华北和华南东部新生代热演化的动力学意义

华北和华南东部新生代热演化史~

图5-1是根据我们的“热”模型的模拟结果做出的不同时间的地温线。其中Initial geotherm代表在岩浆底侵和岩石圈抬升所导致的深部热事件发生之前的稳态热传导地温线；而0Ma地温线指发生热事件时的瞬态地温分布。由于在该模型中，假设深部热事件持续了一段时间，计算结果表明在15Ma之后，岩石圈地温线基本达到稳态，即热事件起始后15Ma的地温线与其之后的地温线形态相当近似，在图5-1中采用15～30Ma的标注方式代表该地温线是热事件起始后15Ma或30Ma时的深部温度分布；而图中5Ma地温线是热事件起始后5Ma时的状态。图5-1中25～40Ma意指热事件停止后10Ma时的地温线，若热事件对岩石圈的加热时间持续了15Ma，则开始热松弛后的10Ma就是热事件起始之后25Ma；若加热时段为30Ma，则热松弛后10Ma是热事件起始之后的40Ma。其他几条地温线的时代标注意义相同，不再赘述。
从图5-1可以看出，根据“热”模型地壳被深部热事件(如岩浆底侵作用)加热的时间是相当快速的，加热后5Ma的地壳内的温度分布已经同近似稳态的15～30Ma时期的地温线十分接近；而热松弛发生60Ma之后(图5-1中的75～90Ma地温线)已经明显向热事件之前的稳态地温线靠拢，其中上地壳部分的地温分布状态十分接近。表明热松弛60Ma之后，岩石圈温度分布已明显向热事件发生之前稳态地温状态接近。
根据“热”模型的模拟结果，加热后5Ma的地表热流为82mW·m-2；而15～30Ma时为100mW·m-2，此时通过Moho面的热流值为44mW·m-2。开始热松弛后10Ma后，地表热流值为90mW·m-2，而通过Moho面的热流值为40mW·m-2；热松弛后20Ma的地表热流为78mW·m-2，通过Moho面的地幔热流为38mW·m-2；热松弛30Ma后的地表热流为70mW·m-2，通过Moho面的地幔热流为35mW·m-2；热松弛后60Ma，地表热流值低于63mW·m-2，而地幔热流值为30mW·m-2。
图5-2是“冷”模型的模拟结果，其中地温线时代标注的含义为深部热事件发生后的时刻。
根据我们的“冷”模型，岩石圈在深部热事件发生之后即进入热松弛阶段。这样岩石圈地幔部分一直处于冷却过程，而地壳部分则是先被加热，而后又开始冷却。从图5-2可以看出，在热事件发生后5Ma之后地壳已进入开始冷却阶段，到60Ma时地壳部分的地温线已经与稳态地温线非常接近。根据模拟结果，深部热事件发生后(即热松弛阶段)5Ma时地表热流为70mW·m-2，而通过Moho面的热流值为50mW·m-2；15Ma时地表热流值为73mW·m-2，而地幔热流值为38mW·m-2；25Ma时地表热流为70mW·m-2，地幔热流为35mW·m-2；35Ma时地表热流为66mW·m-2，地幔热流为33mW·m-2；45Ma时地表热流为64mW·m-2，地幔热流为31mW·m-2；60Ma时地表热流为61mW·m-2，地幔热流为30mW·m-2。

图5-1 华北和华南东部新生代岩石圈热演化过程的“热”模型模拟结果

Fig.5-1 Cenozoic thermal evolution of lithosphere in the eastern part of North and South China as revealed by our“hot”model

