上篇沉积地球化学与环境分析原理
第一章绪论
一、沉积地球化学概念与研究内容
沉积地球化学是沉积学与地球化学相互渗透相互结合而产生的声门新兴边缘学科。为了有一个简单明确的概念，笔者定义：沉积地球化学是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，沉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，以及有机地球化学和有机地球化学在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”（南京大学地质系，1984）；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，对地层分布模式作出综合解释”的新层序地层学，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作出综合评价。
二、沉积地球化学在古环境分析中的应用
沉积地球化学在古环境分析中的应用，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。
1.元素地球化学的应用
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。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(成都地质学院沉积地质科学研究所，1987)。
2.同位素地球化学的应用
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，同位素地质学已成为追索物源、探讨沉积一成岩环境的重要方法。同位素地球化学在古坏境分析中的应用尚处于初始阶段。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.有机地球化学的应用
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，而且受沉各环境制约的认识，一些地球化学家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于推断有机质原始堆积条件。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环境意义的论证基础及使用价值也正在进一步探讨中。
4.现代沉积地球化学环境的研究
与沉积相和沉积环境研究一样，沉积学家和地球化学家在运用地球化学资料进行古地理分析时，也同样使用了“将今论古”这一沉积学研究的基本方法和基本准则。近几十年来，沉积学家对现代沉积环境，包括三角洲相、浅海相、深海相以及湖相细粒沉积物的沉积学、矿物学和地球化学进行了研究，其中包括对世界最大的滞留盆地—黑海底部沉积物以及红海、波斯湾的沉积特征、湖水介质、有机地球化学、无机地球化学及同位素地球化学的研究。黑海地质为底部缺氧还原型湖泊的研究提供了大量可比性现代沉积资料。
现代大洋和深海沉积的研究，长期以来一直受到沉积学家的关注。根据对现代沉积所建立的有关黑页岩的成因模式、无机相和有机相分析极大地促进了对古代黑页岩形成条件的研究和其经济意义的评价。
我国沉积学工作者对现代咸水湖泊—青海湖以及云南现代断陷湖泊等湖泊地质、湖水物理化学性质、水动力学、水生生物、地球化学和有机质的研究不仅为沉积地球化学在沉积环境分析中的应用提供了实例，而且为我国中新生代陆相湖盆地沉积学和沉积地球化学的研究提供了类比依据。
三、研究方法
应用地球化学资料解释沉积环境仍需要将野外地质工作与室内实验分析结合起来，只有在对研究剖面详细观察的基础上，才能合理地采集样品，科学地选择分析项目，并把获取的分析数据经过整理分析来解释沉积环境。一般研究步骤是：①野外观察与描述；②样品的采集；⑧地球化学分析；④数据处理与地质解释；⑤综合上升与评价预测。
1.野外观察与描述
与多数地质学科所常用的地质法一样，野外观察与描述也是地球化学研究沉积环境的基础，是对实验室分析所得各项数据作出符合客观实际解释的根本。它包括确切了解研究区域研究层段的区域沉积和构造背景、在盆地中的位置，源区的大致补给方向和母岩岩性特征、
研究剖面的岩相类型、相与相的共性组合关系以及生物化石组合、矿物标志及附加成分，如钙质碎屑、硅质碎屑等，以便运用地球化学分析资料的时候进行综合分析，得出符合客观实际的正确结论。
2.样品的采集与选择
样品的采集是地球化学研究的重要一环。地球化学研究常需要对岩石中一些微量组分进行测定，样品采集的代表性、样品处理的方法都直接影响实验室各项分析成果的准确性，也关系到合乎客观实际的地球化学规律的获得。加上某些测试项目花费时间长，价钱昂贵，不能作大量分析。因此，合理地采集样品、有的放矢恰当选择分析项目，控制样品分析的数量是十分重要的。这就要求样品的采集要掌握数量和质量的统一，选择样品必须有代表性以保证其能真正反映剖面中各类岩性的沉积地球化学特征，同时又要通过适量样品的分析达到既能满足研究项目的要求，确保地球化学资料的统计学可靠性，又能节约资金的效果。这就需要：①在对研究剖面进行观察与描述基础上划分沉积作用单元，确定采样的基本单位；②明确研究对象和地球化学分析的目的；⑧在常规分析方法的基础上进一步精选样品作特殊分析。
3.实验室分析方法
为了确定沉积岩中的化合物、元素及其同位素和有机质的组成、必须尽量采用迅速又经济的分析测试方法以获取大量而精确的数据。为了判别环境大体需要分析下列各项。
1）矿物组成
（1）薄片鉴定：矿物成分、胶结物成分等的鉴定。
（2）X衍射分析：粘土矿物、全岩矿物组成的鉴定与相对含量计算。
（3）扫描电子显微镜。
（4）能谱仪。
2）元素地球化学成分
（1）全岩化学分析。
（2）原子吸收光谱。
3）稳定同位素分析
常用方法：质谱仪测定
4）有机地球化学分析；
（1）光学显微镜与萤光显微镜鉴定：鉴定生油岩石薄片及岩石光面中的有机质、干酪根组成与干酪根类型。
（2）有机碳分析仪：
（3）气相色谱—质谱仪：生物标记化合物的分离与鉴定。
4.分析数据的处理
室内分析所获得的大量测试数据，蕴含着研究对象之间在各个地质事件中的复杂联系，因而数据处理十分重要，需要各种处理方法和表示方法才能使它们之间的联系更为清晰地显示出来。一般可分为二种方法，一为图示法，包括直方图、三角图、相关图解法等；其二是目前普遍采用的数理统计学方法，后者能比较科学地揭示样品之间的规律性以及参数之间的相关性；对于大量测试数据，则应借助电子计算机．在对数理统计结果进行解释时要以地质法研究为基础，要排除由于取样或室内样品处理分析中偶然因素的影响，通过现象看本质，作出合理的地质解释。
5.综合上升与评价预测
科学的价值不仅在于认识事物、解释现象，更重要的是根据观察、实验得到的数据结果进行解释、分析、归纳，进一步上升成为规律，然后在人类的经济、社会活动中用这些规律对事物或所要达到的目标进行评价判别、选择预测，为创造精神和物质财富作出贡献。这
一项通过下篇实例，会有较清楚的认识，此处从略。
第二章元素地球化学
沉积岩元素地球化学主要是研究沉积岩中元素的分布与分配规律，包括元素的丰度与赋存状态、元素的迁移形式与搬运机制，元素的分散与聚集以及控制元素上述地球化学行为的各种因素。
一、沉积岩中元素的分布
沉积岩是源区母岩在各种地质营力作用下经风化、搬运和沉积重新堆积在沉积盆地中并经成岩作用形成的，因而沉积岩的形成过程同时也是地壳中元素再分配和重新分布的过程，其元素组成明显有别于源岩的元素成分。
1.元素的平均含量
地壳中各元素的平均含量称之为克拉克值。组成地壳的各类岩石的元素克拉克值在有关地球化学论著中均可查到。从一些有代表性的研究者分析的数据来看，不同岩石类型元素的平均含量相差是很大的。由于沉积作用的复杂性和成因机理的多样性，沉积岩的元素组成与火成岩相比变化更大。这里仅将有代表性的作者所分析的沉积岩中主要岩石类型的元素平均含量列于表1-1。
在对一个具体地区和某一层位的元素地球化学特征进行研究时，通常要将研究区岩石的元素组成与相应的岩石类型的元素的平均含量加以比较，通过比较可以确定研究区富集的元素(高于元素平均含量)和分散的元素(低于元素平均含量)，这些元素往往与研究区特定的地质背景，包括区域构造背景，源区母岩成分、古地理和古气候有关，因而研究元素的富集与分散将有助于对岩石形成条件的分析。
2.元素的分布
迄今为止对沉积岩中元素分布规律的研究仍不够系统，这里仅根据国内外文献对沉积岩中元素的分布特征进行一般介绍。
沉积岩主要由硅酸盐矿物、铝硅酸盐矿物、碳酸盐矿物组成。组成沉积岩的元素不是以游离态存在的，通常都组成化合物—矿物或者依附于某些矿物组份，因而主元素的含量往往与组成岩石的主要矿物的成分相应。以上述硅酸盐、铝硅酸盐、碳酸盐矿物为主要存有形式的Si、A1、Fe、Ca、Na、K、Mg是沉积岩中丰度最高的元素(表1-1)，这些元素又称为造岩元素。元素Si在石英砂岩中含量最高，长石砂岩除硅外，常含较多的A1、K、Na。元素Ca、Mg主要赋存于无机或有机成因的碳酸盐岩，中。元素A1则在泥岩中最为富集。泥岩中元素K主要赋存于粘土矿物、碎屑长石、自生长石、白云母，海绿石中，也可由于粘土矿物的吸附作用而富集．Na除为蒸发岩的主要元素外，常赋存于碎屑矿物长石中，如钠长石；图1-1以氧化物形式表示了元素Si、A1、Ca，Na、K在砂岩、碳酸盐、泥岩中的含量差异；砂岩和碳酸盐中SiO2／A12O3的变化幅度较CaO+Na2O／K2O比值变化幅度大，主要由于砂岩和碳酸盐岩中石英、燧石和粘土矿物含量变化所造成。碳酸盐岩具有高CaO、低Na2O和K2O的特点。页岩和砂岩的特点则是为低Na2O、CaO、高K2O。元素铁在沉积岩中的含量仅次于Si、Al。泥岩中铁的含量最高，砂岩次之，碳酸盐岩中含量最低。在陆源碎屑沉积物中Fe的含量往往随沉积物粒度的变细而增加，在泥岩中Fe的含量随着碳酸盐矿物的富集而减少(南京大学地质系，1984)。
图1-1砂岩、页岩、碳酸盐岩成分上的差异（岩石成分为重量百分比）
（据Brownlow，A.H，1979）
由表1-1还可以看出，泥岩中大多数微量元素的含量都高于砂岩和碳酸盐岩，我国新中生代陆相湖盆主要沉积岩类型的元素组成(表1-2)和美国沉积岩的元素组成(表1-3)
