Изотопная геохимия

Изотопная геохимия — раздел геологии, основанный на изучении природных изменений относительного содержания изотопов различных элементов . Изменения содержания изотопов измеряются с помощью масс-спектрометрии изотопного соотношения и могут дать информацию о возрасте и происхождении горных пород, воздуха или водоемов, а также о процессах смешивания между ними.

Геохимия стабильных изотопов в основном занимается изотопными вариациями, возникающими в результате фракционирования изотопов в зависимости от массы , тогда как геохимия радиогенных изотопов занимается продуктами естественной радиоактивности .

Геохимия стабильных изотопов

Для большинства стабильных изотопов величина фракционирования за счет кинетического и равновесного фракционирования очень мала; по этой причине обогащение обычно указывается в «промилле» (‰, частей на тысячу). ^[1] Эти обогащения (δ) представляют собой отношение тяжелого изотопа к легкому изотопу в образце по отношению к стандарту . То есть,

\delta {\ce {^{13}C}}=\left({\frac {\left({\frac {{\ce {^{13}C}}}{{\ce {^{12}C}}}}\right)_{sample}}{\left({\frac {{\ce {^{13}C}}}{{\ce {^{12}C}}}}\right)_{standard}}}-1\right)\times 1000

‰

Водород

Углерод

У углерода есть два стабильных изотопа : ¹²С и ¹³C и один радиоактивный изотоп, ¹⁴С.

Соотношение стабильных изотопов углерода, δ ¹³C , измеряется по отношению к венскому пи-ди- белемниту (VPDB). ^{[ нужны разъяснения ]}. ^[2] Стабильные изотопы углерода фракционируются в основном за счет фотосинтеза (Фор, 2004). ¹³С/ ¹²Соотношение С также является индикатором палеоклимата: изменение соотношения в остатках растений указывает на изменение величины фотосинтетической активности, а значит, и на то, насколько благоприятной была среда для растений. Во время фотосинтеза организмы, использующие C3 _, путь демонстрируют различное обогащение по сравнению с организмами, использующими C4 _{, что} путь позволяет ученым не только отличать органическое вещество от абиотического углерода, но также и тип пути фотосинтеза, который использовало органическое вещество. ^[1] Периодические всплески глобальной ¹³С/ ¹²Отношения C также были полезны в качестве стратиграфических маркеров для хемостратиграфии , особенно во время палеозоя . ^[3]

The ¹⁴Коэффициент C использовался, среди прочего, для отслеживания циркуляции океана.

Азот

Азот имеет два стабильных изотопа: ¹⁴Н и ¹⁵N. Соотношение между ними измеряется относительно азота в окружающем воздухе . ^[2] Содержание азота часто связано с сельскохозяйственной деятельностью. использовались для измерения объема обмена воздуха между стратосферой и тропосферой с использованием данных по парниковому газу N ₂ O. Данные по изотопам азота также ^[4]

Кислород

Кислород имеет три стабильных изотопа: ¹⁶ТЕМ, ¹⁷О, и ¹⁸O. Коэффициенты содержания кислорода измеряются относительно венского стандарта средней океанской воды (VSMOW) или венского пи-ди-белемнита (VPDB). ^[2] Изменения в соотношениях изотопов кислорода используются для отслеживания движения воды, палеоклимата, ^[1] и атмосферные газы, такие как озон и углекислый газ . ^[5] Обычно эталон кислорода VPDB используется для палеоклимата, а VSMOW — для большинства других приложений. ^[1] Изотопы кислорода появляются в аномальном соотношении в атмосферном озоне в результате независимого от массы фракционирования . ^[6] Соотношения изотопов в окаменелых фораминиферах использовались для определения температуры древних морей. ^[7]

сера

Сера имеет четыре стабильных изотопа со следующим содержанием: ³²С (0,9502), ³³С (0,0075), ³⁴S (0,0421) и ³⁶С (0,0002). Эти содержания сравниваются с теми, которые обнаружены в троилите Каньон-Диабло . ^[5] Вариации в соотношениях изотопов серы используются для изучения происхождения серы в рудном теле и температуры образования серосодержащих минералов, а также биосигнатуры, которая может выявить присутствие сульфатредуцирующих микробов. ^[8]^[9]

Радиогенно-изотопная геохимия

Радиогенные изотопы являются мощными индикаторами для изучения возраста и происхождения земных систем. ^[10] Они особенно полезны для понимания процессов смешивания между различными компонентами, поскольку соотношения (тяжелых) радиогенных изотопов обычно не фракционируются химическими процессами.

