Ciclo de relación de isótopos de oxígeno - Oxygen isotope ratio cycle

Los ciclos de relación de isótopos de oxígeno son variaciones cíclicas en la relación entre la abundancia de oxígeno con una masa atómica de 18 y la abundancia de oxígeno con una masa atómica de 16 presente en algunas sustancias, como el hielo polar o la calcita en muestras de núcleos oceánicos , medidas con el fraccionamiento de isótopos . La proporción está relacionada con la temperatura del agua de los océanos antiguos, que a su vez refleja los climas antiguos. Los ciclos en la proporción reflejan los cambios climáticos en la historia geológica.

Concentración de O-18 frente al tiempo

Isótopos de oxígeno

El oxígeno ( símbolo químico O) tiene tres isótopos naturales : 16 O, 17 O y 18 O , donde 16, 17 y 18 se refieren a la masa atómica. El más abundante es el 16 O, con un pequeño porcentaje de 18 O y un porcentaje aún menor de 17 O. El análisis de isótopos de oxígeno considera solo la proporción de 18 O a 16 O presente en una muestra.

La relación calculada de las masas de cada uno de los presentes en la muestra se compara luego con un estándar, que puede proporcionar información sobre la temperatura a la que se formó la muestra; consulte Proxy (clima) para obtener más detalles.

Conexión entre isótopos y temperatura / clima

El 18 O son dos neutrones más pesados ​​que el 16 O y hace que la molécula de agua en la que se encuentra sea más pesada en esa cantidad. La masa adicional cambia los enlaces de hidrógeno de modo que se requiere más energía para vaporizar el H 2 18 O que el H 2 16 O, y el H 2 18 O libera más energía cuando se condensa . Además, el H 2 16 O tiende a difundirse más rápidamente.

Debido a que el H 2 16 O requiere menos energía para vaporizarse y es más probable que se difunda a la fase líquida, el primer vapor de agua formado durante la evaporación del agua líquida se enriquece en H 2 16 O y el líquido residual se enriquece en H 2 18 O. Cuando el vapor de agua se condensa en líquido, el H 2 18 O entra preferentemente en el líquido, mientras que el H 2 16 O se concentra en el vapor restante.

A medida que una masa de aire se mueve de una región cálida a una región fría, el vapor de agua se condensa y se elimina como precipitación. La precipitación elimina el H 2 18 O, dejando progresivamente más vapor de agua rico en H 2 16 O. Este proceso de destilación hace que la precipitación tenga menos 18 O / 16 O a medida que disminuye la temperatura. Otros factores pueden afectar la eficiencia de la destilación, como la precipitación directa de cristales de hielo, en lugar de agua líquida, a bajas temperaturas.

Debido a la intensa precipitación que ocurre en los huracanes, el H 2 18 O se agota en relación con el H 2 16 O, lo que resulta en proporciones relativamente bajas de 18 O / 16 O. La subsiguiente absorción de las lluvias de los huracanes en los árboles crea un registro del paso de los huracanes que se puede utilizar para crear un registro histórico en ausencia de registros humanos.

En los laboratorios, la temperatura , la humedad , la ventilación , etc., afectan la precisión de las mediciones de isótopos de oxígeno. Las muestras sólidas (orgánicas e inorgánicas) para mediciones de isótopos de oxígeno generalmente se almacenan en vasos de plata y se miden con pirólisis y espectrometría de masas . Los investigadores deben evitar el almacenamiento inadecuado o prolongado de las muestras para obtener mediciones precisas.

