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沉积矿物学在古环境恢复中的应用进展_宋友桂

第32卷第4期2009年12月东华理工大学学报(自然科学版)J OURNA L O F EAST CH I NA I N ST I TUTE O F TEC HNOLOGY V o l 32 N o 4

D ec .2009

收稿日期:2009-03-21

基金项目:国家自然科学基金(40772116,40599421);国家重点规划研究

项目973项目(2004CB720202)。

作者简介:宋友桂(1974 ),男,副研究员,博士,主要从事新生代地质与

环境变化的研究工作。

do:i 10.3969/.j issn .1674-3504.2009.04.003

沉积矿物学在古环境恢复中的应用进展

宋友桂

(中国科学院地球环境研究所黄土与第四纪地质国家重点实验室,陕西西安 710075)

摘要:沉积矿物学是界于沉积学与矿物学之间的边缘交叉学科,它通过沉积物(岩)中矿物的组成、含量、组合特征、成因和单矿物化学成分、晶体结构、形态、性质的分析,研究沉积物在搬运、风化剥蚀、沉积过程和成岩过程中矿物的物理、化学行为特征,进而研究它们在时间、空间上的分布特征与规律,从而探讨物质来源、成因、形成演化历史与环境变迁等。近些年来沉积矿物学在研究古气候、物质来源、沉积环境、油气勘探以及构造演化中发挥着重要作用,成为古环境恢复与重建的重要研究手段之一。在阐述粘土矿物、重矿物、碳酸盐类矿物等的古环境意义的基础上,对其近20a 来在湖泊、黄土、海洋古环境恢复当中的应用进展进行了回顾和评述。随着新的沉积矿物研究方法的不断出现和应用,结合沉积物的物理指标、化学指标以及古生物学等其他指标,沉积矿物学将在古环境重建中发挥越来越重要的作用,具有广阔的应用前景。关键词:沉积矿物学;古环境;粘土矿物;重矿物;碳酸盐

中图分类号:P575.9,P736.2 文献标识码:A 文章编号:1674-3504(2009)04-313-11

沉积学与矿物学是地质学中比较古老的分支学科。近些年随着地学研究水平不断提高,研究方法不断涌现,使得沉积学与矿物学的联系越来越密切,产生了一门新兴边缘学科:沉积矿物学。虽然

至今没有统一的定义,也没有提出系统的沉积矿物学理论与方法,但沉积矿物学在古气候、物质来源、沉积环境、油气勘探以及构造演化中得到广泛的应用,在物源示踪、季风演化、大洋环流、盆山演化等方面取得了重要进展(S i n ger ,1980;S i n ger ,1984;Th iry ,2000;K ahle et a,l 2002;M oral et a,l 2005,金秉福等,2002;陈丽蓉,2008)。笔者主要评述了我国近20a 来粘土矿物、重矿物、碳酸盐类矿物等沉积物在湖泊、黄土、海洋古环境恢复当中的应用进展。

1 沉积矿物学

矿物学是研究矿物的化学成分、晶体结构、形态、性质、时间、空间上的分布规律、形成、演化的历

史和用途等的地质学分支学科。而沉积学是研究形成沉积地层的沉积作用、沉积过程及沉积物的地质学分支学科。沉积学与矿物学的结合是近20a

以来古环境变化研究中的一种重要手段。沉积物中的矿物记录了丰富的物源、气候、沉积、环境和构造等方面的信息,它可为认识近代地质过程、地表过程和海洋环境过程、气候演化以及构造隆升剥蚀过程提供定性和定量依据。参考矿物学与沉积学的研究内容,作者将沉积矿物学定义为:沉积矿物

学研究沉积物(岩)中矿物的组成、含量、组合特征、成因和矿物本身化学成分、晶体结构、形态、性质以及矿物组合在时间、空间上的分布规律、形成演化历史,研究其搬运、风化剥蚀和沉积过程中矿物的物理、化学行为,探讨物质来源、成因与环境变迁等,是处于沉积学与矿物学之间的边缘交叉学科。

无论是来自湖泊、黄土还是海洋沉积物的矿物组成和含量的变化在一定程度上能够指示沉积时的环境条件如气温、降水、物源来源、甚至湖泊水文、河流动力条件等(S i n ger ,1980;S i n ger 1984;Cha m ley ,1989;林瑞芬等,1996;张实等,1997;张世涛等,2003;刘志飞等,2003;Fagel et a.l ,2007;Fage l et a.l ,2008)。而矿物表面的形态和结晶参数的特征则反映了其形成环境和后期经历的搬运、侵蚀和沉积过程以及源区信号(谢又予,1984;王颖等,1985;刘东生等,1985;M oral e tl a,l 2005;Sun et a.l ,2007;Sun et a.l ,2008)。例如利用矿物组合、重矿物含量、磁铁矿、角闪石、长石等矿物和石英的微形态特征等来研究物源;利用碎屑矿物组合、粘土矿物组合、碳酸盐类矿物、岩类矿物以及这

些矿物的化学成分与同位素等恢复古气候环境;用重矿物含量、石英特征等反映水动力条件;用海绿石、自生黄铁矿、铁锰氧化物等揭示海洋氧化-还原环境(金秉福等,2002)。

20世纪90年代以来,海洋矿物学注重于以沉积矿物为指示,研究气候、物质来源、扩散路径和运移方向以及沉积环境等相关内容,并与地球化学相结合,解释区域性环境变化,乃至全球性环境演变等问题,取得了重要进展(陈丽蓉等,1993, 1997;杨群慧等,2002;刘志飞等,2003;孔乐祥等,2003;王昆山等,2005;李学杰等,2008;万世明,2006;万世明等,2008;邱中炎等,2008)。陈丽蓉(2008)出版的中国海沉积矿物学全面地总结了沉积矿物学在中国海研究中所取得的成果,该书对渤海、黄海、东海和南海沉积物中碎屑矿物、粘土矿物和自生矿物的矿物种类、组合特征、迁移规律、分布模式、形成机制及其对海洋沉积作用过程的影响进行了详细的探讨。

2 粘土矿物

粘土矿物是大多数海相和陆相沉积物的重要组成部分。由于它们的晶体结构和颗粒小,使得它们对地质环境的变化特别敏感。粘土矿物的沉积分异、组合特征、含量及结晶度与沉积环境、沉积物源、古气候、成岩作用和构造背景等有密切关系,从不同方面记录了环境变化的信息,使粘土矿物成为了环境变化信息的载体(Jacobs et a,l1972; S i n ger,1980;须藤俊男,1981;Cha m ley,1989;张乃娴等,1990;任磊夫,1992;赵杏媛等,1995)。Jacobs等(1972),S i n ger(1980,1984),Cha m ley (1989)对沉积物中粘土矿物含量变化所揭示的古气候和环境变化做了综述。例如,伊利石和绿泥石多分布在高纬地区以及沙漠地区,绿泥石被称为高纬度矿物 ,它们可反映干旱寒冷的气候,高岭石主要在低纬度地区温暖潮湿的气候下经化学风化形成。我国对粘土矿物的研究几乎与国际同步,但主要用于油气勘探等生产服务,并陆续制定了详细的行业标准。将粘土矿物用于古环境尤其是古气候的研究则是最近20a以来的事。师育新等(2005)对我国不同纬度和气候带的黄土剖面中的粘土矿物组合和空间分布进行了对比分析,发现黄土中粘土矿物组合具有明显的地带性特征。从西北到东南,随着纬度的逐渐降低,绿泥石含量逐渐减少和蛭石含量逐渐增多。黄土中含有较多量的绿泥石可作为黄土母质堆积后干冷气候和微弱风化的标志,而蛭石和蛭石/绿泥石混层矿物含量的增加指示了风化强度的增强,并指出黄土粘土矿物组合特征不仅反映物源区古环境信息,而且指示了黄土堆积期后的生物气候环境。有关粘土矿物含量和组合变化与古气候环境变迁的关系,每年都有大量的文章发表,国际上也专门刊物如 C lay and C lay m inera ls , C l a y M i n erals and M iner-a log ica lM agazi n e 和 App lied C l a y Sc i e nce 刊登这方面的研究成果。

根据沉积物中粘土矿物组合特征来指示古环境,近20a来已取得了重要进展,我国不断有粘土矿物在古环境应用的总结文章发表(刘光华等, 1987;蓝先洪,1990;蓝先洪,2001;鲁春霞,1997;陈忠等,2000;陈涛等,2003;孔祥乐等,2003;汤艳杰等,2002;隆浩等,2007;董红梅等,2009)。粘土矿物对古环境的指示意义总结起来包括以下几个方面:

(1)水介质条件。高岭石一般指示p H值较低的热带和亚热带弱酸性沉积环境;伊利石常是p H 值较高的中性或弱碱性沉积环境的指示矿物,而绿泥石则是碱性环境的产物。当沉积环境的水介质条件发生变化时,它们还会相互转化:在酸性淡水介质中,高岭石的稳定程度大于蒙皂石,蒙皂石会向高岭石转化;在碱性水环境中,蒙皂石比较稳定,高岭石则向蒙皂石转化。在海洋富有机质低p H条件下则有利于伊利石转变蛭石和混层矿物

(D inis et a,l2007)。

(2)水动力条件。由于粘土矿物颗粒细微(< 2 m),对水动力作用敏感,可借助它们的分布特征来判断沉积环境的水动力情况。粘土矿物的沉积主要依靠絮凝作用。一般来说近岸河口区湖水矿化度高絮凝作用强,但是水动力作用也较强,所以对呈假六方厚板状的高岭石类矿物来说容易先在沉淀下来,却不易于呈鳞片状的伊利石、蒙皂石等沉积。离岸较远的湖心区,湖水矿化度低絮凝作用有所降低,但水动力作用相对更弱,绿泥石、呈碎片状或鳞片状的伊利石与蒙皂石便逐渐絮凝沉淀下来。

(3)古气候环境意义。在潮湿温暖的气候条件下,淋滤作用较强,母岩风化后,一些碱金属、碱土金属元素容易被淋滤流失,易于形成高岭石。而

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干冷气候条件下,淋滤作用较弱,不利于碱土金属元素发生淋滤作用,相反,有利于形成伊利石、蒙脱石(陆源碎屑成因)、伊利石、蒙脱石混层类粘土矿物和绿泥石。即伊利石和蒙皂石的含量随气候变冷干而增加,高岭石含量随气候变暖湿而增加。混层粘土矿物的比值也反映了气候的变化。如伊利石/绿泥石混层矿物比值大时,代表冷湿、非季节性的气候环境。干旱气候条件下形成的蛭石和蒙脱石在温暖湿润时转化成高/蒙混层矿物,而蒙脱石/绿泥石、伊利石/蒙脱石混层矿物代表气候逐渐转为潮湿的环境。绿泥石只能在化学风化作用较弱的地区如冰川或干旱的地表幸存下来。伊利石结晶度(开形指数)也是气候变化的灵敏反映指标,低的结晶度值指示低温和干燥的气候条件,而高的结晶度值指示潮湿高温的气候条件。其他的粘土矿物,如蛭石在干湿交替气候下形成;纤维状坡缕石、海泡石形成于干旱、半干旱的气候条件下。

在矿物组合上,以伊利石为主的伊利石-绿泥石组合和伊利石+伊蒙有序间层+绿泥石组合代表干旱古气候;伊利石+绿-蒙间层+绿泥石组合和伊利石+蒙皂石(或伊-蒙无序间层)+坡缕石+绿泥石组合代表干旱-半干旱古气候,伊利石开形指数低。代表干旱气候条件的组合最大的特征是不含高岭石。而代表潮湿气候的粘土矿物组合则以高岭石出现为主要特征,其组合包括高岭石+伊-蒙混层+伊利石、高岭石+伊利石+绿泥石和高岭石+伊利石组合等类型,伊利石开形指数高。

(4)物源示踪。粘土矿物是常用的示踪标记物,代表性的粘土矿物及其相对含量对物源的气候特征反映极为敏感,可清晰指示物源。沉积物的粘土矿物两种来源,一种是沉积过程中形成的自生粘土矿物,还有一种是随母岩风化剥蚀后搬运过来的碎屑矿物(原生粘土矿物),其中自生矿物能指示沉积区的气候与环境特征,碎屑矿物往往通过长期远距离的搬运,可以反映母源区的气候环境特征。利用海洋沉积物中的粘土矿物及其组合能够有效识别沉积物中碎屑物质的来源和搬运路径,反映源区的母岩和气候特征。现代沉积研究表明,从陆相到海相,高岭石含量逐渐减少,而伊利石、蒙脱石的含量则增加,伊利石的结晶度向远离海岸的方向递减。在对长江、黄河和淮河的粘土矿物研究中,发现蒙皂石的含量变化最为显著,成为区分不同河流物质来源的具有指示意义的矿物(朱凤冠,1985)。

