Los isótopos ambientales son un subconjunto de isótopos , tanto estables como radiactivos , que son objeto de la geoquímica isotópica . Se utilizan principalmente como trazadores para ver cómo se mueven las cosas dentro del sistema océano-atmósfera, dentro de los biomas terrestres , dentro de la superficie de la Tierra y entre estos amplios dominios.
Los elementos químicos se definen por su número de protones, pero la masa del átomo está determinada por el número de protones y neutrones en el núcleo. Los isótopos son átomos que son de un elemento específico, pero tienen diferentes números de neutrones y, por lo tanto, diferentes números de masa . La relación entre los isótopos de un elemento varía ligeramente en el mundo, por lo que para estudiar los cambios de la relación isotópica en todo el mundo, los cambios en las relaciones isotópicas se definen como desviaciones de un estándar, multiplicado por 1000. Esta unidad es un " por mil ". Como convención, la relación es del isótopo más pesado al isótopo más bajo.
‰
Estas variaciones en los isótopos pueden ocurrir a través de muchos tipos de fraccionamiento. Generalmente se clasifican como fraccionamiento independiente de la masa y fraccionamiento dependiente de la masa. Un ejemplo de un proceso independiente de la masa es el fraccionamiento de átomos de oxígeno en ozono . Esto se debe al efecto isotópico cinético (EIC) y es causado por diferentes moléculas de isótopos que reaccionan a diferentes velocidades. [1] Un ejemplo de un proceso dependiente de la masa es el fraccionamiento del agua cuando pasa de la fase líquida a la fase gaseosa. Las moléculas de agua con isótopos más pesados ( 18 O y 2 H ) tienden a permanecer en la fase líquida mientras que las moléculas de agua con isótopos más ligeros ( 16 O y 1 H) se mueven preferentemente a la fase gaseosa. [2]
De los diferentes isótopos que existen, una clasificación común es distinguir los isótopos radiactivos de los isótopos estables . Los isótopos radiactivos son isótopos que se desintegrarán en un isótopo diferente. Por ejemplo, 3 H ( tritio ) es un isótopo radiactivo del hidrógeno. Se desintegra en 3 He con una vida media de ~12,3 años. En comparación, los isótopos estables no sufren desintegración radiactiva, y sus proporciones fijas se miden contra proporciones de desintegración exponencial de isótopos radiactivos para determinar la edad de una sustancia. Los isótopos radiactivos son generalmente más útiles en escalas de tiempo más cortas, como investigar la circulación moderna del océano usando 14 C, mientras que los isótopos estables son generalmente más útiles en escalas de tiempo más largas, como investigar las diferencias en el flujo de los ríos con isótopos estables de estroncio .
Estos isótopos se utilizan como trazadores para estudiar diversos fenómenos de interés. Estos trazadores tienen una cierta distribución espacial, por lo que los científicos necesitan deconvolucionar los diferentes procesos que afectan a estas distribuciones de trazadores. Una forma en que se establecen las distribuciones de trazadores es mediante la mezcla conservativa. En la mezcla conservativa, se conserva la cantidad de trazador. [3] Un ejemplo de esto es mezclar dos masas de agua con diferentes salinidades . La sal de la masa de agua más salada se mueve a la masa de agua menos salada, manteniendo constante la cantidad total de salinidad. Esta forma de mezclar trazadores es muy importante, ya que proporciona una línea de base de qué valor de un trazador se debe esperar. Se espera que el valor de un trazador como punto sea un valor promedio de las fuentes que fluyen hacia esa región. Las desviaciones de esto son indicativas de otros procesos. Estos pueden llamarse mezcla no conservativa, donde hay otros procesos que no conservan la cantidad de trazador. Un ejemplo de esto es el 𝛿 14 C. Éste se mezcla entre las masas de agua, pero también se descompone con el tiempo, reduciendo la cantidad de 14 C en la región.
Los isótopos ambientales más utilizados son:
Un tema para el que se utilizan los isótopos ambientales es la circulación del océano. Tratar al océano como una caja solo es útil en algunos estudios; una consideración profunda de los océanos en los modelos de circulación general (GCM) requiere saber cómo circula el océano. Esto conduce a una comprensión de cómo los océanos (junto con la atmósfera) transfieren calor de los trópicos a los polos. Esto también ayuda a deconvolucionar los efectos de la circulación de otros fenómenos que afectan a ciertos trazadores, como los procesos radiactivos y biológicos.
