古鹽度和古水溫的關(guān)系

古鹽度和古水溫的關(guān)系

一、氧和碳同位素組成近年來，巖相古地理研究的重要性有所增加，進(jìn)展緩慢。其中，13c和18o值的使用方法引起了國(guó)內(nèi)外學(xué)者的關(guān)注。事實(shí)證明,在一定條件下,這是恢復(fù)古環(huán)境的有效標(biāo)志。碳酸鹽沉積物的氧、碳穩(wěn)定同位素組成與沉積介質(zhì)的同位素組成有關(guān),在CaCO3—CO2—H2O系統(tǒng)中,有以下氧和碳同位素交換反應(yīng)式:如果說碳酸鹽是在與周圍環(huán)境平衡的狀態(tài)下沉淀的話,那么碳酸鹽的δ13C、δ18O值就取決于碳酸鹽礦物相、水體的鹽度和溫度。在碳酸鹽的礦物相為方解石的條件下,其穩(wěn)定同位素組成則只取決于水體的鹽度和溫度。因此,可以通過穩(wěn)定同位素在碳酸鹽巖中的分布,分析沉淀碳酸鹽的水介質(zhì)的性質(zhì)。在開闊大洋水中,鹽度大致保持一致,因此δ18O、δ13C因鹽度變化而發(fā)生的變化就非常之小。但受融冰水、河流注入和高速度蒸發(fā)影響的地區(qū),氧、碳穩(wěn)定同位素組成將受強(qiáng)烈的影響。前種情況可使海水的δ13C、δ18O值降低,而后者,因?yàn)楦咚僬舭l(fā)優(yōu)先帶走了O16、C12,而使海水的δ13C、δ18O值增大(圖1)。形成于不同環(huán)境的各類海相碳酸鹽其δ13C、δ18O值亦不相同(圖2)。二、海水淡化作用近二、三十年來,國(guó)外的不少學(xué)者在這方面做過研究,并取得了可喜的進(jìn)展。用δ18O值計(jì)算古鹽度的基本原理是艾潑斯坦和麥伊達(dá)(EpsteinandMayeda,1953)建立的。他們確定出海水的δ18O值隨鹽度的增高而增加,其原因主要是蒸發(fā)作用。由于輕的同位素優(yōu)先被蒸發(fā),雨水中的δ18O值較海水中大約小千分之七(EpsteinandMayada,1953)。因此,假如一個(gè)地區(qū)溫度是不變的話,δ18O值的變化就可以認(rèn)為是因鹽度變化而引起的(圖3)。從圖3中可以看出,隨著鹽度的增高,δ18O值趨于增大。克萊頓和狄更斯(ClaytonandDegens,1959)指出:碳酸鹽巖中碳同位素也隨鹽度而變化,一些研究人員(ClaytonandDegens,1959;KeithandWeber,1964;Keithandofhers,1964)曾用這一變化區(qū)別海水動(dòng)物群和淡水動(dòng)物群。由于大氣中的CO2的含量很少(按體積占0.03%),溶解在淡水中的CO2多來自土壤和腐植質(zhì),而土壤和腐植質(zhì)中CO2的δ13C值是高負(fù)值(表1)。因此,淡水湖泊和河流中的δ13C值很低,在此環(huán)境中沉積的淡水碳酸鹽沉積物的δ13C值多介于-5—-15之間;海相石灰?guī)r中的δ13C值則介于-5—+5之間(圖4)。綜上所述可以明顯的看出,δ18O、δ13C值都與鹽度有關(guān),其變化趨勢(shì)都是鹽度越高,δ值越高?；己晚f伯(1964)把δ13C、δ18O二者結(jié)合起來用以指示古鹽度,他們推導(dǎo)出下列方程式以區(qū)分侏羅紀(jì)和時(shí)代更新的海相石灰?guī)r和淡水石灰?guī)r:Z=2.048×(δ13C+50)+0.498×(δ18O+50)(δ的標(biāo)準(zhǔn)為PDB)Z<120時(shí)為淡水石灰?guī)rZ=120時(shí)為未定型石灰?guī)r戴恩和斯瓦德(DianeandSeward,1978)曾用這一方程對(duì)新西蘭北島旺加努伊盆地第四紀(jì)地層中的Tainni貝殼層中的貝殼進(jìn)行過研究(表2),并證明所分析的樣品皆來源于海洋環(huán)境,而這一結(jié)論與古生態(tài)研究的結(jié)論是相符的。在我國(guó)南海沿岸,廣泛發(fā)育著現(xiàn)代碳酸鹽沉積物,有的已破膠結(jié)為海灘巖。沙慶安等(1981)曾指出,其中有些巖石為“海相淡成石灰?guī)r”,即巖石的顆粒組份(主要為生物碎屑)是海相成因的,而在成巖過程中被大氣淡水膠結(jié)。