0 引言
东北地区的地块属性及其拼合机制一直是地质学家和大地构造学家十分关注的问题。大地构造位置上，东北地区位于西伯利亚板块、华北板块和太平洋板块之间，为“中亚造山带”的东段并与鄂霍茨克和太平洋构造域的叠加部位(图 1)。由于古亚洲洋、鄂霍茨克洋和古太平洋三大构造域的叠加，致使东北地区大地构造形迹复杂，进而存在较大的认识分歧[1-5]。
“万丈高楼平地起”，基础理论研究是解决上述分歧的基础。作者近年来针对变质基底的属性和地块边界缝合带开展了专项研究，取得了部分成果和认识。本文我们重点介绍东北地区以下几方面基础地质问题的初步研究成果和进展：1)东北地块群的构造单元划分及其边界性质；2)各地块的基底与古生界盖层发育特征；3)主要地块间缝合带的位置与时代；4)东北地块群古大陆重建的标志与特征，并进而复原了从Gondwana大陆到Pangea东北地块群的位置和重建的模型，为对这些基础地质问题感兴趣的学者们提供基础数据和初步研究思路。
1 东北地区单元根据传统的划分方案并结合新近的研究结果，将东北地区自东向西划分为佳木斯—兴凯地块，松辽地块、兴安地块以及西部额尔古纳地块(图 1)。分割这些地块的边界断裂分别为：吉林—黑龙江高压变质带(吉黑高压带)，贺根山—黑河缝合带、头道桥—新林缝合带以及佳木斯地块东缘的那丹哈达增生杂岩带及其与华北板块之间的天山—索伦—西拉木伦—长春缝合带[5-6](图 1)。
1.1 佳木斯—兴凯地块佳木斯地块是中亚造山带在中国东北的一个重要构造单元[7]，它向北延伸到布列亚地块，向南东延伸到兴凯地块，更远到俄罗斯境内[8-10]。佳木斯地块东部为那丹哈达地体的增生混杂岩，西以牡丹江断裂带与松辽地块相邻。
佳木斯地块的变质基底以麻山群为代表。麻山群变质岩作为该区最古老的变质基底一直受到地质学家们的广泛关注[8-10]，其岩石组合具有典型的孔兹岩系组合特征[9-11]。其主体出露的麻山地区变质温压条件可达麻粒岩相[10-11](温度峰值可达850℃、压力达到0.74 GPa)，而相同的岩石组合在佳木斯地块北部桦南地区则为角闪岩相变质[9-10]。麻山群最早被认为形成于古太古代[12]，但SHRIMP锆石U-Pb年龄表明，最古老的原岩是中元古代，而变质作用发生在早古生代(~500 Ma)[9-10]。
兴凯地块位于佳木斯地块南端，以敦密断裂与佳木斯地块分开。兴凯地块被认为是由一个前寒武纪变质基底组成，被古生代到中生代的地层覆盖，包括碳酸盐岩、碎屑岩以及火山岩[13-16]。高级变质岩在中国境内主要出露在虎林—虎头一带，沿中国东北和俄罗斯远东地区的边境分布。虎头变质杂岩主要是由夕线石榴片麻岩、碳酸盐岩、长英质片麻岩以及石榴花岗片麻岩组成，其中主体岩石(超过70%)为石榴花岗片麻岩，代表地壳曾发生熔融。虎头高级变质杂岩曾被认为是麻山群的一部分，形成于新太古代[12]，根据我们最新研究的结果[17-18]，虎头高级变质杂岩由夕线石榴片麻岩、碳酸盐岩、长英质片麻岩组成，属于副片麻岩。来自虎头杂岩的变质锆石加权平均206Pb/238U年龄为(490±4)Ma，而核部的岩浆锆石加权平均206Pb/238U年龄为522和(515±8)Ma。这些数据表明，兴凯地块中的虎头杂岩记录了早古生代岩浆和变质事件，与西部佳木斯地块麻山群的年龄相吻合[18]。
