2020, Vol. 44
文章信息
- 王轲, 翟世奎. 2020.
- WANG Ke, ZHAI Shi-kui. 2020.
- 沉积物源判别的地球化学方法
- Geochemical methods for identification of sedimentary provenance
- 海洋科学, 44(12): 132-143
- Marine Sciences, 44(12): 132-143.
- http://dx.doi.org/10.11759/hykx20191115001
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文章历史
- 收稿日期：2019-11-15
- 修回日期：2020-06-08
2. 中国海洋大学 海洋地球科学学院, 山东 青岛 266100
2. College of Marine Geosciences, Ocean University of China, Qingdao 266100, China
沉积物源分析是还原沉积古环境不可或缺的环节, 其研究内容包括物源区地理位置、母岩性质和组合特征以及沉积物的搬运距离和路径等。根据物源分析结果还可以进一步了解物源区的气候条件和构造环境, 为重建古地理环境提供理论依据[1-3]。由于元素在理化性质上的差异, 来自不同物源的沉积物在搬运和沉积过程中会出现不同的地球化学特征响应。沉积物的地球化学特征主要受控于物源和沉积盆地大地构造背景, 其横向和纵向变化特征反映了沉积盆地的沉积环境演化, 这为利用地球化学方法实现物源的精准分析提供了理论基础[2]。
1 常量元素在沉积物源分析中的应用 1.1 判别构造环境早期运用常量元素分析物源的方法是根据沉积物的元素含量差异直接判别物源, 所用的指标包括TiO2、FeO、MnO、MgO、CaO、Na2O、K2O和Al2O3等[4-5]。总体上, 从大洋岛弧、大陆岛弧到活动大陆边缘再到被动大陆边缘, SiO2的质量分数m(SiO2)逐渐增大而m(TiO2)、m(FeO)、m(MnO)、m(MgO)、m(CaO)、m(Na2O)和m(Al2O3)逐渐减小。造成上述变化的主要原因是矿物成熟度的变化, 从岛弧环境到被动大陆边缘, 沉积物中稳定矿物如石英逐渐增多而不稳定矿物如长石逐渐减少[6]。此外, m(Fe2O3)+ m(MgO)、m(TiO2)、m(Al2O3)/m(SiO2)、m(K2O)/m(Na2O)和m(Al2O3)/(m(CaO)+m(Na2O))也可作为判别沉积物源的依据[7-11]。Fe和Ti在海水中的存留时间较短并且具有较低的迁移性[1]; m(TiO2)可以指示石英的富集程度; m(K2O)/m(Na2O)可以指示沉积物中钾长石和云母相对于斜长石的含量; m(Al2O3)/(m(CaO)+ m(Na2O))表示稳定元素与不稳定元素的比值。通常情况下, 从大洋岛弧、大陆岛弧到活动大陆边缘再到被动大陆边缘, m(Fe2O3)+m(MgO)、m(TiO2)和m(Al2O3)/m(SiO2)逐渐减小而m(K2O)/m(Na2O)和m(Al2O3)/(m(CaO)+ m(Na2O))逐渐增大。然而, 构造环境并不是影响常量元素含量的唯一因素, 因而在物源分析时可能造成误判。
