中奥陶世, 古亚洲洋北支— 北天山洋沿艾比湖至吐鲁番— 哈密地块北缘向中天山地体之下俯冲消减(徐向珍等, 2011; Ge et al., 2012)。由于北天山洋俯冲消减引起的弧后拉张作用, 使得南天山弧后洋盆逐渐形成(Wang et al., 2011)。中天山南缘沿长阿吾子— 古洛沟— 吾瓦门— 库米什一带存在1条近东西向展布的蛇绿混杂岩带, 是南天山古生代洋壳的残留。该条蛇绿岩带测试年龄为450— 332, Ma(何登发等, 2007; 赵宗举等, 2009; Wang et al., 2011; 许志琴等, 2011; 杨经绥等, 2011; 于炳松等, 2011), 表明南天山洋壳可能最早形成于晚奥陶世。塔里木北缘中酸性侵入岩的U-Pb锆石年龄集中在426— 387, Ma(Wang et al., 2011; Ge et al., 2012), 表明南天山洋于奥陶纪末期才开始向塔里木北缘俯冲消减。南天山东端卡瓦布拉克地区的中— 下奥陶统为一套长石砂岩、页岩和硅质岩组合, 南天山硫磺山出露的中— 上奥陶统下部为变质的具粒序层理的碎屑岩, 而在西南天山库尔干道班附近奥陶系变质碎屑岩下部亦可见纹层和正粒序。同位素年代学资料与露头特征相吻合, 表明中奥陶世南天山洋处于伸展裂陷演化阶段。

Rodinia超大陆自南华纪的裂解使得中昆仑地体与塔里木板块分离, 其间形成北昆仑洋(肖文交等, 2000; Zhang et al., 2013)。现今库地蛇绿岩的年龄集中在510— 524, Ma(肖序常等, 2003; 尹得功等, 2013), 表明北昆仑洋壳在早寒武世已经形成。西昆仑玛列兹肯山附近出露的下奥陶统为一套碎屑岩与碳酸盐岩交互旋回序列, 代表了被动大陆边缘环境。高晓峰等(2013)通过对西昆仑大同西岩体的研究认为准铝质高钾钙碱性石英闪长岩(478— 473, Ma)为俯冲过程中形成的岛弧型幔源岩浆岩, 标志着在早奥陶世晚期北昆仑洋已接近闭合。而西昆仑大同西岩体中的弱过铝质石英二长岩— 二长花岗岩(470, Ma)为地壳持续减薄和地幔物质上涌加热导致变质泥岩部分熔融形成的, 表明中昆仑地体与塔里木地体中奥陶世已进入碰撞造山过程(高晓峰等, 2013)。Ye等(2008)根据库地副片麻岩中的变质锆石年龄亦将中昆仑地体与塔里木板块的碰撞阶段限定在中— 晚奥陶世(460— 450, Ma)。西昆仑坎地里克出露的中奥陶统丘久博依那克组为一套厚仅52, m的黑色页岩, 代表了快速挠曲沉降形成的前渊深水欠补偿沉积。同位素年代学资料与露头沉积特征表明, 中奥陶世北昆仑洋已关闭并进入周缘前陆盆地快速挠曲沉降演化阶段。

前人研究认为阿尔金地体是祁连地体的西延, 二者在早古生代为同一构造单元, 三叠纪以来被阿尔金左旋走滑断裂所切割(许志琴等, 1999, 2011; Yang et al., 2001; 张建新等, 2001; 杨经绥等, 2008, 2009)。史仁灯等(2004)在北祁连玉石沟获得形成于洋中脊构造环境的蛇绿岩年龄为550± 17, Ma, 表明北阿尔金— 北祁连洋盆在晚震旦世已经开启, 寒武纪— 早奥陶世是其主要形成扩张阶段(刘良等, 1999; 修群业等, 2007; 杨经绥等, 2008; 张志诚等, 2008; 何碧竹等, 2011; 董顺利等, 2013; 刘函等, 2013)。北阿尔金— 北祁连构造混杂岩中出露与俯冲相关的岛弧环境Ⅰ 型花岗岩, 它们的年龄主要集中在500— 481, Ma(戚学祥等, 2005; 吴才来等, 2007; 康磊等, 2011), 表明北阿尔金洋在晚寒武世已经开始俯冲消减, 早奥陶世达到高峰。吴才来等(2005)在巴什考供盆地南缘花岗杂岩体中测得产于同碰撞环境的花岗岩年龄为474.3± 6.8, Ma和446.6± 5.2, Ma, 而产于后碰撞环境的花岗岩年龄为434.5± 3.8, Ma和431.1± 3.8, Ma, 表明北阿尔金洋在中奥陶世已闭合并进入碰撞造山演化阶段。北阿尔金亚普恰萨依剖面出露的中奥陶统亚普恰萨依组为具鲍马序列的陆源碎屑浊积岩, 表明中奥陶世北阿尔金前陆盆地已处于充填消亡演化阶段。

