引用本文
林杰, 庄广胜, 王成善, 戴紧根. 叶蜡单体氢同位素古高程计研究进展. 地球科学进展, 2016, 31(9): 894-906
Lin Jie, Zhuang Guangsheng, Wang Chengshan, Dai Jin’gen. Research Progress of Leaf-wax Hydrogen Isotope Paleoaltimetry. Advances in Earth Science, 2016, 31(9): 894-906  
Doi:10.11867/j.issn.1001-8166.2016.09.0894
Permissions
Copyright©2016, 地球科学进展 编辑部
叶蜡单体氢同位素古高程计研究进展
林杰1,3, 庄广胜2, 王成善1,3, 戴紧根1,3
1.中国地质大学(北京)地球科学与资源学院,北京 100083
2.路易斯安那州立大学地质与地球物理系,路易斯安那州 巴吞鲁日 70803
3.中国地质大学(北京)生物与环境地质国家重点实验室,北京 100083

作者简介:林杰(1992-),男,山西运城人,博士研究生,主要从事青藏高原古高程研究.E-mail:ljietibet@163.com

基金:中国地质调查局项目“青藏高原拉萨—羌塘地块构造热年代学填图和矿产调查”(编号:DD20160027)资助
摘要

高等植物类脂物广泛分布于土壤、河流和湖泊沉积物中,正构烷烃是植物类脂物的重要组成部分。高等陆生植物叶蜡正构烷烃具有较长的链长( nC27- nC33)以及明显的奇偶优势(CPI>5), 其氢同位素组成在一定程度上反映了大气降水的同位素特征,对古高程重建具有重要的指示意义。不同地区的现代土壤正构烷烃氢同位素随高程的递减率有所不同,说明地区性的校正是必要的。蒸散富集作用和生物合成作用过程也会影响正构烷烃氢同位素值。在利用长链正构烷烃重建古高程时,需结合古气候、古纬度、古植被等多方面资料综合分析。

关键词: 叶蜡正构烷烃; 氢同位素; 古高程; 表观分馏系数
中图分类号:P597 文献标志码:A 文章编号:1001-8166(2016)09-0894-13
Research Progress of Leaf-wax Hydrogen Isotope Paleoaltimetry
Lin Jie1,3, Zhuang Guangsheng2, Wang Chengshan1,3, Dai Jin’gen1,3
1.School of Earth Sciences and Resources, China University of Geosciences (Beijing), Beijing 100083, China
2.Department of Geology and Geophysics, Louisiana State University, Baton Rouge, LA 70803, USA
3.State Key Laboratory of Biogeology and Environmental Geology, Research Center for Tibetan Plateau Geology, China University of Geosciences (Beijing), Beijing 100083, China

First author:Lin Jie(1992-),male,Yuncheng City,Shanxi Province,Ph.D student. Research areas include paleoaltimetry of Tibetan Plateau.E-mail:ljietibet@163.com

Fund:Project supported by the China Geological Survey project “Thermochronological mapping and mineral resources survey of Lhasa-Qiangtang Terrane in Tibetan Plateau”(No.DD20160027)
Abstract

Leaf waxes/lipids which are derived from terrestrial higher plants are ubiquitous in fluvial, lake, and marine sediments. N-alkanes are an important component of leaf waxes. Modern leaf wax n-alkanes from terrestrial higher plants are characterized with long chains with 27 to 33 carbon atoms ( nC27- nC31) and high carbon preference index (CPI) values (>5). The hydrogen isotopes in n-alkanes are determined by meteoric water compositions, which makes them a potential proxy in paleoaltimetry studies. The lapse rates at which n-alkane hydrogen isotopes in modern soils change with altitude vary in different areas, implying that local calibration has to be conducted. The enrichment due to evapotranspiration and difference in fractionation during biosynthesis also influence n-alkane hydrogen isotopes values. When using long-chain n-alkanes to reconstruct paleoaltitude, many factors such as paleoclimate, paleolatitude and paleobotany should be considered.

Keyword: Leaf wax n-alkanes; Hydrogen isotope composition; Paleoaltimetry; Apparent fractionation.
1 引言

古高程是古地形的重要参数[1], 是研究构造气候相互作用的纽带[2, 3], 对于进一步了解造山带形成的动力学机制, 以及造山带演化对全球气候演变和生物群系分布的影响都有着至关重要的作用[4]。稳定同位素古高程计是一种定量估计古高程的有效方法, 目前已经广泛应用于北美科迪勒拉山脉[5~9]、喜马拉雅山脉及青藏高原[10~15]、安第斯山脉及阿尔蒂普拉诺高原[16~18]、欧洲阿尔卑斯山[19]以及新西兰南阿尔卑斯山[20]等地区。稳定同位素古高程计的理论基础是同位素的高度分馏效应:水蒸气沿着山坡上升时绝热膨胀, 冷却凝结, 由于重的同位素之间会形成更强的键, 在水气平衡转化过程中不易断裂, 导致重的同位素优先从水蒸气中分馏出来, 造成大气降水的同位素随着高度升高而发生负偏[21~24]。如果得到地质历史时期古降水的同位素组成, 就可以通过经验公式[10]或是理论公式[25]估算出古高程。因此, 得到古降水的同位素特征是古高程重建的前提条件。目前主要通过测定一些在大气降水参与下形成或发生水合作用的指标矿物氧同位素值来反映古降水的氧同位素组成, 如土壤、湖相或自生碳酸盐岩[24, 26, 27], 含水硅酸盐或玻璃质矿物[28], 古生物化石磷酸盐[29]等。这些矿物和化石的同位素信号容易受到多种因素的影响, 例如, 矿物形成时的温度、形成所需的时间、生物合成分馏以及形成后的埋藏和成岩作用过程等[16, 24, 27, 28, 30~32], 而且, 使用最多的土壤碳酸盐结核在降雨量较大的地区保存率很低[33]。这些因素都将破坏古高程重建的可靠性和广泛适用性, 因此寻找其他的古高程替代指标十分必要。

近年来, 高等植物的类脂类分子的同位素, 尤其是叶蜡正构烷烃氢同位素作为一种新的有机地化指标正越来越多地应用到古高程的研究中来[33~42]。正构烷烃相对于湖泊碳酸盐岩和土壤钙质结核氧同位素方法的优势在于:①样品采集较为容易。植物类脂类分子大量存在于湖泊相、河流相的细粒沉积物中, 与湖相碳酸盐岩以及土壤钙质结核相比, 分布更为广泛。②受蒸发作用的影响小。植物正构烷烃氢同位素主要受土壤水蒸发和植物蒸腾作用的影响, 而湖相碳酸盐岩的同位素组成则受湖水蒸发的影响, 尤其是面积较大的湖泊, 受蒸发作用的影响较大。与湖水的蒸发相比, 土壤水蒸发和植物蒸腾对同位素的富集作用较小。③ 正构烷烃的氢原子与碳原子通过强大C-H共价键链接, 一般不受到低温(< 100 ℃)成岩作用的影响, 往往能够保存最原始的降水同位素信号, 若受到微生物或热蚀变影响, 也可通过碳优势指数(Carbon Preference Index, CPI)等指标得以反映。本文搜集并总结了全球现代土壤或植物叶片中正构烷烃氢同位素与高程关系研究, 以及沉积物中正构烷烃氢同位素在古高程热点研究地区的应用实例, 重点介绍了正构烷烃古高程计的研究对象、基本原理及影响因素, 期望能为今后有机氢同位素古高程计研究起到一定的参考作用。

