天山北缘前陆冲断褶皱带形成时间的确定

天山山系的形成原因?(详细)~

天山山系是中国西北地区的一个复杂造山带，中，新生代以来在印度板块与欧亚板块的腐冲碰撞的远程挤压效应影响下，发生了陆内俯冲。塔里木块和准噶尔地块相向俯冲天山之下，造成了山系的急剧隆升和冲断推覆，在构造重荷作用下，沿着天山南、北山前发育了陆内俯冲型前陆盆地，这一特点已为大多数学者所共识，然而，天山陆内造山带在形成过程中沿着走向却存在明显的变化，尤其是东，西天山在地壳厚度，山系海拔高度，地震活动烈度等方面均有较大的差异，总体上以西天山的活动性明显大于东天山为特点。发育于准噶尔地块内的博格达山在这一阶段表现出强烈的活动性，山系隆升和褶皱冲断控制其边缘前陆盆地的充填，与西天山相对应，这说明天山陆内造山过程中存在着转换作用，把西天山陆内俯冲的地壳缩短量转换到了博格达山地区，由此平衡东、西天山的差异。故称之为陆内造山转换带。

该褶皱带西以华蓥山断裂为界, 东以齐耀山断裂为界; 宽约170km; 沿NE的构造方向延伸, 向北东与大巴山弧形构造逐步过度, 向南西方向在川南与东西向泸州凹陷结合或者渐变过渡到黔中隆起上。 因此, 其总体构造走向呈北东向。 平面上, 褶皱带在中段呈北北东-北东走向, 向北该褶皱带逐渐转变为北东东向(图3-2)。 而在构造带南部, 华蓥山构造带向南延伸过程中散开呈扫帚状。 川东褶皱带整体上表现为隔挡式褶皱, 单一褶皱类型表现为断层传播式褶皱, 具有不对称式褶皱特征(图3-3)。 川东地区地表断裂构造出露较少, 主要出现于高陡背斜的轴部, 呈北东向断续分布。 通过大量地震剖面的解释,断裂构造常出现在背斜的轴部或陡翼, 断面倾向复杂, 既有倾向北西, 也有倾向南东的。其中以组成川东东部边界的华蓥山断裂和西部边界的齐耀山断裂最为醒目和重要。

图3-2 川东褶皱带构造纲要图

川东褶皱带的北部, 背斜走向为北东-北东东向, 并逐渐与东西向构造复合, 其中方斗山背斜在平面上明显转弯, 由北东东向逐渐转变为近东西向, 呈向西突出的弧形, 背斜核部出露的最老地层为二叠系, 在方斗山背斜的核部位置, 观察到嘉陵江组的不对称褶皱(图3-4)。 北西翼倾角缓, 20°～50°; 南东翼倾角陡, 50°～80°, 甚至倒转。 其形态基本代表了川东褶皱带的整体面貌。
齐耀山背斜位于研究区中部, 川东褶皱带与鄂西构造带复合部位, 研究区内齐耀山背斜轴向北20°～60°东, 全长约130km, 褶皱核部出露的最老地层为二叠系灰岩和含煤泥页岩段, 背斜两翼出露三叠系。背斜之核部总体表现为宽缓、 圆滑, 但其中发育许多次一级小褶皱, 小褶皱多发育于薄层灰岩中, 这是由于中-厚层灰岩与薄层灰岩相间组合, 在纵弯及层间牵引作用下在薄层灰岩中形成的牵引褶皱。 同时在褶皱形成过程中, 由于层间滑动形成了层间劈理构造, 特别是在褶皱的缓翼较为发育(图3-5)。
齐耀山背斜为轴面倾向北西(或南东)的不对称褶皱, 北西翼缓, 一般倾角12°～50°; 南翼陡倾, 倾角56°～87°, 有些地方直立或倒转(图3-6)。 齐耀山断裂表现为断层传播褶皱中部形成的突破型断裂, 走滑性质不明显, 在野外没有见到侧伏角很小的线状擦痕构造, 平面上具有断续分布特征, 倾向具有多变性, 倾向东或西。

