Изотопи на животната средина

Изотопите на животната средина — подмножество на изотопи, и стабилни и радиоактивни, кои се предмет на геохемијата на изотопите. Тие првенствено се употребуваат како трагачи за да се види како работите се движат во океанско-атмосферскиот систем, во копнените биоми, во Земјината површина и помеѓу овие широки домени.
1 Изотопска геохемија
Хемиските елементи се дефинираат според нивниот број на протони, но атомската маса се одредува според бројот на протони и неутрони во јадрото. Изотопите се атоми кои се од специфичен елемент, но имаат различен број на неутрони, а со тоа и различен масен број. Односот помеѓу изотопите на елементот малку варира во светот, така што за да се проучат промените на изотопскиот однос низ светот, промените во односот на изотопите се дефинираат како отстапувања од стандардот, помножени со 1000. Оваа единица е „промил“. Како конвенција, односот е на потешкиот изотоп со долниот изотоп.
<math chem="">\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</math> ‰
Овие варијации во изотопите може да се појават преку многу видови на фракционирање. Тие генерално се класифицирани како фракционирање независни од маса и фракционирање зависни од маса. Пример за независен процес од маса е фракционирањето на кислородните атоми во озонот. Ова се должи на кинетичкиот изотопски ефект (КИЕ) и е предизвикан од различни изотопски молекули кои реагираат со различна брзина. Пример за процес зависен од маса е фракционирањето на водата додека преминува од течна во гасна фаза. Молекулите на водата со потешки изотопи (<sup>18</sup>O и <sup>2</sup>H) имаат тенденција да останат во течната фаза бидејќи молекулите на водата со полесни изотопи (<sup>16</sup>O и <sup>1</sup>H) преференцијално се движат во гасната фаза.
Од различните изотопи кои постојат, една заедничка класификација е разликувањето на радиоактивните изотопи од стабилните изотопи. Радиоактивните изотопи се изотопи кои ќе се распаднат во различен изотоп. На пример, <sup>3</sup>H ( тритиум) е радиоактивен изотоп на водород. Се распаѓа на <sup>3</sup>He со полураспад од ~ 12,3 години. За споредба, стабилните изотопи не подлежат на радиоактивно распаѓање, а нивните фиксни пропорции се мерат во однос на експоненцијално распаѓачките пропорции на радиоактивни изотопи за да се одреди староста на супстанцијата. Радиоактивните изотопи се генерално покорисни за пократки временски размери, како што е истражувањето на современата циркулација на океанот со употреба на <sup>14</sup>C, додека стабилните изотопи се генерално покорисни на подолги временски размери, како што е истражување на разликите во текот на реките со стабилни изотопи на стронциум.
Овие изотопи се користат како трагачи за проучување на различни феномени од интерес. Тие имаат одредена просторна распространетост, и затоа научниците треба да ги раздвојат различните процеси кои влијаат на овие изотопи. Еден начин на кој се поставуваат распределбите на трасерот е со конзервативно мешање. При конзервативно мешање, количината на трасерот е зачувана. Пример за ова е мешањето на две водни маси со различна соленост. Солта од посолената водена маса се движи кон помалку солената водена маса, одржувајќи ја константна вкупната количина на соленост. Овој начин на мешање е многу важен, давајќи основа за тоа каква вредност треба да се очекува. Вредноста на трагачот како точка се очекува да биде просечна вредност на изворите што се влеваат во тој регион. Отстапувањата од ова се показатели за други процеси. Овие може да се наречат неконзервативно мешање, каде што има други процеси кои не ја зачувуваат количината на трасер. Пример за ова е 𝛿<sup>14</sup>C. Ова се меша помеѓу водните маси, но исто така се распаѓа со текот на времето, намалувајќи ја количината од <sup>14</sup>C во регионот.
2 Најчесто користени изотопи
Најкористените еколошки изотопи се:
* деутериум
* тритиум
* јаглерод-13
* јаглерод-14
* азот-15
* кислород-18
* силикон-29
* хлор-36
* изотопи на ураниум
* изотопи на стронциум
3 Океанска циркулација
Една тема за проучување на еколошките изотопи е океанската циркулација. Третирањето на океанот како кутија е корисно само во некои проучувања; длабинското разгледување на океаните во моделите за општа циркулација (МОП) бара да се знае како океанот циркулира. Ова води до разбирање за тоа како океаните (заедно со атмосферата) ја пренесуваат топлината од тропските предели на половите. Ова, исто така, помага да се разграничат циркулационите ефекти од други феномени кои влијаат на одредени трагачи како што се радиоактивните и биолошките процеси.
