碳同位素范文

碳同位素范文（精选4篇）

碳同位素 第1篇

大气中CO2浓度的持续增长及其所引起的全球变暖等问题促使全球碳循环成为当今科学研究热点[1]。土壤有机质 (SOM) 作为陆地生态系统中最大的碳库, 同大气CO2间的碳交换非常密切。SOM的碳输入主要以凋落物和根系及其分泌物形式进行, 速率约为60Pg/yr;碳输出主要是通过分解作用释放出CO2来实现, 速率也约为60Pg/yr。上述交换速率约为化石燃料燃烧向大气排放碳速率的10倍。由此, SOM碳库的微小变化亦可引起大气中CO2浓度的显著变化。国际土壤科学联合会、联合国千年生态系统评估及IPCC等均将SOM的碳库动态及相关机理列为地球系统科学的根本性科学问题之一[2]。而在整个SOM动态的研究领域中, 位于海陆交错带的红树林由于相对较少的分布, 对其林下土壤的相关研究并没有引起足够的重视。

红树林生态系统具有有机质沉积快、群落生产力高和土壤呼吸释放慢等特点, 因而红树林土壤可能是潜在的长期碳库, 具有在全球碳循环中扮演人工碳的碳汇的巨大潜力[3]。一般地, 异质性的SOM的组份碳周转率从少于1年, 几年到几十年, 到好几百年, 跨度很大[4,5]。SOM的稳定碳同位素比率 (13C) 分析有助于更深入了解土壤有机碳 (SOC的周转进程及相关影响因素[6]。目前, 涉及全球不同地点红树林SOM的13C的报道还相当少见[7]。对不同红树林SOM的碳动态的定量分析, 将有助于我们加深对红树林生态系统碳循环的理解。本研究的主要目的是:比较三种天然红树林群落SOC含量和SOM的13C的垂直格局, 探讨控制格局的主要生态因素。

1 材料与方法

1.1 研究区概况

研究地点位于广东省深圳市福田红树林国家级自然保护区内受人不干扰极少的天然林群落内。表1列举了各取样点的植被分类、群落优势种及表层20cm土壤属性。其中, 桐花树和白骨壤为先锋种;木榄和秋茄为演替中后期种。

深圳湾属南亚热带海洋性季风气候。年平均气温22.4℃, 1月份气温最低, 月平均气温14.1℃, 最低温度为0.2℃, 7月份最高, 月平均气温28.2℃, 最高气温38.7℃。年平均降雨量1700~1900mm, 集中在4~9月。年蒸发量1500~1800mm。年平均相对湿度80%。全年日照时数约2000h。夏秋多台风, 年受台风袭击2~4次[8]。

1.2 土壤取样

野外取样过程如下:每个取样点, 在退潮1h后用直径6cm的PVC管垂直插入土壤至100cm深度, 将取样管小心挖掘出后水平放置。根据红树林的根系和土壤特点, 现场对土壤特性做描述后分层取样:表层20cm内每2cm一层;20~50cm内每5cm一层;50~80cm内每10cm一层;80~100cm为一层。采集到的样品立即送至广州地球化学研究所碳同位素实验室冻藏待分析。

1.3 碳分析

先将冷冻样品从-26℃解冻至室温。剔除肉眼可见的根系及碎石后, 每份样称取20~35g, 并在CHRIST冷冻干燥机内冷冻干燥48h, 干样研磨后过1mm孔径的筛子。取1g处理过的样品用2M HCL煮沸约10 min去除碳酸盐, 再用去离子水清洗数次到中性。再将样品放入烘箱90℃下烘24h后取出自然放置至室温, 装袋待用。

取0.5g样品装入石英试管, 混入适量氧化铜和银丝, 接到测样真空系统中, 在1×10-3mm Hg条件下抽真空30min。将石英管密封后在马弗炉860℃反应2h。所产生的CO2经干冰和液氮冷井 (-100℃) 去水汽纯化, 收集至真空玻璃管。将充满CO2的玻璃管装入Cracker管, 在Finnigan MAT-251质谱仪上测定13C, 误差为0.2‰。13C表示为:13C=[ (13C/12C) sample/ (13C/12C) standard-1]×1000通过反应产生的CO2量与原始样品质量之比计算得出SOC含量。碳库 (Mg/ha) 为SOC含量、容重和土壤厚度之积。

