δ 18 O - δ18O

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

La definición es, en "por mil" (‰, partes por mil):

‰

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

Mecanismo

Muestras de foraminíferos.

Las conchas de los foraminíferos están compuestas de carbonato de calcio (CaCO 3 ) y se encuentran en muchos entornos geológicos comunes. La proporción de 18 O a 16 O en la cáscara se utiliza para determinar indirectamente la temperatura del agua circundante en el momento en que se formó la cáscara. La proporción varía ligeramente dependiendo de la temperatura del agua circundante, así como de otros factores como la salinidad del agua y el volumen de agua encerrado en las capas de hielo.

δ 18 Otambién refleja la evaporación local y la entrada de agua dulce, ya que el agua de lluvia está enriquecida con 16 O, resultado de la evaporación preferencial del 16 O más ligero del agua de mar. En consecuencia, la superficie del océano contiene mayores proporciones de 18 O alrededor de los subtrópicos y trópicos donde hay más evaporación, y menores proporciones de 18 O 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 18 átomos de O tienden a condensarse y precipitar primero. El gradiente de vapor de agua que se dirige desde los trópicos a los polos se reduce gradualmente cada vez más en 18 O. La nieve que cae en Canadá tiene mucho menos H 2 18 O que la lluvia en Florida ; De manera similar, la nieve que cae en el centro de las capas de hielo tiene un δ 18 O más ligero.firma que en sus márgenes, ya que el 18 O más pesado precipita primero.

Cambios en el clima que alteran los patrones globales de evaporación y precipitación por lo tanto cambian el fondo δ 18 O proporción.

Las muestras sólidas (orgánicas e inorgánicas) para el análisis 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.

Extrapolación de temperatura

Basándose en el supuesto simplificador 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). Más precisamente, Epstein et al. (1953) dan una extrapolación cuadrática de la temperatura, como

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 un calcio muestra de carbonato).

Paleoclimatología

Registro climático reconstruido por Lisiecki y Raymo (2005)

El δ 18 O se puede usar con núcleos de hielo para determinar la temperatura a partir de la cual se formó el hielo.

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.

El registro apilado de los 57 núcleos se sintonizó orbitalmente a un modelo de hielo impulsado orbitalmente, los ciclos de Milankovitch de 41 ky ( oblicuidad ), 26 ky ( precesión ) y 100 ky ( excentricidad ), que se supone que causan el forzamiento orbital del hielo global. volumen. Durante el último millón de años, ha habido una serie de máximos y mínimos glaciares muy fuertes, espaciados por aproximadamente 100 ky. 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 informadas del núcleo de hielo de Vostok. (escala izquierda), siguiendo a Petit et al. (1999).

Ver también

Referencias