金沙江－哀牢山构造带的火山岩与基性－超基性岩

（一）金沙江带
金沙江带，在研究中发现了许多大化石和微化石、沉积相标志和形成于不同构造环境中的火山岩和硅质岩。基本弄清了其地层格架。在其中南段，自东向西划分了4个构造岩相带（图3-1）。

图3-1　金沙江带区域地层格局示意图

1—中咱地块；2—东坡构造岩相带；3—花岗岩；4—滞后型弧火山岩；5—岛弧构造岩相带；6—西坡构造岩相带；7—昌都地块；8—盆地岩相带
1．东坡构造岩相带
该构造岩相带位于金沙江构造带东部。它由一系列向西逆冲的地层断片组成。综合各断片地层的沉积特征和时代，这套地层可分为两大部分：下部为钙屑浊积岩、泥灰岩、砂板岩和硅质岩。时代为晚泥盆世至早石炭世，含有晚泥盆世至早石炭世放射虫。前者有Entactinia sp．和Entactinosphaera sp．等；后者为Entactinia parva Won、E.tortispina Ormiston et Lane、Entactinosphaera foremanae Ormiston et Lane、En.cometes Foreman、En.deqinensis Feng、Belowea variabalis（Ormiston et Lane）和Astroentactinia multispinosa（Won）等，属半深海放射虫组合。上部为玄武岩、火山碎屑岩和结晶灰岩。灰岩中含有晚石炭世至早二叠世驩、珊瑚和牙形刺等化石。在拖顶－霞若剖面，灰岩具浊积特征，发育滑塌构造，滑动方向为南东向北西（302°）。拖顶、上桥头一带硅质岩w（Ce）/w（Ce*）分别为1.16～1.01和0.976，均在Murray等（1990）的大陆边缘环境比值的0.97～1.54范围内变化。有的具微弱Ce异常（表3-1中的9～12，图3-2中的7），玄武岩属大陆裂谷型。表明这套地层形成于中咱－中甸微陆块西缘斜坡至盆地边缘一带。该带于拖顶至塔城南莫如一带发育构造混杂带，其基质为片理化砂泥质碎屑岩，含多硅白云母。块体有结晶灰岩和变基性火山岩（图3-3）。在莫如一带这套含有混杂岩块的地层及其以西的浅变质碎屑岩、泥质灰岩及硅质岩，曾被划为石鼓群塔城组，时代定为 但无化石依据。其实它是东坡构造岩相带的产物。其基性火山岩块体的岩石化学和地球化学特征与塔城拖顶地区特别是与伏龙桥的F-1和Ben-10号玄武岩相似（表4-8～10，图4-12～18中的29、30、31、46）。

表3-1　三江地区硅质岩稀土元素丰度表（wB/10-6）

注：1、2、3、8、9、10、11、12—甘孜理塘带；4、5、6、7—金沙江带；7—据葛春等（1995）。

图3-2　金沙江带硅质岩稀土配分型式

4—吉义独；5—石鼓拉巴支；6—柯那桥；7—伏龙桥

图3-3　莫如南50m地质剖面图

①—玄武岩；②—灰岩；③—绢云片岩
在纸厂至核桃坪左侧山脚，到处可见变基性火山岩转石，其岩石化学和地球化学特征与塔城莫如一带玄武岩相似（表4-8～10，图4-12～18、20），这些变基性火山岩很可能与出露于核桃坪一带的绢云片岩为同一套火山－沉积岩系，属于金沙江带被动边缘构造岩相带产物。这套地层原1:20万维西幅区调报告（1984）将其与出露于塔城—柯那桥一带的地层对比，时代划为早石炭世，现在看来这种对比较为合理。现《云南省区域地质志》又将其划归石鼓群，看来石鼓群本身需要解体。核桃坪与羊坡地区一样，其上均为泥盆系变质砂岩和大理岩构成的推覆体所覆。
2．盆地岩相带
该带受构造混杂明显，地层层序难以恢复。笔者重点研究了伏龙桥西交玛村至拱卡村一线以南至塔城柯那桥一带，主要由一套复理石砂板岩、钙质板岩、薄层泥质灰岩、硅质岩、变基性火山岩、超基性岩等构成的混杂岩带。在交玛—奔子栏一带又多处发现洋脊和准洋脊型玄武岩（表4-8～10，图4-12～18中的14、16，图4-20），并在原划二叠系中发现含晚泥盆世牙形刺（Ancyrodellaides Ziegler）的泥质灰岩和含早石炭世放射虫的硅质岩。在贡卡紫红色硅质岩中发现有早二叠世深海组合的放射虫Albaillella sp．、Pseudoalbaillella sp．等。柯那桥一带见有含锰的硅质岩。尽管硅质岩含锰，仍显示出有微弱的铈负异常（图3-2）。结合东带情况，初步可以确定金沙江洋盆形成时代可下延至晚泥盆世，闭合时间不会早于晚二叠世。
3．岛弧构造岩相带
岛弧构造岩相带发育于金沙江构造带西侧。主要由一套碎屑岩、硅质岩和薄层泥质灰岩及岛弧型火山岩组成，即西渠河组，硅质岩中含有晚二叠世放射虫（1:20万芒康幅报告）。在白马雪山446～448km公路碑一带，经进一步研究，其枕状和块状玄武岩的岩石化学和地球化学特征与盆地相带中Ben-21、23很相似（表4-8～10，图4-15、16、20），均为洋脊型，表明晚三叠世滞后型弧后盆地（李兴振等，1991，刘增乾、李兴振等，1993）有较大扩张。但值得注意的是在离枕状玄武岩之上不远处的凝灰质硅质岩中发现早二叠世早期放射虫Albaillella sinuata Ishige et Watase、Albaillella sp．等。看来白马雪山一带不完全是三叠纪地层，可能构造较为复杂，值得进一步研究。
4．西坡构造岩相带
西坡构造岩相带位于昌都地块东部边缘。在德钦县城至石棉矿19～20km处，自下而上为深灰色灰岩，水道砂体和漫岸砂体的砂岩、细碎屑浊积岩和浊积灰岩及硅质岩，有冲刷槽模。在下部深灰色灰岩中发现晚泥盆世放射虫（Entactinosphaera inustata Foreman、Entactinia sp．，在薄层浊积灰岩中发现石炭纪—二叠纪的双壳类Streblochondria sp．化石。这套地层原先划为二叠纪，应为晚古生代。它与芒康县海通向东至四道班一带所见泥盆纪—石炭纪—二叠纪被动边缘带沉积相似。显然该构造岩相带向北经德钦、徐中，一直延伸到海通以北，构成昌都地块东缘陆棚至斜坡相沉积地层带。
上述4个构造岩相带的时空展布表明，金沙江构造带经历了4个发展阶段：①早期泥盆纪的拉张裂陷阶段，形成晚泥盆世深水浊积岩，洋盆可能已开始形成；②大西洋阶段，发育早石炭世至二叠世洋壳和放射虫硅质岩、含锰硅质岩和紫红色放射虫硅质岩；③太平洋阶段，形成西渠河—白马雪山一带早二叠世末到晚二叠世火山弧及其西侧弧后盆地；④洋盆最后封闭阶段，上三叠统普遍不整合于金沙江构造带之上。
（二）哀牢山带
哀牢山带主要由深变质带、浅变质带及西侧盆地边缘地带晚古生代和中生代地层构成。由于以前未发现火山弧带，有根据蓝片岩带与深变质带的空间位置，认为洋壳向东俯冲（段兴华等，1981），潘杏南则认为该带是一个转换断层带，经“八五”期间研究，认为其西侧存在火山弧带，东侧为被动大陆边缘带。深变质带将在后面加以论述，后两个带自东向西可分为3个构造岩相带。
1．扬子地块西缘被动边缘带
由于哀牢山深变质带向西的逆掩，该带大部分被掩覆，仅在浅变质带东侧边缘保留一部分变质砂岩、千枚岩和石英片岩组成的复理石沉积，其中所夹绿片岩和蓝片岩，其原岩为玄武岩，其特征（见第四章）与峨眉山玄武岩相似，表明处于被动边缘环境。
2．盆地岩相带
该带构成哀牢山浅变质带主体，为蛇绿混杂岩带。在硅质岩中发现有早石炭世放射虫Albaillella paradoxa（?）、Deffaadree、Astroentactinia multispinisa Won。老王寨放射虫硅质岩的硅同位素（δ30Si）值为0.2‰，与丁悌平（1984）划分的深海环境（δ30Si）为﹣0.6‰～0.18‰（平均0.16‰）值接近。泥盆纪和石炭纪的硅质岩稀土元素的∑REE为（47.56～137.93）×10-6，轻重稀土分馏明显，LREE为7.07～9.46,（La/Yb）N为0.61～10.63，稀土配分模式为轻稀土富集右倾型，负Eu异常明显，δEu为0.58～0.79，显示半深海至深海环境，而与张本仁（1990）的深海硅质岩特征相类似。在新平平掌见有紫红色硅质岩（C1），一般认为紫红色放射虫硅质岩代表广阔远洋沉积。在该带中还鉴别出更多的洋脊、准洋脊型火山岩。
3．太忠－李仙江火山弧岩相带
该带位于哀牢山浅变质带西侧，由古生代和中生代地层组成。志留系—下石炭统发育笔石页岩、碎屑浊积岩、放射虫硅质岩、薄层泥质灰岩和网纹状灰岩。早石炭世在墨江布龙—五素一带发育一套由基性火山岩和酸性火山岩构成的双峰式火山岩及砂岩、硅质页岩和硅质岩，具被动边缘裂谷环境特征。中上石炭统至二叠系为一套台型碳酸盐岩和含煤碎屑岩，显示断块隆升。晚二叠世，在太忠—李仙江一线发育一套弧火山岩。晚三叠世，在绿春高山寨和柯坪一带分别发育一套碰撞型酸性火山岩和滞后型弧火山岩。
上述哀牢山构造岩相带的时空展布与金沙江带基本相对应。反映洋盆主要发育于晚古生代，并于末期洋壳向西俯冲。