图5-2 华北和华南东部新生代岩石圈热演化过程的“冷”模型模拟结果

Fig.5-2 Cenozoic thermal evolution of lithosphere in the eastern part of North and South China as revealed by our“cold”model
根据华北和华南地区东部新生代岩浆活动的时代分布(刘若新等，1992)，我们认为上述“热”模型对应于老第三纪大规模拉斑玄武岩活动所反映的持续时间较长的深部热事件，及其之后的热松弛过程；“冷”模型则对应于浙闽粤沿海地区新第三纪小规模碱性玄武岩活动所反映的持续时间短暂的深部热事件及其热松弛过程。我们的模型至少是代表深部热事件持续不同时间后发生热松弛的两种端员状态。
基于此种认识，我们概略描述华北盆地的新生代热演化轨迹为：岩石圈减薄和岩浆底侵作用发生后地壳被快速加热，热流值达到80mW·m-2以上，而在老第三纪末期以来进入热松弛阶段，热流值逐渐降低，达到70mW·m-2及其以下的水平。胡圣标等(1999)对渤海盆地新生代热演化史的磷灰石裂变径迹反演结果表明盆地古热流值曾经达到过80mW·m-2以上。由于我们的模拟计算是用以阐明总体的热演化框架，采用的模型参数具有较为概括性的意义，所以与华北地区各盆地的实际情况不一定完全相符。考虑到这一点，可以认为华北盆地现今平均65～67mW·m-2的热流值是深部热事件对岩石圈持续加热5Ma以上的时期之后，再经历热松弛15～30Ma的结果。刘若新等(1992)给出的华北地区东部玄武岩活动的同位素年代学结果显示：华北盆地冀中凹陷的老第三纪玄武岩活动结束于29Ma，在下辽河凹陷结束于25Ma。这些事实与我们的模拟结果符合得很好。根据刘若新等(1992)的资料，松辽盆地边缘的老第三纪玄武岩活动最晚结束的时期是30～35Ma(伊通和双辽七星山)，松辽盆地现今平均热流值为70mW·m-2，因此松辽盆地新生代热演化史也应当同华北盆地相似。与华北盆地相比，江汉盆地的平均热流值相对较低而热岩石圈厚度较大(参见表2-2)。我们认为这是当地老第三纪玄武岩活动结束于50～60Ma之前所致。由于在老第三纪之后当地及其周边没有较大规模玄武岩等岩浆活动所反映的深部热事件记录，所以当地岩石圈的热松弛阶段持续了50～60Ma。因此其地表热流值低于65mW·m-2，而热岩石圈由于冷却而变得较厚。
华南地区东部的浙闽粤琼地区新生代碱性玄武岩的主要活动时期为新第三纪到第四纪(刘若新等，1992)，而且其活动规模小于华北盆地等地老第三纪的拉斑玄武岩活动。邓晋福等(1996)指出，中国东部新生代早期发育拉斑玄武岩，而晚期发育碱性玄武岩的事实表明：中国大陆东部地区老第三纪时期软流圈部分熔融程度大于新第三纪以来的时段，同时这暗示从老第三纪到新第三纪深部热扰动幅度逐渐减小。因此我们采用“冷”模型来描述浙闽粤琼地区新第三纪以来的热演化史。根据前述模拟结果，“冷”模型在深部热事件后的热松弛阶段的5～25Ma时段内热流值一直在70～73mW·m-2范围内。东南沿海地区的新第三纪玄武岩的活动时代集中在16～4Ma之间(刘若新等，1992)，而东南沿海地区的平均热流值为72mW·m-2。这些都和我们的“冷”模型的模拟结果吻合。
苏北盆地现今地表平均热流值为72mW·m-2。该地区老第三纪玄武岩活动结束于46Ma(刘若新等，1992)，按理其现今热流值应该略低。但是，其周边的六合、嘉山、东海县等地发育有16～6Ma时期的玄武岩。如果将这些地区的新第三纪玄武岩活动做为苏北盆地在新第三纪所经历短暂深部热事件，那么当地现今地表热流值就是70mW·m-2左右。因此，苏北盆地的新生代热演化史是在老第三纪前期经历了深部热事件的加热和其后的热松弛，而在新第三纪时期又受到深部热事件的短暂影响。
根据上面两个热演化模型的模拟结果，我们还可以看出，本章前面对华北和华南地区东部地幔热流值的估计，在数量级上是正确的。例如，华北盆地现今地幔热流值我们估计为34～38mW·m-2(图2-3)，而“热”模型中热松弛30Ma后的地幔热流值为35mW·m-2；苏北盆地现今地幔热流值我们估计为31mW·m-2以上，氦同位素资料给出的数值为45mW·m-2，而“冷”模型模拟结果表明热松弛后5～15Ma的地幔热流值变化在50～38mW·m-2；我们对东南沿海地区现今地幔热流值的估计为38～49mW·m-2，也同“冷”模型给出的结果相符合。因此，汪洋(2000a)利用氦同位素比值资料计算的华北盆地、苏北盆地和东南沿海等经历了新生代构造-热事件的地区的地幔热流值是相当准确的，其研究结果亦非常具有预见性。
同时，我们热演化模型的模拟计算结果表明，在经历新生代深部热事件影响后，华北和华南地区东部岩石圈经过50～60Ma的热松弛阶段后，其岩石圈(尤其是地壳部分)的温度结构趋近于稳态地温线，此时由平流热传递过程带来的非稳态热流趋于消失。这是前述新生代构造-热事件是影响现今中国大陆主要构造单元平均热流值高低的主要因素这一现象背后的内在物理机制。这也再次表明，Hu等(2000)所认为的中生代构造-热事件也是影响中国大陆现今热流值高低的重要因素的观点是不正确的。

