注溪釩礦床元素地球化學(xué)意義*

楊恩林 呂新彪 陳 煥 吳 波

(1.中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(武漢)資源學(xué)院;2.貴州地礦局117地質(zhì)隊(duì))

震旦、寒武紀(jì)轉(zhuǎn)換期地層系列較為完整地出露在黔東地區(qū)，特別令人矚目的是富含非常規(guī)能源(頁(yè)巖氣)和鎳、鉬、釩黑色巖系中的炭質(zhì)粉砂巖;貴州注溪釩礦賦存于寒武系下統(tǒng)九門(mén)沖組底部的黑色巖系，為層控礦床。古環(huán)境和有機(jī)質(zhì)起到至關(guān)重要作用，為多期疊加成礦的結(jié)果。本研究用典型剖面微量元素地球化學(xué)特征來(lái)系統(tǒng)地探討炭質(zhì)粉砂巖及其所含釩等多金屬元素的沉積和成礦條件，目的是揭示該類(lèi)礦床的成巖成礦規(guī)律。

1 地質(zhì)背景

1.1 剖面及古環(huán)境

中元古代早期揚(yáng)子克拉通發(fā)生裂解，分裂了揚(yáng)子陸塊和華夏古陸，其間為南華狹窄洋盆和一些微陸塊，注溪釩礦床可能位于南華狹窄洋盆［1］，隸屬貴州省岑鞏縣，礦床中心坐標(biāo)為東經(jīng)108°40'10″、北緯27°15'30″。黔東地區(qū)在早古生代早期全面進(jìn)入蓋層沉積，廣泛分布有寒武系地層，注溪釩礦床賦存于震旦留茶坡組頂部至寒武系九門(mén)沖組底部炭質(zhì)粉砂巖中，嚴(yán)格受地層的控制。震旦系留茶坡組下部為薄層狀灰黑色硅質(zhì)巖，產(chǎn)綠藻和菌類(lèi)等，中部為薄層、中厚層狀硅質(zhì)巖，上部為灰黑色薄層含硅磷質(zhì)頁(yè)巖或黃鐵礦的釩礦層。寒武系下統(tǒng)九門(mén)沖組底部為一套黑色炭質(zhì)粉砂巖含釩層，含大量腕足類(lèi)、三葉蟲(chóng)、古杯等。注溪釩礦床發(fā)育于江南造山帶西南段、盤(pán)山背斜北段的桐子園背斜中［2］。剖面自下而上依次發(fā)育硅質(zhì)巖(夾粉砂巖)、細(xì)砂巖－凝縮層(多金屬層)［3］、含釩礦炭質(zhì)粉砂巖、炭質(zhì)粉砂巖(圍巖)。

1.2 樣品巖性

所取樣品巖性均為盆地相穩(wěn)定和低沉積速率的炭質(zhì)粉砂巖(鉆孔巖芯樣)。泥質(zhì)(粉砂級(jí))沉積物能夠較全面記錄古環(huán)境變化的相關(guān)信息，因?yàn)樵擃?lèi)沉積物具有粒度細(xì)、沉積速率低以及搬運(yùn)距離和時(shí)間長(zhǎng)的特點(diǎn)，能夠較好地消除由于巖性巖相不同所造成的地球化學(xué)差異，即具有相對(duì)較為均一的巖石地球化學(xué)性質(zhì)，確保地層中元素地球化學(xué)對(duì)比的統(tǒng)一性和可靠性。另外，泥質(zhì)巖中各類(lèi)金屬元素的含量相對(duì)其他巖石要高得多，許多礦床的礦源層也多與泥質(zhì)巖層有關(guān)［4］。

2 分析方法

樣品送至澳實(shí)分析檢測(cè)集團(tuán)澳實(shí)礦物實(shí)驗(yàn)室(廣州)測(cè)試分析。微量元素分析采用電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(ICP－MS)分析方法，檢測(cè)儀器為美國(guó)perkin Elmer公司生產(chǎn)的Elan 9000，分析精度和準(zhǔn)確度優(yōu)于10%。稀土元素分析數(shù)據(jù)使用球粒標(biāo)準(zhǔn)化，主要考慮到北美頁(yè)巖不能代表缺氧環(huán)境下形成的典型頁(yè)巖［5］。Ce異常計(jì)算公式為

