碳酸盐是湖泊沉积物的重要化学组成部分之一，在沉积物中含量较高且分布广泛，其稳定氧同位素组成对气候变化极其敏感，加之碳酸盐在湖泊沉积中为连续沉积，从而决定了湖泊沉积碳酸盐氧同位素在古气候定量研究中研究时间最长且广泛，直到目前仍然是最有潜力的气候代用指标之一^{[1, 2, 3, 4, 5]}。一般认为，在平衡条件下湖泊自生碳酸盐的形成遵循热力学规律，因此其氧同位素的变化主要取决于碳酸盐沉淀时的温度和湖水 δ¹⁸O的组成^{[5, 6]}。但是湖泊系统中，由于沉积过程复杂，沉积碳酸盐可分为自生碳酸盐和外源碳酸盐（即从外源带入沉积体系，未经沉积过程彻底改造且与沉积环境未达到同位素平衡的碳酸盐）^{[4, 7, 8]}，不同来源碳酸盐难以分辨或提取^{[9, 10, 11]}。即使是自生碳酸盐也以多种矿物类型共存，如方解石、 白云石和文石等^{[12, 13, 14, 15]}。前人研究结果显示碳酸盐不同矿物间存在氧同位素分馏作用^{[9, 16]}，比如青藏高原14个现代湖泊的研究显示，所有湖泊现代表层沉积物中白云石和方解石之间的氧同位素均差异显著^[17]； 与此不同，研究显示青海湖钻孔中白云石与方解石的氧同位素分馏作用不明显^[18]。曾承等^[19]对前人实验结果总结得出，不同矿物之间 δ¹⁸O差值明显且幅度不一，如20-25℃时生成的白云石比共生的方解石富集 δ¹⁸O可达0-9‰，亦或方解石比白云石更富集 δ¹⁸O达0-12.3‰。这些研究表明，湖泊中不同碳酸盐矿物之间的氧同位素分馏客观存在，从而增加了利用 δ¹⁸O重建古环境的不确定性和困难程度。

另外，湖泊沉积中碳酸盐矿物颗粒极细，不同矿物分离难度极大，虽有部分学者尝试用化学分离方法提取单矿物进行同位素组成测试及计算，以减少不同碳酸盐矿物之间同位素组成差异对碳酸盐同位素环境信息提取的干扰^{[17, 20, 21, 22]}，但在当前的技术条件下单矿物提取或同位素测定仍然存在困难和不确定性^[19]。因此，在进行古环境重建过程中，如何弱化或者直至消除自生碳酸盐矿物之间的氧同位素分馏效应的影响仍然缺乏有效的手段^{[5, 16, 23]}。基于这一事实，本文以位于中国西部干旱区的嘎顺诺尔古湖相沉积物为例，通过沉积中自生碳酸盐矿物组成和氧稳定同位素的测定，讨论了古湖相沉积中碳酸盐氧同位素的变化特征及影响因素，并对剖面中源于白云石和方解石之间的氧同位素分馏作用进行了定量评估，为认识和判断湖泊沉积物的氧同位素气候意义提供了方法和依据。

样品选自额济纳盆地西北部嘎顺诺尔古湖的天然露头剖面——小狐山(XHS)剖面，其地理坐标为 42°19′47″N，100°19′37″E； 海拔908m。距其最近的气象站点为额济纳旗拐子湖气象站，多年(1951-1980年)气象观测资料统计显示年均温度为8.4℃，年均降水量约为37.9mm，年极端最大降水量103.0mm，最小降水量7.0mm，且年内降水量60 ％ -70 ％ 集中在7-9月，而潜蒸发量达3769.6mm，相对湿度仅35 ％ 。大量的钻孔资料显示广袤的戈壁下面存在厚度达数百米的湖相沉积^[24]，盆地的北部中蒙边境地区不仅存在广泛的干河谷和湖岸堆积，同时在这些湖岸堆积中存在丰富的生物化石，揭示出大范围湖泊存在的地质证据^{[25, 26]}。XHS剖面属于嘎顺诺尔古湖，年代测试表明此处的湖相地层主要形成于晚更新世，岩性为粘土或粉砂质粘土^[27]。在该剖面连续采样进行测试分析，其中，碳酸盐含量采用气量法测定，重复测量的误差小于0.8 ％ ； 碳酸盐矿物分析利用PHILIPS PW1710粉末衍射仪在柏林自由大学完成，仪器选用Cu靶，电压36kV，电流24mA，扫描角度为3-70度，步长为0.02度； 碳氧稳定同位素在福建师范大学福建省湿润亚热带山地生态重点实验室利用碳酸盐Gasbench自动装置与MAT-253型质谱仪联机测试，测试过程中加入国际标准样品(NBS-19)进行精度控制，测试精度优于±0.1 ‰ (相对于VPDB)

