沉积地球化学

1、沉积地球化学读书报告不同沉积环境中地球化学组成不同沉积环境中地球化学组成摘 要：运用地球化学的方法，通过研究沉积岩或沉积物中各常量、微量元素及各种同位素特征，来示踪古沉积环境，以了解当时的沉积特征。通过Sr/Ba法、硼元素法、碳氧同位素法等地球化学指标判定海相沉积还是陆相沉积及了解古盐度信息；不同气候条件下特定元素（如P、Sr等）含量及元素比值（如Sr/Cu、Mg/Ca）可指示特定的古气候条件；沉积水体的氧化还原状态可通过氧化还原敏感元素（如Mo、U、V、Ni、Ce、Eu等）的分析得到较好的恢复；古水深以及海平面的相对变化则利用了元素迁移能力的差异，通过查明不同深度带沉积的元素组合（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，此外通过13C、34S、18O可用来判断海平面升降。Mn/Ti、Co/Ti、Ni/Ti比值以及Fe族元素分布规律可用来进行离岸距离判断。关键词：沉积环境； 地球化学；元素特征；目录第1章沉积地球化学概述1第2章 沉积地球化学判别沉积环境22.1判断沉积环境的各种地球化学方法简述22.2古盐度测定32.2.1硼法32.2.2元素比值法52.2.3沉积磷酸盐法62.2.4锶钙法62.2.6稳定同位素法72.3氧化还原条件72.3.1 铁矿物组合72.3.2 Fe2+/Fe3+法82.3.3 KFe系数82.3.

3、4 Cu/Zn、Cu+Mo/Zn方法92.3.5稀土元素法92.3.6稳定同位素法92.4离岸距离标志92.4.1元素组合法102.4.2元素比值法102.5源区分析112.5.1元素比值112.5.2成熟度指数112.5.3陆源元素与Al、Ti的比值122.5.4 Mn、Co元素122.5.5微量元素判断物源122.5.6稀土元素判别物源122.6古温度测定132.6.1氧同位素的古温度测定132.6.2硫同位素的古温度测定142.7海平面升降142.7.1 13C与全球海平面变化142.7.2 18O与全球海平面变化152.7.3 34S与全球海平面变化152.8古气候152.8.1微量元

4、素法152.8.2稳定同位素法15第3章 结论17参考文献18第1章沉积地球化学概述沉积地球化学是沉积学、地球化学相互渗透相互结合而产生的一门新兴边缘学科。为了有一个简单明确的概念，邓宏文将沉积地球化学是定义为：以沉积物和沉积岩为对象、研究其在沉积成岩过程中所含元素及同位素迁移、聚集与分布规律的一门科学。实际上，积地球化学涉及面甚广，包括风化产物在搬运过程中元素的迁移、形成和沉积分异规律；沉积作用过程中元素的沉积方式、沉积机制和控制因素；成岩作用中元素及同位素的转移、重新分配及其化学机制；沉积岩中化学元素及其同位素的分布与分配；岩石成分在地史时期的地球化学演化，以及地机地球化学和有机地球化学在

5、沉积成矿中的作用等许多方面。可以概括两大领域.即：其一是研究沉积岩中化学成分、化学元素及其同位素的分布与分配、分散与集中、共生组合、迁移规律和演化历史，也就是说研究“物质的化学运动和变化过程”1；其二则是研究控制和影响元素及其同位素运动和变化的各种因素。沉积地球化学在古环境分析中的应用主要涉及沉积地球化学第二方面的研究内容，沉积相和沉积环境分析是沉积学领域中一门综合性很强的分支学科，它涉及多门学科的理论与应用。例如，根据生物群体与其生长环境密不可分的关系，利用古生态资料研究各地质时期的 古气候、古地理而发展起来的古生态学已成为沉积环境分析不可缺少的手段。流体力学运用到沉积学中，研究床砂表面形态

