地质专业外文翻译翻译.doc

earth and environmental science carbonates and evaporites volume 11, number 1, 19-31, doi: 10.1007/bf03175782 用元素地球化学区分温带碳酸盐岩及其成岩环境：基于对新西兰新生代灰用元素地球化学区分温带碳酸盐岩及其成岩环境：基于对新西兰新生代灰 岩的勘探岩的勘探 peterr. winefield“, campbell s. nelson and a. peterw.hodder department ofearth sciences, university ofwaikato. private bag 3105,hamilton. new zealand present address: centre for oredepositandexploration studies. university of tasmania, gpobox 252c. hobart. australia 文摘:利用元素地球化学特征区分处于初级阶段的温带碳酸盐和热 带碳酸盐岩相。在特殊情况下,除了个别例子很少基本数据是存在于 温带碳酸盐岩。针对来自新西兰温带新生代石灰岩的近 600 碳酸盐 岩样品平均值为镁 5500 ppm;铁 2500 ppm;钠 1400ppm; 锶 550 ppm;锰 500 ppm。总的来说,不论古代和现代的，与典型的热带碳酸盐相比 镁和锶含量较低，钠、铁，锰含量较高。这些元素二元情节组合可 以用来区别热带与温带碳酸盐,符合温度系数平衡常数为碳酸盐溶解。 在新西兰其中 na-sr 值被特别选中,定义的这种“独特”的温和的领 域石灰岩其中锶值 10-1000ppm、钠值 500-5000ppm 从各种元素-元素回归线的关系的斜率来推测埋藏过程时海洋、气 象信息以及石灰石成岩作用，构建总结元素模型全面评估石灰石形 成过程受到这些过程影响的个别岩石钩成。地球化学研究其他证据 结果表明埋藏或埋藏/海洋过程主导成岩作用的大部分发生在新西兰,但 plio-pleistocen 石灰石的东部地区渐强降水的信号也是很明显的 e 介绍介绍 近年来已经有越来越多的文献记录现代温带酸盐岩沉积(例如)参 考 nelson1988a;jameset 1992;boreen缪群。1993;凯利。1995年, 亨利克等。1995年)。事实上,自chave(1967)挑战传统浅水碳酸盐概 念和观察,指出碳酸盐岩沉积发生在热带地区之外的现代地区,大量 的构造、矿物学、成岩和地球化学指标为区分已经提出了热带碳酸 酯(例如温带,尼尔森1988b)。然而,这些标准的应用正用来识别的古 老温和的石灰岩与有记录的巨大的可供识别的热带代表比尚处于起 步和例子相对较少。 本文探讨了利用元素地球化学为温带碳酸酯。该方案已经提前各 种各样的塔斯马尼亚的例子,现代与古代(例如,rao1981,1988年, 1990aandb,1991年,raoand jayawardane;raoandadabi1992 25,2005 amini;在1995年),关于澳大利亚东南部中集中发表几个对碳酸盐岩 温和沉积元素分析。因此, 要求任何化学标准温带属热带碳酸盐区 在分测试之前要进行实验验证。在新西兰有很多好的记录的温带新 生代灰岩 (例如,纳尔逊1978年,尼尔森等。1988a(a)和(b)。已经有 一些勘探化学调查(摩根1919年,金1 % 2;mooreand belliss 1979)。 这里我们尝试以矫正部分不足:(1) 对于广泛的新西兰新生代石灰 岩编制综合元素数据库的,(b)使用这些资料来深化指标与识别。另 外,我们探索了在新西兰埋藏成岩过程中利用元素地球化学提供相对 重要海洋、气象信息。 新西兰温带灰岩新西兰温带灰岩 温和的大陆架上广泛分布在灰岩新生代序列,特别是在 oligoceneearliest中新两岛,plio-pleistocene在北岛(图1)。这些 代表了(60 and 35s之间(纳尔逊1978)主要是凉爽的气候条件, 也有一些暖温带有时也有亚热带 (hornibrook 1992) 频谱的石灰石 类型存在(砾状灰岩、灰岩、碳酸盐岩泥岩),但都通常70%)(通常用 小到适量(0-30%)的siliciclasts(纳尔逊1979)。他们的骨骼的成分 是苔藓虫类,双壳类软体动物,echinoderms苔藓虫和foraminifera、 深海,并为附著船底的甲壳动物,与当地的重要从珊瑚红藻,到腕足类。 碳酸盐岩泥岩(或泥晶灰岩),主要是由主要的微化石浮游有孔虫类 (纳尔逊1978年)。 图1。这个年龄段, 在新生代温带灰岩分布及典型的骨骼构成的主 要事件。