之所以選擇Nd是因?yàn)樗鶛z測(cè)樣品Nd含量多于Pr含量。Eu異常計(jì)算公式為

U異常計(jì)算公式為

3 結(jié)果及討論

3.1 稀土元素組成及配分曲線

一般來(lái)說(shuō)，微量元素在礦物中主要以吸附、晶格缺陷、類(lèi)質(zhì)同像及流體包裹體等形式賦存，相對(duì)于類(lèi)質(zhì)同像和流體包裹體存在形式，另外2種賦存狀態(tài)下的稀土元素含量較低［6］。稀土元素的含量、配分模式、δCe和δEu可以提供古地理環(huán)境信息［7］。

貴州注溪含釩巖系剖面砂巖樣品稀土配分模式見(jiàn)圖1。結(jié)合砂巖樣品主微量元素含量、特征參數(shù)值，樣品稀土曲線配分模式(球粒標(biāo)準(zhǔn)化)相似于地殼粉砂巖稀土配分曲線(球粒標(biāo)準(zhǔn)化)，說(shuō)明剖面炭質(zhì)粉砂巖(含釩巖系)稀土元素可能代表原始海水的信息。海退底層水含氧量增加，沉積物中Ce富集［8］，即形成于高能、氧化環(huán)境下的細(xì)砂巖(樣號(hào)JM16)，Ce為最大正異常。稀土總量為16.65×10－6～265.33 ×10－6，均值為 144.87 ×10－6;輕重稀土含量比值為2.40～11.98，均值為7.89;稀土元素配分模式為右傾斜曲線;w(La)/w(Yb)的均值為7.88，較北美頁(yè)巖組合樣(5.13)大［9］。w(La)/w(Sm)和 w(Tb)/w(Yb)的均值分別為 4.33和1.06，輕稀土右傾明顯，為輕稀土富集型，重稀土相對(duì)平緩;最大值(265.33×10－6)出現(xiàn)在穩(wěn)定的凝縮層(多金屬層，JM15)，可能源于多金屬層，含有大量的金屬離子和包裹體，稀土元素以類(lèi)質(zhì)同像形式進(jìn)入金屬硫化物晶格或礦物的流體包裹體中。樣品JM15上下的稀土總量呈現(xiàn)出遞減的趨勢(shì)，可能反映了同沉積期介質(zhì)中稀土活度和沉積速率上的差別［10］;而最小者為 LC17(16.65 ×10－6)，可能原因是硅化炭質(zhì)粉砂巖不利于吸附稀土礦物。總體上九門(mén)沖組炭質(zhì)粉砂巖的稀土總量變化范圍不大;釩礦體(釩礦的工業(yè)品位為0.7%)輕重稀土含量比值為2.68～11.97，均值為7.94，圍巖輕重稀土含量比值為2.40～11.60，均值為7.45，二者較接近，表明其物源的一致性。留茶坡組硅質(zhì)巖夾層炭質(zhì)粉砂巖的稀土元素特征與九門(mén)沖組很相似，但強(qiáng)硅化炭質(zhì)粉砂巖(LC17和LC25)稀土總量較低，分別為16.65×10－6和 34.81 ×10－6，較無(wú)硅化粉砂巖稀土總量低一個(gè)數(shù)量級(jí);輕重稀土含量比值分別為3.92和2.40，稀土元素配分曲線近于水平，重稀土沒(méi)有表現(xiàn)出明顯的虧損;可能主要源于黏土礦物更利于吸附稀土元素和輕重稀土在寄主媒介中的選擇性吸附。

圖1 稀土元素球粒標(biāo)準(zhǔn)化配分模式

總之，樣品稀土總量均值為144.87×10－6;略小于后太古代澳大利亞頁(yè)巖(PAAS)的稀土總量，主要是硅化炭質(zhì)粉砂巖樣品的稀土總量值較小。剖面配分模式為曲線右傾斜，且輕稀土右傾明顯，重稀土相對(duì)平緩，為輕稀土富集型，主要是源于有機(jī)質(zhì)和黏土粒級(jí)的細(xì)顆粒物表面都易于吸附稀土，而且輕稀土較重稀土更易于吸附［6］。

3.2 Ce異常

δCe可以保存原始古地理環(huán)境信息，同時(shí)也可能受到后期成巖過(guò)程的改變［11］。為了檢驗(yàn)稀土元素是否體現(xiàn)原始沉積信息，用w(La)/w(Sm)、w(Dy)/w(Sm)、w(La)/w(Nd)和 δEu 與 δCe的相關(guān)性來(lái)判斷，其值分別 0.06、0.46、0.02 和 0.01，表明它們的相關(guān)性較差，即δCe代表了沉積時(shí)古地理環(huán)境的原始信息。

