微量元素在沉积岩研究中的应用.doc

微量元素在沉积岩研究中的应用Application Of Trace Elements In The Research Of Sedimentary Rocks沉积地球化学课程读书报告学生姓名： 刘 宇 学 院： 沉积地质研究院 学 号： 2013030246 专 业： 地 质 工 程 2016年5月18日目 录一、沉积学中常用的微量元素及常用目的1二、沉积环境分析21元素含量及比值法22微量元素散点图3三、古气候分析31元素含量变化与古气候变化关系32元素比值法4四、构造环境分析51根据微量元素的丰度及比值52根据微量元素散点图5五、成岩作用分析51成岩水性质分析52成岩体系开放程度分析6六、硅质岩的物质来源及成因分析61微量元素Al2O3关系分析62Al/(Al+Fe+Mn)6七、微量元素识别物源6八、微量元素研究古水深7九、分析氧化还原环境71元素比值法72元素含量法7十、计算古水温7十一、研究白云岩的成因81泥微晶白云岩82晶粒白云岩83溶蚀白云岩8谈及微量元素，首先需要说明微量元素的含义：在常见的地球化学文献中，人们常将O、Si、Al、Fe、Ca、Mg、Na、K、Ti等9种元素(它们的地壳丰度共占99左右)以外的其它元素统称为微量元素或痕量元素、杂质元素、副元素、稀有元素、次要元素等(Trace，Minor，Micro，Rare，Olio elements)。它们在岩石中的含量一般在1以下，含量单位常以10-6表示。简言之，一般把化学元素按其丰度大小而分为主量元素（含量大于1）、微量元素（0.011）和痕量元素（小于0.01）。通常包括L i、Be、B、K、F、Sc、Ni、Co、Cu、惰性气体元素、以及所有原子序数比Cu大的元素。考虑到目前多数地球化学论文的习惯用法，一般将痕量元素和微量元素统称为微量元素。在地球化学中对微量元素概念的严格定义应是：只要元素在所研究的客体(地质体、岩石、矿物等)中的含量低到可以近似地用稀溶液定律描述其行为，该元素可称为微量元素。由此可见：微量元素的概念是相对的。如：K元素，在花岗岩中为常量元素，而在超基性岩中为微量元素；Ni元素在地壳岩石中为微量元素，而在陨石中为常量元素。因此，Cast(1968a、b)认为：微量元素是指不作为体系中任何相的主要组分(化学计算)存在的元素。一、沉积学中常用的微量元素及常用目的在沉积学中，主要利用微量元素分析沉积岩形成演化过程中的沉积环境、成岩环境相关条件时，常用的微量元素包括：Li、Be、B、Ti、V、Cr、Ni、Cu、Zn、Rb、Sr、Zr、Mo、Ba和稀土元素（57-71号元素，简称为REE元素）。沉积岩的微量元素组分含量和某些元素的比值已经在判别沉积环境等方面得到广泛的应用。借助于岩相来判断古沉积环境和古气候势必有很大的局限性，但它仍不失为古气候环境记录的忠实载体，而其中微量元素分配及比值的变化、组合和古盐度的分布，都在一定程度上指示着古气候环境的演化历程。这是因为，岩层中元素的分配一方面取决于元素本身的物理化学性质，另一方面又受到古气候、古环境的极大影响。在沉积岩研究中，微量元素除了有上述的应用外，还有其它方面的应用，下面对其常用的用途逐一简述。二、沉积环境分析微量元素在沉积环境分析中的应用主要用于区分淡水和海水沉积物，即利用沉积岩中相关微量元素的含量及相关微量元素的比值大小，区分海相与陆相、深海与浅海等沉积环境。目前，主要是根据元素的含量及比值或微量元素散点图来进行判别。1元素含量及比值法常用的有B元素含量法；B、Ga比值法及元素含量法；ThU和Rb/K比值法。