佳木斯—兴凯地块的古生界—中生界沉积岩，主要分布在佳木斯地块东缘，具体包括泥盆系—下石炭统和上石炭统—二叠系两个构造层(图 2)。下部构造层自下而上划分为早—中泥盆世黑台组、中泥盆世老秃顶子组、晚泥盆世七里卡山组和早石炭世北兴组。该构造层下部为海相碎屑岩沉积，向上部过渡为海陆交互相沉积，并直接不整合在佳木斯地块的早古生代花岗岩之上；上部构造层自下而上为晚石炭世光庆组、晚石炭世—早二叠世珍子山组、早二叠世二龙山组和早三叠世南双鸭山组，以陆相沉积碎屑岩和火山岩为主。锆石LA-ICP-MS U-Pb年代学表明，黑台组的形成时代小于(374±6)Ma，珍子山组的沉积年龄应晚于(313±3)Ma，二龙山组安山岩形成年龄应为(278±3)Ma[20]。
松辽地块包括中国东北的广大地区，位于贺根山—黑河缝合带以东、牡丹江缝合带以西和西拉木伦河—长春缝合线以北的广大区域。松辽地块包括东北地区中部的松辽盆地、东北部的小兴安岭和东部的张广才岭等，总面积约26×104km2。
松辽盆地的变质基底一直存在争议，目前对采于松辽盆地南部相同钻孔中的3个变形花岗岩(片麻岩)样品的锆石U-Pb测年得到~1.8 Ga的年龄结果[21-22]，证明存在着一些早前寒武纪基底[22]。然而，其构造属性还需要进一步研究[23]。实际上，松辽地块北部存在较多的基岩出露区，具体包括五大连池北部的凤水沟群、小兴安岭—张广才岭地区的东风山群等[12]。目前铁力片岩得到的年龄数据为(2 442±26)~(503±7)Ma[24]，并反映了松辽盆地基底至少存在3期主要的构造-岩浆事件：即596~503 Ma的泛非期(Pan-African)构造事件；951~808 Ma的新元古代(Rodinia期)构造-岩浆事件和2 442~1 857 Ma中、新太古代变质基底的构造-岩浆事件年龄。由于铁力变质砂岩恰恰位于松辽盆地中生代盆地北部的基岩出露区，因此这些碎屑锆石证明了松辽盆地基底的年龄信息[24]。东风山群部分岩石的碎屑锆石U-Pb测年结果证实，小兴安岭晨明镇的亮子河组石榴子石黑云母片岩形成时代为~757 Ma[25]；亮子河组二云母片岩形成时代小于821 Ma年龄；亮子河组标准剖面的黑云母石英片岩和变质粉砂岩形成时代小于425 Ma；东风山群上部红林组含炭质粉砂质板岩形成时代小于275 Ma[26]。上述结果表明，东风山群可能由不同时代和不同性质的岩石构成，有部分地层可能形成于新元古代。结合区域地层资料，可以判定东风山群为一套具有稳定陆缘沉积建造组合特征的含硼较高的泥质岩、灰岩、炭质泥岩及砂岩，也应为孔兹岩带的组成部分。
松辽盆地的古生界盖层沉积是东北晚古生代地层发育最为齐全，也是石炭—二叠纪地层发育最为连续的地区。古生界主要出露于松辽、吉中和滨东3个地层小区：1)松辽地区的古生界包括晚志留—早泥盆世西别河组，晚泥盆—早石炭世色日巴彦敖包组，晚石炭世本巴图组，晚石炭—早二叠世阿木山组，早二叠世寿山沟组、大石寨组，中二叠世哲斯组，晚二叠世林西组和早三叠世老龙头组；2)吉中地区晚志留—早泥盆世西别河组，中泥盆世王家街组，早石炭世通气沟组，早—晚石炭世鹿圈屯组，晚石炭—早二叠世磨盘山组、石嘴子组，早二叠世寿山沟组、大河深组(区域上可与大石寨组对比)，中二叠世范家屯组(区域上可与哲斯组对比)，晚二叠世杨家沟组(区域上可与林西组对比)；3)滨东地区自下而上发育有早泥盆世黑龙宫组，中泥盆世宏川组，晚泥盆世福兴屯组，晚石炭—早二叠世杨木岗组，早二叠世大石寨组，中二叠世土门岭组(相当于区域的哲斯组)和晚二叠世红山组(相当于区域的林西组)。