Análisis ambiental de cuerpos de agua antiguos
1. Inferencia de pH y Eh
En la actualidad, existen varios métodos para juzgar la función redox de los medios de agua de mar medievales en la historia geológica: estructura sedimentaria, ensamblaje mineral, paleoecología, sedimentación. Azufre, oligoelementos (tierras raras), geoquímica orgánica, etc.
Estructura sedimentaria: en condiciones ricas en oxígeno, no se puede conservar debido a una fuerte bioturbación en condiciones anóxicas, el lecho horizontal en el sedimento es completo en condiciones anóxicas, la estructura sedimentaria está sujeta a diversos grados de; perturbación. Sin embargo, este método de juicio simple es sólo relativamente cualitativo y también se ve afectado por el ambiente sedimentario y las especies biológicas.
Además, se puede utilizar un método más intuitivo y sencillo para juzgar en función del color del sedimento. El negro y el verde se forman en un ambiente reductor; el morado y el rojo se forman en un ambiente oxidante. Sin embargo, cabe señalar que los sedimentos rojos pueden reducirse a gris, gris verdoso o incluso gris negro después del entierro.
Combinación de minerales: El ambiente sedimentario suele identificarse por la icónica combinación de minerales autigénicos que contienen hierro. El orden del ambiente oxidante al ambiente reductor es limonita (condiciones oxidantes) - hematita (condiciones oxidantes) - Glauconita (débil). condiciones de oxidación y reducción débil) - clorito oolítico (condiciones de oxidación débil y reducción débil) - siderita (condiciones de reducción) - marcasita y pirita (condiciones de reducción fuerte).
Paleoecología: Nada es más sensible a las condiciones redox que los foraminíferos bentónicos. Berhard (1986) encontró que en ambientes ricos en oxígeno, los foraminíferos bentónicos tienen un mayor porcentaje de formas esféricas, achatadas-cóncavas y lenticulares; en condiciones anóxicas, los foraminíferos bentónicos son principalmente achatados, cónicos y elípticos. no tienen decoración de conchas y tienen paredes de conchas delgadas. Los foraminíferos bentónicos en la capa anóxica de 1000 m son principalmente especies planas alargadas sin decoración de concha y especies cónicas largas (Wang Chengshan et al., 2005). Kaiho (1994), basándose en el estudio de la relación entre la morfología de los foraminíferos bentónicos marinos modernos y la concentración másica de oxígeno disuelto, dividió los foraminíferos bentónicos en cinco categorías: foraminíferos ricos en oxígeno, individuos mayores o iguales a 350 μm, de espesor pared y concha gruesa; nivel hipóxico A, individuos de menos de 350 μm de suboxígeno tipo B y suboxígeno tipo C, conchas de paredes delgadas y delgadas, tipos intermedios entre el tipo suboxígeno y el tipo pobre en oxígeno, delgados; , carcasa de pared larga y plana.
Azufre depositado: En términos generales, si la relación entre azufre depositado y carbono orgánico es inferior a 0,36, se trata de un ambiente oxigenado, y si es superior a 0,36, es un ambiente anóxico. Sin embargo, este simple criterio tiene importantes limitaciones. El indicador de juicio comúnmente utilizado actualmente es DOP, que es la proporción de hierro en sulfuro con respecto al hierro activo total. Raisewell et al. (1988) propusieron que cuando DOP0.75, es un ambiente anóxico. Jones y Manning (1994) utilizaron 0,42 como línea divisoria entre ambientes oxidantes y débilmente oxidantes (Figura 7-7).
Figura 7-7 Comparación de parámetros del entorno redox sedimentario
(Según Jones y Manning, 1994)
Oligoelementos: muchos elementos contribuyen a la oxidación en el ambiente sedimentario Los cambios en las condiciones de reducción son muy sensibles. Algunos son elementos de precio variable, incluidos Mn, I, Cr, Mo, re, U y V. Aunque otros no son elementos de precio variable, pueden reaccionar con otros elementos de forma indirecta. reflejan cambios en el ambiente de depósito, como Cd, Cu, Ni, Zn, etc.
