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，希望能够帮助到您 。

（一）勘探阶段及勘探领域拓展

塔里木盆地于20世纪50年代开始油气勘探，1958年10月在依奇克里克构造侏罗系中发现小型油田 ，证实了塔里木盆地是一个含油气盆地
。1984年沙参2井在奥陶系钻获高产油气流，使油气勘探由山前走向台地。目前盆地的台盆区和前陆区油气勘探均处于储量 、产量增长期
，勘探开发形势好 。

“十五 ”期间，5年新增探明石油地质储量6.8×108t ，年均探明1.36×108t。塔河油田探明储量不断增加
。5年新增探明天然气地质储量2 304×108m3
，年均探明460×108m3。

在油气田开发方面，海相碳酸盐岩裂缝
、溶洞性储层开发技术不断突破 ，盆地目前原油产量已经达到1 000×104t以上；天然气产量已经达到100×108m3 。

结合塔里木盆地勘探历程和油气地质理论技术发展
，可将盆地勘探阶段划分为2000年以前的构造、潜山圈闭为主勘探阶段，2000年以来的构造 、潜山、岩性地层圈闭勘探阶段（表5-57） ，盆地处于构造圈闭勘探早中期
，岩性地层圈闭勘探早期
。

表5-57 塔里木盆地勘探阶段划分

1.构造圈闭勘探

20世纪80年代以前，塔里木盆地油气勘探主要集中在天山和昆仑山前 ，主要勘探目标为中浅层陆相沉积
，以背斜构造为勘探目标。1958年10月在依奇克里克构造侏罗系中发现小型油田，在吐格尔明西高点钻获工业油气流 。

20世纪80年代开始向台地海相沉积扩展 ，1984年在雅克拉构造上钻探的沙参2井在井深5 391m奥陶系钻获高产油气流，日喷油1 000余立方米
，天然气200×104m3，实现了塔里木油气勘探的重大突破
。之后 ，勘探的圈闭类型多样化
，断层
、岩性、潜山地层圈闭等都成为勘探目标，但主体还是构造圈闭或潜山。

2.构造 、岩性兼探

2000年以来 ，油气勘探开始主动关注岩性地层圈闭
，在塔中斜坡区
、哈得逊地区、麦盖提斜坡等岩性圈闭勘探中取得成效，打开了非构造圈闭勘探领域 。通过多年的勘探 ，塔里木盆地已基本形成四大油气区：库车—塔北油气区 、满加尔西部油气区
、巴楚—塔西南油气区和塔东—英吉苏油气区
。

3.勘探难点

（1）海相地层油气成藏规律还有待进一步总结；目的层埋深大
，勘探成本高；降低钻井成本，是深部勘探开发的关键。

（2）台盆区受多期构造活动影响 ，圈闭复杂
，构造、岩性 、地层复合圈闭多；特别是海相碳酸盐岩储层复杂，碳酸盐岩储层成岩和后生改造强 ，岩溶发育，勘探开发难度大 。深层低幅度构造
、山前构造成像难度大；前陆区构造圈闭被膏盐层复杂化
，识别难度较大
。

（3）膏盐层下高压钻井难度大，油气层识别与改造技术难度大 ，需要进一步突破。

（二）盆地特点及圈闭类型

塔里木盆地早古生代经历了震旦纪—早奥陶世拉张背景下裂陷—克拉通坳陷盆地阶段 。中奥陶世—志留、泥盆纪挤压背景下克拉通内挤压挠曲坳陷盆地 、前陆盆地阶段。中晚志留世—泥盆纪
，塔里木被前陆盆地环绕，西南缘形成规模很大的塔西南—通古孜巴斯前陆盆地
。

石炭—二叠纪为拉张背景下克拉通内坳陷盆地。早二叠世末进入陆盆地演化阶段；晚二叠世为山前坳陷发育阶段；三叠纪塔里木盆地再次进入前陆盆地发展阶段 ，塔西南
、塔东南为弧后前陆盆地；北部库车地区为周缘前陆盆地 。

侏罗纪进入陆内伸展阶段
，断陷发育
。早白垩世，库车、塔东北 、塔东南地区沉积已连为一体 ，成为统一的大型塔东北陆内坳陷盆地。古近纪
，塔里木盆地内部扩张，伸展、沉降 。新近纪—第四纪复合再生前陆盆地阶段
。

塔里木盆地寒武系—奥陶系海相烃源岩 ，包括分布于盆地中西部的中下寒武统台地相碳酸盐岩烃源岩
，分布于东部的中下寒武统泥岩
、泥灰岩烃源岩；主要发育在满加尔坳陷的上寒武统—下奥陶统烃源岩；中上奥陶统烃源岩分布于塔中低隆、塔北隆起中东段以及阿瓦提凹陷中西部。石炭系—二叠系烃源岩在巴楚西部和塔西南地区丰富 。三叠系烃源岩主要分布在库车坳陷，在塔西南和塔东南地区仅有零星出露
。侏罗系烃源岩主要发育在库车坳陷 、塔北
、满加尔—阿瓦提、塔西南 、塔东
、塔东南和库鲁克塔格等地区。

盆地储层从震旦系到第三系中均有分布 。储层类型有碳酸盐岩类和碎屑岩类 ，古生界以碳酸盐岩储层为主，上部发育有碎屑岩储层
，中新生界以碎屑岩储层为主，古近系发育有碳酸盐岩储层
。

盆地发育多套盖层 ，其岩性主要为泥质岩和膏盐岩
，中上奥陶统泥岩、中下石炭统膏泥岩 、三叠系和侏罗系泥岩和下白垩统
、古近系、新近系膏泥岩和泥质岩等。下白垩统 、古近系
、新近系膏泥岩和泥质岩分布广泛且稳定，是盆地的重要区域性盖层 。

盆地发育构造圈闭、构造地层—岩性圈闭和岩性地层圈闭 ，圈闭类型多
，分布上有规律。库车 、塔西南等前陆盆地构造圈闭成排成带分布，构成天然气勘探的主要目标；台盆区古隆起和斜坡背景下的构造及构造地层—岩性圈闭发育 ，构成了石油勘探的主要目标
。盆地广大地区具备形成岩性、地层圈闭的条件
，是今后接替勘探领域，但埋深较大 ，勘探开发成本高。构造圈闭
、岩性地层圈闭都会成为不同阶段、不同地区油气勘探和储量增长的主要目标 。

（三）盆地资源总量 、探明程度和资源特征

1.油气资源总量及探明程度

塔里木盆地石油地质资源量区间值64.13×108～113.55×108t
，期望值80.62×108t；待探明地质资源量区间值57.53×108～106.94×108t，期望值74.01×108t
。天然气地质资源量区间值7.43×1012～11.34×1012m3 ，期望值8.86×1012m3；待探明地质资源量区间值6.69×1012～10.60×1012m3，期望值8.13×1012m3（表5-58）。

表5-58 塔里木盆地石油与天然气资源评价结果

2.资源特征

石油资源主要分布在台盆区
，主要来自古生界海相生油岩，在塔北隆起和中央隆起及其斜坡带最为丰富 ，其次为北部坳陷和西南坳陷；主要富集层位也主要为古生界海相克拉通沉积地层
，并且埋藏普遍较深，在3 500m以下 。

天然气资源主要分布在中新生代前陆区 ，库车坳陷
、西南坳陷丰富
，富集层位主要位于中生界地层；台盆区深层烃源岩演化程度高，也具有天然气资源潜力 ，台盆区的中央隆起、塔北隆起和北部坳陷是天然气潜力区
。

总体上
，塔里木盆地石油和天然气分布有区别 、又有交叉，天然气更多地与石油交叉 ，分布更广
、潜力更大。克拉通海相地层既成油又成气
，陆相沉积主要成气 。

（四）油气储量、产量增长趋势预测

在各子项目预测结果 、盆地资源潜力分析的基础上，以盆地石油天然气储量
、产量历史数据为基础 ，结合专家预测结果、石油公司“十一五
”规划和中长期发展规划，经综合分析
，确定了盆地石油天然气储量 、产量增长高峰期和高峰值，以及2030年左右的储量
、产量可能情况 ，采用多旋回哈伯特模型对盆地石油和天然气的储量、产量增长趋势进行了预测
。

1.石油储量 、产量趋势综合预测

塔里木盆地石油资源主要分布在台盆区的上古生界和下古生界地层中
，资源探明程度10%～18%（表5-58）；构造圈闭、岩性地层圈闭均很发育，各类圈闭发育均衡；目前处于构造圈闭勘探早中期
、岩性地层圈闭勘探早期。总体处于勘探早期 ，石油地质储量、产量处于上升阶段 。

根据“十一五”规划
，塔里木盆地在今后5年，年均探明石油地质储量1.0×108t以上 ，石油产量在1 000×104t水平上继续上升
，年增80×104～100×104t
。

经综合分析认为，塔里木盆地探明石油地质储量在2025年前一直保持增长趋势 ，在“十一五 ”期间年均探明1.1×108t的基础上逐步上升到2021～2025年间的年均近1.5×108t
，之后有所下降，2026～2030年间下降到年均1.3×108t（表5-59 ，图5-46）。到2030年，石油探明程度39%～68% 。

表5-59 塔里木盆地石油地质储量 、产量增长趋势综合预测结果表

图5-46 塔里木盆地石油地质储量增长趋势综合预测结果

石油产量在未来25年内缓慢上升
，从“十一五”期间年均1 269×104t左右，上升到2026～2030年间的年均2 515×104t左右（表5-59 ，图5-47）。到2030年
，储采比保持在11.36
。

图5-47 塔里木盆地石油产量增长趋势综合预测结果

2.天然气储量
、产量趋势综合预测

塔里木盆地天然气资源在库车和塔西南前陆盆地最为丰富，台盆区深层也有很大潜力；天然气资源探明程度6%～10%（表5-58）；前陆区构造圈闭、台盆区构造岩性圈闭是天然气的主要聚集圈闭；目前处于构造圈闭勘探早中期 、岩性地层圈闭勘探早期。总体处于勘探早期 ，天然气地质储量
、产量处于上升阶段 。

根据“十一五
”规划
，塔里木盆地在今后5年，年均探明天然气700×108m3左右 ，天然气产量在100×108m3水平上继续上升
，2010年左右达到200×108m3
。

经综合预测，塔里木盆地天然气探明地质储量在2020年前一直保持缓慢增长趋势 ，“十一五”期间年均约750×108m3,2020年左右达到850×108m3左右；之后缓慢下降
，2026～2030年间年均探明天然气地质储量约600×108m3左右。到2030年，天然气探明程度23%～35% 。

盆地天然气产量在2030年前一直保持上升趋势 ，从“十一五 ”期间的年均160×108m3，逐步上升
，到2026～2030年间，年均天然气产量达到500×108m3以上（表5-60 ，图5-48
，图5-49）
。到2030年，天然气储采比为16.3。

