中国东北地区主要地质特征和地壳构造格架*

李锦轶 刘建峰 曲军峰 郑荣国 赵硕 张进 孙立新 李永飞 杨晓平 王励嘉 张晓卫

1. 中国地质科学院地质研究所，北京 1000372. 中国地质调查局天津地质调查中心，天津 3001703. 中国地质调查局沈阳地质调查中心，沈阳 1100341.

中国东北地区，位于亚洲大陆东缘北部，隔日本海和日本列岛与太平洋相望，北邻西伯利亚地台，南接华北克拉通，属于显生宙地壳构造变动极为强烈而复杂地区(北亚造山区东段)(图1)。为揭示地球上大陆地壳形成演化的奥秘，为了解该区各种资源形成与保存潜力，近百年来，从事地质构造研究的几代地质工作者，持续研究该区地壳结构和显生宙地质历史，获得了大量的宝贵地质资料。目前被普遍接受的认识是，该区南部阴山和燕山山脉，以及长白山脉南段，属于华北克拉通，其北的广阔地区为显生宙造山区。该区显生宙地质历史被划分为古生代和中、新生代两个大阶段，其古生代构造又被称为古亚洲(洋)构造域，中生代以来的构造又被称为滨太平洋构造域。然而，关于该区地壳结构构造，还有一些重大地质构造问题，例如，该区北部显生宙造山区的构造单元如何划分，南部阴山-燕山及长白山山脉南段是否一直都处于克拉通构造环境，中生代和新生代是否可以划分出与古生代完全不同的构造单元，这些构造单元与古生代构造单元是如何叠加改造的，都还需要进一步研究。

本文基于作者的多年研究积累，简要总结该区地质构造主要特征，初步探讨该区地壳结构构造的几个重要问题，提出该区显生宙不同地质时期构造单元如何划分的初步认识，期望为揭示该区地壳结构构造及其形成过程的奥秘，为正确认识该区资源潜力和防治自然灾害，起到抛砖引玉的作用。

1 主要地质特征

1.1 地表出露的地质体

地表出露的地质体，保存了地球地质历史和地壳结构构造的重要信息。经过近百年地表地质矿产调查、资源勘探工作中的钻探以及了解深部结构构造的地球物理探测，目前已经查明，在中国东北地区，地表和地下浅部保存了几乎在所有地质时期形成于不同地球动力学环境的各种地质记录。在该区的不同山脉和盆地中，这些地质记录的时空分布和保存情况不尽相同，揭示出这些地理地貌单元在地质组成、资源赋存和结构构造等方面各具特色。基于对已有资料的综合分析研究，根据地球动力学环境和地质记录的连续性特征，把这些地质记录按形成时代划为太古宙-古元古代、中元古代至新元古代中期、南华纪至志留纪、泥盆纪至中三叠世、晚三叠世至古新世和始新世至全新世等6套地质体组合，其空间分布情况如图2所示，在该区不同地理地貌单元中的发育情况，简述如下。

1.1.1 阴山-燕山山脉

南部的阴山山脉和燕山山脉，南为华北平原和鄂尔多斯高原，以及二者之间的太行山脉，北以浑善达克沙漠和西拉木伦河为界，与大兴安岭及其以西的蒙古高原相邻。在该山脉中，6套地质组合都有出露，但又大体以白云鄂博北-化德南-赤峰北一线为界，划分为南部山脉区和北部山麓区。

在南部山脉区，太古宙至古元古代变质杂岩和中元古代至新元古代早期浅海相沉积岩系及少量侵入岩构成了该区地壳主体，南华纪至志留纪地质记录主要为海相盖层沉积岩系，仅局部残存。晚石炭世至二叠纪侵入岩发育在固阳-赤城-隆化-阜新一线以北地区，以中酸性为主。同时期的沉积岩以海相为主，因后期地质作用改造仅零星出露。在西段阴山地区，中生代地质体主要为侵入岩，沉积岩和火山岩为陆相且少见。在东部燕山地区，中生代侵入岩和火山沉积岩系虽然也为陆相但几乎是同等发育，其中，晚侏罗世的冲积扇沿山脉走向构成一条东西向延伸长度近千千米的冲积扇带(何政军等, 1998)。在文献中，该区一直被认为是华北克拉通的组成部分。近年在燕山山脉西段北部发现了石炭纪中期的榴辉岩和古生代晚期的变质岩(Nietal., 2006; 王惠初等, 2012a)，以及古生代晚期至三叠纪的花岗质侵入岩(Zhangetal., 2009)，揭示出那里在古生代晚期可能发生了构造属性的改变。

图1 中国东北地区地理特征 左上小图示研究区的区域地质构造背景Fig.1 Geography of Northeast China Small map inserted in the left-up shows the regional tectonic setting of the area

图2 中国东北地区地质简图Fig.2 Simplified geological map of Northeast China

图3 大兴安岭地区地质构造剖面简图Fig.3 Simplified geologial and structural map of the Great Xingan range in Northeast China

在北部山麓区，地表只见南华纪以来地质体。沿着与南部山脉区界线处，发育早古生代洋岩石圈残片，其中以阴山北麓的温都尔庙地区出露面积最大。在燕山北麓的该界线上，则仅见蛇纹岩岩块。这些早古生代地质体都不同程度发生变质并遭受了多期构造变形。在西段，志留纪晚期的浅海相沉积岩系不整合覆盖在其下的奥陶纪岛弧型火山岩之上。晚古生代地质体以二叠纪火山沉积岩系和侵入岩为主，主要出露在燕山北麓地区。近年来，在该区南部，陆续发现了被认为形成于伸展环境的少量泥盆纪侵入岩和火山岩(Zhangetal., 2007, 2010; Shietal., 2010;王惠初等, 2012b; 刘建峰等, 2013; 徐博文等, 2015; Wangetal., 2015; Huang and Hou, 2013; 孙立新等, 2015, 2017; 于宏斌等, 2017)。一个有趣的现象是，在赤峰市以东的敖汉地区，发育相对保存完好的石炭纪至二叠纪浅海相火山沉积岩系(内蒙古自治区地质矿产局, 1991)。在该区，中生代陆相火山岩比较发育，其喷发时代以白垩纪为主，局部发育同时期的侵入岩。在辽西地区，中生代中晚期的沉积岩也被大面积保存下来。

新生代的火山岩以幔源玄武岩为主，集中发育在张家口市以北的阴山、燕山和太行山交界地区以及燕山北麓赤峰地区(王瑜等, 1999)。新生代堆积物主要发育在阴山与燕山交界地区，以及其他地区的山间沟谷及山间小型盆地中。

1.1.2 大兴安岭及蒙古高原东南部

在位于阴山-燕山山脉以北的大兴安岭和蒙古高原区，地表所见主要为古生代、中生代和新生代形成的岩浆岩和沉积岩，前寒武纪的地质体仅局部残存(张明等, 2006; 佘宏全等, 2012; 孙立新等, 2012, 2013a, b, 2014; Gouetal., 2013; Tangetal., 2013; 张丽等, 2013; 邵军等, 2015; 赵硕等, 2016; Zhaoetal., 2016; 程招勋等, 2018; 张超等, 2018; Wuetal., 2018; 刘伟等, 2018)(图2)。

古生代沉积岩多形成于海相环境，岩浆岩大部分具有活动陆缘岩浆岩的成分亲缘性；零散分布的新元古代晚期至二叠纪的蛇绿岩，构成吉峰-呼玛(呼玛-牙克石)、阿尔山-扎兰屯、二连浩特-贺根山(二连浩特-乌兰浩特)、交其尔、达青牧场-迪彦庙、柯单山-九井子、索伦山-满都拉和温都尔庙等近东西或北东东走向的蛇绿岩带(图2、图3; 王荃等, 1991; Li, 2006; Songetal., 2015)。在这些蛇绿岩带之间，主要为奥陶纪、石炭纪至二叠纪的弧岩浆杂岩。

中生代岩浆岩主要为早白垩世早期的火山岩(在一些文献中被称为大兴安岭火山岩)，三叠纪和侏罗纪侵入岩分布广泛，但火山岩露头相对要少得多。中生代沉积岩多为陆相，除了大兴安岭北端的漠河地区、海拉尔地区和二连浩特至乌兰浩特之间地区外，其他地区仅零星出露。

新生代幔源玄武岩集中发育在锡林浩特地区和阿尔山地区(王瑜等, 1999)，新生代堆积物广泛发育在蒙古高原区，在大兴安岭仅见于沟谷和山间盆地内。

1.1.3 松辽盆地

在大兴安岭以东的松辽盆地区，在新生代堆积物之下，为卷入了宽缓褶皱并被北北东走向为主的断裂构造切错的白垩纪中晚期盆地堆积物。石油勘探揭示出在这些白垩纪盆地堆积物之下，发育有白垩纪早期和侏罗纪的火山岩和沉积岩。再向下，大体以北纬44度线为界，盆地北部为古生代沉积岩和花岗岩，南部则有早前寒武纪的地质体(Wuetal., 2001, 2011; 王颖等, 2006; 高福红等, 2007; 王兴光和王颖, 2007; Peietal., 2007; 朱德丰等, 2007; 韩刚等, 2011)。大兴安岭地区的古生代构造线，都与松辽盆地西界高角度相交，揭示盆地中生代堆积物之下，可能有与大兴安岭地区类似的地质体和结构构造。

