构造格局与弧盆体系
本书根据板块构造理论中海洋与大陆岩石圈构造演化体系的相互转化关系，划分了本区的构造单元。在大洋构造体系中，划分了板块结合带和残留岛弧带等构造单元。大陆构造体系可分为大陆块体、陆缘弧、陆缘岛弧、弧后盆地、前陆盆地、走滑拉分盆地、弧前盆地和伸展盆地。
构造单元的详细划分见图2.2。显然，区内所有构造单元均沿北北西向的主构造线分布。各单元的构造和沉积特征自东向西简要分析如下。
2.2.1.1金沙江结合带
金沙江结合带从邓柯延伸到玉树，向西延伸到西藏北部的阳湖和果扎错。向南经巴塘、得荣、奔子栏、点苍山西侧，转南至东经哀牢山，延伸出境。研究区处于中部位置，即邓柯-巴塘地区。
许多学者对这条带进行了不同程度的研究(刘超基，1980；刘增干等，1983；陈，1983；潘桂堂，1983；张琦等，1988，1992；李兴珍等，1991；罗建宁等，1992；莫玄学等，1993；刘增干、李兴珍等。, 1993;张苡榕和郑健康，1994；陈治良等人，1995；潘桂堂等，1997等)。基性岩和超基性岩、碳酸盐岩、板岩、硅质岩等构造混合块体随处可见(罗建宁等，1992)；岩块时代为泥盆纪至二叠纪，基质为二叠纪-三叠纪复理石砂岩、板岩、放射虫硅质岩和基性、中酸性火山岩。巴塘-下若地区的蛇绿岩主要由蛇纹石超镁铁质岩、超镁铁质岩、辉长岩、辉绿岩墙、洋脊玄武岩和放射虫硅质岩组成，它们与其他被肢解的泥盆纪、石炭纪和二叠纪灰岩及其基底绿片岩一起形成蛇绿混杂岩带。其中得荣、徐麦地区蛇绿岩剖面较为完整，有斜长花岗岩侵位(徐同瑞，1995)。该带超镁铁质岩的M/F比值大多为6.95 ~ 11.0，稀土和微量元素地球化学接近原地幔尖晶石二辉橄榄岩。洋脊和准洋脊玄武岩的岩石化学特征为低K2O和低TiO2 _ 2，其总稀土σ REE较低(43.7×10-6和39.6×10-6)，轻稀土元素从弱亏损到弱富集的分布模式基本平坦(莫轩学等，1993)。该带蛇绿岩的形成时代主要由与洋脊玄武岩伴生的放射虫硅质岩决定，可能延至晚泥盆世或更早(李兴珍，1991；潘桂堂，1997)，而不是泥盆纪以前(潘桂堂等人，1997)。最古老的放射虫化石是Entactinia sp。，内棘孢霉属。(D3)、小凹口线虫、桃叶线虫等。显然，时代是从晚泥盆世到早石炭世。大多数硅质岩Ce异常较弱，富铁富锰硅质岩Ce异常较正。在构造演化过程中，金沙江洋在早二叠世末(P1)开始向南向西俯冲，在其西侧形成了沿金沙江南段西两河-东珠村一带的洋中初始弧(刘增干、李兴珍等。, 1993;莫玄学等，1993)。闭合时间可能为中三叠世，不同剖面闭合时间不同(潘桂堂等，1997)。因为很容易观察到该带中的上三叠统被一条角度不整合的蛇绿岩混杂带所覆盖，或者其底部的砾岩中含有蛇绿岩砾石。同时，在晚三叠世早期，在原岛弧带的某些地段，如江大陆缘岛弧，仍发育一套磨拉石沉积后的钙碱性系列的滞后火山岩(莫玄学等，1993)。即使在微陆块上，如昌都微陆块，也可以看到上三叠统被中三叠统呈角度不整合覆盖。所以这次碰撞造山的影响是非常深远和广泛的。在图2.3中，金沙江带显示出良好的磁异常，具有正负排列变化，布格重力异常图(图2.4)和莫霍面测深图(图2.5)也显示出NW向的分异现象。
图2.2昌都地区大地构造单元图
2.2.1.2江达-阿中-芒措陆缘弧和弧内盆地
