侏罗纪的古水道及沉积
喜马拉雅北坡侏罗系与白垩系界线的性质及其特征具有重要的地质意义，因为它是代表了喜马拉雅地区从拉伸构造转变为挤压构造、从被动大陆边缘沉积演化为前陆盆地沉积的构造转换界面。
1.生物地层的连续性
1973年在法国里昂召开的侏罗、白垩系界线会议上，大多数学者支持L.Hegarat提出的关于侏罗、白垩系界线生物地层的划分意见（表6-1），将侏罗系与白垩系的界线划在以Berriasella jacobi和Berriasella grandis为代表的两个化石带之间。
以往在我国西藏地区虽经多次调查研究但始终没有采到这两个化石带的首要分子，因此侏罗、白垩系的界线也就无法确切的划定。此次对古错剖面的详细研究，不仅发现它是一个由晚侏罗世晚期至早白垩世早期连续沉积的剖面，而且它含有丰富的菊石化石，除菊石尚未发现外，其他阶的菊石均已找到，特别是发现了提塘阶最顶部和贝利亚斯阶最底部的菊石带，这就为侏罗、白垩系的界线确定提供了有力的证据。即侏罗纪与白垩纪的生物地层界线，应放在古错剖面第5层长石石英砂岩底部。之上再未见到过上提塘阶的化石，这之下却见到早贝里阿斯期的菊石化石（详见第三章生物地层相关部分）。
表6-1 早白垩世与晚侏罗世菊石带划分表
因此，从生物地层资料看，喜马拉雅北坡侏罗纪和白垩纪沉积是连续的。这种连续性也得到了磁性地层研究的支持。白垩系与侏罗系界线恰好位于门卡墩混合极性巨带最顶部的一个反向极性带与古错混合极性巨带最底部的一个正向极性带转换界面上，它对应于国际年表中的CM16反向极性带和CM15正向极性带的转换面，时限大约为131Ma左右（详见第四章磁性地层相关部分）。
2.沉积界面具有假整合接触性质
通过对门布剖面和古错剖面详细的沉积学研究，认为侏罗、白垩系之间存在一个很短暂的沉积间断，显示出沉积假整合接触的特点。
1）界面之下为晚侏罗世提塘末期高成熟度石英砂岩沉积，具有陆棚边缘三角洲相沉积特征，它是在海平面快速下降的背景下形成的。而界面之上为早白垩世贝利阿斯期砂质砾岩—微细粒砂岩—页岩构成向上急剧加深的沉积序列（图版Ⅳ-6），具有明显的外陆棚-斜坡相沉积特征。该界面波状起伏，具有分支水道相滞留砾石（图版Ⅲ-7，图版Ⅳ-8）和沉积侵蚀等一系列反映岩相结构发生重大转换的特点。因此从沉积学角度观察，侏罗、白垩系之间应存在很短暂的时间损失量。
2）地质填图资料证实，侏罗、白垩系假整合接触界面向西至扎青一带仍能见到，但向东至岗巴地区，则缺失古错组下部地层，即缺失早白垩世早期沉积，说明侏罗-白垩系界面应代表有一定的时间损失量，反映为假整合接触关系。
关于侏罗系-白垩系界面附近生物地层和磁性地层连续性与沉积地层的短暂不连续性的讨论，不仅是确定白垩纪第一个层序底界面性质的前提，而且也说明侏罗、白垩系岩相结构转换面实质上是一个具有重要构造意义的盆-山结构转换面。这个界面在沉积记录上是可以识别的，尽管界面的时间损失量很小。喜马拉雅北坡从离散型被动大陆边缘沉积转化为会聚型前陆盆地沉积几乎是一个连续的沉积作用过程，但转换界面在野外（宏观尺度）是可以识别的。
昌都三叠纪沉积盆地具有较为特色的弧-盆体系格局（图2.6），不同类型的沉积盆地均是在陆壳基础上发育起来的（表6.1），经历了各种的拉张、挤压等动力学模式，充填了差别较大的沉积物。它们在三叠纪各阶段的发育程度也有差别。那么，这些差异是如何产生的?沉积盆地演化具体过程怎样?以下拟结合前面的章节按不同类型的沉积盆地从层序地层学、盆地沉积动力学与深部地质过程来阐明上述两个问题。
6.2.1 江达岛弧盆地演化
6.2.1.1 岛弧盆地构造演化
