植烷（英语：Phytane），是植醇（一种含叶绿素骨架的化合物）失去其羟基基团后加氢还原时形成的二萜类烷烃。[2]当植烷主链乙基端失去一个亚甲基时，它会产生姥鲛烷。除了植醇之外，其他植烷和姥鲛烷的生成来源也有被报告提出。[3][4]
| 植烷 | |
|---|---|
| |
| IUPAC名 2,6,10,14-四甲基十六烷 | |
| 识别 | |
| CAS号 | 638-36-8 
|
| PubChem | 12523 54081983（6R,10R） 42627075（6R,10S,14S） 446564（6S,10S,14R） |
| ChemSpider | 12006, 393886 6S,10S,14R |
| SMILES |
|
| Beilstein | 1744639 |
| EINECS | 211-332-2 |
| ChEBI | 48937 |
| MeSH | phytane |
| 性质 | |
| 化学式 | C20H42 |
| 摩尔质量 | 282.55 g·mol−1 |
| 外观 | 无色液体 |
| 气味 | 无味 |
| 密度 | 791 mg mL−1 (at 20 °C) |
| 沸点 | 301.41 °C（575 K） |
| 相关物质 | |
| 相关烷 | |
| 若非注明，所有数据均出自标准状态（25 ℃，100 kPa）下。 | |
姥鲛烷和植烷是石油中常见的成分并已被用作堆积作用中氧化还原的参考指数，以及用于阐明石油及其形成对应源岩的关联性调查。在环境研究中，姥鲛烷和植烷可做为调查漏油地点的指标化合物。
化学结构
植烷是一种非极性有机化合物，在室温下为透明无色液体。它是一种头尾相连的规则结合的类萜单位，为正二十烷的碳链异构物，其分子式为 C20H42 ，示性式为(CH3)2CHCH2CH2CH2CH(CH3)CH2CH2CH2CH(CH3)CH2CH2CH2CH(CH3)CH2CH3。[2]
植烷有许多结构异构体。其中：藏花烷(英语：Crocetane)是尾对尾连接的类萜，由于其结构相似，在气相色谱(GC) 中经常与植烷共同析出。
植烷有三个手性碳，因此也有许多立体异构体，其手性碳位置为C-6(主链6号碳)、C-10(主链10号碳) 和 C-14(主链14号碳)。而姥鲛烷有两个立体碳，C-6 (主链6号碳)和 C-10(主链10号碳)。目前尚未报告使用气相色谱法直接测量这些异构体的资料。[2]
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植烷的取代基是植烷基。在诸如产甲烷菌和盐杆菌的古细菌，在其膜脂质经常发现带植烷基的化合物[4]，例如：甘油-1,2-二植烷基醚 。植烯是植烷的C-2(主链2号碳)、C-3位(主链3号碳)各失去一个氢原子的单烯烃。在许多具有生物学重要性的有机分子中，如叶绿素、生育酚（维生素 E）和叶绿醌（维生素 K1）中，也发现了植烯基官能团。植烯对应的醇是植醇。香叶基香叶烯是植烷的完全不饱和形式，其相应的取代基是香叶基香叶基。
来源
植烷和姥鲛烷的主要来源被认为是叶绿素。[5]叶绿素是植物、藻类和蓝绿菌中最重要的光合色素之一，是生物圈中含量最为丰富的四吡咯。[6]叶绿素a 、叶绿素b 、叶绿素d和叶绿素f在海洋沉积物的成岩作用或无脊椎动物摄食[7]后会释放植醇，然后将其转化为植烷或姥鲛烷。
植烷和姥鲛烷的另一种可能来源是古菌醚脂质。实验室研究表明，产甲烷菌的热成熟作用会使二植烷基甘油醚反应生成姥鲛烷和植烷。[8][9][10]
保存
在合适的环境中，像叶绿素这样的生物分子可以转化并以可识别的形式保留为生物标记物。转换期间中的成岩作用通常会导致官能团，如双键和羟基的离去。
研究表明，在不同的氧化还原条件下，植醇通过成岩作用形成了原始烷烃和植烷。 可以在氧化条件下通过植醇氧化成植烯酸然后可以脱羧为植烯，最后还原为植烷。相比之下，植烷可能来自植醇（中间产物有二氢植醇或植烯）在相对缺氧条件下的还原和脱水而生成。[13]然而，各种生物和非生物过程可能控制叶绿素和植醇的成岩作用，确切反应机构更为复杂，因此与氧化还原条件没有严格相关性。[3][4]
