2016, Vol. 51
钙质结核在沉积岩和现代沉积物中分布广泛。我国黄土高原、洪泛平原等大陆环境, 滨海三角洲、渤海、黄海和东海等地的滨海沉积物中均含有大量的钙质结核(刘东生等, 1966；吴世迎等, 1982；朱而勤, 1983；单连芳等, 1987)。新西兰库克海峡(Pantin, 1958)、澳大利亚昆士兰附近的布罗德(Broad)海道(Cook, 1973)、苏格兰西岸的Sunart湾(Brown et al., 1978)、加利福尼亚湾邻近墨西哥托波洛班波和波斯湾地区的沉积物中也含有钙质结核(Taylor and Illing, 1969), 但数量少, 分布范围有限。有些结核主要由方解石组成, 有些主要由白云石组成, 还有些主要由方解石和白云石共同组成。对其成因也有不同的认识： 刘彬昌(1980)认为钙质结核是海底自生的, 现在依然在生长；滕志宏等(1990)认为钙质结核与黄土有关, 并可分为同生、成土和后生型结核, 是淡水条件下的产物；沙庆安等(1981)则认为其是一种化学沉积。综上所述, 钙质结核的类型丰富多样, 对其研究不仅可以了解其成因和形成环境, 而且对沉积岩中钙质结核的研究也有一定的借鉴意义。
笔者在斯里兰卡普塔勒姆(Puttalam)地区发现了大量的钙质结核。这些结核和我国沿海地区发现的结核有着明显的不同。研究其形态特征、矿物组成和化学组成, 对于认识普塔勒姆地区的沉积环境及其演化、深入了解钙质结核的成因具有重要的意义。
1 钙质结核的分布特征本研究涉及的钙质结核主要发现于普塔勒姆燃煤电站地基钻孔和附近的Aruwakkalu采石场(图 1)。普塔勒姆燃煤电站地基钻孔(北纬 8°1′3.9″、东经 79°43′20.4″)深45 m, 岩性主要为新近系中新统(N1)的砂屑灰岩、含砂灰岩、钙质砂和砂, 钙质结核主要出现于18 m以下的含砂灰岩和砂屑灰岩中。Aruwakkalu采石场(北纬 8°15′18.7″、东经79°49′15.4″)剖面厚为43.8 m, 主要由新近系中新统(N1)的灰岩、含砾灰岩、钙质砂砾和第四系(Q)下部的棕红色粘土层组成, 钙质结核出现在最下部的灰岩中。
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图1 研究区位置及采样位置 Fig.1 The position of the research area and sampling location |
结核表面颜色较浅, 常为灰白色；内部颜色较深, 为灰黄色—浅黄褐色。结核大小不一, 小的直径几厘米, 大的大于10 cm。结核固结程度高, 碳酸盐含量高, 沉积物中除了结核之外, 是固结程度较差的碳酸盐软泥和砂, 因此很容易区分。
钙质结核结构致密、成分较单一, 主要是由泥晶、亮晶方解石及生物碎屑组成, 其间稀疏分布着石英等少量碎屑物质。它的形态多样, 呈现出各种不规则的团块状和姜块状等。其中以团块状最为常见(图 2a)。结核表面较为光滑, 含陆源碎屑较多, 生物类型以藻类为主(图 2c)；向内陆源碎屑变少, 生物类型丰富(图 2d), 但无明显核心及圈层构造。
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图2 钙质结核中的溶蚀孔洞及成岩作用 a.钙质结核；b.生物泥粒灰岩： 含藻类、双壳等化石及碎片；c.外碎屑泥粒灰岩： 含藻类等化石及其碎片和较多的石英颗粒；d.生物颗粒灰岩： 含藻类、有孔虫等化石及碎片, 颗粒部分或完全泥晶岩化, 基质发生重结晶作用；e.生物颗粒灰岩： 颗粒内部可见到早期的粒状等厚环边胶结物和晚期的粒状胶结物；f.泥粒灰岩： 被方解石充填的孔洞再一次发生溶解作用 Fig.2 Cavity and diagenesis of calcareous concretions |
