地球科学进展

地球科学进展, 2019, 34(12): 1252-1261 DOI: 10.11867/j.issn.1001-8166.2019.12.1252

深水珊瑚研究进展

冷水珊瑚氧、碳同位素—古水温重建与钙化机制

孔乐,, 黄恩清,, 田军

同济大学海洋地质国家重点实验室，上海 200092

Oxygen and Carbon Isotopes of Cold-water Corals—Reconstructing Paleotemperature Changes and Calcification Mechanism

Kong Le,, Huang Enqing,, Tian Jun

State Key Laboratory of Marine Geology, Tongji University, Shanghai 200092, China

通讯作者: 黄恩清(1984-),男，福建福清人，副教授，主要从事海洋地质学研究. E-mail:ehuang@tongji.edu.cn

收稿日期: 2019-10-20   修回日期: 2019-11-30   网络出版日期: 2020-01-17

基金资助: 同济大学海洋地质国家重点实验室自主项目.  MG20190101
国家自然科学基金杰出青年科学基金项目“古海洋”.  41525020

Received: 2019-10-20   Revised: 2019-11-30   Online: 2020-01-17

作者简介 About authors

孔乐(1996-)，男，山东曲阜人，硕士研究生，主要从事冷水珊瑚研究.E-mail:kongleet@163.com

摘要

冷水珊瑚是开展中—深层海水高分辨率古海洋学研究的理想载体。不同于浅水珊瑚，冷水珊瑚受到生命效应的强烈影响，其δ18O亏损4‰~6‰，δ13C亏损约10‰,因此利用冷水珊瑚氧、碳同位素恢复古水温时需要校正。综述了利用冷水珊瑚氧、碳同位素重建中—深层海水古温度的原理和方法，以及现有的3种冷水珊瑚钙化模型及优缺点。提出需要进行进一步的微区分析及针对性实验来阐明冷水珊瑚的钙化过程。

关键词： 冷水珊瑚 ; 生命效应 ; 中深层水温度 ; 钙化模型

Abstract

Cold-water corals represent an intriguing paleoceanographic archive with a great potential to reconstruct high-resolution paleoenvironmental changes. Compared to those of shallow-water corals, proxies derived from cold-water corals have been complicated by biologically mediated vital effects. The oxygen and carbon stable isotope compositions of cold-water coral skeletons are more depleted than the expected carbonate-seawater equilibrium values by 4‰~6‰ and about 10‰, respectively. Therefore, it is necessary to correct for the vital effects before using δ18O as a temperature proxy. The principles and methods of reconstructing paleotemperature variations of intermediate and deep oceans using oxygen and carbon isotopes of cold-water corals are reviewed, as well as three existing cold-water coral calcification models and their advantages and disadvantages. It is suggested that further micro-scales analysis and targeted experiments are required to clarify the calcification processes of cold-water corals.

Keywords： Cold-water corals ; Vital effects ; Paleotemperatures of intermediate/deep ocean ; Calcifying models

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本文引用格式

孔乐, 黄恩清, 田军. 冷水珊瑚氧、碳同位素—古水温重建与钙化机制. 地球科学进展[J], 2019, 34(12): 1252-1261 DOI:10.11867/j.issn.1001-8166.2019.12.1252

Kong Le, Huang Enqing, Tian Jun. Oxygen and Carbon Isotopes of Cold-water Corals—Reconstructing Paleotemperature Changes and Calcification Mechanism. Advances in Earth Science[J], 2019, 34(12): 1252-1261 DOI:10.11867/j.issn.1001-8166.2019.12.1252

Kong Le, Huang Enqing, Tian Jun.Oxygen and carbon isotopes of cold-water corals—Reconstructing paleotemperature changes and calcification mechanism[J].Advances in Earth Science,2019,34(12):1252-1261.DOI：10.11867/j.issn.1001-8166.2019.12.1252

1 引 言

中—深层海洋是巨大的热储库，自20世纪中期以来，中—深层海洋吸收了全球变暖约1/3的热量[1]，产生了全球性的气候效应。如1997—2015年出现的“全球气候变暖停滞”现象就被认为与海洋储热机制的变化有关[2,3]。由于缺少中—深层海洋观测数据以及气候系统之间复杂的遥相关作用，目前还无法弄清真正的调控机制。因为人类时间尺度上的中—深层海洋环境演化信息很难从沉积物中获取，原因是绝大多数地方海洋沉积物的沉积速率低、生物扰动严重。因此，利用冷水珊瑚重建中—深层海水温度的高分辨率变化，有望弥补中—深层海洋年际、年代际尺度上数据记录的空白。