汪新伟
（中国石化石油勘探开发研究院，北京 100083）
摘要 根据前震旦纪基底年龄与震旦系分布规律认为加里东期（Z—S）古扬子板块的范围比现今狭义的扬子板块要大，至少包括了松潘-甘孜地块和秦岭微板块，属原特提期洋东部的多岛洋体系。按影响克拉通盆地演化的板块活动所经历的扩张、会聚、碰撞和均衡调整等4个阶段把扬子古克拉通加里东期的构造演化划分为5期，即震旦纪的均衡调整期、寒武纪的扩张期、早-中奥陶世的会聚期、中-晚奥陶世的碰撞期和志留纪新一轮的均衡调整期。由此可以推断，早古生代在川东—湘鄂西一带存在着一个巨大的生烃中心，加里东期形成的古隆起如乐山-龙女寺隆起、江南-雪峰隆起、黔中隆起等是该期油气运移的指向区。
关键词 扬子古板块 东原特提斯 加里东期 构造演化
Tectonic Evolution of the Paleo-Yangtze Plate during Caledonian Epoch
Wang Xin-wei
（Exploration ＆ Production Research Institute，SINOPEC，Beijin100083）
Abstract Based on the studies of ages of the pre-Sinian basements and distribution of the Sinian，it is recognized that the paleo-Yangtze plate was bigger than the present，at least including the Songpan-Garze massif and the Qingling micro-plate，and that it was a component of archipelagic-ocean of the eastern Proto-Tethys during Caledonian epoch（from Sinian to Silurian in this paper）.In terms of the four evolution stages of a craton basin influenced by moving among plates，the Paleo-Yangtze craton’s evolution was divided into five stages，i.e.a balanced adjustment stage during Sinian，a extension stage during Cambrian，a convergence stage during the early-middle Ordovician，a collusion stage during the middle-late Ordovician，and a fresh balanced adjustment stage during Silurian.Thus it can be deduced that there was a tremendous Paleozoic hydrocarbon-generated depression from eastern Sichuan to western Hunan-Hubei，and that the paleo-uplifts caused by Caledonian orogeny，such as the Leshan-Longnüshi uplift，Jiangnan-Xuefeng uplift，central Guizhou uplift，were accumulation belts of oil and gas during Caledonian epoch.
Key words Paleo-Yangtze plate eastern Proto-Tethys Caledonian epoch tectonic evolution
狭义上的扬子板块范围是北以嘉山-响水断裂和勉略-大别山南缘断裂为界与华北板块和秦岭微板块相接，西以龙门山断裂和金沙江-哀牢山断裂为界与松潘-甘孜地块和昌都地块分开，东南以江绍古缝合线与华夏板块为邻（图1）。扬子板块作为我国南方油气勘探的主要领域，长期以来我国地质工作者进行了大量的研究工作，但多侧重于大地构造演化、层序格架及受后期构造运动改造后的残留盆地研究［1～4］，对加里东期（本文指震旦纪—早古生代）扬子古板块以克拉通内盆地发育的特征及其与原特提期洋的关系等方面的研究还有所欠缺。本文在综合前人研究成果的基础上，按影响克拉通盆地演化的板块活动阶段，分析了扬子古克拉通在加里东期的构造演化及其与原特提斯洋的关系，并主要讨论了志留系的原型盆地性质及分布特征。