1.2 判断源岩类型函数判别法可以根据同一样品中多个元素的含量特征来示踪沉积物源[2, 7, 12], 该方法依据计算公式Fi=aix1+bix2+…+pixp±C。式中, Fi为判别函数, x1, x2, …, xp为各元素(组分)含量, ai, bi, …, pi为各元素判别系数, C为常数。各元素判别系数的大小反映了其在物源分组时的相对重要性。Bhatia等[6]通过分析澳大利亚东部5种砂岩的11种元素进行沉积物源判别, 验证了函数判别法的可靠性。Roser等[13]在应用函数判别法对新西兰4种杂砂岩进行物源分析时提出, 若构造背景已知, 函数判别法可用于区分基性、中性、酸性火山岩物源区和成熟大陆石英质物源区以及样品中的硅质黏土岩和砂岩。应用效果表明函数判别法相对于元素含量分析法能削弱沉积物粒度对物源分析带来的影响。
1.3 表征化学风化程度已有研究表明, 上地壳矿物主要由石英(21%)、斜长石(41%)和钾长石(21%)组成, 其中长石是含量最高的不稳定矿物[14]。因此, 长石的风化是影响上地壳元素迁移的重要因素。在长石的风化过程中, Ca、Na和K通常会首先从长石中析离出来, 因而在风化产物中稳定的Al相对于Ca、Na和K富集。因此, 沉积物中Ca、Na、K和Al的相对含量可以用来表征岩石的化学风化程度。化学蚀变指数(CIA)可以量化物源区硅酸盐矿物的风化程度[9, 14]: CIA=(m(Al2O3)/ (m(Al2O3)+m(CaO)+m(Na2O)+m(K2O)))×100, 式中m(CaO)表示岩石中硅酸盐矿物的m(CaO), 因为碳酸盐和磷酸盐受生物作用的影响明显大于化学风化作用的影响。玄武岩的CIA大约在30~45, 花岗岩在45~55, 未经风化的钠长石、钙长石和钾长石的CIA一般在50左右, 而以黏土矿物为主的页岩的平均CIA可以达到75, 其中高岭石和绿泥石甚至接近100。一般情况下, 沉积物中稳定矿物含量越高意味着受风化程度越高, 具有较高的CIA。值得注意的是, 稳定矿物中重矿物的含量在很大程度上受母岩性质和沉积过程中的动力分选控制, 并且在冰川作用等特殊条件下, 细粒碎屑沉积物可能含有较低的铝土质黏土矿物和较高的未经风化的长石。CIA是表征岩石化学风化的敏感指标, 而化学风化程度可以反演物源区的古气候。Wei等[15]在研究南海北部沉积物时提出, 23 Ma以来该地区沉积物的CIA经历了4次比较大的波动, 并推断早中新世以来中国南部古气候经历了四次冷干-暖湿交替, 同位素和微体古生物的分析结果亦验证了该结论。
由于岩石的风化过程非常复杂, 所以风化过程并不一定朝着理想的方向进行。A-CN-K三角图可以体现实际风化过程与理想状态之间的差异[16-17], 其3个端员分别为Al2O3、CaO+Na2O和K2O。以物源组分估计值为起点在三角图中标出预测趋势线, 即理想的化学风化过程, 而实际测得的样品数据则代表实际风化过程。从图 1中可以看出实际化学风化过程明显偏离了理想趋势, 并可以根据偏离的方式和程度进一步分析影响沉积物化学风化过程的因素。A-CN-K三角图可以标注CIA, 即样品落点处距离CN-K边界的高度。从图 1中可以看出, 预测趋势线和实际趋势线的起点富集斜长石(表示未经风化), 而实际趋势线上端的m(Al2O3)相对较低, 可能是冰川作用形成的未经风化的岩石粉末与铝土质黏土矿物混合所致。
微量元素地球化学对于解释成岩的物理和化学过程具有重要意义, 也为识别不同板块构造体系提供了理论依据。前人基于微量元素特殊的地球化学性质已经建立了诸多沉积物构造背景的判别方法。由于许多物源区因经历强烈的构造运动而受到破坏, 所以利用沉积岩的微量元素特征解释早期的构造运动对于重建物源区的古地理环境具有重要意义。