由于组成结核的矿物颗粒多呈泥晶, 肉眼难以分辨其类型。但在偏光显微镜下, 可将其分为3个部分： 1)陆源碎屑部分, 主要为石英碎屑, 直径为0.01～0.5 mm, 个别可达1 mm以上, 以0.1～0.25 mm之间的颗粒为主, 磨圆及分选性较差, 一般呈次棱角状, 含量约占5%～10%；2)亮晶方解石、化石及其碎屑, 主要为藻类、有孔虫、腕足、双壳和棘皮动物等生物及其碎屑(图 2b、图 2d、图 2e), 含量变化较大, 约占10%～40%；3)基质, 包括泥晶和少量亮晶方解石, 含量约为50%～85%。总的特点是碎屑含量低, 基质重结晶程度低, 亮晶方解石含量低。
2.3 地球化学成分及特征主量元素分析结果表明(表 1), 钙质结核的主要成分是CaO和SiO2, CaO的含量为44.14%～50.72%；SiO2的含量为5.74%～12.75%, 两者之和超过总量的55%, 最高可达59%。而我国黄海和长江口采集到的钙质结核中, CaO的含量分别为33.63%和23.62%, SiO2的含量分别为24.36%和44.47%, 其受陆源碎屑物的影响非常大, 甚至已成为主要组分。说明黄海和长江口的钙质结核与研究区钙质结核的物质来源有着明显的不同, 我国海域的钙质结核中碳酸盐主要以胶结物的形式出现, 内部无生物碎屑颗粒；而研究区钙质结核中碳酸盐为原生海相沉积物。其余氧化物含量的顺序依次为Al2O3＞Fe2O3＞MgO＞K2O＞FeO＞Na2O＞P2O5＞MnO, 其中Pt-01和Pt-05中Na2O＞FeO, Pt-14中的Na2O＜P2O5, 除Al2O3和Fe2O3外, 其含量均小于1%。与碳酸盐软泥(Pt-09)相比, 钙质结核相对富铁贫硅, 说明藻类对结核的影响大于对软泥的影响。
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表 1 不同地区钙质结核的主量元素分析结果/% Table 1 The major element analysis results of calcareous concretions/% |
从钙质结核和软泥的部分微量元素分析结果(表 2)可以看出, 除Sr和Ba含量相差较大外, 各元素在钙质结核和软泥中的含量相近。对比主量元素可以发现, 软泥中陆源组分较结核中略多, 因此陆源碎屑不是造成Sr含量差异巨大的主要原因。海洋沉积物中的Sr通常属于生物成因(Murray and Leinen, 1993), 主要来源于生物作用, 因此与碳酸盐软泥相比, 钙质结核的富锶贫钡说明结核中的生物含量和生物作用高于碳酸盐软泥。
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表 2 钙质结核中部分微量元素分析结果和元素比值 Table 2 The trace element analysis results and element ratio of calcareous concretions |
Sr/Ba值也可以用来确定沉积相。Sr和Ba同属碱金属族元素, 化学性质相似, 但Sr的迁移能力高于Ba, 可迁移至大洋深处, 而Ba主要富集在近岸沉积物中, 仅少量能迁移至深海沉积, 因此Sr/Ba值常作为区分淡水和咸水沉积的标志。研究表明, 海相沉积环境的Sr/Ba值＞1, 陆相沉积环境的Sr/Ba值＜l(Veizer, 1983；Huertas et al., 1991)。钙质结核的比值分别为6.28、3.02、5.04、10.98、10.07, 远大于1, 因此可以认为钙质结核形成于海相沉积环境。
