塔里木地块-柴达木地块碰撞相关的同碰撞和碰撞后构造——塔里木盆地地震资料解释成果*

周慧 李曰俊 陈志勇 文磊 黄理力 刘亚雷 郑多明 李程

青藏高原是特提斯构造域的重要组成部分，也是特提斯域原、古、新特提斯发育最齐全的一段。塔里木盆地位于特提斯域北侧。塔里木盆地南缘西昆仑和阿尔金早古生代造山作用，被认为是与原特提斯洋的闭合密切相关(常承法和郑锡澜, 1973; 潘裕生, 1994; 潘裕生等, 1996; 潘裕生和方爱民, 2010; 杨树锋等, 1999; 罗金海和何登发, 1999; 郝杰等, 2003a, 2006; 杨经绥等, 2008; 方爱民等, 1998, 2000; 张建新等, 2010, 2015; 盖永升等, 2015; 牟墩玲等, 2018; 范亚洲等, 2018; Changetal., 1986; Pan, 1996; Zhangetal., 2001, 2014, 2017)。以往的研究认为，原特提斯域存在碰撞型和增生型两种类型的造山作用，对应两种类型的造山带，一类以塔里木-柴达木碰撞形成的阿尔金碰撞造山带为代表，另一类以西昆仑早古生代增生造山带为代表(潘裕生, 1994; 潘裕生等, 1996; 肖文交等, 1998, 2000, 2003; 张建新等, 2015; Changetal., 1986; Xiaoetal., 2005)。它们都是原特提斯构造演化的重要内容。

塔里木地块-柴达木地块碰撞，使塔里木克拉通演化历史，从长期的区域性伸展构造演化阶段转变为区域性挤压构造演化阶段；盆地的性质从克拉通盆地转变为周缘前陆盆地(系统)；盆地沉积建造从碳酸盐岩占主导地位转变为以碎屑岩为主(王仁德, 1992; 魏国齐等, 2002; 贾承造等, 2004; 张师本等, 2004; 李曰俊等, 2014; 刘云祥等, 2014; 杨海军等, 2016; 邬光辉等, 2009, 2012a, 2020, 2021; 苏洲等, 2020; Heetal., 2009; Lietal., 2015, 2016a)。这一构造事件，对古生代以来的塔里木盆地构造格局演变与油气富集区展布具有重要的控制作用。

关于塔里木地块-柴达木地块碰撞的起始时间的认识存在着明显的分歧，从晚前寒武纪到早石炭世，存在多种不同的观点(常承法和郑锡澜, 1973; Changetal., 1986; 潘裕生, 1994; 贾承造, 1997; 魏国齐和贾承造, 1998; 魏国齐等, 2002; 刘良等, 1999; 何治亮等, 2001; 郝杰等, 2006; 杨经绥等, 2008; 张建新等, 2015; 康磊等, 2016; 吴福元等, 2020; 曾庆高等, 2020; 吴玉等, 2021; Lietal., 2015, 2016a)。以往关于这一碰撞事件的研究，多集中于造山带(阿尔金山系)内部，而对相邻盆地(塔里木和柴达木盆地)内的研究较少；关于碰撞起始时间的研究较多，碰撞结束时间的研究较少。本文以塔里木盆地内的地震资料解释为主要技术手段，以塔里木地块-柴达木地块碰撞的相关构造为主要研究对象，依据地层接触关系、生长地层、构造变形样式、断层活动性和断层时空关系等，分析这次碰撞事件发生的时间和成因机制，并探讨其在原特提斯构造演化研究中的意义。

塔里木地块-柴达木地块碰撞的相关构造在塔里木盆地保存较好，但是，盆地被巨厚的新生界所覆盖，这些碰撞相关构造深埋于地下，无法在地表直接观察、测量和分析，因而，地震资料和地震资料解释在本项研究中是必不可少的。塔里木盆地现有的地震资料主要是由中石油塔里木油田(以及原塔里木石油勘探开发指挥部)、新疆油田、大庆油田和中石化西北油田(以及原西部勘探指挥部)采集的。此外，中国地质调查局油气资源调查中心、中曼石油天然气集团股份有限公司、北京京能油气资源开发有限公司、上海申能新能源投资有限石油公司和新疆能源(集团)有限责任公司等分别采集了少量地震资料。本文所用的地震资料主要来自中石油塔里木油田。

1 地质背景

塔里木盆地被南天山、西昆仑山和阿尔金山三条山脉所环绕，是发育在塔里木克拉通之上的一个大型中-新生代沉积盆地，具有前寒武系结晶基底和上前寒武系-新生界沉积盖层，主体部分被塔克拉玛干沙漠覆盖(新疆维吾尔自治区地质矿产局, 1993; 贾承造, 1997; 贾承造等, 2001, 2004; 何治亮等, 2001; Lietal., 2015)。它还是中国陆上最大的含油气盆地。塔里木克拉通与卡拉库姆、华北克拉通一起，分隔阿尔泰(中亚)和特提斯两个超级造山带。塔里木地质与周缘造山带的构造演化息息相关，也保存了众多阿尔泰(中亚)和特提斯两大构造域构造演化的重要记录(贾承造, 1997; 魏国齐和贾承造, 1998; 李曰俊等, 2001, 2009; 孙龙德等, 2002; 吴玉等, 2021;engöretal., 1988, 1993; Xiaoetal., 2009; Labordeetal., 2019; Wenetal., 2020)(图1、图2)。

图1 特提斯和阿尔泰(中亚)超级造山带及其间的中间单元构造简图，示研究区位置(据engör et al., 1993; Xiao et al., 2009; Li et al., 2016修改)

图2 塔里木盆地构造单元(a)及其A-A′南北向区域构造剖面(b)(据Li et al., 2013，2015修改)

阿尔金山和西昆仑山是位于塔里木盆地南缘的两条山脉；构造上，也是特提斯超级造山带北缘的组成部分。前者是一条早古生代的碰撞造山带，叠加有中生代裂谷作用和新生代的走滑断裂(图3)(常承法和郑锡澜, 1973; 潘裕生, 1994; 贾承造, 1997; 魏国齐和贾承造, 1998; 刘良等, 1999; 许志琴等, 1999; 崔军文等, 1999; 吴峻等, 2001; 何治亮等, 2001; 魏国齐等, 2002; 郝杰等, 2006; 杨经绥等, 2008; 陈汉林等, 2009; 张建新等, 2015; 康磊等, 2016; 田广阔等, 2016; 牟墩玲等, 2018; 宋星童等, 2019; 曾庆高等, 2020; 吴福元等, 2020; 吴玉等, 2021; Changetal., 1986; Lietal., 2015, 2016a; Tengetal., 2022)。后者经历了前寒武纪末-三叠纪复杂的增生和碰撞造山作用，并叠加了晚新生代印度-亚洲碰撞强烈的远程效应(常承法和郑锡澜, 1973; 郭令智等, 1992; 潘裕生, 1994; 潘裕生等, 1996; 肖文交等, 1998, 2000, 2003; 杨树锋等, 1999; 罗金海和何登发, 1999; 周辉等, 2000; 郝杰等, 2003a; 程晓敢等, 2012a, b; 陈汉林等, 2018; 陈延贵等, 2018; 张辉善等, 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)。

