Consideraciones sobre la datación por radiocarbono

La datación por radiocarbono es un método utilizado para determinar la edad de los materiales orgánicos midiendo la desintegración del carbono-14 ( ¹⁴C ), un isótopo radiactivo del carbono. Desarrollada a finales de la década de 1940, esta técnica se ha utilizado ampliamente en arqueología , geología y ciencias ambientales para datar materiales de hasta 50 000 años de antigüedad.

El método se basa en el reservorio de intercambio de carbono , que incluye la atmósfera, los océanos y la biosfera . Sin embargo, el ¹⁴C / ¹²La proporción de carbono en este yacimiento no es constante a lo largo del tiempo ni en diferentes entornos, lo que puede introducir errores en los cálculos de datación por radiocarbono. Los científicos han identificado cuatro fuentes principales de error:

• Variaciones en el ¹⁴C / ¹²La proporción de carbono en la atmósfera se debe a factores como los cambios en el campo magnético de la Tierra , la actividad solar y las influencias humanas, como la quema de combustibles fósiles .
• Fraccionamiento isotópico , proceso por el cual las plantas y los animales absorben diferentes isótopos de carbono a ritmos diferentes.
• Efectos de reservorio , donde ciertos entornos (por ejemplo, agua de mar profunda , fuentes de agua dulce) contienen diferentes ¹⁴concentraciones de C , que afectan la edad aparente de las muestras.
• Contaminación , donde fuentes externas de carbono (como contaminantes modernos o carbono antiguo procedente de combustibles fósiles) alteran la verdadera firma de radiocarbono de una muestra.

En los primeros años de uso de la técnica, se entendió que dependía de la atmósfera ¹⁴C / ¹²La proporción C se ha mantenido igual durante los últimos miles de años. Para verificar la precisión del método, se analizaron varios artefactos que podían datarse mediante otras técnicas; los resultados de las pruebas coincidieron razonablemente con las edades reales de los objetos. Sin embargo, en 1958, Hessel de Vries pudo demostrar que el ¹⁴C / ¹²La relación C había cambiado con el tiempo al analizar muestras de madera de edades conocidas y demostrar que existía una desviación significativa de la relación esperada. Esta discrepancia, a menudo denominada efecto de De Vries, se resolvió mediante el estudio de los anillos de los árboles . ^{[ 1 ] [ 2 ]} La comparación de series superpuestas de anillos de árboles permitió la construcción de una secuencia continua de datos de anillos de árboles que abarcaba 8000 años. ^{[ 1 ]} (Desde entonces, la serie de datos de anillos de árboles se ha extendido a 13 900 años). ^{[ 3 ]} La datación por carbono de la madera a partir de los propios anillos de los árboles proporcionó la verificación necesaria sobre la relación atmosférica ¹⁴C / ¹²Relación C : con una muestra de fecha conocida y una medición del valor de N (el número de átomos de ¹⁴C restante en la muestra), la ecuación de datación por carbono permite calcular N ₀ – el número de átomos de ¹⁴C en la muestra en el momento en que se formó el anillo del árbol, y por lo tanto el ¹⁴C / ¹²Relación C en la atmósfera en ese momento. ^{[ 1 ]} Armados con los resultados de la datación por carbono de los anillos de los árboles, fue posible construir curvas de calibración diseñadas para corregir los errores causados ​​por la variación a lo largo del tiempo en el ¹⁴C / ¹²Relación C. ^{[ 4 ]} Estas curvas se describen con más detalle a continuación.

