Изотопы окружающей среды

Изотопы окружающей среды являются подмножеством изотопов , как стабильных , так и радиоактивных , которые являются объектом изотопной геохимии . Они в основном используются в качестве трассеров, чтобы увидеть, как вещи перемещаются в системе океан-атмосфера, в пределах земных биомов , в пределах поверхности Земли и между этими широкими доменами.

Химические элементы определяются числом протонов, но масса атома определяется числом протонов и нейтронов в ядре. Изотопы — это атомы, которые принадлежат к определенному элементу, но имеют разное число нейтронов и, следовательно, разные массовые числа . Соотношение между изотопами элемента немного различается в мире, поэтому для изучения изменений изотопных соотношений по всему миру изменения в изотопных соотношениях определяются как отклонения от стандарта, умноженные на 1000. Эта единица — « промилле ». По соглашению, это отношение более тяжелого изотопа к более низкому изотопу.

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

Эти изменения в изотопах могут происходить посредством многих типов фракционирования. Они, как правило, классифицируются как фракционирование, независимое от массы, и фракционирование, зависящее от массы. Примером процесса, независимого от массы, является фракционирование атомов кислорода в озоне . Это происходит из-за кинетического изотопного эффекта (КИЭ) и вызвано различными молекулами изотопов, реагирующими с разной скоростью. ^[1] Примером процесса, зависящего от массы, является фракционирование воды при ее переходе из жидкой в ​​газовую фазу. Молекулы воды с более тяжелыми изотопами ( ¹⁸ O и ² H ), как правило, остаются в жидкой фазе, в то время как молекулы воды с более легкими изотопами ( ¹⁶ O и ¹ H) преимущественно перемещаются в газовую фазу. ^[2]

Из различных изотопов, которые существуют, одна общая классификация различает радиоактивные изотопы от стабильных изотопов . Радиоактивные изотопы - это изотопы, которые распадаются на другой изотоп. Например, ³ H ( тритий ) - это 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 против экспоненциально распадающихся 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 стоке со стабильными изотопами стронция .

Эти изотопы используются в качестве трассеров для изучения различных явлений, представляющих интерес. Эти трассеры имеют определенное пространственное распределение, и поэтому ученым необходимо деконволюционировать различные процессы, которые влияют на эти распределения трассеров. Один из способов задания распределений трассеров — консервативное смешивание. При консервативном смешении количество трассера сохраняется. ^[3] Примером этого является смешивание двух водных масс с разной соленостью . 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 базовую линию того, какое значение трассера следует ожидать. Ожидается, что значение трассера как точки будет средним значением источников, которые впадают в этот регион. Отклонения от этого указывают на другие процессы. Их можно назвать неконсервативным смешением, когда есть другие процессы, которые не сохраняют количество трассера. Примером этого является ^14С . Он смешивается между водными массами, но также со временем распадается, уменьшая количество ^14С в регионе.

Наиболее часто используемые изотопы окружающей среды:

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

Одной из тем, для изучения которой используются изотопы окружающей среды, является циркуляция океана. Рассмотрение океана как ящика полезно только в некоторых исследованиях; глубокое рассмотрение океанов в моделях общей циркуляции (GCM) требует знания того, как циркулирует океан. Это приводит к пониманию того, как океаны (вместе с атмосферой) переносят тепло от тропиков к полюсам. Это также помогает деконволюционировать эффекты циркуляции от других явлений, которые влияют на определенные трассеры, такие как радиоактивные и биологические процессы.

Используя элементарные методы наблюдения, можно определить циркуляцию поверхностного 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 формируются, но сравнительно мало крупномасштабного меридионального (север-юг) движения. Для глубоких вод есть две области, где плотность заставляет воды погружаться в глубокий океан. Это Северная Атлантика и Антарктика. Образующиеся глубоководные массы — это североатлантические глубинные воды (NADW) и антарктические донные воды (AABW). Глубоководные воды представляют собой смеси 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 в основном производится в верхних слоях атмосферы и в результате ядерных испытаний, без каких-либо крупных источников или стоков в океане. Этот ¹⁴ C из атмосферы окисляется до ¹⁴ CO ₂ , что позволяет ему попадать в поверхностный океан через перенос газа. Он переносится в глубокий океан через NADW и AABW. В NADW 𝛿 ¹⁴ C составляет приблизительно -60‰, а в AABW 𝛿 ¹⁴ C составляет приблизительно -160‰. Таким образом, используя консервативное смешивание радиоуглерода, ожидаемое количество радиоуглерода в различных местах можно определить с помощью процентного состава NADW и AABW в этом месте. Это можно определить с помощью других трассеров, таких как фосфатная звезда или соленость. ^[4] Отклонения от этого ожидаемого значения указывают на другие процессы, которые влияют на дельта-соотношение радиоуглерода, а именно радиоактивный распад. Это отклонение можно преобразовать во время, что даст возраст воды в этом месте. Проделав это над мировым океаном, можно получить схему циркуляции океана и скорость, с которой вода течет через глубинный океан. 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 чистому переносу тепла к полюсу.