图5-48 塔里木盆地天然气地质储量增长趋势综合预测结果

图5-49 塔里木盆地天然气产量增长趋势综合预测结果

表5-60 塔里木盆地天然气地质储量、产量增长趋势综合预测结果表

续表

3.预测结果分析

油气储量 、产量增长趋势 。塔里木盆地为油气资源均很丰富的盆地 ，在2020年以前
，石油和天然气地质储量均处于增长阶段，2020年后 ，储量增长趋势减缓并有所下降
。盆地油气资源具有多层系和多区域分布的特点
，如果在新领域或层系取得突破，油气储量还会出现新的峰值。

各领域资源潜力及勘探前景 。克拉通区长期继承性古隆起
、古斜坡是目前石油勘探的主要领域
。古隆起和古斜坡是油气运移的主要指向区 ，已发现的油气田（藏）主要分布在古隆起之上和斜坡区。隆起区及其斜坡部位发育的岩溶型储层为油气的聚集提供了有效的储集空间 。石油资源主要勘探目标为轮南低凸起、塔中低凸起 、喀什—叶城评价单元和英吉苏—满加尔凹陷；巴楚凸起
、库车东部、沙西凸起 、塔东低凸起、轮台凸起
、麦盖提斜坡和孔雀河斜坡等。

前陆区和台盆区深层天然气资源丰富
，库车和塔西南前陆区是天然气勘探的主要领域，台盆区深层是天然气勘探的潜在领域
。天然气资源勘探的主要目标区为库车东部、乌什凹陷 、喀什—叶城评价单元
、轮南低凸起；温宿凸起、塔中低凸起 、英吉苏—满加尔凹陷
、巴楚凸起、沙西凸起 、轮台凸起
、麦盖提斜坡等。

　塔里木盆地主要构造运动和盖层变形特征

对盆地进行构造单元划分具有重要的意义 。由于构造单元划分是在对盆地基础地质条件认识的基础上进行的 ，因此在构造区划图上，我们可以一目了然地了解生油沉积中心和聚油隆起带所处的部位
。如前所述
，塔里木盆地是由不同时期、不同类型单式盆地叠置形成的复合盆地。不同时期隆起和坳陷的位置往往发生迁移甚至反转，多期构造运动造成的多个不整合反映了多期剥蚀和改造作用 ，使得盆地的整体构造格局变得十分复杂 。许多研究者从各自的研究成果出发
，对塔里木盆地构造单元进行过划分（康玉柱，1981；张用夏 ，1982；田在艺等
，1985；王汉生，1986；柴桂林 ，1989；张恺
，1990）
。

本文主要从盆地演化的角度，并综合造山带盆地的地球物理研究成果 ，将塔里木盆地划分为4个一级构造单元和16个二级构造单元
，部分地区进一步划分出三级构造单元（图6-1 、表6-1）。

6.1.1　东北坳陷区

位于塔里木盆地东北部，北为南天山褶皱山系 ，南接中央隆起带，东起罗布泊以东
，西至柯坪
、巴楚隆起，面积大于19.71×104km2 ，可进一步分为库车坳陷、沙雅隆起 、阿瓦提断陷、顺托果勒隆起
、满加尔坳陷和孔雀河斜坡等6个二级构造单元 。

图6-1　塔里木盆地构造区划图

区划名称见表6-1

表6-1　塔里木盆地构造分区表

（1）库车坳陷（Ⅰ1）

位于东北坳陷区最北部——南天山山前地带
，北以南天山山前逆冲断裂带为界，南以亚南断裂和索格当他乌—温宿北断裂为界 ，东起库尔勒
，西至阿合奇，呈近东西向延伸600km以上 ，宽10～70km
，面积约31200km2，可进一步划分出乌什凹陷、拜城凹陷和阳霞凹陷等3个三级构造单元
。

库车坳陷古生界发育及展布情况不详 ，推测乌什凹陷上古生界比较发育
，拜城凹陷有下古生界分布，阳霞凹陷可能缺失古生界。库车坳陷中 、新生代具前陆盆地性质 ，中
、新生界总厚达10000m以上，沉积中心由山前不断向盆地内迁移
，并逐层向南超覆（张大权等，1991） 。库车坳陷发育典型的前陆盆地构造样式 ，该区中、新生代地层中发育了若干套滑脱层
，它们在岩石力学性质上表现为非能干层，为褶皱－冲断带的形成提供了有利条件（汤良杰 ，1992）
。

（2）沙雅隆起（I2）

北以亚南断裂带与库车坳陷分界
，南界位于塔里木河附近，是一个过渡性界线 ，与海西早期运动造成的志留系—泥盆系剥蚀尖灭线有一定关系
，东起库尔勒，西至喀拉玉尔滚—柯吐尔一线 ，呈近东西向延伸约400km
，南北宽60～80km，面积约31600km2。

从震旦系 、寒武系和下奥陶统残留厚度图（图6-2
、3、4）分析可见 ，沙雅隆起震旦系 、寒武系和下奥陶统残留厚度明显比相邻的阿瓦提断陷和满加尔坳陷要薄，表明沙雅隆起是一个基底隆起
，其最初的形成时期可以追溯到塔里木运动（图6-5），反映了沙雅隆起属于基底隆起 ，并有先存基底断裂带形成 。加里东期
，沙雅隆起继承性发育，一直持续到泥盆纪晚期。由于泥盆纪晚期南天山洋和北昆仑洋的闭合 ，海西早期运动在该区表现强烈
，隆起幅度加大，隆起范围也可能大于现今沙雅隆起的范围 ，地层遭受强烈剥蚀；造成中—上奥陶统
、志留系和泥盆系剥蚀尖灭线逐层往南迁移
，局部地区下奥陶统也遭受一定程度的剥蚀；总体来看北部剥蚀强度大于南部，反映当时沙雅隆起北部抬升较高
。石炭系呈呈角度不整合于下伏地层之上 ，往北超覆到沙雅隆起北部。海西晚期运动是沙雅隆起又一重要发展阶段
，以块断活动为特点，发育一系列逆冲断层 ，亚南、轮台 、阿克库勒以及沙西地区的一些逆冲断裂带都有强烈活动，沙雅隆起的轮廓基本定型 。三叠纪和侏罗纪隆起仍很明显
，在隆起高部位缺失三叠系和侏罗系
。白垩纪开始，库车前陆盆地往南扩展 ，沙雅隆起消失并最终转化为一个往北倾斜的斜坡。

图6-2　塔里木盆地震旦系残留厚度略图

图6-3　塔里木盆地寒武系残留厚度略图

图6-4　塔里木盆地下奥陶统残留厚度略图

图6-5　塔里木盆地于田－库车构造横剖面图

（3）阿瓦提断陷（Ⅰ3）

位于东北坳陷区西南部
，北东方向以喀拉玉尔滚－柯吐尔断裂与沙雅隆起相接，北西方向以沙井子断裂带与柯坪隆起为邻 ，南西方向以阿恰（或皮恰克逊）－吐木休克断裂带与巴楚隆起相隔
，唯有东南方向与顺托果勒隆起和卡塔克隆起呈过渡关系 。阿瓦提断陷呈不规则多边形，面积约30200km2
。

图6-6　塔里木盆地石炭系残留厚度略图

图6-7　塔里木盆地下二叠统残留厚度略图

阿瓦提断陷现今基底埋深达15500m ，其震旦系
、寒武系和下奥陶统沉积厚度明显大于周围地区（图6-2、3 、4）
，表明该断陷最初形成于塔里木运动，为震旦纪—早奥陶世的沉积中心。中—晚奥陶世—泥盆纪坳陷状态不明显 。海西早期运动坳陷中心石炭系厚1000m ，下二叠统厚达3000m
，表明石炭纪—早二叠世这是一个强烈沉陷的地带（图6-6、7）
。晚二叠世不存在坳陷状态（图6-8），三叠纪又一次发生沉降 ，沉积中心三叠系厚达600m（图6-9）。强烈的印支运动使该区抬升遭受剥蚀，缺失侏罗系
，下白垩统厚度及展布范围也较小，晚白垩世—老第三纪坳陷也极为有限 。中新世以来 ，受喜马拉雅运动影响
，周边断裂再次复活，阿瓦提强烈沉陷 ，中新统—第四系厚达6000m以上
。综合上述
，阿瓦提断陷是震旦纪—早奥陶世
、石炭纪—早二叠世、三叠纪和老第三纪—第四纪多期沉积中心相叠合的结果。

图6-8　塔里木盆地上二叠统残留厚度略图

图6-9　塔里木盆地三叠系残留厚度略图

（4）顺托果勒隆起（Ⅰ4）

南 、北挟持在卡塔克隆起和沙雅隆起之间，东
、西分别为满加尔坳陷和阿瓦提断陷 。平面上呈不规则三角形 ，三维空间上呈“马鞍
”形
，处于隆起和坳陷之间的枢纽部位，面积约28800km2。

应该指出的是 ，顺托果勒隆起由于特殊的构造部位
，相对于东西两侧的满加尔坳陷和阿瓦提断陷来说，隆起形态是十分清楚的 ，它处于两个坳陷之间过渡转折的“平台”部位，构造极为平缓
，古生界各层系埋深图上等深线分布稀少，中、新生界转变为往北下倾的单斜
。

从沉积厚度分析 ，顺托果勒隆起调节了阿瓦提断陷和满加尔坳陷在不同构造阶段的沉降和沉积中心的迁移。寒武纪—奥陶纪主要沉积中心位于满加尔坳陷
，沉积总厚达3600m，而顺托果勒隆起厚800m左右 ，厚度变化不大 。石炭纪—二叠纪沉积中心往西迁移
，阿瓦提沉积总厚达4000m，顺托果勒隆起厚1000m左右 ，厚度变化较小
。

综上所述
，顺托果勒隆起在古生代时始终作为一个“平台 ”存在，古生界各层系的埋深及厚度变化很小 ，这一点在横剖面图上反映得也十分清楚（图6-5）。

（5）满加尔坳陷（Ⅰ5）

北与沙雅隆起草湖凹陷过渡
，东以群克断裂带与孔雀河斜坡相接，西为顺托果勒隆起 ，东南为古城墟隆起，面积为49900km2 。

满加尔坳陷基底埋深达16000m
，从主要层系地层厚度展布及埋深特征来看，该坳陷轴部总体走向呈近东西向 ，并有一个分支插入沙雅隆起草湖凹陷
。该坳陷最早形成于塔里木运动
，属于受基底构造控制的一个大型坳陷。坳陷内震旦系厚度达900m，明显比相邻地区厚 。震旦纪—石炭纪该坳陷继承性发展 ，其中以寒武纪—奥陶纪和志留纪—泥盆纪沉陷最深
，沉积厚度巨大，寒武系—奥陶系厚达5500m ，志留系—泥盆系厚达3600m
，石炭系厚1000m
。二叠纪坳陷已往西迁移至阿瓦提和西南地区（图6-7 、8）。三叠纪满加尔坳陷再度出现，坳陷中三叠系厚900m左右（图6-9） 。侏罗纪沉积中心往东偏移 ，侏罗系厚800m（图6-10）
，早白垩世沉积中心偏移到群克1井附近，下白垩统厚700m
。晚白垩世—老第三纪该坳陷依然存在 ，沉积中心上白垩统—老第三系厚达900m（图6-11），中新世以来满加尔坳陷转化为往北下倾的斜坡（图6-12）。

