构造响应

构造响应（精选3篇）

构造响应 篇1

1 引言

在经济学的实证分析中, 脉冲响应分析具有重要地位。脉冲响应函数描述经济系统中某个变量在一个时刻受到的冲击对系统中所有变量当期和未来值的影响, 如研究货币政策冲击对国内生产总值 (GDP) 、失业和物价水平等的影响。通常情况下, 脉冲响应分析在向量模型中进行。其基本思想是假定某几个经济变量的数据生成过程可以由向量自回归 (VAR) 模型描述, 然后利用样本数据估计VAR模型的参数, 最后根据这些参数值计算脉冲响应函数。但很多情形下, 也希望知道一元时间序列模型的脉冲响应函数, 比如货币政策的某次变动对汇率数据的影响。然而在做脉冲响应分析时, 仅仅计算脉冲响应函数的值是不够的, 因为脉冲响应函数没有给出统计上的显著水平, 见Runkle (1987) 。脉冲响应分析的正确做法是要在计算出脉冲响应函数的同时, 构造出脉冲响应函数的置信区间。本文关注如何构造脉冲响应函数的置信区间。

考虑模型

$B(L)z{}_t=e{}_t$

其中, et是iid (0, σ2) , B (L) 是p阶的自回归多项式。假定yt=zt (无确定趋势情形) , yt=μ+zt (有漂移项情形) 或yt=μ+δt+zt (有漂移项和时间趋势项情形) 。yt是可观测到的时间序列。hl (θ) 表示超前l期的脉冲响应函数, 含义是在et上发生的大小为σ的冲击对yt+l的影响, 其中θ是B (L) 和σ2中所含参数组成的向量。通常, hl (θ) 的点估计量是hl ($\widehat{\theta }$) , 其中$\widehat{\theta }$是θ的普通最小二乘估计。本文关注如何构造hl (θ) 的置信区间。同这方面的大多数研究一样 (如Runkle (1987) , Lütkepohl (1990) 和Kilian (1998) 等) , 本文关注的也是点置信区间, 即对于一些单个超前期l的置信区间。这是同目前多数应用文献中对脉冲响应的使用方式相一致的。

截至目前, 已有的脉冲响应函数置信区间的构造方法主要有两类:一类是解析方法, 另一类是数值方法。在解析方法方面, Lütkepohl (1990) 提出delta方法。由于解析方法的效果非常不好, 学者们提出了较多的数值方法。在数值方法方面, Kilian (1998) 采用二次自举方法, Sims和Zha (1999) 提出蒙特卡罗方法, Wright (2000) 、Gospodinov (2004) 和Oscar (2005) 等学者也提出了不同的方法。下面简要介绍计量经济软件中常用的几种方法。

当B (L) 的根都严格位于单位圆外时, ${\rm T}{}^{\frac{1}{2}}(\widehat{\theta }-\theta )\Rightarrow {\rm N}(0,\Omega )‚$其中Ω是非奇异的协方差矩阵。因此, 依据delta方法, 由

${\rm T}{}^{\frac{1}{2}}(h{}_l(\widehat{\theta })-h{}_l(\theta ))\Rightarrow {\rm N}\left(0,\frac{\text{d}h{}_l(\theta )}{\text{d}\theta }\begin{array}{l}´\\ \end{array}\Omega \frac{\text{d}h{}_l(\theta )}{\text{d}\theta }\right)$

可得到hl (θ) 的置信区间 (Runkle (1987) 和Lütkepohl (1990) ) 。这就是构造脉冲响应函数置信区间的delta方法。

在有限样本下, delta方法的效果不好。尤其当时间序列中存在单位根或近似单位根时, delta方法构造出的置信区间的实际覆盖率可能会远低于其名义置信水平。即使在大样本时delta方法也不是渐近可用的。比如在有单位根的情形下, delta方法所基于的假定是自回归系数估计量渐近服从正态分布。而实际上自回归系数估计量在这种情形下的渐近分布是高度非正态的, 见Dickey等 (1979) , 这自然导致delta方法的效果不尽人意。

Kilian (1998) 提出偏差修正自举方法 (二次自举方法) , 第一次自举尝试解决模型参数估计的有偏问题, 在进行偏差调整过程中要做适当的校正以防止自回归参数中出现爆炸根。第二次自举构造置信区间。当真实数据过程中没有单位根或近似单位根时, 该方法的效果很好。但是当真实数据过程有单位根或近似单位根时, Kilian (1998) 方法的效果虽然优于delta方法, 但实际覆盖率仍低于名义置信水平, 而且该方法的运算量很大。

Sims和Zha (1999) 利用蒙特卡罗积分构造脉冲响应的等尾贝叶斯置信区间。本文称为蒙特卡罗方法。该方法首先模拟hl (θ) 的后验分布, 然后取该分布的第$\frac{\alpha }{2}$和$1-\frac{\alpha }{2}$分位数构造脉冲响应函数的100 (1-α) %置信区间。Sims和Zha (1999) 方法的效果也优于delta方法, 但是仍然会发生实际覆盖率低于名义置信水平的情况。