也有这一特点。主要是由于粘土矿物表面对某些微量元素的吸附作用所致，如粘土矿物对B 的吸附作用等；或离子交换作用，如Ba对伊利石中K的置换作用等。此外，有机质对某些微量元素，特别是一些稀有元素的富集作用无疑也是泥岩中一些微量元素富集的重要原因，如V、Ni等在富含有机物泥岩中的富集作用。钒可以是有机质的原始成分，钒的化合物也可由于有机质的还原作用而富集(Brownlon，1979)
沉积岩中的微量元素或以类质同象存在于碎屑矿物和碳酸盐矿物中，或被粘土矿物吸附，因而大多数微量元素的丰度常常受宿主矿物或主元素的控制(成都地质学院矿产研究所，1987)。据有关文献(南京大学地质系，1984；刘英俊等，1984；戈尔德，施密特，1979；Correns，1978；Adriaho，1986)可将主要类型沉积岩中比较丰富的微量元素的分布情况概括如下。
钡(Ba)：钡在细粒陆源沉积岩，如粉砂岩、泥岩中含量较高，砂岩中Ba的含量变化较大，主要与载体矿物钾长石和黑云母含量的变化有关。碳酸盐岩中Ba含量较低。由于钡的重碳酸盐、氯化物，特别是钡的硫酸盐溶解度都很低，因而Ba进人海（湖）盆以后很易与SO42-结合形成BaSO4沉淀，故Ba的迁移能力很差，在海相灰岩中的含量较低。Ba在一些深海沉积物中的富集可能与生物沉积作用有关。
锶(Sr)：为沉积岩中含量相对较高的微量元，
特别是在泥岩、钙质泥岩和碳酸盐岩中。Sr的分
布与Ca的关系很密切，这主要由于Sr的离子半
径(1．13 ?)与Ca的离子半径(0.99?)相近，常
以类质同象置换碳酸盐岩中的Ca2+，而在富含碳
酸盐矿物的岩石中富集。Sr和Ca在沉积岩中常
呈正相关关系。我国东部渤海湾盆地第三系泥岩
中Sr含量平均可达410ppm，高于地壳泥岩中的
平均含量，与泥岩中富含碳酸钙有很大关系。此
外，Sr也易被粘土矿物吸附，因而在泥质岩、页
岩中含量也较高。一些测试数据表明，白云岩中
Sr含量很低，可能与镁置换石灰岩中的钙时，由
于Sr的离子半径略大于Ca，使Sr更易被镁所置
换有关。此外，生物化学作用，如某些生物壳体
对锶有吸附作用，在生物死亡后也会造成锶的局
部富集。
锰(Mn)：锰在泥岩中，特别是在碳酸盐岩中
有明显富集的趋势。锰为变价元素，因而沉积过
程中介质的pH值和Eh值对Mn的迁移和富集有
较大影响。与Ca一样，Mn的化合物易在pH>8
的碱性介质中沉淀出来。
铷(Rb)：在沉积岩中Rb主要分散于层状硅酸盐矿物中，由于粘土矿物对铷的吸附作用，在泥岩中Rb的含量较高。碳酸盐中Rb的含量很低，在对渤海湾东营凹陷第三系泥岩的测定中也发现Rb的含量随钙含量的增加而减少，可能与碳酸盐矿物的稀释作用有关。
铬(Cr)：在岩石中，铬通常以FeCr2O4(铬铁矿)形式存在，页岩和磷块岩中铬一般含量较高。铬在泥岩中含量高于砂岩和碳酸盐岩，在陆源碎屑沉积中，铬常随粒度的减小而增加。在富含有机质的黑色页岩中往往富集铬，可能与有机质富集作用和黑页岩形成时的还原条件有关。在含重矿物的砂岩中铬也偶尔富集。碳酸盐岩中Cr含量主要与陆源碎屑成分有关，一般来说，碳酸盐岩中Cr含量与它们中的粘土含量呈正相关关系。
镍(Ni)：由于碳质页岩和黑页岩中Ni的含量比较高，因而一些人认为Ni的含量与有机质的富集作用有密切联系。对现代青海湖湖底沉积物的调查中也发现，Ni的含量与有机碳呈正相关关系(中国科学院兰州地质所，1979)：(图1-2)。淡水沉积物中Ni的丰度比海洋沉积物中低，可能与石英粉砂的稀释作用有关。
钒(V)：由于粘土矿物对V的吸附作用，泥岩、粘土岩中钒的含量高。有机质对钒可能有富集作用，富含有机质的泥岩，如黑页岩中常富含钒；渤海湾地区富含有机质的湖成黑页岩、钙质泥岩中钒的含量均比相邻地层高，青海湖湖底沉积物中的钒的含量与镍一样与有机
质含量也呈正相关关系(图1-2)。
松辽盆地白垩系泥岩中元素V+Ni+Cu的含量由河流相泥岩向湖相泥岩逐渐升高。河流相：<150ppm；滨浅湖相：150~170ppm；半深水湖相：170~190ppm；深水湖相：>190ppm (刘平略等，1986)，可能也与随湖水加深，湖相泥岩有机质含量增高有关。
钻(Co)：泥岩、粘土岩中钴含量较砂岩、碳酸盐岩高，可能与粘土矿物吸附作用有关，此外，生物作用对钴的富集也有影响。
镓(Ga)：在泥岩、页岩中的含量明显高于砂岩、碳酸盐岩。Ga在碳酸盐类岩石中含量很低。淡水沉积物中镓的含量要高于海相沉积。
钛(Ti)：沉积岩中钛含量变化比较大．钛主要源于陆源碎屑物质，灰岩中钛的含量也与碎屑矿物含量有关．沉积岩中高钛含量可能与火山物质影响有关。
有机碳和硫化物以及元素V、U、As、Sb、Mo、Cu、M、Cd、Ag、Au和铂族金属元素常常富集在黑页岩中。
总的来说，Fe、P，V、Cr、Co、Cu等元素在砂岩中含量最低，粉砂岩中升高，而在粘土岩中可达极大值，泥灰岩中含量又降低，而在灰岩中达最小值(图1-3)。
稀有元素Zr、Y、Li、Cs、Be、Ta、In等分布也有同样规律，它们在砂岩中含量较少，而在粘土矿物、页岩、铝土矿中有明显富集，在碳酸盐岩中含量又降低。
二、元素分布的控制因素
沉积岩中元素的分布是沉积分异与地球化学演化的结果，也就是说元素类型、丰度及赋存状态在沉积物搬运，沉积和成岩过程中是不断变化的，这种变化是元素在地壳各部分不同物理化学条件下不断迁移集散的表现(南京大学地质系，1984)。图1--4为蒸发量大于降雨量的湖泊水中所溶解的离子的来源(Forester，1987)。
图1-4富含钙的咸水湖（E>P）中溶解的元素的影响因素（据Forester，R.M，1987）
P—降雨量E—蒸发量
由图可以看出，湖水所含离子或湖水的化学性质，受区域地质条件(非气候因素)和地区性气候因素的双重影响。母岩的成分和母岩风化后形成的新的离子的注入，沉淀矿物的选择溶解，大气降水以及CO2和大气尘的溶解作用，由于蒸发导致的矿物的选择性沉淀作用，不同成分水体(如地表径流)的混合作用，发生在水盆中生物和生物化学作用等等都直接影响着水介质的化学性质和沉积物的元素组成。概括地说，岩石中元素的类型、丰度及赋存状态是元素的本身性质与外部条件，包括源区母岩风化的原始矿物组分和性质，搬运形式、沉积条件．(包括古气候，古沉积环境和水介质物理化学性质)和成岩作用期间元素的重新分配等各种因素的综合反映。因此，可以说沉积岩中元素的分散与聚集是一个十分复杂的过程。
1.母岩成分与风化作用强度
盆地周缘源区母岩成分直接影响其风化产物的性质和原始元素组成。由费尔斯曼元素地球化学分类图(图1-5)可以看出不同岩石类型的特征元素的差异。一般来说，岩浆作用形成的基性岩和超基性岩，其常量元素为O、Si、A1、Fe、Ca、Mg、Na、K，微量元素主要为铁族元素Cr、Ni、Ti、V、Mn、Co等。与基性超基性岩比较，深成花岗岩中主元素Fe、Ca、Mg含量大大降低，Si、K、Na含量明显增加(南京大学地质系，1984)。微量元素则主要由亲石元素和亲铜元素B、Mo、Cu，Pb、Zn、Ag、Su组成，此外还有Li、Be等稀土金属。碱性岩中主要碱金属Na、K浓度很高，Si含量则较酸性岩浆岩降低。风化作用产物的元素组成在很大程度上依赖于母岩的矿物和化学成分，如硼在士壤中的含量主要依赖于母源物质。一般来说，来自火山岩和世界热带和温带地区的土壤的硼含量要比来自沉积岩和干燥半干燥地区土壤中的硼含量要低，后者最高可达20郎pm，特别在碱性含钙土壤中，而前者通常小于10ppm (Adriaho，1986)。在风化过程中矿物发生化学分解，新矿物形成、化学元
素也在不断地发生分异。风化作用的强度和性质附元素的分异也有极大的影响，如从母岩到土壤的形成过程中，一般伴有Ca、Mg、Na、K的明显减少，少量A1、Fe的流失，Si含量的增加。在这一过程中，微生物的生物化学效应对微量元素的分异也十分重要(Mason等，1982)。风化作用，特别是化学风化越强，母岩的矿物成分破坏越严重，元素在搬运过程中分异作用也越明显。表1-4列出了风化作用过程中表生作用带中元素迁移能力的大小。由表可以看出，风化作用中元素的总的迁移趋势是厂迁移能力最强的元素Cl、S(呈SO42-形式)最先流失，其次是Ca、Mg、F等；而Si、K、Mn、P等迁移能力较弱，Al、Fe、Ti等迁移
能力很弱，因而在风化过程中，可在风化壳富集形成某些矿产，如风化淋滤型的富民矿和铝土矿的形成(南京大学地质系，1984)。
2.元素的迁移形式与沉积分异
风化作用的产物在地质营力作用下搬运、沉积的过程，同时也是元素重新迁移分布的过程。元素的迁移是元素在地壳中不同部位发生重新分配、集中和分散的直接原因．母岩的原始矿物组合破坏以后，一般有二种性质不同的产物，一类为稳定的低温矿物，另一类为以溶解状态参加地表水循环的溶解物。这些矿物或化合物分别发生机械沉积作用、化学沉淀作用和生物化学沉积作用。许多研究者认为，元素及其化合物在沉积岩中所表现出的分异现象首先取决于它们在水中的迁移形式。同一元素由于介质条件的不同，也可具有不向的迁移形式。
进入碎屑矿物晶格或被粘土矿物吸附
的元素与本身所赋存的碎屑矿物一起以底
载荷形式搬运并以机械分异作用为主发生
沉淀作用，在迁移和沉积过程中元素及其化
合物没有发生明显的化学变化这些元素倾
向于富集在砂、泥中，进入海(湖)盆以后，
或与粗粒物质一起堆积于河口部位和滨岸
附近，或与细粒物质一起继续以悬浮物质状
态搬运，最后在盆地中心发生悬浮沉积作用
而堆积。这类元素主要富集于对机械和化学风化作用均较稳定的矿物，如石英中的Si，锆石中的Zr等等。
以离子形式呈溶液和胶体溶液搬运的元素，其迁移能力主要取决于其溶解度，并按化
学分异规律发生沉淀(图I-6)。如图所示，难溶的Al 、Fe、Mn的氧化物迁移能力最弱，最易发生沉淀作用，有时尚能形成铁矿床。最易溶的钠盐、钾盐和镁盐迁移能力最强，因此元素K、Na、Mg常富集于海(湖)水中，只有通过蒸发作用达到一定浓度以后才发生沉淀，产生盐类矿床。因而几乎完全由化学沉淀过程所产生的蒸发岩+碳酸盐类矿物能够直接指示沉积作用环境。以离子形式呈溶液和胶体溶液形式存在的元素的迁移规律在很大程度上取决于元素的地球化学行为，如与原子结构有关的离子半径、离子电位、化学键的性质、晶格能的大小、元素及其化合物的溶解度等。此外，元素及化合物所处的外界物理化学条件，包括温度+压力。浓度、氧化还原电位，酸碱度等也是重要的外在因素(南京大学地质系，1984)。如温度可以通过改变元素及其化合物的存在状态而改变元素的迁移能力，水介质的Eh和pH 值可以通过改变元素的化合价及其化合物的溶解度使其迁移能力大小发生变化。以元素Fe 为例，在还原条件下，pH值较高时，Fe以Fe2+形式存在，迁移能力很强，而在氧化条件和pH值低的酸性介质中，以Fe2+形式存在，迁移能力很弱。图1-7为在元素本身的化学性质和沉积外部条件控制下元素在沉积物中的沉积顺序，从中也可以看到常量元素与微量元素在
