δ18O

در ژئوشیمی ، paleoclimatology و paleoceanography δ18 O یا delta-O-18 اندازه گیری انحراف در نسبت ایزوتوپ های پایدار اکسیژن-18 ( ¹⁸^{O )} و اکسیژن-16 ( ¹⁶ O) است. معمولاً به‌عنوان اندازه‌گیری دمای بارش ، به‌عنوان اندازه‌گیری برهمکنش‌های آب زیرزمینی/معدنی، و به‌عنوان شاخص فرآیندهایی که شکنش ایزوتوپی را نشان می‌دهند ، مانند متانوژنز استفاده می‌شود . در علم دیرینه، داده های ¹⁸ O: ¹⁶ O از مرجان ها ، روزن داران و هسته های یخی به عنوان نماینده ای برای دما استفاده می شود .

این به عنوان انحراف در "در هر میلیون" (‰، قسمت در هزار) بین یک نمونه و یک استاندارد تعریف می شود:

\delta {\ce {^{18}O}}=\left({\frac {\left({\frac {{\ce {^{18}O}}}{{\ce {^{ 16}O}}}}\right)_{\mathrm {sample} }}{\left({\frac {{\ce {^{18}O}}}{{\ce {^{16}O} }}}\right)_{\mathrm {استاندارد} }}}-1\right)\times 1000

‰

که در آن استاندارد دارای ترکیب ایزوتوپی شناخته شده است، مانند آب اقیانوس متوسط استاندارد وین (VSMOW). ^[1] شکنش می تواند از شکنش جنبشی ، تعادلی یا مستقل از جرم ناشی شود .

مکانیسم

پوسته روزن داران از کربنات کلسیم (CaCO ₃ ) تشکیل شده است و در بسیاری از محیط های رایج زمین شناسی یافت می شود. نسبت ¹⁸ O به ¹⁶ O در پوسته برای تعیین غیر مستقیم دمای آب اطراف در زمان تشکیل پوسته استفاده می شود. این نسبت بسته به دمای آب اطراف و همچنین عوامل دیگری مانند شوری آب و حجم آب محبوس شده در صفحات یخ کمی متفاوت است.

$δ$ ¹⁸ Oهمچنین تبخیر محلی و ورودی آب شیرین را منعکس می کند، زیرا آب باران ¹⁶ O-غنی شده است - نتیجه تبخیر ترجیحی فندک ¹⁶ O از آب دریا. در نتیجه، سطح اقیانوس دارای نسبت‌های بیشتری از ¹⁸ O در اطراف مناطق نیمه گرمسیری و استوایی است که در آن تبخیر بیشتر وجود دارد، و نسبت‌های کمتری از ¹⁸ O در عرض‌های جغرافیایی میانی که باران بیشتر می‌بارد.

به طور مشابه، هنگامی که بخار آب متراکم می شود، مولکول های سنگین آب که دارای ¹⁸ اتم O هستند، ابتدا متراکم شده و رسوب می کنند. شیب بخار آب که از نواحی استوایی به سمت قطب ها می رود به تدریج با ¹⁸ O کاهش می یابد ^{. بارش}برف در کانادا بسیار کمتر از باران در فلوریدا _است . به طور مشابه ^، برفی که در مرکز ورقه‌های یخ می‌بارد $δ18$ O سبک‌تر استامضا از آن در حاشیه آن، زیرا ¹⁸ O سنگین‌تر ابتدا رسوب می‌کند.

تغییرات آب و هوایی که الگوهای جهانی تبخیر و بارندگی را تغییر می‌دهد، بنابراین پس‌زمینه $δ18$ O را تغییر می‌دهد ^.نسبت

نمونه های جامد (آلی و معدنی) برای آنالیز ایزوتوپ اکسیژن معمولاً در فنجان های نقره ای ذخیره می شوند و با تجزیه در اثر حرارت و طیف سنجی جرمی اندازه گیری می شوند . ^[2] محققان باید از ذخیره سازی نامناسب یا طولانی مدت نمونه ها برای اندازه گیری دقیق خودداری کنند. ^[2]

برون یابی دما

بر اساس این فرض ساده که سیگنال را می توان به تنهایی به تغییر دما نسبت داد، با نادیده گرفتن اثرات شوری و تغییر حجم یخ، اپشتین و همکاران. (1953) تخمین زد ^که $δ18$ Oافزایش 0.22 ‰ معادل خنک سازی 1 درجه سانتیگراد (یا 1.8 درجه فارنهایت) است. ^[3] به طور دقیق تر، اپشتاین و همکاران. (1953) یک برونیابی درجه دوم برای دما ارائه می دهد

T=16.5-4.3\mathrm {\delta } +0.14\mathrm {\delta ^{2}}

که در آن T دما بر حسب درجه سانتیگراد است (بر اساس حداقل مربعات مناسب برای محدوده ای از مقادیر دمایی بین 9 درجه سانتیگراد و 29 درجه سانتیگراد، با انحراف استاندارد ± 0.6 درجه سانتیگراد، و δ برای کلسیم ^δ18 O است. نمونه کربنات).

دیرینه اقلیم شناسی

هسته های یخ

δ18O ^را می توان با هسته های یخ برای تعیین دما از زمان تشکیل یخ استفاده کرد.

