林春明 張 霞 趙雪培 李 鑫 黃舒雅 江凱禧

南京大學地球科學與工程學院，江蘇南京 210023

1 概述

沉積巖是組成巖石圈的三大類巖石(巖漿巖、變質巖和沉積巖)之一。它是在地殼表層常溫常壓條件下，由母巖的風化產物、深部來源物質、有機物質及少量宇宙物質等原始物質，經搬運、沉積和成巖等一系列地質作用而形成的巖石(林春明，2019)。

沉積巖石學是在19世紀初期發(fā)展起來的。作為地層劃分和對比的依據之一，早期的沉積巖石學研究僅限于巖石的描述和鑒定。近20年來，它的研究內容主要有以下5方面(林春明，2019): (1)研究沉積巖(物)的物質組分、結構、構造、分類、命名、巖體產狀和巖層之間的接觸關系，為闡明其成因與分布規(guī)律提供依據；(2)研究沉積巖石的形成機理，包括風化、搬運、沉積和成巖作用等；(3)研究沉積環(huán)境和沉積相；(4)利用室內水槽模擬自然界的沉積作用過程，進行水力學試驗，研究沉積作用機理，進一步說明不同沉積動力學條件下沉積物表面的種種特征和分布狀況，例如模擬床沙運動和底形以及各種類型水流層理的關系，模擬不同類型流水的發(fā)生、運動和對沉積物的響應等；(5)研究沉積巖的形成演化與地質災害之間的關系，科學地對相關自然災害進行預測。

沉積巖石學的研究方法包括野外和室內2個方面，兩者要緊密結合。野外研究極其重要，是室內研究的基礎；室內研究是野外研究的繼續(xù)和深入，也是對野外初步認識正確與否的檢驗。定量分析和綜合研究是使沉積巖石學不斷向前的有效方法。

野外研究可初步鑒定沉積巖(物)的顏色、巖性、結構和構造，測量巖層厚度和產狀，觀察巖層之間的接觸關系及其他成因標志等；并將所觀察內容作詳細記錄，編制剖面圖，結合其他學科知識，對沉積巖(物)的成因、沉積環(huán)境等進行初步解釋和判斷。室內研究主要是利用各種儀器和技術方法在微觀方面對沉積巖進行觀察、測試和分析，以提高地質研究的深度、廣度和精確度。一般來說，室內研究方法主要包括礦物成分與結構分析、無機地球化學分析、有機地球化學分析和其他實驗方法等。

為了正確、高效地完成沉積巖石學的研究內容，勢必要求沉積巖石學的研究方法具多樣性和先進性，并可在實踐中不斷完善和發(fā)展。作者著重論證了沉積巖石學的室內研究方法，旨在為沉積巖石學研究者系統(tǒng)介紹合適、可行的技術和手段，促進沉積巖石學不斷向前發(fā)展，同時，對剛接觸沉積巖石學的研究人員，以及高校師生學習研究沉積巖石學也有重要啟示意義。

2 礦物成分與結構分析方法

2.1 薄片鑒定

薄片主要包括普通巖石薄片、鑄體薄片及熒光薄片。普通巖石薄片鑒定可對巖石成分、結構構造、成巖作用等進行分析，并最終定名(圖 1-a)。鑄體薄片和圖像分析主要應用于儲集層儲集空間研究，包括孔隙類型、孔隙含量、孔隙連通性、喉道的分布以及孔喉關系等(圖 1-b)。熒光薄片主要應用于石油勘探中，包括烴類的產狀和含量、生油巖成熟度判別、油氣的運移方向以及油水界面的判別等。盡管有其他先進測試技術的不斷涌現(xiàn)，但薄片鑒定因其方法經濟、快捷和有效，成為沉積巖石學最主要、最基本的研究方法。不管測試數(shù)據有多么精確，都必須以薄片研究為基礎，才能確保數(shù)據解釋的合理性。

a—長石巖屑砂巖，沈檢5井，1908.81im，(+)；b—原生粒間孔及片狀喉道(黃色線條)， 沈檢5井，1920.73im，藍色鑄體薄片，(-)。Q—石英；F—長石；R—巖屑圖 1 遼河坳陷大民屯凹陷古近系沙河街組碎屑巖儲集層鏡下特征Fig.1 Microscopic characteristics of clastic reservoirs in the Paleogene Shahejie Formation of Damintun sag，Liaohe Depression

2.2 粒度分析

粒度作為沉積物最基本和最主要的結構特征，主要受搬運介質、水動力強弱和搬運方式等因素控制，因而，其特征決定了沉積物的類型和性質，是衡量沉積介質能量大小、判別沉積時水動力條件和自然地理環(huán)境的重要標志，也是影響儲集層物性的重要因素(鄧程文等，2016)?？梢姡６确治鲈诔练e學研究中占有舉足輕重的地位，其分析方法具有嚴格的統(tǒng)計學基礎，有堅實的數(shù)學、物理學和流體學的理論支撐，是一種較為精確的分析方法(袁紅旗等，2019)。

粒度測量是粒度分析的基礎，其任務就是大量測定樣品直徑，并將其用于統(tǒng)計分析。沉積巖石學研究中常用的粒度分析方法有直接測量法、篩析法、沉降法、場干擾分析法和圖像法。對固結巖石可采用普通薄片分析法測量碎屑顆粒的粒徑和含量；對松散的碎屑沉積物以及易解離的碎屑巖，可采用直接測量、篩析和沉降分析等方法測量碎屑顆粒的粒徑；對粒徑小于3imm的顆粒通常采用激光粒度分析法，因其具有測試結果快速精準和重現(xiàn)性高的特點，使得粒度分析在恢復沉積環(huán)境、指示古氣候特征、研究物質輸運模式等研究方面的應用愈加廣泛(冷偉和范代讀，2014;鄧程文等，2016)。

測量和分析所得的數(shù)據可用圖解法、矩算法和圖算法等進行處理，求出粒度參數(shù)，編制概率累積曲線、頻率曲線、CM圖和粒度參數(shù)離散圖等，分析沉積巖(物)形成的水動力條件和搬運方式，恢復沉積物形成時的古地理環(huán)境，進行地層對比和沉積相劃分。

圖 2 高郵凹陷古近系戴南組扇三角洲、三角洲、近岸水下扇砂巖粒度概率累積曲線(據林春明等，2020)Fig.2 Probability accumulation curves for fan deltaic，deltaic，and nearshore subaqueous fan sandstones in the Paleogene Dainan Formation，Gaoyou sag(after Lin et al.， 2020)

值得注意的是，因物源、水動力和地形的復雜性，沉積物普遍表現(xiàn)為多成因組分混合，同時并非所有的粒級組分都對環(huán)境敏感，具有重要的環(huán)境指示意義(如水流流速等)的粒度組分范圍可能很小，因此，利用粒度數(shù)據進行沉積環(huán)境研究時，提取環(huán)境敏感粒度組分具有重要意義，不同沉積環(huán)境具有不同的環(huán)境敏感粒度組分特征，而基于沉積物全樣的粒度數(shù)據只可近似作為沉積環(huán)境的替代指標(Sunetal.， 2002;孫有斌等，2003;鄧程文等，2016)。