碳酸盐氧同位素温度计是重建古水温的重要方法。早在20世纪50年代，就发现无机成因和生物成因的碳酸盐与水体之间存在温度控制的氧同位素分馏[4,5]。这种同位素温度计在有孔虫和浅水珊瑚中已经得到广泛应用，现在这种应用开始延伸到冷水珊瑚上。

除了北冰洋外，全球各大洋的中—深层海水中均发现有冷水珊瑚分布[6]。其生命周期可达数百年，甚至上千年，并且部分珊瑚品种发育生长纹层。依据目前的定年方法，发现有距今至少22.5万年的冷水珊瑚化石样品[7,8]。因此，冷水珊瑚是重建高分辨率中—深层海水温度演变的重要载体。冷水珊瑚碳酸盐骨骼的元素比值、氧碳稳定同位素以及二元同位素(clumped isotope)都与水温变化存在关系[9,10,11,12,13,14]。目前对两种珊瑚开展了较系统的同位素温度计研究：一类是文石质的石珊瑚，另一类是高镁方解石质的竹节柳珊瑚[13,14,15]。

生物自身的钙化过程会造成地球化学信号偏离热力学平衡值，这种偏差被称为“生命效应”[16,18]，不同于有孔虫和浅水珊瑚，冷水珊瑚表现出显著的生命效应[16,17,18,19]。相对碳酸盐同位素分馏平衡的理论值，冷水珊瑚的δ18O和δ13C呈现显著亏损，一般情况下，δ13C亏损约10‰，δ18O亏损4‰~6‰[20,21,22]。与上层海水环境变化大相比，中—深层海水环境相对稳定，季节和年际波动幅度微弱，因此生命效应在冷水珊瑚地球化学信号变化中更加凸显[19]，增加了冷水珊瑚在古环境重建应用中的难度。

2 利用冷水珊瑚同位素重建古水温变化

2.1　冷水珊瑚氧、碳同位素校正方程与古水温

冷水珊瑚表现出强烈的生命效应，δ18O与水温之间没有直接的相关关系[16,22]。尽管如此，由于冷水珊瑚δ18O亏损的同时常常伴随着δ13C的亏损[13,14,15,16,17,18,19,20,21,22,23],经海水同位素校正后，δ18O与δ13C之间存在着线性关系[13,14,15]。这种线性关系会在δ18O轴上形成截距(图1)，取自不同水温中的冷水珊瑚样品会形成一系列不同截距值,这些截距值(一般取δ13C冷水珊瑚-δ13C海水=0时δ18O轴上形成的截距值)与现代海水温度之间具有线性拟合关系(图2)，因此利用这种拟合关系可以恢复古水温变化，该方法被称为“截距法”。石珊瑚[公式（1)]和竹节柳珊瑚[公式(2)]的温度(T，单位：℃)—氧同位素截距(δ18O截距)线性关系分别如下[13,15]:

图1

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图1   竹节柳珊瑚氧、碳同位素关系图[14,15,23,24,25,26]

δ18O冷水珊瑚-δ18O海水、δ13C冷水珊瑚-δ13C海水代表珊瑚氧、碳同位素与海水同位素的差值,橘黄色虚线表示δ13C冷水珊瑚-δ13C海水=0时的δ18O轴

Fig.1   δ13C versus δ18O in bamboo corals[14,15,23,24,25,26]

δ18Ocold-water coral-δ18Oseawater，δ13Ccold-water cora-δ13Cseawater: δ18O and δ13C values are adjusted for local δ18Oseawater and δ13Cseawater values； The orange dashed line indicates δ18O axis at δ13Ccold-water coral -δ13Cseawater=0


图2

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图2   δ18O截距值与温度之间的拟合关系[13,14,15]

(a)石珊瑚δ18O与温度间的拟合关系；(b)竹节柳珊瑚δ18O与温度间的拟合关系

Fig.2   δ18O-temperature regressions from cold-water corals with 95% confidence intervals[13,14,15]

