Geochemia izotopowa - Isotope geochemistry
Geochemia izotopowa jest aspektem geologii opartym na badaniu naturalnych zmian względnej obfitości izotopów różnych pierwiastków . Różnice w obfitości izotopów są mierzone za pomocą spektrometrii mas stosunku izotopów i mogą ujawnić informacje o wieku i pochodzeniu skał, powietrza lub zbiorników wodnych lub procesach mieszania się między nimi.
Geochemia stabilnych izotopów dotyczy głównie zmian izotopowych wynikających z frakcjonowania izotopów zależnego od masy , podczas gdy geochemia izotopów radiogenicznych dotyczy produktów naturalnej radioaktywności .
Stabilna geochemia izotopów
W przypadku większości stabilnych izotopów wielkość frakcjonowania z frakcjonowania kinetycznego i równowagowego jest bardzo mała; z tego powodu wzbogacenia są zazwyczaj podawane w „prom” (‰, części na tysiąc). Te wzbogacenia (δ) reprezentują stosunek ciężkiego izotopu do lekkiego izotopu w próbce w stosunku do standardu . To jest,
- ‰
Wodór
Węgiel
Węglowy ma dwa izotopy stabilne , 12 C i 13 C, a jeden izotop promieniotwórczy, 14 C .
Stały stosunek izotopów węgla, δ 13 C , mierzy się względem wiedeńskiego Pee Dee Belemnite (VPDB). Stabilne izotopy węgla są frakcjonowane głównie przez fotosyntezę (Faure, 2004). Stosunek 13 C/ 12 C jest również wskaźnikiem paleoklimatu: zmiana proporcji w szczątkach roślin wskazuje na zmianę ilości aktywności fotosyntetycznej, a tym samym na to, jak korzystne było dla roślin środowisko. Podczas fotosyntezy organizmy korzystające ze szlaku C 3 wykazują inne wzbogacenia w porównaniu do tych stosujących szlak C 4 , co pozwala naukowcom nie tylko odróżnić materię organiczną od węgla abiotycznego, ale także jakiego rodzaju szlaku fotosyntezy używała materia organiczna. Sporadyczne skoki globalnego stosunku 13 C/ 12 C były również przydatne jako markery stratygraficzne w chemostratygrafii , zwłaszcza w paleozoiku .
Stosunek 14 C został wykorzystany między innymi do śledzenia cyrkulacji oceanicznej.
Azot
Azot ma dwa stabilne izotopy, 14 N i 15 N. Stosunek między nimi jest mierzony w stosunku do azotu w otaczającym powietrzu . Proporcje azotu są często powiązane z działalnością rolniczą. Dane dotyczące izotopu azotu zostały również wykorzystane do pomiaru wielkości wymiany powietrza między stratosferą a troposferą przy użyciu danych z gazu cieplarnianego N 2 O .
Tlen
Tlen ma trzy stabilne izotopy: 16 O, 17 O i 18 O. Stosunki tlenu są mierzone w stosunku do wiedeńskiej normy średniej wody oceanicznej (VSMOW) lub wiedeńskiego Pee Dee Belemnite (VPDB). Zmiany w proporcjach izotopów tlenu są wykorzystywane do śledzenia zarówno ruchu wody, paleoklimatu, jak i gazów atmosferycznych, takich jak ozon i dwutlenek węgla . Zazwyczaj w paleoklimacie stosuje się referencyjną wartość tlenu VPDB, podczas gdy w większości innych zastosowań stosuje się VSMOW. Izotopy tlenu występują w nietypowych proporcjach w ozonie atmosferycznym, wynikających z frakcjonowania niezależnego od masy . Stosunki izotopowe w skamieniałych otwornicach wykorzystano do określenia temperatury starożytnych mórz.
Siarka
Siarka ma cztery stabilne izotopy w następujących liczebnościach: 32 S (0,9502), 33 S (0,0075), 34 S (0,0421) i 36 S (0,002). Te obfitości są porównywane z tymi, które można znaleźć w troilite Canon Diablo . Zmiany w proporcjach izotopów siarki są wykorzystywane do badania pochodzenia siarki w złożu rudy oraz temperatury powstawania minerałów siarkonośnych, a także biosygnatury, która może wykazać obecność drobnoustrojów redukujących siarczany.
