第２７卷第３期 张鑫等：塔里木盆地志留系柯坪塔格组砂岩岩石学特征与物源分析 １０７ 造背景以及岩石物源区中得到应用，最初成功的应 期，盆地出现大规模的构造抬升，全区大部分地层遭 用于火山岩研究［３￣５３，后来应用此方法扩展到了沉 受剥蚀，到志留系柯坪塔格组沉积期，盆地开始快速 积岩 ］。目前沉积物地球化学元素的研究主要从 下降，相对海平面上升，形成了志留系海相碎屑岩沉 其特征元素的含量及其元素对的比值分析、微量元 积，总的来说志留系沉积是盆地萎缩期的一套沉积， 素异常分析、稀土模式分析、同位素分布特征等几个 在塔北隆起、北部坳陷和塔中低凸起均有较广泛的 方面着手研究。 分布，由下至上包括柯坪塔格组、塔塔埃尔塔格组和 塔里木沉积盆地类型的划分及构造背景的研究 依木于他乌组口 ，下伏地层为中上奥陶统灰岩和泥 前人已做过许多工作。曹守连与陈发景（１９９４）对塔 岩，上覆地层为泥盆系克孜尔塔格组红砂岩，其顶底 里木盆地东北部地区充填序列进行了初步的物源分 均为角度不整合接触，其中柯坪塔格组是志留系主 析，认为库车坳陷可能是位于裂谷沉积物之上的前 要的勘探目的层。塔里木盆地志留系沉积期为一地 陆盆地 ；张希明等（１９９５）根据Ｄｉｃｋｉｎｓｏｎ等的三 势较为平坦、水体较浅的陆内海，塔北隆起和塔南隆 角图解，对塔里木盆地北部地区的板块构造背景进 起的构造演化对盆地的岩相古地理起到了主控作 行了判别分析，认为碎屑岩物源区以盆地边缘再旋 用，特别是柯坪塔格组沉积期，由于隆起抬升到一定 回造山带为主Ｌ１ 。在此基础上对研究区砂岩的碎 程度，塔北隆起和塔南隆起已经形成重要的物源区， 屑物成分、常量元素、微量元素含量和某些元素的比 在盆地周边地区形成了具有恒定物源的辫状三角洲 值进行分析，应用碎屑矿物分析和元素地球化学方 与河口湾等沉积体系。 法对该区砂岩的构造背景与物源特征进行分析，对 沉积相和储层成岩作用研究具有重要的意义。 ２ 样品分析 １ 地质背景 针对柯坪塔格组地层的分布取样３Ｏ块，选取 中一细砂岩（图１）进行分析。砂岩碎屑矿物含量用 塔里木盆地是一个油气资源极为丰富的大型含 偏光显微镜和Ｘ衍射方法测定（表１），在进行碎屑 油气盆地，介于中国天山、昆仑山造山带之间的，由 统计时，将碳酸盐碎屑分为内源和外源两种类型，并 古生界海相克拉通盆地与中新生界陆相前陆盆地组 把外源碳酸盐碎屑、燧石和硅质岩屑归人沉积岩岩 成的大型叠合盆地，基底为前元古代变质岩，在基底 屑（Ｌ ）中，把具有波状消光的石英颗粒归人变质岩 之上沉积了巨厚的震旦纪一古生代海相地层和中新 屑（Ｌ ）中［１ 。氧化物含量用原子发射光谱测定 生代陆相地层［１ 。自震旦纪 到第四纪，塔里木盆地经历 了从海相、海陆过渡相到陆 相的完整海侵一海退沉积旋 回Ｉ１ ，基本构造单元可分为 塔北隆起、塔中隆起、塔南隆 起以及库车坳陷、北部坳陷 （满加尔凹陷和阿瓦提凹 陷）、西南坳陷和东南坳陷。 塔北地区位于塔里木盆地的 北部，包括塔北隆起、满加尔 凹陷北部和阿瓦提凹陷东北 部。塔中地区位于塔里木盆 地中部中央隆起带中段，隶 属于塔里木板块，主体部分 为塔中低凸起。满东地区包 括中央隆起带东段和满加尔 凹陷东部（图１）。 图１塔里木盆地构造背荣与取样位置图 塔里木盆地奥陶纪后 Ｆｉｇ．１ Ｄｉａｇｒａｍ ｏｆ ｓｔｒｕｃｔｕｒａｌ ｓｅｔｔｉｎｇ ｏｆ ｔｈｅ Ｔａｒｉｍ ｂａｓｉｎ ａｎｄ ｔｈｅ ｌｏｃａｔｉｏｎ ｏｆ ｓａｍｐｌｅｓ 维普资讯 http://www.cqvip.com 矿 物 岩 石 法（ＡＥＳ）测定（表２），稀土元素用感偶等离 表１ 塔里木盆地柯坪塔格组砂岩碎屑矿物成分含量／ Ｔａｂｌｅ １ Ｔｈｅ ｄｅｔｒｉｔａｌ ｍｉｎｅｒａｌｓ ｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎｓ ｏｆ ｓａｎｄｓｔｏｎｅｓ ｉｎ ｔｈｅ 子体质谱法（ＩＣＳ－ＭＳ）测定（表３）。 井号Ｉ地区 深度／ｍ ｌＱｍｌ Ｑ Ｉ Ｆ『Ｋ Ｉ Ｐ ｆ Ｌ Ｉ Ｑ １ Ｌｍ Ｉ Ｌ。ｌ Ｌ Ｉ Ｌｔ ３ 碎屑矿物特征 ３．１碎屑矿物组成 Ｃ１ ５ ８０６．９８ ４２ ４６ １６ １５ ７５ ８０ ８６ ９３ ３ １ ２ １ １ １ ０ ３９ ４ １８ ７ ５ ７ １２ ８ １９ ４３ １０ ２ ５ ４ ３ ２３ １ １４ Ｃ１ Ｓ１ Ｓ１ ５ ４７７．５０ ６ ２０８．７０ ６ ２１２．２５ ４５ ４８ １３ １２ １ ４０ ３ １４ ３ ２３ ４３ Ｓ１ ＹＮ１ 塔 ６ ２１３．７５ ６ ２８６．１６ ５ ４６０．Ｏ０ ８８ ９２ ７３ ７５ ６６ ６８ ６５ ６８ ６４ ６７ ７３ ７８ １ ３ ５ ７ ５ ２ １ ０ １ ８ ４ ２２ ４ ３ ４ ５ １５ ８ ４ １ １２ ３ ２５ １Ｏ ２６ 塔里木盆地志留系柯坪塔格组砂岩碎屑 Ｓ１ 矿物面积含量统计（表１）表明：塔北地区和 Ｔ１ 塔中地区柯坪塔格组砂岩类型主要为岩屑砂 Ｔ１ Ｔ１ ２ １ ２３ ２ ４ １ ２８ ２ ６ １ ２５ ３ ４ １ ２９ ３ ２ ０ ２Ｏ ５ ６３ ６７ １１ １Ｏ ５ ９４３．６１ ５ ９４５．９８ ５ ９９８．７０ ５ ３６０．２Ｏ 为 ３ １９ ３０ ４ ３ １８ ２８ ６ ３ ２Ｏ ３２ ７ Ｏ １３ ２５ 岩和岩屑石英砂岩，满东地区主要为岩屑砂 Ｙ１ 岩，含少量长石岩屑砂岩。塔北地区砂岩中 １１１６７ ４７ ４ ４９５．３９ ４ ６４２．９４ ４ ９９４．３７ ５２ ５８ ６ ６５ ７２ ７０ ７６ ５ ２ ４ ４ ２ ２ ３６ ６ １３ ６ １７ ４２ １ ０ ２３ ２２ ７ ６ ７ ４ ８ ４ １２ ３０ １０ ２８ 的主要碎屑为石英碎屑，含量在４６ ～９３ 之间变化，平均含量为７１．１ ，石英碎屑以 ３４５ 。５ ２９５．２１ ４ ９８８．７２ ３ ７３５．８５ ７７ ８５ ０ ７９ ８４ ３３ ３６ ２ ４ ０ ２ ３ ０ １５ ８ ０ １ １４ ５ ３ ６ ３ ７ ６ ６ ２３ ４ １９ 单晶石英为主，Ｑ ／Ｑ为０．９１～０．９７，呈棱 ７ 竿 ４ ６９１．５ ６１ ６５ ３ ２ １ ３２ ４ １Ｏ ６ １６ ３６ ６Ｏ ３ ３Ｏ ２４ ６３ ３４ 角状，具有六边形和双锥形特征，这些特征表 ３１ 明砂岩中的单晶石英主要来自于花岗岩及火 ２Ｏ 山岩。燧石等多晶石英在样品中相对较少， １８ Ｑ。／Ｑ为０．０３～０．０９。岩屑含量在７ ～ ＭＤ１ ４０ 之间变化，平均为２３．５ ，以火山岩为 ＭＤ１ＭＤ１ ＭＤ１ ３Ｏ ４ ６２８．１ ４ ２７９．７８ ４ ７１３．