Isótopos ambientales - Environmental isotopes

Los isótopos ambientales son un subconjunto de isótopos , tanto estables como radiactivos , que son objeto de la geoquímica de isótopos . 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.

Geoquímica de isótopos

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 pertenecen a un elemento específico, pero que 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 inferior.

${\ Displaystyle \ delta {\ ce {^ {13} C}} = \ left ({\ frac {\ left ({\ frac {{\ ce {^ {13} C}}} {{\ ce {^ { 12} C}}}} \ right) _ {sample}} {\ left ({\ frac {{\ ce {^ {13} C}}} {{\ ce {^ {12} C}}}} \ derecha) _ {estándar}}} - 1 \ derecha) \ veces 1000}$ ‰

Estas variaciones de isótopos pueden ocurrir mediante muchos tipos de fraccionamiento. Generalmente se clasifican como fraccionamiento independiente de masa y fraccionamiento dependiente de masa. Un ejemplo de un proceso independiente de la masa es el fraccionamiento de átomos de oxígeno en el ozono . Esto se debe al efecto cinético de isótopos (KIE) y es causado por diferentes moléculas de isótopos que reaccionan a diferentes velocidades. Un ejemplo de un proceso dependiente de la masa es el fraccionamiento del agua a medida que pasa de la fase líquida a la gaseosa. Las moléculas de agua con isótopos más pesados ( ¹⁸ O y ² H ) tienden a permanecer en la fase líquida, ya que las moléculas de agua con isótopos más ligeros ( ¹⁶ O y ¹ H) se mueven preferentemente a la fase gaseosa.

De los diferentes isótopos que existen, una nomenclatura común es distinguir los isótopos radiactivos de los isótopos estables . Los isótopos radiactivos son isótopos que se descomponen en un isótopo diferente. Por ejemplo, ³ H ( tritio ) es un isótopo radiactivo de hidrógeno. Se descompone 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 frente a proporciones de isótopos radiactivos que se desintegran exponencialmente para determinar la edad de una sustancia. Los isótopos radiactivos son generalmente más útiles en escalas de tiempo más cortas, como la investigación de la circulación moderna del océano usando ¹⁴ C, mientras que los isótopos estables son generalmente más útiles en escalas de tiempo más largas, como la investigación de diferencias en el flujo de los ríos con isótopos de estroncio estables .

Estos isótopos se utilizan como trazadores para estudiar diversos fenómenos de interés. Estos trazadores tienen una determinada distribución espacial, por lo que los científicos necesitan deconvolucionar los diferentes procesos que afectan estas distribuciones de trazadores. Una forma de establecer las distribuciones de trazadores es mediante una mezcla conservadora. En la mezcla conservadora, se conserva la cantidad de marcador. 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 del valor de un trazador que 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 denominarse mezcla no conservadora, donde hay otros procesos que no conservan la cantidad de trazador. Un ejemplo de esto es 𝛿 ¹⁴ C. Esto se mezcla entre masas de agua, pero también decae con el tiempo, reduciendo la cantidad de ¹⁴ C en la región.

Isótopos de uso común

Los isótopos ambientales más utilizados son:

• deuterio
• tritio
• carbono-13
• carbono-14
• nitrógeno-15
• oxígeno-18
• silicio-29
• cloro-36
• isótopos de uranio
• isótopos de estroncio

Circulación oceánica

Un tema que se utilizan para estudiar los isótopos ambientales es la circulación del océano. Tratar el océano como una caja solo es útil en algunos estudios; La consideración en profundidad de los océanos en los modelos de circulación general (MCG) requiere conocer cómo circula el océano. Esto lleva a comprender cómo los océanos (junto con la atmósfera) transfieren calor desde 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.

Un resumen del recorrido de la circulación termohalina. Los caminos azules representan corrientes de aguas profundas, mientras que los caminos rojos representan corrientes superficiales.

Utilizando técnicas de observación rudimentarias, se puede determinar la circulación de la superficie del océano. En la cuenca atlántica , las aguas superficiales fluyen de sur hacia el norte en general, creando también giros en el Atlántico norte y sur. En el Océano Pacífico , los giros todavía se forman, pero comparativamente hay muy poco movimiento meridional (norte-sur) a gran escala. Para aguas profundas, hay dos áreas donde la densidad hace que las aguas se hundan en las profundidades del océano. Estos se encuentran en el Atlántico norte y la Antártida. Las masas de aguas profundas formadas son las aguas profundas del Atlántico norte (NADW) y las aguas del fondo antártico (AABW). Las aguas profundas son mezclas de estas dos aguas, y comprender cómo las aguas se componen de estas dos masas de agua puede decirnos cómo se mueven las masas de agua en las profundidades del océano.