粘土矿物组合的变化反映了源区气候冷、暖周期性旋回,记录了搬运、再沉积和环境演化的重要信息,为古环境再造、古季风变迁以及海陆对比提供了有力证据。对粘土矿物的大量研究所揭示的古气候环境演变的信息已被用于古环境重建与古气候恢复,成功地解释了有关沉积地层的古气候和环境意义,并与古生物遗迹、孢粉、氢氧同位素所反应的古气候环境信息吻合(周厚云等,2000;周厚云等,2001;So l o tch i n a et a,l2009),因而该方法成为古气候环境研究的又一有效手段。早在20世纪60年代,随着DSDP,ODP计划的实施,国际上对海洋粘土矿物的研究得到迅速发展,如B iscaye(1965)研究大西洋及其邻近海区粘土矿物的组成、来源和地形、搬运沉积过程对其分布的影响。Cha m ley (1989)出版专著 C l a y Sed i m ento logy 全面系统地论述了粘土矿物从陆地向大洋的搬运和海洋粘土矿物的成因、起源和后期变化等。我国海洋粘土矿物的研究起步较晚。1980年代开展了河口海岸和太平洋的粘土矿物研究。何良彪(1982)在研究太平洋的两个岩芯时发现,蒙脱石含量变化与有孔虫及其氧同位素含量变化有密切的关系。在有孔虫指冷层位,蒙脱石含量高,在指暖层位,含量较低,突变层位蒙脱石含量也发生突变。朱风冠(1985)应用粘土矿物组合探讨了东海陆架区全新世古气候,指出粘土矿物组合变化反映了东海陆架区沉积物来源地的气候具有较干冷和冷湿气候交替的变化。杨作升(1988)探讨了黄河、长江、珠江沉积物中粘土的矿物组合、化学特征及其与物源区气候环境的关系。蓝先洪(1987)在研究珠江口表层沉积物粘土矿物分布时发现,远离出海口方向伊利石含量增高,而高岭石含量则减少。1980 1990年代的工作主要集中于表层和浅层沉积物粘土矿物组成与物源判断以及短时尺度(几万年以来)的气候环境变化研究上。1990年代末,我国参加了大洋钻探计划(ODP),获得了长达数百米的岩芯沉积,重建了过去200多万年来的气候与环境变化,探讨了粘土矿物沉积与东亚季风演化、青藏高原隆升以及全球环境变化之间的关系(刘志飞等,2004;Liu et a.l,2003,2007,周怀阳等,2004;W an et a.l, 2007;万世明等,2008)。南海北部ODP1146站第四纪粘土矿物学分析表明,伊利石、绿泥石和高岭石含量在冰期时增高,而蒙脱石含量在间冰期时增高。蒙脱石/(伊利石+绿泥石)比率和蒙脱石丰

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度变化可以作为东亚季风演化的矿物学标志(刘志飞等,2003,万世明等,2008)。L i u等(2007)通过研究南海的粘土矿物和地球化学特征发现,控制该海域风化侵蚀搬运过程的主导因素是构造,而不是高温多雨的气候因素,在青藏高原东缘和红河断裂带的构造活动引起的强烈物理风化和河流下切为红河和澜沧江流域提供了大量的原生碎屑矿物。

黄土高原风尘堆积的粘土矿物学研究也取得了重要进展(刘东生等,1985;Ka l m et a.l,1996;季峻峰等,1997;Ji et a.l,1999;赵良等,2003;张永双等,2004;陈莉等,2004;Zhao et a.l,2005; Gylesj o et a.l,2006;彭淑贞等,2007)。刘东生(1985)对我国黄土高原洛川塬黄土与古土壤层中粘土矿物的研究表明,黄土层中高岭石含量低,古土壤中高岭石含量高,且在古土壤中随蛭石含量增高,绿泥石含量降低。这些都证实了黄土形成于干燥、化学风化和淋滤作用都较弱的环境中,为干燥寒冷的气候条件;古土壤则形成于潮湿、化学风化和淋滤作用都较强的环境,为较温暖、湿润的气候条件。伊利石结晶度可以用来指示气候。伊利石结晶度高,反映了干燥寒冷的气候;结晶度差则反映了温暖湿潮的气候。K al m等(1996)通过对宝鸡黄土的粘土矿物学研究发现1.2M a以来伊利石含量呈增加趋势,指示了西部干旱化越来越强。季峻峰等(1999)和陈莉等(2004)对洛川黄土-古土壤剖面中伊利石进行研究,认为伊利石的结晶度和峰强比值可以做为古气候的定量指标。谢巧勤等(2005)对灵台黄土-红粘土序列中坡缕石的分布及其古气候意义进行探讨,发现坡缕石消失的层位与红粘土磁化率升高和粉尘通量及沉积速率增加的层位相一致,坡缕石在剖面中的分布指示3.6~ 3.2M a前后是东亚季风的重要转型期,东亚古气候格局发生改变,由连续干暖的夏季风占主导向干冷冬季风和暖湿夏季风高频强波动交替环境演化。季峻峰等(1999)发现洛川黄土中绿泥石的化学风化与磁化率增强一致。赵良等(2004, 2005)对黄土高原不同纬度地区的4个黄土-古土壤剖面和10个现代土壤样品中绿泥石的化学风化进行研究,发现黄土高原现代地表样品中w(绿泥石+高岭石)/w(伊利石)比值与现代年平均温度和年平均降水量有着良好的相关关系,认为w(绿泥石+高岭石)/w(伊利石)的比值可作为新的指示夏季风变化的替代性指标。Gy lesjo等(2006)对灵台红粘土-黄土的粘土矿物分析表明,其黄土高原源区在2.6M a和0.5M a发生了明显的变化。彭淑贞等(2007)通过对西峰第三纪三趾马红土中粘土矿物分析表明,其组成成分均以伊利石为主,与上覆第四纪黄土类似,粘土组合指示了大约6M a以来,我国北方黄土高原地区一直处于属于半湿润半干润的环境条件,伊利石结晶度的变化指示了晚中新世上新世总体比第四纪较高的风化成壤强度。

对湖泊粘土矿物的研究,贝加尔湖是一个研究典范(Yuretich et a.l,1999;Solotchina et a.l, 2004;Sakai et a.l,2005;Fagel et a.l,2003,2007, 2008)。研究发现湖泊沉积物的粘土矿物与海洋沉积物中的一样,具有明确的古气候环境意义,同样可以作为一个很有用的气候环境代替指标(Yure-tich et a.l,1999),在冰期与间冰期具有不同的矿物组合特征,其结果与孢粉、硅藻、碳氧同位素等其他指标一致,甚至更丰富。我国对含油气盆地的粘土矿物做了大量的研究工作(张乃娴等,1990;任磊夫,1992;王行信等,1990;赵杏媛等,1995;徐同台等,2003),但对湖泊沉积物的研究相对而言比较少,主要是集中研究现代湖泊表层沉积物或浅层岩芯。徐昶等(1989)中研究了青海湖表层沉积物的粘土矿物,发现青海的粘土矿物以伊利石-绿泥石为主,含少量蒙脱石和高岭石等。赵永胜(1993)研究了云南星云湖断陷湖盆中粘土矿物组合特征与沉积环境关系,利用沉积物中粘土矿物的组成探讨了黄河源区全新世的古气候变迁(程捷等,2003)。王朝文等(2008)对东昆仑阿拉克湖早更新世沉积物粘土矿物特征进行了研究,利用高岭石/(伊利石+绿泥石)比值、伊利石结晶度重建了该区的古气候从冷干到温湿的气候变的过程。

3 碳酸盐

碳酸盐的相对含量,是沉积物最直观的特征变量,也是最重要的古环境信息来源。在古气候环境演变研究中,碳酸盐含量指标已广泛应用于黄土、海洋沉积物和湖泊沉积物中,在古温度、古盐度、古海洋学和冰川学事件的研究中发挥了重要作用。

对深海钻孔地层中碳酸盐的研究一直是古海洋学的重要课题,深海地层中碳酸盐百分含量随冰期/间冰期变化而变化,即碳酸盐旋回 ,已成

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为追踪大气CO2去处的重要线索,是认识全球碳循环的关键性环节之一(汪品先等,1998;金秉福等,2002)。前人在南海、冲绳海峡、长江三角洲碳酸盐沉积的研究中已经做了大量的工作(李学杰等,1997;陈晓良等,2002;杨守业等,2006)。在南海第四纪碳酸盐旋回研究中,CaC O3(主要是方解石)含量对气候环境具有灵敏的指示作用。利用碳酸盐作为黄河源沉积物的示踪物,追踪黄河入海物质的运移路径,解释陆架沉积动力过程。南海北部ODP l148站中新世以来的碳酸盐含量变化研究(陈晓良等,2002)发现了4个高碳酸盐生产力时间和3个显著的碳酸盐溶解事件。深海碳酸盐沉积在第四纪表现出明显的旋回性,主要有两种类型:一种为太平洋型溶解旋回,特点是冰期碳酸盐含量高,间冰期含量低;另一种为大西洋型稀释旋回,表现为冰期碳酸盐含量低,间冰期含量高(李学杰等,1997;葛倩等,2008)。在南海第四纪碳酸盐旋回研究中,CaCO3(主要是方解石)含量对气候环境具有灵敏的指示作用。在冲绳海槽155站和180站岩芯碳酸盐变化曲线与 18O曲线的对比有着良好的对应性(吴世迎等,2001)。

黄土剖面中碳酸盐的研究表明,黄土碳酸盐含量反映的是黄土的淋溶程度(卢演俦等,1981;刘东生,1985;赵景波等,1991,2002;陈忠等,2007;陈秀玲等,2008)。在古土壤层,气候暖湿,淋溶作用较强,碳酸盐含量低;而在黄土层,淋溶作用较弱,碳酸盐含量较高。而黄土的淋溶程度反映了当地黄土堆积时大气降水量多少的变化(赵景波等,1991,2000),现代气象学研究表明黄土地区的降水主要由来自大洋的暖湿夏季风气流携带而来,因而它也就是夏季风强弱的反映(方小敏等, 1995;Fang et a.l,1999)。黄土中碳酸盐含量越高,表明淋失越少,地区降水就越小,夏季风较弱;反之,碳酸盐含量越低,表明淋失越多,大气降水越大,夏季风较强。同时,研究还表明碳酸盐含量不仅在万年尺度上能较好地反映地球轨道的变化,而且在千年尺度上也能较好地反映季风气候的变化规律,是夏季风的良好代用指标。最近的研究(洪也等,2008;陈秀玲等,2007,2008)还发现,碳酸盐中方解石的含量变化是一种比碳酸盐全量变化机理更清楚的、敏感的夏季风代用指标。黄土中碳酸盐主要由方解石和白云石组成,一般认为方解石主要是在本地土壤中发生淋溶淀积结晶而成,而白云石可能主要是由源区携带而来(陈秀玲等,2007)。对于黄土地层中碳酸盐的来源研究表明,来自物源区的CaCO3为5%左右。次生CaCO3是在黄土沉积以后的风化成壤过程中形成的,它的物源来自4个方面:原生碎屑CaCO3颗粒溶解后再沉淀形成;含钙矿物风化后放出钙,并和H2CO3结合产生的;黄土地层中生物活动产生;来自大气降水中的C a CO3。

对于湖泊沉积物来说,碳酸盐含量也是一良好的指标。一般的淡水湖泊,沉积物中碳酸盐含量高,指示水体蒸发较强,气候偏干;碳酸盐含量低,则指示气候偏湿(沈吉等,2001;Shen et a.l, 2005)。此外,自生碳酸盐矿物还可以用来恢复地质历史时期的降水变化特征。处于半干旱气候区的封闭湖泊,其沉积物中以方解石和文石为代表的碳酸盐沉积是盐类沉积的早期阶段,沉积物中碳酸盐含量的高低分别指示湖水的咸化和淡化,间接地反映湖区气候的干湿变化。对青海湖沉积物碳酸盐的研究发现,自生文石的含量变化可以灵敏的指示湖泊沉积时的气候环境变化。青海湖最近1000年的沉积岩芯中碳酸盐主要是化学沉淀的文石,其次为微晶方解石,表明沉积物中碳酸盐含量受制于湖区气候和入湖水量变化。当蒸发量大于降水量时,湖水中Ca2+出现过饱和状态,碳酸盐开始结晶沉淀;当入湖水量增大时,湖水淡化,湖泊沉积物中碳酸盐含量降低(沈吉等, 2001)。刘兴起等(2003)利用碳酸盐的组成探讨了青海湖16ka BP以来的古气候环境演化过程。结果表明,青海湖沉积碳酸盐大都是自生的,16ka BB以来沉积碳酸盐以文石为主。文石的高含量时段同暖湿气候相对应,低含量则同冷干气候相对应。因此,碳酸盐含量和矿物组成的变化可以反映湖泊水文的变化以及气候变化特征。西藏纳木错沉积物单水方解石可以作为环境变化标志(L i et a.l,2008;李明慧等,2008)。

在陆相湖泊沉积物中,碳酸盐岩的碳氧同位素是研究古环境和古气候变化的重要指标,影响湖泊碳酸盐沉积物中氧同位素高低变化的因素包括水温,湖水的氧同位素成分和水文平衡状态。研究表明湖泊沉积碳酸盐矿物的 18O值随着水温上升而减小。而 18O值不仅与气温、湿度和大气降水的18O/16O比值有关,在陆地湖泊体系中它可能更多地反映湖泊的水文平衡状态,即蒸发量与注入量的变

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化,这在封闭型湖泊中反映更加明显。一般蒸发作用使湖水 18O增加,这是因为较轻的氧同位素16O 分子优先从湖水表面逸出转化为水蒸汽,造成湖水中沉淀方解石氧同位素相应的变重。在潮湿气候条件下的开放湖泊环境中,降水量远大于蒸发量,湖水的 18O值就接近大气降水的同位素组成。相反,在干旱气候期,蒸发量增加,径流量减少,湖水的 18O值就会升高(伊海生等,2007)。D ett m an等(2003)分析了青藏高原东部河流和湖相碳酸盐岩氧同位素,认为1200万年青藏高原就已经达到临界高度,它阻隔了印度洋和南太平洋的湿润空气进入,造成我国西部和中亚地区的干旱气候。

4 重矿物

沉积物重矿物是指比重大于2.68,在沉积岩中的含量常常小于1%,颗粒比较细,化学性质稳定,抗风化能力较强的一些矿物。重矿物在物源分析、构造演化、地层分析对比、古气候恢复、岩相古地理重建及油气矿床勘探等方面得到了广泛的应用(李珍等,1993;D ill et a.l,1998;K r y lov et a.l,2008;孟建国等,2009)。重矿物是物源区的重要标志,利用主要重矿物、重矿物组合及不同稳定性的重矿物分布特征,确定物源方向。稳定重矿物抵抗风化能力强,分布广,远离物源区其含量相对升高;不稳定重矿物抵抗风化的能力弱,分布不广,远离物源区其含量相对减少,甚至消失。通过分析稳定系数(稳定矿物与不稳定矿物的比值)和成熟度(锆石、金红石和电气石的百分含量之和)来确定重矿物的搬运方向及搬运距离,从而进一步确定该研究区离物源远近的问题。早期主要根据重矿物的物性特征(如颜色、形态、粒度、硬度、稳定性等)及其组合关系来判别物源特征,但由于矿物种属的多样性,仅凭其物性往往不易区分,加之分析者的判断标准不一,给解释带来困难。随着电子探针的应用,单颗粒重矿物的地球化学分异特征得到充分利用,不少学者针对不同地区利用不同的重矿物(如辉石、角闪石、电气石、锆石、石榴石、尖晶石等)分析提出了判断物质来源的指标和端元图。需要注意的是重矿物组成从源区风化、搬运到沉积区的过程所遇到的一系列物理和化学变化都有可能会在一定程度上改变源区信息,但是,结合某些特定重矿物的化学成分研究,可以避免这个问题,同时还可以提供样品内不同源区混合的情况,从而获得更详细的源区岩石组成信息。