该岛弧位于金沙江结合带的西部，西以车索乡-德钦断裂为界，南延伸至云南未夕。该带为江大-未夕-绿春湾古生代至早中生代大陆边缘弧的北段(罗建宁等，1995)。出露地层为古生代至上三叠统。可分为四个阶段:第一阶段由前泥盆纪片麻岩、片岩和变质中基性火山岩组成；第二阶段由上古生界碎屑岩、灰岩和中基性火山岩组成；第三阶段由早-中三叠世沉积岩和中酸性火山岩组成；第四期为晚三叠世碎屑岩和滞后弧火山岩，上部含煤线或煤层。除第二阶段与第三阶段、第三阶段与第四阶段为角度不整合接触外，其他层位均为整合接触。与火山弧相关的还有沿北北西向分布的I型花岗岩基岩或岩石链(刘振声等人，1994；王增等，1995)。
图2.3藏东-川西磁场分区图。
2.2.1.3胜达残留弧后盆地
盆地东邻江达陆缘弧，西邻昌都微陆块。它是一个以大陆地壳为基础的残余弧后盆地。盆地中央有一个由元古界变质岩和海西期花岗岩体组成的水下隆起(彭永民等，1999)，晚三叠世下部有厚度超过5000 m的陆源、内源和火山浊积岩沉积和特征。这套厚厚的沉积岩建造在晚古生代褶皱的松软基底上。现今的盆地被上三叠统不整合面和不同时期的老地层所覆盖。盆地区内无中三叠统及上覆侏罗系地层出露，仅在盆地边缘见到相当于印度早期沉积的下三叠统马拉松组。后者主要由下部碎屑岩夹灰岩和上部流纹质火山岩组成。
2.2.1.4昌都微陆块和克拉通盆地
该带东部为残留的圣大弧后盆地，西部与唐吉-东大山碰撞火山岩带相邻。出露地层为奥陶纪-第三纪，可分为五个阶段(罗建宁等，1992)。第一阶段为下古生界复理石砂岩、板岩和碳酸盐岩，厚度大于3615 m，第二阶段为泥盆系至下二叠统陆相至浅海相碳酸盐岩和碎屑岩，含少量火山物质，厚约2500 m。第一阶段和第二阶段之间存在不整合接触。第三期为上二叠统含煤碎屑岩、下、中三叠统沉积岩和中酸性火山岩堆积，厚度3000米，第四期为晚三叠世以后从大陆到沿海的红色粗粒碎屑岩，厚度近万米。第五阶段为第三纪红色碎屑岩、煤线、膏盐岩夹中酸性火山岩。第二阶段与第三阶段、第三阶段与第四阶段、第四阶段与第五阶段之间存在不整合接触关系。
图2.4青藏高原1× 1布格重力异常示意图。
图2.5三江地区莫霍面等深线图
2.2.1.5唐吉-东大碰撞火山岩带
作为夹在昌都微陆块东部和乌齐-左贡微陆块之间的狭长地带，这里曾经是晚古生代火山弧，但在三叠纪，它变成了以晚古生代火山弧为基础的碰撞火山带。出露地层为古生代至第三纪，其中可能包括一些前寒武系(雍永元等，1989)。基底为一套由澜沧群、唐吉群和尤溪群的片麻岩、麻粒岩和片岩组成的岩石，其中唐吉群和尤溪群恢复的原岩为复理石砂、泥岩和中基性岛弧火山岩。盖层为石炭-第三系，石炭-下三叠统为复理石砂、板岩弧火山岩、硅质岩、碳酸盐岩和煤层。中三叠统为碎屑岩和碰撞中酸性火山岩。晚三叠世以后，碎屑岩与碳酸盐岩一起沉积。石炭系与下伏变质岩、中三叠统与上三叠统、上三叠统与中三叠统均为不整合接触。该带为沿澜沧江向南延伸至南佐-布村一带的二叠纪火山弧，自西向东K2O含量增加，弧极性由低钾拉斑玄武岩系列向钙碱性系列再向钾盐系列变化，反映了澜沧江向东俯冲(莫轩学等，1993)。但在研究区内看不到同生或古洋壳残余或消减混杂岩，与低基底正磁异常相同(罗建宁，1997口述)。为什么洋壳的碎片出现在南段而不是北段？原因还不是很清楚。
2.2.1.6乌齐-左贡微陆块和克拉通盆地
