無機地球化學指標在古鹽度恢復中的應用及展望

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(1. 山東科技大學 山東省沉積成礦作用與沉積礦產重點實驗室，山東 青島 266590；2.山東省地質科學研究院 國土資源部金礦成礦過程與資源利用重點實驗室，山東省金屬礦產成礦地質過程與資源利用重點實驗室，山東 濟南 250013；3.現(xiàn)代古生物學和地層學國家重點實驗室(中國科學院南京地質古生物研究所)，江蘇 南京 210008)

無機地球化學指標在古鹽度恢復中的應用及展望

毛光周1,2,3，劉曉通1，2，安鵬瑞1，孟令強1，楊鋒杰1,3，陳雷1,3

(1. 山東科技大學 山東省沉積成礦作用與沉積礦產重點實驗室，山東 青島 266590；2.山東省地質科學研究院 國土資源部金礦成礦過程與資源利用重點實驗室，山東省金屬礦產成礦地質過程與資源利用重點實驗室，山東 濟南 250013；3.現(xiàn)代古生物學和地層學國家重點實驗室(中國科學院南京地質古生物研究所)，江蘇 南京 210008)

古鹽度是古環(huán)境研究中的熱點問題之一，無機地球化學指標在古鹽度的恢復中起著重要的作用。本文通過對沉積磷酸鹽法、硼元素法、同位素法、稀有氣體元素法、元素比值法、Na+濃度法進行歸納與總結，結合地質實際，簡述各方法在古鹽度重建中的應用及注意事項，并根據(jù)各方法的研究現(xiàn)狀及局限性，對無機地球化學方法的發(fā)展作出展望，為海陸相劃分、古環(huán)境恢復以及新方法的探索等提供參考。

同位素；元素比值；古鹽度；沉積環(huán)境；地球化學

古鹽度恢復對于了解古環(huán)境的形成與演變、劃分海陸沉積環(huán)境、研究礦產資源的儲存與富集都具有重要意義[1-5]。而不同鹽度條件形成沉積物的元素分配及其同位素的組成差異使得無機地球化學指標成為古鹽度恢復的重要方法與手段[5-7]。孫順才[8]通過沉積磷酸鹽法對高郵凹陷的古鹽度進行探討，認為該方法有助于區(qū)分海陸相地層，但受沉積環(huán)境影響較大。許璟等[9]利用Adams和Couch古鹽度計算公式、Walker相當硼判定法及鍶鋇比值法定量-半定量地分析了塔里木盆地不同地區(qū)石炭系泥巖沉積時的古鹽度特征，并對沉積環(huán)境演化進行分析。Yang等[10]利用介形綱動物殼體的微量元素比值對西藏納木錯湖近12 000 a古鹽度進行了研究，其中Mg/Ca、Sr/Ca指標在研究區(qū)具有較強的適用性。黃云飛等[11]利用硼元素法、鍶鋇比值、硼鎵比值等對準噶爾盆地瑪湖下三疊統(tǒng)百口泉組古鹽度進行了恢復，認為當時的水體環(huán)境為淡水-微咸水環(huán)境。

無機地球化學指標類型多樣，前人對各指標進行過總結，但往往較為籠統(tǒng)地介紹指標類型及判別意義，忽略對其適用的地質背景、具體方法、影響因素以及校正方式等的闡述[12-13]。為此，本文結合地質背景，闡述不同指標的應用條件、注意事項及展望，以期為不同沉積環(huán)境、不同地史時期的古鹽度恢復工作尋找較為合理的方法。

1 沉積磷酸鹽法

在海相和非海相沉積物中，都含有一定量的磷酸鹽礦物。Nelson[14]通過對美國海灣、海槽、河口三角洲現(xiàn)代沉積物的研究，總結出古鹽度的計算公式：

Fcap=0.09±0.026Sp。

(1)

