同位素地球化學(xué)(金屬穩(wěn)定同位素地球化學(xué))

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一、同位素地球化學(xué)標(biāo)志

近幾十年來，同位素地球化學(xué)指標(biāo)在第四紀(jì)古氣候研究中被廣泛應(yīng)用，取得了良好的效果。目前常用于氣候研究的元素有氧、碳和氫。

圖 11-5瑞利分餾過程與向陸地δ18O降低示意圖(據(jù) White，2000)

在自然界，氧有三種穩(wěn)定同位素，即16O、17O和18O，它們的含量分別為99. 763%、0. 03729%和 0. 19959%。通常以 n(18O)/ n(16O)含量比值表示氧同位素的組成。但它們在大氣、水、有機(jī)質(zhì)等介質(zhì)中的同位素組成不同，以有機(jī)質(zhì)的最豐富(2. 1× 10－ 3)，河水最低(1. 98× 10－ 3)。觀測和研究表明，氧同位素的分餾，除與水溫有關(guān)外，還與蒸發(fā)、凝聚、結(jié)晶、溶解等物理-化學(xué)過程有關(guān)。在水體的蒸發(fā)過程中，16O比18O更易進(jìn)入大氣，而使水體中的18O富集;而在降雨過程中，18O比16O易于凝聚成水滴而降落。從海面蒸發(fā)的水蒸氣，在向陸方向運(yùn)動(dòng)過程中不斷發(fā)生水蒸氣凝結(jié)而作為雨水降落，使水蒸氣的16O富集(圖 11-5)，而降落到陸地上的水的同位素組成較海洋上的降水偏輕。在冰期時(shí)，陸地上的一些降水以冰川的形式保存在陸地上而不能回到海洋，從而引起海水的氧同位素構(gòu)成發(fā)生變化。因此，由于分餾作用，在不同的氣候條件下，表層海水、水蒸氣和陸地水中的氧同位素的構(gòu)成是不同的。

在海洋環(huán)境中，由于氣候變化，引起水體中氧同位素構(gòu)成發(fā)生變化，而這種變化又被生活在海水中一些微體生物(如有孔蟲)的鈣質(zhì)殼體記錄下來。當(dāng)這些微體生物死亡后，它們的殼體沉積到海底，并保存在沉積物中。只要我們分析沉積物中有孔蟲殼體的氧同位素比值變化就可以恢復(fù)當(dāng)時(shí)的海水溫度。經(jīng)過對(duì)17O校正后，用同位素相對(duì)比率法表示試樣的氧同位素組成，其公式如下:

氧同位素的標(biāo)準(zhǔn)有兩個(gè)，一是平均海洋水(SMOW)，其定義是δ18O= 0;另一是用美國北卡羅萊納州白堊紀(jì) Pee Dee組箭石(Belemnites)化石的δ18O，記為δ18O(PDB)，若用該化石的13C作為13C研究標(biāo)準(zhǔn)，則記為δ13C(PDB)。這兩個(gè)氧同位素標(biāo)準(zhǔn)的關(guān)系為:

δ18O單位為，在海水中變化很小，海水溫度 1℃的變化可引起δ18O值的 0. 25變化。研究還表明，δ18O值升高，海水溫度降低，而δ18O值降低，海水溫度則升高。1955年，艾米里亞尼(Emilliani)分析了加勒比海一鉆孔巖心有孔蟲殼體的δ18O值，得到一條曲線(圖 11－ 6)，發(fā)現(xiàn)曲線具有明顯的波動(dòng)規(guī)律。根據(jù)曲線波動(dòng)特點(diǎn)，從現(xiàn)今向前依次劃分出若干階段，并用 1、2、3……表示。δ18O低值階段用奇數(shù)表示，而高值階段用偶數(shù)表示。也就是說，奇數(shù)代表溫暖氣候階段，而偶數(shù)代表寒冷氣候時(shí)期。后來有不少學(xué)者對(duì)各大洋深海巖心做了大量研究，支持了艾米里亞尼的結(jié)果，而且研究工作更為細(xì)致，測出第四紀(jì)以來的氧同位素值的變化(圖 11-7)。研究還發(fā)現(xiàn)，深海沉積物中的δ18O從高值到低值的變率大，而從低值到高值的變率小，也就是說全球的升溫很快，而降溫過程比較緩慢。在海洋中，沉積物微體化石殼體的δ18O值與氣溫為負(fù)相關(guān)。

