第四纪地质与环境：第九章 古海洋环境3

1、第三节 古海水化学 研究海水成份在地质历史中的变化，对于阐明沉积矿产的分布规律和形成机理，理解地质历史上各种现象的成因，都具有重大意义。一、盐 度 盐度是指水中溶解固体物质的总和。大洋海水的平均盐度为35。含氯度（Cl）与盐度的关系式S = 0.03+1.805Cl 海水盐分的起源与地史上大的变化现代大洋海水总体积：13亿7万立方千米。 海水主要来自距今46-25亿年间地球内部排气，其时海水总量、盐度变化剧烈。 显生宙期间，变化不大，来源：河流输入，洋底热液。海水盐度动态平衡： 河流输入 海洋沉积析出 盐度成份变化识别方法1.沉积岩成份 碳酸盐沉积中Mg/Ca比 沉积岩中粘土矿物硼 大洋海水成

2、份只在35-15亿年前逐渐发生 过变化，15亿年来再无重大改变。2.化石壳体中微量元素Mg/Ca 现代大洋中浮游有孔虫壳体中的Mg的含量随纬度产生差异，生物成因的碳酸钙壳体中的Mg的含量是生物生长时水温的函数。 Sr/Ca 有些微量元素在化石壳体中的含量与海水中的含量成正比，如果该化石未经成份变化，便可用来推断当时古海水成份。Dsr = (Sr/Ca)CaCO3 =0.160.02 (Sr/Ca)海水海平面上升CaCO3沉积增多，沉积物中文石相对方解石的比例增高，而文石中Sr/Ca比较高，以致大洋海水Sr/Ca下降。海平面下降造成岸边文石类碳酸盐岩的暴露和重结晶，其过程释放的Sr可调节海水中的

3、Sr浓度。二、溶 解 氧海洋中的溶解氧来自大气表层海水中，O2富集；中等深度（约150-1000米）处有一个数百米厚的氧含量最低层缺氧层；深层水和底层水，含氧量回升。缺氧层深度范围内的陆坡地带，海底沉积物富养、富有机质。缺氧沉积物形成的原因： 陆地输入有机质以及淡水输入量增加在海洋表层形成低盐层。深水盐湖在洋底形成。气候温暖，大洋经向温差小，洋流停滞。三、 碳酸盐来源：陆上风化作用大洋中脊热液作用进入0.11g/cm2.ka析出1.3g/cm2.ka除大洋顶部水层外，CaCO3均不饱和现代洋底沉积物：钙质软泥，深褐色粘土。从钙质分布区到非钙质分布区的转折，碳酸酸盐补偿深度CCD1、CCDCCD

4、（海底雪线）:在这个深度上，从上覆水层沉降而供应的碳酸盐和溶解而失去的碳酸盐数量相等。CaCO3在海水中的溶解度与CO2的溶解度密切相关。CO2（气）+H2O（液）H2CO32H+CO32- H+HCO3-温度下降、压力增大， CaCO3的溶解度增高温度上升、压力减小，CaCO3的溶解度下降碳酸盐饱和度DD= D1 固态碳酸盐不溶解D=0.51 开始溶解D0.5 迅速溶解溶跃层（lysocline）浮游有孔虫溶解速度急剧增大的深度CO32-实测值CO32-饱和值碳酸盐饱和深度CSD 溶跃层 lysocline碳酸盐补偿深度CCD CSD CCD 褐粘土北太平洋 1000 太平洋4000 450

5、0南太平洋 2000 印度洋 5000北大西洋 4000 大西洋5500 5300南大西洋 3000CCD洋盆向陆地方向上升在洋盆中央由赤道向高纬度方向上升。大洋表层水中钙质壳体生物的生产率大洋中CO2的含量，每增加1%便可使CCD上升约200米非碳酸盐沉积物的冲淡作用翼足类文石有孔虫超微方解石2、差异溶解作用与溶解指数化学方法：测定CaCO3含量10%时, 为CCD以下古生物方法：不同种浮游在孔虫呈现出不同的抗溶性 -选择性溶解溶解指数 FDX=（RiPi）/ Pi碎壳率 浮游有孔虫破碎壳/完整壳+破碎壳指示不同温度的种在抗溶性能上也有差异，强烈溶解后的热带浮游有孔虫群只剩赤道的类型，而强烈

6、溶解后的冷水浮游有孔虫群只剩极地的类型，同时种的分异度下降。溶跃层之上：钙质超微化石敏感溶跃层之下：浮游有孔虫化石敏感CCD之处：少量底栖有孔虫及部分超微化石存在溶解相：陆源碎屑百分比与浮游有孔虫百分比3、方解石溶解旋回大洋中CaCO3含量变化反应古温度旋回赤道太平洋、印度洋-溶解旋回 冰期碳酸钙含量高，间冰期低大西洋-稀释旋回 冰期碳酸钙含量低，间冰期低高成因钙质生物生产力陆源物质供应海面升降带酸性的底层海水的腐蚀大西洋的碳酸盐旋回主要受2、4的影响；太平洋主要受1、3影响。四、 二氧化硅1、在海水中的分布大洋表层：溶解在海水中 生物成因蛋白石硅藻、放射虫等来源：河流输入 海底热液 海底低温反应沉积：生物硅质壳体的埋葬作用； 河口区吸附作用垂直分布：随深度含量增大2、沉积物中的分布环南极带赤道太平洋带北太平洋带蛋白石的分布主要受生物作用（浮游生物生产率）支配。3、溶解作用水温越高，SiO2的