微量元素硼对盐度的反应最灵敏, 通常情况下海相沉积物的硼含量高于陆相沉积物的硼含量, 海陆交互相的硼含量处于海相和陆相之间。从5个样品的分析数据中来看(表 2), 钙质结核中的含硼量位于1.0×10-6～4.1×10-6 之间, 最高的只有4.1×10-6。但由于许多含硼矿物在表生带不稳定, 易溶于水, 可在水中可作长时间迁移, 而大气降水的平均含硼量为0.024×10-6, 渗流带地下水的平均含硼量为0.066×10-6, 潜流带地下水的平均含硼量为1.19×10-6(王培君, 1996), 因此海相成因的钙质结核在形成后受到大气淡水和地下水影响, 硼发生迁移而导致其含量发生变化。以上分析说明钙质结核形成于海相环境, 但形成后却处于大气淡水成岩环境, 并受其改造。这从下文的讨论中也可以得到进一步的证明。
Y和Ho具有相似的离子半径、化合价和地球化学行为。但两者表层络合能力的不同, 使得 Ho在海水中的沉积速率为Y的两倍(Nozaki et al., 1997), 因此Y/Ho值也可以作为区别海相和非海相沉积的指标之一。现代大洋沉积物的Y/Ho值大体位于 60～90之间；河水的Y/Ho比值大于或等于26.24(Alibo and Nozaki, 1999；Kamber et al., 2005)。钙质结核的Y/Ho值分别为27.56、25.05、26.95和25.33, 具有淡水沉积物的特征, 这与结核中含有大量的海相生物相悖。斯里兰卡普塔勒姆地区沉积物在形成时, 气候温暖湿润, 生物沉积作用突出, 形成含大量生物碎屑的碳酸盐沉积物, 但同时沉积物受陆源沉积物影响明显, 在一定程度上也继承了陆源沉积物的化学元素组成, 具有一定的“亲陆性”(罗雷等, 2014), 沉积后处于淡水成岩环境中, 因而具有部分淡水沉积物的特征。
2.4 同位素特征所取的5个样品的碳、氧同位素组成相似(表 3), 样品中的δ13 C均具有较高负值, 其中最高值出现于Pt-14号样品(-4.54‰), 最低值出现于Pt-05号样品(-7.51‰), 平均值为 -5.27‰。钙质结核的 δ18 O 亦具有较低值, 都在-6‰以下, 最高值出现于Pt-08号样品(-6.37‰), 最低值出现于Pt-01号样品(-7.19‰), 平均值为 -6.65‰, 具有轻碳和轻氧的特征, 与海洋生物壳体和海相碳酸盐岩的碳、氧同位素组成差别很大。碳同位素组成特点可能与藻类等有机质分解有关, 氧同位素的特点则可能与方解石形成时湿热的环境和碳酸盐岩的成岩作用有关, 三者共同作用使得碳、氧同位素发生明显的负偏。
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表 3 钙质结核和海洋生物的碳氧同位素组成 Table 3 The carbon and oxygen isotope of calcareous concretions and marine organisms |
5个结核样品的Mn/Sr值分别为0.78、0.63、0.38、0.36和0.25(表 2), 稍大于Fairchild et al.(2000)和Yoshioka et al.(2003)提出的判别标准(Mn/Sr＜0.2), 说明沉积物遭受了轻微的成岩作用改造, 碳同位素组成已发生变化。δ18 O 值分别为-7.19‰、-7.05‰、-6.37‰、-6.98‰和-6.59‰, 小于Kaufman and Knoll(1995)提出的判别标准(δ18 O＜-5‰), 说明沉积物中氧同位素组成也同样遭受一定成岩作用的影响, 负偏较明显。
通常δ13 C和δ18 O 的相关性可以表示研究样品中后期淋滤交代作用对δ13 C的影响程度(Brand and Veizer, 1980, 1981；Brasier et al., 1990；左景勋, 2006)。钙质结核中碳、氧同位素的相关系数为0.57, 同样说明钙质结核已遭受一定的后期淋滤作用的影响。