沉积岩中可能发生的共生组合。
生物化学作用在元素的迁移与沉淀中也起
重要作用，这种作用主要发生在蓄水环境内，如
沼泽、湖泊、海洋等。生物体本身富集着某些元
素，也吸附着大量元素，如Ca、Si、P、Sr、B
等。生物死亡后，腐烂分解会直接造成沉积盆地
内某些元素的形成与富集。根据中国科学院兰州
地质所对现代青海湖底沉积物的调查，湖中沉积
物有二个富硅带，其一位于湖盆边缘及河口部
位，主要以石英和硅酸盐矿物的粗碎屑状态存
在；其二呈斑块状富集于青海湖南部中深水区，
与湖中水生物硅藻的繁殖带有关。此外，生物化
学作用尚可以改变沉积介质的化学条件，从而间
接地控制某些元素和化合物的形成与富集。如海
(湖)盆底层水强还原环境中细菌对硫酸盐的还原
环境，造成以单硫化物和硫化物形式存在的Fe2+
的富集，一些元素在富含有机质的油页岩中富集
也与生物化学作用有关。
以我国现代微咸水湖泊青海湖为例，湖底沉
积物元素的分异现象十分明显，其大规律是：①
从湖盆边缘到中心，总的趋势是随着离子半径增
大、离子电位降低、元素依次富集。在电价相同
的元素之中，那些半径较小、电位较高的元素有
向湖盆边缘移动的倾向；离子电位很低、或电位
很高而构成络阴离子团中心离子的那些元素，以
及与CO32-、络阴离子密切相关的Ca，则明显富
集于湖泊主体及其附近；可溶性Si由于形成胶体和硅藻活动的影响则向湖泊中心移动。②由于湖水动力、水化学性质及湖底地形的影响，环带状分布是青海湖元素聚集的主要特点；如以石英和硅酸盐为主要存在形式的Si、很难形成可溶性化合物的孔均在高能带的河口部位和滨岸地带富集。主要以悬浮物和胶体溶液形式迁移的元素，如Fe、Mn向湖盆中心含量有增加的趋势，同时受湖水pH值的影响，在pH
值较大的偏碱性湖区局部富集。以溶解状态迁移的活泼性的元素，如Na、K以及被粘土矿物吸附的元素，如V、Co、Ni等则主要分布于深水湖区。③由于生物和生物化学作用、元素磷和自生Si在湖盆南部水生生物繁茂区富集（图1-8）(中国科学院兰州地质所，1979)。
自然界中沉积作用过程是复杂的，控制沉积作用的因素也是多种多样的，因此元素的分异聚集并没有一个简单的规律可寻。特别是对微量元素在沉积过程中的分异还没有进行深入的研究，与岩浆作用相比，对迁移与沉积过程中它们的化学行为了解得比较少。因此要对沉积过程中元素，特别是微量元素的分布与分配规律给予明确的论述还需要做很多工作。
3.沉积—浅埋藏环境的影响
沉积物沉积以后，在沉积至浅埋藏过程中沉积颗粒与沉积环境的水介质及成岩孔隙水之间存在着一系列复杂的地球化学作用。在这些反应中，元素的再分配不仅与元素的性质有关，而且明显受环境因素的影响。
许多研究者的研究表明，在含氧的海水之下，沉积物与水界面以下的数十米范围内一般可区分出三个特征的生态层序(Claypool和Kaplan，1974；Berner，1981；Brooks和Wolte，1987)。每一个层序具有各自的生物化学反应，可形成不同的矿物组合，以铁的化合物形式为例，可以看出环境对元素分异聚集的明显影响。
第一层序带称OX带，以喜氧生物的呼吸作用为主要新陈代谢过程。其主要反应为CH2O+O2=H2O+CO2。这个带内有机质被溶解氧氧化为CO2，有机质被消耗。该带的下限由沉积物中所含的分子氧向下扩散的程度而定，一般不超过数厘米，底栖生物的活动可使这个带加深。该带内不存在还原反应，铁主要以Fe3+的化合物形式存在。
第二层序带称SR带，厌氧细菌对硫酸盐的还原作用为主要新陈代谢过程。随着有机质的分解，沉积物中的氧的逐渐消耗，硫酸盐还原细菌等厌氧细菌的作用将海水中呈溶解状态的SO42-还原，其反应式为：2CH2O+ SO42- =HS-+HCO3-+H2O+CO。这一反应受海水中SO42-
的多少和沉积物中有机质的丰度所控制。该带的深度约1米，在贫有机质的沉积物中可增加到数米。在SR带内，沉积物碎屑矿物中的铁与反应的生成物H2S作用形成铁的单硫化物和硫化物，Fe3+不断被还原，沉积物中Fe2+、S等元素富集。当有机质或SO42-离子供应不足，以至不足以产生足够的H2S时，是形成非氧化-非硫化物环境，则形成菱铁矿或Fe2+-Fe3+的硅酸盐，如海绿石。锰的还原作用也在这个带内发生，还原后的Mn可结合到碳酸盐和硫化物矿物中。
第三层序带为甲烷带，也可称之为ME带．发生在硫酸盐的渗透作用达不到的深度以下，或随着SO42-在SR带的消耗，硫酸盐还原作用停止的情况下，在该带内有机质被继续分解产生甲烷和某些氧化物，如二氧化碳。其反应式：2CH2O=CH4+CO2。该带内伴生的矿物有兰铁矿、菱铁矿、黄铁矿等。在该带内，甲烷的生成与Fe2+的还原作用相结合产生介质的强碱性条件，十分有助于碳酸盐的沉淀作用：CH2O+2Fe2O3+3H2O=4Fe2++HCO3-+7OH-。当沉积物中Fe2+ 较少时，则会减少孔隙水的碱性特征，碳酸盐矿物又可变得不稳定。
在上述三个层序带中，同位素的分馏作用程度也不同，如形成于甲烷环境中的菱铁矿δ13C值高，在氧化环境(OX带)和硫化物环境(SR带)形成的碳酸盐δ13C值低(Maynard，1982)。
上述反应序列在很大程度上受沉积物原始沉积环境冲介质劝化学性质所控制(图1-9)。由图可看出，在海相缺氧沉积环境中，也可能包括由于盐跃层的存在而造成湖水分层的底层水缺氧环境中(图1-9a)，由于海水(湖水)中富含SO42-，在底层水环境和沉积物-水界面以下只具有SR反应带，向下则为Me带。在淡水缺氧环境中，由于SO42-供应不足，只发育Me 带(图1-9b)，不发育SR带，因此甲烷、菱铁矿和兰铁矿更易形成于淡水中。而在含氧的海相沉积环境中，OX、XR、Me三个带依次出现，形成十个完整序列（1-9c）。在含氧的淡水环境中，由于水中缺少SO42-，往往不发育SR带(1-9a)。沉积作用速度同样影响上述各带的发育程度。缓慢的沉积作用在含氧环境中有利于OX带的发育，而缺氧环境中则有利于硫酸盐还原作用及FeS2的富集或碳酸盐的矿化作用。与此相反，快速的沉积作用将使OX带和
SR带影响降低到最小程度，而Me带却十分发育，沉积物中富集菱铁矿(图1-10)。
除沉积介质的氧化还原环境以外，水介质
的矿化度、酸碱性都影响着元素的组成，如：
在海水和盐度较高的水介质中，由于粘土矿物
的吸附作用和矿物中的离子交换作用，沉积物
中往往富含Sr、B等元素。
由上述第二、三节分析可以看到，元素在
沉积岩中分布是有一定的规律可寻的。许多研
究者都认为，控制元素分布的决定性因素除了
元素本身的性质以外，沉积物形成时的古地
理，包括古气候、古地形、风化强度；生物活
动和水升质的物理化学性质等起着十分重要
的作用。作者在对渤海湾东营凹陷下第兰系沉
积岩元素组成的系统研究中也发现，在剖面中
大多数元素，特别是某些微量元素的含量变化与沉积环境的演变呈直接或间接的良好对应关系(详见下篇元素相分析)。
4.成岩作用中元素的再分配
沉积物在成岩过程中，在压力、温度的变化以及地下水韵循环作用等各种因素的影响下，随着矿物的交代作用、置换作用和重结晶作用等后生变化的发生，元素也便进行再分配和重新分布，特别是那些活动性较大的元素，往往在成岩过程中富集。方解石或文石同富含Mg2+的海水反应产生白云石，造成元素Mg的富集即为一实例。
沉积岩的元素分布也随着地质时代的变化而改变。如许多研究者发现，K2O的含量在古生代泥岩中要高于较新地层泥岩中的含量(图1-11)。到目前为止，还不能确定这种变化是由于成岩作用造成的，还是由于地球表面化学组成的改变。此外，CaO、Na2O、Fe的含量也都随地质时代而改变。
三、沉积环境的元素地球化学标志
沉积岩元素的分布可以用来判断古水介质的物理、化学性质、古气候及物源区。
1.古盐度的测定
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，那末在一个沉积剖面中，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。
1)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，Adams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。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。
用粘土矿物中的硼评价和计算古盐度的理论基础是：硼在海水中主要以硼酸及其离解产物的形式存在：
H3BO3+2H2O= H3O++B（OH）4-
部分硼（从占总数的10%到可以忽略不计）与有机分子结合。当粘土矿物处于含硼水溶液是的部分硼便经三级过程从溶液转到粘土矿物：首先吸附在粘土矿物薄片边缘，接着因静电作用在薄片边缘固定下来，最后可能是因为新物质围绕着硼的增长和硼本身的扩散而进入粘土矿物晶格。如果矿物晶格不破坏便不能重新逸出。哈德（Hardor）和E.L.Couch等实验证明，在适当条件下，粘土很快便能固定可观数量的硼，并且不因溶液中硼浓度的降低而解吸。
实验证明，粘土矿物从溶液中提取了硼并将其固定，后者与溶液中硼的浓度有关（图1-12），而且，涉及到海水体系。溶液中硼的浓度，是盐度的线性函数（图1-13）。综合这两个关系可得，提取硼是盐度的双对数函数，实际上就是、佛伦德里奇吸附方程：
logB=C l logS+C2……….(1)。B—提取硼（ppm）；S—盐度（1‰）；C1、C2是取决于特定粘土矿物的常数。
据研究，现代海洋沉积物中硼含量一般大于100ppm，盐度35‰。如大西洋平均为130ppm，印度洋东海岸陆架为1l0ppm，中国东海为112ppm；而现代淡水湖相沉积物中吸附硼的含量一般30~60ppm，盐度<1‰，如微山湖吸附硼的含量只有2ppm，盐度0.023‰。