字母沿顶部的图参插图地图中显示的新西兰的沉积盆地。 垂直的线显示的近似年龄范围以外的单位,定义了低石灰石的关键。 这个代码向对每个lithostratigaphic名称的主导骨骼组合（hayton 等） 。(1995)。ba =barnomol; bi =bimol; br =bryomol; ec =echinofor; nf =nannofor; ra =rhoda/gal; andre =rhodecbfor. 新西兰成岩环境和温带碳酸盐新西兰成岩环境和温带碳酸盐 镁和锶 (图5b)新西兰灰岩主要极低的含量低,从三个比较领域的主 要方解石相结合,冷水矿物学的原产地,以及成岩改造。 温菲尔德，尼尔森，和霍德勒 这些不同的骨骼类型组合可以确定特定温度的环境，并且可以通 过其骨骼组成来对新西兰灰岩进行系统分类， （海顿等，1995） ，个 别单位如 1 图所示。除了上新世至中新世出露的灰岩中，有少量到 中等量级的文石保存在双壳类化石中之外，所有的新西兰灰岩无论 是骨骼还是粘土都主要为低 mg 方解石（ 4 mol的 mgco3） （纳尔 逊 1978.纳尔逊等人 1988.霍得和纳尔逊 1996）任何亚碳酸盐矿物 在原始沉积中已经被固定或者被溶解，这个过程显然是发生在成岩 之前的。 碳酸盐元素在地球化学上的一些控制作用碳酸盐元素在地球化学上的一些控制作用 普遍的理论和次要元素的地球化学应用可以帮助我们阐明碳酸盐 沉积和成岩环境，在这个方面，有几位科学家做的不错，其中包括 米利曼（1974 年） ，veizer（1983） ，莫里森和布兰德（1986 年） ， 布兰德和莫里森（1987 年）以及莫尔斯和麦肯齐（1990 年） ，在这 里我们不详细阐述。广义上说，石灰石的化学成分反映了现有条件 下的沉积物理化学环境，以及随后的叠加成岩作用。在沉积阶段地 球化学的原始控制主要包括：自然因素和碳酸盐组分的相对丰度及 其矿物学，水的温度和盐度以及陆源沉积物的影响。 热带碳酸盐以文石和高镁（12molmgco）方解石为主，它们 通常在骨架（如珊瑚和钙质绿藻）和有机沉淀物中（如 ooids 和纤 维泥） 。大多数温带产物通常包括低镁 4 mol的 mgco）和中等含 量镁（4-12 摩尔mgco）方解石，几乎主要为骨架（如苔藓虫，藤壶， epifaunal 双壳类，andforaminifera） （纳尔逊 1988b; boneandjames1993 年） 。对于在文石中钙替代锶，在镁方解石被镁 替代，这种亲和力是众所周知的（milliman1974） 。在这些方解石中， 锶的沉淀作用可能随着镁含量的增加而加强，sr，和 mg 的含量直接 与水温的上升有关系， （例如，morseand 麦肯齐 1990） 。 na 值反映 （landandhoops1973）周围水域的盐度，以及生物分馏，动力学和 流体包裹体影响（morrison 和 brand1986 年） 。fe 和 mn 的含量强 烈依赖于 eh 和周围水域的化学作用，相对的高浓度可能加入了来源 于陆源的物质（勒纳尔 1984; rao 和 jayawardane 1994;rao 和 amini 1995 年） 来自温带塔斯曼大陆架的现代骨骼碳酸盐和典型的巴哈曼热带碳 酸盐在 rao 的研究中已经被多次强调（1990,1991）一些相关数据在 表 1 中已经总结，这些都表明，平均而言，原生的表生塔斯曼尼亚 碳酸盐含有相对较少的 sr 和 mg 但是 na fe mn 却要比热带大陆架碳 酸盐更富，基于这一点，rao 发明了元素-元素曲线图，用这些组合 来区分现代温带和热带碳酸盐带，并特别强调了 sr/na 表格的实用 性，这种表格是从 sr/na 比值中演变过来的。随着成岩蚀变作用的 进行，碳酸盐中的 sr na mg 含量普遍减少，然而 fe 和 mn 的含量有 逐渐增加的趋势，这个现象暗示了曾经在成岩中经受蚀变作用或已 稳定的古老灰岩与当今与之相似的灰岩之间具有明显不同的元素富 集，尽管“记忆效应在沉积物和最终的岩石有一定程度的表现，古 代灰岩和现代碳酸盐的地球化学反差，在一般情况下以温带举例， 要缺乏活动性，因为它们通常已方解石为主，这个自然现象赋予了 它一个相对较低成岩潜力（例如，纳尔逊等人 1988a;。詹姆斯和 bone1989 年） 。 图 2。示意图(1992)改编自马歇尔。典型的趋势显示个别元素(和 稳定同位素)的价值与成岩改造。 “真正的”化学变化在个体石灰石 或元素依靠成岩作用的过程和沉积物可用的具体离子(或者同位素)。 热带碳酸盐以文石和高镁（12molmgco）方解石为主，它们通常 在骨架（如珊瑚和钙质绿藻）和有机沉淀物中（如 ooids 和纤维泥） 。 