同位素講座-3-2010.ppt

1、穩(wěn)定同位素地球化學(xué),(第三講）,儲(chǔ)雪蕾 Institute of Geology and Geophysics Chinese Academy of Sciences (聯(lián)系電話：82998417；E-mail：),VI. 碳同位素與碳循環(huán),1 基礎(chǔ)知識(shí),碳是地球上生命賴以存在的基礎(chǔ)，在有機(jī)體中碳含量達(dá)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(dòng)性碳庫(kù)。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?xì)怏w。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(zhì)）,60,000,000,15,000,000,（有機(jī)碳粒）,主要碳庫(kù)有四個(gè)： 1）沉積巖中的無(wú)機(jī)碳；2）沉積巖中的有機(jī)碳； 3）海洋中溶解的無(wú)機(jī)碳；4）化石燃料。沉積巖是最主要的碳庫(kù)，占90。,Carbon cycle, showing amounts, fluxes and d13C values of different reservoirs.,碳庫(kù)的交換（表生環(huán)境）： 1) 大氣/海洋CO2 （最主要的交換反應(yīng)， 可逆過(guò)程） 2) 大氣/陸上植物 (光合作用，不可逆過(guò)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(duì)大氣CO2的13C值有影 響，不可逆過(guò)程）,大氣/海洋CO2 的交換量是最大的，然而因?yàn)殛懙厣锖秃Ｑ笊锏墓夂献饔弥痛笥诘扔诖髿?海洋CO2 的交換量，所以生物光合作用對(duì)于地球表面碳庫(kù)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(fēng)化作用,變質(zhì)作用,控制碳循環(huán)的重要的化學(xué)反應(yīng),影響大氣CO2含量和13C值波動(dòng)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(jìn)入大氣主要排放12CO2

4、 進(jìn)入大氣） 3. 陸地火山爆發(fā)（主要排放CO2進(jìn)入大氣，但 對(duì)大氣13C值影響很小） 4. 大陸巖石的風(fēng)化和侵蝕（主要是消耗大氣 CO2）,全球海洋碳庫(kù)的變化（海洋碳庫(kù)的小的波動(dòng)會(huì)對(duì)大氣碳庫(kù)具有決定性的影響，但相對(duì)而言，海洋碳庫(kù)變化小，因而一般是起穩(wěn)定或緩沖的作用）。海洋總?cè)芙鉄o(wú)機(jī)碳（TDC）的13C值在0，沉積的碳酸鹽的13C值 0，而有機(jī)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(wú)機(jī)碳的同位素組成由溶解的CO2形式?jīng)Q定1） 二氧化碳的化學(xué)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(wú)機(jī)碳的 99%是以HCO3-形態(tài)存在的。 淡水：pH 5 7，水中的無(wú)機(jī)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(jī)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(wú)機(jī)碳被固定，形成富輕碳同位素的有機(jī)物。這些有機(jī)顆粒以糞?；騽?dòng)植物尸體的方式下沉，產(chǎn)生一個(gè)穿過(guò)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(yíng)養(yǎng)物質(zhì)不斷地輸送到深海，這就是生物泵的作用。有機(jī)物下沉中，由于呼吸作用（在細(xì)菌作用下降解、氧化）而重新礦化，產(chǎn)生輕