（1）B元素含量法原理：海水及河水中碎屑物质及自生粘土物质是吸附硼的主要物质。吸附作用的强弱与溶液硼的浓度、盐度、温度、时间、粘土物质的表面积有关。因硼与伊利石有较强的亲和力，而海洋中的泥质物质又是以伊利石、蒙脱石、绿泥石为主。所以，海相沉积的岩石中硼的含量要大于陆相的。河水中硼的含量较低，只有海水的1/400。海相一般大于10010-6，陆相一般低于7010-6。（2）B、Ga比值法及元素含量法与硼相反，镓的含量一般富集在淡水泥质物中，因此它们含量的比值可以指示古盐度。陆相环境B/Ga值一般小于3.03.3，而正常海相大于4.55.0，介于它们之间的为海陆过渡相。王益友等人利用现代已知沉积环境样品作判别分析处理，得到海相判别值R1=11.5172，陆相为R2=10.5019，两组判别分界值R0=1.1861。判别函数式为：R=4407.55B16700Ga，将待判别样品的两个变量的相应值代入判别函数求出R，如果样品的差别值R位于R0的R1一边，则指定样品为海相；如果位于R2一边，则指定样品为陆相。（3）ThU和Rb/K比值法原理：在风化过程中，铀和钍在表生氧化条件下产生分离，铀易氧化和淋失，钍则易吸附到粘土矿物中，逐渐富集在土壤和风化岩石的残留物中。所以在陆相沉积环境中的泥岩或页岩中ThU比值可高达7以上，而在海水中沉积的泥岩、页岩或灰岩中ThU小于2。因此，可以利用ThU比值判别水介质的性质。另外：据F.A肯姆贝尔和G.D威廉姆斯的研究表明，Rb/K比值随盐度而变化，一般正常的海相页岩中Rb/K比值大于0.006，而微咸水的页岩中Rb/K比值大于0.004，淡水沉积物中均为0.004以下。铷（Rb）/钾（K）比值以海水大于淡水相为特征，在鄂尔多斯石千峰组泥岩中RbK比值介于0.0020.0037之间，RbK比值小于0.004，因而也说明在石千峰期沉积演化期环境介质条件为淡水。2微量元素散点图主要是根据不同微量元素含量及相互关系，在已建立的判别图上进行判别。如1958年狄更斯建立了Ga-B-Rb微量元素散点图（图2-1），可以根据样品中Ga、B、Rb含量在散点图上投影，从而确定研究对象的形成环境。1963年Potter根据现代及古代沉积岩中的B、V元素建立了B-V散点图（图2-2）。可以根据样品中B、V含量在散点图上投影，从而确定研究对象的形成环境。图2-1 海相和非海相沉积岩中Ga-B-Rb相对丰度（据狄更斯等，1958）图2-2 据现代及古代沉积岩中B、V含量所确定的海相、淡水相区图（据Potter，1963）三、古气候分析微量元素的分配及比值的变化、组合和古盐度的分布，都在一定程度上指示着古气候环境的演化历程。这是因为，岩层中元素的分配一方面取决于元素本身的物理化学性质，另一方面又受到古气候、古环境的极大影响。古气候对元素丰度变化的影响更为显著。当气候变动引起湖（海）水位的升降时,自然导致了沉积环境的改变，即控制元素分配的主因是古气候。1元素含量变化与古气候变化关系在干旱、半干旱或干寒气候环境中，生物地球化学作用减弱，降水稀少，径流量和所携带的物质成分减少，沉积作用减弱，因此一般元素的沉积物相对减少，而反映盐度的易溶元素则逐渐聚集，进入盐湖成岩期。由此可推出，潮湿气候条件下，沉积岩中 Fe、Al、V、Ni、Ba、Zn、Co等元素含量较高，说明湖水淡化，为高湖面期，反映了潮湿气候环境；而在干燥气候条件下由于水分的蒸发，水介质的碱性增强，Na、Ca、Mg、Cu、Sr、Mn被大量析出形成各种盐类沉积在水底，所以它们的含量相对增高，为低湖面期，反映的气候则为暖干。