在未热成熟的沉积物中，姥鲛烷和植烷具有以 6R,10S 立体化学（等量于 6S, 10R）为主的构型，这是从植醇中的 C-7 和 C-11 继承而来的。在热成熟过程中，C-6 和 C-10 的光学异构化导致 6R、10S、6S、10S 和 6R、10R 的混合物。[2]
地球科学化学参数
姥鲛烷/植烷比率(缩写：Pr/Ph) 是姥鲛烷和植烷丰度的比率。它是沉积环境中氧化还原环境的指标数值。 Pr/Ph 指数基于以下假设：姥鲛烷通过氧化植醇途径形成，而植烷通过各种还原途径产生。[13][14]在非生物降解原油，Pr/Ph值小于0.8表示为咸水湖到高盐湖泊环境与蒸发盐和碳酸盐沉积相关的沉积环境，而贫有机质的陆源，河流和三角洲中好氧到低氧条件下沉积物通常产生的原油中姥鲛烷/植烷比率高于3。[15] 姥鲛烷/植烷比率是常用的方法，因为使用气相色谱法可以轻松测量姥鲛烷和植烷的占比。
但是，应谨慎使用该指数，因为姥鲛烷和植烷可能不是由同一前体降解产生的（参见本条目中 *来源*章节）。此外，可以在还原环境条件下中通过粘土催化的植醇降解和随后的还原会生成姥鲛烷，而非植烷。[16]此外，在油母质降解过程中，Pr/Ph 趋于增加。[17]这种变化可能是由于在早熟过程中从烃源岩中优先释放了与硫结合的植醇所造成。[18]
姥鲛烷/正十七烷 (Pr/nC17) 和植烷/正十八烷 (Ph/nC18) 有时用于对应石油及其源岩（即阐明石油形成的位置）。在开阔海洋条件下沉积的岩石中的石油显示 Pr/nC17< 0.5，而来自内陆泥炭沼泽的石油的比率大于1。[19]
出于多种原因，应谨慎使用这些比率。Pr/nC17和Ph/nC18 都随着石油的热成熟度下降，因为类异戊二烯的热稳定性不如直链烷烃。相比之下，生物降解会增加这些比率。因为相较于类萜，好氧菌通常偏好分解直链烷烃，故生物降解油与低成熟度的未降解油中，直链烷烃的丰度皆低于姥鲛烷和植烷。[15]
姥鲛烷和植烷比直链烷烃更能避免被生物降解，但其避免被生物降解的能力不如甾烷和藿烷。因此，生物标记物降解等级中：能显着消耗并完全消除姥鲛烷的环境条件和植烷的生物降解环境等级分别为3和4。[20]
原始烷烃和植烷的碳同位素组成通常反映了光合作用过程中发生的动力学同位素分馏。例如，在过去5亿年以来，海洋沉积物和油中植烷的 δ13C (PDB) 已被用于重建古代大气CO2浓度变化，这会影响与光合作用相关的碳同位素分馏。[21]在这项研究中，CO2的分压在大气中的最大值为1000 ppm以上，而在近现代时为410ppm。
原油中姥鲛烷和植烷的碳同位素组成也有助于缩小其可能来源范围。来自共同前体的姥鲛烷和植烷的δ13C值相差不超过0.3‰。[22]
海洋浮游植物和藻类中植醇的氢同位素组成开始时高度枯竭，δD（VSMOW）范围值在-360 到 -280‰范围内。[23]因为热成熟过程中优先释放轻同位素，原始烷烃和植烷会随着热成熟过程分子量逐渐变重。
案例研究：Pr/Ph 作为判断地质为氧化环境或还原环境的方法局限性
Pr/Ph 对来源沉积物氧化还原电位的推论应始终得到其他地球化学和地质数据的支持，例如硫含量或 C35升藿烷指数（即 C35升藿烷相对于整体C31 -C35升藿烷的丰度）。例如，印度的Baghewala-1石油的Pr/Ph低（0.9）、硫含量高（1.2wt.%）、C35升藿烷指数高，此与其烃源岩沉积过程中的缺氧情况一致。[24]
然而，仅从 Pr/Ph 比对沉积环境的含氧状态可能会产生误导，因为盐度通常会主导在高盐度环境中的 Pr/Ph值大小。在另一个例子中，在德国二叠纪含铜板岩序列沉积过程中 Pr/Ph 的降低与三甲基化 2-甲基-2-(4,8,12-三甲基十三烷基)苯并二氢吡喃，一种被认为是盐度标记物的芳香族化合物之增加一致。[25]因此，Pr/Ph的这种降低应该表明盐度的增加，而不是氧浓度的减少。
相关条目
参考资料
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