连片构造解释与工业成图显示塔北— 满西— 塔中地区走滑断裂发育^[32], 形成相互连接、分布面积达9× 10⁴ km²的环满西走滑断裂系统（见图1）。东西方向上以F_{Ⅰ 1}大断裂为界, 分为东西2个带, 西带以北西向走滑断裂为主, 东带北东向走滑断裂发育、数量较多。南北方向上大致以塔中地区上奥陶统良里塔格组台缘带与塔北地区中奥陶统一间房组台缘带为界, 分为塔北、满西与塔中3个区（见图1）。塔中区块以北东向走滑断裂为主, 塔北区块南斜坡则出现北东与北西向两组走滑断裂^[31], 满西区块发现断裂较少, 南北方向上与塔中、塔北断裂相连。通过地震解释识别出的大型走滑断裂带有60多条^[32], 断裂长度一般为30~80 km, 其中F_{Ⅰ 1}大断裂长达290 km。根据台缘带、背斜构造与河道等地质体被走滑断裂错动的位移估算, 沿走滑断裂带的水平位移一般小于1.5 km, 远低于其他地区相同断裂长度的位移量^[36]。

剖面上, 环满西走滑断裂主要分布在寒武系— 奥陶系碳酸盐岩中（见图2）, 正向压扭构造发育, 向上以继承性的张扭构造为主。塔中地区走滑断裂向上主要断至志留系— 中泥盆统（见图2a）, 局部断至石炭系— 二叠系; 满西地区向上可断至二叠系^[30]; 而塔北地区一些北东向断裂可断至古近系（见图2b）。寒武系— 奥陶系走滑断裂最发育, 构成了走滑断裂系统的基本格局。志留系— 中泥盆统有一系列继承性发育的主干断层, 以张扭断裂为主, 并向上扩张发育雁列构造。石炭系— 二叠系仅在局部主干断裂有继承性发育, 主要位于满西— 塔北地区, 以张扭作用为主, 断裂带狭窄, 但垂向断距可大于200 m。中生界— 古近系的走滑断裂主要沿塔北南部地区北东向主干断裂带分布, 以北东向密集发育的小型雁列构造为主。地震剖面上走滑断裂通常呈现直立单断型、半花状、正花状、负花状等样式（见图2）, 具有从直立单断型向花状构造发育的趋势, 同时位移增大、变形增强。走滑断裂平面与剖面组合可以形成线性构造、雁列/斜列构造、花状构造、马尾构造、“ X” 型共轭构造、拉分构造和辫状构造等多种走滑构造^{[21, 27, 28, 29, 30, 31, 32]}。

图2

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图2 过塔中（a）与塔北（b）地区走滑断裂带典型地震剖面（据参考文献[35]修改; 剖面位置见图1）

地震相干数据体显示, 长度小于3 km的小型断裂多呈孤立的、不连接的分段（见图3a）, 分段之间具有数百米间隔。断裂发生叠覆且未发生相互作用时, 呈现软连接（见图3b）, 其间两段位移均减小。而在断裂贯穿与相互作用的叠覆区, 断裂相互连接或以次级断裂连接, 并形成硬连接区（见图3c）, 产生次级断裂, 发育强烈变形的地堑或地垒, 位移量快速增长。根据相干数据体和地震剖面分析, 呈现斜列/雁列的孤立、软连接状态的小型走滑断裂分段性明显; 而硬连接叠覆区断裂连接作用复杂, 分段特征不明显。

图3

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图3 跃满4井区奥陶系一间房组顶面孤立断裂（a）、软连接断裂（b）、硬连接断裂（c）示意图（S1— S4为断裂分段编号）

塔里木盆地寒武系— 奥陶系大型走滑断裂带多已贯穿（见图1）, 在横向上由多区段、多种类型样式的断裂叠覆连接构成, 具有沿走向上的分段性。如F_{Ⅰ 1}大断裂沿水平方向可以分为特征明显不同的5段（见图4）:①南部Ⅰ 段线性段位移量小, 出现软连接形成的斜列段, 次级断裂少; ②Ⅱ 段叠覆段以硬连接为主, 压扭与张扭同时发育, 组成斜列/花状段, 其中张扭部位位于志留系— 泥盆系, 而压扭叠覆区断裂主要终止于奥陶系; ③中部Ⅲ 段呈现拉分地堑, 断裂倾向正掉高差多大于50 m, 向上断至二叠系甚至中生界; ④北部Ⅳ 段以压扭为主, Ⅴ 段出现压扭与张扭交错的辫状构造, 在断裂尾端可能出现马尾构造或线性构造, 形成马尾/线性段指示断裂发育终止。

