同位素在運(yùn)城運(yùn)城鹽湖中的應(yīng)用

同位素在運(yùn)城運(yùn)城鹽湖中的應(yīng)用

鹽湖是在特定自然地理和地質(zhì)環(huán)境下產(chǎn)生的產(chǎn)物，通常發(fā)生在水體發(fā)育的后期階段，從淡水湖和咸水湖發(fā)展而來(lái)（鄭綿等人，1998）。它是在干旱和強(qiáng)烈蒸發(fā)的天氣，以及在關(guān)閉或半關(guān)閉的水文條件下形成的高鹽含量的水體（dts.35g/l）。一般鹽湖的沉積都保留著鹽湖演化過(guò)程中詳盡的地球化學(xué)信息。另外,與淡水湖泊不同,鹽湖中往往賦存了大量的鹽礦資源,具有重要的經(jīng)濟(jì)價(jià)值。青藏高原的鹽湖還富含多種微量元素,如鉀、硼、鋰、鉛、銫等,是中國(guó)重要的液態(tài)礦床資源產(chǎn)區(qū)之一。對(duì)鹽湖中鹽類和鹵水中微量元素的物質(zhì)來(lái)源和富集規(guī)律進(jìn)行研究,不僅為探索鹽湖的形成、演化及成鹽成礦規(guī)律研究奠定基礎(chǔ),也為鹽湖資源評(píng)價(jià)及合理的開(kāi)發(fā)利用提供科學(xué)依據(jù),具有重要的理論和現(xiàn)實(shí)意義。但無(wú)論是對(duì)鹽湖資源的物質(zhì)來(lái)源研究,還是對(duì)鹽湖古氣候、古環(huán)境變化的基礎(chǔ)性研究,都有賴于同位素地球化學(xué)方法的不斷進(jìn)步。為此,本文對(duì)國(guó)內(nèi)外硼、鋰、鍶、氯同位素在鹽湖領(lǐng)域內(nèi)的應(yīng)用研究進(jìn)展進(jìn)行了概述和評(píng)論,并據(jù)此對(duì)中國(guó)鹽湖同位素地球化學(xué)的未來(lái)工作進(jìn)行展望。1硼用作體1.1硼同位素分餾規(guī)律硼是微量元素,也是易溶元素,在水環(huán)境中比較活潑。由于它的2個(gè)穩(wěn)定同位素(10B和11B)之間具有較大的相對(duì)質(zhì)量差,使得自然界中δ11B值的變化范圍很大,可從-70‰變化到+75‰(Hoganetal.,2003;Williamsetal.,2004;Heetal.,2013;Xiaoetal.,2013)。最近二十多年,隨著硼同位素分析方法的飛速發(fā)展(Spivacketal.,1986;Xiaoetal.,1988;Aggarwaletal.,2003;呂苑苑等,2008;Nietal.,2010;Wangetal.,2010;Guerrotetal.,2010),對(duì)與鹽湖研究相關(guān)的硼同位素地球化學(xué)行為及其分餾規(guī)律的認(rèn)識(shí)也日益豐富。黏土礦物的吸附過(guò)程(Palmeretal.,1987;Spivacketal.,1987a;1987b;Xiaoetal.,2001b)、碳酸鹽的共沉淀作用(Hemmingetal.,1992;肖應(yīng)凱等,2006;2008)、蒸發(fā)巖礦物的沉積過(guò)程(Swihartetal.,1986;Oietal.,1989;1991;Liuetal.,2000;Yamahiraetal.,2007;肖軍等,2009)以及鹽溶液的蒸發(fā)過(guò)程(Vengoshetal.,1992;Xiaoetal.,1997b;2001a;2007a)等,都伴有明顯的硼同位素分餾,主要表現(xiàn)為10B優(yōu)先進(jìn)入固相或氣相(在流動(dòng)空氣條件下)。自然界中,很多化學(xué)及地球化學(xué)過(guò)程都會(huì)產(chǎn)生硼同位素的分餾,但由于硼沒(méi)有價(jià)態(tài)的變化,硼同位素分餾主要發(fā)生在同位素降低分配因子比值(RPFR)不同的三次配位的B(OH)3和四次配位的B(OH)4-陰離子之間(Oietal.,1989),11B富集在B(OH)3中,而10B富集在B(OH)4-中,因此,硼同位素分餾完全受控于體系中B(OH)3和B(OH)4-陰離子的相對(duì)含量。這種硼同位素分餾機(jī)理在任何的地質(zhì)過(guò)程中都是一樣,也適用于鹽湖體系。目前,關(guān)于硼同位素分餾規(guī)律主要涉及到以下幾方面。(1)B(OH)3和B(OH)4-之間理論上的硼同位素分餾系數(shù)(α4-3)是海洋生物碳酸鹽δ11B-pH技術(shù)應(yīng)用的關(guān)鍵因素之一,一直受到廣泛關(guān)注。早期,Kakihana等(1977)測(cè)定的α4-3為0.981,但后來(lái)的理論計(jì)算值一般都低于0.981,分別為0.983(SanchezValleetal.,2005)、0.975(Oi,2000)、0.974(Liuetal.,2005;Klochkoetal.,2006)和0.972(Byrneetal.,2006)。Zeebe(2005)歸納指出,300K時(shí),理論的α4-3值在0.980~0.952間變化。目前實(shí)驗(yàn)方法測(cè)定α4-3值,主要是通過(guò)黏土吸附、有孔蟲(chóng)培養(yǎng)、無(wú)機(jī)碳酸鹽沉積和活體珊瑚等試驗(yàn),采用方程擬合的方法得到的。實(shí)驗(yàn)測(cè)得的α4-3值為0.962(Oietal.,1991)、0.968(Palmeretal.,1987)、0.969(Sanyaletal.,1996)、0.972(Sonodaetal.,2000)、0.975(Sanyaletal.,2000;Paganietal.,2005)和0.976(Lécuyeretal.,2002),而真正的理論α4-3值尚未確定(肖應(yīng)凱等,2008;賀茂勇等,2008)。