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δ13C

Foraminifera samples

In geochemistry, paleoclimatology, and paleoceanography δ13C (pronounced "delta c thirteen") is an isotopic signature, a measure of the ratio of the two stable isotopes of carbon—13C and 12C—reported in parts per thousand (per mil, ‰).[1] The measure is also widely used in archaeology for the reconstruction of past diets, particularly to see if marine foods or certain types of plants were consumed.[2]

The definition is, in per mille:

where the standard is an established reference material.

δ13C varies in time as a function of productivity, the signature of the inorganic source, organic carbon burial, and vegetation type. Biological processes preferentially take up the lower mass isotope through kinetic fractionation. However some abiotic processes do the same. For example, methane from hydrothermal vents can be depleted by up to 50%.[3]

Reference standard

El estándar establecido para el trabajo con carbono 13 fue el Pee Dee Belemnita (PDB) y se basó en un fósil marino del Cretácico , Belemnitella americana , que era de la Formación Peedee en Carolina del Sur . Este material tenía una proporción anormalmente alta de 13 C: 12 C (0,0112372 [4] ), y se estableció como un valor de δ 13 C de cero. Dado que la muestra de PDB original ya no está disponible, su relación 13 C: 12 C se puede calcular a partir de un estándar de carbonato NBS-19 ampliamente medido, que tiene un valor de δ 13 C de +1,95 ‰. [5] La proporción 13 C: 12 C de NBS-19 se informó como . [6] Por lo tanto, se podría calcular la proporción 13 C: 12 C de PDB derivada de NBS-19 como . Tenga en cuenta que este valor difiere de la relación PDB 13 C: 12 C ampliamente utilizada de 0,0112372 utilizada en ciencias forenses de isótopos [7] y científicos ambientales; [8] Un autor de Wikipedia atribuyó previamente esta discrepancia a un error de signo en la interconversión entre estándares, pero no se proporcionó ninguna cita. El uso del estándar PDB le da a la mayoría de los materiales naturales un δ 13 C negativo. [9] Un material con una proporción de 0,010743, por ejemplo, tendría un valor de δ 13 C de −44 ‰ de . Los estándares se utilizan para verificar la precisión de la espectroscopia de masas ; A medida que los estudios de isótopos se hicieron más comunes, la demanda del estándar agotó la oferta. Otros estándares calibrados con la misma proporción, incluido uno conocido como VPDB (por "Viena PDB"), han reemplazado al original. [10] La relación 13 C: 12 C para VPDB, que la Agencia Internacional de Energía Atómica (OIEA) define como un valor δ 13 C de cero es 0,01123720. [11]

Causas de las variaciones de δ 13 C

El metano tiene una firma δ 13 C muy ligera : metano biogénico de −60 ‰, metano termogénico de −40 ‰. La liberación de grandes cantidades de clatrato de metano puede afectar los valores globales de δ 13 C, como en el Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno . [12]

Más comúnmente, la proporción se ve afectada por variaciones en la productividad primaria y el entierro orgánico. Los organismos absorben preferentemente 12 C ligero y tienen una firma de δ 13 C de aproximadamente −25 ‰, dependiendo de su ruta metabólica . Por tanto, un aumento de δ 13 C en fósiles marinos es indicativo de un aumento en la abundancia de vegetación. [ cita necesaria ]

Un aumento en la productividad primaria provoca un aumento correspondiente en los valores de δ 13 C a medida que se retiene más 12 C en las plantas. Esta señal también es función de la cantidad de carbono enterrado; cuando se entierra carbono orgánico, se bloquea más 12 C del sistema en los sedimentos que la proporción de fondo.

Importancia geológica de las excursiones de δ 13 C

Las plantas C 3 y C 4 tienen firmas diferentes, lo que permite detectar la abundancia de pastos C 4 a través del tiempo en el registro δ 13 C. [13] Mientras que las plantas C 4 tienen un δ 13 C de −16 a −10 ‰, las plantas C 3 tienen un δ 13 C de −33 a −24 ‰. [14]

Las extinciones masivas a menudo están marcadas por una anomalía negativa de δ 13 C que se cree que representa una disminución en la productividad primaria y la liberación de carbono de origen vegetal.

