A. 2021年黑龍江佳木斯屬於什麼積溫帶
2021年黑龍江佳木斯屬於溫帶氣候雨林季節的氣溫帶。
B. Ⅲ-佳木斯微陸塊古元古代石墨、金成礦帶(佳木斯微陸塊古元古代石墨、金礦床成礦系列)
(一)佳木斯微陸塊
佳木斯微陸塊位於黑龍江東北部，向北與俄羅斯境內的布列亞陸塊(圖蘭陸塊)連為一體，是一個結晶基底出露面積較大，時代較為古老的陸塊。微陸塊周邊被斷裂所限，西界為牡丹江 湯旺河 結烈河斷裂，與張廣才嶺(褶皺帶)相鄰；南界以敦化-密山斷裂與延邊褶皺系分界，東部被同江-當璧段列與那丹哈達嶺地體劃開。
佳木斯微陸塊的古元古代變質基底可以分為兩個(岩)群：下部為麻山岩群，上部為東風山群。
麻山岩群主要由深變質的片岩、含矽線石榴片麻岩、含石墨片麻岩、大理岩、麻粒岩(含少量紫蘇輝石)組成的孔茲岩系，含有石墨、磷、矽線石等礦床。麻山岩群變質程度達到高角閃岩相至麻粒岩相，遭受同期花崗質岩漿的混合岩化作用，變形復雜。原岩為中基性火山岩-硬砂岩型建造或復理石型建造(董申保等，1986)。Pb-Pb 等時線年齡為2269±68Ma，全岩U-Pb等時線年齡為2251±360Ma(姜哲等，1991)。
東風山群出露在佳木斯微陸塊北部鶴崗地區。本群主要由大理岩，絹雲石英片岩、二雲石英片岩、二雲二長片麻岩、電氣石英岩及黑雲二長變粒岩、矽線片岩、石墨片岩等組成，夾含鐵石英岩和磁鐵綠泥片岩。原岩為一套中酸性海相火山-沉積岩系，經受高綠片岩相變質作用，有花崗岩化。根據岩性和層位對比，東風山群應位於麻山岩群的上部，形成於古元古代晚期(黑龍江省區域地質志，1993)。在東風山地區，磁鐵石英岩與變基性火山岩相伴，反映本群有硅鐵建造(王喜臣等，2002)。
麻山岩群、東風山群構成了佳木斯微陸塊的變質基底。到中元古代，在克拉通邊緣裂谷環境中形成了黑龍江群深海相火山沉積岩系。
麻山岩群因經歷了多期形變和變質作用疊加改造，內部結構十分復雜，片理和片麻理呈緊密的線形揉曲。表殼岩遭受重結晶作用明顯，其中花崗岩化最發育，呈殘留體狀分布於岩層中。基底岩石富K、Al而貧Na。表生地球化學場顯示Fe、Au、Cu、Cr、V、Ti、Y為高異常。成礦作用以前寒武紀沉積變質石墨、磷礦、矽線石礦、鐵礦及熱液型金礦為特徵。
(二)與角閃岩相-麻粒岩相有關的石墨-磷-矽線石礦床成礦亞系列
佳木斯微陸塊麻山岩群賦存我國眾多的沉積變質型晶質石墨礦床，是我國晶質石墨礦床密集區，其中分布著蘿北雲山、勃利佛嶺、雞西柳毛、穆棱光義等超大型礦床和雙鴨山羊鼻山、虎林姚英山等大型、特大型礦床(見表2-10)，尤其在佳木斯微陸塊的南部林口、雞西、土頂子、黃汪溝、西麻山、石場、和平、余慶、中三陽、龍爪和光義等地，共有12個石墨層，超大、大、中型以上的石墨礦床多處，150 多處礦點，構成一個巨型的含礦帶(即麻山含礦帶)，是我國現知的最大鱗片狀晶質石墨產區。
整個麻山岩群普遍含石墨，麻山岩群分西麻山岩組和龍山岩組(表5-7)。
表5-7 麻山岩群岩石組合特徵
(據黑龍江省地質局，1980，本文略加修改)
麻山岩群主要由片岩、片麻岩和各種鎂質大理岩等組成。變質岩系的變質作用為角閃岩相-麻粒岩相，其中發育有各種重融再造的花崗岩類。麻山岩群中賦存的主要礦產是石墨礦，其次為矽線石礦，再其次為磷灰石和金等礦產。