Радиогенные изотопные индикаторы наиболее эффективны при использовании вместе с другими индикаторами: чем больше индикаторов используется, тем больше контроля над процессами смешивания. Примером этого применения является эволюция земной коры и мантии Земли в геологическом времени.

Геохимия изотопов свинца

Свинец имеет четыре стабильных изотопа : ²⁰⁴Пб, ²⁰⁶Пб, ²⁰⁷Пб и ²⁰⁸Пб.

Свинец образуется на Земле в результате распада актинидных элементов , прежде всего урана и тория .

изотопов свинца Геохимия полезна для определения изотопных дат различных материалов. Поскольку изотопы свинца образуются в результате распада различных трансурановых элементов, соотношения четырех изотопов свинца друг к другу могут быть очень полезны для отслеживания источника расплавов в магматических породах , источника отложений и даже происхождения людей с помощью изотопного дактилоскопирования. своих зубов, кожи и костей.

Он использовался для датирования ледяных кернов с арктического шельфа и дает информацию об источнике загрязнения атмосферы свинцом .

Изотопы свинца-свинца успешно применяются в криминалистике для дактилоскопии пуль, поскольку каждая партия боеприпасов имеет свои особенности. ²⁰⁴Пб/ ²⁰⁶Pb против ²⁰⁷Пб/ ²⁰⁸Соотношение Pb.

Самарий-неодим

Самарий - неодим представляет собой изотопную систему, которую можно использовать для определения даты, а также изотопных отпечатков геологических материалов и различных других материалов, включая археологические находки (горшки, керамика).

¹⁴⁷Sm распадается с образованием ¹⁴³Nd с периодом полураспада 1,06х10. ¹¹ годы.

Датирование обычно достигается путем попытки получить изохрону нескольких минералов в образце породы. Начальный ¹⁴³Нд/ ¹⁴⁴Определено соотношение Nd.

Это начальное соотношение моделируется относительно CHUR (Хондритического однородного резервуара), который является приближением хондритического материала, сформировавшего Солнечную систему. CHUR определяли путем анализа хондритов и ахондритовых метеоритов.

Разница в соотношении образца относительно CHUR может дать информацию о модельном возрасте извлечения из мантии (для которого рассчитана предполагаемая эволюция относительно CHUR) и о том, был ли он извлечен из гранитного источника (обедненного радиогенными Nd), мантия или обогащенный источник.

Рений-осмий

Рений и осмий являются сидерофильными элементами , которые присутствуют в земной коре в очень небольших количествах. Рений подвергается радиоактивному распаду с образованием осмия. Соотношение нерадиогенного осмия и радиогенного осмия во времени варьируется.

Рений легче вступает в сульфиды, чем осмий. Следовательно, при плавлении мантии рений вымывается и не дает существенно измениться осмий-осмийному соотношению. Это фиксирует начальное соотношение осмия в образце во время плавления. Исходные отношения осмия и осмия используются для определения характеристик источника и возраста событий мантийного плавления.

Изотопы благородных газов

Естественные изотопные вариации благородных газов являются результатом как радиогенных, так и нуклеогенных процессов производства. Из-за их уникальных свойств полезно отличать их от обычных радиогенных изотопных систем, описанных выше.

Гелий-3

Гелий-3 оказался в ловушке на планете во время ее формирования. Некоторый ³Его добавляет метеорная пыль, собирающаяся преимущественно на дне океанов (хотя из-за субдукции все океанические тектонические плиты моложе континентальных). Однако, ³Он будет дегазирован из океанических отложений во время субдукции , поэтому космогенен. ³Он не влияет на концентрацию или соотношение благородных газов в мантии .

Гелий-3 создается в результате бомбардировки космическими лучами и в результате реакций расщепления лития , которые обычно происходят в земной коре. лития Расщепление — это процесс, при котором нейтрон высокой энергии бомбардирует атом лития , создавая ³Он и ⁴Он ион. Это требует значительного количества лития, чтобы отрицательно повлиять на ³Он/ ⁴Он коэффициент.

