大地构造格架与弧-盆体系

2.2.1 大地构造单元划分

本书根据板块构造理论中的大洋和大陆岩石圈构造演化体制相互转化关系来划分本区的大地构造单元。在大洋构造体制中划分出板块结合带、残余洋内岛弧带等构造单元。在大陆构造体制中划分出陆块、陆缘弧、陆缘岛弧、弧后盆地、前陆盆地、走滑拉分盆地、弧前盆地与拉伸盆地等构造单元。

详细的大地构造单元划分见图2.2。很明显，区内各构造单元都沿北北西向主构造线展布。现就各单元的构造与沉积作用特征自东而西简要分析如下。

2.2.1.1 金沙江结合带

金沙江结合带自邓柯至玉树一带，向西一直可延伸到藏北的羊湖、郭扎错一带；向南经巴塘、得荣、奔子栏、点苍山西侧，转南东经哀牢山延出国境。研究区处于中段位置，即邓柯—巴塘一带。

许多学者都曾对该带作过不同程度的研究（刘朝基，1980；刘增乾等，1983；陈炳蔚，1983；潘桂棠，1983；张旗等，1988、1992；李兴振等，1991；罗建宁等，1992；莫宣学等，1993；刘增乾、李兴振等，1993；张以茀、郑健康，1994；陈智梁等，1995；潘桂棠等，1997等）。带内基性、超基性岩、碳酸盐岩、板岩与硅质岩等构造混杂块到处可见（罗建宁等，1992）；岩块时代从泥盆至二叠纪，基质为二叠—三叠系复理石砂岩、板岩，含放射虫硅质岩与基性、中酸性火山岩。巴塘—霞若一带蛇绿岩主要由蛇纹石化超镁铁岩、超镁铁质岩、辉长岩类、辉绿岩墙群、洋脊型玄武岩及放射虫硅质岩组成，与其他被肢解的泥盆纪、石炭纪、二叠纪灰岩及其基底绿片岩构成蛇绿岩混杂岩带。其中以得荣、徐麦一带蛇绿岩剖面出露较为完整，并发现有斜长花岗岩侵位现象（须同瑞，1995）。该带超镁铁质岩M/F比值多为6.95～11.0，其稀土和微量元素地球化学均接近于原始地幔尖晶石二辉橄榄岩。洋脊与准洋脊玄武岩岩石化学以低K₂O、低TiO₂为特征，其稀土总量ΣREE均低（43.7×10^-6与39.6×10^-6），配分模式分别为LREE微弱亏损到微弱富集的近乎平坦型（莫宣学等，1993）。该带蛇绿岩的形成时代主要依据与洋脊型玄武岩共生的放射虫硅质岩确定为早石炭世，可能下延到晚泥盆世或更早（李兴振，1991；潘桂棠，1997），但不会早于泥盆纪（潘桂棠等，1997）。最老的放射虫化石见有Entactinia sp.，Entactinosphera sp.（D₃），Entactinia parva won，E.torispina ormistonet Lane等，显然时代为晚泥盆世至早石炭世。多数硅质岩具弱的Ce异常，而富铁富锰的硅质岩出现正异常。在构造演化中，金沙江洋于早二叠世（P₁）末开始向南向西俯冲，并在其西侧形成金沙江南段西梁河—东竹村一带的洋内初始弧（刘增乾、李兴振等，1993；莫宣学等，1993）。闭合时间可能为中三叠世，在不同地段有所不同（潘桂棠等，1997）。因为很容易观察到该带上的上三叠统呈角度不整合覆于蛇绿混杂岩带之上，或其底部砾岩中含有蛇绿岩的砾石。同时在晚三叠世早期，在原岛弧带的某些地段，例如江达陆缘岛弧，于磨拉石沉积之后，仍然发育一套钙碱性系列的滞后型火山岩（莫宣学等，1993）。甚至在微陆块上，例如昌都微陆块上，都能见到上三叠统以角度不整合覆盖在中三叠统之上。因而这次碰撞造山作用的影响非常深远和广泛。在图2.3中，金沙江带显示出良好的正负排列变化的磁异常，在布格重力异常图（图2.4）与莫霍面等深图（图2.5）中也表现出北西向分异现象。