Las excursiones positivas de δ 13 C se interpretan como un aumento en el entierro de carbono orgánico en rocas sedimentarias luego de un aumento en la productividad primaria, una caída en la descomposición en condiciones oceánicas anóxicas o ambas. [15]

La evolución de las grandes plantas terrestres a finales del Devónico condujo a un mayor entierro de carbono orgánico y, en consecuencia, a un aumento de δ 13 C. [16]

Otras aplicaciones importantes de δ 13 C implican la comprensión de sus firmas en sedimentos blandos, especialmente en ambientes lacustres. Esto depende del sistema del que se extrae (sistema abierto, sistema cerrado, etc.). Las variaciones temporales de δ13C en la materia orgánica están influenciadas por diversos procesos internos y externos: [17]

  1. Cambios en la fuente dominante de carbono inorgánico disuelto: En los lagos estratificados, la acumulación de carbono empobrecido en 13C en aguas profundas es común, ya que las células de fitoplancton que se hunden y se degradan contribuyen a este depósito. La recirculación de esta agua a la superficie puede provocar una disminución significativa de δ13C. La estratificación prolongada enriquece la reserva de carbono inorgánico disuelto (DIC) en el epilimnion con 13C. Las variaciones a largo plazo en los factores que afectan la intensidad o la profundidad de las surgencias, como el viento, la temperatura del agua o la estratificación relacionada con la salinidad, se manifiestan como cambios entre valores de δ13C más negativos y positivos.
  2. Cambios en la Productividad/Eutrofización: El aumento de la productividad acelera la transferencia de materia orgánica con valores negativos de δ13C al hipolimnion, afectando el δ13C de la CID epilimnética residual. Este impacto, combinado con los efectos de mezcla, da como resultado variaciones en la señal de δ13C.
  3. Cambios en las vías metabólicas para la fijación de carbono: los cambios importantes en la alcalinidad de los lagos influyen en la producción primaria bentónica y planctónica. Los cambios en la fuente dominante de DIC para la fotosíntesis, impulsados ​​por cambios de pH, pueden conducir a tendencias hacia un δ13C más positivo, particularmente en lagos dominados por materia orgánica autóctona y que exhiben evidencia de alta alcalinidad.
  4. Cambios en la disponibilidad de CO2 disuelto: el agua fría puede disolver concentraciones más altas de CO2 que el agua más cálida, lo que afecta el δ13C en la materia orgánica durante los eventos de enfriamiento. Los cambios en las concentraciones de CO2 atmosférico también influyen en el δ13C, y una pCO2 más baja durante los períodos glaciales provoca una discriminación isotópica en las plantas que utilizan CO2 disuelto.
  5. Cambios en la vegetación dominante dentro de la cuenca: Los cambios en la vegetación de la cuenca, especialmente las transiciones entre las vías fotosintéticas C3 y C4, alteran significativamente la composición isotópica de carbono en los sedimentos del lago. Estos cambios pueden ser indicativos de cambios paleoclimáticos más amplios.
  6. Tendencias diagenéticas: Los procesos diagenéticos, como la pérdida de componentes reactivos como los aminoácidos, dan como resultado cambios sostenidos en δ13C en la materia orgánica. Los sedimentos de las marismas, ricos en carbono, exhiben cambios hacia una materia orgánica a granel más negativa. Estas tendencias diagenéticas deben considerarse al interpretar los cambios isotópicos que acompañan a los principales cambios de carbono orgánico total (COT) o la metanogénesis.

Comprender estos procesos es crucial para interpretar las variaciones de δ13C en los sedimentos del lago y reconstruir las condiciones paleoambientales.