结核中的碳氧同位素已经发生后生变化, 并不能代表结核的原始碳氧同位素组成, 因此不能使用Keith and Weber(1964)的相判别公式来判断结核是属于淡水条件还是咸水环境下的产物。这与我国海域钙质结核形成的原始环境即为淡水或是三角洲环境(朱而勤, 1983)有明显的不同。
2.5 成岩作用类型及特征钙质结核中的成岩作用主要为泥晶化作用、胶结作用、溶解作用及重结晶作用等。
(1) 泥晶化作用
斯里兰卡普塔勒姆地区钙质结核的泥晶化作用可分为两种类型(图 2d、图 2e), 一是整个颗粒均被泥晶化, 即泥晶方解石对棘皮动物的骨板和藻类由外向内发生置换, 一般外缘泥晶化程度高, 向内泥晶化程度降低；部分颗粒完全被泥晶化, 其内部结构已不可见, 从而形成泥晶铸模。另一类是沿颗粒的边缘发生泥晶化, 形成泥晶套, 或有孔虫、腕足、双壳动物颗粒的壳壁发生泥晶化, 内腔为亮晶方解石。
泥晶化作用是由藻类和菌类生物对未完全固结颗粒进行钻孔, 之后孔隙被泥晶方解石充填的作用, 为停滞海水渗流带的产物(Bathurst, 1966；Alexanderson, 1972；Brand, 1989；Reid and Macintyre, 1998, 2000；El-Saiy et al., 2007；Northdurft et al., 2007), 是同生成岩作用阶段的标志(刘宝珺等, 1992)。泥晶化的颗粒或泥晶套一般是由稳定的矿物和高的有机质含量组成, 相对比较耐溶解, 在受到大气淡水的溶解作用后, 常常形成泥晶套, 中心被亮晶方解石充填, 因此泥晶铸模属于早期的成岩作用, 而泥晶套则是由于后期大气淡水成岩作用的影响而形成。泥晶化作用对沉积物孔隙的影响不大, 但增大了颗粒的强度, 阻碍后期压实作用的进行。
(2) 胶结作用
钙质结核中主要发育两种类型的胶结作用。
等厚环边胶结物： 钙质结核的粒状等厚环边胶结物发育在颗粒间和生物碎屑颗粒内部的溶蚀孔洞中, 其中生物壳体内部的溶蚀孔洞中发育较好(图 2e)。粒状方解石晶体沿着有孔虫房室的内表面生长, 晶体间接触紧密, 厚度一般在0.005～0.01 mm之间, 局部有所变化。
粒状胶结物： 粒状胶结物常出现在颗粒间和生物碎屑颗粒内部的溶蚀孔洞中(图 2e), 其晶体大小一般在0.1～0.5 mm之间, 局部发育有较大的嵌晶, 可达0.5 mm以上, 晶体间镶嵌接触, 接触面平直, 该类胶结物常出现在环边胶结物之后。
在普塔勒姆地区钙质结核中, 粒状等厚环边胶结物和粒状胶结物的出现标志其成岩环境为大气淡水环境和早期埋藏环境。
(3) 溶解作用
钙质结核中溶解作用较发育, 主要发生在生物、非生物颗粒内部和颗粒之间(图 2e、图 2f), 属于早期溶解作用。钙质结核中既有颗粒间的选择性溶解所形成的粒间孔隙, 也有生物碎屑颗粒内部发生溶解作用所形成的粒内溶孔, 这些早期的粒间—粒内溶蚀孔洞已被亮晶方解石胶结物所充填。
早期溶解作用是沉积物形成之后, 由于周围的环境发生变化, 由文石和高镁方解石组成的基质、颗粒和胶结物不稳定, 易在颗粒、颗粒内部和颗粒之间会发生选择性溶解, 形成粒内孔、铸模孔和少量粒间孔, 随后又被亮晶方解石充填。部分孔洞被充填后又被再一次溶解(图 2f), 说明钙质结核形成之后经历了二次大气淡水环境。
(4) 重结晶作用
钙质结核的重结晶作用较发育, 其主要表现为文石或高镁方解石质的颗粒转化为低镁方解石和泥晶基质重结晶为亮晶方解石(图 2c、图 2d、图 2e)。原始沉积的文石和高镁方解石稳定性差(Bathurst, 1977), 易在大气淡水或混合水环境中发生溶解, 并重结晶为稳定的亮晶方解石, 其属于早期成岩作用。
沉积物的来源、生物分馏作用、水体中同位素组成和成岩作用等许多因素都能导致同位素组成发生复杂的变化, 综合前文讨论的微量元素和成岩作用特征, 可以认为在本区沉积物中, 物源和藻类等微生物的活动对同位素组成的影响最为显著, 其次为早期成岩作用。
