Ⅰ 天然氣組分及碳同位素組成
1)區內在許多構造單元和層位都發現了工業氣流和氣顯示，但不同構造，或同一構造不同層位天然氣組成差別明顯。腰英台-達爾罕-雙坨子構造帶天然氣中烴類氣體含量較高，以甲烷為主，乾燥系數大，非烴氣體主要為CO2和N2，含量變化大；西部老英台低凸起、蘇公坨斷階內側，營城組天然氣以CO2為主，含少量氮氣，烴類氣體含量較低(昝靈等，2009)。
2)腰英台構造帶天然氣穩定碳同位素總體偏重，達爾罕構造帶天然氣穩定碳同位素偏輕，天然氣倒轉現象比較普遍，雙坨子構造帶天然氣穩定碳同位素特徵介於二者之間，倒轉現象不明顯，腰英台和達爾罕構造帶天然氣主要為煤型氣，混有一部分無機成因氣體，雙坨子構造天然氣主要為煤型氣和油型氣的混合氣(圖10-98)。天然氣組分的復雜性顯示了該地區天然氣形成條件比較復雜。
Ⅱ 揚子及華北克拉通岩石圈碳組成：三個產地金剛石/鑽石碳同位素組成的制約
金剛石作為碳的單元素寶石和地幔的特徵礦物，其δ13C值的組成及分布體現了鑽石形成時岩石圈地幔δ13C的組成特徵。大量的研究成果證實，地幔碳的來源包括地幔原始碳、板塊俯沖產生的地殼再循環碳甚至有機質碳等多種來源（張宏福，1990；鄭永飛等，2000），但大部分的鑽石（98%）具有原始地幔碳的同位素組成，顯示出鑽石碳同位素與地幔碳同位素之間非常密切的聯系，金剛石是了解地幔碳組成及地球碳循環的重要探針（張舟和張宏福，2011）。
目前，關於金剛石的形成及其碳的來源有三種不同的模式。早期有學者認為，碳同位素很大的分布范圍是開放體系下瑞利分餾造成的，特別是根據13C和15N同位素之間的耦合關系，通過分餾作用可以解釋世界上大多數碳同位素分布於-8‰～- 2‰的現象（Deines，1980），但研究顯示，金剛石極富12C（強烈虧損13C）以及碳同位素組成區間極寬，無法用高溫下碳同位素分餾進行解釋（鄭永飛等，2000）。部分研究者認為，鑽石中的碳可來源於原始地幔在地球增生過程中碳同位素不均一的流體或熔體，不同鑽石碳同位素的變化是原生的，但這種被認為來源於原始地幔鑽石的其他同位素證據缺乏原始地幔的特徵，因而無法支持這種模式（Cartigny et al.，1998; Handler et al.，2009）。第三種模型認為，金剛石是地幔碳和地殼俯沖的殼源碳混合組成的，其中P 型金剛石的碳主要來源於地幔；E 型金剛石的碳來自於俯沖洋殼中碳酸鹽和有機質的混合。根據該模式，混合形成E型金剛石氮的含量應該比P 型金剛石低。但問題是事實正好相反，世界各產地的E 型金剛石氮含量均明顯高於P 型金剛石。顯然，目前的幾種模式並不能完全解釋金剛石中見到的事實（Kirkley et al.，1991；張舟和張宏福，2011）。地幔碳同位素的組成和分布可能是不均一的，但是不均一產生的原因及其動力學機制並不清楚。因此。金剛石（鑽石）碳同位素組成對了解地幔碳組成及金剛石的產地來源均有重要的意義。
關於金剛石碳同位素組成與氮元素的關系，不同研究者的看法及不同地區的研究成果均存在差異。隨著研究工作的不斷開展和深入，逐漸發現不同地區或不同類型以及不同環境產出金剛石的δ13C值具有某些獨特性（Meyer，1985;張宏福，1990）。特別是榴輝岩型的金剛石，例如Guaniamo金伯利岩、Argyle鉀鎂煌斑岩型和New South Wales砂礦的榴輝岩型鑽石δ13C分別以-15‰、-11‰和+2‰為中心（P. Cartigny，2005；張宏福等，2009）。Deines等（2009）將波札那Orapa、Letlhakane和Damtshaa三個金伯利岩礦的P型、E型金剛石的δ13C值分別進行對比，認為盡管岩管之間只相距幾十千米，但來自不同金伯利岩管的金剛石具有獨特的δ13C值分布特點。數據顯示，在E型金剛石的δ13C值分布上，Letlhakane和Damtshaa不能互相區分開，但二者在δ13C的平均值上明顯比Orapa更富13C，暗示了貧13C的E型金剛石的豐度向東下降；而對於P型金剛石，Letlhakane的δ13C值分布介於Orapa和Damtshaa之間，而Orapa P型金剛石顯示貧13C組成的趨勢明顯。
