δ다

δ13C
포라미니페라 샘플

지구화학, 고기후학, 고해양학에서 δC("Delta c13"으로 발음)는 탄소의 두 안정 동위원소인 C와 C의 비율을 나타내는 동위원소 서명으로, 1000분의 1(밀리당) 단위로 보고됩니다. 이 측정은 고고학에서 과거 식단의 재구성, 특히 해양 식품이나 특정 유형의 식물이 섭취되었는지 여부를 확인하기 위해 널리 사용됩니다.[2]

정의는 단위로 다음과 같습니다.

여기서 표준은 확립된 기준 자료입니다.

δC는 무기원의 특징인 생산성, 유기탄소 매장, 식생 유형의 함수로서 시간에 따라 달라집니다. 생물학적 과정은 운동 분류를 통해 우선적으로 낮은 질량 동위원소를 차지합니다. 그러나 일부 비생물적 과정은 동일하게 작용합니다. 예를 들어 열수 분출구의 메탄은 최대 50%[3]까지 고갈될 수 있습니다.

기준규격

탄소-13 작업을 위해 제정된 표준은 PDB(Pee Dee Bellemnite)였으며 사우스 캐롤라이나의 피디 층에서 나온 백악기 해양 화석인 벨메니텔라 아메리카나(Bellemnitella america)를 기반으로 했습니다. 이 물질은 비정상적으로 높은 C:C 비율(0.0112372)을 가지며, δC 값이 0으로 설정되었습니다. 원래의 PDB 시료는 더 이상 사용할 수 없기 때문에 δC 값이 +1.95 ‰인 광범위하게 측정된 탄산염 표준 NBS-19로부터 C:C 비율을 역계산할 수 있습니다. NBS-19의 C:C 비율은 / = 0displaystyle 0011078 / 0.988922 = 0.011202}로 보고되었습니다. 따라서 NBS-19에서 파생된 PDB의 C:C 비율을 / / + 1 = / = 0.01118 {\displaystyle 0.011202 / (1.95 / 1000 + 1) = 0.011202 / 1.00195 = 0.01118}로 계산할 수 있습니다. 이 값은 널리 사용되는 PDB C:C 비율 0과 다릅니다.0112372 동위원소 포렌식[7] 및 환경 과학자에 사용됩니다.[8] 이러한 불일치는 이전에 위키피디아 작성자에 의해 표준 간 상호 변환의 부호 오류로 인해 발생했지만 인용은 제공되지 않았습니다. PDB 표준을 사용하면 대부분의 천연 물질에 음의 δC가 제공됩니다. 예를 들어 비율이 0.010743인 재료의 δ 값은 (÷ 0 - 1)×0.0107430.0124-1)\times 1000에서 ‰입니다. 표준은 질량 분석의 정확성을 검증하는 데 사용됩니다. 동위원소 연구가 보편화되면서 표준에 대한 수요가 공급을 소진했습니다. VPDB(Vienna PDB용)로 알려진 것을 포함하여 동일한 비율로 보정된 다른 표준이 원본을 대체했습니다.[10] 국제원자력기구(IAEA)가 δC 값을 0으로 정의하는 VPDB의 C:C 비율은 0.01123720입니다.

δC 변동의 원인

메탄은 매우 가벼운 δC 특징을 가지고 있습니다: -60 ‰의 생체 메탄, 열생성 메탄 -40 ‰입니다. 다량의 메탄 클라스레이트의 방출은 팔레오세-에오세 열 최대치에서와 같이 지구 δC 값에 영향을 미칠 수 있습니다.

더 일반적으로 이 비율은 1차 생산성과 유기 매장의 변화에 영향을 받습니다. 유기체는 우선적으로 빛 C를 흡수하고 대사 경로에 따라 약 -25 ‰의 δC 특징을 갖습니다. 따라서, 해양 화석의 δC 증가는 식생의 풍부함을 나타냅니다.

1차 생산성의 증가는 더 많은 C가 식물에 갇혀 있으므로 그에 상응하는 δC 값의 증가를 야기합니다. 이 신호는 또한 탄소 매장량의 함수이기도 합니다. 유기 탄소가 매장되면 배경 비율보다 더 많은 C가 퇴적물에서 시스템 밖으로 잠깁니다.

