（一）主要地质和岩石学特征
三江特提斯发展到三叠纪，其主体金沙江－哀牢山洋和澜沧江洋已经闭合进入碰撞造山阶段，而甘孜－理塘洋则为俯冲消减至闭合阶段。发生在这些聚合板块边界上的岩浆作用之产物既有共性又有个性。其共同特点是形成了具类似地球化学特征的弧火山岩和同碰撞型花岗岩类，但是不同边界、不同阶段由于其壳幔物质组成不同，所处的热状态不同等因素，所形成的产物又各有其特征。
1．昌台－乡城岛弧岩浆岩带
昌台－乡城岛弧在较短的时期内却发育得比较完善，比较成熟。从时间上自早到晚可分出前岛弧期、主岛弧期、弧后期；空间上自东向西发育了沟－弧－盆体系。前岛弧期（
在岛弧发育过程中，伴随着火山作用有少量钙碱系列浅成侵入岩形成，主要是闪长岩类，有让木错闪长岩、颇昂佐避石英闪长岩、木措斜长花岗岩、雪鸡坪石英闪长玢岩等，在K2O-SiO2图（图8-5）中与岛弧火山岩分布范围一致，形成年龄较早（约为237～220Ma）。该带中主体花岗岩类是在板块碰撞之后形成的，包括措交玛、勇杰、冬措岩基和其它岩株，主要岩性为花岗闪长岩、二长花岗岩，有少量钾长花岗岩，它们与晚三叠世岛弧火山岩及沉积岩呈侵入接触，形成年龄值在220～208Ma之间；在K2O-SiO2图中（图8-5）分布在高钾钙碱系列区，较岛弧期火山岩和侵入岩有较高的K2O，其地球化学特征具有I型花岗岩类的特征（吕伯西等，1993）。
2．江达维西绿春弧岩浆岩带
从火山岩发育情况看，金沙江－哀牢山洋板块在不同地段碰撞时间不同。在北段（江达－维西段）碰撞作用可能发生在晚二叠世末期至早三叠世早期，因为早三叠世已经出现了晚碰撞和滞后型火山岩。
在江达－车所段，未见单一的流纹岩组、段，从下三叠统到中、上三叠统均为基性－中性－酸性钙碱性系列火山岩。下三叠统（普水桥组和色容组）有玄武岩（少量）、安山岩、安山质火山角砾岩和凝灰岩产出，火山岩厚300m，占该组地层的32%，以火山碎屑岩为主（285m），共生沉积岩为陆相、滨海相；中三叠统（瓦拉寺组）安山岩、安山质火山角砾岩和凝灰岩与砂板岩互层，火山岩厚686m，占该组地层的25%，火山碎屑岩较多（583m）；上三叠统（江达组）是该套弧火山岩的主体，为钙碱性系列玄武岩－安山岩－英安岩－英安流纹岩、流纹岩组合，火山碎屑岩含量也较高，有中酸性凝灰岩、角砾凝灰岩、熔结火山角砾岩。
图8-4 三江三叠纪火山岩TAS图
（据Le Bas,1986）
I—Irvine（1971）碱性系列（A）与亚碱性系列（S）分界线；B—玄武岩；O1—玄武安山岩；O2—安山岩；O3—英安岩；R—流纹岩；S1—夏威夷岩（Na质）、钾质粗面玄武岩（K质）；S2—橄榄粗安岩（Na）、钾玄岩（K）；S3—歪长粗面岩（Na）、安粗岩（K）；T—粗面岩（Q＜20%）、粗面英安岩（Q＞20%）。1—昌台－乡城弧火山岩带；2—江达－维西绿春弧火山岩带；3—杂多－盐井－景洪弧火山岩带
在几家顶－维西段，下三叠统（马拉松多组）和中、上三叠统（攀天阁组）产出同碰撞型高硅w（SiO2）为70.75%～78.75%、高钾w（K2O）为2.64%～5.32%流纹岩及其火山碎屑岩。在海通角龙桥产有蚀变铁橄榄石流纹岩。在K2O-SiO2图中（图8-5）它们分布在高钾钙碱系列区。