上述这些，就是古盐度计算的主要理论基础。据此进行盐度计算，无疑对于海相体系（包括海陆过渡相）最适用，但是如果确实消除了继续硼的影响，对非海相沉积亦能提供有用的信息。
下面介绍用粘土矿物中硼含量计算古盐度的几种主要方法。
在具体讨论计算方法之前，先说明两个在各别计算方法中不再单独提到的共同影响因素。其一是，无论哪种计算方法都要求消除继承硼的影响，这是因为伊利石的原始含硼量即使高达500ppm以上，也不影响其固定沉积水介质中硼的能力，而大部分沉积物由于沉积之前所受的风化淋滤并非都是那样彻底，一般都含有碎屑成因的硼，它们与沉积水介质的古盐
度毫不相关。继承硼的数量因物源区的岩性、气候及出露条件的不同而异，除火成岩、深变质岩直接风化产物的继承硼数量可视为0外，一般均要对物源区粘土矿物进行各别测定，以确定其数量并消除其对计算的影响，也就是按所用计算方法不同，或者将其从实测硼量中扣除，只以提取硼代人计算公式，或者在常数上反映出来。其二是，粘土颗粒大小和表面积对吸附硼的能力也有重要影响，因而一般用<1μ的粘土组份作硼含量分析和矿物鉴定，这样误差可以忽略不计。
基于前述理论，并考虑到各种主要因素的影响，人们提出了多种方法，摘其要者有四。
（1）沃克（Walker ）法（相当硼法）：该法实质是通过相当硼的计算来划分盐度区间，虽然还未直接给出盐度数值，但是，该法的基本运算，是其他方法的基础，是必须掌握的。
所谓相当硼，就是相当于伊利石中K 2O 含量为5％时的硼含量。1963年，沃克根据如图1-14所示的不同盐度环境下伊利石校正硼和K 2O 之间的关系，进一步分析研究，将校正硼换算为相当硼，发现，相当硼为300~400ppm ，是正常海环境，相当硼<200ppm ，海生生物将不能生存，800~1000ppm 为海生生物生存盐度的上限。换句话说，相当硼<200ppm 时，水较淡，200~300ppm 时，为半咸水，300~400ppm 时为正常海水，>400ppm 时为过咸和超咸水，因而计算相当硼也就知道古盐度范围了，求相当硼的步骤如下。
求纯伊利石的含量：
伊利石中平均含K 2O 为8.5％，如果岩石中没有其他含钾矿物，则纯伊利石含量为：
5
.8(%)2O K 求校正硼含量：
所谓校正硼就是纯伊利石中的硼含量，所以，校正硼含量=）
（实测硼含量%5.82O K ? 例如：实测硼为505ppm ，K 2O （％）为5.6，则
校正硼=6
.55.8505?=858 据K 2O 及校正硼数值在图1-15上查得相当硼数值。如，校正硼为350ppm ，K 2O 为2％，
则得当量硼为250ppm 。据此判断沉积环境应为盐度较低的半咸水。
1968年沃克进一步研究了有机质对钾的稀释作用，对K 2O 的资料作如下修正：
25
.1%100%%22?-=）（粘土组分中的）（粘土组分中的）（C O K O K 例如，粘土中的K 2O （％）为 4.2，C （％）为 3.2，．则：纯伊利石中的37.425
.12.31002.4%2=?-=）（O K 在用有机质对K 2O 的资料作上述修正的伺时沃克制定了修正相当硼图板（图1-16），提高了方法的准确度及其地质信息的—致性，如英格兰约德尔层的一个重要灰岩，修正前，相当硼是310~350ppm ，修正后，为380~485ppm ，证明灰岩沉积在古盐度最大时期，与地质资料更加一致。
由上述可知，Walker 法实际上有两种，即
沃克相当硼法和沃克修正相当硼法。后者较为
准确。但是我们必须注意到，后者也并不能完
全代替前者，因为在缺少有机碳分析资料时，
便只能使用前一种方法。
（2）亚当斯（Adams ）法：1965年，亚
当斯据英国多维河口现代沉积资料得出：
y =0.0977x-7.043 (2)
y —水的盐度（‰） x —相当硼（ppm ），
求法见沃克法。
令y 分别等于0及35‰，解方程，可知，
当地粘土继承的相当硼为72ppm ，正常盐度时，
粘土从海水中提取的相当硼为360ppm ．多维
河口的情况是：粘土矿物组成以伊利石为主，
盐度范围为16~33‰。当研究区粘土矿物组成
类似，继承硼含量悬殊不是太大时，便可将实
测继承硼值代人方程(2)以求得适用于研究区的常数项，方便地利用方程于研究区的盐度计算，该法对古代和现代沉积都适用。
（3）科奇（Couch ）法：科奇法是在研究尼日尔河地区第三纪地层时提出的。特点有二：
考虑到不同粘土矿物吸附硼的能力不同，换算出单一矿物吸附的相当硼数值。例如，尼日尔三角洲粘土中，高岭石占80％以上。同时据实验，伊利石提取硼是蒙脱石的两倍，高岭石的四倍，因而可据下式算出样品中的“高岭石硼”：
k
m k X X X B B ++=241 Bk 一高岭石硼，B 一附吸硼，X 1、Xm 、Xk 、分别为伊利石、蒙脱石、高岭石的百分含量。
首次对在本文“理论基础”一节中提到的吸附方程进行直接标定。为此必须知道继承硼和至少两个已知盐度下的硼可视浓度。
在尼日尔地区，因为页岩原始组分来自寒武系基底花岗岩，所以继承硼为零。
尼日尔三角洲第三系粘土与现代当地粘土成份几乎相同。谈水粘土含硼为35ppm ，典型海相粘土含硼为160ppm ，分别相当于15ppm 和30ppm 高岭石硼。这泰明现代粘土包含一
定的再旋回物质，从先前旋回继承的高岭石硼为15ppm。在最后三次沉积旋回中，从标准海水(盐度35‰)提取高岭石硼65ppm，这是一个标定点，另据欣斯顿的实验数据据外推，含硼0.13ppm的溶液中。高岭石提取硼为1.3ppm，即海水盐度为1‰，这是第二个标定点，于是所需的必要标定常数均已具备：继承高岭石等于0，盐度为1‰时，高岭石硼1.3ppm，盐度35‰时，高岭石硼65ppm，代人方程(1)，即得：
11
.0
log
28
.1
log+
=SP
B
k
(3)
方程（3）既考虑了硼的含量，又考虑了粘土矿物的组成及其吸附能力的差异，并且是对佛伦德里奇吸附方程式直接进行标定的结果，从所用标定常数看，适用的盐度范围也较为宽广。科奇用此法求得的结果与古生物及地质资料很符合。因此，无论从准确度还是实用性方面看，都是目前最受称道的方法。若能吸收沃克修正相当硼法的长处，运用碳氧同位素测温资料，消除有机质及古温度的影响，那就更好了。
（4）地区性计算法：钱凯等(1982)在肯定了科奇法的前提下，指出其未能考虑成岩作用的影响，建议根据研究地区的具体情况，求取各种粘土矿物的成岩系数恢复原始沉积物中粘土矿物的含量，进而求出其古盐度。比如，对于东营盆地第三系，考虑了成岩作用影响后提出的盐度计算公式为：
49 .0375 .1
log log -
=Bis
SP
SP：古盐度Bis：沉积伊利石硼
2）元素比值法
B/Ga：硼与镓的化学性质有较大区别。硼是不稳定元素，活动牲稂强，在水中可以发生长距离迁移。在海水中硼主要以硼酸B(OH)3和NaB(OH)4的形成存在。如前所述，B的含量随盐度增加而增加。沉积物中的硼，除陆源碎屑带入盆地的硼之外(如酸性岩浆岩等岩石中常含较高的硼)，主要依靠粘土矿物对硼的吸附作用，吸附能力又与粘土矿物类型有关。海相沉积粘土矿物中往往以伊利石、蒙脱石为主，与高岭石含量较高的淡水沉积物相比，吸附硼的能力要强，加之海水中硼含量明显高于淡水，因而B的含量高，一些海相页岩中含硼500ppm或更多。与B相比，Ga的迁移能力要低得多。这主要由于，Ga的活泼性较差，Ga的氢氧化物在pH=5的弱酸性介质中很容易沉淀，如Ga在风化作用形成的铝土矿中表现出明显富集，对不同成因的泥岩研究表明；G立在淡水成因的岩石中较海洋条件下形成的岩石为高，前者含Ga为20~35ppm，后者仅为7~l0ppm（刘英俊，1984）。B与Ga化学性质的上述差异是B/Ga值可以用来作为盐度指标的基础。过去有人提出B/Ga可以用于区分海陆相地层，实际上更确切地说，该比值应是古盐度的指标。表1—5为现代和古代不同盐度水体中沉积物的B/Ga值，由表可出，海相沉积的B／Ga值高于淡水沉积。在陆相盆地中随湖水盐度的增加B/Ga值增加。国外一些报道认为B/Ga<1.5为淡水相，5~6为近岸海相，>7为海相。国内曾有人提出B/Ga<3为淡水相，3~4.5为半咸水相，4.5~5为海相。实际上B/Ga 值与盐度的关系并不是绝对的，因为不同盆地不同研究地区，甚至不同层位B/Ga的背景值是不一样的，也就是说影响沉积物中的B、Ga含量的因素是不同的，如：酸性喷出岩或中性岩浆岩中硼的含量明显高于基性岩或超基性岩中硼的含量，因此就有可能影响沉积物中陆源碎屑带入盆地的硼含量。同样扩岩石中矿物成分不同，Ga的富集程度也不同。因而不同地区确定盐度的B/Ga值界限是不同的，但同一地区B/Ga值与盐度的关系是明显的。
Sr/Ba：Sr与Ba的化学性质十分相似，它们均可以形成可溶性重碳酸盐、氯化物和硫酸盐进人水溶液中。与Sr相比，钡的化合物溶解度要低，如河水所携带的Ba2+在与富含SO42-的相迂时很容易形成难溶的BaSO4而发生沉淀作用，因而多数Ba在近岸沉积物中富集，仅有少量钡进入深海。Sr的迁移能力要高于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的捕获作用，在碳酸盐类岩石和富碳酸钙的泥质沉积物中锶的含量比较高。因此，Sr/Ba值也常用来作为区分淡水和咸水沉积的标志，过去一般认为海洋沉积Sr/Ba>1，陆相沉积Sr/Ba<1。根据对我国陆相盆地沉积的Sr/Ba比的研究，Sr/Ba 用来作为确定盐度的高低效果更好些。表1-6为不同水介质条件沉积物的Sr/Ba值，由表可以看出，海相沉积物Sr/Ba值高，较淡水湖相的Sr/Ba值一般更高，最大可达7.9。
C/S：沉积物中有机碳与黄铁矿硫（当泥岩中不含硫酸盐矿物时，黄铁矿硫可以用泥岩中全硫含量近似代替）的比值（C/S）也可以作为盐度的指示剂（Berner，1983，1984），主要用来区分淡水成因与海相成因的的泥质沉积物。C/S 值用来作为盐度指示剂的理论基础主要是根据沉积环境与水介质的性质对黄铁矿形成作用的影响。由于沉积黄铁矿主要形成于成岩作用早期沉积物中的碎屑铁矿物与H2S的反应，而H2S则为硫酸盐细菌还原作用的产物。2CH2O+SO42-→H2S+2HCO3-，因此，泥岩中黄铁矿含量的多少除与沉积物中Fe离子含量以
及有机质的丰度有关外，水中溶解的SO42-的浓度更直接地控制了黄铁矿的生成作用。海水
