鄔光輝，馬兵山，韓劍發(fā)，關(guān)寶珠，陳鑫，楊鵬，謝舟

（1.西南石油大學(xué)地球與科學(xué)技術(shù)學(xué)院，成都 610500；2.中國石油碳酸鹽巖儲層重點實驗室沉積與成藏分室，西南石油大學(xué)，成都 610500；3.中國石油塔里木油田公司，新疆庫爾勒 841000；4.大陸動力學(xué)國家重點實驗室，西北大學(xué)，西安 710069）

0 引言

走滑斷裂在自然界中廣泛發(fā)育，并多見于大洋中脊、拉分盆地與聚斂板塊邊緣[1-3]。安德森模式通?？梢院侠斫忉尩貧\層走滑斷裂力學(xué)機制，但在復(fù)雜的自然界中，區(qū)域與局部應(yīng)力場、先存構(gòu)造與先期斷裂、巖石物理等很多因素影響斷裂的形成與發(fā)育[1,4-7]，并存在斷裂尾端擴張與相互作用、斷面摩擦和動力破裂等非安德森機制[8-9]。走滑斷裂通常以先存構(gòu)造復(fù)活與先期微小構(gòu)造的連接、先期剪切帶的滑移局化等方式發(fā)育[5]。先存與先期構(gòu)造的薄弱部位有利于斷裂成核與連接生長，不僅制約后期斷裂的發(fā)育與分布，而且影響斷裂的發(fā)生機制[5-7]。構(gòu)造物理模擬實驗揭示走滑斷裂向上生長先形成雁列構(gòu)造，構(gòu)成復(fù)雜的“螺旋-拖曳”結(jié)構(gòu)[10]，然后通過Y剪切破裂連接形成貫穿的走滑帶[11]，分段連接與相互作用是斷裂生長的重要機制。同時，巖石成分、結(jié)構(gòu)、物理性質(zhì)的差異等對斷裂形成與發(fā)育也具有重要的控制作用[5-7]，并制約斷裂弱化機制[12]。走滑斷裂復(fù)雜的成因機制造成斷裂構(gòu)造及其生長發(fā)育的多樣性，并導(dǎo)致斷裂帶形成復(fù)雜的結(jié)構(gòu)、巖石物性、滲流特征及強烈的非均質(zhì)性[9,12-13]，是地震預(yù)測、油氣礦產(chǎn)與路橋等相關(guān)研究的難點與熱點。沉積盆地內(nèi)大型斷裂帶往往經(jīng)歷多期斷裂活動，斷裂早期的構(gòu)造變形多為后期斷裂作用所掩蓋，早期斷裂成因機制往往難以準確厘定。此外，由于缺乏斷裂帶定年的有效方法與技術(shù)，難以準確厘定前新生代多期斷裂活動的時間[14-15]，制約了多期走滑斷裂成因機制的研究。

相對于伸展與逆沖斷裂帶，沿走滑斷裂帶發(fā)現(xiàn)的油氣較少[16-19]。近年來，卻在塔里木盆地中部發(fā)現(xiàn)一系列走滑斷裂帶并不斷獲得油氣發(fā)現(xiàn)，走滑斷裂與油氣的關(guān)系逐漸引起關(guān)注[20-22]。油氣藏評價與開發(fā)實踐表明，塔北與塔中地區(qū)奧陶系風(fēng)化殼與礁灘體碳酸鹽巖中的高效井主要沿走滑斷裂帶分布[23-26]。目前對不同區(qū)塊走滑斷裂帶開展了地震解析為主的幾何學(xué)研究以及一定程度的斷裂演化研究[27-31]，揭示了塔里木盆地走滑斷裂特征的多樣性與復(fù)雜性，認為可能存在奧陶紀、志留紀—泥盆紀、二疊紀、中生代與古近紀等多期斷裂活動[32]，并具有連接生長機制[33]。但這些長度達300 km、位移量小于2 km的“小位移長斷裂”形成時間不明確，缺少形成期的斷裂機制研究，制約了走滑斷裂帶的地質(zhì)認識深化與油氣勘探開發(fā)實踐。

本文在塔里木盆地中部走滑斷裂系統(tǒng)幾何學(xué)解析基礎(chǔ)上，結(jié)合年代學(xué)與區(qū)域構(gòu)造背景分析，探討克拉通內(nèi)“小位移長斷裂”的形成時間及其特殊生長機制。

