西藏羌塘盆地古近纪康托组沉积物源及构造背景分析

赵嘉峰，王剑，付修根，沈利军，郑波，韦恒叶，张豪薇，唐为

1)西南石油大学地球科学与技术学院，成都，610500； 2)西南石油大学羌塘盆地研究院，成都，610500；3)油气藏地质与开发工程国家重点实验室(西南石油大学)，成都，610500

内容提要: 沉积岩中的主微量元素和稀土元素特征可以指示其物源、构造背景和沉积环境等。康托组地层沉积时代为古近纪，是青藏高原早期隆升后首先沉积的陆相碎屑岩，对该地层的物源信息及构造背景分析对于研究羌塘盆地新生代演化和高原隆升过程具有积极意义。本文对羌塘盆地半岛湖地区康托组地层进行了地层学、岩石学、元素地球化学和黏土含量分析，研究了其物源特征及构造背景。研究区康托组主要为岩屑砂岩、岩屑石英砂岩，分选性和磨圆度较差，发育平行层理。对17件样品进行元素地球化学分析测试，结果显示中等的化学蚀变指数CIA值(69.57～80.81)，较高的化学风化指数CIW值(81.07～95.02)和斜长石风化指数PIA值(77.32～93.96)，表明物源区整体经历了较强的化学风化作用。Th/U、Sc/Th、Rb/Sr等微量元素比值接近大陆上地壳值，结合稀土元素的配分模式，表明近源快速堆积的特点。根据TiO2/Zr、Co/Th、La/Sc、Th/Sc、Cr/Zr值和δEu、δCe的负异常，结合相关判别图解说明康托组物源主要来自于长英质岩石。La—Th—Sc、Th—Sc—Zr/10、TiO2—Fe2O3T+MgO、Al2O3/SiO2—Fe2O3T+MgO和主量元素双因素构造判别图解表明物源区主要为被动大陆边缘。结合构造演化分析，指示了半岛湖地区康托组形成于陆内沉积环境。

碎屑岩记录了地层从“源”到“汇”的完整过程，其化学成分对于源区风化历史，物质性质及构造背景的判别具有重要意义(Mclennan et al., 1993; 冯兴雷等, 2010; Yang Jianghai et al., 2016; Wang Zhongwei et al., 2017)。随着地球化学测试技术的提升，对沉积物的碎屑成分进行元素地球化学分析是现今常用的研究物源和构造背景的方法，根据主微量和稀土元素的含量、比值结合前人整理的相关判别图解可以指示沉积物物源与构造背景(Taylor and Mclennan, 1985; Mclennan et al., 1993; Bhatia and Crook, 1986; Roser and Korch et al., 1988; 宋春彦等, 2013; Wang Zhongwei et al., 2017; 刘惟庆等, 2019； 张茜等， 2020；王忠伟等，2020 )。

羌塘盆地新生代地层与青藏高原早期隆升息息相关，由于藏北野外条件恶劣与地层出露情况差等因素，一直以来较少有研究和讨论(朱同兴, 1999)。新生代以来青藏高原的隆升剥露及其沉积地层中蕴含的信息与全球的气候变化关系密切，赋予了高原隆升研究重要的现实意义和可靠支撑(潘保田等, 1996; 王剑等, 2009; 张克信等, 2013)，同时新生代以来高原陆内造山的沉积演化，与之前的特提斯洋开启关闭所主导的沉积演化差别较大，所以对新生代地层进行研究讨论非常重要(张克信等, 2010)。新生代康托组地层广泛分布于羌塘盆地内，记录了高原早期隆升的重要信息。本文拟通过研究该地层的沉积学和地球化学特征，分析新生代康托组地层的沉积物来源，物源性质及构造背景，借此讨论古近纪羌塘盆地的演化特征。

1 地质背景

羌塘盆地位于特提斯构造域东段，青藏高原北部，夹于北边的可可西里—金沙江缝合带和南边的班公湖—怒江缝合带之间(图1a)，东经85°～95°，北纬32°～35°，盆地面积约为200000 km2(王剑等, 2009; 王剑和付修根, 2018；薛伟伟等, 2020)。新生代地层在羌塘盆地分布广泛，如康托组、唢呐湖组和鱼鳞山组等，其中康托组地层厚度变化较大，面积达数万平方千米，最厚处可超2700 m(李才等, 2006)。康托组常与唢呐湖组、鱼鳞山组、美苏组及纳丁错组地层同时产出，与下伏地层皆为不整合接触关系。

图1 羌塘盆地构造位置图(a)(据王剑等, 2007修改)以及半岛湖地区古近纪沉积地层分布图(b)Fig. 1 Tectonic location of the Qiangtang Basin(a)(modified from Wang Jian et al., 2007) and distribution of Paleogene sedimentary strata in Bandaohu area(b)

