早古生代时，在统一的“泛扬子”陆块上，川西、滇西及藏东地区“具有震旦系及其以后的沉积盖层”。早古生代末，除金沙江带的部分地段尚有未完全退去的水域外，金沙江带及其两侧陆块区大部隆升成陆，同时早古生代末的加里东运动使得前泥盆纪地层广泛而又强烈的变形变质，区域上表现为泥盆系不整合或假整合于下伏地层之上。晚古生代，金沙江弧-盆系以昌都-兰坪陆块西侧的羌塘-吉塘-崇山-澜沧残余弧作为前锋弧，于志留纪末在早古生代变质“软基底”的基础上，进入了一个新的发展时期，开始古特提斯金沙江弧-盆系的生成、发展和演化。大体经历了如下几个阶段（图3-9）。
图3-9 金沙江构造带的地质演化
一、裂陷（谷）盆地阶段（D）
早泥盆世时，川西、滇西及藏东地区是已互相沟通连在一起的“泛扬子陆块”上的台型沉积，海水由金沙江带的南部及北部进入三江地区，除吉塘-崇山-澜沧古岛弧带在南北两端分别以临沧古陆和类乌齐古陆（岛弧山系）存在外，金沙江带的两侧地区普遍下降接受沉积，形成以冲积相、冲洪积相、洪积相陆源碎屑为起点，后转为滨浅海相碎屑岩-碳酸盐岩沉积。金沙江带中，早泥盆世可能在下伏志留纪地层上连续沉积，为浅海陆棚碳酸盐岩-碎屑岩建造。
中泥盆世，海侵区域扩大，在早泥盆世开阔浅海陆棚背景上，出现局部拉张、裂陷，在羊拉-奔之栏-霞若-塔城一带，于裂陷盆地中形成浅海相-次深海相碳酸盐岩、硅泥质-砂泥质复理石建造，并有中基性火山岩喷发。到晚泥盆世时，盆地的拉张、裂陷程度加大，于羊拉-东竹林-石鼓一带为中轴的裂谷盆地中，发育以放射虫硅质岩-厚层灰岩-砂岩-泥岩组合为代表的半深海沉积，并伴随拉张型的大陆拉斑玄武岩和中基性火山岩喷发，显示伸展、裂陷作用使裂陷盆地海水变深，火山活动发育，标志着陆壳减薄开裂形成的裂谷盆地阶段。
金沙江裂谷盆地的西侧，昌都陆块的西部边缘随着中晚泥盆世裂陷-裂谷盆地的扩张，于江达-德钦-维西一带，在拉张背景下形成次活动型浅海相碳酸盐岩和碎屑岩夹中基性、中酸性火山岩建造。金沙江两侧稳定陆块区（西侧昌都陆块，东侧中咱-中甸陆块）为陆表浅海盆地中的台型碳酸盐岩-碎屑岩建造。
二、大洋盆地形成阶段
石炭纪—早二叠世早期，是金沙江弧后洋盆扩张的重要时期，在晚泥盆世裂谷盆地的基础上，石炭纪-早二叠世早期进一步扩张形成大洋盆地，开始金沙江洋盆的演化、发展；昌都陆块亦随着石炭纪—早二叠世早期金沙江大洋盆地的形成，而从“泛扬子陆块”裂离出来形成独立的微陆块。早中石炭世，由于晚泥盆世裂谷盆地持续扩张、陆壳裂离，形成早中石炭世金沙江初始洋盆，盆地中沉积了以放射虫硅质岩-厚层状灰岩-黑色泥岩-凝灰岩组合为代表的火山源、内源与陆源低密度浊积岩系，以及洋脊型-洋岛型玄武岩喷发，为次深海-深海相碳酸盐岩、火山岩、砂泥质-硅泥质复理石建造。