小狐山剖面总厚度约1049cm，除剖面178-304cm(自顶部到底部)和903-949cm为典型风成砂层外，其他为典型湖相层，沉积物中富含湖泊自生碳酸盐^[27]。依据XRD粉末衍射结果显示，检测到丰富的方解石、 白云石和文石等碳酸盐矿物( 图1)，这与常见的湖泊碳酸盐矿物类型一致^{[9, 14, 17]}。分析结果显示，在剖面590-500cm湖泊沉积层段上(自底部至顶部)，沉积物中方解石逐渐消失，而白云石逐渐增加，指示碳酸盐矿物类型发生较大变化( 图2)； 同时，伴随着碳酸盐矿物中方解石含量的减少，其碳酸盐氧同位素则呈现逐渐偏重的趋势( 图2)。

图1(Fig.1)

图1 小狐山剖面湖泊沉积地层典型样品的XRD粉末衍射图 Fig.1 X-ray diffraction spectrum comparison at the depth 453cm and 633cm of XHS section

图2(Fig.2)

图2 小狐山剖面沉积物碳酸盐矿物组成、碳酸盐含量及碳氧稳定同位素组成随剖面深度的变化 Fig.2 Variations of carbonate minerals,carbonate content,carbonate isotope composition of XHS section plotted against depth

如 表1所示，样品S-11到S-13中的碳酸盐含量为9.4 ％ -22.4 ％ ，其中方解石相对含量约占0.36-0.40，其 δ ¹⁸ O值变化范围为-1.8 ‰ --6.6 ‰ (平均值为-4.4 ‰ )； 样品S-1到S-4中的碳酸盐含量为20.2 ％ -27.9 ％ ，方解石基本消失，而白云石相对含量增加至0.69-0.84，其 δ ¹⁸ O上升至1.8 ‰ -2.4 ‰ (平均值为2.0 ‰ )。由此可见，尽管碳酸盐含量在剖面上波动不明显，但在剖面590-500cm层段沉积物中的碳酸盐矿物逐渐由方解石、 白云石和文石共存转变为以白云石为主，同时伴随碳酸盐矿物类型的变化，其 δ ¹⁸ O的逐渐偏重，由此计算的 δ ¹⁸ O偏重幅度达6.4 ‰ 。

表1(Table 1)

表1 小狐山剖面部分层段碳酸盐矿物组成和碳氧同位素结果Table 1 Carbonate mineral composition and carbonate isotope composition at the depth 453cm to 647cm 样号 深度/cm 碳酸盐矿物相对含量 CaCO3/ ％ δ 18 O/ ‰ δ 13 C/ ‰ 方解石 白云石 石文石 S-1 453 0 0.84 0.16 27.9 1.8 -2.6 S-2 463 0 0.69 0.31 20.2 1.9 -1.4 S-3 485 0 0.73 0.27 22.9 2.4 -2.4 S-4 495 0 0.8 0.2 25.2 1.8 -2.7 S-5 509 0 0.73 0.27 17.7 0.4 -2.2 S-6 527 0.39 0.38 0.23 14.4 -1.8 -2.1 S-7 539 0.07 0.72 0.21 25.8 1 -3.3 S-8 553 0.2 0.5 0.3 9.7 -2.4 -2.3 S-9 569 0.07 0.73 0.2 17.7 0.8 -3.1 S-10 583 0.46 0.27 0.27 16.1 -6 -1.9 S-11 603 0.4 0.4 0.2 11.6 -4.7 -1.8 S-12 633 0.36 0.43 0.21 22.4 -1.8 -2.6 S-13 647 0.4 0.3 0.3 9.4 -6.6 -2.1

