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沉积地球化学应用

总第! ##年

一

期一 期岩相古地理

%& ()+

(

)

一

第

一

! ##

《沉积地球化学应用》座,七 讲第七讲 微量元素在沉积学研究中的应用,!《积地球化学应用讲座》写组编编沉,成都地质学院沉积地质科学研究所

利用沉积岩中微量元素所提供的信息来研究沉积学和沉积矿床学中的问题是当代地球化学研究的重要课题、、。

,

研究微量元素目前已从单纯的统计对比对号入座发展到深入讨论元。

,

、

素迁移和分配的化学动力学机理,

这就使得我们不能只是单纯地根据少数地球化学指标来判,、

断古气候古盐度古环境以及成矿溶液的性质还应综合考虑时间因素成岩蚀变对微量元素含量的影响从而可对实验数据进行校正使古环境的再造更为准确、,。

,

。

岩浆岩成岩成矿过程中微量元素的定量研究开展得较早而深入许多元素的地球化学行为都是在高温高压下加以认识的在沉积岩和沉积矿床研究中了解得比较深入的是碳酸盐岩沉积和成岩过程中微量元素的习性,。

,

,

因此本专题前半部分以

./0 1

/

2 0,! # 对碳酸盐岩微3

量元素的研究为基础着重介绍有关微量元素的基本理论和在成岩作用研究中的理论意义后半部分则着重介绍微量元素在研究沉积相和成岩作用方面的运用实例、。

一微量元素分配理论及其在成岩作用研究中的运用,一 微4元素分配规律及影响因素!

分配定律、

碳酸盐矿物包括文石,5 低镁方解石,6 7 8和高镁方解石,9 7 8 中的 7;< 8为=>

:

,

多为海相成因海水

。

!

,

浅海内相应生成的,

5

和

9

78应含 7;约?

一 >

Α而深海软泥则,

以

6 78

为主

。

在沉淀碳酸盐矿物的同时一些微量元素能以下述方式结合进去,! 取代

= 8

8Β

>

晶格中的 0

=

ΧΔ

为了使叙述简炼本文中碳敌盐矿物均以符号表示>,

,

,

5

>

文石

、

67Ε

低镁方解石

,

9 78

>

高镁方解石 3Φ

678

>

成岩低镁

方解石 Γ 9 7Ε

Η镁方解石,含 7% 8,

)

一

,Χ

)

一Α

沉积地球化学应用

! ##

年第一峨期

《积地球化学应用》座, 沉讲七

Ι, 存在于晶格平面之间, 占据因晶格缺陷而空出的

位置, 因过剩的离予电荷而被吸附

, 存在于非碳酸盐组分如不溶粘土残渣和流体包体中,

以上,! , , 均常见尤以,!更为重要研究亦较深入对, 则在研究时应尽可能排 、

、

,

,

,

除

。

71 4 2一种微量元素结合进碳酸盐晶格时受所谓分配定律所支配,Ε 1 0,

,

!

。

根据反应体

系的不同又可分为两种情况,)2Κ

>

,!体系处于完全平衡状态及沉淀时水固相之间无任何浓度梯度则遵循均一分布定律 ,一,

)等

,

!#

+= 8 呱一 一Λ= 8一呱Φ

这里 为摩尔浓度,

,

0 7

为某微量元素下标。

,

+

和

Λ

分别指固相和水,

,

Φ

为分配系数该定律适

。

用于体系水量远大于沉淀物的情况,

,Ι体系不处于完全平衡状态水在沉淀过程中成分要改变沉淀出的固相内微量元素有 0 20明显浓度梯度则遵循不均 .,多相 分配定律,Φ ) ,

2一9 )

>Μ++ 1

,

Ν

,:

丽瓦Ο

70

。

,

,

Ν

8=

。

人‘:

