謝建磊，趙寶成，戰(zhàn) 慶，李 曉

（1. 上海市地質(zhì)調(diào)查研究院，上海 200072；2. 中國(guó)地質(zhì)大學(xué)（武漢）地球科學(xué)學(xué)院，湖北·武漢，430074）

元素地球化學(xué)在古環(huán)境和古生態(tài)研究中的應(yīng)用綜述

謝建磊1,2，趙寶成1，戰(zhàn) 慶1，李 曉1

（1. 上海市地質(zhì)調(diào)查研究院，上海 200072；2. 中國(guó)地質(zhì)大學(xué)（武漢）地球科學(xué)學(xué)院，湖北·武漢，430074）

元素地球化學(xué)方法被廣泛應(yīng)用于沉積學(xué)研究，保存的古環(huán)境、古生態(tài)信息可通過(guò)多種指標(biāo)進(jìn)行釋讀。本文總結(jié)了主量元素、微量元素、稀土元素、同位素和有機(jī)地球化學(xué)等在沉積學(xué)研究中應(yīng)用相對(duì)比較成熟的環(huán)境代用指標(biāo)及其地質(zhì)意義，認(rèn)為這些指標(biāo)在示蹤形成構(gòu)造環(huán)境、古氣候、古生態(tài)、物源區(qū)、沉積介質(zhì)條件等方面具有有效的指示作用；不同指標(biāo)對(duì)剝蝕區(qū)和沉積區(qū)的古氣候指示意義差別較大，需加以甄別；因表生地質(zhì)環(huán)境的復(fù)雜性，古環(huán)境解釋中需注意指標(biāo)的局限性，應(yīng)根據(jù)研究對(duì)象選擇多個(gè)指標(biāo)并結(jié)合其他沉積學(xué)、巖石學(xué)特征進(jìn)行綜合驗(yàn)證。

元素地球化學(xué)；構(gòu)造背景；古氣候；沉積介質(zhì)條件；物源

元素地球化學(xué)研究對(duì)象豐富，在古氣候、古水深與海平面變化、沉積介質(zhì)條件、物源區(qū)識(shí)別等方面都是一種常用的代用指標(biāo)。受元素活動(dòng)性和自然界多種因素的影響，不同元素保留的古環(huán)境、古生態(tài)信息有所不同，通常采用元素組合和比值、多元統(tǒng)計(jì)分析兩種途徑來(lái)削弱各種擾動(dòng)因素的影響。沉積物是源巖從風(fēng)化剝蝕到沉積成巖整個(gè)過(guò)程的綜合反映，既可以反映源區(qū)（剝蝕區(qū)）、流域，又可以反映沉積區(qū)。不同組分的古環(huán)境和古生態(tài)意義不同，如深海區(qū)酸溶組分主要由生物源和自生化學(xué)組分組成，記錄自身演化信息；而不溶組分主要繼承源區(qū)物質(zhì)特性，記錄源區(qū)氣候和環(huán)境的變化信息[1]。國(guó)內(nèi)外采用元素地球化學(xué)指標(biāo)在古環(huán)境和生態(tài)研究中開(kāi)展了大量工作，對(duì)于同一元素對(duì)比值涵義的認(rèn)識(shí)有時(shí)并不一致，甚至可能大相徑庭。本文綜述相關(guān)研究中應(yīng)用相對(duì)比較成熟的代用指標(biāo)特征和地質(zhì)意義，并提出個(gè)人觀(guān)點(diǎn)和看法。

1 主量元素

1.1 巖石形成構(gòu)造環(huán)境判別

采用主量元素進(jìn)行形成構(gòu)造環(huán)境的判別主要始于20世紀(jì)70年代，80年代以來(lái)取得了較多成果，但主要集中于砂巖和泥巖、頁(yè)巖、硅質(zhì)巖的判別上。Bhatia總結(jié)了大洋島弧、大陸島弧、活動(dòng)大陸邊緣、弧后盆地等構(gòu)造背景下的砂巖主量元素特征，提出了TiO2-(Fe2O3+MgO)、Al2O3/SiO2-(Fe2O3+MgO)、K2O/Na2O-(Fe2O3+MgO)、Al2O3/(CaO+Na2O)-(Fe2O3+MgO)等圖解，且提出了兩個(gè)由全部氧化物擬合成的判別參數(shù)[2]。對(duì)于以上判別圖解，Armstrong-Altrin等認(rèn)為其在中新世以來(lái)沉積物成巖構(gòu)造背景判別中的應(yīng)用需慎重考慮[3]。國(guó)內(nèi)開(kāi)展主量元素判別形成構(gòu)造環(huán)境的研究開(kāi)展較晚，方國(guó)慶等也提出了相關(guān)構(gòu)造環(huán)境的主量元素判別圖解[4]。楊江海等經(jīng)統(tǒng)計(jì)分析建立了(Al2O3+FeO)/(Na2O+K2O)-SiO2/(MnO+TiO2)/100-MgO+CaO、F1-F2和Qel-Fe1-Lel三個(gè)砂巖構(gòu)造環(huán)境的判別圖解[5]。

硅質(zhì)巖中，多用Fe、Mn和Al、Ti進(jìn)行成因和構(gòu)造環(huán)境判別。Bostrom等提出熱水沉積物富Si、Fe和Mn，貧Al、Fe、K和Na，同時(shí)提出可以利用Fe/Ti、(Fe+Mn)/Ti、Al/ (Fe+Mn+Al)指標(biāo)來(lái)判別熱水和正常海水沉積物，其分別大于20、25和小于0.35時(shí)，一般屬于熱水成因[6]。Adachi等認(rèn)為Al/(Fe+Mn+Al)值由純生物成因的0.6到純熱水成因的0.01逐漸遞減，熱液成因時(shí)該值小于0.4，大于0.4時(shí)表明受陸源碎屑影響，并提出了Fe-Mn-Al三角圖解[7]。Murray提出可以用MnO/TiO2值（0.5為界）作為大陸斜坡、邊緣海與開(kāi)闊大洋成因的標(biāo)志，并提出了100×(Fe2O3/SiO2)-100×(Al2O3/ SiO2)、Fe2O3/(100-SiO2)-Al2O3/(100-SiO2)、Fe2O3/TiO2-Al2O3/ (Al2O3+Fe2O3)等判別圖解[8,9]。此外，Sugitani等認(rèn)為Al2O3/ (Al2O3+Fe2O3)比值也是硅質(zhì)巖重要的一個(gè)形成環(huán)境判別指標(biāo)[10]。

1.2 古鹽度和氧化還原環(huán)境判別

Ca、P、Fe、Mn、Mg、Al等元素可用于古鹽度判別。Nelson提出了古鹽度的沉積磷酸鹽估算方法，應(yīng)用較廣[11]。Fe的黃鐵礦礦化度（DOP）在富氧環(huán)境中一般小于0.42，而在貧氧或無(wú)氧環(huán)境中為0.55～0.93[12]，但DOP值易受到實(shí)驗(yàn)方法的影響[13]。沉積環(huán)境和沉積物粒徑對(duì)元素賦存形態(tài)具有重要影響[14]。海洋沉積中，錳的價(jià)態(tài)變化受pH及EH支配，在還原和酸性介質(zhì)中呈Mn2+而溶解，在氧化環(huán)境中呈Mn4+而沉淀[15]。CaO/(CaO+Fe)和(MgO/Al2O3)×100作為鹽度指標(biāo)時(shí)，前者以0.2、0.5為界劃分為低鹽度、中鹽度、高鹽度；后者以1、10為界劃分淡水、過(guò)渡、海水沉積[16]。此外，很多情況下，湖水中的Ca/Mg比值隨鹽度上升而降低[17]，K、Na含量是鹽度的直接標(biāo)志，這三種指標(biāo)也可以用于定性的古鹽度判別[11]。介形蟲(chóng)殼體Mg含量與水體溫度、Mg含量呈正相關(guān)關(guān)系，Sr/Ca比值與溫度無(wú)關(guān)，與水體鹽度和Sr/Ca比正相關(guān)，可以定量進(jìn)行古鹽度估算[18,19]。

