Stosunek izotopów

Stosunek izotopów jest stosunek liczby atomów dwóch izotopów w pojedynczej próbce . Termin stosunek izotopów jest często ograniczony do przypadku dwóch izotopów tego samego pierwiastka chemicznego , ale może być używany dla dwóch izotopów różnych pierwiastków. Pomiary, interpretacja i modelowanie stosunków izotopowych to codzienność geochemików izotopowych . Stosunki izotopowe są wykorzystywane do datowania zdarzeń geologicznych, a także do odczytywania procesów geodynamicznych (w szczególności śledzenia źródeł). Znajdują również inne zastosowania w różnych dziedzinach:glacjologia i paleoklimatologia , archeologia i paleontologia , wczesna historia życia itp.

Definicja i notacje

Definicja

Stosunek izotopów definiuje się jako stosunek:

{\ displaystyle r_ {12} = {\ frac {N {\ tekst {(izotop 1)}}} {N {\ tekst {(izotop 2)}}}}}

gdzie N (izotop) reprezentuje liczbę atomów danego izotopu w próbce (lub częściej niewielką część próbki).

Standardowa notacja i zastosowania

Stosunek izotopowy jest konwencjonalnie oznaczany przez stosunek symboli dwóch izotopów umieszczonych w nawiasach. Zatem, stanowi stosunek izotopowego strontu 87 i strontu 86 (tj ), a w przypadku rubidu 87 i strontu 86. ${\ displaystyle \ lewo ({\ tfrac {^ {87} \ matematyka {Sr}} {^ {86} \ matematyka {Sr}}} \ po prawej)}$ ${\ displaystyle {\ tfrac {N \ po lewej (^ {87} \ matematyka {Sr} \ po prawej)} {N \ po lewej (^ {86} \ matematyka {Sr} \ po prawej)}}}$ ${\ displaystyle \ lewo ({\ tfrac {^ {87} \ matematyka {Rb}} {^ {86} \ matematyka {Sr}}} \ po prawej)}$

W radiochronologii zazwyczaj decydujemy się na umieszczenie w mianowniku stabilnego i nieradiogenicznego izotopu : 12 C, 86 Sr, 144 Nd, itd. Stosunek izotopów wykorzystywanych do datowania będzie wtedy w liczniku izotop Ojciec i dziecko izotop z rozpadu radioaktywnego stosowanego jako chronometru: i na randki rubidu-strontu , i dla samaru - neodym randki itp W szczególnym przypadku datowania węglem 14 nie stosuje się izotopu potomnego, a jedynie stosunek . W metodach datowania radioaktywnego nierównowagi stosuje się stosunek izotopów obejmujący dwa izotopy radioaktywne, które są członkami tego samego łańcucha rozpadów , na przykład w datowaniu uranowo-torowym . ${\ displaystyle \ lewo ({\ tfrac {^ {87} \ matematyka {Rb}} {^ {86} \ matematyka {Sr}}} \ po prawej)}$ ${\ displaystyle \ lewo ({\ tfrac {^ {87} \ matematyka {Sr}} {^ {86} \ matematyka {Sr}}} \ po prawej)}$ ${\ displaystyle \ lewo ({\ tfrac {^ {147} \ matematyka {Sm}} {^ {144} \ matematyka {Nd}}} \ po prawej)}$ ${\ displaystyle \ po lewej ({\ tfrac {^ {143} \ mathrm {Nd}} {^ {144} \ mathrm {Nd}}} \ po prawej)}$ ${\ displaystyle \ lewo ({\ tfrac {^ {14} \ matematyka {C}} {^ {12} \ matematyka {C}}} \ po prawej)}$ ${\ displaystyle \ lewo ({\ tfrac {^ {230} \ matematyka {Th}} {^ {238} \ matematyka {U}}} \ po prawej)}$
W geodynamice chemicznej do śledzenia źródeł magm np. za pomocą stosunków izotopowych obejmujących dwa stabilne izotopy tego samego pierwiastka, jeden radiogeniczny, a drugi nie: , , , , itp. ${\ displaystyle \ lewo ({\ tfrac {^ {87} \ matematyka {Sr}} {^ {86} \ matematyka {Sr}}} \ po prawej)}$ ${\ displaystyle \ po lewej ({\ tfrac {^ {143} \ mathrm {Nd}} {^ {144} \ mathrm {Nd}}} \ po prawej)}$ ${\ displaystyle \ po lewej ({\ tfrac {^ {207} \ matematyka {Pb}} {^ {206} \ matematyka {Pb}}} \ po prawej)}$ ${\ displaystyle \ lewo ({\ tfrac {^ {4} \ matematyka {on}} {^ {3} \ matematyka {on}}} \ po prawej)}$
W stabilnych izotopów geochemii na ogół wybrać oznacza ono taką najobficiej izotop, na przykład , a dla izotopów tlenu , dla tych, węgiel , itd. ${\ displaystyle \ lewo ({\ tfrac {^ {17} \ matematyka {O}} {^ {16} \ matematyka {O}}} \ po prawej)}$ ${\ displaystyle \ lewo ({\ tfrac {^ {18} \ matematyka {O}} {^ {16} \ matematyka {O}}} \ po prawej)}$ ${\ displaystyle \ lewo ({\ tfrac {^ {13} \ matematyka {C}} {^ {12} \ matematyka {C}}} \ po prawej)}$