中國三個鑽石產地分別位於華北克拉通及揚子克拉通。華北克拉通結晶基底的形成時間大約在太古代早期，目前最古老的鋯石U–Pb年齡大於3.8Ga（Liu et al.，1992; Zheng et al.，2004;柳小明等，2005；吳福元等，2005；張少兵和鄭永飛，2008），大約在1.85Ga後成為穩定的克拉通，直到中生代以後華北克拉通的穩定性質才發生改變。而揚子克拉通陸塊古老的基底主要由元古代岩石組成（Chen et al.，1998），大約25億年發生第一次克拉通化，形成古元古代的孔茲岩系，早元古代末期18Ga左右形成大規模區域變質作用，最終形成揚子克拉通古老變質結晶基底（鄭維利等，1991；馬大銓等，1996）。顯然，兩個克拉通的演化存在差異。
圖7.20 遼寧、山東、貴州、湖南地區金剛石碳同位素組成頻率分布圖
（據劉觀亮等，1994）
Figure 7.20 Histogram of carbon isotope content of diamonds from Liaoning，Shandong，Guizhou and Hunan
（After Liu Guanliang，et al.，1994）
a—遼寧復縣金伯利岩中金剛石；b—山東蒙陰金伯利岩中金剛石；c—貴州鎮遠鉀鎂煌斑岩中金剛石；d—湖南沅水砂礦中金剛石。n為樣品數代號，其單位為個
劉觀亮等（ 1994）在宜昌地質礦產研究所同位素實驗室採用真空氧化方法對我國華北克拉通遼寧復縣、山東蒙陰金伯利岩區和揚子克拉通的貴州鎮遠鉀鎂煌斑岩區以及丁桃金剛石砂礦區共230顆金剛石進行系統的碳同位素組成測定結果顯示，我國金剛石的δ13C值的分布范圍為-26.06‰～+1.52‰，差值為27.54‰。絕大部分δ13C值集中分布於-9‰～-2‰之間，主峰位置在-5‰～-4‰，形成重碳同位素一側較陡直，過主峰後向輕碳同位素一側逐漸降低的分布格局（圖7.20）。其中，遼寧復縣的金剛石δ13C值為-14.71‰～-0.27‰，多數集中在-9‰～-2‰，主峰值位於-5‰～-4‰；山東蒙陰的金剛石δ13C值為-11.75‰～-2.81‰，多數集中在-9‰～-3‰，主峰值位於-5‰～-6‰，與復縣金剛石碳同位素組成相比，遼寧鑽石的碳同位素向輕碳一側漂移了約1‰；貴州鎮遠金剛石礦區δ13C值變化范圍為–22.15‰～–2.53‰，在–11‰～–5‰之間稍有集中的趨勢，主峰值大約為–10‰，向輕碳同位素一側漂移了很多，顯示其碳同位素組成與復縣、蒙陰金伯利岩中的金剛石有明顯不同；湖南沅水流域的丁桃金剛石砂礦區（丁家港、桃源礦區）其碳同位素組成呈現出很寬的分布頻帶，δ13C值變化范圍為–26.06‰～+1.52‰，其中δ13C值-26.06‰，是我國已經測得的最富輕碳的同位素數據，而+1.52‰又是含重碳同位素最高的金剛石的數據。
張宏福等（ 2009）在英國倫敦大學皇家Hollyway學院採用英國Macro Mass公司生產的多元素質譜分析儀（Fisons Carlo Erba NA1500）對山東蒙陰和遼寧復縣14顆含固態礦物包裹體的金剛石和49顆無包裹體的金剛石碳同位素進行的測試結果顯示，我國上述地區及類型的金剛石碳同位素組成存在一定的差異，例如含固態礦物包裹體的金剛石相對於無包裹體的金剛石具有較窄的碳同位素區間，但卻相對富集12C （δ13C<-2.5‰）。就不同產地而言，無論金剛石含包裹體與否，山東蒙陰金剛石的碳同位素變化范圍相對較寬（含包裹體：-6.37‰～-2.50‰；不含包裹體：-5.72‰～-0.42‰），而遼寧復縣金剛石的碳同位素組成范圍則較窄（含包裹體：-5.03‰～-3.05‰；不含包裹體：-4.95‰～-1.37‰），其中前者有約30%不含包裹體的金剛石具有較富的13C同位素組成（>-1‰）。張宏福同時指出，橄欖岩型鑽石的碳同位素變化一般較輕微，但榴輝岩型鑽石碳同位素的變化則較為明顯，研究結果和世界其他地區的結果相近似，反應了榴輝岩型鑽石形成過程中碳同位素分餾較為明顯或者鑽石的碳同位素的來源較為復雜（張宏福等，2009；張舟和張宏福，2011）。