表1 小狐山剖面部分层段碳酸盐矿物组成和碳氧同位素结果 Table 1 Carbonate mineral composition and carbonate isotope composition at the depth 453cm to 647cm

一般来说，气候因素和以不同类型碳酸盐矿物分馏作用为主的非环境因素均可能影响湖泊自生碳酸盐 δ¹⁸ O组成^[5]。比如内蒙古巴彦查干湖的研究中也发现了随着白云石替代方解石，其氧同位素快速偏重的现象，并被解释为是不同碳酸盐矿物分馏作用和湖水蒸发共同作用的结果^[9]。对于小狐山剖面 δ ¹⁸ O而言，如何辨识剖面590-500cm层段碳酸盐 δ ¹⁸ O的约6.4 ‰ 偏重幅度源于哪种控制因素非常关键。如果碳酸盐 δ ¹⁸ O的偏重源于碳酸盐矿物类型的变化，则此阶段 δ ¹⁸ O的变化可能并不反映气候变化； 如果 δ ¹⁸ O主要受气候控制，则表明此阶段气候可能发生了较大变化； 或者两者皆有。为探讨这一问题，本文主要针对XHS剖面750-350cm层段典型湖相地层进行了详细研究，以5-6cm的间距取样，对该地层的72个样品进行了碳氧稳定同位素和碳酸盐含量分析，并根据其碳酸盐矿物特征和 δ ¹⁸ O的变化分为A段(500-350cm)、 B段(590-500cm)、 C段(750-590cm)三部分( 图2)，以方便本文的分析与讨论。统计结果显示，沉积物碳酸盐矿物中的方解石逐渐被白云石取代，同时碳酸盐 δ ¹⁸ O由C段(变化范围-7.6 ‰ --1.8 ‰ ，平均值为 -4.8 ‰ )到A段(变化范围-1.2 ‰ -3.0 ‰ ，平均值为1.3 ‰ )呈现异常偏重趋势，其幅度达6.1 ‰ ，与 表1数据计算的结果(6.4 ‰ )极为相近。

一般认为，在平衡条件下湖泊自生碳酸盐的形成遵循热力学规律，因此其氧同位素的变化主要取决于碳酸盐沉淀时的温度和湖水 δ ¹⁸ O的组成^[5]。理论上，在平衡分馏条件下温度每升高1℃其自生碳酸盐氧同位素约降低0.24 ‰ ^[28]，而在硅酸盐中其氧同位素分馏可以达到-0.2--0.5 ‰ /℃^[29]。在本研究中，小狐山剖面在B段(590-500cm)自生碳酸盐 δ ¹⁸ O异常偏重，如果用热力学规律推论，其6.1 ‰ 偏重幅度所对应的降温幅度约为25.4℃。对于湖泊系统而言，显然湖水温度不可能发生如此大的变化。并且该剖面的年代学显示其形成时间为晚更新世^[27]，在此阶段即使是末次盛冰期降温较大的格陵兰地区的降温幅度仅约20℃^[30]，以上小狐山剖面B段(590-500cm)基于氧同位推算的温度变化显然超过这一范围； 此外，该层段 δ ¹⁸ O呈现为由轻到重的单一变化过程，并且偏重前后均相对稳定，即 δ ¹⁸ O的偏重亦不能用区域突发降温事件所解释； 再者，即使降温的推断是可靠的，如此大幅度的温度变化肯定会引起湖泊沉积环境发生相应变化，但剖面中碳酸盐含量、 碳酸盐碳同位素等代用指标却相对稳定( 图2)。由此可见，小狐山剖面中B段 δ ¹⁸ O的偏重很难仅用温度解释。