2 结果

图1、图2和图3分别给出了土壤含水量、SOC含量和SOM的13C随深度变化的垂直格局以及这三个指标它们两两之间的相互关系。

2.1 桐花树剖面

在表层20cm, 桐花树剖面SOM的13C基本不变, 在20~70cm呈现随深度增加趋势, 到70~100cm随深度减小。整个剖面SOM的稳定碳同位素值介于-29.4‰至-25.9‰之间 (图1a) 。

SOC含量从表层的5.4%增加到6~8cm的6.4%, 然后在8~70cm呈现随深度减小趋势, 在70~100cm又随深度增加 (图1b) 。

土壤含水量从地表的54.6%减到60~70cm的34.6%, 在80~100cm再折回增至52.6% (图1c) 。

土壤含水量、SOC含量和SOM的13C的垂直变化格局, 均在70cm附近存在趋势变化的分界深度。此外, 上述三个指标它们两两之间均显著相关 (图1d-f) 。

2.2 木榄+秋茄剖面

在整个木榄+秋茄剖面中, SOM的13C除了表层20cm有微小的1‰以内的波动, 其余深度上均保持相对稳定 (图2a) 。

SOC含量和土壤含水量的垂直分布曲线呈现出相似形状。两个指标的最低值都在50-60cm (图2b-c) 。SOC含量和土壤含水量呈现显著相关性, 自然对数方程的R2高达0.8 (图3f) 。相对比之, SOM的13C与SOC含量和土壤含水量的相关性较弱 (图2d-e) 。

2.3 白骨壤剖面

白骨壤剖面SOM的13C的垂直格局可以分为三段 (图3a) :地表SOM的13C为-26.5‰, 在整个表层20cm13C较稳定。18~20cm至20~25cm, SOM的13C从-26.9‰增到-25.4‰, 并保持随深度增加的趋势到50cm。最后, 在50~100cm随深度减小。

表层18cm的SOC含量介于1.8%至2.3%之间。除70~80cm的2.2%波动外, 在18~100cm之间SOC含量保持相对不变, 约为1.0% (图3b) 。

土壤含水量首先从地表的50.6%降至60~70cm的30.1%, 再增至70~80cm的39.9%, 然后减至80~100cm的37.3% (图3c) 。

土壤含水量、SOC含量和SOM的13C三者间两两显著相关 (图3d-f) 。

2.4 三个剖面对比

三个剖面SOM的13C的垂直格局相互迥异。如图2-3所示, 所有剖面SOM的13C介于-29.4‰至-24.1‰, 指示有机质的主要来源为C3植物。另外, 各个剖面SOM的13C在70~80cm附近均汇至约-26.6‰ (图1a, 2a, 3a) 。

在表层30cm, 桐花树剖面的SOC明显比另两个剖面的含量高。地表至100cm土壤碳库, 桐花树剖面为673.2Mg/ha, 木榄+秋茄剖面371.9Mg/ha, 和白骨壤剖面325.2Mg/ha。

三剖面的土壤含水量基本呈相似的垂直分布, 且均在70~80cm深度汇至约41.0% (图1c, 2c, 3c) 。

木榄+秋茄剖面SOM的13C在整个剖面保持相对一致, 导致该剖面SOM的13C与SOC含量和土壤含水量相关性弱, 除此之外三个指标在其余剖面均呈现出显著相关 (图1d-f, 2d-f, 3d-f) 。

3 讨论

3.1 SOM的13C垂直格局的影响因素

诸多研究表明, 除泥炭沉积剖面外, SOM的13C均随深度呈富集趋势[6,9,10,11]。在桐花树剖面的表层70cm和白骨壤剖面的表层50 cm, SOM的13C的垂直格局基本遵从该趋势。

