塔里木盆地奧陶系薩爾干組旋回地層學(xué)研究

摘 要 【目的】中—上奧陶統(tǒng)薩爾干組是一套在塔里木盆地廣泛分布的海相烴源巖，其沉積模式尚不明確。高分辨率地質(zhì)年代學(xué)的約束有助于精確刻畫薩爾干組沉積過(guò)程?！痉椒ā繉?duì)新疆阿克蘇市柯坪地區(qū)蘇巴什溝剖面長(zhǎng)度為9.0 m的薩爾干組進(jìn)行質(zhì)量磁化率測(cè)試，并利用獲得的701個(gè)數(shù)據(jù)進(jìn)行詳細(xì)的旋回地層學(xué)分析。【結(jié)果】通過(guò)頻譜分析識(shí)別出0.741～1.283 m、0.204～0.267m、0.057～0.071 m和0.035～0.039 m的顯著譜峰，其比例約為21.14∶7.71∶5.71∶1.86∶1.11∶1，與中—晚奧陶世天文軌道旋回周期的比值相近。利用405 ka長(zhǎng)偏心率旋回的周期進(jìn)行天文校準(zhǔn)，得到短偏心率、斜率和歲差旋回的周期分別為100 ka、30.6～31.2 ka和20.0～21.8 ka。利用識(shí)別出的長(zhǎng)偏心率旋回建立了研究剖面持續(xù)時(shí)間為～3.9 Ma的“浮動(dòng)”天文年代標(biāo)尺。以Nemagraptusgracilis 筆石帶底界作為等時(shí)界面，實(shí)現(xiàn)了蘇巴什溝剖面和大灣溝剖面（上奧陶統(tǒng)底界全球輔助層型剖面）在405 ka時(shí)間尺度上的旋回地層對(duì)比，計(jì)算出蘇巴什溝剖面薩爾干組開(kāi)始沉積的時(shí)間比大灣溝剖面晚約1.03 Ma。【結(jié)論】上述研究支持薩爾干組形成于逐步海侵過(guò)程。此外，～1.2 Ma的超長(zhǎng)斜率旋回可能控制著薩爾干組沉積期的海平面變化。

關(guān)鍵詞 塔里木盆地；中—上奧陶統(tǒng)；旋回地層對(duì)比；1.2 Ma斜率旋回；沉積模式

第一作者簡(jiǎn)介 高源，男，2001年出生，本科，海洋科學(xué)，E-mail： 1011191126@cugb.edu.cn

通信作者 房強(qiáng)，男，副教授，古生物學(xué)與地層學(xué)、旋回地層學(xué)，E-mail： fangqiang@cugb.edu.cn

中圖分類號(hào) P534.42 文獻(xiàn)標(biāo)志碼 A

0 引言

塔里木盆地中—上奧陶統(tǒng)薩爾干組是一套滯留盆地相沉積地層[1?2]，是我國(guó)著名的海相烴源巖之一[3?5]。前人從巖石學(xué)、地球化學(xué)、地球物理學(xué)、層序地層學(xué)等方面對(duì)薩爾干組頁(yè)巖進(jìn)行廣泛的研究[1，6?11]，并為薩爾干組黑色頁(yè)巖的形成提出兩種可能的沉積模式，分別為海侵模式和海退模式[12]。海侵模式認(rèn)為薩爾干組沉積于明顯的海侵過(guò)程，海水逐漸淹沒(méi)碳酸鹽臺(tái)地的同時(shí)，富含有機(jī)質(zhì)的沉積物在臺(tái)地上堆積形成黑色頁(yè)巖；海退模式則傾向薩爾干組形成于海退過(guò)程，該過(guò)程使盆地與開(kāi)闊海洋溝通變差，底層水循環(huán)減弱，導(dǎo)致富含有機(jī)質(zhì)的沉積物形成黑色頁(yè)巖[12]。全球廣泛分布的與薩爾干組同時(shí)期的富含有機(jī)質(zhì)黑色頁(yè)巖似乎證實(shí)了海侵模式[13?14]，但柯坪地區(qū)不同剖面間碳同位素的變化趨勢(shì)與該模式相矛盾[12]。由大灣溝組灰?guī)r到薩爾干組黑色頁(yè)巖的巖性突變被認(rèn)為是海平面下降使得盆地與開(kāi)闊海洋溝通變差，底層水缺氧導(dǎo)致，這是海退模式的主要證據(jù)。但是，上奧陶統(tǒng)最底部Nemagraptus gracilis 筆石帶并未在柯坪地區(qū)四石場(chǎng)剖面識(shí)別出，關(guān)鍵生物帶的缺失不支持這種解釋[16]。因此，巖性、生物和化學(xué)地層學(xué)等結(jié)果的不吻合，使得準(zhǔn)確判斷薩爾干組沉積模式更為困難[12]。高精度的地質(zhì)年代可以約束薩爾干組的沉積時(shí)限，實(shí)現(xiàn)高精度的區(qū)域地層對(duì)比，為薩爾干組的沉積模式提供更高分辨率的年代學(xué)證據(jù)。

旋回地層學(xué)通過(guò)識(shí)別和解釋地層中保存的由地球軌道力（如偏心率、斜率和歲差旋回）控制的（準(zhǔn)）周期性沉積旋回信號(hào)，建立精度可達(dá)20～400 ka的天文年代標(biāo)尺，從而精確約束各種地質(zhì)事件及地質(zhì)過(guò)程的絕對(duì)年代和持續(xù)時(shí)間[17]。前人在中—晚奧陶世旋回地層學(xué)研究中取得顯著成果[18?19]，在此期間發(fā)生的氣候變冷和碳同位素漂移等重大事件均被證明可能與地球軌道旋回控制的古氣候變化有關(guān)[19?20]。目前，～1.2 Ma超長(zhǎng)斜率旋回已經(jīng)被證明是奧陶紀(jì)氣候和冰川—海平面變化的重要驅(qū)動(dòng)因素之一[18?19]。

