환경 동위 원소

Environmental isotopes

환경 동위원소는 동위원소의 일부로서 안정성과 방사성 모두 동위원소의 지화학성의 대상이다. 그것들은 주로 물체가 해양-대기권 내에서, 지상 생물체 내에서, 지구 표면 내에서, 그리고 이 넓은 영역 사이에서 어떻게 움직이는지를 보기 위해 추적기로 사용된다.

동위원소 지질화학

화학 원소는 양성자의 수에 의해 정의되지만 원자의 질량은 핵에 있는 양성자와 중성자의 수에 의해 결정된다. 동위원소는 특정 원소의 원자지만 중성자의 수가 다르고 따라서 질량도 다르다. 원소의 동위원소 간 비율은 전 세계적으로 약간 다르기 때문에, 전 세계적으로 동위원소 비율 변화를 연구하기 위해, 동위원소 비율의 변화는 표준에서 1000을 곱한 편차로 정의된다. 이 유닛은 "mill"이다. 관례적으로, 그 비율은 더 무거운 동위원소와 더 낮은 동위원소의 비율이다.

‰

동위원소의 이러한 변화는 많은 종류의 분리를 통해 발생할 수 있다. 그것들은 일반적으로 질량 독립적 분류와 질량 의존적 분류로 분류된다. 질량 독립 과정의 예로는 오존에서 산소 원자의 분리가 있다. 이것은 운동동위원소 효과(KIE)에 기인하며 다른 동위원소 분자가 다른 속도로 반응하여 발생한다.[1] 질량 의존 프로세스의 한 예로 액체에서 기체 단계로 이행되는 물의 분율이 있다. 동위원소(O,18 H)가 무거운 물 분자는 동위원소(16O, H)가 가벼운 물 분자가 기체 위상으로 우선 이동하면서 액체 위상에 머무르는 경향이 있다.[2]

존재하는 여러 동위원소 중에서 방사성 동위원소와 안정 동위원소를 구별하는 것이 하나의 공통된 분류다. 방사성 동위원소는 다른 동위원소로 부패하는 동위원소다. 예를 들어, H(트리튬)는 수소의 방사성 동위원소다. 그것은 12.3년의 반감기를 가지고 He로 변한다. 이에 비해 안정적 동위원소는 방사능 붕괴를 겪지 않으며, 방사성 동위원소의 기하급수적으로 붕괴되는 비율에 대해 고정비율을 측정하여 물질의 연령을 결정한다. 방사성 동위원소는 일반적으로 C를 이용하여 해양의 현대적 순환을 조사하는 등 짧은 시간수치에 더 유용한 반면, 안정적인 동위원소는 안정적인 스트론튬 동위원소로 하천 유량의 차이를 조사하는 등 긴 시간수치에 더 유용하다.

이 동위 원소들은 관심의 다양한 현상을 연구하기 위해 추적기로 사용된다. 이 추적기들은 공간적으로 일정한 분포를 가지고 있기 때문에 과학자들은 추적기 분포에 영향을 미치는 다른 과정들을 디콘볼루션할 필요가 있다. 추적기 분포는 보수적인 혼합에 의해 설정된다. 보수적인 혼합에서 추적기의 양은 보존된다.[3] 이것의 한 예는 다른 염도를 가진 두 개의 물 덩어리를 섞는 것이다. 염분이 많은 물 덩어리에서 나온 소금은 염분이 적은 물 덩어리로 이동하여 염분 총량을 일정하게 유지한다. 추적기를 혼합하는 이러한 방법은 매우 중요하며, 추적기의 어떤 가치를 예상해야 하는지에 대한 기준을 제공한다. 점으로서의 추적기의 값은 해당 지역으로 유입되는 선원의 평균 값이 될 것으로 예상된다. 이것으로부터의 편차는 다른 과정을 나타낸다. 이를 비보수 혼합이라고 할 수 있는데, 추적기의 양을 보존하지 않는 다른 과정이 있다. 이것의 예는 𝛿C이다14. 이것은 물의 질량 사이에 섞이지만, 시간이 지남에 따라 해독되어 그 지역의 C의 양을 줄인다.

일반적으로 사용되는 동위 원소

가장 많이 사용되는 환경 동위원소는 다음과 같다.

