В окружающей среде изотопов являются подмножеством изотопов , как стабильного и радиоактивного , которые являются объектом изотопной геохимии . Они в основном используются в качестве индикаторов, чтобы увидеть, как вещи перемещаются в системе океан-атмосфера, в наземных биомах , на поверхности Земли и между этими обширными областями.
Изотопная геохимия
Химические элементы определяются количеством протонов, но масса атома определяется количеством протонов и нейтронов в ядре. Изотопы - это атомы, которые относятся к определенному элементу, но имеют разное количество нейтронов и, следовательно, разные массовые числа . Соотношение между изотопами элемента немного варьируется в мире, поэтому для изучения изменений изотопного отношения по всему миру изменения в соотношении изотопов определяются как отклонения от стандарта, умноженные на 1000. Эта единица измерения - « промилле ». Как правило, отношение более тяжелого изотопа к более низкому изотопу.
‰
Эти изменения в изотопах могут происходить посредством многих типов фракционирования. Их обычно классифицируют как массово-независимое фракционирование и массовое фракционирование. Примером массово-независимого процесса является фракционирование атомов кислорода в озоне . Это связано с кинетическим изотопным эффектом (KIE) и вызвано тем, что разные молекулы изотопов реагируют с разной скоростью. [1] Примером процесса, зависящего от массы, является фракционирование воды при ее переходе из жидкой фазы в газовую. Молекулы воды с более тяжелыми изотопами ( 18 O и 2 H ) имеют тенденцию оставаться в жидкой фазе, поскольку молекулы воды с более легкими изотопами ( 16 O и 1 H) предпочтительно переходят в газовую фазу. [2]
Одна общая классификация различных существующих изотопов - это различие радиоактивных изотопов от стабильных изотопов . Радиоактивные изотопы - это изотопы, которые распадаются на другой изотоп. Например, 3 H ( тритий ) - радиоактивный изотоп водорода. Он распадается на 3 He с периодом полураспада ~ 12,3 года. Для сравнения, стабильные изотопы не подвергаются радиоактивному распаду, и их фиксированные пропорции измеряются относительно экспоненциально убывающих пропорций радиоактивных изотопов, чтобы определить возраст вещества. Радиоактивные изотопы, как правило, более полезны в более коротких временных масштабах, таких как исследование современной циркуляции океана с использованием 14 C, в то время как стабильные изотопы, как правило, более полезны в более длительных временных масштабах, таких как исследование различий в речном потоке со стабильными изотопами стронция .
Эти изотопы используются в качестве индикаторов для изучения различных интересующих явлений. Эти индикаторы имеют определенное пространственное распределение, и поэтому ученым необходимо деконволюционировать различные процессы, которые влияют на эти распределения индикаторов. Одностороннее распределение трассеров устанавливается путем консервативного смешивания. При консервативном смешивании количество индикатора сохраняется. [3] Примером этого является смешивание двух водных масс с разной соленостью . Соль из более соленой водной массы перемещается в менее соленую водную массу, поддерживая постоянное общее количество солености. Этот способ смешивания индикаторов очень важен, поскольку дает базовый уровень того, какую ценность индикатора следует ожидать. Ожидается, что значение индикатора как точки будет средним значением источников, которые текут в этот регион. Отклонения от этого указывают на другие процессы. Это можно назвать неконсервативным перемешиванием, когда есть другие процессы, которые не сохраняют количество индикатора. Примером этого является 14 C. Он смешивается между водными массами, но также распадается со временем, уменьшая количество 14 C в регионе.
Обычно используемые изотопы
Наиболее часто используемые изотопы окружающей среды:
Циркуляция океана
Одна из тем, для изучения которой используются изотопы окружающей среды, - это циркуляция океана. Рассматривать океан как коробку полезно только в некоторых исследованиях; Для углубленного рассмотрения океанов в моделях общей циркуляции (МОЦ) необходимо знать, как океан циркулирует. Это приводит к пониманию того, как океаны (вместе с атмосферой) передают тепло от тропиков к полюсам. Это также помогает устранить эффекты циркуляции от других явлений, которые влияют на определенные индикаторы, такие как радиоактивные и биологические процессы.
Используя элементарные методы наблюдений, можно определить циркуляцию поверхностного слоя океана. В Атлантическом бассейне поверхностные воды в целом текут с юга на север, а также создают круговороты в северной и южной части Атлантического океана. В Тихом океане круговороты все еще образуются, но крупномасштабное меридиональное (север-юг) движение сравнительно невелико. Для глубоких вод есть две области, где плотность заставляет воду опускаться в глубокий океан. Они находятся в Северной Атлантике и Антарктике. Образовавшиеся глубоководные массы представлены глубоководными водами Северной Атлантики (NADW) и донными водами Антарктики (AABW). Глубокие воды представляют собой смесь этих двух вод, и понимание того, как воды состоят из этих двух водных масс, может рассказать нам о том, как водные массы перемещаются в глубоком океане.