前人已經(jīng)對(duì)塔里木盆地大灣溝剖面薩爾干組進(jìn)行詳細(xì)的旋回地層學(xué)研究，建立的高精度天文年代標(biāo)尺，為中—晚奧陶世提供了高分辨率的年代地層框架[18]。本文對(duì)塔里木盆地蘇巴什溝剖面中—上奧陶統(tǒng)薩爾干組進(jìn)行系統(tǒng)樣品采集并進(jìn)行質(zhì)量磁化率測(cè)試，利用獲得的數(shù)據(jù)開(kāi)展詳細(xì)的旋回地層學(xué)研究，識(shí)別剖面地層中記錄的米蘭科維奇旋回，利用地質(zhì)歷史時(shí)期穩(wěn)定的405 ka長(zhǎng)偏心率旋回建立高精度的天文年代標(biāo)尺，旨在：（1）實(shí)現(xiàn)40萬(wàn)年偏心率時(shí)間尺度上薩爾干組的地層對(duì)比；（2）確定薩爾干組的沉積模式；（3）探討薩爾干組沉積時(shí)期海平面變化驅(qū)動(dòng)機(jī)制。

1 地質(zhì)背景與研究剖面

塔里木盆地位于中國(guó)的西北部，面積約占5.6×105 km2，是世界上最大的內(nèi)陸盆地之一。其內(nèi)部主要被塔克拉瑪干沙漠所覆蓋，露頭僅見(jiàn)于西北部和東北部地區(qū)（圖1b）。塔里木盆地發(fā)源于前震旦紀(jì)陸殼基底[10]，古生代位于岡瓦納大陸和勞倫大陸之間的古特提斯洋[22]。中—晚奧陶世，塔里木盆地位于北半球?qū)呒{大陸西北緣，毗鄰西伯利亞、華南、華北以及澳大利亞板塊[23?24]（圖1a）。前人將塔里木盆地分為十二個(gè)一級(jí)構(gòu)造單元，分別為三個(gè)隆起（塔北隆起、中央隆起和塔南隆起）、五個(gè)坳陷（庫(kù)車坳陷、北部坳陷、西南坳陷、東南坳陷和塘古孜巴斯坳陷）和四個(gè)邊緣斷隆構(gòu)造（柯坪斷隆、庫(kù)魯克塔格斷隆、鐵克力克斷隆和阿爾金山斷?。25]。研究剖面所在的柯坪地區(qū)位于中央隆起的西部，奧陶紀(jì)屬于斜坡相沉積環(huán)境[1，12]。該地區(qū)沉積層序所對(duì)應(yīng)的海進(jìn)—海退旋回結(jié)構(gòu)在塔里木盆地范圍內(nèi)可以很好地對(duì)比，并且與全球海平面變化曲線類似，反映了該地區(qū)沉積地層的發(fā)育受到全球海平面變化的控制[10]。

塔里木盆地薩爾干組出露厚度為6.0～13.0 m，巖性為夾少量灰?guī)r薄層或透鏡體的黑色碳質(zhì)泥頁(yè)巖，局部含有少量泥質(zhì)條帶[15]。在柯坪地區(qū)沿北東—南西向出露于蘇巴什溝以東、四石廠以西、沙井子—三岔口以北以及烏什以南等地[26]。薩爾干組產(chǎn)出四個(gè)筆石帶，從下到上依次為Pterograptus elegans 帶、Didymograptus murchisoni 帶、Dicellograptus vagus 帶和Nemagraptus gracilis 帶[16]，其時(shí)代為奧陶紀(jì)達(dá)瑞威爾晚期到桑比早期（圖1c）。本文研究的蘇巴什溝地區(qū)（地理坐標(biāo)為40°35′27″ N，78°57′20″ E）是所有產(chǎn)出薩爾干組沉積序列中最西端的剖面[1]。蘇巴什溝剖面從底部到頂部依次出露大灣溝組、薩爾干組和坎嶺組。其中薩爾干組厚度為9.0 m（圖2a），巖性主要為黑色頁(yè)巖夾薄層灰?guī)r透鏡體，與下伏大灣溝組薄層灰?guī)r和上覆坎嶺組灰?guī)r界線清晰且均為整合接觸，夾于薩爾干組上部和下部的薄層灰?guī)r差異顯著，下部可見(jiàn)泥?；?guī)r或顆?；?guī)r，上部主要為含生屑泥質(zhì)灰?guī)r[1]。N. gracilis 帶首次出現(xiàn)層位（firstappearance datum，F(xiàn)AD）為桑比階的底界[12]，蘇巴什溝剖面N. gracilis 帶FAD大致在薩爾干組6.1 m處[16]（圖2a）。

大灣溝剖面（40°43′16″ N，79°31′51″ E）在2000 年被推薦為上奧陶統(tǒng)底界全球輔助層型剖面[14]，是目前薩爾干組實(shí)測(cè)厚度最大、研究程度最高的剖面[1]（圖1b）。該剖面位于蘇巴什溝剖面東北約50 km處的柯坪縣印干村西北側(cè)，該剖面的薩爾干組實(shí)測(cè)厚度為12.0 m，由黑色頁(yè)巖夾灰黑色薄層或透鏡狀泥屑灰?guī)r組成。沿大灣溝剖面，海相地層從大坪階到凱迪階中部連續(xù)出露，依次為大灣溝組、薩爾干組、坎嶺組和印干組（圖1c）。在大灣溝剖面的薩爾干組黑色頁(yè)巖中還可見(jiàn)草莓狀黃鐵礦[1]。大灣溝剖面薩爾干組的旋回地層學(xué)結(jié)果已經(jīng)由前人發(fā)表[18]，作為本研究對(duì)比依據(jù)。