石墨礦床的容礦圍岩中，矽線石含量均很高，部分地段可形成矽線石礦床，如西麻山岩組中的三道溝矽線石礦床。該礦床以復層狀產出，礦體呈似層狀產於黑雲片岩、片麻岩和變粒岩中。矽線石礦化寬度100～210m，長度大於900m。礦體產狀與圍岩片理一致。在含石墨矽線石片岩型礦石中，矽線石含量為20%～55%，石墨含量1%～5%；在黑雲矽線石片岩型礦石中，矽線石含量15%～35%，石墨含量小於0.5%。由上述兩種矽線石礦石類型的含Al2O3和C的含量，可以看出，Al和C呈正相關。
區內除石墨礦床外還產有磷礦床，主要分布在雞西、林口、余慶等地，產出在麻山岩群柳毛岩組地層中，主要有石場、余慶、中三陽、興開、龍山等中小型礦床。礦石類型有：含磷灰透輝石墨斜長片麻岩、磷灰金雲大理岩、磷灰透輝岩、含透輝磷灰石英岩、磷灰橄欖大理岩、金雲磷灰透輝岩、含磷灰透輝鉀長石岩。脈石礦物有斜長石、石墨、石英、透輝石、金雲母、方解石、橄欖石、鉀長石等。礦床類型可分為沉積變質型和變質熱液型兩種，礦石一般呈鱗片花崗變晶結構、等粒花崗變晶結構、中細粒花崗變晶結構，塊狀、條帶狀、片麻狀構造。磷灰石品位7%～40%，平均15%。
因而，本區實際上是一個由石墨、矽線石和磷礦組成的復合成礦帶，構成石墨-矽線石-磷礦床成礦亞系列。
柳毛石墨礦床
柳毛礦床是雞西石墨礦區中的超大型礦床。礦區四周被斷層圍限，成礦構造主要呈東西向展布，以後由北北西向及北東向斷裂肢解為一系列疊瓦式斷塊。礦床自北而南分布著4個軸向大體平行的褶曲。區域構造的特點是以東西向褶皺及逆沖斷裂為基本輪廓，東西向龍山復向斜橫亘整個區域，控制著麻山岩群(含礦岩系)的分布。麻山斷裂及石場斷裂近東西向分別橫穿區域北部和南部。將麻山岩群逆沖至侏羅-白堊系之上，整個區域表現出大陸邊緣活動帶的斷塊隆起基底特色。新元古代基性輝長岩沿礦床南部活動。整個礦區斷裂縱橫交切，破壞了地層(礦體)的連續性。
麻山岩群下部的西麻山岩組內花崗岩發育。其變質程度普遍達到麻粒岩相。常見的變質礦物有矽線石、堇青石、鐵鋁榴石、透輝石、紫蘇輝石、尖晶石、橄欖石、粒硅鎂石和斜長石等。其原岩主要為粘土岩、半粘土岩、泥灰岩和碳酸鹽岩，夾基性火山岩，屬淺海相沉積，沉積物的特點是富鐵和鎂。由於西麻山岩組正處於隆起的核心部位，深部構造發育，受多次基性超基性岩漿侵入，變質程度深於龍山岩組(龍山岩組相當於角閃岩相)。含礦層位的岩石有：含石墨矽線石英片岩、含石墨黑雲斜長片麻岩、黑雲斜長麻粒岩、透輝斜長變粒岩、釩(鈣)榴石墨斜長片麻岩。區內受後期岩漿重熔改造和韌性剪切作用強烈，出現以石榴石為斑晶的眼球狀或條帶狀花崗岩、黑雲花崗片麻岩，以及石英鉀長交代為主的石榴鉀長巨斑花崗質岩石。
柳毛礦區共有大小數十個礦體，其中大西溝礦段規模最大。主要賦存在西麻山岩組的上部富碳酸岩段。
