中國東北地區主要地質特征和地殼構造格架*

李錦軼 劉建峰 曲軍峰 鄭榮國 趙碩 張進 孫立新 李永飛 楊曉平 王勵嘉 張曉衛

1. 中國地質科學院地質研究所，北京 1000372. 中國地質調查局天津地質調查中心，天津 3001703. 中國地質調查局沈陽地質調查中心，沈陽 1100341.

中國東北地區，位于亞洲大陸東緣北部，隔日本海和日本列島與太平洋相望，北鄰西伯利亞地臺，南接華北克拉通，屬于顯生宙地殼構造變動極為強烈而復雜地區(北亞造山區東段)(圖1)。為揭示地球上大陸地殼形成演化的奧秘，為了解該區各種資源形成與保存潛力，近百年來，從事地質構造研究的幾代地質工作者，持續研究該區地殼結構和顯生宙地質歷史，獲得了大量的寶貴地質資料。目前被普遍接受的認識是，該區南部陰山和燕山山脈，以及長白山脈南段，屬于華北克拉通，其北的廣闊地區為顯生宙造山區。該區顯生宙地質歷史被劃分為古生代和中、新生代兩個大階段，其古生代構造又被稱為古亞洲(洋)構造域，中生代以來的構造又被稱為濱太平洋構造域。然而，關于該區地殼結構構造，還有一些重大地質構造問題，例如，該區北部顯生宙造山區的構造單元如何劃分，南部陰山-燕山及長白山山脈南段是否一直都處于克拉通構造環境，中生代和新生代是否可以劃分出與古生代完全不同的構造單元，這些構造單元與古生代構造單元是如何疊加改造的，都還需要進一步研究。

本文基于作者的多年研究積累，簡要總結該區地質構造主要特征，初步探討該區地殼結構構造的幾個重要問題，提出該區顯生宙不同地質時期構造單元如何劃分的初步認識，期望為揭示該區地殼結構構造及其形成過程的奧秘，為正確認識該區資源潛力和防治自然災害，起到拋磚引玉的作用。

1 主要地質特征

1.1 地表出露的地質體

地表出露的地質體，保存了地球地質歷史和地殼結構構造的重要信息。經過近百年地表地質礦產調查、資源勘探工作中的鉆探以及了解深部結構構造的地球物理探測，目前已經查明，在中國東北地區，地表和地下淺部保存了幾乎在所有地質時期形成于不同地球動力學環境的各種地質記錄。在該區的不同山脈和盆地中，這些地質記錄的時空分布和保存情況不盡相同，揭示出這些地理地貌單元在地質組成、資源賦存和結構構造等方面各具特色。基于對已有資料的綜合分析研究，根據地球動力學環境和地質記錄的連續性特征，把這些地質記錄按形成時代劃為太古宙-古元古代、中元古代至新元古代中期、南華紀至志留紀、泥盆紀至中三疊世、晚三疊世至古新世和始新世至全新世等6套地質體組合，其空間分布情況如圖2所示，在該區不同地理地貌單元中的發育情況，簡述如下。

1.1.1 陰山-燕山山脈

南部的陰山山脈和燕山山脈，南為華北平原和鄂爾多斯高原，以及二者之間的太行山脈，北以渾善達克沙漠和西拉木倫河為界，與大興安嶺及其以西的蒙古高原相鄰。在該山脈中，6套地質組合都有出露，但又大體以白云鄂博北-化德南-赤峰北一線為界，劃分為南部山脈區和北部山麓區。

在南部山脈區，太古宙至古元古代變質雜巖和中元古代至新元古代早期淺海相沉積巖系及少量侵入巖構成了該區地殼主體，南華紀至志留紀地質記錄主要為海相蓋層沉積巖系，僅局部殘存。晚石炭世至二疊紀侵入巖發育在固陽-赤城-隆化-阜新一線以北地區，以中酸性為主。同時期的沉積巖以海相為主，因后期地質作用改造僅零星出露。在西段陰山地區，中生代地質體主要為侵入巖，沉積巖和火山巖為陸相且少見。在東部燕山地區，中生代侵入巖和火山沉積巖系雖然也為陸相但幾乎是同等發育，其中，晚侏羅世的沖積扇沿山脈走向構成一條東西向延伸長度近千千米的沖積扇帶(何政軍等, 1998)。在文獻中，該區一直被認為是華北克拉通的組成部分。近年在燕山山脈西段北部發現了石炭紀中期的榴輝巖和古生代晚期的變質巖(Nietal., 2006; 王惠初等, 2012a)，以及古生代晚期至三疊紀的花崗質侵入巖(Zhangetal., 2009)，揭示出那里在古生代晚期可能發生了構造屬性的改變。

圖1 中國東北地區地理特征 左上小圖示研究區的區域地質構造背景Fig.1 Geography of Northeast China Small map inserted in the left-up shows the regional tectonic setting of the area

圖2 中國東北地區地質簡圖Fig.2 Simplified geological map of Northeast China

圖3 大興安嶺地區地質構造剖面簡圖Fig.3 Simplified geologial and structural map of the Great Xingan range in Northeast China

在北部山麓區，地表只見南華紀以來地質體。沿著與南部山脈區界線處，發育早古生代洋巖石圈殘片，其中以陰山北麓的溫都爾廟地區出露面積最大。在燕山北麓的該界線上，則僅見蛇紋巖巖塊。這些早古生代地質體都不同程度發生變質并遭受了多期構造變形。在西段，志留紀晚期的淺海相沉積巖系不整合覆蓋在其下的奧陶紀島弧型火山巖之上。晚古生代地質體以二疊紀火山沉積巖系和侵入巖為主，主要出露在燕山北麓地區。近年來，在該區南部，陸續發現了被認為形成于伸展環境的少量泥盆紀侵入巖和火山巖(Zhangetal., 2007, 2010; Shietal., 2010;王惠初等, 2012b; 劉建峰等, 2013; 徐博文等, 2015; Wangetal., 2015; Huang and Hou, 2013; 孫立新等, 2015, 2017; 于宏斌等, 2017)。一個有趣的現象是，在赤峰市以東的敖漢地區，發育相對保存完好的石炭紀至二疊紀淺海相火山沉積巖系(內蒙古自治區地質礦產局, 1991)。在該區，中生代陸相火山巖比較發育，其噴發時代以白堊紀為主，局部發育同時期的侵入巖。在遼西地區，中生代中晚期的沉積巖也被大面積保存下來。

新生代的火山巖以幔源玄武巖為主，集中發育在張家口市以北的陰山、燕山和太行山交界地區以及燕山北麓赤峰地區(王瑜等, 1999)。新生代堆積物主要發育在陰山與燕山交界地區，以及其他地區的山間溝谷及山間小型盆地中。

1.1.2 大興安嶺及蒙古高原東南部

在位于陰山-燕山山脈以北的大興安嶺和蒙古高原區，地表所見主要為古生代、中生代和新生代形成的巖漿巖和沉積巖，前寒武紀的地質體僅局部殘存(張明等, 2006; 佘宏全等, 2012; 孫立新等, 2012, 2013a, b, 2014; Gouetal., 2013; Tangetal., 2013; 張麗等, 2013; 邵軍等, 2015; 趙碩等, 2016; Zhaoetal., 2016; 程招勛等, 2018; 張超等, 2018; Wuetal., 2018; 劉偉等, 2018)(圖2)。

古生代沉積巖多形成于海相環境，巖漿巖大部分具有活動陸緣巖漿巖的成分親緣性；零散分布的新元古代晚期至二疊紀的蛇綠巖，構成吉峰-呼瑪(呼瑪-牙克石)、阿爾山-扎蘭屯、二連浩特-賀根山(二連浩特-烏蘭浩特)、交其爾、達青牧場-迪彥廟、柯單山-九井子、索倫山-滿都拉和溫都爾廟等近東西或北東東走向的蛇綠巖帶(圖2、圖3; 王荃等, 1991; Li, 2006; Songetal., 2015)。在這些蛇綠巖帶之間，主要為奧陶紀、石炭紀至二疊紀的弧巖漿雜巖。

中生代巖漿巖主要為早白堊世早期的火山巖(在一些文獻中被稱為大興安嶺火山巖)，三疊紀和侏羅紀侵入巖分布廣泛，但火山巖露頭相對要少得多。中生代沉積巖多為陸相，除了大興安嶺北端的漠河地區、海拉爾地區和二連浩特至烏蘭浩特之間地區外，其他地區僅零星出露。

新生代幔源玄武巖集中發育在錫林浩特地區和阿爾山地區(王瑜等, 1999)，新生代堆積物廣泛發育在蒙古高原區，在大興安嶺僅見于溝谷和山間盆地內。

1.1.3 松遼盆地

在大興安嶺以東的松遼盆地區，在新生代堆積物之下，為卷入了寬緩褶皺并被北北東走向為主的斷裂構造切錯的白堊紀中晚期盆地堆積物。石油勘探揭示出在這些白堊紀盆地堆積物之下，發育有白堊紀早期和侏羅紀的火山巖和沉積巖。再向下，大體以北緯44度線為界，盆地北部為古生代沉積巖和花崗巖，南部則有早前寒武紀的地質體(Wuetal., 2001, 2011; 王穎等, 2006; 高福紅等, 2007; 王興光和王穎, 2007; Peietal., 2007; 朱德豐等, 2007; 韓剛等, 2011)。大興安嶺地區的古生代構造線，都與松遼盆地西界高角度相交，揭示盆地中生代堆積物之下，可能有與大興安嶺地區類似的地質體和結構構造。