地层对比表明：晚石炭世之前，该区南部和北部沉积环境存在明显的不同，南部地区在泥盆纪存在明显的沉积间断，而北部的滨东地区发育有基本连续的泥盆纪沉积，且具有由海相过渡为陆相的沉积特点；从晚石炭世开始，该区南部和北部均具有一致且连续沉积的地层层序，特别是在晚石炭世—早二叠世发育了厚度巨大的火山岩夹正常沉积岩系，同样具有北陆、南海的构造沉积古地理格局。
值得提出的是，吉中地区的志留系张家屯组(区域对比为西别河组，图 2)发育特征性的Retziella腕足类动物群，具体包括该动物群除分布于吉林中部和内蒙古巴特敖包之外，还见于我国扬子地区、越南北部和澳大利亚东部等地。这一动物群主要分布于华南板块西缘和东北地块群的南缘，形成了中澳生物地理区[27]。
1.3 兴安地块兴安地块位于贺根山—黑河断裂以西，新林—喜贵图断裂东南，西拉木伦—长春缝合带以北，大多位于大兴安岭山脉，并为中生代岩浆岩所覆盖。
兴安地块的变质基底以兴华渡口群为代表[12, 28-30]，主要由夕线石榴片麻岩、大理石、长英质片麻岩、角闪岩和石墨片岩组成。兴华渡口群传统被认为形成于新太古代到古元古代，并遭受高绿片岩相—高角闪岩相变质[12]。周建波等[29-30]最近研究结果显示，兴华渡口群主要是由夕线石榴片麻岩、角闪斜长片麻岩和长英质片岩组成的孔兹岩系。其中，夕线石榴片麻岩得到年龄为(493±6)和(2791±18)Ma；8次分析锆石边部的加权平均206Pb/238U年龄为(494±2)Ma (MSWD=0.06)，表明记录的年龄为变质年龄；16颗锆石的16次分析结果的年龄都为950 Ma，代表了原岩年龄。相同的数据结果角闪斜长片麻岩和长英质片岩也有显示，这些数据表明，典型的兴华渡口杂岩的变质年龄为~500 Ma，而沉积时代为新元古代。
兴安地块的古生界盖层多呈北北东向展布，沉积演化上明显分为泥盆系—下石炭统和上石炭统—二叠系两个构造层，二者之间为角度不整合接触。下部构造层的地层累计厚度达5 991.39 m，上部构造层的地层累计厚度达4 094.91 m。该地层区最突出的特征是：泥盆纪—早石炭世海相沉积与下伏志留纪浅海相沉积为连续沉积，与上覆晚石炭世沉积为不整合关系；晚石炭世沉积明显具有北部为陆相、南部为海相的沉积古地理格局。下部构造层由下—中泥盆统泥鳅河组、中—上泥盆统大民山组、上泥盆统安格尔音乌拉组和下石炭统红水泉组构成；上部构造层由上石炭统—下二叠统宝力高庙组、中二叠统哲斯组和上二叠统林西组构成。
1.4 额尔古纳地块额尔古纳地块位于蒙古—鄂霍茨克洋构造带以南，包括大兴安岭西北部地区，并以新林—喜贵图缝合带为界与兴安地块相邻。区内中生代花岗岩和火山岩广泛分布，前寒武纪变质基底岩石仅零星分布，主要出露于北极村和漠河村之间，部分出露在漠河南部。古生界发育不全。