大西溝礦段有大小礦體44個，其中有11個主要礦體，集中於中礦段(見圖5-28)，單礦體厚12～27m，延長300～1500m，呈似層狀、楔狀或透鏡狀產出。礦體產狀較穩定，局部膨脹分叉甚至尖滅再現。主要礦石類型有釩榴石墨礦(產於含釩榴石透輝石墨片岩中)；透輝石墨礦(產於含石墨透(產於含石墨大理岩中)；矽線石石墨礦(產於含石墨矽線透輝片麻岩、含透輝矽線石墨鉀長片麻岩、石墨斜長片麻岩中)。其中釩榴石墨礦品位較富，含固定碳13%～16%；其餘品位較低(約3%～8%)。主要共生礦物有：透輝石、石英、長石、黑雲母、鈣釩榴石、矽線石、蛇紋石、金紅石、石榴子石(錳鋁榴石及鈣鋁榴石)。礦石具鱗片花崗變晶結構和/或鱗片變晶結構，片麻狀、片狀、塊狀及少量浸染狀構造。石墨呈灰黑-深灰色，鱗片狀，片徑一般為0.063～0.25mm。石墨呈鱗片或聚片狀分布在脈石礦物顆粒間，定向排列，局部有相互穿插。另有少量石墨粒徑極細，以浸染狀分布在脈石礦物中。交代岩附近的礦石通常變富且鱗片變粗。釩榴石石墨礦是主要的礦石類型，占整個礦段礦石量的80%左右。
本區石墨的主要成礦作用發生於古元古代，具有沉積-區域變質成因特徵。屬熱流-高溫區域變質作用類型。區域變質作用後期的花崗岩化作用使原岩重熔改造，岩石發生的退變質作用對石墨鱗片的粗化及局部富集有所增益。
(三)與變質海相火山噴發-沉積作用有關的金-鈷礦床成礦亞系列(東風山金礦床)
東風山金礦床產在佳木斯微陸塊的東風山群中。據劉靜蘭(1991)，礦區內東風山群由下至上可以劃分為三個岩組，下部岩組由下硅質層、含錳硫化物鈷金礦層、鐵礦層和上硅質層組成，岩組厚40～120m；中部岩組的下部以大理岩為主夾石英片岩和石英岩，大理岩普遍含有石墨，中部岩組的上部以各種石墨片岩為主，夾大理岩、石英岩及變質中酸性火山凝灰岩，岩組厚的0～450m；上部岩組以角岩化黑雲石英片岩、角岩化含電氣黑雲石英變粒岩、石榴綠簾石英片岩、石墨片岩為主，夾變質酸性凝灰熔岩，岩組厚均350m。三個岩組的共同特點是都夾有厚度不大的變質中酸性火山碎屑岩。
圖5-28 黑龍江柳毛石墨礦床大西溝礦段礦體分布略圖
(據黑龍江地質礦產局第一調研所，略有刪節)
1—第四系；2—大理岩或透輝岩；3—片岩；4—片麻岩；5—變粒岩；6—花崗質岩；7—石墨礦體；8—西麻山岩組
東風山群Rb-Sr等時線年齡為797±43Ma，該年齡可能反映變質作用時代，東風山群的形成時代可與麻山岩群龍山岩組相當，暫定為古元古代。礦區及其外圍出露的侵入岩佔全區面積50%。除元古宙花崗岩外，其餘主要為晚古生代至中生代的黑雲母花崗岩及其派生脈岩。
東風山群中、下部岩組都有碳酸鹽岩、硅質岩、火山碎屑岩和炭質岩石，都存在金與銀、砷、銻、鈷、鎳的正相關關系。下部岩組中磁鐵石英岩與變基性火山岩相伴，反映本群底部有硅鐵建造。
東風山群中金的含量自下而上逐漸減少，下部岩組是金、鈷、鐵礦體的賦礦岩組，賦存金礦層，中部岩組普遍出現金異常，上部岩組幾乎沒有金異常(圖5-29)。
劉靜蘭(1987)對區內13處含鐵建造的含金性進行了查定(表5-8)，東風山金礦體主要產出在下部岩組鐵礦層下部的含錳硫化物鈷金礦層中。含錳硫化物層位於鐵礦層底部，呈薄層狀，在鐵礦層中呈透鏡體夾層。主要岩石類型有：磁黃鐵鐵閃錳榴岩、磁黃鐵錳榴鐵閃岩、含磁黃石英黑雲錳榴岩等。岩石以花崗變晶結構為主，條帶狀構造。石榴子石(以錳鋁榴石為主)常與磁黃鐵礦、鐵閃石相間出現，形成條帶狀構造。石榴子石集合體常包裹磁黃鐵礦、磷灰石、石英、自然金、輝鈷礦等礦物顆粒，形成包含變晶結構。鐵閃石以錳鐵閃石為主，與錳鋁榴石緊密共生。磁黃鐵礦集合體常呈條帶狀分布，有時填充在鐵閃石、石榴子石的間隙中，形成「隕鐵結構」；有時也呈星散狀或環帶狀包含在石榴子石晶體中。金礦體可分為整合型和脈狀礦體兩類，以前者為主。
