1恢复古盐度的微量元素法(1)锶钡法锶和钡是碱土金属中化学性质较相似的2个元素,它们在不同沉积环境中由于其地球化学行为的差异而发生分离,因此,可以使用锶钡比值作为古盐度的标志5,6。研究认为,锶比钡迁移能力强,当淡水与海水相混时,淡水中的Ba2+与海水中的SO42-结合生成BaSO4沉淀,而SrSO4溶解度大,可以继续迁移到远海,通过生物途径沉淀下来。因此,Sr质量分数与Ba质量分数的比值m(Sr)/m(Ba)是随着远离海岸而逐渐增大的,依据该比值的大小可以定性地反映古盐度,从而进行沉积环境古盐度的恢复。一般来讲,淡水沉积物中m(Sr)/m(Ba)值小于1,而海相沉积物中m(Sr)/m(Ba)值大于1,m(Sr)/m(Ba)值为1.00.5,为半咸水相7。我国学者研究也认为,锶钡比值有随盐度增高而增大的趋势,在粘土或泥岩中该比值大于1者为海洋沉积,小于1者为大陆沉积8。(2)硼元素法硼是微量轻元素,一般而言,海相环境下硼质量分数为(80125)10-6,而淡水环境样品硼质量分数多小于6010-6.定量计算公式详见沉积环境中古盐度的恢复以吐哈盆地西南缘水西沟群泥岩为例2恢复古盐度的常量元素法(1)钾纳比值法钾和钠是活动性极强的碱金属元素,在水体中分布均一,其含量是盐度的直接标志7。水体盐度越高,钾和钠就越易被粘土吸附或进入伊利石晶格,且钾相对钠的吸附量亦越大。(2)沉积磷酸盐法此法是Nelson20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。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“磷酸钙比值”m(磷酸钙)/m(磷酸铁+磷酸钙)与盐度呈线性关系,并提出了回归方程20:Fcap=0.090.026Sp，式中Fcap磷酸钙比值。值得注意的是,应用此法进行古盐度的恢复时,需要确保测试数据结果的可靠性,即要仔细分析数据来源,选择具有代表性的样品进行古盐度的恢复,否则,会得出与地质现象完全相悖的结论17。沉积物的矿物和地球化学特征与盆地构造、古气候背景运用沉积物元素含量的波动性提取环境演变信息是环境演变研究中常用的手段之一5。潮湿区水体中富Al贫K、Na、Ca6,因而可以通过高岭石/粘土、伊利石/粘土的值反映气候的干湿。当气候湿润时,伊利石/粘土减小,高岭石/粘土增大。在湿润且流体流通性好、化学风化越强的条件下,粘土越容易形成,粘土总量就越大。反之则为气候干旱。碳、氧稳定同位素具有重要的环境指示意义。湖泊沉积的碳酸盐岩中的13C主要取决于以下4个方面:(1)水体受到强烈蒸发时,发生同位素分馏,活动性较强的12C优先进入空气中,使水体中富集13C(2)通常与大气中CO2相平衡的稳定碳同位组成近于0,若出现正值,则有可能是其它碳酸盐岩层提供的。如刚果裂谷盆地Sialivakou地层中,碳酸盐岩层中的13C最高可达6,N.B.Harris1认为,高的13C值是由于在该时期盆地的物源有一部分来自盆地外部前寒武系的碳酸盐岩。(3)植被被氧化释放12CO2,使轻碳增加,13C相对减小。土壤中有机质氧化,使CO2进入地表或地下水,最终进入湖泊,使湖水中12C含量增加,与碳酸盐中的13C发生分馏作用,使湖水中已有碳酸盐中的13C减小,其反应式如下11:12CO2+H13CO-3 13CO2+H12C O-3,12CO2+13CO2-3 13CO2+12C O2-3,因此,13C值的变小,表明植被发育。相反,当植被被快速埋藏时,富含12C的有机碳来不及氧化而被埋藏,致使自然界中的13C相对富集,相应地,湖泊碳酸盐岩中的13C也相对富集,13C值变大12。(4)水体上部有机质因吸收轻碳而使碳酸盐岩中的13C相对富集。