1、沉積地球化學(xué)讀書報(bào)告不同沉積環(huán)境中地球化學(xué)組成不同沉積環(huán)境中地球化學(xué)組成摘 要：運(yùn)用地球化學(xué)的方法，通過研究沉積巖或沉積物中各常量、微量元素及各種同位素特征，來示蹤古沉積環(huán)境，以了解當(dāng)時(shí)的沉積特征。通過Sr/Ba法、硼元素法、碳氧同位素法等地球化學(xué)指標(biāo)判定海相沉積還是陸相沉積及了解古鹽度信息；不同氣候條件下特定元素（如P、Sr等）含量及元素比值（如Sr/Cu、Mg/Ca）可指示特定的古氣候條件；沉積水體的氧化還原狀態(tài)可通過氧化還原敏感元素（如Mo、U、V、Ni、Ce、Eu等）的分析得到較好的恢復(fù)；古水深以及海平面的相對(duì)變化則利用了元素遷移能力的差異，通過查明不同深度帶沉積的元素組合（Fe族、M

2、n族）、比值（Sr/Ba、Sr/Ca）及同位素（87Sr/86Sr比值）的不同加以判定，此外通過13C、34S、18O可用來判斷海平面升降。Mn/Ti、Co/Ti、Ni/Ti比值以及Fe族元素分布規(guī)律可用來進(jìn)行離岸距離判斷。關(guān)鍵詞：沉積環(huán)境； 地球化學(xué)；元素特征；目錄第1章沉積地球化學(xué)概述1第2章 沉積地球化學(xué)判別沉積環(huán)境22.1判斷沉積環(huán)境的各種地球化學(xué)方法簡(jiǎn)述22.2古鹽度測(cè)定32.2.1硼法32.2.2元素比值法52.2.3沉積磷酸鹽法62.2.4鍶鈣法62.2.6穩(wěn)定同位素法72.3氧化還原條件72.3.1 鐵礦物組合72.3.2 Fe2+/Fe3+法82.3.3 KFe系數(shù)82.3.

3、4 Cu/Zn、Cu+Mo/Zn方法92.3.5稀土元素法92.3.6穩(wěn)定同位素法92.4離岸距離標(biāo)志92.4.1元素組合法102.4.2元素比值法102.5源區(qū)分析112.5.1元素比值112.5.2成熟度指數(shù)112.5.3陸源元素與Al、Ti的比值122.5.4 Mn、Co元素122.5.5微量元素判斷物源122.5.6稀土元素判別物源122.6古溫度測(cè)定132.6.1氧同位素的古溫度測(cè)定132.6.2硫同位素的古溫度測(cè)定142.7海平面升降142.7.1 13C與全球海平面變化142.7.2 18O與全球海平面變化152.7.3 34S與全球海平面變化152.8古氣候152.8.1微量元

4、素法152.8.2穩(wěn)定同位素法15第3章 結(jié)論17參考文獻(xiàn)18第1章沉積地球化學(xué)概述沉積地球化學(xué)是沉積學(xué)、地球化學(xué)相互滲透相互結(jié)合而產(chǎn)生的一門新興邊緣學(xué)科。為了有一個(gè)簡(jiǎn)單明確的概念，鄧宏文將沉積地球化學(xué)是定義為：以沉積物和沉積巖為對(duì)象、研究其在沉積成巖過程中所含元素及同位素遷移、聚集與分布規(guī)律的一門科學(xué)。實(shí)際上，積地球化學(xué)涉及面甚廣，包括風(fēng)化產(chǎn)物在搬運(yùn)過程中元素的遷移、形成和沉積分異規(guī)律；沉積作用過程中元素的沉積方式、沉積機(jī)制和控制因素；成巖作用中元素及同位素的轉(zhuǎn)移、重新分配及其化學(xué)機(jī)制；沉積巖中化學(xué)元素及其同位素的分布與分配；巖石成分在地史時(shí)期的地球化學(xué)演化，以及地機(jī)地球化學(xué)和有機(jī)地球化學(xué)在

5、沉積成礦中的作用等許多方面。可以概括兩大領(lǐng)域.即：其一是研究沉積巖中化學(xué)成分、化學(xué)元素及其同位素的分布與分配、分散與集中、共生組合、遷移規(guī)律和演化歷史，也就是說研究“物質(zhì)的化學(xué)運(yùn)動(dòng)和變化過程”1；其二則是研究控制和影響元素及其同位素運(yùn)動(dòng)和變化的各種因素。沉積地球化學(xué)在古環(huán)境分析中的應(yīng)用主要涉及沉積地球化學(xué)第二方面的研究?jī)?nèi)容，沉積相和沉積環(huán)境分析是沉積學(xué)領(lǐng)域中一門綜合性很強(qiáng)的分支學(xué)科，它涉及多門學(xué)科的理論與應(yīng)用。例如，根據(jù)生物群體與其生長(zhǎng)環(huán)境密不可分的關(guān)系，利用古生態(tài)資料研究各地質(zhì)時(shí)期的 古氣候、古地理而發(fā)展起來的古生態(tài)學(xué)已成為沉積環(huán)境分析不可缺少的手段。流體力學(xué)運(yùn)用到沉積學(xué)中，研究床砂表面形態(tài)