图6-10　塔里木盆地侏罗系残留厚度略图

综上所述
，满加尔坳陷除二叠纪和新第三纪—第四纪外，均表现为沉陷状态 ，是一个长期继承性发育的沉降和沉积中心
，其中以寒武纪—泥盆纪沉降最为强烈 。

（6）孔雀河斜坡（Ⅰ6）

孔雀河斜坡是满加尔坳陷往库鲁克塔格隆起方向抬升的斜坡部分，北东方向与库鲁克塔格隆起相邻 ，北西方向接沙雅隆起库尔勒鼻凸
，西南以群克断裂带与满加尔坳陷相接，东南为古城墟隆起。该斜坡的延伸方向与库鲁克塔格隆起长轴方向平行
。

图6-11　塔里木盆地上白垩统—老第三系残留厚度略图

图6-12　塔里木盆地上第三系—第四系残留厚度图及中新统底面埋深图

从现有资料分析 ，孔雀河斜坡寒武系—泥盆系厚度很大
，海西早期运动随着库鲁克塔格的隆起而成为构造斜坡。此外，侏罗系在该区也有一定的厚度（图6-10） ，沙漠500
、695、755和815线地震资料揭示
，基底及古生界往北东方向上倾，群克断裂带 、孔雀河断裂带和库鲁克塔格山前断裂带将该斜坡切割成一个断阶带（图6-13） 。

6.1.2　中央隆起带

横亘于塔里木盆地中部 ，北为东北坳陷区，北西方向以柯坪塔格断裂与柯坪隆起相接
，南西方向为西南坳陷区，南东方向直接与东南断隆区相邻 ，总体呈近东西向展布并略向南凸出的弧形
，东西长1200km以上，南北宽60～150km ，面积大于12×104km2
。中央隆起区可进一步分为巴楚隆起
、卡塔克隆起、唐古巴斯坳陷和古城墟隆起等4个二级构造单元。

图6-13　塔里木盆地阿尔金山—库鲁克塔格构造横剖面图

（1）巴楚隆起（Ⅱ1）

挟持在阿恰（皮恰克逊）—吐木休克断裂带和牙桑地—玛扎塔格断裂带之间
，北西为柯坪隆起，南东过渡到唐古巴斯坳陷 ，呈北西方向延伸340km
，宽80～150km，面积约47500km2 。

从震旦系残留厚度图（图6-2）分析 ，震旦纪在该区就已存在一个宽缓的隆起
，其范围包括现今的麦盖提斜坡一带，隆起区震旦系厚度（500m左右）比两侧要小 ，如阿瓦提震旦系厚1000m
。沿皮恰克逊－吐木休克断裂带出现一条震旦系残留厚度梯度带，可能揭示该断裂属于先存基底断裂
，但该时期断裂活动强度较弱。寒武纪—奥陶纪继承了震旦纪时的面貌，巴楚隆起的范围进一步扩大 ，可能包括现今的巴楚隆起和西南坳陷区的大部
，成为一个十分宽缓的隆起或背斜，轴向近东西 ，皮恰克逊—吐木休克断裂仍有活动
，沿断裂带形成厚度梯度带 。志留纪—二叠纪该隆起仍呈近东西向展布，隆起幅度进一步变小
。

石炭纪—二叠纪巴楚地区隆起幅度加大 ，与西南坳陷区之间仍呈斜坡过渡关系
，皮恰克逊吐木休克断裂发生强烈活动，控制了断裂两侧地层的厚度及展布方向。海西晚期基性岩浆活动强烈 ，岩浆一般沿断裂上升
，如玛扎塔格断裂可能形成于这一时期，沿断裂有岩浆岩分布 ，表明石炭纪—二叠纪可能主要表现为张性断裂活动（张大权，1991） 。印支运动表现为较强烈的差异升降
，断裂活动不明显，巴楚 、柯坪和西南坳陷区的大部上升成为剥蚀区 ，这种状态一直延伸到早白垩世末
。燕山晚期运动使西南部前陆盆地的范围扩大
，上白垩统—老第三系往巴楚隆起方向上超，呈北西方向展布的巴楚隆起的概貌已显现出来。喜马拉雅早期运动在该区有强烈表现 ，阿恰（皮恰克逊）—吐木休克断裂和牙桑地—玛扎塔格断裂强烈活动
，巴楚隆起最终定型 。

显而易见，在燕山晚期运动前 ，巴楚地区与塔西南有着密切的亲缘关系
，在很长的地史时期中作为一个大型而宽缓的隆起或背斜存在。现今的巴楚隆起则是燕山晚期运动，特别是喜马拉雅运动以来的产物
。

（2）卡塔克隆起（Ⅱ2）

北为顺托果勒隆起 ，北西与阿瓦提断陷过渡
，东西分别为古城墟隆起和巴楚隆起，南为唐古巴斯坳陷 ，呈不规则多边形，面积为24500km2。

地震资料揭示
，卡塔克隆起震旦系较其两侧坳陷薄，表明塔里木运动已经造成了该区平缓隆起的背景 ，卡塔克具有基底隆起的性质（段书府等
，1991） 。寒武纪—早奥陶世卡塔克隆起幅度较小，中—晚奥陶世隆起十分明显 ，反映加里东中期运动在该区有一定影响
。海西早期运动在该区表现十分强烈
，形成一系列逆冲断层，并发育背冲断块构造（图6-14） ，地壳抬升遭受强烈剥蚀
，隆起大部分地区志留系—泥盆系被剥蚀殆尽，局部地区中—上奥陶统也全部遭受剥蚀 ，卡塔克隆起基本定型
，石炭系—二叠系超覆沉积在下伏地层之上，海西晚期运动在该区表现不明显 ，局部有断裂重新活动。印支运动也波及到了卡塔克隆起，使该区缺失侏罗系（图6-10） 。此后
，卡塔克隆起在构造上一直处于高部位，中
、新生界厚度总体较薄
。

图6-14　塔里木盆地喀拉萨依—满1井构造横剖面图

综上所述 ，卡塔克隆起是一个受基底构造控制的隆起
，雏形形成于塔里木运动，经历了加里东中期运动的发展 ，最终于海西早期运动定型。后期经受的改造作用比较微弱
，多形成一些大型鼻状构造 。

（3）唐古巴斯坳陷（Ⅱ3）

北为巴楚隆起和卡塔克隆起，西南方向与麦盖提斜坡过渡 ，南部与东南断隆区的北民丰断凸相接
，面积约15600km2
。

唐古巴斯坳陷的形成也受基底构造控制，塔里木运动使基底下沉 ，震旦纪—志留纪呈继承性沉降
，坳陷形态十分明显，沉积了巨厚的震旦系—志留系 ，其中震旦系厚800m，寒武系厚1600m
，下奥陶统厚1000m，中—上奥陶统厚达2250m ，志留系厚1000m。海西早期运动使该区上升遭受剥蚀
，石炭纪再度沉降接受沉积，坳陷中心石炭系厚900m 。此后 ，坳陷性质发生转化
，总体成为一种单斜，有时呈现出鼻状构造
。

（4）古城墟隆起（Ⅱ4）

北为满加尔坳陷和孔雀河斜坡 ，南为东南断隆区的罗布庄断凸
，西与卡塔克隆起相接，呈北东向延伸500km以上 ，宽40～100km
，面积大于32600km2。

古城墟隆起的发展演化与满加尔坳陷有着千丝万缕的联系 。该隆起最初形成于塔里木运动，震旦系—奥陶系厚度往满加尔坳陷逐渐增大（图6-2、3 、4）。加里东中期运动使隆起幅度增大 ，海西早期运动表现强烈，隆起区志留系—泥盆系遭受强烈剥蚀
，东部和南部被剥蚀殆尽，海西晚期运动和印支运动在该区均有强烈表现 ，侏罗系角度不整合于下伏地层之上
，在东部尤其明显
。

6.1.3　西南坳陷区

位于塔里木盆地西南部，北东方向与中央隆起区相接 ，西南为铁克里克隆起和西昆仑褶皱山系
，北为柯坪隆起和天山褶皱山系，东南方向与东南断隆带相接 ，面积大于120100km2
，该坳陷区可进一步分为麦盖提斜坡、喀什坳陷
、莎车隆起和叶城坳陷等4个二级构造单元。

（1）麦盖提斜坡（Ⅱ1）

北东与巴楚隆起和唐古巴斯坳陷相接，南西为喀什坳陷、莎车隆起和叶城坳陷 ，北接柯坪隆起
，东南与北民丰断凸相接，呈北西方向延伸约500km ，宽90～100km，面积53600km2 。

在讨论巴楚隆起时我们已经提到
，震旦纪—泥盆纪时麦盖提地区与巴楚地区可能是一个统一的平缓隆起
。石炭纪—二叠纪开始呈现出斜坡特征，古生代主体构造方向为近东西向 ，海西早期 、海西晚期和印支运动在该区均有强烈表现。

（2）喀什坳陷－莎车隆起－叶城坳陷（Ⅲ2－Ⅲ3－Ⅲ4）

这三个二级单元位于西昆仑和铁克里克山前
，北东方向与麦盖提斜坡过渡，北为天山褶皱山系 ，东南方向与东南断陷区相接
，呈北西向延伸560km，宽80～150km ，总面积大于66500km2 。我们之所以把它们放在一起描述
，是因为它们在相当长的地史时期，有着极为相似的发展演化历程
。

喀什坳陷基底埋深最大达17000m ，叶城坳陷达16000m。震旦纪—泥盆纪沉积厚度不大（3600～4300m） 。石炭纪—二叠纪沉积中心迁移到西南地区
，叶城坳陷石炭纪—二叠系达3600m以上
。三叠系在盆缘局部有出露，侏罗系在山前地带分布广泛。前已述及属于拉分兼挠曲盆地的沉积 ，厚达5000m以上，早白垩世沉积仍局限于山前地带 。总体来看
，三叠系—下白垩统的展布范围主要局限在山前地带，可能没有越过棋盘—和田断裂带一线
。上白垩统老第三系以海相沉积为主 ，超覆不整合于下伏地层之上
，此时莎车隆起仍无明显显示。中新世以来，随着西昆仑和南天山的快速抬升以及帕米尔的往北楔入 ，塔里木西南地区岩石圈强烈挠曲沉陷
，造成喀什坳陷厚达10000m，叶城坳陷厚8000m 。