1 走滑斷裂幾何學(xué)特征

塔里木盆地面積為 56×104km2，是在太古宙—新元古代早期結(jié)晶基底基礎(chǔ)上形成的疊合復(fù)合盆地，古生代以克拉通盆地為特征[34]。塔里木盆地南華系—第四系沉積地層發(fā)育齊全，縱向上構(gòu)成前南華系基巖、南華系—震旦系裂谷建造、寒武系—奧陶系克拉通海相碳酸鹽巖與志留系—白堊系碎屑巖、新生界前陸盆地碎屑巖等5大構(gòu)造層[35]。塔里木盆地經(jīng)歷10余期構(gòu)造運動，發(fā)育多期、多類、多樣的斷裂系統(tǒng)[34-35]。近年在塔北隆起南坡—塔中隆起北坡發(fā)現(xiàn)一系列大型走滑斷裂帶（見圖1），其控制了奧陶系碳酸鹽巖縫洞體儲集層的分布與油氣富集[20-33]，已探明油氣地質(zhì)儲量超10×108t油當(dāng)量，形成塔北—塔中超深（大于6 000 m）走滑斷裂斷控碳酸鹽巖大油氣區(qū)。

1.1 走滑斷裂平面及剖面特征

連片構(gòu)造解釋與工業(yè)成圖顯示塔北—滿西—塔中地區(qū)走滑斷裂發(fā)育[32]，形成相互連接、分布面積達9×104km2的環(huán)滿西走滑斷裂系統(tǒng)（見圖1）。東西方向上以FⅠ1大斷裂為界，分為東西2個帶，西帶以北西向走滑斷裂為主，東帶北東向走滑斷裂發(fā)育、數(shù)量較多。南北方向上大致以塔中地區(qū)上奧陶統(tǒng)良里塔格組臺緣帶與塔北地區(qū)中奧陶統(tǒng)一間房組臺緣帶為界，分為塔北、滿西與塔中3個區(qū)（見圖1）。塔中區(qū)塊以北東向走滑斷裂為主，塔北區(qū)塊南斜坡則出現(xiàn)北東與北西向兩組走滑斷裂[31]，滿西區(qū)塊發(fā)現(xiàn)斷裂較少，南北方向上與塔中、塔北斷裂相連。通過地震解釋識別出的大型走滑斷裂帶有 60多條[32]，斷裂長度一般為 30～80 km，其中FⅠ1大斷裂長達290 km。根據(jù)臺緣帶、背斜構(gòu)造與河道等地質(zhì)體被走滑斷裂錯動的位移估算，沿走滑斷裂帶的水平位移一般小于1.5 km，遠低于其他地區(qū)相同斷裂長度的位移量[36]。

圖1 塔里木盆地環(huán)滿西走滑斷裂系統(tǒng)綱要圖（a）與寒武系—奧陶系綜合柱狀圖（b）（據(jù)參考文獻[32]、[35]修改）

剖面上，環(huán)滿西走滑斷裂主要分布在寒武系—奧陶系碳酸鹽巖中（見圖2），正向壓扭構(gòu)造發(fā)育，向上以繼承性的張扭構(gòu)造為主。塔中地區(qū)走滑斷裂向上主要斷至志留系—中泥盆統(tǒng)（見圖2a），局部斷至石炭系—二疊系；滿西地區(qū)向上可斷至二疊系[30]；而塔北地區(qū)一些北東向斷裂可斷至古近系（見圖2b）。寒武系—奧陶系走滑斷裂最發(fā)育，構(gòu)成了走滑斷裂系統(tǒng)的基本格局。志留系—中泥盆統(tǒng)有一系列繼承性發(fā)育的主干斷層，以張扭斷裂為主，并向上擴張發(fā)育雁列構(gòu)造。石炭系—二疊系僅在局部主干斷裂有繼承性發(fā)育，主要位于滿西—塔北地區(qū)，以張扭作用為主，斷裂帶狹窄，但垂向斷距可大于200 m。中生界—古近系的走滑斷裂主要沿塔北南部地區(qū)北東向主干斷裂帶分布，以北東向密集發(fā)育的小型雁列構(gòu)造為主。地震剖面上走滑斷裂通常呈現(xiàn)直立單斷型、半花狀、正花狀、負花狀等樣式（見圖2），具有從直立單斷型向花狀構(gòu)造發(fā)育的趨勢，同時位移增大、變形增強。走滑斷裂平面與剖面組合可以形成線性構(gòu)造、雁列/斜列構(gòu)造、花狀構(gòu)造、馬尾構(gòu)造、“X”型共軛構(gòu)造、拉分構(gòu)造和辮狀構(gòu)造等多種走滑構(gòu)造[21,27-32]。

圖2 過塔中（a）與塔北（b）地區(qū)走滑斷裂帶典型地震剖面（據(jù)參考文獻[35]修改；剖面位置見圖1）

1.2 走滑斷裂連接與分段

地震相干數(shù)據(jù)體顯示，長度小于3 km的小型斷裂多呈孤立的、不連接的分段（見圖3a），分段之間具有數(shù)百米間隔。斷裂發(fā)生疊覆且未發(fā)生相互作用時，呈現(xiàn)軟連接（見圖3b），其間兩段位移均減小。而在斷裂貫穿與相互作用的疊覆區(qū)，斷裂相互連接或以次級斷裂連接，并形成硬連接區(qū)（見圖3c），產(chǎn)生次級斷裂，發(fā)育強烈變形的地塹或地壘，位移量快速增長。根據(jù)相干數(shù)據(jù)體和地震剖面分析，呈現(xiàn)斜列/雁列的孤立、軟連接狀態(tài)的小型走滑斷裂分段性明顯；而硬連接疊覆區(qū)斷裂連接作用復(fù)雜，分段特征不明顯。

