金章東

(中國科學(xué)院地球環(huán)境研究所黃土與第四紀(jì)地質(zhì)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,陜西西安710075)

0 引言

由于覆蓋面廣、分辨率高、對區(qū)域環(huán)境響應(yīng)迅速等優(yōu)勢,湖泊沉積物已成為科學(xué)家日益重視的陸地環(huán)境變化研究中最重要的信息載體之一[1-2]。湖泊沉積物是湖盆在自然與人類作用下各圈層相互作用的產(chǎn)物和信息庫,保存了豐富的有關(guān)區(qū)域構(gòu)造活動(dòng)、氣候變化和人類活動(dòng)的信息[1-2]。流域內(nèi)不同時(shí)期風(fēng)化-剝蝕方式、強(qiáng)度和沉積過程都直接影響著湖泊沉積物的礦物組成和各種環(huán)境代用指標(biāo)的詮釋。湖泊沉積物中礦物的微形貌、微結(jié)構(gòu)、化學(xué)組成、物理性質(zhì)、化學(xué)性質(zhì)、同位素組成、譜學(xué)特征以及共生組合等蘊(yùn)含著豐富區(qū)域和全球環(huán)境演變信息。因此,在利用湖泊沉積物進(jìn)行區(qū)域及過去全球變化研究中,很多環(huán)境代用指標(biāo)和測年所用材料的選擇、指標(biāo)的機(jī)理解譯等都離不開礦物學(xué)。

在湖泊盆地不同演化階段,流域巖石/礦物風(fēng)化、剝蝕的產(chǎn)物經(jīng)搬運(yùn)入湖后形成沉積物,其組成的差異可以用來反映受氣候旋回、構(gòu)造事件等控制的流域巖石/礦物經(jīng)歷的風(fēng)化方式(物理剝蝕、化學(xué)風(fēng)化)及其相對強(qiáng)度、沉積速率及產(chǎn)物(如自生碳酸鹽、生物碳酸鹽)[2-7]。因此,通過對湖泊沉積物礦物組合研究可以獲取流域環(huán)境、生物演化、風(fēng)化-剝蝕速率及其對區(qū)域構(gòu)造活動(dòng)和不同時(shí)間尺度氣候變化的響應(yīng)過程的詳細(xì)信息。然而,在提取和分析沉積物組成及環(huán)境代用指標(biāo)解釋的過程中,因?yàn)槟骋恢笜?biāo)的變化可能受到多種因素制約而往往帶有一定的主觀傾向性或客觀上的不確定性。如沉積物中碳酸鹽含量及氧同位素組成的變化常常用來反映湖泊水位或鹽度的變化,其實(shí)沉積物中碳酸鹽可能是不同比例碎屑碳酸鹽、自生碳酸鹽和生物碳酸鹽的混合,其氧同位素組成則可能受不同成因碳酸鹽相對比例以及水量變化、蒸發(fā)量變化等多種因素的共同制約[2-3,8]。因此,充分認(rèn)識湖泊沉積物中各類礦物特征、組合、沉淀過程、自生/生物礦物的形成、礦物的次生變化及其與環(huán)境變化的關(guān)系等,能給湖泊化學(xué)、湖泊動(dòng)力學(xué)、沉積化學(xué)以及古氣候環(huán)境定量研究提供重要的科學(xué)依據(jù)。

1 礦物組合特征

流域內(nèi)巖石類型是輸入湖盆水體和沉積物中元素、同位素組成的最主要制約因素。不同巖石類型風(fēng)化強(qiáng)度及其對水體可溶態(tài)物質(zhì)組成的相對貢獻(xiàn)是利用湖泊沉積物序列反映受氣候旋回、構(gòu)造事件等因素控制的流域物理剝蝕和化學(xué)風(fēng)化率變化的關(guān)鍵,也影響著自生礦物(化學(xué)沉積)的形成。

在地球表生作用過程中,高溫高壓下形成的巖石在暴露地表后將發(fā)生物理和化學(xué)反應(yīng),往往導(dǎo)致礦物的溶解、分解,并在地表環(huán)境下形成更穩(wěn)定的新礦物,如黏土、碳酸鹽礦物等。因此,湖泊沉積物中礦物是原生耐風(fēng)化礦物和次生礦物的組合,其組合特征受流域基巖類型、構(gòu)造、氣候、湖泊內(nèi)生物種類以及人類活動(dòng)等因素的綜合制約。識別沉積物礦物的物源對闡明沉積物與湖水之間的交互作用是十分關(guān)鍵的。湖泊沉積物中礦物來源于流域地表巖石的風(fēng)化產(chǎn)物以及自生礦物,可以分為3種。

(1)外源礦物:由地表徑流、風(fēng)力和冰川搬運(yùn)、岸蝕作用等帶入湖中的碎屑物質(zhì),其組合和分布受湖流、波浪等物理搬運(yùn)機(jī)制的影響。湖泊沉積物中外源礦物主要來源于河流、岸蝕、大氣沉降以及人類活動(dòng)等帶入湖盆的各種礦物顆粒,其礦物組合是受流域基巖、地表地質(zhì)、風(fēng)化作用、水文條件等因素制約的,對粒狀沉積物粒徑、礦物學(xué)分布的研究可以反映一定時(shí)間尺度下湖泊內(nèi)搬運(yùn)體系的變化過程。

(2)內(nèi)生礦物:湖泊水體內(nèi)部發(fā)生的化學(xué)過程導(dǎo)致的化學(xué)沉淀或凝絮和被吸附作用形成的礦物,其內(nèi)生過程包括生物濾食、碳酸鹽沉淀等化學(xué)作用。淡水湖泊中內(nèi)生礦物沉淀受湖泊化學(xué)狀態(tài)制約。因?yàn)榧?xì)菌可以改變局部的地球化學(xué)環(huán)境,所以一些內(nèi)生礦物是以細(xì)菌為媒介的,如黃鐵礦、水針鐵礦等[9]。

(3)自生礦物:包括從湖水中直接化學(xué)沉淀的和在先前的沉積物內(nèi)部發(fā)生的新生和生物成因礦物。它主要受湖泊產(chǎn)生力變化控制。一些沉積礦物還可以成為開采利用的礦產(chǎn),如鹽湖中鹽類沉積、熱液Fe-Cu-Zn硫化物等,目前已成為環(huán)境礦物學(xué)領(lǐng)域中較為活躍的研究內(nèi)容之一[10-11]。

