同位素講座-3-2010.ppt

1、穩(wěn)定同位素地球化學,(第三講）,儲雪蕾 Institute of Geology and Geophysics Chinese Academy of Sciences (聯系電話：82998417；E-mail：),VI. 碳同位素與碳循環(huán),1 基礎知識,碳是地球上生命賴以存在的基礎，在有機體中碳含量達20，是生物圈中最重要的元素。海洋覆蓋地球表面的70以上，是最大的活動性碳庫。在大氣中，碳元素主要以二氧化碳形式存在，此外還有少量甲烷、一氧化碳和其他含碳氣體。自然界穩(wěn)定的碳同位素有兩種：12C和13C，豐度分別為98.892%和1.108%。,自然界中的碳,Mass and carbon is

2、otope composition of major reservoirs. Anderson (1983),（腐殖質）,60,000,000,15,000,000,（有機碳粒）,主要碳庫有四個： 1）沉積巖中的無機碳；2）沉積巖中的有機碳； 3）海洋中溶解的無機碳；4）化石燃料。沉積巖是最主要的碳庫，占90。,Carbon cycle, showing amounts, fluxes and d13C values of different reservoirs.,碳庫的交換（表生環(huán)境）： 1) 大氣/海洋CO2 （最主要的交換反應， 可逆過程） 2) 大氣/陸上植物 (光合作用，不可逆過程

3、） 3) 海洋生物的光合作用(它雖不是直接與大氣 CO2作用，但最終對大氣CO2的13C值有影 響，不可逆過程）,大氣/海洋CO2 的交換量是最大的，然而因為陸地生物和海洋生物的光合作用之和大于等于大氣/海洋CO2 的交換量，所以生物光合作用對于地球表面碳庫變化的影響也非常大。,CO2 + H2O,CH2O + O2,光合作用,呼吸作用,CaCO3 + SiO2,CaSiO3 + CO2,風化作用,變質作用,控制碳循環(huán)的重要的化學反應,影響大氣CO2含量和13C值波動的主要因素： 1. 陸地生物的光合作用（主要是吸收大氣CO2 和固輕碳作用） 2. 化石燃料的燃燒 （進入大氣主要排放12CO2

4、 進入大氣） 3. 陸地火山爆發(fā)（主要排放CO2進入大氣，但 對大氣13C值影響很?。?4. 大陸巖石的風化和侵蝕（主要是消耗大氣 CO2）,全球海洋碳庫的變化（海洋碳庫的小的波動會對大氣碳庫具有決定性的影響，但相對而言，海洋碳庫變化小，因而一般是起穩(wěn)定或緩沖的作用）。海洋總溶解無機碳（TDC）的13C值在0，沉積的碳酸鹽的13C值 0，而有機物在25。,顯生宙海洋碳同位素變化曲線,Veizer et al. (1999) in Chem. Geol.,水中無機碳的同位素組成由溶解的CO2形式決定1） 二氧化碳的化學平衡： H2O + CO2 H2CO3 H2CO3 H+ + HCO3- HC

5、O3- H+ + CO32- 2）pH值的影響： 海水：pH 8.5，海水中的無機碳的 99%是以HCO3-形態(tài)存在的。 淡水：pH 5 7，水中的無機碳主要為HCO3-和H2CO3，通常河水比之海水的更富集輕碳。,海洋有機碳及生物泵作用生物泵 生存于海洋上層透光層的海洋浮游生物的光合作用，使海洋無機碳被固定，形成富輕碳同位素的有機物。這些有機顆粒以糞粒或動植物尸體的方式下沉，產生一個穿過等重面的“碳流” ，從而留下表層海水同位素偏重（+1 +3）。這樣，海洋表層富含輕碳同位素的營養(yǎng)物質不斷地輸送到深海，這就是生物泵的作用。有機物下沉中，由于呼吸作用（在細菌作用下降解、氧化）而重新礦化，產生輕

