1恢复古盐度的微量元素法(1) 锶钡法锶和钡是碱土金属中化学性质较相似的2个元素，它们在不同沉 积环境中由于其地球化学行为的差异而发生分离，因此，可以使用锶钡比值作为 古盐度的标志［5,6］研究认为，锶比钡迁移能力强，当淡水与海水相混时,淡水中 的Ba2+与海水中的SO42-结合生成BaSO4沉淀，而SrSO’溶解度大，可以继续迁移到远 海，通过生物途径沉淀下来因此，Sr质量分数与Ba质量分数的比值 ［m(Sr)/m(Ba)］是随着远离海岸而逐渐增大的，依据该比值的大小可以定性地反 映古盐度，从而进行沉积环境古盐度的恢复一般来讲，淡水沉积物中 m(Sr)/m(Ba)值小于1,而海相沉积物中m(Sr)/m(Ba)值大于1，m(Sr)/m(Ba)值 为〜,为半咸水相［7］我国学者研究也认为，锶钡比值有随盐度增高而增大的趋 势,在粘土或泥岩中该比值大于1者为海洋沉积，小于1者为大陆沉积［8］2) 硼元素法硼是微量轻元素，一般而言，海相环境下硼质量分数为(80〜125)X10-6，而淡水环境样品硼质量分数多小于60X10-6.定量计算公式详见《沉积环 境中古盐度的恢复 以吐哈盆地西南缘水西沟群泥岩为例》2恢复古盐度的常量元素法(1) 钾纳比值法钾和钠是活动性极强的碱金属元素，在水体中分布均一，其含 量是盐度的直接标志［7］。
水体盐度越高，钾和钠就越易被粘土吸附或进入伊利石 晶格，且钾相对钠的吸附量亦越大2) 沉积磷酸盐法此法是Nelson［20］提出的他发现,在现代或古代的沉积 物中，都含有少量的磷酸盐在海相沉积物中主要是磷灰石Ca10(PO4)5(CO3)(F, OH);非海相土壤中主要为磷铝石AlPO - 2H2O和红磷铁矿FePO - 2H O及羟磷灰2 4 4 2石Ca (PO) (CO)(F,OH) 0 Nelson在研究中发现“磷酸钙比值” ［m(磷酸钙)/m(磷 10 4 5 3 2酸铁+磷酸钙)］与盐度呈线性关系，并提出了回归方程［20］:Fcap二土，式中Fcap 磷酸钙比值值得注意的是，应用此法进行古盐度的恢复时,需要确保测试数据结果的可 靠性，即要仔细分析数据来源，选择具有代表性的样品进行古盐度的恢复，否则, 会得出与地质现象完全相悖的结论［17］沉积物的矿物和地球化学特征与盆地构造、古气候背景运用沉积物元素含量的波动性提取环境演变信息是环境演变研究中常用的 手段之一［5］潮湿区水体中富Al贫K、Na、Ca［6］,因而可以通过高岭石/粘土、 伊利石/粘土的值反映气候的干湿当气候湿润时，伊利石/粘土减小，高岭石/粘 土增大。
在湿润且流体流通性好、化学风化越强的条件下，粘土越容易形成，粘土 总量就越大反之则为气候干旱碳、氧稳定同位素具有重要的环境指示意义湖泊沉积的碳酸盐岩中的8 13C 主要取决于以下4个方面：(1) 水体受到强烈蒸发时，发生同位素分馏,活动性较强的12C优先进入空气 中,使水体中富集13C(2) 通常与大气中CO相平衡的稳定碳同位组成近于0%若出现正值,则有可2能是其它碳酸盐岩层提供的如刚果裂谷盆地Sialivakou地层中，碳酸盐岩层中 的813C最高可达6%,认为，高的E3C值是由于在该时期盆地的物源有一部分来 自盆地外部前寒武系的碳酸盐岩3) 植被被氧化释放12CO2，使轻碳增加，E3C相对减小土壤中有机质氧化, 使CO2进入地表或地下水，最终进入湖泊，使湖水中12C含量增加，与碳酸盐中的 13C发生分馏作用，使湖水中已有碳酸盐中的813C减小，其反应式如下［11］:12CO2+H13CO-3 =13CO2+H”C O-3,12CO2+13CO2-3 =13CO2+12C O2-3,因此，8 13C值的变小,表明植被发育相反，当植被被快速埋藏时，富含12C 的有机碳来不及氧化而被埋藏，致使自然界中的13C相对富集,相应地，湖泊碳酸 盐岩中的13C也相对富集，813C值变大［12］。
