水素同位体生物地球化学

水素同位体生物地球化学(HIBGC) は、水素同位体の分布と相対存在度を用いて環境中の生物学的、地質学的、化学的プロセスを科学的に研究する分野です。水素には、プロチウム ¹ H と重水素 ² Hという 2 つの安定同位体があり、その相対存在度は数百パーミルのオーダーで変化します。これら 2 つの種の比率は、物質の水素同位体シグネチャと呼ぶことができます。同位体指紋と、それらの間の変化につながる分別源を理解することは、生態学や水文学から地球化学や古気候の再構築に至るまで、さまざまな疑問に対処するために応用できます。天然の水素同位体組成 (HIC) を測定するには特殊な技術が必要であるため、HIBGC は、生態学や地球化学などのより伝統的な分野に独自の特殊なツールを提供します。

水素の 安定同位体の研究は、化学者ハロルド・ユーリーによる重水素の発見から始まりました。^[1]中性子は1932年まで認識されていませんでしたが、 ^[2]ユーリーは1931年に「重水素」の探索を開始しました。ユーリーと彼の同僚ジョージ・マーフィーは、バルマー系列から重水素の赤方偏移を計算し、分光研究で非常にかすかな線を観察しました。出版可能なデータのために分光線を強めるために、マーフィーとユーリーはフェルディナント・ブリックウェッデとペアを組み、現在では重水素と呼ばれる、より濃縮された重水素のプールを蒸留しました。この水素同位体に関する研究により、ユーリーは1934年のノーベル化学賞を受賞しました。^[3]

同じく1934年に、科学者アーネスト・ラザフォード、マーク・オリファント、ポール・ハートックは、高エネルギー原子核を重水素に衝突させることで、放射^性同位元素のトリチウム（水素3、3H ）を生成しました。実験で使用された重水素は、カリフォルニア大学バークレー校の物理学者ギルバート・N・ルイスが提供した重水でした。^[4]重水素の衝突により、それまで検出されていなかった2つの同位元素、ヘリウム3（3He）と3Hが生成されました^。ラザフォード^と彼の同僚は^{3Hの生成に成功しましたが、 3He}が放射性成分であると誤って想定しました。ルイス・ウォルター・アルバレスとロバート・コルノグ^[5]の研究で初めて3Hが単離され^、ラザフォードの誤った考えが覆されました。アルバレスは、トリチウムが放射性であると推論しましたが、当時の計算では半減期は10年以上であると示唆されていましたが、半減期を測定しませんでした。第二次世界大戦の終わりに、物理化学者ウィラード・リビーはガイガーカウンターでトリチウムサンプルの残留放射能を検出し、^[4]半減期のより正確な理解をもたらし、現在では12.3年と認められています。^[6]

水素同位体の発見は、核磁気共鳴分光法が初めて発明されたこともあり、1940年代の物理学にも影響を与えました。現在、有機化学者は核磁気共鳴（NMR）を使用してタンパク質相互作用をマッピングしたり^[7]、小さな化合物を特定したりしていますが^[8]、NMRは当初物理学者の情熱的なプロジェクトでした。水素の3つの同位体はすべて、NMR分光法に適した磁気特性を持つことがわかりました。NMRの応用を完全に表現した最初の化学者はジョージ・ペイクで、彼は石膏（）を結晶と粉末として測定しました^[9] 。観測された信号はペイク二重線と呼ばれ、水中の磁気的に活性な水素からのものでした。次にペイクは陽子間結合長を計算しました。1960年代に商用機器が利用可能になると、NMR測定はさらに革命的になりました。それ以前は、NMR実験には大規模なプロジェクトの構築、大きな磁石の場所の設置、何マイルにもわたる銅コイルの手作業による配線が必要でした。^[10]陽子NMRはその後数十年にわたる進歩を通じて最も人気のある技術であり続けましたが、² Hと³ Hは他の種類のNMR分光法で使用されました。2 Hは¹ Hとは異なる磁気モーメントとスピンを持っていますが、一般的に信号がはるかに小さいです。歴史的に、重水素NMRは陽子NMRの貧弱な代替ですが、細胞膜上の脂質^の挙動の研究に使用されてきました。^{[11] 2} H NMRの変種である² H-SNIFは、位置特異的な同位体組成を理解し、生合成経路を理解する可能性を示しています。^[12]トリチウムもNMRで使用されます。^{[13]トリチウムは1} Hよりも感度が高く、非常に大きな信号を生成する唯一の原子核であるためです。しかし、トリチウムの放射能のために、 ³ H-NMR の多くの研究は妨げられました。${\displaystyle {\ce {CaSO4.2H2O}}}$

トリチウムの放射能は分光分析での使用を阻むが、トリチウムは核兵器には不可欠である。科学者は1800年代初頭から核エネルギーについて理解し始めていたが、原子爆弾の研究が大きく進歩したのは1940年代初頭である。戦時中の研究、特にマンハッタン計画は放射能に関する理解を大きく前進させた。3H^は原子炉の副産物で、リチウム6に中性子を当てることで生成され、約5MeVのエネルギーを生み出す。

${\displaystyle {}^{6}\mathrm {Li} +n\longrightarrow {}^{4}\mathrm {He} +{}^{3}\mathrm {H} +5\ \mathrm {MeV} }$

ブースト核分裂兵器では、² Hと³ Hの混合物が加熱され、熱核融合が起こり、ヘリウムと自由中性子が生成されます。^[14]これらの高速中性子はその後さらに核分裂を引き起こし、「ブースト」を作成します。 1951年のグリーンハウス作戦では、ジョージと名付けられたプロトタイプがこのような兵器の概念実証を検証しました。^[15]しかし、最初の真のブースト核分裂爆弾であるグリーンハウスアイテムは1952年にテストに成功し、ブーストされていない爆弾のほぼ2倍の45.5キロトンの威力を発揮しました。^[15]米国は1988年に原子炉でのトリチウム製造を停止しましたが、 ^{[16] 1950年代の}核実験により、空気中に放射性核種、特に炭素14と³ Hが大量に放出されました。^{[17] [18]これにより、}炭素年代測定を使用する地質学者の測定が複雑になりました。しかし、一部の海洋学者は、水中の信号を利用して水塊の物理的な混合を追跡することで、 ^3Hの増加から利益を得ました。 ^[19]

生物地球化学では、科学者は主に環境プロセス、特に水循環のトレーサーとして重水素に注目した。かつてユーリーの大学院生だったアメリカの地球化学者ハーモン・クレイグは、雨水の水素同位体比と酸素同位体比の関係を発見した。2つの重い同位体の間の直線相関は世界中で見られ、全球降水線と呼ばれている。^[20] 1960年代後半までに、水素同位体の焦点は水から有機分子へと移った。植物は水を使ってバイオマスを形成するが、ゼブロウスキー、ポンティコルボ、リッテンバーグによる1967年の研究では、植物の有機物は水源よりも2Hが少ないことがわかった。^{[ 21]ゼブロウスキーの研究では、}モホール掘削プロジェクトの堆積物から得られた脂肪酸とアミノ酸の重水素濃度を測定した。1970年にブルース・スミスとサミュエル・エプスタインが行ったさらなる研究では、環境水と比較して有機物中の2Hが枯渇していることが確認された。^{[ 22]} 1970年に別の2人組、シーグルとフォーゲルは、水がバイオマスになり、バイオマスが石炭と石油になり、石油が天然ガスになったときのHICを分析した。^[23]彼らは、各段階で^2Hがさらに減少することを発見した。1980年にマリリン・エプステップ（現M.フォーゲル）とトーマス・ホーリングが発表した「安定水素同位体の生物地球化学」と題する画期的な論文は、有機物と発生源の関係を洗練させた。^[24]

水素安定同位体研究のこの初期段階では、ほとんどの同位体組成または分別は、すべての有機物またはすべての無機物のバルク測定として報告されていました。いくつかの例外には、セルロース^{[25] [26]}とメタン^[27]が含まれます。これらの化合物は簡単に分離できるためです。化合物固有の測定におけるメタンのもう1つの利点は、水素交換がないことです。セルロースは交換可能な水素を持っていますが、化学的誘導体化により、セルロースの水素が水または鉱物の水素源と交換されるのを防ぐことができます。1970年代と1980年代のセルロースとメタンの研究は、現代の水素同位体地球化学の標準を確立しました。

個々の化合物の測定は、質量分析法の進歩により、1990年代後半から2000年代初頭にかけて可能になりました。^[28] Thermo Delta+XLは、化合物固有の同位体分析が可能な最初の機器として測定を一変させました。これにより、より小さなサンプルをより正確に調べることが可能になりました。水素同位体の応用は、石油の測定による石油地球化学、脂質バイオマーカーの観察による古気候学、栄養動態の構築による生態学で急速に登場しました。炭酸塩温度計の開発後、 ^[29]メタンの凝集同位体組成の進歩が進行中です。^{[30] [31]正確な測定により、水素が関与する微生物の}生合成経路にも焦点を当てることが可能になっています。^[32]栄養段階を研究している生態学者は、過去の食事を再構築し、捕食者と被食者の関係を追跡するための化合物固有の測定に特に興味を持っています。^{[33]非常に進歩した機械により、}生体分子や天然ガスの位置特異的な水素同位体分析が可能になりました。^[34]

元素のすべての同位体は、陽子の数は同じですが、中性子の数は異なります。水素には、¹ H、² H、³ H の 3 つの天然同位体があり、それぞれ、プロチウム (H)、重水素 (D)、トリチウム (T) と呼ばれます。1 H と^{2 Hは}どちらも安定していますが、³ H は不安定で、ベータ崩壊して³ Heになります。3 H は地球化学において重要な用途がいくつ^かありますが(海洋循環トレーサーとしての使用など)、ここではこれ以上説明しません。

安定同位体生物地球化学の研究には、特定の化学プールにおけるさまざまな同位体の相対的存在量の記述、および物理化学プロセスによって、あるプールと別のプールにおける同位体の割合がどのように変化するかが含まれます。これらのプロセスにおける同位体の存在量と存在量の変化を記述するために、さまざまな種類の表記法が開発されており、以下にそれらをまとめます。ほとんどの場合、同位体の相対量のみが重要であり、1 つの同位体の絶対濃度はあまり重要ではありません。

システム内の水素同位体の最も基本的な説明は、² H と¹ H の相対的な存在量です。この値は、次のように定義される同位体比² R または分数存在量² F として報告できます。

${\displaystyle {\ce {^2R\ =\ {\frac {^2H}{^1H}}}}}}$

そして

${\displaystyle {\ce {^{2}F\ =\ {\frac {^{2}H}{{^{1}H}+{^{2}H}}}}}}$

ここで、^{x H は同位体x} Hの量です。分数存在比はモル分率に相当し、100 を掛けると原子パーセントになります。場合によっては、原子パーセント超過が使用され、サンプルの原子パーセントから標準の原子パーセントを引いた値が報告されます。

物質の同位体比は、同位体組成が既知の標準物質と比較して報告されることが多く、相対質量の測定は常に標準物質の測定と併せて行われます。水素の場合、同位体比が 155.76±0.1 ppm のウィーン標準平均海洋水標準物質が使用されます。この標準物質と比較したデルタ値は次のように定義されます。

${\displaystyle {\ce {\delta^2H_{VSMOW}\ =\ {\frac {^2R_{sample}}{^2R_{VSMOW}}}-1}}}$

これらのデルタ値は非常に小さい場合が多く、通常は上記の式に 1000 を掛けた値 (‰) として報告されます。

HIBGC の研究は、さまざまな物理化学プロセスが¹ Hと比較して^{2 H を優先的に濃縮または減少させるという事実に基づいています (}運動同位体効果[KIE] などを参照)。2 つのプール (多くの場合、物理化学プロセスの生成物と反応物) 間の同位体の分別を表すために、さまざまな尺度が開発されています。α 表記は、2 つの水素プール A と B の差を次の式で表します。

${\displaystyle {\ce {\alpha_{A/B}\ =\ {\frac {^2R^{A}}{^2R^{B}}}}}}$

ここで、δ ² H ^{A は}、プール A の VSMOW に対するデルタ値です。多くのデルタ値は互いに大きく変わらないため、α 値は 1 に非常に近くなることがよくあります。イプシロン (ε) と呼ばれる関連する尺度がよく使用され、次のように簡単に表されます。

${\displaystyle \epsilon _{A/B}=\alpha _{A/B}-1}$

これらの値はゼロに非常に近い場合が多く、α − 1に 1000 を掛けてミルあたりの値として報告されます。最後の 1 つの尺度は Δ で、「キャップ デルタ」と発音され、単純に次のようになります。

${\displaystyle {\ce {\Delta _{A/B}\ =\ \delta ^{2}H^{A}-\delta ^{2}H^{B}}}}$

² H と¹ H は安定同位体です。したがって、水素を含むプールの² H/ ^{1 H 比は、水素が追加または除去されない限り一定のままであり、これは}質量保存と呼ばれる特性です。2 つの水素プール A と B が、それぞれ独自の初期重水素分数存在比 ( F _AとF _{B ) を持つ水素のモル量}m _Aとm _Bと混合されると、結果として生じる混合物の分数存在比は次の正確な式で与えられます。

${\displaystyle m_{\Sigma }F_{\Sigma }=m_{A}F_{A}+m_{B}F_{B}}$

Σ の付いた項は、結合されたプールの値を表します。次の近似値は、既知の同位体組成を持つ 2 つのプールの混合に関する計算によく使用されます。

${\displaystyle m_{\Sigma }\delta _{\Sigma }=m_{A}\delta _{A}+m_{B}\delta _{B}}$

この近似は、自然プロセスからの水素プールを扱うほとんどのアプリケーションで、誤差がほとんどなく便利に適用できます。近似式と厳密な式で計算されたデルタ ( δ ) 値の最大差は、次の式で与えられます。

${\displaystyle \delta _{\text{error}}=(R_{\text{std}})[(\delta _{A}-\delta _{B})/2]^{2}}$

この誤差は、天然に存在する同位体の値のほぼすべての混合に対して非常に小さく、δ値にかなり大きな自然変動がある可能性のある水素に対しても小さい。^[35]不自然に大きいδ値に遭遇した場合、推定は通常回避され、これは同位体標識実験で特に一般的です。

自然のプロセスにより、さまざまな水素プールで D/H 比 (DHR) に大きなばらつきが生じます。KIE や、降水や蒸発などの物理的変化により、これらのばらつきが観察されます。海水は 0 から -10 パーミルの間でわずかに変動しますが、大気中の水は約 -200 ‰ から +100 ‰ の間で変動します。生物によって合成された生体分子は、生育した水の D/H 特性の一部と、数百 ‰ にもなる大きな分別係数を保持しています。地球と火星などの他の惑星体の間には、数千 ‰ の大きな D/H 差が見られますが、これはおそらく、惑星形成中の同位体分別のばらつきと、宇宙への水素の損失によるものです。