6、碳同位素的CO32-，使得深水中碳含量大大超過表層海水，并含有更多的營養(yǎng)物質，它們是由生物泵帶入的。深水上涌通常可引起海水表層浮游植物的增加，引起更多的碳固定在有機物中。 在現代氧化的深海，百分九十九的海洋生物都降解并重新礦化了。,McNichol and Druffel(1992)的報道,從海水表面向下，溶解無機碳的13C值在總體上逐漸減小。在水深900米處是海水氧含量最小處，由于有機物的溶解，使得此處海水溶解無機碳的13C值最小。 從1000米以下，海底環(huán)流使海水氧含量又有上升，活的生物量又有所增加，生物攝取的12C增加，引起海水溶解無機碳的13C值又上升。,1987年6月北太平洋海水d1

7、3C剖面,海洋碳酸鹽的13C值與埋藏有機碳量的關系 當海洋生物量高使得被埋藏的有機碳量的增加時，意味著從海水中清除輕碳同位素（12C）增加，這樣，海洋庫溶解的無機碳同位素組成變重，引起海洋沉積無機碳酸鹽的13C值增加。 反之，當海洋生物量低使得被埋藏的有機碳量的減少時，意味著從海水中清除輕碳同位素（12C）減少，這樣，海洋庫溶解的無機碳同位素組成變輕，引起海洋沉積無機碳酸鹽的13C值降低。,地質時期古海洋碳同位素變化解釋的模型,CarbonateMinerals,OrganicCarbon,Geological Rock Cycle,Oceans (Reaction Chamber),dcar

8、b,dorg,dinput,UpliftWeatheringErosionMetamorphismOutgassingVolcanism,Carbon released byprocesses of,Carbon immobilizedin sedimentary rocks as,1、穩(wěn)態(tài)模式（steady-state),dinput = org dorg + (1 org)dcarb,Isotope Mass Balance,org: fractional burial of organic carbon (1 org):fractional burial of carbonate car

9、bon dorg:d13C of organic carbondcarb:d13C of carbonate carbon,因此，某一時代的海洋灰?guī)r的13C值增高，意味著該時期海洋生產力高，有機碳埋藏/無機碳酸鹽碳埋藏之比增加；海洋灰?guī)r的13C值降低，意味著該時期海洋生產力低，有機碳埋藏/無機碳酸鹽碳埋藏之比減少。這樣，海洋灰?guī)r的13C值可以作為被埋藏的海洋有機物總量的一個標志。 在海洋灰?guī)r13C值的長期變化之中會有非常短時期的波動，被稱為“碳同位素事件”，并可作為地層對比的標志。例如，在一些重要地質界限時期常常發(fā)生生物絕滅事件。在該事件發(fā)生時，大量海洋生物死亡并被埋藏在沉積地層中，引起海洋生

10、物從海水中清除的輕碳同位素（12C）急劇減少，海洋庫溶解的無機碳同位素組成變輕，海洋沉積無機碳酸鹽的13C值出現一個負波動峰。由于這是個影響全球的事件，在全球同時期海相灰?guī)r中都會出現一個負波動峰，這可以作為全球地層對比的標志。,(Kump and Arthur, 1999),2、非穩(wěn)態(tài)模式（non steady-state),海洋的碳同位素在幾個百萬年內變化可能是非穩(wěn)態(tài)的。 FW是輸入海洋碳的總流量，dW是輸入碳的d值，MO是海洋的碳庫（DIC）總量。 這表明forg和MO的變化都可以造成海洋碳酸鹽的碳同位素急劇變化。 海洋具有大的DIC碳庫會對dcarb的變化起緩沖作用。,Rothman e