（一）水系沉积物测量 1:5万水系沉积物测量的工作布置是在充分研究区域地质矿产资料，根据区域矿产分布特征及已知矿化点分布情况进行的。其基本原则是：在区域上有足够的采样点控制异常围，圈定异常位置，查明异常分布及组合特征。 根据《地球化学普查规》和《关于〈地球化学普查规样品分析技术要求补充规定〉的通知》要求，结合景观地球化学条件、区域成矿规律、通行难易程度，围绕测区地质矿产调查目标任务，在本区开展1:5万水系沉积物测量，结合实际情况布设样点。 化探采样工作采用GPS全航迹管理，GPS定位数据采用随机配备的软件进行处理。成果中的坐标单位一律以米计。样品布设、采样要求和样品加工与测试分析按《地球化学普查规》、《地球化学普查规样品分析技术要求补充规定》（中地调发[2007]220号）、中国地质调查局《关于青藏高原区域化探方法技术问题的函》等执行，样品分析单位选择具有“CMA”计量资质的检测单位承担。 样品的采集关系到化探质量的好坏，从采样点的布置、取样介质选取和采集、样品编号、加工、包装、送样到测试各个环节必需严格按照有关规执行。 1、采样点布置原则 1．采样密度：采样点布设密度为4－8个点/km2，平均密度不小于4个点/km2。采样布局应兼顾均匀性与合理性，根据测区实际情况，以最大限度控制汇水域面积和取得具有代表性样品为原则。
2．采样点的布设以4个小方格（1km2）作为采样大格，在全区围分布基本均匀，大格中样品一般应兼顾控制效果和样点基本均匀两方面。 3．采样点尽量布设在最小水系（大于300m）—即一级水系末端和分支水系口上。如果水系较长（大于1km），在水系首尾之间增加采样点，使每一个采样点控制的汇水盆地面积大致在0.25km2之间。原则上不出现5个以上的连续空小格，每个小格的样品不超过2件。水系极不发育地区可以土壤样代替水系沉积物样品，但土壤样应控制在1%以。 4．采样点的布设应避开自然和人工污染地段，如公路、村庄、采矿（石）场等。水系不发育地段，样点布设在受水面积大的冲沟、凹地中。 5．由于设计点位是在未进行实地踏勘的情况下，在1:5万地形图上布设的，个别点位可能不尽合理，允许工作人员在实施过程中结合实际情况适当调整，但变动率应控制在10％以下。 （二）布点方法 在地形图上按1km2为单元进行大格编号，以1:5万图幅为单位，由左至右再自上而下的顺序编排大格号，每个大格分为a、b、c、d 四个小格，图幅边缘按大格中心点所在位置编号。每小格中采集的第一号样品为1，第二号样品为2，每个采样点按上述顺序进行编号。 重复样按工作总量的3%布设。重复样编号方法与上述方法相同，但应为采样小格中最后样号的样品。重复样主要用来检查野外取样的
土壤水系沉积物具体采样方法（一）水系沉积物测量 1:5万水系沉积物测量的工作布置是在充分研究区域地质矿产资料，根据区域矿产分布特征及已知矿化点分布情况进行的。其基本原 则是：在区域上有足够的采样点控制异常范围，圈定异常位置，查明异常分布及组合特征。 根据《地球化学普查规范》和《关于〈地球化学普查规范样品分析技术要求补充规定〉的通知》要求，结合景观地球化学条件、区域成矿规律、通行难易程度，围绕测区地质矿产调查目标任务，在本区开展1:5万水系沉积物测量，结合实际情况布设样点。 化探采样工作采用GPS全航迹管理，GPS定位数据采用随机配备的软件进行处理。成果中的坐标单位一律以米计。样品布设、采样要求和样品加工与测试分析按《地球化学普查规范》、《地球化学普查规范样品分析技术要求补充规定》（中地调发[2007]220号）、中国地质调查局《关于青藏高原区域化探方法技术问题的函》等执行，样品分析单位选择具有“ CMA计量资质的检测单位承担。
样品的采集关系到化探质量的好坏，从采样点的布置、取样介质选取和采集、样品编号、加工、包装、送样到测试各个环节必需严格按照有关规范执行。 1、采样点布置原则 1.采样密度：采样点布设密度为4- 8个点/km2,平均密度不小于4个点/km2。采样布局应兼顾均匀性与合理性，根据测区实际情况，以最大限度控制汇水域面积和取得具有代表性样品为原则。 2.采样点的布设以4个小方格（1km2）作为采样大格，在全区范围内分布基本均匀，大格中样品一般应兼顾控制效果和样点基本均匀两方面。 3.米样点尽量布设在最小水系（大于300m）—即一级水系末 端和分支水系口上。如果水系较长（大于1km）,在水系首尾之间增加采样点，使每一个采样点控制的汇水盆地面积大致在0.25km2之 间。原则上不出现5个以上的连续空小格，每个小格的样品不超过 2 件。水系极不发育地区可以土壤样代替水系沉积物样品，但土壤样应控制在1%以内。 4.采样点的布设应避开自然和人工污染地段，如公路、村庄、采矿（石）场等。水系不发育地段，样点布设在受水面积大的冲沟、凹地中。 5.由于设计点 位是在未进行实地踏勘的情况下，在1:5万地形图上布设的，个别点位可能不尽合理，允许工作人员在实施过程中结合实际情况适当调整，但变动率应控制在10%以下。 （二）布点方法 在地形图上按1km2为单元进行大格编号，以1:5万图幅为单位，由左至右再自上而下的顺序编排大格号，每个大格分为a、b、c、d
1.生物圈：生命活动的范围包括水圈，大气圈，浅层岩石圈。 有机圈：生物及其产生的有机质分布空间。它不仅包括生物圈，而且包括沉积岩石圈。 2.地球化学界面：是指Eh值或pH值的某种特定值或某种特定界限，特定的矿物或沉积物只在界限的一边存在，不在界限的另一边存在。 3.有机物界面：指位于Eh值为0的界面（界限），有机物在下方为还原环境，有机物能够保存，在上方为氧化环境，有机物不能保存。 4.沥青A：使用有机溶剂直接从沉积物或岩石中直接提取的可溶有机物。 沥青B：从已抽取沥青A的沉积物或岩石的残积物，经过高温热解再用有机溶剂提取的有机物。 沥青C：从已抽取沥青A的沉积物或岩石的残余物，经过酸（HCL)的处理后，再用有机溶剂提取的有机物。 5.氯仿沥青A组分：（1）油质：即溶于石油醚而不被硅胶吸附的沥青部分。（2）胶质：用苯和乙醇—苯从硅胶中解析的产物。（3）沥青质：溶于氯仿而不溶于石油醚的沥青部分。 6.干酪根：泛指一切不溶于常用有机溶剂的沉积岩中的有机质。 7.有机显微组分：能在显微镜下辨认出来的有机组分。 8.稳定碳同位素δ13C值：是指稳定13C与12C相对原子丰度比值。 9.干酪根的类型：一，据生物来源分类可以分为腐泥型和腐植型。二、根据显微组分、如果干酪根主要由某一显微组分组成，即称它为这种
干酪根。三、根据干酪根元素分类法:可将干酪根划分为Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ型。 10.腐泥型干酪根：主要由产烃能力高的腐泥质（类脂化合物，蛋白质）组成的干酪根。 腐殖型干酪根：主要由产烃能力低的腐殖质（高等植物组分，木质素，丹宁，纤维素）组成的干酪根。 11.有机质的成熟度：是指有机质的热演化水平，是沉积有机质在低温升高的条件下有机质化学性质和物理性质的总和。 12.生烃演化模式：是指有机质在生烃演化过程中所表现的基本规律的总和。 13.生油门限：是指沉积盆地中干酪根开始热降解生烃作用的起始成熟度或深度。跨越这一成熟度或深度后，干酪根便开始有效的生烃作用。 液态窗：油气大量生成的温度范围65.6—149. 14.未熟—低熟油：是指所有非干酪根晚期热降解成因的各种低温早熟的非常规油气，包括在生物甲烷气生烃高峰之后，在埋藏升温达到干酪根晚期热降解大量生油之前，经由不同生烃机制的地温生物化学反应生成并释放出来的液态和气态烃。 15.生物标志化合物：是指油气中和沉积有机质中源于生物具有的特征，稳定的碳骨架，在油气生成过程中没有或很少发生变化，能追溯和识别其原始先质的碳骨架化合物。 16.质谱图：化合物在电子的轰击后，会根据化合物结构属性离解成
甘肃地质学报 2003 2003 第12卷 第2期 ACTA GEOLO GICA G ANSU Vol.12 No12 文章编号:100424116(2003)022********* ① 缺氧沉积环境的地球化学标志 王争鸣 (甘肃省地矿局培训中心,甘肃兰州 730000) 摘 要:缺氧沉积环境是一种能够提供多种类型矿化定位的特殊沉积环境。缺氧环境判识指 标包括岩石、古生物和地球化学三方面。在缺氧环境的研究中,地球化学指标如矿物、微量元素、同位素和有机地球化学指标最为重要。因受地质历史中诸多因素的影响,地球化学指标具有一定 的多解性和局限性,故只有多项参数综合应用才可更为准确地进行环境分析。 关键词:缺氧沉积环境;地球化学标志 中图分类号:P595 文献标识码:B 缺氧环境指水体中溶氧量小于1ml/L的环境,一般形成于水体分层、循环有限的区域(如海湾、泻湖、海洋和湖泊深层水)或大陆边缘的上升流区。它是油气源岩发育的主要控制因素之一,是一种能提供多种类型矿化定位的沉积环境。现在大多数学者都把原先认为是同生沉积的矿床用有机质成矿理论或氧化还原沉积模式解释。尤其金、铀矿床的发现以及矿化与有机质关系研究的新成果使人们对缺氧环境中的矿床成因倍加关注。许多金属、非金属矿床的形成是与缺氧环境有关的成矿作用及区域和全球背景综合的结果,两者相互作用并长期偕同和持续发展控制了矿床的规模。 1 缺氧环境的基本特征 缺氧沉积环境,其特征主要表现在沉积岩石、古生物学及地球化学上,笔者综合国内外研究成果,对缺氧环境和富氧环境的基本特征及其相关判识指标进行了对比分析,建立了对应关系总表(表1)。 2 地球化学判识指标 近年来,在缺氧环境研究中标型矿物、元素、稳定同位素和有机地球化学发挥着越来越重要的作用。应用微体化石的微量元素和同位素组成、生物标志物及其同位素组成来探讨缺氧环境特征,取得了显著成果。 ①收稿日期:2003207202
《地球化学》实习测验 REE图表处理及参数计算 一、实习目的 1、掌握稀土元素组成模式图的制作方法。 2、掌握表征稀土元素组成的基本参数。 3、培养独立查阅文献及处理数据的能力。 二、基本原理 1、稀土元素组成模式图 1、原子序数为横坐标 2、标准化数据为纵坐标 3、对数刻度 2、表征稀土元素组成的基本参数 3、稀土总量 4、轻重稀土比值 5、轻稀土分异指数 6、重稀土分异指数 7、铕、铈异常 三、实习测验内容 1、绘制各类侵入岩的稀土元素组成模式图； 2、计算各类侵入岩稀土元素组成的基本参数； 3、对已绘制的图表和计算出的数据进行解释。 4、在以上实习内容掌握之后，自行查阅文献一篇，并进行以上3项操作。