1.1.4 小興安嶺

呈北西走向位于松遼盆地北部，分別以嫩江上游和松花江與大興安嶺及長白山脈相鄰，大體以黑河-嫩江和嘉蔭-伊春為界，分為三段。北西段為黑河-嫩江以北地區，與毗鄰的大興安嶺地區類似，不同之處在于那里奧陶紀至石炭紀地層發育更為完好。中段由北東走向的北安斷隆及其兩側的斷坳組成，在斷坳中堆積的新生代沉積物和玄武巖都已經隆起成山，指示小興安嶺是一個晚新生代隆升的斷塊山系。南段則主要出露奧陶紀、二疊紀和晚三疊世至早侏羅世花崗巖，其中殘存少量古生代沉積巖和前南華紀地質體。在其北東麓蘿北至嘉蔭之間，出露被稱為黑龍江雜巖的含有洋巖石圈殘片的混雜巖。其中斜長角閃巖的變質年齡為256Ma(李旭平等, 2010)，侵入其中的花崗巖鋯石年齡為264Ma(Wuetal., 2007)，指示該混雜巖的形成不晚于中二疊世。

1.1.5 長白山脈

長白山脈呈北東走向位于松遼盆地和下遼河盆地以東地區，其地質組成大體以法庫南-柳河-樺甸北-延吉南為界，劃分為北段和南段。

長白山脈北段又以敦化-密山斷裂為界，其北西側為張廣才嶺和那丹哈達嶺，南東側為老爺嶺。

張廣才嶺出露的地質體主要為二疊紀至侏羅紀花崗巖，局部有少量的奧陶紀花崗巖和奧陶紀至二疊紀火山沉積巖系。在其北東部零星殘存前寒武紀地質體(權京玉等, 2013)。在張廣才嶺南段小綏河地區出露石炭紀早期形成的蛇綠巖殘片，我們近年在張廣才嶺北段西麓五常縣龍鳳山水庫西北，也發現了早石炭世初期形成的蛇綠巖殘片，它們的構造線走向都呈現出與張廣才嶺走向高角度相交的近東西或北東走向(另文發表)。

位于張廣才嶺以東的那丹哈達嶺，在其北麓依蘭縣-樺南縣和西麓牡丹江市-穆棱縣等地，出露也被稱為黑龍江群的變質巖，其中含有古洋巖石圈殘片和藍片巖透鏡體，都遭受了早二疊世晚期和侏羅紀變質作用改造(李錦軼等, 1999; 頡頏強等, 2008a; 李旭平等, 2009)，構造線分別呈近東西走向和北東-南西走向。依蘭-樺南帶以北為雙鴨山隆起，那里發育早古生代侵入巖和少量元古代花崗巖(呂長祿等, 2014)，殘存少量可能為前南華紀的條帶狀變質鐵礦建造(賴科等, 2017)。其東在寶清以東發育近南北走向的泥盆紀至二疊紀火山沉積巖系(黑龍江省地質礦產局, 1993)，再向東則為完達山三疊紀至侏羅紀混雜巖(程瑞玉等, 2006)。地球物理資料(劉國興等, 2006)進一步證實了完達山西麓可能存在向西俯沖的古俯沖帶(李春昱等, 1980)。依蘭-樺南帶以南，為白堊紀含煤盆地沉積巖系和被稱為麻山群的變質巖，以及早古生代、二疊紀和少量白堊紀侵入巖。已有的年代學資料顯示，麻山群的原巖可能形成于元古代，變質作用發生在寒武紀期間(宋彪等，1997；頡頏強等, 2008b)。

敦化-密山斷裂南東的老爺嶺，主要出露古生代以來的花崗巖和火山沉積巖系。大體以延吉盆地為界，以北構造線呈北東-南西走向，以南呈北西-南東走向。在延吉市以南的開山屯，殘存可能是二疊紀的蛇綠巖。在該區零星出露的一些變質巖，曾經被當地地質工作者置于前南華紀(黑龍江省地質礦產局, 1993)，但是近年獲得的年代學資料，顯示它們變質作用發生在古生代晚期至早中生代(李錦軼等, 1999; 于介江等, 2015)。

長白山脈南段地殼主要由太古宙-古元古代變質雜巖組成。在該區西部鞍山地區，出露有中國大陸最古老的表殼巖系和花崗質侵入巖(Songetal., 1996; 萬瑜生等, 2001)。其上殘存中-新元古代沉積巖系、寒武紀至奧陶紀代沉積巖系和石炭紀至二疊紀沉積巖系等蓋層沉積。中生代侵入巖發育，局部有少量中生代盆地堆積物保存下來。位于中朝邊界處的長白山，是該區最大面積的新生代火山巖分布區。

1.1.6 三江盆地

在小興安嶺南段以東的三江盆地中，新生代沉積物之下主要為早白堊世沉積巖系。盆地中部富錦縣城附近和盆地北部同江縣城附近出露的二疊紀花崗巖(于介江等, 2013; 畢君輝等, 2014)，表明在該盆地新生代和白堊紀堆積物之下，可能發育與周緣山系類似的地質組成。

1.1.7 下遼河盆地

位于燕山山脈與長白山脈之間，東西兩側邊緣均以正斷層與毗鄰山區相鄰，北以遼北隆起與松遼盆地分開，南延與渤海灣盆地相連。其中堆積了新生代堆積物。

1.2 大型斷裂構造

中國東北地區發育古生代以來不同時期的斷裂(圖2)。這些斷裂的形成和活動，不同程度地改造和破壞了已有的構造格局。其中規模較大的新生代斷裂包括位于大興安嶺主脊和東麓的北北東走向的正滑斷裂、位于松遼盆地東側北東走向的依蘭-伊通正滑斷裂、位于大興安嶺與陰山燕山之間近東西走向的西拉木倫正滑斷裂。中生代斷裂主要為敦化-密山左行走滑斷裂，嫩江-八里罕左行走滑斷裂和燕山南部近東西走向的右行走滑斷裂。古生代斷裂主要為固陽-赤城-阜新斷裂、白云鄂博-化德-法庫南斷裂、索倫-九井子斷裂、達青牧場南斷裂、二連浩特-烏蘭浩特斷裂、阿爾山-扎蘭屯斷裂和牙克石-呼瑪斷裂等。該區的前中生代斷裂在中生代期間基本都有強烈活動，其中有些斷裂的運動學特征與古生代期間有明顯差別。例如索倫-九井子斷裂古生代期間的運動學特征表現為上盤向北的逆沖，但是在中生代期間，無論在西段的索倫-滿都拉段，還是東段的柯單山-九井子段，晚三疊世的活動都表現為右行走滑，侏羅紀晚期的構造活動都表現為上盤向南的逆沖。

此外，地球物理資料揭示在大興安嶺東麓存在一個地殼厚度陡變帶，又被稱為大興安嶺東麓重力梯度帶。其東側地殼厚度明顯小于其西側地區(殷秀華等, 1980)。那里剛好也是松遼盆地與大興安嶺的界線，在地質構造上，是新生代向東陡傾的正滑斷層和白堊紀中期左行走滑構造的位置。

2 地殼構造格架

中國東北地區地殼構造格架，以陰山和燕山北麓的化德-赤峰-法庫南-延吉一線為界，南部為穩定區(又被稱為中朝準地臺、華北陸臺、中朝地塊、華北克拉通)，北部為活動區(又被稱為天山-興安褶皺區、興蒙造山帶、中亞造山帶或北亞造山區)。南部穩定區的地殼形成于早前寒武紀，從中元古代開始直到古生代晚期，長期處于穩定的地球動力學環境。北部活動區的地殼主要形成于古生代期間，只有東部邊陲的完達山地區的地殼是在侏羅紀晚期固結的。

中國東北地區的地質構造，在古生代、中生代和新生代期間，差別顯著。例如，作為華北克拉通組成部分的陰山、燕山和長白山脈南段，從古生代晚期開始，已經不再具有克拉通的構造屬性，即已經從穩定區轉化為活動區；北部活動區的構造單元，在古生代期間呈北東東或北東走向，中生代晚期以來則呈北北東走向，二者呈高角度相交。因此，為了準確反映中國東北地區的地殼結構構造，顯然需要把該區不同地質時期構造單元加以區分。基于這一認識，通過對該區沉積巖系發育情況、巖漿巖巖石組合特征和構造變形等方面資料的綜合研究，我們發現中國東北地區顯生宙地殼構造格架，在始新世以來、晚三疊世至白堊紀末期和古生代至早-中三疊世等不同地質時期是不同的，其主要特征簡要介紹如下。

2.1 始新世以來地殼構造格局

地質界對于中國東部中生代以來的地質歷史，雖然有不同認識，但是多數研究都認為在白堊紀至古近紀期間(即在新近紀以前)，包括東北地區在內的中國東部乃至亞洲大陸東部地區，一直處于伸展構造環境，所形成的地貌主要為北北東走向的隆起與盆地(萬天豐和趙慶樂, 2012; 包漢勇等, 2013; 葛肖虹等, 2014)。

然而，在中國東北地區，古新世地質記錄的缺失，白堊紀沉積巖系的構造變形以及普遍被始新世以來沉積物不整合覆蓋，表明白堊紀至古近紀不是連續演化的過程，其地球動力學環境也不是一直處于伸展背景，而是在白堊紀末期至新生代初期，遭受了以擠壓作用為主的地殼構造變動，導致其前后構造格局具有比較明顯的差別。

該區始新世以來，其地殼變動雖然確如前人所說，以伸展作用為主，但是其地球動力學環境卻具有以擠壓為主的特征，所形成的斷裂構造，除了文獻中所說的北北東走向的正斷層外，還有近東西走向和北西走向的正斷層。例如，在西拉木倫河北側，一個小村莊因附近發育半砬山而被稱為半砬山村。那里的半砬山有近南北走向的、北西走向的和近東西走向的。近南北走向的與一組同方向的向西陡傾斜的直立節理和正滑斷層有關，屬于文獻中所說的大興安嶺主脊斷裂在該區的延伸。北西走向的與同方向的張剪性斷層有關，在地表形成多組北西向排列的斷層三角面即半砬山。近東西走向的與近直立的同走向的向南陡傾斜的正斷層有關(圖4c)。沿西拉木倫河逆流而上，在白音板溝門村以西，發育一排近東西走向的半砬山(圖4a)，在其向南陡傾斜的斷面上，發育傾向擦痕，指示南側下落(圖4d)。再向西，衛星影像顯示該正斷層從渾善達克沙漠北緣的達里諾爾湖一帶通過。最近，我們在蘇尼特右旗西北，大致與該正斷層沿走向延伸的位置，見到了向南陡傾斜的正斷層(圖4e)。西拉木倫河向東進入松遼盆地被稱為西遼河，其所經過地區，有可能是該正斷層的向東延伸。這些資料表明，在大興安嶺南端，從西拉木倫河向西及向東，發育一條長達數百千米的正斷層。