需要指出的是,肖應(yīng)凱等(2008)通過(guò)無(wú)機(jī)碳酸鹽沉積實(shí)驗(yàn)發(fā)現(xiàn)B(OH)3也摻入了碳酸鹽中,表明理論α4-3值不可能用無(wú)機(jī)碳酸鹽沉積或有孔蟲(chóng)養(yǎng)殖實(shí)驗(yàn)獲得。(2)碳酸鹽沉積、黏土礦物吸附、硼酸鹽礦物沉積等在很多地球化學(xué)過(guò)程都以B(OH)4-優(yōu)先參與為特征,但也存在部分不同的情況。肖應(yīng)凱等(2006)和肖軍等(2009)研究發(fā)現(xiàn),在Mg(OH)2沉積過(guò)程中,硼是以B(OH)3和B(OH)4-兩種形式同時(shí)摻入Mg(OH)2,并以B(OH)3與Mg(OH)2的沉積反應(yīng)方式優(yōu)先摻入,進(jìn)而造成11B優(yōu)先進(jìn)入固相,液相的δ11B值降低。與之相似,Fe和Mn氧化物吸附的硼同位素分餾研究也表現(xiàn)出B(OH)3積極參與的特征(Peaketal.,2003;Lemarchandetal.,2007)。相對(duì)于物質(zhì)沉淀析出過(guò)程中硼同位素分餾規(guī)律的研究,人們更加關(guān)注碳酸鹽(特別是碳酸鈣)沉積過(guò)程中硼同位素的地球化學(xué)行為,因?yàn)槠浣Y(jié)果直接影響了海洋生物碳酸鹽δ11B-pH技術(shù)的應(yīng)用。早期研究認(rèn)為,硼僅以B(OH)4-形式摻入海洋生物碳酸鹽,因此,δ11Bcarb值等于海水B(OH)4-的δ11B4值(Hemmingetal.,1992;1995;Sanyaletal.,1996;2000),但近期許多的研究表明事實(shí)并非如此。Sen等(1994)采用11BNMR研究發(fā)現(xiàn),文石中的硼是四次配位的B(OH)4-,而方解石中的硼卻以三次配位的B(OH)3為主。McElligott等(1998)發(fā)現(xiàn),B(OH)3能與HCO3-反應(yīng)生成B(OH)2CO3-絡(luò)合物。Pagani等(2005)對(duì)δ11B-pH代用指標(biāo)進(jìn)行綜合評(píng)述時(shí),也對(duì)硼僅以B(OH)4-形式摻入碳酸鈣提出質(zhì)疑,認(rèn)為B(OH)3同時(shí)也可能摻入碳酸鹽。肖應(yīng)凱等(2008)進(jìn)行了高pH值(8.69~9.34)海水的無(wú)機(jī)碳酸鹽沉積實(shí)驗(yàn),通過(guò)測(cè)定沉積碳酸鹽和共存海水的硼同位素組成,證明隨著海水pH值的變化,確實(shí)有變化份數(shù)的B(OH)3摻入進(jìn)碳酸鹽中,但仍以B(OH)4-摻入為主。Klochko等(2009)也利用11BNMR技術(shù)研究了現(xiàn)代生物成因的方解石(有孔蟲(chóng))和文石(珊瑚),發(fā)現(xiàn)三次配位和四次配位的硼在這些樣品中的豐度竟然很相似(分別為36%~46%和54%~64%),但他們認(rèn)為這可能是礦化過(guò)程中表面過(guò)程重建的結(jié)果。筆者認(rèn)為,上述研究已充分表明碳酸鈣的沉積過(guò)程中確實(shí)存在B(OH)3的摻入,而礦化過(guò)程的表面過(guò)程重建,可能只影響了三次配位和四次配位硼在固相中的相對(duì)豐度。因此,在利用海洋生物碳酸鹽硼同位素重建古海水pH值時(shí),應(yīng)用B(OH)4-和B(OH)3之間理論上的硼同位素分餾系數(shù)(α4-3)是不合適的,有必要建立一種經(jīng)驗(yàn)方程(肖應(yīng)凱等,2008)。(3)在鹽湖鹵水和海水的蒸發(fā)實(shí)驗(yàn)中觀察到的硼同位素分餾現(xiàn)象存在差異。Liu等(2000)的鹽湖鹵水蒸發(fā)表明,在石鹽析出過(guò)程中,硼主要存在于石鹽流質(zhì)包體中,硼同位素分餾很小;而Vengosh等(1992)的海水蒸發(fā)結(jié)果卻顯示,石鹽析出階段硼同位素的分餾很大。兩者的結(jié)論似乎非常矛盾,但筆者認(rèn)為,前者的鹽溶液模擬蒸發(fā)實(shí)驗(yàn)與后者的鹽湖鹵水蒸發(fā)工作都揭示了NaCl結(jié)晶過(guò)程中硼同位素的地球化學(xué)特征和分餾規(guī)律;而后者“分餾很大”的實(shí)驗(yàn)現(xiàn)象,則是針對(duì)海水蒸發(fā)至石鹽沉淀析出這一天然過(guò)程,并非意指NaCl單一鹽礦物析出的理想過(guò)程。因此,Vengosh海水蒸發(fā)實(shí)驗(yàn)很難在Liu等(2000)的純NaCl析出實(shí)驗(yàn)中再現(xiàn)。另外,根據(jù)溶解度的差異,海水蒸發(fā)將按照碳酸鹽→硫酸鹽→氯化物的順序,依次析出鹽沉淀,但是各析鹽階段之間也并非截然分開(kāi)。值得注意的是,Vengosh的試驗(yàn)在石鹽析出階段,同時(shí)對(duì)應(yīng)析出了相當(dāng)量的石膏;與之實(shí)驗(yàn)結(jié)果相似,在Liu的實(shí)驗(yàn)中,較大硼同位素分餾對(duì)應(yīng)的石鹽固體都有含量不等的CaSO4同時(shí)析出。因此,筆者認(rèn)為Vengosh實(shí)驗(yàn)中,石鹽析出階段鹵水發(fā)生較大的分餾,很可能與CaSO4沉淀析出有關(guān),該過(guò)程中有相當(dāng)量的10B進(jìn)入CaSO4礦物晶格,引起母液鹵水δ11B值升高。此外,Liu的實(shí)驗(yàn)工作表明,石鹽中的硼同位素特征與其析出母液鹵水的δ11B值相一致。Paris等(2010)利用該成果測(cè)定顯生宙以來(lái)石鹽樣品的硼同位素,研究了對(duì)應(yīng)時(shí)期海水硼同位素變化。