图1 塔里木盆地区域地质构造(据文献[3,7]修改)
Fig. 1 Regional geological structure of Tarim Basin (modified from Ref. [3,7])
北京大学学报(自然科学版) 第62卷 第3期 2026年5月
Acta Scientiarum Naturalium Universitatis Pekinensis, Vol. 62, No. 3 (May 2026)
doi: 10.13209/j.0479-8023.2026.022
国家重点研发计划(2023YFC2906501)、国家自然科学基金(42230816)和中国石油天然气集团有限公司–北京大学基础研究合作项目(JTGS-2023-2-2)资助
收稿日期: 2025–04–11;
修回日期:2025–05–11
摘要 通过综合分析岩芯、测井、露头和薄片等资料, 识别塔里木盆地中–北部吾松格尔组沉积微相和微相组合, 建立层序地层格架, 揭示其沉积演化特征和控制因素。结果表明, 研究区吾松格尔组共识别出 15 种沉积微相和 8 种微相组合, 发育蒸发台地(盐质潟湖和膏云坪)、局限台地(泥云坪、云坪和台内滩)、开阔台地(颗粒滩和灰云坪)和台地边缘礁沉积相带; 组内可划分为一个复合层序和 3 个的三级层序, 经历缓坡碳酸盐岩台地、弱限制性碳酸盐岩台地和弱镶边蒸发性碳酸盐岩台地 3 期沉积演化; 碳酸盐岩台地层序结构和沉积演化受肖尔布拉克组时期形成的古地貌格局、全球海平面变化、干热的气候条件和较高的海水温度协同 控制。
关键词 塔里木盆地; 吾松格尔组; 碳酸盐岩台地; 层序结构; 沉积演化; 控制因素
碳酸盐岩沉积体系形成于相对稳定的构造环境, 但构造沉降、海平面变化、沉积物供给和古气候条件等对其形成过程的控制作用往往是错综复杂的, 这些因素控制着碳酸盐岩地层中不同级次及不同成因的层序界面, 形成不同的沉积层序结构, 所以碳酸盐岩的沉积层序能够很好地反映气候与海平面的变化[1–5]。
塔里木盆地是我国最大的含油气盆地, 其台盆区主力烃源岩以超深层、古老为特征。随着塔里木盆地的油气勘探不断向深层拓展, 从塔中隆起的中深 1 井到塔北隆起的轮探 1 井, 皆在寒武系钻获高产油气流[6–7]。作为下伏于中寒武统膏盐岩的第一套碳酸盐岩, 吾松格尔组是塔里木盆地重要的碳酸盐岩含油气层段之一, 其层序、沉积相和沉积演化特征受到广泛关注[8–12]。通常将吾松格尔组划分为1～3 个三级层序[13–17], 由于不同的研究者采用不同的划分依据, 使得其层序数量存在一定的差异。前人认为研究区吾松格尔组沉积期继承了肖尔布拉克组时期形成的“西台东盆”构造–沉积格局, 由早期的碳酸盐岩斜坡和局限台地环境, 逐渐发育为晚期的局限台地和蒸发台地环境[10,21,14,18–20]。吾松格尔组沉积期处于缓坡型台地转变为镶边台地的关键时期, 但由于吾松格尔组沉积厚度有限, 且受埋深大和盐层能量屏蔽等因素影响, 前人的研究通常局限于全盆地层序格架或沉积古地理分析, 或与其他层位合并分析, 少有对吾松格尔组内部层序结构、沉积微相分布及垂直演化的细致研究, 对碳酸盐岩台地沉积演化过程以及沉积相展布规律的认识不够清楚, 制约了塔里木盆地深部油气的进一步勘探。
本研究通过岩芯与野外露头观察、岩石薄片和测井资料分析, 并综合前人研究成果, 识别塔里木盆地下寒武统吾松格尔组的微相、微相组合和沉积相类型, 建立塔里木盆地中–北部层序地层格架, 揭示层序内部的微相组合及演化特征, 探讨碳酸盐岩台地发育的主控因素, 以期为塔里木盆地寒武系深层碳酸盐岩油气藏的勘探和预测提供理论依据。
塔里木盆地位于中国西北部, 被北部的天山、西南的昆仑山以及东南的阿尔金山围绕, 为大型内陆山间盆地, 在构造演化上为前寒武克拉通背景下的多旋回叠合复合盆地[21–23]。一般将塔里木盆地划分为“三隆四坳” 7 个一级构造单元, 分别为塔北隆起、中央隆起、东南隆起、库车坳陷、北部坳陷、西南坳陷和东南坳陷(图 1)[7]。
塔里木盆地克拉通基底形成于前震旦纪, 由太古代至新元古代早期的基底与上覆新元古代至寒武纪的盖层组成[24–25]。晚元古代末期, 塔里木运动形成古亚洲洋, 盆地中部为克拉通坳陷盆地, 盆地北部及周缘为库鲁塔格拗拉槽盆地; 晚震旦世末期, 伊宁地块从塔里木盆地北部分裂, 塔里木盆地北部、西南部和东南部形成被动大陆边缘[26–28]。埃迪卡拉纪柯坪运动的构造抬升使塔里木盆地形成“西高东低、南隆北坳”的构造格局, 早寒武世塔里木盆地处于稳定的弱伸展构造背景下, 并发生广泛的海侵[23,28–30], 整体上为碳酸盐岩台地–台地边缘和斜坡–陆棚–盆地环境, 前者主要分布于塔北–柯坪–巴楚–塔中地区, 后者主要分布于塔东地区[20]。
研究区位于塔里木盆地中–北部至巴楚隆起区, 研究层位为下寒武统顶部吾松格尔组, 沉积厚度为40～300m, 以灰岩、白云岩、膏岩、盐岩和泥岩沉积为主, 偶见侵入岩, 垂向沉积序列主要由碳酸盐岩转化为蒸发岩(图 2)。
综合岩芯解释及 100 余个薄片的显微镜下观察结果, 根据成分、结构及沉积构造特征, 参考 Dun-ham[33]的碳酸盐岩分类方案, 对研究区下寒武统吾松格尔组沉积微相类型进行划分, 共识别出 15 种微相类型(表 1, 图 3)。
碳酸盐岩沉积微相类型可以反映沉积时的水体动力条件, 但依据单一沉积微相的分析可能具有片面性, 无法准确地反映其沉积环境。因此, 我们在微相类型分析的基础上, 结合区域地质背景和垂向沉积序列, 参考 Flügel[34]提出的碳酸盐岩标准相带, 归纳出在不同环境及水动力条件下形成的 8 种主要沉积微相组合(图 4), 指示蒸发台地、局限台地、开阔台地和台地边缘 4 种沉积相带。
1)蒸发台地盐质潟湖微相组合(MA1): 主要由厚层的盐岩(Mf1)和泥岩(Mf7)以及薄层的膏盐岩(Mf2)和膏质泥岩(Mf5)构成, 主要发育在巴楚地区吾松格尔组顶部, 沉积厚度为 10～40m, GR 曲线表现为较低值的锯齿状。蒸发相(如膏岩和盐岩)的出现表示沉积期的长期干旱或暴露, 结合一定厚度泥岩的出现, 解释为干热气候条件下一定深度的滞水强蒸发环境。水体向上逐渐变浅, 反映干旱蒸发台地盐质潟湖等沉积环境。
图1 塔里木盆地区域地质构造(据文献[3,7]修改)
Fig. 1 Regional geological structure of Tarim Basin (modified from Ref. [3,7])