图3-3 川东褶皱带基本构造样式


图3-4 方斗山背斜核部特征


图3-5 齐耀山背斜西翼局部地段野外素描图


图3-6 齐耀山背斜基本形态特征

万州复向斜由万州向斜、黄柏溪向斜、新场背斜和故陵向斜组成, 呈左行雁行式排列, 向北东在齐耀山背斜北西翼扬起消失, 整个复向斜存在三处低点, 分别对应万州向斜、黄柏溪向斜和故陵向斜核部, 整体轴向北20°～70°东, 核部及两翼皆由侏罗系组成(红层)。 向斜内部岩层产状平缓。倾角近水平, 靠近背斜则急剧变陡, 北翼甚至倒转(图3-7)。

图3-7 万州复向斜基本形态特征

川东褶皱带构造形式表现为断层传播褶皱, 通过参与褶皱的地层以及生长地层的识别可以确定整体构造带的形成时间。其基本原理如下:
基底和前生长地层之上的同构造沉积是逆冲褶皱造山带前陆盆地中常见的现象, 变形的发展卷入了新的沉积地层, 形成了与断层相关褶皱同期的生长褶皱。 生长地层和生长褶皱同时形成。 在地壳上部的断层转折褶皱作用、 断层传播褶皱作用和滑脱褶皱作用中, 褶皱往往通过膝折带迁移和翼部旋转运动方式形成(图3-8)。通过膝折带迁移方式时, 其翼部倾角不变而翼部宽度在变化, 这种情况下生长轴面也发生变化; 通过翼部旋转方式时, 翼部倾角不断变化, 其生长轴面具有相对不变的特征。
Rafini等(2002)提出不管是膝折带迁移模式还是翼部旋转模式, 最终的褶皱几何形态是基本一致的。 表明随着褶皱或者断层生长期间沉积的进行, 在生长区域内, 下部地层的生长幅度比上部大, 因此, 褶皱的翼长向上减小, 形成一个三角形的生长域, 称为生长三角; 地层外貌上形成一个下宽上窄的楔形体。这一结论表明褶皱过程和褶皱最后形成的几何形态具有一致性, 两种方式产生的生长地层最终样式基本一致。
生长地层的最终形态主要受构造变形、 生长地层的沉积速率以及侵蚀作用影响, 它们在生长地层的形成过程中起到复合作用。
膝折带迁移和翼部旋转是褶皱变形的两种主要方式, 这两种方式都涉及生长轴面的活动性问题。 Suppe(1962)提出, 褶皱形成过程中沉积物质通过轴面发生移动时, 轴面是活动的, 但轴面与岩层之间没有相对运动, 因此, 提出有限活动轴面的概念, 表示穿过轴面的物质运动相对较弱。 轴面活动最终决定着生长褶皱的翼长和背斜顶部长度, 活动轴面将使翼长和顶部宽度趋于增加, 而有限的活动轴面将产生小的翼长和顶长变化。

图3-8 形成生长地层的两种基本模式(据Ford et al., 1997)