以上研究表明, 中奥陶世塔里木盆地周缘大地构造环境具有南压北张的特点, 表现为北部南天山洋的持续伸展扩张与南部北昆仑洋和北阿尔金洋的关闭引起的弧陆碰撞造山。这种南压北张的构造体制控制了塔里木盆地一间房组沉积时期构造-沉积环境与原型盆地特征。

中奥陶世一间房组沉积时期塔里木盆地古地理格局较寒武纪— 早奥陶世发生了显著的变化。塔西大型浅水碳酸盐岩台地发生解体: 巴楚— 塔中和塘南地区为暴露剥蚀区, 其间的顺南(顺托果勒南部— 塘古巴斯— 玉东)地区为开阔台内洼地(图 2-a); 古城、塔北和库鲁克塔格— 罗西地区为开阔台地, 并以大面积发育的台内颗粒滩为特征(图 2-b, 2-c); 柯坪地区形成一向西开口的海湾盆地(图 2-d), 并向台内深入到阿瓦提地区。塔东深水盆地区由于陆源碎屑的注入而开始堆积浊积岩, 盆地沉积环境由欠补偿反转为补偿(图 2-e)。该时期塔里木盆地古地理格局表现出由寒武纪— 早奥陶世东西分异的台盆格局向晚奥陶世南北分异的隆坳格局过渡的特征。

图2

Fig.2

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	图2 塔里木盆地中奥陶统一间房组典型井及露头沉积剖面Fig.2 Sedimentary sections of the Middle Ordovician Yijianfang Formation of typical wells and outcrops in Tarim Basin

一间房组沉积时期塔北地区为开阔台地环境, 台地内发育台内滩、滩间海和台内点礁3种亚相。以哈6井为代表的一间房组岩性以浅灰色亮晶颗粒灰岩和生物灰岩为主(图 2-b; 图3-f)。自然伽马曲线呈锯齿状低值, 并呈现出向上增大的趋势, 反映了一间房组沉积时期塔北地区相对海平面逐渐上升的趋势, 至吐木休克组沉积时期达到最大海泛期, 形成了一间房组顶的淹没不整合(图 2-b)。塔北台地自北向南一间房组泥晶灰岩含量逐渐增多, 为一向南倾的碳酸盐岩缓坡, 并逐渐过渡为柯坪海湾和满西低梁(图 4; 图5)。由于缺乏台地边缘的障壁作用, 波浪可以长驱直入作用在台地内从而使得塔北台内滩大面积发育(图 4; 图5)。柯坪大湾沟剖面出露的大湾沟组为紫红色瘤状灰岩, 上覆萨尔干组为黑色富有机质页岩(图 2-d), 显示出一间房组沉积时期柯坪地区经历了淹没台地相→ 深水盆地相的演化, 形成了一个向西开口的海湾, 向东可延伸到阿瓦提坳陷。满西低梁(指现今满加尔坳陷与阿瓦提坳陷之间的地区)位于柯坪海湾与塔东深水盆地之间, 是沟通东、西两侧水域的桥梁。巴楚— 乌什露头显示, 盆地西北缘海底古地貌具北深南浅的特征, 自南向北经历了开阔台地→ 台地边缘→ 陆棚→ 盆地的相变过程(图 2-f; 图6)。巴楚出露的生物礁是塔里木盆地生物礁露头的代表, 以粘结— 障积礁为主, 缺乏格架礁, 形成于缓坡背景下相对低能的台地边缘(图 2-f), 造礁生物为托盘类瓶筐石— 石海绵类— 菌藻礁群落(李越等, 2007; 范秋海等, 2012)。巴楚— 塔中覆盖区主体暴露在海平面之上, 一间房组仅在暴露台地边缘处有沉积(图 5; 图6; 图7)。古城地区与塔北地区沉积环境相似, 亦为开阔台地环境, 以台内滩大面积发育为特征(图 2-c; 图3-a, 3-b, 3-c; 图7)。顺南、塘古巴斯和玉东地区一间房组岩性以灰黑色泥晶灰岩为主, 可见似瘤状构造和风暴浪成因的泥晶砾屑灰岩透镜体(图 3-d), 而自然伽马曲线值亦明显比塔北地区大且向上显著增大(图 2-a), 表明顺南— 塘古巴斯— 玉东一带为较深水的开阔台内洼地(图 5; 图6; 图7)。塘南1井缺失一间房组, 表明了塘南台地亦暴露在海平面之上(图5; 图6)。