图2.2 昌都地区大地构造单元图

2.2.1.2 江达-阿中-莽错陆缘弧与弧内盆地

该弧位于金沙江结合带以西，西以车所乡-德钦断裂为界，向南延至云南的维西。该带为江达-维西-绿春晚古生代—早中生代陆缘弧的北段（罗建宁等，1995）。出露地层为古生界至上三叠统。可划分出4个阶段：阶段一由前泥盆系片麻岩、片岩与变质中基性火山岩组成；阶段二由上古生界碎屑岩、灰岩夹中基性火山岩组成；阶段三为早中三叠世沉积岩层和中酸性火山岩构成；阶段四为晚三叠世碎屑岩与滞后型弧火山岩，上部含煤线或煤层。除阶段二与阶段三、阶段三与阶段四之间为角度不整合接触之外，其他各层位之间均为整合接触。与火山弧共生的还见有沿北北西向展布的I型花岗岩岩基或岩株等（刘振声等，1994；王增等，1995）。

图2.3 藏东-川西地区磁场分区略图

2.2.1.3 生达残留弧后盆地

该盆地东靠江达陆缘弧，西邻昌都微陆块，是一个以陆壳为基底的残留弧后盆地，在盆地中央处存在着一个由元古宙变质岩和海西期花岗岩体构成的水下隆起（彭勇民等，1999），并在那里堆积着厚度大于5000 m的晚三叠世下部深水相的陆源、内源与火山源浊积岩沉积、特色的弧后拉张产生的碱性玄武岩与海底喷流热水沉积以及上部浅海相的碎屑岩与碳酸盐岩沉积。这套厚的沉积岩层构筑在晚古生代褶皱软基底之上。现今的盆地被不整合在不同时代老地层之上的上三叠统覆盖，在盆地区未见出露下伏的中三叠统与上覆的侏罗纪以后地层，仅在盆地边缘见到相当于印度阶早期沉积的下三叠统马拉松多组，后者主要为下部碎屑岩夹灰岩和上部流纹质火山岩。

2.2.1.4 昌都微陆块与克拉通盆地

该带以东为生达残留弧后盆地，以西邻接吉塘-东达山碰撞型火山岩带。出露地层为奥陶系—第三系，可分为5个阶段（罗建宁等，1992）。阶段一由下古生界的复理石砂岩、板岩夹碳酸盐岩组成，厚度大于3615 m。阶段二为泥盆系至下二叠统陆相到浅海相碳酸盐岩、碎屑岩夹少量火山物质，厚约2500 m。阶段一与阶段二之间为不整合接触。阶段三为上二叠统含煤碎屑岩和下、中三叠统沉积岩与中酸性火山岩堆积，厚3000 m。阶段四为晚三叠世以后的陆相至滨浅海红色粗粒碎屑岩夹碳酸盐岩、火山岩，厚近万余米。阶段五为第三系红色碎屑岩、煤线与膏盐岩夹中酸性火山岩。阶段二与阶段三、阶段三与阶段四、阶段四与阶段五之间均为不整合接触关系。

图2.4 青藏高原1°×1°布格重力异常略图

图2.5 三江地区莫霍面等深度图

2.2.1.5 吉塘-东达碰撞型火山带

为夹持于东部昌都微陆块与类乌齐-左贡微陆块之间的狭长条带，它曾为晚古生代火山弧，但到了三叠纪则成为以晚古生代火山弧为基底的碰撞型火山岩带。出露地层为古生界至第三系，有可能包括部分前寒武系（雍永源等，1989）。基底为一套由澜沧群、吉塘群、酉西群的片麻岩、变粒岩和片岩等变质岩组成的岩石，其中吉塘群和酉西群经恢复后的原岩为复理石砂、泥岩夹中基性岛弧火山岩。盖层为石炭系—第三系，石炭系—下三叠统为复理石砂、板岩夹弧火山岩、硅质岩、碳酸盐岩与煤层。中三叠统为碎屑岩与碰撞型中酸性火山岩。晚三叠世之后为碎屑岩夹碳酸盐岩沉积。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之间均为不整合接触。该带沿澜沧江向南延至南佐—捕村一带为二叠纪火山弧，横穿弧自西向东K₂O含量增高，由低钾拉斑玄武岩系列→钙碱性系列→钾玄岩系列的弧极性变化，反映了澜沧江洋向东的俯冲作用（莫宣学等，1993）。但在研究区均未能见到同期或老的洋壳残余或消减混杂岩，与低的基底正磁异常现象所表现的一样（罗建宁，1997年口述）。为什么南段出现洋壳残片而北段不出现?其原因目前尚不十分清楚。

2.2.1.6 类乌齐-左贡微陆块与克拉通盆地

介于怒江结合带和吉塘-东达碰撞火山岩带之间，出露地层为泥盆系—第三系。泥盆纪—二叠纪沉积被认为是一套由碎屑岩和碳酸盐岩构成的被动边缘沉积（罗建宁等，1992），由于被中生代岩层所覆盖，研究程度较差。下三叠统缺失，中三叠统如在吉塘-东达碰撞型火山岩带所见一样，其与下伏地层的接触关系被断层错开而不明朗。据昌都地区普遍现象，推测，上三叠统与中三叠统之间呈角度不整合接触，上三叠统主要由下部碎屑岩夹灰岩和酸性火山岩、中部灰岩与上部碎屑岩夹灰岩所构成，厚愈5000 m；上三叠统顶部被由海相碎屑岩夹灰岩组成的下侏罗统整合覆盖。