评价脉冲响应函数置信区间优劣的标准有实际覆盖率和平均长度。置信区间的实际覆盖率越接近名义置信水平越好。在这一标准下, 其平均长度越短越好。已有的构造脉冲响应函数置信区间方法的不足主要表现在, 当真实数据过程是非平稳或接近非平稳时, 会出现实际覆盖率低于名义置信水平的情况。 这是因为在这种情况下, 模型参数估计量的有偏问题会更严重。但是在实际中, 有意义的情形多数都是非平稳或接近非平稳的, 因此对这种情形的研究是更为重要的。本文提出的构造脉冲响应函数置信区间的新方法, 可以在这种情形下得到明显优于已有方法的表现。

造成已有的构造脉冲响应函数置信区间的方法效果不够理想的原因有两个。第一, 在有限样本下, 模型参数的估计量是有偏和不对称的。第二, 脉冲响应函数是模型参数的非线性函数, 这会进一步扭曲脉冲响应函数的分布, 见Kilian (1998) 。本文提出的新方法主要从解决第一个问题入手来构造置信区间, 从而得到优于已有方法的表现。其做法分为两步, 第一步基于Andrews和Chen (1994) 提出的近似中位数无偏估计方法构造模型参数的偏差修正估计量;第二步利用标准自举方法构造脉冲响应函数的置信区间。通过对新方法和已有方法进行蒙特卡罗模拟表明, 新方法在小样本时的表现要明显优于已有的方法。

2 计算方法

考虑带有漂移项和时间趋势项的标准p阶自回归过程

$y{}_t=\mu +\beta t+\gamma {}_{1}y{}_{t-1}+\gamma {}_{2}y{}_{t-2}+\cdots \gamma {}_{p}y{}_{t-p}+e{}_t(1)$

该模型可以改写为下面的增广Dickey-Fuller形式

$y{}_t=\mu +\beta t+\alpha y{}_{t-1}+\phi {}_1\Delta y{}_{t-1}+\cdots \phi {}_{p-1}\Delta y{}_{t-p+1}+e{}_t(2)$

其中, 系数α=γ1+γ2+…+γp, φj=- (γj+1+…+γp) , j=1, 2, …, p-1。

下面给出中位数无偏估计的定义。如果${\rm P}(X\ge m)\ge \frac{1}{2}$且${\rm P}(X\le m)\ge \frac{1}{2}$, 则称数m是随机变量X的中位数。令$\widehat{\alpha }$是参数α的估计量。如果对于参数空间中的每一个α值, $\widehat{\alpha }$的中位数都等于参数α的真实值, 则称$\widehat{\alpha }$是α的中位数无偏估计 (MU) 。

对于一阶自回归过程, 可以按下述方法得到参数的精确中位数无偏估计。假定估计量$\widehat{\alpha }$的中位数函数m (α) 有唯一定义, 只依赖于α, 且在参数空间 (-1, 1]上是严格单增的。则α的中位无偏估计$\widehat{\alpha }$U为

$\widehat{\alpha }{}_U=\{\begin{array}{l}1,\\ m{}^{-1}(\widehat{\alpha }),\\ 1,\end{array}\begin{array}{l}\widehat{\alpha }>m(1)\\ m(-1)<\widehat{\alpha }\le m(1)\\ \widehat{\alpha }\le m(-1)\end{array}(3)$

其中, $m(-1)=\underset{\alpha \to -1}{{\displaystyle \lim }}m(\alpha )‚m{}^{-1}$: (m (-1) , m (1) ]→ (-1, 1]是m (·) 的反函数, 通常取$\widehat{\alpha }$为α的普通最小二乘估计 (OLS) 。

对于p阶自回归过程, 采用迭代方法得到参数的近似中位无偏估计。第一步, 用yt对 (yt-1, …, Δyt-p+1, 1, t) 回归, 得 (α, φ1, …, φp-1, μ, β) 的OLS为 ($\widehat{\alpha }$LS1, $\widehat{\phi }$1, LS1, …, $\widehat{\phi }$p-1, LS1, $\widehat{\mu }$LS1, $\widehat{\beta }$LS1) 。第二步, 把 ($\widehat{\phi }$1, LS1, …, $\widehat{\phi }$p-1, LS1) 看做 (φ1, …, φp-1) 的真实值, 用式 (3) 的方法计算α的中位无偏估计$\widehat{\alpha }$U1. 第三步, 把$\widehat{\alpha }$U1看作α的真实值, 用$y{}_t-\widehat{\alpha }{}_{U1}y{}_{t-1}$对 (Δyt-1, …, Δyt-p+1, 1, t) 回归得到 (φ1, …, φp-1) 的第二轮OLS, 记为 ($\widehat{\phi }$1, LS2, …, $\widehat{\phi }$p-1, LS2) 。接下来, 把 ($\widehat{\phi }$1, LS2, …, $\widehat{\phi }$p-1, LS2) 看做 (φ1, …, φp-1) 的真实值来生成α的第二轮中位无偏估计$\widehat{\alpha }$U2. 按此方法迭代直至收敛或达到某一迭代次数。如果$\widehat{\alpha }$Uj是α的最后估计, 则 ($\widehat{\phi }$1, LSj+1, …, $\widehat{\phi }$p-1, LSj+1, $\widehat{\mu }$LSj+1, $\widehat{\beta }$LSj+1) 是 (φ1, …, φp-1, μ, β) 的最后估计, 且它们也分别为模型参数最终的中位无偏估计。

