塔里木盆地主要构造运动和盖层变形特征
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（
第二幕（011/
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
在前中生界顶面（
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。
请问维吾尔族神话传说有哪些？
天格尔峰海拔4562米，山顶终年积雪，是昌吉市的最高点，也是三屯河的发源地。此山位于昌吉市南端的天山山脉中，在这一带哈萨克族人，心目中有着很高位置，是仅次于博格达峰的“圣山”，因此当地流传着许多关于它的神话传说。 其中一个是这样说的： 很久很久以前，有一个魔怪占据了这座山峰。为了控制这一带人，他驱动魔法将山峰上流下的雪水全冻住了，即使最热的盛夏，也不让它滴下一滴。 草原干枯了，农田龟裂了。人们没有办法，只得远远近近选派人来向他敬献贡品，他才给化一些水。人们起先给他的贡品是羊、牛、马、粮食、酒等，但后来他却越采越不满足，发令让人们给他送人吃。 为了得到水，人们只能忍着内心巨大的伤痛，用抓阄的办法岩浆岩地质特征
结合构造演化运动，区内岩浆作用可分为以下3期:加里东－华力西拉张裂陷期构造－岩浆作用;印支造山期构造－岩浆作用;燕山陆内造山期构造－岩浆作用(表2.4)。
2.3.1.1 加里东－华力西拉张裂陷期构造－岩浆活动期
该期构造－岩浆活动时间跨度大，岩石类型较多。
(1)火山岩地质特征
主要有发育于武都、康县及松潘塔藏一带古生界的绿片岩相变质的基性火山岩，岩性以变玄武岩和凝灰岩为主，对火山岩的化学成分作AMF三角投影和里特曼坐标投影显示造山带拉斑玄武岩特征，大地构造环境为拉张裂谷，且与铜成矿关系明显，玄武岩中多处见铜矿化。
图2.6 西秦岭成矿带中东段岩体分布图
碧口地区的碧口群阳坝组为元古代火山岩，以安山质凝灰岩为主，次为安山岩、玄武岩、细碧岩、角斑质凝灰岩－石英角斑质凝灰岩，白杨组只有少量安山质凝灰岩。呈北东－南西方向断续分布。岩相变化较大，碧口以东以熔岩为主，碧口以西火山碎屑岩增加，再向西渐变为正常沉积碎屑岩。纵向上中酸性火山岩多位于下部，基性火山岩多位于上部。
张家庄附近的火山岩为奥陶纪火山岩，均沿断裂构造带展布，正常沉积岩层中有中酸性凝灰岩和凝灰熔岩夹层。火山活动为裂隙式间歇性海底喷发。张家庄东邻的陕西红花铺一带有大量的细碧－石英角斑岩系，厚为1570m，正常沉积岩相对较少，说明火山活动向东有加强的趋势。
望关及陕西秦家坝的下志留统底部夹有中基性、中酸性熔岩及凝灰岩等志留纪火山岩，在石门乡及白依沟的中上志留统下部夹有中性凝灰岩。
(2)侵入岩地质特征
主要为北部白龙江一带侵位于震旦系白依沟群及志留系白龙江群中的基性小岩脉，岩石类型以浅成相变质辉绿岩为主，K－Ar同位素年龄值为389.74Ma。从构造演化角度分析，辉绿岩属于白龙江加里东裂陷槽拉张阶段产物，就位机制为沿断裂带同构造侵位，岩脉走向与区域东西向断裂带保持一致。此外还有少量零星分布的中酸性—酸性侵入岩体，如憨斑斑状花岗岩、马槽湾黑云母花岗岩等。
区内出露的憨斑等岩体，为志留纪酸性花岗侵入岩，面积20km2，岩体很小，一般生成深度较浅，剥蚀亦浅，主要由花岗岩组成，为圆形或椭圆形岩株。侵入长城系、奥陶系、中上志留统，外接触带常为宽数十米至100～200m的角化岩带，局部产生边缘混合岩化。
