A. 2021年黑龙江佳木斯属于什么积温带
2021年黑龙江佳木斯属于温带气候雨林季节的气温带。
B. Ⅲ-佳木斯微陆块古元古代石墨、金成矿带(佳木斯微陆块古元古代石墨、金矿床成矿系列)
(一)佳木斯微陆块
佳木斯微陆块位于黑龙江东北部，向北与俄罗斯境内的布列亚陆块(图兰陆块)连为一体，是一个结晶基底出露面积较大，时代较为古老的陆块。微陆块周边被断裂所限，西界为牡丹江 汤旺河 结烈河断裂，与张广才岭(褶皱带)相邻；南界以敦化-密山断裂与延边褶皱系分界，东部被同江-当璧段列与那丹哈达岭地体划开。
佳木斯微陆块的古元古代变质基底可以分为两个(岩)群：下部为麻山岩群，上部为东风山群。
麻山岩群主要由深变质的片岩、含矽线石榴片麻岩、含石墨片麻岩、大理岩、麻粒岩(含少量紫苏辉石)组成的孔兹岩系，含有石墨、磷、矽线石等矿床。麻山岩群变质程度达到高角闪岩相至麻粒岩相，遭受同期花岗质岩浆的混合岩化作用，变形复杂。原岩为中基性火山岩-硬砂岩型建造或复理石型建造(董申保等，1986)。Pb-Pb 等时线年龄为2269±68Ma，全岩U-Pb等时线年龄为2251±360Ma(姜哲等，1991)。
东风山群出露在佳木斯微陆块北部鹤岗地区。本群主要由大理岩，绢云石英片岩、二云石英片岩、二云二长片麻岩、电气石英岩及黑云二长变粒岩、矽线片岩、石墨片岩等组成，夹含铁石英岩和磁铁绿泥片岩。原岩为一套中酸性海相火山-沉积岩系，经受高绿片岩相变质作用，有花岗岩化。根据岩性和层位对比，东风山群应位于麻山岩群的上部，形成于古元古代晚期(黑龙江省区域地质志，1993)。在东风山地区，磁铁石英岩与变基性火山岩相伴，反映本群有硅铁建造(王喜臣等，2002)。
麻山岩群、东风山群构成了佳木斯微陆块的变质基底。到中元古代，在克拉通边缘裂谷环境中形成了黑龙江群深海相火山沉积岩系。
麻山岩群因经历了多期形变和变质作用叠加改造，内部结构十分复杂，片理和片麻理呈紧密的线形揉曲。表壳岩遭受重结晶作用明显，其中花岗岩化最发育，呈残留体状分布于岩层中。基底岩石富K、Al而贫Na。表生地球化学场显示Fe、Au、Cu、Cr、V、Ti、Y为高异常。成矿作用以前寒武纪沉积变质石墨、磷矿、矽线石矿、铁矿及热液型金矿为特征。
(二)与角闪岩相-麻粒岩相有关的石墨-磷-矽线石矿床成矿亚系列
佳木斯微陆块麻山岩群赋存我国众多的沉积变质型晶质石墨矿床，是我国晶质石墨矿床密集区，其中分布着萝北云山、勃利佛岭、鸡西柳毛、穆棱光义等超大型矿床和双鸭山羊鼻山、虎林姚英山等大型、特大型矿床(见表2-10)，尤其在佳木斯微陆块的南部林口、鸡西、土顶子、黄汪沟、西麻山、石场、和平、余庆、中三阳、龙爪和光义等地，共有12个石墨层，超大、大、中型以上的石墨矿床多处，150 多处矿点，构成一个巨型的含矿带(即麻山含矿带)，是我国现知的最大鳞片状晶质石墨产区。
整个麻山岩群普遍含石墨，麻山岩群分西麻山岩组和龙山岩组(表5-7)。
表5-7 麻山岩群岩石组合特征
(据黑龙江省地质局，1980，本文略加修改)
