湖北江陵凹陷古新统沙市组四段硫酸盐硫同位素组成及其地质意义

王春连，刘成林，徐海明，王立成，沈立建

1.中国地质科学院矿产资源研究所，北京 100037

2.中国地质大学地球科学与资源学院，北京 100083

0 前言

现代海洋硫酸盐以及海相成因蒸发岩的δ34S为19.0‰～24.3‰，多数为21‰左右。古近纪发育的海相蒸发岩和现代海洋硫酸盐的硫同位素组成并无明显差别，最大的δ34S不会超过25‰［1］。Sakai［2］指出，25℃溶解的SO2－4与沉淀硫酸盐之间的硫同位素分馏系数很小。世界上其他一些盆地中现代石膏结晶作用中硫的同位素分馏作用也非常弱［1］。这些研究进一步说明硫酸盐的硫同位素比值可以代表古湖水或海水的硫同位素比值，因而可以依据蒸发岩中硫酸盐的硫同位素来判断古环境。陆相盐湖中的硫酸盐硫同位素组成变化较大［3］，江陵凹陷古新统蒸发岩硫同位素组成与东濮凹陷古近系组成［4］和美国尤因塔盆地第三系陆相绿河组的硫同位素组成都大大超过现代海洋硫酸盐的硫同位素组成［5］。

一般认为，决定一个盆地水体和沉积物中硫同位素组成的主要因素是物源和细菌还原作用［5］。硫酸盐来源于以前的蒸发岩时常相对富集重硫同位素成分，而主要来源于黑色页岩风化产物时则相对富集轻的硫同位素成分［6］。细菌还原是硫同位素最主要的分馏过程，这种硫循环过程造成自然界中最大的硫同位素分馏［7］。硫同位素的分馏结果还与体系的封闭性有关：在开放的体系中硫酸盐能得到不断补充，还原率远小于供给率，硫酸盐的δ34S为常数，因此一定温度下硫酸盐向H2S转换的硫同位素的分馏值也是常数；在封闭体系的还原过程中，由于轻的H2S的产生的将增加，所还原的H2S的δ34S也会变得越来越大，当硫酸盐全部消耗并转化为 H2S时，总分馏为0［8－9］。

通过对湖北江陵凹陷古新统沙市组四段硫酸盐硫同位素的研究，阐明了硫酸盐硫同位素比值在一定的条件下可以用来判断古沉积环境。高值硫同位素在湖相环境条件下是有效的，对指示系统的开闭有重要的地质意义。

1 地质概况、样品采集与分析方法

1.1 地质概况

江陵凹陷是江汉盆地最大的次级负向构造单元，是在侏罗纪末期燕山变形褶皱基底上形成的晚白垩纪－早第三纪的凹陷背景下的断陷盆地，东界为丫角断层，北边有纪山寺断层，西为问安寺断层，南界为公安断层，它们共同控制着江陵凹陷的形成与发展（图1），以万城断层为界，具有NW分带、NE分块的构造格局［11］。江陵凹陷沙市组自下而上可分为4段，即沙一段、沙二段、沙三段和沙四段（表1）。沙四段沉积时期为一套含盐岩系，盐岩层异常发育，至少发育14层盐岩（其中包含8层亚盐层），盐层累计厚度约16m（表1）。自20世纪70年代以来，该区盐间地层的岩性特征及类型一直是争议的焦点和难点问题［10，12］。过去一直认为，盐间地层岩性多为泥岩。近年来，通过运用多种现代分析测试手段对盐间地层的岩性及类型进行分析，认为盐韵律层间岩性以泥岩、泥质碳酸盐岩、碳酸盐质泥岩为主，夹部分泥质钙芒硝岩、硬石膏岩及黄铁矿和菱镁矿等多种矿物组成的复杂混合岩类，因其不含砂岩，称之为盐间非砂岩［12－14］。因此，江陵凹陷沙市组盐岩韵律间的非砂岩是非常复杂的。

图1 江陵凹陷构造单元分布图（据文献［10］修编）Fig.1 Structure map of Jiangling depression（modified after reference［10］）

1.2 样品的采集及分析方法

在古新统沙四段采集硫酸盐样品14块（表1），样品采自B103井钻井岩心，岩性为硬石膏岩和钙芒硝岩，采样位置如表1所示。为了研究硫同位素垂向的变化特征，使样品具有代表性，进行了较为连续的取样。样品用中国地质科学院矿产资源研究所同位素中心Finnigan MAT－253型稳定同位素质谱仪测定硫同位素组成，具体测试过程详见文献［15－16］。基于对标准样品的重复测量，δ34S的分析精度为0.1‰。结果分别以相对V－CDT标准的δ值来表示：