Se ha demostrado que algunas proporciones de elementos, como V/Cr, Ni/Co y U/Th, tienen un buen efecto discriminante en el medio sedimentario. Son superiores a 4,25, 7,00 y 1,25 respectivamente. en ambientes anóxicos y en ambientes de oxidación el ambiente es inferior a 2.00, 5.00 y 0.75 respectivamente (Figura 7-7) (Jones y Manning, 65438
Las anomalías de los elementos de tierras raras Ce y Eu han sido. ampliamente utilizado para juzgar las condiciones redox del ambiente de depósito. Ce3+ juega un papel importante en la oxidación. En condiciones, se oxida fácilmente a Ce4+ y es absorbido por coloides de óxido como Fe y Mn, lo que resulta en la pérdida de Ce en agua de mar. En condiciones reductoras, con la disolución de óxidos como el hierro y el manganeso, el Ce4+ se reduce a Ce3+ y se libera durante la reducción. En el medio ambiente, el Eu3+ se reduce a Eu2+.
Geoquímica orgánica: uso de biomarcadores para determinar la antigüedad. El medio ambiente es un objetivo a largo plazo perseguido por geoquímicos orgánicos y sedimentólogos. El parámetro de juicio más comúnmente utilizado es la relación Pr/Ph.
Didyk et al. (1978) propusieron por primera vez que la relación Pr/pH es un indicador ambiental potencial y creyeron que un valor bajo de Pr/Ph indicaba un ambiente reductor. Posteriormente, Powell (1988) también notó que un alto Pr/pH estaba relacionado con el ambiente oxidativo continental. Sin embargo, la relación entre el valor de Pr/Ph y el ambiente de depósito no se ha comprendido completamente (Ten Haven et al., 1987). En ambientes de alta salinidad, los halófilos y otras bacterias participan en la deposición de materia orgánica, la cual se degrada durante el proceso diagenético y también libera una gran cantidad de alcanos vegetales (Wang Tieguan, 1990). Peters (1995) y otros propusieron que proporciones altas de Pr/Ph (> 3,0) indican el ingreso de materia orgánica terrestre en condiciones oxidantes, mientras que proporciones bajas (< 0,6) representan ambientes anóxicos y generalmente hipersalinos. La investigación de Fu et al. (1991) también demostró que la fuerte dominancia del fitano en el esquisto bituminoso no sólo revela su fuerte ambiente reductor, sino que también puede ser un indicador para distinguir ambientes de alta salinidad.
Además, la presencia de β-caroteno se atribuye principalmente a la anoxia y al aporte de materia orgánica de algas saladas. Por lo tanto, el β-caroteno también se puede utilizar como indicador del entorno redox en el agua.
2. Análisis de paleosalinidad
El análisis de paleosalinidad de aguas sedimentarias se juzga a menudo por minerales autigénicos y tipos paleontológicos. A medida que aumenta la salinidad del medio acuoso, el orden de deposición mineral en el medio acuoso es calcita-dolomita-celestita-yeso-halita. En particular, la dolomita que contiene celestita, fluorita y barita autigénicas y la calcedonia que contiene sales evaporadas se pueden utilizar como minerales indicadores en condiciones de superalinidad. Los organismos tienen diferente adaptabilidad al agua con diferentes salinidades. La biota típica de aguas salobres incluye bivalvos, gasterópodos, ostrácodos, diatomeas, gusanos, etc. La biota salobre típica no difiere mucho de la biota salobre en grandes categorías. La biota común de agua dulce incluye cianobacterias, carofitas, amebas de concha, esponjas comunes, etc. A medida que aumenta la salinidad, las halófitas estrechas disminuyen o incluso desaparecen, y aumenta el número de bivalvos, gasterópodos y ostrácodos. En agua con demasiada sal, sólo quedan unas pocas bacterias halófilas, como las gastrobacterias del pescado. En aguas hipersalinas con alta salinidad, sólo se pueden ver plantas (algunas algas verdes) (Liu Baojun, Zeng Yunfu, 1985). Además, algunos métodos geoquímicos sedimentarios también pueden inferir la salinidad antigua. Por ejemplo, el contenido de iones cloruro en el agua de mar se puede medir directamente y convertir en salinidad del agua de mar (S): S(‰)= 0,031,8050 Cl-(‰); El contenido de parafina gamma en el material también se puede utilizar para juzgar la salinidad antigua del medio acuático. Un alto contenido de parafina gamma es un signo de deposición de agua de alta salinidad (Brassell et al., 1986).