北部湾钻孔岩芯中的重矿物组合研究结果表明,在湖相沉积物中自生黄铁矿物含量高,滨海相沉积物中稳定矿物(钛铁矿、电气石、锆石)特别富集,浅海相沉积物中则出现大量的自生海绿石(陈丽蓉等,1993)。由此说明,重矿物组合的研究对阐明沉积相是有着重要意义。黄海东部海域钻孔岩芯进行的重矿物分析显示,重矿物组合及物质来源比较稳定,在垂向上可以分成3个矿物段,这3个矿物段与沉积环境密切相关(姜学钧等,2000)。根据南海岩芯中矿物含量及某些特征矿物参量的深度变化特征与氧同位素地层序列具有良好的对应关系,较好地反映了末次间冰期以来古气候的冷暖变化特征(颜文等,2000)。对黄河物源碎屑沉积物中的重矿物研究结果表明高的黑云母/白云母、磁铁矿/钛铁矿比值和低的绿帘石/榍石、闪石类/光军石类比值可以作为区别长江物源的矿物学示踪参数(林晓彤等,2003)。琉球群岛以东海区重矿物的种类、特征及组合分区的研究,初步判断位于菲律宾板块向欧亚大陆俯冲而导致的正在活动的的琉球岛弧区为火山碎屑的主要源区,重矿物成分主要为水携成因来源,受同期火山作用控制(王昆山等,2008)。

陈国英等(1997)通过对青藏高原及邻区马兰黄土重矿物的研究表明,以昆仑山布尔汗达山西倾山岷山为界,以北重矿物为以侵入岩和浅变质岩为主的风化产物,主要来源于亚洲内陆干旱的沙漠、戈壁区;以南重矿物以侵人岩、火山岩和浅变质岩为主的风化产物,主要来源于青藏高原冰碛和寒冻风化物。

沉积物中的重矿物分布也是盆山演化研究的良好指示剂(D ill et a.l,1998;G allala et a.l, 2009)。利用沉积盆地内重矿物所反馈的信息来研究构造演化及盆地与造山带的关系,目前主要存在两种趋势(和钟铧等,2001):(1)在确定沉积盆地物源背景下,根据造山带脱顶原理 ,通过沉积盆地内重矿物组合带及其变化,来反演盆地周缘造山带形成、演化、隆升历史,进而分析造山带与盆地的关系。如根据钙质角闪石等重矿物组合将17M a 以来喜马拉雅的隆升分为两个阶段:第一阶段开始于l5.2M a,于10.9~7.5M a达到最大;第二阶段于0.9M a之后达到顶峰,并一直延续到全新世(Am ano et a.l,1992)。宋春晖等(2002)对洒西盆

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地老君庙剖面晚新生代沉积物重矿物的分析揭示了青藏高原北缘晚新生代以来三个重大构造演化过程。李双建等(2007)对库车坳陷白垩系新近系砂岩中重矿物含量特征进行了系统的研究,结果表明南天山的大规模隆升和剥蚀发生在渐新世以来。(2)根据沉积盆地内同构造活动期重矿物组合及其变化来研究盆地演化。利用重矿物中对构造活动和风化条件较敏感的不稳定矿物(如辉石、角闪石等)来反映造山带和沉积盆地的构造信息。

新的研究方法不断应用到重矿物的研究。M oral等(2005)将重矿物颗粒表面结构分析当作一种物源示踪研究的新方法提出。他发现西班牙沿岸沉积物的十字石、红柱石和绿帘石颗粒的化学溶蚀面及再改造的贝壳状断口与物源区上新世砂岩重矿物表面特征非常一致。自形绿帘石的贝壳状断口表明沉积过程中有过强水动力搬运,物源是三叠系蛇纹岩。十字石和石榴石颗粒表面的贝壳状断口及弓形阶与中新世石英砂岩中相应矿物特征非常吻合。利用漫反射光谱法,分析了多个黄土剖面的赤铁矿和针铁矿含量,发现黄土-古土壤剖面的赤铁矿/针铁矿比值可作为东亚季风干/湿变化的敏感指标。该比值较高时反映了干燥土壤环境,而较低时指示了潮湿土壤环境(Ji et a.l,2003;季峻峰等,2007)。

5 石英

石英是沉积物中最常见的组分之一,由于石英的物理和化学性质非常稳定,因此保存在沉积物中的石英可以反映其源区的气候信息及搬运途中的动力特点。石英的含量、粒径在黄土、湖泊与深海沉积研究中常被作为一种有效的替代性指标(X iao et a.l,1995,1997,周厚云等,2001;Sun et a.l, 2007)。在黄土高原石英代表风尘沉积组分来研究古环境和古气候的演变。肖举乐(1995)和孙有斌(2001)等用改进的实验方法分离了黄土中的石英用以研究东亚季风的变化(X iao et a.l,1995;孙有斌等,2001)。周厚云等(2001)通过对珠江口北岸钻孔的石英矿物含量变化的研究,发现石英的变化与该孔孢粉数据及华南沿海其它地质地貌资料所揭示的古气候古环境演化能很好对应,进而提出在华南沿海地区,河口沉积物中的石英矿物含量可能是指示气候环境演化的一个方便和实用的指标。

碎屑矿物中常见矿物石英的表面形态是物源研究和古环境变化研究的补充手段之一。不同应力形成的石英砂表面具有不同的表面结构组合,扫描电镜可以将石英表面的结构清楚的显示出来,因此可用于识别沉积物的形成、搬运和沉积环境(谢又予,1984;王颖等,1985),这一技术已被成功地应用于黄土物质起源的识别(王永焱,1982;方小敏等,1990;李珍等,1993)。如西宁黄土地层中的石英颗粒表面形态研究表明,西宁黄土物质不是主要来源于沙漠环境,而是来源于青藏高原第四纪冰川和冰缘作用区(李珍等,1993)。侯圣山(2002)通过研究黄土高原灵台风尘堆积红粘土-黄土序列中的石英颗粒的表面形态特征,发现了四次明显的组合变化,认为其与青藏高原7M a的4次隆升事件相对应。董继和(1990)根据青海湖二郎剑钻孔的碎屑矿物和石英表面结构特征,提出了青海湖多次变迁和经历冰川作用的观点。一些学者分别研究了浙江海岸带、南海、南黄海石英砂表面结构,探讨了表面结构的成因,并进行了石英颗粒形态和表面结构与沉积环境相互关系的研究(马克俭等,1991;张光威等,1996)。

用石英的ESR信号强度和结晶度(C I)追踪黄土高原细颗粒粉尘物质的来源,则是近几年新的研究方法。不同沙漠中细颗粒石英的ESR信号强度和结晶度(C I)指数区别明显,反映了不同沙漠中细颗粒石英来源的不同,提出了新的粉尘物源示踪方法(Sun et a.l,2007),并研究了黄土物质源区的变化,末次冰期时来自蒙古南部戈壁的贡献较大,而末次间冰期和全新世来自中国北方沙漠的贡献增多(Sun et a.l,2008)。

6 结语

沉积物中的粘土矿物、碳酸盐矿物、重矿物等矿物的组成、形态、组合等特征在古环境恢复中得到了广泛的应用,取得了重要进展。但在应用沉积矿物学研究古环境时还需要注意以下问题:

(1)在进行粘土矿物和碳酸盐资料分析讨论之前,首先要区分是原生碎屑还是自生碎屑,原生碎屑成分反映的是母岩源区的古气候与环境,自生矿物才是反映当时的沉积环境。透射电子显微镜分析可区分自生、原生矿物。开展矿物的化学成分和结构式研究,对于解决多源沉积区的物源分析是一种有效的方法。

(2)粘土矿物的组合和分布特征除受气候因素

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第4期宋友桂:沉积矿物学在古环境恢复中的应用进展

影响外,还受多种非气候因素的影响,如地质背景、物质来源、水动力条件、地球化学环境和构造运动等。

(3)尽管重矿物地球化学特征对物源分析很灵敏,但在沉积旋回中的风化、搬运、沉积及成岩作用还是会影响它对物源判别的准确性,应结合其他指标进行综合判断。

随着新的技术手段与研究方法如漫反射光谱、石英结晶度、单矿物年代学在沉积矿物学的广泛应用,结合沉积物的物理指标(如粒度、磁化率、颜色)、化学指标(如元素、同位素)以及古生物学(如孢粉、硅藻、介形虫)等其他指标,沉积矿物学在未来古环境重建中应用中具有广阔的应用前景。

参考文献

陈国英,方小敏.1997.青藏高原及邻区马兰黄土重矿物特征与黄土来源的研究[J].沉积学报,15(4):134-142.

陈莉,张立飞,王河锦,等.2004.陕北洛川黄土中两种不同类型的伊利石[J].科学通报,49(23):2449-2454.

陈丽蓉.2008.中国海沉积矿物学[M].北京:海洋出版社,1-476.

陈丽蓉,徐文强.1997.西菲律宾海3个岩柱的重矿物组成研究[J].

海洋科学,(1):53-56.

陈丽蓉,张秀荣.1993.北部湾钻孔岩芯的重矿物组合研究[J].海洋科学,(2):35-38.

陈涛,王欢,张祖青,等.2003.粘土矿物对古气候指示作用浅析[J].

岩石矿物,22(4):416-419.

陈晓良,赵泉鸿,翦知湣.2002.南海北部ODP1148站中新世以来的碳酸盐含量变化及其古环境意义.海洋地质与第四纪地质,22

(2):69-74.

陈秀玲,方小敏,安芷生,等.2007.黄土高原8.1M a以来方解石记录的夏季风演化.中国科学D辑:地球科学2007,37(1)61-

70.

陈秀玲,张文开,肖宝玉.2008.黄土中碳酸盐的研究进展[J].新疆有色金属,31(4):21-23.

陈忠,颜文.2000.海洋沉积粘土矿物与古气候、古环境演化响应的研究进展[J].海洋科学,24(2):25-27.

陈忠,马海州,曹广超,等.2007.尕海湖DG03孔碳酸盐含量及其环境意义[J].盐湖研究,15(2):6-11.

程捷,唐德翔,张绪教,等.2003.粘土矿物在黄河源区古气候研究中的应用[J].现代地质,2003,17(1):47-51.

董红梅,宋友桂.2009.粘土矿物在古环境重建中的应用[J].海洋地质与第四纪地质,29(6):出版中

董继和.1990.青海湖沉积物中碎屑矿物及石英表面特征的研究[J].盐湖研究,(1):6-11.

方小敏,李吉均,朱俊杰.1995.临夏盆地约30M a以来CaCO

含量变化与气候演变[A]//青藏项目专家委员会.青藏高原形成演化、环境变迁与生态系统研究[C].北京:科学出版社.55-65.

方小敏,潘保田,管东红,等.1999.兰州约60ka以来夏季风干年尺度不稳定性研究[J].科学通报,44(4):436-438.

方小敏,史正涛,沈明智.1991.试从兰洲地区石英砂表面特征探讨

黄土物质来源、成因及环境变迁//中国西部第四纪冰川与环境[M].北京:科学出版杜.138-147.

葛倩,孟宪伟,初凤友,等.2008.近3万年来南海北部碳酸盐旋回及古气候意义.海洋学研究,26(1):18-21.

何良彪.1982.海洋沉积岩心中粘土矿物变化与古气候变迁的关系[J].科学通报,27(13):809-812.

和钟铧,刘招君,张峰.2001.重矿物在盆地分析中的应用研究进展[J].地质科技情报,(20)4:29-32.

洪也,陈秀玲,方小敏.2008.夏季风降水在我国西北地区不同粒级方解石记录上的反映[J].中国沙漠,28(2):238-244.

侯圣山.2002.灵台剖面石英颗粒表面形态初步研究及其古气候意义[J].中国科学院研究生院学报,19(1):59-65.

季峻峰,陈骏,Balsa m W,等.2007.黄土剖面中赤铁矿和针铁矿的定量分析与气候干湿变化研究[J].第四纪研究,27(2):221-229.

季峻峰,陈骏,刘连文,等.1999.洛川黄土中绿泥石的化学风化与磁化率增强[J].自然科学进展,9(7):619-623.

季峻峰,陈骏.1997.陕西洛川黄土-古土壤剖面中伊利石结晶度[J].地质论评,43(2):181-185.

姜学钧,李绍全,申顺喜.2000.南黄海YSDP102孔冰消期以来的重矿物组合特征[J].海洋地质与第四纪地质,20(2):27-31.

金秉福,林振宏,杨群慧,等.2002.沉积矿物学在陆缘海环境分析中的应用[J].海洋地质与第四纪地质,22(3):113-118.

孔祥乐,项海光.2003.海洋沉积粘土矿物与全球变化研究的探讨[J].海洋湖沼通报,(1):22-25.

蓝先洪,马道修,徐明广,等.1987.珠江口晚第四纪沉积物的粘土矿物及指相意义[J].台湾海峡,7(2):127-134.

蓝先洪.1990.粘土矿物作为古气候指标矿物的探讨[J].地质科技情报,9(4):31-35.

蓝先洪.2001.海洋沉积物中粘土矿物组合特征的古环境意义[J].

海洋地质动态,17(1):5-7.

李明慧,朱立平,康世昌,等.2008.西藏纳木错沉积物中单水方解石的发现及成因分析[J].矿物岩石,28(1):1-7.

李双建,石永红,王清晨,等.2007.白垩纪以来库车坳陷碎屑重矿物组成变化[J].地质科学,42(4):709-721.

李铁钢,薛胜吉.1994.全新世/冰期西赤道太平洋边缘海碳酸钙沉积旋回及其古海洋学意义[J].海洋地质与第四纪地质,14(4): 25-32.