6、与水动力状况的关系，将根据水槽实验确定的水流动态予以公式化并用来解释沉积构造序列而发展起来的沉积动力学已成为沉积物沉积物理条件研究和沉积环境恢复的重要基础。现代地球物理学与沉积学相结合而产生的地震地层学，“根据地震、钻井和露头资料，结合伴生的沉积环境和岩相特征，对地层分布模式做出综合解释”的新层序地层学2，无疑都是沉积环境分析的重要理论依据和技术手段。同样，地球化学与沉积 学相结合产生的沉积地球化学运用到古环境分析中，则能够为沉积环境分析提供物理标志和生物标志所不能反映或不能完全反映的环境地球化学信息，并利用这些信息对沉积矿产资源做出综合评价。第2章 沉积地球化学判别沉积环境沉积地球化学在古环

7、境分析中的应用，主要包括：元素地球化学、稳定同位素地球化学及有机地球化学原理的应用。2.1判断沉积环境的各种地球化学方法简述元素地球化学包括常量元素、微量元素、稀有元素和分散元素的地球化学。对沉积岩无机地球化学的研究主要集中在元素和微量元素地球化学方面，利用岩石微量元素特征研究沉积岩形成的古地理环境和成岩作用环境，已成为沉积地球化学的一个重要方面，鉴于沉积区的大地构造背景、古气候、源区母岩性质、沉积盆地地形、沉积环境和沉积介质物化性质对元素分异作用的影响，长期以来，沉积学家一直在探讨并研究古地理环境对元素分散与聚集的控制，以期了解不同构造单元、不同地区、不同沉积类型及不同沉积环境的元素分布规律

8、。目前，元素地球化学在划分海陆相地层、分析物源区岩石成分、恢复沉积的古气候条件，利用微量元素对不含生物化石的“哑地层”进行地层对比，特别是确定沉积水介质地球化学环境、划分地球化学相上取得了较满意的效果。目前，已广泛使用某些元素、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+等判别海相与陆相、氧化与还原、水盆深度、盐度及离岸距离等沉积条件1。20世纪50年代以来，同位素地球化学已成为地球化学中一门独立的分支。在沉积学领域中，同位素地质学巳成为追索物源、探讨沉积-成岩环境的重要方法。同位素地球化学在古环境分析中的应用尚

9、处于初始阶段。目前应用较多的是利用氧、硫、锶、碳的稳定同位素的分馏特点研究沉积物来源、古水温与古盐度、氧化还原条件、沉积旋回性质、确定海岸线位置和海平面升降、利用硫同位素分馏特点分析与沉积环境关系密切的开放与封闭系统等3。石油勘探发展的需要使以沉积岩，特别是碳酸盐岩和泥岩中有机质为主要研究对象的有机地球化学取得了巨大进展。特别是从20世纪60年代起发展至今，有机地球化学已成为地球化学中又一门重要的分支学科。有机地球化学研究主要着眼于生油岩的生烃能力分析，以进行油气资源的远景评价。在这一研究过程中，基于沉积岩有机质的丰度与演化不仅与埋藏史、地热演化史有关，而且受沉积环境制约的认识，一些地球化学家

10、和沉积学家根据气候、环境、水介质条件与原始生油母质的关系，探讨了不同沉积环境的有机质特征并提供了与原始沉积环境有关的某些有机地化指标，特别是气相色谱-质谱联用仪的发明，使人们识别。鉴定出许多新的生物标记化合物，这些有机化合物不仅可以作为油源对比的“化石”，而且由于某些化合物的埋藏演化中的相对稳定性，还可以根据它们与现代生物有机组成的关系推断有机质原始堆积条件4。近些年来，有机地球化学工作者提出并运用“有机相”的概念研究有机质类型、有机质来源与沉积环境的关系，有关某些有机地球化学参数的坏境意义的论证基础及使用价值也正在进一步探讨中。2.2古盐度测定用元素地球化学特点推断古盐度是最常用的、也是效果

