塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞相關(guān)的同碰撞和碰撞后構(gòu)造
——塔里木盆地地震資料解釋成果*

周慧 李曰俊 陳志勇 文磊 黃理力 劉亞雷 鄭多明 李程

青藏高原是特提斯構(gòu)造域的重要組成部分，也是特提斯域原、古、新特提斯發(fā)育最齊全的一段。塔里木盆地位于特提斯域北側(cè)。塔里木盆地南緣西昆侖和阿爾金早古生代造山作用，被認(rèn)為是與原特提斯洋的閉合密切相關(guān)(常承法和鄭錫瀾, 1973; 潘裕生, 1994; 潘裕生等, 1996; 潘裕生和方愛民, 2010; 楊樹鋒等, 1999; 羅金海和何登發(fā), 1999; 郝杰等, 2003a, 2006; 楊經(jīng)綏等, 2008; 方愛民等, 1998, 2000; 張建新等, 2010, 2015; 蓋永升等, 2015; 牟墩玲等, 2018; 范亞洲等, 2018; Changetal., 1986; Pan, 1996; Zhangetal., 2001, 2014, 2017)。以往的研究認(rèn)為，原特提斯域存在碰撞型和增生型兩種類型的造山作用，對應(yīng)兩種類型的造山帶，一類以塔里木-柴達(dá)木碰撞形成的阿爾金碰撞造山帶為代表，另一類以西昆侖早古生代增生造山帶為代表(潘裕生, 1994; 潘裕生等, 1996; 肖文交等, 1998, 2000, 2003; 張建新等, 2015; Changetal., 1986; Xiaoetal., 2005)。它們都是原特提斯構(gòu)造演化的重要內(nèi)容。

塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞，使塔里木克拉通演化歷史，從長期的區(qū)域性伸展構(gòu)造演化階段轉(zhuǎn)變?yōu)閰^(qū)域性擠壓構(gòu)造演化階段；盆地的性質(zhì)從克拉通盆地轉(zhuǎn)變?yōu)橹芫壡瓣懪璧?系統(tǒng))；盆地沉積建造從碳酸鹽巖占主導(dǎo)地位轉(zhuǎn)變?yōu)橐运樾紟r為主(王仁德, 1992; 魏國齊等, 2002; 賈承造等, 2004; 張師本等, 2004; 李曰俊等, 2014; 劉云祥等, 2014; 楊海軍等, 2016; 鄔光輝等, 2009, 2012a, 2020, 2021; 蘇洲等, 2020; Heetal., 2009; Lietal., 2015, 2016a)。這一構(gòu)造事件，對古生代以來的塔里木盆地構(gòu)造格局演變與油氣富集區(qū)展布具有重要的控制作用。

關(guān)于塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞的起始時間的認(rèn)識存在著明顯的分歧，從晚前寒武紀(jì)到早石炭世，存在多種不同的觀點(diǎn)(常承法和鄭錫瀾, 1973; Changetal., 1986; 潘裕生, 1994; 賈承造, 1997; 魏國齊和賈承造, 1998; 魏國齊等, 2002; 劉良等, 1999; 何治亮等, 2001; 郝杰等, 2006; 楊經(jīng)綏等, 2008; 張建新等, 2015; 康磊等, 2016; 吳福元等, 2020; 曾慶高等, 2020; 吳玉等, 2021; Lietal., 2015, 2016a)。以往關(guān)于這一碰撞事件的研究，多集中于造山帶(阿爾金山系)內(nèi)部，而對相鄰盆地(塔里木和柴達(dá)木盆地)內(nèi)的研究較少；關(guān)于碰撞起始時間的研究較多，碰撞結(jié)束時間的研究較少。本文以塔里木盆地內(nèi)的地震資料解釋為主要技術(shù)手段，以塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞的相關(guān)構(gòu)造為主要研究對象，依據(jù)地層接觸關(guān)系、生長地層、構(gòu)造變形樣式、斷層活動性和斷層時空關(guān)系等，分析這次碰撞事件發(fā)生的時間和成因機(jī)制，并探討其在原特提斯構(gòu)造演化研究中的意義。

塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞的相關(guān)構(gòu)造在塔里木盆地保存較好，但是，盆地被巨厚的新生界所覆蓋，這些碰撞相關(guān)構(gòu)造深埋于地下，無法在地表直接觀察、測量和分析，因而，地震資料和地震資料解釋在本項研究中是必不可少的。塔里木盆地現(xiàn)有的地震資料主要是由中石油塔里木油田(以及原塔里木石油勘探開發(fā)指揮部)、新疆油田、大慶油田和中石化西北油田(以及原西部勘探指揮部)采集的。此外，中國地質(zhì)調(diào)查局油氣資源調(diào)查中心、中曼石油天然氣集團(tuán)股份有限公司、北京京能油氣資源開發(fā)有限公司、上海申能新能源投資有限石油公司和新疆能源(集團(tuán))有限責(zé)任公司等分別采集了少量地震資料。本文所用的地震資料主要來自中石油塔里木油田。

1 地質(zhì)背景

塔里木盆地被南天山、西昆侖山和阿爾金山三條山脈所環(huán)繞，是發(fā)育在塔里木克拉通之上的一個大型中-新生代沉積盆地，具有前寒武系結(jié)晶基底和上前寒武系-新生界沉積蓋層，主體部分被塔克拉瑪干沙漠覆蓋(新疆維吾爾自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1993; 賈承造, 1997; 賈承造等, 2001, 2004; 何治亮等, 2001; Lietal., 2015)。它還是中國陸上最大的含油氣盆地。塔里木克拉通與卡拉庫姆、華北克拉通一起，分隔阿爾泰(中亞)和特提斯兩個超級造山帶。塔里木地質(zhì)與周緣造山帶的構(gòu)造演化息息相關(guān)，也保存了眾多阿爾泰(中亞)和特提斯兩大構(gòu)造域構(gòu)造演化的重要記錄(賈承造, 1997; 魏國齊和賈承造, 1998; 李曰俊等, 2001, 2009; 孫龍德等, 2002; 吳玉等, 2021;eng?retal., 1988, 1993; Xiaoetal., 2009; Labordeetal., 2019; Wenetal., 2020)(圖1、圖2)。

圖1 特提斯和阿爾泰(中亞)超級造山帶及其間的中間單元構(gòu)造簡圖，示研究區(qū)位置(據(jù)eng?r et al., 1993; Xiao et al., 2009; Li et al., 2016修改)

圖2 塔里木盆地構(gòu)造單元(a)及其A-A′南北向區(qū)域構(gòu)造剖面(b)(據(jù)Li et al., 2013，2015修改)

阿爾金山和西昆侖山是位于塔里木盆地南緣的兩條山脈；構(gòu)造上，也是特提斯超級造山帶北緣的組成部分。前者是一條早古生代的碰撞造山帶，疊加有中生代裂谷作用和新生代的走滑斷裂(圖3)(常承法和鄭錫瀾, 1973; 潘裕生, 1994; 賈承造, 1997; 魏國齊和賈承造, 1998; 劉良等, 1999; 許志琴等, 1999; 崔軍文等, 1999; 吳峻等, 2001; 何治亮等, 2001; 魏國齊等, 2002; 郝杰等, 2006; 楊經(jīng)綏等, 2008; 陳漢林等, 2009; 張建新等, 2015; 康磊等, 2016; 田廣闊等, 2016; 牟墩玲等, 2018; 宋星童等, 2019; 曾慶高等, 2020; 吳福元等, 2020; 吳玉等, 2021; Changetal., 1986; Lietal., 2015, 2016a; Tengetal., 2022)。后者經(jīng)歷了前寒武紀(jì)末-三疊紀(jì)復(fù)雜的增生和碰撞造山作用，并疊加了晚新生代印度-亞洲碰撞強(qiáng)烈的遠(yuǎn)程效應(yīng)(常承法和鄭錫瀾, 1973; 郭令智等, 1992; 潘裕生, 1994; 潘裕生等, 1996; 肖文交等, 1998, 2000, 2003; 楊樹鋒等, 1999; 羅金海和何登發(fā), 1999; 周輝等, 2000; 郝杰等, 2003a; 程曉敢等, 2012a, b; 陳漢林等, 2018; 陳延貴等, 2018; 張輝善等, 2020; Molnar and Tapponnier, 1975; Tapponnier and Molnar, 1977; Tapponnieretal., 1981; Changetal., 1986; Hsüetal., 1995; Sobel, 1999; Sobeletal., 2011; Xiaoetal., 2005; Cowgill, 2010; Caoetal., 2015; Lietal., 2022)。