李学杰,段威武,魏国彦.1997.等近两万年来南海北部与西部碳酸盐旋回极其古海洋学意义[J].海洋地质与第四纪地质,17(2):9-

19.

李学杰,汪品先,廖志良,等.2008.南海西部表层沉积物碎屑矿物分布特征及其物源[J].中国地质,35(1):123-130.

李珍,曾永年.1993.西宁地区黄土重矿物特征及黄土物质来源探讨[J].青海地质,2(2):42-47.

李珍,张家武.1999.西宁黄土石英颗粒表面结构与黄土物质来源探讨[J].沉积学报,17(2):221-225

林瑞芬Gasse,F.1996.新疆玛纳斯湖沉积柱样的古气候古环境研究[J].地球化学,25(1):63-72.

林晓彤,李巍然,时振波.2003.黄河物源碎屑沉积物的重矿物特征[J].海洋地质与第四纪地质,23(3):17-21.

刘东生.1985.黄土与环境[M].北京:科学出版社.219-238.

刘光华.1987.粘土矿物特征与沉积环境关系的初步探讨[J].沉积学报,5(1):48-55.

320东华理工大学学报(自然科学版) 2009年

刘兴起,沈吉,王苏民,等.2003.16k a以来青海湖湖相自生碳酸盐沉积记录的古气候[J].高校地质学报,9(1):38-46.

刘志飞,C oli n C,T ren t esa A,等.2004.南海南部晚第四纪东亚季风演化的粘土矿物记录[J].中国科学(D),34(3):272-278.

隆浩,王晨华,刘勇平.2007.粘土矿物在过去环境变化研究中的应用[J].盐湖研究,15(2):21-25.

卢演俦.1981.黄土地层中CaCO

含量变化与更新世气候旋回[J].

地质科学,16(2):122-131.

鲁春霞.1997.粘土矿物在古环境研究中的指示作用[J].中国沙漠, 17(4):456-459.

孟建国,金秉福,苗丽华,等.2009.东海近岸大陆架海底柱状岩芯重矿物分布研究[J].东华理工大学学报:自然科学版,32(1):9-15.马克俭.1991.浙江海岸带石英砂表面微形貌结构的初步研究[J].

东海地质,(3):50-57.

彭淑贞,郭正堂.2007.风成三趾马红土与第四纪黄土的粘土矿物组成异同及其环境意义[J].第四纪研究,27(2):277-285.

邱中炎,沈忠悦,韩喜球,等.2008.南海粘土矿物组合特征及其环境意义[J].海洋学研究,26(1):58-64.

任磊夫.1992.粘土矿物与粘土岩[M].北京:地质出版社.1-231.

沈吉,张恩楼,夏威岚.2001.青海湖近千年来气候环境变化的湖泊沉积记录[J].第四纪研究,21(6):508-513.

师育新,戴雪荣,宋之光,等.2005.我国不同气候带黄土中粘土矿物组合特征分析[J].沉积学报,23(4):690-695.

宋春晖,孙淑荣,方小敏,等.2002.酒西盆地晚新生代沉积物重矿物分析与高原北部隆升[J].沉积学报,20(4):552-559.

孙有斌.2001.黄土样中石英单矿物的分离[J].岩矿测试,20(1): 23-26.

汤艳杰,贾建业,谢先德.2002.粘土矿物的环境意义[J].地学前缘, 9(1):337-341.

万世明,李安春,胥可辉,等.2008.南海北部中新世以来粘土矿物特征及东亚古季风记录[J].地球科学,33(3):289-300.

万世明.2006.近2千万年以来东亚季风演化的南海沉积矿物学记录[D].北京:中国科学院研究生院.

汪品先.1998.西太平洋边缘海的冰期碳酸盐旋回[J].海洋地质与第四纪地质,18(1):1-11.

王朝文,洪汉烈,向树元,等.2008.东昆仑阿拉克湖早更新世沉积物黏土矿物特征及其古气候环境意义[J].地质科技情报,27

(5):37-42.

王昆山,石学法,鄢全树,等.2008.琉球群岛以东海区沉积物重矿物分布及来源[J].海洋地质与第四纪地质,28(5):21-28.

王昆山,石学法,李珍,等.2005.东海DGKS9617岩心重矿物及自生黄铁矿记录[J].海洋地质与第四纪地质,25(4):41-45.

王行信,辛国强,冯永才.1990.松辽盆地粘土矿物研究[M].哈尔滨:黑龙江科学技术出版社.144-l56.

王颖,B迪纳瑞尔.1985.石英表面结构模式图集[M].北京:科学出版社.4-10.

王永焱.1982.黄土中石英颗粒表面结构与中国黄土成因[J].地理学报,37(1):35-40.

吴世迎,刘焱光,王湘沂,等.2001冲绳海槽中段沉积岩芯碳酸盐和烧失量的古环境意义[J].黄渤海海洋,19(2):17-24.

谢巧勤,陈天虎,季峻峰,等.2005.甘肃灵台黄土-红粘土序列中坡缕石的分布及其古气候意义[J].岩石矿物学杂志,24(6):653-658.谢又予.1984.中国石英砂表面结构特征谱[M].北京:海洋出版社.须藤俊男.1981.粘土矿物学[M].北京:地质出版社:1-532.

徐昶,林乐枝.1989.青海湖沉积物中的粘土矿物[J].地质科学, 4:348-354.

颜文,陈忠,王有强,等.2000.南海NS93-5柱样的矿物学特征及矿物沉积序列[J].矿物学报,20(2):143-149.

杨群慧,张富元.2002.南海东部重矿物分布特征及其影响因素[J].

青岛海洋大学学报:自然科学版,32(6):956-964.

杨守业,李从先.2006.长江三角洲晚新生代沉积物有机碳、氮和碳酸盐组成及古环境意义[J.]地球化学,35(3):249-256.

杨作升.1988.黄河、长江、珠江沉积物中粘土的矿物组合、化学特征及其与物源区气候环境的关系[J].海洋与湖沼,19(4):336-346.伊海生,林金辉,周恳恳,等.2007.青藏高原北部新生代湖相碳酸盐岩碳氧同位素特征及古环境意义[J].古地理学报,9(3): 303-312.

张光威,杨子赓,王圣洁.1996.南黄海第四纪时期石英砂表面结构特征及其环境意义[J].海洋地质与第四纪地质,16(3):37-47.

张乃娴,李幼琴,赵惠敏,等.1990.粘土矿物研究方法[M].北京:科学出版社.

张实,谢先德,万国江.1997.云南泸沽湖矿物学沉积记录及其环境辨识意义[J].矿物学报,17(2):183-193.

张世涛,宋学良,张子雄,等.2003,星云湖表层沉积物矿物组成及其环境意义[J].地球科学进展,18(6):928-932.

张永双,曲永新.2004.黄土高原马兰黄土粘土矿物的定量研究[J].

地质论评,50(5):530-537.

赵景波.1991.关中平原黄土中古土壤C aCO

淀积深度研究[J].科学通报,36(18):1397-1400.

赵景波.2000.风化淋滤带地质新理论-CaCO

淀积深度理论[J].沉积学报,18(5):29-35.

赵景波.2002.淀积理论与黄土高原环境演变[M].北京:科学出版社.

赵良,季峻峰,陈骏,等.2003.最近13万年来黄土高原黄土剖面中绿泥石的化学风化与古气候变迁[J].矿物学报,23(2):163-168.赵杏嫒,王行信,张有瑜,等.1995.中国含油气盆地粘土矿物[M].

武汉:中国地质大学出版社.196-201.

赵永胜.1993.云南星云湖断陷湖盆中粘土矿物组合特征与沉积环境关系的初步探讨[J].海洋与湖沼,24(5):447-455.

周厚云,郭国章,余素华.2001.珠江口SX97孔7000aB.P.以来石英矿物含量反映的气候变化[J].热带海洋学报,20(4):1-5.

周厚云,余素华,郭国章.2000.珠江口北岸SX97孔孔7ka B.P.以来的矿物分析[J].热带地理,20(3):222-226.

周怀阳,叶瑛,沈忠悦.2004.南海南部沉积物中粘土矿物组成变化及其古沉积信息记录初探[J].海洋学报,26(2):52-60.

朱凤冠.1985.东海陆架区全新世地层中粘土矿物[J].东海海洋,3

(4):32-5.l

AmanoK,Ta i ra A.1992.Tw o-phase up liff ofH i gherH i m a l ayas si n ce17 M a[J].G eol ogy,20(15):391-394.

B iscaye P E.1965.M i neral ogy and sed i m en t ati on of recent deep-sea

cl ay i n the Atl an ti c Ocean and ad jacen t seas and oceans[J].G eol og-ical Soci ety ofAm eri ca Bu lleti n,76:803-832.

Cha m ley H.1989.C lay S ed i m entol ogy[M].Berli n:Sp ri nger-Verl ag:1-623.

Dett m an,D L,Fang,X M,Garz i one C N et a.l,2003.U pli ft-dri ven

321

第4期宋友桂:沉积矿物学在古环境恢复中的应用进展

cli m ate change at12M a:a l ong 18O record fro m t he NE m arg i n of t he T ibetan p l ateau,Earth and P l an etary Science Letters,214:267-277

D illH G.1998.A revie w of heavy m i nerals i n cl astic sed i m ents w it h

case stud i es fro m t h e all uv i a-l f an t h rough t h e near shore-m ari n e env-i ronm ents[J].Eart h-Science R evie w s,45(1):103-132.

D i n is P,Soares A F.2007.Con trolli ng f act ors on cl ay m i neral asse m-

b l ages:i ns i gh ts fro m facies anal ys i s ofP li ocen e to Pleist ocen e coastal m arg i n deposits,W estern Port ugal[J].Geol og i ca acta,5(2):177-192

FagelN,Boes X.2008.C l ay-m i n eral record i n Lake Bai kal s edi m en ts: The H olocene and Late G l aci al trans iti on[J].Pal aeogeo,Palaeocl-i m at.Palaeoeco259:230-243.

FagelN,B osk i T,L i khoshw ay L,et https://www.wendangku.net/doc/e61207759.html,te Quaternary clay m i neral record i n C entral Lake Bai ka l(A cade m ician R i dge,S i beri a) [J].Palaeogeo,Palaeocli m at.Pal aeoeco.193:159-179.

FagelN,Tha m -B z s E,H ei m B.2007.M i neralogical s i gnatures of Lake Ba i kal sed i m ents:sou rces of sed i m ent s upp li es through Late Quatern ary[J].S ed i m entary Geo l ogy,194:37-59.

Fang X M,Pan B T,Guan D H,et a.l1999.A60000year loess pa-l eosol record of m illenn i al scale s umm er monsoon i nstab ility fro m Lanz hou,Ch i na[J].Ch i nese sci en ce bull eti n,44(24):2264-2267. Gall alaW,M oha m ed E G,M abrouk M al2009.Detri talm ode,m i nera-l ogy and geoch e m istry of the S i d i A ch For m ation(E arly Cretaceou s)

i n central and southw es t ern Tun isia:I mp lications f or provenan ce,tec-

ton ic setti ng and paleoenvironm ent\[J\].Journal of A fri can E art h Sciences,53(4-5),159-170.

Gylesj o S,A rnol d E.2006.C l ay m i neral ogy of a red cl ay l oess s e-quence fro m L i ngta,i the Ch i nese Loess Plateau[J].Global and Plan-etary Change.51(3-4):181-194.

Jacobs M B,H ays J D.1972.Paleocli m ati c events i nd icated by m i n era-l og i cal changes i n deep-sea sed i m en ts[J].Jour.Sed.Petrol ogy,42

(4):289-298.

J i J F,B al sa m W,Chen J,et a.l2002.Rap i d and quanti tative m eas-ure m ent of he m atite and goet h ite i n the Ch i nes e l oess-pa l eosol s e-quence by diffuse refl ectan ce spectroscopy[J].C l ays and C l ayM i ner-als,50:208-216.

J i J F,Chen J,Lu H Y.1999.Ori g i n of illite i n the loess fro m t h eLuo-chuan area,Loes s P l ateau,C en tral C hina[J].C lay M i nerals,34: 525-532.

J i J F,Zhao L,Balsa m W.et a.l2006.Detecti ng ch l orit e i n t h e Ch-i nes e loess sequen ce by d i ff use refl ectan ce spectroscopy[J].C l ays and C l ay M ineral s,54:266-273.

Kah leM,K l eb erM,Jahn R.2002.R evie w ofXRD-based quanti tative ana l ys es of cl ay m i nerals i n soils:the s u itab ilit y of m i neral i n tens i ty

f act ors[J].Geoder m a,109(3):191-205.

Kal m V E,Rutter N W,Rokosh,C D.1996.C lay m i nerals and t h ei r paleoenvironm ental i n terp ret ati on i n the Baoji l oes s secti on,Southern Loess P l ateau,Ch i na[J].C atena,27:49-61.

Kaz uo A,Asah i ko T.1992.Two-phase upli ft ofH igherH i m al ays s i nce 17M a[J].G eol ogy,20:39l-394.

K ryl ov,I.A.Andreeva, C.V ogt,J.et a,l2008.,A shift i n heavy and cl ay m i n eralp rovenance i nd icat es am i dd l eM i ocene onset of a pe-

renn i a l s ea-i ce cover i n the A rctic O cean,Paleoceanography23 (2008),p.PA1S0610.1029/2007PA001497.

L iM,Kang S,Zhu L,et a.l2008.M i neral ogy and G eoch e m istry ofLa-custri n e Sed i m ents i n Na m Co,T i b et[J].Quatern ary Internati ona,l 187:105-116.

L i u Z C,Coli nW,H uang K P,et a.l2007.C li m ati c and tect on i c con-trols on w eatheri ng i n south C h i na and Indochina Pen i nsula:C l ay m i neralogical and geoche m i cal i nves ti gati ons fro m the Pear,l Red, and M ekong d rai nage basi n s[J].Geoche m.Geophys.Geosyst.