华北地区东部以及华南的东南沿海等地新生代以来广泛发育玄武质岩浆活动(刘若新等，1992)。Menzie等(1993)、Griffin等(1998)根据玄武岩及其所含地幔包体的研究，提出华北东部新生代时期岩石圈减薄、软流圈顶面抬升的深部动力学模型。地热学研究和其他地球物理探测结果均表明，现今华北地区东部和华南东南沿海一带的岩石圈厚度薄，往往小于100km(参见表2-2)。因此，华北地区东部和华南东南沿海地区必然存在深部的热扰动，这将导致地幔热流值的增高。显然正确估计这些地区的地幔热流值对岩石圈热状态和热演化的研究具有重要意义。

表2-2 华北和华南主要构造单元平均热流值和深部地热特征参数　Table2-2 Average heat flow and deep geothermal parameters of major tectonic units in North and South China


续表

注：Q：平均热流值，单位为mW·m-2，括号内数字为构造单元内热流观测值的数目；Qc/Qm为壳幔热流比值；t40km为40km深度温度；tMoho为Moho面温度；H为热岩石圈厚度。
根据中国大陆沉积盆地的氦同位素比值与壳幔热流比值的相关关系估算了其地幔热流值(汪洋，2000a)。其中华北与华南地区的地幔热流值在东侧地区为30mW·m-2以上；而西部则较低(参见图2-3中的十字符号)，但以地幔热流值30mW·m-2计，其高低地区之间的分界与大兴安岭-太行山-武陵山重力梯度带并不重合。根据本书第四章第五节对华北和华南地区主要构造单元地幔热流值和地壳生热率的Monte Carlo反演，求得的地幔热流值及其误差显示在图2-3 中(参见第四章表4-11)。根据本书第四章第五节的认识，Monte Carlo反演结果得到的华北和华南地区地幔热流值是其下限值。从图2-3来看，Monte Carlo反演结果在华北和华南地区大部分构造单元均低于利用氦同位素组分资料求得的结果。对于华北盆地，由于氦同位素比值确定的地幔热流值是几个内部构造单元的平均值，而Monte Carlo反演采用的是比较典型地区的深部参数进行计算，所以结果有一定的偏差。兰坪-思茅盆地根据氦同位素比值资料求得的地幔热流值为29mW·m-2，而Monte Carlo反演得到的数值为20mW·m-2左右，比根据氦同位素资料求得的地幔热流值明显偏低(图2-3)。第四章第五节表4-11中给出的地幔热流值是Monte Carlo反演样本的算术平均值；而若采用Monte Carlo反演样本的众数，则兰坪-思茅盆地的反演热流值为25mW·m-2左右(参见图4-14)，与根据氦同位素比值资料求得的地幔热流值相近。具体情况还有待进一步研究。同理，若采用反演样本的众数，则东南沿海造山带的地幔热流反演值为40～45mW·m-2(参见图4-8)，与根据氦同位素比值资料求得的地幔热流值相近。苏北盆地Monte Carlo反演的地幔热流值众数为32～36mW·m-2(参见图4-7)，小于氦同位素比值资料求得的地幔热流值，其原因应当与该盆地存在的平流热传递因素有关，详情参见第五章的相关分析。对于四川盆地和南阳盆地而言，正如我们在本章第五节所分析的那样，其岩石圈地幔中存在较多的挥发分，从而导致MT资料得到的上地幔高导层的埋深的温度比1300℃小；而在第四章第五节中Monte Carlo反演中各地均采用MT求得的上地幔高导层的埋深温度为1300℃，导致氦同位素资料求得的地幔热流值结果与Monte Carlo反演结果不太一致。我们分析的反演计算结果显示，若采用1100℃在这两地作为MT上地幔高导层的温度，则四川盆地Monte Carlo反演的地幔热流值为18±3.8mW·m-2，南阳盆地则为20±2.9mW·m-2，这就同氦同位素比值资料所得到的结果相符了。

