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δ 18 O

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En geoquímica , paleoclimatología y paleoceanografía , δ¹⁸O o delta-O-18 es una medida de la desviación en la relación de los isótopos estables oxígeno - 18 ( ¹⁸O ) y oxígeno-16 ( ¹⁶O ). Se utiliza comúnmente como medida de la temperatura de precipitación , como medida de las interacciones agua subterránea/mineral y como indicador de procesos que muestran fraccionamiento isotópico , como la metanogénesis . En paleociencias, los datos de ¹⁸O : ¹⁶O de corales , foraminíferos y núcleos de hielo se utilizan como indicador de temperatura.

Se define como la desviación en "por mil" (‰, partes por mil) entre una muestra y un estándar:

δO18=((O18O16)sametropaglmi(O18O16)stanortedard−1)×1000{\displaystyle \delta {\ce {^{18}O}}=\left({\frac {\left({\frac {{\ce {^{18}O}}}{{\ce {^{16}O}}}}\right)_{\mathrm {muestra} }}{\left({\frac {{\ce {^{18}O}}}{{\ce {^{16}O}}}}\right)_{\mathrm {estándar} }}}-1\right)\times 1000}‰

donde el estándar tiene una composición isotópica conocida, como el agua oceánica media estándar de Viena (VSMOW). [ 1 ] El fraccionamiento puede surgir de un fraccionamiento cinético , de equilibrio o independiente de la masa .

Mecanismo

muestras de foraminíferos.

Las conchas de los foraminíferos están compuestas de carbonato de calcio (CaCO₃ ) y se encuentran en muchos entornos geológicos comunes. La proporción de ¹⁸O a ¹⁶O en la concha se utiliza para determinar indirectamente la temperatura del agua circundante en el momento de su formación. Esta proporción varía ligeramente según la temperatura del agua circundante, así como otros factores como la salinidad del agua y el volumen de agua atrapada en los casquetes polares.

δ 18 OTambién refleja la evaporación local y el aporte de agua dulce, ya que el agua de lluvia está enriquecida con 16O , resultado de la evaporación preferencial del 16O , más ligero , del agua de mar. En consecuencia, la superficie oceánica contiene mayores proporciones de 18O en las zonas subtropicales y tropicales, donde hay mayor evaporación, y menores proporciones de 18O 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 átomos de 18O tienden a condensarse y precipitar primero. El gradiente de vapor de agua que se dirige desde los trópicos hacia los polos se empobrece gradualmente cada vez más en 18O . La nieve que cae en Canadá tiene mucho menos H₂¹⁸O que la lluvia en Florida ; de manera similar, la nieve que cae en el centro de las capas de hielo tiene un δ¹⁸O más ligero .su firma es diferente a la de sus márgenes, ya que el 18O , más pesado , precipita primero.

Los cambios climáticos que alteran los patrones globales de evaporación y precipitación modifican, por lo tanto, el δ 18 O de fondo.relación.

Las muestras sólidas (orgánicas e inorgánicas) para el análisis de isótopos de oxígeno generalmente se almacenan en recipientes de plata y se miden mediante pirólisis y espectrometría de masas . [ 2 ] Los investigadores deben evitar el almacenamiento inadecuado o prolongado de las muestras para obtener mediciones precisas. [ 2 ]

Extrapolación de la temperatura

Basándose en la suposición simplificadora de que la señal puede atribuirse únicamente al cambio de temperatura, ignorando los efectos de la salinidad y el cambio de volumen de 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

T=16.5−4.3δ+0,14δ2{\displaystyle T=16,5-4,3\mathrm {\delta } +0,14\mathrm {\delta ^{2}} }

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 una muestra de carbonato de calcio).

Investigaciones recientes proponen que las temperaturas oceánicas tempranas se han sobreestimado debido a los poderosos procesos de carbonatación y silicificación en la corteza oceánica que consumieron oxígeno-18 . [ 4 ]

Paleoclimatología

Registro climático reconstruido por Lisiecki y Raymo (2005)

Sedimentos de aguas profundas

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 indicador de la masa global total de capas de hielo glacial, para reconstruir el clima de los últimos cinco millones de años. [ 5 ]

El registro apilado de los 57 núcleos se ajustó orbitalmente a un modelo de hielo impulsado por la órbita, los ciclos de Milankovitch de 41  ky ( oblicuidad ), 26  ky ( precesión ) y 100  ky ( excentricidad ), que se supone que causan la influencia orbital en el volumen global de hielo. Durante el último millón de años, se han producido varios máximos y mínimos glaciales muy intensos, espaciados aproximadamente cada 100  ky.

núcleos de hielo

El δ¹⁸O también se puede utilizar con núcleos de hielo para determinar la temperatura a partir de la cual se formó el hielo. Cabe señalar que, en el registro del núcleo de hielo, existe una relación opuesta en el δ¹⁸O , con una relación negativa entre el ¹⁸O y el ¹⁶O (es decir, -30 δ¹⁸O ( ‰)).

