En geoquímica , paleoclimatología y paleoceanografía , δ 18 O o delta-O-18 es una medida de la proporción de isótopos estables oxígeno-18 ( 18 O) y oxígeno-16 ( 16 O). Se utiliza comúnmente como medida de la temperatura de la precipitación , como medida de las interacciones agua subterránea/minerales y como indicador de procesos que muestran fraccionamiento isotópico , como la metanogénesis . En paleociencias, los datos de 18 O: 16 O de corales , foraminíferos y núcleos de hielo se utilizan como sustituto de la temperatura.
La definición es, en "por mil" (‰, partes por mil):
donde el estándar tiene una composición isotópica conocida, como el agua de océano media estándar de Viena (VSMOW). [1] El fraccionamiento puede surgir de un fraccionamiento cinético , de equilibrio o independiente de la masa .
Las conchas de los foraminíferos están compuestas de carbonato de calcio (CaCO 3 ) y se encuentran en muchos ambientes geológicos comunes. La proporción de 18 O a 16 O en la cáscara se utiliza para determinar indirectamente la temperatura del agua circundante en el momento en que se formó la cáscara. La proporción varía ligeramente dependiendo de la temperatura del agua circundante, así como de otros factores como la salinidad del agua y el volumen de agua encerrada en las capas de hielo.
δ18O _ _También refleja la evaporación local y el aporte de agua dulce, ya que el agua de lluvia está enriquecida con 16 O, como resultado de la evaporación preferencial del 16 O más ligero del agua de mar. En consecuencia, la superficie del océano contiene mayores proporciones de 18 O alrededor de los trópicos y subtrópicos donde hay más evaporación, y menores proporciones de 18 O en las latitudes medias donde llueve más.
De manera similar, cuando el vapor de agua se condensa, las moléculas de agua más pesadas que contienen 18 átomos de O tienden a condensarse y precipitar primero. El gradiente de vapor de agua que va de los trópicos a los polos se va reduciendo progresivamente a 18 O. La nieve que cae en Canadá tiene mucho menos H 2 18 O que la lluvia en Florida ; De manera similar, la nieve que cae en el centro de las capas de hielo tiene un δ 18 O más ligero.firma que la de sus márgenes, ya que el 18 O más pesado precipita primero.
Los cambios en el clima que alteran los patrones globales de evaporación y precipitación cambian, por lo tanto, el fondo δ 18 Orelación.
Las muestras sólidas (orgánicas e inorgánicas) para el análisis de isótopos de oxígeno generalmente se almacenan en copas de plata y se miden con pirólisis y espectrometría de masas . [2] Los investigadores deben evitar el almacenamiento inadecuado o prolongado de las muestras para realizar mediciones precisas. [2]
Partiendo del supuesto simplificador de que la señal puede atribuirse únicamente al cambio de temperatura, ignorando los efectos de la salinidad y el cambio en el volumen del hielo, Epstein et al. (1953) estimaron que un δ 18 OUn aumento de 0,22‰ equivale a un enfriamiento de 1 °C (o 1,8 °F). [3] Más precisamente, Epstein et al. (1953) dan una extrapolación cuadrática para la temperatura, como
donde T es la temperatura en °C (basada en un ajuste de mínimos cuadrados para un rango de valores de temperatura entre 9 °C y 29 °C, con una desviación estándar de ±0,6 °C, y δ es δ 18 O para un calcio muestra de carbonato).
δ 18 O se puede utilizar con núcleos de hielo para determinar la temperatura desde que se formó el hielo.
Lisiecki y Raymo (2005) utilizaron mediciones de δ 18 O en foraminíferos bentónicos de 57 núcleos de sedimentos de aguas profundas distribuidos globalmente, tomados como indicador de la masa global total de capas de hielo glaciares, para reconstruir el clima de los últimos cinco millones de años. [4]
El registro apilado de los 57 núcleos se ajustó orbitalmente a un modelo de hielo impulsado orbitalmente, los ciclos de Milankovitch de 41 ky ( oblicuidad ), 26 ky ( precesión ) y 100 ky ( excentricidad ), que se supone que causan el forzamiento orbital del hielo global. volumen. Durante el último millón de años, ha habido una serie de máximos y mínimos glaciales muy fuertes, espaciados aproximadamente 100 ky. Como las variaciones isotópicas observadas son similares en forma a las variaciones de temperatura registradas durante los últimos 420 ky en la estación Vostok , la figura que se muestra a la derecha alinea los valores de δ 18 O (escala derecha) con las variaciones de temperatura reportadas por el núcleo de hielo de Vostok. (escala izquierda), siguiendo a Petit et al. (1999). [ se necesita aclaración ]
El δ 18 O de tejidos biomineralizados también se puede utilizar para reconstruir condiciones ambientales pasadas. En los vertebrados, la apatita del mineral óseo , el esmalte dental y la dentina contiene grupos fosfato [PO 4 ] 3- que pueden preservar las proporciones de isótopos de oxígeno del agua ambiental. [5] El fraccionamiento de los isótopos de oxígeno en estos tejidos puede verse afectado por factores biológicos como la temperatura corporal y la dieta. [6]