2.3 重礦物分析

圖 3 蘇北盆地高郵凹陷古近系戴南組一段重礦物特征Fig.3 Heavy mineral characteristics of the Member 1 of Dainan Formation of Paleogene in Gaoyou sag，Subei Basin

沉積巖中比重大于2.86的重礦物可用重液(三溴甲烷或杜列液等)分離出來，進行礦物鑒定和數(shù)量統(tǒng)計，進而用于地層對比和古地理研究。此外，利用碎屑重礦物組合及其含量變化，結合輕礦物組合特征，可以追索物源和恢復母巖性質，這主要建立在沉積物對母巖重礦物組合的繼承性基礎上。碎屑重礦物的不同組合是源區(qū)研究的重要指示(高福紅和于均民，2000;鄭潔和陳勇，2009)。重礦物穩(wěn)定系數(shù)和成熟度(ZTR指數(shù))可用來研究碎屑沉積物的搬運方向和搬運距離(張志萍等，2008;王明磊等，2009;周健等，2011)。需要注意的是，重礦物組合既受母巖區(qū)巖石類型的影響，也受碎屑巖物質搬運距離的控制，考慮到搬運過程中的稀釋作用，重礦物含量應是相對含量而非絕對含量，且需結合其他資料才可對源區(qū)位置和母巖性質等特征進行較好指示。林春明等(2020)利用重礦物，結合石英陰極發(fā)光、鋯石U-Pb測年和元素地球化學等技術手段，對蘇北盆地高郵凹陷古近系物源體系進行了較為系統(tǒng)的研究，如高郵凹陷在戴南組一段沉積時期，沉積盆地物源復雜，花莊和永安地區(qū)的沉積物來自柘垛低凸起方向母巖區(qū)，周莊地區(qū)的沉積物來自東部母巖區(qū)，有2個物源；富民地區(qū)的沉積物來自2個方向，即南部來自于通揚隆起，北部來自于柘垛低凸起方向母源區(qū)；真武、邵伯和黃玨地區(qū)的沉積物來自于通揚隆起。聯(lián)盟莊地區(qū)的沉積物來主要來自于菱塘橋低凸起方向，但受來自柘垛低凸起方向沉積物的影響。馬家嘴地區(qū)的沉積物主要來自菱塘橋低凸起方向，南部受通揚隆起物源的影響(圖 3)。

2.4 激光拉曼光譜和熒光光譜分析

激光拉曼光譜儀是現(xiàn)代地質科研工作的一項重要且常規(guī)的成分分析技術，也是目前最先進的包裹體無損成分測試技術之一，其成分定性分析主要是通過判斷拉曼光譜的特征峰獲得。激光拉曼光譜在沉積巖中的應用包括： 在油氣地質上的應用和在成巖作用成巖環(huán)境中的應用。

在流體包裹體油氣地質上的應用最為廣泛，主要包括：氣相組分測定、液相組分測定、固相組分測定、估測流體鹽度等。除此之外，還與溫壓設備結合進行礦物相轉變過程原位拉曼光譜研究，流體包裹體低溫拉曼光譜研究，地質流體性質研究等。激光拉曼光譜成分分析(適合弱熒光有機包裹體且微區(qū)直徑大于2iμm)主要集中對單個包裹體中揮發(fā)組分、子礦物、絡陰離子的測定和氣水化合物進行研究，對油氣儲集層包裹體中常見的揮發(fā)組分(H2S、CO2、N2)及烴類組分(CH4、C2H6、C3H8、C6H6)等能夠有效地識別出來(張文濟等，2020)。利用激光拉曼可以為確定成礦溶液鹽度和密度、成礦流體的物質成分、來源的研究提供量化依據。通過包裹體中的鹽水溶液離子濃度和組合情況，還可說明當時油田水的特征及與油氣藏之間的關系，為預測油氣藏提供重要依據(王劍等，2015)。因此激光拉曼成分分析，結合顯微測溫技術以及沉積盆地的熱演化史，使得包裹體常用于推斷油氣成藏的相對形成時間、古溫度及流體化學組分。近20年來，流體包裹體普遍被用于研究儲集層的膠結充填序列、油氣藏的烴源巖排烴史、油氣運移演化以及形成時物化條件、成藏歷史等方面(陳順勇等，2013，2015;林雪梅等，2020)。

a—紫外光激發(fā)下石英次生加大邊中包裹體發(fā)藍白色熒光，N9井，1813.5im;b—藍光激發(fā)下顆粒間充填油發(fā)黃綠色熒光，溪1井，1871im;c—透射光下棕紅色油包裹體，溪1井，1555im;d—藍光激發(fā)下石英裂紋中的包裹體呈黃綠色熒光 (與照片c同一視域)，溪1井，1555im圖 4 下?lián)P子黃橋地區(qū)二疊系龍?zhí)督M儲集層流體包裹體的透射光和熒光照片F(xiàn)ig.4 Images showing characteristics of fluid inclusions in reservoirs from the Permian Longtan Fomation in Huangqiao area，Lower Yangtze Basin

在成巖作用成巖環(huán)境研究中，利用包裹體的測溫和成分分析，可以分析成巖作用發(fā)生時的流體定性—半定量特征以及溫壓條件、成巖作用過程中的水巖相互作用，從而為推測成巖環(huán)境提供可靠依據(高福紅和于均民，2000;鄭潔和陳勇，2009)。包裹體測溫可結合熒光顯微鏡進行分析，后者可以觀察到烴類在巖石中的存在狀態(tài)、烴類的成分及含量，如瀝青的熒光呈黃、黃白、綠黃、綠和淡綠等顏色。此外，還可同時觀察到巖石結構構造特征，直觀揭示烴類在巖石結構和孔隙之間的分布。根據流體包裹體透射光和熒光鏡下觀察，江蘇黃橋地區(qū)二疊系龍?zhí)督M儲集層樣品中包裹體較為發(fā)育，以鹽水和油包裹體為主，主要分布于石英裂紋和石英次生加大邊中，個體較小；油包裹體在紫外光和藍光激發(fā)下分別發(fā)藍白色和黃綠色熒光(圖 4)，表明龍?zhí)督M所含油處于中成熟階段。研究區(qū)包裹體均一溫度主要在89～93i℃、115.4～126.3i℃和135～147.6i℃這3個區(qū)間，結合研究區(qū)的埋藏史—熱史、構造演化和成巖演化模式研究，認為江蘇黃橋地區(qū)龍?zhí)督M主要經歷了3期油氣充注(圖 5): 第1期為73～70iMa(晚白堊世)，第2期為58～52iMa(古近紀)，第3期45～38iMa(古近紀)，以第2期和第3期為主(陳順勇等，2013)。

圖 5 下?lián)P子黃橋地區(qū)地層埋深變化及龍?zhí)督M油氣充注深度與時代Fig.5 Diagrams showing burial depth and hydrocarbon charging times for the Longtan Fomation in Huangqiao area，Lower Yangtze Basin