Ⅲ 那位知道國內有那家公司出售穩定性同位素碳13價格是多少如何購買,公司的聯系方式國外有出售的公司么
同求。淘寶上都沒有啊。上海有家專做同位素的。同位素工程技術中心有賣
Ⅳ 大氣圈碳同位素組成
海洋上空的大氣CO2很少受到其他來源CO2的影響，其δ13C值變化范圍很小，平均δ13C=—7‰，克雷格認為把這一數值作為大氣CO2的平均值。
沙漠和山區大氣CO2的δ13C值接近於—7‰，而在森林、草地、耕地等植被發育的地區，由於受到生物腐爛放出CO2的影響，大氣的δ13C值降低。
工業城市上空的CO2比海洋上空的CO2富集輕同位素。
Ⅳ 生物標志物碳同位素研究
在正烷烴研究的基礎上，對來自沙四上部頁岩的八面河原油的類異戊二烯烷烴，甾萜生物標志化合物和β-胡蘿卜烷進行了初步研究。無環和環狀的類異戊二烯類化合物與正烷烴相比，其碳同位素具有較大的分異性，以面7井為代表的八面河原油中生物標志化合物的碳同位素特徵見表4-3、圖4-5。
該樣品生物標志化合物碳同位素值與Ruble et al.（1994）報道的尤因塔盆地綠河組鹹水相地層中天然瀝青生物標志化合物碳同位素值非常接近。面7井較富集規則甾烷。根據以往對C27、C28、C29規則甾烷的生源認識，一般認為C27、C28甾烷來源於水生浮游生物，而C29甾烷具有雙解性，可來自浮游生物，也可來自高等植物。根據對樣品C27甾烷和C29甾烷碳同位素的分析，這兩種化合物碳同位素值接近，可能來源一致，見圖4-6。而C28甾烷相對於這兩種化合物虧損13C（-32.80‰）。Ruble et al.（1994）認為，δ13C在這個范圍內的甾烷反映了藻或者靠藻和藍細菌生存的異養生物的貢獻。
表4-3面7井原油生物標志化合物碳同位素組成
圖4-5面7井原油生物標志化合物GC-IRMS分布圖（峰號的化合物名稱見表4-3）
該樣品中藿烷系列的化合物相對其他化合物虧損13C，除C34藿烷的δ13C大於-30‰以外，其他一般均小於-32‰，這種同位素特徵的藿烷類可能來自化學自養細菌或其它中層水細菌（midwater bacteria）,（Ruble et al.,1994）。
圖4-6C27、C28、C29規則甾烷GC-IRMS強度和δ13C對比圖
樣品中高豐度的γ-蠟烷富集13C（δ13C=-22.79‰），尤因塔盆地鹹水相的γ-蠟烷的δ13C值為-26.9‰。γ-蠟烷的生物先質可能是四膜蟲醇，γ-蠟烷碳同位素偏重的原因可能與富含γ-蠟烷的原生動物賴以生存的初始生產者的碳同位素較重有關。
該樣品含有豐富的β-胡蘿卜烷和植烷，δ13C分別為-29.10‰和-29.48‰，尤因塔盆地天然瀝青中β-胡蘿卜烷δ13C為-30.1‰。推測這類化合物來自生活在湖上部含氧帶的藍藻細菌。甾烷比β-胡蘿卜烷和植烷輕微富集13C表明，兩類化合物的先質生長在相同的環境，但合成生物的類胡蘿卜素棲息在比湖藻更深的透光帶。（Schoell et al.,1994）。
對上述生物標記化合物的研究表明，具有不同生源意義的生物標志化合物之間存在明顯的同位素分餾，相比之下，原生動物具有最重的碳同位素值（-22.79‰），其次為來自藻類的甾類化合物，碳同位素值為-26.60‰～-32.80‰。來自細菌類的藿烷系列的化合物具有最輕的碳同位素比值，多數藿烷化合物的813C小於-33‰，來自色素或藍藻細菌的植烷系列和β-胡蘿卜烷的δ13C為-28.81‰～-29.48‰。以細菌生源為主的烴源岩以及被細菌改造的陸源有機質烴源岩飽和烴的碳同位素可能偏輕。
不同生源意義的生物標志化合物之間的明顯的同位素分餾對於沉積環境及油源對比研究具有重要的意義。