2)蒸发台地膏云坪微相组合(MA2): 由膏岩(Mf3)、白云质膏岩(Mf4)、膏质泥岩(Mf5)和泥质白云岩(Mf6)构成, GR 曲线表现为低值锯齿状和齿状箱型, 主要发育于巴楚地区和塔中地区吾松格尔组上段。该微相组合与 MA1 相似, 但石膏相对发育, 泥质和盐质成分含量较少, 水体向上逐渐变浅, 指示干旱环境下蒸发台地边缘的膏云坪沉积环境。
3)局限台地泥云坪微相组合(MA3): 由白云质泥岩(Mf6)、泥岩(Mf7)和泥质白云岩(Mf8)构成, 各微相互层叠置, 沉积厚度为 5～40m。GR 曲线呈锯齿状钟型, 随泥质含量增高, GR 值逐渐变大。主要发育于巴楚地区和塔中地区的台盆区。反映沉积环境相对较封闭的潮坪环境, 解释为与局限台地泥云坪相关的沉积环境。
4)局限台地云坪微相组合(MA4): 由厚层结晶白云岩(Mf9 和 Mf10)组成, 常见于巴楚地区边缘的SQ3 上部, 沉积厚度为 10～50m, GR 曲线呈低值齿状箱型、半漏斗型或指状。指示水体较浅的局限环境, 解释为受潮汐水动力控制的局限台地潮间–潮上带云坪沉积环境。
5)局限台地台内滩微相组合(MA5): 主要由颗粒白云岩(Mf11)和砂屑粉晶白云岩(Mf12)构成, 伴生少量藻云岩(Mf13), 颗粒分选和磨圆较差。主要发育于塔北地区西部和塔中地区北部, 沉积厚度为10～30m, 指示水体相对较浅的局限环境。颗粒、砂屑和藻粒的出现指示沉积水动力较强, 解释为局限台地混积潮坪及台内丘滩沉积环境。
6)开阔台地颗粒滩微相组合(MA6): 主要由颗粒灰岩(Mf15)和白云质灰岩(Mf14)构成。根据颗粒类型, 可分为鲕粒滩和砂屑滩, 沉积厚度为 10～35m, 主要发育于塔北及塔中地区, 鲕粒和砂屑指示水动能较强的开阔水域环境。水体较浅且动荡, 解释为高能开阔台地颗粒滩沉积环境。
7)开阔台地灰云坪微相组合(MA7): 主要由白云质灰岩(Mf14)构成, 夹少量泥晶白云岩(Mf9), 沉积厚度为 15～50m, GR 曲线表现为较低值齿化箱型、锯齿状, 常与 MA6 伴生, 主要发育于塔北中部及塔中–北部地区, 指示相对开阔的静水环境。沉积水动力条件较弱, 相对于滩相沉积, 发育较多的生物泥, 为中–低能开阔台地灰云坪沉积环境。
8)台地边缘礁微相组合(MA8): 主要由泥晶白云岩(Mf9)、藻云岩(Mf13)以及砂屑粉晶白云岩(Mf12)构成, 主要发育于塔里木盆地东北部吾松格尔组上段, 厚度为 10～25m, GR 曲线表现为低值箱状, 指示适合丘滩复合体发育的具较高水动能的台地边缘沉积环境。
据文献[11]修改, 其中碳同位素偏移资料来自文献[31], 全球平均海平面变化资料来自文献[32]。SPICE: Steptoean positive carbon isotope excur-sion (斯特普托阶碳同位素正偏移); DICE: Drumian carbon isotope excursion (鼓山阶碳同位素负偏移); ROECE: Redlichiid-Olenellid extinction carbon isotope excursion (莱德利基–油栉三叶虫灭绝碳同位素负偏移); AECE: archaeocyathid extinction carbon isotope excursion (古杯动物灭绝碳同位素负偏移); MICE: Mingxinsi carbon isotope excursion (明心寺组碳同位素正偏移); CARE: Cambrian arthropod radiation isotope excursion (寒武纪节肢动物辐射碳同位素正偏移); SHICE: Shiyantou carbon isotope excursion (石岩头组碳同位素负偏移); ZHUCE: Zhujiaqing carbon isotope excursion (朱家箐组碳同位素正偏移); BACE: Basal Cambrian carbon isotope excursion (寒武系底部碳同位素负偏移)
图2 塔里木盆地寒武系综合柱状图
Fig. 2 Comprehensive stratigraphic diagram of the Cambrian System in the Tarim Basin
综合塔里木盆地中–北部 11 口钻穿寒武系吾松格尔组的钻测井以及肖尔布拉克野外露头资料, 并结合前人地震反射特征研究成果[35–36], 将塔里木盆地中–北部下寒武统吾松格尔组划分为一个复合层序(CSQ1)和 3 个三级层序(SQ1～SQ3), 并用两条连井剖面进行说明。北部连井剖面为 K1 井–S1 井–F1井–肖尔布拉克剖面–X1 井–L1 井(图 5), 南部连井剖面为 K2 井–B5 井–M1 井–C1 井–Z2 井–Z1 井(图6), 两条连井剖面的位置见图 1。
表1 塔里木盆地中–北部吾松格尔组沉积微相类型
Table 1 Microfacies of the Wusonggeer Formation in the central and northern Tarim Basin
序号微相类型岩性描述沉积环境解释 Mf1盐岩浅褐色至白色, 主要含石盐、钾盐等, 一般呈层状或块状结构, 常与膏盐岩、膏岩和泥岩伴生低能水动力条件, 蒸发潟湖环境 Mf2膏盐岩灰色至灰白色, 主要由盐岩和石膏组成, 发育不规则纹层低能水动力条件, 蒸发潟湖环境 Mf3膏岩棕色, 晶体呈柱状、针状或簇状, 正交偏光下显示多种干涉色, 常见少量泥质或泥晶白云岩絮凝低能水动力条件, 蒸发潮坪或潟湖环境 Mf4白云质膏岩石膏支撑, 可见白云质呈细晶颗粒或晶簇装聚集, 见生物碎屑低能水动力条件, 蒸发潮坪环境 Mf5膏质泥岩以泥质杂基支撑, 石膏晶体呈半自形至它形低能水动力条件, 局限潟湖或蒸发潮坪环境 Mf6白云质泥岩泥质支撑, 微晶白云质零星分布(15-45%)低能水动力条件, 局限台地潟湖或潮下带环境 Mf7泥岩褐色、深灰色至黑色, 主要为黏土, 含少量泥晶白云石(<10%)低能水动力条件, 深水滩间海或台内洼地环境 Mf8泥质白云岩主要由泥晶白云岩构成, 泥晶结构, 泥质含量10-30%, 具明暗相间的条纹结构, 呈类似纹层状, 含少量粉屑级碎屑, 中–低水动力条件, 潮间–潮下带 Mf9泥晶白云岩主要由泥晶白云岩构成, 泥晶结构, 见细粉砂大小的碎屑颗粒中–低水动力条件, 潮间–潮上带 Mf10粉晶白云岩由均一的粉晶白云石晶粒构成无颗粒或碎屑, 晶粒结构, 自形程度一般, 晶形以半自形及它形为主, 局部可见细小裂缝被泥质充填, 无生物扰动及碎屑高能水动力条件, 潮间–潮上带或颗粒滩环境 Mf11颗粒白云岩颗粒支撑, 主要发育砂级大小的内碎屑, 形状呈近椭球状或不规则形状, 磨圆较好, 颗粒间由结晶白云石胶结高能水动力条件, 台内滩或颗粒滩环境 Mf12砂屑粉晶白云岩粉晶白云质支撑, 含砂级碎屑颗粒, 粒屑粉晶结构, 砂屑分选、磨圆较差高能水动力条件, 台地边缘颗粒滩环境 Mf13藻云岩深灰色, 泥粉晶白云石支撑, 主要发育砂级藻球颗粒、碎屑, 局部呈藻纹层高能水动力条件, 礁滩环境 Mf14白云质灰岩灰色, 主要由泥晶方解石(>50%)和泥晶白云石构成, 泥晶结构中–低能水动力条件, 开阔台地环境 Mf15颗粒灰岩颗粒主要由内碎屑、鲕粒或藻类碎屑组成, 粒间由方解石亮晶胶结高能水动力条件, 潮坪或颗粒滩环境
