stringtranslate.com

δ13С

Образцы фораминифер

В геохимии , палеоклиматологии и палеоокеанографии δ 13 C (произносится как «дельта с тринадцать») — изотопный признак , мера соотношения двух стабильных изотопов углерода — 13 C и 12 C — выраженного в частях на тысячу (промилле) . , ‰). [1] Этот показатель также широко используется в археологии для реконструкции прошлых рационов питания, в частности, для того, чтобы выяснить, употреблялись ли морские продукты или определенные виды растений. [2]

Определение в промилле :

где стандарт является установленным эталонным материалом .

δ 13 C меняется во времени в зависимости от продуктивности, характера неорганического источника, захоронения органического углерода и типа растительности. Биологические процессы преимущественно поглощают изотопы с меньшей массой посредством кинетического фракционирования . Однако некоторые абиотические процессы делают то же самое. Например, метан из гидротермальных источников может быть истощен до 50%. [3]

Эталонный стандарт

Стандартом, установленным для работы с углеродом-13, был белемнит Пи-Ди (PDB) и был основан на меловом морском ископаемом Belemnitella americana , которое было из формации Пиди в Южной Каролине . Этот материал имел аномально высокое соотношение 13 С: 12 С (0,0112372 [4] ) и было установлено как нулевое значение δ 13 С. Поскольку исходный образец PDB больше не доступен, его соотношение 13 C: 12 C можно рассчитать обратно на основе широко измеряемого карбонатного стандарта NBS-19, значение δ 13 C которого составляет +1,95 ‰. [5] Соотношение 13 C: 12 C в NBS-19 было указано как . [6] Следовательно, можно рассчитать соотношение 13 C: 12 C PDB, полученного из NBS-19, как . Обратите внимание, что это значение отличается от широко используемого соотношения PDB 13 C: 12 C, равного 0,0112372, используемого в изотопной криминалистике [7] и учёных-экологов; [8] автор Википедии ранее объяснял это несоответствие ошибкой знака при взаимном преобразовании стандартов, но ссылка не была предоставлена. Использование стандарта PDB дает большинству натуральных материалов отрицательное значение δ 13 C. [9] Например, материал с коэффициентом 0,010743 будет иметь значение δ 13 C, равное -44 ‰ от . Стандарты используются для проверки точности масс-спектроскопии ; поскольку изотопные исследования стали более распространенными, спрос на стандарт исчерпал предложение. Другие стандарты, откалиброванные по тому же соотношению, в том числе один, известный как VPDB (от «Венский PDB»), заменили оригинал. [10] Соотношение 13 C: 12 C для VPDB, которое Международное агентство по атомной энергии (МАГАТЭ) определяет как нулевое значение δ 13 C, составляет 0,01123720. [11]

Причины изменений δ 13 C

Метан имеет очень легкую характеристику δ 13 C: биогенный метан -60‰, термогенный метан -40‰. Выброс больших количеств клатрата метана может повлиять на глобальные значения δ 13 C, как, например, в палеоцен-эоценовом термическом максимуме . [12]

Чаще всего на соотношение влияют различия в первичной продуктивности и органическом захоронении. Организмы преимущественно поглощают свет 12 C и имеют показатель δ 13 C около -25 ‰, в зависимости от их метаболического пути . Следовательно, увеличение δ 13 C в морских ископаемых свидетельствует об увеличении обилия растительности. [ нужна цитата ]

Увеличение первичной продуктивности вызывает соответствующий рост значений δ 13 C, поскольку больше 12 C задерживается в растениях. Этот сигнал также является функцией количества захороненного углерода; когда органический углерод захоронен, больше 12 C блокируется из системы в отложениях, чем фоновое соотношение.

Геологическое значение экскурсий δ 13 C

Растения C 3 и C 4 имеют разные характеристики, что позволяет определять обилие трав C 4 во времени в записи δ 13 C. [13] В то время как растения C 4 имеют δ 13 C от -16 до -10 ‰, растения C 3 имеют δ 13 C от -33 до -24 ‰. [14]

Массовые вымирания часто отмечаются отрицательной аномалией δ 13 C, которая, как считается, представляет собой снижение первичной продуктивности и выброса растительного углерода.