1.1.4 小兴安岭

呈北西走向位于松辽盆地北部，分别以嫩江上游和松花江与大兴安岭及长白山脉相邻，大体以黑河-嫩江和嘉荫-伊春为界，分为三段。北西段为黑河-嫩江以北地区，与毗邻的大兴安岭地区类似，不同之处在于那里奥陶纪至石炭纪地层发育更为完好。中段由北东走向的北安断隆及其两侧的断坳组成，在断坳中堆积的新生代沉积物和玄武岩都已经隆起成山，指示小兴安岭是一个晚新生代隆升的断块山系。南段则主要出露奥陶纪、二叠纪和晚三叠世至早侏罗世花岗岩，其中残存少量古生代沉积岩和前南华纪地质体。在其北东麓萝北至嘉荫之间，出露被称为黑龙江杂岩的含有洋岩石圈残片的混杂岩。其中斜长角闪岩的变质年龄为256Ma(李旭平等, 2010)，侵入其中的花岗岩锆石年龄为264Ma(Wuetal., 2007)，指示该混杂岩的形成不晚于中二叠世。

1.1.5 长白山脉

长白山脉呈北东走向位于松辽盆地和下辽河盆地以东地区，其地质组成大体以法库南-柳河-桦甸北-延吉南为界，划分为北段和南段。

长白山脉北段又以敦化-密山断裂为界，其北西侧为张广才岭和那丹哈达岭，南东侧为老爷岭。

张广才岭出露的地质体主要为二叠纪至侏罗纪花岗岩，局部有少量的奥陶纪花岗岩和奥陶纪至二叠纪火山沉积岩系。在其北东部零星残存前寒武纪地质体(权京玉等, 2013)。在张广才岭南段小绥河地区出露石炭纪早期形成的蛇绿岩残片，我们近年在张广才岭北段西麓五常县龙凤山水库西北，也发现了早石炭世初期形成的蛇绿岩残片，它们的构造线走向都呈现出与张广才岭走向高角度相交的近东西或北东走向(另文发表)。

位于张广才岭以东的那丹哈达岭，在其北麓依兰县-桦南县和西麓牡丹江市-穆棱县等地，出露也被称为黑龙江群的变质岩，其中含有古洋岩石圈残片和蓝片岩透镜体，都遭受了早二叠世晚期和侏罗纪变质作用改造(李锦轶等, 1999; 颉颃强等, 2008a; 李旭平等, 2009)，构造线分别呈近东西走向和北东-南西走向。依兰-桦南带以北为双鸭山隆起，那里发育早古生代侵入岩和少量元古代花岗岩(吕长禄等, 2014)，残存少量可能为前南华纪的条带状变质铁矿建造(赖科等, 2017)。其东在宝清以东发育近南北走向的泥盆纪至二叠纪火山沉积岩系(黑龙江省地质矿产局, 1993)，再向东则为完达山三叠纪至侏罗纪混杂岩(程瑞玉等, 2006)。地球物理资料(刘国兴等, 2006)进一步证实了完达山西麓可能存在向西俯冲的古俯冲带(李春昱等, 1980)。依兰-桦南带以南，为白垩纪含煤盆地沉积岩系和被称为麻山群的变质岩，以及早古生代、二叠纪和少量白垩纪侵入岩。已有的年代学资料显示，麻山群的原岩可能形成于元古代，变质作用发生在寒武纪期间(宋彪等，1997；颉颃强等, 2008b)。

敦化-密山断裂南东的老爷岭，主要出露古生代以来的花岗岩和火山沉积岩系。大体以延吉盆地为界，以北构造线呈北东-南西走向，以南呈北西-南东走向。在延吉市以南的开山屯，残存可能是二叠纪的蛇绿岩。在该区零星出露的一些变质岩，曾经被当地地质工作者置于前南华纪(黑龙江省地质矿产局, 1993)，但是近年获得的年代学资料，显示它们变质作用发生在古生代晚期至早中生代(李锦轶等, 1999; 于介江等, 2015)。

长白山脉南段地壳主要由太古宙-古元古代变质杂岩组成。在该区西部鞍山地区，出露有中国大陆最古老的表壳岩系和花岗质侵入岩(Songetal., 1996; 万瑜生等, 2001)。其上残存中-新元古代沉积岩系、寒武纪至奥陶纪代沉积岩系和石炭纪至二叠纪沉积岩系等盖层沉积。中生代侵入岩发育，局部有少量中生代盆地堆积物保存下来。位于中朝边界处的长白山，是该区最大面积的新生代火山岩分布区。

1.1.6 三江盆地

在小兴安岭南段以东的三江盆地中，新生代沉积物之下主要为早白垩世沉积岩系。盆地中部富锦县城附近和盆地北部同江县城附近出露的二叠纪花岗岩(于介江等, 2013; 毕君辉等, 2014)，表明在该盆地新生代和白垩纪堆积物之下，可能发育与周缘山系类似的地质组成。

1.1.7 下辽河盆地

位于燕山山脉与长白山脉之间，东西两侧边缘均以正断层与毗邻山区相邻，北以辽北隆起与松辽盆地分开，南延与渤海湾盆地相连。其中堆积了新生代堆积物。

1.2 大型断裂构造

中国东北地区发育古生代以来不同时期的断裂(图2)。这些断裂的形成和活动，不同程度地改造和破坏了已有的构造格局。其中规模较大的新生代断裂包括位于大兴安岭主脊和东麓的北北东走向的正滑断裂、位于松辽盆地东侧北东走向的依兰-伊通正滑断裂、位于大兴安岭与阴山燕山之间近东西走向的西拉木伦正滑断裂。中生代断裂主要为敦化-密山左行走滑断裂，嫩江-八里罕左行走滑断裂和燕山南部近东西走向的右行走滑断裂。古生代断裂主要为固阳-赤城-阜新断裂、白云鄂博-化德-法库南断裂、索伦-九井子断裂、达青牧场南断裂、二连浩特-乌兰浩特断裂、阿尔山-扎兰屯断裂和牙克石-呼玛断裂等。该区的前中生代断裂在中生代期间基本都有强烈活动，其中有些断裂的运动学特征与古生代期间有明显差别。例如索伦-九井子断裂古生代期间的运动学特征表现为上盘向北的逆冲，但是在中生代期间，无论在西段的索伦-满都拉段，还是东段的柯单山-九井子段，晚三叠世的活动都表现为右行走滑，侏罗纪晚期的构造活动都表现为上盘向南的逆冲。

此外，地球物理资料揭示在大兴安岭东麓存在一个地壳厚度陡变带，又被称为大兴安岭东麓重力梯度带。其东侧地壳厚度明显小于其西侧地区(殷秀华等, 1980)。那里刚好也是松辽盆地与大兴安岭的界线，在地质构造上，是新生代向东陡倾的正滑断层和白垩纪中期左行走滑构造的位置。

2 地壳构造格架

中国东北地区地壳构造格架，以阴山和燕山北麓的化德-赤峰-法库南-延吉一线为界，南部为稳定区(又被称为中朝准地台、华北陆台、中朝地块、华北克拉通)，北部为活动区(又被称为天山-兴安褶皱区、兴蒙造山带、中亚造山带或北亚造山区)。南部稳定区的地壳形成于早前寒武纪，从中元古代开始直到古生代晚期，长期处于稳定的地球动力学环境。北部活动区的地壳主要形成于古生代期间，只有东部边陲的完达山地区的地壳是在侏罗纪晚期固结的。

中国东北地区的地质构造，在古生代、中生代和新生代期间，差别显著。例如，作为华北克拉通组成部分的阴山、燕山和长白山脉南段，从古生代晚期开始，已经不再具有克拉通的构造属性，即已经从稳定区转化为活动区；北部活动区的构造单元，在古生代期间呈北东东或北东走向，中生代晚期以来则呈北北东走向，二者呈高角度相交。因此，为了准确反映中国东北地区的地壳结构构造，显然需要把该区不同地质时期构造单元加以区分。基于这一认识，通过对该区沉积岩系发育情况、岩浆岩岩石组合特征和构造变形等方面资料的综合研究，我们发现中国东北地区显生宙地壳构造格架，在始新世以来、晚三叠世至白垩纪末期和古生代至早-中三叠世等不同地质时期是不同的，其主要特征简要介绍如下。

2.1 始新世以来地壳构造格局

地质界对于中国东部中生代以来的地质历史，虽然有不同认识，但是多数研究都认为在白垩纪至古近纪期间(即在新近纪以前)，包括东北地区在内的中国东部乃至亚洲大陆东部地区，一直处于伸展构造环境，所形成的地貌主要为北北东走向的隆起与盆地(万天丰和赵庆乐, 2012; 包汉勇等, 2013; 葛肖虹等, 2014)。

然而，在中国东北地区，古新世地质记录的缺失，白垩纪沉积岩系的构造变形以及普遍被始新世以来沉积物不整合覆盖，表明白垩纪至古近纪不是连续演化的过程，其地球动力学环境也不是一直处于伸展背景，而是在白垩纪末期至新生代初期，遭受了以挤压作用为主的地壳构造变动，导致其前后构造格局具有比较明显的差别。

该区始新世以来，其地壳变动虽然确如前人所说，以伸展作用为主，但是其地球动力学环境却具有以挤压为主的特征，所形成的断裂构造，除了文献中所说的北北东走向的正断层外，还有近东西走向和北西走向的正断层。例如，在西拉木伦河北侧，一个小村庄因附近发育半砬山而被称为半砬山村。那里的半砬山有近南北走向的、北西走向的和近东西走向的。近南北走向的与一组同方向的向西陡倾斜的直立节理和正滑断层有关，属于文献中所说的大兴安岭主脊断裂在该区的延伸。北西走向的与同方向的张剪性断层有关，在地表形成多组北西向排列的断层三角面即半砬山。近东西走向的与近直立的同走向的向南陡倾斜的正断层有关(图4c)。沿西拉木伦河逆流而上，在白音板沟门村以西，发育一排近东西走向的半砬山(图4a)，在其向南陡倾斜的断面上，发育倾向擦痕，指示南侧下落(图4d)。再向西，卫星影像显示该正断层从浑善达克沙漠北缘的达里诺尔湖一带通过。最近，我们在苏尼特右旗西北，大致与该正断层沿走向延伸的位置，见到了向南陡倾斜的正断层(图4e)。西拉木伦河向东进入松辽盆地被称为西辽河，其所经过地区，有可能是该正断层的向东延伸。这些资料表明，在大兴安岭南端，从西拉木伦河向西及向东，发育一条长达数百千米的正断层。

