基于高精度碳酸鹽巖微相的海平面變化曲線分析
——以塔里木盆地柯坪大灣溝剖面上奧陶統坎嶺組—印干組為例

穆財能，侯明才，2，劉欣春，張虹瑞，范程華

1.成都理工大學沉積地質研究院，成都 610059

2.油氣藏地質及開發工程國家重點實驗室（成都理工大學），成都 610059

3.中海石油（中國）有限公司天津分公司，天津 300450

0 引言

前人在塔里木盆地柯坪地區上奧陶統關于地層[1-3]、沉積環境與相[4-6]、層序地層[7-9]及古海洋與生物絕滅[10-12]等方面做了大量工作，并取得了一系列研究成果和認識。鄧勝徽等[1]發現柯坪塔格組下段與其上覆、下伏地層之間均存在不整合面，并將其命名為鐵熱克阿瓦提組。江大勇等[2]在柯坪塔格組底部見志留紀初期筆石動物群，認為其間缺失奧陶世末赫南特階地層。趙宗舉等[3]基于大量鉆井及牙形石樣品分析，將塔西劃分22 個牙形石帶及塔東5 個牙形石帶，建立了塔西及塔東牙形石序列。王清龍等[4]利用Fischer 圖解重建了露頭剖面相對海平面變化趨勢，與巖相旋回和地化指標所反應古水深演化具有高度一致性，并與全球海平面變化曲線整體上可進行對比。閻琨等[5]對柯坪地區五處剖面劃分了十種微相、五個相帶，印干組由盆地邊緣沉積相演變為臺地邊緣相，代表同時期發生一次明顯海退事件。孫慶峰[6]基于巖石學、古生物學、地球化學等手段對柯坪地區團塊狀、網紋狀、透鏡狀三種結核狀灰巖成因環境進行了解釋，認為其形成于陸棚中水體較深的沉積環境，而泥巖與灰巖互層是在表層洋流、大洋底流和物源供給的周期變化作用下形成。趙宗舉等[7]根據鉆井、露頭、地震等資料，將塔里木盆地奧陶系劃分為八個三級層序，繪制相應巖相古地理圖并將其成因與構造運動進行聯系。林暢松等[8]于塔里木盆地奧陶系識別出4個碳酸鹽巖層序，將體系域海平面升降過程與巖相及沉積相組合對應，并利用碳氧同位素約束將之與全球海平面進行對比。蔡忠賢等[9]根據露頭資料、地球化學資料、測井資料對柯坪地區中奧陶統劃分了層序并識別出碳酸鹽巖臺地沉沒事件。常曉琳[10]根據草莓狀黃鐵礦沉積學及地球化學方法重建柯坪地區古海洋氧化還原系統，并認為晚奧陶世生物大滅絕原因可能是火山巖漿活動和與之伴隨的海洋缺氧導致。一些學者基于碳同位素手段認為柯坪地區海退海侵事件與生物大滅絕時間對比良好，古氣候及古海平面變化與古生物演化有著密切關系[11-12]。

前人就柯坪地區做了大量研究工作，但在以下方面研究較為薄弱：1）缺乏準確年代控制，未能充分利用生物地層；2）盡管層序地層已有大量成果，但主要體現在大尺度方向，更為精細的劃分有助于對該地區海平面及大洋環境演化研究的詳細展開；3）相對于揚子地區，塔里木盆地與全球研究有所割裂，其協同性、差異性無人研究。為了開展全球海平面對比，深刻揭示晚奧陶世海平面塔里木盆地的古海洋、古生物與沉積的協同演化，一條高精度的晚奧陶世海平面變化曲線顯得尤為重要。對柯坪地區大灣溝剖面上奧陶統坎嶺組、其浪組及印干組露頭剖面進行詳細實地考察和密集取樣分析，基于巖相沉積學、古生物學等基礎，開展了碳酸鹽巖微相分析、重建海平面變化曲線等相關方面工作。重點探討了以下科學問題：1）劃分塔里木盆地柯坪地區晚奧陶世沉積相帶；2）重建塔里木盆地柯坪地區晚奧陶世海平面升降變化；3）探討塔里木盆地柯坪地區晚奧陶世海平面變化與全球晚奧陶世末海平面對比。