Grandes eventos de excursiones

Ver también

Referencias

  1. ^ Libes, Susan M. (1992). Introducción a la Biogeoquímica Marina, 1ª edición . Nueva York: Wiley.
  2. ^ Schwarcz, Henry P.; Schoeninger, Margaret J. (1991). "Análisis de isótopos estables en ecología nutricional humana". Revista Estadounidense de Antropología Física . 34 (T13): 283–321. doi : 10.1002/ajpa.1330340613 .
  3. ^ McDermott, JM, Seewald, JS, German, CR y Sylva, SP, 2015. Vías para la síntesis orgánica abiótica en campos hidrotermales submarinos. Actas de la Academia Nacional de Ciencias, 112 (25), págs.7668–7672.
  4. ^ Craig, Harmon (1 de enero de 1957). "Estándares isotópicos de carbono y oxígeno y factores de corrección para el análisis espectrométrico de masas de dióxido de carbono". Geochimica et Cosmochimica Acta . 12 (1): 133-149. Código bibliográfico : 1957GeCoA..12..133C. doi :10.1016/0016-7037(57)90024-8. ISSN  0016-7037.
  5. ^ Marca, Willi A.; Coplen, Tyler B.; Vogl, Jochen; Rosner, Martín; Prohaska, Thomas (20 de marzo de 2014). "Evaluación de materiales de referencia internacionales para el análisis de relaciones isotópicas (Informe técnico de la IUPAC)". Química Pura y Aplicada . 86 (3): 425–467. doi :10.1515/pac-2013-1023. hdl : 11858/00-001M-0000-0023-C6D8-8 . ISSN  1365-3075. S2CID  98812517.
  6. ^ Meija, Juris; Coplen, Tyler B.; Berglund, Michael; Marca, Willi A.; De Bièvre, Paul; Gröning, Manfred; Holden, Norman E.; Irrgeher, Johanna; Pérdida, Robert D. (1 de enero de 2016). "Composiciones isotópicas de los elementos 2013 (Informe técnico IUPAC)". Química Pura y Aplicada . 88 (3): 293–306. doi : 10.1515/pac-2015-0503 . hdl : 11858/00-001M-0000-0029-C408-7 . ISSN  1365-3075.
  7. ^ Meier-Augenstein, Wolfram (28 de septiembre de 2017). Análisis forense de isótopos estables: métodos y aplicaciones forenses del análisis de isótopos estables (Segunda ed.). Hoboken, Nueva Jersey. ISBN 978-1-119-08022-0. OCLC  975998493.{{cite book}}: Mantenimiento CS1: falta el editor de la ubicación ( enlace )
  8. ^ Michener, Robert; Lajtha, Kate , eds. (14 de julio de 2007). Isótopos estables en ecología y ciencias ambientales . Oxford, Reino Unido: Blackwell Publishing Ltd. doi :10.1002/9780470691854. ISBN 978-0-470-69185-4.
  9. ^ Descripción general de la investigación de isótopos estables. Laboratorio de Biología de Suelos/Isótopos Estables del Instituto de Ecología de la Universidad de Georgia.
  10. ^ Miller & Wheeler, Oceanografía biológica , p. 186.
  11. ^ "Materiales de referencia e intercomparación para isótopos estables de elementos ligeros" (PDF) . Agencia Internacional de Energía Atómica. 1995.
  12. ^ Panchuk, K.; Ridgwell, A.; Kump, LR (2008). "Respuesta sedimentaria a la liberación máxima térmica de carbono del Paleoceno-Eoceno: una comparación de datos modelo". Geología . 36 (4): 315–318. Código Bib : 2008Geo....36..315P. doi :10.1130/G24474A.1.
  13. ^ Retallack, GJ (2001). "Expansión cenozoica de pastizales y enfriamiento climático". La Revista de Geología . 109 (4): 407–426. Código Bib : 2001JG....109..407R. doi :10.1086/320791. S2CID  15560105.
  14. ^ O'Leary, MH (1988). "Isótopos de carbono en la fotosíntesis". Biociencia . 38 (5): 328–336. doi :10.2307/1310735. JSTOR  1310735.
  15. ^ Canfield, Donald E.; Ngombi-Pemba, Lauriss; Hammarlund, Emma U. (15 de octubre de 2013). "Dinámica del oxígeno tras la gran oxidación de la atmósfera terrestre". Actas de la Academia Nacional de Ciencias de los Estados Unidos de América . 110 (42): 16736–16741. Código bibliográfico : 2013PNAS..11016736C. doi : 10.1073/pnas.1315570110 . PMC 3801071 . PMID  24082125. 
  16. ^ Joachimsk, MM; Buggisch, W. "LA EXTINCIÓN MASIVA DEL DEVÓNICO TARDÍO: ¿IMPACTO O EVENTO LIMITADO A LA TIERRA?" (PDF) . Instituto Lunar y Planetario .
  17. ^ Cohen, Andrew S. (8 de mayo de 2003), "La evolución geológica de las cuencas de los lagos", Paleolimnología , Oxford University Press , consultado el 19 de diciembre de 2023

Otras lecturas