康托组地层由西藏区调队❶于1986年首创于改则县北的康托西山，原指一套紫红色砾岩夹砂岩、含砾砂岩、粉砂岩及少量泥岩夹基性喷出岩和凝灰质砂岩组成的地层(岳龙等, 2006; 王剑等, 2019)。后西藏地矿局(1997)进一步定义康托组地层为一套以紫红色砂砾岩为主，次为杂色泥岩、粉砂岩，底部夹基性火山岩的地层体，不整合在日贡拉组(原纳丁错组E3r)之上，未见顶。在早期的地质调查中康托组地层被认为是南羌塘红层的主体，属于古地理相对较高的近山麓冲洪积体系(王剑等, 2019)。在青藏高原开始大规模隆升时，康托组首先开始了陆源碎屑和火山沉积(李才等, 2006)。其时代一直以来颇有争议，无确切生物化石信息，仅有少量火山岩同位素年龄或借助上下地层年龄约束为古近纪始新世早期—渐新世(岳龙等, 2006; 李才等, 2006; 钟华明等, 2008; Xu Qiang et al., 2013; 王剑等, 2019; 赵珍等, 2020)。近年来，对沉积于羌塘盆地的新生代唢呐湖组地层的时代发现显示，其与康托组地层的形成时代相当，沉积特征具有相似性，且同样形成于干旱气候环境，二者可能为同期异相地层(王剑等, 2019)。

2 野外剖面及岩石学特征

前人对羌塘盆地新生代地层的研究，更多的是通过火山岩等成果进行报道和讨论(邓万明, 1993; 迟效国等, 1999; 谭富文等, 2000; 李才等, 2006; 刘建峰等, 2009; 冉皞等, 2014)，对青藏高原内部沉积特征研究则较少(姜高磊等, 2013)。开展新生代地层的沉积学研究，对了解这一时期高原内部演化特征具有积极意义，也是后续进行地球化学特征分析的基础。

图2 羌塘盆地半岛湖地区康托组沉积特征及镜下照片： (a)岩屑砂岩；(b)平行层理；(c)薄层砾石；(d)石英砾石；(e)岩屑；(f)钙质胶结；(g)石英；(h)硬石膏Fig.2. Sedimentary characteristics and photomicrographs of Kangtuo Formation in Bandaohu area，Qiangtang Basin：(a) lithic sandstone; (b) parallel bedding; (c) thin layer of gravel; (d) quartz gravel; (e) detritus; (f) calcareous cementation; (g) quartz; (h) anhydrite

研究区康托组剖面位于北羌塘坳陷半岛湖地区南部(图1b)，起点坐标：E 88°21′1.55″，N 34°2′21.24″，H 5003.72 m，终点坐标：E 88°21′1.33″，N 34°2′24.52″，H 5016.43 m。底部与上侏罗统索瓦组灰岩呈角度不整合接触，未见顶，厚度大于100 m。剖面主要发育紫红色含砾岩屑砂岩(图2a)，整体有向上变粗的特征，可见平行层理(图2b)，岩石表面可见有砾石溶蚀所致的孔洞。半岛湖剖面中部有约10 cm厚薄层砾岩(图2c)。砾石成分较为复杂，主要为石英、灰岩及泥岩颗粒等，粒径0.2～0.6 cm，少数灰岩砾石可达2～3 cm。砾石主要呈球状、椭球状，分选中等，磨圆中等，长轴与层理发育方向一致(图2d)，剖面表现出干旱型冲积扇的河道沉积特征(周江羽等, 2003，2011)。

通过对半岛湖剖面岩石样品的镜下薄片鉴定，表明半岛湖地区康托组砂岩样品以岩屑砂岩、岩屑石英砂岩为主。碎屑颗粒中，岩屑为主要成分，其次为石英，长石含量极少且偶见蚀变现象。岩屑以硅质岩屑和泥质岩屑为主(图2f)，少量变质岩屑。石英颗粒以单晶石英为主，次圆状—次棱角状，整体皆可见碎裂及波状消光现象(图2e, g)，可能与剧烈的构造活动有关。砂岩以钙质胶结为主，可能与长石的溶蚀有关(谭先锋等, 2016)，同时镜下可见石膏，呈柱状或板状(图2h)，表明为干旱的沉积环境。总体而言，碎屑岩颗粒粗，分选磨圆差，具近源堆积特征。

3 样品采集和分析

为了对半岛湖地区康托组地层进行详细的物源信息及构造背景研究，沿该剖面自下而上非等间距采集了17件砂岩样品，取样点如图2所示。所取样品均去除其表面风化残留，保证样品新鲜并装入密封袋中，在此基础上进行了地球化学分析以及黏土组分分析。样品的测试分析均在核工业北京地质研究院实验室完成。

全岩主量元素分析采用熔片法，以无水四硼酸锂熔融，硝酸铵为氧化剂，加助溶剂后于1150℃～1250℃下熔融制片，在X射线荧光光谱仪上进行测量。测试采用AxiosmAX X射线荧光光谱仪，X射线管电压50 kV，电流50 mA，具体测试方法和流程按照GB/T 14506.14-2010《硅酸盐岩石化学分析方法第14部分：氧化亚铁量测定》，GB/T 14506.28-2010《硅酸盐岩石化学分析方法第28部分：16个主次成分量测定》和岩石矿物分析《第四版16.20灼烧减量的测定》标准执行。

全岩微量元素分析采用酸溶法，利用氢氟酸和硝酸在封闭环境下溶解，在电热板上蒸发除尽氢氟酸，稀释后利用仪器直接测定。测试采用NexION300D等离子体质谱仪，具体测试方法和流程按照GB/T 14506.30-2010《硅酸盐岩石化学分析方法第30部分：44个元素量测定》执行。

黏土矿物分析利用离心分离提取黏土矿物样品，采用Panalytical X’Pert PRO X射线衍射仪测试黏土矿物含量，工作电压40 kV，电流40 mA，具体测试方法和流程按照石油天然气行业标准SY/T5163-2010《沉积岩中黏土矿物和常见非黏土矿物X射线衍射分析方法》执行。