3

乏瓦

这里下标,

分别代表溶液中微量元素和Ε的初始及终了浓度= !当其ΦΘ !时沉淀的固相比水含更高的微量元素浓对分配系数的了解现状总结于表,

。

和

Π

。

,

,

度即微量元素在淀出相中发生富集 3当,

Φ

Ρ0Κ

Σ

时则相反,、

。

另外不同矿物所含微量丰度也不,、

2同如斜方晶系的文石晶胞优先结合较大阳离子如%

(=

=Τ

、

Υ

,

而较小的方解石三方晶系晶

胞则结合较小的阳离子Ι

7+ 0、

、

腼

、

Ω

、

0

&

、

等

。

元素分配的影响因素Φ

分配系数

随许多因素而变化最主要的控制因素是沉淀速度。

,

。

但是

,

Φ

的不确定性并不的数量级和与单

影响我们进行定性的研究在许多情况下只要求水成分的估计值并知道,

,

Φ

位值,! 的关系就行了,Σ生物因素

。

现代碳酸盐的沉淀直接,壳 或间接,造成环境的变化 由生物因素引起生物分配过程一,。

2般导致碳酸盐中微量元素的降低,少数为增加 例如对%和,

; 7

。

正是这种排斥镁的胞内分异。

作用使2

67Ε

2的壳以浅海相环境中沉淀出来对%的排斥作用对软体动物特别重要Ε=。

Ε),

>

中斗一

的+从母液,海水 中继承了同位素成分而无

任何分馏相反大陆水常具明显的放射性所以,

2从理论上讲%同位素可作为碳酸盐中大气水的指示剂Φ 6 7Ε,成岩

。

碳酸盐矿物成岩稳定化作用是的溶解再沉淀过程的 ,一,

5

低镁方解石

,

9

78一Φ

6 78

,

678,

Ξ

Φ 6 78

Φ

务

解石

Ο:

:

!

,

2+由碳酸盐中溶解并充满孔隙水体系所得的

Φ 67 8

+2<=

2%值就是海水的比值

。

沉积地球化学应用

岩相古地理表!

,一

方解石文石和白云石中微 4元素分配系数、

=Ψ微量元素%2 (=

ΖΣ 0

!

=[

24

1行)

Ε )0

0Π 10Σ 吸Π) 2

0加Ε

0 0Σ

0 4+

Π 2)

=ΣΕΣΕ

它 0

,

= 2=

;

)

4Σ0

=

ΚΚ )Σ) 1 40

方解石报导值::Ι 一: ,!Ι

文石

白云石报导值 ::Ι

推荐值: !

报导值:

Φ5

[

∴

!

一!

Ι,!

一::

:::::Ι一:::::

::

Ξ

Φ 67 8

Ξ::::! ,一 义

:::::Ι娜石

一:

::::

7;

::!

一::

9 7 8斗Φ 6 7 8::

Φ

舍

氏

,::::#一: !Ι

67 8

Ξ

Φ 678

Ξ::::一:::

7

Σ

镇]Ρ

Ι:

Φ

[

:#

。

Χ

:一Ι:,: Ι

!9

5

Ξ

Φ 678Φ 678

,ΞΣ<Ι一Σ<

阵、

石

8)

一

,# :

7 8ΞΦ 67 8678

Λ 4!

以

#一:

Ξ

一

8Υ

ΞΙ,!一 : :

ΞΙΣ

,Σ一 !:

=Τ‘ΥΒ圣

!

一:

,

一Ι,

《:

:Ι

:

一!

Ι

,Ι

海水成分,,。

从显生宙以来海水的成分基本保持不变因此可以用现代海水成分作为古代海水性质的近似值但是这一规律并不适用于前寒武纪因为当时的海水是与地慢物质玄武岩进行物质交,

换的

。

, 成岩水中淡水与海水的比例关系对微量元素分配的控制,

。

碳酸盐成岩作用既可在海水中进行又可在大气衍生中进行当碳酸盐集合体出露于大气水中时将由化学梯度驱动而发生溶解再沉淀作用力并通过压溶而得到加强,一。

。

,

一

。

若在海水中则要求有升高的温度和压

,

6= Κ, !

