昌都盆地古近系貢覺組物源及其沉積環境

張治波，徐穎，苗艷菊，王文鋒，趙迪斐，陳丹玲

1.中國礦業大學資源與地球科學學院，江蘇徐州 221008

2.中國石化江蘇油田分公司物探研究院，南京 210046

3.西南大學教育學部，重慶 400715

4.江西省地礦局916隊，江西九江 332000

5.中國礦業大學人工智能研究院，江蘇徐州 221008

6.華中農業大學公共管理學院，武漢 430070

0 引言

在地質歷史演過程中，氣候的變化對地球上生物的演化至關重要。中白堊世和古近紀是顯生宙以來溫室效應演化最接近現今氣候變化的時期[1]。這段地質歷史時期發生了多期氣候突變事件，導致全球海洋生物發生大滅絕更替以及全球地球化學發生強烈的擾動[2￣3]。古新世—始新世界限附近（約55 Ma）的極短時間間隔內，升高4 ℃~8 ℃[4￣5]稱之為古新世—始新世最熱事件（PETM）或者晚古新世最熱事件（LPTM）[4]。最熱事件的主要特征是出現碳同位素（δ13C）至少3.0‰的負偏移，并且具有全球性[3]。始新世—漸新世，即34~33.5 Ma[3,6]，是全球溫室—冰室氣候轉化的重要時期，標志早古近紀溫室開始，冰期結束[7￣8]，作為重大氣候變化的響應，具有全球統一性。青藏高原作為世界屋脊，是世界上最高的高原，其構造運動復雜，氣候多變，是研究全球該時期氣候變化的理想場所。白堊紀以來，青藏高原受到印度板塊與歐亞板塊的碰撞造山[8￣13]，一直持續到現在，未曾停止，并持續抬升與剝蝕，使得地貌發生變化[14￣19]，而地貌的變化又控制了氣候變化。前人對青藏高原古近紀的古氣候和古環境做了大量的研究[3,8]，也取得了豐碩的成果，但是古近系貢覺組紅層物源仍然存在爭議，主要是青藏高原東部的昌都盆地貢覺組物源為東緣提供物源和東西緣共同提供物源之爭[20￣22]。解決物源之爭有助于揭示新特提斯洋的閉合過程，進而影響青藏高原的隆升，對氣候和資源產生重要影響。因此，本文系統地開展青藏高原東部昌都盆地古近紀貢覺組物源、沉積環境和構造背景的研究，以期揭示昌都盆地貢覺組細碎屑巖物質來源、構造背景和古氣候演化關系，進而為油氣與金屬礦產勘探提供依據。

1 區域地質

1.1 地質背景

昌都盆地北延至囊謙，南延至芒康，主要分布在貢覺縣、江達縣、察雅縣、芒康縣等地。屬于字呷—德欽斷裂與瀾滄江斷裂帶之間形成的斷陷盆地，大體為北高南低，北寬南窄的楔形構造（圖1）[23￣30]。新生代以來，盆地受到歐亞板塊與印度板塊的碰撞和造山作用的影響，使其區內構造復雜[24￣27]，從被動邊緣盆地發展成為島弧與弧后盆地，同時伴隨大規模的逆沖—推覆和走滑—拉分作用，導致形成了古近紀的裂谷盆地[14￣19]。區內構造演化復雜，盆地大致經歷了陸殼基底形成階段、原特提斯演化階段、古特提斯演化階段、新特提斯演化階段和陸內匯聚階段五個階段[23]。陸殼基地以吉塘巖群和寧多巖群變質結晶基底巖系為主，吉塘巖群的角閃片巖和花崗片麻巖年齡分別為1 800~2 300 Ma和1 900 Ma[28]。在新元古代—志留紀時期，超大陸裂解形成了南部的岡瓦納大陸群、中部的泛華夏大陸群、北部的勞亞大陸群，研究區位于岡瓦納大陸群北緣和泛華夏大陸群南緣之間的怒江特提斯構造域[28]。古特提斯演化階段指泥盆紀—中三疊世時期，怒江特提斯經歷了完整的威爾遜旋回，西側形成洋內島弧以及弧后盆地沉積的溝—弧—盆系統，東側發育深海—淺海沉積，金沙江洋盆在早石炭世繼續擴張，從泛華夏大陸群南緣裂離出昌都陸塊，研究區為邊緣臺地沉積[9￣10]。新特提斯演化階段指晚三疊世—白堊紀時期，怒江特提斯洋進入衰退晚期，繼續向昌都陸塊俯沖、消減完成它的生命歷程，形成羅冬巖群、海溝混雜堆積以及小定西組島弧火山巖，并伴有強烈的巖漿侵入活動，金沙江一帶開始碰撞造山，直至岡—念陸塊與昌都陸塊合攏，發育以陸殼為海底的陸間海沉積，形成了多尼組（K1d）海陸交互相含煤碎屑巖沉積，并伴有火山活動[28]。前陸盆地逐漸萎縮，發育景星組（K1j）紅色碎屑巖沉積，晚白堊世時期，怒江特提斯閉合，怒江一帶碰撞強烈，形成同碰撞仰沖帶，前陸盆地接近萎縮，局部地區的南新組和虎頭寺組陸相紅色碎屑巖沉積，金沙江一帶逆沖推覆作用強烈，形成金沙江逆沖帶[28￣29]。陸內匯聚階段指古近紀—第四紀，新生代是研究區形成高原的主要時期。印度板塊向歐亞板塊俯沖，區內造山作用強烈，形成大規模的沖斷推覆、走滑拉分作用，使得巖石圈的分層折離和滑脫。一方面使研究區產生一系列的走滑拉分斷裂，從而形成了走滑拉分盆地，如囊謙盆地、宗白盆地、貢覺盆地等[14￣19]。另一方面研究區早期形成的山系改造、疊加，使研究區地殼增厚，出現一系列的逆沖帶、斷褶帶、剝離帶等，如昌都褶皺帶、他念他翁剝離帶、金沙江褶沖帶、怒江逆沖帶、甘孜褶沖帶等。古近系貢覺組主要形成于該階段，以紅色細碎屑巖沉積為主，發育河流—三角洲—湖泊相沉積。