圖3 阿爾金造山帶地質(zhì)簡圖(據(jù)康磊等, 2016; 何鵬等, 2022改繪)

南天山是阿爾泰(中亞)超級造山帶的最南緣，經(jīng)歷了古生代到早中生代復(fù)雜的增生和碰撞造山作用，并在晚新生代印度板塊-亞洲板塊碰撞遠(yuǎn)程效應(yīng)作用下復(fù)活(王作勛等, 1990; 肖序常等, 1992; 湯耀慶等, 1995; 李曰俊等, 2001, 2009, 2010; 肖文交等, 2006; 楊海軍等, 2010; 李洪輝等, 2020; Windleyetal., 1990, 2007; Allenetal., 1993;eng?retal., 1993;eng?r and Natal’in, 1996; Luetal., 1994; Brookfield, 2000; Xiaoetal., 2004, 2008, 2009; Charvetetal., 2011; Lietal., 2013, 2016b; Wenetal., 2020)。

早古生代塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞，在阿爾金造山帶及鄰區(qū)引起的擠壓構(gòu)造變形，即同碰撞構(gòu)造。通常，一個碰撞事件結(jié)束后會緊隨一個造山帶垮塌階段，即碰撞后應(yīng)力松弛階段(李繼亮等, 1999; 賈承造等, 2001; 陳漢林等, 2009; 田廣闊等, 2016;eng?r and Kidd, 1979; Peron-Pinvidic and Osmundsen, 2020)。塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞造山后也緊隨一個碰撞后應(yīng)力松弛階段(郝杰等, 2006; 劉云祥等, 2014; 李曰俊等, 2014; Lietal., 2015; 黃少英等, 2020, 2021; Wuetal., 2021; Tengetal., 2022)。在碰撞后應(yīng)力松弛階段，阿爾金造山帶內(nèi)部和周邊地區(qū)形成了一系列伸展構(gòu)造變形，即碰撞后構(gòu)造。同碰撞和碰撞后構(gòu)造構(gòu)成了一套完整的碰撞相關(guān)構(gòu)造。

由于后期的構(gòu)造改造，特別是晚新生代印度板塊-亞洲板塊碰撞的遠(yuǎn)程效應(yīng)造成的強(qiáng)烈改造，造山帶內(nèi)的碰撞相關(guān)構(gòu)造很難保存下來。塔里木盆地內(nèi)地層發(fā)育較齊全且后期改造較弱，因而，塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞相關(guān)構(gòu)造能夠較好地保存下來(魏國齊和賈承造, 1998; 賈承造等, 2001; 魏國齊等, 2002; 李曰俊等, 2008a, 2014; 鄔光輝等, 2012a; 劉云祥等, 2014; 楊海軍等, 2016; 黃少英等, 2020, 2021; 蘇洲等, 2020; Heetal., 2009; Lietal., 2015, 2016a; Wuetal., 2021)。其中，同碰撞構(gòu)造包括：塔里木盆地南部的塘沽孜巴斯前陸褶皺沖斷帶，中部的塔中背斜和北部的輪南背斜。塔里木盆地東南部的塔東背斜，雛形可能也是一個同碰撞構(gòu)造。它們的變形時間(晚奧陶世-早志留世)以及其變形時期的古構(gòu)造應(yīng)力場方向均與塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞的時間和方向(郝杰等, 2006; 張建新等, 2010, 2015; 康磊等, 2016; Tengetal., 2022)相匹配。碰撞后構(gòu)造見于塔中、塔東、輪南低凸起和阿滿過渡帶，為一系列形成于中志留世-中泥盆世的正斷層及其組成的張扭性斷層帶(李曰俊等, 2014; 劉云祥等, 2014; 黃少英等, 2020, 2021; Lietal., 2015)。以往，關(guān)于這些張扭性斷層帶的研究多聚焦于其走滑性質(zhì)及其在主要油氣產(chǎn)層奧陶系的斷裂特征(李明杰等, 2006; 張承澤等, 2008; 鄔光輝等, 2011, 2012b; 馬德波等, 2016; 鄧尚等, 2018; 楊海軍等, 2020; Wuetal., 2018; Maetal., 2019)。而本文的研究則關(guān)注斷層帶的拉張性質(zhì)及其在志留-泥盆系的構(gòu)造變形特征(李曰俊等, 2014; 劉云祥等, 2014; 黃少英等, 2020, 2021; Lietal., 2015)。部分中志留世-中泥盆世張扭性斷層帶疊加在早期(晚奧陶世-早志留世)壓扭性斷層帶之上，剖面上呈現(xiàn)“花上花”的構(gòu)造特征(鄔光輝等, 2012b; 楊海軍等, 2020; 伍軼鳴等, 2020; 黃少英等, 2021; Wuetal., 2018)。

2 同碰撞構(gòu)造

早古生代塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞在塔里木盆地形成的同碰撞構(gòu)造分布較廣。盆地南部、阿爾金山前的塘沽孜巴斯前陸褶皺沖斷帶是最具代表性的同碰撞構(gòu)造。它是一條保存較好的早古生代(前陸)褶皺沖斷帶(魏國齊和賈承造, 1998; 魏國齊等, 2002; 楊海軍等, 2016; 蘇洲等, 2020; Heetal., 2009; Lietal., 2016a)。此外，盆地北部的輪南背斜和東南部的塔東背斜(雛形)是塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞過程中形成的擠壓構(gòu)造變形；盆地中部的塔中背斜是塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞過程中形成的壓扭性構(gòu)造變形(圖2)。

2.1 塘沽孜巴斯前陸褶皺沖斷帶

塘沽孜巴斯前陸褶皺沖斷帶主要發(fā)育在塔里木盆地南部的塘沽孜巴斯坳陷，主構(gòu)造線走向NE-SW(圖2、圖4、圖5)(魏國齊和賈承造, 1998; 魏國齊等, 2002; 湯良杰等, 2012; 楊海軍等, 2016; 蘇洲等, 2020; Heetal., 2009; Lietal., 2016a)。它由塘南和瑪東兩個次級褶皺沖斷帶組成?，敄|褶皺沖斷帶由NW向SE方向沖斷，塘南褶皺沖斷帶由SE向NW方向沖斷。塘南褶皺沖斷帶是前陸褶皺沖斷帶的前(主)沖段，瑪東褶皺沖斷帶是前陸褶皺沖斷帶的反沖段。兩者之間形成一個構(gòu)造三角帶(圖5之C-C′和D-D′剖面)。兩者共同組成了一個完整的前陸褶皺沖斷系統(tǒng)。

圖4 塘沽孜巴斯前陸褶皺沖斷帶構(gòu)造圖(左)和瑪東1井鉆揭的O-C地層(右)(據(jù)Li et al., 2016a修改)(位置同時標(biāo)注于圖2)

圖5 塘沽孜巴斯前陸褶皺沖斷帶的代表性二維地震剖面

塘沽孜巴斯前陸褶皺沖斷帶以薄皮沖斷構(gòu)造為特征，主滑脫斷層發(fā)育于中寒武統(tǒng)膏-鹽層中。厚皮構(gòu)造僅見于其根帶，即靠近車爾臣斷裂的位置(圖2、圖5)。塘南褶皺沖斷帶由SE向NW方向滑脫-沖斷，局部出現(xiàn)反沖構(gòu)造，構(gòu)造變形樣式以斷層傳播褶皺為主，也有斷層轉(zhuǎn)折褶皺和擠出構(gòu)造(pop-up)，車爾臣斷裂附近出現(xiàn)基底卷入型沖斷構(gòu)造(圖5之B-B′和C-C′剖面)?，敄|褶皺沖斷帶全部為薄皮構(gòu)造，由NW向SE滑脫-沖斷，局部見背沖斷層，構(gòu)造變形樣式以斷層傳播褶皺為主，也有滑脫褶皺(圖5之C-C′、D-D′和E-E′剖面)。作為一個含鹽的褶皺沖斷帶，其中多數(shù)斷層傳播褶皺可能都是由滑脫褶皺演化而來的，即，斷層滑脫褶皺是其基本構(gòu)造樣式(Lietal., 2016a)。

