環境同位体

環境同位体は、同位体地球化学の対象である安定同位体と放射性同位体のサブセットです。環境同位体は主に、海洋大気系内、陸上生物群系内、地球表面内、およびこれらの広範な領域間での 物質の動きを観察するためのトレーサーとして使用されます。

化学元素は陽子の数で定義されますが、原子の質量は原子核内の陽子と中性子の数で決まります。同位体とは、特定の元素であるが中性子の数が異なり、したがって質量数も異なる原子のことです。元素の同位体間の比率は世界中でわずかに異なるため、世界中の同位体比率の変化を研究するために、同位体比率の変化は標準からの偏差に 1000 を掛けたものとして定義されます。この単位は「パーミル」です。慣例的に、この比率は重い同位体と低い同位体の比率です。

${\displaystyle \delta {\ce {^{13}C}}=\left({\frac {\left({\frac {{\ce {^{13}C}}}{{\ce {^{12}C}}}}\right)_{sample}}{\left({\frac {{\ce {^{13}C}}}{{\ce {^{12}C}}}}\right)_{standard}}}-1\right)\times 1000}$‰

同位体の変化は、多くの種類の分別によって発生する可能性があります。これらは一般に、質量非依存分別と質量依存分別に分類されます。質量非依存プロセスの例としては、オゾン中の酸素原子の分別が挙げられます。これは運動論的同位体効果(KIE)によるもので、異なる同位体分子が異なる速度で反応することで発生します。^[1]質量依存プロセスの例としては、液体から気体に移行する際の水の分別が挙げられます。より重い同位体( ¹⁸ Oおよび² H ) を持つ水分子は液体相に留まる傾向があり、より軽い同位体 ( ¹⁶ Oおよび¹ H ) を持つ水分子は優先的に気相に動きます。^[2]

存在するさまざまな同位体のうち、一般的な分類の 1 つは、放射性同位体を安定同位体と区別することです。放射性同位体は、異なる同位体に崩壊する同位体です。たとえば、³ H (トリチウム) は水素の放射性同位体です。これは、半減期が約 12.3 年で³ Heに崩壊します。比較すると、安定同位体は放射性崩壊を起こさず、その固定比率を放射性同位体の指数関数的に崩壊する比率に対して測定して、物質の年齢を決定します。放射性同位体は、一般的に、^{14 C を使用して現代の海洋循環を調査するなど、より短い時間スケールでより有用であり、安定同位体は、安定}ストロンチウム同位体を使用して川の流れの違いを調査するなど、より長い時間スケールでより有用です。

これらの同位体は、さまざまな興味深い現象を研究するためのトレーサーとして使用されます。これらのトレーサーは空間的に特定の分布を持っているため、科学者はこれらのトレーサー分布に影響を与えるさまざまなプロセスをデコンボリューションする必要があります。トレーサー分布を設定する方法の 1 つは、保存的混合です。保存的混合では、トレーサーの量が保存されます。^[3]この例として、異なる塩分濃度の 2 つの水塊を混合することが挙げられます。塩分が多い水塊の塩は、塩分が少ない水塊に移動し、塩分の総量は一定に保たれます。このトレーサー混合方法は非常に重要であり、トレーサーにどのような値が期待されるかのベースラインを提供します。ポイントとしてのトレーサーの値は、その領域に流入するソースの平均値であると予想されます。これからの逸脱は、他のプロセスを示しています。これらは非保存的混合と呼ばれ、トレーサーの量を保存しない他のプロセスがあります。その一例が 𝛿 ¹⁴ C です。これは水塊間で混合されますが、時間の経過とともに崩壊し、その地域の ^{14 C の量が減少します。}

最もよく使用される環境同位体は次のとおりです。

• 重水素
• トリチウム
• 炭素13
• 炭素14
• 窒素15
• 酸素18
• シリコン-29
• 塩素-36
• ウランの同位体
• ストロンチウムの同位体

