stringtranslate.com

Скопления изотопов

Скопленные изотопы — это тяжелые изотопы , которые связаны с другими тяжелыми изотопами. Относительное обилие скопленных изотопов (и многократно замещенных изотопологов ) в молекулах, таких как метан , закись азота и карбонат, является областью активных исследований. [1] Карбонатный термометр с скопленными изотопами , или « карбонатный термометр порядка/беспорядка 13 C– 18 O», является новым подходом к реконструкции палеоклимата , [1] основанным на температурной зависимости скопления 13 C и 18 O в связи внутри решетке карбонатного минерала . [2] Этот подход имеет то преимущество, что соотношение 18 O в воде не является необходимым (в отличие от подхода δ 18 O ), но для точной оценки палеотемпературы он также требует очень больших и незагрязненных образцов, длительных аналитических циклов и обширной репликации. [3] Обычно используемые источники образцов для палеоклиматологических работ включают кораллы , отолиты , брюхоногие моллюски , туф , двустворчатые моллюски и фораминиферы . [4] [5] Результаты обычно выражаются как Δ47 (называемое «cap 47»), что представляет собой отклонение отношения изотопологов CO2 с молекулярной массой 47 к тем, у которых масса 44, от ожидаемого отношения, если бы они были распределены случайным образом . [6]

Фон

Молекулы, состоящие из элементов с несколькими изотопами, могут различаться по своему изотопному составу; эти вариантные молекулы называются изотопологами. Изотопологи, такие как 12 C 18 O 17 O, содержат несколько тяжелых изотопов кислорода, заменяющих более распространенный 16 O, и называются многозамещенными изотопологами. Многозамещенный изотополог 13 C 18 O 16 O содержит связь между двумя из этих более тяжелых изотопов ( 13 C и 18 O), которая является «слипшейся» изотопной связью.

Распространенность масс для данной молекулы (например, CO 2 ) можно предсказать, используя относительное распространение изотопов ее составляющих атомов ( 13 C/ 12 C, 18 O/ 16 O и 17 O/ 16 O). Относительное распространение каждого изотополога (например, масса-47 CO 2 ) пропорционально относительному распространению каждого изотопного вида.

47 Р/ 44 Р = (2×[ 13 С][ 18 О][ 16 О]+2×[ 12 С][ 18 О][ 17 О]+[ 13 С][ 17 О][ 17 О])/([ 12 С][ 16 О][ 16 О])

Это прогнозируемое содержание предполагает несмещенное стохастическое распределение изотопов; природные материалы имеют тенденцию отклоняться от этих стохастических значений, изучение которых составляет основу геохимии сгруппированных изотопов.

Когда более тяжелый изотоп заменяет более легкий (например, 18 O на 16 O), вибрация химической связи будет медленнее, что понизит ее нулевую энергию . [7] [8] Другими словами, термодинамическая стабильность связана с изотопным составом молекулы.

12 C 16 O 3 2− (≈98,2%), 13 C 16 O 3 2− (≈1,1%) , 12 C 18 O 16 O 2 2− (≈0,6%) и 12 C 17 O 16 O 2 2− (≈0,11%) являются наиболее распространенными изотопологами (≈99%) карбонат-иона, контролируя объемные значения δ 13 C, δ 17 O и δ 18 O в природных карбонатных минералах. Каждый из этих изопотов имеет различную термодинамическую стабильность. Для кристалла карбоната в термодинамическом равновесии относительное содержание изотопологов карбонат-иона контролируется такими реакциями, как:

Константы равновесия для этих реакций зависят от температуры, при этом тяжелые изотопы имеют тенденцию «слипаться» друг с другом (увеличивая пропорции многократно замещенных изотопологов) по мере понижения температуры. [9] Реакция 1 будет смещаться вправо при понижении температуры и влево при повышении температуры. Поэтому константу равновесия для этой реакции можно использовать в качестве палеотемпературного индикатора, если известны температурная зависимость этой реакции и относительное содержание изотопологов карбонат-ионов.

Отличия от обычного δ18О анализ

В традиционном анализе δ 18 O для оценки палеоклимата необходимы как значения δ 18 O в карбонатах, так и в воде. Однако во многих случаях и местах значение δ 18 O в воде можно только вывести, а соотношение 16 O/ 18 O между карбонатом и водой может меняться в зависимости от изменения температуры. [10] [11] Поэтому точность термометра может быть снижена.

