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① 国家重点基础研究发展规划项目青藏高原项目和中科院“九五”重大项目资助收稿日期:1998202213文章编号:100020550(1999)022*******黄土高原红粘土与黄土古土壤粒度特征对比①———红粘土风成成因的新证据鹿化煜 安芷生(中国科学院黄土与第四纪地质国家重点实验室 西安 710054)摘 要 对黄土高原具有代表意义四个剖面的晚第三纪红粘土样品进行了粒度分析,并将结果与典型风成黄土古土壤样品的粒度特征进行详细对比,得到红粘土是风成成因的沉积学证据。
结果表明,黄土高原红粘土与其上覆第四纪古土壤形成环境相似,红粘土是在相对于黄土堆积搬运风动力变幅小的条件下沉积的,在沉积之后受到较强的风化成壤改造作用。
关键词 红粘土 粒度特征 成因 黄土高原第一作者简介 鹿化煜 男 1968年出生 博士 助理研究员 第四纪地质与颗粒分析中图分类号 P642.131 文献标识码 A1 引言最近的研究表明,中国黄土高原的红粘土堆积良好地记录的晚第三纪北方古气候变化〔1～4〕。
红粘土成因问题是古气候变化研究的基础,早在本世纪三十年代就开始了这方面的工作〔5〕,近来一些研究者通过野外观察和实验室初步分析得出红粘土风成成因的认识〔1～4,6～8〕,但还存在分歧〔9〕。
在这里,我们报导从黄土高原洛川、西峰、平凉和西安四个地区采得的红粘土样品的粒度分析结果,并通过与典型的风成黄土、古土壤和河流相沉积物样品粒度特征的详细对比,探讨红粘土的成因。
2 采样和测量采样点的位置见图1〔4〕。
其中在洛川取得红粘土样品12块(编号为1rc -2,1rc -2……)、黄土和古土壤样品12块(编号23909,23910……);在西峰取得红粘土样品12块(编号为RC -1509,RC -1519……)、黄土和古土壤样品12块(编号XF -710,XF -1320……),河流相堆积样品12块(编号为4522F ,4532F ……);在西安取得红粘土样品12块(编号为XA -1,XA -2……);在平凉取得红粘土样品12块(编号为PL -1521,PL1522……)。
全风化：岩石中除石英等耐蚀矿物外均风化成次生矿物，原岩结构形态仍保存，原矿物位置排列不变，并可具有微弱的联结力。
块体可用手捏碎，碎后呈松散土夹砂砾状或粘性土状，浸水易崩解。
岩体一般风化较均一，可含少量风化较轻的岩块，已具土的特性，可残存有原岩体中的结构面，并可影响岩体的稳定性。
扰动后强度降低，锹镐可挖，干钻可钻进。
标贯击数小于50击。
强风化：岩石的颜色一般变浅，常有暗褐色铁锰质渲染。
大部分矿物严重风化变质，失去光泽。
有的已变为粘土矿物。
原岩结构构造清晰，岩块可用手折断。
岩体风化程度常不均一，有风化强度不同的岩块夹杂其中，风化裂隙发育，可将岩体切割成2～20cm的块体，呈干砌块石状或球状，沿裂隙面风化严重，块球体核心风化轻微，具明显的不均一性。
原岩结构面对岩体稳定有明显影响，敲击或开挖常沿节理面破裂成岩块，镐、撬棍可挖，坚硬部分需爆破。
标贯击数大于50击。
软质岩石：全风化：少量石英等耐蚀矿物保持不变，其他矿物均风化变异，大量粘土矿物均残存，组织结构已基本破坏，但层理、片理仍可辨认，并有微弱的残余结构强度。
岩体呈泥土状，用手可捏碎，锹镐易挖掘，干钻可钻进。
标贯击数15～30击。
强风化：少量石英等耐蚀矿物保持不变，其他矿物大部分显著风化变异，含大量粘土矿物，组织结构已大部分破坏。
岩体风化裂隙发育，完整性极差，被切割成碎块，干时可用手折断或捏碎，浸水可软化崩解。
用镐、锹可挖掘，干钻可钻进。
标贯击数30～50击。
