晚中生代是新特提斯洋与青藏高原演化的关键时期，而拉萨地体南缘的冈底斯带则是研究新特提斯洋演化和青藏高原形成的理想天然实验室。《藏南冈底斯晚中生代沉积岩物源及大地构造背景研究》以冈底斯带中段弧后盆地中形成的晚中生代沉积岩为主要研究对象，运用系统的野外地质调查、碎屑矿物年代学和同位素特征综合分析方法，构建并恢复了冈底斯带中段晚中生代以来的综合地层框架与古地理格局。研究结果显示，弧后盆地的演化由多种动力学过程共同驱动，既记录了俯冲带的构造演化，也反映了地幔动力学和区域构造背景的综合影响。《藏南冈底斯晚中生代沉积岩物源及大地构造背景研究》成果对于揭示汇聚板块边缘俯冲带的深部动力学过程具有重要的科学意义与应用价值。

第1章引言
　　1.1弧后盆地的基本概念及发育特征
　　沉积盆地（sedimentary basin）是指地球表面或者岩石圈表面长期相对沉降并接受沉积物充填的地区，是基底表面相对于海平面长期洼陷或拗陷的区域。在时间尺度上，沉积盆地的形成和演化是一个长期的过程，可以持续数百万年乃至数千万年。按照盆地的形成背景，沉积盆地可以划分为克拉通盆地（大陆沉积盆地）、拉张型盆地（裂谷沉积盆地）、汇聚型盆地、碰撞型盆地（前陆盆地）和走滑-拉分型盆地。其中，汇聚型盆地根据盆地与火山弧的位置关系不同又可以划分为海沟、增生盆地、弧前盆地、弧内盆地等地质构造单元（图1.1）。在火山弧与大陆板块之间的弧后地区通常形成弧后盆地（back-arc sea basin），或称弧后边缘盆地或边缘海盆地（marginal basin）（王剑等，2015）。弧后盆地的基底多为过渡壳，部分为洋壳（如南海盆地中心），部分则为拉张变薄的大陆地壳，布格重力异常为正值（如南海中央为+300mGal左右，西沙-中沙群岛为+40～+179mGal，冲绳海槽为+100～+160mGal），盆地热流值一般大于大洋和大陆。弧后盆地与其他类型的盆地相比，其成因上的典型特征是伸展速率高，可从每年数厘米至数十厘米不等。快速伸展往往导致弧后盆地发育玄武岩，类似于洋中脊。在动力学机制方面，由于大洋板块的俯冲速率在垂直分量上大于水平分量，隐没脊轴会逐渐远离海沟，为上覆板块向海沟侧运动提供空间，再加之地幔热对流的共同作用，使上覆板块发生侧向扩张，从而形成弧后盆地。
　　弧后盆地是汇聚型大陆边缘海沟-岛弧-弧后盆地体系的重要组成部分（图1.2），存在于岛弧地体远离海沟一侧的拉张应力区域，常以裂谷作用的形式存在，某些情况下还会伴随俯冲带上盘的洋盆扩张（Sdrolias and Muller，2006）。弧后盆地记录了丰富的地质历史和复杂的构造过程，对研究板块构造、地球动力学、造山带演化具有重要意义。通过对弧后盆地深入研究，可以更全面地理解全球地壳运动和地球内部的动态过程。现代弧后盆地主要分布于太平洋北部和西部，也见于大西洋西部和地中海。全球75%以上的弧后盆地分布在环太平洋地区，大部分集中在太平洋西侧（如日本海海盆、马里亚纳海槽、劳海盆）（图1.3）。
　　沉积盆地作为造山带的重要组成部分，记录了造山作用的重要信息。增生造山和碰撞造山是造山带形成的两种基本方式（Dewey and Bird，1970；Cawood et al.，2009；李继亮，2009；肖文交等，2019）。在增生造山作用过程中，沉积作用主要表现为弧前、弧内、弧间和弧后盆地以及弧后前陆盆地填充序列的形成和演化（闫臻等，2018）。其中，弧后盆地填充物通常富含火山弧碎屑物质，同时还包含丰富的火山弧凝灰岩或熔岩流。在靠近火山弧一侧，盆地内填充物以粗火山碎屑流和陆相沉积为特征，而远离火山弧一侧为相对缺乏火山碎屑的浅海相、深海相组合（闫臻等，2018）。