3 钙质结核的成因及意义碳酸盐分为淡水碳酸盐和海水碳酸盐两大类, 后者又可分为生物成因和非生物成因。由薄片镜下观察可知, 结核中含有大量的海相生物化石及其碎屑和围绕各种颗粒的边缘发育的藻类, 故属于海相生物成因碳酸盐。
由薄片镜下观察和地球化学成分分析可知, 钙质结核中含有一定的陆源碎屑组分, 说明结核形成时离陆较近, 受陆源物质影响明显, 其物质组成具有一定的亲陆性, 从而导致结核的部分微量元素同时具有海相和陆相物源特征和碳氧同位素组成发生明显的负向偏移。
由主微量元素的测试结果也可以看出(表 1, 表 2), 钙质结核富Fe、Sr、C, 贫Si, Ba, 说明与胶结程度较差的碳酸盐软泥相比, 钙质结核中含有更多的生物化石。这些生物有机质在埋藏分解的过程中, 可以生成NH3和胺, 使附近的流体变为碱性, 并生成CO32-, 进而促进了CaCO3的沉淀。而且因为藻类的钙化和自身分泌出大量的胞外聚合物(EPS)(Decho, 1990)捕捉和粘附碳酸盐颗粒(Reid and Macintyre, 2000), 从而加速了钙质结核的胶结与形成。同时有机质分解所提供的CO32-, 也会导致结核中碳同位素负偏。
综上所述, 钙质结核的形成须具备3个条件： 1)不断将流体中的CO2迁出或转化为CO32- 离子；2)流体中钙离子浓度或盐度增大；3)Ca2+ 及CO32- 离子的不断补充。不同环境下这些条件的产生机制也不相同, 一般是借助蒸发浓缩、有机质分解、盐水回流和高盐孔隙水上升等方式。由此可知, 研究区的钙质结核主要是借助有机质的分解和藻类的粘结而形成。
钙质结核形成后, 海平面下降, 沉积物遭受大气淡水和地下水的溶蚀作用, 部分疏松、固结程度较差的结核先行发生溶蚀, 仅留下固结程度较高的部分。与此同时, 部分元素和同位素与地下水中的元素和同位素发生稀释和交换, 形成既具有淡水又同时还保留有咸水沉积的地球化学特征。因此钙质结核的存在也可作为一种指相标志, 指示该区在结核形成后出露水面。
由此可见, 研究区的钙质结核应该是在滨浅海环境而并非在淡水环境中形成。结核形成后遭受大气淡水、地下淡水及早期埋藏成岩作用的改造, 部分元素发生稀释和同位素的交换, 使部分元素含量降低, 碳氧同位素发生负偏。因此, 结核中部分元素偏低的含量和负偏的碳氧同位素特征是物质来源、藻类等生物作用和后期成岩作用共同作用的结果, 与其形成时的环境无关。
4 结 论(1) 通过对钙质结核的成分和地球化学特征分析, 认为结核主要由海相生物成因碳酸盐和少量的陆源碎屑组成。其形成过程中, 藻类的粘结和生物有机质的分解是影响其固结的主要因素, 同时藻类等生物作用也导致了结核中的碳氧同位素发生明显负偏。
(2) 钙质结核中含有的陆源碎屑成分和早期埋藏成岩作用使钙质结核既具有咸水又具有淡水沉积物的特征。沉积物形成后, 由于地壳抬升或海平面下降而处于大气淡水成岩环境下, 并发育相应的成岩作用, 使得钙质结核中部分微量元素发生迁移, 氧同位素进一步负偏。
(3) 钙质结核的形成说明该地区在结核形成时水体较浅, 气候温暖湿润, 降水丰富, 藻类等生物广泛发育, 以氧化环境为主。
(4) 该地区的钙质结核是在滨海潮坪环境下, 由藻类等生物粘结碳酸盐颗粒和陆源碎屑形成。与黄海及东海等地的结核相比, 虽然在碎屑组分、碳酸钙的含量和形成方式和意义上有一定的差别, 但是其可以作为一种指相标志, 这对恢复该地区的古地理环境, 中新世以来的发展历史及海平面的演化有一定的意义。
致谢 在本研究过程中, 微量元素和同位素测试得到中国科学院广州地球化学研究所袁鹏研究员和颜文昌高级工程师的支持与帮助；匿名审稿专家的意见, 使本文进一步完善。在此一并表示衷心的感谢!
| [1] |
刘宝珺, 张锦泉. 1992. 沉积成岩作用. 北京: 科学出版社 : 1 -24.