在湖泊碳酸盐沉积过程中，湖泊水体 δ ¹⁸ O直接影响自生碳酸盐的氧同位素组成^[5]。一般来说，湖泊水体 δ ¹⁸ O主要与降水、 蒸发及湖水滞留时间等因素有关。对于封闭湖泊来说，湖水氧同位素组成主要受降水/蒸发控制，湖水 δ ¹⁸ O是降水/蒸发比值长期变化的函数^[5]，因此很多研究利用碳酸盐氧同位素组成来指示湖水 δ ¹⁸ O的变化特征^{[31, 32]}。湖泊中自生碳酸盐多为化学沉积，在封闭型湖泊中，一方面湖泊水体的蒸发或咸化可以造成水体中碳酸盐过饱和而沉淀，沉积物中碳酸盐含量的增加(减少)反映了湖泊水体的浓缩(扩张)过程^{[33, 34]}，另一方面湖泊水体蒸发引起的湖水 δ ¹⁸ O偏重会传递到碳酸盐 δ ¹⁸ O中，因此很多湖泊中碳酸盐含量与 δ ¹⁸ O呈现为正相关关系^[35]。

嘎顺诺尔古湖为一典型的终端湖泊，其所在的额济纳旗盆地为典型的干旱区，湖泊的水文过程主要受流域降水/蒸发控制^[24]。分析显示，小狐山剖面中碳酸盐 δ ¹⁸ O与碳酸盐含量具有正相关关系，随碳酸盐含量的增加其 δ ¹⁸ O逐渐偏重( 图3)，表明嘎顺诺尔古湖退缩与沉积物碳酸盐中 ¹⁸ O的富集确实存在对应关系。进一步的分析显示，虽然A段和C段各指标相对稳定( 图2)，但在剖面的A段和C段其 δ ¹⁸ O与碳酸盐含量均具有较好的正相关关系( 图3，A段r_A=0.593，p＜0.01； C段r_C=0.674，p＜0.01)，且其拟合方程斜率接近( 图3，A段a_A=0.1115，C段a_C=0.2695)，揭示出A段和C段中碳酸盐含量波动对 δ ¹⁸ O的影响相对一致。这些证据表明，在小狐山剖面中，由于湖水的蒸发作用，δ ¹⁸ O随碳酸盐含量增加呈现偏重趋势。

图3(Fig.3)

图3 小狐山剖面碳酸盐含量与碳酸盐 δ 18 O的关系 Fig.3 The relationship between carbonate content and δ 18 O of XHS section

但是，其拟合方程的截距差异较大( 图3，A段b_A=0.50，C段b_C=8.95)，在 δ ¹⁸ O与碳酸盐含量散点图上，A段、 C段的拟合曲线在碳酸盐含量范围内存在约3.7 ‰ -7.1 ‰ 的系统差异(见图3，平均值为5.4 ‰ )，这一系统差异表明至少60 ％ 以上(以3.7 ‰ 的差异计算)的 δ ¹⁸ O的波动可能与湖水蒸发无关，揭示出B段 δ ¹⁸ O的波动可能主要受其他影响因素的控制。同时，根据小狐山剖面上 δ ¹⁸ O与碳酸盐含量的正相关关系，由C段(C段碳酸盐平均含量15.1 ％ )到A段(A段碳酸盐平均含量16.1 ％ )碳酸盐含量增加1.0 ％ ，依据统计方程可以估算与此相关的 δ ¹⁸ O偏重幅度约为0.1 ‰ -0.3 ‰ (平均值约为0.2 ‰ )，仅可解释XHS剖面B段 δ ¹⁸ O约3 ％ 的变化幅度。基于以上分析，本文推断湖水蒸发等不是驱动XHS剖面B段 δ ¹⁸ O的大幅度变化的主要因素。