此外，在其他地區，也發育類似的近東西走向的正斷層。例如沿哈爾濱以東的松花江，近東西走向的正斷層發育。在賓縣以北的松花江南岸，白堊紀青山口組粉砂巖地層被該正斷層切割形成地貌上的半砬山(圖4b)。

除了上述斷裂構造外，該區地貌特征也揭示出多個方向伸展構造的存在。例如在大興安嶺以東地區，北西走向的小興安嶺分隔了松遼盆地與結雅盆地，也分隔了黑龍江水系和松花江水系。松遼盆地中部的白城-長春一帶的隆起，把該盆地分割為北部和南部，也分隔了松花江水系和遼河水系。遼北隆起，分隔了松遼盆地與下遼河盆地。其次，松遼盆地中遼河水系、嫩江水系和松花江水系急劇轉向，在指示地貌特征的同時，也揭示出近東西走向斷裂構造的存在。海拉爾盆地、二連浩特南東地區的蒙古高原區和三江盆地區前新生代地質體的出露情況，也揭示出北北東走向和近東西走向或北西走向等多個方向正滑斷層的存在。

所有這些地質現象都表明東北地區新生代的隆起與斷(坳)陷，除了文獻中經常提到的北北東走向的以外，還有北西走向或近東西走向的。

在已有地球物理資料中，包括基于地球物理資料獲得的地殼和巖石圈厚度空間變化以及其結構構造特征(盧造勛等, 2005; 危自根和陳凌, 2012)、航磁異常特征(胡旭芝等, 2006)、重磁資料揭示的沉積盆地基底結構(江為為等, 2006)、重力場研究獲得的改進的三方向小子域濾波圖像(張鳳旭等, 2010)、剩余重力異常圖和剩余磁異常圖(涂廣紅等, 2006)、地震震中位置的時空分布(高立新, 2011)、大興安嶺地區MT資料揭示的沉積盆地巖石圈結構(劉財等, 2011)、MT數據揭示的東北地區巖石圈電性結構(裴發根等, 2014)、地震接收函數圖像(張廣成等, 2013a, 2013b; 朱洪翔等, 2017)、地震波層析成像的P波和S波速度結構的平面切面和剖面切面圖像以及Q0值的空間變化(楊寶俊等, 2003; 田有等, 2011, 2019; 孫蓮等, 2012; 張風雪等, 2013, 2014; 潘佳鐵等, 2014a, b; 徐峣等, 2014; 田原等, 2017)、利用重力和地震資料反演獲得的地殼和上地幔剩余密度圖像(索奎等, 2015)等，都不同程度地顯示出與地表構造對應的3個方向的隆起與斷(坳)陷。

圖4 中國東北地區新生代構造變形與地貌特征 照片位置見圖2, 各個照片的說明見正文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

綜合已有資料，我們將中國東北地區新生代構造單元劃分為海拉爾-錫林浩特斷(坳)陷帶、大興安嶺隆起帶、小興安嶺隆起帶、松遼盆地斷(坳)陷帶、長白山隆起帶、三江盆地-興凱湖斷(坳)陷帶、陰山-燕山隆起帶和下遼河-渤海灣斷(坳)陷帶等八個構造單元，其中有些構造單元還可以進一步劃分為多個隆起和斷陷(圖5)。例如張家口斷陷可以進一步劃分為渾善達克斷陷(Ⅶ2-1)和化德隆起(Ⅶ2-2)等6個次級單元，陰山隆起可以劃分為白云鄂博斷陷和大青山隆起2個次級單元。

根據斷陷盆地中堆積物時代，以及宏觀上呈北東走向的中新世堆積物卷入了北西走向的小興安嶺隆起，可以大體確定北北東走向的隆起與斷陷可能形成較早，北西走向和近東西走向的隆起與斷陷形成較晚。

雖然目前還不能確定深部幔源巖漿上侵活動對該區伸展構造形成的具體貢獻，但是基于難以將該區多個方向的伸展構造歸結于與幔源巖漿活動相關的斷裂構造系統，已經基本可以排除這些伸展構造完全是由地幔巖漿上侵或地幔柱活動造成的可能性。通過對區域地球動力學背景分析，我們認為，中國東北地區不同方向的伸展構造，可能主要與區域上太平洋板塊和菲律賓海板塊向西、澳大利亞-印度洋板塊向北以及歐亞板塊向東的運動，具有成因聯系。也就是說，中國東北地區的新生代伸展構造，可能都是水平擠壓作用形成的壓張性構造(李錦軼等, 2014)。

圖5 中國東北地區新生代構造單元Fig.5 Cenozoic tectonic units of Northeast China

2.2 晚三疊世至古新世的構造格局

中國東北地區中生代構造單元，在早期的文獻中劃分出完達山中生代優地槽褶皺帶和漠河冒地槽褶皺帶，以及松遼盆地等上疊盆地(黃汲清等, 1977)。板塊構造理論被應用于中國大陸構造研究之后，最初推測那里是一個二疊紀至三疊紀的向北西西俯沖的板塊俯沖帶(李春昱等, 1980)。后來的研究進一步確認那里是中生代增生造山帶(張慶龍等, 1989; 邵濟安等, 1991)，而北部的漠河冒地槽褶皺帶是蒙古-鄂霍茨克造山帶的前陸盆地(Heetal., 2005)。

近年來，依據鋯石年代學資料，一些研究者認為出露在蘿北-嘉蔭地區、依蘭-樺南地區和牡丹江-穆棱地區的黑龍江群變質巖，是二疊紀至侏羅紀洋盆打開到閉合的產物，它們構成了近南北走向的縫合帶，在晚三疊世至早侏羅世期間把佳木斯地塊與松嫩地塊連接在一起(Zhouetal., 2009)；有的認為兩個陸塊之間的古洋盆形成于早二疊世，在晚三疊世至晚侏羅世期間俯沖(Geetal., 2016)，直到140Ma二者才連接在一起(Zhuetal., 2015)。這些論點雖然很新穎，但是卻與一些已有地質資料相矛盾。例如，第一，這三個地區黑龍江群變質巖的構造線走向分別為北東向、近東西向和北東向，沒有任何跡象顯示這一走向差別是后來改造造成的。第二，在蘿北地區和牡丹江地區的黑龍江群變質巖中，都保存有二疊紀變質作用的年代學信息(李錦軼等, 1999; 李旭平等, 2010)。第三，在蘿北地區，黑龍江雜巖被264Ma的花崗巖侵入(Wuetal., 2007)。另外，把該帶作為縫合帶的地質依據之一是發育侏羅紀的藍片巖，而其他地區的研究表明，藍片巖的形成并不一定都與俯沖和碰撞有關。例如在桐柏山中，華北與華南的碰撞有早古生代和三疊紀早期兩種認識，而那里的藍片巖卻形成于早侏羅世晚期(牛寶貴等, 1993)。

結合吉林中部小綏河蛇綠巖和近年我們新發現的五常縣龍鳳山水庫附近蛇綠巖的構造線走向，以及龍鳳山地區該蛇綠巖帶被早二疊世花崗巖侵入等新資料，我們認為上述地區的黑龍江群變質巖，是大興安嶺南段構造帶的向東延伸。

除了以上地區外，中國東北其他大部分地區，中生代構造單元如何劃分，文獻中很少涉及。基于已有的巖漿巖、沉積巖和構造變形等方面的資料，我們把該區晚三疊世至白堊紀末期(可能包括古新世早期)的地質歷史，進一步劃分為晚三疊世至中侏羅世、晚侏羅世、早白堊世和晚白堊世等亞階段，對應的構造單元劃分，下面簡要予以探討。

2.2.1 晚三疊世至中侏羅世

東北地區晚三疊世地質記錄主要是酸性為主的侵入巖，幾乎遍布全區(圖6a)，而同時期的沉積巖及火山沉積巖，除了完達山地區外，僅見于承德市-長春市南-牡丹江市南一線以南地區(圖6b)。

圖6 中國東北地區晚三疊世巖漿巖和沉積巖的空間分布特征Fig.6 Spatial distributions of Late Triassic magmatic and sedimentary rocks in Northeast China

圖7 中國東北地區早-中侏羅世巖漿巖和沉積巖的空間分布與構造單元劃分Fig.7 Spatial distributions of Early-Middle Jurassic magmatic and sedimentary rocks in Northeast China and tectonic divisions of the area

早-中侏羅世的侵入巖空間分布與晚三疊世一樣，也是幾乎遍布整個東北地區(圖7a, b)，不同之處在于早-中侏羅世的沉積巖分布面積要比晚三疊世大得多(圖7c)。

目前已有資料還不足以對晚三疊世至中侏羅世的巖漿巖做進一步的分帶。從已有巖石化學資料看，這些巖漿巖可能形成于島弧和弧后伸展等多種環境。考慮到完達山地區增生雜巖中含有三疊紀和侏羅紀中期的放射蟲化石的硅質巖(王秀璋, 1959; 張慶龍等, 1989)，中侏羅世鎂鐵質巖石(程瑞玉等, 2006)和玄武巖，以及區域上在這一時期蒙古-鄂霍茨克帶前身以及完達山以東的古太平洋還沒有完全消亡，我們暫時認為東北地區晚三疊世至中侏羅世的構造環境為古太平洋活動大陸邊緣，把該區這一時期的構造單元劃分為完達山弧前增生區、東北活動陸緣區以及白云鄂博以西地區的陸內區等三個構造單元(圖7d)。就該區晚三疊世至中侏羅世巖漿巖石組合特征看，該活動陸緣區與安第斯型和環太平洋島弧型都不同，發育大量的殼源酸性巖漿巖，少量中性和幔源基性巖漿巖(Wuetal., 2011; 許文良等, 2013; 紀政等, 2018; Tangetal., 2018)，顯示出略有類似于科迪勒拉型的特點。這是否表明該區當時也發育與后者類似的洋脊俯沖，還有待于進一步研究。