4 测试结果

4.1 主量元素地球化学特征

半岛湖地区康托组砂岩样品主量元素分析结果见表1。样品SiO2含量在58.22%到71.91%之间，平均值为65.63%；CaO含量次之，在12.72%到21.47%之间，平均值为16.56%；Al2O3含量较低，为1.08%～2.45%，均值1.66%；Fe2O3T+MgO含量为1.28%～2.87%，均值1.84%；Na2O、K2O含量分别为0.028%～0.088%和0.192%～0.433%，平均值为0.045%和0.30%；MnO、TiO2、P2O5含量均低于1%，分别为0.062%～0.098%、0.088%～0.235%和0.021%～0.035%。与大陆上地壳相比，整体表现为富硅、富钙，其他元素均表现出不同程度的亏损(图3a)。

样品中Al2O3与K2O具有显著的正相关性(r=0.99，p<0.01，n=17；r代表相关性值，p代表显著性值，n代表样品个数)，说明K元素主要来源于黏土矿物(Ross and Bustin, 2009)。Fe2O3与Al2O3+K2O含量，表现出较弱的正相关性(r=0.58，p<0.01，n=17)，说明部分Fe元素来源于黏土矿物(王忠伟等, 2020)；SiO2与Al2O3+K2O之间，p>0.05，不具有相关性，说明Si不以黏土矿物形式存在，而是以碎屑石英颗粒的形式赋存。样品整体具有很高的SiO2/Al2O3值(28.16～55.53)，说明石英含量相对较高，长石含量较少；K2O/Na2O值为2.65～10.72，均值7.14，表现出受到了风化作用的影响，且有一定的淋滤作用，造成了Na元素的大量流失(王鹏鸣等, 2012)。样品烧失量为10.64%～17.34%，均值13.62%，与CaO含量成正相关(r=0.99，p<0.01)，考虑青藏高原在古近纪时期的干旱特征(周江羽等, 2011; 姜高磊等, 2016)，较高的烧失量可能是由较多碳酸盐矿物的存在而引起的，该结果与岩相学研究一致。

4.2 微量元素地球化学特征

半岛湖地区康托组砂岩样品微量元素分析结果见表1。大离子亲石元素Rb、Sr、Ba、Pb和U含量分别为(8.18～18.20)×10-6、(63.40～92.10)×10-6、(62.50～1157.00)×10-6、(8.37～12.10)×10-6、(0.50～3.06)×10-6，相比大陆上地壳，仅有个别样品的Ba、U元素样品表现出富集，其余Rb、Sr、Pb均为亏损状态(图3b)。高场强元素Nb、Ta、Zr、Hf、Th和Y含量分别为(1.81～4.62)×10-6、(0.135～ 0.322)×10-6、(19.20～45.90)×10-6、(0.557～1.39)×10-6、(1.71～3.69)×10-6、(8.11～12.70)×10-6。过渡元素Sc、V、Cr、Co、Ni、Cu和Zn含量分别为(1.95～11.20)×10-6、(16.90～29.40)×10-6、(9.38～19.50)×10-6、(4.63～8.31)×10-6、(12.60～27.80)×10-6、(7.08～14.00)×10-6、(23.90～41.70)×10-6。与大陆上地壳相比，均表现出不同程度的亏损(图3b)。V、Cr、Zr、Nb、Hf、Th、Ta和Rb元素与Al2O3+K2O表现出较好的正相关性(r=0.83，0.87，0.95，0.93，0.95，0.92，0.95，0.99，p<0.01，n=17)，说明其来源大部分为黏土等铝硅酸盐矿物(Hu Junjie et al., 2015)。Zr和Hf元素为线性正相关(r=1，p<0.01，n=17)，表现出相似的地球化学性质，其比值可以判断岩石成因和物源信息(Bhatia and Crook, 1986; Hu Junjie et al., 2015)，17个样品的Zr/Hf值为31.54～35.41，与花岗岩数值相接近，说明Zr的来源与酸性岩浆岩有关(田景春等, 2016)。

表1 羌塘盆地半岛湖地区康托组砂岩主量、微量、稀土元素含量及相关参数Table 1 Major, trace, rare earth element contents and related parameters of the sandstones from the Kangtuo Formation in Bandaohu area, Qiangtang Basin