環境同位体が研究に使われるテーマの 1 つは、海洋の循環です。海洋を箱として扱うことは、一部の研究でのみ有用です。一般循環モデル(GCM) で海洋を詳細に検討するには、海洋がどのように循環するかを知る必要があります。これにより、海洋 (および大気) が熱帯から極に熱を伝達する方法が理解できます。また、放射性プロセスや生物学的プロセスなど、特定のトレーサーに影響を与える他の現象による循環効果を分離するのにも役立ちます。

基本的な観測技術を使用して、表層海洋の循環を判定できます。大西洋盆地では、一般に表層水は南から北に向かって流れ、北大西洋と南大西洋で環流を形成します。太平洋でも環流は形成されますが、大規模な南北方向の動きは比較的わずかです。深海については、密度によって水が深海に沈む領域が 2 つあります。それは、北大西洋と南極です。形成される深層水塊は、北大西洋深層水(NADW) と南極底層水(AABW) です。深層水はこれら 2 つの水の混合物であり、これら 2 つの水塊から水がどのように構成されているかを理解することで、深海で水塊がどのように移動するかがわかります。

^{これは、 14} Cなどの環境同位体で調査できます。14 C は主に上層大気と核実験で生成され、海洋には大きな発生源も吸収源もありません。大気中のこの 14 C は 14 CO 2 に酸化され^{、ガス移動}によって_海洋表層に入ります。これは、NADW と AABW によって深海に運ばれます。NADW では、𝛿 ¹⁴ C は約 -60‰ で、AABW では、𝛿 ¹⁴ C は約 -160‰ です。したがって、放射性炭素の保存的混合を使用すると、さまざまな場所の放射性炭素の予想量は、その場所の NADW と AABW のパーセント構成を使用して決定できます。これは、リン酸星や塩分などの他のトレーサーを使用して決定できます。^[4]この予想値からの偏差は、放射性炭素のデルタ比に影響を与える他のプロセス、つまり放射性崩壊を示しています。この偏差は時間に変換でき、その場所の水の年齢がわかります。これを世界中の海で行うことによって、海の循環パターンと深海を流れる水の速度が得られます。この循環を表面循環と組み合わせて使用​​することで、科学者は世界のエネルギーバランスを理解できます。暖かい表面水は北に流れ、冷たい深海水は南に流れ、極に向かって正味の熱伝達が起こります。

同位体は古気候の研究にも使われます。これは、数百年前から数十万年前までの過去の気候がどのようなものであったかを研究するものです。私たちが持っているこれらの時代に関する唯一の記録は、岩、堆積物、生物の殻、石筍、鍾乳石などに埋もれています。これらのサンプルの同位体比は、当時の気候の温度、塩分、海洋の循環、降水量などの影響を受け、同位体測定の基準から測定可能な変化を引き起こしました。このようにして、気候情報はこれらの地質構造にエンコードされます。環境科学に役立つ多くの同位体のいくつかを以下で説明します。

過去の気候を再構築する上で有用な同位体は酸素 18です。酸素 16とともに酸素の安定同位体であり、水や二酸化炭素/炭酸塩分子への取り込みは温度に大きく依存します。温度が高いほど酸素 18 の取り込みが多くなり、温度が低いほど酸素 18 の取り込みが多くなります。したがって、¹⁸ O/ ¹⁶ O の比率から温度について知ることができます。水の場合、同位体比の標準はウィーン標準平均海洋水であり、炭酸塩の場合、標準はピーディーベレムナイトです。過去の水と貝殻に関する情報が記録されている氷床コアと堆積物コアを使用すると、科学者はこの比率から当時の温度を知ることができます。

