Paleoklimatologia: co nam powie skład izotopowy węgla

Zgodnie z zapowiedzią, kontynuujemy nasz cykl o badaniach historii klimatu. Jak się okazuje, cennych informacji na temat przeszłości (i nie tylko) dostarcza między innymi badanie składu izotopowego różnego rodzaju próbek geologicznych.

Izotopami nazywamy odmienne postacie atomów tego samego pierwiastka, które różnią się ilością neutronów w jądrze (a więc mają różne masy). Część izotopów jest nietrwała (niestabilna) i z czasem ulega rozpadowi promieniotwórczemu, co możemy wykorzystać do datowania różnych zdarzeń. Najbardziej znany jest sposób datowania radiowęglowego, tj. analizy względnej zawartości w próbce węgla 14C, który powstaje w atmosferze w wyniku reakcji azotu z wiatrem słonecznym, jest przyswajany przez rośliny w procesie fotosyntezy, a po ich śmierci jego zawartość w materii organicznej spada. Co to jest "względna zawartość"? O tym poniżej.

Rysunek 1: Laboratorium Stabilnych Izotopów USGS, zdjęcie C. Johnson (USGS).

Z kolei izotopy trwałe (stabilne) nie rozpadają się i mogą stanowić wskaźnik warunków, w których zachodziły reakcje. Przykładowo tlen ma trzy izotopy trwałe: najbardziej rozpowszechniony 16O, występujący mniej więcej 500 razy rzadziej 18O i 2500 razy rzadziej 17O. Szczególne znaczenie w paleoklimatologii mają badania względnej zawartości izotopów 16O do 18O, czemu poświęcony będzie kolejny artykuł Paleoklimatologia: izotopy tlenu a temperatura.

W badaniach klimatu wykorzystuje się też stabilne izotopy wodoru, siarki, azotu, argonu i innych pierwiastków.

Wróćmy do węgla. . Jego stabilne izotopy to „klasyczny”, mający po 6 protonów i neutronów 12C oraz występujący 100-krotnie rzadziej 13C (z siedmioma neutronami). Względną zawartość obu izotopów w próbce opisuje wskaźnik δ13C, definiowany jako:

W liczniku ułamka mamy stosunek liczby atomów 13C do 12C w badanej próbce a w mianowniku – w tak zwanej próbce standardowej czy referencyjnej. Pierwotną próbką referencyjną był skład izotopowy zewnętrznego szkieletu morskiej skamieniałości (tzw. rostrum) belemnita (Belemnitella americana) z okresu kredy. Próbkę pobrano z formacji osadowej Pee Dee, odsłoniętej na brzegu rzeki Pee Dee w Ameryce Północnej. Stąd też pochodzi nazwa wzorca Pee Dee Belemnite (PDB). Tak się złożyło, że akurat w tym materiale atomów 13C było nadzwyczaj dużo ((13C/12C)standard = 0,011), dlatego typowe wartości wskaźnika δ13C w próbkach poddawanych analizie są ujemne. Oryginalny materiał referencyjny został już dawno zużyty, ale zanim to nastąpiło, został wykorzystany do stworzenia odpowiedniej normy (numer 100248, Miller i Wheeler, 2012). Analogiczne wskaźniki można stworzyć dla innych kombinacji izotopów. 

Rysunek 2: Okaz Belemnitella americana. Zdjęcie: Dave Hayward, autora bloga Views of the Mahantango.

Po co się określa skład izotopowy skamieniałości? Okazuje się, że organizmy fotosyntetyzujące preferują lekki, łatwiej dyfundujący izotop węgla 12C od cięższego 13C, mają więc w sobie względem otoczenia niedobór tego ostatniego. Jeśli stężenie dwutlenku węgla w atmosferze jest wysokie, mogą być „wybredne” i wbudowują w siebie więcej węgla 12C; jeśli zaś stężenie dwutlenku węgla spada, nie wybrzydzają i obficiej pobierają cięższy izotop 13C. Procesy oddychania organizmów nie wykazują istotnych preferencji ze względu na izotopy węgla, względne proporcje izotopów w ich szczątkach zostają więc takie jak w atmosferze. Kiedy resztki martwych organizmów tworzą skały pochodzenia organicznego (ich wyraźną cechą jest obniżona zawartość 13C), zapisane są w nich informacje o stężeniu CO2 w atmosferze. Dwutlenek węgla pochodzenia wulkanicznego ma średnio δ13C = -5‰, wartości δ13C obecnie znajdującego się w atmosferze dwutlenku węgla wynoszą -8‰, a roślin -25‰. Dla paliw kopalnych, które powstały albo z żyjących dawno temu roślin lądowych (węgiel) albo organizmów morskich (ropa) δ13C również jest równa -25‰.

Rysunek 3: Klatraty metanu na głębokości 1400 m u wybrzeży Nowej Anglii. Czerwone plamki lasera są od siebie oddzielone o 10 cm. Zdjęcie zamieszczamy dzięki uprzejmości NOAA Okeanos Explorer Program.

Istnieje też inny biologiczny proces, który może pozostawić wyraźny znak w paleoklimatycznym zapisie izotopowym węgla: metanogeneza. Gdy dostępny jest tlen, materia organiczna rozkłada się produkując dwutlenek węgla. W środowisku beztlenowym w szeregu procesów powstaje metan, a na każdym etapie następuje frakcjonowanie (czyli separowanie) izotopów węgla. W rezultacie wartość δ13C powstającego metanu może wynosić nawet -50‰. Gdy atmosfera jest bogata w tlen (co ma miejsce od około pół miliarda lat), metanogeneza nie ma w cyklu węglowym dużego znaczenia i nie pozostawia śladów w zapisie kopalnym. Zdarzają się jednak wyjątki - gdy do atmosfery wyzwalają się olbrzymie ilości metanu z oceanicznych klatratów (zwanych też hydratami) metanu lub wieloletniej zmarzliny – w takiej sytuacji do cyklu węglowego zostają gwałtownie wprowadzone znaczące ilości lekkiego izotopowo węgla. Badając spadek δ13C w próbkach z tego okresu możemy oszacować ilość węgla dostarczonego do systemu klimatycznego i pośrednio skalę skokowego wzrostu stężenia CH4 i CO2 (do którego metan dość szybko się rozpada).

Jeśli temat izotopów Was zaintrygował, zapraszamy do lektury naszego kolejnego tekstu, Paleoklimatologia: izotopy tlenu a temperatura, który opublikujemy wkrótce.

Marcin Popkiewicz, konsultacja merytoryczna: dr hab. Jarosław Tyszka i inni

Pozostałe części cyklu:
Paleoklimatologia: o co w tym w ogóle chodzi?

Opublikowano: 2017-09-18 13:05
Tagi

paleoklimatologia pomiary i obserwacje

Korzystanie z witryny bez zmiany ustawień przeglądarki oznacza akceptację polityki cookies.