表1列出了湖泊沉積物中的常見礦物。從中可以發(fā)現(xiàn),湖泊沉積物中的外源礦物以造巖鋁硅酸鹽為主,而內(nèi)生礦物在含量上碳酸鹽(方解石)占絕對優(yōu)勢。大多數(shù)淡水湖泊沉積物都由石英、長石、方解石、白云石、伊利石、蒙脫石、硫化鐵和氧化鐵等礦物組成;然而,在某些情況下并不能按成因?qū)⒊练e物中的礦物一一區(qū)分,最常見的就是上述碳酸鹽礦物,往往是3種以上成因的綜合。并且由于沉積后的壓實(shí)成巖作用,一些內(nèi)生、外源礦物將被自生相所取代,如二氧化硅、磷酸鹽、硝酸鹽等。組成湖泊沉積物的礦物種類雖然并不復(fù)雜,但是每一類(種)礦物卻都包含著重要的地球表生環(huán)境化學(xué)信息,特別是湖泊中痕量的自生和生物成因礦物,如各類氧化物、磷酸鹽、硫化物等。從本質(zhì)上來說,湖泊沉積物中的外源礦物組合(包括碎屑礦物和黏土礦物)可以看作是湖泊系統(tǒng)主要物理因素的反映,而自生/生物礦物組合則主要反映了湖泊系統(tǒng)中化學(xué)和生物狀態(tài)及其變化。

表1 湖泊沉積物中礦物類型、來源及其環(huán)境指示Tab.1 Types,Origins and Environmental Implications of Minerals in Lake Sediments

2 碎屑礦物及其影響因素

在絕大多數(shù)湖泊沉積物中,石英和長石是碎屑部分的主要礦物,在水動(dòng)力較弱的淺水湖泊、平原湖泊以及較小面積湖泊中其顆粒以粉砂級、砂級為主。石英是湖泊沉積物中最普遍的礦物,但在火山巖、碳酸鹽或熱帶的湖泊中,石英也可能完全缺失。石英礦物的表面物理形態(tài)、結(jié)晶度及分布特征可以很好地反映沉積物的物質(zhì)來源、搬運(yùn)狀況以及湖泊內(nèi)部發(fā)生的物理過程。如隨著水深增加和機(jī)械能的消耗,石英在湖盆的不同位置其粒徑和表面形態(tài)存在差異。石英的表面形態(tài)、磨圓度和分布特征可以反映搬運(yùn)的遠(yuǎn)近和高能或低能動(dòng)力,如表面呈光滑圓球可以反映顆粒經(jīng)歷了較長時(shí)間的搬運(yùn),如風(fēng)力等。由于搬運(yùn)過程中機(jī)械分選和摩擦,湖泊中心的石英顆粒往往表面更光滑、粒徑更細(xì),而靠近湖岸的石英顆粒則粒徑大且不光滑。特定地點(diǎn)石英顆粒粒徑隨時(shí)間的變化則可能反映一定時(shí)間尺度內(nèi)風(fēng)場的強(qiáng)度變化[12]。長石是湖泊沉積物中與石英時(shí)時(shí)伴生的另一種常見礦物,兩者的含量常呈正相關(guān)[3]。與石英不同的是,長石類礦物在搬運(yùn)過程中還常發(fā)生進(jìn)一步的化學(xué)風(fēng)化作用。由于鉀長石比鈉長石抗風(fēng)化力強(qiáng),從而導(dǎo)致隨著遠(yuǎn)離湖岸斜長石豐度逐漸減少,而鉀堿長石含量則相對增加。在高溫濕潤的熱帶和亞熱帶地區(qū)的湖泊沉積物中,斜長石可以風(fēng)化形成高嶺石、三水鋁石或蒙皂石?？偟膩碚f,兩者變化反映了基巖和總體礦物的豐度。

在古環(huán)境研究中,雖然科學(xué)家們往往把注意力集中于湖泊系統(tǒng)的自生碳酸鹽,但是碎屑碳酸鹽可以是一些湖泊沉積物的重要組分,特別是巖溶地區(qū)或碳酸鹽巖地層為主的流域,湖泊沉積物中會(huì)存在大量外源的粉砂或黏粒級的鈣質(zhì)和灰泥質(zhì)黏土,甚至組成大量的湖相泥灰?guī)r。湖相碳酸鹽沉積物的礦物學(xué)、地球化學(xué)研究表明,一些湖泊沉積物中的方解石和白云石主要來源于流域碳酸鹽巖石的侵蝕和(或)與之有關(guān)的冰川沉積物。例如,歐洲的日內(nèi)瓦湖和康斯坦斯湖、加拿大的哥倫比亞和美國中西部的許多鈣質(zhì)湖泊沉積物均與河流碎屑的供給有關(guān)。然而,將碎屑碳酸鹽與自生碳酸鹽區(qū)分開來是十分困難的,不同研究者做過不同的嘗試。首先,碳酸鹽顆粒的表面形態(tài)和鏡下形狀可提供直接的肉眼證據(jù),如根據(jù)加拿大極地湖泊沉積物中白云石和石英在形態(tài)和粒度分布上的相似性,該湖泊深處的白云石被認(rèn)為是碎屑成因的[13]。Kennedy等則根據(jù)湖泊沉積物中碳酸鹽總量、白云石和方解石的相對比例隨沉積物粒級的增加而減少的變化認(rèn)為,碳酸鹽相分布是水動(dòng)力分選作用的結(jié)果,而與湖泊內(nèi)的溶解作用、沉降過程無關(guān)[14]。還有一種區(qū)分的方法是,假定淡水湖泊中白云石為碎屑物,如果碎屑輸入恒定,那么方解石與白云石礦物比率的變化應(yīng)與方解石沉淀有關(guān)[3]。另外,淡水湖中的碳酸鹽沉積物通常有低的δ13C和δ18O,因此根據(jù)同位素值也可以大致估計(jì)出碎屑碳酸鹽的百分比[8]。

重礦物(密度大于3.0 g/cm3)組合的變化也常常用來獲取有關(guān)湖泊沉積物的物源和搬運(yùn)機(jī)制。如利用重礦物頻率和沉積物粒度分布可以勾劃湖盆沉積物的來源[3]。沉積物中特征礦物相的組合表明,沉積物總體上是受基巖巖性控制的,如美國安大略湖由南向北和由東向西其角閃石與輝石的比率呈遞增趨勢,即是由區(qū)域性地層的差異造成的;反之,根據(jù)巖芯中重礦物的分布特征可以反演流域內(nèi)地層單元的變化及水動(dòng)力狀況,包括對人類活動(dòng)的反映,如采礦、伐木、人類居住活動(dòng)等[15]。通過對-Shagawa湖沉積物中赤鐵礦和褐鐵礦隨深度的變化證實(shí)了Ely地區(qū)人類采礦歷史及強(qiáng)度,而根據(jù)沉積物中電氣石的分布推斷出該湖泊沉積速率的變化[16]。