风化带主要地质特征全风化：全部变色光泽消失，岩石的组织结构完全破坏已崩解和分解成松散的土状或砂状有很大的体积变化但未移动仍残留有原始结构痕迹，除石英颗粒外其余矿物大部分风化蚀变为次生矿物锤击有松软感出现凹坑矿物手可捏碎用锹可以挖动。
强风化：大部分变色只有局部岩块保持原有颜色，岩石的组织结构大部分已破坏小部分岩石已分解或崩解成土大部分岩石呈不连续的骨架或心石风化裂隙发育有时含大量次生夹泥，除石英外长石云母和铁镁矿物已风化蚀变，锤击哑声岩石大部分变酥易碎用镐撬可以挖动坚硬部分需爆破。
2009年7月第16卷第4期断块油气田西峰油田长8储层的酸敏性评价田宇1郭庆2李燕1郭艳萍3李亚洲4（1.西安石油大学石油工程学院，陕西西安710065；2.陕西延长石油（集团）有限责任公司研究院，陕西西安710069；3.川庆钻探工程有限公司井下技术作业公司，甘肃庆阳45100；4.长庆油田分公司第二采油厂，甘肃庆阳745100）文章编号:1005-8907（2009）04-108-03摘要针对西峰低渗油藏在酸处理过程中存在井间差异的问题，从低渗砂岩储层的特殊地质特征出发，以西峰油田长8储层为例，首先选取不同矿物组成的岩样模拟酸化作业条件进行实验评价，并与已有常规酸化实验评价进行对比；其次对酸岩反应前后孔隙结构变化进行对比研究；最后对岩石酸敏性机理进行分析。
结果表明，不同黏土矿物的溶蚀率不同，较低渗透率的岩心酸敏损害程度一般较高；酸化后铁沉淀较为严重，应对其进行相应的预防。
因此一方面根据地质特征使用与之配伍的酸液配方，另一方面要具体考虑不同井层间的孔隙充填物成分，减小酸处理过程中的井间差异。
关键词酸敏；长8储层；黏土矿物；储层损害；储层保护中图分类号：TE258+.3文献标识码：AAcid sensitivity evaluation at Chang8reservoir in Xifeng OilfieldTian Yu1Guo Qing2Li Yan1Guo Yanping3Li Yazhou4(1.College of Petroleum Engineering,Xi′an Shiyou University,Xi′an710065,China;2.Institute of Shaanxi Yanchang Petroleum(Group)Co.Ltd.,Xi′an710069,China;3.Downhole Service Company of Sichuan-Changqing United Drilling&Exploration Engineering Company, CNPC,Qingyang745100,China;4.No.2Oil Production Plant,Changqing Oilfield Company,CNPC,Qingyang745100，China)This paper is aimed at the problem that there are differences between wells during acid treatment at Xifeng low permeability reservoir.From analysing particular geologic characteristic of low permeability sandstone reservoir,taking Chang8reservoir in Xifeng Oilfield as an example,firstly,selecting the rock sample with different mineral association,we simulate the acidating operation to