1.3 古氣候判別

CIA、CIW和A-CN-K三角圖被認(rèn)為是反映源區(qū)化學(xué)風(fēng)化強(qiáng)度的有效指標(biāo)和方法。巖石風(fēng)化過(guò)程中，K、Na、Ca、Mg易淋濾流失，Si和Al在殘余相中富集[20]。受黏土礦物吸附或結(jié)合影響，K和Mg在風(fēng)化物中相對(duì)Ca和Na富集，而由于K離子半徑較大，更易于被黏土礦物吸附[21～23]?；谏鲜鲋饕顒?dòng)性差異，SiO2/Al2O3、SiO2/(Al2O3+Fe2O3)、FeO/Fe2O3、Na2O/K2O、Ca/Mg、Ca/Sr、Sr/Ba常被用作候代用指標(biāo)。在剝蝕區(qū)，其氣候指示意義較明確，低值反映氣候濕熱，高值反映氣候干冷；但在沉積區(qū)，其氣候指示意義則具有多解性，更多是反映剝蝕區(qū)或源區(qū)特征。如SiO2/ Al2O3、SiO2/(Al2O3+Fe2O3)高值既可以指示流域濕熱氣候，也可指示源區(qū)較冷氣候[24]。海洋沉積中，浮游有孔蟲(chóng)殼體Mg/Ca值、珊瑚的Sr/Ca、Mg/Ca和U/Ca值等可以進(jìn)行海表面溫度重建，但珊瑚的元素地球化學(xué)比值溫度計(jì)常不具有全球的普適性[25]。溫度的升高有利于元素Mg的沉淀，湖泊體系中，Ca/Mg常被用于反映冷暖變化。封閉湖泊的Ca/Mg值高，多表示濕熱環(huán)境，湖泊水位上升。Ca/Mg值低，多表示干旱程度增加，湖面下降。在敞流性湖泊中影響因素較多[17,24]。

自生和生物成因的碳酸鈣含量常被用于沉積區(qū)古氣候研究。變化多具有明顯旋回性，一種是冰期時(shí)含量高、間冰期含量低的太平洋型旋回；另一種是冰期時(shí)含量低、間冰期時(shí)含量高的大西洋型旋回[25]。湖相沉積中，F(xiàn)e和Al含量高表示暖濕環(huán)境，Ca和Mg含量高表示相對(duì)干旱或有干濕季節(jié)變化的環(huán)境，因此(Fe2O3+Al2O3)/(CaO+MgO)可用來(lái)衡量環(huán)境的相對(duì)濕潤(rùn)程度[26]。此外，湖泊沉積中，F(xiàn)e/Mn值被認(rèn)為與水深有關(guān)，低值通常反映較深的湖水和暖濕氣候[27]。P高含量指示干旱炎熱高鹽度環(huán)境，低含量則指示潮濕環(huán)境[28]。

1.4 物源變化判別

SiO2、Al2O3、K2O、Fe2O3、MgO、TiO2、Na2O等主要為與陸源碎屑有關(guān)的元素化合物，高含量多出現(xiàn)在細(xì)粒沉積物中，可指示物源性質(zhì)的差異。其中，SiO2、Al2O3和TiO2的陸源性指示意義較強(qiáng)[8]。SiO2/TiO2值可作為指示冬季風(fēng)強(qiáng)度的大氣粉塵粒度的替代指標(biāo)[25]。Al形成過(guò)程中相對(duì)穩(wěn)定且主要賦存在黏土中，不易遷移，故通常被用作標(biāo)準(zhǔn)化元素以消除粒級(jí)效應(yīng)的影響[1]，但有學(xué)者提出Al與細(xì)顆粒沒(méi)有明顯相關(guān)性。Al可用來(lái)表征物源穩(wěn)定性程度，當(dāng)有其他物源沉積物注入時(shí)，其含量變化會(huì)較大[29]。Ti主要富集在黏土級(jí)沉積物中，該值愈高則表明陸源物含量愈豐富[30]。SiO2/Al2O3值可有效判別沉積物成熟度，成熟度低離物源區(qū)近，相反，距離越遠(yuǎn)[31]。此外，CaO、CaCO3可用來(lái)判斷物源，但影響因素較多。除部分來(lái)自陸源碳酸鹽巖外，還受自生和生物作用影響，在特定地區(qū)可以用來(lái)進(jìn)行物源分析。

2 微量和稀土元素

2.1 巖石形成構(gòu)造環(huán)境判別

相比較于主量元素，應(yīng)用比較廣泛和成熟。Bhatia提出了La-Th、La-Th-Sc和Th-Co-Zr/10、Th-Sc-Zr/10等雜砂巖構(gòu)造環(huán)境判別圖解，并總結(jié)了雜砂巖的ω(La)、ω(Ce)、ω(∑REE)、ω(La)/ω(Yb)、ω(∑LREE)/ω(∑HREE)、(La/Yb)N、Eu/Eu*等幾個(gè)稀土參數(shù)特征（采用球粒隕石進(jìn)行標(biāo)準(zhǔn)化）[2]。隨后，Bhatia和Crook系統(tǒng)總結(jié)了不同構(gòu)造背景下形成砂巖的微量元素及其比值特征[32]。上述成果至今仍在被廣泛應(yīng)用。此外，U/Th值被廣泛地用于形成環(huán)境判別，陸相環(huán)境中較高，泥巖或頁(yè)巖中高達(dá)7以上，海水中泥巖、頁(yè)巖和灰?guī)r中小于2[33]。近海沉積物的稀土含量和分布模式與大陸物質(zhì)相似；深海沉積物的稀土含量變化很大，但都呈現(xiàn)重稀土的相對(duì)富集和Ce的明顯虧損[25]。

硅質(zhì)巖研究中，V/Y-Ti/V、Ti-V成因圖解和稀土元素應(yīng)用較多。稀土重量從大洋中脊（10-6）到大洋盆地、大陸邊緣逐漸增大[34]。Eu/Eu*、Ce/Ce*、(La/Lu)N、(La/Yb)N和(La/Ce)N是硅質(zhì)巖成因和形成環(huán)境識(shí)別的重要指標(biāo)，Eu/ Eu*正異常被認(rèn)為是高溫?zé)崴黧w參與其成巖作用的重要證據(jù)[35]。洋中脊及其兩翼的熱液作用使硅質(zhì)巖Ce/Ce*負(fù)異常增大，且造成輕稀土的強(qiáng)烈虧損。從洋中脊到大洋盆地到大陸邊緣，(La/Lu)N、(La/Yb)N、(La/Ce)N分別呈有規(guī)律的變化[36]。此外，U/Th值也被用于硅質(zhì)巖成因判別，大于1時(shí)為熱水環(huán)境[37]。

2.2 古鹽度和氧化還原環(huán)境判別

B、Sr/Ba、B/Ga等微量元素（對(duì)）常被用于古鹽度判別[38]。Walker提出了“校正B質(zhì)量分?jǐn)?shù)”和“相當(dāng)B質(zhì)量分?jǐn)?shù)”的概念，并認(rèn)為在相當(dāng)B質(zhì)量分?jǐn)?shù)大于400×10-6時(shí)為超鹽度環(huán)境，(300～400)×10-6時(shí)為正常海水環(huán)境，(200～300)×10-6時(shí)為半咸水環(huán)境，小于200×10-6時(shí)為低鹽度環(huán)境[39]。此外，利用B質(zhì)量分?jǐn)?shù)可以進(jìn)行古鹽度的定量計(jì)算[11]。Sr/Ba值隨著遠(yuǎn)離湖（海）岸而逐漸增大，在淡水環(huán)境中小于0.5，在半咸水環(huán)境為0.5～1，在海洋環(huán)境中大于1。B/Ga＜1.5時(shí)為淡水環(huán)境，5～6時(shí)為近岸相，＞7為海相[40]。此外，和主量元素聯(lián)合運(yùn)用，Sr/Ca、V/Ca和U/Ca值均對(duì)揭示古環(huán)境特征有重要作用[25]。