해양순환

환경 동위원소가 연구하는 한 가지 주제는 바다의 순환이다. 바다를 상자처럼 취급하는 것은 일부 연구에서만 유용하다; 일반적인 순환 모델(GCM)에서 해양을 심층적으로 고려하는 것은 바다가 어떻게 순환하는지를 아는 것을 필요로 한다. 이것은 대기와 함께 대양이 어떻게 열대지방에서 극지방으로 열을 전달하는지 이해하게 한다. 이것은 또한 방사능과 생물학적 과정과 같은 특정 추적기에 영향을 미치는 다른 현상으로 인한 순환 효과의 디콘볼루션에 도움이 된다.

열성분 순환 경로 요약. 파란색 경로는 심해 전류를 나타내고, 빨간색 경로는 표면 전류를 나타낸다.

초보적인 관측 기법을 사용하여 지표 해양의 순환을 결정할 수 있다. 대서양 유역에서는 일반적으로 남쪽에서 북쪽으로 지표수가 흘러가는 한편, 북대서양과 남대서양에서도 석유가 생성된다. 태평양에서는 여전히 광맥이 형성되지만, 비교적 큰 규모의 경맥(남북) 운동은 거의 없다. 깊은 물의 경우, 밀도가 심해로 물을 가라앉게 하는 두 지역이 있다. 이것들은 북대서양과 남극에 있다. 형성된 심층수질량은 북대서양심층수(NADW)와 남극심층수(AABW)이다. 깊은 물은 이 두 물의 혼합물이며, 물이 어떻게 이 두 물의 덩어리로 구성되어 있는지 이해하면 깊은 바다에서 물 덩어리가 어떻게 움직이는지 알 수 있다.

이것은 C를 포함한 환경 동위원소로 조사할 수 있다. 14C는 주로 대기권 상층부와 핵실험에서 생성되며, 해양에는 주요 공급원이나 싱크대가 없다. 대기에서 나오는 이 C는 CO로2 산화되어 가스전달을 통해 지표면 대양에 들어갈 수 있게 된다. 이것은 NADW와 AABW를 통해 심해로 전달된다. NADW에서 𝛿C는14 약 -60˚, AABW에서는 𝛿C는14 약 -160˚이다. 따라서, 방사성탄소의 보수적인 혼합을 이용하여, 다양한 위치에서 예상되는 방사성탄소의 양은 해당 위치의 NADW와 AABW의 백분율 구성을 사용하여 결정할 수 있다. 이것은 인산염 항성이나 염분과 같은 다른 추적기를 사용하여 결정할 수 있다.[4] 이 예상값으로부터의 편차는 방사성탄소의 델타 비, 즉 방사능 붕괴에 영향을 미치는 다른 과정을 나타낸다. 이 편차는 시간으로 변환될 수 있으며, 그 위치에서 물의 연령을 제공한다. 세계 바다 위에서 이것을 하는 것은 바다의 순환 패턴과 깊은 바다를 통해 물이 흐르는 속도를 산출할 수 있다. 이 순환을 표면 순환과 함께 사용하면 과학자들이 세계의 에너지 균형을 이해할 수 있다. 따뜻한 표면의 물은 북쪽으로 흐르지만, 차가운 깊은 물은 남쪽으로 흘러 극을 향해 순열 전달이 된다.

편모충류

동위 원소들은 또한 창백한 피부를 연구하는데 사용된다. 이것은 수백 년 전에서 수십만 년 전까지의 과거 기후에 대한 연구다. 우리가 가지고 있는 이 시대의 유일한 기록은 바위, 퇴적물, 생물학적 껍질, 석순, 종유석 등에 묻혀 있다. 이들 표본의 동위원소 비율은 당시 기후의 온도, 염도, 해양 순환, 강수량 등의 영향을 받아 동위원소 측정 기준에서 측정 가능한 변화를 일으켰다. 이러한 지질학적 형성에 기후 정보가 암호화되는 방식이다. 환경과학에 유용한 많은 동위원소 중 몇 가지는 아래에서 논의된다.

ΔO18

과거 기후를 재구성하는 데 유용한 동위원소 중 하나는 산소-18이다. 이것은 산소-16과 함께 또 다른 안정적인 산소 동위원소로서 물과 이산화탄소/탄산염 분자로 통합되는 것은 강한 온도에 의존한다. 온도가 높을수록 산소-18이 더 많이 통합된다는 것을 의미하며, 그 반대도 마찬가지다. 따라서 O/16O의 비율은 온도에 대해 어떤 것을 말해줄 수 있다. 물의 경우 동위원소 비율 기준은 비엔나 스탠더드 평균 해양수, 탄산수의 경우 피 디 벨렘나이트가 표준이다. 과거의 물과 껍질에 대한 정보를 기록하는 얼음 코어와 침전물 코어를 사용하면, 이 비율은 과학자들에게 그 당시의 온도를 알려줄 수 있다.