Utilizando técnicas de observación rudimentarias, se puede determinar la circulación del océano superficial. En la cuenca del Atlántico , las aguas superficiales fluyen desde el sur hacia el norte en general, al tiempo que crean también giros en el Atlántico norte y sur. En el océano Pacífico , los giros aún se forman, pero hay comparativamente muy poco movimiento meridional (norte-sur) a gran escala. En el caso de las aguas profundas, hay dos áreas donde la densidad hace que las aguas se hundan en el océano profundo. Estas se encuentran en el Atlántico Norte y la Antártida. Las masas de agua profunda formadas son las aguas profundas del Atlántico Norte (NADW) y las aguas de fondo antárticas (AABW). Las aguas profundas son mezclas de estas dos aguas, y comprender cómo se componen las aguas de estas dos masas de agua puede decirnos cómo se mueven las masas de agua en el océano profundo.
Esto se puede investigar con isótopos ambientales, incluido el 14 C. El 14 C se produce predominantemente en la atmósfera superior y a partir de pruebas nucleares, sin fuentes o sumideros importantes en el océano. Este 14 C de la atmósfera se oxida en 14 CO 2 , lo que le permite ingresar a la superficie del océano a través de la transferencia de gas. Este se transfiere al océano profundo a través de NADW y AABW. En NADW, el 𝛿 14 C es aproximadamente -60 ‰, y en AABW, el 𝛿 14 C es aproximadamente -160 ‰. Por lo tanto, utilizando una mezcla conservadora de radiocarbono, la cantidad esperada de radiocarbono en varias ubicaciones se puede determinar utilizando las composiciones porcentuales de NADW y AABW en esa ubicación. Esto se puede determinar utilizando otros trazadores, como la estrella de fosfato o la salinidad. [4] Las desviaciones de este valor esperado son indicativas de otros procesos que afectan la relación delta del radiocarbono, a saber, la desintegración radiactiva. Esta desviación se puede convertir en tiempo, lo que da la edad del agua en ese lugar. Al hacer esto sobre los océanos del mundo se puede obtener un patrón de circulación del océano y la velocidad a la que fluye el agua a través del océano profundo. El uso de esta circulación junto con la circulación superficial permite a los científicos comprender el equilibrio energético del mundo. Las aguas superficiales más cálidas fluyen hacia el norte, mientras que las aguas profundas más frías fluyen hacia el sur, lo que genera una transferencia neta de calor hacia el polo.
Los isótopos también se utilizan para estudiar el paleoclima . Este es el estudio de cómo era el clima en el pasado, desde hace cientos de años hasta hace cientos de miles de años. Los únicos registros de estos tiempos que tenemos están enterrados en rocas, sedimentos , conchas biológicas, estalagmitas y estalactitas , etc. Las proporciones de isótopos en estas muestras se vieron afectadas por la temperatura, la salinidad, la circulación del océano, la precipitación, etc. del clima en ese momento, lo que provocó un cambio medible con respecto a los estándares para las mediciones de isótopos. Así es como se codifica la información climática en estas formaciones geológicas. A continuación se analizan algunos de los muchos isótopos útiles para la ciencia ambiental.
Un isótopo útil para reconstruir climas pasados es el oxígeno-18 . Es otro isótopo estable del oxígeno junto con el oxígeno-16 , y su incorporación al agua y a las moléculas de dióxido de carbono / carbonato depende en gran medida de la temperatura. Una temperatura más alta implica una mayor incorporación de oxígeno-18, y viceversa. Por lo tanto, la relación de 18 O/ 16 O puede indicar algo sobre la temperatura. Para el agua, el estándar de la relación isotópica es el agua oceánica media estándar de Viena , y para los carbonatos, el estándar es Pee Dee Belemnite. Utilizando núcleos de hielo y núcleos de sedimentos que registran información sobre el agua y las conchas de tiempos pasados, esta relación puede indicar a los científicos la temperatura de esos tiempos.