火山地區(qū)的湖泊(如瑪珥湖)通常具有成分比較復(fù)雜的底部沉積物,因?yàn)樗奈镔|(zhì)來源于周圍的基巖、熔巖、火山灰、浮石、火山渣、角礫巖、凝灰?guī)r和塊集巖,在沉積物中表現(xiàn)為泥砂狀,礦物成分可以包括斜長石、石英、輝石、角閃石、火山玻璃等,并且以火山成因物質(zhì)占優(yōu)勢的湖泊通常與硅藻的高生產(chǎn)力有關(guān)。雖然這種類型湖泊在地球上為數(shù)不多且成分較為復(fù)雜,但是某一火山灰層的鑒定、成分對比研究可以進(jìn)行區(qū)域性地層對比。同時(shí),火山灰也是絕好的測年材料,準(zhǔn)確的定年可以對含有特定火山玻璃層的沉積時(shí)間進(jìn)行標(biāo)定。如毛緒美等利用電子探針、掃描電鏡等通過對金川泥炭層中一層泥砂狀沉積物的礦物學(xué)、化學(xué)成分的分析,確定該物質(zhì)為玄武巖漿的火山噴發(fā)物,并對泥炭的14C年齡進(jìn)行了可靠的校正[17]。

因此,絕大多數(shù)湖泊沉積物的非黏土碎屑礦物及其組合通常是流域范圍內(nèi)地質(zhì)差異的反映,而由于湖泊內(nèi)部物理過程的差異也常常造成湖盆不同部位具有明顯差異的碎屑礦物組合。其中,最重要的因素為搬運(yùn)物的分選性沉淀和湖流簸選過程,特別是湖泊淺水區(qū)。因此,依據(jù)巖芯中沉積物非黏土碎屑礦物及其組合的變化還可以推測湖盆的發(fā)展過程以及水動(dòng)力變化歷史。

3 黏土礦物及其與環(huán)境的關(guān)系

黏土礦物是地球表生環(huán)境下最常見的礦物,也是湖泊沉積物中另一類重要的組成礦物。該類礦物是含水的層狀硅酸鹽或鋁硅酸鹽,研究者采用2μm作為黏土級組分的界線。湖泊沉積物中黏土礦物主要包括伊利石、蒙脫石、綠泥石、泥層黏土、高嶺石、綠脫石以及各種混層礦物如伊利石/蒙脫石、伊利石/蛭石混層礦物等,有時(shí)還可見三水鋁礦、蛭石、坡縷石等黏土礦物。湖泊沉積物中黏土礦物的形成和轉(zhuǎn)化與流域及湖水的環(huán)境密切相關(guān),因此深入研究黏土礦物沉積分異、組合及其含量變化、微細(xì)結(jié)構(gòu)、轉(zhuǎn)化規(guī)律以及粒度分布等特征,可以恢復(fù)沉積歷史中流域所經(jīng)歷的古氣候、古溫度、古鹽度,地層的劃分和對比以及物質(zhì)來源、湖水物理化學(xué)條件探討等,有助于揭示區(qū)域環(huán)境變化及全球環(huán)境演化。

根據(jù)成因不同,湖泊沉積物中黏土礦物可以分為3種:①原生黏土礦物,流域母質(zhì)中的碎屑礦物經(jīng)搬運(yùn)而在湖盆沉積,以物理風(fēng)化為主,反映源區(qū)的信息;②化學(xué)風(fēng)化形成的黏土礦物,一種黏土礦物在一定的氣候條件下可以轉(zhuǎn)變?yōu)榱硪环N黏土礦物,其種類受母巖、水介質(zhì)、氣候等因素制約;③自生黏土礦物,在湖泊沉積過程中各種元素重新結(jié)合而成,主要發(fā)生在鹽湖中,其他類型湖泊中幾乎不存在自生的黏土礦物[18]。

黏土礦物的形成離不開氣候環(huán)境因素。在化學(xué)風(fēng)化較弱而難以消除基巖物質(zhì)成分差異造成影響的氣候條件下(如較高緯度地區(qū)),湖泊沉積物中黏土礦物主要反映流域物源的巖性。Gibbs發(fā)現(xiàn):在亞馬遜河盆地,來自高地的綠泥石和伊利石是流域內(nèi)安第斯山區(qū)未完全風(fēng)化的產(chǎn)物,并在下游仍呈懸浮狀態(tài);由于低地內(nèi)基巖的高度風(fēng)化,在低地支流中以高嶺石和三水鋁石占優(yōu)勢;蒙脫石在一些火山地區(qū)湖泊沉積物中大量存在,是火山玻璃脫玻作用后形成的[19]。貝加爾湖沉積物在末次冰期時(shí)蒙脫石和伊利石峰高比值的變化主要是與物源變化相聯(lián)系的,與氣候無關(guān)[20]。

同時(shí),水介質(zhì)的p H、Eh、鹽度等因素也對黏土礦物種類、形態(tài)和晶體結(jié)構(gòu)產(chǎn)生影響。在濕潤溫暖的熱帶—亞熱帶氣候環(huán)境下,由于巖石受淋濾和化學(xué)風(fēng)化作用較強(qiáng),堿金屬、堿土金屬流失后形成陽離子為Si、Al的高嶺石,因此高嶺石是低緯度地區(qū)湖泊沉積物中主要的黏土礦物,它是弱酸性、強(qiáng)化學(xué)風(fēng)化和淋濾作用的環(huán)境指示礦物;而在高緯度的干冷氣候條件下,由于淋濾和化學(xué)風(fēng)化作用較弱,堿金屬、堿土金屬被活化后形成陽離子為Si、Al、Fe、Mg或K的綠泥石、伊利石、蒙脫石及伊利石/蒙脫石混層礦物。特別是綠泥石、蒙脫石,它們一般是高緯度地區(qū)(如冰川或干旱區(qū))弱化學(xué)風(fēng)化產(chǎn)物。伊利石則是在氣溫較低、弱堿性條件下由長石、云母類等鋁硅酸鹽礦物風(fēng)化作用下形成的,隨著風(fēng)化程度的加強(qiáng),伊利石通過奧斯忒瓦德成熟化(Ostwald ripening)經(jīng)1Md、1M、2M1等多型,最后可以演化為高嶺石,其演化過程為:蒙脫石→無序伊/蒙混層礦物→有序伊/蒙混層礦物→1Md型伊利石→1M型伊利石→2M1型伊利石→高嶺石[21]。

因此,礦物結(jié)晶度可以反映物質(zhì)來源或沉積環(huán)境的變化。伊利石結(jié)晶度的變化可進(jìn)一步根據(jù)伊利石微結(jié)構(gòu)區(qū)分歷史氣候的冷干期和暖濕間冰期[22-23]。伊利石的結(jié)晶度是其晶疇大小(Domain size)、膨脹層(Swelling layer)含量、晶體缺陷和化學(xué)組成不均一性的綜合反映[24]。其中膨脹層含量反映晶體結(jié)構(gòu)的膨脹程度,并可用Srodon等提出的衍射峰強(qiáng)度比值(Ir)進(jìn)一步判斷:如果-Ir為1表明伊利石中不含膨脹層;反之,Ir>1則存在膨脹層[21]。根據(jù)伊利石是否含膨脹層及膨脹層含量進(jìn)一步判斷古氣候的變化。通過對地中海沉積物中的伊利石結(jié)晶度研究表明,結(jié)晶度高反映干旱寒冷氣候,而結(jié)晶度低則反映暖濕氣候環(huán)境[18]。利用蒙脫石的結(jié)晶度來反映氣候環(huán)境的變化在湖泊沉積中還沒有相關(guān)報(bào)道,但是在海洋沉積記錄中已作了有益探討,結(jié)果表明,結(jié)晶度良好的蒙脫石與暖濕氣候相對應(yīng)[25]。高嶺石的結(jié)晶度可分別用0.71 nm處衍射峰高與同峰半高寬比值和0.714 nm的衍射峰高與0.356 nm的衍射峰高比值來表示。高嶺石的結(jié)晶度高與氣候相對干燥期相對應(yīng),而濕潤期形成的高嶺石具有較低的結(jié)晶度[26]。