可见 ，这是一个石炭纪—二叠纪和中
、新生代坳陷区
，尤以中新世以来坳陷强烈。虽然在各层系底面埋深图上均存在“两坳夹一隆
”的构造形态，但根据残留厚度图分析 ，这种构造格局主要是中新世以来形成的
，莎车隆起形成时间很晚
。

6.1.4　东南断隆带

位于塔里木盆地东南部，主要受控于阿尔金构造系 ，呈北东向延伸1000km以上，宽80～140km
，面积大于107000km2，可进一分为北民丰－罗布庄断隆和于田－若羌坳陷2个二级构造单元。现有地质、钻井和物探资料揭示 ，该断隆区大部分缺失震旦纪—三叠纪地层
，局部可能有古生界残存，但厚度不大 ，是塔里木盆地基底抬升最高的地区 。尼雅3号背斜前震旦系出露地表
，罗北1井2229m钻遇前震旦系，阿尔金山前坳陷基底最大埋深仅5000m
。该断隆区前侏罗纪发展演化史不清 ，推测震旦纪开始属于受基底控制的隆起区
，古生代长期处于高部位，沉积厚度较小 ，并在后期的构造运动中遭受强烈剥蚀。

（1）民丰－罗布庄断隆（Ⅳ1）

受策勒—罗布庄逆冲断裂带控制
，该断隆为一大型逆冲推覆构造带 。构成断隆的推覆体主体为前震旦系变质岩及上覆的白垩系和新生界，北东向延伸900km以上 ，前震旦系逆冲推覆在海相古生界之上（图6-5 、13
、14）
。策勒—罗布庄逆冲断裂带属于先存基底断裂，经历了长期多次活动
，推测其主要活动期为海西早期、印支期和喜马拉雅期。整个断隆带前震旦系顶面埋深0～2500m，其上被白垩系和新生界不整合覆盖 。

（2）于田－若羌坳陷（Ⅳ2）

是在前震旦系基底之上发育起来的中 、新生代坳陷 ，受昆仑山和阿尔金山前断裂带控制
，走向北东
。推测若羌凹陷缺失古生界，于田凹陷和阿羌凸起可能有古生界残存。坳陷中心以白垩纪—新生代沉积为主 ，侏罗系分布相对比较局限
，中
、新生界总厚4000～5000m 。

塔里木盆地基底特征

近年来，随着对盆地周缘造山带发展演化的深入研究以及盆内油气勘查步伐的加快 ，人们对塔里木盆地主要构造运动时限、性质及影响范围等进行了大量的研究工作
，取得了许多新的认识和重要进展（康玉柱，1986,1990,1992；陈发景等 ，1991,1994；王作勋等
，1990；贾润胥等，1991；张先树等 ，1991；姜春发等，1992；童晓光
，1992；张良臣等，1985；成守德等 ，1986）
。这些进展主要表现在以下各个方向：①将塔里木盆地构造运动与板缘的拉张 、俯冲消减和碰撞闭合等板块构造发展演化的威尔逊旋回结合起来
，因而可以对盆内构造运动和区域性不整合进行动力学成因解释；②某些构造运动可能与全球性海平面升降有关；③对盆地中主要构造运动的时限
、性质及影响范围等有了更准确的解释。应该指出的是，前人的研究大多集中在塔里木盆地北部 ，对各期构造运动在整个盆地的表现尚不十分清楚 。我们试图在前人研究成果的基础上
，结合盆地编图成果，进一步阐述塔里木盆地主要构造运动和盖层变形特征（表6-2）。

6.2.1　塔里木运动（Z/Anz）

相当于华南的晋宁运动 ，是元古宙晚期的一次重要构造运动
，以震旦系与前震旦系之间的不整合为代表
。这次运动可能与塔里木在晚元古代时的一次俯冲消减活动有关，阿克苏新元古代蓝片岩带是这次俯冲消减活动的遗迹 ，并成为世界上保存最好的前寒武纪蓝片岩（肖序常等
，1990）。张良臣等（1991）认为该期运动使塔里木盆地北缘与中天山、南天山 、准噶尔—哈萨克斯坦板块聚合，形成了统一的“新疆古克拉通” 。

关于塔里木运动的时限 ，根据肖序常等（1990）对阿克苏蓝片岩的研究，其变质年龄至少有800Ma
，天津地矿所也获得了（962±12）Ma的变质年龄（据张良臣等，1991）
。在柯坪隆起 ，震旦系下部为浅海—滨海相长石砂岩与石英砂岩
，交错层理发育，其最底部2～3m砾岩的砾石成分为阿克苏群片岩成分 ，说明它角度不整合于阿克苏群绿片岩相变质岩之上（张先树等
，1991；肖序常等，1990；陈发景等 ，1994）
，该区震旦纪底界应为800Ma，所以推测塔里木运动的时限介于800～1000Ma之间。

在库鲁克塔格地区 ，震旦系滑塌重力流－浊积岩相碎屑岩及火山岩角度不整合在青白口系帕尔岗塔格群结晶灰岩之上 。

在盆地内部
，地震资料揭示震旦系为一套密集反射带，位于沉积盖层反射最下部 ，一般5～7个强相位，断续相连
，在全盆范围内可追踪对比，其下为前震旦系空白反射或杂乱反射
。因此 ，塔里木运动在盆地中表现为震旦系与前震旦系反射之间的不整一关系
，在整个塔里木盆地表现极为明显，反映了塔里木运动非常强烈并波及全区。一般认为 ，上述稳定分布的反射是上震旦统的显示
，其厚度变化不大，为400～1000m 。在局部地区 ，这套强反射波组之下还存在一套反射层
，据此，认为可能属于下震旦统 ，但目前尚难准确判别其属性和展布范围
。

表6-2　塔里木盆地构造运动、地层及地震波组划分对比表

（据陈发景等
，1994，修改）

在塔里木盆地震旦系底面埋深图上 ，我们可以清楚地看出基底顶面的构造格局（图6-15）。在东北坳陷区，沙雅隆起基底最小埋深约为5000m
，阿克库勒为8000m，而草湖凹陷最深可达14000m 。满加尔坳陷基底埋深达16000m ，阿瓦提断陷埋深达15500m
，挟持其间的顺托果勒隆起表现为一个“平台 ”，基底埋深1000m左右
。据张大权等（1991）资料 ，库车坳陷基底埋深7000～9000m。

在中央隆起带
，巴楚隆起基底埋深最浅处约为4000m，古城墟隆起为5000m ，卡塔克隆起为6000m
，而唐古巴斯坳陷基底最大埋深可达10500m 。

在西南坳陷区，叶城坳陷基底最大埋深为16000m ，喀什坳陷则达17000m
，麦盖提斜坡基底埋深最浅处约为6000m。在东南断隆带基底埋深最大仅5000m，是盆地中基底埋深最小的构造带
。

很显然 ，图6-15反映的是震旦系底面（或基底顶面）经历了各期构造运动后的最终面貌，并不是塔里木运动这一期构造运动的结果。但塔里木运动显然造就了塔里木盆地现今构造格局的雏形
，如沙雅隆起
、满加尔坳陷、阿瓦提断陷 、卡塔克隆起和唐古巴斯坳陷等，在塔里木运动后即显露端倪 ，一些基底断裂带和构造薄弱带这时也已形成
，如轮台断裂带
、吐木休克断裂带等，它们对后期盖层构造变形起着极大的控制作用 。

图6-15　塔里木盆地震旦系底面埋深图

6.2.2　加里东运动

（1）加里东早期运动

第一幕（ /Z）　在柯坪隆起 ，下寒武统玉尔吐斯组灰岩、硅质泥页岩和磷块岩平行不整合于上震旦统奇格布拉克组白云岩之上
，后者顶部白云岩发育古岩溶（张先树等，1991）
。库鲁克塔格隆起也可见下寒武统西山布拉克组薄层硅质岩 、白云岩和含磷泥岩平行不整合于上震旦统汉格尔乔克组块状含砾砂岩和微晶白云岩之上。沙雅隆起雅克拉断凸上的沙4井揭示震旦系顶部为溶塌角砾状白云岩 ，表明在震旦纪末期有一沉积间断
，这次构造运动为加里东早期运动第一幕，曾被命名为柯坪上升运动（张先树等 ，1991）
，可能与全球性的海平面下降有关（陈发景，1994） 。在盆地内部 ，地震资料揭示寒武系和震旦系之间大多为整一接触关系，推测在受基底控制的隆起带为平行不整合
，而在坳陷部位二者为整合接触
。塔里木盆地寒武系底面的构造形态与震旦系底面的构造形态极为相似，反映了二者的继承性。

第二幕（011/ ）　虽然在盆缘露头区寒武系和奥陶系为整合或平行不整合接触 ，并且在盆内大部分地区可见寒武系和奥陶系的反射表现为整一关系
，但在满加尔坳陷可以见到寒武系和奥陶系之间存在明显的下削上超现象，寒武系往沉降中心迅速减薄 ，这次运动属于加里东早期运动第二幕
，可能与海平面升降有关 。

在沙雅隆起，下奥陶统底面埋深最小为6000m ，阿瓦提断陷13000m；满加尔坳陷达14000m；顺托果勒隆起仍为一“平台
”
，下奥陶统底面埋深约8000m
。巴楚隆起下奥陶统底面埋深2500～6000m，卡塔克隆起为4000～7000m ，唐古巴斯坳陷最大埋深为8500m。喀什坳陷下奥陶统底面埋深达15500m
，叶城坳陷为145000m 。

（2）加里东中期运动

第一幕（O2-3/O1）　在盆缘隆起露头区，中—上奥陶统与下奥陶统之间是连续过渡的整合接触关系 ，但在盆地内部，地震资料揭示中—上奥陶统与下奥陶统之间存在明显的不协调现象
，如在EW500地震剖面桩号825000～865000之间可见该反射界面具下削上超特征，二者的厚度也存在很大的差异
。但整体来看 ，这期构造运动波及范围不大。在中—上奥陶统底面构造图上
，可见沙雅隆起中—上奥陶统底面最小埋深为5000m，并有较大面积的地层缺失区；阿瓦提断陷埋深为12000m；满加尔坳陷为12500m；顺托果勒隆起仍表现为一“平台” ，中—上奥陶统底面埋深为7000m左右 。在中央隆起带
，巴楚隆起中—上奥陶统底面埋深1500～5000m；唐古巴斯坳陷为7500m。喀什坳陷中—上奥陶统埋深为15000m，叶城坳陷为14000m
。

第二幕（S/O2-3）　在柯坪隆起 ，可见下志留统柯坪塔格组灰绿色砂岩
、粉砂岩和泥岩平行不整合或微角度不整合在下伏奥陶系碳酸盐岩之上（张先树等
，1991）。在库鲁克塔格隆起可见下志留统土什布拉克组角度不整合在下伏奥陶系之上，东南断隆带和阿尔金隆起可能缺失志留系—泥盆系 ，铁克里克隆起也未见志留系出露 。