1 地質概況

塔里木盆地位處我國西北部地區（圖1a）[13]，被北部天山山脈、南部昆侖山脈以及東部阿爾金斷裂帶構造邊界所包圍，是我國面積最大的疊合盆地，達五萬六千平方公里[14]。晚奧陶世是塔里木盆地最為重要的構造沉積轉換時期，由原先海相沉積在晚奧陶世末轉變為陸相沉積[14-15]，由早奧陶世的伸展背景轉化為晚奧陶世的擠壓背景[16]。

研究區位于塔里木盆地西北緣阿克蘇市柯坪地區（圖1c）[13]，東北方向距阿克蘇市200 km，西南距喀什市約300 km。大灣溝剖面（40°43.292′N，70°32.248’E）距東北方向柯坪縣約45 km（直線距離），處印干村西北側5 km左右[17]。剖面交通條件較差，但奧陶系出露良好、序列清晰、地層完整，為全球O2-O3輔助界線層型剖面[18]。

圖1 研究區位置圖[13]（a）塔里木盆地；（b）剖面的具體路線（內部資料）；（c）柯坪地區Fig.1 Location of the study area[13]

柯坪地區奧陶系劃分方案較多且不盡相同。研究采用應用最為廣泛的周志毅等劃分方案[19]，上奧陶統依次為坎嶺組、其浪組、印干組，對應國際地層的上奧陶統桑比階及凱迪階。上覆地層為志留系柯坪塔格組，不整合接觸。前人在塔里木地區做了大量的古生物地層研究工作，Wanget al.[20]和李越等[21]識別了4個主要晚奧陶世牙形生物帶，分別為桑比階Pygodus anserlnus和Baltoniodus alobatus牙形生物帶和早中凱迪階Belodina confluens牙形生物帶。Chenet al.[22]則識別出4 個晚奧陶世筆石生物帶，分別為桑比階Namagraputus gracilis-Clima Corgraptus bicomis筆石生物帶和早凱迪階Clima Corgraptus bicomis -Diplacanthograptus lanceolatus -Diplancanthograptus spiniferus筆石生物帶，其中大灣溝剖面坎嶺組正位于晚奧陶世桑比階中下部區域。

2 樣品采集及實驗方法

野外剖面采集樣品時，為保證樣品可靠性，全部選取新鮮樣品，剔除表面風化部分，采集內部未被風化或污染的新鮮巖樣。采樣間隔約為0.25 m，樣品數量為400 余塊，利用手持伽馬儀進行K 及Th 元素測試。選取其中96塊樣品磨制薄片，間隔約為2～3 m，其中以碳酸鹽巖樣品為主，含少量鈣質泥巖樣品。

沉積相是沉積巖特征及其形成環境的綜合[23]，馬永生等在其譯制的《碳酸鹽巖微相》一書中對碳酸鹽巖微相進行了準確的定義，即來源于碳酸鹽巖薄片、光片或手標本等沉積環境、礦物成分和古生物分布的信息，該微相分析能夠較為準確地指示研究對象的沉積環境和成巖史[24]。此外，微相能指示沉積期古水深，反映古海平面變化。海平面變化導致沉積相帶發生遷移，影響著微相類型，因而基于微相分析可指示海平面相對變化[25]。

關于微相分析研究方法可分為兩個方面：一方面是在野外考察中觀察宏觀剖面的地層巖性、沉積構造以及存在的古生物化石，根據生物生存環境及巖石沉積特征來判定沉積相帶；另一方面對薄片進行鏡下觀察，對巖石薄片的顆粒組分、生物碎屑特征、古生物類型、膠結結構、粒度大小、磨圓程度及礦物組分等因素進行分析，基于薄片信息中水動力強度、生物種類、粒度分布及微觀結構等情況判斷具體沉積微相[25]。

微相分析研究參考的是Boggs 劃分標準[26]。并以Wilson碳酸鹽巖九大相帶劃分模式為借鑒[27]，結合研究實際情況，對其進行了修改及補充（圖2）。研究薄片于成都理工大學沉積地質研究院古生物薄片實驗室觀察鑒定。