11、较为理想的一种方法。虽然这种方法不如生物组合或古生态分析方便，但如果运用得当的话，可以定量地计算出古盐度，那么在一个沉积剖面中，通过盐度的变化旋回可以分析出古气候的变迁和随盆地演化而发生的水介质条件的变化。计算古盐度的方法比较多，包括硼法、元素比值法、沉积磷酸盐法及自生铁矿物法等。2.2.1硼法硼法是计算古盐度最常用的方法。早在1932年，Goldschmid和Peters就注意到泥质沉积物中硼与盐度的关系。Walker和Price （1963）根据前人资料及自己的研究成果证明了粘土中硼主要富集于伊利石中，并成功地把硼、伊利石含量与古盐度联系起来，为盐度的定量计算奠定了基础。1965年，Ada

12、ms等人根据对英国多维河的港湾现代沉积物的研究提出了盐度与相当硼含量的回归关系1。随后研究者进一步指出岩性、粒度、结晶度、沉积速度、各种粘土矿物对硼的吸附效应的差异、有机质的稀释作用、继承硼干扰等因素对古盐度计算的影响，使计算方法逐渐趋于完善。硼法的理论基础是：硼在海水中主要是以硼酸及其离解产物的形式存在，当粘土矿物处于含硼水溶液中，硼经过三级过程从溶液进入粘土矿物： 第一、吸附在粘土矿物薄片边沿；第二、因静电作用在薄片边沿固定下来；第三、因新物质围绕硼的增长和硼的扩散进入粘土晶格中。粘土矿物从溶液中提取的硼是溶液中硼的线性函数。溶液中硼的浓度是盐度线性函数。所以，粘土中的硼含量是盐度的函数。

13、计算方法：（1）沃克法（相当硼法）所谓相当硼-就是相当于伊利石中K2O含量为5%时的硼含量。经研究：相当硼200PPM为淡水；=200-300PPM为半咸水；=300-400PPM为正常海水；400PPM为咸水或超咸水。相当硼的求法：1、求伊利石的含量伊利石中K2O含量为8.5%，如岩石中没有其他含钾矿物，则纯伊利石含量为K2O/8.5；2、求校正硼含量所谓校正硼含量就是纯伊利石中的硼含量，所以校正硼=实测硼含量×8.5/K2O；3、求相当硼含量根据氧化钾及校正硼含量在相当硼散射曲线（图2-1）上查找相当硼含量。图2-1修正后的计算相当硼的散射曲线(据文献3)（2）亚当斯法1965年

14、，亚当斯根据现代英国多维河口沉积提出如下公式：Y=0.0977-X-7.043；其中Y为水的盐度，X为相当硼的含量，其求法见沃克法。（3）科奇法该方法考虑不同黏土矿物吸附硼的能力不同，换算出同一的矿物吸附的相当硼，根据实验伊利石中的硼是蒙脱石中的两倍，高岭石的四倍，因此，根据下面公式计算高岭石中的硼：Bk=B/（4Xi+2Xm+Xk）；其中Bk为高岭石中的硼，Xi为伊利石的含量，Xm为蒙脱石的含量，Xk为高岭石的含量。然后就可根据下面公式计算古盐度：LogBk=1.28LogSp+0.11。 （4）地区性计算方法钱凯在肯定科奇法的基础上，指出其未考虑成岩作用的影响，应求取不同矿物的成岩系数恢复

15、原始沉积物中的粘土矿物含量，进而求取古盐度。LogSp=LogBis-1.375/0.49；其中Sp为古盐度；Bis为沉积伊利石的含量2.2.2元素比值法（1）B/Ga：国外研究认为B/Ca<1.5为淡水，B/Ga=56近岸海相，B/Ga>7为海相。国内研究认为B/Ca<3为淡水，B/Ga=34.5为半咸水B/Ga=4.55为海水。（2）Sr/Ba：一般认为海洋沉积Sr/Ba1，陆相沉积Sr/Ba1； （3）C/S：研究认为C/S10为海相沉积，C/S10为陆相沉积；用C/S推断古盐度时应注意以下几点：C/S值法只适用于富含有机质的泥岩，一般C%>1，因为如果有机质含量

