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delta13C

Muestras de foraminíferos

En geoquímica , paleoclimatología y paleoceanografía , δ 13 C (pronunciado " delta trece c") es una firma isotópica , una medida de la relación de los dos isótopos estables del carbono —13 C y 12 C— expresada en partes por mil (‰). [1] La medida también se utiliza ampliamente en arqueología para la reconstrucción de dietas pasadas, en particular para ver si se consumían alimentos marinos o ciertos tipos de plantas. [2]

La definición es, en por mil :

donde el estándar es un material de referencia establecido .

El δ 13 C varía con el tiempo en función de la productividad, la firma de la fuente inorgánica, el enterramiento de carbono orgánico y el tipo de vegetación. Los procesos biológicos absorben preferentemente el isótopo de menor masa a través del fraccionamiento cinético . Sin embargo, algunos procesos abióticos hacen lo mismo. Por ejemplo, el metano de los respiraderos hidrotermales puede agotarse hasta en un 50%. [3]

Norma de referencia

El estándar establecido para el trabajo con carbono-13 fue el Pee Dee Belemnite (PDB) y se basó en un fósil marino del Cretácico , Belemnitella americana , que provenía de la Formación Peedee en Carolina del Sur . Este material tenía una relación 13 C: 12 C anómalamente alta (0,0112372 [4] ), y se estableció como un valor δ 13 C de cero.

Dado que el espécimen PDB original ya no está disponible, su relación 13 C: 12 C se puede calcular a partir de un estándar de carbonato ampliamente medido, NBS-19, que tiene un valor δ 13 C de +1,95‰. [5] La relación 13 C: 12 C de NBS-19 se informó como . [6] Por lo tanto, se podría calcular la relación 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 la investigación forense de isótopos [7] y en científicos ambientales; [8] esta discrepancia fue atribuida anteriormente por un autor de Wikipedia 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 relación de 0,010743, por ejemplo, tendría un valor δ 13 C de −44‰ de .

Los estándares se utilizan para verificar la precisión de la espectroscopia de masas ; a medida que los estudios isotópicos se hicieron más comunes, la demanda del estándar agotó la oferta. Otros estándares calibrados con la misma proporción, incluido uno conocido como VPDB (por "Vienna PDB"), han reemplazado al original. [10] La proporción 13 C: 12 C para VPDB, que el Organismo Internacional de Energía Atómica (OIEA) define como un valor δ 13 C de cero, es 0,01123720. [11]

Causas dedel13Variaciones C

El metano tiene una firma de 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 enterramiento orgánico. Los organismos absorben preferentemente 12 C ligero y tienen una firma de δ 13 C de aproximadamente −25‰, dependiendo de su vía metabólica . Por lo tanto, un aumento de δ 13 C en fósiles marinos es indicativo de un aumento en la abundancia de vegetación. [ cita requerida ]

Un aumento de la productividad primaria provoca un aumento correspondiente de los valores de δ 13 C, ya que más 12 C queda atrapado en las plantas. Esta señal también es una función de la cantidad de carbono enterrado; cuando el carbono orgánico queda enterrado, más 12 C queda atrapado fuera del sistema en los sedimentos que la proporción de fondo.

Importancia geológica dedel13C excursiones

Las plantas C 3 y C 4 tienen diferentes firmas, 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]

Excursiones positivas y negativas

Las excursiones positivas de δ 13 C se interpretan como un aumento en el enterramiento de carbono orgánico en rocas sedimentarias después de un pico en la productividad primaria, una caída en la descomposición en condiciones anóxicas del océano o ambos. [15] Por ejemplo, la evolución de grandes plantas terrestres a finales del Devónico condujo a un mayor enterramiento de carbono orgánico y, en consecuencia, a un aumento de δ 13 C. [16]

Las anomalías negativas de δ 13 C, que se cree que representan una disminución de la productividad primaria y la liberación de carbono de origen vegetal, a menudo marcan extinciones masivas .