怒江结合带与唐吉-东大碰撞火山岩带之间，出露地层为泥盆系-第三系。泥盆系-二叠纪沉积被认为是一套由碎屑岩和碳酸盐岩组成的被动边缘沉积(罗建宁等，1992)，被中生代岩石所覆盖，研究程度较差。下三叠统缺失，中三叠统，如在唐吉-东大碰撞火山岩带中所见，被断层交错且不清晰。根据昌都地区的普遍现象，推测上三叠统与中三叠统呈角度不整合接触。上三叠统主要由下部碎屑岩夹灰岩和酸性火山岩，上部碎屑岩中夹灰岩的中灰岩组成，厚度大于5000m；；上三叠统顶部被由海相碎屑岩和石灰岩组成的下侏罗统所覆盖。
2.2.1.7怒江结合带
西起丁青、靖西于桥、八宿至左贡扎鱼，南接澜沧江。该带是特提斯洋灭绝的主要带，也是泛华夏陆块与冈瓦纳大陆碰撞的对接带(潘桂堂等，1997)。前人在这方面做了大量的工作(张琦等，1982；郑等，1983；潘桂堂等，1983；郑，1983；廖国兴，1983；王希斌等，1987；李兴珍等，1993)。丁青蛇绿岩剖面最完整，主要由辉绿岩橄榄岩、纯橄榄石、少量二辉橄榄岩、辉长岩、较多的玄武岩和含早侏罗世放射虫化石的硅质岩组成。在其东侧，有许多辉长岩脉和英云闪长岩及斜长花岗岩脉的侵位。其他地区组合不完整，多为超基性岩和熔岩硅质岩，基质有强烈的片理混合现象。蛇绿岩的最终构造冷侵位年龄为晚侏罗世。该带火山岩以玄武岩为主，低K2O和中低TiO2特征表明其为洋中脊玄武岩至洋岛玄武岩。低稀土总量σREE((13.49 ~ 23)×10-6)和轻稀土轻度亏损或富集的平面配分模式表明它类似于北MORB或北MORB环境。值得一提的是，在丁青地区，有类似马里亚纳的斜长角闪岩安山岩(张琦等，1992)，在其他地区，还有由玄武岩、安山岩、英安岩、流纹岩组成的火山弧钙碱性系列组合(王喜斌等，1987)。看起来，该带更像是一条由肢解的蛇绿岩套、洋岛型碱性玄武岩和俯冲后期形成的弧形火山岩组成的混合岩带。长期以来，大多数地质学家认为怒江洋盆形成于晚三叠世-中侏罗世。但作为东特提斯洋的主体，推测至少应始于新元古代(潘桂堂等，1997)。由于从东到西或从南到北的斜向迁移趋势，推测闭合时间可能形成于晚三叠世至早白垩世，这是由于西段班公湖带上的白垩系不整合于下伏的蛇绿岩之上。
波密-察隅侏罗纪-白垩纪火山弧与西南弧后盆地的空间构型关系表明怒江洋向南向西俯冲消亡。
2.2.2弧盆体系的地质框架
研究区属于泛华夏陆群西南边缘的晚古生代-中生代多弧盆地系统，帕米尔以东称为东特提斯域(图2.6)。除班公湖-丁青湖-昌宁湖-孟连湖蛇绿混杂岩带代表冈瓦纳大陆与泛华夏大陆的结合带，是特提斯主大洋消亡的最后遗迹外，包括研究区在内的青藏高原其他20个蛇绿岩大多为小洋盆、弧后盆地和岛弧洋壳。其发展规模和演化时间有限，不如大西洋或太平洋(潘桂堂等，1997)。夹在泛华夏大陆前缘弧和昆仑前缘弧之间的广大区域构成了泛华夏大陆晚古生代-中生代弧盆区和多岛弧造山构造域。目前，晚古生代前陆岛弧沿羌塘-开心岭-昌都-唐吉-兰坪线呈孤立陆块，由羌塘岛弧、唐吉岛弧、崇山岛弧和澜沧岛弧组成。这些陆块稳定的沉积盖层为泥盆纪-石炭纪沉积岩，下伏岩石为前寒武纪至早古生代特提斯洋向北或东北俯冲形成的岛弧或增生楔岩。我们现在看到的是被构造破坏变形变质的绿片岩相-角闪岩相变质杂岩。相应地，在青泥洞-海通地区发现的奥陶纪复理石沉积可能是弧后扩张形成的。
岛弧和弧后盆地的特征前面已有描述，下面简要讨论相关问题。
2.2.2.1蛇绿岩洋壳类型