Со користење на рудиментирани техники на набљудување, може да се одреди циркулацијата на површинскиот океан. Во басенот на Атлантикот, површинските води течат од југ кон север генерално, додека исто така создаваат вртежи во северниот и јужниот дел на Атлантикот. Во ТихиотОкеан, жиците сè уште се формираат, но има релативно малку меридијално движење (Север-Југ) од големи размери. За длабоки води, постојат две области каде што густината предизвикува водите да потонат во длабокиот океан. Овие се во северниот дел на Атлантикот и Антарктикот. Формираните длабоки водни маси се Длабока вода на Северноатлантскиот Атлантик (ДВСА) и Антарктичката длабинска вода (АДВ). Длабоките води преттавуваат мешавини од овие две води, а разбирањето како водите се составени од овие две водни маси може да ни каже за тоа како водните маси се движат наоколу во длабокиот океан.
Ова може да се истражи со еколошки изотопи, вклучително и <sup>14</sup>C. <sup>14</sup>C претежно се произведува во горниот дел од атмосферата и од јадрено тестирање, без големи извори. Овие <sup>14</sup>C од атмосферата се оксидираат во <sup>14</sup>CO<sub>2</sub>, овозможувајќи му да влезе во површинскиот океан преку пренос на гас. Ова се пренесува во длабокиот океан преку Длабока вода на Северноатлантскиот Атлантик (ДВСА) и Антарктичката длабинска вода (АДВ). Во ДВСА, 𝛿<sup>14</sup> C е приближно -60 ‰, а во АДВ, 𝛿<sup>14</sup>C е приближно -160 ‰. Така, со користење на конзервативно мешање на радиојаглерод, очекуваното количество на радиојаглерод на различни места може да се одреди со користење на процентуалните состави на ДВСА и АДВ на таа местоположба. Ова може да се утврди со користење на други трагачи, како што се фосфатна ѕвезда или соленост. Отстапувањата од оваа очекувана вредност се индикативни за други процеси кои влијаат на делта односот на радиојаглеродот, имено радиоактивното распаѓање. Ова отстапување може да се претвори во време, давајќи ја староста на водата на таа местоположба. Правејќи го ова преку светскиот океан може да се добие модел на циркулација на океанот и брзината со која водата тече низ длабокиот океан. Користењето на оваа циркулација во врска со површинската циркулација им овозможува на научниците да го разберат енергетскиот биланс на светот. Потоплите површински води течат на север, додека постудените длабоки води течат на југ, што доведува до нето пренос на топлина кон полот.
4 Палеоклима
Изотопите се користат и за проучување на палеоклимата. Ова е проучување за тоа како била климата во минатото, од пред стотици години до пред стотици илјади години. Единствените записи за овие времиња кое се поседуваат се закопани во карпи, седименти, биолошки школки, сталагмити и сталактити итн. Односите на изотопите во овие примероци биле под влијание на температурата, соленоста, океанската циркулација, врнежите итн. на климата во тоа време, што предизвикува мерење на стандардната промена. Вака се шифрираат информациите за климата во овие геолошки формации. Некои од многуте изотопи корисни за науката за животната средина се дискутирани подолу.
4.1 δ18O
Еден корисен изотоп за реконструкција на минатите клими е кислород-18. Тоа е уште еден стабилен изотоп на кислород заедно со кислород-16, а неговото соединување во молекулите на вода и јаглерод диоксид / карбонат е силно зависно од температурата. Повисоката температура подразбира повеќе соединување на кислород-18, и обратно. може да каже нешто за температурата. За вода, стандардот за сооднос на изотоп е Виенска стандардна средна океанска вода, а за карбонати, стандардот е од Пидиевата формација. Користејќи ледени јадра и седиментни јадра кои снимаат информации за водата и школките од минатите времиња, овој сооднос може да им покаже на научниците за температурата во тие времиња.
