古代水体的环境分析
1.pH和Eh的推断
目前，地质历史上判断中世纪海水介质氧化还原作用的方法有几种:沉积构造、矿物组合、古生态学、沉积硫、微量元素(稀土元素)、有机地球化学等。
沉积构造:在富氧条件下，由于强烈的生物扰动而无法保存；在缺氧条件下，沉积物中的水平层理是完整的；在缺氧条件下，沉积构造受到不同程度的扰动。但这种简单的判断方法只是相对定性，还受到沉积环境和生物物种的影响。
此外，还可以根据沉积物的颜色来判断更直观简单的方法，黑色和绿色是在还原环境中形成的；紫色和红色是在氧化环境中形成的。但需要注意的是，红色沉积物经过掩埋后可以还原成灰色、绿灰色甚至灰黑色。
矿物组合:沉积环境通常以标志性的含铁自生矿物组合来识别，从氧化环境到还原环境的顺序为褐铁矿(氧化条件)-赤铁矿(氧化条件)-海绿石(弱氧化弱还原条件)-鲕状绿泥石(弱氧化弱还原条件)-菱铁矿(还原条件)-白铁矿和黄铁矿(强还原条件)。
古生态学:没有什么比底栖有孔虫对氧化还原条件更敏感了。Berhard(1986)发现富氧环境下底栖有孔虫具有较高百分比的球形、扁凹形和透镜状；底栖有孔虫在缺氧条件下以长扁形、圆锥形和椭圆形为主，有孔虫体积小，无壳饰，壳壁薄。1000m缺氧层的底栖有孔虫主要为无壳饰的长扁形种和长圆锥形种(王成山等，2005)。Kaiho(1994)在研究现代海洋底栖有孔虫形态与溶解氧质量浓度关系的基础上，将底栖有孔虫分为五类:富氧有孔虫，个体大于等于350μm，壁厚壳厚；缺氧A级，个体小于350 μm；亚富氧B类和亚富氧C类，薄壁薄壳，亚富氧类和贫氧类的中间类型；缺氧、薄、长而平的壁壳。
沉积硫:一般来说，沉积硫与有机碳的比值小于0.36，为氧合环境，大于0.36为缺氧环境。然而，这个简单的标准有很大的局限性。目前常用的判断指标是DOP，即硫化物中铁与总活性铁的比值。Raisewell等人(1988)提出，当DOP<0.45时，底层水为氧化环境；0.45 < DOP < 0.75为缺氧环境；DOP>0.75为缺氧环境。琼斯和曼宁(1994)以0.42作为氧化和弱氧化环境的分界线(图7-7)。
图7-7沉积氧化还原环境参数对比
(据琼斯和曼宁，1994)
微量元素:许多元素对沉积环境中氧化还原条件的变化非常敏感，有些是变价元素，包括Mn、I、Cr、Mo、re、U、V；其他的虽然不是变价元素，但能与其他元素发生反应，间接反映沉积环境的变化，如Cd、Cu、Ni、Zn等。
已经证明一些元素比值，如V/Cr、Ni/Co和U/Th对沉积环境有很好的判别作用，在缺氧环境下分别大于4.25、7.00和1.25，在氧化环境下分别小于2.00、5.00和0.75(图7-7)(Jones和Manning，65438
稀土元素Ce和Eu异常已被广泛用于判断沉积环境的氧化还原条件。Ce3+在氧化条件下易被氧化成Ce4+，被Fe、Mn等氧化物胶体吸附，导致海水中Ce流失。在还原条件下，随着氧化物如铁和锰的溶解，Ce4+被还原成Ce3+并释放。在还原环境中，Eu3+被还原成Eu2+。
有机地球化学:利用生物标志物判断古环境是有机地球化学和沉积学家长期追求的目标。目前最常用的判断参数是Pr/Ph比值。Didyk等(1978)首先提出Pr/pH比值是一个潜在的环境指标，并认为低Pr/Ph值指示还原环境。后来Powell(1988)也注意到高Pr/pH与大陆氧化环境有关。但是，Pr/Ph值比值与沉积环境之间的关系还没有完全弄清楚(Ten Haven等，1987)。在高盐度环境下，嗜盐菌等参与沉积有机质，并在成岩过程中被降解，同时还能释放出大量的植物烷烃(王铁冠，1990)。Peters(1995)等人提出，高Pr/Ph比值(> 3.0)表明氧化条件下陆源有机质的输入，而低比值(< 0.6)则代表缺氧且通常为高盐环境。傅家模等人(1991)的研究也表明，油页岩中较强的植物烷优势不仅揭示了其强还原环境，而且可能是区分高盐度环境的一个指标。
