东亚大陆边缘中生代的构造岩浆带近乎平行于太平洋板块俯冲带，如此密切的空间关系自然使人们将二者联系起来，“滨太平洋构造带”（黄汲清等，1981）的命名也体现了这一点认识。板块构造学说将岩浆活动与板块构造演化的背景联系起来，划分了各种环境的岩浆岩组合，讨论了它们形成的物理化学条件。因此20世纪80年代以来有不少人把大兴安岭中生代的中酸性钙碱系列火山岩归属为岛弧或活动陆缘型火山岩（李春昱等，1982；程裕淇，1994；黑龙江省地质矿产局，1993；内蒙古自治区地质矿产局，1991）。在此基础上，赵海玲等人（1998）进一步提出由于Izanagi板块的俯冲导致了大兴安岭的挤压造山作用，而且还认为火山岩的K2O含量存在由东部大陆边缘经大兴安岭向西不断增高的火山活动极性特征，并依据K2O含量推算大洋板块以4°的低倾角向亚洲大陆下俯冲，最远可影响到内蒙古自治区镶黄旗，镶黄旗距离俯冲带约2400km。近年来这种观点又再次被提出，Zhao Dapeng根据层析成像资料认为华北下部410～600km处存在的不连续面高密度带一直可以近水平地延伸到大同附近（Zhao Dapeng，2004）。
长期以来国内学者较多地采用岩石-地球化学手段讨论某个地区的岩浆作用是否与俯冲有关，忽略了俯冲板块本身的物理特性和运动学问题。下文首先从太平洋板块俯冲作用的时空角度来探讨与大兴安岭火山-深成岩的关系。
1.从空间展布看
大兴安岭距离目前日本海沟的太平洋板块俯冲带1800km，即使考虑到日本海扩张前日本岛弧的位置（Jolivet et al.，1992），俯冲带与大兴安岭之间的距离也大于1000km。曾经有人通过地幔物质和岩石圈板块热传导计算过俯冲板块内部的温度，指出当板块以26°倾角俯冲到600km以后，板块中心温度超过1200℃，如此高温足以使板片软化，不再产生弹性断层，随之裂离并发生地震（张立敏等，1983）。根据这样的条件不难得知从板块俯冲开始到板片裂离的平面距离不过1230km。与俯冲作用有关的弧火山-深成岩分布远比这个数字要小得多。日本科学家曾对第四纪以后呈带状分布的火山岩的源区作过一个计算，源于拉斑玄武岩的火山位于震源深度为130～160km的地带内，源于高铝玄武岩的火山位于震源深度为160～250km的地带内，而源于碱性玄武岩的火山位于震源深度大于250km的地方，从日本及其附近的深震和中震震源深度分布图可以看到255km深震中分布最靠近东亚大陆的点位于日本海中部（图10-1），510km深的震中分布的西缘最远到达中国牡丹江，这个深度已经不再可能提供火山岩浆了，即使有，当它还未到达地表就已固结了，所以日本海和鄂霍次克海没有发现火山活动和地热活动（上田诚也等，1979）。即使恢复到日本海扩张前日本岛弧的位置，当时与俯冲有关的火山活动最远也只能影响到东亚大陆边缘，因此无法采用俯冲作用解释大兴安岭的岩浆活动（邵济安等，2000d）。
图10-1日本海及其附近深源和中源地震震源深度分布
实线上附有不同深度震源的平均位置，虚线表示属于东北日本岛弧的深源地震的震中分布的西缘，时间为1926年至1962年的37年间
2.从时间角度看
从热传导角度看，俯冲与弧岩浆作用是存在时间差的，上田诚也等（1979）在研究日本岛弧下面的热过程和边缘海的起源时指出：由于岩石圈板块俯冲引起的等温线显著下降，产生巨大的冷却效应，若俯冲板块以上产生1HFU（1HFU=41.686mW/m2）左右的高热流量，在其下必须有高达数倍的发热量。厚度为100km的岩石圈，以3cm/a左右的速度沿着tanθ=1/3（即18.43°）的倾斜面俯冲，从俯冲开始至1亿年以后，才能形成目前日本海和周围海域观测到的热流量分布所需要的发热量和有效热传导率。