U/Th、V/Cr、Ni/Co值可作為氧化還原環(huán)境標(biāo)志。U富集主要受活性有機(jī)質(zhì)含量控制[41]。U/Th越高一般越富氧，但對(duì)其界線(xiàn)值劃分并不一致[42,43]。U/Th比值、自生U含量與DOP具有對(duì)應(yīng)關(guān)系[42]。Wiganll提出了δU=6U/(3U+Th)的參數(shù)，以1作為缺氧和正常環(huán)境的界線(xiàn)[43]。V/Cr通常以2.0、4.25作為富氧、次富氧、缺氧—貧氧環(huán)境環(huán)境的界線(xiàn)，Ni/ Co通常以5.0、7.0作為氧化、次富氧、貧氧或缺氧環(huán)境，但不適用于碳酸鹽巖[11]。

稀土配分模式和La、Gd和Y等元素異?？蓙?lái)區(qū)分淡水和海水環(huán)境[44]。平均頁(yè)巖標(biāo)準(zhǔn)化后的海水輕稀土元素虧損，具有明顯La、Gd和Y正異常，較高的Y/Ho值。淡水具有比較平坦的配分模式，僅Gd可呈正異常，Y/Ho值與上地殼值（26.24或27.5）相等或稍高[45]。Ce/Ce*可以進(jìn)行氧化還原環(huán)境判別，Ce負(fù)異常表明水體處于氧化狀態(tài)[46]。Elderfield等提出Ceanom來(lái)進(jìn)行判別，大于0表示缺氧，Ce富集；小于0表示呈氧化環(huán)境，Ce虧損[35]。

2.3 古氣候判別

Sr的易遷移性使其成為古氣候研究中的一個(gè)重要指標(biāo)。Sr含量低通常指示潮濕氣候，反之指示干旱氣候。與其他元素聯(lián)合，Rb/Sr、Sr/Cu、Sr/Ba和Sr/Ca等指標(biāo)應(yīng)用較多。在剝蝕區(qū)，Rb/Sr值越大，風(fēng)化作用愈強(qiáng)烈；而在沉積區(qū)，該值越大，反映剝蝕區(qū)和流域內(nèi)氣溫和風(fēng)化作用越低。Sr/Cu比值在1.0～10.0指示溫濕氣候，而大于10.0指示干旱氣候[28]。Sr/Ba、Sr/Ca比值通常認(rèn)為與鹽度有關(guān)，在湖泊沉積區(qū)，其比值越大，氣候越干旱[24,26]。此外，Zr/Rb可以指示碎屑巖粒度變化，成正相關(guān)性，值大指示快速剝蝕和搬運(yùn)的沉積環(huán)境，源區(qū)氣候相對(duì)濕潤(rùn)，風(fēng)化程度相對(duì)較低[47]。Cu、V含量高時(shí)表示植物繁茂的溫暖濕潤(rùn)環(huán)境；Sr、Ba含量越高，表示氣候越寒冷[48]。B、Ga、Sr和Ba對(duì)海侵、海退具有一定指示意義[49]。Sm/Nd對(duì)海平面升降具有指示意義，該值增大，海水深度也有所增加[50]。

不同氣候環(huán)境下，稀土元素的富集特征不同。暖濕氣候中，ΣREE較高；相反，冷干氣候中，ΣREE較低[51]。風(fēng)化過(guò)程中，重稀土元素往往較輕稀土元素活潑，前者易遷移，后者趨向于在殘余物中富集[52]?，F(xiàn)代海洋沉積研究表明，稀土元素對(duì)全新世Heinrich事件、YD事件等具有明顯指示意義[53]。

2.4 物源變化

Zr和La在鋯石、磷灰石中富集，Ti和V在角閃石、輝石中富集[54]，所以Zr/TiO2、La/V可用于沉積物成熟度指示[36]。Zr、Sr與SiO2、CaCO3相似，可分別作為陸源和親生物沉積的標(biāo)志[25]。La和Th相對(duì)富集在長(zhǎng)英質(zhì)巖石中，而Sc、Co、Cr、Ni等過(guò)渡元素則在鎂鐵質(zhì)巖石中含量高，La/ Sc、Sc/Th、Cr/Th、Co/Th等值在花崗巖、安山巖、鎂鐵質(zhì)巖石及地殼不同部位都存在差異，利用La/Sc和Th/Sc等可以區(qū)分沉積物的長(zhǎng)英質(zhì)和鎂鐵質(zhì)源區(qū)[55]。

根據(jù)源巖的稀土元素差異，可以進(jìn)行物源區(qū)識(shí)別。不同類(lèi)型沉積物與不同時(shí)間段同類(lèi)沉積物在稀土元素配分模式上的一致性，可能表明這些沉積物具有相同的物源區(qū)。輕重稀土比值低，無(wú)Eu異常，則物源可能為基性巖石，相反則多為硅質(zhì)巖，可以用ω(∑REE)-ω(La)/ω(Yb)進(jìn)行泥巖源區(qū)判別[56]。

3 同位素

3.1 鍶同位素

海水鍶是對(duì)海水變化反應(yīng)比較靈敏的元素之一，主要來(lái)源于流域巖石風(fēng)化輸入、海底擴(kuò)張熱液輸入和海底玄武巖風(fēng)化等。從寒武紀(jì)到白堊紀(jì)，海水87Sr/86Sr比值緩慢減少且波動(dòng)很大，而從白堊紀(jì)到現(xiàn)在則快速增加[57]。通過(guò)87Sr/86Sr比值變化可以進(jìn)行海平面變化、古鹽度定量或半定量計(jì)算、沉積相和源區(qū)判別、海相地層定年。Ruppel等建立了北美和歐洲大陸志留紀(jì)各牙形石帶的高分辨率87Sr/86Sr曲線(xiàn)，發(fā)現(xiàn)其與三級(jí)海平面升降旋回完全對(duì)應(yīng)[58]。桂訓(xùn)唐發(fā)現(xiàn)，南沙海域沉積物鍶同位素的組成具有明顯區(qū)域性差異，反映了沉積環(huán)境和物質(zhì)來(lái)源的差異[59]。黃思靜等利用鍶同位素演化曲線(xiàn)，對(duì)相關(guān)地層進(jìn)行了定年[60]。

3.2 碳同位素

碳同位素分為兩類(lèi)，一類(lèi)為土壤有機(jī)質(zhì)等有機(jī)來(lái)源；另一類(lèi)為石筍、冰芯等無(wú)機(jī)來(lái)源。有機(jī)δ13C可以用來(lái)反映冷暖變化、大氣CO2、營(yíng)養(yǎng)狀況、初級(jí)生產(chǎn)力等古環(huán)境和古生態(tài)信息變化，并通常結(jié)合TOC、TON等指標(biāo)使用。由于有水生生物的貢獻(xiàn)，有機(jī)δ13C所包含的氣候信息解釋一直還存在爭(zhēng)議；但當(dāng)確定物源只以?xún)?nèi)源或外源為主時(shí)，具有相對(duì)明確的氣候指示意義。有學(xué)者認(rèn)為在暖期偏高，在冷期偏低；部分學(xué)者認(rèn)為相反。當(dāng)δ13C和TOC正相關(guān)時(shí)，可能指示暖濕或冷干的氣候組合；反之，可能指示冷濕或暖干的氣候組合[61]。

有機(jī)δ13C可用來(lái)識(shí)別C4和C3植物豐度，值越小，后者豐度越高。C3植物生長(zhǎng)環(huán)境多溫度較低、光照不強(qiáng)、高濕度和降水量，所以δ13C與溫度正相關(guān)，可作為溫度指代指標(biāo)。C3植物包括灌木和絕大多數(shù)草本、高緯度及高海拔氣候條件的禾本科及苔草，δ13C值在-22‰～32‰，C4主要是是溫暖季生長(zhǎng)的禾本科植物及苔草，δ13C值在-10‰～15‰。當(dāng)海拔超過(guò)2600m時(shí)，C4植物含量急劇下降，含量幾乎為零[61]。Wang和Zheng提出了經(jīng)驗(yàn)公式C3=(2.1-δ13CCaCO3)/14來(lái)估算兩種類(lèi)型植物比例[62]。研究中，僅用C3、C4比來(lái)解釋?duì)?3C變化有時(shí)并不可行，還與水生生物光合作用強(qiáng)度或群落的改變有關(guān)[61]。溫暖和寒冷海水中浮游植物δ13C分別在約-20‰、-30‰左右。海草浮游植物δ13C為-10‰～-16‰，海相藻類(lèi)在-18‰左右，但當(dāng)pH較高時(shí)，其δ13C會(huì)變重。非海相藻類(lèi)和水生植物δ13C在-12‰～-26‰。