根据岛弧区的沉积相、岩相古地理、充填序列、事件沉积与构造、火山作用等综合分析，火山弧的演化可初步划分为三个阶段：第一阶段（T1），在元古界或古生界的界面上，形成一套河湖-滨湖相碎屑岩和潮坪相灰岩，并夹少量安山岩-流纹岩，开始弧演化的序幕；第二阶段（T2），俯冲作用导致弧内局部撕裂拉张，在江达-瓦拉寺一带形成深水凹地，发育一套深水斜坡-海底扇相浊积岩夹安山-流纹质火山岩；第三阶段（T3早期），火山弧演化达到顶峰阶段，弧内发育强烈的以玄武岩-安山岩-英安流纹岩为组合的钙碱性岩浆喷发及侵入活动，火山活动多呈中心式喷发，加多岭和哇曲等地是主要的喷发中心。在上三叠统洞卡组（T3dk）形成大量以爆发相为主的火山角砾岩、集块岩和熔岩堆积，远离喷发中心的凹地则有火山物质为主的浊积岩发育，如阿中等地。这一时期与火山活动有关的热水沉积和与中酸性岩浆侵入有关的铁铜成矿作用强烈，形成重要矿床。晚三叠世晚期，伴随弧火山熄灭，弧、盆演化也趋于尾声。
6.2.1.2 火山沉积充填演化
根据层序地层分析，结合构造-火山作用特点，将江达岛弧盆地的沉积充填演化划分为6个阶段。
（1）初期浅水陆架沉积阶段：相当于层序1（SQ1）与层序2（SQ2）的沉积。早三叠世印度期，金沙江洋向西俯冲消减，岛弧地区强烈隆升，在江达-阿中-莽岭一带发生了岛弧火山作用与构造的活化。与此同时，相对海平面快速下降，围绕岛弧生长的狭窄陆架大部分暴露，沉积一套与弧火山岩共生的风化残坡积物与河流相的砾岩、砂岩与泥岩沉积，期间曾发生次一级小的海平面变化，形成一些被浅水粗粒砂岩所包围的孤立碳酸盐浅滩，滩后为潟湖与洪泛平原沉积（图6.1A）。这一时期岛弧处于初始发育阶段，其中的英安质、流纹质火山岩占相当大的比例，安山质的火山岩不算多。在晚二叠世海平面基础上发展起来的初始岛弧的规模并不大，未能提供过多的火山-沉积物，推测岛弧的形态多半类似于低矮的一个一个的孤立小丘。这一阶段所反映的是相对低位、中等构造隆升、中等沉积物注入与弱的火山活动相互作用的过程。
（2）碳酸盐台地形成阶段：相当于层序3（SQ3）和层序4（SQ4）的沉积。这一时期总的特征是相对海平面总的呈现上升趋势。伴随着陆源物质的减少，钙质成分增加，早先形成的孤立碳酸盐浅滩反复地向上加积和进积，促使浅滩向凹地较深水处推进。很明显，台地边缘浅滩是围绕岛弧两翼的相对高地生长的。随着时间的推移和可容空间的允许，构筑成狭窄的碳酸盐台地，并向着岛弧的高处发生超覆。到后来，在相对海平面稳定上升与同沉积断裂的同步作用下，台地加积变得越来越厚，愈来愈陡，并发生破坏。一些来自台地浅滩的由各种浅水角砾构成的钙质角砾岩被碎屑流推运到较深水环境中，堆积下来成为斜坡碎石堆（图6.1B）。同时，发生在斜坡背景的其他沉积响应还有少量安山质火山岩、安山质浊积岩与薄层放射虫硅质岩。这一阶段是相对高位、同沉积断裂、很低的沉积物注入和微弱的火山活动相互作用的表现。
图6.1 岛弧区海平面变化、沉积物补给与构造-火山作用相互关系
（3）火山-陆源海底扇发育阶段：相当于层序5（SQ5）和层序6（SQ6）的沉积。中三叠世拉丁期，构造与火山活动增强。岛弧的长高和增大，提供了大量的火山沉积物。与此同时，碳酸盐台地因火山-沉积物的快速注入而中断。在隆凹相间的弧区，差异沉降与拉张也在此时期内发生，使得低凹处有充足的可容纳空间，来堆放快速海平面下降而产生的巨厚火山源、陆源与少量的内源浊积岩（图6.1C）。某些灰岩角砾暗示着深切谷切割到了前期围绕岛弧四周的碳酸盐台地。高的陆源碎屑、碳酸盐物质、火山碎屑导致水道-叶状体的浊积扇沉积和斜坡碎屑流沉积与重力崩塌角砾岩的形成。与发育的海底扇沉积共生的还有较多安山质熔岩与放射虫硅质岩。海底扇环境中产营深水生活的菊石类、骨针类与薄壳双壳、腕足化石和营浅水生活的厚壳双壳类、腕足类、珊瑚类化石以及植物化石。