圖1 昌都盆地區域地質簡圖[29￣30]Fig.1 Regional geological sketch of Qamdo Basin[29￣30]

1.2 巖石學特征

昌都盆地古近系貢覺組以陸相紅色碎屑巖為主，夾泥灰巖、灰巖，并且含鹽及石膏等，其沉積厚度變化明顯，動植物化石以孢粉、介形蟲、植物、藻類等為主，主要賦存石膏、石鹽、鉀鹽、油頁巖、含銅砂巖等礦產。按照沉積充填序列可以將盆地古近系貢覺組劃分為4個充填序列（圖2）。

圖2 昌都盆地巖性柱狀圖及集采樣層位Fig.2 Lithologic histogram and sampling strata of Qamdo Basin

貢覺組一段（Eg1）：主要分布在昌都盆地西部地區，巖性特征：上部雜色泥巖夾少量泥質粉砂巖和含礫石灰巖；中部巖屑砂巖、紫紅色含礫砂巖、粉砂巖韻律層（圖3a，c）；下部：紫紅色泥質粉砂巖。索加地段北緣發育泥巖，夾雜孔雀石，并出現球狀風化（圖3b，d）。蹦白地區南部發育巖屑砂巖、泥質粉砂巖韻律層，可見波痕構造（圖3e）。底部主要發育紫紅色巖屑砂巖夾薄層粉砂巖及雜色礫巖，局部地段可見底礫巖，反映以沖積扇—辮狀三角洲—湖相沉積為主。

貢覺組二段（Eg2）：主要分布在昌都盆地東部及西部。盆地東部，不整合接觸于三疊系地層之上；盆地內部，平行不整合于第一段（Eg1）之上。巖性特征：細砂巖、含礫細砂巖、礫質粗砂巖、巖屑砂巖以及泥質砂巖韻律層（圖3f），厚度由南向北依次變薄，主要為沖積扇—河流相沉積。

貢覺組三段（Eg3）：油扎地區西部巖性變化較大，主要位于昌都盆地的復式向斜槽部。巖性特征：上部發育石膏、雜色泥頁巖及泥礫巖（圖3h）；然宗地區附近，中部發育紫紅色巖屑砂巖和泥質粉砂巖韻律層，夾雜凝灰巖。俄德地段以北，發育泥質白云巖，夾泥灰巖及雜色泥頁巖；油扎地區的南部和北部地區巖性為紫紅色含礫砂巖、泥質粉砂巖及巖屑砂巖韻律層，可見交錯層理（圖3i）。地層厚度變化為西薄東厚[31]，以河流相—湖相為主。

貢覺組四段（Eg4），主要分布在盆地南部的宗布向斜和油扎向斜的槽部，斷續殘存于察拉托至拉妥一帶。巖性特征：上部為含礫粗砂巖及長石石英砂巖；中部為雜色泥頁巖（分布于仁達至曲登一帶）；下部為紫紅色長石石英砂巖、泥質粉砂巖、粉砂巖韻律層，加日中巴一帶底部夾石英鈉長斑巖和流紋質凝灰巖（圖3j~l），且磨圓性差，揭示近源搬運堆積沉積特征[31]，以沖積扇和辮狀三角洲沉積為主。

圖3 昌都盆地古近系貢覺組紅層野外和顯微鏡下照片（a）紅色泥巖和砂巖互層；（b）紅色砂巖發育球狀風化；（c）紅色砂巖夾泥巖薄層；（d）磚紅色泥巖中含孔雀石；（e）波痕構造；（f）砂巖中夾礫石層；（g）白色石膏結晶程度好；（h）纖維狀石膏；（i）交錯層理；（j）石英；（k）鈣質膠結；（l）巖屑砂巖。Qtz.石英；Pl.長石；Ca.鈣質膠結物Fig.3 Field and microscope photos of red beds of the Paleogene Gongjue Formation in Qamdo Basin

2 材料和分析方法

本次所采集的樣品均來自西藏昌都盆地古近系貢覺組，采樣地點分別在昌都的貢覺、江達、油扎村等地區，從這些剖面上選取具有代表性的新鮮的砂巖樣品12件（圖2），巖性主要為粉砂質泥巖、粉砂巖、泥灰巖。室內處理，將野外采集的砂巖塊狀樣品，敲成碎塊，然后放入瑪瑙缽內研磨至200目，將準備好的干凈樣品打開，裝入樣品50 g，貼好標簽，密封完整后，送至核工業北京地質研究院分析測試中心進行測試。主量元素，通過X射線熒光光譜法（XRF）測定，其步驟為：將200目樣品在105 ℃烘箱中烘干12 h，通過1 000 ℃馬弗爐中灼燒計算燒失量；然后在鉑金坩堝放置助熔劑，樣品及氧化劑，在1 150 ℃熔樣爐中熔融14 min，冷卻后進入ZSX Primus Ⅱ型全自動X射線熒光光譜儀（XRF）（Rigaku，Japan）測試，其相當偏差值小于10 %（表1）。微量元素在北京核工業測試分析中心采用ICP-MS進行分析，精度優于5%（表2，3），步驟為：1）將200目樣品置于105 ℃烘箱中烘干12 h；2）準確稱取粉末樣品50 mg置于Teflon溶樣彈中；3）先后依次緩慢加入1 mL高純HNO3和1 mL高純HF；4）將Teflon溶樣彈放入鋼套，擰緊后置于190 ℃烘箱中加熱24 h以上；5）待溶樣彈冷卻，開蓋后置于140 ℃電熱板上蒸干，然后加入1 mL HNO3并再次蒸干；6）加入1 mL高純HNO3、1 mL MQ水和1 mL內標In（濃度為1×10-6），再次將Teflon溶樣彈放入鋼套，擰緊后置于190 ℃烘箱中加熱12 h以上；7)將溶液轉入聚乙烯料瓶中，并用2% HNO3稀釋至100 g以備ICP-MS測試。