图2-3 华北和华南地区主要构造单元地幔热流值

Fig.2-3Mantle heat flow of major tectonic units in North and South China
十字代表根据氦同位素比值计算的地幔热流值；圆圈代表根据Monte Carlo法反演得到的地幔热流值的算术平均值；竖线代表误差范围
BS—百色盆地；CX—楚雄盆地；DN—东南沿海；HH—河淮盆地；JH—江汉盆地及其周边；KD—康滇构造带；LS—兰坪 思茅盆地；NC—华北盆地；NY—南阳盆地；OR—鄂尔多斯盆地；SC—四川盆地；SU—苏北盆地；WU—武夷山；XC—湘中地区；Canadian Shield(Lower Limit)— 加拿大地盾地幔热流值下限；Canadian Shield(Upper Limit)—加拿大地盾地幔热流值上限；Kapavaal Craton—Kapavaal克拉通地幔热流值
综上所述，华北和华南地区的不同构造单元之间的确存在地幔热流值方面的明显差异。以华北盆地、苏北盆地和东南沿海褶皱带等新生代以来受到明显的构造-热事件影响的地区的地幔热流值为高，超过30mW·m-2；而鄂尔多斯、南华北、南阳和江汉、四川盆地等地的地幔热流值低于25mW·m-2，其中四川盆地的地幔热流值与典型的克拉通地盾区的地幔热流值在同一个数量级，也暗示该地区岩石圈热状态与克拉通地区非常相似，为“冷”岩石圈，存在厚的克拉通型岩石圈根。
我们注意到，华北和华南地区在大兴安岭-太行山-武陵山重力梯度带两侧的构造单元其地幔热流值存在有10～20mW·m-2的差异，这同笔者的博士学位论文的第三章根据中国大陆东部地区热流值与地壳厚度的统计分析得到的，重力梯度带两侧地区地幔热流在整体上存在不少于10mW·m-2的趋势性差异的结论完全相符。这进一步表明我们进行的热流值与地壳厚度的统计分析是有意义的，其分析结果具有很高的预见性。

在本节我们根据上节得到的有关华北和华南东部地区新生代岩石圈热演化史的模型，计算当地岩石圈粘度(viscosity)结构、过剩地壳粘度和岩石圈有效弹性层厚度(EET)的演化；并以此为基础讨论相关的岩石圈热状态和流变学特征演化的动力学后果，及其对华北和华南地区东部新生代以来大地构造演化、地壳改造过程和大尺度构造地貌特征形成的制约和影响。

一、岩石圈粘度的计算及结果

表5-2 热演化模型对应的过剩地壳粘度(η_c/η_m)和EET的变化　Table5-2 The variation ofη_c/η_mand EET corresponding to the thermal evolutionmodels

我们根据本书第三章的方法计算岩石圈的屈服强度包络线(YSE)，其地壳分层模型与上节热演化研究所用的相同，而地壳与地幔各层岩石流变率的取值亦与本书第三章所用的参数相同，具体参数值请参考笔者的博士学位论文。计算中采用的应变率为10^-15s^-1(参见汪洋以及Wang Yang，2001)。岩石圈的粘度采用计算得到的屈服强度值除以应变率的2倍得到(Turcotte和Schubert，1982)。再采用数值积分平均法，按地壳和岩石圈地幔分别求取各自的平均粘度值，然后根据Neugebauer(1983，见Morgan and Baker，1983)的定义，以地壳粘度(η_c)与岩石圈地幔粘度(η_m)之比η_c/η_m为过剩地壳粘度。过剩地壳粘度的含义是相对于岩石圈地幔而言地壳粘度过剩的程度(Neugebauer，1983，见Morgan and Baker，1983)。同时，我们也计算了热演化各阶段中岩石圈有效弹性层厚度(EET)，以期定量表征岩石圈热演化过程中流变学强度的变化特征。表5-2和图5-3、5-4是相应的计算结果。图5-3中地温线的年代标注的含义与上节图5-1相同。

