中國東北晚中生代—新生代盆山體系構(gòu)造演化及成因探討

王五力，付俊彧，楊雅軍

（沈陽地質(zhì)礦產(chǎn)研究所，遼寧沈陽110034）

中國東北晚中生代—新生代盆山體系構(gòu)造演化及成因探討

王五力，付俊彧，楊雅軍

（沈陽地質(zhì)礦產(chǎn)研究所，遼寧沈陽110034）

中國東北盆山體系主要形成和發(fā)展于晚侏羅世晚期—新近紀(jì)，經(jīng)歷了晚侏羅世晚期—早白堊世小盆山（盆嶺）和晚白堊世—新近紀(jì)大盆山（盆山）兩個階段的構(gòu)造發(fā)展過程.盆嶺階段起始于東北高原向盆嶺體系轉(zhuǎn)換的張家口期，全盛于義縣—九佛堂期，萎縮于盆嶺向盆山體系構(gòu)造轉(zhuǎn)換的沙?！沸缕冢Y(jié)束于張老公屯期（東山期）.盆山階段經(jīng)歷了晚白堊世早期大規(guī)模拗陷、晚白堊世晚期拗陷萎縮、古近紀(jì)大規(guī)模裂谷和新近紀(jì)后裂谷拗陷.認(rèn)為太平洋板塊對盆山體系形成和發(fā)展有巨大的影響，但無論是板塊、地幔柱和超級地幔柱均不太可能形成如此規(guī)模，又具北北東向的中—新生代巖漿巖帶和盆山體系，更可能是超級地幔熱帶、地幔柱和東亞多向板塊匯聚背景下，西太平洋板塊俯沖共同作用的結(jié)果.

盆山體系；構(gòu)造演化；超級地幔熱帶；地幔柱；太平洋板塊；中國東北

中國東北在早中生代，特別是中—晚侏羅世形成板內(nèi)造山和東北高原［1-6］，雖然是擠壓和伸展交替出現(xiàn)，但主導(dǎo)性的是收縮和擠壓.局部地區(qū)形成收縮（擠壓）型盆山構(gòu)造，但并未形成盆山體系，與后期大規(guī)模伸展構(gòu)造背景下的盆山體系有著本質(zhì)上的不同.中國東北盆山體系主要形成和發(fā)展于晚侏羅世晚期—新近紀(jì)，經(jīng)歷了晚侏羅世晚期—早白堊世小盆山（下稱盆嶺）和晚白堊世—新近紀(jì)大盆山（下稱盆山）2個階段的構(gòu)造發(fā)展過程.

1 盆嶺體系構(gòu)造階段（晚侏羅世晚期—早白堊世）

盆嶺構(gòu)造階段起始于張家口期的火山活動，全盛于大規(guī)?；鹕阶饔玫牧x縣—九佛堂期，萎縮于沙?！沸缕?，結(jié)束于張老公屯期（東山期）.義縣期及其后所形成的東北亞巨大面型展布的盆嶺群，大多數(shù)是義縣期火山活動后續(xù)所形成的斷陷盆地，自義縣期開始發(fā)育，至孫家灣期出現(xiàn)類磨拉石沉積建造為止.因此盆嶺（小盆山）階段（135～96 Ma）為張家口期—張老公屯期.盆嶺構(gòu)造階段經(jīng)歷了3個次級演化階段.

1.1 東北高原向盆嶺體系的轉(zhuǎn)換

早中生代東北高原向晚中生代盆嶺體系的轉(zhuǎn)換期，是構(gòu)造背景從總體擠壓到總體伸展的過渡期，是伸展與擠壓的并存期，也是從前期東西向構(gòu)造和近南北向構(gòu)造并存向構(gòu)造線以北北東向為主體的構(gòu)造轉(zhuǎn)換期.該時期為晚侏羅世晚期張家口期—大北溝期，也是燕山運動第二幕（B幕）的持續(xù)期.

伸展型張家口期火山作用局限于額爾古納-大興安嶺-燕遼一帶，伸展作用處于有限的起始階段.大興安嶺是主要伸展區(qū)，張家口期所形成的斷陷-拗陷伸展型火山盆地遍布整個大興安嶺區(qū)域.但盆地構(gòu)造線方向在大興安嶺主脊及東坡，受濱太平洋構(gòu)造域的影響，為北北東向.而在大興安嶺西部，受古亞洲構(gòu)造域的制約，沿蒙古弧東緣方向分布，為北東東—北東向.

前期的擠壓格局繼續(xù)發(fā)展的表現(xiàn)為，大興安嶺外東北其余地區(qū)，除三江地區(qū)外，基本未發(fā)現(xiàn)沉積與火山活動，而是持續(xù)隆起.因此擠壓作用在持續(xù)，前陸推覆構(gòu)造繼續(xù)和基本結(jié)束，鄂霍次克造山帶已開始形成，并形成漠河盆地的左行推覆構(gòu)造體系［7］.同時，在佳木斯地塊上東榮組與滴道組之間的角度不整合代表了鄂霍次克造山帶與佳木斯地塊的擠壓，以斷塊抬升為主，形成平緩開闊的褶皺，主要構(gòu)造線方向為東西和北東向.總體反映出南北向擠壓所形成的推覆構(gòu)造和塊斷造山.燕遼地區(qū)在土城子期末發(fā)生的最主要逆沖推覆構(gòu)造基礎(chǔ)上，在遼西地區(qū)張家口期沉積不發(fā)育，遼吉東部普遍缺失，代表了燕山運動第二幕的持續(xù)影響.因此該時期是伸展作用開始，前期擠壓造山作用高潮繼續(xù)和基本結(jié)束的承前啟后的轉(zhuǎn)換期.

1.2 盆嶺體系的形成與分布

早白堊世義縣—張老公屯期，全面形成盆嶺構(gòu)造體系，并在東北亞廣泛地分布，呈面形展布于中國東北、俄羅斯南濱海，往北達(dá)到鄂霍次克造山帶，往西至外貝加爾、蒙古東北部，往南到冀北-遼西、遼東-朝鮮北部地區(qū).李思田［8］稱之為“東北亞斷陷盆地系”，并進(jìn)一步分為4個帶.第1帶：外貝加爾帶；第2帶：大興安嶺以西帶，東界為大興安嶺，西界到蒙古國喬巴山市以西；第3帶：松遼帶，位于大興安嶺以東，其寬度相當(dāng)現(xiàn)今松遼平原的寬度，本帶出露較好的部分在遼寧省和內(nèi)蒙昭烏達(dá)盟地區(qū)，向北延伸并被松遼盆地晚中生代末期的沉積和新生代沉積所掩蓋；第4帶：遼吉東部帶，此帶的盆地主要分布于遼寧、吉林兩省東部和黑龍江省部分地區(qū)，僅有少數(shù)小型斷陷盆地稀疏分布.