采集的22块古新统沙四段锶同位素样品的岩性为硬石膏岩。锶同位素分析由国土资源部同位素地质重点实验室完成。取70mg左右粉碎至200目的样品，用0.8mol／L的HCl于聚四氟乙烯杯中溶样（2h），离心后清液通过 AG50W×12（H＋）阳离子交换柱，以HCl作淋洗剂，分离出纯净的锶，锶同位素测量在MAT262固体同位素质谱计上进行。全流程空白本底为（2～5）×10－10g，误差以2σ（±）表示，更详细的分析方法、测试条件、测试精度和分析误差见参考文献［17－18］。

采集的20块古新统沙四段泥岩主微量元素的测试工作在核工业北京地质研究院分析测试研究所完成。主量元素分析利用碱熔法将样品熔制成玻璃片，在顺序式X射线荧光光谱仪（飞利浦PW2404）上完成测试，微量元素分析利用酸熔法将样品制备好后，在 HR－ICP－MS ElementⅠ仪器上进行测试。更详细的分析方法、测试条件、测试精度和分析误差见参考文献［19］。

扫描电镜（SEM）和能谱（EDS）实验在中国地质科学院国土资源部大陆动力学重点实验室进行。扫描电镜为日本电子公司（JEOL）JSM－5610LV型，电子束电压20kV，焦距20mm，束斑大小41 nm；EDS能谱采用的是英国牛津公司（OXFORD）INCA软件包版本4.4。

2 分析结果

由表2可见，江陵凹陷采集样品δ34SV－CDT变化不大；从表1的岩性柱状图上可知，江陵凹陷沙市组四段的岩性主要为暗色的盐间非砂岩和石盐岩组成的多旋回韵律层。这2点表明硫同位素的分馏受环境变化影响不大。对沙四段所采集的14块样品的δ34SV－CDT进行详细分析，硫同位素的比值为25.2‰～32.6‰，平均为29.4‰，所有样品的δ34SV－CDT都大于20‰，其值均偏大，且都大于海相硫酸盐的δ34S，同时也大于现代海相硫酸盐的δ34SV－CDT（图2）。

江陵凹陷古新统沙市组四段22个锶同位素样品组分析结果如表3所示。从表3可以看出，87Sr／86Sr 为 0.709 540～0.710 863，平 均 为0.710 131。

江陵凹陷古新统沙市组四段20个泥岩样品常量、微量元素分析结果如表4所示。

3 分析结果讨论

由于δ34S与沉积环境的密切关系，下面着重对江陵凹陷古新统沙市组四段时期物质来源、沉积古环境以及湖泊的封闭性方面进行讨论。

3.1 硫源——沙市组四段时期是否发生过海侵？

现代研究表明，地质历史上海水的87Sr／86Sr在不断变化，但任一时期全球海水的87Sr／86Sr则是均一的［22－23］；同时还发现由于河、湖水中的锶与海水中的锶来源不同，造成河、湖水的87Sr／86Sr明显高于海水，如现代海水的87Sr／86Sr为0.709，河水中的87Sr／86Sr约为0.711［24］。另外，海水中锶的质量浓度也与河、湖水相差悬殊，如新生代海水中锶质量浓度为100～1 000mg／L，河、湖水中锶质量浓度多为1～100μg／L［24］，两者相差3个数量级以上。如果海水与湖水相混，水体仍反映海水的87Sr／86Sr值，所以无论正常海相、与海水有关联的海陆过渡或者是有海侵事件发生成因的碳酸盐岩都应呈现海水的87Sr／86Sr。如果古新统沙市组四段环境与海有某种联系的话，根据上述锶同位素变化的特点，那么其87Sr／86Sr就应与同时期海水的87Sr／86Sr相同。沙四段沉积的时代为古新世，McArthur等［25］通过归纳世界各地的测试数据，经总结、分析、筛选，建立了新生代海相碳酸盐锶同位素数据库（图3）。从该数据库可以看出，古新世海水的87Sr／86Sr为0.707 720～0.707 840。相比之下，古新统沙四段87Sr／86Sr为0.709 540～0.710 863，都明显高于同时期海水的87Sr／86Sr，所以江陵凹陷古新统沙市组四段时期并未发生过海侵事件。研究区在该时期应该是一个较为封闭的内陆盐湖。其锶同位素主要来源于高87Sr／86Sr的壳源硅铝质岩石，87Sr／86Sr普遍大于海洋的87Sr／86Sr。

表1 江陵凹陷沙市组四段简表（据文献［11］修编）Table 1 Stratigraphy table of Member 4of Shashi Formation in Jiangling depression（modified after reference［11］）

表2 江陵凹陷古新统沙市组四段硫同位素组成Table 2 Sulfur isotope compositions of in Member 4of Palaeocene Shashi Formation in Jiangling depression

图2 江陵凹陷与济阳坳陷、内陆盐湖、海水及海相蒸发岩中硫同位素对比Fig.2 Comparison graph of sulfur isotope in Jiangling depression stratum，Jiyang depression stratum，inland brine lake，sea water and marine facies evaporate