此外，β-胡萝卜素的存在主要归因于缺氧和咸藻类有机物的输入。因此，β-胡萝卜素也可以作为水中氧化还原环境的指标。
2.古盐度分析
沉积水的古盐度分析常采用自生矿物和古生物类型来判断。随着水介质矿化度的增加，水介质中矿物沉积的顺序为方解石-白云石-天青石-石膏-石盐。特别是含自生天青石、萤石、重晶石的白云石和含蒸发盐的玉髓，可以作为超盐度条件下的指示矿物。生物对不同盐度的水的适应性是不同的。典型的半咸水生物群包括双壳类、腹足类、介形类、硅藻、蠕虫等。典型的半咸水生物群在大的类别上与半咸水生物群没有太大的不同。常见的淡水生物群有蓝藻、轮藻、壳变形虫、普通海绵等。随着盐度的增加，狭窄的盐生植物减少甚至消失，双壳类、腹足类和介形类的数量增加。在含盐量过高的水中，只剩下少数嗜盐菌，如鱼类的胃杆菌。在盐度较高的超咸水中，只能看到植物(部分绿藻)(刘宝军，曾云福，1985)。此外，一些沉积地球化学方法也可以推断古盐度，如可以直接测量海水中的氯离子含量，换算得到海水盐度(S):S(‰)= 0.030+1.8050 Cl-(‰)；生物标志物中伽马石蜡的含量也可以用来判断水介质的古盐度，伽马石蜡含量高是高盐度水沉积的标志(Brassell et al .，1986)。
3.古代水深
确定古水深的主要标志是自生矿物、地球化学、沉积学和古生物学。
海洋中的自生矿物不仅与特定环境有关，还与水深间接相关。比如暖水浅水条件有利于鲕状绿泥石(温水矿物)的形成，冷水深水条件有利于海绿石(冷水矿物)的形成，暖水浅水也是磷块岩形成的有利条件。高岭石主要形成于温暖湿润的大陆环境，而蒙脱石和伊利石在碱性海洋环境中容易发育。伊利石和高岭石一般沉积在靠近物源区的海域，而蒙脱石则被带到了海洋区域。
虽然自生矿物与形成环境有一定的关系，但与水深具体关系的研究资料很少。Por-renga(1967)发现海绿石和鲕状绿泥石与水深有明确的关系:在热带气候区，海绿石形成于125m以上，鲕状绿泥石可形成于60m以上；在较冷的地区，海绿石的上限是30米。
锰结核的形成还与特定的水深环境有关。富含Cu、Ni的锰结核通常分布在海相碳酸盐补偿深度以下，即大于4000m的深洋底，而富含Co的锰结壳一般分布在海相碳酸盐补偿深度以上的洋底裸露基岩区，如赤道附近深度为3100 ~ 1100 m的海底潜山和海底高原。
此外，海底磷块岩的形成也能反映水的深度。磷块岩一般分布在水深小于1000m的海底，包括近海浅滩、浅海大陆架、上陆坡、边缘台地和海山。
地球化学反应水深的标志主要体现在元素组成和同位素含量上。如果B/Ga比值小于3.3，一般为陆相沉积，如果比值大于4.5，一般为海相沉积。又如富含文石的浅水沉积物，Mn含量小于20×10-6。在深水碳酸盐岩中，锰的含量可达百分之几；浅水环境下，水深0 ~ 100 m时，低镁方解石含量为35% ~ 95%，文石为50% ~ 2%，高镁方解石为15% ~ 3%。深海沉积物一般富含氯、溴、银、镉、钼、锰、钴、铜、钡等微量元素。如果沉积物中微量元素超过以下浓度，即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，特别是伴有含量小于1×10-6的U和含量小于3×10-6的Sn时，为原始形成。
根据海底结核的分析数据，发现太平洋海底结核中微量元素的含量与水深有一定的关系。即微量元素峰值集中在水深1500m附近和3000m以下的区域。
反映水深特征的沉积学指标主要表现在沉积物粒度、沉积结构和沉积物类型三个方面。