造成SOM的13C随深度富集的趋势可能有以下三方面的原因[6,9,10,12]:首先, 由于含低13C (约-27‰) 的化石燃料不断排入大气, 近200年以来大气中CO2的13C已经亏损了1.3‰[13]。因为大气中CO2的13C的值很大程度上决定了植物13C的值, 植物通过凋落物和根系及其分泌物等输入有机质至土壤中, 导致处于深层的SOM比地表的SOM其13C应相对富集。其二, SOM的分解作用可导致13C富集3‰。SOM是植物成份、分解者成份和他们的代谢产物、和腐殖质成份的混合物[14]。一般来说, 分解者如无脊椎动物和微生物要比其食物的碳的13C相对富集, 因此土壤呼吸作用总体上导致土壤中13C富集。深层SOM先形成, 所进行的分解作用时间也相对长些, 相应地也应具有相对富集的13C[10]。其三, 根系相比其他植物组织的13C富集约13‰[15], 因此主要来源于根系的深层SOM要比主要来源于凋落物的地表SOM的13C相对富集。

本研究发现, 桐花树剖面的70-100cm和白骨壤剖面的50~100cm的SOM的13C随深度亏损。这也许可以通过土壤选择性保存木质素的现象来解释[16]。由于木质素通常较纤维素、半纤维素以及单糖成份分解慢且其13C相对亏损可达5~6‰, 因此在植物组织转变为SOM的过程中, 选择性保存的木质素具有改变SOM的13C的可能[10]。

3.2 土壤碳动态变化的生态学过程

除上述因素外, 潮间带的生态学过程也可能影响到三个剖面的碳垂直分布格局。例如, 不同的群落演替阶段对碳动力学的影响。桐花树和白骨壤均为先锋种, 而秋茄和木榄为演替中后期种。相比较于先锋群落, 木榄+秋茄群落更发达的根系[17]阻止了周边有机质输入到群落内部沉积, 加上其地表凋落物的高沉积速率, 促成整个木榄+秋茄剖面SOM的13C保持相对稳定。在木榄+秋茄剖面, 100cm深度可能还未到达其SOM的13C值发生较强变化的分层深度, 为揭示该剖面完整的SOM的13C的垂直格局, 有必要在今后的研究中挖取更深的土壤剖面。

与其它陆地生态系统不同, 红树林生态系统生长于潮间带, 使得有机质的沉积受到潮水强烈的平均化作用影响。桐花树剖面相对木榄+秋茄剖面更靠近陆地边缘。这种潮间带的地理位置差异意味着在潮汐过程中所受潮水浸泡的时间的不同[18]。对于相对位于高潮位的桐花树群落来说, 其被潮水淹没时间相对最短, 受潮水的侵蚀时间相对最短、侵蚀强度也相对最弱, 这些均有利于其进行不受干扰的成岩过程。上述分析某种程度上吻合桐花树剖面的表层SOC含量高以及SOM的13C随深度富集等现象。虽然木榄+秋茄为演替中后期群落, 理应具有更快的有机质沉积速率, 然而由于受到强烈的潮汐侵蚀和平均化作用影响, 该剖面表层SOC含量相对并不高。另一方面, 相对长时间的潮水浸泡所形成的厌氧成岩环境可能降低了土壤微生物进行分解作用的速率, 从而导致该剖面形成相对不变的SOM的13C垂直格局。招潮蟹和其他海洋底栖动物也可能影响到SOM的13C和SOC含量的垂直分布格局。大量螃蟹生活在红树林土壤中, 他们具备沿水平或垂直方向搬运有机质的能力。另据报道, 招潮蟹的13C一般比周边植物的低[16], 它们的存在对于土壤碳的分布影响不可忽视。