圖 11-6加勒比海 A179-4孔氧同位素曲線(據(jù) Emilliani，1955)

圖 11-7第四紀(jì)時(shí)期北大西洋DSDP607站深海鉆孔氧同位素曲線(據(jù) Raymo等，1989)

對(duì)極地或高山冰川的冰心樣研究表明，δ18O值也有明顯的波動(dòng)特征，與深海巖心所不同的是:δ18O值升高指示氣溫升高，而δ18O值降低指示氣溫降低，與深海巖心樣的氧同位素值變化恰好相反，這是由于氧同位素的分餾過程導(dǎo)致的。因此，在冰心中δ18O值與氣溫為正相關(guān)。

除了對(duì)海洋沉積物和冰芯研究以外，還對(duì)哺乳動(dòng)物化石、樹木年輪、石筍以及沉積物中碳酸鹽的氧同位素進(jìn)行研究，也取得了良好的效果，具有氣候指示意義。如利用樹木年輪纖維素中的δ18O計(jì)算氣溫(T)(℃)，其公式如下:

這一地區(qū)降雨中的δ18O值與氣溫(T)的關(guān)系如下:

碳也有兩種穩(wěn)定同位素13C和12C，它們的含量比值n(13C)/n(12C)變化也能指示氣候變化。在第四紀(jì)沉積物中，有兩種碳，即有機(jī)碳和無機(jī)碳。有機(jī)碳主要由生物體形成，如陸地和水體中的植物和動(dòng)物，但植物是主要的。無機(jī)碳主要是沉積物中的碳酸鹽類或一些生物殼體的碳酸鹽。這兩者都可作為氣候指標(biāo)。

研究表明，在生物體中碳同位素構(gòu)成與生物種類有關(guān)，如C4(碳四植物，主要是草本植物，并喜干熱)的δ13C值較高，而 C3植物(碳三植物，主要是木本植物，喜暖濕)的δ13C值較低。總體來說，沉積物中有機(jī)質(zhì)δ13C值升高表明氣候變干和變暖，而δ13C值降低表明氣候變濕潤和變涼(圖 11-8)。另外，有些學(xué)者根據(jù)哺乳動(dòng)物牙齒的碳同位素研究動(dòng)物的食性，動(dòng)物食性的改變與植物類型變化相關(guān)，并與氣候變化相關(guān)聯(lián)。

在無機(jī)碳同位素研究方面，對(duì)黃土、紅粘土和土壤做的工作較多，δ13C值比有機(jī)質(zhì)的δ13C值要高得多�？傮w變化特點(diǎn)是:δ13C低值對(duì)應(yīng)于溫暖濕潤氣候，而δ13C高值與干冷氣候?qū)?yīng)。韓家懋等(1995)根據(jù)前人和本人的資料，推導(dǎo)出土壤碳酸鹽的δ13C值與年均氣溫和降水量的關(guān)系式:

式中的 x為土壤形成時(shí)的“干燥度”，以年平均氣溫與年平均降水量的比值表示。

各種物質(zhì)的氫同位素用δD()表示，主要是分析樹木消化纖維中的與碳原子(CH)結(jié)合的同位素，而不是與氧原子結(jié)合的 OH鍵上的氫，因?yàn)楹笳吆懿环�(wěn)定。研究表明，樹木硝化纖維中的δD值與當(dāng)?shù)氐慕邓�、濕度和植物生長季節(jié)的平均溫度有關(guān)，特別是δD值對(duì)降水量最敏感。降水量越大，δD值就越小;反之亦然。還可通過經(jīng)驗(yàn)公式計(jì)算總降水量(P)和植物生長季節(jié)的平均氣溫(T)，Ramesh建立了一個(gè)經(jīng)驗(yàn)公式:

二、碳同位素地球化學(xué)

碳是宇宙中最豐富的元素之一，但在地球上屬微量元素，然而在地球表面的大氣圈、生物圈和水圈中卻是常見元素，它是地球上生命物質(zhì)的基本組分。碳可以呈固態(tài)、液態(tài)和氣態(tài)形式，它在地殼表面各層圈廣泛分布，也能在地殼深部甚至在地幔存在；它即可以還原態(tài)存在于有機(jī)物質(zhì)、煤、石油和天然氣中，又可以氧化態(tài)形式在CO2、水溶液中的碳酸鹽離子和及碳酸鹽中存在，它還可以單質(zhì)石墨、金剛石等形式存在。

碳有兩種穩(wěn)定同位素（12C原子豐度為99.892%，13C原子豐度為1.108%）及一種放射性同位素（14C）。樣品的碳同位素組成特征以δ13C表示，即：

適合于作碳同位素組成分析的樣品，主要包括石墨、金剛石、方解石、白云石、菱鐵礦、菱錳礦等礦物，石灰?guī)r、白云巖、大理巖等全巖樣品。另外，各種礦物包裹體中的CO2和CH4氣體以及石油、天然氣及有機(jī)物質(zhì)中的含碳組分也可以作為研究對(duì)象。

碳同位素在自然界的分餾效應(yīng)是比較明顯的，δ13C變化范圍可達(dá)100‰。引起碳同位素分餾的主要機(jī)理是光合作用和熱裂解作用的動(dòng)力分餾，不同含碳化合物之間的同位素交換反應(yīng)、碳的氧化還原反應(yīng)的平衡分餾等也能引起碳同位素組成的變化。

（1）光合作用。植物的光合作用使大氣中CO2進(jìn)入植物機(jī)體形成有機(jī)分子，反應(yīng)式如下：

由于12CO2的鍵較13CO2的鍵易斷開，光合作用使有機(jī)物富集12C，而大氣中富集13C，因此，植物乃至整個(gè)生物及有機(jī)成因的煤、石油、天然氣及瀝青等都相對(duì)富12C，平均δ13C=-25‰左右，而與其平衡的大氣中的CO2平均δ13C=-7‰左右。用酶攝取和固定二氧化碳的實(shí)驗(yàn)表明，在二氧化碳的光合作用中，分餾作用主要發(fā)生在兩個(gè)階段，先是從大氣中優(yōu)先吸收12CO2，造成碳同位素分餾后產(chǎn)物中碳同位素組成的變化，然后是12CO2優(yōu)先固定在光合作用的初級(jí)產(chǎn)物（磷酸甘油酸）中，這些初級(jí)產(chǎn)物最后轉(zhuǎn)變成碳?xì)浠衔�。如果溶解的CO2全部被固定，則碳?xì)浠衔锱c二氧化碳的碳同位素組成無差別。實(shí)際上，必然有一部分未反應(yīng)的富13C的溶解的CO2從植物中排出，排出量越大，分餾也越顯著。

（2）熱裂解作用。碳?xì)浠衔锪呀獾膭?dòng)力效應(yīng)導(dǎo)致輕的化合物中富12C，重的化合物中富集13C，這是因?yàn)?2C—12C鍵要比12C—13C和13C—13C鍵更易破裂，因而12C優(yōu)先富集于熱裂解最先形成的輕化合物中。由于不同同位素分子組成的化合物之間的擴(kuò)散速度存在差異，石油及天然氣運(yùn)移時(shí)，甲烷類輕的化合物中富12C。