(a) δ18O-temperature regression for scleractinian corals；(b) δ18O-temperature regression for bamboo corals


T=-4.49×δ18O截距+20.48， (1)

T=-(4.12±0.38)×δ18O截距+12.33±0.75。 (2)

其中石珊瑚温度校正方程与文石质有孔虫Hoeglundina elegans、腹足类及掘足类生物的相关方程非常接近，它们的校正方程如下[27]:

T=-4.34×(δ18O文石-δ18O海水)+20.6。 (3)

石珊瑚和竹节柳珊瑚的温度—氧同位素线性拟合线近乎平行，但截距值存在差异(图2)，这与文石和高镁方解石两种矿物的结晶分馏过程有关[13,14,15]。在有分支(叉)结构的竹节柳珊瑚中，分支生长轴处δ18O与δ13C的亏损程度比主生长轴处更大，表现出更强的分馏效应。此外，靠近冷水珊瑚轴心的生长环带也会出现同位素显著亏损现象[14,15]。

利用微钻取冷水珊瑚粉末样时，通常有2种方式:一种沿切面径向自中心向边缘采样，另一种沿同心生长纹层采样，这2种取样方法获得的冷水珊瑚氧、碳稳定同位素都表现出线性关系[13,14,15]。利用截距法计算古水温时，前一种取样方式计算出的是冷水珊瑚生长周期内周围海水的平均水温，即几十年或几百年的平均温度；后者代表冷水珊瑚某一生长时间(段)内的古水温。因此，理论上沿着珊瑚不同生长纹层取样可以获得时间序列上的古水温变化。在实际操作中，由于冷水珊瑚单个生长环带仅有约10 μm宽[28]，靠肉眼难以辨认，此外还受切面大小、微钻精度的影响，取到的样品多会横跨几个环带。一些较小的珊瑚样品取样数量也会受到限制,难以获得足够的样品数据建立起氧、碳同位素的可靠线性关系。因此，利用冷水珊瑚重建古水温演化序列的误差较大。

微钻取样的分辨率可达约150 μm，通常冷水珊瑚的生长速率在每年几微米到每年几百微米之间[14,28,29,30,31]，因此利用生长纹层采样法，恢复出的古水温序列具有年际—年代际的时间分辨率。若要获取更高分辨率的数据，需要借助二次离子质谱(Secondary Ion Mass Spectroscopy, SIMS)，其测试空间分辨率可达几十微米[24,32]，对应的时间分辨率可达年际尺度。尽管如此，现有数据表明，SIMS分析方法的古温度重建结果误差偏大，一般微钻取样的古水温重建误差小于2 ℃，在线性关系显著的情况下，误差甚至小于1 ℃，但SIMS测量误差一般大于2 ℃[28]。因此，利用截距法重建古海水温度，微钻取样通常是最有效可行的手段。

2.2　冷水珊瑚同位素温度计方程

同位素温度计方程提供了另外一种重建古水温的方法[33]。在非生物成因的碳酸盐结晶实验中，方解石与水之间的氧、碳同位素差值是温度、pH和结晶速率的函数。给定不同的pH值和碳酸盐结晶速率，可以得到Δ18O和Δ13C与温度之间的方程[34,35,36],Δ18O和Δ13C分别表示δ18O方解石-δ18O水和δ13C方解石-δ13C水(ΔA-B =δA-δB,ΔA-B称同位素富集系数，A和B可表示2种物质或者同一种物质的2种相态)[28,33]，如前所述，Δ18O和Δ13C之间也满足线性关系。

如在珊瑚生长速率(R)为12~160 μm/a [lgR=-7.3 mol/(m2·s)]、水体pH=8时，Δ13C-温度[公式(4),温度单位：K]与Δ18O-温度[公式(5)]的方程为[33]:

Δ13Caeq=3.17×10002T2-19.9×1000T+32.82， (4)

Δ18Oaeq=17.86×1000T-30.98。 (5)

在实验室和自然界生长条件下，都不能完全达到方程中的理想平衡状态，因此这里记为表观平衡(apparent equilibrium)，式中表示为Δ13Caeq和Δ18Oaeq。

