環(huán)境地球化學(xué)中科院過去信息提取2

1、第三節(jié) 黃土研究與全球變化一、中國黃土的土壤地層與第四紀(jì)氣候旋回近20年來，第四紀(jì)古氣候?qū)W研究的最大成就之一是經(jīng)典的四次冰期模式逐漸被多重冰期的概念所替代，這個化時代的成就的取得是與冰川作用外圍區(qū)的古氣候記錄，尤其是深海氧同位素地層與大陸黃土古土壤系列的深入研究密不可分的。黃土、古土壤在地層中的交替出現(xiàn)是氣候冷暖旋回的反映。但利用黃土古土壤系列重建第四紀(jì)古氣候，一個重要的前提是黃土地層必須連續(xù)。中國黃土幾乎覆蓋了東經(jīng)103。113。、北緯34 。38 。這個區(qū)域。它在解決許多第四紀(jì)全球變化問題上存在著巨大潛力1對中國黃土典型出露區(qū)的黃土剖面（陜北黃土高原的洛川剖面、西峰剖面；山西高原的午城剖面

2、、離石剖面；關(guān)中盆地的寶雞剖面、西安剖面、渭南剖面；隴西高原的蘭州九州臺剖面、白草塬剖面）進行土壤地層及年代學(xué)研究并對這些黃土剖面作了土壤地層學(xué)和磁性地層學(xué)的對比，結(jié)果表明，中國黃土的底界年齡約為2.5MaB.P.，且黃土沉積連續(xù)，自2.5MaB.P.以來沉積的中國黃土中有37個土壤地層單位。冷期時黃土高原以接受黃土堆積為主，黃土的風(fēng)化微弱。暖期時黃土高原以接受地表風(fēng)化為主，或以冷期時堆積的黃土為母質(zhì)，形成一定類型的古土壤。2二、黃土的碳氧同位素與10Be研究碳酸鹽是土壤和許多第四紀(jì)沉積物的重要組成部分，在表生環(huán)境下極易移動。在土壤形成過程中，碳酸鹽經(jīng)歷了溶解再沉淀而轉(zhuǎn)變?yōu)榇紊妓猁}。土壤溶液

3、中重碳酸根離子主要有以下3種來源： 在土壤水和二氧化碳的作用下，原生碳酸鹽溶解: CaCO3+CO2+H2O Ca2+2HCO3- 硅酸鹽礦物的風(fēng)化： 2NaAlSi3O8(固體)+2 CO2+3H2O 2Na+2HCO3- +4SiO2+Al2Si2O5(OH) 4(固體) 碳酸鈣被腐殖酸溶解： 2CaCO3+2H+ (有機酸) Ca2+(有機鈣)+Ca2+2HCO3-3黃土高原地區(qū)在黃土化(指從粉塵向真正的黃土轉(zhuǎn)變的過程)和古土壤形成過程中，以第一種反應(yīng)為主。在一定的濕度條件下，這種可溶性的重碳酸鹽隨土壤水向剖面的下部移動，當(dāng)環(huán)境發(fā)生改變(水份失去和或CO2分壓減小)時，重碳酸鹽會重新晶出

4、，形成次生碳酸鹽。在這一過程中，碳酸鹽在剖面上被重新分配，黃土沉積中某些發(fā)育較好的古土壤，在土壤形成過程中淋濾層(Bt)的碳酸鹽幾乎全部被淋失了，大部分以次生碳酸鹽重新沉淀在B和C層之間的過渡帶，以大的碳酸鈣結(jié)核的形式出現(xiàn)。45與黃土碳酸鹽的碳氧同位素組分相比，古土壤碳酸鹽的13C值相對偏負(fù)，18O值相對偏正。古土壤形成時環(huán)境溫度越高，濕度越大，其18O值越偏正，13C值越偏負(fù)。西峰黃土剖面S1S14的鈣結(jié)核的碳同位素組分在-3.97-8.13之間，氧同位素組分在-9.08-10.67之間，洛川黃土剖面S1S14的鈣結(jié)核的碳同位素組分在-2.59-7.85之間，氧同位素組分在-8.62-9.9

5、2之間，610Be是由宇宙射線高能粒子與大氣主要成分氮、氧原子核進行散裂反應(yīng)產(chǎn)生的，半衰期1.5106a。大氣圈中產(chǎn)生的10Be被氣溶膠吸附，通過降水、降塵沉降至地表，可被稱為大氣成因10Be。降水中的10Be濃度分布與氣團運動及粉塵傳輸過程有關(guān)，因而成為研究風(fēng)成沉積作用的理想的同位素示蹤劑。黃土是干旱半干旱氣候條件下形成的風(fēng)成沉積物，10Be自始自終參與了粉塵形成與堆積的全過程。西峰和洛川黃土剖面10Be記錄表現(xiàn)在變化趨勢明顯相似。洛川黃土剖面10Be濃度和磁化率的變化存在明顯的一致性(圖415)，與深海氧同位素曲線也有很好的對比關(guān)系。78石英是高純SiO2礦物，宇宙射線與其自身氧進行散裂反

6、應(yīng)產(chǎn)生10Be，被稱為“就地成因10Be”。石英具有致密牢固結(jié)構(gòu)，水和各種離子都難以滲透進去，因而其“就地成因10Be”不易受“大氣成因10Be”的污染。石英晶格內(nèi)部“就地成因10Be”產(chǎn)率極低，約10原子/g.a，然而，借助超高靈敏加速器質(zhì)譜計仍可對數(shù)克石英中的10Be含量進行精確測定。采用HCl及弱HF反復(fù)清洗石英表面，就可以將“就地成因10Be”與“大氣成因10Be”有效地進行分離，10Be在黃土中的濃度隨粒徑增加而減少。10Be強烈地吸附于粒子表面，通過化學(xué)溶解引起10Be遷移的可能性很小。因此，在黃土中10Be有良好的保存性，顯示了黃土10Be研究不僅在黃土堆積演化，同時在全球變化同

7、位素示蹤研究中都具有十分重要的意義。因此，通過研究黃土石英中“就地成因10Be”含量特征，可以得到有關(guān)源區(qū)風(fēng)化、侵蝕、暴露和埋藏等信息。9一般認(rèn)為黃土物質(zhì)經(jīng)歷了三種作用過程，即巖石風(fēng)化/侵蝕、侵蝕物質(zhì)搬運和粉塵堆積/埋藏。石英“就地成因10Be”應(yīng)由巖石風(fēng)化前產(chǎn)生的10Be、搬運過程產(chǎn)生的10Be及堆積埋藏期間產(chǎn)生的10Be三部分構(gòu)成。侵蝕物質(zhì)搬運過程十分復(fù)雜，但多種證據(jù)表明，搬運時間遠(yuǎn)小于暴露時間和埋藏時間。因此可以近似認(rèn)為石英“就地成因10Be”僅由巖石風(fēng)化前10Be及堆積埋藏10Be兩部分組成，即： CT（x）=C0e-(x)/s+C（x） 10其中第一項為巖石風(fēng)化前10Be貢獻，第二項