Geochemia radiogennych izotopów
Izotopy radiogeniczne dostarczają potężnych znaczników do badania wieku i pochodzenia systemów Ziemi. Są one szczególnie przydatne do zrozumienia procesów mieszania między różnymi składnikami, ponieważ (ciężkie) proporcje izotopów radiogenicznych zwykle nie są frakcjonowane w procesach chemicznych.
Radiogeniczne znaczniki izotopowe są najsilniejsze, gdy są używane razem z innymi znacznikami: im więcej użytych znaczników, tym większa kontrola nad procesami mieszania. Przykładem tej aplikacji jest ewolucja skorupy ziemskiej i płaszcza ziemskiego w czasie geologicznym.
Geochemia izotopów ołowiu i ołowiu
Ołów ma cztery stabilne izotopy : 204 Pb, 206 Pb, 207 Pb i 208 Pb.
Ołów powstaje w Ziemi poprzez rozpad pierwiastków aktynowych , głównie uranu i toru .
Geochemia izotopów ołowiu jest przydatna do zapewniania dat izotopowych na różnych materiałach. Ponieważ izotopy ołowiu powstają w wyniku rozpadu różnych pierwiastków transuranowych, stosunki czterech izotopów ołowiu do siebie mogą być bardzo przydatne w śledzeniu źródła roztopów w skałach magmowych , źródła osadów, a nawet pochodzenia ludzi poprzez izotopowe odciski palców zębów, skóry i kości.
Służy do datowania rdzeni lodowych z szelfu arktycznego i dostarcza informacji o źródle zanieczyszczenia atmosfery ołowiem .
Kwasowo-ołowiowe izotopy powodzeniem stosowany w forensic kul palców, ponieważ każda partia amunicji ma swój specyficzny 204 Pb / 206 Pb vs 207 Pb / 208 współczynnika Pb.
Samar–neodym
Samarium – neodym to system izotopowy, który można wykorzystać do datowania, a także odcisków izotopowych materiałów geologicznych i różnych innych materiałów, w tym znalezisk archeologicznych (garnki, ceramika).
147 Sm rozpada się na 143 Nd z okresem półtrwania 1,06x10 11 lat.
Datowanie uzyskuje się zwykle próbując wytworzyć izochronę kilku minerałów w próbce skały. Wyznaczono początkowy stosunek 143 Nd/ 144 Nd.
Ten początkowy stosunek jest modelowany w stosunku do CHUR - Chondritic Uniform Reservoir - który jest przybliżeniem materiału chondrytowego, który utworzył Układ Słoneczny. CHUR został określony poprzez analizę meteorytów chondrytowych i achondrytowych .
Różnica w stosunku próbki do CHUR może dostarczyć informacji na temat modelowego wieku ekstrakcji z płaszcza (dla którego zakładana ewolucja została obliczona w stosunku do CHUR) oraz czy została ona wyekstrahowana ze źródła granitowego (ubogiego w radiogeniczne Nd), płaszcz lub wzbogacone źródło.
Ren–osm
Ren i osm to pierwiastki syderofilne, które występują w skorupie w bardzo małej ilości. Ren ulega rozpadowi radioaktywnemu w celu wytworzenia osmu. Stosunek nieradiogenicznego osmu do radiogenicznego osmu zmienia się w czasie.
Ren woli łatwiej wchodzić w siarczki niż osm. W związku z tym podczas topienia płaszcza ren jest usuwany i zapobiega znacznej zmianie stosunku osm do osmu. To blokuje początkowy stosunek osmu próbki w momencie topnienia. Początkowe stosunki osm-osm służą do określenia charakterystyki źródła i wieku procesów topnienia płaszcza.
Izotopy gazu szlachetnego
Naturalne zmiany izotopowe wśród gazów szlachetnych wynikają zarówno z radiogenicznych, jak i nukleogennych procesów produkcyjnych. Ze względu na ich unikalne właściwości, przydatne jest odróżnienie ich od konwencjonalnych radiogenicznych układów izotopowych opisanych powyżej.