泥盆纪超基性侵入岩体仅在康县、成县一带零星出露，呈北西向脉状产出，面积为2km2。主要岩石类型为蛇纹岩、斜辉橄榄石岩，局部地段为角闪岩，均已蛇纹石化和透闪石化。岩体属中深—深成相，剥蚀较深。代表性岩体如蒲家峡—三岔子一带超基性岩。该岩体沿东西向大断裂分布，长2.5km，宽一般20～250m，最宽800m，为不规则“钳形”岩株。岩体产状与围岩基本一致，倾向北东，倾角70°，侵入中志留统和泥盆系。岩体由斜辉橄榄岩、斜辉橄石岩等构成。自变质作用强烈，由内向外为蛇纹石化—滑石菱镁矿化—绿泥石化。
表2.4 西秦岭地区沉积建造－构造运动－岩浆活动一览表
(据杜子图，1998b)
泥盆纪基性侵入岩主要分布于成县的白崖子、小岭、塔子湾、田家坝一带，最大岩体为1km×1km，一般为500m×(30～50)m，由紫苏辉长岩组成。岩体沿近东西向断裂带两侧分布，呈岩株或岩墙产出，侵入中泥盆统中。
泥盆纪中性侵入岩出露在利桥一带的尖尼山、刘家坪—花庙子和碧口一带。在碧口为几个不规则状呈北东向分布的岩株，以石英闪长岩为主，局部相变为闪长岩。其岩体时代是依据碧口东邻阳平关石英闪长岩体侵入中泥盆统和同位素年龄值为365Ma(相当中、晚泥盆世)等资料确定的。
石炭纪中性侵入岩主要分布在天水的百花村和卓尼的尖尼沟。百花村岩体面积100km2，为不规则状岩基，侵入寒武系及下泥盆统，被晚古生代中期花岗岩侵入，岩体由黑云母辉石闪长岩和石英闪长岩构成。为中深成相产物，中等剥蚀深度。
石炭纪酸性侵入岩发育，只零星分布在降扎、腊子口和草关村等地，面积37km2，近东西向展布，呈小岩株状产出，侵入上泥盆统。岩体边缘具有较多地层捕虏体，围岩具矽卡岩化、红柱石角岩化和大理岩化。以花岗闪长岩为主，草关村岩体以含紫苏辉石为特点。岩体为中深成相产物，剥蚀程度中等。
2.3.1.2 印支造山期构造－岩浆活动期
(1)火山岩地质特征
这时期火山活动微弱，且仅限于晚印支构造期，主要为发育于三叠纪海相地层中的少量基性火山岩，如哲波山中上三叠统扎尕山组的安山质凝灰岩和松潘东北寨一带晚三叠世地层中的蚀变玄武岩，后者岩石具有一定的含矿性，其含金高达1.5×10－6。早三叠世发育较好，呈层状产出;晚三叠世零星分布，呈夹层和透镜状产于正常沉积岩层中。早三叠世火山岩分布于夏河北西的赛尔钦沟一带，向西延入青海省境内。以赛尔钦沟一带发育最好，厚约2800m，向西逐渐变薄，至青海省厚度减到2100m。以中酸性火山岩为主，形成近东西向和北西向火山岩带，延伸方向与区域构造线基本一致。岩石类型为流纹岩、英安岩、安山岩、安山玄武岩以及相应成分的火山碎屑熔岩。
(2)侵入岩地质特征
侵入岩相对火山岩比较发育，为伴随印支造山带形成过程和晚期的深源岩浆热事件，印支期侵入岩主要沿近东西向白龙江断裂、褶皱构造带成带、成串分布，呈浅成相和超浅成相的小岩株或岩脉沿断裂带侵位于三叠系及其以下的各时代地层中。