图1 古扬子板块范围示意图

（据参考文献［2］修改）
1 基底结构与古板块范围
扬子板块的基底系指新元古界震旦系以前的地层，具双层结构［5］。下部结构层为太古宇—古元古界的结晶基底层，为一套中-基性火山岩、火山碎屑岩组成的深变质岩（变质程度均达角闪岩相）和具有强磁性的基性-超基性岩侵入体，在各地分别称为康定杂岩（康滇区，1760～3100Ma）、崆岭群（神农架区，（2850±15）Ma，锆石U-Pb法）和后河群（川陕区）等；上部结构层为中—新元古界的浅成变质岩系，变质程度为绿片岩相，原岩为一套深、浅海相碎屑岩、火山碎屑浊积岩、枕状拉斑玄武岩、硅质岩和碳酸盐岩等，在各区分别称为昆阳群（康滇区，1002Ma）、黄水河群（川西）、火地垭群（川北区）、神农架群（川鄂区）和梵净山群（川黔区）、板溪群（川东区）、溪口群与历口群（皖南—赣东北，963～1401Ma，Rb-Sr法）、张八岭群（浙西，1031Ma，锆石U-Pb法）等。发生在新元古代青白口纪晚期的晋宁运动（800～850Ma）使上、下结构层发生褶皱变形，经岩浆侵入与区域变质作用，形成了震旦系及其以后盖层沉积的基底。
震旦系是扬子板块进入地台阶段的第一套沉积盖层，许多学者根据基底年龄与震旦系分布规律认为古扬子板块的范围比狭义的扬子板块要大得多，可能包括了松潘-甘孜地块和秦岭微板块。主要证据有：
（1）在松潘-甘孜地块东侧文县-青川地区，出露大面积的中元古界深变质碧口群组成的基岩块体，两翼均有灯影组地层覆盖，由此可推测在灯影组沉积时，应与四川盆地基底是相连的［6］。
（2）南秦岭降扎东发育有下震旦统白依沟群粗陆源碎屑岩，沉积物颗粒南粗北细，砾石由南向北减少，其陆源砾石及细碎屑岩的同位素年龄值有3组，即约2000Ma（凝灰岩）、1000～1400Ma（花岗岩）和约740Ma（流纹岩），表明为其提供物源的若尔盖地区存在古老的基底［5］。
（3）松潘-甘孜地块东南部基岩块体均为晋宁期构造岩浆作用的产物，如丹巴格宗花岗岩体（1585Ma，碎屑锆石207Pb/206Pb）、沙坪关花岗岩（1017Ma，锆石U-Pb法）、兴文坪辉长岩（1043Ma）等，表明整个扬子板块西缘的新元古代造山带应是古扬子板块的重要组成部分［7］。
（4）秦岭微板块具有扬子板块的双层前震旦纪基底，即太古宇—古元古界的结晶基底与中—新元古界的过渡性变质变形基底。下层基底的变质程度已达中—深变质的角闪岩相-麻粒岩相，主要出露为佛坪杂岩和小磨岭、陡岭杂岩；上层基底的变质程度多数为浅变质绿片岩相，为一套以火山岩为主的中-新元古代沉积-火山岩系，分别出露有陨西群（965～1304Ma）、耀岭河群（711～1019Ma）和毛堂群等。秦岭区普遍缺失下震旦统，而南秦岭区广泛发育上震旦统陡山沱组和灯影组，且向北不越过商丹一线，由此可以说明，秦岭微板块属扬子古板块范畴，且在早震旦纪扬子古板块与华北古板块已经分离［8］。
由以上证据可以推测，扬子古板块的范围除狭义上的扬子板块外，至少还包括了松潘-甘孜地块和秦岭微板块，它们共同组成了一个范围较大的扬子古克拉通（图1）。
2 与原特提洋的关系
发生在新元古代青白口纪末的晋宁运动，形成了扬子古板块的褶皱基底，其动因除了与华夏同扬子陆块沿江绍断裂（缝合）带的碰撞拼合有关外，还与扬子古板块与华北古板块当时发生了沿商丹缝合带的碰撞拼接有关［2］。黄汲清等［9］则认为中国大陆晋宁运动（在塔里木盆地称为塔里木运动）后形成一个完整的中国地台，并称之为古中国地台，经历了震旦纪至早寒武世的拉张作用后，古中国地台解体，形成祁连、秦岭等洋，罗志立等［10］称这时的拉张运动为“兴凯地裂运动”。中国大陆晋宁期的汇聚作用与震旦纪开始的拉张环境可能具全球性，从属于新元古代全球的Rodinia泛大陆的形成与前寒武纪末—早古生代初的泛大陆裂解［11～12］。泛大陆解体后形成了原始冈瓦纳大陆和劳亚大陆以及散布在原特提斯洋（时限为震旦纪—早古生代）中的中朝、扬子-华夏、羌塘-昌都、印支与塔里木、柴达木等陆块、微陆块。李兴振等［13］根据现今大陆内部各缝合带的空间展布位置，将原特提斯洋分为4支，即北部的古亚洲-南天山洋、中部的秦祁昆洋和南部的古金沙江-哀牢山洋与古澜沧江洋（图2），这几个洋向西均与西亚和欧洲的古特提斯相连，同属于原特提斯范畴。同时，华南残留海盆从震旦纪开始重新拉张，分隔了扬子古板块与华夏板块，向南与古金沙江-哀牢山洋相连；阿拉善地区发育的恩格尔乌苏洋（又称古阿尔金洋）可能将古亚洲洋和秦祁昆洋沟通。因此，震旦纪—早古生代扬子古板块属于原特提斯多岛洋体系，其构造演化与两侧华北板块、华夏板块的构造演化及原特提斯洋向古特提斯洋的转化密切相关。

图2 东特提斯多岛洋分布示意图

（据参考文献［13］修改）
（1）古亚洲洋缝合带；（2）秦祁昆洋缝合带；（3）古金沙江-哀牢山洋缝合带；（4）古澜沧江洋缝合带；（5）恩格尔乌苏洋缝合带；（6）华南有限洋盆缝合带
3 加里东期的构造演化
扬子古板块自震旦纪开始进入克拉通盆地演化。板块构造间的相互作用及其所产生的板内应力在克拉通盆地内的有效作用范围是影响克拉通盆地演化的主控因素［14］。影响克拉通盆地演化的板块活动一般可分为4个阶段，即：①扩张阶段，克拉通内以发育裂陷系和地堑或拗拉槽为特征，裂谷作用与快速沉积同时发生；②会聚阶段，一般伴随有弧前和弧后盆地的形成，并同时形成滨克拉通前渊与克拉通内弱挤压挠曲盆地；③碰撞阶段，由陆-陆碰撞（A型俯冲）和陆内碰撞（C 型俯冲）所产生的挤压应力使盆地发生倾掀，碰撞带内的构造载荷引起克拉通边缘的岩石圈挠曲，并形成前陆盆地和克拉通内盆地在较长时间内成对出现的格局，同时，挤压应力可传递到克拉通深部，使地壳早期的构造薄弱带（如古裂隙和缝合线等）发生变形，形成穹窿、基底隆起上升和断层带活化带，从而分割克拉通盆地；④终止与均衡调整期，伴随着地壳缩短与增厚以及巨缝合线的固定，大陆或部分大陆上升到海平面以上，遭广泛剥蚀而形成了主要的沉积间断；同时和期后，由于碰撞带内的构造载荷遭受剥蚀而减小以及深部岩石圈板块的拆沉而发生造山带伸展垮塌作用，致使地壳发生均衡回弹，区域倾掀增大；当新的应力场出现时，板块构造就会产生新的活动范围，而使克拉通盆地进入新一轮的演化旋回。在多数情况下，克拉通盆地中的主要层序界面均为不整合面，它反映了板块运动方向和运动速率改变的主要时期，而新的应力场改变了未来盆地形成的形态和方向。因此，本文根据克拉通盆地演化的构造旋回，将扬子古克拉通加里东期的构造演化分为5个阶段，即震旦纪均衡调整期、寒武纪扩张期、早—中奥陶世会聚期、中—晚奥陶世碰撞期与志留纪的新一轮均衡调整期（图3）。