中國東北斷陷盆地群既分布于前期的造山帶上，如燕山、大興安嶺，也分布于前期地塊之上，如松遼地塊、遼東地塊等.當(dāng)時盆嶺構(gòu)造發(fā)育典型地區(qū)是在大興安嶺、遼西-松南區(qū)和松遼中心區(qū)（圖1）.以下分別論述.

（1）大興安嶺義縣—張老公屯期的盆嶺體系形成于滿克頭鄂博—白音高老期，發(fā)展于龍江—南屯期，萎縮于大磨拐—伊敏期，結(jié)束于伊敏晚期（張老公屯期、東山期）.同時形成了大興安嶺地區(qū)隆起帶和沉降帶相間的構(gòu)造格局.西部為古亞洲構(gòu)造域與濱太平洋構(gòu)造域過渡區(qū)，自北向南分布有額爾古納-滿洲里、東烏旗、蘇尼特-西烏旗、溫都爾廟-固陽-多倫4條大致平行于蒙古弧走向的隆起帶.其間分別為海拉爾-根河、二連-烏拉蓋-霍林格勒、騰格爾-霍善達(dá)克3條沉降帶.在上黑龍江地區(qū)發(fā)育有鄂霍次克山前沉降帶.東部為濱太平洋構(gòu)造域，發(fā)育有北北東向的大興安嶺中央隆起帶（林西-大石寨-加格達(dá)奇隆起帶）和大興安嶺東坡裂陷帶.

大興安嶺區(qū)西部的盆嶺體系是在前期造山帶基礎(chǔ)上產(chǎn)生的，是在古生代額爾古納地塊、海拉爾弧后盆地、東烏旗島弧、西烏旗弧后盆地、林西島弧和華北板塊北緣造山帶基礎(chǔ)上形成的.東部的盆嶺體系雖有多寶山島弧和烏蘭浩特島弧的部分基礎(chǔ)，但基本上是新生的.

大興安嶺中央隆起帶是侏羅紀(jì)火山巖盆地的主要分布區(qū)，但集中于中部和南部.侏羅紀(jì)—白堊紀(jì)火山巖盆地則廣泛分布于大興安嶺的東西兩側(cè).白堊紀(jì)火山巖盆地集中在大興安嶺東坡北部的盆地中.可以劃分出大興安嶺主脊中部侏羅紀(jì)火山巖帶、大興安嶺主脊南部侏羅紀(jì)火山巖帶、大興安嶺西北坡侏羅—白堊紀(jì)火山巖帶、大興安嶺西南坡侏羅—白堊紀(jì)火山巖帶、大興安嶺東南坡侏羅—白堊紀(jì)火山巖帶、大興安嶺東北坡白堊紀(jì)火山巖帶（圖2）.

（2）遼西-松南地區(qū)盆地也分布在一系列的沉降帶和隆起帶之上.走向主要為北北東、北東和近南北向，個別有近東西向，從而使全區(qū)成為南北分塊、東西分帶的構(gòu)造格局.自西向東有承德－赤峰－大興安嶺東坡帶、下遼河－鐵法－雙遼（包括東、西帶）帶和鐵法－開原－梨樹帶.由赤峰－開原、西倫木拉河和凌源－北票等大斷裂所控制的近東西向隆起帶有舊廟－建平、哲南和鐵法隆起.另外，由分支斷裂控制了次一級的隆起，例如在遼西有凌源－叨爾登、鳳凰山－瓦房子、松嶺－南票和醫(yī)巫閭山等4條隆起，在開魯區(qū)有哲中盆地內(nèi)東明、東蘇日吐、哲東和三刀吐－大四家子等4條隆起.上述隆起帶控制了區(qū)內(nèi)主要沉降帶和盆地的分布（圖 3）.

（3）松遼中部區(qū)為松遼盆地主體區(qū)，具有50多個斷陷類盆地.可以孫吳-雙遼斷裂帶為界，西部為西坡盆地群，東部為松遼區(qū)裂谷斷陷區(qū).松遼中央隆起東、西兩側(cè)形成兩條裂谷帶，以西側(cè)的大慶、古龍、長嶺等盆地和東側(cè)的杏山、鶯山、榆樹、德惠等盆地為代表.在早白堊世晚期—登樓庫期，安達(dá)-扶余中央隆起兩側(cè)的裂谷進(jìn)一步發(fā)展，形成統(tǒng)一的裂谷，其中長嶺-大慶裂谷帶區(qū)最為發(fā)育.中央隆起和裂谷帶很可能與前述的下遼河－鐵法－雙遼（包括東、西帶）帶相連，控制性斷裂帶是郯廬和孫吳-雙遼斷裂帶.

在遼吉東部區(qū)，因受古太平洋板塊斜向俯沖作用的影響，郯廬斷裂帶走滑平移，依蘭-伊通和敦化-密山地塹開始形成.所形成的盆地為多種方向的拗陷和斷陷盆地.盆地類型主要有擠壓型的延吉、蛟河盆地，拉分伸展型的遼東區(qū)盆地，弱伸展的吉中遼源等盆地和先拉伸后擠壓的吉南柳河、渾江、通化等盆地.

1.3 盆嶺向盆山體系構(gòu)造轉(zhuǎn)換

在早白堊世義縣—張老公屯期全面形成的盆嶺構(gòu)造體系中，沙?！獜埨瞎推冢ɑ蛞撩羝凇⒛吕狻獤|山期）為盆嶺構(gòu)造階段發(fā)展的晚期，是盆嶺體系向盆山體系構(gòu)造轉(zhuǎn)換的過渡期.之后從孫家灣期（或猴石溝期、泉頭期）開始進(jìn)入盆山體系發(fā)展演化階段.