表3 江陵凹陷古新统沙市组四段锶同位素组成Table 3 Strontium isotope compositions of in Member 4of Palaeocene Shashi Formation in Jiangling depression

表4 沙市组四段沉积物常量、微量元素分析结果Table 4 Analysis results of major elements and trace elements of the samples from Member 4of Shashi Formation

图3 100Ma以来海水的锶同位素演化曲线［25］Fig.3 Sr isotope curve of seawater over the past 100 Ma［25］

3.2 沙市组四段沉积环境

借助Fe、Mn、Al、Ca、Mg、Co、Ni、V、Cu等微量元素以及Sr／Ba、Mg／Ca、V／（V＋Ni）、Ni／Co、Cu／Zn、Fe2O3／FeO、（Fe＋Al）／（Ca＋Mg）等元素比值，对沉积环境进行了分析（表5和表6）。笔者参照沉积物成分、Sr／Ba和 Mg／Ca等，把湖泊环境大体分为4类［12］，即微咸水湖泊、半咸水湖泊、咸水湖泊和盐湖（表6）。

从表5、6可看出：江陵凹陷古新统沙市组四段总体以盐湖环境为主，次为咸水湖环境，两者占总量的80%，半咸水湖占20%。这说明沉积时湖泊水体稀释淡化速度较慢，由高质量浓度卤水慢慢过渡到咸水和半咸水，盐类沉积因水体变淡而中断。Sr／Ba和Mg／Ca常用来作为区分淡水和咸水沉积的参数［21，26－27］：通常Sr／Ba＞1表示咸水，Sr／Ba＜1表示淡水；Mg／Ca＜0.25表示微咸水，Mg／Ca为0.25～0.50表示半咸水，Mg／Ca为0.50～1.00表示咸水，Mg／Ca＞1表示盐湖环境［12］。依据上述Sr／Ba和Mg／Ca与水体盐度的关系，研究区沉积岩中的Sr／Ba为3.60～21.66，均值8.43（表5）；Mg／Ca为0.34～2.46，均值1.07（表5）。因此，从Sr／Ba和Mg／Ca可以认为江陵凹陷沙四段的水介质主要为咸水到盐湖环境。沉积环境与岩性对应较好：低盐度的半咸水环境一般对应于暗色泥岩类、含云（云质）泥岩类；咸水环境多对应于泥质云岩类、泥质石膏岩类、白云岩和泥质（云质）钙芒硝岩；卤水环境基本对应较纯的盐岩类，如石盐岩、钙芒硝岩和泥质白云岩等。

表5 沙市组四段元素相标志、水体相对深度及沉积环境划分Table 5 Element facies indexes，relative water depth and sedimentary environments of Member 4of Shashi Formation

表6 江陵凹陷沙四段沉积环境划分Table 6 Lake environment classification of intervals between salt beds from Member 4of Shashi Formation in Jiangling depression

3.3 沙四段湖泊水体深度和氧化还原条件

3.3.1 沙四段湖泊水体深度

近年来通过现代沉积研究发现，元素的地球化学特征与盆地水体的深度和离岸距离有一定关系。在古代大型湖泊沉积中，这种关系更为清楚［12］。

在本项研究中，通过Fe／Mn、（Fe＋Al）／（Ca＋Mg）和w（V＋Ni＋Mn）作为沙四段湖相沉积离岸距离的标志。Fe／Mn大于100认为水体就属于浅湖，比值为60～100属于半深湖，比值小于60属于深湖环境［28］；（Fe＋Al）／（Ca＋Mg）大于1.0属于浅湖，比值为0.5～1.0属于半深湖，比值小于0.5属于远离湖岸的深湖沉积［12］；w（V＋Ni＋Mn）为（150～170）×10－6属于浅湖，（＞170～190）×10－6属于半深湖，大于190×10－6属于深湖环境［26］。

Fe／Mn Fe与Mn的化学性质差异较大：Fe的化合物易在河口或滨岸地带富集；而Mn的化合物稳定性比Fe要强，在水盆地中可发生长距离迁移，在远离滨岸的盆地中沉积下来，故Mn在泥岩、特别在碳酸盐岩中更加富集［12］。故Fe／Mn可作为离岸距离（或水深）的标志。沙四段沉积物化学分析测试结果（表5）的 Fe／Mn是21.04～84.62，均值为53.65，属于较深水沉积。