地震资料揭示
，沙雅隆起北部大部缺失志留系，沙雅隆起南部可见志留系往隆起顶部上超；在卡塔克隆起可见志留系与奥陶系呈不整合接触（陈发景等 ，1994）；在满加尔坳陷也可清楚地见到该反射界面的上超下削现象
。

上述特征均表明加里东中期运动第二幕是一次比较强烈的构造运动，影响范围较大
，它使得塔里木运动所造成的隆坳格局变得更加明显。这期构造运动可能是塔里木板块南、北边缘由被动转化为主动边缘的反映，它使得塔里木盆地由寒武纪—奥陶纪时的克拉通内拉张盆地转化为克拉通内挤压盆地（汤良杰 ，1994）
，或克拉通内挠曲盆地（陈发景等，1994） 。

这一运动使沙雅隆起 、卡塔克隆起和古城墟隆起幅度加大
。由于满加尔坳陷充填有巨厚的中—上奥陶统 ，使得该坳陷志留系底面埋深（9000m）始比阿瓦提断陷小
，后者为11500m。巴楚隆起志留系底面埋深为1000～4500m，唐古巴斯坳陷为5000m 。西南地区志留系底面埋深仍达13000m以上
。

应该指出的是 ，塔里木存在三个志留系缺失区
，分别位于沙雅隆起
、卡塔克—古城墟隆起和麦盖提斜坡的东部。在前二个志留系缺失区，已经找到了一批油气田（藏） ，第三个志留系缺失区也可能具有良好的油气远景
，应该引起重视 。

（3）加里东末期运动（D/S）

在柯坪隆起，可见中—上志留统塔塔埃尔塔格组紫红、黄绿色砂岩 、泥岩平行不整合于下志留统灰绿色砂
、泥岩之上 ，说明该地区存在加里东晚期运动
。在库鲁克塔格隆起，可见中—下泥盆统树沟子组砂岩平行不整合于下志留统土什布拉克组碎屑岩夹灰岩之上。在盆地内部
，地震资料揭示志留系和泥盆系之间的反射界面上、下表现为整一关系；但在满加尔坳陷，从EW500地震剖面桩号818～880之间可以清楚地看到泥盆系超覆不整合在志留系之上 ，表明加里东末期运动在盆地内部仍然有所显示 。

6.2.3　天山运动

天山运动的时限大致相当于晚古生代
，即自泥盆纪初期至二叠纪末期发生的地壳构造运动，与欧洲普遍使用的海西运动或华力西运动相当。近年来在研究塔坦克木盆地晚古生代构造运动时 ，一般仍称海西运动或华力西运动（康玉柱
，1986；张先树等，1991 ，陈发景等
，1994），本文也出现海西运动和天山运动混用现象
。但考虑到构造运动的地区性特色 ，我们赞同使用天山运动一词。虽然天山运动最少可分为2幕
，最多可分为12幕（黄河源，1986） ，但在塔里木盆地，根据钻井和地震资料
，目前可划分出天山早期 、中期、晚期和末期运动 。

（1）天山早期运动（C/D）

指发生在泥盆纪末和石炭纪初的一次构造运动，黄河源（1986）称之为库米什变动 ，张先树等（1991）称之为阿克库勒运动
。这次构造运动可能与南天山洋和北昆仑洋的俯冲消减和碰撞闭合有关
，在不同的地区其时限并不完全一致。在南天山库米什以南，可见下石炭统干草湖组碳酸盐岩角度不整合在上泥盆统破城子组碎屑岩和火山岩之上（黄河源 ，1986）
，这次构造运动在南天山广泛存在 。在库鲁克塔格隆起，下石炭统努古斯土布拉克组紫红色碎屑岩和碳酸盐岩不整合覆盖于下伏地层之上
。柯坪隆起缺失下石炭统 ，上石炭统四石厂组粗碎屑岩角度不整合于泥盆系红色碎屑岩之上。巴楚隆起上可见下石炭统巴楚组砂砾岩
、泥岩和灰岩平行不整合于上泥盆统克孜尔塔格组砂岩、粉砂岩和细砾岩之上 。在铁克里克隆起及其山前阿其克等地
，可见上泥盆统上部奇自拉夫组紫色磨拉石型粗碎屑建造角度不整合于下伏地层之上
。在昆仑山，广泛可见上泥盆统造山期后磨拉石型粗碎屑建造角度不整合于下伏地层之上。姜春发等（1992）认为晚泥盆世晚期 ，昆仑普遍抬升成为大陆
，并可能波及昆仑以北的塔里木 、天山
、准噶尔、柴达木 、祁连山以及昆仑的东秦岭，从而形成泥盆纪中国古陆 。

在沙雅隆起 ，受天山早期运动影响，石炭系和泥盆系之间的反射界面存在清晰的下削上超现象
，其下的泥盆系
、志留系、中—上奥陶统以及下奥陶统均遭受强烈剥蚀，石炭系角度不整合在下伏不同时代的地层之上（图6-14） ，中—上奥陶统 、志留系和泥盆系剥蚀尖灭线层层往南迁移
。

天山早期运动在中央隆起带表现最为突出
，表现为强烈的隆起
、剥蚀和断裂（块断）活动，泥盆系遭受大范围剥蚀 ，志留系在古城墟隆起、卡塔克隆起和麦盖提斜坡东部也遭受强烈剥蚀
，塔中1井 、塔中4井一带中—上奥陶统也被剥蚀殆尽，石炭系角度不整合在下伏不同时代地层之上。这次构造运动在卡塔克隆起形成一系列断块构造 ，以背冲断块构造为主
，是有利的含油气圈闭构造 。

天山早期运动使沙雅隆起进一步抬升，并使卡塔克隆起最终定型。在前石炭纪地质图上 ，我们可以清楚地看出天山早期运动在塔里木盆地的表现及规模（图6-16）
，石炭系广泛超覆沉积在下伏不同时代地层之上
。

综上所述，天山早期运动可能与南天山洋和北昆仑洋的闭合碰撞有关 ，是塔里木盆地地史上最重要的构造运动之一。它使塔里木盆地出现第一次准平原化过程，石炭系披覆在下伏地层之上 。石炭系构造面貌和变形特征与前石炭系相比发生了重大变化
，一个最显著的标志就是在石炭系底面构造图上，满加尔坳陷
、卡塔克隆起、古城墟隆起和唐古巴斯坳陷已不再象早期那样醒目 ，沉积中心开始往西迁移
。

（2）天山中期运动（P1/C）

发生在石炭纪末期
，又称印尼卡拉变动（黄河源，1986）。在北山地区可见下二叠统印尼卡拉塔格组类磨拉石紫红色砾岩 、砂岩角度不整合在上石炭统盐滩组灰岩、砂岩及安山玢岩之上 。这期构造运动在天山和准噶尔地区广泛存在 ，并伴有岩浆活动（黄河源
，1986）
。但在塔里木盆地及周缘隆起区，石炭系和二叠系之间主要表现为整合接触 ，局部可见平行不整合接触
，可能与沉积中心进一步西移
、海平面下降有关。在下二叠统底面构造图上，可见从卡塔克、满加尔往阿瓦提方向呈现一个大型斜坡 ，其埋深从2500m增大到10000m
，巴楚隆起上二叠统底面埋深500～3500m，喀什坳陷埋深12500m ，叶城坳陷埋深11000m，麦盖提斜坡埋深3000～8000m 。

图6-16　塔里木盆地前石炭系地质图

（3）天山晚期运动（P2/P1）

发生在早二叠世末期
，在天山地区称新源变动（黄河源，1986） ，在塔里木盆地北部称沙西运动（张先树等
，1991）
。在哈尔克套南坡和南天山山前地带，广泛可见上二叠统比尤勒包谷孜群造山期后碎屑岩角度不整合在下二叠统库尔干组或小提坎立克组火山岩夹碎屑岩之上。柯坪隆起上 、下二叠统之间为整合接触 ，沙井子组河流相砂泥岩整合覆盖于下二叠统开派兹雷克组玄武岩和碎屑岩之上
，并且沙井子组本身是跨早
、晚二叠世的，在塔坦克木西南部和铁克里克隆起 ，上二叠统杂色碎屑岩与下二叠统碳酸盐岩和碎屑岩之间为整合接触 。

天山晚期运动在塔里木盆地北部表现明显
，地壳强烈抬升遭受剥蚀，并伴有强烈的断裂、褶皱作用和岩浆活动 ，上二叠统展布范围进一步往西南方向退缩
。

（4）天山末期运动（T/P2）

发生在二叠纪末期
，是天山晚期运动的继续。在南天山山前，可见下三叠统俄霍布拉克群平行或微角度不整合在上二叠统比尤勒包谷孜群之上（陈发景等 ，1994） 。在塔里木盆地北部特别是沙雅隆起上，三叠系角度不整合在古生代不同层位地层之上。由于古生代地层遭受强烈剥蚀
，在沙雅隆起北部可见天山早期运动和天山晚期或末期运动造成的不整合面叠合在一起
。如在雅克拉断凸，三叠系角度不整合于石炭系 、奥陶系
、寒武系和震旦系之上；在阿克库勒凸起 ，三叠系角度不整合在下奥陶统和石炭系之上；在雅克拉断凸的东段（二八台及以东地区）
，侏罗系—白垩系不整合于前震旦系之上；在沙西凸起，侏罗系—白垩系角度不整于古生代不同层位地层之上（图6-17）。

图6-17　塔里木盆地前中生代地质图

天山晚期运动和天山末期运动是一个连续的运动过程 ，陈发景（1994）将其放在一起加以讨论 。我们认为天山晚期运动以断裂、褶皱和岩浆活动为特征
，而天山末期运动则以抬升和强烈剥蚀为标志
。这两期构造运动在沙雅隆起表现最为强烈，是沙雅隆起的定型期 ，往南有逐渐减弱的趋势。在这一阶段
，由于各种外动力地质作用对地表的剥蚀，使地表的起伏幅度逐渐缩小 ，高差受到降低
，从而使塔里木盆地出现第二次准平面化过程，在沙雅隆起表现尤为明显（汤良杰 ，1993） 。长期强烈剥蚀的结果反映在构造变形形态上，就是在沙雅隆起及相邻的广大地区
，古生界潜山的闭合幅度都很小，一般仅数十米 ，且主要分布在 不整合面上
。

在前中生界顶面（ ）埋深图上
，古生代那种隆 、坳相间的构造格局已不复存在，盖层变形特征发生了变化 ，塔里木盆地出现了三分天下。其一是以卡塔克—古城墟为构造顶部
，往阿瓦提—库车方向呈现为统一的斜坡，总体呈近东西向 ，在构造顶部
， 不整合面最小埋深仅2000m，往阿瓦提增大至7500m ，库车坳陷深达9000m
，沙雅隆起埋深4500～6000m 。其二以巴楚隆起为构造顶部，往喀什—叶城方向呈现为统一的斜坡 ，总体为北西向，构造顶部 不整合面埋深0～2000m
，往喀什坳陷增大到11000m，叶城坳陷9500m
。其三以北民丰－罗布庄断隆为构造顶部 ，往于田—若羌方向下倾
，总体呈北东向，构造顶部 不整合面埋深250～2000m ，往山前坳陷增大至5000m。