Весь дегазированный гелий в конечном итоге теряется в космосе из-за того, что средняя скорость гелия превышает скорость убегания с Земли. Таким образом, предполагается, что содержание гелия и его соотношение в атмосфере Земли остались практически стабильными.

Было замечено, что ³Он присутствует в выбросах вулканов и образцах океанических хребтов . Как ³Он хранится на планете, находится на стадии исследования, но связан с мантией и используется как маркер материала глубинного происхождения.

Из-за сходства гелия и углерода в химии магмы дегазация гелия требует потери летучих компонентов ( воды , углекислого газа ) из мантии, что происходит на глубинах менее 60 км. Однако, ³Он переносится на поверхность преимущественно в кристаллической решетке минералов внутри флюидных включений .

Гелий-4 создается в результате радиогенного производства (при распаде урана / тория ряда элементов ). Континентальная кора обогатилась этими элементами по сравнению с мантией и, следовательно, больше гелия. ⁴ производится в земной коре, чем в мантии.

Отношение ( R ) ³Он, чтобы ⁴Его часто используют для обозначения ³Он доволен. R обычно выражается кратным текущему атмосферному соотношению ( Ra ).

Общие значения для R/Ra :

Старая континентальная кора: менее 1
срединно-океанического хребта базальт (MORB): от 7 до 9
Распространение грядовых пород: 9,1 плюс-минус 3,6.
Горячие точки: от 5 до 42
Океанские и земные воды: 1
Осадочная пластовая вода: менее 1
Термальная родниковая вода: от 3 до 11

³Он/ ⁴Изотопная химия используется для датирования грунтовых вод , оценки скорости потока грунтовых вод, отслеживания загрязнения воды и обеспечения понимания гидротермальных процессов, магматической геологии и рудогенеза .

Изотопы в цепочках распада актинидов

Изотопы в цепочках распада актинидов уникальны среди радиогенных изотопов, поскольку они одновременно радиогенны и радиоактивны. Поскольку их содержание обычно указывается как коэффициенты активности, а не атомные отношения, их лучше рассматривать отдельно от других радиогенных изотопных систем.

Протактиний/Торий – ²³¹Хорошо/ ²³⁰че

Уран хорошо перемешан в океане, и при его распаде образуются ²³¹Па и ²³⁰Th при постоянном коэффициенте активности (0,093). Продукты распада быстро удаляются за счет адсорбции на оседающих частицах, но не с одинаковой скоростью. ²³¹Время пребывания Па соответствует времени пребывания в глубокой воде Атлантического но бассейна (около 1000 лет), ²³⁰Th удаляется быстрее (века). Термохалинная циркуляция эффективно экспортирует ²³¹Па из Атлантики в Южный океан , тогда как большая часть ²³⁰Th сохраняется в атлантических отложениях. В результате возникает связь между ²³¹Хорошо/ ²³⁰Th в атлантических отложениях и скорость переворачивания: при более быстром переворачивании образуется меньше осадка. ²³¹Хорошо/ ²³⁰Это соотношение, а более медленное опрокидывание увеличивает это соотношение. Комбинация δ ¹³С и ²³¹Хорошо/ ²³⁰Таким образом, это может дать более полное представление о прошлых изменениях кровообращения.

Антропогенные изотопы

Тритий/гелий-3

Тритий был выброшен в атмосферу во время атмосферных испытаний ядерных бомб. Радиоактивный распад трития приводит к образованию благородного газа гелия-3 . Сравнивая соотношение трития и гелия-3 ( ³ЧАС/ ³Он) позволяет оценить возраст современных грунтовых вод . Небольшое количество трития также образуется естественным путем в результате расщепления космических лучей и спонтанного тройного деления природного урана и тория, но из-за относительно короткого периода полураспада трития и относительно небольших количеств (по сравнению с количествами из антропогенных источников) эти источники тритий обычно играет лишь второстепенную роль при анализе подземных вод.

