湖泊碳酸盐矿物的形成过程及古气候环境指示意义

兰敏文,宋友桂,程良清

(1. 中国科学院地球环境研究所 黄土与第四纪地质国家重点实验室，陕西 西安 710061;2. 中国科学院第四纪科学与全球变化卓越创新中心，陕西 西安 710061;3. 中国科学院大学，北京 100049)

0 引 言

湖泊作为一个相对独立的自然综合体，它不仅与大气圈、生物圈和岩石圈有密切的联系，还有其独立的演化过程。湖泊沉积物作为湖盆在自然演化与人类活动作用下各圈层相互作用的产物, 保存了丰富的区域构造活动、气候变化和人类活动的信息。它具有分布范围广、沉积连续且稳定、分辨率高、古环境信息量大、对气候环境变化灵敏等优势，是古气候研究中良好的地质载体。碳酸盐矿物是湖泊沉积物中常见矿物之一，其形成演化和赋存状态与流域地质背景、沉积过程、气候环境、湖泊生物状况以及湖水物理化学性质等密切相关，是湖泊水文气候变化的重要内容。早在20世纪中叶，Craig等对控制湖泊碳酸盐沉积及其稳定同位素变化的热力学和动力学过程、机制与可能的影响因素进行了大量基础性研究，为湖泊碳酸盐矿物在古气候环境演化中的研究奠定了坚实基础。21世纪以来，技术方法的不断改进与新的研究手段涌现，促进了古气候环境演化工作的不断深入，以湖泊碳酸盐矿物为研究对象开展的古气候环境演化研究越来越受到重视。虽然湖泊碳酸盐矿物的形成过程及其古气候环境研究取得了重要进展，但在某些问题上尤其是气候指标上的意义仍存在争论。

常见的湖泊碳酸盐矿物代用指标包括碳酸盐矿物含量及碳、氧同位素组成，常用于重建湖泊的古温度、古水文、初级生产力、盐度、有效湿度、水汽来源及其相关大气环流形势等气候环境要素的变化。然而，湖泊碳酸盐矿物含量及其碳、氧同位素组成受多种因素制约。各指标的物理、化学、生物意义仍较模糊，导致古环境意义解释具有多解性。本文基于前人研究及该领域的最新进展，分析控制湖泊碳酸盐矿物形成及其碳、氧同位素组成变化的影响因素、古气候环境意义，并对存在的问题与研究趋势进行剖析，以期为湖泊碳酸盐研究提供参考。

1 湖泊碳酸盐矿物的形成过程及其影响因素

湖泊碳酸盐在成因上可划分为原生碳酸盐和自生碳酸盐。原生碳酸盐是来自于湖泊流域含碳酸盐母岩风化剥蚀产生的，由入湖河流、风、冰川等侵蚀搬运至湖泊中的碳酸盐；自生碳酸盐是在湖泊中通过化学和生物沉积作用所沉积的碳酸盐，也包括少量沉积物埋藏后经过成岩作用形成的碳酸盐。原生碳酸盐不能指示湖区的气候环境变化，但自生碳酸盐的形成受控于湖区气候、湖水物理化学性质和生物活动等气候要素，可用于指示湖区的水文气候环境变化。自生碳酸盐主要包括以方解石、文石和白云石为基本矿物成分的化学成因自生碳酸盐，以及生物成因自生碳酸盐，如以方解石为主的介形类生物壳体碳酸盐和以文石为主的腹足类、双壳类生物壳体碳酸盐。本文所讨论的碳酸盐矿物主要是化学成因和生物成因自生碳酸盐。