水素同位体は、自然界に見られる同位体の変化を生み出すために、いくつかの一般的なプロセスによって分別されます。一般的な物理的プロセスには、沈殿と蒸発が含まれます。化学反応は、プール間の重い同位体と軽い同位体の分配にも大きな影響を与えます。化学反応の速度は、反応中に形成および切断される化学結合のエネルギーに部分的に依存します。異なる同位体は異なる質量を持つため、化学種の同位体間で結合エネルギーが異なります。これにより、異なる同位体に対する反応速度に違いが生じ、化学反応における反応物と生成物の間で異なる同位体が分別されます。これは、運動同位体効果(KIE) として知られています。KIE の典型的な例は、H ₂ O と H ₂の平衡における DHR 差であり、α 値は 3～4 にもなります。^[36]

多くの研究分野では、化学物質または化学物質群の起源は極めて重要です。環境汚染物質の起源、アスリートの体内のホルモンの起源、食品や香料の真正性などの疑問はすべて、化合物を特定してその起源を突き止める必要がある例です。水素同位体は、これらの研究分野やその他さまざまな研究分野で使用されています。多くのプロセスが特定の化合物の DHR に影響を与える可能性があるため、この比率は、特定の場所で、または特定のプロセスで生成された化合物の診断シグネチャになります。複数のソースの DHR がわかれば、起源が不明なサンプルのこの比率の測定は、多くの場合、特定のソースまたは製造方法にリンクするために使用できます。

¹ Hは、陽子1個と中性子0個で構成され、太陽系で最も豊富な核種であり、ビッグバン後の最も初期の恒星爆発で形成されました。^[37]宇宙が爆発して生命が誕生した後、高温で高密度の粒子雲が冷え始め、最初にクォークや電子などの亜原子粒子が形成され、次に凝縮して陽子と中性子が形成されました。水素やヘリウムよりも大きな元素は、超新星爆発で放出されたエネルギーから、次々と恒星とともに生成されました。

1つの陽子と1つの中性子を持つ重水素（^2H）も宇宙起源であることが知られています。陽子と中性子が結合すると、重水素中間体とともにヘリウム4が生成されました。4 ^Heとのアルファ反応により、今日の太陽系の大部分を占める大きな元素の多くが生成します。しかし、宇宙が冷却する前に、高エネルギー光子が重水素を破壊し、より大きな元素の形成を妨げました。これは重水素ボトルネックと呼ばれ、元素合成のタイムラインに対する制限です。今日の重水素はすべて、十分に冷却された後のこの陽子-陽子融合から発生しました。^[38]

1つの陽子と2つの中性子を持つトリチウム（ ^3H ）は、初期宇宙でも陽子と中性子の衝突によって生成されたが、その後放射性崩壊してヘリウム3になった。今日のトリチウムは、半減期が12.3年と短いため、BBN由来ではない。今日の^3H濃度は、代わりに核反応と宇宙線によって左右される。3Hから^3Heへのベータ崩壊では^、電子と反ニュートリノ、および約18keVのエネルギーが放出される。これは低エネルギー崩壊であるため、放射線は皮膚を透過しない。したがって、トリチウムは直接摂取または吸入した場合にのみ危険である。^[39]

${\displaystyle {}^{3}\mathrm {H} \longrightarrow {}^{3}\mathrm {He} +{e}^{-}+18\ \mathrm {keV} }$

¹ Hはスピン1/2の 素粒子であり、したがってフェルミオンです。他のフェルミオンには、中性子、電子、トリチウムがあります。フェルミオンはパウリの排他原理によって支配されており、2つの粒子が同じ量子数を持つことはできません。^{[40] [41]}しかし、重水素や光子などのボソンは排他律に縛られておらず、複数の粒子が同じエネルギー状態を占めることができます。¹ Hと² Hのこの基本的な違いは、多くの物理的特性に現れています。重水素のような整数スピン粒子はボーズ・アインシュタイン統計に従いますが、半整数スピンのフェルミオンはフェルミ・ディラック統計に従います。複数のフェルミオンを記述する波動関数は、粒子の交換に関して反対称でなければなりませんが、ボソンの波動関数は対称です。^[42]ボソンは区別がつかず、同じ状態をとることができるため、ボソンの集合は低温ではフェルミオンとは非常に異なる挙動を示す。ボソンが冷却され、最低エネルギー状態まで緩和されると、超流動や超伝導などの現象が発生する。^[43]

同位体は中性子の数によって異なり、これは質量とサイズに基づく物理的特性に直接影響します。通常の水素（陽子、¹ H）には中性子がありません。重水素（² H）には中性子が 1 個、三重水素（³ H）には中性子が 2 個あります。中性子は原子に質量を追加し、異なる化学的物理的特性をもたらします。この効果は水素同位体の場合特に強く、追加された中性子によって質量が¹ Hから^{2 H に倍増します。}炭素、窒素、酸素、硫黄などのより重い元素の場合、質量差は薄まります。

物理化学者は、しばしば量子調和振動子（QHO）を使用して化学結合をモデル化し、水素-水素結合をバネでつながれた2つのボールとして簡略化します。^{[41] [44]} QHOはフックの法則に基づいており、結合を正確に説明するモースポテンシャルの良い近似です。化学反応におけるH / ^{2 Hのモデル化は、生成物と反応物における同位体のエネルギー分布を示します。重い同位体2} Hのエネルギーレベルが低いことは、 QHOが換算質量μの逆数に依存していることで数学的に説明できます。したがって、換算質量が大きいほど分母が大きくなり、ゼロ点エネルギーが小さくなり、量子井戸内のエネルギー状態が低くなります。

¹ H- ¹ H結合と² H- ² H結合 の換算質量を計算すると次のようになります。

${\displaystyle \mu _{{\ce {H}}}={\cfrac {m_{{\ce {H}}}m_{{\ce {H}}}}{m_{{\ce {H} }}+m_{{\ce {H}}}}}={\cfrac {1}{2}}.\!\,}$

${\displaystyle \mu _{{\ce {D}}}={\cfrac {m_{{\ce {D}}}m_{{\ce {D}}}}{m_{{\ce {D} }}+m_{{\ce {D}}}}}={\cfrac {4}{4}}=1.\!\,}$

量子調和振動子のエネルギー準位は次の形式をとる。ここでkはバネ定数、hはプランク定数である。^[41]

${\displaystyle E_{n}=\hbar {\sqrt {k \over \mu }}\left(n+{1 \over 2}\right).}$

このエネルギー分布の効果は、運動同位体効果（KIE）と平衡同位体効果として現れる。^[45]可逆反応では、平衡条件下では、反応は前方と後方に進行し、熱力学的自由エネルギーが最小になるように同位体を分配する。しばらくして平衡に達すると、より重い同位体が生成物側に存在するようになる。より低いエネルギーの安定性により、生成物は反応物に比べて² H に富むようになる。逆に、運動条件下では、反応は一般に不可逆である。反応の制限段階は、活性化エネルギー障壁を克服して中間状態に到達することである。より軽い同位体は量子井戸内でより高いエネルギー状態にあるため、優先的に生成物に形成される。したがって、運動条件下では、生成物は² H が相対的に減少する。

KIE は生物系では一般的であり、HIBGC にとって特に重要です。KIE は通常、平衡反応よりも大きな分別をもたらします。どの同位体系でも、質量差が大きいほど KIE は強くなります。ほとんどの系では、軽い同位体はより速く移動する傾向がありますが、結合は弱くなります。高温では、エントロピーが同位体組成の大きなシグナルを説明します。ただし、温度が低下すると、同位体効果がより顕著になり、ランダム性はそれほど役割を果たしません。これらの一般的な傾向は、結合破壊、拡散または流出、凝縮または蒸発反応 のさらなる理解において明らかになります。

水素同位体の研究における大きな問題の 1 つは、交換可能性の問題です。科学者は、数時間から地質時代まで、さまざまな時間スケールで、研究対象の分子の水素部分が元の種であるのか、それとも近くの水や鉱物水素との交換を表すのかを検討する必要があります。この分野の研究では、交換率に関してまだ結論が出ていませんが、水素交換が同位体研究における情報の保存を複雑にしていることは一般に理解されています。

水素原子は、数時間から数日のタイムスケールで、水酸基結合 (O–H)、窒素結合 (N–H)、チオール/メルカプト結合 (S–H)などの電気陰性結合から容易に分離します。この急速な交換は、これらの官能基を含むバルク有機物の測定では特に問題となります。同位体組成は、同位体効果ではなく、水源を反映する可能性が高いためです。したがって、古代の水を測定していない古気候の記録は、他の同位体マーカーに依存しています。1990 年代の進歩は、この問題を解決する有望な可能性を秘めていました。サンプルは 2 種類の重水で平衡化され、比較されました。それらの比率は、H/2H 交換を補正するために測定値を較正できる交換係数を表し^ます。[ 46 ^]

研究者たちは長い間、大きな炭化水素分子は水素交換の影響を受けないと信じていたが、最近の研究では同位体の再配列を可能にする多くの反応が特定されている。同位体交換は地質学的時間スケールで重要になり、脂質 バイオマーカーを研究する生物学者や古代の石油を研究する地質学者の研究に影響を与えている。交換の原因となる反応には以下が含まれる^{[46] [47]}

1. C-H結合を切断するラジカル反応。
2. 第三級および芳香族水素のイオン交換。
3. ケトンの アルファ炭素上の水素を活性化するエノール化。
4. 立体化学反転を引き起こす立体化学交換。
5. メチルシフト、二重結合の移動、炭素骨格の再配置などの構成的交換。

これらの反応の詳細な速度論は決定されていない。しかし、粘土鉱物は他の鉱物よりも速くイオン性水素交換を触媒することが知られている。 ^{[48]そのため、}砕屑環境で形成された炭化水素は、炭酸塩環境で形成された炭化水素よりも多くの水素を交換する。芳香族水素と第三級水素はまた、第一級水素よりも交換速度が大きい。これは、関連するカルボカチオンの安定性が増すためである。^[49]第一級カルボカチオンは存在するには不安定すぎると考えられており、FT-ICR 分光計で単離されたことはない。^[50]一方、第三級カルボカチオンは比較的安定しており、有機化学反応の中間体となることが多い。プロトン損失の可能性を高めるこの安定性は、近くの炭素原子の電子供与によるものである。共鳴と近くの孤立電子対も、電子供与を介してカルボカチオンを安定化させることができる。したがって、芳香族炭素は比較的交換しやすい。

これらの反応の多くは温度に大きく依存しており、通常、温度が高いほど交換が加速される。しかし、各温度域で異なるメカニズムが優勢になる可能性がある。例えば、イオン交換は低温で最も顕著になる。このような低温環境では、元の水素同位体シグナルを何億年にもわたって保存できる可能性がある。^{[51]しかし、}地質時代の多くの岩石は、かなりの熱成熟に達している。石油ウィンドウの開始時までに、多くの水素が交換されているように見える。最近、科学者たちは希望の光を探った。水素交換はゼロ次の運動反応である（80～100°Cの炭素結合水素の場合、半減期はおそらく10 ⁴～10 ⁵年である）。^[51]速度定数の数学を適用することで、元の同位体組成への外挿が可能になる。この解決策は有望ではあるが、堅牢な較正を行うには文献での意見の相違が多すぎる。

蒸気同位体効果は、¹ H、² H、³ Hで発生します。これは、各同位体が液体相と気相で異なる熱力学的特性を持つためです。^[52]水の場合、凝縮相はより濃縮され、蒸気はより枯渇します。たとえば、雲から凝縮した雨は、蒸気の開始点よりも重いです。一般に、水中の重水素濃度の大きな変動は、液体、蒸気、固体の貯留層間の分留によるものです。水の分留パターンとは対照的に、油や脂質などの非極性分子には、液体に比べて重水素が濃縮された気体対応物があります。^[28]これは、長鎖炭化水素には干渉しない、水中の水素結合による極性と関連していると考えられています。

物理的および化学的分別プロセスにより、元素の同位体組成の変化が報告されており、水素同位体の標準原子量はIUPACの原子量および同位体存在比に関する委員会によって公開されています。HIC は、国際原子力機関(IAEA) の基準水を基準として報告されています。一般に、H/2H の平衡同位体反応では、より高い酸化状態の化合物で重い同位体の濃縮が観察されます^。しかし、自然環境では、非平衡状態で相互作用する元素の複雑さにより、HIC は発生源や生物によって大きく異なります。このセクションでは、太陽系の水源 (水圏)、生物 (生物圏)、有機物 (地圏)、および地球外物質の HIC の観測された変化について説明します。

蒸発と凝縮のプロセスにより、さまざまな水源や氷床のδDの変動が観測されています。（詳細についてはセクション6を参照してください。）海水がよく混合されている場合、平衡時のδDは0‰（‰ SMOW）に近く、DHRは155.76 ppmです。しかし、δDの連続的な変動は、分留プロセスの不均衡につながる蒸発または沈殿プロセスによって引き起こされます。海洋の表層水では大きなHIC勾配が発生し、北西大西洋の表層水の変動値は約20‰です。太平洋の南極海域を調査したデータによると、緯度が65˚Sから40˚Sに低下するにつれて、δDは約-50‰から-70‰の間で変動します。^[54]

海水（表層水だけではない）のHICは、ほとんどが0‰から-10‰の範囲にあります。世界中の海洋のさまざまな部分におけるδDの推定値が地図に示されています。^[55]

極地の氷床の典型的なδDは、約-400‰から-300‰（‰SMOW）の範囲です。^[57]氷床のδDは、外洋からの距離、緯度、大気循環、日射量、気温の影響を受けます。気温の変化は氷床のHICに影響を与えるため、氷のHICは、間氷期と氷河期のタイムラインなどの歴史的な気候サイクルの推定値を与えることができます。[詳細については、セクション7.2. 古気候復元を参照してください]

ボストーク基地の南70kmの氷床と東南極の氷床のδDはそれぞれ−453.7‰と−448.4‰であり、地図に示されている。^[58]

衛星測定データに基づいて行われた分析では、世界各地の大気の δD を推定しています。一般的な傾向として、δD は高緯度ほど負の値になるため、南極や北極の上空の大気は D が約 -230 ‰ から -260 ‰ またはそれ以下に減少します。

推定された大気のδDは地図上に示されている。^[60]