其中：Fcap為磷酸鈣比值(Fcap(磷酸鈣組分)=磷酸鈣/(磷酸鐵+磷酸鈣))；Sp為古鹽度，單位‰。

該公式適用于海陸相地層鹽度的劃分，為沉積相的研究提供某些定性或定量標志[15]。藍先洪等[16]通過對國內外現(xiàn)代和古代湖相和海相沉積磷酸鹽的Fcap以及相應的鹽度值比較發(fā)現(xiàn)，F(xiàn)cap與鹽度呈正相關關系，F(xiàn)cap<0.4為陸相，F(xiàn)cap>0.80為海相[16]。張翔等[17]利用該方法對鄂爾多斯盆地西部石千峰組Fcap進行計算(表1)，其值為0.008 6～0.816 7，平均0.183，認為該區(qū)沉積時的水體環(huán)境為淡水-微咸水，與其他指標的判定結果基本一致。

該方法的局限性：①分析的樣品不能混有碎屑含磷雜質，因此河流和河口沉積物樣品不適于該方法[15]；②CaPO4在成巖階段相對富集，而磷酸鐵在有H2S存在的還原環(huán)境中，常轉變?yōu)镕eS2，這使得計算出的鹽度高于真實值[18]。

表1 鄂爾多斯盆地西部石千峰組Fcap值[17]Tab.1 The Fcap values of Shiqianfeng formation in Western Ordos basin

2 硼元素法

硼元素對鹽度的變化反應靈敏，可以利用硼元素進行古鹽度分析，主要有以下3種方法：

2.1 Walker法

Walker等[19]認為，相當硼含量可用于劃分鹽度區(qū)間(劃分標準見表2)，其計算公式為：

相當硼含量=8.5×吸附硼含量/樣品K2O百分含量

(2)

硼、鉀換算曲線見圖1。

Walker方法適用鹽度范圍廣[20]，但樣品僅限于成分簡單、以伊利石為主的泥巖樣品[11]。

2.2 Adams法

Admas[21]通過大量分析，得到計算古鹽度的回歸方程：

Y=0.097 7X-7.043。

(3)

其中：Y為水介質的古鹽度，單位‰；X為粘土巖中的相當硼含量，×10-6。

Adams方法適用鹽度范圍較廣(16‰～33‰)，但未考慮粘土礦物的多樣性，僅適用于粘土礦物較為單一，以伊利石為主的樣品[22]。

2.3 Couch法

佛倫德奇吸收方程表明，粘土礦物從水體中吸收的硼元素含量與古水體的鹽度呈雙對數(shù)關系，即：

lgB=C1lgS+C2。

(4)

其中：B為吸收硼含量，單位為10-6；S為鹽度，單位為‰；C1和C2是常數(shù)。

Couch[23]根據(jù)佛倫德奇吸收方程得出如下方程：

Sp=lgB*-0.11，

(5)

其中：B*為“較正B”含量，‰。計算古鹽度時需換算成10-6。

考慮到粘土礦物對硼的吸附作用，Couch提出了新的“校正硼”的公式：

Bk=Bt/(4Xi+2Xm+Xk) 。

(6)

其中：Sp為古鹽度；Bk為高嶺石吸附的硼含量；Bt為粘土礦物吸收硼總量；Xi、Xm、Xk分別為伊利石、蒙脫石、高嶺石百分數(shù)。

Couch方法適用于鹽度變化范圍較廣(1‰～35‰)，粘土礦物成分復雜的泥巖樣品[23]。

表2 相當硼含量判別古鹽度標準[19]Tab.2 Standard of EBC for distinction of palaeosalinity

圖1 計算相當硼含量偏離曲線[19]Fig.1 Departure curves for computed equivalentboron

在運用硼元素法時，一定要先確認樣品的礦物成分，根據(jù)礦物組成確定具體的方法，前人[2,11,24]研究成果表明，Couch公式不僅可以排除非粘土礦物的影響，而且考慮了多種粘土礦物的存在及其吸附能力的差別，古鹽度適用范圍較廣，因此Couch法計算的古鹽度較為準確。陳洪德等[2]利用Couch法對鄂爾多斯山西組古鹽度進行計算，發(fā)現(xiàn)太原組-石盒子組底部鹽度具有明顯降低的趨勢，且在山1段與山2段存在明顯的古鹽度旋回，表明該時期存在兩個較大級次的海侵-海退旋回，且山1期的海侵規(guī)模較山2期有所減小。