沙?！獜埨瞎推谏煺古c擠壓并存.一方面，松遼盆地登樓庫期裂谷進(jìn)一步發(fā)展，是松遼盆地基底裂谷高峰期，并延續(xù)到青山口組沉積期.泉頭組和青山口組有近南北向展布的同沉積生長斷層.表明后期局部地區(qū)繼續(xù)伸展.120～100 Ma發(fā)生引張裂陷形成沂沭或伊蘭-伊通裂谷帶，沿敦化-密山斷裂發(fā)育拉分盆地和火山活動，以及遼西張老公屯組、黑龍江東部東山組、泉水村組等火山作用.另一方面，總體表現(xiàn)為擠壓和隆起.大興安嶺東緣山前嫩江斷裂逆沖推覆構(gòu)造進(jìn)一步發(fā)展.海拉爾盆地在大磨拐—伊敏期早期出現(xiàn)構(gòu)造反轉(zhuǎn).伊敏末期，一些前期凹陷發(fā)生強(qiáng)烈的擠壓變形.拉布達(dá)林盆地在大磨拐河組沉積時期受到擠壓作用，原來控陷正斷層大多發(fā)生正反轉(zhuǎn)作用，并且在盆地中形成斷層傳播褶皺和斷層轉(zhuǎn)折褶皺.在遼西地區(qū)，沙海組和孫家灣組沉積期普遍隆起.沙海組、孫家灣組紅雜色類磨拉石沉積，代表了隆起后的剝蝕沉積.同時產(chǎn)生以北票南天門斷裂為代表的逆沖斷裂系.早白堊世末期100～90 Ma，郯廬斷裂發(fā)生重要的左行走滑活動，使敦化-密山和伊蘭-伊通裂谷帶發(fā)生構(gòu)造反轉(zhuǎn).松遼盆地以東的許多控盆正斷層均發(fā)生構(gòu)造反轉(zhuǎn)，形成壓扭性逆斷層和逆沖斷層，敦密斷裂還切割了蘇子河盆地的北端.黑龍江東部東山組與穆棱組之間的角度不整合，可能代表穆棱組沉積之后曾發(fā)生過一次以擠壓逆沖為主的構(gòu)造運動.在三江盆地、雞西盆地和勃利盆地，在穆棱組沉積之后均產(chǎn)生構(gòu)造反轉(zhuǎn)構(gòu)造.因此，阜新組與孫家灣組及相當(dāng)?shù)膶游恢g產(chǎn)生的燕山運動第三幕所形成的不整合遍及全區(qū)，表明該時期全區(qū)擠壓隆起，結(jié)束了盆嶺期的發(fā)展，是一次重要的盆山轉(zhuǎn)換運動.

2 盆山體系構(gòu)造階段（晚白堊世—新近紀(jì)）

圖2 大興安嶺中新生代盆地分布示意圖Fig.2 Distribution of the Meso-Cenozoic basins in Daxinganling region

晚白堊世和新生代古近紀(jì)、新近紀(jì)（96～2.6 Ma）形成了盆山體系.中國東北西部有大興安嶺，東部有張廣才嶺-遼吉東部高地，中間夾持有大型松遼盆地，張廣才嶺以東和遼吉東部高地以北有三江-中阿穆爾盆地、渤海灣-下遼河裂谷盆地、敦化-密山和伊蘭-伊通裂谷等（圖4）.

盆山體系發(fā)展始于晚白堊世初期（燕山運動三幕），經(jīng)晚白堊世、古近紀(jì)，直至新近紀(jì).整個演化過程在前期盆嶺向盆山構(gòu)造轉(zhuǎn)換（早白堊世晚期擠壓隆起及郯廬斷裂大規(guī)模左行平移階段）的基礎(chǔ)上，又經(jīng)歷了2個階段（Ⅰ、Ⅱ），4個小階段（1）～（4）.I.晚白堊世大規(guī)模拗陷階段：（1）大規(guī)模拗陷（）；（2）大規(guī)模拗陷萎縮（）.Ⅱ.新生代大規(guī)模裂谷階段 ：（3）大規(guī)模裂谷（E）；（4）后裂谷拗陷（N）.

2.1 晚白堊世大規(guī)模拗陷

燕山運動第三幕以后，由強(qiáng)烈擠壓轉(zhuǎn)向晚白堊世早期強(qiáng)烈伸展，松遼盆地在裂谷斷陷基礎(chǔ)上產(chǎn)生大規(guī)模疊覆拗陷，嘉蔭-結(jié)雅-布列亞盆地與松遼盆地同步發(fā)展，是同一伸展構(gòu)造背景下，中等規(guī)模的斷陷-拗陷.同時松遼盆地周邊的延吉、方正、大三江等盆地也進(jìn)入沉積拗陷階段.在大興安嶺西坡海拉爾和二連盆地由前期沉降帶斷陷轉(zhuǎn)變?yōu)橥砥谏煺剐头窃焐睫窒?，東坡大楊樹盆地已結(jié)束沉降，但受松遼盆地湖侵的影響，有松遼型的少量沉積.

2.2 晚白堊世晚期大規(guī)模拗陷萎縮

晚白堊世晚期四方臺-明水期，以燕山運動第四幕的強(qiáng)擠壓運動所造成的區(qū)域性不整合面為代表，標(biāo)志著前一個伸展構(gòu)造階段結(jié)束.之后，大規(guī)模拗陷萎縮，松遼等盆地準(zhǔn)平原化.至古新世喜馬拉雅運動第一幕，結(jié)束了盆山第一階段的發(fā)展.

2.3 古近紀(jì)大規(guī)模裂谷盆地階段

在喜馬拉雅運動第一幕使全區(qū)隆起基礎(chǔ)上，松遼等盆地進(jìn)一步萎縮和準(zhǔn)平原化.小興安嶺、延邊和三江地區(qū)，有松遼平原富峰山組和依安組等同期沉積，部分地區(qū)有玄武巖噴發(fā)，也存在前期大型拗陷萎縮晚期準(zhǔn)平原化的內(nèi)陸湖泊－沼澤沉積的產(chǎn)物.但是全區(qū)盆山體系格局猶存，進(jìn)入盆山體系第二階段.與此同時，古近紀(jì)的渤海灣-下遼河和伊蘭-伊通、敦化－密山等前期裂谷發(fā)展成大規(guī)模裂谷盆地.裂谷盆地主要為基性玄武巖噴發(fā)和類磨拉石夾有濱湖-湖沼相的含煤、油頁巖、黏土沉積，而在黑龍江省東部的雞西-綏濱一帶也有基性火山巖的噴發(fā)活動.