图1 湖泊碳酸盐形成的影响因素Fig.1 Influence Factors of Lacustrine Carbonates Formation

湖泊碳酸盐矿物一般包括方解石、文石、高镁方解石、白云石、单水方解石、菱镁矿、水菱镁矿等。Müller等认为在湖相环境中，Mg/Ca值(摩尔比，下同)会影响不同类型碳酸盐的形成。随着Mg/Ca值的增大，湖相环境依次沉积方解石(Mg/Ca值小于2)、高镁方解石(Mg/Ca值为2～12)和文石(Mg/Ca值大于12)。白云石常发育于盐湖或超盐湖环境中，高Mg/Ca值、盐度和pH值容易形成白云石，但在较低Mg/Ca值和盐度的情况下，白云石也可以形成，这与微生物的介导作用有关。单水方解石的沉积在多个湖泊均有报道。实验证明，当温度为4 ℃，Mg/Ca值大于2时，单水方解石就可以开始形成，并且其存在时间随Mg/Ca值的增加而增加。另外，一些微生物和生物大分子的活动也是控制单水方解石形成的重要因素，但单水方解石为热力学亚稳定相，容易转化为热力学相对稳定的文石和方解石，因此，单水方解石在湖泊沉积物中保存较少。菱镁矿和水菱镁矿常出现在干旱地区的湖泊中，一般当Mg/Ca值为20～30，pH值增至9.1时，水菱镁矿开始沉积。众所周知，影响碳酸盐沉积的因素众多，仅仅通过某一个因素判定某种类型碳酸盐会否沉积相对片面，应结合湖区地质背景、气候条件、沉积环境、湖泊类型、水文条件和湖水物理化学性质等要素进行合理分析。

2 湖泊碳酸盐矿物含量的古气候意义

由于不同区域湖泊的地质背景、气候、水文等条件不同，这些湖泊碳酸盐矿物含量变化的古气候意义也不尽相同。对于干旱—半干旱地区的半封闭—封闭湖泊来说，湖泊蒸发量和大气降水量的相对含量会促进或抑制碳酸盐的沉积。因此，碳酸盐矿物含量变化可以指示湖水水位变化，间接指示湖区大气降水/蒸发作用(P/E)的相对大小。例如，青藏高原的色林错作为一个封闭湖泊，该湖泊碳酸盐矿物含量变化与湖区降水强度成负相关关系，其流域的水量越多，湖水中各离子浓度相对越小，不利于碳酸盐过饱和条件的形成，因此，碳酸盐矿物含量可用于恢复湖区P/E值的变化。但当湖泊为盐湖且碳酸盐均已完全或接近完全沉积时，碳酸盐矿物含量的低值可以指示湖泊正处于正向的演化阶段(水体浓缩)，而高值则可以指示逆向的演化阶段(水体淡化)。当自生碳酸盐的形成受到湖区径流或地下水中Ca控制时，碳酸盐矿物含量变化还可以反映水文平衡的变化，在西风区或季风区则可以间接反映季风强度的变化。An等通过比较青海湖及其湖泊流域和地下水的Ca与CaCO浓度，并与近50年以来观测到的湖区最大径流水量变化进行对比，发现由径流所携带外源Ca输入的增多是导致湖泊沉积物碳酸盐矿物含量增多的最主要因素，因而可以反映径流量的变化，间接指示东亚夏季风强度。最近，Song等在解释青海湖文石含量变化的古气候意义时也认同了这一观点。

湖泊中不同类型碳酸盐矿物的沉积及转化可以反映湖水温度、入湖水量、Mg/Ca值及生物活动的变化。根据碳酸盐矿物在不同湖水温度下的沉积情况，盐湖中的碳酸盐矿物可以按冷相、暖相和广温相分类，其中单水方解石和水菱镁矿属于冷相碳酸盐矿物，白云石、方解石和菱镁矿属于广温相碳酸盐矿物(表1)。因此，当湖泊沉积物中出现单水方解石或水菱镁矿时，可以初步推断该层位沉积时的湖水温度较低。然而，并不是某一类碳酸盐矿物仅能指示特定湖水温度。一般来说，文石常沉积于湖水温度较高的环境中，但在北美洲落基山脉大熊湖(Big Bear Lake)和亚洲喜马拉雅山莫利里错(Tso Moriri)这类高海拔的低温湖泊中也发现了文石的存在。生物碳酸盐(如介形类)在不同沉积层位可能有不同种类的介形类分布，而它们适宜生存的条件(如湖水温度、盐度等)都会有所不同。因此，根据不同沉积层位的介形类优势种也可以推断整个沉积过程中湖水温度或盐度变化。在Mg/Ca值较高的湖泊(如土耳其凡湖(Van Lake))中，方解石主要形成于温暖湿润且有机质含量较多的暗色层中，文石形成于浅色层中。研究表明，方解石或文石的沉积反映了入湖水量的变化。较高Mg/Ca值的湖水不利于方解石的形成，但当入湖淡水量较大时，表层湖水被稀释，方解石可以在该环境下沉积，反之则文石沉积。在大多数模型中，湖相白云石的形成与较强的蒸发作用、较高的湖水温度、Mg/Ca值、盐度等联系在一起，但McCormack等认为在土耳其凡湖中发现的白云石并不是上述影响因素的产物，而是由气候控制的湖泊水位变化以及湖泊底部对流情况，通过影响湖泊微生物群落的发展，进而影响白云石的沉积。此外，部分湖泊中的方解石和单水方解石的形成也被认为与微生物或生物大分子的活动有关。综上所述，湖泊碳酸盐矿物可以指示湖水温度、湖区有效湿度、径流输入量、地下水输入量、生物活动等的变化，还可以间接反映季风区季风强度的变化。