Положительные отклонения δ 13 C интерпретируются как увеличение захоронения органического углерода в осадочных породах вследствие либо резкого увеличения первичной продуктивности, либо снижения степени разложения в бескислородных условиях океана, либо того и другого. [15]

Эволюция крупных наземных растений в позднем девоне привела к увеличению захоронения органического углерода и, как следствие, к увеличению δ 13 C. [16]

Другие важные применения δ 13 C включают понимание его признаков в мягких отложениях, особенно в озерной среде. Это зависит от системы, из которой он извлекается (открытая система, закрытая система и т. д.). На временные изменения δ13C в органическом веществе влияют разнообразные внутренние и внешние процессы: [17]

  1. Изменения в доминирующем источнике растворенного неорганического углерода. В стратифицированных озерах накопление углерода, обедненного 13C, в глубокой воде является обычным явлением, поскольку в этот пул вносят свой вклад тонущие и разлагающиеся клетки фитопланктона. Рециркуляция этой воды на поверхность может привести к значительному снижению δ13C. Длительная стратификация обогащает пул растворенного неорганического углерода (DIC) в эпилимнионе 13С. Долгосрочные изменения факторов, влияющих на интенсивность или глубину апвеллинга, таких как ветер, температура воды или стратификация, связанная с соленостью, проявляются как сдвиги между более отрицательными и положительными значениями δ13C.
  2. Изменения продуктивности/эвтрофикации: Повышенная продуктивность ускоряет перенос органических веществ с отрицательными значениями δ13C в гиполимнион, влияя на δ13C остаточного эпилимнетического DIC. Это воздействие в сочетании с эффектами смешивания приводит к изменениям сигнала δ13C.
  3. Изменения в метаболических путях фиксации углерода: Серьезные изменения в щелочности озера влияют на первичную продукцию бентоса и планктона. Сдвиги в доминирующем источнике DIC для фотосинтеза, вызванные изменениями pH, могут привести к тенденциям к более положительному значению δ13C, особенно в озерах, в которых преобладает автохтонное органическое вещество и которые демонстрируют признаки высокой щелочности.
  4. Изменения в наличии растворенного CO2: Холодная вода может растворять более высокие концентрации CO2, чем более теплая вода, что влияет на δ13C в органических веществах во время похолоданий. Изменения концентрации CO2 в атмосфере также влияют на δ13C: более низкий pCO2 во время ледниковых периодов вызывает изотопную дискриминацию у растений, использующих растворенный CO2.
  5. Изменения в доминирующей растительности в пределах водораздела: Изменения в растительности водораздела, особенно переходы между путями фотосинтеза C3 и C4, значительно изменяют изотопный состав углерода в озерных отложениях. Эти изменения могут указывать на более широкие палеоклиматические сдвиги.
  6. Диагенетические тенденции: Диагенетические процессы, такие как потеря реактивных компонентов, таких как аминокислоты, приводят к устойчивым изменениям δ13C в органическом веществе. Болотные отложения, богатые углеродом, демонстрируют сдвиг в сторону более отрицательного содержания органического вещества. Эти диагенетические тенденции следует учитывать при интерпретации изотопных изменений, сопровождающих основные изменения общего органического углерода (ТОС) или метаногенеза.

Понимание этих процессов имеет решающее значение для интерпретации изменений δ13C в озерных отложениях и реконструкции палеоэкологических условий.