越來越多的研究表明,湖泊沉積物中黏土礦物種類、豐度及結(jié)晶形態(tài)是流域內(nèi)基巖種類和氣候變化的函數(shù)[27-31]。在利于強(qiáng)風(fēng)化的氣候環(huán)境下,沉積物中一般以伊利石-綠泥石-高嶺石組合為特征,隨著風(fēng)化的加強(qiáng)還可形成高結(jié)晶度的伊利石和蛭石;而干旱環(huán)境下形成的沉積物常常含有大量的蒙脫石和伊利石/蒙脫石混層礦物,它們是基巖不完全風(fēng)化的產(chǎn)物。因此,降水量的增加可使蛭石、高嶺石的含量增大,而蒙脫石的含量相對減少,蒙脫石含量與降水量之間還存在一定的線性負(fù)相關(guān)[27]。與碎屑礦物分布受水力分選制約不同,深水湖泊沉積物中黏土礦物組合可以不隨水深、離岸距離甚至埋藏深度的變化而變化。因此,沉積物中黏土礦物豐度及組合變化可以用來反映氣候變化甚至氣候事件。例如,貝加爾湖和Hovsgol湖泊沉積物中伊利石含量及其與伊利石/蒙脫石混層礦物組合不但響應(yīng)了冰期—間冰期尺度的氣候變化,而且還記錄了B?lling-Aller?d和新仙女木事件[32]。Blaise對加拿大溫哥華島晚第四紀(jì)沉積物中黏土礦物研究表明,冰期和間冰期具有完全不同的黏土礦物組合:在冰期,以富鐵綠泥石、伊利石和火山巖退變的蒙脫石為組合;在間冰期則以蛭石、高嶺石、埃洛石和無序混層礦物為組合特征[33]。Jin等對內(nèi)蒙古岱海沉積巖芯中碎屑組分分析也表明,小冰期期間黏土礦物組成與間冰期表現(xiàn)出差別:小冰期時(shí)段黏土礦物質(zhì)量分?jǐn)?shù)偏低(9%～12%),且以伊利石、綠泥石、白云母為主;而間冰期沉積物中不但上述黏土礦物質(zhì)量分?jǐn)?shù)高(15%～18%),而且存在有滑石、高嶺石及少量石膏[6]。淡水湖泊環(huán)境中黏土礦物一般認(rèn)為是流域基巖在一定氣候條件下化學(xué)風(fēng)化的產(chǎn)物,主要受源區(qū)基巖的控制,因?yàn)槭欠翊嬖谧陨饔眯纬傻酿ね恋V物至今還未獲得可靠的證據(jù)。

雖然鹽湖中存在化學(xué)風(fēng)化和自生成因的黏土礦物,但是鹽湖的黏土礦物仍以他生的為主。它不但具有碎屑成因的黏土礦物巖性特征,而且與流域內(nèi)黏土礦物組合及化學(xué)成分基本一致,因此各地區(qū)鹽湖的黏土礦物組合受流域母巖和鹽湖鹵水的化學(xué)成分控制。在咸水湖中,由于黏土礦物隨鹽度變化而表現(xiàn)為不同的質(zhì)量堆積速率,鹽度梯度是半循環(huán)湖泊系統(tǒng)中黏土礦物分離的重要機(jī)制。因?yàn)楦邘X石比伊利石和蒙脫石更迅速的凝絮作用往往造成其含量隨鹽度的增加而降低,而伊利石和蒙脫石的含量卻恰恰相反[34]。徐昶對中國一些鹽湖黏土礦物研究表明,處于未成熟階段的鹽湖沉積物中黏土礦物不但質(zhì)量分?jǐn)?shù)較高(大于40%),并且以伊利石-綠泥石-高嶺石組合為特征,化學(xué)成分上繼承了冷溫帶大陸?zhàn)ね罙l2O3、K2O、MgO質(zhì)量分?jǐn)?shù);而成熟階段的鹽湖沉積物則質(zhì)量分?jǐn)?shù)較低(小于20%),且缺少高嶺石,以伊利石-綠泥石為組合,含少量蒙脫石,黏土Al2O3、K2O、MgO質(zhì)量分?jǐn)?shù)具有鹽沼澤、干湖黏土化學(xué)成分特征[35]。不同地區(qū)鹽湖的黏土礦物組成除了受流域基巖種類制約外,湖區(qū)的干旱氣候和鹵水化學(xué)成分是主要的決定因素。例如,鹽湖晶間鹵水中Mg2+取代部分Fe2+致使早期未成湖階段的鐵綠泥石為鎂鐵綠泥石所代替,而富含-K+的鹵水可使部分蒙脫石轉(zhuǎn)變?yōu)橐晾痆35]。因此,根據(jù)鹽湖不同沉積階段黏土組合及化學(xué)成分的差異可以判斷湖盆演化過程及湖區(qū)氣候環(huán)境變化。通過對察爾汗鹽湖、艾丁湖、查干諾爾湖剖面中黏土的w(Al2O3)/ w(MgO)與沉積環(huán)境關(guān)系的討論,鹽湖黏土w(Al2O3)/w(MgO)的變化反映了鹽湖沉積環(huán)境的咸化度及湖區(qū)氣候的濕潤度[35]。另外,單一黏土礦物的微細(xì)結(jié)構(gòu)也可以進(jìn)一步得到鹽湖沉積環(huán)境方面的信息,如對伊利石結(jié)晶度、蒙脫石屬性、綠泥石類型、混層礦物膨脹度等方面的研究。伊利石的結(jié)晶度與湖水中K+含量密切相關(guān),而蒙脫石屬性則反映湖水pH值、鹽度及晶層間吸附的標(biāo)型離子的差異。

4 自生礦物及其環(huán)境意義

湖泊沉積物中各類自生礦物一方面在許多金屬和營養(yǎng)鹽的動(dòng)力學(xué)方面起著重要的控制作用,另一方面記錄了特定狀態(tài)下湖泊環(huán)境及化學(xué)組成。因此,自生礦物的提取和化學(xué)研究已在湖泊的化學(xué)和物理過程解釋方面受到廣泛關(guān)注,包括人類的文明活動(dòng)對湖泊所產(chǎn)生的負(fù)面影響。湖泊沉積物中自生礦物主要包括硅質(zhì)巖、碳酸鹽、各類硫化物、氟化物、蒸發(fā)巖等。

