东北亚中生代洋陆过渡带的研究及启示*

邵济安 唐克东

SHAO JiAn1 and TANG KeDong2

1. 造山带与地壳演化教育部重点实验室，北京大学地球与空间科学学院，北京 100871

2. 沈阳地质矿产研究所，沈阳 110034

1. Key Laboratory of Orogenic Belts and Crustal Evolution，Ministry of Education;School of Earth and Space Sciences，Peking University，Peking 100871，China

2. Shenyang Institute of Geology and Mineral Resource，Shenyang 110034，China

2014-07-26 收稿，2015-03-01 改回.

东亚洋陆过渡带北起楚科奇海峡，勘察加岛、千岛群岛，南至吕宋-巴拉望岛，长6000km，宽上千千米，在全球构造格局中独具特色、令人瞩目。中国作为环太平洋大陆边缘的一个大国，对西太平洋洋陆过渡带构造及其演化历史的研究，有着重要的使命。更重要的是，为进一步讨论中国东部某些热点问题，从中汲取有益信息。

1 洋陆过渡带研究的意义

洋陆过渡带包括从海沟带到大陆边缘受到洋陆相互作用的地带，其地壳组成最复杂，它可分为以下两部分:1)大陆边缘经受了与洋陆作用相关的明显位错和改造的地域;2)陆缘增生体，包括近源或异源的陆壳碎块、岛弧碎块以及包含了不同组分洋壳碎块(如深海沉积、海山、洋岛、蛇绿岩)的陆缘混杂堆积。

有生物地层学依据源自古特提斯域的地层地体增生在亚洲大陆东缘和北美，洋陆过渡带中残留了许多地质历史记录的片段，构成环太平洋带的一部分(Howell et al.，1985;Monger and Ross，1971;Irwin，1972)，这一格局形成是发生在特提斯域解体后的中生代，它们的形成绝非能用现今东西扩张的太平洋板块俯冲所能解释的。这里隐藏了一段重要的历史，即在特提斯域解体之后，在大洋板块分别向亚洲和美洲大陆正向俯冲之前，这些特提斯域残片究竟是怎样从低纬度向高纬度运移，并拼贴在东亚和北美大陆边缘的?太平洋板块的正面俯冲发生在什么时期?本文希望结合东北亚中生代洋陆过渡带的研究，为追溯已经消失的大洋和解体的大陆提供珍贵的信息，并从洋陆演化的角度对中国东部中生代岩浆演化的动力学机制提出一些商榷的意见。

2 东北亚洋陆过渡带的组成

在根据构造地层地体的观点编制的东北亚大陆边缘构造分区图(图1)中，清楚的东西分带现象显示了中生代以来作为一个整体亚洲大陆，其东部明显受到相邻大洋板块运动影响，呈现了逐步向洋增生的过程，同时古老陆块不同的前历史在南北分块的格局中也显现出它们的影响。本文纵向上从内陆到边缘分为以下7 带。

2.1 受郯庐断裂系改造的华北克拉通东缘带

郯庐断裂系是华北克拉通东缘受到中生代洋陆相互作用最明显的地段，出露长度超过2000km。它们是三叠纪以来太平洋板块活动产物，根据西太平洋洋底磁条带和深海钻探资料进一步指出:库拉板块自侏罗纪以来已北移了45°(徐嘉炜等，1985)。

从剪切位移的角度，中国东部陆缘可分为三个重要阶段:(1)早白垩世是剪切位移的主要时期。陈丕基(1988)指出辽西阜新-义县地区早白垩世沙海组与鸡西以北绥滨地区的“城子河组”煤系地层可对比(图2a)，它们共同存在日本Berriasian 期特征的半咸水相双壳类化石Tetoria yokoyamai，由此推测这一时期辽西、黑龙江东部与日本水域是相连通的，根据编制的中生代复原的古地理图(图2a)推测郯庐断裂带两侧位移大于740km(陈丕基，1988)，这一位移主要发生在早白垩期间;(2)晚白垩世郯庐断裂系停止了大型的平移走滑，Uchimura(1989)关于本溪地区晚白垩世古地磁的研究支持了这一观点;(3)新第三纪15Ma 伴随弧后盆地的扩张和陆缘块体的旋转，奠定了现今的东亚陆缘格局。放射虫和古地磁研究结果表明，日本海扩张(15Ma)前的日本丹波-美浓地体和飞驒地体非常接近中国东北地区(Mizutani et al.，1990)(图2b)。

综上所述，东部大陆边缘的走滑运动起始于三叠纪，早白垩世陆缘的剪切走滑达到高峰，郯庐断裂带两侧位移大于740km，晚白垩世走滑基本终止。同位素地质学的研究也提供了郯庐断裂系从早中生代(238 ～236Ma)到晚中生代(162～150Ma 和127Ma)三阶段运动的历史(朱光等，2004)。