图3 扬子古克拉通加里东期构造演化示意图

3.1 震旦纪均衡调整期
经过晋宁期末强烈的板块碰撞与拼合后，随着造山带顶部的剥蚀-去载作用与底部岩石圈的拆沉-去根作用，发生造山期后伸展垮塌，震旦纪扬子古板块进入一个均衡调整期，包括早震旦世的大陆内裂谷与晚震旦世的裂谷期后坳陷两个阶段（图3（a））。
早震旦世扬子古板块及周缘裂谷作用的主要表现为：①扬子古板块北缘，在晋宁晚期与扬子板块缝合的华北板块从震旦纪开始重新拉开，裂谷作用导致秦祁洋的形成，北秦岭区丹凤群中的蛇绿混杂岩表明经历了裂谷-小洋盆-活动陆缘的完整演化旋回；②在扬子古板块西北缘甘洛地区发育苏雄组火山岩系；③在扬子陆块西部裂谷作用形成石棉-澄江裂谷带，裂谷中堆积了巨厚（3～6km）的下震旦统陆相火山-沉积岩系；④在扬子板块南缘与华夏板块北缘之间在晋宁期残留华南海盆的基础上发育华南裂谷系，即湘桂次深海裂谷盆地（扬子板块南缘）与赣粤次深海裂谷盆地（华夏板块北缘），均沉积了厚约3～6km的次深海碎屑岩组合，湘桂裂陷盆地的北界大致相当于现今的江南-九岭-雪峰隆起带；⑤扬子古板块内部除中-下扬子区发育伸展坳陷盆地、沉积了一套滨浅海碎屑岩组合外，大部分地区均为古陆，为陆内裂谷盆地与大陆边缘海盆地提供物源。
晚震旦世随着伸展作用的增强，演化为裂谷期后坳陷沉积。整个扬子古板块被海水淹没，成为典型的克拉通内盆地，广泛接受台地相浅海碳酸盐岩沉积。上、下震旦统之间的不整合属裂谷盆地向坳陷盆地转化而形成的裂解不整合（Separation unconformity）［14］，局限于裂谷盆地所分布的区域。
3.2 寒武纪扩张期
经过震旦纪的均衡调整后，寒武纪扬子古克拉通进入扩张期（图3（b））。此时在扬子古板块周缘，北侧的北祁连山多处发育寒武纪—奥陶纪蛇绿岩，反映北祁连在寒武纪—奥陶纪已经拉出典型洋壳（祁连洋）；西南侧的金沙江-澜沧江裂谷开始扩张，导致昌都-思茅地块离开扬子古板块；东南侧华南裂谷系进一步扩张为华南裂陷洋盆，发育了一套硅质岩、黑色页岩及浊积岩深水沉积建造。在扬子古克拉通内部，后龙门山地区发育克拉通内裂陷海槽，沉积了一套浅海碎屑岩；南秦岭安康-紫阳-竹溪一带拉张出裂陷槽（上寒武统二道桥组火山岩），在裂陷槽以南沉积了浅水相-斜坡相碳酸盐岩；扬子古克拉通南缘的湘桂克拉通边缘盆地及分布于郯庐断裂东侧滁州一带的滁州克拉通边缘盆地，均属大陆坡或下斜坡的深盆环境；在现今的中-上扬子一带，则表现为克拉通内伸展坳陷沉积，且于早寒武世早期（梅树村-筇竹寺组沉积期）达到最大海侵范围，广泛沉积了黑色页岩及磷块岩，成为下古生界的主力烃源岩；早寒武世中期（沧浪期）盆地沉降机制由伸展作用转变为以热沉降作用为主，地貌上的隆凹格局消失，随着沉积速率增大，海平面下降、海水变浅，至中寒武世已演化为潮坪相和局限台地相泥岩、白云岩沉积，出现膏盐岩沉积环境［15］；晚寒武世继续海退，总体上为局限台地相的滨浅海碳酸盐沉积。
3.3 早—中奥陶世会聚阶段
发生在寒武纪和奥陶纪之间的郁南运动标志着从早奥陶世开始扬子古板块进入会聚阶段（图3（c））。在扬子古板块南侧，华南裂陷洋盆沿武夷-云开带的北西侧向SE俯冲，造成云开地区的隆升以及武夷-云开带的岛弧型火山岩活动和混合岩化作用（奥陶-志留系无此现象），同时使云开大山一带的下-中奥陶统类复理石碎屑岩建造呈微不整合覆于寒武系之上、广西白黄陵一带的下-中奥陶统的花岗质碎屑岩底部发育有厚达数百米的含砾长石砂岩以及大明山地区下奥陶统底部发育厚达45m的砾岩层［16］。在扬子古板块北侧，秦祁洋会聚收缩，扬子板块向华北板块之下俯冲，导致华北板块南缘的性质由前期的被动大陆边缘转化为活动大陆边缘，并形成完整的沟-弧-盆体系，主俯冲带的位置大致应为商丹缝合带，弧后盆地以北秦岭区二郎坪群火神庙组（厚达3000m）的“双峰式”火山岩为典型，代表了早期弧后拉张下的产物。在扬子古板块内部表现为克拉通内弱挤压坳陷沉积，岩性主要为台地相浅海碳酸盐岩与泥质岩等，此时江南-雪峰带可能为水下低隆。
3.4 中奥陶世晚期—晚奥陶世碰撞阶段
中奥陶世晚期—晚奥陶世随着华南裂陷洋盆和祁秦洋的关闭，扬子古板块进入碰撞阶段（图3（d））。海南岛崖县地区中奥陶统尖岭组磨拉石与沙塘组页岩呈角度不整合接触（图4），表明了该期构造运动的起始时间。整个华北板块主体因同时受到其南侧秦祁洋、北侧古亚洲洋俯冲作用的影响，表现为整体抬升剥蚀，从而缺失了上奥陶统—泥盆系沉积；南秦岭、后龙门山和滇黔桂等地区均上升成陆，缺失中奥陶统上部—上奥陶统。浙闽沿海地区受扬子古板块与华夏板块对接、碰撞的影响隆升成山，同时在浙西地区形成晚奥陶世前陆盆地，堆积一套浅水陆屑复理石；钦防一带因华夏板块与扬子古板块右行剪切碰撞所形成的残留海槽继续着深水盆地沉积；扬子古克拉通腹部则为挤压坳陷盆地，沉积了一套浅海-次深海的碳酸盐岩，随着挤压作用的增强，盆地面积减小、古陆扩大，转化为陆棚相碎屑岩沉积。晚奥陶世末，强烈的加里东运动致使古钦防海槽闭合，在华南地区地层遭受挤压变形成加里东褶皱带，在扬子古克拉通内部形成了“大隆大坳”的构造格局，如江南隆起、黔中隆起、乐山-龙女寺隆起及宁巢台隆等，成为加里东期油气运移的指向区。