Основные экскурсионные мероприятия

Смотрите также

Рекомендации

  1. ^ Либес, Сьюзен М. (1992). Введение в морскую биогеохимию, 1-е издание . Нью-Йорк: Уайли.
  2. ^ Шварц, Генри П.; Шёнингер, Маргарет Дж. (1991). «Анализ стабильных изотопов в экологии питания человека». Американский журнал физической антропологии . 34 (С13): 283–321. дои : 10.1002/ajpa.1330340613 .
  3. ^ Макдермотт, Дж. М., Зеевальд, Дж. С., Герман, К. Р. и Сильва, С. П., 2015. Пути абиотического органического синтеза на подводных гидротермальных полях. Труды Национальной академии наук, 112 (25), стр. 7668–7672.
  4. ^ Крейг, Хармон (1 января 1957). «Изотопные стандарты углерода и кислорода и поправочные коэффициенты для масс-спектрометрического анализа углекислого газа». Geochimica et Cosmochimica Acta . 12 (1): 133–149. Бибкод : 1957GeCoA..12..133C. дои : 10.1016/0016-7037(57)90024-8. ISSN  0016-7037.
  5. ^ Брэнд, Вилли А.; Коплен, Тайлер Б.; Фогль, Йохен; Рознер, Мартин; Прохаска, Томас (20 марта 2014 г.). «Оценка международных эталонных материалов для анализа изотопных отношений (Технический отчет ИЮПАК)». Чистая и прикладная химия . 86 (3): 425–467. дои : 10.1515/pac-2013-1023. hdl : 11858/00-001M-0000-0023-C6D8-8 . ISSN  1365-3075. S2CID  98812517.
  6. ^ Мейя, Юрис; Коплен, Тайлер Б.; Берглунд, Майкл; Брэнд, Вилли А.; Де Бьевр, Поль; Грёнинг, Манфред; Холден, Норман Э.; Ирргехер, Йоханна; Потеря, Роберт Д. (01 января 2016 г.). «Изотопный состав элементов 2013 (Технический отчет ИЮПАК)». Чистая и прикладная химия . 88 (3): 293–306. дои : 10.1515/pac-2015-0503 . hdl : 11858/00-001M-0000-0029-C408-7 . ISSN  1365-3075.
  7. ↑ Мейер-Огенштейн, Вольфрам (28 сентября 2017 г.). Судебная экспертиза стабильных изотопов: методы и судебно-медицинские применения анализа стабильных изотопов (Второе изд.). Хобокен, Нью-Джерси. ISBN 978-1-119-08022-0. ОКЛК  975998493.{{cite book}}: CS1 maint: отсутствует местоположение издателя ( ссылка )
  8. ^ Миченер, Роберт; Лайта, Кейт , ред. (14 июля 2007 г.). Стабильные изотопы в экологии и науке об окружающей среде . Оксфорд, Великобритания: Blackwell Publishing Ltd., номер документа : 10.1002/9780470691854. ISBN 978-0-470-69185-4.
  9. ^ Обзор исследований стабильных изотопов. Лаборатория стабильных изотопов/биологии почвы Института экологии Университета Джорджии.
  10. ^ Миллер и Уиллер, Биологическая океанография , с. 186.
  11. ^ «Справочные материалы и материалы взаимного сравнения стабильных изотопов легких элементов» (PDF) . Международное агентство по атомной энергии. 1995.
  12. ^ Панчук, К.; Риджвелл, А.; Кумп, ЛР (2008). «Осадочная реакция на палеоцен-эоценовый термический максимум выброса углерода: сравнение модельных данных». Геология . 36 (4): 315–318. Бибкод : 2008Geo....36..315P. дои : 10.1130/G24474A.1.
  13. ^ Реталлак, GJ (2001). «Кайнозойское расширение лугов и похолодание климата». Журнал геологии . 109 (4): 407–426. Бибкод : 2001JG....109..407R. дои : 10.1086/320791. S2CID  15560105.
  14. ^ О'Лири, Миннесота (1988). «Изотопы углерода в фотосинтезе». Бионаука . 38 (5): 328–336. дои : 10.2307/1310735. JSTOR  1310735.
  15. ^ Кэнфилд, Дональд Э.; Нгомби-Пемба, Лаурисс; Хаммарлунд, Эмма У. (15 октября 2013 г.). «Динамика кислорода после Великого окисления атмосферы Земли». Труды Национальной академии наук Соединенных Штатов Америки . 110 (42): 16736–16741. Бибкод : 2013PNAS..11016736C. дои : 10.1073/pnas.1315570110 . ПМК 3801071 . ПМИД  24082125. 
  16. ^ Иоахимск, ММ; Буггиш, В. «МАССОВОЕ ВЫМИРАНИЕ ПОЗДНЕГО ДЕВОНА – ВОЗДЕЙСТВИЕ ИЛИ ЗЕМНОЕ СОБЫТИЕ?» (PDF) . Лунно-планетарный институт .
  17. ^ Коэн, Эндрю С. (08 мая 2003 г.), «Геологическая эволюция озерных бассейнов», Палеолимнология , Oxford University Press , получено 19 декабря 2023 г.

дальнейшее чтение