在按照上述方法得到模型参数的中位无偏估计后, 进一步采用标准自举方法构造脉冲响应函数的置信区间。具体步骤为:第一步:计算式 (2) 中参数的中位无偏估计;第二步:从式 (2) 的残差中有放回的抽取多组残差数据 (称为自举数据集) ;第三步:用每一组自举数据集、式 (2) 和参数的中位无偏估计值构造时间序列数据{yt′}, 并重新估计式 (2) 的中位无偏估计和计算相应的脉冲响应函数。 由此得到hl (θ) 的自举分布;第四步:取该分布的第$\frac{\alpha }{2}$和$1-\frac{\alpha }{2}$分位数构造hl (θ) 的100 (1-α) %置信区间。

3 模拟结果

下面分别对一阶和二阶自回归过程, 利用蒙特卡洛模拟给出delta方法、蒙特卡罗方法以及新方法在小样本时的表现。delta方法和蒙特卡罗方法在计量经济学软件中都有提供。

考虑的模型形式为yt=μ+δt+zt, 其中 (1-aL) (1-bL) zt=et和et～NI (0, σ2) 。模拟过程中假定σ2=1。 上述模型当b=0时对应的是一阶自回归情形, 当b≠0时对应的是二阶自回归情形。 对一阶自回归过程分别模拟了当a=1.0, 0.97, 0.95和0.9时的情况。 对二阶自回归过程分别模拟了当b=-0.1, a=1.0, 0.97, 0.95和0.9时的情况。参数的这些取值代表了相应的自回归过程中具有一个单位根或近似单位根的情形。这类自回归过程会表现出较强的持续性或长记忆性, 是经济序列中经常遇到的情形。

用蒙特卡罗模拟对上述三种方法进行评价的步骤如下。第一步, 利用上述模型和参数a和b的每一组值分别生成5000组样本容量为100的样本数据, 在生成样本数据时模型中的漂移项和趋势项设定为0。第二步, 对每一组样本数据估计上述模型, 在估计时不施加漂移项和趋势项为0的约束, 并假定模型的滞后期数已知。第三步, 用delta方法、蒙特卡罗方法和新方法分别构造超前期为1～15期的脉冲响应函数的名义置信水平为90%的置信区间, 其中新方法的自举次数和蒙特卡罗方法的抽样次数都设定为5000次。

对这三种构造脉冲响应函数置信区间方法的优劣进行比较的标准有两个。一个是按上述三种方法构造出的名义90%置信区间的实际覆盖率;另一个是这些区间的平均长度。实际覆盖率是构造出的名义90%置信区间包含真实脉冲响应值的频率。

在一阶自回归过程下三种方法的模拟情况见图1和图2。 图1是当a=1.0, 0.97, 0.95和0.9时三种方法构造的名义90%水平置信区间的实际覆盖率。 图2是相应的置信区间的平均长度。

注:带圆圈的线是delta方法, 带星的线是蒙特卡罗方法, 实线是新方法 (下同) 。纵轴表示覆盖率, 横轴表示超前期。

从图1可以看出, 当a=1.0, 0.97, 0.95和0.9时新方法所构造置信区间的实际覆盖率都达到或接近名义置信水平。 而delta方法和蒙特卡罗方法的实际覆盖率要低于名义置信水平很多。当a的值大于0.95时, delta方法和蒙特卡罗方法构造出的名义置信水平为90%的置信区间的实际覆盖率还不能达到60%。而且随着a的值接近于1, delta方法和蒙特卡罗方法的实际覆盖率变得越来越差。这是由于对自回归系数的估计是有偏的, 而且这种偏倚程度随着a的值接近于1而变大。而delta方法和蒙特卡罗方法在构造置信区间时没有考虑这种偏性, 从而导致了它们较低的实际覆盖率。蒙特卡罗方法的实际覆盖率要优于delta方法。

从图2可以看出, 新方法构造的置信区间的平均长度要略长于另外两种方法。置信区间的长度较长通常意味着其精度低。但是由于另外两种方法的实际覆盖率很低, 新方法相对于其他方法的优越性是主要的。这正如在做假设检验时, 要求检验方法在把1类错误控制在一定水平的前提下, 尽量控制2类错误发生的概率。同假设检验类似, 在构造脉冲响应的置信区间时, 也应当要求所构造出的置信区间的实际覆盖率在尽量达到名义置信水平的前提下, 其长度也尽量短。二者之中, 达到名义置信水平是对置信区间的首要要求。本文采用的新方法的实际覆盖率优于其他已有的方法。

注: 纵轴表示平均长度, 横轴表示超前期。

二阶自回归过程下三种方法的模拟结果见图3和图4。图3是当b=-0.1, a=1.0, 0.97, 0.95和0.9时三种方法构造的置信区间的实际覆盖率。图4是相应的置信区间的平均长度。从图3可以看出, 新方法所构造的置信区间的实际覆盖率仍然优于其他已有的方法。delta方法的实际覆盖效果还是最差的。蒙特卡罗方法的效果较一阶情形有较大改进, 在超前期数大于10时会有好的表现, 但是在超前期数低于10时, 其实际覆盖率仍然低于名义置信水平。另一方面, 值得注意的是, 三种方法在二阶情形下的表现均要优于它们咱一阶情形时的表现, 实际覆盖率有提高, 置信区间的长度也更短。