图4 海南崖县榆林港中奥陶统尖岭组（O2j）与沙塘组（O2s）不整合示意图［16］

1—第四系盖层；2—钙硅质复成分砾岩；3—页岩；4—砾状灰岩；5—灰岩
3.5 志留系均衡调整期
进入志留系，碰撞作用终止，挤压应力松弛，地壳发生均衡回弹，从而发育造山期后裂谷作用，使扬子古克拉通进入新一轮的演化旋回（图3（e））。华北板块与扬子古板块大致沿勉略带一线伸展裂陷形成裂陷槽［17］，主要标志为勉略带北侧的志留系白水江群深水沉积和火山岩沉积、大巴山地区志留系洞河群的“双峰式”火山岩和碱性火山岩及泥质岩、硅质岩。此外，在扬子古板块西缘还发育有西秦岭白龙江群、后龙门山茂县群等狭长状的深水浊流沉积；在其东南缘沿钦防一线地壳重新拉开形成再生裂陷海槽，下志留统灵山群底部发育一套数十米至数百米由粗砂岩、含砾砂岩和砾岩组成的滑塌浊积岩系，不整合超覆在中-上奥陶统之上。相应地，在上扬子区表现为克拉通内弱伸展坳陷沉积，主要为浅海碳酸盐岩和碎屑岩组合。
扬子古板块在志留纪均衡调整期所产生的地壳伸展、拉张程度比震旦纪要低，表现为大部分裂谷带不发育“双峰式”火山岩、而只发育伸展滑塌型深水浊积岩，这可能与晋宁期末的造山作用比晚奥陶世末的造山作用强烈得多有关。扬子古板块经过志留纪的均衡调整后，进入新一轮的扩张、会聚、碰撞等克拉通盆地演化阶段；同时，随着勉略洋、昌宁-孟宁洋、金沙江洋、甘孜-理塘洋及八布洋等在海西期的形成与扩张［2］，东特提斯域完成了从原特提斯多岛洋体系向古特提斯多岛洋体系的转化。
另外，综合扬子古板块加里东期的构造演化可知，川东—湘鄂西一带一直是克拉通内盆地沉积的中心，发育了一个巨大的生烃坳陷，加里东期形成的古隆起如乐山-龙女寺隆起、江南-雪峰隆起及黔中隆起等是该期油气运移的指向区。
4 结论
（1）前震旦纪基底年龄与震旦系分布规律表明，扬子古板块加里东期（Z—S）的范围比现今狭义的扬子板块要大，至少包括了松潘-甘孜地块和秦岭微板块，其与华北板块、柴达木板块、塔里木板块、华夏板块及古亚洲洋、秦祁昆洋、古金沙江-哀牢山洋和古澜沧江洋等共同组成了原特提斯洋（Z—S）东部的多岛洋体系。
（2）按影响克拉通盆地演化的板块活动所经历的扩张、会聚、碰撞和均衡调整等4个阶段将扬子古克拉通加里东期的构造演化划分为5期，即震旦纪的均衡调整期、寒武纪的扩张期、早-中奥陶世的会聚期、中-晚奥陶世的碰撞期和志留纪新一轮的均衡调整期。
（3）早古生代在川东—湘鄂西一带存在着一个巨大的生烃中心，加里东期形成的古隆起如乐山-龙女寺隆起、雪峰隆起、黔中隆起等是该期油气运移的指向区。
参考文献
［1］赵宗举，朱琰，徐云俊.中国南方古生界—中生界油气藏成藏规律及勘探方向［J］.地质学报，2004，78（5）：710～720.
［2］赵宗举，俞广，朱琰等.中国南方大地构造演化及其对油气的控制［J］.成都理工大学学报（自然科学版），2003，30（2）：155～168.
［3］戴少武.中扬子及邻区层序地层与原型盆地演化［J］.石油与天然气地质，2002，23（3）：229～235.
［4］叶舟，马力，梁兴等.下扬子独立地块与中生代改造型残留盆地［J］.地质科学，2006，41（1）：81～101.
［5］杨逢清，殷鸿福，杨恒书等.松潘甘孜地块与秦岭褶皱带、扬子地台的关系及其发展史［J］.地质学报，1994，68（3）：208～218.
［6］罗志立，金以钟，朱夔玉等.试论上扬子地台的峨眉地裂运动.地质论评，1988，34（4）：25～27.
［7］徐士进，王汝成，沈渭洲等.松潘-甘孜造山带中晋宁期花岗岩的U-Pb和Rb-Sr同位素定年及其大地构造意义［J］.中国科学（D辑），1996，26（1）：52～58.
［8］张国伟，孟庆任，赖少聪.秦岭造山带的结构与构造［J］.中国科学（D辑），1995，25（9）：994～1003.
［9］黄汲清，任纪舜等.中国大地构造及其演化［M］.北京：科学出版社，1980.105～110.
［10］罗志立.中国西南地区晚古生代以来地裂运动对石油等矿产形成的影响［J］.四川地质学报，1981，（2）：1～22.
［11］Ilin A V.The Proterozoic supercontinent：its Precambrian rifting and breakup into a number of conti nents.International Geology Review，1991，33：1～14.
［12］Lindsay J F.Timing the breakup of a Proterozoic Surpercontinent，evidence from Australian intracratonic basins.Geology，1987，15：1061～1064.
［13］李兴振，许效松，潘桂棠.泛华夏大陆群与东特提斯构造域演化［J］.岩相古地理，1995，15（4）：1～13.
［14］Ziegler.克拉通内盆地［M］.1988.石油科技动态，1993，（4）：1～36.
［15］金之钧，龙胜祥，周雁等.中国南方膏盐岩分布特征［J］.石油与天然气地质，2006，27（5）：571～583.
［16］广东省地质矿产局.广东省区域地质志［M］.北京：地质出版社.1988，1～941.
［17］张国伟，程顺有，郭安林等.秦岭-大别中央造山系南缘勉略古缝合带的再认识——“兼论中国大陆主体的拼合”［J］.地质通报，2004，23（9～10）：846～853.

一、南段哀牢山带

哀牢山带的火山岩研究程度相对较低，与蛇绿混杂岩带相配置的火山弧带的时空演化关系难以确定，致使对洋盆发育时间、洋壳俯冲极性的认识颇有争议，甚至认为哀牢山带是一个无火山弧发育的转换断层带。哀牢山带火山岩自东向西可分为以下4个带：

（1）潘家寨大陆裂谷火山岩带（P₂）;

（2）哀牢山洋脊/准洋脊火山岩蛇绿岩带（C₁—P₁）;

（3）墨江布龙－五素双峰式裂谷火山岩带（C₁）;

（4）太忠－李仙江弧火山岩带（P₂—T₃）。

1．潘家寨大陆裂谷火山岩带

潘家寨火山岩产于哀牢山浅变质带北东侧变质砂岩、千枚岩及石英片岩组成的复理石沉积地层中（图4-1、2），火山岩已变质成绿片岩和“蓝片岩”。其岩石化学和地球化学特征表明为大陆裂谷玄武岩（表4-1、2、3、4）其化学成分投入TAS图中（图4-3）为粗面玄武岩和玄武岩。以低Si、高Ti、高碱为特征。稀土总量高，轻重稀土分镏明显；稀土元素配分模式为右倾斜富集型，与峨眉山玄武岩相似（图4-4）。微量元素配分模式（图4-5）与大陆板内玄武岩相似。化学成分投入lgτ－lgσ图（图4-6）及ATK图（图4-7）中，均落在大陆板内玄武岩区。因此，潘家寨变质火山岩属于大陆裂谷型火山岩。

蓝片岩中的蓝闪石为铁钠钙闪石和蓝透闪石，由大陆裂谷玄武岩在中压低温环境下变质而成。

2．哀牢山洋脊/准洋脊蛇绿岩带

哀牢山蛇绿岩带位于九甲－安定断裂与哀牢山断裂之间的浅变质带内（图4-1）。该带前人多有研究（段新华等，1981；王凯元等，1983；杨家瑞，1986；张旗等，1988、1991、1992；王义昭，1990；黄忠辉等，1983，周德进，1992、1993）。笔者通过研究发现了更多的洋脊/淮洋脊型玄武岩、辉长－闪长堆晶岩，在蛇绿岩套中发育有二辉橄榄岩，及含放射虫的硅质岩（C₁）。结合前人研究，基本上可以建立一个较为完整的蛇绿岩层序，由下而上依次为变质橄榄岩（包括二辉橄榄岩和方辉橄榄岩）、堆晶杂岩（包括辉石岩、辉长岩、辉长闪长岩、斜长花岗岩及辉绿岩等）、基性熔岩（包括钠长玄武岩和辉石玄武岩等）及含放射虫硅质岩。与世界典型蛇绿岩相比，堆晶岩中层状辉长岩和辉绿岩墙不发育。

表4-1　哀牢山－李仙江带火山岩化学成分表（w_B/%）

样品由湖北省地矿局中心实验室测试。

表4-2　哀牢山－李仙江带火山岩主元素平均成分表（W_B/%）

1－拉斑玄武岩（五素）；2—流纹岩（五素）；3—玄武岩（太忠、坝溜、南温桥、李仙江）；4—安山岩（太忠）；5—流纹斑岩（高山寨）；6—粗安岩（坪河）；7—变质玄武岩（潘家寨）；8—拉斑玄武岩（引自李春昱、郭令智等，1986）；9—安山岩（世界平均值；引自莫宣学等，1993）；10—流纹岩（三江地区角龙桥；引自莫宣学等，1993）；11—玄武岩

（峨眉山；引自莫宣学等，1993）。

表4-3　哀牢山－李仙江带火山岩微量元素丰度表（w_B/10^-6）

样品由湖北省地矿局实验室测试。

表4-4　哀牢山－李仙江带火山岩稀土元素丰度表（W_B/10^-6）

样品由湖北省地矿局中心实验室测试。

图4-1　哀牢山－李仙江带火山岩蛇绿岩及金矿床（点）分布略图

1—侏罗系—第三系陆相沉积；2—上三叠统—碗水组；3—三叠系干巴塘群；4—古生界马郑岩群；5—泥盆系—下石炭统（浅变质）；6—泥盆系（未变质）；7—志留系（未变质）；8—元古宇哀牢山岩群；9—超基性岩；10—钠长玄武岩；11—辉石玄武岩；12—变质玄武岩；13—“双峰”式火山岩；14—玄武－安山岩；15—安山岩；16—安粗岩；17—流纹斑岩；18—流纹岩；19—辉长闪长岩，20—花岗岩；21—地质界线；22—主断裂及其编号；23—红河断裂；24—哀牢山断裂；25—藤条河断裂；26—九甲－安定断裂；27—阿墨江－李仙江断裂；28—把边江断裂；29—其它断裂；30—不整合界线；31—金矿床（点）