4) 水体上部有机质因吸收轻碳而使碳酸盐岩中的13C相对富集Mook［13］ 研究荷兰Ijseel湖的碳同位素平衡时发现随着距河口的距离减小水体上部有机 质增加，水中的13C也增加，因而推论13C增大的部分原因是光合作用引起的碳酸钙 的沉淀前已述及，构造稳定是植被广布的必要条件，与之对应的则是土壤中有机碳 被氧化的情况，而非快速埋藏，因此由构造引起的植被增加，会使碳酸盐岩中的 13C值变小降水是植被广布的另一必要条件降雨量增大，当对应构造稳定时期, 同样会使13C值变小；当对应构造活动期时，会有大量的有机碳被快速埋藏，碳酸 盐岩中的13C变大相反地,高温干旱的环境不利于植被的发育，同时又对应着水 体蒸发量的增大，不论是构造稳定还是活动，均会使碳酸盐岩中13C的值变大古环境分析中，对碳酸盐岩中的18O的研究是一个很重要的方面目前主要应 用于古温度和古降雨量相对多少的分析与碳酸盐中13C相比，它受成岩作用的影 响较大，年代越老,成岩作用的程度越深，对18O的“年代效应”就越不可忽视，应 用时必须进行年代效应校正［14］，一般来说，对中生代晚期其以后的样品和成岩 作用比较小的样品是适用的碳酸盐岩中18O含量受以下几个因素的影响：介质的盐度主要指碳酸盐沉积时的古湖水盐度，湖水盐度越高，重氧同位 素就越富集［15］。
对封闭的湖泊而言，湖水的盐度受制于降雨量和蒸发量的相对 大小，而开放湖泊水体的盐度主要与进出湖的水体体积差及其盐度有关温度 温度对碳酸盐中重氧同位素的影响主要是对湖水蒸发量的影响 ，高 温引起的强蒸发往往使碳酸盐岩中的重氧同位素富集降雨 Njitchoua等［16］的研究表明，在高降雨期，对应着18O的减少，相反, 在低降雨期则对应着祯的增加大量的降雨，一方面不利于流水对岩体的溶蚀, 进入湖泊水体中的重氧同位素含量降低；另一方面，淡水中的重氧同位素值较咸 水偏负，大量淡水入湖，对已有湖水稀释，使湖水中的重氧同位素含量相对降低, 对应的碳酸盐岩中的重氧同位素含量也相对减小，而大量的咸水入湖，湖泊碳酸 盐岩中的重氧同位素含量会相对增大4结论(1)构造活动期，沉积物往往是近距离搬运、快速沉降,对应沉积物中石英/ 长石较稳定，构造稳定期，沉积物被搬运的距离长，成分成熟度高，石英/长石变 大2) 用伊利石/粘土的高值反映沉积时气候较干旱的层段，而用高岭石/粘土 的高值反映沉积时气候较湿润的层段更为合理湖相碳酸盐岩中13C不仅可以反 映构造，还可反映气候,13C增大代表气候干旱炎热成岩作用较低的碳酸盐岩中 的18O减少，代表降雨量增大，反之降雨量减小。
3) 泉三段、泉四段中石英/长石低值代表了在盆地坳陷期存在着构造运动的 增强,其发生的具体时间段，还需要进一步详细取样和分析研究4) 泉三段沉积期气候非常干旱，向上逐渐向湿润转变，至泉四段沉积期这种 趋势更加明显进入青山口组沉积期，气候湿润,只有在青三段沉积期气候略变得 干旱姚一段沉积期气候由湿润快速转向干旱，直到姚家组沉积末期从嫩一段 沉积期开始，又快速变为湿润的气候嫩三、四段中，高岭石、伊利石的相对含量 均减少，表明该时期化学风化强烈，属于湿热气候5) 碳酸盐岩中碳、氧同位素分析显示，在松辽盆地发生海侵事件，在Ma发 生海退事件德令哈尕海硼元素法定量恢复古盐度及其古气候意义现代海水含硼量X10-6，淡水中一般不含硼沉积物中硼含量与水体中的 硼含量有关，一般认为，海相大于100X10-6陆相低于70X10-6沉积水体中， 硼在沉积过程中被粘土质点吸附固定在质点表面，然后进一步被结合到结构里取 代四面体层内的Si和AI粘土矿物形状不同，吸附和固定硼的能力也有很大的 差异，一般认为伊利石吸附硼的能力是蒙脱石或绿泥石的2倍，是高岭石的4 倍但是相当硼含量可以用于划分沉积物的咸水、半咸水、淡水相，Walker等 (1963年)等认为:相当硼含量在300 X 10-6——400 X 10-6之间为海相沉积；200X 10-6——300X10-6之间为半咸水相沉积;小于200X10-6为淡水沉积。
可以根据沉 积物中相当硼含量，划分沉积相区间沃克校正公式为B*二X B样品/K O样品2式中B*指“相当硼”含量，为纯伊利石中的理论K2O浓度，B样品和K2O样 品指样品的实测结果表5-1为计算得到的相当硼含量，可以看到相当硼含量都 小于200X10-6，沉积相为淡水沉积Rb/Sr比值Rb/Sr比值作为衡量自然界化学风化的良好指标，湖泊沉积物的低Rb/s:比 值反映了流域所经历的强风化过程研究层段Rb/sr比值逐渐升高，表明风化作 用的总体减弱一般而言，湖泊沉积物比黄土要复杂得多，它除受气候影响外， 还受流域地质背景、介质条件、生物活动、湖泊自生矿物(如碳酸盐)等诸多因素 的影响，所以在分析Rb/Sr比值时还须结合其他要素加以分析古盐度定量研究方法综述硼/镓比值小于4为淡水，大于7或20为海水锶/钡比值大于为海相沉积，小于为陆相沉积铷/钾比值随盐度而变，一般正常的海相页岩中该比值大于，微咸水页岩的 该比值大于，河流沉积物的该比值为碳、氧同位素法同位素系数(z)的经验公式Z=( 8i3C+50) + (E8O +50)其中的5i3C和Si8O均为PDB标准，并认为同位素系数大于120时为海相灰 岩，小于120时为淡水灰岩(湖相碳酸岩)。
