1.地质构造单元划分
从区域构造格架角度来看，东北地区由南部的华北地台和北部的兴蒙造山带所构成，它们在古生代以前具有不同的演化历史，古生代晚期-中生代初期完成两者的聚合，其后发育统一的构造演化历史。仅就本书涉及的北部兴蒙造山带而言，它自西而东可划分为额尔古纳地块、兴安地块、松嫩地块、佳木斯地块和最东部的饶河地体(吴福元等，1995，吴福元和曹林，1999)，它们是古—中生代期间经多次事件拼合在一起的构造堆合体(collage)，其相互之间分别以得尔布干、嫩江、牡丹江和跃进山断裂为界。
额尔古纳地块位于本区的西北端，是巨大的中蒙古中央地块的一部分。尽管有关于该地块太古宙岩石形成事件的报道，但对我国境内地区的这一构造单元的具体属性目前所致甚少(孙广瑞等，2002)。区内地质体主要以花岗岩为主，另有少量中级变质的兴华渡口群片岩、片麻岩和未变质的砂岩、粉砂岩等，晚期被中新生界火山-沉积地层所覆盖。由于目前研究程度较低，目前还难以对它们的时代作详细的约定。部分作者认为兴华渡口群可能为中元古代(王友勤等，1997)，但有学者认为应属古元古代甚至太古宙(表尚虎等，1999)。新的年代学资料还显示，这些花岗岩主要形成于中生代，但部分形成于早古生代(葛文春等，2005a;武广等，2005;周长勇等，2005)。
兴安地块体位于大兴安岭地区，其出露的最古老岩石也定名为兴华渡口群，但其时代及与额尔古纳地块上的兴华渡口群关系不清。该地块的最大特点是古生代地层相对比较发育，并出现年龄确切的古生代花岗岩(Wu et al.，2003;孙德有等，2000;苗来成等，2004;葛文春等，2005b)。该地块以得尔布干断裂为界与北侧额尔古纳地块相邻，并在该断裂带附近出露有新林-喜桂图北蛇绿岩及相应的高压变质岩(李瑞山，1991)。值得一提的是，本地块在晚中生代叠加有大面积的大兴安岭中生代火山-沉积建造(蒋国源和权恒，1988;赵国龙等，1989;林强等，1998;Zhang et al.，2006)。
松嫩地体位于兴蒙-吉黑地区的中部，其西侧以嫩江-贺根山断裂与兴安地块相邻，东南部以牡丹江断裂与佳木斯地块相接。松辽盆地是其上叠的一个重要构造单元，主要岩石出露在张广才岭地区，东风山群是该地体中目前发现的最古老岩系，具体成岩时代尚不清楚。该地块的最大特点是显生宙花岗岩极为发育，在某种程度上，古生代地层及所谓的老变质岩系只不过是“花岗岩海洋”中的几叶孤舟而已。以前曾对这些花岗岩进行过详细的研究(吉林省地质矿产局，1988;方文昌，1992;黑龙江省地质矿产局，1993)，但近几年的高精度年代学资料显示，它们主要形成于晚三叠-中侏罗世的中生代(Wu et al.，2000，2001，2003a，2004a;Zhang et al.，2004，2005;吴福元等，1999;孙德有等，2001)。
佳木斯地体位于东北地区东部，是范围更大的布列亚-佳木斯地块的一部分，以出露麻粒岩相变质的麻山群为代表(曹熹等，1992)。传统上以西麻山二辉麻粒岩中辉石的2539Ma的Ar/Ar坪年龄认为该地体是在太古宙形成的(黑龙江省地质矿产局，1993)，近几年已有更可靠的资料显示该地体的麻粒岩相变质作用发生在500Ma的泛非期(Wilde et al.，2000;宋彪等，1997)，并已鉴定出泛非期的花岗质侵入体(Wilde et al.，2003)。侵入其中的原定为新元古代的花岗岩实际形成年代为晚古生代(吴福元等，2001)，且这一时期的花岗岩在西侧的松嫩地块上目前还未发现。