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 ensayos 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. Esto 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 tanto, usando una mezcla conservadora de radiocarbono, se puede determinar la cantidad esperada de radiocarbono en varias ubicaciones usando 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. Las desviaciones de este valor esperado son indicativas de otros procesos que afectan la relación delta de radiocarbono, a saber, la desintegración radiactiva. Esta desviación se puede convertir en una hora, dando la edad del agua en ese lugar. Hacer esto sobre el océano del mundo puede producir un patrón de circulación del océano y la velocidad a la que el agua fluye a través de las profundidades del océano. El uso de esta circulación junto con la circulación superficial permite a los científicos comprender el balance 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 lleva a una transferencia neta de calor hacia el polo.

Paleoclima

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, salinidad, circulación del océano, precipitación, etc. clima en ese momento, lo que provocó un cambio medible de los estándares para las mediciones de isótopos. Así es como se codifica la información climática en estas formaciones geológicas. Algunos de los muchos isótopos útiles para la ciencia ambiental se analizan a continuación.

δ ¹⁸ O

Un isótopo útil para reconstruir climas pasados ​​es el oxígeno-18 . Es otro isótopo estable de 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 decir algo sobre la temperatura. Para el agua, el estándar de proporción de isótopos es el agua oceánica media estándar de Viena , y para los carbonatos, el estándar es Pee Dee Belemnite. Usando núcleos de hielo y núcleos de sedimentos que registran información sobre el agua y las conchas de épocas pasadas, esta proporción puede informar a los científicos sobre la temperatura de esos tiempos.

Registro climático reconstruido por Lisiecki y Raymo (2005) que muestra las oscilaciones de la temperatura de la Tierra a lo largo del tiempo. Estas oscilaciones tienen un ciclo de 41 kyr hasta hace aproximadamente 1,2 millones de años, cambiando a un ciclo de 100 kyr que vemos ahora.

Esta relación se utiliza con núcleos de hielo para determinar la temperatura en el lugar del núcleo de hielo. La profundidad en un núcleo de hielo es proporcional al tiempo, y se "empareja" 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 igualar los cambios a gran escala en la temperatura de la Tierra. Una vez que los núcleos de hielo se emparejan con los núcleos de sedimentos, se pueden utilizar métodos de datación de alta precisión, como la datación en serie U, para determinar con precisión el momento de estos eventos. Hay algunos procesos que mezclan agua de diferentes épocas en la misma profundidad en el núcleo de hielo, como la producción de abetos y los témpanos 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 glaciar, para reconstruir el clima de los últimos cinco millones de años. Este registro muestra oscilaciones de 2 a 10 grados Celsius durante este tiempo. Hace entre 5 millones y 1,2 millones de años, estas oscilaciones tuvieron un período de 41.000 años (41 kyr), pero hace unos 1,2 millones de años el período cambió a 100 kyr. 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 denominan 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 kyr, 40 kyr y 20 kyr.

δ ¹⁸ O también se puede utilizar para investigar fenómenos climáticos a menor escala. Koutavas y col. (2006) utilizaron δ ¹⁸ O de foraminíferos de G. ruber para estudiar El Niño-Oscilación del Sur (ENSO) y su variabilidad a lo largo del Holoceno medio . Al aislar las cáscaras de foraminíferos individuales, Koutavas et al. pudieron obtener una dispersión de los 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 principal impulsor de esta variabilidad es ENSO, lo que lo convierte en un registro de variabilidad ENSO durante el período de tiempo del núcleo. Koutavas y col. encontró que ENSO era mucho menos variable a mediados del Holoceno (hace ~ 6.000 años) de lo que es actualmente.