6、碳同位素的CO32-，使得深水中碳含量大大超過(guò)表層海水，并含有更多的營(yíng)養(yǎng)物質(zhì)，它們是由生物泵帶入的。深水上涌通?？梢鸷Ｋ韺痈∮沃参锏脑黾?，引起更多的碳固定在有機(jī)物中。 在現(xiàn)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(bào)道,從海水表面向下，溶解無(wú)機(jī)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(jī)物的溶解，使得此處海水溶解無(wú)機(jī)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(wú)機(jī)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(jī)碳量的關(guān)系 當(dāng)海洋生物量高使得被埋藏的有機(jī)碳量的增加時(shí)，意味著從海水中清除輕碳同位素（12C）增加，這樣，海洋庫(kù)溶解的無(wú)機(jī)碳同位素組成變重，引起海洋沉積無(wú)機(jī)碳酸鹽的13C值增加。 反之，當(dāng)海洋生物量低使得被埋藏的有機(jī)碳量的減少時(shí)，意味著從海水中清除輕碳同位素（12C）減少，這樣，海洋庫(kù)溶解的無(wú)機(jī)碳同位素組成變輕，引起海洋沉積無(wú)機(jī)碳酸鹽的13C值降低。,地質(zhì)時(shí)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(shí)代的海洋灰?guī)r的13C值增高，意味著該時(shí)期海洋生產(chǎn)力高，有機(jī)碳埋藏/無(wú)機(jī)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(shí)期海洋生產(chǎn)力低，有機(jī)碳埋藏/無(wú)機(jī)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(jī)物總量的一個(gè)標(biāo)志。 在海洋灰?guī)r13C值的長(zhǎng)期變化之中會(huì)有非常短時(shí)期的波動(dòng)，被稱為“碳同位素事件”，并可作為地層對(duì)比的標(biāo)志。例如，在一些重要地質(zhì)界限時(shí)期常常發(fā)生生物絕滅事件。在該事件發(fā)生時(shí)，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(kù)溶解的無(wú)機(jī)碳同位素組成變輕，海洋沉積無(wú)機(jī)碳酸鹽的13C值出現(xiàn)一個(gè)負(fù)波動(dòng)峰。由于這是個(gè)影響全球的事件，在全球同時(shí)期海相灰?guī)r中都會(huì)出現(xiàn)一個(gè)負(fù)波動(dòng)峰，這可以作為全球地層對(duì)比的標(biāo)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(gè)百萬(wàn)年內(nèi)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(kù)（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(kù)會(huì)對(duì)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(jī)碳庫(kù)作用，分為無(wú)機(jī)碳和有機(jī)碳庫(kù)兩個(gè)碳庫(kù)。當(dāng)有機(jī)碳庫(kù)無(wú)機(jī)碳庫(kù)時(shí)，就會(huì)出現(xiàn)在d13Ccarb-D13C圖上的斜率為1的線性關(guān)系，即dorg不變化而dcarb漂移，也即海洋存在一個(gè)大的DOC（dissolved organic carbon）庫(kù)。 新元古代冰期之后都曾出現(xiàn)這種情況。 dcarb漂移意味著DOC的氧化。,2 碳

12、的生物地球化學(xué),光合作用綠色植物通過(guò)葉片吸收大氣中的CO2 ，通過(guò)根吸收水和礦物質(zhì)，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(zhì)轉(zhuǎn)變?yōu)橛袡C(jī)化合物，作為能量?jī)?chǔ)存，同時(shí)釋放出氧氣的過(guò)程。,CO2 + H2O,CH2O + O2,光合作用,呼吸作用,光合作用分為以下幾個(gè)步驟： （1）大氣CO2穿過(guò)植物細(xì)胞壁進(jìn)入葉綠體，這是 一個(gè)擴(kuò)散作用的過(guò)程，在這個(gè)過(guò)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(xì)胞中的CO2發(fā)生羧化反應(yīng)，12 CO2優(yōu)先被固定在生成的初級(jí)光合作用產(chǎn)物中，如磷酸甘油酸或草醋酸、蘋果酸、天冬酸等。 羧化反應(yīng)生成物：RCOOH （

13、3）磷酸甘油酸或草醋酸、蘋果酸、天冬酸等初級(jí)光合作用產(chǎn)物進(jìn)一步合成為各種有機(jī)化合物。,k1+ k2 k3 CO2 (g) CO2 (internal) RCOOH 各種有機(jī)化合物 k1- 烷基 羧基 以上所述的第（1）個(gè)過(guò)程為k1+，這是一個(gè)擴(kuò)散，可逆過(guò)程（逆向?yàn)閗1- ）。 以上所述的第（2）個(gè)過(guò)程為k2，這是一個(gè)不可逆過(guò)程，是酶的固碳過(guò)程，即羧化反應(yīng)的過(guò)程。 以上所述的第（3）個(gè)過(guò)程為k3。 同位素分餾主要發(fā)生在k1和k2過(guò)程， k3過(guò)程的同位素分餾較小。與k1有關(guān)的分餾是大約 4， k1+是-4， k1-是+4。 k2過(guò)程涉及到由無(wú)機(jī)物變?yōu)橛袡C(jī)物，與k2有關(guān)的分餾為17 -40。,在以上

14、的第（2）個(gè)過(guò)程中，即在酶的作用下，溶解的CO2發(fā)生羧化反應(yīng)，優(yōu)先吸收12CO2，生成初級(jí)光合作用產(chǎn)物過(guò)程中，使得細(xì)胞質(zhì)中剩余的物質(zhì)中相對(duì)富含溶解的13 CO2。這樣在植物呼吸作用中，即在夜間通過(guò)葉子或從根部，排出相對(duì)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(guò)程，這是與k1+相反的擴(kuò)散過(guò)程。,植物呼吸是植物與周圍交換氣體的過(guò)程，即攝入 氧氣、排出CO2。細(xì)胞的呼吸是一個(gè)細(xì)胞代謝釋放 能量的過(guò)程，包括氧化、分解細(xì)胞內(nèi)的燃料混合物， 釋放出簡(jiǎn)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(guò)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(guān)。,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(yīng)中形成的初級(jí)產(chǎn)物是每個(gè)分子含三個(gè)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(chǎn)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(yīng)中形成的初級(jí)產(chǎn)物是每個(gè)分子含四個(gè)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(gè)峰分別對(duì)應(yīng)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(méi)有光呼吸，僅在夜間呼吸。 光呼吸作用強(qiáng)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(zhǎng)。 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(méi)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(zhǎng)。,注意：新生代以前只有C3植物。,絕大多數(shù)植物在光合作用中采用二條反應(yīng)鏈，或兩種途徑中的一種，即三碳途徑(C3)或四碳途徑(C4)。根據(jù)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(xué)循環(huán),碳的生物循環(huán)與碳的地球化學(xué)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(xué)循環(huán)。碳的地球化學(xué)循環(huán)是一個(gè)大循環(huán)，碳的生物循環(huán)是一個(gè)小循環(huán)，是碳的地球化學(xué)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(xì)菌分解作用植物中的有機(jī)物,CO2 + H2O,CH2O + O2,光合作用,呼吸作用 細(xì)菌分解,（2）碳的地球化學(xué)循環(huán)