印支期与燕山期侵入岩于西秦岭地区的成矿作用密切相关，依据岩体时空分布特征可将这两期的岩浆岩划分为南北两带，其中北带以武山－岷县白垩纪盆地和天水－礼县中新生代盆地为界，进一步分为西、中、东3个区段;南带以堡子坝－望关早白垩世盆地为界划分为西、东两个区段。侵入岩主要出露于北带中段、东段，其次为南带东段，北带西段和南带西段仅零星出露。北带中段岩体呈近等轴状岩基，个别为小岩株，以花岗岩和二长花岗岩为主，其次为二云母花岗岩、白云母二长花岗岩和石英闪长岩等。部分岩体(温泉、中川、闾井、碌础坝等)具岩相分带，中心相为中粗粒似斑状结构，过渡相为中粗粒含斑结构，边缘相为中—细粒结构。岩体与中泥盆统、下二叠统呈侵入接触，外接触带具角岩化、大理岩化，局部具矽卡岩化、混合岩化。岩体多属深—中深成相。剥蚀程度中等或较浅。岩体受近东西向褶皱构造和近南北向银川－昆明隐伏大断裂的复合控制。北带东段岩体多呈规模较大的、不规则的岩基或岩株，以二长花岗岩(二流水、党川、八卦山等岩体)、花岗岩(秦岭大堡岩体)为主，其次为花岗闪长岩(糜署岭岩体)、石英二长岩(太阳山岩体)。部分岩体如秦岭大堡、二流水、上先坪等岩体具岩相分带，中心相为粗粒结构，过渡相为中粗粒结构，边缘相为细粒结构;太白牙岩体由似斑状二长花岗岩构成中心相，边缘相为细粒花岗闪长岩。岩体与中、上泥盆统、三叠系呈侵入接触，界面外倾，倾角40°～70°;部分岩体(糜署岭、黄渚关)南北两侧均向北倾，倾角50°～60°，与地层产状基本一致。党川岩体与下古生界变质岩系呈渐变过渡关系，无明显界线，岩体内包含许多围岩残留体，其产状与围岩仍保持一致，混合岩化强烈。多数岩体接触带具角岩化、大理岩化，部分地段具矽卡岩化、混合岩化、云英岩化等。岩体多属深—中深成相，个别属中深—浅成相。剥蚀程度中等或较浅。岩体受褶皱构造控制，如黄渚关、厂坝、沙坡里、糜署岭等岩体受近东西向复向斜控制。北带西段，岩体较集中地分布于岷县北白石山—武山县一带，呈岩株状产出。各岩体岩石类型单一，以斜长花岗岩、石英闪长岩居多，二长花岗岩、闪长岩次之。岩体与上泥盆统、二叠系、中三叠统呈侵入接触，外接触带常具烘烤褪色现象，部分地段具角岩化、矽卡岩化，偶见混合岩化。岩体多属中深—浅成相。剥蚀程度较浅。岩体受近东西向褶皱构造的次级断裂或裂隙构造控制。南带西段，除鄂额、乏哈儿两个岩体呈规模较大的岩株以外，其余岩体规模均较小。岩石类型以石英闪长岩为主，次为花岗闪长岩、石英二长岩等。岩体与志留系、泥盆系、二叠系、三叠系呈侵入接触，界面外倾，倾角50°～75°。外接触带多具角岩化，局部具矽卡岩化、大理岩化。除鄂额、乏哈儿两个岩体属深—中深成相以外，其余小岩体多属中深—浅成相。剥蚀程度均较浅。南带东段，规模较大的岩基呈近等轴状(如迷坝、阳坝、鹰嘴山岩体)，而较小的岩株呈近东西或近北东东方向延展。岩石类型以二长花岗岩为主，个别岩体为花岗岩或花岗闪长岩等。迷坝岩体由二长花岗岩构成中心相带，似斑状斜长花岗岩为过渡相带，中细粒花岗闪长岩为边缘相带，其余岩体不具岩相分带。岩体中闪长岩析离体颇为发育。岩体与长城系、中志留统、中泥盆统呈侵入接触，界面多向外倾，倾角60°～70°。外接触带多具角岩化，部分具矽卡岩化、大理岩化。岩体多属深—中深成相，部分为中深—浅成相。剥蚀程度属浅—中等。岩体受褶皱构造控制，如摩天岭、鹰嘴山、阳坝等岩体受碧口－太坪川北东向复背斜控制。
2.3.1.3 燕山陆内造山期构造－岩浆活动期