样品S01-1S01-2S01-3S01-4S02-1S03-1S04-1S04-2S05-1S05-2S05-3S05-4S06-1S06-2S06-3S07-1S07-2UCCPb9.60 9.78 12.10 9.54 11.40 9.89 9.03 11.10 9.12 8.67 9.23 9.41 8.37 8.41 9.22 9.15 9.24 17.00 Hf1.01 1.39 1.39 1.05 1.33 0.62 0.66 0.73 0.68 0.71 0.86 1.08 0.56 0.73 0.62 0.82 0.83 5.30 Th3.20 3.69 3.51 2.69 3.32 1.92 2.28 2.36 2.70 2.42 2.93 3.47 1.71 1.93 1.86 2.75 2.70 10.50 U0.67 0.81 0.83 1.13 3.06 0.74 0.50 0.63 0.57 0.73 0.71 0.74 0.66 0.53 0.54 0.67 0.63 2.70 Ta0.25 0.32 0.29 0.23 0.29 0.14 0.17 0.19 0.17 0.19 0.21 0.27 0.14 0.15 0.14 0.19 0.22 0.90 Cu11.10 12.50 12.50 12.20 11.90 11.70 9.97 10.50 10.30 12.10 12.20 14.00 8.78 8.28 8.64 7.08 7.69 28.00 Zn31.40 33.00 40.00 34.30 23.90 30.20 32.60 41.70 27.50 26.80 35.90 26.20 30.10 34.90 33.80 31.80 28.80 67.00 Th/U4.75 4.57 4.25 2.38 1.08 2.58 4.53 3.75 4.73 3.34 4.12 4.70 2.59 3.63 3.46 4.13 4.28 3.89 Sc/Th1.04 0.71 0.81 1.41 0.97 2.69 0.86 4.75 1.09 0.86 0.67 0.71 3.24 4.21 5.36 1.67 2.23 1.33 Cr/Th4.59 5.09 5.56 6.06 4.49 5.47 4.96 5.89 4.74 5.29 4.74 5.30 5.49 5.54 5.81 4.51 5.30 8.76 Co/Th2.22 1.98 2.32 3.02 1.49 3.39 2.99 3.52 1.97 2.38 2.68 1.42 3.23 2.40 2.87 2.32 2.53 2.21 Rb/Sr0.15 0.24 0.21 0.17 0.28 0.11 0.14 0.12 0.18 0.16 0.15 0.20 0.11 0.10 0.12 0.17 0.15 0.26 Sc/Cr0.23 0.14 0.15 0.23 0.22 0.49 0.17 0.81 0.23 0.16 0.14 0.13 0.59 0.76 0.92 0.37 0.42 0.15 Sr/Cu8.00 5.79 7.06 7.55 5.33 7.48 6.99 8.51 6.51 6.38 6.57 5.04 8.61 9.93 9.13 10.86 10.99 Cr/Zr0.45 0.42 0.42 0.47 0.34 0.49 0.48 0.56 0.56 0.55 0.49 0.54 0.49 0.44 0.49 0.46 0.49 La12.30 15.10 13.30 11.20 11.10 8.27 8.32 9.16 10.20 9.48 10.80 12.50 7.14 7.70 7.33 9.79 9.54 31.00 Ce22.10 27.00 24.30 19.80 19.80 14.10 14.50 16.90 18.50 17.00 19.90 22.30 12.70 13.60 13.90 18.10 17.10 63.00 Pr2.65 3.18 2.93 2.46 2.45 1.81 1.81 2.14 2.25 2.15 2.46 2.69 1.59 1.75 1.80 2.22 2.13 7.10 Nd10.30 12.40 11.60 9.63 9.66 7.25 7.09 8.74 8.91 8.51 9.76 10.60 6.43 7.05 7.57 8.82 8.39 27.00 Sm2.05 2.24 2.29 1.85 1.94 1.44 1.48 2.10 1.78 1.68 1.98 1.94 1.39 1.53 1.79 1.74 1.63 4.70 Eu0.56 0.43 0.44 0.49 0.37 0.35 0.34 0.50 0.36 0.39 0.41 0.42 0.33 0.36 0.51 0.37 0.37 1.00 Gd1.92 2.01 2.07 1.66 1.96 1.44 1.37 2.06 1.61 1.60 1.81 1.74 1.36 1.42 1.83 1.68 1.50 4.00 Tb0.33 0.34 0.37 0.30 0.36 0.26 0.24 0.41 0.28 0.29 0.32 0.30 0.26 0.26 0.35 0.31 0.27 0.70 Dy1.73 1.79 2.10 1.56 2.09 1.36 1.36 2.21 1.50 1.48 1.63 1.49 1.38 1.40 1.93 1.63 1.46 3.90 Ho0.31 0.33 0.38 0.29 0.42 0.25 0.25 0.41 0.27 0.27 0.31 0.28 0.26 0.26 0.36 0.31 0.27 0.83 Er0.86 0.92 1.04 0.78 1.11 0.66 0.66 1.02 0.74 0.73 0.84 0.76 0.67 0.70 0.96 0.81 0.72 2.30 Tm0.14 0.16 0.17 0.14 0.19 0.11 0.12 0.17 0.12 0.12 0.14 0.13 0.11 0.11 0.16 0.13 0.12 0.30 Yb0.93 1.01 1.13 0.86 1.17 0.69 0.67 1.01 0.77 0.74 0.82 0.83 0.69 0.68 0.95 0.83 0.76 2.00 Lu0.13 0.14 0.16 0.12 0.16 0.09 0.09 0.15 0.11 0.10 0.12 0.11 0.10 0.09 0.13 0.11 0.11 0.31 ΣREE56.31 67.05 62.28 51.14 52.78 38.08 38.30 46.98 47.40 44.53 51.28 56.09 34.41 36.90 39.56 46.85 44.36 LREE49.96 60.35 54.86 45.43 45.32 33.22 33.54 39.54 42.00 39.21 45.31 50.45 29.58 31.99 32.90 41.04 39.16 HREE6.35 6.71 7.42 5.71 7.46 4.86 4.76 7.44 5.40 5.31 5.98 5.63 4.83 4.91 6.66 5.81 5.20 LREE/HREE7.87 9.00 7.39 7.95 6.07 6.83 7.04 5.31 7.77 7.38 7.58 8.96 6.12 6.51 4.94 7.07 7.53 (La/Yb)N0.32 0.33 0.31 0.32 0.26 0.30 0.31 0.28 0.33 0.32 0.33 0.34 0.29 0.31 0.27 0.30 0.31 δEu0.25 0.26 0.25 0.26 0.28 0.26 0.26 0.27 0.26 0.26 0.26 0.26 0.27 0.26 0.26 0.27 0.26 δCe0.28 0.20 0.20 0.28 0.19 0.24 0.24 0.24 0.21 0.24 0.21 0.23 0.24 0.24 0.28 0.22 0.24