3 同位素法

同位素的分餾作用與鹽度之間存在一定相關關系[25]。目前利用同位素恢復古鹽度的方法主要有硼同位素法、碳氧同位素法、鍶同位素法等。

3.1 硼同位素

通常情況下，把11B/10B比值作為硼同位素的表征，在進行古鹽度推測時，常采用δ11B指標，其計算公式為[26]:

δ11B(‰)=[(11B/10B)樣品/(11B/10B)標準-1]×1 000。

(7)

其中，(11B/10B)標準為美國國家標準局(National Institute of Standards and Technology,NIST)推薦的SRM951硼酸樣品11B/10B，該比值為4.0436 2±0.001 37。

對于蒸發(fā)成因的硼酸鹽，海相硼酸鹽δ11B=+18‰～+32‰，平均+25‰，陸相硼酸鹽硼同位素組成變化較大，δ11B值為-31‰～+10‰,平均-4‰[26],非海相與海相蒸發(fā)巖δ11B值的顯著差可用來判別其沉積環(huán)境[27]。根據(jù)前人研究結果，Xiao等[27]認為負的δ11B值通常表征非海相蒸發(fā)沉積，而正δ11B值則表征鹵水沉積和海相蒸發(fā)沉積。雖然硼同位素在海洋古Ph重建方面被廣泛應用[28-29],但在古鹽度恢復方面，目前尚未找到理想方法，部分學者[30-32]采用將研究區(qū)樣品δ11B值與前人所測不同環(huán)境沉積巖的δ11B值進行比較的方法，推測當時的沉積環(huán)境。唐啟亮等[31]對比了老撾龍湖礦區(qū)δ11B值與不同硼源的δ11B值，發(fā)現(xiàn)研究區(qū)δ11B值介于海水與陸相地下水之間(圖2)，推測其為半咸水沉積環(huán)境。

圖2 不同硼源的δ11B值[31]Fig.2 The values of δ11B from different sources

3.2 碳氧同位素

Keith和Weber[33]根據(jù)數(shù)百個侏羅紀以來沉積的海相灰?guī)r和淡水灰?guī)r的同位素數(shù)據(jù)，提出同位素系數(shù)(Z)的經(jīng)驗公式:

Z=2.048(δ13C+50) + 0.498(δ18O+50)。

(8)

若Z>120，則為海相灰?guī)r；若Z<120，則為淡水灰?guī)r(湖相碳酸巖)。

碳同位素也可用于古鹽度的恢復：淡水沉積物δ13C(‰)在-5‰～15‰范圍內；海相灰?guī)rδ13C在-5‰～5‰范圍內[34]。

也可單獨利用氧同位素進行古鹽度的定量恢復：陳萍等[35]利用有孔蟲殼體氧同位素值δ18OF與SSTMg/Ca求出海水氧同位素背景值δ18Ow，利用Rostek等[36]計算出的北印度洋δ18Ow古鹽度的線性關系式對東北印度洋260 Ka以來的古鹽度進行恢復，Rogers[37]也利用該方法重建了澳大利亞西部近35 Ka的海水古鹽度。但該方法適用鹽度范圍小，且δ18Ow與古鹽度的相關性也因研究區(qū)的不同而存在差異，運用時需建立該研究區(qū)δ18Ow與古鹽度的關系方程。

值得注意的是，由于較老巖層(侏羅紀之前)多經(jīng)受了較強的成巖作用，致使原生沉積物的δ13C、δ18O發(fā)生了改變[14,38]，其中，碳酸鹽中氧同位素對沉積期后的變化最敏感，這就降低了其指示古鹽度的準確性，而對中新生代碳酸鹽巖而言，該類方法常常是有效的[38]，因此，在運用時，應注意碳酸鹽巖的形成時代及其對古環(huán)境原始信息保存的完好性。碳酸鹽巖對古環(huán)境原始信息的保存性檢驗常采用以下方法：①當Mn/Sr<10(更嚴格的標準：Mn/Sr<2～3)時，表明碳酸鹽巖保留了原始碳同位素組成[39]；②當δ18O<-5‰時，已經(jīng)遭受沉積期后蝕變；當δ18O<-10‰時，數(shù)據(jù)已不能使用[38,40]；③δ13C、δ18O不具明顯的相關性，則巖石基本未受到成巖作用的影響[25]。