筆者曾于1980年對(duì)海南島鹿回頭沿岸海灘巖做過野外調(diào)查,并系統(tǒng)采集了樣品,它們的δ13C、δ18O和Z值(表3)表明:雖然其中的生物碎片是海相的(主要是各類珊瑚碎片),但其Z值仍然接近120,而且有的小于120這個(gè)臨界值。不難想像,Z值小的原因是淡水膠結(jié)。王英華于1976年在廣西潿州島海灘巖中曾發(fā)現(xiàn)自形、粗大、明亮的現(xiàn)代淡水白云石1],充分說明該海灘巖受淡水淋濾的比較徹底而且持續(xù)的時(shí)間較長(zhǎng),這樣才能使晶格嚴(yán)格有序的白云石得以充分生長(zhǎng)形成自形晶體。從表3中可以看出,含此類白云石海灘巖的Z值平均為115.6,亦說明這種淡水淋濾的強(qiáng)度和持續(xù)性。事實(shí)證明,利用中新生代的巖石δ13、δ18的測(cè)定結(jié)果,恢復(fù)某些環(huán)境因素,常常是有效的,但對(duì)侏羅紀(jì)以前的巖石,因其多經(jīng)受了較強(qiáng)的成巖作用,致使原始沉積物中的δ13C、δ18O值因同位素交換作用而發(fā)生較大的變化,從而降低了這些巖石δ18C、δ18O值指示古鹽度的可靠性,國(guó)內(nèi)外有關(guān)這方面的資料甚少,本文將在這方面做一些探索(表4)從表4中可以看出,不同類型的石灰?guī)r其δ13C值有明顯的差異,δ13C值越大,反映其沉積介質(zhì)鹽度越高。所以,不同類型巖石與其δ13C值的關(guān)系可反映巖石類型與沉積介質(zhì)鹽度之間的關(guān)系(圖-5)通過表4和圖5得出以下幾點(diǎn)認(rèn)識(shí):1.潮上帶由于蒸發(fā)速度快、生物極少或沒有生物(海生生物δ13C值一般為-8—-17,陸生植物δ13C值則為-12—-29),所以在該相帶形成的巖石(如粉晶白云巖)δ18C值最高;局限潮下帶因海水循環(huán)受限,鹽度偏高,因此,此相帶的巖石(如泥晶鮞粒石灰?guī)r、藻泥晶石灰?guī)r等)δ13C值較高。這二個(gè)相帶巖石的δ13C值一般介于0.16—1.25(PDB)之間。2.潮間帶、潮下帶巖石如柱狀疊層石灰?guī)r、亮晶鮞粒石灰?guī)r的δ13C值居中,多在-1一+0.16之間,這與循環(huán)良好,鹽度正常的環(huán)境特點(diǎn)是相吻合的。3.干凈明亮的單晶鮞δ13C值偏低(-0.18),說明其是受淡水淋溶,經(jīng)再充填作用形成的。4.形成于溶洞的穴珠δ13C值最低(-1.34),反映了其淡水成因。5.云化石灰?guī)r、白云巖的δ13C值較高(1.23—1.25)說明咸水白云石化的機(jī)理是完全正確的。從計(jì)算出的Z值看:1)潮上坪、局限潮下相帶以及白云石化的巖石Z值較高(121.39—125.58);2)單晶鮞的Z值為121.04,穴珠為121.05,均比1)中巖石的Z值低。這說明,雖然在成巖變化中C13與C12、O18與O16之間發(fā)生了同位素交換,但其Z值,仍能大致反映海水的鹽度,這為進(jìn)行相分析提供了很值得參考的定量數(shù)據(jù)。運(yùn)用穩(wěn)定同位素區(qū)分沉積環(huán)境的最大優(yōu)點(diǎn),在于有一個(gè)比較普遍適用的標(biāo)準(zhǔn),而不像微量元素那樣受地區(qū)變化(如物源區(qū))影響較大,必須對(duì)各地確定對(duì)比標(biāo)準(zhǔn)那樣受局限,因而受到人們的歡迎,得到迅猛的發(fā)展,但其缺陷也是明顯的。首先,沉積物中的同位素組分會(huì)因沉積后的同位素交換作用而發(fā)生變化。但這種交換作用對(duì)于碳同位素來說比較微弱,自寒武紀(jì)以來沒有顯著的變化,因此,用δ18C值做為區(qū)別海陸相的鑒定標(biāo)志是可行的。氧同位素在沉積后的交換作用很強(qiáng),使沉積物中的δ18O值隨地質(zhì)年代的變遷而發(fā)生變化(圖6)。