Existen tres razones principales para estas variaciones en el histórico ¹⁴C / ¹²Relación C : fluctuaciones en la tasa a la que ¹⁴C se crea, cambios causados ​​por la glaciación y cambios causados ​​por la actividad humana. ^{[ 1 ]}

Efectos de la actividad humana

El carbón y el petróleo comenzaron a quemarse en grandes cantidades durante el siglo XIX. Tanto el carbón como el petróleo son lo suficientemente antiguos como para contener pocos contaminantes detectables ^.C y, como resultado, el CO₂ liberados diluyeron sustancialmente la atmósfera ¹⁴C / ¹²Relación C. Por lo tanto, datar un objeto de principios del siglo XX da una fecha aparente anterior a la fecha real. Por la misma razón, ¹⁴Las concentraciones de C en las proximidades de las grandes ciudades son inferiores a la media atmosférica. Este efecto de los combustibles fósiles (también conocido como efecto Suess , en honor a Hans Suess , quien lo describió por primera vez en 1955) solo supondría una reducción del 0,2% en ¹⁴La actividad del carbono si el carbono adicional de los combustibles fósiles se distribuyera por todo el reservorio de intercambio de carbono, pero debido al largo retraso en la mezcla con el océano profundo, el efecto real es una reducción del 3%. ^{[ 1 ] [ 11 ]}

Un efecto mucho mayor proviene de las pruebas nucleares en superficie, que liberaron grandes cantidades de neutrones y crearon ¹⁴C. Desde aproximadamente 1950 hasta 1963, cuando se prohibieron las pruebas nucleares atmosféricas, se estima que varias toneladas de ¹⁴C se crearon. Si todo esto adicional ¹⁴Si el carbono se hubiera extendido inmediatamente por todo el depósito de intercambio de carbono, habría provocado un aumento en el ^14.C / ¹²La proporción de C era de solo unos pocos por ciento, pero el efecto inmediato fue casi duplicar la cantidad de ^14.C en la atmósfera, con el nivel máximo alrededor de 1965. Desde entonces, el nivel ha disminuido, a medida que el "carbono de las bombas" (como a veces se le llama) se filtra al resto del reservorio. ^{[ 1 ] [ 11 ] [ 12 ]}

La fotosíntesis es el proceso principal mediante el cual el carbono se transfiere de la atmósfera a los seres vivos. Existen dos procesos fotosintéticos diferentes: la vía C3 y la vía C4 . Aproximadamente el 90% de todas las plantas utilizan el proceso C3; las plantas restantes utilizan el proceso C4 o son plantas CAM , que pueden utilizar tanto el proceso C3 como el C4 dependiendo de las condiciones ambientales. Ambas vías fotosintéticas, C3 y C4, muestran preferencia por el carbono más ligero, con ^{un 12% de carbono.}C se absorbe ligeramente más fácilmente que ¹³C , que a su vez se absorbe más fácilmente que ¹⁴C. La captación diferencial de los tres isótopos de carbono conduce a ¹³C / ¹²C y ¹⁴C / ¹²Las proporciones de carbono en las plantas difieren de las proporciones en la atmósfera. Este efecto se conoce como fraccionamiento isotópico . ^{[ 9 ] [ 13 ]}

Para determinar el grado de fraccionamiento que tiene lugar en una planta determinada, se deben medir las cantidades de ambos ¹²C y ¹³Se miden las C y el resultado ^{es 13}C / ¹²La relación C se compara luego con una relación estándar conocida como PDB. (El ¹³C / ¹²La relación C se utiliza porque es mucho más fácil de medir que la ¹⁴C / ¹²relación C y el ¹⁴C / ¹²La relación C se puede derivar fácilmente de ella.) El valor resultante, conocido como δ ¹³ C , se calcula de la siguiente manera: ^{[ 9 ]}

${\displaystyle {\ce {\delta ^{13}C}}=\left({\frac {\left({\frac {{\ce {^{13}C}}}{{\ce {^{12}C}}}}\right)_{{\ce {muestra}}}}{\left({\frac {{\ce {^{13}C}}}{{\ce {^{12}C}}}}\right)_{{\ce {PDB}}}}}-1\right)\times 1000}$‰

donde el signo ‰ ( por mil ) indica partes por mil. ^{[ 9 ]} Debido a que el estándar PDB contiene una proporción inusualmente alta de ¹³C , ^{[ nota 2 ]} δ ¹³ C más medidoLos valores son negativos. Los valores para las plantas C3 suelen oscilar entre −30‰ y −22‰, con un promedio de −27‰; para las plantas C4, el rango es de −15‰ a −9‰, y el promedio es de −13‰. ^{[ 13 ]} CO atmosférico₂ tiene unδ¹³Cde −8‰. ^{[ 9 ]}