微量元素在沉积物中的分配受母岩性质、源区风化强度、搬运距离和路径、成岩作用以及沉积环境的综合影响[2, 18]。碎屑岩或沉积物中REE(稀土元素)的含量主要受控于母岩性质, 而风化和成岩作用对沉积岩(物)中REE的再分配影响不大[19], 因此REE相对于其他元素在示踪物源方面具有天然的优势。REE示踪物源的核心思想是利用其在沉积物风化、搬运、沉积和成岩过程中所表现出来的惰性, 将沉积物与潜在物源区的REE作对比, 若两者的特征呈现出比较明显的一致性, 则可以认为沉积物来自该物源区。
REE、Sc、Y、Th和Nb、Ta、Hf、Zr等高场强元素以及部分大离子亲石元素(如Rb、Ga、Cs等)在岩石的风化过程中很不活泼, 容易被碎屑颗粒吸附或结合, 能够随碎屑颗粒进行长距离搬运和沉积, 被视为判断源岩类型及物源区构造背景的有效工具[19-20]。REE以及Th、Sc等元素的迁移性很弱, 沉积物中的相容元素Sc被认为完全来自源岩, m(Sc)/m(Th)(Th为不相容元素)可用于区分长英质组分和镁铁质组分[20]。Zr和Y因其强非迁移性而被认为是良好的物源示踪指标[21]。另外, 上述元素在海水中的含量极低、居留时间短且在海底沉积物中几乎全部来自陆源碎屑, 能够较好地反映物源区的地球化学特征[22-23]。
沉积物在沉积前后都会不同程度地受到同期或后期地质作用的改造, 而且沉积物源本身具有复杂性[24]。垂直的构造作用可以使物源区抬升或凹陷, 同时混入不同年龄的沉积物; 水平的构造作用可使物源区沉积物发生横向位移[1]; 逆冲推覆作用可使古老沉积物覆盖于年轻沉积物之上甚至出露地表[25]。因此, 沉积物源必须结合物源区的构造背景综合分析, 结论应当有构造背景方面的佐证。
微量元素主要通过蛛网图、双变量图和三角图的形式来判别沉积物源区的构造环境。蛛网图中, 微量元素的含量被标准化, 目的是去除奇偶效应的影响以反映样品真实的微量元素分配模式[7, 26]。目前, 不同构造环境下微量元素含量的变化范围主要通过分析大量样品数据来确定。Bhatia等[27]在分析澳大利亚东部砂岩中的微量元素时利用蛛网图总结了大洋岛弧、大陆岛弧、活动大陆边缘和被动大陆边缘的微量元素特征。总体上, 从大洋岛弧到被动大陆边缘, 轻稀土的质量分数m(LREE)和m(Ba)/m(Sr)、m(Rb)/m(Sr)、m(La)/m(Y)、m(Ni)/m(Co)逐渐升高而m(V)、m(Sc)和m(Ba)/m(Rb)、m(K)/m(Th)、m(K)/m(U)逐渐降低。大洋岛弧和大陆岛弧轻微富集LREE且没有出现Eu异常, 活动大陆边缘出现轻微的Eu负异常, 被动大陆边缘则出现明显的Eu负异常和LREE富集。Ce具有+3、+4两种价态的离子, 氧化条件下Ce3+易被氧化为Ce4+而被氧化物胶体吸附沉淀, 使海水呈现Ce亏损; 反之, 还原条件下海水Ce亏损不明显甚至轻微富集。目前, Ce异常是判断古海洋氧化还原环境的常用指标, 在我国内陆及边缘海沉积环境研究中应用十分广泛[28-30]。Eu在斜长石中非常富集, 基性岩常呈现Eu正异常, 酸性岩由于斜长石的析出而呈现Eu负异常, 因此Eu异常常用于区分基性岩和热液流体与酸性岩和陆源物质[31-33]。此外, LREE在风化过程中较HREE(重稀土)不易发生迁移[34], 因此沉积物m(LREE)/m(HREE)可以指示陆源碎屑物质输入的变化情况, 南海西沙岛礁“西科1井”岩心样品的微量元素分析结果也证实了这一观点[35]。