地球の大気中の水蒸気の大部分は熱帯地方付近の西太平洋から来ており（2009年平均）、大気のHICは気温と湿度に依存します。高温多湿の地域では一般的にδDが高くなります。^{[61]大気中の} 水蒸気は一般に陸上の水源よりも減少しています。これは、蒸気圧が高いため、 ¹ H ₂ ^{16 Oの方が1} H ² H ¹⁶ Oよりも早く蒸発するためです。一方、雨水は一般に大気中の水蒸気よりも豊富です。^{[62] [63]}

世界のさまざまな地域における年間降水量のδDが地図上に示されている。^[65]熱帯地方の赤道付近では降水量にDが多く含まれる。δDは一般に北半球では約−30〜−150‰、南半球の陸地では−30〜+30‰の範囲に収まる。北米では、地域全体の月間平均降水量のδDは、1月（カナダでは約−300‰まで）の方が7月（約−190‰まで）よりも低い。^[65]

全体の平均降水量は、海洋やその他の表層水からの水の蒸発と雨の形での水蒸気の凝縮のバランスによって決まります。純蒸発量は純降水量に等しく、降水量のδDは約-22‰（世界平均）です。^[66]降水同位体世界ネットワーク（GNIP）は、世界中のさまざまな場所で降水の同位体組成を調査および監視しています。平均降水量は、δ ² H = 8.17（±0.07）δ ¹⁸ O + 11.27（±0.65）‰ VSMOWという式で推定できます。 (ロザンスキーら、1993) この式は、一般的な全球降水量線（GMWL）の式δ ² H = 8.13δ ^{18 O + 10.8をわずかに修正したもので、天然の陸水のδ 2} Hとδ ¹⁸ Oの平均的な関係を示しています。^{[66] [67]}

さまざまな地域の湖沼のδDとVSMOWの関係が地図上に示されています。^[69]観察された一般的なパターンは、湖沼や河川を含む表層水のδDが、地元の降水量のδDと似ていることを示しています。^[70]

土壌の同位体組成は降水量の流入によって制御される。そのため、土壌のδDは局所的な降水量のそれと似ている。しかし、蒸発により、土壌は降水量よりもDに富む傾向がある。富化の程度は、大気湿度、局所的な気温、および地表下の土壌の深さによって大きく変化する。Meinzerらの研究（1999年）によると、土壌の深さが増すにつれて、土壌水のδDは減少する。^[70]

藻類脂質の δD に影響を及ぼす要因は、水の δD、藻類の種（最大 160%）、脂質の種類（最大 170%）、塩分濃度（PSU あたり +0.9±0.2%）、成長率（1 日あたり 0 ～ −30%）、温度（1 °C あたり −2 ～ −8%）です。

Zhangら（2009）の研究では、Thalassiosira pseudonanaのケモスタット培養における脂肪酸のδDは、C14、C16、C18脂肪酸でそれぞれ−197.3‰、−211.2‰、−208.0‰でした。25 °Cでの藻類A. e. unicoccaのC16脂肪酸のδDは、経験式y = 0.890 x − 91.730を使用して決定されました。ここで、xは収穫時の水のδDです。別の藻類種であるB. v. aureusの場合、式はy = 0.869 x − 74.651でした。^[71]

ほとんどの藻類脂質中のD/H分画度は温度上昇とともに増加し、塩分濃度の上昇とともに減少する。成長率は種の種類に応じてD/H分画に異なる影響を与える。^[72]

植物プランクトン由来の脂質のδDは水のδDに大きく影響され、この2つの値の間には線形相関があるようです。植物プランクトンやシアノバクテリアの他のほとんどの生合成産物のδDは、周囲の水のδDよりも負の値です。^{[73]海水中に生息する}メタン酸化細菌の脂肪酸のδD値は-50〜-170‰の間であり、ステロールとホパノールのδD値は-150〜-270‰の範囲です。^{[74] [75]}

光合成独立栄養生物のHICは次の式で推定できる。

R _l = X _w α _l/w R _w + (1 − X _w ) α _l/s R _s、 ^[74]

ここで、R _l、R _w、R _{s は}それぞれ脂質、水、基質の DHR です。X _{w は}外部水に由来する脂質 H のモル分率であり、α _l/wとα l _{/s は}それぞれ水と基質水素の取り込みと利用に関連する正味の同位体分画を示します。

光合成生物の場合、R _{l は}X _w = 1と仮定して計算される。脂質とメタン間の同位体分別（α _l/m）は脂肪酸では0.94、イソプレノイド脂質では0.79である。脂質と水間の同位体分別（α _l/w）は脂肪酸では0.95、イソプレノイド脂質では0.85である。植物と藻類の場合、脂質とメタン間の同位体分別（α _l/m）は脂肪酸では0.94、イソプレノイド脂質では0.79である。^[74]

出典: ^[71]

• 従属栄養基質上で生育する生物の脂質:
  • 砂糖で育つ：水に対して200‰～300‰減少
  • TCA回路の直接の前駆体（酢酸（δD = −76‰）またはコハク酸など）上で生育：水に対して−50‰～+200‰に濃縮
  • α _l/w : −150‰ ~ +200‰
• 光合成独立栄養生物の脂質:
  • 水に対して50‰～190‰減少
  • α _l/w : −150パーセント〜−250パーセント
• 化学合成独立栄養的に成長する生物の脂質:
  • α _l/w : −200パーセント〜−400パーセント

_{異なる植物群におけるnC 29} アルカン(‰ )対VSMOWのδDsは以下のとおりである。ここで、はnC ₂₉アルカン(‰)対VSMOWのδDsを表し、は平均年間降水量(‰)対VSMOWのδDsを表す。^[76]${\displaystyle y}$${\displaystyle x}$

植物の葉ワックスについては、相対湿度、葉ワックスの形成時期、光レベルなどの生育条件が植物ワックスのD/H分画に影響します。クレイグ・ゴードンモデルから、生育室のガス中の葉水は蒸散により著しくDに富んでいることがわかります。^[77]

^{植物中の2H}の全体的な存在量は、フェニルプロパノイド>炭水化物> バルク物質 > 加水分解性脂質 > ステロイドの順になっています。 ^[78]植物では、炭水化物のδDは通常約-70‰から-140‰の範囲にあり、光合成代謝の良い指標です。炭素骨格に結合した光合成によって生成された水素は、植物組織の水よりも約100‰から170‰多くDが枯渇しています。

炭水化物の従属栄養的処理には、トリオースリン酸の異性化とフルクトース-6-リン酸とグルコース-6-リン酸間の相互変換が含まれます。これらの細胞プロセスは、植物組織内で有機HとH ₂ O間の交換を促進し、それらの交換部位の約158‰のD濃縮をもたらします。 ^[79]テンサイ、オレンジ、ブドウなどのC ₃植物のδDは-132‰から-117‰の範囲であり、サトウキビやトウモロコシなどのC 4植物では-91 ‰から-75 ‰_の範囲です。パイナップルなどのベンケイソウ科酸代謝（CAM）のδDは約-75‰と推定されています。 ^{[78]テンサイとサトウキビには}スクロースが含まれ、トウモロコシにはグルコースが含まれます。オレンジとパイナップルはグルコースとフルクトースの供給源です。

上記の植物種の糖の重水素含有量は特徴的ではない。C ₃植物では、グルコースの 4 位と 5 位の炭素に結合した水素は、通常、光合成経路の NADPH から来ており、より D に富んでいることがわかっている。一方、C _{4植物では、1 位と 6 位の炭素に結合した水素は、より D に富んでいる。CAM 種の D 濃縮パターンは、C 3}種のそれに近い傾向がある。^[80]

葉の水分のHICは生合成中に変化し、葉全体の水分濃縮度は△D _leaf = △D _e × ([1 − e ^−p ]/P) ^{[81] [76]という式で表すことができます。}

バルク植物の典型的なδDは約−160‰であるが、セルロースとリグニンのδDはそれぞれ−110‰と−70‰である。^[78]

動物組織中のHICは、食事摂取量の複雑さや周囲の水源の同位体組成のため、推定が困難である。魚類を調査したところ、タンパク質の平均HICは-128‰～+203‰の広い範囲にあった。生物のバルク組織では、すべての脂質がD枯渇状態にあることがわかり、脂質のδD値はタンパク質よりも低い傾向がある。ユスリカと魚タンパク質の平均δDは、-128‰～+203‰の範囲にあると推定された。^[82]

従属栄養生物の組織中の水素のほとんどは、食物源ではなく水から来ていますが、水から来る割合は異なります。一般的に、水からの水素はNADPHに変換され、その後組織に取り込まれます。従属栄養生物のδDには明らかな栄養効果（複合効果）が観察されるため、水生食物網における周囲の水の摂取によって、顕著なD濃縮が起こります。動物組織中のタンパク質のδDは、周囲の水よりも食物源の影響を大きく受ける場合があります。^[82]

同じクラスの化合物に対して、同じ δD を持つ水中で生育する異なる生物で異なる δD が生じる可能性がありますが、それらの化合物は一般に各生物自体の中では同じ δD を持ちます。[詳細についてはセクション 7.5. 生態学を参照してください]

生体中の脂肪酸のδDは、典型的には−73‰から−237‰である。個々の脂肪酸のδDは文化によって大きく異なる（−362‰から+331‰）が、典型的には同じ種の異なる脂肪酸間で約30‰未満の差がある。^[71]

同じ脂質クラス内の化合物のδDの差は一般的に50‰未満であるのに対し、異なる脂質クラスの化合物の差は50‰～150‰の範囲である。^[71]

典型的な脂質グループの δD は次の式を使用して決定されます。

ε _l/w = ( D / H ) _l /( D / H ) _w −1 = [( δD _l + 1)/( δD _w + 1)]−1 ; ^[76]ここで、 ε _l/w = 純分画または見かけの分画、 δD _l = 脂質生成物、 δD _w = 原水。

• 生体内に見られる一般的な脂質クラスの δD は次のとおりです。
  • n-アルキル：−170‰±50‰（生育水より113‰～262‰多いD欠乏）
  • イソプレノイド: −270‰ ± 75‰ (生育水より142‰～376‰多いD欠乏)
  • フィトール: −360‰ ± 50‰ (他の2つのカテゴリーよりも減少している)

ポリイソプレノイド脂質は、アセトン生成（n-アルキル）脂質よりも枯渇しており、δD が負の値になります。

出典: ^[83]

• 東北日本の石油サンプル：−130‰から−110‰付近まで成熟度が高い。^[84]
• ポルティグアル盆地の石油サンプル：−90‰（ランカウイ環境）、−120‰から−135‰（海洋蒸発岩環境）、^[85]

アルケノンの同位体組成は周囲の環境における同位体の濃縮や枯渇を反映していることが多く、さまざまな地域のアルケノンのδDが地図上に表示されます。^{[87] [88]}

出典: ^[90]

レディングスらの研究によれば、様々な起源の石炭のδDは約−90‰から−170‰の範囲にある。^[91]

さまざまな地域の石炭のδDが地図上に示されている。^{[92] [93]}

出典: ^[94]

海洋メタン生成菌が生成するメタンは、淡水で生育するメタン生成菌が生成するメタンよりも、通常、Dに富んでいます。熱生成メタンのδDは−275‰から−100‰の範囲で、微生物メタンは−400‰から−150‰の範囲です。^[95]

_{大気中のH2}のδDは約+180‰で、天然の陸生物質で知られている最大のδDである（モル分率^{2H ：183.8 ppm）。カンザス州の井戸から採取された}天然ガスのδDは約-836‰（モル分率2H：25.5 ppm）である^[ 96 ^]

水の電気分解では、陰極で水素ガスが生成されますが、水の電気分解が不完全な場合、同位体分別が起こり、サンプル水中の² Hが濃縮され、重水素成分を含む水素ガスが生成される可能性があります。

マントルの水酸化鉱物のδDは、幼若水の同位体組成の分析により、−80‰〜−40‰と推定されました。水素鉱物は一般に同位体効果が大きく、同位体組成は降水で観察されるパターンに従うことが多いです。

カオリナイト、イライト、スメクタイトなどの粘土の D/H 分率は、一定の温度と圧力下で大きな外力が加えられていない場合、ほとんどの場合一定です。

以下は、D/H分別係数を推定するための経験的に決定された式である：1000 In α_{カオリナイト-水}= −2.2 × 10 ⁶ × T ⁻² − 7.7。^[98]

マントル、変成岩、頁岩、海洋粘土、海洋炭酸塩、堆積岩に含まれる水素鉱物のδDs対‰SMOWを表に示す。^[57]

太陽系におけるDHRの変動^[99]

地球

地球上のマントル岩石のHICは非常に変動が大きく、マントル水のHICは、流体、含水相、水酸点欠陥、幼若水（マントルの脱ガスによる）、マグマ水（マグマと平衡した水）などの状態に応じて、約-80‰〜-50‰です。

太陽

太陽のDHRは約21 ± 5 × 10 ⁻⁶である。^[101]

火星

火星大気中の水素は継続的に失われているため、現在の HIC は地球の海水に比べて 5 倍に濃縮されています。したがって、δD は +4000‰ 程度と推定されます。

木星と土星のDHRはほぼ10 ⁻⁵のオーダーであり、天王星と海王星のDHRは10 ⁻⁴に近い。^[102]

水素は宇宙で最も豊富な元素です。地球外物質の同位体組成の変化は、惑星の集積や大気圏の脱出などの他の惑星のプロセスに起因しており、CやOよりもHとNの方が大きくなっています。コンドライト 隕石、惑星間塵粒子、彗星の揮発 性物質では、Dの濃縮が維持されていることが観察されています。

ヘリウム同位体存在比データから、宇宙の DHR は約 20 ppm と推定されている。これは地球の DHR 150 ppm よりはるかに低い。原始太陽系リザーバーからの D/H 濃縮は、巨大なガス惑星である木星と土星を除くほとんどの惑星で起こる。金星と火星の大気の DHR は、それぞれ約 2 × 10 ⁻²と約 8 × 10 ⁻⁴である。天王星と海王星の DHR は、重水素に富む氷核のため、原始太陽系リザーバーの DHR より約 3 倍大きい。彗星の DHR は、δD が約 1000 ‰ である太陽系の惑星の値よりはるかに大きい。^[103]

銀河系と太陽系のHICが表に示されています。

DHR は、さまざまな目的に合わせて、さまざまな準備技術と機器を組み合わせて測定できます。HIC 測定には、(i) 有機水素または水を最初に H ₂に変換し、続いて高精度同位体比質量分析(IRMS) 測定を行う方法、(ii) ² H/ ¹ H および¹⁸ O/ ¹⁶ O をレーザー分光法で H ₂ O として直接測定する方法 (これも高精度)、(iii) 完全な分子を NMR または質量分析法で直接測定する方法(IRMS よりも精度は低くなります) などがあります。