2.5 X射線衍射、紅外光譜和熱譜分析

由于粉晶X射線衍射(XRD)分析方法簡單快速，結果較為準確，因此，被廣泛應用于造巖礦物和黏土礦物等的定性定量分析以及黏土礦物混層結構研究等(廖立兵等，2007;林春明等，2011;張妮和林春明，2016)。對于黏土巖、碎屑巖儲集層填隙物和碳酸鹽巖中的不溶殘余物等，采用此法可準確地鑒定出黏土礦物總量以及不同黏土礦物成分和含量，為研究儲集層性質、成巖演變、有機質演化，以及油氣生成和運移的時間及深度等提供大量基礎數(shù)據(張霞等，2011，2012;Zhangetal.， 2012)。隨著實驗分析技術的發(fā)展，為了提高粉晶X射線衍射準確性，還需要與其他方法的結合進行定量研究，如紅外光譜和熱譜分析。紅外光譜分析主要對碳酸鹽巖及黏土巖的礦物成分鑒定有一定效果，如沉積巖中碳酸鹽含量，對于碎屑巖儲集層，碳酸鹽含量可反映巖石膠結物的性質，而對于碳酸鹽巖，碳酸鹽含量是對巖石進行分類定名的依據。熱譜分析是根據礦物在升溫過程中所發(fā)生的脫水、分解、氧化和同質多相轉變所發(fā)生的熱效應特征來鑒定和研究礦物的一種行之有效方法，該方法適用于黏土礦物、碳酸鹽礦物、自生二氧化硅以及鐵、錳、鋁氧化物的鑒定，進而開展沉積巖分類、沉積微相分析、成巖后生變化及成巖作用分析。目前最常用的是差熱分析與熱重分析法。差熱分析是在程序溫度控制下，測量待測物與參比物(具熱惰性)之間的溫度差與溫度關系的一種技術；而熱重分析是在程序溫度控制下，測量待測物的質量與溫度變化的關系。

2.6 微區(qū)礦物識別和元素分析

微區(qū)元素分析技術已形成從主量和次量組分到痕量和超痕量組分分析的一個完整技術體系，包括掃描電鏡(Scanning electron microscope)、電子探針(Electron Probe Microanalysis-EPMA)、核探針(SNM)、微束微區(qū)X射線熒光探針(Micro-XRF)、二次離子探針質譜(SIMS)和激光溶蝕等離子質譜儀(LA-ICP-MS)等。這些實驗技術的應用，為沉積成巖作用、蝕變過程及流體性質等研究提供強有力的手段(林春明，2019)。掃描電鏡的放大倍數(shù)可達幾萬至幾十萬倍，對研究細粒沉積巖，例如黏土巖、砂巖和碳酸鹽巖的顆粒、填隙物等能取得良好效果。藻類和細菌等小于1iμm的超微化石的細節(jié)在掃描電子顯微鏡下非常清晰，如孢子囊、藻管清晰可見。在儲集層研究中，可以對儲集層樣品微觀形貌特征進行分析，包括微觀孔喉結構、成巖及次生礦物的發(fā)育特征等，如黏土礦物種類和晶體形態(tài)及晶體間相互關系、生長期次等，配置能譜儀(EDS)還可對礦物成分進行半定量分析。以上研究均為儲集層成巖作用識別和成巖期次劃分提供了直接證據。如遼河坳陷大民屯凹陷古近系沙河街組砂礫巖儲集層中，在掃描電鏡下觀察碎屑顆粒、填隙物和孔隙分布連通性等巖石結構特征，為成巖作用研究以及成巖序列確定提供了直接證據(圖 6-a，6-b，6-c，6-d)。

a—碎屑顆粒表面自生石英(黃色箭頭所指)的形成晚于葉片狀自生綠泥石(紅色箭頭所指)，沈檢5井，1866.89im，掃描電鏡；b—長石顆粒溶解形成次生溶蝕孔(紅色箭頭所指)，片狀伊蒙混層黏土礦物(黃色箭頭所指)充填原生孔隙，沈檢5井，1962.57im，掃描電鏡；c—鐵白云石能譜分析，其形成早于自生高嶺石(紅色箭頭所指)、伊蒙混層(黃色箭頭所指)，沈檢5井，1943.95im，掃描電鏡；d—早成巖草莓狀黃鐵礦(紅色箭頭所指)的形成晚于自生石英(白色箭頭所指)和片狀伊蒙混層(黃色箭頭所指)，沈檢5井，1844.44im，掃描電鏡；e—鈉長石(黃色箭頭所指)和鉀長石(紅色箭頭所指)的溶解，且前者溶解程度更高，沈檢5井，1966.18im，電子探針背 散射；f—含鐵方解石(紅色箭頭所指)和鐵白云石(黃色箭頭所指)充填原生粒間孔，沈檢5井，1971.70im，電子探針背散射圖 6 遼河坳陷大民屯凹陷古近系沙河街組砂礫巖儲集層典型顯微照片F(xiàn)ig.6 Typical micrographs of glutenite reservoir in the Paleogene Shahejie Formation of Damintun sag，Liaohe Depression

隨著非常規(guī)勘探開發(fā)的發(fā)展，以掃描電鏡為平臺開發(fā)的電鏡掃描礦物定量評價技術進入人們的視野，該技術配備能自動獲取并分析處理數(shù)據的專用軟件，能夠定性、定量進行碎屑巖礦物表征，精細描述儲集空間特征，提供儲集層評價所需要的各項參數(shù)信息(礦物顆粒形態(tài)、礦物分布特征、礦物解離度、元素賦存狀態(tài)、孔隙度等)，對精細勘探開發(fā)、尤其是非常規(guī)儲集層研究，有著十分重要的意義(葛瑞全等，2017)。目前，已有學者利用該項技術對塔里木盆地庫車坳陷白堊系砂巖樣品進行了巖石成分的定量分析，進而對儲集層孔喉組合類型進行定量表征(高志勇等，2018)。在非常規(guī)領域，該技術常常應用于對不同頁巖巖相中礦物顆粒及有機質的孔隙的識別和分類，礦物及有機質的顆粒面孔率、總面孔率及孔徑分布的定量表征，這對不同巖相頁巖孔隙結構控制因素的研究有重要啟示作用(王曦蒙等，2019)。對非常規(guī)油氣致密儲集層微觀孔喉表征技術，主要利用了納米材料科學、物理化學和分析化學等學科研究方法，通過二維場發(fā)射掃描電鏡等圖像直接觀測、氣體吸附等間接數(shù)值測定以及X-CT 三維數(shù)值重構模擬孔隙結構技術方法，在孔喉大小、形態(tài)、分布、三維連通性等方面取得了初步進展，提高了納米級微觀孔喉結構的表征精度(表 1)。但孔喉結構特征表征技術仍在測試原理、多類型數(shù)據融合、多技術手段聯(lián)合與實驗前處理、多尺度特征表征等方面值得進一步探索(白斌等，2014)。