8、為堆積埋藏10Be貢獻。C0代表風(fēng)化前即源區(qū)巖石表面石英“就地成因10Be”濃度，C（x）代表沉降區(qū)x深度石英“就地成因10Be”濃度，理論推導(dǎo)得到： （39） （40） P1：源區(qū)巖石表面石英“就地成因10Be”產(chǎn)率（原子/g.a）;P2：沉降區(qū)堆積物表面石英“就地成因10Be”產(chǎn)率（原子/g.a）;：宇宙射線在地殼物質(zhì)中的平均吸收自由程，約為150g/cm2;：10Be衰變常數(shù)；x：所分析的石英樣品在黃土地層中的質(zhì)量深度（g/cm2）;1：巖石平均密度，約為2.65g/c m3;2：黃土平均密度，約為1.65g/cm3;：巖石侵蝕速率（cm3/a）；S：黃土堆積速率（cm3/a）；11 中

9、國黃土源區(qū)（沙漠和戈壁）和沉降區(qū)（黃土高原）10Be產(chǎn)率 計算依據(jù) 源區(qū)(沙漠和戈壁) 沉降區(qū)(黃土高原) 平均海拔高度1000m 平均海拔高度1000m 地理緯度40N 地理緯度35NYokoyama,Reyss and Guichard,(1977) 6.19 4.88Jha and Lal (1982) 21.32 16.82Lal and Arnold 9.51 7.50Klein,Sharma,Underwood and Weeks 14.63 11.54 假定在巖石的暴露/侵蝕時期內(nèi)，10Be產(chǎn)率和巖石侵蝕速率均處于恒定的自然穩(wěn)態(tài)平衡，那么由（39）式可求得源區(qū)侵蝕速率與石英“就地

10、成因10Be”濃度關(guān)系，結(jié)果列于下表中。 若已知堆積速率，可由（40）計算出石英“就地成因10Be”濃度與地層深度剖面。12黃土源區(qū)侵蝕速率與石英就地成因10Be濃度關(guān)系（引自沈承德，1992 侵蝕速率 2.310-4 4.610-4 7.010-4 9.310-4 11.610- 4 b(10Be)/(原子g-1) cma-1Yokoyama,Reyss and Guichard（1977） 1.37106 7.18105 4.80105 3.67105 2.95105 Jha and Lal（1982） 4.71106 2.47106 1.65106 1.26106 1.02106 Lal

11、 and Arnold（1985） 2.10106 1.10106 7.37105 5.63105 4.53105 Klein,Giegenack,Middleton,Sharma,Underwood and weeks 3.23106 1.70106 1.13106 8.66105 6.96105（1986） 除了用“就地成因10Be”研究黃土堆積源區(qū)的侵蝕速率及黃土堆積速率外，人工核實驗產(chǎn)生并分布全球的137Cs塵埃，因其降落到地表后，被表層土壤的膠體顆粒強烈吸附，很難向下淋溶，而137Cs的半衰期僅為30年，因此是研究中、長期土壤顆粒運動的一種較好的示蹤元素。13黃土和古土壤中有機碳含量

12、與土壤發(fā)育程度、磁化率一致，即土壤發(fā)育程度越高，磁化率值也越高，有機碳含量也越高。因此，有機碳含量的高低是土壤發(fā)育程度的一個度量。見圖417中所示。有機碳含量的多寡反映了土壤中有機質(zhì)含量的高低，是特定的生物氣候條件下的產(chǎn)物 ，其含量和性質(zhì)都與環(huán)境狀況有關(guān)。氣候溫暖濕潤，自然植被生長繁茂，有利于有機質(zhì)的累積；相反，氣候干燥寒冷，植被稀疏，沉積速率高，土壤有機質(zhì)就貧乏。黃土和古土壤中有機質(zhì)含量都較低，說明黃土高原在形成過程中的氣候是偏于干冷的，但又存在明顯的波動，古土壤發(fā)育期比較溫濕，而黃土形成期則比較干冷。所以，有機質(zhì)含量的多寡反映了植被生物量的大小和氣候的相對溫濕。三、中國黃土高原季風(fēng)變遷與穩(wěn)

13、定同位素證據(jù)1415黃土和古土壤的有機碳13C穩(wěn)定同位素比值在-14.3-24.6之間；并且古土壤中的有機碳13C值明顯重于黃土的有機碳13C值；古土壤的有機碳13C值在-14.3-21之間（見圖417）。黃土的有機碳13C值的-21-24.6。土壤有機碳13C穩(wěn)定同位素組成主要與植物類型和生物量及土壤呼吸強度有關(guān)。當(dāng)氣候溫暖濕潤時，植物生長繁茂。生物量就大，植物固定的13CO2就多，其有機碳13C值就偏重，反之亦然。所以，有機碳13C穩(wěn)定同位素組成可作為氣候變化的代用指標(biāo)。16從以上黃土古土壤的穩(wěn)定同位素分析，古土壤的有機碳13C值為-14.3-21,黃土的有機碳13C值為-21-24.6。

14、所以在古土壤發(fā)育期的植被偏屬于C4和CAM類型，即在古土壤發(fā)育期的植被以草本植物占優(yōu)勢，可能有有效灌叢植物。黃土形成期的植被似屬于C3、C4和CAM的混合類型；過去的許多孢粉研究表明在黃土中 幾乎沒有樹木花粉，即在黃土期不會有樹林；所以在黃土期更是以草本植物為主，甚至CAM型草本植物相對較多，因為在黃土期比較干燥，抑制了C3型草本植物的生長，而CAM型植物則適應(yīng)性較強。綜上所述，黃土高原至少在過去60萬年以來在塬面上都以草本植物占優(yōu)勢，未出現(xiàn)大片森林。有機碳含量的分布曲線更加說明，在黃土形成期植被生物量和植被覆蓋率較低，草本植物比較稀疏；相反在古土壤發(fā)育期，草本植物比較繁茂，生物量較大，故而有

15、機碳含量也較高。17第四節(jié) 冰芯研究與全球變化冰蓋和冰帽是研究古氣候和古環(huán)境變化的最可靠的天然檔案館。從冰川上的適當(dāng)部位鉆取冰芯加以分析，是目前重建高分辨率古氣候、環(huán)境的重要手段。冰川學(xué)研究的最前沿課題之一，就是利用冰巖芯所保留的穩(wěn)定同位素記錄研究古氣候和古環(huán)境。冰雪中的18O變化可用來計算年累積率，其中的塵埃微粒濃度與18O有明顯的相關(guān)關(guān)系。通過冰巖芯的系統(tǒng)研究，能完整地反映以氣溫為主的氣候變化。 代表每一年的成層的雪，由于被埋藏而逐漸壓實，它們由雪經(jīng)過粒雪變成致密的冰，在這個作用過程中，空氣以小氣泡被包裹在冰里，這種氣泡里的空氣取出來的話，可大致代表形成冰當(dāng)時的空氣樣品。分析這種空氣的組分