（4）火山-陆屑陆架推进阶段：相当于层序7（SQ7）和一部分层序8（SQ8）的沉积。晚三叠世卡尼期，江达岛弧火山活动达到最高峰，此后弧火山作用未能继续。洋壳残片、混杂岩、磨拉石相的出现与主峰期弧火山以及S型花岗岩的侵位等都说明有弧与陆之间的碰撞造山，强烈的隆升使这一时期河流纵横，并深切陆棚（图6.1D）。海平面到达最低位，大部分凹地均被充足的火山-沉积物充填。另外，同一时间内在阿中陆缘弧的凹地仍可见到深水环境的沉积，主要表现为陆源与火山源的浊积岩及其重力流沉积（图3.15与图3.16）。末期，不再活动的残留岛弧被剥蚀与夷平，所提供的火山质外生碎屑构成河湖相砾岩、砂岩和泥岩的组分。
（5）碳酸盐缓坡阶段：相当于层序8（SQ8）的大部分沉积。诺利早期，幕式的弧火山活动最终停止，碰撞后的构造挤压应力的松弛与全球海平面上升，导致碳酸盐缓坡上超在填平补齐后的碎屑陆架上（图6.1E）。该时期的海侵是昌都地区（包括岛弧区）规模最大的一次。在整个区域内均可以见到缓坡碳酸盐向东西两侧的高地或古陆发生上超和超覆。
（6）碎屑陆架至三角洲推进阶段：相当于层序9（SQ9）和层序10（SQ10）的沉积。自诺利晚期之后，相对海平面下降，硅质碎屑大量堆积下来，形成反复向上变深与变浅的滨浅海环境的砂岩、泥岩夹煤层、煤线。侏罗纪时，随着可容纳空间愈来愈小，与河流回春与侵蚀作用的增强，粗粒的沉积物或紫红色磨拉石沉积堆积下来。沉积盆地的性质也由此发生转变，进入到前陆盆地的发展过程。
6.2.1.3 构造沉降分析
为了阐明盆地演化的动力学过程，有必要进行沉降史分析。本书采用广泛使用的“反剥法”来描述盆地沉降过程。由于获得的资料尚不完善，只能进行粗略的分析。公式为：
昌都盆地三叠纪层序地层与沉积演化
式中：Dr为构造沉降幅度；S为经压实校正的地层厚度；Wd为古水深；ΔSL指相对于现今水位的古海平面升降值；ρm为地幔密度，取ρm=3.33g/cm3；ρw为海水密度，取 ρw=1.03g/cm3；ρs为该段时间沉积层系的平均密度，取ρs=2.33g/cm3；Ф为基底对负载的响应函数，选用Airy补偿系数，考虑到构造-火山作用的影响，取Ф=0.6。
鉴于缺乏孔隙度-深度曲线资料，此处略去压实校正；又因为研究目的是大致恢复构造沉降趋势，也省略了海平面升降因素。由此把上面的“反剥法”公式简化为：
昌都盆地三叠纪层序地层与沉积演化
式中S*为某时间段的地层厚度。
根据上述方法，初步恢复了江达岛弧盆地斜坡背景的构造沉降曲线（图6.2）。在斜坡背景下，以普水桥组为基底的构造沉降曲线主要反映出：盆地在晚二叠世末至早三叠世印度期（250Ma）曾发生过一次明显的抬升，在早三叠世奥伦尼克期至中三叠世拉丁期出现过一次沉降。中、晚三叠世之间，发生过一次强烈抬升（235 Ma）；随后又出现沉降，自诺利期后呈现出相对稳定的沉降。这从水深曲线上也可看出，构造抬升强烈时，水体深度明显变浅。另外，扣除火山岩的基底沉降曲线在晚三叠世卡尼期之前与构造沉降曲线相似，但在其后则未能表现出与构造沉降曲线相应的变化。如果考虑到火山岩厚度的变化值及其相应的沉积负载，那么基底沉降曲线在中、晚三叠世之间的拐点会很明显；并且在拐点之前的基底沉降斜率陡、沉降快，在拐点之后的斜率缓，沉积相对稳定而缓慢。
图6.2 江达岛弧区构造沉降曲线
（1）晚二叠世末至早三叠世印度期的抬升，使海平面下降快，沉积一套以普水桥组为代表的河湖-滨浅海地层，厚611 m，时间跨度为250～243Ma，时限约为7Ma，净沉积速率值（净沉积速率概念，见许效松等，1997）为87m/Ma。反映了粗碎屑沉积与弧火山岩堆积较快的过程，在局部地方可见到界面上风化残坡积物。