虽然Δ13Caeq和Δ18Oaeq本身都是温度的函数，但Δ18Oaeq对温度的敏感性比Δ13Caeq大1个数量级[33]。因此可以将Δ13Caeq近似看成定值，用Δ18Oaeq变化反映温度的变化。实际应用中，将现代观测的海水温度代入公式（4）中计算Δ13Caeq，通过Δ18O和Δ13C间的线性关系得出Δ18Oaeq，进而反推冷水珊瑚生长时周围海水的古温度。但这种方法计算误差较大，通常情况下为±(2~3)℃。总体来说，该方法本身存在逻辑假设上的缺陷，但可以依据水体环境参数和珊瑚生长速率，定量地计算出古温度，摆脱了经验校正关系的局限。

2.3　冷水珊瑚二元同位素

碳酸盐样品的二元同位素(Δ47，也称耦合同位素)也广泛应用于古水温重建，由于计算时不需要知晓周围水体的同位素成分，且二元同位素的变化与温度变化直接相关，因此是一种很有应用前景的古温度指标[9,33]。对于碳酸盐样品来说，碳酸根中的轻同位素会被重同位素替换，如12C会被替换成13C,16O会被替换为17O和18O，使得CO32-有20种同位素体(表1)[37]。在热力学平衡状态下，碳酸盐矿物晶格中的13C和18O倾向于进入同一基团中，形成13C-18O键，主要存在于13C18O16O22-同位素体中，13C-18O键的丰度是碳酸盐形成时温度的函数，而与周围水体的同位素组成无关。实验研究中，碳酸钙与磷酸反应生成CO2，主要根据生成的13C18O16O含量评估碳酸根中13C-18O键的丰度。碳酸钙中形成13C18O16O22-的同位素交换反应如下[公式(6)][9]:

表1   同位素随机分布时CO3和CO2各同位素体的丰度[37]

Table 1  Abundances of isotopologues of CO3 andCO2,assuming a stochastic distribution of isotopes[37]

CO3同

位素体

质量数丰度

CO2同

位素体

质量数丰度
12C16O16O16O6098.2%12C16O16O4498.4%
13C16O16O16O611.1%13C16O16O451.1%
12C17O16O16O610.11%12C17O16O45730×10-6
12C18O16O16O620.6%12C18O16O460.4%
13C17O16O16O6212×10-613C17O16O468.19×10-6
12C17O17O16O62405×10-912C17O17O46135×10-9
13C18O16O16O6367×10-613C18O16O4745×10-6
12C17O18O16O634.4×10-612C17O18O471.5×10-6
13C17O17O16O634.54×10-913C17O17O471.5×10-9
12C17O17O17O6350×10-1212C18O18O484.1×10-6
12C18O18O16O6412×10-613C17O18O4816.7×10-9
13C17O18O16O6450×10-913C18O18O4946×10-9
12C17O17O18O64828×10-12
13C17O17O17O640.5×10-12
13C18O18O16O65138×10-9
12C17O18O18O654.5×10-9
13C17O17O18O659×10-12
12C18O18O18O668×10-9
13C17O18O18O6651×10-12
13C18O18O18O6794×10-12

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Ca13C16O3+Ca12C18O16O2⇔Ca13C18O16O2+Ca12C16O3。 (6)

Δ47的定义为碳酸钙酸解生成的质量数为47的CO2(主要是13C18O16O)分子丰度相对于随机分布时该分子丰度的差异程度，用以表示13C-18O键的聚合程度，单位‰，计算公式如下[公式(7)][38]:

Δ47=R47R47*-1-R46R46*-1-R45R45*-1×1000，

式中：R47，R46和R45分别表示热力学平衡状态下，质量数为47，46和45的CO2相对于质量数为44的CO2的丰度比值。R47*，R46*和R45*分别表示所有同位素随机分布时，相应质量数的CO2与质量数为44的CO2的丰度比值。

Δ47的取值直接受到温度的影响，但目前还没有公认的利用Δ47计算温度的公式，主要是建立两者间的经验关系。Ghosh等[37]率先通过合成方解石实验建立了Δ47与温度（单位:K）间的拟合方程[公式(8)]:

Δ47= 0.0592×106T2-0.02, (8)