Isótopos de estroncio

Otro conjunto de isótopos ambientales utilizados en el paleoclima son los isótopos de estroncio. El estroncio-86 y el estroncio-87 son ambos isótopos estables del estroncio, pero el estroncio-87 es radiogénico y proviene de la desintegración del rubidio-87. La proporción de estos dos isótopos depende de la concentración de rubidio-87 inicialmente y de la edad de la muestra, asumiendo que se conoce la concentración de fondo de estroncio-87. Esto es útil porque ⁸⁷ Rb se encuentra predominantemente en rocas continentales. Las partículas de estas rocas ingresan 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 proveniente de los ríos hacia el océano. La concentración de fondo en el océano para ⁸⁷ Sr / ⁸⁶ Sr es 0,709 ± 0,0012. Debido a que la proporción de estroncio se registra en registros sedimentarios, se pueden estudiar las oscilaciones de esta proporción a lo largo del tiempo. Estas oscilaciones están relacionadas con la entrada fluvial en los océanos o en la cuenca local. Richter y Turekian han trabajado en esto, encontrando que en escalas de tiempo glacial-interglaciares (10 ⁵ años), la relación ⁸⁷ Sr / ⁸⁶ Sr varía en 3 * 10 ⁻⁵ .

Serie de descomposición de actínidos, incluidos uranio, protactinio, torio y plomo

Uranio e isótopos relacionados

El uranio tiene muchos isótopos radiactivos que continúan emitiendo partículas por una cadena de desintegración . El uranio-235 está en una de esas cadenas y se descompone en protactinio-231 y luego en otros productos. El uranio-238 está en una cadena separada y se descompone en una serie de elementos, incluido el torio-230 . Ambas series terminan formando plomo, ya sea plomo-207 a partir de uranio-235 o plomo-206 a partir de 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 simplifica la determinación de la edad de una muestra en función de las diversas proporciones de isótopos radiactivos que existen. ${\ Displaystyle dN / dt = \ lambda N}$

Una forma en que se utilizan los isótopos de uranio es datar rocas de hace millones a miles de millones de años. Esto es a través de la datación con 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 la desintegración del uranio y el torio. Tanto el uranio-235 como el uranio-238 se descomponen en un isótopo de plomo. La vida media de convertir ²³⁵ U en ²⁰⁷ Pb es de 710 millones de años, y la vida media de convertir ²³⁸ U en ²⁰⁶ Pb es de 4.470 millones de años. Debido a la espectroscopia de masas de alta resolución, ambas cadenas pueden usarse para fechar rocas, proporcionando información complementaria sobre las rocas. La gran diferencia en las vidas medias hace que la técnica sea robusta en escalas de tiempo prolongadas, desde del orden de millones de años hasta del orden de miles de millones de años.

Otra forma en que se utilizan los isótopos de uranio en las ciencias ambientales es la proporción de ²³¹ Pa / ²³⁰ Th. Estos isótopos radiogénicos tienen diferentes padres 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. Por tanto, la desintegración del uranio también es isótropa, pero los isótopos hijos reaccionan de manera diferente. El torio es absorbido fácilmente por las partículas, lo que lleva a una rápida eliminación del océano a los sedimentos. Por el contrario, ²³¹ Pa no es tan reactivo con partículas, ya que siente la circulación del océano en pequeñas cantidades antes de asentarse en el sedimento. Así, 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 conduce a una relación más alta de ²³¹ Pa / ²³⁰ Th corriente abajo y una relación más baja corriente arriba, estando relacionada la magnitud de la desviación con el caudal. Esta técnica se ha utilizado para cuantificar la Circulación de Vuelta Meridional del Atlántico (AMOC) durante el Último Máximo Glacial (LGM) y durante eventos abruptos de cambio climático en el pasado de la Tierra, como los eventos de Heinrich y los eventos de Dansgaard-Oeschger .

Neodimio

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 glacial-interglaciares, pero ¹⁴³ Nd es una hija de 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 de los ríos de las 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 variaciones en esta proporción de isótopos de neodimio. Se define como${\ Displaystyle \ epsilon {\ ce {_ {Nd}}} = \ left ({\ frac {\ left ({\ frac {{\ ce {^ {143} Nd}}} {{\ ce {^ {144 } Nd}}}} \ right) _ {sample}} {\ left ({\ frac {{\ ce {^ {143} Nd}}} {{\ ce {^ {144} Nd}}}} \ right ) _ {estándar}}} - 1 \ right) \ times 10000}$

Las únicas fuentes importantes de esto en el océano se encuentran en el Atlántico norte y en las profundidades del océano Pacífico. Debido a que uno de los miembros finales 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.

Referencias