该期岩浆活动强烈，分布范围较广，具同源、同期、异相的特点，且与该区金及多金属成矿有着密切的关系。中生代以来，海相火山作用渐趋消失，陆相火山活动明显增加，特别是进入燕山期板内造山阶段，中新生代陆相火山盆地逐个形成。火山盆地的分布，均受断裂带控制，以北西西向及北东向构造控制为主。区内颇具代表性的火山岩是分布于北部郎木寺一带的侏罗纪—白垩纪陆内火山岩，为印支造山带形成后，燕山期陆内拉张断陷盆地的产物。火山活动为沿北西西向断裂带呈裂隙中心式喷发和喷溢相为主。主要岩石类型为玄武岩类、安山岩类和流纹英安岩。侏罗纪火山岩K－Ar同位素年龄测定值为191.57Ma，白垩纪火山岩Rb－Sr同位素年龄值为112±27Ma(杨恒书等，1996)。
(1)火山岩地质特征
中侏罗世火山岩厚度大、分布广，是中生代较为发育的火山岩系之一，主要分布于郎木寺、宕昌北的路院和马建川，合作北东的前扎等地。隐爆角砾岩分布于年木耳和美武两地的岩体边缘。路院和马建川一带火山岩发育最好，厚2000m以上，面积23km2。岩石类型以流纹岩为主，次为安山岩、英安岩、安山质凝灰角砾岩、英安质火山碎屑岩、流纹质角砾凝灰岩。前扎、朵日一带厚约1100m，面积约60km2，岩石为英安岩、英安质火山角砾岩、英安质角砾凝灰岩。郎木寺和杂海一带中侏罗世火山岩不发育，厚度小于200m，以中性火山岩为主，少量中基性火山岩，岩石为安山岩、辉石安山岩、安山玄武岩、安山质火山角砾岩、凝灰岩、安山质集块岩。中侏罗世隐爆角砾岩产于年木耳石英闪长岩体西南边缘内接触带和美武花岗闪长岩体北部边缘相石英闪长岩中的两个角砾岩筒中。年木耳角砾岩筒经剥蚀出露地表，其截面呈不规则椭圆形，长700m，宽400m，延深400m以上，呈倾斜漏斗状，倾向北西，倾角60°～70°。由内向外分别为爆发角砾岩，爆发交代角砾岩、震碎角砾岩。美武角砾岩筒呈椭圆形，长轴近东西向，长约200m，宽150m，延深500m以上，地表面积30000m2。该角砾岩筒界线清楚，倾向南西，倾角80°～85°。由爆发角砾岩、震碎角砾岩、注入角砾岩构成。前两种角砾岩呈筒状产出，爆发角砾岩位于中部，向外为震碎角砾岩，而注入角砾岩呈脉状产出。龙得岗铜矿主要矿体和矿化体皆赋存于年木耳隐爆角砾岩筒中。
白垩纪火山岩出露厚度不大，但分布较广。早白垩世火山岩，分布于夏河以北，为中基性火山岩，与正常沉积岩呈互层产出。以杏仁状玄武岩、安山玄武岩为主，少量为安山岩、安山质火山角砾岩，厚530m。晚白垩世火山岩分布在天水南西，面积4～5km2，在清水江以北和洮水河以南也有零星分布，为偏碱性的超基性—基性火山岩，由玻基橄辉凝灰熔岩、气孔状玻基橄辉岩、霞石方沸橄辉岩、白榴石方沸橄辉岩、橄榄石碱玄岩组成，厚度仅数十米。葡萄园西为流纹质熔结凝灰岩、流纹岩、流纹质角砾凝灰熔岩、安山质角砾凝灰岩，面积50km2，最大厚850m。
(2)侵入岩地质特征
燕山期侵入体分布广泛而零散，岩体的分布与中生代断裂构造关系密切，宏观格局上，近东西向构造带控制着侵入岩带的延伸，北东向构造与近东西向构造的交汇、复合处控制着岩体的形态和位置，从而构成东西成带，北东成行，网格状交叉的空间展布特征。岩体产出规模一般较小，多以中—浅成相呈脉状产出，少量为岩株产出。其侵位围岩多为印支期区域浅变质岩，侵位地层包括从震旦系到三叠系。岩石类型以中性岩和中酸性岩石为主。