（2）早三叠世奥伦尼克期至中三叠世拉丁期的沉降，使水体持续加深，这是由构造的快速沉降所导致的。弧火山岩的厚度不断地增加，反映出火山活动逐渐增强，毫无疑问火山岩的沉积负载所发生的均衡沉降也对构造沉降做了一部分贡献。此时期的地层为连续沉积，自下而上分别为区侠弄组、色容寺组和瓦拉寺组。根据区侠弄剖面估计三者的厚度之和为3052 m。经历的时间从243Ma到235Ma，时限约8Ma，净沉积速率为382m/Ma。其中早三叠世奥伦尼克期的区侠弄组与中三叠世安尼期的色容寺组为碳酸盐沉积，拉丁期的瓦拉寺组为碎屑岩与岛弧安山质火山岩不等厚互层。这里可以看到，早些时候的沉降引起灰岩的发育，晚些时候的弧火山活动提供了较充足的火山沉积物，尤其是厚达2209m的瓦拉寺组表现得最为显著。推测的构造沉降、水体加深与高的净沉积速率相互关系反映了活动岛弧区的构造、沉积作用特点。
（3）中三叠世末期至晚三叠世卡尼早期的抬升使得岛弧区的陆架大部分暴露，河流回春与侵蚀作用发育，并深切陆棚，沉积一套以东独组为代表的紫红色河湖相夹少量滨海相的砾岩、砂岩与泥岩沉积，最厚868 m。时限为3～4 Ma。净沉积速率为217～289m/Ma。
（4）晚三叠世卡尼中晚期的沉降发生于231～223Ma期间，时限约8Ma，自下而上沉积巨厚的碳酸盐岩序列与弧火山岩组合序列，对应的地层分别为公也弄组和洞卡组。这两个序列的厚度共约4298 m。净沉积速度为537m/Ma，如果扣除火山岩，则净沉积速率约165m/Ma。这一时期火山岩厚度曲线的拐点（图6.2）代表弧火山活动达到最高峰。
（5）晚三叠世诺利期后的沉降发生于223～208Ma期间，时限约15Ma。自下而上分别沉积着波里拉组灰岩、阿堵拉组碎屑岩与夺盖拉组碎屑岩，三者的最大厚度之和为2023 m。净沉积速率为134m/Ma。这一时期内的构造沉降相对来说较为稳定。其充填序列表现为先加深后变浅的沉积层序，但总体上看，均为较浅水的沉积。
从上述可以看出，岛弧区具有构造沉降频繁变化与高的净沉积速率特征，这是被动边缘所不及的。
6.2.1.4 深部地质过程与盆地形成
在现有的深部地球物理资料比较缺乏的情况下，这里主要基于岩浆岩，特别是蛇绿岩套与岛弧-大陆边缘火山岩的研究来反演昌都地区的深部地质与板块构造过程，发挥岩浆岩作为深部“探针”的作用（莫宣学等，1993）。
6.2.1.4.1 古板块的运动速率
根据Sugisaki（1976）提出的火山岩K2O、Na2O、Q值与板块扩张或闭合速率之间的相关性图解，进行古大洋扩张俯冲速率的估算（表6.2，表6.3）。计算结果表明金沙江洋的平均扩张速率为0.90cm/a，澜沧江洋为0.67cm/a，车所弧后盆地为1.1cm/a。与大西洋的扩张速率0.95～2.25cm/a相比（10个数据的平均值为1.66cm/a），昌都地区的洋盆扩张速率较小，与大西洋最低的扩张速率一致。洋盆的平均闭合速率分别为：金沙江5.88cm/a，澜沧江5.25cm/a。看来昌都地区两个洋的闭合速率较接近，并类似于伊朗（4.3cm/a）与南安第斯（5.2cm/a）。
表6.2 估算的大洋扩张速率与洋盆宽度
6.2.1.4.2 古大洋宽度与板块闭合宽度
由表6.2和表6.3可知，有了扩张（注意为半扩张速率）和闭合速率，那么洋盆宽度主要取决于时间跨度。从表中看来，金沙江洋最宽，达1836 km；澜沧江洋约为996 km；最小者为车所弧后盆地，约99 km。当大洋发生俯冲时，洋盆消减至闭合。比照现代板块活动，俯冲作用发生时，洋中脊的扩张仍在进行。由此估算出板块纯闭合宽度分别为金沙江2040 km与澜沧江1056 km。显而易见两个洋盆在俯冲时，除洋盆已完全闭合外，还应分别有约204 km与60 km的地壳缩短。这与该区俯冲碰撞时地壳增厚效应相一致。
表6.3 估算的古板块消减速率与闭合宽度
莫宣学等（1993）根据整个三江地区估算的洋盆宽度与三江地区及邻区古地磁数据进行了对比研究，表明根据火山岩所作出的反演结果是符合古地磁数据所获得的结论的，这样古地磁数据反过来又验证了估算的合理性。