2 测定对象— — 正构烷烃

植物叶片上表皮蜡质是由正构烷烃、醇类、酮类、醛类、酯类和酸类等组成的复杂混合物[43]。叶蜡的主要功能是保持叶片中的水平衡, 减少紫外线对叶片组织的损害, 其平均碳链长度越长, 阻碍水分蒸发的能力就越强, 水分散失越少。在组成叶蜡的各种生物合成物中, 正构烷烃是分布最广并且最不活泼的一类有机物, 其强大的C-H共价键使得在未热成熟的沉积物中, 正构烷烃的氢原子与周围环境水中的氢原子发生交换的概率很低, 并且在埋藏过程中几乎不受低温(< 100 ℃)成岩作用的影响[44~46], 从而可将其形成时的原始同位素特征保存下来。不同植物叶片中的正构烷烃含量有所不同:落叶性树木叶片中含有大量正构烷烃, 而松柏科树木针状叶中正构烷烃含量较低[47], 被子植物的正构烷烃含量明显高于裸子植物[48]。在现代维管植物中, 叶蜡正构烷烃同位素特征反映了植物生理过程中所使用水的同位素特征[49~51]。现代湖泊沉积物、土壤以及植物中的叶蜡正构烷烃的δ 2H与大气降水的δ 2H存在明显的相关性[36, 37, 39, 42, 52, 53]。植物水、土壤水与大气降水同位素组成之间的良好相关性是能够将正构烷烃应用到古环境和古高程重建中的理论基础。正构烷烃在沉积环境中的稳定性好, 受到蒸发作用的影响小以及提取技术和色谱/热转换/同位素质谱仪测定单体氢同位素比值技术的发展, 使得长链正构烷烃在古气候、古水文和古高程的重建研究中的应用更加广泛[34, 35, 41, 45, 46, 54]。

2.1 正构烷烃的CPI

CPI用来表示一定链长范围内的正构烷烃分子之间的奇偶优势, 长链正构烷烃(nC24-nC34)的CPI值计算公式为:

CPI=0.5× C25+C27+C29+C31+C33C26+C28+C30+C32+C34+ C25+C27+C29+C31+C33C24+C26+C28+C30+C32

Eglinton等[43]研究认为陆生高等植物叶表皮蜡质含有大量的nC25, nC27和nC31等长链正构烷烃, 具有非常明显的奇偶优势, 其CPI> 5。一般来说, CPI值越大表明奇数碳链长正构烷烃分子的相对丰度相对于偶数碳链长正构烷烃的相对丰度越大, 奇偶优势越明显。长链正构烷烃的CPI值可以作为判定沉积物中的有机质是否受到沉积后作用影响的依据[41], 奇数碳链长的正构烷烃丰度优势的缺失可能表明样品受到后期蚀变的影响, 原始的有机信号被改变。Anderson等[33]认为地质历史时期的沉积物中, 长链正构烷烃的CPI< 2表示有机质经历了沉积后的热裂解和微生物蚀变。

2.2 正构烷烃的链长

不同类型的植物产生的正构烷烃具有不同的链长特征。水生和陆生植物的正构烷烃链长特征差异很大, 陆生植物之间也存在一定的差异性[55]。高等陆生植物叶片蜡质的正构烷烃链长反映了蜡质对水分平衡的调节程度, 链长越长, 锁水作用越强。高等植物正构烷烃链长会随着环境(温度、相对湿度等)的变化而变化, 在更长的生长周期和紫外线强烈的地区, 正构烷烃的链长较长, 以保护植物叶片免受水分丧失的干扰, 另外, 从北到南温度上升, 也造成蒸发作用的增强, 更容易形成长链正构烷烃[51], 因此叶蜡正构烷烃的链长在很多研究中也被用作古环境的指标。

在湖相沉积物中, 正构烷烃链长特征可以用来粗略判断有机质来源。若沉积物中正构烷烃以短链(nC16-nC20)为主, 且不具有明显奇偶优势, 则以水生低等植物、具有光合作用的藻类或细菌来源为主[43, 56]; 若以中链(nC21, nC23和nC25)正构烷烃为主, 并具有微弱的奇偶优势, 则以沉水/浮水大型植物来源为主[57, 58]; 若以长链(nC27, nC29或nC31)为主且具有明显的奇偶优势, 则以陆生高等植物来源为主[59, 60]。但是, 在使用该方法推测湖泊有机质来源时需注意, 不同类型的生物体可能会具有相似的正构烷烃组成, 如湖泊中一些挺水植物与陆地高等植物的正构烷烃组成相似, 主要以长链同系物为主[57], 某些水生藻类也会产生中到长链的正构烷烃化合物[61]。再者, 沉积物有机质的后期蚀变也会造成正构烷烃链长组成的变化。

3 有机氢古高程计的主要影响因素
3.1 表观分馏系数

叶蜡对大气降水的同位素分馏是影响其同位素组成的重要因素, 前人研究中普遍使用表观分馏系数(apparent/net fractionation, ε wax-p)来表示叶蜡对大气降水的同位素分馏程度。其计算公式为:

ε wax-p= δ2Hwax+1000δ2Hp+1000-1

式中:δ 2Hwax(‰ VSMOW)为叶蜡长链正构烷烃的氢同位素组成, δ 2Hp(‰ VSMOW)为大气降水的氢同位素组成。

利用叶蜡的δ 2H来恢复古降水同位素组成并计算古高程的前提是, 在整个高度剖面上, 叶蜡氢同位素组成δ 2Hwax和大气降水氢同位素组成δ 2Hp之间的表观分馏系数保持恒定或变化不大[52]。但众多的研究表明, 表观分馏系数受到了土壤蒸发作用、植物蒸腾作用、生物合成有机质过程、不同区域的不同植物生理学特征、生态系统结构和干旱度等多种因素的影响, 其中植被和环境变化对ε wax-p的影响最为重要, 不同的植被类型(草本或木本, C3或C4, 裸子或被子)或不同外界环境(尤其是相对湿度)条件下的土壤或湖泊沉积物中正构烷烃同位素组成与降水同位素组成之间的表观分馏系数差异较大[50, 62]。

3.1.1 植被对ε wax-p的影响

目前很多研究探讨不同光合作用路径植物之间的ε wax-p差异。Chikaraishi等[50]发现日本和泰国的C4植物叶蜡δ 2H值(-171‰ , SMOW)比C3植物(被子植物-152‰ , 裸子植物-149‰ , SMOW)的稍负一些, 这种差异反映了C4和C3植物蒸散作用以及合成正构烷烃过程对同位素分馏程度之间的差异。Smith等[63]研究了温室和自然环境中的C4和C3植物正构烷烃的δ 2H值特征, 发现在相同的条件下, C4草类的正构烷烃2H要比C3草类富集20‰ , 这种现象可能是由于C4草类的脉间距较短, 气孔蒸腾作用产生的富集水向叶脉的反向扩散作用更强所导致的。而Liu等[64]认为稳定氢同位素与光合作用路径(C3或C4)的相关性很差, 通过与其他相似地区的δ 2H数据比较发现, 叶蜡的氢同位素与植物生态学特征有更密切的联系(树木、灌木、草), 通常, 草的δ 2H值比树木和灌木的要低。Liu 等[65]在黄土高原的研究发现藜科的叶蜡比草类(禾本科)和菊科植物的δ 2H高40‰ ~70‰ 。Hou等[66]在美国马萨诸塞州Blood Pond附近采集了48件陆生和水生的C3植物样本, 发现树木和蕨类植物的δ 2H最高, 草类δ 2H值最低。Polissar等[67]观察到裸子植物为主的中纬度高山型针叶林和苔原的平均表观分馏系数为-101‰ ± 10‰ , 明显小于被子植物为主的热带森林(-125‰ ± 4‰ ), 但之前在现代植物和湖泊沉积物的研究中, 都未发现裸子植物和被子植物之间分馏存在明显的差异[49, 50, 53]。Polissar等[67]把2种植被类型表观分馏系数出现差异的原因归结为:阿尔卑斯型针叶林受季节性降雨同位素组成变化的影响较大, 而计算表观分馏系数时使用的是年平均降水的同位素组成, 这会产生几十千分数的误差, 另外, 由于季节性光照和温度的变化, 使得光合作用/呼吸作用的比率变化, 增大了裸子植物使用储存物质而不是原始光合作用产物来合成正构烷烃的可能性, 这样也会导致表观分馏系数偏小。Polissar等[67]还观察到, 由于草类的蒸腾率更低[68], 草类覆盖的汇水区通常比树木覆盖的汇水区的剩余水量(剩余水量=降雨量-蒸散量)要大。因此, 在相同的气候条件下, 以草类为主的系统比木本植物为主的生态系统的δ 2Hwax更偏负, 表观分馏系数更大。