В то время как для термометра с карбонатным сгустком изотопов равновесие не зависит от изотопного состава вод, из которых выросли карбонаты. Поэтому единственная необходимая информация — это обилие связей между редкими, тяжелыми изотопами в карбонатном минерале.

Методы

  1. Извлечение CO 2 из карбонатов путем реакции с безводной фосфорной кислотой . [12] [13] (не существует прямого способа измерения содержания CO 3 2− s с достаточно высокой точностью). Температура фосфорной кислоты часто поддерживается в диапазоне от 25° до 90 °C [14] и может достигать 110 °C. [15] [16]
  2. Очистите извлеченный CO 2. Этот шаг удаляет загрязняющие газы, такие как углеводороды и галоидоуглероды , которые можно удалить с помощью газовой хроматографии . [17]
  3. Масс-спектрометрический анализ очищенного CO 2 для получения значений δ 13 C, δ 18 O и Δ47 (содержание массы-47 CO 2 ). (Точность должна быть высокой, около ≈10 −5 , поскольку сигналы интересующих изотопов часто меньше ≈10 −3. )

Приложения

Палеосреда

Анализы слипшихся изотопов традиционно использовались вместо обычных анализов δ 18 O, когда δ 18 O морской воды или исходной воды плохо ограничены. В то время как обычный анализ δ 18 O решает для температуры как функции как карбоната, так и воды δ 18 O, анализы слипшихся изотопов могут предоставить оценки температуры, которые не зависят от δ 18 O исходной воды. Температура, полученная из Δ47, затем может использоваться в сочетании с карбонатом δ 18 O для реконструкции δ 18 O исходной воды, таким образом предоставляя информацию о воде, с которой карбонат был уравновешен. [18]

Таким образом, анализ сгруппированных изотопов позволяет оценить две ключевые переменные окружающей среды: температуру и воду δ 18 O. Эти переменные особенно полезны для реконструкции прошлых климатов, поскольку они могут предоставить информацию о широком спектре свойств окружающей среды. Например, изменчивость температуры может подразумевать изменения в солнечном излучении , концентрации парниковых газов или альбедо , в то время как изменения в воде δ 18 O могут быть использованы для оценки изменений в объеме льда, уровне моря или интенсивности и местоположении осадков. [14]

Исследования использовали температуры, полученные из сгруппированных изотопов, для разнообразных и многочисленных палеоклиматических приложений — для ограничения δ 18 O прошлой морской воды, [18] точного определения времени переходов от ледника к теплице, [19] отслеживания изменений объема льда в течение ледникового периода, [20] и реконструкции изменений температуры в древних озерных бассейнах. [21] [22]

палеоальтиметрия

Анализы сгруппированных изотопов недавно использовались для ограничения палеовысотной или подъемной истории региона. [23] [24] [25] Температура воздуха систематически снижается с высотой по всей тропосфере (см. градиент температуры ). Из-за тесной связи между температурой воды в озере и температурой воздуха наблюдается аналогичное снижение температуры воды в озере с увеличением высоты. [26] [24] Таким образом, изменение температуры воды, подразумеваемое Δ47, может указывать на изменения высоты озера, вызванные тектоническим подъемом или опусканием . Два недавних исследования выводят время подъема Андских гор и плато Альтиплано, ссылаясь на резкое снижение температур, полученных по Δ47, как на свидетельство быстрого тектонического подъема. [23] [27]

Наука об атмосфере

Измерения Δ47 могут быть использованы для ограничения природных и синтетических источников атмосферного CO 2 (например, дыхания и горения ), поскольку каждый из этих процессов связан с различными средними температурами образования Δ47. [28] [29]

Палеобиология

Измерения Δ47 можно использовать для лучшего понимания физиологии вымерших организмов и для наложения ограничений на раннее развитие эндотермии , процесса, посредством которого организмы регулируют температуру своего тела. До разработки анализа слипшихся изотопов не существовало простого способа оценки температуры тела или воды в организме δ 18 O вымерших животных. Игл и др., 2010 измеряют Δ47 в биоапатите у современного индийского слона , белого носорога , нильского крокодила и американского аллигатора . [30] Эти животные были выбраны, поскольку они охватывают широкий диапазон внутренних температур тела, что позволяет создать математическую структуру, связывающую Δ47 биоапатита и внутреннюю температуру тела. Эта связь была применена к анализу ископаемых зубов, чтобы предсказать температуру тела шерстистого мамонта и динозавра- зауропода . [30] [31] Последняя калибровка температуры Δ47 для (био) апатита, проведенная Лёффлером и др. в 2019 г. [16], охватывает широкий диапазон температур от 1 до 80 °C и была применена к ископаемому зубу акулы -мегалодона для расчета температуры морской воды и значений δ 18 O. [16]

