塔里木盆地是一小型克拉通盆地,其块体活跃程度非其他巨型克拉通盆地(如北美和西西伯利亚克拉通盆地)所能比拟,这使得盆地内部广泛分布断裂和发育不整合。由于沿中-上奥陶统之间的不整合发育的岩溶储层是塔里木盆地的主力产油层位,该不整合备受关注(何登发,1995； 周小军等,2006； 周波等,2007； 何碧竹等,2011),研究者对其几何学和年代学特征给予了较多关注(赵靖舟等,2001； 刘克奇等,2006； 周小军等2006),相对而言,对其成因机制关注研究较少。长期以来,学界一直不清楚该不整合是沉积间断不整合还是剥蚀间断不整合,是全球海平面下降所导致抑或局部构造运动所造成。近年来随着盆地内部关键构造部位三维地震的实施以及探井数量的增加,奥陶系不整合发育的层位、 不整合分布的范围变得越来越清晰,使得对这一问题的探讨成为可能。本文以塔中隆起中-上奥陶统之间的不整合结构特点为依据,对该不整合成因机制进行了分析。

塔里木盆地是一多旋回演化的叠合盆地(何登发等,2005),早古生代处于盆地演化的最早期旋回。从寒武纪到早-中奥陶世,塔里木盆内发育了伸展背景下的克拉通内碳酸盐台地和斜坡—深水拗拉槽,周边处于大洋扩张和被动大陆边缘环境,盆地内部古地理格局近南北向展布。 从中奥陶世末开始,盆地发生了从拉张转向挤压环境的重大构造变革(何登发等,2005),进入了周缘前陆及克拉通内海相盆地的发育阶段。在早-中奥陶世伸展期,尽管也存在台地相与盆地相的差异,但盆地整体表现为沉降,而到了晚奥陶世挤压期,不再类似伸展期那样单纯地整体沉降,而是在水平的挤压构造体制之下,上地壳褶皱,盆地内部差异性隆升—沉降同时存在于一个盆地中,形成背斜不整合区与向斜整合区的分异。依据地震、 测井及野外剖面对比表明,在背斜不整合区主要发育3套不整合： 1)中奥陶世中晚期形成的中-上奥陶统之间的不整合； 2)奥陶纪末形成的志留系与奥陶系之间的不整合； 3)志留纪末形成的泥盆系与志留系之间的不整合。这3套背斜不整合区分布的范围并不完全一致,各具特点,预示着挤压应力作用的方式存在着差异。

塔里木盆地奥陶系自下而上依次包括下奥陶统的蓬莱坝组(O₁p)、 中奥陶统的鹰山组(O₂ys)和上奥陶统的一间房组(O₂yj)、 恰尔巴克组(O₃q)、 良里塔格组(O₃l)和桑塔木组(O₃s)(贾承造等,2004)(图 1,表 1)。在塔中隆起奥陶系中,地层因不整合存在不同程度的缺失,目前的研究现状表明,除蓬莱坝组保存较全外,其余层系均有不同程度的缺失,尤其是一间房组和恰尔巴克组在中央背斜隆起核部全部缺失。

图 1(Fig. 1)

图 1 塔中隆起良里塔格组沉积前古地质图 右上角位置图中斜线部分为古隆起区， 灰色部分为坳陷区； 主图中折线为中石化矿权边界线； 等值线为中奥陶统顶面在奥陶纪末的古构造， 等值线数值单位为m Fig. 1 Ancient geologic map of Tazhong uplift before Lianglitage period

过塔中隆起地震反射剖面较清楚地反映出上奥陶统与中-下奥陶统反射层间存在明显的不协调现象,两者表现出角度不整合接触关系。通过塔中隆起奥陶系井间对比,可以详细地反映出塔中隆起上地层缺失的细节。如 图 2所示,塔中隆起上地层缺失表现出一定的规律性,即在隆起高部位地层缺失得多,塔中隆起的南北两侧地层缺失的情况有所改善,愈向两侧地层缺失得愈少。具体而言,在隆起的中央,一间房组和恰尔巴克组整体缺失,鹰山组直接与良里塔格组不整合接触,在良里塔格组之下,从隆起的中央向隆起的两侧,均依次出现良里塔格组与鹰山组、 良里塔格组与一间房组／鹰山组、 良田塔格组与恰尔巴克组／一间房组／鹰山组不整合接触关系(图 2),可见愈向隆起的外侧,地层缺失得愈少、 保存得愈好。