研究发现，大多数造山带中与蛇绿岩伴生的玄武岩的地球化学特征与岛弧拉斑玄武岩相似，而与现代洋中玄武岩不同。蛇绿岩反映的古洋壳多形成于弧前、弧后或小洋盆，洋中脊玄武岩保存较少。研究区金沙江结合带和南澜沧江结合带的蛇绿岩是其代表。为什么会这样？由于海洋岩石圈扩张随时间更新更新，远离扩张轴的海洋地壳变得寒冷而致密；在东太平洋中脊，扩张脊在海平面以下2500 m，但在马里亚纳海沟可达8000 ~ 11000 m。俯冲作用发生时，大洋在俯冲过程中被拖入深部地幔或收缩的洋盆系统，然后被岛弧逆冲带前方的厚层沉积物所掩埋。例外的是位于凸起部分的洋壳年轻、炽热、低密度的部分，可能被刮掉进入混合区；或者后来通过结构剥离而暴露。这样就不难理解，在大陆地质中，大陆板块之间会形成更多的弧后型、岛弧型或小洋盆型蛇绿岩或蛇绿混杂岩带。
图2.6青藏高原及邻区弧形盆地结构
2.2.2.2岛弧和弧后盆地交替共存。
弧盆体系中岛弧和弧后盆地并存是一大特点，如今天的印度尼西亚。昌都地区三叠纪江达-阿中陆缘火山弧和胜达残留盆地、波密-察隅火山弧和弧后盆地的空间构型体现了弧盆交替共存的格局。羌塘-开心岭-昌都-唐吉-兰坪-思茅，曾被称为带状微陆块，可能在泥盆纪初从泛华夏陆块西南部的早古生代沿海山地分裂出来。沿着这个思路，更容易理解晚古生代至三叠纪从昆仑南侧、扬子西缘到藏北-三江地区的多岛弧造山历史，主要包括弧后扩张、弧-弧碰撞和弧-陆碰撞(潘桂堂等，1997)。
2.2.3弧盆地质演化
三叠纪弧盆演化历史跨越了古特提斯阶段(S-T1-2)和特提斯阶段(T3-E2)。以班公湖-怒江-丁青-孟连蛇绿混杂岩为标志的特提斯主大洋，最初形成于新元古代，最终消亡于早白垩世(潘桂堂等，1997)。在主大洋演化的漫长历史中，三叠纪只占很短的时间，下面分两个阶段讨论。
2.2.3.1晚二叠世至中三叠世早期
晚二叠世，特提斯主大洋由前寒武纪以来的单向向北俯冲发展到晚泥盆世以来的双向俯冲，并在大洋两侧分别形成晚古生代或更早时期的冈底斯和江达-阿中火山弧。推测主大洋扩张过程中脊两侧可能存在洋弧(图2.7a)，而三江地区和南部昌宁-孟连地区澜沧江小洋闭合形成的蛇绿岩和晚古生代火山弧是造山的，在昌都-兰坪微陆上增生。早-中三叠世，与其他微陆块一样，从康滇古陆(扬子陆块)分离出来的中扎微陆块与羌塘-昌都-兰坪微陆块之间的金沙江洋盆在研究区东侧向西俯冲，形成江大-阿中火山弧，金沙江洋面缩小。东部的甘孜-理塘小洋也在减少，因为扬子地块也在向西俯冲。在此期间，可以找到上述与火山弧相匹配的弧后盆地。
图2.7东特提斯地质构造演化概要
2.2.3.2晚三叠世-早侏罗世
随着冈底斯和羌塘-昌都微陆块因火山弧的扩散而长大，特提斯主大洋不断缩小和萎缩(图2.7b)。晚三叠世早期或早期，金沙江洋和甘孜-理塘洋相继闭合，前者早于后者。据研究，江达-阿中火山弧处金沙江洋的闭合发生在中三叠世末或晚三叠世初。虽然晚三叠世早期仍有弧状火山作用，但这是碰撞造山作用后与磨拉石沉积共存的滞后火山作用。胜达残留弧后盆地的发育是造山运动后圈闭的与滞后弧相对应的沉积盆地，类似于造山运动圈闭在大陆的黑海和里海盆地(Hsu，1993)。甘孜-理塘洋闭合，形成长泰-襄城火山弧和义敦弧后盆地(侯立伟等，1994；莫玄学等，1993)。
研究区早侏罗世发育的主大洋双向俯冲导致了古洋的消亡和闭合。现在很容易在怒江的八宿或丁青地区找到蛇绿混杂岩和高黎贡山的火山弧及弧后盆地(图2.7c)。而在冈底斯带或该带西延的拉萨地区(图2.6)，主大洋闭合明显较晚(图2.7c)；相反，在向南延伸的怒江主大洋(图2.6)，可能会更早闭合。显然，主大洋的闭合和消亡是从南向北、从东向西逐渐斜向迁移的。