3. Profundidad de las aguas antiguas
Los principales indicadores para determinar la profundidad de las aguas antiguas son los minerales autigénicos, la geoquímica, la sedimentología y la paleontología.
Los minerales autigénicos en el océano no sólo están relacionados con ambientes específicos, sino también indirectamente con la profundidad del agua. Por ejemplo, las condiciones de aguas cálidas y poco profundas favorecen la formación de clorita oolítica (mineral de agua cálida), las condiciones de aguas frías y profundas favorecen la formación de glauconita (mineral de agua fría) y las aguas cálidas y poco profundas también son condiciones favorables para la formación de clorito oolítico (mineral de agua cálida). la formación de fosforita. La caolinita se forma principalmente en ambientes continentales cálidos y húmedos, mientras que la montmorillonita y la illita se desarrollan fácilmente en ambientes marinos alcalinos. La illita y la caolinita generalmente se depositan en el mar cerca del área de origen, mientras que la montmorillonita llega al mar.
Aunque los minerales autigénicos tienen cierta relación con el entorno de formación, hay pocos datos de investigación sobre la relación específica con la profundidad del agua. Por-renga (1967) encontró que la glauconita y la clorita oolítica tienen una clara relación con la profundidad del agua: en áreas de clima tropical, la glauconita se forma por encima de los 125 m, y la clorita oolítica se puede formar por encima de los 60 m en áreas más frías, el límite superior de la glauconita; es de 30 metros.
La formación de nódulos de manganeso también está relacionada con el entorno específico de la profundidad del agua. Los nódulos de manganeso ricos en Cu y Ni generalmente se distribuyen por debajo de la profundidad de compensación de carbonatos marinos, es decir, el fondo marino profundo a más de 4000 m, mientras que las cortezas de manganeso ricas en Co se distribuyen generalmente en el fondo del océano por encima de la profundidad de compensación de carbonatos marinos. áreas, como colinas enterradas submarinas y mesetas submarinas cerca del ecuador con una profundidad de 3100 ~ 1100 m.
Además, la formación de roca fosfórica en el fondo marino también puede reflejar la profundidad del agua. La fosforita se distribuye generalmente en el fondo marino con profundidades de agua inferiores a 1000 m, incluidos bancos de arena en alta mar, plataformas continentales marinas poco profundas, taludes continentales superiores, plataformas marginales y montes submarinos.
Los signos de la reacción geoquímica en profundidad en el agua se reflejan principalmente en la composición de elementos y el contenido de isótopos.
Si la relación B/Ga es inferior a 3,3, generalmente se trata de sedimentación continental; si la relación es superior a 4,5, generalmente se trata de sedimentación marina. Otro ejemplo son los sedimentos de aguas poco profundas ricos en aragonita, con contenidos de Mn inferiores a 20×10-6. En rocas carbonatadas de aguas profundas, el contenido de manganeso puede alcanzar varios porcentajes en ambientes de aguas poco profundas, cuando la profundidad del agua es de 0 a 100 m, el contenido de calcita con bajo contenido de magnesio es del 35% al 95%, la aragonita es del 50% al 2%. y la calcita con alto contenido de magnesio es del 15% al 3%. Los sedimentos de las profundidades marinas son generalmente ricos en oligoelementos como cloro, bromo, plata, cadmio, molibdeno, manganeso, cobalto, cobre y bario. Si los oligoelementos en el sedimento exceden las siguientes concentraciones, a saber, mo > 5× 10-6, co > 40× 10-6, Cu > 90× 10-6, ba > 1000× 10-6, ce > 65438+. Ni > 65438+250m 10-6, Pb > 40× 10-6, especialmente cuando va acompañado de un contenido de U inferior a 1×10-6 y un contenido de Sn inferior a 3×10-6, es la formación original.