８１ ２９ ３２ ５ ３９ ４３ ７０ ７６ ５ ３ ３ ４ ２ ２ ６３ ３ ２８ ５ ３０ ６６ １ １ ５２ ４ ２１ ６ ２４ ８ ６ ６ ２２ ５６ ７ ２７ ４ ６１０．２ ６６ ７０ ６ ４ ２ ２４ ４ １１ ６ ７ ２８ ５ ５９７．３６ ３０ ３２ ８ ７ １ ６０ ２ １８ ７ ３５ ６２ 主，Ｌ ／Ｌ为０．１３～０．７２，平均为０．５０，火山 ＭＤ１ 岩岩屑以花岗岩岩屑为主，偶见酸性喷出岩 ＭＤ１ 物波状消光在该类岩屑中较为普遍，Ｌ ／Ｌ 为０．１６～０．５６。沉积岩岩屑含量较少，沉积 ＭＤ１ 满 东 地 区 ５ ５９３．２４ ５ ５９８．８５ ５ ４９８．００ ５ ４９７．３８ ５ ４９６３８ ．２８ ３１ ８ ７ ２９ ３１ ７ ６ ２６ ２８ ２Ｏ １８ ２７ ２８ １７ １５ ３７ ４０ １７ １５ １ １ ２ ２ ２ ６１ ３ ６２ ２ ５２ ２ ５５ １ ４３ ３ １８ ２Ｏ １Ｏ １０ ８ ６ ８ ６ ５ ５ ３７ ６４ ３４ ６４ ３６ ５４ ４０ ５６ ３０ ４６ ５ ４９１．Ｏ８ ４６ ５０ １１ １０ １ ３９ ４ １９ １０ １０ ４３ 屑。变质岩岩屑主要为千枚岩和板岩等，矿 ＭＤ１ ５ ４９０．３３ ３４ ３５ ９ ８ １ ５６ １ ２８ １３ １５ ５７ Ｌ ．变质岩岩屑；Ｌ。．沉积岩岩屑ｉ Ｌ ．火山岩岩屑；Ｌ—Ｌ ＋Ｌ。＋Ｌ吖ｎ， Ｌ 一Ｌ ＋Ｌ。＋Ｌｍ＋Ｑ ；Ｑ．所有石英碎屑颗粒，Ｑ—Ｑ ＋Ｑｐ 岩屑主要由粉砂岩 泥岩、碳酸盐岩组成，Ｌ ／Ｌ为０ ～长石碎屑含量为７ ～２０ ，平均含量为１２．１ ，长 石碎屑中斜长石含量高于钾长石含量，Ｋ／Ｆ为０．８６ ～Ｏ．６５，平均为０．２０。长石含量为１ ～１６ ，平均 为６．１ ，聚片双晶、卡氏双晶和肖钠双晶最为常 见。长石碎屑中斜长石含量高于钾长石含量，Ｋ／Ｆ 为０．６７～１．００。 ０．９１。 ３．２砂岩骨架成分与大地构造背景 根据Ｄｉｃｋｉｎｓｏｎ（１９７６）ｌ１ 做出的ＱＦＬ，ＱｍＦＬ ， 塔中地区砂岩碎屑主要为石英碎屑和岩屑，石 英碎屑在３２ ～８５ 之间变化，平均含量为 Ｑ。Ｌ Ｌ 以及Ｑ ＰＫ图解（图２）。塔里木盆地柯坪 塔格组砂岩的物源区基本一致，都来自于再旋回造 山带物源区，再旋回的造山带物源区，情况比较复杂 一６３．４ ，单晶石英含量较高，Ｑ ／Ｑ为０．９０～０．９４。 岩屑含量在１４ ～６３ 之间变化，平均为３２．９ ， 以火山岩岩屑和变质岩岩屑为主，Ｌ ／Ｌ为０．２９～ ０．５２，平均为０．４３，Ｌ ／Ｌ为０．２０～０．４６．，平均为 ０．４０，沉积岩岩屑含量较少，Ｌ ／Ｌ为０．０８～０．２９， 平均为０．１７。长石含量为０～６ ，平均为３．７ ， 以钾长石为主，Ｋ／Ｆ为０．６０～０．８０。 些，可分为３种不同的区域。第一是板块俯冲带 的混杂岩物源区，这种在构造上上升隆起的区域，是 由已有构造形变的蛇绿岩质和大洋中其他物质所组 成的。第二是碰撞造山带物源区，即两个板块相接 合的地区，大部分由沉积的和沉积变质的推复体和 冲断岩席所组成，代表早先的陆缘带。第三，前陆隆 满东地区砂岩碎屑主要为岩屑，含量在３９ ～ ６２ 之间变化，平均含量为５３．５ ，以火山岩岩屑 为主，Ｌ ／Ｌ为０．２６～０．７３，平均为０．５５。其次为变 质岩岩屑，Ｌ ／Ｌ为０．１８～０．４９，平均为０．３１，沉积 岩岩屑含量较少，Ｌ ／Ｌ为０．０９～０．２６。该区砂岩 起物源区，前陆褶皱一冲断带所形成的高地，被侵蚀 后产生的碎屑可直接流人相邻的前陆盆地内。该区 除了接受大量的火山弧造山带的碎屑物质外，还有 克拉通内隆起提供的碎屑物质，因而砂岩的成熟度 也相对高一些。砂岩大部分均由再旋回的沉积物质 石英含量在２８ ～５０ 之间变化，平均含量为 组成，石英颗粒具中等含量，石英对长石的比值高， 有丰富含量的火山岩岩屑与变质岩岩屑。一些石英 ３ ４．４ ，以单晶石英为主，Ｑ ／Ｑ为０．９０～０．９７。 维普资讯 http://www.cqvip.com 第２７卷第３期 张鑫等：塔里木盆地志留系柯坪塔格组砂岩岩石学特征与物源分析 Ｑ Ｆ Ｌ Ｆ Ｌ 图２塔里木盆地柯坪塔格组砂岩大地构造背景判别图 Ｂ．隆起基底；Ｃ．稳定克拉通；Ｐ．深成岩；Ｖ．火山岩 Ｆｉｇ．２ Ｄｉａｇｒａｍｓ ｓｈｏｗｉｎｇ ｔｈｅ ｔｅｃｔｏｎｉｃ ｓｅｔｔｉｎｇｓ ｏｆ ｔｈｅ ｓａｎｄｓｔｏｎｅｓ ｆｒｏｍ ｔｈｅ Ｋｅｐｉｎｇｔａｇｅ Ｆｏｒｍａｔｉｏｎ ｉｎ Ｔａｒｉｍ ｂａｓｉｎ 质砂岩显然代表再旋回的克拉通碎屑，而长石含量 坪塔格组砂岩叫（ＳｉＯ。）较高，其中满东地区最高，在 高的砂岩则可能与火成岩区有关，这种上升隆起的 ７４．３２ ～８Ｏ．５Ｏ 之间变化，平均为７８．１６ （表 火成岩体是靠近板块结合带的。 ２），说明砂岩石英或富含ＳｉＯｚ的矿物（如长石）含量 较高。塔北地区ｗ（ＳｉＯ。）次之，在５６．９Ｏ ～ ４ 元素地球化学特征 ９２．９８ 之间变化，平均为７８．ｏ７％。塔中地区ｗ （ＳｉＯ。）最低，在６９．７６ ～７９．５３ 之间变化，平均 ４．１砂岩化学成分 为７４．６１％。砂岩中Ａｌ。Ｏ。质量分数高与长石、云 砂岩氧化物质量分数分析表明，塔里木盆地柯 母、粘土矿物等富铝的矿物有关，塔中地区ｗ 表２ 塔里木盆地柯坪塔格组砂岩氧化物质量分数．”（Ｂ）／ Ｔａｂｌｅ ２ Ｔｈｅ ｍａｓｓ ｆｒａｃｔｉｏｎ ｏｆ ｏｘｉｄｅｓ ｉｎ ｓａｎｄｓｔｏｎｅｓ ｆｒｏｍ ｔｈｅ Ｋｅｐｉｎｇｔａｇｅ Ｆｏｒｍａｔｉｏｎ ｉｎ Ｔａｒｉｍ ｂａｓｉｎ（ｉｎ ｐｅｒｃｅｎｔａｇｅ） 编号 井号 地区 深度／ｍ ＳｉＯ２｝ＴｉＯ２ ＩＡ１２Ｏ。ｌＦｅ２Ｏ。Ｉ ＦｅＯ ｅ２０ ＭｇＯ Ｉ ＣａＯ Ｉ ＭｎＯ ｌＮａ２０１ Ｋ２０『Ｐ２０ｓ ２ｏ Ｉ ＬＯＩ ｌ ＣＩＡ Ｉ ＣＩＷ ｌＩＣＶ １ Ｈ１ ６ ２２７．３Ｏ ９２．９８ ０．１０ ２．０９ ０．３９ ０．３６ ０．７９ ０．３４ ０．４４ ０．０１ ０．５２ ０．８５ ０．０５ １．００ １．８６ ５４ ６９ １．２２ ２ ＹＭ２ ５ １４７．６Ｏ ８２．５９ ０．０５８ １．８９ ４．７１ １．７６ ６．６７ １．２Ｏ ０．７７ ０．２０ ０．１５ ０．２５ ０．３０ ０．７８ ５．８７ ６２ ６７ ３．７１ ３ Ｔｌ 塔 ５ ５６３．４５ ７３．４２ ０．４８ １１．１ １．７３ ２．４７ ４．７４ １．３４ ０．６７ ０．０７４ ３．０５ ２．５３ ０．１４ ２．５４ ２．８７ ６４ ７５ ０．８５ ４ ＭＸ２ 北 ５ ３６３．５Ｏ ８１．８６ ０．３６ ７．６４ １．２Ｏ ０．７０ １．９８ ０．