（3）同位素交換反應(yīng)。大氣 CO2氣體與溶液中發(fā)生的同位素交換反應(yīng)是引起碳同位素變化的又一原因，其反應(yīng)如下：

同位素交換反應(yīng)調(diào)節(jié)著大氣 CO2與海水中之間的同位素平衡，使溶液中富集13 C，導(dǎo)致沉積碳酸鹽巖石（石灰?guī)r、白云巖）等富含13 C。同位素交換作用的進(jìn)行可以形成比較固定的富13 C系列。據(jù)克雷格測定，經(jīng)同位素交換作用形成的富13 C的遞增系列為，因此，非生物成因的碳酸鹽總是相對(duì)富集13 C。由于溶液中離子的濃度受溶液pH值和溫度的控制，溶液 pH值和溫度也影響碳同位素交換反應(yīng)。例如，當(dāng)海水中pH值為8.2時(shí)，占溶解無機(jī)碳的99%以上，而當(dāng)pH值降低時(shí)，溶液中CO2分子比例上升了，溫度降低，溶解CO2的數(shù)量增加，溫度升高，溶解 CO2的數(shù)量減少，這些變化顯然控制著碳同位素組成的交換反應(yīng)。

（4）氧化還原反應(yīng)。碳的氧化還原反應(yīng)發(fā)生在強(qiáng)還原條件下，其反應(yīng)方程為：

上式是自然體系碳同位素分餾的重要機(jī)制之一。自然界中CH4→CO2反應(yīng)可能發(fā)生在巖漿形成、火山噴氣活動(dòng)、溫泉及生物活動(dòng)中。分餾的結(jié)果使CO2中富集了13C，CH4中富集12C。類似的反應(yīng)也發(fā)生在石墨和金剛石轉(zhuǎn)變?yōu)镃O2的過程中。

6.3.3.2碳同位素在自然界中的分布

自然界中碳同位素組成的變化范圍超過100‰，最重的碳酸鹽δ13C值大于20‰，最輕的甲烷δ13C值為-90‰，其分布情況見圖6.15。

（1）隕石、月巖和巖漿巖。隕石中碳有五種賦存形式：元素碳、碳化物、金屬相中的固體溶液、碳酸巖和“有機(jī)化合物”。研究表明，隕石幾乎具有地殼中觀察到的所有碳同位素分餾效應(yīng)，因此隕石碳具有很寬的碳同位素組成范圍（δ13C=-27‰～+70‰）。這一特征與其他輕同位素明顯不同。不同形式碳的同位素組成變化如下：石墨δ13C=-5‰～8‰，鎳碳鐵石和鎳紋石δ13C=-17‰～-26‰，碳酸巖δ13C=+40‰～+70‰，不溶有機(jī)物δ13C=-15‰～17‰，可溶有機(jī)物δ13C=-5‰～-27‰。由此可見，隕石中氧化態(tài)碳最富13C，碳化物最富12C。隕石中的碳大部分以石墨或金剛石的形式存在，Kaplan等估計(jì)隕石的總碳δ13C=-5.6‰～+18‰。月巖中碳主要以CO、CO2及金屬碳化物等形式存在，由表6.13列出的月巖樣品碳含量及δ13C值可知：①月球上不同地區(qū)結(jié)晶巖的碳含量和δ13C值很相似，與地球上火成巖的δ13C值一致；②同一巖石內(nèi)部和表面的δ13C值很均一，說明月巖表面未發(fā)生過碳同位素的交換；③月壤的碳含量和δ13C值明顯高于結(jié)晶巖石，有人推測是太陽風(fēng)的影響，也有人認(rèn)為除太陽風(fēng)外，可能是彗星或其他富碳物體沖擊而成的。地殼中巖漿巖的碳含量不高（0.01%～0.03%），但形式多樣，有硫酸鹽、氣液包裹體中的CO2氣體、有機(jī)分子和碳化物的混合物及石墨、金剛石等，前兩種中碳為氧化態(tài)，后兩種中碳以還原碳的形式出現(xiàn)。巖漿巖中的氧化碳（碳酸巖及氣液包裹體中CO2）存在兩種碳同位素組成變化范圍，一種δ13C值為-5‰～-7‰，另一種為-15‰～25‰。有趣的是，巖漿巖中金剛石的碳同位素組成變化范圍亦很大，δ13C值從-1‰～-31‰（戴尼斯，1980），但多數(shù)集中在-5‰～-7‰。對(duì)于巖漿巖中碳同位素變化較大的原因眾說紛紜，有人認(rèn)為是由巖漿結(jié)晶過程中碳同位素分餾造成的；有人認(rèn)為地幔碳同位素組成本身就很不均一，而且常常不能實(shí)現(xiàn)碳同位素平衡；也有人認(rèn)為是生物成因碳的沉積巖混染所致。