3.1.2 干旱对ε wax-p的影响

湖水、植物水和土壤水对同位素的蒸发富集受到相对湿度和降雨量与蒸发量的相对关系控制。Douglas等[69]用年平均降雨量(Mean Annual Precipitation, MAP)与年平均蒸散量(Mean Annual Potential Evapotranspiration, PET)的比值定义了干旱度指标AI(Aridity Index), 并研究了美洲中部干旱梯度变化、植被类型与ε wax-p关系, 认为干旱是影响ε wax-p的首要因素。中国东部土壤ε wax-p由于相对湿度的变化, 从50° N的-130‰ 变化到20° N的-140‰ [70]。Smith等[63]研究发现干旱地区的表观分馏系数更小一些, 指示了源区水通过蒸腾或土壤蒸发造成了2H富集。McInerney等[71]比较了温室和野外环境中生长的植物中叶蜡正构烷烃δ 2H和α -纤维素的δ 18O, 发现植物叶蜡δ 2H受到土壤和茎秆蒸发作用的影响, 但不受叶片蒸腾的影响, 正构烷烃的δ 2H反映的是要进入叶片的水的同位素组成。而Feakins等[72]测定了降水、地下水、植物木质部水和叶片水来研究叶片蒸腾和土壤蒸发对叶蜡δ 2H的影响, 发现许多植物主要吸收地下水或降水, 而土壤水只是植物吸收水中很小的一部分。在吸收地下水或降水的过程中同位素没有发生明显的分馏, 叶片水的蒸腾作用是导致叶蜡2H富集的主要原因。Sachse等[73]也认为叶蜡δ 2H记录了叶片水的富集, 而叶片水的富集是降水和蒸发蒸腾的共同作用, 沉积记录中的叶蜡正构烷烃δ 2H可以用来估计叶片水富集程度和蒸气压亏损。Polissar等[67]建立了湖水与大气降水的氧同位素分馏系数(ε 湖水/大气降水)与湖泊附近植被正构烷烃与大气降水的表观分馏系数(ε 植被正构烷烃/大气降水)之间的关系图解(图1), 来说明植被与大气降水之间的氢同位素分馏对干旱气候的敏感度。不同植被类型投点得到的拟合线称为湖水/叶片水蒸发线(Lake/Leaf water Evaporation Line, LLEL), 高山稀疏草地LLEL的斜率为1.8± 0.9(± 1σ ), 中纬度阿尔卑斯型森林LLEL的斜率为0.4± 2.3, 热带森林LLEL的斜率为0.2± 0.8, 斜率越大表示干旱度对土壤和叶片蒸发富集的影响越大, 而斜率越小代表土壤和叶片蒸腾富集基本不受气候和干旱影响。由图1可知, 草类和灌木生态系统对气候更加敏感, 原因是草原和灌木地区土壤蒸发量更大, 而以蒸腾作用为主、遮蔽严重的森林的受到气候的影响较小。遮蔽减少了土壤对阳光的吸收, 土壤表面和自由大气被树木隔离开, 减少了土壤蒸发所需的能量和扩散梯度, 因此土壤蒸发量小, 受到干旱等气候因素的影响小。由图1可知, 不论是高山草地、中纬度阿尔卑斯型森林和热带森林, 其生态系统中的斜率都很低(0~2), 这可能是植物适应环境的结果, 如植物叶片生长和正构烷烃合成一般是在土壤蒸发量较小时(如雨季或一天中温度较低的时候)较旺盛。

3.2 大气循环与水汽来源

植物合成叶蜡所使用的叶片水主要来源于降水, 所以叶蜡的同位素特征主要受控于降水的同位素特征和叶蜡— 降水之间的同位素分馏。大气循环和水汽来源是控制高度剖面上降水同位素特征的重要因素, 从而影响了叶蜡氢同位素与高程的关系。要得到古高程与历史沉积物中叶蜡正构烷烃同位素组成之间的关系, 首先需要对现代高度剖面上土壤有机质和植被叶片中的叶蜡δ 2H随高度的变化关系进行研究。目前我国关于现代植物叶蜡δ 2H与高程关系的研究多集中在青藏高原东缘的贡嘎山[39, 52]、南缘的喜马拉雅山[74]、北缘和东北缘的西昆仑山[39]以及河西走廊[38], 另外还有天山、武夷山、神农架[36]以及太白山[37]。国际上的研究在东非坦桑尼亚的乞力马扎罗山[75]、印度的梅加拉亚邦地区[40]以及新西兰的南阿尔卑斯山[42]都有开展。研究区分布范围较广, 主要的水汽来源和气候类型也不同, 下面将按照主控季/信风的不同, 将前人的研究划分为东亚季风主控地区、印度洋季风主控地区和西风主控地区来分别阐述。另外, 不同研究所使用正构烷烃δ 2Hwax计算方法不同, 大部分研究使用的是nC29和nC31的δ 2H加权平均值, 也有研究使用nC27, nC29和nC31的加权平均值以及nC27, nC29和nC31的不加权平均值, 为了统一标准和方便比较, 减少生物合成同系物时所造成的δ 2H差异, 本文统一使用在土壤中分布最广的δ 2 HnC29来代表土壤叶蜡正构烷烃的δ 2Hwax。

图1 湖水富集程度与nC29表观分馏系数关系图(据参考文献[69]修改)Fig.1 Relationship between the isotopic enrichment of lake water from local precipitation and the apparent fractionation between the C29n-alkane and local precipitation(modified after reference [69])

3.2.1 东亚季风主控地区

武夷山属亚热带气候, 受亚热带季风和台风影响; 神农架处于亚热带和温带的过渡带上, 受亚热带季风的影响; 贡嘎山旱季的水汽来源于循环的大陆水, 雨季来源于西太平洋和印度洋, 由东亚季风搬运; 太白山属于温带季风气候, 夏季降水多, 受东亚季风控制。总体而言, 这些地区的水汽来源主体为西太平洋, 由东亚季风搬运, 水汽来源较单一, 且雨热同期, 降水主要集中在夏季。