本文根据陆缘增生带拼贴时间和地层古生物区划特征，以及陆缘火山岩带的形成，编制了东北亚大陆边缘构造演化图，显示了它们时空演化的分带性。

2.2 以近陆缘物质为主的增生带I

晚三叠世-中晚侏罗世形成的近陆增生带(图1 中浅蓝和深蓝色覆盖区)，由北而南分别为:科累马超地体(KL)、布列亚-佳木斯地体(BJ)、兴凯地体(XK)。地体与陆缘带之间拼贴的造山带分别为:查尔斯克造山带(CE)、张广才岭造山带(ZG)、延边造山带(YB)。近陆增生带有两个突出的特点:

图1 东北亚大陆边缘构造简图1-古陆缘盆地(VL-维尔霍杨古陆缘盆地);2-晚三叠世-早-中侏罗世陆缘增生带，包括:KL-科累马超地体;BJ-布列亚-佳木斯地体;XK-兴凯地体. 左:陆缘增生杂岩;右:增生造山带(CE-查尔斯克造山带;ZG-张广才岭造山带;YB-延边造山带);3-新西伯利亚-楚科奇-阿拉斯加(XCA)晚侏罗世超地体;SA-南阿纽依缝合带;4-晚侏罗世-早白垩世陆缘增生带，以洋壳为主，经远洋迁移的增生杂岩:左:晚侏罗世增生带(ME-蒙古-鄂霍茨克增生带;NBX-那丹哈达-比金-锡霍特阿林地体;TM-丹波-美浓地体);右:早白垩世增生带(BA-滨岸地体;OS-NK-渡岛-北北上山晚侏罗世-早白垩世增生楔);5-科里亚克(KK)晚侏罗世-早白垩世增生带;6-早白垩世末-晚白垩世大陆边缘火山-深成岩带，楚科奇-鄂霍茨克(EC)陆缘火山-深成岩带;PR-东锡霍特阿林陆缘火山岩带;7-左:晚萨哈林-东北日本(SD)白垩世-古新世陆缘增生带，以洋壳为主，经远洋迁移的增生杂岩;右:堪察加(KC)中新世-第四纪火山岩带;8-前中生代的陆壳(SB-西伯利亚陆台;AL-阿尔丹地盾;NC-华北克拉通;SH-上黑龙江地块群;TL-图兰地块;SN-松嫩地块);9-晚中生代增生在大陆边缘的陆壳地块(AM-奥莫隆地块;SM-沙马尼赫地块;EH-鄂霍茨克地块;BJ-布列亚-佳木斯地块;XK-兴凯地块;BH-渤海地块);10-陆内中-新生代沉积盆地或松散沉积物;11-断层;12-同位素年龄(Ma)，左:同造山岩浆活动年龄;右:同造山动力变质的年龄Fig.1 Tectonic sketch map of the continental margin of Northeast Asia

图2 早白垩世东北亚陆缘的古构造重建(a)晚侏罗世-早白垩世初古地理再造图(据陈丕基，1988);(b)日本海扩张前大陆边缘的地体图(据水谷伸治郎等，1989)Fig.2 Palaeotectonic reconstruction of the Northeast Asia epicontinental in Early Cretaceous

(1)以陆缘增生杂岩为主。例如科累马超地体的增生杂岩由中元古代-晚古生代早期陆缘碎块、晚中生代岛弧及边缘海盆以及不同时代的洋壳碎块组成，古陆和陆缘碎块均接近西伯利亚陆台，下寒武统产西伯利亚上托莫特、阿特达班和勒拿阶典型的古杯和三叶虫，三叠纪产北极区动物化石，包括菊石、双壳类、牙形刺和放射虫(Короновский，1984)。兴凯地体内带是泛非大陆的碎块，保留了三叠纪热带-亚热带潮湿气候区的天桥岭植物群、蒙古盖植物群(郑少林和张武，1992)，其外带是增生的具特提斯洋特征的洋壳和岛弧碎块。

(2)强烈的碰撞造山作用。造山带保留了完整的增生楔、弧岩浆活动、挤压变形及中-高压变质作用等证据。查尔斯克造山带宽300km，由强烈挤压推覆构造组成。延边造山带由强烈的糜棱岩带、大量扇形的逆冲-推覆岩片组成构造带宽约15km，延长上百千米(邵济安等，1995;唐克东等，2004)。张广才岭与造山作用有关的弧岩浆作用和蓝片岩的高压变质作用发生在220 ～165Ma，左行剪切走滑形成的韧性变形带南北长140km，宽20 ～30km(邵济安等，2013)。其造山作用可以与大洋彼岸加拿大西部的斯提金地体晚三叠至早-中侏罗世的造山作用对比(Mattauer et al.，1983)，它们记录了环太平洋带最早的地体拼贴造山事件。