此外，在其他地区，也发育类似的近东西走向的正断层。例如沿哈尔滨以东的松花江，近东西走向的正断层发育。在宾县以北的松花江南岸，白垩纪青山口组粉砂岩地层被该正断层切割形成地貌上的半砬山(图4b)。

除了上述断裂构造外，该区地貌特征也揭示出多个方向伸展构造的存在。例如在大兴安岭以东地区，北西走向的小兴安岭分隔了松辽盆地与结雅盆地，也分隔了黑龙江水系和松花江水系。松辽盆地中部的白城-长春一带的隆起，把该盆地分割为北部和南部，也分隔了松花江水系和辽河水系。辽北隆起，分隔了松辽盆地与下辽河盆地。其次，松辽盆地中辽河水系、嫩江水系和松花江水系急剧转向，在指示地貌特征的同时，也揭示出近东西走向断裂构造的存在。海拉尔盆地、二连浩特南东地区的蒙古高原区和三江盆地区前新生代地质体的出露情况，也揭示出北北东走向和近东西走向或北西走向等多个方向正滑断层的存在。

所有这些地质现象都表明东北地区新生代的隆起与断(坳)陷，除了文献中经常提到的北北东走向的以外，还有北西走向或近东西走向的。

在已有地球物理资料中，包括基于地球物理资料获得的地壳和岩石圈厚度空间变化以及其结构构造特征(卢造勋等, 2005; 危自根和陈凌, 2012)、航磁异常特征(胡旭芝等, 2006)、重磁资料揭示的沉积盆地基底结构(江为为等, 2006)、重力场研究获得的改进的三方向小子域滤波图像(张凤旭等, 2010)、剩余重力异常图和剩余磁异常图(涂广红等, 2006)、地震震中位置的时空分布(高立新, 2011)、大兴安岭地区MT资料揭示的沉积盆地岩石圈结构(刘财等, 2011)、MT数据揭示的东北地区岩石圈电性结构(裴发根等, 2014)、地震接收函数图像(张广成等, 2013a, 2013b; 朱洪翔等, 2017)、地震波层析成像的P波和S波速度结构的平面切面和剖面切面图像以及Q0值的空间变化(杨宝俊等, 2003; 田有等, 2011, 2019; 孙莲等, 2012; 张风雪等, 2013, 2014; 潘佳铁等, 2014a, b; 徐峣等, 2014; 田原等, 2017)、利用重力和地震资料反演获得的地壳和上地幔剩余密度图像(索奎等, 2015)等，都不同程度地显示出与地表构造对应的3个方向的隆起与断(坳)陷。

图4 中国东北地区新生代构造变形与地貌特征 照片位置见图2, 各个照片的说明见正文Fig.4 Structural deformation and tectonic geomorphology of some regions of Northeast China Sites of pictures are shown inFig.2 and their features are stated in the text

综合已有资料，我们将中国东北地区新生代构造单元划分为海拉尔-锡林浩特断(坳)陷带、大兴安岭隆起带、小兴安岭隆起带、松辽盆地断(坳)陷带、长白山隆起带、三江盆地-兴凯湖断(坳)陷带、阴山-燕山隆起带和下辽河-渤海湾断(坳)陷带等八个构造单元，其中有些构造单元还可以进一步划分为多个隆起和断陷(图5)。例如张家口断陷可以进一步划分为浑善达克断陷(Ⅶ2-1)和化德隆起(Ⅶ2-2)等6个次级单元，阴山隆起可以划分为白云鄂博断陷和大青山隆起2个次级单元。

根据断陷盆地中堆积物时代，以及宏观上呈北东走向的中新世堆积物卷入了北西走向的小兴安岭隆起，可以大体确定北北东走向的隆起与断陷可能形成较早，北西走向和近东西走向的隆起与断陷形成较晚。

虽然目前还不能确定深部幔源岩浆上侵活动对该区伸展构造形成的具体贡献，但是基于难以将该区多个方向的伸展构造归结于与幔源岩浆活动相关的断裂构造系统，已经基本可以排除这些伸展构造完全是由地幔岩浆上侵或地幔柱活动造成的可能性。通过对区域地球动力学背景分析，我们认为，中国东北地区不同方向的伸展构造，可能主要与区域上太平洋板块和菲律宾海板块向西、澳大利亚-印度洋板块向北以及欧亚板块向东的运动，具有成因联系。也就是说，中国东北地区的新生代伸展构造，可能都是水平挤压作用形成的压张性构造(李锦轶等, 2014)。

图5 中国东北地区新生代构造单元Fig.5 Cenozoic tectonic units of Northeast China

2.2 晚三叠世至古新世的构造格局

中国东北地区中生代构造单元，在早期的文献中划分出完达山中生代优地槽褶皱带和漠河冒地槽褶皱带，以及松辽盆地等上叠盆地(黄汲清等, 1977)。板块构造理论被应用于中国大陆构造研究之后，最初推测那里是一个二叠纪至三叠纪的向北西西俯冲的板块俯冲带(李春昱等, 1980)。后来的研究进一步确认那里是中生代增生造山带(张庆龙等, 1989; 邵济安等, 1991)，而北部的漠河冒地槽褶皱带是蒙古-鄂霍茨克造山带的前陆盆地(Heetal., 2005)。

近年来，依据锆石年代学资料，一些研究者认为出露在萝北-嘉荫地区、依兰-桦南地区和牡丹江-穆棱地区的黑龙江群变质岩，是二叠纪至侏罗纪洋盆打开到闭合的产物，它们构成了近南北走向的缝合带，在晚三叠世至早侏罗世期间把佳木斯地块与松嫩地块连接在一起(Zhouetal., 2009)；有的认为两个陆块之间的古洋盆形成于早二叠世，在晚三叠世至晚侏罗世期间俯冲(Geetal., 2016)，直到140Ma二者才连接在一起(Zhuetal., 2015)。这些论点虽然很新颖，但是却与一些已有地质资料相矛盾。例如，第一，这三个地区黑龙江群变质岩的构造线走向分别为北东向、近东西向和北东向，没有任何迹象显示这一走向差别是后来改造造成的。第二，在萝北地区和牡丹江地区的黑龙江群变质岩中，都保存有二叠纪变质作用的年代学信息(李锦轶等, 1999; 李旭平等, 2010)。第三，在萝北地区，黑龙江杂岩被264Ma的花岗岩侵入(Wuetal., 2007)。另外，把该带作为缝合带的地质依据之一是发育侏罗纪的蓝片岩，而其他地区的研究表明，蓝片岩的形成并不一定都与俯冲和碰撞有关。例如在桐柏山中，华北与华南的碰撞有早古生代和三叠纪早期两种认识，而那里的蓝片岩却形成于早侏罗世晚期(牛宝贵等, 1993)。

结合吉林中部小绥河蛇绿岩和近年我们新发现的五常县龙凤山水库附近蛇绿岩的构造线走向，以及龙凤山地区该蛇绿岩带被早二叠世花岗岩侵入等新资料，我们认为上述地区的黑龙江群变质岩，是大兴安岭南段构造带的向东延伸。

除了以上地区外，中国东北其他大部分地区，中生代构造单元如何划分，文献中很少涉及。基于已有的岩浆岩、沉积岩和构造变形等方面的资料，我们把该区晚三叠世至白垩纪末期(可能包括古新世早期)的地质历史，进一步划分为晚三叠世至中侏罗世、晚侏罗世、早白垩世和晚白垩世等亚阶段，对应的构造单元划分，下面简要予以探讨。

2.2.1 晚三叠世至中侏罗世

东北地区晚三叠世地质记录主要是酸性为主的侵入岩，几乎遍布全区(图6a)，而同时期的沉积岩及火山沉积岩，除了完达山地区外，仅见于承德市-长春市南-牡丹江市南一线以南地区(图6b)。

图6 中国东北地区晚三叠世岩浆岩和沉积岩的空间分布特征Fig.6 Spatial distributions of Late Triassic magmatic and sedimentary rocks in Northeast China

图7 中国东北地区早-中侏罗世岩浆岩和沉积岩的空间分布与构造单元划分Fig.7 Spatial distributions of Early-Middle Jurassic magmatic and sedimentary rocks in Northeast China and tectonic divisions of the area