2.2.2 晚侏羅世構造單元劃分

晚侏羅世沉積巖，主要分布在北部漠河盆地、南部陰山-燕山和吉林市中部的長白山脈中段(圖8c)，前者顯示出與蒙古-鄂霍茨克造山帶前身洋盆相關的殘余盆地沉積特征，后者則構成北東東走向的一條帶，被認為是晚侏羅世古蒙古高原南緣的邊緣沉積帶(和政軍等, 1998; 李錦軼, 1998)。

晚侏羅世的巖漿巖，主要發育在大興安嶺主脊以東地區(圖8a, b)。

考慮到區域地質背景以及完達山增生雜巖形成時代方面的資料(程瑞玉等, 2006)，基于上述地質記錄的分布特征，中國東北晚侏羅世構造單元被劃分為與北部蒙古-鄂霍茨克造山帶前身古太平洋演化有關的漠河殘余盆地、二連浩特-依蘭高原臺地和華北北部前淵帶3個構造單元(圖8c)，與東緣完達山增生雜巖代表的古太平洋巖石圈板塊俯沖有關的陸緣增生區、活動陸緣區和陸內區等3個構造單元。兩個體系的構造單元，在空間上呈現出疊置的特征(圖8d)，即與蒙古-鄂霍茨克造山帶相關的3個構造單元，與完達山增生雜巖相關的2個構造單元(陸緣區與陸內區)，是疊置在一起的。

2.2.3 白堊紀構造單元

隨著完達山增生雜巖在侏羅紀晚期至白堊紀初期的就位，中國東北地區的地殼固結已經完成。從白堊紀開始，該區進入了一個新的地質時期。

中國東北地區的白堊紀地質記錄，可以大體劃分為早白堊世早-中期大規模巖漿活動，早白堊世中-晚期陸相沉積盆地的出現、北東走向大型左行走滑構造的形成，以及大致同期的伸展構造。從白堊紀不同時期巖漿巖和沉積巖的分布情況，我們可以大體恢復出該區當時地殼的構造格局。

早白堊世早-中期巖漿活動，在大興安嶺地區以火山巖為主，在小興安嶺南段和長白山脈，主要為侵入巖，且分布零星(圖9a)。該期巖漿活動，在空間上要比中生代其他時期分布更廣泛，特別是相對于晚侏羅世而言，其分布區域明顯向西擴展遍布全區，并且向西還可以在毗鄰的蒙古境內大部分地區和我國阿拉善北部地區見到這一時期巖漿巖的記錄(李錦軼, 1998; 鐘福平等, 2011; Yarmolyuketal., 2015)。中國東北地區該期巖漿活動的這一空間分布幾乎遍及晚侏羅世高原(李錦軼, 1998)所有地區，與華北和華南地區同時期巖漿活動限于東部有限區域，形成鮮明對比。因此，把東北地區白堊紀早中期的巖漿活動都歸因于亞洲東緣洋巖石圈板塊的向西俯沖是不合適的。

該區早白堊世的巖漿巖具有多種巖石組合和多樣的巖石地球化學成分(林強等, 2003)，文獻中多將其成因與古太平洋以及相關的陸緣演化聯系起來，有的認為其形成環境為大陸裂谷(尹志剛等, 2006)，有的認為其形成與蒙古-鄂霍茨克洋閉合以后的巖石圈伸展有關(周新華等, 2009)，有的認為其形成先是與加厚陸殼的坍塌或拆沉，繼之與大陸東緣的古太平洋板塊的俯沖及弧后伸展或拆沉有關(許文良等, 2013; Tangetal., 2018)，還有的認為先是蒙古-鄂霍茨克造山帶造山后伸展，繼之為亞洲大陸東緣弧后伸展(孟凡超等, 2014)。如上文所述，僅考慮該巖石圈板塊俯沖，很難解釋該期巖漿巖活動如此廣泛的分布范圍。未見大規模的幔源巖漿巖和與之匹配的區域性線性伸展構造，不利于將其成因歸因于大陸裂谷的論點。洋盆關閉以后是什么因素導致巖石圈伸展，也同樣還需要加以科學論證。

與這一時期的巖漿活動相伴生大規模的左行走滑構造，包括大興安嶺東麓的嫩江左行走滑構造和八里罕左行走滑構造，松遼盆地以東切割長白山脈的敦化-密山左行走滑構造。這些大型左行走滑構造分布范圍，與華北和華南地區同時期的同類型的斷裂構造波及范圍大體相當，揭示出它們具有相同的成因機制。這一大規模殼源為主少量幔源的巖漿活動和大規模左行走滑構造的伴生，顯示出與美洲大陸西緣科迪勒拉地區新生代構造環境的某種相似性。

在白堊紀早期大規模巖漿活動之后，區域上廣泛發育了白堊紀早-中期的沉積盆地。其分布范圍，與比其略早的巖漿活動范圍，大體相當，揭示它們之間有可能具有成因聯系。

結合古地貌的恢復，推測除了亞洲大陸東緣的古太平洋巖石圈板塊的俯沖作用外，沿蒙古-鄂霍茨克造山帶陸陸碰撞導致的地殼加厚，繼之形成的古高原演化晚期的地殼深熔作用，有可能也是導致該期巖漿活動的主要因素之一。時間稍晚的大規模沉積盆地的發育，可能是該古高原在大規模巖漿活動之后地殼熱塌陷的表現(李錦軼, 1998)。只是目前的已有資料，還難以將與古太平洋板塊俯沖有關和與古高原深熔作用有關的巖漿活動產物截然分開。

圖8 中國東北地區晚侏羅世巖漿巖和沉積巖空間分布與構造單元劃分Fig.8 Spatial distributions of Late Jurassic magmatic and sedimentary rocks in Northeast China and tectonic divisions of the area

圖9 中國東北地區白堊紀巖漿巖和沉積巖的空間分布與構造單元劃分Fig.9 Spatial distributions of Cretaceous magmatic and sedimentary rocks in Northeast China and tectonic divisions of the area

根據這一時期沉積巖的現今分布，該區當時構造單元大致可以劃分為漠河-海拉爾斷(坳)陷、呼瑪-阿爾山隆起、白云鄂博-哈爾濱斷(坳)陷和化德-林西隆起。其中化德-林西隆起位于白云鄂博-哈爾濱斷(坳)陷中部(圖9b)。

晚白堊世巖漿巖空間分布范圍相對于早白堊世而言，明顯縮小，其分布區的西界大體位于大興安嶺的東麓(圖9c)。顯示其成因可能主要與古太平洋板塊向歐亞板塊之下的俯沖有關。同一時期的沉積巖系，主要分布在白堊紀早-中期的白云鄂博-哈爾濱坳陷的區域內(圖9d)。結合區域地質資料，將晚白堊世地表構造劃分為完達山隆起、雙鴨山-錦州坳陷、呼瑪-林西隆起和二連浩特-臨河坳陷等4個構造單元(圖9d)。

2.3 古生代至中三疊世構造單元

中國東北地區古生代構造單元劃分，是地質界一直關注的問題，近20年來又先后提出了多種劃分方案(任紀舜等, 1999; 張興洲等, 2006; Li, 2006; 周建波等, 2009; 劉永江等, 2010; 徐備等, 2014; 王五力等, 2014)。這些截然不同劃分方案的提出，源于對一些重大地質構造問題存在截然不同的認識。這些地質構造問題主要有：中國東北顯生宙造山區的地殼是以陸緣增生造山帶為主(Wang and Liu, 1986; 王荃等, 1991; Xiaoetal., 2003; 李錦軼等, 2009, 2013)，還是表現為地塊的拼貼(張興洲等, 2006; 周建波等, 2009; 徐備等, 2014)?松遼盆地的基底是古老地塊還是顯生宙造山帶？中國東北南部的古老變質巖出露區是否一直都是華北克拉通的組成部分？該區早古生代洋盆是在古生代中期關閉了還是持續到了晚古生代晚期，相應地，該區晚古生代是陸內造山還是陸緣增生造山到陸間碰撞造山？因此，在介紹我們對該區構造單元劃分的認識之前，有必要對這些問題進行簡要的討論。

2.3.1 東北地區古生代構造單元是地塊拼貼還是陸緣增生造山帶

地塊是一個古老的構造概念。在早期的文獻中，系指包裹在地槽褶皺帶或造山帶中的古老陸塊，主要由被認為是古老的變質雜巖組成。板塊構造理論取代地槽理論研究大陸構造以來，地塊被視為是古洋盆中的古陸碎塊，其可以源于洋盆打開時裂解的超大陸碎塊，也可以是從洋盆一側大陸邊緣裂解而成為洋中獨立塊體的微陸塊。這些微陸塊在卷入造山帶的過程中，基本都遭受了不同程度的改造。有的被改造輕微且規模比較大，因其全部或除了邊緣的大部分區域都具有明顯不同于周緣造山帶的地質特征，即巖漿活動不發育，基底保存完好，蓋層沉積厚度比較小且變形輕微，故可以作為一個獨立的構造單元，稱之為陸塊或微板塊；如果其在板塊匯聚過程中由于遭受了與俯沖作用相關的巖漿活動和(或)強烈構造變形的改造已經面目全非，成為活動陸緣巖漿巖帶或逆沖疊瓦構造的組成部分，即已經屬于島弧造山帶或碰撞造山帶的組成部分，就不應該再稱之為陸塊或地塊。迄今為止，在全球其他地區的活動帶中，要么是陸緣增生造山帶(環太平洋活動帶或造山帶)，要么是碰撞造山帶(喜馬拉雅-阿爾卑斯造山帶)，其中即使有少量古陸碎塊，相對于整個活動帶來說，其所占面積也是很小的，還未見任何一個地區的地殼結構，是由地塊拼貼組成的。