16、过低，黄铁矿的形成不仅与溶液中的SO42-的浓度有关，而且受有机质沉积作用的控制。原始沉积环境的盐度不能过高。因为盐度过高，SO42-随时随地充分供给，黄铁矿的形成不再与硫酸盐的含量有关系。泥岩中的含硫矿物应主要为黄铁矿，不应含过多的硫酸盐矿物，如石膏、重晶石等，否则泥岩中全硫含量并不能近似代表黄铁矿硫含量。在这种情况下，必须使用专门对黄铁矿使用的的还原法求硫含量。（4）Sr/Ca：研究认为Sr/Ca1为淡水沉积，Sr/Ca1为海相沉积；（5）Fe/Mn：研究认为Fe/Mn =1为正常盐度，Fe/Mn1咸水，Fe/Mn =5为淡水。此外Na/Ca，Rb/K，V/Ni，Mg/Ca也可进行古盐度的

17、判别。Na/Ca值在碳酸盐类岩石中与盐度的关系更为密切些，一般随盐度增加比值增加。高的Na/Ca值可只是超盐水的白云石化条件。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现增加的趋势。2.2.3沉积磷酸盐法此法是Nelson提出的。他发现，在现代或古代的沉积物中，都含有少量的磷酸盐5。在海相沉积物中主要是磷灰石Ca10 (PO4)5(CO3) (F，OH)2；非海相土壤中主要为磷铝石AlPO42H2O和红磷铁矿FePO42H2O 及羟磷灰石 Ca10 (PO4)5(CO3)(F，OH)2。Nelson在研究中发现“磷酸钙比”m(磷酸钙)/m( 磷酸铁+磷酸钙) 与

18、盐度呈线性关系，并提出了回归方程,计算公式如下：Fca-p=0.09+0.26*Sp（盐度）Fca-p=磷酸钙/磷酸铁+磷酸钙Ca/Ca+Fe<0.4 为淡水相Ca/Ca+Fe=0.4-0.8 为过度相Ca/Ca+Fe>0.8 为海相2.2.4锶钙法 除了上述常用的方法外, 人们也常用锶钙法对沉积环境进行古盐度的恢复。特别是对湖泊沉积物进行古盐度恢复时, 常常采用此法。因为湖泊表层沉积物中生长数量众多的介形类, 它们在生长过程中有8次左右的脱壳过程,这样在沉积物中就留下了大量的壳体化石, 其矿物组成主要是低镁方解石。Chivas等，首先通过对多个属种的介形类壳体及其宿生水体中的微量

19、元素进行研究,获得了介形类壳体的Mg2+、Sr2+质量分数以及宿生水体中 Mg2+、Sr2+质量分数的分配系数, 从而对古盐度进行了推算：Sp=1/A(Sr/Ca)介形类/Kd(Sr)- B, 式中 A, B为常数,可以根据现代湖水Sr2+、Ca2+质量分数与盐度的测定获得;Kd(Sr)是Sr的分配系数；Kd(Sr) =m(Sr)/m (Ca)介形类/m(Sr2+)/m(Ca2+)湖水.2.2.5常量元素离子法Spears（1973）在研究英国约克郡石炭纪泥岩中发现常量元素离子与古盐度有密切关系。在海相泥岩（深度960965m）中Mg2+含量高于淡水河微咸水，而Ca、Mg、Na、K含量之和减少

