元素地球化学在古环境和古生态研究中的应用综述

谢建磊，赵宝成，战 庆，李 晓

（1. 上海市地质调查研究院，上海 200072；2. 中国地质大学（武汉）地球科学学院，湖北·武汉，430074）

元素地球化学在古环境和古生态研究中的应用综述

谢建磊1,2，赵宝成1，战 庆1，李 晓1

（1. 上海市地质调查研究院，上海 200072；2. 中国地质大学（武汉）地球科学学院，湖北·武汉，430074）

元素地球化学方法被广泛应用于沉积学研究，保存的古环境、古生态信息可通过多种指标进行释读。本文总结了主量元素、微量元素、稀土元素、同位素和有机地球化学等在沉积学研究中应用相对比较成熟的环境代用指标及其地质意义，认为这些指标在示踪形成构造环境、古气候、古生态、物源区、沉积介质条件等方面具有有效的指示作用；不同指标对剥蚀区和沉积区的古气候指示意义差别较大，需加以甄别；因表生地质环境的复杂性，古环境解释中需注意指标的局限性，应根据研究对象选择多个指标并结合其他沉积学、岩石学特征进行综合验证。

元素地球化学；构造背景；古气候；沉积介质条件；物源

元素地球化学研究对象丰富，在古气候、古水深与海平面变化、沉积介质条件、物源区识别等方面都是一种常用的代用指标。受元素活动性和自然界多种因素的影响，不同元素保留的古环境、古生态信息有所不同，通常采用元素组合和比值、多元统计分析两种途径来削弱各种扰动因素的影响。沉积物是源岩从风化剥蚀到沉积成岩整个过程的综合反映，既可以反映源区（剥蚀区）、流域，又可以反映沉积区。不同组分的古环境和古生态意义不同，如深海区酸溶组分主要由生物源和自生化学组分组成，记录自身演化信息；而不溶组分主要继承源区物质特性，记录源区气候和环境的变化信息[1]。国内外采用元素地球化学指标在古环境和生态研究中开展了大量工作，对于同一元素对比值涵义的认识有时并不一致，甚至可能大相径庭。本文综述相关研究中应用相对比较成熟的代用指标特征和地质意义，并提出个人观点和看法。

1 主量元素

1.1 岩石形成构造环境判别

采用主量元素进行形成构造环境的判别主要始于20世纪70年代，80年代以来取得了较多成果，但主要集中于砂岩和泥岩、页岩、硅质岩的判别上。Bhatia总结了大洋岛弧、大陆岛弧、活动大陆边缘、弧后盆地等构造背景下的砂岩主量元素特征，提出了TiO2-(Fe2O3+MgO)、Al2O3/SiO2-(Fe2O3+MgO)、K2O/Na2O-(Fe2O3+MgO)、Al2O3/(CaO+Na2O)-(Fe2O3+MgO)等图解，且提出了两个由全部氧化物拟合成的判别参数[2]。对于以上判别图解，Armstrong-Altrin等认为其在中新世以来沉积物成岩构造背景判别中的应用需慎重考虑[3]。国内开展主量元素判别形成构造环境的研究开展较晚，方国庆等也提出了相关构造环境的主量元素判别图解[4]。杨江海等经统计分析建立了(Al2O3+FeO)/(Na2O+K2O)-SiO2/(MnO+TiO2)/100-MgO+CaO、F1-F2和Qel-Fe1-Lel三个砂岩构造环境的判别图解[5]。

硅质岩中，多用Fe、Mn和Al、Ti进行成因和构造环境判别。Bostrom等提出热水沉积物富Si、Fe和Mn，贫Al、Fe、K和Na，同时提出可以利用Fe/Ti、(Fe+Mn)/Ti、Al/ (Fe+Mn+Al)指标来判别热水和正常海水沉积物，其分别大于20、25和小于0.35时，一般属于热水成因[6]。Adachi等认为Al/(Fe+Mn+Al)值由纯生物成因的0.6到纯热水成因的0.01逐渐递减，热液成因时该值小于0.4，大于0.4时表明受陆源碎屑影响，并提出了Fe-Mn-Al三角图解[7]。Murray提出可以用MnO/TiO2值（0.5为界）作为大陆斜坡、边缘海与开阔大洋成因的标志，并提出了100×(Fe2O3/SiO2)-100×(Al2O3/ SiO2)、Fe2O3/(100-SiO2)-Al2O3/(100-SiO2)、Fe2O3/TiO2-Al2O3/ (Al2O3+Fe2O3)等判别图解[8,9]。此外，Sugitani等认为Al2O3/ (Al2O3+Fe2O3)比值也是硅质岩重要的一个形成环境判别指标[10]。