表6.13月巖樣品的碳含量及碳同位素組成

（2）沉積碳酸鹽。沉積碳酸鹽巖的碳同位素組成比較穩(wěn)定，由寒武紀(jì)到第三紀(jì)的海相碳酸鹽巖δ13C≈0，幾乎恒定不變。陸相碳酸鹽巖較海相碳酸鹽巖δ13C值變化范圍大，且更富集12C，其平均δ13C=-4.93‰±2.75‰。海陸相軟體動(dòng)物貝殼中碳同位素組成亦有相似的特征，因此可根據(jù)碳酸鹽巖的碳同位素組成來推斷其沉積環(huán)境。有些碳酸鹽巖具有異常富的12C（δ13C=-23‰～-60‰），對(duì)于這種碳酸鹽巖的成因有人認(rèn)為是甲烷的細(xì)菌氧化或無機(jī)氧化產(chǎn)生的CO2造成的。沉積巖中的有機(jī)碳同樣具有低的δ13C值（-15‰～-40‰）。

（3）熱液體系碳同位素組成�；鹕絿姎饧盁崛蠧O2和少量的CH4共存，其中，碳同位素組成隨碳質(zhì)來源不同可以有較大的變化范圍。一般地?zé)釁^(qū) CO2中，δ13 C=-2‰～-8‰，而與熔巖流伴生的 CO2中δ13 C=-14‰～-28‰，說明殼源 CO2具有接近沉積碳酸鹽巖的δ13 C值，而深源熱液或部分幔源物質(zhì)的CO2更富12 C。熱液礦床中的含碳礦物主要是 Ca、Mg、Fe和 Mn的碳酸鹽和礦物氣液包裹體中的 CO2、CH4等。大本（1972）認(rèn)為熱液礦脈中方解石的δ13 C值不能反映熱液體系總碳的同位素組成，提出了熱液中方解石和石墨沉淀時(shí)的δ13 C值變化等值線圖（圖6.16）。等值線的計(jì)算條件為：t=250℃，離子強(qiáng)度 I=1.0，δ13 C∑C=-5‰，總碳濃度=1 mol/公斤水。由圖可見，方解石、石墨的穩(wěn)定場以為界分為兩區(qū)。在高氧逸度條件下（大氣壓）方解石的δ13 C與無關(guān)，僅隨pH改變，接近δ13 C∑C值或稍高；當(dāng)大氣壓時(shí)，方解石的δ13 C值隨pH增加而緩慢降低、隨的降低而迅速增高，區(qū)內(nèi)方解石都具正δ13 C值，是強(qiáng)還原條件 C-CO2間同位素強(qiáng)烈分餾的結(jié)果。石墨的δ13 C值強(qiáng)烈地依賴于。強(qiáng)還原條件下，熱液中還可能出現(xiàn) CH4，因其強(qiáng)烈富集12 C，造成共生的方解石或出現(xiàn)異常高的δ13 C（+29‰，條件為δ13 C∑C=0‰）。因此，在給定溫度、f O2及包裹體中撿出的 CH4的條件下，可以根據(jù)方解石的δ13 C值計(jì)算熱液體系總的δ13 C∑C值，從而推斷熱液來源。熱液中碳有三種來源：①巖漿源或深部源（δ13 C≈-7‰）；②沉積碳酸鹽巖（δ13 C≈0‰）；③沉積巖和變質(zhì)巖中的有機(jī)碳（δ13 C≈-25‰）。