圖3 躍滿4井區(qū)奧陶系一間房組頂面孤立斷裂（a）、軟連接斷裂（b）、硬連接斷裂（c）示意圖（S1—S4為斷裂分段編號）

塔里木盆地寒武系—奧陶系大型走滑斷裂帶多已貫穿（見圖1），在橫向上由多區(qū)段、多種類型樣式的斷裂疊覆連接構(gòu)成，具有沿走向上的分段性。如 FⅠ1大斷裂沿水平方向可以分為特征明顯不同的 5段（見圖4）：①南部Ⅰ段線性段位移量小，出現(xiàn)軟連接形成的斜列段，次級斷裂少；②Ⅱ段疊覆段以硬連接為主，壓扭與張扭同時發(fā)育，組成斜列/花狀段，其中張扭部位位于志留系—泥盆系，而壓扭疊覆區(qū)斷裂主要終止于奧陶系；③中部Ⅲ段呈現(xiàn)拉分地塹，斷裂傾向正掉高差多大于50 m，向上斷至二疊系甚至中生界；④北部Ⅳ段以壓扭為主，Ⅴ段出現(xiàn)壓扭與張扭交錯的辮狀構(gòu)造，在斷裂尾端可能出現(xiàn)馬尾構(gòu)造或線性構(gòu)造，形成馬尾/線性段指示斷裂發(fā)育終止。

圖4 FⅠ1走滑斷裂平面分段與高差沿走向變化（斷裂位置見圖1）

綜合分析，小規(guī)模走滑斷裂帶多由一系列斜列/雁列排列的分段斷裂組成，位移量小、缺少分支，呈孤立與軟連接分段，其間缺乏相互作用；而大型走滑斷裂帶多貫穿，分段間多為硬連接疊覆區(qū)并發(fā)生相互作用形成強烈的變形區(qū)，其分段性主要體現(xiàn)在斷裂的構(gòu)造樣式與高差變化。

2 走滑斷裂形成時間

根據(jù)地震解釋走滑斷裂斷開的層位推斷塔北—塔中走滑斷裂系統(tǒng)形成的時間為晚奧陶世[27-32,37]。由于塔北中晚奧陶世地層連續(xù)，古隆起發(fā)育時間晚于塔中地區(qū)，而且走滑斷裂可能是從南向北發(fā)育，一般認為塔北走滑斷裂形成時間略晚于塔中地區(qū)[27-31]。

2.1 地震-地質(zhì)分析

塔中古隆起形成于晚奧陶世良里塔格組沉積前，缺失中奧陶統(tǒng)一間房組與上奧陶統(tǒng)吐木休克組，發(fā)育一期區(qū)域不整合[35]。新的三維地震資料分析表明，塔中北斜坡不僅有部分逆沖斷層向上終止于鷹山組頂部，而且部分走滑斷裂發(fā)育在良里塔格組之下（見圖5a），并被良里塔格組削截，其間為大型不整合面。寒武系—鷹山組走滑斷裂高陡直立，垂向斷距很小，多呈壓扭特征，上覆地層中發(fā)育負花狀構(gòu)造，張扭下掉特征明顯，垂向斷距大，不同于早期直立線性斷裂，上下分層變形明顯。盡管走滑斷裂向下合并于主斷裂帶，具有繼承性活動，但上奧陶統(tǒng)底部不整合上下斷裂特征差異明顯，很可能存在良里塔格組沉積前的走滑斷裂活動。此外，由于塔中走滑斷裂具有調(diào)節(jié)逆沖斷裂變形的作用[35]，而逆沖斷裂形成于良里塔格組沉積前的塔中古隆起形成時期[27,35]，因此推斷塔中走滑斷裂也形成于良里塔格組沉積前。