表 1 非常規(guī)油氣致密儲集層孔喉表征方法(據白斌等， 2014)Table1 Pore-throat characterization methods for unconventional tight hydrocarbon reservoir(after Bai et al.， 2014)

常見的電子探針在地質方面的應用包括礦物鑒定和微區(qū)元素分析。礦物鑒定方面，背散射電子像(BSE)可反映樣品中元素的分布狀態(tài)，原子序數(shù)小的元素背散射電子像較暗，因此可利用背散射電子像的明暗程度識別鑒定出化學成分相近、僅個別元素含量差異較大的礦物，如長石系列中的鉀長石和鈉長石(圖 6-e)，碳酸鹽礦物中含鐵方解石和鐵白云石(圖 6-f)。此外，電子探針能以1iμm3左右的空間分辨率對微細礦物和稀有礦物進行準確測定，如對銻汞石(Hg2TeO3)測定(王劍等，2015)。微區(qū)元素分析中，相較于掃描電鏡所配置能譜儀的半定量分析，電子探針的波譜儀(WDS)可以對樣品進行更為精確的化學成分定量分析，獲得更低的檢出限。通過點分析，可以了解微區(qū)元素的成分和含量；通過線掃描可以了解某些元素在某一長度范圍內含量的變化，如次生加大邊的橫向掃描，可了解某些元素隨次生加大邊的生長而變化的情況，從而為成巖環(huán)境變化研究提供依據；通過面掃描了解元素在微區(qū)的分布和變化規(guī)律。

微區(qū)X射線熒光探針的技術原理是利用具有特定波長的X射線與樣品表層原子發(fā)生反應，發(fā)射出特征X射線，特征譜線的波長與元素的原子序數(shù)有關，強度和元素含量有關，因此可了解樣品表面的元素種類及進行半定量分析。目前Micro-XRF已應用于地學多個領域的研究中，其具有分析靈敏度高、分析元素范圍廣、制樣簡單、掃描速度快等優(yōu)點，且對樣品破壞程度小，幾乎為原位無損分析，是分析非均勻材料的理想技術。Egger等(2015)在對波的尼亞海海岸表層沉積物的研究中，利用Micro-XRF對制薄片后的沉積物樣品進行了Fe、Mn、Mg、P等多種元素的面掃描，成功識別出藍鐵礦(含水鐵磷酸鹽礦物)，并結合圖像處理軟件對面掃描圖像進行處理分析，探討了海洋環(huán)境下該種含水鐵磷酸鹽礦物對P埋藏的影響。此外，同步輻射X射線熒光分析(SR-XRF)由于使用了同步輻射光源代替?zhèn)鹘y(tǒng)的X射線光源，大大提高了微量元素分析的靈敏度和空間分辨率(楊群和王怡林，2008)。

2.7 陰極發(fā)光

陰極發(fā)光的原理是用電子束轟擊薄片中的礦物表面，導致其發(fā)光，同種類的礦物或相同種類但成因不同的礦物，由于含有不同的激活劑元素而產生不同顏色或不同強度的陰極發(fā)光，其可以顯示沉積巖中普通偏光顯微鏡無法觀察的礦物及顯微結構構造現(xiàn)象，如次生加大、礦物形態(tài)及不同時期、環(huán)境的膠結物特征等細節(jié)情況。此外，對巖石中主要造巖礦物發(fā)光性的研究有助于判別沉積環(huán)境、巖石成因以及物源區(qū)性質和狀況等。不同因素對礦物顏色影響的多樣性和復雜性，使得在同一盆地的不同區(qū)域，主控因素不同的礦物其發(fā)光性亦不同。

陸源碎屑中石英、長石和巖屑的性質與其母體—原始巖石的解體直接相關，盡管在原始巖石解體后經過搬運、磨蝕、溶解而失去了一些物質，但保留下來的組分基本代表著原始母體的巖石面貌，不同巖石所解體的物質具有不同的發(fā)光性。在硅酸鹽礦物中，陰極發(fā)光顏色與晶體錯位、缺陷和微量元素的含量等因素有關，而這些因素影響陰極發(fā)光顏色的程度則取決于母巖性質和結晶環(huán)境，所以硅酸鹽礦物中的陰極發(fā)光受物源控制，特別是石英。石英的發(fā)光性則較為復雜，地質體、時代和產狀不同的石英發(fā)光性有很大差別，當加速電子束轟擊石英時，來自不同物源區(qū)和成因的石英在陰極發(fā)光條件下顯示不同顏色，故可辨別石英顆粒是在火成環(huán)境下原始結晶，還是在變質條件下重結晶，變質條件不同，陰極發(fā)光顏色也不同，據此可以恢復母巖類型。一般來說，來源于火山巖的石英以藍紫色為主；來源于深變質巖的石英以棕色、褐紫色為主，來源于淺變質巖的石英以棕色、淺褐色和暗褐色為主；來自沉積巖的石英不發(fā)光。此外，石英在陰極發(fā)光條件下顯示的顏色還與石英原始結晶時的溫度有關(表 2)。長石顆粒在陰極發(fā)光條件下常顯示為亮藍色、紅色或綠色，其中發(fā)藍色光的長石均含有少量Ti4+，而其他發(fā)光顏色的長石均無Ti4+，可見發(fā)藍色光的長石的確與長石中含Ti4+密切相關；發(fā)紅色光的長石較少，主要與Fe3+、Cr3+和Mn4+有關；發(fā)綠色光的長石更加少見，常與Mn2+有關，例如拉長石中的Ca2+被Mn2+取代而發(fā)綠光，方解石膠結物則常呈現(xiàn)為橘黃色。因此，可以根據碎屑巖中礦物的陰極發(fā)光特征，大致判斷沉積盆地中石英顆粒的來源，或者長石顆粒的成分特征。但該方法受到較多主觀經驗和隨機因素影響，在其應用于源區(qū)判別的過程中需借助其他物源分析手段綜合判斷(林春明等，2020)。

表 2 石英發(fā)光類型與巖石類型及溫度 之間的關系(據林春明等，2020)Table2 Relationship among quartz luminescence type， rock type and temperature(after Lin et al.， 2020)

3 無機地球化學方法

隨著現(xiàn)代分析手段和技術水平的提高，物源、古氣候和古溫度等分析也在向定量化方向發(fā)展。稀土元素(REE)配分型式、微量元素示蹤、風化強度的量化、構造背景判別以及同位素測年技術的應用等，已逐漸將相關研究從描述性向定量化轉變。這些方法不僅具有很好的可操作性，而且具有很強的可靠性和直觀性。

3.1 元素地球化學

之后，元素地球化學方法雖然在物源研究中不斷補充和驗證，但發(fā)展緩慢，尤其是在沉積巖領域中，這是由于沉積巖物源區(qū)比較復雜，研究難度較大。沉積巖(物)中的元素及其元素比值可以示蹤物源區(qū)和地殼成分，以及物源區(qū)母巖性質和沉積盆地構造背景等的確定(陳衍景等，1996;林春明等，2002，2003;李艷麗等，2011;林春明和張霞，2018)。因此，元素地球化學法在確定沉積物物源位置和性質及沉積物搬運路徑、甚至整個盆地的沉積作用和構造演化等方面意義重大(McLennan，1989;Guetal.， 2002;林春明等，2020)。

