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山弯构造（Orocline）是指具有“马蹄形”或“弓”型弯曲形态的造山带系统（Carey，1955; Eldredge et al.，1985; Marshak，1988，2004; Weil et al.，2010）。最初通常指造山带或其某段绕一垂直轴发生构造旋转形成的弯曲（Marshak，1989; Xiao Wenjiao et al.，2018），后来扩大到所有具褶曲形态的山系（Eldredge et al.，1985）。它的形成和演化与板块俯冲增生、回撤、碰撞挤压等密切相关（Xiao Wenjiao et al.，2018）。如今，随着对山弯构造研究的不断深入，其成功应用于地质环境、构造条件及变形机制变化等方面的研究，如反映山链的基本形态与造山过程、盆地的原型特征解析、褶曲构造变形形成历史的研究、俯冲板片的不规则扭曲过程、逆冲带与前陆隆起的相互作用等方面的研究（Xiao Wenjiao et al.，2015，2018; 郭润华等，2017）。山弯构造与板块构造理论相结合，共同反映地球构造演化特征，成为近年来国际大地构造和构造地质学研究的一个热点方向（Xiao Wenjiao et al.，2015，2018）。
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山弯构造在世界典型碰撞型和增生型造山带中普遍发育。许多与碰撞型造山带相关的山弯构造多在造山挤压背景下形成，呈紧闭型出现。其形成过程可分为两个阶段，首先是造山作用形成相对平直的山链，其次是在造山过程中受到垂直造山带的压应力发生挠曲（Johnston et al.，2013）。整个挠曲过程多在来自周缘地质体挤压作用的外界构造应力驱使下发生，如中扬子褶皱带的大巴山山弯构造（Shi Wei et al.，2012）、华北—华南之间的秦岭-大别山弯构造（Li Sanzhong et al.，2017）和喜马拉雅造山带中的柴北缘山弯构造（李正祥等，1996; 牟墩玲等，2018）; 阿尔卑斯造山带中的Cantabria山弯构造（Şengör，2013; Shaw，2015）、Gibraltar山弯构造、Calabrian山弯构造、Aegean山弯构造及Cyprus山弯构造等（Rosenbaum，2014; Xiao Wenjiao et al.，2018）。增生型造山带相关的山弯构造一般具有较大的规模，多与板块俯冲后撤相关，是一种渐进式褶曲的山弯构造（Johnston et al.，2013），是在板块俯冲断离和后撤过程中形成的山弯构造。如发育于拉克兰造山带中的Texas山弯构造和Manning山弯构造（Li Pengfei et al.，2012，2014），以及发育于塔斯曼地区的山弯构造（Robert，2015）; 位于北科迪勒拉造山带中的山弯构造（Colpron et al.，2015）及阿拉斯加山弯构造（Alaskan Orocline; Duane et al，1972），位于南美安第斯造山带中的Bolivian山弯构造等（Johnston et al.，2013）。
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中亚造山带作为世界上最大的增生型造山带，其山弯构造非常发育，包括位于西部的哈萨克山弯构造（Xiao Wenjiao et al.，2015，2018; Li Pengfei et al.，2018）、中部的蒙古山弯构造（Wang Tao et al.，2021; Li Pengfei et al.，2021）及东部的中国东北山弯构造（Liu Yongjiang et al.，2021）等三大山弯构造体系（图1）。规模巨大的中亚造山带的形成与山弯构造体系有着密切的关系（Xiao Wenjiao et al.，2015，2018）。
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1 中亚造山带中、西段山弯构造
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中亚造山带（Central Asian Orogenic Belt，CAOB）位于西伯利亚板块—欧洲板块与华北板块—塔里木板块之间，西起乌拉尔山，向东经由哈萨克斯坦、天山、阿尔泰、蒙古、中国东北等地区，延伸至太平洋西岸，是全球规模最大的增生造山带（Şengör et al.，1993，2018; Windley et al.，2002，2007; Xiao Wenjiao et al.，2003，2015; Kröner et al.，2007）。Windley et al.（2002，2007）的研究认为，中亚造山带是由大量岩浆弧、增生杂岩、增生地体、蛇绿混杂岩、弧相关的盆地、海山及微地块等构成的复杂拼贴体，是典型的增生造山带。Xiao Wenjiao et al.（2003，2009，2015，2018）做了更为深入的研究，认为中亚造山带是古亚洲洋（Paleo-Asian Ocean）长期（约600~250 Ma）俯冲消减的产物，是由多洋盆、多俯冲带、多向汇聚形成的复式增生造山带。其形成经历了多岛弧、微地块及地体等的碰撞、增生及相应岩浆弧等链状地质体的褶曲过程。
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近年来，越来越多的研究表明，伴随古亚洲洋闭合过程和中亚造山带增生，链状地质体褶曲所形成的山弯构造是该巨型增生造山系成为全球规模最大增生造山系统的重要原因，也是其显著特征之一（Xiao Wenjiao et al.，2018; Li Pengfei et al.，2018，2021; Liu Yongjiang et al.，2021; Wang Tao et al.，2021）。
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目前，在中亚造山带的西部和中部分别识别出了“哈萨克斯坦山弯构造”（Xiao Wenjiao et al.，2018; Li Pengfei et al.，2018）和“蒙古山弯构造”（Xiao Wenjiao et al.，2018; Li Pengfei et al.，2021; Wang Tao et al.，2021）。哈萨克斯坦山弯构造主体位于中国新疆准噶尔盆地以西的哈萨克斯坦境内，由泥盆纪岩浆岩弧大角度弯曲形成，包括成吉思汗弧（北翼）、伊犁弧（南翼）和科克切塔夫-北天山弧（核部）（Xiao Wenjiao et al.，2015; 图1），并显示出显著的航磁异常特征。古地磁数据显示，哈萨克斯坦山弯构造的形成主要经历了两个期次的大角度相对褶曲旋转。第一期发生在晚泥盆世—早石炭世，其北翼岩浆弧相对南翼岩浆弧进行了约112°~126°的顺时针旋转。第二期发生在晚石炭世—二叠纪，北翼岩浆弧在该时期内发生了约15°~28°的顺时针旋转，而南翼岩浆弧则发生了约39°~40°的逆时针旋转（Li Pengfei et al.，2018）。其中第一期旋转动力学机制主要为古亚洲洋俯冲板片的后撤驱动，第二期则是由于西伯利亚、塔里木及波罗地板块的碰撞拼合挤压驱动。
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蒙古山弯构造位于中亚造山带北部和西伯利亚板块南部，随鄂霍茨克洋自西向东的剪刀式闭合而形成（图1）。其主体由向北东开口并高度弯曲的二叠纪—三叠纪岩浆弧构成（Li Pengfei et al.，2013）。北翼为萨彦-贝加尔-斯塔诺夫岩浆岩带，南翼为中蒙古-额尔古纳-马门地块西缘及邻区岩浆岩带，而核部主要是Zavkhan地块以东的Zag弧弯曲形成。其形成过程主要受控于晚石炭世至侏罗纪西伯利亚板块的顺时针旋转和鄂霍茨克洋的俯冲后撤而剪刀式闭合的联合机制（Wang Tao et al.，2021），具体为北侧安第斯型大陆边缘向南后撤旋转，南侧东西方向的洋内弧向北后撤旋转，造成了岩浆弧向山弯构造内部逐渐年轻，向北东古大洋不断后退迁移（Wang Tao et al.，2021）。
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图1 中亚造山带三大山弯构造体系
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Fig.1 Three oroclines in the Central Asian Oroganic Belt
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与中亚造山带西段、中段同属古亚洲洋构造域的东段经历了相似的链状岛弧增生与褶曲过程，然而相关的山弯构造研究过程却相对欠缺，制约了对整个中亚造山带构造演化的理解。Liu Yongjiang et al.（2021）依据中亚造山带东段构造特征及演化历史，从古生代岩浆弧对比、沉积相特征及古地磁等方面总结了中亚造山带东段链状地质体随古亚洲洋东段闭合的褶曲及山弯构造形成过程，提出了“中国东北山弯构造”的模型。但相关研究仍处于初期阶段，需要更多系统深入的研究来探讨该过程。本文根据目前中亚造山带东段的最新研究进展，在系统分析当前认识的基础上重新厘定了中国东北地区主要构造单元的构造性质，同时进一步解析和完善“中国东北山弯构造”的构造演化过程。
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2 中亚造山带东段构造演化研究进展
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2.1 主要构造单元属性的重新认识