Según los datos del análisis de los nódulos del fondo marino, se encontró que el contenido de oligoelementos en los nódulos del fondo marino del Pacífico tiene una cierta relación con la profundidad del agua. Es decir, los picos de oligoelementos se concentran en áreas cercanas a la profundidad del agua de 1500 m y por debajo de los 3000 m.
Los indicadores sedimentológicos que reflejan las características de la profundidad del agua se reflejan principalmente en tres aspectos: tamaño de las partículas de sedimento, estructura sedimentaria y tipo de sedimento.
En general, desde aguas poco profundas hasta ambientes de aguas profundas a lo largo de la costa de Guanghai, la distribución del tamaño de las partículas de los sedimentos es regular, desde sedimentos de grano grueso hasta sedimentos de grano fino. Sin embargo, existen algunas excepciones. Por ejemplo, las lagunas pueden tener mucho limo y los mares profundos pueden tener muchos sedimentos de grano grueso transportados por corrientes de turbidez.
En las estructuras sedimentarias, las señales que muestran que la profundidad del agua es inferior a 2 m o están expuestas incluyen marcas de gotas de lluvia, grietas secas, marcas de cristales de sal y ojos de pájaro que se muestran cerca de la zona intermareal-zona submareal; ; base de onda normal Se forman capas cruzadas montañosas debajo de la arena, con una profundidad de agua de 50 a 200 m; los bancos de arena submarinos son el terreno principal cerca de la costa y su tamaño está relacionado con la profundidad del agua. primero aumenta y luego disminuye. Las estructuras de bioturbación también están relacionadas con la profundidad del agua. La estructura genética de los organismos en ambientes de alta energía está subdesarrollada y las transformaciones biológicas en ambientes de baja energía son muy intensas. Generalmente, las estructuras de bioturbación en la parte inferior del banco son las más desarrolladas y ricas en trazas fósiles, mientras que la parte superior del banco está menos desarrollada.
Algunas rocas especiales también pueden indicar profundidad. Por ejemplo, la evaporación de la sal se limita principalmente a unos pocos metros de profundidad en ambientes de mareas planas en climas secos; el exudado radiolario silíceo se encuentra en cuencas oceánicas a más de 1.000 metros de profundidad. .
Las algas calcáreas que viven en aguas poco profundas crecen más rápido que las que viven en aguas más profundas. Los Coccidioides viven principalmente en aguas oceánicas con una profundidad de más de 150 m. Son abundantes en capas de agua con profundidades de varios metros a 50 m, y la abundancia cae rápidamente por debajo de los 50 m.
Los foraminíferos marinos son en su mayoría organismos bentónicos móviles y algunos son plancton. Los organismos bentónicos se distribuyen principalmente en la parte superior de la zona costera (la profundidad del agua es inferior a 80 m), y todavía hay un pequeño número de organismos bentónicos por debajo de los 200 ma 7000 m. En el fondo marino, a 7.000 metros de profundidad, sólo se encuentran unos pocos foraminíferos con conchas cementadas. El plancton se distribuye generalmente en las aguas superiores del océano con una profundidad de agua de 100 mm. Los datos de isótopos de oxígeno de los foraminíferos planctónicos se han convertido en una base valiosa para estudiar la profundidad de los océanos antiguos. La base es que las capas de calcita de los foraminíferos se calcificaban en condiciones de equilibrio. con agua de mar. Las esponjas se distribuyen desde la costa hasta las profundidades del mar con una profundidad de agua de 5.000 metros, pero la mayoría vive en aguas poco profundas. Las esponjas calcáreas se distribuyen principalmente en mares poco profundos de salinidad normal con profundidades de agua de 10 a 120 m, mientras que las esponjas vítreas se distribuyen principalmente en mares semiprofundos y mares profundos con profundidades de agua de 500 a 1000 m. Los corales formadores de arrecifes modernos son los más desarrollados. en mares poco profundos con una profundidad de agua de 20 m, en lugar de Los