关于黑龙江省的地质发展史，不同的大地构造学派都有不同的认识，这里不拟复述。
　　　　一、黑龙江省东部的海陆变迁
　　　　关于地球历史上的海陆变迁，中国古代有世界上最早的论述。北宋沈括和南宋朱熹都观 察到山崖间有螺蚌壳，由此推断海陆的变迁。地质发展史，就是根据现存的地层、古生物、 岩石、矿石和构造情况，去推断地球过去的历史。但是，“地质学按其性质来说主要是研究 那些不但我们没有经历过而且任何人都没有经历过的过程”（恩格斯《反杜林论》），包括 海陆变迁在内的地质发展史既要有必要的根据，又都包括推论的成分。
　　　　黑龙江省东部包括三江平原、完达山（那丹哈达岭）和兴凯湖平原。在古生代时，本区 西部为古陆；东部有海相沉积，古生代末发生华力西运动，海水退出；中生代开始时成为陆 地，缺失早三迭世地层。到中——晚三迭世时，那丹哈达中生代地槽开始形成，有深海相硅 质岩沉积，产放射虫，一直延续到早——中侏罗世，海相沉积厚度累计达1万多米。中侏罗世 末的早燕山运动使那丹哈达地槽褶皱回返，那丹哈达岭隆起。回返初期海水尚能绕过那丹哈 达岭，北东一支经布列因地块东侧在绥滨一带形成海湾，南东一支沿密敦断裂伸入到云山以 西。
　　　　1978——1982年，黑龙江省地质区域地质测量第一队开展了黑龙江省东部中晚侏罗世龙 爪沟群的研究。认为本区中晚侏罗世的海水是与东北部的锡霍特——阿林地槽的海水相通的 。龙爪沟群是一套海陆交互相含煤地层。鸡西盆地属于近海内陆盆地，但在晚侏罗世时盆地 的局部曾与海水相通。中侏罗世海浸范围超过了早侏罗世，西界到达青年水库一带。此时的 海水波动较小，含盐度正常，有机物较丰富，适于双壳类及菊石的生存，大多系远岸浅海。 到晚侏罗世早中期，海浸西界到达鸡西及勃利盆地，龙爪沟盆地此时与它们连为一体。但多 为较浅的海湾，处于与海洋半隔绝状态。当时海水波动较大，含盐度降低。晚侏罗世末，海 水自西而东退出本区。
　　　　二、三江平原的形成
　　　　三江平原位于黑龙江省东北部，是由黑龙江、松花江、乌苏里江等河流形成的冲积平原 。平原上有少数孤山丘陵。三江平原的基底，东部属于燕山早期褶皱基底，西部属于佳木斯 隆起基底。
　　　　据中国人民解放军建字710部队对三江平原东北部同江、抚远地区的水文地质调查，该区 有海相的石炭二迭纪地层零星分布。早中侏罗世时有海相沉积的凝灰砂岩、凝灰页岩、硅质 岩夹灰岩透镜体，厚5230米。晚侏罗世时仍有海相的凝灰砂岩、砂砾岩。燕山运动隆起褶皱 成山，同时有花岗岩侵入，晚白垩世时有陆相火山喷发。新生代时转为沉降，形成三江平原 。第三系为泥岩、砂岩、砂砾岩，夹褐煤，沉积厚度超过200米。第三纪晚期沿断裂有玄武岩 溢出。第四纪以来，继续处于间歇性沉降状态，沉积中心在抚远县前锋农场一带，最大厚度 达288米，为以河流冲积和沼泽沉积为主的砂、砂砾层，全新世河流沉积厚10——35米。
　　　　东煤110勘探队对三江平原西部侏罗纪的聚煤规律进行了研究。认为三江平原是一个中生 代以后的断陷一拗陷盆地。晚中生代沉积包括晚侏罗世含煤沉积建造、早白垩世类磨拉石和 红色建造以及晚白垩世火山碎屑建造。西部的绥滨——集贤拗陷为近海山前平原含煤沉积， 有煤系厚、煤层多，稳定性高的特点。东部的七星河拗陷为滨海平原的海陆交互相含煤沉积 ，煤系厚度大，煤层稳定性差。
　　　　三、黑龙江、松花江古河道的变迁
　　　　河流在发育发展过程中，常常发生改道。三江平原的形成，和松花江、黑龙江改道也有 密切关系。
　　　　（一）黑龙江古河道
　　　　省地矿局遥感地质站仲伟成等通过航片卫片解译，发现不少古河道。1983——1985年的 全省泥炭远景调查，还进行过地面验证，黑龙江古河道就是其中之一。