图3

Fig.3

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	图3 塔里木盆地中奥陶统典型岩石类型及沉积相 a— 亮晶砂屑灰岩, 见鲕粒和生物碎屑, 台内滩相, 跃进3井, 一间房组, 7193, m, 单偏光; b— 亮晶颗粒灰岩, 台地边缘滩相, 于奇东1井, 一间房组, 6901, m, 单偏光; c— 灰色生屑砂屑灰岩, 见生物碎屑, 台内滩相, 跃进3井, 一间房组, 7184, m; d— 灰黑色泥晶灰岩, 见似瘤状构造, 指示台内拗陷深水沉积, 顺南1井, 一间房组, 6533, m; e— 黑色笔石页岩, 深水欠补偿盆地相, 库鲁克塔格南部却尔却克山剖面, 黑土凹组; f— 褐色泥岩夹泥质粉砂岩, 深水浊流盆地相, 库鲁克塔格南部却尔却克山剖面, 却尔却克组一段Fig.3 Typical rock types and sedimentary facies of the Middle Ordovician in Tarim Basin

图4

Fig.4

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	图4 塔里木盆地中奥陶统一间房组东西向A— A' 剖面沉积充填特征(剖面位置见图1)Fig.4 Sedimentary filling features of the Middle Ordovician Yijianfang Formation of A-A' profile in EW direction in Tarim Basin (profile location shown in Fig.1)

图5

Fig.5

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	图5 塔里木盆地中奥陶统一间房组南北向B— B'剖面沉积特征(剖面位置见图1)Fig.5 Sedimentary filling features of the Middle Ordovician Yijianfang Formation of B-B' profile in NS direction in Tarim Basin (profile location shown in Fig.1)

图6

Fig.6

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	图6 塔里木盆地中奥陶统一间房组南北向C— C'剖面沉积充填特征(剖面位置见图1)Fig.6 Sedimentary filling features of the Middle Ordovician Yijianfang Formation of C-C' profile in NS direction in Tarim Basin (profile location shown in Fig.1)

塔西台地向东经斜坡过渡为塔东深水盆地(图 4; 图7)。在一间房组沉积早期塔东为欠补偿型深水盆地, 水深大于碳酸盐补偿深度, 沉积了黑土凹组上部的黑色泥岩和硅质泥岩(图 2-e; 图3-e)。生物以浮游生物为主, 发育笔石组合和薄壳腕足类组合(贾承造等, 2004; 何登发等, 2007), 沉积物中富含有机质, 在测井曲线上表现为尖峰状高自然伽马值特征(图 2-e), 是塔东地区奥陶系最重要的烃源岩(Zhang et al., 2012)。沉积厚度薄且分布稳定, 在地震剖面上表现为连续性良好的强反射, 是塔东深水盆地区良好的对比标志层。一间房组沉积中晚期, 塔东地区沉积了却尔却克组底部的陆源碎屑浊积岩, 岩性为灰色绿泥质长石砂岩、泥质粉砂岩和泥岩互层(图 2-e;图3-f), 自然伽马曲线呈规则齿状夹尖刀状, 表现出海底扇亚相夹海底平原亚相的沉积特征(图 2-e)。罗西台地位于塔东深水盆地的东部, 二者以斜坡相过渡(图 7)。一间房组沉积时期库鲁克塔格— 罗西地区为开阔台地环境, 台地内水体与广海循环交流正常, 总体为盐度正常、充氧的浅水台地环境。罗西1井钻遇台地边缘相, 一间房组为厚达330, m的藻丘夹生屑滩沉积(图 7), 表明罗西台地由于沉降速率、碳酸盐产率和海平面上升速率相匹配使得其一间房组沉积厚度远大于塔西台地。库鲁克塔格北部乌里格孜塔格剖面出露的巷古勒塔格组顶部为泥质瘤状灰岩, 而其上的赛力克达坂组为亮晶生屑砂屑灰岩, 表明一间房组沉积时期库鲁克塔格北区经历了台前斜坡→ 台地边缘的演化过程。

图7

Fig.7

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	图7 塔里木盆地中奥陶统一间房组东西向D— D'剖面沉积充填特征(剖面位置见图1)Fig.7 Sedimentary filling features of the Middle Ordovician Yijianfang Formation of D-D' profile in EW direction in Tarim Basin (profile location shown in Fig.1)