圖2 研究區碳酸鹽巖微相及沉積相水深示意圖[26-27]（a）研究區微相水深示意圖；（b）標準微相模式[26-27]；（c）微相對應宏觀照片Fig.2 Schematic diagram of water depth for the carbonate microfacies and sedimentary facies in the study area[26-27]

3 研究區沉積相劃分及微相描述

3.1 劃分依據

野外考察發現，坎嶺組下部為灰色瘤狀灰巖，上部為紅色瘤狀灰巖；其浪組以鈣質泥巖及瘤狀灰巖韻律沉積為特征；印干組以鈣質泥巖為主，中間夾雜少量泥質灰巖。分析薄片鏡下特征發現，研究區地層巖性以泥晶灰巖及微生物碎屑灰巖為主，三套地層皆為水動力較弱（低于風暴浪基面之下）水體較深的沉積環境，與前人研究相符[28]。根據野外剖面巖性變化及薄片特征將其分為盆地邊緣相（斜坡腳）（圖3）及廣海陸棚相（深水陸棚）（圖4）。當剖面以灰巖為主且鏡下薄片以粒屑結構為主，含大量藻球粒及生物碎屑時劃分為盆地邊緣相（斜坡腳）；當剖面泥巖含量接近或大于灰巖，且生物碎屑含量較少、以泥晶結構為主時，為廣海陸棚相（深水陸棚）。

分析野外巖性和鏡下薄片特征將之分為七個微相：MF1磚/紫紅色微生物泥晶灰巖、MF2灰色微生物泥晶灰巖、MF3灰綠色鈣質泥巖、MF4灰色生物碎屑—巖屑微角礫巖、MF5灰色含微生物碎屑粉屑灰巖、MF6灰色生物碎屑泥微晶灰巖及MF7深灰色鈣質泥巖。其中MF1 與MF2 與Boggs 標準微相SMF2 對應[26]，根據野外剖面顏色差異，將之細分為兩個微相。而MF3 及MF7 微相皆為鈣質泥巖，因兩相帶海水深度接近，鈣質泥巖既在盆地邊緣相又在廣海陸棚相有所分布。將之分為MF3和MF7的原則是服從大相分布并根據顏色完成劃分。MF3為灰綠色鈣質泥巖沉積，其上下層位皆為大套灰巖沉積；MF7為深灰色鈣質泥巖，多與灰巖進行韻律互層沉積或泥巖夾灰巖沉積，韻律沉積代表廣海陸棚沉積。

3.2 盆地邊緣

盆地邊緣相位于碳酸鹽巖臺地斜坡末端，沉積物以來自遠洋浮游生物及相鄰臺地碎屑組成[23]。通常位于風暴浪基面之下，氧化還原界面之上，水體深度與廣海陸棚相似，大致介于200～300 m[24]。由薄層、層理性較好的碳酸鹽巖組成，含少量泥質成分，類似盆地相沉積物，但泥質較少，厚度較大，有來自臺地斜坡粗粒沉積滑塌現象[23]。盆地邊緣相對應剖面位置為：17.45～37.1 m 為剖面第2～7層即坎嶺組地層；119.5～167.05 m 對應剖面11 層頂部至13 層；178.3～211.7 m 對應剖面15 層至17 層；總的來看，研究區坎嶺組地層全為盆地邊緣相沉積，而其浪組地層以盆地邊緣相及廣海陸棚相共同出現為特征。

（1）MF1磚/紫紅色微生物泥晶灰巖

此類巖石為粒屑結構，以方解石為主，約占98%～100%，有機質小于或等于2%。以泥晶基質填隙為主，未見亮晶方解石膠結。顆粒類型為生物碎屑，生物碎屑含量多可達35%，少為10%左右，生屑類型為三葉蟲，苔蘚蟲，有孔蟲，見少數裂隙發育（圖3a，b）。與Boggs標準微相SMF2對應。