据表5-2、图5-3和图5-4可以看出：在我们定义的深部热事件发生时，由于高温导致岩石圈地幔部分的粘度显著降低，而地壳部分的地温尚未受到扰动，其粘度值不变，致使此时岩石圈的地壳过剩粘度(η_c/η_m)为170，达到10²～10³的数量级。同样地，此时岩石圈的EET值较稳态地温线对应的时期大为降低，但地壳仍然是能干层。

图5-3 “热”模型对应的岩石圈粘度剖面演化

Fig.5-3 The viscosity profile of lithosphere corresponding to the“hot”model

图5-4 “冷”模型对应的岩石圈粘度剖面演化

Fig.5-4 The viscosity profile of lithosphere corresponding to the“cold”model

在“热”模型的加热阶段，由于岩石圈地幔部分的温度结构保持不变，其粘度一直很低；故而虽然地壳被加热、粘度降低，但过剩地壳粘度值一直在20以上，即属于10～10²数量级。由于上节我们已经说明，在“热”模型加热阶段演化到15～30Ma之后，岩石圈热状态基本处于稳态，所以即使加热的时段再长，也不会导致岩石圈过剩地壳粘度值的显著变化；但此时下地壳强度急剧减小，EET值显著降低。进入热松弛阶段后，由于温度的降低，地幔粘度显著增大，过剩地壳粘度增加降低。但在10Ma以内的时段内过剩地壳粘度仍然大于10，到15Ma时其值才低于10。岩石圈的冷却导致下地壳和上地壳裂陷强度的增加，从而EET值逐渐增大；但到15Ma之前其值小于上地壳厚度15km，到30Ma时EET值仍未超过30km相左右的地壳厚度。

在“冷”模型中，大致在热松弛开始后5～10Ma之间的时期(约7.5Ma)过剩地壳粘度才低于10；而EET值大于“热”模型热松弛相应阶段的数值，其5Ma时EET值即已大于上地壳厚度。从图5-4可以看出下地壳部分在5Ma时仍然具有相当的强度。同时，在10Ma之后，“冷”模型对应的岩石圈EET值已大于20km，在25Ma时已接近30km。

二、岩石圈粘度和流变学特征演化的地质意义

Neugebauer(1983，见Morgan and Baker，1983)指出：当过剩地壳粘度值在10³～10⁴的数量级时，随岩石圈底面的抬升(岩石圈地幔减薄)，上覆地壳也发生抬升；当过剩地壳粘度值在10～10²的数量级时，岩石圈底面的抬升，地壳发生减薄，但地表不发生抬升或凹陷；而当过剩地壳粘度值降低到的1～10数量级时，在岩石圈地幔减薄的同时，地壳发生细颈化(necking)减薄作用。

新生代以来，伴随玄武质岩浆活动华北地区东部地壳伸展，形成新生代裂谷盆地，构造地质学研究表明这些盆地主要经历了老第三纪时期断陷和新第三纪以来的凹陷两阶段的演化(徐杰等，1994)；而东南沿海地区的张裂作用则远不及华北地区东部发育。我们认为，华北和华南地区东部新生代以来的构造演化特征及其差异，与其岩石圈热演化过程所导致的过剩地壳粘度和力学强度变化密切相关。

在老第三纪时期，由于岩石圈地幔减薄及其伴随的幔源岩浆活动，导致华北盆地等所在地区的岩石圈热状态处于类似“热”模型的加热阶段。此时过剩地壳粘度值是在10～10²的数量级，因此盆地下地壳会随岩石圈地幔的减薄而减薄。根据前面EET值和粘度剖面的结果(表5-2，图5-3，图5-4)，下地壳在高温作用下的韧性变形及流动应当是导致地壳减薄的主要机制。同时由于EET值小，岩石圈的能干层主要是上地壳，所以脆性上地壳将承担大部分的应变，在外力作用下易于发育断层以调节变形，从而形成断陷盆地。在岩浆活动结束后的热松弛阶段，岩石圈地幔和下地壳的强度逐渐增大(这主要表现在EET值的增大上)，上地壳所承担的外力的程度减小，导致在相同应力和应变条件下岩石圈发生变形的难度增加，从而使得盆地逐渐由断陷阶段向热沉降机制制约的凹陷阶段演化。华北盆地的演化大致符合此种模式。苏北盆地、江汉盆地等在老第三纪时期也经历了同样的演化过程。