复合层序 CSQ1 大致对应寒武系第四阶, 持续时间约为 5Ma (514～509Ma), 其顶和底分别与碳同位素偏移事件 ROECE 和 AECE 对应[37], 构成一个区域性迅速海侵到间歇性缓慢海退的沉积旋回。在复合层序 CSQ1 内部, 根据沉积地层、测井曲线的形态特征及地层叠置样式, 进一步识别出 CSQ1 内部的 3 个三级层序(SQ1～SQ3), 平均持续时间小于1.67Ma, 符合 Vail[38]对三级层序的划分。层序界面从下至上依次为 Sb1～Sb4, 以海泛面为界, 每个三级层序皆由海平面快速上升的海侵体系域(TST)和缓慢下降的高位体系域(HST)构成。研究区吾松格尔组沉积记录的保存相对完整, 复合层序 CSQ1 及三级层序 SQ1～SQ3 可进行全区对比。
1)Sb1 界面: 是 CSQ1 和 SQ1 的底界面, 是典型的岩性转换界面。巴楚地区和塔中地区的该界面之下发育膏盐岩和膏质白云岩等蒸发岩相, 界面之上发育泥岩和泥晶白云岩等泥云坪相沉积, GR 测井曲线表现为中–低值锯齿状向高值锯齿尖峰状的形态突变。地震剖面显示, 塔北局部地区吾松格尔组与下伏肖尔布拉克组呈水下侵蚀不整合接触[35–36], 满加尔地区呈上超接触[11]。
2)Sb2 界面: 是 SQ1 与 SQ2 之间的三级层序界面, 为下部含砂屑白云岩和粉晶白云岩与上部泥晶白云岩、泥质白云岩和云质泥岩的岩性转换面, 界面上下常见 GR 曲线形态的突变, 界面之下为箱状, 界面之上为微齿箱状(K2 井、B5 井、Z2 井、Z1 井和 F1 井), 以下部逐渐减小的齿状钟形与上部突然增大的指状为特征, 部分井位界面上下的 GR 曲线表现为齿状漏斗形的变化。
(a)膏盐岩, S1井, 深1805 m, 正交偏光; (b)膏岩, F1井, 深4377 m, 正交偏光; (c)白云质膏岩, S1井, 深1809 m, 正交偏光; (d)膏质泥岩, S1井, 深1803 m, 正交偏光; (e)泥质白云岩, S1井, 深1856 m, 正交偏光; (f)泥晶白云岩, S1井, 深1865 m, 正交偏光; (g)粉晶白云岩, S1井, 深1811 m, 单偏光; (h)砂屑粉晶白云岩, S1井, 深1823 m, 单偏光; (i)颗粒白云岩, Z2井, 深8468 m, 正交偏光; (j)藻云岩, L1井, 深8107 m, 单偏光; (k)白云质灰岩, L1井, 深8167 m, 茜素红染色, 单偏光; (l)颗粒灰岩, Z2井, 深8500 m, 茜素红染色, 单偏光
图3 塔里木盆地中–北部吾松格尔组沉积微相显微照片
Fig. 3 Thin-section microfacies photos of the Wusonggeer Formation in the central and northern Tarim Basin
图4 塔里木盆地中–北部吾松格尔组沉积微相组合类型
Fig. 4 Microfacies association types of the Wusonggeer Formation in the central and northern Tarim Basin
3)Sb3 界面: 是 SQ2 与 SQ3 之间的三级层序界面, 下部膏盐岩、砂屑白云岩和粉晶白云岩与上部泥质白云岩、泥晶白云岩和泥岩整合接触, 是岩性转换面, 界面上下 GR 曲线无明显突变, 向上常表现为箱形或漏斗形, 下部表现为锯齿状。
4)Sb4 界面: 是 CSQ1 和 SQ3 的顶界面, 也是典型的岩相突变界面。塔北地区(X1 井和 L1 井)表现为界面之下发育颗粒白云岩、藻云岩和颗粒灰岩等高能岩相, 界面之上发育膏质云岩和灰质泥岩等低能岩相; 柯坪地区(肖尔布拉克剖面)表现为界面之下发育以灰黄色泥质(泥晶)白云岩和泥质白云岩为主的局限台地云坪相, 界面之上发育以灰色砂屑白云岩为主的台内滩相。部分井位(S1 井和 Z2 井)的δ13C 曲线于界面处发生明显负偏移, 对应 ROECE负异常事件。GR 测井曲线形态从界面之下的低值箱状向上转变为中值微齿状。地震剖面显示, 塔北局部地区的 CSQ1 顶部被上覆沙依里克组削截, 界面之上可见上超反射特征[11,17]。
RS和DS的坐标范围均为2×10−1~2×104 Ω·m, 下同
图5 塔里木盆地中–北部吾松格尔组层序地层格架(北部连井剖面)
Fig. 5 Sequence architecture of the Wusonggeer Formation in the central and northern Tarim Basin (the northern well correlation)
图6 塔里木盆地中–北部吾松格尔组层序地层格架(南部连井剖面)
Fig. 6 Sequence architecture of the Wusonggeer Formation in the central and northern Tarim Basin (the southern well correlation)
图7 塔里木盆地中–北部吾松格尔组层序格架内的沉积展布
Fig. 7 Distribution of microfacies associations within the sequence architecture of the Wusonggeer Formation in the central and northern Tarim Basin
碳酸盐岩沉积体系通常在构造相对稳定的浅水环境中发育, 其沉积微相对环境变化的响应较为敏感。根据本研究建立的塔里木盆地中–北部下寒武统吾松格尔组层序地层格架(图 5 和 6)以及识别出的微相组合(图 4), 其沉积展布特征如图 7 所示。
SQ1 沉积期: 巴楚地区发育低能局限台地泥云坪(MA3)和中–低能局限台地云坪(MA4)沉积, 下部发育泥质白云岩, 相对富泥质, 向上泥质含量逐渐减少, 白云质晶体增大; 塔中地区海侵体系域发育局限台地泥云坪(MA3)沉积, 向上高位体系域泥质减少, 砂屑增多, 白云质晶体颗粒增大, 发育局限台地云坪(MA4)沉积; 塔北地区发育以灰质白云岩为主的开阔台地灰云坪(MA7), 局部发育以颗粒灰岩为主的高能颗粒滩(MA6)沉积。