16、可提供粒雪最后壓緊成致密的冰時的大氣組分。18在同位素上，冰蓋冰常常是很輕的。冰期時海洋留下了含重同位素的水。在某一點水汽凝結(jié)的時候，溫度每變化1，可產(chǎn)生同位素比值0.6-0.8的偏差，利用采自冰芯的冰樣品同位素比值分析，可以得出下雪地點下雪時的溫度，但有下列因素可能會干擾這種分析結(jié)果：如果樣品采自一個正在生成的冰帽，冰帽的高度會逐漸增加，地面上的某一點隨高度的增加會逐漸變冷，這一點的溫度記錄也會顯示出這種變冷，但這不是全球變化的結(jié)果，而只反映了該點離地面高度的增加而表現(xiàn)出的溫度正常變低。如果潮濕空氣源地的溫度情況改變，或者冰帽是由不同方向來源的水汽補給的，那么雪的同位素組成也會有變化。例如：

17、這種變化可能會由于海冰的發(fā)育或者由于大氣環(huán)流的改變而誤認(rèn)為有一次冰期。19氫的一種同位素氘（D）也與上面所說的氧同位素一樣可應(yīng)用于同位素研究。含氘的水分子比較重，與含較重的氧同位素的水一樣，能降低蒸汽壓，因而含氘的水會在水汽向大陸內(nèi)部運動時逐漸失去，與現(xiàn)代海洋水的同位素比值的這種差異被記作D。D與含氘的水隨雪降落時降落地點的空氣平均溫度有很好的關(guān)系，末次冰期時冰中D的典型值為-480,而在間冰期的冰中，D數(shù)值在-420-440之間.1青藏高原冰芯研究進展從氣候變化的角度看，青藏高原是一個“敏感區(qū)”和“啟動區(qū)”。除兩極以外，青藏高原由于其特殊的地理位置和海拔高度，引起了冰芯研究人員的重視。 20

18、 德令哈農(nóng)場的氣溫與降水關(guān)系表月份 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 年 年較差氣溫 -12.3 -8.2 -1.1 5.5 10.7 13.9 16.5 15.8 10.8 3.4-4.9 -10.8 3.3 28.8降水 2.5 2.5 2.4 5.6 19.7 32.8 29.9 29.3 14.6 6.6 0.9 1.5 145.8 mm 敦德冰帽位于青藏高原東北緣的祁連山西北段，冰川厚94167m,平均為140m?？偯娣e達(dá)57Km2。30m深處冰川溫度為-5.4,為極地型冰帽。當(dāng)?shù)兀ㄇ嗪Ｊ『Ｎ髦莸铝罟r(nóng)場）30多年的氣象記錄表明（表47），該地區(qū)19561986年

19、的年平均氣溫為3.3，年降水量為145.8mm。 德令哈地區(qū)年平均氣溫上升與年降水量的減少大致呈同步變化，總的降水量與氣溫呈相反的變化趨勢見圖418。每隔四五年，就有降水量低于多年平均值的低峰出現(xiàn)，同時也有年平均溫度高于多年平均值的高峰出現(xiàn)，呈現(xiàn)某種周期性波動見圖（418。2122對敦德冰帽采了兩個淺孔冰巖芯樣品（D5、D6），將所分析的氧同位素值繪出兩個冰巖芯的氧同位素曲線圖（419，420）。從圖中可以看出，從上而下，18O值總體變化幅度趨于變小。同位素的均質(zhì)化明顯增強。這表明在成冰過程中，受溫度影響不大，而受融水滲浸作用及固體分子擴散作用的影響相對較強。從冰巖心的宏觀特征可以看出，隨深度

20、增加，成冰作用增強而冰層厚度逐漸變薄，相對18O的季節(jié)性變化幅度也變小。18O值在剖面中的高低波動特征，尤其是在以年為周期的變化中，表現(xiàn)出顯著的季節(jié)性效應(yīng)。在夏季，降雪溫度相對較高，水汽壓相對較大，較潮濕的空氣（富含18O組分）較容易進入雪中凝結(jié)，使雪中18O值明顯增高；在冬季，主要受寒冷、干燥的氣流影響，而使18O值更小。2324除了對冰芯進行溫度指標(biāo)和降水指標(biāo)研究外，利用冰巖芯中的塵土層（污化層）中的微粒濃度分析可以反應(yīng)出冰期大氣粉塵的含量，粉塵含量曲線與18O曲線位相相反。南極大陸上空LGM（末次冰期極盛期）階段陸源微粒含量至少為全新世水平的8倍，而海源微粒比全新世高出12倍。在格陵蘭，

21、盛冰期大氣塵粒含量變化同南極記錄相似，波動幅度甚至更大一些。這可能反應(yīng)了LGM陸地干燥程度增加了，同時海洋微粒的增加也證明了當(dāng)時大氣環(huán)流強度和風(fēng)速顯著增大。25對冰巖芯氣泡中的空氣成分進行分析還可以得到空氣中CO2含量的變化。80年代冰巖芯研究最重大的成就當(dāng)屬于大氣CO2含量長期波動事實的發(fā)現(xiàn)。LGM大氣CO2水平為190200ppm，而全新世平均水平為270280ppm。研究還發(fā)現(xiàn)，晚冰期格陵蘭Dye3冰巖芯CO2含量曾在13000a.B.P.明顯增加，約為300ppm，并與18O指示的第一次升溫過程一致。在新仙女木階段，CO2似乎也曾下降了，以后又重新增加。并達(dá)到全新世較高水平。已經(jīng)證實大

22、氣中甲烷濃度也發(fā)生了類似CO2的波動。262格陵蘭的冰芯記錄格陵蘭北部77.2 0N的世紀(jì)營冰芯表明末次冰期向間冰期過渡開始于1150m處，那里的18O由代表冰期的非常輕的-40變到-29左右，通過冰層的計數(shù)，在代表冰期向間冰期過渡的新仙女木事件結(jié)束后變暖的時間是10.750Ka150a（圖424）作為冰期的上界，最后變暖似乎非常迅速。但冰芯反映這種變化的只是2m長的冰芯，大致相當(dāng)于100年，冰蓋形成時響應(yīng)氣候的變化不可能如此迅速，時間上有數(shù)千年的滯后是完全可能的。2728同位素記錄的這一地點在最盛期時的氣溫要比全新世最暖期低約11。在格陵蘭的達(dá)依(Dye)3冰芯，最盛期(由冰的18O的最小值

23、表示)用冰層計數(shù)的方法應(yīng)在17.2Ka B.P.，從最盛期到大約14KaB.P.變暖的過程似乎是線性的。在這一時期，完成了從冰期到全新世整個變暖過程的35，從13ka B.P.開始，變暖更快，但在11Ka B.P.出現(xiàn)了新仙女木期。在新仙女木期內(nèi)18O值又降低，回到與最盛期可互相比較的水平。緊接著在10.75Ka B.P.迅速的變暖標(biāo)志著晚威斯康星魏克塞爾期的結(jié)束，過渡到全新世。界線之后繼續(xù)變暖的過程大約持續(xù)了11.5Ka,在9Ka B.P.，已達(dá)到了全新世的標(biāo)準(zhǔn)水平。根據(jù)10Be的同位素測量估計當(dāng)時的降水量只有現(xiàn)在的30，由此可以預(yù)測極冷的最盛期也是十分干燥的。29冰芯里粉塵濃度在末期冰期時