2.3 以异源混杂堆积为主的增生带II

鄂霍茨克海以南为晚侏罗世-早白垩世以异源混杂堆积为主的增生带II，即图1 中深黄色覆盖区，包括晚侏罗世增生地体:ME-蒙古-鄂霍茨克增生带;NBX-那丹哈达-比金-锡霍特阿林地体;TM-丹波-美浓地体;早白垩世增生地体:BA-滨岸地体;以及渡岛(OS)-北北上山(NK)晚侏罗世-早白垩世增生楔。该带最突出的特点是由经历了远洋运移的混杂堆积组成，增生物质除洋壳残片蛇绿岩、含微体化石的深海硅泥质岩石、由碳酸盐和洋岛玄武岩构成的古海山残片，生物-古地理学研究及古地磁研究证据都可以反演它们的源区和迁移的经历，如那丹哈达-比金-锡霍特阿林地体和-丹波-美浓地体的古海山都保留了特提斯域古生物证据;那丹哈达不同时代岩片的古地磁及古生物地理环境研究结果均显示了它们从石炭-二叠纪、晚三叠世、到早白垩世，它们所在的纬度有不断向北半球高纬度迁移的趋势(邵济安和唐克东，1995)。

2.4 新西伯利亚-楚科奇-阿拉斯加陆缘增生带III(XCA)

该增生带近东西向展布，向东延至北美阿拉斯加的布鲁克斯山脉。该地体主要由侏罗纪增生混杂体组成，与以亲西伯利亚的陆壳碎块拼合为主的科累马超地体不同，该带由多个不同构造域来源的地体组成(Богданов и Тильман，1992;Оксман и др.，2003)，而且多为大洋岩石碎块，包括古生代蛇绿岩;晚古生代-早中生代的边缘海沉积;三叠系-下侏罗统组成浊积岩，下部广泛发育辉长岩、细碧岩和蛇纹石化超基性岩岩块。增生杂岩之上不整合覆盖晚侏罗-早白垩世的含煤磨拉石沉积。在增生混杂的硅质岩、灰岩中保存了特提斯生物区的晚三叠世上诺利期化石，如菊石Megaphillites，Placites，双壳类Monotis ochotica 及腕足类化石(Захаров и др.，1996)。值得关注的是，这些近东西断续出露的地体，在构造上基本可以连接，而且共同经受了早白垩晚期的伸展作用，形成一系列变质核杂岩(Bering Strait Geologic Field Party，1997)，说明东北亚北段与北美大陆的陆缘增生构造关系密切，与南段不同。

2.5 陆缘火山-深成岩带(EC-PR)

北起楚科奇海峡，经鄂霍茨克海沿岸延至东锡霍特阿林的海岸，长达4000km。由早白垩世海相灰色磨拉石、早白垩世末期阿普特-阿尔卑期安山岩、流纹岩;晚白垩世赛诺曼-土仑期流纹岩、安山岩、安山玄武岩;晚白垩世末-古新世的坎潘-达宁期流纹岩、熔凝灰岩、安山岩以及古新世玄武岩组成，覆盖在前三个带之上，这个火山-深成岩带同样出现在阿拉斯加南边(Белый и др.，1997)。

该带的火山-深成岩具有俯冲的火山弧和I 型花岗岩的性质(Khanchuk et al.，2004)，从该带的空间分布看，可以看做是东亚陆缘基本上完成了地体拼贴之后，由于太平洋板块的正向俯冲形成的。俄国学者Kirillova(2003)明确提出从晚阿尔卑期到白垩纪晚期，在增生带东缘形成了巨大的基本连续的火山-深成岩带，深成岩侵位时代为119 ～70Ma(Богданов и др.，1992);火山岩喷发年龄为104 ～81Ma(Алексютин и др.，1999)。

2.6 科里亚克增生带IV(KK)

必须指出，在上述陆缘火山-深成岩带以东的科里亚克，还有一系列构造岩片，它们是晚侏罗-早白垩世增生在北美西海岸的地体，以洋壳碎块为主，其中有很多早古生代生成的蛇绿岩，特别是科里亚克地区加内查兰地体中，覆盖在蛇绿岩之上的沉积岩层和砾石中所含的生物化石，三叶虫为北美Bonia-Olenellus 带下部的特征，牙形刺属北美的Pagodus ansserinus 带，笔石属北美的Nemagraptus gracilis 带，海绵类Sphinctozoa (Amblysiphonella)组化石，有人推测地体来源于环太平洋东部东澳大利亚、加利福尼亚、育空河流域、阿拉斯加等地(Соколов и др.，1996)。古地磁资料也表明，北科里亚克地体的纬度迁移变化，与南阿拉斯加的地体当时的纬度分布非常相似(Соколов и др.，1997)，与北美西海岸的其它地体一样，相对太平洋都发生过右行剪切走滑运动，不同于堪察加半岛南部左行走滑的奥柳托尔地体。