８２ ０．９１ ０．Ｏ２８ ２．１９ ２．０７ ０．１２ １．４６ １．８Ｏ ６Ｏ ７１ ０．９６ ５ Ｈ１ ６ ３１７．６Ｏ ５６．９０ ０．３７ ６．６７ １．４０ ３．３１ ５．０８ ３．９３ ９．４７ ０．３７ ０．２３ ２．２１ ０．１４ １．７３ １４．２９ ３６ ４１ ２．６Ｏ ６ Ｃｌ ５ Ｏ２２．９８ ８０．６５ ０．２５ ８．６１ ０．７７ ０．６４ １．４８ １．２０ ０．８２ ０．０３６ １．５５ ２．９４ ０．０７ ２．３９ ２．５７ ６２ ７８ ０．８３ 平 均 值 ７８．０７ ０．２７ ６．３３ １．７０ １．５４ ３．４６ １．４７ ２．１８ ０．１２ １．２８ １．８１ ０．１４ １．６５ ４．８８ ５６．１ ６６．８ １．７４ ７ ３７ ４ ５８２．６Ｏ ７５．８２ ０．２６ ８．１２ ０．５９ １．０２ ０．５９ ０．８６ ０．６７ ０．０３８ ０．９５ １．８９ ０．０８６ ２．９０ ５．３４ ７Ｏ ８３ ０．６１ ８ ３４ ３ ７３３．７５ ６９．７６ ０．３２ ８．４６ ０．８１ ０．８５ ０．８１ ０．８４ ０．４４ ０．０８６ ２．２５ ３．２４ ０．１０ １．１１ ５．２１ ５９ ７６ ０．８９ ９ １２ 塔 ４ ２５９由 ０９ ７３．１０ ０．３７ １０．１２ １．Ｏ５ ０．８８ １．Ｏ５ ０．６９ １．Ｏ２ ０．０４２ ３．０１ ３．３４ ０．１２ １．２７ ３．３９ ５８ ７２ ０．９Ｏ ．１０ １５ ４ ２９７．２２ ７４．８２ ０．５２ ６．７４ ０．７１ ０．８０ ０．７１ ０．３７ １．３６ ０．０７８ ２．２３ ２．１８ ０．１０ ０．６Ｏ ５．３９ ５４ ６５ １．０５ １１ １１７ ４ ４２０．７５ ７９．５３ ０．３０ ５．７８ ０．８６ ０．３６ ０．８６ ０．７２ ０．９１ ０．１５ ０．６６ １．２８ ０．１２ １．２５ ３．３５ ６７ ７９ ０．７８ 平 均 值 ７４．６１ ０．３５ ７．８４ ０．８０ ０．７８ ０．８０ ０．７０ ０．８８ ０．Ｏ８ １．８２ ２．３９ ０．１１ １．４３ ４．５４ ６１．５ ７４．９ ０．８９ １２ ＭＤ１ ５ ０３２．１４ ７９．６６ ０．２３ ８．５３ ０．９４ １．３７ ２．４６ １．５７ ０．８４ ０．Ｏ２６ １．８４ ２．３０ ０．０８ １．７７ ２．３０ ６３ ７６ ０．８９ １３ ＭＤ１・ 满 ４ ９７９东 ．２９ ８０．５０ ０．２８ ８．０８ ０．７４ ０．９４ １．７８ １．０９ １．１２ ０．０２５ １．６９ ２．７１ ０．０８ １．９０ ２．４９ ５９ ７４ ０．９１ １４ ＭＣ１ ６ ００３．４０ ７４．３２ Ｏ．４４ ５．７８ ０．８５ ０．３５ １．２４ ０．６８ ６．７５ ０．１２ １．６３ ２．８８ ０．１０ １．２Ｏ ６．４０ ３４ ４１ ２．２５ 平 均 值 ７８．１６ ０．３２ ７．４６ ０．８４ ０．８９ １．８３ １．１１ ２．９Ｏ ０．Ｏ６ １．７２ ２．６３ ０．０９ １．６２ ３．７３ ５２．２ ６３．７ １．３８ 维普资讯 http://www.cqvip.com
１１Ｏ 矿 物 岩 石 （Ａ１ Ｏ。）最高，在５．７８ ～１０．１２ 之间变化，平均 该区石英含量最高且含较多的富铁矿物。塔中地区 砂岩的端员最接近黑云母、钾长石、绿泥石、伊利石 为９．２１％。满东地区ｗ（ａｌｚＯａ）次之，在５．７８ ～ ８．５３ 之间变化，平均为 ．４６ 。塔北地区Ｗ （Ａ１ｚＯｓ）最低，在１．８９％～ｌ１１．１０ 之间变化，平均 为６．３３ （表２）。 和高岭石等矿物，ＣａＯ和ＭｇＯ含量最低，说明砂岩 中长石、粘土矿物等含量最高，碳酸盐岩含量最低。 满东地区砂岩含较多的ＣａＯ和ＭｇＯ，可能是由于 该区含较多的碳酸盐岩矿物。 ４．２ Ａ—ＣＮ—Ｋ判别图 Ａ—ＣＮ—Ｋ即Ａｌ２Ｏ。一（ＣａＯ＋Ｎａ２Ｏ）一Ｋ２Ｏ判别图 从塔里木盆地柯坪塔格组ｗ（ＳｉＯ ）－ｗ（Ａ１ Ｏ。） 对比图（图３）可以看出，：该区砂岩成分主要在石英、 钾长石、斜长石、伊利ｌ＿石、绿泥石等矿物之间进行变 化。各组砂岩ＳｉＯ ，Ａ１。Ｏ。含量基本上呈负相关关 能够用于判别风化作用、钾交代作用和母岩组 分口 。在作此图之前，砂岩中碳酸盐矿物和磷灰石 中的Ｃａ含量应该去掉。塔里木盆地柯坪塔格组部 分地区砂岩的碳酸盐岩含量比较高，扣除了方解石、 白云石等碳酸盐岩中的ＣａＯ含量。 斜长石一钾长石风化形成粘土矿物过成应该沿 系，说明溶蚀作用主要是由富含ＳｉＯ 或Ａｌ Ｏ。的矿 物引起的，应该主要为石英和长石的溶解作用。 ＼ 着平行Ａ—ＣＮ—Ｋ图的ＣＮ一侧（图５中虚线）［１引。 例如：花岗闪长岩投点在长石连线的斜长石～端，如 果没有其他作用影响，那么它发生风化作用将沿着 虚线的方向。因此，根据砂岩化学组分变化趋势，可 ０ ∞ 一 以推断发生风化作用以前的斜长石／钾长石比率。 砂岩风化作用过程中，由于钾的交代作用，高岭石发 Ｗ（Ａ１ Ｏ。）／％ 生伊利石化，因此造成向右边Ａ－Ｋ连线倾斜的情况 （图５中实线）。经过钾交代作用，仍然能够估计风 化作用以前的斜长石与钾长石比率（图５实线左端 点）。砂岩发生钾的交代作用可能有两个极端方式： 一图３ 塔里木盆地柯坪塔格组砂岩Ｗ（ＳｉＯ ）一Ｗ （Ａ１ Ｏ。）图解（底图据文献［５］） Ｆｉｇ．３硼（ＳｉＯ２）ＶＳ硼（Ａ１ ２ Ｏ３）ｄｉａｇｒａｍ ｆｏｒ ｓａｎｄｓｔｏｎｅｓ ｏｆ ｔｈｅ Ｋｅｐｉｎｇｔａｇｅ ｆｏｒｍａｔｉｏｎ ｉｎ Ｔａｒｉｍ ｂａｓｉｎ 种方式是富含Ａｌ的矿物像高岭石、长石可能发 生伊利石化；另一种方式是斜长石可能变成自生钾 长石。这两种方式都使化学组分变的富含Ｋ。 塔里木盆地柯坪塔格组砂岩中钾长石没有交代 ＼ 斜长石，但是，长石以及长石中的高岭石由于钾的交 代作用发生了伊利石化。所以，风化作用过程中，砂 ０ 【 一 Ｗ（Ａ１２０￣）／％ 图４塔里木盆地柯坪塔格组砂岩ｗ（Ｆｅ Ｏ。）一Ｗ （Ａ１ Ｏ。）图解（底图据文献［５］） Ｆｉｇ．４ ｗ（Ｆｅ２ Ｏａ）ＶＳ ｗ（Ａ１２ Ｏａ）ｄｉａｇｒａｍ ｆｏｒ ｓａｎｄｓｔｏｎｅｓ ｏｆ ｔｈｅ Ｋｅｐｉｎｇｔａｇｅ ｆｏｒｍａｔｉｏｎ ｉｎ Ｔａｒｉｍ ｂａｓｉｎ ｗ（Ｆｅ。Ｏａ）一ｗ（Ａ１２Ｏ。）对比图（图４）给出了塔里 木盆地柯坪塔格组砂岩的许多种端员，其中包括方 解石一石英、赤铁矿一磁铁矿、硅酸盐（粘土矿物和黑 云母）一长石等，说明了图４中砂岩的变化是由这些 矿物的变化引起的。可以看出，塔北地区端员最接 近方解石、白云石和石英，且Ｆｅ Ｏ。 含量最高，说明 ＣＮ Ｏ Ｏ．２ Ｏ．