安定同位体の IRMS の前に、単純な分子 (水素の場合は H ₂ ) への変換が必要です。これには、水素に関するいくつかの理由があります。

変換のための古典的なオフライン準備は、密閉された石英管内で800°Cを超える温度でCuOを燃焼させ、生成した水を分離し、真空ライン上で400～1000°Cの高温金属でH2に還元することです。_[ ^105]生成されたガスは、測定のためにデュアルインレット質量分析計に直接注入されます。^[104] _H2への還元に使用される金属には、U、Zn、Cr、Mg、Mnなどがあります。UとZnは1950年代から広く使用されていました^{[25] [106] [107] [108] [109] [110]}が、1990年代後半にCr ^[111]がうまく使用されるようになりました。

オフラインの燃焼/還元は、サンプルの種類に制限がなく、HIC 測定において最高の正確さと精度を備えています。分析の不確かさは、通常、δD で 1 ～ 2 ‰ です。そのため、最高レベルの精度が求められる場合に、今日でも使用されています。ただし、オフラインの準備手順は非常に時間がかかり、複雑です。また、大量のサンプル (数百 mg) も必要です。そのため、燃焼/還元に基づくオンラインの準備と、それに続く連続フロー IRMS (CF-IRMS) システムの組み合わせが、今日ではより頻繁に使用されています。クロム還元または高温変換は、IRMS による HIC 検出のための主要なオンラインの準備方法です。

TC/EA（またはHTC、高温変換、HTP、高温熱分解、HTCR、高温炭素還元）は、通常IRMS検出に続く「オンライン」または「連続フロー」調製方法です。これは、サンプル内のすべての水素を測定し、平均同位体信号を提供する「バルク」技術です。計量されたサンプルは、錫または銀のカプセルに入れられ、TC/EAの熱分解チューブに落とされます。チューブはガラス状炭素でできており、ガラス状炭素が充填されているため、セラミック（Al ₂ O ₃）表面との酸素交換なしで酸素同位体を同時に測定できます。^[113]その後、分子はリアクター内で高温（> 1400°C）でCOとH ₂に還元されます。ガス生成物は、ヘリウムをキャリアガスとして使用したガスクロマトグラフィー（GC）で分離され、その後スプリットフローインターフェースで分離され、最後にIRMSで検出されます。 TC/EA法は、熱分解副生成物（HClやHCNなど）と_H2生成との競合により、ハロゲンや窒素を含む有機化合物の場合問題が生じる可能性がある。 ^{[114] [115]}さらに、水による汚染を受けやすいため、サンプルは慎重に乾燥させなければならない。

この方法の応用として、有機物中の非交換性水素（CH）と交換性水素（他の元素、例えばO、S、Nに結合している水素）を測定する方法があります。サンプルは密閉されたオートサンプラーカルーセルで115℃の水と平衡化され、その後熱分解EAに移され、IRMS測定が行われます。^[116]

TC/EA法は、かなり高精度（約1‰）で迅速です。固体サンプルに限定されていましたが、最近では液体用オートサンプラーを適応させることで、TC/EA-IRMSシステムで液体サンプルも測定できるようになりました。TC/EAの欠点は、サンプルサイズが比較的大きいこと（約mg）で、オフライン燃焼/還元よりは小さいですが、GC/熱分解よりは大きくなります。GC/熱分解のように異なる化合物を分離することができないため、サンプル全体の平均しか提供できず、これも一部の研究にとっては欠点となります。

GCインターフェース（燃焼または熱分解）も、IRMS検出に続くオンライン調製方法です。これは「化合物固有の」方法で、測定前に分析物を分離できるため、各化合物の同位体組成に関する情報が得られます。GC分離後、サンプルは同位体測定のために小さな気体分子に変換されます。GC/熱分解では、GCとIRMS間の熱分解インターフェースを使用して、分子内のHとOをH ₂とCOに変換します。GC-IRMSは、1970年代後半にMatthewsとHayesによって初めて導入され、^{[117]後にδ 13} C、δ ¹⁵ N、δ ¹⁸ O、δ ³⁴ Sに使用されました。GCシステムでは、キャリアガスとしてヘリウムが使用されます。ただし、 ⁴ He ⁺ビームのテールからDH（m / z = 3）信号を分離することは、⁴ He ⁺の強力な信号のために問題がありました。^[118] 1990年代初頭、GC/熱分解-IRMSでδDを測定する際の困難さを解決するために、多大な努力が払われた。1999年に、Hilkertらは、高温変換（TC）をGC-IRMSに統合し、プレカップ静電セクターとm/z = 3カップコレクターの前に遅延レンズを追加することにより、堅牢な方法を開発しました。いくつかの異なるグループが同時にこれに取り組んでいました。^{[118] [119] [120] [121]このTCに基づくGC/熱分解-IRMSは、今日ではδD測定に広く使用されています。GC-IRMSの市販製品には、δ 13} CとδDを同時に測定できる ように、燃焼インターフェースと熱分解インターフェースの両方が含まれています。

HIC測定におけるGC/熱分解法の大きな利点は、サンプル中の異なる化合物を分離できることです。他の方法に比べて必要なサンプルサイズが最小（通常約200 ng ^[119]）で、1〜5‰の高い精度を備えています。しかし、この方法は比較的遅く、GCシステムで適用できるサンプルに制限があります。

レーザー分光法（またはキャビティ リングダウン分光法、CRDS）は、水またはメタン中の² H/ ¹ H、¹⁷ O/ ¹⁶ O、および¹⁸ O/ ¹⁶ O 同位体組成を直接測定できます。水素同位体に対するレーザー分光法の使用は、1994 年に Bergamaschi らによって初めて報告されました。^[122]彼らは、鉛塩チューナブル ダイオード レーザー分光法を使用して、大気中のメタン中の¹² CH ₃ D/ ¹² CH ₄を直接測定しました。CRDS の開発は、1988 年に O'Keefe らによって初めて報告されました。^[123] 1999 年に、Kerstel らはこの手法を水中の HIC の測定に適用することに成功しました。^[124]このシステムは、レーザーと高精細反射ミラーを備えたキャビティで構成されています。レーザー光がキャビティに注入され、建設的干渉により共鳴が起こります。その後、レーザーはオフにされ、光強度の減衰が測定される。水サンプルが存在する場合、水同位体による光吸収は運動法則に従う。光スペクトルは、特定のレーザー波長における対象のH ₂ Oスペクトル特性のリングダウン時間を記録することによって得られる。各同位体の濃度は、測定された各同位体スペクトル特性の下の面積に比例する。^[125]

レーザー分光法は迅速、簡単、比較的安価で、装置は持ち運び可能です。そのため、現場で水サンプルを測定するために使用できます。² H/ ¹ H と¹⁸ O/ ¹⁶ O は、1 回の注入で同時に測定できます。必要なサンプル サイズは小さく、水の場合は 1 μL 未満です。一般的な精度は約 1‰です。ただし、これは化合物固有の機器であるため、測定できるのは特定の化合物 1 つだけです。また、共存する有機化合物 (エタノールなど) は、水の光吸収特性に干渉し、相互汚染を引き起こす可能性があります。

² H-部位特異的天然同位体分別-核磁気共鳴（² H-SNIF-NMR ）は、天然存在比での有機分子の² H濃度の測定に特化したNMRの一種です。NMRスペクトルは、異なる化学環境（例えば、水素が結合する炭素の順序、隣接する官能基、さらにはメチレン基のジェミナル位置）にある水素原子を区別するため、位置特異的同位体分析の強力なツールとなります。^{2 Hの}化学シフト（周波数単位）は、¹ Hの6.5倍低いです。そのため、 ² Hピークを分離することは困難です。² Hピークを分離するのに十分な分解能を得るために、高強度磁場装置（約11.4T）^{[126]が適用されます。}天然物の水素同位体を研究するためのNMRの使用は、1980年代にジェラルド・マーティンと彼の同僚によって開拓されました。^[127]数十年にわたって開発と拡張が行われてきました。 D/H NMR測定は、参照標準を作成するためにIR-MS測定と組み合わせられることがあります。^[128] SNIF-NMRの感度は比較的低く、通常、測定ごとに約1 mmolのサンプルが必要です。^[129]同位体比に関する精度も、質量分析法に比べて劣っています。最先端の機器でさえ、化合物に応じて約50〜200‰の誤差でDHRを測定できます。^{[130] [131] [132]}そのため、これまでの技術では、保存された材料の大きなD/H変動を区別することしかできません。 2007年、フィリップ・レソと彼の同僚は、有機分子を溶解するために等方性溶媒の代わりにキラル液晶（CLC）を使用した2次元NMRでこの技術を進化させました。 ^[133]これにより、各非等価重水素原子の四重極二重項の測定が可能になります。したがって、ピークの重なりが減少し、水素の化学環境に関するより詳細な情報が得られます。^[131]

² H-SNIF-NMRの主な用途は、発生源の特定、法医学、生合成経路の研究です。（Grayのセクション「発生源の特定と法医学」も参照）糖化合物を測定する場合、エタノールの² H-SNIF NMRは十分に確立されているため、発酵によってエタノールに変換すると時間を節約できます。 ^[128]いくつかの研究^{[128] [134]}により、結果として生じるエタノールのメチルおよびメチレン位置の水素同位体は、発酵速度や培地のいずれにも影響されないことが証明されています。別の例は、モノテルペンの研究です。1980年代以降、α-ピネンのSNIF-NMR研究では、その部位間でDHRに大きなばらつきがあることがわかりました。特に、ex-C ₂位置は大きな枯渇（約-750‰）を示し、これは当時受け入れられていた生合成メカニズム（メバロン酸メカニズム）とは矛盾しており、経路の新たな開発につながりました。最近では、イナ・エーラーズがグルコース分子のD6 ^S /D6 ^R比に関する研究を発表しました。立体化学的なジテリウム分布は光呼吸/光合成比と相関関係にあることがわかりました。光呼吸/光合成比はCO ₂施肥によって駆動されるため、^[132]これは古CO ₂濃度を再構築するための新しい指標となる可能性があります。長鎖脂肪酸に関する研究も行われ、アセチル基のC ₂位に由来すると考えられる偶数位の部位は、アセチル基のC 1 位に由来する奇数位の水素よりも² Hに富んでいることがわかりました。 ^[129] Duan らは、オレイン酸からリノール酸への不飽和化中に強い KIE を報告しました。^[135]

要約すると、SNIF-NMR の基礎となる物理学により、同位体測定が可能になります。質量分析法に対する NMR 測定のもう¹つの利点は、サンプルを非破壊的に分析できることです。2 H SNIF-NMR は、発生源の特定や法医学の分野で十分に産業化されており、生化学的経路の研究に大きく貢献しています。2 ^H SNIF-NMRの地質学的記録への応用は散発的であり、まだ調査が必要です。

従来、ガスクロマトグラフィー質量分析法 ( GC-MS ) やガスクロマトグラフィー飛行時間法 ( GC-TOF ) などの質量分析法は、同位体標識分子を分析するための一般的な技術である。^{[136] [137]この方法では、}熱分解または変換の生成物ではなく、対象の有機分子の同位体をイオン化して分析する。しかし、従来の質量分析計は、天然存在比の有機分子または分子断片の¹³ C/D同位体を測定するのに十分な質量分解能がないため、天然存在比の水素同位体には機能しない。たとえば、炭化水素の単一の D 置換同位体ピークを分解するには、同じ基数質量でありながら 0.0029 amu軽く、桁違いに豊富である単一の¹³ C 置換同位体ピークを少なくとも除外できなければならない。

分析機器の最近の進歩により、有機分子中の天然存在比の DHR を直接測定できるようになりました。新しい機器は、従来のガス源IRMSと同じフレームワークを備えていますが、より大きな磁気セクター、二重焦点セクター、四重極質量フィルター、マルチコレクターなどの新しい機能が組み込まれています。市販されている例としては、Nu Panorama ^[138]と Thermo Scientific 253 Ultra ^[139]があります。これらの機器は、一般的に感度と精度に優れています。数十ナノモルのメタンのみを使用して、Ultra は δD で約 0.1 ‰ の誤差という安定した高精度を実現できます。^[140]この種の測定の最初の例の 1 つは、メタンの凝集同位体です。(化石燃料の「天然ガス」のセクションを参照) この種の機器のもう 1 つの強みは、サイト固有の同位体比測定を行うことができることです。この技術は、イオン源からのフラグメントの DHR (例: CH ₃ CH⁺
₂プロパン分子の異なる部分から水素原子をサンプリングする装置。^[141]

要約すると、直接分子質量分析法は、実験室で添加された同位体トレーサーを測定するために一般的に使用されています。最近進歩した高解像度ガス源同位体比質量分析計は、有機分子の水素同位体を直接測定できます。これらの質量分析計は、高精度と高感度を提供できます。このタイプの機器の欠点は、高コストと標準化の難しさです。また、質量分析法による部位特異的同位体の研究は、SNIF-NMR法よりも簡単ではなく、より多くの制約が必要であり、同位体ポログのみを区別でき、同位体異性体を区別することはできません。

水はすべての生物にとって水素の主な供給源であるため、環境水の同位体組成は生物圏の同位体組成に対する一次制御因子である。水（水文学的）循環は地球表面の水を移動させ、水中の水素同位体を大幅に分離する。^[142]大気の主な水分源として、海洋は地球全体で約0‰（VSMOW）でかなり均一なHICを持っている。^[143]海洋における10‰を超えるδDの変動は、通常、蒸発、海氷の形成、および降水、河川、氷山による天水の追加により、表層水に限定される。^[142]水循環において、海水から水素同位体を分離する2つの主なプロセスは、蒸発と凝縮である。水の酸素同位体組成（¹⁸ O/ ¹⁶ O）も水循環における重要なトレーサーであり、水に関連する同位体分離プロセスについて話すときに水素同位体から分離することはできません。

水が海から空気中に蒸発すると、平衡効果と運動同位体効果の両方が発生し、結果として生じる水蒸気の水素と酸素の同位体組成が決定されます。水と空気の界面では、停滞した境界層が水蒸気で飽和し（相対湿度100% ）、境界層内の水蒸気の同位体組成は液体の水との平衡分画を反映しています。水素と酸素の同位体の液体-蒸気平衡分画は温度に依存します。^[144]

${\displaystyle ^{2}\varepsilon _{l-v}=52.612-76.248\times {1000 \over T(K)}+24.844\times {10^{6} \over T(K)^{2}}}$（‰）

${\displaystyle ^{18}\varepsilon _{l-v}=-2.0667-0.4156\times {1000 \over T(K)}+1.137\times {10^{6} \over T(K)^{2}}}$（‰）