( 0)
|
| [2] |
Liu Baojun and Zhang Jinquan. 1992. Sedimentary Diagenesis. Beijing: Science Press : 1-24.
(0)
|
| [3] |
刘东生, 等. 1966. 黄土的物质成分和结构. 北京: 科学出版社 : 63 -68.
(0)
|
| [4] |
Liu Dongsheng, et al. 1966. The Material Composition and Structure of Loess. Beijing: Science Press : 63-68.
(0)
|
| [5] |
刘彬昌. 1980. 海洲湾钙质结核形成条件的初步探讨. 海洋通报(2) : 51–55.
(0)
|
| [6] |
Liu Binchang. 1980. Preliminary study on formation condition of calcareous concretion in Haizhou Bay. Marine Science Bulletin(2) : 51–55.
(0)
|
| [7] |
罗雷, 洪天求, 张炜, 等. 2014. 斯里兰卡普塔拉姆地区ZK593号钻孔沉积物的地球化学特征及意义. 地质科学, 49(1) : 324–337.
(0)
|
| [8] |
Luo Lei, Hong Tianqiu, Zhang Wei, et al. 2014. Geochemical characteristics and implication of ZK593 sediments in Puttalam,Sri Lanka. Chinese Journal of Geology, 49(1) : 324–337.
(0)
|
| [9] |
沙庆安, 赵希涛. 1981. 西沙群岛和海南岛现代和全新世海相碳酸盐的成岩作用--兼谈海相表层(海相淡成)灰岩及其意义. 北京: 科学出版社 : 226 -242.
(0)
|
| [10] |
Sha Qing'an and Zhao Xitao. 1981. Diagenesis of modern and Holocene marine carbonates in Xisha and Hainan: The marine layer of limestone and its significance. Beijing: Science Press : 226-242.
(0)
|
| [11] |
单连芳, 许东禹, 任于灿, 等. 1987. 江苏和山东海岸钙质结核及其地质意义. 海洋地质与第四纪地质, 7(1) : 113–122.
(0)
|
| [12] |
Shan Lianfang, Xu Dongyu, Ren Yucan, et al. 1987. Calcretes in coastal zone of Jiangsu and Shandong Provinces and its geological implication. Marine Geology & Quaternary Geology, 7(1) : 113–122.
(0)
|
| [13] |
滕志宏, 刘荣谟, 陈苓, 等. 1990. 中国黄土地层中的钙质结核研究. 科学通报, 35(13) : 1008–1011.
(0)
|
| [14] |
Teng Zhihong, Liu Rongmo, Chen Ling, et al. 1991. A study of calcareous dolls in the loess deposits of China. Chinese Science Bulletin, 36(4) : 314–318.
(0)
|
| [15] |
王培君. 1996. 硼在水中的地球化学行为. 化工矿产地质, 18(2) : 139–144.
(0)
|
| [16] |
Wang Peijun. 1996. Geochemical behavior of boron in the water. Geology of Chemical Minerals, 18(2) : 139–144.
(0)
|
| [17] |
吴世迎, 房泽诚. 1982. 黄海海州湾钙结体的特征及其地质意义. 地质科学(2) : 207–214.
(0)
|
| [18] |
Wu Shiying and Fang Zecheng. 1982. The characteristics of caliches in the Haizhou Bay,Huanghai Sea and its geological implications. Chinese Journal of Geology(2) : 207–214.
(0)
|
| [19] |
郑铁民, 秦蕴珊. 1986. 黄东海浅水区海底钙质结核及其成因的研究. 沉积学报, 4(2) : 47–55.