之后不同的经验公式接踵出现[39,40,41]，有孔虫、腕足类、双壳类等生物成因碳酸盐的Δ47投点结果更接近Ghosh的校正方程[40,41]。但浅水珊瑚和某些属种冷水珊瑚的二元同位素都展现出显著的生命效应，如在冷水珊瑚Balanophyllia, Caryophyllia, Dasmosmilia,Desmophyllum,Enallopsammia和Javania等属种中[9]，Δ47比Ghosh校正方程计算的同等温度下的平衡值偏高，一些样品甚至高出约0.05‰(相当于温度被低估了约9 ℃)。因此，使用二元同位素Δ47重建古水温时也需要对冷水珊瑚属种进行生命效应校正。

3 冷水珊瑚钙化模型

为了解释冷水珊瑚氧、碳稳定同位素异常偏负的现象，前人共提出过3种主要的生物钙化模型。这些模型都是针对石珊瑚提出的，而对竹节柳珊瑚的生物钙化过程研究甚少。

第一种可称为“pH驱动模型”，该模型认为冷水珊瑚δ18O的偏负与胞外钙化液中pH值的变化有关。假想珊瑚骨骼是在钙化液体库中形成的(图3)，该液体库被称为胞外钙化液(Extracytoplasmic Calcifying Fluid, ECF)，海水能够通过一些通道补充ECF[17,18,42]。Ca2+和H+通过细胞膜上的Ca-ATPase(Ca2+-ATP酶通道蛋白)进出ECF中[43]，Ca-ATPase每次从ECF中运出2个质子，同时从钙基细胞内泵入1个Ca2+,使得ECF中pH值升高。不同的pH造成ECF中H2CO3，HCO3-和CO32-三者的相对比例发生变化，3种无机碳组分具有不同的δ18O值[44,45]。因此，新形成的珊瑚骨骼δ18O也会随之变化。在有孔虫中，pH值的增加导致壳体δ18O降低[46]，冷水珊瑚中也应存在类似效应。

图3

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图3   pH驱动冷水珊瑚钙化模型示意图[17,18]

骨骼与细胞膜之间存在钙化空间，碳酸钙在胞外钙化液中生成

Fig.3   pH model schematic diagram of cold-water coral calcifying processes[17,18]

There is a calcification space between coral skeletons and the cell membrane, and calcium carbonate is generated

in the Extracytoplasmic Calcifying Fluid (ECF)


冷水珊瑚δ13C的偏负与钙基细胞中的HCO3-和CO32-不透过细胞膜有关，CO2是3种粒子中唯一可以被动透过细胞膜的分子。Ca-ATPase产生的Ca泵效应造成细胞膜两侧存在较大的pCO2和pH梯度，从而驱动着CO2进入到ECF中。由于海水可以补充到ECF中，因此形成冷水珊瑚骨骼的碳有2个来源:钙基细胞和海水。当Ca泵效率较高时，钙化速率也升高，随着CaCO3的生成，钙化母液不能及时供应生成珊瑚骨骼所利用的碳，此时形成的骨骼δ13C会非常接近补充到ECF中碳的同位素值，该值取决于ECF中钙基细胞和海水的比例。在5 ℃时，热力学平衡状态下，CO2相对于文石的δ13C偏负约13‰，海水的碳同位素通常在-1‰~1‰[47,48]。海水渗漏程度取决于钙化时的地球化学条件。因此，当来自钙基细胞的CO2通量达最大值时，冷水珊瑚骨骼δ13C最负；海水补充到ECF中，使δ13C负偏程度减小。

第二种，“动力学分馏模型”认为冷水珊瑚δ18O和δ13C的异常偏负现象与pH驱动的同位素动力学分馏效应有关。石珊瑚的微结构中存在着一些球粒状的“早期钙化区”(Early Mineralization Zone, EMZ)，也被称为钙化中心，EMZ之外的区域是束状堆积的纤维层[49,50,51,52,53]。两种结构间存在成分差异，具体表现为EMZ内δ18O、δ13C、δ11B及Sr/Ca偏负，而Mg/Ca偏高[54,55]。相比于周围的纤维层，EMZ内偏负的δ18O和δ13C反映了较强的动力学分馏效应。