Изотопы также используются для изучения палеоклимата . Это изучение того, каким был климат в прошлом, от сотен лет назад до сотен тысяч лет назад. Единственные записи тех времен, которые у нас есть, захоронены в скалах, отложениях , биологических раковинах, сталагмитах и ​​сталактитах и ​​т. д. Соотношения изотопов в этих образцах были затронуты температурой, соленостью, циркуляцией океана, осадками и т. д. климата того времени, что привело к измеримому изменению стандартов для изотопных измерений. Вот как климатическая информация кодируется в этих геологических образованиях. Некоторые из многих изотопов, полезных для науки об окружающей среде, обсуждаются ниже.

Одним из полезных изотопов для реконструкции прошлых климатов 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, отношение ¹⁸ O/ ¹⁶ O может что-то сказать о температуре. Для воды стандартом изотопного отношения является Венский стандарт средней океанической воды , а для карбонатов стандартом является Пи-Ди-Белемнит. Используя ледяные керны и керны осадочных пород, которые регистрируют информацию о воде и ракушках прошлых времен, это отношение может рассказать ученым о температуре тех времен.

Это отношение используется с ледяными кернами для определения температуры в точке ледяного керна. Глубина в ледяном керне пропорциональна времени, и она «сопоставляется с другими записями для определения истинного времени льда на этой глубине. Это можно сделать, сравнив δ ¹⁸ O в оболочках карбоната кальция в осадочных кернах с этими записями, чтобы сопоставить крупномасштабные изменения температуры Земли. После того, как ледяные керны сопоставлены с осадочными кернами, можно использовать высокоточные методы датирования, такие как датирование U-серии, для точного определения времени этих событий. Существуют некоторые процессы, которые смешивают воду из разных времен на одной и той же глубине в ледяном керне, такие как образование фирна и наклонные ландшафтные льдины.

Лисецки и Раймо (2005) использовали измерения δ ¹⁸ O в бентосных фораминиферах из 57 глобально распределенных глубоководных осадочных кернов, взятых в качестве показателя общей глобальной массы ледниковых покровов, для реконструкции климата за последние пять миллионов лет. ^[5] Эта запись показывает колебания на 2-10 градусов Цельсия за это время. Между 5 миллионами и 1,2 миллионами лет назад эти колебания имели период 41 000 лет (41 тысяча лет), но около 1,2 миллиона лет назад период переключается 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 тысяч лет, 40 тысяч лет и 20 тысяч лет.

δ ¹⁸ O также может использоваться для исследования климатических явлений меньшего масштаба. Кутавас и др. (2006) использовали δ ¹⁸ O фораминифер G. ruber для изучения Эль-Ниньо – Южного колебания (ENSO) и его изменчивости в середине голоцена . ^[6] Изолируя отдельные раковины фораминифер, Кутавас и др. смогли получить разброс значений δ ¹⁸ O на определенной глубине. Поскольку эти фораминиферы живут примерно месяц и что отдельные фораминиферы были из многих разных месяцев, сгруппированные вместе в небольшом диапазоне глубин в кораллах, изменчивость δ ¹⁸ O удалось определить. В восточной части Тихого океана, где были взяты эти керны, основным фактором этой изменчивости является ENSO, что делает это записью изменчивости ENSO на протяжении временного диапазона керна. Кутавас и др. установлено, что ЭНЮК был гораздо менее изменчивым в середине голоцена (~6000 лет назад), чем в настоящее время.

