沉积环境中古盐度的恢复
综述沉积环境中古盐度的恢复_王敏芳
10
11
在鄂尔多斯盆
地 ,分别应用 Adamas 公式和 Couch 公式 , 对长 6 油 层组沉积环境的古盐度进行分析和计算 ,并通过与 其他指标的对比 , 发现用 Couch 公式计算的结果最 为可靠 。
化较 大 ,δ B 值 为 - 31 ‰～ + 10 ‰, 平 均 值 为 4‰
[1 ] 1 2
2006 年
来换算纯伊利石中的 “校正硼含量” , 即校正硼含量 - 6 = 8. 5 × 硼测定值 ( 10 ) Π K2 O ( %) ,而伊利石中的硼 含量又与钾含量有关 ,因此为了在同等条件下进行 对比 ,需计算相当于 K2 O 含量为 5 %时的硼含量 ,称
( 图 1 ) 。结合表 1 中的判别标准 , 为 “相当硼含量”
2. 2 硼同位素
的是后者 。因为 Adamas 公式中没有考虑到成岩作 用 ,也没有考虑蒙脱石和高岭石对硼的吸附作用 , 所以计算得出的盐度值准确度较低 ; 而 Couch 公式 适应了较大的盐度范围 , 考虑了伊利石 、 蒙脱石和 高岭石对硼的吸附作用的影响 , 因此 , 应用此公式 可以取得较好的结果 。郑荣才等
12 13 13
碳有两种稳定同位素 ( C 和 C) ,通常采用 CΠ
16 17 18 18 16
入伊利石晶格 , 且钾相对钠的吸附量亦越大 。因 此 ,K Π Na 值越大 ,介质盐度越高
[13 ]
C 比值作为同位素特征的表征 ; 氧一般有三种稳
。焦养泉等
[13 ]
对
定同位素 ( O 、O 、O ) , 通常采用 OΠ O 比值作为 同位素的表征 。Keith 和 Weber 在对数百个侏罗纪 以来沉积的海相灰岩和淡水灰岩同位素测定的基 础上 ,提出了一个同位素系数 ( Z) 的经验公式 13 18 δ C + 50) + 0. 498 ( δ O + 50) Z = 2. 048 (
鄂尔多斯盆地耿湾地区长6段泥岩微量元素地球化学特征及古盐度分析
鄂尔多斯盆地耿湾地区长6段泥岩微量元素地球化学特征及古盐度分析文华国，郑荣才，耿威，王昌勇成都理工大学沉积地质研究院，成都（610059）E－mail：wenhuaguo@摘要：应用B、Sr、Rb、Sr/Ba比值、Rb/K比值和K+Na质量分数等微量元素地球化学方法并结合粘土矿物X衍射分析对鄂尔多斯盆地耿湾地区长6古盐度进行综合判别，认为长6期古水介质盐度为0.014‰～6.47‰，平均值为2.56‰，属于淡水－微咸水环境，局部为半咸水环境，且自长63沉积期至长61沉积期湖盆水体是逐渐变咸的；微咸化的湖水介质和封闭还原的深水环境既有利于优质烃源岩的发育，又能促使砂体早期环边绿泥石胶结形成抗压实－压溶组构，有利于原生粒间孔的保存而对储层发育非常有利；在研究区长6古盐度定量计算基础上，编制了古盐度等值线图，从中划分出淡水、微咸水和半咸水3个古盐度平面分区，确定0.5‰古盐度等值线是淡水河流发育区与微咸水湖盆分界的古湖岸线位置，为预测岩性地层油藏有利发育区带提供了重要依据。
关键词：微量元素；古盐度；定量恢复；湖岸线；长6段；鄂尔多斯盆地古盐度是记录在古代沉积物中的水体盐度［1～2］，可作为分析地质历史中沉积环境特征的一个重要标志。
据资料检索，Walker等［3］1963年就曾创造性地使得古盐度从定性分析转为定量计算；Adams等（1965）［4］和Couch（1971）［5］使古盐度的定量计算精度进一步提高。
而国内古盐度研究起步较晚，赵永胜等（1998）［6］最早曾对云南保山盆地湖相泥岩进行了系统的古盐度定性和定量化研究；郑荣才等（1999）［7］在古盐度系统计算分析基础上首次探讨了古盐度的油气地质意义；沈吉等（2000）［8］通过湖泊中近几千年来形成的介形类壳体化石进行古盐度恢复,以图在古气候重建和定量预测研究开辟途径；王冠民等(2005)［9］曾利用泥页岩的B/Ga比值作为古盐度半定量指标来研究济阳坳陷古近纪的海侵方向；而近年来针对古盐度的研究报道多集中在其本身不同判别标志的综述性探讨［1～2,10］。
土壤盐渍化的解决方法
土壤盐渍化的解决方法土壤盐渍化是指土壤中钠离子（Na+）和钾离子（K+）的积累过高，导致土壤中盐分浓度超过了作物生长所能承受的极限，影响了植物的正常生长和发育。
土壤盐渍化是农业生产中常见的问题之一，对于农作物的生长和产量具有严重的影响。
为了解决土壤盐渍化问题，可以采取以下方法：1.测定土壤盐分含量：首先需要进行土壤盐分含量的测定，了解土壤中的盐分含量以及盐分组成，这有助于制定正确的治理方案。
2.排除盐源：要想解决土壤盐渍化问题，首先需要停止盐源的输入。
例如，停止使用含盐量高的水源灌溉，尽量避免使用含盐量高的肥料。
3.水分管理：合理的水分管理是解决土壤盐渍化问题的重要措施。
可以通过改善排水条件、进行改良灌溉等方式，减少土壤中盐分的积累。
例如，在盐渍化土壤中，可以进行地下水排除或深压排水，以便将带有盐分的地下水排出土壤外，减少盐分的积累。
灌溉时可以采用滴灌或渗灌等方式，以避免大量水分蒸发而导致盐分浓缩。
4.盐分淋洗：盐分淋洗是一种有效的治理土壤盐渍化的方法。
通过在雨季或适当的时候进行大量的灌溉，使土壤中的盐分随水分被冲走，以降低土壤盐渍化程度。
淋洗水的用量和浓度可以根据实际情况进行调整。
5.土壤改良：对于土壤盐渍化问题比较严重的地区，可以采取土壤改良的措施。
例如，添加有机物质或有机肥料，以提高土壤的保水性和团粒性，减少盐分的渗透性。
此外，可以添加石膏或硫酸钙等物质，以帮助盐分结晶并沉积。
6.植物调控：植物调控是一种生化治理的方法，通过选择耐盐植物种植，可以有效减轻盐渍化土壤对作物生长的影响。
耐盐植物具有较强的耐盐性，可以在高盐环境下正常生长。
同时，一些耐盐作物的根系能够分泌物质，帮助土壤中盐分的排出。
7.循环利用：合理利用水资源和充分循环利用农业废弃物也是解决土壤盐渍化问题的方法之一、例如，利用生活污水经过适当处理后进行灌溉，或者利用农业废弃物制作有机肥料，不仅可以减少对清水资源的依赖，还能提高土壤的有机质含量，改善土壤质量，减少盐分的积累。
沉积地质学思考题