20、。这一特点在现代沉积物中也有发现，因而Mg2+/Ca2+可以用来推断古盐度。Spears同时认为泥岩中常量元素离子含量变化主要出现在粘土与海水底层水直接接触的时期（即水解作用阶段），在成岩作用中他们变化并不明显1。2.2.6稳定同位素法Epstein 和Mayeda(1953)发现海水的18O / 16O随盐度的增加而增加，Clayton和 Degers(1959)也发现碳酸岩盐的碳同位素随盐度变化而变化。以后许多研究者证实盐度与碳、氧同位素之间呈正相关关系。在进行古水介质盐度定性判别时，一般采用Keith等人（1964）所提出的经验公式：Z=2.048(13C+50)+0.498(18O+5

21、0)，Z >120为海相灰岩，Z <120为淡水灰岩。2.3氧化还原条件判断沉积环境的氧化还原条件主要是根据同生矿物组合，如对介质Eh值高低反映灵敏的铁、锰矿物组合。2.3.1 铁矿物组合铁在海盆中沉积具有明显的规律性，随着pH值的增大，Eh值的降低，铁矿物呈不同的相依次分布，铁的化合价态也相应变化（表2-1），因为可用来反映环境的地球化相。表2-1 Fe的地球化学沉积相（据文献3）2.3.2 Fe2+/Fe3+法Fe2+/Fe3+常用来划分氧化还原相。一般认为Fe2+/Fe3+1为还原环境，Fe2+/Fe3+>1为弱还原环境，Fe2+/Fe3+=1为中性环境，Fe2+/Fe

22、3+<1为弱氧化环境Fe2+/Fe3+1为氧化环境6。但是在实际应用中这一指示并不理想，因影响Fe2+与Fe3+可逆反应的因素比较多，如介质的pH值，当pH升高时，Fe2+更易被氧化为Fe3+。2.3.3 KFe系数KFe系数即用岩石中总铁向菱铁矿和黄铁矿的转化程度来反映环境的氧化还原程度。KFe=FeHcl2+FeFeS22+FeO其值越大表明还原程度越强，考虑到有机碳含量对该值的影响，石油系统的地质工作者又提出采用铁还原系数K值来划分氧化还原相KFe=FeHcl2+×0.236+FeFeS22+FeO表2-2为不同地球化学相的KFe值(据文献3)2.3.4 Cu/Zn、Cu

23、+Mo/Zn方法Hallberg(1976)提出Cu/Zn和Cu+Mo/Zn比值可作为判别沉积环境的氧化还原的标志，研究表明氧化环境上述比值低，还原环境上述比值高。这一比值不受成岩作用的影响，他还认为，由于Co的氧化作用，Ni/Co值在某些情况下也可提供盆地氧化还原的信息，但这一比值受成岩作用影响比较大3。2.3.5稀土元素法（1）根据Ce标志当沉积物中的Ce亏损时为氧化环境，当Ce正常时为还原环境。（2）根据Eu标志当沉积物中的Eu亏损时为氧化环境，当Eu正常时为还原环境。2.3.6稳定同位素法沉积碳酸岩盐的碳同位素对环境的封闭性和还原程度反应较灵感，一般再开放环境，与大气CO2平衡的碳酸岩

24、盐的13C较封闭体系中的碳酸岩盐的13C高，这是由于在封闭体系中生物成因的含轻同位素12C的化合物进入介质的结果6。2.4离岸距离标志通常主要用生态分析法和遗迹化石标志恢复盆地的古水深。但近些年对现代沉积物元素地球化学的研究发现，元素的聚集与分散和水盆深度（更确切的说应是离岸距离）也有一定的关系。这一性质主要是元素在沉积作用中锁发生的机械分析作用、化学分析作用和生物、生物化学分异作用的结果。2.4.1元素组合法由于水域辽阔允许元素依据其性质进行充分的分异，大洋沉积五中元素的分异作用表现最为明显。根据斯特拉霍夫对太平洋研究表明由滨岸向海洋不同相带元素组合不同，可以划分为4个带：（1）铁族元素（F

