Экологические изотопы

Изотопы окружающей среды представляют собой подмножество изотопов , как стабильных , так и радиоактивных , которые являются объектом изотопной геохимии . Они в основном используются в качестве индикаторов, чтобы увидеть, как все движется в системе океан-атмосфера, внутри наземных биомов , внутри 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 определенного элемента, но имеющие разное количество нейтронов и, следовательно, разные массовые числа . Соотношение между изотопами элемента незначительно варьируется в мире, поэтому для изучения изменений соотношения изотопов по всему миру изменения в соотношениях изотопов определяются как отклонения от стандарта, умноженные на 1000. Эта единица измерения — « промилл ». Условно это соотношение более тяжелого изотопа к более низкому изотопу.

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

Эти изменения в изотопах могут возникать в результате многих типов фракционирования. Их обычно классифицируют как фракционирование, независимое от массы, и фракционирование, зависящее от массы. Примером независимого от массы процесса является фракционирование атомов кислорода в озоне . Это связано с кинетическим изотопным эффектом (КИЭ) и вызвано тем, что разные молекулы изотопов реагируют с разными скоростями. Примером процесса, зависящего от массы, является фракционирование воды при ее переходе из жидкой фазы в газовую. Молекулы воды с более тяжелыми изотопами ( ¹⁸ О и ² H ) имеют тенденцию оставаться в жидкой фазе, поскольку молекулы воды с более легкими изотопами ( ¹⁶ О и ¹ З) преимущественно переходят в газовую фазу.

Среди различных существующих изотопов есть одна общая классификация, отличающая радиоактивные изотопы от стабильных изотопов . Радиоактивные изотопы — это изотопы, которые распадаются на другой изотоп. Например, ³ H ( тритий ) — радиоактивный изотоп водорода. Он распадается на ³ Он с периодом полураспада ~12,3 года. Для сравнения: стабильные изотопы не подвергаются радиоактивному распаду, а их фиксированные пропорции измеряются по экспоненциально распадающимся пропорциям радиоактивных изотопов для определения возраста вещества. Радиоактивные изотопы, как правило, более полезны в более коротких временных масштабах, например, при исследовании современной циркуляции океана с использованием ¹⁴ C, хотя стабильные изотопы, как правило, более полезны в более длительных временных масштабах, например, при исследовании различий в речном стоке с помощью стабильных изотопов стронция .

Эти изотопы используются в качестве индикаторов для изучения различных представляющих интерес явлений. Эти индикаторы имеют определенное пространственное распределение, и поэтому ученым необходимо провести деконволюцию различных процессов, влияющих на это распределение индикаторов. Одним из способов установления распределения трассеров является консервативное смешивание. При консервативном смешивании количество трассера сохраняется. Примером этого является смешивание двух водных масс разной солености . Соль из более соленой водной массы перемещается в менее соленую водную массу, сохраняя общее количество солености постоянным. Этот способ смешивания трассеров очень важен, поскольку дает представление о том, какую ценность трассера следует ожидать. Ожидается, что значение трассера как точки будет средним значением источников, впадающих в этот регион. Отклонения от этого свидетельствуют о других процессах. Их можно назвать неконсервативным смешиванием, когда существуют другие процессы, которые не сохраняют количество трассера. Пример тому: 𝛿 ¹⁴ C. Он смешивается между водными массами, но со временем также разлагается, уменьшая количество ¹⁴ С в этом регионе.

Часто используемые изотопы

Наиболее часто используемые изотопы окружающей среды:

• дейтерий
• тритий
• углерод-13
• углерод-14
• азот-15
• кислород-18
• кремний-29
• хлор-36
• изотопы урана
• изотопы стронция

Циркуляция океана

Одной из тем, для изучения которых используются изотопы окружающей среды, является циркуляция океана. Рассматривать океан как коробку полезно лишь в некоторых исследованиях; Углубленное рассмотрение океанов в моделях общей циркуляции (МОЦ) требует знания того, как циркулирует океан. 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, влияющих на определенные индикаторы, таких как радиоактивные и биологические процессы.

Краткое описание путей термохалинной циркуляции. Синие пути представляют глубоководные течения, а красные пути представляют поверхностные течения.

Используя элементарные методы наблюдения, можно определить циркуляцию поверхностного океана. В бассейне Атлантического океана поверхностные воды текут с юга на север в целом, создавая при этом круговороты в северной и южной Атлантике. В Тихом океане круговороты все еще формируются, но крупномасштабных меридиональных (север-юг) движений сравнительно мало. Что касается глубоких вод, есть две области, где плотность заставляет воду опускаться в глубину океана. Они находятся в Северной Атлантике и Антарктике. Образовавшиеся глубоководные массы представляют собой глубоководные воды Северной Атлантики (NADW) и придонные воды Антарктики (AABW). Глубокие воды представляют собой смесь этих двух вод, и понимание того, как вода состоит из этих двух водных масс, может рассказать нам о том, как водные массы движутся в глубоком океане.