晚石炭世—早二叠世早期，随着地壳裂离强度加大，金沙江洋盆以不对称的构造型式快速扩展，形成了成熟的大洋。大洋盆地中的岩相具大洋中脊镁铁-超镁铁质岩、洋脊型-洋岛型拉斑玄武岩组合，并与放射虫硅质岩共同构成嘎金雪山、贡卡、吉义独等地的洋盆蛇绿岩套，与之相伴的于盆地中沉积形成以嘎金雪山、羊拉、贡卡、吉义独-霞若、新主一带富含铁锰质的晚石炭世-早二叠世放射虫硅质岩、粉砂岩、粉砂质泥岩、黑色炭质页岩组合构成的硅泥质-砂泥质复理石建造为代表的深海沉积物，为一套火山源、内源与陆源低密度浊积岩系。
金沙江大洋盆地西侧的昌都陆块区，主体为陆表浅海盆地中的碳酸盐岩-碎屑岩夹中基性火山岩的次稳定型台型沉积。昌都陆块东部边缘近大洋盆地一侧，于江达—德钦—石棉厂一带，随着中晚石碳世至早二叠世早期金沙江洋盆的强烈扩张，形成边缘裂陷（谷）盆地，发育陆棚边缘斜坡相的碳酸盐岩滑塌堆积、海底浊积扇沉积和次深海盆地相的浊积岩、放射虫硅质岩、等深积岩，以及张裂型基性、中基性火山岩，至早二叠世早期，火山岩已具有“双峰”的组合特征（莫宣学等，1993），显示陆棚边缘裂陷（谷）盆地的层序序列特征。金沙江大洋盆地东侧的中咱-中甸陆块区主体为陆表浅海盆地中的碳酸盐岩-碎屑岩稳定型台型沉积，近盆地一侧的陆棚边缘相为次稳定型碳酸盐岩-碎屑岩夹中基性火山岩。
随着金沙江盆地由大陆岩石圈向大洋岩石圈构造体制的转换，不但形成金沙江大洋盆地，出现新生洋壳，大规模的洋脊型火山活动及其相应的深海沉积组合，同时带来了金等一系列的深部成矿物质组分，形成区域成矿地球化学异常场，为后期构造作用的再富集成矿，提供丰富的物源。王大龙金矿点、霞若金矿点以及著名的哀牢山金矿床就产在蛇绿构造混杂岩中，含矿岩系为超基性岩、基性火山岩、火山碎屑岩、辉长辉绿岩、硅质岩、砂板岩、碳酸盐岩等，岩石类型多种多样，成矿时代为燕山期-喜马拉雅期（28.2～178 Ma，李定谋等，1998；莫宣学等，1998）。
三、洋壳俯冲消减阶段
早二叠世晚期—晚二叠世时期，金沙江带的构造地质背景发生了重大变化。金沙江盆地在早石炭世—早二叠世早期扩张为大洋盆地的基础上，于早二叠世晚期发生了向西的大规模俯冲消减，大洋岩石圈开始向大陆岩石圈构造体制的转换，其标志是岛弧火山岩的发育和弧后盆地的形成。
在金沙江洋盆中轴地带，由于洋壳与洋壳之间俯冲消减（其形成机制与洋壳板内破碎、折离俯冲有关），分别形成早二叠世晚期—晚二叠世朱巴龙-羊拉-东竹林洋内火山弧及其洋内弧西侧的西渠河-雪压央口-东竹林-吉义独-工农弧后盆地（洋壳基底）。朱巴龙-羊拉-东竹林洋内弧环境中沉积形成浅海相碳酸盐岩-碎屑岩，以及次深海相的砂泥质-硅泥质复理石建造，火山弧从早到晚发育石英拉斑玄武岩-玄武安山岩-安山岩-英安岩（少量）的岛弧型火山岩系。洋内火山弧西侧为西渠河-雪压央口-东竹林-吉义独-工农弧后盆地（洋壳基底）中，在弧后扩张盆地中形成次深海-深海相的硅泥质-砂泥质复理石建造，与其相伴发育弧后扩张环境下的辉绿岩席状岩墙群及其之上的拉斑玄武岩、玄武质凝灰岩组合。