Это можно исследовать с помощью изотопов окружающей среды, включая 14 C. 14 C преимущественно образуется в верхних слоях атмосферы и в результате ядерных испытаний, без каких-либо крупных источников или стоков в океан. Этот 14 C из атмосферы окисляется до 14 CO 2 , позволяя ему попасть на поверхность океана посредством переноса газа. Это передается в глубокий океан через NADW и AABW. В NADW 14 C составляет приблизительно -60 ‰, а в AABW 14 C составляет приблизительно -160. Таким образом, используя консервативное смешивание радиоуглерода, ожидаемое количество радиоуглерода в различных местах может быть определено с использованием процентного содержания NADW и AABW в этом месте. Это можно определить с помощью других индикаторов, таких как фосфатная звезда или соленость. [4] Отклонения от этого ожидаемого значения указывают на другие процессы, которые влияют на дельта-соотношение радиоуглерода, а именно на радиоактивный распад. Это отклонение можно преобразовать во время, указав возраст воды в этом месте. Выполнение этого над мировым океаном может дать картину циркуляции океана и скорость, с которой вода течет через глубокий океан. Использование этой циркуляции в сочетании с поверхностной циркуляцией позволяет ученым понять энергетический баланс мира. Более теплые поверхностные воды текут на север, в то время как более холодные глубокие воды текут на юг, что приводит к чистой теплопередаче к полюсу.
Палеоклимат
Изотопы также используются для изучения палеоклимата . Это исследование того, каким был климат в прошлом, от сотен лет назад до сотен тысяч лет назад. Только записи этих времен , которые мы захоронены в горных породах, осадках , биологических оболочек, сталагмитов и сталактитов и т.д. Соотношение изотопов в этих образцах были затронуты температуры, солености, циркуляции океана, осадков и т.д. из климат в то время, что привело к заметному отклонению от стандартов для изотопных измерений. Так закодирована климатическая информация в этих геологических формациях. Некоторые из многих изотопов, полезных для науки об окружающей среде, обсуждаются ниже.
δ 18 O
Одним из полезных изотопов для восстановления климата прошлого является кислород-18 . Это еще один стабильный изотоп кислорода наряду с кислородом-16 , и его включение в молекулы воды и углекислого газа / карбоната сильно зависит от температуры. Более высокая температура подразумевает большее включение кислорода-18, и наоборот. Таким образом, соотношение 18 O / 16 O может кое-что сказать о температуре. Для воды стандартом отношения изотопов является Венский стандарт средней океанской воды , а для карбонатов - Pee Dee Belemnite. Используя ледяные керны и керны отложений, которые записывают информацию о воде и ракушках из прошлых времен, это соотношение может рассказать ученым о температуре того времени.
Это соотношение используется с ледяными кернами для определения температуры в месте ледяного керна. Глубина в ледяном керне пропорциональна времени, и она «согласована» с другими записями, чтобы определить истинное время льда на этой глубине. Это можно сделать, сравнив δ 18 O в оболочках карбоната кальция в кернах отложений с этими записями, чтобы сопоставить крупномасштабные изменения температуры Земли. Как только ледяные керны сопоставлены с кернами отложений, можно использовать высокоточные методы датирования, такие как датирование серии U, для точного определения времени этих событий. Есть некоторые процессы, которые смешивают воду из разного времени на одной и той же глубине в ледяном керне, например, производство фирна и наклонные ландшафтные льдины.
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. [5] Эта запись показывает колебания в 2-10 градусов по Цельсию за это время. Между 5 и 1,2 миллиона лет назад эти колебания имели период 41 000 лет (41 тысяч лет), но примерно 1,2 миллиона лет назад период изменился на 100 тысяч лет. Эти изменения глобальной температуры совпадают с изменениями параметров орбиты Земли вокруг Солнца. Они называются циклами Миланковича , и они связаны с эксцентриситетом , наклоном ( осевым наклоном ) и прецессией Земли вокруг своей оси. Они соответствуют циклам с периодами 100, 40 и 20 тысяч лет.