综合上述模拟表现, 新方法在所考虑的各种情形下的实际覆盖率均超过其他已有的方法。新方法的这种优越性随着自回归过程的特征根接近于1会变得越来越明显。

4 总结

进一步的研究可以从以下两个方面进行。一是把该种方法推广到向量情形。由于在向量情形下还没有相应的中位无偏估计的结果, 要得到向量模型参数的中位无偏估计鄙较困难, 置信区间的构造难度也会较大。二是采用不同于标准自举方法的其他自举方法, 选用能把模型参数估计量的偏性考虑进来的自举方法, 应该可以得到精度更高的置信区间。

参考文献

[1]Andrews D W K, Chen H Y.Approximatelymedian-unbiased esuimation of autoregressivemodels[J].Journal of Business and EconomicStatistics, 1994, 12 (2) :187~204.

[2]Anindye R, Wayne F.Estimation forautoregressive time series with a root near 1[J].Journal of Business&Economic Statistics, 2001, 19 (4) :482~493.

[3]Dickey D A, et al.Distribution of the estimatorsfor autoregressive time series with a unit root[J].Journal of the American Statistical Association, 1979, 74:427~431.

[4]Gospodinov N.Asymptotic confidence interval forimpulse responses of near-integrated processes[J].Econometrics Journal, 2004, 7 (2) :515~527.

[5]Kilian L.Small-sample confidence intervals for im-pulse response functions[J].Review of Economicsand Statistics, 1998, 80:218~230.

[6]Kilian L.Finite sample properties of percentile andpercentile-t bootstrap confidence intervals forimpulse responses[J].Review of Economics andStatistics, 1999, 81:1~10.

[7]Koop G.Parameter uncertainty and impulseresponses analysis[J].Journal of Econometrics, 1996, 72:135~149.

[8]Jonathan H W.Confidence intervals for univariateimpulse responses with a near unit root[J].Journalof Business&Economic Statistics, 2000, 18 (3) :368~373.

[9]Lutkepohl H.Asymptotic distributions of impulseresponse functions and error variancedecompositions of vector autoregressive models[J].Review of Economics and Statistics, 1990, 72:116~125.

[10]Oscar J.Estimation and inference of impulseresponses by local projections[J].The AmericanEconomic Review, 2005, 95:161~182.

[11]Runkle D E.Vector autoregressions and reality[J].Journal of Business&Economic Statistics, 1987, 5:437~432.

[12]Sims C A, Zha T.Error bands for impulseresponses[J].Econometrica, 1999, 67:1113~1155.

构造响应 篇2

秦岭造山带前缘的汾渭地堑是新构造运动非常活跃的地区,地堑内发育了一系列第四纪河流阶地.通过对河流阶地及其沉积物的沉积学、土壤地层学、年代学及形成机制的研究,得到以下认识:渭河地堑发育了5级河流阶地,这些阶地均由底部的`河床相和其上的第四纪风成沉积组成,这5级阶地最底部的黄土地层分别是L33,L15,L9,L6和L2.在磁性地层学和气候地层学基础上,通过与深海氧同位素记录的对比,上述黄土层分别对应于深海氧同位素阶段104,36,22,16 和6;阶地年龄分别为2.60Ma,1.20Ma,0.90Ma,0.65Ma和 0.15Ma.新构造作用在渭河地堑的5级河流阶地的形成中起了决定性的作用,汾渭地堑及上述由正断层控制的河流阶地的形成与华北板块内部的NW-SE向地壳拉张密切相关,而后者与印度板块向北俯冲导致扬子板块与华北板块沿秦岭走滑断层的相对运动有直接联系,所以上述阶地的形成时期也正是第四纪时期印度板块向北阶段性俯冲加剧的时期.

作 者：孙继敏 许立亮 Sun Jimin Xu Liliang 作者单位：孙继敏,Sun Jimin(中国科学院地质与地球物理研究所,北京,100029)

许立亮,Xu Liliang(山东硅苑新材料科技股份有限公司,淄博,255100)

构造响应 篇3

为此, 利用板块构造学理论[12,13], 着重以古天山洋和古昆仑洋演化为线索, 将物探、钻井、古生物等资料与前人研究成果结合, 阐述塔里木盆地不同演化期的构造沉积变化。

1 地质背景

塔里木盆地西限以天山为界, 南东部和南西部分别隆升昆仑山和阿尔金山。据构造分割及沉积分异, 将盆地划分为数个隆、坳相间带 (图1) 。

南华纪时塔里木陆块完成了与Rodinia泛大陆的裂解, 成为独立且稳定的克拉通。陆块被北缘天山洋 (隶属古亚洲洋) 和南缘昆仑洋 (隶属古中国洋) 环绕, 边缘和微陆块间以有限拉张方式形成多岛洋和弧后盆地。塔里木陆块古生代北缘为南天山中古生代活动大陆边缘、伊犁-中天山微陆块、北天山古生代活动大陆边缘, 西南缘为北昆仑早古生代活动大陆边缘、中昆仑微陆块、南昆仑晚古生代活动大陆边缘[4], 东南缘依次为泛华夏大陆早古生代弧-盆区、泛华夏晚古生代-中古生代弧-盆区、冈瓦纳北缘晚古生代-中古生代弧-盆区[5] (图1) 。