侏罗纪侵入岩体主要出露于北带西段，其次为北带东段，南带西段仅零星出露。本期岩体同位素年龄值，据46个样品测定结果为145～191Ma。北带西段，岩体为北西西向延展的线型岩基和岩株。岩石类型较多，二长花岗岩和花岗闪长岩常构成规模较大的岩株或岩基，闪长岩、石英闪长岩及斜长花岗岩多为大小不等的岩株。仅美武、德乌鲁、阿姨山岩体有明显的相带，前两者中心相带为花岗闪长岩，边缘相带为石英闪长岩;后者在局部地段有垂直分带。岩体与二叠系、石炭系、三叠系、中侏罗统呈侵入接触。界面多向外倾，一般倾角为50°～80°，个别为30°，极个别的如美武、平山岩体南北两侧均向南倾，倾角50°～70°。美武岩体原生流动构造产状与接触面基本一致。外接触带多具角岩化，部分具矽卡岩化、大理岩化，局部地段具云英岩化及硅化。岩体多属深—中深成相，部分为中深—浅成相或浅成相。剥蚀程度多属浅—中等，个别岩体剥蚀较深。岩体受近东西或北西西向褶皱构造控制。北带东段，岩体多呈岩基或岩株状产出，以二长花岗岩及花岗岩为主，个别的如台子上岩体多为石英花岗岩。规模较大的秦岭梁、天子山、辽家河坝、台子上等岩体具较明显的岩相分带。岩体与中、上泥盆统、下古生界呈侵入接触。外接触带具角岩化、混合岩化。岩体多属深—中深成相，个别的如秦岭梁岩体为中深—浅成相。剥蚀程度均属浅—中等。南带西段，出露有郎木寺、格尔括合等几个小岩株，呈近南北向延展。岩石类型以石英闪长岩为主，其次为花岗闪长岩。岩体与下中侏罗统、三叠系呈侵入接触，界面外倾，外接触带具角岩化。岩体属浅成相。剥蚀程度属浅—中等。
白垩纪侵入岩体分布于北带东段。酸性岩类为规模较小的岩株，岩石类型以二长花岗岩为主，个别的如和尚堡岩体为石英二长花岗岩。岩体与中生代早、中期侵入体接触，外接触带岩石具烘烤现象。岩体属中深—浅成相。剥蚀程度较浅。同位素年龄值为104Ma。超基性岩类见于龙门西沟，由4个呈串珠状展布的小岩株构成，面积近lkm2。可划分为两个相带，强蛇纹石化纯橄岩带和纯橄岩、单辉橄石岩、单辉橄榄岩、橄榄单辉岩、单辉岩带。岩体与寒武系、奥陶系、中生代中期侵入体呈侵入接触。受利桥帚状构造的元家坪－潘家湾弧形压扭性断裂的控制。
西秦岭地区燕山期岩浆活动与金成矿有密切关系，如大水金矿、忠曲金矿、拉尔玛金矿、巴西金矿等都与侵入岩体有直接关系，且巴西金矿床内的石英闪长粉岩脉本身参与了金矿化。岩浆活动对金及多金属矿产的形成有着不可忽视的作用，但对岩浆与矿源的关系，尚存在分歧，主要有以下3种观点:①认为幔源岩浆把金和多金属等成矿元素从地幔中带到上地壳后再改造矿;②认为岩浆本身不带矿源，而岩浆进入上地壳后，在黑色岩系中俘获成矿元素之后，再形成与岩浆作用有关的矿床;③则认为岩浆热事件或岩浆期后热液对矿源层中成矿元素改造后形成矿床。无论哪一种观点，岩浆侵位时的热动力条件是该区金成矿的一个重要成矿条件。
塔里木板块区域大地构造位置
塔里木板块是一个具前震旦纪基底的大陆板块，主体被塔里木盆地占据。区域上，塔里木板块是亚洲大陆增生复合体内介于西伯利亚和印度两大板块之间一系列较小板块、地块（地体）中的一员（图1-1；马杏垣，1987；Coleman,1989；肖序常等，1991）。
塔里木板块北与哈萨克斯坦板块相邻（图1-2）。我国境内的伊犁地块（伊犁科克契塔夫微大陆的一部分）、中天山、吐－哈、准噶尔地块等均是哈萨克斯坦板块的组成部分（图12）。塔里木板块与哈萨克斯坦板块的分界线一般置于南天山北缘，即沿哈尔克山北坡—巴仑台—库米什—卡瓦布拉克一线（张光亚，1994a;Liu等，1994；陈发景等，1996；李向东和李茂松，1996；贾承造，1997）。该线北侧为伊犁地块、中天山地块，南侧为塔里木板块北部边缘及库鲁克塔格断隆。一般认为，该线向西延伸与尼古拉耶夫线相连，但车自成等（1994）、李向东和李茂松（1996）认为，该界线向西延伸进入原苏联境内，与纳伦地块南缘断裂带相连，尼古拉耶夫线（卡拉套－捷尔斯科伊断裂带）延入中国境内，相当于狭义中天山的北界，即阿登布拉克－拉尔墩断裂带。