麻山岩群主要由片岩、片麻岩和各种镁质大理岩等组成。变质岩系的变质作用为角闪岩相-麻粒岩相，其中发育有各种重融再造的花岗岩类。麻山岩群中赋存的主要矿产是石墨矿，其次为矽线石矿，再其次为磷灰石和金等矿产。
石墨矿床的容矿围岩中，矽线石含量均很高，部分地段可形成矽线石矿床，如西麻山岩组中的三道沟矽线石矿床。该矿床以复层状产出，矿体呈似层状产于黑云片岩、片麻岩和变粒岩中。矽线石矿化宽度100～210m，长度大于900m。矿体产状与围岩片理一致。在含石墨矽线石片岩型矿石中，矽线石含量为20%～55%，石墨含量1%～5%；在黑云矽线石片岩型矿石中，矽线石含量15%～35%，石墨含量小于0.5%。由上述两种矽线石矿石类型的含Al2O3和C的含量，可以看出，Al和C呈正相关。
区内除石墨矿床外还产有磷矿床，主要分布在鸡西、林口、余庆等地，产出在麻山岩群柳毛岩组地层中，主要有石场、余庆、中三阳、兴开、龙山等中小型矿床。矿石类型有：含磷灰透辉石墨斜长片麻岩、磷灰金云大理岩、磷灰透辉岩、含透辉磷灰石英岩、磷灰橄榄大理岩、金云磷灰透辉岩、含磷灰透辉钾长石岩。脉石矿物有斜长石、石墨、石英、透辉石、金云母、方解石、橄榄石、钾长石等。矿床类型可分为沉积变质型和变质热液型两种，矿石一般呈鳞片花岗变晶结构、等粒花岗变晶结构、中细粒花岗变晶结构，块状、条带状、片麻状构造。磷灰石品位7%～40%，平均15%。
因而，本区实际上是一个由石墨、矽线石和磷矿组成的复合成矿带，构成石墨-矽线石-磷矿床成矿亚系列。
柳毛石墨矿床
柳毛矿床是鸡西石墨矿区中的超大型矿床。矿区四周被断层围限，成矿构造主要呈东西向展布，以后由北北西向及北东向断裂肢解为一系列叠瓦式断块。矿床自北而南分布着4个轴向大体平行的褶曲。区域构造的特点是以东西向褶皱及逆冲断裂为基本轮廓，东西向龙山复向斜横亘整个区域，控制着麻山岩群(含矿岩系)的分布。麻山断裂及石场断裂近东西向分别横穿区域北部和南部。将麻山岩群逆冲至侏罗-白垩系之上，整个区域表现出大陆边缘活动带的断块隆起基底特色。新元古代基性辉长岩沿矿床南部活动。整个矿区断裂纵横交切，破坏了地层(矿体)的连续性。
麻山岩群下部的西麻山岩组内花岗岩发育。其变质程度普遍达到麻粒岩相。常见的变质矿物有矽线石、堇青石、铁铝榴石、透辉石、紫苏辉石、尖晶石、橄榄石、粒硅镁石和斜长石等。其原岩主要为粘土岩、半粘土岩、泥灰岩和碳酸盐岩，夹基性火山岩，属浅海相沉积，沉积物的特点是富铁和镁。由于西麻山岩组正处于隆起的核心部位，深部构造发育，受多次基性超基性岩浆侵入，变质程度深于龙山岩组(龙山岩组相当于角闪岩相)。含矿层位的岩石有：含石墨矽线石英片岩、含石墨黑云斜长片麻岩、黑云斜长麻粒岩、透辉斜长变粒岩、钒(钙)榴石墨斜长片麻岩。区内受后期岩浆重熔改造和韧性剪切作用强烈，出现以石榴石为斑晶的眼球状或条带状花岗岩、黑云花岗片麻岩，以及石英钾长交代为主的石榴钾长巨斑花岗质岩石。
柳毛矿区共有大小数十个矿体，其中大西沟矿段规模最大。主要赋存在西麻山岩组的上部富碳酸岩段。