24、一般要比冰后期高出約70倍，粉塵量的增加被認(rèn)為代表了兩種情況：干燥的大陸內(nèi)部(如澳大利亞的沙漠地帶)或者在裸露的冰川沉積物堆積區(qū)和大陸架地區(qū)風(fēng)蝕作用增強。這些地區(qū)的風(fēng)蝕作用增強可能是由于風(fēng)力強度增大的緣故。從冰芯得出最有意義的記錄之一是由冰芯內(nèi)氣泡中氣體樣品分析的結(jié)果，當(dāng)冰包裹這些氣體時，所有的空氣并不是同一年齡的，因為新形成的積雪和粒雪都是多孔的，只是當(dāng)粒雪變成冰時，孔隙才不再相互連通，空氣樣品也只是在那時才最后被封在里面，所以空氣的實際年齡要比冰年輕?？諝獾牧繘Q定于冰堆積的速率。在格陵蘭，空氣要年輕100400年，在南級的東方冰芯，差異在34Ka。在冰芯中某一層位上的空氣樣品也不是同樣年齡

25、的，因為孔隙最后關(guān)閉也不一定是在同一時間,所以得到的結(jié)果代表了也許是幾個世紀(jì)的平均變化范圍。30在冰期最盛期時，CO2的濃度大約是190200ppmv(體積百萬分?jǐn)?shù))，而到全新世，這個數(shù)值上升到260280ppmv，因而由于CO2增加造成的溫室變暖在促進冰退作用方面有著重要的意義。冰芯記錄也表明CO2的環(huán)流在威斯康星魏克塞爾冰期時也有加快的波動，有時候在100年之內(nèi)增加60ppmv。這種明顯的跳躍，有一部分可能反映了表層雪的融化，使空氣富集的結(jié)果，而其余的仍反映了真實的變化?？刂拼髿釩O2濃度變化以及冰后期迅速增加的機制仍不清楚，它們可能與大洋里發(fā)生的事情有關(guān)，因大洋中含有的CO2比大氣中更多

26、。313南級冰芯記錄東方冰芯采自南級東部78.50S處，它所測得的CO2含量變化與格陵蘭冰芯所測得的結(jié)果相似(圖425 )，10Be的測得結(jié)果也表明那里的冰期時的降水量只及末次間冰期或現(xiàn)在的一半。大氣甲烷的含量現(xiàn)在大約為1700ppbv(體積億分?jǐn)?shù))。東方冰芯的結(jié)果表明，冰期時甲烷含量要低得多，僅35ppbv，而在間冰期時，達(dá)到650ppbv。從末次冰期終止期，相當(dāng)于北半球陸相記錄所確定的新仙女木事件(11Ka B.P.)時，濃度有一個明顯的下降。本世紀(jì)甲烷濃度的增加，可能是人類活動的影響。甲烷含量達(dá)到過去160ka 以來的最高值，而且增加的速率也最快。32對南級西部冰中氣體進行研究的結(jié)果表明

27、，人類的活動已對大氣中溫室氣體的增加產(chǎn)生了深遠(yuǎn)的影響其結(jié)果必然導(dǎo)致全球氣候變暖 33第五節(jié) 碳酸鹽研究與全球變化 碳酸鹽中微量元素和穩(wěn)定同位素的測定與研究是全球變化研究的重要手段之一。它可以為古溫度、古氣候、古鹽度以及古生產(chǎn)力等多方面的環(huán)境要素提供精確而詳盡的信息。一、海相碳酸鹽研究與全球變化1、氧同位素 在古海洋學(xué)研究中，一般都用碳酸鹽中的氧同位素成分來研究古溫度、古氣候、古鹽度等環(huán)境要素。 （1）海水溫度對18O的影響 早在40年代，Urey（1947）就指出了二氧化碳水碳酸鹽系統(tǒng)中氧同位素的分餾作用與海水溫度間存在著相關(guān)關(guān)系，成為用氧同位素測定古溫度的出發(fā)點。當(dāng)碳酸鈣從水溶液中沉淀出來（

28、進入生物殼體）時，相互間發(fā)生同位素交換反應(yīng)，反應(yīng)方程為：1/3CaCO316+H2O18= 1/3CaCO318+H2O1634即碳酸鈣的氧同位素組成是溫度的函數(shù)。溫度升高時，相對較輕的16O由于有較高的活性，易于遷移，在同位素交換反應(yīng)中將優(yōu)先被吸收進生物殼體內(nèi)，致使18O含量相對減少，18O值隨溫度的上升而下降。在進行海水古溫度的測量時，可以利用不同門類的生物骨骼及殼體來作氧同位素分析。其前提是該生物殼體能隨溫度變化始終與海水溶液保持同位素平衡。新生代能作氧同位素地質(zhì)溫度計的生物殼體有軟體動物、顆石藻及有孔蟲。Shackleton（1974）給出的公式為： T16.9-4.4（s-w）+0.

29、10（s-w）2 此式最適用于有孔蟲同位素的分析，目前在古海洋學(xué)中運用最廣。式中，s是殼體中的氧同位素值，w為水體的氧同位素值。35（2）海水同位素組分對18O的影響 冰期效應(yīng)與鹽度效應(yīng)殼體同位素組分不僅受到海水溫度的制約，而且還受到海水本身同位素組分背景值的影響。事實上，海水的同位素組分并非到處都一樣。在局部海區(qū)及濱岸地區(qū)，由于蒸發(fā)與降水作用的差異，以及淡水注入等原因，18O將有所變動，例如，當(dāng)海水蒸發(fā)量大于降水量時，水體變咸，較輕的16O優(yōu)先升騰到大氣中，致使海水中18O相對富集，18O相應(yīng)趨正，據(jù)對紅?，F(xiàn)代海水測定，鹽度升高1，18O應(yīng)增加0.29,在鹵水中甚至可達(dá)6。36此外，現(xiàn)代大洋

30、的不同水團在同位素成分上也有差別，如格陵蘭附近的北大西洋表層水因受淡水影響，鹽度和氧同位素都偏低，在其鹽度為15處，18O值在1左右；來自挪威海的北大西洋深層水鹽度正常，18O值在0左右。但從總體上來說，在開放性的大洋環(huán)境中，由于大洋環(huán)境的攪混與調(diào)節(jié)作用，鹽度的變動極微，引起同位素組分的變動甚?。▋H1的幅度），因而不是主要的影響因素。37在開放性的大洋中，還存在著另一個重要因素冰期效應(yīng)，在地質(zhì)歷史時期中可以造成大洋水體同位素成分的明顯變動。在全球海水和大氣相互交換的過程中，由于赤道地區(qū)的溫度高，那里產(chǎn)生的水汽遠(yuǎn)比兩極多，因而赤道的水汽有逐漸向極地遷移的趨勢。而在海水蒸發(fā)、升騰到大氣中形成云層時