（Fe＋Al）／（Ca＋Mg）Fe和 Al在陆源碎屑岩中质量分数均较高，在泥岩中随碳酸盐矿物的富集而减少；而Ca和Mg主要赋存于碳酸盐岩中，并随Fe和Al质量分数的增加而呈负相关关系。在研究层段中，碳酸盐岩质量分数的增多预示陆源物质的缺乏，离岸距离的增加。因此（Fe＋Al）／（Ca＋Mg）在研究层段内是良好的离岸距离的标志［12］。研究区沙四段沉积时，因远离湖岸，陆源碎屑物质减少，故（Fe＋Al）／（Ca＋Mg）不高，比值为0.10～1.03，平均值为0.45（表5），属于较深水沉积。

w（V＋Ni＋Mn）V和Ni在暗色泥岩和页岩中均较富集，可能与有机质的富集作用有关。现代青海湖湖底沉积物的调查也发现Ni的质量分数与有机质呈正相关关系［28］。而古代大型湖盆，如松辽盆地白垩系和渤海湾盆地第三系沉积中这些元素的富集还与水体加深有关［26］。Mn的特点前面已述，与V、Ni一样，也在远离滨岸带的深水区富集。因此，利用w（V＋Ni＋Mn）可有效地判断古水深。研究区沉积物样品w（V＋Ni＋Mn）为（218～758）×10－6，均值为498.87×10－6（表5），属于水体较深的深湖沉积物。必须说明的是这种环境的水体深浅是相对的，不同于一般湖泊的分类［29］，它们均位于湖盆浪基面之下，是缺氧还原环境，大体相当于常年性深水盐湖。

通过Fe／Mn、（Fe＋Al）／（Ca＋Mg）和w（V＋Ni＋Mn）的地球化学指标，可以得出江陵凹陷古新统沙市组四段时期的湖泊水体相对较深，以半深湖－深湖环境为主。

3.3.2 沙四段湖泊氧化还原条件

目前，越来越多的学者利用微量元素及其比值恢复古湖泊的氧化还原条件。其中，微量元素V／（V＋Ni）和Ni／Co以及Cu／Zn已经广泛应用于古湖泊水体氧化条件研究中，并且总结出了一些经验值［12，30－32］。例如，V／（V＋Ni）＞0.54代表厌氧环境，V／（V＋Ni）为0.45～0.60表示贫氧的沉积环境，V／（V＋Ni）＜0.46指示富氧的沉积环境。Ni／Co一般大于1.8，Cu／Zn大于 0.3 反映还原条件［12，30］。

依据上述各微量元素质量分数与古湖泊氧化还原条件的关系可知：研究区沉积岩中的V／（V＋Ni）为0.62～0.76，显示了厌氧环境；同时，Ni／Co为2.34～3.71，均值为2.75；Cu／Zn为0.45～1.20，均值为0.72（表5）。黄铁矿（图4a）在沉积物中常有分布，并发现有菱铁矿（图4b），这些特征均表明研究区是水下缺氧还原环境。

3.4 沙四段古气候

3.4.1 Fe2O3／FeO

Fe是变价元素，其地球化学行为取决于所在环境的物理化学条件，尤其是对所处的氧化还原环境的变化反映特别敏感［33］。在还原条件下，pH较高时，铁以Fe2＋形式存在，迁移能力很强；在氧化条件和pH低的酸性介质中，铁以Fe3＋形式存在，迁移能力弱。因此可以根据泥岩中Fe2＋、Fe3＋的质量分数及其比值来反映环境的氧化还原程度［12，26］。并且，一般在干热气候条件下，沉积环境的氧化性很强，故Fe对应的2类氧化物Fe2O3／FeO显著增高［12，34］。

依据上述Fe2O3／FeO与气候干湿条件变化的对应关系，研究区沉积岩中的Fe2O3／FeO为1.84～5.04，均值为2.37（表5）。根据柳蓉等［35］研究的抚顺盆地始新世古湖泊演化的成果，干热气候和半湿润气候的分界线在1.8左右（大于1.8属于干热气候，小于1.8属于半湿润气候），故研究区沙四段的古气候条件表现为干热气候。

图4 江陵凹陷古新统沙四段主要沉积类型Fig.4 Sedimentary types of Member 4of Shashi Formation in Jiangling depression

3.4.2 指相盐类矿物

郑绵平等［36］把对气温敏感的盐类矿物划分为3种类型：1）冷相盐类矿物；2）暖相盐类矿物；3）广温相盐类矿物。在古气候类型的指相盐类矿物中，典型的暖相和偏暖相以稳定的钙芒硝层或无水芒硝层为特征，如新疆罗布泊现代富钾盐湖单层产出厚度为几厘米到几米，累计厚度达80余m的原生钙芒硝岩［37－38］，其所处的气候背景属暖旱气候类型。在江陵凹陷沙四段盐韵律沉积的盐类岩层中，作为暖相指示矿物的原生钙芒硝在整个沙四段普遍发育。进一步研究表明，钙芒硝有2种存在形式：原生态和次生态［12］。

原生态钙芒硝主要特征：晶粒大小多为0.5～2.0mm；集中形成厚度几毫米到几厘米不等的钙芒硝岩薄层（图4c、d）；晶形一般为菱形，长轴沿层理呈定向排列；边缘多被有机质浸染（图4c）。

次生态钙芒硝主要特征：晶粒大小相差较大，细晶－巨晶均可见到；晶形不规则状、菱板状（图4e），变化较大，常见花瓣状集合体（图4f）；不均匀散布于泥质白云质基质中；有被白云石交代现象（图4f）。