18、陸地巖石的化學(xué)風(fēng)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(yùn)動(dòng)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(nèi)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(gè)循環(huán)。,CaCO3 + SiO2,CaSiO3 + CO2,風(fēng)化作用,變質(zhì)作用,硅酸鹽巖風(fēng)化對(duì)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(nèi)的遷移。 碳的地球化學(xué)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(huì)在幾千年和幾萬(wàn)年中對(duì)大氣CO2的

19、含量變化產(chǎn)生影響，而碳的地球化學(xué)循環(huán)則在以百萬(wàn)年以上的時(shí)間尺度上，緩慢地對(duì)大氣和海洋CO2的含量有重要影響。,VII. 過(guò)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(méi)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(duì)干的，以草或草和灌木混合生長(zhǎng)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(zhì)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(fēng)化強(qiáng)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(xì)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(yùn)動(dòng)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(jié)晶形成次生碳酸鹽沉積。,（2）土壤中CO2的來(lái)源 在土壤中CO2的來(lái)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?bào)w的氧化分解及微生物的作用形成的CO2,土壤CO2：指占據(jù)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(wàn)分之一）。 兩個(gè)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?bào)w的氧化分解及微生物的作用形成的CO2 。土 壤呼吸CO2用通過(guò)土壤水平面時(shí)的通量來(lái)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?yàn)橥寥篮粑麮O2主要來(lái)自于植物根系的呼吸作用、植物殘?bào)w的分解及土壤微生物的作用，這些活動(dòng)都是在土壤剖面上部最為強(qiáng)烈，向下漸趨減弱。,在一般草原植

22、被下，土壤CO2濃度可達(dá)大氣 CO2濃度的數(shù)百至上千倍。由于土壤CO2濃度遠(yuǎn) 遠(yuǎn)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(jī)物，或當(dāng)初植被碳同位素組成的影響。,（3）土壤呼吸速率 在植物生長(zhǎng)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(zhǎng)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(bào)道了活的生

23、物群，土壤有機(jī)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(guò)分析土壤碳酸鹽來(lái)估計(jì)C3/C4比，進(jìn)行定量的古生態(tài)再造？這需要了解現(xiàn)代土壤碳酸鹽中碳同位素組成與共生有機(jī)物的碳同位素組成的關(guān)系，Cerling et al.（1989)一文對(duì)此研究取得了重要結(jié)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(shù)。僅在土壤呼吸速率十分低時(shí)，或在非常淺的深度（小于10 cm）時(shí)，大氣成分才可能對(duì)土壤CO2同位素組成產(chǎn)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(shù)，當(dāng)土壤呼吸速率增加時(shí)，土壤CO2的13 C值減少。,結(jié)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(jī)物的13C值。由于擴(kuò) 散作用，土壤CO2的13C值 土壤有機(jī)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(jī)物的1

25、3C值14。E. C3植物前工業(yè)化值為-26 （現(xiàn)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(xiàn)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(guò)土壤碳酸鹽 13C值得到原先生長(zhǎng)的C3/C4植物比 可以通過(guò)測(cè)定的土壤碳酸鹽的 13C值來(lái)得到原先古土壤中生長(zhǎng)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(cè)定值， MC4 - C4植物的相對(duì)生物

26、含量（%）， (1 MC4)- C3植物的相對(duì)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(gè)季風(fēng)降雨的模式。純的C3植物意味著相對(duì)較冷的，潮濕的氣候條件，不要求有明顯的季節(jié)性。 在已進(jìn)行的對(duì)第四紀(jì)以來(lái)的C3，C4 植物的研究結(jié)果如下。,Edwards et al. (2010) in Science,Edwards et al. (2010) in Science,對(duì)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(kāi)始，在泛流平原有一個(gè)從C3植物為主向C4植物為主的生態(tài)系統(tǒng)大轉(zhuǎn)變。