塔里木盆地构造演化先后经历了南华纪-震旦纪早世古大洋开裂期、震旦纪晚世-奥陶纪中世古大洋扩张期、奥陶纪晚世-泥盆纪古大洋收缩期、石炭纪-二叠纪中世古大洋闭合期、二叠纪晚世至今陆内造山期。塔里木盆地现今地貌的形成是自元古代晚期以来, 多期次、多方向、多性质的不同构造运动叠加的综合结果 (图2) 。

2 古大洋演化与构造沉积响应

2.1 古大洋开裂期 (南华纪-震旦纪早世)

元古代晚期一系列造山运动不但促使中国古地台形成, 而且还使其与周缘古陆拼贴组成Rodinia泛大陆[14,15], 在塔里木盆地研究中, 此次运动通常被称为塔里木运动 (相当于华南的晋宁运动) [16], 其运动时限推测为1 000 Ma~800 Ma, 属于格林威尔造山运动的一部分[17]。从南华纪开始, Rodinia泛大陆开始裂解, 受南北张力影响, 中天山、中昆仑微陆块分别与塔里木陆块分离, 形成时间约780 Ma~600 Ma[18]。南天山深海槽向东延至库鲁克塔格地块南部并构成塔里木陆块北部大陆边缘[19], 中昆仑与塔里木陆块间为库地小洋盆 (北昆仑洋幼年期) [4]。天山洋和昆仑洋的演化就此拉开序幕 (图3) 。

图例说明:1为蛇绿岩时代, 2为陆块, 3为北天山古生代活动大陆边缘, 4为伊犁-中天山微陆块, 5为南天山古生代活动大陆边缘, 6为泛华夏大陆早古生代弧-盆区, 7为泛华夏大陆晚古生代-中生代弧-盆区, 8为冈瓦纳北缘晚古生代-中生代弧-盆区, 9为国界, 10为高喜马拉雅边界, 11为断层12陆块边界注:1为天山蛇绿岩分布[4], 2为昆仑及青藏高原蛇绿岩分布[5]

大陆裂解致使下震旦统广泛不整合于前震旦系之上。只有盆地中北部地区沉积早震旦世碎屑物, 塘沽巴斯至古城墟地区为古隆起无沉积。在塔东 (满加尔) 地区扎摩克提组沉积细粒碎屑物质, 如粉砂质泥质等, 到育肯沟组沉积期时发育含灰质细粒沉积;巴楚-塔中-塔北地区苏盖特布拉克组早震旦世早期为碎屑岩沉积, 早震旦世晚期发育碳酸盐岩 (灰岩和泥质灰岩为主) , 这与塔里木盆地震旦纪气候由冷变暖有关[7]。在沙雅、中央隆起带的斜坡部位, 地震剖面可见震旦系向隆起方向的超覆现象 (图4A) , 说明震旦系与基底之间存在角度不整合接触关系。

2.2 古大洋扩张期 (震旦纪晚世-奥陶纪中世)

震旦纪晚世, 塔里木陆块南北古大洋分别进入裂后快速生长期, 大洋加速扩张。南天山深海槽进入成年期, 发展成为南天山洋, 中天山微陆块与伊犁陆块快速拼贴, 共同组成南天山洋北缘[20]。库地小洋盆继续拉伸在塔里木陆块南缘形成北昆仑洋[21,22], 并向东延伸至阿尔金、锡铁山。南北拉伸的结果, 使塔里木陆块南北缘均演化为被动大陆边缘[23], 陆源沉积物影响较小, 陆块西部高地发育快速生长的碳酸盐岩台地 (厚500~2000 m) , 陆块东部低地 (满加尔) 发育沉积缓慢的饥饿盆地 (仅厚200 m) , 塔里木陆块内部形成了西台东盆的沉积格局 (图3) 。此阶段对陆块沉积产生较大影响的构造运动为加里东早期运动;塔里木陆块早奥陶世古纬度处于19.0S, 特别适宜碳酸盐岩生长[24]。

2.2.1 加里东早期运动第一幕

震旦纪末的加里东早期运动第一幕 (柯坪运动) [3], 使盆地广泛地形成震旦系与寒武系的平行不整合 (图4) 。沙雅隆起沙4井揭示震旦系顶部为溶塌角砾状白云岩[25]。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古岩溶白云岩之上。在巴楚隆起, 方1井显示下寒武统覆于震旦系白云岩和火山岩之上, 和4井显示下寒武统覆于震旦系酸性火山岩之上。卡塔克隆起塔参1井的中寒武统直接覆于南华系侵入岩之上。孔雀河斜坡西部西山布拉克组直覆于下震旦统育肯沟组之上, 古城虚隆起塔东地区尉犁1井见西山布拉克组不整合于南华系白云岩之上 (图2) 。

