雀儿山滑覆构造

该构造位于雀儿山、炯隆寺及错通柯一带，分布面积大于1000 km²。由滑面、下伏岩系、滑动岩系及其内部褶皱、飞来峰等组成。

滑面在地表延伸十分弯曲，总长大于150 km，在剖面上具勺状断裂的特征。产状随地势、地理位置不同具有较大变化，但断面总体倾向滑覆体内部，在雀儿山之南炯隆寺一带产状向N倾，而在安巴多拉一带侧向NE倾，断面倾角较缓，一般为12°～30°，断层具有明显的压性特征，可见断层角砾岩、断层泥、镜面擦痕和挤压透镜体，断层下盘地层因受断层逆掩而出现直立或倒转。在安巴多拉及雪柯沟尾分别测得该滑面的活动年龄为17.2 Ma和16.0 Ma（勾永东，2001）。

滑动岩系由喇嘛垭组（T₃l）、英珠娘阿组（T₃y）陆缘碎屑岩地层和燕山期花岗岩组成。推覆体内部具5个连续的褶皱构造，这些褶皱均显示出两期褶皱的特点。褶皱西段轴线呈SE走向，轴面向NE歪斜，倾角约70°～80°，褶皱东段轴线走向NE，轴线向NW斜歪，倾角约50°～60°，总体上轴线呈向S凸出的弧形，表明晚期褶皱为滑覆体向SE的滑移过程中前缘挤压形成。

下伏岩系属岗嘎推覆构造的“外来系统”，由喇嘛垭组（T₃l）的陆缘碎屑岩、下第三系（Er）砂砾岩地层和印支期花岗岩等组成。在安巴多拉一带可见燕山早期的英云闪长岩、喇嘛垭组（T₃l）陆缘碎屑岩地层逆掩于印支期加多措花岗闪长岩或下第三系“红层”之上。

在本区的雪柯沟尾和错通柯东面一带有两个大型飞来峰，分布面积分别达56 km² 和64 m²。飞来峰均由喇嘛垭组陆缘碎屑岩地层组成。两飞来峰内部地层层序均属正常，下伏岗嘎推覆体的地层倒转。

雀儿山滑覆构造与岗嘎推覆构造的形成机制、动力学及运动学特征等均具有显著区别。根据雀儿山滑覆体的形态向SE凸出，滑面倾向滑覆体内部等特征分析，该滑覆体属重力驱动产物，即为重力滑覆构造。

逆冲推覆使区内产生一系列瓦状叠覆构造，其必然结果使地壳大幅加厚和抬升。雀儿山地区由于其初始高度和地壳厚度大于其他地区，更因逆冲推覆作用的继续发展，导致了区域重力的极度不均衡，率先达到重力剥离临界面，并沿下第三系富含粘土岩的润滑层开始向低位运移。在这一过程中，巨大的雀儿山花岗岩基为滑覆体向SE运移提供了强大的动力，更为有利的是，雀儿山东南大面积的第三纪盆地为滑覆体提供了充足的接纳空间，为雀儿山地区重力滑覆构造的形成创造了条件。

在甘孜—理塘一带，伴随冲断、滑移及地壳缩短、加厚，沿早期挤压断裂带，出现断陷盆地，如串珠状展布的甲它、你岔马和达火沟盆地，以及亚拢、玉隆和日普盆地等。继之，在第三纪末，沿这些断陷盆地边缘发生推覆构造作用，这说明受区域上喜马拉雅运动影响，该区断陷作用只存在一个短暂时期，随之就迅速转为挤压应力状态，并产生平移走滑作用。

同样，在义敦岛弧南端的中甸盆地与扬子地块的盐源—丽江中生代地块边缘拗陷带之间，在新生代也发生了强烈的构造变形，除了走滑断裂作用外，还发育了一系列以逆冲推覆作用为主的会聚带。卷入到该区推覆构造的地层有古生界、中生界、新生界老第三系始新统—渐新统，且主要新裂均切穿老第三系，较老地层呈飞来峰逆冲于老第三系渐新统之上，故推覆时间应晚于渐新世，属喜马拉雅运动第一期后构造变形。

在中甸弧盆地内沿乡城-中甸走滑深断裂系形成一些走滑拉分盆地，如中甸、小中甸盆地。从乡城-中甸断裂特征分析，这一走滑断裂两盘块体在发生水平滑动时，运动块体的前端为压缩区，后端为拉张区。当走滑断裂侧列重叠时，相邻断裂的拉张区或挤压区产生部分超覆现象，从而形成盆地。这种类型的盆地一般两侧以显著的正断走滑断裂为边界，而两头往往为与走滑断裂相斜交的正断层所限制。或由一组平行走滑断裂、由于主断裂走滑产生拉张区继而形成菱形断陷盆地。

拉分盆地是新生代沉积作用的有利场所，其充填物的沉积相类型复杂，横向相变较大，多数沉积物都属近源沉积，每一沉积相的范围不大。由于拉分盆地发育过程中，沿主干盆缘断裂一侧盆地下降很快，沉积厚度也大，有些盆地达4000 m，沉积速率达20～25cm/1000 a。可见拉分盆地的沉积作用比较迅速，与盆缘走滑断层斜向滑动同步。

这些拉分盆地在延伸方向上基本均呈近SN向、NWW向展布，明显受先存基底断裂软弱带控制，盆缘断裂与盆外主干断裂相接。盆地的沉积相分布、沉积厚度与盆缘走滑断层的活动密切相关。拉分盆地的封闭萎缩，主要是通过斜向拉伸转化为斜向挤压实现的。