王 軻, 翟世奎

沉積物源判別的地球化學(xué)方法

王 軻1, 2, 翟世奎1, 2

(1. 中國(guó)海洋大學(xué) 海底科學(xué)與探測(cè)技術(shù)教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 山東 青島 266100; 2. 中國(guó)海洋大學(xué) 海洋地球科學(xué)學(xué)院, 山東 青島 266100)

對(duì)沉積物源判別的地球化學(xué)方法進(jìn)行了分類總結(jié), 并分析了各類方法中存在的問(wèn)題, 進(jìn)一步給出了應(yīng)用建議, 以期更加實(shí)用。綜合分析表明, 常量元素(組分)主要用于表征化學(xué)風(fēng)化程度和判斷源巖類型; 微量元素組成不僅可以示蹤物源區(qū), 還可以判別構(gòu)造環(huán)境, 其中蛛網(wǎng)圖和三角圖是最有效的判別圖解, Ce異常是判斷古海洋氧化還原環(huán)境的常用指標(biāo), Eu異常常用于區(qū)分基性巖和熱液流體與酸性巖和陸源物質(zhì); 直接指示物源的同位素指標(biāo)以Sr、Nd、Pb同位素組成及其特征值最為有效, 不僅可用于追蹤沉積物源, 還可用于確定沉積物的年齡、劃分沉積地層和反映區(qū)域性或全球性的地質(zhì)事件。古氣候變化是影響生物碎屑碳酸鹽中C、O同位素組成變化的重要因素, 而古氣候直接影響物源供給。因此, 生物碎屑碳酸鹽中C、O同位素組成可以間接反映物源供給情況。此外, 石英18O對(duì)于河流、沙漠、黃土和風(fēng)塵等沉積物的物源分析以及陸海源匯效應(yīng)的研究具有重要意義。在利用地球化學(xué)方法進(jìn)行物源分析時(shí), 運(yùn)用單一方法往往存在一定的局限性, 應(yīng)當(dāng)充分利用各類方法的優(yōu)勢(shì), 考慮各種造成誤判的因素, 利用多種方法綜合分析, 必要時(shí)還應(yīng)考慮沉積環(huán)境的其他要素。

沉積物源判別; 地球化學(xué)方法; 構(gòu)造背景; 古氣候; 沉積環(huán)境

沉積物源分析是還原沉積古環(huán)境不可或缺的環(huán)節(jié), 其研究?jī)?nèi)容包括物源區(qū)地理位置、母巖性質(zhì)和組合特征以及沉積物的搬運(yùn)距離和路徑等。根據(jù)物源分析結(jié)果還可以進(jìn)一步了解物源區(qū)的氣候條件和構(gòu)造環(huán)境, 為重建古地理環(huán)境提供理論依據(jù)[1-3]。由于元素在理化性質(zhì)上的差異, 來(lái)自不同物源的沉積物在搬運(yùn)和沉積過(guò)程中會(huì)出現(xiàn)不同的地球化學(xué)特征響應(yīng)。沉積物的地球化學(xué)特征主要受控于物源和沉積盆地大地構(gòu)造背景, 其橫向和縱向變化特征反映了沉積盆地的沉積環(huán)境演化, 這為利用地球化學(xué)方法實(shí)現(xiàn)物源的精準(zhǔn)分析提供了理論基礎(chǔ)[2]。

1 常量元素在沉積物源分析中的應(yīng)用

1.1 判別構(gòu)造環(huán)境

早期運(yùn)用常量元素分析物源的方法是根據(jù)沉積物的元素含量差異直接判別物源, 所用的指標(biāo)包括TiO2、FeO、MnO、MgO、CaO、Na2O、K2O和Al2O3等[4-5]?？傮w上, 從大洋島弧、大陸島弧到活動(dòng)大陸邊緣再到被動(dòng)大陸邊緣, SiO2的質(zhì)量分?jǐn)?shù)(SiO2)逐漸增大而(TiO2)、(FeO)、(MnO)、(MgO)、(CaO)、(Na2O)和(Al2O3)逐漸減小。造成上述變化的主要原因是礦物成熟度的變化, 從島弧環(huán)境到被動(dòng)大陸邊緣, 沉積物中穩(wěn)定礦物如石英逐漸增多而不穩(wěn)定礦物如長(zhǎng)石逐漸減少[6]。此外,(Fe2O3)+(MgO)、(TiO2)、(Al2O3)/(SiO2)、(K2O)/(Na2O)和(Al2O3)/((CaO)+(Na2O))也可作為判別沉積物源的依據(jù)[7-11]。Fe和Ti在海水中的存留時(shí)間較短并且具有較低的遷移性[1];(TiO2)可以指示石英的富集程度;(K2O)/(Na2O)可以指示沉積物中鉀長(zhǎng)石和云母相對(duì)于斜長(zhǎng)石的含量;(Al2O3)/((CaO)+(Na2O))表示穩(wěn)定元素與不穩(wěn)定元素的比值。通常情況下, 從大洋島弧、大陸島弧到活動(dòng)大陸邊緣再到被動(dòng)大陸邊緣,(Fe2O3)+(MgO)、(TiO2)和(Al2O3)/(SiO2)逐漸減小而(K2O)/(Na2O)和(Al2O3)/((CaO)+(Na2O))逐漸增大。然而, 構(gòu)造環(huán)境并不是影響常量元素含量的唯一因素, 因而在物源分析時(shí)可能造成誤判。

1.2 判斷源巖類型

函數(shù)判別法可以根據(jù)同一樣品中多個(gè)元素的含量特征來(lái)示蹤沉積物源[2, 7, 12], 該方法依據(jù)計(jì)算公式F=ax1+bx2+…+px±。式中,F為判別函數(shù),1,2,…,x為各元素(組分)含量,a,b,…,p為各元素判別系數(shù),為常數(shù)。各元素判別系數(shù)的大小反映了其在物源分組時(shí)的相對(duì)重要性。Bhatia等[6]通過(guò)分析澳大利亞?wèn)|部5種砂巖的11種元素進(jìn)行沉積物源判別, 驗(yàn)證了函數(shù)判別法的可靠性。Roser等[13]在應(yīng)用函數(shù)判別法對(duì)新西蘭4種雜砂巖進(jìn)行物源分析時(shí)提出, 若構(gòu)造背景已知, 函數(shù)判別法可用于區(qū)分基性、中性、酸性火山巖物源區(qū)和成熟大陸石英質(zhì)物源區(qū)以及樣品中的硅質(zhì)黏土巖和砂巖。應(yīng)用效果表明函數(shù)判別法相對(duì)于元素含量分析法能削弱沉積物粒度對(duì)物源分析帶來(lái)的影響。

1.3 表征化學(xué)風(fēng)化程度

已有研究表明, 上地殼礦物主要由石英(21%)、斜長(zhǎng)石(41%)和鉀長(zhǎng)石(21%)組成, 其中長(zhǎng)石是含量最高的不穩(wěn)定礦物[14]。因此, 長(zhǎng)石的風(fēng)化是影響上地殼元素遷移的重要因素。在長(zhǎng)石的風(fēng)化過(guò)程中, Ca、Na和K通常會(huì)首先從長(zhǎng)石中析離出來(lái), 因而在風(fēng)化產(chǎn)物中穩(wěn)定的Al相對(duì)于Ca、Na和K富集。因此, 沉積物中Ca、Na、K和Al的相對(duì)含量可以用來(lái)表征巖石的化學(xué)風(fēng)化程度?；瘜W(xué)蝕變指數(shù)(CIA)可以量化物源區(qū)硅酸鹽礦物的風(fēng)化程度[9, 14]: CIA=((Al2O3)/ ((Al2O3)+(CaO)+(Na2O)+(K2O)))×100, 式中(CaO)表示巖石中硅酸鹽礦物的(CaO), 因?yàn)樘妓猁}和磷酸鹽受生物作用的影響明顯大于化學(xué)風(fēng)化作用的影響。玄武巖的CIA大約在30~45, 花崗巖在45~55, 未經(jīng)風(fēng)化的鈉長(zhǎng)石、鈣長(zhǎng)石和鉀長(zhǎng)石的CIA一般在50左右, 而以黏土礦物為主的頁(yè)巖的平均CIA可以達(dá)到75, 其中高嶺石和綠泥石甚至接近100。一般情況下, 沉積物中穩(wěn)定礦物含量越高意味著受風(fēng)化程度越高, 具有較高的CIA。值得注意的是, 穩(wěn)定礦物中重礦物的含量在很大程度上受母巖性質(zhì)和沉積過(guò)程中的動(dòng)力分選控制, 并且在冰川作用等特殊條件下, 細(xì)粒碎屑沉積物可能含有較低的鋁土質(zhì)黏土礦物和較高的未經(jīng)風(fēng)化的長(zhǎng)石。CIA是表征巖石化學(xué)風(fēng)化的敏感指標(biāo), 而化學(xué)風(fēng)化程度可以反演物源區(qū)的古氣候。Wei等[15]在研究南海北部沉積物時(shí)提出, 23 Ma以來(lái)該地區(qū)沉積物的CIA經(jīng)歷了4次比較大的波動(dòng), 并推斷早中新世以來(lái)中國(guó)南部古氣候經(jīng)歷了四次冷干-暖濕交替, 同位素和微體古生物的分析結(jié)果亦驗(yàn)證了該結(jié)論。