大多数温带产物通常包括低镁 4 mol的 mgco）和中等含量镁 （4-12 摩尔mgco）方解石，几乎主要为骨架（如苔藓虫，藤壶， epifaunal 双壳类，andforaminifera） （纳尔逊 1988b; boneandjames1993 年） 。对于在文石中钙替代锶，在镁方解石被镁 替代，这种亲和力是众所周知的（milliman1974） 。在这些方解石中， 锶的沉淀作用可能随着镁含量的增加而加强，sr，和 mg 的含量直接 与水温的上升有关系， （例如，morseand 麦肯齐 1990） 。 na 值反映 （landandhoops1973）周围水域的盐度，以及生物分馏，动力学和 流体包裹体影响（morrison 和 brand1986 年） 。fe 和 mn 的含量强 烈依赖于 eh 和周围水域的化学作用，相对的高浓度可能加入了来源 于陆源的物质（勒纳尔 1984; rao 和 jayawardane 1994;rao 和 amini 1995 年） 方法方法 用于地球化学分析的新鲜散装样品来自野外采集，主要是由胡德和 海顿在进行岩石学研究过程中在新西兰地区出露的新生代灰岩样本。 （图 1） 。通过一个一环形研磨机制备了 569 种样品粉末，这个研磨 机有碳化钨头，以防止任何铁污染。约 1 g 样品粉末被溶解在 1m 的 hcl 中并经过适当稀释，解决的方案如下：通过原子吸收光谱进 行了钙，镁，钠，铁，锶，锰的分析，要完全按照罗宾逊（1980） 的程序。ca 和 mg 精度为1，钠，铁，锶，锰为 5。更具体 的细节分析技术是由 winefield（1995）所记录的并且可以根据要 求进行操作和图形的分析，最后通过使用 microsoft excel 5.0 得 出结论。 用这些零散的元素分析数据来表征新西兰灰岩主要由以下几个原因。 这些原因包括：勘察的性质和区域覆盖面的研究和对一些基本地球 化学数据的需求量以及合理维护时间和分析大量样品的成本，以及 自己所做的结果与其他已发表的文献中的数据进行比较的能力（如， rao 温带碳酸盐 1986,1990 a and b，1991 年），一个对普遍偏低 成岩潜力和温带碳酸盐整体相对化学均匀性和稳定性的评价（见更 早），以及对零散化学品的分析结果的认可可以对古环境提供有益 的信息（例如，罗宾逊 1980 年; scudeler baccelle 和 marrusso1983 年，勒纳尔 1984 年，1986 年;饶 1991; jenkyns 等。 1994 年）。 结果结果 新西兰新生代灰岩中的碳酸盐元素分析数据已经得出，样品的浓度 范围比较窄（图 3） 。平均钙值约为百万分之 42 万，平均镁 5500ppm，平均 na1400ppm，平均 fe2400 ppmsr 平均为 550 ppm mn 平均为 500 ppm。比较不同的新生代沉积盆地的石灰石元素数据 （图 1）发现相对较小的变化（图 4） ，这表明可通过这些温带灰岩 进行区域延展，但也不能否认不同沉积盆地间的分歧的可能性，可 能指示在它们最初的碳酸盐沉积中和在成岩过程中生物骨骼成分的 不同。 温带和热带碳酸盐的地球化学区别温带和热带碳酸盐的地球化学区别 元素的二元图解元素的二元图解 新西兰灰岩和各种碳酸盐岩成分元素含量的比较已经在 20 多篇的论 文中有过叙述（1995 年由 winefield 引用，第 66）这些叙述均表明， 新西兰的灰岩中镁，锶含量通常比大多数热带碳酸盐岩低，而钠， 铁，锰的含量相对高。尽管新西兰也有年龄为新生代的例子，但它 们的含量关系是与 rao 所提出的基本相同（1981 年，1990aand b，1991）rao 在其中对现代温带塔斯马尼亚大陆架碳酸盐和热带大 陆架碳酸盐进行了对比。最终结果为：适当的元素-元素组合图解也 可以将新西兰温带灰岩从热带碳酸盐中区分出来。 由新西兰新生代灰岩数据所做的一些元素-元素图解与地球化学场进 行了比较，用来区分现代塔斯马尼亚温带碳酸盐现代含文石的热带 碳酸盐以及塔斯马尼亚奥陶纪亚热带灰岩。（1981,1990 aandb，1991） mg/fe 比值（图 5a）新西兰灰岩中极低的 mg 含量与原矿物相相一致， 这个矿物相主要是由低到中等 mg 含量的方解石组成，并且经历任何 亚碳酸盐成分的成岩固解作用。fe 含量大致与塔斯马尼亚温带碳酸 盐基本是大致相同或者可能更高，是因为成岩后成熟作用。 表一：碳酸盐沉积中典型的少量元素与现代塔斯曼尼亚冷水大陆架 成分和现代巴哈曼型的热带环境的对比，并且与新西兰新生代灰岩 的元素平均含量相关。 图图 3 3。新西兰碳酸盐岩分数新生代灰岩温带元素含量的变化规律的。新西兰碳酸盐岩分数新生代灰岩温带元素含量的变化规律的 的直方图。