6.2.4　印支运动（J/T）

发生在三叠纪末期
，是一次非常重要的构造运动，可能与羌塘板块同塔里木板块的碰撞作用有关 ，几乎波及整个塔里木盆地及相邻地区 。在库车坳陷
，侏罗系平行不整合于三叠系之上，接触面起伏不平 ，上三叠统顶面常见剥蚀现象
，侏罗系底部见有呈透镜状产出的底砾岩（陈发景等，1994）
。在沙雅隆起 ，受印支运动影响，缺失上三叠统哈拉哈塘组顶部地层
，下侏罗统平行不整合于三叠系之上。在满加尔坳陷东部和孔雀河斜坡，三叠系及古生界遭受强烈剥蚀 ，侏罗系角度不整合于下伏三叠系
、石炭系、泥盆系 、志留系和奥陶系之上 。受印支运动影响
，三叠系剥蚀尖灭线大致沿阿瓦提断陷西缘—和深1井—和深2井一线分布，三叠系总体呈现为浑圆状 ，无明显的长轴方向
，构造上表现为往北下倾的单斜。印支运动使盆地大部抬升遭受剥蚀，侏罗系退缩到东北角一隅及盆地周边前陆坳陷中 ，塔里木盆地出现第三次准平原化状态
。在西南地区
，三叠系与侏罗系呈平行不整合接触。

印支运动对中国西部中
、新生代含油气盆地及构造格局的影响，一些知名学者进行过精辟论述 。朱夏等（1983）将印支和早燕山运动作为第一期变革运动 ，认为塔里木盆地的分裂性断陷于三叠纪晚期开始
，柴达木、吐鲁番等山间断陷已具雏形，秦岭的西段也因印支运动而封闭
。姜春发等（1992）在讨论印支运动及其开合旋回时指出 ，在东昆仑地区，海西运动仅造成地层褶皱
，并未形成明显的片理；但中三叠世末期的印支运动不仅使中三叠统及其下伏地层轻微变质，而且使石炭系—中三叠统一起产生置换层理的片理 ，并且改造了中元古代—早古生代地层产生的第一期片理
，不整合面之上的上三叠统和侏罗系煤系地层未变质，更不显片理 ，褶曲也较开阔。西昆仑晚三叠世末的印支运动造成海相侏罗系角度不整合于上三叠统之上
，侏罗系褶皱开阔且不显变质，下二叠统和具火山岩的上三叠统则形成紧密褶皱并发生变质 。因此 ，印支运动是重要分界点
。王鸿祯等（1990）认为
，北亚（安加拉赫斯坦）和中朝—塔里木构造域之间的对接碰撞，完成于晚海西—早印支期；中朝和扬子两个亚构造域的最后对接碰撞发生于印支期；整个古特提斯体系的最后封闭和联合大陆的形成显然应在印支期。冈瓦纳体系与欧亚大陆的第一次对接发生于印支运动期 ，使得羌塘地块与中国大陆主体部分拼接 。综上所述
，印支运动在中国大陆及邻区地壳演化历史中具有重大意义，并且印支运动造成的地壳变形表现了与海西阶段的某种连续性和继承性（王鸿祯等 ，1990）
。塔里木盆地典型的前陆坳陷的发育可能开始于印支运动以后，天山南 、北两侧及其内部的一系列侏罗纪沉积盆地的形成显然是印支运动的结果。

6.2.5　燕山运动

（1）燕山早、中期运动（K1/J1或K1/J）

分别发生在早侏罗世末期和晚侏罗世末期
，可能与中特提斯北支洋壳的消减闭合
、冈底斯地块向北与古亚洲大陆拼合有关 。在库车前陆坳陷，侏罗系发育齐全 ，下白垩统卡普沙良群平行或微角度不整合在侏罗系之上
。在沙雅隆起和满加尔地区
，钻井资料揭示侏罗系仅存在下统，缺失中、上侏罗统；下白垩统平行不整合于下侏罗统煤系地层之上 ，表明该区燕山早期运动和燕山中期运动是连续进行的。下白垩统的构造形态仍为往北下倾的单斜
，其沉积范围远大于侏罗系，总体表现为与下伏地层的超覆不整合接触 。在西南地区 ，侏罗系和下白垩统分布比较局限
，主要发育在山前前陆坳陷或拉分盆地中，下白垩统克孜勒苏群平行或微角度不整合于侏罗系之上。

（2）燕山晚期 、末期运动（K2/K1或E/K2）

分别发生在早白垩世末期和晚白垩世末期 ，相当于朱夏等（1983）称为的第二次变革运动
。在区域上表现为上
、下白垩统之间的整合或平行不整合接触关系
，在局部可见微角度不整合接触关系。例如在克拉苏河可见库姆格列木群（K2—E）的砂砾岩微角度不整合在下白垩统巴什基奇克组红色砂泥岩之上（陈发景等，1994） 。地震及钻井资料揭示在塔中和塔北广大地区 ，上白垩统—老第三系与下白垩统之间主要为平行不整合接触
。

在西南地区，上白垩统英吉莎群与下白垩统克孜勒苏群表现为整合或平行不整合接触
，而下第三系喀什群则平行或角度不整合于上白垩统英吉莎群之上，表明西南地区燕山末期运动比燕山晚期运动表现强烈。东南地区上白垩统—老第三系平行或角度不整合于下白垩统及下伏地层之上 。

上白垩统—老第三系分属于三个独立的前陆坳陷 ，其中塔北和塔西南两个前陆坳陷的沉积物层层分别往卡塔克隆起和巴楚隆起方向上超
，它们与下白垩统及以下地层构成超覆不整合接触
。现今的巴楚隆起开始形成于燕山晚期或末期运动。

6.2.6　喜马拉雅运动

（1）喜马拉雅早期运动（N1/E）

发生于早第三纪晚期或末期，与中特提斯洋主体部分（即存在于冈底斯和喜马拉雅地块之间的古大洋）消减闭合、印度板块与欧亚板块碰撞有关（王鸿祯等 ，1990） 。在塔里木盆地北部
，中新统与下伏第三系呈整合或平行不整合接触（张先树等，1991；陈发景等 ，1994）
，但往盆地中央可见中新统角度不整合在老第三系及下伏地层之上
。在西南地区的叶城—和田一带，中新统乌恰群与下第三系整合接触；但在喀什坳陷 ，中新统普遍以石膏层或膏泥岩平行不整合于下第三系不同层位之上
，局部可见到角度不整合接触关系。这次构造运动使天山和昆仑山前发生强烈沉陷，并伴有断裂活动 ，巴楚隆起基本成型并继续上隆 。

（2）喜马拉雅中期运动（N2/N1）

发生于中新世末期，与印度板块进一步向欧亚板块楔入有关
，是一次较强烈的构造运动
。在库车坳陷，上新统库车组平行或角度不整合于中新统康村组之上（陈发景等 ，1994）。叶城坳陷上新统阿图什组与中新统乌恰群主要为整合接触
，但在喀什坳陷，上新统阿图什组平行或角度不整合在中新统乌恰群之上 。

在盆地内部 ，阿瓦提 、巴楚及以西地区地震资料揭示中新统和上新统之间的反射界面见有明显的下削上超现象。沙井子
、阿恰—吐木休克和牙桑地—玛扎塔格断裂带继续活动并控制断裂两侧的沉积作用
。巴楚隆起进一步抬升
，山前坳陷进一步强烈挠曲沉降。

（3）喜马拉雅晚期运动（Q/N2）

发生在上新世末期，这是印度板块向欧亚板块快速楔入、青藏高原迅速隆起时期 。朱夏等（1983）将其作为第三次变革运动
。这次构造运动使天山和昆仑山产生强烈挤压缩短 ，大幅度隆升
，并向盆内逆冲推覆。在南天山山前，库车坳陷第四系角度不整合在第三系之上 ，不整合面之下的中生界和第三系发生强烈的褶皱和断裂活动
，形成前陆褶皱－冲断带 。柯坪隆起则沿寒武系下部滑脱面形成叠瓦冲断带
。巴楚隆起两侧断裂继续活动，隆起最终定型 ，在隆起轴部有反转冲断层和推覆体形成。围绕阿瓦提断陷的沙井子断裂和喀拉玉尔滚断裂也发生继承活动 。在昆仑山前，由于帕米尔的向北揳入作用
，不仅在山前坳陷产生强烈的挤压逆冲，形成褶皱－冲断带 ，而且存在较大的走滑分量
，使山前的褶皱—冲断带呈现雁列展布
。在东南地区，阿尔金山隆起和东昆仑山强烈往盆内逆冲掩覆 ，同时伴有走滑分量。东南断隆带前缘的策勒—罗布庄断裂带强烈活动
，北民丰—罗布庄断裂最终定型 。在盆地腹部，主要表现为区域抬升 、褶皱与断裂活动比较微弱
。

(一)塔里木盆地基底岩相构造特征

1.基底的形成与演化过程

塔里木盆地基底的形成和演化大体可划分为太古宙古陆核形成阶段
、古—中元古代原始克拉通板块形成阶段和新元古代洋盆闭合、块体拼合 、泛古陆形成阶段。因此,塔里木盆地的基底是由太古宙相对稳定的结晶基底和元古宙的褶皱基底构成的双重基底 。

(1)太古宙古陆核形成阶段

太古宙变质岩系主要分布在库鲁克塔格的辛格尔及库尔勒以东
、阿尔金山前因格布拉克和大黑山、南天山奥图拉托格拉克及中天山尾亚等地区(车自成等, 1996;董富荣等,2001)(图2-1-1)。铁克里克可能有新太古代变质岩系分布
。

库鲁克塔格地区太古宙变质岩系出露面积较大,古—中太古代变质岩均有出露,新太古代阜平期和五台期变质岩发育。包括托格拉克布拉克片麻杂岩 、驱狼沟片麻岩、红卫庄片麻杂岩等,为克拉通内区域中高级变质作用,具多期变质特征, 残留有麻粒岩相(紫苏辉石
、红色黑云母)、高角闪岩相 (矽线石-钾长石), 表现为中压相系低角闪岩相(蓝晶石)变质, 为一退变质系列 。其变形特征具深部构造相特点, 构造面理为片理 、板状片麻理
、条带状构造,褶皱以流褶皱为主的塑性流动变形,形成穹盆构造,后被近EW向的线性构造叠加(董富荣等,2001)
。 目前对辛格尔一带太古宙变质岩系同位素年龄已做了详细研究, 托格拉克布拉克片麻杂岩曾获得了Rb-Sr等时线年龄 (1778.18±145.37)Ma (高振家等, 1993)、Sm-Nd等时线年龄(3362±691)Ma,片麻杂岩中的角闪石Sm-Nd等时线年龄(3263±129)Ma 、Rb-Sr年龄2778Ma(胡蔼琴等,1993),董富荣等(2001)认为3362Ma
、3263Ma为其形成年龄,而2778Ma、1778Ma为其变质年龄。红卫庄片麻杂岩所获得的Sm-Nd全岩等时线年龄为(2854±594)Ma,Rb-Sr全岩等时线年龄(1350.93±14.12)Ma(胡蔼琴等,1993),前者为其形成时限,后者则为Sr均一化最晚一次热事件年龄 。在塔里木盆地东缘敦煌岩群斜长角闪岩中,获得Sm-Nd等时线同位素年龄值为3487Ma和3237Ma(李志琛, 1994)
。