Conexión entre temperatura y clima

La relación 18 O / 16 O proporciona un registro de la temperatura del agua antigua. El agua de 10 a 15  ° C (18 a 27  ° F ) más fría que la actual representa glaciación . A medida que las temperaturas más frías se extienden hacia el ecuador, el vapor de agua rico en 18 O llueve preferentemente en latitudes más bajas. El vapor de agua restante que se condensa en latitudes más altas es posteriormente rico en 16 O. La precipitación y, por lo tanto, el hielo glacial contiene agua con un bajo contenido de 18 O. Dado que se almacenan grandes cantidades de agua 16 O como hielo glacial, el contenido de 18 O del agua oceánica es alto. El agua hasta 5 ° C (9 ° F) más cálida que la actual representa un interglaciar, cuando el contenido de 18 O del agua oceánica es menor. Un gráfico de la temperatura del agua antigua a lo largo del tiempo indica que el clima ha variado cíclicamente, con ciclos grandes y armónicos , o ciclos más pequeños, superpuestos a los grandes. Esta técnica ha sido especialmente valiosa para identificar máximos y mínimos glaciares en el Pleistoceno .

Conexión entre calcita y agua

La piedra caliza se deposita a partir de las cáscaras de calcita de los microorganismos. La calcita, o carbonato de calcio , fórmula química CaCO 3 , se forma a partir de agua , H 2 O y dióxido de carbono , CO 2 , disueltos en el agua. El dióxido de carbono proporciona dos de los átomos de oxígeno de la calcita. El calcio debe robar al tercero del agua. La proporción de isótopos en la calcita es, por tanto, la misma, después de la compensación, que la proporción en el agua de la que los microorganismos de una capa determinada extraen el material de la cáscara. Una mayor abundancia de 18 O en la calcita indica temperaturas del agua más frías, ya que los isótopos más ligeros se almacenan todos en el hielo glacial. El microorganismo al que se hace referencia con mayor frecuencia son los foraminíferos .

Investigar

La evolución de la oxigenación dinámica de la Tierra se registra en sedimentos antiguos de la República de Gabón de hace aproximadamente 2150 a 2080 millones de años. Los responsables de estas fluctuaciones en la oxigenación probablemente fueron impulsados ​​por la excursión del isótopo de carbono de Lomagundi .

Ver también

Referencias

  1. ^ Miller, Dana L .; Mora, Claudia I .; Grissino-Mayer, Henri D .; Mock, Cary J .; Uhle, Maria E .; Sharp, Zachary (31 de julio - 19 de septiembre de 2006). "Registros de isótopos de anillos de árboles de la actividad de ciclones tropicales" . Actas de la Academia Nacional de Ciencias, 2006 - National Acad Sciences . 103 . Ciencias Acad Nacionales. págs. 14294-14297. doi : 10.1073 / pnas.0606549103 . PMC 1570183 . Consultado el 11 de noviembre de 2009 .  
  2. ^ a b Tsang, Man-Yin; Yao, Weiqi; Tse, Kevin (2020). Kim, Il-Nam (ed.). "Los vasos de plata oxidada pueden sesgar los resultados de isótopos de oxígeno de muestras pequeñas" . Resultados experimentales . 1 : e12. doi : 10.1017 / exp.2020.15 . ISSN  2516-712X .
  3. ^ " Paleoclimatología : el equilibrio de oxígeno" . Observatorio de la Tierra de la NASA . Observatorio de la Tierra de la NASA. 2005-05-06 . Consultado el 27 de febrero de 2012 .
  4. ^ Zeebe, Richard E. (1999). "Una explicación del efecto de la concentración de carbonato de agua de mar sobre los isótopos de oxígeno foraminíferos". Geochimica et Cosmochimica Acta . 63 (13-14): 2001-2007. Código Bibliográfico : 1999GeCoA..63.2001Z . doi : 10.1016 / S0016-7037 (99) 00091-5 .
  5. ^ Timothy W. Lyons, Christopher T. Reinhard y Noah J. Planavsky (2014). "Oxigenación atmosférica hace tres mil millones de años". Naturaleza . 506 (7488): 307–315. Código Bibliográfico : 2014Natur.506..307L . doi : 10.1038 / nature13068 . PMID  24553238 . S2CID  4443958 . Resumen de Lay - Sciencedaily .

enlaces externos