在金沙江洋盆的西侧，洋壳向西俯冲消减于昌都陆地之下，于早二叠世晚期至晚二叠世，分别形成江达-德钦-维西二叠纪陆缘火山弧及其西侧的昌都弧后盆地（陆壳基底）。陆缘火山弧上的火山-沉积岩系在空间上岩相多变、沉积类型多样，岛弧地势起伏很大，有出露水面发育陆生植物和柱状节理的陆地，亦有潜伏于水下的碳酸盐岩台地及深水谷地，可以出现从陆相—海陆过渡相—浅海相—台地斜坡—深水盆地各种不同沉积相和沉积类型的沉积物，为一岛链体分布的构造古地理格局。弧火山岩从早到晚发育拉斑玄武岩系列→钙碱性系列→钾玄武岩系列火山岩，火山岩性质标志着岛弧产生-发展-成熟的完整过程（莫宣学等，1993）。江达-德钦-维西陆缘火山弧的西侧为昌都弧后盆地（陆壳基底），盆地中沉积形成次稳定型海陆交互相复陆屑含煤碎屑岩、火山岩建造，滨海相复陆屑碎屑岩、火山岩建造以及浅海相碳酸盐岩、碎屑岩、火山岩建造。
在金沙江洋盆东侧的中咱-中甸陆块区主体保持浅海台地相的碳酸盐岩沉积，中咱-中甸陆块西部边缘相对应于昌都陆块东部活动边缘岛弧-盆地系而言，二叠纪则为被动大陆边缘裂陷盆地的演化发展时期，于之用—伏龙桥—尼西—拖顶一带的被动大陆边缘裂陷盆地中，发育陆棚边缘斜坡相的碳酸盐岩滑塌堆积、海底浊积扇沉积和次深海盆地相的砂泥质-硅泥质复理石，以及张裂型基性、中基性火山岩，火山岩及砂岩的岩石地球化学特征表现为被动大陆边缘环境（莫宣学等，1993）。中咱-中甸陆块西部边缘裂陷盆地的形成与昌都陆块东缘江达-德钦-维西二叠纪活动边缘岛弧-弧后盆地的发生、发展是相互呼应的。
早二叠世晚期—晚二叠世时期，由于金沙江洋壳的向西俯冲消减作用，形成洋内火山弧-弧后盆地和陆缘火山弧-弧后盆地的金沙江弧-盆系空间配置结构。该过程不仅是大洋岩石圈向大陆岩石圈的转换，同时也是物质组分大调整、重组合、大转换的过程。在洋内岛弧-盆地中形成以羊拉铜矿为代表的喷流-沉积型块状硫化物矿床，并叠加有燕山期—喜马拉雅期的斑岩型铜钼矿化，含矿岩系为矽卡岩化的岛弧相火山岩、火山碎屑岩、硅质板岩、砂质板岩。与弧火山岩有关的构造蚀变岩型金矿亦有发现，并有很好的找矿前景，含矿岩系为岛弧相的中基性火山岩、火山碎屑岩及砂泥质板岩，如西渠河、角白西金矿点。在陆缘火山弧中形成以南仁铜金矿点、南仁铅锌矿床为代表的与弧火山岩有关的火山-次火山热液型铜金铅锌成矿作用，含矿岩系为岛弧相的中基性、中酸性火山岩、火山碎屑岩、次火山岩、碳酸盐岩和砂板岩。
四、弧-陆碰撞阶段（T1—T2 ）
早中三叠世，金沙江弧-盆系及东西两侧的昌都陆块和中咱-中甸陆块的构造沉积环境发生了剧变，晚二叠世末期金沙江洋盆消减闭合、洋壳消亡，早中三叠世金沙江带转入弧-陆碰撞发展阶段，其标志是江达-德钦碰撞型陆缘火山弧的发育和昌都弧后前陆盆地以及金沙江残留海盆地（边缘海）的形成。