构造抬升速率、 同期构造沉积和同期侵蚀速率之间的关系在背斜顶部限制了其向深部的变化, 三个因素之间的相互作用影响着生长地层构造沉积体系的连续发展。 模拟结果表明, 如果保持所有参数不变, 仅仅考虑沉积速率和变形速率, 当同期侵蚀不出现时, 构造抬升速率和同期构造沉积速率之间的比率(U/S)是单一参数, 制约了正地形的出现和演化。对于覆盖在前期生长地层上的较年轻地层, 侵蚀作用不活跃, 沉积速率较高。 对于膝折带迁移模型, 生长轴面的倾斜取决于构造变形速率。 如果构造变形速率保持不变, 生长轴面基本保持水平状态, 但对于低构造抬升速率, 其倾斜度较大; 如果构造变形速率在沉积时不断发生变化, 轴面是弯曲的(见图3-8)。 在相同方式下, 速率的突然改变, 也将影响生长轴面的形态。
如果沉积速率和抬升速率的变化极大地影响着生长地层的最终形态, 则侵蚀作用可能部分消减这种作用, 并且由于这种作用, 生长褶皱和相关生长地层的最终形态可能被破坏, 因此, 生长地层可能出露较差。 活动褶皱-逆冲造山带前缘盆地生长地层埋藏较深或被剧烈剥蚀, 在这些区域出露相当差, 研究起来十分困难。 而在年轻的造山带中生长地层相对出露较好, 这一原则同样适用于扩张环境的正断层-褶皱带的生长地层研究(Hardyet al., 1999; Shar pet al., 2000; Jose et al.,2002)。 具体说来, 在侵蚀速率较小或者基本不活动的情况下, 生长地层表现为年轻地层以退覆模式沉积在下部老地层之上。 而在侵蚀速率增加的条件下, 可能变形地层出现明显的超覆或上超。 在生长地层形成时期或之后, 由于构造变形的持续作用, 地形地貌上的整体抬升主要是由于侵蚀作用在生长地层形成过程中具有双重作用, 一方面地形地貌的抬升速率将随着侵蚀作用开始减小, 沉积厚度和层位产状将趋于平缓, 生长不整合同时通过不同形式产生(超覆或退覆); 另一方面侵蚀作用也将会破坏生长褶皱和生长地层的最终样式。
从不同生长地层的形成模式可以看出, 由于形成过程中的相关褶皱运动方式不同, 下部产生的生长地层并非完全呈楔体状, 同时侵蚀作用也可能会破坏一部分生长地层的最终形态, 但是生长地层和后生长地层的厚度从生长褶皱翼部开始向前陆盆地逐渐增厚, 产状也逐渐转为平缓, 之后生长地层可能会出现一个明显与渐进生长不整合不同的角度不整合。 生长地层间的渐进不整合和上部后生长地层之间的不整合是划分构造变形期次的重要手段, 同时也是识别生长地层的重要标志。
综上所述, 针对川东褶皱带形成时间的确定最重要的问题就是侏罗系是卷入褶皱体系还是作为断层传播褶皱形成过程中生长构造存在。
川东地区被卷入变形的最新地层为侏罗系, 根据大量地震剖面的解释, 发现川东地区表层构造与深部构造存在明显的不协调现象。存在着表层构造与深部构造的垂向变异现象。 根据卷入地层的变形样式的不同, 并结合地震反射界面的研究, 可以将川东地区划分为上、下两个构造层次(图3-9)。 上部构造层以志留系为底界(Ts)。 除志留系页岩外,尚发育多个次要滑脱层, 表现特点为强干层与软弱层相间出现, 构造样式上表现为一系列断层相关褶皱, 由一系列倾向南东或北西的逆断层及相关褶皱组成隔挡式褶皱组合, 逆断层上陡下缓, 绝大多数消失于志留纪页岩层, 少部分切过震旦-寒武纪, 消失于盖层与基底的分界面。

图3-9 川东地区地震剖面

下部构造层是指志留系反射界面(Ts)之下至基底与盖层不整合面之上的一套反射结构, 包括震旦系—奥陶系, 主要以海相碳酸盐岩沉积为主, 夹碎屑岩沉积。 相对于上部构造层而言, 下部构造层构造变形微弱, 起伏平缓, 逆冲断层较少发育。
通过对川东地区地震剖面的解释可以看出部分侏罗系应该是褶皱前期构造层系, 在褶皱的顶部与两翼地层厚度变化不大, 不具有生长构造特征(图3-10), 同时在野外观察也表明侏罗系产状变化与褶皱构造形态特征基本一致, 同样表现为褶皱前期构造层系特征。 从不同生长地层的形成模式可以看出, 由于形成过程中的相关褶皱运动方式不同, 下部产生的生长地层并非完全呈楔体状; 同时侵蚀作用也可能会破坏一部分生长地层的最终形态, 但是生长地层和后生长地层的厚度从生长褶皱翼部开始向前陆盆地逐渐增厚, 产状也逐渐转为平缓, 之后生长地层可能会出现一个明显与渐进生长不整合不同的角度不整合。 生长地层间的渐进不整合和上部后生长地层之间的不整合是划分构造变形期次的重要手段, 同时也是识别生长地层的重要标志; 而这些特征在地震面上并没有清晰表现。

图3-10 川东地区地震解释剖面图

同时从野外地质露头观察侏罗系与三叠系为整合接触关系,侏罗系、三叠系内部同样为整合接触(图3-11, 图3-12), 也就是说在侏罗纪之后, 川东褶皱带开始形成, 侏罗系不具有生长构造特征。