3 結果

3.1 主量元素特征

整體上，昌都盆地細碎屑巖樣品的Al2O3和K2O含量，具有明顯的正相關性（r=0.948 1，n=12），說明K元素主要來源于黏土礦物[38￣39]。Fe2O3和Al2O3+K2O含量，顯示出相關性極差（r=0.000 1，n=12），說明Fe元素來源與黏土礦物無關[25]。SiO2與Al2O3+K2O之間，相關性極差（r=0.066 7，n=12），說明Si不以黏土礦物形式存在，而是以碎屑石英顆粒的形式存在。SiO2/Al2O3值（2.8~5.9），說明石英含量相對較低，長石含量較高。K2O/Na2O值為0.099~1.157，均值0.495，表現出受風化作用的影響較低，且淋濾作用較弱，造成了Na元素的流失量較小[25]。樣品燒失量為11.12%~19.16%，均值8.55%，與CaO含量成正相關（r=0.70，n=12），考慮青藏高原在古近紀時期氣候干旱[8]，較高的燒失量可能與碳酸鹽礦物的存在有關，與巖相學特征相吻合。

通過對盆地12件細碎屑巖樣品的常量元素進行分析（表1），盆地古近系貢覺組一段細碎屑巖SiO2的平均值為52.92%，二段增加到54.32%，三段減少到51.99%；貢覺組一段細碎屑巖Al2O3的平均為11.49%，二段增加到13.71%，三段降低到11.93%；貢覺組一段細碎屑巖Fe2O3的平均值為4.56%，二段增加到4.72%，三段減少到4.05%；貢覺組一段細碎屑巖MgO的平均值為2.00%，二段減少到1.89%，三段增加到2.44%；貢覺組一段細碎屑巖CaO的平均值為12.77%，二段減少到10.14%，三段增加到11.60%；貢覺組一段細碎屑巖Na2O的平均值為1.23%，而二段減少到0.59%，三段增加到1.04%；貢覺組一段細碎屑巖K2O的平均值為2.20%，而二段增加到2.80%，三段減少到2.09%；貢覺組一段細碎屑巖MnO的平均值為0.12%，二段減少到0.07%，三段增加到0.13%；貢覺組一段細碎屑巖TiO2的平均值為0.64%，二段增加到0.73%，三段減少到0.56%；貢覺組一段細碎屑巖P2O5的平均值為0.14%，二段和三段的平均值接近（0.11%和0.10%）；貢覺組一段細碎屑巖FeO的平均值為0.83%，二段增加到1.44%，三段減少到1.18%；貢覺組一段細碎屑ICV（成分變異指數）和CIA（化學蝕變指數）的平均值分別為2.05和71.75，貢覺組二段細碎屑巖化學風化程度指數ICV和CIA的平均值分別為1.53和77.50，貢覺組三段細碎屑巖ICV（成分變異指數）和CIA（化學蝕變指數）的平均值分別為2.01和74.10。整體上來講，貢覺組三段細碎屑巖的主量元素SiO2、Al2O3、Fe2O3、K2O、TiO2、FeO和化學蝕變指數CIA具有增加—降低的趨勢，而MgO、Na2O、MnO、P2O5、CaO和ICV具有降低—增加的趨勢，兩者出現了相反的趨勢，表明貢覺組細碎屑巖的SiO2、Al2O3、Fe2O3、K2O、TiO2、FeO與化學蝕變指數CIA相關性較高，MgO、Na2O、MnO、P2O5、CaO和成分變異指數ICV相關性較高。

3.2 微量元素特征

貢覺組細碎屑巖的微量元素測試分析結果顯示（表2），貢覺組一段（綠色圓圈符號）、二段（紅色三角形符號）和三段（黑色方框符號）的微量元素地殼標準化模式曲線一致（圖4），均有富集Sr、Ba、Pb、Zr元素的特征，虧損Sc、Ga、In、W、U和Hf元素的特征，同時發現貢覺組一段碎屑巖Pb元素含量的平均值約為地殼Pb元素含量的2 100倍；二段含量約為地殼含量的2 970倍，三段含量約為地殼含量的2 200倍，高含量的Pb元素可能與昌都盆地鉛鋅多金屬礦的富集有關，也發現化學風化指示一段弱，二段強，三段弱的特征。

圖4 昌都盆地古近系貢覺組細碎屑巖微量元素蛛網圖Fig.4 Spider web pattern of trace elements in the grain￣fine clastic rocks from the Paleogene Gongjue Formation in Qamdo Basin