6.2.1.4.3 估算的地壳厚度与地壳压缩率
根据Condie（1982）所提出的经验公式估算了昌都地区的地壳厚度（表6.4）。由表
表6.4 估算的俯冲深度及地壳厚度
可知，靠金沙江侧岛弧带的江达、阿中弧的地壳厚度分别为33.7 km与42.5 km；位于昌都微陆块腹地或靠澜沧江侧的妥坝、角龙桥等地的地壳厚度分别为38.1 km及大于30.0 km。看来它们大致相同。昌都地区三叠纪俯冲时的地壳厚度与世界其他地区的地壳厚度相比，是相当厚的，与现今的平均地壳厚度相当。为什么三江地区现在的地壳厚度（约60～65 km）如此之大呢?如果考虑到除三叠纪俯冲碰撞外的陆内会聚作用作，那么地壳增厚的主要贡献者可能是大碰撞、大推覆作用。其同步的效应是地壳缩短了，正如前面所估算的纯闭合宽度大于洋盆宽度所获得的地壳缩短信息一样。从图2.5可知，昌都地区现今的地壳厚度变化值为63～65 km，取其平均值为64 km；取三叠纪俯冲时估算地壳厚度的平均值为38 km。这样，可知三叠纪的碰撞使地壳缩短的平均压缩率为68%。而各地点的情况则不同，江达压缩率为90%，阿中为51%，妥坝为68%。如果考虑到现今江达火山弧距海沟的最大距离为65 km，车所-生达弧后盆地宽度为50 km，阿中弧离海沟的最大距离为70 km，则分别按各地点的压缩率估算值，推算各地点在俯冲过程中于昌都微陆块边缘的增生宽度的恢复宽度分为江达123.5 km、阿中105.7 km、车所-生达盆地84 km（压缩率按平均68%估算）。如果将车所-生达弧后盆地的东西向恢复宽度与表6.2中所估算的车所弧后拉张宽度（99 km）对比一下，可以看到二者近乎相同，这种互相印证也反映了估算的合理性。
6.2.1.4.4 俯冲深度与倾角
估算的板块俯冲深度见表6.4，由表可知金沙江洋壳板块俯冲深度在江达与阿中等地分别为162.0 km与204.8 km。由上述所估算的增生宽度值，可分别估算出俯冲角度。据此得到江达的俯冲角度为53°，阿中为63°。值得指出的是，所估算的俯冲角度代表了最终洋壳消亡时的角度。与根据ΔT磁场剖面（图2.3）进行的定量计算所获得的金沙江断裂带倾角较大的结果相吻合（侯立伟等，1994）。
6.2.1.4.5 盆地形成
现有的地球物理资料和据火山岩所反演的深部地质过程表明，昌都地区的三叠纪沉积盆地均发育在厚的地壳之上（平均为38 km）。江达岛弧盆地和生达弧后盆地的火山岩源区成分中高含量的地壳组分（40%～60%）便是一个佐证。地壳的较大程度的缩短与增厚的沉积响应是火山强烈的喷发与被剥蚀和其他老地层的出露与剥蚀所带来的充足的火山-沉积物。地壳的增生引起盆地宽度变大，同时地壳均衡与热耗散又使盆地发生沉降。所估算的俯冲角度最终突然变陡，表明弧火山活动的终结，同时角度变陡有利于弧后盆地的扩张和发育。这从另一侧面表明了生达弧后盆地在晚三叠世诺利期以后的重力流发育与拉张火山岩的存在，盆地水体加深等现象可能是俯冲角度变陡的响应；而岛弧盆地在诺利期后，水体急剧变浅，陆源碎屑大增。上述结果粗略说明浅部地质（包括盆地沉积）过程应是深部地质的表现和反映。
6.2.2 生达残留弧后盆地演化
该盆地紧邻江达-阿中-莽岭火山弧西侧展布，现今被早第三纪走滑拉分盆地叠加。在面达—生达一带上三叠统菜俊卡组和巴马组发育一套深水浊积岩；在长青可、车所等地见有同期的橄榄玄武岩与枕状玄武岩，另向南在同一带上的车台、哇坝、阿旺等地有印支期辉长辉绿岩侵入；基性火山岩稀土与微量元素特征与江达岛弧钙碱性系列火山岩明显不同（图5.5与5.6），显示与板内碱性玄武岩一致。上述特征表明火山-沉积物是弧后拉张的产物。这一盆地发育时间与东侧的江达火山弧具有同步性，盆地规模也有限（表6.2），它是被造山作用圈闭的残留弧后盆地，与黑海是白垩纪残余弧后盆地一样（Hsu，1977、1993）。该盆地主要发育晚三叠世地层。下面在盆地层序地层分析的基础上阐述其火山沉积演化。