碳酸鹽巖δ13C與古氣候、海平面升降具有著極密切的關(guān)系，受多種因素影響。還原條件、古鹽度增大和生物發(fā)育時(shí)，會(huì)引起碳酸鹽巖δ13C值變大，發(fā)生正漂移；氧化條件、大氣降水和陸源淡水的注入、生物貧乏時(shí)，會(huì)使δ13C值變小，發(fā)生負(fù)漂移[63]。

3.3 氧同位素

目前，在每種載體中氧同位素的高分辨率古氣候研究程度和時(shí)間跨度都不同，且在同一種載體如冰心和洞穴沉積物中分析結(jié)果的解釋也不統(tǒng)一。

湖泊自生碳酸鹽氧同位素受氣溫、湖泊水位、降水氧同位素和湖水鹽度和不同前處理方法等多種因素影響[64]，用于古環(huán)境研究時(shí)，需結(jié)合其他指標(biāo)進(jìn)行綜合驗(yàn)證；但通常δ18O值高表示湖泊水體鹽度較高，為干早—半干旱氣候；反之，δ18O值低表明湖泊水體處于淡化期，即湖水鹽度小，氣候?yàn)闈駶?rùn)期。δ18O與δ13C的相關(guān)性可以來(lái)指示古湖泊封閉性[65,66]。相關(guān)性較強(qiáng)，封閉性越強(qiáng)，δ18O的富集主要取決于蒸發(fā)作用；但也有學(xué)者認(rèn)為，這一過(guò)程較之由溫度效應(yīng)而導(dǎo)致的δ18O含量的變化其影響幅度要小。相關(guān)性較弱，湖泊開(kāi)放性較強(qiáng)，δ18O的富集主要取決于降雨和注入水的多少。

對(duì)極地冰心氧同位素的解釋中，通常高值為溫暖期，低值為寒冷期。但也有認(rèn)為，季風(fēng)區(qū)冰心的δ18O值不再和氣溫呈正相關(guān)關(guān)系，而主要反映古季風(fēng)的盛衰進(jìn)退[67]。冰心低δ18O值代表夏季風(fēng)盛行，氣候轉(zhuǎn)暖，降水量增加；高δ18O值代表的是冬季風(fēng)盛行，氣候轉(zhuǎn)冷，降水量減少。石筍氧同位的高低對(duì)溫度、降水量的變化都具有指示意義，對(duì)其氣候意義解釋在季風(fēng)區(qū)、非季風(fēng)區(qū)、沿海和內(nèi)陸、同一緯度的不同海拔地區(qū)等不同研究區(qū)域存在較大的區(qū)別，為獲得準(zhǔn)確的環(huán)境意義必須詳細(xì)研究洞穴內(nèi)現(xiàn)代碳酸鹽—水體系的同位素特點(diǎn)[68]。

生物殼體與介質(zhì)的δ18O具有同步消長(zhǎng)關(guān)系，因此其δ18O可用來(lái)進(jìn)行古水溫和古鹽度研究。在深海區(qū)，高值通常解釋為寒冷期，低值解釋為溫暖期。但在陸架海區(qū)，其指示意義與之正好相反。冰期海平面下降，海水影響較弱，該值減??；間冰期，海平面上升，海水影響增強(qiáng)，該值增大。在深海，δ18O與δ13C具有高度相關(guān)性，但在陸架區(qū)，在冰期由于受陸地徑流和沿岸流的影響，兩者呈高度相關(guān)性，但在冰消期，兩者相關(guān)性不明顯或弱正相關(guān)。

此外，針對(duì)黃土—古土壤采用碳酸鹽巖進(jìn)行古氣候研究時(shí)，要注意原生和次生成因的影響。鈣質(zhì)結(jié)核碳酸鹽巖中的δ13C記錄了古土壤形成時(shí)期的植被類(lèi)型，δ18O則反映了各層古土壤形成時(shí)地表年平均溫度[65]。

4 有機(jī)地球化學(xué)

4.1 有機(jī)質(zhì)TOC和TN

沉積物中TOC含量及其分布，對(duì)了解沉積環(huán)境、物質(zhì)來(lái)源和海陸地球化學(xué)元素循環(huán)過(guò)程有重要意義[69]。TOC常和CaCO3、TN指標(biāo)結(jié)合使用，反映沉積物有機(jī)質(zhì)來(lái)源和古氣候環(huán)境變化。有機(jī)質(zhì)含量較高，本身指示較強(qiáng)的還原環(huán)境。TOC≥0.5%時(shí)多對(duì)應(yīng)于缺氧環(huán)境，小于0.5%時(shí)對(duì)應(yīng)于氧化環(huán)境[70]。海退層序中，向上陸源有機(jī)質(zhì)含量逐漸增高，有機(jī)碳豐度降低；而海進(jìn)體系中，陸源有機(jī)質(zhì)向上減少，海相有機(jī)質(zhì)增加，有機(jī)碳含量升高。TOC較低可能與古生產(chǎn)力低有關(guān)，也可能反映強(qiáng)烈化學(xué)風(fēng)化下有機(jī)質(zhì)保存率較低。相對(duì)溫濕條件下的沉積物中TOC含量較高，而CaCO3含量偏低。干冷氣候條件下相反。

由于陸生和水生植物C/N值不同，TOC和TN值對(duì)有機(jī)質(zhì)來(lái)源具有指示作用，能夠判別水生和陸生植物相對(duì)比例，能夠指示內(nèi)源和外源有機(jī)成分的比值[71]。河口、海洋和湖泊水生物有機(jī)質(zhì)來(lái)源的TOC/TN比值多小于10，而陸源碎屑有機(jī)質(zhì)來(lái)源的TOC/TN比值則大于10，陸源高等植物有機(jī)質(zhì)來(lái)源的TOC/TN比值則可高達(dá)50以上。但TOC和TN組成劇烈變化，既可反映有機(jī)質(zhì)來(lái)源復(fù)雜性，也可反映氣候環(huán)境的不穩(wěn)定性。

4.2 生物標(biāo)志化合物

生物標(biāo)志化合物指標(biāo)對(duì)鹽度具有有效的指示意義。淡水中常以高碳數(shù)正烷烴為主，主峰主要是nC27和nC29，奇偶優(yōu)勢(shì)明顯，代表陸源輸入。淡水—半咸水中以低碳數(shù)為主，個(gè)別以nC17為主，與藻類(lèi)有關(guān)。咸水或高鹽度水中正烷烴主要分布在aC18-nC28，常呈現(xiàn)高碳數(shù)范圍的偶碳優(yōu)勢(shì)分布，主峰碳為nC22、nC27或nC28，低Pr/Ph、Ts/Tm，低三環(huán)萜烷、孕甾烷和重排甾烷，高伽瑪蠟烷、胡蘿卜烷，規(guī)則的iC25類(lèi)異戊二烯烴等[72]。

生物標(biāo)志化合物指標(biāo)可以用來(lái)進(jìn)行古溫度重建。不飽和脂肪酸C18:2/C18:0值是最先提出的用于湖泊古溫度定性恢復(fù)的指標(biāo)，而應(yīng)用于恢復(fù)古溫度研究最成功的例子是長(zhǎng)鏈不飽和酮U37k指標(biāo)，但其主要用于古海洋表面溫度估算[73]。Schouten等基于古細(xì)菌四醚類(lèi)脂物，提出了一個(gè)新的古海洋表面溫度重建指標(biāo)—TEX86[74]。與海洋沉積物相比，要從湖泊沉積有機(jī)質(zhì)中定量提取古溫度信息目前還沒(méi)有比較成熟的指標(biāo)。

升藿烷指數(shù)、姥鮫烷/植烷比值和伽瑪蠟烷指數(shù)、胡蘿卜烷含量等是沉積環(huán)境氧化還原條件判別的有效標(biāo)志。升藿烷指數(shù)＜0.06代表氧化環(huán)境，＞0.1指示缺氧環(huán)境。姥鮫烷/植烷比值＜1.0指示缺氧環(huán)境，1.0＜姥鮫烷/植烷比值＜3.0指示過(guò)渡環(huán)境，姥鮫烷/植烷比值＞3.0指示次富氧—富氧環(huán)境。伽瑪蠟烷指數(shù)和胡蘿卜烷含量隨著含氧量的減少變大[14]。