2.4 新近紀(jì)后裂谷拗陷階段

新近紀(jì)期間，喜馬拉雅運動已進(jìn)入第二幕，松遼等盆地平原化，殘留平原碎屑沉積.遼吉東部和三江平原主要為后裂谷拗陷型暗色或紅雜色碎屑沉積－大陸玄武巖沉積.渤海灣-下遼河等裂谷盆地進(jìn)入后裂谷期，玄武巖進(jìn)一步擴(kuò)大分布，后期玄武巖進(jìn)一步擴(kuò)展到大興安嶺及小興安嶺區(qū).

3 盆山體系成因探討

上述盆山體系形成與演化的成因是什么？本文簡要探討之.

對于中國東部盆山體系成因，目前有如下一些認(rèn)識：由于巖石圈巨量減薄、大規(guī)模巖漿作用、高原垮塌和大規(guī)模伸展作用；巖石圈大幅度減薄、超級地幔柱的活動［4］；將中國東部巖石圈巨量減薄視作燕山期陸內(nèi)造山和陸內(nèi)變形的后效［5，9］；認(rèn)為與潘基亞聯(lián)合大陸的裂解同步，中國東部裂谷開始出現(xiàn)［10］等.其中地幔底侵-拆沉-交代-轉(zhuǎn)型產(chǎn)生的巖石圈巨量減薄被認(rèn)為是主要的成因.

歷來，中國東部中新生代大陸邊緣的地球動力學(xué)背景存在多種意見，如認(rèn)為中國東部在燕山期存在類似安第斯型的主動大陸邊緣，也是歐亞板塊與太平洋板塊的邊界碰撞帶，盆地均為弧后拉張或擠壓條件下形成［11-12］.另有意見則強(qiáng)調(diào)了西伯利亞板塊、特提斯-印度板塊和太平洋板塊之間的相互作用，認(rèn)為中國東部中新生代盆地形成的地球動力學(xué)背景與三大板塊間相互作用及其間的復(fù)雜演化過程有密切的關(guān)系［13-14］.又如認(rèn)為由Izanagi（伊佐奈岐）板塊近北向運動，與中國東部大陸呈小角度相交而不發(fā)育島弧型巖漿作用［15］.李思田［8］指出巨大的東北亞斷陷盆地系，因范圍太大而無法用弧后拉張體制來解釋成因.邵濟(jì)安等［16-17］則采用地幔熱柱和底侵來解釋東北區(qū)前晚白堊時期中生代的巖漿作用，認(rèn)為無論底侵、拆沉還是地幔柱作用，與太平洋板塊無直接關(guān)系.與此同時，可能開始于180～155 Ma，高潮于145～120 Ma的中國東部的巖石圈減薄問題，成為研究熱點［18-20］.鄧晉福等［19］提出，燕遼地區(qū)燕山期時，在厚150～200km的印支期巖石圈基礎(chǔ)上，通過拆沉-去根作用，減薄了50km厚度.其成因于地幔的底侵、拆沉、交代和轉(zhuǎn)型［21］.吳福元等［22］認(rèn)為中國東部新生代巖石圈地幔的轉(zhuǎn)型實質(zhì)上是中生代巖石圈地幔轉(zhuǎn)型的一個不可分割的組成部分，是中生代巖石圈減薄過程的繼續(xù).路鳳香等［23］認(rèn)為白堊紀(jì)晚期—新生代中國東部主要是地幔物質(zhì)呈“蘑菇云”狀上涌，同時巖石圈伸展導(dǎo)致巖石圈減薄.董樹文等［5，24］認(rèn)為晚中生代早期的巖漿活動與巖石圈的拆沉作用有關(guān)，在中國東部印支期形成高原后，于160～150 Ma前后發(fā)生巖石圈的巨量減薄，導(dǎo)致軟流圈地幔上涌，形成巨量火山巖和花崗巖；冷超級地幔柱下沉導(dǎo)致的拆沉作用是中國周邊多向板塊匯聚（“東亞匯聚”）運動的動因；而后的伸展作用引起早白堊世巖石圈大幅度減薄以及強(qiáng)烈的巖漿活動，形成了大規(guī)模的火山巖省.張旗等［4，25］據(jù)埃達(dá)克巖的研究認(rèn)為中國東部高原主要發(fā)生在中晚侏羅世，中國東部大規(guī)模巖漿活動與巖石圈減薄有關(guān)，巖石圈減薄是下地殼拆沉，與太平洋板塊沒有關(guān)系；最大減薄的時間在燕山期，在這之前和之后，巖石圈是厚的；大規(guī)模巖漿活動可能與超級地幔柱的活動有關(guān)，是一種新的大火成巖省類型.

因此對中國東部大陸邊緣地球動力學(xué)背景的認(rèn)識并未統(tǒng)一.其中有4種代表性的觀點值得關(guān)注，一是以吳福元等［20，26］為代表提出與太平洋板塊俯沖有關(guān)說；二是以邵濟(jì)安等［17，27-28］為代表提出的與太平洋板塊俯沖無直接關(guān)系的底侵或軟流圈底辟說；三是張旗等［4］為代表提出的與太平洋板塊俯沖無關(guān)的超級地幔柱說；四是董樹文等［5，24］為代表提出的冷超級地幔柱導(dǎo)致“東亞多向板塊匯聚”和其后軟流圈地幔上涌的伸展作用說.問題涉及到地幔柱、超級地幔柱和周邊板塊，特別是太平洋板塊俯沖作用影響兩個方面.

筆者認(rèn)為大規(guī)模巖漿作用和盆山體系的成因，固然與巖石圈-下地殼減薄有關(guān)，但根本的成因應(yīng)從板塊作用、板塊及古地塊之間俯沖形成的冷板片可能激發(fā)形成地幔柱以及超級地幔熱帶3個方面來探討.

3.1 太平洋板塊巨大的影響

在周邊板塊，尤其是太平洋板塊方面，首先要區(qū)分古太平洋板塊和今太平洋板塊作用的區(qū)別.古太平洋主要存在于泥盆世—晚侏羅世，其板塊的俯沖作用，已由中國東北存在不同時期含蛇綠巖和深海沉積的混雜巖的那丹哈達(dá)地體拼合帶、延邊、牡丹江、嫩江等縫合帶所證明.特別是松嫩、佳木斯和興凱地塊拼合帶上分布的黑龍江群具有拼貼增生雜巖的性質(zhì)，其中松嫩與佳木斯地塊拼合帶時代有500 Ma和190 Ma兩個年齡，但至少表明早侏羅世期間因古太平洋板塊作用，佳木斯地塊已經(jīng)俯沖拼貼到東北大陸邊緣或重新活動［29-37］.