2.7 堪察加-萨哈林-东北日本增生带V (KC-SD)

该带是晚白垩世-新生代的陆缘增生带，包括两部分:1)以洋壳为主的晚白垩世-古新世增生杂岩带(SD-萨哈林-东北日本增生带，图1 图例7 左)，其中，以堪察加地体为例，那里出露了超镁铁质岩、辉长岩，大洋玄武岩及凝灰岩、硅质岩，其上覆盖着含老第三纪动物化石的碎屑岩和玄武岩。堪察加东南部的格纳尔地体有中、晚白垩世洋壳岩片，原岩为碱性玄武岩和拉斑玄武岩(90 ～65Ma)，其上由蓝片岩组成的逆冲岩片;2)陆缘中新世-第四纪火山岩带(KC，图1 图例7 右)。

3 从东北亚洋陆过渡带研究中得到的启示

前文给出的构造演化时间表是直接由大量地层、古生物资料确认并辅以相应的岩浆岩同位素年龄佐证的，可信程度较高。从陆缘演化规律中得到以下三点启示。

3.1 时空格局的分带性

从空间角度看，北起楚科奇海峡南至日本海，长达4000km 的鄂霍茨克-楚科奇-东锡霍特阿林火山-深成岩带是东北亚洋陆过渡带醒目而壮观的地标性构造带。在它以西是由西向东依次变新的中生代地体增生带;除了科里亚克增生带是由源于北美西海岸的异源地体组成外，火山-深成岩带以东依次是晚白垩世-古新世陆缘增生带和中新世-第四纪火山岩带。清晰的时空分带性显示了中生代以来亚洲作为一个统一大陆与东邻的大洋板块之间不同阶段、不同方式相对运动的结果。

3.2 陆缘增生的阶段性

东北亚陆缘增生主要分成两个阶段:1)第一阶段(T3-K1)，增生作用起始于早中生代(T3)，晚侏罗-早白垩世由于转换大陆边缘左行剪切走滑活动，导致地体的斜向拼贴。而早白垩世中晚期是剪切走滑断裂活动的高峰阶段;2)第二阶段，从早白垩世末-古新世初，鄂霍茨克-楚科奇-东锡霍特阿林火山-深成岩的形成，标志着东北亚陆缘早白垩末-古新世(以110 ～80Ma 为高峰期)是太平洋板块俯冲导致弧岩浆活动带形成的重要阶段。在堪察加-萨哈林-东北日本火山活动可以持续到第四纪，局部具有裂谷火山岩活动性质，已不在本文主要讨论的范围内。

Engebretson et al. (1985)和Maruyama et al. (1997)曾根据板块俯冲方向与被俯冲大陆边缘走向夹角大小划分为正向俯冲和斜向俯冲，结合西太平洋板块运动轨迹和速率的研究，他们将早白垩世(140 ～120Ma)划为斜向俯冲阶段，特别将早白垩世中期(120Ma)定为高斜度斜向俯冲，认为此时的陆缘为无俯冲的转换陆缘。晚白垩世90Ma 转为正向俯冲，这一正向俯冲一致持续至整个早第三纪(Maruyama et al.，1997)。结合上述研究，东北亚陆缘增生的第一阶段属于板块的斜向俯冲阶段，第二阶段属于正向俯冲阶段。图1显示第二阶段正向俯冲的岩浆活动波及的范围有限，而此时中国东部岩浆活动十分薄弱。

3.3 南北格局的差异性

图1 显示了清晰的构造分带的同时，也真实的保留了其复杂性的一面。仔细对比鄂霍茨克-楚科奇-东锡霍特阿林火山-深成岩带以西的增生带，不难发现，以鄂霍次克海为界可以分为南、北两段。北段当陆块和陆缘碎块为主的构造岩片增生到大陆之后，其外侧随即形成统一的陆缘火山-深成岩带，而南段的陆缘火山-深成岩带则出现在以洋壳碎块为主的晚侏罗-早白垩世增生杂岩带的外侧。南段增生的以洋壳碎块为主的物质主要是从特提斯域经远距离运移而来的;而北段科累马超地体增生的杂岩，包括晚中生代岛弧及边缘海盆以及不同时代的洋壳碎块、古陆和陆缘碎块，均接近西伯利亚陆台。上述差异暗示它们在晚侏罗世之前是分别增生和发育在南、北两个前历史不同的大陆之上。