地球表面温度での水素同位体の気液平衡分別量は酸素同位体の約8倍であり、これは2つの同位体系の相対的な質量差を反映している。2Hは1Hより100%重く^、 18O^は16Oより12.5%重い。境界層の上に^は相対湿度が100%未満の遷移層があり、境界層から遷移層への水蒸気拡散に関連する運動同位体分別があり、これは相対湿度(h)と経験的に関連付けられている。^[145]

${\displaystyle ^{2}\varepsilon _{bl-v}=12.5(1-h)}$‰

${\displaystyle ^{18}\varepsilon _{bl-v}=14.2(1-h)}$‰

_{拡散に関連する KIE は、通常の同位体 (H 2} ¹⁶ O) に対する重同位体水分子 H ² H ¹⁶ O および H ₂ ^{18 O の質量差を反映しています。}

水が空気中に蒸発した後、凝縮と降水によって水は輸送され、地表に戻ります。水蒸気は上昇気流で凝縮し、温度と飽和蒸気圧が低下します。冷却と凝縮は比較的ゆっくりと起こるため、平衡同位体効果を伴うプロセスです。しかし、水蒸気は水分輸送中に徐々に凝縮して空気から失われるため、レイリー蒸留のプロセスにより、残りの蒸気と結果として生じる降水の同位体組成が大幅に減少する可能性があります。レイリー蒸留の式は次のとおりです。^[146]

${\displaystyle R_{r}/R_{0}=f^{\alpha -1}}$

ここで、R ₀は最初の水蒸気の同位体比、R _{r は}凝縮後に残った水蒸気の同位体比、f は空気中に残った水蒸気の割合、α は液体-蒸気平衡分別係数 (α=1+ε) です。結果として生じる降水 (R _p ) の同位体組成は、残った蒸気の組成から導き出すことができます。

${\displaystyle R_{p}/R_{r}=(1+\delta _{p})/(1+\delta _{r})=\alpha =1+\varepsilon }$

凝縮中に f が徐々に減少するにつれて、残留蒸気は重同位体がどんどん減少し、f がゼロに近づくにつれて減少が大きくなります。レイリー蒸留は、熱帯から極地への同位体減少、沿岸部から内陸部への同位体減少、山脈の標高による同位体減少など、地球全体の降水の同位体組成で観察されるいくつかの一次空間パターンを説明できます。[1]これらはすべて、輸送中の進行性の水分損失に関連しています。レイリー蒸留モデルは、全球降水量におけるδDとδ18Oの強い相関関係を説明するためにも使用でき、全球天水線（GMWL）として表現されます^： δD = 8δ18O ⁺ 10 ^{[147] （後にδD = 8.17±0.07 δ18O} +11.27±0.65に更新されました^[41]）GMWLの傾きは、凝縮中の水素および酸素同位体分別の相対的な大きさを反映しています。GMWLの切片はゼロ以外（重水素過剰またはd過剰と呼ばれる）であり、これは海水がGMWL上に落ちることを意味します。これは、水蒸気が飽和境界層から不飽和遷移層に拡散するときの蒸発中のKIEに関連しており、レイリーモデルでは説明できません。それでも、GMWLの堅牢なパターンは、熱帯西太平洋が地球の大気への単一の主要な水分源であることを強く示唆しています。また、湿度や蒸発強度が異なる場所にあるため、局所的な天水線は、世界平均水位線とは異なる傾きや切片を持つ可能性があることも指摘しておくべきである。^[145]このように、水中の水素と酸素の同位体は、地球規模でも地域規模でも、水循環の優れたトレーサーとして役立つ。

水循環における同位体の分別プロセスに基づいて、降水量の同位体組成は、気温、降水量、過去の標高、湖水位などの関連する環境変数を推測したり、水分源を追跡したりするために使用できます。これらの研究は、同位体水文学の分野を形成します。同位体水文学の応用例には、次のものがあります。

降水の同位体組成は、レイリー過程に基づいて気温の変化を推測するために使用できます。温度が低いほど飽和蒸気圧が低くなり、凝縮が進み、残留蒸気が同位体枯渇に向かいます。したがって、結果として生じる降水は、低温でより負のδDおよびδ ^{18 O値を持ちます。この降水同位体温度計は低温でより敏感であり、高緯度で広く適用されています。たとえば、δDおよびδ 18} Oは、南極の雪では8‰/°Cおよび0.9‰/°Cの温度感度を持ち、北極のサイトでは5.6‰/°Cおよび0.69‰/°Cの感度を持つことがわかりました。^[148]グリーンランド、南極、アルプスの氷床コアのδDおよびδ ¹⁸ Oは、地質学的過去の気温変化の重要な記録です。

高緯度での温度制御とは対照的に、熱帯地方の降水同位体組成は主に降水量によって左右される（負の相関）。この「降水量効果」は亜熱帯地方の夏の降水量にも見られる。^{[41] [148]}「降水量効果」という用語を最初に提唱したウィリー・ダンスガードは、相関関係の考えられる理由をいくつか挙げている。（1）冷却と凝結が進むにつれて、降水同位体組成はレイリー過程による同位体減少を反映する。（2）少量の降水は蒸発と周囲の水分との交換の影響を受けやすく、同位体濃度が高くなる傾向がある。低緯度では、δ18Oの量効果は^島の観測所で降水量100mmあたり約−1.6‰、大陸の観測所で−2.0‰/100mmである。 [ ^148]また、量効果は熱帯のさまざまな場所での月間降水量の同位体組成を比較したときに最も顕著であることが指摘されています。^[148]量効果はHICでも予想されますが、較正研究はそれほど多くありません。東南アジア全体で、月間降水量に対するδD感度は、場所に応じて-15〜-25‰/100mmの間で変化します。^[149]温帯地域では、降水量の同位体組成は夏には降水量によって支配されますが、冬には気温によってより制御されます。^[148]量効果は、地域の水分源の変化によっても複雑になる場合があります。^[150]地質学的過去の熱帯地域の降雨量の復元は、主に洞窟生成物のδ18O ^{[ 151] [152]}または生体脂質のδD ^{[153] [154]}に基づいて行われ、どちらも降水の同位体組成の代理指標と考えられています。

水素と酸素の同位体は、湖、河川、地下水、土壌水などの陸上貯水池の水収支のトレーサーとしても機能します。湖の場合、湖の水量と水の同位体組成は、入力（降水量、河川と地下水の流入）と出力（蒸発、河川と地下水の流出）のバランスによって決まります。^[142]湖水の同位体組成は、湖水の同位体濃縮を引き起こす蒸発や、天水線よりも緩やかな δD-δ ¹⁸ O 勾配を追跡するためによく使用されます。^[155]河川水の同位体組成は非常に変化しやすく、さまざまな時間スケールで複雑な発生源がありますが、一般的には、ベースフローエンドメンバー（主に地下水の涵養）と地表流エンドメンバー（主に暴風雨）の 2 つのエンドメンバー混合問題として扱うことができます。同位体データは、夏のピーク流量時でさえ、ほとんどの河川で長期統合ベースフローエンドメンバーがより重要であることを示唆している。^[142]系統的な河川同位体データは、世界河川同位体ネットワーク（GNIR）[2]によって世界中で収集された。地下水の同位体組成はまた、その水源と流路をたどるために使用することができる。一例として、カリフォルニア州サクラメントでの地下水同位体マッピング研究があり、この研究では、明確な同位体組成を持つ河川水が、人間の使用のための汲み上げにより顕著な地下水位低下を生じた地下水に横方向の流れていることが示された。^{[156]同じ研究では、}カリフォルニア州セントラルバレーの巨大な沖積帯水層に農業用水が補給されている同位体シグナルも示された。 ^[156]最後に、土壌水の同位体組成は植物の研究にとって重要である。地下水位より下では、土壌には特定の同位体組成を持つ比較的一定の水源がある。地下水面より上では、土壌水の同位体組成は蒸発によって増加し、地表で最大となる。土壌水の同位体組成の垂直プロファイルは、液体と蒸気の両方の水の拡散によって維持される。^[157]土壌水と植物道管水のδDを比較することで、植物の根が土壌から水を得る深さを推測することができる。^[158]

大陸氷床とアルプスの氷河の氷床コアの同位体組成は、1950年代から気温の指標として開発されてきた。サミュエル・エプスタインは、南極の雪の酸素同位体を測定してこの指標の適用可能性を初めて示した人物の1人であり、雪が形成された気団の歴史によって引き起こされる安定同位体と気温の相関の複雑さも指摘した。 ^[160]グリーンランドと南極の氷床コアは数千メートルの厚さがあり、過去数回の氷期-間氷期サイクルの雪の同位体組成を記録している。氷床コアは、上部の層を数え、深部で氷の流れをモデル化することで年代を決定でき、さらに火山灰による年代の制約も加わる。^[161]グリーンランドと南極のコアは、コアに閉じ込められた気泡内の全球的によく混合された微量ガス（例：CH ₄）濃度を比較することで、高解像度で年代を揃えることができる。^[162]グリーンランドと南極の最初の氷床コアの記録には、年代推定値とともに過去10～⁵ 年まで遡るものがあり、最終氷河期にδDとδ18Oが減少することが示されている。^{[ 163] [164]}氷床コアの記録は、その後、南極では過去80万年まで、^[165]グリーンランドでは少なくとも25万年まで延長されている。^[166] δDに基づく氷床コアの温度記録の中で最も優れたものの1つは、南極のボストーク氷床コアのもので、42万年前まで遡る。^[159]東南極におけるδD-温度（雪が形成される逆転層の）変換は、現代のδDの空間勾配（9‰/°C）に基づいて、ΔT _I =（ΔδD _ice -8Δδ ¹⁸ O _sw）/9であり、これは全球的な氷の体積変化によって引き起こされる海水同位体組成の変動を考慮に入れている。^[159]温度に加えて、多くの局所的な影響が氷のδDに影響を与える可能性がある。これらの影響には、水分の起源と輸送経路、蒸発条件、降水量の季節性などがあり、より複雑なモデルで説明できる。^[167]それにもかかわらず、ボストーク氷床コアの記録は、いくつかの非常に重要な結果を示している。（1）間氷期と比較して、最後の4つの氷期の間に一貫して約70‰のδD減少があり、これは南極で8°Cの冷却に相当する。（2）大気中のCO ₂濃度が100 ppmv、CH ₄氷河期には間氷期に比べて約300ppbv低下し、温室効果ガスが地球の気候を調整する役割を果たしていることを示唆している。(3) 南極の気温と温室効果ガス濃度の変化は、氷河期終焉時の世界の氷の量とグリーンランドの気温の変化に先行し、温室効果ガスは氷河期-間氷期サイクル中の日射強制力を増幅させる可能性がある。 ^[159]グリーンランドの氷床コア同位体記録は、氷河期-間氷期サイクルを示すことに加えて、氷の融解電荷によって引き起こされる海洋循環の再編成を反映している可能性のある千年規模の気候振動も示している。^{[166] [168] [169] [170]}また、異なる大陸のアルプス氷河期で生成された氷床コア記録もある。ペルーのアンデス山脈の記録は、最終氷河期中に熱帯地方で5〜6°Cの温度低下を示している。^[171]チベット高原の記録は、最終氷河期に同様の同位体シフトと寒冷化を示している。^{[172]その他の既存の高山氷河同位体記録には、タンザニアのキリマンジャロ山、ロシアのアルタイ山と西ベルーカ高原、カナダのローガン山、米国ワイオミング州のフリーモント氷河、ボリビアのイリマニ氷床コアがあり、そのほとんどは}完新世の期間をカバーしている。[3]

堆積記録に保存されている生体分子の同位体組成は、古環境再構築の代理として使用することができます。水は光合成独立栄養生物の主な水素源であるため、そのバイオマスのHICは成長水の組成に関連し、それによって古代の環境のいくつかの特性についての洞察を得ることができます。^[173]水素は他の関連する安定同位体システムよりも気候に直接関連しているため、水素同位体の研究は非常に価値があります。ただし、酸素、窒素、または硫黄に結合した水素原子は環境中の水素と交換可能であるため、このシステムはそれほど単純ではありません^[174] [前述のH交換セクションを参照]。生体分子のHICを研究するには、水素が主に炭素に結合し、実験的な時間スケールで交換できない化合物を使用することが好ましいです。この基準では、脂質は糖やアミノ酸よりも水素同位体研究のより優れた対象です。

原水と脂質の正味分率はε _l/wで表されます。

${\displaystyle \epsilon _{l/w}={\frac {R_{l}}{R_{w}}}-1={\frac {\delta D_{l}+1}{\delta D_{w}+1}}-1}$

ここで、w は水、l は脂質を表します。

原水のδDは脂質のδDに最も大きな影響を与えますが、^[175]回帰直線の傾きと切片から得られる分画係数値の不一致は、関係が2つのプール分画よりも複雑であることを示唆しています。^[176]言い換えれば、脂質の同位体組成を理解するには、複数の分画ステップを考慮する必要があります。

葉の水から受け継がれたセルロースの炭素結合HICは、元の天水シグナルを保存する可能性があります。これは1970年代に初めて実証されました。^{[25] [177]}北米全域にわたる体系的な調査では、樹木セルロースのδDは5.8‰/°Cの温度感度があり、降水δD感度5.6‰/°Cと類似していることがわかりました。^[178]この空間相関は、土壌の蒸発と葉の蒸散の局所的な影響によって複雑になる可能性があり、^[178]空間勾配は単一の場所における樹木年輪セルロースの時間的変化を代表するものではない可能性があります。天水からセルロースのδDシグナルを生成するメカニズムは完全には理解されていませんが、少なくとも葉の水の蒸散、炭水化物の合成、光合成糖からのセルロースの合成、および糖と木部水との交換が含まれます。^[179]モデル化研究によると、観測された樹木年輪のセルロースδDは、糖類の水素の36%が道管水と交換できる場合に生成され、湿度や降雨の季節性などの影響によりセルロースδDプロキシが複雑になる可能性がある。^[179]これらの複雑さにもかかわらず、樹木年輪δDは過去数千年の古気候再構築に使用されてきた。たとえば、カリフォルニア州ホワイトマウンテンの松の木の樹木年輪セルロースδD記録は、6800年前から現在までに50‰の減少を示している。中期完新世の温暖極大以降の寒冷化傾向は、氷床コアや花粉の記録と一致しているが、湿度や土壌水分組成などの局所的な影響による複雑な影響のため、対応する寒冷化の程度は不明である。^[180]セルロースの同位体の意味とその応用は、現在でも活発に研究されている分野である。

陸生植物は、水分の損失を最小限に抑えるために、葉の表面を覆う葉ワックスを作ります。これらのワックスは主に直鎖n-アルキル脂質です。これらは不溶性、非揮発性、化学的に不活性で、分解に耐性があるため、堆積物中に容易に保存され、したがってバイオマーカーとして優れたターゲットとなります。^[181]

