沉積地球化學

1、精選優(yōu)質文檔-傾情為你奉上沉積地球化學讀書報告不同沉積環(huán)境中地球化學組成不同沉積環(huán)境中地球化學組成摘 要：運用地球化學的方法，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，以了解當時的沉積特征。通過Sr/Ba法、硼元素法、碳氧同位素法等地球化學指標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；古水深以及海平面的相對變化則利用了元素遷移能力的差異，通過查明不同深度帶

2、沉積的元素組合（Fe族、Mn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)律可用來進行離岸距離判斷。關鍵詞：沉積環(huán)境； 地球化學；元素特征；目錄專心-專注-專業(yè)第1章沉積地球化學概述沉積地球化學是沉積學、地球化學相互滲透相互結合而產生的一門新興邊緣學科。為了有一個簡單明確的概念，鄧宏文將沉積地球化學是定義為：以沉積物和沉積巖為對象、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。實際上，積地球化學涉及面甚廣，包括風化產物在搬

3、運過程中元素的遷移、形成和沉積分異規(guī)律；沉積作用過程中元素的沉積方式、沉積機制和控制因素；成巖作用中元素及同位素的轉移、重新分配及其化學機制；沉積巖中化學元素及其同位素的分布與分配；巖石成分在地史時期的地球化學演化，以及地機地球化學和有機地球化學在沉積成礦中的作用等許多方面?？梢愿爬▋纱箢I域.即：其一是研究沉積巖中化學成分、化學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“物質的化學運動和變化過程”1；其二則是研究控制和影響元素及其同位素運動和變化的各種因素。沉積地球化學在古環(huán)境分析中的應用主要涉及沉積地球化學第二方面的研究內容，沉積相和沉積環(huán)境分析是沉積

4、學領域中一門綜合性很強的分支學科，它涉及多門學科的理論與應用。例如，根據(jù)生物群體與其生長環(huán)境密不可分的關系，利用古生態(tài)資料研究各地質時期的 古氣候、古地理而發(fā)展起來的古生態(tài)學已成為沉積環(huán)境分析不可缺少的手段。流體力學運用到沉積學中，研究床砂表面形態(tài)與水動力狀況的關系，將根據(jù)水槽實驗確定的水流動態(tài)予以公式化并用來解釋沉積構造序列而發(fā)展起來的沉積動力學已成為沉積物沉積物理條件研究和沉積環(huán)境恢復的重要基礎。現(xiàn)代地球物理學與沉積學相結合而產生的地震地層學，“根據(jù)地震、鉆井和露頭資料，結合伴生的沉積環(huán)境和巖相特征，對地層分布模式做出綜合解釋”的新層序地層學2，無疑都是沉積環(huán)境分析的重要理論依據(jù)和技術手段

5、。同樣，地球化學與沉積 學相結合產生的沉積地球化學運用到古環(huán)境分析中，則能夠為沉積環(huán)境分析提供物理標志和生物標志所不能反映或不能完全反映的環(huán)境地球化學信息，并利用這些信息對沉積礦產資源做出綜合評價。第2章 沉積地球化學判別沉積環(huán)境沉積地球化學在古環(huán)境分析中的應用，主要包括：元素地球化學、穩(wěn)定同位素地球化學及有機地球化學原理的應用。2.1判斷沉積環(huán)境的各種地球化學方法簡述元素地球化學包括常量元素、微量元素、稀有元素和分散元素的地球化學。對沉積巖無機地球化學的研究主要集中在元素和微量元素地球化學方面，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的一個重要方面，鑒

6、于沉積區(qū)的大地構造背景、古氣候、源區(qū)母巖性質、沉積盆地地形、沉積環(huán)境和沉積介質物化性質對元素分異作用的影響，長期以來，沉積學家一直在探討并研究古地理環(huán)境對元素分散與聚集的控制，以期了解不同構造單元、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。目前，元素地球化學在劃分海陸相地層、分析物源區(qū)巖石成分、恢復沉積的古氣候條件，利用微量元素對不含生物化石的“啞地層”進行地層對比，特別是確定沉積水介質地球化學環(huán)境、劃分地球化學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

