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 .
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,
У углерода есть два стабильных изотопа 12 С и 13 С и один радиоактивный изотоп 14 С.
Соотношение стабильных изотопов углерода, δ 13 C , измеряется по отношению к венскому пи-ди -белемниту (VPDB) [ необходимы пояснения ] . [2] Стабильные изотопы углерода фракционируются в основном за счет фотосинтеза (Faure, 2004). Соотношение 13 С/ 12 С также является индикатором палеоклимата: изменение соотношения в остатках растений свидетельствует об изменении величины фотосинтетической активности, а значит, и о том, насколько благоприятной была для растений среда. Во время фотосинтеза организмы, использующие путь C3 , демонстрируют различное обогащение по сравнению с организмами, использующими путь C4 , что позволяет ученым не только отличать органическое вещество от абиотического углерода, но также и тип пути фотосинтеза, который использовало органическое вещество. [1] Периодические скачки глобального соотношения 13 C/ 12 C также были полезны в качестве стратиграфических маркеров для хемостратиграфии , особенно во время палеозоя . [3]
Коэффициент 14 C использовался, среди прочего, для отслеживания циркуляции океана.
Азот имеет два стабильных изотопа: 14 N и 15 N. Соотношение между ними измеряется по отношению к азоту в окружающем воздухе . [2] Содержание азота часто связано с сельскохозяйственной деятельностью. Данные по изотопам азота также использовались для измерения объема обмена воздуха между стратосферой и тропосферой с использованием данных по парниковому газу N 2 O. [4]
Кислород имеет три стабильных изотопа: 16 O, 17 O и 18 O. Соотношение кислорода измеряется 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 атмосферных газов, таких как озон и углекислый газ . [5] Обычно эталон кислорода VPDB используется для палеоклимата, тогда как VSMOW используется для большинства других приложений. [1] Изотопы кислорода появляются в атмосферном озоне в аномальных соотношениях в результате массово-независимого фракционирования . [6] Соотношения изотопов в окаменелых фораминиферах использовались для определения температуры древних морей. [7]
Сера имеет четыре стабильных изотопа со следующими содержаниями: 32 S (0,9502), 33 S (0,0075), 34 S (0,0421) и 36 S (0,0002). Эти содержания сравниваются с теми, которые обнаружены в троилите Каньон-Диабло . [5] Изменения 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]
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.
Свинец имеет четыре стабильных изотопа : 204 Pb, 206 Pb, 207 Pb и 208 Pb.
Свинец образуется на Земле в результате распада актинидных элементов , прежде всего урана и тория .
Геохимия изотопов свинца 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 используются в криминалистике для определения отпечатков пальцев на пулях, поскольку каждая партия боеприпасов имеет свое особое соотношение 204 Pb/ 206 Pb против 207 Pb/ 208 Pb.
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).
147 Sm распадается с образованием 143 Nd с периодом полураспада 1,06x10 11 лет.
Датирование обычно достигается путем попытки получить изохрону нескольких минералов в образце породы. Определено исходное соотношение 143 Nd/ 144 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 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 меняется.
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.
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 оказался в ловушке на планете во время ее формирования. Некоторое количество 3 He добавляется метеорной пылью, которая в основном собирается на дне океанов (хотя из-за субдукции все океанические тектонические плиты моложе континентальных). Однако 3 He будет дегазироваться из океанических отложений во время субдукции , поэтому космогенный 3 He 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. Расщепление лития — это процесс, при котором нейтрон высокой энергии бомбардирует атом лития , создавая ионы 3 He и 4 He. Для этого требуется значительное количество лития, чтобы отрицательно повлиять на соотношение 3 He/ 4 He.
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 3 He присутствует в выбросах вулканов и образцах океанических хребтов . Каким образом 3 He хранится на планете, пока изучается, но он 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 3 He переносится на поверхность в основном в кристаллической решетке минералов внутри жидких включений .
Гелий-4 создается в результате радиогенного производства (при распаде элементов ряда урана / тория ). Континентальная кора обогатилась этими элементами по сравнению с мантией, и поэтому в коре образуется больше He 4, чем в мантии.
Отношение ( R ) 3 He к 4 He часто используется для обозначения содержания 3 He. R обычно выражается кратным текущему атмосферному соотношению ( Ra ).
Общие значения для R/Ra :
Химия изотопов 3 He/ 4 He 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 уникальны среди радиогенных изотопов, поскольку они одновременно радиогенны и радиоактивны. Поскольку их содержание обычно указывается как соотношение активностей, а не атомных отношений, их лучше рассматривать отдельно от других радиогенных изотопных систем.
Уран хорошо перемешан в океане, и при его распаде образуются 231 Па и 230 Th при постоянном коэффициенте активности (0,093). Продукты распада быстро удаляются за счет адсорбции на оседающих частицах, но не с одинаковой скоростью. 231 Па имеет время пребывания, эквивалентное времени пребывания в глубокой воде Атлантического бассейна (около 1000 лет), но 230 Th удаляется быстрее (столетия). Термохалинная циркуляция эффективно выносит 231 Па из Атлантики в Южный океан , в то время как большая часть 230 Th остается в атлантических отложениях. В результате существует взаимосвязь между 231 Па/ 230 Th в атлантических отложениях и скоростью переворачивания: более быстрое переворачивание приводит к более низкому соотношению осадка 231 Па/ 230 Th, тогда как более медленное переворачивание увеличивает это соотношение. Таким образом , комбинация δ 13 C и 231 Па/ 230 Th может дать более полное представление о прошлых изменениях циркуляции.
Тритий был выброшен в атмосферу во время атмосферных испытаний ядерных бомб. Радиоактивный распад трития приводит к образованию благородного газа гелия-3 . Сравнение соотношения трития и гелия-3 ( 3 H/ 3 He) позволяет оценить возраст современных грунтовых вод . Небольшое количество трития также образуется естественным путем в результате расщепления космическими лучами 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.