４ ０．６ ０、８ １ Ｋ 图５ 塔里木盆地柯坪塔格组砂岩Ａ—ＣＮ—Ｋ判别 图 Ｔ．英云闪长岩；Ｇｄ．花岗闪长岩；Ｇ．花岗岩 Ｆｉｇ．５ Ａ—ＣＮ—Ｋ ｔｒｉａｎｇｕｌａｒ ｄｉａｇｒａｍ ｏｆ ｓａｎｄｓｔｏｎｅｓ ｆｏｒ ｔｈｅ Ｋｅｐｉｎｇｔａｇｅ Ｆｏｒｍａｔｉｏｎ ｉｎ Ｔａｒｉｍ ｂａｓｉｎ 维普资讯 http://www.cqvip.com 第２７卷第３期 张鑫等：塔里木盆地志留系柯坪塔格组砂岩岩石学特征与物源分析 岩化学组分中变的富含Ｋ，如细砂岩中富含Ｋ，它们 Ｎａ２Ｏ＋ＣａＯ＋ＭｇＯ＋Ｔｉ２Ｏ３）／Ａｌ２Ｏ３）可用于估计砂 岩母岩组分。非粘土矿物母岩组分比粘土矿物组分 的基质中含有大量的伊利石。由图５中可以看出， 砂岩的变化趋势线（图５中实线）与虚线有一个向右 倾斜的夹角，朝着Ａ—Ｋ连线方向变化，说明样品受 ＩＣＶ值高，例如：一般情况下，高岭石（约０．０３～ ０．０５）、蒙脱石（约０．１５～０．３）、白云母一伊利石（约 ０．３）、斜长石（约０．６）、钾长石（约０．８～１）、黑云母 到了钾交代作用的影响。沿着砂岩的变化趋势线反 向延长，与斜长石一钾长石的连线相交，交点反映了 （约８）、角闪石一辉石（约１０～１００）。因此，主要由黑 砂岩的母岩斜长石含量比钾长石要高，可能在花岗 云母、闪石或辉石组成，而粘土矿物含量较低的砂岩 闪长岩和花岗岩两个端员之间变化。 ４．３ 化学蚀变作用指标和化学风化作用指标 不稳定的元素氧化物（ＮａｚＯ，ＣａＯ，ＭｇＯ，ＫｚＯ） 和相对稳定的元素氧化物（Ａｌ Ｏ。，ＺｒＯ 和ＴｉＯｚ）可 用来估计各种各样的风化强度指标口 。例如：化学 蚀变作用指标（ＣＩＡ＝［Ａｌ Ｏ。／（Ａ１ Ｏ。＋ＣａＯ＋ Ｎａ Ｏ＋Ｋ Ｏ）×１００］）和化学风化作用指标（ＣＩＷ 一［Ａ１２Ｏ３／（Ａ１２Ｏ３＋ＣａＯ＋Ｎａ２Ｏ）×１００］）经常 被用作风化强度指标，高值代表受到的风化作用强 烈口。 。但是，如果砂岩样品中含有碳酸盐岩（方 解石、白云石等），ＣａＯ含量变化较大，用化学蚀变 作用指标和化学风化作用指标判断风化强度就会得 出错误的结论。因此，在利用这些指标之前必须去 掉碳酸盐岩中的ＣａＯ含量。 砂岩的化学蚀变作用指标（ＣＩＡ）可以在Ａ—ＣＮ— Ｋ判别图上得出。例如：未经风化的岩石ＣＩＡ大约 为５０，未经交代作用的砂岩值ＣＩＡ值可达８０左右 （图５中虚线顶端），值越大说明风化作用越强。Ｋ 的交代作用也可以降低ＣＩＡ值。从图５上还可以 估算出假设砂岩未受交代作用的ＣＩＡ值（从实线顶 端沿Ａ—Ｋ边界平行的方向，与虚线交点处的ＣＩＡ 值） 。 塔里木盆地柯坪塔格组砂岩样品的ＣＩＡ值在 ３４到７０之间变化（表２），但是假设砂岩未受钾的交 代作用，估算的ＣＩＡ值大约为８０，可见各地区砂岩 是在经历了强烈的风化作用而形成的，并且由于受 钾的交代作用而使得ＣＩＡ值降低。塔中地区砂岩 的ＣＩＡ值最高，在５４～７０之间变化，平均为６１．５， 可能是由于该区水体较浅或经过较长距离的搬运而 经受了较强的风化作用。塔北地区砂岩ＣＩＡ值次 之，在３６～６４之间变化，平均为５６．１。满东地区 ＣＩＡ值最低，在３４～６３之间变化，平均为５２．２，可 能是由于该地区水体较深而风化作用较弱。化学风 化作用指标（ＣＩＷ）与ｃＩＡ值相一致，反映了塔里木 盆地柯坪塔格组砂岩所受的风化作用强度为：塔中 地区＞塔北地区＞满东地区。 ４．４化学组分变化指标 化学组分变化指标（ＩＣＶ一（Ｆｅ Ｏ。＋Ｋｚ Ｏ＋ ＩＣＶ值一般要比１大得多，这种砂岩经常作为第～ 次旋回的沉积物在构造上活动的地区沉积＿２ 。长 石含量比较高并且含有大量粘土矿物的砂岩，ＩＣＶ 值趋向于小于１，伴随着较强的风化作用－２ ，这种砂 岩石英含量较高。在强烈的风化作用过程中形成的 第一次旋回陆源沉积物，可能进一步被风化，因此使 得ＩｃＶ值趋向于小于１－２ 。 根据Ａ—ＣＮ—Ｋ判别图对Ｋ Ｏ含量进行了校正， 即假设砂岩没有发生钾的交代作用，而只发生风化 作用的情况下Ｋ Ｏ的含量，计算方法按照前面所述 的假设没发生钾的交代作用时ｃＩＡ的值求得。并 对ＣａＯ含量作了校正，扣除了砂岩中方解石、白云 石等碳酸盐岩的ｃａＯ含量。计算得到塔里木盆地 柯坪塔格组砂岩的ＩＣＶ值大部分都接近于１，在 ０．６１到３．７１之间变化，部分砂岩样品ＩＣＶ大于１， 可以认为有些砂岩中含有第一次旋回沉积物，粘土 矿物和长石含量较高。其中塔北ＩＣＶ值最大，在 ０．８３～３．７１之间变化，平均为１．７０。满东地区次 之，在０．８９～２．２５之间变化，平均为１．３５。塔中地 区ＩＣＶ值最小，在０．６１～１．０５之间变化，平均为 ０．８５，可能是由于该区经受了较强的风化作用，砂岩 矿物中含有较多的粘土矿物和长石等。 ４．５砂岩化学成分与构造环境 根据砂岩中ＳｉＯ 的含量和Ｋ Ｏ／Ｎａ Ｏ的比 值，可以区分出火山岛弧区贫石英砂的砂岩系列 （ＳｉＯ 平均值一５８ ；Ｋ Ｏ／Ｎａ Ｏ《１）；活动边缘（安 第斯型）的中等含石英砂的砂岩系列（ＳｉＯ 一６８ ．０４～ ７４ ，ＫｚＯ／ＮａｚＯ＞１）；以及被动陆缘的高含量石英 砂的石英砂岩系列（ＳｉＯ 一８９ ，Ｋ Ｏ／Ｎａ Ｏ＜ １）＿６］。首先对各分析样品的主量元素分析结果进行 计算，获得上述参数，然后将这些参数分别投人源区 构造环境判别图解中（图６）。可以看出：塔里木盆 地柯坪塔格组砂岩碎屑源区构造背景主要为活动大 陆边缘和被动大陆边缘。 Ｒｏｓｅｒ和Ｋｏｒｓｃｈ（１９８６）用主要元素来判别构造 环境 引，塔里木盆地柯坪塔格组砂岩样品在判别图 中的投点显示：柯坪塔格组砂岩主要落在被动大陆 边缘和活动大陆变缘范围，其中塔北地区和满东地 维普资讯 http://www.cqvip.com １１２ 矿 物 岩 石 区砂岩主要落在被动大陆边缘 （图７），塔中地区砂岩主要落在 活动大陆边缘范围。 ５ 稀土元素分析 ５．１稀土元素特征 从塔里木盆地柯坪塔格组 砂岩样品的稀土元素分析 结果 可以看出，整个盆地稀土元素质 量分数变化较大，在（８７．２～ ３７２．１）×１０ 之间（表３）。它 们比上地幔稀土元素质量分数 （１７．７×１０ ）高出几倍甚至几 十倍，同时很多样品也明显高于 上地壳稀土元素含量（１６５．３５× １０－ ），只有经过地壳重熔的岩 石才具有这样高的稀土含量。 中粘土质岩石的稀土元素总量 为（２００￣４００）×１０－ ［２１］（表３）。 １００ 图６ 塔里木盆地柯坪塔格组砂岩源区大地构造背景主要元素判别图 Ａ．大洋岛弧；Ｂ．大陆岛弧；Ｃ．活动大陆边缘；Ｄ．被动大陆边缘 但大部分样品仍低于沉积岩类 Ｆｉｇ．