（2）MF2灰色微生物泥晶灰巖

此類巖性以粒屑結構為主，少量泥晶結構。以方解石為主，約占97%～100%，部分含鐵質成分約占1%，有機質約為2%常充填于裂縫。微生物類型為藻球粒，多可達80%，少僅為10%。多為泥晶基質填隙，部分見亮晶方解石膠結。生物碎屑約占10%～30%，內部發育重結晶，內部結構被破壞。以介殼、及三葉蟲生物碎屑居多，有孔蟲、苔蘚蟲、筆石較少出現（圖3c～e）。與Boggs標準微相SMF2對應。

（3）MF3灰綠色鈣質泥巖

此類巖石在剖面上以灰綠色鈣質泥巖為特征，成層性好，常夾于大套灰巖或瘤狀灰巖之間。鏡下薄片為泥晶結構，以泥晶方解石為主，含少量亮晶方解石，見少量介殼碎屑（圖3f，g）。

（4）MF4灰色生物碎屑—巖屑微角礫巖

此類巖石為粒屑結構，成分上以方解石為主，約占88%～100%。以泥晶方解石為主，見少量亮晶膠結物（圖3h，i）。見內碎屑中礫屑顆粒，含量約為15%，大小為2～10 mm，見白云石交代。本類巖石較為少見，在剖面并未識別，僅在鏡下觀察發現。與Boggs標準微相SMF3對應。

圖3 盆地邊緣微相（紅色為介殼，黃色為三葉蟲碎屑，藍色為苔蘚蟲，綠色為有孔蟲，橘色為筆石）（a）MF1磚紅色微生物泥晶灰巖，薄片號：DWGⅡ-6-1，放大倍數4×(-)，剖面位置26.25 m，見三葉蟲碎片，裂隙發育；（b）MF1紫紅色微生物泥晶灰巖，薄片號：DWGⅡ-9-1，放大倍數4×(-)，剖面位置35.25 m，生屑類型為有孔蟲，介殼，生屑內部發生重結晶；（c）MF2灰色微生物泥晶灰巖，薄片號：DWG-8-2，放大倍數2×(-)，剖面位置18.75 m，少量介殼生物碎屑，有機質含量較高，疑見苔蘚蟲；（d）MF2灰色微生物泥晶灰巖，薄片號：DWGⅡ-2-1，放大倍數4×(-)，剖面位置19.25 m，生物碎屑為三葉蟲、有孔蟲、介殼；（e）MF2灰色微生物泥晶灰巖，薄片號：DWGⅡ-3-2，放大倍數4×(-)，剖面位置20.75 m，生物碎屑為三葉蟲、介殼、筆石、苔蘚蟲；（f）MF3灰綠色鈣質泥巖，薄片號：DWGⅢ-1-1，放大倍數4×(-)，剖面位置36.8 m，見介殼碎屑；（g）MF3 灰綠色鈣質泥巖，薄片號：DWGⅢ-19-1，放大倍數4×(-)，剖面位置195.25 m，見介殼碎屑；（h）MF4灰色生物碎屑—巖屑微角礫巖，薄片號：DWGⅢ-12-2，放大倍數4×(-)，剖面位置119.75 m，見介殼碎屑，顆粒類型為內碎屑，內碎屑含量15%，內碎屑大小為2～10 mm，為礫屑；（i）MF4 灰色生物碎屑—巖屑微角礫巖，薄片號：DWGⅢ-17-1，放大倍數4×(-)，剖面位置167.75 m，白云石10%，鐵質1%，方解石被白云石交代，白云石呈菱形Fig.3 Basin edge microfacies (red is scale fragments,yellow is trilobite fragments,blue is bryozoans,and green is foraminifera,and orange is graptolite)

3.3 廣海陸棚

廣海陸棚是在活動臺地和深水盆地之間形成的高地，常位于淹沒臺地之上，處在風暴浪基面之下，但是特大風暴浪也能波及，水深幾十米至幾百米，與盆地邊緣相接近（圖2）。層理細至中層，瘤狀構造常發育陸源輸入的細粒沉積物與灰巖互層[24]，成層性好[23]。生物群有介殼化石代表正常鹽度，腕足類、窄鹽類動物群也有發育，少見浮游生物[23-24]。廣海陸棚相對應剖面位置為：7.25～17.45 m 即剖面第0 層，為薩爾干組地層；37.1～119.5 m對應剖面8層至11層中下 部；167.05～178.3 m 對應剖面14 層；211.7～253.95 m對應剖面18層即印干組地層。研究區印干組發育深灰色鈣質泥巖及頁巖為主，發育廣海陸棚沉積。而其浪組既發育盆地邊緣沉積，同樣發育廣海陸棚沉積，推測該時期海平面波動較大，發生過幾次小規模海退海侵。