上述研究工作應(yīng)在鹽湖體系中進(jìn)一步開(kāi)展。(4)盡管海相生物碳酸鹽的δ11B值嘗試作為海水pH值的指示劑,但該工作不適合在鹽湖生物碳酸鹽(如介形蟲(chóng))中開(kāi)展類似研究。除上述關(guān)于α4-3值與硼摻入碳酸鹽形式等尚存爭(zhēng)議外,還主要有如下幾方面原因:(1)應(yīng)用δ11B-pH技術(shù)的依據(jù)之一,即海水硼主要以B(OH)3和B(OH)4-兩種形式存在,且其相對(duì)含量受海水的pH值控制(肖應(yīng)凱等,2006)。然而,在鹽湖鹵水環(huán)境下,特別是對(duì)于富硼鹽湖,硼的賦存形式要復(fù)雜得多。已有的研究表明,水溶液中硼含量大于0.025mol/L,pH值在6~11之間,會(huì)出現(xiàn)具有可溶性的多硼酸鹽,如B3O3(OH)4-、B4O5(OH)42-和B5O6(OH)4-等(Carranoetal.,2009)。以柴達(dá)木盆地鹽湖為例,不考慮鹽湖鹵水密度分層(一般下部元素含量更高)等因素,許多富硼鹽湖湖表鹵水的硼含量已滿足多硼酸鹽的存在條件(肖應(yīng)凱等,1999)。因此,只有貧硼鹽湖可以滿足上述δ11B-pH技術(shù)應(yīng)用的前提。(2)應(yīng)用δ11B-pH技術(shù)的另一依據(jù),即海洋中的硼不僅停留時(shí)間很長(zhǎng)(至少10Ma),而且具有均一的δ11B值(Spivacketal.,1987a;肖應(yīng)凱等,2006;Lemarchandetal.,2000;Simonetal.,2006)。目前,對(duì)鹽湖中硼停留時(shí)間的研究還比較少,參考對(duì)美國(guó)莫諾鹽湖的研究,該鹽湖硼的停留時(shí)間約37ka(Tomascaketal.,2003)。但是,從中國(guó)大柴旦鹽湖硼同位素的研究來(lái)看,該湖鹵水δ11B值與地?zé)崴植枷鄬?duì)應(yīng),具有區(qū)域性變化的特點(diǎn)(Xiaoetal.,1992a)。由此可知,如果鹽湖不具有單一的主要硼物源,如西藏當(dāng)雄錯(cuò)(Lüetal.,2013),那么,鹽湖鹵水則不同于海水,不具有均一的硼同位素組成。從對(duì)青藏高原鹽湖的研究來(lái)看,在鹽湖演化過(guò)程中始終具有單一主要硼物源的情況應(yīng)比較少(于松等,1981;吳俐俐等,1984;張彭熹等,1999)。同樣,如當(dāng)雄錯(cuò)均一的硼同位素組成也僅是得益于其演化后期來(lái)自碳酸鹽黏土的補(bǔ)給(Lüetal.,2013)。1.2青海湖及其周邊地化鹽礦、沉積物和非湖質(zhì)區(qū)的硼同位素特征鹽湖體系硼同位素地球化學(xué)特征的研究最早始于20世紀(jì)60年代(McMullenetal.,1961)。但受硼同位素分析技術(shù)發(fā)展滯后的影響,直到20紀(jì)90年代,其在鹽湖領(lǐng)域的應(yīng)用成果才大量涌現(xiàn)。其中,Vengosh等(1991a)應(yīng)用硼同位素對(duì)澳大利亞現(xiàn)代鹽湖水及沉積物和周邊地下水等開(kāi)展研究,發(fā)現(xiàn)澳大利亞鹽湖及內(nèi)陸地表水的鹽分主要來(lái)自海水中的海鹽循環(huán),而不是當(dāng)?shù)貛r石的風(fēng)化。以硼同位素為示蹤劑,還證實(shí)了死海鹵水是經(jīng)過(guò)蒸發(fā)、鹽沉積和黏土礦物相互作用后的海水來(lái)源,并且進(jìn)一步闡明了死海與其周邊冷/熱泉水之間的演化關(guān)系(Vengoshetal.,1991b)。Vengosh等(1995)對(duì)中國(guó)柴達(dá)木盆地淡水和鹵水的硼同位素研究發(fā)現(xiàn),盡管察爾汗鹽湖表現(xiàn)出類似海相的鹵水特征(Mg-Cl型,Na/Cl<<1)和礦物組合類型(巖鹽-鉀鹽-光鹵石-水氯鎂石),但其硼同位素特征(δ11B=12.5‰)與同樣經(jīng)歷強(qiáng)烈蒸發(fā)作用的海相鹽湖———死海(δ11B為56‰)截然不同(Δ≈40‰),明顯低于海水的δ11B值(+39.5‰),這表明該區(qū)各鹽湖水和地表水均為非海相成因。與上述國(guó)外同行的工作相比,中國(guó)學(xué)者在鹽湖硼同位素方面的研究起步較早,并主要集中在青藏高原鹽湖區(qū),其中,以柴達(dá)木盆地鹽湖的研究程度最高(Xiao,1984;Xiaoetal.,1984;1992a;Liuetal.,2000;孫大鵬等,1988;李俊周等,1996;劉衛(wèi)國(guó)等,1999)。從鹽湖鹵水的硼同位素特征來(lái)看,中國(guó)鹽湖整體上屬于陸相成因(祁海平等,1993),這一結(jié)論與鹽湖硼酸鹽礦物的硼同位素特征相一致(王慶忠等,2001)。柴達(dá)木盆地發(fā)育鹽湖近30個(gè),鹽湖水及其沉積物中普遍含有硼。肖應(yīng)凱等(1981;1982)和Xiao(1984)最早開(kāi)展了該區(qū)鹽湖硼同位素研究。目前,學(xué)者們認(rèn)為柴達(dá)木盆地鹽湖水的平均δ11B值為9.6‰,為陸相成因;結(jié)合硼同位素的分餾規(guī)律和控制因素,認(rèn)為該區(qū)鹽湖硼同位素的特征主要受蒸發(fā)作用控制,同時(shí),也與硼物源和鹽類沉積的溶蝕以及鈣元素含量有關(guān)。另外,鹽湖沉積物的δ11B值介于-25.1‰~1.0‰,均低于相應(yīng)的鹵水,表明與海水環(huán)境相似,鹵水與沉積物之間的硼同位素分餾確實(shí)存在(Sunetal.,1989;Xiaoetal.,1992a;孫大鵬等,1993;李俊周等,1996;肖應(yīng)凱等,1999)。