δ 18 O может также использоваться для исследования климатических явлений меньшего масштаба. Koutavas et al. (2006) использовали δ 18 O G. ruber foraminifera для изучения Эль-Ниньо – Южного колебания (ENSO) и его изменчивости на протяжении среднего голоцена . [6] Выделяя отдельные оболочки отверстий, Koutavas et al. смогли получить разброс значений δ 18 O на определенной глубине. Поскольку эти ямы живут примерно месяц и что отдельные ящики были из многих разных месяцев, сгруппированные вместе в небольшом диапазоне глубин в коралле, можно было определить изменчивость δ 18 O. В восточной части Тихого океана, где были взяты эти керны, основной движущей силой этой изменчивости является ЭНСО, что делает его рекордным показателем изменчивости ЭНСО в течение всего периода времени. Koutavas et al. обнаружили, что в середине голоцена (~ 6000 лет назад) ЭНСО была гораздо менее изменчивой, чем в настоящее время.
Изотопы стронция
Другой набор изотопов окружающей среды, используемых в палеоклимате, - это изотопы стронция. Стронций-86 и стронций-87 являются стабильными изотопами стронция, но стронций-87 является радиогенным, возникающим при распаде рубидия-87. Соотношение этих двух изотопов зависит от исходной концентрации рубидия-87 и возраста образца при условии, что фоновая концентрация стронция-87 известна. Это полезно, потому что 87 Rb преимущественно содержится в континентальных породах. Частицы из этих пород попадают в океан в результате выветривания реками, а это означает, что это соотношение изотопов стронция связано с потоком выветривающих ионов, поступающих из рек в океан. Фоновая концентрация в океане 87 Sr / 86 Sr составляет 0,709 ± 0,0012. [7] Поскольку соотношение стронция записано в осадочных записях, колебания этого отношения во времени могут быть изучены. Эти колебания связаны с поступлением реки в океаны или в местный бассейн. Рихтер и Турекиан провели работу над этим, обнаружив, что в ледниково-межледниковый период (10 5 лет) соотношение 87 Sr / 86 Sr изменяется на 3 * 10 −5 . [8]
Уран имеет много радиоактивных изотопов, которые продолжают испускать частицы по цепочке распада . Уран-235 входит в одну такую цепочку и распадается на протактиний-231, а затем на другие продукты. Уран-238 находится в отдельной цепочке, распадаясь на ряд элементов, включая торий-230 . Обе эти серии в конечном итоге образуют свинец: либо свинец-207 из урана-235, либо свинец-206 из урана-238. Все эти распады являются альфа- или бета-распадами , что означает, что все они подчиняются уравнениям скорости первого порядка вида, где λ - период полураспада рассматриваемого изотопа. Это упрощает определение возраста образца на основе различных соотношений существующих радиоактивных изотопов.
Один из способов использования изотопов урана - это датирование горных пород от миллионов до миллиардов лет назад. Это датирование ураном и свинцом . В этом методе используются образцы циркона и измеряется содержание в них свинца. Циркон включает атомы урана и тория в свою кристаллическую структуру , но сильно отторгает свинец . Таким образом, единственными источниками свинца в кристалле циркона являются распад урана и тория. И уран-235, и уран-238 распадаются на изотоп свинца. Период полураспада при превращении 235 U в 207 Pb составляет 710 миллионов лет, а период полураспада при превращении 238 U в 206 Pb составляет 4,47 миллиарда лет. Благодаря масс-спектроскопии с высоким разрешением обе цепи можно использовать для датирования горных пород, что дает дополнительную информацию о них. Большая разница в периоде полураспада делает эту технику надежной в длительных временных масштабах, от порядка миллионов лет до миллиардов лет.