7、+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50年代以來，同位素地球化學已成為地球化學中一門獨立的分支。在沉積學領域中，同位素地質學巳成為追索物源、探討沉積-成巖環(huán)境的重要方法。同位素地球化學在古環(huán)境分析中的應用尚處于初始階段。目前應用較多的是利用氧、硫、鍶、碳的穩(wěn)定同位素的分餾特點研究沉積物來源、古水溫與古鹽度、氧化還原條件、沉積旋回性質、確定海岸線位置和海平面升降、利用硫同位素分餾特點分析與沉積環(huán)境關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質為主要研究對象的有機地球化學取得了巨大進展。特別是從20世紀60年代起發(fā)

8、展至今，有機地球化學已成為地球化學中又一門重要的分支學科。有機地球化學研究主要著眼于生油巖的生烴能力分析，以進行油氣資源的遠景評價。在這一研究過程中，基于沉積巖有機質的豐度與演化不僅與埋藏史、地熱演化史有關，而且受沉積環(huán)境制約的認識，一些地球化學家和沉積學家根據(jù)氣候、環(huán)境、水介質條件與原始生油母質的關系，探討了不同沉積環(huán)境的有機質特征并提供了與原始沉積環(huán)境有關的某些有機地化指標，特別是氣相色譜-質譜聯(lián)用儀的發(fā)明，使人們識別。鑒定出許多新的生物標記化合物，這些有機化合物不僅可以作為油源對比的“化石”，而且由于某些化合物的埋藏演化中的相對穩(wěn)定性，還可以根據(jù)它們與現(xiàn)代生物有機組成的關系推斷有機質原始

9、堆積條件4。近些年來，有機地球化學工作者提出并運用“有機相”的概念研究有機質類型、有機質來源與沉積環(huán)境的關系，有關某些有機地球化學參數(shù)的壞境意義的論證基礎及使用價值也正在進一步探討中。2.2古鹽度測定用元素地球化學特點推斷古鹽度是最常用的、也是效果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，但如果運用得當?shù)脑挘梢远康赜嬎愠龉披}度，那么在一個沉積剖面中，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)生的水介質條件的變化。計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硼法硼法是計算古鹽度最常用的方法。早在1932年，Golds

10、chmid和Peters就注意到泥質沉積物中硼與鹽度的關系。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，為鹽度的定量計算奠定了基礎。1965年，Adams等人根據(jù)對英國多維河的港灣現(xiàn)代沉積物的研究提出了鹽度與相當硼含量的回歸關系1。隨后研究者進一步指出巖性、粒度、結晶度、沉積速度、各種粘土礦物對硼的吸附效應的差異、有機質的稀釋作用、繼承硼干擾等因素對古鹽度計算的影響，使計算方法逐漸趨于完善。硼法的理論基礎是：硼在海水中主要是以硼酸及其離解產物的形式存在，當粘土礦物處于含硼水溶液中，硼經過三級過程從

11、溶液進入粘土礦物： 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、因新物質圍繞硼的增長和硼的擴散進入粘土晶格中。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)。計算方法：（1）沃克法（相當硼法）所謂相當硼-就是相當于伊利石中K2O含量為5%時的硼含量。經研究：相當硼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

12、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=實測硼含量×8.5/K2O；3、求相當硼含量根據(jù)氧化鉀及校正硼含量在相當硼散射曲線（圖2-1）上查找相當硼含量。圖2-1修正后的計算相當硼的散射曲線(據(jù)文獻3)（2）亞當斯法1965年，亞當斯根據(jù)現(xiàn)代英國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硼，根據(jù)實驗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)下面公式計算高嶺石中的硼：Bk=B/（4Xi+2Xm+Xk）；其中Bk為高嶺

13、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)下面公式計算古鹽度：LogBk=1.28LogSp+0.11。 （4）地區(qū)性計算方法錢凱在肯定科奇法的基礎上，指出其未考慮成巖作用的影響，應求取不同礦物的成巖系數(shù)恢復原始沉積物中的粘土礦物含量，進而求取古鹽度。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：國外研究認為B/Ca<1.5為淡水，B/Ga=56近岸海相，B/Ga>7為海相。國內研究認為B/Ca<3為淡水，B/Ga=34.5為半咸水B/Ga=4.55為海水。