Овој сооднос се користи со ледените јадра за да се одреди температурата на местото во леденото јадро. Длабочината во леденото јадро е пропорционална со времето и се „совпаѓа“ со други записи за да се одреди вистинското време на мразот на таа длабочина. Ова може да се направи со споредување δ<sup>18</sup>O во обвивките од калциум карбонат во седиментните јадра со овие записи за да се совпаднат големите промени во температурата на Земјата. Откако ледените јадра ќе се усогласат со јадрата на седиментот, може да се употребат многу прецизни методи за датирање, како што е ураниумско-ториумското датирање за прецизно одредување на времето на овие настани. Постојат некои процеси кои мешаат вода од различни времиња во иста длабочина во леденото јадро, како што се производството на фирн.
Лисицки и Рајмо (2005) користеле мерења на δ<sup>18</sup>O во бентосни фораминифери од 57 глобално распространети длабоки морски седиментни јадра, земени како модел за вкупната глобална маса на глацијални ледени плочи, за да ја реконструираат климата во последните пет милиони години. Овој запис покажува осцилации од 2-10 степени целзиусови во текот на ова време. Помеѓу 5 милиони и 1,2 милиони години, овие осцилации имале период од 41.000 години (41 кир.), но пред околу 1.2 милиони години периодот се префрлил на 100 кир. Овие промени во глобалната температура се совпаѓаат со промените во орбиталните параметри на орбитата на Земјата околу Сонцето. Овие се нарекуваат Миланковиќеви циклуси, според Милутин Миланковиќ а тие се поврзани со орбитално занесување, косист (осен наклон) и прецесија на Земјата околу нејзината оска. Тие одговараат на циклуси со периоди од 100 кир, 40 кир и 20 кир.
δ<sup>18</sup>O може да се користи и за истражување на климатски феномени од помал размер. Кутавас и неговите соработници користеле δ<sup>18</sup>O од глобигерина за да ја проучува Ел Нињо-Јужна осцилација (ЕЛЈО) и нејзината варијабилност низ средниот холоцен. Со изолирање на поединечни обвивки, Кутавас и соработниците биле во можност да добијат ширење на δ<sup>18</sup>O вредности на одредена длабочина. Бидејќи овие отвори живеат приближно еден месец и дека поединечните отвори биле од многу различни месеци, збиени заедно во мал опсег на длабочина во коралите, можело да се одреди варијабилноста на δ<sup>18</sup>O. Во источниот дел на Пацификот, каде што се земени овие јадра, главниот двигател на оваа варијабилност е ЕЛЈО, што го прави рекорд на ЕЛЈО варијабилноста во текот на временскиот распон на јадрото. Кутавас и сор. откриле дека ЕЛЈО бил многу помалку променлив во средината на холоценот (пред ~ 6.000 години) отколку што е моментално.
4.2 Изотопи на стронциум
Друг сет на еколошки изотопи кои се користат во палеоклимата се изотопи на стронциум. Стронциум-86 и стронциум-87 се и стабилни изотопи на стронциум, но стронциум-87 е радиоген, кој доаѓа од распаѓањето на рубидиум-87. Односот на овие два изотопи зависи од првичната концентрација на рубидиум-87 и возраста на примерокот, под претпоставка дека е позната позадинската концентрација на стронциум-87. Ова е корисно бидејќи <sup>87</sup>Rb претежно се наоѓаат во континенталните карпи. Честичките од овие карпи доаѓаат во океанот преку атмосферските влијанија од страна на реките, што значи дека овој сооднос на изотоп на стронциум е поврзан со флуксот на атмосферски јони кој доаѓа од реките во океанот. Позадинската концентрација во океанот за <sup>87</sup>Sr/<sup>86</sup>Sr е 0.709 ± 0.0012. Бидејќи соодносот на стронциум е евидентиран во седиментни записи, осцилациите на овој однос со текот на времето може да се проучат. Овие осцилации се поврзани со речниот влез во океаните или во месниот слив. Рихтер и Турекјан откриле дека во текот на глацијално-меѓуглацијалните временски скали (10<sup>5</sup> години), односот <sup>87</sup>Sr/<sup>86</sup>Sr варира за 3*10<sup>−5</sup>.