31、，氧同位素將發(fā)生分餾作用。若以海水的氧同位素組分平均值作標(biāo)準(zhǔn)，即18O0，當(dāng)海水蒸發(fā)到大氣圈時，由于較輕的16O優(yōu)先逸出水面，因而云層中18O大為下降。據(jù)實測，海洋上空云層中18O-13。而從云層中降落的雨水18O值卻可達(dá)-3，表明云層中的18O通過水滴凝聚被進一步排出，這樣剩余的水蒸汽在向大陸或向極地遷移的過程中，其18O將變得越來越小，從-13 -15 -17。極地積雪中18O值甚至可達(dá)-30。38因此，在冰期，由于高緯度地區(qū)大陸冰蓋的擴展與增厚，通過大氣的降雪從大洋中提取了大量的海水；相隨地，將大量逸出的16O凍結(jié)在冰蓋中，致使大洋水體中的18O值明顯升高。這樣，大洋水的18O值將隨著大

32、陸冰蓋體積的增減而發(fā)生相應(yīng)的波動：當(dāng)18O值向正值偏移時，意味著冰期的到來，向負(fù)值偏移代表著向間冰期的轉(zhuǎn)化。這種冰期效應(yīng)可以通過生物殼體在大洋地層中留下明顯的記錄。例如，上新世與更新世冰期發(fā)生以前，大洋水的18O值為-1，而進入冰期后可產(chǎn)生+1.0的偏移值。而地中海地區(qū)冰期與間冰期之間的溫差可達(dá)11，其水體同位素的變化值卻兩倍于正常的大洋值，即2.7。39由此可見，導(dǎo)致生物體18O值變動的因素很多，包括溫度、鹽度、冰期效應(yīng)及海平面升降等。其中冷暖周期的交替可以與浮游有孔蟲及孢粉資料進行對比；冰蓋的進退可與冰磧物的研究相互印證；而海平面的波動則可以與大陸濱線進退的規(guī)程聯(lián)系起來加以考慮。目前一般認(rèn)

33、為，當(dāng)以PDB為標(biāo)準(zhǔn)時，底水溫度變化1時，相對于18O值0.26的變化；而18O值0.1的變化相對于鹽度0.2的變化或間冰期海平面10米的變化。同位素測溫的誤差約在0.1的范圍內(nèi)，對應(yīng)于0.5的溫度變化。40（3）生命效應(yīng)對殼體18O值的影響生物在造殼過程中所吸取的氧同位素組分還受到生物自身的生長速率、新成代謝、光合作用等多種生命效應(yīng)的影響與干擾，即所謂“生物個體的分餾作用”。這樣，各類生物吸收18O與16O的性能不一：有些生物體內(nèi)18O值與海水的氧同位素平衡，可用來指示古海洋環(huán)境；另一些生物體內(nèi)18O值變化不與海水同步變化，不能用作環(huán)境因素的示蹤物。有孔蟲與軟體動物殼體的18O值與海水基本保

34、持平衡，而珊瑚與藻類一般不于海水保持同位素平衡。41（4）氧同位素應(yīng)用氧同位素法已成為研究地質(zhì)時期內(nèi)海水古溫度、全球氣候演變史等重大問題必不可少的手段，在古海樣學(xué)研究中得到廣泛應(yīng)用。A 查明地質(zhì)時期海水古溫度的變化趨勢 shackleton（1982）綜合了大西洋與太平洋地區(qū)已有的資料，得出了7000萬年來全球大洋深水氧同位素變動的一般圖式，從圖中可清晰地看出新生代時期階梯狀逐漸變冷的總趨勢。42 Shackleton比較了7000萬年來南大西洋的深層水、南大西洋中緯度表層水和太平洋低緯度表層水的氧同位素變化曲線可以看出：43大約中新世中期開始，中緯度表層水與大洋深層水之間在經(jīng)歷了大體同步的變

35、動后，溫度差距明顯變大。由于深層水來自高緯度的表層水，可見當(dāng)時中緯度與高緯度表層水之間的溫差明顯增大。無論中緯度區(qū)或高緯度區(qū)，新生代早期溫度都比中新世以來的溫度高，早始新世的深層水溫度可達(dá)12。不同緯度地區(qū)的表層水溫度變化格局存在著一定的差異，例如太平洋低緯度區(qū)從晚白堊世到中新世晚期，表層水溫一直徘徊在18左右，只是到晚第三紀(jì)晚期才明顯升高。南大西洋中緯度區(qū)的表層水在白堊紀(jì)時僅有12，在古新世晚期和始新世早期最高上升到16，始新世中期又降至15以下，漸新世初僅8左右，直到晚第三紀(jì)晚期才有所上升。44B 揭示全球氣候周期變化的趨勢Emiliani（1955）在研究更新世的古溫度時，不僅開創(chuàng)性地根

36、據(jù)浮游有孔蟲氧同位素資料劃分出了若干個冰期與間冰期階段，而且已注意到了18O值的波動存在著45萬年的更替變化，他還發(fā)現(xiàn)，地層中溫度極小值出現(xiàn)的周期與北緯650處夏季日照極小值出現(xiàn)的周期十分一致，相關(guān)系數(shù)達(dá)0.997，從而將古氣候周期的形成機制直接與天文學(xué)周期聯(lián)系起來。Shackleton與Opdyke（1973）在Emiliani工作的基礎(chǔ)上，根據(jù)所羅門海臺的V28238巖芯有孔蟲同位素的資料，將古溫度記錄一直上溯到布容期與松山期的交界，即大約距今70萬年前。這期間計有19個同位素古溫度期（氧同位素期）。包括時據(jù)相近的9個冰期與9個間冰期。45隨后，Emiliani與Shackleton（19

37、74）對比了太平洋、大西洋及加勒比海的氧同位素資料，綜合成一條全球性的布容期古溫度變動曲線（見圖429）。在70萬年期間，清晰地顯示出波長大體相同、近十萬年的周期變化；同時，18O值的振幅十分相近，具有相近的極大值與極小值。46除了氧同位素值的周期變化外，深海沉積物的組成也有相似的變化。此外，Savin等人（1975）通過對浮游有孔蟲與底棲有孔蟲的分析發(fā)現(xiàn)，早中新世時期，在氣候長期變冷的總背景上也存在著次級的80,00090,000年周期的溫度變動，其18O值的變幅在0.20.5之間，類似于更新世的古溫度曲線。近來在非冰期的更老的地質(zhì)記錄中也發(fā)現(xiàn)氣候有類似的周期性變動，如Herbert和Fis

38、cher（1986）通過對意大利遠(yuǎn)洋沉積物的碳酸鈣含量及黑色頁巖韻律性的研究，得出白堊紀(jì)中期也存在1000,000年和40,000年的氣候變動周期?？梢姡瑲夂虻闹芷谛宰儎佑锌赡茇灤┯诼L的地質(zhì)時期中。47對于這種近10萬年的氣候變化周期，由于時距過長，不能用大氣與海水相互作用或大氣與大洋的共振加以解釋；也不能用地球內(nèi)部的活動過程（如大陸漂移、造山運動）或太陽活動來解釋，因為這些活動在周期上的變化遠(yuǎn)大于10萬年的周期。而最為適宜的，當(dāng)與地球本身的天體運動周期有關(guān)。近年來人們已將這種變化周期與米蘭科維奇的假說密切聯(lián)系起來，歸結(jié)為與地球軌道偏心率約910萬年的周期，地球自轉(zhuǎn)軸傾斜率約4萬年的周期，以