3.3 鍶同位素

假設混合水體僅為淡水與海水的混合，且沉積時混合水體的組分與現(xiàn)今的組分相似，那么便可以利用鍶同位素進行古鹽度的恢復[41-42]。根據(jù)混合水體中殼體或碳酸鹽巖的87Sr/86Sr比值就可定量求出混合水體的(古)鹽度或哪種水體占主導地位，來進行(古)沉積環(huán)境的判別[37]。目前有以下2種傳統(tǒng)方法：

①利用87Sr/86Sr—鹽度關系圖或混合水體的εSr—鹽度關系圖，投點求得古鹽度及其變化[42-43]。

②通過河水端元的Sr含量、εsr比值以及樣品的Sr含量先求出(古)海水端元占混合水體的比例X(X=1%，2%……100%),再利用公式SSr=35‰X計算出古鹽度[36](X值求法及公式推導詳見文獻[42])。

Widerlund等[42]測定了波羅的海海水端元的87Sr/86Sr和Sr含量，并計算或測量了次級盆地河水端元的Sr含量及εsr，繪制混合水體εSr—Ssr關系圖(圖3)，并通過軟體動物殼體半化石的87Sr/86Sr和εSr，與14C定年結合，得到Bothnian 灣和Bothnian 海在6 500～3 000 cal. B.P.的古鹽度變化(圖4)。此外，Jan等[44-45]根據(jù)鯊魚牙齒化石的87Sr/86Sr與δ18OP的關系對古鹽度進行了定性恢復。需要注意的是成巖作用可能會使碳酸鹽巖或生物殼體的87Sr/86Sr發(fā)生較大偏差，測試前需判斷成巖作用對樣品的影響[42,44]。

圖3 波羅的海主要次級盆地鍶同位素—古鹽度曲線[42]Fig. 3 Strontium isotope data () vs. SalinitySrfor the major Baltic sub-basins

圖4 古鹽度—軟體動物殼體化石校正14C年齡投點圖[42]Fig. 4 Calculated palaeosalinities (SalinitySr) vs. calibrated14C ageranges (2σ) for subfossil mollusc shells

4 稀有氣體法

水中稀有氣體的濃度取決于水中氣體與大氣交換時的物理條件(水溫、氣壓、鹽度)。與空氣分離之后，水中稀有氣體的濃度基本保持不變，從而較好地保存了水體與大氣最后一次接觸的物理條件，因此利用稀有氣體可以對古環(huán)境進行重建[46-47]。由于放射性成因的He元素存在，使得水中He濃度無法真實地反應水體與大氣最后一次接觸時的物理條件，因此在古鹽度重建中He并不能得到有效的應用。除了元素He以外，地下水所含的其他稀有氣體主要有2個來源：①平衡狀態(tài)下溶解于水中的稀有氣體；②過量空氣的補充[47]。因此，稀有氣體的濃度可描述為：

Ci, m=Ci,eq+Ci,ex

(9)

其中，i為 Ne, Ar, Kr, Xe;Ci, m表示實測稀有氣體的濃度(以摩爾濃度計，下同)；Ci,eq表示平衡時的稀有氣體濃度；Ci,ex表示過量氣體濃度。

在封閉的地下水體系中，稀有氣體濃度的非線性方程可表示為：

Ci, m(T,S,P,A,M)=Ci,ep(T,S,P)+(1-F)AZi/(1+FAZi/Ci,m)

(10)

圖5 稀有氣體古鹽度與實測孔隙水古鹽度[47]Fig. 5 Inferred noble-gas salinities (NGSs) and measured pore water salinities

其中，F(xiàn)為過剩氣體的分餾參數(shù)；Ci,ep(T,S,P)表示在某溫度、鹽度、大氣壓下潮濕空氣的稀有氣體平衡濃度；A表示單位水體中溶解的干燥氣體初始量；Zi表示干燥空氣中稀有氣體i的濃度。詳細推導過程見文獻[48-49]。理論上，根據(jù)海水(或NaCl為主的水體)沉積物中處于封閉狀態(tài)的稀有氣體的濃度，利用式(10)便可計算出某一時期的古鹽度[48-49]。然而，由于每一種稀有氣體的實測濃度存在誤差，受誤差傳遞影響較大，如需考慮3個及以上變量時，采用加權最小二乘法可以減小誤差的影響，獲得較準確的結果[47,50-51](計算方法詳見[50])。