的直方图。 图图 2 2。示意图。示意图(1992)(1992)改编自马歇尔。典型的趋势显示个别元素改编自马歇尔。典型的趋势显示个别元素 ( (和稳定同位素和稳定同位素) )的价值与成岩改造。的价值与成岩改造。“真正的真正的”化学变化在个体石化学变化在个体石 灰石或元素依靠成岩作用的历史条件和沉积物可用性的具体离子灰石或元素依靠成岩作用的历史条件和沉积物可用性的具体离子( (或或 者同位素者同位素) )。 新西兰温带碳酸盐以及它们的成岩环境新西兰温带碳酸盐以及它们的成岩环境 mg/sr 比值（图 5b）新西兰灰岩主要表现为极低的 mg 和 sr 含量， 与 3 个比较区域相距较远，因为它们的矿物以方解石为主，而且产 于冷水中并且经历了成岩之后的蚀变作用。 mgvsmn:与稳水化的碳酸盐相比较，新西兰的石灰岩主要由低镁和高 锰所组成。后来与塔斯马尼亚的温带碳酸盐聚集相似，或者说在许 多情况下，含量比其更高，由于温带环境的稳定性和一个在沉积阶 段来自复杂陆源碎屑的重要来源。 srvsnap:新西兰石灰岩的年代主要集中在不同于三大地方的任何一 个时期。从现代到古代的温水环境中 sr 和 na 的总线下降，被现代 的塔斯马尼亚和新生代的新西兰冷水环境所赶超。这些趋势与 sr 和 na 在最初的碳酸化沉淀物的成盐稳定性期间含量预期的下降有关， 不论温带还是热带。更有意义的是新西兰的样品参数都在相同的 sr 和 na 范围之内，包括近极地的冷水的二叠纪时期的石灰岩。这个温 带的石灰岩地表 sr 的含量从 10，000ppm，na 的含量从 5005000ppm，并且可能证实古代非热带性碳酸盐更普通的诊断结论。 fevsmn：新西兰的样品与现代温带和奥陶纪低热带地方部分重叠， 但是 mn 的含量相对较高。 srv,m:新西兰新生代石灰岩展示了一系列 sr 和 mn 的集中。两个温 带碳酸盐时期的组成都不同于热带样本的描绘，并且两个古代资料 组都展示高 mn,低 sr 比现代各自对应的事物。 根据新西兰和相对应的资料组中，每种元素的平均集中，表 6 概括 了在现在和古代时的热带和温带碳酸盐的基本关系，构成了这个研 究。 二 变量观点的热力学基础 根据温度（热带的、温带的）和（现代、古代） ，上面的每一组二变 量观点的讨论，都给出了一个合理的不同。温带-热带的不同与碳酸 盐在不同温度下的溶解度不同有关。如果一个元素m代表方解石的品 位 ，那么这个反映可以用下式表示 这个反应可分解为 第一个反应的平衡常数可以用碳酸镁和碳酸钙溶解的平衡常数表示 在第一个反应的基础下翻译的系数可表示为 在式中 a 是海水中物的含量 后项为 m 在碳酸盐沉淀物中摩尔含量 平衡时为 平衡常数与温度有关，因此，在不同温度下、平衡可重写为 如果假设在海水中元素种类的集中不随温度的不同而变化，在考虑 范围这内。那么 m 的含量比 ca 小很多，以至于固体的溶解时可以的 那么平衡减少到 当温度变化时 由此 这个最大的温度区别将被由 得差所表示，由于在最基本的基质方 面是透明的，所以大部分的成对元素将在温带和热带很好地区分开， 铁与镁和锰与锶分离最差。mg 的集中比那些少量元素 na，sr，mn 和 ga 要高许多，通常理想的近似值不包括镁，铁，和锰的关系也会 复杂，通过铁和锰的细菌降解。考虑到这些因素，关于温度影响分 歧的最令人满意的关系是 na 和 sr，这一点已经被论证。 成盐环境的地球化学分歧 在基本的数据方面的趋势能够提供关于自然界和成盐过程的历史方 面的信息，这可以调整在沉淀之后碳酸盐沉淀物，这个化学的改变 发源于水中，在迅速形成或埋藏的成盐范围内，每处都有各自的地 球化学性质（(e.g., milliman 1974;bathurst 1975; veizer 1983; james and choquette 1984; tuckerandwright1990 ） ，最基本的观点可被用来判断碳酸盐沉淀 的成盐环境，举个例子，在 sr 和 mn 之间，一种强烈的关系，最典 型的是彼此迅速转换，这被他们的多元的关系所解释，在亚稳态的 碳酸钙转化为低镁方解石和在水中形成的过程（brandand veizer 1980; veizer 1983;rao 199oa ） 一个碳酸盐沉淀物的成盐转化依赖于溶解度，因此不同的碳酸盐矿 物形成了最初的沉淀，低镁方解石相对不溶解，但是起媒介作用的 高埋方解石和霞石在大部分成盐环境中是亚稳态的（ marshall 1992 ） ，大部分新西兰新生代的石灰石由低镁方解石组成，因为现 代的温带碳酸盐沉淀是由媒介态的低镁方解石所控制（ e.g.,nelsonet at 1988bandc; jamesandbone1989）据推断，大多数新西兰石灰石的前体炭化物有 相对低的成盐作用能力，因此从其他证据可知，如岩相学，同位素 这些石灰石已经经历了转化在许多成盐背景下（lewis and belliss 1984; nelson et al, 1988a; hood andnelson 1996; nelsonand smith1996 ）那么新西 兰石灰石的鉴别的基本化学成分能在这些范围中区分吗？ 