图3-11 重庆奉节侏罗系与三叠系及侏罗系内部整合地质剖面图


图3-12 重庆忠县侏罗系内部整合地质剖面图

总之川东褶皱带的形成过程表明,侏罗系地层是卷入隔挡式褶皱的前期构造层, 层间剪切作用使地层破碎,特别是在上断坪与断坡部位。这些部位往往被后期地质灾害的发生提供了条件, 同时从长江河流的取向分析也表明在该地区长江河谷在向斜区域基本是沿着断层传播褶皱的上盘切割的, 也就是上盘断坪和断坡部位。

印-藏碰撞所引起的构造变形分布于碰撞带以北2000～3000km的广大地区，强烈的构造作用明显改造了中亚的大部分地区，使原有构造格局更加复杂化。其中天山向两侧盆地的冲断抬升导致巨厚的中生界-新近系沉积剖面剥露至地表。天山北缘由南向北发育了三排冲断褶皱带，第四纪以来的地层和沉积物也卷入褶皱并受到断层的错断。

多数研究成果认为盆地南缘第一排构造形成于中生代末期（张培震等，1999；杨晓平等，1998；邓起东等，1999）。晚白垩世时期，冈底斯地块与拉萨地块发生碰撞，这次运动的影响范围和强度可能很小，准噶尔盆地在此时期处于一个较为稳定的时期，上白垩统东沟组与古近系紫泥泉子组整合接触。但是，天山南缘的库车再生前陆盆地的冲断构造形成始于25Ma左右（卢华复等，1999），塔里木盆地沿西昆仑和天山山前的沉积碎屑磷灰石裂变径迹年龄为25～13Ma（Hendix，et al.，1994；Sobel and Dumitru，1997），反映天山南侧的新生代构造主要形成于中新世以后。裂变径迹数据系统分析表明，准噶尔盆地南缘主要存在晚渐新世-中新世和上新世以来冷却年龄。地层沉积特征和时间-温度曲线模拟表明天山北缘的快速剥蚀隆升主要发生于晚中新世以来（主要是10Ma以来）（方世虎等，2004）。

有研究成果认为第二排构造形成于上新世和早更新世之间（邓起东等，1999），天山地区第四纪底部年龄为2.92Ma（陈华慧等，1994），天山北缘西域砾岩底部的磁性地层学年龄为2.58Ma（Sun et al.，2004）或者3.1Ma（Julien et al.，2005）。笔者根据地震剖面上西域砾岩上部显示为明显的生长地层，独山子背斜第三系样品的裂变径迹t⁃T模拟曲线上主要显示2Ma的更新世年龄，表明其形成时间可能与西域砾岩的沉积时期相近，主要形成于2Ma以来。

一、利用（生长地层/生长三角）判断（构造运动时间/速率）

生长断层相关褶皱作用理论是断层相关褶皱理论讨论同沉积变形现象的自然延伸。同构造沉积物（生长地层）是构造活动的直接记录。根据它的几何学与运动学特点就可以反演褶皱形成过程及褶皱生长时代、速率等参数。

Suppe等（1992）提出的生长地层、生长三角的概念，为构造形成定时提供了一个有利工具。生长地层的时代就是构造形成的时代。利用断层相关褶皱的“生长地层”可以准确地判断构造形成的时间，并可为估算下伏台阶状逆断层的滑动量提供依据。如果在生长三角中至少有两个地层单元的年龄已知，那么生长三角的生长速率就可以计算出来。

利用计算机模型技术恢复二维构造剖面，可以由新到老逐期逐层地剥离不同地质时期的构造变形层，分构造期次，最终恢复冲断褶皱带的构造变形史。这一方法建立在对褶皱生长三角的认识基础上，图1-3-22 a表示断层滑移引起的褶皱生长三角。在简单断坡例子中，生长三角的平均生长速率（υ）等于已知年龄的两个地层单元之间褶皱翼部宽度的改变（ΔL）除以形成这两个地层单元的年龄差（Δt），用公式表示为（Suppe，1991）：