Mn、Ca、Mg、Sr具有相似的变化趋势，而Zn、Co、Ni、Ba、Fe亦具有相似的变化趋势。Mn在湖水中常以Mn2+稳定存在，只有当湖水强烈蒸发而使Mn2+浓度饱和时，它才会大量沉淀，从而在岩石中显示高值。高值应是炎热干旱气候的标志，而平稳变化的低值区则表明较为持续的温湿或半干旱气候。前人认为，Sr的高含量是干旱炎热气候条件下湖水浓缩沉淀的结果。因而可以认为，Sr的高值应是古湖泊炎热干旱气候的证据，其低值则指示较潮湿气候。Chivas等对澳大利亚盐湖的研究表明：盐湖中Sr的含量随盐度的增加而增加，故古盐度与古气候的干旱程度变化趋势是一致的。2元素比值法Sr/Ba、Sr/Ca、Mg/Ca等比值常被作为探讨湖泊古气候变化的指标。也可采用Fe/Mn、Sr/Cu、Mg/Sr作为判别古气候变化的指标。（1）Fe / Mn比值Mn在干旱环境下含量比较高，在相对潮湿的环境下含量较低，Fe在潮湿环境中易以Fe(OH)3胶体快速沉淀，因而沉积物中Fe/Mn比的高值对应温湿气候，低值是干热气候的响应。（2）Mg/Ca比值法Mg/Ca比值对古气候的变化也非常敏感。Mg/Ca比的高值指示潮湿气候，低值反映干旱气候。（3）Sr/Ba和Sr/Ca比值法Sr/Ba、Sr/Ca等比值对古盐度的变化也非常敏感，碳酸盐岩中的Sr/Ba、Sr/Ca之所以能反映气候变化，原因是入湖河流中的Ba2+、Ca2+的碳酸盐（或硫酸盐）溶解度相对较小，在早期阶段即沉淀析出，而Sr的碳酸盐溶解度相对较大，往往在Ba2+、Ca2+沉淀之后湖水继续浓缩才会析出。故其比值上升即意味着湖泊盐度增加，气候干旱，下降则表示气候湿润。四、构造环境分析1根据微量元素的丰度及比值M.R.Bahatia等通过对不同构造环境所形成的砂岩的微量元素的丰度统计和相关微量元素比值的定量计算，可以看出：不同构造背景条件下砂岩的微量元素含量及相关元素比值明显不同，并具有一定的变化规律。主要表现为：从最活跃的大洋岛弧到最稳定的被动大陆边缘微量元素的含量具有总体增高或总体降低的变化趋势；相关微量元素的比值同样具有总体增高或总体降低的变化趋势。2根据微量元素散点图根据相关微量元素含量三角分布图进行构造背景判别。如刘艳青等（2006）在其学术论文辽西中生代沉积岩稀土、微量元素地球化学特征及其构造背景中，通过对辽西中生代沉积岩微量元素地球化学特征分析，利用微量元素散点图对其形成的构造背景进行了判别。此外，还可以根据相关微量元素比值关系，利用散点图进行构造背景的判别。五、成岩作用分析其原理为：在成岩作用过程中与各种方解石转化的同时，微量元素在孔隙水和方解石之间也不断进行再分配，微量元素再分配服从分配定律在一定温度、压力下，微量元素在固相（方解石）和液相（水）中的浓度比同钙在固相（方解石）和液相（水）中的浓度比的比为一常数。D=(Me固/Me液)/(Ca固/Ca液)；Me固/Me液分别代表微量元素在固相和液相中的浓度；Ca固/Ca液分别代表Ca元素在固相和液相中的浓度。D为分配系数，大于1时，代表液相中的微量元素向固相中富集；小于1时，代表固相中的微量元素向液相中流失。实际测定分配系数是非常复杂的，目前在实际工作中不用该参数，只供建立理论模式。1成岩水性质分析不同天然水体中微量元素的种类及含量是不同的，因此相关微量元素的比值不同。所以，可以根据沉积岩中相关微量元素含量分析、相关微量元素比值的定量计算，判别沉积岩形成过程中成岩水的类型。2成岩体系开放程度分析分析灰岩中方解石的Sr、Mn、Ca含量，计算Sr/Ca比值。