图3 羌塘盆地半岛湖剖面康托组砂岩主量元素、微量元素大陆上地壳标准化蛛网图和稀土元素球粒陨石配分模式图Fig. 3 The UCC-normalized major element , trace element spider diagrams and chondrite-normalized REE distribution patterns of the Bandaohu section大陆上地壳和球粒陨石数据分别来自Rundnick and Gao Shan (2003)以及Taylor and McLennan (1985)The values of the UCC and Chondrite for normalizing from Rudnick and Gao Shan (2003) and Taylor and McLennan (1985), respectively

4.3 稀土元素地球化学特征

半岛湖地区康托组砂岩样品稀土元素分析结果见表1。康托组样品稀土元素总量(ΣREE)为(34.40～67.10)×10-6，均值为47.9×10-6，低于大陆上地壳稀土元素的总和148.10×10-6。轻稀土含量(29.58～60.35)×10-6明显大于重稀土(4.76～7.46)×10-6。LREE/HREE值为(4.94～9.00)。经过球粒陨石标准化后的配分模式图表现出明显的左高右低(图3c)，其(La/Yb)N值为(5.52～10.79)，说明轻重稀土发生的分异程度比较高，可能是源于快速的沉积。分析表明，砂岩中石英含量对稀土元素含量起稀释作用，石英含量越高，稀土元素含量越低，碳酸盐矿物也有类似作用(王中刚, 1989)。同时，稀土元素总量与Al2O3、K2O、TiO2、P2O5等陆相元素表现出较好的正相关性(r=0.90，0.90，0.59，0.68，p<0.01，n=17)，但与CaO为负相关(r=-0.81，p<0.01，n=17)，推测稀土元素主要来源于陆相碎屑岩。δEu(0.58～0.87)表现明显的负异常，δCe(0.89～0.96)表现较弱的负异常。同时所有样品的稀土元素配分模式曲线形态一致，说明它们具有相近的物质来源。此外，沉积物中Eu的负异常通常被认为是继承于源岩的，并表明了物源的长英质岩石属性(Armstrong-Altrin, 2009; Armstrong-Altrin et al., 2012; Fu Xiugen et al., 2011; Wang Zhongwei et al., 2018)。

4.4 黏土矿物组分特征

半岛湖地区康托组砂岩样品黏土矿物分析结果见表2，半岛湖地区康托组砂岩样品的黏土矿物主要包括伊蒙混层(20.00%～83.00%，均值54.38%)、伊利石(6.00%～64.00%，均值31.14%)、高岭石(8.00%～36.00%，均值18.07%)，几乎不含绿泥石。伊利石由长石和云母在风化作用下形成，随着K+的不断淋失，向蒙脱石转化，其后因风化作用程度提高而形成高岭石(Sheldon and Tabor, 2009; Nordt and Driese, 2010; 殷科等, 2010)。康托组样品较高的伊蒙混层和伊利石含量，较低的高岭石含量，结合前人的相关研究(Song Eping et al., 2014; 姜高磊等, 2016)说明了康托组地层沉积时始新世干旱的气候条件。而绿泥石一般易于保存在化学风化作用受到抑制的地区(殷科等, 2010)，样品中极低的绿泥石含量正好说明了地层在形成时受到了较高程度的化学风化作用，与元素地球化学结果相吻合。

表2 羌塘盆地半岛湖剖面康托组砂岩黏土组分含量Table 2 Clay component content of the sandstones from the Kangtuo Formation in Bandaohu area, Qiangtang Basin

5 讨论

沉积岩的成分特征包含了有关沉积环境、地层发展演化的丰富信息，碎屑岩中的一些微量元素(如稀土元素、Y、Th、Nb、Zr、Hf和Sc元素等)具有非常低的移动能力，可能在风化、运输和成岩过程中定量地移动到碎屑沉积物中(Bhatia et al., 1986, McLennan, 1989; Armstrong-Altrin et al., 2004)。因此，碎屑沉积物的碎屑成分和化学成分可广泛用于区分物源，以量化源区的风化程度，并推断沉积盆地的构造背景(Madhavaraju et al., 2002; Armstrong-Altrin et al., 2015)。

5.1 物源区风化作用

不同的风化作用强度会影响沉积物的成分组成，导致部分元素发生迁移，而较稳定的元素则停留在沉积物中，因此通过某些特定元素的含量与比值可以评价物源区的风化程度强弱，例如化学蚀变指数(CIA)、化学风化指数(CIW)、斜长石蚀变指数(PIA)等(冯连君等, 2003; Roy and Roser, 2013; 王忠伟等, 2020; Shen Lijun et al., 2020)。

化学蚀变指数CIA值是广泛应用于反应物源区化学风化程度的指标，可以对源岩的物源信息、成岩作用和化学风化程度等协助判别，由Nesbitt and Young等(1982)提出，其计算公式为：