由此看来，提供日本海扩张及火山活动所需高热流量的板块俯冲作用是发生在100Ma前，这与太平洋板块俯冲的历史是相符合的。从日本三波川一领家双变质带的同位素年龄（105～110Ma）（都城秋穗，1979）来看，俯冲作用大约是在早白垩世末期，当时日本岛还在亚洲大陆边缘，双变质带是大洋板块向亚洲大陆下俯冲的产物。太平洋底的等时线年龄图（Larson et al.，1985）显示太平洋板块大规模扩张是从晚白垩世84Ma开始的，此后太平洋板块进入大规模扩张阶段。日本岛弧是新第三纪形成的，火山物质在整个老第三纪是极少的，到新第三纪才骤然增多，而弧后盆地——日本海的打开则是15～28Ma（Tamaki et al.，1988）。因此从岩石圈热演化角度看，晚中生代也不存在与太平洋板块俯冲作用相关的安第斯型弧岩浆作用。东亚陆缘晚侏罗、早白垩世的火山-深成岩也与这期太平洋板块俯冲作用无关。如果上述热传导理论正确，即使认为晚侏罗-早白垩世的火山-深成岩与大洋板块俯冲作用有关，也只能与245～210Ma的大洋俯冲有关，然而这时亚洲大陆正在拼合或拼合后不久，还不存在新洋陆体制下的古大洋板块俯冲的地质记录。
3.层析成像研究成果
刘福田等人采用地震层析研究手段，较以往更高的分辨率（详见第二章）揭示了太平洋俯冲板块的形态特征（图版Ⅰ-3）。其结果清晰显示沿日本海沟以26°倾角俯冲的太平洋板片在300～400km深度出现明显的变形，这是α变质相向β变质相转变的深度，至上、下地幔边界的600km附近，板片似有停滞，然后有一陡直的冷板片下插，在其西侧有一显著低速的热上涌体向上直至40～60km深处。如果将沿板片两侧50km范围内发生的地震按其震源深度投影到俯冲板块上，可以清楚地发现在600km上方有一较密集的地震群，其位置正好是我国珲春深震区。130°～132°E附近的低速上涌区则反映了日本海的弧后扩张，125°以东40～60km处，有一断断续续通到1000km以下的低速体明显与长白山火山区有关。
该层析成像剖面给予人们的启示在于：在珲春附近裂离下插到1000km以下的板片已经脱离了太平洋俯冲板块，不再可能继续被驱动，更不可能通过长白山延深至1000km的低速体之下继续西行（邵济安等，2000d）。
4.从岩浆作用角度看
20世纪80年代末以来通过同位素地球化学的研究（详见第五章），人们发现大兴安岭中南段晚中生代火山岩87Sr/86Sr的初始比值较低（0.7048～0.7077），于是认为该区的中酸性火山岩岩浆来源于下地壳的部分熔融，而中基性岩浆则来自上地幔或莫霍面附近，进而提出大兴安岭—辽西地区的侏罗-白垩纪火山活动产生在亚洲大陆边缘裂陷带中，受到北北东向深断裂的控制（赵国龙等，1989）。在此之前也曾有人根据大兴安岭北段中生代火山岩的研究，指出该区钙碱性与碱性玄武岩的火山岩组合是大陆裂谷火山岩，而且认为钙碱性火山岩是碱性岩浆受到陆壳混染的结果（蒋国源，1988）。在“满州里—绥芬河地学断面”完成之后，人们进一步认识到大兴安岭中生代火山岩具有钾玄岩系特征，属“非造山”安山质岩浆作用范畴，是走滑-拉张环境下的产物（许文良等，1993）。此外，也有人认为由于古亚洲冷板片向地幔深部潜入引发了热地幔柱上升，并导致了大兴安岭中生代的岩浆活动（林强等，1998，2004）。值得注意的是，近年来不断有文章报道大兴安岭晚中生代伸展背景下的双峰式火山作用（郭峰等，2001）以及火山岩低锶高钕的特征，认为这是幔源岩浆参与的结果（陈义贤等，1997；吴福元，1999）。
综合上述多方事实认为，中生代的大兴安岭造山作用与太平洋板块或其他古大洋板块不存在任何直接的成因联系，不属于陆缘或陆间的俯冲碰撞造山带，也不属于褶皱回返造山带，大兴安岭属于第三种类型——陆内型造山带（邵济安等，2005）。