从出版的编辑作品中（(e.g., brand andveizer 1980; veizer 1983; scudeler baccelle and marruso1983;al-aasm and veizer1986;brandand morrison 1987;rao 199oa, 1991; roo and jayawardane 1994; lawrence1991 ）我们已经确认了那些基本的趋 势，这些既直接又相关的样本，她们能推断出代表迅速形成埋藏的 温带和热带碳酸盐的成盐作用，在表7中展现出了真值表，这些标准 的真值与领带的石灰盐的一致能被用来推断它的成盐特征，举个例 子，tochiina石灰石的基质中每8个退化的中有6个与那些潜在的成 盐物相一致，这些退化物有相同的标识，一个有相反的标识，有两 个数据不可以获得，这给出来全部符合的60%，就深埋的矿物而言， 这6个是100%一致，因为对迅速形成的基质而言，更多的不同胜过相 同，给了全部的否定，从这些全部相同中marine:burial:meteoric =60:100:0, marine:burial:meteoric = 38%:62%:0%. 图8 图7。总结为理想化矩阵海洋埋藏成岩作用的趋势。积极的和消 极的符号表示的斜率标志线通过线性回归分析,元素 元素。原理 图是用来量化馅饼展示的相对影响各政权在一个特定的矩阵。每个 成岩状态都有一定数量的元素 元素趋势,可用于集体来推断主导 图 7 过程,影响了每一个矩阵。这个饼图说明的影响,对每个成岩过程的 总体趋势,而不是个人元素 元素矩阵(见文章)。来源的基本趋势, 包括pingatore1978; brand and veizer 1980; scundeler baccelle andmarruso 1983; veizer 1983; al-aasmand veizer 1986;roo1986. 1990a and b. 1991; roo and jayawardane 1994. 图8实例总结元素矩阵和图解的饼图中选择新西兰新生代温和的 灰岩构成(见图1,图七鉴定为关系矩阵对成岩字符的总结)。 图9 图 9.碳酸岩地球化学和同位素成分对成岩作用的影响。图 a 表示大气影响和 13c 的关系，图 b 表示埋藏影响和 18o 的关系。 水平线代表联结数（图 1）指定的石灰岩（附录 1；winefield 1995）同位素值的范围。柱状图表示的是在 轴内部连续间隔平均 影响，箭头表示趋势线，基于 nelson 和 smith（出版） 。 图 10 图 10.一些时间和空间的趋势图对成岩作用的影响，基于在新 西兰盆地群（见图 1）所采集的石灰岩。在每个盆地，石灰岩都是 以地层序列所沉积，毗邻的饼图能够推断它们的地层学关系。重叠 的部分表示对比含骨骼的成分的样品被分开分析。总体上看基本杂 基组成了作为说明的饼图的基础，包括在 winefield(1995)，和一 些图 8 中的实例。 （从上一段最后一句）然后计算出的百分比以饼图的形式表示出 来，在适当的杂基成分影响下，以图 8d 为例。许多新西兰新生代灰 岩的完全回归和杂基数据在 winefield 重现，并且可根据要求来利 用。一些基本杂基在图 8 中阐释。 其它在新西兰碳酸盐岩（nelson and smith 1996）上的碳 （13c）和氧（18o）同位素数据的工作暗示陨石成岩作用倾向 于出现偏低的 13c 值，伴有轻微的已被鉴定出的 18o 的下降。 相比较而言，埋藏成岩作用预计会出现明显的 18o 降低和几乎不 变的 13c 值。图 9a 说明地球化学和 13c 推断出的陨石成岩特点 的示意图，而图 9b 则表示相同样品和 18o 之间的关系。至少这些 示意图对于地球化学作用推断出的成岩特点与同位素工作预计出的 结果的一致性是起到提示作用的。利用它们的相似性简要说明了所 挑选的在图 1 中命名的新西兰灰岩组成。 一些内部盆地比较 在广阔的新西兰盆地上筛选的成岩作用特征的饼图已在图 8 和图 10 中有所体现。晚渐新世以苔藓虫为主要成分的灰岩在位于北 wanganui 盆地的 waikato、该盆地西南部出露的 orahiri 和极北部 的 torehina 均有分布（图 1） 。