在太忠－绿春段，三叠纪火山岩主要出露在绿春一带，仅见于上三叠统，其下部为一套高SiO2（73.39%）、K2O（5.20%）的同碰撞型流纹岩，分布在绿春高山寨一带；上部为钾玄岩系列（图8-5）的安粗岩及中酸性火山碎屑岩。
江达－维西－绿春弧岩浆岩带的花岗岩类，形成年龄值小于235Ma，为235～194Ma，而且多数小于217Ma（据吕伯西等，1993），即形成于晚三叠世。另外，在一些地方可见侵入晚三叠世地层的现象，如加多岭岩体、鲁甸岩体、绿春巴德轰东岩体，据此可以认为该带花岗岩类侵入岩主要形成于晚三叠世滞后型弧火山岩之后，属碰撞后期同碰撞型花岗岩。在江达－维西段岩石类型多样，有闪长玢岩、石英闪长玢岩、石英闪长岩、石英二长闪长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩、花岗岩、花岗斑岩，还有少量角闪石英正长岩；在太忠－绿春段岩性则简单，均为二长花岗岩（据吕伯西等，1993）。花岗岩类的K2O显示两种特征（图8-5），一部分与该带火山岩一起分布在中钾钙碱系列区，它们之间可能存在某种成因联系，另外大部分分布在高钾钙碱系列区。
3．杂多－盐井－景洪弧岩浆岩带
该带板块于早三叠世碰撞后，自北向南于中三叠世均形成了同碰撞型流纹岩。晚三叠世晚碰撞或滞后型火山岩发育不均。
图8-5 三江地区三叠纪岩浆岩K2O-SiO2图
（据Le Maitre,1989;Lofgren,1981）
LK-CA—低钾钙碱系列；CA—钙碱系列；HK-CA—高钾钙碱系列；SHO—钾玄岩系列；1、4—昌台－乡城带火山岩、花岗岩类；2、5—江达维西绿春带火山岩、花岗岩类；3、6—杂多盐井景洪带火山岩、花岗岩类。
花岗岩为代表性成分（据吕伯西等，1993）；火山岩为平均值
在北段竹卡－盐井段广泛出露的为钙碱系列英安岩、流纹岩、高硅流纹岩组合，有的英安岩含铁橄榄石；火山碎屑岩占75%，种类较多，有各种凝灰岩和熔结凝灰岩。火山岩总厚度达8268m。多数流纹岩以高SiO2（69%～73%）、K2O（多大于3.0%，平均4.6%）为特征，分布在高钾钙碱系列区（图8-5）。其上未见滞后型火山岩产出。
在南段云县－景洪段弧火山岩广泛发育，自北向南沿南澜沧江均有分布，在二叠纪俯冲同步型弧火山岩之后，为中三叠统同碰撞型流纹岩和上三叠统晚碰撞或滞后型弧火山岩。该带的一个特点是三叠纪火山岩在北段（景谷民乐以北）和中南段具有某些不同的地球化学特征。中三叠统同碰撞型流纹岩的岩石类型有流纹岩、各类凝灰岩、熔结凝灰岩；北段为高钾钙碱系列，中南段为中钾钙碱系列。上三叠统（小定西组和芒汇河组）为滞后型弧火山岩，在北段为高钾钙碱系列－钾玄岩系列（图8-5），岩石组合为钾质粗面玄武岩－高钾玄武岩－钾玄岩－安粗岩－高钾流纹岩，其钾的富集程度高于昌台－乡城带和江达－维西带的弧火山岩（图8-5）；在中南段则为低钾－中钾钙碱系列，具有石英拉斑玄武岩－玄武安山岩－安山岩－英安岩的岩石组合，其钾的含量低于上述各带（图8-5）。
西带的花岗岩类，以岩基为主，岩石类型主要有花岗闪长岩和二长花岗岩。除巨大的临沧岩基中有较老的年龄值外，其它年龄值均在231～194Ma之间，多数在230～217Ma之间，即主体形成于晚三叠世早、中期，在察雅酉西和临沧等地见花岗岩侵入于上三叠统滞后型火山岩中。故该带花岗岩类属于碰撞后同碰撞型花岗岩。在图8-5中均分布在高钾钙碱系列区，其地球化学特征具S型花岗岩特征（据吕伯西等，1993）。