第一章小结主要概念：风化作用母岩物源区陆源碎屑牵引流重力流载荷浊流溶解载荷悬移载荷推移载荷床沙形态滚动搬运跳跃搬运悬浮搬运生物沉积作用机械沉积分异作用化学沉积分异作用1．风化作用：地表岩石在温度变化、大气、水、生物等作用下，岩石发生机械破碎和化学变化的过程。
风化阶段是沉积岩形成过程的第一阶段。
2．母岩：沉积物风化前的岩石（先成岩石）称为母岩。
母岩可以是岩浆岩或变质岩，也可以是先成的沉积岩。
3．物源区：供给沉积物的地区（母岩所在的地区），称为物源区（也称供给区或陆源区）。
4．陆源碎屑：母岩经过风化作用后的残余碎屑物质。
包括岩屑和单矿物。
包括碎屑物质和不溶残余物质。
陆源碎屑是分析物源区母岩类型的直接证据。
牵引流(tractive current):是以一定的动力（推力或上举力）拖曳（或牵引）导致流体运动并带动碎屑颗粒运动的流体。
牵引流属于牛顿流体。
牵引流对沉积物的机械搬运方式既有推移方式搬运，又有悬移方式搬运。
重力流(gravity flow) :是水和悬浮颗粒的高密度混合体，是在重力作用下发生流动的高密度流体，属于非牛顿流体的宾汉流体。
重力流的流动以及驱使沉积物发生移动的动力是重力。
流体中被搬运的沉积物称作载荷(load)，单位时间内流经某一横断面的沉积物总量( 或称容量)称作载荷量思考题: 1、沉积物的四种来源？1、陆源物质—母岩的风化产物；2、生物源物质—生物残骸和有机质；3、深源物质—火山碎屑物质和深部热卤水；4、宇宙源物质—陨石、宇宙尘。
2、风化作用的类型及产物？按作用性质和因素的不同风化作用可分为：物理风化作用--机械破碎化学风化作用--岩石化学分解生物风化作用--生物物理、生物化学物理风化作用只造成岩石的机械破碎，没有成分上的变化。
化学风化作用则会使矿物发生分解，分解出来的元素有一部分被地表水和地下水带走，其余部分则成为在地表条件下稳定的新生矿物。
生物风化作用的表现形式既有机械的破碎，又有化学的分解，但后者是主要的。
地质学中的现代沉积环境与古环境重建
地质学中的现代沉积环境与古环境重建地质学是一门研究地球的物质组成、内部构造、表面特征、演化历史以及地球上生命现象的科学。
在地质学的研究领域中，现代沉积环境与古环境重建是一个极其重要的课题，它不仅有助于我们更好地理解地球的过去，还能为预测未来的环境变化提供重要的依据。
现代沉积环境是指当前地球上正在发生沉积作用的地区和环境。
这些环境包括河流、湖泊、海洋、沙漠、冰川等。
每种环境都有其独特的沉积特征和过程。
河流是地球上最为常见的沉积环境之一。
在河流中，水流的速度和流量决定了沉积物的搬运和沉积方式。
湍急的河流能够搬运较大的砾石和粗砂，而在流速较慢的河段，细砂和淤泥则更容易沉积下来。
河流的沉积层通常呈现出明显的层理结构，从底部的粗颗粒逐渐向上变为细颗粒。
湖泊作为相对安静的水域，其沉积环境与河流有所不同。
湖泊中的沉积物主要来源于河流输入、风吹扬尘以及湖内生物的遗体和排泄物。
由于湖水的深度和水流状况相对稳定，湖泊沉积物的颗粒大小较为均匀，并且常常含有丰富的有机物质。
海洋是地球上最大的沉积环境，其沉积过程和特征非常复杂。
根据海洋的深度和水动力条件，可以分为滨海、浅海和深海等不同区域。
滨海区域受潮汐和波浪的影响较大，沉积物多为砂和砾石；浅海区域则以细砂、粉砂和淤泥为主；深海区域由于水动力较弱，沉积物主要是由浮游生物的遗骸形成的软泥。
沙漠地区的沉积主要是风成沉积，强风将细小的沙粒搬运并堆积形成沙丘和沙垄。
这些风成沉积物具有独特的交错层理和形态特征。
冰川环境中的沉积主要是由冰川的运动和消融所产生。
冰川携带的岩石碎屑在冰川融化时沉积下来，形成冰碛物。
古环境重建则是通过对地质历史时期沉积岩的研究，来推断过去的地球环境。
这就像是在解读一本古老的地球“史书”，通过分析其中的“文字”和“段落”，还原出地球曾经的模样。
沉积岩是古环境重建的重要依据。
它们就像是地球历史的“记录者”，保存了过去环境的各种信息。
通过对沉积岩的岩石类型、矿物组成、结构构造、古生物化石等方面的研究，我们可以了解到当时的沉积环境、气候条件、水体深度和盐度等重要信息。
小保当煤矿新近系保德组沉积古环境恢复
２ 古环境特征
２．１ 古气候 ２．１．１ 风化强度指数
用沉积区泥质岩分析化学蚀变指数（ＣＩＡ）、化 学风化指数（ＣＩＷ）、斜长石蚀变指数（ＰＩＡ）等指标 能够定量分析物源区风化程度和古气候特征。物 源区母岩 物 质 是 复 杂 的，单 个 指 标 都 或 多 或 少 存 在着一些 限 制 因 素 导 致 分 析 结 果 不 够 准 确，因 此 要综合分析古气候特征 。 ［８，２２－２３］
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古盐度恢复的地球化学方法简介及展望
3.1 锶同位素法
3.2 稀有气体法 3.3 Na+ 浓度法
3.1 锶同位素法
与C、O等同位素不同的是，Sr同位素不会由于化学和生物作用而发 生分馏。因此，在任何水体中，与碳酸钙矿物共沉淀的Sr(进入晶体格子) 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87Sr/86Sr。假设混合水体仅为淡水与海水的混合， 且沉积时混合水体的组分与现今的组分相似，那么便可以利用锶同位素 进行古盐度的恢复。
由于海水和陆表水的87Sr/86Sr比值相差不大，86Sr丰度差别和Sr原子量差别都较 小，有WS=W r，S86= R86，因此：
P=（CsS87WSA+CrR87WrB）/(CsS86WSA+ CrR86WrB)
P=（CsS87WSA+CrR87WsB）/(CsS86WSA+ CrR86WsB)
比值法的古盐度判别
值得注意的是，Sr/Ba、B/Ga比值反映的是沉积介 质盐度的变化，在咸化的陆相沉积环境中也可以具有 很高的比值，不能直接作为海陆相划分的标志。此外， 也可以利用介壳类壳体的元素比值定量模拟湖水古盐 度
1.前言
2.古盐度恢复的传统方法 3. 古盐度重建的新方法 4. 展望
3. 古盐度重建的新方法
沉积物记录中的古环境与气候变化
沉积物记录中的古环境与气候变化在地球的演化历史中，环境和气候变化一直是一种普遍而持续的现象。
人类对于古代环境和气候变化的研究主要依赖于沉积物记录，这些记录是地质学家和气候学家获取古代气候和环境信息的重要依据。