針對(duì)鹽湖鹵水與沉積物之間的硼同位素分餾問(wèn)題,Xiao等(2001b)研究認(rèn)為,鹽湖鹵水與沉積物之間的硼同位素分餾與海水和海相沉積物相似,并且在鹵水pH值不太高(如小于8.5)的情況下,隨著鹵水pH值的升高,硼的分配系數(shù)逐漸增大,而分餾系數(shù)逐漸減小。基于對(duì)柴達(dá)木盆地28個(gè)主要鹽湖和14條主要河流的硼同位素分析,肖應(yīng)凱等(1999)認(rèn)為,盆地內(nèi)鹽湖的δ11B值具有區(qū)域性特征,分為西部和西北部(δ11B值最高)、中部和南部(最低)以及東部和東北部(居中),并分別對(duì)各區(qū)域鹽湖硼同位素特征的形成和控制因素進(jìn)行了較詳盡的分析。劉衛(wèi)國(guó)等(1999)通過(guò)對(duì)柴達(dá)木盆地多個(gè)鹽湖鹵水的水化學(xué)成分和硼同位素組成研究,認(rèn)為在鹽湖鹵水受外來(lái)補(bǔ)給和蒸發(fā)等因素作用過(guò)程中,硼同位素可以反映鹵水的來(lái)源;由于鹵水蒸發(fā)過(guò)程中黏土礦物的吸附作用不明顯,主要是鹽類礦物的析出過(guò)程,而NaCl、KCl、MgCl的析出對(duì)硼同位素并未產(chǎn)生明顯影響;鹵水中硼同位素組成的變化可能與補(bǔ)給水的Ca含量變化有關(guān),高Ca補(bǔ)給水使得鹽湖鹵水不斷析出碳酸鈣,造成鹵水中11B相對(duì)富集,δ11B值升高。另外,隨著硼同位素分析技術(shù)的發(fā)展,針對(duì)該區(qū)單個(gè)鹽湖體系硼同位素的示蹤研究也在不斷深入。與Xiao等(1992a)對(duì)大柴旦鹽湖的研究工作相比,Wei等(2014)采用水溶-弱酸溶-強(qiáng)酸溶的分相溶樣處理方法,對(duì)東臺(tái)吉乃爾鹽湖沉積物中蒸發(fā)巖相、碳酸鹽相和硅酸鹽黏土相分別進(jìn)行了硼同位素分析。除了進(jìn)一步證明其硼礦物源來(lái)自那陵格勒河的供給以外,還認(rèn)為蒸發(fā)巖結(jié)晶過(guò)程中硼發(fā)生了共沉淀作用,并且使固相中逐漸富集11B;硼進(jìn)入碳酸鹽相受到鹵水pH值的控制,隨著pH值升高,碳酸鹽的δ11B值增大;但與前兩者不同,硅酸鹽黏土相的硼同位素變化反映了湖盆體系內(nèi)硅酸巖的風(fēng)化情況,即風(fēng)化強(qiáng)度越大,湖相沉積物中細(xì)粒黏土礦物沉積越多,10B越富集,δ11B值越小。筆者認(rèn)為,分相溶樣法還有待進(jìn)一步探討,如弱酸溶解中可能還有相當(dāng)含量的石膏和硼酸鹽,這可能也是該工作中對(duì)應(yīng)的表征分餾系數(shù)與碳酸鹽-溶液之間分餾系數(shù)不一致,而與鈣-鎂硼酸鹽-溶液之間的分餾系數(shù)相一致的原因。盡管如此,上述的研究工作無(wú)疑是繼Xiao等(1992a)工作之后,硼同位素鹽湖地球化學(xué)研究的又一成功案例,不僅從硼同位素地球化學(xué)角度進(jìn)一步驗(yàn)證了東臺(tái)吉乃爾鹽湖硼的供給來(lái)源,而且加深了對(duì)鹽湖鹽結(jié)晶過(guò)程中硼同位素地球化學(xué)規(guī)律的認(rèn)識(shí);此外,其在硅酸鹽黏土方面的研究也為湖盆體系內(nèi)化學(xué)風(fēng)化過(guò)程的研究提供了新的研究角度,具有借鑒意義。位于青藏高原腹地的西藏鹽湖與柴達(dá)木盆地鹽湖不同,其硼同位素的研究程度相對(duì)較低(鄭綿平等,1989;祁海平等,1993;王慶忠等,2001;呂苑苑,2008)。早期對(duì)西藏鹽湖硼元素的物源示蹤,多依賴于源區(qū)基巖和補(bǔ)給水系的硼含量數(shù)據(jù),以及對(duì)巖石溶濾試驗(yàn)結(jié)果等進(jìn)行分析(鄭喜玉等,1981;1983;鄭喜玉,1988;陳克造等,1981;于松等,1981;鄭綿平等,1983;1989;吳俐俐等,1984;張彭熹等,1999)。隨著硼同位素分析技術(shù)的發(fā)展,雖然西藏鹽湖硼同位素?cái)?shù)據(jù)日益豐富,但這些數(shù)據(jù)普遍比較零散且缺乏系統(tǒng)性,對(duì)西藏鹽湖硼元素物質(zhì)來(lái)源的認(rèn)識(shí)較籠統(tǒng),對(duì)于硼元素進(jìn)入鹽湖體系后的遷移和富集過(guò)程認(rèn)識(shí)仍較粗糙(鄭綿平等,1989;祁海平等,1993;王慶忠等,2001)。最近,本研究組對(duì)西藏富硼鹽湖———當(dāng)雄錯(cuò)進(jìn)行了硼同位素地球化學(xué)過(guò)程的系統(tǒng)研究,這也是在西藏鹽湖開(kāi)展硼同位素深入研究的較好例證。通過(guò)對(duì)當(dāng)雄錯(cuò)鹵水、湖區(qū)流域水系、第四紀(jì)沉積物以及基巖的硼同位素分析,發(fā)現(xiàn)現(xiàn)今當(dāng)雄錯(cuò)鹵水中硼元素的主要物源只有一個(gè),即該湖周緣早期沉積的湖相碳酸鹽黏土。雖然,早期硼含量研究認(rèn)為當(dāng)雄錯(cuò)中的硼很可能來(lái)自周緣地?zé)崴?但硼同位素表明現(xiàn)今當(dāng)雄錯(cuò)鹵水的富硼過(guò)程,首先是經(jīng)過(guò)湖相碳酸鹽黏土的吸附和共沉淀等富硼過(guò)程,隨著湖水退縮,碳酸鹽黏土不斷出露地表,在地表風(fēng)化作用下經(jīng)過(guò)二次搬運(yùn),將碳酸鹽黏土沖刷至低洼的湖水中才得以富集成礦(Lüetal.,2013)。該研究進(jìn)一步豐富了對(duì)西藏鹽湖富硼規(guī)律的認(rèn)識(shí)。另外,已有研究表明,由于西藏特殊的構(gòu)造地質(zhì)特征和地球化學(xué)背景,使得其熱水中富含多種微量元素(包括硼),地?zé)崴俏鞑馗慌瘥}湖的重要補(bǔ)給來(lái)源之一。