14、（2）Sr/Ba：一般認為海洋沉積Sr/Ba1，陸相沉積Sr/Ba1； （3）C/S：研究認為C/S10為海相沉積，C/S10為陸相沉積；用C/S推斷古鹽度時應注意以下幾點：C/S值法只適用于富含有機質的泥巖，一般C%>1，因為如果有機質含量過低，黃鐵礦的形成不僅與溶液中的SO42-的濃度有關，而且受有機質沉積作用的控制。原始沉積環(huán)境的鹽度不能過高。因為鹽度過高，SO42-隨時隨地充分供給，黃鐵礦的形成不再與硫酸鹽的含量有關系。泥巖中的含硫礦物應主要為黃鐵礦，不應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，必須使用專門對黃鐵礦使用的的

15、還原法求硫含量。（4）Sr/Ca：研究認為Sr/Ca1為淡水沉積，Sr/Ca1為海相沉積；（5）Fe/Mn：研究認為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也可進行古鹽度的判別。Na/Ca值在碳酸鹽類巖石中與鹽度的關系更為密切些，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。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

16、(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) 與鹽度呈線性關系，并提出了回歸方程,計算公式如下：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沉積環(huán)境進行古鹽度的恢復。特別是對湖泊沉積物進

17、行古鹽度恢復時, 常常采用此法。因為湖泊表層沉積物中生長數(shù)量眾多的介形類, 它們在生長過程中有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，首先通過對多個屬種的介形類殼體及其宿生水體中的微量元素進行研究,獲得了介形類殼體的Mg2+、Sr2+質量分數(shù)以及宿生水體中 Mg2+、Sr2+質量分數(shù)的分配系數(shù), 從而對古鹽度進行了推算：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+質量分數(shù)與鹽度的測定獲得;Kd(Sr)是Sr的分配系數(shù)；Kd(Sr) =m(Sr)/m (Ca)介形類

18、/m(Sr2+)/m(Ca2+)湖水.2.2.5常量元素離子法Spears（1973）在研究英國約克郡石炭紀泥巖中發(fā)現(xiàn)常量元素離子與古鹽度有密切關系。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。這一特點在現(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同時認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 Dege

19、rs(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鹽度與碳、氧同位素之間呈正相關關系。在進行古水介質鹽度定性判別時，一般采用Keith等人（1964）所提出的經驗公式：Z=2.048(13C+50)+0.498(18O+50)，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，如對介質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，鐵的化合價態(tài)也相應變化（表2-1），因為可用來反映環(huán)境的地球化

20、相。表2-1 Fe的地球化學沉積相（據(jù)文獻3）2.3.2 Fe2+/Fe3+法Fe2+/Fe3+常用來劃分氧化還原相。一般認為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+/Fe3+<1為弱氧化環(huán)境Fe2+/Fe3+1為氧化環(huán)境6。但是在實際應用中這一指示并不理想，因影響Fe2+與Fe3+可逆反應的因素比較多，如介質的pH值，當pH升高時，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

21、明還原程度越強，考慮到有機碳含量對該值的影響，石油系統(tǒng)的地質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為不同地球化學相的KFe值(據(jù)文獻3)2.3.4 Cu/Zn、Cu+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標志當沉積

22、物中的Ce虧損時為氧化環(huán)境，當Ce正常時為還原環(huán)境。（2）根據(jù)Eu標志當沉積物中的Eu虧損時為氧化環(huán)境，當Eu正常時為還原環(huán)境。2.3.6穩(wěn)定同位素法沉積碳酸巖鹽的碳同位素對環(huán)境的封閉性和還原程度反應較靈感，一般再開放環(huán)境，與大氣CO2平衡的碳酸巖鹽的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的化合物進入介質的結果6。2.4離岸距離標志通常主要用生態(tài)分析法和遺跡化石標志恢復盆地的古水深。但近些年對現(xiàn)代沉積物元素地球化學的研究發(fā)現(xiàn)，元素的聚集與分散和水盆深度（更確切的說應是離岸距離）也有一定的關系。這一性質主要是元素在沉積作用中鎖發(fā)生的機械分析作用、化