塔里木板块以及中朝板块以北、西伯利亚板块以南的中亚古生代造山带，是大陆岩石圈板块、地块（或地体）离散、聚敛、碰撞造山的典型地带，属中亚构造域，肖序常等（1991）称之为古中亚复合巨型缝合带。在塔里木板块以北、新疆境内的中亚构造域内，包括了分别属于塔里木板块、哈萨克斯坦板块和西伯利亚板块的一系列地块（图1-2）。这些地块可分为陆壳、洋壳、岛弧和复合地块等类型（Coleman,1989）。
伊犁—中天山地块具陆壳性质，发育中—新元古代中深变质岩系基底，这些基底岩石年龄值为：600～1500Ma（车自成等，1994）；1306Ma±200Ma及1397Ma±118Ma（李向东和李茂松，1996）；1420Ma、1571Ma和1730Ma（何国琦等，1994、1995）。另在巴仑台、星星峡等地还见到新太古代花岗片麻岩及古元古代变质低角闪岩等（何国琦等，1995）。航磁资料反映伊犁地块之下有强磁性古老基底，时代可能为太古宙（车自成等，1994）。伊犁地块震旦系盖层发育冰碛层，表明它曾是新元古代末拼合的新疆古克拉通的一部分。
图1-1 西伯利亚板块至印度板块亚洲大陆内板块、地块（地体）分布示意图
（据马杏垣，1987;Coleman,1989简化）
构造单元：ID－印度板块；J—准噶尔地块；K—哈萨克斯坦板块；P—帕米尔突刺；SIB—西伯利亚板块；TA—塔里木板块；TIAN—天山。
黑粗线代表走滑断层，带实心锯齿的线代表逆冲断层
北天山岛弧地块由东西向钙碱性杂岩构成，为沿准噶尔地块南缘发育的火山弧。
吐-哈和准噶尔地块属于复合地块。吐－哈地块存在古元古代或更早时代的强磁性结晶基底（马瑞士等，1993），其上为泥盆系—石炭系巨厚岛弧钙碱性火山岩。准噶尔地块盖层为巨厚晚古生代（包括志留纪）盖层沉积及中新生代陆相磨拉石沉积，其基底性质尚有争议。肖序常等（1990）认为，准噶尔地块可能不存在前震旦纪结晶基底，主要由洋壳组成。张朝文（1994）、何国琦等（1995）依据准噶尔盆地地质、地球物理重力场、磁场特征，认为其基底应为前寒武纪陆壳。
上述由伊犁-中天山地块、吐－哈地块、准噶尔地块等拼合而成的哈萨克斯坦板块，与西伯利亚板块的分界在克拉美丽－塔克扎勒缝合带。西伯利亚板块南缘具早古生代、晚古生代岛弧地块（图1-2）。由上所述可知，在塔里木板块与西伯利亚板块之间的中亚构造域内，大地构造格局以地块（地体）与不同时期的褶皱造山带镶嵌为特色。
图1-2 塔里木盆地及邻区板块构造区划图（据贾承造，1997，修改）
Ⅰ—塔里木板块：I1—塔里木板块北部边缘。Ⅰ2—塔里木板块：
Ⅱ—哈萨克斯坦板块：Ⅱ1—中天山早古生代岛弧及基底；Ⅱ2—伊犁地块（伊犁—科克契塔夫微大陆）；Ⅱ3—北天山晚古生代岛弧；I4—准噶尔地块；Ⅱ5—吐—哈地块；Ⅱ6—锡尔河地块
Ⅲ—西伯利亚板块：Ⅲ1—西伯利亚南缘晚古生代岛弧；Ⅲ2—西伯利亚南缘早古生代岛弧