塘沽孜巴斯褶皺沖斷帶主要發(fā)育于中寒武統(tǒng)-奧陶系，僅塘南褶皺沖斷帶的根帶出現(xiàn)厚皮構(gòu)造，卷入了更老的地層。卷入褶皺沖斷帶的最新地層是上奧陶統(tǒng)。褶皺沖斷帶之上被志留系及以上地層不整合覆蓋。志留系厚度不大，鉆井資料證實(shí)為中志留統(tǒng)(圖4)。中志留統(tǒng)角度不整合于奧陶系之上，而與上覆的上泥盆統(tǒng)東河砂巖(東河塘組)及以上地層為平行不整合接觸(圖5)。顯然，褶皺沖斷帶形成于中志留統(tǒng)沉積之前。上奧陶統(tǒng)中-上部具有生長地層的特征(圖5之C-C′和E-E′剖面)(楊海軍等, 2016; Lietal., 2016a)。鄰區(qū)的上奧陶統(tǒng)和下志留統(tǒng)生長地層(劉云祥等, 2014; 劉長磊等, 2018; 黃少英等, 2020; Lietal., 2015)，支持塘沽孜巴斯前陸褶皺沖斷帶上奧陶統(tǒng)生長地層的存在。據(jù)此推斷，褶皺沖斷帶的構(gòu)造變形起始于晚奧陶世。雖然限于地震資料品質(zhì)和地層剖面的不完整性，不能更準(zhǔn)確地給出褶皺沖斷帶變形的起始和結(jié)束時間，不過可以確定的是，其變形的時間區(qū)間是奧陶紀(jì)晚期-志留紀(jì)早期。

2.2 輪南背斜和塔東背斜

輪南背斜和塔東背斜是兩個早古生代基底卷入型大型背斜構(gòu)造。背斜長軸方向NE-SW，平行于阿爾金碰撞造山帶。它們是塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞造山的另一種類型的同碰撞構(gòu)造。

2.2.1 輪南背斜

輪南背斜是一個大型基底卷入型背斜構(gòu)造，在塔里木盆地構(gòu)造單元劃分中稱之為輪南低凸起，隸屬于塔北隆起(圖2、圖6)。背斜主要發(fā)育于下古生界及以下地層，向西南傾伏，被上古生界-新生界覆蓋，深埋于北塔里木陸內(nèi)前陸盆地的前緣帶之下(圖2、圖6-圖8)，是一個深埋古隆起(孫龍德等, 2002; 李曰俊等, 2001, 2012)。有人稱之為殘余古隆起或改造古隆起(鄔光輝等, 2009)。

圖6 輪南背斜中奧陶統(tǒng)頂面構(gòu)造圖(據(jù)李曰俊等, 2012修改；位置見圖2)

圖7 F-F′區(qū)域二維地震剖面(部分)

圖8 G-G′區(qū)域二維地震剖面(部分)

輪南大型基底卷入型背斜構(gòu)造，在上前寒武系-下古生界顯示非常清晰，剖面上發(fā)育志留系底和上泥盆統(tǒng)東河砂巖底兩個大的角度不整合(圖2、圖7、圖8)。這兩個不整合是背斜形成時間的可靠證據(jù)，說明奧陶紀(jì)晚期-志留紀(jì)是輪南背斜形成的關(guān)鍵期。后期構(gòu)造對背斜有一定的改造，但是沒有改變其基本構(gòu)造形態(tài)。

背斜頂部大量地層缺失，不適合構(gòu)造變形時間的精細(xì)分析判斷。翼部高精度的三維地震剖面給出了輪南早古生代背斜構(gòu)造形成時間的較準(zhǔn)確的證據(jù)(圖9)。

圖9 H-H′三維地震剖面(剖面位置見圖6)

H-H′三維地震剖面總體走向NE-SW(圖6、圖9)。上奧陶統(tǒng)與中-下奧陶統(tǒng)之間為一平行不整合-微角度不整合，地層間斷不大。上奧陶統(tǒng)-志留系是典型的生長地層，指示輪南基底背斜變形的時間。上奧陶統(tǒng)之下的地層是前生長地層，指示背斜變形尚未開始。泥盆系-石炭系是后生長地層(二疊系-三疊系屬于新的構(gòu)造旋回)，指示背斜變形停止。生長地層之中，上奧陶統(tǒng)的頂也存在輕微的向背斜核部方向削蝕的現(xiàn)象，代表一個低角度不整合。上泥盆統(tǒng)(東河砂巖)和志留系之間是一個明顯的不整合，缺失依木干他烏組和克孜爾塔格組；且志留系頂面向背斜核部方向削蝕減薄。上奧陶統(tǒng)與中奧陶統(tǒng)之間地層缺失很少，中奧陶世末-晚奧陶世初是背斜變形的起始時間。志留系-泥盆系不完整，缺失中志留統(tǒng)-中泥盆統(tǒng)，所以，輪南背斜的定型時間是下志留統(tǒng)沉積之后-上泥盆統(tǒng)沉積之前。結(jié)合碰撞后構(gòu)造分析(李曰俊等, 2014; 劉云祥等, 2014; 黃少英等, 2020, 2021; Lietal., 2015)，判定輪南背斜的定型時間為早志留世末-中志留世初。此后，本期擠壓構(gòu)造變形停止，風(fēng)化剝蝕作用持續(xù)至中泥盆世。

2.2.2 塔東背斜

塔東背斜位于塔里木盆地東南部，阿爾金山前地區(qū)，在塔里木盆地構(gòu)造單元劃分中隸屬于中央隆起的一個次級構(gòu)造單元，稱之為塔東低凸起(圖2、圖10)。

圖10 塔東背斜寒武系頂面構(gòu)造圖(位置同時標(biāo)于圖2)

與輪南背斜相似，塔東也是一個大型基底卷入型背斜，長軸方向NE-SW(圖10、圖11)。與輪南背斜不同的是，這里的上古生界也卷入了背斜構(gòu)造變形(圖11)。不過，志留系底和上奧陶統(tǒng)底的不整合，以及上奧陶統(tǒng)和志留系的生長地層特征，說明塔東背斜的雛形形成于晚奧陶世-志留紀(jì)。上古生界的背斜變形是三疊紀(jì)的疊加構(gòu)造變形。塔東背斜的雛形是塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞的同碰撞構(gòu)造，其位置、長軸方向、形成時間和構(gòu)造類型都與塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞造山帶相匹配。

圖11 過塔東背斜的I-I′地震剖面(位置見圖10)

2.3 塔中背斜

塔中背斜位于塔里木盆地中部，是隸屬于中央隆起的一個二級構(gòu)造單元，稱之為塔中低凸起(圖2、圖12)。它也是一個早古生代的基底卷入型背斜構(gòu)造，與輪南背斜以及塔東背斜雛形同時形成，也是塔里木-柴達(dá)木早古生代碰撞造山過程中形成的一個大型同碰撞構(gòu)造。背斜長軸走向NW-SE，向東南收斂，向西北撒開。背斜上斷裂非常發(fā)育，是其與輪南和塔東背斜的一大區(qū)別。剖面上顯示正花狀構(gòu)造特征，東南收斂段尤為典型(圖13)；西北撒開段為一開闊的正花狀構(gòu)造(圖14)，顯示壓扭性構(gòu)造變形的特征。塔中I號斷裂在不同構(gòu)造部位剖面斷距變化很大，中間的剖面上斷距甚至接近零(圖15)，也是走滑斷裂的一大特征。志留系從背斜兩翼向背斜核部超覆尖滅，并與下伏奧陶系呈削蝕關(guān)系。背斜核部缺失志留系，東河砂巖-石炭系直接不整合于奧陶系之上；志留系則被東河砂巖-石炭系不整合覆蓋(圖2、圖13-圖15)。

圖12 塔中背斜(塔中隆起)寒武系頂面構(gòu)造圖(位置見圖2)