由于巖石的風(fēng)化過(guò)程非常復(fù)雜, 所以風(fēng)化過(guò)程并不一定朝著理想的方向進(jìn)行。A-CN-K三角圖可以體現(xiàn)實(shí)際風(fēng)化過(guò)程與理想狀態(tài)之間的差異[16-17], 其3個(gè)端員分別為Al2O3、CaO+Na2O和K2O。以物源組分估計(jì)值為起點(diǎn)在三角圖中標(biāo)出預(yù)測(cè)趨勢(shì)線, 即理想的化學(xué)風(fēng)化過(guò)程, 而實(shí)際測(cè)得的樣品數(shù)據(jù)則代表實(shí)際風(fēng)化過(guò)程。從圖1中可以看出實(shí)際化學(xué)風(fēng)化過(guò)程明顯偏離了理想趨勢(shì), 并可以根據(jù)偏離的方式和程度進(jìn)一步分析影響沉積物化學(xué)風(fēng)化過(guò)程的因素。A-CN-K三角圖可以標(biāo)注CIA, 即樣品落點(diǎn)處距離CN-K邊界的高度。從圖1中可以看出, 預(yù)測(cè)趨勢(shì)線和實(shí)際趨勢(shì)線的起點(diǎn)富集斜長(zhǎng)石(表示未經(jīng)風(fēng)化), 而實(shí)際趨勢(shì)線上端的(Al2O3)相對(duì)較低, 可能是冰川作用形成的未經(jīng)風(fēng)化的巖石粉末與鋁土質(zhì)黏土礦物混合所致。

圖1 岡干達(dá)組混積巖的A-CN-K圖解[1-2, 14]

2 微量元素在沉積物源分析中的應(yīng)用

微量元素地球化學(xué)對(duì)于解釋成巖的物理和化學(xué)過(guò)程具有重要意義, 也為識(shí)別不同板塊構(gòu)造體系提供了理論依據(jù)。前人基于微量元素特殊的地球化學(xué)性質(zhì)已經(jīng)建立了諸多沉積物構(gòu)造背景的判別方法。由于許多物源區(qū)因經(jīng)歷強(qiáng)烈的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)而受到破壞, 所以利用沉積巖的微量元素特征解釋早期的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)對(duì)于重建物源區(qū)的古地理環(huán)境具有重要意義。

微量元素在沉積物中的分配受母巖性質(zhì)、源區(qū)風(fēng)化強(qiáng)度、搬運(yùn)距離和路徑、成巖作用以及沉積環(huán)境的綜合影響[2, 18]。碎屑巖或沉積物中REE(稀土元素)的含量主要受控于母巖性質(zhì), 而風(fēng)化和成巖作用對(duì)沉積巖(物)中REE的再分配影響不大[19], 因此REE相對(duì)于其他元素在示蹤物源方面具有天然的優(yōu)勢(shì)。REE示蹤物源的核心思想是利用其在沉積物風(fēng)化、搬運(yùn)、沉積和成巖過(guò)程中所表現(xiàn)出來(lái)的惰性, 將沉積物與潛在物源區(qū)的REE作對(duì)比, 若兩者的特征呈現(xiàn)出比較明顯的一致性, 則可以認(rèn)為沉積物來(lái)自該物源區(qū)。

REE、Sc、Y、Th和Nb、Ta、Hf、Zr等高場(chǎng)強(qiáng)元素以及部分大離子親石元素(如Rb、Ga、Cs等)在巖石的風(fēng)化過(guò)程中很不活潑, 容易被碎屑顆粒吸附或結(jié)合, 能夠隨碎屑顆粒進(jìn)行長(zhǎng)距離搬運(yùn)和沉積, 被視為判斷源巖類型及物源區(qū)構(gòu)造背景的有效工具[19-20]。REE以及Th、Sc等元素的遷移性很弱, 沉積物中的相容元素Sc被認(rèn)為完全來(lái)自源巖,(Sc)/(Th)(Th為不相容元素)可用于區(qū)分長(zhǎng)英質(zhì)組分和鎂鐵質(zhì)組分[20]。Zr和Y因其強(qiáng)非遷移性而被認(rèn)為是良好的物源示蹤指標(biāo)[21]。另外, 上述元素在海水中的含量極低、居留時(shí)間短且在海底沉積物中幾乎全部來(lái)自陸源碎屑, 能夠較好地反映物源區(qū)的地球化學(xué)特征[22-23]。

沉積物在沉積前后都會(huì)不同程度地受到同期或后期地質(zhì)作用的改造, 而且沉積物源本身具有復(fù)雜性[24]。垂直的構(gòu)造作用可以使物源區(qū)抬升或凹陷, 同時(shí)混入不同年齡的沉積物; 水平的構(gòu)造作用可使物源區(qū)沉積物發(fā)生橫向位移[1]; 逆沖推覆作用可使古老沉積物覆蓋于年輕沉積物之上甚至出露地表[25]。因此, 沉積物源必須結(jié)合物源區(qū)的構(gòu)造背景綜合分析, 結(jié)論應(yīng)當(dāng)有構(gòu)造背景方面的佐證。

微量元素主要通過(guò)蛛網(wǎng)圖、雙變量圖和三角圖的形式來(lái)判別沉積物源區(qū)的構(gòu)造環(huán)境。蛛網(wǎng)圖中, 微量元素的含量被標(biāo)準(zhǔn)化, 目的是去除奇偶效應(yīng)的影響以反映樣品真實(shí)的微量元素分配模式[7, 26]。目前, 不同構(gòu)造環(huán)境下微量元素含量的變化范圍主要通過(guò)分析大量樣品數(shù)據(jù)來(lái)確定。Bhatia等[27]在分析澳大利亞?wèn)|部砂巖中的微量元素時(shí)利用蛛網(wǎng)圖總結(jié)了大洋島弧、大陸島弧、活動(dòng)大陸邊緣和被動(dòng)大陸邊緣的微量元素特征?？傮w上, 從大洋島弧到被動(dòng)大陸邊緣, 輕稀土的質(zhì)量分?jǐn)?shù)(LREE)和(Ba)/(Sr)、(Rb)/(Sr)、(La)/(Y)、(Ni)/(Co)逐漸升高而(V)、(Sc)和(Ba)/(Rb)、(K)/(Th)、(K)/(U)逐漸降低。大洋島弧和大陸島弧輕微富集LREE且沒(méi)有出現(xiàn)Eu異常, 活動(dòng)大陸邊緣出現(xiàn)輕微的Eu負(fù)異常, 被動(dòng)大陸邊緣則出現(xiàn)明顯的Eu負(fù)異常和LREE富集。Ce具有+3、+4兩種價(jià)態(tài)的離子, 氧化條件下Ce3+易被氧化為Ce4+而被氧化物膠體吸附沉淀, 使海水呈現(xiàn)Ce虧損; 反之, 還原條件下海水Ce虧損不明顯甚至輕微富集。目前, Ce異常是判斷古海洋氧化還原環(huán)境的常用指標(biāo), 在我國(guó)內(nèi)陸及邊緣海沉積環(huán)境研究中應(yīng)用十分廣泛[28-30]。Eu在斜長(zhǎng)石中非常富集, 基性巖常呈現(xiàn)Eu正異常, 酸性巖由于斜長(zhǎng)石的析出而呈現(xiàn)Eu負(fù)異常, 因此Eu異常常用于區(qū)分基性巖和熱液流體與酸性巖和陸源物質(zhì)[31-33]。此外, LREE在風(fēng)化過(guò)程中較HREE(重稀土)不易發(fā)生遷移[34], 因此沉積物(LREE)/(HREE)可以指示陸源碎屑物質(zhì)輸入的變化情況, 南海西沙島礁“西科1井”巖心樣品的微量元素分析結(jié)果也證實(shí)了這一觀點(diǎn)[35]。

雙變量圖和三角圖的原理基本一致, 首先在圖中圈定出不同構(gòu)造環(huán)境下微量元素含量的變化范圍, 然后將樣品數(shù)據(jù)投影在圖中, 根據(jù)落點(diǎn)情況進(jìn)行物源判定。(La)-(Th)、(Th)-(Zr)、(V)-(Sc)和((La)/(Y))-((Sc)/(Cr))等雙變量圖以及La-Th-Sc、Th-Sc-Zr和Th-Co-Zr等三角圖是區(qū)分大洋島弧、大陸島弧、活動(dòng)大陸邊緣和被動(dòng)大陸邊緣四種構(gòu)造環(huán)境的有效工具[6, 8, 16, 26]。