这些灰岩含有基本杂基暗示着滨海 埋藏成岩作用占主导地位（图 8c,d 和 10a） ，根据 nelson 等 （1988a）提出的证据是在源于海洋的孔隙水的影响下长期逐步埋藏 形成的。成分趋势同样暗示覆盖的早期中生代 otorohanga 灰岩是牢 固的埋藏占主导地位的作用，但也包括一些无法解释的明显的陨石 标记。 patutahi(晚中新世)，kairakau（上新世） ，ta onepu（晚上新世） 和petane（早更新世）的双壳类占主导地位的灰岩沉积在东cape- hawke湾的sub盆地 （图1） ；它们的基本杂基都显示出陨石标记占 主导地位，特别是在上新世的范例中（图8a和10b）. 其他年轻的东 部沿海地区,包括北岛石灰石的awapapa(早上新世),barnacle- dominated petane(早更新世),pukenui(早更新世)石灰岩有元素之 间的关系的海洋和更具特色的环境(图10b)。 同位素数据通常支持 这一广泛的推断的成岩作用认为晚新生代灰岩东海岸(winefield 1995; winefield et al. in prep.), 有关的变化的微构造运动强 烈在积极灰岩沉积后叠加变形forearc盆地经历glacioeustatic海拔 高度波动。(harmsen 1985; kampet al. 1988; haywick 1990). 所有的陆地上的事件中新生代灰岩新西兰,那些从西海岸盆地的南岛 (图1)已经被埋深、到4km或更多(hayton 1995). 在绝大多数的元素 之间的关系早渐新世miocenev灰岩(e.g.,q creek, awarua, potikohua, cobden, and most of the waitakere formations) 建议进行的成岩作用主要埋葬或者混合矿物埋藏领域(图。10c)。很 少有气象信号叠加(如图。8e),这是显而易见的勤劳明显的 rhodolithic灰岩沉积形成的waitakere(图中)。10c) 这个海洋主要 成岩与西海岸灰岩是一致的结论，从关于他们的历史其它独立的地 质和岩石的证据(e.g.,anderson 1984; nathanet al. 1986;hayton 1995; hoodand nelson 1996). 这个早渐新世中新世在南方canterbury-otago灰岩地区(图1), 包括一个一致的埋藏以及海洋和大气降水的影响,有时甚至三个都包 括(图. lod)。 总的来说,他们是在最柔软的、至少掩埋在新西兰 中三叠灰岩等。(1986年),局部发育海洋硬灰岩层和古喀斯特特征 (例如,刘易斯和belliss 1984年),支持和不同的历史和成岩作 hayton1995。地球化学图是按照本区域的复杂性。 因此,我们需要仔细的持续时间和详细的领域、地球化学的研究,来 解开共生序列的成岩事件在遍布新西兰特定地方个体灰岩,看来我们 地球的大部分作为一种可能的影响是值得进一步调查,强调了海洋, 相对于大气降水和埋藏成岩演化过程的整体代表 结论 微量元素含量的一部分很大从新西兰新生代石灰岩碳酸盐岩碳 酸盐岩在相对狭窄的范围内变化,平均值 mg5500ppm;铁 2400ppm; 钠 1400ppm 550ppm、锶、500ppm 锰。总的来说,镁和锶含量低,钠、 铁、锰含量比值相对较高,现代与古代的典型的热带 这些要素的二元组合情况,不仅能辨别出之间温带和热带碳酸盐 岩相,而且他们的现代与古代同类之间。符合温度系数的平衡常数为 碳酸盐分解常数, 显得尤其有用的 sr-na 相图,新西兰视灰岩为一个 诊断温带领域具有价值,从 10-1000ppm 锶到 500-5000ppm 的钠 从大陆坡上的各种元素回归线的关系,在灰岩构成要素,它有可 能构造概要元素矩阵,你要做出的关于推论的相对重要性石灰石海洋、 气象、埋藏过程成岩作用。成岩作用诠释了基于其他独立的证据。 他们认为,最主要的新西兰新生代石灰岩化学物质的成岩作用发生在 这个埋葬领域,但那几个晚东方北岛新生代灰岩包括一个强大的大气 的信号 acknowledgements 。 