11、t al. (2003) in PNAS,3、Rothman模式（two boxes, steady-state),slope: 0.94 di: -23.7,Blue: 730-593Ma Red: 583-555Ma,Rothman的海洋碳循環(huán)模式,Rothman模式看重有機碳庫作用，分為無機碳和有機碳庫兩個碳庫。當有機碳庫無機碳庫時，就會出現在d13Ccarb-D13C圖上的斜率為1的線性關系，即dorg不變化而dcarb漂移，也即海洋存在一個大的DOC（dissolved organic carbon）庫。 新元古代冰期之后都曾出現這種情況。 dcarb漂移意味著DOC的氧化。,2 碳

12、的生物地球化學,光合作用綠色植物通過葉片吸收大氣中的CO2 ，通過根吸收水和礦物質，在日光照射下吸收光能，借助于植物中的葉綠素將吸收的CO2 、水和礦物質轉變?yōu)橛袡C化合物，作為能量儲存，同時釋放出氧氣的過程。,CO2 + H2O,CH2O + O2,光合作用,呼吸作用,光合作用分為以下幾個步驟： （1）大氣CO2穿過植物細胞壁進入葉綠體，這是 一個擴散作用的過程，在這個過程中葉綠體優(yōu)先吸 收12 CO2（輕碳）。,（2）在酶的作用下，溶解在葉綠體細胞中的CO2發(fā)生羧化反應，12 CO2優(yōu)先被固定在生成的初級光合作用產物中，如磷酸甘油酸或草醋酸、蘋果酸、天冬酸等。 羧化反應生成物：RCOOH （

13、3）磷酸甘油酸或草醋酸、蘋果酸、天冬酸等初級光合作用產物進一步合成為各種有機化合物。,k1+ k2 k3 CO2 (g) CO2 (internal) RCOOH 各種有機化合物 k1- 烷基 羧基 以上所述的第（1）個過程為k1+，這是一個擴散，可逆過程（逆向為k1- ）。 以上所述的第（2）個過程為k2，這是一個不可逆過程，是酶的固碳過程，即羧化反應的過程。 以上所述的第（3）個過程為k3。 同位素分餾主要發(fā)生在k1和k2過程， k3過程的同位素分餾較小。與k1有關的分餾是大約 4， k1+是-4， k1-是+4。 k2過程涉及到由無機物變?yōu)橛袡C物，與k2有關的分餾為17 -40。,在以上

14、的第（2）個過程中，即在酶的作用下，溶解的CO2發(fā)生羧化反應，優(yōu)先吸收12CO2，生成初級光合作用產物過程中，使得細胞質中剩余的物質中相對富含溶解的13 CO2。這樣在植物呼吸作用中，即在夜間通過葉子或從根部，排出相對于葉綠素中溶解的 CO2更富集重碳同位素的CO2。這即是k1-的過程，這是與k1+相反的擴散過程。,植物呼吸是植物與周圍交換氣體的過程，即攝入 氧氣、排出CO2。細胞的呼吸是一個細胞代謝釋放 能量的過程，包括氧化、分解細胞內的燃料混合物， 釋放出簡單的化合物，如CO2。,呼吸作用,光合作用是引起全球碳循環(huán)中碳同位素分餾最主要，也是分餾程度最大的過程。但是，植物的碳同位素組成明顯不

15、同，與光合作用路徑有關。,植物的光合作用的路徑 1) C3 （ Calvin型） 2) C4 （Hatch-Slack或Kranz型） 3) CAM （景天酸代謝型）,在光合作用的第（2）階段的羧化反應中形成的初級產物是每個分子含三個碳原子三磷酸甘油酸，這樣的植物被稱為C3 植物。 C3植物的光合作用中碳同位素分餾最大，產生13C值約 23到-34，平均-26。 C3植物在地球植物中占了90%。,Calvin循環(huán)（C3型）,C4植物在光合作用的第（2）階段的羧化反應中形成的初級產物是每個分子含四個碳原子的酸，即草醋酸、蘋果酸或天冬酸。C4植物的分餾程度比C3植物小，13C值范圍約在-7 -23