この比率は、氷床コアで使用され、氷床コア内のスポットの温度を決定します。氷床コアの深さは時間に比例しており、他の記録と「ウィグル マッチング」して、その深さの氷の実際の時間を決定します。これは、堆積物コアの炭酸カルシウム殻のδ ¹⁸ O をこれらの記録と比較して、地球の大規模な温度変化を一致させることによって行うことができます。氷床コアが堆積物コアと一致すると、U シリーズ年代測定などの非常に正確な年代測定方法を使用して、これらのイベントの時間を正確に決定できます。氷床コアの同じ深さに異なる時間の水を混合するプロセスがいくつかあります。たとえば、フィルンの生成や傾斜した地形の浮氷 などです。

LisieckiとRaymo（2005）は、過去500万年間の気候を再構築するために、世界中に分布する57の深海堆積物コアから採取した底生有孔虫のδ18O^{の測定値を使用し、これを世界の氷床の総質量の代理として採用した。 [5]}この記録は、この期間に2〜10℃の振動を示している。500万年前から120万年前の間、これらの振動は41,000年（41kyr）周期であったが、約120万年前に周期が100kyrに切り替わった。これらの地球温度の変化は、太陽の周りの地球の軌道パラメータの変化と一致している。これらはミランコビッチサイクルと呼ばれ、地球の離心率、黄道傾斜（軸の傾き）、および軸の周りの歳差運動に関連している。これらは、100 千年、40 千年、20 千年の周期に対応します。

δ ¹⁸ Oは、より小規模な気候現象の調査にも使用できます。Koutavas et al. (2006) は、G. ruber有孔虫のδ ^{18 Oを使用して、}エルニーニョ南方振動（ENSO）と中期完新世を通じたその変動を調査しました。^{[6]個々の有孔虫の殻を分離することにより、Koutavas et al.は、特定の深さでのδ 18} O値の広がりを取得することができました。これらの有孔虫の寿命は約1か月で、個々の有孔虫はサンゴの狭い深さの範囲に密集して多くの異なる月のものであるため、δ ¹⁸ Oの変動を判定することができました。これらのコアが採取された東太平洋では、この変動の主な要因はENSOであるため、これはコアの期間にわたるENSO変動の記録になります。 ENSO の変動は、中期完新世（約 6,000 年前）では現在よりもはるかに小さかったことが判明しました。

古気候学で使用される環境同位体のもう 1 つのセットは、ストロンチウム同位体です。ストロンチウム 86 とストロンチウム 87 はどちらもストロンチウムの安定同位体ですが、ストロンチウム 87 は放射性同位体であり、ルビジウム 87 の崩壊から生じます。これら 2 つの同位体の比率は、ストロンチウム 87 の背景濃度がわかっていると仮定すると、ルビジウム 87 の初期濃度とサンプルの年齢によって異なります。これは、⁸⁷ Rb が主に大陸岩石に含まれているため便利です。これらの岩石の粒子は、川による風化によって海に流れ込みます。つまり、このストロンチウム同位体比は、川から海に流れ込む風化イオン フラックスに関連しています。海中の⁸⁷ Sr/ ⁸⁶ Sr の背景濃度は 0.709 ± 0.0012 です。^[7]ストロンチウム比は堆積物に記録されているため、この比の経時的な変動を研究することができます。これらの変動は、海洋または地元の盆地への河川流入に関連しています。リヒターとトゥレキアンはこれに関する研究を行い、氷河期から間氷期までの時間スケール（10 ⁵年）で、⁸⁷ Sr / ⁸⁶ Sr比は3 * 10 ⁻⁵変化することを発見しました。^[8]

ウランには、崩壊系列に沿って粒子を放出し続ける多くの放射性同位体があります。ウラン 235はそのような系列の 1 つにあり、プロトアクチニウム 231に崩壊し、その後他の生成物に崩壊します。ウラン 238 は別の系列にあり、トリウム 230 を含む一連の元素に崩壊します。これらの系列は両方とも、ウラン 235 から鉛 207またはウラン 238 から鉛 206 のいずれかに最終的に鉛を形成します。これらの崩壊はすべてアルファ崩壊またはベータ崩壊であり、つまり、すべてが という形式の 1 次速度式に従います。ここで、λ は問題の同位体の半減期です。これにより、存在する放射性同位体のさまざまな比率に基づいてサンプルの年代を簡単に決定できます。 ${\displaystyle dN/dt=\lambda N}$