Ⅵ 請問：醫葯工廠用什麼辦法和原料製造碳十三與碳十四同位素的
自然界中碳以12C、13C、14C等多種同位素的形式存在。並不是只有這三種，只是這三種是比較常見的同位素。
Ⅶ 碳同位素豐度
1.碳同位素豐度
碳是地殼中分布最廣、最活躍的元素之一，它參與很多礦物和有機化合物合成，例如石油、天然氣和煤等的組成。在岩石圈中循環強烈，可作為岩石、礦物和水形成的成因標志。自然界中碳有6種同位素（10C、11C、12C、13C、14C和15C），主要為12C、13C和14C：12C為98.892%，13C為1.108%，14C為1.2×10—10%。12C、13C為穩定同位素，14C為放射性同位素，半衰期為5730年，常被用來研究生物過程、生物化學過程等反應途徑的指示劑。
2.表示方法與組成
（1）穩定同位素
在各種天然物體中碳同位素的含量一般用12C/13C來表示，平均值為89.25%，與石灰岩中碳同位素的平均含量相等。此外還用偏差δ13C來表示：
水文地球化學基礎
C同位素的標准為PDB，13C/12C=1123.72×10—5。
（2）放射性同位素（14C）
以PMC（percentage of modern carbon）表示，
水文地球化學基礎
式中：A樣為樣品的放射性比度，dpm/g；A標為標准樣品的放射性比度，dpm/g；dpm/g為每克樣品每分鍾衰變次數。
按照國際上的統一規定，標准樣品（現代碳）指的是1840～1860年間生長的未受工業污染的樹木中的碳，其放射性比度為13.56 dpm/g。這樣，標准樣品中的14C含量為100 PMC。由於目前已很難取得這種標准樣品，現代碳在1950年被人們重新定義為美國國家標准局（NBS）草酸中14C活度的95%。
Ⅷ 哪裡可以做碳的同位素檢測，求助
同位素檢測法全稱為碳十4同位素斷代法. 同位素是指原子序數相同，而質量數不同的各種原子.在元素周期表中占同一位置，其化學性質幾乎相同.如C12、C13、C14.其中C14(碳十4)是具有放射性的同位素.所謂 放射性同位素是指自然界存在的一些最重的元素，會發出3種輻射.而同位素斷代法正是利用了放射性同位素的蛻變周期. 蛻變也叫衰變，放射性元素的半衰期即表示衰變的快慢.不同原子半衰期有很大差別.在考古學上，通過用常規的放射性衰減技術法測量C14的豐度(多少).C14的含量與現在C為標准進行比較，就可推知該樣品的年代了.這就是所謂的碳十4同位素斷代法(也稱同位素檢測法).實際上，鑒定古地圖可以用超靈敏的加速器質譜技術，其技術也是建立在同位素檢測原理上，但要先進很多.質譜技術測試時間更短，精度更准，相應的測年誤差為正負50年
Ⅸ 碳的同位素。
自然界中碳以12C、13C、14C等多種同位素的形式存在。
1.碳十二，外觀無機械雜質的棕紅色透明狀液體。用途：可用作浮選劑原料或用做燃料，還可調油。包裝：應用干凈、清潔的槽車。儲存：應在常溫、乾燥、通風的倉庫儲存。裝運時輕搬輕放、避免碰撞、防火、防曬。
2.碳十三是碳的穩定同位素之一，在地球自然界的碳中占約1.109%。元素符號：C 。由於碳、氫、氧和氮是有機化合物以及生命機體中最常見的元素，採用無放射性的13C作為示蹤原子對研究有機化學反應和生物化學反應將更為方便，故而得到廣泛的應用。
3.碳十四是碳的一種具放射性的同位素，於1940年首次被發現。1940年，美國科學家馬丁·卡門與同事塞繆爾·魯賓在美國勞倫斯伯克利國家實驗室發現碳十四。
(9)生產碳同位素的上市公司擴展閱讀
碳對於現有已知的所有生命系統都是不可或缺的，沒有它，生命不可能存在。
除食物和木材以外的碳的主要經濟利用是烴（最明顯的是石油和天然氣）的形式。原油由石化行業在煉油廠通過分餾過程來生產其他商品，包括汽油和煤油。
纖維素是一種天然的含碳的聚合物，從棉、麻、亞麻等植物中獲取。纖維素在植物中的主要作用的維持植物本身的結構。來源於動物的具有商業價值的聚合物包括羊毛、羊絨、絲綢等都是碳的聚合物，通常還包括規則排列在聚合物主鏈的氮原子和氧原子。