图2-1-1 新疆太古宙变质岩分布示意图(据董富荣等,2001)

阿尔金山山前仅出露新太古代阜平期变质岩(车自成等,1996)。因格布拉克 、大黑山一带分布一套由表壳岩和变质深成岩组成的变质杂岩,其中以变质深成岩为主 。表壳岩呈包体形式赋存于片麻杂岩之中,斜长角闪岩
、角闪斜长片麻岩、基性麻粒岩 、透闪角闪黑云变粒岩
、角闪钾长变粒岩为主
。原岩为基性火山岩及碎屑岩(王广耀等, 1987),斜长角闪岩由普通角闪石、斜长石及石英组成。根据紫苏辉石的出现和变质矿物组合,将岩系划分为麻粒岩相和高角闪岩相两类(王广耀等, 1987): 中压高角闪岩相为单斜辉石-普通角闪石带; 中压麻粒岩相为二辉石带,具递增变质特征,为区域动力热流变质作用 。该变质岩系属深部构造相变形, 构造面理为片麻理 、片理和条带状构造, 广泛发育无根褶皱,流褶皱常见,以塑性流动及化学分异变形作用为主
。青海省地质矿产局区调队曾在拉配泉北东获得该岩系斜长角闪岩锆石U-Pb年龄2462.5Ma(王云山, 1987),其平均年龄为2587.37Ma(车自成等,1996);后又获得角闪麻粒岩、麻粒岩全岩Sm-Nd等时线年龄(2787±151)Ma(车自成等,1996),基性岩Sm-Nd等时线年龄为(2792±208)Ma,为新太古代阜平期产物。

南天山新太古代变质岩出露于辛格尔断裂以北奥图拉托格拉克一带, 为阜平期和五台期变质岩 。主要由表壳岩及变质深成岩组成, 其中变质深成岩约占80%。阜平期表壳岩为沙窝大沟岩组, 变质深成岩巴什托格拉克片麻杂岩; 五台期表壳岩及变质深成岩均为沙窝布拉克片麻岩套
。特征变质矿物为铁铝榴石
、蓝晶石、透辉石和普通角闪石等, 属中压低角闪岩相蓝晶石带, 为区域中高温变质作用。 巴什托格拉克片麻杂岩的片麻岩Sm-Nd全岩等时线年龄值为 (2655.6±203.9)Ma(冯新昌等, 1998), 它代表片麻杂岩形成时间,为阜平末期的岩浆侵入事件 。沙窝布拉克片麻岩套最大特色是石英为蓝色,与库鲁克塔格地区的蓝石英片麻状花岗岩可以对比,二者为同期的侵入产物,蓝石英片麻状花岗岩的锆石Pb-Pb蒸发年龄为2582Ma 、2478Ma(董富荣等, 1998), 因此沙窝布拉克片麻岩套亦为五台期末期的岩浆侵入产物
。

中天山仅见新太古代五台期变质岩, 出露于新疆哈密尾亚一带。表壳岩为冬瓜岭岩组,变质深成岩为亚西岭片麻岩套,两者的比例各占一半,属花岗-绿岩区 。为区域动力热流变质作用类型, 低压变质相系, 为多相变质的递增变质相带
。麻粒岩中曾获得Sm-Nd全岩等时线年龄2373Ma(董富荣等, 1998), 因受到尾亚超单元热变质作用的影响,致使年龄偏低,但变质已达麻粒岩相,深成岩已变成灰色片麻岩,无疑是太古宙变质岩。

由上所述, 太古宙变质岩系的特征, 基本反映了大陆基古陆核的形成 。库鲁克塔格辛格尔南的古—中太古代变质岩(托格拉克布拉克片麻杂岩),代表了塔里木北部的陆核;阿尔金构造带北侧因格布拉克一带分布的阿尔金杂岩(车自成等, 1996),代表了塔里木南部的陆核
。其时代北早南晚, 表明塔里木南
、北基底“生来 ” 就有较大差异, 这种差异影响着后来的构造发展历程。

(2)古—中元古代陆块发育阶段

北塔里木块体克拉通化发生在中元古代 。库鲁克塔格地区太古宙主体岩石组合是托格灰色片麻岩系,其上被原兴地塔格群不整合覆盖
。在辛格尔以南可见原兴地塔格群与下伏岩系的不整合面: 原兴地塔格群底部砾岩分别覆盖于托格灰色片麻岩和红卫庄花岗片麻岩之上,底砾岩的砾石主要为花岗片麻岩类,大者达30～100cm,分选较差, 向上过渡为含磁铁矿的石英岩。虽然不同地段兴地塔格群遭受不同程度变质作用改造,但从宏观上看仍是一套以碎屑岩-碳酸盐岩为主的建造,代表了塔里木克拉通的第一套沉积盖层 。不整合于其下的花岗片麻岩锆石的U-Pb年龄(1940±14)Ma表明, 北塔里木块体克拉通化发生在中元古代, 与华北克拉通相当。北塔里木地块广阔平缓负磁异常特征, 可能是古、中太古界之上巨厚的新太古界—元古宇沉积盖层层系的反映
。南塔里木块体的克拉通化发生在中—新元古代。阿尔金地区中元古界巴什考供群下部为酸性凝灰岩夹片理化砂岩与炭质粉砂岩, 中上部为绿片岩 、灰岩与粉砂岩互层; 塔昔达坂群下部为砂岩
、粉砂岩夹硅质岩、灰岩与安山玄武岩, 中部为砂岩 、绢云片岩
、千枚岩夹凝灰熔岩和灰岩,上部为中厚层灰岩、白云质灰岩 、白云岩夹绿片岩 。索尔库里群为浅海相砾岩
、石英砂岩、鲕状及竹叶状灰岩,发育底砾岩
。沉积组合也表明该区中 、新元古代构造环境由活动趋于稳定。南、北塔里木块体之间及周缘发育元古宙洋盆 。

(3)新元古代洋盆闭合
、陆块拼合与大型克拉通形成

1)阿尔金北缘新元古代缝合带
。沿阿尔金山北缘自西向东从新疆的红柳沟、拉配泉,到甘肃的阿克塞 、肃北一线,发育一条蛇绿岩带。在红柳沟-拉配泉一带,蛇绿岩带出露于阿尔金麻粒岩带的南侧, 主要由枕状玄武岩
、细碧岩、硅质岩以及大量超镁铁-镁铁质岩块组成 。主要岩石为变质橄榄岩相的斜辉辉橄岩及少量纯橄岩;部分岩块以堆晶岩为主, 由堆晶纯橄岩 、异剥橄榄岩
、辉石岩、堆晶辉长岩组成; 岩带中还有较多的辉绿岩块
。

贾承造等(2004)得到了玄武岩和辉长岩的Sm-Nd同位素等时线年龄为(949±62)Ma(2σ),其εNd(t)=+5.9, MSWD=3.55。辉长岩等时线年龄为(829±60)Ma(2σ),εNd(t)=+6.5, MSWD=0.93 。前者可能代表了蛇绿岩的形成年龄 (即蛇绿岩套从地幔分异年龄),后者(829±60)Ma应是岩浆房最后固结年龄(即辉长岩结晶年龄),以辉长岩的等时线年龄代表蛇绿岩的成岩年龄应是合适的
。

阿尔金山北缘以蛇绿岩带为标志的缝合带,代表了该区新元古代的大陆拼合。此外,郭进京等(1999)认为中祁连地块曾经历了900Ma左右的拼合作用 。虽然阿尔金山北缘蛇绿岩带为代表的构造带,是否与中祁连新元古代构造带相连, 目前还不清楚,但新元古代中国主要陆块均经历了多块体的拼合,该次陆块的拼贴是全球中 、新元古代格林威尔造山作用和Rodinia超大陆的一个组成部分。

2)塔里木盆地中央新元古代岩浆弧
。位于中央隆起带的塔参1井, 钻穿沉积盖层后钻遇前寒武纪基底。塔参1井基底岩石的主元素分析表明(贾承造等,2004), 岩石应属闪长岩,其SiO2含量为54.7%-55.2% 。Na2O含量(5.63%～5.76%)比K2O含量高(2.39%～2.67%)
。稀土元素配分型式显示LREE弱富集, 没有明显的Eu异常。痕量元素原始地幔标准化曲线(Sun和McDonough,1989),与Nb和Ta强亏损的与俯冲相关的岩浆岩类似(Briqeu等,1984) 。在Rb-Y和Nb/Rb-Yb/Ta相关图解中,样品均落入火山弧区(Pearce等, 1984)
。Sr-Nd同位素组成也与岩浆弧花岗岩类相当 (Barbarin,1999),其初始εNd介于-4.4与-9.5之间,初始87Sr/86Sr在0.705756～0.706666之间。

塔参1井寒武系不整合覆盖在花岗岩类之上,从采自基底的岩心得到三件角闪石样品的40Ar/39Ar重量平均坪年龄,分别为(790.0±22.1)Ma, (754.4±22.6)Ma,和(744.0±9.3)Ma,这些冷却年龄可能提供了一个岩体侵位的上限,上述年龄可能接近于岩浆的侵位时间 。

发育在南塔里木地块中央隆起带基底上的这一新元古代岩浆带,其活动应不晚于730～810Ma,最晚在寒武纪前停止
。新元古代的花岗岩在阿尔金地区也有发现,如沿茫崖-若羌公路变形花岗岩的U-Pb年龄为(969±6)Ma(Cowgill, 2001)。阿尔金地区新元古代花岗岩可能是塔中地区岩浆带的延伸,它们构成一条新元古代的岩浆弧 。

3)阿克苏蓝片岩
。这一时期的构造和岩浆活动在塔里木西北缘也有证据。新元古代阿克苏蓝片岩不整合于震旦系之下(Liou等, 1989;Nakajima等, 1990) 。蓝片岩为高压变质岩,是碰撞缝合带的产物。