根据沙市组中典型暖相盐类矿物原生钙芒硝层发育广泛和指示气候干旱程度Fe2O3／FeO特征，可以推断江汉盆地江陵凹陷在古新世沙市组沉积晚期的干旱古气候属于暖旱型气候。

3.5 细菌还原作用下的硫同位素分馏

自然条件下2个过程可引起明显的硫同位素分馏：一是硫酸盐无机还原为硫化物的过程；二是生物作用引起的硫酸盐异化还原形成有机硫、硫化物及挥发性含硫气体的过程。硫酸盐无机还原为硫化物的同位素动力学分馏效应比较明显，但这一过程需要较高的活化能，在自然界，只有在250℃以上才能由还原剂还原硫酸盐，因而有实际意义的反应多发生在约250℃以上的热液体系或地壳深部环境。研究区属于地壳表层，温度最高也不会超过100℃，所以硫酸盐还原为硫化物的过程不可能实现。吸附、淋溶以及硫化物的氧化反应虽然也有一定的硫同位素分馏产生，但分馏不明显［9，39－40］。通过对硫酸盐还原细菌的培养和自然状况下硫酸盐还原作用的研究，细菌硫酸盐还原作用造成的硫同位素的分馏为4‰～46‰，平均为21‰［39，41－43］。

陆地水体硫酸盐δ34S，如没有细菌还原作用的扰动，则明显低于20‰，天然水（雨、雪、河水、潜水、溪水等）普遍分布于10‰以下，所以细菌还原作用不强的环境下陆地沉积硫酸盐矿物δ34S也应该为10‰左右［44］。本次测试的硬石膏和钙芒硝样品的δ34S为25.2‰～32.6‰，均值为29.4‰，造成这么高的硫同位素比值显然是与细菌还原作用有关的。所以，研究区表生环境中主要的硫同位素分馏是由生物作用引起的。

3.6 体系的开放与封闭

硫酸盐还原的过程是相当复杂的，视体系是开放或封闭而有很大不同。在对硫酸盐开放的体系中，硫酸盐得到源源不断的补充，即供给速率远大于还原速率，还原作用过程中和H2S质量浓度可基本保持不变，即可以持续地供给，H2S与金属形成硫化物或得以释放，二者都不随反应进行而减少，此时只要环境条件不发生较大变化，动力同位素分馏可保持在一定范围内，硫酸盐的δ34S可为常数。如果原始硫酸盐的总量很小，或补充很缓慢，造成对硫酸盐封闭的环境，则可用瑞利分馏过程来描述硫同位素分馏。此时由于富32S的H2S的产生将增加，随后还原的H2S及硫化物的也会增大；当硫酸盐耗尽并转化为H2S时，不再有分馏产生，总分馏将为0‰。半封闭的浅海和半咸水环境就属于这种封闭体系［8－9，45］。

江陵凹陷古新统沙市组四段沉积时期属于温暖干旱环境，硫酸盐沉积物供给速率很低，随着硫同位素的分馏作用，硫酸盐的δ34S逐渐增大。钙芒硝和硬石膏岩单层厚度较小，一般为5～20mm，干旱环境化学风化也较弱，这导致原始硫酸盐的总量很小，补充很缓慢，造成了该时期咸水湖对硫酸盐封闭的环境。但是江陵凹陷古新统沙市组四段时期的沉积环境对H2S来说应该是开放的，即被细菌由硫酸盐中还原出来的S2－能够与足够的金属离子结合，形成不溶硫化物从系统中沉淀出来。在扫描电镜下经常可以看到大量的黄铁矿就是很好的例证（图4a），所以，江陵凹陷在古新统沙市组四段沉积时期对硫酸盐来说是封闭的，而对H2S是开放的。

4 结论

1）江陵凹陷古新统沙市组四段沉积时期为封闭的陆相盐湖，湖泊水体相对较深，以半深湖－深湖环境为主，为缺氧还原环境，大体相当于常年性深水盐湖。

2）江汉盆地江陵凹陷在古新统沙市组四段沉积晚期干旱古气候属于暖旱型气候。在这种气候条件下，造成了该时期咸水湖对硫酸盐封闭的环境。但是江陵凹陷古新统沙市组四段时期的沉积环境对H2S来说是开放的。

3）缺氧的沉积环境中存在大量的细菌，细菌的还原作用能造成明显的硫同位素分馏。厌氧还原环境、生物作用和体系封闭是造成江陵凹陷古新统沙市组四段硫酸盐δ34S高值的直接原因。

4）江陵凹陷古新统沙市组四段的实例进一步说明，硫酸盐硫同位素比值在一定的条件下可以用来判断古沉积环境。高值硫同位素在湖相环境条件下是有效的，对指示系统的开闭有重要的地质意义。但是前提是必须了解硫酸盐的来源——硫源。只有知道了硫源，才能对硫同位素组成的始末掌握清晰，进而对其组成变化做出合理的解释。

在野外工作开展中，湖南省湘澧盐化有限责任公司和锦辉（荆州）精细化工有限公司给予了大力支持和帮助，在此表示衷心的感谢。

（References）：

［1］Holser W T，Kaplan I R.Isotope Geochemistry of Sedimentary Sulfates［J］.Chem Geol，1966，1：93－135.