support for fieldwork on the new zealand limestones was kindly provided by a grant (z557) from the university of waikatoresearch committee. grateful thanksis extended to chris hendy (dept of chemistry, university of waikato), stevecookeand marcusliddellfor commentand help with analysis of samples. discussions withstevenhoodandshaun haytonand remarkson the final manuscript by prasada rao and harveyyoungwerevaluedand greatlyappreciated rererences adabi, mr., and rao, c.p., 1991, petrographic and geochemical evidence fororiginalaragonite mineralogy of upper jurassic carbonates (mozduran formation), sarakhs area. iran: sedimentary geology, v, 72, p. 253267. al-aasam, 1.s., and veizer, j., 1986, diagenetic stabilization of aragonite and low-mg calcite, i: trace elements in rudists: journal anderson, j.m, 1984,thesedimentology and diagenesis of an oligocene carbonate sequence (nile group), westport to punakaiki: msc thesis, victoria university, wellington, new zealand(unpublished). bathurst, rg.c., 1975, carbonate sediments and their diagenesis (2nd 00.): developments in sedimentology, 12. elsevier, amsterdam. beu,a.g.,henderson, ra, andnelson, c.s., 1972, notes on the taphonomy and paleoecology of new zealandtertiaryspatangoida: newzealand journal of geology and geophysics, v, 15, p. 275-286. bone,y., andjames,n.p., 1993, bryozoans as carbonate sediment producers on the cool-water lacepedeshelf, southern australia: sedimentary geology, v, 86, p. 247271. boreen, t., james, n., wilson, c., and heggie, c., 1993, surficial cool-water carbonate sediments on the otwaycontinental margin,southeast australia: marine geology, v. 112, p. 35-56. brand, 0., and morrison, j., 1987, biochemistry of fossil marineinvertebrates: geoscience canada, v. 14, p.85-107. brand, 0., and veizer, j., 1980, chemical diagenesis of a multicomponent carbonate system- i:traceelements: journal of sedimentary petrology, v. 50,p. 1219-1236. burdige, nr, 1994, the biogeochemistry of manganese and iron reduction in marinesediments: earthscience reviews, v, 35, p. 249-284. carey, j.s., moslow, t.f., and barrie, j.v., 1995, originanddistributionofholocenetemperate carbonates, hecatestrait,western canadacontinental shelf: journal ofsedimentary research. v. a65,p. 