圖5-29 東風山金礦地層柱狀圖
(據劉靜蘭，1991)
整合型礦體是因礦體與圍岩呈完全整合狀產出，故稱為整合型金礦體，產出在含錳硫化物鈾金礦層中。礦層雖然厚度不大，但層位及厚度比較穩定，是鈷、金有用元素高度集中部位。但金在礦層內含量並不穩定，變化較大，礦體與圍岩的圈定，需根據分析結果。整合礦體與圍岩呈漸變關系，礦體與圍岩均經歷了相同的變形作用，並隨岩層的褶曲而褶皺。背斜鞍部的礦體有加厚現象。礦體形態多呈鞍狀、透鏡狀(圖5-30)。金礦體與鈷礦體在空間分布上基本吻合，有時二者合為一體，但鈷礦體分布范圍大於金礦體。礦體一般長50～100m，最長250m，厚度一般為1.73～4m，最厚6.16～9.01m，礦體沿傾向延深大於沿走向延伸，二者之比為1～3。礦體沿走向常尖滅再現，在剖面上，自南向北，由高到低，大致呈左行雁行排列。
表5-8 佳木斯微陸塊含鐵建造中金的豐度值 (w(Au)/10-6)
(據劉靜蘭，1987)
脈狀礦體常產在上硅質層中，分布零星，主要受順層的北東向斷裂構造控制，規模有限。
本區礦石可劃分四種自然類型：條帶狀-微細浸染狀貧硫鈷金礦石、條帶狀-細脈浸染狀鈷金礦石、含金石英脈型礦石和條帶狀鐵閃鐵橄輝石鈷金礦石，以第1種和第2種為主要礦石類型。礦石中主要金屬礦物有磁黃鐵礦、毒砂，其次為輝鈷礦、紅砷鎳礦、輝砷鎳礦、磁鐵礦、自然金等，在含金石英脈型礦石中見黃鐵礦，非金屬礦物有錳鋁榴石、錳鐵閃石、石英、黑雲母等。在條帶狀鐵閃鐵橄欖輝石鈷金礦石中則以尤萊輝石、鐵橄欖石及鐵閃石為主。
圖5-30 東風山金礦床地質剖面圖
(據劉靜蘭，1987)
1—金礦層；2—鈷礦層；3—鐵礦層；4—微晶含電氣石雲母石英片岩；5—細晶大理岩；6—微晶含石墨堇青石片岩；7—黑雲母花崗岩；8—脈岩
自然金多數呈不規則粒狀。部分為圓粒狀、長條狀、板狀等。粒度較細，多數在5μm左右。自然金與毒砂、輝鈷礦、錳鋁榴石和錳鐵閃石關系密切。自然金成色變化在843～990之間，算術平均值為918。
東風山金礦層經受角閃岩相為主的區域變質作用，變質溫度為455～600℃，壓力為0.3～0.5gPa。
東風山條帶狀鐵建造金礦床屬火山噴氣沉積-變質成因。礦床的原始沉積環境為遠離中酸性火山噴發中心的海盆地，成礦物質由火山噴氣作用由深部帶到地殼表層的海水中。金主要呈微細分散狀態富集在條帶狀鐵建造底部的硫化物相(或與碳酸鹽相的混合相)中，隨區域變質作用形成層狀、似層狀、透鏡狀的整合型同生礦體。伴隨區域變質作用的構造變形作用，金礦體重新就位，形成鞍狀和部分透鏡體狀礦體，在區域變質作用之後的變質熱液活動，使少量的金活化，形成脈狀礦體。
從上可知，佳木斯微陸塊在古元古代是石墨-磷-金礦床重要的成礦期。在雞西地區形成石墨-矽線石-磷礦床成礦亞系列，在東風山地區則形成了金-鈷礦床成礦亞系列。