（二）主要地球化学特征与源区分析
（1）三江地区各带三叠纪弧火山岩在微量元素和稀土元素特征方面表现出基本一致的特征，类似于典型岛弧火山岩，而有别于洋脊和板内环境的火山岩；TiO2小于2.0%，属低钛型（表8-1），这是因为弧火山岩岩浆来源较浅，一般达不到使富存TiO2的金红石熔融的深度。火山岩的Pearce微量元素配分模式，呈现明显富集Th和大离子亲石元素Sr、K、Rb、Ba，亏损高场强元素Nb、Ta之特征，有的还亏损Zr、Hf，酸性火山岩还显示P、Ti的亏损谷。稀土元素配分模式呈LREE弱富集—中等富集型，（La/Sm）N=2～5，该数值从基性－中性－酸性火山岩有所增加（表8-1）；无铕异常或具弱的负铕异常，表明富钙矿物的分离结晶作用未发生或较弱。
表8-1 三江三叠纪弧岩浆岩部分微量元素比值
表中火山岩部分数据引自莫宣学、路凤香（1993）。花岗岩数据据吕伯西等（1993）数据计算得来。
（2）作为一个实例，杂多－盐井景洪弧火山岩带南段的云县－景洪段，为一复合弧火山岩带。二叠纪钙碱系列安山质火山岩为俯冲同步型弧火山岩；中三叠统高硅高钾流纹岩类为同碰撞型火山岩；上三叠统火山岩为晚碰撞或滞后型弧火山岩。前面已提及北部与中南部三叠纪火山岩又具有明显的差别，最突出的就是北部（民乐、文玉、小定西等处）火山岩富K2O，而中南部（如思－澜公路）的富钠，同时还表现出一系列地球化学特征方面的差异。北段三叠纪（T2—T3）火山岩属高钾钙碱系列－钾玄岩系列，具有钾质粗面玄武岩－高钾玄武岩－钾玄岩－安粗岩－高钾流纹岩组合；LREE中等富集，（La/Sm）N=5.32～15.13;Pearce微量元素配分模式显示亏损Nb、Ta、Ti、Cr，富集K、Rb、Ba、Th（图8-6），w（Nb）/w（Y）=0.67～1.17,w（Th）/w（Yb）大于3，在Peavce（1982）的w（Th）/w（Yb）-w（Ta）/w（Yb）图解中分布在火山弧的钾玄岩区。中南部三叠纪火山岩属低钾拉斑－中钾钙碱系列，具有石英拉斑玄武岩－玄武安山岩－安山岩－英安岩组合；LREE富集程度低些，（La/Sm）N=3.03～7.32;Pearce微量元素配分模式除亏损Nb、Ti、Cr外，还亏损Hf、K、Rb，富集元素只有Th（图8-6）；w（Nb）/w（Y）小于0.67,w（Th）/w（Yb）小于3。从各方面综合分析，两者的差别，不是后期蚀变或交代作用造成的，而是因为两者属于不同的岩浆演化系列，两者是不同源的。这在图8-7图中直观地表现出来了，图中二叠纪、中三叠世，北部晚三叠世、中南部晚三叠世火山岩，构成了4条演化趋势线；第Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ趋势线与w（Ba）/w（Ca）轴交角较小，表明这些岩浆的演化主要受分离结晶作用的控制，分离结晶矿物相以斜长石为主，还有一定量的辉石和角闪石。值得流意的是，北部富钾火山岩与铜矿化关系密切，而中南部低钾火山岩中未发现有价值的矿化。
图8-6 云县－景洪段晚三叠世弧火山岩Pearce微量元素配分模式
SL—思澜公路；MC—忙怀小定西；WY—文玉