生物標(biāo)志化合物與原始生物的種屬、類(lèi)型、地區(qū)氣候變化密切相關(guān)，與其前身物之間具有唯一對(duì)應(yīng)關(guān)系，不同碳數(shù)甾烷（烯）醇的相對(duì)豐度一定程度上反映了沉積物中有機(jī)質(zhì)的來(lái)源，可以用來(lái)進(jìn)行某一類(lèi)生物種屬古生產(chǎn)率定性評(píng)價(jià)。C27甾醇主要來(lái)源于海洋浮游生物，尤其是在海洋浮游動(dòng)物及其糞粒中含量最高。C29甾醇常來(lái)自于陸源高等植物，C28甾醇在自生藻類(lèi)和陸源高等植物的含量都較高，但也有人將其作為海洋藻類(lèi)的生態(tài)示蹤劑。C30甾醇被認(rèn)為主要起源于甲藻。正構(gòu)烷烯烴分子主峰碳分布范圍在nC25-nC35的高碳數(shù)烴類(lèi)主要來(lái)源于陸源高等植物（奇偶優(yōu)勢(shì)指數(shù)OEP大于1.2）；主峰碳分布范圍在nC17-nC23的低碳數(shù)烴類(lèi)起源于海洋藻類(lèi)的類(lèi)脂物（綠藻nCl7占優(yōu)勢(shì)，褐藻nCl5占優(yōu)勢(shì)），雖然浮游生物和細(xì)菌的改造作用可以產(chǎn)生高碳數(shù)烴類(lèi)，但其沒(méi)有明顯的奇偶優(yōu)勢(shì)（OEP約等于1）[75]。C31/ C17參數(shù)可以來(lái)表述陸源和海洋源的組成變化，小于0.5為大量藻類(lèi)輸入，大于2主要為高等植物輸入。長(zhǎng)鏈正構(gòu)烷烴總量與陸源高等植被有關(guān)，(香豆酸+阿魏酸)/香草酚(C/V)、紫丁香酚/香草酚(S/V)等指標(biāo)可以揭示陸地生態(tài)系統(tǒng)中植被類(lèi)型的演變特征，C/V指示木本和草本的相對(duì)比例，而S/V可用于進(jìn)一步區(qū)分裸子植物和被子植物的比例[76]。

此外，生物標(biāo)志化合物穩(wěn)定碳同位素已在恢復(fù)區(qū)域生態(tài)系統(tǒng)研究中愈來(lái)愈受到重視，如地史時(shí)期C3/C4植被類(lèi)型及其更替。類(lèi)脂化合物（烷烴、脂肪酸、醇、烯酮等）單體碳同位素被廣泛用于追溯沉積物來(lái)源，尤其是長(zhǎng)鏈烷烴[77]。單體氫同位素組成對(duì)突發(fā)性氣候事件高度敏感，可以用來(lái)重建過(guò)去的溫度、濕度、蒸發(fā)效應(yīng)，大氣降水同位素（δD）變化[78]。

5 結(jié)論

（1）不同元素地球化學(xué)指標(biāo)對(duì)剝蝕區(qū)和沉積區(qū)的古氣候指示意義差別較大。常用指標(biāo)有CIA、CIW、SiO2/ Al2O3、SiO2/(Al2O3+Fe2O3)、FeO/Fe2O3、Na2O/K2O、濕潤(rùn)度、Ca/Mg、Rb/Sr、Sr/Cu、Ca/Sr、Sr/Ba、Mn/Sr等。在剝蝕區(qū)，古氣候意義較明確；在沉積區(qū)，具有間接性和多解性，更多地反映剝蝕區(qū)或源區(qū)特征。具體應(yīng)用中需注意各指標(biāo)解釋的局限性，選擇多個(gè)指標(biāo)并結(jié)合其他特征進(jìn)行綜合驗(yàn)證。

（2）主量、微量、稀土元素的形成構(gòu)造環(huán)境判別多用于砂巖、泥巖、頁(yè)巖和硅質(zhì)巖中。常用的氧化還原環(huán)境判別指標(biāo)有DOP、U/Th、V/Cr、Ni/Co、V/(V+Ni)、Ce/Ce*等；古鹽度判別指標(biāo)有沉積磷酸鹽法、CaO/(CaO+Fe)、(MgO/Al2O3)×100、Ca/Mg、B、Sr/Ba、B/Ga、Sr/Ca、V/ Ca、U/Ca、化石殼體Sr/Ca等。

（3）主量元素中，SiO2、Al2O3和TiO2的陸源性指示意義較強(qiáng)。Al2O3可用來(lái)表征物源穩(wěn)定性程度，SiO2/Al2O3值可有效判別沉積物成熟度，SiO2/TiO2值可作為指示冬季風(fēng)強(qiáng)度的大氣粉塵粒度的替代指標(biāo)。微量元素中，Zr、Sr可分別作為陸源和親生物沉積的標(biāo)志，La/Sc、Sc/Th、Cr/ Th、Co/Th可用于花崗巖、安山巖、鎂鐵質(zhì)巖石、不同構(gòu)造環(huán)境下物源區(qū)的識(shí)別。輕重稀土的富集、分異程度與物源和形成環(huán)境密切相關(guān)。

（4）鍶同位素可用于海平面升降、物源區(qū)識(shí)別和海相地層定年研究；碳同位素的氣候指示意義受多種因素影響，氣候解釋和生態(tài)恢復(fù)時(shí)多需與TOC、TN聯(lián)合使用。氧同位素在深海和淺海有孔蟲(chóng)殼體、陸相碳酸巖、季風(fēng)區(qū)冰心等對(duì)象的研究中，具有不同的氣候解釋意義。

（5）有機(jī)質(zhì)TOC和TN等有機(jī)地球化學(xué)指標(biāo)可用于古水溫、古鹽度和氧化還原背景的判別，并且在區(qū)域古植被面貌恢復(fù)和有機(jī)質(zhì)來(lái)源的識(shí)別中具有重要應(yīng)用潛力。

References)

[1] 束振華,楊守業(yè),竇衍光,等. 沖繩海槽DGKS9604孔酸不溶相中常量元素組成及環(huán)境指示意義[J]. 熱帶地理,2009,29(3):236-240.

Shu Z H, Yang S Y, Dou Y G, et al. Geochemical compositions and paleoenvironmental implication of the residual fractions of core DGkS9604 sediments in the middle Okinava trough[J]. Tropical Geography, 2009,29(3):236-240.

[2] Bhatia M R. Plate tectonics and geochemical composition of sandstones[J]. The Journal of Geology, 1983,91(6):611-627.

[3] Armstrong-Altrin J S, Verma S P. Critical evaluation of six tectonic setting discrimination diagrams using geochemica1data of Neogene sediments from known tectonic settings[J]. Sedimentary Geology, 2005,177(1/2):115-129.

[4] 方國(guó)慶,劉德良. 復(fù)理石雜砂巖的化學(xué)組成與板塊構(gòu)造[J]. 沉積與特提斯地質(zhì),2000,20(3):105-112.

Fang G Q, Liu D L. Chemical compositions of fych graywackes and plate tectonics[J]. Sedimentary Geology and Tethyan Geology, 2000,20(3):105-112.

[5] 楊江海,杜遠(yuǎn)生,徐亞軍,等. 砂巖的主量元素特征與盆地物源分析[J].中國(guó)地質(zhì),2007,34(6):1032-1044.

Yang J H, Du Y S, Xu Y J, et al. Major element characteristics of sandstones and provenance analysis of basins[J]. Geology in China, 2007,34(6):1032-1044.

[6] Bostrom K, Kramemer T, Gantner S. Provenance and accumulation rates of opaline silica, A1, Fe, Ti, Mn, Ni, and Co in Pacific Pelagic sediment[J]. Chemical Geology, 1973,11(1/2):123-148.