图4-2　潘家寨北西方向公路剖面图

1—变质砂岩；2—石英片岩；3—凝灰质绢云母千枚岩；4—含碳绢云母千枚岩；5—铁白云石化绢云母千枚岩；6—变质长英脉；7—变质玄武岩；8—花岗岩脉；9—黄铁矿化带；10—断层

图4-3　TAS图

（据M.J.Lebas等，1986）

S₁—粗面玄武岩；S₂—玄武安山岩；S₃—粗安岩；T—粗面岩；Pc—苦橄玄武岩；B—玄武岩；O₁—玄武安山岩；O₂—安山岩；O₃—英安岩；R—流纹岩；I—Irvine分界线，上方为碱性，下方为亚碱性。1—哀牢山洋脊玄武岩；2—哀牢山准洋脊玄武岩；3—五素－布龙火山岩；4—主弧期火山岩；5—碰撞型弧火山岩；6—滞后型弧火山岩

通过岩相学、岩石化学和地球化学研究表明，方辉橄榄岩为残留地幔岩，二辉橄榄岩为原始地幔岩；基性熔岩单元中的辉石玄武岩具有典型洋脊拉斑玄武岩特征，钠长玄武岩（若橄玄武岩、变质玄武岩）则具有准洋脊玄武岩特征（表4-5、6、7，图4-3、6、8、9）。

3．墨江布龙－五素双峰式火山岩带

墨江布龙－五素双峰式火山岩带位于九甲－安定断裂西侧（图4-1），过去曾视为辉绿岩墙，后经周德进等（1992）研究，初步确定与峨眉山玄武岩相似，时代为早石炭世。笔者的剖面研究发现，火山岩由基性火山岩（玄武岩）和酸性火山岩（流纹岩）组合而成（图4-10），构成双峰式火山岩组合。火山岩构成两大喷发旋回，下部旋回两个喷发韵律全由熔岩组成，先玄武岩，后流纹岩，玄武岩枕状构造发育；上部旋回两个喷发韵律均为流纹质凝灰岩，显火山爆发作用特点。两次火山活动间歇期之间为一套硅质页岩－砂岩－硅质岩韵律沉积。剖面顶底部为较深水相硅质岩和类复理石砂页岩，其火山岩岩石化学和地球化学特征属裂谷型双峰式火山岩（表4-1、2、3、4，图4-3），玄武岩TiO₂含量高，在F₁-F₂图中（图4-8）及ATK图（图4-7）中主要落在板内玄武岩区。表明该双峰式火山岩应形成了拉薄的大陆边缘环境。

图4-4　态忠－李仙江带火山岩稀土元素配分模式

1—流纹岩（五素）；2—拉斑玄武岩（五素）；3—粗玄岩（南温桥）；4—玄武安山岩（李仙江）；5—黑云母安山岩（太忠）；6—斜长玄武岩（坝溜）；7—流纹斑岩（高山寨）；8—安粗岩（坪河）；9、l0—变质玄武岩（潘家寨）

图4-5　太忠－李仙江带火山岩微量元素地球化学配分模式

1—拉斑玄武岩（五素）；2—粗玄岩（南温桥）；3—玄武安山岩（李仙江）；4—黑云母安山岩（太忠）；5—斜长玄武岩（坝溜）；6—安粗岩（坪河）；7、8—变质玄武岩（潘家寨）

图4-6　1gγ-lgσ图

A—板内稳定区火山岩；B—消减带火山岩；C—A、B区演化而来的碱性火山岩．1—布龙－五素火山岩；2—太忠－李仙江主弧火山岩；3—滞后型火山岩；4—碰撞型火山岩；5—潘家寨火山岩

图4-7　ATK图

（据赵崇贺，1991）

Ⅰ—大洋玄武岩区；Ⅱ—大陆玄武岩、安山岩区；Ⅲ—岛弧、造山带玄武岩、安山岩区。1—哀牢山洋脊玄武岩；2—哀牢山准洋脊玄武岩；3—太忠－李仙江带主弧火山岩；4—五素火山岩；5—坪河安粗岩；6—潘家寨变质玄武岩

表4-5　哀牢山带蛇绿岩岩石化学成分表（w_B/%）

样品由湖北省地矿局中心实验室测试。

表4-6　哀牢山带蛇绿岩微量元素丰度表（w_B/10^-6）

样品由湖北省地矿局中心实验室测试。

表4-7　哀牢山带蛇绿岩稀土元素丰度表（w_B/10^-6）

样品由湖北省地矿局中心实验室测试。

图4-8　单斜辉石F₁-F₂图

WPA—板内碱性玄武岩；WPT—板内拉斑玄武岩；VAB—弧火山岩；OFB—洋底玄武岩。1—哀牢山带辉石玄武岩；2—五素拉斑玄武岩；3—太忠－李仙江带弧火山岩

4．太忠－李仙江弧火山岩带

该弧火山岩带位于哀牢山带西侧，空间上部分与第3带重叠（图4-1）。可划分为主弧期火山岩、碰撞型火山岩、滞后型弧火山岩3种类型火山岩。

主弧期火山岩出露较广，以太忠火山岩（魏启荣等，1994）、南温桥火山岩和李仙江火山岩（图4-11）为代表，时代为晚二叠世。主要由杏仁状粗玄岩、斜长玄武岩、玄武安山岩和黑云母安山岩及火山碎屑岩组成。玄武岩与安山岩互层出现，拉斑系列与钙碱系列并存。玄武岩中单斜辉石Ti明显低于大陆拉斑玄武岩中的辉石。单斜辉石化学成分及岩石化学成分（表4-1）投入F₁-F₂图（图4-8）及lgτ－lgσ图（图4-5）、ATK图（图4-7）中，几乎全落于岛弧造山带，稀土模式与微量元素模式亦与岛弧火山岩相似（图4--4、6）。稀土和微量元素丰度列表（表4-3、4）。从空间分布看，由东向西，总的趋势是由拉斑系列过渡到钙碱系列，Al₂O₃和（K₂O+Na₂O）逐渐增高，反映洋壳向西俯冲。

碰撞型火山岩以绿春高山寨火山岩为代表，为一套酸性（流纹斑岩）组合，时代为晚三叠世，其岩石化学具有高SiO₂（73.99%）、高K₂O（5.20%）的特征（表4-1，图4-3、4、6），与三江地区碰撞型火山岩（莫宣学等，1993）完全相同。也与美国西部东带碰撞型流纹岩相似。

图4-9　哀牢山带蛇绿岩稀土元素配分模式

a—变质橄榄岩；b—堆晶杂岩；c—洋脊玄武岩；d—准洋脊玄武岩。1、7、8—二辉橄榄岩；2、3、4、5、6—方辉橄榄岩；9—闪长岩；12—辉石岩；10、16—角闪辉长岩；11、14—质玄武岩（14号为3个样品的平均值）；13、15、20—（变质）玄武安山岩；17—辉石玄武岩（4个样品平均值）；18—苦橄玄武岩；19—辉绿岩；21—钠长玄武岩（两个样品的平均值）

滞后型弧火山岩，以绿春坪河一带火山岩为代表，主要为一套中性－中酸性火山碎屑岩夹部分中性熔岩（碱性系列安粗岩，图4-3），爆发指数Ep为0.7。其岩石化学特征表明属高钾火山岩系列（表4-1），可与南澜沧江带

的安粗岩（莫宣学，1993）相类比。稀土元素配分模式与大陆板内火山岩相似（图4-4），微量元素配分模式与岛弧火山岩类似（图4-6），表明它是一种具有远离板块边界，靠近大陆火山岛弧活动特性。