27、溫暖，濕潤(rùn)的夏季風(fēng)有利于C4植物的生長(zhǎng)。這意味著一個(gè)大的氣候的變化，它引起由森林向草原的轉(zhuǎn)變。這個(gè)氣候的大變化可能標(biāo)志亞洲季風(fēng)的增強(qiáng)。,從尼泊爾，西藏和孟加拉的扇形地區(qū)的證據(jù)證明，Himalaya 的抬升速率至少有一部分是非常迅速的。一個(gè)主要抬升時(shí)期在大約距今20 Ma，另一個(gè)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(gè)關(guān)鍵的域值，此時(shí)足以增強(qiáng)季風(fēng)環(huán)流，引起C4植物的迅速擴(kuò)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(kuò)展。地中海的氣候至今仍有利于C3植物的生長(zhǎng)。,在東非，Cerling（1992）分析了土壤碳酸鹽，發(fā)現(xiàn)C4植物第一次出現(xiàn)在大約距今6.

28、5 Ma。而Kingston et al.（1994）對(duì)東非裂谷盆地的結(jié)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(lái)自北美的證據(jù)表明，C4植物的擴(kuò)展在 late Miocene （晚中新世） 。發(fā)現(xiàn)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(xiàn)的C4植物出現(xiàn)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(xiàn)了C4植物。美洲很明顯在亞洲季風(fēng)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(lái)中國(guó)洛川黃土高原的黃土和古土壤碳酸鹽。研究結(jié)果顯示在205 Ka的整個(gè)時(shí)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(cè)定了靈臺(tái)剖面的碳同位素。表明東亞夏季風(fēng)至少在距今7.0百萬(wàn)年已存在，從距今4.0百萬(wàn)年開(kāi)始，C4植物逐漸擴(kuò)展，但未取得支配地位。從距今2.0百萬(wàn)年開(kāi)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(lái)源于土壤水，土壤水最終是來(lái)源于當(dāng)?shù)氐拇髿饨邓ㄓ晁?土壤水份可以通過(guò)植物的吸收或土壤的直

30、接蒸發(fā)而丟失。前一個(gè)過(guò)程不涉及氧同位素的分餾，后一個(gè)過(guò)程會(huì)導(dǎo)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(zhǎng)的土壤和潮濕的氣候下，土壤水應(yīng)該接近于當(dāng)?shù)卮髿饨邓耐凰亟M成；而干旱氣候，其土壤水會(huì)相對(duì)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(xiàn)代土壤樣品，測(cè)定了其中碳酸鹽的氧同位素組成。以測(cè)定的土壤碳酸鹽的氧同位素組成與當(dāng)?shù)亟涤甑难跬凰亟M成作圖如下：,由圖看出，在雨水氧同位素組成與現(xiàn)代土壤碳酸鹽的氧同位素組成之間具有良好的線性關(guān)系。如果土壤碳酸鹽同位素沒(méi)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(biāo)。

31、,基于Cerling(1984)的公式和數(shù)據(jù)，Han et al.(1997)由統(tǒng)計(jì)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(guān)系： 18OH2O = -1.361 + 0.95518OCaCO3 ( = 0.98) 18OCaCO3是PDB標(biāo)準(zhǔn)，18OH2O 是SMOW標(biāo)準(zhǔn)。 通過(guò)上式可以使用土壤碳酸鹽的氧同位素值來(lái)計(jì)算古降雨的氧同位素組成。,在大陸，現(xiàn)代降雨的氧同位素組成與溫度和地理位置有關(guān)。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(guān)系具有如下類似關(guān)系式： 18OH2O = aT + ba,b值取決于地理位置。,例如，中國(guó)學(xué)者已經(jīng)測(cè)

32、定了黃土高原現(xiàn)代降雨的氧同位素?cái)?shù)據(jù)。張理剛(1989)得出以下公式： 18OH2O = 0.33T 12.52這樣通過(guò)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(dāng)?shù)毓艤囟萒。 在低緯度地區(qū)（熱帶），現(xiàn)代降雨的氧同位素組成與溫度無(wú)關(guān)，而主要與降雨量有關(guān)。,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(jié)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(shuō)（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(fù)碳同位素漂移（達(dá)到-5到-7）是兩個(gè)重要的依據(jù)。,Hoffman等（1998）認(rèn)為冰期海洋表面的生物產(chǎn)率中斷了數(shù)百萬(wàn)年，只有當(dāng)全球火山去氣生成的大氣CO2濃度特別高時(shí)，出現(xiàn)極端的“溫室”條件，“雪球地球”才結(jié)束；高濃度的CO2造成大陸巖石風(fēng)化，大量堿質(zhì)流入海洋，大氣-