由于這種較強(qiáng)烈的同位素交換作用,使古相淡水灰?guī)r與海相灰?guī)r中的δ18O值十分近似,而δ13C值則顯示了明顯的差異(表5)根據(jù)表5:古生代淡水灰?guī)r的δ18O平均值為-8.67,而同時(shí)代的海相灰?guī)r為-8.77,咸水云化云質(zhì)灰?guī)r為-8.51,三個(gè)數(shù)值非常相近,這就降低了古生代巖石中δ18O值指示古鹽度的意義;相反δ13C值在不同灰?guī)r中顯示了明顯的差值:古相海相灰?guī)rδ13C平均值為0.27,淡水灰?guī)r是-2.64,這是因?yàn)槌练e后的同位素置換作用對(duì)碳同位素(C13C12)來說比較弱,故還大致保持了因巖石原始沉積環(huán)境不同(海相、淡水相)而造成的δ13C值的差別,顯然,用δ13C指示古鹽度是比較有效的、可靠的。三、古水溫的測(cè)定方法水體的溫度也是控制碳酸鹽穩(wěn)定同位素組份的重要因素之一。介質(zhì)溫度對(duì)δ18O值的影響遠(yuǎn)遠(yuǎn)超過鹽度對(duì)它的影響,而δ13C值隨溫度變化甚小,因此,在鹽度不變時(shí),δ18O值可用來做為測(cè)定古溫度的可靠標(biāo)志。當(dāng)碳酸鹽與介質(zhì)處于平衡狀態(tài)時(shí),δ18O隨溫度的升高而下降(圖7)。用δ18O測(cè)定古大洋水溫度的方法是由美國(guó)學(xué)者、諾貝爾獎(jiǎng)金獲得者尤雷(H.CUrey,1948)提出的,并且由艾潑斯坦等人(Epsteinandofhers,1951,1953)加以具體化。由艾潑斯坦發(fā)明并經(jīng)克雷格(H.Craig,1965)稍加修改的溫度計(jì)算公式是:沙克萊頓(shackleton,1974)對(duì)上述公式又進(jìn)一步的修改得出最終經(jīng)驗(yàn)公式:其中各項(xiàng)的意義是:中的CO2的δ18O值δW:25℃時(shí),所測(cè)試的CaCO3樣品(化石或巖石、礦物)形成時(shí)與海水平衡的CO2的δ18O值求得,即δC=10.25+1.01025×δCaCO3δw可從公式求得,即δw=41.2(設(shè)δH2O=0)α為分餾系數(shù)上述同位素溫標(biāo)的經(jīng)驗(yàn)公式是以下面幾個(gè)前提而依據(jù)得出的:(1)海水的同位素成分已知(2)樣品未受成巖作用影響。(3)海水與從海水沉淀出來的碳酸鹽之間存在著同位素平衡(4)不存在由海水深度、密度變化引起的任何影響用氧同位素方法查明古水溫意義是非常重大的,它為巖相古地理研究開創(chuàng)了一個(gè)嶄新的領(lǐng)域,但是令人遺憾的是由于某些因素的阻礙,此種方法還不能大量應(yīng)用,這些因素是:(1)海相石灰?guī)r的δ18O值隨地質(zhì)時(shí)代不同而有較大的變化,時(shí)代越老,δ18O值越低,這種由于重結(jié)晶、白云石化等成巖作用而造成的原始沉積物中δ18O值的變化使利用δ18O值測(cè)定古水溫這一方法受到了局限,巖石時(shí)代越老,受成巖作用時(shí)間越長(zhǎng),氧同位素的交換作用亦愈強(qiáng)烈,δ18O值就愈小,計(jì)算出來的溫度多不能代表原始沉積水體的溫度。因此,根據(jù)中生代以前的樣品δ18O值計(jì)算出的古溫度只有參考意義,在多數(shù)情況下,這一溫度與成巖溫度有關(guān)。(2)很多動(dòng)植物,在與周圍水體環(huán)境未達(dá)到平衡的情況下,也可以分泌沉淀出方解石,用這種方解石的δ18O值計(jì)算當(dāng)時(shí)的古水溫顯然是不行的,而要查明古相巖石在沉積時(shí)是否與周圍水體平衡是不可能的。(3)古大洋水的δ18O值尚不清楚,現(xiàn)在假定古大洋水的δ18O值與現(xiàn)在大洋水的δ18O值相同,也可能是錯(cuò)誤的。(4)水中δ18O值在很大程度上也取決于水體的鹽度,淡化作用可以大幅度的降低δ18O值,所以此公式只限于正常鹽度下形成的樣品。由于上述這些因素的影響,使我們?cè)诶眠@一方法時(shí)應(yīng)持慎重態(tài)度。成巖作用中的重結(jié)晶作用、白云石化作用、淡水淋濾作用都使原始沉積物中的δ18O值發(fā)生較大的變化,所以古相巖石中的δ18O值應(yīng)當(dāng)可以指示巖石的成巖強(qiáng)度(表6)。