3.3 稀土元素特征

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北羌塘地區昌都盆地古近系貢覺組細碎屑巖稀土元素特征如下（表3），一段細碎屑巖的稀土元素總量（ΣREE）為149.78×10-6~185.76×10-6，平 均 值 為167.70×10-6；二段碎屑巖的稀土元素總量（ΣREE）為167.17×10-6~242.50×10-6，平均值為199.28×10-6；三段細碎屑巖的稀土元素總量（ΣREE）為66.18×10-6~206.36×10-6，平均值為165.81×10-6。貢覺組一段細碎屑巖的LREE/HREE為2.27~2.50，平均值為2.38；貢覺組二段細碎屑巖的LREE/HREE為2.26~2.44，平均值為2.39；貢覺組三段細碎屑巖的LREE/HREE為2.34~2.52，平均值為2.47。貢覺組一段細碎屑巖的δEu為0.68~0.71，平均值為0.69；貢覺組二段細碎屑巖的δEu為0.66~0.73，平均值為0.70；貢覺組三段細碎屑巖的δEu為0.57~0.71，平均值為0.68。貢覺組一段細碎屑巖的δCe為0.92~0.94，平均值為0.93；貢覺組二段細碎屑巖的δCe為0.91~0.93，平均值為0.93；貢覺組三段細碎屑巖的δCe為0.92~0.98，平均值為0.94（表3）。通過稀土元素球粒隕石標準化后，呈現為輕稀土元素富集，重稀土元素虧損，輕重稀土分餾明顯（圖5a），在北美頁巖標準化曲線上，呈近水平展布（圖5b），指示貢覺組細碎屑巖的源巖均來自大陸上地殼。

圖5 昌都盆地古近系貢覺組細碎屑巖稀土元素標準化蛛網圖（a）球粒隕石標準化模式圖（球粒隕石標準值參考文獻[37]）；（b）北美頁巖標準化模式圖(北美頁巖標準值參考文獻[38]）Fig.5 Standardized spider web diagram of rare earth elements in grain￣fine clastic rocks of Paleogene Gongjue Formation, Qamdo Basin

4 討論

4.1 物源區巖石類型

利用砂巖—泥巖的常量元素可以判斷物源源巖類型。Roseret al.[39]以248個化學分析數據為基礎，認為Al2O3/SiO2、K2O/Na2O和Fe2O3總+MgO被證明是最為有效的判斷依據，再依據Ti，Al、Fe、Mg、Ca、Na和K的氧化物含量，對于CaCO中生物成因CaO和SiO2，可以采用TiO2，Fe2O3+MgO，Na2O和K2O對Al2O3的比值進行排除，進而認為該圖解可以有效地判斷砂巖—泥巖的源巖類型為鐵鎂質的、中性的或長英質火成巖還是石英沉積巖的來源，最終總結函數F1和F2的計算公式如下。

Pettijohnet al.[40]通過各種砂巖大量的化學分析結果，總結出不同成熟度的實驗化學成分上的變量關系，其中成熟的石英砂屑巖具有較高的SiO2/Al2O3比值，未成熟的砂巖則具有較低的SiO2/Al2O3比值，同時未成熟砂巖中Na2O/K2O比值也存在差異，則反映碎屑和膠結物成分的不同。因此，在判斷源巖類型及形成條件上具有重要意義，在國內外得到廣泛的應用。Pettijohnet al.[40]通過Na2O/K2O和SiO2/Al2O3的對數值作為橫縱坐標建立了Na2O/K2O和SiO2/Al2O3圖解能夠有效地判斷源巖類型。

通過對昌都盆地古近系貢覺組一段、二段和三段細碎屑巖主量元素特征，化學蝕變指和化學風化指數的分析，表明古近系貢覺組二段的細碎屑巖的主量元素含量、化學蝕變指數和化學風化指數明顯高于一段和三段。可能是在二段時期，由于氣候環境的變化，構造的隆升，風化更為強烈。F1-F2函數圖解揭示貢覺組細碎屑巖主要來自火成巖區（圖6a）。主量元素的log（K2O/Na2O）-log（SiO2/Al2O3）函數圖解揭示昌都盆地貢覺組細碎屑巖的巖石類型為長石砂巖和石質砂屑砂巖（圖6b）。F’1-F’2函數圖解揭示昌都盆地貢覺組細碎屑巖的物源來自中性巖火成巖物源區（圖6c）。綜上所述，昌都盆地古近系貢覺組細碎屑巖以長石砂巖和長質砂屑砂巖為主，源巖來自中性火山成物源區。二疊紀—三疊紀，由于怒江特提斯洋向昌都地塊的俯沖作用，在昌都地塊及其周圍形成了大量的火山島弧，其中江達巖體就形成于該時期，且以中酸性火山巖為主[28]，表明昌都盆地古近系貢覺組的細碎屑巖可能來自江達巖體。

圖6 昌都盆地古近系貢覺組細碎屑巖物源巖性判斷圖解[39￣40]圖中綠色方框為貢覺組一段；紅色方框為貢覺組二段；黑色方框為貢覺組三段Fig.6 Provenance lithology judgment diagram of the grain￣fine clastic rocks from the Paleogene Gongjue Formation in Qamdo Basin[39￣40]

4.2 構造背景及物源

沉積巖在風化、搬運、沉積和成巖過程中，其La、Y、Sc、Cr、Th、Th、Zr、Co等元素相對穩定，不易受環境改變而改變，因此，可以用來判斷原始物質來源。Bhati[41]對東澳大利亞五個已知物源區構造環境的泥巖及雜砂巖的微量元素地球化學特征研究，認為微量元素含量與源區類型和構造背景之間存在對應關系，并提出不同的構造環境下沉積巖微量元素Th-Sc-Zr/10、Th-Co-Zr/10和La-Th-Sc三端元判別圖解。利用這些圖解可以直觀地判斷雜砂巖形成的構造環境，并得到地質學界的認可和廣泛應用[42]。