39、及歲差22,000年的周期變化有關(guān)。氣候周期性脈動也必然引起大洋水圈的相應(yīng)變化，直接或間接地影響著洋流的發(fā)生與發(fā)展。1983年DSDP第94航次在對全球氣候變化反映比較靈敏的北大西洋37oN至53oN地區(qū)鉆探發(fā)現(xiàn)，這里寒冷渦流的發(fā)生與消亡也是遵循41,000年及100,000年的周期變化；極鋒以南表層海水溫度也表現(xiàn)出23,000年及100,000年的周期更替。48C 建立大洋水柱的垂直溫度梯度剖面現(xiàn)代不同種類的浮游有孔蟲是生活在海水表層透光帶的不同水深處，實際上它們是分層生活的，因此不同的種屬可以標(biāo)志一定的水深。古代滅絕的浮游有孔蟲也有類似于現(xiàn)生種那樣的分層生活的習(xí)性，而且不同種的有孔蟲各自生

40、活的水深類似于形態(tài)上與它們相仿的現(xiàn)生種。Douglas和 Savin（1978）模擬現(xiàn)代的分類系統(tǒng)，將已滅絕的浮游有孔蟲劃分為淺水的（2050米）、中層水的（100200米）與較深層水的（200400米）三種類型。這樣就可以利用生活在不同水深處的浮游有孔蟲以及棲息在不同洋底深度的底棲有孔蟲進行系統(tǒng)的氧同位素測定，從而重塑大洋某一時段自下而上溫度結(jié)構(gòu)的垂向剖面，了解古大洋水文結(jié)構(gòu)中十分重要的古溫躍層的深度以及溫度變化的梯度。49Savin等（1975）研究了生活在表層水至200400米次表層水中的浮游有孔蟲及底棲有孔蟲時發(fā)現(xiàn)，直到中中新世，整個早新生代海面至200400米水深處的溫度梯度與海面至

41、海底的溫度梯度之間始終保持著一致的變化，而且兩者之間的差值相對較小，當(dāng)時的表、底層水溫度梯度僅是中中新世以后梯度的60；但是中中新世南極冰蓋形成后則開始出現(xiàn)急劇的溫度變化，梯度明顯加大，因而在表層水范圍內(nèi)出現(xiàn)了狹窄的溫躍層50Keigwin等人（1979）利用熱帶與溫帶地區(qū)不同深度（1,0004,500米）處的底棲有孔蟲考察了早上新世（距今35百萬年）時期的太平洋垂向熱結(jié)構(gòu)。結(jié)果表明，18O值隨水深加大而遞增，在12千米的水深處氧同位素值變化最大，諒為當(dāng)時的溫躍層。而在3千米以下，溫度變化的梯度比較穩(wěn)定，在14.5千米深度范圍內(nèi)有3.5左右的溫差變化，表現(xiàn)出與現(xiàn)今太平洋相類似的垂向溫度結(jié)構(gòu)。5

42、12、碳同位素（1）自然界碳同位素的分布及其在生物中的分餾作用生物殼體的13C主要受極其復(fù)雜的生命效應(yīng)所控制，物理的因素占相當(dāng)次要的地位。在全球中 ，碳分布在若干主要的儲存庫內(nèi)，相應(yīng)的碳同位素值有所不同。大氣中CO2，共含碳0.0000691016噸，13C為-7；大洋水體中溶解的CO2，共有碳0.0041016噸,13C為0；碳酸鹽沉積層共有碳71016噸，13C為0；沉積物中的有機質(zhì)共含碳21016噸，13C約為-25；地球內(nèi)部原生碳含碳91016噸，13C為-5.5（?）。從碳同位素的這些賦存狀態(tài)來看，海水與無機碳酸鹽中的13C值均為0，因此當(dāng)碳酸鹽從海水中沉淀出來時，不會影響到海水原先

43、的碳同位素值，即基本上不會引起碳同位素的分餾作用。但當(dāng)有機物質(zhì)從海水中析出時，由于兩者相差懸殊，必然明顯地影響到海水中的13C值。52有機質(zhì)的13C值所以有如此大的負(fù)偏移值，主要是與生物的生命活動（生長、繁殖、光合作用、新成代謝）密切相關(guān)，其中尤以光合作用最為重要。實際上地球表面碳同位素的分餾作用主要是由植物的光合作用引起。就碳同位素效應(yīng)而言，海生和陸生植物的表現(xiàn)還有所不同。這是因為海水與大氣交換過程中，趨于更多地逸散12C至大氣中，致使大氣中CO2的13C值明顯偏輕。而在光合作用過程中，陸生植物主要是提取大氣中的CO2，因此植物體內(nèi)的13C亦明顯偏輕，通常為-23-35；而海生植物則是從海水

44、中游離的CO2、CO32-、重碳酸中萃取碳元素，相對來說海水含12C少，因而13C稍高，其變化幅度從-17-30，其中在水溫小于10的情況下，其13C值有隨溫度下降而更偏負(fù)的趨勢，但在10以上時，其13C限于-17-22，且不隨溫度而變化。因此，可以根據(jù)有機質(zhì)的13C值的差異作為判別海、陸相的一項指標(biāo)。53（2）物理因素對殼體13C值的影響總的來說，溫度、鹽度等物理因素對殼體13C值分餾作用的影響遠(yuǎn)不及對氧同位素值的影響大，據(jù)估計，溫度1的變化可引起18O值0.2的變化，但僅能使13C值發(fā)生0.035的變化。但在一定條件下，可以配合其它標(biāo)志作為推斷古溫度變化的一種輔助資料。13C值的變化還與太

45、陽光線的強度有關(guān)。54（3）碳同位素的應(yīng)用A 反映森林植被面積及冰期效應(yīng)冰期時，原間冰期的北方森林被冰雪覆蓋，或成為冰原，而熱帶地區(qū)又變得十分干旱，其森林面積也大為減少，因此森林總面積急劇下將，大量的12C轉(zhuǎn)移到大氣中，通過海水與大氣的交換，直接影響到海水的碳同位素。根據(jù)對大西洋、太平洋、南大洋7個鉆孔底棲有孔蟲13C資料的系統(tǒng)研究，確定末次冰期的13C要比全新世的13C平均低0.7。陸生植物與其腐殖質(zhì)碳同位素值明顯偏低，其13C在26左右，若間冰期，海水的13C近于+0.5，則森林土壤儲存的碳需減少33才能使大洋大氣儲存庫中的13C降低0.7，即低至-0.2。與此相反，間冰期時，森林大規(guī)模復(fù)