Hel-3
Hel-3 został uwięziony na planecie, gdy się formowała. Około 3 He jest dodawany przez pył meteorytowy, gromadzący się głównie na dnie oceanów (chociaż z powodu subdukcji wszystkie oceaniczne płyty tektoniczne są młodsze od płyt kontynentalnych). Jednak 3 On będzie odgazowana z osadów oceanicznych podczas subdukcji , więc kosmogeniczne 3 Nie wpływa na stężenie lub gaz szlachetny stosunki płaszcza .
Hel-3 powstaje w wyniku bombardowania promieniowaniem kosmicznym oraz reakcji spallacji litu , które na ogół zachodzą w skorupie. Litowo kruszenia jest procesem, w którym neutron wysokiej energii bombarduje się litu atom tworząc 3 on i 4 He jonowej. Wymaga to znacznej ilości litu, aby niekorzystnie wpłynąć na stosunek 3 He/ 4 He.
Cały odgazowany hel jest ostatecznie tracony w kosmosie, ponieważ średnia prędkość helu przekracza prędkość ucieczki dla Ziemi. Zakłada się zatem, że zawartość helu i stosunki w atmosferze ziemskiej pozostały zasadniczo stabilne.
Zaobserwowano, że 3 He jest obecny w emisjach wulkanów i próbkach z grzbietów oceanicznych . Jak 3 jest przechowywany na planecie, jest przedmiotem badań, ale jest on związany z płaszczem i jest używany jako znacznik materiału głębokiego pochodzenia.
Ze względu na podobieństwa helu i węgla w chemii magmy , odgazowanie helu wymaga utraty składników lotnych ( woda , dwutlenek węgla ) z płaszcza, co ma miejsce na głębokości poniżej 60 km. Jednak 3 On jest transportowany na powierzchnię uwięzionego głównie w krystalicznej sieci krystalicznej minerałów wewnątrz inkluzji fluidalnych .
Hel-4 jest tworzony przez radiogenicznym produkcji (w wyniku rozpadu uranu / tor -series elementów ). Skorupa kontynentalna stała wzbogacony o tych elementów w stosunku do płaszcza, a tym samym bardziej On 4 jest produkowane w skorupie niż w płaszczu.
Stosunek ( R ) 3 He do 4 He jest często używany do reprezentowania zawartości 3 He. R zwykle podaje się jako wielokrotność obecnego stosunku atmosferycznego ( Ra ).
Wspólne wartości dla R/Ra :
- Stara skorupa kontynentalna: mniej niż 1
- bazalt grani śródoceanicznej (MORB): 7 do 9
- Rozpościerające się skały grzbietowe: 9,1 plus minus 3,6
- Skały Hotspot : od 5 do 42
- Woda oceaniczna i lądowa: 1
- Woda osadowa: mniej niż 1
- Woda termalna: 3 do 11
Chemia izotopów 3 He/ 4 He jest wykorzystywana do datowania wód gruntowych , szacowania natężenia przepływu wód gruntowych, śledzenia zanieczyszczenia wody i zapewniania wglądu w procesy hydrotermalne , geologię magmową i genezę rudy .
- (U-Th)/He datowanie apatytu jako narzędzia historii termicznej
- USGS: Wyładowanie helu w Mammoth Mountain Fumarole (MMF)
Izotopy w łańcuchach rozpadu aktynowców
Izotopy w łańcuchach rozpadu aktynowców są unikalne wśród izotopów radiogenicznych, ponieważ są zarówno radiogeniczne, jak i radioaktywne. Ponieważ ich obfitość jest zwykle przytaczana jako współczynniki aktywności, a nie stosunki atomowe, najlepiej jest je rozpatrywać oddzielnie od innych układów izotopów radiogenicznych.
Protaktyn / Tor - 231 Pa / 230 Th
Uran jest dobrze wymieszany w oceanie, a jego rozpad wytwarza 231 Pa i 230 Th przy stałym stosunku aktywności (0,093). Produkty rozpadu są szybko usuwane przez adsorpcję na osadzających się cząstkach, ale nie w równych ilościach. 231 Pa ma miejsce zamieszkania równoważne czasowi przebywania w głębokiej wodzie w basenie atlantyckim (około 1000 lat), ale 230 Th jest usuwane szybciej (wieki). Cyrkulacja termohalinowa skutecznie eksportuje 231 Pa z Atlantyku do Oceanu Południowego , podczas gdy większość z 230 tys. pozostaje w osadach atlantyckich. W rezultacie, istnieje zależność między 231 Pa / 230 Th w osadach Atlantic i prędkość odwracania: szybciej wywracający powoduje niższy sedymentacyjny 231 Pa / 230 Tch, a wolniej wywrócenia wzrost tego wskaźnika. Połączenie δ 13 C i 231 Pa/ 230 Th może zatem zapewnić pełniejszy wgląd w przeszłe zmiany krążenia.