圖13 過塔中背斜東南段的J-J′二維地震剖面，顯示正花狀構(gòu)造

圖14 過塔中背斜西北段的K-K′二維地震剖面

圖15 塔中背斜中段過中央主壘帶和塔中I號斷裂帶的L-L′三維地震剖面

L-L′是塔中背斜上的一條三維地震剖面(圖15)。剖面上發(fā)育東河砂巖底、志留系底和上奧陶統(tǒng)底三個與古隆起形成演化密切相關(guān)的不整合。上奧陶統(tǒng)底不整合伴隨一期沖斷構(gòu)造，代表背斜形成的起始時間。這里志留系底的不整合很明顯，下伏的奧陶系被削蝕；背斜核部，上奧陶統(tǒng)被削蝕殆盡，志留系也超覆尖滅，東河砂巖直接不整合于中-下奧陶統(tǒng)之上(圖2、圖15-圖18)。塔中地區(qū)缺失下志留統(tǒng)下部，只發(fā)育下志留統(tǒng)上部-上志留統(tǒng)。志留系底面的不整合及其伴生的沖斷構(gòu)造，代表晚奧陶世末-早志留世的一個構(gòu)造變形的加速期。厚度較薄的東河砂巖幾乎均勻地遍布全區(qū)，不整合-平行不整合于下伏地層之上。這一事實(shí)說明東河砂巖沉積前，研究區(qū)已經(jīng)完全夷平，東河砂巖沉積期間研究區(qū)的構(gòu)造很穩(wěn)定。

L-L′剖面上有一個非常令人感興趣的現(xiàn)象，就是剖面中偏右部位三條發(fā)育于奧陶-志留系的正斷層與左側(cè)中央主壘帶逆沖斷層的并存。如果單獨(dú)解釋，中央主壘帶的逆沖斷層可以解釋出三期沖斷：上奧陶統(tǒng)沉積之前、志留系沉積之前、東河砂巖沉積之前，而且之后還有復(fù)活。上奧陶統(tǒng)沉積之前和志留系沉積之前的沖斷沒有問題，問題出在東河砂巖沉積之前的沖斷，因為，剖面中偏右部位的三條正斷層代表的是東河砂巖沉積之前的伸展構(gòu)造背景。同一位置、同一時間，不可能既擠壓又伸展。合理的解釋是：左側(cè)的逆沖斷層在志留系沉積之前發(fā)生大規(guī)模的逆沖推覆，使之顯著地高出其它部位。中-晚志留世構(gòu)造穩(wěn)定，弱伸展，其它地區(qū)已經(jīng)開始接受沉積；中央主壘帶此時依然為凸出的山體，遭受風(fēng)化剝蝕。直至中泥盆世末-晚泥盆世初，它才被最終夷平，統(tǒng)一接受東河砂巖沉積。因此，這三條正斷層應(yīng)該是碰撞后構(gòu)造。這期伸展構(gòu)造，在NW-SE向地震剖面上有較好的顯示(圖16)。

圖16 M-M′三維地震剖面

3 碰撞后構(gòu)造

塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞后伸展構(gòu)造，首先發(fā)現(xiàn)于塔中背斜(李明杰等, 2006; 李傳新等, 2009; 鄔光輝等, 2009, 2011, 2012b; 李曰俊等, 2014; Lietal., 2015)。隨后，依次在塔里木盆地中部的阿滿過渡帶和盆地北部的輪南低凸起陸續(xù)發(fā)現(xiàn)了該期碰撞后構(gòu)造(劉云祥等, 2014; 李曰俊等, 2014; 楊海軍等, 2020; 黃少英等, 2020, 2021; Lietal., 2015)。作者近期在塔東地區(qū)的地震資料解釋過程中，也發(fā)現(xiàn)了這期碰撞后構(gòu)造。不過，一直到2014年，從來沒有學(xué)者將其解釋為碰撞后構(gòu)造，更沒有將其與塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞造山作用聯(lián)系起來(李曰俊等, 2014; 劉云祥等, 2014; Lietal., 2015)。

這期碰撞后構(gòu)造是一系列中志留世-中泥盆世形成的正斷層及其組合而成的張扭性斷層帶。平面上，組成張扭性斷層帶的正斷層呈雁列狀分布；兩組張扭性斷層帶呈共軛組合關(guān)系。剖面上，塹壘構(gòu)造和負(fù)花狀構(gòu)造是其代表性構(gòu)造變形樣式。

3.1 塔里木盆地中部阿滿過渡帶的碰撞后構(gòu)造

阿滿過渡帶位于塔里木盆地中部，輪南和塔中背斜之間，屬于北部坳陷(圖2、圖17)。這里發(fā)現(xiàn)的保存較好的中志留世-中泥盆正斷層及其組合成的雁列狀張扭性斷層帶(圖17-圖20)，是阿爾金早古生代碰撞造山作用的碰撞后構(gòu)造。相對于輪南和塔中背斜等隆起構(gòu)造單元，阿滿過渡帶的地層發(fā)育較為齊全(王仁德, 1992; 張師本等, 2004; 賈承造等, 2004; Lietal., 2015)，利于早期斷層的保存和斷層活動性分析。

圖17 塔里木盆地中部中志留世-中泥盆世正斷層分布圖(位置見圖2)

阿滿過渡帶南部，順1三維區(qū)發(fā)現(xiàn)的NE-SW走向雁列狀正斷層帶，是研究區(qū)發(fā)育較好的一條中志留世-中泥盆世張扭性斷層帶(圖2、圖17-圖19)。橫穿該斷層帶的地震剖面上顯示出負(fù)花狀構(gòu)造的特征。正斷層主要發(fā)育于奧陶系-志留系，向下斷達(dá)基底，向上斷至東河砂巖底大部分?jǐn)鄬泳屯Ｖ沽嘶顒?。只有少?shù)斷層在東河砂巖-石炭系沉積期間還有一定的繼承性活動。構(gòu)成負(fù)花狀構(gòu)造的正斷層向下匯聚為一條主干斷層之后，斷距、斷點(diǎn)往往不明顯，甚至消失。

圖19 O-O′三維地震剖面上的中志留世-中泥盆世正斷層(剖面位置見圖17)

N-N′剖面上的F1斷層切割地層較多，且受其它斷層影響較小，較適合斷層生長指數(shù)和斷層活動性分析(圖18)。斷層斷距在志留系的La反射層(黃色點(diǎn)線)之下的各界面相同，斷層生長指數(shù)為1，說明La沉積之前斷層尚未形成；La至東河砂巖底，斷距逐漸減小，上盤地層厚度明顯大于下盤，斷層生長指數(shù)為1.15，說明斷層在La沉積之后東河砂巖沉積之前活動，具有生長斷層的性質(zhì)；東河砂巖底為一不整合，大部分?jǐn)鄬訑嘀翓|河砂巖底就停止了活動，只有2條斷層(F1和其右側(cè)與其傾向相反的斷層)在晚泥盆世-石炭紀(jì)早期有一定的繼承性活動。顯然，斷層帶的形成起始于志留紀(jì)中期，中泥盆世(東河砂巖沉積之前)基本定型，之后(晚泥盆世-早石炭世)局部有較弱的繼承性活動。

圖18 N-N′三維地震剖面上的中志留世-中泥盆世正斷層(據(jù)Li et al., 2015修改;剖面位置見圖17)

阿滿過渡帶中部的滿深1井區(qū)也發(fā)育一條NE-SW走向的中志留世-中泥盆世雁列狀正斷層帶(圖17)。該斷裂帶向東北延伸至哈得5-哈得9井區(qū)附近；向西南延伸，可能一直穿越塔中1號斷裂，進(jìn)入塔中背斜(塔中低凸起)(李曰俊等, 2014; 劉云祥等, 2014; Lietal., 2015; 黃少英等, 2021)。P-P′和Q-Q′是過該正斷層帶的2條三維地震剖面(圖20)。

P-P′剖面上發(fā)育三條正斷層，組合成一個簡單負(fù)花狀構(gòu)造(圖20左)。該構(gòu)造向上，斷至東河砂巖底后停止活動；向下，左側(cè)兩條斷層匯聚于志留系底部后繼續(xù)向下延伸，并與右側(cè)斷層匯聚于上奧陶統(tǒng)中部。左側(cè)兩條斷層不適合斷層生長指數(shù)計算。取右側(cè)F1進(jìn)行斷層生長指數(shù)計算，判定斷層活動時間。

志留系下部-奧陶系上部(La-Lb之間的地層)，各地震反射界面的斷層斷距相等，斷層兩側(cè)同時代地層厚度也相等，說明斷層還沒有活動。自La反射層向上，斷層斷距逐漸減?。籐a反射層與東河砂巖底面之間的斷層生長指數(shù)為1.103，說明這段地層沉積期間F1斷層活動。F1斷層斷至東河砂巖的底之后便停止了活動。與N-N′剖面上的斷層活動性分析結(jié)果基本一致，只是N-N′剖面?zhèn)€別斷層在晚泥盆世-石炭紀(jì)有一定的繼承性活動或復(fù)活。