上述判別方法已經(jīng)成為物源和構(gòu)造背景分析的經(jīng)典方法并被廣泛應(yīng)用。Shao等[36]應(yīng)用La-Th-Sc和Th-Sc-Zr三角圖對(duì)南海東沙群島沉積堆積體的物源分析表明, 該區(qū)樣品均落入臺(tái)灣樣品(島弧環(huán)境)的范圍內(nèi), 與代表珠江來(lái)源的冰后期沉積物樣品(大陸邊緣)差異較大, 并推斷南海北部陸坡高沉積速率堆積體來(lái)自南海東北部, 顯示了南海北部深海沉積物源的復(fù)雜性。Wei等[37]結(jié)合南海北部、北部灣、南沙群島和菲律賓島弧的樣品數(shù)據(jù)分析了南海的La-Th-Sc元素特征, 闡明了南海東西部的物源差異。南海北部瓊東南盆地LS33-1-1巖芯樣品的Th-Co-Zr三角圖[38]表明, 崖城組地層與相鄰的崖三段底部地層所處的構(gòu)造環(huán)境存在明顯差異(圖2), 前者落在活動(dòng)大陸邊緣附近而后者落在大洋島弧附近, 表明瓊東南盆地沉積物的物源在漸新世中晚期發(fā)生突變, 這與南海的構(gòu)造演化進(jìn)入裂陷晚期和巖漿活動(dòng)強(qiáng)度減弱密切相關(guān)。

圖2 瓊東南盆地LS33-1-1鉆井巖屑的Th-Co-Zr物源判別圖[38]

通常情況下, 從大陸邊緣環(huán)境到島弧環(huán)境的(Th)/(Sc)應(yīng)趨于減小, 而代表島弧環(huán)境的安第斯山脈前陸的樣品卻具有與古老上地殼幾乎相同的(Th)/(Sc), 這是因?yàn)樵诔练e循環(huán)和分選過(guò)程中該樣品富集了來(lái)自古老地殼的重礦物[39]。此外, 相似的沉積物其物源可能大不相同, 地球化學(xué)方法極大地提高了物源分析的精準(zhǔn)度。已有研究表明, 黃土高原和青藏高原都存在黃土沉積, 但La-Th-Sc和Th-Co-Zr三角圖顯示兩者的物源明顯不同[40], 后者的物源為附近河谷和風(fēng)的短距離搬運(yùn)沉積, 混合作用較弱, 而前者物源的混合作用較強(qiáng)。Muhs等[41]通過(guò)分析西大西洋群島紅土的REE組成, 推斷其物源主要來(lái)自島弧區(qū)域的火山灰和非洲大陸風(fēng)塵, 而非傳統(tǒng)認(rèn)識(shí)上的本地火成巖和深成巖以及碳酸鹽巖的風(fēng)化殘余組分。

3 穩(wěn)定同位素組成在沉積物源分析中的應(yīng)用

穩(wěn)定同位素地球化學(xué)是研究地球各圈層或天體中穩(wěn)定同位素的形成、豐度、分布和演化規(guī)律的學(xué)科, 又可分為放射衰變成因同位素地球化學(xué)和非放射性成因同位素地球化學(xué)。兩者的理論基礎(chǔ)基本相同: 在地質(zhì)作用過(guò)程中, 在宏觀地質(zhì)體形成的同時(shí)還發(fā)生了同位素組成的變化, 該變化記錄了地質(zhì)作用發(fā)生的時(shí)間、過(guò)程和條件[42]。但是, 兩者的應(yīng)用領(lǐng)域既相互交叉又各有不同, 前者主要用于地質(zhì)計(jì)時(shí)和殼幔物質(zhì)演化分析, 后者主要用于沉積過(guò)程、物源示蹤和環(huán)境演變等方面的研究。

3.1 Sr、Nd和Pb同位素直接指示物源

Sr同位素不會(huì)因溫度、壓力和微生物的作用而發(fā)生分餾, 海相碳酸鹽巖形成時(shí)從海水中獲得Sr而不會(huì)引起(87Sr)/(86Sr)的變化[43]。因此, 同期形成的海相碳酸鹽巖具有一致的(87Sr)/(86Sr), 能夠反映地質(zhì)歷史中海水的(87Sr)/(86Sr)的變化[44]。由于Sr在大洋海水中的居留時(shí)間(約2×106a)遠(yuǎn)長(zhǎng)于海水的混合時(shí)間(約1 500 a), 在任一時(shí)刻全球范圍內(nèi)大洋海水的(87Sr)/(86Sr)是一致的[43-44]。因此, 海水的(87Sr)/(86Sr)是僅隨時(shí)間變化的函數(shù), 為全球地層對(duì)比提供了科學(xué)依據(jù)[45-47]。把未知年代海相地層中自生碳酸鹽巖的(87Sr)/(86Sr)與已建立的地史時(shí)期海水的(87Sr)/(86Sr)的變化曲線進(jìn)行對(duì)比, 可以獲得未知地層的年齡[48-49]。目前, 國(guó)內(nèi)外已有較多的鍶同位素地層學(xué)研究成果, 時(shí)代覆蓋了整個(gè)顯生宙以及前寒武紀(jì)的部分時(shí)期[45-47, 50]。顯生宙以來(lái)全球海水(87Sr)/(86Sr)存在較大波動(dòng), 造成波動(dòng)的最主要原因是海水Sr源的不斷變化。海水的(87Sr)/(86Sr)主要受殼源和幔源兩個(gè)物源的控制: 殼源鍶主要由風(fēng)化的陸源碎屑物提供, 其平均(87Sr)/(86Sr)為0.720左右; 幔源鍶主要由巖漿和海底熱液系統(tǒng)提供, 其平均(87Sr)/(86Sr)約為0.704[43, 51-53]。陸地風(fēng)化物質(zhì)會(huì)隨大氣和地表徑流進(jìn)入海洋, 地幔物質(zhì)會(huì)通過(guò)巖漿和熱液活動(dòng)進(jìn)入海洋, 從而改變海水的(87Sr)/(86Sr)。氣候變化、洋底構(gòu)造作用、海底熱液系統(tǒng)的變化、造山事件、冰川活動(dòng)、海平面變化以及全球性的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)和災(zāi)變性事件等重大地質(zhì)事件都會(huì)影響海洋的Sr源, 從而造成海洋(87Sr)/(86Sr)發(fā)生變化[54-56]。因此, 海相沉積物的87Sr/86Sr變化曲線能夠反映上述地質(zhì)事件, 進(jìn)而為沉積物源區(qū)(幔源和殼源)的貢獻(xiàn)、古環(huán)境演變以及地層劃分和對(duì)比等提供重要依據(jù)。蘇曉云等[32]利用黃土高原洛川剖面黃土-古土壤的(87Sr)/(86Sr)對(duì)海水(87Sr)/(86Sr)變化的影響因素進(jìn)行了定量分析, 結(jié)果表明海底玄武巖的熱液蝕變輸入在引起海水(87Sr)/(86Sr)變化方面發(fā)揮著與河流輸入同等重要的作用。Bi等[57]在分析西科1井巖芯碳酸鹽巖的(87Sr)/(86Sr)變化時(shí)提出, 新近紀(jì)以來(lái)南海海水(87Sr)/(86Sr)的變化過(guò)程大致可以分為3個(gè)階段(圖3): 21.6~13.6 Ma為南海海水(87Sr)/(86Sr)的波動(dòng)快速上升階段; 13.6~5.7 Ma為(87Sr)/(86Sr)平穩(wěn)上升階段, 波動(dòng)幅度較小, 上升趨勢(shì)明顯; 5.7 Ma以來(lái)為(87Sr)/(86Sr)劇烈波動(dòng)階段, 上升趨勢(shì)漸緩, 出現(xiàn)最(極)大值。青藏高原隆升速率與瓊東南盆地堆積速率之間良好的對(duì)應(yīng)關(guān)系(圖3)表明, 新近紀(jì)以來(lái)青藏高原隆升所形成的風(fēng)化剝蝕產(chǎn)物是南海沉積盆地的重要物源。雖然青藏高原隆升速率曲線與西科1井巖芯碳酸鹽巖(87Sr)/(86Sr)曲線變化趨勢(shì)一致, 但是兩者在時(shí)間上卻不吻合, 這既證明了(87Sr)/(86Sr)可以反映物源輸入的變化, 又說(shuō)明海相碳酸鹽巖的(87Sr)/(86Sr)對(duì)物源輸入變化的響應(yīng)存在一定的滯后性。

圖3 西沙島礁西科1井巖芯碳酸鹽巖m(87Sr)/m(86Sr)與青藏高原隆升速率和瓊東南盆地沉積物平均堆積速率對(duì)比圖[57-60]