SQ2 沉积期: 巴楚地区中部发育泥云坪(MA3)和云坪(MA4)沉积, 向上膏质和盐质增多, 发育干旱蒸发台地盐质潟湖(MA1)、干旱蒸发台地膏云坪(MA2)和中–低能局限台地云坪(MA4); 塔中地区南部发育泥云坪(MA3), 北部发育灰云坪(MA7), 沉积较稳定, 向上几乎无变化, 靠近塔南古隆, 局部发育高能台内滩和颗粒滩(MA5 和 MA6)沉积; 塔北地区海侵体系域发育灰云坪(MA7), 向上高位体系域逐渐发育高能颗粒滩(MA6)及台地边缘礁(MA8)沉积。
SQ3 沉积期: 向上岩性变化较大, 膏盐岩占比增多。巴楚地区几乎全部转变为蒸发台地环境, 发育干旱蒸发台地盐质潟湖(MA1)和膏云坪(MA2)沉积, 且向上膏盐岩占比增加; 塔中地区海侵体系域主要发育泥云坪(MA3)沉积, 高位体系域逐渐发育云坪(MA4)和膏云坪沉积(MA2)沉积; 塔北地区主要发育灰云坪(MA7)沉积, 局部发育颗粒滩(MA6), 东缘发育台地边缘礁(MA8)沉积。
塔里木盆地中–北部吾松格尔组继承了肖尔布拉克组沉积末期的古构造地理格局, 除温宿古隆和塔南古隆缺失沉积外[39–40], 沉积序列较连续和完整, 共经历 SQ1～SQ3 三个演化阶段, 从缓坡碳酸盐岩台地逐渐演化为弱镶边碳酸盐岩台地, 表现为碳酸盐岩台地垂向和侧向(东向)加积的形成–扩张, 并逐渐发育蒸发台地和台地边缘礁。
4.1.1 SQ1沉积期的演化过程
SQ1 沉积期, 整体上继承了肖尔布拉克组碳酸盐岩缓坡的沉积古地理格局, 经历一个海侵–海退旋回。海侵期, 靠近塔南古隆发育混积潮坪, 向巴楚–塔中地区过渡为局限台地泥云坪, 塔北和塔中东北部表现为开阔台地。海退期, 随着相对海平面下降, 塔南古隆和巴楚–塔中等地区局限台地泥质含量减少, 台内广泛发育云坪, 位置较高的区域发育台内滩; 研究区东北部仍然表现为开阔台地, 但整体上向东略微推进, 多表现为灰云坪, 东部边缘发育零星分布的颗粒滩(图 8(a))。这种沉积相的展布特征会在一定程度上影响台内外的水体交换, 为后期台地边缘的形成奠定了基础。
4.1.2 SQ2沉积期的演化过程
SQ2 沉积期, 台内开始发育蒸发岩, 台内外水体的交换减弱, 表现为弱限制性碳酸盐岩台地(图 8 (b)), 指示海平面下降、气候逐渐变干的沉积背景。海平面上升阶段, 台内继承 SQ1 沉积格局, 广泛发育局限台地泥云坪、云坪和开阔台地灰云坪沉积。随海平面缓慢下降, 巴楚–塔中和塔南隆起等浅水区转变为富膏盐岩的蒸发台地环境, 向东、向北逐渐过渡为局限台地, 台内泥质含量减少, 由海侵期的泥云坪演化为云坪; 研究区东北部开阔台地范围缩小, 台内东部边缘广泛发育颗粒滩和礁滩, 逐渐分隔研究区与塔东的西部地区, 沉积厚度逐渐加厚, 地形逐渐升高, 限制了台地水体的连通性。这种类似半干旱萨布哈的碳酸盐岩沉积模式[41]标志着气候向半干旱环境的转变, 蒸发作用逐渐增强。
4.1.3 SQ3沉积期的演化过程
SQ3 沉积期, 继承和加强 SQ2 时期弱限制性蒸发模式, 表现为弱镶边蒸发性碳酸盐岩台地(图 8(c)), 相对海平面持续下降, 气候日益干旱, 膏盐岩等蒸发岩相占主导地位, 同时, 台地边缘礁滩相持续发育, 形成弱镶边台地边缘。该时期仍然表现为快速海侵–缓慢海退旋回。海侵期, 台内广泛发育一层薄的泥岩或泥质白云岩沉积, 台缘礁持续建造; 海退时期, 碳酸盐岩沉积持续加积和进积, 巴楚–塔中区蒸发台地范围持续扩大, 且向上膏盐岩占比增加, 先前沉积的台缘礁滩逐渐连接成南–北向的弱镶边台地边缘带, 使台地水体环境限制性加强, 进一步促进蒸发台地和局限台地的发育。
图8 塔里木盆地中–北部吾松格尔组的沉积演化
Fig. 8 Sedimentary evolution of the Wusonggeer Formation in the central and northern Tarim Basin
碳酸盐岩台地沉积结构和几何形态的形成演化主要受盆地可容纳空间和碳酸盐岩生产率变化控制, 其中可容纳空间受构造升降和海平面变化等多种因素综合控制[42]。早寒武世, 塔里木盆地处于构造相对稳定的克拉通时期[23,43], 吾松格尔组从缓坡碳酸盐岩台地向弱镶边碳酸盐岩台地的演化主要受沉积期古地貌、干旱气候和海平面变化影响。
4.2.1 沉积期古地貌
沉积基底形态对碳酸盐岩的层序和沉积相的形成和展布有重要意义[44]。早寒武世早期, 塔里木盆地处于伸展的被动大陆边缘克拉通环境, 发生广泛的海侵, 形成玉尔吐斯组一套以暗色泥页岩为主的地层[23,44–45]。震旦纪末期的柯坪运动使麦盖提–塔中附近的塔南隆起带出露地表, 早寒武世中后期, 盆地西部发育碳酸盐岩建造, 东部克拉通持续坳陷, 形成“西台东盆”的构造格局基础[20,23,43,46], 南部和西部的古隆起带则起到一定的障壁作用, 加上巴楚的局部地区发育礁滩相沉积[47], 在一定程度上限制了水体的交换, 在肖尔布拉克组沉积期形成西南高、东北低的碳酸盐岩缓坡, 缓坡的边缘呈近南北向展布[35]。吾松格尔组沉积期继承了肖尔布拉克组沉积期的构造和古地貌格局, 西部为碳酸盐岩台地, 古地理位置较高, 沉积时期持续加高, 并于环满加尔凹陷台缘带向东扩张, 形成西南部为蒸发性潟湖和膏盐坪, 向东为局限–半局限潮坪、开阔台地和弱镶边带的沉积相展布模式。相比肖尔布拉克组沉积期, 吾松格尔组沉积期水体更浅, 水动能更弱, 水体限制性增强, 盐岩覆盖范围逐渐扩大。
对比柯坪–巴楚–塔中–塔北的沉积相(图 7 和 8)可以看出, 吾松格尔组碳酸盐岩台地的沉积结构、沉积厚度和沉积相分布存在明显的垂向和横向差异, 反映古地貌对沉积的明显控制。碳酸盐岩台地的位置未发生明显的变化, 各沉积层序发育完整, 整体上表现为垂向加积, 向东略有前积的沉积结构样式。
4.2.2 气候和海平面变化
碳酸盐岩沉积体系对气候引起的海平面变化、海水温度和盐度的波动更敏感, 使古气候条件成为控制碳酸盐岩沉积的关键因素[48–49]。新元古代中期, 罗迪尼亚超大陆裂解, 产生新的洋盆[50], 洋脊扩张过程中散发的 CO2增多, 碳酸盐岩的 δ13C 正偏移[51], 气候变暖, 海面温度升高。早寒武世末期, 温度快速升高后进入浮动高温时期, 此时塔里木陆块位于赤道附近[52], 赤道海水表面平均温度在24℃上下[53], 适宜碳酸盐岩台地台缘礁的发育。吾松格尔组从 SQ1 时期相对湿润的缓坡碳酸盐岩台地演化为 SQ3 时期的蒸发性碳酸盐岩台地, 盐岩和膏岩等蒸发岩相通常发育在各三级层序高位体系域的顶部, 可与全球同时期的多处蒸发岩层位对比[54–55], 指示气候从相对湿润向干旱转变。