（3）三叠纪花岗岩类在一些方面也表现出与火山岩类似的特征。如花岗岩与流纹岩一样也属低钛型，TiO2＜0.6%；稀土分布型式也呈LREE中等富集型，（La/Sm）N=3～4.5（表8-1）；在K2O-SiO2图中（图4-39）绝大部分花岗岩与同碰撞型流纹岩一样，分布在高钾钙碱系列区。
各岩带花岗岩之间，即有一些共同的特征，又存在一些差异（表8-2），这是因为它们主要形成于碰撞造山作用环境，但源区和岩浆作用方式有所不同。从表8-2可以看出各带花岗岩类全碱含量相近，在3.5%～7.5%之间，w（K2O）/w（Na2O）多大于1。三江北段的昌台－乡城带与江达－德钦带花岗岩特征类似，而南段的维西－绿春带与东达山－临沧带花岗岩特征类似。前两者的地球化学类型主要是准铝质，具I型花岗岩之特征；除主要为高钾钙碱系列外，还有少量钙碱系列和钾玄岩系列（图8-5）；岩石类型有花岗岩和闪长岩类；主要形成年龄值小于218Ma;（87Sr/86Sr）i初始值小于0.712。后两者的地球化学类型主要是过铝质，具S型花岗岩之特征，只有高钾钙碱系列（图8-5）；岩石类型均为花岗岩，无闪长岩；主要形成年龄值大于218Ma;（87Sr/86Sr）i初始值大于0.712。
表8-2 三江地区三叠纪花岗岩类主要特征
（4）发生在聚合性板块边缘——板块俯冲带的岩浆起源和演化要较其它环境复杂得多，而且较难定量模拟，因为这里是开放岩浆体系（邓晋福，1989），岩浆源区往往具有多元性，俯冲洋壳、上覆楔形地幔和上覆陆壳可能以不同比例参与。造成三江地区弧火山岩多样性的主要原因可能正是源区组成的多样性。弧火山岩以中性火山岩为主，酸性火山岩比例也较大，而基性火山岩较少。根据壳、幔物质组成和实验岩石学的限制，岩浆来源应以壳源为主或为壳幔混合源。壳幔混合源是指有幔源岩浆的直接参与，而早先幔源岩浆侵入到地壳中已固结的岩石，再参加熔融所形成的岩浆不能算是壳幔混合源；而只能是壳源。壳幔混合源的机理之一可以是幔源岩浆的底侵作用（underplating）或中侵作用（middlplating）。思－澜公路上产出火山岩与上三叠统同时代共生的并与之有类似地球化学特征的辉长岩－闪长岩体，说明与上三叠统火山岩形成的同时有基性岩浆的侵入作用发生过，从而有可能造成壳幔混合源。独立分布的中三叠统流纹岩和花岗岩，只能是壳源的。
另外，可以利用强不相容元素比值对来分析源区性质，因为强不相容元素对分离结晶作用的敏感度低，其元素对的比值可以反映源区该比值的特征。这里选用w（K）/w（Ba）-w（K）/w（Pb）相关图（图8-7），选择研究区内w（K）/w（Rb）比值最大的营盘洋脊型玄武岩代表洋壳成分端元，选择哀牢山带蛇绿岩中二辉橄榄岩代表上地幔成分端元，经研究二辉橄榄岩代表该区的原始地幔。地壳端元的K和Ba取自三江地区三叠纪地层化学元素丰度（叶庆同，1992），由于样品分析缺Rb，故采用了黎彤（1976）的地壳元素丰度的地壳元素丰度Rb值（赵伦山、张本仁，1988）。将各带火山岩和花岗岩类平均成分投入图中，主要投点分布在地壳端元附近，表明三叠纪弧岩浆岩主要是壳源的，洋壳和上地幔成分很少或者没有混入；昌台－乡城岛弧和云县－景洪弧的3个玄武岩点，有两个较靠近洋壳端元，有一个靠近地幔端元，可能暗示玄武岩浆主要是幔源的，同时有一定量洋壳成分的参与。