表3 比值法的古鹽度判別Tab.3 Distinctions of ratios on palaeosalinity

5 元素比值法

元素的比值可指示古鹽度環(huán)境，在古環(huán)境研究中得到了廣泛的應用[55-58]。CaO/(CaO+Fe)、(MgO/Al2O3)×100、B/Ga、Sr/Ba、Rb/K、K/Na是常用的定性判別指標，各指標的劃分標準見表3。

值得注意的是，Sr/Ba、B/Ga反映的是沉積介質鹽度的變化，在咸化的陸相沉積環(huán)境中可具有很高比值，不能直接作為海陸相劃分的標志[55,58]，因此在利用其區(qū)別海侵時應非常謹慎[11,58]，需結合礦物巖石標志、古生物標志、沉積相標志等綜合分析[60]。此外，也可以利用介殼類殼體的元素比值定量模擬湖水古鹽度，其公式為[61]：

S=[([M2+]/[Ca2+])介殼/KD(M2+)-B]/A；

(11)

其中，S為湖水鹽度，A、B為常數(shù)，可根據(jù)現(xiàn)代湖水Sr2+、Ca2+含量與鹽度的測定獲得。KD(M2+)=([M2+]/[Ca2+])介殼/[M2+]/[Ca2+])宿生水，M2+指所涉及的微量元素，通常為Mg2+、Sr2+等，[M2+]/[Ca2+]為摩爾濃度比。

該方法在湖泊沉積物分析中較為常用，如曹建廷等[62]利用現(xiàn)生介形蟲Limnocytherecf.inopinata與湖水的Sr/Ca比值分析得出KD平均值為1.064，又根據(jù)岱海不同地點采集水樣湖水鹽度(S)與湖水Sr/Ca比值，模擬建立岱海湖水鹽度與湖水Sr/Ca比值函數(shù)關系式：

S=0.370 151×[N(Sr)/N(Ca)]×103+1.441 71，R2=0.996。

(12)

利用公式(12)，根據(jù)不同深度該介形類殼體的Sr/Ca比值，重現(xiàn)了近800 a來不同沉積環(huán)境的湖水鹽度變化(圖6)[62]。但[M2+]/[Ca2+]法在應用時易受到形成的文石、介殼種屬及連續(xù)性的影響[55,57]，因此選樣時，要選擇文石含量低、貧營養(yǎng)化水體環(huán)境中形成的殼體，且殼體的連續(xù)性好并屬于同一個種屬[61,63]。一般而言，[Mg2+]/[Ca2+]法在應用時較為容易，更為可靠[61,63]，另有研究發(fā)現(xiàn),介殼類殼體的[Ba2+]/[Ca2+]與古鹽度高度相關，可能是一種更為理想的指標[64]。另外，還需注意，在鹽度極高(鹽度>10%[60])或極低時，殼體的[M2+]/[Ca2+]與鹽度的相關性并不穩(wěn)定，反應的古鹽度信息可能會出現(xiàn)較大偏差[65-66]。

利用浮游有孔蟲殼體的Ba2+/Ca2+(摩爾濃度比值)也可進行表層海水古鹽度(SSS)的定量重建[67]。該方法原理與利用介形蟲殼體恢復湖水古鹽度一致。王倩等[68]通過建立G.rubber殼體的Ba2+/Ca2+與SSS的關系方程，重現(xiàn)了近4 099 a亞馬遜沖積扇西部海域的古鹽度變化(圖7)。