６ Ｍａｊｏｒ ｅｌｅｍｅｎｔ ｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎｓ ｏｆ ｓａｎｄｓｔｏｎｅｓ ｆｒｏｍ ｔｈｅ Ｋｅｐｉｎｇｔａｇｅ Ｆｏｒｍａｔｉｏｎ ｉｎ Ｔａｒｉｍ ｂａｓｉｎ ｆｏｒ ｔｅｃｔｏｎｉｃ ｓｅｔｔｉｎｇ ｄｉｓｃｒｉｍｉｎａｔｉｏｎ 化较大［２引。（Ｌａ／Ｓｍ） 值为２．７２～６．０５，（Ｇｄ／ Ｙｂ） 值也大于１，都说明ＬＲＥＥ相对于ＨＲＥＥ分 馏程度高，ＬＲＥＥ富集。绝大多数砂岩样品的稀土 １０ 时 元素配分模式相似，均属轻稀土富集型，并显示出相 互平行的特点，表明稀土含量大致同步变化。可以 推断，岩浆在侵位以前曾发生过分异作用，轻重稀土 元素发生了一定程度的分馏。 ５．２ 物源分析 ’１ 元素地球化学方法在物源分析中的应用，是基 于某些元素（如Ｔｈ，Ｓｃ，Ｔｉ，稀土元素等）在母岩风 图７ 柯坪塔格组砂岩构造环境主元素判别图 Ｆｉｇ．７ Ｄｉｓｃｒｉｍｉｎａｔｉｏｎ ｄｉａｇｒａｍ ｆｏｒ ｍａｊｏｒ ｅｌｅｍｅｎｔｓ ｉｎ ｓａｎｄｓｔｏｎｅｓ ｆｒｏｍ ｔｈｅ Ｋｅｐｉｎｇｔａｇｅ Ｆｏｒｍａｔｉｏｎ 化、搬运、沉积及成岩过程中的稳定性，在与稀土元 素的球粒陨石标准化值比较得以显示［２ ］。从稀土 元素配分模式曲线（图８）可以看出：整个盆地的稀 在各特征参数中，（Ｌａ／Ｙｂ） 值为７．９～１９．４， 比值的变化表示沉 积物中轻重稀土元素分馏的程 土元素配分模式曲线具有相似性，说明了它们有同 源性，深部物质对盈地的影响主要表现在事件性的 火山岩喷发上，对经常性的沉积层则没有什么贡献， 度，其值变化较大说明轻重稀土元素的分馏程度变 梨 黹 ＼、 口吕 图８塔里木盆地柯坪塔格组稀土元素配分曲线 Ｆｉｇ．８ Ｔｈｅ ｄｉｓｔｒｉｂｕｔｅ ｐａｔｔｅｒｎ ｏｆ ＲＥＥ ｆｏｒ ｔｈｅ Ｋｅｐｉｎｇｔａｇｅ Ｆｏｒｍａｔｉｏｎ ｉｎ ｔｈｅ Ｔａｒｉｍ ｂａｓｉｎ 维普资讯 http://www.cqvip.com 第２７卷第３期 张鑫等：塔里木盆地志留系柯坪塔格组砂岩岩石学特征与物源分析 表３塔里木盆地志留系柯坪塔格组砂岩稀土元素质量分数．ｗ（Ｂ｝／１０ 及特征参数 Ｔａｂｌｅ ３ Ｔｈｅ ｃｏｎｔｅｎｔｓ ａｎｄ ｍａｊｏｒ ｐａｒａｍｅｔｅｒｓ ｏｆ ＲＥＥ ｏｆ ｓａｎｄｓｔｏｎ￣ｉｎ ｔｈｅ Ｋｅｐｉｎｇｔａｇｅ Ｆｏｒｍａｔｉｏｎ ｉｎ Ｔａｒｉｍ ｂａｓｉｎ （ｉｎ ｐｅｒｃｅｎｔａｇｅ，［×１０ ］） 井号ｌ深度／ｍ ｌ Ｌａ Ｉ Ｃｅ ｌ Ｐｒ ｌ Ｎｄ Ｓｍ ｌ Ｅ Ｇｄ ｌ Ｔｂ Ｉ Ｄｙ ｌ Ｈｏ ｌ Ｅｒ Ｈ１ ６ ２２７．３ ２２．１ ３２．４ ４．２２ １７．３ ３．０７ ０．６９ ２．３３ ０．３７ ２．０６ ０．３８ １．０７ Ｔ１ ５ ５９３．４５ ４２．８ ７３．６ ７．２２ ３Ｏ．３ ５．５４ １．２２ ４．４６ ０．７７ ４．５４ ０．８３ ２．７ ＹＭ２ ５ １４７．６ ８Ｏ．２ １３７．０ １６．５ ７２．６ １８．００ ４．０７ １６．４ ２．３９ ｌ４．１０ ２．３０ ４．９ Ｙ１ ５ ３６１．１ ２３．６ ３４．９ ３．８７ １７．０ ２．９５ ０．７１ ２．６２ ０．４５ ２．７１ ０．５２ １．４１ Ｙ２ ５ ２８９．９５ ２７．６ ４５．２ ４．７３ １９．２ ３．４７ ０．６７ ２．３５ ０．４０ ２．３６ ０．４７ １．３３ Ｃ１ ５ ４７７．５ ３２．３ ５５．９ ５．３９ ２２．８ ４．１３ ０．８３ ３．３３ ０．５１ ３．１５ ０．６１ １．８３ Ｓ１ ６ ２１２．３５ ３８．５ ５９．１ ５．８０ ２３．６ ３．９８ ０．８４ ３．１２ ０．５４ ２．５７ ０．４８ １．３８ ＹＮ１ ５ ８５６．２Ｏ １７．６ ２７．９ ４．１４ １９．１ ４．０５ ０．９９ ３．８３ ０．５７ ３．９５ ０．７１ １．７１ ６２ ４ ２２７．１７ ３１．１ ５７．４ ６．６７ ２２．５ ３．６０ ０．７２ ３．１６ ０．４２ ２．１８ ０．４４ １．２２ ３Ｏ ４ ２７５．０２ ４５．２ ８３．０ ９．７３ ３２．５ ４．９７ １．Ｏ２ ４．３９ ０．５６ ２．８０ ０．５３ １．４８ ３５ ４ ８４３．４ ２７．２ ４７．９ ６．０４ ２０．９ ３．９２ ０．８８ ３ ２９ ０．５３ ２．８８ ０．５７ １．６Ｏ ３２ ３ ７９１．１９ ３Ｏ．９ ５Ｏ．１ ５．４８ ２３．３ ４．７５ ０．９０ ３．３４ ０．４８ ３．１９ ０．５９ １．６８ １１７ ４ ４２０．７ ２０．４ ３７．３ ４．６５ １７．０ ３．３０ ０．７０ ２．８８ ０．４７ ２．５３ ０．４９ １．２５ ２Ｏ ４ ７１２．１ １９．１ ３８．７ ５．０１ １８．８ ４．１３ ０．９１ ３．５９ ０．５６ ２．８３ ０．５２ １．２８ ＭＣ１ ５ ３４８．８８ ４５．３ ６７．０ ７．７９ ３３．５ ５．８６ １．３１ ４．４９ ０．７９ ３．９３ ０．７０ ２．１３ ＭＤ１ ６ ００３．４ ３９．７ ６７．１ ７．１８ ２９．７ ５．３８ １．１７ ４．４１ ０．７８ ４．０４ ０．７６ ２．２ 井号Ｉ Ｔｍ Ｉ Ｙｂ Ｌｕ ＲＥＥ Ｉ ＲＥＥ／ＨＲＥＥ ８Ｅｕ ８Ｃｅ （Ｌａ／Ｌｕ）Ｎ ｌ（Ｌａ／Ｙｂ）Ｎ ｌ（Ｌａ／Ｓｍ）Ｎ Ｉ（Ｇｄ／Ｙｂ）Ｎ Ｈ１ ０．１６ ０．９４ ０．１４ ８７．２ １０．７ ０．８８ ０．７０ １５．３ １４．０ ４．５０ １．５２ Ｔ１ ０．３９ ２．５７ ０．３４ １７７．３ ９．７ ０．８４ ０．８７ １２．２ ９．９ ４．８３ １．０６ ＹＭ２ ０．５７ ２．７７ ０．３０ ３７２．１ ７．５ ０．８１ ０．７９ ２５．９ １７．－２ ２．７８ ３．６３ Ｙ１ ０．２２ １．２９ ０．１５ ９２．４ ８．９ ０．８７ ０．７６ １５．２ １０．９ ５．００ １．２４ Ｙ２ ０．２２ １．３６ ０．１６ １０９ ．５ １１．７ ０．８０ ０．８２ １６．７ １２．０ ４．９７ １．０６ Ｃ１ ０．２８ １．７６ ０．２６ １３３．１ １０．３ ０．７６ ０．８８ １２．０ １０．９ ４．８９ １．１６ Ｓ１ ０．２０ １．１８ ０．１６ １４１．５ １３．７ ０．８１ ０．８２ ２３．３ １９．４ ６．０５ １．６２ ＹＮ１ ０．２４ １．３３ ０．１５ １６５．１ ５．９ ０．８６ ０．６８ １１．３ ７．９ ２．７２ １．７６ ６２ ０．２０ １．３０ ０．１９ １３１．１ １３．４ ０．７３ ０．８３ １５．９ １４．２ ５．４０ １．４９ ３０ ０．