图4

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图4 FⅠ 1走滑断裂平面分段与高差沿走向变化（断裂位置见图1）

综合分析, 小规模走滑断裂带多由一系列斜列/雁列排列的分段断裂组成, 位移量小、缺少分支, 呈孤立与软连接分段, 其间缺乏相互作用; 而大型走滑断裂带多贯穿, 分段间多为硬连接叠覆区并发生相互作用形成强烈的变形区, 其分段性主要体现在断裂的构造样式与高差变化。

塔中古隆起形成于晚奥陶世良里塔格组沉积前, 缺失中奥陶统一间房组与上奥陶统吐木休克组, 发育一期区域不整合^[35]。新的三维地震资料分析表明, 塔中北斜坡不仅有部分逆冲断层向上终止于鹰山组顶部, 而且部分走滑断裂发育在良里塔格组之下（见图5a）, 并被良里塔格组削截, 其间为大型不整合面。寒武系— 鹰山组走滑断裂高陡直立, 垂向断距很小, 多呈压扭特征, 上覆地层中发育负花状构造, 张扭下掉特征明显, 垂向断距大, 不同于早期直立线性断裂, 上下分层变形明显。尽管走滑断裂向下合并于主断裂带, 具有继承性活动, 但上奥陶统底部不整合上下断裂特征差异明显, 很可能存在良里塔格组沉积前的走滑断裂活动。此外, 由于塔中走滑断裂具有调节逆冲断裂变形的作用^[35], 而逆冲断裂形成于良里塔格组沉积前的塔中古隆起形成时期^{[27, 35]}, 因此推断塔中走滑断裂也形成于良里塔格组沉积前。

图5

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图5 过塔中北斜坡（a）与哈拉哈塘地区（b）地震剖面（剖面位置见图1）

塔北地区奥陶系虽然比较连续, 但一间房组浅滩相颗粒灰岩与吐木休克组泥灰岩沉积差异显著（见图1b）, 具有明显沉积间断^{[35, 38]}。良里塔格组沉积前发生古构造抬升, 形成大面积岩溶地貌^[39], 对一间房组顶面优质岩溶储集层的发育具有重要控制作用。岩心物性统计分析表明（见图6）, 中上奥陶统灰岩孔隙度很低, 良里塔格组由于台缘带发育, 基质孔隙度略高; 一间房组（平均值为5.78× 10^-3 μ m²）和鹰山组（平均值为4.48× 10^-3 μ m²）的渗透率比良里塔格组（平均值为0.86× 10^-3 μ m²）与吐木休克组（平均值为0.56× 10^-3 μ m²）的渗透率高1个数量级, 很可能与上奥陶统沉积前发生的断裂活动相关, 造成中下奥陶统裂缝较发育, 导致异常高的渗透率, 揭示塔北地区很可能在上奥陶统沉积前也已发生走滑断裂活动。地震剖面显示（见图2b、图5b）, 塔北地区部分走滑断裂向上终止于一间房组顶部, 出现杂乱反射。同时, 断裂带在一间房组顶部有岩溶地貌, 上覆良里塔格组碳酸盐岩厚度在横向上发生变化, 表明可能已有断裂活动并影响古地貌与沉积。与塔中类似, 寒武系— 奥陶系碳酸盐岩中以压扭构造为主, 向上以张扭构造为主。地震剖面可见上部张扭断裂向下延伸并切割下部压扭构造, 在一间房组背斜核部形成微地堑（见图2b）, 不同于下部的压扭背斜构造。另外奥陶系之上的走滑断裂沿早期走滑断裂带局部发育, 以雁列构造、地堑与线性构造为主, 断裂分布、组合不同于奥陶系碳酸盐岩, 上部断裂分段长度小, 但垂向断距可大于200 m。

图6

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图6 哈拉哈塘地区奥陶系碳酸盐岩岩心柱塞样孔渗散点图（O3l— 良里塔格组; O3t— 吐木休克组; O2y— 一间房组; O1— 2y— 鹰山组; N— 样品数; 据参考文献[33]修改）