Esta relación se utiliza con los núcleos de hielo para determinar la temperatura en el punto del núcleo de hielo. La profundidad en un núcleo de hielo es proporcional al tiempo, y se "compara" con otros registros para determinar el tiempo real del hielo a esa profundidad. Esto se puede hacer comparando el δ 18 O en las capas de carbonato de calcio en los núcleos de sedimentos con estos registros para que coincidan con los cambios a gran escala en la temperatura de la Tierra. Una vez que los núcleos de hielo se combinan con los núcleos de sedimentos, se pueden utilizar métodos de datación de alta precisión, como la datación por series U, para determinar con precisión el tiempo de estos eventos. Hay algunos procesos que mezclan agua de diferentes tiempos en la misma profundidad en el núcleo de hielo, como la producción de firn y los témpanos de hielo en pendiente.
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 un proxy de la masa global total de capas de hielo glacial, para reconstruir el clima durante los últimos cinco millones de años. [5] Este registro muestra oscilaciones de 2-10 grados Celsius durante este tiempo. Entre 5 millones y 1,2 millones de años atrás, estas oscilaciones tenían un período de 41.000 años (41 ka), pero hace aproximadamente 1,2 millones de años el período cambió a 100 ka. Estos cambios en la temperatura global coinciden con los cambios en los parámetros orbitales de la órbita de la Tierra alrededor del Sol. Estos se llaman ciclos de Milankovitch , y están relacionados con la excentricidad , la oblicuidad ( inclinación axial ) y la precesión de la Tierra alrededor de su eje. Estos corresponden a ciclos con períodos de 100 mil, 40 mil y 20 mil.
δ 18 O también se puede utilizar para investigar fenómenos climáticos de menor escala. Koutavas et al. (2006) utilizaron δ 18 O de foraminíferos G. ruber para estudiar El Niño-Oscilación del Sur (ENSO) y su variabilidad a mediados del Holoceno . [6] Al aislar conchas de foraminíferos individuales, Koutavas et al. pudieron obtener una distribución de valores de δ 18 O a una profundidad específica. Debido a que estos foraminíferos viven aproximadamente un mes y que los foraminíferos individuales eran de muchos meses diferentes, agrupados en un pequeño rango de profundidad en el coral, se pudo determinar la variabilidad de δ 18 O. En el Pacífico oriental, donde se tomaron estos núcleos, el impulsor principal de esta variabilidad es ENSO, lo que hace que este sea un registro de la variabilidad de ENSO durante el lapso de tiempo del núcleo. Koutavas et al. descubrieron que ENSO era mucho menos variable a mediados del Holoceno (hace unos 6.000 años) de lo que es actualmente.
Otro conjunto de isótopos ambientales utilizados en el paleoclima son los isótopos de estroncio. El estroncio-86 y el estroncio-87 son isótopos estables del estroncio, pero el estroncio-87 es radiogénico, ya que proviene de la desintegración del rubidio-87. La proporción de estos dos isótopos depende de la concentración inicial de rubidio-87 y de la edad de la muestra, suponiendo que se conoce la concentración de fondo de estroncio-87. Esto es útil porque el 87Rb se encuentra predominantemente en rocas continentales. Las partículas de estas rocas llegan al océano a través de la erosión de los ríos, lo que significa que esta proporción de isótopos de estroncio está relacionada con el flujo de iones de erosión que proviene de los ríos hacia el océano. La concentración de fondo en el océano para 87Sr / 86Sr es 0,709 ± 0,0012. [7] Debido a que la proporción de estroncio se registra en los registros sedimentarios, se pueden estudiar las oscilaciones de esta proporción a lo largo del tiempo. Estas oscilaciones están relacionadas con el aporte fluvial a los océanos o a la cuenca local. Richter y Turekian han realizado trabajos sobre este tema y han descubierto que, en escalas de tiempo glaciales e interglaciales (10 5 años), la proporción 87 Sr/ 86 Sr varía en 3*10 −5 . [8]
El uranio tiene muchos isótopos radiactivos que continúan emitiendo partículas a lo largo de una cadena de desintegración . El uranio-235 está en una de esas cadenas y se desintegra en protactinio-231 y luego en otros productos. El uranio-238 está en una cadena separada, desintegrándose en una serie de elementos, incluido el torio-230 . Ambas series terminan formando plomo, ya sea plomo-207 a partir del uranio-235 o plomo-206 a partir del uranio-238. Todas estas desintegraciones son desintegraciones alfa o beta , lo que significa que todas siguen ecuaciones de velocidad de primer orden de la forma , donde λ es la vida media del isótopo en cuestión. Esto hace que sea sencillo determinar la edad de una muestra en función de las diversas proporciones de isótopos radiactivos que existen.