6、與水動(dòng)力狀況的關(guān)系，將根據(jù)水槽實(shí)驗(yàn)確定的水流動(dòng)態(tài)予以公式化并用來解釋沉積構(gòu)造序列而發(fā)展起來的沉積動(dòng)力學(xué)已成為沉積物沉積物理?xiàng)l件研究和沉積環(huán)境恢復(fù)的重要基礎(chǔ)。現(xiàn)代地球物理學(xué)與沉積學(xué)相結(jié)合而產(chǎn)生的地震地層學(xué)，“根據(jù)地震、鉆井和露頭資料，結(jié)合伴生的沉積環(huán)境和巖相特征，對(duì)地層分布模式做出綜合解釋”的新層序地層學(xué)2，無疑都是沉積環(huán)境分析的重要理論依據(jù)和技術(shù)手段。同樣，地球化學(xué)與沉積 學(xué)相結(jié)合產(chǎn)生的沉積地球化學(xué)運(yùn)用到古環(huán)境分析中，則能夠?yàn)槌练e環(huán)境分析提供物理標(biāo)志和生物標(biāo)志所不能反映或不能完全反映的環(huán)境地球化學(xué)信息，并利用這些信息對(duì)沉積礦產(chǎn)資源做出綜合評(píng)價(jià)。第2章 沉積地球化學(xué)判別沉積環(huán)境沉積地球化學(xué)在古環(huán)

7、境分析中的應(yīng)用，主要包括：元素地球化學(xué)、穩(wěn)定同位素地球化學(xué)及有機(jī)地球化學(xué)原理的應(yīng)用。2.1判斷沉積環(huán)境的各種地球化學(xué)方法簡(jiǎn)述元素地球化學(xué)包括常量元素、微量元素、稀有元素和分散元素的地球化學(xué)。對(duì)沉積巖無機(jī)地球化學(xué)的研究主要集中在元素和微量元素地球化學(xué)方面，利用巖石微量元素特征研究沉積巖形成的古地理環(huán)境和成巖作用環(huán)境，已成為沉積地球化學(xué)的一個(gè)重要方面，鑒于沉積區(qū)的大地構(gòu)造背景、古氣候、源區(qū)母巖性質(zhì)、沉積盆地地形、沉積環(huán)境和沉積介質(zhì)物化性質(zhì)對(duì)元素分異作用的影響，長(zhǎng)期以來，沉積學(xué)家一直在探討并研究古地理環(huán)境對(duì)元素分散與聚集的控制，以期了解不同構(gòu)造單元、不同地區(qū)、不同沉積類型及不同沉積環(huán)境的元素分布規(guī)律

8、。目前，元素地球化學(xué)在劃分海陸相地層、分析物源區(qū)巖石成分、恢復(fù)沉積的古氣候條件，利用微量元素對(duì)不含生物化石的“啞地層”進(jìn)行地層對(duì)比，特別是確定沉積水介質(zhì)地球化學(xué)環(huán)境、劃分地球化學(xué)相上取得了較滿意的效果。目前，已廣泛使用某些元素、元素含量及比值如 Fe、Mn、Sr、Ba、B、Ga、Rb、Co、Ni、V及Sr/Ba、Fe/Mn、V/Ni、Fe3+/Fe2+等判別海相與陸相、氧化與還原、水盆深度、鹽度及離岸距離等沉積條件1。20世紀(jì)50年代以來，同位素地球化學(xué)已成為地球化學(xué)中一門獨(dú)立的分支。在沉積學(xué)領(lǐng)域中，同位素地質(zhì)學(xué)巳成為追索物源、探討沉積-成巖環(huán)境的重要方法。同位素地球化學(xué)在古環(huán)境分析中的應(yīng)用尚

9、處于初始階段。目前應(yīng)用較多的是利用氧、硫、鍶、碳的穩(wěn)定同位素的分餾特點(diǎn)研究沉積物來源、古水溫與古鹽度、氧化還原條件、沉積旋回性質(zhì)、確定海岸線位置和海平面升降、利用硫同位素分餾特點(diǎn)分析與沉積環(huán)境關(guān)系密切的開放與封閉系統(tǒng)等3。石油勘探發(fā)展的需要使以沉積巖，特別是碳酸鹽巖和泥巖中有機(jī)質(zhì)為主要研究對(duì)象的有機(jī)地球化學(xué)取得了巨大進(jìn)展。特別是從20世紀(jì)60年代起發(fā)展至今，有機(jī)地球化學(xué)已成為地球化學(xué)中又一門重要的分支學(xué)科。有機(jī)地球化學(xué)研究主要著眼于生油巖的生烴能力分析，以進(jìn)行油氣資源的遠(yuǎn)景評(píng)價(jià)。在這一研究過程中，基于沉積巖有機(jī)質(zhì)的豐度與演化不僅與埋藏史、地?zé)嵫莼酚嘘P(guān)，而且受沉積環(huán)境制約的認(rèn)識(shí)，一些地球化學(xué)家