金沙江洋盆二叠纪俯冲消减至晚二叠世末期洋壳闭合、弧-陆碰撞、陆-陆对接，早中三叠世在原二叠纪金沙江残留洋盆的基础上转入残留海盆地（边缘海）的发展阶段，盆地中形成次深海相的由内源与火山源组成的细屑浊积岩夹细碧角斑岩、含放射虫硅质岩与泥灰岩组合，为碳酸盐岩、硅泥质-砂泥质复理石和火山岩建造。作为二叠纪洋内弧的后继延续至中三叠世，于书松—通友一带出现碰撞型岛弧中酸性火山岩及其次火山岩和侵入体。金沙江残留海盆地（边缘海）东侧的中咱-中甸陆块主体为隆升剥蚀区，缺失中三叠统，下三叠统为陆表浅海盆地中的碎屑岩沉积，底部河流相砾岩假整合或不整合于二叠系之上，中上部为滨浅海相碳酸盐岩-碎屑岩建造。
金沙江残留海盆地（边缘海）的西侧，于昌都陆块东部边缘江达—戈波—徐中一带，由于弧-陆碰撞、陆-陆对接作用形成早中三叠世碰撞型陆缘火山弧，叠加于二叠纪俯冲型陆缘火山弧之上，发育岛弧性质的玄武安山岩-安山岩-英安岩-流纹岩系列的火山岩组合，弧火山岩始于早三叠世山麓相紫红色砾岩之后，自下而上、自西向东具有冲洪积相→滨浅海相→边缘斜坡相→盆地相的相序组合。中三叠世则转变为弧前、弧间与弧后盆地的弧-盆系空间格局，在盆地中发育半深海相的火山岩、陆源及火山源浊积岩（罗建宁等，1992）。
早中三叠世江达-戈波-徐中碰撞型陆缘火山弧西侧的昌都陆块则由二叠纪的弧后盆地转变为弧后前陆盆地，大部分地区因弧-陆碰撞作用而隆升，缺失早中三叠世地层，早三叠世早期只在陆块东部近岛弧一侧的芒康一带，于弧后前陆盆地边缘带中形成河流相、滨海相的碎屑岩与中酸性火山岩建造，假整合于下伏地层之上。
五、碰撞后伸展盆地阶段
中三叠世末期，金沙江残留海盆（边缘海）消亡，发生陆-陆对接、碰撞形成造山带（构造混杂岩带），到晚三叠世早期，局部地段可能从中三叠世末期开始，江达-德钦-维西陆缘火山弧由挤压转为拉张，其力学性质的可能转换机制为俯冲板块的退楔作用或者斜向碰撞作用的拉伸效应（李兴振等，1991），或者岩石圈拆沉作用（Delamination）导致陆壳减薄发生张性塌陷作用（Extensional collapse）而拉伸（Nelson，1992；钟大赉等，1998），在原火山弧的位置上拉张、裂离形成以晚三叠世早期为主体时段的碰撞后伸展盆地。时间上形成于金沙江洋盆俯冲消减、弧-陆碰撞、陆-陆对接碰撞作用之后，金沙江磨拉石建造大规模、大面积堆积之前；空间上主体叠置于江达-德钦-维西陆缘火山弧之上，属碰撞后拉张构造背景。
晚三叠世早期的碰撞后伸展盆地中，以发育次深海相的火山浊积岩、凝灰质浊积岩、凝灰质-硅质浊积岩及砂泥质复理石，以及玄武岩-流纹岩组合构成的“双峰式”火山岩和辉长辉绿岩墙、岩脉群为特征，火山岩地球化学特征显示为拉张背景下的裂谷盆地环境。裂谷盆地的早期为浅海相至次深海相玄武岩、玄武质凝灰岩、砂岩、砂质泥岩、凝灰质硅质岩、泥灰岩组合，发育大量的辉长辉绿岩墙、岩脉群；裂谷盆地的中期为次深海相玄武岩、玄武质凝灰岩、流纹岩、流纹质凝灰岩、流纹质火山角砾岩、砂质泥岩、凝灰质硅质岩、泥灰岩组合，发育大量的辉长辉绿岩墙、岩脉群；裂谷盆地的晚期为次深海相至浅海相（局部地段已出现陆相）流纹岩、流纹质凝灰岩、流纹质火山角砾岩、砂岩、砂质泥岩、泥灰岩组合，见有辉长辉绿岩墙、岩脉群分布；裂谷盆地的末期（即晚三叠世中期），由拉张、裂陷转化为挤压，盆地逐渐萎缩消亡，形成滨浅海相的具磨拉石性质的碎屑岩夹中性-中酸性火山岩、火山碎屑岩建造，并发育大量的石膏、重晶石及菱铁矿组合的膏盐沉积。