图3 阿尔金造山带地质简图(据康磊等, 2016; 何鹏等, 2022改绘)

南天山是阿尔泰(中亚)超级造山带的最南缘，经历了古生代到早中生代复杂的增生和碰撞造山作用，并在晚新生代印度板块-亚洲板块碰撞远程效应作用下复活(王作勋等, 1990; 肖序常等, 1992; 汤耀庆等, 1995; 李曰俊等, 2001, 2009, 2010; 肖文交等, 2006; 杨海军等, 2010; 李洪辉等, 2020; Windleyetal., 1990, 2007; Allenetal., 1993;engöretal., 1993;engör and Natal’in, 1996; Luetal., 1994; Brookfield, 2000; Xiaoetal., 2004, 2008, 2009; Charvetetal., 2011; Lietal., 2013, 2016b; Wenetal., 2020)。

早古生代塔里木地块-柴达木地块碰撞，在阿尔金造山带及邻区引起的挤压构造变形，即同碰撞构造。通常，一个碰撞事件结束后会紧随一个造山带垮塌阶段，即碰撞后应力松弛阶段(李继亮等, 1999; 贾承造等, 2001; 陈汉林等, 2009; 田广阔等, 2016;engör and Kidd, 1979; Peron-Pinvidic and Osmundsen, 2020)。塔里木地块-柴达木地块碰撞造山后也紧随一个碰撞后应力松弛阶段(郝杰等, 2006; 刘云祥等, 2014; 李曰俊等, 2014; Lietal., 2015; 黄少英等, 2020, 2021; Wuetal., 2021; Tengetal., 2022)。在碰撞后应力松弛阶段，阿尔金造山带内部和周边地区形成了一系列伸展构造变形，即碰撞后构造。同碰撞和碰撞后构造构成了一套完整的碰撞相关构造。

由于后期的构造改造，特别是晚新生代印度板块-亚洲板块碰撞的远程效应造成的强烈改造，造山带内的碰撞相关构造很难保存下来。塔里木盆地内地层发育较齐全且后期改造较弱，因而，塔里木地块-柴达木地块碰撞相关构造能够较好地保存下来(魏国齐和贾承造, 1998; 贾承造等, 2001; 魏国齐等, 2002; 李曰俊等, 2008a, 2014; 邬光辉等, 2012a; 刘云祥等, 2014; 杨海军等, 2016; 黄少英等, 2020, 2021; 苏洲等, 2020; Heetal., 2009; Lietal., 2015, 2016a; Wuetal., 2021)。其中，同碰撞构造包括：塔里木盆地南部的塘沽孜巴斯前陆褶皱冲断带，中部的塔中背斜和北部的轮南背斜。塔里木盆地东南部的塔东背斜，雏形可能也是一个同碰撞构造。它们的变形时间(晚奥陶世-早志留世)以及其变形时期的古构造应力场方向均与塔里木地块-柴达木地块碰撞的时间和方向(郝杰等, 2006; 张建新等, 2010, 2015; 康磊等, 2016; Tengetal., 2022)相匹配。碰撞后构造见于塔中、塔东、轮南低凸起和阿满过渡带，为一系列形成于中志留世-中泥盆世的正断层及其组成的张扭性断层带(李曰俊等, 2014; 刘云祥等, 2014; 黄少英等, 2020, 2021; Lietal., 2015)。以往，关于这些张扭性断层带的研究多聚焦于其走滑性质及其在主要油气产层奥陶系的断裂特征(李明杰等, 2006; 张承泽等, 2008; 邬光辉等, 2011, 2012b; 马德波等, 2016; 邓尚等, 2018; 杨海军等, 2020; Wuetal., 2018; Maetal., 2019)。而本文的研究则关注断层带的拉张性质及其在志留-泥盆系的构造变形特征(李曰俊等, 2014; 刘云祥等, 2014; 黄少英等, 2020, 2021; Lietal., 2015)。部分中志留世-中泥盆世张扭性断层带叠加在早期(晚奥陶世-早志留世)压扭性断层带之上，剖面上呈现“花上花”的构造特征(邬光辉等, 2012b; 杨海军等, 2020; 伍轶鸣等, 2020; 黄少英等, 2021; Wuetal., 2018)。

2 同碰撞构造

早古生代塔里木地块-柴达木地块碰撞在塔里木盆地形成的同碰撞构造分布较广。盆地南部、阿尔金山前的塘沽孜巴斯前陆褶皱冲断带是最具代表性的同碰撞构造。它是一条保存较好的早古生代(前陆)褶皱冲断带(魏国齐和贾承造, 1998; 魏国齐等, 2002; 杨海军等, 2016; 苏洲等, 2020; Heetal., 2009; Lietal., 2016a)。此外，盆地北部的轮南背斜和东南部的塔东背斜(雏形)是塔里木地块-柴达木地块碰撞过程中形成的挤压构造变形；盆地中部的塔中背斜是塔里木地块-柴达木地块碰撞过程中形成的压扭性构造变形(图2)。

2.1 塘沽孜巴斯前陆褶皱冲断带

塘沽孜巴斯前陆褶皱冲断带主要发育在塔里木盆地南部的塘沽孜巴斯坳陷，主构造线走向NE-SW(图2、图4、图5)(魏国齐和贾承造, 1998; 魏国齐等, 2002; 汤良杰等, 2012; 杨海军等, 2016; 苏洲等, 2020; Heetal., 2009; Lietal., 2016a)。它由塘南和玛东两个次级褶皱冲断带组成。玛东褶皱冲断带由NW向SE方向冲断，塘南褶皱冲断带由SE向NW方向冲断。塘南褶皱冲断带是前陆褶皱冲断带的前(主)冲段，玛东褶皱冲断带是前陆褶皱冲断带的反冲段。两者之间形成一个构造三角带(图5之C-C′和D-D′剖面)。两者共同组成了一个完整的前陆褶皱冲断系统。

图4 塘沽孜巴斯前陆褶皱冲断带构造图(左)和玛东1井钻揭的O-C地层(右)(据Li et al., 2016a修改)(位置同时标注于图2)

图5 塘沽孜巴斯前陆褶皱冲断带的代表性二维地震剖面

塘沽孜巴斯前陆褶皱冲断带以薄皮冲断构造为特征，主滑脱断层发育于中寒武统膏-盐层中。厚皮构造仅见于其根带，即靠近车尔臣断裂的位置(图2、图5)。塘南褶皱冲断带由SE向NW方向滑脱-冲断，局部出现反冲构造，构造变形样式以断层传播褶皱为主，也有断层转折褶皱和挤出构造(pop-up)，车尔臣断裂附近出现基底卷入型冲断构造(图5之B-B′和C-C′剖面)。玛东褶皱冲断带全部为薄皮构造，由NW向SE滑脱-冲断，局部见背冲断层，构造变形样式以断层传播褶皱为主，也有滑脱褶皱(图5之C-C′、D-D′和E-E′剖面)。作为一个含盐的褶皱冲断带，其中多数断层传播褶皱可能都是由滑脱褶皱演化而来的，即，断层滑脱褶皱是其基本构造样式(Lietal., 2016a)。