图 2(Fig. 2)

图 2 过塔中隆起奥陶系联井对比剖面简图 图中井旁数据代表井深/m； 波浪线代表不整合界面。联井剖面位置如 图1中虚线所示 Fig. 2 Sketched logging section for Ordovician in Tazhong uplift

目前在塔中隆起上的探井将近200多口,依据这些钻井数据可以编制塔中隆起奥陶系各个层系的分布范围。井间对比图(图 2)显示良里塔格组在塔中隆起上分布范围最广泛,在整个塔中隆起全覆盖,如果将良里塔格组从塔中隆起上揭掉,其下伏的一间房组和恰尔巴克组以鹰山组为核心呈椭圆形分布(图 1)。依据鹰山组地层详细的对比分析,发现在鹰山组直接与良里塔格组接触的塔中隆起高部位,鹰山组同样遭受剥蚀。在塔中背斜的两翼保存有完好的鹰山组,根据岩电特征,自上而下可细分为4个岩性段： 灰岩段(鹰一段)、 颗粒灰岩段(鹰二段)、 云质灰岩段(鹰三段)和灰质云岩段(鹰四段)。而在隆起高部位,大都缺失鹰一段、 鹰二段,甚至鹰三段亦存在不同程度的剥蚀。在塔中背斜两翼,鹰山组发育完整的厚度可以达到400～500 m,而在背斜高部位,厚度减少到200～300 m(表 2)。上述鹰山组亦被剥蚀现象说明背斜型隆起的高部位地层剥蚀较为严重。塔参1井剥蚀程度最强,残留厚度最薄,仅残存三、 四段(表 2)； 其次为中1井,一段全部被剥蚀,二段仅存底部。说明中奥陶世末塔参1井区及中1井区为古地貌高地,往四周地势变低,为斜坡或洼地。中1井西边的中13井与东边的中12井,一段均残存约为25％； 北边的中11井二段残存约为50％。经地震剖面追踪至塘参1井,显示鹰山组未受剥蚀。北边的中16井二段较全,但缺失一段,再往东北至塔中35井、 塔中452井,鹰山组顶部几乎没有被剥蚀或剥蚀量很小。

表 1(Table 1)

表 1 塔中隆起奥陶系与国际地层对比Table 1 The Ordovician formations of Tazhong uplift with the international stratigraphic correlation 国际地层 中国地层 塔中隆起 中央隆起区化石带(牙形石带) 系 统 阶 地质年龄 /Ma 阶 奥 陶 系 上 统 赫南 特阶 445.6 赫南特阶 柯坪塔格组？ 凯迪阶 455.8 钱塘江阶 桑塔木组 Aphelognathus pyramidalis(锥状光颚牙形石)带 艾家山阶 Aphelognathus politus(光滑光颚牙形石)带 Yaoxianognathus yaoxianensis(耀县耀县牙形石)带 良里塔格组 Yaoxianognathus neimengguensis(内蒙古耀县牙形石)带 Belodina confluens(汇合似针牙形石)带 Tanqupognathus blandus(光滑桃曲坡牙形石)— Phragmodus undatus(波状篱牙形石)组合带 Beiodina compressa(扁平似针牙形石)带 桑比阶 460.9 恰尔巴克组 Pygodus anserinus(鹅臀牙形石)带 中 统 达瑞 威尔阶 468.1 达瑞威尔阶 一间房组 Pygodus serrus(锯臀牙形石)带 大坪阶 471.8 大坪阶 鹰山组 Serratognathoides chuxianensis(滁县拟锯颚牙形石)— Scolopodus euspinus(美丽尖牙形石)— Tangshanodus sp.(唐山牙形石未定种)带 下 统 弗洛阶 478.6 益阳阶 Serratognathus diversus(分叉锯颚牙形石)— Scolopodus tarimensis(塔里木尖牙形石)带 特马 豆克阶 488.3 新厂阶 蓬莱坝组 Tripodus proteus(海神三角牙形石)带 Glyptoconus floweri(福劳氏雕锥牙形石)带 Glyptoconus quadraplicatus(四褶雕锥牙形石)带 Acanthodus lineatus(线脊棘牙形石)带 Chosonodina herfurthi(赫氏朝鲜牙形石)— Rossodus manitouensis(马尼托罗斯牙形石)带 Variabiloconus aff. Bassleri[巴氏变锥牙形石(亲近种)]带