根据层序类型、体系域演化与沉积体系纵横向演变，结合构造-火山作用特点分析，将晚三叠世生达残留弧后盆地充填演化初步划分为5个阶段。
（1）陆源浊积扇初始发育阶段（图6.3A）：相当于SQ1的LST沉积，这一时期全区范围内处于相对低位期，同时靠弧侧的俯冲碰撞发生造山作用与弧火山作用（图5.4），具复杂构造-火山地形的岛弧火山作用提供了丰富的陆源与火山源的碎屑物质，以浊流和碎屑流方式通过火山沉积碎屑陆架，沿着海底峡谷搬运到处于初始拉张沉降的弧后区，形成纵向上反复叠置的海底扇浊积砂体（图5.5），反映了供给与充填极快的过程。靠陆侧深切河谷布满碎屑陆架，充填了河湖相砾、砂与泥沉积（图5.6）。
图6.3 生达弧后盆地演化序列
（2）内源浊积扇充填阶段（图6.3B）：相当于SQ1的TST沉积，研究区相对稳定的构造与火山作用的短暂停止、很低的沉积物注入有利于环岛弧分布的狭窄的镶边碳酸盐台地快速成长、变陡与破坏，产生台缘斜坡重力流与钙质浊积岩。靠陆侧充填陆架-滨岸相碎屑岩（图5.6）。在盆地中央处由于强烈的拉张使弧后区产生了碱性系列玄武岩和橄榄玄武岩，与之共生的是盆地相钙质板岩、硅质岩和少量浊积砂。
（3）海底扇充填阶段（图6.3C）：相当于SQ1的HST沉积，此时隆升着的主峰期岛弧火山强烈喷发，源自弧区火山沉积物的供给与陆源物质的剧增以及快速进积，导致碳酸盐台地发育中断，并再次发育各种重力流沉积，纵向上构成多个海底扇叠置序列。晚期，原来斜坡带的地方由于碎屑陆架的推进而逐渐填积与变浅了，同时在陆侧向上变浅到浪控三角洲沉积（图5.6）。
（4）碳酸盐台地阶段（图6.3D）：相当于SQ2沉积。没有了火山活动、很低的沉积物注入与区域海平面的快速上升，再次朝着有利于碳酸盐沉积的方向进行。在承袭了原先沉积地形的浅水陆架基础上，在靠岛弧侧和靠克拉通侧分别沉积着碳酸盐台地或缓坡（图5.6）。推测这一时期碳酸盐沉积可能是弧火山活动熄灭与海平面上升的响应。
（5）碎屑陆架发育阶段（图6.3E）：相当于SQ3沉积，诺利晚期到瑞替期，随着区域海平面的下降，陆源物质快速注入，碳酸盐发育又一次被中断并消亡，在台地基础上建筑的碎屑陆架向弧后区推进与扩大。这一时期仅在局部地区发育着与拉张背景相匹配的深水斜坡相浊积砂体（图5.6）和盆地相。值得一提的是，侏罗纪以后，一套典型的代表着温暖潮湿与干燥气候的紫红色砂、泥岩沉积假整合覆盖着全区，海水自北自西退出，结束了残留弧后盆地的发展。
从以上盆地演化阶段可以看出，其沉积史经过了早先的拉张加深过程的重力流和浊积堆积夹火山岩层和晚期的大量碎屑岩充填变浅过程。具有活动弧后盆地的双层充填序列的结构、火山堆积和双向物源性的特点。
6.2.3 昌都-类乌齐克拉通盆地演化
根据构造、沉积相、沉积事件与层序地层研究将晚三叠世盆地演化初步划分为3个演化阶段。
（1）河湖、三角洲发育阶段：相当于层序1（SQ1）沉积。晚三叠世卡尼期，东侧的造山作用导致昌都微陆块快速隆升，相对海平面迅速下降至陆棚坡折之下，暴露的陆架上发生河流侵蚀作用，广泛堆积河湖与三角洲相砾岩、砂岩与泥岩。局部地方充填滨浅海碎屑岩。
（2）碳酸盐缓坡发育阶段：相当于层序2（SQ2）的沉积。诺利早期，整个昌都地区均发育着碳酸盐缓坡，缓坡向着西侧的类乌齐古陆超覆。与前述江达岛弧盆地第5阶段具有类似的特征，此处从略。
（3）碎屑陆架至三角洲推进阶段：相当于层序3（SQ3）和层序4（SQ4）的沉积。诺利晚期以来，随着相对海平面的下降，陆源碎屑物在滨浅海环境中大量堆积下来，形成一大套单调的向上变浅的砂岩、泥（页）岩夹煤层与煤线沉积。侏罗纪时，陆相与滨浅海相的磨拉石相砾岩、砂岩与泥岩夹少量灰岩沉积最终使盆地被充填变浅，进入前陆盆地发展时期。