4 关于左行走滑机制的讨论

通过东北亚陆缘组成的讨论可以看到，大陆边缘增生地体有过从低纬度向高纬度运移的历史，它们保留的古特提斯生物化石是这段历史的重要证据。同时，地体的迁移又记载了全球性构造体制转折的重要历史，正是从这些被肢解的地质体中追溯出一段被掩盖的历史。

至于地体被大洋板块运移的过程和动力学机制，不同学者有不同的解释，结论略有差异，甚至板块名称也不尽相同

(Hilde et al.，1977;Maruyama et al.，1997;Engebretson et al.，1985)。由于不同认识都是建立在统一的古地磁条带研究基础之上，因此结论大同小异，共同反映了从早中生代到晚中生代，大洋板块相对东亚陆缘都存在明显的剪切走滑或斜向(NNW)俯冲。Hilde et al. (1977)曾提出这种方式的剪切运动是在消亡的特提斯板块的转换断层基础上发育起来的。1985 年Engebretson et al. (1985)提出了无俯冲的转换陆缘(transform margin)概念，目前转换大陆边缘的提法较为普遍(Kirillova，2003;Khanchuk et al.，2004)。正是由于大洋板块近SN 或NNW 向的扩张，东亚陆缘一系列与之伴生的转换断层发生左旋的高斜度剪切运动，致使古特提斯洋残片存在“北上”的可能，导致环太平洋高纬度的大陆边缘有大量来自古特提斯域的拼贴地体。

5 中国东部中生代岩浆作用与太平洋板块俯冲关系的讨论

我国东部从大兴安岭-太行山-东南沿海广泛分布了中生代的岩浆岩，自从板块构造学说流行以来，许多学者将其成因与太平洋板块的俯冲作用直接或间接联系起来。近年来关于华北克拉通破坏的讨论也有人联系到太平洋板块的俯冲。本文拟从洋陆过渡带时空演化的角度涉及对俯冲问题的讨论。

晚侏罗-早白垩世是我国东部地区大规模的岩浆活动高峰，形成了南北绵延数千千米的岩浆岩带。这一时期也正值东北亚洋陆过渡带转换大陆边缘活动和地体拼贴增生的阶段，伴随地体斜拼贴的碰撞造山的岩浆作用在时空上都是有限的，这一时期大洋板块不存在大规模的正向俯冲，因此难以将这一时期大规模岩浆活动与板块的俯冲相联系。而太平洋板块正向俯冲阶段主要发生在晚白垩世，此时我国东部的大规模岩浆活动业已结束。

那么如何解释广布在东亚陆缘的中生代大规模的岩浆活动?首先，以年轻陆壳组成的大兴安岭为例，中生代不同深度的两种作用同时控制着岩浆活动的源区特征和就位空间:即深部软流圈底辟上涌与中-上部地壳受到的洋陆之间的剪切作用形成的变形构造，其中前者起到主导作用，导致该区的中生代岩浆具有明显的新生陆壳的同位素特征(邵济安等，2005)。大兴安岭的主体是显生宙新增生的陆壳，它们能够独立表现其构造新生性的一面。而中生代的燕山地区则是另一类型，由于华北克拉通古老刚性基底的存在，岩浆活动和构造作用必然受到古老的岩石圈断裂的控制，岩浆活动性质更多地显示了地壳物质或壳幔相互作用的影响。前二者的共同之处是:它们均不具有板块俯冲引起的时空递变规律，表明板块俯冲不是控制岩浆活动的因素。大洋板块俯冲导致的大陆弧岩浆作用必然受到诸多因素的控制，在岩石组合、元素地球化学、同位素等方面有其独特之处。Zhou and Li(2000)和张旗等(2009)的研究认为:中国东部中生代玄武岩不具有岛弧玄武岩特征，从中酸性岩浆也得不出岛弧的结论，认为燕山期大规模岩浆活动可能与超级地幔柱的活动有关。如果这种推测得到进一步证实，本文讨论的长达6000km 岩石圈级别的洋-陆不连续界面必然成为软流圈物质上涌的通道。

6 其它学科有关板块俯冲的研究成果

近年来不同学科的研究为探索中国东部大陆边缘演化与东邻大洋板块运动的关系提供了重要的线索。

6.1 铅同位素的研究

铅同位素在不同的块体中的地壳与地幔具有明显的同步变化(张理刚等，1995;朱炳泉，2001;张本仁等，2002)，通过中国东部大陆新生代玄武岩Pb-Sr-Nd 同位素的研究，结果显示了东北(北部)、华北、华南三个块体明显的南北差异，推论地幔特征的差异与不同地块不同来源的前历史有关(周新华和朱炳泉，1992)。近年来路凤香等(2009)编制的中国大陆新生代上地幔的206Pb/204Pb 比值变化趋势图，进一步显示了南北分块的特征，只有华南块体的东南沿海地区出现了东西向的系统变化。作者们在此基础上，对太平洋板块俯冲对中国大陆影响的重要性提出了质疑:如果中国东部中生代以来长时间在太平洋板块俯冲的控制下，岩石圈被破坏和改造，甚至被新的软流圈所取代，为什么还显示上述南北分异的格局?是否从某个侧面“暗示太平洋板块俯冲对中国大陆的影响处于次要地位”?(路凤香等，2009)。