2.2.2 加里东早期运动第二幕

受加里东早期运动第二幕的影响, 奥陶系平行不整合于寒武系之上。但由于界面上下均为白云岩 (图2) , 因此速度差小, 即地震剖面上此界面并不易追踪, 但在盆地东部满加尔坳陷内可以见到奥陶系下超于寒武系之上的现象 (图4b) 。实际上, 研究显示, 寒武纪末全球海平面下降[26], 塔里木盆地的碳酸盐岩台地也未能幸免, 寒武系顶部受到短暂的暴露[27,28]。

受加里东早期运动影响, 巴楚地区东部发生区域性抬升, 并伴随断褶活动, 但仍为一个宽缓 (低) 台隆, 其隆起地范围较震旦纪时有所扩大。天山洋和昆仑洋的迅速扩张致使塔里木地块处在持续拉张背景之下, 在现在的塔中位置形成了一组正断裂组合[29], 并持续到早奥陶世。此时塔中已经处于相对较高的部位, 这为塔中后期的构造发展奠定了基础。

2.3 古大洋收缩期 (奥陶纪晚世-泥盆纪)

奥陶纪中世末北昆仑洋向中昆仑微陆块俯冲, 南天山洋在志留纪或更早时间起就开始向中天山俯冲[30], 南北古大洋分别进入收缩期。塔里木陆块所受应力由近南北向拉张变为近南北向挤压 (图3) , 受此影响陆块边缘逐渐出现不同规模的陆源剥蚀区, 陆块内部陆源沉积物质供应逐渐增多, 陆块内西部碳酸盐台地逐渐消亡。此阶段对陆块沉积有较大影响的构造运动为加里东运动中、晚期和海西早期运动。

2.3.1 加里东中期运动第一幕

加里东中期运动第一幕发生在奥陶纪中世末, 奥陶系上统平行不整合于中统之上。

北昆仑洋向其南部的中昆仑微陆块强烈俯冲, 其缝合带 (蛇绿岩带) 主要沿乌依塔格-库地-阿其克库勒湖一线分布[31] (图1) , 导致塔里木陆块南缘构造性质转变, 即由拉张环境转变为挤压环境, [32]受应力影响塔里木陆块内部形成近南北向的隆坳格局, 碳酸盐台地于奥陶纪末消亡。盆地性质在逐渐发生改变, 由克拉通被动大陆边缘向前陆盆地 (在塔西南为周缘前陆盆地) 转化。受加里东中期运动影响, 原统一碳酸盐岩台地发生分异, 陆块地貌变为隆坳相间, 形成了塔中、塔北2个遥相对应的碳酸盐台地间夹柯坪-顺托果勒台间坳陷 (台盆) 的沉积格局[33—35]。期间的短期暴露剥蚀是局部的, 如塔中4井区缺失下奥陶统上部~中奥陶统8~12个牙型刺带, 相比塔中, 塔北地区剥蚀程度可能较小, 沙69井区仅缺失中奥陶统2~3个牙形刺带。此次暴露剥蚀与全球海平面下降同步, 随后的海侵开始了碳酸盐台地的第1次淹没。

受构造运动影响, 塔中局部高隆地区, 以及巴麦古隆起剥蚀强烈 (图4b) , 缺失一间房及鹰山组上部地层。在塔北地区可见泥盆系角度不整合于中上奥陶统之上 (图2) 。由此可以看出, 加里东中期构造运动对全盆具有深远的影响。

2.3.2 加里东中期运动第二幕

加里东中期运动第二幕发生在奥陶纪晚世晚期, 形成奥陶系上统内部的平行不整合 (图2) , 该界面为奥陶纪重要的沉积、构造转换面, 塔里木盆地由此转化为前陆盆地。

该界面在塔北柯坪奥陶系上统印干组黑色泥、页岩顶部见褐铁矿化风化壳, 缺失多个笔石带, 上覆奥陶系上统柯坪塔格组下段碎屑岩潮坪沉积的灰绿色细砂岩 (底面含细砾、见冲刷) 。

奥陶纪晚世, 塔里木陆块南缘北昆仑-阿尔金及东北缘库鲁克塔格已形成边缘隆起并出现陆源剥蚀区, 向塔里木陆块提供了丰富的陆源物源, 陆块西部碳酸盐台地经2次淹没后消亡, 陆块东部原沉积厚度很小的欠补偿盆地由于物源供给充分相变为沉积巨厚的浊积盆地[36]。

值得一提的是, 中天山北缘的干沟蛇绿岩分布局限, 时代O3~S1 (属加里东晚期) , 可能反映了加里东晚期中天山内部的一次规模不大的洋壳俯冲消减, 由于当时与塔里木陆块相隔至少1 000 km宽的南天山洋, 对塔里木陆块的构造沉积演化影响不大。