Nd在海水中的居留時(shí)間很短并且含量極低, 因此沉積巖(物)中Nd的豐度基本與源巖一致[49]。McLennan等[48]總結(jié)了Nd同位素地球化學(xué)在限制沉積物源年齡和重建沉積古環(huán)境方面的優(yōu)勢(shì), 彌補(bǔ)了巖石學(xué)方法分析物源的缺陷。由于陸源碎屑沉積物是剝蝕區(qū)出露巖石的風(fēng)化產(chǎn)物, 而出露巖石的年齡不盡相同, 沉積物的Nd同位素模式年齡是年輕幔源物質(zhì)與古老陸殼碎屑的平均年齡[49]。Mondal等[61]通過(guò)分析印度西北部花崗巖的Nd模式年齡提出, 巖層中富鉀花崗巖可能是由不均一的古老地殼重融形成。Pinarelli等[62]在分析意大利瓦爾卡諾火山硫化物時(shí)指出, Sr-Nd-Pb同位素比值的顯著變化是地殼在淺層巖漿房中同化所致。在地球分異過(guò)程中, 地殼中Nd的富集程度大于Sm, 因而地殼中143Nd含量(由147Sm衰變產(chǎn)生)的增速小于地幔中143Nd含量(由147Sm衰變產(chǎn)生)的增速, 殼源Nd比幔源Nd具有更低的(143Nd )/(144Nd)[63], 這與(87Sr)/(86Sr)特征相反, 因此二者在沉積物源分析中通?；樽糇C。由于Nd在海水中的居留時(shí)間短于海水的混合時(shí)間, 因此在垂直剖面上和不同海盆之間的Nd同位素均有明顯差異[64-65]。邵磊等[66]在分析南海北部陸源沉積物時(shí)發(fā)現(xiàn), 以伶仃洋-東沙島連線為界, Nd同位素呈現(xiàn)東北高、西南低的特征, 揭示了南海北部沉積物的多源性。Wei等[37]根據(jù)((87Sr)/(86Sr))-Nd雙變量圖對(duì)南海沉積物樣品的物源進(jìn)行圈定, 結(jié)果亦顯示南海物源的復(fù)雜性(Nd為樣品(143Nd )/(144Nd)相對(duì)于均一巖漿庫(kù)(143Nd)/(144Nd)的偏差值)。Weldeab等[34]根據(jù)尼羅河沉積物(高Nd, 低(87Sr)/(86Sr))和意大利東南部克里特島附近沉積物(低Nd, 高(87Sr)/(86Sr))的Sr、Nd同位素組成特征, 利用((87Sr)/(86Sr))-Nd雙變量圖分析了兩者對(duì)東地中海沉積物源的貢獻(xiàn)程度。鄭力等[67]通過(guò)比較中國(guó)東部黃土與中國(guó)西北部黃土高原的Sr-Nd同位素特征, 認(rèn)為中國(guó)東部的黃土物質(zhì)極有可能來(lái)自附近的干旱區(qū), 而非來(lái)自黃土高原的風(fēng)塵沉積, 具有明顯的近源性。楊守業(yè)等[68]利用REE和Nd同位素組成分析結(jié)果研究了上新世以來(lái)長(zhǎng)江三角洲地區(qū)沉積物的物源變化, 結(jié)果表明上新統(tǒng)沉積物與第四系沉積物的來(lái)源明顯不同, 前者主要來(lái)自長(zhǎng)江中下游地區(qū), 后者則延伸至更廣泛的長(zhǎng)江上游地區(qū)。

自然界中的Pb存在204Pb 、206Pb 、207Pb 和208Pb 四種穩(wěn)定同位素, 其中只有204Pb尚未被發(fā)現(xiàn)有放射性母體, 因此利用Pb同位素進(jìn)行沉積物源分析的基本思路通常是通過(guò)比較研究區(qū)和潛在物源區(qū)的Pb同位素組成((206Pb)/(204Pb),(207Pb)/(204Pb),(208Pb)/(204Pb)等)直接判斷物源[69], 這與Nd同位素和87Sr/86Sr-εNd雙變量圖分析物源的基本思路十分相似。另外, 沉積物碎屑鋯石U-Pb年齡也常被用于河流[70]及海洋[71]沉積物的物源分析, 其基本思路是將研究區(qū)沉積物碎屑鋯石U-Pb年齡譜圖與潛在物源區(qū)沉積物碎屑鋯石U-Pb年齡譜圖做對(duì)比, 年齡組合特征越相似表明后者為前者的物源的可能性越大。需要注意的是, 實(shí)際上許多不同的物源區(qū)具有相似甚至重疊的鋯石U-Pb年齡譜或((87Sr)/(86Sr))-Nd變化范圍, 單一的碎屑鋯石U-Pb年齡譜圖或((87Sr)/(86Sr))-Nd雙變量圖并不一定能將所有物源完全區(qū)分[72]。因此, 將各種同位素沉積物源分析方法與巖石學(xué)、礦物學(xué)等其他物源分析方法相結(jié)合進(jìn)行物源分析是十分必要的。

以多種同位素為參數(shù)的二端員混合方程能夠定量的分析兩個(gè)端員對(duì)于沉積物的同位素比值的貢獻(xiàn)度[73]:R=(RXf+RXf)/(Xf+Xf), 式中:R代表混合物的同位素比值,R、R分別代表端員和端員的同位素比值,X、X分別代表端員和端員的相應(yīng)元素含量,f、f分別代表端員和端員的混合比例。Sr、Nd同位素是二端員混合方程的常用參數(shù), 二者通?；樽糇C共同揭示沉積物源的變化情況。Jamieson等[74]在研究熱液噴口沉積物的形成條件時(shí), 分別測(cè)得熱液和海水兩個(gè)端員的(Sr)和(87Sr)/(86Sr)以及沉積物中重晶石的(87Sr)/(86Sr),利用二端員混合方程計(jì)算兩個(gè)端員的混合比例, 量化了熱液和海水兩種物源對(duì)于重晶石(87Sr)/(86Sr)的貢獻(xiàn)。孟憲偉等[35]利用Sr同位素二端員混合方程對(duì)沖繩海槽表層沉積物進(jìn)行了物源的定量分析, 結(jié)果表明沉積物總體呈現(xiàn)中國(guó)大陸硅酸鹽物質(zhì)和海槽火山碎屑的二端員混合特征, 并且由西向東、由南向北陸源物質(zhì)所占比例逐漸減小。Tütken等[75]利用以Sr同位素和Nd同位素為參數(shù)的二端員混合方程定量地分析了挪威北部北極地區(qū)海洋沉積物在冰期和間冰期的物源輸入情況。如前所述, 海洋沉積物的(87Sr)/(86Sr)是殼源鍶和幔源鍶混合的結(jié)果, 兩者的混合比例可以反映地史時(shí)期的物源輸入情況。當(dāng)研究由自生礦物和陸源碎屑礦物組成的海洋沉積物時(shí), 盡管自生礦物的(87Sr)/(86Sr)通常比陸源碎屑礦物低, 但自生礦物中的Sr含量可以達(dá)到陸源碎屑礦物的8倍以上[76-77]。因此, 在計(jì)算混合比例時(shí), 兩個(gè)端員的Sr含量不可忽視。

3.2 C、O同位素間接指示物源

生物碎屑碳酸鹽中的13C可以反演古氣候, 而古氣候的變化將直接影響海平面變化、生物活動(dòng)以及陸源物質(zhì)輸入的通量。因此, 生物碎屑碳酸鹽中的13C能夠在一定程度上反映物源的變化情況[78-79]。沉積時(shí)有機(jī)碳的氧化與相對(duì)埋藏量被認(rèn)為是影響生物碎屑碳酸鹽13C的最重要因素[80]。影響有機(jī)碳相對(duì)埋藏量的直接原因主要有生物活動(dòng)、海平面變化和氣候劇變。生物體和大氣中相對(duì)富集12C而海水中富集13C, 同時(shí)期的海水與形成于海水的生物碎屑碳酸鹽具有一致的13C。在溫暖氣候條件下, 光合作用增強(qiáng), 生物大量繁殖, 導(dǎo)致海水的13C升高, 同時(shí)冰川融化使海平面上升, 有機(jī)碳加速埋藏, 因此生物碎屑碳酸鹽的13C升高大致對(duì)應(yīng)溫暖氣候; 反之, 生物碎屑碳酸鹽的13C降低大致對(duì)應(yīng)寒冷氣候[81-82]。氣候劇變可能會(huì)給海洋生物特別是狹溫生物帶來(lái)災(zāi)難性的影響, 進(jìn)而影響古生產(chǎn)力, 生物碎屑碳酸鹽表現(xiàn)為13C降低。

