《沉积环境与沉积相》课程读书报告

《沉积环境与沉积相》课程读书报告
——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
平衡; ②植物纤维素同位素组成只与叶片水同位素组成和叶片发生的生化过程有关。

孙艳荣，穆治国和崔海亭曾经对依靠古木树轮的碳、氢、氧同位素来重建古气候进行研究。

植物的生长是一个吸收二氧化碳和水进行光合作用的过程。

因此树轮中碳氢氧同位素的含量也可以反映反映树木生长过程中大气圈和水圈同位素的组成特点。

同时植物的光和作用过程也是一个受环境制约的同位素的分馏过程，因此经过这一过程形成的植物同位素的组成，记录了气候变化的相关信息。

树轮碳、氢、氧同位素已成为古气候学家研究古气候、古环境变化的一个有力工具。

另外,埋藏古木作为环境变化分析的主要量化手段,与现代树木的研究相比,埋藏古木虽不能精确定年,但却保留有地质历史时期的季节性、年生长条件、水分利用和森林生产率等详细环境信息,依据古木解剖特征与气候变量间的数学模型精确的计算温度,降雨量等气候因子,已成为全球变化定量化研究中一个重要工具。

2.2.2 依靠动物化石中的C，O同位素重建古气候
依靠动物化石特别是哺乳动物的牙齿化石中碳氧同位素含量来分析恢复古气候已有较广泛的研究。

哺乳动物化石牙齿釉质能有效地抵抗成岩作用的影响，并保存原始的碳、氧稳定同位素组成信息．通过分析食草类动物碳氧同位素的组成，可以重建这些动物生存时代的古气候。

釉质碳酸盐的碳同位素与动物所取食植物的碳同位素组成有关，因此可以恢复陆地生态系统中C3和C4 植物的分布比例，这个比例主要受控于大气的二氧化碳水平、气压和光照等因素，与不同的纬度带和气候带有关；釉质磷酸盐的氧同位素组成响应于饮用水的氧同位素组成，饮用水来源于大气降水，其氧同位素组成响应于温度变化，所以釉质的氧同位素组成与气温之间有显著的线性相关，因此可以计算地史时期的年平均温度、绘制气候的冷暖变化曲线。

李玉梅，刘东生等人曾对雅鲁藏布大峡谷羚牛牙齿珐琅质碳、氧同位素组成进行了分析研究，分析了现在生物牙齿碳氧同位素与其所生存环境之间的关系。

董军社，邓涛等人则对哺乳动物化石牙齿釉质碳氧同位素与古气候关系之间进行了研究。

2.2.3 依靠岩石中的C,O同位素重建古气候
由于碳酸盐中的C，O同位素与温度，盐度的等因素有关，因此可以同过对不同时代沉积的碳酸盐岩中碳氧同位素的值进行分析，来重建恢复古气候的变化。

高玄，李勇等人曾对沱沱河沉积物进行了研究。

经过研究发现，而对于封闭的水体, 高δ13C和 δ18O比值反映湖盆处于相对强烈的蒸发期, 汇水量小于蒸发量, 气候炎热干燥。

相反, 低δ13C和δ18O比值反映温暖湿润条件下, 湖水补给量增加, 湖平面上升, 水体淡化。

而
沱沱河属于一个封闭的水体。

因此，通过分析沱沱河盆地内沉积岩中碳氧同位素的变化规律，恢复重建了沱沱河古近纪和新近纪的古气候变化。

2.3 C，O同位素在古海拔测定中的应用
经过前面的分析可知，无论是生物体内还是岩石中的碳氧同位素都与温度具有一定的相关性。

可以通过对所获取的碳氧同位素数据进行分析就可以推测出这个地区某段时间内温度的变化。

然而对于一个地区，温度又与该地区的海拔高度具有一定的相关性。

藉此可以建立其碳氧同位素与古海拔高度的相关性。

因此可以通过对该地区岩石中碳氧同位素的数据进行分析，来推测该地区某一地史时期古海拔高度的变化。

吴珍汉，赵逊等人曾依靠青藏高原沉积物中碳氧同位素估算了青藏高原古海拔高度。

通过对青藏高原南部14 个不同海拔高度的第四纪湖相沉积露头, 在剖面不同部位采集了35 个湖相沉积样品, 结合海拔高度与年均气温的相关分析,依靠碳氧同位素与温度，温度和海拔高度之间的相关性，建立了湖相沉积碳氧同位素古海拔高度计。