3.3 SOM的13C, SOC含量和土壤含水量间的关系

土壤含水量、SOC含量和SOM的13C之间的相互关系有多种关联方式。例如, SOC含量和SOM的13C可能具有显著的线性关系, 但SOC分解是呈指数变化而非线性变化[14]。本研究采用1996年Balesdent和Mariotti[14]介绍的自然对数方程来表达两者相关性。该方程既能指示碳分馏过程初始状态时SOM的13C, 又能反映土壤矿化所致分馏作用的系数。也可以通过这种自然对数方程建立其他指标之间的相互关系。

根据这些自然对数方程, 桐花树和白骨壤剖面的初始SOM的13C分别为-26.2‰和-25.4‰。由于木榄+秋茄剖面SOC含量和SOM的13C的自然对数方程的关联系数R2小于0.1, 所以由该剖面对数方程所指示的初始SOM的13C值-25.4‰在统计学上是无意义的。总的说来, 通过对比地表红树林的13C与对数方程指示的初始SOM的13C是否一致, 可以检验其是否为SOC的主要来源。此外, 桐花树和白骨壤剖面的分馏系数分别为-1.7‰和-1.6‰, 表明桐花树白骨壤剖面土壤矿化分解速率相对较快。

陆地森林生态系统土壤一般含固、液、气三相组份, 而红树林沉积物主要包含液、固两相[19], 这与湖泊沉积环境相似。前人对湖泊沉积物有机质含量与含水量关系已做了一些相关分析研究[20,21]。本研究表明, 天然红树林先锋种群落的SOC含量和SOM的13C均与土壤含水量的自然对数显著相关。红树林土壤含水量是土壤受潮水淹没时间、土壤结构、土壤粘度和土壤中根系量等等因素综合作用的结果, 它是反映潮间带沉积和成岩环境的重要指标。土壤含水量高, 意味着相对厌氧的微环境, 将降低土壤微生物的分解活性, 利于SOC的长期保存, 从而某种程度上控制着SOC含量。从上面土壤含水量与SOC含量的讨论可见, 相对高的土壤含水量对应着相对高的SOC含量, 意味着相对弱的同位素分馏作用, 从而间接影响着SOM的13C。

4 结论

桐花树群落、木榄+秋茄群落、和白骨壤群落地表100cm土壤碳库分别为673.2Mg/ha, 371.9Mg/ha和325.2Mg/ha。桐花树剖面由于受到较少的潮汐侵蚀和淹没作用影响, 其碳沉积过程受干扰也较小, 从而其碳库量较大。而潮汐的平均化作用使得木榄+秋茄和白骨壤剖面各个层位的SOC含量均较低。

三个天然红树林群落的SOM的13C垂直格局极为不同。相对于传统的陆地森林SOM的13C随深度富集的趋势, 桐花树群落和白骨壤群落下层SOM的13C呈现出随深度亏损的趋势。总的说来, 红树林SOM的13C垂直格局, 可以从大气CO213C的历史变化、土壤分解过程的同位素分馏作用、根系和凋落物的13C值的差异, 以及土壤对植物组织的选择性保存等方面进行解释。此外, 诸如不同的潮汐淹没和侵蚀时间、不同演替阶段以及生物干扰等均对碳格局也有着不可忽略的影响。

除木榄+秋茄剖面SOM的13C与土壤含水量和SOC含量的自然对数相关性弱外, 土壤含水量、SOC含量和SOM的13C在三个天然红树林剖面均显著相关。通过作用于沉积成岩环境和土壤微生物分解过程, 土壤含水量在某种程度上控制着SOC含量, 并间接影响着SOM的13C。