吾松格尔组内识别的复合层序 CSQ1 和三级层序 SQ1～SQ3 在塔里木盆地中–北部是可以对比的(图 5), 层序结构反映的研究区相对海平面变化特征与前人研究结果[56]基本上一致。CSQ1 早期的大规模海侵大致可与 Haq 等[32]的长期全球海平面变化对比, 晚期的缓慢海退与其相反; 三级层序 SQ1～ SQ3 组成的旋回结构与 Haq 等[32]的短期全球海平面变化略有差异, SQ1～SQ2 几乎不可对比, SQ3 可以较好地对比(图 9)。这可能是因为在沉积早期(SQ1～ SQ2), 全球海平面快速上升, 研究区水体相对于碳酸盐岩沉积较深, 所以沉积物对短期全球海平面变化的响应相对迟滞, 导致 SQ1～SQ2 不可对比; 而在沉积后期(SQ3), 碳酸盐岩不断建造, 合适的水深使其对海平面变化敏感, 使得此阶段沉积旋回可与短期海平面变化对比。不同级别的层序和长、短期海平面变化的对应关系指示研究区碳酸盐岩台地沉积层序的发育是长期海平面和短期海平面叠加作用的结果, 但由于碳酸盐岩的高沉积速率、缓慢的区域构造沉降和逐渐变干变热的气候等因素叠加, 研究区水体限制性增强, 区域相对海平面的变化脱离长期全球海平面变化的控制, 转而受短期海平面变化控制。
碳同位素偏移资料来自文献[31], 研究区相对海平面变化资料来自文献[56], 全球平均海平面变化资料来自文献[32], 全球平均海面温度变化资料来自文献[53]
图9 塔里木盆地下寒武统吾松格尔组层序–海平面的变化
Fig. 9 Sequence-stratigraphic and sea-level change correlation diagram of the Lower Cambrian Wusonggeer Formation in the central and northern Tarim Basin
综上所述, 吾松格尔组碳酸盐岩台地的层序结构和沉积发育演化受古地貌、海平面和气候变化的协同作用, 不同沉积时期所受主要控制作用不同。SQ1～SQ2 早期, 吾松格尔组直接沉积于肖尔布拉克组之上, 古地貌的控制作用占主导地位, 逐渐变干变热的气候与长期全球海平面变化对其有协同影响。SQ2 晚期至 SQ3 时期, 随着合适海水温度下碳酸盐岩沉积的不断建造, 适宜碳酸盐岩生长的水深使得短期全球海平面变化对沉积的控制作用加强, 此时虽然全球海平面水平较高, 但 SQ3 的微相组合仍然沉积以膏盐岩为主导, 指示干热的气候条件成为主要的控制因素, 海平面变化和古地貌起到协同控制作用。
1)塔里木盆地中–北部吾松格尔组共识别出 15种沉积微相和 8 种微相组合, 沉积微相类型包括盐岩、膏盐岩、膏岩、白云质膏岩、膏质泥岩、白云质泥岩、泥岩、泥质白云岩、泥晶白云岩、粉晶白云岩、颗粒白云岩、砂屑粉晶白云岩、藻云岩、白云质灰岩和颗粒灰岩, 各微相组合分别代表蒸发岩台地盐质潟湖、膏云坪、局限台地泥云坪、云坪、台内滩、开阔台地颗粒滩、灰云坪和台地边缘礁 相带。
2)吾松格尔组的沉积相对连续, 整体上构成一个复合层序 CSQ1。CSQ1 内部发育 3 个由海平面快速上升的海侵体系域(TST)和缓慢下降的高位体系域(HST)组成的三级层序 SQ1～SQ3, 各级层序在研究区内可对比。
3)吾松格尔组沉积期发育蒸发台地相、局限台地相、开阔台地相和台地边缘相 4 个相带, 经历缓坡碳酸盐岩台地(SQ1)、弱限制性碳酸盐岩台地(SQ2)和弱镶边蒸发性台地(SQ3) 3 个沉积阶段, 气候逐渐变干。
4)吾松格尔组碳酸盐岩台地层序结构和沉积演化受到沉积期古地貌格局、全球海平面变化和气候与板块位置的协同控制, 但各沉积期沉积相带和沉积序列的主控因素存在区别。肖尔布拉克组沉积末期的古地貌格局控制碳酸盐岩台地沉积相带的展布, 尤其是蒸发台地和礁滩的位置, 长期和短期全球海平面共同控制沉积的垂向序列。吾松格尔组沉积后期, 较干热的气候控制蒸发台地的发育与扩张, 赤道附近较高的海水温度促进台地边缘礁的发育, 使吾松格尔组碳酸盐岩台地从早期由沉积古地貌主控的水体较为开放的缓坡碳酸盐岩台地, 逐渐演化为晚期干旱气候条件主控的限制性较高的弱镶边蒸发性碳酸盐岩台地。
参考文献
[1] 朱筱敏. 层序地层学. 北京: 中国石油大学出版社, 2006
[2] 潘文庆, 王招明, 孙崇浩, 等. 塔里木盆地下古生界碳酸盐岩层序界面类型划分及其意义. 石油与天然气地质, 2011, 32(4): 531–541
[3] Lin Changsong, Yang Haijun, Liu Jingyan, et al. Se-quence architecture and depositional evolution of the Ordovician carbonate platform margins in the Tarim Basin and its response to tectonism and sea-level change. Basin Research, 2012, 24: 559–582
[4] 何治亮, 高志前, 张军涛, 等. 层序界面类型及其对优质碳酸盐岩储层形成与分布的控制. 石油与天然气地质, 2014, 35(6): 853–859
[5] 林畅松. 沉积盆地分析原理与应用. 北京: 石油工业出版社, 2016
[6] 王招明, 谢会文, 陈永权, 等. 塔里木盆地中深1井寒武系盐下白云岩原生油气藏的发现与勘探意义. 中国石油勘探, 2014, 19(2): 1–13
[7] 杨海军, 陈永权, 田军, 等. 塔里木盆地轮探 1 井超深层油气勘探重大发现与意义. 中国石油勘探, 2020, 25(2): 62–72
[8] 张天付, 黄理力, 倪新锋, 等. 塔里木盆地柯坪地区下寒武统吾松格尔组岩性组合及其成因和勘探意义——亚洲第一深井轮探 1 井突破的启示. 石油与天然气地质, 2020, 41(5): 928–940
[9] 朱永进, 郑剑锋, 刘玲利, 等. 塔里木盆地下寒武统吾松格尔组沉积期岩相古地理与勘探意义. 天然气地球科学, 2022, 33(1): 1–12
[10] 孙学虎, 吕奇奇, 谭聪, 等. 塔里木盆地北部地区下寒武统吾松格尔组岩相组合、沉积特征及沉积模式. 大庆石油地质与开发, 2024, 43(2): 20–29