1.2 古盐度和氧化还原环境判别

Ca、P、Fe、Mn、Mg、Al等元素可用于古盐度判别。Nelson提出了古盐度的沉积磷酸盐估算方法，应用较广[11]。Fe的黄铁矿矿化度（DOP）在富氧环境中一般小于0.42，而在贫氧或无氧环境中为0.55～0.93[12]，但DOP值易受到实验方法的影响[13]。沉积环境和沉积物粒径对元素赋存形态具有重要影响[14]。海洋沉积中，锰的价态变化受pH及EH支配，在还原和酸性介质中呈Mn2+而溶解，在氧化环境中呈Mn4+而沉淀[15]。CaO/(CaO+Fe)和(MgO/Al2O3)×100作为盐度指标时，前者以0.2、0.5为界划分为低盐度、中盐度、高盐度；后者以1、10为界划分淡水、过渡、海水沉积[16]。此外，很多情况下，湖水中的Ca/Mg比值随盐度上升而降低[17]，K、Na含量是盐度的直接标志，这三种指标也可以用于定性的古盐度判别[11]。介形虫壳体Mg含量与水体温度、Mg含量呈正相关关系，Sr/Ca比值与温度无关，与水体盐度和Sr/Ca比正相关，可以定量进行古盐度估算[18,19]。

1.3 古气候判别

CIA、CIW和A-CN-K三角图被认为是反映源区化学风化强度的有效指标和方法。岩石风化过程中，K、Na、Ca、Mg易淋滤流失，Si和Al在残余相中富集[20]。受黏土矿物吸附或结合影响，K和Mg在风化物中相对Ca和Na富集，而由于K离子半径较大，更易于被黏土矿物吸附[21～23]。基于上述主要活动性差异，SiO2/Al2O3、SiO2/(Al2O3+Fe2O3)、FeO/Fe2O3、Na2O/K2O、Ca/Mg、Ca/Sr、Sr/Ba常被用作候代用指标。在剥蚀区，其气候指示意义较明确，低值反映气候湿热，高值反映气候干冷；但在沉积区，其气候指示意义则具有多解性，更多是反映剥蚀区或源区特征。如SiO2/ Al2O3、SiO2/(Al2O3+Fe2O3)高值既可以指示流域湿热气候，也可指示源区较冷气候[24]。海洋沉积中，浮游有孔虫壳体Mg/Ca值、珊瑚的Sr/Ca、Mg/Ca和U/Ca值等可以进行海表面温度重建，但珊瑚的元素地球化学比值温度计常不具有全球的普适性[25]。温度的升高有利于元素Mg的沉淀，湖泊体系中，Ca/Mg常被用于反映冷暖变化。封闭湖泊的Ca/Mg值高，多表示湿热环境，湖泊水位上升。Ca/Mg值低，多表示干旱程度增加，湖面下降。在敞流性湖泊中影响因素较多[17,24]。

自生和生物成因的碳酸钙含量常被用于沉积区古气候研究。变化多具有明显旋回性，一种是冰期时含量高、间冰期含量低的太平洋型旋回；另一种是冰期时含量低、间冰期时含量高的大西洋型旋回[25]。湖相沉积中，Fe和Al含量高表示暖湿环境，Ca和Mg含量高表示相对干旱或有干湿季节变化的环境，因此(Fe2O3+Al2O3)/(CaO+MgO)可用来衡量环境的相对湿润程度[26]。此外，湖泊沉积中，Fe/Mn值被认为与水深有关，低值通常反映较深的湖水和暖湿气候[27]。P高含量指示干旱炎热高盐度环境，低含量则指示潮湿环境[28]。