25、e、Cr、V、Ge）为滨海带；（2）水解性元素（Al、Ti、Zr、Ga、Nb、Ta）为浅海带；（3）亲硫性元素（Pb、Zn、Cu、As）为半深海带；（4）锰族元素（Mn、Co、Ni、Mo）为深海带。2.4.2元素比值法（1）Fe/Mn法由于化学性质的差异，Fe和Mn在沉积作用过程中分异现象较为明显，而且主要受水介质的Eh与pH的控制，故而可以用Fe/Mn来判别离岸距离，在海洋环境随离岸距离的增加铁含量逐渐减少，锰含量逐渐增加。在大型湖泊中同样如此，如松辽盆地白垩纪湖盆，从滨湖浅湖深湖，MnO2由0.00094（滨湖）0.0015（浅湖）0.051（深湖）。（2）Mn/Ti、Co/Ti、Ni/T

26、i因为Mn的含量常随距陆地的距离增加而增加，因此，有的研究者将Mn称为“水生”元素，类似Mn的“水生”元素还有Ni、Co、Cu等。“水生”元素和陆源元素Al、Ti的比值一般可作为距陆地距离的标志，其值常随距陆地距离的增加而增加。如太平洋沉积物近岸大陆架Mn/Ti<0.1，离岸100米 Mn/Ti=0.1，超过300米 Mn/Ti>0.10.3。（3）V/Ni比值从陆相到海相，沉积物中的V/Ni比值不断减小，特别是从海岸到深海（4）Sr/Ba、Sr/Ca比值对于Sr/Ba比值来说，首先海相沉积物中Sr/Ba>1，而陆相Sr/Ba<1；对于海洋环境来说，从海岸附近到深海中，

27、沉积物中的Ba含量因大量粘土吸附而增加，而Sr由于主要是通过生物途径的再沉积作用减弱，其含量变化不大或略有减小，因而，从海岸到深海中Sr/Ba比逐渐减小。Sr/Ca比值的变化与Sr/Ba比值相似。（5）Rb/K比值Rb和K在水中的迁移和富集均与粘土密切相关，并且Rb比K更容易被粘土吸附而远移。因此，比值变大，揭示水体加深；比值变小，则水体变浅。（6）Zr/Al比值Zr是典型的亲陆性元素，以机械迁移为主，沉积于离岸较近的地区，故常被用作指示物源区远近的指标，越远离陆源区，岩石中含量越低。但沉积岩中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离搬运的陆源组分及水体深度的变化，其值

28、越大，表示离岸越远，水体更深。（7）87Sr/86Sr比值87Sr/86Sr比值高反映海平面下降和（或）大陆抬升，水体变浅，风化剥蚀加快；比值低则对应着海平面的上升和海底火山热液来源增多。2.5源区分析母岩岩性基本决定了风化产物的元素组成。尽管在不同古地理条件下，由于气候、生物活动、地形、水介质的影响，风化产物搬运后堆积的沉积物已经在很大程度上有别于风化产物的原始元素组成，但母岩成分还是能在某些特征元素含量上体现出来。2.5.1元素比值根据某些元素含量的比值可以推断盆地的大地构造属性。在俄罗斯地台和高加索中生代-新生代地层中，Na2O和Na2O+K2O的和都从地台向地槽深处逐渐增大，而Na2O

29、/K2O则逐渐减少。Al2O3/Na2O的值也有类似的变化。在高加索，火山成因的凝灰质砂砾岩建造的K/Na值比复矿碎屑建造、层状石灰岩建造以及类复理石建造岩石低，复理石建造则有K/Na、Al/Na的最大值7。2.5.2成熟度指数Bjorlykke等在对挪威奥斯陆地区下古生代海相层序的矿物成分、化学分析和元素组成的分析是运用了Vogt提出的成熟度指数（M=Al2O3+K2O/MgO+CaO+Na2O）的概念，并在运用中将其修改为M= Al2O3+K2O/MgO+ Na2O以避免盆地内成因的碳酸盐矿物的影响。他发现该比值主要受泥岩中绿泥石/伊利石值的控制，并由寒武系-奥陶系-志留系呈规律性减少，辨