18O受溫度影響較大, 冰蓋中往往富集16O。冰期時(shí), 冰蓋面積增大導(dǎo)致海平面下降和海水鹽度升高,16O被圈閉在冰蓋中, 造成海水18O增大; 間冰期時(shí), 冰川大規(guī)模消融導(dǎo)致海平面上升和海水鹽度降低,16O從冰蓋中釋放出來(lái), 造成海水18O降低[83-84]。因此生物碎屑碳酸鹽的18O也可以在一定程度上反演古氣候的變化。Jian等[85]對(duì)南海有孔蟲殼體18O的研究表明, 在過(guò)去的13 ka里, 兩個(gè)18O急劇下降的時(shí)間點(diǎn)(12.05 ka BP和7.7 ka BP)與地質(zhì)歷史中暖期的時(shí)間點(diǎn)相吻合。然而, 碳酸鹽巖的18O易受后期構(gòu)造、熱液及大氣降水等作用的影響, 古老地層的18O指示意義一般較差[80]。石英作為廣泛存在于巖石和沉積物的常見(jiàn)礦物, 具有硬度大和化學(xué)性質(zhì)穩(wěn)定的特征。侯圣山等[63]通過(guò)對(duì)黃土高原7.0 MaBP以來(lái)的黃土-紅黏土堆積的石英氧同位素分析發(fā)現(xiàn), 石英的18O在沒(méi)有發(fā)生重結(jié)晶的情況下幾乎不受風(fēng)化、剝蝕、搬運(yùn)和沉積等表生作用的影響, 并且與石英粒度和其母巖形成時(shí)的溫度常呈反比關(guān)系, 如低溫形成的沉積巖的石英18O通常比高溫形成的火成巖的石英18O高。因此, 相同粒徑范圍石英的18O能夠在一定程度上反映物源。目前, 石英18O已被廣泛應(yīng)用于河流[67]、沙漠[68]、黃土[86]和風(fēng)塵[69]等沉積物的物源分析以及陸海源匯效應(yīng)的研究。值得注意的是, 變質(zhì)石英18O的變化范圍與巖漿石英和沉積自生石英的18O變化范圍多有重疊, 因此石英18O對(duì)于形成條件復(fù)雜的變質(zhì)石英的區(qū)分度較差[70]。另外, 石英18O不能區(qū)分形成條件相同但形成時(shí)代不同的巖石或沉積物, 因此在應(yīng)用石英18O進(jìn)行物源分析時(shí)應(yīng)特別謹(jǐn)慎。

4 討論

沉積物源追蹤(分析)和沉積古環(huán)境恢復(fù)是沉積盆地分析的基礎(chǔ), 可為盆地的發(fā)展演化和沉積充填提供重要的科學(xué)依據(jù), 同時(shí)也是區(qū)域地層對(duì)比和油氣儲(chǔ)層預(yù)測(cè)中最基礎(chǔ)性的工作, 在油氣資源勘探中意義重大。物源分析主要是回答3個(gè)問(wèn)題: 沉積物來(lái)自什么地方(地理位置)? 沉積物來(lái)源于什么性質(zhì)的地質(zhì)體(巖石類型)? 沉積物搬運(yùn)的途徑(沉積動(dòng)力及其影響因素)? 盡管海洋沉積物復(fù)雜多變, 但主體包括陸源和自生(生物和化學(xué))沉積兩大部分。對(duì)于陸源物質(zhì)我們關(guān)心的是來(lái)自哪里和沉積方式? 對(duì)于自生沉積我們關(guān)心的是所反映的沉積環(huán)境。

地球是由化學(xué)元素組成的。在地球系統(tǒng)的各種地質(zhì)作用形成宏觀地質(zhì)體的同時(shí), 無(wú)不伴隨著元素的再分配過(guò)程。因此, 元素的地球化學(xué)特征記錄了地質(zhì)作用發(fā)生的時(shí)間(同位素)、過(guò)程(元素的含量及特征比值變化)和結(jié)果(元素的富集和虧損)。因此, 地球化學(xué)特征是地質(zhì)作用過(guò)程的“指紋”。不同的沉積物類型其元素組成不同, 這是物源追蹤和古環(huán)境恢復(fù)的基礎(chǔ)。

盡管在沉積物的風(fēng)化和搬運(yùn)過(guò)程中會(huì)經(jīng)歷各種改造和元素交換, 但是陸源碎屑沉積總體上仍繼承了源區(qū)的性質(zhì), 特別是在風(fēng)化、搬運(yùn)和成巖過(guò)程中相對(duì)不易遷移的組分(如REE和Sc、Zr等微量元素), 這為物源判別提供了基礎(chǔ)。常量組分主要用來(lái)判斷物源區(qū)的主要巖石類型和構(gòu)造背景等, 部分指標(biāo)可以指示環(huán)境。微量、稀土元素主要被用于細(xì)粒沉積物的源區(qū)及構(gòu)造背景判定, 因?yàn)槠渲杏行┰?如Zr、Th、Sc和Ｙ等)在風(fēng)化搬運(yùn)過(guò)程中顯示出極強(qiáng)的惰性, 又極易被膠體離子吸附而快速進(jìn)入到細(xì)粒沉積物中。REE的分配模式從源區(qū)到沉積區(qū)基本不會(huì)發(fā)生大的變化。REE及某些微量元素的比值在沉積和變質(zhì)作用過(guò)程中也具有較強(qiáng)的惰性(穩(wěn)定)。因此, 沉積物中的上述元素是母巖地球化學(xué)特征的良好指示劑。源于不同構(gòu)造環(huán)境的碎屑沉積具有不同的微量元素含量和比值特征, 被廣泛用于沉積盆地物源區(qū)構(gòu)造環(huán)境的判別。

海洋沉積物中的礦物年齡(常用的碎屑鋯石年齡)是判斷物源的重要指標(biāo), 一是可以直接指示物源地質(zhì)體, 二是可以說(shuō)明物源地質(zhì)體的性質(zhì), 三是可以說(shuō)明物源的大體范圍。

海洋沉積物源分析的地球化學(xué)等方法有很多種, 更有多種物源判別的指標(biāo)和方法仍在探索和完善之中。每種方法都有各自的適用對(duì)象和針對(duì)的科學(xué)問(wèn)題。因此, 在利用地球化學(xué)指標(biāo)分析沉積物源時(shí)應(yīng)當(dāng)充分考慮各種方法的適用性, 有時(shí)需要多種方法的相互佐證。

5 結(jié)論

1) 常量元素的含量和比值特征可以判別構(gòu)造環(huán)境和源巖類型。CIA可以指示沉積物的化學(xué)風(fēng)化程度, A-CN-K三角圖則可以體現(xiàn)實(shí)際風(fēng)化過(guò)程與理想狀態(tài)之間的差異。

2) 依據(jù)微量元素的判別圖解可以區(qū)分物源區(qū)大的構(gòu)造環(huán)境, 其中以蛛網(wǎng)圖、雙變量圖和三角圖最為有效。Ce異常是判斷古海洋氧化還原環(huán)境的常用指標(biāo), Eu異常常用于區(qū)分基性巖和熱液流體與酸性巖和陸源物質(zhì)。

3) 沉積物的(87Sr)/(86Sr)可用于劃分全球沉積地層和指示區(qū)域性或全球性的地質(zhì)事件。對(duì)比Nd同位素模式年齡和沉積年齡, 可以判斷沉積物是以幔源物質(zhì)為主還是以古老地殼的碎屑為主。(87Sr)/(86Sr)與Nd相結(jié)合可以大致圈定物源區(qū)。二端員混合方程能夠量化兩個(gè)端員對(duì)于沉積物的貢獻(xiàn)度。生物碎屑碳酸鹽的13C可以揭示古生產(chǎn)力的變化情況,18O能夠反映冰川的凝聚與消融, 二者均可以反演古氣候的變化。石英18O對(duì)于河流、沙漠、黃土和風(fēng)塵等沉積物的物源分析以及陸海源匯效應(yīng)的研究具有重要意義。

4) 在利用地球化學(xué)指標(biāo)分析沉積物源時(shí)應(yīng)當(dāng)充分考慮各種方法的適用性, 有時(shí)需要多種方法的相互佐證。

[1] 徐亞軍, 杜遠(yuǎn)生, 楊江海. 沉積物源分析研究進(jìn)展[J]. 地質(zhì)科技情報(bào), 2007, 26(3): 26-32. Xu Yajun, Du Yuansheng, Yang Jianghai. Advances in sediment source analysis[J]. Geoscientist Information, 2007, 26(3): 26-32.

[2] 汪正江, 陳洪德, 張錦泉. 物源分析的研究與展望[J]. 沉積與特提斯地質(zhì), 2000, 20(4): 104-110.

[3] 周新鋒, 李繼紅, 王帥, 等. 沉積物源分析方法綜述[J]. 地下水, 2013, 36(1): 113-114.

[4] Ortiz E, Roser B P. Major and trace element provenance signatures in stream sediments from the Kando River, San'in district, southwest Japan[J]. Island Arc, 2010, 15(2): 223-238.

[5] Tripathy G R, Singh S K, Ramaswamy V. Major and trace element geochemistry of Bay of Bengal sediments: Implications to provenances and their controlling factors[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoe-cology, 2014, 397: 20-30.

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

[7] Armstrong-Altrin J S, Lee Y I, Kasper-Zubillaga J J, et al. Mineralogy and geochemistry of sands along the Manzanillo and El Carrizal beach areas, southern Mexico: Implications for palaeoweathering, provenance and tectonic setting[J]. Geological Journal, 2016, 52(4): 559-582.

[8] Mader D, Neubauer F. Provenance of Palaeozoic sandstones from the Carnic Alps (Austria): Petrographic and geochemical indicators[J]. International Journal of Earth Sciences, 2004, 93(2): 262-281.

[9] Pinto L, Herail G, Moine B, et al. Using geochemistry to establish the igneous provenances of the Neogene continental sedimentary rocks in the Central Depression and Altiplano, Central Andes[J]. Sedimentary Geology, 2004, 166(1/2): 157-183.