中国西部中亚型造山带中新生代陆内造山过程与砂岩型铀矿成矿作用

图1-3-22 生长断层转折褶皱位移速度矢量关系

（Suppe，1991）

（a）下盘断坡断层或生长三角示意图；（b）完整的生长断层转折褶皱示意图

必须注意，用上述公式算出的数据只能代表下伏断坡上断层段的滑动速率。对一个完整的生长断层转折褶皱来说，可以有两个生长三角提供计算（图1-3-22b）：一个是下盘断坡上的生长三角，还有一个是上盘断坡上的生长三角。理论上这两个生长三角的生长速率是不相等的，它们分别与下伏上、下盘断坡上的断层滑动速率有关。从图1-3-22b中可以看出，如果逆冲断层的运动速率为a，在到达前断坪继续向前运动时，速率只有c，而c与a有如下的关系（Suppe，1991）：

c=bcosθ=acosθcosθ=acos²θ （1-3-2）

式中θ为断坡坡角。

此公式中b可以直接通过公式（1-3-1）计算出来b相当于公式（1-3-1）中的υ，断坡坡角θ对于特定的剖面是一定值（已知的）。而c也可以通过公式（1-3-2）计算，只是必须注意对于上盘断坡生长三角AA′M来说其生长速率υ_x与c之间还要考虑上盘断坡坡角a的影响。其关系为（Suppe，1991）：

中国西部中亚型造山带中新生代陆内造山过程与砂岩型铀矿成矿作用

式中a为上盘断坡坡角。

因此对于任意的生长断层转折褶皱通过计算生长三角的生长速率就可能将下伏冲断面总体运动速率a计算出来，只是必须注意确认生长三角是前翼的还是后翼。天山北缘褶皱冲断带广泛发育生长褶皱，不但在地震剖面上可以识别出生长三角带，而且在野外露头也已观察到，可以用来确定天山北缘前陆逆冲带的形成时间和运动速率。

二、天山北缘前陆冲断带变形时间的确定

（一）第一排构造的形成时间

近年来，生长地层用于确定构造形成时间及变形速率在天山以南的库车再生前陆盆地得到了很好的应用（卢华复等，1999；汪新等，2002）。本书通过系统分析天山北缘第一排构造带喀拉扎背斜周缘地区（图1-3-23方框所示）新近系生长地层的沉积学特征和接触关系，结合裂变径迹年龄分析结果，确定天山北缘第一排构造的形成时间主要是晚中新世以来。

图1-3-23 天山北缘前陆冲断带构造简图

1—石炭系及更老地层；2—二叠系；3—三叠系；4—侏罗系；5—白垩系；6—第三系；7—第四系；8—断层；9—水系

1.地层特征

野外剖面分析，卷入乌鲁木齐西侧头屯河地区第一排构造的地层有侏罗系、白垩系、古近系、新近系和第四系，其中侏罗系-古近系-新近系变形强烈并遭受剥蚀，形成了现今复杂的地貌地形和地层分布（图1-3-24、1-3-25）。

图1-3-24 喀拉扎背斜及其周缘地区地质图

（位置见图1-3-23方框）

1—第四系（Q）；2—独山子组上段（N_1-2d^C）；3—独山子组中下段（N_1-2d^A+B）；4—塔西河组（N₁t）；5—上白垩统与古近系（K₂d+E）；6—下白垩统吐谷鲁群（K₁tg）；7—侏罗系（J）；8—三叠系（T）；9—二叠系（P）；10—剖面位置；11—正断层；12—逆断层；13—不明断层；14—不整合；15—海拔高度点；16—岩层产状

图1-3-25 喀拉扎背斜南北向剖面图

（剖面位置见图1-3-24；方框中为图1-3-25范围）

新近系独山子组（N_1-2d）和塔西河组（N₁t）在山前及喀拉扎背斜以南（图1-3-24、1-3-25中B处）均有出露。其中独山子组（N_1-2d）岩性可以分为上中下三段：上部（N_1-2d^C）以灰色、黄灰色砾岩为主；中部（N_1-2d^B）为黄灰色砂质砾岩与砂泥岩互层，向上含细粒硬砂岩；下部（N_1-2d^A）以土黄色块状砂质泥岩和砂质砾岩互层为主，局部可与细粒硬砂岩互层，在喀拉扎背斜以南地区岩性较粗，以砂质砾岩为主。塔西河组（N₁t）岩性以浅土红色块状砂质砾岩夹泥质硬砂岩为主，局部呈互层。