东南沿海的浙闽粤琼地区由于新第三纪以来玄武岩活动所代表的深部热事件的影响，当地的过剩地壳粘度值在10～10²的数量级。这一点不论是采用“热”模型还是“冷”模型都一样，因为“热模型”在加热阶段即热松弛阶段的前10～15Ma时期内，其过剩地壳粘度值均属于10～10²的数量级；而“冷”模型热松弛阶段的前7.5Ma左右时段内过剩地壳粘度值也在10以上。华南东部地区新生代玄武岩的同位素资料显示其活动时期绝大部分集中在16～4Ma，而浙江、福建等地玄武岩多发育于上新世(5.5～1.6Ma)(刘若新等，1992)。所以，东南沿海地区地壳在岩石圈地幔抬升时并未发生细颈化的变形，而只是可能有下地壳的减薄。同时，我们根据东南沿海地区在新第三纪时期并未发育大型裂陷盆地的事实推断，这是由于当地经历的深部热事件的持续时间短暂，因而岩石圈的强度较大(EET值较高，参见表5-2)所致。

苏北盆地在新第三纪时期可能也受到了以其周边地区发育的中新世(23～5.5Ma)玄武岩为代表的深部热事件的影响。由于苏北盆地新第三纪以来并未出现断陷活动的明显迹象，我们认为当地新第三纪深部热事件的影响持续时间短暂。

因此，华北地区东部新生代盆地经历的老第三纪时期断陷和新第三纪以来的凹陷两阶段演化过程受到岩石圈粘度结构和流变学结构演化的强烈制约。而东南沿海地区晚新生代以来没有强烈的裂陷活动则很可能与其岩石圈强度高于华北地区东部的特点有关，而这又是新第三纪时期深部热事件持续的时间短暂所导致的结果。

通过上述讨论，我们同时可以看出：华北盆地等地以及东南沿海地区新生代以来的地壳减薄的原因，不一定是所谓的下地壳拆沉(delamination)作用所致。下地壳在深部热事件导致的地壳加热过程中发生韧性变形使之向四周地区流动的机制，很可能是导致华北盆地、苏北盆地、江汉盆地等地下地壳厚度较薄的主要因素。在此情况下，下地壳变形的后果表现为整体的减薄，而不一定仅仅丢失其最下部的层位(lowermost layer)。因此，Gao等(1998a)采用地壳拆沉作用研究中国大陆东部地壳成分演化的方法和结论很可能只适用于造山带地区，而不适用于华北盆地等在克拉通地壳基础上经历了新生代岩浆活动和伸展变形的地区。显然，对此问题的进一步研究将有助于我们对中国大陆东部地区新生代以来地壳结构和成分演化的认识，而具体的过程尚有待于今后的研究。

三、岩石圈热演化的构造地貌学意义

中国大陆东部的海岸线以杭州湾为界，北部以砂质海岸为主，而南部以基岩型海岸为主，其中山东半岛和辽东半岛也发育岩岸。出现这种不同海岸类型地理分布格局的原因是什么?

我们认为，华北和华南地区东部新生代以来不同的岩石圈热演化过程及其所导致的岩石圈粘度和强度的差异，是产生上述地貌现象的内在物理机制。

如前所述，华北盆地在新第三纪以来已处于热沉降后期阶段，其岩石圈地幔的温度较热事件发生时期或热松弛早期阶段明显降低(图5-3)，导致岩石圈地幔的密度增大，在均衡作用调整下岩石圈整体趋于沉降，而在地形上成为接纳河流沉积物的平原；相对平坦的地表及其沉降使海水易于侵入而形成沉降型的砂质海岸。苏北盆地虽然受到中新世热事件的影响(21～8Ma，参见刘若新等，1992)，但由于其强度比老第三纪的热事件低，根据“冷”模型的模拟结果，现今也已经处于热松弛阶段中期的沉降状态中，而且其过剩地壳粘度值小于10，即使目前受到岩石圈底面抬升的影响，也会由于地壳细颈化变形而使得地表发生凹陷，所以苏北地区也是沉降型的砂质海岸。同样地，上海地区隐伏有晚渐新世和中新世的玄武岩(27～18Ma，参见刘若新等，1992)，无论采用“热”模型还是“冷”模型，当地第四纪以来已处于热沉降阶段，所以当地现在也是沉降型的砂质海岸。