塔北地區(qū)奧陶系雖然比較連續(xù)，但一間房組淺灘相顆粒灰?guī)r與吐木休克組泥灰?guī)r沉積差異顯著（見圖1b），具有明顯沉積間斷[35,38]。良里塔格組沉積前發(fā)生古構(gòu)造抬升，形成大面積巖溶地貌[39]，對一間房組頂面優(yōu)質(zhì)巖溶儲集層的發(fā)育具有重要控制作用。巖心物性統(tǒng)計分析表明（見圖6），中上奧陶統(tǒng)灰?guī)r孔隙度很低，良里塔格組由于臺緣帶發(fā)育，基質(zhì)孔隙度略高；一間房組（平均值為5.78×10-3μm2）和鷹山組（平均值為4.48×10-3μm2）的滲透率比良里塔格組（平均值為0.86×10-3μm2）與吐木休克組（平均值為0.56×10-3μm2）的滲透率高1個數(shù)量級，很可能與上奧陶統(tǒng)沉積前發(fā)生的斷裂活動相關(guān)，造成中下奧陶統(tǒng)裂縫較發(fā)育，導(dǎo)致異常高的滲透率，揭示塔北地區(qū)很可能在上奧陶統(tǒng)沉積前也已發(fā)生走滑斷裂活動。地震剖面顯示（見圖2b、圖5b），塔北地區(qū)部分走滑斷裂向上終止于一間房組頂部，出現(xiàn)雜亂反射。同時，斷裂帶在一間房組頂部有巖溶地貌，上覆良里塔格組碳酸鹽巖厚度在橫向上發(fā)生變化，表明可能已有斷裂活動并影響古地貌與沉積。與塔中類似，寒武系—奧陶系碳酸鹽巖中以壓扭構(gòu)造為主，向上以張扭構(gòu)造為主。地震剖面可見上部張扭斷裂向下延伸并切割下部壓扭構(gòu)造，在一間房組背斜核部形成微地塹（見圖2b），不同于下部的壓扭背斜構(gòu)造。另外奧陶系之上的走滑斷裂沿早期走滑斷裂帶局部發(fā)育，以雁列構(gòu)造、地塹與線性構(gòu)造為主，斷裂分布、組合不同于奧陶系碳酸鹽巖，上部斷裂分段長度小，但垂向斷距可大于200 m。

圖5 過塔中北斜坡（a）與哈拉哈塘地區(qū)（b）地震剖面（剖面位置見圖1）

圖6 哈拉哈塘地區(qū)奧陶系碳酸鹽巖巖心柱塞樣孔滲散點圖（O3l—良里塔格組；O3t—吐木休克組；O2y—一間房組；O1—2y—鷹山組；N—樣品數(shù)；據(jù)參考文獻[33]修改）

結(jié)合前人研究成果[27-32,37]，走滑斷裂主要形成于中奧陶世，并存在晚奧陶世—泥盆紀、石炭紀—二疊紀、中生代—古近紀等多階段斷裂活動（見圖1、圖2、圖5）。上奧陶統(tǒng)—古近系走滑斷裂均在早期斷裂上繼承性發(fā)育（見圖2），斷裂樣式、分布均不同于早期形成的走滑斷裂，可以劃分斷裂期次。值得注意的是，由于走滑斷裂初始期斷距小，不一定發(fā)育至地表，加上后期斷裂作用的改造，不能簡單地以個別地震剖面上走滑斷裂終止的層位判斷斷裂活動時間。

2.2 斷裂帶碳酸鹽膠結(jié)物U-Pb定年

根據(jù)區(qū)域構(gòu)造背景與地震剖面上斷層切割關(guān)系與終止層位可以推斷盆地內(nèi)斷裂活動的大致時期，但難以準確判別斷裂形成的時間，更難確定經(jīng)歷多期疊加改造斷裂的初始形成時間（見圖2、圖5）。熱年代學(xué)技術(shù)在斷裂帶定年研究中得到應(yīng)用[14]，但前新生代斷裂定年精度低，且很難應(yīng)用到井下沉積地層。近期碳酸鹽膠結(jié)物U-Pb測年技術(shù)取得進展[15,40]，提供了高精度的碳酸鹽巖斷裂定年方法。

選取塔里木盆地奧陶系碳酸鹽巖走滑斷裂帶同斷裂期裂縫方解石樣品，在澳大利亞昆士蘭大學(xué)放射性同位素實驗室進行原位LA-ICP-MS測試[40]，獲得了裂縫膠結(jié)物比較精確的 U-Pb年齡（見圖7）。其中，塔中 2井鷹山組頂面風(fēng)化殼裂縫方解石沉淀年齡為（460±12）Ma（見圖7a），塔北熱普 4井一間房組頂面裂縫方解石沉淀年齡為（462.6±6.8） Ma（見圖7b）。由于塔中 2井缺失一間房組，目前技術(shù)尚難獲得碳酸鹽巖地層年齡，塔中2井與熱普4井的年齡數(shù)據(jù)僅代表中奧陶世末期斷裂膠結(jié)充填的時間。

圖7 塔中2井（a）與熱普4井（b）奧陶系裂縫碳酸鹽膠結(jié)物U-Pb年齡諧和圖（Age—年齡；MSWD—平均標準權(quán)重偏差；N—樣品數(shù)，個）