[11] Wu Xuqiao, Lin Changsong, Yuan Wenfang, et al. De-positional evolution and sedimentary response to sea level changes of the Lower Cambrian carbonate plat-form of the Wusonggeer Formation, Tarim Basin, Nor-thwest China. Marine and Petroleum Geology, 2025, 173: 107269
[12] He Qing, Shi Kaibo, Ma Yongsheng, et al. Evolution of rimmed carbonate platform architecture controlled by sea-level change: insights from the Lower-Middle Cambrian of the Northern Tarim Basin, China. Marine and Petroleum Geology, 2025, 171: 107215
[13] Yu Bingsong, Chen Jianqiang, Lin Changsong. Cam-brian-Ordovician sequence stratigraphy on the nor-thern Tarim Platform and its correlation with Yangtze Platform and North China Platform. Science China-Earth Sciences, 2001, 44(4): 373–384
[14] 赵宗举, 张运波, 潘懋, 等. 塔里木盆地寒武系层序地层格架. 地质论评, 2010, 56(5): 609–620
[15] 王坤, 刘伟, 黄擎宇, 等. 多资料约束下的塔里木盆地寒武系层序地层划分与对比. 海相油气地质, 2016, 21(3): 1–12
[16] 陈永权, 潘兵, 杨果, 等. 塔里木克拉通寒武系年代框架、层序地层与沉积演化. 地层学杂志, 2024, 48(3): 219–236
[17] 朱永进, 郑剑锋, 俞广, 等. 塔里木盆地轮南–古城地区寒武系大型台地边缘层序结构、沉积演化及油气勘探潜力. 石油学报, 2024, 45(7): 1061–1077
[18] 乔博, 高志前, 樊太亮, 等. 塔里木盆地寒武系台缘结构特征及其演化. 断块油气田, 2014, 21(1): 7–11
[19] 樊奇, 樊太亮, 李清平, 等. 塔里木盆地寒武系膏盐岩沉积特征与发育模式. 石油实验地质, 2021, 43(2): 217–226
[20] He Bizhu, Jiao Cunli, Xu Zhiqin, et al. The paleotec-tonic and paleogeography reconstructions of the Tarim Basin and its adjacent areas (NW China) during the late Early and Middle Paleozoic. Gondwana Research, 2016, 30: 191–206
[21] 贾承造. 塔里木盆地构造特征与油气聚集规律. 新疆石油地质, 1999(3): 3–9
[22] 何登发, 贾承造, 李德生, 等. 塔里木多旋回叠合盆地的形成与演化. 石油与天然气地质, 2005, 26 (1): 64–77
[23] 林畅松, 李思田, 刘景彦, 等. 塔里木盆地古生代重要演化阶段的古构造格局与古地理演化. 岩石学报, 2011, 27(1): 210–218
[24] Xu Xi, Zuza A V, Yin An, et al. Permian plume-strengthened Tarim lithosphere controls the Cenozoic deformation pattern of the Himalayan-Tibetan orogen. Geology, 2021, 49(1): 96–100
[25] Zhao Guochun, Cawood P A. Precambrian geology of China. Precambrian Research, 2012, 222: 13–54
[26] 何治亮, 毛洪斌, 周晓芬, 等. 塔里木多旋回盆地与复式油气系统. 石油与天然气地质, 2000, 21(3): 207–213
[27] 石开波, 刘波, 姜伟民, 等. 塔里木盆地南华纪—震旦纪构造–沉积格局. 石油与天然气地质, 2018, 39(5): 862–877
[28] Zhang Zhiyao, Zhu Guangyou, Chen Weiyan, et al. Cryogenian–Cambrian tectono-sedimentary evolution, paleoclimate and environment effects, and formation of petroleum resources in the Tarim Block. Earth-Science Reviews, 2024, 248: 104632
[29] Zhu Guangyou, Ren Rong, Chen Feiran, et al. Neopro-terozoic rift basins and their control on the develop-ment of hydrocarbon source rocks in the Tarim Basin, NW China. Journal of Asian Earth Sciences, 2017, 150: 63–72
[30] Wu Lin, Guan Shuwei, Zhang Shuichang, et al. Neo-proterozoic stratigraphic framework of the Tarim Cra-ton in NW China: implications for rift evolution. Journal of Asian Earth Sciences, 2018, 158: 240–252
[31] Zhu Maoyan, Babcock L E, Peng Shanchi. Advances in Cambrian stratigraphy and paleontology: integrating correlation techniques, paleobiology, taphonomy and paleoenvironmental reconstruction. Palaeoworld, 2006, 15: 217–222