[7] Adachi M, Yamamoto K, Sugisaki R. Hydrothermal chert and associated siliceous rocks from the Northern Pacific: Geological significance as indication of ocean ridge activity[J]. Sedimentary Geology, 1986,47:125-148.

[8] Murray R W. Chemical criteria to identify the depositional environment of chert: general principles and application[J]. Sedimentary Geology, 1994,90:213-232.

[9] Murray R W, Buchhohz M R, et al. Rare earth, major, and trace element composition of Monterey and DSDP chert and associated host sediment: assessing the influence of chemical fractionation during diagenesis[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1992,56(7):2657-2671.

[10] Sugitani K, Horiuchi Y, Adachi M, et a1. Anomalously low Al2O3/ TiO2values for Archean cherts from the Pilbara block, Western Australia—possible evidence for extensive chemical weathering on the early earth[J]. Precambrian Research, 1996,80(1/2):49-76.

[11] 王敏芳,黃傳炎,徐志誠(chéng),等. 綜述沉積環(huán)境中的古鹽度恢復(fù)[J]. 新疆石油天然氣,2006,2(1):9-12.

Wang M F, Huang C Y, Xu Z C, et al. Recovery paleosalinity in sedimentary environment[J]. Xinjiang Oil & Gas, 2006,2(1):9-12.

[12] Raiswell R, Canfield D E. Sources of iron for pyrite formation in marine sediments[J]. American Journal of Science, 1998,298:219-245.

[13] Roychoudhury A N, Kostka J E, Cappellen P V. Pyritization: A palaeoenvironmental and redox proxy reevaluated[J]. Estuarine Coastal and Shelf Science, 2003,57:1183-1193.

[14] 何中發(fā),方正,溫曉華,等. 長(zhǎng)江口海域表層沉積物重金屬元素賦存形態(tài)特征[J]. 上海國(guó)土資源,2012,33(2):69-73.

He Z F, Fang Z, Wen X H, et al. The geochemical forms of heavry metal in surface sediments in the Yangtze River Estuary[J]. Shanghai Land & Resources, 2012,33(2):69-73.

[15] 林治家,陳多福,劉芊,等. 海相沉積氧化還原環(huán)境的地球化學(xué)識(shí)別指標(biāo)[J]. 礦物巖石地球化學(xué)通報(bào),2008,27(1):72-80.

Lin Z J, Chen D F, Liu Q, et al. Geochemical indices for redox conditions of marine sediments[J]. Bulletin of Mineralogy, Petrology and Geochemistry, 2008,27(1):72-80.

[16] 雷卞軍,闕洪培,胡寧,等. 鄂西古生代硅質(zhì)巖的地球化學(xué)特征及沉積環(huán)境[J]. 沉積與特提斯地質(zhì),2002,22(2):70-79.

Lei B J, Que H P, Hu N, et al. Geochemistry and sedimentary environments of the Palaeozoic siliceous rocks in western Hubei[J]. Sedimentary Geology and Tethyan Geology, 2002,22(2):70-79.

[17] 謝宏琴,賈國(guó)東,彭平安,等. 艾比湖二千余年來(lái)環(huán)境演變的地球化學(xué)記錄[J]. 干旱區(qū)地理,2005,28(2):205-209.

Xie H Q, Jia G D, Peng P A, et al. Paleolimnology of Aiby Lake during the last 2500 years inferred from geochemical records[J]. Arid Land Geography, 2005,28(2):205-209.

[18] Chivas A R, De Deckker P, Shelley J M G. Strontium content of ostracods indicates lacustrine palaeosa1inity[J]. Nature, 1985,316:251-253.

[19] Chivas A R, Deckker P, Shelley J M G. Magnesium content of non-marine ostracod shells: a new palaeo-salini meter and paleothermometer[J]. Paleogeography Paleoelimatol, 1986,54:43-61.

[20] Nesbitt H W, Young G M. Earthly Pruteruzoic climate and plate motions inferred from major element chemistry of lutites[J]. Nature, 1982,299:715-717.

[21] Nesbitt H W, Markovics G, Price R C. Chemical process affecting alkalis and alkaline earths during continental weathering[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1980,44(11):1659-1666.

[22] Racheal H J, Palmer M R. Marine geochemical cycles of the alkali elements and boron: The role of sediments[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2000,64(18):3111-3112.

[23] Turgeon S, Brumsack H. Anoxic vs dysoxic events reflected in sediment geochemistry during the Cenomam an-Turonian Boundary Event (Cretaceous) in the Umbria-Marche Basin of central ltaly[J]. Chemical Geology, 2006,234:321-339.

[24] 張文翔,張虎才,雷國(guó)良,等. 柴達(dá)木貝殼堤剖面元素地球化學(xué)與環(huán)境演變[J]. 第四紀(jì)研究,2008,28(5):917-928.

Zhang W X, Zhang H C, Lei G L, et al. Elemental geochemistry Paleoenvironmental evolution of shell bar section at Qarhan in the Qaidam basin[J]. Quaternary Sciences, 2008,28(5):917-928.

[25] 金秉福,林振宏,季福武. 海洋沉積環(huán)境和物源的元素地球化學(xué)記錄釋讀[J]. 海洋科學(xué)進(jìn)展,2003,21(1):99-106.

Jin B F, Lin Z H, Ji F W. Interpretation of element geochemical records of marine sedimentary environment and provenance[J]. Advances in Marine Science, 2003,21(1):99-106.

[26] 張宏亮,李世杰,于守兵,等. 青藏高原全新世環(huán)境變化的茲格塘錯(cuò)元素地球化學(xué)沉積記錄[J]. 山地學(xué)報(bào),2009,27(2):248-256.

Zhang H L, Li S J, Yu S B, et al. Holocene environmental change record derived from elements in the sediment core of Zigetang Lake, Tibetan plateau[J]. Journal of Mountain Science, 2009, 27(2):248-256.

[27] Zhang H C, Ma Y Z, Wfinnemann B, et a1. A Holocene climatic record from arid North Western China[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2000,162(3/4):389-401.

[28] 劉剛,周東升. 微量元素分析在判別沉積環(huán)境中的應(yīng)用—以江漢盆地潛江組為例[J]. 石油實(shí)驗(yàn)地質(zhì),2007,29(3):307-314.

Liu G, Zhou D S. Application of microelements analysis in identifying sedimentary environment: Taking Qianjiang formation in the Jianghan basin as an example[J]. Petroleum Geology and Experiment, 2007,29(3):307-314.

[29] 王丹萍,王錫魁,江裕標(biāo),等. 長(zhǎng)春地區(qū)中更新世晚期古環(huán)境重建的沉積地球化學(xué)與孢粉學(xué)證據(jù)[J]. 吉林大學(xué)學(xué)報(bào)(地球科學(xué)版),2010,40(5):1066-1074.

Wang D P, Wang X K, Jiang Y B, et al. Reconstruction of the Paleo-environment in Changchun area, northeast China during the late Mid-Pleistocene: evidence from sedimentary geochemistry and palynology[J]. Journal of Jilin University (Earth Science Edition), 2010,40(5):1066-1074.

[30] 王中波,楊守業(yè),李從先. 南黃海中部沉積物巖芯常量元素組成與古環(huán)境[J]. 地球化學(xué),2003,33(5):483-490.

Wang Z B, Yang S Y, Li C X. Major elemental compositions and paleoenvironmental changes of the core sediments in the southern Yellow Sea[J]. Geochimica, 2003,33(5):483-490.

[31] Roser B P, Korsch R J. Determination of tectonic setting of sandstone- mudstone suites using SiO2content and K2O/Na2O ratio[J]. Journal of Geology, 1986,94:635-650.

[32] Bhatia M R, Crook K A W. Trace element characteristics of graywackes and tectonic setting discrimination of sedimentary basins[J]. Contributed Mineralogy Petrology, 1986,924:181-193.

[33] 南京大學(xué)地質(zhì)系. 地球化學(xué)[M]. 北京:科學(xué)出版社,1984.

Geology Department of Nanjing University. Geochemistry[M]. Beijing: Science Press, 1984.

[34] Murray R W, Buehhohz M R, Gerlach D C, et a1. Rare earth, major, and trace elements in chert from the Franciscan complex and Monterey Group, California: assessing REE sources to finegrained marine sediments[J]. Geochimiea et Cosmochimica Acta, 1991,55(7):1875-1895.