evaluate the experiment and to compare with conventional test evaluation.Secondly,we comparatively study the changes in pore structure before and after acid reaction with the rock.And finally,the mechanism of acid sensitivity is analyzed.The results indicate that different clay mineral has different corrosive rate and cores with low permeability have high extent of damage after acid treatment.The problem of iron precipitation is serious after acidification,so measures must be taken to prevent the iron precipitation.Therefore,on the one hand,compatible acidizing fluid in accordance with geologic characteristic should be chosen and,on the other hand,composition of pore filling between layers in different wells should be specifically considered in order to reduce the difference between layers.Key words:acid sensitivity,Chang8reservoir,clay mineral,damage of reservoir,reservoir protection.由于致密砂岩储层具有孔隙度小、渗透率低、黏土矿物类型丰富、含量高和岩性致密等特殊的地质特征，导致储层难以经济高效开发［1］。
陇西第三纪红土磁学性质初步研究
郝青振; 郭正堂; 彭淑贞
【期刊名称】《《第四纪研究》》
【年(卷),期】2000(020)005
【摘要】在六盘山以西广泛分布着一套第三纪红色土状沉积，对这套沉积的成因
及性质还没有系统的研究。
本文对陇西红土磁学性质的研究发现，该地红土的剩磁载体由主到次依次为磁铁矿、磁赤铁矿和赤铁矿，赤铁矿对剩磁有比较显著的贡献；特征剩磁载体主要是磁铁矿，一些古土壤中的赤铁矿也携带了部分特征剩磁，磁赤铁矿的存在不影响特征剩磁的稳定性。
与六盘山以东宝鸡红土最显著的差异是陇西红土中的赤铁矿对磁学性质有明显的影响。
与第四纪黄土－古土壤序列的热磁学性质的差异在于陇西红土在高温下仅产生少量或不产生强磁性矿物。
这可能暗示着红土中含铁硅酸盐和粘土等矿物（可能在高温下产生磁铁矿）处于与黄土－古土壤的相应矿物不同的演化阶段。
【总页数】10页(P447-456)
【作者】郝青振; 郭正堂; 彭淑贞
【作者单位】中国科学院地质与地球物理研究所，北京100029
【正文语种】中文
【中图分类】P9
