天山南北前陆盆地冲断带沉积砂体对构造逆冲作用响应动力学

高志勇，冯佳睿，李小陪，赵雪松，郭美丽，梅加洛

(1.中国石油勘探开发研究院实验研究中心，北京100083;2.中国石油勘探开发研究院提高石油采收率国家重点实验室，北京100083;3.中国地质大学，北京100083;4.中国地质大学资源学院，湖北武汉430074)

针对前陆盆地动力学机制分析的研究成果［1－9］，前人多是从整个前陆盆地的角度对构造－沉积演化开展研究，如C.Beaumont and G.Quinlan等运用弹性或粘弹性流变模型，模拟了前陆盆地挤压挠曲沉降过程［2－3］。刘少峰认为前陆盆地形成的主控因素为逆冲带的构造负荷、盆地沉积物负荷以及在造山过程中形成的地壳内部水平挤压力［4－6］。3种构造力同时作用于地壳，导致地壳在克服地幔均衡反力作用的同时发生挠曲沉降。张明山等认为构造逆冲强烈时，冲断楔位移增强，盆地坳陷加深，沉积补偿不足;相反，冲断楔位移减弱时，盆地内沉积过剩，以浅水相为主［7］。王家豪等认为库车前陆盆地白垩系具有逆冲构造活动期、宁静期的两期基底变形特征，下白垩统两个粗—细—粗沉积旋回分别为逆冲构造活动期、宁静期的盆地充填记录，两个旋回底部的砾质粗碎屑分别为逆冲活动开始、逆冲活动停滞的沉积响应［8］。顾家裕等认为前陆盆地冲断作用期粗粒沉积物的叠加可形成连续的裙边状沉积体，冲断作用松懈期发育的煤系地层及泥质岩可形成良好的烃源岩［9］。前人普遍认为我国陆相前陆盆地具有粗粒—细粒—粗粒的沉积充填序列，且构造运动划分为活动期与宁静期两个阶段。但是，基于“挤压挠曲沉降”是前陆盆地形成的动力学机制的认识，使不同学者出现了:①构造活动期粗粒沉积，宁静期细粒沉积;②构造活动期粗－细粒沉积，宁静期粗粒沉积的认识分歧。其原因可能还是对前陆冲断带构造逆冲作用本质及作用效果认识不清，沉积砂体对构造逆冲作用响应的动力学机制及力学原理分析不够精细。因此，笔者通过对中西部前陆盆地冲断带垂直隆升高度与水平挤压缩短的分析，认为发育于前陆冲断带的构造逆冲作用是一种综合作用，垂直方向的隆升力和水平方向的前展力联合作用控制了冲断带的砂泥岩沉积充填序列。

1 前陆冲断带沉积动力学机制

1.1 构造逆冲作用的力学性质

图1 准噶尔南缘与库车前陆盆地冲断带构造样式与构造逆冲作用力关系Fig.1 Relationship of structural patterns to thrusting forces in thrust belts in the south margin of Junggar Basin and Kuqa foreland basins

发育在我国中西部前陆盆地冲断带的构造样式多种多样［10－15］，虽然不同盆地的冲断带垂直隆升高度与水平挤压缩短距离有显著差异(图1)，但是，若将现今每个前陆冲断带的构造样式由繁化简，会发现冲断带既存在垂直位移变化又存在水平位移变化，且极少存在只发育单一的垂直隆升或者水平前展的独特构造样式。因此，笔者认为前陆冲断带的构造样式具有统一规律，是板块碰撞机制下地壳应力场发生变化所产生的构造逆冲作用力造成的结果，即冲断带垂直隆升高度差异是构造逆冲力中垂直隆升力不同的体现，水平挤压缩短距离的差异是构造逆冲力中水平前展力不同的作用结果。推测构造逆冲作用力是板块碰撞后，地壳应力场内部的水平挤压力［4－6，16］向上地壳及地表释放过程中产生的矢量合力，这种矢量合力分别由垂直方向的隆升力和水平方向的前展力组成。如图1中A－A'剖面图所示，准南前陆盆地西段冲断带垂直隆升高程较大，说明是构造隆升力做了主要贡献。图1中B－B'剖面图所示准南中段冲断带隆升高程相对低，而主要体现前展形式的构造样式，说明该区域的构造逆冲力以水平前展力为主，垂直隆升力为辅。图1中C－C'剖面图所示是库车前陆盆地冲断带中段隆升高程较大，同样表明是构造隆升力做了主要贡献。可以说，构造逆冲作用力在不同的时间内出现不同的作用方式既控制了前陆冲断带的构造样式，又是前陆冲断带沉积砂体充填响应的关键。