在中國東北地區，文獻中經常提及的地塊或陸塊有額爾古納、興安、松嫩(或稱為松嫩-張廣才嶺)、佳木斯和興凱等。近年的研究發現，以前曾經被認為是組成這些古老地塊基底的變質巖，絕大部分是顯生宙形成的。例如被認為松嫩地塊基底的張廣才嶺地區的一面坡群和張廣才嶺群以及小興安嶺的風水溝群和東風山群，主體是淺變質的晚古生代沉積巖和火山巖(Wangetal., 2012; Xuetal., 2012; 高福紅等, 2013; 郝文麗等, 2014; 孫曉等, 2016; 仲米山等, 2018)；被認為是額爾古納地塊和興安地塊基底的興華渡口群、被認為是興安地塊基底的扎蘭屯群和落馬湖群，都是中生代變質的古生代沉積巖(苗來成等, 2007; Wuetal., 2012; Miaoetal., 2015a; 周建波等, 2014; 趙院冬等, 2017; 那福超等, 2018; 鄭全波等, 2018)；被認為是錫林郭勒地塊基底變質巖的大部分被確認為是古生代侵入巖和沉積巖(薛懷民等, 2009; 王善輝等, 2012)；被認為是雙井子古陸基底的早前寒武紀變質巖是變質的二疊紀沉積巖和火山巖(李益龍等, 2008; 江思宏等, 2014; 以及孫立新等和劉建峰等未發表的資料)，我們最近研究發現，其中還含有古洋巖石圈的殘片，可能屬于相對較古老的增生雜巖(李錦軼等, 2007)；被認為是佳木斯地塊基底的麻山群，為寒武紀變質的沉積巖系(宋彪等, 1997)；同樣被認為是該地塊基底的黑龍江群被確認為古生代增生雜巖(李錦軼等, 1999; 曹熹等, 1992)。此外，在赤峰以北烏丹一帶原來被認為是古元古代的變質巖，新的年代學資料顯示為早古生代晚期變質巖(劉建峰等，未發表的資料)。在嫩江一帶的科洛片麻巖被發現是中生代變質巖(苗來成等, 2003; 那福超等, 2017)。盡管近年在東北北部活動區內，陸續發現了一些確切的前寒武紀地質體，但是這些被確認的前寒武紀的地質體，僅零星出露在大興安嶺北段(張明等, 2006; 佘宏全等, 2012; 孫立新等, 2012, 2013b, 2014; Gouetal., 2013; Tangetal., 2013; 張麗等, 2013; 邵軍等, 2015; 趙碩等, 2016; Zhaoetal., 2016)、索倫山西段(劉偉等, 2018)、赤峰以北地區解放營子一帶(劉建峰等，未發表的資料)、蘇左旗南東(孫立新等, 2013a)、齊齊哈爾市西南龍江至烏蘭浩特一帶(程招勛等, 2018; 張超等, 2018; Wuetal., 2018)、張廣才嶺東麓大盤道一帶(權京玉等, 2013; 呂長祿等, 2014)和雙鴨山市以南(賴科等, 2017)等地，并且基本都是殘存在古生代或中生代的侵入巖之中(圖2)。

總體上看，在前人劃分的地塊區，除了新生代堆積物和中生代地質體外，主體是古生代侵入巖和少量同時期沉積巖。在巖石組合和巖石地球化學成分方面，這些古生代不同地質時期形成的巖漿巖顯示出活動陸緣的親緣性。在這些陸塊區的多個地點，近年陸續發現一些殘存的古洋巖石圈殘片。例如，在奇乾以東的額爾古納地塊區內，發現了可能為新元古代晚期的洋島組合碎塊(孫立新等, 2012)；在興安地塊西部的伊爾施北東地區，識別出古生代的蛇綠巖殘片(劉建峰等未發表的資料)；在所謂的興安地塊東部黑河市北西地區識別出早古生代的蛇綠巖和可能的洋島組合殘片(黑龍江省地調院1:5萬區調報告；楊曉平等，未發表的資料)；在盤古和海拉爾一帶，還存在一條早古生代的混雜巖帶(據楊曉平面告)。我們近年研究發現，在所謂的松嫩地塊內部張廣才嶺西北麓龍鳳山水庫一帶，發育有被早二疊世花崗巖侵入的混雜巖，其中含有石炭紀蛇綠巖的殘片。這些新資料表明，盡管在古生代初期有可能曾經是存在一個或多個具有前寒武紀基底的陸塊，但是它們在古生代期間洋盆收縮乃至最后關閉的過程中，都被改造和破壞得面目全非，已經轉化為島弧或增生造山帶的組成部分，不再具有穩定陸塊的構造屬性。因此，再將這些地區稱之為地塊，顯然忽略了其顯生宙期間強烈的巖漿活動、變質作用和構造變形，結果是未能準確反映該區地質構造屬性的轉變，這不僅不利于該區地質歷史的重建，也不利于正確認識該區自然資源潛力，難以為科學部署該區自然資源勘查工作提供基礎地質支撐。

2.3.2 關于松遼盆地的基底與松遼盆地兩側構造單元對比連接

直到最近，有些研究還仍然認為松遼盆地基底是一個穩定的古陸塊體，其兩側地區是該地塊在地表的出露(任紀舜等, 1999; 謝鳴謙, 2000; 葉慧文等, 2001; 趙海濱等, 2007; 唐克東等, 2011; 張興洲等, 2006; 周建波等, 2009; 劉永江等, 2010; 徐備等, 2014; 王五力等, 2014)。然而，已有地質資料并不支持這一認識。首先，已有鉆孔等方面的資料顯示，松遼盆地白堊紀火山沉積巖系之下，發育與兩側山區大體相同的古生代和中生代侵入巖以及晚古生代沉積巖和火山巖(Wuetal., 2001, 2011; Peietal., 2007; 高福紅等, 2007; 王興光和王穎, 2007; 朱德豐等, 2007)，確切的早前寒武紀地質體，僅見于長春以南地區(王穎等, 2006)。其次，如上文所述，該盆地兩側的山區，都不具有古老陸塊的地質特征，而是古生代造山帶；這些造山帶的構造線方向，與該盆地長軸方向的邊界高角度相交。第三，該盆地邊界，主要是中生代晚期的剪切帶和新生代正斷層。在該盆地東、西兩側山區，都可以見到同樣走向的中生代晚期剪切帶和新生代正斷層，切割了古生代不同構造單元，而不是兩個古生代構造單元的邊界。因此，松遼盆地基底，很可能是與兩側山區類似的顯生宙造山帶而非統一的古老陸塊。

松遼盆地兩側構造單元對比連接，一直是地質界關注的問題。目前的認識是，松遼盆地以西的近東西向構造中，北部的賀根山帶向東通過松遼盆地北部延伸到黑河一帶，南部的西拉木倫帶向東通過白城南穿越松遼盆地南部與長春-延吉一線連接。位于二者之間的地區為松嫩地塊(唐克東等, 2011)。然而，在松遼盆地以西，位于上述兩條帶之間的地區，發育達青牧場、迪彥廟等多條蛇綠巖帶，其間為石炭紀和二疊紀島弧雜巖(Liuetal., 2013; 李英杰等, 2018; 王金芳等, 2018)。如上文所述，在松遼盆地以東地區，除了龍鳳山蛇綠混雜巖外，主體是古生代和中生代的侵入巖。以上地區的這些地質特征，表明松遼盆地東、西兩側地區，都不具有古陸塊的特征，也不是一個簡單的地質單元，而是被多期花崗巖侵入的古生代增生雜巖與島弧地體的拼合體。

北部賀根山蛇綠巖向東可以追索到烏蘭浩特市以北地區，構成了從二連浩特附近向東經過賀根山到烏蘭浩特長達數百千米貫穿大興安嶺的北東東走向古生代蛇綠巖帶。該帶再向東，文獻中多認為與黑河地區相連，但是一直缺乏令人信服的證據。阿爾山北東發育的蛇綠巖，與扎蘭屯和黑河以南地區的蛇綠巖連成一帶，從幾何學角度和已有伴生地質體的資料看是更合理的。這樣，賀根山-烏蘭浩特蛇綠巖帶向東延伸，一個比較合理的位置就是小興安嶺中部東麓的蘿北-嘉蔭之間地區。

小興安嶺南段和張廣才嶺大面積出露的晚三疊世至早侏羅世花崗質巖基，一直被認為是很獨特的。然而，近年在松遼盆地以西地區，逐漸識別出三疊紀的中晚期至早侏羅世的中酸性侵入巖和火山巖(陳志廣等, 2010; 童英等, 2010; 楊俊泉等, 2012)，并顯示出與小興安嶺和張廣才嶺類似的成分特征。這表明，這些地區當時可能屬于一個巖漿省。現今地表出露的差異，除了研究程度不夠外，剝蝕深度的不同有可能也是一個重要原因。

在吉林市附近，小綏河蛇綠巖的構造線呈北東東走向，沿其走向到蛟河縣以北地區，出露具有相同構造線走向的二疊紀和三疊紀地層。從空間分布上，很難將這些北東東走向的地質體與延吉一帶的二疊紀混雜巖連接起來。而將其與牡丹江地區黑龍江群變質巖連接起來，在幾何學上沒有任何問題。而牡丹江地區黑龍江群的多期變質變形特征，與西拉木倫河北側的混雜巖也非常類似。