46、蘇，海水的13C值隨之回升。 在研究全球森林面積變化時，考慮到海水淺層13C值垂向變化甚大，浮游有孔蟲的13C值也不夠穩(wěn)定，因此一般用底棲有孔蟲的碳同位素值反映全球植被的消長。55B 指示水團的性質(zhì)（肥力、含氧量）、來源及年齡 實際上，單用植被面積的增減來解釋13C值的變化尚過于簡單，它還可能受到大洋水團本身的性質(zhì)與結(jié)構(gòu)等眾多因素的制約。不同的水團可具有不同的碳同位素組分，如同是大西洋的深層水，來源于挪威海的13C值高，來源于南大洋的13C值低，因而用底棲有孔蟲的碳同位素分析可以追溯深層水的來源。 在深海的垂向剖面中，CO2、13C、含氧量等都存在著有規(guī)律的變化。在大洋表層，作為初始生產(chǎn)者的浮

47、游藻類，通過光合作用大量吸取水體中的CO2使其含量大幅度下降。據(jù)估計，目前大洋表層水中平均的CO2分壓（295106大氣壓）僅相當(dāng)于水深CO2分壓的（1000106大氣壓）1/3。由于生物在吸收CO2時傾向于萃取其中的12C，因而隨著CO2含量的下降，13C值卻明顯升高，可達(dá)1.82.0。同時，由于藻類在吸收CO2進行光合作用的過程中還要釋放出O2，所以在表層水中的含氧量也相應(yīng)增高。56隨著深度加大，到達(dá)缺氧層，生物遺體與碎屑在沉降過程中不斷發(fā)生腐解，在轉(zhuǎn)換成營養(yǎng)鹽時，吸取O2，釋放CO2，并使12C回歸到海水中，因而使這里的營養(yǎng)鹽含量（肥力）與CO2含量明顯增加，而含氧量及13C值卻大幅度地

48、減少。再向下至中層及深層水體，有機物質(zhì)減少，同時由于極地表層水為深層水帶來O2，致使深水團流經(jīng)地區(qū)的含氧量及13C值再度上升。圖432中顯示了海水中O2、CO2、13C值及18O值的典型垂向剖面，其中13C值與O2含量呈近乎平行的變化，由此說明水體的含氧量可以通過13C值曲線指示出來。經(jīng)估計，當(dāng)每公斤水中減少5ml的氧氣時，13C值將相應(yīng)減少2。5758 因此，在一定條件下，13C值可以用作肥力、含氧量的標(biāo)志。此外，大洋深部水體形成后，隨著年齡的增長，由于底棲生物的生命活動以及遺體的腐敗作用而不斷地耗氧，使水體的含氧量遞減，有機質(zhì)及CO2含量遞增。按同樣的道理，這些變化必然會在13C值上反映出

49、來，因此它又是確定水體年齡的一個參數(shù)。在同一水體流經(jīng)的不同位置上，或年齡不同的水體之間，都可以由含氧量與肥力的差異，顯示出不同的13C值。因此，在深水中，13C值的地理分布格局，實際上是深水環(huán)流模式及其演變歷史的反映。59C 指示大氣成分、生物量及有機碳堆積量的變化大氣中的組分，特別是CO2的變化對全球氣候的變遷影響甚大。據(jù)估計，當(dāng)大氣中CO2的濃度比現(xiàn)在增加一倍時，將通過大氣圈的溫室效應(yīng)使全球的平均氣溫增加1.54。因此盡管在地質(zhì)時期中（至少近一百萬年來）地球軌道參數(shù)的變化是全球氣候變動的主因，但大氣CO2含量以及地球表面反射率的變化則是增進氣候變化的兩個強化劑。除了工業(yè)化后人類的影響因素外

50、，全球各種自然條件，例如生物界的變化，洋底熱水活動強度的變化，都能直接或間接地引起大氣中CO2含量的變化，從而影響到全球氣候的變更。6080年代初期，對極地冰芯中的氣泡進行分析發(fā)現(xiàn)，地質(zhì)時期內(nèi)CO2發(fā)生過巨大變化且這種變化與氣候變化之間的時差不超過2,000年，后又證明了CO2的變化先于冰蓋范圍的變化。如果地球軌道參數(shù)的變化是引起冰期間冰期氣候變化的最終原因，那么這種超前現(xiàn)象意味著大氣CO2含量的變化是介于其間的一種中間媒介，起著某種杠桿作用。大氣與大洋表層海水的CO2具有十分密切的聯(lián)系。大氣中的CO2與大洋中游離的CO2、HCO3-、CO32-進行不間斷地交換，而大洋中的含碳量約為大氣中的6

51、0倍，因而大氣中的CO2濃度依靠大洋巨大的儲庫得以保持穩(wěn)定，并以錯綜復(fù)雜的方式受到大洋表層水總CO2量的控制，形成一個大洋大氣耦合體系。61在地質(zhì)時期中，可以有眾多的原因引起大洋大氣系統(tǒng)中CO2含量的變化。例如CLIMAP（1976）再造末次冰期表層水溫度時，計算出當(dāng)時平均水溫比現(xiàn)在低2.5左右。已知每冷卻1將使表層海水的CO2分壓下降1310-6大氣壓，因此冰期時CO2分壓下降約3310-6大氣壓，表明CO2含量顯著減少。但與此同時，由于冰蓋的形成，使海水鹽度上升約0.9，由此造成海水CO2分壓相對升高，補償了由溫度引起的下降值約2/3。此外，由于冰期與間冰期對碳酸鹽溶解作用的影響不同，也會

52、引起海水中CO2總含量的變化。經(jīng)計算，末次冰期極盛期的含量稍高于間冰期，兩者的比值為1.150.5。這樣，由海水表溫、鹽度、冰川體積等因素變化引起的大氣CO2濃度變化僅占實際變化的5。62因此，如果當(dāng)時不存在其它海水化學(xué)性質(zhì)的變化，則大氣CO2含量將保持近于恒定。但事實上CO2含量卻存在著大幅度的變化，可見大洋表層水體必定發(fā)生過顯著的變化。Broecker（1982）認(rèn)為海水化學(xué)性質(zhì)變化主要是由于大洋中PO4含量變動引起的。經(jīng)計算，末次冰期PO4平均含量為3.1毫微升/千克，而全新世時期降為2.2毫微升/千克。眾所周知，海水中磷、氮等元素是生物賴以生存的營養(yǎng)物質(zhì)。它們含量的多寡，直接影響到生物

53、繁殖量的增減，因而也決定了海水表層CO2被提取的程度。大洋中的生物在建造它們的機體與骨骼的過程中，取走了大量的CO2，如果大洋中無如何生物存在，大洋大氣系統(tǒng)中的CO2將比現(xiàn)在的濃度增加2倍。63在冰期，由于洋流循環(huán)加快，上升流加強，水體富含營養(yǎng)，P/C比值相對增加，生物量隨之猛增，因而水體中CO2大幅度減少，大氣中CO2含量降低；相反，當(dāng)間冰期開始時，由于海平面上升，海水向廣大的陸架與海灣地區(qū)侵進，大量富含有機質(zhì)的沉積物沉積在這些地區(qū)，致使大洋中PO4的含量大幅度降低。生物量驟減，這樣，大氣CO2含量復(fù)又回升。生物量的這種巨大變動也可以通過深海區(qū)生物成因沉積物的沉積速率差異得到佐證，冰期時，平