[10] Halla J, Hunen J V, Heilimo E, et al. Geochemical and numerical constraints on Neoarchean plate tectonics[J]. Precambrian Research, 2009, 174(1-2): 155-162.

[11] Wang Yang, Cheng Suhua. Field relation, geochemistry and origin of the Xinglonggou volcanic rocks in Beipiao area, Liaoning Province (China): Reappraisal on the foundering of lower continental crust of North China Craton[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2012, 47: 35-50.

[12] Barnes, Philip M. Provenance of Cretaceous accretionary wedge sediments: The Mangapokia Formation, Waira-rapa, New Zealand[J]. New Zealand Journal of Geology and Geophysics, 1990, 33(1): 125-135.

[13] Roser B P, Korsch R J. Provenance signatures of sandstone-mudstone suites determined using discriminant function analysis of major-element data[J]. Chemical Geology, 1988, 67(1-2): 119-139.

[14] Nesbitt H W, Young G M. Early Proterozoic climates and plate motions inferred from major element chemistry of lutites[J]. Nature, 1982, 299(5885): 715-717.

[15] Wei Gangjian, Li Xianhua, Liu Ying, et al. Geochemical record of chemical weathering and monsoon climate change since the early Miocene in the South China Sea[J]. Paleoceanography, 2006, 21: PA4214.

[16] Concepcion R A B, Dimalanta C B, Yumul G P, et al. Petrography, geochemistry and tectonics of a rifted fragment of Mainland Asia: Evidence from the Lasala Formation, Mindoro Island, Philippines[J]. International Journal of Earth Sciences, 2012, 101(1): 273-290.

[17] Nesbitt H W, Young G M. Formation and diagenesis of weathering profiles[J]. The Journal of Geology, 1989, 97(2): 129-147.

[18] 劉肖霞, 李建明. 稀土元素在物源分析研究中的應(yīng)用: 以鄂爾多斯盆地上古生界為例[J]. 內(nèi)蒙古石油化工, 2008, 18(6): 21-22. Liu Xiaoxia, Li Jianming. The appliance of rare earth element in the study of provenance analysis: with the example of Ordos basin in Neopaleozoic[J]. Inner Mongolia Petrochemical Industry, 2008, 18(6): 21-22.

[19] 毛光周, 劉池洋. 地球化學(xué)在物源及沉積背景分析中的應(yīng)用[J]. 地球科學(xué)與環(huán)境學(xué)報(bào), 2011, 33(4): 337- 348. Mao Guangzhou, Liu Chiyang. Application of geoche-mistry in provenance and depositional setting analysis[J]. Chinese Journal of Geoscience and Environment, 2011, 33(4): 337-348.

[20] Taylor S R, Mclennan S M. The continental crust: Its composition and evolution[J]. The Journal of Geology, 1985, 94(4): 57-72.

[21] 李雙應(yīng), 李任偉, 岳書倉(cāng), 等. 安徽肥西中生代碎屑巖地球化學(xué)特征及其對(duì)物源制約[J]. 巖石學(xué)報(bào), 2004, 20(3): 667-676.Li Shungying, Li Renwei, Yue Shucang, et al. Geochemistry of Mesozoic detrital rocks and its constraints on provenance in Feixi area, Anhui Province[J]. Acta Petro-logica Sinica, 2004, 20(3): 667-676.

[22] Kato Y, Nakao K, Isozaki Y. Geochemistry of Late Permian to Early Triassic pelagic cherts from southwest Japan: Implications for an oceanic redox change[J]. Chemical Geology, 2002, 182(1): 15-34.

[23] Norman M D, Deckker P D. Trace metals in lacustrine and marine sediments: A case study from the Gulf of Carpentaria, northern Australia[J]. Chemical Geology, 1990, 82(3-4): 299-318.

[24] Dill H G. A review of heavy minerals in clastic sediments with case studies from the alluvial-fan through the nearshore-marine environments[J]. Earth-Science Reviews, 1998, 45(1): 103-132.

[25] 王岳軍, 范蔚茗, 林舸. 盆地沉積物示蹤源區(qū)山脈隆升剝露的幾種方法[J]. 地質(zhì)科技情報(bào), 1999, 18(2): 85-89.Wang Yuejun, Fan Weiming, Lin Ge. Several indicative methods of mountain uplift-erosion from basin sediments[J]. Geotechnical Information, 1999, 18(2): 85-89.

[26] Floyd P A, Leveridge B E, Franke W, et al. Provenance and depositional environment of Rhenohercynian synorogenic greywackes from the Giessen Nappe, Germany[J]. Geologische Rundschau, 1990, 79(3): 611-626.

[27] Bhatia M R, Crook K A W. Trace element characteristics of greywackes and tectonic discrimination of sedimentary basins[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1986, 92(2): 181-193.

[28] 嚴(yán)杰. 鴨綠江河口及近岸地區(qū)稀土元素分布特征及物源指示意義[D]. 南京: 南京大學(xué), 2011. Yan Jie. Rare earth element compositions and their implications for material sources in the sediments of Yalu Estuary and its coastal waters[D]. Nanjing: Nanjing Uni-ve-rsity, 2011.

[29] 朱賴民, 高志友, 尹觀, 等. 南海表層沉積物的稀土和微量元素的豐度及其空間變化[J]. 巖石學(xué)報(bào), 2007, 23(11): 2963-2980. Zhu Laimin, Gao Zhiyou, Yin Guan, et al. Content and spatial change of rare earth element and trace element of surficial sediment in the South China Sea[J]. Acta Petrologica Sinica, 2007, 23(11): 2963-2980.

[30] Webb G E, Kamber B S. Rare earth elements in Holocene reefal microbialites: a new shallow seawater proxy[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2000, 64(9): 1557- 1565.

[31] Bi Dongjie, Zhai Shikui, Zhang Daojun, et al. Geochemical characteristics of the trace and rare earth elements in reef carbonates from the Xisha Islands (South China Sea): Implications for sediment provenance and paleoenvironment[J]. Journal of Ocean University of China, 2019, 18(6): 1291-1301.

[32] 蘇曉云, 楊杰東, 陳駿. 從黃土Sr同位素探討海水87Sr/86Sr變化的原因[J]. 南京大學(xué)學(xué)報(bào): 自然科學(xué)版, 2003, 39(3): 327-336.Su Xiaoyun, Yang Jiedong, Chen Jun. Causes of changes in seawater87Sr/86Sr from the study on Sr isotopes of loess of the Chinese Loess Plateau[J]. Journal of Nanjing University: Natural Science Edition, 2003, 39(3): 327-336.

[33] 藍(lán)先洪. 釹同位素在海洋地球化學(xué)研究中的意義[J]. 海洋地質(zhì)前沿, 1998, 4(1): 1-3.

[34] Weldeab S, Emeis K C, Hemleben C, et al. Provenance of lithogenic surface sediments and pathways of riverine suspended matter in the Eastern Mediterranean Sea: Evidence from143Nd/144Nd and87Sr/86Sr ratios[J]. Chemical Geology, 2002, 186(1): 139-149.

[35] 孟憲偉, 杜德文, 吳金龍, 等. 沖繩海槽中段表層沉積物物質(zhì)來(lái)源的定量分離: Sr-Nd同位素方法[J]. 海洋與湖沼, 2001, 32(3): 319-326.Meng Xianwei, Du Dewen, Wu Jinlong, et al. Quanti-tative partition of mixed surface sediments from the middle Okinawa Trough into their end-members using Sr-Nd isotope[J]. Oceanologia et Limnologia Sinica, 2001, 32(3): 319-326.

[36] Shao Lei, Li Xianhua, Wei Gangjian, et al. Provenance of a prominent sediment drift on the northern slope of the South China Sea[J]. Science in China Series D, 2001, 44(10): 919-925.

[37] Wei Gangjian, Liu Ying, Ma Jinlong, et al. Nd, Sr isotopes and elemental geochemistry of surface sediments from the South China Sea: Implications for provenance tracing[J]. Marine Geology, 2012, 319-322(2): 21-34.

[38] 李娜, 翟世奎, 劉新宇, 等. 瓊東南盆地深水區(qū)LS33-1-1鉆井巖心微量元素地球化學(xué)特征及其沉積環(huán)境[J]. 海洋地質(zhì)與第四紀(jì)地質(zhì), 2014, 34(3): 1-12. Li Na, Zhai Shikui, Liu Xinyu, et al. The trace elements geochemistry and depositional environment changes recorded in the core of well LS33-1-1 in deepwater area of Qiongdongnan Basin[J]. Marine Geology and Quaternary Geology, 2014, 34(3): 1-12.

[39] Basu A, Sharma M, Decelles P. Nd, Sr-isotopic provenance and trace element geochemistry of Amazonian foreland basin fluvial sands, Bolivia and Peru: implications for ensialic Andean orogeny[J]. Earth & Planetary Science Letters, 1990, 100(1): 1-17.