［2］Sakai H.Isotopic Properties of Sulfur Compounds in Hydrothermal Processes［J］.Geochem J，1968，2（1）：2.

［3］郑喜玉，唐渊，徐昶，等.西藏盐湖［M］.北京：科学出版社，1988.Zheng Xiyu，Tang Yuan，Xu Chang，et al.Saline Lakes in Tibet［M］.Beijing：Science Press，1988.

［4］史忠生，陈开远，史军，等.东濮盐湖古近纪硫酸盐同位素组成及地质意义［J］.石油勘探与开发，2004，31（6）：44－46.Shi Zhongsheng，Chen Kaiyuan，Shi Jun，et al.Sulfur Isotopic Composition and Its Geological Significance of the Paleogene Sulfate Rock Deposited in Dongpu Depression［J］.Petroleum Exploration and Development，2004，31（6）：44－46.

［5］李任伟，辛茂安.东濮盆地蒸发岩的成因［J］.沉积学报，1989，7（4）：141－147.Li Renwei，Xin Maoan.Origin of Evaporates of Dongpu Basin［J］.Acta Sedimentologica Sinica，1989，7（4）：141－147.

［6］王国栋，程日辉，于民凤，等.沉积物的矿物和地球化学特征与盆地构造、古气候背景［J］.吉林大学学报：地球科学版，2006，36（2）：202－206.Wang Guodong，Cheng Rihui，Yu Minfeng，et al.Basin Tectonic Setting and Paleoclimate Revealed from Minerals and Geochemistry of the Sediments［J］.Journal of Jilin University：Earth Science Edition，2006，36（2）：202－206.

［7］Faure G.Principle of Isotope Geology［M］.2nd ed.New York：John Wiley ＆Sons，1986：117－199.

［8］郑永飞，陈江峰.稳定同位素地球化学［M］.北京：科学出版社，2000：1－278.Zheng Yongfei， Chen Jiangfeng.Stable Isotope Geochemistry［M］.Beiijng：Science Press，2000：1－278.

［9］陈道公，支霞臣，杨海涛.地球化学［M］.合肥：中国科学技术大学出版社，1994：98－111.Chen Daogong， Zhi Xiachen， Yang Haitao.Geochemistry［M］.Hefei： China Science and Technology University Press，1994：98－111.

［10］杨长清，陈孔全，程志强，等.江陵凹陷形成演化与勘探潜力［J］.天然气工业，2003，23（6）：51－54.Yang Changqing，Chen Kongquan，Cheng Zhiqiang，et al.Constituent Evolution and Exploration Potential in Jiangling Depression［J］.Natural Gas Industry，2003，23（6）：51－54.

［11］王典敷，汪仕忠.盐湖油气地质［M］.北京：石油工业出版社，1998：6－7.Wang Dianfu，Wang Shizhong.Salt Lake Oil and Gas Geologic［M］.Beijing：Petroleum Industry Press，1998：6－7.

［12］王春连，刘成林，胡海兵，等.江汉盆地江陵凹陷南缘古新统沙市组四段含盐岩系沉积特征及其沉积环境意义［J］.古地理学报，2012，14（2）：165－175.Wang Chunlian，Liu Chenglin，Hu Haibing，et al.Sedimentary Characteristics and Its Environmental Significance of Salt－Bearing Strata of the Member 4of Paleocene Shashi Formation in Southern Margin of Jiangling Depression，Jianghan Basin［J］.Journal of Palaeogeography，2012，14（2）：165－175.

［13］蒲秀刚，漆智先，郑晓玲，等.盐间非砂岩油藏基本石油地质特征及资源潜力［J］.石油勘探与开发，2002，29（5）：28－30.Pu Xiugang，Qi Zhixian，Zheng Xiaoling，et al.Basic Petroleum Geological Characteristics and Resource Potential of Inter－Salt Non－Sandstone Reservoir［J］.Petroleum Exploration and Development，2002，29（5）：28－30.

［14］张永生，杨玉卿，漆智先，等.江汉盆地潜江凹陷古近系潜江组含盐岩系沉积特征与沉积环境［J］.古地理学报，2003，5（1）：29－35.Zhang Yongsheng，Yang Yuqing，Qi Zhixian，et al.Sedimentary Characteristics and Environments of the Salt－Bearing Series of Qianjiang Formation of the Paleogene in Qianjiang Sag of Jianghan Basin［J］.Journal of Palaeogeography，2003，5（1）：29－35.