江汉盆地在老第三纪早期有玄武岩的活动(50～60Ma，参见刘若新等，1992)，因此盆地在晚新生代以来一致处于热松弛中后期的沉降阶段。这应当是导致湖北省中部的江汉平原成为长江中游著名低洼地区的深部动力学原因。

东南沿海的浙闽粤琼地区，由于多数地区玄武岩发育于7Ma以来的中新世晚期和上新世甚至是第四纪时期(如雷琼地区)，其过剩地壳粘度值大于10(表5-2)，即使当地受到新第三纪和第四纪岩石圈底面抬升的影响，也不可能由此产生地表凹陷变形。同时，由于进入热松弛的时间短(＜5～10Ma)，东南沿海地区的岩石圈地幔温度高于已进入热沉降阶段后期的华北盆地等地(可比较图5-3中45～60Ma地温线和图5 4中5Ma地温线)；这导致东南沿海地区岩石圈地幔密度相对较低，在均衡作用下岩石圈整体有抬升趋势。因此，东南沿海地区在新生代未发生明显的沉降，形成基岩型海岸。同时在广东珠江三角洲的发育和沉降型河口地貌的发育，可能与三水盆地老第三纪时期深部热事件(60～50Ma岩浆活动发育，参见刘若新等，1992)之后的热沉降过程有关。台湾海峡两侧的澎湖和福建龙海的新第三纪玄武岩发育在8Ma之前(刘若新等，1992)，根据“冷”模型的模拟结果，其过剩地壳粘度已经小于10(表5-2)，地壳有可能在深部过程的影响下发生细颈化变形，这与台湾海峡的张裂性质也相符。

辽东半岛东部和山东半岛发育有新第三纪晚期到第四纪的小规模玄武岩活动(小于6Ma，刘若新等，1992)，代表了规模有限的深部热事件。现今两地处于热松弛阶段早期，岩石圈温度较高，而密度相对于华北盆地(华北平原地区)为低，在均衡作用下尚不会沉降。同时，据“冷”模型模拟结果，当地过剩地壳粘度大于10，因此这两个半岛下面的岩石圈底部即使在第四纪以来发生抬升，也不会致使地壳发生细颈化变形而导致地表凹陷。所以，这两个地区发育基岩型海岸。

中国大陆东北的长白山山脉发育第四纪岩浆活动(刘若新等，1992)。此次深部热事件导致现今当地岩石圈地幔的高温状态，而相应的地幔密度降低，在均衡作用下抬升，从而形成中国东北地区东部突出的正地形山脉区。

上述讨论表明，中国大陆海岸地貌的南北差异以及华北平原、苏北平原和江汉平原等中国东部重要平原区的形成均受到新生代以来岩石圈热演化过程的制约。

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洪泽县15639529660： 劲舞的具体维护时间?？
甫朗碳酸： 时间: (时间安排仅供参考,可能提前结束) 12月5日 本次以下大区维护: 0:00---8:00 全国同城(电信)专区 陕西二区 广东二区 甘肃新疆(众望) 湖南(久连) 湖北(胜天易游) 西北一区(俊男靓女) 浙江华数 华南二区(电信) 江西名智 华东(绿色数码) 陕西(红树林西北) 四川(天府热线) 华东一区 华东二区 华南一区 西南一区 华北网通 全国网通(劲舞秀场) 网通东北(辽河缘) 黑龙江(网通东北) 华北一区 广东BOPOMO

洪泽县15639529660： 华北地区和华东地区的相同点与不同点 - ？
甫朗碳酸： 相同点 都属于季风气候,雨热同期 都位于地势的第三阶梯 经济发展速度较快 不同点 华北地区属于温带季风气候,华东地区大部分属于亚热带季风气候 华北地区耕地较多,但水资源短缺;华东地区耕地少,水资源丰富 华东地区经济水平高于华北地区

洪泽县15639529660： 副热带季风气候的成因和特征是什么? - ？
甫朗碳酸： 分布 位于亚欧大陆的副热带东部,具体在中国南方地区大部、台湾中北部、日本群岛南端、朝鲜半岛南端.[编辑] 成因 位于最大的大陆与最大的大洋之间,海陆热力性质差异显著.夏季亚欧大陆低压连成一片,海洋上副高西伸北进,从北太副...