Notacja δ

Dość duża liczba stosunków izotopowych zmienia się tylko o bardzo mały ułamek, co jest jednak istotne ze względu na bardzo wysoką precyzję pomiarów izotopów. Zamiast manipulować liczby różniących się tylko w 3 e , 4 E lub 5 -go po przecinku, a następnie jest wygodnie manipulować względnych odmiany izotopowej stosunek R względem stosunku izotopów średnia r 0 odpowiednie. Notację δ definiujemy następująco:

{\ displaystyle \ delta = {\ frac {r} {r_ {0}}} - 1}

Te bezwymiarowe wartości są zazwyczaj rzędu kilku tysięcznych lub dziesięciu tysięcznych, a zatem wyrażane są w ‰ lub ‱ .

Na przykład dla izotopów tlenu :

{\ displaystyle \ delta ^ {17} \! \ mathm {O} = {\ frac {(^ {17} \ mathrm {O} / ^ {16} \ mathrm {O})} {(^ {17}} math {O} / ^ {16} \ mathrm {O}) _ {\ mathrm {SMOW}}}} - 1}

{\ displaystyle \ delta ^ {18} \! \ mathrm {O} = {\ frac {(^ {18} \ mathrm {O} / ^ {16} \ mathrm {O})} {(^ {18}} math {O} / ^ {16} \ mathrm {O}) _ {\ mathrm {SMOW}}}} - 1}

gdzie standardowo stosowanym standardem jest średnia woda oceaniczna zdefiniowana w Wiedniu w 1968 r. (oznaczona jako SMOW, od Standard Mean Ocean Water ).

Podobnie dla izotopów węgla :

{\ displaystyle \ delta ^ {13} \! \ mathrm {C} = {\ frac {(^ {13} \ mathrm {C} / ^ {12} \ mathrm {C})} {(^ {13} \ matematyka {C} / ^ {12} \ matematyka {C}) _ {\ matematyka {PDB}}}} - 1}

gdzie standardem klasycznie stosowanym jest skamieniałość Belemnitella americana ( belemnit z górnej kredy ) z formacji Peedee (w) w Południowej Karolinie , również zdefiniowana w Wiedniu w 1968 r. ( w dokumencie PDB, dla Pee Dee Belemnite ).

