地化|岩礦成份和地球化學標誌

一、岩礦成份標誌

主要是用顯微鏡和電子顯微鏡對岩石和礦物進行顯微研究（精細的組分、結構、構造、微相研究），提供環境分析的可靠標誌，主要包括以下二方面：

1. 陸源碎屑成分

根據碎屑成分和礦物標型特徵來研究沉積物來源方向及物源區岩類型。

陸源碎屑成分：包括岩屑和輕、重礦物，是物理風化和化學分化的殘餘物，是分析物源區岩石類型的直接依據。

分析的內容：岩屑、輕礦物、重礦物標型組合特徵，含量變化，確定物源方向、源區位置、母岩類型、搬運距離等。

(1)利用礦物的標型特徵分析母岩類型

礦物標型特徵：指不同成因的同種礦物，由於形成時物理、化學條件的不同，因而在化學組成、晶形和物性上存在的差異性。如沉積岩中的石英，可以據其包裹體、消光類型、晶體形態和多晶現象等標誌區分母岩類型。陰極發光顯微鏡的發明和應用，使對原來認為是無標型特徵的單晶石英顆粒等，也可確定其成因類型。

(2) 利用碎屑礦物組合分析母岩類型

每一類岩石都有其特定的礦物組合，經風化、剝蝕、搬運、沉積、成岩。在形成的碎屑中，能基本保留其組合特徵。

2. 自生礦物和特殊岩石類型

(1)自生礦物

沉積期或同生期形成的礦物，說明沉積時期水體介質的物理、化學條件（如Eh值；Ph值、鹽度等）。

海綠石: 綠色，為富鐵、富鉀的含水層狀鋁硅酸鹽礦物，呈圓錐狀、腎狀。

海綠石的成因：是改造生成和膠體沉澱而成。現代海綠石形成於陸棚區（淺海），弱咸性（Ph=7－8）和弱氧化—弱還原（Eh= 0） 的正常海水，水溫10o－15oC，深度大於125m。在寒冷地區，水深30米就可形成。

海綠石形成在水底層，經水化和離子交換作用（即海解作用）而形成。要求一定的原始物質供給，如粘土礦物、雲母、角閃石、輝石、長石、綠泥石等（即不是完全獨立結晶的）。

鮞綠泥石:綠色，鮞狀、球粒狀，易於與海綠石混淆（鐵質硅酸鹽礦物，基本不含鉀）。海相成因。與海綠石的形成溫度和深度不同，鮞綠泥石形成於較溫暖的淺海，水溫大於200C，其分布深度小於60m。

粘土礦物: 小於2μm，含水的鋁硅酸鹽類,如水雲母和蒙脫石等。粘土礦物是絮凝作用形成的，能反映介質的Ph值。如高嶺石形成於酸性介質中，一般為大陸環境；水雲母、蒙脫石形成於中性或鹼性介質中，多為海洋環境。

(2)特殊岩石類型

一些岩石可指示沉積時的能量條件和古氣候標誌。比如：針鐵礦（0-10m，大於270C）一般形成在較淺水區（包括濱海、湖盆）；鮞綠泥石（10-50m，25-270C ，多見於濱海；鮞狀赤鐵礦（35-40m，25-270C），多見於濱海；海綠石和磷塊岩（125-250m，10-150C），多見於淺海。

碳酸鹽岩:　以海洋為主，也有淡水灰岩。依據生物化石和沉積地球化學來區別海相與陸相。碳酸鹽岩反映弱鹼性，藻疊層石灰岩形成於潮坪環境，鮞粒灰岩形成於濱淺海，泥晶灰岩形成於靜水環境。

紅層: 多為大陸環境，為含Fe礦物在溫暖、潮濕氣候條件下，風化後成赤鐵礦而顯紅色。海相紅色頁岩可由化石紅色或乾旱氣候帶的風成產物。

蒸發鹽:　是含鹽度較高的滷水，通過蒸發作用產生的化學沉積物，反映氣候乾燥和閉塞環境。見於內陸鹽湖或濱海瀉湖環境。條件：乾旱氣候帶、清水靜水（瀉湖）、碳酸鈣組分。

磷塊岩: 海相為主，陸相少見。P2O5的含量是隨著深度的增加而增加。在平靜—攪動交替的水動力條件下，分散的磷質可逐漸集中，形成鮞狀、團粒狀、結核狀或各種交代假象。在50－200m（淺海）更有利於其形成。

錳結核: 以海洋為主，湖泊和沼澤也有。錳結核中微量元素的濃度隨著環境的改變而發生有規律的變化，因而其比值具有指示環境的意義。如在湖泊和淺海中形成的鐵錳結核中Co、Ni、Zn、Pb等元素要比大洋中少的多。

