古水深与古盐度分析

2.8.1元素地球化学在沉积环境分析中的应用

沉积岩中的元素含量取决于陆源区性质、古气候、风化程度、沉积环境、沉积岩的成分、生物作用、成岩作用、后生作用等，因此，可以对再造古地理环境提供信息。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、恢复沉积古气候条件、确定沉积水介质地球化学环境及划分地球化学相等方面取得了好的成果。

2.8.1.1古盐度的测定

古盐度的测定包括B(硼)法、元素比值法、沉积磷酸盐法、自生铁矿物法等。

(1)硼法

Walker等(1963)证明了黏土中硼主要富集于伊利石中，并把硼、伊利石含量和古盐度联系起来，为盐度的定量计算奠定了基础。正常海水沉积物中B含量为(300～400)×10^－6，小于100×10^－6为淡水环境，(200～300)×10^－6为半咸水，大于400×10^－6为超咸水环境。

(2)元素比值法

利用某些相关元素的比值，如B/Ga、Sr/Ba等，可以帮助判断沉积时水体的古盐度。

B/Ga:B主要吸附于黏土矿物中，活动性较强，在水中可长距离迁移，而Ga在风化作用形成的黏土矿中表现出明显富集，Ga在淡水成因的岩石中较海洋条件下形成的岩石高。故该比值所反映的盐度可用来区分海陆相地层，一些学者认为B/Ga＜1.5为淡水相，介于5～6之间为近岸相，＞7为海相。

Sr/Ba:Sr、Ba化学性质十分相似，均可以形成可溶性重碳酸盐、氧化物和硫酸盐进入水溶液中。与Sr相比，Ba的化合物溶解度要低，河水中携带的Ba²⁺在与SO^2－₄相遇时易形成难溶的BaSO₄，因而，多数近岸沉积物中富Ba。Sr的迁移能力高于Ba，可迁移到大洋深处，在正常海中沉淀或形成蒸发岩矿物，加之碳酸盐矿物对Sr有捕获作用，一般认为Sr/Ba在淡水沉积物中常小于1，而在海水沉积物中则大于1。

(3)沉积磷酸盐法

沉积磷酸盐法由Nelson(1967)提出。Nelson根据美国现代河流和河口湾的资料发现，沉积磷酸盐中Ca盐与Fe盐的相对比值与盐度有密切关系。其后许多学者又进行了较深入的研究(表2.17)。

2.8.1.2氧化还原条件的标志

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E_h值反应灵敏的Fe、Mn等变价元素的矿物组合。铁在海盆中沉积具有明显的规律性，随着pH值的增大，E_h值降低，铁矿物依次分布，铁的化合价也相应变化(表2.18)，因而可反映环境的地球化学相。

2.8.1.3古水深标志

通常主要用古生态法和遗迹化石标志恢复盆地的古水深，但近年对现代沉积物元素地球化学的研究发现，元素的聚集和分散与水深度和离岸距离有一定关系。其原因主要是元素在沉积作用中所发生的机械分异作用、化学分异作用和生物、生物化学分异作用。由滨岸向深海，Fe、Mn、P、Co、Ni、Ca、Zn、Y、Pb、Ba增加，其中Mn、Ni、Co、Cu元素含量升高趋势特别显著。海洋沉积物中Mn的分布主要受pH值和E_h值的控制。一般随pH值增大，E_h值降低，Mn矿物也逐渐从海水中沉淀出来。此外，沉积速率也影响着Mn的分布，沉积速率低，从海水中沉淀出来的Mn被陆源和生物成因的沉积物稀释程度降低，故沉积物中Mn含量增高。Co被一些学者用来作为定量估算古水深的标志元素。

表2.17 现代和古代海相、湖相沉积磷酸盐的Ca/(Ca+Fe)值与相应盐度

(据蓝先洪等，1987)

表2.18 铁的沉积地球化学相

(据黎彤，1979，转引自刘英俊，1984)