10、和沉積學(xué)家根據(jù)氣候、環(huán)境、水介質(zhì)條件與原始生油母質(zhì)的關(guān)系，探討了不同沉積環(huán)境的有機(jī)質(zhì)特征并提供了與原始沉積環(huán)境有關(guān)的某些有機(jī)地化指標(biāo)，特別是氣相色譜-質(zhì)譜聯(lián)用儀的發(fā)明，使人們識(shí)別。鑒定出許多新的生物標(biāo)記化合物，這些有機(jī)化合物不僅可以作為油源對(duì)比的“化石”，而且由于某些化合物的埋藏演化中的相對(duì)穩(wěn)定性，還可以根據(jù)它們與現(xiàn)代生物有機(jī)組成的關(guān)系推斷有機(jī)質(zhì)原始堆積條件4。近些年來，有機(jī)地球化學(xué)工作者提出并運(yùn)用“有機(jī)相”的概念研究有機(jī)質(zhì)類型、有機(jī)質(zhì)來源與沉積環(huán)境的關(guān)系，有關(guān)某些有機(jī)地球化學(xué)參數(shù)的壞境意義的論證基礎(chǔ)及使用價(jià)值也正在進(jìn)一步探討中。2.2古鹽度測(cè)定用元素地球化學(xué)特點(diǎn)推斷古鹽度是最常用的、也是效果

11、較為理想的一種方法。雖然這種方法不如生物組合或古生態(tài)分析方便，但如果運(yùn)用得當(dāng)?shù)脑挘梢远康赜?jì)算出古鹽度，那么在一個(gè)沉積剖面中，通過鹽度的變化旋回可以分析出古氣候的變遷和隨盆地演化而發(fā)生的水介質(zhì)條件的變化。計(jì)算古鹽度的方法比較多，包括硼法、元素比值法、沉積磷酸鹽法及自生鐵礦物法等。2.2.1硼法硼法是計(jì)算古鹽度最常用的方法。早在1932年，Goldschmid和Peters就注意到泥質(zhì)沉積物中硼與鹽度的關(guān)系。Walker和Price （1963）根據(jù)前人資料及自己的研究成果證明了粘土中硼主要富集于伊利石中，并成功地把硼、伊利石含量與古鹽度聯(lián)系起來，為鹽度的定量計(jì)算奠定了基礎(chǔ)。1965年，Ada

12、ms等人根據(jù)對(duì)英國(guó)多維河的港灣現(xiàn)代沉積物的研究提出了鹽度與相當(dāng)硼含量的回歸關(guān)系1。隨后研究者進(jìn)一步指出巖性、粒度、結(jié)晶度、沉積速度、各種粘土礦物對(duì)硼的吸附效應(yīng)的差異、有機(jī)質(zhì)的稀釋作用、繼承硼干擾等因素對(duì)古鹽度計(jì)算的影響，使計(jì)算方法逐漸趨于完善。硼法的理論基礎(chǔ)是：硼在海水中主要是以硼酸及其離解產(chǎn)物的形式存在，當(dāng)粘土礦物處于含硼水溶液中，硼經(jīng)過三級(jí)過程從溶液進(jìn)入粘土礦物： 第一、吸附在粘土礦物薄片邊沿；第二、因靜電作用在薄片邊沿固定下來；第三、因新物質(zhì)圍繞硼的增長(zhǎng)和硼的擴(kuò)散進(jìn)入粘土晶格中。粘土礦物從溶液中提取的硼是溶液中硼的線性函數(shù)。溶液中硼的濃度是鹽度線性函數(shù)。所以，粘土中的硼含量是鹽度的函數(shù)。

13、計(jì)算方法：（1）沃克法（相當(dāng)硼法）所謂相當(dāng)硼-就是相當(dāng)于伊利石中K2O含量為5%時(shí)的硼含量。經(jīng)研究：相當(dāng)硼200PPM為淡水；=200-300PPM為半咸水；=300-400PPM為正常海水；400PPM為咸水或超咸水。相當(dāng)硼的求法：1、求伊利石的含量伊利石中K2O含量為8.5%，如巖石中沒有其他含鉀礦物，則純伊利石含量為K2O/8.5；2、求校正硼含量所謂校正硼含量就是純伊利石中的硼含量，所以校正硼=實(shí)測(cè)硼含量×8.5/K2O；3、求相當(dāng)硼含量根據(jù)氧化鉀及校正硼含量在相當(dāng)硼散射曲線（圖2-1）上查找相當(dāng)硼含量。圖2-1修正后的計(jì)算相當(dāng)硼的散射曲線(據(jù)文獻(xiàn)3)（2）亞當(dāng)斯法1965年

14、，亞當(dāng)斯根據(jù)現(xiàn)代英國(guó)多維河口沉積提出如下公式：Y=0.0977-X-7.043；其中Y為水的鹽度，X為相當(dāng)硼的含量，其求法見沃克法。（3）科奇法該方法考慮不同黏土礦物吸附硼的能力不同，換算出同一的礦物吸附的相當(dāng)硼，根據(jù)實(shí)驗(yàn)伊利石中的硼是蒙脫石中的兩倍，高嶺石的四倍，因此，根據(jù)下面公式計(jì)算高嶺石中的硼：Bk=B/（4Xi+2Xm+Xk）；其中Bk為高嶺石中的硼，Xi為伊利石的含量，Xm為蒙脫石的含量，Xk為高嶺石的含量。然后就可根據(jù)下面公式計(jì)算古鹽度：LogBk=1.28LogSp+0.11。 （4）地區(qū)性計(jì)算方法錢凱在肯定科奇法的基礎(chǔ)上，指出其未考慮成巖作用的影響，應(yīng)求取不同礦物的成巖系數(shù)恢復(fù)