由于斷裂活動應(yīng)早于或與裂縫膠結(jié)物同期，而且一間房組頂面地層可以限定斷裂的形成年齡應(yīng)在中奧陶世末及其后，該年齡值前后的一間房組與吐木休克組的巖性與沉積也有較大的差異[38]，因此推斷走滑斷裂活動時間大約為距今460 Ma。雖然塔中2井也位于逆沖斷裂帶，由于走滑斷裂與逆沖斷裂同期發(fā)生，可以指示走滑斷裂形成年齡。距今460 Ma的斷裂活動與一間房組沉積后的區(qū)域構(gòu)造隆升時間一致[35]，且與原特提斯洋的大規(guī)模俯沖時間相當(dāng)[41-42]。綜合分析認為塔里木盆地奧陶系碳酸鹽巖走滑斷裂活動始于距今約460 Ma的中奧陶世末期。

3 區(qū)域應(yīng)力場與先存構(gòu)造

3.1 區(qū)域構(gòu)造背景

塔里木板塊南緣原特提斯洋（古昆侖洋）在距今460～480 Ma向中昆侖島弧俯沖，在距今428～450 Ma發(fā)生板片斷離并導(dǎo)致原特提斯洋的閉合[41-42]，繼而形成塔西南前陸盆地[34]，成為塔里木板塊的重要構(gòu)造變革期。而此階段塔里木板塊北部處于南天山洋發(fā)育擴張期[43]，對塔里木板內(nèi)構(gòu)造改觀影響微弱。

中奧陶世塔里木盆地從伸展背景轉(zhuǎn)向擠壓背景，地層、沉積與構(gòu)造開始出現(xiàn)分異[35,38]，塔北、塔中、塔西南等 3大近東西走向碳酸鹽巖古隆起已開始出現(xiàn)雛形（見圖8a），塔西南與塔中古隆起活動更強烈，發(fā)生大面積的抬升剝蝕，大多缺失一間房組—吐木休克組[35]。中奧陶世晚期一間房組沉積從東西分區(qū)轉(zhuǎn)變?yōu)槟媳狈謳?，至良里塔格組沉積期形成塔北—滿西—塔中“兩臺夾一盆”的南北向沉積分異[35,38]，盆地內(nèi)開始充填大量的碎屑巖，碳酸鹽巖臺地逐漸消亡。

圖8 塔里木盆地中奧陶世末奧陶系碳酸鹽巖頂面古構(gòu)造圖（a）及塔北哈拉哈塘地區(qū)共軛斷裂走向玫瑰花圖與主應(yīng)力方向（b）（據(jù)文獻[35]修改）

綜合分析，受原特提斯洋閉合影響，塔里木克拉通在中奧陶世從區(qū)域伸展轉(zhuǎn)向區(qū)域擠壓，可能是走滑斷裂形成的動力來源。盡管塔里木盆地南部地震資料品質(zhì)差、后期構(gòu)造改造強烈，目前發(fā)現(xiàn)的走滑斷裂很少，但可能存在尚未識別的走滑斷裂帶。

3.2 區(qū)域應(yīng)力場方向

盡管古應(yīng)力方向難以恢復(fù)，且走滑斷裂走向與主應(yīng)力方向會有較大的夾角變化范圍，但早期形成的共軛走滑斷裂可以指示主應(yīng)力方向[1]。

哈拉哈塘地區(qū)奧陶系碳酸鹽巖發(fā)育對稱的北北西向與北北東向共軛走滑斷裂，記錄了中晚奧陶世的斷裂格局[31]，可以用來判斷斷裂形成期的主應(yīng)力方向。北北西向走滑斷裂的走向多位于∠330°～∠360°，北北東向走滑斷裂走向多位于∠16°～∠30°，其間的二分角大約為∠2°（見圖8b）。由于共軛走滑斷裂二分角一般與最大壓應(yīng)力方向一致[31]，表明走滑斷裂形成期為近南北向主應(yīng)力方向（以現(xiàn)今位置推斷）。近南北向的主應(yīng)力方向與近東西向展布的塔北、塔西南古隆起近于垂直，形成克拉通內(nèi)褶皺隆起[35]。中奧陶世塔北地區(qū)構(gòu)造隆升微弱，其南部哈拉哈塘地區(qū)構(gòu)造平緩、地質(zhì)結(jié)構(gòu)相對均一，在近南北向的遠程區(qū)域擠壓作用下有利于形成共軛走滑斷裂帶。受區(qū)域應(yīng)力場的影響，以哈拉哈塘地區(qū)為中心，東西方向分別以北北東向與北北西向走滑斷裂發(fā)育為特征（見圖1）。同時，塔北南緣部分走滑斷裂帶自北向南發(fā)育，并以向南撒開的馬尾構(gòu)造終止，代表斷裂作用自北向南傳遞，可能指示塔北地區(qū)形成自北向南的反向擠壓作用。