大西沟矿段有大小矿体44个，其中有11个主要矿体，集中于中矿段(见图5-28)，单矿体厚12～27m，延长300～1500m，呈似层状、楔状或透镜状产出。矿体产状较稳定，局部膨胀分叉甚至尖灭再现。主要矿石类型有钒榴石墨矿(产于含钒榴石透辉石墨片岩中)；透辉石墨矿(产于含石墨透(产于含石墨大理岩中)；矽线石石墨矿(产于含石墨矽线透辉片麻岩、含透辉矽线石墨钾长片麻岩、石墨斜长片麻岩中)。其中钒榴石墨矿品位较富，含固定碳13%～16%；其余品位较低(约3%～8%)。主要共生矿物有：透辉石、石英、长石、黑云母、钙钒榴石、矽线石、蛇纹石、金红石、石榴子石(锰铝榴石及钙铝榴石)。矿石具鳞片花岗变晶结构和/或鳞片变晶结构，片麻状、片状、块状及少量浸染状构造。石墨呈灰黑-深灰色，鳞片状，片径一般为0.063～0.25mm。石墨呈鳞片或聚片状分布在脉石矿物颗粒间，定向排列，局部有相互穿插。另有少量石墨粒径极细，以浸染状分布在脉石矿物中。交代岩附近的矿石通常变富且鳞片变粗。钒榴石石墨矿是主要的矿石类型，占整个矿段矿石量的80%左右。
本区石墨的主要成矿作用发生于古元古代，具有沉积-区域变质成因特征。属热流-高温区域变质作用类型。区域变质作用后期的花岗岩化作用使原岩重熔改造，岩石发生的退变质作用对石墨鳞片的粗化及局部富集有所增益。
(三)与变质海相火山喷发-沉积作用有关的金-钴矿床成矿亚系列(东风山金矿床)
东风山金矿床产在佳木斯微陆块的东风山群中。据刘静兰(1991)，矿区内东风山群由下至上可以划分为三个岩组，下部岩组由下硅质层、含锰硫化物钴金矿层、铁矿层和上硅质层组成，岩组厚40～120m；中部岩组的下部以大理岩为主夹石英片岩和石英岩，大理岩普遍含有石墨，中部岩组的上部以各种石墨片岩为主，夹大理岩、石英岩及变质中酸性火山凝灰岩，岩组厚的0～450m；上部岩组以角岩化黑云石英片岩、角岩化含电气黑云石英变粒岩、石榴绿帘石英片岩、石墨片岩为主，夹变质酸性凝灰熔岩，岩组厚均350m。三个岩组的共同特点是都夹有厚度不大的变质中酸性火山碎屑岩。
图5-28 黑龙江柳毛石墨矿床大西沟矿段矿体分布略图
(据黑龙江地质矿产局第一调研所，略有删节)
1—第四系；2—大理岩或透辉岩；3—片岩；4—片麻岩；5—变粒岩；6—花岗质岩；7—石墨矿体；8—西麻山岩组
东风山群Rb-Sr等时线年龄为797±43Ma，该年龄可能反映变质作用时代，东风山群的形成时代可与麻山岩群龙山岩组相当，暂定为古元古代。矿区及其外围出露的侵入岩占全区面积50%。除元古宙花岗岩外，其余主要为晚古生代至中生代的黑云母花岗岩及其派生脉岩。
东风山群中、下部岩组都有碳酸盐岩、硅质岩、火山碎屑岩和炭质岩石，都存在金与银、砷、锑、钴、镍的正相关关系。下部岩组中磁铁石英岩与变基性火山岩相伴，反映本群底部有硅铁建造。
东风山群中金的含量自下而上逐渐减少，下部岩组是金、钴、铁矿体的赋矿岩组，赋存金矿层，中部岩组普遍出现金异常，上部岩组几乎没有金异常(图5-29)。