15、原始沉積物中的粘土礦物含量，進(jìn)而求取古鹽度。LogSp=LogBis-1.375/0.49；其中Sp為古鹽度；Bis為沉積伊利石的含量2.2.2元素比值法（1）B/Ga：國(guó)外研究認(rèn)為B/Ca<1.5為淡水，B/Ga=56近岸海相，B/Ga>7為海相。國(guó)內(nèi)研究認(rèn)為B/Ca<3為淡水，B/Ga=34.5為半咸水B/Ga=4.55為海水。（2）Sr/Ba：一般認(rèn)為海洋沉積Sr/Ba1，陸相沉積Sr/Ba1； （3）C/S：研究認(rèn)為C/S10為海相沉積，C/S10為陸相沉積；用C/S推斷古鹽度時(shí)應(yīng)注意以下幾點(diǎn)：C/S值法只適用于富含有機(jī)質(zhì)的泥巖，一般C%>1，因?yàn)槿绻袡C(jī)質(zhì)含量

16、過低，黃鐵礦的形成不僅與溶液中的SO42-的濃度有關(guān)，而且受有機(jī)質(zhì)沉積作用的控制。原始沉積環(huán)境的鹽度不能過高。因?yàn)辂}度過高，SO42-隨時(shí)隨地充分供給，黃鐵礦的形成不再與硫酸鹽的含量有關(guān)系。泥巖中的含硫礦物應(yīng)主要為黃鐵礦，不應(yīng)含過多的硫酸鹽礦物，如石膏、重晶石等，否則泥巖中全硫含量并不能近似代表黃鐵礦硫含量。在這種情況下，必須使用專門對(duì)黃鐵礦使用的的還原法求硫含量。（4）Sr/Ca：研究認(rèn)為Sr/Ca1為淡水沉積，Sr/Ca1為海相沉積；（5）Fe/Mn：研究認(rèn)為Fe/Mn =1為正常鹽度，F(xiàn)e/Mn1咸水，F(xiàn)e/Mn =5為淡水。此外Na/Ca，Rb/K，V/Ni，Mg/Ca也可進(jìn)行古鹽度的

17、判別。Na/Ca值在碳酸鹽類巖石中與鹽度的關(guān)系更為密切些，一般隨鹽度增加比值增加。高的Na/Ca值可只是超鹽水的白云石化條件。Rb/K值，V/Ni值都是海相大于淡水相。Mg/Ga值由河水向海水方向也出現(xiàn)增加的趨勢(shì)。2.2.3沉積磷酸鹽法此法是Nelson提出的。他發(fā)現(xiàn)，在現(xiàn)代或古代的沉積物中，都含有少量的磷酸鹽5。在海相沉積物中主要是磷灰石Ca10 (PO4)5(CO3) (F，OH)2；非海相土壤中主要為磷鋁石AlPO42H2O和紅磷鐵礦FePO42H2O 及羥磷灰石 Ca10 (PO4)5(CO3)(F，OH)2。Nelson在研究中發(fā)現(xiàn)“磷酸鈣比”m(磷酸鈣)/m( 磷酸鐵+磷酸鈣) 與

18、鹽度呈線性關(guān)系，并提出了回歸方程,計(jì)算公式如下：Fca-p=0.09+0.26*Sp（鹽度）Fca-p=磷酸鈣/磷酸鐵+磷酸鈣Ca/Ca+Fe<0.4 為淡水相Ca/Ca+Fe=0.4-0.8 為過度相Ca/Ca+Fe>0.8 為海相2.2.4鍶鈣法 除了上述常用的方法外, 人們也常用鍶鈣法對(duì)沉積環(huán)境進(jìn)行古鹽度的恢復(fù)。特別是對(duì)湖泊沉積物進(jìn)行古鹽度恢復(fù)時(shí), 常常采用此法。因?yàn)楹幢韺映练e物中生長(zhǎng)數(shù)量眾多的介形類, 它們?cè)谏L(zhǎng)過程中有8次左右的脫殼過程,這樣在沉積物中就留下了大量的殼體化石, 其礦物組成主要是低鎂方解石。Chivas等，首先通過對(duì)多個(gè)屬種的介形類殼體及其宿生水體中的微量

19、元素進(jìn)行研究,獲得了介形類殼體的Mg2+、Sr2+質(zhì)量分?jǐn)?shù)以及宿生水體中 Mg2+、Sr2+質(zhì)量分?jǐn)?shù)的分配系數(shù), 從而對(duì)古鹽度進(jìn)行了推算：Sp=1/A(Sr/Ca)介形類/Kd(Sr)- B, 式中 A, B為常數(shù),可以根據(jù)現(xiàn)代湖水Sr2+、Ca2+質(zhì)量分?jǐn)?shù)與鹽度的測(cè)定獲得;Kd(Sr)是Sr的分配系數(shù)；Kd(Sr) =m(Sr)/m (Ca)介形類/m(Sr2+)/m(Ca2+)湖水.2.2.5常量元素離子法Spears（1973）在研究英國(guó)約克郡石炭紀(jì)泥巖中發(fā)現(xiàn)常量元素離子與古鹽度有密切關(guān)系。在海相泥巖（深度960965m）中Mg2+含量高于淡水河微咸水，而Ca、Mg、Na、K含量之和減少