认为碳酸盐矿物的多相转化大多是在大气水或大气水,

海水源流带内进行的

。

0 =作为成岩溶液的浅部地下水其 7< 8值可与地表大气水比较这个值对,

“

Ε、

=

Ε)

中微量

元素的取代具有重要意义水值。

。

2=通常%<Ε

、

7+<,

= 8

、

(

<==Ε值低于海水值

,

而 7 <,

= 0=Ε

< 8高于海

<尽管如此把浅部地下水中的 7 0,。

=Ε看成是成岩溶液的平均值或是稳定化的最终结,

果是合理的

0,海水和介入的浅地下水之间 7<Ε值之差愈大=

Φ 67Ε

中成分的置换就愈强

。

例如这两

沉积地球化学应用

!

年第一 期

《积地球化学应用》座,七 沉讲 !

种水的

% 2<

8城

相差约

倍:

,

’

= (,

=< 8就相差,

倍,图

Σ

。

假定一个完全的。。

5

一Φ 7Ε的同 6,,

质多相转变时成岩水部分或完全平衡则 0中 7户8城超过海水值约:

(

=

2的损失将远远超过%的减少Φ 6 78=

此外浅部地下水。

倍所沉淀的,

中 7含量非常高 ,

一般说来大气水成因,

Φ 67 0

应含

%2Ι ⊥⊥

,

7+Σ :一# #:[⊥ 。

(

一#:⊥⊥

7 !:::

⊥

0[ Ι :::一 #:::⊥卿

0对于古老地层 7值还会更高、

、、 、&、

#工%叭恤

场匹

‘、‘ 。

、

!,亏

一划厂

图

!

天然水中平均

70<

叭

8=

Κ值据翻认方,! # 逗 !Π) 2 5/ 0 2=

;0=

70<口8=,=Π40 2

/=

Σ

+ 0&,

= 4& 2已

Λ

0 4

2

Κ 7五

=

浅部地卜水

人人#

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一川”

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’

+

一

,

一“

+

一 )勺,,

)

,。

.二/ #

成岩体系的讨论

水0岩比、。

所谓水 0岩比是指在成岩或成矿过程中孔隙水和原岩的相对体积或对新生矿物相对重要

性的一种定性量度一般用溶解指数来间接地衡量所谓溶解指数是指微量元素和由溶解固体& &衍生的同位素对水中同位素的比用 !表示 !一 +表示一特定离子完全来自溶液 !愈高,。。

反应成岩体系的水 0岩比愈高这是一种固相溶解不足以改变大量孔隙水成分的开放体系,

。

相

反低 1值反应为低水 0岩比的封闭体系孔隙水的量和流动均有限固相溶解控制着水的化&,,,

学成分,

。

自然界中原生碳酸盐骨架矿物稳定化为 2 3, 4这往往是在低一中等水 0岩比条件下,,。

完成因而细微结构得以保存孔隙中胶结物的沉淀有大量的物质带入因而是在中一高水 0岩,

比条件下进行2 3, 4

。

在特定的物理化学条件下在同一成岩事件中相同的构型对每一微量元素和。

,

,

同位素产生不同的水 0岩比“

例如在对方解石饱和

的大气水中溶质 0水 5,

八+‘

,

所沉淀的。

6 7含有原岩石的, 0 4比值但完全由进入的大气水所控制所以溶质再沉淀对氧 0岩比事件对微量元素来说是低水 0岩比事件这是碳酸盐成岩作用的典型特征来说是高水 ,

8

,9

+

。

,

,

:

#

成岩水的时空演化。

在孔隙中每一成岩体系内均可发生固体一液体间的反应成岩水为大气水的体系溶质主,

要是通过扩散和平流进行搬运

。

扩散的速度仅为一

+

#

;< 4 6

=年而在含水层中平流是以每年几,,。

米的速度搬运溶质,

。

2 3,>。

是由连续的溶解再沉淀作用产生的在此过程中矿物的钙基本恒2 3, 4#

7定而呢户>不恒定

沉淀了的(+、#

只得到部分,

2

铀孚石?