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剛從南京回到烏藍在烏蘭呆兩天了回佳木斯可以嗎？如果從湖南回佳木斯的話，也是可以的，但是如果你回到佳木斯的話，必須要在家裡自我隔離隔離之後才能去接觸身邊的人和同事。
F. 佳木斯－興蒙地塊的邊界及其構造帶性質
佳木斯－興蒙地塊形成之後，經歷了兩個大的構造演化階段，第一階段發生在晚二疊－早三疊世，以佳木斯－興蒙地塊南緣與華北板塊碰撞拼合為標志;第二階段發生在中－晚侏羅世初，以佳木斯－興蒙地塊東緣錫霍特－阿林地體的增生和北緣與西伯利亞板塊的碰撞拼合為標志。上述兩大階段的構造演化在佳木斯－興蒙地塊周邊形成了三條特徵明顯的邊界構造帶，即南緣的西拉木倫河－長春縫合帶，東緣的同江－密山地體拼貼帶和北緣的蒙古－鄂霍次克縫合帶。但需要指出的是，深部地球物理證據顯示在西拉木倫河縫合帶和同江－密山拼貼帶之下均存在明顯的物性結構差異，表明之下存在岩石圈尺度的構造界線，但在所謂的西拉木倫河縫合帶的東延，即長春－延吉一線和鄂霍次克縫合帶之下並沒有明顯的深部地球物理異常顯示，可能說明這兩條構造帶的性質及樣式與我們所理解的縫合帶有所不同。
5.1.2.1南部邊界帶特徵及構造－沉積效應
西拉木倫河－長春－延吉一線一直被作為華北板塊與東北塊體(佳木斯－興蒙地塊)之間的構造縫合帶。近年來的研究證明，佳木斯－興蒙地塊中南部的廣大區域發育厚度很大的中二疊世穩定的海相沉積。這說明佳木斯－興蒙地塊中南部在中二疊世期間長期處於與大洋相連的被動大陸邊緣環境。岩石圈結構證據顯示(盧造勛等，2005)，在赤峰－沈陽一線的華北板塊北緣之下存在一厚度大於120km的巨厚岩石圈根。這一岩石圈根東西向展布，西寬東窄，但並未連續向東延伸，而是在梅河口附近轉為北東向。結合區域構造分析，轉為北東向的厚岩石圈根的東西兩側分別為敦化－密山斷裂和佳木斯－伊通斷裂。這一特點說明，東西向的岩石圈根向東並沒有越過敦化－密山斷裂，而是在敦化－密山斷裂以西轉為北東向，這可能反映了敦化－密山斷裂的左行走滑對西部的岩石圈根產生了明顯的拖拽作用。厚岩石圈根的主體位於華北板塊北緣之下，與傳統所說的「內蒙古地軸」的展布位置相當，說明增厚的岩石圈主要發生在華北板塊北緣之下。根據板塊構造理論分析，華北板塊北緣巨厚岩石圈的形成應與古亞洲洋板塊向南的俯沖消減及南北陸陸碰撞有關。也就是說，華北板塊北緣曾存在一個東西向展布的造山帶。岩漿作用和沉積作用特徵進一步支持了這一認識，在碰撞帶附近發育有眾多晚二疊世－早三疊世(285～243Ma)碰撞後隆起型花崗岩體，南北兩側保存有早三疊世陸相紫紅色粗碎屑沉積。這些證據都進一步證明佳木斯－興蒙地塊與華北板塊的碰撞拼合時間發生在晚二疊世－早三疊世。這一事件標志著佳木斯－興蒙地塊南緣作為被動大陸邊緣獨立演化階段的結束。特別需要指出的是，如果厚岩石圈根的形成確與俯沖碰撞有關，那麼，佳木斯－興蒙地塊與華北板塊的碰撞就主要發生在西部，而對東部沒有明顯的影響。也就是說，碰撞後的南北擠壓作用主要應發生在佳木斯－興蒙地塊西部地區。這一認識得到地質證據的有力支持，佳木斯－興蒙地塊西部在中－晚三疊世處於地殼增厚和隆升剝蝕背景，以普遍缺失中－上三疊統為標志。