Mook13研究荷兰Ijseel湖的碳同位素平衡时发现随着距河口的距离减小水体上部有机质增加,水中的13C也增加,因而推论13C增大的部分原因是光合作用引起的碳酸钙的沉淀。前已述及,构造稳定是植被广布的必要条件,与之对应的则是土壤中有机碳被氧化的情况,而非快速埋藏,因此由构造引起的植被增加,会使碳酸盐岩中的13C值变小。降水是植被广布的另一必要条件。降雨量增大,当对应构造稳定时期,同样会使13C值变小;当对应构造活动期时,会有大量的有机碳被快速埋藏,碳酸盐岩中的13C变大。相反地,高温干旱的环境不利于植被的发育,同时又对应着水体蒸发量的增大,不论是构造稳定还是活动,均会使碳酸盐岩中13C的值变大。古环境分析中,对碳酸盐岩中的18O的研究是一个很重要的方面。目前主要应用于古温度和古降雨量相对多少的分析。与碳酸盐中13C相比,它受成岩作用的影响较大,年代越老,成岩作用的程度越深,对18O的“年代效应”就越不可忽视,应用时必须进行年代效应校正14,一般来说,对中生代晚期其以后的样品和成岩作用比较小的样品是适用的。碳酸盐岩中18O含量受以下几个因素的影响:介质的盐度 主要指碳酸盐沉积时的古湖水盐度,湖水盐度越高,重氧同位素就越富集15。对封闭的湖泊而言,湖水的盐度受制于降雨量和蒸发量的相对大小,而开放湖泊水体的盐度主要与进出湖的水体体积差及其盐度有关。温度 温度对碳酸盐中重氧同位素的影响主要是对湖水蒸发量的影响,高温引起的强蒸发往往使碳酸盐岩中的重氧同位素富集。降雨 Njitchoua等16的研究表明,在高降雨期,对应着18O的减少,相反,在低降雨期则对应着18O的增加。大量的降雨,一方面不利于流水对岩体的溶蚀,进入湖泊水体中的重氧同位素含量降低;另一方面,淡水中的重氧同位素值较咸水偏负,大量淡水入湖,对已有湖水稀释,使湖水中的重氧同位素含量相对降低,对应的碳酸盐岩中的重氧同位素含量也相对减小,而大量的咸水入湖,湖泊碳酸盐岩中的重氧同位素含量会相对增大。4结论(1)构造活动期,沉积物往往是近距离搬运、快速沉降,对应沉积物中石英/长石较稳定,构造稳定期,沉积物被搬运的距离长,成分成熟度高,石英/长石变大。(2)用伊利石/粘土的高值反映沉积时气候较干旱的层段,而用高岭石/粘土的高值反映沉积时气候较湿润的层段更为合理。湖相碳酸盐岩中13C不仅可以反映构造,还可反映气候,13C增大代表气候干旱炎热。成岩作用较低的碳酸盐岩中的18O减少,代表降雨量增大,反之降雨量减小。(3)泉三段、泉四段中石英/长石低值代表了在盆地坳陷期存在着构造运动的增强,其发生的具体时间段,还需要进一步详细取样和分析研究。(4)泉三段沉积期气候非常干旱,向上逐渐向湿润转变,至泉四段沉积期这种趋势更加明显。进入青山口组沉积期,气候湿润,只有在青三段沉积期气候略变得干旱。姚一段沉积期气候由湿润快速转向干旱,直到姚家组沉积末期。从嫩一段沉积期开始,又快速变为湿润的气候。嫩三、四段中,高岭石、伊利石的相对含量均减少,表明该时期化学风化强烈,属于湿热气候。(5)碳酸盐岩中碳、氧同位素分析显示,在83.3Ma松辽盆地发生海侵事件,在82.8 Ma发生海退事件。德令哈尕海硼元素法定量恢复古盐度及其古气候意义现代海水含硼量4.710-6，淡水中一般不含硼。沉积物中硼含量与水体中的硼含量有关，一般认为，海相大于10010-6。陆相低于7010-6。沉积水体中，硼在沉积过程中被粘土质点吸附固定在质点表面，然后进一步被结合到结构里取代四面体层内的Si和AI。粘土矿物形状不同，吸附和固定硼的能力也有很大的差异，一般认为伊利石吸附硼的能力是蒙脱石或绿泥石的2倍，是高岭石的4倍。