Это можно исследовать с помощью изотопов окружающей среды, в том числе ¹⁴ С. ¹⁴ C преимущественно производится в верхних слоях атмосферы и в результате ядерных испытаний, без каких-либо крупных источников или поглотителей в океане. Этот ¹⁴ C из атмосферы окисляется в ¹⁴ CO ₂ , что позволяет ему проникать на поверхность океана посредством переноса газа. Он передается в глубины океана через NADW и AABW. В NADW 𝛿 ¹⁴ C составляет примерно -60‰, а в AABW 𝛿 ¹⁴ С составляет примерно -160‰. Таким образом, используя консервативное смешивание радиоуглерода, ожидаемое количество радиоуглерода в различных местах можно определить, используя процентный состав НАДВ и ААДВ в этом месте. Это можно определить с помощью других индикаторов, таких как фосфатная звезда или соленость. Отклонения от этого ожидаемого значения указывают на другие процессы, влияющие на дельта-отношение радиоуглерода, а именно на радиоактивный распад. Это отклонение можно преобразовать во время, указав возраст воды в этом месте. Проделав это над мировым океаном, можно получить картину циркуляции океана и скорость, с которой вода течет через глубины океана. Использование этой циркуляции в сочетании с поверхностной циркуляцией позволяет ученым понять энергетический баланс мира. Более теплые поверхностные воды текут на север, а более холодные глубинные воды текут на юг, что приводит к чистой передаче тепла 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. Единственные имеющиеся у нас записи этого времени захоронены в горных породах, отложениях , биологических оболочках, сталагмитах и ​​сталактитах и ​​т. д. На изотопные соотношения в этих образцах влияли температура, соленость, циркуляция океана, осадки и т. д. климат того времени, что вызвало измеримые изменения в стандартах изотопных измерений. Именно так климатическая информация закодирована в этих геологических образованиях. Некоторые из многих изотопов, полезных для науки об окружающей среде, обсуждаются ниже.

д ¹⁸ ТО

Одним из полезных изотопов для реконструкции 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 означает большее включение кислорода-18, и наоборот. Таким образом, соотношение ¹⁸ Т/ ¹⁶ О может сказать кое-что о температуре. Для воды стандартом соотношения изотопов является Венский стандарт средней океанской воды , а для карбонатов стандартом является Белемнит Пи-Ди. Используя ледяные керны и керны отложений, которые записывают информацию о воде и раковинах прошлых времен, это соотношение может рассказать ученым о температуре тех времен.

Климатические данные, реконструированные Лисецки и Раймо (2005), показывают колебания температуры Земли с течением времени. Эти колебания имели цикл в 41 тысячу лет примерно до 1,2 миллиона лет назад, а затем перешли на цикл в 100 тысяч лет, который мы видим сейчас.

Это соотношение используется с ледяными кернами для определения температуры в определенной точке ледяного керна. Глубина ледяного керна пропорциональна времени, и она «сопоставляется» с другими записями, чтобы определить истинное время пребывания льда на этой глубине. Это можно сделать, сравнивая δ ¹⁸ O в оболочках карбоната кальция в кернах отложений, чтобы эти записи соответствовали крупномасштабным изменениям температуры Земли. высокоточные методы датирования, такие как датирование серии U. После того, как ледяные керны сопоставлены с кернами отложений, для точного определения времени этих событий можно использовать Есть некоторые процессы, которые смешивают воду разного времени на одной и той же глубине в ледяном ядре, например образование фирна и наклонные ландшафтные льдины.

Лисицки и Раймо (2005) использовали измерения δ. ¹⁸ O в бентосных фораминиферах из 57 глобально распространенных кернов глубоководных отложений, взятых в качестве показателя общей глобальной массы ледниковых щитов, для реконструкции климата за последние пять миллионов лет. Этот рекорд показывает колебания на 2-10 градусов по Цельсию за это время. Между 5 и 1,2 миллиона лет назад эти колебания имели период 41 000 лет (41 тысячу лет), но около 1,2 миллиона лет назад период изменился на 100 тысяч лет. Эти изменения глобальной температуры совпадают с изменениями орбитальных параметров орбиты Земли вокруг Солнца. Они называются циклами Миланковича и связаны с эксцентриситетом , наклоном ( наклоном оси ) и прецессией Земли вокруг своей оси. Они соответствуют циклам с периодами 100, 40 и 20 тыс. лет.

д ¹⁸ O также можно использовать для исследования климатических явлений меньшего масштаба. Кутавас и др. (2006) использовали δ ¹⁸ О G. Ruber foraminifera для изучения Эль-Ниньо-Южного колебания (ЭНСО) и его изменчивости в середине голоцена . Изолируя отдельные раковины форамов, Koutavas et al. смогли получить разброс δ ¹⁸ Значения O на определенной глубине. Поскольку эти отверстия живут примерно месяц и что отдельные отверстия были созданы из разных месяцев и сгруппированы в небольшом диапазоне глубин коралла, изменчивость δ ¹⁸ О смог определиться. В восточной части Тихого океана, где были взяты эти керны, основным фактором этой изменчивости является ЭНЮК, что делает это рекордом изменчивости ЭНЮК за период времени, в котором находится керн. Кутавас и др. обнаружили, что ЭНСО был гораздо менее изменчив в середине голоцена (~ 6000 лет назад), чем сейчас.