受南北向擠壓構造背景的影響，西部發育了近南北向展布的伸展型花崗岩(210～180Ma)和東西向展布的早－中侏羅世陸相含煤盆地。而此時，佳木斯－興蒙地塊的東緣和北緣仍處於鄰海大陸邊緣構造環境，接受了晚三疊世－早中侏羅世的海相及海陸交互相沉積。最近的生物地層學研究證據顯示，吉林東部二疊紀植物的混生界線在汪清－琿春一線，而不是傳統所說的敦化－延吉一線。這一界線較傳統界線向北移了約50km。這一界線的進一步確定不但有助於對西拉木倫河縫合帶東延問題及其性質認識的深入，而且對延邊地區中－新生代盆地基底性質的認識也將產生重要影響，即該區中－新生代盆地基底有可能屬於華北板塊北緣的增生帶，而與吉黑東部中－新生代盆地基底性質完全不同。
5.1.2.2東部邊界帶特徵及構造－沉積效應
在我國境內，東部邊界指佳木斯地塊與東部完達山地體之間的同江－密山斷裂。該斷裂是布列亞－佳木斯－興凱地塊與錫霍特－阿林地體之間巨大的南北向斷裂系統的一部分。地體增生前，布列亞地塊、佳木斯地塊和興凱地塊東緣均發育有二套重要的岩石組合:一套是早－中二疊世的中基性－酸性火山岩夾含暖水型動物化石的碳酸鹽岩，中基性火山岩的年齡為288Ma，中酸性火山岩的年齡為268Ma，火山岩的地球化學特徵指示其形成於活動大陸邊緣環境;另一套是晚三疊世－早侏羅世海陸交互相－海相被動大陸邊緣沉積。這兩套岩石組合均呈近南北或北東向展布，與西部地區相同時代的地層在組成及產狀上明顯不同。這些特徵說明，佳木斯－興蒙地塊作為一個獨立演化的構造單元在與華北板塊碰撞拼貼之前，其東部曾發育有一個近南北向展布的大陸邊緣，早－中二疊世，該邊緣具有大陸邊緣岩漿弧性質，與西部早－中二疊世海相盆地相對應。這一南北向大陸邊緣一直到佳木斯－興蒙地塊與華北板塊碰撞拼合之後仍然存在，並在晚三疊世轉化為被動大陸邊緣，接受了晚三疊世－早侏羅世海陸交互相－海相沉積，以佳木斯地塊東緣分布的南雙鴨山組為代表。中侏羅世晚期，由中－晚三疊—早－中侏羅世基性－超基性岩(輝長岩鋯石U－Pb年齡為166Ma)和放射蟲硅質岩構成的完達山地體通過大陸邊緣橫推斷層由南向北增生就位到佳木斯－興蒙地塊東緣。同時，佳木斯－興蒙地塊北部的蒙古－鄂霍次克洋盆的閉合，佳木斯－興蒙地塊與西伯利亞板塊碰撞拼合，統一的東北亞大陸基本形成。該邊界帶現今在地表的位置位於寶清以東，但深部向西傾伏。
5.1.2.3北部邊界帶特徵及構造－沉積效應
佳木斯－興蒙地塊的北部邊界位於俄羅斯境內，稱蒙古－鄂霍次克縫合帶。根據N.L.Dobretsov和E.V.Sklyarov(1988)的資料，蒙古－鄂霍次克縫合帶由西南段和北段兩部分構成，其中都含有藍片岩。西南段呈北東向展布，稱阿金斯科(Aginsk)帶，由一系列包括有藍閃綠片岩和蛇綠岩的前寒武紀末期的構造岩片組成;北段近東西向展布，稱土庫林格勒(Tukuringra)帶，該帶作為布列亞地塊的北部邊界也由一系列構造岩片組成，其中含有前寒武紀末或早古生代的藍閃綠片岩和蛇綠岩岩塊，同時也含有未變質的晚古生代沉積岩，該帶被晚三疊世及其之後的沉積不整合覆蓋。這些資料說明蒙古－鄂霍次克縫合帶應是一條較為古老且多次活動的構造帶。