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中亚造山带东段北以鄂霍茨克缝合带为界同西伯利亚板块毗邻，南以索伦克尔-西拉木伦-长春-延吉缝合带为界同华北克拉通相接，东部为西太平洋俯冲增生陆缘。中国东北地区占据其主体核心部分，是了解该地区构造演化的关键。一直以来有许多学者对中国东北地区开展过大量研究（唐克东等，1989; 李锦轶等，1998，2019; Wu Fuyuan et al.，2002，2011; Xiao Wenjiao et al.，2003; 张兴洲等，2012; 周建波等，2012; 徐备等，2014; Liu Yongjiang et al.，2017; 许文良等，2019; 图1，2），划定了自北西向南东由额尔古纳地块、兴安地块、松辽地块及佳木斯-兴凯地块组成的微板块构造格局（徐备等，2014; Liu Yongjiang et al.，2017; 许文良等，2019）。随着研究的深入，特别是高精度地质定年技术的发展，额尔古纳地块和佳木斯-兴凯地块前寒武纪基底的属性基本被证实和认可（Feng Zhiqiang et al.，2018a，2018b; 李伟民等，2020; Liu Yongjiang et al.，2021）。而关于兴安地块和松辽地块的属性认识则存在较大的分歧（吴福元等，2000; 李锦轶等，2019; Liu Yongjiang et al.，2021; Ma Yongfei et al.，2021）。基于近年来的大量年代学数据和研究，我们认为兴安地块和松辽地块为俯冲增生地体，张广才岭是佳木斯地块的陆缘弧（详见下文），并据此进行了构造单元的厘定（图2）。
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2.1.1 兴安增生地体
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传统上认为兴安增生地体是一个具有统一前寒武纪结晶基底的古老地块，代表性基底岩石组合为主体分布于大兴安岭北段的兴华渡口群、新开岭群、落马湖群、额尔古纳河组、倭勒根群及佳疙疸组等变质岩系（如:内蒙古自治区地质矿产局，1991; 黑龙江省地质矿产局，1993，1997）。上述岩系均遭受较强的变质变形作用，显示出较为“古老”的岩貌特征。随着地质年代学的发展和大量精确定年数据的获得，发现之前认为的前寒武纪基底岩石组合多为古生代或中生代地质体（孙巍，2014; Sun Wei et al.，2014; 孙巍等，2017; 钱程等，2018b; 表1）。因此，很多学者认为“兴安地块”并不具有统一的前寒武纪基底，而是一个与俯冲作用密切相关的增生带（Li Jinyi，2006; Wu Fuyuan et al.，2011; 孙巍等，2017; 刘永江等，2019; Liu Yongjiang et al.，2021; 表1），由一系列增生杂岩、岛弧岩浆岩带、蛇绿混杂岩带等组成的增生地体（苏养正，1996; Li，2006; Wu Fuyuan et al.，2011; 李仰春等，2013; 孙巍等，2017; Feng Zhiqiang et al.，2018a，2018b），称为兴安增生地体（Wu Fuyuan et al.，2011; Liu Yongjiang et al.，2017; 刘永江等，2019; Ma Yongfei et al.，2021）。
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有学者将锡林浩特微地块作为兴安地块的一部分，认为兴安地块具有古老的基底（孙立新等，2013a; Xu et al.，2015; 许文良等，2019），或者以兴安增生地体变质岩系或沉积岩系中存在的前寒武纪锆石年龄为依据，认为其具有统一的前寒武纪基底（徐备等，2014; 周建波等，2014; 许文良等，2019）。我们的研究表明，兴安增生地体的大规模形成与新林-喜桂图洋的闭合（500 Ma; Liu Yongjiang et al.，2017; Feng Zhiqiang et al.，2018a，2018b）及贺根山-嫩江洋古洋壳的俯冲后撤密切相关（Ma Yongfei et al.，2020，2021; Liu Yongjiang et al.，2021），由一系列的沟-弧-盆最终闭合增生构成（刘永江等，2019; 李锦轶等，2019）（详见2.2.2节）。
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图2 东北地区基本构造单元划分图（据Liu Yongjiang et al.，2021修改）
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Fig.2 Tectonic division of NE China (modified after Liu Yongjiang et al., 2021)
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2.1.2 松辽增生地体
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有关“松辽地块”是否具有统一前寒武纪基底的问题也一直具有争议，传统观点认为其具有统一的前寒武纪基底（李双林和欧阳自远，1998; 张梅生等，1998），由张广才岭群、东风山群、一面坡群及风水沟河群等变质岩系组成，但缺乏具体的年代学依据。近期的年代学研究发现上述岩系并非前寒武纪地质体，而是古生代—中生代的地质体（Wang Feng et al.，2012）。吴福元等（2000）对松辽盆地200多个钻孔基底岩石岩芯的研究表明，松辽盆地基底岩性主要由浅变质—未变质的古生代地层、花岗岩和片麻岩组成，形成年代多为晚古生代及晚中生代，这些证据亦说明松辽盆地不存在统一的前寒武纪结晶基底。松辽盆地报道的前寒武纪地质体的分布和规模均十分有限，仅代表局部残存的外来的前寒武纪构造碎片（李锦轶等，2019），并不能反映松辽地块存在前寒武纪的结晶基底，该观点同时也得到了Sr-Nd同位素证据支持（Wu Fuyuan et al.，2011）。因此，“松辽地块”主体不具备统一的前寒武纪基底。
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近年来松辽盆地西部锡林浩特地区及西缘中部龙江地区（图3）相继报道了前寒武纪地质体的存在，但是其规模都很小，Liu Yongjiang et al.（2021）分别称之为锡林浩特微地块与龙江微地块。锡林浩特微地块的前寒武纪基底年龄主要为中、新元古代（1.5~1.3 Ga; 孙立新等，2013a，2018，2020）; 龙江微地块的前寒武纪基底年龄以古元古代为主（1.9~1.8 Ga; 张超等，2018; 程招勋等，2018），少量新太古代年龄（2.7~2.6 Ga; 钱程等，2018a; 吴新伟，2018）。在松辽盆地南缘也有少量前寒武纪年龄报道（图3），包括南缘长春西南部地区的古元古代花岗岩（1.9~1.8 Ga; 裴福萍等，2006; 王颖等，2006），四平东北部的中元古代花岗岩（~1.4 Ga，Li Changhai et al.，2021）。上述地区的前寒武纪地质体规模十分有限，只能说明该区存在古老陆块的碎片（李锦轶等，2019）。Wu Fuyuan et al.（2005）通过年代学对比与Nd同位素研究认为，松辽盆地南缘古老碎块可能来源于华北克拉通等周缘古老陆块，规模较小，仅限于局部地区，松辽盆地的大部与主体基底组成物质仍为古生代花岗质岩（吴福元等，2000）。Li Changhai et al.（2021）则认为四平东北部花岗岩的形成于哥伦比亚超大陆裂解相关的伸展构造背景，其具有波罗地或者劳伦大陆亲缘性，而非源于塔里木、华北或西伯利亚板块等周缘地体，属外来地块。锡林浩特微地块与龙江微地块具有与华北克拉通相似的年代学峰值（Zhao Guochun et al，2012），指示其具有华北亲缘性（Ma Yongfei et al.，2021）。另外，两个微地块代表性岩体具有与华北克拉通相似的Hf同位素和Sr-Nd同位素特征（吴福元等，2000; Wu Fuyuan et al.，2011; 张超等，2018），进一步证实了上述观点。
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因此，“松辽地块”实质上是一主体由古生代岩浆岩组成的增生地体，其中包含锡林浩特、龙江等前寒武纪微地块和一些古老物质碎片，总体规模较小，在古大洋俯冲过程中通过块体周缘的陆缘增生相互连接聚合拼贴或者胶结于增生岩浆弧中，因此，松辽增生地体主体仍以古生代增生地体为主（Liu Yongjiang et al.，2021; Ma Yongfei et al.，2021）。
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2.1.3 张广才岭陆缘弧
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张广才岭位于松辽盆地东缘，佳木斯地块西缘，呈近南北走向展布，向北延伸入俄罗斯境内。传统上认为张广才岭是松辽地块的组成部分（徐备等，2014; Liu Yongjiang et al.，2017; 许文良等，2019）。然而，最近李锦轶等（2019）报道了位于张广才岭西缘的龙凤山蛇绿岩，时代大致为石炭纪。基于此我们推测松辽增生地体的西部边界可能以龙凤山蛇绿岩为界（图2），另外，张广才岭与其西缘松辽增生地体的古生代岩浆事件具有迥异的规律（Liu Yongjiang et al.，2021）。首先，张广才岭报道有很多早古生代岩浆事件，相应的早古生代地质体从敦化北到伊春并向北延伸至俄罗斯远东地区，构成一条南北走向的早古生代岩浆岩带（图8）。而龙凤山蛇绿岩以西的松辽增生地体除了内部锡林浩特、龙江古老残块周围发育有少量早古生代的岩浆事件，主体部分则没有早古生代岩浆事件报道。其次，晚古生代时期，龙凤山蛇绿岩以西的松辽增生地体报道有许多360~300 Ma岩浆事件（Liu Yongjiang et al.，2021），相应地质体总体呈面状展布。而以东的张广才岭地区则以300~240 Ma岩浆事件为主（付俊彧等，2019; Liu Yongjiang et al.，2021）。上述早、晚古生代岩浆事件统计分析表明，张广才岭与松辽增生地体有着不同的古生代岩浆岩分布特征及迁移规律，预示着二者具有不同的构造演化历史，并非统一的构造单元。