Петрология и метаморфические изменения

Ключевой предпосылкой большинства анализов слипшихся изотопов является то, что образцы сохранили свои первичные изотопные сигнатуры. Однако изотопная переустановка или изменение, возникающие в результате повышенной температуры, могут предоставить другой тип информации о прошлом климате. Например, когда карбонат подвергается изотопной переустановке под воздействием высоких температур, измерения Δ47 могут предоставить информацию о продолжительности и степени метаморфического изменения. В одном из таких исследований Δ47 из позднего неопротерозойского карбоната шапки Доушаньтоу используется для оценки температурной эволюции нижней коры на юге Китая. [32]

Космохимия

Примитивные метеориты были изучены с использованием измерений Δ47. Эти анализы также предполагают, что первичная изотопная сигнатура образца была утеряна. В этом случае измерения Δ47 вместо этого предоставляют информацию о высокотемпературном событии, которое изотопно обнулило образец. Существующие анализы Δ47 примитивных метеоритов были использованы для вывода продолжительности и температуры водных событий изменения, а также для оценки изотопного состава жидкости изменения. [33] [34]

Месторождения руды

В новой работе подчеркивается потенциал применения сгруппированных изотопов для реконструкции температуры и свойств жидкости в гидротермальных рудных месторождениях. В разведке полезных ископаемых определение теплового следа вокруг рудного тела дает критически важное представление о процессах, которые управляют переносом и отложением металлов. В ходе исследований по проверке концепции сгруппированные изотопы использовались для обеспечения точных реконструкций температуры в эпитермальных, осадочных и типах месторождений долины Миссисипи (MVT). [35] [36] Эти тематические исследования подкреплены измерениями карбонатов в активных геотермальных условиях. [35] [37] [38]

Ограничения

Зависимость от температуры незначительна (−0,0005%/°C ). [ необходима ссылка ]

13 C 18 O 16 O 2 2− — редкий изотополог (≈60 ppm [3]).

Поэтому для получения достаточной точности этот подход требует длительных анализов (≈2–3 часа) и очень больших и незагрязненных образцов.

Анализы сгруппированных изотопов предполагают, что измеренная Δ47 состоит из 13 C 18 O 16 O 2 2− , наиболее распространенного изотополога с массой 47. Поправки для учета менее распространенных изотопологов с массой 47 (например, 12 C 18 O 17 O 16 O 2− ) не полностью стандартизированы между лабораториями.