[35] Murray R W, Jones D I, Gerlach D C, et a1. Rare earth elements as indicators of different marine depositional environments in chert and shale[J]. Geology, 1990,18(3):268-271.

[36] Elderfield H, Upstill-Goddard R. The rare earth elements in rivers, estuaries and coastal sea waters and their significance to the composition of sea water[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1990,54:971-991.

[37] Rona P A. Criteria for recognition of hydrothermal mineral deposits in ocean crus[J]. Economic Geology, 1987,73(2):135-160.

[38] Chen Z Y, Chen Z L, Zhang W G. Quaternary stratigraphy and trance-element indices of the Yangtze Delta, Eastern China, with special reference to marine transgressions[J]. Quaternary Research, 1997,47(2):181-191.

[39] Walker C T, Price N B, Wa1es S. Departure curves for computing Palaeosalinity form boron in illites and shales[J]. AAPG Bulletin, 1963,47:833-841.

[40] 趙追,孫鐵峰. 元素地球化學(xué)在古水環(huán)境判別中的應(yīng)用[J]. 九江學(xué)院學(xué)報(bào)(自然科學(xué)版),2005,(2):5-8.

Zhao Z, Sun T F. Application of element geochemistry on the Environment Interpretation[J]. Journal of Jiujiang University (Natural Sciences), 2005,(2):5-8.

[41] Sundby B, Artinez P, Gobeii C. Comparative geochemistry of cadmium, rhenium, uranium, and molybdenum in continental margin sediments[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2004,68(11):2485-2493.

[42] Jones B, Manning D A C. Comparison of geochemical indices used for the interpretation of palaeoredox conditions in ancient mudstones[J]. Chemical Geology, 1994,111:111-129.

[43] Wignal1 P B, Twitchett R J. Oceanic anoxia and the end Permian mass extinction[J]. Science, 1996,272:1155-1158.

[44] Zhao Y Y, Zheng Y, Chen F. Trace element and strontium isotope constraints on sedimentary environment of Ediacaran carbonates in southern Anhui, South China[J]. Chemical Geology, 2009,265:345-362.

[45] Alibo D S, Nozaki Y. Rare earth elements in seawater: particle association, shale normalization, and Ce oxidation[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1998,63:363-3721.

[46] 吳明清,歐陽(yáng)自遠(yuǎn). 鈰異?！粋€(gè)尋跡古海洋氧化還原條件變化的化學(xué)示蹤劑[J]. 科學(xué)通報(bào),1992,(3):242-244.

Wu M Q, Ouyang Z Y. Cerium anomaly: An chemical tracer for redox conditions of paleocean[J]. Chinese Science Bulletin, 1992,(3):242-244.

[47] Henning D, Nicholas B H. T geochemical facies analysis of finegrained siliciclastics using Th/U, Zr/Rb and (Zr+Rb)/Sr ratios[J]. Chemical Geology, 2001,181:131-146.

[48] 李華章. 北京地區(qū)第四紀(jì)古地理研究[M]. 北京:地質(zhì)出版社, 1995.

Li H Z. Study on the quaternary paleogeography in Beijing region[M]. Beijing: Geological Publishing House, 1995.

[49] 嚴(yán)欽尚,張國(guó)棟,項(xiàng)立嵩,等. 蘇北金湖凹陷阜寧群的海侵和沉積環(huán)境[J]. 地質(zhì)學(xué)報(bào),1979,(1):74-83.

Yan Q S, Zhang G D, Xiang L S, et al. Marine inundation and related sedimentary environment of Funing group in Jinhu depression, north Jiangsu plain[J]. Acta Geologica Sinica, 1979,(1):74-83.

[50] Fanton K C, Holmden C, Nowlan G S, et al. 143Nd/144Nd and Sm/Nd stratigraphy of upper ordovician epeiric sea carbonates[J]. Geochim Cosmochim Acta, 2002,66(2):241-255.

[51] 史基安,郭雪蓮,王琪,等. 青海湖QH1孔晚全新世沉積物稀土元素地球化學(xué)與氣候環(huán)境關(guān)系探討[J]. 湖泊科學(xué),2003,15(1):28-34.

Shi J A, Guo X L, Wang Q, et al. geochemistry of REE in QH1 sediments of Qinghai Lake since late Holocene and its Paleoclimatic significance[J]. Journal of Lake Sciences, 2003,15(1):28-34.

[52] 楊瑞東. 貴陽(yáng)地區(qū)碳酸鹽巖風(fēng)化紅黏土剖面稀土微量元素分布特征[J]. 地質(zhì)論評(píng),2008,54(3):409-419.

Yang R D. The distribution of rare earth elements and trace element in latecritic profile: Implication for karst environment[J]. Geological Review, 2008,54(3):409-419.

[53] 李軍,趙京濤. 沖繩海槽中部沉積物稀土元素地球化學(xué)特征及其在古環(huán)境變化研究的應(yīng)用[J]. 自然科學(xué)進(jìn)展,2009,19(12):1333-1342.

Li J, Zhao J T. Rare element geochemical characteristics of sedimentary and its paleoenvironment application in central Okinawa Trough[J]. Progress in Natural Science, 2009,19(12): 1333-1342.

[54] 謝建磊. 上海南部齊賢橋輝石閃長(zhǎng)巖體的鋯石U-Pb定年及其地質(zhì)意義[J]. 上海國(guó)土資源,2013,34(4):91-95,100.

Xie J L. Zircon LA-ICP-MS U-Pb dating of the Qixianqiao pyroxene diorite pluton in southern Shanghai, and its geological implications[J]. Shanghai Land & Resources, 2013,34(4):91-95,100.

[55] Cullers R L. Mineralogical and chemical changes of soil and stream sediment formed by intense weathering of the dauburg granite[J]. Geogia USA Lithos, 1988,21:301-304.

[56] Allègre C J, Michard G. Introduction to geochemistry (geophysics and astrophysics monographs)[M]. Kluwer Academic Publishers, 1974.

[57] Korte C, Jasper T, Kozur H W, et a1. 87Sr/86Sr record of permian seawater[J]. Palaeogeogr Palaeoclimatol Palaeoecol, 1988,58(5):812-819.

[58] Ruppel S C, James E W, Barrick J E, et a1. High-resolution 87Sr/86Sr chemostratigraphy of the silurian: implications for event correlation and strontium flux[J]. Palaeogeogr Geology, 1996,24(9):831.

[59] 桂訓(xùn)唐,于津生,李獻(xiàn)華,等. 南沙海域沉積物Sr-O同位素組成與古環(huán)境[J]. 科學(xué)通報(bào),1993,38(19):1786-1790.

Gui X T, Yu J S, Li X H, et al. Sr-O isotopic composition of sediments in the Nansha sea area and paleo-environment[J]. Chinese Science Bulletin, 1993,38(19):1786-1790.

[60] 黃思靜,石和,張萌,等. 上揚(yáng)子石炭—二疊紀(jì)海相碳酸鹽的鍶同位素演化與全球海平面變化[J]. 沉積學(xué)報(bào),2001,19(4):481-487.

Huang S J, Shi H, Zhang M, et al. Strontium isotope evolution and global sea-level changes of carboniferous and permian marine carbonate, upper Yangtze plateform[J]. Acta Sediment Ologica Sinica, 2001,19(4):481-487.

[61] 王君波,朱立平. 藏南沉措沉積物有機(jī)質(zhì)δ13C對(duì)湖區(qū)環(huán)境冷暖變化的響應(yīng)[J]. 海洋地質(zhì)與第四紀(jì)地質(zhì),2007,27(2):113-120.

Wang J B, Zhu L P. The response of organic matter δ13C to cold/ warm fluctuation of Chencuo Lake sediment, southern Tibet[J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2007,27(2):113-120.

[62] Wang Y, Zheng S. Palesol nodules as p1eistocene paleoclimatic indicatiors, Luochuan, China[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 1989,76:39-44.

[63] 潘立銀,黃革萍. 柴達(dá)木盆地南翼山地區(qū)新近系湖相碳酸鹽巖成巖環(huán)境初探—碳、氧同位素和流體包裹體證據(jù)[J]. 礦物巖石地球化學(xué)通報(bào),2009,28(1):71-74.