中奥陶世一间房组沉积时期塔里木盆地构造格局较寒武纪— 早奥陶世发生了巨大的变化。北昆仑洋和北阿尔金洋的闭合使得中昆仑和中阿尔金陆弧与塔里木克拉通发生弧陆碰撞, 盆地南缘构造体制由伸展转变为挤压。而南天山洋的持续裂陷扩张使得盆地北缘依然为伸展构造体制。这种南压北张的构造体制使得塔里木克拉通南北缘分别发育了前陆盆地和弧后拉张盆地(图 8), 并且对盆地内的构造格局产生了重要的影响: 一方面是导致塔西克拉通内坳陷大型浅水台地的解体; 另一方面是导致中昆仑和中阿尔金陆弧褶皱隆升为塔里木盆地的主要物源区(图 8)。

图8

Fig.8

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	图8 塔里木盆地中奥陶世一间房组沉积时期构造-沉积环境Fig.8 Tectonic-depositional environment during the depositional period of Middle Ordovician Yijianfang Formation in Tarim Basin

塔里木前寒武系克拉通结晶基底是由南、北塔里木地体拼合而成, 结构间存在明显的差异性, 表现为在盆内北部和南部分别存在塔北(指塔北隆起)和塔南(主要包括巴楚隆起、塔中隆起和塔东隆起)2个基底古隆起而中部为基底古隆起间的过渡地区(Zhang et al., 2007; 邬光辉等, 2012; Xu et al., 2013; Zhang et al., 2013)。在自南向北的挤压构造作用下, 巴楚— 塔中和塔北2个基底隆起抬升而其间的柯坪— 满西地区沉降, 使得盆地西部大型台地区解体, 构造古地貌起伏变化明显(图 9)。巴楚— 塔中隆起由于受挤压构造作用影响强烈而隆升暴露于海平面之上, 使得该区一间房组沉积缺失并造成对下伏鹰山组不同程度的剥蚀, 形成了上奥陶统与中— 下奥陶统间的区域性不整合, 在过塔中北坡的地震剖面上可见向隆起方向有明显的上超(良里塔格组)下削(鹰山组)的反射特征(图 10-a, 10-b)。受盆地南缘弧陆碰撞产生的远程效应的影响, 塔北隆起地形起伏增大, 沉积水体变浅, 从而发育了大面积的台内礁滩相沉积。满西低梁为塔北隆起向南、塔中隆起向北倾伏延伸部分, 是2个古隆起之间的过渡区域。由于受南天山洋伸展作用的影响, 盆地西北缘柯坪基底中的东西向古吐木休克断裂和北东向古沙井子断裂活化(吴根耀等, 2013), 导致柯坪地区由台地快速沉降为深水盆地, 形成了与南天山洋相连通的海湾。受塔中Ⅰ 号逆冲断裂活动的影响, 位于断裂下盘的顺南地区发生沉降, 而古城地区由于距塔中Ⅰ 号断裂带较远并未受太大影响, 导致顺南成为塔中与古城之间的台内坳陷。受自南向北的挤压构造作用的影响, 塘古巴斯地区发生快速的构造沉降, 从塔中和塘南向塘古巴斯方向均由台地过渡为台内坳陷, 塘古巴斯坳陷开始形成。过玉北1号构造带的地震剖面显示, 玉北东部多条南西— 北东走向呈雁列式展布的构造带在早奥陶世末期已具褶皱特征, 缺失中奥陶统一间房组沉积, 并可见上奥陶统向褶皱方向的超覆沉积(图 11), 表明玉北东部在早奥陶世末与西部台地沉积开始发生分异, 中奥陶世一间房组沉积时期玉北东部断褶— 断洼的古地貌形态开始发育。

图9

Fig.9

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	图9 塔里木盆地过塔东2井南北向中— 上奥陶统前积海底扇地震沉积相Fig.9 Seismic sedimentary facies of submarine fan of the Middle-Upper Ordovician across Well Tadong 2 in NS direction in Tarim Basin

图10

Fig.10

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	图10 塔里木盆地塔中北坡南西— 北东向奥陶系地震地质结构(修改自塔里木油田)Fig.10 Seismic profiles in SW-NE direction showing geological structure of the Ordovician across north slope of Tazhong in Tarim Basin(Modified from Tarim Oilfield)

图11

Fig.11

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	图11 塔里木盆地过玉北1号构造带南北向奥陶系地震地质结构Fig.11 Seismic profile in NS direction showing geological structure of the Ordovician across Yubei 1 structural belt in Tarim Basin

一间房组沉积早期, 塔东克拉通边缘坳陷依然发育深水欠补偿盆地相黑色含硅质条带泥岩。一间房组沉积中晚期, 北阿尔金前陆盆地的消亡使得来自南部阿尔金陆弧的陆源碎屑可以长驱直入到塔东地区, 导致了塔东克拉通边缘坳陷由欠补偿转变为补偿沉积, 开始发育海底扇陆源碎屑浊积岩沉积。