Lü等(2014)對(duì)滇藏地?zé)釒?3個(gè)熱泉和地?zé)嵘a(chǎn)井水樣進(jìn)行的B含量和B同位素分析表明,地?zé)釒?nèi)的熱水均屬陸相成因,其中,西藏?zé)崴呐鹬饕獊?lái)源于海相碳酸鹽和富硼硅酸巖。這一研究為西藏地?zé)崴c鄰近鹽湖演化關(guān)系的研究提供了可靠的基礎(chǔ)背景資料。綜上所述,在現(xiàn)代鹽湖體系的形成和演化方面,硼同位素地球化學(xué)不僅對(duì)示蹤海-陸相來(lái)源具有獨(dú)特優(yōu)勢(shì),而且對(duì)研究鹽湖與周邊補(bǔ)給水系(如地?zé)崴⒑铀?的演化關(guān)系以及鹽湖演化過(guò)程中硼的遷移、富集規(guī)律等方面具有很好的指示意義。另外,鹽湖沉積物的硼同位素特征變化,為湖盆體系內(nèi)化學(xué)演化過(guò)程的研究提供了新的視角。2李氏家族2.1地表細(xì)粒巖堿土中zp的富集和穩(wěn)定同位素鋰是一種堿金屬元素。在礦物晶體結(jié)構(gòu)中,Li+在一定程度上可以通過(guò)類質(zhì)同象方式取代Mg2+和Fe2+(Vine,1975;Stoffyn-Eglyetal.,1984)。而堿性離子的交換反應(yīng)會(huì)將鋰帶入溶液中(Hem,1959)。此外,由于鋰鹽一般易溶于水,因此,很難形成鋰鹽沉淀。海水蒸發(fā)過(guò)程中,鋰趨向于滯留在殘余的鹵水中,而不會(huì)濃縮于海相石鹽中(Vine,1975)。在化學(xué)風(fēng)化過(guò)程中,鋰會(huì)以Li+的形式從礦物巖石中淋濾出來(lái)進(jìn)入水溶液中,進(jìn)而隨地表水被搬運(yùn)至海洋,然后在那里富集于細(xì)粒的海相黏土沉積物中(Vine,1975)。鋰有2種穩(wěn)定同位素,6Li(7.5%)和7Li(92.5%),由于它們的質(zhì)量差相對(duì)較大(約15%),導(dǎo)致其有較大的同位素分餾。已有的研究表明,6Li優(yōu)先進(jìn)入固相,而7Li更容易進(jìn)入液相(Chanetal.,1988;肖應(yīng)凱等,1993;Tomascaketal.,2003;Tomascak,2004;Witherowetal.,2010;Godfreyetal.,2013)。在所有河流中,水溶液具有比懸浮物更高的δ7Li值(+5‰~30‰)(Huhetal.,1998;2001)。在湖泊與海洋環(huán)境中,6Li優(yōu)先進(jìn)入黏土沉積物中(Chanetal.,1988;肖應(yīng)凱等,1994b)。在硅酸巖風(fēng)化過(guò)程中,6Li會(huì)被優(yōu)先保留在次生礦物中(Pistineretal.,2003;Vigieretal.,2009)。在地表過(guò)程中,鋰同位素的分餾大于40‰(Pistineretal.,2003;Huhetal.,2004;Kisaküreketal.,2004;2005;Rudnicketal.,2004;Hathorneetal.,2006;PoggevonStrandmannetal.,2006;Vigieretal.,2009)。2.2大柴旦湖的鋰同位素與硼同位素相似,鹽湖鋰同位素地球化學(xué)研究同樣受到鋰同位素分析技術(shù)發(fā)展的制約。與鹽湖相關(guān)的鋰同位素研究始于20世紀(jì)30年代(Tayloretal.,1938),這可能也是最早的鋰同位素研究。隨后,偶見(jiàn)關(guān)于鋰蒸發(fā)巖(Li2NaPO4)和鹽湖鹵水鋰同位素?cái)?shù)據(jù)的報(bào)道(Cameron,1955;Svecetal.,1965)。但由于其旨在鋰同位素分析方法的研究和對(duì)比,數(shù)據(jù)匱乏且零散,遠(yuǎn)未達(dá)到鹽湖鋰同位素地球化學(xué)研究的程度。隨著20世紀(jì)80年代以來(lái)高精度鋰同位素分析方法的建立(Chan,1987;Xiaoetal.,1988;1989;肖應(yīng)凱等,1991;Youetal.,1996;Tomascaketal.,1999),鋰同位素進(jìn)入了地質(zhì)應(yīng)用階段。與國(guó)外相比,中國(guó)鹽湖鋰同位素的研究起步較早,研究成果豐富。肖應(yīng)凱等(1993)在對(duì)達(dá)布遜鹽湖東岸鉆井的晶間鹵水、達(dá)布遜湖水和周邊補(bǔ)給水域的鋰同位素研究中發(fā)現(xiàn),雖然鹵水鋰同位素的組成(平均δ7Li=30.5‰)與海水特征(約32‰)相近,但這并不表明其為海相成因,而是具有高δ7Li值的補(bǔ)給水在匯入鹽湖后與黏土沉積物發(fā)生鋰同位素分餾的結(jié)果。與達(dá)布遜情況不同,大柴旦鹽湖鹵水平均δ7Li值為21.7‰,明顯低于海水,表明大柴旦鹽湖中鋰的非海相成因(肖應(yīng)凱等,1994b)。這一結(jié)論與硼同位素?cái)?shù)據(jù)結(jié)果相一致(Xiaoetal.,1992a)。另外,由于黏土礦物的吸附以及鋰、鎂離子間的類質(zhì)同像替代,大柴旦湖鹵水與沉積物間的鋰同位素分餾系數(shù)為1.009(肖應(yīng)凱等,1994b)。此外,早期的研究表明青藏高原大部分鹽湖同時(shí)富集硼和鋰(鄭綿平等,1983;鄭喜玉等,1983;張彭熹,1987),說(shuō)明兩者可能具有相同的物質(zhì)來(lái)源并經(jīng)歷著相似的地球化學(xué)過(guò)程(肖應(yīng)凱等,1994b)。其中,Tan等(2012)對(duì)一里坪-達(dá)布遜一線富硼鋰鹽湖的物源研究也證實(shí)了該觀點(diǎn)。