См. также

Примечания

↑ Перейти обратно: Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д Древер, Джеймс (2002). Геохимия природных вод . Нью-Джерси: Прентис Холл. стр. 311–322 . ISBN 978-0-13-272790-7 .
↑ Перейти обратно: Перейти обратно: ^а ^б ^с «Геологическая служба США — изотопные индикаторы — ресурсы — изотопная геохимия» . Проверено 18 января 2009 г.
^ Зальцман, Мэтью Р. (2002). «Стратиграфия изотопов углерода (d13C) на протяжении силурийского и девонского перехода в Северной Америке: свидетельства возмущения глобального углеродного цикла» (PDF) . Палеогеография, Палеоклиматология, Палеоэкология . 187 (1–2): 83–100. Бибкод : 2002PPP...187...83S . дои : 10.1016/s0031-0182(02)00510-2 . Проверено 7 января 2017 г.
^ Парк, С.; Атлас, Эль; Боринг, К.А. (2004). «Измерения изотопологов N ₂ O в стратосфере» . Журнал геофизических исследований . 109 (Д1): D01305. Бибкод : 2004JGRD..109.1305P . дои : 10.1029/2003JD003731 . S2CID 140545969 .
↑ Перейти обратно: Перейти обратно: ^а ^б Бреннинкмейер, CAM; Янссен, К.; Кайзер, Дж.; Рёкманн, Т.; Ри, ТС; Ассонов, С.С. (2003). «Изотопные эффекты в химии микроэлементов атмосферы». Химические обзоры . 103 (12): 5125–5161. дои : 10.1021/cr020644k . ПМИД 14664646 .
^ Мауэрсбергер, К. (1987). «Измерения изотопов озона в стратосфере». Письма о геофизических исследованиях . 14 (1): 80–83. Бибкод : 1987GeoRL..14...80M . дои : 10.1029/GL014i001p00080 .
^ Эмилиани, К.; Эдвардс, Г. (1953). «Третичная температура дна океана». Природа . 171 (4359): 887–888. Бибкод : 1953Natur.171..887E . дои : 10.1038/171887c0 . S2CID 4239689 .
^ Роллинсон, HR (1993). Использование геохимических данных: оценка, представление, интерпретация Longman Scientific & Technical. ISBN 978-0-582-06701-1
^ Дрейк, Хенрик; Робертс, Ник М.В.; Рейнхардт, Мануэль; Уайтхаус, Мартин; Иварссон, Магнус; Карлссон, Андреас; Койман, Эллен; Кильман-Шмитт, Мелани (3 июня 2021 г.). «Биосигнатуры древней микробной жизни присутствуют в магматической коре Фенноскандинавского щита» . Связь Земля и окружающая среда . 2 (1): 1–13. дои : 10.1038/s43247-021-00170-2 . ISSN 2662-4435 .
^ Дикин, АП (2005). Радиогенно-изотопная геология . Издательство Кембриджского университета. Архивировано из оригинала 27 марта 2014 г. Проверено 10 октября 2013 г.

Ссылки

Общий

Allègre CJ , 2008. Изотопная геология (издательство Кембриджского университета).
Дикин А.П., 2005. Геология радиогенных изотопов (издательство Кембриджского университета).
Фор Г. , Mensing TM (2004), Изотопы: принципы и приложения (John Wiley & Sons).
Хофс Дж., 2004. Геохимия стабильных изотопов (Springer Verlag).
Шарп З., 2006. Принципы геохимии стабильных изотопов (Прентис Холл).

Стабильные изотопы

Экологические изотопы. Архивировано 8 февраля 2007 г. в Wayback Machine (Университет Оттавы).
Основы изотопной геохимии (К. Кендалл и Е. А. Колдуэлл, глава 2 в книге « Изотопные индикаторы в водосборной гидрологии» [под редакцией К. Кендалла и Дж. Дж. Макдоннелла], 1998 г.)
Исследования стабильных изотопов и минеральных ресурсов в США ( USGS )

³Он/ ⁴Он

Бернард П.Г.; Фарли К.А.; Тернер Г. (1998). «Множественные пульсации жидкости в самоанском гарцбургите» . Химическая геология . 147 (1–2): 99–114. Бибкод : 1998ЧГео.147...99Б . дои : 10.1016/s0009-2541(97)00175-7 .
Кирштейн Л., Тиммерман М. (2000). «Свидетельства существования протоисландского люма на северо-западе Ирландии в возрасте 42 млн лет назад по изотопам гелия». Журнал Геологического общества, Лондон . 157 (5): 923–927. Бибкод : 2000JGSoc.157..923K . дои : 10.1144/jgs.157.5.923 . S2CID 128600558 .
Порчелли Д.; Холлидей, АН (2001). «Ядро как возможный источник мантийного гелия». Письма о Земле и планетологии . 192 (1): 45–56. Бибкод : 2001E&PSL.192...45P . дои : 10.1016/s0012-821x(01)00418-6 .