碳及其化合物多種多樣。碳還能與鐵形成合金，最常見的是碳素鋼；石墨和黏土混合可以制用於書寫和繪畫的鉛筆芯，石墨還能作為潤滑劑和顏料，作為玻璃製造的成型材料，用於電極和電鍍、電鑄，電動馬達的電刷，也是核反應堆中的中子減速材料。
Ⅹ 碳同位素地球化學
碳是宇宙中最豐富的元素之一,但在地球上屬微量元素,然而在地球表面的大氣圈、生物圈和水圈中卻是常見元素,它是地球上生命物質的基本組分。碳可以呈固態、液態和氣態形式,它在地殼表面各層圈廣泛分布,也能在地殼深部甚至在地幔存在;它即可以還原態存在於有機物質、煤、石油和天然氣中,又可以氧化態形式在CO2、水溶液中的碳酸鹽離子和及碳酸鹽中存在,它還可以單質石墨、金剛石等形式存在。
碳有兩種穩定同位素(12C原子豐度為99.892%,13C原子豐度為1.108%)及一種放射性同位素(14C)。樣品的碳同位素組成特徵以δ13C表示,即:
地球化學
適合於作碳同位素組成分析的樣品,主要包括石墨、金剛石、方解石、白雲石、菱鐵礦、菱錳礦等礦物,石灰岩、白雲岩、大理岩等全岩樣品。另外,各種礦物包裹體中的CO2和CH4氣體以及石油、天然氣及有機物質中的含碳組分也可以作為研究對象。
6.3.3.1 自然界中碳同位素的分餾
碳同位素在自然界的分餾效應是比較明顯的,δ13C變化范圍可達100‰。引起碳同位素分餾的主要機理是光合作用和熱裂解作用的動力分餾,不同含碳化合物之間的同位素交換反應、碳的氧化還原反應的平衡分餾等也能引起碳同位素組成的變化。
(1)光合作用。植物的光合作用使大氣中CO2進入植物機體形成有機分子,反應式如下:
地球化學
由於12CO2的鍵較13CO2的鍵易斷開,光合作用使有機物富集12C,而大氣中富集13C,因此,植物乃至整個生物及有機成因的煤、石油、天然氣及瀝青等都相對富12C,平均δ13C=-25‰左右,而與其平衡的大氣中的CO2平均δ13C=-7‰左右。用酶攝取和固定二氧化碳的實驗表明,在二氧化碳的光合作用中,分餾作用主要發生在兩個階段,先是從大氣中優先吸收12CO2,造成碳同位素分餾後產物中碳同位素組成的變化,然後是12CO2優先固定在光合作用的初級產物(磷酸甘油酸)中,這些初級產物最後轉變成碳氫化合物。如果溶解的CO2全部被固定,則碳氫化合物與二氧化碳的碳同位素組成無差別。實際上,必然有一部分未反應的富13C的溶解的CO2從植物中排出,排出量越大,分餾也越顯著。
(2)熱裂解作用。碳氫化合物裂解的動力效應導致輕的化合物中富12C,重的化合物中富集13C,這是因為12C—12C鍵要比12C—13C和13C—13C鍵更易破裂,因而12C優先富集於熱裂解最先形成的輕化合物中。由於不同同位素分子組成的化合物之間的擴散速度存在差異,石油及天然氣運移時,甲烷類輕的化合物中富12C。
(3)同位素交換反應。大氣CO2氣體與溶液中 發生的同位素交換反應是引起碳同位素變化的又一原因,其反應如下:
地球化學
同位素交換反應調節著大氣CO2與海水中 之間的同位素平衡,使溶液中 富集13C,導致沉積碳酸鹽岩石(石灰岩、白雲岩)等富含13C。同位素交換作用的進行可以形成比較固定的富13C系列。據克雷格測定,經同位素交換作用形成的富13C的遞增系列為 ,因此,非生物成因的碳酸鹽總是相對富集13C。由於溶液中 離子的濃度受溶液pH值和溫度的控制,溶液pH值和溫度也影響碳同位素交換反應。例如,當海水中pH值為8.2時, 占溶解無機碳的99%以上,而當pH值降低時,溶液中CO2分子比例上升了,溫度降低,溶解CO2的數量增加,溫度升高,溶解CO2的數量減少,這些變化顯然控制著碳同位素組成的交換反應。
(4)氧化還原反應。碳的氧化還原反應發生在強還原條件下,其反應方程為:
地球化學
上式是自然體系碳同位素分餾的重要機制之一。自然界中CH4→CO2反應可能發生在岩漿形成、火山噴氣活動、溫泉及生物活動中。分餾的結果使CO2中富集了13C,CH4中富集12C。類似的反應也發生在石墨和金剛石轉變為CO2的過程中。