海侵海退造成的海平面變化、底層海水氧含量多少和沉積環(huán)境的氧化還原性為黑色巖系δCe的主導(dǎo)因素［12］。在最小含氧層之上，大洋水體氧濃度自下而上逐漸增加［13］，即海水氧濃度與海水深度成正相關(guān)關(guān)系，通常發(fā)生在最小含氧層以上的大陸上斜坡和大陸架;所以用全巖δCe作為海平面變化的定量指標(biāo)，識(shí)別出海平面升降旋回的適用環(huán)境為構(gòu)造環(huán)境穩(wěn)定、沉積速率較低的上斜坡和外陸架沉積地層。研究區(qū)古地理環(huán)境(構(gòu)造穩(wěn)定、低沉積速率的大洋盆地向大陸邊緣臺(tái)地過(guò)渡環(huán)境)滿(mǎn)足用全巖δCe指標(biāo)來(lái)判斷海平面變化的條件。

全巖δCe作為海平面變化的定量指標(biāo)，據(jù)參證海平面線［13］，識(shí)別出含釩巖系以及釩礦體與海平面升降旋回的對(duì)應(yīng)關(guān)系，即海進(jìn)時(shí)釩元素富集成礦，而海退時(shí)釩元素分散在洋盆四周。在氧化條件下，Ce3+易氧化成不溶性的Ce4+，形成不相容礦物相Ce(OH)4、CeO2;或者進(jìn)入CePO4與有機(jī)質(zhì)和多金屬等一起從海水中沉淀［14］;海水Ce出現(xiàn)虧損，而沉積物Ce富集;相反，在次氧化或缺氧環(huán)境時(shí)，Ce被活化成Ce3+釋放到海水，致使海水Ce富集，而缺氧沉積物中Ce虧損。

海侵海平面上升，海洋底層水氧含量減少，沉積物Ce呈現(xiàn)負(fù)異常;海侵海平面下降，底層水體含氧量逐漸增加，沉積物Ce更具正異常［8］。剖面礦體及頂?shù)装濡腃e變化最大，其上下覆地層趨于平緩，最大值為礦體直接底板的細(xì)砂巖JM16(0.088)，海退水平面下降，沉積相接受陸源碎屑沉積物，溶解氧濃度升高，底層水體含氧量漸增，Ce3+氧化成不溶性的Ce4+，進(jìn)入海底沉淀且可能繼承了源區(qū)巖石的Ce正異常，所以細(xì)砂巖呈現(xiàn)最大正異常值;而海平面相對(duì)上升到最大時(shí)形成的凝縮層(多金屬層JM15)的Ce異常最小(－0.44)，因?yàn)楹５姿w嚴(yán)重缺氧，Ce被活化并以Ce3+形式大量釋放到水中，導(dǎo)致沉積物Ce出現(xiàn)負(fù)異常。留茶坡組成巖期海平面一直上升，海水處于缺氧階段;而留茶坡組和九門(mén)沖組分界處發(fā)育的細(xì)砂巖δCe最大(0.088)，說(shuō)明海進(jìn)的沉積缺氧環(huán)境持續(xù)了一段時(shí)間后，海平面下降，沉積環(huán)境接受了陸源碎屑補(bǔ)給和陽(yáng)光的照射，水體處于有氧階段。九門(mén)沖組底部(釩礦層)成礦期間海平面大都表現(xiàn)為上升(礦體夾石處海平面呈現(xiàn)下降);而礦層頂部礦化體及其圍巖海平面逐漸降低;說(shuō)明海水從缺氧階段逐漸過(guò)渡到有氧階段，即釩元素富集成礦主要是在缺氧條件下完成。在不同程度的還原環(huán)境中，V的礦物相是不同的，較弱的還原環(huán)境(無(wú)H2S)V5+僅被還原為V4+，其以顆粒表面吸附或有機(jī)金屬配位體的方式沉淀，而在較強(qiáng)還原環(huán)境(有H2S)V4+進(jìn)一步被還原成為V3+，最后形成釩卟啉化合物或者V2O3和V(OH)3保存在沉積物中［15］，從而使釩活動(dòng)性急劇下降，進(jìn)而被黏土吸附或與黃鐵礦等硫化物配合，富集沉淀;而在氧化條件下，釩元素重新活動(dòng)，分散到洋盆四周，難以沉積成礦，即釩元素在缺氧條件下富集成礦，反之難以沉淀。間冰期之后，全球海侵致使海洋的浪基面和光合作用的界面升高，而處在海盆區(qū)的黔東地區(qū)，大都處在浪基面之下，區(qū)域光合作用很弱，大都處于缺氧環(huán)境，為釩的富集提供需要條件。氣候變溫、水體有氧時(shí)，從海水中吸附了大量釩等金屬元素的藻類(lèi)低等生物，在海侵水體變?yōu)槿毖醐h(huán)境中死去沉入水底，為釩的富集提供了充分條件。長(zhǎng)時(shí)間的海進(jìn)或海退都不利于成礦，長(zhǎng)期海侵對(duì)有機(jī)碳積累有利，但缺乏豐富礦物質(zhì)富集的有機(jī)質(zhì)，即留茶坡組炭質(zhì)粉砂巖，雖有機(jī)碳含量也很高，但難以成礦。而長(zhǎng)期海退、海水有氧，吸附釩的藻類(lèi)低等生物難以死亡沉入海水，并且釩以V5+為主游離于海水中，難以沉淀富集。雖然九門(mén)沖組一段都為炭質(zhì)粉砂巖，但僅底部為礦體，而中上部是圍巖;即釩礦床是形成于古環(huán)境不斷變化的缺氧環(huán)境，其形成的充要條件是既要有富集釩元素的有機(jī)質(zhì)，又要求當(dāng)時(shí)的古地理環(huán)境為缺氧條件。另外，礦石中釩呈現(xiàn)不同的價(jià)態(tài)釩，V3+、V4+、V5+質(zhì)量百分比分別為 49.02%、28.14%、22.84%［2］，礦石中主要以V3+為主，這主要是因?yàn)椴煌疃鹊暮Ｅ枞毖醭潭扔兴顒e和V存在多步還原過(guò)程形成不同的V載體相，表明南華洋為一個(gè)多級(jí)洋盆，且釩元素主要富集于相對(duì)水體較深部位。