沉积物是指在地球表面的各种形成过程中积累的岩石碎屑、有机物质等杂质。
这些沉积物在河流、湖泊、海洋等地方积累，并随时间不断堆积形成沉积物层。
这些层又记录着地球历史上的种种变化，包括古代的环境和气候变化。
沉积物记录中最为常见的是湖泊和海洋沉积物。
湖泊沉积物主要包括岩石碎屑、植物残骸和富含有机质的淤泥等。
而海洋沉积物则主要包括钙质的有孔虫残骸和微小贝壳、风化后的风化残渣以及海底泥沙等。
这些沉积物都携带着丰富的信息，通过对它们的分析，可以了解到古代的环境和气候变化。
首先，沉积物可以提供关于古代环境的信息。
例如，湖泊沉积物中的植物残骸可以揭示出当地的植被类型和变化，反映出当地气候的湿润程度和季节变化。
另外，湖泊沉积物中的有机质含量也可以表明水质和生态系统的健康状况。
类似地，海洋沉积物中的微化石可以揭示出古代海洋中的生态系统以及海洋温度和盐度等信息。
其次，沉积物还可以提供关于古代气候的信息。
通过分析沉积物中的同位素比例，可以推断出古代的降水量、温度等气候参数。
例如，氧同位素比例可以反映出当时的气温和降水量。
而碳同位素比例可以揭示出古代的植被覆盖类型以及大气二氧化碳浓度等。
这些信息对于理解古代气候变化以及当前气候变化的趋势具有重要意义。
此外，还有一些特殊的沉积物记录可以提供更详细和深入的信息。
比如，冰川沉积物中携带的气泡可以保存当时的大气组成，从而了解大气中的温室气体浓度。
同时，岩石中的放射性元素含量可以反映出地球表面的自然辐射水平，为研究古代环境提供了重要数据。
值得一提的是，沉积物记录还可以与其他古气候记录相结合，例如冰芯和树轮。
这种多源数据的结合可以对古代的环境和气候变化进行交叉验证，提高研究的可信度和准确性。
古水深的地球化学恢复方法及在层序地层划分中的应用
古水深的地球化学恢复方法及在层序地层划分中的应用地球化学恢复方法是一种通过研究地球上已经存在的岩石、沉积物和地球化学特征等资料，来推测古环境、古地理和古水深的科学手段。
它可以通过研究元素、同位素比值、有机质组成等地球化学指标，来分析和判断不同时期、不同地点的水体性质，了解古地理环境的演化过程。
在层序地层划分中，地球化学方法可以提供重要的证据和支持，并有效地辅助地质学者进行古水深的恢复和流域演化研究。
研究古水深的地球化学方法主要有以下几种：1.元素地球化学方法：通过研究元素的地球化学特征，可以推测古水体的成分和类型。
比如，镁含量可以用来判断水的盐度和水体的咸淡程度，铝、钛和铁的含量可以用来推测陆源物质的输入强度，硅、钠和钙的含量可以用来判断水的碱性。
2.同位素地球化学方法：同位素地球化学方法是一种通过研究同位素的比例来推测古水体的演化和起源的方法。
比如，氧同位素（δ18O）可以通过研究沉积物中的碳酸盐矿物来推测古水体的温度和盐度，碳同位素（δ13C）可以用来判断水体的有机碳源，硫同位素（δ34S）可以用来推测水体的还原环境。
3.有机质地球化学方法：有机质地球化学方法是一种通过研究有机质的组成、类型和化学特征等来推测古水体的方法。
比如，藻类植物生物标志物可以用来推测古水体的营养状况，脂类生物标志物可以用来推测古水体的氧化还原条件，双酮类和醇类生物标志物可以用来判断水体中有机质的溶解程度。
在层序地层划分中，地球化学方法可以为古水深的恢复提供支持和证据，为层序地层划分提供定量的依据。
通过研究沉积物中的同位素组成、元素分布、有机质组织、生物标志物等地球化学指标的变化，可以划分出不同的层序地层单元。
例如，在海洋中，通过研究沉积物中的碳酸盐矿物的氧同位素组成可以判断出不同时期水体的温度和盐度变化，从而可以划分出不同的沉积体系和层序地层。
通过研究沉积物中有机质的组成和类型，可以推测出水体中有机质的源和环境条件，并划分出不同的古水体。
土壤降盐解盐的方法
土壤降盐解盐的方法土壤降盐解盐的方法有多种，以下是一些常见的方法：1.灌溉水的质量：使用低盐度的灌溉水，如雨水、地下水或淡化水，可以减少土壤中的盐分。
2.排水系统：安装排水系统可以排除土壤中的盐分，尤其是在高盐度地区。
3.覆盖土壤：覆盖土壤可以减少土壤表面的蒸发和盐分的积累。
可以使用有机物质、覆盖物、草等覆盖土壤。
4.淋洗：淋洗是通过灌溉大量的水来冲洗土壤中的盐分。
这可以通过淋洗灌溉系统实现。
5.土地改良：使用土地改良措施，如添加有机物、石灰、磷酸盐等，可以提高土壤的肥力和水分保持能力，从而减少土壤中的盐分。
6.种植耐盐植物：选择适应高盐度环境的植物种植，可以减少土壤中的盐分积累。
7.土地轮作：轮作可以使土壤中的盐分分散到更深的土层中，减少浅层土壤中的盐分含量。
8.施用化学物质：施用化学物质，如硫酸铵、硫酸镁等可以改变土壤的离子平衡，减少土壤中的盐分。
但需要注意使用量和方法，以免对环境造成负面影响。
9.深耕抑盐：深耕可以将含盐量较高的表层土翻到深层，同时切断土壤的毛细管连接，抑制盐分回流。
深翻也可以将地里的杂草、茬口深埋，减少来年杂草为害的发生。
10.异地运土：在盐碱地施用有机肥，不仅可以减轻水土流失，减少水分蒸发，还可以给土壤带来丰富的微生物菌群。
微生物代谢产生的有机酸可以降低土壤碱度，改善土壤团粒结构，降低土壤盐分。
11.地膜覆盖：在生产季节采用地膜覆盖膜下浇水的办法，减少土表蒸发率，从而减缓土壤深层盐分上升的速度。
12.使用生物除盐方法：例如种植苏丹草能吸取土壤的多余盐分，是目前解决棚室土壤次生盐渍较好的方法之一。
另外，玉米的除盐效果也较好。
13.进行抗盐锻炼：提高蔬菜耐盐性。
播前种子吸水膨胀后，用0.6％的食盐水溶液浸种6-12小时，可明显提高其耐盐性。
苗期耐压能力最差，喷50毫克／公斤的赤霉素，可刺激蔬菜生长，稀释其体内盐分浓度，增强其耐盐能力。
以上方法仅供参考，具体方法可根据土地的实际情况来选择。
鄂尔多斯盆地北部侏罗系泥岩地球化学特征:物源与古沉积环境恢复