細碎屑巖的特定地球化學元素含量具有源區構造背景的繼承性[43￣44]。因此，利用昌都盆地古近系貢覺組細碎巖微量元素的三端元圖解投圖，對昌都盆地古近系貢覺組細碎巖構造環境識別。貢覺組一段、二段和三段的細碎屑巖樣品在Th-Sc-Zr/10、Th-Co-Zr/10和La-Th-Sc圖解中均落入大陸島弧環境（圖7），指示昌都盆地古近系貢覺組的細碎屑巖的源巖來自島弧環境。而在二疊紀—三疊紀時期，怒江特提斯洋向昌都地塊持續俯沖，昌都地塊形成了大量的火山島弧，侏羅紀—白堊紀由于岡—念陸塊繼續向昌都陸塊俯沖，同時西側的德格陸塊也向昌都陸塊俯沖[28]。古近紀以來，印度板塊和歐亞大陸的碰撞及強烈的陸內匯聚作用[26]，印度板塊俯沖與歐亞板塊碰撞，盆地被拉分[14￣19]，使得晚三疊世火成巖的出露，在強烈的風化剝蝕作用下，沉積于盆地內，形成了古近系貢覺組的細碎屑巖沉積。

圖7 昌都盆地古近系貢覺組細碎屑巖構造背景圖解[45]A.大洋島弧B.大陸島弧C.活動大陸邊緣D.被動大陸邊緣Fig7 Diagram of tectonic setting for the grain￣fine clastic rocks from the Paleogene Gongjue Formation in Qamdo Basin[45]

稀土元素（REE）常被認為是非遷移的，穩定的，其沉積物中的REE含量受控源區巖石中的REE豐度及源區風化條件的約束，搬運、沉積和成巖作用對沉積物中REE含量的影響甚微，REE配分模式特征從源區到沉積場所不會發生明顯的改變[37]，沉積物中的REE能夠有效反映源區巖石的特征。稀土元素球粒隕石標準化能夠反映沉積物的物質來源是否一致，北美頁巖能夠反映其物質來源于上地殼[37]，因此，采用球粒隕石和北美頁巖標準化曲線揭示其古近系貢覺組細碎屑巖來自于江達巖體。通過引用江達地區晚三疊世花崗巖的稀土元素[28]與研究區古近系貢覺組細碎屑巖的稀土元素進行球粒隕石和北美頁巖標準化。對比發現，除了江達巖體的CL-6、CL-7、CL-8和CL-10的樣品的北美頁巖和球粒隕石標準化曲線與細碎屑巖的標準化曲線相比，出現了明顯的Eu負異常之外，其余樣品均與細碎屑巖的樣品曲線表現出高度的相似性（圖8），表明盆地細碎屑巖的物源來源于上地殼，其源巖為江達巖體的英云閃長巖和石英閃長巖的風化產物。

圖8 昌都盆地古近系貢覺組細碎屑巖與江達地區花崗巖稀土元素標準化蛛網圖[28]（a）北美頁巖標準化模式圖[38]；（b）球粒隕石標準化模式圖[46]Fig.8 Standardized spider web diagram of REE in the grain￣fine clastic rocks from the Paleogene Gongjue Formation in Qamdo Basin and granite in the Jiangda area[28]

4.3 沉積環境

晚中生代以來，我國大部分地區以發育陸相沉積為特色，陸相地層與大氣直接接觸，細碎屑巖敏感地記錄沉積時期的古環境和古氣候特點及變化[47￣48]，而沉積巖的微量元素B、Sr、Ba、Cu、V、Cr、U、Th、Zn等具有可變價態，易受環境變化影響，在沉積物中的富集程度受環境的氧化還原條件控制。因此，這些氧化還原敏感元素能夠指示沉積巖的形成環境，它們的質量分數及元素比值可以作為判斷沉積環境的重要指標[49￣50]。此次通過對昌都盆地古近系貢覺組碎屑巖樣品的微量元素特征比值進行分析（表4），采用沉積巖微量元素的Sr/Ba、Sr/Cu、V/Cr、U/Th、Cu/Zn元素比值，以及CIA、ICV、CIW、CIWcorr、Sr和B元素質量等指標，揭示昌都盆地貢覺組的沉積環境演化規律。

表4 昌都盆地古近系貢覺組細碎屑巖微量元素沉積環境特征參數Table 4 Sedimentary environment characteristic parameters of trace elements in the grain?fine clastic rocks from the Paleogene Gongjue Formation in Qamdo Basin