额尔古纳地块的基底岩石传统上认为可以与“兴华渡口群”对比[12]，Zhou等[30]初步研究表明，出露于额尔古纳地块北极村、漠河和红旗一带的漠河杂岩由一系列孔兹岩系构成，包括夕线石榴片麻岩、角闪斜长片麻岩、黑云斜长片麻岩以及碳酸盐岩，这一系列的孔兹岩系与佳木斯—兴凯地块出露的岩石组合非常相似。Zhou等[30-31]初步研究数据显示，夕线石榴片麻岩的变质边部记录的年龄为变质年龄，为(496±3)Ma (MSWD=0.14)。另外核部年龄为(1373±17)~(608±8)Ma，这些结果揭示了物源区为中—新元古代的基底，最年轻的核心锆石年龄为(608±8)Ma，确定了沉积年龄的下限；这表明漠河杂岩的形成时代不是以前认为的太古宙—早元古代。
额尔古纳地块的古生界盖层与兴安地块相似，但是多只发育泥盆系—下石炭统构造层。早—中泥盆世泥鳅河组为海相碎屑岩组合；中—晚泥盆世大民山组为海相中基性—酸性火山岩、火山碎屑岩及碎屑岩、碳酸盐岩及放射虫硅质岩等，获得的火山岩锆石U-Pb年龄为380 Ma；晚泥盆世安格尔音乌拉组为碎屑岩-碳酸盐岩组合，其中灰岩中含腕足、苔藓虫化石，而粉砂岩中产植物化石，属于海陆交互相沉积；早石炭世红水泉组以海相碎屑岩和碳酸盐岩互层为特征，含有腕足、珊瑚等化石，时代为早石炭世杜内期—维宪期。
值得指出的是，在额尔古纳地块和兴安地块的志留系卧都河组中均含有丰富的腕足类动物化石，并以图瓦贝为代表。资料表明[12, 32]，图瓦动物群在研究区的内蒙古东乌旗、额尔古纳河东岸、大兴安岭中段和黑龙江省小兴安岭西北部以及相邻地区的蒙古东部、苏联的东外贝加尔、上阿穆尔和结雅河流域均有分布，为西伯利亚板块南缘志留系的特征性标志。
2 东北地区的缝合带东北地区发育典型由地块(地体)拼贴而形成的增生杂岩-蓝片岩-蛇绿岩等为标志的缝合带。具体由东向西包括那丹哈达增生杂岩带、吉林—黑龙江高压变质带、贺根山—黑河缝合带、头道桥—新林缝合带和西拉木伦河缝合带等。
2.1 那丹哈达增生杂岩带那丹哈达增生杂岩带位于中国东北地区东部，为典型的由太平洋板块俯冲拼贴而形成的增生杂岩带。与前人所称的那丹哈达地体或完达山造山带相当。该区以发育中生代蛇绿岩为标志，是我国研究蛇绿岩的典型地区之一。那丹哈达增生杂岩主要由跃进山和饶河杂岩组成[6]。其中，跃进山杂岩主要为古元古代片麻岩、二叠纪辉长岩、二叠—三叠纪变质玄武岩、三叠纪硅质岩，它们均被包裹在晚三叠—早侏罗世变质碎屑岩中；而饶河杂岩则由石炭—二叠纪灰岩、晚三叠—中侏罗世辉长岩、中侏罗世枕状熔岩、三叠纪—中侏罗世的硅质页岩组成，这些外来岩块被包裹在较年轻晚侏罗世一早白垩世的碎屑岩中[33]。
那丹哈达增生杂岩的地层古生物、岩石以及构造特征完全与日本列岛的美浓地体相同[33]，为中国境内唯一古太平洋板块向欧亚大陆板块俯冲的直接记录。根据Zhou等[6]研究结果，晚三叠世—早侏罗世，太平洋板块已经开始向欧亚大陆俯冲，形成了跃进山杂岩、黑龙江蓝片岩和饶河地区大顶子山具有蛇绿岩性质的堆晶辉长岩(图 3a)。中侏罗世—早白垩世，古太平洋板块进一步俯冲作用，完达山地区首先形成了一套海沟环境下的深海复理石沉积，伴随着俯冲作用的进行，这些浊积岩不断被刮削并仰冲到大洋板块之上，同时原来的海山(玄武岩、灰岩)也卷入到了浊积岩之中；与此同时，蛇绿岩也通过构造形式就位到增生楔中。早白垩世中期洋壳俯冲结束，并以时代为128 Ma的壳源花岗岩的出现为标志(图 3b)。因此，完达山增生杂岩记录了典型的古太平洋板块向欧亚大陆俯冲启动-增生拼贴的动力学过程。