目前，元素地球化學應用于沉積學領域的物源研究較多集中在對海水、河流或沙漠沉積物的物源分析(李艷麗等，2011;Zhangetal.， 2015;張霞等，2018)，而探討沉積盆地的物源研究相對較少，且主要集中在不同地區(qū)的物源對比或構造背景判別(Lacassieetal.， 2004;Huangetal.， 2006)，如趙志根等(2001)根據大別山北麓和華北東南晚古生代砂泥巖樣品中的REE數(shù)據對比，認為兩者物源在晚古生代沒有聯(lián)系。李雙應等(2005)根據元素地球化學特征，認為大別山東南麓的中、上三疊統(tǒng)和下、中侏羅統(tǒng)碎屑巖的源巖來源廣泛，可能反映了前陸盆地物源的二元特征。

3.2 風化強度的量化

Nesbitt和Young(1982)最早提出化學變異指數(shù)(CIA)，此指數(shù)提供了一種定量化硅酸鹽礦物風化(化學變異)度的方法，CIA值結合風化作用趨勢圖(A-CN-K圖)可對源區(qū)所經歷的化學風化作用強弱進行判別，恢復源區(qū)的古氣候條件，還可較好地反映源巖成分。徐小濤和邵龍義(2018)撰文，專門就泥質巖化學蝕變指數(shù)(CIA)分析物源區(qū)風化程度的限定因素進行了深入探討。

3.3 氧、碳、鈣、鎂、鍶等穩(wěn)定同位素分析

除了傳統(tǒng)方法中利用古生物組合判斷古環(huán)境外，還可依據同位素示蹤原理，如碳酸鹽巖氧、碳、鈣、鎂和鍶等同位素，估算古氣候、古水溫、古鹽度、判斷成因機制及成巖作用等。通常情況下，海相碳酸鹽中穩(wěn)定的氧同位素可用于估計碳酸鹽膠結物析出時周圍的古海水溫度，但是否同樣適用于封閉埋藏的流體環(huán)境，仍需進一步研究(Immenhauseretal.， 2005)。

碳酸鹽巖的氧碳同位素組成的明顯差異應與不同時期的全球環(huán)境變化密切相關，在一定條件下，氧碳同位素的地層學意義除表現(xiàn)在層序界面附近發(fā)生正負偏移之外，還反映在其變化與全球海平面變化一致的旋回性，利用碳酸鹽巖的氧碳同位素可為認識地質歷史時期的古海平面變化、氣候變化和冰川作用、海水原始氧碳同位素的組成、陸地和海洋生物盛衰的長期變化特征、海洋溫鹽環(huán)流特征等一些重大的基礎科學問題提供重要依據(Bruckschen and Veizer，1997;Miietal.， 1999;林春明等，2002)。氧碳同位素隨地質歷史由老到新總體上表現(xiàn)為由輕到重的變化(Veizeretal.， 1986)，其中最大的變化發(fā)生在石炭紀，變化幅度為2‰～3‰(Poppetal.， 1986;Miietal.， 1999;Saltzimanetal.， 2000;林春明等，2002)。有人利用δ13C和δ18O 是否具有正相關關系，來判斷海相碳酸鹽巖是否經歷了大氣降水參與的成巖作用。如果相關程度不高，那么表明氧碳同位素組成沒有或較少受到成巖作用影響，基本保持了其原始形成時的信息(林春明等，2015)；如果相關程度高，則表明海相碳酸鹽巖可能遭受大氣降水參與的成巖作用，原因是海相碳酸鹽巖受到大氣降水的影響后，其δ13C和δ18O 值都趨向降低，呈明顯的正相關關系(Kaufman and Knoll，1995)。其實，氧碳同位素具有相關性，并不是同位素組成受到后期成巖作用改造的充分必要條件(張霞等，2009)。Veizer等(1997)的研究也表明氧碳同位素值即使具有很好的相關性，也未必是由后期強烈的成巖作用造成，氧同位素值仍然可以代表原始的沉積環(huán)境。碳酸鹽巖的δ13C值常與沉積相的變化有關，而不是僅反應海水長時間的特征變化，如淺海、近海岸、短暫局限環(huán)境的碳酸鹽δ13C正漂移可能是生物產率增加或/和蒸發(fā)量的增加導致的(Frimmel，2010)，而陸架到盆地不同剖面上的同位素差異可能是由于海水表層—深海δ13C存在梯度變化。

圖 7 不同地質儲庫中鎂鈣同位素組成特征 (數(shù)據來源于Tipper et al.， 2006;Hipple et al.， 2009;Ling et al.， 2011;Li et al.， 2012;Teng，2017)Fig.7 Characteristics of magnesium and calcium isotopic composition in different geological reservoirs (data from Tipper et al.， 2006;Hipple et al.， 2009;Ling et al.， 2011;Li et al.， 2012;Teng，2017)

鎂和鈣均為碳酸鹽礦物中的主要組成元素，在碳酸鹽礦物的形成和轉化過程中，鎂和鈣是流體與礦物間物質傳遞的重要媒介。在地質儲庫中，與河水、海水以及火成巖相比，碳酸鹽礦物δ26Mg值偏向負值，并且不同類型的碳酸鹽沉積物的鎂同位素組成存在顯著差異，δ26Mg值的自然變化范圍可達5‰(圖7；Lietal.， 2012;Saenger and Wang，2014;Teng，2017)。地球樣品的鈣同位素比值差異相對于鎂同位素較小，大約為3‰。在主要地質儲庫中，海水的δ44/40Ca值最高，而碳酸鹽和硫酸鹽的δ44/40Ca值變化范圍很大，且可見低值(圖 7)。海水的鎂鈣同位素組成是海相碳酸鹽鎂鈣同位素組成的關鍵控制因素，而海水的鎂鈣同位素組成又受控于全球鎂鈣循環(huán)(Tipperetal.， 2006)。因為河流輸入與全球風化作用強度變化相關，而白云巖化與海洋/大氣的物理化學條件相關，所以地質歷史時期海水鎂鈣同位素波動可能與全球古氣候—古環(huán)境演化關聯(lián)，而且這些變化可被記錄在碳酸鹽巖中(林春明，2019)。

3.4 同位素和光釋光測年

3.4.1 單顆粒穩(wěn)定同位素測年

單顆粒的地質年代測定目前應用的主要有碎屑顆粒的裂變徑跡測年、含鈾微相(如鋯石、獨居石和榍石)的U-Pb 測年和碎屑顆粒的氬激光探針測年3種方法。

裂變徑跡測年法在物源研究應用中的不足在于沉積物的熱史可能使徑跡的部分或全部退火而重新調整徑跡年齡。裂變徑跡測年法在物源研究尤其是沉積盆地的物源分析中也曾獲得一些成果(Dunkili and Kuhlemann，2001)，周祖翼等(2001)曾對蘇北盆地進行了磷灰石的裂變徑跡分析，認為樣品中存在的2組年齡表明沉積時存在2個不同物源區(qū)。