Una forma en que se utilizan los isótopos de uranio es para datar rocas de hace millones a miles de millones de años. Esto se hace a través de la datación uranio-plomo . Esta técnica utiliza muestras de circón y mide el contenido de plomo en ellas. El circón incorpora átomos de uranio y torio en su estructura cristalina , pero rechaza fuertemente el plomo . Por lo tanto, las únicas fuentes de plomo en un cristal de circón son a través de la desintegración del uranio y el torio. Tanto la serie uranio-235 como la serie uranio-238 se desintegran en un isótopo de plomo. La vida media de conversión de 235 U a 207 Pb es de 710 millones de años, y la vida media de conversión de 238 U a 206 Pb es de 4.47 mil millones de años. Debido a la espectroscopia de masas de alta resolución, ambas cadenas se pueden utilizar para datar rocas, lo que proporciona información complementaria sobre las rocas. La gran diferencia en las vidas medias hace que la técnica sea robusta en escalas de tiempo largas, desde el orden de millones de años hasta el orden de miles de millones de años.
Otra forma en que se utilizan los isótopos de uranio en la ciencia medioambiental es la relación de 231 Pa/ 230 Th. Estos isótopos radiogénicos tienen diferentes progenitores de uranio, pero tienen reactividades muy diferentes en el océano. El perfil de uranio en el océano es constante porque el uranio tiene un tiempo de residencia muy grande en comparación con el tiempo de residencia del océano. La desintegración del uranio es, por tanto, también isotrópica, pero los isótopos hijos reaccionan de forma diferente. El torio es fácilmente eliminado por las partículas, lo que lleva a una rápida eliminación del océano en sedimentos. [9] Por el contrario, el 231 Pa no es tan reactivo con las partículas, y siente la circulación del océano en pequeñas cantidades antes de asentarse en el sedimento. [9] Por tanto, conociendo las tasas de desintegración de ambos isótopos y las fracciones de cada isótopo de uranio, se puede determinar la relación esperada de 231 Pa/ 230 Th, y cualquier desviación de este valor se debe a la circulación. La circulación da lugar a una mayor relación 231 Pa/ 230 Th aguas abajo y una menor relación aguas arriba, y la magnitud de la desviación está relacionada con el caudal. Esta técnica se ha utilizado para cuantificar la Circulación Meridional Atlántica (CMA) durante el Último Máximo Glacial (MGL) y durante los eventos abruptos de cambio climático en el pasado de la Tierra, como los eventos Heinrich y Dansgaard-Oeschger . [9] [10]
Los isótopos de neodimio también se utilizan para determinar la circulación en el océano. Todos los isótopos de neodimio son estables en las escalas de tiempo de los ciclos glaciales e interglaciales, pero el 143 Nd es un hijo del 147 Sm , un isótopo radiactivo en el océano. El samario-147 tiene concentraciones más altas en las rocas del manto que en las rocas de la corteza , por lo que las áreas que reciben aportes fluviales de rocas derivadas del manto tienen concentraciones más altas de 147 Sm y 143 Nd. Sin embargo, estas diferencias son tan pequeñas que la notación estándar de un valor delta no es contundente; se utiliza un valor épsilon más preciso para describir las variaciones en esta relación de isótopos de neodimio. Se define como
Las únicas fuentes importantes de este elemento en el océano se encuentran en el Atlántico Norte y en las profundidades del océano Pacífico. Como uno de los elementos terminales se encuentra en el interior del océano, esta técnica tiene el potencial de brindarnos información complementaria sobre el paleoclima en comparación con todos los demás trazadores oceánicos que solo se encuentran en la superficie del océano. [9]