23、學分析作用和生物、生物化學分異作用的結果。2.4.1元素組合法由于水域遼闊允許元素依據(jù)其性質進行充分的分異，大洋沉積五中元素的分異作用表現(xiàn)最為明顯。根據(jù)斯特拉霍夫對太平洋研究表明由濱岸向海洋不同相帶元素組合不同，可以劃分為4個帶：（1）鐵族元素（Fe、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法由于化學性質的差異，F(xiàn)e和Mn在沉積作用過程中分異現(xiàn)象較為明顯，而且主要受水介質的Eh與pH的控制，故而可以用Fe/

24、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/Ti因為Mn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?！八痹睾完懺丛谹l、Ti的比值一般可作為距陸地距離的標志，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

25、.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；對于海洋環(huán)境來說，從海岸附近到深海中，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，并且Rb比K更容易被粘土吸附而遠移。因此，比值變大，揭示水體加深；比值變小，則水體變淺。（6）

26、Zr/Al比值Zr是典型的親陸性元素，以機械遷移為主，沉積于離岸較近的地區(qū)，故常被用作指示物源區(qū)遠近的指標，越遠離陸源區(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的陸源組分及水體深度的變化，其值越大，表示離岸越遠，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，風化剝蝕加快；比值低則對應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化產物的元素組成。盡管在不同古地理條件下，由于氣候、生物活動、地形、水介質的影響，風化產物搬運后堆積的沉積物已經在很大程度上有別于

27、風化產物的原始元素組成，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造屬性。在俄羅斯地臺和高加索中生代-新生代地層中，Na2O和Na2O+K2O的和都從地臺向地槽深處逐漸增大，而Na2O/K2O則逐漸減少。Al2O3/Na2O的值也有類似的變化。在高加索，火山成因的凝灰質砂礫巖建造的K/Na值比復礦碎屑建造、層狀石灰?guī)r建造以及類復理石建造巖石低，復理石建造則有K/Na、Al/Na的最大值7。2.5.2成熟度指數(shù)Bjorlykke等在對挪威奧斯陸地區(qū)下古生代海相層序的礦物成分、化學分析和元素組成的分析是運用了Vogt提出的成熟度指數(shù)（

28、M=Al2O3+K2O/MgO+CaO+Na2O）的概念，并在運用中將其修改為M= Al2O3+K2O/MgO+ Na2O以避免盆地內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，辨明了物源區(qū)母巖成分的變化，至奧陶紀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準陸源組分，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分析中，推斷出深海沉積陸源補給成分的變化是：由鐵鎂質（10378Ma）變?yōu)檩^高的長英質（54Ma現(xiàn)在）。2.5.4 Mn、C

29、o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還通過對海溝周圍沉積物的地球化學特征判斷出聚斂板塊邊緣大地構造背景的主要構造作用，他通過MnO/TiO2、Co/TiO2值的變化特點推斷出太平洋板塊向歐亞板塊俯沖時，主要是大洋板塊向大陸板塊的俯沖向往作用，沒有產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造環(huán)境及物源區(qū)類型等方面的研究。通常是利用標準化多元素圖解來判斷巖石的形成環(huán)解實際上就是REE圖解的擴展，把其它微量元素加到傳 統(tǒng)的REE圖解上，以更好地

30、描述巖石的地球化學特征。 標準化多元素圖解，習慣上稱為“蜘蛛網圖解”(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REE在沉積過程中的搬運狀態(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遷移而搬運；二是吸附態(tài)，主要是粘土礦物吸附REE能力較強，尤其是對LREE；三是溶解態(tài)，REE呈可溶的絡合物搬運。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)的地球化學特征(Fleet,1984；Mclennan,1989)。風化和成巖作用的效應是次要的，它們對沉積巖中REE再分配影響不大(Nesbitt，1979，1990)。因而R