鄂尔多斯盆地北部侏罗系泥岩地球化学特征：物源与古沉积环境恢复雷开宇;刘池洋;张龙;吴柏林;寸小妮;孙莉【摘要】The geochemical characteristics of Jurassic mudstones in the Northern Ordos Basin Hangjinqi Area recorded important geological information at that time.Based on the method of X-ray fluorescence spectrometry of the major element analysis and ICP-MS trace element and rare earth element analysis,the tectonic setting and provenance attribute of Zhiluo Formation and Yan' an Formation have been comprehensively analyzed.Meanwhile, we restored the evolution of sedimentary setting by the vertical variation characteristics of geochemical parameters.The main conclusions can be drawn as follows:The Jurassic sedimentary rocks in the Northern Ordos Basin have affinities to the Precambrian metamorphotic rocks from old basement,such as gneiss,granulite,khondalite and the intrusive rock which formed in different geological time,so the provenance of the study area mainly came from it.The tectonic setting of source area is the active continental margin associated with the continental islandarc.The result of paleoenvironment reconstruction is based on the vertical variation characteristics of mudstone geochemical indexes such asSr/Cu,Rb/Sr,CIA,Sr/Ba,V/(V+Ni)and Ceanom shows that from Yan' an period to early Zhiluo period and then to late Zhiluo period, the paleoclimate was warm and humid at the beginning and tended to become increasingly dry and hot,the palaeosalinity transformed from thebrackish water phase of the fresh water environment to the brackish-water phase of the fresh water environment,the redox condition belong to the reducing environment and the water column stratification is not obvious.%鄂尔多斯盆地北部侏罗系泥岩地球化学特征记录了当时重要的地质信息.通过对该区中侏罗统直罗组及延安组泥岩的X射线荧光常量元素分析以及ICP-MS微量、稀土元素分析对其源区构造背景、源岩属性进行了综合研究.与此同时,根据泥岩典型地球化学参数的垂向变化对其古沉积环境进行了恢复.研究结果表明:盆地北部侏罗系沉积岩与北邻阴山-大青山-乌拉山地区前寒武纪古老基底的片麻岩、麻粒岩、孔兹岩等变质岩系以及各时代侵入岩具有较大的亲缘性,是其主要物源.源区构造背景主要是与大陆岛弧相关的活动大陆边缘.Sr/Cu、Rb/Sr、CIA、Sr/Ba、V/(V+Ni)、Ceanom等泥岩地球化学指标的垂向变化特征对古沉积环境的反演表明,从延安期→直罗组沉积早期→直罗组沉积晚期,古气候由温湿气候逐渐变得越来越干旱,水体古盐度整体上由微咸水相的淡水环境逐渐向半咸水相的淡水环境转变,古氧化还原环境为水体分层不强的还原环境.【期刊名称】《沉积学报》【年(卷),期】2017(035)003【总页数】16页(P621-636)【关键词】鄂尔多斯盆地北部;侏罗系;元素地球化学;物源分析;古沉积环境【作者】雷开宇;刘池洋;张龙;吴柏林;寸小妮;孙莉【作者单位】大陆动力学国家重点实验室(西北大学),西北大学地质学系,西安710069;陕西延长石油(集团)油气勘探公司延长气田采气一厂,陕西延安 716000;大陆动力学国家重点实验室(西北大学),西北大学地质学系,西安 710069;大陆动力学国家重点实验室(西北大学),西北大学地质学系,西安 710069;大陆动力学国家重点实验室(西北大学),西北大学地质学系,西安 710069;大陆动力学国家重点实验室(西北大学),西北大学地质学系,西安 710069;大陆动力学国家重点实验室(西北大学),西北大学地质学系,西安 710069【正文语种】中文【中图分类】P588.22;P595鄂尔多斯盆地位于多个构造域的复合叠加部位，盆地演化过程与地球动力学环境极为复杂，油气、煤、铀等资源极为丰富[1]。
应用地球化学元素特征判别沉积环境
应用地球化学元素特征判别沉积环境作者：赵玉林来源：《科学与财富》2019年第05期摘; 要：在沉积学当中，沉积环境是其中的一项重要的研究内容。
在先前中，人们对于沉积岩当中所留存的原生沉积结构来作为依据来开展研究工作。
现在沉积地球化学这个学科得到了一定的发展和进步，沉积环境研究方法也得到了一定程度上的补充，所以可以已经可以借助于沉积岩对于沉积和成岩过程当中的同位素的迁移和聚集过程当中所体现出的一系列特点来进行判定，现在已经在沉积学当中占据重要地位。
本文针对这些内容进行了分析。
关键词：沉积环境;元素特征;地球化学在沉积学的相关研究领域当中，沉积环境在其中起到的作用是非常重要的，其一方面表示着沉积地质作用现场所形成的环境，同时也可以在一定程度上代表着物化表现。