4.3.1 古鹽度特征

在潮濕氣候條件下，沉積巖中Fe、Al、V、Ni、Ba、Zn、Co等元素含量較高，說明湖水淡化，為高湖面期，反映的是潮濕的氣候環境。而在干燥氣候條件下，由于水分蒸發，水介質的堿性增強，Na、Ca、Mg、Cu、Sr、Mn大量析出，形成各種鹽類沉積在水底，所以它們的含量相對增高，為低湖面期，反映的是干燥的氣候環境[49]。因此Sr/Ba、K2O-B*、B-Sr以及V-Ba圖解常是指示沉積物水體鹽度和來源的一種重要判別指標和圖解。當Sr/Ba大于1.0時，為海相咸水；介于0.6~1.0為半咸水相；小于0.6時，為陸相淡水[49￣50]，同時利用B-Sr、V-Ba以及K2O-B*圖解指示沉積物沉積時的水體鹽度和來源[51]。通過盆地細碎屑巖的K2O-B*和B-Sr圖解判斷，昌都盆地貢覺組一段、二段和三段的細碎屑巖基本均落入半咸水—咸水區域（圖9a，b），而V-Ba圖解顯示總體上均落入陸相區（圖9c）。Sr/Ba指標顯示，貢覺組一段細碎屑巖Sr/Ba的比值介于0.37~0.49，其平均值為0.43；貢覺組二段細碎屑巖Sr/Ba的比值介于0.4~0.62，平均值為0.48；貢覺組三段細碎屑巖Sr/Ba的比值介于0.15~6.86，平均值為1.70（圖9d）。表明貢覺組一段以淡水環境為主，二段以淡水—半咸水環境為主，三段以半咸水—咸水環境為主。總體而言，昌都盆地古近系貢覺組體現了由一段到三段均為陸相環境，沉積過程中搬運介質的鹽度不斷升高的過程，可能是受氣候的影響，水體蒸發導致鹽度不斷升高。

圖9 昌都盆地古近系貢覺組細碎屑巖鹽度判斷圖解[39]Fig.9 Judging diagram of the grain￣fine clastic rocks salinity from the Paleogene Gongjue Formation in Qamdo Basin[39]

4.3.2 氧化還原條件

Th和U自身化學性質的不同，導致其在不同環境下的賦存狀態有所差異。Th對氧化還原條件的敏感性差，在水體中以Th4+的溶解態存在[53]。U在缺氧水體中以U4+離子態與氟化物結合形成不溶于水的化合物，并且易于在腐殖酸中形成有機金屬配位體。在氧化水體中以U6+形式與海水中的碳酸根離子形成可溶性的[UO2（CO3）3]4-，導致在氧化環境中沉積物虧損U，因此，U/Th是指示水體氧化還原條件的重要指標[53]。普遍認為U/Th的比值大于1.25時為缺氧環境，U/Th的比值介于0.75~1.25時為貧氧環境，U/Th的比值小于0.75時為氧化環境[49￣50]。昌都盆地貢覺組一段細碎屑巖的U/Th比值介于0.21~0.28，均值為0.25；二段細碎屑巖的U/Th比值介于0.23~0.28，均值為0.25；三段細碎屑巖的U/Th比值介于0.24~0.41，均值為0.28，一段、二段和三段的U/Th比值均小于0.75，表明昌都盆地古近紀貢覺組處于氧化環境，與V/Cr比值指示盆地處于含氧環境吻合（圖10b）。

圖10 昌都盆地古近系貢覺組細碎屑巖氧化還原環境圖Fig.10 Redox environment map of grain￣fine clastic rocks in the Paleogene Gongjue Formation, Qamdo Basin

V/（V+Cr）是指示水體氧化還原程度的重要指標，其原理與V/Cr相同，不再闡述。V/（V+Cr）大于0.6時顯示較強的缺氧條件[57￣58]。通過對昌都盆地古近系貢覺組細碎屑巖微量元素的V/（V+Cr）比值計算，得出一段的V/（V+Cr）比值介于0.58~0.61，均值為0.6；二段的V/（V+Cr）比值介于0.54~0.6，均值為0.57；三段的V/（V+Cr）比值介于0.58~0.6，均值為0.59。一段、二段和三段細碎屑巖的V/（V+Cr）比值均小于0.6，揭示貢覺組處于富氧—有氧環境（圖10c）。

Cu在氧化環境中，以有機金屬配位體和CuCl+離子的形式存在，當水體為還原條件時，Cu2+被還原為Cu+，進入黃鐵礦中或形成硫化物CuS2-或者CuS[59]。Zn在海水氧化環境時，以腐殖酸/富里酸的絡合物形式存在；硫化環境時，以Zn的形式存在于黃鐵礦中[60]。因此，Cu/Zn常被用來指示氧化—還原程度，當Cu/Zn值小于0.21，為還原環境，在0.21~0.35時為弱還原環境，在0.35~0.50時為氧化環境[50￣51]。昌都盆地貢覺組一段細碎屑巖的Cu/Zn比值介于0.40~0.53，均值為0.46；二段細碎屑巖的Cu/Zn比值介于0.31~0.39，均值為0.35；三段細碎屑巖的Cu/Zn比值介于0.22~0.93，均值為0.49。整體上，一段、二段和三段的Cu/Zn比值范圍變化較大，但都大于0.21，多數大于0.35，表明盆地古近紀貢覺組一段、二段和三段均出現了由弱還原環境向氧化環境轉化，其氧化程度由弱向強轉化（圖10d）。

在氧化水體中，Ni以溶解態的離子形式存在（Ni2+）或者以碳酸鹽形式（NiCO3）被有機質所吸附[52]。還原（有H2S存在）環境中，Ni形成不溶性硫化物（NiS），可在固溶體中被自生黃鐵礦吸收[59]。在還原環境中，Co比Ni優先活化，造成沉積物中Ni/Co比值增大。因此，Ni/Co是判斷沉積物沉積環境中水體氧化還原程度的重要參數。普遍認為：當Ni/Co小于5時為氧化環境；當Ni/Co介于5~7時為貧氧環境，Ni/Co大于7時為次缺氧—缺氧環境[60￣64]。通過對昌都盆地古近系貢覺組細碎屑巖微量元素的Ni/Co比值計算，得出一段的Ni/Co介于2.46~2.49，均值為2.48；二段的Ni/Co比值介于2.49~4.3，均值為3.02；三段的Ni/Co比值介于2.24~2.8，均值為2.51。一段、二段和三段細碎屑巖的Ni/Co)比值均小于5，指示貢覺組處于氧化環境（圖10e）。