但如前所述，E3C和E8O的值与盐度成正相关关系，z值也是与护C和8’ sO成正相关关系，所以Z值仍然与盐度成正相关关系87Sr/86Sr比值法刘秀明等研究认为，S,同位素不会由于化学和生物作用而发生分馏［sJ因此，在任何水体中，与碳酸钙矿物共沉淀的Sr(进人晶体格子)不会产生同位素分馏作用，沉积后如没遭受成岩后生作用，碳酸钙矿物就记录了沉淀时水体的875/86sr比值在自然界中，某一特定矿物风化释放的Sr通常具有自山东济阳坳陷古近纪的气候恢复2孢粉所代表的植物类群的生态分组济阳坳陷的孢粉资料丰富，根据孢粉 母体植物对气温的适应性，分为喜热组、喜温组和广温组喜热组其母体植物主 要分布于热带至亚热带，少数可达暖温带;喜温组母体植物主要分布于暖温带，少 数可达亚热带或寒温带;广温组母体植物广布于热带至温带根据孢粉母体植物 对湿度的适应性，分为湿生组、旱生组和中生组下面列出了按照温度分组的孢 粉类型，其中的湿生成分(包括水生、沼生、近岸湿生的各类植物)用“M”标注; 旱生成分用“A”标注;未标注任何符号的为中生成分，是介于湿生和旱生种类之 间的植物喜热组蕨类植物：Lygodioisporites瘤面海金砂孢属(M)Toroisporites 具唇孢属(M)Leitrileites光面三缝孢属Schizaeoisporites 希指蕨孢属(A)Plicifera褶边孢属(M)Pterisisporites 凤尾蕨孢属(A)Verrutrasporites 瘤纹四孢属(A)Obtusisporites 褶缝孢属(M)Alsosporites拟桫楞孢属(M)Cyathidites 桫楞孢属(M)Deltoidospora 三角孢属(M)Polypodiaceaesporites 水龙骨单缝孢属(M)Polypodiaceoisporites具环水龙骨单缝孢属(M)裸子植物：Cycadopites苏铁粉属Podocarpidites 竹柏粉属(M)Araucariacites南美杉粉属Cedripites雪松粉属Keteleeriaepollenites 油杉粉属Tsugaepollenites 铁杉粉属Taxodiaceaepollenites 杉粉属(M)被子植物:Caryapollenites山核桃粉属Engelhardtioidites 黄杞粉属Platycaryapollenites 化香树粉属Quercoidites 栋粉属Ulmoideipites 脊榆粉属(M)Proteacidites 山龙眼粉属(M)Magnolipollis 木兰粉属Peltandripites 拟樟粉属Liquidambarpollenites 枫香粉属Rutaceoipollis 芸香粉属Meliaceoipollis 楝粉属Euphorbiacites 大戟粉属Rhoipites漆树粉属Ilexpollenites 冬青粉属Sapindaceidites 无患子粉属Myrtaceidites桃金娘粉属Nyssapollenites 紫树粉属Alangiopollis八角枫粉属Symplocospollenites 山矾粉属 Randoapollis鸡爪勒粉属 Fupingopollenites 伏平粉属 Gothanipollis 高腾粉属.2喜温组蕨类植物:Osmundacidites紫萁孢属(M) 裸子植物:Laricoidites拟落叶松粉属 Ginkgoretectina 银杏粉属 Inaperturopollenites 无口器粉属 Ephedriptes 麻黄粉属(A)被子植物:Salixipollenites柳粉属(M) Juglanspollenites 