В геохимии , палеоклиматологии и палеоокеанографии δ 18 O или дельта-O-18 является мерой соотношения стабильных изотопов кислорода-18 ( 18 O) и кислорода-16 ( 16 O). Он обычно используется как мера температуры осадков , мера взаимодействия грунтовых вод и минералов, а также как индикатор процессов, которые показывают фракционирование изотопов , таких как метаногенез . В палеонауках данные 18 O: 16 O по кораллам , фораминиферами лед сердечники используются в качестве прокси для температуры.
Определение в "промилле" (‰, частей на тысячу):
- ‰
где стандарт имеет известный изотопный состав, такой как Венская стандартная средняя океаническая вода (VSMOW). [1] Фракционирование может происходить в результате кинетического , равновесного или массово-независимого фракционирования .
Механизм
Раковины фораминифер состоят из карбоната кальция (CaCO 3 ) и встречаются во многих обычных геологических средах. Отношение 18 O к 16 O в оболочке используется для косвенного определения температуры окружающей воды во время формирования оболочки. Это соотношение незначительно меняется в зависимости от температуры окружающей воды, а также других факторов, таких как соленость воды и объем воды, заключенной в ледяных покровах.
δ 18 Oтакже отражает местное испарение и поступление пресной воды, так как дождевая вода обогащена 16 O, что является результатом преимущественного испарения более легкой 16 O из морской воды. Следовательно, поверхность океан содержит большие пропорции 18 O вокруг субтропиков и тропиков , где есть больше испарения, и меньшие пропорции 18 O в средних широтах , где идет дождь больше.
Точно так же, когда водяной пар конденсируется, более тяжелые молекулы воды, содержащие 18 атомов O, имеют тенденцию сначала конденсироваться и осаждаться. Градиент водяного пара, идущий от тропиков к полюсам, постепенно становится все более и более истощенным до 18 О. Снег, падающий в Канаде, содержит гораздо меньше H 2 18 O, чем дождь во Флориде ; аналогично снег, падающий в центре ледяных щитов, имеет более легкую δ 18 Oсигнатуры, чем на ее краях, так как более тяжелые 18 O осаждаются первыми.
Изменения климата, которые изменяют глобальные закономерности испарения и осадков, поэтому изменяют фон δ 18 O соотношение.
Твердые образцы (органические и неорганические) для анализа изотопов кислорода обычно хранятся в серебряных чашках и измеряются пиролизом и масс-спектрометрией . [2] Исследователям необходимо избегать ненадлежащего или длительного хранения образцов для точных измерений. [2]
Экстраполяция температуры
Основываясь на упрощающем предположении, что сигнал можно отнести только к изменению температуры, без учета влияния солености и изменения объема льда, Epstein et al. (1953) оценили, что δ 18 Oувеличение на 0,22 ‰ эквивалентно охлаждению на 1 ° C (или 1,8 ° F). [3] Точнее, Epstein et al. (1953) дают квадратичную экстраполяцию температуры:
где T - температура в ° C (на основе метода наименьших квадратов для диапазона значений температуры от 9 ° C до 29 ° C со стандартным отклонением ± 0,6 ° C, а δ - δ 18 O для кальциевого карбонатный образец).
Палеоклиматология
δ 18 O можно использовать с ледяными кернами для определения температуры с момента образования льда.
Lisiecki и Raymo (2005) использовали измерения δ 18 O в бентосных фораминиферах из 57 глобально распределенных кернов глубоководных отложений, взятых в качестве прокси для общей глобальной массы ледниковых щитов, для реконструкции климата за последние пять миллионов лет. [4]
Суммарная запись 57 ядер была настроена на орбитальную модель льда, циклы Миланковича 41 тыс. Лет ( наклон ), 26 тыс. Лет ( прецессия ) и 100 тыс. Лет ( эксцентриситет ), которые, как предполагается, вызывают орбитальное форсирование глобального льда. объем. За последний миллион лет было несколько очень сильных ледниковых максимумов и минимумов, разнесенных примерно на 100 тысяч лет назад. Поскольку наблюдаемые изотопные вариации аналогичны по форме вариациям температуры, зарегистрированным за последние 420 тыс. Лет на станции Восток , на рисунке, показанном справа, значения δ 18 O (правая шкала) совмещены с зарегистрированными вариациями температуры из керна льда Восток. (левая шкала), согласно Petit et al. (1999). [ требуется разъяснение ]
Смотрите также
Рекомендации
- ^ "USGS - Изотопные индикаторы - Ресурсы - Геохимия изотопов" . Проверено 18 января 2009 года .
- ^ а б Цанг, Ман-Инь; Яо, Вэйци; Це, Кевин (2020). Ким, Иль-Нам (ред.). «Чашки из оксидированного серебра могут исказить результаты измерения изотопов кислорода малых образцов» . Результаты экспериментов . 1 : e12. DOI : 10.1017 / exp.2020.15 . ISSN 2516-712X .
- ^ Эпштейн, С .; Buchsbaum, R .; Lowenstam, H .; Юри, Х. (1953). «Пересмотренная шкала изотопных температур карбонатной воды». Геол. Soc. Являюсь. Бык . 64 (11): 1315–1325. Bibcode : 1953GSAB ... 64.1315E . DOI : 10.1130 / 0016-7606 (1953) 64 [1315: rcits] 2.0.co; 2 .
- ^ Lisiecki, LE ; Раймо, Мэн (январь 2005 г.). «Плиоцен-плейстоценовый стек 57 глобально распределенных бентосных записей δ 18 O» (PDF) . Палеоокеанография . 20 (1): PA1003. Bibcode : 2005PalOc..20.1003L . DOI : 10.1029 / 2004PA001071 . ЛВП : 2027,42 / 149224 .
Lisiecki, LE; Раймо, Мэн (май 2005 г.). «Поправка к« плиоцен-плейстоценовому стеку 57 глобально распределенных записей бентоса δ 18 O » » . Палеоокеанография . 20 (2): PA2007. Bibcode : 2005PalOc..20.2007L . DOI : 10.1029 / 2005PA001164 .
данные: дои : 10,1594 / PANGAEA.704257 .
- Кларк, И.Д. и Фриц, П. (1997). Экологические изотопы в гидрогеологии . CRC Press . ISBN 1-56670-249-6.
- Шмидт, Г.А. (1999). «Прямое моделирование данных о карбонатных прокси из планктонных фораминифер с использованием индикаторов изотопов кислорода в глобальной модели океана» . Палеоокеанография . 14 (4): 482–497. Bibcode : 1999PalOc..14..482S . DOI : 10.1029 / 1999PA900025 .