在地震剖面仔細(xì)解釋的基礎(chǔ)上，根據(jù)地層斷開的地層時代、斷層與角度不整合的關(guān)系以及斷層生長指數(shù)計算結(jié)果判定，這期伸展構(gòu)造(正斷層)的活動時間是中志留世-中泥盆世，時間上緊隨阿爾金早古生代碰撞造山作用(及其在塔里木地塊引起的同碰撞構(gòu)造變形)之后，因此屬于碰撞后構(gòu)造。

Q-Q′剖面上(圖20右)，中志留世-中泥盆世負(fù)花狀構(gòu)造疊加在先存的正花狀構(gòu)造之上，組合成通常所說的“花上花”現(xiàn)象。先存的正花狀構(gòu)造頂部的不整合(La反射層)已給出了其形成時間，為志留紀(jì)早期，可能是塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞造山的同碰撞構(gòu)造。

圖20 P-P′和Q-Q′三維地震剖面上的中志留世-中泥盆世正斷層(剖面位置見圖17)

3.2 塔里木盆地東部的碰撞后構(gòu)造

塔里木盆地中部的中志留世-中泥盆世碰撞后伸展構(gòu)造，都是通過高精度三維地震資料的精細(xì)解釋發(fā)現(xiàn)的。塔里木盆地東部油氣勘探程度較低，三維地震資料很少，但是，通過對該地區(qū)已有二維地震資料精細(xì)的解釋，作者在這里也發(fā)現(xiàn)了保存良好的中志留世-中泥盆世碰撞后伸展構(gòu)造(圖21-圖23)。

圖21 塔里木盆地東部發(fā)現(xiàn)的中志留世-中泥盆世正斷層分布圖(位置見圖2)

塔東地區(qū)發(fā)現(xiàn)的中志留世-中泥盆世正斷層也是阿爾金早古生代碰撞造山作用的碰撞后構(gòu)造。它們是一系列走向近南北的正斷層，平面上組合成NNE-SSW和NWW-SEE走向的2組張扭性雁列狀正斷層帶，構(gòu)成一個共軛斷裂系統(tǒng)，指示NEE-SWW向拉張(圖21)。剖面上，形成塹壘構(gòu)造和負(fù)花狀構(gòu)造；正斷層向上多終止于上泥盆統(tǒng)(東河砂巖)的底，傾向相反的正斷層向下交匯后可能繼續(xù)向下延伸(圖22、圖23)。

依據(jù)斷層斷開層位、斷距變化和斷層生長指數(shù)計算結(jié)果，分析斷層活動性。

R-R′剖面右側(cè)，侏羅系-白堊系直接不整合于發(fā)育正斷層的奧陶系-中泥盆統(tǒng)之上，其間缺失大套地層，不適合正斷層活動結(jié)束時間的判定。選取左側(cè)地層發(fā)育較全，特別是有上泥盆統(tǒng)-石炭系的部位發(fā)育的斷層F1、F2和F3，進(jìn)行斷層生長指數(shù)計算，分析正斷層活動起始、結(jié)束的時間和演化過程(圖22)。

圖22 塔東地區(qū)R-R′二維地震剖面上的中志留世-中泥盆世正斷層(剖面位置見圖2)

斷層生長指數(shù)計算結(jié)果顯示，三條斷層在中志留統(tǒng)以下的地層中，斷層兩側(cè)的同時代地層厚度相同，生長指數(shù)為1，說明斷層在中志留世之前尚未開始活動；斷層兩側(cè)同時代地層厚度的差異出現(xiàn)在中志留統(tǒng)-中泥盆統(tǒng)，斷層生長指數(shù)大于1，反應(yīng)斷層自中志留世開始活動，并持續(xù)至中泥盆世。多數(shù)正斷層向上停止于上泥盆統(tǒng)的底，說明斷層在上泥盆統(tǒng)沉積之前停止活動。R-R′剖面上的F4，因受其右側(cè)分支斷層的影響，不適合斷層生長指數(shù)計算，但是，這里確鑿無疑地存在上泥盆統(tǒng)(-石炭系)，斷層向上斷至上泥盆統(tǒng)底附近停止，不再向上延伸，清晰地顯示，斷層在上泥盆統(tǒng)沉積之前的中泥盆世晚期停止活動。顯然，這些正斷層活動起始于中志留世初期，持續(xù)活動至中泥盆世，并終止于中泥盆世末期。

R-R′地震剖面上的斷層活動性分析結(jié)果，也得到了S-S′地震剖面F1斷層生長指數(shù)計算結(jié)果的支持(圖23)。不同的是，S-S′剖面上的F1在晚泥盆世-石炭紀(jì)仍有明顯的繼承性活動，代表另一個構(gòu)造演化階段的構(gòu)造變形，不屬于碰撞后構(gòu)造。

圖23 塔東地區(qū)S-S′二維地震剖面上的中志留世-中泥盆世正斷層(剖面位置見圖2)

4 討論

4.1 同碰撞構(gòu)造與塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞

塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞的時間仍存在認(rèn)識分歧，多數(shù)研究者認(rèn)為其發(fā)生于早古生代的中-晚期(郝杰等, 2006; 楊經(jīng)綏等, 2008; 張建新等, 2015; 楊海軍等, 2016; 康磊等, 2016; 牟墩玲等, 2018; 馬拓等, 2019; 吳玉等, 2021; Lietal., 2016a; Wuetal., 2021; Tengetal., 2022)。這一碰撞造山作用的同碰撞構(gòu)造在塔里木盆地保存較好，主要包括前陸褶皺沖斷帶和大型基底卷入型背斜。這些同碰撞構(gòu)造的發(fā)現(xiàn)，為判定塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞事件發(fā)生的時間和演化過程提供了更直觀、可靠的證據(jù)，為阿爾金碰撞造山帶和原特提斯構(gòu)造研究提供了一個全新的視角。

4.1.1 塘沽孜巴斯褶皺沖斷帶是阿爾金早古生代碰撞造山帶的前陸褶皺沖斷帶

前陸褶皺沖斷帶是最典型的同碰撞構(gòu)造。它位于造山帶與相鄰克拉通之間，主構(gòu)造線方向大致平行于碰撞造山帶的方向，變形主壓應(yīng)力方向與碰撞造山帶的主壓應(yīng)力方向基本一致，其變形時間和相應(yīng)碰撞造山帶形成演化時間基本一致(理論上兩者之間可能有一個很小的時間差)。前陸褶皺沖斷帶是造山帶研究不可或缺的重要內(nèi)容。

塘沽孜巴斯褶皺沖斷帶位于塔里木盆地南部，阿爾金-西昆侖山前的塘沽孜巴斯坳陷(圖2、圖4)。根據(jù)不整合、卷入褶皺-沖斷變形的地層和生長地層，該褶皺沖斷帶形成于晚奧陶世-早志留世，與阿爾金、西昆侖早古生代造山作用的時代基本一致。以往多將其視作(西)昆侖早古生代造山帶的前陸褶皺沖斷帶(魏國齊和賈承造, 1998; 魏國齊等, 2002; 楊海軍等, 2016; Lietal., 2016a)。本文認(rèn)為，它是阿爾金早古生代碰撞造山帶的前陸褶皺沖斷帶。

雖然塘沽孜巴斯褶皺沖斷帶位于阿爾金和西昆侖共同的山前部位，但是，其主構(gòu)造線方向(NE-SW)平行于阿爾金而不是西昆侖；其向NW或SE方向沖斷，指示其形成時的主壓應(yīng)力方向為NW-SE，顯然，它只能是NW-SE方向碰撞造山作用的產(chǎn)物，與西昆侖(早古生代)造山帶沒有關(guān)系。鑒于塔里木地塊的西北緣沒有同時代碰撞或其它合適的構(gòu)造事件為其褶皺-沖斷作用提供動力來源(王作勛等, 1990; Xiaoetal., 2008, 2009; 李曰俊等, 2009, 2010)，只能到塔里木克拉通東南緣的阿爾金造山帶尋找該褶皺沖斷帶變形的動力來源。