２４ １．５０ ０．２２ １８８．１ １５．１ ０．７４ ０．８３ １９．９ １７．９ ５．６８ １．７９ ３５ ０．２８ １．７５ ０．２５ １１８．０ ９．６ ０．８４ ０．７８ １０．５ ９．２ ４．３４ １．１５ ３２ ０．２８ １．５５ ０．１９ １２６．７ １０．２ ０．７７ ０．８０ １５．８ １１．８ ４．０７ １．３２ １１７ ０．２０ １．２３ ０．１７ ９２．６ ９．０ ０．７７ ０．８０ １１．６ ９．８ ３．８６ １．４４ ２０ ０．２０ １．１８ ０．１７ ９７．０ ８．４ ０．８１ ０．８２ １０．９ ９．６ ２．８９ １．８６ ＭＣ１ ０．３３ １．９７ ０．２９ １７５．４ １１．０ ０．８７ ０．７４ １５．１ １３．７ ４．８３ １．４０ ＭＤ１ ０．３５ ２．０７ ０．２９ １６５．１ １Ｏ．１ ０．８２ ０．８３ １３．３ １１．４ ４．６１ １．３１ 注：下标Ｎ代表球粒陨石的标准化值，１～８样品为塔北地区，９～１４样品为塔中地区，１５，１６样品为满东地区 所以可以推断盆地中的沉积物来源于周围的沉积地 轻重稀土比值与稀土总量图解（图１０）ｌ＿２ ，其投点主 层。 要在花岗岩区，说明其母岩应该为花岗岩类。 Ｔ１，Ｙ１，Ｙ２，Ｃ１，ＭＣ１和ＭＤ１井的配分模式曲 ３Ｅｕ为铕的异常系数，它可灵敏地反映体系内 线极其相似（图８Ａ），说明ＭＤ１，ＭＣ１井地区的物 的地球化学状态，并可作为鉴别物质来源的重要参 源可能来源于Ｔ１，Ｃ１，Ｙ１，Ｙ２井地区。Ｈ１，ＹＮ１， 数。如中性斜长岩一般具Ｅｕ正异常（１．０１＜ Ｅｕ＜ ３５井和２０井地区的稀土元素配分模式曲线极其相 ２．３３），玄武岩大多没有Ｅｕ异常（０．９０＜ Ｅｕ＜１．０） 似，铈异常（３Ｃｅ）都比较明显（图８Ｂ），说明ＹＮ１井 而花岗岩多为Ｅｕ负异常（ Ｅｕ＜０．９０），具Ｅｕ负异 地区物源来自于Ｈ１井地区，然后向３５井、２０井区 运移。６２井、１１７井和３０井地区稀土元素配分模式 曲线极其相似（图８Ｃ），说明１１７井和３０井的物源 可能来自６２井地区。由此做出了塔里木盆地柯坪 塔格组物源分析平面图（图９）。 塔里木盆地志留系柯坪塔格组构造阶段为周缘 前陆盆地阶段，盆地内为克拉通内坳陷，以中央隆 起、塔北隆起继承性发育为特征。整个地区稀土元 素均为轻稀土元素富集型，并且重稀土元素配分曲 线相对平缓，所有这些特点都与活动大陆边缘的构 造环境特点相近。 ５．３母岩特征 塔里木盆地柯坪塔格组砂岩的稀土元素分布曲 图９塔里木盆地柯坪塔格组物源分析平面图 线比较相似，说明沉积物具有同源性。可以应用上 Ｆｉｇ．９ Ｔｈｅ ｐｌａｎｅ ｄｉａｇｒａｍ ｏｆ ｐｒｏｖｅｎａｎｃｅ ａｎａｌｙｓｉｓ ｏｆ ｔｈｅ 述稀土元素的特征进一步判断物源区的性质。根据 Ｋｅｐｉｎｇｔａｇｅ Ｆｏｒｍａｔｉｏｎ ｉｎ ｔｈｅ Ｔａｒｉｍ ｂａｓｉｎ 维普资讯 http://www.cqvip.com
１１４ 矿 物 岩 石 ２００７ ｌＯ 入，如花岗岩 嘲。随着３Ｅｕ值的增大，母岩中的中 性岩含量可能增加，如英云闪长岩和花岗闪长岩。 ６ 结 论 ６．１通过砂岩碎屑矿物与氧化物含量分析，塔里木 盆地志留系柯坪塔格组砂岩岩石类型较为复杂，其 中塔北地区和塔中地区砂岩主要为岩屑砂岩和岩屑 石英砂岩，满东地区砂岩主要为岩屑砂岩，并含少量 ∑ＲＥＥ／１０ 的长石岩屑砂岩。砂岩矿物成分主要在石英、钾长 石、斜长石、伊利石、绿泥石和方解石等矿物之间变 化。 图１ｏ塔里木盆地柯坪塔格组砂岩Ｌａ／Ｙｂ—ＥＲＥＥ 图解 Ｆｉｇ．１０ Ｌａ／Ｙｂ ｖｓ ＥＲＥＥ ｄｉａｇｒａｍ ｏｆ ｓａｎｄｓｔｏｎｅｓ ｉｎ ｔｈｅ Ｋｅｐｉｎｇｔａｇｅ Ｆｏｒｍａｔｉｏｎ ｉｎ Ｔａｒｉｍ ｂａｓｉｎ ６．２塔里木盆地志留系柯坪塔格组构造环境主要 为活动大陆边缘和被动大陆边缘，砂岩来自于再旋 回造山带物源区。Ａ—ＣＮ—Ｋ三角图反映了该地区砂 常的样品，其物质主要来自于酸性母岩。塔里木盆 地柯坪塔格组砂岩的３Ｅｕ多数样品表现为弱负异 常，说明其母岩为酸性岩。其中满东地区６Ｅｕ最 小，在０．７２～０．７７之间变化，平均值为０．７５；塔北 地区次之，在０．７６～０．８８之间变化，平均值为 ０．８２；塔中地区３Ｅｕ最大，在０．７３～０．８４之间变 化，平均值为０．７８。整个地区的（Ｌａ／Ｌｕ） 值较大， 塔北地区（Ｌａ／Ｌｕ） 值在１２．０～２５．９之间变化，平 均值为１７．２４；塔中地区（Ｌａ／Ｌｕ） 值在１０．５～１９．９ 之间变化，平均值为１４．０９；满东地区（Ｌａ／Ｌｕ） 值 在１１．３～１５．１之间变化，平均值为１３．２。６Ｅｕ和 （Ｌａ／Ｌｕ） 值的降低说明了母岩被较多的酸性岩侵 岩的母岩中斜长石含量要高于钾长石含量，母岩成 分在花岗闪长岩和花岗岩之间变化。砂岩在风化过 程中受到了钾的交代作用，并受到了强烈的风化作 用。化学组分变化指标反映了有些砂岩中含有第一 次旋回沉积物。 ６．３稀土元素分析表明盆地中的沉积物具有同 源性，来源于周围的沉积地层。其中ＭＤ１、ＭＣ１ 井地区的物源可能来自于Ｃ１、Ｔ１井、Ｙ１、Ｙ２地 区；１１７、３Ｏ井地区的物源可能来自于６２井地区； ＹＮ１井地区物源来自于Ｈ１井地区，然后向３５井 方向运移。 参考文献 ｃｋｉｎｓｏｎ Ｗ Ｒ．Ｐｌａｔｅ ｔｅｃｔｏｎｉｃ ｅｖｏｌｕｔｉｏｎ ｏｆ ｓｅｄｉｍｅｎｔａｒｙ ｂａｓｉｎｓ［Ｊ］．ＡＡＰＧ Ｃｏｎｔｉｎｕｉｎｇ Ｅｄｕｃａｔｉｏｎ Ｃｏｕｒｓｅ，１９７６，１－５６． ［１］ Ｄｉｌ Ｒ Ｖ，Ｂｕｌｌａｒｄ Ｔ Ｆ，Ｆｏｒｄ Ｒ Ｌ．Ｔｈｅ ｅｆｆｅｃｔ ｏｆ ｇｒａｉｎ ｓｉｚｅ ｏｎ ｄｅｔｒｉｔａｌ ｍｏｄｅｓ：ａ ｔｅｓｔ ｏｆ ｔｈｅ Ｇａｚｚｉ－Ｄｉｃｋｉｎｓｏｎ ｐｏｉｎｔ—ｃｏｕｎｔｉｎｇ ｍｅｔｈｏｄ［Ｊ］． Ｅ２］ ＩｎｇｅｒｓｏｌＪｏｕｒ Ｓｅｄ Ｐｅｔｏｌ，１９８４，５４ｌ１Ｏ３—１１６．ｒ ｎｃｈｅｓｔｅｒ Ｊ Ａ，Ｆｌｏｙｄ Ｐ Ａ．Ｇｅｏｃｈｅｍｉｃａｌ ｄｉｓｃｒｉｍｉｎａｔｉｏｎ ｏｆ ｄｉｆｆｅｒｅｎｔ ｍａｇｍａ ｓｅｒｉｅｓ ａｎｄ ｔｈｅ ｄｉｆｆｅｒｅｎｔｉａｔｉｏｎ ｐｒｏｄｕｃｔｓ ｕｓｉｎｇ ｉｍｍｏｂｉｌｅ ｅｌｅｍｅｎｔｓ ［３］ Ｗｉ口］．Ｃｈｅｍ Ｇｅｏｌ，１９７７，２０：３２５—３４３． ｌ Ｍ．Ａ ｒｅａｐｐｒａｉｓａｌ ｏｆ ｔｈｅ ｕｓｅ ｏｆ ｔｒａｃｅ ｅｌｅｍｅｎｔｓ ｔｏ ｃｌａｓｓｉｆｙ ａｎｄ ｄｉｓｃｒｉｍｉｎａｔｅ ｂｅｔｗｅｅｎ ｍａｇｍａ ｓｅｒｉｅｓ ｅｒＵｐｔｅｄ ｉｎ ［４３ Ｗｏｏｄ Ｄ Ａ，Ｊｏｓｏｎ Ｊ Ｌ，Ｔｒｅｕｉｄｉｆｆｅｒｅｎｔ ｔｅｃｔｏｎｉｃ ｓｅｔｔｉｎｇｓ［Ｊ］．