早-中侏罗世的侵入岩空间分布与晚三叠世一样，也是几乎遍布整个东北地区(图7a, b)，不同之处在于早-中侏罗世的沉积岩分布面积要比晚三叠世大得多(图7c)。

目前已有资料还不足以对晚三叠世至中侏罗世的岩浆岩做进一步的分带。从已有岩石化学资料看，这些岩浆岩可能形成于岛弧和弧后伸展等多种环境。考虑到完达山地区增生杂岩中含有三叠纪和侏罗纪中期的放射虫化石的硅质岩(王秀璋, 1959; 张庆龙等, 1989)，中侏罗世镁铁质岩石(程瑞玉等, 2006)和玄武岩，以及区域上在这一时期蒙古-鄂霍茨克带前身以及完达山以东的古太平洋还没有完全消亡，我们暂时认为东北地区晚三叠世至中侏罗世的构造环境为古太平洋活动大陆边缘，把该区这一时期的构造单元划分为完达山弧前增生区、东北活动陆缘区以及白云鄂博以西地区的陆内区等三个构造单元(图7d)。就该区晚三叠世至中侏罗世岩浆岩石组合特征看，该活动陆缘区与安第斯型和环太平洋岛弧型都不同，发育大量的壳源酸性岩浆岩，少量中性和幔源基性岩浆岩(Wuetal., 2011; 许文良等, 2013; 纪政等, 2018; Tangetal., 2018)，显示出略有类似于科迪勒拉型的特点。这是否表明该区当时也发育与后者类似的洋脊俯冲，还有待于进一步研究。

2.2.2 晚侏罗世构造单元划分

晚侏罗世沉积岩，主要分布在北部漠河盆地、南部阴山-燕山和吉林市中部的长白山脉中段(图8c)，前者显示出与蒙古-鄂霍茨克造山带前身洋盆相关的残余盆地沉积特征，后者则构成北东东走向的一条带，被认为是晚侏罗世古蒙古高原南缘的边缘沉积带(和政军等, 1998; 李锦轶, 1998)。

晚侏罗世的岩浆岩，主要发育在大兴安岭主脊以东地区(图8a, b)。

考虑到区域地质背景以及完达山增生杂岩形成时代方面的资料(程瑞玉等, 2006)，基于上述地质记录的分布特征，中国东北晚侏罗世构造单元被划分为与北部蒙古-鄂霍茨克造山带前身古太平洋演化有关的漠河残余盆地、二连浩特-依兰高原台地和华北北部前渊带3个构造单元(图8c)，与东缘完达山增生杂岩代表的古太平洋岩石圈板块俯冲有关的陆缘增生区、活动陆缘区和陆内区等3个构造单元。两个体系的构造单元，在空间上呈现出叠置的特征(图8d)，即与蒙古-鄂霍茨克造山带相关的3个构造单元，与完达山增生杂岩相关的2个构造单元(陆缘区与陆内区)，是叠置在一起的。

2.2.3 白垩纪构造单元

随着完达山增生杂岩在侏罗纪晚期至白垩纪初期的就位，中国东北地区的地壳固结已经完成。从白垩纪开始，该区进入了一个新的地质时期。

中国东北地区的白垩纪地质记录，可以大体划分为早白垩世早-中期大规模岩浆活动，早白垩世中-晚期陆相沉积盆地的出现、北东走向大型左行走滑构造的形成，以及大致同期的伸展构造。从白垩纪不同时期岩浆岩和沉积岩的分布情况，我们可以大体恢复出该区当时地壳的构造格局。

早白垩世早-中期岩浆活动，在大兴安岭地区以火山岩为主，在小兴安岭南段和长白山脉，主要为侵入岩，且分布零星(图9a)。该期岩浆活动，在空间上要比中生代其他时期分布更广泛，特别是相对于晚侏罗世而言，其分布区域明显向西扩展遍布全区，并且向西还可以在毗邻的蒙古境内大部分地区和我国阿拉善北部地区见到这一时期岩浆岩的记录(李锦轶, 1998; 钟福平等, 2011; Yarmolyuketal., 2015)。中国东北地区该期岩浆活动的这一空间分布几乎遍及晚侏罗世高原(李锦轶, 1998)所有地区，与华北和华南地区同时期岩浆活动限于东部有限区域，形成鲜明对比。因此，把东北地区白垩纪早中期的岩浆活动都归因于亚洲东缘洋岩石圈板块的向西俯冲是不合适的。

该区早白垩世的岩浆岩具有多种岩石组合和多样的岩石地球化学成分(林强等, 2003)，文献中多将其成因与古太平洋以及相关的陆缘演化联系起来，有的认为其形成环境为大陆裂谷(尹志刚等, 2006)，有的认为其形成与蒙古-鄂霍茨克洋闭合以后的岩石圈伸展有关(周新华等, 2009)，有的认为其形成先是与加厚陆壳的坍塌或拆沉，继之与大陆东缘的古太平洋板块的俯冲及弧后伸展或拆沉有关(许文良等, 2013; Tangetal., 2018)，还有的认为先是蒙古-鄂霍茨克造山带造山后伸展，继之为亚洲大陆东缘弧后伸展(孟凡超等, 2014)。如上文所述，仅考虑该岩石圈板块俯冲，很难解释该期岩浆岩活动如此广泛的分布范围。未见大规模的幔源岩浆岩和与之匹配的区域性线性伸展构造，不利于将其成因归因于大陆裂谷的论点。洋盆关闭以后是什么因素导致岩石圈伸展，也同样还需要加以科学论证。

与这一时期的岩浆活动相伴生大规模的左行走滑构造，包括大兴安岭东麓的嫩江左行走滑构造和八里罕左行走滑构造，松辽盆地以东切割长白山脉的敦化-密山左行走滑构造。这些大型左行走滑构造分布范围，与华北和华南地区同时期的同类型的断裂构造波及范围大体相当，揭示出它们具有相同的成因机制。这一大规模壳源为主少量幔源的岩浆活动和大规模左行走滑构造的伴生，显示出与美洲大陆西缘科迪勒拉地区新生代构造环境的某种相似性。

在白垩纪早期大规模岩浆活动之后，区域上广泛发育了白垩纪早-中期的沉积盆地。其分布范围，与比其略早的岩浆活动范围，大体相当，揭示它们之间有可能具有成因联系。

结合古地貌的恢复，推测除了亚洲大陆东缘的古太平洋岩石圈板块的俯冲作用外，沿蒙古-鄂霍茨克造山带陆陆碰撞导致的地壳加厚，继之形成的古高原演化晚期的地壳深熔作用，有可能也是导致该期岩浆活动的主要因素之一。时间稍晚的大规模沉积盆地的发育，可能是该古高原在大规模岩浆活动之后地壳热塌陷的表现(李锦轶, 1998)。只是目前的已有资料，还难以将与古太平洋板块俯冲有关和与古高原深熔作用有关的岩浆活动产物截然分开。

图8 中国东北地区晚侏罗世岩浆岩和沉积岩空间分布与构造单元划分Fig.8 Spatial distributions of Late Jurassic magmatic and sedimentary rocks in Northeast China and tectonic divisions of the area

图9 中国东北地区白垩纪岩浆岩和沉积岩的空间分布与构造单元划分Fig.9 Spatial distributions of Cretaceous magmatic and sedimentary rocks in Northeast China and tectonic divisions of the area

根据这一时期沉积岩的现今分布，该区当时构造单元大致可以划分为漠河-海拉尔断(坳)陷、呼玛-阿尔山隆起、白云鄂博-哈尔滨断(坳)陷和化德-林西隆起。其中化德-林西隆起位于白云鄂博-哈尔滨断(坳)陷中部(图9b)。

晚白垩世岩浆岩空间分布范围相对于早白垩世而言，明显缩小，其分布区的西界大体位于大兴安岭的东麓(图9c)。显示其成因可能主要与古太平洋板块向欧亚板块之下的俯冲有关。同一时期的沉积岩系，主要分布在白垩纪早-中期的白云鄂博-哈尔滨坳陷的区域内(图9d)。结合区域地质资料，将晚白垩世地表构造划分为完达山隆起、双鸭山-锦州坳陷、呼玛-林西隆起和二连浩特-临河坳陷等4个构造单元(图9d)。

2.3 古生代至中三叠世构造单元

中国东北地区古生代构造单元划分，是地质界一直关注的问题，近20年来又先后提出了多种划分方案(任纪舜等, 1999; 张兴洲等, 2006; Li, 2006; 周建波等, 2009; 刘永江等, 2010; 徐备等, 2014; 王五力等, 2014)。这些截然不同划分方案的提出，源于对一些重大地质构造问题存在截然不同的认识。这些地质构造问题主要有：中国东北显生宙造山区的地壳是以陆缘增生造山带为主(Wang and Liu, 1986; 王荃等, 1991; Xiaoetal., 2003; 李锦轶等, 2009, 2013)，还是表现为地块的拼贴(张兴洲等, 2006; 周建波等, 2009; 徐备等, 2014)?松辽盆地的基底是古老地块还是显生宙造山带？中国东北南部的古老变质岩出露区是否一直都是华北克拉通的组成部分？该区早古生代洋盆是在古生代中期关闭了还是持续到了晚古生代晚期，相应地，该区晚古生代是陆内造山还是陆缘增生造山到陆间碰撞造山？因此，在介绍我们对该区构造单元划分的认识之前，有必要对这些问题进行简要的讨论。

2.3.1 东北地区古生代构造单元是地块拼贴还是陆缘增生造山带

地块是一个古老的构造概念。在早期的文献中，系指包裹在地槽褶皱带或造山带中的古老陆块，主要由被认为是古老的变质杂岩组成。板块构造理论取代地槽理论研究大陆构造以来，地块被视为是古洋盆中的古陆碎块，其可以源于洋盆打开时裂解的超大陆碎块，也可以是从洋盆一侧大陆边缘裂解而成为洋中独立块体的微陆块。这些微陆块在卷入造山带的过程中，基本都遭受了不同程度的改造。有的被改造轻微且规模比较大，因其全部或除了边缘的大部分区域都具有明显不同于周缘造山带的地质特征，即岩浆活动不发育，基底保存完好，盖层沉积厚度比较小且变形轻微，故可以作为一个独立的构造单元，称之为陆块或微板块；如果其在板块汇聚过程中由于遭受了与俯冲作用相关的岩浆活动和(或)强烈构造变形的改造已经面目全非，成为活动陆缘岩浆岩带或逆冲叠瓦构造的组成部分，即已经属于岛弧造山带或碰撞造山带的组成部分，就不应该再称之为陆块或地块。迄今为止，在全球其他地区的活动带中，要么是陆缘增生造山带(环太平洋活动带或造山带)，要么是碰撞造山带(喜马拉雅-阿尔卑斯造山带)，其中即使有少量古陆碎块，相对于整个活动带来说，其所占面积也是很小的，还未见任何一个地区的地壳结构，是由地块拼贴组成的。