化学风化指数CIW值是由Harris等(1988)提出的不受钾交代影响的化学风化作用评估参数，CIW计算公式：

斜长石蚀变指数PIA值是用于计算未风化的含大量斜长石的原岩风化强度的参数(Fedo et al., 1995)，也被广泛用于评价物源区的风化强度，PIA计算公式：

上述各式中的CaO*值代表硅酸盐中CaO的摩尔数，本文采用McLennan等(1993)所提出的校正方法，校正后进行各特征指数的计算。

n(CaO*)计算=n(CaO)-3/5n(P2O5)，如若计算后的n(CaO*)计算高于n(Na2O)，则：n(CaO*)=n(Na2O)，反之则n(CaO*)=n(CaO)。

5.1.1成岩作用与钾交代作用

物源区沉积物在风化过程中钾元素含量有降低的趋势，如果成岩作用过程中发生了钾交代作用，会使钾元素增多，进而改变CIA值，使其比正常值更小，因此需要进行校正(Nesbitt and Young, 1984, 1989; 徐小涛和邵龙义, 2018)。A—CN—K图解常用于讨论样品的风化作用程度及受成岩作用或交代作用影响程度，一般认为物源区受到的风化作用越强，其CIA值越高(80～100)。本次研究样品的CIA值中等偏高(69.57～80.81，均值77.63)，康托组砂岩样品投点远离长石端元，表现出整体所受的风化作用中等(图4)，较高的CIA值也表明了物源区风化时较为干旱的环境特征(Nesbitt and Young, 1982)。样品的CIA值偏离A—CN—K图解的理想风化趋势线时(平行于A—CN轴)，则说明受到了成岩作用和钾交代作用的影响，偏离越严重则受钾交代作用越强(Yang Jianghai et al., 2016; 王忠伟等, 2020)。半岛湖地区康托组样品的CIA值整体平行于理想风化趋势线，说明物源未受到或受较弱钾交代作用的影响。同时样品中明显低于上地壳值(2.80%)(Rudnick and Gao Shan, 2003)的K2O含量(0.19%～0.43%，均值0.30%)也说明了物源区沉积物没有受到钾交代作用的影响，所以CIA值可以有效判断物源区的风化程度。

图4 羌塘盆地半岛湖地区康托组砂岩A—CN—K三角图(Nesbitt and Young, 1984)Fig.4 A—CN—K diagram of the sandstones in the Bandaohu area (Nesbitt and Young, 1984)

5.1.2沉积旋回作用

岩石的成分成熟度主要由其经历的沉积旋回所控，会影响对其化学成分和风化程度的解释(Cox et al., 1995)，成分变异指数ICV值是常用的判断沉积物是否经过沉积旋回的方法(Armstrong-Altrin et al., 2015)，ICV计算方法：

ICA=[n(Fe2O3)+n(K2O)+n(Na2O)+n(CaO)+n(MgO)+n(MnO)+n(TiO2)]/n(Al2O3)

一般而言，沉积物中如长石、辉石和角闪石等造岩矿物中，Al2O3的含量较低，成分成熟度低，常具有较高的ICV值(>1)，没有经历多次的旋回作用，属于构造活动背景下的首次沉积；而高岭石、伊利石和云母等矿物中Al2O3的含量较高，成分成熟度较高，常具有较低的ICV值(<1)，代表在较强风化作用下初次沉积或是经历过再旋回作用(Van de Kamp and Leake, 1985; Cox et al., 1995; Cullers, 2000; 冯连君等, 2003)。相比之下，低溶解度微量元素的化学性质对循环效应不敏感，反映了第一次循环输入的组成。康托组样品主量元素具有较低的Al2O3含量及较低的Al2O3/SiO2比值(均值为0.025)，其ICV值为1.02～2.16，均值1.61，推测是由于近源的快速沉积而形成，可以排除再旋回作用对CIA值计算的影响。此外还说明样品含有的黏土组分较少，所以表现出K、Na元素相对于上地壳的亏损。

通过成岩作用、钾交代作用和沉积旋回作用的评价，说明化学蚀变指数CIA值在评价康托组地层的化学风化强度中是有效的。同时，本次研究的化学蚀变指数CIA值与化学风化指数CIW(r=0.98，p<0.01，n=17)和斜长石蚀变指数PIA(r=0.98，p<0.01，n=17)具有明显的正相关关系，说明CIW与PIA值可同时用于判断研究区的风化作用程度。结合较高的化学风化指数CIW值(81.07～95.02，均值91.63)和较高的斜长石风化指数PIA值(77.32～93.96，均值89.80)，表明半岛湖地区康托组沉积期物源区发生了较高程度的化学风化作用，长石和云母的风化产物因此不同程度丢失。

5.2 物源属性

碎屑沉积岩的主量元素在风化、搬运和成岩过程中始终保持其性质，常用于研究沉积岩的物源区属性(Madhavaraju, 2015; Shen Lijun et al., 2020)。如Al、Ti和Zr的氧化物等难以在低温溶液下溶解，这类元素可以在一定程度上被视为稳定元素，其元素比值常和源岩具有一致性(Stumm et al., 1981)。TiO2/Zr值是判别物源属性的一种常用指标，其值从长英质物源到铁镁质物源逐渐增大(Hayashi et al., 1997; Moradi et al., 2016; Tao huifei et al., 2014; 王忠伟等, 2020)。其中长英质的物源一般具有较低的TiO2/Zr值(<55)，中等的TiO2/Zr值(55～200)指示中性的物源，而高的TiO2/Zr值(>200)则指示铁镁质的物源(Hayashi et al., 1997)。康托组砂岩样品的TiO2/Zr值为(45.00～66.09)，均值53.07，多数样品落入长英质火成岩源区，少量落入中性火成岩源区，但同时也紧邻于长英质源区(图5a)。