圖6.16方解石-石墨的δ13 C值隨 pH和 f O2的變化

（4）有機(jī)體系碳同位素。煤、石油、天然氣富集12C可確切表明其生物成因。煤的δ13C=-22‰～-28‰，平均為-25‰，與現(xiàn)代植物的δ13C值非常接近（-24‰～-34‰）。石油δ13C=-18‰～-35‰，平均-28‰，石油比現(xiàn)代水生植物富集12C約10%，證明是石油成熟化作用的結(jié)果，成熟度越高，有機(jī)質(zhì)δ13C值就越大。因此δ13C值可以作為石油成熟度的指標(biāo)。甲烷的δ13C=-10‰～-105‰，有機(jī)成因甲烷同系物的δ13C值隨碳素增多δ13C值變大（δ13C1＜δ13C2＜δ13C3＜δ13C4），說明石油的輕餾分中更富集12C。

（1）地幔去氣作用碳同位素示蹤。金剛石是地球深源物質(zhì)的代表（其產(chǎn)出深度為150～400 km），形成于地幔中的地球原始碳，其δ13值應(yīng)為-6‰至-7‰，然而某些金剛石碳的δ13C值超出此值。以往討論異常地幔δ13C值時(shí)，往往考慮源區(qū)初始碳同位素不均一和礦物形成過程中與圍巖碳的混染作用等，忽視了地幔去氣作用中碳同位素組成的變化這一重要因素。幔源巖漿的去氣作用一般發(fā)生在巖漿上升期間，對(duì)于與地幔去氣作用相關(guān)的金剛石來說，可能發(fā)生下列化學(xué)反應(yīng)：

根據(jù)理論和實(shí)驗(yàn)研究，地幔物質(zhì)中碳同位素組成在平衡條件下其組成變化順序?yàn)椋?/p>

由于CO2相對(duì)于金剛石顯著富集13C，CO2的去氣作用能夠引起熔體內(nèi)金剛石富集12C，結(jié)果金剛石δ13C值能夠變化至較大的負(fù)值（-25‰～-30‰），丟失CO2越多，金剛石的δ13C值相對(duì)原始地幔δ13C值的偏離越大。相反，由于CH4相對(duì)于碳酸鹽顯著地虧損13C，因此CH4的去氣作用能夠引起熔體內(nèi)金剛石稍微富集13C，結(jié)果金剛石的δ13C值能夠變化至較小的正值（+3‰～+5‰）。以上分析表明，金剛石形成期間CO2和CH4的去氣作用導(dǎo)致金剛石δ13C值有較大的變化范圍，異常的金剛石δ13C值可示蹤其去氣作用的類型。

（2）熱液系統(tǒng)中碳的來源。熱液系統(tǒng)中，含碳組分主要是進(jìn)入鈣、鐵、鎂、錳的碳酸鹽巖（方解石、白云石、文石、菱鐵礦、菱錳礦等）以及礦石與脈石礦物氣液包裹體中的CO2和CH4，少數(shù)情況下還有石墨。歸納起來，熱液中的碳有3個(gè)來源：①巖漿源或深部源，它們的δ13C值在-7‰左右；②沉積碳酸鹽巖來源，其δ13C值為0‰左右；③沉積巖、變質(zhì)巖與火成巖中的有機(jī)碳（還原碳），它們的δ13C值在-25‰左右。因此根據(jù)熱液系統(tǒng)中的碳同位素組成可示蹤碳的來源，進(jìn)而可進(jìn)行成礦作用等方面的研究。例如，對(duì)我國部分斑巖型礦床的碳同位素組成研究結(jié)果（表6.14）表明，由于礦床都不含石墨，因此礦床中方解石的δ13C值可近似作為礦床的δ13C∑C。由表可見，這些礦床的δ13C∑C值既不同于巖漿碳（-5‰～-8‰），也不同于海相碳酸鹽巖的碳（接近于0‰），它們很可能是巖漿碳和碳酸鹽巖碳的混合產(chǎn)物。巖漿碳由巖漿水帶來，碳酸鹽巖碳是大氣降水在碳酸鹽巖地層中對(duì)流循環(huán)時(shí)從碳酸鹽巖地層中淋取的。由表6.14還可看出，成礦溶液的δ18O（H2O）值愈是接近于巖漿水的礦床，如冷水鉛鋅礦，其方解石與巖漿碳的δ13C值愈接近，相反，成礦溶液中有較多大氣降水混入的礦床，如團(tuán)結(jié)溝金礦，其方解石與碳酸鹽巖的δ13C愈是接近。