Wymierzony

Pomiaru ze wskaźników izotopowych można wykonać in situ z zastosowaniem jonowego sondy , ale coraz częściej wykonywane na solach lub gazów pochodzących z próbek, które mają być badane przy użyciu spektrometru masowego . Aby uzyskać dobre działanie spektrometru i uniknąć interferencji między nuklidami izobarycznymi , na ogół konieczne jest najpierw przejście przez etapy rozpuszczania próbki, oddzielania pierwiastków chemicznych, zatężania i osadzania, delikatnych operacji wrażliwych na zanieczyszczenia i które dlatego zwykle odbywają się w czystym pomieszczeniu . Uzyskana precyzja różni się w zależności od pierwiastka, w szczególności w zależności od jego masy atomowej i bogactwa stabilnych izotopów nieradiogenicznych (obecność co najmniej dwóch takich izotopów umożliwia skorygowanie dyskryminacji masy , nieodłącznego działania efektu izotopowego spektrometry masowe). Dla tego samego pierwiastka chemicznego dokładność pomiaru zależy od jakości spektrometru (i jego konserwacji), ale także od rygoru, z jakim przetwarzane są etapy chemiczne i kalibracja spektrometru.

Zmienność

Nauki o Ziemi i Planetologia

Zmienność stosunków izotopowych między próbkami geologicznymi, lądowymi lub pozaziemskimi, a nawet w obrębie tej samej skały lub tego samego minerału, może wynikać z kilku czynników:

początkowa heterogeniczność izotopowa w mgławicy słonecznej, a następnie w materiałach, które połączyły się, tworząc Ziemię lub inne ciała . Pomiary wykonane na próbkach z Ziemi, Księżyca i meteorytów wskazują zarówno, że mgławica słoneczna była generalnie dobrze wymieszana pod względem składu izotopowego, ale w szczegółach występowały znaczne różnice (niewielkie, ale w zasięgu naszych możliwości pomiarowych);
rozpad izotopów promieniotwórczych, który w miarę upływu czasu zwiększa stosunek izotopów obejmującej izotop pochodną oraz nie-radiogenicznym izotopów tego samego pierwiastka (stopniowego rozpadu 87 Rb, na przykład, zwiększa współczynnik ). Ten wzrost jest tym szybszy, im pierwiastek promieniotwórczy jest obfity, w porównaniu do pierwiastka potomnego izotopu (stosunek np. rośnie tym szybciej, im wyższy jest stosunek chemiczny ). Ten wzrost jest stosowany w geochronologii i geodynamice chemicznej; ${\ displaystyle \ lewo ({\ tfrac {^ {87} \ matematyka {Sr}} {^ {86} \ matematyka {Sr}}} \ po prawej)}$ ${\ displaystyle \ lewo ({\ tfrac {^ {87} \ matematyka {Sr}} {^ {86} \ matematyka {Sr}}} \ po prawej)}$ ${\ displaystyle \ lewo ({\ tfrac {\ matematyka {Rb}} {\ matematyka {Sr}}} \ prawo)}$
izotopowe frakcjonowanie podczas topienia, odparowanie, krystalizacja, kondensacji lub częściowej reakcji chemicznej z materiału, która ma ten skutek, że częściowe przekształcenie do produktu ma nieco inny skład izotopowy od tego materiału wyjściowego. To frakcjonowanie podlega innym prawu w zależności od tego, czy występuje:
- blisko równowagi . Stosunek frakcjonowania (gdzie r oznacza stosunek izotopowy) jest zgodny ze znanym prawem i zależy w szczególności od temperatury, ${\ displaystyle \ alfa = {\ tfrac {r _ {\ mathrm {produkt}}} {r _ {\ mathrm {d {\ ostra {e}} część}}}}}$
- daleko od równowagi. Jest to zatem szybkość przemiany lub reakcji, która nie jest taka sama dla różnych izotopów tego samego pierwiastka chemicznego. To frakcjonowanie kinetyczne jest na ogół bardziej wyraźne niż frakcjonowanie w równowadze. Istnieje również różnica w szybkości innych procesów, takich jak przepływ przez medium porowate lub dyfuzja chemiczna . Ten efekt izotopowy jest wykorzystywany w szczególności do wzbogacania uranu ;
frakcjonowanie krystalograficzne, gdy ten sam pierwiastek chemiczny zajmuje różne miejsca krystaliczne (ze względu na ich środowisko chemiczne lub symetrię): różne izotopy nie są równo podzielone między różne miejsca. Ma to miejsce zwłaszcza w przypadku krzemianów zawierających grupy hydroksylowe ( getyt , kaolinit , muskowit , illit , smektyt , chloryty ), gdzie dwa miejsca tlenu nie są równoważne. Cięższe izotopy preferencyjnie dzielą miejsce bez związanego z nim wodoru. Ilość , dostępna do pomiaru, zależy od temperatury tworzenia kryształów, co prowadzi do zastosowań paléothermométriques (en) . ${\ displaystyle \ varepsilon = 10 ^ {3} \, \ ln {\ tfrac {(^ {18} \ mathrm {O} / ^ {16} \ mathrm {O}) _ {\ mathrm {global}}} { (^ {18} \ matematyka {O} / ^ {16} \ matematyka {O}) _ {\ matematyka {OH}}}}}$