Ⅳ—柴达木地块（或板块）：Ⅳ1—柴达木地块；Ⅳ2—北祁连地块（或增生楔）；Ⅳ3—中祁连地块（岛弧）；Ⅳ4—南祁连地块（或弧后盆地）；Ⅳ5—祁漫塔格增生杂岩；V—特提斯；V1—羌塘地块；V2—拉萨地块
塔里木板块西南界为康西瓦缝合带，东南界定在阿尔金断裂带（何国琦等，1995；陈发景等，1996；贾承造，1997）（图1-2）。塔里木板块向南至印度板块之间是由一系列地块碰撞增生形成的拼贴体，属特提斯构造域。该构造域随原特提斯洋（钟大赉和丁林，1993）、古特提斯洋及新特提斯洋演化，经历了复杂的离散聚敛过程。
在塔里木板块以南的特提斯构造域内，主要包括了柴达木、羌塘、拉萨（冈底斯）及松潘－甘孜等规模较大的地块和一系列小地块（图1-3，马文璞，1992；王成善和张哨楠，1996）。柴达木地块具晋宁中期新元古代褶皱基底，震旦纪一早古生代碳酸盐岩稳定盖层在早古生代晚期褶皱变质，晚古生代隆起，中—新生代盆地发育。松潘—甘孜地块主体为中—上三叠统浅变质岩系，部分为更老的变质岩系和微陆块。羌塘地块由来源于冈瓦纳大陆的南羌塘陆块和来源于中国南方大陆的北羌塘－昌都陆块于早二叠世沿澜沧江缝合线拼合而成，其中昌都陆块存在前震旦纪及早古生代变质基底，南羌塘的最老地层为前泥盆系（吴应林等，1996）。拉萨地块系从冈瓦纳大陆分裂而来，前震旦纪基底主要出露在念青唐古拉山。
图1-3 特提斯缝合带分布图
（据马文璞，1992，修改）
1-古特提斯缝合带；2-新特提斯缝合带；3-断层。
Ⅰ—东昆仑南缘；Ⅱ—金沙江；Ⅲ—甘孜—理塘；Ⅳ—哀牢山；V—昌宁—孟连；Ⅵ—班公错—东巧—丁青；Ⅶ—雅鲁藏布江。
BS—保山地块；ID—印度板块；LC—临沧地块；LS—拉萨地块；QD—柴达木地块；QT—羌塘地块；TL—塔里木板块；YZ—扬子板块
由南天山北缘缝合带、康西瓦缝合带和阿尔金断裂带所围限的塔里木板块系震旦纪以来由新疆古克拉通（或称元古新疆板块、新疆古陆板）裂解而来（黄汲清等，1990；肖序常等，1990、1991；汤耀庆等，1993；张朝文，1994；何国琦等，1995）。新疆古克拉通是在塔里木太古宙古陆核基础上发展起来的。太古宙岩石在东天山尾亚为大面积灰色片麻岩，在阿尔金山北坡为变质程度达麻粒岩相的类双峰式火山岩建造，属绿岩系；库鲁克塔格托格拉克布拉克地区为碎屑岩类表壳岩夹少量灰色片麻岩及变质基性熔岩（高振家等，1993；何国琦等，1995）。这些片麻岩最老同位素年龄为2580～3263Ma（张朝文，1994）。经过新太古代末辛格尔运动、古元古代末兴地运动，塔里木古陆已扩大到中天山—北天山—准噶尔—阿尔泰等地以及塔西南铁克里克地区。到中—新元古代，塔里木古陆裂解为元古塔里木板块和元古准噶尔板块，其间以大致占据现今南天山及塔里木盆地北缘的元古南天山洋相隔（图1-4A）。元古塔里木板块之南为元古昆仑洋和元古羌塘板块。经新元古代末（前震旦纪末）塔里木运动，元古塔里木板块与元古准噶尔板块和元古羌塘板块拼合，形成新疆古克拉通，并以元古亚洲洋（黄汲清等，1990）与其北侧的西伯利亚古板块相隔（图1-4B）。新疆北部阿尔泰震旦系为大陆斜坡沉积，不含冰碛层，寒武系不含磷；而属于哈萨克斯坦、塔里木以及华南板块的各陆块震旦系属地台型沉积，含冰碛层，下寒武统具含磷建造，表明前震旦纪末存在新疆古克拉通，并是冈瓦纳超级大陆的一部分，距西伯利亚古板块较远。
图l-4 中、晚元古代新疆及邻区板块活动示意图
（据黄汲清等，1990）