δC 여행의 지질학적 의미

C 식물과 C 식물은 서로 다른 서명을 가지고 있어 δC 기록에서 C 풀의 풍부함을 시간을 통해 감지할 수 있습니다. C 식물의 δC가 -16 ~ -10 ‰인 반면, C 식물의 δC는 -33 ~ -24 ‰입니다.

대량 멸종은 종종 1차 생산성의 감소와 식물 기반 탄소의 방출을 나타내는 것으로 생각되는 부정적인 δC 이상으로 특징지어집니다.

양의 δC 유출은 1차 생산성의 급증, 무산소 해양 조건에서의 분해 감소 또는 둘 다에 이어 퇴적암에 유기 탄소가 매장되는 증가로 해석됩니다.

데본기 후기에 대규모 육상 식물이 진화하면서 유기 탄소 매장량이 증가하고 결과적으로 δC가 증가했습니다.

δC의 다른 중요한 응용 분야는 특히 라커스트린 환경에서 부드러운 퇴적물로부터 그 특징을 이해하는 것입니다. 이는 추출되는 시스템(개방 시스템, 폐쇄 시스템 등)에 따라 달라집니다. 유기물의 δ13C의 시간적 변화는 다양한 내부 및 외부 과정의 영향을 받습니다.

  1. 용해된 무기탄소의 주 공급원의 변화: 성층화된 호수에서 깊은 물에 13C가 고갈된 탄소가 축적되는 것은 식물성 플랑크톤 세포가 가라앉고 분해되는 것이 이 풀에 기여하기 때문에 일반적입니다. 이 물을 표면으로 재순환시키면 δ13C가 크게 감소할 수 있습니다. 장기간의 성층화는 13C로 에피림니온의 용해된 무기 탄소(DIC) 풀을 풍부하게 합니다. 풍량, 수온 또는 염도 관련 성층화와 같은 팽윤 강도 또는 깊이에 영향을 미치는 요인의 장기적인 변화는 더 많은 음의 값과 양의 δ13C 값 사이의 이동으로 나타납니다.
  2. 생산성/영양화의 변화: 생산성 증가는 δ13C 값이 음수인 유기물이 저림막으로 이동하는 것을 가속화하여 잔류 에피림네틱 DIC의 δ13C에 영향을 미칩니다. 이러한 영향은 혼합 효과와 함께 δ13C 신호의 변화를 초래합니다.
  3. 탄소고정을 위한 대사경로의 변화: 호수 알칼리도의 주요 변화는 저서성 및 플랑크톤 1차 생산에 영향을 미칩니다. pH 변화에 의해 주도되는 광합성을 위한 DIC의 주요 공급원의 변화는 특히 자생 유기물에 의해 지배되고 높은 알칼리성의 증거를 나타내는 호수에서 더 긍정적인 δ13C로의 경향으로 이어질 수 있습니다.
  4. 용해된 CO2의 가용성 변화: 냉각수는 따뜻한 물보다 고농도의 CO2를 용해시킬 수 있으며, 냉각 과정에서 유기물의 δ13C에 영향을 미칩니다. 대기 중 CO2 농도의 변화는 δ13C에도 영향을 미치며, 빙하기 동안 낮은 pCO2는 용존 CO2를 사용하는 식물에서 동위원소 구별을 유발합니다.
  5. 유역내 우점식생의 변화: 유역 식생의 변화, 특히 C3과 C4 광합성 경로 사이의 전환은 호수 퇴적물의 탄소 동위원소 구성을 크게 변화시킵니다. 이러한 변화는 더 광범위한 고기후 변화를 나타낼 수 있습니다.
  6. 유전학적 경향아미노산과 같은 반응성 성분의 소실과 같은 유전학적 과정은 유기물 내 δ13C의 지속적인 변화를 일으킵니다. 탄소가 풍부한 습지 퇴적물은 더 부정적인 벌크 유기물로 이동합니다. 주요 TOC(Total Organic Carbon) 변화 또는 메탄 생성에 수반되는 동위원소 변화를 해석할 때 이러한 진단 동향을 고려해야 합니다.

이러한 과정을 이해하는 것은 호수 퇴적물의 δ13C 변화를 해석하고 고환경 조건을 재구성하는 데 중요합니다.

주요 여행 이벤트

참고 항목

참고문헌

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더보기

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