刘静兰(1987)对区内13处含铁建造的含金性进行了查定(表5-8)，东风山金矿体主要产出在下部岩组铁矿层下部的含锰硫化物钴金矿层中。含锰硫化物层位于铁矿层底部，呈薄层状，在铁矿层中呈透镜体夹层。主要岩石类型有：磁黄铁铁闪锰榴岩、磁黄铁锰榴铁闪岩、含磁黄石英黑云锰榴岩等。岩石以花岗变晶结构为主，条带状构造。石榴子石(以锰铝榴石为主)常与磁黄铁矿、铁闪石相间出现，形成条带状构造。石榴子石集合体常包裹磁黄铁矿、磷灰石、石英、自然金、辉钴矿等矿物颗粒，形成包含变晶结构。铁闪石以锰铁闪石为主，与锰铝榴石紧密共生。磁黄铁矿集合体常呈条带状分布，有时填充在铁闪石、石榴子石的间隙中，形成“陨铁结构”；有时也呈星散状或环带状包含在石榴子石晶体中。金矿体可分为整合型和脉状矿体两类，以前者为主。
图5-29 东风山金矿地层柱状图
(据刘静兰，1991)
整合型矿体是因矿体与围岩呈完全整合状产出，故称为整合型金矿体，产出在含锰硫化物铀金矿层中。矿层虽然厚度不大，但层位及厚度比较稳定，是钴、金有用元素高度集中部位。但金在矿层内含量并不稳定，变化较大，矿体与围岩的圈定，需根据分析结果。整合矿体与围岩呈渐变关系，矿体与围岩均经历了相同的变形作用，并随岩层的褶曲而褶皱。背斜鞍部的矿体有加厚现象。矿体形态多呈鞍状、透镜状(图5-30)。金矿体与钴矿体在空间分布上基本吻合，有时二者合为一体，但钴矿体分布范围大于金矿体。矿体一般长50～100m，最长250m，厚度一般为1.73～4m，最厚6.16～9.01m，矿体沿倾向延深大于沿走向延伸，二者之比为1～3。矿体沿走向常尖灭再现，在剖面上，自南向北，由高到低，大致呈左行雁行排列。
表5-8 佳木斯微陆块含铁建造中金的丰度值 (w(Au)/10-6)
(据刘静兰，1987)
脉状矿体常产在上硅质层中，分布零星，主要受顺层的北东向断裂构造控制，规模有限。
本区矿石可划分四种自然类型：条带状-微细浸染状贫硫钴金矿石、条带状-细脉浸染状钴金矿石、含金石英脉型矿石和条带状铁闪铁橄辉石钴金矿石，以第1种和第2种为主要矿石类型。矿石中主要金属矿物有磁黄铁矿、毒砂，其次为辉钴矿、红砷镍矿、辉砷镍矿、磁铁矿、自然金等，在含金石英脉型矿石中见黄铁矿，非金属矿物有锰铝榴石、锰铁闪石、石英、黑云母等。在条带状铁闪铁橄榄辉石钴金矿石中则以尤莱辉石、铁橄榄石及铁闪石为主。
图5-30 东风山金矿床地质剖面图
(据刘静兰，1987)
1—金矿层；2—钴矿层；3—铁矿层；4—微晶含电气石云母石英片岩；5—细晶大理岩；6—微晶含石墨堇青石片岩；7—黑云母花岗岩；8—脉岩
自然金多数呈不规则粒状。部分为圆粒状、长条状、板状等。粒度较细，多数在5μm左右。自然金与毒砂、辉钴矿、锰铝榴石和锰铁闪石关系密切。自然金成色变化在843～990之间，算术平均值为918。
东风山金矿层经受角闪岩相为主的区域变质作用，变质温度为455～600℃，压力为0.3～0.5gPa。
东风山条带状铁建造金矿床属火山喷气沉积-变质成因。矿床的原始沉积环境为远离中酸性火山喷发中心的海盆地，成矿物质由火山喷气作用由深部带到地壳表层的海水中。金主要呈微细分散状态富集在条带状铁建造底部的硫化物相(或与碳酸盐相的混合相)中，随区域变质作用形成层状、似层状、透镜状的整合型同生矿体。伴随区域变质作用的构造变形作用，金矿体重新就位，形成鞍状和部分透镜体状矿体，在区域变质作用之后的变质热液活动，使少量的金活化，形成脉状矿体。