北西向的塔中古隆起及其北西走向逆沖斷裂與南北向主應(yīng)力方向斜交[35]，導(dǎo)致古隆起褶皺與逆沖過程中發(fā)生起調(diào)節(jié)作用的北東向走滑斷裂。塔中北斜坡 11條北東向主干斷裂的走向位于∠30°～∠39°，與上述近南北向主應(yīng)力方向低角度斜交，也符合安德森斷裂模式。由此推斷，在近南北方向區(qū)域應(yīng)力場控制了北東向與北西向走滑斷裂分布的格局。

3.3 先存構(gòu)造與巖相

基底先存的斷裂、褶皺與巖石物性變化的薄弱帶往往是后期斷裂選擇性發(fā)育的有利部位[5]。塔里木盆地基底結(jié)構(gòu)復(fù)雜、先存構(gòu)造發(fā)育[35]，并影響顯生宙蓋層的構(gòu)造格局。

塔里木盆地南部基底發(fā)育一系列北東向高磁異常帶，從前寒武系火成巖分析很可能是大約距今 1.9 Ga哥倫比亞超大陸匯聚期南北塔里木拼合形成的侵入巖體[44]，構(gòu)成先存基底薄弱帶。根據(jù)塔里木盆地重磁電揭示的基底結(jié)構(gòu)與深大斷裂分析，塔中—滿西地區(qū)發(fā)育北東向與北西向基底先存構(gòu)造[35]，有助于斷裂成核與先存斷裂的復(fù)活[4-7]。在走滑斷裂自下而上的發(fā)育過程中，受近南北向主應(yīng)力作用，塔里木基底早期北東向與北西向的先存構(gòu)造是局部應(yīng)力作用的有利部位，影響斷裂的形成與發(fā)育。同時，基底薄弱面可能對寒武系—奧陶系碳酸鹽巖的巖石物理性質(zhì)具有一定的影響，有利于斷裂向上突破。綜合分析，中奧陶世晚期塔中地區(qū)北西西向逆沖斷裂帶在斜向沖斷作用下，受基底北東向基底先存構(gòu)造的影響[35]，有利于與主應(yīng)力方向小角度的走滑斷裂發(fā)育，從而形成一系列具有調(diào)節(jié)作用的北東向優(yōu)勢方位的走滑斷裂帶（見圖1、圖8a），不同于塔北地區(qū)的共軛走滑斷裂帶。

值得注意的是，滿西走滑斷裂系統(tǒng)大致以塔中隆起控制的良里塔格組臺緣帶與塔北隆起控制的一間房組臺緣帶為界形成南北方向的分區(qū)（見圖1）。塔中良里塔格組鑲邊臺緣帶沿塔中古隆起北部邊界分布[35]，并控制鷹山組分布，構(gòu)成塔中隆起北部的構(gòu)造與巖相邊界。塔中走滑斷裂帶多以馬尾構(gòu)造終止于臺緣帶（見圖1），僅有幾條大型走滑斷裂帶向滿西延伸。塔北南坡共軛走滑斷裂分布于一間房組寬緩的緩坡型臺地上，在臺地的巖相結(jié)構(gòu)向南變化部位消失，表明巖相差異對走滑斷裂的生長發(fā)育與分布具有一定的控制作用。由此可見，先期巖相也可能影響走滑斷裂的發(fā)育與分布。

綜上所述，中奧陶世原特提斯洋閉合產(chǎn)生近南北向的遠程擠壓作用控制了環(huán)滿西走滑斷裂系統(tǒng)的形成與分布，先存構(gòu)造與巖相影響走滑斷裂南北分區(qū)的差異性。

4 走滑斷裂形成與發(fā)育機制

4.1 共軛走滑斷裂

共軛斷裂大多用安德森模式解釋，在均勻應(yīng)力作用下形成與最大主應(yīng)力呈25°～30°夾角的對稱斷裂[8-9]。哈拉哈塘地區(qū)基底結(jié)構(gòu)差異小、構(gòu)造平緩，先存與先期構(gòu)造不發(fā)育，巖石物理性質(zhì)相對均一[31]，在遠程擠壓作用下有利于安德森模式下共軛裂縫的成核與發(fā)育，并逐漸擴張形成較為對稱的共軛剪切斷裂帶（見圖9a）。但是，哈拉哈塘地區(qū)共軛走滑斷裂的二面角為26°～51°，平均值大約為 40°[31]，低于理想狀態(tài)下的50°～60°的夾角。分析表明，該區(qū)沉積蓋層厚度超過3 000 m，圍巖壓差較大，可能降低剪切破裂角[45]。此外，在長期較弱的遠程擠壓作用下，應(yīng)力狀態(tài)的變化與巖石力學(xué)的差異也會影響共軛斷裂的對稱性與二面角大小[46]。通過壓溶、多期相互截切等機制[47]和巖體向上運動形成花狀構(gòu)造，可以調(diào)節(jié)維持共軛斷層交匯區(qū)域的體積平衡，并通過逐漸減小位移或降低體積而向下消失[48]。因此，塔北共軛走滑斷裂的生長發(fā)育也可能存在非安德森機制。