对现代湖泊沉积物矿物成分的研究显示，方解石、 白云石和文石均是湖泊沉积碳酸盐的主要组成矿物^{[13, 17, 36]}。小狐山剖面数据分析表明，白云石与 δ ¹⁸ O存在正相关关系(r=0.94，n=26，p＜0.01，见 图4b)，方解石与 δ ¹⁸ O存在负相关关系(r=-0.93，n=26，p＜0.01，见图4a)，而文石与 δ ¹⁸ O的相关性较弱(r=-0.24，n=26，见图4c)。而与粒度、 有机质、 有机碳同位素等指标的相关性分析显示，δ ¹⁸ O 与其他的代用指标不存在显著的相关关系( 图4d-4f)。这些分析表明，碳酸盐矿物组成与 δ ¹⁸ O的变化关系密切。

图4(Fig.4)

图4 小狐山剖面碳酸盐 δ 18 O与碳酸盐矿物组成、 粒度、 有机质含量及其有机碳同位素的相关性分析 Fig.4 Correlation analysis between carbonate δ 18 O and carbonate mineral composition， carbonate content，grainsize，TOC and δ 13 C in organic material

如果湖泊系统中不同碳酸盐矿物在形成过程中存在氧同位素分馏，即 δ ¹⁸ O存在显著差异，必将导致 δ ¹⁸ O随不同矿物相对含量变化而变化。例如美国Mono湖等曾报道湖积物碳酸盐中随着白云石相对含量的增高，碳酸盐的氧同位素值呈上升的趋势^{[37, 38]}； 内蒙古巴彦查干湖的研究也发现随白云石替代方解石，其 δ ¹⁸ O呈快速偏重的趋势^[9]。前人实验结果^[39]研究指出，不同碳酸盐矿物在平衡体系中的同位素分馏存在差异。Kim和O'neil^[40]研究认为，文石与方解石之间的氧同位素分馏差值很小，且文石相对富含¹⁸ O，曾承等^[19]对前人成果的总结得出了相似的结果。另外，通过对含有白云石和方解石的高温矿物组合的氧同位素研究发现，沉积条件下白云石相对于共生的方解石富集 δ¹⁸ O可达5 ‰ -9 ‰ ^{[6, 41, 42]}，也有研究显示白云石相对于方解石富集 δ¹⁸ O达4 ‰ -7 ‰ ^[43]。本文小狐山剖面中文石与 δ ¹⁸ O的相关性明显较弱，这可能与文石和方解石的分馏差值较小有关。而 δ ¹⁸ O与白云石和方解石含量均存在较好的正相关关系，揭示出小狐山剖面沉积物中同一条件下形成的白云石和方解石可能存在 δ ¹⁸ O差异。

然而，湖泊系统中白云石和方解石的氧同位素很难单独测定，对于两者之间的氧同位素分馏系数目前存在争议^[19]。比如在内蒙古巴彦查干湖的研究中将3 ‰ 作为白云石与其共生方解石 δ ¹⁸ O差异的估计值^[9]。根据同位素混合模型，混合相同位素可以表示如下:

其中 δ_AB表示混合相AB的同位素组成，δ_A和δ_B分别表示A、 B组分的同位素组成，a和b分别表示各组分在混合相中的比例(且a＋b=1)。

小狐山剖面的碳酸盐主要由方解石、 白云石和文石3种矿物组成，因此方程可以表示如下:

其中 δ ¹⁸ O_calcite、 δ ¹⁸ O_dolomite和 δ ¹⁸ O_aragnite分别为方解石、 白云石和文石的氧同位素值； δ ¹⁸ O_carbonate为沉积物全样的氧同位素值； c、 d和a分别为方解石、 白云石和文石相对含量(且c＋d＋a=1)。假设XHS剖面沉积物中白云石、 文石与方解石之间的氧同位素差值分别为f_d和f_a，即:

将方程(3)和(4)带入方程(2)可以得到:

在此方程中,考虑到文石与方解石之间分馏系数很小^[40],并且剖面上文石相对含量(参数a)波动相对较小,因此文石对氧同位素的影响有限,即方程(5)中f_a×a可以近似视为常数。另外,方解石的氧同位素主要受温度和湖水δ¹⁸O影响,而前文分析已经表明温度或湖水δ¹⁸O变化不是导致碳酸盐δ¹⁸O大幅度波动的主要因素。据此推断,小狐山剖面中δ¹⁸O的变化主要源于方程(5)中fd×d部分,即碳酸盐δ¹⁸O波动主要受白云石相对含量控制。因此,方程中两者拟合方程的斜率可以近似作为评估方解石和白云石氧同位素分馏差异的系数。分析显示,碳酸盐δ¹⁸O与白云石含量拟合方程的斜率为14.27(图4b)。这一系数高于实验测定结果^{[6, 41, 42]}(5‰ ~9‰)。考虑到剖面中氧同位素的偏重可能叠加了其他因素的影响,因此我们推断这一系数可能放大了白云石与方解石之间的分馏差异。为了减小这一影响,我们分别选择δ¹⁸O波动相对较小A段和C段(为了避免B段δ¹⁸O快速偏重的影响,未选取与B段相邻的50cm范围,即选择A段中的350~450cm和C段中640~750cm)各指标波动相对较小的时段来分析白云石含量波动与δ¹⁸O的关系。如图5所示,在A段的350~450cm和C段640~750cm两个层段,白云石与δ¹⁸O仍然存在较好的正相关关系,但其拟合方程斜率明显减小,分别为7.65和11.02(平均值为9.33,即分馏差异为9.33‰),这与前人实验测定结果^{[6, 41, 42]}(5‰ ~9‰)较为接近。由于单矿物的分离与同位素测试十分困难,并且其方法的可靠性也存在着争议^{[44, 45]}。因此在有限的数据条件下我们认为,本文利用此方法作为评估小狐山剖面碳酸盐白云石和方解石分馏程度的系数是相对可靠的,拟合方程可能较为近似地反映了小狐山剖面中白云石和方解石的分馏特征,即相同条件下白云石较方解石富集δ¹⁸O约7.65‰ ~11.02‰。在此条件下,白云石相对含量从C段(平均值约为32.5%)到A 段(平均值约为78.5%)增加了约46%,由此估计导致的δ¹⁸O偏重约为3.5‰ ~5.1‰(平均值约为4.3‰),这基本解释了B段δ¹⁸O约70%的偏重幅度,揭示出小狐山剖面碳酸盐矿物类型变化对δ¹⁸O的影响是利用δ¹⁸O重建古环境过程中不可忽视的重要影响因素。

图5(Fig.5)

图5 小狐山剖面白云石含量与 δ 18 O的关系 Fig.5 The relationship between dolomite content and δ 18 O of XHS section

数据分析也显示，两个拟合方程在截距上存在明显差异，在数据范围内其差异约为1.5 ‰ -3.5 ‰ (见图5，平均值为2 ‰ )，这一差异可能源于其他因素对 δ ¹⁸ O的影响。比如温度、 盐度、 入湖水体的氧同位素组成等因素也是影响湖泊沉积物碳酸盐的重要因素^[5]，因此B段 δ ¹⁸ O剩余的0.8 ‰ -2.4 ‰ (平均值约1.6 ‰ )可能来源于这些因素的变化。据此，基于方程(5)，计算得到了去除白云石矿物相变分馏效应后XHS剖面 δ ¹⁸ O的变化( 图6)。去除相变分馏效应之后，δ ¹⁸ O较全样 δ ¹⁸ O偏轻且变化幅度较小，在B层段变化较为平缓，并且在剖面上自下向上呈现逐渐偏重的趋势。一般来说，白云石是形成于蒸发作用后期的碳酸盐矿物，在西北干旱区与气候干旱相对应^[9]，小狐山剖面白云石在B层段逐渐取代方解石这一转变表明区域气候逐渐转干。同时，小狐山剖面其他指标也记录了相似的气候变化过程^[27]。因此我们推断，随着气候变干，湖水蒸发作用加强，湖水的 δ ¹⁸ O偏重并传递到碳酸盐体系中，去除分馏效应后 δ ¹⁸ O逐渐偏重的趋势与气候转干相对应，这与传统的湖泊 δ ¹⁸ O解释相一致^[5]。