L i u Z F,Tren tesaux A,C le m ens S C,et a.l2003.C lay m i n era1asse m-

b lages i n t h e nort hern Sou t h Ch i n a Sea:I mp lications for E ast As i an m on s oon evol u ti on over the past2m illi on years[J].M ar.Geo1,201 (1-3):133-146.

M oralC J P,Gu ti rrez M as J M,S nchez B,et a.l2005.Surface tex-t u res of heavy-m i neral grai ns:a ne w con tri buti on to provenance st ud-ies[J].S ed i m entary Geol ogy,174(3):223-235.

S aka,i T,M i nou ra K,So m aM,et a.l2005.Infl uence of cli m ate fl uc-t u ati on on cl ay for m ati on i n t he B ai kal drai n age bas i n[J].J ou rnal of Paleoli m nol ogy,33:105-121.

Sh en J,Li u X.,W ang S M et a.l2005.Palaeocli m atic changes i n the Q i nghai Lake area du ri ng t he l ast18,000years[J].Qu aternary In ter-nati ona,l136:131-140.

S i nger A.1980.Th e paleocli m atic i n terp ret ati on of cl aym i nerals i n soil s and w eat heri ng p rofiles[J].Eart h-Science Revie w s,15:251-293.

S i nger A.1984.The paleocli m ati c i nterpretati on of cl aym i nerals i n sed-

i m en ts-a revi ew[J].E arth S ci en ce Rev i e w,21:251-153.

S ol otch i na E P,Ku z m i n M I,Prokopenko A A,et a.l2004.C l aym i n-eral s and Paleocli m ati c s i gna l s i n t he H ol ocen e–P l eistocene sed-i m en ts of Lake Bai k al[J].E art h Science,398:1006-1011.

S ol otch i na E P,Prokop enk o A A,Kuz m i n M I,et a.l2009.C li m ate signals i n sed i m en tm i neral ogy of Lake Bai ka l and Lak eH ovsgo l dur-

i ng the LGM-H ol ocen e tran siti on and t he1-M a carbonate record fro m

theHDP-04drill core[J],Quat ernary Inter n ati on a:l027.

Sun Y B,Tada R,Chen J,et a.l2007.D isti ngu i sh i ng t h e sou rces of As i an dus t based on E lectron Sp i n Resonan ce si gnal i ntens it y and crystalli n i ty of quartz[J].A t m ospheri c E nvironm ent,41:8537-8548. Sun Y B,Tada R,Ch en J,et a.l2008.T raci ng the provenan ce of fi ne-grai ned dust deposited on the cen tral Ch i nes e Loess P l ateau[J].G eo-physical Researc h Lett ers,35.

Th i ry M.2000.Pal aeocli m atic i n t erpretation of clay m i nerals i n m ari ne depos its:an outl ook fro m the con tinental ori g i n[J].E arth S ci en ce Revie w s,49:1-4.

W an S M,L iA C,C lift P,et a.l2007.Devel opm en t of the E ast As i an m on s oon:M i neralogica1and sed i m en t o l og i c record s i n t he nort hern South Ch i na Sea si n ce20M a[J].Pal aeogeogr.Palaeocli m ato.Palae-oeco,254(3-4):561-582.

X i ao J L,Yosh i o nouch iH i sao Ku m a,i et a.l1997.Eo li an quartz fl ux to

B i w a,central Japan over the past145000years[J],Q uaternary Re-

search,48(1):48-57.

X i ao J L,Porter S,An Z S.1995.Grai n size of quartz as an i nd i cator of w i n ter m onsoon strength on t h e Loess Plat eau of centra C h i na du ri ng the l ast130000yr[J].Quaternary R esearch,43(1).22-29.

Yureti ch R,M ell esM,Sarata B,et a.l1999.C l aym i nerals i n t he sed-

322东华理工大学学报(自然科学版) 2009年

i m ents ofLak e Bai ka:l a usef u l cli m at e proxy[J].J ou rnal ofS ed i m en -tary R esearch,69:588-596.

Zhao L,J i J F ,Chen J ,et a.l 2005.Variati on s of illi te /ch l ori te rati o i n

Ch i nese l oess secti on s du ri ng t he l ast glacial and intergl aci al cycle :I m pli cati ons for m onsoon reconstructi on [J ].G eophysical Research Letters .

Sedi m entaryM i neral ogy and its Application for

Paleoenviron m ent al Reconstructi on

SONG You -gui

(SKLLQG ,Institute of Earth Env ironm en ,t Chinese A cade m y o f Sciences ,X i an,SX 710075,China)Abst ract :Sedi m entary m i n eralogy is a ne w cross -d i s c i p li n ary bet w een sedi m ento l o gy and m i n era l o gy ,It a i m s at t h e study o f the m i n eral co m ponen,t asse mb lage ,concentration ,genesis and che m ica l co m positi o n ,crysta l struc -ture ,m orpho l o gy o fm inera l i n sed i m ents or sedi m en tary rock .Then study t h e physi c a,l che m ical behav ior ofm in -erals dur i n g the process of transpo r,t w eathering erosi o n ,deposit pr ocesses and diagenesis .Further m ore ,study t h e ir spati o -te m pora?l d istri b uti o n characteristics and regulars ;so as to explore the source ,genesis ,and paleoen -vir onm enta l evo l u ti o n such as .I n recent years ,t h e sedi m entary m i n eralogy beco m e to p lay an i m portant ro l e on t h e study o f paleocli m ate ,source trace ,sed i m entary env ironm en,t gas and o il explorati o n and tecton ic evo lution .I n th is paper ,the autho r illustrates the pa l e oenv ironm ental si g nificance o f clay m i n era,l heavy m inera,l carbon -ate ,revie w s their recent pr ogress on lake ,l o ess and m arine sed i m ents duri n g t h e last t w o decades .W ith the de -ve lop of research m ethods ,co m bined w ith sed i m ent physical indicators ,che m ica l i n d icators and o t h er indicators such as paleonto l o gy ,sedi m entar y m i n eralogy w ill play an i n creasi n g ly i m portant ro le and has broad app lication prospects on pa leoenv ironm en t reconstructi o n.K ey W ords :sed i m entary m i n eralogy ;pa l e oenv ironm en;t clay m inera;l heavy m inera;l carbonate

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第4期宋友桂:沉积矿物学在古环境恢复中的应用进展

SPSS在环境统计分析中的应用

SPSS在环境统计分析中的应用班级姓名学号日期（一）、实验目的理解并掌握SPSS软件包有关的数据文件创建和整理的基本操作，学习如何将收集的数据输入计算机，建成一个正确的SPSS数据文件，并掌握如何对原始数据文件进行整理，包括数据查询，数据修改、删除，数据的排序等等。利用SPSS进行描述性统计分析。要求掌握频数分析、描述分析、探索分析，统计推断，方差分析，相关分析与回归分析。（二）、实验准备 1软件准备； 2数据准备；某航空公司38名职员性别和工资情况的调查数据。（三）、操作步骤 1 启动SPSS； 2 输入数据； 3 数据保存； 4 整理数据：（1）将数据文件按性别分组：选择菜单【数据】【数据拆分】【性别】【按组组织输出】（2）查找工资大于40000美元的职工：选择菜单【数据】【选择个案】【如果条件满足】输入Salary>40000 （3）插入一个变量income，定义为数值变量：进入变量视图添加（4）当工资大于40000美元时，职工的奖金是工资的20％；当工资小于40000美元时，职工的奖金是工资的10%，假设实际收入＝工资＋奖金，计算所有职工的实际

收入，并将结果添加到income变量中：选择菜单【转换】【计算变量】在数字表达式输入框中输入新变量的计算表达式【如果】输入满足条件操作完成后显示结果如下图： 5 描述统计频数分析：选择菜单【分析】【描述统计】【频率】；确定所要分析的变量，例如性别；在变量选择确定后，在同一窗口，选择统计输出选项以及图表类型输出结果如下：（四）、结果讨论本次SPSS上机实验让我对这门软件有了较深刻的认识，SPSS是一款菜单式的软件，操作简便，易于理解。利用将有助于提高工作效率。利用SPSS进行统计分析，变量和数据是必不可少的，数据输入后通常需要对数据进行进一步的处理。

结晶学及矿物学试题及答案

考试课程名称：结晶学学时： 40学时考试方式：开卷、闭卷、笔试、口试、其它考试内容：一、填空题（每空分，共10分） 1.晶体的对称不仅体现在上，同时也体现在上。 2.中级晶族中，L2与高次轴的关系为。 3.下面的对称型国际符号对应晶系分别为：23为晶系，32为晶系，mm2为晶系，6mm为晶系。 4.金刚石晶体的空间群国际符号为Fd3m，其中F表示，d表示，根据其空间群符号可知金刚石属于晶系，其宏观对称型的全面符号为。 5.正长石通常发育双晶，斜长石发育双晶。 6.晶体中的化学键可以分为、、、和等五种。 7.最紧密堆积原理适用于晶格和晶格的晶体。二、选择题（每题1分，共10分，前4题为单选） 1.对于同一种晶体而言，一般说来大晶体的晶面数与小晶体的晶面数，哪个更多（） A、大晶体的 B、小晶体的 C、一样多 D、以上均错误 2. 类质同象中，决定对角线法则的最主要因素是：（） A、离子类型和键型 B、原子或离子半径 C、温度 D、压力 3. 具有L i 4和L i 6的晶体的共同点是：（） A、有L2 B、无P C、无C D、有垂直的P 4.关于布拉维法则说法不正确的是：（） A、实际晶体的晶面往往平行于面网密度大的面网 B、面网密度越大，与之平行的晶面越重要

C、面网密度越大，与之平行的晶面生长越快 D、面网密度越大，与之平行的晶面生长越慢 5.可以与四面体相聚的单形有（） A、四面体 B、立方体 C、八面体 D、四方柱 E、斜方双锥 6.黄铁矿晶体通常自发地生长成为立方体外形，这种现象说明晶体具有（）性质： A、自限性 B、均一性 C、异向性 D、对称性 7.下面说法中正确的有：（） A、准晶体具有近程规律 B、非晶体具有远程规律 C、准晶体具有远程规律 D、非晶体具有近程规律 8.某晶面在X、Y、Z轴上截距相等，该晶面可能的晶面符号有（） A、（hhl） B、（hkl） C、（1011） D、（hh h2l） 9.同一晶带的晶面的极射赤平投影点可能出现的位置有（） A、基圆上 B、直径上 C、大圆弧上 D、小圆弧上 10.关于有序-无序现象说法正确的有（） A、有序-无序是一种特殊的类质同象 B、形成的温度越高晶体越有序 C、形成的温度越高晶体越无序 D、有序-无序是一种特殊的同质多象三、名词解释（5个，每个2分，共10分） 1.平行六面体 2.晶体对称定律 3.空间群 4.双晶律 5.多型四、问答题（29分） 1.石盐（NaCl）晶体的空间群为Fm3m，请在石盐晶体结构平面示意图（下图a，b）中分别以氯离子和钠离子为研究对象，画出各自的平面格子的最小重复单元。它们的形态相同吗为什么（6分）

《矿物学》复习题集锦

《矿物学》复习题集一、名词解释 1、结构水：也称化合水，是指以OH-、H+或H3O+离子形式存在于矿物晶格一定配位位置上、并有确定的含量比的“水”。 2、聚形纹：由于不同单形的细窄晶面反复相聚、交替生长而在晶面上出现的一系列直线状平行条纹，也称生长条纹。 3 、结晶习性：是指矿物晶体在一定的外界条件下，常常趋向于形成某种特定的习见形态。 4、晶簇：是指在岩石的空洞或裂隙当中，丛生于同一基底，另一端朝向自由空间发育而具完好晶形的簇状单晶体群。 5 、结核：由隐晶质或胶凝物质围绕某一中心（如砂粒、生物碎片或气泡等），自内向外逐渐生长而成。 6 、假色：由物理光学效应所引起的颜色，是自然光照射在矿物表面或进入到矿物内部所产生的干涉、衍射、散射等而引起的颜色。如：锖色。 @ 7、他色：是指矿物因含外来带色的杂质、气液包裹体等所引起的颜色，它与矿物本身的成分、结构无关，不是矿物固有的颜色。 8 、解理：是指矿物晶体受应力作用后，沿一定结晶方向破裂成一系列光滑平面的性质。 9 、断口：矿物内部若不存在由晶体结构所控制的弱结合面网，则受力后将沿任意方向破裂成不平整的断面。 10 、标型特征：能反映矿物的形成和稳定条件的矿物学特征，称为矿物的标型特征。 11 、标型矿物：只在某种特定的地质作用中形成的矿物，标型矿物本身就是成因标志。 12 、共生：是指同一成因、同一成矿期（或成矿阶段）所形成的不同矿物共存于同一空间的现象。 13、伴生：不同成因或者不同成矿阶段的各种矿物共同出现在同一空间范围内的现象，称为矿物的伴生。 14 、副象：矿物发生同质多像转变（相变）后，新的矿物仍保留原矿物的外形，称为副象。如β－石英变为α－石英后，仍保留六方双锥外形。、 15 、假象：当交代作用强烈时，原矿物可全部为新形成的矿物所替代，但仍保持原矿物的晶形，这种晶形称为假象。如褐铁矿呈现黄铁矿的立方体假象。 16、硅氧骨干：在硅酸盐结构中，每个Si一般为4个O所包围，构成[SiO4]四面体，它是硅酸盐的基本构造单位。