［15］丁悌平，黎红，张国柄，等.SF6法测量33S／32S、34S／32S和36S／32S的方法和实验装置研究［J］.矿床地质，1987，6（4）：81－93.Ding Tiping，Li Hong，Zhang Guobing，et al.A Study on Determining33S／32S，34S／32S and36S／32S by SF6Method［J］.Mineral Deposits，1987，6（4）：81－93.

［16］李延河，侯可军，万德芳，等.前寒武纪条带状硅铁建造的形成机制与地球早期的大气和海洋［J］.地质学报，2010，84（9）：1359－1373.Li Yanhe，Hou Kejun，Wan Defang.Formation Mechanism of Precambrian Banded Iron Formation and Atmosphere and Ocean During Early Stage of the Earth［J］.Acta Geologica Sinica，2010，84（9）：1359－1373.

［17］黄思静，石和，沈立成，等.西藏晚白垩世锶同位素曲线的全球对比及海相地层的定年［J］.中国科学：D辑，2004，34（4）：335－344.Huang Sijing，Shi He，Shen Licheng，et al.Global Correlation for Strontium Isotope Curve in the Late Cretaceous of Tibet and Dating Marine Sediments［J］.Science in China：Series D，2005，48（2）：199－209.

［18］黄思静，卿海若，黄培培，等.晚二叠世－早三叠世海水的锶同位素组成与演化：基于重庆中梁山海相碳酸盐的研究结果［J］.中国科学：D辑，2008，38（3）：273－383.Huang Sijing，Qing Hairuo，Huang Peipei，et al.Evolution of Strontium Isotopic Composition of Seawater from Late Permian to Early Triassic Based on Study of Marine Carbonates，Zhongliang Mountain，Chongqing，China［J］.Science in China：Series D，2008，51（4）：528－539.

［19］张会琼，王京彬，王玉往，等.内蒙古大井锡多金属矿床脉岩的成矿与找矿意义［J］.地质与勘探，2011，47（3）：344－352.Zhang Huiqiong，Wang Jingbin，Wang Yuwang，et al.The Mineralization and Prospecting Significance of Dykes of Dajing Tin－Polymetallic Deposit，Inner Mongolia［J］.Geology and Exploration，2011，47（3）：344－352.

［20］袁波，陈世悦，袁文芳，等.济阳坳陷沙河街组锶硫同位素特征［J］.吉林大学学报：地球科学版，2008，38（4）：613－617.Yuan Bo，Chen Shiyue，Yuan Wenfang，et al.Characteristics of Strontium and Sulfur Isotopes in Shahejie Formation of Jiyang Depression［J］.Journal of Jilin University：Earth Science Edition，2008，38（4）：613－617.

［21］孙镇城，杨藩，张枝焕，等.中国新生代咸化湖泊沉积环境与油气生成［M］.北京：石油工业出版社，1997：1－111.Sun Zhencheng，Yang Fan，Zhang Zhihuan，et al.The Caenozoic Salt Lake Sedimentary Environment of China and Oil－Gas Generation［M］.Beijing：Petroleum Industry Press，1997：1－111.

［22］Elderfield H.Strontium Isotope Stratigraphy［J］.Palaeogeogr，Palaeoclimatol，Palaeoecol，1986，57：71－90.

［23］Palmer M R，Edmond J M.The Strontium Isotopic Budget of the Modern Ocean［J］.Earth Planet Sci Lett，1989，92：11－26.

［24］Wadleigh M A，Veizer J，Brooks C.Strontium and Its Isotopes in Canadian Rivers：Fluxes and Global Implications［J］.Geochim Cosmochim Acta，1985，49：1727－1736.

［25］McArthur J M，Howarth R J，Bailey T R.Strontium Isotope Stratigraphy：Lowess Version 3：Best－Fit to the Marine Sr－Isotope Curve for 0to 509Ma and Accompanying Look－up Table for Deriving Numerical Age［J］.J Geol，2001，109：155－170.

［26］邓宏文，钱凯.沉积地球化学与环境分析［M］.兰州：甘肃科学技术出版社，1993：1－351.Deng Hongwen， Qian Kai.Sedimentary Geochemistry and Environmental Analysis［M］.Lanzhou：Gansu Science and Technology Press，1993：1－351.

［27］Rais W R，Buckley F.Degree of Pyritization of Iron as a Palaeoenvironmental Indicator of Bottom Water Oxygenation［J］.Journal of Sedimentary Petrology，1988，58（5）：812－819.

［28］刘平略，周厚清，康桂云.松辽盆地元素分布及其与沉积环境的关系［J］.大庆石油地质与开发，1986，5（2）：11－15.Liu Pinglüe， Zhou Houqing， Kang Guiyun.Distribution of Elements and Its Relation with Sedimentary Environment in Songliao Basion［J］.Daqing Petroleum Geology and Development，1986，5（2）：11－15.