洪泽县15639529660： 中国植被分布的特点?求助! - ？
甫朗碳酸： 原发布者:阿海珐009中国植被分布规律植被地理分布主要决定于热量和降水量,水热结合导致植被沿纬度地带性分布.从沿海向内陆随着降水量变化而使植被沿经度地带性更替.海拔的离度变化形成了植被的垂直地带性.这三方面的结合决定...

洪泽县15639529660： AU今天什么时候可以玩？
甫朗碳酸：劲舞团11月13日维护流程安排 维护流程安排: 时间: (时间安排仅供参考,可能提前结束) 11月13日 本次以下大区维护: 00:00---8:00 西南二区(缘分天空) 华南三区 甘肃新疆(众望) 华东一区 湖北(胜天易游) 华中(天空SKY) 华南二区(电信) 江西名智 华东(绿色数码) 华东二区 全国电信(舞动人生) 华南一区 大华北(宠爱一生) 华北网通 全国网通(劲舞秀场) 江苏二区 广东BOPOMO 陕西(红树林西北) 西南一区 湖南(久连) 陕西二区

洪泽县15639529660： 华北气候形成的原因 - ？
甫朗碳酸： 华北地区是属于温带季风性气候 顾名思义气候形成的原因就是跟东南季风有关 每年大概3~4月份的时候东南季风登陆我国南部 大概7~8月份到达我国华北地区 与南下的冷空气相遇形成大量的降雨 转而南移 所以东部地区华北地区相对雨季较短 接下来华北地区受蒙古高压吹来的偏北风控制 降雨较少 到了春季的降雨估计大部分只剩地形雨了``` 这也就是华北地区的雨热同期和春雨贵如油的由来了吧``

洪泽县15639529660： 我国北方地区和南方地区的自然差异 - ？
甫朗碳酸： 区 域 内容 秦岭—淮河以北(北方) 秦岭—淮河以南(南方) 气温差异1月均温 0oC以下 0oC以上 年降水量 少于800毫米 800毫米以上 主要农作物 小麦、玉米 水稻 气候类型 温带季风气候 亚热带(热带)季风气候 耕作制度 一年一熟或两年三熟 一年二熟到三熟 水文状况 河流少,水量小, 河湖众多,水量大冬季结冰,不利于航行 , 冬季不结冰,便于航行 民居特色 防寒(墙壁、窗户严密,有取暧设备) 通风防雨(屋顶坡度较大) 饮食习惯 面食 米饭

洪泽县15639529660： 小暑节气的习俗和传统美食 ？
甫朗碳酸： 小暑是24个节气中的第11个节气.每年7月7日或8日,太阳到达黄经105°时为小暑.... 相当于华南初春时节景象.小暑开始,江淮流域梅雨先后结束,东部淮河、秦岭一线...

洪泽县15639529660： 分析我国植被类型的特点 - ？
甫朗碳酸：[答案] 我国森林植被由南向北依次分布着热带雨林和季雨林带、亚热带常绿阔叶林带、暖温带落叶阔叶林带、温带针叶落叶阔叶林... 果树有李子、山杏、山荆子以及野生的山果品——牙疙疸等. 2.东北、华北温带落叶阔叶林区域 域包括本区东北东部山地,...

洪泽县15639529660： 陕西是属于华南还是华北 ？
甫朗碳酸： 陕西既不属于华南,也不属于华北,陕西是西北,包括陕西甘肃青海宁夏新疆五省,而华北是北京天津河北河南山西,华南则是广东广西福建江西.陕西目前西北五省的老大哥,经济教育科技实力最强,陕西的省会西安也是西北五省的城市发展最好的. 陕西是属于华南还是华北 陕西的地理位置,哈哈哈,这个问题我来告诉大家,陕西属于西北地区,准确地讲应该属于西北地区东部,陕西省东部与河南接壤,南部与四川交界,北部与内蒙接壤,西部与甘肃交界,是我国比较重要的交通枢纽中心,陕西省会城市在西安,是一座十三朝古都城市,城市人口接近一千三百万.