肖應(yīng)凱及其團(tuán)隊(duì)對(duì)大柴旦鹽湖體系分別進(jìn)行了硼、鋰同位素示蹤研究,發(fā)現(xiàn)大柴旦補(bǔ)給水的硼、鋰同位素組成具有相似的變化趨勢(shì),表明它們具有同一來(lái)源;并且由于10B和6Li優(yōu)先富集于固相,鹵水中的硼和鋰均發(fā)生了貧化。然而硼、鋰同位素?cái)?shù)據(jù)表明,大柴旦鹽湖鹵水的硼主要來(lái)源于周緣深部地下水(如熱泉),而鋰則來(lái)自于各種水源水(包括河水);而且與呈明顯區(qū)域性變化的硼同位素不同,大柴旦湖表鹵水、溶洞鹵水和晶間鹵水的鋰同位素組成沒(méi)有明顯差別(Xiaoetal.,1992a;肖應(yīng)凱等,1994b)。鋰同位素均一分布的特點(diǎn)在美國(guó)莫諾鹽湖(MonoLake)中也可以看到(Tomascaketal.,2003)。肖應(yīng)凱等(1994b)認(rèn)為,這是由于大柴旦鹽湖中的鋰具有較長(zhǎng)停留時(shí)間,進(jìn)而能被充分混合的緣故。然而對(duì)美國(guó)莫諾鹽湖的研究發(fā)現(xiàn),鋰在該鹽湖中的停留時(shí)間(28ka)比硼(約37ka)更短,表明元素停留的時(shí)間不能解釋硼、鋰同位素在大柴旦鹽湖中的分布差異。Tomascak等(2003)對(duì)熱泉和大蘇打湖的鹽殼以及莫諾鹽湖碳酸鈣的鋰同位素分析發(fā)現(xiàn),在鹽結(jié)晶和碳酸鈣沉淀過(guò)程中,鋰同位素的分餾很小(Δ=~2‰)。然而與之相對(duì),上述過(guò)程卻會(huì)引起相當(dāng)?shù)呐鹜凰胤逐s(Hemmingetal.,1992;Liuetal.,2000;肖應(yīng)凱等,2008)。此外,與在自然環(huán)境下很難形成鋰鹽沉淀不同,大柴旦鹽湖析出大量硼礦物,而硼礦物析出也會(huì)引起相當(dāng)?shù)呐鹜凰胤逐s(Swihartetal.,1986;Oietal.,1989;Xiaoetal.,1992a)。因此,筆者認(rèn)為盡管硼和鋰同位素具有一些相似的分餾行為,如湖水中10B和6Li在沉積物中富集,而在溫泉水中則富集于溶液等,但在鹽湖演化過(guò)程中,二者經(jīng)歷的地球化學(xué)過(guò)程卻不盡相同,即引起硼同位素分餾的地球化學(xué)過(guò)程更多,也更復(fù)雜。值得注意的是,以色列死海的鋰同位素組成(δ6Li=-33.3‰)與海水(δ6Li=-32.3‰)相近似(Chanetal.,1988),而與之相對(duì),其硼同位素的組成(δ11B=55.7~57.4‰)卻遠(yuǎn)高于海水(39.5‰)(Spivacketal.,1987a)。Vengosh等(1991b)認(rèn)為,這是因?yàn)楸M管最初海相鋰?yán)鄯e并富集于殘余鹵水中,但并未發(fā)生明顯的鋰同位素交換;與鋰相比,死海中的硼則表現(xiàn)出非保守元素的地球化學(xué)特征。結(jié)合上述對(duì)大柴旦鹽湖硼、鋰同位素的研究工作,可以看出,盡管硼、鋰同位素的地球化學(xué)行為相似,但由于兩者在鹽湖演化過(guò)程中經(jīng)歷的地球化學(xué)過(guò)程存在相當(dāng)?shù)牟町?使得它們攜帶的歷史地球化學(xué)信息也不同。前者受后期地質(zhì)作用(如吸附和共沉淀)的影響分餾較大,對(duì)歷史地球化學(xué)信息的改造也較大;而后者由于其地球化學(xué)過(guò)程相對(duì)簡(jiǎn)單,故而其原始地球化學(xué)信息的保留會(huì)更多。筆者認(rèn)為,鹽湖體系內(nèi)應(yīng)進(jìn)一步深入開(kāi)展硼、鋰同位素地球化學(xué)的對(duì)比研究工作,以期為鹽湖硼、鋰物源示蹤和鹽湖演化過(guò)程研究奠定堅(jiān)實(shí)的基礎(chǔ)。國(guó)外鹽湖鋰同位素研究的成果主要集中在最近十年。除前述提到的美國(guó)莫諾鹽湖(MonoLake)外,Witherow等(2010)利用鋰同位素示蹤了南極洲麥克默多干谷(McMurdoDryValleys)內(nèi)幾個(gè)尾閭湖(鹽湖至淡水湖)的鋰物質(zhì)來(lái)源,對(duì)水化學(xué)研究中曾經(jīng)有許多爭(zhēng)議的問(wèn)題給予了明確解答。此外,Godfrey等(2013)對(duì)安第斯高原上HombreMuerto鹽沼的鋰同位素研究發(fā)現(xiàn),其鋰主要來(lái)源于鄰近的地?zé)崴突鹕匠练e區(qū)的富鋰水;鋰同位素?cái)?shù)據(jù)表明,高海拔的干旱氣候條件使得地?zé)崛南♂尯宛ね恋V物的形成都非常有限,進(jìn)而促進(jìn)了該區(qū)鹽沼鋰的快速富集;而且在干旱的氣候條件下,其鹵水的Li/Na比值較高,δ7Li值較低,而在雨水充沛的氣候下則相反。Godfrey等(2013)提出了一種高海拔干旱區(qū)鋰元素的富集模式,并將鋰同位素及其水化學(xué)指標(biāo)與氣候變化之間建立聯(lián)系,這有可能為鹽湖古氣候研究提供一個(gè)新的代用指標(biāo)。3歐洲同治3.1對(duì)水體流徑、溶解物來(lái)源及化學(xué)風(fēng)化的研究鍶有4個(gè)穩(wěn)定同位素(84Sr、86Sr、87Sr和88Sr),其中,87Sr來(lái)自87Rb的β衰變。Rb的化學(xué)性質(zhì)與K相似,可以替代礦物晶格里的K;而Sr2+與Ca2+具有相似的離子半徑(分別為1.18ue6a6和1.00ue6a6,1ue6a6=10-10m)和相同的電價(jià),鍶能夠替換礦物晶格中的鈣。因此,鍶經(jīng)常賦存于含鈣和含鉀的礦物中,并且富Ca礦物相對(duì)富K礦物具有更低的87Sr/86Sr比值。