双变量图和三角图的原理基本一致, 首先在图中圈定出不同构造环境下微量元素含量的变化范围, 然后将样品数据投影在图中, 根据落点情况进行物源判定。m(La)-m(Th)、m(Th)-m(Zr)、m(V)-m(Sc)和(m(La)/m(Y))-(m(Sc)/m(Cr))等双变量图以及La-Th-Sc、Th-Sc-Zr和Th-Co-Zr等三角图是区分大洋岛弧、大陆岛弧、活动大陆边缘和被动大陆边缘四种构造环境的有效工具[6, 8, 16, 26]。
上述判别方法已经成为物源和构造背景分析的经典方法并被广泛应用。Shao等[36]应用La-Th-Sc和 Th-Sc-Zr三角图对南海东沙群岛沉积堆积体的物源分析表明, 该区样品均落入台湾样品(岛弧环境)的范围内, 与代表珠江来源的冰后期沉积物样品(大陆边缘)差异较大, 并推断南海北部陆坡高沉积速率堆积体来自南海东北部, 显示了南海北部深海沉积物源的复杂性。Wei等[37]结合南海北部、北部湾、南沙群岛和菲律宾岛弧的样品数据分析了南海的La-Th-Sc元素特征, 阐明了南海东西部的物源差异。南海北部琼东南盆地LS33-1-1岩芯样品的Th-Co-Zr三角图[38]表明, 崖城组地层与相邻的崖三段底部地层所处的构造环境存在明显差异(图 2), 前者落在活动大陆边缘附近而后者落在大洋岛弧附近, 表明琼东南盆地沉积物的物源在渐新世中晚期发生突变, 这与南海的构造演化进入裂陷晚期和岩浆活动强度减弱密切相关。
通常情况下, 从大陆边缘环境到岛弧环境的m(Th)/m(Sc)应趋于减小, 而代表岛弧环境的安第斯山脉前陆的样品却具有与古老上地壳几乎相同的m(Th)/m(Sc), 这是因为在沉积循环和分选过程中该样品富集了来自古老地壳的重矿物[39]。此外, 相似的沉积物其物源可能大不相同, 地球化学方法极大地提高了物源分析的精准度。已有研究表明, 黄土高原和青藏高原都存在黄土沉积, 但La-Th-Sc和 Th-Co-Zr三角图显示两者的物源明显不同[40], 后者的物源为附近河谷和风的短距离搬运沉积, 混合作用较弱, 而前者物源的混合作用较强。Muhs等[41]通过分析西大西洋群岛红土的REE组成, 推断其物源主要来自岛弧区域的火山灰和非洲大陆风尘, 而非传统认识上的本地火成岩和深成岩以及碳酸盐岩的风化残余组分。
3 稳定同位素组成在沉积物源分析中的应用稳定同位素地球化学是研究地球各圈层或天体中稳定同位素的形成、丰度、分布和演化规律的学科, 又可分为放射衰变成因同位素地球化学和非放射性成因同位素地球化学。两者的理论基础基本相同:在地质作用过程中, 在宏观地质体形成的同时还发生了同位素组成的变化, 该变化记录了地质作用发生的时间、过程和条件[42]。但是, 两者的应用领域既相互交叉又各有不同, 前者主要用于地质计时和壳幔物质演化分析, 后者主要用于沉积过程、物源示踪和环境演变等方面的研究。
3.1 Sr、Nd和Pb同位素直接指示物源Sr同位素不会因温度、压力和微生物的作用而发生分馏, 海相碳酸盐岩形成时从海水中获得Sr而不会引起m(87Sr)/m(86Sr)的变化[43]。因此, 同期形成的海相碳酸盐岩具有一致的m(87Sr)/m(86Sr), 能够反映地质历史中海水的m(87Sr)/m(86Sr)的变化[44]。由于Sr在大洋海水中的居留时间(约2×106 a)远长于海水的混合时间(约1 500 a), 在任一时刻全球范围内大洋海水的m(87Sr)/m(86Sr)是一致的[43-44]。因此, 海水的m(87Sr)/m(86Sr)是仅随时间变化的函数, 为全球地层对比提供了科学依据[45-47]。把未知年代海相地层中自生碳酸盐岩的m(87Sr)/m(86Sr)与已建立的地史时期海水的m(87Sr)/m(86Sr)的变化曲线进行对比, 可以获得未知地层的年龄[48-49]。