从上述沉积演化可以看出，昌都-类乌齐克拉通盆地总体上是一套浅水沉积物，反映了稳定构造沉降与海平面变化的相互作用过程。
6.2.4 层序地层与盆山转换耦合关系
如前所述，弧-盆体系中的层序地层形成的主要控制因素是构造-火山、沉积物源与海平面变化。反过来，通过层序地层的研究，可以识别出构造性质变化的界面，进而阐明盆地性质及其盆山转换过程。事实上，层序界面的类型及其成因代表了沉积盆地演替及其造山作用过程（许效松等，1994；李兴振等，1995）。下面根据层序地层、构造-地层标识与地质事件等综合分析，以江达岛弧为例来说明层序地层与盆山转换的耦合过程。
层序1（SQ1）为Ⅰ类层序，其底界面为Ⅰ类层序界面，该界面上的低水位体系域为紫红色风化残坡积的粗粒碎屑物和河流相砾岩、砂岩与泥岩夹英安质火山岩，后者为深切谷堆积。这些沉积物是相对海平面的快速下降、陆架暴露与地壳抬升（风化物）的响应，结合俯冲事件，对初始弧（T1p开始）火山事件与区域可对比的角度不整合界面等方面进行分析发现，层序1的Ⅰ类界面无疑反映盆地性质发生了转变，从古生代的被动边缘盆地变成此时的岛弧盆地，同时也说明了俯冲作用的开始。
层序7与8（SQ7与SQ8）为Ⅰ类层序，层序7的Ⅰ类界面与区域可对比的假整合或角度不整合面重叠，界面上堆积一大套单调的紫红色河湖相砾岩、砂岩与泥岩；界面下为深水海底扇至斜坡相粗粒碎屑岩夹灰岩、火山岩。该界面是岩性、岩相的突变面，沉积相向盆地方向迁移很明显，反映出相对海平面下降极快速的过程，表明构造应力状态发生了大的变化。层序8的Ⅰ类界面上发育一套厚度约3000 m的钙碱性系列弧火山岩组合，它代表弧火活动达到了高潮，也是区内最重要的一次火山事件。这次高峰期火山作用的到来与蛇绿岩的冷侵位以及S型花岗岩的出现等表明了金沙江古大洋的消亡及弧-陆碰撞的结束（潘桂棠等，1997），尔后弧火山活动停止。因此，这两个层序的Ⅰ类层序界面是对碰撞造山作用的响应。对应的沉积盆地性质发生变化，由岛弧盆地成为滞后型岛弧盆地。
层序2、3、4与层序5、6等及其底界面成因类型分别指示了差异沉降（同沉积断裂）与拉张等动力学过程（图5.2，图5.3，图5.13，表5.1），盆地性质未发生根本变化，仍为弧内盆地。
此外，层序9与10的底界面为Ⅱ类层序界面，这类界面的上、下为连续沉积，无岩性、岩相的突变与河流回春作用，是构造趋于相对稳定的表现。滞后型弧内盆地逐渐向前陆盆地转化，盆地的水体愈来愈浅，至侏罗纪中期末以后，一套紫红色磨拉石沉积显示滞后型弧盆向前陆盆地演化。
侏罗纪的古水道与现代准噶尔盆地的地表水系有继承性吗？回答是肯定的，多半具有继承性。图4-4给出了古水道或沉积体系的分布位置情况。
侏罗纪时准噶尔盆地至少存在八大古水道或沉积体系，研究程度不高的南缘与北缘可能还存在4～5条这样的水流体系。八大体系分别是：①克拉美丽水流体系；②乌尔禾水流体系；③克拉玛依水流体系；④德伦山水流体系；⑤伦3—伦参1水流体系；⑥玛纳斯河红沟水流体系；⑦博格达山前水流体系；⑧四棵树水流体系。
图4-4 准噶尔盆地八大沉积体系
（1）露头剖面的古水道遗迹
至少玛纳斯河、郝家沟河、大西沟河或石树沟河等4条横向河流的继承性是比较明确的。在玛纳斯河红沟剖面，上三叠统与J2x中的富含硅化木的滞流砾岩无疑是河流作用形成的（表4-1），同样盛产硅化木的红沟与大西沟河或石树沟河的中上侏罗统也是河流的产物（表4-1）。