今太平洋從現(xiàn)有記錄太平洋板塊開裂的140～135 Ma至今，開始時間為晚侏羅世晚期—早白堊世早期［38-40］.這與盆山體系形成開始時間相同.Hilde et al.［38］的研究表明，在 135～100 Ma 期間，作用于中國東部的主要是庫拉板塊，100～65 Ma是庫拉-太平洋板塊，65～25 Ma是太平洋板塊.3個階段板塊均向北北西方向運動，與東亞大陸成斜交，太平洋板塊與印度-特提斯板塊之間由一系列的近南北、北北西向轉(zhuǎn)換斷層交界.可以認(rèn)為135 Ma在華南、印支，100～25 Ma在中國東部有主動大陸邊緣.因此135～100 Ma間東北和華北是一個與主動大陸邊緣有所不同的斜向俯沖地體拼貼邊緣；100～25 Ma有主動大陸邊緣.Moore的研究表明［40］，135 Ma作用于中國大陸邊緣的是伊佐奈岐（Izanagi）板塊，其向北西西方向，具有主動大陸邊緣.66 Ma以后，主要是太平洋板塊由北北西逐漸轉(zhuǎn)向北西西向運動.中國大陸邊緣經(jīng)歷了由斜向至正向主動邊緣的過程.Koppers等［39］的研究表明，西太平洋板塊在 140～125 Ma向北東東移動，125～110 Ma 向北西西移動，110～100 Ma向南西西移動，100～43 Ma向北北西移動，43 Ma至今向北西西移動.因此140 Ma以來大部分時間為斜向和少部分時間正向俯沖.但在140～125 Ma的中國東部大規(guī)模巖漿活動主要時期，為北東東移動，西太平洋大陸邊緣為非俯沖.

中國東部中新生代構(gòu)造應(yīng)力場研究［41］的結(jié)果表明，三疊紀(jì)（250～208 Ma）為北向擠壓；侏羅紀(jì)（208～135 Ma）為北西西-南東東向擠亞；白堊紀(jì)—始新世早期（135～52 Ma）為北北東向擠壓；始—漸新世（52～23.3 Ma）為北西西向擠壓.由上可認(rèn)為，在135～52 Ma，太平洋板塊沒有產(chǎn)生向西的擠壓力.

綜合這些研究成果，可以認(rèn)為太平洋板塊的俯沖方向還未定論.但總體上晚侏羅世晚期—早白堊世早期以來，今太平洋在中國大陸邊緣于中生代主要為斜向俯沖或140～125 Ma短時期內(nèi)可能為非俯沖大陸邊緣，新生代主要為正向俯沖.

太平洋東部美洲的大陸邊緣是科迪勒拉型和安第斯型，總體為聚斂型大陸邊緣，似已公認(rèn)［1］.但是，在140～135 Ma至今的太平洋板塊向美洲大陸俯沖方向的上述研究中，同樣認(rèn)識不同，不能定論.有的也是斜向俯沖和非俯沖.因此在此問題上，主要依據(jù)地質(zhì)事實，上述研究僅為參考.

事實是中國大陸上，古亞洲、特提斯和濱太平洋構(gòu)造域內(nèi)的構(gòu)造線方向，與西伯利亞、特提斯和太平洋板塊方向是一致和協(xié)調(diào)的，說明周邊三大板塊對中國大陸無疑是有巨大的影響.王鴻禎等［14］指出：印支期后大階段的特征是泛大陸裂解和大西洋擴(kuò)張導(dǎo)致了環(huán)太平洋域的出現(xiàn)，這一新的構(gòu)造型式使中國由南北部之間的差異轉(zhuǎn)變?yōu)闁|西部之間的差異.大體上，自晚中生代以后，中國東部主要處于伸展體制之下，中國西部的特提斯構(gòu)造域則主要表現(xiàn)為各個親岡瓦納地塊不斷北移并拼貼到歐亞大陸之上.中國新的構(gòu)造體制和動力學(xué)過程主要受北方的西伯利亞板塊、東方的太平洋板塊和西南方的印度板塊相互作用的控制.

亞洲大陸東部邊緣發(fā)育的白堊紀(jì)拼貼增生雜巖地體為今太平洋發(fā)展期間板塊的俯沖提供了證據(jù).因為如果沒有俯沖，地體不能拼貼于大陸，也不可能形成混雜堆積.中國東北在140～100 Ma期間廣泛分布的北北東向火山巖帶平行于大陸邊緣，應(yīng)為環(huán)太平洋火山巖帶的一部分.同時據(jù)年代學(xué)研究，晚侏羅世晚期—早白堊世張家口組、義縣組、張老公屯組及新生代的玄武巖帶幾個主要火山巖層位分布，具有自西向東逐漸年輕的趨勢，證明在東亞多向板塊匯聚背景下，今太平洋中西太平洋板塊俯沖作用有相當(dāng)?shù)挠绊?

3.2 板塊及古地塊之間俯沖形成的冷板片可能激發(fā)形成地幔柱

邵濟(jì)安等［17］所提出的垂直日本海溝穿過日本海、長白山到四平附近，以及從四平橫穿大興安嶺至蒙古額爾德尼查干的地震層析（ST）剖面表明，中國東北100 Ma以來，西太平洋板塊的冷板片俯沖至長春—四平一線.同時松遼盆地之下有地幔熱柱.大興安嶺地區(qū)亦存在冷板片和地幔熱柱.說明板塊和地幔熱柱作用同時存在.

中國東北西伯利亞板塊與華北板塊南北向擠壓，導(dǎo)致蒙古-鄂霍次克洋的封閉，后續(xù)板內(nèi)作用繼續(xù).而特提斯洋印度-澳大利亞板塊與西伯利亞板塊擠壓產(chǎn)生的向東推擠力加強(qiáng)，太平洋板塊的斜向俯沖起到了推擋的作用.中—晚侏羅世為主的“東亞多向板塊匯聚”在晚中生代持續(xù).如果100 Ma以來的板片可以俯沖至長春—四平一線，那么在早白堊世太平洋板片應(yīng)可俯沖至大興安嶺山前，因為當(dāng)時日本海未開裂，日本外帶地體亦未到位.地球物理資料表明，中國東部存在一個明顯但是橫向上不均一的地震波速異常帶，并且其西部邊界與大興安嶺-太行山重力異常帶相吻合，反映了冷的高密度物質(zhì)，通常被認(rèn)為是俯沖板片或拆沉進(jìn)入軟流圈地幔的下地殼物質(zhì).