corales formadores de arrecifes abundan en aguas con salinidad normal por encima de los 100 m de profundidad. Un pequeño número de braquiópodos individuales se distribuyen desde la orilla del mar hasta las profundidades del mar, pero las especies desquiciadas. Viven principalmente en la zona intermareal costera con una profundidad de agua de 30 a 40 m, y algunas pueden alcanzar los 100 m de profundidad. Las especies desquiciadas viven principalmente en profundidades de agua de 30 a 200 m, con algunas de menos de 30 m o más de 5500 m. de la gente de las profundidades marinas son pequeños y delgados. Las briofitas modernas se distribuyen desde la costa hasta las profundidades del mar con una profundidad de agua de 5.500 metros, pero la mayoría de ellas crecen en ambientes marinos cálidos y poco profundos con salinidad normal, y generalmente son más abundantes en áreas submarinas con una profundidad de agua de 20 a 80 metros. . La forma de los cuerpos duros de las briófitas está relacionada con la profundidad del agua. En términos generales, la profundidad del agua viva es de 5 a 20 m en forma de conchas masivas, de 10 a 30 m a 30 m en forma de lentes laminares y de 20 a 50 m en forma de dendritas. Los hábitos de vida de los amonitas también están relacionados con la antigua profundidad del agua.
Los amonites son más abundantes a una profundidad de agua de unos 100 metros; los amonites son más abundantes a una profundidad de agua de unos 200 metros y los amonites son más abundantes a una profundidad de agua de unos 400 metros.
Los rastros de fósiles se utilizan a menudo como indicadores de la profundidad del agua, y aparecen diferentes fases de rastros de fósiles desde aguas poco profundas hasta aguas profundas. Los rastros de agujas de tubos verticales simples o tubos en forma de U aparecen principalmente en la zona intermareal, y los rastros de Cruz ocurren principalmente en el área de la plataforma marina poco profunda. Las zonas de aguas profundas y semiprofundas están dominadas por organismos móviles que se alimentan de sedimentos, formando redes complejas y rastros curvos.
4. Paleotemperatura
La temperatura es un parámetro importante del ambiente deposicional. Las rocas carbonatadas modernas de aguas poco profundas se distribuyen principalmente en áreas de clima cálido alrededor de 20 a 30 °C de latitud norte, y la deposición de carbonatos antiguos es similar a la deposición de carbonatos moderna. El índice de temperatura del agua de las rocas oolíticas modernas y las rocas de playa es de 15 ~ 30 ℃; a bajas temperaturas, el carbonato de la corteza es rico en óxido de magnesio, la plagioclasa autigénica es casi albita pura, mientras que la plagioclasa formada a altas temperaturas contiene más calcio; . Las temperaturas cayeron significativamente por debajo del punto de congelación, formando depósitos glaciares. La principal evidencia son las morrenas y las lutitas.
La biota marina es más sensible a la temperatura. Los océanos tropicales desarrollan una gran cantidad de organismos amantes de la temperatura y de temperatura estrecha, como los arrecifes, que son comunidades biológicas comunes en los océanos tropicales. Los corales sólo pueden crecer a temperaturas raramente inferiores a 18°C. El uso de datos biológicos para determinar la temperatura antigua no puede basarse en un solo organismo, sino que debe basarse en una combinación de organismos que viven en diferentes profundidades y diferentes sedimentos.
La paleotemperatura también se puede determinar mediante la proporción de los isótopos de oxígeno 16O y 18O. Si la relación 16O/18O no se ve afectada por el intercambio o reemplazo después de la precipitación, la temperatura de formación del mineral se puede determinar teóricamente. Se ha logrado cierto éxito en la determinación de las temperaturas de formación de conchas de algunas belemnitas y otros tipos de fósiles. Para el Mesozoico y el Cenozoico, los fósiles de foraminíferos registran buena información sobre isótopos del agua de mar, no se ven afectados por procesos epigenéticos diagenéticos y pueden usarse para la reconstrucción de paleotemperatura.