塘沽孜巴斯褶皱冲断带主要发育于中寒武统-奥陶系，仅塘南褶皱冲断带的根带出现厚皮构造，卷入了更老的地层。卷入褶皱冲断带的最新地层是上奥陶统。褶皱冲断带之上被志留系及以上地层不整合覆盖。志留系厚度不大，钻井资料证实为中志留统(图4)。中志留统角度不整合于奥陶系之上，而与上覆的上泥盆统东河砂岩(东河塘组)及以上地层为平行不整合接触(图5)。显然，褶皱冲断带形成于中志留统沉积之前。上奥陶统中-上部具有生长地层的特征(图5之C-C′和E-E′剖面)(杨海军等, 2016; Lietal., 2016a)。邻区的上奥陶统和下志留统生长地层(刘云祥等, 2014; 刘长磊等, 2018; 黄少英等, 2020; Lietal., 2015)，支持塘沽孜巴斯前陆褶皱冲断带上奥陶统生长地层的存在。据此推断，褶皱冲断带的构造变形起始于晚奥陶世。虽然限于地震资料品质和地层剖面的不完整性，不能更准确地给出褶皱冲断带变形的起始和结束时间，不过可以确定的是，其变形的时间区间是奥陶纪晚期-志留纪早期。

2.2 轮南背斜和塔东背斜

轮南背斜和塔东背斜是两个早古生代基底卷入型大型背斜构造。背斜长轴方向NE-SW，平行于阿尔金碰撞造山带。它们是塔里木地块-柴达木地块碰撞造山的另一种类型的同碰撞构造。

2.2.1 轮南背斜

轮南背斜是一个大型基底卷入型背斜构造，在塔里木盆地构造单元划分中称之为轮南低凸起，隶属于塔北隆起(图2、图6)。背斜主要发育于下古生界及以下地层，向西南倾伏，被上古生界-新生界覆盖，深埋于北塔里木陆内前陆盆地的前缘带之下(图2、图6-图8)，是一个深埋古隆起(孙龙德等, 2002; 李曰俊等, 2001, 2012)。有人称之为残余古隆起或改造古隆起(邬光辉等, 2009)。

图6 轮南背斜中奥陶统顶面构造图(据李曰俊等, 2012修改；位置见图2)

图7 F-F′区域二维地震剖面(部分)

图8 G-G′区域二维地震剖面(部分)

轮南大型基底卷入型背斜构造，在上前寒武系-下古生界显示非常清晰，剖面上发育志留系底和上泥盆统东河砂岩底两个大的角度不整合(图2、图7、图8)。这两个不整合是背斜形成时间的可靠证据，说明奥陶纪晚期-志留纪是轮南背斜形成的关键期。后期构造对背斜有一定的改造，但是没有改变其基本构造形态。

背斜顶部大量地层缺失，不适合构造变形时间的精细分析判断。翼部高精度的三维地震剖面给出了轮南早古生代背斜构造形成时间的较准确的证据(图9)。

图9 H-H′三维地震剖面(剖面位置见图6)

H-H′三维地震剖面总体走向NE-SW(图6、图9)。上奥陶统与中-下奥陶统之间为一平行不整合-微角度不整合，地层间断不大。上奥陶统-志留系是典型的生长地层，指示轮南基底背斜变形的时间。上奥陶统之下的地层是前生长地层，指示背斜变形尚未开始。泥盆系-石炭系是后生长地层(二叠系-三叠系属于新的构造旋回)，指示背斜变形停止。生长地层之中，上奥陶统的顶也存在轻微的向背斜核部方向削蚀的现象，代表一个低角度不整合。上泥盆统(东河砂岩)和志留系之间是一个明显的不整合，缺失依木干他乌组和克孜尔塔格组；且志留系顶面向背斜核部方向削蚀减薄。上奥陶统与中奥陶统之间地层缺失很少，中奥陶世末-晚奥陶世初是背斜变形的起始时间。志留系-泥盆系不完整，缺失中志留统-中泥盆统，所以，轮南背斜的定型时间是下志留统沉积之后-上泥盆统沉积之前。结合碰撞后构造分析(李曰俊等, 2014; 刘云祥等, 2014; 黄少英等, 2020, 2021; Lietal., 2015)，判定轮南背斜的定型时间为早志留世末-中志留世初。此后，本期挤压构造变形停止，风化剥蚀作用持续至中泥盆世。

2.2.2 塔东背斜

塔东背斜位于塔里木盆地东南部，阿尔金山前地区，在塔里木盆地构造单元划分中隶属于中央隆起的一个次级构造单元，称之为塔东低凸起(图2、图10)。

图10 塔东背斜寒武系顶面构造图(位置同时标于图2)

与轮南背斜相似，塔东也是一个大型基底卷入型背斜，长轴方向NE-SW(图10、图11)。与轮南背斜不同的是，这里的上古生界也卷入了背斜构造变形(图11)。不过，志留系底和上奥陶统底的不整合，以及上奥陶统和志留系的生长地层特征，说明塔东背斜的雏形形成于晚奥陶世-志留纪。上古生界的背斜变形是三叠纪的叠加构造变形。塔东背斜的雏形是塔里木地块-柴达木地块碰撞的同碰撞构造，其位置、长轴方向、形成时间和构造类型都与塔里木地块-柴达木地块碰撞造山带相匹配。

图11 过塔东背斜的I-I′地震剖面(位置见图10)

2.3 塔中背斜

塔中背斜位于塔里木盆地中部，是隶属于中央隆起的一个二级构造单元，称之为塔中低凸起(图2、图12)。它也是一个早古生代的基底卷入型背斜构造，与轮南背斜以及塔东背斜雏形同时形成，也是塔里木-柴达木早古生代碰撞造山过程中形成的一个大型同碰撞构造。背斜长轴走向NW-SE，向东南收敛，向西北撒开。背斜上断裂非常发育，是其与轮南和塔东背斜的一大区别。剖面上显示正花状构造特征，东南收敛段尤为典型(图13)；西北撒开段为一开阔的正花状构造(图14)，显示压扭性构造变形的特征。塔中I号断裂在不同构造部位剖面断距变化很大，中间的剖面上断距甚至接近零(图15)，也是走滑断裂的一大特征。志留系从背斜两翼向背斜核部超覆尖灭，并与下伏奥陶系呈削蚀关系。背斜核部缺失志留系，东河砂岩-石炭系直接不整合于奥陶系之上；志留系则被东河砂岩-石炭系不整合覆盖(图2、图13-图15)。

图12 塔中背斜(塔中隆起)寒武系顶面构造图(位置见图2)