古近系-上白垩统在本区分为沙湾组（E₃m）和东沟群（K₂-E₁₊₂），在山前及喀拉扎背斜以南（图1-3-24、1-3-25中的B处）均有出露。沙湾组（E₃m）在本区表现为土红色与薄层灰色泥岩不均匀互层，中下部为含砾岩及钙质硬砂岩。K₂-E₁₊₂包括上白垩统东沟组（K₂d）和古近系的部分地层［紫泥泉子组（E_1-2z）和安集海河组（E_2-3a）］，上部为浅红色含砾砂质泥岩夹薄层灰色泥岩、砂质泥岩，中部为土红色块状砾岩，夹2～3层钙质砂砾岩，下部为黄灰色、紫红色薄层泥岩夹泥质砂岩及灰绿色砾岩，K₂-E₁₊₂地层在喀拉扎背斜以南以土红色块状砾岩为主，夹泥质条带。

下白垩统吐谷鲁群（K₁tg）上部为紫红色薄层钙质泥岩、灰绿色薄层泥岩，向下夹细粒硬砂岩及泥灰岩，下部以紫红色泥岩夹灰绿色薄层泥岩，向下见灰绿色薄层泥岩夹细粒硬砂岩及泥灰岩，底部见硬砂岩和砾岩。

侏罗系上统的喀拉扎组（J₃k）和齐古组（J₃q）为一套以砂岩、砂砾岩为主的组合，J₃k在喀拉扎背斜以南岩性稍有变粗，层厚变薄。中统头屯河组（J₂t）岩性为紫褐色、灰色泥岩与薄层砂岩、褐灰色砾状砂岩互层，下部砂砾岩增多；中统西山窑组（J₂x）中上部为厚-巨厚层灰色泥岩中下部为厚-巨厚层灰色砂岩夹中厚层煤。下统三工河组（J₁s）中上部为厚-巨厚层灰色泥岩为主，底部为巨厚层砂岩、砾状砂岩、砂砾岩；下统八道湾组（J₁b）为灰绿色泥岩、黑灰色页岩与灰绿色中粒长石砂岩，夹薄煤层或煤线。

2.地层接触关系

通过野外勘查结合1：20万地质图（新疆地质局，1965）绘制了图1-3-24中所示A—B—C剖面。侏罗系-新生界均被卷入这一排构造中，喀拉扎背斜南部B处的地层叠置关系中存在一个明显的角度不整合，侏罗系（J）-新近系塔西河组（N₁t）遭受褶皱变形，不整合之上的新近系独山子组中下部（N_1-2d^A+B）砂质泥岩和砂质砾岩互层系则近于水平（倾向NNE，倾角≤6°）（图1-3-25、1-3-26、1-3-27）。

图1-3-26 喀拉扎背斜南翼剖面图

图1-3-24中的D点处（编者注：已出图界）昌吉河群与下伏地层具有相似的接触关系，只是此处的塔西河组、沙湾组和东沟群全部剥蚀，独山子组（N_1-2d）直接与下伏白垩系吐谷鲁群（K₁tg）接触，吐谷鲁群遭受褶皱变形，上覆独山子组则近于水平。

而在喀拉扎背斜以北地层倾角和叠置关系是渐变的，独山子组与下伏地层塔西河组表现为整合接触关系。独山子组内部自下而上地层产状变化较大，其底部地层倾角接近40°，至独山子组上段地层倾角为20°左右，表现为生长地层的特征（图1-3-25）。

结合喀拉扎背斜地区地层分布及剖面上地层接触关系分析，在喀拉扎背斜南侧（图1-3-28）的塔西河组（N₁t）及其以前的地层经受明显的变形和剥蚀作用，而其后沉积的独山子组中下段（N_1-2d^A+B）含砾层系则近乎水平，喀拉扎背斜以北的独山子组（N_1-2d）及第四系沉积呈现明显的生长地层特征（图1-3-25），表明独山子组含砾层系沉积时期与喀拉扎背斜的形成是同期的，是受同构造作用控制的沉积序列。