4.3.3 古氣候

高含量Sr是水體在干旱炎熱的氣候條件下濃縮的結果，而Cu是在干燥的條件，水體介質的堿性增強，導致Cu的大量析出[49]，因此Sr/Cu常被用來判斷氣候溫濕和干熱的重要指標，當Sr/Cu的比值介于1~10時指示溫濕氣候，大于10時，指示干熱氣候[49￣50]。昌都盆地貢覺組第一段細碎屑巖Sr/Cu介于3.84~5.43，均值為4.63；第二段細碎屑巖Sr/Cu的比值介于4.66~7.95，均值為6.11；第三段細碎屑巖Sr/Cu的比值介于4.20~31.04，均值為12.73（圖11）。總體而言，貢覺組一段和二段處于溫濕氣候，到了三段環境發生改變，轉化為干熱氣候環境，表明古近紀貢覺組氣候變化復雜，經歷了由溫濕到干熱氣候的轉變，且在三段出現了氣候溫濕到干熱旋回性變化。

Wedepohl[65]研究認為單位體積上地殼平均礦物百分含量中，斜長石占41%、石英占21%、鉀長石占21%。由于石英在表生系統下化學性質極為穩定，因此，上地殼物質風化過程中，主要發生長石的分解、轉化，Na+、K+和Ca2+等堿金屬離子隨地表流體大量流失并導致長石最終轉變為以蒙脫石、高嶺石及伊利石為主的黏土礦物，所以風化產物中的Al2O3摩爾分數隨化學風化強度的增強而升高。因此，化學蝕變指數CIA、CIAcorr、CIW和成分分異指數ICV常用來指示沉積物風化程度的重要指標[33,66]。通過分析認為，高CIA值表明風化過程中Ca、Na、K等元素相對于穩定的Al和Ti元素的大量流失，反映了溫暖、潮濕氣候下相對較強的風化程度；相反，低CIA值，反映了寒冷、干燥氣候下相對較弱的風化程度[67]。Fedo et al.[66]總結認為，CIA在50~60之間，反映了風化程度弱，CIA在60~80之間，反映了中等風化程度，CIA在80~100之間，反映了風化程度強烈。Cox et al.[67]認為，ICV值大于1，則反映了細碎屑巖含較少黏土物質，反映活動構造帶的首次沉積，ICV值小于1，則反映了細碎屑巖含黏土成分，即沉積物經歷了沉積再循環作用，或者是強烈風化作用下的首次沉積。CIW值越高，代表物源區風化程度越強，反映物源區古氣候越趨向于溫暖、潮濕[33,66]。昌都盆地古近系貢覺組一段細碎屑巖的CIA指數在68.18~73.69之間，平均值為71.15；二段的CIA指數在74.22~82.17之間，平均值為77.50；三段的CIA指數在65.29~76.09之間，平均值為74.10。同時，化學風化指數CIW，一段在77.65~86.47之間，平均值為82.37，二段在84.65~95.88之間，平均值為92.08，三段在72.93~92.14之間，平均值為85.15（圖11）。反映了源區源巖由弱—強—弱的風化過程，以中等風化為主。貢覺組一段細碎屑巖的CIAcorr指數在72.57~78.82之間，平均值為75.82（圖11），二段在79.46~87.88之間，平均值為82.61（圖11），三段在67.86~79.99之間，平均值為78.48（圖11），反映了貢覺組一段和二段處于潮濕的氣候環境，高于平均頁巖值（70~75）[33,66,68]，三段氣候變化頻繁，潮濕和干燥的環境旋回出現，氣候變化復雜。細碎屑巖的成分分異指數ICV均大于1（圖11），表明細碎屑巖含有極少黏土物質，反映了活動構造帶的首次沉積，同時通過薄片顯微鏡特征觀察，其成分以石英礦物為主，成分程度較高。化學風化指數（CIA、CIAcorr、CIW）和成分分異指數（ICV）綜合表明盆地貢覺組從一段到三段，風化程度由弱—強—弱的過程，其中一段與二段以潮濕的氣候環境為主，三段氣候變化頻繁，以潮濕和干燥的環境旋回出現，更為復雜。

圖11 昌都盆地古近系貢覺組細碎屑巖風化指數與古氣候圖Fig.11 The paleoclimate and weathering index of grain￣fine clastic rocks in the Paleogene Gongjue Formation, Qamdo Basin

通過對昌都盆地細碎屑巖微量元素的B-Sr、Ga-B-Rb、V-Ba、K2O-B*圖解和Sr/Ba、Sr/Cu、V/Cr、V/（V+Cr）、Ni/Co、U/Th、Cu/Zn及化學風化程度（CIA、CIW、ICV和CIAcorr）指標綜合判斷，認為昌都盆地古近系貢覺組一段和二段處于濕潤的氧化環境，沉積水體鹽度以陸相半咸水—咸水為主，風化程度為強烈，三段氧化程度加強，水體鹽度增加至咸水，轉變為干熱氣候環境，風化程度強烈，這與現在的青藏高原氣候基本吻合。