ウラン同位体が使用される方法の 1 つは、数百万年から数十億年前の岩石の年代を測定することです。これは、ウラン鉛年代測定法によって行われます。この技術では、ジルコンサンプルを使用し、その中の鉛含有量を測定します。ジルコンは、ウランとトリウムの原子を結晶構造に組み込みます^が、鉛を強く拒絶します。したがって、ジルコン結晶中の鉛の唯一の発生源は、ウランとトリウムの崩壊によるものです。ウラン 235 およびウラン 238 系列は両方とも、鉛の同位体に崩壊します。235 U が^{207 Pb に変化する半減期は 7 億 1 千万年であり、 238} U が²⁰⁶ Pb に変化する半減期は44 億 7 千万年です。高解像度の質量分析により、両方の連鎖を使用して岩石の年代を測定でき、岩石に関する相補的な情報が得られます。半減期の大きな差により、この技術は数百万年から数十億年までの長い時間スケールにわたって堅牢なものとなります。

^{環境科学におけるウラン同位体のもう一つの用途は、 231} Pa/ ²³⁰ Thの比率である。これらの放射性同位体は異なるウラン親を持つが、海洋における反応性は非常に異なる。海洋におけるウランのプロファイルは一定である。これは、ウランの滞留時間が海洋の滞留時間に比べて非常に長いためである。したがって、ウランの崩壊も等方性であるが、娘同位体は異なる反応を示す。トリウムは粒子によって容易に除去されるため、海洋から堆積物へと急速に除去される。^[9]対照的に、²³¹ Paは粒子に対してそれほど反応せず、堆積物に沈着する前に少量で海洋の循環を感じる。 ^{[9]したがって、両方の同位体の崩壊率と各ウラン同位体の割合がわかれば、 231} Pa/ ²³⁰ Thの予想される比率を決定することができ、この値からの偏差は循環によるものである。循環により下流では²³¹ Pa/ ²³⁰ Th比が高くなり、上流では低くなりますが、偏差の大きさは流量に関係しています。この技術は、最終氷期極大期（LGM）や、ハインリッヒイベントやダンスガード・オシュガーイベントなどの地球の過去の急激な気候変動イベント中の大西洋南北循環（AMOC）を定量化するために使用されました。^{[9] [10]}

ネオジム同位体は、海洋の循環を決定するためにも使用されます。ネオジムの同位体はすべて、氷期-間氷期サイクルのタイムスケールで安定していますが、¹⁴³ Ndは、海洋の放射性同位体である¹⁴⁷ Smの娘核種です。サマリウム 147 は、地殻岩石よりもマントル岩石に高い濃度で存在するため、マントル由来の岩石から河川流入を受ける地域では、¹⁴⁷ Sm と¹⁴³ Nd の濃度が高くなります。ただし、これらの差は非常に小さいため、デルタ値の標準表記では不十分です。より正確なイプシロン値が、ネオジム同位体のこの比率の変化を表すために使用されます。これは次のように定義されます。${\displaystyle \epsilon {\ce {_{Nd}}}=\left({\frac {\left({\frac {{\ce {^{143}Nd}}}{{\ce {^{144}Nd}}}}\right)_{sample}}{\left({\frac {{\ce {^{143}Nd}}}{{\ce {^{144}Nd}}}}\right)_{standard}}}-1\right)\times 10000}$

海洋におけるこの物質の主な発生源は、北大西洋と太平洋深海のみです。エンドメンバーの1つは海洋内部に存在するため、この技術は、海洋表層にのみ存在する他のすべての海洋トレーサーと比較して、古気候に関する補完的な情報を提供できる可能性があります。^[9]