31、EE可作為一種重要的物源示蹤物。（2）REE分配模式曲線判識物源方向REE分配模式，通常利用一種選定的參照物中相應的REE濃度 (含量)，對巖石或礦物樣品的REE濃度(含量)進行標準化，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(元素奇偶效應-Oddo-Harskin法則)，使成分豐度曲線得到平滑；識別巖石樣品相對參照物的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，得到標準化豐度，然后以10為底取對數(shù)，再以此對數(shù)值為縱坐標及以原子序數(shù)為橫坐標作圖，連接每個投影點，便得到樣品的REE分配模式圖3。 2.6古溫度測定2.6.1氧同位素的古溫度測定運用穩(wěn)定同位素地

32、球化學標志進行古溫度測定Urey1947年最早發(fā)現(xiàn)碳酸巖鹽從水中沉淀時的溫度變化導致碳酸巖鹽的18O/16O比值的變化，當碳酸巖鹽與水體達到氧同位素平衡時，如果鹽度一定，碳酸巖鹽的& 18O值隨溫度的升高而降低。運用氧同位素計算古溫度的公式很多，最常用的是Urey1948 年提出、 Epstein1953年確定、Craig1965年進一步修改的經驗公式：T°c=16.9-4.2(c-w)+0.13(c-w)² ，其中c、w為PDB標準。此外還有其它公式在此就不一一列舉了，但在運用公式時需注意：（1）由于淡水的18O變化范圍太大，一般不采用淡水方解石測定古溫度，測定古

33、海水溫度應用方解石或文石，有機成因或無機成因均可。（2）w為25°c 時海水的18O，對于海水的18O確定很困難，盡管地質歷史時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，據(jù)統(tǒng)計鹽度變化35，將帶來1°c 溫度測定溫差。（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成分的變化，也導致氧同位素的變化，應盡量利用未發(fā)生成巖蝕變的組分。（5）對于更新世以后的沉積物，利用18O獲得的結果是可靠的3。2.6.2硫同位素的古溫度測定主要用

34、于成礦溫度計算，通過測定共生礦物對的同位素組成來測定礦石形成的溫度，其原理與測定古海水溫度的原理一樣，但所測定的共生礦物對之間必須達到同位素平衡，且在地質歷史時期同位素平衡沒有被破壞。判別共生礦物對同位素平衡的標志有：A共生礦物對必須是同一成礦期形成的。B根據(jù)共生礦物的同位素相對富積順序作出判別，同位素平衡時，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> 3

35、4S方鉛礦> 34S黑辰砂> 34S輝銅礦> 34S輝銻礦> 34S輝鉍礦。C如果測定的同位素值出現(xiàn)位置顛倒，就意味同位素沒有達到平衡，或平衡被破壞。D最常用的共生礦物對為閃鋅礦-方鉛礦和黃鐵礦-方鉛礦以及磁黃鐵礦-黃鐵礦，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學研究的重要內容之一，同位素地球化學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率和陸源物質輸入量變化的重要原因。2.

36、7.1 13C與全球海平面變化全球海平面上升，導致太陽對其輻射量增加，海洋內生物得到足夠能量，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富含13C，所以13C與海平面變化呈正相關。2.7.2 18O與全球海平面變化當全球海平面上升時，太陽對其輻射量增加，導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與海平面呈負相關。2.7.3 34S與全球海平面變化J.Hoefs(1981)注意到海平面升

37、降與相應的地史時期硫酸鹽的34S有對應的關系，在海平面上升時期，硫酸鹽的34S升高，反之，在海平面降低時期，硫酸鹽的34S降低。當海平面升高時，則陸地面積減少，導致由陸帶入海洋的硫減少，并且海洋生物大爆發(fā)，所以細菌還原硫酸鹽作用加劇，導致大量黃鐵礦發(fā)育，從而導致海水中硫酸鹽富含34S。2.8古氣候2.8.1微量元素法一般認為鎂在在方解石質貝殼中的濃度在許多無脊椎動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區(qū)冰蓋的融化密切相關，冰蓋的融化與大氣變化密切相關，由于這一效應全球海水氧同位素在冰期和間冰