4.1 SiO2和硅酸鹽

湖泊沉積物中很大部分的SiO2是硅酸鹽溶解的SiO2通過內(nèi)生過程堆積而成,主要是有機(jī)沉積作用,而湖泊直接沉淀的SiO2證據(jù)還很少。雖然許多水生生物都存在硅化結(jié)構(gòu),但是硅藻殼的有機(jī)沉積作用是湖泊沉積物中SiO2最重要的內(nèi)生來源。特別是在高生產(chǎn)力的湖泊中,硅藻可以成為快速堆積湖泊沉積的主要成分。硅藻廣泛存在于非洲湖泊鉆孔巖芯中,它的豐度不僅與湖水的自然地球化學(xué)有關(guān),而且還受氣溫、氣候等條件制約[36]。硅藻通過迅速吸收SiO2可以造成在某些堿性水體中硅元素的明顯不飽和,從而有效制約水體中-Si4+的濃度[37]。淡水湖泊中SiO2濃度除了受硅藻吸收和釋放制約外,另一個(gè)主要控制因素是硅酸鹽(包括黏土礦物)的吸附作用[36]。鹽湖中Si4+的遷移除了硅藻外,由于毛細(xì)管蒸發(fā)作用形成的地表或沉積物結(jié)殼使許多封閉湖盆濃縮鹵水中缺Si4+,特別是大范圍的濕潤和干旱交替出現(xiàn)的地區(qū)。對沉積物中硅藻屬種、豐度以及同位素組成的研究可以反映湖泊水體鹽度、營養(yǎng)鹽等水化學(xué)、水體分層現(xiàn)象等。

自生硅酸鹽絕大多數(shù)是成巖后形成的,在鹽湖中可以從鹵水中直接沉淀硅酸鹽。由于早期鹵水中Fe2+和Fe3+總含量以及Al3+含量很低,沉淀的硅酸鹽主要是鎂硅酸鹽(如海泡石或滑石)和鈉硅酸鹽(如麥羥硅鈉石)。鹽湖中最重要的自生硅酸鹽是沸石,其種類包括富Na-Si沸石、毛沸石、斜發(fā)沸石、鈣十字石、方沸石等。鉀長石也是鹽湖中普遍的自生硅酸鹽礦物,可以通過取代含水相直接由方沸石形成或另一類沸石的前身形成。鹽湖中還可以形成大量自生硅酸鹽礦物,如各類黏土礦物、黑云母、正長石等。

4.2 碳酸鹽

雖然不少湖泊沉積物富含的方解石大部分是外源(碎屑)碳酸鹽,但其他許多湖相碳酸鹽沉積物確實(shí)是內(nèi)生的,并且湖泊碳酸鹽沉積物的主要內(nèi)生相也是方解石,也有部分含有文石[38-39]。根據(jù)不同地質(zhì)背景,可將湖泊自生碳酸鹽劃分為兩種主要類型:①濕潤區(qū)淡水和半咸水湖的碳酸鹽沉積;②干旱區(qū)鹵水湖或干鹽湖的碳酸鹽和蒸發(fā)鹽沉積。根據(jù)成因的不同,湖泊自生碳酸鹽又可劃分為3種類型:①由生物體的鈣質(zhì)骨骼、構(gòu)造部分和內(nèi)部排泄物形成的產(chǎn)物;②原始碳酸鹽礦物的無機(jī)沉淀和沉積作用;③沉積后生變化或早期成巖作用。

水體中溶解鈣和無機(jī)鈣主要有兩種來源:一是流域內(nèi)碳酸巖的溶解;二是通過含鈣硅酸鹽的風(fēng)化-水解作用,一方面導(dǎo)致湖水Ca2+增高,同時(shí)還造成湖水p H值升高。湖泊內(nèi)生碳酸鹽的主要成分是通過有機(jī)和無機(jī)兩種方式直接從水體中沉淀的。雖然這兩種方式的相對作用仍有爭議,但它們對湖泊自生碳酸鹽沉淀的重要性是肯定的。由于CaCO3的溶解度隨溫度升高而降低,因此在水溫較高的淺灘可以沉淀厚層的灰泥碳酸鹽[40-41]。而在湖泊透光帶由于生物光合作用造成CO2分壓下降而增加p H值致使方解石和文石沉淀[40]:

浮游植物的生產(chǎn)力可能是一些湖泊CaCO3沉淀的主導(dǎo)因素。一些浮游生物也可能作為晶體核、膠體(如輪藻)或在細(xì)胞周圍造成CO2-3過飽和的微環(huán)境而形成生物成因CaCO3[2,42]。一些沿岸帶的底棲生物骨骼就是鈣質(zhì)的,在硬水湖中有助于碳酸鹽沉淀。如文石質(zhì)的腹足綱外殼、方解石質(zhì)的介形蟲外殼和很多魚的耳石、文石或(鎂)方解石質(zhì)的雙殼類。與其相反,由于低溫和有機(jī)物的腐爛,碳酸鹽的溶解度在湖泊深處將大幅度增加,有機(jī)物分解產(chǎn)生的CO2甚至可以溶解內(nèi)生的碳酸鈣。

在碳酸鹽沉積階段,沉淀的碳酸鹽以Ca、Mg自生礦物為主,主要有方解石、文石等。這些礦物主要呈自形晶或橢球形,粒徑0.1～1.0μm,方解石晶體比文石稍大,但很少超過5.0μm,以0.1 cm至3 cm厚的薄層夾雜于黏土類碎屑沉積物間[39]。當(dāng)補(bǔ)給水的水量和-Ca、Mg含量不變時(shí),自生碳酸鹽的w(Ca)/w(Mg)隨蒸發(fā)量變化而變化:蒸發(fā)量高時(shí),礦物中的w(Ca)/w(Mg)大,反之則小,蒸發(fā)量穩(wěn)定時(shí), w(Ca)/w(Mg)不變,且與補(bǔ)給水的w(Ca)/w(Mg)相當(dāng)。從而,根據(jù)湖相碳酸鹽沉淀階段自生礦物的w(Ca)/w(Mg)相對變化可以獲得湖水蒸發(fā)、湖面變化方面的環(huán)境信息,即自生沉積物w(Ca)/w(Mg)增減分別與湖面的下降和上升相對應(yīng)[43]。湖水的蒸發(fā)量也強(qiáng)烈制約著碳酸鹽礦物類型及其沉淀速率。例如,隨著干旱的增加,文石的比例將相應(yīng)增加,因此可以通過沉積物中文石和方解石的相對比例推斷當(dāng)時(shí)環(huán)境的干旱程度[39,44]。共同沉淀的方解石和文石的碳、氧同位素具有很好的相關(guān)性,并可以用來指示控制蒸發(fā)量干旱度的變化。在干旱而氣溫高的環(huán)境下,蒸發(fā)量大,沉積速率相對要高,方解石和文石的碳、氧同位素也偏高;反之則低[39,45]。