리지에키와 레이모(2005)가 재구성한 기후기록은 시간이 지남에 따라 지구온도의 진동을 보여준다. 이 진동들은 약 120만 년 전까지만 해도 41 kyr 사이클을 가지고 있으며, 현재 우리가 보고 있는 100 kyr 사이클로 전환된다.

이 비율은 얼음 코어와 함께 얼음 코어의 지점의 온도를 결정하는 데 사용된다. 얼음 중심부의 깊이는 시간에 비례하며, 그 깊이에서 얼음의 실제 시간을 결정하는 것은 다른 기록과 "위글 매치"된다. 이는 침전물 코어에 있는 탄산칼슘 껍질의 ΔO를18 지구 온도의 큰 변화에 맞추기 위해 이들 기록과 비교함으로써 이루어질 수 있다. 얼음코어가 침전물 코어와 일치하면 U시리즈 데이트 등 고도로 정확한 데이트 방법을 활용해 이들 이벤트의 시간을 정확히 파악할 수 있다. 전초 생산, 경사지 플로 등 빙심 속 같은 깊이로 서로 다른 시대의 물을 섞는 과정이 있다.

Lisiecki와 Raymo(2005)는 지난 500만년 동안 기후를 재구성하기 위해 전지구적으로 분포된 57개의 심해 침전물 중심부에서 ΔO의18 측정을 사용했다.[5] 이 기록은 이 시간 동안 섭씨 2-10도의 진동을 보여준다. 500만~120만년 전 이 진동들은 4만1000년(41kyr)의 기간을 가졌지만 약 120만년 전에는 100kyr로 전환된다. 지구 온도의 이러한 변화는 태양 주위를 도는 지구 궤도의 궤도 매개변수 변화와 일치한다. 이를 밀란코비치 주기라고 하며, 이 주기들은 축을 중심으로 한 지구의 편심, 직각(축 기울기) 및 전열과 관련이 있다. 이는 100 kyr, 40 kyr, 20 kyr의 주기에 해당한다.

ΔO는18 더 작은 규모의 기후 현상을 조사하는 데도 사용될 수 있다. 쿠타바스 외 (2006) G. ruber foraminifera의 ΔO를18 사용하여 엘니뇨-남부 진동 (ENSO)을 연구했고, 홀로세 중간을 통한 가변성을 연구했다.[6] 개별 포람을 분리함으로써 쿠타바스 등은 특정 깊이에서 ΔO18 값의 산포를 얻을 수 있었다. 이러한 포람은 약 한 달 동안 살 수 있고 개별 포람은 산호에서 작은 깊이 범위로 뭉쳐져 여러 달 동안 살 수 있기 때문에 ΔO의18 변동성을 파악할 수 있었다. 이러한 코어를 취합한 동태평양에서 이러한 가변성의 일차적인 동인은 ENSO로 코어의 시간 범위에 걸친 ENSO 가변성의 기록이 된다. 쿠타바스 외 연구진은 홀로세 중간(약 6000년 전)에서 ENSO가 현재보다 훨씬 덜 가변적이라는 사실을 발견했다.

스트론튬 동위 원소

다른 환경 동위원소 세트는 스트론튬 동위원소다. 스트론튬-86과 스트론튬-87은 둘 다 스트론튬의 안정적 동위 원소지만 스트론튬-87은 루비듐-87의 붕괴로 인해 방사선이 발생한다. 이 두 동위원소의 비율은 스트론튬-87의 배경 농도를 알 수 있다고 가정했을 때, 초기 루비듐-87의 농도와 표본의 연대에 따라 달라진다. 이것은 Rb가 주로 대륙 암석에서 발견되기 때문에 유용하다. 이들 암석의 입자들은 강에 의한 풍화를 통해 바다로 유입되는데, 이는 스트론튬 동위원소 비율이 강에서 바다로 유입되는 풍화 이온유속과 관련이 있다는 것을 의미한다. Sr/86Sr의 해양 배경 농도는 0.709 ± 0.0012이다.[7] 스트론튬 비율은 퇴적 기록에 기록되기 때문에 시간에 따른 이 비율의 진동을 연구할 수 있다. 이러한 진동들은 바다나 국지 분지에의 강물의 입력과 관련이 있다. 리히터와 투레키안은 빙하간 빙하간 시간 계산(10년5)에 따라 Sr/86Sr 비율이 3*10만큼−5 달라진다는 것을 발견하면서 이에 대한 연구를 수행했다.[8]