16、，平均 -13。 CAM使用各種途徑（pathways），即有C3，又有C4。其13C分布呈馬鞍型，其二個峰分別對應于C3、C4的13C峰。CAM植物在全球植物中僅占很小的比例。,C4和CAM循環(huán)：,C3、C4、CAM的呼吸方式差別： C3植物有光呼吸作用，即主要在白天呼吸； C4植物光呼吸作用很少，呼吸主要在夜間，故稱暗呼吸； CAM沒有光呼吸，僅在夜間呼吸。 光呼吸作用強的C3植物，在白天水份蒸發(fā)大，能量消耗也大，因而C3植物適于在較冷和較潮濕的環(huán)境生長。 C4植物光呼吸作用少，呼吸主要在夜間，所以適于生存在較干熱的環(huán)境。 CAM植物沒有光呼吸，僅在夜間呼吸，即使在非常干熱的沙漠環(huán)境也能生

17、長。,注意：新生代以前只有C3植物。,絕大多數植物在光合作用中采用二條反應鏈，或兩種途徑中的一種，即三碳途徑(C3)或四碳途徑(C4)。根據所吃的食物的種類的不同，在歐洲人、北美洲人和日本人之間人體中碳同位素存在著差異。,3. 碳的地球化學循環(huán),碳的生物循環(huán)與碳的地球化學循環(huán) 地球上碳的循環(huán)可以分為兩類：碳的生物循環(huán)與碳的地球化學循環(huán)。碳的地球化學循環(huán)是一個大循環(huán)，碳的生物循環(huán)是一個小循環(huán)，是碳的地球化學循環(huán)的一部分。,（1）碳的生物循環(huán) 大氣CO2 光合作用 植物的呼吸、細菌分解作用植物中的有機物,CO2 + H2O,CH2O + O2,光合作用,呼吸作用 細菌分解,（2）碳的地球化學循環(huán)

18、陸地巖石的化學風化消耗大氣二氧化碳，以溶解的化合物形態(tài)將其帶入海洋中，在那里碳被海洋生物吸收并沉積于海底沉積物中。 地球巖石圈板塊運動將海底沉積物傳送到大洋海溝，由俯沖作用將古老地殼和沉積物帶到地球熾熱的內部。在巨大深處，沉積物熔化，釋放出二氧化碳，它們從地殼上的火山島嶼處噴出，重新與大氣匯合，從而完成一個循環(huán)。,CaCO3 + SiO2,CaSiO3 + CO2,風化作用,變質作用,硅酸鹽巖風化對于大氣CO2濃度的降低具有重要影響。,碳的生物循環(huán)控制碳在生物及其環(huán)境內的遷移。 碳的地球化學循環(huán)控制碳在近地表沉積巖，大氣，生物圈，海洋之間的遷移。 碳的生物循環(huán)會在幾千年和幾萬年中對大氣CO2的

19、含量變化產生影響，而碳的地球化學循環(huán)則在以百萬年以上的時間尺度上，緩慢地對大氣和海洋CO2的含量有重要影響。,VII. 過去全球變化的研究,1土壤碳酸鹽碳、氧同位素,土壤碳酸鹽的穩(wěn)定同位素組成，在沒有成巖蝕變的情況下，其18O和13C值可以反映古環(huán)境和古生態(tài)條件。,1.1 土壤碳酸鹽碳同位素 （1）土壤碳酸鹽 土壤碳酸鹽一般形成在相對干的，以草或草和灌木混合生長為主的土壤中。在這種條件下，土壤pH值一般等于或大于7，而在森林土壤中pH值一般低于6。自生土壤碳酸鹽一般是在平均年降雨量小于75 cm的土壤中，在平均年降雨量大于100 cm的土壤中很少。,土壤中碳酸鹽分為兩類： a. 碎屑碳酸鹽或原