图13 过塔中背斜东南段的J-J′二维地震剖面，显示正花状构造

图14 过塔中背斜西北段的K-K′二维地震剖面

图15 塔中背斜中段过中央主垒带和塔中I号断裂带的L-L′三维地震剖面

L-L′是塔中背斜上的一条三维地震剖面(图15)。剖面上发育东河砂岩底、志留系底和上奥陶统底三个与古隆起形成演化密切相关的不整合。上奥陶统底不整合伴随一期冲断构造，代表背斜形成的起始时间。这里志留系底的不整合很明显，下伏的奥陶系被削蚀；背斜核部，上奥陶统被削蚀殆尽，志留系也超覆尖灭，东河砂岩直接不整合于中-下奥陶统之上(图2、图15-图18)。塔中地区缺失下志留统下部，只发育下志留统上部-上志留统。志留系底面的不整合及其伴生的冲断构造，代表晚奥陶世末-早志留世的一个构造变形的加速期。厚度较薄的东河砂岩几乎均匀地遍布全区，不整合-平行不整合于下伏地层之上。这一事实说明东河砂岩沉积前，研究区已经完全夷平，东河砂岩沉积期间研究区的构造很稳定。

L-L′剖面上有一个非常令人感兴趣的现象，就是剖面中偏右部位三条发育于奥陶-志留系的正断层与左侧中央主垒带逆冲断层的并存。如果单独解释，中央主垒带的逆冲断层可以解释出三期冲断：上奥陶统沉积之前、志留系沉积之前、东河砂岩沉积之前，而且之后还有复活。上奥陶统沉积之前和志留系沉积之前的冲断没有问题，问题出在东河砂岩沉积之前的冲断，因为，剖面中偏右部位的三条正断层代表的是东河砂岩沉积之前的伸展构造背景。同一位置、同一时间，不可能既挤压又伸展。合理的解释是：左侧的逆冲断层在志留系沉积之前发生大规模的逆冲推覆，使之显著地高出其它部位。中-晚志留世构造稳定，弱伸展，其它地区已经开始接受沉积；中央主垒带此时依然为凸出的山体，遭受风化剥蚀。直至中泥盆世末-晚泥盆世初，它才被最终夷平，统一接受东河砂岩沉积。因此，这三条正断层应该是碰撞后构造。这期伸展构造，在NW-SE向地震剖面上有较好的显示(图16)。

图16 M-M′三维地震剖面

3 碰撞后构造

塔里木地块-柴达木地块碰撞后伸展构造，首先发现于塔中背斜(李明杰等, 2006; 李传新等, 2009; 邬光辉等, 2009, 2011, 2012b; 李曰俊等, 2014; Lietal., 2015)。随后，依次在塔里木盆地中部的阿满过渡带和盆地北部的轮南低凸起陆续发现了该期碰撞后构造(刘云祥等, 2014; 李曰俊等, 2014; 杨海军等, 2020; 黄少英等, 2020, 2021; Lietal., 2015)。作者近期在塔东地区的地震资料解释过程中，也发现了这期碰撞后构造。不过，一直到2014年，从来没有学者将其解释为碰撞后构造，更没有将其与塔里木地块-柴达木地块碰撞造山作用联系起来(李曰俊等, 2014; 刘云祥等, 2014; Lietal., 2015)。

这期碰撞后构造是一系列中志留世-中泥盆世形成的正断层及其组合而成的张扭性断层带。平面上，组成张扭性断层带的正断层呈雁列状分布；两组张扭性断层带呈共轭组合关系。剖面上，堑垒构造和负花状构造是其代表性构造变形样式。

3.1 塔里木盆地中部阿满过渡带的碰撞后构造

阿满过渡带位于塔里木盆地中部，轮南和塔中背斜之间，属于北部坳陷(图2、图17)。这里发现的保存较好的中志留世-中泥盆正断层及其组合成的雁列状张扭性断层带(图17-图20)，是阿尔金早古生代碰撞造山作用的碰撞后构造。相对于轮南和塔中背斜等隆起构造单元，阿满过渡带的地层发育较为齐全(王仁德, 1992; 张师本等, 2004; 贾承造等, 2004; Lietal., 2015)，利于早期断层的保存和断层活动性分析。

图17 塔里木盆地中部中志留世-中泥盆世正断层分布图(位置见图2)

阿满过渡带南部，顺1三维区发现的NE-SW走向雁列状正断层带，是研究区发育较好的一条中志留世-中泥盆世张扭性断层带(图2、图17-图19)。横穿该断层带的地震剖面上显示出负花状构造的特征。正断层主要发育于奥陶系-志留系，向下断达基底，向上断至东河砂岩底大部分断层就停止了活动。只有少数断层在东河砂岩-石炭系沉积期间还有一定的继承性活动。构成负花状构造的正断层向下汇聚为一条主干断层之后，断距、断点往往不明显，甚至消失。

图19 O-O′三维地震剖面上的中志留世-中泥盆世正断层(剖面位置见图17)

N-N′剖面上的F1断层切割地层较多，且受其它断层影响较小，较适合断层生长指数和断层活动性分析(图18)。断层断距在志留系的La反射层(黄色点线)之下的各界面相同，断层生长指数为1，说明La沉积之前断层尚未形成；La至东河砂岩底，断距逐渐减小，上盘地层厚度明显大于下盘，断层生长指数为1.15，说明断层在La沉积之后东河砂岩沉积之前活动，具有生长断层的性质；东河砂岩底为一不整合，大部分断层断至东河砂岩底就停止了活动，只有2条断层(F1和其右侧与其倾向相反的断层)在晚泥盆世-石炭纪早期有一定的继承性活动。显然，断层带的形成起始于志留纪中期，中泥盆世(东河砂岩沉积之前)基本定型，之后(晚泥盆世-早石炭世)局部有较弱的继承性活动。

图18 N-N′三维地震剖面上的中志留世-中泥盆世正断层(据Li et al., 2015修改;剖面位置见图17)

阿满过渡带中部的满深1井区也发育一条NE-SW走向的中志留世-中泥盆世雁列状正断层带(图17)。该断裂带向东北延伸至哈得5-哈得9井区附近；向西南延伸，可能一直穿越塔中1号断裂，进入塔中背斜(塔中低凸起)(李曰俊等, 2014; 刘云祥等, 2014; Lietal., 2015; 黄少英等, 2021)。P-P′和Q-Q′是过该正断层带的2条三维地震剖面(图20)。

P-P′剖面上发育三条正断层，组合成一个简单负花状构造(图20左)。该构造向上，断至东河砂岩底后停止活动；向下，左侧两条断层汇聚于志留系底部后继续向下延伸，并与右侧断层汇聚于上奥陶统中部。左侧两条断层不适合断层生长指数计算。取右侧F1进行断层生长指数计算，判定断层活动时间。

志留系下部-奥陶系上部(La-Lb之间的地层)，各地震反射界面的断层断距相等，断层两侧同时代地层厚度也相等，说明断层还没有活动。自La反射层向上，断层断距逐渐减小；La反射层与东河砂岩底面之间的断层生长指数为1.103，说明这段地层沉积期间F1断层活动。F1断层断至东河砂岩的底之后便停止了活动。与N-N′剖面上的断层活动性分析结果基本一致，只是N-N′剖面个别断层在晚泥盆世-石炭纪有一定的继承性活动或复活。