陸上植物の主な水源は土壌水で、雨水のHICとほぼ同じですが、環境によって異なり、降水による濃縮、蒸発による枯渇、大気中の水蒸気との交換によっても異なります。脂質生合成部位における水源のδD値と葉水のδD値には、大きなオフセットがある場合があります。根による水分吸収は毛細管張力によって行われることが多いため、分別は発生しません。ただし、極度に乾燥した環境（約10‰の枯渇）でATPを燃焼させて水を汲み上げる乾生植物は例外です。 ^{[182]しかし、葉水は}蒸散によって土壌水に比べて大幅に濃縮されることがあります。蒸散は蒸発プロセスであり、温度、湿度、周囲の水蒸気の組成によって影響を受けます。葉水のHICは修正クレイグ・ゴードンモデル^[183]​​で記述することができる。ここでΔD _eは葉水の定常状態濃縮、ε _eqは液体の水と蒸気の間の温度依存平衡分別、ε _kは葉の内部空気空間と大気の間の拡散によるKIE、ΔD _vは葉/空気の不平衡、ea_は大気の蒸気圧、e _{i は}葉の内部蒸気圧である。

${\displaystyle \Delta D_{e}=\epsilon _{eq}+\epsilon _{k}+(\Delta D_{v}-\epsilon _{k})({\frac {e_{a}}{e_{i}}})}$

移流と拡散の反対の力を記述するペクレ効果は、次のようにモデルに追加することができます。

${\displaystyle P={\frac {EL}{CD}}}$

ここで、E は蒸散速度、L は輸送の長さスケール、C は水の濃度、D は拡散係数です。

${\displaystyle \Delta D_{\text{leaf}}=\Delta D_{e}{\frac {(1-e^{P})}{P}}}$

雨水のδDが脂質の最終δDを基本的に制御する役割は十分に文書化されているが^[184]、雨水から土壌水や葉水への分画効果がε _l/wに及ぼす影響の重要性は認識されているものの、十分に理解されていない。^{[173] [185]}

有機生体分子は、一般的に葉の水のδDに比べて減少している。^[173]しかし、生物、生合成経路、および異なる分子の生物学的役割の違いにより、分画に大きなばらつきが生じる可能性があり、脂質バイオマーカーの多様性は、δD値の範囲が600‰に及ぶ。^[186]脂質の生合成は生化学的に複雑で、同位体分画につながる複数の酵素依存性ステップを含む。脂質生合成には、メバロン酸経路、酢酸生成経路、および1-デオキシD-キシルロース-5-リン酸/2-メチルエリスロイル-4-リン酸経路として知られる3つの主要な経路がある。^[187]酢酸生成経路は、葉ワックスなどのn-アルキル脂質の生成に関与し、他の2つの脂質生合成経路よりも水源に対するδDの減少が小さい。^{[32] [188]}葉の水分は葉の生体分子における水素の主な供給源であるが、酢酸やNADPHからの比較的枯渇した水素が生合成中にしばしば追加され、最終分子のHICに寄与する。二次水素交換反応、すなわち一次生合成経路外での水素化および脱水素反応も、脂質HICの変動に大きく寄与する。^[189]

重要なことは、分画における生物学的差異は、異なる分子間の生化学的差異だけでなく、異なる生物間の生理学的差異からも生じるということである。例えば、複数の葉ワックス分子のδDは、樹木（中央値約−135‰）に比べて低木（中央値約−90‰）に多く含まれており、樹木自体はC ₃（中央値約−160‰）とC _4の草本植物（中央値約−140‰）に比べて多く含まれている。^[173]個々の種間では、δDにかなりのばらつきがあることが記録されている。^{[190] [191] [192] [193]}葉ワックスのδD値の変動に寄与するその他の生理学的要因には、葉の発達の季節的タイミング、^[194]外部ストレスや環境変動への反応、^[195]気孔の有無^{[184]などがある。}

多くの生理学的適応が環境に直接関係している場合、生理学的要因と環境的要因を区別することが困難な場合があります。

原水の δD に対する環境的影響に加えて、いくつかの環境要因が葉ワックスの δD の変動に寄与することが示されている。湿度は中程度の湿度レベルで脂質の δD に影響を与えることが知られているが、特に高い (> 80%) または低い (< 40%) 湿度レベルでは影響がなく、乾燥地域では δD が増加する傾向、つまり ε _{l/w が}小さくなる傾向が見られる。^{[173] [175] [190]}温度と日光の強度はどちらも緯度と相関しており、代謝と蒸散の速度に強い影響を及ぼし、ひいては ε _l/wにも影響する。^[196]また、葉ワックス分子の平均鎖長は地理的な緯度によって異なり、鎖長が長くなると ε _{l/w が}増加することが示されている。^[184]

バイオマーカーを古代の環境を再構築するための代理として使用する場合、堆積記録に内在する偏りに注意することが重要です。堆積物に組み込まれた葉の物質は主に秋に堆積するため、葉のワックスの季節変動をそれに応じて考慮する必要があります。^[184]さらに、堆積物は多くの異なる植物の葉のワックスを空間的にも時間的にも平均化するため、ε _l/wに対する生物学的制約を較正することが困難になります。^[173]最後に、地質記録における生体分子の保存は生態系全体を忠実に表すものではなく、特に堆積物が高温にさらされている場合は、水素交換の脅威が常に存在します。

葉ワックスの HIC は雨水の δD としてまとめることができ、土壌水からの蒸発、葉水からの蒸散、脂質生合成という 3 つの主要な分画段階があり、これらを組み合わせて純分画 ε _l/wとして測定できます。^[173]単一分子の測定技術は絶えず向上しており、地質記録内の他の独立したプロキシとの相関関係により、いくつかの変数を制限するのに役立つため、葉ワックスの HIC の調査は非常に生産的です。葉ワックスの δD データは、海洋循環と地表温度が大陸の降水量に大きな影響を与えることを示すことにより、陸上水文学における気候駆動型の変化に対する理解を深めるために効果的に適用されてきました。^{[197] [198]}葉ワックスの δD 値は、高度が雨水 δD に与える影響に基づいて古代の山脈の標高勾配を再構築するための古高度測定の記録としても使用されています。^{[199] [200]}

古環境復元でよく使われる分子のもう 1 つのグループは、円石藻によってのみ生成される長鎖の不飽和脂質であるアルケノンです。円石藻は海洋ハプト藻類で、海洋における主要なCaCO ₃生成種の 1 つである世界的に有名なEmiliania huxleyiが含まれます。アルケノンの δD は海水の δD と高い相関関係にあるため、海水の同位体組成を制限する古環境特性を復元するために使用できます。アルケノンの δD 値が適用される最も注目すべき復元は、古代の海洋の 塩分濃度です。

海水の δD と、下生植物の生化学に関連する分画 (ε _bio ) はどちらもかなりよく理解されているため、アルケノンは塩分濃度の δD に対する二次的影響を観察するために容易に使用できます。^{[201]塩分濃度と ε} _l/wの間には、塩分濃度単位あたりの分画の変化が約 3‰ という正の線形相関関係が確立されています。 ^[202]この影響の仮説上のメカニズムには、高塩分で細胞外水との交換が減少するため細胞内水中の D が濃縮されること、^[203]高塩分で浸透圧を維持するために溶質の生成が増加することによる細胞内水からの H の除去、^[204]高塩分でハプト藻の成長速度が低下することなどがあります。 ^[173]

アルケノンδDは、地中海^[205]、黒海^{[206] 、 [207]、}パナマ盆地^[208]、モザンビーク海峡^{[201]における過去の塩分濃度の変化を再現するために効果的に使用されてきた。塩分の延長として、このデータは、古代の淡水洪水現象[205] [206]}や環境変化に応じたプランクトンの進化^[207]など、古代の環境に関するさらなる結論を導き出すためにも使用された。

高度による水同位体の減少を利用して古高度測定を再構築する可能性は、1960年代後半にはすでに実証されており、カリフォルニア工科大学の地質化学者サミュエル・エプスタインが、 ¹回の嵐で異なる高度で雨水を収集しようとした。^[209] δ18 OおよびδD減率は、それぞれ-1〜-5‰/kmおよび-10〜-40‰/kmの範囲で変化するが、場所や季節によって変化し、高度と完全には比例しない。^{[210] [211] [212]}安定同位体古高度測定に関する最初の研究の1つは、ネバダ州の浅熱水性金銀鉱床の石英およびアデュラリア中の流体包有物で-90〜-139‰の天水δDシグネチャを実証し、グレートベースンの古代の地形の再構築に安定同位体を適用できることを示唆した。^[213]含水ケイ酸塩鉱物の水素と酸素の同位体はそれ以来、北米のコルディリェラ山脈、ロッキー山脈、ヒマラヤ、ヨーロッパアルプス、ニュージーランドの南アルプスを含む世界中の山脈の地形史を再構築するために使用されてきた。^[209]粘土鉱物を用いた実験室での実験では、水素と酸素の同位体組成は中程度の温度（<100°C）での変化に対して比較的耐性があり、元の天水シグナルを保存できることが示されている。^[214]山脈が降雨安定同位体に及ぼす重要な影響の1つは雨陰効果であり、風下側と比較して風上では降水量の同位体減少が起こる。山の両側の降水量の同位体組成の差の変化を使用して、雨陰効果の大きさを推測することができる。^[209]そのような研究の1つでは、カリフォルニア州のシエラネバダ山脈の東側で中新世中期から鮮新世後期にかけてスメクタイトの同位体濃縮が観察され、この期間に標高が低下したことが示唆されています。^{[215]別の研究では、前期始新}世に北米コルディリェラの白雲母で約-140‰のδDが見つかりました。これは、当時の標高が現在よりも1km高かったことを示しています。^[216]含水鉱物に加えて、葉のワックスなどのバイオマーカーの水素同位体も古高度測定研究用に開発されています。葉のワックスのδD減率（-21‰/km）は、天水観測の範囲内です。^{[212] [217]}研究の一例として、葉のワックスのδDデータは、始新世のシエラネバダ山脈の高地の含水鉱物の古高度測定を確認するために使用されています。^[200]

石油、ガス、石炭の HIC は、形成、貯蔵、移動、その他多くのプロセスを研究するための重要な地球化学的ツールです。化石燃料の HIC 信号は、原料と水の継承と、炭化水素生成中の分留、および同位体交換や生分解などのプロセスによるその後の変化の両方から生じます。堆積性有機物の HIC データを解釈する場合、同位体効果を持つ可能性のあるすべてのプロセスを考慮する必要があります。

ほぼすべての有機水素は、ある程度交換可能です。有機水素の同位体交換により、重水素の分布が再編成され、外部の水素が取り込まれることがよくあります。一般に、より成熟した物質ほど、交換が激しくなります。効果的な交換により、脂肪族水素は最終段階でようやく同位体平衡に達することができます。平衡分別係数は水素サイト間で異なります。たとえば、脂肪族水素同位体分別は、水素原子が結合する炭素原子に依存します。第一に、アルキルHICは次の傾向に従います：δD_一次炭素< δD_二次炭素< δD_三次炭素。^[218]炭素サイト間の分別係数も温度の上昇とともに減少します。これは、潜在的に熱履歴指標として使用できます。^[141]分子全体と水の間の分別は、すべての水素位置を平均することによって推定でき、これにより、異なるグループの炭化水素と水の間の平衡分別の変動が比較的小さくなります。理論的予測では、 0～100℃でステランでは−80‰～−95‰ 、ホパンでは−90‰～−95‰ 、典型的なシクロパラフィンでは−70‰～−95‰と推定されている。 ^[219]オイルウィンドウとガスウィンドウの温度では、異なる有機分子グループ間の平衡分別は、大きな一次信号と比較して比較的小さい。

化石燃料の水素同位体の研究は、以下の側面で代理指標およびツールとして応用されてきました。

1. 起源の古環境の再構築。陸水の D 含有量は水循環に対して非常に敏感であるため、有機物の δD は起源の形成環境を反映することができます。第一に、石炭および石油由来の n-アルカンの DHR は古緯度と相関することが示されています。
2. 発生源の相関関係。海洋環境と湖沼環境は、明確に異なる δD 値によって特徴付けられます。多くの研究が、測定された δD と発生源の種類を関連付けようと試みてきました。メタンの場合、D 濃度と凝集同位体は特に発生源の診断に役立ちます。
3. 考えられる成熟度の指標。例えば、植物によって合成されるイソプレノイドは D が著しく減少しており（「同位体存在度の観測された変動」の項を参照）、典型的には n-アルキル脂質に対して約 100 ‰ である。^[220]この差は、イソプレノイドの D/H 交換率が高いため、岩石が成熟するにつれて減少する傾向がある。プリスタン、フィタン、n-アルカンと他の成熟度指標の δD 差の相関関係は、幅広い成熟度範囲にわたって確立されている。^{[221] [222]} δDと n-アルカン鎖長の「同位体勾配」に基づく別の考えられる成熟度指標は、Tang らによって提案された。^[223]
4. 定量的配分。アルカンは石油とガスの主成分であるため、n-アルカンの同位体データはそれらの移動と混合の研究に使用されています。水素同位体は炭素よりも分留が大きいため、解像度が高くなるという利点があります。メタンの凝集同位体を研究することで、混合制約の新しい次元が得られます。凝集同位体表記空間の混合線は直線ではなく曲線です。
5. 汚染物質/油流出の指紋採取。

堆積性有機物(SOM) が堆積後に経験する最初の段階は、続成作用です。続成作用中、生物学的分解により有機物の DHR が変化することがあります。いくつかの実験的研究により、一部の生物分解物質は D がわずかに増加する (50 ‰ 未満) ことが示されています。ほとんどの有機物は、続成作用の終わりまでにケロジェンになります。一般に、ケロジェンの δD は広範囲にわたります。地質記録で観察されるケロジェンには、次のような多くの要因が関係しています。

1. 源水の水素同位体パターン: たとえば、湖沼系は海洋環境よりも水循環の影響を受けやすいです。
2. さまざまな生物および代謝経路の差別的分画: 有機組成の違いも一次信号に反映される可能性があります。
3. 同位体交換、H 損失、H 付加: これには、水由来の D と一次信号の混合が含まれる場合があります。
4. ビチューメン、石油、ガスの生成: 生成物とケロゲンの間に分留が起こります。