[40] Sun J M. Loess sedimentation in Tibet: provenance, processes, and link with Quaternary glaciations[J]. Quaternary Science Reviews, 2007, 26(17): 2265-2280.

[41] Muhs D R, Budahn J R, Prospero J M, et al. Geochemical evidence for African dust inputs to soils of western Atlantic islands: Barbados, the Bahamas, and Florida[J]. Journal of Geophysical Research Earth Surface, 2007, 112(F2): F02009.

[42] 韓吟文, 馬振東, 張宏飛, 等. 地球化學(xué)[M]. 北京: 地質(zhì)出版社, 2003: 213-266. Han Yinwen, Ma Zhendong, Zhang Hongfei, et al. Geo-chemistry[M]. Beijing: Geological Publishing House, 2003: 213-266.

[43] 胡作維. 川東北地區(qū)三疊系飛仙關(guān)組白云巖的形成機(jī)制研究[D]. 成都: 成都理工大學(xué), 2010. Hu Zuowei. Dolomitization of the Triassic Feixianguan Formation, northeastern Sichuan Basin[D]. Chengdu: Chengdu University of Technology, 2010.

[44] 黃成剛, 黃思靜, 吳素娟, 等. 100 Ma來(lái)海水的鍶同位素組成演化及主要控制因素[J]. 地球科學(xué)與環(huán)境學(xué)報(bào), 2006, 28(2): 23-28. Huang Chenggang, Huang Sijing, Wu Sujuan, et al. Sr isotope composition and evolvement in seawater over past 100 Ma and control factors[J]. Chinese Journal of Geoscience and Environment, 2006, 28(2): 23-28.

[45] Veizer J, Ala D, Azmy K, et al.87Sr/86Sr,13C and18O evolution of Phanerozoic seawater[J]. Chemical Geology, 1999, 161: 59-88.

[46] Kristall B, Jacobson A D, Hurtgen M T. Modeling the paleo-seawater radiogenic strontium isotope record: A case study of the Late Jurassic-Early Cretaceous[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2017, 472: 163-176.

[47] Kochnev B B, Pokrovsky B G, Kuznetsov A B, et al. C and Sr isotope chemostratigraphy of Vendian-Lower Cambrian carbonate sequences in the central Siberian Platform[J]. Russian Geology and Geophysics, 2018, 59(6): 585-605.

[48] Mclennan S M, Hemming S R, Mcdaniel D K, et al. Geochemical approaches to sedimentation, provenance, and tectonics[J]. Special Paper of the Geological Society of America, 1993, 284: 21-40.

[49] 趙紅格, 劉池洋. 物源分析方法及研究進(jìn)展[J]. 沉積學(xué)報(bào), 2003, 21(3): 409-415. Zhao Hongge, Liu Chiyang. Source analysis methods and research progress[J]. Acta Sedimentae Sinica, 2003, 21(3): 409-415.

[50] 王文倩, 王偉, 馮先翠，等. 鍶同位素地層學(xué)在海相地層劃分和對(duì)比中的應(yīng)用: 以二疊紀(jì)樂(lè)平世海相碳酸鹽巖地層為例[J]. 地層學(xué)雜志, 2014, 38(4): 402-416. Wang Wenqian, Wang Wei, Feng Xiancui, et al. Strontium isotope stratigraphy on the division and correlation of marine sequences: An example from Lopingian marine carbonate sections[J]. Journal of Stratigraphy, 2014, 38(4): 402-416.

[51] 黃思靜, 石和, 張萌, 等. 鍶同位素地層學(xué)在碎屑巖成巖研究中的應(yīng)用[J]. 沉積學(xué)報(bào), 2002, 20(3): 359-366. Huang Sijing, Shi He, Zhang Meng, et al. Application of strontium isotope stratigraphy to diagenesis research[J]. Acta Sedimentae Sinica, 2002, 20(3): 359-366.

[52] 史忠生, 陳開(kāi)遠(yuǎn), 何胡軍, 等. 鍶同位素在沉積環(huán)境分析方面的應(yīng)用[J]. 石油與天然氣地質(zhì), 2003, 24(2): 187-190. Shi Zhongsheng, Chen Kaiyuan, He Hujun, et al. App-lication of Sr isotope to sedimentary environment analysis[J]. Petroleum and Natural Gas Geology, 2003, 24(2): 187-190.

[53] 劉昊年, 黃思靜, 胡作維, 等. 鍶同位素在沉積學(xué)中的研究與進(jìn)展[J]. 巖性油氣藏, 2007, 19(3): 59-65. Liu Haonian, Huang Sijing, Hu Zuowei, et al. Advances of strontium isotope in sedimentology[J]. Litho-logic Oil and Gas Reservoirs, 2007, 19(3): 59-65.

[54] Bagherpour B, Bucher H, Schneebeli-Hermann E, et al. Early Late Permian coupled carbon and strontium isotope chemostratigraphy from South China: Extended Emeishan volcanism?[J]. Gondwana Research, 2018, 58: 58-70.

[55] Wang Xun, Liu Sheng-ao, Wang Zhengrong, et al. Zinc and strontium isotope evidence for climate cooling and constraints on the Frasnian-Famennian (~372Ma) mass extinction[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2018, 498: 68-82.

[56] Zakharov Y D, Dril S I, Shigeta Y, et al. New aragonite,87Sr/86Sr records of Mesozoic ammonoids and approach to the problem of N, O, C and Sr isotope cycles in the evolution of the Earth[J]. Sedimentary Geology, 2018, 364: 1-13.

[57] Bi Dongjie, Zhang Daojun, Zhai Shikui, et al. Seawater87Sr/86Sr values recorded by reef carbonates from the Xisha Islands (South China Sea) since the Neogene and its response to the uplift of Qinghai‐Tibetan Plateau[J]. Geological Journal, 2019, 54(6): 3878-3890.

[58] 畢東杰, 張道軍, 翟世奎, 等. 青藏高原隆升、瓊東南盆地沉降和西沙島礁發(fā)育之間的耦合關(guān)系[J]. 海洋學(xué)報(bào), 2017, 39(1): 52-63. Bi Dongjie, Zhang Daojun, Zhai Shikui, et al. The coupling relationships among the Qinghai-Tibet Plateau uplifting, the Qiongdongnan Basin subsiding and the Xisha Islands’ reefs developing[J]. Haiyang Xuebao, 2017, 39(1): 52-63.

[59] Jiang Xiaodian, Li Zhengxiang. Seismic reflection data support episodic and simultaneous growth of the Tibetan Plateau since 25 Myr[J]. Nature Communications, 2014, 5: 5453.

[60] 黃維, 汪品先. 漸新世以來(lái)的南海沉積量及其分布[J]. 中國(guó)科學(xué)D輯: 地球科學(xué), 2006, 36(9): 822-829.

[61] Mondal M E A. Geochemical and Nd Isotopic Studies of the Neoarchaean-Palaeoproterozoic granitoids of the Aravalli Craton, NW India: Evidence for heterogeneous crustal evolution processes[M]. Berlin: Springer, 2019: 324-350.

[62] Pinarelli L, Gioncada A, Capaccioni B, et al. Mantle source heterogeneity in subduction zones: constraints from elemental and isotope (Sr, Nd, and Pb) data on Vulcano Island, Aeolian Archipelago, Italy[J]. Mineralogy and Petrology, 2018, 113: 39-60.

[63] 侯圣山, 楊石嶺, 孫繼敏, 等. 風(fēng)成沉積物4~16μm石英氧同位素記錄及其物質(zhì)來(lái)源意義[J]. 中國(guó)科學(xué)D輯: 地球科學(xué), 2003, 33(6): 535-542.

[64] 藍(lán)先洪. 海洋鍶同位素研究進(jìn)展[J]. 海洋地質(zhì)前沿, 2001, 17(10): 1-3.

[65] Del Río C J, Martínez S A, Mcarthur J M, et al. Dating late Miocene marine incursions across Argentina and Uruguay with Sr-isotope stratigraphy[J]. Journal of South American Earth Sciences, 2018, 85: 312-324.

[66] 邵磊, 喬培軍, 龐雄, 等. 南海北部近代沉積物釹同位素分布及意義[J]. 科學(xué)通報(bào), 2009, 54(1): 98-103. Shao Lei, Qiao Peijun, Pang Xiong, et al. Nd isotopic variations and its implications in the recent sediments from the northern South China Sea[J]. Chinese Science Bulletin, 2009, 54(1): 98-103.

[67] 鄭力. 中國(guó)東部主要黃土分布區(qū)的Sr-Nd同位素物源示蹤研究[J]. 高校地質(zhì)學(xué)報(bào), 2018, 24(2): 246-250. Zheng Li. Provenances of the major loess deposits in eastern China based on Sr and Nd isotopic characteristics[J]. Journal of University Geology, 2018, 24(2): 246-250.

[68] 楊守業(yè), 韋剛健, 夏小平, 等. 長(zhǎng)江口晚新生代沉積物的物源研究: REE和Nd同位素制約[J]. 第四紀(jì)研究, 2007, 27(3): 339-346.Yang Shouye, Wei Gangjian, Xia Xiaoping, et al. Provenance study of late Cenozoic sediments in the Changjiang delta: REE and Nd isotopic constraints[J]. Quaternary Sciences, 2007, 27(3): 339-346.