的阳离子。

结合进去的 !只有,

原来文石的2 3,4

八+ .

啤

解石

+一+

Α/

其它

90 +

留在孔隙水中,

相反如

2

Β

则结合进。

中微量元素 .如铁锰等/要高于原来文石中的量

多余的部分从孔隙水中取得

对于高

沉积地球化学应用

岩相古地理,一,,

,一

水<岩比的体系流体搬运速度大于溶解再沉淀速度体系不易达到平衡成岩稳定化将继续进行 3对于低水<岩化的体系则成岩作用会停留在某一阶段,,、。

一些相同时代的白云岩地层因原岩沉积环境不同粘土含量不同或后期与大气水的连通

性的差异会表现出白云石晶体有序度和微量无素的极大差异其根本原因就在这里,

,

。

丁

成岩水如为海水衍生的孔隙水其溶解再沉淀速度是岩石静压力和上覆盖层的函数在。

,

一

,

常温常压下原生碳酸盐矿物与海水处于平衡扒态在深海成岩过程中孔隙水中微量元素和钙的搬运可用下式表示,Τ 0:Ν卫劝Φ2 0 2

,

! #:Τ=Μ02,

等

! #

>

丛竺生一

。Λ

,7 0白Χ

ΧΔ

十,!一中 .

70

孔万:Ι十

= 8

初始

一&

万瓶万石,

石

这里

Ω

是水沉积物界面之下的深度,

一

,

Φ

是沉积物中的扩散系数Λ为平流速度,,

.

是方解石反

应速度

为孔隙度“ 0 =总之碳酸盐的连续溶解再沉淀作甩决定了孔隙水中 7< 8比梯度在空间和时间上中,一

。

造成了具,

Φ

Ρ

!

的微量元素的一

“

0 = 7< 8

比很高而。

,

Φ

Θ

!。

的微量元素的咖 0<二 8较低=

。

梯度的

实际值取决于溶解再沉淀速度与流动速度的相对大小

%娜吏流动的开放体系,大气水体系 Γ

值大梯度一般较小反之亦然如深海沉积物中,

3

,三 两种体系中的重要结晶作用

在碳酸盐成岩稳定化过程中亚稳定的 5。

、

9

7Ε

、

7 6

0

三车隙水卫三二 6 7 8此时运动塑孔丝登Φ,,,

着的流体在下游方向上将最终达到总的平衡情况。

这就是质量溶解平衡过程是高水<岩体系中的

相反碳酸盐格架的稳定化,6 7 8Ξ,。

Φ 6 78

是在具中到低的水<岩比体系中缓慢进行的

情况较为复杂 !高水<岩比体系中的盆结晶作用 2大气水的总矿化度只有海水的Σ,Ι 海水中%<<,‘

Ε。

=

、

7;<

Ε

=

、

(

=

<Ε。较淡水高而Τ<Ε==,,

、

= 0 =Γ<= )=&= 0Ε 8 8< 8Ε< 8 <则是淡水较海水高由于 7< 8值是%的函数所以当Γ+体系的原生海相沉积物中有大气水进入时孔隙溶液是一种具新 “< 8值的混合水高 7 )= 2== &重新沉淀的Φ 6 7 0祷与之平衡而引起+ 7; (Τ的减少和 7氏Ω 0二过 0的富集

= 7<8

、

Ω

、

、

、

,

”

。

、

、

、

、

、

、

、

、

,

这种演永的调整作用和分配系数的吃 2<臼Ξ

Φ

决定了微量元素成岩再分配的总趋势,图,

Ι

。

如海水

::# ,

,

当

Φ

务二:麻,

!