　　　　黑龙江古河道由萝北县名山往南，在汤原县梧桐河农场九大队和八一屯间和松花江汇合 ，长60公里。在古河道区遗有阶地、迂回扇、心滩、牛轭湖等，并强烈沼泽化。古河道两侧 有二级阶地，现已垦为耕地。黑龙江是沿这一古河道与松花江汇合而入海的。当时的都鲁河 流入古黑龙江，而现在则流入松花江。此古黑龙江仍然保持了自嘉荫东至萝北名山西的南北 走向，而现在的黑龙江则自名山西改为东流，在同江与松花江汇合。拟议中的黑松运河，就 可利用这一古河道开凿。开通之后，由黑河至佳木斯的航程，可缩短500公里。
　　　　（二）松花江古河道
　　　　1979年，裘善文在《三江平原松花江古水文网遗迹的发现》一文中指出：松花江下段富 锦乌尔古力山以东古水文网遗留的古河床、一、二级阶地及其沉积表明，松花江经挠力河在 饶河西风嘴子入乌苏里江。其时代在更新世中晚期之后。更新世末至全新世，富锦一带隆起 ，使松花江变迁，始经富锦东北的莲花泡、青龙河，于街津口入黑龙江。后再次改道于同江 入黑龙江。
　　　　以后省地矿局遥感地质站也对松花江下游古河道进行调查研究，认为比较明显的改道有 3处。
　　　　松花江在富锦别拉音山以东的花马一带，由南东流转向东流，占据了现在外七星河的位 置，经挠力河东流和乌苏里江汇合。这次改道在花马一带形成长约60公里的槽地。
　　　　松花江在富锦乌尔古力山以东，由东流转向南东流，古河道长50公里，切割了上一处古 河道，再经外七星河、挠力河和乌苏里江汇合。
　　　　在同江街津口以南，经青龙山至富锦二龙山一带，形成一个以同江为中心向东突出的弧 形古河道。在长75公里，宽30公里的范围内，遗留古河道曲折弯转，由东向西逐次变新，说 明古河道是由东向西迁移。在街津口南仍然保留有松花江古河道莲花河和莲花泡。现在的松 花江是在同江北入黑龙江，而在历史上却是在街津口附近入黑龙江。
　　　　对松花江中游哈尔滨区段的古河道的变迁也进行了调查。1982年与1984年，省地矿局遥 感地质站与地矿部遥感中心912队合作，在哈尔滨地区进行了彩色红外摄影及红外扫描等项目 的遥感飞行。1985年罗宗义等提交了《黑龙江省哈尔滨地区航空遥感试验报告》。通过解译 彩色红外航片可直观地、准确地发现和区别各类型的古河道（埋藏型、断续型即牛轭湖型、 废弃型即干河床型），并追索其展布情况和演变历史。在哈尔滨区段，上述三种类型的古河 道自北而南依次排列，逐渐逼近现代松花江江道。这些古河道分布在目前江道以北5个地带， 代表了松花江在哈尔滨市区段自北而南变迁的5个阶段。这种河流改道现象，近年来仍在进行 中。用1982年所摄彩色红外片与1959年所摄黑白航片进行比较，可以发现松花江近20年来有 几处明显变迁的地段，遗留废弃型古河道。如哈尔滨西郊团山子以北江道向北迁移，偏离19 59年航片上江道位置达700米。哈尔滨一水源附近，1960年前的南北向主江道已淤塞，南侧原 来的小江汊已展宽为主江道。此段原江道长4——5公里，改道后截弯取直，长度减为1——2 公里。
　　　　四、松嫩大湖的形成和消失
　　　　松嫩平原位于东北平原的北部，在黑龙江省境内的面积约11．9万平方公里。它的基底有 的认为是华力西地槽褶皱带，有的认为是地台。从晚侏罗世开始这里形成分散的小型断陷盆 地。到白垩纪发展成为一个大湖，可称之为松嫩大湖。关于这一大湖的地质发展史，1966年 地质部石油地质图集编辑委员会编辑的《石油地质图集》认为，该区自白垩纪至老第三纪经 历了3个发展时期：
　　　　（1）白垩纪登娄库时期。形成二条沉降带，沉积了厚约500——1500米的碎屑岩、砂页 岩。
　　　　（2）白垩纪泉头组、青山口组、姚家组、伏龙泉组（即嫩江组）时期。产生更大面积和 更大幅度的拗曲下降，逐渐发展为空前广阔的湖盆。其最大面积甚至超出了现在松嫩平原范 围。形成浅湖相与深湖相、氧化与还原环境交替出现的碎屑岩、有机泥页岩交互组成的含油 岩系，最大厚度达3000米。氯化盐含量，青山口组为100——400毫克／升；姚家组为600—— 800毫克／升；伏龙泉组第一段为50——100毫克／升。