54、均沉積速率為2厘米/千年，間冰期為1.5厘米/千年。因此，大氣中CO2含量的變化不僅反映了氣候的變動，還可以間接地標(biāo)志大洋生物量的變異。64但是，除了從極地冰芯的氣泡包裹體中直接測出地史時期大氣的CO2含量外，目前還找不到直接量度古代CO2含量的手段。Broecker（1982）發(fā)現(xiàn)現(xiàn)代各大洋中，無論是表層水還是深層水，它們的13C值都與PO4值的變化呈線性的對應(yīng)關(guān)系，而表層水與深層水的13C差值則可以反映海水平均含磷量的變化（也即CO2含量的變化）。他認(rèn)為可以利用不同時期浮游有孔蟲與底棲有孔蟲13C值之間的差值間接地表征大氣CO2含量的變化。很明顯，這是由于碳同位素組分在大洋、大氣交換反應(yīng)中

55、的行為是與CO2相同的，即表層水中由于CO2的減少，13C值相應(yīng)增大，但是深層儲庫中的13C值由于不受表層生物量變異的影響，因此一般都保持不變，這樣表層與深層水間碳同位素組分的差值13C可以作為大氣CO2含量變化的監(jiān)察器。65生物量的變化不僅可用來恢復(fù)冰期間冰期的更替，而且對于地史上若干重大事件的研究也具有較大的意義。在一次災(zāi)變事件發(fā)生時，除了造成許多種屬的生物滅絕，分異度驟然下降外，還直接引起生物量大幅度減少。這樣，水體中CO2的消耗量降低，導(dǎo)致水體pH值下降，水質(zhì)偏酸。因此生物的生態(tài)環(huán)境（主要是海洋化學(xué)方面）發(fā)生極大變化，形成一種稱為“死劫難海洋”，即災(zāi)變性海洋。在幾千年至幾萬年的短暫時間

56、內(nèi)，浮游生物的生產(chǎn)率受到極大的抑制，甚至難以生存。因此，由浮游生物引起的碳同位素分餾作用近于停頓，表層水中12C大量增多，13C值急劇偏負(fù)。再通過表層水與底層水的混合作用，可使整個大洋水柱從頂?shù)降?3C值幾乎一致。例如，在白堊系與第三系界線層處，在大約35萬年或更多一些時間內(nèi)，有3/4的生物滅絕，表層水的13C值可負(fù)偏到23，與底層水十分相近，顯示出生物繁殖量極大地減少。6667二、黃土古土壤碳酸鹽研究與全球變化現(xiàn)代土壤碳酸鹽穩(wěn)定同位素組成與氣候、植被的關(guān)系研究表明，成土過程中形成的碳酸鹽，其同位素組成能夠作為重建或估計第四紀(jì)氣候和植被變化的依據(jù)。1、作為古環(huán)境標(biāo)志的黃土古土壤碳酸鹽同位素組成

57、黃土古土壤碳酸鹽實際上是自生碳酸鹽（或次生碳酸鹽）和原生碳酸鹽（或碎屑碳酸鹽）的混合物，前者是成土過程中形成的，后者是與黃土古土壤母質(zhì)一起從源區(qū)搬運而來的。先前的研究認(rèn)為黃土結(jié)核中自生的碳酸鹽是在同位素平衡條件下形成的，根據(jù)其氧同位素組成能夠估算碳酸鹽形成時的古溫度；黃土古土壤碳酸鹽同位素組成與自生碳酸鹽和原生碳酸鹽比率有關(guān)。碳酸鹽在與環(huán)境同位素平衡條件下形成時，其同位素組成主要取決于碳酸鹽形成介質(zhì)的同位素豐度和溫度。換句話說，碳酸鹽同位素組成能夠反映它形成時的環(huán)境。由于原生碳酸鹽與黃土或古土壤形成的環(huán)境同位素不平衡，而與環(huán)境同位素平衡的僅是自生碳酸鹽。68黃土古土壤碳酸鹽中自生碳酸鹽同位素組

58、成根據(jù)下列方程求出。 m=fp+（1f）a m、p和a分別為黃土古土壤（總的）碳酸鹽、原生碳酸鹽和自生碳酸鹽18O值或13C值。f為原生碳酸鹽占總碳酸鹽的分?jǐn)?shù)，可以被估計。另外，原生碳酸鹽在黃土古土壤碳酸鹽中的比例是較小的，一般為10，且隨碳酸鹽含量降低而減小，而在古土壤中幾乎不存在。因為黃土古土壤母質(zhì)是大陸沉積物的均勻混合物，因此原生碳酸鹽的同位素組成應(yīng)該是一致的。如果原生碳酸鹽同位素組成與古碳酸鹽同位素平均組成（13C0、18O5）一致，則黃土古土壤碳酸鹽與其自生碳酸鹽同位素組成之間的差異（m-ama），根據(jù)原生碳酸鹽分?jǐn)?shù)f與碳酸鹽總量之間的關(guān)系，以及黃土層中黃土 古土壤碳酸鹽同位素組成，

59、計算出m-a。而這種差異在古土壤中是不存在的。因此，黃土古土壤碳酸鹽同位素組成基本上代表了自生碳酸鹽同位素組成。18O值和13C值在剖面上的變化是由自生碳酸鹽同位素組成變化所引起的，是環(huán)境變化的結(jié)果。692、黃土古土壤碳酸鹽氧同位素組成與古氣候的關(guān)系現(xiàn)代土壤碳酸鹽氧同位素18O值較好地與當(dāng)?shù)卮髿饨邓跬凰?8O值正相關(guān)。由于溫度變化引起的碳酸鹽氧同位素是較小的，當(dāng)介質(zhì)溶液（水）18O含量不變時，在525范圍內(nèi)，溫度每上升1時，碳酸鹽18O值減少約為0.25。大氣降水18O值與當(dāng)?shù)啬昶骄鶞囟瘸收龋渣S土古土壤碳酸鹽同位素組成在剖面中變化不僅是大氣降水氧同位素組成隨時間變化的反映，同時也是溫

60、度隨時間變化的反映。在氣候溫暖的條件下形成碳酸鹽將具有較高的18O值。70圖436 顯示了黃土古土壤碳酸鹽18O值明顯地隨碳酸鹽含量增加而減少。這說明它們同時受環(huán)境因素所控制的。土壤碳酸鹽形成于干旱半干旱濕潤的氣候條件下，一般說來，它出現(xiàn)于pH7的土壤中。土壤碳酸鹽的含量與當(dāng)?shù)啬杲邓坑嘘P(guān)，自生碳酸鹽在年降水量小于750mm地區(qū)的土壤中是常見的，而在年降水量大于1000mm地區(qū)的土壤中是少有的。現(xiàn)今黃土高原的氣候與東亞季風(fēng)有關(guān)，在夏季當(dāng)來自于太平洋的季風(fēng)較強時，降水量增加；在冬季當(dāng)來自于西伯利亞的季風(fēng)較強時，降水量減小。黃土高原古季風(fēng)的變遷已從黃土古土壤磁化率的記錄中有所認(rèn)識。所以，所以，黃土