우라늄, 프로텍티늄, 토륨, 납을 포함한 액티니드의 붕괴 시리즈

우라늄 및 관련 동위원소

우라늄은 많은 방사성 동위원소를 가지고 있어 붕괴 사슬에서 입자를 계속 방출한다. 우라늄-235는 그러한 사슬 중 하나에 있으며, 프로트니늄-231로 분해되고 그 다음에 다른 제품들로 분해된다. 우라늄-238은 별도의 사슬에 있어 토륨-230을 포함한 일련의 원소로 분해된다. 이 두 시리즈 모두 결국 우라늄-235에서 납-207 또는 우라늄-238에서 납-206으로 납을 형성하게 된다. 이 모든 디케이는 알파 또는 베타 디케이지로, 모두 Nt = N 형식의 첫 번째 순서 비율 방정식을 따른다는 것을 의미하며 여기서 λ은 해당 동위원소의 반감기다. 이를 통해 존재하는 방사성 동위원소의 다양한 비율을 바탕으로 표본의 연령을 간단하게 판단할 수 있다.

우라늄 동위원소가 사용되는 한 가지 방법은 수백만 년에서 수십억 년 전의 암석과의 데이트를 하는 것이다. 이것은 우라늄 납 연애를 통해서입니다. 이 기법은 지르콘 표본을 사용하여 그 안에 있는 납 함량을 측정한다. 지르콘은 우라늄과 토륨 원자를 수정 구조에 통합하지만 납을 강하게 거부한다. 따라서 지르콘 결정에서 납의 유일한 근원은 우라늄과 토륨의 부패를 통해서이다. 우라늄-235와 우라늄-238 시리즈는 모두 납의 동위원소로 분해된다. U를 Pb로 전환하는 반감기는 7억1000만년, U를 Pb로 전환하는 반감기는 44억7000만년이다. 고해상도 질량 스펙트럼 분석으로 인해 두 체인은 암석과의 연대를 위해 사용될 수 있으며, 암석에 대한 보완 정보를 제공한다. 반감기의 큰 차이는 수백만 년의 질서에서 수십억 년의 질서에 이르기까지 오랜 기간 동안 그 기술을 견고하게 만든다.

우라늄 동위원소가 환경과학에 사용되는 또 다른 방법은 Pa/230Th 비율이다. 이 방사성 동위원소는 다른 우라늄 부모들을 가지고 있지만, 바다에서는 매우 다른 반응성을 가지고 있다. 우라늄은 해양의 체류시간에 비해 체류시간이 매우 크기 때문에 해양의 우라늄 프로파일은 일정하다. 따라서 우라늄의 붕괴도 등방성이지만, 딸 동위원소는 다르게 반응한다. 토륨은 입자에 의해 쉽게 청소되어 바다에서 퇴적물로 빠르게 제거된다.[9] 이와는 대조적으로 파는 침전물에 안착하기 전에 바다의 순환을 적은 양으로 느끼며 입자극성이 없다.[9] 따라서 동위원소와 각 우라늄 동위원소의 분율의 붕괴율을 알면 Pa/230Th의 예상 비율을 결정할 수 있으며, 이 값으로부터의 편차는 순환에 기인한다. 순환은 하류 Pa/230Th 비율이 더 높고 상류에 낮은 비율로 이어지며 편차의 크기는 유속과 관련이 있다. 이 기법은 마지막 빙하 최대치(LGM) 동안, 그리고 하인리히 사건이나 단스고드-오에스흐거 사건 등 지구의 과거 급격한 기후변화 사건 동안 대서양 메리디온 전복 순환(AMOC)을 정량화하기 위해 사용되어 왔다.[9][10]