1.4 物源变化判别

SiO2、Al2O3、K2O、Fe2O3、MgO、TiO2、Na2O等主要为与陆源碎屑有关的元素化合物，高含量多出现在细粒沉积物中，可指示物源性质的差异。其中，SiO2、Al2O3和TiO2的陆源性指示意义较强[8]。SiO2/TiO2值可作为指示冬季风强度的大气粉尘粒度的替代指标[25]。Al形成过程中相对稳定且主要赋存在黏土中，不易迁移，故通常被用作标准化元素以消除粒级效应的影响[1]，但有学者提出Al与细颗粒没有明显相关性。Al可用来表征物源稳定性程度，当有其他物源沉积物注入时，其含量变化会较大[29]。Ti主要富集在黏土级沉积物中，该值愈高则表明陆源物含量愈丰富[30]。SiO2/Al2O3值可有效判别沉积物成熟度，成熟度低离物源区近，相反，距离越远[31]。此外，CaO、CaCO3可用来判断物源，但影响因素较多。除部分来自陆源碳酸盐岩外，还受自生和生物作用影响，在特定地区可以用来进行物源分析。

2 微量和稀土元素

2.1 岩石形成构造环境判别

相比较于主量元素，应用比较广泛和成熟。Bhatia提出了La-Th、La-Th-Sc和Th-Co-Zr/10、Th-Sc-Zr/10等杂砂岩构造环境判别图解，并总结了杂砂岩的ω(La)、ω(Ce)、ω(∑REE)、ω(La)/ω(Yb)、ω(∑LREE)/ω(∑HREE)、(La/Yb)N、Eu/Eu*等几个稀土参数特征（采用球粒陨石进行标准化）[2]。随后，Bhatia和Crook系统总结了不同构造背景下形成砂岩的微量元素及其比值特征[32]。上述成果至今仍在被广泛应用。此外，U/Th值被广泛地用于形成环境判别，陆相环境中较高，泥岩或页岩中高达7以上，海水中泥岩、页岩和灰岩中小于2[33]。近海沉积物的稀土含量和分布模式与大陆物质相似；深海沉积物的稀土含量变化很大，但都呈现重稀土的相对富集和Ce的明显亏损[25]。

硅质岩研究中，V/Y-Ti/V、Ti-V成因图解和稀土元素应用较多。稀土重量从大洋中脊（10-6）到大洋盆地、大陆边缘逐渐增大[34]。Eu/Eu*、Ce/Ce*、(La/Lu)N、(La/Yb)N和(La/Ce)N是硅质岩成因和形成环境识别的重要指标，Eu/ Eu*正异常被认为是高温热水流体参与其成岩作用的重要证据[35]。洋中脊及其两翼的热液作用使硅质岩Ce/Ce*负异常增大，且造成轻稀土的强烈亏损。从洋中脊到大洋盆地到大陆边缘，(La/Lu)N、(La/Yb)N、(La/Ce)N分别呈有规律的变化[36]。此外，U/Th值也被用于硅质岩成因判别，大于1时为热水环境[37]。

2.2 古盐度和氧化还原环境判别

B、Sr/Ba、B/Ga等微量元素（对）常被用于古盐度判别[38]。Walker提出了“校正B质量分数”和“相当B质量分数”的概念，并认为在相当B质量分数大于400×10-6时为超盐度环境，(300～400)×10-6时为正常海水环境，(200～300)×10-6时为半咸水环境，小于200×10-6时为低盐度环境[39]。此外，利用B质量分数可以进行古盐度的定量计算[11]。Sr/Ba值随着远离湖（海）岸而逐渐增大，在淡水环境中小于0.5，在半咸水环境为0.5～1，在海洋环境中大于1。B/Ga＜1.5时为淡水环境，5～6时为近岸相，＞7为海相[40]。此外，和主量元素联合运用，Sr/Ca、V/Ca和U/Ca值均对揭示古环境特征有重要作用[25]。

U/Th、V/Cr、Ni/Co值可作为氧化还原环境标志。U富集主要受活性有机质含量控制[41]。U/Th越高一般越富氧，但对其界线值划分并不一致[42,43]。U/Th比值、自生U含量与DOP具有对应关系[42]。Wiganll提出了δU=6U/(3U+Th)的参数，以1作为缺氧和正常环境的界线[43]。V/Cr通常以2.0、4.25作为富氧、次富氧、缺氧—贫氧环境环境的界线，Ni/ Co通常以5.0、7.0作为氧化、次富氧、贫氧或缺氧环境，但不适用于碳酸盐岩[11]。