图5 羌塘盆地半岛湖地区康托组砂岩物源属性判别图解：(a)TiO2—Zr(底图据Hayashi et al., 1997)；(b)La/Th—Hf(底图据Floyd and Leveridge, 1987)；(c)Co/Th—La/Sc(底图据Condie, 1993)；(d)Th/Sc—Zr/Sc(底图据McLennan et al., 1993)Fig. 5 Provenance discrimination diagrams of the sandstones in the Bandaohu area：(a)TiO2—Zr(after Hayashi et al., 1997)；La/Th—Hf(after Floyd and Leveridge, 1987)；(c)Co/Th—La/Sc(after Condie, 1993)；(d)Th/Sc—Zr/Sc(after McLennan et al., 1993)

从表1可知，样品的Th/U平均值3.70，Sc/Th平均值1.96，Co/Th平均值2.51，Rb/Sr平均值0.16，均比较接近上地壳值(Rudnick and Gao Shan, 2003)，推断其物源区为大陆上地壳，且搬运距离较近。同时Bhatia(1981)认为，当Th/U值约为2.50～3.00时，主要源岩为岛弧火山岩；Th/U值约为4.50时，物源以沉积岩为主，并混入一定岛弧火山岩碎屑；当Th/U值约为6时，可以推断物源主要是再旋回沉积岩，且源岩可能存在Th矿化(冯兴雷等, 2010)。本次取得样品的Th/U值为1.08～4.75，均值3.70，表明物源是以沉积岩为主，不排除有少量的火山岩物源在沉积过程中加入的可能。另外，U元素在风化过程中会随着氧化作用而丢失，造成Th/U值增大，当Th/U值小于3时，表明风化作用较弱(Taylor and McLennan, 1985; Moradi et al., 2016)，半岛湖地区康托组砂岩样品共有13件Th/U值>3，说明风化程度整体较高，与前面ICV值研究结果一致。

沉积岩中微量元素如La、Co、Cr和Hf等因性质较为稳定，可以在判别物源区构造背景时提供分析支持。一般而言，La、Th和Zr等元素更多赋存在长英质岩石及其风化产物中，而Co、Sc和Cr等则更多赋存在铁镁质岩石及其风化产物中(Armstrong-Altrin et al., 2004)，Wronkiewicz和Condie(1989)指出，可以用分别主要存在于铬铁矿和锆石中的Cr和Zr元素之比来确定镁铁质和长英质物源的重要程度，Cr/Zr值越大，镁铁质岩石对源区的贡献越大(王志龙等, 2017)，反之则由长英质岩石提供物源。研究区康托组地层17件样品的Cr/Zr值较小，为0.34～0.56，均值0.48，说明物源区以长英质岩石为主。La/Th—Hf图解在研究物源方面有广泛的应用(Floyd and Leveridge, 1987; Moradi et al., 2016)，本次研究中，岩石样品都靠近于长英质物源区域(图5b)。同时，利用Co/Th、La/Sc及Th/Sc等比值可以对长英质物源和基性物源做出有效的区分(Armstrong-Altrin et al., 2004; Moradi et al., 2016)。在Co/Th—La/Sc图解中，样品落点大致接近于长英质物源区，一定程度上靠近安山岩区域(图5c)。Th/Sc和Zr/Sc值能够反应沉积物成分的变化和分选程度，其中Th/Sc值代表了物源区的平均值，Zr/Sc值则随着锆石的富集而增加(McLennan et al., 1993; 侯明才等, 2016)。康托组岩石样品Zr/Sc和Th/Sc值分别为2.21～8.87和0.19～1.49，并具有显著的正相关性(r=0.96，p<0.01，n=17)。在Zr/Sc—Th/Sc图解中(McLennan et al., 1993; 图5d)，显示其主要靠近于上地壳(长英质火成岩)。

5.3 物源区构造背景

运用主量元素或某些特定氧化物的比值和判别图解来研究物源区的构造背景是地球化学分析中重要的方法和手段。在Roser和Korsch(1986)提出的分析构造背景为活动、被动大陆边缘或岛弧的K2O/Na2O—SiO2判别图解中，康托组砂岩具有较高的SiO2含量和较高的K2O/Na2O值(2.65～10.72，均值7.14)，17个样品全部落入被动大陆边缘区域(Roser and Korch, 1986; 图6)。

图6 羌塘盆地半岛湖地区康托组砂岩K2O/Na2O—SiO2判别图解(底图据Roser and Korch, 1986)Fig. 6 K2O/Na2O—SiO2 discrimination diagram of the sandstones in the Bandaohu area (after Roser and Korch, 1986)

此外由Bhatia(1983)研究建立的Al2O3/SiO2、TiO2与Fe2O3T+MgO物源区构造背景图解也取得了广泛的应用(徐亚军等, 2010; 宋春彦等, 2013)，根据其图解对康托组样品进行研究，在TiO2—Fe2O3T+MgO图解(图7a)和Al2O3/SiO2—Fe2O3T+MgO图解(图7b)中，样品都在大陆边缘区域附近。