　　　　（3）老第三纪四方台组、依安组时期。盆地中西部形成浅湖相砂页岩，厚500——1000 米。老第三纪末的喜马拉雅运动表现为隆起和轻微褶皱。新第三纪时，松嫩大湖消失。第四 纪时成为一个分布着许多河流和湖沼的冲积平原。
　　　　有的认为松嫩大湖到晚更新世才消失。关于松嫩大湖是湖还是海，也有争论。
　　　　近年来，国内有些古生物工作者，发现嫩江组有某些瓣鳃类和鱼化石，形态上与海相属 种相似，认为属于微咸水或半咸水生物化石，推测它们可能是海浸的产物。另白垩纪地层中 还发现少量海绿石。
　　　　王鸿祯等在《地史学教程》（1980年）中指出：松辽盆地随着地壳下降幅度加大，沉积 基准面与海平面相当接近，容易出现一些与海水有联系的通道，使盆地遭受海浸。这种盆地 显然不同于海水隔绝的内陆盆地，可称为近海盆地。
　　　　大庆石油管理局科学研究设计院针对大庆油田的主要生储油层是陆相还是海相这个问题 ，开展了研究。1982年杨继良在《黑龙江省石油地质工作的回顾与展望》中对此进行了论述 ：（1）在已发现的化石中有大量指示陆相的化石，如叶肢介、轮藻等，还没有发现只能在海 洋环境中生活的古生物。经对鱼化石的鱼骨分析，其氟与五氧化二磷的比值也在淡水鱼的范 围内。（2）经分析氯化盐含量为0．023——0．058%，氯离子含量为0．014——0．035%。微 量元素含量也具有陆相淡水沉积的特征。（3）沉积磷酸盐的钙与铁加钙的比值反映了陆相沉 积的特征。（4）原油含腊量高，含硫量低，反映了陆相原油特征。（5）白垩纪时在深湖相 的黑色泥岩周围分布着滨湖浅湖相沉积以及从不同方向伸向盆地中心的河流相沉积，反映了 大陆中的湖泊特征。（6）泰康地区白垩系中的海绿石，和美国、法国、比利时等地的陆相海 绿石的性质相似。
　　　　因此认为松嫩平原的白垩系为陆相沉积，大庆油田为陆相成油。青山口组和嫩江组一、 二段时期是两次主要湖浸期。
　　　　五、小兴安岭山脉的形成
　　　　小兴安岭位于黑龙江省北部，北接伊勒呼里山，西以嫩江与大兴安岭为界，东南直抵松 花江北岸。自西北向东南延伸长约600公里，面积约7．7万平方公里。
　　　　小兴安岭从地质构造上可分为3部分：（1）西北部小兴安岭，在黑河——孙吴联线以西 ，最高峰海拔867米（大黑山）。（2）中部小兴安岭，黑河——孙吴联线以东至库尔滨河诺 敏河以西，最高峰海拔650米（大寿山）。（3）东南部小兴安岭，包括库尔滨河、诺敏河以 东，伊春、铁力、嘉荫、萝北一带，最高峰海拔1429米（平顶山）。小兴安岭地势总的是西 北部和东南部高，而中部较低。
　　　　小兴安岭西北部地区在古生代时，为一地槽，而新开岭地区则为一古陆。古生代末的华 力西运动，有大规模花岗岩侵入，地槽沉积发生褶皱变质，上升成为陆地。缺失三迭纪沉积 。到侏罗纪时，在局部洼地有煤系沉积。侏罗白垩纪时有大规模火山喷发和小岩体的侵入。 燕山运动以断裂为主，并有轻微褶皱。第三纪沿断裂有玄武岩的喷发，第三纪末有上升运动 。西北部小兴安岭的北东斜面上升较南西斜面为甚，因此东北坡较陡而西南坡较缓。第四纪 时仍有玄武岩的喷发和上升运动。
　　　　小兴安岭中部，局部见有华力西期花岗岩和晚古生代地层，还有侏罗白垩纪火山岩和沉 积地层以及老第三纪沉积。而广泛分布的是大面积的新第三纪孙吴组和第四纪玄武岩。孙吴 组大都分布在山区，说明它们沉积后地壳发生过上升运动，形成今日之小兴安岭。
　　　　1965年巩杰生、贾庆永在《黑龙江省五大连池火山群》一文中指出：小兴安岭中部的孙 吴组是河流冲积，间有山麓洪积和湖泊沉积，说明新第三纪时中部小兴安岭地形较为平缓， 其两侧松嫩平原和泽雅———布列因洼地可能相连，而小兴安岭的西北部（和大兴安岭相连 ）和东南部仍为山地。在第三纪末和第四纪初，中部小兴安岭发生地垒式的断块上升运动（ 在小兴安岭西北部和东南部也发生上升），其两侧松嫩平原和泽雅——布列因洼地继续拗陷 。此上升运动伴随玄武岩的喷发，多分布在隆起与拗陷的交界处。