Ｅａｒｔｈ Ｐｌａｎｅｔ Ｓｃｉ Ｌｅｔｔ，１９７９，４５：３２６—３３６． ｌｅｙ Ｊ Ｃ．Ｇｅｏｃｈｅｍｉｃａｌ ｃｒｉｔｅｒｉａ ｆｏｒ ａ ｒｅｆｉｎｅｄ ｔｅｃｔｏｎｉｃ ｄｉｓｃｒｉｍｉｎａｔｉｏｎ ｏｆ ｏｒｏｇｅｎｉｃ ａｎｄｅｓｉｔｅｓ［Ｊ］．Ｃｈｅｍ Ｇｅｏｌ，１９８１，３２；１３９—１５４． ［５３ Ｂａｉａ ＭＲ．Ｐｌａｔｅ ｔｅｃｔｏｎｉｃｓ ａｎｄ ｇｅｏｃｈｅｍｉｃａｌ ｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎ ｏｆ ｓａｎｄｓｔｏｎｅｓ［Ｊ］．Ｊｏｕｎａｌ ｏｆＧｅｏｌｏｇｙ，１９８３，９１：６１１－６２７， ［６３ Ｂｈａｔｉａ Ｍ Ｒ．Ｃｒｏｏｋ Ｋ Ａ Ｗ．Ｔｒａｃｅ ｅｌｅｍｅｎｔ ｃｈａｒａｃｔｅｒｉｓｔｉｃｓ ｏｆ ｇｒｅｙｗａｃｋｅｓ ａｎｄ ｔｅｃｔｏｎｉｃ ｓｅｔｔｉｎｇ ｄｉｓｃｒｉｍｉｎａｔｉｏｎ ｏｆ ｓｅｄｉｍｅｎｔａｒｙ ｂａｓｉｎｓ［Ｊ］．Ｃｏｎｔ・ ［７］ Ｂｈａｔｉｒｉｂ Ｍｉｎｅｒａｌ Ｐｅｔｒ，１９８６，９２：１８卜１９３． ｓｔｒｙ＂ｐｒｏｖｅｎａｎｃｅ ａｎｄ ｄｅｐｏｓｉｔｉｏｎａｌ ｔｅｃｔｏｎｉｃ ｓｅｔｔｉｎｇ ｏｆ ｔｈｅ Ａｄｉｇｒａｔ Ｓａｎｄｓｔｏｎｅ ｎｏｒｔｈｅｒｎ Ｅｔｈｉｏｐｉａ［Ｊ］．Ｊｏｕｒｎａｌ ｏｆ Ｅａｒｔｈ ［８］ Ｇｅｔａｎｅｈ Ｗ．ＧｅｏｃｈｅｍｉＳｃｉｅｎｃｅｓ，２００２，３５：１８５—１９８． ２０１—２０８ ． Ｅ９］ 曹守连，陈发景．塔里木盆地东北部充填序列的物源分析［Ｊ］．新疆地质，１９９４，１２（３）：［１０］ 张希明，刘青芳，王贵全．塔里木盆地北部三叠一侏罗系砂岩碎屑组分与板块构造位置关系的研究［Ｊ］．新疆地质，１９９５，１３（３）：２５１—２５５， 张中宁，刘文汇，郑建京，等．塔里术盆地塔北、塔中地区寒武一奥陶系碳酸盐岩中可溶有机组分的碳同位素逆转现象［Ｊ］．矿物岩石，２００６， ［１１３ ２６（４）：６９—７４ 朱筱敏，王贵文，谢庆宾．塔里木盆地志留系沉积体系及分布特征［Ｊ］．石油大学学报（自然科学版），２００２，２６（３）：５－１１． ［１２］ Ｚｕｆｆａ Ｇ Ｇ．Ｏｎ ｔｈｅ ｕｓｅ ｏｆ ｔｕｒｂｉｄｉｔｅ ａｒｅｎｉｔｅｓ ｉｎ ｐｒｏｖｅｎａｎｃｅ ｓｔｕｄｉｅｓ Ｃｒｉｔｉｃａｌ ｒｅｍａｒｋｓ［Ａ］．ＩｎｆＭｏｒｔｏｎ Ａ Ｃ，Ｔｏｄｄ Ｓ Ｐ，Ｈａｕｇｈｔｏｎ Ｐ Ｄ Ｗ（ｅｄｓ）． ［１３３ Ｄｅｖｅｌｏｐｍｅｎｔｓ ｉｎ Ｓｅｄｉｍｅｎｔａｒｙ Ｐｒｏｖｅｎａｎｃｅ Ｓｔｕｄｉｅｓ［Ｃ］．Ｓｐｅｃｉａｌ Ｐｕｂｌｉｃａｔｉｏｎ ｏｆ Ｇｅｏｌｏｇｉｃａｌ Ｓｏｃｉｅｔｙ，Ｌｏｎｄｏｎ，１９９１，５７：２３—２９． Ｃｉｂｉｎ Ｕ，Ｓｐａｄａｆｏｒａ Ｅ，Ｚｕｆｆａ Ｇ Ｇ，ｅｔ ａ１．Ｃｏｎｔｉｎｅｎｔａｌ ｃｏｌｌｉｓｉｏｎ ｈｉｓｔｏｒｙ ｆｒｏｍ ａｒｅｎｉｔｅｓ ｏｆ ｅｐｉｓｕｔｕｒａｌ ｂａｓｉｎｓ ｉｎ ｔｈｅ Ｎｏｒｔｈｅｒｎ Ａｐｅｎｎｉｎｅｓ［Ｊ］．Ｉｔａｌｙ ［１４］ ＧＳＡ Ｂｕｌｌｅｔｉｎ，２００１，１１３：４－１９． ． Ｃｕｌｌｅｒｓ Ｒ Ｌ．Ｔｈｅ ｇｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙ ｏｆ ｓｈａｌｅｓ，ｓｉｌｔｓｔｏｎｅｓ ａｎｄ ｓａｎｄｓｔｏｎｅｓ ｏｆ Ｐｅｎｎｓｙｌｖａｎｉａｎ—Ｐｅｒ－ｍｉａｎ ａｇｅ，Ｃｏｌｏｒａｄｏ，ＵＳＡ：ｉｍｐｌｉｃａｔｉｏｎｓ ｆｏｒ ｐｒｏｖｅ— ［１５］ ｎａｎｃｅ ａｎｄ ｍｅｔａｍｏｒｐｈｉｃ ｓｔｕｄｉｅｓ［Ｊ］；Ｌｉｔｈｏｓ，２０００，５１：１８１—２０３． 维普资讯 http://www.cqvip.com 第２７卷第３期 张鑫等：塔里木盆地志留系柯坪塔格组砂岩岩石学特征与物源分析 １１５ Ｆｅｄｏ Ｃ Ｍ，Ｎｅｓｂｉｔｔ Ｈ Ｗ，Ｙｏｕｎｇ Ｇ Ｍ．Ｕｎｒａｖｅｌｉｎｇ ｔｈｅ ｅｆｆｅｃｔｓ ｏｆ ｐｏｔａｓｓｉｕｍ ｍｅｔａｓｏｍａｔｉｓｍ ｉｎ ｓａｎｄｓｔｏｎｅｓ ａｎｄ ｐａｌｅｏｓｏｌｓ，ｗｉｔｈ ｉｍｐｌｉｃａｔｉｏｎｓ ｆｏｒ ［１６］ ｐａｌｅｏｗｅａｔｈｅ ｒｉｎｇ ｃｏｎｄｉｔｉｏｎｓ ａｎｄ ｐｒｏｖｅｎａｎｃｅ［Ｊ］．Ｇｅｏｌｏｇｙ，１９９５，２３：９２１—９２４． ［１７］ ｃｈｉｔｔｌｅｂｏｒｏｕｇｈ Ｄ Ｊ．Ｉｎｄｉｃｅｓ ｏｆ ｗｅａｔｈｅｒｉｎｇ ｆｏｒ ｓｏｉｌｓ ａｎｄ ｐａｌａｅｏｓｏｌｓ ｆｏｒｍｅｄ ｏｎ ｓｉｌｉｃａｔｅ ｒｏｃｋｓ［Ｊ］．Ａｕｓｔ Ｊｏｕｒ Ｅａｒｔｈ Ｓｃｉ，１９９１，３８；１１５—１２０． ［１８］ Ｎｅｓｂｉｔｔ Ｈ Ｗ，Ｙｏｕｎｇ Ｇ Ｍ．Ｅａｒｌｙ Ｐｒｏｔｅｒｏｚｏｉｃ ｃｌｉｍａｔｅｓ ａｎｄ ｐｌａｔｅ ｍｏｔｉｏｎｓ ｉｎｆｅｒｒｅｄ ｆｒｏｍ ｍａｊｏｒ ｅｌｅｍｅｎｔａｌ ｃｈｅｍｉｓｔｒｙ ｏｆ ｌｕｔｉｔｅｓ［Ｊ］．Ｎａｔｕｒｅ， １９８２，１９９：７１５－７１７． ［１９］Ｈａｒｎｏｉｓ Ｌ．Ｔｈｅ ＣＩＷ ｉｎｄｅｘ：ａ ｎｅｗ ｃｈｅｍｉｃａｌ ｉｎｄｅｘ ｏｆ ｗｅａｔｈｅｒｉｎｇ［Ｊ］．Ｓｅｄｉｍｅｎｔａｒｙ Ｇｅｏｌｏｇｙ，１９８８，５５：３１９－３２２． ［２Ｏ］Ｖａｎ ｄｅ Ｋａｍｐ Ｐ Ｃ，Ｌｅａｋｅ Ｂ Ｅ．Ｐｅｔｒｏｇｒａｐｈｙ ａｎｄ ｇｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙ ｏｆ ｆｅｌｄｓｐａｔｈｉｃ ａｎｄ ｍａｆｉｃ ｓｅｄｉｍｅｎｔｓ ｏｆ ｔｈｅ ｎｏｒｔｈｅａｓｔｅｒｎ Ｐａｃｉｆｉｃ ｍａｒｇｉｎ．Ｔｒａｎｓ． Ｒ．Ｓｏｃ［Ｊ］．Ｅｄｉｎｂｕｒｇｈ Ｅａｒｔｈ Ｓｃｉ，１９８５，７６：４１１－４４９． ［２１］Ｃｏｘ Ｒ，Ｌｏｗ Ｄ Ｒ，Ｃｕｌｌｅｒｓ Ｒ Ｌ．Ｔｈｅ ｉｎｆｌｕｅｎｃｅ ｏｆ ｓｅｄｉｍｅｎｔ ｒｅｃｙｃｌｉｎｇ ａｎｄ ｂａｓｅｍｅｎｔ ｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎ ｏｎ ｅｖｏｌｕｔｉｏｎ ｏｆ ｍｕｄｒｏｃｋ ｃｈｅｍｉｓｔｒｙ ｉｎ ｔｈｅ ｓｏｕｔｈｗｅｓｔｅｒｎ Ｕｎｉｔｅｄ Ｓｔａｔｅｓ［Ｊ］．Ｇｅｏｃｈｉｍ．Ｃｏｓｍｏｃｈｉｍ Ａｃｔａ，１９９５，５９：２ ９１９－２ ９４０． ［２２］Ｊｏｈｎｓｓｏｎ Ｍ Ｊ．