En el caso de los organismos marinos, los detalles de las reacciones de fotosíntesis se comprenden menos. δ ¹³ C medidoLos valores para el plancton marino varían de −31‰ a −10‰; la mayoría se encuentran entre −22‰ y −17‰. El δ ¹³ CLos valores para los organismos fotosintéticos marinos también dependen de la temperatura. A temperaturas más altas, el CO_{El compuesto 2} tiene pocasolubilidaden agua, lo que significa que hay menosCO.₂ disponibles para las reacciones fotosintéticas. En estas condiciones, el fraccionamiento se reduce y a temperaturas superiores a 14 °C elδ¹³CLos valores son correspondientemente más altos, alcanzando −13‰. A temperaturas más bajas, el CO₂ se vuelve más soluble y, por lo tanto, más disponible para los organismos marinos; el fraccionamiento aumenta yδ¹³CLos valores pueden ser tan bajos como −32‰. ^{[ 13 ]}

El δ ¹³ CEl valor para los animales depende de su dieta. Un animal que come alimentos con alto δ ¹³ CLos valores tendrán un δ ¹³ C más altoque uno que come alimentos con un δ ¹³ C más bajovalores. ^{[ 9 ]} Los propios procesos bioquímicos del animal también pueden afectar los resultados: por ejemplo, tanto los minerales óseos como el colágeno óseo suelen tener una mayor concentración de ¹³C que se encuentra en la dieta del animal, aunque por diferentes razones bioquímicas. El enriquecimiento del hueso ¹³C también implica que el material excretado se agota en ¹³C en relación con la dieta. ^{[ 15 ]}

Desde ^{el 13}El carbono constituye aproximadamente el 1% del carbono en una muestra, el ¹³C / ¹²La relación C se puede medir con precisión mediante espectrometría de masas . ^{[ 16 ]} Valores típicos de δ ¹³ CSe han encontrado experimentalmente para muchas plantas, así como para diferentes partes de animales como el colágeno óseo, pero al datar una muestra determinada es mejor determinar el δ ¹³ C.valor para esa muestra directamente en lugar de confiar en los valores publicados. ^{[ 9 ]} El agotamiento de ¹³C en relación con ¹²C es proporcional a la diferencia en las masas atómicas de los dos isótopos, por lo que una vez que δ ¹³ CSe conoce el valor, el agotamiento para ¹⁴Se puede calcular C : será el doble del agotamiento de ¹³C. ^{[ 16 ]}​

El intercambio de carbono entre el CO atmosférico₂ y el carbonato en la superficie del océano también está sujeto a fraccionamiento, con ¹⁴C en la atmósfera es más probable que ¹²C para disolverse en el océano. El resultado es un aumento general en el ¹⁴C / ¹²Relación C en el océano del 1,5%, en relación con el ¹⁴C / ¹²Relación C en la atmósfera. Este aumento en ¹⁴La concentración de C casi exactamente anula la disminución causada por el afloramiento de agua (que contiene agua vieja y, por lo tanto, ¹⁴C empobrecido, carbono) del océano profundo, de modo que las mediciones directas de ¹⁴La radiación de carbono es similar a las mediciones del resto de la biosfera. Al corregir el fraccionamiento isotópico, como se hace con todas las dataciones por radiocarbono para permitir la comparación entre resultados de diferentes partes de la biosfera, se obtiene una edad aparente de unos 400 años para el agua superficial del océano. ^{[ 16 ]}

La hipótesis original del reservorio de intercambio de Libby asumía que el ¹⁴C / ¹²La relación C en el depósito de intercambio es constante en todo el mundo, ^{[ 17 ]} pero desde entonces se ha descubierto que existen varias causas de variación en la relación a lo largo del depósito. ^{[ 18 ]}