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图3 松辽增生地体及周缘前寒武纪微地块及古老陆块碎片分布特征（英文缩写含义同图2）
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Fig.3 Precambrian micro-blocks and ancient fragments in the Songliao accretionary terrane (SAT) and adjacent units (see Fig.2 for the abbreviations)
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另一方面，传统观点认为张广才岭前寒武纪基底的代表性岩石组合为张广才岭群、东风山群、一面坡群及风水沟河群（黑龙江省地质矿产局，1997; 李双林等，1998; 张梅生和彭向东，1998）。然而，近年的年代学研究表明，上述岩石组合多为古生代或中生代的地质体（Wang Feng et al.，2012; Liu Yongjiang et al.，2021），仅在北部的伊春地区存在前寒武纪地质体，主体年龄以新元古代为主（757 Ma，权京玉，2013; 747~561 Ma和805~561 Ma，高福红等，2016; 929~871 Ma，Luan Jinpeng et al.，2019; 821 Ma，Wang Feng et al.，2014）。这些前寒武纪地质体规模一般不大，分布相对集中，从年龄分布特征来看与佳木斯地块基底相似，主体为新元古代，指示其具有佳木斯地块的亲缘性（Liu Yongjiang et al.，2021; Ma Yongfei et al.，2021）。Luan Jinpeng et al.（2019）对伊春地区前寒武纪地质体的变质研究表明，其在492 Ma 和 546~530 Ma两个时期经历了与佳木斯地块同步的两期泛非变质事件（Geng Yuansheng et al.，2018），表明伊春地区新元古代地质体是佳木斯地块前寒武纪基底物质的组成部分。
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张广才岭地区普遍发育早古生代俯冲增生岩浆岩带。在塔东—曙光一带，发育一系列早古生代岩浆岩（516~420 Ma）（Wang Zhiwei et al.，2017），包括二长岩、二长斑岩、二长花岗岩及黑云母花岗斑岩等酸性侵入岩，岩石地球化学分析表明，其具有钙碱性特征和富集轻稀土元素和大离子亲石元素而亏损重稀土元素和高场强元素的右倾型稀土与微量元素分布特征，是典型的大陆边缘弧性质的岩浆岩（Wang Zhiwei et al.，2017）。此外，分布于张广才岭汤旺河流域及木兰县、尚志市等地的早—中奥陶世宝泉组由大量的流纹质凝灰熔岩、凝灰岩及片理化酸性熔岩等组成（黑龙江省地质矿产局，1997），表明了早古生代频繁的岩浆活动。分布于铁力市安邦一、木兰县六合屯、宜春市十五林场、向阳、宏川等地区的中奥陶世大青组包含了大量的安山岩、辉石安山岩及安山质熔结凝灰岩等中性火山岩（黑龙江省地质矿产局，1997），同样证实了张广才岭地区早古生代频繁的岩浆活动事件。最近的东北地区大地构造相图（1∶150万）编制结果表明（付俊彧等，2019），自张广才岭北部的嘉荫—伊春到南部的塔东—尔站地区，均有早古生代地质体的分布，年龄分布在497~432 Ma之间。
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上述分析表明，张广才岭具有和佳木斯地块相似的前寒武纪基底组成，两者具有较好的亲缘性，张广才岭主体是早古生代的陆缘岩浆弧，而其西侧的松辽增生地体主体为晚古生代的增生杂岩。另外，原来认为分隔张广才岭和佳木斯地块的黑龙江洋（刘永江等，2019）早古生代并不存在（详见2.2.1节），因此，早古生代张广才岭不可能是原松辽地块的东部陆缘，而应该是佳木斯地块西缘的大陆边缘弧。
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2.2 主要洋盆及洋陆转换
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2.2.1 古亚洲洋东段古生代洋陆格局新认识
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古亚洲洋是一个典型的多岛洋，古生期间由一系列分支洋盆和散布其间的地块、增生地体或洋岛组成（Xiao Wenjiao et al.，2015; Liu Yongjiang et al.，2017）。其最初于新元古代（~750 Ma）随罗迪尼亚超大陆的裂解而形成，位于北半球劳亚古陆和南半球冈瓦纳古陆之间（Zhao Guochun et al.，2018; 马永非，2019），经历了多洋盆多旋回演化与复杂俯冲增生历史，最终于晚古生代末期至早中生代闭合（Xiao Wenjiao et al.，2015; Liu Yongjiang et al.，2021），是一个规模较大、演化时间较长的古大洋，主导了中亚地区的陆壳增生（Şengör et al.，1993，2018; Windley et al.，2002，2007; Xiao Wenjiao et al.，2015）。
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根据对中亚造山带东段主要构造单元属性的新认识，结合蛇绿混杂岩和大洋地层沉积的研究，我们恢复了古亚洲洋东段古生代的基本洋陆格局。位于现今中国东北地区西部额尔古纳地块、兴安增生地体及松辽增生地体之间的新林-喜桂图洋与贺根山-嫩江洋，以及南部与华北克拉通之间的索伦洋均已基本得到认可（徐备等，2014; Liu Yongjiang et al.，2017; Feng Zhiqiang et al.，2018; 刘永江等，2019; 许文良等，2019; Ma Yongfei et al.，2020，2021）; 然而，由于张广才岭是佳木斯地块西缘的陆缘弧，我们就必须重新认识中国东北地区东部古生代的洋陆新格局。传统上将牡丹江—依兰一带的黑龙江杂岩定义为早古生代的蛇绿岩，认为张广才岭和佳木斯地块之间在早古生代时期存在一个黑龙江洋（Wang Zhiwei et al.，2017; 刘永江等，2019; 许文良等，2019）。但是，近年来的年代学研究表明，黑龙江杂岩的形成时代为二叠纪晚期至早中生代（Li Weimin et al.，2011; 吕长禄等，2016; 李伟民等，2020），代表古太平洋俯冲背景下佳木斯地块西缘裂陷形成的晚古生代末期至早中生代寿命有限的小洋盆——牡丹江洋（刘永江等，2019），并非早古生代洋盆。此外，佳木斯地块东缘宝清地区和张广才岭西缘的泥盆纪沉积具有相似的物源组成（Meng En et al.，2010），也进一步说明当时张广才岭和佳木斯地块是一个整体。因此，早古生代张广才岭和佳木斯地块之间不存在黑龙江洋，张广才岭作为佳木斯地块西缘的陆缘弧是由其西侧的龙凤山洋（Liu Yongjiang et al.，2021）向佳木斯地块之下俯冲形成的陆缘弧。
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综上，古亚洲洋东段古生代基本洋陆格局可划分为西部的额尔古纳地块与兴安增生地体之间的新林-喜桂图洋，兴安增生地体和松辽增生地体之间的贺根山-嫩江洋，东部的佳木斯地块与松辽增生地体之间的龙凤山洋，及南部的松辽增生地体和华北克拉通之间的索伦洋（图4）。
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2.2.2 额尔古纳地块东南活动陆缘与兴安增生地体的形成
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“西太平洋型”俯冲来源于现今太平洋西岸俯冲体系的模型总结（Isozaki et al.，2010），显著特点是随着大洋板块由平板俯冲到后撤，形成典型的沟-弧-盆体系（Isozaki et al.，2010），并发育有大量洋岛和海山，最终大洋闭合时形成由多期弧陆碰撞构成的规模较大的增生地体（Hasegawa et al.，2009）。“安第斯型”俯冲是根据太平洋东岸与俯冲相关的安第斯型造山带总结的模型（Ramos，1999; Ramos et al.，2000），其典型特征是前进式平板俯冲与总体挤压的构造背景，在大陆边缘形成俯冲相关岩浆弧，但不发育沟-弧-盆体系（Li Zhengxiang et al.，2012）。
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图4 古亚洲洋东段早古生代洋陆格局示意图（不具有地理位置意义）
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Fig.4 Distribution of the Early Paleozoic oceans and continents in the eastern Paleo-Asian Ocean