稀土配分模式和La、Gd和Y等元素异常可来区分淡水和海水环境[44]。平均页岩标准化后的海水轻稀土元素亏损，具有明显La、Gd和Y正异常，较高的Y/Ho值。淡水具有比较平坦的配分模式，仅Gd可呈正异常，Y/Ho值与上地壳值（26.24或27.5）相等或稍高[45]。Ce/Ce*可以进行氧化还原环境判别，Ce负异常表明水体处于氧化状态[46]。Elderfield等提出Ceanom来进行判别，大于0表示缺氧，Ce富集；小于0表示呈氧化环境，Ce亏损[35]。

2.3 古气候判别

Sr的易迁移性使其成为古气候研究中的一个重要指标。Sr含量低通常指示潮湿气候，反之指示干旱气候。与其他元素联合，Rb/Sr、Sr/Cu、Sr/Ba和Sr/Ca等指标应用较多。在剥蚀区，Rb/Sr值越大，风化作用愈强烈；而在沉积区，该值越大，反映剥蚀区和流域内气温和风化作用越低。Sr/Cu比值在1.0～10.0指示温湿气候，而大于10.0指示干旱气候[28]。Sr/Ba、Sr/Ca比值通常认为与盐度有关，在湖泊沉积区，其比值越大，气候越干旱[24,26]。此外，Zr/Rb可以指示碎屑岩粒度变化，成正相关性，值大指示快速剥蚀和搬运的沉积环境，源区气候相对湿润，风化程度相对较低[47]。Cu、V含量高时表示植物繁茂的温暖湿润环境；Sr、Ba含量越高，表示气候越寒冷[48]。B、Ga、Sr和Ba对海侵、海退具有一定指示意义[49]。Sm/Nd对海平面升降具有指示意义，该值增大，海水深度也有所增加[50]。

不同气候环境下，稀土元素的富集特征不同。暖湿气候中，ΣREE较高；相反，冷干气候中，ΣREE较低[51]。风化过程中，重稀土元素往往较轻稀土元素活泼，前者易迁移，后者趋向于在残余物中富集[52]。现代海洋沉积研究表明，稀土元素对全新世Heinrich事件、YD事件等具有明显指示意义[53]。

2.4 物源变化

Zr和La在锆石、磷灰石中富集，Ti和V在角闪石、辉石中富集[54]，所以Zr/TiO2、La/V可用于沉积物成熟度指示[36]。Zr、Sr与SiO2、CaCO3相似，可分别作为陆源和亲生物沉积的标志[25]。La和Th相对富集在长英质岩石中，而Sc、Co、Cr、Ni等过渡元素则在镁铁质岩石中含量高，La/ Sc、Sc/Th、Cr/Th、Co/Th等值在花岗岩、安山岩、镁铁质岩石及地壳不同部位都存在差异，利用La/Sc和Th/Sc等可以区分沉积物的长英质和镁铁质源区[55]。

根据源岩的稀土元素差异，可以进行物源区识别。不同类型沉积物与不同时间段同类沉积物在稀土元素配分模式上的一致性，可能表明这些沉积物具有相同的物源区。轻重稀土比值低，无Eu异常，则物源可能为基性岩石，相反则多为硅质岩，可以用ω(∑REE)-ω(La)/ω(Yb)进行泥岩源区判别[56]。

3 同位素

3.1 锶同位素

海水锶是对海水变化反应比较灵敏的元素之一，主要来源于流域岩石风化输入、海底扩张热液输入和海底玄武岩风化等。从寒武纪到白垩纪，海水87Sr/86Sr比值缓慢减少且波动很大，而从白垩纪到现在则快速增加[57]。通过87Sr/86Sr比值变化可以进行海平面变化、古盐度定量或半定量计算、沉积相和源区判别、海相地层定年。Ruppel等建立了北美和欧洲大陆志留纪各牙形石带的高分辨率87Sr/86Sr曲线，发现其与三级海平面升降旋回完全对应[58]。桂训唐发现，南沙海域沉积物锶同位素的组成具有明显区域性差异，反映了沉积环境和物质来源的差异[59]。黄思静等利用锶同位素演化曲线，对相关地层进行了定年[60]。