在过去，我们的研究当中，大多是通过沉积物当中的原生结构和所沉积的古生物来对于环境进行分析，现在该学科已经得到了一定的发展，可以实现对于沉积物成岩时期的分布特点来对于其沉积环境进行判断。
1 对于氧化-还原环境的判断古海洋大概在10-5亿年前开始形成氧化环境，在长期的发展过程当中，全球经历了多次的全球性的缺才演化成了现在的氧化环境。
这样看来，海水当中的沉积物当中，很多元素的分异和富集都会在一定响度上受到氧化还原反应的影响，其中的很多种多价态的元素也会受到氧化还原反应的影响而出现改变，所以沉积物当中的元素含量也会出现变化。
其中的Ni和Co元素在还原状态下，就会由于富集而沉淀。
但是其中的Fe可以借由其多价态的变化，也就是黄铁的矿化程度来对于古海洋环境当中的氧化还原反应环境来进行判断，可以取得一定的成效。
不同的元素的分异和富集当中的情况可以用于对于氧化还原环境来进行展示，用于判断其反应条件。
（1）U及其U/Th指标参数。
U在海水中常以UO2（CO3）34-形式存在，并且具有较高的溶解度，而在还原条件下则以扩散的形式从海水进入沉积物，并还原成UO2、U3O7或U3O8等氧化物沉淀在沉积物中，形成U的富集。
古盐度在沉积地球化学中的应用
古盐度在沉积地球化学中的应用摘要：古盐度是指在地质沉积过程中某些沉积物中的含盐度，主要研究方法有单双元素地球化学方法，同位素地球化学方法以及沉积磷酸盐法。
不同方法有其局限性，以及各种方法在实际过程中的应用也应该具体问题具体分析。
关键词：古盐度；地球化学一、引言古环境的分析再造，需要获得特定地质时期环境的特征参数，包括气温、气压、空气组分、海水盐度、海水PH值等。
按地质时间顺序来恢复古环境变化，是当前研究古环境的主要手段。
因此，我们必须找到一整套研究各种可能的特征参数的方法来系统地定量分析古环境变化。
古盐度研究对恢复和重建古沉积环境具有重要意义。
二、研究方法古盐度的定量计算方法有很多种。
下面简要叙述几种常见的古盐度定量计算方法。
1、单元素比值法单元素比值法主要是硼法，硼元素对于盐度的反应比较敏感，同时也是较为容易获得准确数据的一种元素，通用的方法主要为：沃克法、亚当斯法、考奇法和硼质量分数法，一般是通过硼在咸淡水环境的含量差别，来对比判断研究区的沉积环境。
2、双元素比值法根据不同元素在沉积物中的活动性、聚集环境、沉积富集度和被吸附能力，一般分为B/Ga比值法、Sr/Ba比值法和Rb/K比值法。
通过元素比值区间，来判定其古环境是处于淡水、半咸水还是咸水环境中。
Sr/Ca比值、Th/U比值、K/Na比值、Ca/Mg比值和(MgO/Al2O3)×100等，也都是对古盐度进行衡量的标志之一。
3、同位素比值法同位素在相同的沉积环境中，其含量是有明显差别的，C、O同位素法、87Sr/86Sr同位素法和11B/10B同位素法，可以通过一定公式，推测出其沉积岩的沉积环境，通过比值的相关性，可以定量求出盐度及变化。
4、沉积磷酸盐法粘土沉积物中,均含有一定量的磷酸盐,不同的沉积环境,其含量大不相同。
磷酸盐在湖泊沉积中，与铁结合在一起，含量可以高于湖水，在河口和海洋环境中，从淡水到海相咸水沉积，与铁的结合逐步减弱，与钙的结合相应增强。
沉积磷酸盐方法对古盐度的测定及其意义
沉积磷酸盐方法对古盐度的测定及其意义
古盐度的测定与古地理研究有着密不可分的关系。
今天，人们研究古盐度的方法有沉积磷酸盐法（Phosphate Method）。
沉积磷酸盐方法的基本原理是测定沉积物中的氟离子（F-）的浓度，从而确定沉积物中的氯离子（Cl-）的总量，进而估算古环境中海水中盐度的水平。
该方法也可用于土壤中海洋来源的氯离子的分析，有助于研究区域古环境的背景盐度状况。
沉积磷酸盐法测量古盐度有着许多优点。
首先，该方法使用简单，不需要特殊的仪器，只需要实验室普遍使用的物理、化学和常规设备即可完成分析。
其次，沉积磷酸盐方法的精度和稳定性良好。
它可以反映古水环境的长期稳定状态，这对于研究古地理非常有意义。
然而，沉积磷酸盐方法也存在一些不足之处。
首先，氯离子含量的测定结果可能受空气污染物的干扰，这可能影响氯/氟比值的准确性。
其次，根据海水淡化反映地区过去盐度可能有偏差。
此外，沉积磷酸盐法不能准确测定古水环境中潮汐变化的对比，因为潮汐条件对过去海水盐度水平的影响很大。
总之，沉积磷酸盐方法是一种有效的、可靠的测定古盐度的方法，其结果能给出古地理研究重要的信息。
然而，沉积磷酸盐法也有一些不能忽视的缺点，需要在实践中做出调整和改进，结合其他试验方法，以求出更可靠的结果。
海洋沉积物与古气候变迁的关联分析
海洋沉积物与古气候变迁的关联分析海洋沉积物是地球上最重要的自然记录库之一，它们携带着丰富的信息，可以揭示出地球上过去几百万年的气候变迁。
通过对海洋沉积物中的各种氧、碳同位素以及微化石等的分析，科学家们能够还原出古代海洋的温度、盐度、营养物质浓度等参数，进而推断出古气候的变迁。
首先，氧同位素是研究古气候变迁的重要指标之一。
海水中的氧同位素组成与海洋的温度密切相关。
研究表明，冰期时海洋中的氧-18同位素含量较高，而间冰期时则降低。
这是因为冰川期时，大量的水分被蒸发后转移到大陆上形成冰川，留下的海水中氧-18同位素相对较多。
而在间冰期时，冰川融化释放的淡水进入海洋，稀释了海水中的氧-18同位素。
通过对海洋沉积物中氧同位素的测量，科学家可以推断出古代海洋温度的变化，从而得知全球气候的变迁情况。
其次，碳同位素也是重要的古气候变迁指示物之一。
地球上的大部分生物都会吸收二氧化碳进行光合作用，因此碳同位素组成在生物体内会有特定的比例。
当生物死亡后，它们的遗体会沉积在海底，最终形成沉积物。
通过对沉积物中的有机质进行碳同位素测量，科学家可以了解过去生物活动的情况，从而推断出古代海洋中的生物丰度、生产力以及碳循环的变迁。
这对于研究全球碳循环和气候变化有着重要的意义。
此外，海洋沉积物中的微化石也是研究古气候变迁的重要工具之一。
微化石包括浮游植物、浮游动物以及有孔虫等微小生物的遗体残骸。
这些微化石对环境的变化非常敏感，它们的丰度和分布可以反映出古代海洋中的生态环境。