2.3.3 加里东晚期运动

加里东晚期运动发生在志留纪末, 形成志留系与泥盆系之间平行不整合 (图2) 。是塔里木陆块与中昆仑微陆块碰撞造山, 南天山洋向中天山微陆块俯冲消减 (图3) , 以及志留纪泥盆纪全球事件的构造响应[37,38]。它对塔里木陆块志留系-泥盆系的影响表现在三方面。一是对志留系的剥蚀, 受加里东晚期运动影响塔里木盆地志留系遭受了强烈剥蚀, 塔中隆起、塔北隆起及柯坪隆起-阿瓦提断陷-顺托果勒低隆普遍缺失志留系中、上统 (缺失时间约20Ma±) 。二是对志留系古油藏的破坏, 由于加里东晚期运动对志留系的强烈剥蚀, 志留系古油藏遭受大规模破坏, 在塔北、塔中隆起及其斜坡带志留系广泛发育沥青砂岩[39—41]。三是对泥盆系沉积的控制, 加里东晚期运动虽然使志留系遭受了强烈剥蚀, 但加里东中期运动形成的南北向排列东西向展布的隆坳格局没有改变, 泥盆系继承了志留系的沉积格局。

2.3.4 海西早期运动

海西早期运动 (库米什运动) 发生于晚泥盆世[42], 塔北地区上泥盆统或下石炭统由北向南依次超覆在下奥陶统、中奥陶统、上奥陶统及志留系之上, 地震界面可见清晰的下削、上超现象 (图4a) 。

受泥盆纪末塔里木陆块南部北昆仑洋关闭造山及陆块北部南天山洋向中天山俯冲复合作用的影响, 陆缘造山作用强烈, 前陆隆起带的塔北沙雅隆起和塔中中央隆起迅速抬升、快速变形, 并遭受前所未有的强烈剥蚀[29,32,43]。由于南天山洋俯冲的压扭应力影响更大, 塔北沙雅隆起北部剥蚀量达2 000 m以上, 奥陶系碳酸盐岩剥露出地表, 大规模的喀斯特化在此时发生[44] (图3) ;海西早期运动还在原来加里东中期运动形成的南北向排列东西向展布的隆坳格局基础上叠加了近东西向挤压的构造影响, 形成了近东西向排列南北向展布的阿克库勒“鼻凸”和顺托果勒低隆起[45], 阿克库勒“鼻凸”呈“V”字形剥蚀缺失志留系及泥盆系中、下统, 上泥盆统东河塘组分布在“鼻凸”东西两侧, 下石炭统巴楚组底部砂砾岩段在“鼻凸”高部位沉积缺失。巴楚-塔中隆起同样遭受较大程度的剥蚀, 巴楚隆起南部~塘参1井区以南志留系-泥盆系中、下统被剥蚀殆尽。

2.4 古大洋闭合期 (石炭纪-二叠纪中世)

塔里木古大洋闭合期为石炭纪-二叠纪, 即海西晚期, 对塔里木陆块的构造演化具特殊意义, 是北天山洋和南昆仑洋-阿尼玛卿洋[46,47]关闭造山的构造响应 (图1) , 从此塔里木陆块成为欧亚大陆的南缘, 石炭纪后结束了大范围的海相沉积。由于北天山洋向中天山 (石炭纪-二叠纪已与塔里木陆块拼贴为一体) 俯冲消减碰撞造山, 南昆仑洋向中昆仑岛弧 (石炭纪-二叠纪也与塔里木陆块拼贴为一体) 俯冲消减, 塔里木陆块内部实际处于广义的弧后扩张状态。石炭纪广泛接受了海陆交互相碎屑岩沉积及海相碳酸盐岩沉积, 二叠纪除局部发育海陆交互相碎屑岩沉积及海相碳酸盐岩沉积外, 还普遍发育基性岩浆侵入 (塔北、塔中普遍见辉绿岩浅层侵入和玄武岩溢流) , 二叠纪末开始转换为前陆盆地陆相碎屑沉积[48,49] (图2、图3) 。

2.5 陆内造山沉积期 (二叠纪晚世至今)

到二叠纪晚世, 北天山洋和南昆仑洋俯冲-消减-碰撞-造山先后完成, 塔里木陆块内部的 (残余) 弧后裂陷 (或克拉通坳陷) 盆地结束了海相沉积, 南天山和北昆仑山前形成前陆盆地[4,50]。南天山山前以二叠系上统比尤勒包谷孜组陆相洪冲积沉积开始的磨拉石建造标志着库车前陆盆地诞生[51], 北昆仑山前晚二叠世逆冲推覆第一次高潮期导致推覆构造前缘下盘开始发育塔西南前陆盆地[52,53]。

塔里木陆块南部, 巴颜喀拉、北羌塘、南羌塘、冈底斯微陆块及印度板块相继向北俯冲[5,54], 昆仑造山带成形并强烈抬升。此阶段对塔里木盆地沉积有较大影响的构造运动为印支、燕山及喜马拉雅运动。