20、。這一特點(diǎn)在現(xiàn)代沉積物中也有發(fā)現(xiàn)，因而Mg2+/Ca2+可以用來推斷古鹽度。Spears同時(shí)認(rèn)為泥巖中常量元素離子含量變化主要出現(xiàn)在粘土與海水底層水直接接觸的時(shí)期（即水解作用階段），在成巖作用中他們變化并不明顯1。2.2.6穩(wěn)定同位素法Epstein 和Mayeda(1953)發(fā)現(xiàn)海水的18O / 16O隨鹽度的增加而增加，Clayton和 Degers(1959)也發(fā)現(xiàn)碳酸巖鹽的碳同位素隨鹽度變化而變化。以后許多研究者證實(shí)鹽度與碳、氧同位素之間呈正相關(guān)關(guān)系。在進(jìn)行古水介質(zhì)鹽度定性判別時(shí)，一般采用Keith等人（1964）所提出的經(jīng)驗(yàn)公式：Z=2.048(13C+50)+0.498(18O+5

21、0)，Z >120為海相灰?guī)r，Z <120為淡水灰?guī)r。2.3氧化還原條件判斷沉積環(huán)境的氧化還原條件主要是根據(jù)同生礦物組合，如對(duì)介質(zhì)Eh值高低反映靈敏的鐵、錳礦物組合。2.3.1 鐵礦物組合鐵在海盆中沉積具有明顯的規(guī)律性，隨著pH值的增大，Eh值的降低，鐵礦物呈不同的相依次分布，鐵的化合價(jià)態(tài)也相應(yīng)變化（表2-1），因?yàn)榭捎脕矸从抄h(huán)境的地球化相。表2-1 Fe的地球化學(xué)沉積相（據(jù)文獻(xiàn)3）2.3.2 Fe2+/Fe3+法Fe2+/Fe3+常用來劃分氧化還原相。一般認(rèn)為Fe2+/Fe3+1為還原環(huán)境，F(xiàn)e2+/Fe3+>1為弱還原環(huán)境，F(xiàn)e2+/Fe3+=1為中性環(huán)境，F(xiàn)e2+/Fe

22、3+<1為弱氧化環(huán)境Fe2+/Fe3+1為氧化環(huán)境6。但是在實(shí)際應(yīng)用中這一指示并不理想，因影響Fe2+與Fe3+可逆反應(yīng)的因素比較多，如介質(zhì)的pH值，當(dāng)pH升高時(shí)，F(xiàn)e2+更易被氧化為Fe3+。2.3.3 KFe系數(shù)KFe系數(shù)即用巖石中總鐵向菱鐵礦和黃鐵礦的轉(zhuǎn)化程度來反映環(huán)境的氧化還原程度。KFe=FeHcl2+FeFeS22+FeO其值越大表明還原程度越強(qiáng)，考慮到有機(jī)碳含量對(duì)該值的影響，石油系統(tǒng)的地質(zhì)工作者又提出采用鐵還原系數(shù)K值來劃分氧化還原相KFe=FeHcl2+×0.236+FeFeS22+FeO表2-2為不同地球化學(xué)相的KFe值(據(jù)文獻(xiàn)3)2.3.4 Cu/Zn、Cu

23、+Mo/Zn方法Hallberg(1976)提出Cu/Zn和Cu+Mo/Zn比值可作為判別沉積環(huán)境的氧化還原的標(biāo)志，研究表明氧化環(huán)境上述比值低，還原環(huán)境上述比值高。這一比值不受成巖作用的影響，他還認(rèn)為，由于Co的氧化作用，Ni/Co值在某些情況下也可提供盆地氧化還原的信息，但這一比值受成巖作用影響比較大3。2.3.5稀土元素法（1）根據(jù)Ce標(biāo)志當(dāng)沉積物中的Ce虧損時(shí)為氧化環(huán)境，當(dāng)Ce正常時(shí)為還原環(huán)境。（2）根據(jù)Eu標(biāo)志當(dāng)沉積物中的Eu虧損時(shí)為氧化環(huán)境，當(dāng)Eu正常時(shí)為還原環(huán)境。2.3.6穩(wěn)定同位素法沉積碳酸巖鹽的碳同位素對(duì)環(huán)境的封閉性和還原程度反應(yīng)較靈感，一般再開放環(huán)境，與大氣CO2平衡的碳酸巖