吉林—黑龙江高压变质带[34]是指佳木斯—兴凯地块西缘和南缘共同发育的呈弧形展布的高压变质带，具体包括佳木斯—兴凯地块西缘增生杂岩带(黑龙江蓝片岩带和张广才—小兴安岭增生杂岩带)和佳木斯—兴凯地块南缘的长春—延吉增生杂岩带。
佳木斯—兴凯地块西缘增生杂岩带，形成于晚三叠—早侏罗世(210~180 Ma)[35-37]，为佳木斯—兴凯地块向西俯冲增生而形成的高压变质带，具体表现为黑龙江蓝片岩带和张广才—小兴安岭增生杂岩带。大量的数据显示，其原岩形成时代为古生代—早三叠世，变质时代为晚三叠—早侏罗世(210~180 Ma)，为佳木斯—兴凯地块晚印支—早侏罗世向西俯冲与松辽地块之间形成的增生杂岩。
长春—延吉增生杂岩带，由一系列特征性俯冲-增生杂岩沿长春—延吉缝合带组成，具体包括石头口门—烟筒山红帘石片岩带、呼兰群变质杂岩、色洛河群变质杂岩、青龙村群变质杂岩和开山屯变质杂岩等，形成时代为230~187 Ma，峰期为230~220 Ma[34]。长春—延吉增生杂岩带曾被认为是西拉木伦河断裂带的东延部分，但是区域构造分析表明，它们形成的动力学背景与佳木斯—兴凯地块西缘增生杂岩带相同，均为太平洋板块在三叠纪—早侏罗世西向俯冲导致佳木斯—兴凯地块自东向西的“剪刀式”闭合过程。
笔者将佳木斯—兴凯地块西缘和南缘发育的三叠纪—早侏罗世增生杂岩带作为统一的构造单元来考虑，同时结合该区发育有典型的高压变质带，因此命名为“吉林—黑龙江高压变质带，简称吉黑高压带”。吉黑高压带形成于太平洋板块于三叠纪—早侏罗世西向俯冲导致的佳木斯—兴凯地块自东向西的“剪刀式”闭合的过程(图 4)，同时该带记录了古亚洲构造域的结束和太平洋俯冲开始的关键时期，其与那丹哈达增生杂岩一起，共同记录了两大构造域叠加与转换的关键性地质证据。
贺根山—黑河缝合带位于兴安地块与松辽地块之间，曾作为晚古生代俯冲带，是华北板块与西伯利亚板块的最终碰撞缝合带考虑，缝合时期为泥盆纪前后[1-3, 38]。Şengör等[1]认为缝合带向北延伸穿过布列亚—佳木斯和额尔古纳地块之间的区域，并且同样命名为“索伦缝合带”，是满洲型造山带和阿尔泰型的构造边界。
笔者得到的东北地区变质基底的锆石年代学数据为判别贺根山—黑河缝合带的性质提供了重要的信息。贺根山—黑河缝合带两侧的兴安—额尔古纳地块和松辽地块基底岩石中均显示泛非期~500 Ma和新元古代900~600Ma的特征性构造-岩浆事件。同时，区域地层对比显示，两侧古生界具有明显的可比性。这些数据表明，贺根山—黑河缝合带两侧的地块群均有相同或相近的演化历史，因此分布在松辽和兴安地块之间的贺根山—黑河缝合带应作为中亚造山带内部地块之间的缝合带，而不能作为华北与西伯利亚板块的最终缝合线来考虑。
贺根山—黑河缝合带的形成时代直到目前的测试结果也多得到中生代的结论，这与我们掌握的区域资料相违背。为了进一步限定该缝合带的时代，笔者对新近发现的不整合在贺根山蛇绿岩之上的古生界进行了专题研究。地质调查显示，发育在贺根山北部乌斯尼黑地区不整合在贺根山蛇绿岩之上的古生界为葛根敖包组，而贺根山中部小巴梁地区则为哲斯组，表现为一种超覆不整合关系[39]。乌斯尼黑地区的葛根敖包组碎屑锆石显示为主要峰期，~300 Ma；而小巴梁地区哲斯组的碎屑锆石峰期显示为3个峰期(图 5)：285~272 Ma (峰期279 Ma), 315~288 Ma (峰期300 Ma)，358~320 Ma (峰期336 Ma)。其中300 Ma的锆石年龄与葛根敖包火山岩的时代一致，而时代为358~320 Ma的年龄与该区蛇绿岩的大量锆石年龄一致。这些特征显示，贺根山蛇绿岩的就位时代应限定在336~300 Ma之间，为晚石炭世[39]。