同時要考慮的是中-晚侏羅世因“東亞匯聚”而產(chǎn)生的地塊之間，或新產(chǎn)生的地塊之間的俯沖作用也在繼續(xù).大興安嶺東側(cè)和松遼盆地西緣，在晚古生代黑河-嫩江-白城西傾俯沖帶和縫合帶的基礎(chǔ)上，中生代松嫩地塊向大興安嶺可能持續(xù)下插俯沖.黑河-嫩江-白城是北北東向串珠狀強(qiáng)磁異常帶區(qū)及西部巖石圈厚度和Moho面突變帶區(qū)［42］.同時深部地球物理也證明存在下插俯沖帶［43］.同樣，相對固結(jié)的東北地塊在蒙古-鄂霍次克縫合帶的北西向俯沖作用也可能持續(xù).王鴻禎等［14］就認(rèn)為中國東部內(nèi)陸區(qū)兼有俯沖型和陸內(nèi)碰撞型兩種巖漿活動.

因此，中國東北及鄰區(qū)在晚侏羅世晚期—早白堊世，主要的地?；顒又行脑谒蛇|-遼西、大興安嶺-冀北區(qū)以及蒙古-鄂霍次克縫合帶的北西區(qū).3個區(qū)域是有區(qū)別的.松遼區(qū)為太平洋板塊B型俯沖和可能激發(fā)的地幔柱活動區(qū)；大興安嶺區(qū)為松嫩地塊向大興安嶺A型（或C型）俯沖和可能激發(fā)的地幔柱活動區(qū)；蒙古-鄂霍次克縫合帶北西區(qū)，可能為東北固結(jié)地塊向該區(qū)A型俯沖和可能激發(fā)的地幔柱活動區(qū).巨大面狀分布的東北亞斷陷盆地系，因范圍太大而無法用弧后拉張體制來解釋［8］，但上述模式可能是產(chǎn)生的原因之一.

3.3 超級地幔熱帶

東、西太平洋大陸邊緣有巨大的差異，主要是中國東部為伸展型大陸邊緣，而美洲是科迪勒拉和安第斯聚斂型大陸邊緣.地球物理分析證明，中國東部存在中生代中晚期以來的“東亞大陸巨型裂谷體系”，是伸展型大陸邊緣的主要表現(xiàn)［10］.

但如此大規(guī)模的北北東向條帶狀巖漿巖帶和伸展型盆山體系，完全用板塊作用來解釋是有問題的，因為東亞多向板塊匯聚和太平洋板塊的作用，在早中生代表現(xiàn)為擠壓、推覆和板內(nèi)造山，在晚中生代雖然可以產(chǎn)生類似后造山期的伸展，但也不太可能產(chǎn)生極大超越前期造山帶范圍的如此大規(guī)模的伸展作用，那種將大規(guī)模巖漿活動和伸展盆地形成，視為板內(nèi)造山晚期產(chǎn)物的觀點，有待商酌.而下插板塊、地塊形成的冷板片可能激發(fā)形成的熱地幔柱，也不足以形成如此大規(guī)模分布的火山巖和花崗巖帶，只能起補(bǔ)充和促進(jìn)作用，特別在東北地區(qū).

但是用超級地幔柱解釋也是有問題的，因為柱形的地幔柱無法形成有定向分布的帶狀構(gòu)造，更可能形成環(huán)狀構(gòu)造.

中國東部伸展，與潘基亞大陸大規(guī)模裂解、大洋拉張基本是同步的，應(yīng)視為一種全球性的構(gòu)造活動.在地球聚合固結(jié)的總趨勢下，層圈分異和調(diào)整是層圈耦合至非耦合循環(huán)螺旋發(fā)展和地球演化內(nèi)在動力.地殼-巖石圈的構(gòu)造巖漿作用一般也是地球能量擴(kuò)散的表現(xiàn).以熱能為主的全球性能量擴(kuò)散，受逐漸加強(qiáng)固化的地殼-巖石圈阻礙，一方面在固化圈薄弱環(huán)節(jié)形成能量擴(kuò)散帶，可以形成熱點、熱線（裂谷）、熱面（地幔柱）、熱帶（全球性大洋中脊裂谷帶、環(huán)太平洋和古特提斯構(gòu)造巖漿帶，區(qū)域性裂谷帶和構(gòu)造巖漿帶等），因此成為高熱流區(qū)；另一方面在固化圈穩(wěn)定區(qū)形成底侵-交代或熱能聚集區(qū)，可以形成穩(wěn)定區(qū)熱力場，當(dāng)熱能衰減后，也是地殼-巖石圈固化加強(qiáng)和增厚的主要區(qū)域.與此相反，當(dāng)?shù)浊?、拆沉、交代和轉(zhuǎn)型作用加強(qiáng)時，在穩(wěn)定區(qū)的薄弱帶，也可以形成點、線、面的構(gòu)造巖漿活動帶，并在一定條件下，穩(wěn)定區(qū)可以轉(zhuǎn)換為活動區(qū).在全球潘基亞大陸形成后，以熱能為主的全球性能量擴(kuò)散在東亞東部形成超級地幔熱帶是完全可能的，因為這里是環(huán)太平洋板塊結(jié)合帶，同時是中小地塊分布區(qū)，是固結(jié)地殼-巖石圈的薄弱帶.

在此背景下，東亞東部板塊、地塊俯沖下沉冷板片可能激發(fā)的地幔柱活動，加強(qiáng)了超級地幔熱帶的活動和層圈調(diào)整的進(jìn)程.而全球性的超級地幔熱帶的活動又促進(jìn)了板塊、地塊運動，相互轉(zhuǎn)換，在一定程度上互為因果.因此，板塊、地塊運動和超級地幔熱帶的作用是一個問題的兩個方面.在中國東部，一方面，東亞多向板塊匯聚作用在繼續(xù)，表現(xiàn)為燕山運動第三、四幕和喜馬拉雅運動一、二幕仍然有重要的影響，形成伸展型盆地和裂谷的構(gòu)造反轉(zhuǎn)和新生代始新世后的近代西太平洋溝-弧-盆體系.其中燕山運動第三幕是由小盆山（盆嶺）構(gòu)造轉(zhuǎn)變?yōu)榇笈枭剑ㄅ枭剑?gòu)造的轉(zhuǎn)折性運動.另一方面，板塊、地塊俯沖下沉冷板片可能激發(fā)地幔柱和超級地幔熱帶的共同作用也在繼續(xù)和發(fā)展，因此中國東部巖石圈減薄，更可能是超級地幔熱帶配合以地幔柱、板塊作用，主動調(diào)整層圈結(jié)構(gòu)的過程.伸展型盆山構(gòu)造得以不斷發(fā)展.