四、实习测验步骤 1、根据查阅文献数据，找到自己想要的数据 表1 蒙库铁矿床岩石、矿石、矿物稀土元素成分分析（ppm） 2、选出自己要的数据建立表格 表2 稀土元素组成模式图（ppm） 3、对数据进行球粒陨石标准化 表3球粒陨石标准化后稀土元素组成模式图(ppm) 图1 蒙库铁矿床稀土元素配分图 5、计算稀土元素基本参数 表4 表征稀土元素组成的基本参数 6、数据及图表的解析 （1）绿帘石：∑REE=266.49ppm，表明稀土元素含量较高；LR/HR=4.98，表明轻重稀土元素间发生了较大的分异，轻稀土元素相对富集；(La/Sm)N=2.26，(Gd/Lu)N=1.47，显示轻重稀土元素内部都发生了分异作用，轻稀土元素分异更明显。Eu异常值=1.23，为强正异常；Ce异常值=0.95，表明Ce基本无异常；稀土元素配分模式为轻稀土富集，重稀土相对亏损的右倾型，图像具有左陡右缓特点，Eu正异常明显特征。 （2）磁铁矿矿石：∑REE=10.75ppm，表明稀土元素含量较低；LR/HR=3.15，表明轻重稀土元素间发生了较大的分异，轻稀土元素相对富集；(La/Sm)N=1.47， (Gd/Lu)N=0.88，显示轻重稀土元素内部都发生了分异作用，轻稀土元素分异更明显。 Eu异常值=1.8，为强正异常；Ce异常值=0.84，位弱Ce异常；稀土元素配分模式为轻稀土富集，重稀土相对亏损的右倾型，图像具有左陡右缓特点，Eu正异常明显特征。
地球化学 一．名词解释 1. 异戊二烯型化合物：由一个个异戊二烯单元头尾相连重复组合而成一类化合物，它广泛存在于生物体、近代沉积物、古代沉积岩以及原油中。 2. 萜类：环状的异戊二烯型化合物。 3.同位素效应：由于同位素不同，引起单质或化合物在物理、化学性质上发生微小变化的现象，称为同位素效应。 4.同位素分馏：在各种自然过程中，由于同位素的效应引起同位素相对含量在不同相之间的变化。 5.干酪根：沉积物和沉积岩中不溶于非氧化性的无机酸、碱和常用有机溶剂的一切有机质。 6.腐殖质：指土壤和现代沉积物中不能水解的、不溶于不溶于有机溶剂的有机质。 7.低熟油：指所有非干酪根晚期热降解成因的各类低温早熟的非常规石油。 8.生物标志物：是沉积物（岩）、原油、油页岩和煤中那些来源于生物体，在有机质演化过程中具有一定稳定性，没有或很少发生变化，基本保存了原始生化组分的碳骨架，记载了原始生物母质特殊分子结构信息的有机化合物。 9.质谱法：通过研究分子量和离子化的分子碎片来认识分子结构的一种现代分析技术（以高能电子将单个分子击碎，用碎片的质量组成特征，推测分子的结构组成和分子量，以达到分子鉴定的目的）。 10.质谱法（棒图）：将每一次扫描的记录，应用质荷比对检测器响应值作图，就可以得到由色谱分离的某一种化合物的质谱图。 11.质量色谱图： 12.总离子流图： 13.生物成因气： 14.热成因气： 二．简答题 1.生物有机质的化学组分 碳水化合物 脂类 蛋白质和氨基酸 木质素和丹宁 2.异戊二烯单元的结构及简单组合、拆分 3.富沉积有机质的沉积环境
4.C 、O 同位素丰度的表示方法 5.自然界中碳同位素分馏的几种方式和结果 6.干酪根的光学显微组分分类 主要（1）统计腐泥组和壳质组之和与镜质组的比例； 采用（2）采用类型指数(T 值)来划分，具体方法是将鉴定的各组分相对百分含量代入下式， 计算出T 值，再依据表中的分类标准划分类型。 两种 方法 以透射光为基础的干酪根显微组分分类 组 分 亚 组 分 腐泥组 无定形—絮状，团粒状，薄膜状有机质 藻质体 孢粉体—孢子、花粉、菌孢 树脂体 壳质组 角质体 木栓质体 表皮体 镜质组 结构镜质体 无结构镜质体 惰质组 丝质体 7.干酪根研究的常用测试方法 干酪根研究的常用方法 直接方法：显微镜 SEM ——scanning electronic microscope 荧光显光镜 IR 吸收光谱 X-ray 核磁共振（NMR ），顺磁共振(ESR) （不破坏干酪根，根据其物理特性来研究干酪根的性质、结构） 间接方法：元素分析 稳定同位素 热解分析（热失重、热模拟、热解—-色谱） 超临界抽提、氧化分解 100 )100()75()50()100(-?+-?+?+?=惰质组含量镜质组含量壳质组含量腐泥组含量T
绪论： 1.地球化学：地球化学是研究地球及其子系统(含部分宇宙)的化学组成、化学作用和化学演化的科学. 2.地球化学研究的基本问题： ①元素（同位素）在地球及各子系统中的组成 ②元素的共生组合和存在形式 ③研究元素的迁移 ④研究元素（同位素）的行为 ⑤元素的地球化学演化 3.地球化学的研究思路： “见微而知著”。通过观察原子、研究元素（同位素），以求认识地球和地质作用地球化学现象。 4.简述地球化学的研究方法： A.野外工作方法： ①宏观地质调研 ②运用地球化学思维观察、认识地质现象 ③在地质地球化学观察的基础上，根据目标任务采集各种地球化学样品 B.室内研究方法： ④量的测定，应用精密灵敏的分析测试方法，以取得元素在各种地质体中的含量值 ⑤质的研究，也就是元素结合形态和赋存状态的研究 ⑥动的研究，地球化学作用过程物理化学条件的测定和计算。包括测定和计算两大类。 ⑦模拟地球化学过程，进行模拟实验。 ⑧测试数据的多元统计处理和计算。 第一章：基本概念 1.地球化学体系：我们把所要研究的对象看作是一个地球化学体系，每个地球化学体系都有一定的时间连续，具有一定的空间，都处于特定的物理化学状态（T、P等） 2.丰度：一般指的是元素在这个体系中的相对含量（平均含量）。 3.分布：元素的分布指的是元素在一个化学体系中（太阳、陨石、地球、地壳、某地区）整体的总的含量特征。
4.分配：元素的分配指的是元素在各地球化学体系内各个区域、各个区段中的含量。 5.研究元素丰度的意义： ①元素丰度是每一个地球化学体系的基本数据 以在同一体系中或不同体系中用元素的含量值来进行比较，通过纵向（时间）、横向（空间）上的比较，了解元素基本特征和动态情况，从而建立起元素集中、分散、迁移等系列的地球化学概念。是研究地球、研究矿产的重要手段之一。 ②研究元素丰度是研究地球化学基础理论问题的重要素材之一。 宇宙天体是怎样起源的？地球又是如何形成的？地壳中主要元素为什么与地幔中的主要元素不一样？生命是怎么产生和演化的？这些研究都离不开地球化学体系中元素丰度分布特征和分布规律。 6.获得太阳元素丰度的主要途径： 光谱分析；直接分析；利用宇宙飞行器分析测定；研究宇宙射线 7.陨石研究的意义： ①它是认识宇宙天体、行星的成分、性质及其演化的最易获取、数量最大的地外物质； ②也是认识地球的组成、内部构造和起源的主要资料来源； ③陨石中的60多种有机化合物是非生物合成的“前生物物质”，对探索生命前期的化学演化开拓了新的途径； ④可作为某些元素和同位素的标准样品（稀土元素，铅、硫同位素）。 8.陨石的类型： 陨石主要是由镍-铁合金、结晶硅酸盐或两者的混合物所组成，按成份分为三大类 铁陨石 石陨石 石铁陨石 9.太阳系元素的丰度特征： ①H和He是丰度最高的两种元素。这两种元素的原子几乎占了太阳中全部原子数目的98％。 ②Li、Be和B具有很低的丰度，属于强亏损的元素（核子结合能低，形成后易分解），而O和Fe呈现明显的峰，它们是过剩元素（核子结合能最高，核子稳定） ③原子序数较低时，元素丰度随原子序数增大呈指数递减，而在原子序数较大的范围内（Z＞45）各元素丰度值很相近。
煤中稀土元素地球化学的研究进展 刘文中,肖建辉,陈 萍 (安徽理工大学地球与环境学院安徽省矿山地质灾害防治重点实验室,安徽淮南 232001) 摘 要:对国内外有关煤中稀土元素丰度的资料做了最新的统计分析,并讨论了煤中稀土元素的丰度、来源和赋存形式及地质成因。研究结果表明,稀土元素在煤中主要与硅酸盐矿物结合,其来源主要是陆源碎屑或溶液,同时也不排除煤中有机质在吸附稀土元素时起的重要作用;煤中稀土元素的分布特征继承了陆源物质铕(Eu)负异常的地球化学特征;煤中稀土元素的分布特征不受煤变质程度的影响,煤中稀土元素含量主要取决于煤的无机组分含量。 关键词:稀土元素;地球化学;煤 中图分类号:P595 文献标志码:B 文章编号:0253-2336(2007)11-0106-03 R esearch progress on geochem istry of rare earth elem ent i n coal LIU W en zhong ,X I A O Jian hu,i C HEN P i n g (Anhui P rov i n ci a lK ey L ab of m i ne g eolog ic a l d isaste r pre v e n ti on and con t rol ,School o f Ea rt h and E nvironm e n t , Anhui Universit y o f S cie n ce and Tec hn ology,Hua i nan 232001,C hina ) 基金项目:安徽省教育厅高校省级自然科学重点研究资助项目(KJ2007A006) 稀土元素有特殊的地球化学性能,如化学性质稳定、均一化程度高、不易受变质作用干扰,一经 纪录 在含煤岩系中,容易被保存下来,是研究煤地质成因的地球化学指示剂。稀土元素在自然界分布广泛,虽然煤中稀土元素含量不高,但在煤灰中稀土元素可以富集,并可望得到综合利用。因此,对煤中稀土元素的研究已成为煤地质学、环境科学以及材料科学的重要内容。 1 煤中稀土元素的丰度 国外研究煤中稀土元素起步较早,一些学者在 实验基础上得出了可靠的数据,如Sw a i n 报道了世界多数煤中稀土元素含量大致范围[1] ;世界煤中 稀土元素总量的平均值为46 3 g /g [2] ;美国煤中稀土元素总量的平均值为62 1 g /g [3];加拿大悉 尼盆地煤中稀土元素总量的平均值为30 g /g [4] 。 国内开展煤中稀土元素研究始于20世纪90年代,近年来取得了一些重要的研究成果。赵志根等人对中国110个煤样中稀土元素的含量分布进行了分析与总结[5] ,由于煤中稀土元素的赋存受多方面因素影响,稀土元素在煤中的含量分布范围相当宽,中间值段80%样品的分析数据可较为客观地 反映中国多数煤中稀土元素的丰度。研究者们还发现,在La ,Ce ,N d ,Sm,Eu ,Tb ,Yb,Lu 这8个稀土元素中,除Eu 外其余7个元素在煤中的平均值含量明显高于世界煤。华南二叠纪煤中稀土元素总量的平均值最大,其次是华北石炭、二叠纪煤,中新生代煤最小 [6] 。淮北煤田二叠纪煤中稀 土元素明显富集,稀土元素总量平均值为141 2 g /g ,高于中国及世界其他地区的煤 [7] 。华南地 区晚二叠世和晚三叠世的煤中,不同煤层的稀土元素含量平均值变化较大,在32~456 g /g [8] 。虽然不同地区、不同数量煤样的分析结果丰富了煤中 稀土元素丰度的数据,但就样品数量和代表性而言,研究中国煤中稀土元素的丰度仍具有很大的局限性。 2 煤中稀土元素的来源和赋存形式 近年来,国内外陆续报道了有关煤中稀土元素来源和赋存形式的研究成果:!保加利亚Piri n 煤中稀土元素主要与硅酸盐矿物相结合,煤中稀土元素的含量随灰分的增高而增加;与灰分及灰分的主要成分(S,i A ,l Fe ,Na )具有较好的正相关关系,而与低灰分中的典型组分钙缺少相关性,煤和岩石夹层的稀土元素标准化分布模式相似;与典型的陆源灰分的微量元素(T ,i Pb ,C r ,Th ,Ta , 106