Смотрите также

Ссылки

  1. ^ ab Eiler, JM (2007).«Скопленно-изотопная» геохимия — изучение встречающихся в природе многократно замещенных изотопологов». Earth and Planetary Science Letters . 262 (3–4): 309–327. Bibcode : 2007E&PSL.262..309E. doi : 10.1016/j.epsl.2007.08.020.
  2. ^ Lea, DW (2014). "8.14 - Элементные и изотопные прокси прошлых температур океана". В Holland, HD; Turekian, KK (ред.). Трактат по геохимии, второе издание . Том 8. Oxford: Elsevier. стр. 373–397. doi :10.1016/B978-0-08-095975-7.00614-8. ISBN 9780080983004.
  3. ^ Ghosh, P.; Adkins, J.; Affek, H.; et al. (2006). " Связи 13 C- 18 O в карбонатных минералах: новый вид палеотермометра". Geochimica et Cosmochimica Acta . 70 (6): 1439–1456. Bibcode : 2006GeCoA..70.1439G. doi : 10.1016/j.gca.2005.11.014.
  4. ^ Гош, П.; Эйлер, Дж.; Кампана, ЮВ; Фини, РФ (2007). «Калибровка палеотермометра карбонатного слипшегося изотопа для отолитов». Geochimica et Cosmochimica Acta . 71 (11): 2736–2744. Бибкод : 2007GeCoA..71.2736G. дои : 10.1016/j.gca.2007.03.015.
  5. ^ Трипати, АК; Игл, РА; Тиагараджан, Н.; и др. (2010). « Сигнатуры изотопов 13 C- 18 O и термометрия слипшихся изотопов у фораминифер и кокколитов». Geochimica et Cosmochimica Acta . 74 (20): 5697–5717. Бибкод : 2010GeCoA..74.5697T. дои : 10.1016/j.gca.2010.07.006.
  6. ^ Аффек, Хагит (2012). «Палеотермометрия с кластерными изотопами: принципы, приложения и проблемы». Реконструкция глубоководного климата Земли — современное состояние в 2012 году, Краткий курс Палеонтологического общества, 3 ноября 2012 г. 8 : 101–114.
  7. ^ Юри, ХК (1947). «Термодинамические свойства изотопных веществ». J. Chem. Soc . London: 562–581. doi :10.1039/JR9470000562. PMID  20249764.
  8. ^ Bigeleisen, J.; Mayer, MG (1947). «Расчет констант равновесия для реакций изотопного обмена». J. Chem. Phys . 15 (5): 261–267. Bibcode :1947JChPh..15..261B. doi :10.1063/1.1746492. hdl : 2027/mdp.39015074123996 .
  9. ^ Ван, З., Шойбле, Е.А., Эйлер, Дж.М., 2004. Равновесная термодинамика многократно замещенных изотопологов молекулярных газов. Geochim. Cosmochim. Acta 68, 4779–4797.
  10. ^ Chappell, J., Shackleton, NJ, 1986. Изотопы кислорода и уровень моря. Nature 324, 137–140.
  11. ^ C. Waelbroeck, L. Labeyrie, E. Michel и др., (2002) Изменения уровня моря и температуры глубоководных вод, полученные на основе изотопных записей бентосных фораминифер. Quaternary Science Reviews. 21: 295-305
  12. ^ МакКри, Дж. М., 1950. Об изотопной химии карбонатов и палеотемпературной шкале. J. Chem. Phys. 18, 849–857.
  13. ^ Swart, PK, Burns, SJ, Leder, JJ, 1991. Фракционирование стабильных изотопов кислорода и углерода в диоксиде углерода во время реакции кальцита с фосфорной кислотой в зависимости от температуры и техники. Chem. Geol. (Isot. Geosci. Sec.) 86, 89–96.
  14. ^ ab Eiler, John M. (2011-12-01). «Реконструкция палеоклимата с использованием карбонатной изотопной термометрии». Quaternary Science Reviews . 30 (25–26): 3575–3588. Bibcode : 2011QSRv...30.3575E. doi : 10.1016/j.quascirev.2011.09.001. ISSN  0277-3791.
  15. ^ Вакер, Ульрика; Рутц, Таня; Леффлер, Никлас; Конрад, Аника С.; Тюткен, Томас; Бетчер, Майкл Э.; Фибиг, Йенс (декабрь 2016 г.). «Термометрия слипшихся изотопов карбонатсодержащего апатита: пересмотренная предварительная обработка образцов, кислотное разложение и калибровка температуры». Химическая геология . 443 : 97–110. Бибкод :2016ЧГео.443...97Вт. doi :10.1016/j.chemgeo.2016.09.009.
  16. ^ abc Löffler, N.; Fiebig, J.; Mulch, A.; Tütken, T.; Schmidt, BC; Bajnai, D.; Conrad, AC; Wacker, U.; Böttcher, ME (май 2019 г.). «Уточнение температурной зависимости кислорода и слипшихся изотопных составов структурно связанного карбоната в апатите». Geochimica et Cosmochimica Acta . 253 : 19–38. Bibcode : 2019GeCoA.253...19L. doi : 10.1016/j.gca.2019.03.002. S2CID  107992832.