近年來，隨著二次離子質譜(SIMS)和激光剝蝕—等離子體質譜儀(LA-ICP-MS)等高精度原位微區(qū)分析手段的發(fā)展和完善，人們可以快速獲取大量的碎屑鋯石U-Pb年齡數(shù)據，獲得物源形成的確切年代，從而使得碎屑鋯石年代學逐漸成為沉積學研究的重要方向，在物源分析領域也具有其獨特優(yōu)勢(Vermeesch，2004;Weislogeletal.， 2006;Liuetal.， 2012;Linetal.， 2014)。李獻華(1999)、梁細榮等(2000)在國內較早利用LA-ICP-MS對年輕鋯石進行U-Pb 測年，結果表明，均勻顆粒鋯石的206Pb/238U值測量精度為5%～10%，定年精度和準確度在3%范圍內，對于大顆粒及均勻的年輕鋯石U-Pb定年可與靈敏的SHRIMP定年結果相比。隨后，眾多學者在中國大別山、華北、西北地區(qū)相繼應用碎屑鋯石年齡技術在物源特征研究、探討源區(qū)基底性質等方面取得較多成果(李雙應等，2005;柳小明等，2007;牛漫蘭等，2008;胡建等，2010)。但總體而言，大多數(shù)鋯石U-Pb測年的研究主要集中于火成巖或變質巖的年代學分析，其鋯石年齡常較為明確地指向某個時代或源區(qū)所經歷的某個構造—熱時間，測試過程或研究方法相對簡單。而沉積巖因具有復雜性和多物源性，鋯石U-Pb測年結果常得到多個年齡峰值，從而對應多個物源、多個母巖形成期次或多個構造—熱事件(Dodsonetal.， 1988)。且在測試過程中，為了避免沉積巖中可能出現(xiàn)的相對較大的隨機性，每個沉積巖樣品需要進行打點測試的數(shù)量要比火成巖和變質巖多出幾倍，以保證測試數(shù)據的可靠，因此沉積巖的實驗成本相對較高，鋯石年代學研究也相對具有難度。

碎屑顆粒的氬激光探針測年法也可以較好地反映碎屑物質的年齡和所經歷的構造—熱事件(朱光等，2005)。

3.4.2 加速器質譜放射性同位素碳測年

沉積物定年采用加速器質譜放射性同位素碳測年(AMS14C)方法，是用以確定原先存活的動物和植物年齡的一種方法，與14C常規(guī)的測年方法相比，AMS14C定年所需樣品量小、工作效率高，適用的樣品品種豐富，是晚更新世以來地層定年最常用、最可信測年方法之一，其適用測年范圍主要為200～50i000年有機物質的年代(林春明等，2016)。AMS14C定年材料選取有孔蟲、貝殼和木屑，在化石含量較少的層位可挑選植物碎片、植物根莖、泥炭或泥質沉積物進行年齡測定。以1950年為計時零年，14C半衰期取5568年。

3.4.3 光釋光定年

釋光就是礦物晶體(主要是石英和長石)受環(huán)境電離輻射作用而積蓄起來的能量在受到熱或光激發(fā)時，以釋放光子的形式來消耗自己所儲存能量，即能量以光子的形式釋放出來的一種物理現(xiàn)象。受熱激發(fā)的釋光稱為熱釋光，受光激發(fā)的釋光稱為光釋光。釋光年代就是礦物自上次熱事件或曝光后埋藏至今所經歷的時間，主要用于地層中的火山噴出物(火山灰、火山玻璃、火山基石)、隕石、洞穴中的石筍和鐘乳石等，目前已將其運用于沒有經歷過熱事件的沉積物樣品。在有機質含量低、沒有很好的AMS14C測年材料時，采用釋光方法進行年齡測定。光釋光測年技術最近在長江河口全新世沉積物中應用，發(fā)現(xiàn)利用4～11iμm細顆粒石英測試的光釋光年代效果較好(Sugisakietal.， 2015;Wangetal.， 2015)，借此可彌補AMS14C定年不足，提高地層年代測試的可靠性。

4 有機地球化學方法

在沉積物(巖)中發(fā)現(xiàn)的有機物通常可以被分為可溶有機質(如飽和烴、芳烴、非烴和瀝青質)和不可溶有機質(如干酪根)，通常利用抽提、滲析、柱層析、液/氣相色譜、熱分析技術、紅外光譜等方法分離沉積巖中的有機物、測定有機組分總含量、各有機組分如飽和烴、芳香烴等的含量，從而對巖石的有機質含量、產油、產氣潛力等進行評估，也可以對巖石中有機物(如生物標志化合物)的具體成分、結構以及C同位素進行分析。隨著生物的進化，組成生物的有機分子也在不斷變化，如C3植物與C4植物。因此，這些有機物可推斷巖石中曾經存在過的古生物類型，從而能揭示沉積環(huán)境和古氣候條件，對生命演化也有一定的啟示意義。巖石中某些有機物的成分、結構和含量還可以反映古環(huán)境，目前最常用的是全巖有機地球化學分析。應用于沉積學研究的常用全巖有機地球化學參數(shù)包括總有機碳含量、巖石熱解參數(shù)氫指數(shù)和氧指數(shù)、干酪根元素組成和鏡質體反射率等(Tissot and Welte，1984;Petersetal.， 2005)。

4.1 總有機碳、巖石熱解和干酪根元素分析

通過對烴源巖有機碳含量的測定，可準確對烴源巖有機質豐度進行準確評價。有機碳與氯仿瀝青和總烴的比值還可以反映有機質向石油轉化的程度。

運用巖石熱解參數(shù)可對烴源巖有機質豐度進行定量評價，可劃分有機質的類型，判斷生油巖成熟度，識別油層、氣層和水層，研究油藏的含油非均質性。

干酪根元素分析主要進行碳(C)、氫(H)、氧(O)和氮(N)元素的分析，然后計算H/C、O/C和N/C的原子比，進而推斷有機質的類型和來源，輔助進行沉積環(huán)境分析。

4.2 鏡質體分析

鏡質體是一種顯微組分，通過鏡質體反射率可對烴源巖成熟度進行評價，進而解釋沉積演化史。鏡質體反射率與成巖作用關系密切，熱變質作用越深，鏡質體反射率越大。在生物化學生氣階段，鏡質體反射率為低值，一般低于0.5%；隨著埋藏深度逐漸增加，在熱催化生油氣階段和熱裂解生濕氣階段，反射率作為深度的函數(shù)增加較快，約從0.5%上升到2%；至深部高溫生氣階段，反射率繼續(xù)增加(柳廣弟，2018)。因此，測定烴源巖中有機質或煤夾層的鏡質體反射率，可以預測油氣的分布。