表 1 塔中隆起奥陶系与国际地层对比 Table 1 The Ordovician formations of Tazhong uplift with the international stratigraphic correlation

表2(Table 2)

表 2 塔中隆起主要钻井鹰山组划分对比表 ／mTable 2 Stratigraphic classification and its correlation for Yingshan Formation between the main drillings in Tazhong uplift／m 地层系统 古隆1井 中13井 中1井 中11井 中16井 中12井 塔参1井 底深 厚度 底深 厚度 底深 厚度 底深 厚度 底深 厚度 底深 厚度 底深 厚度 上覆地层 5852 5433 5350 5474 5573 5446 4340 恰尔巴克组 5875 23 一间房组 6002 127 鹰 山 组 一段 6109 107 5470 37 5478 32 二段 6218 109 5589 119 5372 22 5536 62 5702 129 5592 114 三段 6330 112 5702 113 5478 106 5642 106 5797 95 5688 96 4406 66 四段 6455 95 5825 123 5582 104 5752 110 5850 53 5807 119 4504 98

表 2 塔中隆起主要钻井鹰山组划分对比表 ／m Table 2 Stratigraphic classification and its correlation for Yingshan Formation between the main drillings in Tazhong uplift／m

在被剥蚀的鹰山组之上发育的良里塔格组(O₃l)以灰、 灰白色灰岩为特征,自下而上可分为含泥灰岩段、 颗粒灰岩段和泥质条带灰岩段,与下伏奥陶系各层系为假整合或不整合接触。中央隆起的良里塔格组组含有4个化石带,自下而上分别为： Belodina compressa(扁平似针牙形刺)带,Tanqupognathus blandus(光滑桃曲坡牙形刺)—Phragmodus undatus(波状篱牙形刺)组合带,Belodina confluens(汇合似针牙形刺)带与Yaoxianognathus neimengguensis(内蒙古耀县牙形刺)带(表 1)。4个化石带的层位均为晚奥陶世凯迪期早期,其对应的地质年龄大致为455.8～452.4 Ma(赵治信等,2000)。在塔中隆起上良里塔格组发育较全,良里塔格组与桑塔木组为整合接触,其说明良里塔格组上部层系没有缺失,仅仅在构造高部位其底部缺失下部部分地层,缺失的良里塔格组下部层系是一种沉积缺失,良里塔格组沉积时期,已经形成塔中背斜隆起成为良里塔格组超覆的区域。

良里塔格组沉积之后继续沉积的是桑塔木组,以灰、 暗棕色砂泥岩夹灰岩为特征,与下伏良里塔格组均为整合接触,地层下部保留完整,只是上部因与志留系不整合接触,存在剥蚀现象,该不整合不在本文讨论范畴。

鹰山组之下发育的蓬莱坝组以白云岩与灰岩互层为特征,与下伏寒武系整合接触。据所含Tripodus proteus、 Glyptoconus quadraplicatus、 Rossodus manitouensis-Chosodina herfuethi、 Variabiconus aff.bassleri牙形类带(赵治信等,2000),确定蓬莱坝组的时代为早奥陶世早期,年代地层属下奥陶统特马豆克阶。蓬莱坝组与上覆鹰山组之间是否存在不整合面,关系到蓬莱坝组顶面岩溶储层发育的问题,目前还存在疑问。

在隆起高部位,一间房组因整体缺失没有残留,难以判断是被剥蚀了,还是当初就没有沉积。据隆起外围钻遇的一间房组沉积以鲕粒灰岩为主,且常发育生物点礁(造礁生物以托盘海绵为主)的特点看,反映了近台地的沉积相特征,说明大面积缺失一间房组的区域,本应有台地相的存在,初步反映出一间房组的缺失为剥蚀缺失。