1.2 垂直隆升力与水平前展力存在的证据与效果

前人对前陆盆地造山带隆升、冲断带构造样式及断裂特征分析取得的大量的研究成果，为构造逆冲作用力的存在提供了有力证据，①垂直隆升作用:王清晨等对库车盆地与天山边界的新近纪断层活动性质与应力状态的研究后认为，盆山边界的总体应力状态以伸展为主，局部叠加了走滑断层的影响，天山基底存在垂向隆升作用，山前高角度正断层和逆断层并存是天山基底垂向隆升的结果［17］;许志琴等通过大陆俯冲作用与青藏高原周缘造山带崛起关系的研究后认为，青藏高原周围造山带中古老变质体是以垂向挤出方式上隆的，其是垂向挤出作用产物［18］;②水平前展作用:漆家福等对库车坳陷克拉苏构造带的结构模型及其形成机制研究后，认为天山的挤压隆升作用使山前地带在水平挤压作用的基础上叠加了垂直向上的剪切作用，致使盆山过渡带发生挠曲变形［19］;张锐等定量分析了准南独山子背斜和安集海背斜的构造几何学和运动学特征，认为在水平挤压作用下，独山子背斜和安集海背斜的最小缩短量分别为4 340和1 240 m，缩短率分别为15.74%和7.2%［20］;方世虎等通过中、新生代天山及其两侧盆地性质与演化研究，认为天山地区的地壳水平缩短速率具有由西向东逐渐减小的特征，喀什以西的天山水平缩短速率约为20 mm/a，喀什以东为13 mm/a左右，库车一带约为7 mm/a，至库尔勒一带减少为2 mm/a［21］。总之，由上述研究成果表明，前陆冲断带具有明显的垂向隆升和水平扩展的特征，构造应力作用下产生的构造逆冲型断层可形成垂直向运动位移量，致使冲断带山体垂向隆升、盆地沉降;走滑型断层可形成较大的水平滑动位移量，致使冲断带山体水平前移。以上的两种冲断带山体表现形式，对山前盆地内沉积物充填具有重要控制作用。

1.3 构造逆冲作用的动力来源

冲断带的褶皱与断裂作用的发生究其根源还是板块碰撞机制下地壳应力场发生变化所产生的构造逆冲作用力造成的。天山南北的库车前陆盆地与准南前陆盆地自白垩纪之后发生的构造逆冲作用严格受喜马拉雅运动影响。贾承造等提出喜马拉雅运动分为早、中、晚3期，分别对应于始新世晚期、古近纪与新近纪之间、新近纪与第四纪之间的构造活动［10］。早喜马拉雅运动发生始新世晚期距今40～50 Ma，此时印度板块和欧亚大陆全面碰撞接触，我国西部普遍发生强烈的构造变形，造成普遍的不整合接触关系，即库车前陆盆地古近系库姆格列木群底部与准南古近系的紫泥泉子组底部的不整合(图2，图3)。中喜马拉雅运动发生在古近纪与新近纪之间，这次地壳运动在整个喜马拉雅期中最为强烈，界线对应于中新统底部的不整合面(图2，图3)。晚喜马拉雅运动发生在新近纪末期，即新近系与第四系之间，这时印度板块向欧亚板块快速楔入，天山和昆仑山产生强烈挤压缩短、大幅度隆升并分别向库车盆地和准噶尔盆地逆冲推覆。