目前, 国内外已有较多的锶同位素地层学研究成果, 时代覆盖了整个显生宙以及前寒武纪的部分时期[45-47, 50]。显生宙以来全球海水m(87Sr)/m(86Sr)存在较大波动, 造成波动的最主要原因是海水Sr源的不断变化。海水的m(87Sr)/m(86Sr)主要受壳源和幔源两个物源的控制:壳源锶主要由风化的陆源碎屑物提供, 其平均m(87Sr)/m(86Sr)为0.720左右; 幔源锶主要由岩浆和海底热液系统提供, 其平均m(87Sr)/m(86Sr)约为0.704[43, 51-53]。陆地风化物质会随大气和地表径流进入海洋, 地幔物质会通过岩浆和热液活动进入海洋, 从而改变海水的m(87Sr)/m(86Sr)。气候变化、洋底构造作用、海底热液系统的变化、造山事件、冰川活动、海平面变化以及全球性的构造运动和灾变性事件等重大地质事件都会影响海洋的Sr源, 从而造成海洋m(87Sr)/m(86Sr)发生变化[54-56]。因此, 海相沉积物的87Sr/86Sr变化曲线能够反映上述地质事件, 进而为沉积物源区(幔源和壳源)的贡献、古环境演变以及地层划分和对比等提供重要依据。苏晓云等[32]利用黄土高原洛川剖面黄土-古土壤的m(87Sr)/m(86Sr)对海水m(87Sr)/m(86Sr)变化的影响因素进行了定量分析, 结果表明海底玄武岩的热液蚀变输入在引起海水m(87Sr)/m(86Sr)变化方面发挥着与河流输入同等重要的作用。Bi等[57]在分析西科1井岩芯碳酸盐岩的m(87Sr)/m(86Sr)变化时提出, 新近纪以来南海海水m(87Sr)/m(86Sr)的变化过程大致可以分为3个阶段(图 3): 21.6~13.6 Ma为南海海水m(87Sr)/m(86Sr)的波动快速上升阶段; 13.6~5.7 Ma为m(87Sr)/m(86Sr)平稳上升阶段, 波动幅度较小, 上升趋势明显; 5.7 Ma以来为m(87Sr)/m(86Sr)剧烈波动阶段, 上升趋势渐缓, 出现最(极)大值。青藏高原隆升速率与琼东南盆地堆积速率之间良好的对应关系(图 3)表明, 新近纪以来青藏高原隆升所形成的风化剥蚀产物是南海沉积盆地的重要物源。虽然青藏高原隆升速率曲线与西科1井岩芯碳酸盐岩m(87Sr)/m(86Sr)曲线变化趋势一致, 但是两者在时间上却不吻合, 这既证明了m(87Sr)/m(86Sr)可以反映物源输入的变化, 又说明海相碳酸盐岩的m(87Sr)/m(86Sr)对物源输入变化的响应存在一定的滞后性。
Nd在海水中的居留时间很短并且含量极低, 因此沉积岩(物)中Nd的丰度基本与源岩一致[49]。McLennan等[48]总结了Nd同位素地球化学在限制沉积物源年龄和重建沉积古环境方面的优势, 弥补了岩石学方法分析物源的缺陷。由于陆源碎屑沉积物是剥蚀区出露岩石的风化产物, 而出露岩石的年龄不尽相同, 沉积物的Nd同位素模式年龄是年轻幔源物质与古老陆壳碎屑的平均年龄[49]。Mondal等[61]通过分析印度西北部花岗岩的Nd模式年龄提出, 岩层中富钾花岗岩可能是由不均一的古老地壳重融形成。Pinarelli等[62]在分析意大利瓦尔卡诺火山硫化物时指出, Sr-Nd-Pb同位素比值的显著变化是地壳在浅层岩浆房中同化所致。在地球分异过程中, 地壳中Nd的富集程度大于Sm, 因而地壳中143Nd含量(由147Sm衰变产生)的增速小于地幔中143Nd含量(由147Sm衰变产生)的增速, 壳源Nd比幔源Nd具有更低的m(143Nd)/m(144 Nd)[63], 这与m(87Sr)/m(86Sr)特征相反, 因此二者在沉积物源分析中通常互为佐证。