区域上碰撞后伸展盆地的形成是金沙江带构造演化过程中很有特色的一幕，火山裂谷盆地性质的深海槽最终于晚三叠世早期末闭合消亡。至此，金沙江大洋板块从早二叠世晚期开始的向西俯冲消减及随后的洋盆闭合、弧-陆碰撞、陆-陆对接，碰撞的长期过程最终结束，其标志是白茫雪山蛇绿岩的定位和石钟山组（T3 s）磨拉石建造的不整合覆盖。
晚三叠世早期的碰撞后伸展盆地的构造古地理环境无论从时间上或空间上变化很大。从时间上看，裂谷盆地的早中期拉张、裂陷程度大，火山活动喷发于较深的水体中，并发育伸展构造背景下的辉长辉绿岩墙、岩脉群，以及次火山岩相的辉长辉绿岩玢岩；裂谷盆地的晚期拉张、裂陷程度小，以酸性火山活动结束，火山岩形成于较浅的水体中，甚至出现陆相喷发，发育柱状节理；到末期变成挤压环境，以中性-中酸性火山岩的出现为终结标志，并发育大量的膏盐沉积。从空间上看，既有陆相-浅水相的火山岛，又有发育深水沉积物的断陷引张盆地，从而形成“堑、垒”相间的古地理构造格局，从北向南大致可鉴别出生达-车所乡火山沉积盆地、徐中-鲁春（几家顶）-红坡（叶扎）火山沉积盆地和热水塘-催依比-上兰火山沉积盆地。
以地质年代表为年龄标准，以肯尼亚-坦桑尼亚等的玄武岩中 K2 O与裂谷拉张速度数据作出的相关图（图3-10）（夏林圻等，1998），测定三个火山-沉积盆地的拉裂距离。北段的生达-车所乡火山沉积盆地采用6个玄武岩中w（K2O）平均值（1.43%），投于图中A点，其拉裂速度（vp）=0.27 cm/a，拉裂距离 d=63 km；中段的徐中-鲁春（几家顶）-红坡（叶扎）火山沉积盆地采用 10 个玄武岩中w（K2 O）平均值（0.48%），投于图中 B点，其拉裂速度（vp）=0.43 cm/a，拉裂距离 d=140 km；南段的热水塘-催依比-上兰火山沉积盆地采用4 个玄武岩中w（K2 O）平均值（0.81%），投于图中 C点，其拉裂速度（vp）=0.36 cm/a，拉裂距离 d=116 km（王立全等，1999）。莫宣学等（1993）估算出三个火山-沉积盆地的扩张宽度分别为：车所盆地 49.5 km，几家顶盆地 113 km，催依比盆地 81 km，其结果较为接近。根据 Sleep（1975）和 Kuzmir（1980）提出的可以产生脊下岩浆的临界扩张速率值（0.5～0.9 cm/a），北段车所盆地的拉裂速度（0.27 cm/a）小于中段几家顶盆地和南段催依比盆地的拉裂速度（0.43 cm/a，0.36 cm/a）。因此，中段几家顶盆地和南段催依比盆地的拉裂强度相对要大，盆地中出现“双峰式”火山岩组合，北段车所盆地的拉裂强度相对要小，盆地中只出现拉斑玄武岩，未见“双峰式”火山岩出现；同时北段、中段、南段三个盆地的拉裂速度（0.27 cm/a，0.43 cm/a，0.36 cm/a）都小于脊下岩浆的临界扩张速率值（0.5～0.9 cm/a），因而未能形成扩张脊型蛇绿岩组合。