通过线性拟合发现, 东亚季风控制区的土壤有机质δ 2Hwax与高程的线性关系较好(图2), 拟合度较高, 随着高度的增加, 土壤中正构烷烃的δ 2H单调递减。太白山、武夷山和神农架的斜率相近, 平均为-0.021‰ /m, 贡嘎山的斜率较其余3个地区稍小, 但仍处于全球高度剖面降水δ 2H随高程递减率-0.01‰ ~-0.04‰ /m[22, 76]内, 说明了土壤正构烷烃记录降水同位素组成的可靠性。贡嘎山与其余3个地区的线性拟合斜率的差异, 可能是由于贡嘎山的降水还在一定程度上受到印度季风的影响造成的。在贡嘎山, 植被类型随着高度升高从森林过渡为草地和灌木, 但整体剖面上的ε wax-p变化不大。这说明环境和植被两者对δ 2Hwax的影响可以相互抵消, 高度是控制山区δ 2Hwax的主要因素, 这与Hou等[77]通过研究美国西南部不同(降雨、相对湿度、植被组成)环境条件下32个湖泊表层沉积物的δ 2Hwax后得到的结论相一致(在自然状态下, 相对湿度变化对ε wax-p特征带来的影响可以被植被变化所补偿)。另外, Bai等[39]在贡嘎山做出的土壤正构烷烃δ 2H与Jia等[52]做出的结果相比, 斜率十分相近, 但绝大部分土壤样品正构烷烃δ 2H都要比Jia等的土壤δ 2H更偏负一些, 可能由于采集样品季节不同导致的。Bai等样品采集时间为秋季, 而Jia等的样品采于5月底, 由于秋季蒸腾作用弱于夏季, 植物秋季正构烷烃的氢同位素与夏季相比偏负, 土壤接收到的是更轻的同位素信号。在太白山, Zhang等[37]测定了土壤和现代植物叶片中nC29的δ 2H, 发现植物中的δ 2 HnC29要比土壤中的δ 2 HnC29更偏正一些, 这与Chikaraishi等[78]的研究发现(土壤比原始叶片的长链正构烷烃(> nC24)13C富集12.9‰ , 而2H亏损可达94‰ )相一致, 其原因可能是土壤和叶片正构烷烃记录降水的时间尺度不同, 土壤记录了上百年或千年的平均值, 而叶片正构烷烃记录的是生长季节环境水的同位素特征, 土壤中的有机质同位素组成可能受到早期成岩作用以及异养菌微生物作用的影响。

图2 东亚季风主控地区土壤δ 2 HnC29与高程关系图
贡嘎山数据引自参考文献[39, 52]; 太白山数据引自参考文献[37]; 武夷山和神农架数据引自参考文献[36]Fig.2 Soil δ 2 HnC29 vs. altitude in East Asian Monsoon dominant area
Mt. Gongga data from references[39, 52], Mt. Taibai data from reference[37], Mt. Wuyi and Shengnongjia data from reference[36]

3.2.2 印度洋季风主控地区

印度东北部的梅加拉亚高原、喜马拉雅地区和非洲东部的赤道附近的乞力马扎罗山主要受到印度洋季风的控制。印度梅加拉亚邦地区是世界年降雨量最多的地区之一, 为典型的亚热带季风气候, 受到印度洋季风的强烈影响。喜马拉雅山和藏南地区的降水也受印度洋季风的控制。乞力马扎罗山位于坦桑尼亚境内, 是非洲最高的山脉, 其水汽主要来源于东边的印度洋。

梅加拉亚高原和喜马拉雅地区的土壤正构烷烃氢同位素组成与高程的线性关系较好(R2:0.7165, 0.7529)。乞力马扎罗山的土壤δ 2H与高程没有明显的线性关系, 中海拔地区的土壤正构烷烃δ 2H值低于低海拔和高海拔地区(图3)。Peterse等[79]认为这是因为山体的中海拔地区往往是降水最多、相对湿度最大的地区, 而降雨的同位素组成不仅与冷凝温度有关, 也与降雨量相关, 降雨量越大, 其δ 2Hp越偏负。另外, 相对湿度越大, 降水与植物叶蜡正构烷烃之间的ε wax-p也越大。这些原因导致乞力马扎罗山脉中海拔地区的土壤δ 2Hwax在整个剖面中最低。Bai等[74]对喜马拉雅山南坡的波曲河河谷和东南部的2条水汽通道(八一— 拉萨剖面和察隅— 波密剖面)的河水δ 2H和土壤δ 2Hwax研究发现, 尽管3个剖面的植被类型、相对湿度和降雨有所不同, 但河水的δ 2H变化控制了土壤δ 2Hwax, 高度仍是影响δ 2Hwax的主要因素, 梅加拉亚高原的土壤δ 2Hwax与高度强烈线性相关也说明了这一点。

图3 印度季风主控地区土壤δ 2 HnC29与高程关系图
乞力马扎罗山数据引自参考文献[77]; 梅加拉亚邦数据引自参考文献[40]; 喜马拉雅山南坡, 八一— 拉萨和察隅— 波密数据引自参考文献[76]Fig.3 Soil δ 2 HnC29vs. altitude in Indian Monsoon dominant areas
Mt. Kilimanjaro data from reference[77], Meghalaya area data from reference[40], South Himalayan, Bayi-Lhasa and Zayu-Bomi data from reference[76]

3.2.3 西风带主控地区

南北半球中纬度地区受行星风带的影响, 中亚干旱地区的降水主要来自西风带来的大西洋水汽。西昆仑山、天山、祁连山和河西走廊地区夏季主要受到西风带的控制, 而冬季受到西风带与极地气团的共同作用。新西兰南阿尔卑斯山也受到西风带的控制, 水汽来源于西北方向的塔斯曼海。

由图4可以看出, 受西风带控制的中纬度地区土壤δ 2Hwax随高度的变化情况较为多样, 线性相关性较差。在祁连山和河西走廊地区的马衔山、西营河和北大河高度剖面上, 高度与δ 2Hwax的关系极为复杂, 马衔山、西营河在低海拔的前陆地区的土壤和禾本科植物δ 2Hwax表现为“ 反高度效应” , 在山区植被分带区表现为正常的高度效应, 西营河上游冰缘地带的土壤和禾本科植物δ 2Hwax(> 3 500 m)又表现为“ 反高度效应” 。北大河土壤δ 2Hwax与高度的线性相关性较差, 但禾本科植物的δ 2Hwax的变化趋势与西营河相近。马衔山的土壤δ 2Hwax与祁连山区的土壤δ 2Hwax相比要更偏负一些, 可能是由于受到东南季风的影响更强。Bai等[39]认为西营河上游冰缘区土壤δ 2Hwax出现“ 反高度效应” 的原因是植物吸收利用了δ 2H更偏正的冰川融水以及冰缘地区的降水量降低造成降水的δ 2Hp偏正, 而前陆地区的“ 反高度效应” 与内陆蒸发水汽的循环有关。西昆仑山的土壤δ 2Hwax与高程的关系表现出分段性, 低海拔地区出现“ 反高度效应” 是由于西风带受到西边高海拔地区的阻挡, 蒸发蒸腾作用较强, 降水δ 2Hp和气候发生区域性变化, 而高海拔地区能够接受到西风带带来的大西洋水汽, 从而表现为正常的高度效应[39]。天山的土壤δ 2Hwax与高程也表现出分段性, 低海拔地区δ 2Hwax随着高程的增加而减小, 而高海拔地区的δ 2Hwax随着高程的增加而增加。Luo等[36]认为低海拔地区的山区以地形上升气流为主, 同位素分馏表现出高度效应, 而到雪线附近, 上升气流与西风带来的富2H下降气流交汇, 从而产生“ 反高度效应” 。而位于新西兰的南阿尔卑斯山, 降水也主要来自西风带的搬运, 但水汽来源单一, 几乎全部来自于西北部的塔斯曼海, 所以土壤δ 2Hwax与高程的线性关系较好。

图4 西风带主控地区δ 2 HnC29与高程关系图
马衔山、北大河和西营河数据引自参考文献[38], 西昆仑山数据引自参考文献[39], 天山数据引自参考文献[36], 南阿尔卑斯山数据引自参考文献[42]Fig.4 δ 2 HnC29 vs. altitude in Westerlies dominant areas
Mt. Maxian, R.Beida and R.Xiying data from reference[38], Mt.West Kunlun data from reference[39], Mt. Tianshan data from reference[36], Mt. Southern Alps data from reference [42]