在南缘乌鲁木齐郝家沟剖面J1b3界面底部见到辫状河流巨厚块状的中砾岩（图4-5）。界面之下为三叠系郝家沟组（T3h）顶部辫状河流相的具大型槽状交错层理的粗砾岩与薄煤（照片未示出）。界面之上为八道湾组三段（J1b3）底部辫状河流相的块状、灰白色、浅灰绿色中砾岩，底部为显著的冲刷、侵蚀面。砾岩的砾石分选、磨圆均中等，平均砾径1cm，最大可达5cm。同样，南缘水西沟 J1b3为辫状河粗砾岩，发育大型同沉积包卷层理和滑动构造。
西北缘克拉玛依吐孜沟剖面J1b3底部见到辫状河流巨厚块状的中砾岩。
北缘德伦山第一沟J1s3界面，其上可见辫状河心滩，具大型板状斜层理砂，由粗粒含砾长石砂岩组成（图4-6）。
J1s1水下分流河道与三角洲平原河道砂分别在南缘的阜康三工河地区、郝家沟发育（图4-7）。J2x水道砾岩及硅化木等在三工河地区、玛纳斯河红沟有发现（图4-8）。J2t底界面的河道粗砾岩产出于沙湾县玛纳斯河红沟（图4-9）。J3q底界面的辫状河道与风化壳沉积出现在玛纳斯河红沟剖面。此外，引人注目的玛纳斯观音沟J3k发育1000 余米巨厚的且延伸达几十公里的冲积扇群，其中的角砾岩为典型的泥石流沉积，角砾分选与磨圆差，杂质支撑（图4-10）。
表4-1 准噶尔盆地露头剖面侏罗系主要特征对比
因此，侏罗纪的八大古水道或河流沉积表明八大水流体系确实存在，并延续至今。
总之，横向河流多半具有继承性，而且位置似乎未见大规模迁移。
那么，纵向河流的继承性如何？这正是下文要回答的问题。前面的分析表明，源头的古河道具有继承性。推测侏罗纪时的古水流方向、规模与现今河道位置相比可能发生了一定的改变或迁移。
（2）砂体富集趋势与沉积中心匹配关系：古水道延伸方向及规模
正如现代的青海湖与博斯腾给人的启示一样（图4-2，图4-3），在有了古河流源头的前提下，砂体富集趋势与沉积中心的匹配关系揭示了古水道的存在、延伸的方向以及规模大小等信息。侏罗纪的古水道情况也是如此。前面已从露头剖面阐明了源头区的八大古水流体系，现在来探求它们的延伸方向与规模，尤其是纵向主要的古水道方向与规模。
“有凹就有河”是现代湖泊的特征。第二章的侏罗纪地层厚度数据及厚度等值线图表明了3个沉积中心（3个沉降中心或称凹陷中心）：乌伦古中心、玛湖中心及昌吉中心（图2-3，图2-4，图2-7，图2-8）；令人关注的是乌伦古湖泊现今依然存在且仍是沉积与沉降中心，推测可能是侏罗纪以来的古湖泊的残留。这些沉积中心无疑是古水道的最终归宿场所。J1s沉积时期的三维古地貌—水流体系的恢复也表明了此特征（图4-11）。
图4-5 八道湾组三段（J1b3）的古水道或河流沉积
图4-6 三工河组三段（J1s3）的古水道或河流及深水沉积
图4-7 三工河组一二段（J1s1、J1s2）的古水道或河流沉积
砂体富集区域是现代湖泊中的河流与三角洲水道发生的区域（图4-2，图4-3），不受河流影响的滨岸砂坝除外。砂体空间特征研究表明：侏罗系沉积时期发育3个主要砂体，且砂体展布呈“三分”格局：西北缘乌尔禾至中1区块呈西北-东南方向延伸的1号砂体；西缘克拉玛依至中1区块与中3区块呈西北-南东方向逐渐转为南北向延伸的2号砂体；东侧克拉美丽山至中2区块与中4区块呈近东西向和近南北向延伸的3号砂体（详见后文），且这3个砂体的源头均存在古水道或古河流。这3个砂体富集区与延伸方向代表了当时大规模古水道发育的地带（图4-11）。它们和其他的古水道一样分别流向了乌伦古中心、玛湖中心及昌吉中心。
图4-8 西山窑组（J2x）的古水道或河流沉积
图4-9 头屯河组（J2t）的古水道或河流沉积
图4-10 齐古组（J3q）与喀拉扎组（J3k）的古水道或河流-冲积扇沉积
图4-11 三工河组的三维古地貌与水流体系的恢复
准噶尔盆地腹部层序地层及隐蔽圈闭识别
图4-13 准噶尔盆地侏罗系西山窑组（J2x）砂岩百分比图
侏罗系三工河组二段二砂组（
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