名词解释 1.浓度克拉克值：概念系指某元素在某一地质体（矿床、岩体或矿物等）中的平均含量与克拉克值的比值，表示某种元素在一定的矿床、岩体或矿物内浓集的程度。当浓度克拉克值大于1时，说明该元素在地质体中比在地壳中相对集中；小于1时，则意味着分散 2.亲氧性元素：倾向于与氧形成高度离子键的元素称亲氧元素。特征是：离子半径较小，有惰性气体的电子层结构，电负性较小。如K、Na、Ca、Mg、Nb、Ta、Zr、Hf、REE等；易形成惰性气体型离子； 3.元素的地球化学迁移：即元素从一种赋存状态转变为另一种赋存状态，并经常伴随着元素组合和分布上的变化及空间上的位移 4.普通铅（或正常铅）：普通铅（或正常铅）：指产于U/Pb、Th/Pb比值低的矿物和岩石中任何形式的铅（如方铅矿、黄铁矿、钾长石等），在矿物形成以前，Pb 以正常的比例与U、Th共生，接受U、Th衰变产物Pb的不断叠加并均匀化。 5.不相容元素：趋向于在液相中富集的微量元素。由于其浓度低，不能形成独立矿物相，并且因离子半径、电荷、晶场等性质与构成结晶矿物的主元素相差很大，而使其不能进入矿物相。它们的固相/液相分配系数近于零。 6.同位素分馏系数：达到同位素交换平衡时共存相同位素相对丰度比值为常数，称分馏系数α，或者指两种物质(或物相)之间同位素比值之(α)，即αA-B=RA / RB，式中A，B表示两种物质(或物相)，R表示重同位素与轻同位素比值，如34S/32S，18O/16O。α表示同位素的分馏程度，α值偏离1愈大，说明两相物质之间同位素分馏程度愈大；α=1时物质间没有同位素分馏 7.K(不稳定常数)：金属离子与配位体生成络合物的逆反应是络合物的解离反应，达成平衡时的常数，称为不稳定常数。它与稳定常数互为倒数。不稳定常数越大，络合物越不稳定。 8.δEu:反映Eu异常的强。. 9.稀土元素（REE）：原子序数57-71的镧系元素以及与镧系相关密切的钪和钇共17种元素，包括：La，Ce，Pr，Nd，Pm，Sm，Eu，Gd，Tb，Dy，Ho，Er，Tm，Yb，Lu，Sc，Y 10.高场强元素 (HFSE)：指离子半径小、电荷高，难溶于水，地球化学性质稳
岩性解译与地球化学 遥感地质信息提取就是通过遥感图像的增强技术来提取遥感地质信息。遥感图像的增强技术是通过不同的图像增强技术扩大信息的差异性以便于区分不同类型地质体的地物波谱信息,从而得到所需要的地质信息。 化探异常信息和遥感蚀变异常信息，虽然在其信息专业属性上不同，但都是根据地表层的地质体或地质现象而获得的，都是以不同形式的化学量和物理量表现出来的与找矿有关的信息，两者之间必然存在某种相关性，很多研究结果也证实了这一点。但是，如何探求遥感数据影像灰度值与地球化学异常信息之间存在的某种联系，进而通过较为容易获取的遥感数据来寻找新的地球化学异常，挖掘遥感数据应用于找矿工作的潜能。 1 理论基础 1.1地质依据 某种有用元素的逐步富集是形成矿床的必要条件，而这种成矿物质通常由成矿热液进行迁移搬运和卸载沉淀。近矿围岩蚀变是成矿物质逐步富集成矿过程中留下的印迹。蚀变矿物是地壳中由热液交代蚀变作用形成，种类繁多，分布广泛，特别是热液矿床中和其周围，经常伴生着不同类型和不同交代蚀变强度的蚀变矿物，它们对于不同类型的热液矿床的寻找、勘探以及矿床的成因的研究都有十分重要的意义（Курек，1954；Шехтман，1982；Barnes，1985；1987）。绝大多数内生矿床都伴随有其围岩的交代蚀变现象，而且蚀变带范围大于矿体分布的范围数倍至数十倍。在研究近矿蚀变围岩的基础上进行找矿的问题是十分复杂的，能够肯定的是热液蚀变岩石的发现，可以指示找矿方向，增加找到矿床的机会。地质学家还认为，尽管有蚀变岩存在不一定有矿，然而大型、特大型内生矿床一般均有强烈且较大范围的围岩蚀变。岩石的交代蚀变主要是不同类型的热液与原生岩石相互作用的产物。最常见的蚀变为硅化、绢云母化、绿泥石化、云英岩化、矽卡岩化、白云岩化、重晶石化及锰铁碳酸盐化。某种有用元素的逐步富集是形成矿床的必要条件,而这种成矿物质通常由成矿热液进行迁移搬运和卸载沉淀。近矿围岩蚀变是成矿物质逐步富集成矿过程中留下的印迹。地质学家断言,绝大多数岩浆生成的矿床都伴随有其围岩的交代蚀变现象,而且蚀变带范围大于矿体分布的范围数倍至数十倍。遥感获得的是地表信息，只要有一定面积的蚀变岩石出露，就可能被遥感检测，也就是说即或矿体隐伏，只要有足够面积的强蚀变岩出露就有可能用遥感发现（张玉君等，2002）。
地球化学在物源及沉积背景分析中的应用 发表时间：2014-12-16T14:30:17.047Z 来源：《科学与技术》2014年第10期下供稿作者：范秋菊 [导读] 科学合理的选择地球化学技术是掌握地球化学资料，保证矿产资源勘查的关键，同时还能开创了我国资源勘查与环境调查的新局面范秋菊 重庆热展建筑工程咨询服务中心重庆 400012 【摘要】物源分析是盆地和造山带研究中的重要内容，对分析盆地与造山带的关系及相互作用等具有重要意义。本文对地球化学在物源及沉积背景分析中的应用进行了详细分析。 【关键词】物源分析；构造背景；常量元素；地球化学 一、前言 沉积物的地球化学特征在物源及沉积背景分析中具有非常重要的作用，前人利用地球化学在该领域取得了很多研究成果。除了气候、地形、搬运距离和成岩作用，一般认为碎屑岩组分主要受物源区母岩性质和构造背景影响，因此，利用碎屑岩的化学成分可以判断母岩特征，并分析研究盆地沉积环境、大地构造背景和构造演化等。 二、物源分析原理 物源分析方法较多，目前应用较多的有重矿物法、碎屑岩类分析法、沉积法、裂变径迹法、地球化学法、同位素法等，其依据为不同物源在沉积物的搬运和沉积过程中呈现不同的岩性、岩相和地球化学特征响应，可以实现对岩石、矿物成分及组合特征，地层发育状况(接触关系、沉积界面等)，岩相侧向变化、纵向迭置、地球化学特征及组合变化等的研究。本次工作以薄片鉴定、碎屑岩类法、沉积学法及碎屑骨架三角图法为主，考虑构造等因素的影响，对准噶尔盆地南缘中新生代沉积物源进行了分析。 三、源区物质组成 不同岩类克拉克值有一定的丰度特征，盆地沉积物元素丰度及其比值反映了剥蚀区的母岩性质。 ＲＥＥ在源区岩石中的丰度以及源区的风化条件是控制沉积物中ＲＥＥ的主要因素，在搬运、沉积和成岩过程中对沉积物中ＲＥＥ含量的改变甚微，因此源区岩石ＲＥＥ特征能够被可靠保存在沉积物中，砂岩的ＲＥＥ被广泛用作判别源区岩石的主要标志。 四、地球化学在物源分析中需注意问题 与其他物源分析方法相比，地球化学具有自己独特的优势，可以解决一些其他方法无法解决的难题。但由于影响岩石化学成分的因素较多，特别是对于沉积岩，很容易受外生营力的影响，所以在分析中要结合具体地质情况进行合理解释。 碎屑沉积岩的物源属性判别和成岩构造背景识别都是基于碎屑沉积岩的化学组成特征。然而，沉积岩形成过程中的化学风化、搬运方式和介质、迁移距离、分选作用、沉积古地理、沉积物蚀变或再循环等沉积成岩后生作用，加上沉积物物源的非单一性及不同物源区贡献差异等因素都会影响碎屑沉积岩的化学组成，为利用碎屑沉积物的地球化学特征进行物源分析及成岩构造背景判别带来多解性与复杂性。充分认识这些因素对判别参数的影响，获取更为合理、有效的判别参数，同时应注意将多种方法相结合，扬长补短，才能使地球化学方法在物源分析及构造背景判别中的应用得到更为可靠的结果 五、沉积地球化学的运用 1.元素地球化学的应用 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。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。 2.同位素地球化学的应用 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，同位素地质学已成为追索物源、探讨沉积一成岩环境的重要方法。同位素地球化学在古坏境分析中的应用尚处于初始阶段。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.有机地球化学的应用 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，而且受沉各环境制约的认识，一些地球化学家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于推断有机质原始堆积条件。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环境意义的论证基础及使用价值也正在进一步探讨中。 4.现代沉积地球化学环境的研究 与沉积相和沉积环境研究一样，沉积学家和地球化学家在运用地球化学资料进行古地理分析时，也同样使用了“将今论古”这一沉积学研