24、鹽的13C較封閉體系中的碳酸巖鹽的13C高，這是由于在封閉體系中生物成因的含輕同位素12C的化合物進(jìn)入介質(zhì)的結(jié)果6。2.4離岸距離標(biāo)志通常主要用生態(tài)分析法和遺跡化石標(biāo)志恢復(fù)盆地的古水深。但近些年對(duì)現(xiàn)代沉積物元素地球化學(xué)的研究發(fā)現(xiàn)，元素的聚集與分散和水盆深度（更確切的說應(yīng)是離岸距離）也有一定的關(guān)系。這一性質(zhì)主要是元素在沉積作用中鎖發(fā)生的機(jī)械分析作用、化學(xué)分析作用和生物、生物化學(xué)分異作用的結(jié)果。2.4.1元素組合法由于水域遼闊允許元素依據(jù)其性質(zhì)進(jìn)行充分的分異，大洋沉積五中元素的分異作用表現(xiàn)最為明顯。根據(jù)斯特拉霍夫?qū)μ窖笱芯勘砻饔蔀I岸向海洋不同相帶元素組合不同，可以劃分為4個(gè)帶：（1）鐵族元素（F

25、e、Cr、V、Ge）為濱海帶；（2）水解性元素（Al、Ti、Zr、Ga、Nb、Ta）為淺海帶；（3）親硫性元素（Pb、Zn、Cu、As）為半深海帶；（4）錳族元素（Mn、Co、Ni、Mo）為深海帶。2.4.2元素比值法（1）Fe/Mn法由于化學(xué)性質(zhì)的差異，F(xiàn)e和Mn在沉積作用過程中分異現(xiàn)象較為明顯，而且主要受水介質(zhì)的Eh與pH的控制，故而可以用Fe/Mn來判別離岸距離，在海洋環(huán)境隨離岸距離的增加鐵含量逐漸減少，錳含量逐漸增加。在大型湖泊中同樣如此，如松遼盆地白堊紀(jì)湖盆，從濱湖淺湖深湖，MnO2由0.00094（濱湖）0.0015（淺湖）0.051（深湖）。（2）Mn/Ti、Co/Ti、Ni/T

26、i因?yàn)镸n的含量常隨距陸地的距離增加而增加，因此，有的研究者將Mn稱為“水生”元素，類似Mn的“水生”元素還有Ni、Co、Cu等。“水生”元素和陸源元素Al、Ti的比值一般可作為距陸地距離的標(biāo)志，其值常隨距陸地距離的增加而增加。如太平洋沉積物近岸大陸架Mn/Ti<0.1，離岸100米 Mn/Ti=0.1，超過300米 Mn/Ti>0.10.3。（3）V/Ni比值從陸相到海相，沉積物中的V/Ni比值不斷減小，特別是從海岸到深海（4）Sr/Ba、Sr/Ca比值對(duì)于Sr/Ba比值來說，首先海相沉積物中Sr/Ba>1，而陸相Sr/Ba<1；對(duì)于海洋環(huán)境來說，從海岸附近到深海中，

27、沉積物中的Ba含量因大量粘土吸附而增加，而Sr由于主要是通過生物途徑的再沉積作用減弱，其含量變化不大或略有減小，因而，從海岸到深海中Sr/Ba比逐漸減小。Sr/Ca比值的變化與Sr/Ba比值相似。（5）Rb/K比值Rb和K在水中的遷移和富集均與粘土密切相關(guān)，并且Rb比K更容易被粘土吸附而遠(yuǎn)移。因此，比值變大，揭示水體加深；比值變小，則水體變淺。（6）Zr/Al比值Zr是典型的親陸性元素，以機(jī)械遷移為主，沉積于離岸較近的地區(qū)，故常被用作指示物源區(qū)遠(yuǎn)近的指標(biāo)，越遠(yuǎn)離陸源區(qū)，巖石中含量越低。但沉積巖中Zr元素的分布受Al元素支配，因此Zr/Al的比值更能代表近距離搬運(yùn)的陸源組分及水體深度的變化，其值

28、越大，表示離岸越遠(yuǎn)，水體更深。（7）87Sr/86Sr比值87Sr/86Sr比值高反映海平面下降和（或）大陸抬升，水體變淺，風(fēng)化剝蝕加快；比值低則對(duì)應(yīng)著海平面的上升和海底火山熱液來源增多。2.5源區(qū)分析母巖巖性基本決定了風(fēng)化產(chǎn)物的元素組成。盡管在不同古地理?xiàng)l件下，由于氣候、生物活動(dòng)、地形、水介質(zhì)的影響，風(fēng)化產(chǎn)物搬運(yùn)后堆積的沉積物已經(jīng)在很大程度上有別于風(fēng)化產(chǎn)物的原始元素組成，但母巖成分還是能在某些特征元素含量上體現(xiàn)出來。2.5.1元素比值根據(jù)某些元素含量的比值可以推斷盆地的大地構(gòu)造屬性。在俄羅斯地臺(tái)和高加索中生代-新生代地層中，Na2O和Na2O+K2O的和都從地臺(tái)向地槽深處逐漸增大，而Na2O

29、/K2O則逐漸減少。Al2O3/Na2O的值也有類似的變化。在高加索，火山成因的凝灰質(zhì)砂礫巖建造的K/Na值比復(fù)礦碎屑建造、層狀石灰?guī)r建造以及類復(fù)理石建造巖石低，復(fù)理石建造則有K/Na、Al/Na的最大值7。2.5.2成熟度指數(shù)Bjorlykke等在對(duì)挪威奧斯陸地區(qū)下古生代海相層序的礦物成分、化學(xué)分析和元素組成的分析是運(yùn)用了Vogt提出的成熟度指數(shù)（M=Al2O3+K2O/MgO+CaO+Na2O）的概念，并在運(yùn)用中將其修改為M= Al2O3+K2O/MgO+ Na2O以避免盆地內(nèi)成因的碳酸鹽礦物的影響。他發(fā)現(xiàn)該比值主要受泥巖中綠泥石/伊利石值的控制，并由寒武系-奧陶系-志留系呈規(guī)律性減少，辨