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（1）早古生代西太平洋型俯冲。新元古代末期—寒武纪，额尔古纳地块东南缘为西太平洋型的活动大陆边缘，新林-喜桂图洋内发育有嘎仙-吉峰-环宇洋内弧（697~628 Ma）、头道桥洋岛海山（511 Ma）和新林蛇绿岩（669 Ma）等地质体（Feng Zhiqiang et al.，2019; Gou Jun et al.，2020; Liu Yongjiang et al.，2021）。寒武纪晚期这些洋岛和洋内弧拼贴增生于额尔古纳地块东南缘，新林-喜桂图洋闭合（500 Ma）（Feng Zhiqiang et al.，2016; 刘永江等，2019; Liu Yongjiang et al.，2021）。随后，贺根山-嫩江洋持续向额尔古纳地块增生陆缘之下俯冲，多宝山-阿尔山洋内岛弧（510~480 Ma）拼贴增生，形成兴安增生地体的主体部分（刘永江等，2019）。在早奥陶世—早志留世贺根山-嫩江洋向西俯冲后撤，形成多宝山-阿尔山（480~440 Ma）火山弧，在兴安增生地体上大致沿呼玛—新林—大乌苏和雅鲁—兴隆—伊尔施一带拉张形成初始弧后盆地（大乌苏蛇绿岩，~470 Ma; 雅鲁-兴隆镁铁质岩，447~430 Ma）（Feng Zhiqiang et al.，2018a，杨晓平等，2022）。另外，奥陶纪至中—晚志留世，在嫩江—扎兰屯一带形成了系列弧火山岩（杨晓平等，2022）。同时，在早古生代岛弧之间，发育大规模洋板块沉积序列，如卧都河地区的奥陶纪板岩、大理岩和灰岩洋板块序列; 黑河地区的志留纪板岩、粉砂岩、泥岩洋板块序列; 柴河地区的板岩、泥岩夹安山岩洋板块序列等，代表了弧后伸展与弧后盆地的形成（Feng Zhiqiang et al.，2018a; 刘永江等，2019; 杨晓平等，2022）。因此，从新林-喜桂图洋的闭合到贺根山-嫩江洋古洋壳的持续向西俯冲后撤，形成了一系列岛弧与弧后盆地，构成典型西太平洋型沟弧盆体系（图5a~e），这一系列的弧陆碰撞和岛弧拼贴形成了兴安增生地体的主体。
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（2）晚古生代安第斯型俯冲。晚古生代，贺根山-嫩江洋经历了晚古生代早期（420~360 Ma）的一个平静期，形成了泥鳅河组和大民山组等沉积地层。之后于早石炭世重新开启了俯冲（Liu Yongjiang et al.，2021）。在兴安增生地体东缘（多宝山—扎兰屯）形成了360~330 Ma的晚古生代岩浆弧，在松辽增生地体西缘（龙江—乌兰浩特）则形成了相应的早石炭世岩浆弧，表明了早石炭世贺根山-嫩江洋同时向兴安和初始松辽增生地体之下的双向俯冲作用（Ma Yongfei et al.，2020，2021）。与早古生代不同，晚古生代岩浆弧的代表性岩体规模较小，均具有大陆边缘弧的特征，是典型“安第斯型”俯冲形成的陆缘岩浆弧（图5f~h）。贺根山-嫩江洋最终于早石炭世晚期沿贺根山-黑河缝合带闭合，兴安增生地体与初始松辽增生地体碰撞拼贴（Liu Yongjiang et al.，2017，2021; Ma Yongfei et al.，2020）。
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2.2.3 佳木斯地块西缘安第斯型俯冲与张广才岭陆缘弧的形成
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龙凤山蛇绿岩位于黑龙江省五常县东南部龙凤山水库北西侧（李锦轶等，2019），是松辽增生地体与张广才岭陆缘弧的构造结合部位，其围岩基质为一套变质碎屑岩，岩块为蛇纹岩、辉长岩和玄武岩等，将其命名为龙凤山蛇绿岩。并根据混杂岩中辉长岩锆石初步定年结果，认为其可能形成于石炭纪初期（李锦轶等，2019）。结合龙凤山北部黑龙宫以西地区出露的辉长岩，Liu Yongjiang et al.（2021）建议将该构造带作为张广才岭陆缘弧与松辽增生地体之间的缝合线，其前身对应的洋盆称为龙凤山洋。目前龙凤山蛇绿岩和区域相关地质体研究程度较低，关于龙凤山缝合带的具体位置，龙凤山洋的演化等均需要进一步工作。
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新元古代至早寒武世，佳木斯地块及以西地区的东风山群与塔东群，以发育灰岩、石英砂岩、变质形成的大理岩、石英岩及二云母石英片岩层为主，老道庙沟组及晨明组以灰岩、泥质灰岩层为主，夹泥岩、粉砂岩等细碎屑岩层（黑龙江省地质矿产局，1997）。这些沉积明显缺少火山岩地层，总体构成一套类似被动陆缘型海相沉积序列，且沉积层产状稳定、厚度均一、分选性好，反映出稳定的沉积环境（Wang Feng et al.，2014; 高福红等，2014）。指示该时期龙凤山洋处于稳定的扩张期。晚寒武世—中志留世（500~420 Ma），龙凤山洋向佳木斯地块发生安第斯型俯冲，在佳木斯地块西缘形成张广才岭陆缘岩浆弧（Liu Yongjiang et al.，2021）。原尚志群中识别出来的大规模陆缘火山岩组合，以及塔东-曙光陆缘岩浆弧等形成，其时代大致从北向南依次变新（Wang Zhiwei et al.，2017），反映了龙凤山洋的俯冲始于张广才岭北段并依次向南扩展（图6a、b）。在晚古生代早期的泥盆纪，进入420~360 Ma的岩浆寂静期，龙凤山洋停止俯冲，形成了黑龙宫组的被动陆缘型沉积（图6c; 黑龙江省地质矿产局，1997）。早石炭世，龙凤山洋开启了对松辽增生地体的俯冲，早石炭世末期，龙凤山洋沿张广才岭西缘龙凤山一带闭合（图6d、e; Liu Yongjiang et al.，2021）。
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图5 额尔古纳地块东南缘早古生代“西太平洋型”俯冲与晚古生代“安第斯型”俯冲
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Fig.5 The Early Paleozoic “Western Pacific type” and Late Paleozoic “Andean type” subduction along the southeastern margin of the Eguna block
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相对于兴安增生地体，张广才岭陆缘弧规模较小，主体由早古生代至晚古生代早期龙凤山洋俯冲相关的陆缘岩浆弧组成，缺少洋岛型火山岩和弧后伸展相关沉积盆地，是典型的安第斯型俯冲陆缘造山带（图6b、d）。
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2.2.4 索伦洋古生代双向俯冲与晚古生代末期—早中生代初剪刀式闭合
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索伦洋是中亚造山带东段与华北克拉通之间的一个古洋盆，是古亚洲洋东段最南侧的一个分支洋盆。由于与索伦洋古洋壳相关的蛇绿岩为中亚造山带东段最年轻的洋壳物质代表，预示着较其他分支洋盆闭合都晚，多数研究据此将索伦洋作为古亚洲洋东段最终闭合的主洋盆（Xiao Wenjiao et al.，2003，2015; Liu Yongjiang et al.，2017; 许文良等，2019; 李锦轶等，2019）。
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图6 龙凤山洋古生代“安第斯型”俯冲
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Fig.6 The Paleozoic “Andean type” subduction of Longfengshan Ocean
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由于缺失物质记录，古生代之前关于索伦洋的研究相对较少，其可能随着罗迪尼亚超大陆的裂解已经存在（图7a; Ma Yongfei et al.，2021）。古地磁资料研究表明，早古生代华北克拉通伴随着交替性的逆时针和顺时针旋转而向北位移（Huang Baochun et al.，2018），驱使索伦洋古洋壳的俯冲和系列岩浆活动。在华北克拉通北缘，随着索伦洋古洋壳的南向后撤式俯冲，自南向北依次形成了白乃庙岛弧和温都尔庙增生杂岩带（Xiao Wenjiao et al.，2003; 刘敦一等，2003; Zhang Shuanhong et al.，2014; 李俊建等，2015; Ma Shouxian et al.，2019），呈现出“西太平洋型”俯冲特点。而索伦洋古洋壳的北向俯冲则形成了一系列弧岩浆事件，出露于现今的苏左旗地区，可划分为两期，呈现出“安第斯型”俯冲特点（图7b、c）。因此，早古生代索伦洋总体表现为南向的“西太平洋型”和北向的“安第斯型”双向俯冲特征。
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图7 索伦洋早、晚古生代至中生代双向俯冲构造演化图
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Fig.7 Tectonic evolution of Solonker Ocean from Early to Late Paleozoic and Early Mesozoic