传统的兴安地块与额尔古纳地块的构造边界为德尔布干断裂。然而直到目前，该断裂带并未见与缝合带相关的构造-岩石的相关报道，但被证实为一条具有明显地球物理异常的中生代走滑断裂[40]。另外，在该断裂东侧发现了若干缝合带的相关证据，如新林的蛇绿岩、塔源的变辉长岩、头道桥蓝片岩等[41-44]，故认为额尔古纳与兴安地块最后碰撞拼合的位置应该位于新林—喜桂图一线。
针对头道桥—新林缝合带的形成时代，目前的工作主要集中新林地区的基性—超基性岩和头道桥蓝片岩两地开展。针对新林蛇绿岩，李瑞山等[41]对新林蛇绿混杂岩中超镁铁质岩内金云母K-Ar单矿物定年得到了变质年龄为539 Ma，认为其形成时间是早寒武世；佘宏全等[42]对嘎仙辉石岩和正长斑岩脉进行了SHRIMP U-Pb和LA-ICP-MS定年，获得了628~120 Ma和265~124 Ma的年龄，但认为其辉石岩成岩年龄为(628.4±9.7)Ma。近期冯志强等[43]确定了新林、嘎仙以及吉峰蛇绿混杂岩的形成年龄分别为539~510、~630、(647±5.3)Ma，证明在新元古代时期(~650 Ma)，额尔古纳和兴安地块之间存在大洋(新林—喜桂图洋)，并于~511 Ma前后大洋关闭，额尔古纳和兴安地块完成拼贴。而对于头道桥蓝片岩，Zhou等近期[44]在伊敏头道桥地区识别出可代表缝合带重要标志的证据——蓝片岩，其原岩具有N-MORB和OIB玄武岩的特征。锆石LA-ICP-MS测年表明其原岩形成时代为(511±2)Ma，而侵入其中的花岗质脉岩年龄为492 Ma，因此限定了该蓝片岩的就位时代为490~510 Ma(图 6)[43]。这些证据表明头道桥—新林缝合带可以代表额尔古纳与兴安地块的缝合边界，形成时代为早古生代。
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| 图 6 头道桥—新林缝合带的头道桥蓝片岩锆石U-Pb定年结果 Figure 6 The U-Pb zircon dating of the Toudaoqiao blue schist of the Toudaoqiao-Xinlin suture |
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华北板块和西伯利亚克拉通之间的缝合带闭合的位置和时间至今仍是有争议的。一些学者指出贺根山—黑河缝合带为两者之间的最终缝合带，但Han等[45]认为贺根山—黑河缝合带只是中亚造山带的内部断裂，而不能作为华北与西伯利亚板块的最终缝合线；而只有分布在东北地块群南部的天山—索伦—西拉木伦—长春缝合带才能作为华北和西伯利亚板块的缝合线。