表6.14某些斑巖型礦床的碳同位素組成

（3）確定原油的形成環(huán)境。一般認(rèn)為，石油是由海相或陸相盆地沉積物中的動(dòng)植物殘?bào)w逐漸演化形成的，而海相和陸相有機(jī)質(zhì)的碳同位素組成是不同的，海成的石油一般具有較高的δ13C值，而陸成石油δ13C值相對(duì)較低。由于在有機(jī)質(zhì)演化成石油的過程中，碳同位素組成的變化不明顯，因而可以根據(jù)測定石油的δ13C值推測其原油母質(zhì)的沉積環(huán)境。例如，據(jù)陳錦石等（1983）的研究，我國陜甘寧盆地存在兩種生油類型：中生代陸相石油的δ13C值為-29.7‰～-32.8‰，平均為-31.3‰；而古生代海相石油的δ13C值為-23.9‰～-27.1‰，平均為-24.7‰。陸相石油比海相石油富12C約5.6‰。

界線地層同位素研究是通過地層單元中同位素組成變化的對(duì)比，來確定地層相對(duì)時(shí)代的，進(jìn)行地層劃分并探討地質(zhì)歷史中的重大事件。迄今為止，研究涉及的同位素包括碳、氧、鍶、釹和硫等，其中海相碳酸鹽巖的碳氧同位素研究資料較豐富。研究表明，海相碳酸鹽巖石的碳同位素組成的變化不但可以作為古海水溫度與鹽度變化的函數(shù)，而且可以作為海相碳酸鹽巖地層的劃分標(biāo)志。例如，我國浙江長興上二疊統(tǒng)長興組和下三疊統(tǒng)青龍組為連續(xù)沉積，無地層缺失；長興組由灰?guī)r和泥灰?guī)r組成，青龍組由泥灰?guī)r組成，底部為厚約6cm的伊利石-蒙托石粘土層，其中發(fā)現(xiàn)有鉀長石球微粒。如圖6.17所示，長興組碳酸鹽巖的δ13C值以相對(duì)富集13C為特征，δ13C值均為正值（0.1‰～5.1‰）；青龍組卻以12 C相對(duì)富集為標(biāo)志，除個(gè)別樣外，δ13 C均為負(fù)值；另外從長興組頂部至青龍組底部，δ13 C值發(fā)生了突變，變化幅度達(dá)5‰以上。另據(jù)柴之芳等（1986）研究，界線層位樣品的銥含量[（0.2～1.0）×10-9]比上、下層位高10倍左右，金[（0.5～2.7）×10-9]和鉑[（41～48）×10-9]高 5～6倍，鋨、鎳、鈷、鐵、砷、銻和銅也顯示出不同程度的富集。碳同位素組成和銥等元素的突變指示在二疊系—三疊系界線層位上發(fā)生過重大事件。