由于Nd在海水中的居留时间短于海水的混合时间, 因此在垂直剖面上和不同海盆之间的Nd同位素均有明显差异[64-65]。邵磊等[66]在分析南海北部陆源沉积物时发现, 以伶仃洋-东沙岛连线为界, Nd同位素呈现东北高、西南低的特征, 揭示了南海北部沉积物的多源性。Wei等[37]根据(m(87Sr)/m(86Sr))-εNd双变量图对南海沉积物样品的物源进行圈定, 结果亦显示南海物源的复杂性(εNd为样品m(143Nd)/m(144 Nd)相对于均一岩浆库m(143Nd)/m(144Nd)的偏差值)。Weldeab等[34]根据尼罗河沉积物(高εNd, 低m(87Sr)/m(86Sr))和意大利东南部克里特岛附近沉积物(低εNd, 高m(87Sr)/m(86Sr))的Sr、Nd同位素组成特征, 利用(m(87Sr)/m(86Sr))-εNd双变量图分析了两者对东地中海沉积物源的贡献程度。郑力等[67]通过比较中国东部黄土与中国西北部黄土高原的Sr-Nd同位素特征, 认为中国东部的黄土物质极有可能来自附近的干旱区, 而非来自黄土高原的风尘沉积, 具有明显的近源性。杨守业等[68]利用REE和Nd同位素组成分析结果研究了上新世以来长江三角洲地区沉积物的物源变化, 结果表明上新统沉积物与第四系沉积物的来源明显不同, 前者主要来自长江中下游地区, 后者则延伸至更广泛的长江上游地区。
自然界中的Pb存在204Pb、206Pb、207Pb和208Pb四种稳定同位素, 其中只有204Pb尚未被发现有放射性母体, 因此利用Pb同位素进行沉积物源分析的基本思路通常是通过比较研究区和潜在物源区的Pb同位素组成(m(206Pb)/m(204Pb), m(207Pb)/m(204Pb), m(208Pb)/m(204Pb)等)直接判断物源[69], 这与Nd同位素和87Sr/86Sr-εNd双变量图分析物源的基本思路十分相似。另外, 沉积物碎屑锆石U-Pb年龄也常被用于河流[70]及海洋[71]沉积物的物源分析, 其基本思路是将研究区沉积物碎屑锆石U-Pb年龄谱图与潜在物源区沉积物碎屑锆石U-Pb年龄谱图做对比, 年龄组合特征越相似表明后者为前者的物源的可能性越大。需要注意的是, 实际上许多不同的物源区具有相似甚至重叠的锆石U-Pb年龄谱或(m(87Sr)/m(86Sr))- εNd变化范围, 单一的碎屑锆石U-Pb年龄谱图或(m(87Sr)/m(86Sr))-εNd双变量图并不一定能将所有物源完全区分[72]。因此, 将各种同位素沉积物源分析方法与岩石学、矿物学等其他物源分析方法相结合进行物源分析是十分必要的。
以多种同位素为参数的二端员混合方程能够定量的分析两个端员对于沉积物的同位素比值的贡献度[73]: RM=(RAXAfA+RBXBfB)/(XAfA+XBfB), 式中: RM代表混合物的同位素比值, RA、RB分别代表端员A和端员B的同位素比值, XA、XB分别代表端员A和端员B的相应元素含量, fA、fB分别代表端员A和端员B的混合比例。Sr、Nd同位素是二端员混合方程的常用参数, 二者通常互为佐证共同揭示沉积物源的变化情况。Jamieson等[74]在研究热液喷口沉积物的形成条件时, 分别测得热液和海水两个端员的m(Sr)和m(87Sr)/m(86Sr)以及沉积物中重晶石的m(87Sr)/m(86Sr), 利用二端员混合方程计算两个端员的混合比例, 量化了热液和海水两种物源对于重晶石m(87Sr)/m(86Sr)的贡献。