碳酸盐从溶解无机碳中结晶之前与水保持着同位素平衡。钙化过程发生在弱碱性的胞外钙化液中，CO2通过扩散作用进入其中，而HCO3-和CO32-无法透过细胞膜[18](图4)。胞外钙化液中的HCO3-由CO2与H2O或OH-反应形成，CO2与H2O反应(水合反应)形成的HCO3-，其δ18OPDB为-3.2‰；由CO2与OH-反应(羟基化反应)形成的HCO3-，δ18OPDB为-15.8‰。2个反应生成HCO3-的比例取决于溶液的pH，如pH=8.9时，由水合反应生成的HCO3-占24%，羟基化反应生成的HCO3-占76%；而pH=10时，2个反应生成HCO3-的比例分别为2%和98%[20]。两种情况下，HCO3-综合表现出的δ18OPDB分别为-12.8‰和-15.5‰。ECF中升高的pH不仅导致溶液δ18O偏负，同时使CO2扩散效应增强，溶液中δ13C也出现负偏，于是生成的珊瑚骨骼δ18O和δ13C均负偏。

图4

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图4   冷水珊瑚动力学分馏模型示意图[9]

Fig.4   Kinetic fractionation model of cold-water coral calcification[9]


不同于前两种钙化模型，Rollion-Bard 等[20]提出了新的简易模型框架——“无定形碳酸钙模型”。“pH驱动模型”和“动力学分馏模型”都假设冷水珊瑚骨骼与组织之间存在着钙化空间，但石珊瑚的显微结构显示两者直接接触[56,57]，并不存在钙化空间，如果存在也仅限于几纳米的区域。“无定形碳酸钙模型”认为EMZ形成之前，无定形碳酸钙(Amorphous Calcium Carbonates, ACC)会作为先存相态出现，并被特定的大分子固定[58](图5)。软体动物贝类、棘皮类等生物，它们在建造方解石或文石质壳体时，ACC通常作为初期形态出现[59]。此外，ACC的结晶过程也不一定发生在类似海水成分的钙化液体中，而是发生在特定成分构成的有机水凝胶层上[57]。事实上在软体动物贝类中，只发现ACC富集Mg、S和P[60]。对冷水珊瑚还没有开展类似的分析工作，至于能否解释EMZ异常偏低的δ18O和δ13C值，仍需要更多地微区分析实验来验证。

图5

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图5   冷水珊瑚无定形碳酸钙模型示意图[20]

EMZ表示“早期钙化区”; ACC表示“无定形碳酸钙”

Fig.5   ACC model of cold-water coral calcification[20]

EMZ: Early Mineralization Zone; ACC: Amorphous Calcium Carbonates


4 问题与展望

冷水珊瑚早在一个多世纪之前就被发现，但直到最近20多年才被广泛地用于高分辨率的古海洋环境变化研究[61,62]。利用冷水珊瑚δ18O-δ13C截距恢复古水温的方法可重复性强，操作简单，目前也应用最广。在一些线性关系较好的珊瑚样品中，温度重建误差小于1 ℃，但校正数据点仍然较少，仍需要更多来自全球各大洋的活体珊瑚样品来提供更加可靠的约束条件。冷水珊瑚氧、碳同位素温度计方程可以定量化计算古水温，但结果误差较大且存在逻辑假设缺陷。相比之下，二元同位素方法前景较好，但目前仅限应用于一些未表现出生命效应的属种。同时，未来的研究需要开发配套的定年方法。比如可以借助石珊瑚样品U-Th和14C联合定年计算出特定海区某深度范围内的碳储库年龄[63,64,65,66]，为竹节柳珊瑚14C测年提供储库校正，配合氧、碳同位素取样，从而重建中—深层海水温度序列变化。

前人提出的3种钙化模型虽然都可以解释冷水珊瑚δ18O和δ13C的异常偏负现象，但同一种模型用于不同的指标会出现矛盾。如“早期钙化区”中同时出现δ18O和δ11B偏轻，根据“pH驱动模型”的解释，δ18O偏轻表明钙化液中pH升高，此时δ11B应该偏重[67]。“动力学分馏模型”表明异常的同位素信号是由钙化液中pH的变化驱动的，若要使“早期钙化区”中δ18O和δ13C偏负，要求冷水珊瑚中所有形成“早期钙化区”的地方pH值最高，这也与δ11B恢复的pH数据相矛盾[68,69]。“无定形碳酸钙模型”能否解释δ18O和δ13C同位素和一些元素比值的异常仍未可知。因此，今后仍需要更多的微区观察与分析工作，以及针对性的实验来揭示影响冷水珊瑚的钙化过程的因素，如ACC形成时方解石或文石中同位素的分馏系数，有机水凝胶层的作用等。

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