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 радиогенен и образуется в результате распада рубидия-87. Соотношение этих двух изотопов зависит от исходной концентрации рубидия-87 и возраста образца, если предположить, что фоновая концентрация стронция-87 известна. Это полезно, потому что ⁸⁷ Rb преимущественно встречается 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 ионов выветривания, поступающих из рек в океан. Фоновая концентрация в океане для ⁸⁷ старший/ ⁸⁶ Sr составляет 0,709 ± 0,0012. Поскольку соотношение стронция зафиксировано в осадочных записях, можно изучить колебания этого соотношения во времени. Эти колебания связаны с речным поступлением в океаны или в местный бассейн. Рихтер и Турекян проделали эту работу, обнаружив, что в ледниково-межледниковых временных масштабах (10 ⁵ лет), ⁸⁷ старший/ ⁸⁶ Соотношение Sr варьируется в пределах 3*10 ⁻⁵ .

Серия распада актинидов, включая уран, протактиний, торий и свинец.

Уран и родственные изотопы

Уран имеет множество радиоактивных изотопов, которые продолжают испускать частицы по цепочке распада . Уран-235 находится в одной из таких цепочек 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 $dN/dt=\lambda N$, где λ — период полураспада рассматриваемого изотопа. Это упрощает определение возраста образца на основе различных существующих соотношений радиоактивных изотопов.

Один из способов использования изотопов урана — датировать горные породы возрастом от миллионов до миллиардов лет. Это произошло благодаря датированию по урану и свинцу . В этом методе используются образцы циркона и измеряется содержание в них свинца. Циркон включает в свою кристаллическую структуру атомы урана и тория , но решительно отвергает свинец . Таким образом, единственным источником свинца в кристалле циркона является распад урана и тория. Оба ряда уран-235 и уран-238 распадаются на изотоп свинца. Период полураспада конвертации ²³⁵ Ты, чтобы ²⁰⁷ Pb составляет 710 миллионов лет, а период полураспада превращения ²³⁸ Ты, чтобы ²⁰⁶ Pb составляет 4,47 миллиарда лет. Благодаря масс-спектроскопии высокого разрешения обе цепочки можно использовать для датировки горных пород, предоставляя дополнительную информацию о горных породах. Большая разница в периодах полураспада делает этот метод надежным в длительных временных масштабах, от порядка миллионов лет до порядка миллиардов лет.

Другой способ использования изотопов урана в науке об окружающей среде - это соотношение ²³¹ Хорошо/ ²³⁰ Т.е. Эти радиогенные изотопы имеют разные исходные урановые соединения, но обладают очень разной реакционной способностью в океане. Профиль урана в океане постоянен, поскольку время пребывания урана очень велико по сравнению со временем пребывания в океане. Таким образом, распад урана также изотропен, но дочерние изотопы реагируют по-другому. Торий легко поглощается частицами, что приводит к его быстрому удалению из океана в отложения. Напротив, ²³¹ Па не так реагирует на частицы: он ощущает циркуляцию океана в небольших количествах, прежде чем оседать в осадке. Таким образом, зная скорости распада обоих изотопов и доли каждого изотопа урана, ожидаемое соотношение ²³¹ Хорошо/ ²³⁰ Th можно определить, причем любое отклонение от этого значения связано с циркуляцией. Циркуляция приводит к более высокому ²³¹ Хорошо/ ²³⁰ Передаточное число на выходе и более низкое на входе, при этом величина отклонения связана с расходом. Этот метод использовался для количественной оценки атлантической меридиональной опрокидывающей циркуляции (AMOC) во время последнего ледникового максимума (LGM) и во время резких изменений климата в прошлом Земли, таких как события Генриха и события Дансгаарда-Эшгера .

Неодим

Изотопы неодима также используются для определения циркуляции в океане. Все изотопы неодима стабильны во временах ледниково-межледниковых циклов, но ¹⁴³ Нд — дочь ¹⁴⁷ См — радиоактивный изотоп в океане. Самарий-147 имеет более высокие концентрации в мантийных породах по сравнению с породами коры , поэтому районы, в которые речные стоки поступают из пород мантийного происхождения, имеют более высокие концентрации ¹⁴⁷ См и ¹⁴³ Нд. Однако эти различия настолько малы, что стандартное обозначение значения дельты для них не является грубым; более точное значение эпсилон используется для описания изменений в этом соотношении изотопов неодима. Это определяется как $\epsilon {\ce {_{Nd}}}=\left({\frac {\left({\frac {{\ce {^{143}Nd}}}{{\ce {^{144}Nd}}}}\right)_{sample}}{\left({\frac {{\ce {^{143}Nd}}}{{\ce {^{144}Nd}}}}\right)_{standard}}}-1\right)\times 10000$

Единственные крупные источники этого вещества в океане находятся в Северной Атлантике и в глубокой части 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 индикаторами, которые установлены только на поверхности океана.