《沉积环境与沉积相》课程读书报告

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——稳定碳，氧同位素在沉积学中的应用摘要：碳，氧同位素在在地球科学领域有着广泛的应用。从岩石地球化学，矿床学到沉积学都有着深入的研究应用。本文通过碳，氧同位素在古环境恢复，古气候分析以及古海拔高度测定四个方面的应用，以前人的研究成果为实例，介绍了碳，氧同位素在沉积学方面的应用。

关键词：碳，氧同位素；古环境；古气候；古海拔高度

由于同一元素的稳定同位素的质量不同，因此它们在物理化学和热力学性质上就存在一定的差异，特别是H、O、C等质量较小的元素，同位素之间的相对质量差较大，在自然界中的各中物理化学过程（如扩散、蒸发、渗透、吸附、结晶交代、沉积及生物作用）中就有可能发生明显的同位素分馏作用，因此自然界中的同位素组成的变异是物理化学条件的反映。正是由于同位素的这些特点，同位素在沉积学中的应用越来越多的引起人们的注意，尤其是在古环境重建，古气候分析，古盐度测定方面尤为突出。其中C,O,S在这些方面的应用的较多，效果也较好。

1C，O同位素的化学性质

自然界中氧有三种同位素16O,17O,18O,它们的相对丰度分别是99.763%、0.0375%，0,1995%。

沉积岩的δ18O变化范围大，为10～36‰。其中砂岩的δ18O最低，为10～16‰；页岩其次，为14～19‰；石灰岩最高，为22～36‰。

自然界中碳有两种同位素12C，13C，它们的相对丰度分别是98.89%和1.11%。碳同位素标准是PDB。自然界碳同位素分馏可达到160‰。最重的碳是出现在碳质球粒陨石中的碳酸盐，13δ13C达70‰，最重的白云石13δ113C达55‰。最轻的碳是天然气甲烷，13δ13C值低至-90‰。

沉积碳酸盐的碳同位素组成比较稳定，由寒武纪到第三纪的海相碳酸盐δ13C几乎都接近于零，淡水碳酸盐则有较大的变化，且相对富12C，因此根据碳酸盐的碳同位素组成可以

大致推断其沉积环境。有异常富12C（δ13C：-23‰～-60‰）的碳酸盐，多半情况下与细菌快速氧化有机碳形成CO2的过程有关，沉积岩中有机碳同样具有很低的δ13C值（-15‰～-40‰）。不同沉积环境的有机碳同位素组成的差别，主要与它们的植物源有关。利用沉积物中有机碳的δ13C值变化可以推断确定沉积岩的物质来源。

2C，O同位素在沉积学中的应用

2.1 C，O同位素在古环境恢复中的应用

碳酸盐中稳定的碳，氧同位素可以用来定量的恢复沉积环境，古盐度，以及成岩环境。碳，氧的稳定同位素δ13C、δ18O 值的变化趋势都是与盐度有关。特别是δ13C 的值主要受水体含盐度的制约，并与水体深度成反比，δ13C 的值大，含盐度高，湖水浅，属湖退系列，颗粒滩较发育；值小，含盐度低，湖水就深，属湖浸系列，泥坪、灰泥坪发育。同时由于氧同位素互相之间的比重差异，导致水分子具有不同的比重。在自然界的蒸发过程中，轻的水分子比重的水分子易蒸发而富集与蒸汽相，而在凝聚作用中重的水分子会优先凝结，从而导致了氧同位素在汽，液相之间的分馏。在赤道大洋有较强的蒸发作用，海水的蒸发是汽相富集轻的水分子，云凝聚过程中重的水分子优先凝结成雨。水分子经过多次反复的蒸发—凝聚作用使内陆及高纬度地区雨、雪集中了最轻的水，而在低纬度的大洋地区富集了最重的水。从而导致了由低纬度到高纬度以及从大洋到内陆水体中氧同位素的分馏。基恩和韦伯把δ13C 和δ18O 二者结合起来，用以指示古盐度及古环境，他们推导出下列方程式，

Z=2.048×（δ13C +50）+0.498×（δ18O +50）

其中Z值是指示古盐度的参数，含盐度高，水浅，Z 值大，反之则小。当Z 值大于120 时为海相（或陆相湖泊咸水）灰（云）岩，当Z 值小于120 时，为淡水灰（云）岩。