矿物岩石学知识点总结

矿物岩石学知识点总结一、矿物学知识 1、矿物的分类和命名采用矿物晶体化学分类的原则与体系，按化合物类型及化学键性质将矿物分为五大类，再根据阴历自己络离子的不同分类分为：（1）含氧盐类，包括：硅酸盐类（橄榄石、石榴石、十字石、辉石、角闪石、云母、长石等）。碳酸盐类（方解石、白云石等），硫酸盐类（石膏、重晶石等），磷酸盐类。（2）氧化物和亲氧化物大类，氧化物（赤铁矿Fe2O3、石英、磁铁矿等），亲氧化物（褐铁矿）。（3）卤化物类，氟化物（萤石），氯化物类（食盐）。（4）硫化物类（方铅矿PbS、闪锌矿、黄铜矿CuFeS2、黄铁矿）。（5）自然元素类（自然流、石墨吗）。 2、矿物的命名：（1）依据矿物的化学成分命名，如自然金。（2）依据矿物的物理性质命名，如方解石、橄榄石。（3）依据矿物的形态特点命名，如石榴石，十字石。（4）依据矿物的两项突出特征命名，如方铅矿、黄铜矿。 3、常见造岩矿物的特点：（1）橄榄石：结构式：（Mg，Fe）[SiO4],单晶体柱状，橄榄绿色，随含铁的量而不同。晶体呈短柱状，常成粒状集合体。富镁的色浅，常带黄色色调，富铁的则色深，条痕无色，玻璃光泽，断口油脂光泽，硬度7，不完全解理，常见贝壳状端口。橄榄石是组成上地幔的主要矿物，也是陨石和月岩的主要矿物成分。它作为主要造岩矿物常见于基性和超基性火成岩中。（2）普通辉石：单晶体为短柱状，横切面呈近正八边形，集合体为粒状。绿黑色或黑色。玻璃光泽。硬度5－6。有平行柱状的两组解理，交角为56。相对密度3.02-3.45，随着含Fe量增高而加大。条痕白色，玻璃光泽，透明，中等解理，是一种常见的造岩硅酸盐矿物，主要存在于火成岩和变质岩中，由硅氧分子链组成主要构架，晶体结构为单斜晶系或正交晶系。（3）普通角闪石，普通角闪石的晶体呈长柱状，横断面为近似菱形的六边体，晶体的集合体一般为粒状、针状或纤维状。颜色绿黑至黑色，有玻璃光泽。条痕白色略浅灰绿色，近乎不透明。两组柱面解理完全，交角为124°或56°。摩氏硬度5－6，比重3.1－3.4。（4）斜长石：白色或灰白色，条痕白色，玻璃光泽，透明，硬度6，完全解理，两组解理夹角86度，相对密度2.61—2.76晶形呈柱状、厚板状，常为粒状或块状；颜色多呈灰白色，有时微带浅棕、浅蓝及浅红色； 5）正长石，AlSi3O8],单晶呈短柱状或厚板状，有两种结晶习性：多呈粒状集合体。肉红色或浅红色，条痕白色，玻璃光泽透明，硬度6，完全解理两组解理夹角90度，相对密度2.57. 黑云颜色为黑色、深褐色，有时带浅红、浅绿或其它色调，透明至不透明。玻璃光泽，黑色则呈半金属光泽。硬度2－3，比重3.02－3.1。解理：解理极完全，条痕：白色略带浅绿色（6）石英：SiO2, 为半透明或不透明的晶体，质地坚硬，外观常呈无色、白色、乳白色、灰白半透明状态，莫氏硬度为7，断面具玻璃光泽或油脂光泽，变动于 2．22~2．65之间。极不完全解理。条痕白色。二、偏光显微镜的认识和使用 1、原理：是用于研究所谓透明与不透明各向异性材料的一种显微镜，利用光的偏振特性对具有双折射性物质进行研究鉴定。将普通光改变为偏振光进行镜检的方法，以鉴别某一物质是单折射（各

层拉平技术在沉积前古地貌恢复中的应用_以济阳坳陷东营地区为例

随着沉积学理论的发展，对沉积体系的研究由以沉积动力学为基础的单因素分析法，逐渐发展成为以研究古地貌特征、岩性特征及古水深度为基础的多因素分析法，既沉积体制研究方法。该方法是基于地貌学、现代沉积考察的理论和实践，认为沉积时的地貌特征和基准面升降决定了沉积体系分布规律［１］。因此对盆地特别是陆相断陷盆地古地貌特征的研究具有重要的意义。常用的古地貌恢复方法有残留厚度和补偿厚度法、回剥和填平补齐法、沉积学分析法以及层序地层学恢复法［２］。近年来，在层序地层学理论和物探应用新技术（如三维可视化技术）基础上发展起来，一种更为简易的方法－层拉平古地貌恢复法，被广泛应用，本文在济阳坳陷东营凹陷进行了应用实践，对深入分析东营三角洲的沉积体系取得了良好效果。一、层拉平技术的原理及适用条件层拉平古地貌恢复法，是以陆相层序地层学为理论基础，以地质资料和地震资料为物质基础，多因子相结合形成的一种方法。应用陆相层序地层学方法主要是进行地层对比，该方法可以将地层进行等时对比，地层对比精度高，进而能更好地反映原始古地貌特征。１．技术原理层拉平古地貌恢复方法的基本原理是，假设各层序的原始厚度不变（未受压实作用），在三维地震体中，参照沉积基准面或最大洪泛面，选取对比层序的参照顶、底面，将底面时间Ｔ２减去顶面时间Ｔ１，既将顶面拉平，视为古沉积时的湖平面，就可以得到底面的形态，此时底面的形态就可以近似的认为是该层序地层沉积前的古地貌，也可称为相对古地貌。２．基本流程层拉平古地貌恢复法虽然原理及应用较为简单，但是对该方法的应用是建立在对盆地大量研究基础之上的。其基本流程是，首先对盆地的古地质背景和古构造特点进行分析；然后选定对比层序的参照顶底面，利用多井合成记录对参照面标准层进行精细解释；然后利用相关的物探软件（如帕耳戴姆公司的三维可视化软件ＶＯＸＧＥＯ等）进行顶面层拉平操作，此时得到的底面形态就是该层序地层沉积前的相对古地貌。３．适用条件层拉平古地貌恢复法得到的是该层序地层沉积前的相对古地貌，而要恢复其绝对古地貌，还要涉及到剥蚀厚度恢复、脱压实校正及古水深校正等问题。地层在沉积结束时，可能并未填满水体，而是沉积在水面以下，这就涉及到古水深校正，可以利用指示古水深的的生物或岩矿进行古水深校正，在地层大致平行时，可以不进行此项校正。在区域沉积背景已知是湖泊环境时，只需要研究相对古地貌特征，就可确定湖底相对起伏状况，进而确定沉积体系整体分布规律。相对古地貌与绝对古地貌的区别就在于前者不需要进行古水深校正［１］。层拉平古地貌恢复方法的技术关键是对比参照面的选择。等时性的基准面在整个盆地中是一个连续光滑的曲面，在不同的沉积体系发育位置，其曲率大小不同，可以以基准面作为对比参考面来恢复出下伏地层沉积前的原始古地貌形态［２］。图１陆相盆地中两种常见前积反射结构图对湖相沉积而言，要选择对比参照面，首先要选择沉积环境意义明显的前积反射结构，张万选等认为我国东部陆相断陷盆地中，可识别出七类九种基本的前积结构［３］，其中最常见的是Ｓ型和斜交型前积结构。但并不是所有的前积结构都可以作为对比参照面，只有斜交前积结构才可以作为对比参照面（图１），因为斜交前积结构的特征是缺乏顶积层、具明显的顶超终止面，顶超面可以反映出古沉积时湖平面的位层拉平技术在沉积前古地貌恢复中的应用 ———以济阳坳陷东营地区为例李家强（中国石化胜利油田分公司地质科学研究院，山东东营２５７０１５）摘要：古地貌恢复是沉积体制研究中的重要组成部分，古地貌恢复的方法有很多，层拉平方法是近年来在层序地层学理论和新物探应用技术基础上发展起来的一种方法。该方法简易直观，被广泛应用。关键词：层拉平技术；古地貌恢复；东营凹陷中图分类号：Ｐ６３１．２＋２文献标识码：Ａ文章编号：１００８－８０８３（２００８）０１－００３１－０３作者简介：李家强（１９７４－），男，山东泰安人，中国石化胜利油田分公司地质科学研究院主管工程师。第２２卷第１期胜利油田职工大学学报Ｖｏｌ．２２Ｎｏ．１２００８年２月ＪＯＵＲＮＡＬＯＦＳＨＥＮＧＬＩＯＩＬＦＩＥＬＤＳＴＡＦＦＵＮＩＶＥＲＳＩＴＹＦｅｂ．２００８３１

1矿物与矿物学

1 矿物与矿物学 1-1 什么是矿物？矿物与岩石和矿石区别何在？ 1-2 什么是准矿物？它与矿物的本质区别何在？它们之间的转化关系如何？ 1-3 什么是矿物种和变种？金刚石和石墨的成分都是C，它们是否同属一种？ 1-4 简述矿物种的命名原则。属于不同晶系的晶体，是否可能属于同一矿物种？铁闪锌矿(Zn, Fe)S应是矿物种还是亚种？矿物名称中词尾为××矿、××石、××玉、××华、××砂分别具有什么含义？ 1-5 简述本书采用的矿物分类依据及分类体系。 2 矿物的成因 2-1 简述矿物形成的主要地质作用。 2-2 岩浆作用与火山作用有什么异同? 火山熔岩中的矿物，其粒径远比深成岩中的矿物细小，原因何在? 2-3 为什么在伟晶作用中会形成大量含稀有元素的矿物? 伟晶岩中晶体发育得很大的原因是什么? 2-4 接触交代作用(矽卡岩化)与热变质作用有何异同? 2-5 热液矿床在国民经济上有重要意义，为什么? 2-6 风化作用中只破坏矿物而不形成矿物，这种看法对吗? 试举例证实或驳倒上述论点。2-7 何谓共生、伴生？在一块手标本上有孔雀石和蓝铜矿，还有黄铜矿，它们之间的共生、伴生关系如何？ 2-8 何谓假像和副象？它们的存在分别说明什么? 2-9 何谓矿物的标型特征？矿物的主要有哪些方面的标型特征？这些标型特征间有无内在联系？试以正文中提到的镁铝榴石为例说明之。 2-10 简述矿物包裹体的成因和物理状态分类。 3 矿物的宏观鉴定特征 3-1 比较同一种矿物的理想晶体形态和实际晶体的异同。 3-2 何谓晶体习性？象石英、电气石、绿柱石等柱状习性的中级晶族晶体，为什么总是沿c 轴方向延伸？中级晶族晶体若呈板状或片状习性，它们通常应平行于晶体的什么方向延展? 3-3 矿物单体和集合体经常呈哪些形态？如何集合体中的单体形态？ 3-4 为什么鲕状集合体不能称为粒状集合体？ 3-5 结核体和分泌体在成因上有何不同？ 3-6 为什么在方解石的隐晶集合体—石钟乳断面上经常能看到放射状的方解石晶体？ 3-7 何谓矿物的自色、它色和假色？简述矿物颜色产生的机制。 3-8 何谓条痕色？简述矿物颜色、条痕、透明度、光泽之间的关系？ 3-9 孔雀石的孔雀绿色、含铁闪锌矿(Zn，Fe)S的黑褐色、含有细分散赤铁矿的石英的红色、以及透明方解石在裂隙附近呈现的五颜六色属于自色、他色和假色中的哪一类颜色？ 3-10 何谓荧光，何谓磷光？举三种具有发光性的矿物，并说明其发光的颜色。 3-11 何谓矿物的密度和相对密度？决定矿物密度的因素有哪些？肉眼鉴定中相对密度如何分级? 3-12 在石英中含有大量赤铁矿(Fe2O3)微粒，石英的比重是否因而加大?如果含的是无数小气

气相色谱在环境分析中的应用(精)

气相色谱法在环境分析中的应用摘要：气相色谱法是一种很常见的环境分析检测方法，我们也经常将它应用在水、大气、固废等环境检测中。我们以检测非甲烷烃为例来进行探究和学习，（非甲烷烃是一种对人体健康有害的气体）因此我们利用带有双柱双氢火焰离子化检测器的气相色谱仪（岛津GC2014型）和自己所学的知识来对此进行气相色谱检测。并且通过这次检测来了解和复习流动相、检测器、色谱柱以及温度等色谱条件是如何选择以及定性、定量分析方法。关键词：非甲烷总烃；气相色谱法；定性、定量分析； 1．非甲烷总烃非甲烷烃(NMHC通常是指除甲烷以外的所有可挥发的碳氢化合物(其中主要是C2～C8，又称非甲烷总烃。主要包括烷烃、烯烃、芳香烃和含氧烃等组分。大气中的非甲烷总烃超过一定浓度，除直接对人体健康有害外，在一定条件下经日光照射还能产生光化学烟雾，对环境和人类造成危害[1]。监测环境空气和工业废气中的NMHC有许多方法，但目前多数国家采用气相色谱法。由于直接测定NMHC所用仪器价格昂贵，因此我们采用双柱双氢火焰离子化检测器气相色谱法分别测出总烃和甲烷的含量，两者之差为NMHC的含量。在规定的条件下所测得的NMHC是于气相色谱氢火焰离子化检测器有明显响应的除甲烷外碳氢化合物总量，以碳计[2]。目前我国基本采用气相色谱法测定非甲烷总烃, 按进样的不同有活性炭吸附一热解吸法及针筒采样一手动进样法，采用活性炭吸附一热解吸法[3]易受到活性炭吸附效率的影响，而针筒采样——手动进样法[4]则重复性较差、易熄火。而我们采用气袋采样—气体自动进样器进样分析气体中非甲烷总烃，而这样也最令人满意。此方法操作简单、重复性好、效率高、干扰少，且可用于其他挥发性有机物，如苯系物等的测定。 2．利用气相色谱法检测非甲烷总烃

矿物学试题

考试课程名称：矿物学学时：40 学时考试方式：开卷、闭卷、笔试、口试、其它考试内容：一、名词解释（每个2分，共10分，答案写在答题纸上） 1. 晶体习性 2. 克拉克值 3. 假像 4. 条痕 5. 铝硅酸盐二、填空题（每空0.5分，共12分） 1、地壳中化学元素分布最多的8种元素为，因此，地壳中和大类矿物分布最广。 2. 白云石CaMg[CO3]2和镁方解石（Ca,Mg）[CO3]中的Ca2+和Mg2+间的关系分别为和。 3. 矿物中的水分为、和等三种基本类型，蛋白石（SiO2? nH2O）中的水为水，水镁石（Mg(OH)2）中的水为水。 4.组成软玉的主要矿物为和。 5. 具有正尖晶石型结构的矿物有，具有反尖晶石型结构的矿物有。 6. 正长石常见双晶，斜长石常见双晶。 7.Al2SiO5有、和等三种同质多相变体，其中为铝的铝硅酸盐。 8.具有TOT型结构单元层的矿物有和，具有TO型结构单元层的矿物有和。三、选择题（每个1分，共14分。前7个为单选） 1、常与硫元素相结合形成硫化物的离子为：（） A、惰性气体型 B、铜型 C、过渡型 D、以上均可 2、珍珠光泽常常出现在下面那些部位：（） A、解理面上 B、断口上 C、裂开面上 D、晶面上 3、绿柱石呈现绿色是因为：（） A、含有色素离子 B、色心 C、含有杂质包裹体 D、干涉效应 4、方铅矿常常与闪锌矿、黄铁矿在一起出现，它们间的关系为：（）

