华北地区石炭纪煤的δ13C特征及其古地理意义Word下载.docx

1、林本海等，1992；安芷生，1994；Koch et al.,1992;张平中等，1998；王永吉等，2000），沉积有机质（吴敬禄等，1996；沈吉等，1996；张平中等，1995；张振克等，1998；林清等，2000；陈践发等，1992；王万春等，1999），树轮（刘文深等，1995）；另一类为无机来源，如石笋（张美良等，2000；覃嘉铭等，2000），冰芯（Darsqaard,1993）。通过对这些地质记录的碳同位素比值的研究，可以反演形成过程中环境因素的影响，进而推测当时古环境的变化。按光合作用过程中C的循环方式，可以将植物分为C3、C4和CAM三种类群。C3植物和C4植物光合作用内在

2、机理的差异，导致其C同位素分馏有很明显的差异。这种分馏作用，不仅与植物自身的性质有关，而且直接或间接地受到植物生长期所处环境状况的影响。因此，通过对地质记录的C同位素研究，可以推断出该时期植物长生状况，在一定程度上恢复当时的古环境特征。二、碳同位素分馏与光合作用C4循环的发现仅仅是上个世纪下半叶的事情（Hatch & Slach，1966），80年代人们又发现C3植物和C4植物由于光合作用机理差异而导致的13C值有明显的差异（Hattersley,1982）。植物生长的光合作用，实际是将CO2转变为碳氢化合物的过程。按照软硬酸碱理论，CH键强度弱于CO键，植物生长过程中易于富集12C，导致植物

3、的13C0，为较大的负值，又由于C3和C4植物在富集12C的强度上的差异导致了它们13C值的差异。C3植物的13C在-20到-32之间变化，平均约为-28; C4植物的13C则在-9到-17之间变化，平均约为-14（OLeary,1998; Ballentine et al.,1998）。大气中的CO2相对富集13C，而植物通过光合作用后有机质中相对富集12C。为了描述这一过程中C同位素的分馏现象，已建立了好几种模式。这些模式都注重这样一个事实：13C是源CO2中13C值和叶子生理过程的函数，这里我们只介绍Farquhar等（1989）建立的分馏模式。对C3植物: p=a-a-（b-a）Pi/

4、Pa； a-p= a +（b-a）Pi/Pa式中，p为C3植物全木（或纤维素）的碳同位素组成13C，a为大气CO2的碳同位素组成13C，为大气CO2与C3植物之间的碳同位素分馏值，a-p，a指13 CO2和12 CO2的不同扩散系数（a约为4.4）；b指溶解CO2发生羧化反应时的分馏素数（约为27）。Pi和Pa分别表示在光合作用过程中，叶子细胞内部和外部的面部压力或者浓度。在自然界，C以不同形态赋存于大气、大洋和大陆上。在C元素的流动过程和演化进程中，几乎每一步都伴随着C同位素的分馏（Koch，1992）,下图简略的表征了这一系列分馏过程产生的13C值的变化情况（Koch，1992）。研究表明

5、，C3植物包括了所有不顾气候的树木，几乎所有的灌木及草本、高纬度及高海拔等由冷季节支持的禾本科植物及苔草；C4植物包括许多灌木，温暖季节生长的禾本科及苔草，它们在强日光下的高温环境中长的健壮，而且在冷潮湿（如森林的覆盖区）、高纬及高海拔的冬季降水带能被C3植物代替（张平中等，1998）。这两种植物的13C值区间并不重合，因此，对植物C同位素值的研究，可以反演当时植物的生存环境。如果没有直接的确定植物13C值的样品，也可以用与植物相关的并在很大程度上受植物13C决定的其它地质记录作为分析对象，如古土壤黄土系列，古哺乳动物的牙齿，煤和沉积有机质等。图1 连接海洋、大气和大陆碳同位素分馏示意图（据K