但是相当硼含量可以用于划分沉积物的咸水、半咸水、淡水相，Walker等(1963年)等认为:相当硼含量在30010-640010-6之间为海相沉积; 20010-630010-6之间为半咸水相沉积;小于20010-6为淡水沉积。可以根据沉积物中相当硼含量，划分沉积相区间。沃克校正公式为B*=8.5B样品/K2O样品式中B*指“相当硼”含量，8.5为纯伊利石中的理论K2O浓度，B样品和K2O样品指样品的实测结果。表5-1为计算得到的相当硼含量，可以看到相当硼含量都小于20010-6，沉积相为淡水沉积。Rb/Sr比值Rb/Sr比值作为衡量自然界化学风化的良好指标，湖泊沉积物的低Rb/s:比值反映了流域所经历的强风化过程。研究层段Rb/sr比值逐渐升高，表明风化作用的总体减弱。一般而言，湖泊沉积物比黄土要复杂得多，它除受气候影响外，还受流域地质背景、介质条件、生物活动、湖泊自生矿物(如碳酸盐)等诸多因素的影响，所以在分析Rb/Sr比值时还须结合其他要素加以分析。古盐度定量研究方法综述硼/镓比值小于4为淡水，大于7或20为海水。锶/钡比值大于1.0为海相沉积，小于0.6为陆相沉积。铷/钾比值随盐度而变，一般正常的海相页岩中该比值大于0.006，微咸水页岩的该比值大于0.004，河流沉积物的该比值为0.0028。碳、氧同位素法同位素系数(z)的经验公式Z=2.048(13C+50)+0.498(18O +50)其中的13C和18O均为PDB标准，并认为同位素系数大于120时为海相灰岩，小于120时为淡水灰岩(湖相碳酸岩)。但如前所述，13C和18O的值与盐度成正相关关系，z值也是与护C和8sO成正相关关系，所以Z值仍然与盐度成正相关关系。3.2 87Sr/86Sr比值法刘秀明等研究认为，S，同位素不会由于化学和生物作用而发生分馏sJ。因此，在任何水体中，与碳酸钙矿物共沉淀的Sr(进人晶体格子)不会产生同位素分馏作用，沉积后如没遭受成岩后生作用，碳酸钙矿物就记录了沉淀时水体的875/86sr比值。在自然界中，某一特定矿物风化释放的Sr通常具有自山东济阳坳陷古近纪的气候恢复2孢粉所代表的植物类群的生态分组济阳坳陷的孢粉资料丰富,根据孢粉母体植物对气温的适应性,分为喜热组、喜温组和广温组。喜热组其母体植物主要分布于热带至亚热带,少数可达暖温带;喜温组母体植物主要分布于暖温带,少数可达亚热带或寒温带;广温组母体植物广布于热带至温带。根据孢粉母体植物对湿度的适应性,分为湿生组、旱生组和中生组。下面列出了按照温度分组的孢粉类型,其中的湿生成分(包括水生、沼生、近岸湿生的各类植物)用“M”标注;旱生成分用“A”标注;未标注任何符号的为中生成分,是介于湿生和旱生种类之间的植物。2.1喜热组蕨类植物:Lygodioisporites瘤面海金砂孢属(M)Toroisporites具唇孢属(M)Leitrileites光面三缝孢属Schizaeoisporites希指蕨孢属(A)Plicifera褶边孢属(M)Pterisisporites凤尾蕨孢属(A)Verrutrasporites瘤纹四孢属(A)Obtusisporites褶缝孢属(M)Alsosporites拟桫椤孢属(M)Cyathidites桫椤孢属(M)Deltoidospora三角孢属(M)Polypodiaceaesporites水龙骨单缝孢属(M)Polypodiaceoisporites具环水龙骨单缝孢属(M)裸子植物:Cycadopites苏铁粉属Podocarpidites竹柏粉属(M)Araucariacites南美杉粉属Cedripites雪松粉属Keteleeriaepollenites油杉粉属Tsugaepollenites铁杉粉属Taxodiaceaepollenites杉粉属