在中国东北地区，文献中经常提及的地块或陆块有额尔古纳、兴安、松嫩(或称为松嫩-张广才岭)、佳木斯和兴凯等。近年的研究发现，以前曾经被认为是组成这些古老地块基底的变质岩，绝大部分是显生宙形成的。例如被认为松嫩地块基底的张广才岭地区的一面坡群和张广才岭群以及小兴安岭的风水沟群和东风山群，主体是浅变质的晚古生代沉积岩和火山岩(Wangetal., 2012; Xuetal., 2012; 高福红等, 2013; 郝文丽等, 2014; 孙晓等, 2016; 仲米山等, 2018)；被认为是额尔古纳地块和兴安地块基底的兴华渡口群、被认为是兴安地块基底的扎兰屯群和落马湖群，都是中生代变质的古生代沉积岩(苗来成等, 2007; Wuetal., 2012; Miaoetal., 2015a; 周建波等, 2014; 赵院冬等, 2017; 那福超等, 2018; 郑全波等, 2018)；被认为是锡林郭勒地块基底变质岩的大部分被确认为是古生代侵入岩和沉积岩(薛怀民等, 2009; 王善辉等, 2012)；被认为是双井子古陆基底的早前寒武纪变质岩是变质的二叠纪沉积岩和火山岩(李益龙等, 2008; 江思宏等, 2014; 以及孙立新等和刘建峰等未发表的资料)，我们最近研究发现，其中还含有古洋岩石圈的残片，可能属于相对较古老的增生杂岩(李锦轶等, 2007)；被认为是佳木斯地块基底的麻山群，为寒武纪变质的沉积岩系(宋彪等, 1997)；同样被认为是该地块基底的黑龙江群被确认为古生代增生杂岩(李锦轶等, 1999; 曹熹等, 1992)。此外，在赤峰以北乌丹一带原来被认为是古元古代的变质岩，新的年代学资料显示为早古生代晚期变质岩(刘建峰等，未发表的资料)。在嫩江一带的科洛片麻岩被发现是中生代变质岩(苗来成等, 2003; 那福超等, 2017)。尽管近年在东北北部活动区内，陆续发现了一些确切的前寒武纪地质体，但是这些被确认的前寒武纪的地质体，仅零星出露在大兴安岭北段(张明等, 2006; 佘宏全等, 2012; 孙立新等, 2012, 2013b, 2014; Gouetal., 2013; Tangetal., 2013; 张丽等, 2013; 邵军等, 2015; 赵硕等, 2016; Zhaoetal., 2016)、索伦山西段(刘伟等, 2018)、赤峰以北地区解放营子一带(刘建峰等，未发表的资料)、苏左旗南东(孙立新等, 2013a)、齐齐哈尔市西南龙江至乌兰浩特一带(程招勋等, 2018; 张超等, 2018; Wuetal., 2018)、张广才岭东麓大盘道一带(权京玉等, 2013; 吕长禄等, 2014)和双鸭山市以南(赖科等, 2017)等地，并且基本都是残存在古生代或中生代的侵入岩之中(图2)。

总体上看，在前人划分的地块区，除了新生代堆积物和中生代地质体外，主体是古生代侵入岩和少量同时期沉积岩。在岩石组合和岩石地球化学成分方面，这些古生代不同地质时期形成的岩浆岩显示出活动陆缘的亲缘性。在这些陆块区的多个地点，近年陆续发现一些残存的古洋岩石圈残片。例如，在奇乾以东的额尔古纳地块区内，发现了可能为新元古代晚期的洋岛组合碎块(孙立新等, 2012)；在兴安地块西部的伊尔施北东地区，识别出古生代的蛇绿岩残片(刘建峰等未发表的资料)；在所谓的兴安地块东部黑河市北西地区识别出早古生代的蛇绿岩和可能的洋岛组合残片(黑龙江省地调院1:5万区调报告；杨晓平等，未发表的资料)；在盘古和海拉尔一带，还存在一条早古生代的混杂岩带(据杨晓平面告)。我们近年研究发现，在所谓的松嫩地块内部张广才岭西北麓龙凤山水库一带，发育有被早二叠世花岗岩侵入的混杂岩，其中含有石炭纪蛇绿岩的残片。这些新资料表明，尽管在古生代初期有可能曾经是存在一个或多个具有前寒武纪基底的陆块，但是它们在古生代期间洋盆收缩乃至最后关闭的过程中，都被改造和破坏得面目全非，已经转化为岛弧或增生造山带的组成部分，不再具有稳定陆块的构造属性。因此，再将这些地区称之为地块，显然忽略了其显生宙期间强烈的岩浆活动、变质作用和构造变形，结果是未能准确反映该区地质构造属性的转变，这不仅不利于该区地质历史的重建，也不利于正确认识该区自然资源潜力，难以为科学部署该区自然资源勘查工作提供基础地质支撑。

2.3.2 关于松辽盆地的基底与松辽盆地两侧构造单元对比连接

直到最近，有些研究还仍然认为松辽盆地基底是一个稳定的古陆块体，其两侧地区是该地块在地表的出露(任纪舜等, 1999; 谢鸣谦, 2000; 叶慧文等, 2001; 赵海滨等, 2007; 唐克东等, 2011; 张兴洲等, 2006; 周建波等, 2009; 刘永江等, 2010; 徐备等, 2014; 王五力等, 2014)。然而，已有地质资料并不支持这一认识。首先，已有钻孔等方面的资料显示，松辽盆地白垩纪火山沉积岩系之下，发育与两侧山区大体相同的古生代和中生代侵入岩以及晚古生代沉积岩和火山岩(Wuetal., 2001, 2011; Peietal., 2007; 高福红等, 2007; 王兴光和王颖, 2007; 朱德丰等, 2007)，确切的早前寒武纪地质体，仅见于长春以南地区(王颖等, 2006)。其次，如上文所述，该盆地两侧的山区，都不具有古老陆块的地质特征，而是古生代造山带；这些造山带的构造线方向，与该盆地长轴方向的边界高角度相交。第三，该盆地边界，主要是中生代晚期的剪切带和新生代正断层。在该盆地东、西两侧山区，都可以见到同样走向的中生代晚期剪切带和新生代正断层，切割了古生代不同构造单元，而不是两个古生代构造单元的边界。因此，松辽盆地基底，很可能是与两侧山区类似的显生宙造山带而非统一的古老陆块。

松辽盆地两侧构造单元对比连接，一直是地质界关注的问题。目前的认识是，松辽盆地以西的近东西向构造中，北部的贺根山带向东通过松辽盆地北部延伸到黑河一带，南部的西拉木伦带向东通过白城南穿越松辽盆地南部与长春-延吉一线连接。位于二者之间的地区为松嫩地块(唐克东等, 2011)。然而，在松辽盆地以西，位于上述两条带之间的地区，发育达青牧场、迪彦庙等多条蛇绿岩带，其间为石炭纪和二叠纪岛弧杂岩(Liuetal., 2013; 李英杰等, 2018; 王金芳等, 2018)。如上文所述，在松辽盆地以东地区，除了龙凤山蛇绿混杂岩外，主体是古生代和中生代的侵入岩。以上地区的这些地质特征，表明松辽盆地东、西两侧地区，都不具有古陆块的特征，也不是一个简单的地质单元，而是被多期花岗岩侵入的古生代增生杂岩与岛弧地体的拼合体。

北部贺根山蛇绿岩向东可以追索到乌兰浩特市以北地区，构成了从二连浩特附近向东经过贺根山到乌兰浩特长达数百千米贯穿大兴安岭的北东东走向古生代蛇绿岩带。该带再向东，文献中多认为与黑河地区相连，但是一直缺乏令人信服的证据。阿尔山北东发育的蛇绿岩，与扎兰屯和黑河以南地区的蛇绿岩连成一带，从几何学角度和已有伴生地质体的资料看是更合理的。这样，贺根山-乌兰浩特蛇绿岩带向东延伸，一个比较合理的位置就是小兴安岭中部东麓的萝北-嘉荫之间地区。

小兴安岭南段和张广才岭大面积出露的晚三叠世至早侏罗世花岗质岩基，一直被认为是很独特的。然而，近年在松辽盆地以西地区，逐渐识别出三叠纪的中晚期至早侏罗世的中酸性侵入岩和火山岩(陈志广等, 2010; 童英等, 2010; 杨俊泉等, 2012)，并显示出与小兴安岭和张广才岭类似的成分特征。这表明，这些地区当时可能属于一个岩浆省。现今地表出露的差异，除了研究程度不够外，剥蚀深度的不同有可能也是一个重要原因。

在吉林市附近，小绥河蛇绿岩的构造线呈北东东走向，沿其走向到蛟河县以北地区，出露具有相同构造线走向的二叠纪和三叠纪地层。从空间分布上，很难将这些北东东走向的地质体与延吉一带的二叠纪混杂岩连接起来。而将其与牡丹江地区黑龙江群变质岩连接起来，在几何学上没有任何问题。而牡丹江地区黑龙江群的多期变质变形特征，与西拉木伦河北侧的混杂岩也非常类似。