孟宪伟等[35]利用Sr同位素二端员混合方程对冲绳海槽表层沉积物进行了物源的定量分析, 结果表明沉积物总体呈现中国大陆硅酸盐物质和海槽火山碎屑的二端员混合特征, 并且由西向东、由南向北陆源物质所占比例逐渐减小。Tütken等[75]利用以Sr同位素和Nd同位素为参数的二端员混合方程定量地分析了挪威北部北极地区海洋沉积物在冰期和间冰期的物源输入情况。如前所述, 海洋沉积物的m(87Sr)/m(86Sr)是壳源锶和幔源锶混合的结果, 两者的混合比例可以反映地史时期的物源输入情况。当研究由自生矿物和陆源碎屑矿物组成的海洋沉积物时, 尽管自生矿物的m(87Sr)/m(86Sr)通常比陆源碎屑矿物低, 但自生矿物中的Sr含量可以达到陆源碎屑矿物的8倍以上[76-77]。因此, 在计算混合比例时, 两个端员的Sr含量不可忽视。
3.2 C、O同位素间接指示物源生物碎屑碳酸盐中的δ13C可以反演古气候, 而古气候的变化将直接影响海平面变化、生物活动以及陆源物质输入的通量。因此, 生物碎屑碳酸盐中的δ13C能够在一定程度上反映物源的变化情况[78-79]。沉积时有机碳的氧化与相对埋藏量被认为是影响生物碎屑碳酸盐δ13C的最重要因素[80]。影响有机碳相对埋藏量的直接原因主要有生物活动、海平面变化和气候剧变。生物体和大气中相对富集12C而海水中富集13C, 同时期的海水与形成于海水的生物碎屑碳酸盐具有一致的δ13C。在温暖气候条件下, 光合作用增强, 生物大量繁殖, 导致海水的δ13C升高, 同时冰川融化使海平面上升, 有机碳加速埋藏, 因此生物碎屑碳酸盐的δ13C升高大致对应温暖气候; 反之, 生物碎屑碳酸盐的δ13C降低大致对应寒冷气候[81-82]。气候剧变可能会给海洋生物特别是狭温生物带来灾难性的影响, 进而影响古生产力, 生物碎屑碳酸盐表现为δ13C降低。
δ18O受温度影响较大, 冰盖中往往富集16O。冰期时, 冰盖面积增大导致海平面下降和海水盐度升高, 16O被圈闭在冰盖中, 造成海水δ18O增大; 间冰期时, 冰川大规模消融导致海平面上升和海水盐度降低, 16O从冰盖中释放出来, 造成海水δ18O降低[83-84]。因此生物碎屑碳酸盐的δ18O也可以在一定程度上反演古气候的变化。Jian等[85]对南海有孔虫壳体δ18O的研究表明, 在过去的13 ka里, 两个δ18O急剧下降的时间点(12.05 ka BP和7.7 ka BP)与地质历史中暖期的时间点相吻合。然而, 碳酸盐岩的δ18O易受后期构造、热液及大气降水等作用的影响, 古老地层的δ18O指示意义一般较差[80]。石英作为广泛存在于岩石和沉积物的常见矿物, 具有硬度大和化学性质稳定的特征。侯圣山等[63]通过对黄土高原7.0 MaBP以来的黄土-红黏土堆积的石英氧同位素分析发现, 石英的δ18O在没有发生重结晶的情况下几乎不受风化、剥蚀、搬运和沉积等表生作用的影响, 并且与石英粒度和其母岩形成时的温度常呈反比关系, 如低温形成的沉积岩的石英δ18O通常比高温形成的火成岩的石英δ18O高。因此, 相同粒径范围石英的δ18O能够在一定程度上反映物源。目前, 石英δ18O已被广泛应用于河流[67]、沙漠[68]、黄土[86]和风尘[69]等沉积物的物源分析以及陆海源汇效应的研究。值得注意的是, 变质石英δ18O的变化范围与岩浆石英和沉积自生石英的δ18O变化范围多有重叠, 因此石英δ18O对于形成条件复杂的变质石英的区分度较差[70]。另外, 石英δ18O不能区分形成条件相同但形成时代不同的岩石或沉积物, 因此在应用石英δ18O进行物源分析时应特别谨慎。