總之，討論V和Ce的地球化學(xué)特征，以δCe作為參照指標(biāo)，整個(gè)剖面以礦層為中心，向上逐漸向氧化環(huán)境過(guò)渡，向下逐漸向還原環(huán)境過(guò)渡，識(shí)別出研究區(qū)含釩巖系主要海平面升降旋回、剖面不同標(biāo)高的古地理環(huán)境和釩富集成礦所需條件的關(guān)系，即海進(jìn)海平面相對(duì)最高，對(duì)應(yīng)δCe最小值和釩富集程度最大值，而海退海平面相對(duì)最低對(duì)應(yīng)δCe最大值和釩富集程度最小值。釩富集成礦的充要條件是既要有富集釩元素的有機(jī)質(zhì)，又要求當(dāng)時(shí)的古地理環(huán)境為缺氧條件。

3.3 Eu異常

在活動(dòng)大陸邊緣形成的沉積巖中一般富集重稀土，Eu無(wú)虧損，在被動(dòng)大陸邊緣的沉積巖中一般富集輕稀土，Eu為負(fù)異常［16］。Eu3+在成巖過(guò)程中一般沒(méi)有明顯的分餾現(xiàn)象，海水一般以Eu3+形式存在，因而海水中一般不具Eu異常。在富含一定有機(jī)碳、硫酸鹽還原的海相成巖作用期間，Eu3+很可能被還原Eu2+，而Eu2+替代離子晶格中相似半徑的離子(Sr2+)，即Eu異常的產(chǎn)生主要取決于Eu2+與 Eu3+的平衡［17］。本區(qū) δEu 值為 0.15 ～0.78，均值為0.58，Eu為負(fù)異常;暗示剖面的沉積環(huán)境為被動(dòng)大陸邊緣。