由于共軛斷裂相互阻礙水平滑動，相繼滑動而非同時運動可能是共軛斷裂發(fā)育的重要機制[31,46]。哈拉哈塘地區(qū)“X”型共軛斷裂形成后，在斷層交匯部位水平位移受限（見圖9b），可以通過相繼滑動[31]造成斷裂的相互錯動（見圖9b—圖9d），從而發(fā)生持續(xù)的斷裂變形。這種相繼滑動通常發(fā)生在同期斷裂活動的相對較短時間范圍內(nèi)，并在交叉部位形成菱形微小斷裂調(diào)節(jié)構(gòu)造變形[49]（見圖9c、圖9d）。而哈拉哈塘地區(qū)走滑斷裂交匯部位并沒有出現(xiàn)明顯的菱形變形帶，其原因可能是共軛走滑斷裂相互錯動的位移量很小，相繼滑動后很快形成北西向斷裂的優(yōu)先發(fā)育，以北西向錯動北東向斷裂為主（見圖9d），并在位移量上形成不對稱的分布[33]。盡管北東向斷裂后期再活動強度大，但北西向走滑斷裂在寒武系—奧陶系活動強度大、成熟度高[33]。隨著東北向斷裂晚期的復(fù)活，有的部位可見北西向斷裂被北東向斷裂錯開[31]，但位移量較小，相互錯動的水平位移多小于200 m，因此保存了極少見的斷裂長達70 km的陸內(nèi)共軛走滑斷裂系統(tǒng)。

圖9 哈拉哈塘地區(qū)共軛走滑斷裂形成演化模式（據(jù)文獻[31]、[33]修改，圖中紅線代表斷裂）

4.2 走滑斷裂非安德森生長機制

非安德森破裂機制在斷裂的形成與發(fā)育過程中具有重要的作用[8-9]。地震精細解釋結(jié)果顯示，一些環(huán)滿西走滑斷裂尾端發(fā)育馬尾狀構(gòu)造（見圖1），這些斷裂通常呈弧形向外撒開，斷距逐漸減小、斷面不規(guī)則。這種斷裂構(gòu)造的形成多基于非線性的和屈服極限后的斷裂力學(xué)機制[8-9]，斷裂形成前的短暫時間內(nèi)在斷裂尾端形成外向偏移的破裂帶，屬于斷裂尾端擴張模式（見圖9e）。隨著斷裂向外擴展，尾端外向偏移的破碎帶可能形成次級斷裂，這種斷裂與主斷裂的夾角變化大，不同于Riedel剪切破裂。斷裂尾端向前發(fā)育或是連接生長后（見圖9d、圖9e），尾端外向偏移的破裂生長往往受到抑制。塔中走滑斷裂向北出現(xiàn)一系列撒開的馬尾構(gòu)造，而哈拉哈塘地區(qū)走滑斷裂向南形成馬尾構(gòu)造[44]，揭示了不同的斷裂生長方向。

隨著斷裂分段的尾端擴展與相互趨近，斷裂間發(fā)生相互作用時，會沿這些破裂產(chǎn)生連接作用[9]。環(huán)滿西地區(qū)主干走滑斷裂一般由3～8段組成，通過連接生長形成長度超過50 km的走滑斷裂帶[33]。走滑斷裂的分段連接造成斷裂長度倍增（見圖3），但位移卻很少增長，造成斷裂位移-長度關(guān)系不符合冪律分布規(guī)律。這種模式下次級斷裂走向也多與最大主應(yīng)力方向一致，但變形與位移通常集中在斷裂連接部位[33]。不同于一般斷裂的連接生長，哈拉哈塘地區(qū)斷裂分段連接后，變形與應(yīng)變集中在硬連接的疊覆區(qū)（見圖9f），從而調(diào)節(jié)構(gòu)造變形并避免相互截切的水平滑移造成的體積不平衡。此外，有些走滑斷裂帶出現(xiàn)多個馬尾構(gòu)造，并形成次級斷裂，可能是斷裂尾端擴張的多段斷裂連接生長的結(jié)果。這類尾端連接生長也符合斷裂尾端相互作用模式[9]，其變形發(fā)生在斷裂尾端連接部位，并通過斷裂尾端的強烈相互作用，形成強變形疊覆區(qū)。統(tǒng)計分析表明，環(huán)滿西走滑斷裂帶水平位移小，位移與變形主要集中在疊覆區(qū)并不斷增長，形成強烈的局化作用，以調(diào)節(jié)斷裂帶的變形，不同于一般的斷裂弱化機制[12]。在此基礎(chǔ)上，走滑斷裂實現(xiàn)長度的不斷增長，并保持較小的水平位移，形成“小位移”長斷裂帶，不同于其他地區(qū)斷裂的位移-長度的冪律分布關(guān)系[36]。值得注意的是，非安德森破裂也受先期安德森破裂的影響，二者也可以同時發(fā)育，從而造成斷層與裂縫的復(fù)雜分布。