2.8.2稳定同位素在沉积环境分析中的应用

近些年来，运用同位素地球化学标志进行沉积环境分析越来越多地引起人们的注意，在确定古环境的古盐度、古水温等方面尤为突出。目前，应用较多的、效果也较好的是O、C、S同位素:①O有3种同位素，即¹⁶O、¹⁷O、¹⁸O，它们的相对丰度分别为99.763%、0.0375%、0.1995%;②C有两种同位素，即¹²C、¹³C，它们的相对丰度分别为98.89%和1.11%;③S有4种稳定同位素，即³²S、³³S、³⁴S、³⁶S，它们的相对丰度分别为95.02%、0.75%、4.21%、0.02%。稳定同位素的相对丰度用δ表示。δ¹⁸O=［(¹⁸O/¹⁶O)样品－(¹⁸O/¹⁶O)标样］/(¹⁸O/¹⁶O)标样×1000(碳同位素国际标样用PDB表示，即是白垩系PeeDee层的箭石化石样)。

(1)古温度测定

许多研究表明，碳酸盐的δ¹⁸O值随沉积温度升高而降低，Craig(1965)提出了用碳同位素计算古水温的经验公式:t(℃)=16.9－4.2(δc－δw)+0.13(δc－δw)²，式中，δc为25℃时碳酸盐与100%磷酸盐反应时产生的CO₂的δ¹⁸O值;δw为25℃时所测试CaCO₃样品形成时与海水平衡的CO₂的δ¹⁸O值。

(2)古气候分析

淡水中¹⁸O/¹⁶O值低于海水，而且气温越低该比值越低。温带地区淡水中¹⁸O/¹⁶O值较海水平均值低7，高纬度区或高海拔区淡水中此比值比海水平均值低30。过去曾大量用有孔虫的氧同位素组成来研究受冰川控制的海水同位素成分变化和海水温度的变化。

(3)古盐度测定

海水中，O、C同位素量略高于淡水，主要是由于海水蒸发时δ¹⁶O容易逸出，因而海水中¹⁸O/¹⁶O值高，陆地淡水主要来自大气降水，故¹⁸O/¹⁶O值低。海水与淡水O、C同位素成分的这一差别，也反映在沉积物中。

2.8.3生物对盐度和深度的指示

生物化石不仅可以用来鉴定地层的地质年代，而且是进行沉积环境分析的重要标志。根据对现代沉积环境中生物的观察，生物群的分布及其生态特点严格受环境控制，在一定的沉积环境内均有与之相适应的特殊的生物组合。因此，利用地层中生物化石的组合面貌和生态特征可以分析其沉积环境的盐度、古水深、底层性质和海水浊度等。

2.8.3.1生物对盐度的指示

各种生物对盐度的适应能力是不同的，有的生物对生活环境的盐度要求严格，盐度稍微改变，生物就会死亡，这种生物称为狭盐度生物。有的生物能适应较大的盐度变化，这种生物称为广盐度生物。狭盐度生物是判别水体盐度、区别海洋和非海洋环境的可靠标志。各种生物的耐盐性与水体含盐度的关系如图2.38所示:①正常海水生物组合，包括钙质红藻和绿藻、放射虫、硅质鞭毛虫、钙质有孔虫、钙质和硅质海绵、珊瑚、苔藓虫、腕足类、棘皮、软体动物中的头足类等;②半咸水生物组合，包括软体动物中的双壳类和腹足类、介形虫、腮足亚纲、胶结壳有孔虫、硅藻、蓝绿藻和蠕虫管等;③超咸水生物组合，一般与半咸水生物组合相似，但当盐度很高时，只有腮足亚纲中的无甲目、蓝绿藻和介形类存在;④淡水生物组合，主要是轮藻以及少数双壳类、介形虫、腮足亚纲的贝甲目、普通海绵、硅藻、蓝绿藻等。

图2.38 生物的耐盐性与水体含盐度的关系(据P.H.赫克儿，1972)