阿爾金山位于塔里木和柴達(dá)木之間，是一條早古生代的碰撞造山帶。它是特提斯超級造山帶最北緣的縫合帶之一，是原特提斯構(gòu)造演化的重要組成部分。蛇綠巖、高壓-超高壓變質(zhì)巖、增生-碰撞相關(guān)巖漿巖等在阿爾金造山帶內(nèi)均有發(fā)育(圖3；劉良等, 1999, 2013; 郝杰等, 2006; 楊經(jīng)綏等, 2008; 張建新等, 2010, 2015; 張占武等, 2012; 康磊等, 2016; 郭晶等, 2021; 吳玉等, 2021)。造山帶內(nèi)發(fā)育2條蛇綠混雜帶，紅柳溝-拉配泉蛇綠混雜帶和阿帕-茫崖蛇綠混雜帶。兩者的蛇綠巖、變質(zhì)巖和早古生代花崗巖在巖石學(xué)、地球化學(xué)、同位素年代學(xué)等方面都具有很大的相似性(牟墩玲等, 2018)，說明，它們是同一俯沖-碰撞系統(tǒng)的產(chǎn)物，屬于同一俯沖-碰撞造山帶，即阿爾金造山帶。該造山帶經(jīng)歷了長期復(fù)雜的阿爾金洋殼俯沖消減，最終由塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞形成。巖漿巖和變質(zhì)巖同位素年代學(xué)研究表明，這一碰撞事件發(fā)生于早古生代中-晚期(郝杰等, 2006; 張建新等, 2015; 吳玉等, 2021; Tengetal., 2022)。這與塘沽孜巴斯褶皺沖斷帶的變形時間非常吻合。

根據(jù)上述地質(zhì)事實(shí)，作者認(rèn)為，塘沽孜巴斯褶皺沖斷帶是阿爾金早古生代碰撞造山帶的前陸褶皺沖斷帶，是塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞最典型的同碰撞構(gòu)造。

4.1.2 輪南、塔東和塔中背斜是否塔里木與柴達(dá)木地塊碰撞的同碰撞構(gòu)造？

輪南、塔東和塔中背斜是塔里木盆地的三個大型基底卷入型背斜，背斜構(gòu)造變形所卷入的地層為下古生界及其更老的地層。地震剖面上，發(fā)現(xiàn)三個不整合與背斜的形成演化密切相關(guān)，分別是上奧陶統(tǒng)底、志留系底和上泥盆系底(圖7、圖8、圖11、圖13-15)；上奧陶統(tǒng)和志留系(中-下部)顯示出明顯的生長地層的特征(圖9；李明杰等, 2006; 楊海軍等, 2016; Lietal., 2016a; 黃少英等, 2020)。根據(jù)不整合、生長地層、卷入構(gòu)造變形的地層時代以及造山后伸展構(gòu)造的變形時間分析，輪南背斜、塔中背斜和塔東背斜的雛形同時形成，形成于晚奧陶世-早志留世。這與塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞的時間(郝杰等, 2006; 張建新等, 2015; 吳玉等, 2021; Tengetal., 2022)基本一致，顯示出它們存在著密切的成因聯(lián)系，這三個背斜構(gòu)造應(yīng)該是塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞造山的同碰撞構(gòu)造。

輪南和塔東背斜長軸方向均為NE-SW(圖6、圖10)，平行于阿爾金造山帶的方向。他們是典型的擠壓變形，均以彎曲變形為特色，斷裂較少(黃少英等, 2021)。背斜變形時的主壓應(yīng)力方向是NW-SE，與塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞形成的擠壓應(yīng)力場一致。

輪南背斜形成于晚奧陶世-早志留世，現(xiàn)今深埋于晚新生代北塔里木陸內(nèi)前陸盆地的前淵帶之下(圖2、圖6-圖8；李曰俊等, 2001, 2009, 2010, 2012; 孫龍德等, 2002)。引起輪南背斜變形的是一個NW-SE方向的古擠壓構(gòu)造應(yīng)力場。背斜形成的時候，塔里木板塊西北緣是一個被動大陸邊緣(王作勛等, 1990; 盧華復(fù)等, 1996; Xiaoetal., 2008; 李曰俊等, 2010)，不可能發(fā)生可以引發(fā)NW-SE向擠壓構(gòu)造應(yīng)力場的構(gòu)造事件，同時，輪南背斜無論變形時間，變形樣式還是變形的空間展布，都與塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞有很好的協(xié)調(diào)一致，所以，作者認(rèn)為，輪南背斜是塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞的同碰撞構(gòu)造。

塔東背斜經(jīng)歷了2期大的背斜變形。晚奧陶世-早志留世的擠壓構(gòu)造變形形成雛形；三疊紀(jì)疊加擠壓構(gòu)造變形大幅度強(qiáng)化了背斜構(gòu)造，并使之定型。所謂的塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞的同碰撞構(gòu)造，指的是晚奧陶世-早志留世形成的背斜雛形。塔東背斜的雛形在構(gòu)造變形特征、空間展布和形成時間等方面，都與輪南背斜非常相似，而且其直接位于阿爾金碰撞造山帶的山前，因而，將其視為塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞造山的同碰撞構(gòu)造，甚至更令人信服。

塔中背斜也是晚奧陶世-早志留世形成的一個基底卷入型背斜構(gòu)造。與輪南和塔東背斜不同的是，(1)塔中背斜的長軸方向(NW-SE)幾乎垂直于阿爾金造山帶的走向，塘沽孜巴斯褶皺沖斷帶主構(gòu)造線走向，以及輪南和塔東背斜長軸方向；(2)塔中背斜上斷裂異常發(fā)育(圖12-圖15)(李明杰等, 2006; 李曰俊等, 2008b; 李傳新等, 2009, 2010; 鄔光輝等, 2011, 2012b; 湯良杰等, 2012; 劉長磊等, 2018; 伍軼鳴等, 2020)。塔中背斜的NW-SE走向的斷裂多是壓扭性的(李傳新等, 2010; 鄔光輝等, 2012b)。塔中背斜及其共生的NW-SE走向的逆沖兼走滑斷裂共同構(gòu)成一個大型壓扭性剪切變形帶。它可能是其東北側(cè)的輪南、塔東背斜與西南側(cè)的塘沽孜巴斯前陸褶皺沖斷帶之間的調(diào)節(jié)構(gòu)造(圖24)，是一種特殊類型的同碰撞構(gòu)造。

圖24 塘沽孜巴斯前陸褶皺沖斷帶、塔中背斜、塔東背斜和輪南背斜關(guān)系的立體模式圖

4.2 塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞造山的碰撞后構(gòu)造

碰撞相關(guān)構(gòu)造的研究，多聚焦于同碰撞構(gòu)造，例如前陸褶皺沖斷帶(魏國齊等, 2002;李洪輝等, 2020; Beydounetal., 1992; Fermor and Moffat, 1992; Mouthereauetal., 2007; Hardeboletal., 2007; Poblet and Lisle, 2011; Wenetal, 2017, 2020)；碰撞后構(gòu)造研究相對薄弱，甚至往往被忽視(eng?r and Kidd, 1979; Navabpouretal., 2007; 趙巖等, 2012; Lietal., 2013, 2015, 2022; 李洪輝等, 2020; Wenetal., 2020; Peron-Pinvidic and Osmundsen, 2020; Wuetal., 2021)。碰撞后弱伸展構(gòu)造是判定造山作用結(jié)束時間的關(guān)鍵依據(jù)，在碰撞造山帶研究中具有重要意義，值得地質(zhì)學(xué)家更多的關(guān)注。

和同碰撞構(gòu)造一樣，塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞造山的碰撞后構(gòu)造，在塔里木盆地也得到了較好的保存。它們是一系列形成于中志留世-中泥盆世的正斷層及其組合成的(共軛)張扭性剪切帶(李曰俊等, 2014; 劉云祥等, 2014; Lietal., 2015; 黃少英等, 2020, 2021)。斷層活動時間判定的依據(jù)主要是相關(guān)的角度不整合、斷層斷開的地層時代和斷層生長指數(shù)。已知的碰撞后正斷層見于塔中、輪南、塔東低凸起和阿滿過渡帶。該期正斷層如此大面積分布，也反映其為區(qū)域性構(gòu)造而不是局部構(gòu)造。