2 沉积砂体对构造逆冲作用响应动力学分析

2.1 垂直隆升作用形成垂向运动位移量，产生可容纳空间

杨晓平等［22］对南天山博古孜河流阶地研究后认为，河流地貌和沉积特征对构造运动有很敏感的响应，博古孜河流阶地在短时间内产生快速的河流下切应与构造隆升有关。同时指出，2008年汶川8.0级地震发生在龙门山逆冲断裂上，在其主发震断裂映秀－北川断裂上形成长达240 km的地震破裂带，最大垂直位移达6.2 m;灌县－江油断裂也同时发生破裂，形成长约70 km的地震破裂带，最大垂直位移达3.5 m，龙门山的同震抬升高度至少应为9.5 m。李海兵等也认为汶川地震普遍产生了龙门山的隆升，映秀镇地区地震后地形变形测量获得四级阶地面的垂直累计位错为42 m［23］。前陆盆地中生长地层的存在充分证明了垂直隆升作用可使山体抬升、盆地沉降。图4为南天山库车前陆盆地经过迪那地区的地震剖面［24］，新近系吉迪克组与康村组内地层超覆现象明显，表明随着南天山在新近纪以来的山体快速隆升，导致库车拗陷沉降加快，天山山前带湖平面相对上升，水体加深，沉积可容纳空间增大。沉积物源流出山口后直接进入湖盆区，堆积在古近系沉积的扇三角洲沉积体之上，形成全部没于水下的扇形砂砾岩体与湖相泥岩沉积。以上资料充分表明前陆冲断带山体具有明显的垂向隆升、盆地沉降并提供沉积场所的特点。

图2 库车前陆盆地古近纪—新近纪构造逆冲作用力下沉积砂体充填响应综合柱状图Fig.2 Column of sedimentary facies response to thrusting forces in the Paleogene-Neogene in the Kuqa foreland basin

2.2 水平前展作用形成水平滑动位移量，使山体前移、物源前进

徐纪人等认为自2000年以来，昆仑山发生多次以走滑运动为主的大地震，其最大水平位移可达6.6 m以上，汶川地震最大水平滑动位移可达6.7 m［25］。史兴民等对新疆玛纳斯河山前地貌对构造活动的响应研究后认为，天山北麓随着天山主体不断抬升，持续地由南向北推挤，使山麓范围不断地向盆地方向扩张［26］。同时，在山前依次形成了3排褶皱低山丘陵和第四排正在发育的西湖隆起，冲积扇也在历次构造运动中不断向北推进，呈串珠状发育。张锐等对天山北缘河流的变迁进行了研究，由于受第四纪构造隆起的影响，北天山金钩河和安集海河道向东的迁移与独山子背斜的隆升幅度明显大于安集海背斜有关［20］。由此表明，冲断带山体受构造挤压作用的影响，水平前展作用可形成水平滑动位移量，从而使山体发生前移，导致物源前进。

图3 准噶尔盆地南缘古近纪—新近纪构造逆冲作用力下沉积砂体充填响应综合柱状图Fig.3 Column of sedimentary facies response to thrusting forces during the Paleogene-Neogene on the south margin of the Junggar foreland basin

3 沉积砂体对构造逆冲作用响应过程分析

3.1 构造沉降史与砾岩沉积的关系

天山南北库车与准南前陆盆地的构造沉降史及水平缩短量前人已开展了较详细的研究［27－31］，表明在古近纪—新近纪的前陆盆地演化阶段，巨厚砾岩段的沉积、盆地沉降中心的迁移与大规模构造沉降的发生具有紧密关系。如图5a所示，三叠纪库车前陆盆地演化阶段，盆地的沉降范围较小，沉降中心在现今南天山山前及其以北位置，沉降速率中等，平均为60 m/Ma;在侏罗纪至白垩纪伸展盆地演化阶段，沉降范围明显增大，沉降中心在不断南移的同时还不断西迁。盆地沉降的幅度较小，沉降速率较低，平均仅 25 ～30 m/Ma［27］;距今 65 Ma 的古近纪初期，沉降中心进一步南移、东迁至现在的拜城凹陷和阳霞凹陷，沉降幅度较大，沉降速率较高，平均达133.3～200.0 m/Ma，此时巨厚的古近系库姆格列木组底砾岩段开始沉积。至上新世库车组沉积时期，构造沉降幅度更大，沉降速率达到了1 428 m/Ma，库车组沉积巨厚砾岩。同时，张明山等通过平衡剖面分析，认为自古近纪以来，库车前陆盆地东部总缩短率在10.2% ～16.6%，西部滑脱面以上为5% ～10%，滑脱面以下为36.8% ～43.4%［7］。5.2 Ma以来，缩短量最大达4 km左右，表明南天山山体与沉积物源均水平前移4 km左右。