4.3 氣相色譜分析

利用對正構烷烴和異構烷烴的研究，可確定生油巖的好壞程度，判斷石油的演化成熟度，進行油源對比研究，同時可作為判別生油沉積環(huán)境(海相、陸相)的指標。根據正構烷烴分布曲線的形態(tài)特征、各項參數(shù)比值及異戊間二稀類烷烴比值大小，可以判別不同母質類型的生油巖及沉積相特征(王劍等，2015)。通過對芳烴色譜分析得到的色譜地化參數(shù)可以應用于有機質演化，各項地球化學參數(shù)一般隨演化程度提高而增加。

應用天然氣組分計算的各參數(shù)，可以進行天然氣成因類型的劃分、氣源對比及天然氣運移等方面的研究。

4.4 生物標志物色譜—質譜分析

生物標志物是指發(fā)現(xiàn)于地質體中的化學性質穩(wěn)定、碳骨架結構具有明顯生物起源特征的有機化合物，基本保存了原始生物母質的碳骨架信息(Tissot and Welte，1984;Peters and Moldowan，1993;Petersetal.， 2005)，如甾類和萜類化合物烷。通過研究沉積物和沉積巖中生物標志化合物的組成和豐度，可以追蹤原始生物母質成因和來源及其與沉積環(huán)境的響應關系，從而為沉積環(huán)境研究提供重要信息。如沉積相判識、分析沉積水體氧化還原條件和古鹽度及重建沉積期的古生態(tài)、古溫度、古降水和古季風等(Petersetal.， 2005;謝樹成等，2013)。沉積巖中高豐度的雙杜松烷化合物指示陸相沉積環(huán)境，而高豐度的23，24-二甲基膽甾烷指示海相沉積環(huán)境(Petersetal.， 2005)。生物標志化合物參數(shù)姥鮫烷(Pr)/植烷(Ph)是重建沉積環(huán)境氧化還原條件的經典參數(shù)(Petersetal.， 2005)。沉積水體古鹽度重建常用的生物標志化合物有伽馬蠟烷、C31-35藿烷、C37長鏈烷基酮(Kaiseretal.， 2019)和脫羥基維生素E(MTTCs)等(Jiangetal.， 2018;2019a，2019b)。沉積巖中異常富集的β-胡蘿卜烷指示干燥氣候(Petersetal.， 2005)。生物標志化合物甘油二烷基甘油四醚脂(glycerol dialkyl glycerol tetraethers，GDGTs)已被廣泛應用于湖泊和海洋沉積水體古溫度重建(Schoutenetal.， 2013)。

a—分層水柱上部為光照區(qū)內的富氧和低鹽度水域，分層水柱下部為缺氧和高鹽底層水域;b—局限性鹽湖盆地示意圖， 產生MTTCs和芳基異戊二烯的生物在PZE條件下繁衍，藻類和陸生生物出現(xiàn)在水體的上部圖 8 脫羥基維生素E(MTTCs)的生物合成起源示意圖(據Jiang et al.， 2018；有修改)Fig.8 Schematic diagram illustrating biosynthetic origin of MTTCs(modified from Jiang et al.， 2018)

不同古環(huán)境下生活的生物不完全相同，這些生物死后保存到沉積巖中的生物標志化合物也會有所不同，如不同古鹽度條件下沉積有機質中的脫羥基維生素E(MTTCs)含量不同。因此，這些生物標志化合物能用來推斷巖石中曾經存在過的古生物的類型，從而能揭示沉積環(huán)境和古氣候條件，對生命演化研究也有一定啟示意義。脫羥基維生素E(MTTCs)的化學結構與維生素E相似(Jiangetal.， 2018)，主要由5個異構體組成，分別是一甲基MTTC(δ-MTTC)，二甲基MTTC(β-MTTC、γ-MTTC、ζ-MTTC)和三甲基MTTC(α-MTTC)。最新研究表明(Jiangetal.， 2018，2019a，2019b)，脫羥基維生素E化合物可能分布于分層水體界面下方靜滯缺氧的透光層內(photic zone euxinia，PZE;圖 8)，而不是先前認識的淡化的分層水體上部。因此，在重建水體古鹽度時，脫羥基維生素E化合物相關指標可能僅指示PZE內的鹽度變化，水體鹽度是控制脫羥基維生素E化合物組成與分布的主要因素。

4.5 非烴類標志化合物

非烴類標志化合物通常指沉積物和沉積巖中除含碳和氫外，還含有氮、硫或氧的有機化合物(N-S-O有機化合物)，是埋藏有機質在成巖演化過程中形成的中間產物，主要為非生物成因(Petersetal.， 2005)。而生物標志化合物起源于前驅活體生物，其碳骨架結構與活體生物的母源有機化合物的結構近乎一致，比非烴類標志化合物蘊含更多有關有機質生物來源的信息(Petersetal.， 2005)。越來越多的研究表明，非烴類標志化合物可以為沉積環(huán)境的判識提供重要信息。例如在許多缺氧高鹽沉積環(huán)境中，有機硫化合物(硫烷、噻烷、噻吩和苯并噻吩)含量很高(Wang，1998)。古細菌合成的無環(huán)二醚和四醚膜脂的相對量也可反映沉積水體的鹽度變化(Turich and Freeman，2011)。新型非類異戊二烯結構的大環(huán)甘油二醚(McDGs)被認為是由某些極端(嗜熱和/或嗜鹽)細菌合成(Baudrandetal.， 2010)，該化合物的產出能為判識高溫和高鹽極端沉積環(huán)境提供重要證據。

4.6 有機化合物穩(wěn)定同位素組成

沉積物和沉積巖的全巖有機質及單體有機化合物的碳(C)、氫(H)、氮(N)、硫(S)和氧(O)的穩(wěn)定同位素組成均有助于沉積巖演化和沉積環(huán)境的解釋(Petersetal.， 2005)。其中碳和氫同位素比值在解釋中最為常用。以全巖有機碳同位素為例，沉積物全巖有機碳同位素值δ13C是指示有機質來源的重要指標之一(Holtvoethetal.， 2005)，是評估C3和C4植物輸入的重要參數(shù)，可用來輔助判識沉積環(huán)境的變化。C3植物有機碳同位素值為-23‰～-34‰，平均值約-27‰(Meyers，1997;Guillaumeetal.， 1999)；C4植物有機碳同位素值為-9‰～-17‰，平均值約-12‰(Chikaraishietal.， 2004)。C3植物喜濕耐寒，主要為喬木、大多數(shù)灌木、非禾本科草本植物、喜冷禾本科植物和莎草科植物；C4植物喜暖耐旱，主要為喜熱的禾本科植物和莎草科植物(趙艷等，2013)。因此利用全巖有機碳同位素值，可以輔助判識有機質的來源和古氣候信息，并能指示沉積環(huán)境的變化。