  17. ^ Эйлер, Дж. М.; Шойбле, Э. (2004). «18O13C16O в атмосфере Земли» (PDF) . Geochim. Cosmochim. Acta . 68 (23): 4767–4777. Bibcode :2004GeCoA..68.4767E. doi :10.1016/j.gca.2004.05.035.
  18. ^ ab Huntington, KW; Budd, DA; Wernicke, BP; Eiler, JM (2011-09-01). «Использование термометрии слипшихся изотопов для ограничения температуры кристаллизации диагенетического кальцита». Journal of Sedimentary Research . 81 (9): 656–669. Bibcode : 2011JSedR..81..656H. doi : 10.2110/jsr.2011.51. ISSN  1527-1404.
  19. ^ Came, Rosemarie E.; Eiler, John M.; Veizer, Ján; Azmy, Karem; Brand, Uwe; Weidman, Christopher R. (сентябрь 2007 г.). «Связь температур поверхности и концентраций CO2 в атмосфере в палеозойскую эру» (PDF) . Nature . 449 (7159): 198–201. Bibcode : 2007Natur.449..198C. doi : 10.1038/nature06085. ISSN  1476-4687. PMID  17851520. S2CID  4388925.
  20. ^ Финнеган, С.; Бергманн, К.Д.; Эйлер, Дж.; Джонс, Д.С.; Файк, Д.А.; Эйзенман, И.Л.; Хьюз, Н.; Трипати, АК; Фишер, WW (2010-12-01). «Ограничения продолжительности и величины оледенения позднего ордовика-раннего силура и его связь с массовым вымиранием позднего ордовика по данным палеотермометрии с использованием изотопов, сгруппированных в карбонат ». Тезисы осеннего заседания AGU . 54 : B54B–04. Bibcode : 2010AGUFM.B54B..04F.
  21. ^ Санти, Л. М.; Арнольд, А. Дж.; Ибарра, Д. Э.; Уикер, К. А.; Меринг, Дж. А.; Ломарда, Р. Б.; Лора, Дж. М.; Трипати, А. (01.11.2020). «Ограничения слипшихся изотопов при изменении гидроклимата позднего плейстоцена на северо-западе Большого Бассейна: озеро Сюрприз, Калифорния». Бюллетень GSA . 132 (11–12): 2669–2683. Bibcode : 2020GSAB..132.2669S. doi : 10.1130/B35484.1 . ISSN  0016-7606.
  22. ^ Меринг, Джон Артур (2015). Новые ограничения на температуру воды в озере Бонневиль по карбонатным сгусткам изотопов (диссертация на степень магистра наук по геохимии). Калифорнийский университет, Лос-Анджелес. ProQuest  1707901550.
  23. ^ ab Ghosh, Prosenjit; Garzione, Carmala N.; Eiler, John M. (2006-01-27). "Быстрое поднятие Альтиплано, выявленное через связи 13C-18O в карбонатах палеозолей". Science . 311 (5760): 511–515. Bibcode :2006Sci...311..511G. doi :10.1126/science.1119365. ISSN  0036-8075. PMID  16439658. S2CID  129743191.
  24. ^ ab Huntington, KW; Wernicke, BP; Eiler, JM (2010-06-01). "Влияние изменения климата и подъема на палеотемпературы плато Колорадо по данным изотопной термометрии с карбонатными сгустками" (PDF) . Тектоника . 29 (3): TC3005. Bibcode :2010Tecto..29.3005H. doi : 10.1029/2009TC002449 . ISSN  1944-9194.
  25. ^ Куэйд, Джей; Брикер, Дэниел О.; Даэрон, Матье; Эйлер, Джон (2011-02-01). «Палеоальтиметрия Тибета: изотопная перспектива». American Journal of Science . 311 (2): 77–115. Bibcode : 2011AmJS..311...77Q. doi : 10.2475/02.2011.01 . ISSN  0002-9599. S2CID  129751114.
  26. ^ Хрен, Майкл Т.; Шелдон, Натан Д. (2012-07-01). «Временные изменения температуры воды в озере: палеоэкологические последствия δ18O карбоната озера и температурных записей». Earth and Planetary Science Letters . 337–338: 77–84. Bibcode : 2012E&PSL.337...77H. doi : 10.1016/j.epsl.2012.05.019. ISSN  0012-821X.
  27. ^ Гарционе, Кармала Н .; Хок, Грегори Д.; Либаркин, Джули С .; Уизерс, Сауния; Макфадден, Брюс; Эйлер, Джон; Гош, Просенджит; Мульч, Андреас (6 июня 2008 г.). «Возвышение Анд». Наука . 320 (5881): 1304–1307. Бибкод : 2008Sci...320.1304G. дои : 10.1126/science.1148615. ISSN  0036-8075. PMID  18535236. S2CID  21288149.
  28. ^ Эйлер, Джон М.; Шойбле, Эдвин (1 декабря 2004 г.). «18O13C16O в атмосфере Земли». Geochimica et Cosmochimica Acta . 68 (23): 4767–4777. Бибкод : 2004GeCoA..68.4767E. дои : 10.1016/j.gca.2004.05.035. ISSN  0016-7037.