（1）MF5灰色含微生物碎屑粉屑灰巖

此類巖石粒屑結構及泥晶結構皆有發育，成分上以方解石為主，約占98%～100%，部分含有鐵質約1%或有機質2%。顆粒類型為藻球粒，少者可達10%～25%，多者占80%，偶見介殼生物碎屑（圖4a～c）。少量裂隙孔隙發育，主要充填泥晶方解石，少量亮晶方解石充填。與Boggs 標準微相SMF2對應。

（2）MF6灰色生物碎屑泥微晶灰巖

此類巖石全為泥晶結構，成分上以方解石為主，約占98%～100%，鐵質及有機質<2%。少量有孔蟲、三葉蟲等生物碎屑（圖4d～g）。裂紋較為發育，有機質沿裂隙分布，少量為亮晶方解石充填，偶見碎屑內方解石重結晶。與Boggs標準微相SMF9對應。

圖4 廣海陸棚相（紅色為介殼碎屑，黃色為三葉蟲碎屑，藍色為苔蘚蟲，綠色為有孔蟲）（a）MF5 灰色微生物碎屑粉屑灰巖，薄片號：DWGⅢ-2-3，放大倍數10×(-)，剖面位置55 m，粒屑結構，粒屑類型為藻球粒，含量25%，偶見介殼生物碎屑含量1%；（b）MF5生物碎屑泥微晶灰巖，薄片號：DWGⅢ-7-6，放大倍數4×(-)，剖面位置89.5 m，泥晶結構，含少量藻球粒，見有孔蟲、介殼及三葉蟲碎屑；（c）MF5灰色微生物碎屑粉屑灰巖，薄片號：DWGⅢ-12-1，放大倍數4×(-)，剖面位置119.25 m，粒屑結構，顆粒類型為藻球粒，藻球粒含量為80%；（d）MF6 生物碎屑泥微晶灰巖，薄片號：DWGⅢ-5-1，放大倍數2×(-)，剖面位置70.25 m，泥晶結構，偶見有孔蟲、介殼及三葉蟲生物碎屑，裂紋發育；（e）MF6生物碎屑泥微晶灰巖，薄片號：DWGⅢ-5-3，放大倍數10×(-)，剖面位置73.25 m，泥晶結構，偶見有孔蟲、介殼生物碎屑；（f）MF6生物碎屑泥微晶灰巖，薄片號：DWGⅢ-10-1，放大倍數4×(-)，剖面位置112.5 m，方解石98%，鐵質2%，泥晶結構，裂隙發育，寬0.03～0.05 mm，見介殼碎片；（g）MF6生物碎屑泥微晶灰巖，薄片號：DWGⅢ-11-1，放大倍數4×(-)，剖面位置115.25 m，礦物成分方解石100%，泥晶結構，見介殼碎屑；（h）MF7深灰色鈣質泥巖，薄片號：DWGⅢ-8-1，放大倍數10×(-)，剖面位置95.1 m，見有機質；（i）MF7深灰色鈣質泥巖，薄片號：DWGⅢ-9-1，放大倍數4×(-)，剖面位置103.7 m，見定向排列Fig.4 Continental shelf microfacies (red is scale fragments,yellow is trilobite fragments,blue is bryozoans,and green is foraminifera)

（3）MF7深灰色鈣質泥巖

此類巖石在剖面上以深灰色鈣質泥巖為特征，成層性好。在其浪組表現為與瘤狀泥晶灰巖互層，印干組以此微相為主，中間夾少量泥質灰巖。鏡下薄片呈定向排列特征，大量有機質富集（圖4h，i）。