一些微量元素和稀土元素因其稳定的性质，在搬运及沉积的过程中，不会发生明显的含量变化(Moradi et al., 2016)，根据Bhatia和Crook(1986)提出的La—Th—Sc(图7c)和Th—Sc—Zr/10(图7d)构造环境判别图解，康托组岩石样品主要落于大陆边缘及过渡区域，与中央隆起带中生代被动大陆边缘到活动大陆边缘的大地构造背景一致(王剑等, 2009)。晚白垩世受中特提斯洋盆关闭的影响，海水由盆地北西方向退出(王剑和付修根, 2018)，至康托组沉积期，盆地为陆内沉积环境，但沉积物继承了物源区的构造背景特征。

图7 羌塘盆地半岛湖地区康托组砂岩物源构造环境判别图解：(a)TiO2—Fe2O3T+MgO；(b)Al2O3/SiO2—Fe2O3T+MgO；(c)La—Th—Sc(底图据Bhatia, 1983)；(d)Th—Sc—Zr/10(底图据Bhatia and Crook, 1986)Fig. 7 Tectonic setting discrimination diagrams of the sandstones in the Bandaohu area：(a)TiO2—Fe2O3T+MgO, (b)Al2O3/SiO2—Fe2O3T+MgO(after Bhatia, 1983), (c)La—Th—Sc, (d)Th—Sc—Zr/10(after Bhatia and Crook, 1986) A—大洋岛弧；B—大陆岛弧；C—活动大陆边缘；D—被动大陆边缘A—ocean island arc; B—continental island arc; C—active continental margin; D—passive continental margin

此外，研究表明，元素Ca、Mg、K、Na、Sr和Ba等在干旱的条件下比较富集，因此某些特征元素的含量和比值通常可用于地质历史时期古气候条件的重建(许中杰等, 2012; Cao Jian et al., 2012; Fu Xiugen et al., 2014)。不同的古气候条件会造成沉积物中Rb/Sr值和Sr/Cu值的变化(金章东等, 2002)，在温暖的沉积环境中，Rb/Sr值降低，Sr/Cu值升高。本文所取样品在具有较低Rb/Sr值(0.10～0.28，均值0.16)的同时，Sr/Cu值较高(5.04～10.99，均值7.69)，Ca和部分样品的Ba元素较为富集，表明沉积过程中，经历了比较干旱的气候条件。这也与前人工作中所描述的康托组形成于干旱气候环境相一致(Xu Qiang et al., 2013)。

羌塘盆地古近纪始新世时期同时沉积了唢呐湖组和康托组地层，二者皆经历了干旱、强蒸发的古气候，在盆地中形成了南高北低的古地理格局，其中唢呐湖组主要形成于北部古地理环境较低的蒸发湖盆环境，以紫红色砂砾岩、砂岩、粉砂岩和夹多层石膏的泥岩等细粒沉积物为主，偶见少量火山岩；康托组则主要形成于南部古地理环境相对较高的冲洪积体系，以紫红色砂砾岩、含砾岩屑砂岩、粉砂岩和杂色泥岩等粗粒沉积物为主，底部见基性火山岩(王剑等, 2019; 图8)。研究表明，北羌塘坳陷的沉积物的物源主要来自于可可西里造山带和中央隆起带(王剑等, 2009)，而半岛湖地区康托组的物源区则主要为南部的中央隆起带。

图8 羌塘盆地康托组和唢呐湖组分布示意图(据王剑等, 2009修改)Fig. 8 Distribution diagram of the Kangtuo Formation and Suonahu Formation in the Qiangtang Basin(modified from Wang Jian et al., 2009)

6 结论

根据研究区康托组砂岩的沉积学研究和元素地球化学特征，得到了以下几点认识：

(1)康托组砂岩分选磨圆较差，成熟度较低，岩石类型主要为岩屑砂岩、岩屑石英砂岩。主量与微量元素地球化学特征研究表明，其沉积物源具上地壳近源特征。

(2)研究剖面样品的化学蚀变指数(69.57～80.81，均值77.63)、化学风化指数(81.07～95.02，均值91.63)、斜长石蚀变指数(77.32～93.96，均值89.80)、A—CN—K图解和成分变异指数(1.02～2.16，均值1.61)及黏土组分分析等表明，康托组物源区总体未受到钾交代作用的影响，且经历了较强的化学风化作用，沉积环境为干旱的气候条件。

(3)稀土元素配分特征研究表明，Eu元素和Ce元素相对上地壳的亏损，及TiO2—Zr，La/Th—Hf，Co/Th—La/Sc，Th/Sc—Zr/Sc图解中均靠近于长英质区域的特征，表明半岛湖地区康托组地层主要物源为上地壳的长英质岩石。

(4)基于K2O/Na2O—SiO2、La—Th—Sc、Th—Sc—Zr/10和Al2O3/SiO2、TiO2与Fe2O3T+MgO的构造背景判别图解和特征元素参数判别图解，结合盆地演化特征，表明半岛湖地区康托组形成于陆内构造背景。

致谢：成文过程中，王忠伟提供了许多有益的建议并多次指导论文修改。野外工作得到了申晓辉和王莹的帮助，论文评审得到了匿名审稿专家提出的宝贵意见，在此一并表示感谢。

注 释/Note

❶ 西藏地矿局区调队. 1986. 1∶100万改则幅区域地质调查报告.