185-194. chave, k.e., 1967, recent carbonate sediments: an unconventional view:journal of geological education, v, 15, p. 200-204. harmsen, fl., 1985,lithostratigraphy of pliocenestrata, centraland southernhawkes bay,newzealand:new zealand journal of geology andgeophysics, v, 28, p. 413-433. hayton, s., 1995, skeletal assemblages and diagenetic aspects of non-tropical cenozoic limestones, south island, new zealand: msc thesis, university of waikato, hamilton, new zealand(unpublished). hayton, s., nelson, c.s., and hood, s.d., 1995, a skeletal assemblage classification system for nontropical carbonate deposits based on new zealand cenozoic limestones: sedimentary geology. v. 100,p. 123-141. haywlck, d.w.n., 1990, stratigraphy, sedimentology, paleoecology and diagenesis of thepetanegroup(pliopleistocene) in the tangoio block, central hawkes bay,newzealand: phdthesis,jamescookuniversity, north queensland, australia (unpublished). henrich,r,freiwald, a, belzler, c.,bader,b., schafer, p., samlleben, c.,brachert, t.c., wehrmann, a, zankl, h., and kohlmann, d.h.h., 1995, controls on modem carbonate sedimentation on warm-temperate to arctic coasts, shelves and seamounts in the northern hemisphere: implications forfossilcounterparts: facies, v. 32,p. 71108. hood, s.d., 1993, skeletal assemblages and diagenetic petrofacies of temperate-latitude limestones, north island, new zealand: msc thesis, university of waikato,hamilton, newzealand (unpublished). hood, s.d., and nelson, c.s., 1996, overview of cementation scenarios for new zealand cenozoic nontropical limestones: new zealand journal of geology andgeophysics, v. 39, p. 109-122. hornibrook, n.deb., 1992,newzealandpaleoclimates: a reviewbasedonthedistribution ofsomeshallow water and terrestrial biota, in tsuchi, r, and ingle, j.c.(jr), eds., pacific-neogene environment, evolution, and events:tokyo, university of tokyo,p. 83-106. james, n.p., and bone, y., 1989, petrogenesis of cenozoic, temperate water calcarenites, south australia: a mod