此外，在依蘭混雜巖沿走向向東到樺南地區，研究表明那里可能經歷了270Ma前后的變質作用(李旭平等, 2009)。

綜上所述，我們認為松遼盆地兩側現今的地質差異，是中生代以來疊加的地質作用造成的，該區前中生代構造單元是可以對比連接的。牡丹江地區的黑龍江群變質巖，與同樣是北東走向的吉林市附近小綏河蛇綠巖帶，是西拉木倫縫合帶的向東延伸；蘿北-嘉蔭地區的黑龍江群，是賀根山蛇綠巖帶向東的延伸，而依蘭-樺南地區的黑龍江群與五常縣龍鳳山水庫一帶的蛇綠巖，則是松遼盆地以西達青牧場-迪彥廟蛇綠巖帶的向東延伸。

2.3.3 關于華北克拉通北緣的邊界與華北北緣燕山-陰山地區的構造屬性

華北克拉通，又被稱為中朝準地臺或中朝地塊(黃汲清, 1945)，是中國大陸上最大最古老的大陸塊體。在中國地質界，其北部邊界一直被認為位于化德-赤峰-開原-四平一線。然而，在赤峰市附近，前人劃分的華北克拉通北部邊界線及其兩側地區，在地表地質和地球物理資料上，都沒有明顯差別。在赤峰市以北約50km的解放營子一帶，發育一條近東西走向的大型韌性剪切帶，卷入變形的地質體為新太古代晚期的變質深成巖(劉建峰等，未發表的資料)。在該變形帶以南，發育早前寒武紀變質雜巖。在該帶以北，以前認為是早前寒武紀的變質巖，近年獲得的資料表明是早古生代晚期變質巖(劉建峰等，未發表的資料)。基于這些資料，將赤峰附近華北克拉通北部邊界向北移至該剪切帶，顯然是合理的。

近年在“內蒙地軸”范圍內，陸續發現了大量的古生代晚期至三疊紀的侵入巖(Zhangetal., 2009)；同樣的巖漿巖向東在吉林省中部地區也有出露(曹花花等, 2012; 王子進等, 2013)。在內蒙地軸南部紅旗營子群中識別出石炭紀中期的榴輝巖(Nietal., 2006)和變質沉積巖系(王惠初等, 2012)。形成這些地質體的地質作用，顯然不應該是克拉通所具有的特征。

燕山-陰山地區除了發育大量古生代晚期以來的巖漿巖外，還廣泛發育中生代期間的上盤向南的逆沖疊瓦構造和近東西走向的右行走滑構造(陳志勇等, 2002; 張長厚等, 2002, 2004, 2006; 戚國偉等, 2007)，以及稍微年輕的呼和浩特和云蒙山等所謂的變質核雜巖(王新社等, 2002; Darbyetal., 2004; 王巧云等, 2006)。我們獲得的新資料顯示，其中有些大型逆沖斷裂實際上形成于古生代末期。

以上地質資料表明，華北克拉通北部邊界，在古生代期間可能是變化的。在早古生代期間，其位置與文獻中描述的位置大體相同，只是在赤峰市一帶有可能向北推移約50km到解放營子一帶。而在古生代晚期，華北克拉通的北部邊界，因其北緣裂解，隨后燕山和陰山大部分地區都卷入了陸緣活化造山帶和后來的碰撞造山帶，而向南遷移到“內蒙地軸”的南緣。也就是說，華北克拉通北緣，從長白山山脈南段向西經過燕山到陰山地區，在早古生代期間屬于華北克拉通，而到了古生代晚期，則轉化成為北亞造山區的組成部分。

2.3.4 關于古亞洲洋關閉的位置和時限

古亞洲洋關閉的位置，即西伯利亞與中朝兩個古板塊之間的界線位置，在地質界一直存在不同認識(Li, 2006及其文獻)。迄今為止，爭論的焦點集中在中國東北地區的早古生代洋盆是在古生代中期關閉了還是持續演化到了古生代末期？該區是否存在二疊紀洋盆，如果存在，那一時期的洋盆是早古生代洋盆的繼續，還是早古生代洋盆關閉以后再打開的紅海型盆地？

該區早古生代洋盆在古生代中期關閉的論點，主要基于在包爾汗圖地區奧陶紀火山巖被志留紀晚期淺海相沉積巖系不整合覆蓋，以及在蘇尼特左旗巴彥色日敖包地區早古生代混雜巖被晚泥盆世礫巖不整合覆蓋。然而，在包爾汗圖地區，該不整合面之上的志留紀地層為陸源碎屑巖和灰巖組成的淺海相海進沉積巖系。在色日巴彥敖包地區，晚泥盆世礫巖之上為砂巖夾灰巖及中性為主的火山巖，構成一個淺海相海進沉積序列。從巖石序列看，兩個地區不整合面之上的地層都形成于海進環境，與同造山磨拉石沉積的差別是顯而易見的。因此，該區古生代早期洋盆是否在古生代中期關閉，顯然還需要其他證據。

在區域上，早期的文獻中報道說在小興安嶺北部多寶山地區，發育連續的奧陶紀至早石炭世沉積巖系(杜琦, 1988)。近年獲得的新資料，雖然沒有見到這樣的連續剖面，但是也沒有發現該區早古生代地層與晚古生代地層在構造變形方面存在明顯差別的任何線索。

區域上，大興安嶺中段和北段的志留紀地層含有以圖瓦貝為代表的冷水動物群化石(蘇養正, 1981; 王寶瑜, 1990)，華北北緣的志留紀地層含有以珊瑚化石為代表的暖水動物群化石，顯示它們可能形成于不同緯度的大陸邊緣。其間發育多條古生代蛇綠混雜巖帶，表明這些不同的大陸邊緣，可能被古海洋盆地分隔。泥盆紀地層雖然出露比較少，但是在賀根山蛇綠巖以北的東烏旗北部地區，發育相對連續的泥盆系和下石炭統海相地層，而在華北北緣的敖漢旗一帶，則發育相對完整的石炭系和二疊系海相地層(內蒙古自治區地質礦產局, 1991)。所有這些資料顯然都不支持該區古生代洋盆在泥盆紀至二疊紀期間關閉而再打開的論點。

圖10 中國東北地區古生代構造單元劃分Fig.10 Paleozoic tectonic units of Northeast China

關于該區古生代晚期洋盆是陸內紅海型小洋盆的論點，主要基于從溫都爾廟地區混雜巖中的玄武巖巖塊獲得的二疊紀鋯石年齡(初航等, 2013)。但是相關文獻并沒有提供其他令人信服的證據說明所謂的二疊紀蛇綠巖成因類型是紅海型、SSZ型還是MORB型；也沒有資料證明玄武巖中鋯石的二疊紀年齡是鋯石結晶年齡還是后期改造同位素體系重置的年齡。我們對柯單山一帶混雜巖進行的鋯石年代學研究，獲得其中具有島弧成分親緣性的基性火山巖鋯石年齡為350Ma，變質輝長巖鋯石的變質年齡為256Ma。前者，與近年從二連浩特和賀根山一帶獲得的蛇綠巖鋯石年齡相近，我們最近在吉林中部小綏河蛇綠巖中的輝長巖和張廣才嶺北段龍鳳山蛇綠巖的輝長巖中也獲得了類似的年齡，指示區域上確有新的洋巖石圈形成。柯單山混雜巖中的弧基性火山巖的發育，指示該蛇綠巖屬于SSZ型。近年研究表明，在杏樹洼和九井子地區發育早二疊世SSZ型蛇綠巖(Songetal., 2015, 劉建峰等，未發表的資料)；在杏樹洼地區，還保存有大量的遠洋沉積的硅質巖和少量早古生代的洋殼殘片，在其部分硅質巖中，含有中二疊世的放射蟲和牙形石化石(王玉凈和樊志勇, 1997)，硅質巖的規模和結構特征，指示其屬于遠洋沉積。這些新的資料表明，該區晚泥盆世至二疊紀早期，無疑還處于洋盆收縮環境，而不是陸內再張裂的紅海型環境。柯單山輝長巖鋯石的晚二疊世的變質年齡，與區域上花崗巖成分的轉變(Zhangetal., 2009)、以林西組為代表的沉積環境的改變、雙井子三疊紀中期同碰撞花崗巖的發育(李錦軼等, 2007)，以及區域上的二疊紀晚期變質變形事件，共同構成一個指示古洋盆關閉陸緣碰撞的事件群。

在杏樹洼地區，前人劃分的中二疊世哲斯組地層，含有大量蛇綠巖的碎屑，從空間分布推測，很可能是不整合覆蓋在該區的二疊紀混雜巖之上。新的碎屑鋯石資料表明，其沉積時代的下限為260Ma前后(劉建峰等，未發表的資料)，應該屬于晚二疊世或更晚的沉積，可以作為那里的古生代洋盆關閉的沉積記錄。

因此，從已有混雜巖的特征以及區域地質背景分析，柯單山-杏樹洼-九井子一帶混雜巖帶，可能是東北地區分隔南、北兩側陸緣的古生代洋盆在二疊紀晚期最后關閉的位置。

2.3.5 東北地區古生代構造單元及其主要特征

基于以上分析和討論，根據地質組成和區域性角度不整合限定的地殼形成時代，我們就得出了如圖10所示的中國東北地區古生代構造單元劃分方案。與已有方案向比，這一方案不同之處主要在于：第一，中國東北地區古生代構造單元，主要為陸緣增生造山帶與碰撞造山帶的復合，而不是陸塊的拼貼；第二，松遼盆地兩側構造單元是貫通的；第三，燕山-陰山是古生代晚期陸緣活化造山帶，那里作為克拉通的組成部分，只是在早古生代和中-新元古代。

需要說明的是，在這個分類方案中，各個構造單元的命名，主要采用了現今山系名稱。這主要是考慮了傳統習慣和便于應用，并不是意味著在古生代期間發育與現今相同的盆地-山脈格局。其次，由于碰撞造山帶的范圍比較寬廣，且都涵蓋了幾乎已有陸緣增生造山帶，因而在構造單元劃分中沒有體現。