Sr/Ca比值高，Mn含量低，成岩体系趋于封闭，大气降水参与程度低。Sr/Ca比值低，Mn含量高，成岩体系趋于开放，大气降水参与程度高。六、硅质岩的物质来源及成因分析硅质岩的硅来源于：陆源、火山、热液和生物，不同的硅质来源其微量元素分布特征不同。1微量元素Al2O3关系分析（1）根据统计分析，来源于陆源区的硅质岩，其微量元素与铝呈线性关系，相关系数大于0.8。（2）非陆源（生物、火山、热液）的硅质岩，其微量元素与铝呈离散关系。（3）混合成因硅质岩，其微量元素与铝部分呈线性关系，部分呈离散关系。2Al/(Al+Fe+Mn)研究表明，不同成因的硅质岩Al/(Al+Fe+Mn)比值不同：表7-1 不同岩石的Zr值、Hf值及Zr/Hf值特征表（1）生物成因的硅质岩：Al/(Al+Fe+Mn) =0.6；（2）热液成因的硅质岩：Al/(Al+Fe+Mn)0.5。七、微量元素识别物源Zr/Hf值与物源Zr和Hf是一对亲密伴生的元素，两者的关系比其他任何一个元素对都密切。因此，利用Zr/Hf值可以有效判断岩石的成因和物源。从表可以看出（表7-1），从超基性岩基性岩中性岩酸性岩，岩石的Zr/Hf值逐渐减小。八、微量元素研究古水深周瑶琪（1995）提出了一种用沉积岩中钴元素（Co）含量来定量推算古水深的方法，通过计算沉积时沉积物的沉积速率来计算古水深。VS = VoNCo/（SCo-tTCo) h = 3.05105/（VS1.5） 式中：VS代表某样品沉积时的沉积速率； Vo代表当时正常湖泊沉积速率（0.15mm-0.3mm/a)； NCo代表正常湖泊沉积物中钴的丰度 (20ppm)； SCo代表样品中钴的丰度(22.76ppm）； t=样品中镧的含量/陆源碎屑岩中镧平均丰度（49.21/38.99）； TCo代表陆源碎屑岩中钴的丰度（4.68ppm）。九、分析氧化还原环境1元素比值法一般常用Fe2O3/FeO值作为沉积环境氧逸度的地球化学标志，但该值在经受一定的地质作用后变化较大，很难客观地反映原始沉积环境的氧化还原情况，尤其是在古地层研究中。利用Cu/Zn值可以很好的反映环境的氧化还原程度。前人曾对此进行了研究，计算出各“氧化还原过渡相”的Cu/Zn值：（1）Cu/Zn值0.21，对应还原环境；（2）Cu/Zn值在0.210.35之间，对应弱还原环境；（3）Cu/Zn值在0.350.50之间，对应还原氧化环境。2元素含量法Ga在表生条件下的亲氧性使它与Ni和Zn产生明显分异。因此，（Zn+Ni）/Ga可以作为反映氧化还原条件的指标。太平林场组的（Zn+Ni）/Ga比值变化范围为4.237.45，反映了还原环境特点。十、计算古水温地质学家通过多年的实践和实验，总结出了一套利用Sr含量（Y，其单位为10-6）和温度（t，其单位为）的关系来计算古水温的经验公式，即：Y=257880.8t并对计算结果与用其他测水温方法以及沉积物和相标志确定结果进行对比，验证了这一经验公式的可信性。十一、研究白云岩的成因微量元素在碳酸盐岩沉积环境及成岩作用分析中具有独特的作用。其中：（1）Sr、Na的含量往往反映成岩流体的盐度，Sr、Na含量越高，其溶液盐度越高；（2）Mn、Fe的含量往往反映成岩强度和埋藏深度，埋藏越深，成岩强度越高，Mn、Fe含量越高；反之，Mn、Fe含量越低。Sr是海水及其派生流体最重要的示踪元素，而Mn、Fe则是大气水成岩环境中强烈富集的元素。高Sr，低Fe、Mn特征反映了成岩环境的相对封闭性；而低Sr，高Mn、Fe 特征则反映了成岩环境的相对开放性。因此，碳酸盐岩微量元素的研究可以为相关流体