位于本区最东部的饶河地体出露一套由深海相放射虫硅质岩、浊积岩以及包含其中的镁铁质熔岩和石炭-二叠纪岩块组成的地层，是我国东部唯一的中生代海相地层出露区。目前多数研究者认为，这套岩石组合应为蛇绿岩，并自下而上划分为大顶子堆积岩、驼腰山枕状熔岩、大佳河组放射虫硅质岩、大岭桥组深海浊积岩和上覆的永福桥组海相磨拉石沉积岩等(康宝祥等，1990;王友勤等，1997)。根据化石研究结果，一般将这套地层置于中晚三叠世—早侏罗世，或至中侏罗世—晚侏罗世中期(王友勤等，1997;丁秋红等，1997)，代表了该时期一个规模不是很大的洋盆。但也有学者认为，这套岩石并非属于蛇绿岩，它只不过是大洋中的一个洋岛或外来地体而已(邵济安等，1991;邵济安和唐克东，1996)。年代学资料显示，侵入于该地体中的花岗岩形成于早白垩世(程瑞玉等，2006)。
2.地块基底性质
在目前上述构造单元划分中，存在众多有待解决的问题，大量地质体基本地质事实不清是严重制约进一步地质规律总结和深入研究的重要障碍。首先是关于松辽盆地的基底性质，以前一直有两种截然不同的观点。认为该基底应属前寒武纪的重要直接证据是钻孔岩心中存在片麻岩。然而，我们对已鉴定的所谓片麻岩进行岩相学检查发现，它们实际上是遭受韧性变形的花岗质岩石。其中采自盆地中部二深一井花岗片麻岩的锆石年龄仅为165Ma，而盆地西部杜I-4井中未变形的花岗岩的年龄为305Ma(吴福元等，2000)。这两个数据说明，这些岩石并不是前寒武纪形成的，而是形成于中生代。尽管我们仔细寻找，但仍未发现古老的前寒武纪锆石存在的痕迹。Nd同位素的示踪研究结果显示，这些基底岩石具有与周围兴安、松嫩地块相似的特点，而与本区古老的佳木斯地块岩石的同位素特点截然不同(Wu et al.，2001)。因此，我们认为，松辽盆地不存在前寒武纪结晶基底。考虑样品的代表性，我们可以肯定地说，松辽盆地至少不存在大规模的前寒武纪结晶基底。
单元划分中的第二个问题是关于本区前寒武纪变质岩石的形成时代。首先是佳木斯地块上的麻山群，以前认为它应属太古宙(黑龙江省地质矿产局，1993)，但下述的年代学数据不赞成这一点。第一，对该地块上麻粒岩相变质的孔兹岩系及在变质过程中形成的石榴石花岗岩，其年龄在500Ma左右，应代表了这次变质作用的时代(Wilde et al.，1997，2000);第二，在这些岩石中，目前高精度的SHRIMP技术所鉴定出的最老锆石颗粒年龄约在1600～1900Ma左右，且基本上所有的数据点都不在谐和线上，它们应该是沉积岩石蚀源区的年龄;第三，佳木斯地块上的变质沉积岩和花岗岩的Nd同位素资料显示，其模式年龄为1800Ma左右(Wu et al.，2000)。根据Nd同位素模式年龄的定义，麻山群沉积岩及其源岩的最大年龄不应超过18亿年;第四，在柳毛地区，Wilde et al.(2001)鉴定出一个经历过麻粒岩相变质的闪长岩，其变质年龄与其他岩石一样(500Ma左右)，但该样品似出现大约13亿～14亿年的上交点，结合闪长岩的岩石性质，我们推测这有可能是闪长岩的侵位年龄。如果这一推论正确的话，麻山群的沉积年龄应为中元古代。
兴蒙-吉黑地区第二个古老岩石是大兴安岭地区兴华渡口群，目前倾向性的意见是该群属于早前寒武纪，或至少是中元古代早期。但Nd同位素资料显示，它的Nd模式年龄集中值仅为1000Ma左右。因此，我们断定，该群的最大形成年龄不超过中元古代晚期，而不是以前认为的古元古代甚至太古宙，支持这一解释的最新资料来自该区科洛-新开岭杂岩的年代学研究成(苗来成等，2003)。
上述资料大体限制了本区古老岩石的年龄情况，即佳木斯地块是本区最老的块体，其内部的麻山群可能形成于中元古代，且其物质来源于古元古代大陆。从这一点看，佳木斯地块并不是从华北地块分离出的一个块体。大兴安岭地区的兴华渡口群也不是想象的那样古老，其主要形成于新元古代或之后，这些认识是恢复本区前寒武纪地壳演化的重要基础。
3.兴蒙造山带古生代构造演化历史