30、明了物源區(qū)母巖成分的變化，至奧陶紀(jì)到戶體系開始成為盆地主要物源。2.5.3陸源元素與Al、Ti的比值許多研究者都把元素Al、Ti作為海洋沉積物中的標(biāo)準(zhǔn)陸源組分，根據(jù)陸源元素與Al、Ti的比值推斷陸源成分的變化。在南大西洋地球化學(xué)分析中，推斷出深海沉積陸源補(bǔ)給成分的變化是：由鐵鎂質(zhì)（10378Ma）變?yōu)檩^高的長(zhǎng)英質(zhì)（54Ma現(xiàn)在）。2.5.4 Mn、Co元素由于深海沉積物中腹肌Mn、Co等元素、Al、Ti等陸源元素含量低，Sugisaki還通過對(duì)海溝周圍沉積物的地球化學(xué)特征判斷出聚斂板塊邊緣大地構(gòu)造背景的主要構(gòu)造作用，他通過MnO/TiO2、Co/TiO2值的變化特點(diǎn)推斷出太平洋板塊向歐亞板塊俯

31、沖時(shí)，主要是大洋板塊向大陸板塊的俯沖向往作用，沒有產(chǎn)生板塊邊緣的刮削作用1。2.5.5微量元素判斷物源微量元素地球化學(xué)用于巖漿巖的物化過程起著重要的作用，近年來已開始把不活潑的微量元素用于沉積巖的構(gòu)造環(huán)境及物源區(qū)類型等方面的研究。通常是利用標(biāo)準(zhǔn)化多元素圖解來判斷巖石的形成環(huán)解實(shí)際上就是REE圖解的擴(kuò)展，把其它微量元素加到傳 統(tǒng)的REE圖解上，以更好地描述巖石的地球化學(xué)特征。 標(biāo)準(zhǔn)化多元素圖解，習(xí)慣上稱為“蜘蛛網(wǎng)圖解”(spiderdiagram) 3。2.5.6稀土元素判別物源（1）REE示蹤沉積物物源的基礎(chǔ)REE在沉積過程中的搬運(yùn)狀態(tài)有三種，一是碎屑態(tài)，即REE存在于碎屑礦物晶格中隨碎屑礦物

32、遷移而搬運(yùn)；二是吸附態(tài)，主要是粘土礦物吸附REE能力較強(qiáng)，尤其是對(duì)LREE；三是溶解態(tài)，REE呈可溶的絡(luò)合物搬運(yùn)。碎屑巖中REE含量主要受控于它的物源區(qū)巖石成分，并反映物源區(qū)的地球化學(xué)特征(Fleet,1984；Mclennan,1989)。風(fēng)化和成巖作用的效應(yīng)是次要的，它們對(duì)沉積巖中REE再分配影響不大(Nesbitt，1979，1990)。因而REE可作為一種重要的物源示蹤物。（2）REE分配模式曲線判識(shí)物源方向REE分配模式，通常利用一種選定的參照物中相應(yīng)的REE濃度 (含量)，對(duì)巖石或礦物樣品的REE濃度(含量)進(jìn)行標(biāo)準(zhǔn)化，其目的在于消除原子序數(shù)為奇數(shù)和偶數(shù)的REE間的豐度變化(元素奇

33、偶效應(yīng)-Oddo-Harskin法則)，使成分豐度曲線得到平滑；識(shí)別巖石樣品相對(duì)參照物的REE分餾情況；將樣品中每種REE的豐度除以參照物中各REE的豐度，得到標(biāo)準(zhǔn)化豐度，然后以10為底取對(duì)數(shù)，再以此對(duì)數(shù)值為縱坐標(biāo)及以原子序數(shù)為橫坐標(biāo)作圖，連接每個(gè)投影點(diǎn)，便得到樣品的REE分配模式圖3。 2.6古溫度測(cè)定2.6.1氧同位素的古溫度測(cè)定運(yùn)用穩(wěn)定同位素地球化學(xué)標(biāo)志進(jìn)行古溫度測(cè)定Urey1947年最早發(fā)現(xiàn)碳酸巖鹽從水中沉淀時(shí)的溫度變化導(dǎo)致碳酸巖鹽的18O/16O比值的變化，當(dāng)碳酸巖鹽與水體達(dá)到氧同位素平衡時(shí)，如果鹽度一定，碳酸巖鹽的& 18O值隨溫度的升高而降低。運(yùn)用氧同位素計(jì)算古溫度的公式