20、生碳酸鹽 b. 土壤碳酸鹽或次生碳酸鹽 碎屑碳酸鹽具有源區(qū)物質中灰?guī)r，白云巖和大理巖的同位素特征。土壤碳酸鹽則載有風化強度的信息。,在土壤的CO2-H2O-CaCO3系統(tǒng)中，方解石的沉積和溶解可以用下式表示： CO2 + H2O + CaCO3 Ca2+ + 2HCO3- 由于土壤表層富含CO2，加上降雨或地下水的上滲（毛細管作用），可使得碎屑碳酸鹽溶解成可溶性的HCO3-。它隨土壤水分的運動向土壤下部遷移。隨著土壤下部CO2分壓減少，在一定條件下HCO3-結晶形成次生碳酸鹽沉積。,（2）土壤中CO2的來源 在土壤中CO2的來源主要是： a.大氣CO2的滲入 b.植物根系的呼吸作用釋放的CO2

21、 c.植物殘體的氧化分解及微生物的作用形成的CO2,土壤CO2：指占據土壤空隙中的CO2氣體，是土壤呼吸CO2與滲入的大氣CO2的混合，其單位是ppm V（容積的百萬分之一）。 兩個概念是不同的。,土壤呼吸CO2：由于土壤中植物根呼吸和植物 殘體的氧化分解及微生物的作用形成的CO2 。土 壤呼吸CO2用通過土壤水平面時的通量來度量， 其單位是mol/cm2/s 或 mmol/ m2/hr。,一般在土壤剖面上層土壤CO2濃度較高，隨深度而逐漸降低，這是因為土壤呼吸CO2主要來自于植物根系的呼吸作用、植物殘體的分解及土壤微生物的作用，這些活動都是在土壤剖面上部最為強烈，向下漸趨減弱。,在一般草原植

22、被下，土壤CO2濃度可達大氣 CO2濃度的數百至上千倍。由于土壤CO2濃度遠 遠高于大氣，而且大氣CO2的滲入僅僅在土壤的 表層，因而在土壤的一定深部，大氣CO2的影響 可以忽略。,除去土壤表層，土壤CO2碳同位素組成主要受土壤呼吸CO2，即埋藏有機物，或當初植被碳同位素組成的影響。,（3）土壤呼吸速率 在植物生長季節(jié)，草地土壤呼吸速率一般是6x10-3 到 9x10-3 mole/m2/hr；在干冷的非生長季節(jié)，土壤呼吸速率一般是1x10-3 mole /m2/hr ；在土壤冰凍的季節(jié)，土壤呼吸速率可能降到幾乎為零。,（4）土壤碳同位素模式 Nordt et al. (1996)報道了活的生

23、物群，土壤有機物和土壤呼吸CO2的13 C值三者基本上是一致的。 從沉積地層中取古植物殘余物分析比較困難和麻煩，然而是否可以通過分析土壤碳酸鹽來估計C3/C4比，進行定量的古生態(tài)再造？這需要了解現代土壤碳酸鹽中碳同位素組成與共生有機物的碳同位素組成的關系，Cerling et al.（1989)一文對此研究取得了重要結果。,D13Ccc-CO2 = 10,在土壤剖面深部，次生碳酸鹽的13 C值主要反映C3/C4的混合比，并是土壤呼吸速率的的函數。僅在土壤呼吸速率十分低時，或在非常淺的深度（小于10 cm）時，大氣成分才可能對土壤CO2同位素組成產生重要影響。,一般而言，土壤CO2的13 C值在