Inne dyscypliny

Zmienność izotopowa próbek glacjologicznych , paleoklimatologicznych , biologicznych , archeologicznych czy paleontologicznych wynika z tych samych czynników co próbki geologiczne , z wyjątkiem pierwszego: rozpadu izotopów promieniotwórczych o krótkim okresie półtrwania (biorąc pod uwagę interesujący czas skaluje te dyscypliny) i frakcjonowanie izotopowe, zwłaszcza o charakterze kinetycznym (w szczególności reakcje biochemiczne, które prawie zawsze zachodzą bardzo daleko od równowagi, wywołują frakcjonowanie izotopowe często znacznie większe niż reakcje chemiczne i przemiany fizyczne świata mineralnego). .

Uwagi i referencje

Uwagi

W geochronologists wolą nazywać doniesienia chemiczne izotopu wskaźników obejmujących dwa izotopy dwóch różnych elementów.
Czasami definiujemy notację δ przez lub aby następnie podać wartości bez ‰ lub ‱, ale jest to mniej ogólne i dlatego nie jest zalecane. ${\ displaystyle \ delta = 1000 \ lewy ({\ tfrac {r} {r_ {0}}} - 1 \ prawy)}$ ${\ displaystyle \ delta = 10000 \ lewo ({\ tfrac {r} {r_ {0}}} - 1 \ prawo)}$
Użyteczna precyzja zależy od przedmiotu badań. Jeśli na przykład interesuje nas skład izotopowy ołowiu w galenach , możemy pracować bez większej ostrożności i ze starym spektrometrem (ponieważ próbki są bardzo bogate w ołów, a ołów ten ma bardzo zmienny skład izotopowy). Jeśli natomiast badamy ołów meteorytów żelaznych , które są wyjątkowo ubogie w ołów o bardzo mało zmiennym składzie izotopowym, konieczne będzie zachowanie niezwykle wydajnej i ostrożnej separacji chemicznej oraz zastosowanie spektrometru najnowszej generacji.
Gdy pierwiastek chemiczny jest obecny w różnych miejscach krystalograficznych produktu, frakcjonowanie izotopowe może być różne dla różnych miejsc.
Frakcjonowanie kinetyczne izotopów, podobnie jak pierwiastków chemicznych, może się różnić w zależności od tego samego kryształu. Możemy zatem zaobserwować podział na strefy chemiczne i izotopowe.

Bibliografia

Claude J. Allègre, „Geodynamika chemiczna” , w Księdze Jubileuszowej Towarzystwa Geologicznego Francji , tom. 10,1980, s. 87-104.
(w) Julie Aufort Loïc Segalen, Christel Gervais, Lorenzo Paulatto Marc Blanchard i Stephen Balan, „ Frakcjonowanie izotopowe tlenu, węgla i wapnia w równowadze miejscowej w apatytu ” , Geochimica i Cosmochimica Acta , tom. 219,15 grudnia 2017, s. 57-73 ( DOI 10.1016 / j.gca.2017.09.020 ).
(w) Hayden BD Miller, Kenneth A. Farley, Pan Paulo Vasconcelos, Albert Mostert i Pan John Eilera, „ Preferencje miejsc wewnątrzkrystalicznych izotopów tlenu w getycie: paleotermometr jednomineralny ” , Earth and Planetary Science Letters , vol. . 539,1 st czerwiec 2020Poz n O 116237 ( DOI 10,1016 / j.epsl.2020.116237 ).