西风控制地区的水汽来源往往较为复杂, 尤其是在中亚地区, 不仅受到西风带、东亚季风和极地气团的影响, 蒸发再循环的大陆水也是降水的重要来源之一。另外, 区域性的地形、植被和二次蒸发对降水和土壤水的δ 2H变化影响也很大。

可见, 不同气候区, 不同植被类型的条件下, 现代土壤δ 2Hwax与高度的相关程度不同。在使用沉积物δ 2Hwax重建地质历史时期的高程时, 需要考虑很多因素, 包括过去的大气循环特征、水汽来源、干旱地区的水汽再循环以及冰缘地带土壤和冰川融水之间强烈的分馏过程等。

4 植物叶蜡正构烷烃δ 2H的古高程应用
4.1 正构烷烃氢同位素重建古高程的步骤

正构烷烃δ 2H重建古高程的不确定性主要来自于:大气降水— 植物叶蜡分馏, 土壤水的蒸发作用和叶片水的蒸腾作用, 降水的水汽来源。利用有机氢同位素重建古高程时需首先考虑以下因素。

4.1.1 ε wax-p的确定

在利用沉积物恢复古降水从而重建古高程的研究中, 关键是得到正构烷烃与降水之间的表观分馏系数。有的研究中使用研究区现代的平均表观分馏系数来作为地质历史时期大气降水与正构烷烃的分馏系数[41], 有的研究认为需要先通过孢粉学研究得到研究区的古植被类型和各类型所占比例, 进而利用现代不同功能类型(指按照与植物生活习性相关的特征划分的植物类型, 比如木本植物常被划分为落叶性裸子木本、常绿型裸子木本、落叶性被子木本和常绿型被子木本等[80])植物的分馏系数计算出历史时期的表观分馏系数[34, 35]。

4.1.2 重建古降水的同位素组成

由于蒸发会使正构烷烃中的2H富集, 使得δ 2H和ε wax-p正偏, 造成对古高程的低估, 为了尽量减少蒸发的影响, 在研究中通常使用最负的δ 2H和最小的ε wax-p来重建古降水的同位素组成。Polissar等[35, 67]提出了一种通过LLEL恢复古降水的同位素组成的方法(图5), 以减小蒸发的影响:首先, 通过孢粉、叶片化石或其他古植物学指标和现代模拟得到研究区古代生态系统的植物功能类型和最小表观分馏系数ε a-min(图1中LLEL与ε 湖水/大气降水=0的截距)。接下来, 用最小表观分馏系数ε a-min和沉积物中的δ 2Hwax估计古降水的同位素组成, 用湖相碳酸盐岩或用藻类脂质的2H/1H[53, 81, 82]计算湖水的δ 18O, 投在图5中当地大气降水线(Local Meteoric Water Line, LMWL)上。由于蒸发量作用, 重建的古降水和湖泊水的同位素值应该投在LMWL上或LMWL的右边。根据植被类型来确定LLEL的斜率(图1), 通过LLEL将投在LMWL右侧的古降水和湖水的同位素值投影到LMWL上, 从而一定程度上减少了蒸发对同位素组成的影响。

4.1.3 古纬度和古气候恢复

气候和高程变化是导致氧和氢同位素发生漂移的两大因素, 在重建古高程时, 必须考虑到古纬度和古气候变化带来的影响。青藏高原由于碰撞隆升, 对大气循环阻隔作用不断增强, 其水汽来源和大气循环特征在不断变化。因此重建青藏高原地区的古高程时, 复杂的水汽来源往往是重建古高程最大的阻碍。藏南地区的水汽主要来源于印度洋和南太平洋, 受印度季风和南亚季风搬运, 水汽来源相对单一。但藏北地区的山间盆地, 如可可西里盆地、伦坡拉盆地和柴达木盆地等, 可能受到季风和西风带的双重影响。气候条件和水汽来源较为复杂, 正构烷烃氢同位素古高程研究的难度大, 需要综合孢粉、植物化石、古大地构造、古气候等多方面的资料分析。

图5 中新世丁青湖组由叶蜡和湖相碳酸盐岩计算出的蒸发水和未蒸发降水氢氧同位素组成
实心圆代表叶蜡和湖相碳酸盐岩计算得到蒸发水的氢氧同位素组成; 空心圆代表经LLEL校正后的大气降水的氢氧同位素组成。数据来自伦坡拉盆地丁青湖组泥岩, 据参考文献[69]修改Fig.5 Hydrogen and oxygen isotopic composition of evaporated waters and unevaporated precipitation calculated from plant-waxes and lacustrine carbonates of the Miocene Dingqing Formation
Filled dot represent δ 2H and δ 18O of evaporated waters calculated from leaf waxes and lacustrine carbonates, while empty dots represent δ 2H and δ 18O of meteoric precipitations which are revised by LLEF. Modified after reference[69]

4.1.4 确定低海拔参考点, 计算Δ (δ 2H)重建古高程

通过古纬度和古气候研究以及气候模拟等方法明确研究区在地质历史时期的气候特征后, 选择与研究区大气循环和水汽来源相近的低海拔地区作为参考点, 如拉萨地体南部和喜马拉雅地区的古高程一般选择喜马拉雅山南麓的西瓦里克盆地作为参考点, 计算两者之间的同位素组成之间的差Δ (δ 2H)或Δ (δ 18O), 利用Rowley等[25, 26]建立的模型计算研究区的古高程。

4.2 应用实例

利用从湖相或河流相细粒沉积物中提取的正构烷烃单体氢同位素信号重建古高程的研究集中在古高程研究的热点地区, 如青藏高原的可可西里盆地[35]、伦坡拉盆地[34, 35]、柴达木盆地[41]、热带安第斯地区[33]和北美内华达山脉[83]等。前人在这些地区已经开展了大量的古生物、火山玻璃或高岭土氢同位素、古土壤钙质结核和湖相碳酸盐岩氧同位素等古高程计研究, 存在较大分歧。现以伦坡拉盆地和北美内华达山脉为例进行介绍。

4.2.1 伦坡拉盆地

伦坡拉盆地在始新世— 中新世的古高程目前有2种认识, 使用湖相碳酸盐岩和古土壤碳酸盐计算伦坡拉盆地在始新世— 中新世的高度就已经达到4 000 m, 接近盆地现在的高度[11, 35]; 而通过哺乳动物化石和孢粉学研究得到的这个时期的高度在3 000 m左右[84, 85]。为了进一步研究这一问题, Jia等[34]对伦坡拉盆地的渐新统到中新统丁青湖组系统采样, 对泥岩中的正构烷烃碳和氢同位素进行了分析。古降水与正构烷烃之间的氢同位素分馏系数通过孢粉学研究和现代不同植物类型的表观分馏系数计算而来, 根据正构烷烃δ 2Hwax和表观分馏系数得到古降水的δ 2Hp并转换为δ 18Op, 与巴基斯坦西瓦里克盆地的碳酸盐岩碳氧同位素做对比, 得到Δ (δ 13C)和Δ (δ 18O), 分别得到伦坡拉盆地这一时期的古高程为(3 040± 560)m和(2 770± 530)m。由此可见, 利用湖相沉积物的正构烷烃得到的结果与动物化石以及孢粉学的研究结果相近, 而与使用湖相碳酸盐岩的结果差异较大, 这种差异可能是湖相碳酸盐岩的后期埋藏作用和成岩作用过程中的热蚀变或重结晶过程中亏损18O的水混入导致的。