　　　　1973年，省水文地质工程地质队在《黑龙江省孙吴地区综合地质——水文地质勘察报告 书》中将孙吴地堑分为孙吴凹陷和辰清凹陷。孙吴凹陷属乌云泽雅中断陷的一部分，凹陷内 的白垩纪地层，经钻探到402米，仍未穿透。并含叶肢介和鸭嘴龙化石。辰清凹陷为松辽中断 陷的延续部分，白垩纪沉积厚度大于200米，而且和孙吴凹陷可能相通。
　　　　由上可见松嫩平原和泽雅——布列因洼地在白垩纪和第三纪时湖水通过小兴安岭中部孙 吴地堑是相通的。小兴安岭山脉最后一次上升（包括西北部、中部和东南部）发生在新第三 纪孙吴组沉积之后，第三纪末和第四纪初，伴随有火山活动。中部小兴安岭北缘的东西向逊 克断裂，南盘上升，北盘下降，使得孙吴四季屯至逊克一带形成平原，和俄罗斯泽雅——布 列因平原地貌相似，近期小兴安岭仍处于上升状态。
　　　　六、兴凯湖的变迁
　　　　兴凯湖是中苏界湖，面积达4380平方公里。1981年黑龙江省地质区域地质测量第一队对 兴凯湖地区进行了1∶20万区调，于1984年提交了区调报告。指出该区的兴凯湖平原、穆棱河 谷以及平阳镇至当壁镇等地曾一度为互相联通的内陆湖泊。对该区地层的研究为研究兴凯湖 的变迁提供了基础资料。该区新生代沉积地层自老而新如下：
　　　　（一）虎林组
　　　　仅见于钻孔中。底部以砂岩、砂砾岩为主，夹泥岩，中部和上部则以砂岩、泥岩为主， 夹油页岩、褐煤等。厚500余米。含植物化石和孢粉（以亚热带——温带属种占优势，并含少 量热带属种）。时代为始——渐新世。
　　　　（二）下亮子组
　　　　见于地表及钻孔中。底部以砂岩、泥岩为主；中上部为砂砾岩夹泥岩。厚度大于250米。 所含孢粉组合表明古气候由温带向寒温带过渡。时代为中——上新世。
　　　　（三）兴凯湖组
　　　　仅见于钻孔中。主要由湖相堆积物组成。底部为中细砂、含砾中粗砂夹淤泥质亚粘土， 中上部以淤泥质亚粘土为主夹中细砂。厚100余米。兴凯湖平原边部岩石粒度向平原内部逐渐 变细。所取孢粉反映下部是温和潮湿的气候环境（有亚热带属种），上部是冷凉气候环境。
　　　　（四）湖岗组
　　　　自兴凯湖至松阿察河之间平行湖岸线分布着4道湖岗。湖岗由风积的细砂或细砂经土壤化 而成的砂粘土及含砂粘土构成（时代较老的湖岗土壤化程度加深）。而湖岗之间地带及湖底 则为湖积砂、淤泥质亚粘土和部分沼泽堆积。这套地层为湖积和风积综合成因。而湖岗的形 成是由于湖浪作用将砂砾堆积到湖岸上，形成滨湖沙滩，经湖风的再搬运堆积而成。湖岗组 自老而新又可分为4个段，即荒岗段（最外侧湖岗）、二道岗段、太阳岗段和大湖岗段（紧邻 兴凯湖）。据黑龙江省文物考古工作队1972年在新开流东1．5公里湖岗上发掘的古墓中，人 骨和陶片C14测年资料为5600±400年。该古墓埋藏于相当太阳岗的风积层中。推断荒岗形成 于晚更新世早中期；二道岗形成于晚更新世晚期；太阳岗形成于全新世早期（5600年前）； 大湖岗形成于全新世早期——晚期。湖岗的形成作用至今还在进行。
　　　　根据对兴凯湖区地质的研究，关于兴凯湖的变迁，可以得出以下认识：（1）兴凯湖西北 为密山——敦化深断裂及次一级断裂，北面为兴凯湖——虎林断裂，东面为乌苏里江断裂， 兴凯湖是一个断陷湖。（2）兴凯湖最初形成的时间，即虎林组开始的时间，为老第三纪始新 世，距今约5000万年左右。亦即兴凯湖断陷的时间在第三纪早期。（3）第三纪和第四纪早期 ，兴凯湖的范围比现在大得多，一直延伸到虎林穆棱河下游。第四纪晚期，湖水逐渐退缩， 依次形成4道湖岗。（4）根据孢粉分析结果，第三纪时本区气候由亚热带到温带到寒温带变 化；第四纪时由温和潮湿向冷凉气候变化，反映了2个气候变化周期。