表1 冷相、暖相与广温相碳酸盐矿物分类简表Table 1 Classification of Cold, Warm and Eurythermal Carbonate Minerals

3 氧同位素的影响因素及古气候环境意义

3.1 影响因素

在同位素平衡条件下，湖泊碳酸盐δO值是湖水δO值和碳酸盐沉积时湖水温度的函数(图2)。湖水温度会影响碳酸盐沉积时氧同位素的分馏作用，湖水温度的升高会导致碳酸盐矿物同位素分馏作用的减弱。研究表明，碳酸盐δO值与碳酸盐沉积时湖水温度的分馏系数约为每摄氏度-0.24‰。影响湖水δO值的因素包括入湖水量(包括大气降水、地表径流和地下水)及其δO值和蒸发作用。对于干旱—半干旱地区的封闭湖泊而言，在流域水汽来源没有变化的前提下，湖水δO值主要受到湖区P/E值的控制；对于滞留时间短且水文条件开放的湖泊而言，改变湖水δO值的主要因素是入湖水δO值或大气降水δO值。大气降水δO值是大气水汽源地、气团运输过程以及降水时的温湿状况(凝结、蒸发、温度)等共同作用的结果。大气降水δO值在高纬度极地地区主要受温度效应控制，温度升高，大气降水δO值偏正；在低纬度热带地区主要受雨量效应的影响，降水量增加，大气降水δO值偏负；在中纬度地区则与气候有着非常复杂的关系，并且可能受到温度效应和雨量效应的共同影响。在大气环流的交汇区域，水汽来源的变化使区域内大气降水δO值发生改变，进而影响湖水氧同位素组成。

图件引自文献[19]，有所修改图2 湖泊碳酸盐矿物δ18O值的影响因素Fig.2 Influence Factors of δ18O in Lacustrine Carbonate Minerals

湖泊碳酸盐沉积时不总是处于同位素分馏平衡的状态，碳酸盐沉积速率、湖水pH值、微环境效应等均会导致碳酸盐矿物同位素分馏不平衡(在生物碳酸盐中叫做“生命效应”)。由于轻同位素分子脱离原先元素系所需要的能量较重同位素小，化学键易于破坏，分子活性大，易于发生反应，所以碳酸盐沉积速率过快带来的“动力效应”会导致碳酸盐δO值偏负。碳酸盐沉积需要溶解无机碳(DIC)的参与，而湖水pH值决定了不同种类溶解无机碳物质的浓度，控制了一定温度下参与碳酸盐沉积的溶解无机碳物质的相对比例。湖水和溶解无机碳，以及溶解无机碳和碳酸盐的氧同位素分馏作用将随着湖水pH值的增加而降低。湖水表层大型植物或藻类的光合作用会优先吸收CO，这使得其周围形成富O的微环境，导致在该环境所形成的碳酸盐δO值较平衡值偏正。

3.2 古气候环境意义

氧同位素古温度计的研究始于20世纪50年代，平衡状态下的同位素分馏与湖泊碳酸盐沉积时的热力学效应直接相关且存在函数关系。Leng等建立了多种碳酸盐δO值与温度之间的经验关系，但湖泊碳酸盐氧同位素的变化还会受到湖水氧同位素组成的影响。因此，Gasse等提出了碳酸盐沉积时的湖水温度、碳酸盐氧同位素组成和湖水氧同位素组成之间的函数关系式。理论上来说，该关系式可用于重建湖区的古温度变化，但将其运用到古温度重建研究时存在两个问题。首先，碳酸盐沉积时间大多集中在一年中的夏季或春末至秋初，因此，其氧同位素值很少反映年均值，这给古温度重建带来较大的不确定性。为了解决这个问题，Hren等分析了现代湖面水温记录，并将其与季节气温数据进行对比，建立了月、季水温与年平均气温的转换函数，实现了将碳酸盐形成水温转换为年平均气温。其次，研究过程中所能测得的湖水氧同位素值仅仅是现代的，而湖泊沉积物中碳酸盐沉积时湖水氧同位素组成较难获得。部分学者从统计学出发，通过测定湖泊流域范围内现代水文气象参数及相关同位素资料，或结合其他载体或指标建立湖泊自生碳酸盐δO值与温度之间的统计模型。