30、明了物源区母岩成分的变化，至奥陶纪到户体系开始成为盆地主要物源。2.5.3陆源元素与Al、Ti的比值许多研究者都把元素Al、Ti作为海洋沉积物中的标准陆源组分，根据陆源元素与Al、Ti的比值推断陆源成分的变化。在南大西洋地球化学分析中，推断出深海沉积陆源补给成分的变化是：由铁镁质（10378Ma）变为较高的长英质（54Ma现在）。2.5.4 Mn、Co元素由于深海沉积物中腹肌Mn、Co等元素、Al、Ti等陆源元素含量低，Sugisaki还通过对海沟周围沉积物的地球化学特征判断出聚敛板块边缘大地构造背景的主要构造作用，他通过MnO/TiO2、Co/TiO2值的变化特点推断出太平洋板块向欧亚板块俯

31、冲时，主要是大洋板块向大陆板块的俯冲向往作用，没有产生板块边缘的刮削作用1。2.5.5微量元素判断物源微量元素地球化学用于岩浆岩的物化过程起着重要的作用，近年来已开始把不活泼的微量元素用于沉积岩的构造环境及物源区类型等方面的研究。通常是利用标准化多元素图解来判断岩石的形成环解实际上就是REE图解的扩展，把其它微量元素加到传 统的REE图解上，以更好地描述岩石的地球化学特征。 标准化多元素图解，习惯上称为“蜘蛛网图解”(spiderdiagram) 3。2.5.6稀土元素判别物源（1）REE示踪沉积物物源的基础REE在沉积过程中的搬运状态有三种，一是碎屑态，即REE存在于碎屑矿物晶格中随碎屑矿物

32、迁移而搬运；二是吸附态，主要是粘土矿物吸附REE能力较强，尤其是对LREE；三是溶解态，REE呈可溶的络合物搬运。碎屑岩中REE含量主要受控于它的物源区岩石成分，并反映物源区的地球化学特征(Fleet,1984；Mclennan,1989)。风化和成岩作用的效应是次要的，它们对沉积岩中REE再分配影响不大(Nesbitt，1979，1990)。因而REE可作为一种重要的物源示踪物。（2）REE分配模式曲线判识物源方向REE分配模式，通常利用一种选定的参照物中相应的REE浓度 (含量)，对岩石或矿物样品的REE浓度(含量)进行标准化，其目的在于消除原子序数为奇数和偶数的REE间的丰度变化(元素奇

33、偶效应-Oddo-Harskin法则)，使成分丰度曲线得到平滑；识别岩石样品相对参照物的REE分馏情况；将样品中每种REE的丰度除以参照物中各REE的丰度，得到标准化丰度，然后以10为底取对数，再以此对数值为纵坐标及以原子序数为横坐标作图，连接每个投影点，便得到样品的REE分配模式图3。 2.6古温度测定2.6.1氧同位素的古温度测定运用稳定同位素地球化学标志进行古温度测定Urey1947年最早发现碳酸岩盐从水中沉淀时的温度变化导致碳酸岩盐的18O/16O比值的变化，当碳酸岩盐与水体达到氧同位素平衡时，如果盐度一定，碳酸岩盐的& 18O值随温度的升高而降低。运用氧同位素计算古温度的公式

34、很多，最常用的是Urey1948 年提出、 Epstein1953年确定、Craig1965年进一步修改的经验公式：T°c=16.9-4.2(c-w)+0.13(c-w)² ，其中c、w为PDB标准。此外还有其它公式在此就不一一列举了，但在运用公式时需注意：（1）由于淡水的18O变化范围太大，一般不采用淡水方解石测定古温度，测定古海水温度应用方解石或文石，有机成因或无机成因均可。（2）w为25°c 时海水的18O，对于海水的18O确定很困难，尽管地质历史时期海水的同位素组成变化很小，但海水的氧同位素组成与盐度有关，据统计盐度变化35，将带来1°c 温度测