摘要：陆地生态系统土壤有机质 (SOM) 的碳动态研究已引起科学界的广泛关注, 对海陆交错带的相关研究则较少。本研究选取位于广东深圳湾的三个红树林群落土壤剖面, 测定了土壤有机碳 (SOC) 含量和SOM的稳定碳同位素比率 (13C) 等含量。结果表明, 地表100 cm土壤碳库分别为:桐花树 (Aegiceras corniculatum) 群落碳库量较大, 达673.2 Mg/ha, 而木榄 (Bruguiera gymnorrhiza) +秋茄 (Kandelia obovata) 群落为371.9 Mg/ha, 白骨壤 (Avicennia marina) 群落为325.2 Mg/ha。这三个剖面SOM的13C介于-29.4‰至-24.1‰之间, 指示其来源主要为C3植被。不同于传统的SOM的13C随深度增加而增加的趋势, 桐花树和白骨壤剖面底层的SOM的13C随深度增加而呈现亏损, 而木榄+秋茄SOM的13C在整个剖面则基本稳定。红树林SOM的13C的垂直格局可能反映了大气CO2的13C的历史变化、有机质分解过程中的同位素分馏作用、植物根系分泌物和凋落物13C的差异, 和土壤对植物组织的选择性保存等因素的综合作用。此外, 诸如潮汐作用、群落演替阶段以及生物干扰等, 也会对红树林土壤的碳动态产生一定的影响。结果还表明, 在红树林有机质沉积过程中, 土壤含水量通过作用于土壤分解过程在某种程度上控制SOC含量, 同时间接作用于土壤同位素分馏过程而影响SOM的13C。

碳同位素 第2篇

摘要：对贵阳市区到农村地区4个方向的石生苔藓碳氮含量和同位素组成进行了分析.苔藓碳含量(34.47%～52.76%)从市区到农村随距离逐渐降低,并与氮含量(0.85%～2.97%)存在较好的正相关关系,表明大气氮沉降对苔藓的碳吸收能力具有促进作用,市区较高的`大气氮输入或铵沉降增强了苔藓的光合作用和固碳能力,同时使碳同化过程发生较大的13C分馏.苔藓δ13C值(-30.69‰～-26.96‰)从市区往外逐渐升高,还与城市人为CO2排放有关,主要机制在于人为成因的CO2源本身富含12C并可能增加市区大气CO2的浓度,从而导致市区苔藓δ13C值偏负.此外,根据苔藓碳含量和δ13C随距离的变化关系判断,贵阳城市人为来源的CO2对植物的影响主要集中在20 km范围内.本研究重点探讨了控制苔藓碳含量和δ13C变化的因素及其与氮素的相互关系,揭示了苔藓碳和δ13C响应城市CO2排放和大气氮沉降变化的规律,为城市大气污染的防治和周边生态系统的保护提供了新的地球化学证据.作 者：刘学炎 肖化云 刘丛强 李友谊 肖红伟 LIU Xue-yan XIAO Hua-yun LIU Cong-qiang LI You-yi XIAO Hong-wei 作者单位：刘学炎,李友谊,肖红伟,LIU Xue-yan,LI You-yi,XIAO Hong-wei(中国科学院地球化学研究所环境地球化学国家重点实验室,贵阳,550002;中国科学院研究生院,北京,100049)

肖化云,刘丛强,XIAO Hua-yun,LIU Cong-qiang(中国科学院地球化学研究所环境地球化学国家重点实验室,贵阳,550002)

碳同位素 第3篇

关键词：SE事件；超大型溶解有机碳库；成岩作用；新元古代

引言

过去几十年内，碳同位素地层学已作为全球地层对比的重要手段之一。前寒武纪，特别是新元古代化石的极度贫乏，导致生物地层学的缺失，进而导致这一时期碳同位素地层学被广泛的用于区域甚至全球地层划分和对比（Halverson et al.， 2005）。此外，碳与生命的新陈代谢密切相关。自养生物的代谢作用将无机碳转变为有机碳，而异养生物的代谢作用又将有机碳转变为无机碳。需要指出的是，光合自养生物易繁盛于氧化的沉积环境，而化能自养生物和异养生物则易繁盛于缺氧的沉积环境。因此，碳同位素也被用来示踪地质历史时期海洋化学的演化过程。

在新元古代化学地层学不断深入研究的过程中，一个非同寻常的碳同位素曲线首次报道于阿曼地区埃迪卡拉纪Shuram组（Burns and Matter， 1993）。这一碳同位素曲线已被命名为“Shuram曲线（SE）事件”。在等级次序上，1000 Myr（百万年）内碳同位素曲线及其量级的记录显示最负的碳同位素发现于新元古代地层（图1）。