4 討論

4.1 大灣溝剖面海平面劃分

研究區大灣溝剖面劃分七個微相，結合其巖石學特征、古生物學特征分析海平面升降。MF1 位于坎嶺組地層，地層內發育大量角石。三葉蟲僅為碎片，無法根據種類判定其具體沉積環境[24]。而苔蘚蟲發育于潮汐帶至深水地區，為海生濾食動物。鏡下中有孔蟲以殼薄且具球形房室為特征，以浮游有孔蟲為主，推測為暖水沉積環境，故劃分為盆地邊緣相上部沉積，水深位于200 m附近[24]。MF2方解石成分極高接近100%，表明水動力較弱，基本沒有物源供給。三葉蟲大多于淺海底棲爬行或半游泳生活[29]，薄片中三葉蟲因破碎無法鑒別至種，因而無法判定具體沉積環境。鏡下此類微相發育大量三葉蟲及介殼生物碎屑，是來自上斜坡生物被風浪打碎后沉積而成，表明此類微相靠近浪基面，受波浪作用導致生物碎屑大量發育。此類巖性與MF1 類似，因顏色為灰色，故綜合考慮判定為盆地邊緣相中部近上部沉積，古水深位于200 m以下。MF3含少量泥質成分，為陸源碎屑經臺地斜坡最后沉積于盆地邊緣，其中顏色以灰綠色為主，而非廣海陸棚深灰色沉積。總體厚度較薄，且沉積于大套灰巖之間，將其劃入盆地邊緣相中部近下部沉積。MF4上下巖性皆為泥微晶灰巖或鈣質泥巖等細粒沉積。礫屑及白云石碎片顆粒較大為2～10 mm，與上下巖性變化較為突兀，為非正常沉積形成，推測是由斜坡上部垮塌滑落至盆地邊緣相下部沉積。故將其劃入盆地邊緣相下部沉積。MF5 顆粒類型為似球粒，成分為微生物藻類。因似球粒可能為異地搬運，無法判斷水動力條件[24]。此微相中藻球粒含量及介殼碎屑含量明顯小于MF2，故此微相生長于淺水地區后受風暴搬運作用沉積至廣海陸棚。鏡下泥晶結構結合剖面瘤狀結構，且與鈣質泥巖互層判斷為廣海陸棚相。綜合以上原因將其劃入廣海陸棚相上部近盆地邊緣相沉積。MF6有孔蟲至晚古生代開始就作為陸棚碳酸鹽巖主要組成部分[24]，早古生代時，有孔蟲已開始參與碳酸鹽巖建造，而三葉蟲則需要根據完整形態方能準確判定其生存環境，因此古生物信息并不能十分準確指示研究對象沉積環境。此類巖石全為泥晶結構，少量生物碎屑，推測為水動力較弱，處于浪基面以下安靜低能環境，沒有經歷過波浪沖洗導致生物碎屑較少發育。結合剖面此微相表現為瘤狀結構，常于鈣質泥巖互層韻律式產出，故將其劃入廣海陸棚相中部沉積。MF7 深灰色鈣質泥巖代表深水缺氧環境，有機質大量沉積埋藏。鏡下未發育介殼等生物碎屑，發育了明顯定向排列，形成于深水環境，頁理發育而缺少生物碎屑。綜合以上因素，將此微相劃入廣海陸棚相下部近盆地相沉積，與武振杰等[28]研究相符。

此外，為保證微相研究對古水深指示可靠性，選取微量元素釷鉀比（Th/K）對海平面曲線進行約束。Th/K 值常用于指示沉積環境變化，高Th/K 值代表風化作用強指示淺水環境，低Th/K值指示深水環境[30]，故Th/K值變化可以指示海平面升降。因Th/K值變化較大，文章對其Th/K值取對數處理，制得In（Th/K）曲線（圖5）對海平面進行約束。曲線揭示研究區其浪組及印干組In（Th/K）曲線與海平面曲線擬合情況較好。坎嶺組In（Th/K）曲線與海平面變化相關性較差（圖5），分析原因是由于坎嶺組紅色地層是一套非常特殊沉積，胡修棉等[31]研究大陸紅層對其成因歸結為3種：分別為氧化事件、陸源輸入及上升洋流。坎嶺組In（Th/K）數值偏低因為沉積期海洋上升洋流豐富了沉積物中K值，導致Th/K值降低，導致In（Th/K）曲線與海平面曲線與坎嶺組海平面曲線相關性較差。總體來看，研究區大灣溝剖面整體上In（Th/K）曲線與微相研究海平面變化曲線研究一致，表明微相研究對海平面的指示作用具有準確性和較高可靠性。