总的来说，从广海沿海的浅水到深水环境，沉积物的粒度分布是有规律的，从粗粒沉积物到细粒沉积物。然而，也有一些例外。比如泻湖可能有很多淤泥，深海有很多浊流携带的粗颗粒沉积物。
在沉积构造上，显示水深小于2m或出露的标志有雨滴印记、干裂、盐晶痕、鸟眼；窗口结构显示在潮间带-潮下带附近；正常浪基下形成丘陵交错层理，水深50 ~ 200m；水下沙坝是近岸的主要地形，其大小与水深有关，随着水深的增加先增大后减小。生物扰动结构也与水深有关。高能环境下的生物遗传结构不发达，低能环境下的生物转化非常强烈。通常岸下部的生物扰动构造最发育，遗迹化石丰富，而岸上部发育较差。
一些特殊的岩石也可以指示深度，比如盐的蒸发主要限于几米深的干燥气候的潮坪环境；硅质放射虫软泥发现于海洋盆地，超过1000米。
生活在浅水中的石灰质藻类的生长速度比生活在深水中的要快。球菌石多生活在水深150m以上的海洋水域，水深数米至50m的水层丰富，50m以下丰度迅速下降。
海洋有孔虫多为活动底栖生物，少数为浮游生物。底栖生物主要分布在海岸带上部(水深小于80m)，200m至7000m以下仍有少量底栖生物。在水深7000米的海底，只有少数壳层胶结的有孔虫。浮游生物一般分布在水深100m m的上层海洋水域，浮游有孔虫的氧同位素数据已成为研究古海洋深度的宝贵依据，其基础是有孔虫的方解石壳在与海水平衡的条件下钙化。海绵从海岸到水深5000米的深海都有分布，但大部分生活在浅水区。钙质海绵主要分布在水深10 ~ 120 m的正常盐度浅海，而玻璃状海绵主要分布在水深500 ~ 1000 m的半深海和深海，现代造礁珊瑚在水深20 m的浅海最为发育，而非造礁珊瑚在水深100m以上的正常盐度海域较为丰富，少量单个腕足类从海滨到深海都有分布，但无铰种主要生活在水深30-40m的沿岸潮间带，有的可达100m的水深，无铰种主要生活在水深30-200m，少数小于30m或大于5500m，深海人的壳小而薄。现代苔藓植物分布于从海滨到水深5500米的深海，但大多数生长在盐度正常的温暖浅海环境中，一般在水深20 ~ 80米的水下区域最多。苔藓植物坚硬体的形态与水深有关。一般来说，生活水深以块状贝壳形式为5 ~ 20m，以层状透镜体形式为10~30m ~ 30m，以树枝状为20 ~ 50m。菊石的生活习性也与古代水深有关。在水深约100m处，菊石最为丰富；在水深200米左右，菊石最丰富；在水深约400米处，菊石最为丰富。
遗迹化石常作为水深的指示物，从浅水到深水出现不同的遗迹化石相。简单垂直管或U形管的针迹主要出现在潮间带，克鲁兹迹主要出现在浅海陆架区。深水和半深水区以移动的食沉积物生物为主，形成复杂的网络和弯曲的爬行痕迹。
4.古温
温度是沉积环境的重要参数。现代浅海碳酸盐岩主要分布在北纬20 ~ 30℃左右的温暖气候区，古碳酸盐沉积与现代碳酸盐沉积相似。现代鲕粒岩和海滩岩的水温指数为15 ~ 30℃；地壳碳酸盐在低温下富含氧化镁；在低温下，自生斜长石几乎是纯钠长石，而高温下形成的斜长石含钙较多。温度明显下降到冰点以下，形成了冰川沉积物。主要证据是冰碛物和泥岩。
海洋生物群对温度更为敏感，热带海洋中发育了大量喜温、温度较窄的生物，如生物礁，是热带海洋中常见的生物群落。珊瑚只能在很少低于18℃的温度下生长。利用生物数据判断古温度，不能以单一生物为依据，必须以生活在不同深度、不同沉积物的生物组合为依据。
古温度也可以通过氧同位素16O和18O的比值来确定。如果16O/18O比值没有受到沉淀后交换或置换的影响，则可以从理论上确定矿物的形成温度。在确定一些箭石和其他化石类型的壳形成温度方面已经取得了一些成功。对于中、新生代，有孔虫化石记录了良好的海水同位素信息，不受成岩后生作用的影响，可用于古温度重建。