在地震剖面仔细解释的基础上，根据地层断开的地层时代、断层与角度不整合的关系以及断层生长指数计算结果判定，这期伸展构造(正断层)的活动时间是中志留世-中泥盆世，时间上紧随阿尔金早古生代碰撞造山作用(及其在塔里木地块引起的同碰撞构造变形)之后，因此属于碰撞后构造。

Q-Q′剖面上(图20右)，中志留世-中泥盆世负花状构造叠加在先存的正花状构造之上，组合成通常所说的“花上花”现象。先存的正花状构造顶部的不整合(La反射层)已给出了其形成时间，为志留纪早期，可能是塔里木地块-柴达木地块碰撞造山的同碰撞构造。

图20 P-P′和Q-Q′三维地震剖面上的中志留世-中泥盆世正断层(剖面位置见图17)

3.2 塔里木盆地东部的碰撞后构造

塔里木盆地中部的中志留世-中泥盆世碰撞后伸展构造，都是通过高精度三维地震资料的精细解释发现的。塔里木盆地东部油气勘探程度较低，三维地震资料很少，但是，通过对该地区已有二维地震资料精细的解释，作者在这里也发现了保存良好的中志留世-中泥盆世碰撞后伸展构造(图21-图23)。

图21 塔里木盆地东部发现的中志留世-中泥盆世正断层分布图(位置见图2)

塔东地区发现的中志留世-中泥盆世正断层也是阿尔金早古生代碰撞造山作用的碰撞后构造。它们是一系列走向近南北的正断层，平面上组合成NNE-SSW和NWW-SEE走向的2组张扭性雁列状正断层带，构成一个共轭断裂系统，指示NEE-SWW向拉张(图21)。剖面上，形成堑垒构造和负花状构造；正断层向上多终止于上泥盆统(东河砂岩)的底，倾向相反的正断层向下交汇后可能继续向下延伸(图22、图23)。

依据断层断开层位、断距变化和断层生长指数计算结果，分析断层活动性。

R-R′剖面右侧，侏罗系-白垩系直接不整合于发育正断层的奥陶系-中泥盆统之上，其间缺失大套地层，不适合正断层活动结束时间的判定。选取左侧地层发育较全，特别是有上泥盆统-石炭系的部位发育的断层F1、F2和F3，进行断层生长指数计算，分析正断层活动起始、结束的时间和演化过程(图22)。

图22 塔东地区R-R′二维地震剖面上的中志留世-中泥盆世正断层(剖面位置见图2)

断层生长指数计算结果显示，三条断层在中志留统以下的地层中，断层两侧的同时代地层厚度相同，生长指数为1，说明断层在中志留世之前尚未开始活动；断层两侧同时代地层厚度的差异出现在中志留统-中泥盆统，断层生长指数大于1，反应断层自中志留世开始活动，并持续至中泥盆世。多数正断层向上停止于上泥盆统的底，说明断层在上泥盆统沉积之前停止活动。R-R′剖面上的F4，因受其右侧分支断层的影响，不适合断层生长指数计算，但是，这里确凿无疑地存在上泥盆统(-石炭系)，断层向上断至上泥盆统底附近停止，不再向上延伸，清晰地显示，断层在上泥盆统沉积之前的中泥盆世晚期停止活动。显然，这些正断层活动起始于中志留世初期，持续活动至中泥盆世，并终止于中泥盆世末期。

R-R′地震剖面上的断层活动性分析结果，也得到了S-S′地震剖面F1断层生长指数计算结果的支持(图23)。不同的是，S-S′剖面上的F1在晚泥盆世-石炭纪仍有明显的继承性活动，代表另一个构造演化阶段的构造变形，不属于碰撞后构造。

图23 塔东地区S-S′二维地震剖面上的中志留世-中泥盆世正断层(剖面位置见图2)

4 讨论

4.1 同碰撞构造与塔里木地块-柴达木地块碰撞

塔里木地块-柴达木地块碰撞的时间仍存在认识分歧，多数研究者认为其发生于早古生代的中-晚期(郝杰等, 2006; 杨经绥等, 2008; 张建新等, 2015; 杨海军等, 2016; 康磊等, 2016; 牟墩玲等, 2018; 马拓等, 2019; 吴玉等, 2021; Lietal., 2016a; Wuetal., 2021; Tengetal., 2022)。这一碰撞造山作用的同碰撞构造在塔里木盆地保存较好，主要包括前陆褶皱冲断带和大型基底卷入型背斜。这些同碰撞构造的发现，为判定塔里木地块-柴达木地块碰撞事件发生的时间和演化过程提供了更直观、可靠的证据，为阿尔金碰撞造山带和原特提斯构造研究提供了一个全新的视角。

4.1.1 塘沽孜巴斯褶皱冲断带是阿尔金早古生代碰撞造山带的前陆褶皱冲断带

前陆褶皱冲断带是最典型的同碰撞构造。它位于造山带与相邻克拉通之间，主构造线方向大致平行于碰撞造山带的方向，变形主压应力方向与碰撞造山带的主压应力方向基本一致，其变形时间和相应碰撞造山带形成演化时间基本一致(理论上两者之间可能有一个很小的时间差)。前陆褶皱冲断带是造山带研究不可或缺的重要内容。

塘沽孜巴斯褶皱冲断带位于塔里木盆地南部，阿尔金-西昆仑山前的塘沽孜巴斯坳陷(图2、图4)。根据不整合、卷入褶皱-冲断变形的地层和生长地层，该褶皱冲断带形成于晚奥陶世-早志留世，与阿尔金、西昆仑早古生代造山作用的时代基本一致。以往多将其视作(西)昆仑早古生代造山带的前陆褶皱冲断带(魏国齐和贾承造, 1998; 魏国齐等, 2002; 杨海军等, 2016; Lietal., 2016a)。本文认为，它是阿尔金早古生代碰撞造山带的前陆褶皱冲断带。

虽然塘沽孜巴斯褶皱冲断带位于阿尔金和西昆仑共同的山前部位，但是，其主构造线方向(NE-SW)平行于阿尔金而不是西昆仑；其向NW或SE方向冲断，指示其形成时的主压应力方向为NW-SE，显然，它只能是NW-SE方向碰撞造山作用的产物，与西昆仑(早古生代)造山带没有关系。鉴于塔里木地块的西北缘没有同时代碰撞或其它合适的构造事件为其褶皱-冲断作用提供动力来源(王作勋等, 1990; Xiaoetal., 2008, 2009; 李曰俊等, 2009, 2010)，只能到塔里木克拉通东南缘的阿尔金造山带寻找该褶皱冲断带变形的动力来源。