4.2 研究區風化殼指示意義

經柯坪地區大灣溝剖面實地考察，見印干組泥頁巖之上發育一套厚度約5 cm 風化殼層，上覆地層為志留系柯坪塔格組砂巖沉積。印干組為廣海陸棚相沉積，上覆地層柯坪塔格組為濱岸相沉積[2]，從原本海相沉積直接轉變為海陸交互相沉積。揭示研究區內奧陶紀—志留紀交界處存在一套明顯平行不整合界面，印干組及柯坪塔格組之間缺失一套地層，以風化殼為特征（圖5）。前人研究中對此不整合進行研究介紹[13,32-33]。鄧勝徽等[1]對此風化殼描述為10～20 cm，且估算出缺失年齡為1～2 Ma。研究區海平面變化雖然波動頻繁，但一直持續在高海平面上，并非由全球海平面變化所導致，認為研究區內晚奧陶世南天山聚合擠壓[15]和東部阿爾金溝弧—盆體系消亡擠壓[14]導致地層抬升且早期沉積地層遭受剝蝕，從而形成古風化殼。盡管南天山構造運動最為活躍期在凱迪期末期，且導致研究區地層風化剝蝕形成風化殼，但南天山構造運動從晚奧陶世桑比期就已發育，且持續到早泥盆世[13,34]。南天山運動對研究區海平面變化及物源風化，均有不同程度的影響，從而導致了剖面的微相及海平面演化。

圖5 大灣溝剖面微相、釷鉀比及海平面曲線Fig.5 Microfacies,sea level curve,and In(Th/K) in the Dawangou section

4.3 全球海平面對比

對研究區大灣溝剖面晚奧陶世地層微相進行研究，分析研究區晚奧陶世古水深變化，在筆石帶及牙形帶生物地層[13]約束的年齡框架內（圖6）[32]，對剖面海平面古水深曲線進行擬定，調正為以年代時間為尺度的精細海平面變化曲線（圖7）。

圖6 大灣溝剖面生物地層對比（年代數據[32]；生物地層[13]）Fig.6 Biostratigraphic correlation of the Dawangou section (chronological data[32];biostratigraphy[13])

圖7 大灣溝海平面變化曲線（年代數據[32]；生物地層[13]）Fig.7 Dawangou sea level change curve (chronological data[32];biostratigraphy[13])

將研究區盆地海平面曲線與國內鄂爾多斯南緣地區[35]、上揚子地區黃花場剖面[36]進行對比；與北美海平面變化曲線[37]、南美地區海平面變化曲線[36]、英國威爾士盆地[38]及全球海平面變化曲線[39]進行對比（圖8），具體對比中發現以下特征：

晚奧陶世桑比階初期（約458.5 Ma）研究區及全球各地區海平面皆處在下降趨勢，全球對比性較好。此時研究區地層為薩爾干組沉積，上揚子地區及鄂爾多斯南緣地區沉積地層為廟坡組沉積，而南美及英國威爾士地區則沉積Llandeilo 地層。所不同的是，各地區海平面下降最大值及持續時間略有差異：研究區坎嶺組海平面最低值約為456.5 Ma，與北美、南美、英國威爾士地區及上揚子地區海平面下降最大值時限接近，而鄂爾多斯海平面與上揚子地區海平面下降最低值時間約為458 Ma，相差約1.5 Ma。各地區皆以此次最低海平面作為兩套地層分界（圖8）。

晚奧陶世桑比階中期（約456.5 Ma），研究區與上揚子地區、北美、南美、英國威爾士等地區海平面開始上升。此時各地區海平面變化出現差異，北美地區、鄂爾多斯地區與研究區類似，在海平面快速上升之后，海平面開始迅速下降，時間約為455.5 Ma。而上揚子、南美及英國威爾士地區海平面變化趨于一致，皆處在一個緩慢上升階段持續時間較長。且于453.5 Ma時期，全球海平面、上揚子地區、英國威爾士地區、北美地區及研究區皆達到了奧陶世末海平面最大值（圖8）。453～455.5 Ma期間，研究區發育地層為其浪組，海平面發生頻繁波動，全球僅有北美地區有此特征，其原因可能是由于研究區區域構造運動導致。