24、土壤表層接近大氣CO2的13 C值，在深部接近于土壤呼吸CO2的 13 C值。在任何深度的土壤CO2的13 C值是土壤呼吸速率的函數，當土壤呼吸速率增加時，土壤CO2的13 C值減少。,結論：A. 土壤CO2的13C值在土壤表層 大氣CO2的13C值。B. 在土壤2030cm以下，植物的13C值與大氣CO2的13C 值的混合，但主要反映植被C3/C4之比。 C. 土壤呼吸CO2的13C值 土壤有機物的13C值。由于擴 散作用，土壤CO2的13C值 土壤有機物的13C值4。D. 土壤碳酸鹽由于同位素平衡分餾作用，其13C值 土 壤CO2的13C值約10。所以土壤碳酸鹽的13C值 土 壤有機物的1

25、3C值14。E. C3植物前工業(yè)化值為-26 （現代值為-27 ） ，與土 壤呼吸CO2平衡的土壤CO2的13C值為-22 ，土壤碳 酸鹽的13C值為-12 。F. C4植物前工業(yè)化值為-12（現代值為-13 ），與土 壤呼吸CO2平衡的土壤CO2的13C值為-8，土壤碳酸 鹽的13C值為+2 。,（5）通過土壤碳酸鹽 13C值得到原先生長的C3/C4植物比 可以通過測定的土壤碳酸鹽的 13C值來得到原先古土壤中生長的C3/C4植物比： 13Ccarb. = 2.1 MC4 + (-11.9) (1 MC4)其中，13Ccarb.- 土壤碳酸鹽的碳同位素測定值， MC4 - C4植物的相對生物

26、含量（%）， (1 MC4)- C3植物的相對生物含量（%）。,C3 and C4植物的分布 C4植物代表干熱的草原，純的C4植物意味著一個季風降雨的模式。純的C3植物意味著相對較冷的，潮濕的氣候條件，不要求有明顯的季節(jié)性。 在已進行的對第四紀以來的C3，C4 植物的研究結果如下。,Edwards et al. (2010) in Science,Edwards et al. (2010) in Science,對巴基斯坦的 Siwalik Group沉積物中土壤碳酸鹽的C,O同位素組成的研究表明，大約距今7.4一7.0 Ma開始，在泛流平原有一個從C3植物為主向C4植物為主的生態(tài)系統(tǒng)大轉變。

27、溫暖，濕潤的夏季風有利于C4植物的生長。這意味著一個大的氣候的變化，它引起由森林向草原的轉變。這個氣候的大變化可能標志亞洲季風的增強。,從尼泊爾，西藏和孟加拉的扇形地區(qū)的證據證明，Himalaya 的抬升速率至少有一部分是非常迅速的。一個主要抬升時期在大約距今20 Ma，另一個可能在距今7 8 Ma。到了距今約7 8 Ma，已有足夠大的面積抬升到了某個關鍵的域值，此時足以增強季風環(huán)流，引起C4植物的迅速擴展。,在地中海的希臘和土耳其，新生代一直不存在C4植物的擴展。地中海的氣候至今仍有利于C3植物的生長。,在東非，Cerling（1992）分析了土壤碳酸鹽，發(fā)現C4植物第一次出現在大約距今6.

28、5 Ma。而Kingston et al.（1994）對東非裂谷盆地的結核碳酸鹽的分析證明，C4植物至少在 middle Miocene （中中新世）已是主要植物。,來自北美的證據表明，C4植物的擴展在 late Miocene （晚中新世） 。發(fā)現的最老的植物化石記錄的年代在距今8 5 Ma。Wang et al.（1994）在北美馬的食物中發(fā)現的C4植物出現在距今約7 Ma。,Latorre and Quade（1994）提出，在阿根廷C3植物主要在距今約6一7 Ma之前，至少在3.5 Ma 出現了C4植物。美洲很明顯在亞洲季風影響之外，所以美洲的氣候和生態(tài)系統(tǒng)與亞洲不同。,Frakes