图1-3-27 喀拉扎背斜南翼照片

（位置见图1-3-25点B）

图1-3-28 喀拉扎背斜南部照片

3.讨论

Suppe等（1992）和Shaw等（1994）提出的生长断层转折褶皱（Growth Fault Bend Fold）和生长地层、生长三角的概念为构造形成定时提供了一个有力工具。生长地层是指在褶皱发育过程中，位于剥蚀面或局部剥蚀面以下接受同构造沉积物形成的沉积序列（Suppe et al.，1992；Shaw et al.，1994）。由于生长地层可能记录褶皱生长的全过程，因此，分析同构造沉积物的结构、识别生长地层可以认识褶皱生长的过程，为分析构造形成时间提供证据。一般认为生长地层的时代就是构造形成的时代（Suppe et al.，1992；Shaw et al.，1994）。

由于印-藏碰撞的远程效应，新生代以来天山再次活跃，构造活动增强，形成陆内造山带，天山两侧开始发育与陆内造山带相关的再生前陆盆地（Lu et al.，1994；贾承造等，2003）。印-藏碰撞作用引起的陆内俯冲及地壳缩短作用是再生前陆盆地和前陆冲断带形成的主要机制，在前陆冲断带形成过程中，形成与逆冲断层相关的同期构造和生长地层。

独山子组（N_1-2d）砾岩层系沉积时期，喀拉扎地区构造活动已经开始，此时沉积速率（V_s）小于或接近隆升速率（V_u），即（V_s≤V_u），先期形成的塔西河组（N₁t）遭受一定的剥蚀作用，喀拉扎背斜以南的塔西河组厚度明显小于其北部山前地带的塔西河组厚度（图1-3-29 a、图1-3-25），残留的塔西河组下部岩性以土红色块状砂质砾岩夹砂泥岩为主，喀拉扎背斜南北可对比性良好。随着构造活动的进行，沉积速率大于构造隆升速率（V_s＞V_u），此时在遭受剥蚀和变形的塔西河组之上接受部分独山子组下段和独山子组中段，但是构造顶部的沉积厚度明显小于两侧的厚度，在塔西河组与独山子组之间形成不整合面（图1-3-29b），独山子组下段岩性在喀拉扎背斜南北可以直接对比，均以土黄色砂泥岩和砂砾岩互层为主，但喀拉扎山以南的岩性较粗；独山子组中段则以黄灰色砂质砾岩与砂泥岩互层，向上含细砾硬砂岩，喀拉扎背斜南北的岩性差异较小。独山子组沉积晚期和第四系沉积时期，强烈的构造隆升使得沉积速率小于隆升速率（V_s＜V_u），构造顶部缺失灰色黄灰色砾岩的独山子组上段和第四系沉积，前期形成的独山子组中段遭受剥蚀，形成现今的复杂地形地貌（图1-3-24、1-3-25中B处），与此同时，在喀拉扎背斜北侧形成独山子组上段（N_1-2d^C）及第四系巨厚沉积，以填充式沉积为主。因此，在喀拉扎背斜以北，独山子组与下伏塔西河组表现为整合接触关系，但在独山子组内部自下而上地层产状变化较大，由底部地层倾角接近40°变化到上部地层倾角为20°左右，表现为生长地层的特征；在喀拉扎背斜以南地区塔西河组地层遭受剥蚀和变形，与上覆独山子组形成角度不整合，独山子组中、下段沉积厚度明显小于喀拉扎背斜以北地区，缺失独山子组上段和第四系沉积。

结合地层学和构造演化分析，笔者以为，独山子组及第四系是本区发育的一套与喀拉扎背斜同构造变形的沉积序列（生长地层），在沉积速率与隆升速率的控制下，经过剥蚀沉积-剥蚀的复杂构造过程，形成现今的复杂地形地貌（图1-3-25）。

前人的观点多倾向于第一排构造形成于中生代末期（张培震等，1999；杨晓平等，1998；邓起东等，1999）。通过对喀拉扎背斜周缘地层分布及剖面上地层接触关系分析，在喀拉扎背斜南侧的塔西河组（N₁t）及其以前的地层发生显著变形，而其后沉积的独山子组中下段（N_1-2d^A+B）则近乎水平。因此笔者以为，喀拉扎背斜应该是独山子组（N_1-2d）的同沉积构造，地震剖面上的新近系也表现为明显的生长地层（图1-3-23、1-3-24）。裂变径迹年龄分析及t-T曲线模拟结果表明，准噶尔盆地南缘主要存在中新世以来（特别是10Ma以来）的快速隆升，此外，喀拉扎背斜北部第三系样品的裂变径迹t-T模拟曲线上也显示5Ma左右的上新世冷却年龄，这些证据表明，包括喀拉扎背斜在内的天山北缘第一排构造可能形成于独山子组（N_1-2d）沉积时期，距今最多10Ma左右。