　　增生造山作用相关的弧后盆地沉积系统根据构造背景的不同又可划分为弧后盆地和弧后前陆盆地。绝大多数弧后盆地是在弧后伸展与海底扩张作用下形**生洋壳的基础上发展而来的，同时伴随着强烈的构造活动和岩浆作用（Taylor and Karner，1983）。作为受到盆地基底构造作用严格控制的弧后盆地，盆地的沉积物主要由弧火山物质组成。大陆弧后边缘海盆地相对富含陆缘碎屑组分，由浅海相、河流—湖泊相、深海相及火山碎屑群共同组成（闫臻等，2018）；而大洋岛弧相关的弧后盆地以火山碎屑群沉积为主，并有部分碎屑沉积来自残余弧（Marsaglia，1995）。空间上，这些沉积物的形成时代具有靠近火山弧方向逐渐变年轻的特点（闫臻等，2018）。大陆边缘弧后盆地的碎屑物质主要来源于大陆边缘弧和临近的大陆块体，盆地内的火山岩主要表现为与弧相关的钙碱性岩浆过度到与伸展作用相关的拉斑质岩浆的地球化学性质（如岛弧玄武岩、板内玄武岩和洋中脊玄武岩过渡）（Allen and Gorton，1992）。特别是弧后盆地玄武岩（back-arc basin basalt，BABB）是弧后盆地扩张过程中岩浆作用的主要产物，其地球化学组成是认识弧后盆地演化的关键（俞恂和陈立辉，2020）。与弧前盆地相比，弧后边缘海盆地有大量不同类型的陆缘物质注入，因此沉积作用类型更为复杂。总体来看，沉积物表现出显著的横向变化，沉积类型复杂多变，通常大陆一侧多半发育浅水碎屑岩和碳酸盐岩沉积，而岛弧侧则发育大量的火山碎屑岩与火山熔岩，并与碎屑流、浊积沉积和深水沉积共生，沉积作用方式多，沉积速率较高等（王剑等，2015）。
　　弧后盆地的另一种重要类型为弧后前陆盆地，其填充物的特征则明显不同。弧后前陆盆地填充物的厚度在靠近岩浆弧一带明显较大，呈现明显的非对称性结构特征。垂向上，弧后前陆盆地的下部为海相沉积，上部为河流相沉积，二者之间通常为不整合接触。弧后前陆盆地内的碎屑物质主要来源于弧后前陆褶皱逆冲带，砂岩以富石英（Q）和岩屑（L）、贫长石（F）为主要岩相学特征（Ingersoll et al.，1987；DeCelles and Hertel，1989）。另外，造山带内部的变质岩和火山岩也是盆地内主要碎屑物质的重要来源（闫臻等，2018）。通常情况下，靠近沉积物源区的位置形成相对完整的地层序列，而远离物源区的盆地内部常缺少部分地层。
　　1.2弧后盆地研究的*新进展和存在的主要科学问题
　　汇聚型板块边缘是全球板块构造体系中的重要组成部分，与板块俯冲作用密切相关，俯冲板片的后撤作用在岛弧后形成了一系列的典型弧后盆地。在板块俯冲过程中形成的俯冲带和沟-弧-盆体系是全球火山、地震等地质灾害与矿产资源及能源的交汇区，也是认识地球内部物质运输、交换、循环和改造作用的交叉结合带（郑永飞等，2015；丁巍伟和李家彪，2019）。汇聚背景下陆缘沉积作用主要集中在弧前、弧内、弧间、弧后和前陆盆地（Dickinson and Suczek，1979；Ingersoll，1988；闫臻等，2018）。其中，弧后盆地因其复杂的地质过程及地球动力学演化特征（图1.4），特殊的地质环境和丰富的资源环境效应逐渐成为全球研究热点（方鹏高，2020）。
　　作为汇聚板块边缘的重要标志，大陆弧岩浆岩带通常记录了从大洋早期俯冲到陆陆晚期碰撞以及造山后演化的深部动力学过程及相关的地质记录，而这些地质记录的解析也是进一步了解汇聚板块边缘基本科学问题的金钥匙。研究俯冲增生造山过程中的增生岛弧和弧后盆地，对于深入理解汇聚板块边缘的弧岩浆系统及俯冲带动力学过程具有重要意义。然而，弧后盆地的形成和演化过程以及机制仍然缺乏有效约束，特别是弧后盆地如何打开（动力学机制），以及弧后盆地演化的全过程和俯冲板块之间的关系始终是耦合（coupling）的还是解耦的（decoupling）。
　　对于汇聚背景下形成的弧后盆地前人已有广泛的研究。研究表明，沉积盆地会在地壳运动的影响下发生沉降，其岩石圈均衡状态发生变化，盆地基底会沿着重力方向产生高程变化（方鹏高，2020）。早期的研究对沉积盆地的沉降演化模式及控制因素提出了多种可能的机制（Sleep，1980；Artyushkov and Baer，1990；Driscoll and Karner，1998；Morley and Westaway，2006；Leier et al.，2007a；Wang et al.，2020），然而对盆地内多期次沉降的时空分布特征以及影响其沉降方式的控制因素（如断裂、海山/洋脊的俯冲碰撞）都尚不明确。