2.8.3.2生物对水体深度的指示

目前，恢复古代海洋深度还主要限于陆棚区，对远洋深海地区只能是相对地比较。在海水深度小于200m的浅海范围内，海洋生物十分繁盛，200m以下的深度范围内生物逐渐减少。水体深度与生物门类分布关系如图2.39所示:①0～50m，主要是大量藻类、底栖有孔虫、双壳类、腹足类、造礁珊瑚、灰质海绵及无铰纲腕足动物;②50～100m，因阳光难透入底部，故藻类少，但高级生物繁盛，底栖和浮游生物均有，如珊瑚、腕足、头足类、棘皮动物等，且保存较好;③100～200m，生物逐渐减少，有苔藓虫、具铰纲腕足动物、海绵和海胆等;④＞200m，远洋底栖生物主要是海百合、硅质海绵，少数薄壳腕足类及细枝状的苔藓动物。

图2.39 生物门类分布与水体深度的关系(据P.H.赫克儿，1972)

2.8.3.3生物对底质的指示

沉积环境底质的坚硬程度可以通过研究底栖生物是固着还是移动的生活方式来判断。主要的无脊椎动物门类与沉积环境底质的关系如图2.40所示。群体珊瑚、蠕虫管、有孔虫、腹足类、苔藓虫、红藻、腕足类等需要坚硬的底质予以固着。移动生物如掘足类、掘穴蛤、某些有孔虫以及一些移动生物组成的生物群的存在，能证明底质是松软的，特别是当需要硬底或坚硬层的生物缺失时，更能说明底质是松软的。

2.8.3.4生物对海水浊度的指示

通过研究底栖生物的摄食类型，可以帮助确定是清水还是浊水环境。红藻和绿藻需要光线进行光合作用，因而多生活在清水环境，海绵、珊瑚、苔藓虫也常生存在清水环境中。食沉积物的生物，如蛇尾类、蛤、腹足类等，能忍受浊度较大的海水。少数生物如腕足类的舌形贝、掘穴蛤、介形虫及有孔虫等捕食型的移动生物能在迅速沉积的环境中生存。

2.8.3.5水介质物化条件的分析

水盆中介质的物化条件包括氧化还原电位(E_h值)、氢离子浓度(pH值)和含盐度等。这些指标不同程度地影响着有机质的保存和油气生成，也直接控制着水体溶解物质的化学沉积分异作用及沉积矿产的形成。

图2.40 生物门类与沉积环境底质的关系(据P.H.赫克儿，1972)

(1)确定还原程度的标志

常用的标志是含铁自生矿物，由氧化环境至还原环境依次为:褐铁矿—赤铁矿—海绿石—鲕绿泥石—菱铁矿—白铁矿和黄铁矿。含铁矿物分散在岩石中主要显现在颜色上，尤以黏土岩的颜色判断还原程度更为直接。

判定含油岩系还原程度常用的指标:还原硫(S^2－)，3种铁离子(Fe³⁺+HCl，Fe²⁺+HCl，Fe²⁺+FeS₂)，Fe²⁺/Fe³⁺比值，铁的还原系数(K=(Fe²⁺+HCl×0.236+Fe²⁺+FeS₂)/FeO)。在湖泊沉积中，水体由浅变深，依次为氧化相—弱还原相—还原相。

(2)确定碱度的标志

酸碱度的划分主要是根据水介质中的氢离子浓度:pH＜7为酸性介质，pH=7为中性介质，pH＞7为碱性介质。

直接标志是根据常见的指示矿物，如碳酸盐矿物、含铁矿物和黏土矿物等。

一般认为黏土矿物与同生期水流介质环境关系密切:由湖盆边缘至盆地内部，依次形成高岭石—拜来石—蒙皂石。生油层黏土矿物为蒙皂石类，其次为水云母和拜来石类，高岭石极少或不存在。由陆相至海相(pH值由低变高)，依次出现高岭石—单热水云母—拜来石—蒙皂石。黏土矿物是良好的pH指示矿物。物源区的气候条件对黏土矿物形成也有影响。

黏土矿物在古代沉积中，不仅受物源区气候、介质物化条件的影响，也受成岩后生变化的改造，故黏土矿物指相性应因时因地而异，不能一概而论。

(3)古盐度的确定

利用碳酸盐、硫酸盐、磷酸盐、卤化物，以及黏土矿物是恢复古湖泊含盐度的主要手段，其次是微体化石和碳、氧同位素等。