此外,不同水體的鍶同位素特征主要受控于流經(jīng)圍巖的87Sr/86Sr比值,這也是鍶同位素化學(xué)風(fēng)化研究的基本前提假設(shè)。通過(guò)測(cè)定水體的鍶同位素比值,可以開(kāi)展水體流徑、溶解物來(lái)源、混合過(guò)程以及化學(xué)風(fēng)化等方面的研究(Palmeretal.,1992;Chandhurietal.,1993;Katzetal.,1996;Lentetal.,1997;Vengoshetal.,2007;Ettayfietal.,2012)。除此以外,在一般地球化學(xué)過(guò)程中(如蒸發(fā)沉淀、去氣和溫度變化等),鍶同位素都不會(huì)發(fā)生明顯分餾,因此,沉淀礦物的鍶同位素組成與其析出流體的87Sr/86Sr比值相一致(Banneretal.,1994)。3.2地質(zhì)意義與古鹽度鍶同位素在鹽湖學(xué)領(lǐng)域的研究最早可以追溯到20世紀(jì)60年代。Jones等(1967)利用鍶同位素證明南極洲萬(wàn)達(dá)湖(LakeVanda,咸水湖)的鹽來(lái)源于周緣基巖的化學(xué)風(fēng)化,而不是來(lái)自海洋或火山物質(zhì),解決了一直以來(lái)人們對(duì)該湖物源問(wèn)題的爭(zhēng)論。進(jìn)入80年代,鍶同位素在鹽湖領(lǐng)域的應(yīng)用越來(lái)越豐富(Jonesetal.,1983;Lyonsetal.,1995;Neumannetal.,1995;Prettietal.,2002)。其中,已有研究認(rèn)為,如果湖泊的主要補(bǔ)給水體具有不同的87Sr/86Sr比值,那么,湖水補(bǔ)給水源的變化將引起湖水鍶同位素特征的變化。另外,鍶在湖水中的停留時(shí)間比較短(約4年),而碳酸鹽等鹽沉淀過(guò)程不會(huì)引起鍶同位素分餾(Lentetal.,1997;Tomascaketal.,2003;Lietal.,2008)。因此,湖相碳酸鹽等鹽沉積的87Sr/86Sr比值可以很好地記錄地質(zhì)歷史時(shí)期湖水的鍶同位素變化(Lietal.,2008)。另外,由于封閉湖盆的水文平衡直接與氣候相關(guān),因此,將鍶同位素地層學(xué)與古鹽度(如介型殼體Sr/Ca比值)和古氣候指標(biāo)(如碳-氧同位素)相結(jié)合,可以更好地了解鹽湖水文演化過(guò)程以及氣候變化問(wèn)題(Lentetal.,1997;Hartetal.,2004;Bensonetal.,2008)。Stein等(1997)對(duì)利薩古湖(LakeLisan,死海的前身)湖相地層中文石和石膏的鍶同位素進(jìn)行研究,發(fā)現(xiàn)利薩古湖始于晚更新世海進(jìn)后的超鹽鹵水,主要離子比、湖盆大小與死海相似,位于死海盆地的最深部。起初氣候使得利薩古湖水位上升,進(jìn)而導(dǎo)致原鹵水與補(bǔ)給淡水之間形成密度分層。結(jié)晶于上層水的文石,其大部分的鍶來(lái)自約旦河水和地表徑流,只有不到1%的鍶來(lái)源于下層鹵水。上層水中的文石不斷析出,導(dǎo)致該水層中SO42-的不斷富集。隨后,氣候逐漸趨于干旱,湖水的密度分層結(jié)構(gòu)逐漸解體,湖水發(fā)生不同程度的混合,形成了大量石膏沉積。Sr/Ca比值和87Sr/86Sr比值也顯示石膏與文石不是在同一溶液中結(jié)晶析出的。Li等(2008)通過(guò)對(duì)湖相碳酸鹽的鍶同位素分析,探討了索爾頓湖及其前身———卡維拉古湖(LakeCahuilla)的主要補(bǔ)給來(lái)源。鍶同位素?cái)?shù)據(jù)表明,索爾頓湖的兩條主要補(bǔ)給河水(科羅拉多河和白水河)具有不同的鍶同位素特征,而索爾頓湖的補(bǔ)給水大部分來(lái)自科羅拉多河。通過(guò)分析卡維拉湖岸階地的碳酸鹽鍶同位素,發(fā)現(xiàn)至少在800~20500年之間,科羅拉多河仍是卡維拉湖的主要補(bǔ)給水源,而且在該時(shí)期科羅拉多河的地表徑流流域沒(méi)有變化。基于這一認(rèn)識(shí),結(jié)合氣候指標(biāo)(碳-氧同位素和Sr/Ca比值)又對(duì)科羅拉多河的流量和洪水歷史進(jìn)行了更深入的解析。與國(guó)外相比,盡管國(guó)內(nèi)也有鹽湖體系鍶同位素方面的相關(guān)研究(劉成林等,1999;金章東等,2002;Jinetal.,2010),但開(kāi)展的工作相對(duì)較少,還有待進(jìn)一步深入。除此以外,由于鍶同位素特殊的地球化學(xué)性質(zhì),使得其在重建古鹽度研究方面也具有一定的優(yōu)勢(shì)(Holmdenetal.,1997;Reinhardtetal.,1998;Perosetal.,2007)。鍶在海洋中的停留時(shí)間(2.5Ma)遠(yuǎn)長(zhǎng)于其混合的時(shí)間(約1.5ka),這使得全新世海水的鍶同位素組成在世界范圍內(nèi)保持相當(dāng)?shù)木恍?Hodelletal.,1990)。另一方面,淡水的87Sr/86Sr比值則取決于流經(jīng)圍巖的鍶同位素特征。由于海水-陸表水雙元體系(如濱海濕地)的鍶同位素組成取決于海水與淡水之間的混合程度,假定混合端員的鍶同位素和含量情況已知,那么基于鍶同位素?cái)?shù)據(jù)可以研究該水體的鹽度變化(Ingrametal.,1992)。然而,由于海水的鍶含量(約8×10-6)遠(yuǎn)大于一般的淡水(<1×10-6),若改變海水的鍶同位素組成需要大量淡水稀釋,因此,鍶同位素更適用于低鹽度體系的研究(如<20‰)(Reinhardtetal.,1998)。此外,在封閉的湖盆體系,由于鍶同位素不分餾,由蒸發(fā)量與降水量比變化引起的鹽度改變不能通過(guò)水體的鍶同位素變化來(lái)反映。