超級地幔熱帶、地幔柱和板塊的共同作用，不僅有階段性，而且有自西向東的遷移性.在東北主體大陸是晚侏羅世晚期—白堊紀(jì)主要共同活動區(qū)，在此區(qū)內(nèi)盆山體系的發(fā)展分為2個階段，其中晚侏羅世晚期—早白堊世大規(guī)模巖漿活動、伸展作用形成小盆山（盆嶺）格局，而晚白堊世在大規(guī)模巖漿活動趨于平靜后形成大盆山（盆山）格局.這是巖石圈大規(guī)模減薄、大規(guī)模巖漿活動后，熱量釋放，地幔柱以及超級地幔熱帶開始縮減，地幔上隆而地殼拗陷，形成以松遼盆地為代表的大型拗陷.在主體大陸地殼相對固結(jié)后，晚白堊世開始，特別是古近紀(jì)開始，超級地幔熱帶、地幔柱和板塊共同活動區(qū)轉(zhuǎn)移至松遼盆地以東及西太平洋島弧、邊緣海地區(qū)，形成東北東部100 Ma的火山活動、裂谷和新生代大型裂谷系和溝-弧-盆體系.

總之，盆山體系形成和發(fā)展更可能是超級地幔熱帶、地幔柱和東亞多向板塊匯聚背景下，西太平洋板塊俯沖共同作用的結(jié)果.

最后值得指出，超級地幔熱帶、地幔柱和板塊共同作用中的相互關(guān)系和作用細(xì)節(jié)有待進(jìn)一步探討.

［1］李錦軼.中國東北及鄰區(qū)若干地質(zhì)構(gòu)造問題的新認(rèn)識［J］.地質(zhì)論評，1998，44（4）:339—347.

［2］葛肖虹，馬文璞.東北亞南區(qū)中—新生代大地構(gòu)造輪廓［J］.中國地質(zhì)，2007，34（2）:212—228.

［3］張旗，王元龍，金惟俊，等.晚中生代的中國東部高原：證據(jù)、問題和啟示［J］.地質(zhì)通報，2008，27（9）:1404—1430.

［4］張旗，金惟俊，李承東，等.中國東部燕山期大規(guī)模巖漿活動與巖石圈減?。号c大火成巖省的關(guān)系［J］.地學(xué)前緣，2009，16（2）:21—51.

［5］董樹文，李廷棟，鐘大賚，等.侏羅紀(jì)/白堊紀(jì)之交東亞板塊匯聚的研究進(jìn)展和展望［J］.中國科學(xué)基金，2009（5）:281—286.

［6］WANG Wu-li,CHEN Shu-wang,LIU Shi-wei,et al.The Early Mesizoic orogenic belt and highland ofNortheast China［J］.Geologyand Resources,2010，19（S1）:39—45.

［7］李錦軼，莫申國，和政軍，等.大興安嶺北段地殼左行走滑運動的時代及其對中國東北及鄰區(qū)中生代以來地殼構(gòu)造演化的制約［J］.地學(xué)前緣，2004，11（3）:157—168.

［8］李思田，楊士恭，吳沖龍，等.中國東北部晚中生代裂陷作用和東北亞斷陷盆地系［J］.中國科學(xué):B輯，1987（2）:75—85.

［9］董樹文，張岳橋，龍長興，等.中國侏羅紀(jì)構(gòu)造變革與燕山運動新詮釋［J］.地質(zhì)學(xué)報，2007，81（11）:1449—1461.

［10］蔡學(xué)林，朱介壽，曹家敏，等.東亞西太平洋巨型裂谷體系巖石圈與軟流圈結(jié)構(gòu)及動力學(xué)［J］.中國地質(zhì)，2002，29（3）:234—245.

［11］郭令智，施央申，馬瑞士.西太平洋中、新生代活動大陸邊緣和島弧構(gòu)造形成和演化［J］.地質(zhì)學(xué)報，1983（1）:11—20.

［12］高名修.中國東部盆地系與美國西部盆地山脈構(gòu)造對比及其成因機(jī)制［A］//中國中新生代盆地構(gòu)造和演化.北京：科學(xué)出版社，1983.

［13］王鴻禎，等.中國及鄰區(qū)構(gòu)造古地理及生物古地理［M］.武漢：中國地質(zhì)大學(xué)出版社，1991.

［14］王鴻禎，何國琦，張世紅.中國與蒙古之地質(zhì)［J］.地學(xué)前緣，2006，13（6）:1—13.

［15］吳福元，葛文春，孫德有.走滑構(gòu)造及對中國東部中生代地質(zhì)研究的意義［J］.世界地質(zhì)，1994，13（1）:105—112.

［16］邵濟(jì)安，牟保磊，何國琦，等.華北北部在古亞洲域與古太平洋域構(gòu)造疊加過程中的地質(zhì)作用 ［J］.中國科學(xué):D 輯，1997，27（5）:390—394.

［17］邵濟(jì)安，劉福田，陳輝，等.大興安嶺-燕山晚中生代巖漿活動與俯沖作用關(guān)系［J］.地質(zhì)學(xué)報，2001，75（1）:56—63.

［18］鄧晉福，莫宣學(xué)，趙海玲，等.中國東部巖圈根/去根作用與大陸“活化”——東亞型大陸動力學(xué)模式研究計劃［J］.現(xiàn)代地質(zhì)，1994，8（3）:349—356.

［19］鄧晉福，趙海玲，莫宣學(xué)，等.中國大陸根-柱構(gòu)造——大陸動力學(xué)的鑰匙［M］.北京：地質(zhì)出版社，1996:110.

［20］吳福元，葛文春，孫德有，等.中國東部巖石圈減薄研究中的幾個問題［J］.地學(xué)前緣，2003，10（3）:51—60.

［21］周新華.中國東部中、新生代巖石圈轉(zhuǎn)型與減薄研究若干問題［J］.地學(xué)前緣，2006，13（2）:50—64.