图件引自文献[57]图3 基于已知水温对碳酸盐团簇同位素(Δ47)标定曲线Fig.3 Carbonate Clumped Isotope Values (Δ47) from Existing Temperature Calibrations

湖泊碳酸盐δO值对水文循环敏感，因此，它也可以指示区域P/E值、入湖水氧同位素组成和大气降水氧同位素组成的变化。通常，湖水滞留时间较长的半封闭—封闭湖泊碳酸盐δO值可以反映区域P/E值的变化。青藏高原南部就存在较多湖水滞留时间长的封闭湖泊，如纳木错、塔若错等。Borner等对这些湖泊介形类氧同位素的古气候意义进行过探究，发现介形类氧同位素与P/E值成明显负相关关系，且伴随着盐度的增加，指示了越来越强的蒸发作用。在一些湖水滞留时间较短且湖水来源主要是径流或地下水的湖泊中，碳酸盐δO值随湖水δO值变化，因此，当湖水来源发生变化时，碳酸盐δO值的反应较为灵敏。加利利海(Sea of Galilee)是位于以色列的一个淡水湖泊，但它既有淡水输入，又有咸水输入，已有学者通过湖泊沉积物中的自生方解石或介形类壳体的δO、Sr/Sr、Sr/Ca值去定量反映湖泊中淡水和咸水的贡献。在研究较为深入的北美洲安大略湖中，Hladyniuk也用介形类和双壳类壳体δO值确定了16.5 ka以来冰川融水对安大略湖的贡献。对于湖水滞留时间较短，湖水来源以大气降水为主的湖泊而言，碳酸盐δO值可反映大气降水及其δO值的变化，在由西风或季风控制的区域还可以间接反映西风或季风强度的变化。云南程海降水受印度夏季风控制，因此，Sun等利用程海自生方解石δO值去揭示印度夏季风强度的变化。而当湖泊位于大气环流交汇区域时，碳酸盐δO值还可以指示与大气环流有关的水汽来源和传输路径的转变。青藏高原东北部更尕海处于东亚季风区和西风区的交汇地带，Qiang等发现更尕海全新世早期和中期的碳酸盐δO值偏负，推测是东亚季风控制该区并带来较多降水所致，而末次冰消期和晚全新世碳酸盐δO值的阶段性偏负则指示水汽来源变化可能与西风环流的增强有关。当湖区所接收的水汽来源不变时，水汽运输路径改变也会使湖泊碳酸盐δO值变化。Sun等在对位于亚洲季风区的内蒙古夏日淖(Xiarinur Lake)自生方解石δO值进行古气候分析的过程中发现，在较长的时间尺度上，湖泊自生方解石δO值的变化主要与大气环流系统变化密切相关，主要表现为通过改变与亚热带(热带)季风有关的近(远)水汽源区距降水地点的距离进行调节。综上所述，湖泊碳酸盐δO值可以反映碳酸盐沉积时的湖水温度、区域降水量和蒸发量之间的平衡、有效湿度、入湖水δO值和大气降水δO值的变化，还可以间接反映湖区主控的季风、西风强度和与大气环流有关的水汽来源和传输路径的转变。

4 碳同位素的影响因素与古气候环境意义

4.1 影响因素

在平衡条件下，湖泊碳酸盐δC值主要受碳酸盐沉积时碳同位素分馏作用和湖水溶解无机碳δC值的影响(图4)。在碳酸盐沉积过程中，湖水温度、碳酸盐沉积速率以及溶解无机碳浓度都会影响碳同位素分馏作用。碳酸盐和溶解无机碳之间的碳同位素分馏随温度的变化率仅为每摄氏度0.035 5‰。溶解无机碳浓度和碳酸盐沉积速率对其在沉淀过程中碳同位素分馏作用影响很小，因此，影响碳酸盐δC值的因素主要是湖水溶解无机碳δC值。湖水溶解无机碳δC值主要受控于入湖水量及其溶解无机碳δC值、大气和湖水溶解无机碳之间的CO交换程度、湖泊流域生物作用的CO生产率和蒸发作用(图5)。