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 del núcleo de hielo de Vostok (escala izquierda), siguiendo a Petit et al. (1999).

tejidos biomineralizados

El δ 18 O de los tejidos biomineralizados también puede utilizarse para reconstruir las condiciones ambientales pasadas. [ 6 ] En los vertebrados, la apatita del mineral óseo , el esmalte dental y la dentina contienen grupos fosfato [PO 4 ] 3− que pueden preservar las proporciones de isótopos de oxígeno del agua ambiental. [ 7 ] [ 8 ] El fraccionamiento de los isótopos de oxígeno en estos tejidos puede verse afectado por factores biológicos como la temperatura corporal y la dieta. [ 9 ]

Véase también

Referencias

  1. ↑ "USGS – Trazadores isotópicos – Recursos – Geoquímica isotópica" . Consultado el 18 de enero de 2009 .
  2. 1 2 Tsang, Man-Yin; Yao, Weiqi; Tse, Kevin (2020). Kim, Il-Nam (ed.). "Las copas de plata oxidadas pueden distorsionar los resultados de isótopos de oxígeno de muestras pequeñas" . Experimental Results . 1 : e12. doi : 10.1017/exp.2020.15 . ISSN 2516-712X . 
  3. ↑ Epstein, S.; Buchsbaum, R.; Lowenstam, H.; Urey, H. (1953). "Escala revisada de temperatura isotópica de carbonato-agua". Boletín de la Sociedad Geológica de América . 64 (11): 1315– 1325. Bibcode : 1953GSAB...64.1315E . doi : 10.1130/0016-7606(1953)64 [ 1315:rgits ] 2.0.co ; 2 .
  4. ↑ Herwartz, Daniel et al. «Un efecto invernadero de CO2 calentó eficientemente la Tierra primitiva y disminuyó la relación 18O/16O del agua de mar antes del inicio de la tectónica de placas». Actas de la Academia Nacional de Ciencias de los Estados Unidos de América, vol. 118, n.º 23 (2021): e2023617118. doi:10.1073/pnas.2023617118. Consultado el 16 de marzo de 2025.
  5. ↑ Lisiecki, LE ; Raymo, ME (enero de 2005). "Una pila de 57 registros de δ 18 O bentónicos distribuidos globalmente del Plioceno al Pleistoceno" (PDF) . Paleoceanografía y Paleoclimatología . 20 (1): PA1003. Bibcode : 2005PalOc..20.1003L . doi : 10.1029/2004PA001071 . hdl : 2027.42/149224 .Lisiecki, LE; Raymo, ME (mayo de 2005). "Corrección a "Una pila de 57 registros de δ 18 O bentónicos distribuidos globalmente del Plioceno-Pleistoceno"" . Paleoceanografía y Paleoclimatología . 20 (2): PA2007. Bibcode : 2005PalOc..20.2007L . doi : 10.1029/2005PA001164 .datos: doi : 10.1594/PANGAEA.704257 .
  6. ↑ Beso, Gabriella Ilona; Szabó, Peter; Túri, Marianna; Futó, István; Kovács, János; Palcsu, László (6 de noviembre de 2023). "Comparación de diferentes métodos de preparación para la determinación de isótopos de oxígeno de fosfato en el esmalte dental de mamíferos" . Geología centroeuropea . 65 (2): 144– 157. doi : 10.1556/24.2023.00132 . ISSN 1788-2281 . Consultado el 9 de marzo de 2026 . 
  7. ↑ Kolodny, Yehoshua; Luz, Boaz; Navon, Oded (septiembre de 1983). "Variaciones de isótopos de oxígeno en el fosfato de apatitas biogénicas, I. Apatita de espina de pescado: revisando las reglas del juego". Earth and Planetary Science Letters . 64 (3): 398– 404. doi : 10.1016/0012-821x(83)90100-0 . ISSN 0012-821X . 
  8. ↑ Karnes, Molly E.; Chan, Rachel L.; Kuntz, Jonathon P.; Griffiths, Michael L.; Shimada, Kenshu; Becker, Martin A.; Maisch, Harry M.; Eagle, Robert A.; Brenner-Coltrain, Joan; Miller, Shawn; Kim, Sora L. (1 de febrero de 2024). "Valores enigmáticos de isótopos de carbonato en dientes de tiburón: evidencia de controles ambientales y dietéticos" . Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology . 635 111943. doi : 10.1016/j.palaeo.2023.111943 . Recuperado el 2 de enero de 2025 a través de Elsevier Science Direct.
  9. ↑ Luz, Boaz (1989). ""Variación de isótopos de oxígeno en el fosfato óseo."" . Geoquímica Aplicada . 4 (3): 317– 323. doi : 10.1016/0883-2927(89)90035-8 .
  • Clark, ID y Fritz, P (1997). Isótopos ambientales en hidrogeología . CRC Press . ISBN 1-56670-249-6.
  • Schmidt, GA (1999). "Modelado directo de datos de indicadores de carbonato de foraminíferos planctónicos utilizando trazadores de isótopos de oxígeno en un modelo oceánico global" . Paleoceanografía . 14 (4): 482– 497. Bibcode : 1999PalOc..14..482S . doi : 10.1029/1999PA900025 .