从上可知，佳木斯微陆块在古元古代是石墨-磷-金矿床重要的成矿期。在鸡西地区形成石墨-矽线石-磷矿床成矿亚系列，在东风山地区则形成了金-钴矿床成矿亚系列。
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F. 佳木斯－兴蒙地块的边界及其构造带性质
佳木斯－兴蒙地块形成之后，经历了两个大的构造演化阶段，第一阶段发生在晚二叠－早三叠世，以佳木斯－兴蒙地块南缘与华北板块碰撞拼合为标志;第二阶段发生在中－晚侏罗世初，以佳木斯－兴蒙地块东缘锡霍特－阿林地体的增生和北缘与西伯利亚板块的碰撞拼合为标志。上述两大阶段的构造演化在佳木斯－兴蒙地块周边形成了三条特征明显的边界构造带，即南缘的西拉木伦河－长春缝合带，东缘的同江－密山地体拼贴带和北缘的蒙古－鄂霍次克缝合带。但需要指出的是，深部地球物理证据显示在西拉木伦河缝合带和同江－密山拼贴带之下均存在明显的物性结构差异，表明之下存在岩石圈尺度的构造界线，但在所谓的西拉木伦河缝合带的东延，即长春－延吉一线和鄂霍次克缝合带之下并没有明显的深部地球物理异常显示，可能说明这两条构造带的性质及样式与我们所理解的缝合带有所不同。
5.1.2.1南部边界带特征及构造－沉积效应
西拉木伦河－长春－延吉一线一直被作为华北板块与东北块体(佳木斯－兴蒙地块)之间的构造缝合带。近年来的研究证明，佳木斯－兴蒙地块中南部的广大区域发育厚度很大的中二叠世稳定的海相沉积。这说明佳木斯－兴蒙地块中南部在中二叠世期间长期处于与大洋相连的被动大陆边缘环境。岩石圈结构证据显示(卢造勋等，2005)，在赤峰－沈阳一线的华北板块北缘之下存在一厚度大于120km的巨厚岩石圈根。这一岩石圈根东西向展布，西宽东窄，但并未连续向东延伸，而是在梅河口附近转为北东向。结合区域构造分析，转为北东向的厚岩石圈根的东西两侧分别为敦化－密山断裂和佳木斯－伊通断裂。这一特点说明，东西向的岩石圈根向东并没有越过敦化－密山断裂，而是在敦化－密山断裂以西转为北东向，这可能反映了敦化－密山断裂的左行走滑对西部的岩石圈根产生了明显的拖拽作用。厚岩石圈根的主体位于华北板块北缘之下，与传统所说的“内蒙古地轴”的展布位置相当，说明增厚的岩石圈主要发生在华北板块北缘之下。根据板块构造理论分析，华北板块北缘巨厚岩石圈的形成应与古亚洲洋板块向南的俯冲消减及南北陆陆碰撞有关。也就是说，华北板块北缘曾存在一个东西向展布的造山带。岩浆作用和沉积作用特征进一步支持了这一认识，在碰撞带附近发育有众多晚二叠世－早三叠世(285～243Ma)碰撞后隆起型花岗岩体，南北两侧保存有早三叠世陆相紫红色粗碎屑沉积。这些证据都进一步证明佳木斯－兴蒙地块与华北板块的碰撞拼合时间发生在晚二叠世－早三叠世。这一事件标志着佳木斯－兴蒙地块南缘作为被动大陆边缘独立演化阶段的结束。特别需要指出的是，如果厚岩石圈根的形成确与俯冲碰撞有关，那么，佳木斯－兴蒙地块与华北板块的碰撞就主要发生在西部，而对东部没有明显的影响。也就是说，碰撞后的南北挤压作用主要应发生在佳木斯－兴蒙地块西部地区。这一认识得到地质证据的有力支持，佳木斯－兴蒙地块西部在中－晚三叠世处于地壳增厚和隆升剥蚀背景，以普遍缺失中－上三叠统为标志。