オーストラリアの盆地に関する研究では、陸生の寄与を含む湖沼藻類由来ケロジェンのδDは-105‰から-200‰の範囲で変動し、沿岸堆積環境由来のケロジェンのδDはより狭い範囲、-75‰から-120‰であることが示されています。^[224]沿岸ケロジェンのDHRのスパンが狭いのは、比較的安定した地域の気候を反映していると考えられています。ペデンチョークと彼の同僚は、西アフリカの白亜紀前期の湖沼堆積物からの未熟から低成熟ケロジェンのδD値が-70‰から-120‰であると報告しました。^[221]

石炭は、主に陸上植物に由来するタイプ IIIケロジェンから成り、地元の天水に敏感な主要な D/H 信号を持つはずです。Reddings らは、様々な起源の石炭を分析し、それらが -90‰ から -170‰ の範囲にランダムに散在していることを発見しました。^[225] Rigby らは、Bass Basin の石炭では熟成が進むにつれて D 含有量が -70‰ から -100‰ に減少することを発見し、これを後者の低 D 水との交換に起因させました。^[226] Smith らは、南極とオーストラリアの石炭サンプルの H 同位体を研究しました。彼らは、δD と推定される古緯度の間に強い負の相関関係があることを発見しました。赤道付近に起源を持つ石炭サンプルの場合、 δD は約 -50‰ ですが、極地に起源を持つものの場合、δD は約 -150‰ です。^[227]この緯度に沿ったδDの傾向は、降水傾向と一致しており、石炭が元の信号の多くを保存できることの証拠です。

カタジェニック生成中のケロジェンの DHR の変化を研究する方法には 2 種類あります。(1) 制御された実験によるメカニズムの研究を可能にする有機物の実験室での培養、(2) 地質学的時間スケールでの複合効果の情報を提供する天然サンプルの測定です。ケロジェンの複雑な組成と化学は結果を複雑にします。それでも、ケロジェンの HIC に関するほとんどの研究では、成熟度が増すにつれて D が濃縮されることが示されています。ニューアルバニー頁岩のタイプ II ケロジェン (海洋由来) は、ビトリナイト反射率が 0.3% から 1.5% に増加すると、δD が -120‰ から -70‰ に上昇すると報告されています。^[228]濃縮には 2 つの主なメカニズムが提案されています。1 つは炭化水素生成中の動的分別であり、もう 1 つは周囲の水との同位体交換です。無水培養実験では、生成物は一般に前駆体よりも D が枯渇しており、残留ケロジェンが濃縮されることが示されています。シメルマンらは、オーストラリアの4つの盆地から採取した陸上由来の石油とその根源岩ケロジェンとの関係を研究した。彼らは、平均して石油は対応するケロジェンまで23‰減少していることを発見した。^[224]含水培養実験では、中程度の成熟度ではバルク有機水素の36～79%が水から来る可能性があることが示唆されている。まだ議論は続いているが、カタジェネシス中のケロジェンD濃縮では、水の水素同位体の取り込みがより支配的なプロセスである可能性が高いと思われる。^[46]

要約すると、ケロジェンと石炭の D 含有量は複雑で、化学反応が複雑なため解明が困難です。しかし、研究では石炭の δD と古緯度の間に相関関係がある可能性がわかっています。

一般的に、同じ井戸からの天然ガスのHICは、_メタンδD <_エタンδD <_プロパンδD < _{C4+ δDの傾向があります。これは、ほとんどの天然ガスが段階的な}熱分解によって生成され、そのほとんどは不可逆的であるため、軽い同位体に有利な通常の運動同位体効果（KIE）によって支配されていると考えられているためです。「通常の順序」として知られる同じ傾向^[229]は、天然ガスの炭素同位体にも当てはまります。たとえば、アンゴラのガスでは、メタンのδDの範囲は-190‰から-140‰、エタンのδDは-146‰から-107‰、プロパンのδDは-116‰から-90‰、ブタンのδDは-118‰から-85‰であると報告されています。^[230]しかし、最近の研究では、逆のパターンも存在する可能性があることが示されています。つまり、δD_メタン>δD_エタン>δD_プロパンです。この現象は、「同位体反転」または「同位体ロールオーバー」と呼ばれることがよくあります。同位体の順序は、δDメタン>δDエタン<δDプロパンまたはδDメタン<δDエタン>δDプロパンのように、部分的に逆転することも_あります_。 [ ₂₂₉ ] _Burrussら_は、_北部アパラチア^盆地の最も深いサンプルで、メタンとエタンの水素同位体順序が逆転していることを発見しました。^[231] Liuらも、タリム盆地の石油関連ガスで部分的な逆転を発見しました。^[229]この逆転を引き起こすメカニズムはまだ不明です。考えられる説明としては、異なる成熟度と発生源のガスの混合、メタンの酸化などが挙げられます。ジョン・テリングらは、電気放電実験で気相ラジカル再結合反応を使用して、同位体が逆転した（CとHの両方で）低分子アルカンを合成し、別の可能性のあるメカニズムを示しました。^[232]

メタンは天然ガスの主成分です。地圏メタンは微生物によるメタン生成の大きな要因として興味深いものです。このプロセスは強い KIE を示し、他の炭化水素に比べてメタンの D 枯渇が大きくなります。δD は熱生成メタンでは -275‰ から -100‰、微生物メタンでは -400‰ から -150‰ の範囲です。^{[95]また、海洋メタン生成菌によって生成されるメタンは、淡水}メタン生成菌のメタンに比べて D が一般的に豊富です。メタンの δD は、天然ガスを分類および識別するために、他の地球化学的ツール (δ ¹³ C、ガス湿潤度など) と一緒にプロットされています。 δD-δ ¹³ C 図（CD 図、ホイティカー図、またはショエル図と呼ばれることもある）は、メタンを 3 つの異なるグループに分類するために広く使用されている。3 つのグループとは、δ ¹³ C と δD の両方が高い熱生成メタン、 ¹³ C がより枯渇している海洋微生物メタン、および D がより枯渇している淡水微生物メタンである。水素栄養メタン生成では、酢酸分解メタン生成に比べて D 枯渇メタンの生成量が少ない。生物が生息する場所と基質濃度も同位体組成に影響を与える。より閉鎖系で水素分圧が高いルーメンメタン生成では、湿地メタン生成（−250 ～ −170 ‰）よりも分画率が高く（−300 ～ −400 ‰）、メタン生成の程度も異なる。^{[233] [234]}

^{分析化学の最近の進歩により、 13} CH ₃ ² Hのような多重置換（または「凝集した」）同位体の高精度測定が可能になりました。これは、メタンの形成を研究するための新しいツールです。このプロキシは、メタンの凝集同位体の存在量に基づいています。重同位体同士の結合の換算ゼロ点エネルギーは、重同位体と軽同位体との結合の換算ゼロ点エネルギーの2倍以上であるため、熱力学的平衡における確率分布と比較して濃縮されているはずです。^[235]エントロピーが高いと同位体分布がランダムになる傾向があるため、温度の上昇とともに濃縮の程度は減少します。Stolperらは、実験室で平衡化したメタンと既知の形成温度からのフィールドメタンを使用してこの温度較正を確立し、これをいくつかのガス貯留層に適用して天然ガスの形成と混合を研究しました。^[236] Wangらまた、実験室で培養されたメタン生成菌とフィールドサンプルから得られたメタン凝集同位体における強い非平衡同位体効果が報告されている。^{[ 237]}これらのメタンサンプルは凝集同位体の存在量が比較的少なく、時には確率分布よりも低い。これは、メタン生成中の酵素反応に不可逆的なステップがあり、凝集同位体に対する分画によって減少信号が生成されることを示す。メタン中の同位体凝集は強力な代理であることが証明されており、科学者たちは現在、さらなる研究のためにエタンのような高次アルカン分子に向かっている。 ^[238]

石油は一般に、カタジェニック現象におけるタイプ I およびタイプ IIケロジェンの熱分解の産物である。HIC は、ソース ケロジェン シグナル、生成分別、同位体交換、およびその他の熟成効果を反映するはずである。オイル ウィンドウでの熱熟成により、HIC の主要シグナルの多くが消去される可能性がある。石油の形成には、CC および CH 結合の切断が含まれ、その結果、生成物中の¹³ C および² H が枯渇し、KIE により残留反応物が濃縮される。Yongchun Tang と彼の同僚は、実験室で較正された速度論データに基づいてこのプロセスをモデル化し、D/H の頻度係数比が 1.07 であることを発見した。 ^{[239]さらに、石油は}相変化による同位体分別の影響も受ける。しかし、油の気相は² H に富んでいるため、油の気液分別の挙動は水とは異なります。^[51]これにより、残留油が蒸発するにつれて枯渇します。石油の生分解では、CH結合の酵素分解に通常のKIEがあるため、水素同位体の分別も期待されます。いくつかの分解実験では、この分別は一般的に穏やかで、-11‰から-79‰の範囲であることが示されています。^[51]このプロセスでは、部分的に分解された石油も濃縮されるはずです。最後に、貯留層に貯蔵されている石油は、水と相互作用しながら、別の供給源地域から地下（ジオクロマトグラフィーとも呼ばれます）を通って移動していることがよくあります。移動に関連する分別を確認するデータは公開されていませんが、理論的な予測では、これは非常に小さい可能性が高いことが示されています。^[51]

天然サンプルの多くの研究では、熱熟成とともにδDがわずかに増加することが示されています。早稲田周は、東北日本の石油サンプルのδDは、熟成度が高くなるにつれて約-130‰から約-110‰に増加すると報告しました。^[240]低い熱熟成度では、ドスサントスネトとヘイズは、湖沼環境に由来するポルティグアル盆地の石油の飽和画分のδDは-90‰、海洋蒸発岩環境に由来するものは-120‰から-135‰であると報告しました。^{[46] [85]}

有機化合物の複雑な混合物を生成する石油のバルク分析では、貴重な情報の多くが不明瞭になっています。化合物固有の研究に切り替えることで、石油の水素同位体に関する理解が大幅に広がりました。化合物レベルでのHIC分析により、交換レートの違いによる問題が回避され、ソースと製品の関係が簡素化され、より詳細な画像が描画されます。[ ^51] n-アルカンのδDは、主要成分であるため、一般的に石油を代表すると考えられています。Schimmelmannらは、アルカン画分のDHRが全油とほぼ同じであることを確認しました。^[224]原材料の種類と成熟度に応じて、n-アルカンのδDは-100‰から-180‰まで変化する可能性があります。さまざまな石油および熟成した岩石由来のn-アルカンに共通する現象は、鎖長とともにδDが増加する傾向です。たとえば、Li et al.西カナダ堆積盆地の石油を分析し、C ₁₃からC ₂₇にかけてδDが20‰から40‰増加したことを発見した。^[241]この「同位体傾斜」は、炭素鎖の熱分解に関連する運動学的分別によるものである。この傾向は、Tangらによって実験的に再現され、理論的にモデル化されている。^[223]

N-アルカンは、原材料の詳細な情報も保存していることが知られています。Liらは、海洋由来の上部白亜紀の第二白色斑点頁岩の油を研究し、C ₁₂ -C ₁₈の約-180‰に強い減少信号を発見しました。この海洋サンプルの低いδDは、高緯度の大きな河川の流出によって説明されました。^[241] Schimmelmannらは、ザリガニグループの石炭相から採取された油のδDが-230‰まで下がるのに対し、同じグループの藻類相から採取されたものは約-100‰であることを発見しました。このような大きな変動は、白亜紀後期にオーストラリアが南極から分裂した以外の原因では説明が困難です。 ^[51] Xiongらによって報告された別の特殊なケース^[242]では、渤海湾盆地のオルドビス紀の炭酸塩を研究しました。彼らはn-アルカンのδDに大きな違いがあることを発見した。これは、元の信号が均質化されるのではなく保存されていることを反映している。サンプルが非常に成熟しているため（推定ビトリナイト反射率R ₀最大2.3）、結果は明らかではない。したがって、これは炭酸塩系の炭化水素に対する水素交換の触媒効率がはるかに低いことの強力な証拠である。サンプルの一部では、奇数炭素数アルカンが偶数炭素数アルカンよりも大幅に濃縮されていることも発見されている（約40‰）が、現時点では理由は不明である。この奇偶効果は、未熟な砕屑性堆積物でも観察されている。^[243]

生態水文学は、土壌への小規模な排水の測定から、樹木から蒸発する水の広範な動きの追跡まで、生態系と水循環の相互作用に関係しています。重水素は保守的なトレーサーとして機能するため、植物や生態系を通る水の動きを追跡するのに適しています。蒸発などの単一プロセス現象における水の動きを追跡するのは比較的簡単ですが、環境内の多くのシステム（例：雲霧林）には複数の発生源があり、水の動きを追跡するのはより複雑になります。 ^{[244]同位体スパイクは、}重水素化した水を直接地面に注入することで、土壌を通って植物への水の移動を決定するために行うこともできます。 ^[245]

木部水の安定同位体分析は、土壌から植物への水の動きを追跡するために使用でき、したがって、水の獲得深度の記録を提供する。木部水を使用する利点は、理論的には、HIC が葉の蒸散の影響を受けることなく、入力された水を直接反映するはずである。たとえば、ドーソンとエーリンガーはこのアプローチを使用して、小川のそばに生育する木がその小川の表層水を使用しているかどうかを判断した。^[246]表面からの水は小川と同じ同位体組成を持ち、地面のさらに下からの水は過去の降水入力からのものである。この場合、若い木は木部水の同位体組成が隣接する小川に非常に近く、定着するために表層水を使用した可能性が高い。古い木は小川に比べて木部水が枯渇しており、地下深くから水を得ていることを反映している。^{[246]他の安定同位体研究でも、}レッドウッドの森の植物は根から水を吸収するだけでなく、葉の気孔からかなりの量の水を獲得していることが判明しています。^[247]

植物の水は、水循環に影響を与える他の植物生理学的プロセスの特徴を明らかにするために使用できます。たとえば、葉の水は蒸散^[248]と水利用効率(WUE) ^[249]のモデル化に広く使用されています。蒸散では、蒸発による湖水の濃縮に関するクレイグ・ゴードン モデル^[250]が、葉の水濃縮のモデル化によく適合することが実験的にわかっています。^[251]蒸散は、樹木の根元に重水素水を直接注入し、葉から蒸散した水蒸気をすべて捕捉し、その後の凝縮水を測定して測定できます。^[252]水の使用も測定でき、重水注入から次のように計算されます。

${\displaystyle WU={\frac {M}{\sum _{1}^{T}C_{i}\Delta t_{i}}}}$, ^[253]