西拉木伦—长春缝合带主体沿华北北缘分布，总体经过内蒙古西拉木伦河地区，向松辽盆地下部延伸至长春一带，但其东、西两侧的延伸及其在松辽盆地下部的具体位置还需要进一步研究。该缝合带作为中国东北地区的一条规模较大的断裂带，是华北与东北型石炭系、二叠系的分区界线。断裂以北早二叠世大石寨组，为长英质硬砂岩、板岩、灰岩及火山岩，发育冷水性动物群。中二叠世称哲斯组，为海相碎屑岩、灰岩，同样发育发育冷水型动物群。晚二叠世无论南北均为陆相碎屑岩建造，但同期沉积岩在断裂南侧则发育华夏型植物，而北侧以安加拉植物群分子为主，两植物群的混生现象仍然不够明显。这些古生物学的证据显示其闭合时代应该为晚二叠世之后。
3 东北地块群古大陆重建针对西拉木伦—长春缝合带的形成时代，Zhou等[44]对受到该缝合带控制并沉积的晚二叠世沉积岩进行了碎屑锆石年代学的限定。林西组LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学结果表明，全部锆石年龄分布在238~1801 Ma之间，最年轻的一组年龄分布在281~238 Ma，最大峰期年龄为252 Ma，但是存在最小锆石峰期年龄(248±3)Ma(图 7，n=13, MSWD=0. 90)。上述研究结果表明，林西组的沉积时代可能延伸到早三叠世，同时也证明了西拉木伦—长春缝合带的闭合时代应为林西组沉积之后，并可能延伸到早三叠世。
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| 图 7 西拉木伦地区林西组碎屑锆石U-Pb定年结果 Figure 7 The U-Pb zircon dating of the Linxi Formation in the Xra Moron area |
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Zhou等[5]的综合研究表明：1)佳木斯兴—凯地块的麻山群和虎头杂岩的锆石U-Pb年龄基本上可以分为3组，480~500 Ma，峰期年龄为~502 Ma，记录了麻粒岩相变质事件；550~510 Ma，峰期年龄为530 Ma，为变形花岗岩的原岩年龄；1 800~610 Ma，记录了麻粒岩相的原岩年龄和少量新太古代基底年龄信息。2)兴安地块的兴华渡口杂岩的锆石年龄基本上也可分为3组：500~480 Ma，峰期年龄为~494 Ma，该年龄记录了高级变质事件；570~530 Ma，峰期年龄为550 Ma; 970~660 Ma，峰期年龄770 Ma，被解释为兴华渡口杂岩的原岩年龄主要为新元古代。3)额尔古纳地块的漠河杂岩的锆石U-Pb年龄基本上可归为2组：499~480 Ma，峰期年龄为~495 Ma，记录了高级变质作用；850~615 Ma和2个峰期年龄787和654 Ma，为漠河杂岩的原岩年龄和碎屑岩浆岩年龄, 并且证明源区也以新元古代源区为主。此外, 松辽地块存在有2 690~2 071、1 997~1 776、991~719和592~501 Ma 4组年龄。
东北地块群广泛发育新元古代与泛非期构造-岩浆事件，表明东北地块群与华北、西伯利亚克拉通应无亲缘关系；同时这些构造-岩浆事件为Rodinia超大陆聚散与离合的标志性事件。因此，推测东北地块群更可能是冈瓦纳大陆的组成部分。