4 讨论沉积物源追踪(分析)和沉积古环境恢复是沉积盆地分析的基础, 可为盆地的发展演化和沉积充填提供重要的科学依据, 同时也是区域地层对比和油气储层预测中最基础性的工作, 在油气资源勘探中意义重大。物源分析主要是回答3个问题:沉积物来自什么地方(地理位置)?沉积物来源于什么性质的地质体(岩石类型)?沉积物搬运的途径(沉积动力及其影响因素)?尽管海洋沉积物复杂多变, 但主体包括陆源和自生(生物和化学)沉积两大部分。对于陆源物质我们关心的是来自哪里和沉积方式?对于自生沉积我们关心的是所反映的沉积环境。
地球是由化学元素组成的。在地球系统的各种地质作用形成宏观地质体的同时, 无不伴随着元素的再分配过程。因此, 元素的地球化学特征记录了地质作用发生的时间(同位素)、过程(元素的含量及特征比值变化)和结果(元素的富集和亏损)。因此, 地球化学特征是地质作用过程的“指纹”。不同的沉积物类型其元素组成不同, 这是物源追踪和古环境恢复的基础。
尽管在沉积物的风化和搬运过程中会经历各种改造和元素交换, 但是陆源碎屑沉积总体上仍继承了源区的性质, 特别是在风化、搬运和成岩过程中相对不易迁移的组分(如REE和Sc、Zr等微量元素), 这为物源判别提供了基础。常量组分主要用来判断物源区的主要岩石类型和构造背景等, 部分指标可以指示环境。微量、稀土元素主要被用于细粒沉积物的源区及构造背景判定, 因为其中有些元素(如Zr、Th、Sc和Y等)在风化搬运过程中显示出极强的惰性, 又极易被胶体离子吸附而快速进入到细粒沉积物中。REE的分配模式从源区到沉积区基本不会发生大的变化。REE及某些微量元素的比值在沉积和变质作用过程中也具有较强的惰性(稳定)。因此, 沉积物中的上述元素是母岩地球化学特征的良好指示剂。源于不同构造环境的碎屑沉积具有不同的微量元素含量和比值特征, 被广泛用于沉积盆地物源区构造环境的判别。
海洋沉积物中的矿物年龄(常用的碎屑锆石年龄)是判断物源的重要指标, 一是可以直接指示物源地质体, 二是可以说明物源地质体的性质, 三是可以说明物源的大体范围。
海洋沉积物源分析的地球化学等方法有很多种, 更有多种物源判别的指标和方法仍在探索和完善之中。每种方法都有各自的适用对象和针对的科学问题。因此, 在利用地球化学指标分析沉积物源时应当充分考虑各种方法的适用性, 有时需要多种方法的相互佐证。
5 结论1) 常量元素的含量和比值特征可以判别构造环境和源岩类型。CIA可以指示沉积物的化学风化程度, A-CN-K三角图则可以体现实际风化过程与理想状态之间的差异。
2) 依据微量元素的判别图解可以区分物源区大的构造环境, 其中以蛛网图、双变量图和三角图最为有效。Ce异常是判断古海洋氧化还原环境的常用指标, Eu异常常用于区分基性岩和热液流体与酸性岩和陆源物质。
3) 沉积物的m(87Sr)/m(86Sr)可用于划分全球沉积地层和指示区域性或全球性的地质事件。对比Nd同位素模式年龄和沉积年龄, 可以判断沉积物是以幔源物质为主还是以古老地壳的碎屑为主。m(87Sr)/ m(86Sr)与εNd相结合可以大致圈定物源区。二端员混合方程能够量化两个端员对于沉积物的贡献度。生物碎屑碳酸盐的δ13C可以揭示古生产力的变化情况, δ18O能够反映冰川的凝聚与消融, 二者均可以反演古气候的变化。石英δ18O对于河流、沙漠、黄土和风尘等沉积物的物源分析以及陆海源汇效应的研究具有重要意义。
4) 在利用地球化学指标分析沉积物源时应当充分考虑各种方法的适用性, 有时需要多种方法的相互佐证。
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