2 研究方法

2.1 古氣候替代指標(biāo)及其測(cè)試

磁化率（magnetic susceptibility，MS）是衡量一個(gè)物質(zhì)被磁化難易程度的無(wú)量綱巖石磁學(xué)參數(shù)。通常情況下，經(jīng)測(cè)試的樣品磁化率為巖石中各種磁性礦物（順磁性、反磁性和鐵磁性礦物）的磁化率值總和[27]。磁化率值的變化可以作為陸源輸入的指標(biāo)[28?29]。在海相地層中，當(dāng)日照量處于較高（低）階段時(shí)，氣溫升高（降低），降水增加（減少），地表徑流增強(qiáng)（減弱），因此巖石磁化率值較高（低）。磁化率的變化還能夠記錄冰期—間冰期旋回以及更高頻的氣候振蕩等[30?31]。

蘇巴什溝剖面薩爾干組厚9.0 m，野外共計(jì)采集701個(gè)樣品。馬璐等[1]對(duì)大灣溝剖面和蘇巴什溝剖面薩爾干組灰?guī)r夾層進(jìn)行沉積微相分析，結(jié)果表明這些灰?guī)r形成于斜坡上部的淺水灰?guī)r沉積區(qū)，經(jīng)重力流作用后被運(yùn)移到此處，屬于異源鈣質(zhì)濁積巖，因此本文將蘇巴什溝剖面薩爾干組0.99～1.02 m、1.89～1.92 m、2.91～2.94 m、7.80～7.82 m、8.40～8.42 m 采集的灰?guī)r數(shù)據(jù)移除，從而排除異源鈣質(zhì)濁積巖的影響（圖2）。合理的采樣間距可以確保采集的樣品數(shù)據(jù)記錄所需天文周期的最高頻率信號(hào)[32]。根據(jù)Nemagraptus gracilis 等筆石生物年代框架的約束[15]和對(duì)大灣溝剖面薩爾干組頁(yè)巖0.19 cm/ka沉積速率的估計(jì)[18]，對(duì)蘇巴什溝剖面薩爾干組以1～2 cm間距采樣。將濁積巖移除后的沉積序列共8.9 m，對(duì)野外采集樣品進(jìn)行碎樣裝塑料方盒，使用中國(guó)地質(zhì)大學(xué)（北京）古地磁實(shí)驗(yàn)室MFK1-FA卡帕橋磁化率儀測(cè)得數(shù)據(jù)。大灣溝剖面的磁化率數(shù)據(jù)源于Fang et al.[18]。

2.2 數(shù)據(jù)處理與旋回分析

剖面移除灰?guī)r后的數(shù)據(jù)序列為8.9 m，共測(cè)得691組數(shù)據(jù)，對(duì)其進(jìn)行間隔為0.013 m的線性插值。使用Matlab軟件中的smooth.m函數(shù)，采用“moving”方法計(jì)算并去除大于1.3 m的長(zhǎng)周期和趨勢(shì)，保留高頻旋回信號(hào)[32]。為了識(shí)別米蘭科維奇信號(hào)，對(duì)插值、平滑處理后的等間距深度域序列進(jìn)行多窗口頻譜（Multi-Taper Method，MTM）分析[33]，同時(shí)對(duì)預(yù)處理后的序列進(jìn)行滑動(dòng)頻譜分析來(lái)確定不同深度的周期分布特征[27]。利用穩(wěn)定的405 ka周期建立年齡模型，在Matlab中通過(guò)depthtotime.m函數(shù)[27]將磁化率深度域序列轉(zhuǎn)換為時(shí)間序列。對(duì)獲得的時(shí)間域序列進(jìn)行頻譜分析和帶通濾波分析的天文旋回檢驗(yàn)。除濾波分析在R[34] 的“Astrochron”軟件包中的“Bandpass”函數(shù)[35]下執(zhí)行外，其余分析均在Matlab中完成。

2.3 中奧陶世天文學(xué)參數(shù)

奧陶紀(jì)雖然沒(méi)有可靠的天文解決方案，但利用地質(zhì)歷史時(shí)期穩(wěn)定的405 ka長(zhǎng)偏心率周期[36?37]，可以實(shí)現(xiàn)天文校準(zhǔn)。Fang et al.[38]在華北板塊上奧陶統(tǒng)平?jīng)鼋M中，識(shí)別出的斜率周期為30.6 ka，歲差周期為19.6 ka和16.3 ka。塔里木盆地大灣溝剖面的中—晚奧陶世薩爾干組記錄的短偏心率、斜率和歲差周期分別為100 ka、31 ka 和～20 ka[18]。前人計(jì)算出，458.4 Ma時(shí)地球斜率周期為33.2±3.8 ka，歲差周期為20.8±1.5 ka和17.0±1.1 ka[39]。Svensen et al.[40]從挪威奧斯陸地區(qū)獲得斜率周期為30.3 ka，歲差周期為19.2 ka和16.3 ka，并得到了高精度鋯石U-Pb年代學(xué)的支持。前人基于405 ka長(zhǎng)偏心率校準(zhǔn)獲得的奧陶紀(jì)軌道周期與估算的天文軌道周期基本一致（表1），因此本文采用405 ka長(zhǎng)偏心率周期進(jìn)行校準(zhǔn)。