2.5.1 印支期运动

印支期含塔里木陆块在内的欧亚板块与羌塘微陆块碰撞造山, 即金沙江洋关闭的构造响应[5,55,56] (图1、图3) 。区域挤压应力背景下的塔里木周缘天山、昆仑山开始进人陆内造山发展阶段, 塔里木盆地内部发育南天山山前库车前陆盆地、塔北克拉通坳陷盆地及北昆仑山山前塔西南前陆盆地。塔北、孔雀河地区侏罗系不整合于三叠系及下伏不同时代地层之上[57]。巴楚隆起成为持续隆升的前缘隆起, 表现为较强烈的差异升降活动[58]。由于塔中位于盆地的中央, 受力不明显, 古隆起的变形作用不强烈。巴楚-塔中隆起以整体隆升运动为主, 隆起大部缺失三叠系。 (图2、图4b) 。

2.5.2 燕山期运动

燕山运动从侏罗纪持续至白垩纪, 羌塘微陆块与欧亚板块拼贴[59], 是羌塘中部澜沧江洋、羌塘南部班公-怒江洋 (泛华夏大陆晚古生代-中生代弧-盆区) 关闭的构造响应 (图1、图3) 。塔里木周缘天山、昆仑山陆内造山进一步发展, 塔里木盆地内部主要仍以整体隆升构造运动为主。巴楚地区大规模地整体隆升, 成为隆起剥蚀区, 持续时间长, 缺失侏罗系和白垩系[60] (图4b) ;地震解释及钻井揭示塔中地区缺失上白垩统 (图2和图4) 。

2.5.3 喜山期运动

喜马拉雅运动始于古近纪, 是印度板块与欧亚板块碰撞, 即雅鲁藏布江洋关闭[61]的构造响应 (图1、图3) 。天山、昆仑山强烈陆内造山, 塔里木盆地内部形成了库车、塔西南2个陆内前陆盆地[62], 山前均接受了巨厚 (超过10 000 m) 的陆相碎屑沉积。巴楚隆起全面褶皱断裂、抬升剥蚀, 是巴楚隆起上升幅度最大的时期, 缺失古近系和新近系[63]。塔中地区古近系、新近系发育陆相碎屑沉积 (图2) 。

3 结论

(1) 在南天山洋和北昆仑洋进入闭合期前的这段地质时期内, 大陆裂解作用使塔里木陆块震旦系广泛不整合于前震旦之上, 通过地震剖面可清楚识别;塔里木板块一直受到南北张力的影响为被动大陆边缘, 加里东早期运动并没有大规模改变构造沉积环境, 塔中地区发育一系列正断裂系统, 板块的沉积格局主要为西部快速生长的碳酸盐岩台地-东部缓慢充填的碎屑盆地。

(2) 北昆仑洋的俯冲消减先于南天山洋, 所以在塔里木西南部地区优先向前陆盆地转化, 塔里木板块也因此转为挤压环境, 原始单独的碳酸盐岩台地分异为南北两个, 局部地区出现暴露剥蚀及形成角度不整合;直到南天山洋开始俯冲消减, 北昆仑洋关闭造山, 塔里木北部地区所受的影响才陡然增大, 这一时期内, 塔北地区遭受前所未有的剥蚀, 原奥陶系碳酸盐岩台地遭遇喀斯特化, 塔中、塔北志留系遭受广泛改造。

(3) 石炭纪-二叠纪中世南昆仑洋和北天山洋同时向塔里木盆地方向俯冲消减, 此时中天山-塔里木-中昆仑陆块处于弧后盆地阶段, 因此陆块还处于海陆交互环境中;二叠纪晚期, 北天山洋和南昆仑洋俯冲-消减-碰撞-造山先后完成, 塔里木盆地才真正结束海相环境进入前陆盆地发展阶段;之后特提斯构造域内的古大洋先后关闭, 使塔里木盆地一直处于近南北压力环境下, 最终形成了库车、塔西南2个陆内前陆盆地。

摘要：依据塔里木盆地周缘蛇绿岩年龄及盆内钻井岩性、古生物、地球物理等资料, 以古天山洋和古昆仑洋的开合演化为线索, 将盆地构造沉积响应划分为五个期次。南华纪-震旦纪早世Rodinia泛大陆开始裂解, 塔里木陆块北部发育南天山海槽、南部发育库地小洋盆, 同期塔里木盆地只有中北部地区沉积碎屑物, 塘古孜巴斯至古城墟地区为古隆起无沉积;震旦纪晚世-奥陶纪中世南天山洋和北昆仑洋 (原库地小洋盆) 进入成年期, 塔里木陆块西部高地发育快速生长的碳酸盐岩台地, 东部低地 (满加尔) 发育饥饿盆地, 塔里木陆块形成了西台东盆的沉积格局;奥陶纪晚世-泥盆纪北昆仑洋和南天山洋分别向中昆仑和中天山微陆块俯冲 (最终与塔里木陆块拼贴) , 塔里木陆块边缘逐渐出现不同规模的陆源剥蚀区, 陆块内碳酸盐台地逐渐消亡;石炭纪-二叠纪中世北天山洋和南昆仑洋-阿尼玛卿洋关闭造山, 塔里木陆块内部实际处于广义的弧后扩张状态, 期间接受了海陆交互相碎屑岩沉积及海相碳酸盐岩沉积;二叠纪晚世至今金沙江洋、澜沧江洋、班公-怒江洋和雅鲁藏布江洋等先后关闭, 受此影响天山、昆仑造山带强烈抬升, 塔里木盆地发育库车和塔西南2个前陆盆地。