3.2 东北地块群特征性的古生物标志Tuvaella与Retziella动物群为东北地区地块演化的特征性标准。其中志留系的吉中地区张家屯组发育特征性的Retziella腕足类动物群，该动物群除分布于吉林中部和内蒙古巴特敖包之外，还见于我国扬子地区、越南北部和澳大利亚东部等地。这一动物群主要分布于华南板块西缘和东北地块群的南缘，形成了中澳生物地理区[32]。与之对应的是广泛分布于西伯利亚板块南缘的Tuvaella动物群，该动物群广泛发育在贺根山—黑河断裂以西的志留—泥盆系中[46]。
资料[32, 46]显示，由Retziella动物群构成的中澳动物地理区志留纪晚期应位于赤道附近热带和亚热带，而由Tuvaella动物群构成的东北地块群主体则位于北半球的亚热带或温带范围内。我国东北地区这两个不同的动物地理区共存，进一步表明东北地块群均来自于冈瓦纳大陆。同时也表明从冈瓦纳大陆裂离之后存在不同的历史，其中西部地块(兴安和额尔古纳地块)北向漂移要快于东部地块(松辽和佳木斯—兴凯地块)，志留系前后两者之间均漂移至赤道及其以北地区，并由贺根山—黑河古大洋分割。
3.3 东北地块群聚散与离合的缝合带标志东北地区不同地块之间均发育有特征性的缝合带，主要特征为：1)额尔古纳与兴安地块的缝合带为早古生代头道桥—新林缝合带, 而非中生代德尔布干断裂；2)兴安地块与松辽地块之间的贺根山—黑河缝合带形成时代为晚石炭世(330~300 Ma)，而非最近报道的中生代；3)古亚洲洋(东北陆块群与华北板块之间)沿西拉木伦—长春缝合带闭合，时代为三叠纪；4)吉黑高压带形成于古亚洲构造域与环太平洋构造域转换的关键时期；5)那丹哈达地体为中国境内古太平洋板块俯冲增生的唯一直接证据，并记录了晚三叠—早白垩世古太平洋板块向欧亚大陆俯冲增生的过程。
3.4 古大陆重建这些新近资料表明，东北地区主要地块群(除佳木斯地块之外)于晚石炭世之前已经完成拼合，因此主要沉积盖层的上古生界存在明显的可比性，并共同发育以哲斯动物群为标志的晚古生代沉积岩[47]。佳木斯—兴凯地块与西部地块群之间拼合则晚于古亚洲洋的闭合，其与那丹哈达增生杂岩一起由于太平洋板块的西向俯冲而致，表明东北地块群存在多期次、多成因的聚散与离合过程。根据东北地区年代学和生物学的标志性特征，对东北地块群进行了古大陆重建，主要特征如下：
1)~500 Ma，东北地块群位于冈瓦纳大陆边部，具体应介于冈瓦纳大陆与西伯利亚大陆之间，并受到泛非期构造运动的影响，形成了东北地块群的标志性泛非期变质基底(图 8a)。
2)~400 Ma，东北地块群总体与西伯利亚板块一起向北漂移并逐渐裂离。其中，额尔古纳—兴安地块更靠近西伯利亚大陆，形成以Tuvaella动物群为代表的西伯利亚地理区；松辽地块更靠近Gondwana大陆，形成以Retziella动物群为代表的中澳地理区；两者之间由贺根山古大洋分割(该大洋于晚石炭世闭合)。佳木斯—兴凯地块则相对独立，但由于缺失同时代地层，相对位置未知(图 8b)。
3)~250 Ma，华北板块与东北地块群之间的古大洋逐渐缩减(图 8c)，并于早三叠纪闭合，中亚造山带结束演化；此时，分割佳木斯—兴凯地块与松辽地块之间的古大洋持续到晚三叠世受古太平洋板块西向俯冲的影响逐渐关闭，形成吉黑高压带。之后太平洋板块持续俯冲，形成晚三叠—早白垩世那丹哈达增生杂岩，至此东北地区形成了现今的构造格局。
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