(0)
|
| [20] |
Zheng Tiemin and Qin Yunshan. 1986. A study on characteristics and origin of calcareous nodule on sea bed of shallow water in the Yellow Sea and the East China Sea. Acta Sedimentologica Sinica, 4(2) : 47–55.
(0)
|
| [21] |
朱而勤. 1983. 东海北部的钙质结核. 中国科学(B辑), 13(9) : 849–856.
(0)
|
| [22] |
Zhu Erqin. 1983. Calcareous concretions in the northern East China Sea. Science in China(Series B), 26(10) : 1088–1098.
(0)
|
| [23] |
左景勋, 童金南, 邱海鸥, 等. 2006. 下扬子地区早三叠世碳酸盐岩碳同位素组成的演化特征. 中国科学: 地球科学, 36(2) : 109–122.
(0)
|
| [24] |
Zuo Jingxun, Tong Jinnan, Qiu Haiou, et al. 2006. Carbon isotope composition of the Lower Triassic marine carbonates,Lower Yangtze region,South China. Science China Earth Science, 49(3) : 225–241.
DOI:10.1007/s11430-006-0225-8 (0)
|
| [25] |
Alexanderson T. 1972. Micritization of carbonate particles: Processes of precipitation and dissolution in modern shallow-marine sediments. Universitet Uppsala,Geologiska Institut Bulletin, 7(3) : 201–236.
(0)
|
| [26] |
Alibo D S and Nozaki Y. 1999. Rare earth elements in seawater: Particle association,shale-normalization,and Ce oxidation. Geochimica et Cosmochimica Acta, 63(3) : 363–372.
(0)
|
| [27] |
Bathurst R G C. 1966. Boring algae,micrite envelopes and lithification of molluscan biosparites. Geological Journal, 5(1) : 15–32.
(0)
|
| [28] |
Bathurst R G C. 1977. Ordovician Meiklejohn bioherm,Nevada. Geological Magazine, 114(4) : 308–311.
DOI:10.1017/S0016756800045118 (0)
|
| [29] |
Brand U. 1989. Aragonite-calcite transformation based on Pennsylvanian molluscs. Geological Society of America Bulletin, 101(3) : 377–390.
DOI:10.1130/0016-7606(1989)101<0377:ACTBOP>2.3.CO;2 (0)
|
| [30] |
Brand U and Veizer J. 1980. Chemical diagenesis of a multicomponent carbonate system-1: Trace elements. Journal of Sedimentary Research, 50(4) : 1219–1236.
(0)
|
| [31] |
Brand U and Veizer J. 1981. Chemical diagenesis of a multicomponent carbonate system-2: Stable isotopes. Journal of Sedimentary Research, 51(3) : 987–997.
(0)
|
| [32] |
Brasier M D, Magaritz M, Corfield R, et al. 1990. The carbon-and oxygen-isotope record of the Precambrian-Cambrian boundary interval in China and Iran and their correlation. Geological Magazine, 127(4) : 319–332.
DOI:10.1017/S0016756800014886 (0)
|
| [33] |
Brown B J and Farrow G E. 1978. Recent dolomitic concretions of crustacean burrow origin from Loch Sunart,west coast of Scotland. Journal of Sedimentary Research, 48(3) : 825–834.
(0)
|
| [34] |
Cook P J. 1973. Supratidal environment and geochemistry of some recent dolomite concretions,Broad Sound,Queensland,Australia. Journal of Sedimentary Research, 43(4) : 998–1011.
(0)
|
| [35] |
Decho A W.1990.Microbial exopolymer secretions in ocean environments: Their role(s)in food webs and marine processes.In: Barnes H and Barnes M(Eds.).Oceanography and Marine Biology: An Annual Review(Volume 28).New York: Macmillan.73—153.
(0)
|
| [36] |
El-Saiy A K and Jordan B R. 2007. Diagenetic aspects of tertiary carbonates west of the northern Oman Mountains,United Arab Emirates. Journal of Asian Earth Sciences, 31(1) : 35–43.