例如，中新世时期，浮游植物的种类和数量的突然增加，标志着全球进入温暖的间冰期，而冰期时，浮游植物的丰度会显著下降。
通过对微化石的研究，科学家还可以重建古代海洋的食物链结构，推断出海洋生态系统的演变过程。
总之，海洋沉积物与古气候变迁有着密切的关联。
通过对海底沉积物中的氧同位素、碳同位素以及微化石等的分析，科学家们可以还原出过去数百万年来的气候变迁，揭示出地球上的环境演变过程。
古盐度,古气候计算方法
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BaS04沉淀，而SrS04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1.0〜0.5,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(80〜125) X10-6,而淡水环境样品硼质量分数多小于60 X10-6.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Nelson[20] 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AIPO 4 2H2O和红磷铁矿FePO4 2H 2O及羟磷灰石Ca io(P04)5(C03)(F, OH) 2。
Nels on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=0.09 ±0.026Sp，式中Fcap ----- 磷酸钙比值。
古盐度复原法综述_游海涛
古盐度复原法综述游海涛1,程日辉1,刘昌岭2(1.吉林大学地球科学学院,吉林长春 130026;2.青岛海洋地质研究所,山东青岛 266000)摘要:古盐度的复原是恢复古环境、认识环境变化过程与机理的一种重要方法。
其中包括适用于半咸水环境的沉积磷酸盐法,目前应用广泛的同位素法(主要是氧同位素法和碳同位素法)。
微量元素法也是一种重要的古盐度复原法,其依据采样环境不同可分为硼元素法(适用于粘土性矿物)和Sr/Ca 法(常用于对湖泊沉积物进行分析)等。
由于古环境是一个开放体系,因此不可避免地要受到外界环境的干扰,为了使古盐度复原更加接近实际,上述方法应该综合使用。
关键词:古盐度;复原;微量元素;硼中图分类号:P716.4 文献标识码:A 文章编号:10045589(2002)02011107收稿日期:20010903基金项目:原长春科技大学创新基金项目资助(2000003)作者简介:游海涛(1975),女,山西省祁县人,硕士生,主要从事海洋地质研究1盐度是指介质中所有可溶盐的质量分数,是区别海相和陆相环境的主要标志之一[1]。
古盐度是指保存于古沉积物之中的盐度。
目前较常用的恢复古盐度的方法包括:应用古生物、岩矿和古地理资料定性描述水体盐度;应用常量同位素和微量元素地球化学方法定量划分水体盐度;应用孔隙流体或液相包裹体直接测量盐度;应用沉积磷酸盐和粘土矿物资料定量计算古盐度等。
古盐度的确定不仅可以区别海相和陆相环境,而且对判断湖泊水体类型和了解生油岩系的发育情况也大有帮助。
1 主要的古盐度复原法1.1 沉积磷酸盐法沉积磷酸盐法是Nelson [2]于1967年提出的。
他发现现代或古代的沉积物中,都含有少量磷酸盐。
海相沉积物中主要是磷灰石Ca 10(PO 4)5(CO 3)(F ,OH )2,非海相土壤中主要为磷铝石AL PO 4・2H 2O 和红磷铁矿FePO 4・2H 2O 及羟磷灰石Ca 10(PO 4)5(CO 3)(F ,OH )2。
稳定碳氧同位素在沉积相和成岩环境划分中的应用——以柴西南翼山浅油藏储层研究为例
稳定碳氧同位素在沉积相和成岩环境划分中的应用——以柴西南翼山浅油藏储层研究为例李建明;李慧;施辉【摘要】碳酸盐岩中的稳定碳氧同位素可以用来定量恢复沉积环境古盐度、成岩环境,表明沉积物形成后大气淡水参与成岩作用强度,圈定潜在储层等.通过同位素δ13C、δ18O值,运用基恩和韦伯方程计算出古盐度参数,可以作为判定沉积环境和成岩环境的标准.以柴西南翼山浅油藏储层为例,运用δ13C、δ18O同位素值来判定其古盐度,为沉积相和沉岩作用的划分提供了科学的依据.【期刊名称】《四川地质学报》【年(卷),期】2010(030)003【总页数】4页(P356-359)【关键词】碳氧同位素;沉积相;成岩作用;柴西南翼山【作者】李建明;李慧;施辉【作者单位】长江大学地球科学学院,湖北,荆州,434023;长江大学地球科学学院,湖北,荆州,434023;长江大学地球科学学院,湖北,荆州,434023【正文语种】中文【中图分类】P597南翼山构造位于柴达木盆地西部北区，属于柴达木盆地西部坳陷区茫崖坳陷亚区，是南翼山斜带的一个三级构造(图1)。
该构造内发育了两大柴西北地区最大的油气藏，深层E32发育凝析气藏，浅层N2发育正常密度的油藏。
浅部油藏储层为上新统狮子沟组（N23）、上油砂山组（N22）和下油砂山组（N21）地层。
南翼山构造样式为两段夹一隆[1]，下油砂山组以上沉积层表现为轴部(顶部)较薄，两翼较厚的顶薄翼厚同沉积背斜。
盐湖盆地的石油资源勘探，长期以来一直是国际石油界所密切关注、饶有兴趣的一个研究领域，本文将重点探讨碳、氧同位素是如何识别湖相碳酸盐岩的沉积环境和成岩作用的。
通过岩心观察，南翼山浅油藏储层主要为碳酸盐岩和碎屑岩，考虑到碳氧同位素分析法的适用性以及区内碎屑岩的相对不发育，重点阐述碳酸盐岩储层的岩性特征。
研究区内碳酸盐岩可划分为五大类（表1）：1）颗粒灰岩：可进一步细分为泥晶颗粒灰岩、泥亮晶颗粒灰岩、亮泥晶颗粒灰岩、亮晶颗粒灰岩等岩石类型。
古气候恢复指标
•
• 物源性质是决定陆源碎屑（包括粉砂岩、页岩、 泥岩）沉积岩化学组成的主要因素。沉积岩由 于母岩化学成分不同，其常量元素、微量元素 含量及元素比值等地球化学参数存在差别。沉 积岩母岩的源区性质、构造背景的研究是地质 中重要问题，其研究的方法很多。传统的方法 采用硅质碎屑岩的主要组分来估计源区的成分 及构造背景，但有的学者发现对细碎屑岩(包 括泥、页岩)进行常量、微量和稀土元素的分 析效果更好。煤矸石主要以细碎屑岩为主，适 合通过地球化学方法研究其物源及其构造背景 性质。