绘制出了青藏高原晚新生代古海拔高度分布图。

图1 青藏高原晚新生代古海拔高度分布图。

3讨论
由于碳，氧稳定同位素性质的差异，因此在参与自然界中的物理化学过程中就会表现出分馏作用。

因此自然界物质中的碳氧同位素含量记录了外界条件变化。

由于碳氧稳定同位素的数值与温度，盐度等条件有关。

而温度与该地区沉积物形成时所在的区所在的纬度有一定的相关性，因此利用碳氧稳定同位素来推测古纬度等方面也有一定的意义。

此外，对于不同的食草动物，以C3植物为食和以C4植物为食，其体内所含的碳氧同位素的数值是不同的。

因此，可以藉此来推测历史时期C3和C4植物的分布状况。

碳氧同位素不仅在沉积学中具有广泛的应用，在找矿反面也有较为广阔的前景。

4.结论
1)由于碳氧稳定同位素与温度和盐度等因素具有一定的相关性，因此可以推断沉积环境和
古盐度测定。

2)利用一套地层中碳氧同位素的变化，可以推断历史时期某一地区古气候的变化。

3)碳氧同位素与温度具有一定的相关性，而温度与该地区地史时期的古海拔高度有一定的
相关性，因此就可以建立起碳氧同位素与海拔高度的相关性。

藉此，可以利用碳氧同位素来推测某一地区的古海拔高度。

参考文献
[1] 董军社，邓涛。

哺乳动物化石牙齿釉质的碳、氧同位素组成与古气候重建方面的研究进展。

古脊椎动物学报。

1998
[2] 徐文圻，周亚敏，肖孟华。

初论碳酸盐岩地区利用碳、氧同位素地球化学找矿的可能性。

矿产与地质。

1991
[3] 张丽丽, 左文，赫云兰。

川西南汉源地区白云岩的碳、氧同位素特征及成因初探。

内蒙古化工。

2010
[4] 蔡观强，郭锋，刘显太，隋淑玲。

东营凹陷沙河街组沉积岩碳氧同位素组成的古环境记录。

地球与环境。

2009
[5] 吴珍汉, 赵逊, 叶培盛, 吴中海, 胡道功，周春景。

根据湖相沉积碳氧同位素估算青藏高原古海拔高度。

地质学报。

2007
[6] 姜月华，岳文浙，柳祖汉，杨孟达，金善鹬，武金云。

湖南晚二叠世生物礁成岩作用的碳、氧同位素研究。

地质论评。

2000
[7] 堕—玉，李诤华，叶浩，王玉海。

黄土高原中部最近13Oka来气候变化的碳、氧同位素记录。

海洋地质与第四纪地质。

1996
[8] 孙艳荣，穆治国，崔海亭。

埋藏古木树轮碳、氢、氧同位素研究与古气候重建。

北京大学学报(自然科学版)。

2002
[9] 程红光，李心清，袁洪林，王克卓。

泥盆纪海水的碳、氧同位素变化——来自腕足化石的同位素记录。

地球学报。

2009
[10] 徐立恒，陈践发，李玲，马广宇，刘钰丹。

普光气藏长兴—飞仙关组碳酸盐岩C、O 同位素、微量元素分析及古环境意义。

地球学报。

2009
[11] 吴珍汉，吴中海，胡道功，彭华，张耀玲。

青藏高原北部中新统五道梁群湖相沉积碳氧同位素变化及古气候旋回。

中国地质。

2009
[12] 张倩，张保珍。

青海湖浅层沉积物中介形虫及湖底泉华C、O同位素组成及其古环境意义。

地球化学。

1994
[13] 张廷山，俞剑华，边立曹，陈晓慧，兰光志，万云。

四川盆地南北缘志留系的锶和碳、氧同位素演化及其地质意义。

岩相古地理。

1998
[14] 李建明，李慧，施辉。

稳定碳氧同位素在沉积相和成岩环境划分中的应用——以柴西南翼山浅油藏储层研究为例。

四川地质学报。

2010
[15] 李玉梅，刘东生，洪冰，储国强，洪业汤，朱咏煊，彭建华，董丽敏，韩家懋。

雅鲁藏布大峡谷羚牛牙齿珐琅质碳、氧同位素组成及其环境意义。

地理科学。

2009
[16] 高玄，白宪洲，李勇，孔祥生，盛海洋，孙小霞，赵瞻，陈蓉。

用碳氧同位素对沱沱河盆地古近纪及新近纪早期气候变化的研究。

成都理工大学学报( 自然科学版)。

2006 [17] 陈均远，张俊明，R·S·尼柯尔，，G·s·诺。

中国大阳岔寒武一奥陶系界线地层碳酸盐岩碳、氧同位素及其与牙形类演化序列相关性。

古生物学报。

1995
[18] Keith M L, Weber J N. Carbon and oxygen isotopic composition of selected limestone and fossils [ J] . Geo chimica et CosmochimicaActa. 1964
[19] Wilson A T, Grinsted MJ . 12C/13C in Cellulose and Lignin as
Palaeothermometers.Nature.1977
[20] Land L S. T he isotopic and t race element geochemist ry of dolomite: the state of the art [M]. SPEM Special Publication, 1980
[21] Thompson P ,Gray J . Determ Ination of 18OP16O in Compounds Containing C ,H and O. Int J Appl Rad Isot .1977
[22] Craig H. The measurement of oxygen isotope palaeotemperat rue[M].In : Tongiorgi
E. ed. Stable Isotopes in Oceanographic Studies and Palaeotemperat rue. Cons Naz Rich Lab Geo Nucl , Pisa.1965。