3.4 微量元素

微量元素主要以顆粒態(tài)、膠體態(tài)和溶解態(tài)賦存于海水中，主要通過(guò)生物和非生物過(guò)程從水體向沉積物遷移，也能全面記錄古環(huán)境變化的相關(guān)信息［18］。不同沉積環(huán)境元素富集程度不同，氧化條件下，主要通過(guò)浮游生物攝取的營(yíng)養(yǎng)型元素死亡后進(jìn)入沉積物;氧化、還原轉(zhuǎn)變期，某些微量元素通過(guò)擴(kuò)散等方式或經(jīng)過(guò)鐵和錳的氧化還原循環(huán)進(jìn)入沉積物;還原環(huán)境下，微量元素可以通過(guò)有機(jī)質(zhì)或礦物顆粒的吸附作用或者形成硫化物和氫氧化合物沉淀進(jìn)入沉積物中。根據(jù)這種對(duì)應(yīng)關(guān)系，可以利用沉積巖中對(duì)氧化還原狀態(tài)敏感微量元素(V、U、Th、Ba、Ni)的含量及其比值來(lái)重建古地理環(huán)境［19］。另外，Al被認(rèn)為是保守元素，在地表風(fēng)化和沉積成巖過(guò)程中以硅鋁酸鹽顆粒形式搬運(yùn)、沉淀，不發(fā)生氧化還原分解［20］;Al可以作為標(biāo)準(zhǔn)化的參照元素。

在不同程度的還原環(huán)境中，V的礦物相是不同的;V不形成硫化物［21］，其富集的化學(xué)反應(yīng)主要是發(fā)生在氧化還原界面之下的孔隙水中;V可以通過(guò)類(lèi)質(zhì)同像的方式替代黏土礦物中半徑相似的離子而富集。鈾在氧化條件下以高價(jià)鈾酰(UO2)2+絡(luò)離子形式存在于海水中，其易溶于水;但還原條件下，鈾酰被還原成U4+而沉淀，據(jù)溶液中鈾的濃度和pH值，其沉淀產(chǎn)物可以為UO2(OH)+、UO2(OH)2等形式，即沉積巖中U的富集與海水氧含量有關(guān)。

測(cè)試數(shù)據(jù)及特征元素比值表明:剖面礦層w(V)/w(Al)值大，且變化大;頂?shù)装遐呌谄骄?，暗示釩成礦過(guò)程的環(huán)境為不斷轉(zhuǎn)變的氧化、還原環(huán)境;而成礦期后沉積環(huán)境趨于穩(wěn)定，這與上述Ce異常討論結(jié)果相似，w(V)/w(Al)值為9.17～380.85，均值為99.75，比現(xiàn)代缺氧環(huán)境沉積物(黑海)的w(V)/w(Al)值(28.8)［20］高，即V主要是在缺氧環(huán)境中沉淀。與Ni相比，V更容易在缺氧條件下富集［24］;剖面w(V)/w(V+Ni)均值為0.88(＞0.54)，說(shuō)明剖面的沉積環(huán)境主要缺氧。剖面礦層及其夾石w(U)/w(Al)值較大，均值為2.82，與現(xiàn)代缺氧環(huán)境沉積物(海槽)的w(U)/w(Al)值(2.2)大［20］，暗示剖面主要的沉積環(huán)境缺氧。另外，U和Th的關(guān)系也可以用來(lái)指示環(huán)境的氧化還原條件，即

δU=2w(U)/w(U+Th/3)，

δU ＞1時(shí)表示缺氧，δU＜l則說(shuō)明為正常的海水環(huán)境。研究區(qū)δU值為1.32～1.99，表明剖面當(dāng)時(shí)的沉積環(huán)境主要是缺氧環(huán)境。

4 結(jié)論

通過(guò)研究區(qū)巖石學(xué)、沉積學(xué)和微量地球化學(xué)分析表明，研究區(qū)處于全球性大洋缺氧環(huán)境，注溪釩礦床形成于被動(dòng)大陸邊緣多級(jí)海盆，其沉積過(guò)程為海平面多次升降旋回，造成大洋水體的含氧度不斷轉(zhuǎn)變;礦體部分旋回特別明顯，而礦層頂?shù)装遐呌诜€(wěn)定，且礦體底板(留茶坡組)海平面幾乎處于同一水平位置。留茶坡組和九門(mén)沖組礦層頂板海水的氧化還原態(tài)較為穩(wěn)定，前者持續(xù)了長(zhǎng)時(shí)間的缺氧過(guò)程，且逐漸向還原環(huán)境過(guò)渡;而后者則長(zhǎng)時(shí)間處于微量氧環(huán)境，逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)檠趸某练e環(huán)境，礦體呈現(xiàn)出缺氧、微量氧轉(zhuǎn)變過(guò)程;釩富集成礦的充要條件是既要有含豐富釩元素的有機(jī)質(zhì)，又要求當(dāng)時(shí)的古地理環(huán)境為缺氧條件。

［1］ 汪正江.黔東地區(qū)新元古代裂谷盆地演化及地層劃分對(duì)比研究［D］.北京:中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院，2008.