Другой набор экологических изотопов, используемых в палеоклимате, — это изотопы стронция. Стронций-86 и стронций-87 являются стабильными изотопами стронция, но стронций-87 является радиогенным, образующимся в результате распада рубидия-87. Соотношение этих двух изотопов зависит от изначальной концентрации рубидия-87 и возраста образца, предполагая, что фоновая концентрация стронция-87 известна. Это полезно, поскольку ^87Rb в основном встречается в континентальных породах. Частицы из этих пород попадают в океан в результате выветривания реками, что означает, что это соотношение изотопов стронция связано с потоком ионов выветривания, поступающих из рек в океан. Фоновая концентрация в океане для ^87Sr / ^86Sr составляет 0,709 ± 0,0012. ^[7] Поскольку отношение стронция зафиксировано в осадочных записях, колебания этого отношения с течением времени могут быть изучены. Эти колебания связаны с речным притоком в океаны или в местный бассейн. Рихтер и Турекян провели работу по этому вопросу, обнаружив, что в ледниково-межледниковых временных масштабах (10 ⁵ лет) отношение ⁸⁷ Sr/ ⁸⁶ Sr изменяется на 3*10 ⁻⁵ . ^[8]

Уран имеет много радиоактивных изотопов, которые продолжают испускать частицы вниз 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 . Оба эти ряда 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 следуют уравнениям скорости первого порядка вида , где λ — период полураспада рассматриваемого изотопа. Это упрощает определение возраста образца на основе различных соотношений существующих радиоактивных изотопов.${\displaystyle dN/dt=\лямбда N}$

Один из способов использования изотопов урана — датирование пород возрастом от миллионов до миллиардов лет. Это делается с помощью уран-свинцового датирования . Этот метод использует образцы циркона и измеряет содержание свинца в них. Циркон включает атомы урана и тория в свою кристаллическую структуру , но решительно отвергает свинец . Таким образом, единственными источниками свинца в кристалле циркона являются распад урана и тория. Как уран-235, так и уран-238 распадаются на изотоп свинца. Период полураспада преобразования ²³⁵ U в ²⁰⁷ Pb составляет 710 миллионов лет, а период полураспада преобразования ²³⁸ U в ²⁰⁶ Pb составляет 4,47 миллиарда лет. Благодаря масс-спектроскопии высокого разрешения обе цепи могут использоваться для датирования пород, что дает дополнительную информацию о породах. Большая разница в периодах полураспада делает 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 отношение ²³¹ Pa/ ²³⁰ Th. Эти радиогенные изотопы имеют разных родителей урана, но очень разную реактивность в океане. Профиль урана в океане постоянен, потому что уран имеет очень большое время пребывания по сравнению со временем пребывания в океане. Распад урана, таким образом, также изотропен, но дочерние изотопы реагируют по-разному. Торий легко удаляется частицами, что приводит к быстрому удалению из океана в осадки. ^[9] Напротив, ²³¹ Pa не так реактивен по отношению к частицам, ощущая циркуляцию океана в небольших количествах, прежде чем осесть в осадок. ^[9] Таким образом, зная скорости распада обоих изотопов и доли каждого изотопа урана, можно определить ожидаемое отношение ²³¹ Pa/ ²³⁰ Th, при этом любое отклонение от этого значения будет обусловлено циркуляцией. Циркуляция приводит к более высокому отношению ²³¹ Pa/ ²³⁰ Th вниз по течению и более низкому отношению вверх по течению, причем величина отклонения связана со скоростью потока. Эта техника использовалась 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 Хайнриха и события Дансгаарда-Эшгера . ^{[9] [10]}

Изотопы неодима также используются для определения циркуляции в океане. Все изотопы неодима стабильны в масштабах времени ледниково-межледниковых циклов, но ¹⁴³ Nd является дочерним элементом ¹⁴⁷ Sm , радиоактивного изотопа в океане. Самарий-147 имеет более высокие концентрации в мантийных породах по сравнению с коровыми породами, поэтому области, которые получают речные поступления из пород, полученных из мантии, имеют более высокие концентрации ¹⁴⁷ Sm и ¹⁴³ Nd. Однако эти различия настолько малы, что стандартное обозначение значения дельта не является для него грубым; более точное значение эпсилон используется для описания изменений в этом соотношении изотопов неодима. Оно определяется как${\displaystyle \epsilon {\ce {_{Nd}}}=\left({\frac {\left({\frac {{\ce {^{143}Nd}}}{{\ce {^{144}Nd}}}}\right)_{образец}}{\left({\frac {{\ce {^{143}Nd}}}{{\ce {^{144}Nd}}}}\right)_{стандарт}}}-1\right)\times 10000}$

Единственные крупные источники этого в океане находятся в Северной Атлантике и в глубине Тихого океана. Поскольку один из конечных членов установлен во внутренней части океана, эта техника имеет потенциал, чтобы сообщить нам дополнительную информацию о палеоклимате по сравнению со всеми другими океаническими трассерами, которые установлены только на поверхности океана. ^[9]