二、北段金沙江带

北段金沙江带系指金沙江带的中南段，先前的工作主要集中在巴塘—西渠河、巴塘昌波—五大龙、得荣徐麦、伏龙桥白马雪山、拖顶吉义独一带（张之孟，1979；刘朝基，1980；刘增乾等，1983；陈炳蔚等，1983；潘桂棠等，1983；张旗等，1992；莫宣学等，1993；刘增乾等，1993）。但只划出蛇绿岩带和西侧的火山弧两个带，东侧被动边缘带火山岩缺乏研究。该蛇绿混杂岩带混杂面貌最清楚的为伏龙桥－白马雪山剖面，尽管有德钦－尼西北西向左行走滑断裂的错移，使其混杂岩带在路线上变宽，混杂现象更为突出，但掩盖不了蛇绿混杂岩的本色，研究较详地段即为本剖面的东竹林大寺一带，这里也正好是洋内初始弧火山岩－沉积岩发育地段，是蛇绿混杂岩与弧火山岩－沉积岩相混杂的地带；岩墙群出露最好地段为西渠河桥东侧，岩墙密集，出露宽度达1～2km。堆晶岩仅见于东竹林大寺一带。洋脊型、准洋脊型玄武岩出露于巴塘昌波—五大龙及德钦县霞若—吉义独一带。经笔者研究，不仅在金沙江构造带东侧伏龙桥—塔城—石鼓纸厂一带发现了大陆边缘裂谷型玄武岩，而且在伏龙桥－奔子栏剖面从岩石化学和地球化学角度确证那些片理化的变基性火山岩为洋脊/准洋脊型玄武岩；在得荣徐麦－嘎金雪山一带，于原超镁铁质岩（含铬铁矿）、基性熔岩及硅质岩组成的混杂岩中，发现有超镁铁质堆晶杂岩、斜长花岗岩和斜长岩，进而确定徐麦－嘎金雪山垭口和呷贝为较典型的“三位一体”蛇绿岩剖面。

图4-10　墨江五素－314km处剖面图（C₁）

1—块状玄武岩；2—枕状玄武岩；3—黄铁矿化玄武岩；4—杏仁状玄武岩；5—碧玉充填枕状玄武岩；6—流纹岩；7—黄铁矿化流纹岩；8—流纹质凝灰岩；9—砂岩；10—长石粗砂岩；11—含粉砂硅质岩；12—硅质页岩；13—断层

图4-11　李仙江－新安剖面图（火山弧）

1—玄武安山岩；2—玄武质火山角砾岩；3—安山质凝灰岩；4—含灰岩角砾玄武岩；5—滑塌堆积岩；6—灰岩；7砂岩；8—页岩；9—断层

据此，金沙江带和哀牢山带一样，自东向西可划分出中咱－中甸微陆块（从扬子陆块裂离出来）西缘大陆裂谷火山岩带，金沙江洋脊/准洋脊火山岩蛇绿岩带和西侧江达－维西弧火山岩带（P₂—T₃）。在巴塘－海通公路三道班与四道班之间的复理砂板岩中夹有数层碳酸盐角砾岩（重力流堆积）玄武岩－硅质岩的韵律层，附近也有流纹岩，是否存在类似哀牢山带的布龙－五素双峰式火山岩带，有待深入研究。

1．中咱－中甸陆块西缘大陆裂谷火山岩带

中咱－中甸陆块西缘大陆裂谷火山岩产于伏龙桥、拖顶、外塔城莫如至石鼓纸厂核桃坪一带的石炭系—二叠系碎屑岩夹碳酸盐岩层中，在拖顶—莫如一带火山岩与灰岩一起呈块体产出，具构造混杂现象，拖顶洛沙一带枕状仍保存较好。其岩石化学和地球化学特征表明大都为大陆裂谷玄武岩（表4-8、9、10中的1、8、9、10、12、13、29、30、31、32、33、34、46），有的具准洋脊玄武岩特征，其化学成分投入TAS图中（图4-12）为玄武岩、粗面玄武岩和碱性玄武岩，低硅，中等偏高钛，Na₂O、K₂O和Sr、Ba含量与峨眉山玄武岩相似。在相关的化学成分判别图解（图4-13、14、15、16）中，主要落在大陆板内玄武岩区或洋岛区，少数于准洋脊区。稀土总量较高，稀土配分模式为右倾斜轻稀土富集型，与峨眉山和哀牢山潘家寨的玄武岩相似（图4-17、18、19）。

2．金沙江洋脊/准洋脊火山岩蛇绿岩带

该岩带出露最好的地段是在巴塘—得荣徐麦—伏龙桥西交玛—拖顶洛沙一线以西，西渠河桥—羊拉—奔子栏拱卡—吉义独一线以东地带。三位一体蛇绿岩剖面出露最好地区在得荣徐麦—嘎金雪山一带，西渠河桥一带岩墙群发育最为典型，而以伏龙桥—奔子栏—东竹林大寺一带蛇绿混杂现象最为特征。特别是在东竹林大寺一带，可见超基性、枕状熔岩、紫红色放射虫硅质岩和灰岩等混杂岩块。但据笔者研究，典型的洋脊型玄武岩大都集中在伏龙桥西部交玛村一带。而东竹林大寺向北经羊拉至西渠河桥东侧一带主体为初始洋内火山弧发育地带。因此，从北面巴塘昌波乡西和五大龙一带的洋脊型玄武岩（刘增乾、李兴振等，1993），向南到得荣徐麦－中心绒的三位一体蛇绿岩剖面，再向南到交玛村一带洋脊型玄武岩出露情况看，洋脊型玄武岩主要出露于金沙江带的东侧，西侧主要为洋内初始弧（莫宣学等，1993；刘增乾、李兴振等，1993）。

表4-8　金沙江带火山岩岩石化学成分表（w_B/%）

峨眉山玄武岩资料据莫宣学等（1993），下同。

表4-9　金沙江带火山岩微量元素丰度表（W_B/10^-6）

表4-10　金沙江带火山岩稀土元素丰度表（w_B/10^-6）

图4-12　金沙江带火山岩TAS图解

Pc—苦橄玄武岩；B—玄武岩；O₁—玄武安山岩；O₂—安山岩；S₁—粗面玄武岩；S₂—玄武粗安岩；S₃—粗面安山岩；U₁—碧玄岩、碱性玄武岩（序号同表4-8）

图4-13　金沙江带火山岩FeO-MgO-Al₂O₃图

（据Pearce,1977）

Ⅰ—洋中脊或洋底；Ⅱ—洋岛；Ⅲ—大陆；Ⅳ—扩张性中央岛；Ⅴ—造山带（序号同表4-8）

图4-14　金沙江、甘孜－理塘带各类玄武岩的ATK图解

（据赵崇贺，1991）

Ⅰ—洋脊玄武岩；Ⅱ—大陆裂谷玄武岩；Ⅲ—造山带玄武岩及安山岩

a—三江各带洋脊玄武岩的平均值；b—世界洋脊玄武岩的平均值；c—三江各带弧玄武岩平均值；d—美国西部及爪哇以北弧玄武岩平均值；e—三江各带弧后玄武岩平均值（序号同表4-8）

交玛一带的洋脊型玄武岩呈构造岩体产于复理石砂板岩和泥质灰岩（D₃）的基质中。岩石化学成分如表4-8、9、10中之14、16。在TAS图（图4-12）中均落入玄武岩区。玄武岩具低硅、低铝、低钾、低P₂O₅和中等含量钛的特征，与东北太平洋Fuca脊的玄武岩成分接近。在w（FeO）-w（MgO）-w（Al₂O₃）（图4-13）、ATK图（图4-14）、w（Ti）/100-w（Zr）-w（Y）·3图（图4-15）和图4-16中均落入或近洋脊玄武岩区。微量元素特征也与洋脊型玄武岩相似（表4-8、9、10），而14号样品更接近过渡型洋脊玄武岩。稀土配分模式（图4-20）为轻稀土略亏损的平坦型，与洋脊玄武岩的一致。11号样品轻稀土略富集，具准洋脊玄武岩特征（图4-20）。