时则海相8

9

78含,

%2

ΣΣ::⊥⊥

。

如有9 78,

+

2

<

78=

Ο:::

的

Γ地下水进入体系的+Ο::::

则溶质:Α来自水:Α来自周围的

_ =最终水的+< 8二

此时新沉淀的,

Φ 6 7 0,Φ

孤,

Ο:: 将只含% 2 ! 峨⊥⊥ 、

比体系中

Φ

7 6。

Ε

的

+2

减少 倍 7

0

、

所以在有淡水参与的高水<岩 Ω则有所增加在这种体系中的反复重结晶作用将。

。

破坏原生结构

如果进入体系的是海水而不是淡水则 6 7Ε一Φ 6 7 8的成岩重结晶将会造成与淡水过程,

中相似的微量元素的消耗与富集但由于孔隙水阻抗效应不一样这种变化的幅度也不同如在前例中以海水取代大气水则沉淀出的Φ 6 7Ε含+外上述两种情况都是在短期内迅速完成的,,’

。

,

。

2

Ι !

[

。

。

Ι

中等水<岩比体系中的重结晶作用

,! 概述

沉积地球化学应用

! ##

年第一 期

《积地球化学应用》座,

七 沉讲

。、

砚任皿耳泪 泪 一、 ! 、

‘、

二

二、

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一

、

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”

”

”

’

二

Σ、、

二

’

图

Ι

在大气水体系的稳定化过程中据Τ 2= Κ

5

、

97Ε

、

678

的成岩演化趋势

开放休系是指化石和基质,或胶结物 之问无化学差别的区域和/ 1Ω 0 0一

2

,

! #:

δ

;

Ι

戏

=

+ 0 0 41Ε

0

)&/Σ

4 1)

)

Π

= 2=

;)

4Σ 0ε1;ε ,

=

; 0 1=+

=Ε

0 0Σ 14

=

)ΚΣ

∴Λ

;=

0+= 1

=ΕΨ

0Σ 14 0Κ& 2 1 ++ 4Ζ 1ΣΧ 4 1)Σ==

)

Π 0 40

0) 2 0

Σ

=Λ0

40 2+φ+ 40 Σ

0ε4Λ

)

0⊥

+φ+ 4 0

20

0Π=

2+

4 ) 4ε 04ε 0

1ΚΠΣΛ=4 2

14ε )& 4 0

0ε 1Ε=+

ΠχΚΤ

介2 0 0 0+2=

0Ζ

0

4

恤

上

以铝

山

Κ

议,

) 2Ε 0

4

,

=

0 2

Κ

=

Κγ

0 1Ω 0 2,

! #:

上述具高流速的体系中我们可以忽略重结晶时从固相中排出的部分微量元素但这种假,

。

!设对具中等%的体系来说并不合理

。

在水源有限时。

,

Φ

ΡΩ

!

的元素必定在其下流方向发。

生 7<Ε的增加=

0

,

Φ

Θ

!

的元素则减少Χ,

而且

,

Φ

对于

!

的偏离愈大这种趋势愈明显Ρ 8ΡΚΕ。

因此往

下游方向会出现

(

=

Θ

&Β

2Θ%ΘΤ的正梯度降和 8Ρ Ρ 0= )

&

的负梯度降。

。

对沉积,

Γ盆地区域重结晶作用进行模拟时必须考虑这种孔隙水演化的总趋势对于%很低的体系这

种梯度不明显所沉淀的Φ 6 8也许更厚映被溶解相的成分即微量元素比值不变 7,,

,Ι天然体系矿物稳定化总趋势

在成岩过程中微量元素通过再分配而发生量的变化其影响因素有,

>

分配系数的大小及。

对)