6.2 中国东部玄武岩中印度洋的MORB 印记

板块构造重建和千岛弧岩浆的Pb 同位素特征，表明在西北太平洋曾有晚中生代俯冲的Izanaghi-Pacific 板片，它们具有印度洋型的地壳组分，这类板块大多数已从现今地表消失(Stranb et al.，2009)。

近期，徐义刚等人在吉林双辽地区发现48.5 ～51Ma 的具有HIMU 型特征的洋岛玄武岩，认为其同位素印记具有印度洋MORB 的特征，进一步推断:在中国东部下地幔过渡带中滞留板片应是印度洋MORB，而且是西北太平洋消亡的中生代Izanaghi-Pacific 板块(Xu et al.，2012)。这一研究成果从一个侧面佐证了低纬度的印度洋板片曾有过向北迁移的历史，该作者还明确推断这是自早白垩世以来俯冲的Izanaghi 板块。虽然不能准确推断俯冲作用时间，但这是目前获得有关中生代俯冲板片来源的最直接证据。

6.3 下地幔散射体研究揭示的古洋壳残片

Li and Yuen(2014)新近发表了从日本海到中国吉林安图的下地幔散射体分布剖面，在日本海和锡霍特阿林之下930 ～1120km 的下地幔中辨识出长800km 的异常体。对地震波形中散射震相的台阵叠加分析表明，这些散射结构界定的不均匀体以MORB 型的板片物质区别于周围的橄榄岩地幔。由于异常体分布在现今俯冲的太平洋板块与660km 不连续面相交位置以东(Li et al.，2008)，在这一位置上俯冲的太平洋板片还未与660km 间断面相交，表明异常体的形成不可能与太平洋板块有关，而是来自于更古老的板片俯冲。结合异常体的空间展布可以获得板片在下地幔中的沉降速率，由此推断这是Izanagi-Pacific 洋脊在约55Ma 消亡(Whittaker et al.，2007)前古老的Izanagi 板块残片。Seton et al.(2012)认为Izanagi 洋盆演化历史至少有200Ma，它们的历史贯穿了中生代，与东亚陆缘演化密切相关。因此，在下地幔中辨识出残留的Izanagi 板片，对本文关于中生代东亚陆缘演化的讨论有着十分重要的意义。

东北亚洋陆过渡带中生代经历了组建和改造，有其复杂性的一面，但是详尽的生物地层学和构造-岩浆活动研究，为我们从活动论角度认识洋-陆演化提供了一个可靠的时空框架，同时也为目前有关洋-陆板块演化的争议提供了新的信息。

Bering Strait Geologic Field Party. 1997. Koolen metamorphic complex，NE Russia:Implications for the tectonic evolution of the Bering Strait region. Tectonics，16(5):713 -729

Chen PJ. 1988. Age and pattern of Tanlu fault translation. Chinese Science Bulletin，33(4):289 -293 (in Chinese)

Engebretson DC，Cox A and Gordon RG. 1985. Relative motions between oceanic and continental plates in the Pacific basins. Geological Society of America Special Paper，206:1 -60

Hilde TWC，Uyeda S and Kroenke L. 1977. Evolution of the Western Pacific and its margin. Tectonophysics，38(1 -2):145 -152，155-165

Howell DG，Jones DL and Schermer ER. 1985. Tectonostratigraphic Terranes of the Circum-Pacific Region. Houston:Circum-Pacific Council for Energy and Mineral Resources，3 -30

Irwin WP. 1972. Terranes of the Western Paleozoic and Triassic Belt in the Southern Klamath Mountains. California:U. S. Geological Survey Professional Paper，800 -C:103 -111

Khanchuk AI，Gonevchuk GA and Seltmann R. 2004. Metallogeny of the Pacific Northwest (Russian Far East):Tectonics，Magmatism and Metallogeny of Active Continental Margins. Vladivostok:Dalnauka Publishing House，43 -71

Kirillova GL. 2003. Cretaceous tectonics and geological environments in East Russia. Journal of Asian Earth Sciences，21(8):967 -977

Li J，Chen QF，Vanacore E and Niu FL. 2008. Topography of the 660-km discontinuity beneath Northeast China:Implications for a retrograde motion of the subducting Pacific slab. Geophys. Res.Lett.，35(1):01302

Li J and Yuen DA. 2014. Mid-mantle heterogeneities associated with Izanagi plate:Implications for regional mantle viscosity. Earth and Planetary Science Letters，385:137 -144