2.2.1.7 怒江结合带

西起丁青、经喜玉桥、八宿至左贡扎玉，向南与澜沧江相通，该带是特提斯洋消亡的主带，也是泛华夏陆块群与冈瓦纳大陆碰撞的对接带（潘桂棠等，1997）。前人在此带中做过大量工作（张旗等，1982；郑海翔等，1983；潘桂棠等，1983；郑一义，1983；廖国兴，1983；王希斌等，1987；李兴振等，1993）。以丁青蛇绿岩剖面出露最为完整，主要由辉绿橄榄岩、纯橄岩、少量二辉橄榄岩、辉长岩，较多的玄武岩与含早侏罗世放射虫化石的硅质岩组成。在其东侧见有较多辉绿辉长岩岩脉与英云闪长岩和斜长花岗岩脉的侵位。其他地区组合不全，多为超基性岩块和熔岩与硅质岩，基质具有强烈片理化的混杂现象。蛇绿岩的最终构造冷侵位时代为晚侏罗世。本带火山岩主体为玄武岩，低K₂O和中—低的TiO₂特征表明具有洋中脊玄武岩到洋岛玄武岩特征；低的稀土总量ΣREE（（13.49～23）×10^-6）和LREE略亏损的或富集平坦型配分模式说明其类似于N-MORB或P-MORB环境。值得一提的是，丁青地区发现有类似于马里亚纳的玻镁安山岩（张旗等，1992），在其他地区也具有由玄武岩、安山岩、英安岩和流纹岩等构成的火山弧钙碱性系列组合（王希斌等，1987）。看来该带更像一个由被肢解的蛇绿岩套与洋岛型碱性玄武岩以及晚期俯冲阶段形成的弧火山岩构成的混杂岩带。长期以来，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，推测其至少应始于新元古代（潘桂棠等，1997）。闭合时间因有自东向西或由南向北斜向迁移的趋势，推测可能是在晚三叠世到早白垩世，由于西段的班公湖带上白垩统不整合在下伏蛇绿岩上形成。

其西南侧波密—察隅侏罗纪—白垩纪火山弧与弧后盆地空间配置关系暗示着怒江洋向南向西俯冲并消亡。

2.2.2 弧-盆体系地质格架

研究区隶属于帕米尔以东被称为东特提斯域的泛华夏大陆群西南缘晚古生代—中生代的多弧-盆体系（图2.6）。除班公-丁青-昌宁-孟连蛇绿混杂岩带代表冈瓦纳与泛华夏大陆对接带，标志着特提斯主大洋消亡的最终遗迹外，其他在青藏高原地区被发现的包括研究区在内的20余条蛇绿岩多数是小洋盆、弧后盆地和岛弧型洋壳性质。其发展的规模与演化的时间均是有限的，不如现今的大西洋或太平洋（潘桂棠等，1997）。夹持于泛华夏大陆前锋弧与昆仑前锋弧之间的广大区域构成了泛华夏大陆晚古生代—中生代弧盆区与多岛弧造山构造域。晚古生代前锋弧现今大致沿羌塘—开心岭—昌都—吉塘—兰坪一线呈孤岛状陆块群出现，由羌塘弧、吉塘弧、崇山弧和澜沧弧等组成。这些陆块群的稳定沉积盖层为泥盆-石炭系沉积岩，其下伏均为前寒武纪到早古生代的特提斯洋向北或北东向俯冲形成的岛弧或增生楔岩石，现今见到的是被构造破坏和已变形变质的绿片岩相-角闪岩相变质杂岩。与此对应，位于青尼洞—海通一带所见的奥陶系复理石沉积可能是弧后扩张形成的。