平面上，這些規(guī)模不是很大的正斷層往往組合成雁列狀張扭性正斷層帶(圖17、圖21)。剖面上，這些張扭性斷層帶展現(xiàn)出負(fù)花狀構(gòu)造特點(diǎn)。組合成負(fù)花狀構(gòu)造的正斷層向下匯聚，多在奧陶系匯聚到一條主干走滑斷層；向上撒開，多斷至上泥盆統(tǒng)東河砂巖底停止(圖19、圖20)。因而，這些張扭性斷層帶平面上的雁列狀組合特點(diǎn)和剖面上的負(fù)花狀構(gòu)造特征主要見于志留系-中泥盆統(tǒng)。有的地震剖面上，可以見到中志留世-中泥盆世形成的負(fù)花狀構(gòu)造疊加在先存的正花狀構(gòu)造之上，形成通常所說的“花上花”現(xiàn)象(圖16、圖20之Q-Q′剖面)(鄔光輝等, 2020; 黃少英等, 2021)。這些先存的正花狀構(gòu)造一般形成于晚奧陶世-早志留世，是塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞造山過程中形成的，是同碰撞構(gòu)造。因而，這些斷層帶在志留-泥盆系為張扭性斷層帶(李曰俊等, 2014; 劉云祥等, 2014; Lietal., 2015; 黃少英等, 2021)，而在寒武-奧陶系則有時會顯示出壓扭性特征(鄔光輝等, 2012b; 楊海軍等, 2020)。

由于奧陶系是塔里木盆地油氣勘探的主要目的層，所以，以往的研究多集中于斷層帶在奧陶系的特征，看到的多是其壓扭性和走滑特征(李明杰等, 2006; 李傳新等, 2009, 2010; 張承澤等, 2008; 鄔光輝等, 2009, 2011, 2012b, 2020; 馬德波等, 2016; Wuetal., 2018; 楊海軍等, 2020)。本文研究的是中志留世-中泥盆世形成的正斷層及其組合成的張扭性斷層帶，特別關(guān)注其在志留-泥盆系的構(gòu)造特征，看到的是正斷層和張扭性斷層帶。本文試圖探討其與碰撞造山的關(guān)系，強(qiáng)調(diào)的是其所具有的拉張屬性。

阿爾金造山帶內(nèi)巖漿巖和變質(zhì)巖同位素年代學(xué)、地球化學(xué)和巖石學(xué)研究結(jié)果表明，造山帶的碰撞后伸展發(fā)生于早古生代晚期-晚古生代早期(劉良等, 2013; Wangetal., 2014; 康磊等, 2016; 馬拓等, 2019; Tengetal., 2022)。同期的碰撞后伸展作用還見于南側(cè)的東昆侖地區(qū)(郝杰等, 2003b; 田廣闊等, 2016)。這些都與作者在塔里木盆地發(fā)現(xiàn)的碰撞后構(gòu)造相互支持、相互印證。碰撞后構(gòu)造的研究成果，為正確判定塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞造山作用的碰撞后伸展階段的時間，提供了更加清晰、準(zhǔn)確、可靠的依據(jù)；明確碰撞后伸展階段的時間為中志留世-中泥盆世。

4.3 阿爾金早古生代碰撞造山帶的形成演化過程恢復(fù)

古阿爾金洋是原特提斯洋的一個分支。它的閉合導(dǎo)致塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞，形成阿爾金早古生代碰撞造山帶(常承法和鄭錫瀾, 1973; Changetal., 1986; 劉良等, 1999, 2013; Zhangetal., 2001, 2014, 2017; 吳峻等, 2001; 郝杰等, 2006; 張建新等, 2010, 2015; 崔美慧等, 2011; 張占武等, 2012; Wangetal., 2014; 蓋永升等, 2015; 康磊等, 2016; 牟墩玲等, 2018; 馬拓等, 2019; 吳玉等, 2021; 郭晶等, 2021; Tengetal., 2022)。塘沽孜巴斯褶皺沖斷帶是其前陸褶皺沖斷帶，與其它碰撞相關(guān)構(gòu)造一起，較好地記錄了塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞造山過程(圖25)。

圖25 阿爾金早古生代碰撞造山帶前陸褶皺沖斷帶的形成演化

作為原特提斯洋北緣的一個分支，阿爾金洋是伴隨羅迪尼亞超大陸的裂解而打開的。洋盆打開的歷史可以追溯到前寒武紀(jì)末期；至中寒武世就已經(jīng)演化成一個廣闊的大洋；自晚寒武，阿爾金洋的洋殼向柴達(dá)木地塊之下俯沖(圖25a)(劉良等, 1999, 2013; Zhangetal., 2001, 2014, 2017; 郝杰等, 2006; 楊經(jīng)綏等, 2008; 崔美慧等, 2011; 張占武等, 2012; Wangetal., 2014; 張建新等, 2015; 蓋永升等, 2015; 康磊等, 2016; 馬拓等, 2019; 吳福元等, 2020; Tengetal., 2022)。洋殼俯沖開啟了阿爾金洋閉合的歷史。

中奧陶世末-晚奧陶世初，阿爾金洋最終閉合，塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞開始，形成阿爾金早古生代碰撞造山帶(郝杰等, 2006; 張建新等, 2015; 康磊等, 2016; 范亞洲等, 2018; 吳玉等, 2021)。造山楔逐漸向塔里木方向推進(jìn)，形成塘沽孜巴斯前陸褶皺沖斷帶的雛形(圖25b；Heetal., 2009; 楊海軍等, 2016; Lietal., 2016a; 蘇洲等, 2020)。中寒武統(tǒng)膏-鹽層的存在構(gòu)成了褶皺沖斷帶當(dāng)然的主滑脫面，因此，褶皺沖斷帶以薄皮構(gòu)造為主。褶皺-沖斷帶的根帶可能曾經(jīng)發(fā)育一定寬度的基底卷入型沖斷構(gòu)造，只是由于后期(尤其是新生代)構(gòu)造變形的破壞而不復(fù)存在。

前陸褶皺沖斷帶以中寒武統(tǒng)膏-鹽層為主滑脫面，由SE向NW(現(xiàn)今方向)滑脫-沖斷，形成一系列薄皮沖斷構(gòu)造。隨著造山作用的持續(xù)，褶皺沖斷帶的不斷向NW方向推進(jìn)。到晚奧陶世中-晚期，塘沽孜巴斯前陸褶皺沖斷變形推進(jìn)至塘南褶皺沖斷帶的前鋒部位，前陸褶皺沖斷帶的主沖/前沖部分(塘南褶皺沖斷帶)形成(圖25c)。

伴隨阿爾金早古生代碰撞造山作用的繼續(xù)，塘沽孜巴斯前陸褶皺沖斷帶繼續(xù)向NW方向推進(jìn)，并于晚奧陶世末-早志留世推進(jìn)至瑪東，形成瑪東褶皺沖斷帶?，敄|褶皺沖斷帶由NW向SE方向沖斷，構(gòu)成前陸褶皺沖斷帶的反沖構(gòu)造，并與塘南褶皺沖斷帶一起形成一個大的構(gòu)造三角帶(圖25d)。如此寬大的反沖構(gòu)造帶和構(gòu)造三角帶，在前陸褶皺沖斷帶中是很少見的。

阿爾金早古生代碰撞造山作用及其引起的前陸褶皺沖斷變形持續(xù)至早志留世末-中志留世初結(jié)束，然后進(jìn)入碰撞后應(yīng)力松弛階段(圖25e；郝杰等, 2003b; 劉良等, 2013; Wangetal., 2014; 康磊等, 2016; 田廣闊等, 2016; 馬拓等, 2019; Tengetal., 2022)，從而在塔里木盆地形成了一系列中志留世-中泥盆世伸展構(gòu)造(李曰俊等, 2014; 劉云祥等, 2014; Lietal., 2015; 黃少英等, 2020, 2021)。

阿爾金早古生代碰撞造山帶的前陸褶皺沖斷帶，即塘沽孜巴斯褶皺沖斷帶，現(xiàn)今深埋于地下數(shù)千米，為中志留統(tǒng)至新生界所覆蓋，其根部相當(dāng)一部分可能因后期的構(gòu)造變形所破壞，不復(fù)存在(圖25f)。