綜合分析，塔北地區(qū)在安德森破裂的基礎(chǔ)上，通過相繼滑動與切割調(diào)節(jié)相互截切部位變形產(chǎn)生共軛斷裂，而連接生長以及尾端擴張與相互作用等非安德森模式是環(huán)滿西走滑斷裂生長的主要機制，同時通過疊覆區(qū)強烈的斷裂局化作用調(diào)節(jié)位移與變形，從而形成不斷連接增長但位移增量極少的“小位移”長斷裂帶。

4.3 變換斷裂形成與演化

通過構(gòu)造解析，塔中地區(qū)走滑斷裂帶同樣具有分段性[29,35]，同樣具有連接生長機制導(dǎo)致的斷裂長度擴展與倍增，但塔中走滑斷裂的擴張與生長沒有共軛斷裂的阻礙。因此，塔中走滑斷裂的斷距更大，斷裂的貫通程度更高，其中的連接生長部位與兩端呈漸變過渡，疊覆區(qū)位移與應(yīng)變的局化作用沒有哈拉哈塘地區(qū)強烈。由于塔中地區(qū)走滑斷裂規(guī)模更大，斷裂連接生長的疊覆區(qū)與斜列段都有較大的位移與變形。

通過沿塔中走滑斷裂帶的斷裂要素測量，位移量與變形最強烈的走滑作用集中在塔中北斜坡逆沖斷裂帶附近，以及北西向的張扭地塹部位，向北位移量急劇減小。分析表明，塔中逆沖斷裂帶在整體向南反沖過程中，走滑斷裂西部塊體相對向南運動快，形成左行滑動（見圖10a），其中西盤北部地區(qū)被動整體向南滑動形成斷裂尾端破裂，并隨位移的增長而逐漸形成窄深地塹（見圖10b）。地塹向北，走滑斷裂的位移與變形急劇下降。FⅠ3等斷裂再向北擴張至塔中北緣又出現(xiàn)典型的馬尾構(gòu)造，形成另一段走滑斷裂的尾端（見圖10c）。

綜合分析，塔中逆沖斷裂帶向南斜向運動過程中，受控斜向擠壓作用與基底先存構(gòu)造，產(chǎn)生北東向調(diào)節(jié)逆沖變形的走滑斷裂，進而通過斷裂的尾端擴張與連接而不斷生長。隨著向南逆沖位移不一致的擴大，西側(cè)巖體向南的大量位移造成斷裂尾端的裂開，形成尾端北西向地塹。不同于哈拉哈塘地區(qū)應(yīng)力應(yīng)變集中在斷裂的疊覆區(qū)，塔中走滑斷裂尾端擴張機制積聚了更多的應(yīng)變與應(yīng)力，地塹不斷加深，在奧陶系碳酸鹽巖中地塹深逾400 m。隨著斷裂的貫穿與斷裂的進一步擴展，在斷裂尾端向北發(fā)育左行走滑斷裂（見圖10c）。與常規(guī)的陸內(nèi)走滑斷裂帶類似，北部走滑斷裂段發(fā)育正常的尾端擴張機制形成的馬尾構(gòu)造。

圖10 FⅡ18變換斷裂帶形成演化模式圖（斷裂位置見圖1）

5 結(jié)論

塔里木盆地環(huán)滿西走滑斷裂系統(tǒng)具有多期繼承性發(fā)育特征，斷裂方解石膠結(jié)U-Pb測年結(jié)合地震解析限定走滑斷裂形成時間為中奧陶世末（距今約460 Ma）。

走滑斷裂形成受控于中奧陶世原特提斯洋閉合產(chǎn)生的近南北向遠程擠壓作用，同時先存基底結(jié)構(gòu)與巖相制約走滑斷裂的差異性。

在先期安德森破裂的基礎(chǔ)上，環(huán)滿西走滑斷裂以連接生長為主要機制，伴隨斷裂尾端擴張與相互作用等非安德森破裂機制而快速加長，從而形成不斷連接增長但位移增量極少的“小位移”長斷裂帶。

塔北共軛走滑斷裂通過相繼滑動調(diào)節(jié)截切部位變形，并通過連接疊覆區(qū)的強烈局化作用調(diào)節(jié)主要位移與變形，而塔中走滑斷裂尾端窄深地塹與逆沖帶中走滑段積聚了更多的走滑變形與應(yīng)變量。

致謝：感謝萬效國、鄭多明、馬德波、劉鑫等同志在研究過程中提供的幫助。感謝澳大利亞昆士蘭大學(xué)Ai Duc Nguyen、Xia Gang博士、Zhao Jianxin教授對U-Pb測年實驗的指導(dǎo)幫助。