圖6.17浙江長興二疊系—三疊系剖面δ13 C值變化曲線

（5）地-氣交換過程中的碳同位素示蹤。和海洋生態(tài)系統(tǒng)一樣，地球表面的巖石、土壤、水體和生物組成的陸地物態(tài)系統(tǒng)，與其上部的大氣層之間進(jìn)行著持續(xù)的物質(zhì)和能量的交換，稱地-氣交換。這種交換過程包括氣態(tài)物質(zhì)交換、固態(tài)物質(zhì)交換和液態(tài)物質(zhì)交換。這些物質(zhì)的交換，特別是氣體物質(zhì)的交換主要受大氣層與陸地的相互作用以及海洋界面上生物活動(dòng)的調(diào)節(jié)，對(duì)人類生存環(huán)境產(chǎn)生著重要的影響。穩(wěn)定同位素的地球化學(xué)行為是研究陸地生態(tài)系統(tǒng)和大氣間物質(zhì)交換的有效示蹤途徑，近年已取得了若干新認(rèn)識(shí)，其中微量氣體甲烷的碳和氫同位素研究程度相對(duì)較高，通過對(duì)單個(gè)甲烷分子的13 C/12 C、D/H同位素原子比率的測定，為大氣甲烷的成因及其來源提供了重要示蹤線索。Lowe等人（1989）對(duì)清潔、混勻的南北半球大氣甲烷的δ13 C值進(jìn)行了測定（表 6.15），從表6.15中可見，地球大氣圈甲烷的平均δ13 C值為-47‰左右。近期許多學(xué)者還對(duì)陸地系統(tǒng)中不同來源（動(dòng)物腸道發(fā)酵、天然濕地、水稻田、生物燃燒等）甲烷的δ13 C值作了測定。水稻田是大氣甲烷重要的地表釋放源之一，美國加利福尼亞等水稻田和中國貴州水稻田甲烷樣的測定結(jié)果表明，δ13 C值變化于-68‰～-54‰。平均δ13 C值為-61‰。這一結(jié)果顯示，盡管東西半球的氣候和水稻管理方法可能會(huì)有所不同，但水稻生長所需的特殊淺水還原環(huán)境及其中的微生物作用是相同的，導(dǎo)致世界各地稻田甲烷都具有受微生物分餾作用控制的富集輕碳同位素的特征，也表明水稻田是當(dāng)今大氣甲烷的輕碳同位素源。

表6.15南北半球清潔背景空氣和東西半球水稻田甲烷的δ13C值

三、穩(wěn)定同位素的地球化學(xué)應(yīng)用領(lǐng)域

研究領(lǐng)域主要有兩個(gè)方面：穩(wěn)定同位素地球化學(xué)和同位素年代學(xué)。穩(wěn)定同位素地球化學(xué)主要研究自然界中穩(wěn)定同位素的豐度及其變化規(guī)律，并用以解釋巖石和礦石的物質(zhì)來源及其成因等地質(zhì)問題。同位素年代學(xué)又分為同位素地質(zhì)年代學(xué)和宇宙年代學(xué)，前者主要研究地球及其地質(zhì)體的年齡和演化歷史，后者則主要研究天體的年齡和演化歷史。?穩(wěn)定同位素地球化學(xué)：

同位素地球化學(xué)的一個(gè)研究領(lǐng)域。主要研究自然界中穩(wěn)定同位素的豐度及其變化規(guī)律，并用來解決地質(zhì)問題。穩(wěn)定同位素包括放射衰變成因的和非放射成因的，如206Pb、207Pb、208Pb、87Sr和143Nd就是分別由238U、235U、232Th、87Rb和147Sm放射衰變而形成的穩(wěn)定同位素；而H、C、O、S的同位素如1H、2H、12C、13C、16O、17O、18O、32S、33S、34S、 36S則是天然穩(wěn)定同位素。由于H、C、O、 S的原子序數(shù)小于20，所以其同位素又可稱為輕穩(wěn)定同位素。穩(wěn)定同位素豐度發(fā)生變化的主要原因是同位素的分餾作用。同位素分餾指由物理、化學(xué)以及生物作用所造成的某一元素的同位素在兩種物質(zhì)或兩種物相間分配上的差異現(xiàn)象。引起同位素分餾的主要機(jī)制有：①同位素交換反應(yīng)。是不同化合物之間、不同相之間或單個(gè)分子之間發(fā)生同位素分……?同位素年代學(xué)從誕生至今已經(jīng)一個(gè)多世紀(jì)，但至今發(fā)展速度很快，新方法、新理論不斷提出，新技術(shù)得到了不斷地應(yīng)用，尤其是高精尖儀器的引入，發(fā)展異常迅速，幾乎每天都有新發(fā)現(xiàn)。以下僅簡要介紹常規(guī)方法及部分進(jìn)展，以起到以管窺豹之效。

OK，關(guān)于同位素地球化學(xué)和金屬穩(wěn)定同位素地球化學(xué)的內(nèi)容到此結(jié)束了，希望對(duì)大家有所幫助。