34、很多，最常用的是Urey1948 年提出、 Epstein1953年確定、Craig1965年進(jìn)一步修改的經(jīng)驗(yàn)公式：T°c=16.9-4.2(c-w)+0.13(c-w)² ，其中c、w為PDB標(biāo)準(zhǔn)。此外還有其它公式在此就不一一列舉了，但在運(yùn)用公式時(shí)需注意：（1）由于淡水的18O變化范圍太大，一般不采用淡水方解石測(cè)定古溫度，測(cè)定古海水溫度應(yīng)用方解石或文石，有機(jī)成因或無機(jī)成因均可。（2）w為25°c 時(shí)海水的18O，對(duì)于海水的18O確定很困難，盡管地質(zhì)歷史時(shí)期海水的同位素組成變化很小，但海水的氧同位素組成與鹽度有關(guān)，據(jù)統(tǒng)計(jì)鹽度變化35，將帶來1°c 溫度測(cè)

35、定溫差。（3）生物分泌形成的CaCO3,其氧同位素不一定與海水處于平衡，而取決于種屬、代謝及生長(zhǎng)季節(jié)，因而生物骨骼中 的18O就不完全取決于溫度因素。（4）在成巖過程中，由于礦物成分和化學(xué)成分的變化，也導(dǎo)致氧同位素的變化，應(yīng)盡量利用未發(fā)生成巖蝕變的組分。（5）對(duì)于更新世以后的沉積物，利用18O獲得的結(jié)果是可靠的3。2.6.2硫同位素的古溫度測(cè)定主要用于成礦溫度計(jì)算，通過測(cè)定共生礦物對(duì)的同位素組成來測(cè)定礦石形成的溫度，其原理與測(cè)定古海水溫度的原理一樣，但所測(cè)定的共生礦物對(duì)之間必須達(dá)到同位素平衡，且在地質(zhì)歷史時(shí)期同位素平衡沒有被破壞。判別共生礦物對(duì)同位素平衡的標(biāo)志有：A共生礦物對(duì)必須是同一成礦期形

36、成的。B根據(jù)共生礦物的同位素相對(duì)富積順序作出判別，同位素平衡時(shí)，共生礦物的硫同位素組成有如下富集順序：34S硫酸鹽> 34S輝鉬礦> 34S方硫鎳礦> 34S黃鐵礦> 34S方硫錳礦> 34S閃鋅礦> 34S硫錳礦> 34S磁黃鐵礦> 34S黃銅礦> 34S硫鏑礦> 34S硫錫礦> 34S方鉛礦> 34S黑辰砂> 34S輝銅礦> 34S輝銻礦> 34S輝鉍礦。C如果測(cè)定的同位素值出現(xiàn)位置顛倒，就意味同位素沒有達(dá)到平衡，或平衡被破壞。D最常用的共生礦物對(duì)為閃鋅礦-方鉛礦和黃鐵礦-方鉛礦以及磁黃鐵礦-黃鐵礦，

37、其中閃鋅礦-方鉛礦最為理想。2.7海平面升降全球性海平面升降是全球沉積地質(zhì)學(xué)研究的重要內(nèi)容之一，同位素地球化學(xué)又可提供海平面變化旋回的重要依據(jù)。眾所周知，海相碳酸鹽巖同位素組成受許多因素的影響，主要因素有海洋生物率的變化、陸源物質(zhì)和淡水的輸入量、因氣候變化引起海水-大氣間同位素交換的變化等。而海平面的升降是生物產(chǎn)率和陸源物質(zhì)輸入量變化的重要原因。2.7.1 13C與全球海平面變化全球海平面上升，導(dǎo)致太陽對(duì)其輻射量增加，海洋內(nèi)生物得到足夠能量，從而在數(shù)量上大爆發(fā)，生物本來吸收富含12C的CO2，但是空氣中的CO2富含13C，空氣中的CO2與水交換，使得水中CO2也含有13C，從水中沉淀的碳酸鹽巖

38、富含13C，所以13C與海平面變化呈正相關(guān)。2.7.2 18O與全球海平面變化當(dāng)全球海平面上升時(shí)，太陽對(duì)其輻射量增加，導(dǎo)致海水表面溫度增加，CaCO3和H2O氧同位素的分餾系數(shù)降低，導(dǎo)致水中CaCO3的18O降低，從而水中沉淀的碳酸鹽巖中18O降低。所以18O與海平面呈負(fù)相關(guān)。2.7.3 34S與全球海平面變化J.Hoefs(1981)注意到海平面升降與相應(yīng)的地史時(shí)期硫酸鹽的34S有對(duì)應(yīng)的關(guān)系，在海平面上升時(shí)期，硫酸鹽的34S升高，反之，在海平面降低時(shí)期，硫酸鹽的34S降低。當(dāng)海平面升高時(shí)，則陸地面積減少，導(dǎo)致由陸帶入海洋的硫減少，并且海洋生物大爆發(fā)，所以細(xì)菌還原硫酸鹽作用加劇，導(dǎo)致大量黃鐵礦發(fā)育，從而導(dǎo)致海水中硫酸鹽富含34S。2.8古氣候2.8.1微量元素法一般認(rèn)為鎂在在方解石質(zhì)貝殼中的濃度在許多無脊椎動(dòng)物中隨溫度的增高而有規(guī)律的變化。在干旱氣候條件下，鎂鈣比值高，在潮濕氣候條件下，鎂鈣比值低。2.8.2穩(wěn)定同位素法現(xiàn)代海水的氧同位素的變化主要與高緯度地