%的偏移程度 !海水与成岩水之间# ,

,

&,

的差值 (成岩体系的开放程度 +#&。

这三个因素&0

共同起作用因此随着成岩蚀变程度的加强在增加的序列和3 4

中会出现# . ,

/

,

多1浓度 2

6 5 4,

0

4

#7

4丽的浓度降低序列’,

其中

58

和#

,

最容易取代碳酸盐晶格,

中的& 示踪剂。

,

%值偏差很大它们的# ,

1

在海水中和大气水相差达几个数量级所以最适于作。

, 6即随成岩强度增加 9与#表现为明显的负相关关系

:;原始格架成分对成岩蚀变的敏感性<

碳酸盐沉积物多为生物成因由手生物原始壳质成分不同所以后期所经历的成岩蚀变也,

。

就不一样例如腕足类和箭石壳质为+# 1因而对成岩蚀变不敏感微量元素变化不大古生。

,

,

,

。

代

=

# 1质的珊瑚却会蚀变为与最终成岩水相平衡的=#&

+#&

。

与此类似主要由+# 1组成的深,,

海沉积物成岩蚀变要比主要由>和分三

组成的浅海沉积物弱得多囱此更能反映原始水成

沉积地球化学应用

岩相古地理,们显微构造保存的原因/ 0χ

,

0Ω

2

,! 。

—质量溶解的平衡模式平衡模式可适用于某些开放成岩环境 #提出的水在含水层中运动质量溶解2不过成岩过程中%的大量丢失需要无数次的重结品过程这必然要破坏岩石,,。

不

,图

右半部

和生物的微细结构但自然界的情况往往不是这样一

微细结构的保存说明溶解再沉淀作用必然只局限于微米级即被溶解颗粒周围的水溶液主要受主岩成分的影响而与整个孔隙水不平衡一,。

,

这是一种局部的半封闭体系,图。

左半部 ,

。

反应是在各成分的固液界面上独立的反应带内进行反应的总趋势仍然和开放体系差不多。

/ 0 1

0Ω

2

称之为质量溶解不平衡模式其

]

Ι

]

‘

”

汗放体系

卜搜写婆!]

,

气

Ι

又

:++

一图Α、

<

士

1

!

#

Χ++

黔8++ .卿6/‘人质

,

Δ

化石和基质中微量元素的相对富集和消耗示意图据#

Ε 7

Δ

Φ

和

=

ΓΗ 、

. 9Ι+/,

三角形代表 3, 4质化石 .腕足四射珊瑚/圆形代表海百合图上半部代表 1在签质中发生宫集下半部则为消耗 堪Α##

段Κ

7 6!Λ

ΛΓ

Ν

Μ !ΛΚ

Δ

Λ7ΛΓΝΔ!

!

Κ

Ν

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7ΛΘ Γ

Δ

Γ ΚΔ

Δ

Λ 7

Δ

Φ

Ν ΝΡ !ΣΔ ΜΛΤΔ Η

Ν

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4

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Δ

Υ

6

ΥΝ !

Γ

! 7Δ

ΦΛΚ一

6

7Λ

Γ

.Υ7 4

7

Λ

Ε

7Δ

Φ

7Δ

Φ=

Γ

,

9Ι+

/

#

Ω 访ΔΠ7

! 7Λ

ΓΔΦΤ Λ +认 7

6

7

ΔΠ

!Δ Γ7Λ

4ΓΛΓ ΥΝ

1

!Τ

.Ξ 7 址ΝΜΝΦΚ6,

!

ΦΔ6

Λ Λ 7Ν 7 !/%>Ψ 4

! ΓΔΦΓ4 7Λ

ΓΔΝΓ

由 1 #

Δ Γ

Δ

ΓΔ

守 Κ

血

1

!