6.3.3.2 碳同位素在自然界中的分布
自然界中碳同位素組成的變化范圍超過100‰,最重的碳酸鹽δ13C值大於20‰,最輕的甲烷δ13C值為-90‰,其分布情況見圖6.15。
圖6.15 碳同位素在自然界的分布(據霍夫斯,1992)
(1)隕石、月岩和岩漿岩。隕石中碳有五種賦存形式:元素碳、碳化物、金屬相中的固體溶液、碳酸岩和「有機化合物」。研究表明,隕石幾乎具有地殼中觀察到的所有碳同位素分餾效應,因此隕石碳具有很寬的碳同位素組成范圍(δ13C=-27‰~+70‰)。這一特徵與其他輕同位素明顯不同。不同形式碳的同位素組成變化如下:石墨δ13C=-5‰~8‰,鎳碳鐵石和鎳紋石δ13C=-17‰~-26‰,碳酸岩δ13C=+40‰~+70‰,不溶有機物δ13C=-15‰~17‰,可溶有機物δ13C=-5‰~-27‰。由此可見,隕石中氧化態碳最富13C,碳化物最富12C。隕石中的碳大部分以石墨或金剛石的形式存在,Kaplan等估計隕石的總碳δ13C=-5.6‰~+18‰。月岩中碳主要以CO、CO2及金屬碳化物等形式存在,由表6.13列出的月岩樣品碳含量及δ13C值可知:①月球上不同地區結晶岩的碳含量和δ13C值很相似,與地球上火成岩的δ13C值一致;②同一岩石內部和表面的δ13C值很均一,說明月岩表面未發生過碳同位素的交換;③月壤的碳含量和δ13C值明顯高於結晶岩石,有人推測是太陽風的影響,也有人認為除太陽風外,可能是彗星或其他富碳物體沖擊而成的。地殼中岩漿岩的碳含量不高(0.01%~0.03%),但形式多樣,有硫酸鹽、氣液包裹體中的CO2氣體、有機分子和碳化物的混合物及石墨、金剛石等,前兩種中碳為氧化態,後兩種中碳以還原碳的形式出現。岩漿岩中的氧化碳(碳酸岩及氣液包裹體中CO2)存在兩種碳同位素組成變化范圍,一種δ13C值為-5‰~-7‰,另一種為-15‰~25‰。有趣的是,岩漿岩中金剛石的碳同位素組成變化范圍亦很大,δ13C值從-1‰~-31‰(戴尼斯,1980),但多數集中在-5‰~-7‰。對於岩漿岩中碳同位素變化較大的原因眾說紛紜,有人認為是由岩漿結晶過程中碳同位素分餾造成的;有人認為地幔碳同位素組成本身就很不均一,而且常常不能實現碳同位素平衡;也有人認為是生物成因碳的沉積岩混染所致。
表6.13 月岩樣品的碳含量及碳同位素組成
(據霍夫斯,1992)
(2)沉積碳酸鹽。沉積碳酸鹽岩的碳同位素組成比較穩定,由寒武紀到第三紀的海相碳酸鹽岩δ13C≈0,幾乎恆定不變。陸相碳酸鹽岩較海相碳酸鹽岩δ13C值變化范圍大,且更富集12C,其平均δ13C=-4.93‰±2.75‰。海陸相軟體動物貝殼中碳同位素組成亦有相似的特徵,因此可根據碳酸鹽岩的碳同位素組成來推斷其沉積環境。有些碳酸鹽岩具有異常富的12C(δ13C=-23‰~-60‰),對於這種碳酸鹽岩的成因有人認為是甲烷的細菌氧化或無機氧化產生的CO2造成的。沉積岩中的有機碳同樣具有低的δ13C值(-15‰~-40‰)。
(3)熱液體系碳同位素組成。火山噴氣及熱泉中CO2和少量的CH4共存,其中δ13CCO2=-2‰~28‰,δ13CCH4=-20‰~-30‰,碳同位素組成隨碳質來源不同可以有較大的變化范圍。一般地熱區CO2中,δ13C=-2‰~-8‰,而與熔岩流伴生的CO2中δ13C=-14‰~-28‰,說明殼源CO2具有接近沉積碳酸鹽岩的δ13C值,而深源熱液或部分幔源物質的CO2更富12C。熱液礦床中的含碳礦物主要是Ca、Mg、Fe和Mn的碳酸鹽和礦物氣液包裹體中的CO2、CH4等。大本(1972)認為熱液礦脈中方解石的δ13C值不能反映熱液體系總碳的同位素組成,提出了熱液中方解石和石墨沉澱時的δ13C值變化等值線圖(圖6.16)。等值線的計算條件為:t=250℃,離子強度I=1.0,δ13CΣC=-5‰,總碳濃度=1mol/公斤水。