3 結(jié)果

3.1 磁化率數(shù)據(jù)結(jié)果

蘇巴什溝剖面薩爾干組磁化率值整體在（1～8）×10-8 m3/kg之間變化，平均值為4.36×10-8 m3/kg。在0～3.5 m厚度范圍內(nèi)磁化率值先迅速降低，此后磁化率值緩慢下降，波動(dòng)范圍較小，整體處于低值狀態(tài)；在3.5～5.8 m厚度范圍內(nèi)，磁化率值逐步升高后保持穩(wěn)定，整體為趨勢(shì)平穩(wěn)的高值；5.8～9.0 m處磁化率值較前一段有所降低，磁化率值的變化幅度也較明顯（圖2a）。大灣溝剖面薩爾干組磁化率值的變化范圍為（1～12）×10-6 SI，平均值為5.5×10-6 SI（圖2b）。大灣溝剖面磁化率的變化趨勢(shì)整體與蘇巴什溝剖面的磁化率序列相似。蘇巴什溝剖面在0～3.5 m處與大灣溝剖面2.4～6.0 m處磁化率均呈降低趨勢(shì)，蘇巴什溝剖面在3.5～5.8 m處與大灣溝剖面6.0～8.8 m處磁化率值均迅速達(dá)到高值并呈波動(dòng)變化，在N.gracilis 筆石的首現(xiàn)層位處，磁化率均為低值，以及蘇巴石溝剖面6.0～9.0 m與大灣溝剖面9.0～10.5 m均具有兩處明顯峰值（圖2）。蘇巴什溝剖面與大灣溝剖面[18]具有相似的變化趨勢(shì)，磁化率的高值對(duì)應(yīng)了黑色頁(yè)巖，磁化率的低值對(duì)應(yīng)了夾雜薄層灰?guī)r的頁(yè)巖。

3.2 旋回地層學(xué)分析結(jié)果

對(duì)蘇巴什溝剖面薩爾干組深度域磁化率序列進(jìn)行頻譜分析和滑動(dòng)頻譜分析，識(shí)別到多個(gè)高置信優(yōu)勢(shì)峰譜，分別在0.741～1.283 m、0.204～0.267 m、0.057～0.071 m和0.035～0.039 m具有優(yōu)勢(shì)峰值，其置信度均大于95%，在滑動(dòng)窗口頻譜分析中也可以找到對(duì)應(yīng)的能量信號(hào)（圖3a，b）。以上顯著譜峰與Fanget al.[18]在大灣溝剖面識(shí)別的0.7～1.0 m、0.20～0.26 m、0.042～0.055 m 和0.030～0.034 m 的峰值接近。其比值約為21.14∶7.71∶5.71∶1.86∶1.11∶1，與前人預(yù)測(cè)的奧陶紀(jì)地球軌道參數(shù)周期吻合（表1），這些峰值可能分別代表長(zhǎng)偏心率（E）、短偏心率（e）、斜率（O）和歲差（P）周期（圖3a，b）。這表明蘇巴什溝剖面薩爾干組的沉積可能受到了天文軌道力的控制。

3.3 “浮動(dòng)”天文年代標(biāo)尺的建立

根據(jù)MTM頻譜分析的結(jié)果，對(duì)蘇巴什溝剖面深度域磁化率數(shù)據(jù)序列進(jìn)行帶通濾波，以提取地層中記錄的長(zhǎng)偏心率信號(hào)。蘇巴什溝剖面濾波帶寬為1.0±0.2 旋回/m，大灣溝剖面濾波帶寬為1.2±0.3旋回/m。濾波結(jié)果共識(shí)別出10個(gè)長(zhǎng)偏心率旋回（圖2a）。利用405 ka年齡模型進(jìn)行天文調(diào)諧，將磁化率的深度域序列轉(zhuǎn)化為時(shí)間域序列。為了檢驗(yàn)旋回周期識(shí)別的合理性以及天文校準(zhǔn)的可靠性，將校準(zhǔn)后得到的磁化率時(shí)間序列進(jìn)行頻譜分析。蘇巴什溝剖面時(shí)間域的頻譜分析結(jié)果顯示在405 ka、100 ka、31.2ka、30.6 ka、21.8 ka、20.6 ka和20.0 ka處有顯著波峰（圖3c，d）。因此，根據(jù)405 ka年齡模型的天文校準(zhǔn)，將剖面深度域序列轉(zhuǎn)化為時(shí)間域序列，建立了蘇巴什溝剖面薩爾干組～3.9 Ma的“浮動(dòng)”天文年代標(biāo)尺。

4 討論

4.1 薩爾干組旋回地層對(duì)比

柯坪地區(qū)和北部坳陷區(qū)阿瓦提斷陷的薩爾干組是在快速海進(jìn)背景下，發(fā)育于滯留盆地相的一套欠補(bǔ)償?shù)哪s段沉積[1?2]。Fang et al.[18]依據(jù)N.gracilis 筆石帶的FAD對(duì)應(yīng)于桑比階底界（458.4 Ma），將大灣溝剖面的浮動(dòng)天文年代標(biāo)尺校準(zhǔn)到國(guó)際地質(zhì)年代標(biāo)尺上。因此，將N.gracilis 筆石帶的首現(xiàn)層位作為基準(zhǔn)，將兩個(gè)剖面的天文年代標(biāo)尺共同校準(zhǔn)到國(guó)際地質(zhì)年代表上進(jìn)行剖面間對(duì)比（圖4）。對(duì)比結(jié)果顯示，不論是405 ka長(zhǎng)偏心率周期的良好對(duì)應(yīng)關(guān)系還是磁化率數(shù)據(jù)序列的變化趨勢(shì)，均證實(shí)了兩個(gè)剖面間薩爾干組高精度旋回地層對(duì)比的可靠性。