4.2.2 北美内华达山脉

北美内华达山脉的隆升演化也存在争议, 一种观点认为内华达山脉是在白垩纪末期到古新世初期就作为一个北美大陆高原的边界山存在, 另一种观点认为内华达山脉是在上新世时期由于地幔拆沉而隆升起来的。Hren等[83]采集了内华达山脉西侧古河道中始新世— 渐新世的河流沉积物中植物化石的正构烷烃氢同位素与古土壤中四醚脂类重建内华达山脉在新生代早期的古高程与古温度, 发现北内华达山脉在始新世时期海拔已经高于2 km且较温暖, 与Mulch等[5]利用古河道沉积物中的高岭石氢同位素计算的古高程结果相一致, 说明了正构烷烃古高程计的可靠性。

正构烷烃氢同位素在伦坡拉盆地和内华达山脉都得到了可与前人研究比较的结果, 验证了有机氢同位素古高程计的实用性。

5 存在问题与应用展望

有机氢同位素古高程计为古高程研究提供了新的思路和方法, 但对于这一新方法的研究还处于起步阶段, 存在很多问题亟待解决, 如正构烷烃氢同位素指标的适用的年龄范围, 目前的研究全部集中在新生代, 年龄更老的沉积物能否利用这一指标对古高程有所指示呢?另外, 对于植物产生正构烷烃的生理学机理还尚未清晰, 对于大气降水、土壤水和地下水的利用和分馏情况还有待进一步研究, 蒸发蒸腾作用对叶蜡正构烷烃的影响还需要更深入的探讨。但是, 利用有机生物指标重建古高程的潜力十分巨大, 可以为传统的碳酸盐岩碳氧同位素古高程计起到辅助和检验作用。

青藏高原是世界上最高的高原, 其隆升过程一直备受关注, 有学者认为青藏高原在晚中新世剧烈抬升达到现代的高度, 另有学者认为青藏高原形成于欧亚碰撞早期, 在古近纪或中中新世达到现代的高度。已有多种古高程重建方法应用于喜马拉雅地区和整个青藏高原[86], 包括古哺乳动物化石、古植物叶片形态学、孢粉、玄武岩气孔、碳酸盐类稳定同位素等。但是, 任何的古高程指标都具有其固有缺陷和局限性, 多种古高程指标需结合使用。由于植物的生长周期与土壤碳酸盐结核和湖相碳酸盐岩的形成时间相比很短, 所以植物类脂类古高程计的研究能够获得更高分辨率的古降水信息, 将有机氢同位素与无机碳酸盐岩氧同位素结合, 往往能得到更可靠的古高程结果, 这对于青藏高原的古高程研究具有深远的指示意义。

The authors have declared that no competing interests exist.