• 氧化-还原条件的恢复主要通过变价元素的共生组合关系及含量 的变化来实现。氧化还原条件决定变价元素价态的高低，一些 元素的价态与氧化还原条件密切相关。资料表明[49]自然界中 氧化-还原反应对变价元素(V、Mo、U)的迁移、共生、沉淀有重 要控制作用，可改变元素原有的迁移状态，使同一元素的不同 价态或与其共生元素发生分离，导致不同环境中元素的重新分 配。如在氧化条件下，变价元素呈高价态(U6+、V5+、Mo6+、 Ce4+、S6+)，形成的化合物易迁移，还原条件呈低价态(U4+、 V3+、Mo4+、Ce3+、S2-)的化合物易沉淀；与之相反，Fe、Mn、 Cu、Eu呈高价态(如Fe3+、Eu3+)易沉淀，而在还原条件下呈低 价态(Fe2+、Eu2+)易迁移。Fe、Cu、Zn、Cd 等亲硫元素在H2S 含量高的还原环境下生成易沉淀的硫化物，还有些元素(Th、Sc) 一般不受氧化还原条件变化的影响，而与其共生的变价元素(如 U、V 等)相反。
盐碱地修复方案
盐碱地修复方案1. 引言盐碱地指的是土壤中含有过多的盐分和碱性物质，对植物的生长产生不利影响。
盐碱地的修复是为了降低土壤中的盐分和碱性物质含量，恢复土壤肥力，使其能够支持植物的正常生长。
本文将介绍盐碱地修复的方案，包括改良土壤、改进灌溉方式和植物修复等方面的内容。
2. 土壤改良2.1. 分析土壤状况在进行盐碱地修复之前，首先需要对盐碱土壤进行全面的分析。
这包括土壤盐分、pH值、盐化物种类和含量等的检测。
通过这些分析结果，可以了解土壤中所含盐分和碱性物质的程度，从而制定相应的修复方案。
2.2. 排水系统建设盐碱地修复的关键是降低土壤中的盐分含量。
为了实现这一目标，需要建设良好的排水系统，以加速盐分的排出。
在盐碱地修复的过程中，可以采用改善排水条件的方法，如增加排水沟的数量和深度，安装排水管道等。
2.3. 石膏改良石膏可以对盐碱土壤进行改良，有助于降低土壤中的盐分含量。
石膏的作用是通过离子交换和盐分渗透的方式，将土壤中的钠离子与石膏中的钙离子结合，形成不溶于水的钙钠盐。
这种钙钠盐相对于土壤中的其他盐分来说，对植物的生长影响较小。
3. 改进灌溉方式3.1. 渗漏灌溉为了避免过量灌溉导致土壤中盐分浓度增加，可以采用渗漏灌溉的方式进行水分补给。
渗漏灌溉的原理是通过灌水管道或滴灌设备将水分均匀地渗透到土壤中。
这种灌溉方式可以减少盐分的析出和堆积，有助于改善盐碱土壤的状况。
3.2. 高效灌溉技术高效灌溉技术是指在灌溉过程中尽可能减少水分的损失，提高水分利用效率的一种方法。
常见的高效灌溉技术包括滴灌、微喷灌和旋转喷灌等。
这些技术可以减少水分的蒸发和径流损失，增加水分在作物根区的利用率，有效地改善盐碱土壤的水分状况。
4. 植物修复4.1. 选择适应盐碱环境的植物品种在盐碱地修复的过程中，可以选择适应盐碱环境的植物品种进行种植。
这些植物通常具有耐盐碱和耐旱的特性，能够在高盐碱和干旱条件下存活和生长。
常见的盐碱地修复植物包括柽柳、碱蓬和盐蓬等。
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收稿日期： ２００５－ ０３－ ３０
修订日期： ２００５－ ０５－ ２６
基金项目： 国土资源大调查地质调查项目， 吐哈盆地西南缘砂岩型铀矿远景区水西沟群层序地层与沉积体系分析
（ ２０００１０１０１７４００３） 资助
作者简介： 王敏芳（ １９８０－ ） ， 女， 江苏泰州人， 在读博士研究生， 能源地质工程， （ Ｔｅｌ） ０２７－ ６２０７４６７１（ Ｅ－ ｍａｉｌ） ｗａｎｇ＿ｍｉｎｆａｎｇ＠１６３．ｃｏｍ．
Ｓｐ＝０．０９７ ７ｘ－ ７．０４３，
（ １）
Ｓｐ— ——古盐度（ ‰） ；
ｘ — ——相当“硼质量分数”（ 计算古盐度时需换
算成 １０－６） 。
（ ２） Ｃｏｕｃｈ 公式［７］
Ｓｐ＝ｌｇＢ’－ ０．１１／１．２８，
（ ２）
式中 Ｂ’— ——校正“硼质量分数”（ 计算古盐度时需换
算成 １０－６） 。
（ 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 ＳＯ２４－ 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 １．０～０．５， 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］。
Ｊ２ｘ
层位
Ｊ１ｓ
Ｊ１ｂ
０
２
４
６
８
１０
１２
Ｋ／Ｎａ
图 ２ 吐哈盆地西南缘泥岩中 Ｋ／Ｎａ 的垂向演化
（ ２） 沉积磷酸盐法 此法是 Ｎｅｌｓｏｎ［２０］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 ＡｌＰＯ４·２Ｈ２Ｏ 和红磷铁矿 ＦｅＰＯ４·２Ｈ２Ｏ 及羟磷灰石 Ｃａ１０（ ＰＯ４） ５（ ＣＯ３） （ Ｆ， ＯＨ） ２［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］：
罗系水西沟群样品中， 硼质量分数最大值为 ６４．２０×
１０－６， 最小值为 １２．３０×１０－６， 平均值为 ４６．３５×１０－６ （ 表
１） ， 反映了水西沟群泥岩主要形成于淡水环境； 地层
年 代 从 老 到 新 （ Ｊ１ｂ—Ｊ１ｓ—Ｊ２ｘ） ， 硼 质 量 分 数 也 显 示 出 逐渐变低的趋势， 这也反映了水西沟群沉积环境是逐
含量较低［９， １０］。由于硼对沉积环境及各种地质作用具
有明显的指示意义， 引起人们对探索硼及硼同位素的
测试技术及其分配理论的广泛兴趣［９－１９］。一般而言， 海
相环境下硼质量分数为（ ８０～１２５） ×１０－６， 而淡水环境样
品硼质量分数多小 于 ６０×１０－６． 在 吐 哈 盆 地 西 南 缘 侏
笔者在吐哈盆地西南缘侏罗系水西沟群样品中， 尝试用锶钡法对古环境进行恢复（ 表 １） 。结果表明，
表 １ 西南缘水西沟群泥岩中 Ｂ、Ｓｒ、Ｂａ 的分析结果