Ре–Ос

Арне Д.; Бирляйн Ф.П.; Морган Дж.В.; Штейн Х.Дж. (2001). «Re-Os-датирование сульфидов, связанных с золотой минерализацией в центральной Виктории, Австралия». Экономическая геология . 96 (6): 1455–1459. дои : 10.2113/96.6.1455 .
Мартин С. (1991). «Изотопная характеристика осмия пород мантийного происхождения» . Geochimica et Cosmochimica Acta . 55 (5): 1421–1434. Бибкод : 1991GeCoA..55.1421M . дои : 10.1016/0016-7037(91)90318-у .

Внешние ссылки

Национальный центр разработки изотопов. Справочная информация об изотопах, а также координации и управлении производством, наличием и распространением изотопов.
Разработка и производство изотопов для исследований и применений (IDPRA) Программа Министерства энергетики США по производству изотопов, а также производственным исследованиям и разработкам.

[drever_2002-1] Перейти обратно: Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д Древер, Джеймс (2002). Геохимия природных вод . Нью-Джерси: Прентис Холл. стр. 311–322 . ISBN 978-0-13-272790-7 .

[usgs_isotope_tracers-2] Перейти обратно: Перейти обратно: ^а ^б ^с «Геологическая служба США — изотопные индикаторы — ресурсы — изотопная геохимия» . Проверено 18 января 2009 г.

[3] Зальцман, Мэтью Р. (2002). «Стратиграфия изотопов углерода (d13C) на протяжении силурийского и девонского перехода в Северной Америке: свидетельства возмущения глобального углеродного цикла» (PDF) . Палеогеография, Палеоклиматология, Палеоэкология . 187 (1–2): 83–100. Бибкод : 2002PPP...187...83S . дои : 10.1016/s0031-0182(02)00510-2 . Проверено 7 января 2017 г.

[boering_2004-4] Парк, С.; Атлас, Эль; Боринг, К.А. (2004). «Измерения изотопологов N ₂ O в стратосфере» . Журнал геофизических исследований . 109 (Д1): D01305. Бибкод : 2004JGRD..109.1305P . дои : 10.1029/2003JD003731 . S2CID 140545969 .

[Brenninkmeijer_2003-5] Перейти обратно: Перейти обратно: ^а ^б Бреннинкмейер, CAM; Янссен, К.; Кайзер, Дж.; Рёкманн, Т.; Ри, ТС; Ассонов, С.С. (2003). «Изотопные эффекты в химии микроэлементов атмосферы». Химические обзоры . 103 (12): 5125–5161. дои : 10.1021/cr020644k . ПМИД 14664646 .

[mauersberger_1987-6] Мауэрсбергер, К. (1987). «Измерения изотопов озона в стратосфере». Письма о геофизических исследованиях . 14 (1): 80–83. Бибкод : 1987GeoRL..14...80M . дои : 10.1029/GL014i001p00080 .

[edwards_1953-7] Эмилиани, К.; Эдвардс, Г. (1953). «Третичная температура дна океана». Природа . 171 (4359): 887–888. Бибкод : 1953Natur.171..887E . дои : 10.1038/171887c0 . S2CID 4239689 .

[Rollinson-8] Роллинсон, HR (1993). Использование геохимических данных: оценка, представление, интерпретация Longman Scientific & Technical. ISBN 978-0-582-06701-1

[9] Дрейк, Хенрик; Робертс, Ник М.В.; Рейнхардт, Мануэль; Уайтхаус, Мартин; Иварссон, Магнус; Карлссон, Андреас; Койман, Эллен; Кильман-Шмитт, Мелани (3 июня 2021 г.). «Биосигнатуры древней микробной жизни присутствуют в магматической коре Фенноскандинавского щита» . Связь Земля и окружающая среда . 2 (1): 1–13. дои : 10.1038/s43247-021-00170-2 . ISSN 2662-4435 .

[10] Дикин, АП (2005). Радиогенно-изотопная геология . Издательство Кембриджского университета. Архивировано из оригинала 27 марта 2014 г. Проверено 10 октября 2013 г.

[1]

[2]

[3]

[4]

[5]

[6]

[7]

[8]

[9]

[10]