根據(jù)校準(zhǔn)結(jié)果顯示，大灣溝剖面在462.5～461.5 Ma的磁化率值為高值，直到～460.1 Ma兩個(gè)剖面的磁化率值一直呈緩慢下降趨勢(shì)，振幅較小。此后兩個(gè)剖面的磁化率值均呈上升狀態(tài)，并且呈波動(dòng)狀變化（圖4）。磁化率的降低已被證明是由于日照量增大，海平面升高所導(dǎo)致[43]。值得注意的是，薩爾干組上、下部夾層灰?guī)r透鏡體不同的微相也指示了海平面的上升。由西南至東北的方向，蘇巴什溝和大灣溝剖面的薩爾干組下部的灰?guī)r薄層微相中可見(jiàn)粗砂屑顆粒堆積層，指示海侵前相鄰的淺海碳酸鹽巖臺(tái)地被機(jī)械搬運(yùn)異地快速沉積成巖，上部的含生屑泥狀灰?guī)r可能代表海平面上升后在滯留盆地內(nèi)的正常沉積[1]。薩爾干組沿柯坪—阿克蘇一線經(jīng)歷了從無(wú)到有，從薄到厚的變化，同時(shí)下部灰?guī)r透鏡體夾層數(shù)量呈現(xiàn)大灣溝剖面多，蘇巴什溝少的特點(diǎn)。夾層數(shù)量呈現(xiàn)大灣溝剖面多，蘇巴什溝少的特點(diǎn)。前人在大灣溝的黑色頁(yè)巖中觀察到了草莓狀黃鐵礦[18]，而在蘇巴什溝剖面目前尚未發(fā)現(xiàn)，說(shuō)明大灣溝剖面薩爾干組沉積于還原環(huán)境，指示大灣溝剖面相對(duì)蘇巴什溝剖面薩爾干組更靠近下部，水體更深。

綜上所述，本文建立了中—晚奧陶世大灣溝剖面和蘇巴什溝剖面的沉積古地理相對(duì)位置，并根據(jù)海平面升降關(guān)系，確定大灣溝剖面在～462.5 Ma時(shí)先開(kāi)始沉積薩爾干組（圖5a），隨著海侵的進(jìn)行，海平面不斷上升，蘇巴什溝剖面直到～461.5 Ma時(shí)薩爾干組才開(kāi)始沉積（圖5b），晚于大灣溝剖面～1.03 Ma。此后海平面短時(shí)間內(nèi)雖略有下降，但整體仍為上升趨勢(shì)，兩個(gè)剖面薩爾干組均連續(xù)沉積至～457.7 Ma（圖5c）。上述分析表明大灣溝和蘇巴什溝剖面的薩爾干組在明顯的海侵中先后接受沉積（圖5），支持了前人所提出的海侵模式[12]。

4.2 斜率調(diào)制周期與海平面變化

生物地層學(xué)、層序地層學(xué)以及氣候模擬等方面的大量研究均證明了中奧陶世冰川的存在[44?49]。塔里木盆地蘇巴什溝剖面薩爾干組黑色頁(yè)巖是一套連續(xù)的中奧陶世海相地層沉積，為研究斜率超長(zhǎng)周期對(duì)該時(shí)期冰川—海平面變化的驅(qū)動(dòng)機(jī)制解釋提供了理想的材料。大灣溝和蘇巴什溝兩個(gè)剖面斜率周期的振幅調(diào)制記錄（圖6d，e）顯示～30.6 ka斜率旋回的振幅變化具有～1.2 Ma的主要周期?！?62.5 Ma大灣溝剖面薩爾干組開(kāi)始沉積時(shí)期，此階段磁化率值整體偏高，對(duì)應(yīng)了～1.2 Ma斜率周期的振幅增大階段，恰好與薩爾干組沉積處于海平面上升時(shí)期相吻合（圖6a，b）；隨后直到～460.3 Ma時(shí)，磁化率值一直呈現(xiàn)降低的趨勢(shì)，對(duì)應(yīng)了～1.2 Ma斜率周期的振幅減小階段?！?59.9 Ma 薩爾干組的磁化率值升高，斜率振幅增大，此時(shí)對(duì)應(yīng)海平面上升時(shí)期?！?.2 Ma斜率長(zhǎng)周期與全球海平面變化具有共同的相位關(guān)系，～1.2 Ma斜率長(zhǎng)周期的最低值對(duì)應(yīng)了海平面的低位。在～1.2 Ma斜率周期的低值階段，地軸斜率長(zhǎng)期處于較弱的狀態(tài)，振幅波動(dòng)較小，季節(jié)性反差不大，夏季較為涼爽，冬季較為溫和，利于高緯地區(qū)冰川逐年積累，最終導(dǎo)致海平面的降低[19，50]；相反，當(dāng)～1.2 Ma斜率周期處于高值階段時(shí)，振幅波動(dòng)較大，季節(jié)性增強(qiáng)，炎熱的夏季和寒冷的冬季不利于高緯地區(qū)冰川的積累，從而使得海平面升高。綜上所述，薩爾干組沉積時(shí)期的海平面變化受到了～1.2 Ma超長(zhǎng)斜率旋回的控制。

5 結(jié)論

（1） 塔里木盆地蘇巴什溝剖面地層記錄了完整的米蘭科維奇信號(hào)，其中包括405 ka 長(zhǎng)偏心率、100 ka短偏心率、30.6～31.2 ka斜率以及20.0～21.8 ka歲差旋回。