.1/5万水系沉积物测量野外工作方法一．1/5万水系沉积物测量布点原则 以区景观条件、地质及地球化学特征为依据，并根据任务书要求完成本次布点： ⑴以1:5万地形图为工作手图，采样密度控制在6-8个点/Km2以，一般按每平方公里不少于7个点/Km2布置。主水系中均不布点，特别难以通行区可适当放稀布点。样点分布力求最大限度控制汇水域，兼顾样点均匀一、水系沉积物布点原则合理布设。 ⑵采样点主要布置在地形图上可以辨认的最小水系(＞300m)即一级水系口上，对长度大于500米的水系，应溯源追加布点，二三级水系可适当控制。对原1:20万区域化探采样点应进一步布点。 ⑶最上游的采样点控制汇水域面积不小于0.125km2，不大于 0.25km2，要求每个样点都应控制一片特有的汇水域，力求采样点控制汇水域面积的均匀性。 ⑷避免不必要的重复控制及机械布点，布点时尽量兼顾减轻劳动强度，采样点尽量布置在易通行处。 ⑸在自然条件允许的情况下，尽量使95％以上的小格都有样点分布，不得连续出现五个以上的空白小格。 ⑹综合考虑上述原则的基础上，剔除不布样点格子之后，布点大格总数135个。测区平均采样密度7。1/km2，采样总面积113km2。设计采样点805个，样品931件（12元素），布点情况见表12。 采样大格编码、布点、分配一览表表12
二、样品编号 1、在放大1:5万地形图上，以高斯坐标网线划分成1Km2的采样大格，大格编号顺序从左到右，自上而下依次编排；每个大格再以奇数方里网为界，划分成0.25Km2的四个小格，编号顺序从左到右，自上而下划分为a、b、c、d，每个小格有两个样点时，按从上而下的顺序，以阿拉伯数字脚注，如8A2 为第8大格A小格2号样品。采样点预先设计标绘于地形图上。 2.含重复采样格子确定，在考虑图幅中均匀分布和不同地质构造单元的前提下，预先随机确定重复采样格且随机确定一重复样点。实际采样43个样品为一批，其中随机留取7个号，3个插入重复分析样品，4个供实验室插入二级标样作质量监控，以衡量各批次间的分析偏差，每个1:5万图幅随机抽取一批，供实验室插入12个一级标样。（含重复采样大格327个，重复采样点数327个，见表13。） 3.在统一采样点布局，确定采样点编码，计划样品分析批次和插入 一、二级标样（样品分析质量监控）及含重复样格子确定的基础上，完成样品编码图的编制。见附图3。 1.野外定点 ⑴以1:5万地形图作为野外工作手图，按布点原则布设采样点，野外实施中以采样点位图为指导，采用GPS定位和识图法相结合进行定点，定点误差在图上不大于2毫米。 ⑵为便于质量检查，每个采样点均应在固定物体上留有醒目标志。为确保采样到位，野外实施GPS航迹监控。 2.样点采集 ⑴野外采样是化探工作的重要环节，具体采样工作应严格质量要求。各采样组严格按1:5万化探工作规、工作细则等有关规定要求执行
化探复习 1、勘查地球化学的概念; 在地质与地球化学的理论指导下,在各种介质(包括岩石、土壤、水、水系沉积物、生物、气体等)中系统地在不同比例尺与规模上采集地球化学样品,经测试分析与数据处理,发现地球化学异常与其它地球化学指标,据此作为找矿的线索与依据,进而寻找矿床;同时用以解决一些地质等其它问题。 2、勘查地球化学的分类; 丰度(Abundance):泛指元素在一定的自然体系中的平均含量,也叫克拉克值。 浓集系数:它就是某元素在矿体中的含量(通常以最低可采平均品位作标准)与其地壳丰度的比值。 浓集系数反映了元素在地壳中局部集中(成矿)的能力。 浓集系数较大的元素在矿体周围呈现的地球化学异常强度较大。 对于某些伴生的微量元素,如果其浓集系数较主要成矿元素明显地大,则这些伴生元素便就是寻找该矿床的良好指示元素。Hg、Sb、Bi、As成为金矿床的指示元素便就是这个原因。浓度克拉克值:即地质体中某元素的平均含量与其克拉克值的比值。浓度克拉克值＞1,说明元素富集,反之则分散。 化学元素在不同成分岩浆岩中的丰度变化,反映了岩浆成因与物质来源的差异,以及结晶分异与地球化学演化过程中元素的分配;同时也体现出造岩元素对微量元素含量变化的制约作用。 研究岩浆岩中化学元素的丰度变化具有重大找矿意义。 2、化学元素在各类沉积岩中的分布 (1)碱金属元素(2)碱土金属(3)亲氧元素 元素在地质体内的分布形态一般有五种情况:
①结合在多种矿物中的元素一般服从正态分布; ②集中在一、二种矿物内的元素呈对数正态分布; ③多次地化作用迭加形成的含量呈正态分布;单一作用呈正态分布。 ④扩散作用形成的含量呈对数正态分布;对流混匀作用呈正态分布。 ⑤两次不同地质作用,可引起两种类型相同而参数不同的分布形式。 研究分布类型的目的就是:正确选择背景值、背景上限以及各种数据处理方法。 通过对分布形式检验直接得到某些地化信息。 地壳中元素的存在形式与元素的迁移 地球化学环境就是使元素所在的地球化学系统得以保持平衡的各种物理化学条件的总合 原生环境,就是指从天然降水循环面以下直到能够形成正常岩石的最深水平的环境; 次生环境,就是地表天然水、大气所能够影响范围的环境 丰度研究的意义 1.判断特殊地球化学过程 2.衡量研究区化学元素富集或贫化的程度 3.作为选择分析方法灵敏度的依据 4.作为矿产资源评价预测的依据 地球化学系统中元素的总量称为地球化学储量。 在地球化学储量中,能被人类开采利用的部分叫作资源,资源中被探明的部分叫作矿产储量。资源量占地球化学储量的百分比叫作矿化度。 短吨= 907、18474 公斤=0、91吨 岩石的酸度,就是指岩石中含有SiO2 的重量百分数。 岩石的碱度即指岩石中碱的饱与程度 通常把Na2O+K2O的重量百分比之与,称为全碱含量 各岩类的标型元素组合为: 1、超基性岩元素,典型代表就是Cr、Ni、Co、Mg及Pt族。 2、基性岩元素,Cu、Fe、V、Ti、P、Mn、Ca、Sc、Sb等。 3、亲中性岩元素,Al、Ga、Zr、Sr等。 4、亲酸性岩元素,种类最多,以Li、Be、Ta、U、Th、K、Rb、Cs、F、B为代表。 5、碱性岩以富含Nb、Ta、Be及REE(稀土元素)为特征。 沉积岩可以分为碎屑岩、泥质岩与化学沉积岩三个类型 二、元素的赋存形式 1、矿物形式:独立矿物(主要造岩矿物)、副矿物、主矿物中的机械包裹体、固熔体分解物、液相包裹体中的子矿物; 2、非矿物形式:类质同象混入物,元素呈离子、分子、胶体被矿物表面吸附,超显微非结构混入物,有机结合物。 三、元素迁移 元素迁移的方式 1、化学及物理化学迁移 2、机械迁移 3、生物及生物地球化学迁移 地球化学异常:就是指某些天然物质(岩石、土壤、水系沉积物、生物等)中某一特征元素的含量偏离正常含量或某些化学性质明显的发生变化的现象。 地球化学背景及背景区: 在化探中将无矿或未受矿化影响的天然物质(岩石、土壤、水系沉积物、生物等)中某一特征元素的正常含量(一般含量)称为背景。 而将那些具有正常含量的地区称为背景区或正常区。
《沉积地球化学》 读书报告 沉积地球化学的研究进展及发展趋势
沉积地球化学的研究进展及发展趋势 摘要:沉积地球化学是一门沉积学与地球化学相互渗透、相互结合而产生的一门新兴边缘学科。本文详细介绍了沉积地球化学的研究进展,最后总结了沉积地球化学研究的发展趋势。 关键词:沉积地球化学；研究进展；发展趋势；沉积岩 一、沉积地球化学的概念 沉积地球化学是沉积学与地球化学相互渗透、相互结合而产生的一门新兴边缘学科。是以沉积物和沉积岩为研究对象 ,研究其在形成过程中（母岩风化→搬运→沉积→成岩全过程）所含元素及稳定同位素的迁移、聚集与分布规律来判断、恢复沉积古环境的一门学科。现在研究结果表明:利用沉积地球化学特点不仅有助于恢复确定古环境(古气候、古盐度、古水温、氧化-还原条件和古水深等),还可以判断当时海平面变化旋回,为层序地层学研究提供证据。如图1。（沉积地球化学研究对象、内容及目的） 二、沉积地球化学的研究内容 沉积地球化学研究的对象内容涉及面甚广,归纳起来主要涉及到两个大的领域:研究沉积中的化学成分、化学元素及同位素的分布与分配、分散与集中、共生组合与迁移也就说是“研究物质的化学运动和变化过程”,研究控制和影响元素和同位素运动和变化的各种因素 ,亦即沉积物质中化学运动和变化过程中的控制因素。 研究内容涉及到沉积岩形成的全过程:风化产物在搬运过程中的元素的迁移形式和沉积分异规律及影响因素;沉积物中元素的沉积方式、机制、元素集中、分散规律及控制因素;成岩作用过程中元素及同位素的转移、分配及化学机制;元素和同位素分配和组合,元素在沉积岩中的丰度、赋存状态、分配规律;地史时期沉积岩中化学成分的地球演化历史、规律;有机地球化学的演化及其在沉积成
第一章岩石地球化学数据的控制因素和分析方法 第一节引言 本书主要讨论岩石地球化学数据及其如何用来获取有关地质过 程和成因信息的方法。习惯上，地球化学数据可分四类：主要元素、 微量元素、放射性成因同位素和稳定同位素地球化学数据(见表1.1)。 我们将以这四类地球化学数据为主线，分别来进行介绍和编写本书 的主要章节。每一章将说明如何用特定的地球化学数据来追索一套 岩石的成因，讨论数据的表达方式和评价其优缺点。 表1.1 津巴布韦Belingwe绿岩带科马提岩岩流的全岩地球化学数据 (据Nisbet等，1987) ZV14 ZV85 ZV10 ZV14 主要元素氧化物(wt%) SiO2 48.91 45.26 45.26 Ni 470 TiO2 0.45 0.33 0.29 Cr 2080 Al2O3 9.24 6.74 6.07 V 187 Fe2O3 2.62 2.13 1.68 Y 10 FeO 8.90 8.66 8.70 Zr 21 MnO 0.18 0.17 0.17 Rb 3.38 MgO 15.32 22.98 26.31 Sr 53.3 CaO 9.01 6.94 6.41 Ba 32 Na2O 1.15 0.88 0.78 Nd 2.62 K2O 0.08 0.05 0.04 Sm 0.96 P2O5 0.03 0.02 0.02 S 0.04 0.05 0.05 放射性成因同位素比值H2O+ 3.27 3.41 2.20 εNd+2.4 H2O- 0.72 0.57 0.28 87Sr/86Sr 0.7056 CO2 0.46 0.84 1.04 总计100.38 99.03 99.20 稳定同位素比值(‰) δ18Ο+7.3 *注明: 主要元素和微量元素Ni，Cr，V，Y，由XRF测定；FeO 由湿化学法测定；H2O和CO2由量重法测定；Rb，Sr，Sm，Nd 由IDMS测定。 主要元素(第三章)是指在任何岩石中占绝对多量的元素，如Si，