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第51卷第15期 2006年8月论文甘肃西峰黄土-古土壤剖面的碳酸盐与有机碳的碳同位素差值(∆δ 13C)的变化及其古环境意义宁有丰①②刘卫国①③*安芷生①(①中国科学院地球环境研究所黄土与第四纪地质国家重点实验室, 西安 710075; ②西安理工大学水利水电学学院, 西安 710048;③西安交通大学能源与动力工程学院, 西安 710049. *联系人, E-mail: liuwg@)摘要选取位于黄土高原中部的甘肃西峰剖面作为研究对象, 分析了该剖面末次间冰期以来土壤有机碳和全岩碳酸盐的碳同位素组成变化. 该剖面的土壤有机碳同位素组成(δ 13C SOM)变化范围为−23.8‰~ −20.2‰, 间冰期偏高, 冰期偏低. 全岩碳酸盐的碳同位素组成(δ 13C TC)变化范围为−8.5‰~−3.6‰, 但总体显示出与δ 13C SOM值相反的变化趋势, 即δ 13C TC值在冰期偏高, 而在间冰期偏低. 土壤无机碳酸盐碳同位素与有机碳同位素的差值(∆δ 13C)的变化范围为14.1‰~19.4‰, ∆δ 13C值的大小反映了源区原生碳酸盐物质在全岩碳酸盐中所占相对比例的多少. 据此, 计算了西峰剖面源区碳酸盐的贡献: 在黄土沉积阶段, ∆δ 13C值较大, 源区碳酸盐与次生碳酸盐的相对比例最高可达6:4; 而在古土壤(弱古土壤)阶段, ∆δ 13C值较小, 原生碳酸盐物质的相对比例低. 同时, 由于风尘颗粒包含了原生碳酸盐物质, 研究认为黄土沉积中的∆δ 13C值变化指示了粉尘对黄土高原的贡献程度.关键词黄土-古土壤有机碳碳酸盐碳同位素末次冰期-间冰期黄土高原地区的黄土-古土壤沉积序列保存和记录了丰富的古气候和古环境信息[1~3]. 由于C3和C4植物的碳同位素组成有明显的不同[4](C3植物的δ 13C 值的变化范围为−32‰~−20‰, 平均值为−27‰; C4植物的δ 13C值变化范围为−15‰~−9‰, 平均值为−13‰), 人们通过研究黄土-古土壤沉积中的土壤碳同位素组成, 来反演古植被的变化和相应的古气候、古环境变化. 但是人们发现, 在黄土沉积中, 土壤有机碳同位素和无机碳同位素反映的古植被和古环境状况有很大差别, 有的甚至恰恰相反[5~15]. 黄土高原地区的土壤有机碳同位素研究结果表明, 在古土壤发育阶段C4植物相对比例增加; 而在黄土沉积阶段, C3植物占有明显优势[8]. 但土壤碳酸盐的无机碳同位素研究却显示, 在间冰期, C3植物的相对比例增加; 而在冰期, C3植物的相对比例则下降[10].关于土壤碳酸盐和有机质的碳同位素组成的差异, 前人已做过相关的研究工作[16~18]. Cerling等[16,17]曾对现代土壤样品的碳同位素组成进行过非常好的研究, 研究结果表明在通常条件下, 土壤碳酸盐的δ 13C值要比土壤有机质的δ 13C值偏正13.5‰~16.5‰左右. Wang等[18]研究了西安刘家坡黄土-古土壤剖面的碳同位素组成, 获得的∆δ 13C值在9.4‰~ 17.4‰之间变化. 文献[18]作者认为, 土壤有机质碳同位素反映的是长期平衡的平均生物状况, 而土壤碳酸盐碳同位素反映的只是植物生长季节的生物状况, 二者的碳来源不同, 而且形成时期的温度也不同, δ 13C SC 与δ 13C SOM之间的差异主要受控于不同季节的差异程度. 在该黄土-古土壤剖面中, ∆δ 13C值的变化主要反映了黄土高原地区不同季节的季风强弱和季风控制状况. 以前的研究[16~18]都集中在成土碳酸盐的碳同位素组成上, 成土碳酸盐的土壤CO2主要来自于生物地球化学过程. 至今, 黄土沉积中的碳酸盐和有机质的碳同位素差值的地质学意义仍然不清楚.植物经过腐烂, 被分解为土壤有机质, 形成黏土-腐殖质胶结体, 并保存起来. 假设源区风尘颗粒带来的土壤有机质是可以忽略的, 那么土壤的有机碳同位素组成就直接记录了当时的植被组成状况, 被用来反演古植被变化是相对比较可靠的. 