图4 库车前陆盆地古近系—新近系地震剖面(图据文献［24］，有修改)Fig.4 Seismic profile of the Paleogene-Neogene in the Kuqa foreland basin［24］

图5 天山南北前陆盆地构造沉降史与巨厚砾岩沉积时间关系Fig.5 Relationship between subsidence history and timing of conglomerate sedimentation in the foreland basins in southern and northern Tianshan

准南前陆盆地中、新生代以来的构造沉降同样具有阶段性变化［31］:如图5b所示，晚三叠世—侏罗纪构造沉降曲线段有较明显的陡倾段，曲线斜率大，沉降速率平均为27.8 m/Ma，反映该时期构造活动剧烈，这与该时期的印支－燕山运动作用有关。白垩纪—古近纪阶段构造沉降曲线段较平缓、斜率小，反映构造负荷的减少及山系的夷平过程，沉降速率为13.7 m/Ma，构造活动较弱。古近系紫泥泉子组底部发育巨厚的砾岩沉积，表明构造活动在古近纪又开始发生。新近纪—第四纪构造沉降曲线为明显的陡倾段，有显著的上凸形态，反映此时盆地南缘构造活动强烈和快速沉积的地质环境，沉降速率平均为83.2 m/Ma，成为中新生代以来沉降最为快速的一个阶段。此时期，新近系下部的沙湾组与上部的独山子组均有大规模的砾岩沉积出现。

3.2 沉积砂体对构造逆冲作用的响应过程

图6 前陆冲断带沉积砂体对构造逆冲作用响应过程模式Fig.6 Model of sedimentary process response to thrusting in the Paleogene-Neogene thrust belts

表1 准噶尔南缘古近纪—新近纪构造逆冲作用力与沉积时间Table 1 Timing of sedimentation and thrusting forces during the Paleogene-Neogene on the south margin of theJunggar foreland basin

纵观天山南北准噶尔南缘与库车前陆盆地［32－34］，古近系至新近系沉积地层的岩性表现为3套粗粒夹2套细粒的沉积序列(图2，图3)。此5套砂泥岩沉积对构造逆冲作用响应的过程分析如下(图6):①古近系底部砂砾岩(图3)，在准噶尔南缘霍尔果斯剖面、玛纳斯河西岸及齐古背斜等多个剖面中均见白垩系与古近系之间的不整合，不整合面之上的古近系紫泥泉子组主要发育红褐色、灰褐色细砂岩、含砾细砂岩、砂砾岩的扇三角洲砂体。紫泥泉子组扇三角洲砂体是在白垩纪北天山隆升基础上［32］，构造逆冲作用力中水平前展力与垂直隆升力联合作用的结果，也是早喜马拉雅运动构造逆冲推覆的标志;②古近系细粒沉积序列，图3中古近系安集海河组明显发育湖相泥岩沉积，岩性主要为灰绿色、深灰色泥岩、灰色粉砂质泥岩夹浅灰色泥岩、泥质粉砂岩。安集海河组湖相泥岩超覆沉积于紫泥泉子组砂砾岩之上，其沉积动力学机制为当安集海河组沉积时，随着水平前展力的逐渐减弱，构造逆冲作用仍在发生，且演变为垂直隆升力的逐渐增强，从而导致山体以垂直隆升为主，山前沉降作用加强，由于垂直隆升力作用增强，逆冲体的重力加载引起快速挠曲沉降，导致区域性的水进，进而在早期粗粒沉积之上出现区域性的半深湖－深湖相细粒沉积物。随后，由于垂直隆升力作用减弱，水平前展力逐渐增强，致使逆冲造山作用降低，盆地底部发生粘弹性流变回弹，湖平面下降，山体遭受剥蚀，粗碎屑砂体向前推进到前渊带，从而出现安集海河组顶部较粗粒沉积的出现，并呈反旋回特征(图3);③新近系底部砾质粗碎屑沉积体，如图3所示在中喜马拉雅运动发育早期，北天山在中新世出现明显的抬升，从距今约25 Ma开始，构造逆冲作用主要表现为水平前展力。新近纪沙湾组岩性主要为褐红色泥岩夹褐灰色含砾细砂岩、灰色砾状砂岩［32］。砂砾质扇三角洲砂体是由前展力推动山体水平方向前移，物源前进，砂砾岩快速进积并超覆于安集海河组湖相泥岩之上，同时沙湾组砂砾岩沉积也是中喜马拉雅运动逆冲推覆重新活动的标志;④新近系中部细粒沉积序列，新近系塔西河组湖相泥岩超覆沉积于沙湾组粗碎屑之上，由于湖平面上升导致了泥岩沉积的出现，而湖平面上升的作用机制同样是垂直隆升力的作用结果，塔西河组下部发育的以细粒沉积为主的湖泊－小型扇三角洲沉积。在塔西河组沉积后期，由于岩石圈发生应力松弛以及侵蚀卸载作用，临近逆冲断裂处将发生回弹上升，湖平面下降，此时物源又转变为供给充分，山体遭受剥蚀，粗碎屑体系向前推进到前渊带，在先前塔西河组中下部细粒沉积物之上形成较粗粒的扇三角洲沉积;⑤新近系顶部库车组/独山子组底部砾质粗碎屑沉积体，发育在中喜马拉雅运动晚期，准噶尔南缘前陆盆地完全进入以水平前展力为主的作用阶段，表现为新近系顶部独山子组砂砾岩沉积体超覆、削截下伏塔西河组泥岩，并大规模进积，且独山子组砂砾岩比沙湾组碎屑粒度更粗、砂体展布规模更大(图3)，其是基底回弹抬升后期、水平前展力作用下大量沉积物供给、砂体进积的沉积充填产物。