4.7 在成巖作用研究的應用

有機無機相互作用對沉積巖的成巖系統(tǒng)有重要影響，有機化合物在成巖作用的研究已進入分子級水平。例如富含有機質沉積巖在熱演化過程中排出的含羧基(有機酸)、羰基和酚基團的有機化合物，能顯著影響砂巖和灰?guī)r中鋁硅酸鹽和碳酸鹽的穩(wěn)定性，從而對巖石次生孔隙的發(fā)育和滲透率的變化產生重要影響(Surdametal.， 1989;王新民等，2005;劉大衛(wèi)等，2020)。此外基于有機地球化學的熱演化參數(shù)，如鏡質體反射率和各項生物標志化物參數(shù)，能為成巖演化階段的劃分提供重要依據。有機地球化學參數(shù)指示的次生蝕變作用，如生物降解、水洗作用、熱液事件及硫酸鹽熱化學還原作用(蔡春芳和趙龍，2016)，能為成巖作用研究提供關鍵信息。當前，有機質的礦化作用及其對礦物中無機碳的貢獻也是成巖成礦研究中的熱點(Wooetal.， 2016;Daleetal.， 2019;Lecomteetal.， 2020)。

5 其他實驗方法

其他室內實驗方法主要包括物理和數(shù)值模擬、巖石地球物理方法和地質大數(shù)據方法等。

5.1 物理和數(shù)值模擬

沉積過程是指沉積物在搬運和沉積中發(fā)生的物理、化學和生物作用過程，主要通過現(xiàn)代沉積環(huán)境觀察、物理模擬和數(shù)值模擬等多種方法研究碎屑和化學物質在搬運沉積過程中的變化。

物理沉積過程包括對動力學機制及其影響因素的分析。人們利用水槽實驗來模擬沉積物的沉積搬運過程和沉積作用結果，如模擬濁流以及層理等原生構造的形成機理，模擬河流演化過程，這將有助于了解沉積環(huán)境與沉積構造等之間的聯(lián)系，以及沉積過程中流體流速、碎屑顆粒大小等各種參數(shù)對沉積巖成分和結構構造的影響。利用風洞實驗探究密度比和粒子間作用力對風速閾值及風成沉積過程的影響，并認為其結論也可用于解釋地球以外環(huán)境的風成沉積。利用數(shù)值模擬方法模擬物理模擬難以實現(xiàn)的沉積過程、模擬或驗證物理模擬的實驗結果，如用計算機進行沉積巖相關各個方面的模擬，包括沉積物搬運方式、沉積過程、成巖過程、成煤過程、古氣候演化等。細粒懸浮沉積物形成的紊流動力學機制研究表明，在迅速減速的流體中，沙泥混合物可塑造不同類型的底床形態(tài)(Burretal.， 2015)。

5.2 巖石地球物理方法

測定沉積巖密度、孔隙率、含水量、導熱率、地震波波速、導電率、磁性、楊氏模量、泊松比等地球物理參數(shù)，可以為實測地球物理資料如地震剖面等提供參數(shù)和標準，提供地震剖面與巖性剖面對比的依據，也可以為地質工程提供參數(shù)和標準。對沉積巖中磁性礦物進行磁性礦物學研究，可以反推古地磁、板塊運動等信息，同時磁性礦物的類型、組合、含量、粒度和晶疇等也可以反映物源信息。

可以選取自然電位(SP)、自然伽馬(GR)、微電極系(包括微電位和微梯度)、2.5im電阻率等測井曲線系列，從測井曲線中提取形態(tài)、幅度、幅變、頂?shù)捉佑|關系等測井要素，并結合鉆遇率、砂體厚度等參數(shù)建立與沉積微相對應的測井微相響應模式(馮旭東等，2016a，2016b)。

5.3 地質大數(shù)據方法

隨著大數(shù)據的廣泛應用及信息化時代的到來，沉積巖石學的研究發(fā)展離不開大數(shù)據的介入和定量化手段的支持。地質大數(shù)據將地質領域內的實踐應用與大數(shù)據思維相結合，為沉積巖石學研究提供了有力指導。

近年來地質數(shù)據量呈爆炸式增長，國際上涌現(xiàn)出多種高效整合沉積學各類數(shù)據的數(shù)據庫。Geochron 數(shù)據庫(http: //www.geochron.org/)是具備U-Pb、Ar-Ar、裂變徑跡數(shù)據及海量碎屑礦物樣品等的地質年代學數(shù)據庫。SedDB 數(shù)據庫(http: //www.earthchem.org/seddb)是用于追蹤地球表面上海陸放射性同位素的地球化學數(shù)據庫(Blanchetetal.， 2019)。除此以外，還存在如Macrostrat、LASED 數(shù)據庫等，這些沉積學數(shù)據庫的存在推進了沉積學走向定量化(李秋立等，2020)。巖石圖像大數(shù)據處理方面也頗具進展，如劉春等(2018)通過對砂巖薄片的微觀圖像研究，研發(fā)了用于巖石微觀孔隙和顆粒系統(tǒng)數(shù)字圖像識別、定量化和統(tǒng)計分析的軟件(PCAS)，能夠準確地識別量化顆粒與孔隙，還可較好地反映不同的砂巖微觀結構。王康(2019)將傳統(tǒng)圖像分割處理方法加以改進，提出了基于Spark的巖石薄片圖像分割處理方法，能夠適應大規(guī)模顯微圖像數(shù)據的分割處理。作為中國大數(shù)據戰(zhàn)略的組成之一，地質大數(shù)據應用研究的意義和發(fā)展前景不言而喻(陳建平等，2017)。

6 結論

沉積巖石學室內研究方法主要包括礦物成分與結構分析、無機(有機)地球化學分析和其他實驗方法。其中，礦物成分與結構分析是沉積巖石學最基礎的室內研究方法，主要包括薄片鑒定、粒度分析、重礦物分析、激光拉曼光譜和熒光光譜分析、掃描電子顯微鏡、微區(qū)礦物識別和元素分析、陰極發(fā)光分析以及X射線衍射、紅外光譜和熱譜分析等；地球化學分析和其他室內實驗方法也是沉積巖石學不可或缺的研究方法。

隨著科學技術的不斷進步，如基于單分子熒光檢測的超高分辨率成像方法，即隨機光學重建顯微法的應用，實現(xiàn)三維超高分辨率成像，熒光顯微技術進入沉積巖石學領域，將極大促進沉積巖石學研究；如推進沉積巖石學與其他學科的交叉融和，獲取更多新認識，近年發(fā)展迅速的金屬穩(wěn)定同位素地球化學(Mg、V、Ba、Fe、Zn、Cu、Ka等同位素)在沉積巖石學上也將會取得積極進展。此外，在沉積物源研究方面，確定新的定量分析指標、高精度定年方法和應用軟件等，以及現(xiàn)代沉積過程實時在線監(jiān)測系統(tǒng)的建立、大數(shù)據應用及人工智能分析等，這些新技術、新方法的應用和完善，是促進沉積巖石學發(fā)展的重要原因之一。

致謝 《古地理學報》常務副主編鄭秀娟編審在閱讀林春明主編的《沉積巖石學》教材時，認為第一章第四節(jié)“沉積巖石學的研究方法”總結較好，建議筆者擴充一下內容，補充每種方法的應用實例，以供讀者在研究中參考，本文是應約之作。南京大學地球科學與工程學院2017、2018級地質學專業(yè)部分本科生與作者做了有益探討，3位匿名審稿專家提出了建設性修改意見，在此一并向他們致以衷心的感謝!