淡水和半咸水湖碳酸鹽沉淀物除方解石和文石

(CaCO3)外,還有高/低鎂方解石(MgxCa(1-x)CO3,

x為分子數(shù))、單水方解石(CaCO3·H2O)、白云石(CaMg(CO3)2)、菱鐵礦(FeCO3)、含錳菱鐵礦等。雖然白云石已經(jīng)證明不可能在淡水湖泊中內(nèi)生形成,但是在堿性和半咸水湖泊中白云石和文石是最常見的自生碳酸鹽礦物,其相態(tài)受到水中的w(Ca)/ w(Mg)決定。隨著水中-w(Ca)/w(Mg)的升高,依次沉淀出方解石→白云石→鎂方解石→文石。在周期性的干旱氣候環(huán)境下,文石與方解石可以交替沉淀[46]。目前,僅在巴西Lagoa Vermelha潟湖和澳大利亞南部Coorong地區(qū)的季節(jié)性湖泊中發(fā)現(xiàn)存在現(xiàn)今環(huán)境下形成的大量白云石。這些白云石的形成都是在硫酸鹽還原細(xì)菌誘導(dǎo)下的產(chǎn)物,其形成原因是認(rèn)識前寒武紀(jì)沉積物中普遍存在白云石環(huán)境的關(guān)鍵[47-48]。在堿性湖泊中,還可以沉淀球文石(γ-CaCO3)和單水方解石,它們的形成大多與生物作用有關(guān)。單水方解石是一種極不穩(wěn)定的碳酸鹽礦物,一旦沉淀便迅速轉(zhuǎn)化為方解石或文石,但偶爾也可以在沉積物中發(fā)現(xiàn),如在全新世的納木錯(cuò)沉積物中和80 Ma前的-Hovsgol湖泊沉積物中均有單水方解石的存在[32,49]。湖泊沉積物中的菱錳礦顯然少見,但它是唯一得到證實(shí)的錳碳酸鹽。

4.3 鐵錳氧化物

鐵錳氧化物是大多數(shù)湖泊沉積物中常見的自生礦物,一般以氧化物外殼形式存在于沉積物中。由于鐵和錳很容易從巖石風(fēng)化過程中溶解,并隨腐殖質(zhì)在地表水和地下水作用下搬運(yùn)入湖,鐵和錳兩種元素在酸性、缺氧而富含有機(jī)質(zhì)的淡水湖泊環(huán)境中要比在海水中更活躍。湖水的中性到微堿性的氧化環(huán)境十分有利于鐵錳氧化物的沉淀,特別是在沉積速率低、水體含氧豐富的湖泊中更是如此。除了以卵石和礫石外表的包殼形式存在外,鐵錳氧化物還可以以無機(jī)懸浮質(zhì)點(diǎn)、顆粒、結(jié)殼、結(jié)核等形成出現(xiàn),但它們都主要分布于沉積物與水界面附近。湖泊的鐵錳結(jié)核與海洋結(jié)核要小得多,也以各種任意的物質(zhì)為核心,直徑一般只有幾厘米,并且分布不廣。

由于湖相鐵、錳氧化物堆積速度快而重結(jié)晶時(shí)間短,因此氧化物的結(jié)晶程度較差或呈隱晶質(zhì),且顆粒極細(xì),其礦物學(xué)特征往往難以進(jìn)行詳細(xì)的研究。在表生環(huán)境中出現(xiàn)的鐵礦物有針鐵礦(α-FeOOH)、纖鐵礦(γ-FeOOH)、赤鐵礦(Fe2O3)、磁鐵礦(Fe3O4)、磁赤鐵礦(γ-Fe2O3)或菱鐵礦(FeCO3)形式存在[9]。

在表生自然溶液中,針鐵礦和赤鐵礦是主要的穩(wěn)定鐵礦物,可直接由含有鐵的氫氧化物形成,并且赤鐵礦也可發(fā)生針鐵礦化。赤鐵礦是Fe2+迅速氧化并經(jīng)過水針鐵礦而形成的。在p H值較低的溶液中,可以不經(jīng)過水針鐵礦而直接生成纖鐵礦。在鐵氧化過程中,Fe2+在酸性條件下氧化成Fe3+而形成針鐵礦。

氧化錳的礦物形式包括鋇鎂錳礦、鈉水錳礦和硬錳礦[50]。其中,硬錳礦只存在于淡水湖泊沉積物中,但其豐度要比鋇鎂錳礦或鈉水錳礦低。在淺水沉積物中針鐵礦和非晶質(zhì)氫氧化鐵通常比氧化錳礦物更豐富,但在深水結(jié)核中兩者的豐度恰恰相反。

與海洋結(jié)核相似,大多數(shù)淡水結(jié)核均有暗色和淺色交替出現(xiàn)的同心生長條紋[50]。其中,暗色紋層富Mn、Cu、Co、Ni、Zn和Ba,而淺色條帶則富Fe、SiO2和Al2O3。另外,由于錳沉淀所需的p H值和氧化還原電位要比鐵高,因此淡水鐵錳沉積物中w(Fe)/w(Mn)通常高于海洋鐵錳結(jié)核(w(Fe)/ w(Mn)平均為0.47),可高達(dá)111。

4.4 硫化物

非晶質(zhì)或隱晶質(zhì)的鐵硫化物在還原型的湖泊沉積物中是很普遍的,但是對其礦物學(xué)形式一直難以進(jìn)行準(zhǔn)確的定義。通過對一些淡水湖和半咸水湖沉積物的化學(xué)和X射線鑒定分析表明,在幾乎所有含有機(jī)質(zhì)的細(xì)粒沉積物中都存在豐富的黃鐵礦球粒和還原的硫化合物,但是有關(guān)黃鐵礦能否在湖相環(huán)境中形成及其形成機(jī)制一直沒有達(dá)成共識。微生物對湖相黃鐵礦形成的重要性常常被提到,但是由于在眾多的淡水湖泊環(huán)境中缺乏足夠的溶質(zhì)硫,一般情況下也只能形成隱晶質(zhì)的黃鐵礦或硫復(fù)鐵礦。