（2） 利用405 ka長(zhǎng)偏心率周期進(jìn)行天文年代校準(zhǔn)，建立了蘇巴什溝剖面薩爾干組的天文年代標(biāo)尺，以Nemagraptus gracilis筆石帶的首現(xiàn)層位作為等時(shí)界面，將大灣溝剖面和蘇巴什溝剖面薩爾干組在405 ka長(zhǎng)偏心率時(shí)間尺度上進(jìn)行了高精度對(duì)比，證明了中—晚奧陶世時(shí)期薩爾干組的沉積模式為海侵模式。

（3） 中奧陶世海平面變化或受控于～1.2 Ma超長(zhǎng)斜率旋回。

致謝 感謝兩位審稿專家和編輯部各位老師對(duì)本文提出的寶貴建議，感謝中國(guó)地質(zhì)大學(xué)（北京）海洋學(xué)院許俊杰博士、紀(jì)永朝和王志鵬碩士在野外的采樣工作，感謝海洋學(xué)院陳昱、劉郅航、熊志杰同學(xué)參與了樣品的處理。

參考文獻(xiàn)（References）

［1］ 馬璐，張智禮，王冠，等. 塔里木柯坪地層區(qū)中—上奧陶統(tǒng)薩爾干組碳酸鹽巖微相和古地理[J]. 微體古生物學(xué)報(bào)，2013，30（4）：344-352.［Ma Lu， Zhang Zhili， Wang Guan， et al. Microfacies ofthe carbonates and palaeogeography of the Saergan Formation（Middle-Upper Ordovician）， Kalpin stratigraphic region， Tarim，NW China[J]. Acta Micropalaeontologica Sinica， 2013， 30（4）：344-352.］

［2］ 姚堯，何治亮，李慧莉，等. 塔里木盆地阿瓦提斷陷中—上奧陶統(tǒng)薩爾干組沉積地質(zhì)模型與烴源巖分布預(yù)測(cè)[J]. 石油與天然氣地質(zhì)，2020，41（4）：763-775.［Yao Yao， He Zhiliang， Li Huili， etal. Sedimentary geological model and distribution prediction ofsource rocks in the Saergan Formation （Middle-Upper Ordovician）in Awati fault depression， Tarim Basin[J]. Oil amp; Gas Geology，2020， 41（4）： 763-775.］

［3］ 張水昌，張寶民，王飛宇，等. 中—上奧陶統(tǒng)：塔里木盆地的主要油源層[J]. 海相油氣地質(zhì)，2000，5（1/2）：16-22.［ZhangShuichang， Zhang Baomin， Wang Feiyu， et al. Middle-UpperOrdovician： Main source rock of the Tarim Basin[J]. MarineOrigin Petroleum Geology， 2000， 5（1/2）： 16-22.］

［4］ 王大銳，宋力生. 論我國(guó)海相中上奧陶統(tǒng)烴源巖的形成條件：以塔里木盆地為例[J]. 石油學(xué)報(bào)，2002，23（1）：31-34，39.［Wang Darui， Song Lisheng. A thesis about forming conditionsof marine Middle-Upper Ordovian source rocks in China[J]. ActaPetrolei Sinica， 2002， 23（1）： 31-34， 39.］

［5］ 趙宗舉，周新源，鄭興平，等. 塔里木盆地主力烴源巖的諸多證據(jù)[J]. 石油學(xué)報(bào)，2005，26（3）：10-15.［Zhao Zongju， ZhouXinyuan， Zheng Xingping， et al. Evidences of chief source rockin Tarim Basin[J]. Acta Petrolei Sinica， 2005， 26（3）： 10-15.］

［6］ 王飛宇，杜治利，張寶民，等. 柯坪剖面中上奧陶統(tǒng)薩爾干組黑色頁(yè)巖地球化學(xué)特征[J]. 新疆石油地質(zhì)，2008，29（6）：687-689.［Wang Feiyu， Du Zhili， Zhang Baomin， et al. Geochemistry ofSalgan black shales of Middle-Upper Ordovician in Keping outcrop，Tarim Basin[J]. Xinjiang Petroleum Geology， 2008， 29（6）：687-689.］

［7］ 高志前，樊太亮，李巖，等. 塔里木盆地寒武系—奧陶系烴源巖發(fā)育模式及分布規(guī)律[J]. 現(xiàn)代地質(zhì)，2006，20（1）：69-76.［GaoZhiqian， Fan Tailiang， Li Yan， et al. Development pattern and distributionrule of source rock of Cambrian-Ordovician in Tarim Basin[J]. Geoscience， 2006， 20（1）： 69-76.］

［8］ 高志勇，張水昌，李建軍，等. 塔里木盆地西部中上奧陶統(tǒng)薩爾干頁(yè)巖與印干頁(yè)巖的空間展布與沉積環(huán)境[J]. 古地理學(xué)報(bào)，2010，12（5）：599-608.［Gao Zhiyong， Zhang Shuichang， Li Jianjun，et al. Distribution and sedimentary environments of Salganand Yingan shales of the Middle-Upper Ordovician in westernTarim Basin[J]. Journal of Palaeogeography， 2010， 12（5）：599-608.］

［9］ 高志勇，張水昌，劉燁，等. 新疆柯坪大灣溝剖面中—上奧陶統(tǒng)烴源巖高頻海平面變化與有機(jī)質(zhì)的關(guān)系[J]. 石油學(xué)報(bào)，2012，33（2）：232-240.［Gao Zhiyong， Zhang Shuichang， Liu Ye， et al. Relationshipbetween high-frequency sea-level changes and organicmatter of Middle-Upper Ordovician marine source rocks from theDawangou section in the Keping area， Xinjiang[J]. Acta PetroleiSinica， 2012， 33（2）： 232-240.］