结合前人研究成果^{[27, 28, 29, 30, 31, 32, 37]}, 走滑断裂主要形成于中奥陶世, 并存在晚奥陶世— 泥盆纪、石炭纪— 二叠纪、中生代— 古近纪等多阶段断裂活动（见图1、图2、图5）。上奥陶统— 古近系走滑断裂均在早期断裂上继承性发育（见图2）, 断裂样式、分布均不同于早期形成的走滑断裂, 可以划分断裂期次。值得注意的是, 由于走滑断裂初始期断距小, 不一定发育至地表, 加上后期断裂作用的改造, 不能简单地以个别地震剖面上走滑断裂终止的层位判断断裂活动时间。

根据区域构造背景与地震剖面上断层切割关系与终止层位可以推断盆地内断裂活动的大致时期, 但难以准确判别断裂形成的时间, 更难确定经历多期叠加改造断裂的初始形成时间（见图2、图5）。热年代学技术在断裂带定年研究中得到应用^[14], 但前新生代断裂定年精度低, 且很难应用到井下沉积地层。近期碳酸盐胶结物U-Pb测年技术取得进展^{[15, 40]}, 提供了高精度的碳酸盐岩断裂定年方法。

选取塔里木盆地奥陶系碳酸盐岩走滑断裂带同断裂期裂缝方解石样品, 在澳大利亚昆士兰大学放射性同位素实验室进行原位LA-ICP-MS测试^[40], 获得了裂缝胶结物比较精确的U-Pb年龄（见图7）。其中, 塔中2井鹰山组顶面风化壳裂缝方解石沉淀年龄为（460± 12）Ma（见图7a）, 塔北热普4井一间房组顶面裂缝方解石沉淀年龄为（462.6± 6.8） Ma（见图7b）。由于塔中2井缺失一间房组, 目前技术尚难获得碳酸盐岩地层年龄, 塔中2井与热普4井的年龄数据仅代表中奥陶世末期断裂胶结充填的时间。

图7

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图7 塔中2井（a）与热普4井（b）奥陶系裂缝碳酸盐胶结物U-Pb年龄谐和图（Age— 年龄; MSWD— 平均标准权重偏差; N— 样品数, 个）

由于断裂活动应早于或与裂缝胶结物同期, 而且一间房组顶面地层可以限定断裂的形成年龄应在中奥陶世末及其后, 该年龄值前后的一间房组与吐木休克组的岩性与沉积也有较大的差异^[38], 因此推断走滑断裂活动时间大约为距今460 Ma。虽然塔中2井也位于逆冲断裂带, 由于走滑断裂与逆冲断裂同期发生, 可以指示走滑断裂形成年龄。距今460 Ma的断裂活动与一间房组沉积后的区域构造隆升时间一致^[35], 且与原特提斯洋的大规模俯冲时间相当^{[41, 42]}。综合分析认为塔里木盆地奥陶系碳酸盐岩走滑断裂活动始于距今约460 Ma的中奥陶世末期。

塔里木板块南缘原特提斯洋（古昆仑洋）在距今460~480 Ma向中昆仑岛弧俯冲, 在距今428~450 Ma发生板片断离并导致原特提斯洋的闭合^{[41, 42]}, 继而形成塔西南前陆盆地^[34], 成为塔里木板块的重要构造变革期。而此阶段塔里木板块北部处于南天山洋发育扩张期^[43], 对塔里木板内构造改观影响微弱。

中奥陶世塔里木盆地从伸展背景转向挤压背景, 地层、沉积与构造开始出现分异^{[35, 38]}, 塔北、塔中、塔西南等3大近东西走向碳酸盐岩古隆起已开始出现雏形（见图8a）, 塔西南与塔中古隆起活动更强烈, 发生大面积的抬升剥蚀, 大多缺失一间房组— 吐木休克组^[35]。中奥陶世晚期一间房组沉积从东西分区转变为南北分带, 至良里塔格组沉积期形成塔北— 满西— 塔中“ 两台夹一盆” 的南北向沉积分异^{[35, 38]}, 盆地内开始充填大量的碎屑岩, 碳酸盐岩台地逐渐消亡。