图1-3-29 喀拉扎背斜独山子组生长地层发育演化示意图

（据Suppe修改，1992）

J—侏罗系；K₁tg—下白垩统；K₂+E—上白垩统+古近系；N₁t—塔西河组；N_1-2d—独山子组

（a）独山子组沉积早期V_s≤V_u；（b）独山子组沉积中后期V_s＞V_u

图1-3-30 准噶尔盆地南缘霍尔果斯背斜地震剖面解释

（发育生长三角，地震剖面来自新疆油田公司）

（二）其他构造带的形成时间

一般认为，盆地南缘西部山前构造带的几排构造带是前陆冲断带向盆地不断传播的过程中形成的，因此第一排构造带的变形最强烈，形成时间最早（卢华复等，1999）。对喀拉扎背斜及其周缘地区的地层岩石学分析结果表明，喀拉扎背斜可能并不是形成于前人所说的中生代末期，而是形成于独山子组（N_1-2d）沉积时期的晚中新世-上新世，距今最多10Ma左右，包括喀拉扎背斜在内的天山北缘第一排构造带也基本形成于这一时期。10Ma以来，天山北缘前陆冲断带持续扩展，形成现今地表可见的三排冲断褶皱带（第一排、第二排、第三排）。

图1-3-31 准噶尔盆地南缘吐谷鲁背斜地震剖面

（白色虚线为生长地层底界，地震剖面来自新疆油田公司）

图1-3-32 准噶尔盆地南缘吐谷鲁背斜北翼

（西域组上部发育的生长地层表明该背斜发育于西域砾岩上部沉积时）

第二排构造带（图1-3-23）中各背斜主要由两部分构成，上部突破地表的推覆断层部分切割了断层下盘的背斜构造，表明上部构造形成较晚。以霍-玛-吐构造带为典型构造的第二排构造变形较强烈，一般有2～3条断层突破至地表，地震剖面上显示，独山子组上部及西域砾岩见生长三角，表明其形成时间较晚，主要是上新世以来形成的背斜带（图1-3-30、图1-3-31）。野外勘查发现，吐谷鲁背斜北翼、南安集海背斜北翼的第四系西域砾岩中发育生长地层（图1-3-32、图1-3-33），天山北缘独山子背斜的西域砾岩底部的磁性地层学年龄为2.58Ma左右（Sun et al.，2004），表明天山北缘第二排构造的形成时间可能在西域砾岩开始沉积后，应该不早于3Ma。

图1-3-33 准噶尔盆地南缘南安集海背斜北翼

（西域组内部发育的生长地层）

图1-3-34 准噶尔盆地南缘独山子背斜构造解析

（地震剖面来自新疆油田公司）

第三排构造带（图1-3-23）中的独山子背斜地震剖面上西域砾岩显示为明显的生长地层（图1-3-34、图1-3-35），安集海背斜未见西域组地层出露，乌苏群（Q₂）砾石层直接以角度不整合覆盖在独山子组（N_1-2d）之上，倾角5°～20°，与覆盖其的乌苏群砾岩层呈角度不整合接触关系，据此可以推测，第三排构造形成于更新世以来，暂取中更新世大约0.73Ma以来。

图1-3-35 准噶尔盆地南缘安集海背斜北翼

（乌苏群内发育的生长地层）

三、小结

运用生长地层的方法，结合古地磁以及裂变径迹年龄数据，确定了天山北缘三排冲断褶皱带的构造隆升时间：第一排山麓冲断褶皱带形成于距今10Ma以来；第二排霍-玛-吐冲断褶皱带形成于距今7～2.58Ma以来；第三排独-安冲断褶皱带形成于距今0.73Ma以来。

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（郭召杰，张志诚，张锐，方世虎）

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