從表中可以看出,隨著成巖(重結(jié)晶作用、白云石化作用)程度的加大,巖石的δ18O值越來越小,如果以PDB為標(biāo)準(zhǔn)則δ18O出現(xiàn)了高負(fù)值。成巖溫度對(duì)原始沉積物中的δ180值有直接的影響。成巖溫度較低時(shí),對(duì)原始沉積物的δ18O值影響不大,即不容易使其O16與O18之間產(chǎn)生同位素交換而改變其δ18O值;但當(dāng)溫度較高時(shí),則對(duì)原始沉積物中的δ18O值影響較大,即使其O16與O18之間進(jìn)行同位素交換而使其δ18O降低,成巖溫度越大,δ18O值降低的越多。但是,一般來講,在成巖作用中很少可能會(huì)產(chǎn)生那么大的化學(xué)驅(qū)動(dòng)力,以致于完全破壞原始沉積物中的氧穩(wěn)定同位素的平衡而使其置于一個(gè)新的平衡系統(tǒng)中。因此,我們也就無法尋求利用某地巖石中孔隙水的δ18O值做基準(zhǔn)來計(jì)算成巖溫度的公式,即確切的計(jì)算成巖溫度是難以做到的。但是,既然在成巖作用中產(chǎn)生的同位素交換只是對(duì)原始沉積物中的δ18O起干撓作用,即古相巖石中的δ18O基本取決于原始沉積物的δ18O值,那么,我們姑且暫用上述公式計(jì)算其溫度,以尋求古相巖石的δ18O值與成巖溫度之間存在的定性關(guān)系,應(yīng)是可行的。淡水淋溶作用雖然也是成巖作用之一,但其作用多發(fā)生在地表的滲流帶,故其計(jì)算溫度較低(63.22—64.09℃),δ18O值居于-8.67—-8.82(PDB)之間;白云石化作用因形成機(jī)理不同,其發(fā)生作用的部位亦不同。表上所列的四個(gè)樣品的白云石化作用,通過鏡下鑒定,皆為準(zhǔn)同生白云石化,發(fā)生作用的部位多在潮上坪,其機(jī)理是毛細(xì)管濃縮作用,δ18O值較低,云化程度較深的粉晶白云巖的δ18O值只有-12.1(PDB),其計(jì)算溫度為64.22—71.07℃重結(jié)晶作用與溫度的關(guān)系較為密切,對(duì)巖石中的δ180值影響較大,表中所列的五個(gè)樣品的δ18O值(-10.49—14.01)多為較高負(fù)值,其計(jì)算溫度為75.11—103.01℃的體現(xiàn)了不同成巖環(huán)境溫度的高低,從而說明了古相巖石的δ18O值與成巖強(qiáng)度之間的定性關(guān)系:成巖作用越強(qiáng),δ18O值越低值得再次強(qiáng)調(diào)指出的是,這些計(jì)算溫度既不是沉積溫度,也不是成巖溫度,它們只是相對(duì)的體現(xiàn)了不同成巖環(huán)境溫度的高低,從而揭示出古相巖石的δ18O值與成巖強(qiáng)度的定性關(guān)系:δ18O值越低,成巖溫度越高,成巖強(qiáng)度越大。四、o值與沉積環(huán)境的關(guān)系用氧、碳穩(wěn)定同位素測(cè)定古溫度、古盤度是一個(gè)嶄新的領(lǐng)域,無論是國(guó)外還是國(guó)內(nèi),還都處于探索階段,可靠而系統(tǒng)的數(shù)據(jù)較為少見,近二、三十年來,不少學(xué)者對(duì)用δ18O值計(jì)算古溫度做過不少工作,而對(duì)用δ13C值確定古鹽度則研究的較少,本文從這方面做了一些探索。綜上所述,如下幾點(diǎn)結(jié)論可以做為本文的結(jié)束語:(1)δ18O、δ13C值都與介質(zhì)的鹽度有關(guān),其變化趨勢(shì)是鹽度越大,δ值越高,因之用基思和韋伯導(dǎo)出的公式:Z=2.048(δ13CPOB+50)+0.498(δ18OPOB+50)來區(qū)分侏羅紀(jì)和時(shí)代更新的海相灰?guī)r和淡水灰?guī)r是可行的,本文以海南島海灘巖為例做了一些償試。(2)對(duì)侏羅紀(jì)以前的古相巖石,由于在漫長(zhǎng)的地質(zhì)歷史中,原始沉積物中的δ18O、δ13C值都因同位素交換作用而發(fā)生了較大的變化,從而降低了用δ13C、δ18O值測(cè)定古鹽度的可信性,本文通過在這方面的探索認(rèn)為,在成巖作用中的C13與C12之間的交換作用比O18與O16要弱的多,自寒武紀(jì)以來δ13C值沒有顯著的變化,所以用δ13C值確