4.4 對原特提斯研究的啟示意義

特提斯是指岡瓦納和勞亞大陸之間的古大洋，由眾多分支洋盆和其間的小型地塊/地體組成。其閉合的產(chǎn)物是由眾多縫合帶組成的特提斯超級造山帶(eng?r, 1987, 1990;eng?retal., 1988; 張建新等, 2015; 李三忠等, 2016; Lietal., 2018; 吳福元等, 2020; 曾慶高等, 2020)。自從Suss (1893)正式命名以來，特提斯就一直受到廣泛的關(guān)注。通常，特提斯劃分為原特提斯(Proto-Tethys)、古特提斯(Paleo-Tethys)和新特提斯(Neo-Tethys)(Hsü and Bernoulli, 1978;eng?r, 1984, 1985, 1987, 1990, 1992;eng?retal., 1988; Youngun and Hsü, 1994; 賈承造等, 2001; Xiao, 2015; Zhaoetal., 2017; Lietal., 2018; 吳福元等, 2020; 曾慶高等, 2020; Guoetal., 2022)。原特提斯存在于晚石炭世之前，是古特提斯之前的歷史。古特提斯與潘基亞超大陸共存，是位于岡瓦納和勞亞大陸之間的一個向東開口的大型喇叭口狀海灣，由眾多分支洋盆及其間的地塊/體組成，存在時間是晚石炭世-侏羅紀(jì)。新特提斯是中-新生代岡瓦納大陸北緣裂解形成的新的洋盆；其閉合形成阿爾卑斯-扎格羅斯-喜馬拉雅造山帶。特提斯的晚石炭世-新生代的歷史，即古特提斯和新特提斯及其閉合形成的基墨里造山帶和阿爾卑斯-扎格羅斯-喜馬拉雅造山帶，研究程度較高(常承法和鄭錫瀾, 2973; Molnar and Tapponnier, 1975; Tapponnier and Molnar, 1977; Hsü and Bernoulli, 1978;eng?r and Kidd, 1979; Cohen, 1980; Tapponnieretal., 1981; Girardeauetal., 1984;eng?r, 1984, 1985, 1987, 1990, 1992; Changetal., 1986; Tapponnieretal., 1986;eng?retal., 1988; Pearce and Deng, 1988; 郭令智等, 1992; 郝杰和李曰俊, 1993, 1997; Hsüetal., 1995;eng?r and Natal’in, 1996; 李曰俊等, 1997, 2000；Lietal., 2000, 2016c; 賈承造等, 2001; Dingetal., 2005; Navabpouretal., 2007; 王道軒等, 2011; Gehrelsetal., 2011; Mouthereauetal., 2012; Xiao, 2015)。關(guān)于原特提斯的研究相對較少(Frischetal., 1984; Tozer, 1989; 楊樹鋒等, 1999; 張建新等, 2015; 張輝善等, 2020; Zhaoetal., 2017; Lietal., 2018)。

代表原特提斯縫合帶的前石炭紀(jì)蛇綠巖和俯沖-碰撞相關(guān)的巖漿巖和變質(zhì)巖，廣泛分布于特提斯超級造山帶，不僅見于北緣的西昆侖-阿爾金(常承法和鄭錫瀾, 1973; Youngun and Hsü, 1994; 劉良等, 1999; 羅金海和何登發(fā), 1999; 楊樹鋒等, 1999; 周輝等, 2000; 張旗等, 2003; Zhangetal., 2001, 2014, 2017; 張建新等, 2010, 2015; 郝杰等, 2006; 楊經(jīng)綏等, 2008; 康磊等, 2016; 范亞洲等, 2018; 牟墩玲等, 2018; 郭晶等, 2021; 吳玉等, 2021)，在古特提斯域的其它構(gòu)造帶，如祁連、東昆侖、秦嶺-大別、龍木措-雙湖等構(gòu)造帶(Changetal., 1986; Pearce and Deng, 1988; 郝杰和李曰俊, 1993; 潘裕生等, 1996; 肖文交等, 1998, 2000, 2003; 郝杰等, 2003b; 張旗等, 2003; 胡靄琴等, 2004; Xiaoetal., 2005; 李才等, 2008; 李廣偉等, 2009; Lietal., 2018; 崔美慧等, 2011; 吳彥旺, 2013; Caoetal., 2015; 田廣闊等, 2016; Zhaoetal., 2017; 吳福元等, 2020; 曾慶高等, 2020; 張輝善等, 2020; 李樂倩和張宏福, 2021; 張亮等, 2021; 吳玉等, 2021)也有分布。原特提斯縫合帶的分布范圍與古特提斯縫合帶的分布范圍幾乎完全重疊，顯示兩者之間可能是連續(xù)演化的關(guān)系。原特提斯可能是古特提斯早期演化階段；而古特提斯則可能是原特提斯的殘余洋盆。

阿爾金和西昆侖早古生代造山帶是2條原特提斯的縫合帶，位于原特提斯域北緣，塔里木克拉通南側(cè)。塔里木盆地地震資料解釋過程中發(fā)現(xiàn)的早古生代碰撞相關(guān)構(gòu)造，為這兩條縫合帶的研究提供了一個新的、直接的視角。

以往的研究認(rèn)為，原特提斯存在碰撞型和增生型兩種類型的造山作用(Changetal., 1986; 潘裕生, 1994; 潘裕生等, 1996;eng?r and Natal’in, 1996; 肖文交等, 1998, 2000, 2003; 張建新等, 2015)。塔里木盆地發(fā)現(xiàn)的同碰撞構(gòu)造是塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞的結(jié)果。迄今，尚未發(fā)現(xiàn)指示塔里木克拉通西南緣曾經(jīng)發(fā)生早古生代碰撞造山作用的碰撞相關(guān)構(gòu)造。很可能，早古生代，塔里木克拉通東南緣發(fā)生的是增生-碰撞造山作用，最終，塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞形成阿爾金增生-碰撞造山帶；而西南緣的西昆侖地區(qū)則一直發(fā)生增生型造山作用，沒有發(fā)生明顯的碰撞造山作用，形成的是增生型造山帶(圖25、圖26)。它們都是原特提斯構(gòu)造演化的重要組成部分。

圖26 塔里木克拉通及相鄰地質(zhì)體早志留世構(gòu)造-古地理格局示意圖

5 結(jié)論

(1)塔里木盆地發(fā)現(xiàn)早古生代塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞的相關(guān)構(gòu)造，包括同碰撞構(gòu)造和碰撞后構(gòu)造。同碰撞構(gòu)造以塘沽孜巴斯前陸褶皺沖斷帶為代表，還有輪南、塔東和塔中三個基底卷入型背斜。碰撞后構(gòu)造是一系列正斷層及其組合而成的雁列狀張扭性斷層帶。

(2)同碰撞構(gòu)造形成于晚奧陶世-早志留世，代表塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞造山的時間。碰撞后構(gòu)造形成于中志留世-中泥盆世，代表碰撞后伸展構(gòu)造演化階段的時間。

(3)根據(jù)碰撞相關(guān)構(gòu)造研究結(jié)果，塔里木地塊-柴達(dá)木地塊碰撞起始于中奧陶世末，持續(xù)至早志留世末結(jié)束，然后進(jìn)入中志留世-中泥盆世碰撞后伸展構(gòu)造演化階段。這期碰撞形成了阿爾金早古生代碰撞造山帶。

(4)塔里木盆地東南緣的阿爾金山和西南緣的西昆侖山，是特提斯超級造山帶最北緣的兩條縫合帶。它們的早古生代構(gòu)造屬于原特提斯的演化歷史，包括增生型和碰撞型兩種類型的造山作用。塔里木盆地發(fā)現(xiàn)的碰撞相關(guān)構(gòu)造指示，在其東南緣(阿爾金)曾經(jīng)發(fā)生過一次早古生代碰撞，即塔里木地塊與柴達(dá)木地塊之間的碰撞。阿爾金是一條早古生代的增生-碰撞造山帶，經(jīng)歷了晚寒武世-中奧陶世的增生造山作用和中奧陶世末-早志留世末的碰撞造山作用。沒有碰撞相關(guān)構(gòu)造指示其西南緣(西昆侖)曾經(jīng)發(fā)生過早古生代碰撞造山作用。塔里木克拉通西南緣早古生代發(fā)生的是增生型造山作用。

致謝研究過程中得到王道軒教授、程曉敢教授、吳根耀教授、王步清教授、孟慶龍博士和張強(qiáng)博士的友好幫助。審稿人和編輯的建設(shè)性修改意見，使論文質(zhì)量得到明顯的提高。地震剖面來自中國石油塔里木油田。一并致以由衷的感謝。