3.2 碳同位素

碳同位素分为两类，一类为土壤有机质等有机来源；另一类为石笋、冰芯等无机来源。有机δ13C可以用来反映冷暖变化、大气CO2、营养状况、初级生产力等古环境和古生态信息变化，并通常结合TOC、TON等指标使用。由于有水生生物的贡献，有机δ13C所包含的气候信息解释一直还存在争议；但当确定物源只以内源或外源为主时，具有相对明确的气候指示意义。有学者认为在暖期偏高，在冷期偏低；部分学者认为相反。当δ13C和TOC正相关时，可能指示暖湿或冷干的气候组合；反之，可能指示冷湿或暖干的气候组合[61]。

有机δ13C可用来识别C4和C3植物丰度，值越小，后者丰度越高。C3植物生长环境多温度较低、光照不强、高湿度和降水量，所以δ13C与温度正相关，可作为温度指代指标。C3植物包括灌木和绝大多数草本、高纬度及高海拔气候条件的禾本科及苔草，δ13C值在-22‰～32‰，C4主要是是温暖季生长的禾本科植物及苔草，δ13C值在-10‰～15‰。当海拔超过2600m时，C4植物含量急剧下降，含量几乎为零[61]。Wang和Zheng提出了经验公式C3=(2.1-δ13CCaCO3)/14来估算两种类型植物比例[62]。研究中，仅用C3、C4比来解释δ13C变化有时并不可行，还与水生生物光合作用强度或群落的改变有关[61]。温暖和寒冷海水中浮游植物δ13C分别在约-20‰、-30‰左右。海草浮游植物δ13C为-10‰～-16‰，海相藻类在-18‰左右，但当pH较高时，其δ13C会变重。非海相藻类和水生植物δ13C在-12‰～-26‰。

碳酸盐岩δ13C与古气候、海平面升降具有着极密切的关系，受多种因素影响。还原条件、古盐度增大和生物发育时，会引起碳酸盐岩δ13C值变大，发生正漂移；氧化条件、大气降水和陆源淡水的注入、生物贫乏时，会使δ13C值变小，发生负漂移[63]。

3.3 氧同位素

目前，在每种载体中氧同位素的高分辨率古气候研究程度和时间跨度都不同，且在同一种载体如冰心和洞穴沉积物中分析结果的解释也不统一。

湖泊自生碳酸盐氧同位素受气温、湖泊水位、降水氧同位素和湖水盐度和不同前处理方法等多种因素影响[64]，用于古环境研究时，需结合其他指标进行综合验证；但通常δ18O值高表示湖泊水体盐度较高，为干早—半干旱气候；反之，δ18O值低表明湖泊水体处于淡化期，即湖水盐度小，气候为湿润期。δ18O与δ13C的相关性可以来指示古湖泊封闭性[65,66]。相关性较强，封闭性越强，δ18O的富集主要取决于蒸发作用；但也有学者认为，这一过程较之由温度效应而导致的δ18O含量的变化其影响幅度要小。相关性较弱，湖泊开放性较强，δ18O的富集主要取决于降雨和注入水的多少。

对极地冰心氧同位素的解释中，通常高值为温暖期，低值为寒冷期。但也有认为，季风区冰心的δ18O值不再和气温呈正相关关系，而主要反映古季风的盛衰进退[67]。冰心低δ18O值代表夏季风盛行，气候转暖，降水量增加；高δ18O值代表的是冬季风盛行，气候转冷，降水量减少。石笋氧同位的高低对温度、降水量的变化都具有指示意义，对其气候意义解释在季风区、非季风区、沿海和内陆、同一纬度的不同海拔地区等不同研究区域存在较大的区别，为获得准确的环境意义必须详细研究洞穴内现代碳酸盐—水体系的同位素特点[68]。

生物壳体与介质的δ18O具有同步消长关系，因此其δ18O可用来进行古水温和古盐度研究。在深海区，高值通常解释为寒冷期，低值解释为温暖期。但在陆架海区，其指示意义与之正好相反。冰期海平面下降，海水影响较弱，该值减小；间冰期，海平面上升，海水影响增强，该值增大。在深海，δ18O与δ13C具有高度相关性，但在陆架区，在冰期由于受陆地径流和沿岸流的影响，两者呈高度相关性，但在冰消期，两者相关性不明显或弱正相关。