Ambientes lacustres

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

  1. Cambios en la fuente dominante de carbono inorgánico disuelto: en 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 esta acumulación. La recirculación de esta agua a la superficie puede conducir a una disminución significativa del δ 13 C.La estratificación prolongada enriquece el depósito de carbono inorgánico disuelto (CID) en el epilimnio con 13C. Las variaciones a largo plazo en los factores que afectan la intensidad o profundidad de las surgencias, como el viento, la temperatura del agua o la estratificación relacionada con la salinidad, se manifiestan como cambios entre δ 13 C más negativos y más positivos.valores.
  2. Cambios en la productividad/eutrofización: el aumento de la productividad acelera la transferencia de materia orgánica con δ 13 C negativovalores al hipolimnion, afectando al δ 13 Cde DIC epilimnético residual. Este impacto, combinado con efectos de mezcla, da como resultado variaciones en el δ 13 Cseñal.
  3. Cambios en las vías metabólicas para la fijación de carbono: Los cambios importantes en la alcalinidad del lago influyen en la producción primaria bentónica y planctónica. Los cambios en la fuente dominante de CID para la fotosíntesis, impulsados ​​por cambios de pH, pueden conducir a tendencias hacia valores de δ 13 C más positivos., particularmente en lagos dominados por materia orgánica autóctona y que presentan evidencia de alta alcalinidad.
  4. Cambios en la disponibilidad de CO 2 disuelto : el agua fría puede disolver concentraciones más altas de CO 2 que el agua más caliente, lo que afecta a δ 13 Cen materia orgánica durante los episodios de enfriamiento. Los cambios en las concentraciones atmosféricas de CO 2 también influyen en δ 13 C, con un pCO 2 más bajo durante los períodos glaciares que provoca una discriminación isotópica en las plantas que utilizan CO 2 disuelto .
  5. Cambios en la vegetación dominante dentro de la cuenca hidrográfica: Los cambios en la vegetación de la cuenca hidrográfica, especialmente las transiciones entre las vías fotosintéticas C3 y C4, alteran significativamente la composición isotópica del 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 lugar a cambios sostenidos en δ 13 Cen materia orgánica. Los sedimentos de los pantanos, ricos en carbono, presentan cambios hacia una materia orgánica en masa más negativa. Estas tendencias diagenéticas deben tenerse en cuenta al interpretar los cambios isotópicos que acompañan a los principales cambios del carbono orgánico total (COT) o a la metanogénesis.

Comprender estos procesos es crucial para interpretar δ 13 CVariaciones en los sedimentos lacustres y reconstrucción de las condiciones paleoambientales.

Principales eventos de excursión

Véase también

Referencias

  1. ^ Libes, Susan M. (1992). Introducción a la biogeoquímica marina, 1.ª edición . Nueva York: Wiley.
  2. ^ Schwarcz, Henry P.; Schoeninger, Margaret J. (1991). "Análisis de isótopos estables en la ecología nutricional humana". Revista estadounidense de antropología física . 34 (S13): 283–321. doi : 10.1002/ajpa.1330340613 .
  3. ^ McDermott, JM, Seewald, JS, German, CR y Sylva, SP, 2015. Vías de síntesis orgánica abiótica en campos hidrotermales submarinos. Actas de la Academia Nacional de Ciencias, 112(25), págs. 7668–7672.
  4. ^ Craig, Harmon (1957-01-01). "Estándares isotópicos para carbono y oxígeno y factores de corrección para el análisis espectrométrico de masas del dióxido de carbono". Geochimica et Cosmochimica Acta . 12 (1): 133–149. Bibcode :1957GeCoA..12..133C. doi :10.1016/0016-7037(57)90024-8. ISSN  0016-7037.
  5. ^ Brand, Willi A.; Coplen, Tyler B.; Vogl, Jochen; Rosner, Martin; Prohaska, Thomas (20 de marzo de 2014). "Evaluación de materiales de referencia internacionales para el análisis de la relación isotópica (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 edición). Hoboken, NJ. ISBN 978-1-119-08022-0.OCLC 975998493  .{{cite book}}: Mantenimiento de CS1: falta la ubicación del editor ( 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 sobre isótopos estables. Laboratorio de isótopos estables y biología del suelo del Instituto de Ecología de la Universidad de Georgia.
  10. ^ Miller y Wheeler, Oceanografía biológica , pág. 186.
  11. ^ "Materiales de referencia e intercomparación para isótopos estables de elementos ligeros" (PDF) . Organismo 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 entre modelos y datos". Geología . 36 (4): 315–318. Bibcode :2008Geo....36..315P. doi :10.1130/G24474A.1.
  13. ^ Retallack, GJ (2001). "Expansión cenozoica de pastizales y enfriamiento climático". Revista de geología . 109 (4): 407–426. Bibcode :2001JG....109..407R. doi :10.1086/320791. S2CID  15560105.
  14. ^ O'Leary, MH (1988). "Isótopos de carbono en la fotosíntesis". BioScience . 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. Bibcode :2013PNAS..11016736C. doi : 10.1073/pnas.1315570110 . PMC 3801071 . PMID  24082125. 
  16. ^ Joachimsk, MM; Buggisch, W. "LA EXTINCIÓN MASIVA DEL DEVÓNICO TARDÍO: ¿UN IMPACTO O UN EVENTO TERRESTRE?" (PDF) . Instituto Lunar y Planetario .
  17. ^ Cohen, Andrew S. (8 de mayo de 2003), "La evolución geológica de las cuencas lacustres", Paleolimnology , Oxford University Press, doi :10.1093/oso/9780195133530.003.0006, ISBN 978-0-19-513353-0, consultado el 19 de diciembre de 2023

Lectura adicional