李建明，李慧，施辉等人曾经对柴西南翼山浅油藏储层进行了研究。通过对区域内碳酸盐中碳氧同位素δ13C、δ18O数值的分析和研究，阐述了碳氧同位素在沉积相划分以及在沉积环境中的应用。通过对该区域地层岩性的调查发现该区域以碳酸盐和碎屑岩为主。并重点研究的碳酸盐的岩性特征。该区域碳酸盐主要分为颗粒灰岩、颗粒白云岩、泥晶灰岩、泥晶白云岩以及藻灰（云）岩。通过对岩石中碳氧同位素δ13C、δ18O测定，并对所得数据进行分析，李建明，李慧，施辉等人推测出了该碳酸盐形成时的古盐度。

张倩、张保珍等人曾对青海湖浅层沉积物中介形虫以及湖底泉华中碳，氧同位素的值来分析恢复青海湖的古环境。海相微体有孔虫δ18O值可作为环境指标而被广泛应用。海相有机体沉积的碳酸钙与温度有关。Craig（1965）曾对Epstein的碳氧同位素含量与温度关系的公

式进行了修改：

T = 16.9 – 4.2（δc-δw）+0.13（δc-δw）2

其中T为温度，δc为被测样品的δ18O值，δw为水体的δ18O的值。在同位素平衡的条件下，沉积碳酸盐岩的δ18O值与其宿生水δ18O值的差值是温度的函数。若宿生水的δ18O值保持不变，则碳酸盐的同位素组成只与温度有关。但是，对于内陆湖泊特别是高原湖泊其水体的δ18O值随补给量和时间等因素改变，因此其温度较难确定。但是Chivas et al（1986）在控制同位素的条件下，培养介形虫。经研究证实, 虫壳是在与其宿生水呈同位素平衡的环境下形成的, 虫壳的δ18O. 是温度与盐度的函数。由此可见, 湖相介形虫壳的同位素值的变化是能够反映其宿水环境的相对冷暖和盐度变化的。张倩、张保珍等人便通过对样品的碳氧同位素的分析，推测了青海湖的古水体环境。

2.2 C，O同位素在古气候重建方面的应用

由于碳氧同位素δ13C、δ18O的值与温度，盐度等因素具有一定的相关性。因此可以通过对一套连续的不同时期的样品进行碳氧同位素的综合分析，来重建和恢复某一地区的古气候。

2.2.1 依靠植物化石中的C，O同位素来重建古气候

Farquhar 等建立了的C3 植物碳同位素分馏模式公式:

δp = δa - a - ( b - a) ( P i/P a ) , Δ= a + ( b - a) ( P i/P a ) 。

δp 为C3 植物纤维素的碳同位素组成δ13C值;δa 为大气CO2 的碳同位素组成δ13C值;Δ为大气二氧化碳与C3植物之间的碳同位素分馏值,其大小为δa - δp; a 指13CO2和12CO2的不同扩散系数(其值约为4.4 %) ; b 指由RUBP 羧化酶所决定的分馏系数(约为27 %) 。P i 和P a 分别表示在光合作用过程中,叶子细胞内部和外部的二氧化碳局部压力或浓度。P i 与P a 之间又有如下关系: P i = P a –A/g ,式中A 为植物对二氧化碳的同化速率, g为植物叶子的气孔导度。大量研究表明:许多环境因素都可影响植物的碳同位素分馏(Δ值) 和组成(δp) 。因此,利用植物的δp 就有可能反演大气CO2 的δa 及环境因素的变化。

Edwards 等在综合前人的研究基础上提出了一个数学模型。他们认为植物纤维素组成与大气降水同位素组成有如下关系:

(δc + 1000 ‰)/(δa + 1000 ‰) = a*b*c - a(b*c - 1)h 。

其中δc 和δa 分别为植物纤维素组成和大气降水同位素组成, h 是相对湿度, b和c分别为蒸腾过程中平衡分馏系数和动力分馏系数, a是叶片水和纤维素之间的总生化分馏系数。但上述模型的建立有两个前提条件: ①空气水汽与植物利用源水同位素组成之间同位素交换