35、定温差。（3）生物分泌形成的CaCO3,其氧同位素不一定与海水处于平衡，而取决于种属、代谢及生长季节，因而生物骨骼中 的18O就不完全取决于温度因素。（4）在成岩过程中，由于矿物成分和化学成分的变化，也导致氧同位素的变化，应尽量利用未发生成岩蚀变的组分。（5）对于更新世以后的沉积物，利用18O获得的结果是可靠的3。2.6.2硫同位素的古温度测定主要用于成矿温度计算，通过测定共生矿物对的同位素组成来测定矿石形成的温度，其原理与测定古海水温度的原理一样，但所测定的共生矿物对之间必须达到同位素平衡，且在地质历史时期同位素平衡没有被破坏。判别共生矿物对同位素平衡的标志有：A共生矿物对必须是同一成矿期形

36、成的。B根据共生矿物的同位素相对富积顺序作出判别，同位素平衡时，共生矿物的硫同位素组成有如下富集顺序：34S硫酸盐> 34S辉钼矿> 34S方硫镍矿> 34S黄铁矿> 34S方硫锰矿> 34S闪锌矿> 34S硫锰矿> 34S磁黄铁矿> 34S黄铜矿> 34S硫镝矿> 34S硫锡矿> 34S方铅矿> 34S黑辰砂> 34S辉铜矿> 34S辉锑矿> 34S辉铋矿。C如果测定的同位素值出现位置颠倒，就意味同位素没有达到平衡，或平衡被破坏。D最常用的共生矿物对为闪锌矿-方铅矿和黄铁矿-方铅矿以及磁黄铁矿-黄铁矿，

37、其中闪锌矿-方铅矿最为理想。2.7海平面升降全球性海平面升降是全球沉积地质学研究的重要内容之一，同位素地球化学又可提供海平面变化旋回的重要依据。众所周知，海相碳酸盐岩同位素组成受许多因素的影响，主要因素有海洋生物率的变化、陆源物质和淡水的输入量、因气候变化引起海水-大气间同位素交换的变化等。而海平面的升降是生物产率和陆源物质输入量变化的重要原因。2.7.1 13C与全球海平面变化全球海平面上升，导致太阳对其辐射量增加，海洋内生物得到足够能量，从而在数量上大爆发，生物本来吸收富含12C的CO2，但是空气中的CO2富含13C，空气中的CO2与水交换，使得水中CO2也含有13C，从水中沉淀的碳酸盐岩

38、富含13C，所以13C与海平面变化呈正相关。2.7.2 18O与全球海平面变化当全球海平面上升时，太阳对其辐射量增加，导致海水表面温度增加，CaCO3和H2O氧同位素的分馏系数降低，导致水中CaCO3的18O降低，从而水中沉淀的碳酸盐岩中18O降低。所以18O与海平面呈负相关。2.7.3 34S与全球海平面变化J.Hoefs(1981)注意到海平面升降与相应的地史时期硫酸盐的34S有对应的关系，在海平面上升时期，硫酸盐的34S升高，反之，在海平面降低时期，硫酸盐的34S降低。当海平面升高时，则陆地面积减少，导致由陆带入海洋的硫减少，并且海洋生物大爆发，所以细菌还原硫酸盐作用加剧，导致大量黄铁矿发育，从而导致海水中硫酸盐富含34S。2.8古气候2.8.1微量元素法一般认为镁在在方解石质贝壳中的浓度在许多无脊椎动物中随温度的增高而有规律的变化。在干旱气候条件下，镁钙比值高，在潮湿气候条件下，镁钙比值低。2.8.2稳定同位素法现代海水的氧同位素的变化主要与高纬度地