参考文献
[1] Bishop P. Long-term land scape evolution: Linking tectonics and surface processes[J]. Earth Surface Processes and Land forms, 2007, 32(3): 329-365. [本文引用:1]
[2] Molnar P R, Boos W, Battisti D S. Orographic controls on climate and paleoclimate of Asia: Thermal and mechanical roles for the Tibetan Plateau[J]. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 2010, 38(1): 77-102. [本文引用:1]
[3] Ruddiman W. Tectonic Uplift and Climate Change[M]. New York: Springer Science & Business Media, 1997. [本文引用:1]
[4] Mulch A. Stable isotope paleoaltimetry and the evolution of land scapes and life[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2016, 433: 180-191, doi: DOI:10.1016/j.epsl.2015.10.034. [本文引用:1]
[5] Mulch A, Graham S A, Chamberlain C P. Hydrogen isotopes in eocene river gravels and paleoelevation of the Sierra Nevada[J]. Science, 2006, 313(5 783): 87-89. [本文引用:2]
[6] Mulch A, Sarna-Wojcicki A M, Perkins M E, et al. A miocene to pleistocene climate and elevation record of the Sierra Nevada (California)[J]. Proceedings of National Academy of Sciences, 2008, 105(19): 6 819-6 824. [本文引用:1]
[7] Bishop P. Long-term land scape evolution: Linking tectonics and surface processes[J]. Earth Surface Processes and Land forms, 2007, 32(3): 329-365. [本文引用:1]
[8] Chamberlain C P, Mix H T, Mulch A, et al. The Cenozoic climatic and topographic evolution of the western North American Cordillera[J]. American Journal of Science, 2012, 312(2): 213-262. [本文引用:1]
[9] Gébelin A, Mulch A, Teyssier C, et al. Coupled basin-detachment systems as paleoaltimetry archives of the western North American Cordillera[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2012, 335/336: 36-47, doi: DOI:10.1016/j.epsl.2012.04.029. [本文引用:1]
[10] Garzione C N, Quade J, DeCelles P G, et al. Predicting paleoelevation of Tibet and the Himalaya from δ18O vs. altitude gradients in meteoric water across the Nepal Himalaya[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2000, 183(1/3): 215-229. [本文引用:2]
[11] Rowley D B, Currie B S. Palaeo-altimetry of the late Eocene to Miocene Lunpola basin, central Tibet[J]. Nature, 2006, 439: 677-681, doi: DOI:10.1038/natare04506. [本文引用:1]
[12] Saylor J E, Quade J, Dettman D L, et al. The late Miocene through present paleoelevation history of southwestern Tibet[J]. American Journal of Science, 2009, 309(1): 1-42. [本文引用:1]
[13] Xu Q, Ding L, Zhang L, et al. Paleogene high elevations in the Qiangtang Terrane, central Tibetan Plateau[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2013, 362: 31-42, doi: DOI:10.1016/j.epsl.2012.11.058. [本文引用:1]
[14] Ding L, Xu Q, Yue Y, et al. The and ean-type Gangdese Mountains: Paleoelevation record from the Paleocene-Eocene Linzhou Basin[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2014, 392: 250-264, doi: DOI:10.1016/j.epsl.2014.01.045. [本文引用:1]
[15] Quade J, Breecker D O, Daeron M, et al. The paleoaltimetry of Tibet: An isotopic perspective[J]. American Journal of Science, 2011, 311(2): 77-115. [本文引用:1]
[16] Garzione C N, Molnar P, Libarkin J C, et al. Rapid late Miocene rise of the Bolivian Altiplano: Evidence for removal of mantle lithosphere[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2006, 241: 543-556, doi: DOI:10.1016/j.epsl.2005.11.026. [本文引用:2]
[17] Garzione C N, Auerbach D J, Smith J J S, et al. Clumped isotope evidence for diachronous surface cooling of the Altiplano and pulsed surface uplift of the Central Andes[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2014, 393: 173-181. [本文引用:1]
[18] Mulch A, Uba C E, Strecker M R, et al. Late Miocene climate variability and surface elevation in the central Andes[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2010, 290(1/2): 173-182. [本文引用:1]
[19] Campani M, Mulch A, Kempf O, et al. Miocene paleotopography of the Central Alps[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2012, 337: 174-185, doi: DOI:10.1016/j.epsl.2012.05.017. [本文引用:1]
[20] Chamberlain C, Poage M, Craw D, et al. Topographic development of the Southern Alps recorded by the isotopic composition of authigenic clay minerals, South Island , New Zealand [J]. Chemical Geology, 1999, 155(3): 279-294. [本文引用:1]
[21] Ambach W, Dansgaard W, Eisner H, et al. The altitude effect on the isotopic composition ofprecipitation and glacier ice in the Alps[J]. Tellus, 1968, 20(4): 595-600. [本文引用:1]
[22] Araguas-Araguas L, Froehlich K, Rozanski K. Deuterium and oxygen-18 isotope composition of precipitation and atmospheric moisture[J]. Hydrological Processes, 2000, 14(8): 1 341-1 355. [本文引用:1]
[23] Gonfiantini R, Roche M A, Olivry J C, et al. The altitude effect on the isotopic composition of tropical rains[J]. Chemical Geology, 2001, 181(1): 147-167. [本文引用:1]
[24] Poage M A, Chamberlain C P. Empirical relationships between elevation and the stable isotope composition of precipitation and surface waters: Considerations for studies of paleoelevation change[J]. American Journal of Science, 2001, 301(1): 1-15. [本文引用:3]
[25] Rowley D B, Pierrehumbert R T, Currie B S. A new approach to stable isotope-based paleoaltimetry: Implications for paleoaltimetry and paleohypsometry of the High Himalaya since the Late Miocene[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2001, 188(1): 253-268. [本文引用:2]
[26] Rowley D B. Stable Isotope-Based Paleoaltimetry: Theory and Validation[J]. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 2007, 66(1): 23-52. [本文引用:2]
[27] Quade J, Garzione C, Eiler J. Paleoelevation reconstruction using Pedogenic Carbonates[J]. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 2007, 66(1): 53-87. [本文引用:2]
[28] Mulch A, Chamberlain C P. Stable isotope paleoaltimetry in orogenic belts the silicate record in surface and crustal geological archives[J]. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 2007, 66(1): 89-118. [本文引用:2]
[29] Kohn M J, Dettman D L. Paleoaltimetry from stable isotope compositions of fossils[J]. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 2007, 66(1): 119-154. [本文引用:1]
[30] Morrill C, Koch P L. Elevation or alteration? Evaluation of isotopic constraints on paleoaltitudes surrounding the Eocene Green River Basin[J]. Geology, 2002, 30(2): 151-154. [本文引用:1]
[31] Garzione C N, Dettman D L, Horton B K. Carbonate oxygen isotope paleoaltimetry: Evaluating the effect of diagenesis on paleoelevation estimates for the Tibetan plateau[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2004, 212(2): 119-140. [本文引用:1]
[32] Blisniuk P M, Stern L A. Stable isotope paleoaltimetry: A critical review. [J]. American Journal of Science, 2005, 305(10): 1 033-1 074. [本文引用:1]
[33] Anderson V J, Saylor J E, Shanahan T M, et al. Paleoelevation records from lipid biomarkers: Application to the tropical Andes[J]. Geological Society of America Bulletin, 2015, 127(11/12): 1 604-1 616. [本文引用:4]
[34] Jia G, Bai Y, Ma Y, et al. Paleoelevation of Tibetan Lunpola basin in the Oligocene-Miocene transition estimated from leaf wax lipid dual isotopes[J]. Global and Planetary Change, 2015, 126: 14-22, doi: DOI:10.1016/j.gloplacha.2014.12.007. [本文引用:4]
[35] Polissar P J, Freeman K H, Rowley D B, et al. Paleoaltimetry of the Tibetan Plateau from DH ratios of lipid biomarkers[J]. Earth and Planetary Sciences Letters, 2009, 287(1): 64-76. [本文引用:6]
[36] Luo P, Peng P A, Gleixner G, et al. Empirical relationship between leaf wax n-alkane δD and altitude in the Wuyi, Shennongjia and Tianshan Mountains, China: Implications for paleoaltimetry[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2011, 301(1): 285-296. [本文引用:3]
[37] Zhang Pu, Liu Weiguo. Effect of plant life form on relationship between δD values of leaf wax n-alkanes and altitude along Mount Taibai, China[J]. Organic Geochemistry, 2011, 42(1): 100-107. [本文引用:3]
[38] Bai Y, Tian Q, Fang X, et al. The “inverse altitude effect” of leaf wax-derived n-alkane δD on the northeastern Tibetan Plateau[J]. Organic Geochemistry, 2014, 73: 90-100, doi: DOI:10.1016/j.orggeochem.2014.05.013. [本文引用:1]
[39] Bai Y, Fang X, Gleixner G, et al. Effect of precipitation regime on δD values of soil n-alkanes from elevation gradients-Implications for the study of paleo-elevation[J]. Organic Geochemistry, 2011, 42(7): 838-845. [本文引用:6]
[40] Ernst N, Peterse F, Breitenbach S F M, et al. Biomarkers record environmental changes along an altitudinal transect in the wettest place on Earth[J]. Organic Geochemistry, 2013, 60: 93-99. [本文引用:1]
[41] Zhuang G, Brand on M T, Pagani M, et al. Leaf wax stable isotopes from Northern Tibetan Plateau: Implications for uplift and climate since 15 Ma[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2014, 390: 186-198, doi: DOI:10.1016/j.epsl.2014.01.003. [本文引用:4]
[42] Zhuang G, Pagani M, Chamberlin C, et al. Altitudinal shift in stable hydrogen isotopes and microbial tetraether distribution in soils from the Southern Alps, NZ: Implications for paleoclimatology and paleoaltimetry[J]. Organic Geochemistry, 2015, 79: 56-64, doi: DOI:10.1016/j.orggeochem.2014.12.007. [本文引用:3]
[43] Eglinton G, Hamilton R J. Leaf epicuticular Waxes[J]. Science, 1967, 156(3 780): 1 322-1 335. [本文引用:3]
[44] Schimmelmann A, Sessions A L, Mastalerz M. Hydrogen isotopic(D/H) composition of organic matter during diagenesis and thermal maturation[J]. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 2006, 34: 501-533. [本文引用:1]