6、och, 1992）设定海水碳酸盐与大气CO2的平衡分馏值在常温下为9，大气CO2与C3植物之间的分馏值为-19.5，植物与土壤碳酸盐的现代分馏值为15.但是，C4植物的起源至今仍是一个悬而未决的问题。研究成果中关于C4植物的起源的最早记录可推至晚中新世（Thomasson，1986）。至于更早的时期是否已出现了C4植物，还没有确定。三、样品及分析技术：太原西山煤田，是我国北方型石炭二叠纪含煤地层的典型剖面所在地，该地含煤地层的沉积环境和主要煤层的沉积条件，具有广泛的代表性。根据对该煤田的含煤地层、煤层所进行的多学科、多手段的综合研究，确定它是形成于滨岸三角洲滨海平原环境，而且是的三角洲为主体

7、的一套沉积体系（潘随贤等，1987）。露天采样，根据煤层出露特征（潘随贤等，1987），选取不同层位，间隔取样，共采样29个。所用仪器为英国产ISOPACHB型有机质制样仪，燃烧温度800，还原炉温400，充氧燃烧，用He气体作载气，用液氢冷阱收集纯化后的气CO2气体，由美国Fimligan-MAT252气体同位素质谱仪检测其13C值。仪器分析精度为：13C=0.1；18O=0.2有机碳的13C值用下式计算：13C=（13C/12C）sample/（13C/12C）PDB1）1000四、结果和讨论：煤系中的碳主要以有机碳（TOC）和无机碳（碳酸岩中的碳）的形式存在。由于生物合成过程优先利用12

8、C，因此有机碳一般富集12C，而无机碳（包括CO32-，HCO3-和CO2）则一般富集13C。沉积岩中的有机碳和无机碳的碳同位素组成记录了大气圈、生物圈和水圈中碳循环的结果，它们与地质时期生物的繁盛与衰落，气候的寒冷干燥与温暖潮湿交替及海平面升降密切相关。沉积岩中的有机碳主要为干酪根，干酪根是生物有机质经成岩作用形成的缩聚的酸不溶物。沉积有机质在埋藏和成岩过程中，碳同位素组成变化不明显。但在热降解生烃过程中，干酪根随温度升高而稍富集12C（变化2），因此未受变质作用改造的沉积岩中有机质的碳同位素组成基本反映了沉积时有机质的碳同位素组成（王万春等，1999）。表1 山西省太原西山煤田不同层位13

9、C分析数据组层位样品号13C（/PDB）平均值（/PDB）C3t6#6a-23.3-22.96b-23.56c-22.86d-22.36e-22.77#7a-22.57b-23.07c -22.87d-23.48#8a-23.68b8c8d9#9a-23.29b9c9d10#10a-24.7-23.910b10c-24.010d-23.811#11a11b11cC2b12#-14#a-24.1-24.3bc-24.4de-24.6（C3t为太原组，C2b为本溪组）腐殖型有机质从未成熟阶段（褐煤阶段）到高成熟阶段（无烟煤阶段），其碳同位素组成随成熟度的增加无明显的变化，也就是说泥炭在埋藏成煤过程

10、中主要是从泥炭到褐煤阶段明显地富集了重碳同位素（王万春等，1999）。煤系中的碳主要以有机碳（TOC）和无机碳（碳酸盐中的碳）的形式存在。2），因此未受变质改造的沉积岩中有机质的13C基本反映了沉积时有机质的碳同位素组成（王万春等，1999）。由表1显示的结果，从总体上看来，在C2b到C3t的过程中，13C有逐渐变正的趋势，表明气候的变化逐渐更加不利于C3植物的生长，华北地区大气的温度应逐渐升高。而在地质历史时期的石炭纪与二叠纪交界处有一次大的冰期记录（Crowley and North,1991），这说明华北地区当时的气温变化与全球气温的总体趋势（Frakes et al.,1992）并不一致（图3）。但这并不一定说明华北地区当时没有受到冰期的影响，因为冰期内的气温变化并非能够完全的反映到全球各地,也表明华北地区在当时全球演化过程中地质演化的独特性。造成这一现象的原因可能是构造活动导致华北板块向赤道漂移，因而由纬度变低造成的气温升高效应超过了由于冰期造成的气温降低效应。13C组成直方图（图2）显示煤的13C非常稳定，基本上在-22.524.7之间变化，平均约