近十幾年來人們普遍把該帶的最後閉合時代定為晚中生代的主要依據是北段，即土庫林格勒帶內發育有侏羅紀或白堊紀海相沉積。因此，對現今蒙古－鄂霍次克縫合帶的性質及形成時代的認識尚待深入研究。根據地球物理資料，我們認為該帶內的晚中生代沉積可能是殘余海盆或古縫合帶再度裂解的沉積產物。近年來，俄羅斯學者的研究認為，蒙古－鄂霍次克海盆的最終閉合時代為中侏羅世，與錫霍特－阿林地體增生到佳蒙地塊東緣的時間基本一致。根據Killirova(2005，2007)的資料，東西向展布的土庫林格帶以結雅盆地西緣斷裂為界，西段和東段構造－沉積特徵明顯不同，西段的南側發育一中生代盆地(稱烏舒蒙盆地)，該盆地與我國境內的漠河盆地相連。烏舒蒙盆地北陡、南緩，盆地內發育有晚三疊－早侏羅世海相碎屑岩夾碳酸鹽岩沉積，中侏羅統以陸相砂岩和粉砂岩為主，夾少量海相碎屑岩，進入我國的漠河盆地中侏羅統均為陸相沉積。結合漠河－烏舒蒙盆地北部斷裂具有向南逆沖的特點，而南部也發育由南向北逆沖特點，說明佳木斯－興蒙地塊北緣在中生代早期也具有被動大陸邊緣沉積特點，晚三疊－中侏羅世經歷了從殘余盆地到前陸盆地的演化過程。地球物理證據表明，漠河盆地明顯具有由南向北深度逐漸增大的特點(圖5.4)。東段的北部發育一中生代盆地(稱尤達盆地)，該盆地南陡、北緩，是晚侏羅世由南向北逆沖形成的前陸盆地(Killirova，2005，2007)。上述特徵說明，土庫林格勒帶東段和西段的動力學背景不同，西段應屬於蒙古－鄂霍次克構造域，是古拼合帶在晚三疊世前再度裂解形成的海槽，在中侏羅世末最後閉合，而東段明顯在後期疊加了古太平洋構造域的應力效應。這兩個構造域的轉換界線表現在盆地上，應是松遼盆地－阿穆爾－結雅盆地的西界。由於該帶逆沖構造發育，可能屬於薄皮構造特點，因此，該帶之下在岩石圈尺度上沒有出現明顯的橫向物性不連續界線。
圖5.4漠河盆地重力和MT解釋剖面圖
綜合上述證據並結合區域地質資料分析，「佳木斯－興蒙地塊」與華北板塊碰撞拼合後在西拉木倫河斷裂以北地區形成了一個新的晚二疊世－早三疊世的陸相沉積－構造層，說明西拉木倫河斷裂沿線是古亞洲洋盆最終閉合的位置，以其為代表的「佳木斯－興蒙地塊」南部邊界斷裂具有由南向北逆沖的特徵。此後，統一的「佳蒙－華北板塊」東緣和北緣逐漸轉入與古太平洋構造域相互作用構造背景。中－晚侏羅世，伴隨錫霍特－阿林地體在該區東緣的增生就位和北部蒙古－鄂霍次克洋盆閉合及西伯利亞板塊的向南逆沖，使「佳木斯－興蒙地塊」整體處於南北擠壓構造背景，在該區西部形成中－晚侏羅世高原，造成全區上侏羅統沉積的缺失。
G. 佳木斯寬頻
應該是網通吧，現在改聯通了，他們的線最全， 要不你打10060問問 或者去國脈通的聯通營業部問問。
H. 佳木斯大學大一新生能否自己帶被子
可以的 這個不強制 非要買學校的 但是 學校不建議自己帶 畢竟宿舍人都買你自己一個人搞特殊不太好 看上去不整齊 尤其是大一 學院會經常督促查寢室如果你不一樣太顯眼
I. 佳木斯哪裡有能帶回家做的手工活
有很多假的手工活 收了你的押金然後第二天就失蹤
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