而黄土-古土壤序列中的无机碳酸盐则包括原生和次生两种来源, 只有次生碳酸盐信息才是当时植被和气候的真实反映, 其中的原生碳酸盐物质会干扰实验结果的解释. 区分黄土中的原生碳酸盐和次生碳酸盐是一项很困难的工作, 前人已开展过相关的研究[19,20]. 为了确定黄土中原生和次生碳酸盐的比例, 文启忠[19]曾在显微镜下根据矿物形态差异进行概率统计和面积比计算, 获得了黄土中这两种碳酸盐相对含量的数据. 陈论 文第51卷 第15期 2006年8月骏等[20]对土壤碳酸盐进行了Sr 同位素和部分微量元素的研究, 认为黄土中原生碳酸盐以高Sr 含量和低87Sr/86Sr 的比值为特点, 次生碳酸盐以低Sr 含量和高87Sr/86Sr 的比值为标志.本研究选取了位于黄土高原中部的西峰黄土-古土壤剖面, 分析了末次间冰期以来该剖面的土壤有机碳和全岩碳酸盐的碳同位素组成变化, 假设土壤有机质和土壤碳酸盐的碳同位素达到了平衡, 并且二者是同源的, 即都来源于植物腐烂和植物根部呼吸作用所产生的CO 2, 根据已有的相关研究[16,17], 二者的差值(∆δ 13C)应是定值. 如果差值大于这个定值, 较大的差值就指示了原生碳酸盐矿物的贡献. 我们通过计算∆δ 13C 值的变化, 探讨了不同沉积阶段全岩碳酸盐中原生碳酸盐和次生碳酸盐物质的相对比例, 并以此来反映粉尘对黄土高原的贡献程度.1 样品采集和分析采样点位于黄土高原中部的甘肃省西峰市(107°38′E, 35°42′N), 附近有一个砖瓦厂在此取土, 剖面出露很好. 该地区属干旱-半干旱区气候, 年平均气温9.2℃, 最冷月均温−4.4℃, 最热月均温21.8℃; 年均降水量约480 mm, 多集中在7~9月. 本研究以40 cm 间隔, 连续采集了该剖面末次间冰期以来的黄土-古土壤粉末样品. 样品在40℃下烘干, 保存.土壤样品的有机碳同位素分析采用密闭安瓶法. 取适量研磨(过100目筛)好的土壤样品在室温下同过量HCl(2M)反应24 h, 以除去碳酸盐, 然后用蒸馏水洗至中性, 并在40℃下烘干, 研磨至80目以下. 取土样约0.3 g 装入石英管内, 加入CuO 和箔金丝, 抽好真空后密封, 在850℃条件下恒温灼烧2 h.土壤样品的无机碳同位素分析采用磷酸平衡法. 取研磨好的土壤样品约0.3 g 在真空条件下与10 mL 纯磷酸在75℃的水浴中反应2 h.碳同位素的测定在中国科学院地球环境研究所MAT-251型质谱仪上进行, 样品的同位素比值以相对于VPDB 标准的千分比(δ )表示, 相对误差<0.3‰. 样品的磁化率和粒度实验均在中科院地球环境研究所完成.2 分析结果西峰剖面的土壤有机碳同位素结果显示(图1):δ 13C SOM 值的变化范围为: −23.8‰~−20.2‰. 其中最大值出现在S 0古土壤层中, 而最小值出现在L 1黄土层中, 古土壤层(S 0, S 1)中的δ 13C SOM 值要明显高于相邻的黄土层(L 1)中的δ 13C SOM 值.西峰剖面的无机碳酸盐碳同位素结果显示:δ 13C TC 值的变化范围为: −8.5‰~−3.6‰. 其中最大值出现在紧靠S 0层底部的L 1中的黄土层中, 而最小值出现在L 1层中部的弱古土壤层中. 各层位的δ 13C TC 值如下: S 1: −8.1‰~−7.1‰, L 1LL 2: −6.6‰~−6.0‰, L 1SS 1: −8.5‰~−6.6‰, L 1LL 1: −6.0‰~−3.7‰, S 0: −4.6~−4.4‰(见图1).3 讨论3.1 西峰剖面的土壤有机碳同位素组成西峰剖面的土壤有机碳同位素结果显示, 在气图1 西峰黄土-古土壤序列土壤磁化率、碳同位素组成及原生碳酸盐相对含量变化第51卷 第15期 2006年8月论 文候相对暖湿的古土壤(弱古土壤)发育期(S 0, L 1SS 1, S 1), 其δ 13C SOM 值要明显偏高, 表明在间冰期阶段, 该地区C 4植物的相对比例增加; 而在气候相对冷干的黄土沉积期(L 1LL 1, L 1LL 2, L 2), 土壤的δ 13C SOM 值偏低, 表明在冰期阶段, 该地区C 4植物的相对比例减少, 而C 3植物的相对比例增加. 