受南北向挤压构造背景的影响，西部发育了近南北向展布的伸展型花岗岩(210～180Ma)和东西向展布的早－中侏罗世陆相含煤盆地。而此时，佳木斯－兴蒙地块的东缘和北缘仍处于邻海大陆边缘构造环境，接受了晚三叠世－早中侏罗世的海相及海陆交互相沉积。最近的生物地层学研究证据显示，吉林东部二叠纪植物的混生界线在汪清－珲春一线，而不是传统所说的敦化－延吉一线。这一界线较传统界线向北移了约50km。这一界线的进一步确定不但有助于对西拉木伦河缝合带东延问题及其性质认识的深入，而且对延边地区中－新生代盆地基底性质的认识也将产生重要影响，即该区中－新生代盆地基底有可能属于华北板块北缘的增生带，而与吉黑东部中－新生代盆地基底性质完全不同。
5.1.2.2东部边界带特征及构造－沉积效应
在我国境内，东部边界指佳木斯地块与东部完达山地体之间的同江－密山断裂。该断裂是布列亚－佳木斯－兴凯地块与锡霍特－阿林地体之间巨大的南北向断裂系统的一部分。地体增生前，布列亚地块、佳木斯地块和兴凯地块东缘均发育有二套重要的岩石组合:一套是早－中二叠世的中基性－酸性火山岩夹含暖水型动物化石的碳酸盐岩，中基性火山岩的年龄为288Ma，中酸性火山岩的年龄为268Ma，火山岩的地球化学特征指示其形成于活动大陆边缘环境;另一套是晚三叠世－早侏罗世海陆交互相－海相被动大陆边缘沉积。这两套岩石组合均呈近南北或北东向展布，与西部地区相同时代的地层在组成及产状上明显不同。这些特征说明，佳木斯－兴蒙地块作为一个独立演化的构造单元在与华北板块碰撞拼贴之前，其东部曾发育有一个近南北向展布的大陆边缘，早－中二叠世，该边缘具有大陆边缘岩浆弧性质，与西部早－中二叠世海相盆地相对应。这一南北向大陆边缘一直到佳木斯－兴蒙地块与华北板块碰撞拼合之后仍然存在，并在晚三叠世转化为被动大陆边缘，接受了晚三叠世－早侏罗世海陆交互相－海相沉积，以佳木斯地块东缘分布的南双鸭山组为代表。中侏罗世晚期，由中－晚三叠—早－中侏罗世基性－超基性岩(辉长岩锆石U－Pb年龄为166Ma)和放射虫硅质岩构成的完达山地体通过大陆边缘横推断层由南向北增生就位到佳木斯－兴蒙地块东缘。同时，佳木斯－兴蒙地块北部的蒙古－鄂霍次克洋盆的闭合，佳木斯－兴蒙地块与西伯利亚板块碰撞拼合，统一的东北亚大陆基本形成。该边界带现今在地表的位置位于宝清以东，但深部向西倾伏。
5.1.2.3北部边界带特征及构造－沉积效应
佳木斯－兴蒙地块的北部边界位于俄罗斯境内，称蒙古－鄂霍次克缝合带。根据N.L.Dobretsov和E.V.Sklyarov(1988)的资料，蒙古－鄂霍次克缝合带由西南段和北段两部分构成，其中都含有蓝片岩。西南段呈北东向展布，称阿金斯科(Aginsk)带，由一系列包括有蓝闪绿片岩和蛇绿岩的前寒武纪末期的构造岩片组成;北段近东西向展布，称土库林格勒(Tukuringra)带，该带作为布列亚地块的北部边界也由一系列构造岩片组成，其中含有前寒武纪末或早古生代的蓝闪绿片岩和蛇绿岩岩块，同时也含有未变质的晚古生代沉积岩，该带被晚三叠世及其之后的沉积不整合覆盖。