［2］ 馮運(yùn)富，朱光榮，吳自成，等.貴州省岑鞏縣注溪礦區(qū)釩礦詳查地質(zhì)報(bào)告［R］.貴陽(yáng):貴州地質(zhì)礦產(chǎn)開(kāi)發(fā)局117地質(zhì)大隊(duì)，2010.

［3］ 楊興蓮，朱茂炎，趙元龍，等.黔東震旦系—下寒武統(tǒng)黑色巖系稀土元素地球化學(xué)特征［J］.地質(zhì)論評(píng)，2008，54(1):3-15.

［4］ 裘愉卓，于炳松，李 娟.揚(yáng)子地塊西南部地球化學(xué)異常層與地殼演化和成礦作用［J］.礦物學(xué)報(bào)，1997，17(4):369-374.

［5］ Quinby-Hunt M S，Wilde P.The provenance of low-calcic black shales［J］.Mineral Deposits，1991(2):113-121．

［6］ 黃榮輝.高等地球化學(xué)［M］.北京:科學(xué)出版社，2000.

［7］ 王中剛，于學(xué)元，趙振華，等.稀土元素地球化學(xué)［M］.北京:科學(xué)出版社，1989.

［8］ Wilde P，Quinby-Hunt M S，Erdtmann B D．The whole-rock cerium anomaly:a potential indicator of eustatic sea-level changes in shales of the anoxic facies［J］.Sedimentary Geology，1996，101(1/2):43-53.

［9］ 陳德潛，陳 剛．實(shí)用稀土元素地球化學(xué)［M］.北京:冶金工業(yè)出版社，1990.

［10］ 李勝榮，高振敏.湘黔地區(qū)牛蹄塘組黑色巖系稀土特征——兼論海相熱水沉積巖稀土模式［J］.礦物學(xué)報(bào)，1995，15(2):225－229.

［11］ Shields G A，Stille P.Diagenetic constraints on the use of cerium anomaly as a palaeo-redox indicator:REE and isotopic data from basal Cambrian phosphorites［J］.Chemical Geology，2001，175(3):29-48.

［12］ 陳 蘭．湘黔地區(qū)早寒武世黑色巖系沉積學(xué)及地球化學(xué)研究［D］．貴陽(yáng):中國(guó)科學(xué)院地球化學(xué)研究所，2006.

［13］ 馮洪真，王海峰.上揚(yáng)子區(qū)早古生代全巖Ce異常與海平面長(zhǎng)緩變化［J］.中國(guó)科學(xué):D 輯，2000，30(1):66-72.

［14］ Elderfield H，Greaves M J.The rare earth elements in seawater［J］.Nature，1982，296(18):214-219.

［15］ Emerson S R，Huested S S.Ocean anoxia and the concentrations of molybdenum and vanadium in seawater［J］.Marine Chemistry，1991，34(3/4):177-196.

［16］ 趙振華．銪地球化學(xué)特征的控制因素［J］.南京大學(xué)學(xué)報(bào):地球科學(xué)版，1993，5(3):271-280.

［17］ MacRae N D，Nesbitt H W，Kronberg B I.Development of a Positive Eu anomaly during diagenesis［J］.Earth and Planetary Science Letters，1992，109(3/4):585-591.

［18］ 劉 剛，瞿成利，常鳳鳴，等.膠州灣海水中懸浮顆粒對(duì)溶解態(tài)微量元素的影響［J］.海洋科學(xué)，2008，32(3):55-61.

［19］ Werne J P，Lyons T W，Hollander D J，et al.Reduced sulfur in euxinic sediments of the Cariaco Basin:sulfur isotope constraints on organic sulfur formation［J］.Chemical Geology，2003，195(4):159-179.

［20］ Calvert S E，Pedersen T F.Geochemistry of recent oxic and anoxic marine sediments:implications for the geological record［J］.Marine Chemistry，1993，113(1/2):67-88.

［21］ Algeo T J，Maynard J B.Trace-element behavior and redox facies in core shales of Upper Pennsylvanian Kansas-type cyclothems［J］.Chemical Geology，2004，206(3/4):289-318.