这与前人的研究结果是一致的[5,8,9,11~13]. 在西峰黄土-古土壤沉积序列中, L 1黄土层中较低的δ 13C SOM 值(−23.8‰)反映了当时C 3植物占据主导地位; 而S 0古土壤层中较高的δ 13C SOM 值(−20.2‰)则反映了C 3, C 4植物共存的古植被环境. 3.2 西峰剖面无机碳酸盐碳同位素组成原生碳酸盐物质在土壤CO 2和H 2O 的作用下, 重新溶解, 再结晶, 形成次生的碳酸盐物质. 在溶解-再结晶的过程中, 碳酸盐实现了与外界环境的同位素交换. 成土次生碳酸盐的形成过程可由下式表示[21]:Ca 2+ + 2HCO 3−= CaCO 3 + CO 2 + H 2O (1) 在此过程中, 由于土壤CO 2的流通速率(约5×10−3 mol/cm 2·a)比土壤碳酸盐的形成速率(约10−5~10−6 mol/cm 2·a)要高几个数量级, 所以, 土壤CO 2气体控制土壤次生碳酸盐的碳同位素组成[16]. 温带地区土壤CO 2的含量变化在0.3‰~11.5‰, 平均为0.9‰, 而大气中CO 2约占0.03‰, 由于土壤CO 2的分压远远高于大气层, 故而大气CO 2对土壤碳酸盐的作用不大, 土壤CO 2气体主要由植物根系呼吸和植物残体分解作用产生[22]. 只有在土壤呼吸速率极低时, 空气中的CO 2气体才可能有较大影响[17]. 因此, 土壤次生碳酸盐的δ 13C 值与植被类型密切相关, 次生碳酸盐的碳同位素组成能够很好地记录和反映碳酸盐形成时期的植被类型和气候状况. 另外Quade 等[23]在美国内华达州选取了两处土壤剖面做过对比试验, 一处土壤母质是石灰岩, 另一处土壤母质是火山岩. 该实验结果表明, 两处土壤剖面的碳同位素组成变化是相似的, 说明溶解的原生碳酸盐的碳同位素组成对次生碳酸盐的碳同位素组成无明显的影响.但是, 在黄土-古土壤沉积序列中, 风尘带来的源区碎屑碳酸盐并不能被完全溶解, 未溶解的原生碳酸盐也是黄土-古土壤中全岩碳酸盐的重要组成部分, 相对于次生碳酸盐占有重要的比例[24]. 源区碳酸盐的δ 13C 值相对较高, 黄土高原粉尘源区碳酸盐物质的δ 13C 值约在0左右[25,26]. 这样, 在我们运用黄土-古土壤沉积中的全岩碳酸盐的δ 13C 值来解释古植被和古气候变化时, 由于未溶解的源区碳酸盐物质的干扰, 势必会产生较大的影响.西峰剖面的全岩碳酸盐的碳同位素结果显示出与有机碳同位素不同的结果. 在整个剖面中古土壤发育最好的S 1阶段, δ 13C TC 值最低, 在S 0古土壤阶段和L 1SS 1弱古土壤阶段, δ 13C TC 也都显示较低值; δ 13C TC 的较高值均出现在黄土沉积阶段(L 1LL 1, L 1LL 2和L 2), 最高值出现在L 1LL 1中.Frikes 等[10]研究认为, 洛川黄土-古土壤沉积序列中, 较低的δ 13C TC 值, 指示了间冰期的古植被以森林为主; 而较高的δ 13C TC 值, 则指示了冰期的C 4植被扩张. 李玉梅等[7]研究了大荔黄土-古土壤序列的 δ 13C TC 值, 认为由于植物呼出的CO 2的δ 13C 值相对原生碳酸盐要偏低, 土壤中低δ 13C TC 值指示了植被相对丰富、降水较多的环境状况. 