[32] Haq B U, Schutter S R. A chronology of Paleozoic sea-level changes. Science, 2008, 322: 64–68
[33] Dunham R J. Classification of carbonate rocks accor-ding to depositional texture classification of carbonate rocks: a symposium. AAPG Mem, 1962, 1: 108–171
[34] Flügel E. Microfacies of carbonate rocks: analysis, interpretation and application. Berlin: Springer Ver-lag, 2010
[35] 刘存革, 李国蓉, 罗鹏, 等. 塔里木盆地北部寒武系大型进积型台地–斜坡地震层序、演化与控制因素. 地质学报, 2016, 90(4): 669–687
[36] Huang Yuan, Fan Tailiang, Berra F. Architecture and paleogeography of the Early Paleozoic carbonate sys-tems in the east-central Tarim Basin (China): con-straints from seismic and well data. Marine and Pe-troleum Geology, 2020, 113: 104147
[37] Zhu Maoyan, Yang Aihua, Yuan Jingliang, et al. Cam-brian integrative stratigraphy and timescale of China. Science China-Earth Sciences, 2019, 62(1): 25–60
[38] Vail P R. The stratigraphic signatures of tectonics, eustacy and sedimentology: an overview // Eisele G, Rieken W, Seilacher A. Cycles and events in stratig-raphy. Berlin: Springer, 1991: 617–659
[39] 陈永权, 王晓雪, 何皓, 等. 塔里木克拉通南华 纪—寒武纪隆坳格局演化. 中国石油勘探, 2022, 27(4): 30–46
[40] 陈永权, 严威, 韩长伟, 等. 塔里木盆地寒武纪—早奥陶世构造古地理与岩相古地理格局再厘定——基于地震证据的新认识. 天然气地球科学, 2015, 26(10): 1831–1843
[41] Pomar L. Types of carbonate platforms: a genetic approach. Basin Research, 2001, 13(3): 313–334
[42] Zhang Manli, Lin Changsong, Sun Yanda, et al. Se-quence framework, depositional evolution and con-trolling processes, the Early Carboniferous carbonate system, Chu-Sarysu Basin, southern Kazakhstan. Ma-rine and Petroleum Geology, 2020, 111: 544–556
[43] 林畅松, 杨海军, 刘景彦, 等. 塔里木早古生代原盆地古隆起地貌和古地理格局与地层圈闭发育分布.石油与天然气地质, 2008, 29(2): 189–197
[44] Petrella F, Todaro S, D’Arpa C, et al. Sedimentology of a drowned carbonate platform from the Sciacca area (southwestern Sicily): insights into the Jurassic palaeo-geography of Western Tethys. Sedimentary Geology, 2025, 479: 106839
[45] 管树巍, 张春宇, 任荣, 等. 塔里木北部早寒武世同沉积构造——兼论寒武系盐下和深层勘探. 石油勘探与开发, 2019, 46(6): 1075–1086
[46] Ji Tianyu, Wei Yang, Wu Xueqiong, et al. Sedimen- tary characteristics, lithofacies, and paleogeography of the Middle–Lower Cambrian in the Tarim Basin, NW China. Canadian Journal of Earth Sciences, 2024, 61 (5): 560–585
[47] 胡明毅, 孙春燕, 高达. 塔里木盆地下寒武统肖尔布拉克组构造–岩相古地理特征. 石油与天然气地质, 2019, 40(1): 12–23
[48] Pomar L, Haq B U. Decoding depositional sequences in carbonate systems: concepts vs experience. Global and Planetary Change, 2016, 146: 190–225
[49] Eriksson K A, McClung W S, Simpson E L. Sequence stratigraphic expression of greenhouse, transitional and icehouse conditions in siliciclastic successions: paleozoic examples from the central Appalachian ba-sin, USA. Earth-Science Reviews, 2019, 188: 176–189