6 Na+濃度法

研究表明，自顯生宙以來，海水中Na+濃度并沒有發(fā)生明顯改變[69]，保存完好的碳酸鹽類殼體化石中Na+濃度可能與現(xiàn)代貝殼的Na+濃度基本相同，成巖作用對其濃度的影響微乎其微[70]，而且Na+濃度與Sr2+濃度呈較好的正相關關系，因此，可以根據(jù)Na+濃度定性恢復古鹽度[70]。Genevive等[70]通過對海相與非海相軟體動物殼體化石中的Na+濃度研究發(fā)現(xiàn)，Na+濃度<2 000 ppm時，指示非海相沉積；>2 000 ppm時，指示海相沉積。目前該方法有待進一步完善和發(fā)展。

圖6 近800年來的岱海湖水鹽度定量復原[62]Fig. 6 The quantitative reconstruction of palaeosalinity of Daihai lake water during the last 800 years

圖7 近4 099 a B P亞馬遜沖積扇海域表層海水的古鹽度變化[68]Fig.7 Changes in palaeosalinity of surface ocean water over the Amazon fan during 4 099 a B P

7 關于無機地球化學方法的幾點認識

沉積巖的無機地球化學特征可較為直觀地反映古鹽度變化，對古鹽度進行定性或定量分析，受不同沉積環(huán)境的影響，化學元素的遷移與富集規(guī)律不同，元素的賦存狀態(tài)存在差異。因此，運用時須從地質實際出發(fā)，尋求理想的判別指標。本文通過對國內外研究方法分析，得出以下認識：

1)沉積磷酸鹽法可為海陸地層鹽度的劃分提供定性或定量分析，但分析樣品須為泥巖，不適用于水動力較強的沉積環(huán)境。

2)硼元素法主要有Walker法、Adams法、Couch法，適用于不同組分的泥巖樣品，運用時需對樣品成份進行確定，Couch法考慮了多種粘土礦物的影響，所得結果更符合地質實際，應用較為廣泛。

3)蒸發(fā)巖的硼同位素可較好地反映古鹽度變化，可用于海相-非海相沉積的定性分析；碳氧同位素法適用于碳酸鹽巖，可對古鹽度進行定性恢復，但后期成巖作用會影響古鹽度判別的準確性；而鍶同位素法適用于淡水和海水混合的沉積環(huán)境的定性或定量古鹽度恢復，但成巖作用也會影響其判別的精度。

4)在封閉條件下的地下水中，稀有氣體的濃度可以記錄水體與大氣最后一次接觸時的鹽度信息。考慮實測誤差的影響，目前多采用最小二乘法進行古鹽度計算；另外，時間效應也會降低稀有氣體濃度，因此稀有氣體法適用于較新地質年代。

5)元素比值法可以定性地反映沉積介質鹽度的變化，應用較為廣泛，此外，利用生物殼體化石的元素摩爾濃度比值可對湖水和表層海水的古鹽度進行恢復。

8 展望

隨著對元素遷移與富集規(guī)律認識的不斷深入，無機地球化學方法也在不斷發(fā)展，今后可能在以下幾方面取得進展和突破：

1) 隨著測試方法與分析技術的改進，硼同位素在沉積環(huán)境研究中，尤其是古海洋Ph值、大氣pCO2等方面，得到越來越廣泛的應用。目前硼同位素在古鹽度恢復方面的研究主要針對不同沉積環(huán)境的δ11B進行測定與統(tǒng)計，基本為定性分析，未建立硼同位素與古鹽度的定量函數(shù)關系，且缺乏對生物體與硼同位素的循環(huán)、積累以及分餾的影響研究。因此，深入探討硼地球化學循環(huán)的影響因素、量化硼同位素分餾機制、建立硼同位素—古鹽度模型等尤為重要。另外，利用沉積物中碳酸鹽(如貝殼、介形蟲等)的硼同位素進行古鹽度恢復也非常值得探討。

2) 水生脊椎動物(如鯊魚等)的牙齒和骨骼、鱗屑等化石在時空上分布廣泛，能很好地保存在磷灰石中，具有抵抗成巖作用破壞的優(yōu)良特性，可以較好地保存地球化學信息，且其中13C、15N、2H、18O、34S和44Ca甚至是硼、鎂同位素含量較高，可能為古環(huán)境(鹽度)重建提供豐富的同位素信息，因此，保存于水生脊椎動物化石中的相關地球化學信息在研究古鹽度時空演化、全球性沉積事件等方面起到重要作用。