Lu FX，Li FL，Han YW and Hou QY. 2009. Characteristics of Pb isotopic composition in upper mantle Cenozoic for China continent.Earth Science，34(1):11 -16 (in Chinese with English abstract)Maruyama S，Isozaki Y，Kimura G et al. 1997. Paleogeographic maps of the Japanese Islands:Plate tectonic synthesis from 750Ma to the present. Island Arc，6(1):121 -142

Mattauer M，Collot B and Van Den Driessche J. 1983. Alpine model for the internal metamorphic zones of the North American Cordillera.Geology，11(1):11 -15

Mizutani S，Shao JA and Zhang QL. 1990. The Nadanhada terrane in relation to Mesozoic tectonics on continental margins of East Asia.Acta Geologica Sinica，64(1):15 -29

Monger JWH and Ross CA. 1971. Distribution of fusulinaceans in the Western Canadian Cordillera. Can. J. Earth Sci.，8(2):259 -278 Seton M，Müller RD，Zahirovic S et al. 2012. Global continental and ocean basin reconstructions since 200Ma. Earth-Sci. Rev.，113(3-4):212 -270

Shao JA and Tang KD. 1995. Terranes in Northeast China and Evolution of Northeast Asia Continental Margin. Beijing:Seismological Press，40 -153 (in Chinese)

Shao JA，Tang KD，Zhan LP et al. 1995. The reconstruction of a ancient continental margin and its tectonic significance:New progress in the geological research of Yanbian. Science in China (Series B)，25(5):548 -555 (in Chinese)

Shao JA，Zhang LQ，Xiao QH and Li XB. 2005. Rising of Da Hinggan Mts. in Mesozoic:A possible mechanism of intracontinental orogeny.Acta Petrologica Sinica，21 (3):789 - 794 (in Chinese with English abstract)

Shao JA，Li YF and Tang KD. 2013. Restoration of the orogenic processes of Zhangguangcai range. Acta Petrologica Sinica，29(9):2959 -2970 (in Chinese with English abstract)

Stranb SM，Goldstein SL，Class C et al. 2009. Mid-ocean-ridge basalt of Indian type in the Northwest Pacific Ocean basin. Nature Geoscience，2(4):286 -289

Tang KD，Shao JA，Li CJ and Kang Z. 2004. Nature of Yanbian suture zone and structure of Northeast Asia. Geological Bulletin of China，23(9 -10):885 -891 (in Chinese with English abstract)

Uchimura H. 1989. Paleomagnetism of Mesozoic rocks from Northeast China and Hokkaido. Master Degree Thesis. Tokyo:Tokyo Institute of Technology

Whittaker JM，Müller RD，Leitchenkov GH et al. 2007. Major Australian-Antarctic plate reorganization at Hawaiian-emperor bend time. Science，318(5847):83 -86

Xu JW，Cui KR，Liu Q，Tong WX and Zhu G. 1985. Mesozoic sinistral transcurrent faulting along the continent margin in East Asia. Marine Geology ＆ Quaternary Geology，5(2):52 -64 (in Chinese with English abstract)

Xu YG，Zhang HH，Qiu HN et al. 2012. Oceanic crust components in continental basalts from Shuangliao，Northeast China:Derived from the mantle transition zone?Chemical Geology，328:168 -184

Zhang BR，Gao S，Zhang HF and Han YW. 2002. Geochemistry of Qinling Orogenic Zone. Beijing:Science Press，1 - 187 (in Chinese)

Zhang LG，Liu JX，Wang KF et al. 1995. Lithospheric Block Geology in East Asia:Geochemistry of Upper Mantle，Basement and Granite and Lead Isotopic as Well as Geodynamic. Beijing:Science Press，1-252 (in Chinese)

Zhang Q，Jin WJ，Li CD and Wang YL. 2009. Yanshannian large-scale magmatism and lithosphere thinning in eastern China:Relation to large igneous province. Earth Science Frontiers，16(2):21 -51(in Chinese with English abstract)

Zheng SL and Zhang W. 1992. A new knowledge of Triassic geographic regionalization of geofloras of Eurasia. Memoirs of Shenyang Institute of Geology and Mineral Resources Chinese Academy of Geological Sciences，(1):69 -77 (in Chinese with English abstract)

Zhou XH and Zhu BQ. 1992. Study on the isotopic system and mantle chemical zonation of Cenozoic basalt in eastern China. In:Liu RX(ed.). The Age and Geochemistry of Cenozoic Volcanic Rock in China. Beijing:Seismological Press，366 -391 (in Chinese)

Zhou XM and Li XW. 2000. Origin of late Mesozoic igneous rocks in southeastern China:Implications for lithosphere subduction and underplating of mafic magmas. Tectonophysics，326(3 -4):269-287