图3-10 玄武岩 K2 O与裂谷盆地拉裂速度的关系
值得一提的是，陆缘弧上碰撞后伸展盆地的形成，不仅仅是金沙江带构造演化过程中的一个重要转折，更重要的是碰撞后伸展盆地已成为金沙江带中生代铜金银铅锌多金属矿的重要成矿盆地。盆地中火山活动导致海底喷流热液活动系统，在裂谷盆地的次级拗陷中，形成半封闭-封闭条件下的“卤水池”，以沉积作用为主的方式形成喷流-沉积型块状硫化物矿床，成矿作用形成于盆地拉张、裂离中期。如车所盆地中的足那铅锌矿床，含矿岩系为碳酸盐岩-碎屑岩-重晶石建造；几家顶盆地中的鲁春铜铅锌矿床、红坡铜金多金属矿床，以及催依比盆地中的老君山铅锌矿床，含矿岩系为酸性火山凝灰岩-沉积岩-硅质岩建造。盆地的末期于挤压构造背景下，形成与中酸性火山岩有关的火山-次火山热液-沉积型的菱铁矿型金银多金属矿床，如车所盆地中的赵卡隆菱铁矿型富银多金属矿床、丁钦弄铜金矿床，以及催依比盆地中的楚格扎菱铁矿矿床，含矿岩系为中酸性火山碎屑岩-沉积岩-菱铁矿建造；鲁春盆地中于里仁卡一带形成的石膏矿床。
六、前陆盆地阶段
晚三叠世中晚期，金沙江带进入全面陆内碰撞造山阶段。于金沙江造山带内及其后缘的边缘前陆盆地中堆积形成碎屑磨拉石和含煤建造，并不整合超覆在金沙江构造混杂岩之上。金沙江结合带西侧的昌都陆块区，晚三叠世早期于弧后前陆盆地中形成河湖相-滨海相碎屑磨拉石建造，不整合盖在下伏不同时代地层之上；晚三叠世中晚期继续其弧后前陆盆地的发展、演化，形成浅海相碳酸盐岩至海陆交互相含煤碎屑岩建造；至晚白垩世，前陆盆地逐渐萎缩消亡。
七、陆内汇聚阶段（E—Q）及其成矿作用
新生代是三江地区乃至青藏高原的形成与隆升时期，最后的造山作用形成大规模的冲断推覆，大规模的走滑和由冲断推覆及拉伸作用形成的地表及岩石圈规模的分层折离和滑脱。一方面形成一些断陷、走滑和拉伸、拉分盆地；另一方面又对早期形成的山系叠加、改造和地壳的强烈增厚，并伴随着强烈的岩浆活动、变质作用、构造作用和有色金属、贵金属矿产的成矿作用。金沙江带中所有各个时代形成的矿床皆定形于陆内造山过程中，并不同程度地受到构造作用、岩浆活动的叠加、改造，显现出一矿多矿种、矿床类型复杂多样的特点。
金沙江带不同构造单元中产出的构造蚀变岩型矿床、后生层控型矿床等都是于陆内造山过程中构造作用的产物。产于构造蛇绿混杂岩中的构造蚀变岩型金矿，如霞若金矿、王大龙金矿、哀牢山金矿等，受逆冲推覆和韧性剪切构造作用控制；产于火山岩中的构造蚀变岩型金矿，如西渠河金矿、阿中金矿等，受剪切构造蚀变破碎带控制；产于中咱-中甸陆块西部边缘推覆-滑脱构造带中的后生层控型铜铅锌矿床，如纳交系铅锌矿、拖顶铜矿、三家村铅锌矿、格兰铜矿等，受伸展滑脱构造控制或逆冲推覆和伸展滑脱构造的联合控制。