由圖可見,方解石、石墨的穩定場以O2F=10-37為界分為兩區。在高氧逸度條件下(fO<10-37大氣壓)方解石的δ13C與fO無關,僅隨pH改變,接近δ13CΣC值或稍高;當fO<10-37大氣壓時,方解石的δ13C值隨pH增加而緩慢降低、隨fO的降低而迅速增高,區內方解石都具正δ13C值,是強還原條件C-CO2間同位素強烈分餾的結果。石墨的δ13C值強烈地依賴於fO。強還原條件下,熱液中還可能出現CH4,因其強烈富集12C,造成共生的方解石或 出現異常高的δ13C(+29‰,條件為δ13CΣC=0‰)。因此,在給定溫度、fO及包裹體中撿出的CH4的條件下,可以根據方解石的δ13C值計算熱液體系總的δ13CΣC值,從而推斷熱液來源。熱液中碳有三種來源:①岩漿源或深部源(δ13C≈-7‰);②沉積碳酸鹽岩(δ13C≈‰0);③沉積岩和變質岩中的有機碳(δ13C≈-25‰)。
圖6.16 方解石-石墨的δ13C值隨pH和fO的變化(據大本,1972)
(4)有機體系碳同位素。煤、石油、天然氣富集12C可確切表明其生物成因。煤的δ13C=-22‰~-28‰,平均為-25‰,與現代植物的δ13C值非常接近(-24‰~-34‰)。石油δ13C=-18‰~-35‰,平均-28‰,石油比現代水生植物富集12C約10%,證明是石油成熟化作用的結果,成熟度越高,有機質δ13C值就越大。因此δ13C值可以作為石油成熟度的指標。甲烷的δ13C=-10‰~-105‰,有機成因甲烷同系物的δ13C值隨碳素增多δ13C值變大(δ13C1<δ13C2<δ13C3<δ13C4),說明石油的輕餾分中更富集12C。
6.3.3.3碳同位素的示蹤意義
(1)地幔去氣作用碳同位素示蹤。金剛石是地球深源物質的代表(其產出深度為150~400km),形成於地幔中的地球原始碳,其δ13值應為-6‰至-7‰,然而某些金剛石碳的δ13C值超出此值。以往討論異常地幔δ13C值時,往往考慮源區初始碳同位素不均一和礦物形成過程中與圍岩碳的混染作用等,忽視了地幔去氣作用中碳同位素組成的變化這一重要因素。幔源岩漿的去氣作用一般發生在岩漿上升期間,對於與地幔去氣作用相關的金剛石來說,可能發生下列化學反應:
地球化學
根據理論和實驗研究,地幔物質中碳同位素組成在平衡條件下其組成變化順序為:
地球化學
由於CO2相對於金剛石顯著富集13C,CO2的去氣作用能夠引起熔體內金剛石富集12C,結果金剛石δ13C值能夠變化至較大的負值(-25‰~-30‰),丟失CO2越多,金剛石的δ13C值相對原始地幔δ13C值的偏離越大。相反,由於CH4相對於碳酸鹽顯著地虧損13C,因此CH4的去氣作用能夠引起熔體內金剛石稍微富集13C,結果金剛石的δ13C值能夠變化至較小的正值(+3‰~+5‰)。以上分析表明,金剛石形成期間CO2和CH4的去氣作用導致金剛石δ13C值有較大的變化范圍,異常的金剛石δ13C值可示蹤其去氣作用的類型。
(2)熱液系統中碳的來源。熱液系統中,含碳組分主要是進入鈣、鐵、鎂、錳的碳酸鹽岩(方解石、白雲石、文石、菱鐵礦、菱錳礦等)以及礦石與脈石礦物氣液包裹體中的CO2和CH4,少數情況下還有石墨。歸納起來,熱液中的碳有3個來源:①岩漿源或深部源,它們的δ13C值在-7‰左右;②沉積碳酸鹽岩來源,其δ13C值為0‰左右;③沉積岩、變質岩與火成岩中的有機碳(還原碳),它們的δ13C值在-25‰左右。因此根據熱液系統中的碳同位素組成可示蹤碳的來源,進而可進行成礦作用等方面的研究。例如,對我國部分斑岩型礦床的碳同位素組成研究結果(表6.14)表明,由於礦床都不含石墨,因此礦床中方解石的δ13C值可近似作為礦床的δ13C∑C。由表可見,這些礦床的δ13C∑C值既不同於岩漿碳(-5‰~-8‰),也不同於海相碳酸鹽岩的碳(接近於0‰),它們很可能是岩漿碳和碳酸鹽岩碳的混合產物。岩漿碳由岩漿水帶來,碳酸鹽岩碳是大氣降水在碳酸鹽岩地層中對流循環時從碳酸鹽岩地層中淋取的。由表6.14還可看出,成礦溶液的δ18O(H2O)值愈是接近於岩漿水的礦床,如冷水鉛鋅礦,其方解石與岩漿碳的δ13C值愈接近,相反,成礦溶液中有較多大氣降水混入的礦床,如團結溝金礦,其方解石與碳酸鹽岩的δ13C愈是接近。