此外，针对黄土—古土壤采用碳酸盐岩进行古气候研究时，要注意原生和次生成因的影响。钙质结核碳酸盐岩中的δ13C记录了古土壤形成时期的植被类型，δ18O则反映了各层古土壤形成时地表年平均温度[65]。

4 有机地球化学

4.1 有机质TOC和TN

沉积物中TOC含量及其分布，对了解沉积环境、物质来源和海陆地球化学元素循环过程有重要意义[69]。TOC常和CaCO3、TN指标结合使用，反映沉积物有机质来源和古气候环境变化。有机质含量较高，本身指示较强的还原环境。TOC≥0.5%时多对应于缺氧环境，小于0.5%时对应于氧化环境[70]。海退层序中，向上陆源有机质含量逐渐增高，有机碳丰度降低；而海进体系中，陆源有机质向上减少，海相有机质增加，有机碳含量升高。TOC较低可能与古生产力低有关，也可能反映强烈化学风化下有机质保存率较低。相对温湿条件下的沉积物中TOC含量较高，而CaCO3含量偏低。干冷气候条件下相反。

由于陆生和水生植物C/N值不同，TOC和TN值对有机质来源具有指示作用，能够判别水生和陆生植物相对比例，能够指示内源和外源有机成分的比值[71]。河口、海洋和湖泊水生物有机质来源的TOC/TN比值多小于10，而陆源碎屑有机质来源的TOC/TN比值则大于10，陆源高等植物有机质来源的TOC/TN比值则可高达50以上。但TOC和TN组成剧烈变化，既可反映有机质来源复杂性，也可反映气候环境的不稳定性。

4.2 生物标志化合物

生物标志化合物指标对盐度具有有效的指示意义。淡水中常以高碳数正烷烃为主，主峰主要是nC27和nC29，奇偶优势明显，代表陆源输入。淡水—半咸水中以低碳数为主，个别以nC17为主，与藻类有关。咸水或高盐度水中正烷烃主要分布在aC18-nC28，常呈现高碳数范围的偶碳优势分布，主峰碳为nC22、nC27或nC28，低Pr/Ph、Ts/Tm，低三环萜烷、孕甾烷和重排甾烷，高伽玛蜡烷、胡萝卜烷，规则的iC25类异戊二烯烃等[72]。

生物标志化合物指标可以用来进行古温度重建。不饱和脂肪酸C18:2/C18:0值是最先提出的用于湖泊古温度定性恢复的指标，而应用于恢复古温度研究最成功的例子是长链不饱和酮U37k指标，但其主要用于古海洋表面温度估算[73]。Schouten等基于古细菌四醚类脂物，提出了一个新的古海洋表面温度重建指标—TEX86[74]。与海洋沉积物相比，要从湖泊沉积有机质中定量提取古温度信息目前还没有比较成熟的指标。

升藿烷指数、姥鲛烷/植烷比值和伽玛蜡烷指数、胡萝卜烷含量等是沉积环境氧化还原条件判别的有效标志。升藿烷指数＜0.06代表氧化环境，＞0.1指示缺氧环境。姥鲛烷/植烷比值＜1.0指示缺氧环境，1.0＜姥鲛烷/植烷比值＜3.0指示过渡环境，姥鲛烷/植烷比值＞3.0指示次富氧—富氧环境。伽玛蜡烷指数和胡萝卜烷含量随着含氧量的减少变大[14]。