图8

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图8 塔里木盆地中奥陶世末奥陶系碳酸盐岩顶面古构造图（a）及塔北哈拉哈塘地区共轭断裂走向玫瑰花图与主应力方向（b）（据文献[35]修改）

综合分析, 受原特提斯洋闭合影响, 塔里木克拉通在中奥陶世从区域伸展转向区域挤压, 可能是走滑断裂形成的动力来源。尽管塔里木盆地南部地震资料品质差、后期构造改造强烈, 目前发现的走滑断裂很少, 但可能存在尚未识别的走滑断裂带。

尽管古应力方向难以恢复, 且走滑断裂走向与主应力方向会有较大的夹角变化范围, 但早期形成的共轭走滑断裂可以指示主应力方向^[1]。

哈拉哈塘地区奥陶系碳酸盐岩发育对称的北北西向与北北东向共轭走滑断裂, 记录了中晚奥陶世的断裂格局^[31], 可以用来判断断裂形成期的主应力方向。北北西向走滑断裂的走向多位于∠330° ~∠360° , 北北东向走滑断裂走向多位于∠16° ~∠30° , 其间的二分角大约为∠2° （见图8b）。由于共轭走滑断裂二分角一般与最大压应力方向一致^[31], 表明走滑断裂形成期为近南北向主应力方向（以现今位置推断）。近南北向的主应力方向与近东西向展布的塔北、塔西南古隆起近于垂直, 形成克拉通内褶皱隆起^[35]。中奥陶世塔北地区构造隆升微弱, 其南部哈拉哈塘地区构造平缓、地质结构相对均一, 在近南北向的远程区域挤压作用下有利于形成共轭走滑断裂带。受区域应力场的影响, 以哈拉哈塘地区为中心, 东西方向分别以北北东向与北北西向走滑断裂发育为特征（见图1）。同时, 塔北南缘部分走滑断裂带自北向南发育, 并以向南撒开的马尾构造终止, 代表断裂作用自北向南传递, 可能指示塔北地区形成自北向南的反向挤压作用。

北西向的塔中古隆起及其北西走向逆冲断裂与南北向主应力方向斜交^[35], 导致古隆起褶皱与逆冲过程中发生起调节作用的北东向走滑断裂。塔中北斜坡11条北东向主干断裂的走向位于∠30° ~∠39° , 与上述近南北向主应力方向低角度斜交, 也符合安德森断裂模式。由此推断, 在近南北方向区域应力场控制了北东向与北西向走滑断裂分布的格局。

基底先存的断裂、褶皱与岩石物性变化的薄弱带往往是后期断裂选择性发育的有利部位^[5]。塔里木盆地基底结构复杂、先存构造发育^[35], 并影响显生宙盖层的构造格局。

塔里木盆地南部基底发育一系列北东向高磁异常带, 从前寒武系火成岩分析很可能是大约距今1.9 Ga哥伦比亚超大陆汇聚期南北塔里木拼合形成的侵入岩体^[44], 构成先存基底薄弱带。根据塔里木盆地重磁电揭示的基底结构与深大断裂分析, 塔中— 满西地区发育北东向与北西向基底先存构造^[35], 有助于断裂成核与先存断裂的复活^{[4, 5, 6, 7]}。在走滑断裂自下而上的发育过程中, 受近南北向主应力作用, 塔里木基底早期北东向与北西向的先存构造是局部应力作用的有利部位, 影响断裂的形成与发育。同时, 基底薄弱面可能对寒武系— 奥陶系碳酸盐岩的岩石物理性质具有一定的影响, 有利于断裂向上突破。综合分析, 中奥陶世晚期塔中地区北西西向逆冲断裂带在斜向冲断作用下, 受基底北东向基底先存构造的影响^[35], 有利于与主应力方向小角度的走滑断裂发育, 从而形成一系列具有调节作用的北东向优势方位的走滑断裂带（见图1、图8a）, 不同于塔北地区的共轭走滑断裂带。

值得注意的是, 满西走滑断裂系统大致以塔中隆起控制的良里塔格组台缘带与塔北隆起控制的一间房组台缘带为界形成南北方向的分区（见图1）。塔中良里塔格组镶边台缘带沿塔中古隆起北部边界分布^[35], 并控制鹰山组分布, 构成塔中隆起北部的构造与岩相边界。塔中走滑断裂带多以马尾构造终止于台缘带（见图1）, 仅有几条大型走滑断裂带向满西延伸。塔北南坡共轭走滑断裂分布于一间房组宽缓的缓坡型台地上, 在台地的岩相结构向南变化部位消失, 表明岩相差异对走滑断裂的生长发育与分布具有一定的控制作用。由此可见, 先期岩相也可能影响走滑断裂的发育与分布。