3) 元素比值法在定性分析古鹽度變化方面應用廣泛，但復雜多變的沉積環(huán)境限制了其在定量分析方面的發(fā)展，仍需探討優(yōu)良指標，例如軟體動物Donaxdeltoides等殼體的Ba/Ca比值與古鹽度的相關性要高于常用的Sr/Ca、Mg/Ca比值，而且適用的時間域更為廣泛，值得開展進一步研究。因此，深化化學元素在沉積過程中遷移和富集規(guī)律的研究，對元素比值判別的定量化發(fā)展以及新指標的發(fā)現(xiàn)與運用具有深遠意義。

4)碳酸鹽巖(化石)的Na+濃度與Sr2+濃度呈明顯的正相關關系，可以很好地反映沉積時水體的鹽度，且成巖作用對碳酸巖中Na+含量的影響微弱，因此，Na+濃度是理想的判別指標。但存在以下問題：①對生物因素對Na+濃度影響的認識不足；②部分Na+可能被硅酸鹽、鐵錳質雜質等非碳酸鹽物質所吸附，使碳酸鹽巖中Na+濃度所反映的鹽度信息出現(xiàn)偏差。因此，加強上述兩方面研究對Na+法的應用具有重要意義。

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ApplicationandOutlookofInorganicGeochemicalIndexesinReconstructionofPalaeosalinity

MAO Guangzhou1,2,3, LIU Xiaotong1，2, AN Pengrui1, MENG Lingqiang1, YANG Fengjie1,3, CHEN Lei1,3

(1. Shandong Provincial Key Laboratory of Depositional Mineralization & Sedimentary Minerals, Shandong University of Science and Technology, Qingdao, Shandong 266590, China; 2. Key Laboratory of Gold Mineralization Processes and Resource Utilization Subordinated to the Ministry of Land and Resources,Key Laboratory of Metallogenic Geological Process and Resources Utilization in Shandong Prorine,Shandong Institute of Geological Science,Jinan,Shandong 250013,China;3. State Key Laboratory of Palaeobiology and Stratigraphy (Nanjing Institute of Geology and Palaeontology, CAS), Nanjing, Jiangsu 210008, China)

Palaeosalinity is a hotspot in palaeoenvironment research and the indexes of inorganic geochemistry play a significant part in the reconstruction of palaeosalinity. This paper first summarized the methods used in the reconstruction of palaeosalinity, including the sedimentary phosphate method, boron element methods, isotope methods, noble gas methods and Na+concentrations method. Then it sketched the applications of these methods and corresponding precautions based on geological evidence. Finally, it gave the outlook of the development of inorganic geochemistry method according to the research status and limitations of these methods. This study could provide some references for the division of marine facies and continental facies, the reconstruction of palaeoenvironment, and the exploration of new methods.

isotope; element ratio; palaeosalinity; sedimentary environment; geochemistry

毛光周,劉曉通,安鵬瑞,等.無機地球化學指標在古鹽度恢復中的應用及展望[J].山東科技大學學報(自然科學版),2018,37(1):92-102.

MAO Guangzhou,LIU Xiaotong,AN Pengrui,et al. Application and outlook of inorganic geochemical in indexes reconstruction of palaeosalinity[J].Journal of Shandong University of Science and Technology(Natural Science),2018,37(1):92 -102.

2017-03-28

國家自然科學基金項目(41572063，U1663201);國土資源部金礦成礦過程與資源利用重點實驗室和山東省金屬礦產成礦地質過程與資源利用重點實驗室開放課題(2013003);國家重點研發(fā)計劃深地資源勘查開采重點專項 (2016YFC0601001);現(xiàn)代古生物學和地層學國家重點實驗室(中國科學院南京地質古生物研究所)開放課題(173118);山東省沉積成礦作用與沉積礦產重點實驗室開放課題(DMSM201403)

毛光周(1978—)，男，甘肅甘谷人，副教授，博士，主要從事巖礦地球化學、能源地質方面的教學與研究工作.

E-mail: gzmaonjunwu@163.com

P595；P597

A

1672-3767(2018)01-0092-11

10.16452/j.cnki.sdkjzk.2018.01.009

高麗華)