［10］ 林暢松，楊海軍，蔡振中，等. 塔里木盆地奧陶紀(jì)碳酸鹽巖臺(tái)地的層序結(jié)構(gòu)演化及其對(duì)盆地過(guò)程的響應(yīng)[J]. 沉積學(xué)報(bào)，2013，31（5）：907-919.［Lin Changsong， Yang Haijun， Cai Zhenzhong，et al. Evolution of depositional architecture of the Ordoviciancarbonate platform in the Tarim Basin and its response tobasin processes[J]. Acta Sedimentologica Sinica， 2013， 31（5）：907-919.］

［11］ 趙宗舉. 全球海平面變化指標(biāo)及海相構(gòu)造層序研究方法：以塔里木盆地奧陶系為例[J]. 石油學(xué)報(bào)，2015，36（3）：262-273.［Zhao Zongju. Indicators of global sea-level change and researchmethods of marine tectonic sequences： Take Ordovicianof Tarim Basin as an example[J]. Acta Petrolei Sinica， 2015， 36（3）： 262-273.］

［12］ Zhang Y D， Munnecke A. Ordovician stable carbon isotope stratigraphyin the Tarim Basin， NW China[J]. Palaeogeography， Palaeoclimatology，Palaeoecology， 2016， 458： 154-175.

［13］ Zhang Y D， Chen Xu， Yu G H， et al. Ordovician and Silurianrocks of northwest Zhejiang and northeast Jiangxi provinces， SEChina[M]. Hefei： University of Science and Technology of ChinaPress， 2007.

［14］ Bergstr?m S M， Finney S C， Chen X， et al. A proposed globalboundary stratotype for the base of the Upper series of theOrdovician System： The F?gels?ng section， Scania， southernSweden[J]. Episodes， 2000， 23（2）： 102-109.

［15］ 賈承造. 塔里木盆地及周邊地層[M]. 北京：科學(xué)出版社，2004.［Jia Chengzao. Stratigraphy of the Tarim Basin and adjacentareas[M]. Beijing： Science Press， 2004.］

［16］ Chen X， Zhang Y D， Wang Z H， et al. Biostratigraphy[M]//ChenX， Bergstr?m S M， Finney S C， et al. Darriwilian to Katian （Ordovician）graptolites from northwest China. Elsevier， 2017：7-38.

［17］ 吳懷春，張世紅，馮慶來(lái)，等. 旋回地層學(xué)理論基礎(chǔ)、研究進(jìn)展和展望[J]. 地球科學(xué)：中國(guó)地質(zhì)大學(xué)學(xué)報(bào)，2011，36（3）：409-428.［Wu Huaichun， Zhang Shihong， Feng Qinglai， et al. Theoreticalbasis， research advancement and prospects of cyclostratigraphy[J]. Earth Science： Journal of China University of Geosciences，2011， 36（3）： 409-428.］

［18］ Fang Q， Wu H C， Wang X L， et al. An astronomically forcedcooling event during the Middle Ordovician[J]. Global andPlanetary Change， 2019， 173： 96-108.

［19］ Zhong Y Y， Wu H C， Fan J X， et al. Late Ordovician obliquityforcedglacio-eustasy recorded in the Yangtze Block， South China[J]. Palaeogeography， Palaeoclimatology， Palaeoecology， 2020，540： 109520.

［20］ 任傳真. 華南宜昌地區(qū)中—晚奧陶世地層旋回地層學(xué)研究[D]. 北京：中國(guó)地質(zhì)大學(xué)（北京），2020.［Ren Chuanzhen. Cyclostratigraphystudy of the Middle-Late Ordovician in Yichang，South China[D]. Beijing： China University of Geosciences （Beijing），2020.］

［21］ 陳旭，張?jiān)獎(jiǎng)?，李越，? 塔里木盆地及周緣奧陶系黑色巖系的生物地層學(xué)對(duì)比[J]. 中國(guó)科學(xué)：地球科學(xué)，2012，42（8）：1173-1181.［Chen Xu， Zhang Yuandong， Li Yue， et al. Biostratigraphiccorrelation of the Ordovician black shales in Tarim Basinand its peripheral regions[J]. Science China： Earth Sciences，2012， 42（8）： 1173-1181.］

［22］ Klootwijk C. Middle-Late Paleozoic Australia-Asia convergenceand tectonic extrusion of Australia[J]. Gondwana Research，2013， 24（1）： 5-54.

［23］ Cocks L R M， Torsvik T H. The dynamic evolution of thePalaeozoic geography of eastern Asia[J]. Earth-Science Reviews，2013， 117： 40-79.

［24］ Huang B C， Yan Y G， Piper J D A， et al. Paleomagnetic constraintson the paleogeography of the East Asian blocks duringLate Paleozoic and Early Mesozoic times[J]. Earth-Science Reviews，2018， 186： 8-36.

［25］ 賈承造. 中國(guó)塔里木盆地構(gòu)造特征與油氣[M]. 北京：石油工業(yè)出版社，1997.［Jia Chengzao. Tectonic characteristics and petroleum，Tarim Basin， China[M]. Beijing： Petroleum IndustryPress， 1997.］

［26］ 何文淵，李江海，錢祥麟，等. 塔里木盆地柯坪斷隆斷裂構(gòu)造分析[J]. 中國(guó)地質(zhì)，2002，29（1）：37-43.［He Wenyuan， LiJianghai， Qian Xianglin， et al. Analysis of fault structures in theKalpin fault uplift， Tarim Basin[J]. Geology in China， 2002， 29（1）： 37-43.］

［27］ Kodama K P， Hinnov L A. Rock magnetic cyclostratigraphy[M]. Chichester： John Wiley amp; Sons， 2015： 1-160.