图6(Fig.6)

图6 小狐山剖面碳酸盐 δ 18 O 去除矿物相变分馏效应前后对比计算公式基于方程(5)而来，利用公式δ 18 O=δ 18 Ocarbonate-fd×d去除白云石相对含量变化引起的 δ 18 O波动，其中分馏效应fd分别取11.02和7.65作为阴影曲线的上下边界(实心黑点为碳酸盐 δ 18 O，灰色阴影为去除矿物相变效应的 δ 18 O) Fig.6 The comparation between δ 18 O of bulk carbonate and δ 18 O of removing mineral effect of XHS section

综上所述，小狐山剖面在590-500cm层段，氧同位素的快速偏重主要受到碳酸盐矿物相变分馏作用、 湖水蒸发作用及其他因素的影响，其中白云石含量增加导致的 δ ¹⁸ O偏重幅度约4.3 ‰ (贡献率约70 ％ )，因湖水蒸发作用引起的碳酸盐沉淀贡献的偏重幅度约0.2 ‰ (贡献率约3 ％ )，其他因素偏重幅度约1.6 ‰ (贡献率约27 ％ )。虽然碳酸盐矿物类型的转变本身就是环境的产物，但是对小狐山剖面而言，本文结果揭示出碳酸盐矿物相变对 δ ¹⁸ O的影响是利用 δ ¹⁸ O重建古环境过程中不可忽视的重要影响因素。

湖泊沉积中广泛分布的碳酸盐沉积是气候环境变化的记录者，特别是湖泊自生碳酸盐氧稳定同位素是重建湖泊演化过程的重要代用指标，本文以嘎顺诺尔古湖相沉积物小狐山剖面为例，通过对沉积物碳酸盐氧稳定同位素以及矿物类型分析，发现在剖面590-500cm层段，碳酸盐中的方解石自下向上逐渐被白云石代替，同时 δ ¹⁸ O偏重幅度达6.1 ‰ 。结合剖面的其他的物理、 化学代用指标，系统地评估了影响碳酸盐氧同位素的不同因素的相对贡献。结果显示: 由于湖水的浓缩效应，湖泊中碳酸盐含量增加将导致 δ ¹⁸ O偏重； 另外，在相同的沉积条件下，白云石较方解石可能富集 δ¹⁸ O约7.65 ‰ -11.02 ‰ ，与前人的实验结果相一致。对于小狐山剖面590-500cm层段而言，综合分析显示白云石含量增加导致的 δ ¹⁸ O偏重幅度约4.3 ‰ (贡献率约70 ％ )，因湖水蒸发作用引起的碳酸盐沉淀贡献的幅度约0.2 ‰ (贡献率约3 ％ )，其他因素约1.6 ‰ (贡献率约27 ％ )。

本文的研究结果表明，湖泊沉积中碳酸盐氧同位素古气候信号的解译可能受具体的湖泊过程控制，其中碳酸盐矿物相变可能是引起 δ ¹⁸ O波动的主要因素。虽然目前还不可能将湖泊沉积中外源碳酸盐和自生碳酸盐进行有效分离，更不可能将自生碳酸盐中的不同矿物进行分离进行分别研究，但是，我们还是可以通过分析碳酸盐稳定同位素的变化和矿物类型、 含量等的变化来探讨影响碳酸盐稳定同位素的因素，进而提取气候环境信号。由于沉积中碳酸盐稳定同位素组成的复杂性，这也就要求在利用氧同位素进行古湖泊水文重建的过程中，必须评估碳酸盐矿物相变分馏作用对 δ ¹⁸ O的影响程度。本文利用相关分析的方法以嘎顺诺尔古湖相沉积物为例定量评估了不同影响因素对 δ ¹⁸ O的相对贡献，为利用湖泊沉积碳酸盐氧同位素进行古气候信息的解译及气候过程定量重建提供了依据。

致谢 诚挚感谢审稿专家提出的宝贵意见和建议以及编辑部老师细致的编辑工作，使本论文得以完善。