［22］吳福元，徐義剛，高山，等.華北巖石圈減薄與克拉通破壞研究的主要學(xué)術(shù)爭論［J］.巖石學(xué)報，2008，24（6）:1145—1174.

［23］路鳳香，鄭建平，李伍平，等.中國東部顯生宙地幔演化的主要樣式：“蘑菇云”模型［J］.地學(xué)前緣，2000，7（1）:97—107.

［24］董樹文，吳錫浩，吳珍漢，等.論東亞大陸的構(gòu)造翹變——燕山運動的全球意義［J］.地質(zhì)論評，2000，46（1）:8—13.

［25］張旗，錢青，王二七，等.燕山中晚期的中國東部高原：埃達(dá)克巖的啟示［J］.地質(zhì)科學(xué)，2001，36（2）:248—255.

［26］吳福元，孫德有，張廣良，等.論燕山運動的深部地球動力學(xué)本質(zhì)［J］.高校地質(zhì)學(xué)報，2000，6（3）:379—388.

［27］邵濟(jì)安，路鳳香，李伍平.遼西中生代陸內(nèi)底侵作用背景下形成的安山巖［J］.巖石學(xué)報，2007，23（4）:701—708.

［28］邵濟(jì)安，季建清，路鳳香，等.大陸巖石圈對擴(kuò)張機(jī)制的響應(yīng)［J］.2008，地質(zhì)通報，27（9）:1431—1440.

［29］張興洲.黑龍江巖系——古佳木斯地塊加里東縫合帶的證據(jù)［J］.1992，長春地質(zhì)學(xué)院學(xué)報（博士論文集），94—101.

［30］李錦軼，牛寶貴，宋彪，等.長白山北段地殼的形成與演化［M］.北京：地質(zhì)出版社，1999.

［31］謝鳴謙.拼貼板塊構(gòu)造及其驅(qū)動機(jī)理——中國東北及鄰區(qū)的大地構(gòu)造演化［M］.北京：科學(xué)出版社，2000.

［32］王五力，鄭少林，張立君，等.中國東北環(huán)太平洋帶構(gòu)造地層學(xué)［M］.北京：地質(zhì)出版社，1995.

［33］唐克東，邵濟(jì)安，李景春，等.吉林延邊縫合帶的性質(zhì)與東北亞構(gòu)造［J］.地質(zhì)通報，2004，23（9-10）:885—891.

［34］唐克東，趙愛林.吉林延邊開山屯地區(qū)地層時代的新證據(jù)［J］.地層學(xué)雜志，2007，31（2）:141—150.

［35］唐克東，邵濟(jì)安，李永飛.松嫩地塊及其研究意義［J］.地學(xué)前緣，2011，18（3）:57—65.

［36］張興洲，馬志紅.黑龍江東部中—新生代盆地演化［J］.地質(zhì)與資源，2010，19（3）:191—196.

［37］頡頏強(qiáng)，張福勤，苗來成，等.東北牡丹江地區(qū)“黑龍江群”中斜長角閃巖與花崗巖的鋯石SHRIMP U-Pb定年及其地質(zhì)學(xué)意義［J］.巖石學(xué)報，2008，24（6）:1237—1250.

［38］Hilde T W C,Uyeda S,Kroenke L.Evolution of the western Pacific and its margin［J］.Tectonophysics,1977，38（1-2）:145—165.

［39］Koppers AAP,Morgan J P,Morgan J W,et al.Testingthe fixed hot spot hypothesis using40Ar/39Ar age progressions along seamount trails［J］.Earth and PlanetaryScience Letters,2001，185:237—252.

［40］Moore G W.Plate-tectonic evolution of the Circum-Pacific region［A］//1989AAAS annualmeeting；155th nationalmeeting.AAAS Publication,1988:155，27.

［41］萬天豐.中國東部中新生代板內(nèi)變形構(gòu)造應(yīng)力場及其應(yīng)用［M］.北京：地質(zhì)出版社，1993.

［42］張興洲，喬德武，遲效國，等.東北地區(qū)晚古生代構(gòu)造演化及其石油地質(zhì)意義［J］.地質(zhì)通報，2011，30（2-3）:205—213.

［43］劉殿秘，韓立國，翁愛華，等.松遼盆地西北邊界部分地球物理特征［J］.地球物理進(jìn)展，2007，22（6）:1722—1727.

TECTONIC EVOLUTION AND GENESIS OF THE LATE MESOZOIC-CENOZOIC BASIN-AND-MOUNTAIN SYSTEM OF NORTHEAST CHINA

WANG Wu-li，F(xiàn)U Jun-yu，YANG Ya-jun

（Shenyang Institute of Geology and Mineral Resources，CGS，Shenyang 110034，China）

The basin-and-mountain system of Northeast China formed and developed mainly in the late stage of Late Jurassic-Neogene，involved two processes of tectonic development:the late Late Jurassic-Early Cretaceous small basinand-mountain （basin-and-range）stage and the Late Cretaceous-Neogene big basin-and-mountain（basin-and-mountain）stage.The basin-and-range stage originated in the Zhangjiakou stage，when the Northeast Highland transformed into the basin-and-range system，developed in the Yixian-Jiufotang stage，withered in the Shahai-Fuxin stage，and finally ended in the Zhanglaogongtun stage（Dongshan stage）.The basin-and-mountain stage experienced the early Late Cretaceous huge depression，the late Late Cretaceous withering of depression，the Paleogene massive rift，and finally the Neogene post-rift sag.It seems that the Pacific plate remarkably effected the formation of the basin-and-mountain system.However，neither the plate，nor mantle plume and super plume are able to form such massive and NNE-striking Mesozoic-Cenozoic magmatic belt and basin-and-mountain system.It is more possibly the result of super mantle thermal zone and mantle plume action together with West Pacific plate subduction，under the background of East Asian multi-direction plate convergence.

basin-and-mountain system;tectonic evolution;super mantle thermal zone;mantle plume;Pacific plate;Northeast China

1671-1947（2012）01-0017-10

P547

A

2011－11－01.編輯：李蘭英.

中國地質(zhì)調(diào)查局“大興安嶺成礦帶北段基礎(chǔ)地質(zhì)綜合研究”項目（1212011121068）資助.

王五力（1941—），男，研究員，從事歷史大地構(gòu)造和中生代地層古生物研究，通信地址沈陽市黃河北大街1號.