29、and Sun （1994）研究了205 Ka以來中國洛川黃土高原的黃土和古土壤碳酸鹽。研究結果顯示在205 Ka的整個時期都是C3植物為主。在古土壤中13C值為-8，C3植物占了70 80%；在黃土中13C值為-5 -7，C3植物占了50 60%。 楊石嶺等人（1998）測定了靈臺剖面的碳同位素。表明東亞夏季風至少在距今7.0百萬年已存在，從距今4.0百萬年開始，C4植物逐漸擴展，但未取得支配地位。從距今2.0百萬年開始，黃土高原C4植物又明顯減少。,1.2 土壤碳酸鹽的氧同位素 土壤碳酸鹽的氧主要來源于土壤水，土壤水最終是來源于當地的大氣降水（雨水）。 土壤水份可以通過植物的吸收或土壤的直

30、接蒸發(fā)而丟失。前一個過程不涉及氧同位素的分餾，后一個過程會導致在殘存的土壤水中富集氧的重同位素。所以，在有豐富植物生長的土壤和潮濕的氣候下，土壤水應該接近于當地大氣降水的同位素組成；而干旱氣候，其土壤水會相對于大氣降水富集18O。,Cerling(1984)在非洲和北美采得的不同降雨條件下的現代土壤樣品，測定了其中碳酸鹽的氧同位素組成。以測定的土壤碳酸鹽的氧同位素組成與當地降雨的氧同位素組成作圖如下：,由圖看出，在雨水氧同位素組成與現代土壤碳酸鹽的氧同位素組成之間具有良好的線性關系。如果土壤碳酸鹽同位素沒有明顯受到成巖作用的影響，則古土壤碳酸鹽氧同位素組成可以作為古降雨氧同位素組成的替代指標。

31、,基于Cerling(1984)的公式和數據，Han et al.(1997)由統(tǒng)計分析得到土壤碳酸鹽的氧同位素組成與古降雨的氧同位素組成有以下關系： 18OH2O = -1.361 + 0.95518OCaCO3 ( = 0.98) 18OCaCO3是PDB標準，18OH2O 是SMOW標準。 通過上式可以使用土壤碳酸鹽的氧同位素值來計算古降雨的氧同位素組成。,在大陸，現代降雨的氧同位素組成與溫度和地理位置有關。在中高緯度地區(qū)（溫帶和寒帶），降雨的氧同位素組成（18OH2O）和年均溫度之間的關系具有如下類似關系式： 18OH2O = aT + ba,b值取決于地理位置。,例如，中國學者已經測

32、定了黃土高原現代降雨的氧同位素數據。張理剛(1989)得出以下公式： 18OH2O = 0.33T 12.52這樣通過土壤碳酸鹽的18OCaCO3可以得到古雨水的18OH2O，再由古雨水的18OH2O，可以得到當地古溫度T。 在低緯度地區(qū)（熱帶），現代降雨的氧同位素組成與溫度無關，而主要與降雨量有關。,2新元古代的“雪球地球” 與帽白云巖的成因,新元古代海洋環(huán)境究竟 發(fā)生了什么變化？,新元古代晚期至少有兩次全球性冰期，即Sturtian冰期（725680Ma）和Marinoan冰期（650635Ma）發(fā)生，在華南分別稱之為江口冰期和南沱冰期。 Hoffman等（1998）提出了新元古代的“雪球地球（snowball Earth）”。每次冰期結束之后，各大陸的冰成雜礫巖之上都被特征的碳酸鹽巖（主要是白云巖）直接覆蓋，這些碳酸鹽巖稱之為帽碳酸鹽巖（cap carbonate） 。,“雪球地球”假說（Hoffman et al.,1998） “帽碳酸鹽巖（cap carbonate）”和各地帽碳酸鹽巖幾乎一致的負碳同位素漂移（達到-5到-7）是兩個重要的依據。,Hoffman等（1998）認為冰期海洋表面的生物產率中斷了數百萬年，只有當全球火山去氣生成的大氣CO2濃度特別高時，出現極端的“溫室”條件，“雪球地球”才結束；高濃度的CO2造成大陸巖石風化，大量堿質流入海洋，大氣-