前面业已对岛弧和弧后盆地特征作了叙述，下面仅就有关的问题简要论述如下。

2.2.2.1 蛇绿岩洋壳类型

人们发现，大多数造山带中与蛇绿岩共生的玄武岩岩石地球化学特征类似于岛弧拉斑玄武岩，而不同于现代大洋中脊玄武岩。蛇绿岩反映的古洋壳多半是在弧前、弧后或小洋盆中形成的，而大洋中脊玄武岩保存极少。研究区的金沙江结合带和南段澜沧江结合带的蛇绿岩是其代表。为什么会出现这种现象呢?由于大洋岩石圈扩张随时间演化越来越新，远离扩张轴的洋壳则变冷和致密；在东太平洋中脊区，扩张脊在海平面下2500 m，而在马里亚纳海沟可深达8000～11000 m；当俯冲发生时，大洋在消减过程中被拖拽入地幔深处或收缩的洋盆系统中，后来被岛弧逆冲带前的巨厚沉积物掩埋。例外的情况是较年轻的、热的和低密度的位于凸起部位的部分洋壳，有可能被刮削下来而进入混杂带中；或者后来被构造剥离而出露。这样就不难理解在大陆地质中会见到更多的在大陆板块间形成的弧后型、岛弧型或小洋盆型的蛇绿岩或蛇绿混杂岩带。

图2.6 青藏高原及邻区弧盆结构

2.2.2.2 岛弧与弧后盆地相间并存

弧-盆体系中的岛弧与弧后盆地相间并存是一大特色，例如现今的印度尼西亚一带即是这种情况。昌都地区的三叠纪江达-阿中陆缘火山弧与生达残留盆地以及波密-察隅火山弧与弧后盆地等的空间配置关系体现了弧与盆相间并存的格架。羌塘—开心岭—昌都—吉塘—兰坪—思茅这一曾被称为条带状的微陆块群可能是泥盆纪初开始从泛华夏陆块群西南侧的早古生代沿岸山脉裂离出来的；沿着这一冲裂离的思路，就比较容易理解昆仑南侧和扬子西缘到藏北—三江一带晚古生代到三叠纪时期主要是弧后扩张、弧-弧碰撞、弧-陆碰撞等多岛弧造山作用的历史（潘桂棠等，1997）。

2.2.3 弧-盆地质演化

三叠纪弧-盆演化历史跨越古特提斯阶段（S—T_1-2）和特提斯阶段（T₃—E₂）。以班公-怒江-丁青-孟连蛇绿混杂岩为标志的特提斯主体洋的初始形成时代为新元古代，最终消亡时间为早白垩世（潘桂棠等，1997）。在该主体洋的演化历史长河中，三叠纪仅占据着较短的时间，下面分两个阶段论述。

2.2.3.1 晚二叠世至早中三叠世

晚二叠世时期，特提斯主体洋由前寒武纪以来单向的向北东俯冲转变到晚泥盆世开始的双向俯冲而发展着，并分别于大洋的两侧形成了冈底斯和江达-阿中晚古生代或更老的火山弧。推测在主体洋的扩张中脊两侧还可能产生了洋内弧（图2.7a），而在三江地区与南段昌宁-孟连地区澜沧江小洋因关闭而形成的蛇绿岩和晚古生代火山弧均被造山并增生到昌都-兰坪微陆块上。早中三叠世，像其他微陆块一样，在研究区的东侧从康滇古陆裂离（扬子地块）出来的中咱微陆块与羌塘-昌都-兰坪微陆块间的金沙江洋盆向西俯冲，形成江达-阿中火山弧，金沙江小洋在此处消减。东部的甘孜-理塘小洋也在消减，因为扬子陆块也在向西方向俯冲。在这一期间，都能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略图

2.2.3.2 晚三叠世—早侏罗世

随着冈底斯与羌塘-昌都微陆块不断地由于火山弧的增生而长大，特提斯主体洋不断被消减和缩小（图2.7b），晚三叠世初或早期，金沙江洋和甘孜-理塘洋相继关闭，前者比后者要稍早些。据研究，金沙江洋于江达-阿中火山弧处的关闭发生于中三叠世末或晚三叠世初；尽管晚三叠世早期仍有弧火山活动，但已属于与碰撞造山后的磨拉石沉积物共生的滞后型火山作用。生达残留弧后盆地的发育就是在造山后被圈闭，并与滞后弧相对应的沉积盆地，类似于现今被造山作用圈闭于大陆中的黑海和里海盆地（Hsu，1993）。甘孜-理塘洋的关闭产生了昌台-乡城火山弧与义敦弧后盆地（侯立玮等，1994；莫宣学等，1993）。

研究区在早侏罗世发育的主体洋双向俯冲使古大洋消亡并关闭，现今很容易在怒江（图2.7c）的八宿或丁青地区找到蛇绿混杂岩和高黎贡山的火山弧与弧后盆地；但是在该带西延部分（图2.6）的冈底斯带或拉萨地区，主体洋的关闭明显要晚（图2.7c）；相反，在该带南延（图2.6）的怒江主体洋，关闭可能要早。显然，主体洋的关闭与消亡是逐渐自南向北、自东向西斜向迁移的。