表6.14 某些斑岩型礦床的碳同位素組成
(3)確定原油的形成環境。一般認為,石油是由海相或陸相盆地沉積物中的動植物殘體逐漸演化形成的,而海相和陸相有機質的碳同位素組成是不同的,海成的石油一般具有較高的δ13C值,而陸成石油δ13C值相對較低。由於在有機質演化成石油的過程中,碳同位素組成的變化不明顯,因而可以根據測定石油的δ13C值推測其原油母質的沉積環境。例如,據陳錦石等(1983)的研究,我國陝甘寧盆地存在兩種生油類型:中生代陸相石油的δ13C值為-29.7‰~-32.8‰,平均為-31.3‰;而古生代海相石油的δ13C值為-23.9‰~-27.1‰,平均為-24.7‰。陸相石油比海相石油富12C約5.6‰。
圖6.17 浙江長興二疊系—三疊系剖面δ13C值變化曲線(據陳錦石等,1984)
(4)界線地層碳同位素示蹤
界線地層同位素研究是通過地層單元中同位素組成變化的對比,來確定地層相對時代的,進行地層劃分並探討地質歷史中的重大事件。迄今為止,研究涉及的同位素包括碳、氧、鍶、釹和硫等,其中海相碳酸鹽岩的碳氧同位素研究資料較豐富。研究表明,海相碳酸鹽岩石的碳同位素組成的變化不但可以作為古海水溫度與鹽度變化的函數,而且可以作為海相碳酸鹽岩地層的劃分標志。例如,我國浙江長興上二疊統長興組和下三疊統青龍組為連續沉積,無地層缺失;長興組由灰岩和泥灰岩組成,青龍組由泥灰岩組成,底部為厚約6cm的伊利石-蒙托石粘土層,其中發現有鉀長石球微粒。如圖6.17所示,長興組碳酸鹽岩的δ13C值以相對富集13C為特徵,δ13C值均為正值(0.1‰~5.1‰);青龍組卻以12C相對富集為標志,除個別樣外,δ13C均為負值;另外從長興組頂部至青龍組底部,δ13C值發生了突變,變化幅度達5‰以上。另據柴之芳等(1986)研究,界線層位樣品的銥含量[(0.2~1.0)×10-9]比上、下層位高10倍左右,金[(0.5~2.7)×10-9]和鉑[(41~48)×10-9]高5~6倍,鋨、鎳、鈷、鐵、砷、銻和銅也顯示出不同程度的富集。碳同位素組成和銥等元素的突變指示在二疊系—三疊系界線層位上發生過重大事件。
(5)地-氣交換過程中的碳同位素示蹤。和海洋生態系統一樣,地球表面的岩石、土壤、水體和生物組成的陸地物態系統,與其上部的大氣層之間進行著持續的物質和能量的交換,稱地-氣交換。這種交換過程包括氣態物質交換、固態物質交換和液態物質交換。這些物質的交換,特別是氣體物質的交換主要受大氣層與陸地的相互作用以及海洋界面上生物活動的調節,對人類生存環境產生著重要的影響。穩定同位素的地球化學行為是研究陸地生態系統和大氣間物質交換的有效示蹤途徑,近年已取得了若干新認識,其中微量氣體甲烷的碳和氫同位素研究程度相對較高,通過對單個甲烷分子的13C/12C、D/H同位素原子比率的測定,為大氣甲烷的成因及其來源提供了重要示蹤線索。Lowe等人(1989)對清潔、混勻的南北半球大氣甲烷的δ13C值進行了測定(表6.15),從表6.15中可見,地球大氣圈甲烷的平均δ13C值為-47‰左右。近期許多學者還對陸地系統中不同來源(動物腸道發酵、天然濕地、水稻田、生物燃燒等)甲烷的δ13C值作了測定。水稻田是大氣甲烷重要的地表釋放源之一,美國加利福尼亞等水稻田和中國貴州水稻田甲烷樣的測定結果表明,δ13C值變化於-68‰~-54‰。平均δ13C值為-61‰。這一結果顯示,盡管東西半球的氣候和水稻管理方法可能會有所不同,但水稻生長所需的特殊淺水還原環境及其中的微生物作用是相同的,導致世界各地稻田甲烷都具有受微生物分餾作用控制的富集輕碳同位素的特徵,也表明水稻田是當今大氣甲烷的輕碳同位素源。
表6.15 南北半球清潔背景空氣和東西半球水稻田甲烷的δ31C值