Cualquier adición de carbono a una muestra de diferente edad provocará que la fecha medida sea inexacta. La contaminación con carbono moderno hace que una muestra parezca más joven de lo que realmente es: el efecto es mayor en muestras más antiguas. Si una muestra que tiene 17.000 años se contamina de manera que el 1% de la muestra sea carbono moderno, parecerá 600 años más joven; para una muestra de 34.000 años, la misma cantidad de contaminación causaría un error de 4.000 años. La contaminación con carbono antiguo, sin ^{14 restantes}C provoca un error en la dirección opuesta, que no depende de la edad: una muestra que ha sido contaminada con un 1 % de carbono antiguo parecerá ser unos 80 años más antigua de lo que realmente es, independientemente de la fecha de la muestra. ^{[ 20 ]}

La contaminación puede ocurrir si la muestra entra en contacto con materiales que contienen carbono o se envasa en ellos. El algodón, la ceniza de cigarrillo, las etiquetas de papel, las bolsas de tela y algunos productos químicos de conservación, como el acetato de polivinilo , pueden ser fuentes de carbono moderno. ^{[ 21 ]} Las etiquetas deben colocarse en el exterior del recipiente, no dentro de la bolsa o vial con la muestra. La lana de vidrio es aceptable como material de embalaje en lugar del algodón. ^{[ 22 ]} Las muestras deben envasarse en viales de vidrio o papel de aluminio , si es posible. ^{[ 21 ] [ 23 ]} Las bolsas de polietileno también son aceptables, pero algunos plásticos, como el PVC, pueden contaminar la muestra. ^{[ 22 ]} La contaminación también puede ocurrir antes de la recolección de la muestra: los ácidos húmicos o el carbonato del suelo pueden filtrarse en la muestra, y para algunos tipos de muestras, como las conchas, existe la posibilidad de intercambio de carbono entre la muestra y el medio ambiente, agotando la ¹⁴ de la muestra.Contenido de C. ^{[ 21 ]}

• Aitken, MJ (1990). Datación científica en arqueología . Londres: Longman. ISBN 978-0-582-49309-4.
• Bowman, Sheridan (1995) [1990]. Datación por radiocarbono . Londres: British Museum Press. ISBN 978-0-7141-2047-8.
• Burke, Heather; Smith, Claire; Zimmerman, Larry J. (2009). Manual de campo del arqueólogo (edición norteamericana  ). Lanham, MD: AltaMira Press. ISBN 978-0-7591-0882-0.
• Cronin, Thomas M. (2010). Paleoclimas: Comprender el cambio climático pasado y presente . Nueva York: Columbia University Press. ISBN 978-0-231-14494-0.
• Šilar, Jan (2004). «Aplicación de radionúclidos ambientales en radiocronología: Radiocarbono». En Tykva, Richard; Berg, Dieter (eds.). Radiactividad natural y artificial en la contaminación ambiental y la radiocronología . Dordrecht: Kluwer Academic Publishers. pp. 150–179 . ISBN  978-1-4020-1860-2.
• Libby, Willard F. (1965) [1952]. Datación por radiocarbono (2.ª  ed. (1955)). Chicago: Phoenix.
• Maslin, Mark A.; Swann, George EA (2006). «Isótopos en sedimentos marinos». En Leng, Melanie J. (ed.). Isótopos en la investigación paleoambiental . Dordrecht: Springer. pp. 227–290 . ISBN  978-1-4020-2503-7.
• Rasskazov, Sergei V.; Brandt, Sergei Borisovich; Brandt, Ivan S. (2009). Isótopos radiogénicos en procesos geológicos . Dordrecht: Springer. ISBN 978-90-481-2998-0.
• Schoeninger, Margaret J. (2010). «Reconstrucción de la dieta y ecología mediante proporciones de isótopos estables». En Larsen, Clark Spencer (ed.). Un compañero de la antropología biológica . Oxford: Blackwell. pp. 445–464 . ISBN  978-1-4051-8900-2.
• Suess, HE (1970). «Calibración de la escala de tiempo del radiocarbono del 5200 a. C. al presente mediante el pino bristlecone». En Olsson, Ingrid U. (ed.). Variaciones del radiocarbono y cronología absoluta . Nueva York: John Wiley & Sons. págs. 303–311 .