各個構造單元的主要特征，簡要介紹如下。關于該區形成這些構造單元的造山過程及相關的古洋陸格局演變，限于篇幅，我們將另文論述。

2.3.5.1 大興安嶺造山系

包括了西拉木倫河及其延長線以北的大興安嶺及其以西的蒙古高原區，構造線即古山脈走向為北東-南西和北東東-南西西，屬于西伯利亞古板塊南緣的奧陶紀至二疊紀的增生邊緣。根據地殼形成時限，自北向南進一步劃分為額爾古納奧陶紀島弧造山帶、加格達奇早古生代增生造山帶、烏里雅斯太前石炭紀增生造山帶、錫林浩特-烏蘭浩特前二疊紀增生造山帶和林西二疊紀增生造山帶。

額爾古納島弧造山帶位于最北部，其南界為呼瑪-牙克石斷裂。在文獻中，該區曾經被稱為加里東褶皺帶，近年則多被稱為額爾古納地塊。在該帶范圍內，目前已經發現最老的地質體是位于呼瑪北西地區的古元古代晚期花崗片麻巖，其次是位于西段靠近國境線奇乾一帶的新元古代中期的花崗巖、閃長巖和輝長巖，還有近年在根河北西地區鉆孔中發現的新太古代晚期花崗巖(邵軍等, 2015)。然而就地表出露的地質體而言，除了中生代地質體外，該區主體為寒武紀至志留紀的侵入巖，其次為石炭紀和二疊紀的侵入巖。上述元古代花崗巖殘存在古生代花崗巖之中。我們從上述古元古代晚期花崗巖附近的圍巖片麻巖中的黑云母，獲得了三疊紀的Ar-Ar年齡(另文發表)。這些資料表明，該區在早古生代和古生代晚期巖漿活動極為發育，在三疊紀期間遭受了變質作用的改造。

該帶范圍內的古生代侵入巖，雖然多數在成分上屬于高鉀鈣堿系列，但是就巖石組合而言，還是類似于活動陸緣的巖漿巖而不同于碰撞階段或陸內伸展環境下的巖漿巖。

因此，我們認為該帶主體為具有元古代基底的早古生代島弧而不是穩定的地塊或陸塊，其在古生代晚期和早中生代再次疊加有活動陸緣的巖漿活動。其中的古生代晚期是與北側蒙古-鄂霍茨克造山帶前身的古太平洋巖石圈板塊向南俯沖有關，還是與南側古亞洲洋巖石圈板塊的向北俯沖有關，還有待于進一步研究。其早中生代的巖漿活動，則是與北側的洋巖石圈板塊向南俯沖有關。

加格達奇和烏里雅斯太增生造山帶位于二連浩特-賀根山-烏蘭浩特斷裂帶以北，其范圍與近年文獻中的興安地塊范圍大體相當。依據我們近年從其中部識別出來的伊爾施-扎蘭屯蛇綠巖帶，將二者分開。加格達奇增生帶造山帶內目前已知確切的最古老的地質體是北側新元古代的蛇綠巖(Fengetal., 2016; 杜兵盈等, 2017)。在該帶東段多寶山地區，發育奧陶紀的島弧火山巖和侵入巖。類似的島弧巖漿巖最近報道在扎蘭屯以北地區也有發育(馬慶等, 2018)。此外，近年區域地質調查在多寶山地區識別出可能為奧陶紀的蛇綠巖殘片，那里原來被置于早奧陶世關鳥河組大理巖，和與其伴生的玄武巖，有可能構成了洋島組合的殘片。在該區中部海拉爾(呼倫貝爾)市以南的頭道橋一帶發育有藍片巖，其原巖形成于寒武紀，藍片巖相變質作用發生在志留紀(Miaoetal., 2015b; Zhouetal., 2015)。在紅花爾基林場以西地區，奧陶紀地層構造線呈北西-南東走向，指示其可能位于島弧地體之間的地帶。此外，在該帶中還有數量不等的泥盆紀、石炭紀和二疊紀以及中生代的侵入巖和火山巖。需要說明的是，在扎蘭屯附近，已有的區域地質調查資料顯示可能發育新元古代的花崗巖，但是一直沒有得到可靠資料的進一步證實。最近在扎蘭屯市以南的龍江地區，發現了早前寒武紀的花崗巖(張超等, 2018; Wuetal., 2018)，但是該期巖體的規模非常有限，顯示有可能是被古生代巖漿活動改造后的殘余體。這些地質資料表明，該帶主體已經不是前寒武紀形成的地塊，而是古生代島弧及增生雜巖的拼合體。

近年從烏里雅斯太增生造山帶，識別出了與多寶山地區類似的早古生代的侵入巖(趙利剛等, 2012; 李紅英等, 2016; 楊澤黎等, 2018)。最近我們在二連浩特市北從原來被置于泥盆紀地層中識別出了混雜巖。在該帶中發育大量的晚古生代侵入巖。這些資料顯示該帶與加格達奇增生造山帶具有類似的特征。

區域地質調查資料顯示，多寶山地區石炭紀早期的海相沉積巖系與下伏泥盆紀地層連續沉積，后者又與下伏的志留紀沉積巖系連續沉積，其上被石炭紀晚期或二疊紀沉積巖系不整合覆蓋。這些資料表明該增生造山帶的主體是在晚石炭世以前形成的。

圖瓦貝動物群化石的發育情況(蘇養正, 1981)，表明加格達奇和烏里雅斯太兩個增生造山帶都形成于西伯利亞古陸南緣。

錫林浩特-烏蘭浩特前二疊紀造山帶包括了北側二連浩特-賀根山蛇綠巖帶和南側的迪彥廟-達青牧場石炭紀蛇綠巖帶(Liuetal., 2013)。位于二者之間的地區，西段發育白音寶力道和錫林浩特奧陶紀與石炭紀復合島弧，以及位于白音寶力道島弧南側的早古生代增生雜巖等。白音寶力道島弧及其向兩側延伸地帶的變質巖，在早期的文獻中被稱為錫林郭勒雜巖，近年獲得的資料顯示，其主體可能屬于古生代中期的侵入巖和變質巖(薛懷民等, 2009; 王善輝等, 2012)。在白音寶力道早古生代島弧雜巖以北地區，近年發現了中元古代的侵入巖，是該帶中確切的前寒武紀地質體。最近在東段靠近松遼盆地邊緣古生代花崗巖中殘存的變質巖中，獲得了古元古代的鋯石年齡(程招勛等, 2018)，是該帶迄今發現的最古老的地質信息。盡管這些信息揭示該帶可能曾經存在較多的前寒武紀地質體，但是由于后期地質作用的改造，這些地質體遭受了強烈破壞，現今僅是零星殘存，難以構成一個統一的大陸塊體。該帶中除了少量奧陶紀的弧巖漿巖外，主體為石炭紀至二疊紀初期的與俯沖相關的巖漿巖(劉建峰等, 2009; Liuetal., 2013)。最近還有報道說在迪彥廟一帶殘存有類似于初始島弧的玄武巖(李英杰等, 2018)和埃達克質的島弧火山巖(王金芳等, 2018)，揭示那里可能曾經存在類似于西南太平洋的洋內俯沖。上述特征表明，該帶主體可能屬于由古老大陸地殼作為基底的成熟島弧、洋內島弧以及奧陶紀和石炭紀增生雜巖組成的前二疊紀的增生造山帶。

林西增生造山帶位于迪彥廟-達青牧場-二道井蛇綠巖帶以南，柯單山-九井子蛇綠巖巖帶以北。該帶主體為二疊紀的地質體，包括弧巖漿雜巖和增生雜巖，其上被二疊紀晚期的沉積巖系不整合覆蓋。依據這些資料，我們暫時將其稱之為二疊紀增生造山帶。

上述向南逐漸變年輕的造山帶的空間關系，除了在大興安嶺地區以外，還可以見于二連浩特至蘇尼特右旗一帶。廣泛發育的晚二疊世至中三疊世富鉀富鋁花崗巖、晚三疊世至早白堊世以殼源為主的巖漿巖、晚三疊世右行走滑構造變形和侏羅紀晚期上盤向南的逆沖構造變形，揭示這些造山帶都不同程度遭受了二疊紀晚期沿柯單山-九井子混雜巖帶的碰撞造山作用，早中生代古太平洋巖石圈板塊的俯沖作用和侏羅紀晚期沿蒙古-鄂霍茨克造山帶的碰撞造山作用的疊加改造。此外還遭受了白堊紀伸展構造、北東走向的左行走滑構造和上盤向北西的逆沖構造以及新生代幔源玄武巖噴發的改造。

2.3.5.2 陰山-燕山造山系

該造山系位于北側索倫山-柯單山-九井子一線與南側固陽-武川-尚義-赤城-隆化一線之間，進一步以白云鄂博北-多倫北-解放營子一線為界，分為北部的包爾汗圖-烏丹島弧造山帶和南部的白云鄂博-圍場陸緣活化造山帶。

包爾汗圖-烏丹島弧造山帶，主要由包爾汗圖島弧巖漿雜巖、白乃廟島弧雜巖、烏丹北島弧雜巖和溫都爾廟及圖林凱混雜巖等組成，其上被志留紀西別河組、石炭紀晚期阿木山組及二疊紀三面井組等沉積巖系不整合覆蓋。在溫都爾廟地區，早古生代島弧雜巖的南、北兩側均為古洋巖石圈的殘片。在北側的古洋巖石圈殘片中，變質礦物白云母的晚奧陶世的Ar-Ar年齡(de Jongetal., 2006)指示變質作用發生在早古生代晚期。而依據近年從同一地點被認為是蛇綠巖組合的玄武巖中獲得了二疊紀的鋯石年齡，有些研究者認為其是在二疊紀至三疊紀的小洋盆中形成的(初航等, 2013)，有些研究者將該帶與西側的索倫山-滿都拉蛇綠巖帶和東側的柯單山-九井子蛇綠巖帶相連，作為古亞洲洋最后消失的位置(潘桂棠, 2016)。然而，根據我們對其他地區的研究，該玄武巖的二疊紀鋯石年齡很可能是后期地質作用導致鋯石同位素體系重置的結果。還有，玄武巖中的鋯石年齡本身就有很大的不確定性，在與區域地質資料矛盾且難以證實該年齡是所測鋯石結晶年齡還是后期改造年齡的情況下，我們更趨向于以區域地質資料為基礎。