晚奧陶世桑比階末期（約453.5 Ma），研究區海平面與北美海平面曲線吻合程度較好，海平面上升到最大值之后開始下降，并于453 Ma 時期開始上升。在453～450.5 Ma 期間，研究區與北美地區海平面變化曲線極其一致，總體保持在一個較高海平面內，但其間發生幾次小規模海退事件。此波動僅在北美地區被識別，在其他地區并未出現小規模海退后又迅速保持高海平面特征。但根據研究區海平面總體升降趨勢，可發現在桑比期末期研究區與上揚子地區、南北美地區及英國威爾士地區海平面總體趨勢一致，皆為一個持續高海平面階段。

4.4 北美地區海平面對比及控制因素

晚奧陶世塔里木盆地構造運動導致研究區海平面頻繁波動，而全球僅有北美地區與其相似。因區域海平面變化不僅受全球海平面變化控制，同樣受區域構造運動影響[4,40-41]。針對研究區與北美地區海平面極為相似這一現象，設想導致這種情況的兩種原因：1）晚奧陶世末研究區與北美地區古板塊位置接近，受同一構造運動的影響，海平面變化也因此接近；2）晚奧陶世末期，研究區與北美地區受不同區域構造運動的影響，造成了海平面頻繁波動也純屬巧合。

調研晚奧陶世研究區與北美古板塊位置發現，研究區與北美地區并非處在相鄰或接近位置，故可認定研究區與北美地區海平面頻繁波動的原因并非受到相同區域構造運動。該時期研究區與鄂爾多斯及上揚子兩地區位置接近，但鄂爾多斯及上揚子地區海平面變化并未發生明顯頻繁波動（圖8）。由此推斷研究區晚奧陶世末海平面頻繁波動的原因是在加里東構造運動背景下，南天山聚合擠壓和東部阿爾金溝弧—盆體系消亡擠壓碰撞產生的一系列構造運動導致[4,13-14]。這也與林暢松等[16]的研究結果相一致，即中奧陶世至晚奧陶世末，塔里木盆地遭受了多期次構造作用，且以擠壓作用為主不斷加劇。

圖8 晚奧陶世全球海平面對比；鄂爾多斯南緣海平面曲線[35]；上揚子海平面曲線[36]；北美地層及海平面曲線[37]；南美地層及海平面[36]；英國威爾士海平面變化[38]；全球海平面曲線[39]Fig.8 Global sea level comparison in the Late Ordovician;the southern margin of the Ordos[35];the Upper Yangtze[36];the North American[37];the South American[36];the UK and Wales[38];and the global sea level curve[39]

5 結論

（1）基于巖相學、古生物學及碳酸鹽巖微相分析方法，將研究區坎嶺組—印干組地層劃分七個微相與廣海陸棚、盆地邊緣兩個相帶，并精細刻畫出研究區海平面升降變化，提供一套在深時沉積記錄敏感帶基于高精度微相的全球海平面曲線分析方法。

（2）研究區印干組深水沉積直接突變為柯坪塔格組濱岸沉積，中間以風化殼為特征，為一套平行不整合界面。認為是構造隆升將地層抬升，遭遇風化剝蝕形成風化殼，即加里東構造活動南天山運動及阿爾金山運動在柯坪地區的響應。

（3）研究區海平面變化曲線在458.5 Ma 與上揚子、鄂爾多斯南緣、北美、南美、英國威爾士地區及全球海平面變化曲線有著一致相似處。晚奧陶世與北美海平面波動極其相似，但古板塊重建恢復結果揭示并非為同一區域構造運動導致。

致謝 本文得以完成，感謝侯明才老師的支持與教導，感謝劉欣春老師的指導與幫助，感謝野外工作中劉欣春老師及張虹瑞同學幫助，薄片鑒定及微相分析得益于劉欣春老師的指導，感謝兩位評審專家提供的寶貴意見及編輯部的審閱修訂，在此一并感謝。