因此,在研究相對(duì)封閉的體系時(shí),鍶同位素的研究還需要與碳-氧同位素相結(jié)合,才能更好地解釋水體鹽度變化情況(Reinhardtetal.,1998)。由于中國(guó)的鹽湖大多為內(nèi)陸鹽湖,而且資源型鹽湖的鹽度都較高,因此,鍶同位素不適用于國(guó)內(nèi)陸相鹽湖的古鹽度變化研究。盡管如此,筆者認(rèn)為與硼、鋰同位素這種新興的地球化學(xué)方法不同,鍶同位素分析方法相對(duì)成熟和簡(jiǎn)單(Pinetal.,1992),地球化學(xué)過(guò)程中鍶同位素的分餾較小,其地球化學(xué)理論發(fā)展較早,應(yīng)用研究也相對(duì)成熟和豐富。因此,非常有必要在中國(guó)鹽湖的基礎(chǔ)地質(zhì)研究和找礦應(yīng)用研究方面加強(qiáng)鍶同位素方法的使用。4氯祠4.1鹽礦中的氯同位素氯是海洋和鹽湖及相關(guān)體系的富集元素。在地球化學(xué)中,氯表現(xiàn)為不相容元素。鹽湖中的Cl-通過(guò)各種水體被帶入到鹽湖,干燥的氣候條件下,隨著水體的強(qiáng)烈蒸發(fā),Cl-不斷濃縮,最后以氯化物形式析出(肖應(yīng)凱等,2000)。許建新等(2008)認(rèn)為,氯同位素組成的變化是成鹽鹵水演化和鹽類礦床形成及演變的直接反映。氯有2個(gè)穩(wěn)定同位素,分別為35Cl和37Cl,兩者相對(duì)質(zhì)量差為5.7%。自然界氯同位素的變化范圍在7‰左右(劉衛(wèi)國(guó)等,1998a)。20世紀(jì)80年代,隨著氯同位素測(cè)定技術(shù)的改進(jìn)和發(fā)展,自然界氯同位素的分餾才被證實(shí),并且推動(dòng)了其地球化學(xué)應(yīng)用研究的不斷深入(Xiaoetal.,1992b;2007b;Longetal.,1993;Magenheimetal.,1994;Eggenkampetal.,1995;Stilleretal.,1998)。已有的研究表明,擴(kuò)散作用、離子滲透過(guò)程和對(duì)流混合等均可引起氯同位素的分餾(Campbell,1985;Desaulniersetal.1986;Phillipsetal.,1987;Lavastreetal.,2005)。但在鹽湖鹵水環(huán)境中,這些過(guò)程基本不存在。除了補(bǔ)給水對(duì)鹽湖鹵水氯同位素的組成會(huì)有一些影響外,氯化物鹽類的沉積是引起鹽湖鹵水氯同位素組成變化的主要因素(劉衛(wèi)國(guó)等,1996;1999)。在鹵水和NaCl飽和溶液的蒸發(fā)實(shí)驗(yàn)中,鹽類晶體析出的過(guò)程,氯同位素分餾系數(shù)由小于1逐漸變?yōu)榇笥?,即由反分餾變?yōu)檎逐s,鹵水δ37Cl值降低;而在快速蒸發(fā)過(guò)程中,則出現(xiàn)鹵水δ37Cl值升高的反分餾現(xiàn)象(肖應(yīng)凱等,1994a;Xiaoetal.,2000)。肖應(yīng)凱等(1994a;2000)研究認(rèn)為,氯同位素分餾主要受同位素化合物鍵能控制;分餾效應(yīng)發(fā)生在鹽類的再結(jié)晶過(guò)程中;鹽類的結(jié)晶、溶解和再結(jié)晶過(guò)程控制著整個(gè)氯同位素分餾的大小及方向。需要指出,Eggenkamp等(1995)的實(shí)驗(yàn)表明,在光鹵石和水氯鎂石析出時(shí),35Cl在固相中富集。但大量模擬蒸發(fā)實(shí)驗(yàn)和鹽田樣品分析表明,37Cl相對(duì)35Cl優(yōu)先進(jìn)入鹽類沉積物中;伴隨鹽類礦物的不斷析出,鹵水的δ37Cl值不斷降低,進(jìn)而使得晚期階段析出的巖鹽或鉀鹽比早期階段析出的更貧37Cl(Vengoshetal.,1989;肖應(yīng)凱等,1996;劉衛(wèi)國(guó)等,1996;Xiaoetal.,1997a;孫大鵬等,1998)。Luo等(2012;2014)對(duì)鹽湖鹵水和單礦物溶液的蒸發(fā)實(shí)驗(yàn)表明,在鹵水蒸發(fā)析鹽的各個(gè)階段中,固、液相δ37Cl值呈持續(xù)降低趨勢(shì),顯示δ37Cl值是一個(gè)反映鹵水演化階段的良好指標(biāo)。4.2鹽礦巖氯同位素的演化由于鹽類礦物析出受控于鹽湖鹵水的蒸發(fā),而鹽湖鹵水的蒸發(fā)又與當(dāng)時(shí)的氣候環(huán)境有關(guān),因此,鹽湖鹵水及其鹽類沉積的氯同位素組成在一定程度上可以指示氣候環(huán)境的變化。已有鹽湖鹽類礦物氯同位素的古氣候研究表明,鹽類沉積的氣候條件是其氯同位素組成變化的主要因素;在持續(xù)干旱和強(qiáng)烈蒸發(fā)的環(huán)境下,鹽類沉積的δ37Cl值呈現(xiàn)由古到新逐漸降低的趨勢(shì);而在溫暖潮濕(泛湖期)的環(huán)境下,冰雪融化、降雨及周邊補(bǔ)給水增加,具有較高δ37Cl值的淡水匯入湖水中,導(dǎo)致此后產(chǎn)生的鹽類沉積物具有較高的δ37Cl值;對(duì)于受到這種氣候交替變化影響的鹽湖,其鹽類沉積的δ37Cl值相應(yīng)地呈現(xiàn)出多次循環(huán)的特點(diǎn),而每一個(gè)循環(huán)都反映該地區(qū)鹽湖經(jīng)歷了一次較明顯的淡化期(劉衛(wèi)國(guó)等,1995;1998b;王慶忠等,1995)。鹽類沉積氯同位素的古氣候研究尚處于探索階段,還有待今后開(kāi)展更為深入細(xì)致的研究工作(肖應(yīng)凱等,2000)。如將鉆孔中鹽類沉積的氯同位素?cái)?shù)據(jù)與已有較成熟的氣候變化指標(biāo)(如碳、氧同位素)進(jìn)行對(duì)比分析,可以更好地