Pan L Y, Huang G P. A preliminary study of formation environment of the neogene lacustrine carbonates in Nanyishan area of Qaidam basin: Constrains from carbon-oxygen isotope and fuid inclusion analysis[J]. Bulletin of Mineralogy, Petrology and Geochemistry, 2009,28(1):71-74.

[64] 曾承,王臣旗. 湖泊自生碳酸鹽氧同位素環(huán)境記錄研究:(二)問(wèn)題[J]. 鹽湖研究,2009,17(3):1-9.

Zeng C, Wang C Q. Oxygen isotopic records from lacustrine authegenic carbonates as environmental change indicators II. Critique[J]. Journal of Salt Lake Research, 2009,17(3):1-9.

[65] 郭金春,馬海洲,宋恩玉,等. 湖泊碳酸鹽在過(guò)去環(huán)境變化研究中的應(yīng)用[J]. 鹽湖研究,2008,16(2):66-72.

Guo J C, Ma H Z, Song E Y, et al. Applications of lacustrine carbonate in paleoenvironment research[J]. Journal of Salt Lake Research, 2008,16(2):66-72.

[66] 丁林林,傅強(qiáng),夏巖. 蘇北盆地高郵凹陷阜寧組一段古環(huán)境恢復(fù)及其古湖泊學(xué)意義[J]. 上海國(guó)土資源,2015,36(1):86-89.

Ding L L, Fu Q, Xia Y. Environmental recovery of paleo-lakes in the Funing formation (E1f1), Gaoyou Sag, Subei Basin[J]. Shanghai Land & Resources, 2015,36(1):86-89.

[67] 衛(wèi)克勤,林瑞芬. 祁連山敦德冰芯氧同位素剖面的新解釋[J]. 地球化學(xué),1994,(2):200.

Wei K Q, Lin R F. The new interpretation of Dunde ice core oxygen isotope section in Qilianshan[J]. Geochimica, 1994,(2):200.

[68] 甄治國(guó),鐘巍,薛積彬,等. 洞穴石筍氧同位素古氣候重建應(yīng)用[J].華南師范大學(xué)學(xué)報(bào)(自然科學(xué)版),2006,(2):125-131.

Zhen Z G, Zhong W, Xue J B, et al. Research on oxygen isotope application in cave stalagmite of paleo-climatology[J]. Journal of South China Normal University (Natural Science Edition), 2006,(2):125-131.

[69] 王立群,戴雪榮. 長(zhǎng)江口崇明東灘沉積物地球化學(xué)記錄及其環(huán)境意義[J]. 上海地質(zhì), 2006,27(3):5-9.

Wang L Q, Dai X R. The geochemical characteristic and its environmental significance in the sediments of Yangtze estuary[J]. Shanghai Geology, 2006,27(3):5-9.

[70] 李雙建,肖開(kāi)華,沃玉進(jìn),等. 中上揚(yáng)子地區(qū)上奧陶統(tǒng)一下志留統(tǒng)烴源巖發(fā)育的古環(huán)境恢復(fù)[J]. 巖石礦物學(xué)雜志,2009,28(5):450-458.

Li S J, Xiao K H, Wo Y J, et al. Palaeo-environment restoration of upper ordovician-lower silurian hydrocarbon sourch rock in middle-upper Yangtze zrea[J]. Acta Petrologica et Mineralogica, 2009,28(5):450-458.

[71] 楊守業(yè),李從先. 長(zhǎng)江三角洲晚新生代沉積物有機(jī)碳、總氮和碳酸鹽組成及古環(huán)境意義[J]. 地球化學(xué),2006,35(3):249-256.

Yang S Y, Li C X. Compositions of organic elements and carbonate in the late cenozoic sediments of the Changjiang delta: Implication for paleoenvironmental changes[J]. Geochimica, 2006,35(3):249-256.

[72] 傅家謨,盛國(guó)英. 分子有機(jī)地球化學(xué)與古氣候古環(huán)境研究[J]. 第四紀(jì)研究,1992,(4):306-320.

Fu J M, Sheng G Y. Molecular organic geochemistry and its application to the study of paleoclimate and paleoenvironemnts[J]. Quaternary Sciences, 1992,(4):306-320.

[73] 盧粵晗,孫永革. 湖泊沉積有機(jī)質(zhì)的地球化學(xué)記錄與古氣候古環(huán)境重建[J]. 地球化學(xué),2004,33(1):20-28.

Lu Y H, Sun Y G. Lacustrine sediments as a record of changes or regional climate and environment[J]. Geochimica, 2004,33(1):20-28.

[74] Schouten S, Hopmans E C, Sinninghe J S. The effect of maturity and depositional redox conditions on archaeal tetraether lipid paleothermometry[J]. Organic Geochemistry, 2004,35:567-571.

[75] 易發(fā)成,楊劍. 貴州金鼎山下寒武統(tǒng)黑色巖系的有機(jī)地球化學(xué)特征[J]. 巖石礦物學(xué)雜志,2005,24(4):294-300.

Yi F C, Yang J. Organic geochemical characteristics of lower cambrian black shales in Jindingshan, Guizhou province[J]. Acta Petrologica et Mineralogica, 2005,24(4):294-300.

[76] 莫曉勇,孫永革. 沉積有機(jī)質(zhì)分子地球化學(xué)應(yīng)用于古氣候古環(huán)境研究[J]. 地球與環(huán)境,2005,33(2):85-90.

Mo X Y, Sun Y G. Molecular organic geochemistry as a methed for paleoclimatic and paleoenvironmental reconstruction: a review[J]. Earth and Environment, 2005,33(2):85-90.

[77] 王玉斌,關(guān)平. 四川西部沉積物中飽和烴單體烴碳同位素研究及其環(huán)境意義[J]. 北京大學(xué)學(xué)報(bào)(自然科學(xué)版),2005,41(4):542-550.

Wang Y B, Guang P. Single molecule carbon isotope of n-alkane from sediments and its application to environments, western Sichuan[J]. Acta Scientiarum Naturalium Universitatis Pekinensis, 2005,41(4):542-550.

[78] 王曉華,石麗明. 古氣候古環(huán)境研究中類(lèi)脂化合物單體同位素分析[J]. 巖礦測(cè)試,2008,27(6):435-440.

Wang X H, Shi L M. Specific isotope analysis of lipid biomarker compounds applied in paleoclimate and paleoenvironment reconstruction[J]. Rock and Mineral Analysis, 2008,27(6):435-440.

Review of geochemical applications for paleoenvironmental and paleoecological analyses

XIE Jian-Lei1,2, ZHAO Bao-Cheng1, ZHAN Qing1, LI Xiao1
(1. Shanghai Institute of Geological Survey, Shanghai 200072, China; 2. School of Earth Sciences, China University of Geosciences, Hubei Wuhan 430074, China)

Element geochemistry is increasingly applied in sedimentary research, as results provide rich insights into many research areas. Paleoenvironment, paleoclimate, paleoecology, and provenance can be inferred from the application of several elemental methods in geochemistry, and this paper summarizes some important reliable indicators in use for sedimentary research. We conclude that many effective indicators are available for tracing tectonic history, paleoclimate, provenance, and sedimentary media. For example, a variety of indicators show clear discriminations of paleoclimate in erosional and depositional areas. In view of the complexities of geological environments, more attention should be paid to the limitations of basic interpretations based on single indicators, and thus indicators should be combined with other geological characteristics to make integrated and authentic inferences.

sedimentary geochemistry; tectonic background; paleoclimate; sedimentary medium conditions; provenance

P595

A

2095-1329(2015)03-0064-07

10.3969/j.issn.2095-1329.2015.03.015

2015-06-24

2015-07-20

謝建磊(1981-),男,在職博士生,主要從事區(qū)域地質(zhì)調(diào)查研究.

電子郵箱: 45118880@qq.com

聯(lián)系電話(huà): 021-56618050

中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局國(guó)家海洋保障工程工作項(xiàng)目“長(zhǎng)江三角洲海岸帶綜合地質(zhì)調(diào)查與監(jiān)測(cè)”(GZH201200506)