目前为止，两种机制被用来解释SE事件：（1）SE事件记录的是原始的碳同位素信号，可能源于埃迪卡拉纪超大型溶解有机碳库的氧化（Rothman et al.， 2003； Fike et al.， 2006； McFadden et al.， 2008）；（2） SE事件记录的是遭受成岩作用的碳同位素信号（Derry， 2010）。在前人研究的基础上，本文将着重评述和分析SE事件的两种机制。

1. Shuram曲线（SE）事件

SE事件主要表现为以下6个特征：（1）极大的波动幅度，从+6‰到-12‰；（2）δ13Ccarb在地层上发育不对称，从+6‰迅速下降到-12‰，然后其缓慢恢复；（3）δ13Ccarb值在连续地层中波动较小，且非常稳定；（4）介于Marinoan冰期与埃迪卡拉型宏体化石之间；（5）很长的持续时间，记录了SE事件的数百米厚浅海沉积地层的年代地层学证据表明其持续时间至少超过5 Myr；（6）δ13Ccarb与有机碳同位素（δ13Corg）间的非耦合关系；（7）全球众多剖面上δ13Ccarb与δ18Ocarb间具有良好的相关性。

埃迪卡拉纪SE事件是上述碳同位素负漂移记录中量级最大的，最低可达-12‰，且其表现为在几百米厚的地层中同位素值普遍小于-6‰记录可能持续时间长达5 Myr（Burns and Matter， 1993），尽管在全球范围内有相当数量的剖面记录可能与SE事件相关联，但就碳同位素波动幅度和时间延续长度而言，至少存在四个地区可与Shuram组的碳同位素负漂移相比较（图2），包括阿曼地区（Fike et al.， 2006）、美国北部（Kaufman et al.， 2007）、中国华南（McFadden et al.， 2008）和澳大利亚南部（Calver et al， 2000）。

数据来自：阿曼地区Shuram组（Fike et al.， 2006）；澳大利亚南部Wonoka组（Calver， 2006）；中国华南Doushantuo组（McFadden et al.， 2008）；美国加利福尼亚Johnnie组（Verdel et al.， 2011）。

2. 原始信号

基于SE事件中δ13Ccarb与δ13Corg间的非耦合关系，Rothman et al.（2003）提出了一个新的有别于现代海洋的碳循环模式来解释新元古代时期碳循环过程。其认为新元古代晚期存在一个超大型溶解有机碳库，远远超过无机碳库的规模，且该溶解有机碳库的居留时间很长。此种背景下，轻馏分的溶解有机碳被氧化形成CO2将导致同时期无机碳组分（DIC）富集轻馏分，进而导致沉积物中记录偏轻的碳同位素。此外，由于超大型溶解有机碳库对海洋有机碳的缓冲作用，δ13Corg变化不大。这一机制随后被广泛的应用于新元古代晚期碳循环的解释（例如：Fike et al.， 2006； McFadden et al.， 2008）。

然而，近來，新元古代超大型溶解有机碳库理论不断的接受挑战。例如，海洋中超大型溶解碳库的存在必将导致全球地区δ13Corg的稳定性和均一性，但这一时期全球地区δ13Corg波动范围较大，存在明显的差异性（Calver et al.， 2000； Fike et al.， 2006； McFadden et al.， 2008）。

3. 成岩作用

基于阿曼、澳大利亚南部和中国华南地区δ13Ccarb与δ18Ocarb间具有良好的相关性（Fike et al.， 2006； Calver， 2000； McFadden et al.， 2008），SE事件被认为是受到成岩作用的影响（Derry， 2010）。然而，上述δ13Ccarb与δ18Ocarb间具有良好的相关性可由其他因素所导致包括温度控制的微生物呼吸过程（Stanley， 2010）和水体高温导致的较高温度的孔隙流体（Macdonald et al.， 2009）。此外，后期成岩作用引起的δ13Ccarb应该是局部的现象，而非全球特征。因此，δ13Ccarb与δ18Ocarb间耦合性可能不是由后期成岩作用导致的，而取决于温度和/或海水或孔隙水体组分的变化。