在远离隆起高部位的剥蚀区,一间房组保存相对完整,这些区域属于隆起南北两侧的塘古孜巴斯坳陷和满加尔坳陷,靠近满加尔坳陷的古隆1井处发育的一间房组即是如此。古隆1井一间房组分布于5 875. 5～5 955 . 0 m井段,厚为79 . 5 m,岩性为黑灰色泥晶灰岩、 亮晶颗粒灰岩不等厚互层,属于台地相区沉积(图 3)。在古隆1井顶部5 874～5 876 m井段,该带化石丰度较高,最多可达30个以上,最重要的是获得了Pygouds serrus化石带。Pygodus serrus是中国中奥陶统顶界标准牙形石,与笔石带Didymograptus murchisoni至Glyptograptus teretiusculus的下部可以对比(Bergström and Mitchell, 1986)。该带为中奥陶世晚期兰维尔阶顶部至晚奥陶世早期兰代洛阶中、 下部的标准带化石,在华南出现于晚奥陶世顶部牯牛潭阶,在塔里木盆地作为寒武—奥陶系牙形石的第14个化石带,即中奥陶统一间房组顶部最高一个牙形石带,因此从生物地层角度看,古隆1井的一间房组较全,不存在地层剥蚀。

图 3(Fig. 3)

图 3 古隆1井中-上奥陶统岩电特征图 Fig. 3 Lithology and electric properties of Ordovician rocks in Gulong 1 well

在隆起高部位完全剥蚀区与靠近坳陷的完全未剥蚀区之间,是否存在一间房组部分剥蚀的过渡区,目前因没有钻井资料而无法直接确认,但是在三维地震剖面上存在一间房组被剥蚀的迹象(图 4)。

图 4(Fig. 4)

图 4 三维地震剖面中显示一间房组(O2yj)和恰尔巴克组(O3q)靠近塔中隆起时被良里塔格组(Q3l)削截 图b为图a中虚框部位局部放大， 剖面位置见 图1中A-B所示 Fig. 4 Three-dimensional seismic profile showing Yijianfang and Qiaerbake Formations are truncated by Lianglitage Formation respectively when getting close to Tazhong uplift

恰尔巴克组厚度较薄,一般小于80 m,其分布的范围和一间房组的分布范围大体相当,同样也是在隆起的外围靠近南北两个坳陷地区保留完好。据靠近满加尔坳陷的古隆1井数据,恰尔巴克组分布于5 852 . 0～5 875 . 5 m井段,厚度仅为23 . 5 m。岩性为紫红色、 褐灰色瘤状灰岩、 粒屑灰岩与泥灰岩,顶部为紫红色泥岩,以其钟形自然伽马与漏斗形的电阻率曲线组合,易于区别于上、 下地层(图 3)。

在取心中发现保存完好、 原地埋藏的小型角石与薄壳腕足,该组合可作为斜坡—盆地相的沉积标志。其所产的牙形石Dapsilodus mutatus常作为斜坡相的典型分子,Protopanderodus rectus亦为较深水型的代表分子。此外,微量元素分析数据表明,Mn/Fe值较高,为1 . 519 0； B/Ca为3 . 932 7,指示为较深水的沉积。

在古隆1井东侧的满加尔地区,与恰尔巴克组相当的地层是却尔却克组中上部层段,沉积层序显示是一个海水侵入上升的过程,为一套以Bouma序列E段深灰—黑灰色泥岩为主夹少量B、 C、 D段的远源碎屑浊流沉积,其中的C段粉细砂岩流水沙纹层理显示古水流方向为北东向,说明浊流物源来自南部(赵宗举等,2009)。这套层序与下部的却尔却克组整合接触,说明在盆地相区与恰尔巴克组相当的地层与下部地层无沉积间断。