阿尔金山位于塔里木和柴达木之间，是一条早古生代的碰撞造山带。它是特提斯超级造山带最北缘的缝合带之一，是原特提斯构造演化的重要组成部分。蛇绿岩、高压-超高压变质岩、增生-碰撞相关岩浆岩等在阿尔金造山带内均有发育(图3；刘良等, 1999, 2013; 郝杰等, 2006; 杨经绥等, 2008; 张建新等, 2010, 2015; 张占武等, 2012; 康磊等, 2016; 郭晶等, 2021; 吴玉等, 2021)。造山带内发育2条蛇绿混杂带，红柳沟-拉配泉蛇绿混杂带和阿帕-茫崖蛇绿混杂带。两者的蛇绿岩、变质岩和早古生代花岗岩在岩石学、地球化学、同位素年代学等方面都具有很大的相似性(牟墩玲等, 2018)，说明，它们是同一俯冲-碰撞系统的产物，属于同一俯冲-碰撞造山带，即阿尔金造山带。该造山带经历了长期复杂的阿尔金洋壳俯冲消减，最终由塔里木地块-柴达木地块碰撞形成。岩浆岩和变质岩同位素年代学研究表明，这一碰撞事件发生于早古生代中-晚期(郝杰等, 2006; 张建新等, 2015; 吴玉等, 2021; Tengetal., 2022)。这与塘沽孜巴斯褶皱冲断带的变形时间非常吻合。

根据上述地质事实，作者认为，塘沽孜巴斯褶皱冲断带是阿尔金早古生代碰撞造山带的前陆褶皱冲断带，是塔里木地块-柴达木地块碰撞最典型的同碰撞构造。

4.1.2 轮南、塔东和塔中背斜是否塔里木与柴达木地块碰撞的同碰撞构造？

轮南、塔东和塔中背斜是塔里木盆地的三个大型基底卷入型背斜，背斜构造变形所卷入的地层为下古生界及其更老的地层。地震剖面上，发现三个不整合与背斜的形成演化密切相关，分别是上奥陶统底、志留系底和上泥盆系底(图7、图8、图11、图13-15)；上奥陶统和志留系(中-下部)显示出明显的生长地层的特征(图9；李明杰等, 2006; 杨海军等, 2016; Lietal., 2016a; 黄少英等, 2020)。根据不整合、生长地层、卷入构造变形的地层时代以及造山后伸展构造的变形时间分析，轮南背斜、塔中背斜和塔东背斜的雏形同时形成，形成于晚奥陶世-早志留世。这与塔里木地块-柴达木地块碰撞的时间(郝杰等, 2006; 张建新等, 2015; 吴玉等, 2021; Tengetal., 2022)基本一致，显示出它们存在着密切的成因联系，这三个背斜构造应该是塔里木地块-柴达木地块碰撞造山的同碰撞构造。

轮南和塔东背斜长轴方向均为NE-SW(图6、图10)，平行于阿尔金造山带的方向。他们是典型的挤压变形，均以弯曲变形为特色，断裂较少(黄少英等, 2021)。背斜变形时的主压应力方向是NW-SE，与塔里木地块-柴达木地块碰撞形成的挤压应力场一致。

轮南背斜形成于晚奥陶世-早志留世，现今深埋于晚新生代北塔里木陆内前陆盆地的前渊带之下(图2、图6-图8；李曰俊等, 2001, 2009, 2010, 2012; 孙龙德等, 2002)。引起轮南背斜变形的是一个NW-SE方向的古挤压构造应力场。背斜形成的时候，塔里木板块西北缘是一个被动大陆边缘(王作勋等, 1990; 卢华复等, 1996; Xiaoetal., 2008; 李曰俊等, 2010)，不可能发生可以引发NW-SE向挤压构造应力场的构造事件，同时，轮南背斜无论变形时间，变形样式还是变形的空间展布，都与塔里木地块-柴达木地块碰撞有很好的协调一致，所以，作者认为，轮南背斜是塔里木地块-柴达木地块碰撞的同碰撞构造。

塔东背斜经历了2期大的背斜变形。晚奥陶世-早志留世的挤压构造变形形成雏形；三叠纪叠加挤压构造变形大幅度强化了背斜构造，并使之定型。所谓的塔里木地块-柴达木地块碰撞的同碰撞构造，指的是晚奥陶世-早志留世形成的背斜雏形。塔东背斜的雏形在构造变形特征、空间展布和形成时间等方面，都与轮南背斜非常相似，而且其直接位于阿尔金碰撞造山带的山前，因而，将其视为塔里木地块-柴达木地块碰撞造山的同碰撞构造，甚至更令人信服。

塔中背斜也是晚奥陶世-早志留世形成的一个基底卷入型背斜构造。与轮南和塔东背斜不同的是，(1)塔中背斜的长轴方向(NW-SE)几乎垂直于阿尔金造山带的走向，塘沽孜巴斯褶皱冲断带主构造线走向，以及轮南和塔东背斜长轴方向；(2)塔中背斜上断裂异常发育(图12-图15)(李明杰等, 2006; 李曰俊等, 2008b; 李传新等, 2009, 2010; 邬光辉等, 2011, 2012b; 汤良杰等, 2012; 刘长磊等, 2018; 伍轶鸣等, 2020)。塔中背斜的NW-SE走向的断裂多是压扭性的(李传新等, 2010; 邬光辉等, 2012b)。塔中背斜及其共生的NW-SE走向的逆冲兼走滑断裂共同构成一个大型压扭性剪切变形带。它可能是其东北侧的轮南、塔东背斜与西南侧的塘沽孜巴斯前陆褶皱冲断带之间的调节构造(图24)，是一种特殊类型的同碰撞构造。

图24 塘沽孜巴斯前陆褶皱冲断带、塔中背斜、塔东背斜和轮南背斜关系的立体模式图

4.2 塔里木地块-柴达木地块碰撞造山的碰撞后构造

碰撞相关构造的研究，多聚焦于同碰撞构造，例如前陆褶皱冲断带(魏国齐等, 2002;李洪辉等, 2020; Beydounetal., 1992; Fermor and Moffat, 1992; Mouthereauetal., 2007; Hardeboletal., 2007; Poblet and Lisle, 2011; Wenetal, 2017, 2020)；碰撞后构造研究相对薄弱，甚至往往被忽视(engör and Kidd, 1979; Navabpouretal., 2007; 赵岩等, 2012; Lietal., 2013, 2015, 2022; 李洪辉等, 2020; Wenetal., 2020; Peron-Pinvidic and Osmundsen, 2020; Wuetal., 2021)。碰撞后弱伸展构造是判定造山作用结束时间的关键依据，在碰撞造山带研究中具有重要意义，值得地质学家更多的关注。

和同碰撞构造一样，塔里木地块-柴达木地块碰撞造山的碰撞后构造，在塔里木盆地也得到了较好的保存。它们是一系列形成于中志留世-中泥盆世的正断层及其组合成的(共轭)张扭性剪切带(李曰俊等, 2014; 刘云祥等, 2014; Lietal., 2015; 黄少英等, 2020, 2021)。断层活动时间判定的依据主要是相关的角度不整合、断层断开的地层时代和断层生长指数。已知的碰撞后正断层见于塔中、轮南、塔东低凸起和阿满过渡带。该期正断层如此大面积分布，也反映其为区域性构造而不是局部构造。