1873 年，「挑戰者」號從海底撈上來幾塊像黑煤球的硬塊。後來，經過化驗分析，才知道它不是化石，而是含有大量錳，鐵、銅、鎳、鈷等元素的礦石。叫「大洋錳結 核」。20世紀70年代後，世界上有條件的海洋國家，投以巨資，對大洋錳結核礦進行調查，研究其開發的可能性。

礁灰岩: 由復體、固著的造礁生物形成突起和抗浪的地貌。造礁生物主要有珊瑚、層孔蟲、苔蘚蟲、海棉、藻類等。礁灰岩（藻礁灰岩、疊層石灰岩）是淺海環境的良好標誌。

二、地球化學標誌

地球化學與沉積學相結合成為沉積地球化學，能夠為沉積環境分析提供物理標誌和生物標誌所不及的沉積地球化學標誌。化學成因的沉積構造是地球化學標誌的一個方面。

地球化學標誌主要包括：元素地球化學和穩定同位素地球化學。

1.元素地球化學

(1) 古鹽度的測定硼法: Walker 和 Price（1963）據前人資料及自己的研究成果證明了粘土中硼主要富集於伊利石中，並成功地把硼、伊利石含量和古鹽度聯繫起來，為鹽度的定量計算奠定了基礎。

<>200－300ppm為半鹹水300－400ppm為正常海水>大於400ppm為超鹹水

現代海水中硼的含量為4.7×10-6，淡水中含量很低，而內陸鹽湖中具有很高的硼含量。沉積物中的硼含量與水體硼含量有關，因而，也和水的鹽度存在函數關係。

元素比值法:B/Ga（硼／鎵）,B主要吸附於粘土礦物中，活動性較強。Ga在粘土礦物中富集，在淡水的岩石中較海洋的岩石為高。故用B/Ga比值來反映鹽度和區分海陸相地層。

<1.5為淡水相，5－6為近岸相，>7為海相。

Sr/Ba（鍶／鋇）,　Sr、Ba化學性質十分相似、它們均可以形成可溶性重碳酸鹽、氧化物和硫酸鹽進入水溶液中。在近岸沉積物中富Ba，而Sr的遷移能力高於Ba，可遷移到大洋深處。碳酸鹽礦物有對Sr的捕獲作用。

Sr/Ba在淡水沉積物常<1，而海水沉積物中>1。

沉積磷酸鹽法：Nelson（1967）根據美國現代河流和河口灣的資料發現，在沉積磷酸鹽中，Ca鹽與Fe鹽的相對比值與鹽度的密切關係。其後許多學者又進行了較深入的研究（表5－7）。

(2) 氧化還原條件的標誌

主要是根據同生礦物組合，如對介質Eh值高低反映靈敏的Fe、Mn等變價元素的礦物組合。鐵在海盆中沉積具有明顯的規律性，隨著pH值的增大，Eh值的降低，鐵礦物呈不同的相依次分布，鐵的化合價也相應變化。

(3) 古水深標誌

用古生態法和遺迹化石標誌恢復盆地的古水深。

元素的聚集與分散與水深度（離岸距離）有相關性。元素在沉積作用中所發生的機械分異作用、化學分異作用、生物生理作用、生物化學作用的結果。

由濱岸向深海，Fe、Mn、P、Co、Ni、Ca、Zn等增加，其中Mn、Ni、Co、Cu含量升高。海洋沉積物中Mn的分布主要受沉積環境酸鹼度變化和氧 化還原電位的控制。一般隨pH值增大，Eh值降低，Mn+2礦物逐漸從海水中沉澱出來。此外沉積速率也影響著Mn的分布，沉積速率低，從海水中沉澱出來的 Mn被陸源和生物成因的沉積物的稀釋程度降低，故沉積物中Mn含量增高。Co被作為定量估算古水深的標誌元素。

(4) 源區分布母岩性質基本決定了風化產物的元素組成。儘管在不同古地理條件下，由於氣候、生物活動、地形、水介質的影響，風化產物搬運後的沉積物已在很大程度上有別於風化產物的原始元素組成，但母岩成分還是能在某些特徵元素含量的變化上體現出來。

2. 穩定同位素在沉積環境分析方面的應用方法

碳同位素國際標樣採用PDB（美國南卡羅來納州白堊紀Pee Dee組的箭石。

氧同位素國際標樣採用SMOW（標準平均大洋水），在與古溫度有關的碳酸鹽樣品的氧同位素分析中習慣採用PDB 。

硫同位素國際標樣採用CDT（鐵隕石中的隕硫鐵）。