　　此外，弧后盆地中火成岩的地球化学性质也是了解弧后盆地演化的关键因素之一，这些特性揭示了岩浆的起源、演化过程以及与俯冲带的相互作用（俞恂和陈立辉，2020）。与此同时，与俯冲作用密切相关的大陆弧相邻的沉积盆地也为解释汇聚板块边缘的复杂历史提供了宝贵的地质记录。对弧后盆地沉积岩的研究通常具有三个方面的重要意义：①作为弧岩浆活动、构造和地形演化的记录（Ingersoll，1979；Wu et al.，2010；Barth et al.，2013；Silva et al.，2015；Capaldi et al.，2021；Zhu et al.，2023）；②为弧与弧后盆地之间的古地理重建和区域水系/源汇体系格局提供信息（Sharman et al.，2015；Finzel et al.，2016；Hao et al.，2022）；③填补了因地形抬升和剥蚀作用或年轻岩浆活动和变质作用对大陆弧记录造成的破坏（Surpless，2015；Dobbs et al.，2021；Schwartz et al.，2021）。
　　1.3冈底斯带弧后盆地的研究进展及存在的主要科学问题
　　位于青藏高原南部的冈底斯岩浆岩带（简称冈底斯带）是新特提斯洋岩石圈长期俯冲导致的中生代岩浆作用的产物，而且在印度-欧亚板块碰撞过程中叠加了强烈的新生代岩浆作用，是世界上典型的复合型大陆岩浆弧，也是研究增生与碰撞造山作用和大陆地壳生长与再造的天然实验室（Patriat and Achache，1984；Rowley，1996；Hu et al.，2016；张泽明等，2019）。根据*新的统计结果，冈底斯带*老的弧型岩浆岩形成于中三叠世晚期（245～237Ma），*年轻的岩浆岩可以追溯到中新世中晚期（10～8Ma），该地区的岩浆事件可大致分为四个阶段：245～152Ma、109～80Ma、65～38Ma和33～8Ma。其中109～80Ma和65～38Ma是冈底斯带目前公认的岩浆活动*为剧烈的时期（Ji et al.，2009a，2009b；Wang J G et al.，2016）。经研究发现，冈底斯带岩浆演化具幕式侵位特征（图1.5）。

目录
前言
第1章 引言 1
1.1 弧后盆地的基本概念及发育特征 1
1.2 弧后盆地研究的*新进展和存在的主要科学问题 5
1.3 冈底斯带弧后盆地的研究进展及存在的主要科学问题 6
1.4 冈底斯带弧后盆地晚中生代碎屑岩的研究进展及概况 10
第2章 区域地质背景 17
2.1 青藏高原的地质格架 18
2.2 冈底斯带弧后盆地的发育特征 31
第3章 冈底斯带弧后盆地沉积岩的沉积特征及大地构造环境 42
3.1 却桑温泉组沉积岩的沉积特征及大地构造环境 44
3.2 多底沟组沉积岩的沉积特征及大地构造环境 46
3.3 林布宗组沉积岩的沉积特征及大地构造环境 47
3.4 楚木龙组沉积岩的沉积特征及大地构造环境 51
3.5 塔克那组沉积岩的沉积特征及大地构造环境 60
3.6 设兴组沉积岩的沉积特征及大地构造环境 64
第4章 冈底斯带弧后盆地沉积岩的研究方法与样品特征 72
4.1 沉积岩定年手段 72
4.2 锆石原位Lu-Hf同位素分析手段 87
4.3 碳氧同位素特征 94
第5章 冈底斯弧后盆地晚中生代沉积岩的时代限定、物源识别
及沉积环境探讨 96
5.1 地层沉积时代限定与物源区探讨 97
5.2 晚中生代沉积岩的沉积环境探讨 124
第6章 拉萨地体晚中生代的大地构造演化模式 133
6.1 弧后盆地对青藏高原隆升史的响应 133
6.2 拉萨地体古地理位置与拉萨-羌塘地体碰撞时间 139
6.3 拉萨地体晚中生代构造演化模式分析 143
参考文献 156