综上所述, 中奥陶世原特提斯洋闭合产生近南北向的远程挤压作用控制了环满西走滑断裂系统的形成与分布, 先存构造与岩相影响走滑断裂南北分区的差异性。

共轭断裂大多用安德森模式解释, 在均匀应力作用下形成与最大主应力呈25° ~30° 夹角的对称断裂^{[8, 9]}。哈拉哈塘地区基底结构差异小、构造平缓, 先存与先期构造不发育, 岩石物理性质相对均一^[31], 在远程挤压作用下有利于安德森模式下共轭裂缝的成核与发育, 并逐渐扩张形成较为对称的共轭剪切断裂带（见图9a）。但是, 哈拉哈塘地区共轭走滑断裂的二面角为26° ~51° , 平均值大约为40° ^[31], 低于理想状态下的50° ~60° 的夹角。分析表明, 该区沉积盖层厚度超过3 000 m, 围岩压差较大, 可能降低剪切破裂角^[45]。此外, 在长期较弱的远程挤压作用下, 应力状态的变化与岩石力学的差异也会影响共轭断裂的对称性与二面角大小^[46]。通过压溶、多期相互截切等机制^[47]和岩体向上运动形成花状构造, 可以调节维持共轭断层交汇区域的体积平衡, 并通过逐渐减小位移或降低体积而向下消失^[48]。因此, 塔北共轭走滑断裂的生长发育也可能存在非安德森机制。

图9

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图9 哈拉哈塘地区共轭走滑断裂形成演化模式（据文献[31]、[33]修改, 图中红线代表断裂）

由于共轭断裂相互阻碍水平滑动, 相继滑动而非同时运动可能是共轭断裂发育的重要机制^{[31, 46]}。哈拉哈塘地区“ X” 型共轭断裂形成后, 在断层交汇部位水平位移受限（见图9b）, 可以通过相继滑动^[31]造成断裂的相互错动（见图9b— 图9d）, 从而发生持续的断裂变形。这种相继滑动通常发生在同期断裂活动的相对较短时间范围内, 并在交叉部位形成菱形微小断裂调节构造变形^[49]（见图9c、图9d）。而哈拉哈塘地区走滑断裂交汇部位并没有出现明显的菱形变形带, 其原因可能是共轭走滑断裂相互错动的位移量很小, 相继滑动后很快形成北西向断裂的优先发育, 以北西向错动北东向断裂为主（见图9d）, 并在位移量上形成不对称的分布^[33]。尽管北东向断裂后期再活动强度大, 但北西向走滑断裂在寒武系— 奥陶系活动强度大、成熟度高^[33]。随着东北向断裂晚期的复活, 有的部位可见北西向断裂被北东向断裂错开^[31], 但位移量较小, 相互错动的水平位移多小于200 m, 因此保存了极少见的断裂长达70 km的陆内共轭走滑断裂系统。

非安德森破裂机制在断裂的形成与发育过程中具有重要的作用^{[8, 9]}。地震精细解释结果显示, 一些环满西走滑断裂尾端发育马尾状构造（见图1）, 这些断裂通常呈弧形向外撒开, 断距逐渐减小、断面不规则。这种断裂构造的形成多基于非线性的和屈服极限后的断裂力学机制^{[8, 9]}, 断裂形成前的短暂时间内在断裂尾端形成外向偏移的破裂带, 属于断裂尾端扩张模式（见图9e）。随着断裂向外扩展, 尾端外向偏移的破碎带可能形成次级断裂, 这种断裂与主断裂的夹角变化大, 不同于Riedel剪切破裂。断裂尾端向前发育或是连接生长后（见图9d、图9e）, 尾端外向偏移的破裂生长往往受到抑制。塔中走滑断裂向北出现一系列撒开的马尾构造, 而哈拉哈塘地区走滑断裂向南形成马尾构造^[44], 揭示了不同的断裂生长方向。