在隆起高部位恰尔巴克组全部缺失区与靠近坳陷恰尔巴克组完整保留区之间,是否存在恰尔巴克组保留不完整的过渡区,理论推测应该存在。针对这一问题,通过对三维地震剖面井震联合地层对比,初步肯定存在这样一个区域(图 4)。上述已经表明,一间房组在剥蚀过渡区与恰尔巴克组不整合接触,说明剥蚀发生在一间房组沉积之后,如果剥蚀发生在恰尔巴克组沉积之后,那么一间房组沉积期与恰尔巴克组沉积期之间没有发生构造运动,两者为整合接触,可以很好地解释在隆起高部位将一间房组和恰尔巴克组全部剥蚀掉的原因,但是无法解释在隆起外围过渡区出现的一间房组与恰尔巴克组之间的不整合现象。既然构造运动发生在一间房组沉积之后,同时造成恰尔巴克组缺失的原因又不是发生在恰尔巴克组沉积之后,那么只有一种可能既导致一间房组剥蚀又导致恰尔巴克组缺失,那就是： 构造运动发生在恰尔巴克组沉积期间,因此恰尔巴克组的缺失是沉积缺失,而不是剥蚀缺失。

不整合成因问题是构造研究中古老而又常新的话题,在对不整合的研究中,我们常常把不整合作为构造运动的产物。早在100多年前,Blackwelder(1909)即提出不整合三要素的概念(上下层系的协调程度、 地层缺失程度和经历的时间跨度)和不整合的时空分布特征。他认为在不同地点不整合三要素组合特点不尽相同,不整合面并非一个等时界面,一些不整合在横向上并非无限地延展。在克拉通盆地中,不整合在沉积剖面上常常周期性出现,两个不整合之间所夹持的层系被定义为构造层(Chang,1975),构造层的提出为在一个地区内部以及不同地区之间进行构造演化阶段的对比中发挥了重要作用。毫无疑问,在构造运动主导下的不整合成因与构造运动所导致的区域性隆升、 地层暴露有关,由于挤压构造体制和伸展构造体制都可以形成隆起,因此不整合的形成与什么样的构造体制并无太大关系(Li et al., 2004),在伸展构造体制下的谷肩(Burov and Cloetingh, 1997)和挤压体制下岩石圈褶皱的高部位(Cloetingh and Burov, 2011)常常是不整合广泛发育的地区。

层序地层学的出现,为不整合成因问题的研究提供了新的视野,Christie-Blick(1991)认为沉积基准面和物质供给是控制不整合形成的两个主要因素,可见不整合的形成并非都是因构造运动所造成。Brown and Fisher(1980)从层序地层学的观点,根据反射终止与不整合面的关系,将不整合划分为侵蚀型和沉积型两类。他们把削截称为侵蚀型不整合,而将上超、 顶超和下超归为沉积型不整合。

前人对塔里木盆地不整合成因问题研究较少,相对于不整合的几何学、 年代学特征,不整合的成因机制一直是个难题。吴亚军等(1998)首次从成因的角度将塔里木盆地不整合划分为构造不整合、 沉积不整合和复合不整合3大类。他进一步将构造不整合划分为褶皱不整合、 断折不整合和底辟不整合3类,将沉积不整合划分为超覆不整合和平行不整合两类,将复合不整合划分为渐进不整合一类。可以说这一种划分具有开创性意义,这对塔里木盆地沉积演化过程的分析以及油气远景的预测都具有重要意义。

可以认为,不整合几何学和年代学特征是研究不整合成因机制的基础,在上述对塔中隆起中-上奥陶统之间的不整合几何结构特征的描述中可以看出两个关键特点： 一是良里塔格组分布最广泛,且与下伏各个层系不整合接触； 二是恰尔巴克组缺失为沉积缺失。第一个特点反映塔中背形型隆起定型在良里塔格组沉积前,第二个特点反映背斜型隆起形成于一间房组沉积之后至恰尔巴克组期间,在恰尔巴克组沉积期间,恰尔巴克组在低洼区沉积的同时,一间房组在背斜区遭受剥蚀。