ΚΝ

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,

ΓΔ

ΚΔ

Σ

ΜΖ ΛΚ

钾 Λ +认 ,

Ν

Υ

Λ

Κ ΛΝ

ΥΠΣΥΓΛ

认

,

Κ

朗

ΝΔ !Σ

6ΜΓΝΛ

ΓΔ

孙

.四/成岩模式 #

两种模式的总结。

质量溶解不平衡模式对于碳酸盐骨架和海相胶结物的成岩稳定化是很重要的问题在于 重结晶位置与孔隙水之间到底是如何不平衡的 2 . Θ。。

,

9ΙΑ/

认为有三种机制控制了固体的,

溶解和生长速度反应控制颗粒表面物质分离和附着受平流的速度控制时近颗粒的溶液浓度很快与溶。

液总浓度一致

。

沉积地球化学应用

! ##

年第一 期。

《沉积地球化学应用》座,七 讲

!表面扩散控制当溶液中离子或分子向:或从<颗粒表面扩散搬运时近颗粒溶液浓度与,

固相近于平衡因而向外形成浓度梯度。

,

。

(表面反应控制离子或分子通过固体周围的反应层进行扩散最终也壮声生均一的溶液,

成分:图

?

,

。

<

。

上述三种机制还可发生混合而形成中间型。

。

它们中的不平衡度主要取决于扩散,

流体搬运的相对速度在近地表条件下起主导作用的是平流搬运则受一,。

,

和(

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离子

解再沉淀进行得很迅速颗粒的微细结构不易保存这是一种在具较高水%岩比的开放体系中的质量溶解平衡模式在埋藏条件下。

,

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向更稳定的,

+#1,

转化时溶解速度很慢造成了一8

种受表面扩散控制的溶解生成作用)

一

。

但如果地下水丰富也可能转化为前一种情况、

农

至此我们可把成岩模式的讨论总结如下假定在溶解碳酸盐矿物大量水和沉淀白勺 +# 1

之间在稳定化作用向下游迁移的前端达到,。

,

大规模平衡则称为质量溶解平衡模式此时孔隙水在重结晶位置上发生连续的交换近颗粒浓度与总体入向州钟离了,

,

的溶液浓度一样:图妞<系成岩环境:图;,

。

该模式适用于某些开放体。

脚讯御Α

6右侧<但不能解释 9从碳酸盐中,一

大量丢失而又不破坏微细结构的现象,一

更多的情

况是重结晶位置上水的化学成分与总孔隙水不一样固液界面上的局部反应带化学性Β

Β

一

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质受固相控制而不与孔隙水平衡这就是质量溶解不平衡模式 +# 1。

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该模式适用于

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扩校洲别

转化时受溶解和生长速度控制的扩散作用

对碳酸盐骨架和海相胶结物的成岩稳定化很重要丢失而不受同一限度的约束的原因从理论上讲 +# 1,。

。

6可以解释各种不同化学质以及古代灰岩中 9大量:五<对成岩作用研究定量化的看法>即Ε体人咖Δ即离Δ )Ε:。

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的成岩转化应减少后继对某一元素,

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4

的微量元素的浓度

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1 。

值微量元素丢如珊瑚中,”、

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、

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这样在同一外部条件下两种。

瑚 6转化都使得后继相中 9含量减少但是△笼魂酷随 9的增加而减少

因此△值可作判断成,,

Τ岩体系中 9值:或有效水%岩比<的标志

。

其它化石组构和胶结物也可作为附加标志例如淡。

水胶结物的出现可作为高水%岩比的标志

特别是化石是很容易鉴别的当我们确定了它的原

沉积地球化学应用

岩相古地理

,

一 。

生矿物成分和化学特征以后在同一样品中的△溉,,

>

一化石φ

就可作为成岩体系开放程度的量度,。

2所选用的微量元素以研究最多的+为最好其它一些元素特别是ΦΘ !的也可作附加成岩参数,图 但必须注意所得到的微量元素△值只

是近似地反映了变化的总趋势。,

有了上述数据我们就能了解矿物成岩蚀变的强度就可以根据其开放程度来判断微量元,

素的丢失或富集程度因而可以对实验数据进行校正从而恢复原始矿物的性质和近似的化学,

,

组成这样我们对古地理古气候古盐度的解释就会更加合理,、,

。

、

、

。

向时也可对后期渗入水的相。

对时间性质和方向进行判断更好地了解岩石的孔隙发育演化史!ΟΙ

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