张作用的影响更切合实际些，因此划分块体的意义不大。