图件引自文献[19]，有所修改图4 湖泊碳酸盐矿物δ13C值的影响因素Fig.4 Influence Factors of δ13C in Lacustrine Carbonate Minerals

带有千分号的值为δ13C值；图件引自文献[79]，有所修改图5 入湖碳源及其δ13C值范围Fig.5 Carbon Isotope for the Major Sources of Carbon into Lakes and the Range of δ13C

入湖水的溶解无机碳主要包括3个来源。首先是大气CO的溶解。大气中的CO常富含C，在水中溶解会使湖水溶解无机碳的δC值偏负。与此同时，湖水中的CO也会以CO为主优先逸出，这就促成了湖水与大气之间CO的交换，其交换程度受气温和湖区干湿情况的控制。当气温上升时，湖水表层也会升温，其中的CO溶解度会降低，促进CO排至大气，有利于大气与湖水之间CO的交换。对于一些高纬度和高海拔地区的湖泊，寒冷的冬季可能会使湖泊冰封，这就阻碍了湖水与大气之间CO的交换。其次是湖泊中有机质的降解。有机质中的δC值常偏负，其降解会使湖水溶解无机碳的δC值偏负。最后是湖泊流域碳酸盐岩的风化溶解。在喀斯特地区，碳酸盐岩中的δC值一般偏正，其风化溶解会使湖水溶解无机碳δC值偏正。

此外，当湖泊生产力较高时，湖泊流域生物作用的CO生产率也是影响湖水溶解无机碳δC值的主要因素。它通过湖泊和湖泊流域内大型植物及部分藻类的光合作用和生物呼吸作用影响湖水溶解无机碳δC值。对于湖水滞留时间较长的干旱—半干旱地区封闭湖泊来说，蒸发作用的增强会导致更多的CO随水汽蒸发以及湖水溶解无机碳的δC值偏正。这种情况常会伴随着湖水δO值的偏正。同δO值类似，碳酸盐δC值也会因碳酸盐沉积速率、湖水pH值、微环境效应等的影响而处于同位素不平衡的状态。

4.2 古气候环境意义

自20世纪60年代以来，湖泊碳酸盐δC值被广泛应用于重建区域气候环境变化，记录了湖泊生产力大小、湖泊水文开闭情况、湖水物理化学性质、湖泊流域干湿情况、古洪水事件等重要的古水文与气候环境信息。

以碳酸盐岩为基岩的湖泊，其碳酸盐碳、氧同位素组成还可以作为古洪水的代用指标。奥地利月亮湖(Mondsee Lake)流域的基岩为石灰岩和白云岩，其钻孔岩芯中保存有年纹层，纹层中既有自生方解石，也有由径流带入的碎屑碳酸盐，其中还存在多层由洪水事件影响所沉积的碎屑层。当洪水事件发生时，径流量的增大会使其携带更多的碎屑碳酸盐进入湖泊并沉积，因此，该时段沉积的碳酸盐δC值和δO值会增大。Kämpf等通过实验对比了1988～2013年以来月亮湖沉积物中碎屑碳酸盐碳、氧同位素组成及其相邻层自生方解石碳、氧同位素组成，发现碎屑碳酸盐碳、氧同位素组成明显高于其他层位，且其中两次古洪水事件并未形成可见的碎屑层沉积，但也出现了较高的碳、氧同位素组成。因此，湖泊碳酸盐碳、氧同位素组成可以作为流域基岩为碳酸盐岩的湖泊古洪水事件代用指标，可以反映它的频率和强度。

5 湖泊碳酸盐矿物在古气候环境研究中存在的问题与展望

5.1 存在的问题

碳酸盐矿物因其在湖泊沉积物中时空分布广泛，对环境变化反应灵敏等优势被认为是湖泊沉积物中良好的古气候信息载体。近年来，湖泊碳酸盐矿物的古气候研究发展迅速，新兴技术与方法的进步使得对碳酸盐及其碳、氧同位素组成的变化机理有了更加深入的了解，对其古气候意义的解释愈发丰富。尽管如此，目前关于碳酸盐矿物在湖泊古气候研究中的应用仍存在以下问题。