Zhu BQ. 2001. Geological Province and Sharp Zone of Geochemistry.Beijing:Science Press，1 -118 (in Chinese)

Zhu G，Wang DX，Liu GS，Niu ML and Song CZ. 2004. Evolution of the Tan-Lu fault zone and its responses to plate movements in West Pacific Basin. Chinese Journal of Geology，39(1):36 - 49 (in Chinese with English abstract)

Алексютин МВ，Бондаренко ГЕ и Минюк ПС. 1999. Резульматы структурных и палеомагнитных исследований юрских и меловых комплексов в мезозоидах Северо-Востока РОССИИ.Тихоокеанская Геопогия，18(5):44 -56

Белый ВФ，Райкевич МИ и Белая БВ. 1997. Поздняя стадия развития северной части Охотско чукотского вулканогенного пояса. Стратиграфия геологическая коррепяция，5 (5):78-89

Богданов НА и Тильман СМ. 1992. Тектоника и геодинамика Северо-Востока Азии ( Объяснительная записка к Тектонической карте Северо-Востока Азии масштаба 1 ∶5000000). Москва:МЛ РАН，54

Захаров ВА， Курушин НИ и Похиалайнен ВП. 1996.Палеобиогеографические критерии геодина-мики террейнов северо-восточной Азии в мезозое. Геология и геофизика，37(11):3 -22

Короновский НВ. 1984. Краткий курс региона-льной геологии СССР. Издательство Москов-ского университета，334

Оксман ВС，Ганелин AB，Соколов СД и др. 2003. Офиоли-товые поясa арктических регионов Верхояно-Чукотской орогенной области: Геодинамичес-кая модель формирования.Тихоокеанская Геология，22 (6):62 -75

Соколов СД， Диденко АН， Григорьев ВН и др. 1997.Палеотектонические реконструкции северо-востока России:Проблемы и неопределенности. Геотектоника，6:72 -90

Соколов СД，Пейве АА，Крылов КА и др. 1996. Элементы вещественной и структурной упорядоченности в серпентинитовом меланже. Геотектоника，(1):47 -62

附中文参考文献

陈丕基. 1988. 郯庐断裂巨大平移的时代与格局. 科学通报，33(4):289 -293

路凤香，李方林，韩吟文，侯青叶. 2009. 中国大陆新生代上地幔铅同位素特征. 地球科学，34(1):11 -16

邵济安，唐克东. 1995. 中国东北地体与东北亚大陆边缘演化. 北京:地震出版社，40 -153

邵济安，唐克东，詹立培等. 1995. 一个古大陆边缘的再造及其大地构造意义——延边地质研究新进展. 中国科学(B 辑)，25(5):548 -555

邵济安，张履桥，肖庆辉，李晓波. 2005. 中生代大兴安岭的隆起——一种可能的陆内造山机制. 岩石学报，21(3):789 -794

邵济安，李永飞，唐克东. 2013. 张广才岭造山过程的重构及其大地构造意义. 岩石学报，29(9):2959 -2970

水谷伸治郎，邵济安，张庆龙. 1989. 那丹哈达地体与东亚大陆边缘中生代构造的关系. 地质学报，63(3):204 -216

唐克东，邵济安，李春景，康庄. 2004. 吉林延边缝合带的性质与东北亚构造. 地质通报，23(9 -10):885 -891

徐嘉炜，崔可锐，刘庆，童蔚欣，朱光. 1985. 东亚大陆边缘中生代的左行平移断裂作用. 海洋地质与第四纪地质，5(2):52 -64

张本仁，高山，张宏飞，韩吟文. 2002. 秦岭造山带地球化学. 北京:科学出版社，1 -187

张理刚，刘敬秀，王可法等. 1995. 东亚岩石圈块体地质-上地幔、基底和花岗岩同位素地球化学及其动力学. 北京:科学出版社，1-252

张旗，金惟俊，李承东，王元龙. 2009. 中国东部燕山期大规模岩浆活动与岩石圈减薄:与大火成岩省的关系. 地学前缘，16(2):21 -51

郑少林，张武. 1992. 欧亚大陆三叠纪植物地理区系的再认识. 中国地质科学院沈阳地质矿产研究所集刊，(1):69 -77

周新华，朱炳泉. 1992. 中国东部新生代玄武岩同位素体系和地幔化学区划. 见:刘若新主编. 中国新生代火山岩年代学与地球化学. 北京:地震出版社，366 -391

朱炳泉. 2001. 地球化学省与地球化学急变带. 北京:科学出版社，1 -118

朱光，王道轩，刘国生，牛漫兰，宋传中. 2004. 郯庐断裂带的演化及其对西太平洋板块运动的响应. 地质科学，39(1):36 -49