然而, 在黄土-古土壤沉积中, 土壤碳酸盐实际上是原生和次生碳酸盐的共同贡献, 因此δ 13C TC 与δ 13C SOM 值之间的差异, 主要是由于全岩碳酸盐中原生碳酸盐与次生碳酸盐相对比例所造成的.3.3 δ 13C TC 与δ 13C SOM 的差值∆δ 13C我们将西峰剖面中相同深度土壤的δ 13C TC 与δ 13C SOM 值作了一个差值∆δ 13C(即∆δ 13C = δ 13C TC − δ 13C SOM ), 结果显示(图1): ∆δ 13C 值的变化范围为14.1‰~19.4‰, 最大值位于L 1LL 1层中, 最小值位于S 1层中, 黄土层中的∆δ 13C 值要明显高于相邻的古土壤和弱古土壤层.在Cerling 等[16,17]进行的研究中, 土壤样品中的碳酸盐都是次生的土壤碳酸盐(Pedogenic carbonate), 排除了原生碳酸盐物质的干扰. 他们的研究结果表明植物呼出的CO 2气体在扩散为土壤CO 2气的过程中, 会有至少 4.4‰的扩散分馏效应, 在土壤次生碳酸盐的形成过程中, 还会产生碳同位素的分馏, 分馏的大小与温度有关. 在0℃和25℃不同条件下, 次生碳酸盐的δ 13C 值比土壤CO 2的δ 13C 值要分别偏正12‰和9‰左右. 因此, 在0℃和25℃不同条件下, 形成的次生碳酸盐的δ 13C 值要比植物呼出CO 2气体的δ 13C 值(即δ 13C SOM 值)偏正16.5‰和13.5‰左右. 也就是说在通常条件下, 无原生碳酸盐干扰的土壤的∆δ 13C 值约在13.5‰~16.5‰之间.西峰剖面的∆δ 13C 值在14.1‰~19.4‰间变化, 超出了Creling 等研究的现代土壤∆δ 13C 值的变化范围(13.5‰~16.5‰)[16,17], 这主要是由于黄土-古土壤论 文第51卷 第15期 2006年8月沉积序列中土壤有机碳和无机碳的碳来源不同所造成的. 黄土-古土壤沉积中的土壤有机碳直接来自于植被, 与土壤形成期的植被类型有关. 在黄土-古土壤沉积序列中碳酸盐则包括原生碳酸盐和次生碳酸盐两部分, 其中的次生碳酸盐中的碳来源于植物呼吸所释放的CO 2气体, 与土壤有机碳是同源的, 与植被类型相关; 而原生碳酸盐物质则是风尘带来的源区物质, 与当地的植被类型无关. 由于源区碳酸盐物质的δ 13C 值较高, 如果原生碳酸盐在全岩碳酸盐中的相对比例越大, ∆δ 13C 值也就会越大, 也就是说, ∆δ 13C 值反映了源区碳酸盐物质贡献的多少. 我们可以看出(图1), 西峰剖面的∆δ 13C 值变化与磁化率变化有很好的负相关性, 在气候暖湿的古土壤(弱古土壤)阶段, ∆δ 13C 值较小, 原生碳酸盐含量较低; 在黄土沉积阶段, ∆δ 13C 值较大, 原生碳酸盐含量高.如果我们假定源区碳酸盐的δ 13C 值是一定的, 就可以简单的估算出原生碳酸盐物质在全岩碳酸盐中的相对比例. 具体计算方法可以表示如下:δ 13C TC = F PC *δ 13C PC + F SC *δ 13C SC . (2)由于: ∆δ 13C = δ 13C SC − δ 13C SOM , (3) (2)式即可表示为:δ 13C TC = F PC *δ 13C PC +(1−F PC )*(δ 13C SOM +∆δ 13C), (4) 其中: F PC 为原生碳酸盐的相对比例; F SC 为次生碳酸盐的相对比例; δ 13C PC 为原生碳酸盐的δ 13C 值(‰); δ 13C SC 为次生碳酸盐的δ 13C 值(‰); δ 13C TC 为全岩碳酸盐的δ 13C 值(‰); ∆δ 13C 为土壤次生碳酸盐和有机质δ 13C 值的差值.