生物标志化合物与原始生物的种属、类型、地区气候变化密切相关，与其前身物之间具有唯一对应关系，不同碳数甾烷（烯）醇的相对丰度一定程度上反映了沉积物中有机质的来源，可以用来进行某一类生物种属古生产率定性评价。C27甾醇主要来源于海洋浮游生物，尤其是在海洋浮游动物及其粪粒中含量最高。C29甾醇常来自于陆源高等植物，C28甾醇在自生藻类和陆源高等植物的含量都较高，但也有人将其作为海洋藻类的生态示踪剂。C30甾醇被认为主要起源于甲藻。正构烷烯烃分子主峰碳分布范围在nC25-nC35的高碳数烃类主要来源于陆源高等植物（奇偶优势指数OEP大于1.2）；主峰碳分布范围在nC17-nC23的低碳数烃类起源于海洋藻类的类脂物（绿藻nCl7占优势，褐藻nCl5占优势），虽然浮游生物和细菌的改造作用可以产生高碳数烃类，但其没有明显的奇偶优势（OEP约等于1）[75]。C31/ C17参数可以来表述陆源和海洋源的组成变化，小于0.5为大量藻类输入，大于2主要为高等植物输入。长链正构烷烃总量与陆源高等植被有关，(香豆酸+阿魏酸)/香草酚(C/V)、紫丁香酚/香草酚(S/V)等指标可以揭示陆地生态系统中植被类型的演变特征，C/V指示木本和草本的相对比例，而S/V可用于进一步区分裸子植物和被子植物的比例[76]。

此外，生物标志化合物稳定碳同位素已在恢复区域生态系统研究中愈来愈受到重视，如地史时期C3/C4植被类型及其更替。类脂化合物（烷烃、脂肪酸、醇、烯酮等）单体碳同位素被广泛用于追溯沉积物来源，尤其是长链烷烃[77]。单体氢同位素组成对突发性气候事件高度敏感，可以用来重建过去的温度、湿度、蒸发效应，大气降水同位素（δD）变化[78]。

5 结论

（1）不同元素地球化学指标对剥蚀区和沉积区的古气候指示意义差别较大。常用指标有CIA、CIW、SiO2/ Al2O3、SiO2/(Al2O3+Fe2O3)、FeO/Fe2O3、Na2O/K2O、湿润度、Ca/Mg、Rb/Sr、Sr/Cu、Ca/Sr、Sr/Ba、Mn/Sr等。在剥蚀区，古气候意义较明确；在沉积区，具有间接性和多解性，更多地反映剥蚀区或源区特征。具体应用中需注意各指标解释的局限性，选择多个指标并结合其他特征进行综合验证。

（2）主量、微量、稀土元素的形成构造环境判别多用于砂岩、泥岩、页岩和硅质岩中。常用的氧化还原环境判别指标有DOP、U/Th、V/Cr、Ni/Co、V/(V+Ni)、Ce/Ce*等；古盐度判别指标有沉积磷酸盐法、CaO/(CaO+Fe)、(MgO/Al2O3)×100、Ca/Mg、B、Sr/Ba、B/Ga、Sr/Ca、V/ Ca、U/Ca、化石壳体Sr/Ca等。

（3）主量元素中，SiO2、Al2O3和TiO2的陆源性指示意义较强。Al2O3可用来表征物源稳定性程度，SiO2/Al2O3值可有效判别沉积物成熟度，SiO2/TiO2值可作为指示冬季风强度的大气粉尘粒度的替代指标。微量元素中，Zr、Sr可分别作为陆源和亲生物沉积的标志，La/Sc、Sc/Th、Cr/ Th、Co/Th可用于花岗岩、安山岩、镁铁质岩石、不同构造环境下物源区的识别。轻重稀土的富集、分异程度与物源和形成环境密切相关。

（4）锶同位素可用于海平面升降、物源区识别和海相地层定年研究；碳同位素的气候指示意义受多种因素影响，气候解释和生态恢复时多需与TOC、TN联合使用。氧同位素在深海和浅海有孔虫壳体、陆相碳酸岩、季风区冰心等对象的研究中，具有不同的气候解释意义。

（5）有机质TOC和TN等有机地球化学指标可用于古水温、古盐度和氧化还原背景的判别，并且在区域古植被面貌恢复和有机质来源的识别中具有重要应用潜力。

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Review of geochemical applications for paleoenvironmental and paleoecological analyses

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

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

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

P595

A

2095-1329(2015)03-0064-07

10.3969/j.issn.2095-1329.2015.03.015

2015-06-24

2015-07-20

谢建磊(1981-),男,在职博士生,主要从事区域地质调查研究.

电子邮箱: 45118880@qq.com

联系电话: 021-56618050

中国地质调查局国家海洋保障工程工作项目“长江三角洲海岸带综合地质调查与监测”(GZH201200506)