4.3 Ураниум и сродни изотопи
Ураниумот има голем број на радиоактивни изотопи кои продолжуваат да испуштаат честички низ распадниот ланец. Ураниум-235 е во еден таков ланец и се распаѓа во протактиниум-231, а потоа во други производи. Ураниум-238 е во посебен ланец, кој се распаѓа на низа елементи, вклучувајќи го и ториумот-230. И двете од овие серии завршуваат со формирање на олово, или олово-207 од ураниум-235 или олово-206 од ураниум-238. Сите овие распаѓања се алфа или бета распаѓања, што значи дека сите тие ги следат равенките на стапката од прв ред на формата <math>dN/dt=\lambda N</math>, каде што λ е полураспад на предметниот изотоп. Ова го прави едноставно да се одреди староста на примерокот врз основа на различните соодноси на радиоактивни изотопи што постојат.
Еден начин на кој се користат изотопи на ураниум е да се датираат карпите од пред милиони до милијарди години. Ова е преку ураниумско датирање. Оваа техника користи примероци од циркон и ја мери содржината на олово во нив. Цирконот соединува атоми на ураниум и ториум во својата кристална структура, но силно го отфрла оловото. Така, единствените извори на олово во кристалот од циркон се преку распаѓање на ураниум и ториум. И серијата ураниум-235 и ураниум-238 се распаѓаат во изотоп на олово. Полураспадот на претворање на <sup>235</sup>U во <sup>207</sup>Pb е 710 милиони години, а полураспадот на претворање на <sup>238</sup>U во <sup>206</sup>Pb е 4,47 милијарди години. Поради масената спектроскопија со висока резолуција, двата ланци може да се користат за датирање на карпи, давајќи дополнителни информации за карпите. Големата разлика во полураспадот ја прави техниката робусна во долги временски размери, од редот на милиони години до редот на милијарди години.
Друг начин на кој изотопите на ураниум се користат во науката за животната средина е односот од <sup>231</sup>Pa/<sup>230</sup>Th. Овие радиогени изотопи имаат различни родители на ураниум, но имаат многу различни реактивности во океанот. Профилот на ураниум во океанот е константен бидејќи ураниумот има многу големо време на престој во споредба со времето на престој на океанот. Распаѓањето на ураниумот е исто така изотропно, но изотопите-ќерки реагираат поинаку. Ториумот лесно се уништува со честички, што доведува до брзо отстранување од океанот во седименти. Спротивно на тоа, <sup>231</sup>Pa не е толку реактивен на честичките, чувствувајќи ја океанската циркулација во мали количини пред да се насели во седиментот. Така, знаејќи ги стапките на распаѓање на двата изотопи и фракциите на секој изотопи на ураниум, може да се одреди очекуваниот сооднос од <sup>231</sup>Pa/<sup>230</sup>Th при што секое отстапување од оваа вредност се должи на циркулацијата. Циркулацијата води до поголем сооднос од <sup>231</sup>Pa/<sup>230</sup>Th низводно и помал сооднос нагоре, при што големината на отстапувањето е поврзана со брзината на проток. Оваа техника се користи за квантифицирање на Атлантската меридијална превртена циркулација (AMПЦ) за време на последниот глацијален максимум и за време на брзите климатски промени во минатото на Земјата, како што се Хајнриховите настани и Дансгардоошгеровиот настан.
4.4 Неодимиум
Неодимиумските изотопи се користат и за одредување на океанската циркулација. Сите изотопи на неодимиум се стабилни на временските размери на глацијално-меѓуглацијалните циклуси, но <sup>143</sup>Nd е ќерка на <sup>147</sup>Sm, радиоактивен изотоп во океанот. Самариум-147 има повисоки концентрации во карпите од плашт наспроти карпите од кората, така што областите што добиваат речни влезови од карпите добиени од пшалтот имаат повисоки концентрации од <sup>147</sup>Sm and <sup>143</sup>Nd. Сепак, овие разлики се толку мали, што стандардната ознака на делта вредност не е тапа за тоа; се користи попрецизна вредност на ипсилон за да се опишат варијациите во овој однос на изотопи на неодимиум. Се дефинира како <math chem="">\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</math>
Единствените главни извори на ова во океанот се во Северниот Атлантик и во длабокиот Тихи Океан. Бидејќи еден од крајните членови е поставен во внатрешноста на океанот, оваа техника има потенцијал да ни каже дополнителни информации за палеоклимата во споредба со сите други океански трагачи кои се поставени само во површинскиот океан.