A、共生 B、伴生 C、世代 D、假像 5、在K[AlSi3O8]的三种有序-无序变体中，透长石对应：（） A、完全无序态 B、完全有序态 C、部分有序态 D、均有可能 6、聚片双晶纹出现在：（） A、晶面上 B、解理面上 C、断口上 D、以上均可 7、高温石英转变成低温石英后仍保留其原来的六方双锥的外形，此种现象称为：（） A、蚀像 B、假像 C、副像 D、类质同像 8、二向延长性晶体的形态可以描述为：（） A、柱状 B、板状 C、鳞片状 D、纤维状 9、关于褐铁矿描述正确的有：（） A、是一种矿物 B、是混合物 C、可用于炼铁 D、是铁矿石的风化产物 10、具有金刚光泽的矿物，它的透明度可以是：（） A、透明 B、不透明 C、半透明 D、以上均可 11、下面矿物中，石英的异种有：（） A、水晶 B、玛瑙 C、燧石 D、芙蓉石 12、硬度中等的矿物有：（） A、石膏 B、正长石 C、磷灰石 D、方解石 13、具有NaCl型衍生结构的矿物有：（） A、黄铁矿 B、橄榄石 C、方解石 D、重晶石 14、以下矿物中，属于化学计量矿物的有：（） A、铁闪锌矿 B、磁黄铁矿 C、黄铁矿 D、黄铜矿四、问答题（共24分） 1.从晶体化学的角度说明金刚石和石墨的性质差异。（7分） 2.下图是云母型晶体的结构示意图，请在图中标出下列结构单元： a.四面体片 b.八面体片 c.结构单元层 d.层间域并请指出云母型晶体的结构单元层类型。（5分）

盆地原型恢复方法及评价

盆地原型恢复方法及评价盆地的改造作用盆地的后期改造作用后期改造强烈，是中国含油气盆地的重要特点之一（刘池洋，1996），它是由中国大陆本身的结构、演化和所处的特殊大地构造位置所决定的，一般具有如下显著特点：（1）波及广，空间上差异明显；（2）强度大，盆地越老改造越强；（3）时间新，愈新愈烈；（4）期次多，不同期次特点有别。引起后期改造的地质作用主要有：构造运动、剥蚀（及搬运）作用、埋藏作用和热力作用等。根据盆地后期改造的主要动力学特征及改造形式，可将改造型盆地分为以下七种类型（刘池洋、孙海山，1999）：（1）抬升剥蚀型其特征是沉积盆地在后期抬升，遭受剥蚀。根据剥蚀强度的不同，又可分为以下两类： ①抬升裸露型——盆地抬升一般为整体性，剥蚀较弱，盆地发育晚期沉积的地层遭受不同程度的剥蚀，但盆地原型和主体沉积地层改造相对较弱。如美国二叠纪盆地。 ②剥蚀残留型——以差异抬升为主，后期剥蚀甚烈，盆地原型大都不复存在，沉积体大部分残留。如山西沁水盆地、西藏羌塘盆地等。（2）叠合深埋型这类盆地的部分或大部分地区在后期发生沉降，被新的沉积盆地叠加覆盖而深埋其下。前期盆地的原型基本未保持，但沉积实体部分甚或整体被保存。如中生代陆相鄂尔多斯盆地和四川盆地之下的古生代海相盆地，中国海域的前第三纪盆地等。（3）热力改造型在盆地发育晚期或之后，深部热力作用活跃，岩浆活动强烈，沉积地层遭受强烈的热演化。盆地烃源岩进入高成熟或过成熟阶段，甚至地层已发生不同程度的变质。如塔里木早古生代盆地、中国诸造山带内及其邻近众多古生代残留沉积（盆地）等。

（4）构造变形型这类盆地后期遭受了（多期次）较强烈的变形改造，构造特征复杂，类型多样；新老地层有出露，并遭受不同程度的剥蚀。如位于构造活动带内或附近的盆地或盆地的边缘地带。（5）肢解残留型盆地后期被断裂切割或走滑断错成若干个断块，断块的差异升降活动与强烈而又不均匀的剥蚀改造作用，使盆地被肢解或平移错开成若干个大小不等的残留盆地。如滇黔桂地区古生代海相盆地和三江地区中生代盆地等。（6）反转改造型盆地发育末期或之后，发生较强烈的与盆地发育过程力学性质相反的构造运动，从而使盆地消亡或后期遭受较明显的反转改造（又可分为正反转和负反转两类）。如我国东、西部中生代盆地在新生代分别遭受了负反转和正反转改造。（7）复合改造型为以上两种或多种改造作用的结果。这类盆地中国普遍存在。中国的沉积盆地一般都经历了多旋回复杂的演化，并遭受多期次显著的后期改造，中、古生代盆地和中西部各时代盆地的后期改造尤为强烈，因此上述几种类型的改造作用会彼此影响，改造形式有机相联，难以截然分开，故以复合型为多。此外，较大型盆地改造的作用、形式和强度以及油气成藏特点和分布规律等，在同一盆地的不同地区都会有区别。 2．原型盆地的恢复所谓盆地的原型就是一定的地球动力施加在某一岩石圈物质上所产生的沉降结构和沉积实体（张渝昌、徐旭辉，1998）。之所以要对盆地原型进行恢复，是因为油气勘探中迫切需要了解古沉积坳陷——可能的生油坳陷的确切分布。盆地原型恢复的内容主要有：（1）盆地充填——充填物质、充填格架；（2）盆地性质——沉积岩组合、火山岩（稀土元素、微量元素分析）；（3）盆地类型；（4）原生生油坳陷原型盆地理论提出与发展盆地分析研究始于20世纪60年代初，是石油地质学家为了解盆地的沉积演

ISO9001-2015 内外部环境分析及SWOT方法的应用

ISO9001:2015 内外部环境分析及SWOT方法的应用依据ISO9001：2015版标准的要求，组织应对内外部环境进行分析和评价，组织充分识别了内外部环境，并对其进行分析，以了解企业面临的内外部环境对组织业务的影响，利用SWOT分析的方法，确定组织的机遇和威胁，制定相应的措施。组织的内外部环境的分析的具体内容及分析方法如下：外部环境的分析 (一)、组织的宏观环境分析 1、政治和法律环境（1）分析的内容政治因素对组织有直接影响，但一般政府是通过法律对组织进行间接影响，法律环境环境的分析主要从以下4个方面： a）与组织相关的法律规范； b）国家司法机关和执法机关：工商、税务、技术监督、环境保护、安监等部门； c）组织的法律意识； d）国际法规定的国际法律环境和目标国的法律环境（2）政治和法律环境特点： a）不可测性，组织很难预测国家的政治环境的变化； b）直接性，直接影响组织的活动、状况； c）不可逆转，一旦对组织有影响，就会发生十分迅速和明显的变化，而且是无法回避和转移这种变化的。 2、经济环境分析

是构成组织的生存和发展的社会状况和国家的经济政策。 a)社会经济结构：包括产业结构、分配结构、交换结构、消费结构、技术结构五个方面。最主要的是产业结构； b）经济发展水平：指标：GDP、人均GDP、经济增长速度。 c）经济体制：国家的经济组织形式。 d）宏观经济政策：国家经济发展目标的战略和策略，包括全国性的发展战略和产业政策、国民收入分配政策、物价政策、物资流通政策等。 e）当前的经济状况：经济的增长率取决于商品和服务需求的总体变化，影响因素包括：税收水平、通货膨胀率、贸易差额和汇率、失业率、利率、信贷政策及政府投放等。 f）其他一般经济条件：如工资水平、供应商及竞争对手的价格变化等。 3、社会和文化环境组织所处的社会结构、社会风俗和习惯、信仰和价值观念、行为规范、生活方式、文化传统、人口规模和地理分布等因素的形成和变动。包括： ?人口因素 ?社会流动性 ?消费心理 ?生活方式的变化 ?文化传统 ?价值观以上因素对组织制定营销、促销、开展业务、管理内部资源的战略产生影响。 4、技术环境

矿物学试题

3.闪锌矿有深色和浅色之分，同时其他光学性质相应地也各有所不同，请解释其原因所在。（6分） 4.斜方辉石与单斜辉石矿物的解理面符号不同，解理夹角是否一样？为什么？请简单图示说明。（6分）五、矿物的肉眼鉴定（鉴定5种矿物，共40分）

光性矿物学偏光镜下常见矿物鉴定特征

常见的偏光镜下的矿物鉴定特征铁橄榄石镁橄榄石正高突起单偏光镜下无色正交镜下最高干涉色~Ⅲ级蓝消光类型平行消光延性可正可负形态多为特点：常见不规则裂纹，扭折带状结构单斜晶系正极高突起单偏光镜下单色色调正交镜下最~Ⅲ级橙红消光类型平行消光延性可正可负单斜晶系 Ⅰ级橙等轴粒状高干涉色Ⅲ级绿形态多为短柱状特点：有多色性紫苏辉石单斜晶系正高突起单偏光镜下浅绿正交镜下最高干涉色低于Ⅰ级紫红消光类型斜消光正延性形态横切面{101}完全解理纵切面有平行C 轴的柱状解理特点：有多色性（与铁含量成正比）柱状面常见平行消光有正交解理普通辉石单斜晶系正高突起单偏光镜下淡褐色、淡绿色色调正交镜下最高干涉色Ⅱ级蓝~Ⅱ级绿消光类型斜消光正延性形态多为短柱状特点：横断面接近正八边形有环带结构、简单双晶霓石单斜晶系正高~正极高突起单偏光镜下褐色、深绿色调正交镜下最高干涉色Ⅲ级蓝~Ⅳ级绿消光类型接近平行消光负延性形态多为柱状、针状特点：有多色性、常见简单双晶普通角闪石单斜晶系正高~正中突起单偏光镜下褐色、绿色调正蓝闪石 xx 黑云母交镜下最高干涉色Ⅰ级橙红~Ⅱ级蓝消光类型斜消光负延性形态多为长柱状、杆状、针状特点：常见简单双晶、聚片双晶、横截面为菱形、六边形

单斜晶系正中突起单偏光镜下蓝色、紫色正交镜下最高干涉色Ⅰ级黄~Ⅱ级蓝消光类型斜消光延性可正可负形态多为柱状、粒状、纤维状特点：多色性显著单斜晶系正低~正中突起单偏光镜下浅褐色、浅绿色正交镜下最高干涉色Ⅱ级顶部~Ⅱ级顶部消光类型接近平行消光延性可正可负形态多为菱形板状、柱状特点：垂直{001}切面呈正方形单斜晶系正高~正中突起单偏光镜下褐色、绿色正交镜下最高干涉色Ⅲ级以上消光类型接近平行消光延性可正可负形态多为假六方板状、短柱状特点：多色性、吸收性都很明显斜长石三斜晶系低正突起单偏光镜下无色正交镜下最高干涉色Ⅰ级灰白消光类型平行消光正延性形态柱状、板状特点：常见xx复合双晶、聚片双晶透长石单斜晶系负低突起单偏光镜下无色透明正交镜下最高干涉色Ⅰ级灰~Ⅰ级灰白消光类型垂直{010}为平行消光、其余为平行消光正延性形态短柱状、厚板状、纤维状特点：双晶不发育、少见简单双晶、卡氏双晶正长石单斜晶系负低突起单偏光镜下无色正交镜下最高干涉色Ⅰ级灰~Ⅰ级灰白消光类型垂直{010}为平行消光、其余为平行消光负延性形态多为自形、半自形、厚板状特点：两组正交解理的解理纹清晰可见，发育简单双晶微斜长石三斜晶系负低突起单偏光镜下浅色调正交镜下最高干涉色Ⅰ级灰消光类型斜消光负延性形态多为厚板状特点：常见格子双晶条纹长石三斜晶系正中突起单偏光镜下浅色调正交镜下最高干涉色Ⅱ级绿消光类型斜消光负延性形态不规则团块状、斑杂状、波浪状

结晶学及矿物学试题及答案

结晶学及矿物学试题及答案 TTA standardization office【TTA 5AB- TTAK 08- TTA 2C】

考试课程名称：结晶学学时：40学时考试方式：开卷、闭卷、笔试、口试、其它考试内容：一、填空题（每空分，共10分） 1.晶体的对称不仅体现在上，同时也体现在上。 2.中级晶族中，L2与高次轴的关系为。 3.下面的对称型国际符号对应晶系分别为：23为晶系，32为晶系，mm2为晶系，6mm为晶系。 4.金刚石晶体的空间群国际符号为Fd3m，其中F表示，d表示，根据其空间群符号可知金刚石属于晶系，其宏观对称型的全面符号为。 5.正长石通常发育双晶，斜长石发育双晶。 6.晶体中的化学键可以分为、、、和等五种。 7.最紧密堆积原理适用于晶格和晶格的晶体。二、选择题（每题1分，共10分，前4题为单选） 1.对于同一种晶体而言，一般说来大晶体的晶面数与小晶体的晶面数，哪个更多（） A、大晶体的 B、小晶体的 C、一样多 D、以上均错误 2. 类质同象中，决定对角线法则的最主要因素是：（） A、离子类型和键型 B、原子或离子半径 C、温度 D、压力 3. 具有L i4和L i6的晶体的共同点是：（） A、有L2 B、无P C、无C D、有垂直的P 4.关于布拉维法则说法不正确的是：（） A、实际晶体的晶面往往平行于面网密度大的面网 B、面网密度越大，与之平行的晶面越重要 C、面网密度越大，与之平行的晶面生长越快