平面上，这些规模不是很大的正断层往往组合成雁列状张扭性正断层带(图17、图21)。剖面上，这些张扭性断层带展现出负花状构造特点。组合成负花状构造的正断层向下汇聚，多在奥陶系汇聚到一条主干走滑断层；向上撒开，多断至上泥盆统东河砂岩底停止(图19、图20)。因而，这些张扭性断层带平面上的雁列状组合特点和剖面上的负花状构造特征主要见于志留系-中泥盆统。有的地震剖面上，可以见到中志留世-中泥盆世形成的负花状构造叠加在先存的正花状构造之上，形成通常所说的“花上花”现象(图16、图20之Q-Q′剖面)(邬光辉等, 2020; 黄少英等, 2021)。这些先存的正花状构造一般形成于晚奥陶世-早志留世，是塔里木地块-柴达木地块碰撞造山过程中形成的，是同碰撞构造。因而，这些断层带在志留-泥盆系为张扭性断层带(李曰俊等, 2014; 刘云祥等, 2014; Lietal., 2015; 黄少英等, 2021)，而在寒武-奥陶系则有时会显示出压扭性特征(邬光辉等, 2012b; 杨海军等, 2020)。

由于奥陶系是塔里木盆地油气勘探的主要目的层，所以，以往的研究多集中于断层带在奥陶系的特征，看到的多是其压扭性和走滑特征(李明杰等, 2006; 李传新等, 2009, 2010; 张承泽等, 2008; 邬光辉等, 2009, 2011, 2012b, 2020; 马德波等, 2016; Wuetal., 2018; 杨海军等, 2020)。本文研究的是中志留世-中泥盆世形成的正断层及其组合成的张扭性断层带，特别关注其在志留-泥盆系的构造特征，看到的是正断层和张扭性断层带。本文试图探讨其与碰撞造山的关系，强调的是其所具有的拉张属性。

阿尔金造山带内岩浆岩和变质岩同位素年代学、地球化学和岩石学研究结果表明，造山带的碰撞后伸展发生于早古生代晚期-晚古生代早期(刘良等, 2013; Wangetal., 2014; 康磊等, 2016; 马拓等, 2019; Tengetal., 2022)。同期的碰撞后伸展作用还见于南侧的东昆仑地区(郝杰等, 2003b; 田广阔等, 2016)。这些都与作者在塔里木盆地发现的碰撞后构造相互支持、相互印证。碰撞后构造的研究成果，为正确判定塔里木地块-柴达木地块碰撞造山作用的碰撞后伸展阶段的时间，提供了更加清晰、准确、可靠的依据；明确碰撞后伸展阶段的时间为中志留世-中泥盆世。

4.3 阿尔金早古生代碰撞造山带的形成演化过程恢复

古阿尔金洋是原特提斯洋的一个分支。它的闭合导致塔里木地块-柴达木地块碰撞，形成阿尔金早古生代碰撞造山带(常承法和郑锡澜, 1973; Changetal., 1986; 刘良等, 1999, 2013; Zhangetal., 2001, 2014, 2017; 吴峻等, 2001; 郝杰等, 2006; 张建新等, 2010, 2015; 崔美慧等, 2011; 张占武等, 2012; Wangetal., 2014; 盖永升等, 2015; 康磊等, 2016; 牟墩玲等, 2018; 马拓等, 2019; 吴玉等, 2021; 郭晶等, 2021; Tengetal., 2022)。塘沽孜巴斯褶皱冲断带是其前陆褶皱冲断带，与其它碰撞相关构造一起，较好地记录了塔里木地块-柴达木地块碰撞造山过程(图25)。

图25 阿尔金早古生代碰撞造山带前陆褶皱冲断带的形成演化

作为原特提斯洋北缘的一个分支，阿尔金洋是伴随罗迪尼亚超大陆的裂解而打开的。洋盆打开的历史可以追溯到前寒武纪末期；至中寒武世就已经演化成一个广阔的大洋；自晚寒武，阿尔金洋的洋壳向柴达木地块之下俯冲(图25a)(刘良等, 1999, 2013; Zhangetal., 2001, 2014, 2017; 郝杰等, 2006; 杨经绥等, 2008; 崔美慧等, 2011; 张占武等, 2012; Wangetal., 2014; 张建新等, 2015; 盖永升等, 2015; 康磊等, 2016; 马拓等, 2019; 吴福元等, 2020; Tengetal., 2022)。洋壳俯冲开启了阿尔金洋闭合的历史。

中奥陶世末-晚奥陶世初，阿尔金洋最终闭合，塔里木地块-柴达木地块碰撞开始，形成阿尔金早古生代碰撞造山带(郝杰等, 2006; 张建新等, 2015; 康磊等, 2016; 范亚洲等, 2018; 吴玉等, 2021)。造山楔逐渐向塔里木方向推进，形成塘沽孜巴斯前陆褶皱冲断带的雏形(图25b；Heetal., 2009; 杨海军等, 2016; Lietal., 2016a; 苏洲等, 2020)。中寒武统膏-盐层的存在构成了褶皱冲断带当然的主滑脱面，因此，褶皱冲断带以薄皮构造为主。褶皱-冲断带的根带可能曾经发育一定宽度的基底卷入型冲断构造，只是由于后期(尤其是新生代)构造变形的破坏而不复存在。

前陆褶皱冲断带以中寒武统膏-盐层为主滑脱面，由SE向NW(现今方向)滑脱-冲断，形成一系列薄皮冲断构造。随着造山作用的持续，褶皱冲断带的不断向NW方向推进。到晚奥陶世中-晚期，塘沽孜巴斯前陆褶皱冲断变形推进至塘南褶皱冲断带的前锋部位，前陆褶皱冲断带的主冲/前冲部分(塘南褶皱冲断带)形成(图25c)。

伴随阿尔金早古生代碰撞造山作用的继续，塘沽孜巴斯前陆褶皱冲断带继续向NW方向推进，并于晚奥陶世末-早志留世推进至玛东，形成玛东褶皱冲断带。玛东褶皱冲断带由NW向SE方向冲断，构成前陆褶皱冲断带的反冲构造，并与塘南褶皱冲断带一起形成一个大的构造三角带(图25d)。如此宽大的反冲构造带和构造三角带，在前陆褶皱冲断带中是很少见的。

阿尔金早古生代碰撞造山作用及其引起的前陆褶皱冲断变形持续至早志留世末-中志留世初结束，然后进入碰撞后应力松弛阶段(图25e；郝杰等, 2003b; 刘良等, 2013; Wangetal., 2014; 康磊等, 2016; 田广阔等, 2016; 马拓等, 2019; Tengetal., 2022)，从而在塔里木盆地形成了一系列中志留世-中泥盆世伸展构造(李曰俊等, 2014; 刘云祥等, 2014; Lietal., 2015; 黄少英等, 2020, 2021)。

阿尔金早古生代碰撞造山带的前陆褶皱冲断带，即塘沽孜巴斯褶皱冲断带，现今深埋于地下数千米，为中志留统至新生界所覆盖，其根部相当一部分可能因后期的构造变形所破坏，不复存在(图25f)。