(1)如何有效区分自生碳酸盐和原生碳酸盐。湖泊自生碳酸盐和原生碳酸盐所代表的古气候意义存在较大差异，自生碳酸盐往往更能反映湖区的古气候、古环境变化，因此，有必要将自生碳酸盐从总碳酸盐中提取出来，但该提取过程目前仍是一个难点。前人在研究过程中有因原生碳酸盐矿物含量较少而忽略它的存在，有将粒度小于40 μm的微粒碳酸盐视为自生碳酸盐，也有尝试用岩矿鉴定法、同位素鉴定法、平衡常数与离子活度积比较法及其他方法等来区分原生碳酸盐和自生碳酸盐。但上述方法在使用过程中存在一些假设或者前提，需要多要素综合考虑。

(2)如何界定水体同位素平衡与非平衡状态。碳酸盐碳、氧同位素恢复古气候演化的前提是要处于同位素平衡状态，前人一般认为或者假设碳酸盐是在与水体同位素平衡状态下沉积的。但很多研究已经发现碳酸盐可以在非平衡条件下沉积，且导致碳酸盐发生非平衡沉积的因素较多，不同的湖泊类型可能有不同的影响因素。同时，湖泊碳酸盐矿物中一些常见的可测单项指标(如碳酸盐矿物含量、δO值、δC值等)的变化常受到多种气候环境因素的影响，而不是受单一因素控制，从而加大了对这些指标进行古气候环境意义解释的难度。

(3)如何突破古环境重建模型的局限性。目前还有较多研究通过测定现代湖泊流域的水文气象参数和稳定同位素资料，建立湖泊碳酸盐矿物稳定同位素与气候要素之间的统计学模型，以量化湖区某一时期以来的气候要素变化。但对于不同类型的湖泊而言，碳酸盐稳定同位素随气候要素的变化机制存在差异。即使是在同一湖泊中，不同时段的变化机制也是不同的。在整个地质历史演化过程中，地球经历了多次冰期、间冰期等大型气候变化事件，它们很有可能在某一时期对湖泊的水文条件、地质背景、湖水物理化学性质等产生较大的改造。因此，通过现代湖泊同位素组成与气候要素的统计关系去建立统计模型、误差校准和推测假设仍需仔细斟酌。

5.2 展 望

本文对湖泊碳酸盐的形成和常见代用指标的古气候环境意义以及存在问题进行了归纳总结。湖泊碳酸盐的形成受湖水温度、降水、生物活动、湖泊水文条件、湖水物理化学性质等的影响。不同类型的湖泊中产出的碳酸盐类型也存在差异，因此，不同类型、不同时期的湖泊沉积中碳酸盐矿物含量变化可以指示湖水温度、有效湿度、入湖水量、生物活动、湖区主导风强度等。在同位素平衡条件下，影响δO值变化的因素主要是碳酸盐沉积时的湖水温度和氧同位素组成，而湖泊碳酸盐δC值由碳酸盐沉积时碳同位素分馏作用和湖水溶解无机碳δC值所控制。碳酸盐δO值在古气候研究中可以较好地指示湖水温度、有效湿度、入湖水δO值等的变化，还可以间接反映湖区主导风强度和与大气环流有关的水汽来源和传输路径的转变。碳酸盐δC值可以反映湖泊生产力大小，并结合碳酸盐δO值可以揭示湖泊水文开闭情况、湖水物理化学性质、湖泊流域干湿情况、古洪水事件等重要的古气候环境信息。

目前，湖泊碳酸盐应用到古气候研究中还存在诸多问题，因此，在未来的研究过程中，应充分了解并收集前人研究成果、湖区区域地质背景、气候条件、湖泊水文条件、湖水物理化学性质等信息。在理清各个代用指标的物理、化学、生物意义的基础上，深入理解稳定同位素热力学及动力学过程，加强湖泊现代过程的研究，努力构建单一或多个代用指标与古气候要素之间的统计学关系。随着新型技术的逐步发展，尝试寻找湖泊碳酸盐中能够单一反映某一气候要素，具有更高分辨率、高灵敏度的新指标成为可能，如碳酸盐团簇同位素古温度计在指示古温度和古海拔方面有较大潜力；同时，还应加深对不同古气候代用指标及其组合的理解和认识，推进古气候研究方面的学科交叉与其他地质记录的比较研究，这将有助于重建古气候演化历史，探索气候变化机制，有理由相信湖泊碳酸盐会在未来的古气候研究中发挥越来越重要的作用。

值西安地质调查中心组建六十周年之际，谨以此文表示感谢和祝贺！感谢西安地质调查中心各位领导和同仁的支持和指导，特别感谢张茂省研究员、张戈高工、董英高工、孙萍萍主任和张晶副主任多年来的关心和帮助！