D、面网密度越大，与之平行的晶面生长越慢 5.可以与四面体相聚的单形有（） A、四面体 B、立方体 C、八面体 D、四方柱 E、斜方双锥 6.黄铁矿晶体通常自发地生长成为立方体外形，这种现象说明晶体具有（）性质： A、自限性 B、均一性 C、异向性 D、对称性 7.下面说法中正确的有：（） A、准晶体具有近程规律 B、非晶体具有远程规律 C、准晶体具有远程规律 D、非晶体具有近程规律 8.某晶面在X、Y、Z轴上截距相等，该晶面可能的晶面符号有（） A、（hhl） B、（hkl） C、（1011） D、（hh h2l） 9.同一晶带的晶面的极射赤平投影点可能出现的位置有（） A、基圆上 B、直径上 C、大圆弧上 D、小圆弧上 10.关于有序-无序现象说法正确的有（） A、有序-无序是一种特殊的类质同象 B、形成的温度越高晶体越有序 C、形成的温度越高晶体越无序 D、有序-无序是一种特殊的同质多象三、名词解释（5个，每个2分，共10分） 1.平行六面体 2.晶体对称定律 3.空间群 4.双晶律 5.多型四、问答题（29分） 1.石盐（NaCl）晶体的空间群为Fm3m，请在石盐晶体结构平面示意图（下图a，b）中分别以氯离子和钠离子为研究对象，画出各自的平面格子的最小重复单元。它们的形态相同吗为什么（6分） 2.简述同质多象的概念、同质多象转变的类型，并举例说明。（8分） 3.判断下列晶面与晶面，晶面与晶棱，晶棱与晶棱之间的空间关系（平行、垂直或斜交）：（8分） 1）等轴晶系和斜方晶系晶体：（001）与[001]，（010）与[010]，（111）与[111]，（110）与（010）。

晶体光学与光性矿物学考试习题附答案

一．名词解释 1.光轴角（2V）：两光轴相交的锐角 2.xx线：在偏光显微镜下观察矿物切面光线较集中的一方沿矿物边缘形成的一条亮带。 3.洛多奇xx色散效应：当两种介质折射率相差很小时，贝克线发生变化，在折射率较低的矿物一边出现橙黄色细线，在折射率较高的矿物一边出现浅蓝色细线的现象。 4.糙面：是在偏光显微镜下所见矿物粗糙的表面，是光线通过矿片后产生的一种光学效应。 5.闪突起：是旋转物台时，矿物切面的突起时高时低，发生闪动变化的现象。 6.矿物的颜色：是矿物在单偏光镜下的色泽。 7.多色性：是非均质体矿物颜色色彩发生改变呈多种色彩的现象。 8.糙面：偏光显微镜下所见的矿物的粗糙表面，是光线通过矿片后产生的一种光学效应。 9.吸收性：

矿物颜色深浅发生改变的现象。 10.消光：正交偏光镜下透明矿物矿片呈现黑暗的现象。 11.消光位：在正交偏光镜下处于消光时的位置。 12.全消光：旋转物台360度，矿片始终保持黑暗的现象。 13.干涉色：正交显微镜下用白光观察时，非均质体矿片呈现的各种颜色。 14.补色法则：在正交偏光镜间，两个非均质体任意方向的切片（除垂直光轴外的），在45度位置重叠时，两矿片光率体椭圆半径同名半径平行，总光程差等于原来两矿片光程差之和，表现为干涉色升高。异名半径平行时，总光程差等于原来两矿片光程差之差，其干涉色降低。 15.消色：当光率体椭圆异名半径平行时，总光程差R=0时，矿片黑暗的现象。 16.延性：矿物晶体沿着一个或两个光率体椭圆半径方向延长的习性。 17.正延性：切面延长方向与其光率体椭圆长半径平行或交角小于45度。 18.负延性：切面延长方向与其光率体椭圆短半径平行或交角小于45度。

古地貌恢复方法介绍

古地貌恢复方法介绍古地貌恢复是盆地分析的一项重要内容。一般认为，古地貌是构造变形、沉积充填、差异压实、风化剥蚀等综合作用的结果，特别是构造运动，往往导致盆地面貌的整体变化，是其中最大的影响因素。前人对古地貌恢复进行了较为深入的研究，无论是思路上还是方法上，都有过大胆的尝试，业已形成了丰富的方法和理论，一般主张从构造恢复和地层厚度恢复两个方面着手。目前已有很多专业的软件投入使用，这给古地貌恢复带来了很大的便利。但是由于地质条件尤其是构造条件的复杂性和多变性，古地貌恢复仍有很长的路要走。 §2.1 构造恢复 2.1.1 构造恢复现状在盆地的演化过程中，正是由于基底沉降才使盆地得以形成和发展。自Sleep 研究得出大西洋被动大陆边缘的基底沉降随时间的变化符合指数函数规律后，基底沉降分析已成为大陆边缘和板内张性盆地成因研究的重要途径。实际上，基底沉降由构造沉降和负载沉降两部分构成。构造沉降由地球动力作用引起，负载沉降则是指当构造沉降发生之后形成的盆地空间被沉积物充填时，沉积物本身的重量又使基底进一步下沉而形成被动增加的沉降。因此，从基底沉降中剔除负载沉降即为构造沉降。据现有研究成果，引起沉积盆地沉降的主要机制有均衡(Airy，1855)、挠曲[5]和热沉降[6],[7],[8]三种。其中均衡模式基于阿基米德(Archimedes)原理，认为岩石田没有任何弹性，各个沉积柱间相互独立运动，故又称为点补偿模式或局部均衡模式。挠曲模式也基于阿基米德原理，但把基底对负载的响应看成材科力学中受力弯曲的弹性板，认为其均衡补偿不仅发生在负荷点，而且分布在一个比较宽的范围之内，又称为区域均衡模式。热沉降模式认为热效应导致岩石圈发生沉降，因为岩石圈增温快(如岩浆侵入)，冷却则慢得多，而冷却岩石的密度和浮力比炽

矿物学论文

小议矿物学的物理性质摘要：矿物学的研究领域日益的扩大，由地壳矿物到地幔矿物和其他天体的宇宙矿物，由天然矿物到人工合成矿物；矿物学的研究内容由宏观向微观纵深发展，由主要组分到微量元素，由原子排列的平均晶体结构到局部具体的晶体结构和涉及原子内电子间及原子核的精细结构；矿物学在应用领域的迅速发展。矿物学的研究成果除在地质学研究和找矿工作中进一步得到应用外，矿物本身的研究目标还在于从中获得具有各种特殊性能的矿物材料，这方面的研究具有广阔的发展前景。长期以来﹐人们根据物理性质来识别矿物。如颜色﹑光泽﹑硬度﹑解理﹑比重和磁性等都是矿物肉眼鉴定的重要标志。作为晶质固体﹐矿物的物理性质取决于它的化学成分和晶体结构﹐并体现著一般晶体所具有的特性──均一性﹑对称性和各向异性关键词：矿物的物理性质光学性质颜色力学性质一.矿物的光学性质 1. 矿物的颜色矿物的颜色多种多样。呈色的原因﹐一类是白色光通过矿物时﹐内部发生电子跃迁过程而引起对不同色光的选择性吸收所致﹔另一类则是物理光学过程所致。导致矿物内电子跃迁的内因﹐最主要的是﹕色素离子的存在﹐如Fe3+使赤铁矿呈红色﹐V3+使钒榴石呈绿色等﹔是晶格缺陷形成“色心”﹐如萤石的紫色等。矿物学中一般将颜色分为3类﹕自色是矿物固有的颜色﹔他色是指由混入物引起的颜色﹔假色则是由于某种物理光学过程所致﹐如斑铜矿新鲜面为古铜红色﹐氧化后因表面的氧化薄膜引起光的干涉而呈现蓝紫色的锖色﹐矿物内部含有定向的细微包体﹐当转动矿物时可出现颜色变幻的变彩﹐透明矿物的解理或裂隙有时可引起光的干涉而出现彩虹般的晕色等。标准色谱法：以下面的矿物的颜色作为标准色。 ①红色辰砂②橙色铬酸铅矿 ③黄色雌黄④绿色孔雀石 ⑤蓝色蓝铜矿⑥紫色紫水晶 ⑦褐色褐铁矿⑧黑色黑色电气石 ⑨灰色铝土矿⑩白色斜长石 2. 条痕指矿物在白色无釉的瓷板上划擦时所留下的粉末痕迹。条痕色可消除假色﹐减弱他色﹐通常用于矿物鉴定。 3. 光泽指矿物表面反射可见光的能力。根据平滑表面反光的由强而弱分为金属光泽(状若镀克罗米金属表面的反光﹐如方铅矿)﹑半金属光泽(状若一般金属表面的反光﹐如磁铁矿)﹑金刚光泽(状若钻石的反光﹐如金刚石)和玻璃光泽(状若玻璃板的反光﹐如石英)四级。金属和

层次分析法在环境分析中的应用

层次分析法在环境分析中的应用以上理论为组织环境分析的基本理论与方法。从上面的论述可以看到，不管是宏观环境，还是行业（战斗序列）环境、组织内部环境，其环境状况可以通过三个评价矩阵EFE 、CPM 、IFE 来确定。要给出一个完整的评价，这里有三个重要的根本要点：首先，需要建立三个评价矩阵的环境关键因素指标体系；其次，要确定评价矩阵中各关键因素的权重；最后，要确定各关键因素的权重的评价值（权分），也即环境因素的重要性。对一个通信背景的军事分组织来说，其环境分析模型的建立重点，也正是对上述三个要点的把握。通过本章的分析，可以看到，对环境评价矩阵中环境因素权数的确定，通常采用的是通过定性讨论的方法来确定。可以看到，通过此方法确定的权数和权数的重要性具有相当大的随意性。层次分析法（Analytic Hierarchy Process ）是美国Saaty 教授于20世纪70年代提供，于1982年介绍到国内的一种解决多准则问题的方法，是一种定性与定量相结合的多目标决策系统分析方法。能根据问题性质和所要达到的总目标将问题分解为不同的组成因素。并按照因素间的相互关联影响以及隶属关系将因素按不同层次聚集组合。形成一个多层次的分析结构模型，该模型改进了已有环境分析中权重和其评价值确定的随意性。 3.4.1 AHP 环境评价模型 1．通信环境AHP 模型的建立结合层次分析法AHP 的特有优势，通过采用集体讨论的方式，就可以建立一个适合某通信组织的定性与定量相结合的环境分析模型。例如，通过讨论可形成如图3.3、图3.4、图3.5所示的一个通信环境EFE 、CPM 、IFE 多层次分析结构模型。图3.3 通信EFE 递阶层次结构关键战略环境因素准则层目标层

《结晶矿物学》课程教学大纲

《结晶矿物学》课程教学大纲课程代码：050431006 课程英文名称：Crystallography and Mineralogy 课程总学时：48讲课：40 实验：8 上机：0 适用专业：无机非金属材料工程，粉体材料科学与工程大纲编写（修订）时间：2010.10 一、大纲使用说明: （一）课程地位及教学目标（1）课程的地位本课程是无机非金属材料工程和粉体材料科学与工程专业的专业课，必修课。（2）教学目标掌握几何结晶学与矿物学的基本理论、基本知识和基本技能，了解晶体的基本性质、矿物成分、形态及各大类、类矿物的一般通性。掌握晶体对称、常见单形、聚形分析方法、结晶符号、晶体化学的基本原理及矿物物理性质。具备运用这些知识的能力。（二）知识、能力、技能方面的基本要求（1）知识方面的基本要求掌握晶体结构、晶体的结合、晶体结构、晶体的结合；重点掌握晶体结构掌握矿物和矿物学的基本概念、结晶学及矿物学的研究内容和相互关系、矿物学的研究现状。晶体、非晶体及准晶体、晶体、非晶体及准晶体概念及区别、空间格子概念、空间格子要素、格子类型。晶体的基本性质、晶体的自限性、均一性、异向性、对称性、最小内能和稳定性，布拉维法则和面角恒等定律。晶体结构、晶体的结合掌握对称的概念和晶体对称特点2.对称操作和对称要素、对称操作和对称要素概念，对称面、对称轴、对称中心和旋转反伸轴的概念及操作方法，理解晶体的对称定律。对称要素组合定律.面式、轴式、中心式及旋转反伸轴的对称要素组合定理。对称型和晶体的对称分类、对称型的概念和32种对称型、对称型符号、晶族和晶系的划分掌握单形、单形的概念、47种几何单形和146种结晶单形、47种几何单形的命名及特征。聚形、聚形的概念、聚形分析的方法和步骤。掌握晶体定向及整数定律、晶体定向的概念、晶体常数及晶体定向原则、各晶系晶体的定向方法和晶体常数特点、整数定律及意义。晶面符号、晶面符号（米氏符号）的概念及构成。单形符号单形的概念、单形符号的选择原则。晶棱符号（晶带符号）晶带及晶棱符号的构成。掌握键和晶格类型离子键—离子晶格、共价键—共价键、金属键—金属晶格、分子键—分子晶格及单键型、多键型晶格的特点。球体紧密堆积原理、等大球体紧密堆积、不等大球体紧密堆积的原理和堆积方式。3.配位数和配位多面体配位数和配位多面体的概念及类型。类质同象、类质同象的概念、类质同象与固溶体的关系、类质同象的类型和影响因素。同质多象同质多象的概念、同质多象转变及类型（移位型转变、重建型转变、有序—无序转变）。多型、多型的概念、多型符号的构成及含义。掌握矿物的单体形态、晶体习性及类型、晶面条纹及蚀象。矿物的集合体形态显晶质集合体形态、隐晶及胶态集合体形态。矿物的双晶、双晶及双晶主要类型。（2）能力方面的基本要求要求学生掌握几何结晶学与矿物学的基本理论、基本知识和基本技能，了解晶体的基本性质、矿物成分、形态及各大类、类矿物的一般通性。掌握晶体对称、常见单形、聚形分析方法、结晶