Lisiecki و Raymo (2005) از اندازه گیری δ18 O در روزن داران اعماق زمین از 57 هسته رسوبی در اعماق دریا که به عنوان نماینده ای برای کل جرم جهانی صفحات یخی یخبندان گرفته شده است، برای بازسازی آب و هوا در پنج میلیون سال گذشته استفاده ^کردند . ^[4]

رکورد انباشته شده از 57 هسته به صورت مداری بر روی یک مدل یخ رانده مداری تنظیم شده است، چرخه های میلانکوویچ 41 ky ( مورب )، 26 ky ( تعدد ) و 100 ky ( غیر از مرکز )، که فرض می شود همگی باعث ایجاد فشار مداری یخ جهانی می شوند. حجم در طول یک میلیون سال گذشته، تعدادی ماکزیمم و مینیمم بسیار قوی یخبندان وجود داشته است که تقریباً 100 کیو فاصله دارند. از آنجایی که تغییرات ایزوتوپ مشاهده‌شده از نظر شکل شبیه به تغییرات دمایی ثبت‌شده برای 420 کیو گذشته در ایستگاه وستوک است ، شکل نشان‌داده‌شده در سمت راست مقادیر δ18 O (مقیاس سمت راست) را با تغییرات دمایی گزارش‌شده از هسته یخی وستوک هم‌سو ^{می‌کند} . (مقیاس سمت چپ)، به دنبال پتی و همکاران. (1999). ^{[ توضیح لازم است ]}

بافت های زیست معدنی شده

δ18 O از بافت های بیومینرالیزه ^نیز ممکن است در بازسازی شرایط محیطی گذشته استفاده شود. در مهره داران، آپاتیت از مواد معدنی استخوان ، مینای دندان و عاج حاوی گروه های فسفات [PO ₄ ] ^3- است که ممکن است نسبت ایزوتوپ اکسیژن آب محیط را حفظ کند. ^[5] تکه تکه شدن ایزوتوپ های اکسیژن در این بافت ها ممکن است تحت تأثیر عوامل بیولوژیکی مانند دمای بدن و رژیم غذایی باشد. ^[6]

همچنین ببینید

$δ$ ¹³ C
$δ$ ¹⁵ N
$δ$ ³⁴ S
خط آب شهاب‌سنگ جهانی ⁽ GMWL)، رابطه بین $δ18$ Oو δ2 H (همچنین به عنوان δ D نیز شناخته می شود $)$
امضای ایزوتوپی
تجزیه و تحلیل ایزوتوپی
ژئوشیمی ایزوتوپی
پالئوترمومتر
نسبت ایزوتوپی پایدار

مراجع

↑ «USGS – ایزوتوپ ردیاب – منابع – ایزوتوپ ژئوشیمی» . بازیابی شده در 18 ژانویه 2009 .
^ ab Tsang، Man-Yin; یائو، ویچی؛ تسه، کوین (2020). کیم، ایل نام (ویرایش). فنجان های نقره ای اکسید شده می توانند نتایج ایزوتوپ اکسیژن نمونه های کوچک را منحرف کنند. نتایج تجربی . 1 : e12. doi : 10.1017/exp.2020.15 . ISSN 2516-712X.
^ اپستاین، اس. بوچسبام، آر. لوونستام، اچ. Urey, H. (1953). "مقیاس دمای ایزوتوپی کربنات-آب تجدید نظر شده". جئول Soc. هستم گاو نر 64 (11): 1315–1325. Bibcode :1953GSAB...64.1315E. doi :10.1130/0016-7606(1953)64[1315:rcits]2.0.co;2.
^ Lisiecki، LE ; Raymo, ME (ژانويه 2005). "یک پشته پلیوسن-پلیستوسن از 57 رکورد δ18O اعماق دریا" (PDF) . دیرینه شناسی . 20 (1): PA1003. Bibcode :2005PalOc..20.1003L. doi : 10.1029/2004PA001071. hdl : 2027.42/149224 .
Lisiecki، LE; Raymo, ME (مه 2005). "تصحیح "یک پشته پلیوسن-پلیستوسن از 57 رکورد δ18O اعماق دریا"". دیرینه شناسی . 20 (2): PA2007. Bibcode :2005PalOc..20.2007L. doi : 10.1029/2005PA001164 .
اطلاعات: doi :10.1594/PANGAEA.704257.
↑ کولودنی، یوشوا؛ لوز، بوآز؛ ناون، اودد (سپتامبر 1983). "تغییرات ایزوتوپ اکسیژن در فسفات آپاتیت های بیوژنیک، I. آپاتیت استخوان ماهی - بازبینی قوانین بازی". نامه های علوم زمین و سیاره . 64 (3): 398-404. doi :10.1016/0012-821x(83)90100-0. ISSN 0012-821X.
↑ لوز، بوآز (1989). "تغییر ایزوتوپ اکسیژن در فسفات استخوان." ژئوشیمی کاربردی . 4 (3): 317-323. doi :10.1016/0883-2927(89)90035-8.

کلارک، آی دی و فریتز، پی (1997). ایزوتوپ های محیطی در هیدروژئولوژی CRC را فشار دهید . شابک 1-56670-249-6.
اشمیت، GA (1999). "مدل سازی پیشروی داده های پروکسی کربنات از روزن داران پلانکتون با استفاده از ردیاب های ایزوتوپ اکسیژن در یک مدل جهانی اقیانوس". دیرینه شناسی . 14 (4): 482-497. Bibcode :1999PalOc..14..482S. doi : 10.1029/1999PA900025 .