nlc202309040702

4. 結论

两种重要机制被用来解释新元古代晚期SE事件。观点1：SE事件反映了这一时期海洋碳循环的异常波动，极有可能源于海洋中超大型溶解有机碳库的氧化。然而，此种机制难以解释SE事件中部分现象如全球有机碳同位素（δ13Corg）较大的差异性。观点2：SE事件不能反映原始的海洋碳循环过程，其遭受了成岩作用。这一机制得到该时期碳酸盐岩氧同位素（δ18Ocarb）与δ13Ccarb间线性关系的支持，但难以解释SE事件中部分特征如SE事件的全球性。因此，目前关于SE事件的两种机制均具有一定的合理性但也存在一定程度的缺陷。

参考文献

[1]Burns S J and Matter A. Carbon isotopic record of the latest Proterozoic from Oman. Eclogae Geol Helv， 1993， 86： 595-607

[2]Calver C R. Isotope stratigraphy of the Ediacarian （Neoproterozoic III） of the Adelaide Rift Complex， Australia， and the overprint of water column stratification. Precambr Res， 2000， 100： 121-150

[3]Derry L A. A burial diagenesis origin for the Ediaacaran Shuram-Wonoka carbon isotope anomaly. Earth Planet Sci Lett， 2010， 294： 152–162

[4]Halverson G P， Maloof A C， Hoffman P F. Towards a Neoproterozoic composite carbon-isotope record. Geol Soc Am Bull， 2005， 117： 1181-1207

[5]Kaufman A J， Corsetti F A and Varni M A. The effect of rising atmospheric oxygen on carbon and sulfur isotope anomalies in the Neoproterozoic Johnnie Formation， Death Valley， USA. Chem Geol， 2007， 237： 47-63

[6]Macdonald F A， McClelland W C， Schrag D P， Macdonald W P. Neoproterozoic glaciation on a carbonate platform margin in Arctic Alaska and the origin of the North Slope subterrane. Geol Soc Am Bull， 2009， 121： 448–473

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[8]Rothman D H， Hayes J M and Summons R E. Dynamics of the Neoproterozoic carbon cycle. Proc Natl Acad Sci USA， 2003， 100： 8124–8129

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国产碳同位素标样的稳定性实验分析 第4篇

1 实验部分

1.1 仪器、试样及实验条件

仪器:Euro Vector EA-3028-HT/GVInstuments Isoprime联用仪;

试样:国产炭黑标样GBW 04407、GBW04408) 和美国国家标准局标样NBS-18;

实验条件:

1) 实验室温度:23℃~25℃湿度<70%;

2) 载气He2、参考气CO2;

3) 载气、参考气纯度:He2≥99.999%, CO2≥99.999%;

4) 氧化炉温度:1130℃。

1.2 实验原理及方法

实验原理:元素分析仪与质谱仪的联机分析技术 (EAIRMs) 是稳定同位素分析技术的一种常规手段。EAIRMS技术能同时获得元素成分比例与总碳同位素组成两套数据。稳定碳同位素分析的基本步骤是将材料在高温下燃烧成CO2, 再用同位素质谱仪进行测定, 计算机在线分析程序检测并储存CO2质量数44、45、46离子流信号并计算出相应的45/44、46/44同位素比值, 最后由计算机进行数据处理, 获得一系列分析结果以及所有检测到的CO2质谱峰的δ13C值。

试验方法:称取约0.02~0.12mg之间的炭黑标样和0.4~1.2mg之间的国际标样NBS-18于银杯中并包裹紧密, 通过自动采样器送到元素分析仪 (EA-3028-HT) , 在1130℃高温下燃烧, 将样品中的碳元素转化成为CO2气体, 然后通过气相色谱柱分离出来, 进入同位素质谱仪Iso Prime, 按照上述实验原理测定其δ13C值。

2 结果与讨论