Ｔｅｃｔｏｎｉｃ ａｓｓｅｍｂｌｙ ｏｆ ｅａｓｔ—ｃｅｎｔｒａｌ Ａｌａｓｋａ：ｅｖｉｄｅｎｃｅ ｆｒｏｍ Ｃｒｅｔａｃｅｏｕｓ—Ｔｅｒｔｉａｒｙ ｄｅｔｒｉｔａｌ ｒｏｃｋｓ ｏｆ ｔｈｅ Ｋａｎｄｉｋ Ｒｉｖｅｒ ｔｅｒｒａｎｅ［Ｊ］． Ｇｅｏｌ Ｓｏｃ Ａｍｅｒ Ｂｕｌｌ，２０００，１１２；１ ０２３—１ ０４２． ［２３］Ｒｏｓｅｒ Ｂ Ｐ，Ｋｏｒｓｃｈ Ｒ Ｊ．Ｄｅｔｅｒｍｉｎａｔｉｏｎ ｏｆ ｔｅｃｔｏｎｉｃ ｓｅｔｔｉｎｇ ｓａｎｄｓｔｏｎｅ—ｍｕｄｓｔｏｎｅ ｓｕｉｔｅｓ ｕｓｉｎｇ ＳｉＯ２ ｃｏｎｔｅｎｔ ａｎｄ Ｋ２Ｏ／ＮａｚＯ ｒａｔｉｏ［Ｊ］．Ｊｏｕｒｎａｌ ｏｆ Ｇｅｏｌｏｇｙ，１９８６，９４（５）：６３５—６５０． ［２４］赵振华．微量元素地球化学原理［Ｍ］．北京：科学出版社，１９９７，１２５－１２９． ［２５］谢周清，孙立广．近２０００年来南极菲尔德斯半岛西湖沉积物中稀土元素１／３Ｅｕ特征与气候演变［Ｊ］．沉积学报，２００２，２０（２）：３０３—３０６． ［２６］Ｈｅｎｄｅｒｓｏｎ Ｐ．Ｒａｒｅ Ｅａｒｔｈ Ｅｌｅｍｅｎｔ Ｇｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙ［Ｊ］．Ａｍｓｔｅｒｄａｍ Ｅｌｓｅｖｉｅｒ，１９８４，３４３－３７４． ［２７］Ａｌｌｅｇｒｅ Ｃ Ｔ．Ｑｕａｎｔｉｔａｔｉｖｅ ｍｏｄｅｌｓ ｏｆ ｔｒａｃｅ ｐｌａｎｅｔ［Ｊ］．Ｅａｒｔｈ Ｐｌａｎｔ Ｓｃｉ Ｌｅｔｔ．，１９７８，３８，１：１—２５． ［２８］Ｃａｒｄｅｎａｓ Ａ Ａ，Ｃｏｗａｒｄ Ｍ Ｐ．Ａｓｓｅｓｓｉｎｇ ｄｉｆｆｅｒｅｎｃｅｓ ｉｎ ｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎ ｂｅｔｗｅｅｎ ｌｏｗ ｍｅｔａｍｏｒｐｈｉｃ ｇｒａｄｅ ｍｕｄｓｔｏｎｅｓ ａｎｄ ｈｉｇｈ—ｇｒａｄｅ ｓｃｈｉｓｔｓ ｕｓｉｎｇ ｌｏｇ ｒａｔｉｏ ｔｅｃｈｎｉｑｕｅｓ［Ｊ］．Ｊｏｕｒ Ｇｅｏｌ，１９９６，１０４ ２７９—２９３． ＰＥＴＲｏＬｏＧＩＣＡＬ ＣＨＡＲＡＣＴＥＲＩＳＴＩＣＳ ＡＮＤ ＰＲｏＶＥＮＡＮＣＥ ＡＮＡＬＹＳＩＳ ＯＦ ＳＡＮＤＳＴＯＮＥＳ ＩＮ ＴＨＥ ＫＥＰＩＮＧＴＡＧＥ ＦｏＲＭＡＴＩｏＮ ｏＦ ＳＩＬＵＲＩＡＮ ＩＮ ＴＨＥ ＴＡＲＩＭ ＢＡＳＩＮ ＺＨＡＮＧ Ｘｉｎ， ＺＨＡＮＧ Ｊｉｎ—ｌｉａｎｇ， ＱＩＮ Ｌｉ－ｊｕａｎ （Ｃｏｌｌｅｇｅ ｏｆ Ｍａｒｉｎｅ Ｇｅｏｓｃｉｅｎｃｅｓ，Ｏｃｅａｎ Ｕｎｉｖｅｒｓｉｔｙ ｏｆ Ｃｈｉｎａ，Ｑｉｎｇｄａｏ ２６６１００，Ｃｈｉｎａ） Ａｂｓｔｒａｃｔ：Ｔｈｅ ｐｅｔｒｏｌｏｇｉｃａｌ ｃｈａｒａｃｔｅｒｉｓｔｉｃｓ ａｎｄ ｐｒｏｖｅｎａｎｃｅ ｏｆ ｓａｎｄｓｔｏｎｅｓ ｉｎ ｔｈｅ Ｋｅｐｉｎｇｔａｇｅ ｆｏｒ— ｍａｔｉｏｎ ｏｆ Ｓｉｌｕｒｉａｎ ｉｎ Ｔａｒｉｍ ｂａｓｉｎ ｈａｖｅ ｂｅｅｎ ｓｔｕｄｉｅｄ ｂｙ ａｎａｌｙｚｉｎｇ ｔｈｅ ｄｅｔｒｉｔａ】ｍｉｎｅｒａｌｓ；ｓｅｌｅｃｔｅｄ ｍａｊｏｒ ｅｌｅｍｅｎｔｓ ａｎｄ ｔｒａｃｅ ｅｌｅｍｅｎｔｓ．Ｔｈｅ ｒｅｓｕｌｔｓ ｓｕｇｇｅｓｔ ｔｈａｔ ｔｈｅ ｔｅｃｔｏｎｉｃ ｓｅｔｔｉｎｇ ｉｓ ａｃｔｉｖｅ ｃｏｎｔｉｎｅｎ— ｔａｌ ｍａｒｇｉｎ ａｎｄ ｐａｓｓｉｖｅ ｃｏｎｔｉｎｅｎｔａｌ ｍａｒｇｉｎ，ｔｈｅ ｐｒｏｖｅｎａｎｃｅ ｉｓ ｒｅｃｙｃｌｉｎｇ ｏｒｏｇｅｎｉｃ ｂｅｌｔ ｍａｉｎｌｙ．Ｔｈｅ ｓａｎｄｓｔｏｎｅｓ ｍａｉｎｌｙ ｃｏｎｓｉｓｔ ｏｆ ｑ ｕａｒｔｚ，Ｋ—ｆｅｌｄｓｐａｒ，ｐｌａｇｉｏｃｌａｓｅ，ｉｌｌｉｔｅ ａｎｄ ｃｈｌｏｒｉｔｅ ｅｔ ａ１．Ｔｈｅ ｃｈｅｍｉｃａ１ ｉｎｄｅｘ ｏｆ ｗｅａｔｈｅｒｉｎｇ（ＣＩＷ）ａｎｄ ｔｈｅ ｃｈｅｍｉｃａｌ ｉｎｄｅｘ ｏｆ ａｌｔｅｒａｔｉｏｎ（ＣＩＡ）ｐａｒａｍｅｔｅｒｓ ｏｆ ｔｈｅ ｓａｎｄ— ｓｔｏｎｅｓ ｓｕｇｇｅｓｔ ｔｈｅ ｗｅａｔｈｅｒｉｎｇ ｏｆ ｔｈｅ ｓａｎｄｓｔｏｎｅｓ ｉｓ ｉｎｔｅｎｓｅ ｉｎ ｔｈｅ ａｒｅａ．Ｔｈｅ ｉｎｔｅｎｓｉｔｙ ｏｆ ｗｅａｔｈｅ— ｒｉｎｇ：Ｔａｚｈｏｎｇ ａｒｅａ＞Ｔａｂｅｉ ａｒｅａ＞Ｍａｎｄｏｎｇ ａｒｅａ．Ｔｈｅ ｉｎｄｅｘ ｏｆ ｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎａｌ ｖａｒｉａｂｉｌｉｔｙ（ＩＣＶ） ｓｕｇｇｅｓｔｓ ｓｏｍｅ ｓａｎｄｓｔｏｎｅｓ ｃｏｎｔａｉｎ ｔｈｅ ｆｉｒｓｔ ｃｙｃｌｅ ｍａｔｅｒｉａ１．Ｔｈｅ Ａ—ＣＮ—Ｋ ｄｉａｇｒａｍ ｉｎｄｉｃａｔｅｓ ｔｈａｔ ａ ｈｉｇｈ ａｖｅｒａｇｅ ｐｌａｇｉｏｃｌａｓｅ ｔｏ ａｌｋａｌｉ ｆｅｌｄｓｐａｒ ｒａｔｉｏ ｉｎ ｔｈｅ ｐｒｏｖｅｎａｎｃｅ，ｒａｎｇｅ ｆｒｏｍ ｇｒａｎｏｄｉｏｒｉｔｅ ｔｏ ｇｒａｎｉｔｅ，ｔｈｅ ｓａｎｄｓｔｏｎｅｓ ｕｎｄｅｒｗｅｎｔ Ｋ－ｍｅｔａｓｏｍａｔｉｓｉｍ ｄｕｒｉｎｇ ｗｅａｔｈｅｒｉｎｇ ｐｒｏｃｅｓｓｅｓ，ｉｌｌｉｔｅ ｈａｓ ｒｅ— ｐｌａｃｅｄ ｆｅｌｄｓｐａｒ ａｎｄ ｔｈｕｓ ｐｅｒｈａｐｓ ｔｈｅ ｏｒｉｇｉｎａｌ ｋａｏｌｉｎｉｔｅ ｉｎ ｔｈｅ ｆｅｌｄｓｐａｒ．Ｔｒａｃｅ ｅｌｅｍｅｎｔｓ ａｎｄ ｔｈｅ ｒａｔｉ— ｏｓ（ｅ ｇ Ｌａ／Ｙｂ ｖｓ∑ＲＥＥ，３Ｅｕ ｅｔ ａ１）ｓｕｇｇｅｓｔ ｔｈｅ ｓａｎｄｓｔｏｎｅｓ ｉｎ ｔｈｉｓ ａｒｅａ ｗｅｒｅ ｄｅｒｉｖｅｄ ｆｒｏｍ ｇｒａｎｉｔｅ ｐｒｏｖｅｎａｎｃｅ． Ｋｅｙ ｗｏｒｄｓ：Ｔａｒｉｍ ｂａｓｉｎ｝ｓａｎｄｓｔｏｎｅ；Ｋｅｐｉｎｇｔａｇｅ Ｆｏｒｍａｔｉｏｎ；ｐｅｔｒｏｌｏｇｉｃａｌ ｃｈａｒａｃｔｅｒｉｓｔｉｃｓ；ｐｒｏｖｅ— ｎａｎＣｅ ＩＳＳＮ １００１—６８７２（２００７）０３—０１０６～１０；ＣＯＤＥＮ：ＫＵＹＡＥ２ Ｓｙｎｏｐｓｉｓ ｏｆ ｔｈｅ ｆｉｒｓｔ ａｕｔｈｏｒ：Ｚｈａｎｇ Ｘｉ，ｍａｌｅ，２７ ｙｅａｒｓ ｏｌｄ，ａ ｄｏｃｔｏｒａｌ ｓｔｄｕｅｎｔ ｏｆ ｐｅｔｒｏｌｅｕｍ ｇｅｏｌｏｇｙ．Ｎｏｗ ｈｅ ｉｓ ｅｎｇｏｇｅｄ ｉｎ ｔｈｅ ｒｅ— ｓｅａｒｃｈ ｏｆ ｓｅｄｉｍｅｎｔａｒｙ ａｎｄ ｐｅｔｒｏｌｅｕｍ ｇｅｏｌｏｇｙ．
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