鐵硫化物的存在決定了湖泊沉積物的磁學(xué)特征,因此沉積物中磁性礦物的種類、粒度及相對的磁貢獻(xiàn)對環(huán)境磁學(xué)、磁性地層學(xué)以及沉積環(huán)境研究具有獨(dú)特的意義。最初,湖泊沉積物的磁性變化僅僅被解釋為來自流域磁性礦物的物源變化。但近幾年的研究表明,沉積物中除了來自流域的碎屑磁性礦物外,還可能來自火山灰、大氣(包括工業(yè)生產(chǎn))沉降物中的磁性礦物以及沉積后原地自生作用、成巖作用、生物作用等形成的新磁性礦物[51-52]。除了普遍存在并制約沉積物磁性特征的黃鐵礦、赤鐵礦外,膠黃鐵礦在一些沉積物中被鑒定出,并認(rèn)為是主要的磁載體[53-54]。膠黃鐵礦被認(rèn)為是在富含有機(jī)質(zhì)和硫酸鹽的還原條件下通過原地自生作用形成的,載有自然剩磁和次生化學(xué)剩磁,且滯后于同期沉積物沉積的時(shí)間[55]。對膠黃鐵礦的深入研究,一方面豐富了影響環(huán)境磁學(xué)特征的礦物種類,另一方面也明確了導(dǎo)致沉積物磁性變化機(jī)制的復(fù)雜性[56]。胡守云等從青藏高原諾爾蓋0.9 Ma以來的沉積物中發(fā)現(xiàn)大量顆粒細(xì)小(200～300 nm)但粒度均勻的膠黃鐵礦,明確指示了富含有機(jī)質(zhì)和硫酸鹽的還原沉積環(huán)境,它可能是生物化學(xué)成因的,并被認(rèn)為是主要的磁載體,磁指標(biāo)的升高反映有利于膠黃鐵礦形成的還原條件有所增強(qiáng)[54]。膠黃鐵礦普遍存在于表層沉積物中,但一暴露于空氣中將嚴(yán)重氧化。

4.5 氟化物

湖泊中自生氟化物主要見于與火山作用有關(guān)的水體中,一般認(rèn)為其形成與方解石的沉淀有關(guān)。其形成機(jī)理被解釋為:由于火山碎屑硅酸鹽迅速水解,pH值升高,促使方解石以及羥磷灰石的沉淀,隨后水體中氟與方解石發(fā)生次生反應(yīng),自生發(fā)育形成螢石(CaF2)或氟磷灰石(Ca5(PO4)3)。在肯尼亞Magadi鹽湖系統(tǒng)中已證明了有利于螢石交代方解石的熱動(dòng)力條件[57]。但是,在一般的湖泊環(huán)境中,雖然成巖作用可以造成方解石或磷灰石轉(zhuǎn)變成螢石或氟磷灰石,但是它的數(shù)量極少,其礦物基本不能檢測出來。

4.6 磷酸鹽

隨著湖泊富營養(yǎng)化的普遍并加劇,磷及其賦存礦物在整個(gè)湖泊化學(xué)中的分布和循環(huán)得到了前所未有的關(guān)注。湖泊沉積物中磷酸鹽的質(zhì)量分?jǐn)?shù)一般低于0.25%,但個(gè)別可高達(dá)0.75%。在小型湖泊中,受細(xì)顆粒沉降作用和氧化物-氫氧化物膠體的制約,磷酸鹽豐度隨水深增加而增加。制約磷酸鹽濃度的細(xì)顆粒最主要是黏土礦物中蒙脫石,它將有機(jī)磷束縛于腐殖質(zhì)中;而湖水中溶解態(tài)的磷酸鹽總是與Fe3+氧化物發(fā)生強(qiáng)烈的相互作用,包括吸附、共同沉淀以及礦物相轉(zhuǎn)化,鐵氧化物-氫氧化物膠體(包括針鐵礦、三氧化二鐵膠體(Fe2O3·nH2O,n為H2O的分子個(gè)數(shù))或Fe(OH)3膠體、赤鐵礦等),它們一方面造成了磷在水體中的滯留,另一方面則決定了磷的賦存形式。因此,鐵氧化物是溶解態(tài)磷酸鹽的一個(gè)重要儲(chǔ)庫,賦存于鐵氧化物的磷酸鹽可以反映溶解態(tài)磷酸鹽的來源,并且可以反演磷生物地球化學(xué)循環(huán)的歷史[58]。目前,沉積物中磷可以細(xì)分為表面吸附的、非晶質(zhì)相、有機(jī)酯類和離散礦物4種賦存形式,如磷灰石或藍(lán)鐵礦等,而鋁和鐵的其他磷酸鹽相(如紅磷鐵礦(FePO4·2H2O)、磷鋁石(AlPO4· 2H2O)、銀星石(Al3(OH)3(PO4)2)等)還沒有得到證實(shí)。當(dāng)湖泊水環(huán)境發(fā)生變化或沉積物被壓實(shí)后,不同賦存形式的磷酸鹽可以被重新溶解或相互轉(zhuǎn)變,如當(dāng)水體中溶解氧體積分?jǐn)?shù)低于1×10-6時(shí),氧化鐵-磷酸鹽絡(luò)合物將變得不穩(wěn)定而溶解,而沉積物的壓實(shí)作用則可以導(dǎo)致絡(luò)合物的形成,如隱晶質(zhì)羥基磷酸鹽[59]。

湖泊沉積環(huán)境中最常見的磷酸鹽礦物是磷灰石及其許多變種。在鐵含量不豐富的環(huán)境中,磷灰石是主要的無機(jī)磷酸鹽礦物,而在二氧化硅含量低的環(huán)境中,高嶺石-磷灰石是常見的礦物組合。碳酸鹽羥磷灰石還可以通過碳酸鹽的成巖作用產(chǎn)生。

4.7 生物成因礦物

湖泊內(nèi)生物成因礦物也是一類常見的自生礦物。湖泊中植物及其根系、有機(jī)物硬組織和殼體最重要的礦物是方解石、文石、A-蛋白石,其組分是通過吸收湖水中一些元素構(gòu)成,主要是C、N、P、Ca、Si等,這些元素從被生物吸收到死后溶解構(gòu)成湖泊的內(nèi)在循環(huán)過程[60]。方解石是構(gòu)成底棲和浮游生物硬組織和殼體的主要組成礦物,而A-蛋白石則為硅藻和放射蟲殼體的組成礦物。因此,保存于沉積物中的生物成因礦物是湖泊生產(chǎn)力及內(nèi)循環(huán)的良好指示劑。

組成生物成因礦物的物質(zhì)幾乎全部來自其生活的水體,因此通過對生物成因礦物的微量元素、同位素組成分析可以獲得湖泊古氣候環(huán)境、水文、湖水組成變化歷史方面十分有用的資料,是古氣候環(huán)境的有效代用指標(biāo)之一。對這方面的研究,在海洋沉積物中已取得大量的進(jìn)展。近幾年湖泊沉積物中生物殼體對古氣候環(huán)境的示蹤已越來越受關(guān)注,如利用介形蟲殼體的微量元素(Sr、Mg、B)、δ13C、δ18O以及N(87Sr)/N(86Sr)對湖泊古環(huán)境及流域風(fēng)化過程的反演[61-64];由文石或球霰石構(gòu)成的魚耳石也可以保存在湖泊沉積物中,其微量元素和Sr同位素組成也常常用來反映水體溫度、鹽度等環(huán)境演化信息[65]。