[69] 朱茂旭, 駱庭川, 張宏飛. 南秦嶺東江口巖體群Pb、Sr和Nd同位素地球化學(xué)特征及其對(duì)物源的制約[J]. 地質(zhì)地球化學(xué), 1998, 26(1): 30-36. Zhu Maoxu, Luo Tingchuan, Zhang Hongfei. Pb、Sr and Nd isotopic geochemical characteristics of Dongjiangkou plutons in Southern Qinling belt and constrains on their sources[J]. Geology-Geochemistry, 1998, 26(1): 30-36.

[70] 岳保靜, 廖晶. 黃河流域現(xiàn)代沉積物碎屑鋯石U-Pb年齡物源探討[J]. 海洋地質(zhì)與第四紀(jì)地質(zhì), 2016, 36(5): 109-119. Yue Baojing, Liao Jing. Provenance study of Yellow River sediments by U-Pb dating of the detrital zircons[J]. Marine Geology and Quaternary Geology, 2016, 36(5): 109-119.

[71] 何夢(mèng)穎, 梅西, 張訓(xùn)華, 等. 南黃海陸架區(qū)CSDP-1孔沉積物碎屑鋯石U-Pb年齡物源判別[J]. 吉林大學(xué)學(xué)報(bào)(地球科學(xué)版), 2019, 49(1): 85-95. He Mengying, Mei Xi, Zhang Xunhua, et al. Provenance discrimination of detrital zircon U-Pb dating in the core CSDP-1 in the continental shelf of South Yellow Sea [J]. Journal of Jilin University (Earth Science Edition), 2019, 49 (1): 85-95.

[72] 楊蓉, Seward D, 周祖翼. 長(zhǎng)江流域現(xiàn)代沉積物碎屑鋯石U-Pb年齡物源探討[J]. 海洋地質(zhì)與第四紀(jì)地質(zhì), 2010, 30(6): 73-83. Yang Rong, Seward D, Zhou Zuyi. Provenance study by U-Pb dating of the detrital zircons in the Yangtze River[J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2010, 30(6): 73-83.

[73] Mills R A, Teagle D A H, Tivey M K. Fluid mixing and anhydrite precipitation within the TAG mound[J]. Proceedings of the Ocean Drilling Program: Scientific Results, 1998, 158: 119-127.

[74] Jamieson W J, Hannington M D, Tivey M K, et al. Precipitation and growth of barite within hydrothermal vent deposits from the Endeavour Segment, Juan de Fuca Ridge[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2016, 173: 64-85.

[75] Tütken T, Eisenhauer A, Wiegand B, et al. Glacial– interglacial cycles in Sr and Nd isotopic composition of Arctic marine sediments triggered by the Svalbard/Barents Sea ice sheet[J]. Marine Geology, 2002, 182(3-4): 351-372.

[76] Palmer M R, Edmond J M. The strontium isotope budget of the modern ocean[J]. Earth & Planetary Science Letters, 1989, 92(1): 11-26.

[77] 劉秀明, 王世杰. (古)鹽度研究的一種重要工具: 鍶同位素[J]. 礦物學(xué)報(bào), 2000, 20(1): 91-96. Liu Xiuming, Wang Shijie. Strontium as an essential indicator of paleosalinity[J]. Acta Mineralogy Sinica, 2000, 20(1): 91-96.

[78] Zhao Quanhong, Wang Pinxian, Cheng Xinrong. A record of Miocene carbon excursions in the South China Sea[J]. Science in China Series D: Earth Sciences, 2001, 44(10): 943-951.

[79] 付淑清. 南海南部晚第四紀(jì)以來(lái)的古氣候古環(huán)境研究[D]. 廣州: 中國(guó)科學(xué)院地球化學(xué)研究所, 2007. Fu Shuqing. Study on paleoclimate and paleoenviron-ment in the Southern South China Sea since the late Quaternary[D]. Guangzhou: Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, 2007.

[80] 嚴(yán)兆彬, 郭福生, 潘家永, 等. 碳酸鹽巖C, O, Sr同位素組成在古氣候、古海洋環(huán)境研究中的應(yīng)用[J]. 地質(zhì)找礦論叢, 2005, 20(1): 53-56.Yan Zhaobin, Guo Fusheng, Pan Jiayong, et al. Applica-tion of C, O, and Sr isotope composition of carbonates in the research of paleoclimate and paleooceanic environment[J]. Contributions to Geology and Mineral Resources Research, 2005, 20(1): 53-56.

[81] 張同鋼, 儲(chǔ)雪蕾, 張啟銳, 等. 揚(yáng)子地臺(tái)燈影組碳酸鹽巖中的硫和碳同位素記錄[J]. 巖石學(xué)報(bào), 2004, 20(3): 353-360. Zhang Tonggang, Chu Xuelei, Zhang Qirui, et al. The sulfur and carbon isotopic records in carbonates of the Dengying Formation in the Yangtze Platform, China[J]. Acta Petrologica Sinica, 2004, 20(3): 353-360.

[82] Lini A, Weissert H, Erba E. The Valanginian carbon isotope event: A first episode of greenhouse climate conditions during the Cretaceous[J]. Terra Nova, 1992, 4(3): 374-384.

[83] Shackleton N J. Oxygen isotopes, ice volume and sea level[J]. Quaternary Science Reviews, 1987, 6(3-4): 183-190.

[84] Oppo D W, McManus J F, Cullen J L. Abrupt climate events 500, 000 to 340, 000 years ago: Evidence from subpolar north Atlantic sediments[J]. Science, 1998, 279(5355): 1335-1338.

[85] Jian Zhimin, Chen Minben, Lin Huiling, et al. Stepwise paleoceanographic changes during the lastdeglaciation in the southern South China Sea: Records of stable isotope and microfossils[J]. Science in China Series D: Earth Sciences, 1998, 41(2): 187-194.

[86] Xiao Jule. East Asian monsoon variation during the last 130, 000 years: Evidence from the Loess Plateau of central China and Lake Biwa of Japan[J]. Quaternary Science Reviews, 1999, 18(1): 147-157.

Geochemical methods for identification of sedimentary provenance

WANG Ke1, 2, ZHAI Shi-kui1, 2

(1. Key Laboratory of Submarine Geosciences and Prospecting Techniques, Ministry of Education, Ocean University of China, Qingdao 266100, China; 2. College of Marine Geosciences, Ocean University of China, Qingdao 266100, China)

determination of sedimentary provenance; geochemical methods; tectonic setting; paleoclimate; sedimentary environment

The geochemical methods for the discrimination of sedimentary provenance are summarized, the problems existing in various methods are analysed and the application suggestions are further given. Comprehensive analysis shows that major elements (components) are mainly used to characterize chemical weathering degree and determine types of source rock. Trace elements composition can trace source area and distinguish tectonic setting by cobweb map and triangle map effectively. Ce anomaly is a common indicator to judge the redox environment of paleo seawater. Eu anomaly is often used to distinguish basic rock and acidic rock. Sr, Nd and Pb isotopic compositions and their characteristic values are the most effective indicators of provenance. They can not only be used to trace the sedimentary provenance, but also to determine the age of sediment, classify sedimentary strata and reflect regionally or globally geological events. Paleoclimate change is an important factor affecting the C and O isotopic composition of bio-clastic carbonates, while paleoclimate directly affects the source supply. Therefore, the C and O isotopic compositions of bio-clastic carbonates can indirectly reflect the supply of provenance. In addition, the18O value of quartz is of great significance for the provenance analysis of river sediments, desert, loess and wind dust as well as the study of source-sink effect of land and sea. There are some limitations in using a single method. Thus it is significant to make full use of the advantages of various methods, consider various factors that may cause miscalculation and other factors of sedimentary environment when necessary.

National Natural Science Foundation of China, Grant/Award Number, No. 41530963; Project of China National Offshore Oil Corporation (CNOOC) Limited, Grant/Award Number, No. CCL2013ZJFNO729; National Science and Technology Major Project, Grant/Award Number, No. 2011ZX05025-002-03]

P736.4

A

1000-3096(2020)12-0132-12

10.11759/hykx20191115001

2019-11-15;

2020-06-08

國(guó)家自然科學(xué)基金(41530963); 中海石油(中國(guó))有限公司專項(xiàng)課題(CCL2013ZJFNO729); 國(guó)家科技重大專項(xiàng)課題(2011ZX05025-002-03)

王軻(1993-), 男, 河北張家口人, 博士研究生, 主要從事海洋地質(zhì)學(xué)研究, 電話: 13070809956, E-mail: wangke93511@163.com; 翟世奎(1958-), 通信作者, 男, 山東聊城人, 教授, 博士生導(dǎo)師, 主要從事海洋地質(zhì)學(xué)研究, E-mail: zhai2000@ouc.edu.cn

Nov. 15, 2019

(本文編輯: 劉珊珊)