此外，在依兰混杂岩沿走向向东到桦南地区，研究表明那里可能经历了270Ma前后的变质作用(李旭平等, 2009)。

综上所述，我们认为松辽盆地两侧现今的地质差异，是中生代以来叠加的地质作用造成的，该区前中生代构造单元是可以对比连接的。牡丹江地区的黑龙江群变质岩，与同样是北东走向的吉林市附近小绥河蛇绿岩带，是西拉木伦缝合带的向东延伸；萝北-嘉荫地区的黑龙江群，是贺根山蛇绿岩带向东的延伸，而依兰-桦南地区的黑龙江群与五常县龙凤山水库一带的蛇绿岩，则是松辽盆地以西达青牧场-迪彦庙蛇绿岩带的向东延伸。

2.3.3 关于华北克拉通北缘的边界与华北北缘燕山-阴山地区的构造属性

华北克拉通，又被称为中朝准地台或中朝地块(黄汲清, 1945)，是中国大陆上最大最古老的大陆块体。在中国地质界，其北部边界一直被认为位于化德-赤峰-开原-四平一线。然而，在赤峰市附近，前人划分的华北克拉通北部边界线及其两侧地区，在地表地质和地球物理资料上，都没有明显差别。在赤峰市以北约50km的解放营子一带，发育一条近东西走向的大型韧性剪切带，卷入变形的地质体为新太古代晚期的变质深成岩(刘建峰等，未发表的资料)。在该变形带以南，发育早前寒武纪变质杂岩。在该带以北，以前认为是早前寒武纪的变质岩，近年获得的资料表明是早古生代晚期变质岩(刘建峰等，未发表的资料)。基于这些资料，将赤峰附近华北克拉通北部边界向北移至该剪切带，显然是合理的。

近年在“内蒙地轴”范围内，陆续发现了大量的古生代晚期至三叠纪的侵入岩(Zhangetal., 2009)；同样的岩浆岩向东在吉林省中部地区也有出露(曹花花等, 2012; 王子进等, 2013)。在内蒙地轴南部红旗营子群中识别出石炭纪中期的榴辉岩(Nietal., 2006)和变质沉积岩系(王惠初等, 2012)。形成这些地质体的地质作用，显然不应该是克拉通所具有的特征。

燕山-阴山地区除了发育大量古生代晚期以来的岩浆岩外，还广泛发育中生代期间的上盘向南的逆冲叠瓦构造和近东西走向的右行走滑构造(陈志勇等, 2002; 张长厚等, 2002, 2004, 2006; 戚国伟等, 2007)，以及稍微年轻的呼和浩特和云蒙山等所谓的变质核杂岩(王新社等, 2002; Darbyetal., 2004; 王巧云等, 2006)。我们获得的新资料显示，其中有些大型逆冲断裂实际上形成于古生代末期。

以上地质资料表明，华北克拉通北部边界，在古生代期间可能是变化的。在早古生代期间，其位置与文献中描述的位置大体相同，只是在赤峰市一带有可能向北推移约50km到解放营子一带。而在古生代晚期，华北克拉通的北部边界，因其北缘裂解，随后燕山和阴山大部分地区都卷入了陆缘活化造山带和后来的碰撞造山带，而向南迁移到“内蒙地轴”的南缘。也就是说，华北克拉通北缘，从长白山山脉南段向西经过燕山到阴山地区，在早古生代期间属于华北克拉通，而到了古生代晚期，则转化成为北亚造山区的组成部分。

2.3.4 关于古亚洲洋关闭的位置和时限

古亚洲洋关闭的位置，即西伯利亚与中朝两个古板块之间的界线位置，在地质界一直存在不同认识(Li, 2006及其文献)。迄今为止，争论的焦点集中在中国东北地区的早古生代洋盆是在古生代中期关闭了还是持续演化到了古生代末期？该区是否存在二叠纪洋盆，如果存在，那一时期的洋盆是早古生代洋盆的继续，还是早古生代洋盆关闭以后再打开的红海型盆地？

该区早古生代洋盆在古生代中期关闭的论点，主要基于在包尔汗图地区奥陶纪火山岩被志留纪晚期浅海相沉积岩系不整合覆盖，以及在苏尼特左旗巴彦色日敖包地区早古生代混杂岩被晚泥盆世砾岩不整合覆盖。然而，在包尔汗图地区，该不整合面之上的志留纪地层为陆源碎屑岩和灰岩组成的浅海相海进沉积岩系。在色日巴彦敖包地区，晚泥盆世砾岩之上为砂岩夹灰岩及中性为主的火山岩，构成一个浅海相海进沉积序列。从岩石序列看，两个地区不整合面之上的地层都形成于海进环境，与同造山磨拉石沉积的差别是显而易见的。因此，该区古生代早期洋盆是否在古生代中期关闭，显然还需要其他证据。

在区域上，早期的文献中报道说在小兴安岭北部多宝山地区，发育连续的奥陶纪至早石炭世沉积岩系(杜琦, 1988)。近年获得的新资料，虽然没有见到这样的连续剖面，但是也没有发现该区早古生代地层与晚古生代地层在构造变形方面存在明显差别的任何线索。

区域上，大兴安岭中段和北段的志留纪地层含有以图瓦贝为代表的冷水动物群化石(苏养正, 1981; 王宝瑜, 1990)，华北北缘的志留纪地层含有以珊瑚化石为代表的暖水动物群化石，显示它们可能形成于不同纬度的大陆边缘。其间发育多条古生代蛇绿混杂岩带，表明这些不同的大陆边缘，可能被古海洋盆地分隔。泥盆纪地层虽然出露比较少，但是在贺根山蛇绿岩以北的东乌旗北部地区，发育相对连续的泥盆系和下石炭统海相地层，而在华北北缘的敖汉旗一带，则发育相对完整的石炭系和二叠系海相地层(内蒙古自治区地质矿产局, 1991)。所有这些资料显然都不支持该区古生代洋盆在泥盆纪至二叠纪期间关闭而再打开的论点。

图10 中国东北地区古生代构造单元划分Fig.10 Paleozoic tectonic units of Northeast China

关于该区古生代晚期洋盆是陆内红海型小洋盆的论点，主要基于从温都尔庙地区混杂岩中的玄武岩岩块获得的二叠纪锆石年龄(初航等, 2013)。但是相关文献并没有提供其他令人信服的证据说明所谓的二叠纪蛇绿岩成因类型是红海型、SSZ型还是MORB型；也没有资料证明玄武岩中锆石的二叠纪年龄是锆石结晶年龄还是后期改造同位素体系重置的年龄。我们对柯单山一带混杂岩进行的锆石年代学研究，获得其中具有岛弧成分亲缘性的基性火山岩锆石年龄为350Ma，变质辉长岩锆石的变质年龄为256Ma。前者，与近年从二连浩特和贺根山一带获得的蛇绿岩锆石年龄相近，我们最近在吉林中部小绥河蛇绿岩中的辉长岩和张广才岭北段龙凤山蛇绿岩的辉长岩中也获得了类似的年龄，指示区域上确有新的洋岩石圈形成。柯单山混杂岩中的弧基性火山岩的发育，指示该蛇绿岩属于SSZ型。近年研究表明，在杏树洼和九井子地区发育早二叠世SSZ型蛇绿岩(Songetal., 2015, 刘建峰等，未发表的资料)；在杏树洼地区，还保存有大量的远洋沉积的硅质岩和少量早古生代的洋壳残片，在其部分硅质岩中，含有中二叠世的放射虫和牙形石化石(王玉净和樊志勇, 1997)，硅质岩的规模和结构特征，指示其属于远洋沉积。这些新的资料表明，该区晚泥盆世至二叠纪早期，无疑还处于洋盆收缩环境，而不是陆内再张裂的红海型环境。柯单山辉长岩锆石的晚二叠世的变质年龄，与区域上花岗岩成分的转变(Zhangetal., 2009)、以林西组为代表的沉积环境的改变、双井子三叠纪中期同碰撞花岗岩的发育(李锦轶等, 2007)，以及区域上的二叠纪晚期变质变形事件，共同构成一个指示古洋盆关闭陆缘碰撞的事件群。

在杏树洼地区，前人划分的中二叠世哲斯组地层，含有大量蛇绿岩的碎屑，从空间分布推测，很可能是不整合覆盖在该区的二叠纪混杂岩之上。新的碎屑锆石资料表明，其沉积时代的下限为260Ma前后(刘建峰等，未发表的资料)，应该属于晚二叠世或更晚的沉积，可以作为那里的古生代洋盆关闭的沉积记录。

因此，从已有混杂岩的特征以及区域地质背景分析，柯单山-杏树洼-九井子一带混杂岩带，可能是东北地区分隔南、北两侧陆缘的古生代洋盆在二叠纪晚期最后关闭的位置。

2.3.5 东北地区古生代构造单元及其主要特征

基于以上分析和讨论，根据地质组成和区域性角度不整合限定的地壳形成时代，我们就得出了如图10所示的中国东北地区古生代构造单元划分方案。与已有方案向比，这一方案不同之处主要在于：第一，中国东北地区古生代构造单元，主要为陆缘增生造山带与碰撞造山带的复合，而不是陆块的拼贴；第二，松辽盆地两侧构造单元是贯通的；第三，燕山-阴山是古生代晚期陆缘活化造山带，那里作为克拉通的组成部分，只是在早古生代和中-新元古代。