值得注意的是，构造逆冲力作用中的垂直隆升力与水平前展力主要作用阶段是交替发生的，且在发育垂直隆升力时，也存在水平前展力作用，只是其作用结果很小而已。同样，在发育水平前展力时，更存在垂直隆升力的影响，同样是其作用结果很小罢了。天山南北缘古近系－新近系垂向相序与粒级变化对构造逆冲作用的响应的持续时间见表1。如表1所示准南前陆盆地古近纪初始前展期沉积了近28 Ma，首次隆升期安集海河组湖相泥岩沉积了约5 Ma。新近纪构造前展期发育的沙湾组砂砾岩沉积持续时间较短，只有4.7Ma，之上再次隆升期的塔西河组泥岩沉积则持续时间长，将近18 Ma。构造逆冲作用末次前展期虽持续了3 Ma左右，但却沉积了巨厚的独山子组磨拉石建造。由此可知，准南前陆盆地构造逆冲作用中水平前展力作用的时间逐渐缩短，但活动力逐渐增强，沉积砂体充填响应特征表现为更大规模、更粗粒级碎屑沉积。垂直隆升力作用的时间由古近纪至新近纪逐渐增长，是山体缓慢隆升、构造应力缓慢凝聚的过程，表现为山前沉降逐步增强，湖平面逐步上升，从而广泛发育泥岩沉积。

4 结论

天山南北缘的构造逆冲作用力在早喜马拉雅运动期具有2期演变，在中喜马拉雅运动期存在3期变化，从而造成古近系—新近系的3套砂砾岩夹2套泥岩的沉积充填响应。其中3套砂砾岩体主要是构造逆冲作用水平前展力作用的结果，古近纪—新近纪构造前展力作用时间逐渐缩短，但作用强度逐渐增大，从而导致了冲断带砂砾岩体大规模进积的充填响应特征。古近系与新近系的2套泥岩沉积，是构造逆冲作用垂直隆升期山体隆升积聚应力、山前沉降导致湖平面上升的沉积产物。刘贻军认为在海相前陆盆地中，构造期后(构造宁静期)全球海平面变化和沉积物补给主要控制可容空间，这一观点在海相前陆盆地中是适用的［35］。但是，天山南北缘前陆盆地属陆相湖盆，受全球海平面变化影响很小，因此前陆盆地中大面积巨厚泥岩沉积的出现是湖平面上升的结果，而导致湖平面上升的机制是构造逆冲作用的发生。

由此表明，前陆盆地冲断带水平与垂直方向组成的构造逆冲作用合力是控制前陆盆地冲断带沉积充填的力学基础，垂直隆升作用主要产生沉积可容纳空间，水平挤压(前展)作用使山体前移、物源前进，盆地边缘巨厚的砂砾岩沉积是对水平前展作用的响应，大面积的泥岩沉积则主要是对垂直隆升作用的响应，前陆湖盆不同部位沉积岩性有差异。

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