네오디뮴

네오디뮴 동위원소는 또한 바다에서 순환을 결정하는 데 사용된다. 네오디뮴의 모든 동위원소는 빙하-간빙 주기 시간대에 안정되어 있지만 Nd는 해양의 방사성 동위원소인 sm의 딸이다. 사마륨-147은 맨틀 바위와 지각 바위에 비해 농도가 높아 맨틀 유래 바위에서 하천 입력을 받는 지역은 sm과 nd의 농도가 높다. 그러나 이러한 차이는 너무 작아서 델타 값의 표준 표기법은 무딘 것이 아니다; 보다 정밀한 엡실론 값은 네오디뮴 동위원소의 비율의 변화를 설명하는데 사용된다. It is defined as

바다에서 이것의 주요 원천은 북대서양과 깊은 태평양에 있다. 최종 구성원 중 한 명이 해양 내부를 배경으로 하기 때문에, 이 기술은 우리에게 표면 해양에만 설정된 다른 모든 해양 트래커에 비해 엷은 편백질에 대한 보완적인 정보를 알려줄 수 있는 잠재력을 가지고 있다.[9]

참조

  1. ^ Gao, Yi Qin; Marcus, R. A. (2001-07-13). "Strange and Unconventional Isotope Effects in Ozone Formation". Science. 293 (5528): 259–263. Bibcode:2001Sci...293..259G. doi:10.1126/science.1058528. ISSN 0036-8075. PMID 11387441. S2CID 867229.
  2. ^ Kendall, Carol. "USGS -- Isotope Tracers -- Resources -- Isotope Geochemistry". wwwrcamnl.wr.usgs.gov. Retrieved 2018-05-21.
  3. ^ Philp, R. Paul (2006-08-16). "The emergence of stable isotopes in environmental and forensic geochemistry studies: a review". Environmental Chemistry Letters. 5 (2): 57–66. doi:10.1007/s10311-006-0081-y. ISSN 1610-3653.
  4. ^ Rae, J. W. B.; Broecker, W. (2018-01-11). "What Fraction of the Pacific and Indian Oceans' Deep Water is formed in the North Atlantic?". Biogeosciences Discussions. 2018: 1–29. doi:10.5194/bg-2018-8. ISSN 1810-6285.
  5. ^ Lisiecki, Lorraine E.; Raymo, Maureen E. (2005-01-18). "A Pliocene-Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic δ18O records" (PDF). Paleoceanography. 20 (1): n/a. Bibcode:2005PalOc..20.1003L. doi:10.1029/2004pa001071. hdl:2027.42/149224. ISSN 0883-8305.
  6. ^ 쿠타바스 A, 데메노칼 PB, 올리브 GC, 린치-스티글리츠 J. 2006. 동부 열대 태평양 퇴적물에서 개별 포라미네라(Foraminifera)에 의해 밝혀진 미드홀로세 엘 니우 노 남방진동(ENSO) 감쇠. 지질학 34:993–96
  7. ^ Murthy, V. Rama; Beiser, E. (1968-10-01). "Strontium isotopes in ocean water and marine sediments". Geochimica et Cosmochimica Acta. 32 (10): 1121–1126. Bibcode:1968GeCoA..32.1121M. doi:10.1016/0016-7037(68)90111-7. ISSN 0016-7037.
  8. ^ Richter, Frank M.; Turekian, Karl K. (1993-08-01). "Simple models for the geochemical response of the ocean to climatic and tectonic forcing". Earth and Planetary Science Letters. 119 (1–2): 121–131. Bibcode:1993E&PSL.119..121R. doi:10.1016/0012-821X(93)90010-7. ISSN 0012-821X.
  9. ^ a b c d Lynch-Stieglitz, Jean; Adkins, Jess F.; Curry, William B.; Dokken, Trond; Hall, Ian R.; Herguera, Juan Carlos; Hirschi, Joël J.-M.; Ivanova, Elena V.; Kissel, Catherine (2007-04-06). "Atlantic meridional overturning circulation during the Last Glacial Maximum". Science. 316 (5821): 66–69. Bibcode:2007Sci...316...66L. doi:10.1126/science.1137127. ISSN 1095-9203. PMID 17412948. S2CID 44803349.
  10. ^ Lynch-Stieglitz, Jean (2017-01-03). "The Atlantic Meridional Overturning Circulation and Abrupt Climate Change". Annual Review of Marine Science. 9 (1): 83–104. Bibcode:2017ARMS....9...83L. doi:10.1146/annurev-marine-010816-060415. ISSN 1941-1405. PMID 27814029.