胡桃粉属Pterocaryapollenites 枫杨粉属 Alnipollenites 桤木粉属(M) Betulaceoipollenites 拟桦粉属Betulaepollenites 桦粉属 Carpinipites 枥粉属Momipites拟榛粉属Ostryoipollenites 苗榆粉属 Celtispollenites 朴粉属(A)Ulmipollenites 榆粉属Aceripollenites 械树粉属(M) Elaeangnacites胡颓子粉属Rhamnacidites 鼠李粉属Tiliaepollenites 椴粉属(M)Corsinipollenites 柳叶菜粉属(M)Fraxinipollenites 苓粉属(M)Labitricolpites唇形三沟粉属(A)NItrariadites 拟白刺粉属(A)Artemisiaepollenites 蒿粉属(A)Compositoipollenites 菊粉属(A)Scabiosapollis山萝卜粉属Saparganiaceaepollenites 黑三棱粉属广温组蕨类植物:Sphagnumsporites水薛孢属(M)Lycopodiumsporites 石松孢属Salviniaspora 槐叶萍孢属(M)Azollaspora满江红孢属(M)裸子植物:Abietineaepollenites单束松粉属Pinuspollenites双束松粉属Piceaepollenites 云杉粉属Abiespollenites 冷杉粉属被子植物:Faguspollenites山毛榉粉属(M)Cupuliferoipollenites 栗粉属Corylopsis腊瓣花粉属Persicariopollis 蓼粉属Chenopodipollis 藜粉属(A)Nylembo 莲属(M)Ranunculacidites 毛茛粉属(M)Araliaceoipollenites 五加粉属Cornaceoipollenites 山茱萸粉属Lonicerapollis 忍冬粉属Lemnaceae 浮萍科(M)Potamogetonacidites 眼子菜粉属(M)Liliacidites 百合粉属(A)3济阳坳陷沙三段至东营组沉积时期的反映温度比值(RT)二喜热组/ (喜热组+喜温组)X每盖片孢粉粒数 反映湿度比值(RH)二湿生组/ (湿生组+旱生组)X每盖片孢粉粒数松科植物中的云杉粉(Piceaepollenites)、雪松粉(Cedripites)、冷杉 粉(Abiespollenite)和铁杉粉(Tsugaepollenites)等山地针叶乔木指示寒 冷气候,而栗粉(Cupuliferoipolle-nites)、黄杞粉(Engelhardtioidites)、 山 核桃粉(Caryapollenites)、桃金娘粉(Myrtaceidites)、漆树粉 (Rhoipites)、枫香粉(Liquidambarpollenites)、芸香粉(Rutaceoidites) 和紫树粉(Nyssapollenites)等则指示热带、亚热带气候，桦科花粉 (Betulaeae)和榆科花粉(Ulmaceae)等植被指示暖温带气候，蒺藜科 (Zygo-phyllaceae)、藜科(Chenopollenites)和麻黄(Ephedra)花粉的高含 量则反映干旱气候根据同位素和古地磁测年(姚益民等，(,1994)得出沙二段下亚段归 于晚始新统，沙二段上亚段(石油化学工业石油勘探开发规划研究院和中国 科学院南京地质古生物研究所，1978)置于早渐新统.晚始新世孢粉组合特征 是热带、亚热带分子如栋粉、山核桃粉、枫香粉、漆树粉、紫树粉、木兰粉 等常见;温带成分含量不高，见有榆粉、桦科花粉和少量椴粉.蕨类植物孢子 主要为水龙骨孢.到早渐新世孢粉组合特征是热带、亚热带植物含量大大降低；温带成分 如榆科花粉略有增加；耐寒松柏类如云杉和铁杉常见，耐旱灌木麻黄粉含量 增加到17%，且有很高的分异度;蕨类植物孢子极少(石油化学工业石油勘探 开发规划研究院和中国科学院南京地质古生物研究所，1978).综上所述，下 部孢粉组合反映的植被面貌是温暖、湿润的亚热带、热带气候，过渡到上部 植物面貌变为干燥的暖温带气候，表明从晚始新世到早渐新世气候变冷变 干.。