ここで、WU は水使用量（kg/日）、M は注入された重水素化水の質量（グラム）、T は実験の最終日、C _{i は}時間間隔 i における重水素濃度（グラム/キログラム）、Δt _{i は}時間間隔 i の長さ（日）である。竹などの熱帯植物の熱散逸プローブによる計算による水使用量は、D ₂ O の動きを追跡して測定された水使用量と強く相関しているが、正確な値は同じではない。^[253]実際、心材を形成するマメ科の樹木Gliricidia sepium^{では、蒸散水は注入された2} H ₂ O 濃度と強く相関しておらず、直接注入による水使用量の測定をさらに複雑にしている。これは、心材が重水を蓄積することができ、水を直接木部から葉に移動させることができないために起こった可能性がある。 ^[253]

WUE（炭素固定と蒸散の比率）は、これまで次の式を使用して ¹³ C/ ^{12 C 比率に関連付けられてきました。}

${\displaystyle {\ce {WUE}}={\frac {(1-\phi )p_{{\ce {CO2}}}}{1.6(\epsilon _{{\ce {carb}}}-\epsilon _{{\ce {diff}}})}}(\epsilon _{{\ce {carb}}}-\Delta {\ce {^{13}C}})}$, ^[249]

どこ

${\displaystyle {\ce {\Delta^{13}C\ =\ {\frac {\delta^{13}C_{atm}-\delta^{13}C_{plant}}{1+\delta^{13}C_{atm}}}}}}$φは呼吸される固定炭素の割合、p CO _2は大気中のCO ₂の分圧、ε _carbはカルボキシル化の分画、ε _{diffは空気中の拡散の分画です。植物の葉ワックス中のδDと}δ ¹³ Cの関係経験的に測定され、δD と水利用効率の間には負の相関関係が見られます。これは、水利用効率が低いほど蒸散速度が速いことで部分的に説明できます。蒸散は正常な同位体効果を示し、植物の葉の水に² H が濃縮され、その結果、葉のワックスが濃縮されます。

HICは動物の移動を追跡するのに有用である。^[254]代謝的に不活性な組織（羽毛や毛など）を持つ動物は、水源と食物からの水素を使用してその組織を合成するが、理想的には移動中にその後の水を取り込まない。δDは地理的に変化するため、同化の生物学的分画を考慮に入れた動物組織のδDと移動後の水のδDの差は、動物の移動に関する情報を提供することができる。例えば、オオカバマダラでは、羽のキチンは構築された後は代謝的に不活性であるため、羽の成長時と場所の環境水の同位体組成を反映することができる。次に、これは蝶の起源の記録を作成し、移動距離を決定するために使用することができる。^[255]このアプローチは、コウモリと鳥にも使用でき、それぞれ毛と羽毛を使用する。^{[256] [257]}標高が高くなると雨水が枯渇するため、この方法で高度移動を追跡することもできる。しかし、これは技術的に困難であり、解像度が低すぎて小さな高度変化を追跡できないようです。^{[257] 2} Hは、大陸の水の変動が大きい地域間での種の移動を追跡するのに最も役立ちます。なぜなら、場所間の局所的な水のδDの類似性により種の移動が複雑になる可能性があるためです。たとえば、バハカリフォルニアの水源水はメイン州の水と同じδDを持つ可能性があります。^[258]さらに、組織内のHICの一部は水と交換され、測定値の解釈が複雑になることがあります。この同位体交換の割合は局所的な湿度レベルに応じて変化するため、対象種の代謝的に不活性な組織の標準を作成し、局所的な条件と平衡化することができます。これにより、異なる地域で測定されたδDを互いに比較できます。^[259]

食事の組織への同化には、栄養段階識別因子として知られる組織特異的な分画がある。食事の供給源は、重水素同位体プロファイルを介して食物網を通じて追跡できるが、重水素には水と食物という2つの潜在的な供給源があるために複雑になる。食物は周囲の水との交換よりもδDに強く影響し、そのシグナルは栄養段階を超えて見られる。^[260]しかし、異なる生物はさまざまな比率の水と食物から有機水素を得ている。例えば、ウズラでは、有機水素の20〜30％が水から、残りが食物からだった。水からの水素の正確な割合は、組織の供給源と代謝活動に依存していた。^[261]ユスリカでは、バイオマス水素の31〜47％が水に由来し、^[260]微生物では、基質に応じて脂肪酸水素の最大100％が水に由来する可能性がある。^[186]イモムシでは、有機物由来の食事のδDは組織のδDと直線的に相関している。しかし、同じ関係は水由来の食事のδDには一貫して当てはまらないようで、イモムシまたはその獲物である植物に由来する水は、それらの有機物よりも2Hに富んでいる。獲物（植物）から捕食者（イモムシ）へと栄養段階が上がると、同位体濃縮が起こる。^{[ 262]}この同じ濃縮傾向は、他の多くの動物（肉食動物、雑食動物、草食動物）にも見られ、^{15 Nの相対的存在量に従っているようだ。同じ栄養段階の肉食動物は、同じレベルの2H}濃縮を示す傾向がある。^[263]前述のように、水から生成される有機水素の量は種によって異なるため、関与する種が不明の場合、絶対分画に関連する栄養段階のモデルを作成することは困難である。異なる組織は重水素を異なる方法で分画するため、同じ組織を測定する際の一貫性も重要です。水生システムでは、栄養段階の相互作用を追跡することは、システムの生態を理解するだけでなく、陸生生物の流入の程度を決定するためにも価値があります。^{[33] [264]}栄養段階内で一貫した重水素濃縮のパターンは、環境におけるこれらの相互作用の性質を評価するための有用なツールです。^[33]

代謝による生物学的重水素分画は、生物や経路に大きく依存しており、分画には大きなばらつきがある。^{[186] [265]}それにもかかわらず、いくつかの傾向は依然として維持されている。脂質生合成中、水素同位体は従属栄養生物に比べて自栄生物で非常に強く分画する傾向がある。化学合成自栄生物は極端に枯渇した脂質を生成し、分画はおよそ -200 から -400 ‰の範囲である。^[266]これは、既知量の重水素化水を与えられた実験室培養物と環境の両方で観察されている。^{[186] [267]}しかし、タンパク質はそれほど顕著な傾向に従わず、従属栄養生物と自栄生物の両方が大規模で多様な分画を生成することができる。^{[266]部分的には、還元当量}NADHおよびNADPHの形成中に軽い同位体が動的分画されることによって、同位体的に軽い脂質とタンパク質が生じる。

塩分濃度も重水素分画の程度に影響を与えるようで、塩分濃度の高い水は成長速度、水素交換速度、蒸発速度に影響します。これらの要因はすべて、水素がバイオマスに取り込まれる際の脂質δDに影響します。円石藻類 Emiliania huxleyiとGephyrocapsa oceanicaでは、アルケノンδDは生物の成長速度を塩分濃度で割った値と強く相関することが分かっています。^[202]重水素分画と塩分濃度の関係は、岩石記録に保存された脂質を用いた古環境再構築に利用でき、例えば生物の成長時の海洋塩分濃度を判定できる可能性があります。しかし、分画の程度は生物間で必ずしも一貫しているわけではなく、この方法で古塩分濃度を判定するのは複雑です。^[202]また、これらの円石藻類では成長速度と分画の間には負の相関関係があるようです。単細胞藻類Eudorina unicoccaとVolvox aureusのさらなる実験では、成長速度（窒素制限によって制御）が脂肪酸δDに影響を与えないことが示されています。しかし、成長速度が増加するとステロールはDが枯渇し、^[268]円石藻のアルケノン同位体組成と一致しています。全体的に、脂質δDにはいくつかの強い傾向がありますが、特定の分画は化合物に固有です。その結果、δD測定を通じて塩分計を作成しようとすると、必然的に単一の化合物タイプに固有のものになります。

環境化学の重要な目標は、汚染物質の発生源と分解を追跡することです。環境汚染物質のプールをフィンガープリントするために、流出物のバルク化学組成、^[269]バルク化学混合物の同位体比、^[270]または個々の構成化合物の同位体比など、さまざまな方法が使用されてきました。炭素と水素の安定同位体は、天然ガスの補完的なフィンガープリント技術として使用できます。^[271]ディープウォーターホライズン原油流出からの炭化水素のDHRは、それらがマコンド油井からのものである可能性が高いことを確認するために使用されました。^[272] HICは、中国の油田で発生した生物分解の相対量の尺度としても使用されており、^[273] n-アルカン分解生物の純粋培養に関する研究では、分解中の水素同位体分別の量が鎖長に依存することが示されています。^{[274]追加の研究では、}メチルtert-ブチルエーテル^[275]とトルエン^{[276] [277]}の分解における水素同位体効果も示されており、環境中のこれらの汚染化合物の分解レベルの評価に有用であることが示唆されている。どちらの場合も、残留未反応化合物は数十‰まで^2Hに濃縮され、異なる生物と反応の完了度によって変動が見られた。これらの重質残留化合物の観察は、ベンゼンとエチルベンゼンの除去などの生分解反応の現場観察に適用されており、^[278]それぞれ27と50‰のD/H分画を与えた。また、汚染された場所でのo-キシレンの分析では、生分解後に高い残留DHRが示され、このプロセスにおけるCH結合の活性化が律速段階であることと一致している^[279]。

安定同位体比は、化学物質の真正性や起源が疑問視されるさまざまな状況で使用されています。このような状況には、食品、ワイン、天然香料の真正性の評価、スポーツにおける薬物スクリーニング（スポーツにおけるドーピングを参照）、医薬品、違法薬物、さらには人骨の身元確認への支援が含まれます。これらの場合、問題は化合物の起源であるため、特定の化合物を検出または定量するだけでは不十分なことがよくあります。これらの質問に答える上での水素同位体分析の強みは、天然物の DHR が、その製品が生成された地域の天然水の DHR に関係していることが多いことです（水循環を参照）。DHR は地域によって大きく異なるため、これはさまざまな物質の元の起源を見つけるための強力なツールになり得ます。

食品、香料、香水は、化学添加物が天然由来であることを保証して販売されることが多い。化合物の構造が既知で、研究室で簡単に合成できる場合、この主張を検証するのは困難になる。これらの化学物質の起源に関する主張の真正性確認には、水素を含むさまざまな安定同位体が活用されてきた。炭素と水素の同位体を組み合わせた分析は、(E)-メチルシナメート、^[280] γ-デカラクトン、δ-デカラクトンの真正性確認に使用されてきた。^[281]水素と窒素の同位体比は、 「天然」コーヒー香料として使用されるアルキルピラジン の真正性確認に使用されてきた。^[282]

アスリートのステロイドに含まれる炭素の同位体比は、これらのステロイドがアスリートの体から来たものか、外部から来たものかを判断するために使われてきた。この検査は、多くの注目を集めたアンチ・ドーピング事件で使われており、さまざまな化合物の濃度を単に特徴付けるよりもさまざまな利点がある。安定水素同位体に基づく同様の検査を作成する試みがなされている^[283]。これは、既存の検査方法を補完するために使用できる。この方法の懸念の 1 つは、人体によって生成される天然ステロイドが飲料水の² H 含有量によって大幅に変化する可能性があり、HIC の違いに基づいてドーピングが誤って検出される可能性があることである。この懸念は最近の研究で取り上げられており、飲料水の DHR の影響は、このアンチ・ドーピング検査戦略にとって克服できない誤差の原因にはならないと結論付けられている^{[284] 。}

製薬業界は、世界で年間数千億ドルの収益を上げています。このような大規模な業界では、偽造や著作権侵害が深刻な問題となっており、水素同位体フィンガープリンティングは、さまざまな医薬品の真正性を検証するための有用なツールとなっています。前のセクションで説明したように、DHRの有用性は、他の同位体比の測定値と組み合わせた場合に最も高くなります。トロピカミド、ヒドロコルチゾン、キニーネ、トリプトファンの安定同位体組成に関する初期の研究では、炭素、窒素、酸素、水素の安定同位体がEA-IRMSによって分析され、同位体シグネチャに基づいて、製造元間、さらには医薬品のバッチ間で明確な区別を行うことができました。^{[285]この研究では、水素と酸素の同位体比が、異なる医薬品の供給源を区別するための2つの最良のフィンガープリントであることが判明しました。さまざまなロットと製造元の}ナプロキセンを分析した追跡調査でも、医薬品の供給源を区別する同様の能力が示されました。^[286]これらの同位体シグネチャの使用は、異なる製造業者を区別するだけでなく、同じ化合物の異なる合成経路を区別するためにも使用できます。^[287]これらの研究は、これらの薬物の合成で発生した自然な変動に依存していましたが、他の研究では、意図的に D および¹³ C でラベル付けされた出発原料を使用し、これらのラベルが最終的な医薬品まで追跡できることを示しました。^{[288] DHR は、 2} H NMRによって薬物の特定の部位で決定することもでき、ある研究ではイブプロフェンとナプロキセンの異なる合成方法を区別するために使用され、^{[289]別の研究では}プロザックとフルオキセチンを区別するために使用されています。^{[290]これらの研究は、EA-IRMS のバルク DHR 情報と2} H NMRからの部位固有の DHR が医薬品の真正性テストに非常に有用であることを示しています。

違法薬物の起源と製造メカニズムも、水素同位体特性評価が効果的に応用されている分野のひとつです。通常、安定同位体技術の他の応用と同様に、複数の安定同位体のデータを相互に比較すると、最良の結果が得られます。δ ² H、δ ¹³ C、δ ^{15 Nは}MDAとMDMAの錠剤の分析に一緒に使用され、異なる起源や製造メカニズムを区別するために使用できる違いを特定することに成功しました。 ^{[291] δ 18} Oを加えた同じ安定同位体の組み合わせをヘロインと関連包装に適用したところ、異なるサンプルを区別することができました。^{[292]重水素NMRを使用した分析により、}コカインとヘロインの起源と処理についても明らかになりました。^[293]ヘロインの場合、重水素NMR（SNIF-NMR）法で測定されたこの部位特異的な天然同位体分率は、いわゆる天然部位（ヘロインの原料であるモルヒネに存在していた）を分析することによって分子の地理的起源を判定するために使用できるだけでなく、人工部位（薬物処理中に追加された）を分析することによって合成プロセスに関する情報を得るためにも使用できる。

人間の飲料水中のDHRの地理的変動は毛髪に記録されています。研究では、個人の毛髪と飲料水のDHRの間には非常に強い関係があることが示されています。^[294]

水道水のDHRは地理に大きく依存するため、人の毛髪のDHRは、毛髪の成長中にその人が最も住んでいた地域を特定するために使用できます。このアイデアは、DHRが動物の移動を追跡するために使用されているのと同じように、犯罪捜査で人が死亡する前の移動を制限するために使用されています。さまざまな年齢の毛髪の断片を分析することで、人が死亡する前の特定の時期にどのD/H地域に住んでいたかを特定できます。^[295]

• 化学元素の豊富さ
• 水素同位体
• 自然の豊かさ
• 安定同位体