塔里木中央岩浆弧
、阿尔金北缘新元古代蛇绿岩带和阿克苏新元古代蓝片岩的发育,为南北塔里木地块曾被一个新元古代洋盆分割的观点提供了佐证(何登发等, 1996; Guo等, 1999), 阿尔金山北缘蛇绿岩带是该洋盆闭合的残留, 阿克苏蓝片岩应该是该期缝合的标志
。该洋盆至少应该在寒武纪前,可能在震旦纪前闭合, 因为塔中地区寒武系不整合于岩浆弧之上, 而震旦系不整合于阿克苏蓝片岩之上。沿塔里木中央展布的高航磁异常带,应是南、北塔里木块体的缝合带(何登发等, 1996) 。

在新元古代拼合完成后,形成了新疆的统一克拉通 (肖序常等, 1992)
。塔里木 、准噶尔
、华南和哈萨克斯坦地块均来自于一个新元古代的联合超大陆——Rodinia古陆, 它们均发育有相似的震旦系冰碛岩(Xiao等, 1992)。周缘露头地质资料表明, 塔里木盆地震旦系与基底岩系之间存在区域不整合关系, 在盆地覆盖区的沙3井、牙哈6井均钻遇前震旦变质岩系 。

塔里木盆地基底同位素年代学新资料和基底岩石组合特征表明, 南 、北塔里木地块前寒武纪基底演化历史明显不同
。张光亚 (2000)认为, 塔里木盆地前南华纪结晶基底表现出很强的非均一性,是由南、北两个块体沿中央纬向构造带在前震旦纪焊接而成的,航磁异常对基底岩相构造的反映较为清楚。

2.航磁资料揭示的基底岩相构造

乔日新等(2002)认为塔里木盆地基底具双层结构特征, 即由上
、下两套不同磁性的变质岩组成 。在航磁△T图上,塔里木盆地显示为大范围宽缓升高的正磁异常区,磁场强度为100～450nT
。在400km高度的卫星磁场图上也显示为NEE向的正磁力高, 幅值达0.8nT。产生塔里木正磁异常区的磁源体具有很强的磁性, 并具有巨大的范围与较大的厚度 。经反演计算,该磁源体上界埋藏深度为10～20km, 下界深度大于40km, 视磁化强度为(200～1500)×10-3A/m,推测盆地基底的主体是由中基性岩浆杂岩到超铁镁岩组成
。这代表下层磁性基岩的航磁异常反映,其时代为太古宙; 上层基底介于磁性基岩面与元古宇顶界面(相当于地震T100(Tg9)界面)之间,其时代为元古宙,磁性不强或微弱,磁化率一般均小于20×10-5SI,厚度变化在1～8km之间。

塔里木盆地航磁△T异常值主要分布在约-150～350nT,具有以下几个特征(图2-1-2):①在盆地北部为变化平缓的负异常区;②在盆地中央存在近东西向的正异常带;③塔里木盆地南部以北东东向正异常为主, 并伴有基本同方向延伸的负异常带;④塔里木盆地东南缘分布特征以北东向串珠状的正负异常成对出现为主; ⑤盆地西部 (主要在巴楚地区)在较宽缓的正异常背景之上, 存在强烈的磁异常变化带或强异常变化区;⑥库鲁克塔格一带存在强局部异常 。

许炳如(1997)认为塔里木盆地基底岩相分布呈现几组不同方向的磁异常带相互交汇现象。第一组是塔中近东西向正磁异常带; 第二组由4条北东向正负相间的磁异常组成; 第三组显示为北西向的磁异常, 主要出现在巴楚与麦盖提之间的地区, 分布较局限
。从它们相互交叉关系推测塔西南北东向带形成时间较早。

由前所述,塔西南地区的航磁异常是古元古代构造活动带穿插新太古代陆的反映,塔里木北部的负磁异常是古元古代基底的反映, 而中部高磁异常带是新元古代南、北塔里木地块拼合带的反映 。许炳如 (1997)等认为经由壳底幔顶的融熔岩浆沿边缘深断裂上涌形成的镁铁 、超镁铁岩墙将二者牢固地结合成一体
。

谢方克(2003)通过对世界主要克拉通盆地基底结构特征的研究认为: 塔里木盆地前震旦纪基底是由几个不同的块体拼接而成的, 在花岗岩
、片麻岩中, 有基性火成岩侵入体或者由强磁性和密度大的岩体发生垂向运动, 从而出现巨大隆起带。地幔高密度物质,可能有许多已进入岩石圈上部, 冷却并充填于地壳不同构造层中 。 以塔里木重力、磁力异常带为界可将塔里木分为南北两块: 南塔里木基底主要由石英片岩和斜长片麻岩组成, 出露最老地层是古元古界;而北塔里木地块以中 、新元古界的浅变质岩为基底,南老北新
。

图2-1-2 塔里木盆地及周边地区航磁特征

震旦纪,结晶褶皱基底经塔里木运动才形成统一基底的盆地。利用天然地震转换波资料发现塔里木克拉通盆地地壳结构可分为3层,上地壳“花岗质
”层P波速5.6～6.0km/s,中地壳波速6.2～6.7km/s,并存在高速薄层(可能是因为热物质上涌冷却变质结晶),下地壳波速6.5～6.9km/s,整个地壳厚度变化幅度在38～52km 。根据宽角反射资料发现,塔里木盆地地壳有南厚北薄的特点,而南
、北存在两种性质完全不同的基底,是造成塔里木板块盖层构造-地层组合差异的根本原因
。

(二)塔里木盆地深部构造特征与地球动力学背景

1.地壳结构的分层性与同步挠曲特征

“八五” 期间完成的3条转换波测深剖面, 即盆地东部的库尔勒-若羌剖面, 盆地西部的阿克苏-叶城剖面和中部的库车-塔中-塔南剖面(邵学钟等, 1996; 张家茹等,1998), 清楚地揭示了自新生代以来在印度-欧亚板块强大挤压力作用下, 近SN向挤压应力场背景下的深部构造和变形特点。

新疆泉水沟-独山子地学断面(李秋生等,2001)研究成果表明 (图2-1-3), 塔里木盆地主体的地壳厚度为38～46km, 盆地中部为幔隆, 地壳平均速度为6.36km/s,莫霍面深度为(40±2)km 。塔里木南缘的莫霍界面南倾, 与结晶基底南倾的角度大体一致
。从中央隆起带至西昆仑山前, 莫霍面深度从(40±2)km加深到57km, 倾角5°～7°, 但继续向南深入到西昆仑北坡之下, 莫霍面产状变平, 深度减小到54km。 以西昆仑北坡基底抬升、下地壳增厚和山前凹陷内存在巨厚沉积的观测事实为依据,推断塔里木盆地南缘地壳向西昆仑山下俯冲, 但俯冲的距离和深度可能有限 。天山地区观测到了清楚的Pn震相, 速度为8.15km/s。整个天山地区莫霍面北倾4°～5°, 平均深度为52km, 地壳结构复杂,其中地壳为3～7km厚, 为速度值5.6km/s的低速层
。 中天山之下的莫霍面略显隆起, 中 、北天山交界处莫霍面明显错断。两侧山区地壳厚度平均比盆地内大5～10km, 山区一侧的下地壳明显增厚, 显示出塔里木盆地 (地块)边缘向两侧山区下插的趋势, 但向南插入的距离和深度可能不是很大(Layon-Caen等, 1984;李秋生等,2000), 而北侧的俯冲前缘可能达到中天山之下(卢德源等,2000) 。地壳内部各层厚度横向变化较大, 具有受双向挤压而缩短的地壳构造特征
。

2. 地壳结构的横向不均一性

楼海等(2000)利用卫星重力资料根据最新的地球重力场模型, 计算得到了塔里木盆地及邻近地区的自由空气重力异常
、大地水准面扰动异常、地壳和上地幔平均密度异常以及地幔对流引起的岩石层底界面粘滞应力场分布。据此认为天山处于地幔对流形成的挤压沉降环境中, 在南北不对称的挤压应力作用下快速隆升, 挤压应力场中心在天山以南,这种应力场特征支持塔里木板块向天山之下俯冲的观点 。 天山南北两侧的准噶尔盆地南缘和塔里木盆地北缘, 是地壳内质量缺失区, 是由于南北两侧地壳向天山下挤压而弯曲造成的
。

重力异常与地形相关。天山 、阿尔泰山
、昆仑山等都是正异常区, 异常走向与山脉走向一致 。准噶尔盆地、塔里木盆地 、吐哈盆地、柴达木盆地等都是负异常区
。重力异常与地形密切相关, 说明大地水准面以上地形质量的重力效应显著, 未被深部质量亏损完全补偿。沿天山南北两侧, 昆仑山
、阿尔金山和祁连山北侧, 有明显的负异常带 。

图2-1-3 新疆泉水沟-奎屯地学断面爆炸地震剖面最终地壳结构模型图(据李秋生等,2001)

地壳平均密度异常(图2-1-4)显示出与卫星重力异常相似的特点, 山区内密度异常为正,盆地内密度异常为负
。山区的正异常是地表以上多余质量引起的。沿造山带的边缘, 如天山南北两侧准噶尔盆地南缘和塔里木盆地北缘、西昆仑山及阿尔金山北侧的塔里木盆地南缘, 都有比较明显的负异常带,这种山前负密度异常带可能是新生造山带固有的地球物理特征 。在挤压作用下,两侧地壳向造山带下俯冲,造山带快速隆升, 山前形成坳陷,接受松散堆积,造成造山带山前质量亏损。当前, 天山仍然处于快速隆升阶段, 山前形成逆断裂-褶皱带,逆断裂上下盘发生差异升降运动,运动速率达到0.8～1.35mm/a(徐锡伟等, 1992; 邓起东等, 2001)
。 同时, 逆断裂-褶皱带在缩短, 缩短速率约为2mm/a(杨晓平等,1996)。这表明挤压作用很强烈, 使造山带山前继续保持质量亏损和不均衡状态 。

岩石圈平均密度异常(图2-1-5)在天山, 东 、西昆仑山, 阿尔泰山, 祁连山都为正异常
。平均密度异常为正, 可能意味着挤压造山带下岩石圈的加厚。天山东段的深部密度分布特征与中段和西段不同, 这里没有正异常与之对应, 表明东天山与其他造山带在深部构造上有很大不同 。山体隆升仅引起浅部质量重新分布, 而未扰动深部质量, 这可能与地幔对流应力的强度分布有关
。在天山中段和西段,南北向和东西向的地幔对流应力都明显较强, 东段则较弱, 地幔对流分布的东西向差异造成天山东
、中、西段的不同。张光亚(2000)认为, 塔里木盆地地壳较厚, 平均为37～44km, 向周围造山带急剧加厚 。沉积层以下地壳厚度分布显示出两个减薄区, 分别与阿瓦提坳陷 、满加尔坳陷对应
。 中地壳下部或下地壳存在软弱层。塔里木盆地岩石圈厚度为110km左右, 具低热流值低地温梯度特点, 以整体变形为特征, 地壳及上地幔岩石圈各界面呈现整体同步挠曲 。

图2-1-4 地壳平均密度异常(>120阶)(据楼海等,2000)

图2-1-5 岩石圈平均密度异常(50~120阶)(据楼海等,2000)

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