需要说明的是，在这个分类方案中，各个构造单元的命名，主要采用了现今山系名称。这主要是考虑了传统习惯和便于应用，并不是意味着在古生代期间发育与现今相同的盆地-山脉格局。其次，由于碰撞造山带的范围比较宽广，且都涵盖了几乎已有陆缘增生造山带，因而在构造单元划分中没有体现。

各个构造单元的主要特征，简要介绍如下。关于该区形成这些构造单元的造山过程及相关的古洋陆格局演变，限于篇幅，我们将另文论述。

2.3.5.1 大兴安岭造山系

包括了西拉木伦河及其延长线以北的大兴安岭及其以西的蒙古高原区，构造线即古山脉走向为北东-南西和北东东-南西西，属于西伯利亚古板块南缘的奥陶纪至二叠纪的增生边缘。根据地壳形成时限，自北向南进一步划分为额尔古纳奥陶纪岛弧造山带、加格达奇早古生代增生造山带、乌里雅斯太前石炭纪增生造山带、锡林浩特-乌兰浩特前二叠纪增生造山带和林西二叠纪增生造山带。

额尔古纳岛弧造山带位于最北部，其南界为呼玛-牙克石断裂。在文献中，该区曾经被称为加里东褶皱带，近年则多被称为额尔古纳地块。在该带范围内，目前已经发现最老的地质体是位于呼玛北西地区的古元古代晚期花岗片麻岩，其次是位于西段靠近国境线奇乾一带的新元古代中期的花岗岩、闪长岩和辉长岩，还有近年在根河北西地区钻孔中发现的新太古代晚期花岗岩(邵军等, 2015)。然而就地表出露的地质体而言，除了中生代地质体外，该区主体为寒武纪至志留纪的侵入岩，其次为石炭纪和二叠纪的侵入岩。上述元古代花岗岩残存在古生代花岗岩之中。我们从上述古元古代晚期花岗岩附近的围岩片麻岩中的黑云母，获得了三叠纪的Ar-Ar年龄(另文发表)。这些资料表明，该区在早古生代和古生代晚期岩浆活动极为发育，在三叠纪期间遭受了变质作用的改造。

该带范围内的古生代侵入岩，虽然多数在成分上属于高钾钙碱系列，但是就岩石组合而言，还是类似于活动陆缘的岩浆岩而不同于碰撞阶段或陆内伸展环境下的岩浆岩。

因此，我们认为该带主体为具有元古代基底的早古生代岛弧而不是稳定的地块或陆块，其在古生代晚期和早中生代再次叠加有活动陆缘的岩浆活动。其中的古生代晚期是与北侧蒙古-鄂霍茨克造山带前身的古太平洋岩石圈板块向南俯冲有关，还是与南侧古亚洲洋岩石圈板块的向北俯冲有关，还有待于进一步研究。其早中生代的岩浆活动，则是与北侧的洋岩石圈板块向南俯冲有关。

加格达奇和乌里雅斯太增生造山带位于二连浩特-贺根山-乌兰浩特断裂带以北，其范围与近年文献中的兴安地块范围大体相当。依据我们近年从其中部识别出来的伊尔施-扎兰屯蛇绿岩带，将二者分开。加格达奇增生带造山带内目前已知确切的最古老的地质体是北侧新元古代的蛇绿岩(Fengetal., 2016; 杜兵盈等, 2017)。在该带东段多宝山地区，发育奥陶纪的岛弧火山岩和侵入岩。类似的岛弧岩浆岩最近报道在扎兰屯以北地区也有发育(马庆等, 2018)。此外，近年区域地质调查在多宝山地区识别出可能为奥陶纪的蛇绿岩残片，那里原来被置于早奥陶世关鸟河组大理岩，和与其伴生的玄武岩，有可能构成了洋岛组合的残片。在该区中部海拉尔(呼伦贝尔)市以南的头道桥一带发育有蓝片岩，其原岩形成于寒武纪，蓝片岩相变质作用发生在志留纪(Miaoetal., 2015b; Zhouetal., 2015)。在红花尔基林场以西地区，奥陶纪地层构造线呈北西-南东走向，指示其可能位于岛弧地体之间的地带。此外，在该带中还有数量不等的泥盆纪、石炭纪和二叠纪以及中生代的侵入岩和火山岩。需要说明的是，在扎兰屯附近，已有的区域地质调查资料显示可能发育新元古代的花岗岩，但是一直没有得到可靠资料的进一步证实。最近在扎兰屯市以南的龙江地区，发现了早前寒武纪的花岗岩(张超等, 2018; Wuetal., 2018)，但是该期岩体的规模非常有限，显示有可能是被古生代岩浆活动改造后的残余体。这些地质资料表明，该带主体已经不是前寒武纪形成的地块，而是古生代岛弧及增生杂岩的拼合体。

近年从乌里雅斯太增生造山带，识别出了与多宝山地区类似的早古生代的侵入岩(赵利刚等, 2012; 李红英等, 2016; 杨泽黎等, 2018)。最近我们在二连浩特市北从原来被置于泥盆纪地层中识别出了混杂岩。在该带中发育大量的晚古生代侵入岩。这些资料显示该带与加格达奇增生造山带具有类似的特征。

区域地质调查资料显示，多宝山地区石炭纪早期的海相沉积岩系与下伏泥盆纪地层连续沉积，后者又与下伏的志留纪沉积岩系连续沉积，其上被石炭纪晚期或二叠纪沉积岩系不整合覆盖。这些资料表明该增生造山带的主体是在晚石炭世以前形成的。

图瓦贝动物群化石的发育情况(苏养正, 1981)，表明加格达奇和乌里雅斯太两个增生造山带都形成于西伯利亚古陆南缘。

锡林浩特-乌兰浩特前二叠纪造山带包括了北侧二连浩特-贺根山蛇绿岩带和南侧的迪彦庙-达青牧场石炭纪蛇绿岩带(Liuetal., 2013)。位于二者之间的地区，西段发育白音宝力道和锡林浩特奥陶纪与石炭纪复合岛弧，以及位于白音宝力道岛弧南侧的早古生代增生杂岩等。白音宝力道岛弧及其向两侧延伸地带的变质岩，在早期的文献中被称为锡林郭勒杂岩，近年获得的资料显示，其主体可能属于古生代中期的侵入岩和变质岩(薛怀民等, 2009; 王善辉等, 2012)。在白音宝力道早古生代岛弧杂岩以北地区，近年发现了中元古代的侵入岩，是该带中确切的前寒武纪地质体。最近在东段靠近松辽盆地边缘古生代花岗岩中残存的变质岩中，获得了古元古代的锆石年龄(程招勋等, 2018)，是该带迄今发现的最古老的地质信息。尽管这些信息揭示该带可能曾经存在较多的前寒武纪地质体，但是由于后期地质作用的改造，这些地质体遭受了强烈破坏，现今仅是零星残存，难以构成一个统一的大陆块体。该带中除了少量奥陶纪的弧岩浆岩外，主体为石炭纪至二叠纪初期的与俯冲相关的岩浆岩(刘建峰等, 2009; Liuetal., 2013)。最近还有报道说在迪彦庙一带残存有类似于初始岛弧的玄武岩(李英杰等, 2018)和埃达克质的岛弧火山岩(王金芳等, 2018)，揭示那里可能曾经存在类似于西南太平洋的洋内俯冲。上述特征表明，该带主体可能属于由古老大陆地壳作为基底的成熟岛弧、洋内岛弧以及奥陶纪和石炭纪增生杂岩组成的前二叠纪的增生造山带。

林西增生造山带位于迪彦庙-达青牧场-二道井蛇绿岩带以南，柯单山-九井子蛇绿岩岩带以北。该带主体为二叠纪的地质体，包括弧岩浆杂岩和增生杂岩，其上被二叠纪晚期的沉积岩系不整合覆盖。依据这些资料，我们暂时将其称之为二叠纪增生造山带。

上述向南逐渐变年轻的造山带的空间关系，除了在大兴安岭地区以外，还可以见于二连浩特至苏尼特右旗一带。广泛发育的晚二叠世至中三叠世富钾富铝花岗岩、晚三叠世至早白垩世以壳源为主的岩浆岩、晚三叠世右行走滑构造变形和侏罗纪晚期上盘向南的逆冲构造变形，揭示这些造山带都不同程度遭受了二叠纪晚期沿柯单山-九井子混杂岩带的碰撞造山作用，早中生代古太平洋岩石圈板块的俯冲作用和侏罗纪晚期沿蒙古-鄂霍茨克造山带的碰撞造山作用的叠加改造。此外还遭受了白垩纪伸展构造、北东走向的左行走滑构造和上盘向北西的逆冲构造以及新生代幔源玄武岩喷发的改造。

2.3.5.2 阴山-燕山造山系

该造山系位于北侧索伦山-柯单山-九井子一线与南侧固阳-武川-尚义-赤城-隆化一线之间，进一步以白云鄂博北-多伦北-解放营子一线为界，分为北部的包尔汗图-乌丹岛弧造山带和南部的白云鄂博-围场陆缘活化造山带。

包尔汗图-乌丹岛弧造山带，主要由包尔汗图岛弧岩浆杂岩、白乃庙岛弧杂岩、乌丹北岛弧杂岩和温都尔庙及图林凯混杂岩等组成，其上被志留纪西别河组、石炭纪晚期阿木山组及二叠纪三面井组等沉积岩系不整合覆盖。在温都尔庙地区，早古生代岛弧杂岩的南、北两侧均为古洋岩石圈的残片。在北侧的古洋岩石圈残片中，变质矿物白云母的晚奥陶世的Ar-Ar年龄(de Jongetal., 2006)指示变质作用发生在早古生代晚期。而依据近年从同一地点被认为是蛇绿岩组合的玄武岩中获得了二叠纪的锆石年龄，有些研究者认为其是在二叠纪至三叠纪的小洋盆中形成的(初航等, 2013)，有些研究者将该带与西侧的索伦山-满都拉蛇绿岩带和东侧的柯单山-九井子蛇绿岩带相连，作为古亚洲洋最后消失的位置(潘桂棠, 2016)。然而，根据我们对其他地区的研究，该玄武岩的二叠纪锆石年龄很可能是后期地质作用导致锆石同位素体系重置的结果。还有，玄武岩中的锆石年龄本身就有很大的不确定性，在与区域地质资料矛盾且难以证实该年龄是所测锆石结晶年龄还是后期改造年龄的情况下，我们更趋向于以区域地质资料为基础。