由于黄土-古土壤沉积中的原生碳酸盐主要来自沙漠、湖相和古海相碳酸盐地层, 其δ 13C 值在0左右[19,25,26], 在本次计算中, 取δ 13C PC = 0. 根据Cerling [17]的研究, 不同温度条件下, 土壤次生碳酸盐和与同源土壤有机质δ 13C 值的差值大致在13.5‰~ 16.5‰之间, 本次计算中取∆δ 13C = 14‰.我们以西峰剖面为例, 大致估算出了该剖面末次间冰期以来原生碳酸盐物质占全岩碳酸盐的相对比例(图1). 在古土壤发育时期, 全岩碳酸盐中原生碳酸盐所占的相对比例相对较低, 在S 1中的全岩碳酸盐几乎全为次生的碳酸盐. 而在黄土堆积时期, 原生碳酸盐所占的相对比例就相对要大, 最大可达60%左右, 次生碳酸盐只占小部分, 这样原生碳酸盐对全岩碳酸盐的影响就会很大.由于黄土-古土壤沉积序列中原生碳酸盐主要来自源区贡献, 全岩碳酸盐中原生碳酸盐相对比例的多少可能反映源区粉尘物质的贡献程度. 黄土-古土壤中的沉积物粒度指标已被广泛用于指示东亚冬季风强度的变化[3,27,28], 黄土粒度分布的中值指示了搬运粉尘的风场强度, 中值越大, 风力越强, 黄土高原接受的源区粉尘物质也越多. 这里, 我们对比了西峰黄土/古土壤剖面中土壤中值粒径与∆δ 13C 值的相关关系(图2), 可以看出二者有很好的正相关性(图中除去了一个异常点), 较高的∆δ 13C 值对应于较粗的土壤粒径, 指示黄土高原粉尘堆集程度较强. 从西峰剖面各指标的比较我们可以看出(图1), 在黄土沉积阶段, ∆δ 13C 值较大, 土壤的中值粒径也较大, 对应于黄土高原接受较多的源区粉尘物质; 反之在气候暖湿的古土壤(弱古土壤)阶段, 土壤的∆δ 13C 值较小, 土壤的中值粒径也较小, 对应于黄土高原接收较少的源区粉尘物质.图2 西峰黄土-古土壤序列土壤中值粒径与∆δ 13C 值的相关关系4 结论通过对甘肃西峰剖面末次间冰期以来土壤碳同位素的研究, 我们认为由于原生碳酸盐物质的干扰, δ 13C TC 值的变化不能直接用来反演古植被和古气候的变化, 而δ 13C TC 和δ 13C SOM 的差值(∆δ 13C)变化有着重要的地质意义.(ⅰ) 西峰剖面的∆δ 13C 值变化大致反映了不同时期源区碳酸盐物质贡献的多少, ∆δ 13C 高值对应于较高的原生碳酸盐相对比例, ∆δ 13C 低值则对应于较低的原生碳酸盐相对比例. 我们对西峰剖面进行了原生碳酸盐物质占全岩碳酸盐相对比例的估算, 发第51卷第15期 2006年8月论文现: 在黄土沉积阶段, ∆δ 13C值较大, 源区碳酸盐的相对比例最高可达60%左右; 而在古土壤(弱古土壤)阶段, ∆δ 13C值较小, 原生碳酸盐物质的相对比例低.(ⅱ) 黄土-古土壤沉积序列中的∆δ 13C值变化可以作为黄土高原粉尘堆集程度的指示.在我们的计算中,没有考虑不同时期温度效应对碳同位素分馏的影响, 而是将∆δ 13C值统一取值为14‰. 在黄土沉积阶段, 土壤次生碳酸盐形成时候的温度相对较低, ∆δ 13C值会大于14‰, 原生碳酸盐物质在全岩碳酸盐中所占的实际比例比计算结果要偏少一些. 另外, 不同沉积时段风尘带来的原生碳酸盐的δ 13C值可能也有较大的差别. 更精确的计算还有待更深入的研究.致谢感谢武振坤, 宋少华博士在野外工作中给予的帮助. 本工作受国家自然科学基金项目(批准号: 40599422, 40523002, 40121303)和国家重点基础研究发展规划项目(批准号: 2004CB720200)资助.参考文献1 刘东生. 黄土与环境. 北京: 科学出版社, 19852 An Z, Kukla G, Porte S C, et al. 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