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早古生代末期至晚古生代初期阶段，华北克拉通停止了北向的漂移和旋转运动，变得相对静止和稳定（Huang Baochun et al.，2018），同时索伦洋的俯冲运动也逐渐微弱至停止，进入了一个相对稳定的时期（420~360 Ma; Liu Yongjiang et al.，2021）。在此期间，总体以稳定和局部伸展的构造背景为主（张超等，2022），在达茂旗、四子王旗、镶黄旗及奈曼旗一带形成了一套浅海相的砂岩、灰岩、板岩、变泥岩及生物礁等构成的一套岩石组合，称为西别河组，时代置于早泥盆世。在敖汉旗前坤头沟一带，形成了一套总体为地槽型沉积为特点的浅海相砂岩、板岩及灰岩组合，中间夹少量火山岩，称为前坤头沟组（图7d; 内蒙古自治区地质矿产局，1991）。
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晚泥盆世末期至早石炭世，华北克拉通重新启动了快速的旋转和漂移（Huang Baochun et al.，2018）。与此同时，索伦洋也开启了新一轮双向俯冲。但与早古生代双向俯冲不同，晚古生代至早中生代古洋壳的南向俯冲在华北克拉通北缘造山带处形成了系列岩浆岩（张拴宏等，2007; 刘建峰等，2013），总体为挤压汇聚构造背景，火成岩岩石组合表现出陆缘岩浆弧的特征，表现为“安第斯型”俯冲。而索伦洋的北向俯冲则呈现出幕式特征，各时期岩浆活动前锋随时间推移而不断向南迁移（刘建峰等，2022），分别形成宝力道俯冲增生杂岩、巴彦敖包-迪彦庙俯冲增生杂岩等，显示出“西太平洋型”俯冲后撤特征（图7e、f）。因此，索伦洋晚古生代至早中生代整体显示出向南“安第斯型”和向北“西太平洋型”的双向俯冲特征。
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大量研究表明，索伦洋最终闭合位置为索伦克尔—西拉木伦—长春—延吉一线，时间大致为晚二叠世至早中三叠世（260~240 Ma; 图7g），自西向东逐渐变新的岩浆岩（刘永江等，2019）和晚二叠世至早中三叠世华北克拉通（逆时针）和中亚造山带东段（顺时针）相对旋转的古地磁资料（Huang Baochun et al.，2018; Ren Qiang et al.，2020; Zhang Donghai et al.，2021a，2021b）指示，其闭合方式为自西向东剪刀式闭合（刘永江等，2019; 许文良等，2019; 李锦轶等，2019）。
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2.3 古生代弧岩浆岩的分布规律
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兴安增生地体和张广才岭陆缘岩浆弧是中亚造山带东段早古生代弧岩浆岩增生最为显著的两个构造单元。西部的兴安增生地体（图8），早古生代岩浆事件自南部的东乌旗（500~430 Ma）、到中部的阿尔山—扎兰屯（520~450 Ma）、再到北部的嫩江—多宝山（500~435 Ma）均有分布，空间上组成一条规模巨大的北东向早古生代岩浆岩带（Feng Zhiqiang et al.，2018b; Wang Tao et al.，2018; Liu Yongjiang et al.，2021; 杨晓平等，2022）。岩石组合与地球化学分析显示，兴安岩浆岩带由与俯冲相关的岛弧和洋岛等组成，是新林-喜桂图洋和贺根山-嫩江洋俯冲增生作用的产物，构成了兴安增生地体的主体（Ma Yongfei et al.，2020，2021）。在东部的张广才岭地区（图7），分布一条近南北走向的早古生代岩浆岩带，自南部牡丹江地区（497~461 Ma）延伸至中部和北部的依兰—伊春—嘉荫等地区（516~432 Ma），该岩浆岩带的岩石组合及地化特征显示典型的陆缘岩浆弧特征（Wang Zhiwei et al.，2017; Liu Yongjiang et al.，2021），是龙凤山洋古洋壳向佳木斯地块西缘俯冲增生形成的岩浆弧，构成了张广才岭陆缘弧的主体。
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对兴安和张广才岭早古生代岩浆事件的年龄统计分析发现，两者有着相同的岩浆演化规律和峰值年龄特征（图9），都发育有500 Ma、479~472 Ma、460 Ma、450 Ma及434 Ma岩浆活动峰值，表明两个岩浆岩带的形成具有同步性，在早古生代晚期可能为一条相互连接的兴安-张广才岭岩浆岩带（Liu Yongjiang et al.，2021）。
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2.4 古生代沉积建造
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晚古生代，中国东北及邻区有两个重要的海相地层沉积期，分别为早泥盆世与中二叠世（王成文等，2009）。早泥盆世，松辽盆地以西大兴安岭地区代表性沉积地层为泥鳅河组，代表性岩石组合为灰绿色、黄绿色、灰黑色长石石英砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩、凝灰质粉砂岩，夹生物碎屑灰岩、珊瑚礁灰岩透镜体，下部偶夹少量火山岩。产腕足、珊瑚等化石，是一套浅海相碎屑岩夹碳酸盐岩沉积序列（内蒙古自治区地质矿产局，1991）。松辽盆地以东的张广才岭和佳木斯地区代表性早泥盆世沉积地层为黑龙宫组和黑台组。黑龙宫组也是一套浅海相沉积，由灰绿色、灰黄色、灰紫色砂砾岩、砂岩、凝灰砂岩、灰黑色板岩、结晶灰岩、薄层石灰岩、碎屑石灰岩、泥质页岩组成。黑台组为一套海相—陆相的碳酸盐岩—碎屑岩组合，自下而上划分为3个岩性段。下部为砂砾岩段:由砂岩、砂砾岩、砂质板岩组成; 中部为灰岩段:由砂质灰岩、泥质岩、薄层灰岩等组成; 上部为砂板岩段:由杂砂岩、钙质砂岩与板岩互层夹凝灰砂岩组成（黑龙江省地质矿产局，1997）。在纵向上组成了一个海进韵律和一个海退韵律，构成一个较完整的旋回。灰岩层中产丰富的海相生物化石，有腕足类、珊瑚、苔藓虫、双壳类、棘皮类、三叶虫、层孔虫、牙形刺等（黑龙江省地质矿产局，1993，1997; 王成文等，2009）。可见，整个东北地区早泥盆世沉积反映了古亚洲洋该时期滨岸带的空间展布特征（图10）。
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图8 早古生代兴安岩浆弧与张广才岭岩浆弧空间展布特征（英文缩写含义同图2; 引自Liu Yongjiang et al.，2021）
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Fig.8 Distribution of the Early Paleozoic magmatic belts in the Xing'an range and Zhangguangcai range (see Fig.2 for the abbreviations, from Liu Yongjiang et al., 2021)
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中二叠世，松辽盆地以西地区代表性沉积地层为哲斯组，为一套滨浅海相沉积序列，上部为灰绿、灰色页岩、砂岩，灰黄色含砾粗粒长石砂岩、中细粒长石砂岩夹生物碎屑灰岩透镜体，下部为厚层块状生物灰岩、砂岩和青灰色燧石条带灰岩等。海相碎屑岩、硅酸盐岩是其重要组成序列，含丰富腕足、珊瑚等化石，构成著名的哲斯动物群（内蒙古自治区地质矿产局，1991; 王成文等，2008，2009）。松辽盆地以东张广才岭地区以土门岭组为代表，岩性以砂板岩为主，夹灰岩、酸性凝灰岩及凝灰砂岩透镜体，沉积韵律明显，富产腕足等化石，是一套滨浅海相沉积地层（黑龙江省地质矿产局，1993，1997）。因此，哲斯组与土门岭组共同反映了中二叠世东北地区古亚洲洋滨岸沉积的空间发育特征（图10）。
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可见，早泥盆世时期，古亚洲洋滨岸带位于额尔古纳地块和佳木斯地块增生岩浆岩带南缘，呈带状展布。中二叠世，随着古亚洲洋的俯冲后撤及额尔古纳-佳木斯地块南缘增生杂岩带向南部的生长，古亚洲洋海岸向南部退却。
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3 中亚造山带东段山弯构造及其演化
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3.1 山弯构造的组成
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3.1.1 额尔古纳-佳木斯地块链及增生岩浆岩带
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东部地区的古生代构造格局表现为一个完整的由东、中、西三部分组成的山弯构造，其西翼由额尔古纳地块及其东南侧的早古生代兴安增生地体构成; 东翼部为佳木斯地块及其西侧的早古生代张广才岭陆缘弧; 中部为晚古生代松辽增生地体。
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图9 兴安增生地体（XAT）（a）与张广才岭陆缘弧（ZCMA）（b）早古生代岩浆事件对比
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Fig.9 Relative probability plots of early Paleozoic magmatic events of XAT (a) and ZCMA (b)