4.4 環境演化模式

昌都盆地發育在羌塘—昌都地塊之上，東北為拉竹龍—金沙江縫合帶，是晚三疊世金沙江洋特提斯的閉合，昌都陸塊與松潘—甘孜陸塊相互碰撞造山所致。西南為班公湖—怒江縫合帶，是中侏羅世中晚期，班公湖—怒江洋盆的閉合，岡底斯—察隅微板塊拼貼所致[30]。新生代以來，受到兩側山鏈向盆地對沖擠壓，盆地發生縮短，形成一系列沖斷體系，特別是類烏齊—東達山在海西印支期復合造山，使得盆地沿北瀾滄江斷裂大規模地向東部前陸盆地斜沖逆掩，前端發生強烈構造變形[30]，盆地的中東部，走滑拉分作用形成一系列古近紀走滑伸展、壓陷盆地。該時期由于兩側山鏈已形成，向盆地中間剪切擠壓，形成了古近系走滑拉分盆地。對其古近系貢覺組細碎屑巖的微量元素特征分析，表明主要物源來自阿中—江達島弧（圖8），有少部分物源來自類烏齊陸塊。微量元素和稀土元素指示環境分析，表明貢覺組形成于半咸水—咸水的氧化環境，氣候由溫濕向干熱轉化，氣溫不斷降低的過程。依據環境演化特征，將其分為兩個階段（圖12），第一階段包括貢覺組一段和二段，主要為半咸水—咸水環境，氣候溫濕，以弱氧化為主（圖12a）；第二階段為貢覺組三段，以咸水—干熱—強氧化環境為主（圖12b），并且出現多層次的旋回性，環境演化復雜，這可能受青藏高原的不斷隆升，氣候變化周期更加頻繁所致。

圖12 昌都盆地古近系貢覺組沉積環境演化模式（a）貢覺組一段和二段環境變化；（b）貢覺組三段環境變化Fig.12 Sedimentary environment evolution model of the Paleogene Gongjue Formation in Qamdo Basin

4.5 新特提斯與盆地演化

昌都盆地位于北羌塘陸塊之上，在中三疊世，南羌塘地塊、北羌塘—昌都地塊與昆侖地塊之間發生碰撞，導致古特提斯洋及其分支洋盆的閉合，南北羌塘陸塊合并為一個整體羌塘陸塊，北羌塘—昌都地塊隆升為剝蝕區，南羌塘陸塊大部分為拗陷區，接受海相沉積[69￣70]。晚三疊世，金沙江古洋盆與瀾滄古洋盆的閉合，北羌塘—昌都地塊受到雙向擠壓的作用，古生代沉積形成的盆地被破壞改造，形成北羌塘—昌都盆地的基本格局。晚白堊世受新特提斯洋盆關閉的影響，海水由盆地北西方向退出[69]，至古近紀昌都盆地受到印度板塊與歐亞板塊的碰撞，發生陸內匯聚，盆地內走滑拉分斷裂發育，在昌都地區形成走滑拉分盆地[23]。古近紀在昌都地區僅出現貢覺組沉積，為一套紅色砂巖、泥巖和蒸發巖沉積地層，以湖泊—河流相沉積為主。通過貢覺組細碎屑巖主量元素的log（K2O/Na2O）-log（SiO2/Al2O3）、F2-F1、F’1-F’2、Th-Sc-Zr/10、Th-Co-Zr/10和La-Th-Sc圖解，再結合晚三疊世江達地區島弧花崗巖的稀土元素球粒隕石特征，發現兩者特征極其吻合，表明貢覺組的細碎屑巖源巖來自江達地區三疊世花崗巖體風化剝蝕搬運沉積的產物。前人對江達地區的肯座正長斑巖體和南部芒康馬牧普正長斑巖體定年，其時代分別為210 Ma和37.6 Ma[71]，因此，推斷貢覺組細碎屑巖的源巖可能來自肯座正長斑巖體的風化產物，進一步說明江達地區構造隆升更為強烈，風化更為嚴重，破壞了區內的油氣資源儲層，導致油氣的外溢，形成的油氣未能保存，使得地層中含大量的有機質，再通過熱化學還原硫酸鹽，形成硫離子，提供了主要硫源，并與源區物質中的鉛鋅離子結合，形成鉛鋅礦產沉淀下來，富集成礦，因此，油氣等有機質是三江地區鉛鋅多金屬成礦的還原劑[26,50]。

5 結論

（1） 通過主微量元素的F1-F2函數圖解、log（SiO2/Al2O3）-log（K2O/Na2O）和F’1-F’2函數圖解，結合微量元素Th-Sc-Zr/10、Th-Co-Zr/10和La-Th-Sc圖解以及江達地區晚三疊世花崗巖稀土元素標準化對比和區域地質演化特征，揭示盆地貢覺組以長石砂巖和石質砂屑砂巖為主，物源可能主要來自江達—阿中地區晚三疊世島弧酸性火成巖區的風化產物，其年齡約為210 Ma。

（2） 微量元素指示環境特征參數表明貢覺組一段和二段主要形成于濕潤的半咸水—咸水氧化環境。三段形成于干熱的咸水強氧化環境，且環境變化復雜，出現旋回性的變化且風化程度強烈，這可能與青藏高原不斷隆升有關。根據貢覺組的環境演化特征，將其沉積環境劃分為兩個階段，其一階段為一段（Eg1）和二段（Eg2）環境變化模式，其二階段為三段（Eg3）環境變化模式。

（3） 金沙江洋和瀾滄江洋的閉合，預示新特提斯洋的整體閉合。印度板塊向歐亞板塊俯沖，昌都地區發展為走滑拉分盆地，區內斷裂發育，油氣資源遭受嚴重破壞，同時，這些外溢油氣又是三江特提斯構造帶堿金屬成礦主要還原劑。

致謝 感謝評審專家對文章提出寶貴的修改意見，感謝編輯部老師的辛勤付出。