随着断裂分段的尾端扩展与相互趋近, 断裂间发生相互作用时, 会沿这些破裂产生连接作用^[9]。环满西地区主干走滑断裂一般由3~8段组成, 通过连接生长形成长度超过50 km的走滑断裂带^[33]。走滑断裂的分段连接造成断裂长度倍增（见图3）, 但位移却很少增长, 造成断裂位移-长度关系不符合幂律分布规律。这种模式下次级断裂走向也多与最大主应力方向一致, 但变形与位移通常集中在断裂连接部位^[33]。不同于一般断裂的连接生长, 哈拉哈塘地区断裂分段连接后, 变形与应变集中在硬连接的叠覆区（见图9f）, 从而调节构造变形并避免相互截切的水平滑移造成的体积不平衡。此外, 有些走滑断裂带出现多个马尾构造, 并形成次级断裂, 可能是断裂尾端扩张的多段断裂连接生长的结果。这类尾端连接生长也符合断裂尾端相互作用模式^[9], 其变形发生在断裂尾端连接部位, 并通过断裂尾端的强烈相互作用, 形成强变形叠覆区。统计分析表明, 环满西走滑断裂带水平位移小, 位移与变形主要集中在叠覆区并不断增长, 形成强烈的局化作用, 以调节断裂带的变形, 不同于一般的断裂弱化机制^[12]。在此基础上, 走滑断裂实现长度的不断增长, 并保持较小的水平位移, 形成“ 小位移” 长断裂带, 不同于其他地区断裂的位移-长度的幂律分布关系^[36]。值得注意的是, 非安德森破裂也受先期安德森破裂的影响, 二者也可以同时发育, 从而造成断层与裂缝的复杂分布。

综合分析, 塔北地区在安德森破裂的基础上, 通过相继滑动与切割调节相互截切部位变形产生共轭断裂, 而连接生长以及尾端扩张与相互作用等非安德森模式是环满西走滑断裂生长的主要机制, 同时通过叠覆区强烈的断裂局化作用调节位移与变形, 从而形成不断连接增长但位移增量极少的“ 小位移” 长断裂带。

通过构造解析, 塔中地区走滑断裂带同样具有分段性^{[29, 35]}, 同样具有连接生长机制导致的断裂长度扩展与倍增, 但塔中走滑断裂的扩张与生长没有共轭断裂的阻碍。因此, 塔中走滑断裂的断距更大, 断裂的贯通程度更高, 其中的连接生长部位与两端呈渐变过渡, 叠覆区位移与应变的局化作用没有哈拉哈塘地区强烈。由于塔中地区走滑断裂规模更大, 断裂连接生长的叠覆区与斜列段都有较大的位移与变形。

通过沿塔中走滑断裂带的断裂要素测量, 位移量与变形最强烈的走滑作用集中在塔中北斜坡逆冲断裂带附近, 以及北西向的张扭地堑部位, 向北位移量急剧减小。分析表明, 塔中逆冲断裂带在整体向南反冲过程中, 走滑断裂西部块体相对向南运动快, 形成左行滑动（见图10a）, 其中西盘北部地区被动整体向南滑动形成断裂尾端破裂, 并随位移的增长而逐渐形成窄深地堑（见图10b）。地堑向北, 走滑断裂的位移与变形急剧下降。F_{Ⅰ 3}等断裂再向北扩张至塔中北缘又出现典型的马尾构造, 形成另一段走滑断裂的尾端（见图10c）。

图10

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图10 FⅡ 18变换断裂带形成演化模式图（断裂位置见图1）

综合分析, 塔中逆冲断裂带向南斜向运动过程中, 受控斜向挤压作用与基底先存构造, 产生北东向调节逆冲变形的走滑断裂, 进而通过断裂的尾端扩张与连接而不断生长。随着向南逆冲位移不一致的扩大, 西侧岩体向南的大量位移造成断裂尾端的裂开, 形成尾端北西向地堑。不同于哈拉哈塘地区应力应变集中在断裂的叠覆区, 塔中走滑断裂尾端扩张机制积聚了更多的应变与应力, 地堑不断加深, 在奥陶系碳酸盐岩中地堑深逾400 m。随着断裂的贯穿与断裂的进一步扩展, 在断裂尾端向北发育左行走滑断裂（见图10c）。与常规的陆内走滑断裂带类似, 北部走滑断裂段发育正常的尾端扩张机制形成的马尾构造。