进一步分析可以认为,塔里木盆地在恰尔巴克期处于挤压启动阶段,地壳因挤压而褶皱,导致背斜隆起区和向斜沉降区的分异。这种差异性构造运动的结果,导致整个盆地在此期间并不是单一的沉积时期,也不是单一的剥蚀时期,而是沉积与剥蚀并存的时期,即在向斜沉降区沉积、 在背斜隆起区剥蚀。这种差异性构造运动的特点,也很好地解释了为何探井中见到的恰尔巴克组均为深水沉积,而见不到台地相沉积的问题,这是因为本应属于台地相沉积的背斜区隆升出水面,未接受沉积所致。可以认为,在恰尔巴克组沉积期,相对于全球海平面对沉积的影响,局域性构造运动对恰尔巴克组沉积的影响占主导地位。实际上由于局域性构造运动的影响,在沉降区海水上升的同时在隆起区海水退出,这个时期在塔里木盆地内部可能不存在统一的海水进退。

恰尔巴克组是进入到挤压期沉积的第一套地层,它的分布受地壳的褶皱过程所控制。在一间房组沉积之后,塔里木盆地以下的地壳开始遭受挤压而形成褶皱(图 5),在恰尔巴克组沉积的时期,因其沉积所处的构造部位不同(背斜区、 转折端区和向斜区)而表现为不同的沉积状态： 在背斜区无恰尔巴克组沉积,不仅如此,前期沉积的一间房组和鹰山组甚至遭受剥蚀； 在转折端区下伏地层在少量剥蚀后又继续沉积了恰尔巴克组,恰尔巴克组超覆在一间房组之上,两者之间形成同构造不整合； 在向斜区恰尔巴克组与早期的一间房组整合接触。盆地以下的地壳褶皱是一个生长的褶皱,波峰持续增长,波谷持续沉降,结果造成在褶皱转折端上的一间房组在暴露水面、 经历短暂剥蚀之后,再次沉降时被恰尔巴克组所超覆,形成同构造不整合(图 5)。

图 5(Fig. 5)

图 5 塔中隆起及其邻区中-上奥陶统之间不整合形成过程示意图 Fig. 5 Sketched profiles showing the forming process of the unconformities between the Middle and the Upper Ordovician in Tazhong uplift and its adjacent area

在良里塔格组沉积期,正值全球海平面急剧上升时期,根据北美、 北欧爱莎尼亚和瑞典的地球化学证据显示,晚奥陶世凯迪期有一次δ¹³ C的正漂移事件,这次正漂移被命名为GICE事件(Calner et al., 2010)。此时塔里木盆地下部地壳褶皱过程可能变得缓慢,最终因海平面的上升,在原来处于风化暴露的高部位背斜区形成镶边型碳酸盐岩台地(图 5)。良里塔格组这一沉积过程,自然而然就会在地层剖面上表现为从向斜区、 褶皱转折端再到背斜区的上超行为,导致在背斜区沉积了良里塔格组的上部层系,在转折端沉积了中下部层系,在向斜区沉积了最完整的良里塔格组层系,这一现象在地震剖面(图 4)有明显的表现。此外,在地层剖面以及生物地层化石带的平面分布上都有明显的表现。多方面证据表明,良里塔格组沉积时依然是向隆起上超覆,在隆起部位缺失的下部岩性段是沉积缺失,良里塔格组与下伏的一间房组或鹰山组的不整合为后构造不整合(图 5)。良里塔格组沉积是继恰尔巴克组沉积继续发展的结果,与恰尔巴克组沉积时期海平面受局域性基底褶皱导致的差异升降所控制的特点不同,良里塔格组沉积时期全球海平面上升占主导作用,这个时期局域性构造运动产生的隆升幅度不足以抵消全球统一的水动型全球海平面变化产生的影响。

(1)发生在恰尔巴克组沉积期间的地壳褶皱作用控制了塔中隆起中-上奥陶统之间的不整合,不整合的分布范围受背斜控制,在向斜区不存在中-上奥陶统之间不整合。

(2)在背斜区地层的缺失的原因并非都是剥蚀缺失,不同层系缺失的原因存在差异。一间房组和鹰山组在背斜区的缺失是剥蚀缺失,而恰尔巴克组在背斜区的缺失是沉积缺失,是背斜在一间房组沉积期末持续发展暴露于海平面以上的必然结果。

(3)从成因上可以将中-上奥陶统之间的不整合划分为同构造不整合和后构造不整合两种类型。同构造不整合分布在塔中背斜型隆起两翼的恰尔巴克组与一间房组之间,后构造不整合分布在塔中背斜型隆起顶部的良里塔格组与鹰山组之间。