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古地磁资料表明，中亚造山带东部地质体在早古生代主体位于赤道附近，当时额尔古纳地块陆缘形成兴安增生地体，佳木斯地块陆缘形成张广才岭陆缘增生弧。同时，两地块可能相距较近构成一个带状展布的地块链，之后经历了总体的向北漂移，晚古生代到达北半球，之后持续北移（Kravchinsky et al.，2002; Metelkina et al.，2013; Gordienko et al.，2018; Torsvik，2019; Ren Qiang et al.，2020; Zhang Donghai et al.，2021b）。同时，由于古亚洲洋的俯冲和后撤，导致地块链发生弯曲。二叠纪末期—早三叠世可能由于蒙古鄂霍茨克洋的俯冲使得额尔古纳-兴安地体进一步逆时针旋转。在松辽盆地东部，泛大洋大致在晚石炭世开启了对佳木斯地块东缘的俯冲，导致佳木斯-张广才岭块体也进一步顺时针旋转，松辽增生地体则被围陷于中间部位。山弯核部的最北部可能延伸至俄罗斯远东地区。
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3.1.2 晚古生代古地理格局
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王成文等（2009）通过对早泥盆世和中二叠世两个沉积期典型剖面的系统研究发现，在松辽盆地西部，早泥盆世海相地层分布于中蒙古的Saishand地区，向北东延伸至中国境内的阿尔山—满洲里—黑河一带，向北进入俄罗斯远东地区。之后又折回中国境内，在松辽盆地东部地区沿伊春—牡丹江—延吉一线，并环绕佳木斯地块分布（图10）。中二叠世，陆相沉积分布在北部，而南侧为海相，分布于额济纳旗-二连浩特-齐齐哈尔-松辽盆地-佳木斯地块南缘，松辽盆地中生代下部发育有大套的中二叠世哲斯组。
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总体来说，两个沉积期的地层空间上呈褶曲的带状平行分布特征，早泥盆世晚期地层分布于中二叠世沉积层北部，而且中二叠世沉积表现为北陆南海的特征，说明当时北部为额尔古纳地块-兴安增生地体和佳木斯地块-张广才岭陆缘弧构成的古陆，而南部为古亚洲洋，构造了北陆南海的古地理格局，反映古亚洲洋北岸逐渐向南退却（王成文等，2009; Liu Yongjiang et al.，2021）。以松辽盆地为界，随着山弯构造的形成，西侧地层转为北东向展布，东侧地层转为北西或近南北展布，构成向南开口的弯曲沉积条带（图10），指示晚古生代晚期松辽盆地是一个古亚洲洋的海湾。
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3.1.3 中国东北与蒙古、俄罗斯远东地区构造单元对比
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中国东北山弯构造有相当部分均延伸出境，如西翼向南西延伸至中蒙古地区，向北东延伸至俄罗斯境内，东翼也向北延伸至俄罗斯境内。因此，要全面认识中国东北山弯构造，有必要探讨相应地质体在境外的延伸情况。
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中国东北山弯构造西翼的额尔古纳地块向南西方向的中蒙古地区，Ereendavaa地块也是一个具有元古宙基底的地块，基底物质岩性包括片麻岩、角闪岩、片岩、大理岩等，普遍被后期沉积和火山物质覆盖，并被寒武纪和泥盆纪花岗质岩浆侵入（Badarch et al.，2002）。Idermeg地块在Ereendavaa地块的南部，二者相邻，其基底物质由片麻岩、闪长岩、片岩、千枚岩组成，普遍被新元古代至寒武纪的大理岩、石英岩及砂岩覆盖，并被中晚寒武世花岗质岩浆侵入（Marinov et al.，1973; Badarch et al.，2002）。可见，额尔古纳地块与中蒙古的Ereendavaa和Idermeg两个地块具有相同的基底物质组成。同样，俄罗斯境内的马门地块也具有与额尔古纳地块相似的基底物质组成和早古生代岩浆岩事件（Khanchuk，2006; Serezhnikov and Volkova，2007; Sorokin et al.，2017a）。因此，额尔古纳地块与西南方向中蒙古地区的Ereendavaa和Idermeg地块以及北东方向俄罗斯远东境内的马门地块可以对比（图11），构成Ereendavaa（Idermeg）-额尔古纳-马门联合地块（简写为EEMB）。
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Fig.10 Sedimentary facies distribution of the Early Devonian and Middle Permian in Northeast China and adjacent area (after Wang Chengwen et al., 2008, 2009)
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图11 中国东北地区（据Liu Yongjiang et al.，2021）与蒙古中南部（Badarch et al.，2002）和俄罗斯远东地区南部（Sorokin et al.，2017b）构造单元的对比
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Fig.11 Correlation of the tectonic units in NE China (modified from Liu Yongjiang et al., 2021) and Mongolia (modified from Badarch et al., 2002) and Russia Far-East (modified from Sorokin et al., 2017b)
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图12 东北主要构造单元寒武纪（约500 Ma）（a、b）、奥陶纪早期（约480 Ma）（c）与早泥盆世（约420 Ma）（d、e、f）的大地构造位置及早古生代构造演化（图例与简称见图14）
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Fig.12 Tectonic location of main tectonic units of NE China of Cambrian (ca.500 Ma) (a, b) , Early Ordovician (ca.480 Ma) (c) and Early Devonian (ca.420 Ma) (d, e, f) , and their tectonic evolution during Early Paleozoic time (legends and abbreviations refer to Fig.14)
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在Idermeg以南的南蒙古地区，包括近乎平行的两个北东走向狭长地体:Mandalovoo和Nuhetdavaa地体。其中，Mandalovoo地体主体由奥陶纪—石炭纪火成岩与沉积岩组成的，并经过强烈的构造变形改造作用（Badarch et al.，2002）。Nuhetdavaa地体由志留纪花岗岩、花岗闪长岩，以及晚古生代侵入岩与具沟-弧-盆体系的沉积岩构成。两个地体总体上均缺乏统一的前寒武纪基底，以增生造山为主要成因，同中国境内的兴安增生地体可以对比（图11）。
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俄罗斯远东境内的布列亚地块主体由古生代及早中生代侵入岩组成（Khanchuk，2006; Sorokin et al.，2011; Sorokin et al，2012），其前寒武纪基底主要为太古宙变质杂岩与变质沉积岩（Zabrodin et al.，2007; Khanchuk，2006; Serezhnikov et al，2007）、元古宙变质沉积地层（Khanchuk，2006; Zabrodin et al.，2007）及新元古代岩浆杂岩（Sorokin et al.，2017b）组成。布列亚地块与佳木斯地块经历了相同的新元古代与早古生代变质事件，说明他们至少在新元古代以来已经是统一的地块（Sorokin et al.，2019）。同时，南部的兴凯地块也具有与佳木斯地块相同的前寒武纪基底与古生代构造岩浆事件，构成统一的近南北展布的布列亚-佳木斯-兴凯地块（简写为BJKB）（图11）。
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图13 东北主要构造单元晚泥盆世（约360 Ma）大地构造位置（a）及晚古生代构造演化（b~d）（图例与简称见图14）
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Fig.13 Tectonic location of the main units of NE China in the Late Devonian (ca.360 Ma) (a) , and their tectonic evolution during Late Paleozoic (b~d) (Legends and abbreviations refer to Fig.14)
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3.2 中国东北山弯构造演化