  29. ^ Ласкар, Амзад Х.; Махата, Сасадхар; Лян, Мао-Чан (2016). «Идентификация антропогенного CO2 с использованием тройного кислорода и сгруппированных изотопов». Environmental Science & Technology . 50 (21): 11806–11814. Bibcode : 2016EnST...5011806L. doi : 10.1021/acs.est.6b02989. PMID  27690222.
  30. ^ ab Eagle, Robert A.; Schauble, Edwin A.; Tripati, Aradhna K.; Tütken, Thomas; Hulbert, Richard C.; Eiler, John M. (2010-06-08). «Температура тела современных и вымерших позвоночных по содержанию связей 13C-18O в биоапатите». Труды Национальной академии наук . 107 (23): 10377–10382. Bibcode : 2010PNAS..10710377E. doi : 10.1073/pnas.0911115107 . ISSN  0027-8424. PMC 2890843. PMID 20498092  . 
  31. ^ Eagle, Robert A.; Tütken, Thomas; Martin, Taylor S.; Tripati, Aradhna K.; Fricke, Henry C.; Connely, Melissa; Cifelli, Richard L.; Eiler, John M. (2011-07-22). «Температуры тел динозавров, определенные по изотопному (13C-18O) упорядочению в ископаемых биоминералах». Science . 333 (6041): 443–445. Bibcode :2011Sci...333..443E. doi :10.1126/science.1206196. ISSN  0036-8075. PMID  21700837. S2CID  206534244.
  32. ^ Пасси, Бенджамин Х.; Хенкес, Грегори А. (2012-10-15). «Переупорядочение связей изотопов карбонатов и геоспидометрия». Earth and Planetary Science Letters . 351–352: 223–236. Bibcode : 2012E&PSL.351..223P. doi : 10.1016/j.epsl.2012.07.021. ISSN  0012-821X.
  33. ^ Го, Вэйфу; Эйлер, Джон М. (15 ноября 2007 г.). «Температуры водных изменений и свидетельства образования метана на родительских телах хондритов CM». Geochimica et Cosmochimica Acta . 71 (22): 5565–5575. Бибкод : 2007GeCoA..71.5565G. CiteSeerX 10.1.1.425.1442 . дои : 10.1016/j.gca.2007.07.029. ISSN  0016-7037. 
  34. ^ Halevy, Itay; Fischer, Woodward W.; Eiler, John M. (2011-10-11). «Карбонаты в марсианском метеорите Allan Hills 84001 образовались при температуре 18 ± 4 °C в водной среде вблизи поверхности». Труды Национальной академии наук . 108 (41): 16895–16899. Bibcode : 2011PNAS..10816895H. doi : 10.1073/pnas.1109444108 . ISSN  0027-8424. PMC 3193235. PMID  21969543 . 
  35. ^ ab Mering, John; Barker, Shaun; Huntington, Katherine; Simmons, Stuart; Dipple, Gregory; Andrew, Benjamin; Schauer, Andrew (2018-12-01). «Измерение температуры гидротермальных рудных месторождений с помощью термометрии сгустковых изотопов». Economic Geology . 113 (8): 1671–1678. Bibcode : 2018EcGeo.113.1671M. doi : 10.5382/econgeo.2018.4608. ISSN  0361-0128. S2CID  135261236.
  36. ^ Кирк, Рут; Марка, Алина; Майхилл, Дэниел Дж.; Деннис, Пол Ф. (01.01.2018). «Скопление изотопов, свидетельствующее об эпизодическом быстром потоке флюидов в минерализованной системе разломов в районе Пик-Дистрикт, Великобритания». Журнал Геологического общества . 176 (3): jgs2016–117. doi :10.1144/jgs2016-117. ISSN  0016-7649. S2CID  133785532.
  37. ^ Клюге, Тобиас; Джон, Седрик М.; Бох, Ронни; Келе, Шандор (2018). «Оценка факторов, контролирующих слипшиеся изотопы и значения δ18O кальцитов гидротермальных источников». Геохимия, геофизика, геосистемы . 19 (6): 1844–1858. Bibcode : 2018GGG....19.1844K. doi : 10.1029/2017GC006969. hdl : 10044/1/63564 . ISSN  1525-2027. S2CID  135107115.
  38. ^ Келе, Шандор; Брайтенбах, Себастьян FM; Капеццуоли, Энрико; Меклер, А. Неле; Зиглер, Мартин; Миллан, Изабель М.; Клюге, Тобиас; Деак, Йожеф; Ханзельманн, Курт; Джон, Седрик М.; Ян, Хао; Лю, Цзайхуа; Бернаскони, Стефано М. (2015). «Температурная зависимость фракционирования изотопов кислорода и слипшихся изотопов в карбонатах: исследование травертинов и туфов в диапазоне температур 6–95 ° C» (PDF) . Geochimica et Cosmochimica Acta . 168 : 172–192. Бибкод : 2015GeCoA.168..172K. дои : 10.1016/j.gca.2015.06.032.