［29］冯增昭.沉积岩石学［M］.北京：石油工业出版社，1993：1－368.Feng Zengzhao.Sedimentary Petrology［M］.Beijing：Petroleum Industry Press，1993：1－368.

［30］Jones B，Manning D A C.Comparison of Geological Indices Used for the Interpretation of Palaeoredox Conditions in Ancient Mud－Stones［J］.Chemical Geology，1994，111：111－129.

［31］Hatch J R，Leventhal J S.Relationship Between Inferred Redox Potential of the Depositional Environment and Geochemistry of the Upper Pennsylvanian（Missourian）Stark Shale Member of the Dennis Limestone，Wabaunsee County，Kansas，U S A［J］.Chemical Geology，1992，99（1／2／3）：65－82.

［32］Mongenot T，Tribovillard N P，Desprairies A，et al.Trace Elements Palaeoenvironmental Markers in Strongly Mature Hydrocarbon Source Rocks：The Cretaceous La Luna Formation of Venezuela［J］.Sedimentary Geology，1996，103：23－37.

［33］金秉福，林振宏，杨群慧，等.沉积矿物学在陆缘海环境分析中的应用［J］.海洋地质与第四纪地质，2002，22（3）：113－117.Jin Bingfu，Lin Zhenhong，Yang Qunhui，et al.Application of Sedimentary Mineralogy to the Environmental Analysis in Marginal Seas［J］.Marine Geology ＆ Quaternary Geology，2002，22（3）：113－117.

［34］Dinescu L C，Duliu O G，Andries E I.INAA Study of the Vertical Distribution of some Major and Trace Elements in Lacustrine Sediments of the Danube Delta［J］.Journal of Radio Analytical and Nuclear Chemistry，2000，244（1）：147－152.

［35］柳蓉，刘招君，孟庆涛，等.抚顺盆地始新世古湖泊演化［J］.沉积学报，2010，28（4）：688－695.Liu Rong，Liu Zhaojun， Meng Qingtao，et al.Paleolake Evolution of Eocene in Fushun Basin［J］.Acta Sedimentologica Sinica，2010，28（4）：688－695.

［36］郑绵平，赵元艺，刘英俊.第四纪盐湖沉积与古气候［J］.第四纪研究，1998（4）：297－307.Zheng Mianping， Zhao Yuanyi， Liu Yingjun.Quaternary Saline Lake Deposition and Paleoclimate［J］.Quaternary Sciences，1998（4）：297－307.

［37］刘成林，陈永志，陈伟十，等.罗布泊盐湖更新世晚期沉积钙芒硝包裹体特征及古气候意义探讨［J］.矿物学报，2006，26（1）：93－98.Liu Chenglin，Chen Yongzhi，Chen Weishi，et al.Studies of Fluid Inclusions in Glauberite of Middle－Upper Pleistocene Strata and Their Paleoclimatic Significance in Lop Nur Salty Lake，Xinjiang，NW China［J］.Acta Mineralogica Sinica，2006，26（1）：93－98.

［38］刘成林，焦鹏程，王弭力，等.罗布泊盐湖巨量钙芒硝沉积及其成钾效应分析［J］.矿床地质，2007，26（3）：322－329.Liu Chenglin，Jiao Pengcheng，Wang Mili，et al.Sedimentation of Glauberite and Its Effect on Potash Deposits Formation in Lop Nur Salt Lake，Xinjiang，China［J］.Mineral Deposits，2007，26（3）：322－329.

［39］Habicht K S，Canfield D E，Rethmeier J.Sulfur Isotope Fractionation During Bacterial Reduction and Disproportionation of Thiosulfate and Sulfite［J］.Geochimica et Cosmochimica Acta，1998，62（15）：2585－2595.

［40］Fry B，Cox J，Gest H，et al.Discrimination Betweenδ34S and32S During Bacterial Metabolism of Inorganic Sulfur Compounds［J］.J Bacteriol，1986，165：328－330.

［41］Canfield D E，Teske A.Late Proterozoic Rise in Atmospheric Oxygen Concent Ration Inferred from Phylogenetic and Sulphur Isotope Studies［J］.Nature，1996，382：127－132.

［42］Canfield D E，Thamdrup B.Fate of Elemental Sulfur in an Intertidal Sediment［J］.FEMS Microbiol Ecol，1996，19（2）：95－103.

［43］Habicht K H，Canfield D E.Sulfur Isotope Fractionation During Bacterial Sulfate Reduction in Organic Rich Sediments［J］.Geochim Cosmochim Acta，1997，61（24）：5351－5361.

［44］Chambers L A，Trudinger P A，Smith J W，et al.A Possible Boundary Condition in Bacterial Sulfur Isotope Fractionation［J］.Geochimica et Cosmochimica Acta，1976，40（10）：1191－1194.

［45］Krouse H R，Grinenko V A.Stable Isotopes in the Assessment of Natural and Anthropogenic Sulphur in the Environment［M］.New York：John Wiley ＆Sons Ltd，1991：5－10.