这是制约东北地区地质研究的关键问题，较差的露头和大量后期花岗岩的侵入是导致众多问题得不到深入研究的症结所在。因此，我们只能依靠前人发表的有限资料，对此问题进行总结。关于额尔古纳与兴安地块的拼合时间，目前所依赖的线索很少，但根据得尔布干断裂附近新林-喜桂图北早古生代蛇绿岩、额尔古纳右旗和塔河南蓝片岩的出现，我们将上述两地块的拼合按早古生代处理。
区内最重要的问题之一是兴安-松嫩地块的拼合时间。前人将此拼合置于晚古生代(叶茂等，1994;张贻侠等，1998)，这也得到我们所进行的花岗岩年代学资料的支持，即在以前所确定缝合线北侧的黑河地区，发育一套晚古生代造山后A型花岗岩，高精度的锆石年代学研究表明，这些花岗岩形成于260～292Ma的晚古生代(Wu et al.，2002)，与西侧相邻的内蒙古中部和新疆东准噶尔地区的同类花岗岩时代类似，成因相近。因此我们推测，该巨型A型花岗岩带应代表了一个很大范围块体拼合后的伸展事件，真正的块体拼贴应发生在此之前。联系世界范围内，造山作用主期到造山后伸展的时间间隔，上述块体的拼合大致发生在晚古生代中期，其碰撞带位置大约延黑河向南，并与贺根山缝合带相连。支持这一解释的资料还来自大兴安岭主峰和甘河一带二长花岗岩的研究，我们获得该花岗岩的锆石年龄在300Ma左右，可能反映了碰撞事件的年代。
区内另一个重要的问题是关于上述拼合块体与华北地块的拼贴时间，这也是认识华北与西伯利亚块体间古亚洲洋最后消失的地点和时间问题(Tang，1990;王荃等，1991;唐克东，1992)。一般认为上述拼合带在西拉木伦河—长春—延吉一线，拼合时代应在早古生代。但古生物学的判定却与上述认识有所出入(黄本宏，1983;郭胜哲，1986;王玉峥和樊志勇，1997)。我们对出露于吉林省中部磐石县境内的呼兰群进行了详细的变质作用研究(Wu et al.，2007b)，该变质作用具有造山带型变质作用的特点，其白云母Rb-Sr矿物等时线年龄为250Ma左右，这一年龄应大体接近区域上造山作用的年代。同时，我们对与呼兰群密切伴生的大玉山花岗岩进行了研究，确认其为同造山花岗岩，其岩浆侵位年龄与呼兰群的变质年代基本一致。因此，我们得出结论，兴安-松嫩与华北块体拼合的时代应在古生代末期，这与区域地层学研究的结果基本一致。
关于古亚洲洋闭合的时间和地点问题，以前一直存在争论，一般认为古亚洲洋最后闭合以发育在我国内蒙古的贺根山蛇绿岩为代表，缝合带沿贺根山—嫩江—黑河一线分布，其时间在晚古生代早期(D3-C1)(曹从周等，1983;ZhangandTang，1989;Tang，1990;叶茂等，1994;邵济安等，1997)，我们的资料也证实了这一缝合时间的正确性;但古生物及其他方面的研究则认为最后缝合的地点应位于华北地台北缘的西拉木伦河—长春—延吉一线(Zonenshain et al.，1985，1990;曹生儒，1993;赵春荆等，1996;王玉峥和樊志勇，1997)，时代可能为二叠纪(部分学者提出应在早古生代，唐克东等，1995;王友勤等，1997);而古地磁资料则认为位于蒙古—鄂霍茨克海一线(Zhao et al.，1990)。导致上述分歧的主要原因是对区域内广泛分布的晚古生代建造的构造性质存在争议(和政军等，1997);同时，古地磁数据间常出现矛盾的解释。从岩石建造的宏观规律来看，张广才岭-延边地区晚古生代的岩石建造主要表现为混杂岩，所谓的晚古生代地层实际上是混杂岩中的岩块，多代表了大洋中的海山(吴福元等，2003)，这一点也得到了国际地质对比计划第420项2002年工作组会议野外考察专家的肯定。由于混杂岩的基质不含化石，因而难以确定它的时代，但从岩块的年代可知，混杂作用的形成时代应在晚古生代末期，并可能持续到早三叠世。因此，无论是岩石建造，还是年代学数据，都支持华北地块北缘是古亚洲洋最后闭合的地点所在，其时代应在晚古生代末期—三叠纪早期(Wu et al.，2007b)。