层 样 质量分数（ １０－６） ｍ（Ｓｒ） 层 样 质量分数（ １０－６） ｍ（Ｓｒ） 位 号 Ｓｒ Ｂ Ｂａ ｍ（Ｂａ） 位 号 Ｓｒ Ｂ Ｂａ ｍ（Ｂａ） Ｊ１ｂ ｗ１４ １２５ ５９．３ ３５６ ０．３５ Ｊ１ｓ ｗ２８ ９８．２ ６０．９ ３７０ ０．２７ Ｊ１ｂ ｗ２３ ５５．１ ４９．４ ２２４ ０．２５ Ｊ１ｓ ｗ３１ １３５ ５４．８ ５１１ ０．２６ Ｊ１ｂ ｗ２４ ７４．７ ６３．１ ３５８ ０．２１ Ｊ２ｘ ｗ５ ９５．８ ３４．３ ７０１ ０．１４ Ｊ１ｂ ｗ２５ １６１ ３９．６ ４８５ ０．３３ Ｊ２ｘ ｗ６ １１３ ３５．５ ７４４ ０．１５ Ｊ１ｂ ｗ２６ １１０ ５７．７ ３８４ ０．２９ Ｊ２ｘ ｗ３２ ７８．２ ４３．６ ６０９ ０．１３ Ｊ１ｂ ｗ２７ ６８．５ ５２．５ ２９２ ０．２３ Ｊ２ｘ ｗ３３ ７３．３ ５８．４ ５６２ ０．１３ Ｊ１ｓ ｗ１１ ５０．９ １２．３ ２３８ ０．２１ Ｊ２ｘ ｗ３４ ８６ ４２．８ ６７５ ０．１３ Ｊ１ｓ ｗ１２ ８０ ３７．６ ４０３ ０．２ Ｊ２ｘ ｗ３５ ６８．７ ４９．７ ６０９ ０．１１ Ｊ１ｓ ｗ１３ ４８．６ ４２．２ １７６ ０．２８ Ｊ２ｘ ｗ２９ １０２ ６１．４ ６４９ ０．１６ Ｊ１ｓ ｗ２１ ９８ ４６．４ ５６０ ０．１８ Ｊ２ｘ ｗ３０ ９６．６ ５５．９ ５０３ ０．１９ Ｊ１ｓ ｗ２２ ６７．４ ３６．５ ３３８ ０．２
１ 恢复古盐度的微量元素法
元素一般分为常量元素（ 含量大于 １．０％） 和微量 元素（ 含量小于 １．０％） ［２， ４］。目前， 常用的微量元素法一 般有锶钡法、硼元素法和锶钙法等［２， ３］。在使用微量元 素法进行沉积环境古盐度的恢复时， 应该依据采样环 境、采样组分的不同， 有针对性、选择性地进行微量元 素测量和盐度恢复方法的选择。
渐变淡的。
Ｗａｌｋｅｒ［１３］提 出 以 伊 利 石 理 论 含 钾 量 的 ８．５％ 来 换
算纯伊利石中的“校正硼质量分数”， 即校正硼质量分
数＝８．５×［ 硼测定值 （ １０－６） ／Ｋ２Ｏ（ ％ ） ］ ； 而伊利石的硼质 量分数又与钾质量分数有关， 为了在同等条件下对比，
需计算相当于 Ｋ２Ｏ 为 ５％时的硼质量分数， 称为“相当 硼质量分数”。Ｗａｌｋｅｒ［１３，１４］ 研究认为， 在相当硼质量分数
·７２０·
新疆石油地质
２００５ 年
侏罗系水西沟群泥岩沉积时水介质条件为淡水环境，
并 且 随 着 地 层 年 代 变 新 （ Ｊ１ｂ—Ｊ１ｓ—Ｊ２ｘ） ， 水 介 质 环 境 是逐渐变淡的。
（ ２） 硼元素法 硼是微量轻元素， 与其他元素具
有明显不协调的分布关系［９］。硼又是易溶元素， 主要富
集在地球表层的各类岩石和水体中， 而在地幔岩石中
第第２２６６卷卷 第第６６期期 ２００５ 年 １２ 月
王敏芳新， 等：疆沉积石环境油中古地盐度质的恢复 ＸＩＮＪＩＡＮＧ ＰＥＴＲＯＬＥＵＭ ＧＥＯＬＯＧＹ
Ｖｏｌ． ２６， Ｎｏ．６ Ｄｅｃ． ２００５
文章编号： １００１－ ３８７３（ ２００５） ０６－ ０７１９－ ０４
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 王敏芳， 焦养泉， 王正海， 杨 琴， 杨生科
山 窑 组 沉 积 时 期 古 水 介 质 逐 渐 变 淡 ： 八 道 湾 组 沉 积 时 期 ， 古 水 介 质 盐 度 平 均 为 ２．２８‰； 三 工 河 组 沉 积 时 期 ， 平 均 为
２．２３‰； 西山窑组沉积时期， 平均为 ２．０７‰． 此外， 对恢复沉积环境古盐度的其他方法进行了 讨论， 并指出了各种方法
（ 中国地质大学 资源学院， 武汉 ４３００７４）
摘 要： 用锶钡法、硼元素法、钾钠比值和沉积磷酸盐法推算了吐哈盆地西南缘水西沟群沉积古水介质环境。认为， 在
水 西 沟 群 沉 积 时 期 ， 古 水 介 质 总 体 为 淡 水 环 境 ［ ｍ（ Ｓｒ） ／ｍ（ Ｂａ） ＜１、ｍ（ Ｂ） 为 １２．３０×１０－６～６４．２０×１０－６］ ， 且 自 八 道 湾 组—西
Ｆｃａｐ＝０．０９±０．０２６Ｓｐ，
（ ３）
第 ２６ 卷 第 ６ 期
王敏芳， 等： 沉积环境中古盐度的恢复
·７２１·
式中 Ｆｃａｐ— ——磷酸钙比值。 笔者利用 Ｎｅｌｓｏｎ 公式， 对吐哈盆地西南缘水西
沟群泥岩样品进行了沉积古水介质盐度的推算（ 表从 略 ） 。 结 果 表 明 ， Ｎｅｌｓｏｎ 公 式 推 算 出 的 古 盐 度 值 与 Ｃｏｕｃｈ 公式推算出的古盐度值不同， 总体上是 Ｎｅｌｓｏｎ 公式推算出的古盐度值较 Ｃｏｕｃｈ 公式推算出的古盐 度值小， 差值为－ １‰， 产生这种现象的原因还有待进 一步论证。但推算结果同样也表明， 侏罗系水西沟群 沉积古水介质环境为淡水－ 微咸水环境， 且自老到新 （ Ｊ１ｂ—Ｊ１ｓ—Ｊ２ｘ） ， 水介质环境是逐渐变淡的。
研究表明， Ｃｏｕｃｈ 公式更适合于陆相地层， 可靠
性最好［７］。在鄂尔多斯盆地， 郑荣才［７］分别应用（ １） 式和
（ ２） 式对长 ６ 油组沉积环境的古盐度进行分析和计
算。结果表明， 长 ６ 油组沉积时湖泊水体的古盐度为 ０．９４０‰～１．０７６‰．
笔者应用 Ｃｏｕｃｈ 公式对吐哈盆地西南缘水西 沟 群沉积古盐度进行了推算（ 表从略） 。结果表明（ 图 １） ， 侏 罗 系 水 西 沟 群 沉 积 时 期 古 盐 度 为 １．９４‰～２．３８‰， 属 淡 水－ 微 咸 水 ， 且 自 老 到 新 （ Ｊ１ｂ—Ｊ１ｓ—Ｊ２ｘ） ， 水 介 质 环境是逐渐变淡的： 八道湾组沉积时期， 古盐度平均 为 ２．２８‰； 三工河组沉积时期， 古盐度平均为 ２．２３‰； 西山窑组沉积时期， 古盐度平均为 ２．０７‰．
的局限性。
关键词： 古盐度； 地球化学； 吐哈盆地； 沉积环境
中图分类号： ＴＥ１１２．２２１
文献标识码： Ａ
盐度是指介质中所有 可溶盐的质量分数， 是区别 海相和陆相环境的主要标 志 之 一［１］。 古 盐 度 是 指 保 存 于 古 沉 积 物 之 中 的 盐 度 ［２］， 是指示地质历史时期中沉 积环境变化的一个重要标 志。古盐度只能间接地视沉 积物或海洋生物壳体的成 分 进 行 理 论 上 的 推 算［３］。 研 究区位于吐哈盆地西南缘， 研究层位自上而下为八道 湾组（ Ｊ１ｂ） 、三工河组（ Ｊ１ｓ） 和西山窑组（ Ｊ２ｘ） 。