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3.2.1 早前寒武纪古亚洲洋活动陆缘
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早寒武世，EEMB与BJKB的古纬度位于赤道附近（图12a），大致在西伯利亚克拉通的西北方向。且两大地块相距并不远，可能以某个转换断层相隔（图12b）。在EEMB北部（当时的方位，下同），受古亚洲洋洋内俯冲作用影响，形成了头道桥-新林-多宝山洋内岛弧带，构成西太平洋型活动陆缘，以该带为界，将古亚洲洋分割为新林-喜桂图洋和贺根山-嫩江洋（图12b）。在BJKB北部，龙凤山洋向BJKB陆缘发生安第斯型俯冲（图12b）。
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3.2.2 早古生代古亚洲洋板片俯冲后撤与陆缘岩浆岩带的增生
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晚寒武世早期（~500 Ma），随着头道桥-新林-嘎仙-吉峰-环宇洋岛和岛弧（未来的兴安增生地体）与额尔古纳地块的拼贴，新林-喜桂图洋闭合（Fig.12c），后缘的贺根山-嫩江洋持续俯冲，开启了兴安增生地体大规模生长的序幕。同时，龙凤山洋对BJKB北缘发生安第斯型俯冲，导致了张广才岭陆缘弧的增生。寒武纪末期，EEMB与BJKB通过构造运移及陆缘增生大致连接形成一个近东西向展布的地块链。奥陶纪—志留纪（485~420 Ma）贺根山-嫩江-龙凤山洋向EEMB-BJKB地块链持续俯冲，兴安增生地体与张广才岭陆缘弧持续增生扩大，同时，地块链发生顺时针旋转，由原来的近东西向展布旋转至北西西向展布（图12d、e）。
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在中亚造山带东段南缘，索伦洋于早古生代早期开启了双向俯冲模式，南向俯冲在华北克拉通北缘形成了白乃庙岛弧、温都尔庙增生杂岩带等。北向俯冲形成了宝力道岛弧等早古生代增生体，并与锡林浩特微地块和龙江微地块一并构成了松辽增生地体雏形，并在随后索伦洋的俯冲后撤过程中不断增生（图12f）。
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3.2.3 晚古生代东北山弯的褶曲就位
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（1）泥盆纪（420~360 Ma）。整个东北亚转入了一个构造-岩浆活动寂静期，在贺根山-嫩江-龙凤山洋周缘发育了被动陆缘型沉积，如泥鳅河组、黑龙宫组等（图13a、b）。
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（2）早石炭世（360~330 Ma）。索伦洋和贺根山-嫩江-龙凤山大洋再次开始俯冲和后撤，EEMB-BJKB地块链发生弯曲，并继续顺时针旋转，其东南缘转变为安第斯型活动陆缘（图13c）。同时，贺根山-嫩江-龙凤山洋也开始向初始松辽增生地体北缘俯冲。南部索伦洋重新启动了向南侧华北克拉通北缘和北侧松辽增生地体南缘的双向俯冲。
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图14 东北主要构造单元二叠纪（约260 Ma）大地构造位置（a）及晚古生代末期—中生代构造演化（b~d）
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Fig.14 Permian (ca.260 Ma) tectonic location (a) and Early Paleozoic-Mesozoic tectonic evolution (b~d) of the major units of NE China
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AFR—非洲板块; ANT—南极板块; ARB—阿拉伯板块; AUS—澳大利亚板块; BAL—波罗的板块; Tr—塔里木板块; IC—印支板块; IND—印度板块; NAM—北美板块; NC—华北板块; SAM—南美板块; SC—华南板块; SIB—西伯利亚板块; MOO—蒙古-鄂霍次克洋; PAO—古亚洲洋; EEMB—Ereendavaa（Idermeg）-额尔古纳-马门联合地块; BJKB—布列亚-佳木斯-兴凯地块; XAT—兴安增生地体; ZCMA—张广才岭陆缘弧; SAT—松辽增生地体; XXS—新林-喜桂图缝合带; LFS—龙凤山缝合带; SXCYS—索伦克尔-西拉木伦-长春-延吉缝合带
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AFR—Africa; ANT—Antarctica; ARB—Arabia; AUS—Australia; BAL—Baltica; Tr—Tarim; IC—Indochina; IND—India; NAM—North America; NC—North China; SAM—South America; SC—South China; SIB—Siberia; MOO—Mongo-Okhotsk Ocean; PAO—Paleo-Asian Ocean; EEMB—Ereendavaa-Erguna-Mamyn block; BJKB—Bureya-Jiamusi-Khanka block; XAT—Xing'an accretionary terrane; ZCMA—Zhangguangcai range continental marginal arc; SAT—Songliao accretionary terrane; XXS—Xinlin-Xiguitu suture; LFS—Longfengshan suture; SXCYS—Solonker-Xar Moron-Changchun-Yanji suture
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（3）晚石炭世（330~310 Ma）。根据Bretshtein and Klimova（2007）的古地磁研究，该时期内中国东北及华北发生了大幅度的向北位移，从原来的低纬度地区到了高纬度地区。贺根山-嫩江-龙凤山洋也于晚石炭世早期（~320 Ma）闭合，松辽增生地体的主体沿贺根山—黑河—龙凤山一线碰撞拼贴于EEMB-BJMB地块链南缘（图13d）。至此，整个东北地区各构造单元聚合为一个统一的地块，部分文献中称为佳蒙地块（王成文等，2008; Liu Yongjiang et al.，2017）。
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南部索伦洋古洋壳继续发生南北双向俯冲，其中北侧表现为西太平洋型俯冲，随着索伦洋向北的持续俯冲和后撤，导致链状的东北地块群发生向南的弯曲。同时，EEMB北西侧的鄂霍茨克洋可能开启了向EEMB西缘的俯冲，在BJKB东北侧泛大洋开启了向BJKB北缘的俯冲作用。另外，泛大洋向BJKB俯冲的同时也开始出现洋内俯冲，形成洋岛（未来的跃进山增生杂岩）。
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（4）晚石炭世—中二叠世（310~260 Ma）。伴随着索伦洋向北的持续俯冲和后撤，东北地区东—西两侧地质体发生进一步的相向弯曲，山弯构造的雏形基本形成。同时，泛大洋向西的俯冲导致跃进山杂岩拼贴就位于佳木斯地块东缘（图14a、b）。松辽增生地体南缘因相对褶曲而形成一个向南开口的半封闭海湾，索伦洋继续南北双向俯冲并快速萎缩。且西侧洋盆的缩小速率要远大于东侧，形成空间上西窄东宽的喇叭形洋盆（图14b）。
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（5）晚二叠世—早中三叠世（260~240 Ma）。索伦洋继续俯冲、后撤，西北部蒙古-鄂霍茨克洋向南东的俯冲和东部泛大洋向西的俯冲进一步导致山弯构造东、西两翼的弯曲。同时华北克拉通发生显著逆时针旋转，导致索伦洋西侧于晚二叠世沿索伦克尔—西拉木伦—长春—延吉一线呈西早东晚的剪刀式闭合（图14c）。在东部，泛大洋洋壳发生俯冲后撤，佳木斯地块进入弧后伸展构造背景，在晚二叠世末—早三叠世沿着牡丹江—依兰发生陆内裂解，牡丹江洋打开（图14c）。
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（6）晚三叠世—晚侏罗世（230~150 Ma）。随着东部古太平洋的持续俯冲，导致饶河杂岩增生拼贴于佳木斯地块东缘，牡丹江洋闭合，同时，中国东北山湾最终形成（图14d）。
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4 结论
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（1）中亚造山带东段主要由具有前寒武纪基底的额尔古纳地块和佳木斯地块及其张广才岭陆缘弧、兴安增生地体以及包含有少量古老残块的松辽增生地体组成，其间分别由古亚洲洋的分支新林-喜桂图洋、贺根山-嫩江洋与龙凤山洋隔开，南部由古亚洲洋主洋盆——索伦洋与南侧华北克拉通相隔。
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（2）早古生代，西部额尔古纳地块东南部（现今方位，下同）为西太平洋型活动陆缘，发育有嘎仙-吉峰-环宇洋内弧和头道桥洋岛海山，大约500 Ma随着新林-喜桂图洋的关闭，这些洋内弧和洋岛拼贴增生于额尔古纳地块东南缘。随后贺根山-嫩江洋的俯冲和后撤形成了一系列沟-弧-盆体系，持续的俯冲导致弧陆碰撞和陆缘增生，形成兴安增生地体的主体。同时，东部佳木斯地块西部发育有龙凤山洋的安第斯型俯冲活动陆缘，在佳木斯地块西缘形成了张广才岭陆缘弧。伴随着各大洋的俯冲和陆缘增生，额尔古纳地块和佳木斯地块以及它们的陆缘增生带构成了一个早古生代近东西向展布的地块链。南部以锡林浩特-龙江古老残块为核心发生陆缘俯冲，形成松辽增生地体雏形。索伦洋发生双向俯冲，并通过弧陆碰撞产生陆缘增生，总且体呈现出北向安第斯型俯冲和南向西太平洋型俯冲的特点。