［28］ Zhang S H， Wang X L， Zhu H. Magnetic susceptibility variationsof carbonates controlled by sea-level changes[J]. Sciencein China Series D： Earth Sciences， 2000， 43（3）： 266-276.

［29］ Racki G， Racka M， Matyja H， et al. The Frasnian/Famennianboundary interval in the South Polish-Moravian shelf basins： Integratedevent-stratigraphical approach[J]. Palaeogeography， Palaeoclimatology，Palaeoecology， 2002， 181（1/2/3）： 251-297.

［30］ Lean C M B， McCave I N. Glacial to interglacial mineral magneticand palaeoceanographic changes at Chatham Rise， SW PacificOcean[J]. Earth and Planetary Science Letters， 1998， 163（1/2/3/4）： 247-260.

［31］ Sun Y B， Clemens S C， An Z S， et al. Astronomical timescaleand palaeoclimatic implication of stacked 3. 6-Myr monsoon recordsfrom the Chinese Loess Plateau[J]. Quaternary ScienceReviews， 2006， 25（1/2）： 33-48.

［32］ Weedon G P. Time-series analysis and cyclostratigraphy： Examiningstratigraphic records of environmental cycles[M]. Cambridge：Cambridge University Press， 2003.

［33］ Thomson D J. Spectrum estimation and harmonic analysis[J].Proceedings of the IEEE， 1982， 70（9）： 1055-1096.

［34］ R Core Team. R： A language and environment for statisticalcomputing[M]. Vienna： R Foundation for Statistical Computing，2014.

［35］ Meyers S R. Astrochron： An R package for astrochronology[M/OL]. [2014]. http：//cran. r-project. org/package=astrochron.

［36］ Laskar J， Robutel P， Joutel F， et al. A long-term numerical solutionfor the insolation quantities of the Earth[J]. Astronomy amp;Astrophysics， 2004， 428（1）： 261-285.

［37］ Zeebe R E， Lourens L J. Geologically constrained astronomicalsolutions for the Cenozoic era[J]. Earth and Planetary ScienceLetters， 2022， 592： 117595.

［38］ Fang Q， Wu H C， Hinnov L A， et al. A record of astronomicallyforced climate change in a Late Ordovician （Sandbian） deep marinesequence， Ordos Basin， North China[J]. Sedimentary Geology，2016， 341： 163-174.

［39］ Waltham D. Milankovitch period uncertainties and their impacton cyclostratigraphy[J]. Journal of Sedimentary Research， 2015，85（8）： 990-998.

［40］ Svensen H H， Hammer ?， Corfu F. Astronomically forced cyclicityin the Upper Ordovician and U-Pb ages of interlayeredtephra， Oslo region， Norway[J]. Palaeogeography， Palaeoclimatology，Palaeoecology， 2015， 418： 150-159.

［41］ Hinnov L A. New perspectives on orbitally forced stratigraphy[J]. Annual Review of Earth and Planetary Sciences， 2000， 28：419-475.

［42］ Gradstein F M， Ogg J G， Schmitz M D， et al. Geologic timescale 2020[M]. Amsterdam： Elsevier， 2020： 631-694.

［43］ Zhong Y Y， Wu H C， Zhang Y D， et al. Astronomical calibrationof the Middle Ordovician of the Yangtze Block， South China[J].Palaeogeography， Palaeoclimatology， Palaeoecology， 2018， 505：86-99.

［44］ Nielsen A. Ordovician sea level changes： A baltoscandian perspective[M]//Webby B， Paris F， Droser M， et al. The great Ordovicianbiodiversification event. Columbia： Columbia UniversityPress， 2004： 84-94.

［45］ Vandenbroucke T R A， Armstrong H A， Williams M， et al.Ground-truthing Late Ordovician climate models using the paleobiogeographyof graptolites[J]. Paleoceanography， 2009， 24（4）：PA4202.

［46］ Vandenbroucke T R A， Armstrong H A， Williams M， et al. Epipelagicchitinozoan biotopes map a steep latitudinal temperaturegradient for earliest Late Ordovician seas： Implications for acooling Late Ordovician climate[J]. Palaeogeography， Palaeoclimatology，Palaeoecology， 2010， 294（3/4）： 202-219.

［47］ Nardin E， Godderis Y， Donnadieu Y， et al. Modeling the EarlyPaleozoic long-term climatic trend[J]. Geological Society ofAmerica Bulletin， 2011， 123（5/6）： 1181-1192.

［48］ Turner B R， Armstrong H A， Wilson C R， et al. High frequencyeustatic sea-level changes during the middle to early Late Ordovicianof southern Jordan： Indirect evidence for a Darriwilian iceage in Gondwana[J]. Sedimentary Geology， 2012， 251-252：34-48.

［49］ Pohl A， Donnadieu Y， Le Hir G， et al. Glacial onset predatedLate Ordovician climate cooling[J]. Paleoceanography， 2016， 31（6）： 800-821.

［50］ Zachos J C， Shackleton N J， Revenaugh J S， et al. Climate esponseto orbital forcing across the Oligocene-Miocene boundary[J]. Science， 2001， 292（5515）： 274-278.

基金項(xiàng)目：國(guó)家自然科學(xué)基金項(xiàng)目（41925010，42072039）