Izotopy antropogeniczne
Tryt/hel-3
Tryt został uwolniony do atmosfery podczas testów atmosferycznych bomb atomowych. W wyniku radioaktywnego rozpadu trytu powstaje gaz szlachetny hel-3 . Porównanie stosunku trytu do helu-3 ( 3 H/ 3 He) pozwala oszacować wiek współczesnych wód gruntowych .
Zobacz też
- Izotopy kosmogeniczne
- Izotopy środowiskowe
- Geochemia
- Sygnatura izotopowa
- Datowanie radiometryczne
- Izotopowa spektrometria masowa
- Biogeochemia izotopów siarki
Uwagi
Bibliografia
Generał
- Allègre CJ , 2008. Geologia izotopowa (Cambridge University Press).
- Dickin AP, 2005. Geologia izotopów radiogenicznych (Cambridge University Press).
- Faure G. , Mensing TM (2004), Izotopy: zasady i zastosowania (John Wiley & Sons).
- Hoefs J., 2004. Stabilna geochemia izotopów (Springer Verlag).
- Sharp Z., 2006. Zasady stabilnej geochemii izotopów (Prentice Hall).
Izotopy stabilne
- Izotopy środowiskowe (Uniwersytet w Ottawie)
- Podstawy geochemii izotopów (C. Kendall i EA Caldwell, rozdział 2 w Isotope Tracers in Catchment Hydrology [pod redakcją C. Kendall i JJ McDonnell], 1998)
- Badania nad stabilnymi izotopami i zasobami mineralnymi w Stanach Zjednoczonych ( USGS )
3 he/ 4 he
- Burnard PG, Farley KA, Turner G. (1998). „Wiele impulsów płynu w samoańskim harzburgite” . Geologia chemiczna . 147 (1–2): 99–114. Kod Bib : 1998ChGeo.147...99B . doi : 10.1016/s0009-2541(97)00175-7 .CS1 maint: wiele nazwisk: lista autorów ( link )
- Kirstein L., Timmerman M. (2000). „Dowody lume proto-Islandii w północno-zachodniej Irlandii w 42Ma z izotopów helu”. Dziennik Towarzystwa Geologicznego, Londyn . 157 (5): 923-927. Kod bib : 2000JGSoc.157..923K . doi : 10.1144/jgs.157.5.923 .
- Porcelli D., Halliday, AN (2001). „Rdzeń jako możliwe źródło helu w płaszczu”. Listy o Ziemi i Planetarnej Nauki . 192 (1): 45–56. Kod bib : 2001E&PSL.192...45P . doi : 10.1016/s0012-821x(01)00418-6 .CS1 maint: wiele nazwisk: lista autorów ( link )
Re-Os
- Arne D., Bierlein FP, Morgan JW, Stein HJ (2001). „Re-Os randki siarczków związanych z mineralizacją złota w środkowej Wiktorii w Australii”. Geologia Gospodarcza . 96 (6): 1455-1459. doi : 10.2113/96.6.1455 .CS1 maint: wiele nazwisk: lista autorów ( link )
- Marcina C (1991). „Izotopowe cechy osmu skał pochodzących z płaszcza”. Geochimica i Cosmochimica Acta . 55 (5): 1421-1434. Kod Bib : 1991GeCoA..55.1421M . doi : 10.1016/0016-7037(91)90318-y .
Linki zewnętrzne
- Narodowe Centrum Rozwoju Izotopów Informacje referencyjne na temat izotopów oraz koordynacji i zarządzania produkcją, dostępnością i dystrybucją izotopów
- Isotope Development & Production for Research and Applications (IDPRA) Program Departamentu Energii USA dotyczący produkcji izotopów oraz badań i rozwoju produkcji