DOI:10.1016/j.jseaes.2007.03.004 (0)
|
| [37] |
Fairchild I J,Spiro B,Herrington P M et al.2000.Controls on Sr and C isotope compositions of Neoproterozoic Sr-rich limestones of East Greenland and North China.In: Grotzinger J P and James N P(Eds.).Carbonate Sedimentation and Diagenesis in the Evolving Precambrian World.Tulsa: SEPM(Society for Sedimentary Geology).297—313.
(0)
|
| [38] |
Huertas M O, Palomo Ⅰ, Moresi M, et al. 1991. A mineralogical and geochemical approach to establish a sedimentary model in a passive continental margin Sabbetic zone,Betic Cordilleras,Sepein. Clay Minerals(26) : 289–407.
(0)
|
| [39] |
Kamber B S, Greig A and Collerson K D. 2005. A new estimate for the composition of weathered young upper continental crust from alluvial sediments,Queensland,Australia. Geochimica et Cosmochimica Acta, 69(4) : 1041–1058.
DOI:10.1016/j.gca.2004.08.020 (0)
|
| [40] |
Kaufman A J and Knoll A H. 1995. Neoproterozoic variations in the C-isotopic composition of seawater: Stratigraphic and biogeochemical implications. Precambrian Research, 73(1) : 27–49.
(0)
|
| [41] |
Keith M L and Weber J N. 1964. Carbon and oxygen isotopic composition of selected limestones and fossils. Geochimica et Cosmochimica Acta, 28(10) : 1787–1816.
(0)
|
| [42] |
Murray R W and Leinen M. 1993. Chemical transport to the seafloor of the equatorial Pacific Ocean across a latitudinal transect at 135°W: Tracking sedimentary major,trace,and rare earth element fluxes at the Equator and the Intertropical Convergence Zone. Geochimica et Cosmochimica Acta, 57(17) : 4141–4163.
DOI:10.1016/0016-7037(93)90312-K (0)
|
| [43] |
Nothdurft L D, Webb G E, Bostrom T, et al. 2007. Calcite-filled borings in the most recently deposited skeleton in live-collected Porites(Scleractinia): Implications for trace element archives. Geochimica et Cosmochimica Acta, 71(22) : 5423–5438.
DOI:10.1016/j.gca.2007.09.025 (0)
|
| [44] |
Nozaki Y, Zhang J and Amakawa H. 1997. The fractionation between Y and Ho in the marine environment. Earth and Planetary Science Letters, 148(1) : 329–340.
(0)
|
| [45] |
Pantin H M. 1958. Rate of formation of a diagenetic calcareous concretion. Journal of Sedimentary Research, 28(3) : 366–371.
(0)
|
| [46] |
Reid R P and Macintyre I G. 1998. Carbonate recrystallization in shallow marine environments: A widespread diagenetic process forming micritized grains. Journal of Sedimentary Research, 68(5) : 928–946.
DOI:10.2110/jsr.68.928 (0)
|
| [47] |
Reid R P and Macintyre I G. 2000. Microboring versus recrystallization: Further insight into the micritization process: Current ripples. Journal of Sedimentary Research, 70(1) : 24–28.
DOI:10.1306/2DC408FA-0E47-11D7-8643000102C1865D (0)
|
| [48] |
Taylor J C M and Illing L V. 1969. Holocene intertidal calcium carbonate cementation,Qatar,Persian Gulf. Sedimentology, 12(1-2) : 69–107.
DOI:10.1111/sed.1969.12.issue-1-2 (0)
|
| [49] |
Veizer J.1983.Chemical diagenesis of carbonates: Theory and application of trace element technique.In: Arthur M A,Anderson T F and Society of Economic Paleontologists and Mineralogists(Eds.).Stable Isotopes in Sedimentary Geology(SEPM Short Course,No.10).Tulsa: SEPM.1—100.
(0)
|
| [50] |
Yoshioka H, Asahara Y, Tojo B, et al. 2003. Systematic variations in C,O,and Sr isotopes and elemental concentrations in Neoproterozoic carbonates in Namibia: Implications for a glacial to interglacial transition. Precambrian Research, 124(1) : 69–85.
DOI:10.1016/S0301-9268(03)00079-2 (0)
|