Еще один способ использования изотопов урана в науке об окружающей среде - это соотношение 231 Па / 230 Th. Эти радиогенные изотопы имеют разные родительские урана, но обладают очень разной реакционной способностью в океане. Профиль урана в океане постоянен, потому что уран имеет очень большое время пребывания по сравнению со временем пребывания в океане. Таким образом, распад урана также изотропен, но дочерние изотопы реагируют иначе. Торий легко улавливается частицами, что приводит к быстрому удалению из океана в отложения. [9] Напротив, 231 Па не так реагирует на частицы, чувствуя циркуляцию океана в небольших количествах, прежде чем осесть в отложениях. [9] Таким образом, зная скорости распада обоих изотопов и доли каждого изотопов урана, можно определить ожидаемое соотношение 231 Па / 230 Th, причем любое отклонение от этого значения связано с циркуляцией. Циркуляция приводит к более высокому соотношению 231 Па / 230 Th на выходе и более низкому соотношению на входе, причем величина отклонения зависит от расхода. Этот метод был использован для количественного определения циркуляции Атлантического меридиональной Опрокидывание (АМОК) во время последнего ледникового максимума (ПЛМ) , и во время резкого изменения климата событий в прошлом Земли, таких как Heinrich событий и событий Dansgaard-Oeschger . [9] [10]
Неодим
Изотопы неодима также используются для определения циркуляции в океане. Все изотопы неодима стабильны во временных масштабах ледниково-межледниковых циклов, но 143 Nd является дочерним элементом 147 Sm , радиоактивного изотопа в океане. Самарий-147 имеет более высокие концентрации в породах мантии по сравнению с породами коры , поэтому районы, которые получают речные поступления из мантийных пород, имеют более высокие концентрации 147 Sm и 143 Nd. Однако эти различия настолько малы, что стандартные обозначения значения дельты для этого не являются грубыми; более точное значение эпсилон используется для описания вариаций в этом соотношении изотопов неодима. Он определяется как
Единственные основные источники этого в океане находятся в Северной Атлантике и в глубинах Тихого океана. Поскольку один из конечных элементов расположен внутри океана, этот метод может дать нам дополнительную информацию о палеоклимате по сравнению со всеми другими океанскими трассерами, которые устанавливаются только на поверхности океана. [9]
Рекомендации
- ^ Гао, И Цинь; Маркус, РА (13.07.2001). «Странные и нетрадиционные изотопные эффекты при образовании озона». Наука . 293 (5528): 259–263. Bibcode : 2001Sci ... 293..259G . DOI : 10.1126 / science.1058528 . ISSN 0036-8075 . PMID 11387441 .
- ^ Кендалл, Кэрол. «Геохимия изотопов - Изотопные индикаторы - Ресурсы - Геохимия изотопов» . wwwrcamnl.wr.usgs.gov . Проверено 21 мая 2018 .
- ^ Филп, Р. Пол (16 августа 2006 г.). «Появление стабильных изотопов в экологических и судебно-геохимических исследованиях: обзор» . Письма по химии окружающей среды . 5 (2): 57–66. DOI : 10.1007 / s10311-006-0081-у . ISSN 1610-3653 .
- ^ Рэй, JWB; Брокер, В. (11 января 2018 г.). «Какая часть глубинных вод Тихого и Индийского океанов образуется в Северной Атлантике?» . Обсуждения биогеонаук . 2018 : 1-29. DOI : 10.5194 / BG-2018-8 . ISSN 1810-6285 .
- ^ Lisiecki, Lorraine E .; Раймо, Морин Э. (18 января 2005 г.). «Стек плиоцен-плейстоцен из 57 глобально распределенных записей бентоса δ18O» (PDF) . Палеоокеанография . 20 (1): н / д. Bibcode : 2005PalOc..20.1003L . DOI : 10.1029 / 2004pa001071 . ЛВП : 2027,42 / 149224 . ISSN 0883-8305 .
- ^ Koutavas A, Demenocal PB, Olive GC, Линч-Штиглиц J. 2006. среднеголоценовый Эль Ni~ нет-Южное колебание (ЭНСО) ослабление невыявлено по отдельным фораминифер в восточных тропических осадках Тихого океана. Геология 34: 993–96
- ^ Мурти, В. Рама; Байзер, Э. (1968-10-01). «Изотопы стронция в океанской воде и морских отложениях». Geochimica et Cosmochimica Acta . 32 (10): 1121–1126. Bibcode : 1968GeCoA..32.1121M . DOI : 10.1016 / 0016-7037 (68) 90111-7 . ISSN 0016-7037 .
- ^ Рихтер, Фрэнк М .; Турекян, Карл К. (1993-08-01). «Простые модели геохимической реакции океана на климатические и тектонические воздействия». Письма о Земле и планетологии . 119 (1–2): 121–131. Bibcode : 1993E и PSL.119..121R . DOI : 10.1016 / 0012-821X (93) 90010-7 . ISSN 0012-821X .
- ^ а б в г Линч-Штиглиц, Жан; Адкинс, Джесс Ф .; Карри, Уильям Б .; Доккен, Тронд; Холл, Ян Р .; Хергера, Хуан Карлос; Hirschi, Joël J.-M .; Иванова Елена В .; Кисель, Екатерина (2007-04-06). «Атлантическая меридиональная опрокидывающая циркуляция во время последнего ледникового максимума». Наука . 316 (5821): 66–69. Bibcode : 2007Sci ... 316 ... 66L . DOI : 10.1126 / science.1137127 . ISSN 1095-9203 . PMID 17412948 .
- ^ Линч-Штиглиц, Жан (03.01.2017). «Атлантическое меридиональное опрокидывающее движение и резкое изменение климата». Ежегодный обзор морской науки . 9 (1): 83–104. Bibcode : 2017ARMS .... 9 ... 83L . DOI : 10.1146 / annurev-marine-010816-060415 . ISSN 1941-1405 . PMID 27814029 .