[45] Sessions A L, Sylva S P, Summons R E, et al. Isotopic exchange of carbon-bound hydrogen over geologic timescales[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2004, 68(7): 1 545-1 559. [本文引用:1]
[46] Yang H, Huang Y. Preservation of lipid hydrogen isotope ratios in Miocene lacustrine sediments and plant fossils at Clarkia, northern Idaho, USA[J]. Organic Geochemistry, 2003, 34(3): 413-423. [本文引用:2]
[47] Gao L, Hou J, Toney J, et al. Mathematical modeling of the aquatic macrophyte inputs of mid-chain n-alkyl lipids to lake sediments: Implications for interpreting compound specific hydrogen isotopic records[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2011, 75(13): 3 781-3 791. [本文引用:1]
[48] Diefendorf A F, Freeman K H, Wing S L, et al. Production of n-alkyl lipids in living plants and implications for the geologic past[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2011, 75(23): 7 472-7 485. [本文引用:1]
[49] Bi X, Sheng G, Liu X, et al. Molecular and carbon and hydrogen isotopic composition of n-alkanes in plant leaf waxes[J]. Organic Geochemistry, 2005, 36(10): 1 405-1 417. [本文引用:2]
[50] Chikaraishi Y, Naraoka H. Compound-specific δD-δ13C analyses of n-alkanes extracted from terrestrial and aquatic plants[J]. Phytochemistry, 2003, 63(3): 361-371. [本文引用:3]
[51] Sachse D, Radke J, Gleixner G. δD values of individual n-alkanes from terrestrial plants along a climatic gradient—Implications for the sedimentary biomarker record[J]. Organic Geochemistry, 2006, 37(4): 469-483. [本文引用:2]
[52] Jia G, Wei K, Chen F, et al. Soil n-alkane δD vs. altitude gradients along Mount Gongga, China[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2008, 72(21): 5 165-5 174. [本文引用:4]
[53] Sachse D, Radke J, Gleixner G. Hydrogen isotope ratios of recent lacustrine sedimentary n-alkanes record modern climate variability[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2004, 68(23): 4 877-4 889. [本文引用:3]
[54] Schimmelmann A, Lewan M D, Wintsch R P. D/H isotope ratios of kerogen, bitumen, oil, and water in hydrous pyrolysis of source rocks containing kerogen types I, II, IIS, and III[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1999, 63(22): 3 751-3 766. [本文引用:1]
[55] Cranwell P. Chain-length distribution of n-alkanes from lake sediments in relation to post-glacial environmental change[J]. Freshwater Biology, 1973, 3(3): 259-265. [本文引用:1]
[56] Rieley G, Collier R J, Jones D M, et al. Sources of sedimentary lipids deduced from stable carbon-isotope analyses of individual compounds[J]. Organic Geochemistry, 1991, 17(6): 901-912. [本文引用:1]
[57] Ficken K J, Li B, Swain D L, et al. An n-alkane proxy for the sedimentary input of submerged/floating freshwater aquatic macrophytes[J]. Organic Geochemistry, 2000, 31(7): 745-749. [本文引用:2]
[58] Viso A-C, Pesand o D, Bernard P, et al. Lipid components of the Mediterranean seagrass Posidonia oceanica[J]. Phytochemistry, 1993, 34(2): 381-387. [本文引用:1]
[59] Cranwell P, Eglinton G, Robinson N. Lipids of aquatic organisms as potential contributors to lacustrine sediments—II[J]. Organic Geochemistry, 1987, 11(6): 513-527. [本文引用:1]
[60] Han J, Calvin M. Hydrocarbon distribution of algae and bacteria, and microbiological activity in sediments[J]. Proceedings of the National Academy of Sciences, 1969, 64(2): 436-443. [本文引用:1]
[61] Gelpi E, Schneider H, Mann J, et al. Hydrocarbons of geochemical significance in microscopic algae[J]. Phytochemistry, 1970, 9(3): 603-612. [本文引用:1]
[62] Hou J, Huang Y, Oswald W W, et al. Centennial-scale compound-specific hydrogen isotope record of Pleistocene-Holocene climate transition from southern New England [J]. Geophysical Research Letters, 2007, 34(19), doi: DOI:10.1029/2007GL030303. [本文引用:1]
[63] Smith F A, Freeman K H. Influence of physiology and climate on δD of leaf wax n-alkanes from C3 and C4 grasses[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2006, 70(5): 1 172-1 187. [本文引用:2]
[64] Liu W, Yang H, Li L. Hydrogen isotopic compositions of n-alkanes from terrestrial plants correlate with their ecological life forms[J]. Oecologia, 2006, 150(2): 330-338. [本文引用:1]
[65] Liu W, Huang Y. Compound specific D/H ratios and molecular distributions of higher plant leaf waxes as novel paleoenvironmental indicators in the Chinese Loess Plateau[J]. Organic Geochemistry, 2005, 36(6): 851-860. [本文引用:1]
[66] Hou J, D’Andrea W J, MacDonald D, et al. Hydrogen isotopic variability in leaf waxes among terrestrial and aquatic plants around Blood Pond, Massachusetts (USA)[J]. Organic Geochemistry, 2007, 38(6): 977-984. [本文引用:1]
[67] Polissar P J, Freeman K H. Effects of aridity and vegetation on plant-wax δD in modern lake sediments[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2010, 74(20): 5 785-5 797. [本文引用:5]
[68] Rosenmeier M F, Hodell D A, Brenner M, et al. Influence of vegetation change on watershed hydrology: Implications for paleoclimatic interpretation of lacustrine δ18O records[J]. Journal of Paleolimnology, 2002, 27(1): 117-131. [本文引用:1]
[69] Douglas P M J, Pagani M, Brenner M, et al. Aridity and vegetation composition are important determinants of leaf-wax δD values in southeastern Mexico and Central America[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2012, 97: 24-45, doi: DOI:10.1016/j.gca.2012.09.005. [本文引用:1]
[70] Rao Z, Zhu Z, Jia G, et al. Compound specific δD values of long chain n-alkanes derived from terrestrial higher plants are indicative of the δD of meteoric waters: Evidence from surface soils in eastern China[J]. Organic Geochemistry, 2009, 40(8): 922-930. [本文引用:1]
[71] McInerney F A, Helliker B R, Freeman K H. Hydrogen isotope ratios of leaf wax n-alkanes in grasses are insensitive to transpiration[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2011, 75(2): 541-554. [本文引用:1]
[72] Feakins S J, Sessions A L. Controls on the D/H ratios of plant leaf waxes in an arid ecosystem[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2010, 74(7): 2 128-2 141. [本文引用:1]
[73] Sachse D, Gleixner G, Wilkes H, et al. Leaf wax n-alkane δD values of field-grown barley reflect leaf water δD values at the time of leaf formation[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2010, 74(23): 6 741-6 750. [本文引用:1]
[74] Bai Y, Fang X, Jia G, et al. Different altitude effect of leaf wax n-alkane δD values in surface soils along two vapor transport pathways, southeastern Tibetan Plateau[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2015, 170: 94-107, doi: DOI:10.1016/j.gca.2015.08.016. [本文引用:2]
[75] Peterse F, Kim J-H, Schouten S, et al. Constraints on the application of the MBT/CBT palaeothermometer at high latitude environments (Svalbard, Norway)[J]. Organic Geochemistry, 2009, 40(6): 692-699. [本文引用:1]
[76] Ramesh R, Sarin M. Stable isotope study of the Ganga (Ganges) river system[J]. Journal of Hydrology, 1992, 139(1/4): 49-62. [本文引用:1]
[77] Hou J, D’Andrea W J, Huang Y. Can sedimentary leaf waxes record D/H ratios of continental precipitation? Field, model, and experimental assessments[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2008, 72(14): 3 503-3 517. [本文引用:1]
[78] Chikaraishi Y, Naraoka H. Carbon and hydrogen isotope variation of plant biomarkers in a plant-soil system[J]. Chemical Geology, 2006, 231(3): 190-202. [本文引用:1]
[79] Peterse F, Vand er Meer M T J, Schouten S, et al. Assessment of soil n-alkane D and branched tetraether membrane lipid distributions as tools for paleoelevation reconstruction[J]. Biogeosciences Discussions, 2009, 6(12): 2 799-2 807. [本文引用:1]
[80] Sun Huizhen, Guo Qingxi, Zhou Xiaofeng. Classification attribute and approach of plant functional types[J]. Journal of Northeast Forestry University, 2004, 32(2): 81-83.
[孙慧珍, 国庆喜, 周晓峰. 植物功能型分类标准及方法[J]. 东北林业大学学报, 2004, 32(2): 81-83. ] [本文引用:1]
[81] Zhang Z, Sachs J P. Hydrogen isotope fractionation in freshwater algae: I. Variations among lipids and species[J]. Organic Geochemistry, 2007, 38(4): 582-608. [本文引用:1]
[82] Mügler I, Sachse D, Werner M, et al. Effect of lake evaporation on δD values of lacustrine n-alkanes: A comparison of Nam Co (Tibetan Plateau) and Holzmaar (Germany)[J]. Organic Geochemistry, 2008, 39(6): 711-729. [本文引用:1]
[83] Hren M T, Pagani M, Erwin D M, et al. Biomarker reconstruction of the early Eocene paleotopography and paleoclimate of the northern Sierra Nevada[J]. Geology, 2010, 38(1): 7-10. [本文引用:2]
[84] Deng T, Wang S, Xie G, et al. A mammalian fossil from the Dingqing Formation in the Lunpola Basin, northern Tibet, and its relevance to age and paleo-altimetry[J]. Chinese Science Bulletin, 2011, 57(2/3): 261-269. [本文引用:1]
[85] Sun J, Xu Q, Liu W, et al. Palynological evidence for the latest Oligocene-early Miocene paleoelevation estimate in the Lunpola Basin, central Tibet[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2014, 399: 21-30, doi: DOI:10.1016/j.palaeo.2014.02.004. [本文引用:1]
[86] Jiang Gaolei, Zhang Kexin, Xu Yadong. Research progress of quantitative paleoelevation reconstruction of Tibetan Plateau[J]. Advances in Earth Science, 2015, 30(3): 334-345.
[姜高磊, 张克信, 徐亚东. 青藏高原古高程定量恢复研究进展[J]. 地球科学进展, 2015, 30(3): 334-345. ] [本文引用:1]