近年的區域地質調查確認溫都爾廟蛇綠混雜巖被早二疊世地層不整合覆蓋，以前的區域地質調查資料表明，在溫都爾廟蛇綠混雜巖出露區以北的二疊紀地層中，含有阿爾卑斯型超鎂鐵巖塊體。基于這些資料，我們認為后者才是古亞洲洋最后消失的位置。在圖林凱地區，早古生代弧巖漿巖侵入了那里的蛇綠巖，顯示該弧可能是屬于洋內俯沖的初始島弧，在早古生代晚期拼貼到華北克拉通北緣。此后遭受了石炭紀晚期至二疊紀晚期活動陸緣碰撞造山作用，以及侏羅紀晚期至早白堊世陸內造山作用的疊加改造。

白云鄂博-化德陸緣活化造山帶，大致相當于文獻中的內蒙地軸的范圍。該造山帶由早前寒武紀和中元古代地質體為基礎，造山作用的地質記錄主要為石炭紀晚期至二疊紀的侵入巖、晚石炭世榴輝巖和伴生的超鎂鐵巖，以及二疊紀變質沉積巖系等。構造變形表現為上盤向南的逆沖疊瓦構造。我們對崇禮縣紅旗營子鄉一帶紅旗營子群變質巖的研究，發現其原巖形成于二疊紀早-中期，變質變形發生在二疊紀晚期。約260Ma的花崗巖侵入其中，限定了該造山帶形成時間的上限。在華北北部，發育與碰撞造山作用有關的二疊紀晚期至三疊紀前陸盆地沉積巖系(孟祥化和葛銘, 2001; 陳安清等, 2011)，揭示該陸緣活化造山帶在二疊紀晚期至三疊紀期間，遭受了碰撞造山作用的疊加改造。此外，該帶還遭受了中生代巖漿活動和構造變形的強烈改造。

2.3.5.3 小興安嶺造山系

位于松遼盆地東北緣，北西與大興安嶺造山系之間為嫩江斷裂分隔，南與張廣才嶺造山系之間以依蘭-伊通斷裂為界。如上文所述，小興安嶺為新生代隆生形成的山脈，這里所說的小興安嶺造山系，系指出露在小興安嶺的古生代造山帶，自北西向南東，可以劃分為黑河附近、孫吳附近和伊春地區等北東走向的古生代造山帶。黑河一帶的古生代造山帶為大興安嶺加格達奇增生造山帶的向北東延伸，孫吳一帶的可能屬于烏里雅斯太造山帶向北東延伸，伊春地區的古生代造山帶則可能以嘉蔭-蘿北地區的黑龍江群為代表的北東走向的古生代造山帶為界，北部屬于烏里雅斯太造山帶的東延，南部屬于錫林浩特-烏蘭浩特增生造山帶的向北東延伸。

我們對小興安嶺南段的上述認識，主要基于我們近年對嘉蔭-蘿北地區構造變形研究所獲得的新資料。那里的黑龍江群構造變形，表現為樞紐向北西傾伏的巨型A型褶皺，該A型褶皺的形成源于上盤向南東的逆沖。前人報道的斜長角閃巖的256Ma的變質年齡(李旭平等, 2010)和該套雜巖被264Ma的花崗巖侵入(Wuetal., 2007)，限定了該套變質雜巖形成時代的上限。近年陸續報道的從該套雜巖中獲得的侏羅紀變質年齡，很可能是區域上早中生代巖基侵入以及其后侏羅紀中晚期上盤向南的疊加變形改造的產物。

2.3.5.4 張廣才嶺古生代造山系

位于依蘭-伊通斷裂和敦化-密山斷裂之間，與上述小興安嶺造山系類似，包括了北部依蘭-樺南混雜巖帶、中部小綏河北東走向的石炭紀蛇綠巖帶和牡丹江-穆棱一帶北東走向的黑龍江群變質雜巖、南段吉林中部地區北西-南東走向的早古生代造山帶等不同時代不同走向的造山帶。北段夾持在北部依蘭-樺南帶和南部小綏河-牡丹江-穆棱帶之間地區，包括了石炭紀的龍鳳山蛇綠巖、與該蛇綠巖伴生的二疊紀沉積巖系、早古生代和二疊紀巖漿巖等，所有這些地質體都呈殘片殘存于中生代花崗巖基之中。南段夾持在小綏河-穆棱帶與華北克拉通之間的地區，主體為二疊紀花崗巖，其中殘存有奧陶紀至二疊紀不同地質時期的地質體，被晚三疊世幔源鎂鐵質-超鎂鐵質巖石和殼源的花崗巖以及侏羅紀至白堊紀花崗巖穿切，顯示出早古生代造山作用和晚古生代造山作用的疊加特征，并被中生代多期造山作用進一步改造。根據其中古生代晚期花崗巖和早古生代侵入巖與陰山-燕山地區同時期地質體的相似性，推測該區與上文所述的華北北緣的兩個造山帶有成因聯系，差別在于這一地區的中生代改造，特別是隆升剝蝕更為強烈。

2.3.5.5 老爺嶺造山系

系指敦化-密山斷裂南東地區，進一步劃分為延吉以南地區北西-南東走向的造山帶和延吉以北地區北東-南西走向的造山帶，前者可以與張廣才嶺南段的同時期造山帶對比，后者西部中酸性侵入巖發育區與那丹哈達嶺類似，東部變質巖系是否與完達山地區類似，屬于古太平洋構造體系，還有待于進一步研究。

2.3.5.6 華北克拉通

古生代期間華北克拉通的地質組成，包括前寒武紀基底以及不整合覆蓋其上的寒武紀至奧陶紀石炭紀晚期至二疊紀沉積蓋層。研究區屬于該克拉通的北部邊緣，其北部邊界在古生代期間發生了比較明顯的變化。在早古生代期間，其北界位于白云鄂博北-化德北-解放營子一線，該界線向東可能通過松遼盆地南部延伸到開原(四平南)，再向東轉為南東方向到柳河地區，然后被敦化-密山斷裂左行切錯，最后沿樺甸北-延吉南一線延伸到朝鮮北部，大體與文獻中的中朝準地臺的北部邊界相當。在晚古生代期間，該克拉通的北部邊界向南遷移到固陽-武川-尚義-赤城-隆化斷裂，在松遼盆地以東，同樣有明顯的向南遷移，在敦化-密山斷裂北西一側最為明顯，有可能向南移至鐵嶺市北郊。結果是早古生代屬于該克拉通組成部分的內蒙地軸區，與其北側早古生代晚期增生的島弧造山帶一起，成為晚古生代陸緣活化造山帶的組成部分。

3 結語

綜上所述，中國東北地區地質構造，以發育中國境內最古老的地質記錄，新元古代晚期至中生代早期多個地質時期洋巖石圈殘片與島弧雜巖帶鑲嵌，中生代多期次大規模殼源為主的巖漿活動廣泛分布，新生代多個方向隆起與坳陷及幔源巖漿噴發構成的盆地與山脈相間地貌，以及北東、北北東和近東西向大型斷裂構造等為特征。該區的地殼結構構造，表現為早前寒武紀形成的大陸塊體、古生代陸緣增生帶和碰撞帶、中生代活動大陸邊緣和新生代活化大陸邊緣鑲嵌疊置。前白堊紀擠壓為主的北東東走向和近東西走向斷裂構造，白堊紀北東走向走滑斷裂和伸展構造、近南北走向和北東走向的逆沖斷裂構造，新生代北北東走向和近東西走向的張性斷裂構造，造就了現今所見的該區地殼構造格架以及不同山系地質組成的巨大差異。

本文基于已有資料的綜合，提出了對中國東北地區地殼結構構造的一些初步認識。其中關于白堊紀晚期擠壓構造環境、新生代3個方向的伸展構造及其形成機制、中生代大陸邊緣構造屬性和古生代洋陸格局及構造單元劃分等認識，都與文獻中已有論點差別明顯，實際情形如何，還有待于今后相關研究工作檢驗。令人遺憾地是，由于作者能力和文章篇幅等制約，本文對該區地殼結構認識的敘述，還顯得有些凌亂；相關文獻的引用，難免掛一漏萬；對該區復雜地殼結構構造的形成過程，基本沒有涉及。

早在20世紀80年代早期，已故李春昱院士組織開展了中國北方板塊構造研究，開創了把板塊構造理論用于包括中國東北地區在內的整個中國北方地質構造研究的先河。20世紀80年代末期，肖序常院士會同包括來自蒙古、前蘇聯和美國等多個國家的地質學家，就古亞洲洋形成演化，進行了長達5年的國際合作研究和學術交流。本文第一作者有幸參與了當時的一些研究工作和學術活動，此后在該區斷續開展了一些相關研究工作。本文是對這些年來相關工作的初步總結，以慶祝肖序常院士90華誕暨從事地質工作70年；同時深切懷念以李春昱先生為代表的在該區從事相關研究的前輩，并向他們致以崇高的敬意。

致謝本文相關研究工作使用了已有區域地質調查資料，并得到了當地地質同行和地方政府的支持。兩位匿名審稿人對本文初稿的審閱及所提出的建設性修改建議，使本文相對于初稿而言有很大的改進。編輯部的同仁，為本文的編輯及仔細校對，付出了巨大勞動。在此一并致以衷心的謝意。