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（3）晚古生代，伴随索伦洋向北的俯冲消减和后撤，总体呈现出北向西太平洋型和南向安第斯型的俯冲特点，而北向俯冲后撤作用导致早古生代形成的地块链不断向南弯曲，构成山弯构造的雏形，索伦洋逐渐演变成半封闭的海湾。晚古生代末期到早中生代索伦洋的最终闭合以及西北部蒙古鄂霍茨克洋和东部泛大洋的俯冲挤压，使山弯构造的两翼进一步旋转与褶曲，早期的古老地块、增生地体、弧岩浆岩、沉积建造等发生汇聚，最终形成一个以额尔古纳地块和兴安增生地体为西翼，佳木斯地块和张广才岭陆缘弧为东翼，松辽增生地体为核心的大规模中国东北山弯构造。
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摘要
中亚造山带东段位于西伯利亚和华北克拉通之间,经历了多构造体系叠加和多旋回洋陆转换的复杂演化过程,目前大量研究均以构造带为核心来限定区域构造格局,但一直争议较大。本文以构造单元的构造属性及其形成过程为主线,结合区域构造带演化,重新厘定了中国东北地区基本构造格局,建立了中国东北山弯构造演化模型。研究表明,古生代时期中国东北地区的主要构造单元由两个具前寒武纪基底的古老地块——额尔古纳地块和佳木斯地块及其张广才岭陆缘弧与两个古生代增生地体——兴安增生地体和松辽增生地体组成,其间由古亚洲洋分支新林-喜桂图洋、贺根山-嫩江洋、龙凤山洋和索伦洋分割。早古生代,西部额尔古纳地块东南部为西太平洋型活动陆缘,发育有嘎仙-吉峰-环宇洋内弧和头道桥等洋岛,~500 Ma随着新林-喜桂图洋的关闭,这些洋内弧和洋岛拼贴增生至额尔古纳地块东南缘。随后贺根山-嫩江洋的俯冲和后撤形成了一系列沟-弧-盆体系,持续的俯冲导致弧陆碰撞和陆缘增生,形成兴安增生地体的主体。同时,东部佳木斯地块西侧发育有龙凤山洋的安第斯型俯冲活动陆缘,形成了张广才岭陆缘弧。伴随着各大洋的俯冲和陆缘增生,额尔古纳地块和佳木斯地块以及它们的陆缘增生带构成了一个早古生代近东西向展布的地块链。南部以锡林浩特-龙江微地块为核心发生陆缘俯冲,形成松辽增生地体雏形。索伦洋发生双向俯冲,并通过弧陆碰撞产生陆缘增生。晚古生代,伴随着古亚洲洋的北向俯冲和后撤,早期形成的地块链逐渐发生向南弯曲。二叠纪末期—中三叠世古亚洲洋俯冲消减闭合以及西北部蒙古-鄂霍茨克洋和东部泛大洋的俯冲挤压,导致地块链进一步弯曲,同时,早期的古老地块、增生地体、弧岩浆岩、沉积建造等发生汇聚,最终形成一个以额尔古纳地块和兴安增生地体为西翼,佳木斯地块和张广才岭陆缘弧为东翼,松辽增生地体为核心的大规模山弯构造——中国东北山弯构造。
Abstract
The eastern Central Asian Orogenic Belt (CAOB), which located between Siberia Craton to the north and North China Craton to the south, has experienced complex evolutionary history of superposition of multi-tectonic domains and multi-cycle ocean-continental transition. Nowadays, majority of research try to reconstruct regional tectonic framework based on the main tectonic belts, however, there are always many controversial problems due to the uncertain positions and timing of the tectonic belts. This study focused on nature and formation process of main tectonic units, combining with evolution of regional tectonic belts, to redefine the basic tectonic framework of NE China, and establishing the pattern and evolutionary history of NE China Orocline. Our research shows that NE China region composed by two ancient blocks, Erguna and Jiamusi-Khanka blocks with Precambrian basements, and two accretionary terranes, Xing'an and Songliao accretionary terranes that formed by Paleozoic subduction-accretion process. These units were seperated by Xinlin-Xiguitu, Hegenshan-Nenjiang, Longfengshan and Solonker oceans. In the Early Paleozoic the SE Erguna block in the western NE China region was featured by “Western Pacific type” active continental margin, forming intra-oceanic arc of Gaxian-Jifeng-Huanyu and Toudaoqiao oceanic island, which together accreted to SE margin of Erguna block due to the closure of the Xinlin-Xiguitu Ocean at ca. 500 Ma. The following continuously retreat subduction of Hegenshan-Nenjiang oceanic lithosphere formed series of trench-arc-basin systems. The continuing collisions of the arc-continent led significant continental accretion to form the main parts of the future Xing'an accretionary terrane (XAT). Meanwhile, the west margin of Jiamusi block in eastern NE China region experienced “Andean type” subduction of Longfengshan oceanic lithosphere, forming Zhangguangcailing continental marginal arc (ZCMA) correspondingly. As a result, a huge west-to-east Early Paleozoic continental chain had been constructed by Erguna and Jiamusi blocks and their accretionary margins. In the south the subduction and accretion around Xilinhot and Longjiang ancient micro-continental fragments produced the primitive Songliao accretionary terrane (SAT). In the Late Paleozoic era, the Early Paleozoic continental chain experienced large scale rotation and bending due to the northward subduction and rollback of the Solonker ocean. During late Permain-middle Triassic the continental chain was further bulcked by both the subduction and rollback of Solonker ocean and the subduction compression of Mongol-Okhotsk Ocean and Panthalassa. The blocks, accretionary terranes, magmatic arcs and sediments were amalgamated and bended to form a huge NE China Orocline, with Erguna block and XAT as its western limb, Jiamusi block and ZCMA as its eastern limb, and SAT in the core.