4.4 对原特提斯研究的启示意义

特提斯是指冈瓦纳和劳亚大陆之间的古大洋，由众多分支洋盆和其间的小型地块/地体组成。其闭合的产物是由众多缝合带组成的特提斯超级造山带(engör, 1987, 1990;engöretal., 1988; 张建新等, 2015; 李三忠等, 2016; Lietal., 2018; 吴福元等, 2020; 曾庆高等, 2020)。自从Suss (1893)正式命名以来，特提斯就一直受到广泛的关注。通常，特提斯划分为原特提斯(Proto-Tethys)、古特提斯(Paleo-Tethys)和新特提斯(Neo-Tethys)(Hsü and Bernoulli, 1978;engör, 1984, 1985, 1987, 1990, 1992;engöretal., 1988; Youngun and Hsü, 1994; 贾承造等, 2001; Xiao, 2015; Zhaoetal., 2017; Lietal., 2018; 吴福元等, 2020; 曾庆高等, 2020; Guoetal., 2022)。原特提斯存在于晚石炭世之前，是古特提斯之前的历史。古特提斯与潘基亚超大陆共存，是位于冈瓦纳和劳亚大陆之间的一个向东开口的大型喇叭口状海湾，由众多分支洋盆及其间的地块/体组成，存在时间是晚石炭世-侏罗纪。新特提斯是中-新生代冈瓦纳大陆北缘裂解形成的新的洋盆；其闭合形成阿尔卑斯-扎格罗斯-喜马拉雅造山带。特提斯的晚石炭世-新生代的历史，即古特提斯和新特提斯及其闭合形成的基墨里造山带和阿尔卑斯-扎格罗斯-喜马拉雅造山带，研究程度较高(常承法和郑锡澜, 2973; Molnar and Tapponnier, 1975; Tapponnier and Molnar, 1977; Hsü and Bernoulli, 1978;engör and Kidd, 1979; Cohen, 1980; Tapponnieretal., 1981; Girardeauetal., 1984;engör, 1984, 1985, 1987, 1990, 1992; Changetal., 1986; Tapponnieretal., 1986;engöretal., 1988; Pearce and Deng, 1988; 郭令智等, 1992; 郝杰和李曰俊, 1993, 1997; Hsüetal., 1995;engör and Natal’in, 1996; 李曰俊等, 1997, 2000；Lietal., 2000, 2016c; 贾承造等, 2001; Dingetal., 2005; Navabpouretal., 2007; 王道轩等, 2011; Gehrelsetal., 2011; Mouthereauetal., 2012; Xiao, 2015)。关于原特提斯的研究相对较少(Frischetal., 1984; Tozer, 1989; 杨树锋等, 1999; 张建新等, 2015; 张辉善等, 2020; Zhaoetal., 2017; Lietal., 2018)。

代表原特提斯缝合带的前石炭纪蛇绿岩和俯冲-碰撞相关的岩浆岩和变质岩，广泛分布于特提斯超级造山带，不仅见于北缘的西昆仑-阿尔金(常承法和郑锡澜, 1973; Youngun and Hsü, 1994; 刘良等, 1999; 罗金海和何登发, 1999; 杨树锋等, 1999; 周辉等, 2000; 张旗等, 2003; Zhangetal., 2001, 2014, 2017; 张建新等, 2010, 2015; 郝杰等, 2006; 杨经绥等, 2008; 康磊等, 2016; 范亚洲等, 2018; 牟墩玲等, 2018; 郭晶等, 2021; 吴玉等, 2021)，在古特提斯域的其它构造带，如祁连、东昆仑、秦岭-大别、龙木措-双湖等构造带(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; 张旗等, 2003; 胡霭琴等, 2004; Xiaoetal., 2005; 李才等, 2008; 李广伟等, 2009; Lietal., 2018; 崔美慧等, 2011; 吴彦旺, 2013; Caoetal., 2015; 田广阔等, 2016; Zhaoetal., 2017; 吴福元等, 2020; 曾庆高等, 2020; 张辉善等, 2020; 李乐倩和张宏福, 2021; 张亮等, 2021; 吴玉等, 2021)也有分布。原特提斯缝合带的分布范围与古特提斯缝合带的分布范围几乎完全重叠，显示两者之间可能是连续演化的关系。原特提斯可能是古特提斯早期演化阶段；而古特提斯则可能是原特提斯的残余洋盆。

阿尔金和西昆仑早古生代造山带是2条原特提斯的缝合带，位于原特提斯域北缘，塔里木克拉通南侧。塔里木盆地地震资料解释过程中发现的早古生代碰撞相关构造，为这两条缝合带的研究提供了一个新的、直接的视角。

以往的研究认为，原特提斯存在碰撞型和增生型两种类型的造山作用(Changetal., 1986; 潘裕生, 1994; 潘裕生等, 1996;engör and Natal’in, 1996; 肖文交等, 1998, 2000, 2003; 张建新等, 2015)。塔里木盆地发现的同碰撞构造是塔里木地块-柴达木地块碰撞的结果。迄今，尚未发现指示塔里木克拉通西南缘曾经发生早古生代碰撞造山作用的碰撞相关构造。很可能，早古生代，塔里木克拉通东南缘发生的是增生-碰撞造山作用，最终，塔里木地块-柴达木地块碰撞形成阿尔金增生-碰撞造山带；而西南缘的西昆仑地区则一直发生增生型造山作用，没有发生明显的碰撞造山作用，形成的是增生型造山带(图25、图26)。它们都是原特提斯构造演化的重要组成部分。

图26 塔里木克拉通及相邻地质体早志留世构造-古地理格局示意图

5 结论

(1)塔里木盆地发现早古生代塔里木地块-柴达木地块碰撞的相关构造，包括同碰撞构造和碰撞后构造。同碰撞构造以塘沽孜巴斯前陆褶皱冲断带为代表，还有轮南、塔东和塔中三个基底卷入型背斜。碰撞后构造是一系列正断层及其组合而成的雁列状张扭性断层带。

(2)同碰撞构造形成于晚奥陶世-早志留世，代表塔里木地块-柴达木地块碰撞造山的时间。碰撞后构造形成于中志留世-中泥盆世，代表碰撞后伸展构造演化阶段的时间。

(3)根据碰撞相关构造研究结果，塔里木地块-柴达木地块碰撞起始于中奥陶世末，持续至早志留世末结束，然后进入中志留世-中泥盆世碰撞后伸展构造演化阶段。这期碰撞形成了阿尔金早古生代碰撞造山带。

(4)塔里木盆地东南缘的阿尔金山和西南缘的西昆仑山，是特提斯超级造山带最北缘的两条缝合带。它们的早古生代构造属于原特提斯的演化历史，包括增生型和碰撞型两种类型的造山作用。塔里木盆地发现的碰撞相关构造指示，在其东南缘(阿尔金)曾经发生过一次早古生代碰撞，即塔里木地块与柴达木地块之间的碰撞。阿尔金是一条早古生代的增生-碰撞造山带，经历了晚寒武世-中奥陶世的增生造山作用和中奥陶世末-早志留世末的碰撞造山作用。没有碰撞相关构造指示其西南缘(西昆仑)曾经发生过早古生代碰撞造山作用。塔里木克拉通西南缘早古生代发生的是增生型造山作用。

致谢研究过程中得到王道轩教授、程晓敢教授、吴根耀教授、王步清教授、孟庆龙博士和张强博士的友好帮助。审稿人和编辑的建设性修改意见，使论文质量得到明显的提高。地震剖面来自中国石油塔里木油田。一并致以由衷的感谢。