这些资料说明蒙古－鄂霍次克缝合带应是一条较为古老且多次活动的构造带。近十几年来人们普遍把该带的最后闭合时代定为晚中生代的主要依据是北段，即土库林格勒带内发育有侏罗纪或白垩纪海相沉积。因此，对现今蒙古－鄂霍次克缝合带的性质及形成时代的认识尚待深入研究。根据地球物理资料，我们认为该带内的晚中生代沉积可能是残余海盆或古缝合带再度裂解的沉积产物。近年来，俄罗斯学者的研究认为，蒙古－鄂霍次克海盆的最终闭合时代为中侏罗世，与锡霍特－阿林地体增生到佳蒙地块东缘的时间基本一致。根据Killirova(2005，2007)的资料，东西向展布的土库林格带以结雅盆地西缘断裂为界，西段和东段构造－沉积特征明显不同，西段的南侧发育一中生代盆地(称乌舒蒙盆地)，该盆地与我国境内的漠河盆地相连。乌舒蒙盆地北陡、南缓，盆地内发育有晚三叠－早侏罗世海相碎屑岩夹碳酸盐岩沉积，中侏罗统以陆相砂岩和粉砂岩为主，夹少量海相碎屑岩，进入我国的漠河盆地中侏罗统均为陆相沉积。结合漠河－乌舒蒙盆地北部断裂具有向南逆冲的特点，而南部也发育由南向北逆冲特点，说明佳木斯－兴蒙地块北缘在中生代早期也具有被动大陆边缘沉积特点，晚三叠－中侏罗世经历了从残余盆地到前陆盆地的演化过程。地球物理证据表明，漠河盆地明显具有由南向北深度逐渐增大的特点(图5.4)。东段的北部发育一中生代盆地(称尤达盆地)，该盆地南陡、北缓，是晚侏罗世由南向北逆冲形成的前陆盆地(Killirova，2005，2007)。上述特征说明，土库林格勒带东段和西段的动力学背景不同，西段应属于蒙古－鄂霍次克构造域，是古拼合带在晚三叠世前再度裂解形成的海槽，在中侏罗世末最后闭合，而东段明显在后期叠加了古太平洋构造域的应力效应。这两个构造域的转换界线表现在盆地上，应是松辽盆地－阿穆尔－结雅盆地的西界。由于该带逆冲构造发育，可能属于薄皮构造特点，因此，该带之下在岩石圈尺度上没有出现明显的横向物性不连续界线。
图5.4漠河盆地重力和MT解释剖面图
综合上述证据并结合区域地质资料分析，“佳木斯－兴蒙地块”与华北板块碰撞拼合后在西拉木伦河断裂以北地区形成了一个新的晚二叠世－早三叠世的陆相沉积－构造层，说明西拉木伦河断裂沿线是古亚洲洋盆最终闭合的位置，以其为代表的“佳木斯－兴蒙地块”南部边界断裂具有由南向北逆冲的特征。此后，统一的“佳蒙－华北板块”东缘和北缘逐渐转入与古太平洋构造域相互作用构造背景。中－晚侏罗世，伴随锡霍特－阿林地体在该区东缘的增生就位和北部蒙古－鄂霍次克洋盆闭合及西伯利亚板块的向南逆冲，使“佳木斯－兴蒙地块”整体处于南北挤压构造背景，在该区西部形成中－晚侏罗世高原，造成全区上侏罗统沉积的缺失。
G. 佳木斯宽带
应该是网通吧，现在改联通了，他们的线最全， 要不你打10060问问 或者去国脉通的联通营业部问问。
H. 佳木斯大学大一新生能否自己带被子
可以的 这个不强制 非要买学校的 但是 学校不建议自己带 毕竟宿舍人都买你自己一个人搞特殊不太好 看上去不整齐 尤其是大一 学院会经常督促查寝室如果你不一样太显眼
I. 佳木斯哪里有能带回家做的手工活
有很多假的手工活 收了你的押金然后第二天就失踪
满意请采纳。