近年的区域地质调查确认温都尔庙蛇绿混杂岩被早二叠世地层不整合覆盖，以前的区域地质调查资料表明，在温都尔庙蛇绿混杂岩出露区以北的二叠纪地层中，含有阿尔卑斯型超镁铁岩块体。基于这些资料，我们认为后者才是古亚洲洋最后消失的位置。在图林凯地区，早古生代弧岩浆岩侵入了那里的蛇绿岩，显示该弧可能是属于洋内俯冲的初始岛弧，在早古生代晚期拼贴到华北克拉通北缘。此后遭受了石炭纪晚期至二叠纪晚期活动陆缘碰撞造山作用，以及侏罗纪晚期至早白垩世陆内造山作用的叠加改造。

白云鄂博-化德陆缘活化造山带，大致相当于文献中的内蒙地轴的范围。该造山带由早前寒武纪和中元古代地质体为基础，造山作用的地质记录主要为石炭纪晚期至二叠纪的侵入岩、晚石炭世榴辉岩和伴生的超镁铁岩，以及二叠纪变质沉积岩系等。构造变形表现为上盘向南的逆冲叠瓦构造。我们对崇礼县红旗营子乡一带红旗营子群变质岩的研究，发现其原岩形成于二叠纪早-中期，变质变形发生在二叠纪晚期。约260Ma的花岗岩侵入其中，限定了该造山带形成时间的上限。在华北北部，发育与碰撞造山作用有关的二叠纪晚期至三叠纪前陆盆地沉积岩系(孟祥化和葛铭, 2001; 陈安清等, 2011)，揭示该陆缘活化造山带在二叠纪晚期至三叠纪期间，遭受了碰撞造山作用的叠加改造。此外，该带还遭受了中生代岩浆活动和构造变形的强烈改造。

2.3.5.3 小兴安岭造山系

位于松辽盆地东北缘，北西与大兴安岭造山系之间为嫩江断裂分隔，南与张广才岭造山系之间以依兰-伊通断裂为界。如上文所述，小兴安岭为新生代隆生形成的山脉，这里所说的小兴安岭造山系，系指出露在小兴安岭的古生代造山带，自北西向南东，可以划分为黑河附近、孙吴附近和伊春地区等北东走向的古生代造山带。黑河一带的古生代造山带为大兴安岭加格达奇增生造山带的向北东延伸，孙吴一带的可能属于乌里雅斯太造山带向北东延伸，伊春地区的古生代造山带则可能以嘉荫-萝北地区的黑龙江群为代表的北东走向的古生代造山带为界，北部属于乌里雅斯太造山带的东延，南部属于锡林浩特-乌兰浩特增生造山带的向北东延伸。

我们对小兴安岭南段的上述认识，主要基于我们近年对嘉荫-萝北地区构造变形研究所获得的新资料。那里的黑龙江群构造变形，表现为枢纽向北西倾伏的巨型A型褶皱，该A型褶皱的形成源于上盘向南东的逆冲。前人报道的斜长角闪岩的256Ma的变质年龄(李旭平等, 2010)和该套杂岩被264Ma的花岗岩侵入(Wuetal., 2007)，限定了该套变质杂岩形成时代的上限。近年陆续报道的从该套杂岩中获得的侏罗纪变质年龄，很可能是区域上早中生代岩基侵入以及其后侏罗纪中晚期上盘向南的叠加变形改造的产物。

2.3.5.4 张广才岭古生代造山系

位于依兰-伊通断裂和敦化-密山断裂之间，与上述小兴安岭造山系类似，包括了北部依兰-桦南混杂岩带、中部小绥河北东走向的石炭纪蛇绿岩带和牡丹江-穆棱一带北东走向的黑龙江群变质杂岩、南段吉林中部地区北西-南东走向的早古生代造山带等不同时代不同走向的造山带。北段夹持在北部依兰-桦南带和南部小绥河-牡丹江-穆棱带之间地区，包括了石炭纪的龙凤山蛇绿岩、与该蛇绿岩伴生的二叠纪沉积岩系、早古生代和二叠纪岩浆岩等，所有这些地质体都呈残片残存于中生代花岗岩基之中。南段夹持在小绥河-穆棱带与华北克拉通之间的地区，主体为二叠纪花岗岩，其中残存有奥陶纪至二叠纪不同地质时期的地质体，被晚三叠世幔源镁铁质-超镁铁质岩石和壳源的花岗岩以及侏罗纪至白垩纪花岗岩穿切，显示出早古生代造山作用和晚古生代造山作用的叠加特征，并被中生代多期造山作用进一步改造。根据其中古生代晚期花岗岩和早古生代侵入岩与阴山-燕山地区同时期地质体的相似性，推测该区与上文所述的华北北缘的两个造山带有成因联系，差别在于这一地区的中生代改造，特别是隆升剥蚀更为强烈。

2.3.5.5 老爷岭造山系

系指敦化-密山断裂南东地区，进一步划分为延吉以南地区北西-南东走向的造山带和延吉以北地区北东-南西走向的造山带，前者可以与张广才岭南段的同时期造山带对比，后者西部中酸性侵入岩发育区与那丹哈达岭类似，东部变质岩系是否与完达山地区类似，属于古太平洋构造体系，还有待于进一步研究。

2.3.5.6 华北克拉通

古生代期间华北克拉通的地质组成，包括前寒武纪基底以及不整合覆盖其上的寒武纪至奥陶纪石炭纪晚期至二叠纪沉积盖层。研究区属于该克拉通的北部边缘，其北部边界在古生代期间发生了比较明显的变化。在早古生代期间，其北界位于白云鄂博北-化德北-解放营子一线，该界线向东可能通过松辽盆地南部延伸到开原(四平南)，再向东转为南东方向到柳河地区，然后被敦化-密山断裂左行切错，最后沿桦甸北-延吉南一线延伸到朝鲜北部，大体与文献中的中朝准地台的北部边界相当。在晚古生代期间，该克拉通的北部边界向南迁移到固阳-武川-尚义-赤城-隆化断裂，在松辽盆地以东，同样有明显的向南迁移，在敦化-密山断裂北西一侧最为明显，有可能向南移至铁岭市北郊。结果是早古生代属于该克拉通组成部分的内蒙地轴区，与其北侧早古生代晚期增生的岛弧造山带一起，成为晚古生代陆缘活化造山带的组成部分。

3 结语

综上所述，中国东北地区地质构造，以发育中国境内最古老的地质记录，新元古代晚期至中生代早期多个地质时期洋岩石圈残片与岛弧杂岩带镶嵌，中生代多期次大规模壳源为主的岩浆活动广泛分布，新生代多个方向隆起与坳陷及幔源岩浆喷发构成的盆地与山脉相间地貌，以及北东、北北东和近东西向大型断裂构造等为特征。该区的地壳结构构造，表现为早前寒武纪形成的大陆块体、古生代陆缘增生带和碰撞带、中生代活动大陆边缘和新生代活化大陆边缘镶嵌叠置。前白垩纪挤压为主的北东东走向和近东西走向断裂构造，白垩纪北东走向走滑断裂和伸展构造、近南北走向和北东走向的逆冲断裂构造，新生代北北东走向和近东西走向的张性断裂构造，造就了现今所见的该区地壳构造格架以及不同山系地质组成的巨大差异。

本文基于已有资料的综合，提出了对中国东北地区地壳结构构造的一些初步认识。其中关于白垩纪晚期挤压构造环境、新生代3个方向的伸展构造及其形成机制、中生代大陆边缘构造属性和古生代洋陆格局及构造单元划分等认识，都与文献中已有论点差别明显，实际情形如何，还有待于今后相关研究工作检验。令人遗憾地是，由于作者能力和文章篇幅等制约，本文对该区地壳结构认识的叙述，还显得有些凌乱；相关文献的引用，难免挂一漏万；对该区复杂地壳结构构造的形成过程，基本没有涉及。

早在20世纪80年代早期，已故李春昱院士组织开展了中国北方板块构造研究，开创了把板块构造理论用于包括中国东北地区在内的整个中国北方地质构造研究的先河。20世纪80年代末期，肖序常院士会同包括来自蒙古、前苏联和美国等多个国家的地质学家，就古亚洲洋形成演化，进行了长达5年的国际合作研究和学术交流。本文第一作者有幸参与了当时的一些研究工作和学术活动，此后在该区断续开展了一些相关研究工作。本文是对这些年来相关工作的初步总结，以庆祝肖序常院士90华诞暨从事地质工作70年；同时深切怀念以李春昱先生为代表的在该区从事相关研究的前辈，并向他们致以崇高的敬意。

致谢本文相关研究工作使用了已有区域地质调查资料，并得到了当地地质同行和地方政府的支持。两位匿名审稿人对本文初稿的审阅及所提出的建设性修改建议，使本文相对于初稿而言有很大的改进。编辑部的同仁，为本文的编辑及仔细校对，付出了巨大劳动。在此一并致以衷心的谢意。