4.8 鹽湖中的自生鹽類礦物

在各類鹽湖中存在大量的自生鹽類礦物(表2),其產(chǎn)狀可以分為4種:①地表鹽霜?dú)?②沉積物內(nèi)裂隙鹵水生長的鹽類;③從表層鹵水體中沉淀析出的晶體和晶體集合體;④經(jīng)侵蝕搬運(yùn)的內(nèi)碎屑鹽類[3]。由于咸水湖泊中的鹽類礦物一方面敏感地記錄了過去構(gòu)造和氣候事件,另一方面也是重要的化工資源,如鋰、鉀、硼、鈉、硝酸鹽、碳酸鈉、沸石等,鹽湖礦物學(xué)的研究日益受到重視。

表2 不同鹵水類型中形成的主要鹽類礦物Tab.2 Major Saline Minerals Precipitated from Various Brines

鹽湖中自生鹽類礦物的沉淀是階段性的,首先沉淀的是以文石、低鎂方解石和高鎂方解石為代表的堿土金屬碳酸鹽,它們中大多數(shù)是在次穩(wěn)定條件下形成的。由于各咸水湖中各種離子種類和濃度的差異,可以形成不同類型的鹵水,從而可能沉淀不同的鹽類礦物組合,并將影響礦物進(jìn)一步沉淀的種類和方式。在碳酸鹽和石膏沉淀并進(jìn)一步濃縮后,易溶鹽類開始形成,如石鹽、天然堿、鈣芒硝、無水芒硝、泡堿、水堿、蘇打石等(表2)。

還有一些鹽類礦物并不是直接從鹽水中沉淀而成,是在成巖作用中通過裂隙鹽水與沉積物及其滲透的淡水混合相互作用產(chǎn)生的,如斜鈉鈣石(Na2CO3· CaCO3·5H2O)、鈣水堿(Na2CO3·CaCO3·2H2O)、鈣芒硝(CaSO4·Na2SO4)和硬石膏(CaSO4)等。斜鈉鈣石往往通過富含碳酸鈉的鹽水與方解石反應(yīng)形成,如果水含量低則將形成鈣水堿。

5 結(jié)語

湖泊沉積物的礦物具有不同的類型、來源和成因,也蘊(yùn)含了不同的環(huán)境信息。流域物質(zhì)進(jìn)入湖盆是因外界環(huán)境變化不平衡導(dǎo)致的結(jié)果,因此特定階段環(huán)境狀態(tài)的變化就記錄于礦物種類及成分的變化上,一個(gè)不間斷的沉積序列即為一個(gè)連續(xù)的礦物相態(tài)變化記錄。流域物質(zhì)的風(fēng)化、搬運(yùn)、遷移及沉積就是各類礦物空間及化學(xué)組成發(fā)生變化的過程,表現(xiàn)在不同礦物共生組合、標(biāo)型特征等方面。

對于湖泊沉積物中的自生礦物而言,其礦物種類、晶型以及豐度是湖水化學(xué)組成的函數(shù),因此保存于沉積物中的各類自生礦物(包括生物成因礦物)是環(huán)境演化的直接載體。只有認(rèn)識了各類自生礦物化學(xué)組成與其結(jié)晶時(shí)水化學(xué)之間的內(nèi)在聯(lián)系,才能更好利用自生礦物化學(xué)組成恢復(fù)當(dāng)時(shí)水化學(xué)性質(zhì),更清楚地知道不同自生礦物能在多大程度上恢復(fù)水化學(xué)性質(zhì)以及適用范圍。而湖泊水介質(zhì)的化學(xué)組成本身,不但與補(bǔ)給水來源及其元素組成有關(guān),而且還受湖水蒸發(fā)量、元素活度、湖面波動(dòng)、p H值和鹽度等因素的制約。補(bǔ)給水的化學(xué)組成主要決定于河流、大氣降水、地下水滲透補(bǔ)給的相對比例及河流流經(jīng)區(qū)的巖石組成。

即使在自生礦物沉淀后,礦物也會(huì)因湖泊水介質(zhì)化學(xué)的演化而發(fā)生次生變化,因?yàn)楹此缑?、沉積物中孔隙水與沉積物無時(shí)無刻不進(jìn)行著物質(zhì)的遷移和交換。一方面,水體中溶質(zhì)加入到礦物中;另一方面,沉積的礦物組分也可活化重新進(jìn)入水體,從而引起水介質(zhì)化學(xué)成分改變和礦物的次生變化。而在原生礦物發(fā)生進(jìn)一步風(fēng)化的同時(shí),也將影響地下水、河水及湖水的化學(xué)成分。造成湖泊水介質(zhì)化學(xué)特征與礦物次生變化的過程就是湖水(包括孔隙水)-沉積物的交互作用,與沉積物的粒徑、孔隙流體過程、生物混合作用、沉積物再懸浮、沉積速率等因素有關(guān)。由于不同粒徑的沉積物具有完全不同的表面積,如黏粒級礦物的表面積要比砂級沉積物高一個(gè)數(shù)量級,因此細(xì)粒礦物與湖水的交換作用潛力也大得多。特別是鹽湖鹵水中某些化學(xué)組分可以與黏土礦物發(fā)生表面化學(xué)作用,從而改變礦物類型。同時(shí),黏土具有70%～95%的孔隙度,壓實(shí)過程中孔隙中溶質(zhì)再次進(jìn)入湖水中將大大改變湖水的化學(xué)組成。其中,湖水溫度、p H值和鹽度是影響礦物沉淀及次生變化的重要因素。

雖然湖泊沉積物中自生礦物的環(huán)境意義早已被科學(xué)家所關(guān)注并利用,但是由于各類礦物對溶液組成的動(dòng)力學(xué)及其敏感程度以及礦物相間的變化還不甚了解,加上礦物鑒定和分離既費(fèi)時(shí)又困難,目前對自生礦物的研究還十分有限。目前的研究主要局限于生物成因和結(jié)晶最好的礦物,或簡單地采用全量和提取的化學(xué)分析,而忽視了一些非晶質(zhì)或隱晶質(zhì)的湖泊沉積物礦物的研究,如復(fù)雜的金屬磷酸鹽、混層黏土礦物等。隨著研究的進(jìn)一步深入,單一種類礦物的分離、鑒定和分析將為湖泊學(xué)研究提供重要依據(jù),如湖泊化學(xué)、湖泊動(dòng)力學(xué)、古環(huán)境示蹤等。另外,一些低豐度的礦物相也經(jīng)常記錄著湖泊體系演化的某些重要過程,對古環(huán)境研究極其有用,如對湖泊沉積巖芯中所夾的薄層火山灰的提取,獲得了重要的年代及環(huán)境信息。因此,湖泊沉積物中礦物研究的一個(gè)極其重要的分支就是對一些低豐度礦物相的檢測和識別。

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