该带向南延至霞若－吉义独一带（莫宣学等，1993），再向南至响菇柯那桥一带，目前虽未发现典型洋脊玄武岩，但柯那桥西头呈块体出露的变基性火山岩，其岩石化学和地球化学特征（表4-8、9、10之35）与洋脊型玄武岩相似，在TAS图中为玄武岩（图4-12），在w（FeO）-w（MgO）-w（Al₂O₃）图（图4-13）、ATK图（图4-14）、w（Ti）/100-w（Zr）-w（Y）·3图（图4-15）和图4-16中，均落入洋脊型玄武岩区，只是轻稀土略富集，其配分模式与莫宣学等（1993）的准洋脊型玄武岩相似（图4-18）。此外，该区桥东硅质岩尽管含锰，但仍显示出微弱的负Ce异常，具大洋盆地沉积特征。因此，该地段应是金沙结合带的向南延伸。

图4-15　金沙江带火山岩Ti/100-Zr-Y·3图解

（据皮尔斯和坎，1973）

板内玄武岩（WPT）落入D区；洋底（洋中脊）玄武岩（OFB）落入B区；岛弧低钾拉斑玄武岩（LKT）落入A和B区；岛弧钙碱性玄武岩（CAB）落入B和C区（序号同表4-9）

徐麦超镁铁质堆晶杂岩的主体岩类为具堆晶结构的方辉（二辉）辉石岩，斜方辉石为主要堆晶相。其化学成分（表4-11）以较高的SiO₂和MgO，较低的Al₂O₃、CaO和TiO₂为特征，与西藏丁青方辉辉石岩接近；w（MgO）/w（TFeO）+w（MgO）为0.79～0.82，平均0.81，与阿曼塞万尔堆晶橄榄岩（0.82）相似。REE分布型式不呈一般超镁铁堆晶岩的平坦型，而与方辉橄榄岩的相似，特别是LREE和Eu异常十分接近（图4-21）。

徐麦斜长花岗岩的化学成分，以富SiO₂和Na₂O及贫K₂O、TFeO、MgO以及地球化学上的强亏损大离子亲石元素为特征（表4-12），与典型大洋斜长花岗岩相似。而REE特征（表4-13）与世界典型大洋斜长花岗岩有所不同，与∑REE低（14.26×10^-6）、LREE富集和具正Eu异常为特征，与丁青蛇绿岩中斜长花岗岩特征相似（张旗，1982）。

通过笔者的实地观察，结合前人的研究，得荣嘎金雪山垭口的蛇绿岩剖面自下而上可综合为：①变质橄榄岩，由强蛇纹石化的方辉橄榄岩及纯橄岩组成。方辉橄榄岩中发育有叶理，总体走向为NNE，并在其底板发现片理化的石榴斜长角闪岩；②超镁铁－镁铁质堆晶岩和岩墙群杂岩、超镁铁堆晶岩主要由方辉辉石岩、二辉辉石岩间隔薄层状堆晶纯橄岩构成不明显的层状系列，镁铁岩由辉长岩、斜长岩、辉长辉绿岩墙群组成，岩墙群出露宽度十余米，单个脉体厚数十公分至2～3m；③变基性熔岩，由变玄武岩、细碧岩组成，玄武岩有3个以上韵律层，其间夹有杂色、黑色板岩、片岩，上部为细碧岩，具枕状构造。①、②、③单元之间均为断层接触；④为硅质岩、硅质板岩夹凝灰岩（图4-22）。

图4-16　金沙江带火山岩微量元素与构造环境图解

WPB—板内玄武岩；MORB—洋中脊玄武岩；VAB—火山岛弧玄武岩（序号同表4-9）

图4-17　金沙江带火山岩稀土配分模式

8、9、10、12、13、15—伏龙桥·奔子栏（序号同表4-10）

金沙带中南段的蛇绿岩与国内外典型地区蛇绿岩相比，前者代表一种成熟的洋壳。其蛇绿岩的岩石化学和地球化学特征见表4-11、12、13、14。

综上所述，哀牢山带与金沙江带的火山岩、蛇绿岩具有完全可比的时空展布，从而进一步表明，哀牢山带与金沙江带是属于统一的构造带，其古特提斯洋壳都是向西俯冲。张之孟（1979）提出在金沙江带存在蛇绿混杂和泥砾混杂两种混杂岩，并认为金沙江洋向东俯冲。经笔者研究其泥砾混杂岩位于中咱－中甸微陆块东部边缘，不属于金沙江带。泥砾混杂岩实际是上三叠统曲嘎寺组中滑塌堆积的碳酸盐角砾岩，其角砾成分主要为灰岩，大小悬殊，无分选，无定向，可见塑性变形和撕裂现象，反映滑塌时有的灰岩尚未固结成岩，它形成于甘孜－理塘洋盆西侧中咱－中甸微陆块被动边缘斜坡环境，与甘孜－理塘洋扩张形成被动边缘有关，而与金沙江洋俯冲无关，也不能指示金沙江洋盆洋壳向东俯冲的极性。

图4-18　金沙江带火山岩稀上配分模式

1—塔城；19、20—维西柯那；21、22、23、24—大理曼泳溪；29、30、31—塔城南莫如；38、47—石鼓拉巴支；35—柯那桥西头（序号同表4-10）

图4-19　金沙江带石鼓羊坡火山岩稀土配分模式

17—石鼓羊坡；32、33、34—石鼓纸厂（序号同表4-10）

图4-20　金沙江带白马雪山－伏龙桥火山岩稀土配分模式

4、5、6—白马雪山；11、14、16—奔子栏－伏龙桥（序号同表4-10）

图4-21　得荣徐麦－嘎金雪山蛇绿岩稀土元素配分模式

1－纯橄岩（DX-9）；2—方辉辉橄岩（DX-10）；3—斜长花岗岩（Zh-2-1）；4—方辉辉石岩（X-17-1）；5—斜长岩（Zh-9）；6—变辉长岩（Zh-9-1）；7—细碧岩（Ld-3）；8变玄武岩（Z-15）；9—枕状玄武岩（B-8）（1～8样号同表4-13,9—表4-10）

表4-11　金沙江带中段蛇绿岩中堆晶杂岩和辉绿岩的化学成分表（w_B/%）

注：3～5．出课题分析（1993）；其余据1．西南地质所铬矿队（1972）；2．四川省区域地质志（1991）；7、8．成都地矿所王培生（1986）；9～11、13．中国地质大学（1991）；12．项目综合组提供（1994）。

表4-12　斜长花岗岩化学成分及CIPW标准矿物成分对比（w_B/%）

1．徐麦斜长花岗岩；2．西藏日喀则斜长花岗岩；3、4．塞浦路斯特罗多斯斜长花岗岩（Coleman,1977）。

表4-13　金沙江中段蛇绿岩稀土元素丰度表（w_B/10^-6）

注：3．为两个样品的平均值；13．据四川省区域地质志送审稿（1989）；15、16．据莫宣学等（1993）；

样品由南京综合岩矿测试中心分析。

表4-14　金沙江带中段蛇绿岩微量元素丰度表（w_B/10^-6）

样品由南京综合岩矿测试中心分析。其中7、8．据莫宣学等（1993）。

图4-22　徐麦－嘎金雪山垭口蛇绿岩剖面

1—方辉橄榄岩＋橄榄岩；2—辉长岩与辉长辉绿岩；3—斜长岩；4—堆积辉石岩＋纯橄岩；5—斜长花岗岩；6—变玄武岩；7—细碧岩与枕状构造；8—片岩、千枚岩；9—板岩；10—蛇绿混杂岩；11—大理岩；12—实测断层/推测断层