中國東北地區古生代構造單元劃分及構造格架

中國東北部位于亞洲大陸東緣以北，向北臨日本和日本島嶼。北鄰西伯利亞地臺，南鄰華北克拉通。這是一個非常復雜的區域（北亞造山脈以東）。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地表和地下淺部地質記錄的時空分布地表出露的地質體，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晚古生代地質體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(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。圖1中國東北地區地理特征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(;;;;;;HuangandHou,2013;;)。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()。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(1.1.2陸緣蛇綠巖巖在位于陰山-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(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;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(1.1.3走向為主的斷裂構造切錯的古代盆地堆積物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(1.1.4晚三疊世至早侏羅世之內生雜巖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(1.1.5早二疊世-早世紀地層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(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(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(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(1.1.6新生代沉積物體系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(1.1.7側邊緣深翻加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中生代活動、古生代斷裂及造山改造期代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(2兩種構造單元的構造屬性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近東西走向斷裂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(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(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(2.2晚三疊世至早侏羅世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()。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()。后來的研究進一步確認那里是中生代增生造山帶(;)，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()。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(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早-中侏羅世巖空間分布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)。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(2.2.2蒙古-鄂霍茨克造山帶晚侏羅世沉積巖，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(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(2.2.3晚白堊世巖漿巖地區的構造背景和沉積演化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(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(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(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從古代到中生代的構構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(2.3.1陸緣期周緣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(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(2.3.2與東北部地質單元的關系直到最近，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(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(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(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(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華北克拉通北部邊界的構造屬性與區域地質意義華北克拉通，又被稱為中朝準地臺或中朝地塊(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(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(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晚泥盆世至二疊紀晚期變質事件的探討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(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(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(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()。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(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()，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()、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()，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構造單元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.晚古生代晚期和早新生代造山帶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(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(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(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(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(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.構造山帶的地質意義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(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(2.3.5.嘉匹配的古生代造山帶和精神境界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(2.3.5.中生代造山帶位于依蘭-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