图8-7 三江地区三叠纪弧岩浆岩w（K）/w（Ba）-w（K）/w（Rb）图
1、4—昌台乡城带火山岩、花岗岩类；2、5—江达维西绿春带火山岩、花岗岩类；3、6—杂多盐井－景洪带火山岩、花岗岩类；7—地壳成分；8—上地幔成分（哀牢山二辉橄榄岩）；9—洋脊玄武岩（营盘）。与表5-1对应
另外，花岗岩类的REE配分模式和铅同位素也可以提供一些源区信息。图8-8显示各带花岗岩类REE配分模式，其LREE富集程度相当，但HREE亏损程度和铕异常特征有所不同，从措交玛－冬措花岗岩—东达山－临沧带花岗岩—江达带玢岩—中甸花岗岩，HREE亏损程度逐渐变强，而负铕异常逐渐减弱。措交玛－冬措带花岗岩与中甸花岗岩均产于昌台－乡城弧岩浆岩带中，REE配分模式的差异，暗示其成岩作用方式有所不同或源区的差异。措交玛－冬措花岗岩浆可能经历了较明显的斜长石的分离结晶作用，或者是岩浆源区残留相中有较多的斜长石，从而造成明显的负铕异常；HREE的弱亏损可能表明源岩本身较富HREE，富含HREE的副矿物（如锆石、石榴子石等）较少残留在源区，较多进入了熔体相。中甸花岗岩浆几乎没有经历斜长石的分离结晶作用，或者源区残留相中斜长石很少，而富含HREE的副矿物则残留较多。江达带玢岩和东达山－临沧带花岗岩上述特征介于二者之间。这也反映3个带花岗岩的源区成分有所不同，从而佐证其分属3个不同的构造单元。
图8-9显示临沧花岗岩与中甸雪鸡坪斑岩铜矿床的铅同位素组成不同（方铅矿测定的）。临沧花岗岩类中分散方铅矿的铅同位素组成：206Pb/204Pb为18.347～18.927,207Pb/204Pb为15.458～15.894,208Pb/204Pb为38.255～39.215（据吕伯西等，1993），其相对变化值分别为0.580、0.436和0.960，变化范围较大，表明源区铅同位素组成不均一。雪鸡坪斑岩铜矿矿石铅同位素组成为206Pb/204Pb为17.892～17.913,207Pb/204Pb为15.501～15.528,208Pb/204Pb为37.837～37.908，相对变化值分别为0.021、0.027、0.071，变化范围很小，铅同位素组成相当均一，表明其源区组成也较均一，其源区组成不同于临沧花岗岩的源区。这两类同位素组成均分布在NHRL线（MORB和OIB铅同位素组成构成的北半球参考线）之上，并且分布区的长轴与NHRL线斜交，这与北半球经历俯冲作用的岛弧岩浆岩的组成特征相似，暗示其源区有俯冲洋壳和大陆性元素组成的混合（White,1989;Be-bout等，1993）。对本区花岗岩而言，可能表示其源区有少量俯冲洋壳组分的参与，或许是滞后弧岩浆作用与陆内岩浆作用的不同。
图8-8 三江地区部分三叠纪花岗岩REE配分模式
（引自吕伯西等，1993）
A—东达山临沧花岗岩带稀土配分模式；B—措交玛－冬措花岗岩带稀土配分模式；C—中甸花岗岩稀土配分模式；D—江达带玢岩稀土配分模式
总之，据上述有限资料分析，研究区内3个带的弧岩浆岩，其基性端元的玄武岩浆来源于上地幔，有一定量的俯冲洋壳组成的参与；其余中酸性火山岩和花岗类岩浆的来源以壳源为主，可能有少量幔源和（或）俯冲洋壳组分的参与。各岩带的岩浆源区组成不尽相同。