[50] Zhao Guochun, Wang Yuejun, Huang Baochun, et al. Geological reconstructions of the East Asian blocks: from the breakup of Rodinia to the assembly of Pangea. Earth-Science Reviews, 2018, 186: 262–286
[51] Och L M, Shields-Zhou G A. The Neoproterozoic oxy-genation event: environmental perturbations and bio-geochemical cycling. Earth-Science Reviews, 2012, 110: 26–57
[52] 李江海, 周肖贝, 李维波, 等. 塔里木盆地及邻区寒武纪—三叠纪构造古地理格局的初步重建. 地质论评, 2015, 61(6): 1225–1234
[53] Scotese C R, Song H, Mills B J W, et al. Phanerozoic paleotemperatures: the earth’s changing climate during the last 540 million years. Earth-Science Reviews, 2021, 215: 103503
[54] Gomez F J, Astini R A. Sedimentology and sequence stratigraphy from a mixed (carbonate–siliciclastic) rift to passive margin transition: the Early to Middle Cambrian of the Argentine Precordillera. Sedimentary Geology, 2015, 316: 39–61
[55] Landing E, Keppie J D, Keppie D F, et al. Greater Avalonia–latest Ediacaran–Ordovician “peribaltic” ter-rane bounded by continental margin prisms (“Gande-ria”, Harlech Dome, Meguma): review, tectonic impli-cations, and paleogeography. Earth-Science Reviews, 2022, 224: 103863
[56] 于炳松, 林畅松, 樊太亮, 等. 塔里木盆地寒武纪—奥陶纪区域地球动力学转换的沉积作用响应及其储层地质意义. 地学前缘, 2011, 18(3): 221–232
Sequence Architecture, Depositional Evolution, and Controlling Factors of the Carbonate Platform of the Lower Cambrian Wusonggeer Formation in the Central and Northern Tarim Basin
Abstract By comprehensive analysis of core, well logging, outcrop, and thin sections, this study identifies microfacies and microfacies associations within the Wusonggeer Formation in the central and northern Tarim Basin, establishes a sequence architecture, and analyzes the depositional evolution and controlling factors of the carbonate platform. The results show that 15 types of microfacies and 8 types of microfacies associations are identified in the Wusonggeer Formation in the study area and the depositional facies include evaporated platform (saline lagoon and gypsum dolomite flat), restricted platform (muddy dolomite flat, dolomite flat and intra-platform shoal), open plat-form (grain shoal and lime-dolomite flat), and platform margin reef. The Wusonggeer Formation can be divided into one composite sequence and three third-order sequences, corresponding to three evolutionary stages: ramp carbonate platform, weak-restricted carbonate platform, and weak-rimmed evaporative carbonate platform. The sequence ar-chitecture and depositional evolution of the carbonate platform were jointly controlled by the paleogeomorphic framework inherited from the Xiaoerbulake period, global sea-level fluctuations, relatively arid-hot climatic con-ditions, and elevated seawater temperatures.
Key words Tarim Basin; Wusongger Formation; carbonate platform; sequence architecture; depositional evolution; controlling factors