delta18O

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

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

${\displaystyle \delta {\ce {^{18}O}}=\left({\frac {\left({\frac {{\ce {^{18}O}}}{{\ce {^{16}O}}}}\right)_{\mathrm {muestra} }}{\left({\frac {{\ce {^{18}O}}}{{\ce {^{16}O}}}}\right)_{\mathrm {estándar} }}}-1\right)\times 1000}$‰

donde el estándar tiene una composición isotópica conocida, como el Agua Oceánica Media Estándar de Viena (VSMOW). ^[1] El fraccionamiento puede surgir del fraccionamiento cinético , de equilibrio o independiente de la masa .

Las conchas de los foraminíferos están compuestas de carbonato de calcio (CaCO3 ₎ y se encuentran en muchos entornos geológicos comunes. La proporción de ¹⁸ O a ¹⁶ O en la concha se utiliza para determinar indirectamente la temperatura del agua circundante en el momento en que se formó la concha. La 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 las capas de hielo.

delta ¹⁸ OTambién refleja la evaporación local y el aporte 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 trópicos y subtrópicos, 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 átomos de ^{18 O tienden a condensarse y precipitarse primero. El gradiente de vapor de agua que se dirige desde los trópicos a los polos se va agotando gradualmente 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 la de sus márgenes, ya que ^{el 18} O más pesado precipita primero.

Los cambios en el clima que alteran los patrones globales de evaporación y precipitación cambian, 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 con pirólisis y espectrometría de masas . ^[2] Los investigadores deben evitar el almacenamiento inadecuado o prolongado de las muestras para obtener mediciones precisas. ^[2]

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). ^[3] Más precisamente, Epstein et al. (1953) dan una extrapolación cuadrática para la temperatura, como

${\displaystyle T=16,5-4,3\mathrm {\delta } +0,14\mathrm {\delta ^{2}} }$

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).

δ ¹⁸ O se puede utilizar con núcleos de hielo para determinar la temperatura en el momento en que 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 indicador de la masa global total de capas de hielo glacial, para reconstruir el clima de los últimos cinco millones de años. ^[4]

El registro apilado de los 57 núcleos se ajustó 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 volumen de hielo global. 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 de isótopos 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). ^{[ aclaración necesaria ]}

El δ ¹⁸ O de los tejidos biomineralizados también puede utilizarse para reconstruir las condiciones ambientales del pasado. En los vertebrados, la apatita del mineral óseo , el esmalte dental y la dentina contiene grupos fosfato [PO ₄ ] ³⁻ que pueden preservar las proporciones de isótopos de oxígeno del agua ambiental. ^[5] El fraccionamiento de los isótopos de oxígeno en estos tejidos puede verse afectado por factores biológicos como la temperatura corporal y la dieta. ^[6]

• delta ¹³ C
• δ15N^​​
• delta ³⁴ S
• Línea de agua meteórica global (GMWL), relación entre δ ¹⁸ Oy δ ² H (también conocido como δ D)
• Firma isotópica
• Análisis de isótopos
• Geoquímica de isótopos
• Paleotermómetro
• Relación de isótopos estables

• Clark, ID y Fritz, P (1997). Isótopos ambientales en hidrogeología . CRC Press . ISBN 1-56670-249-6.
• Schmidt, GA (1999). "Modelado avanzado de datos proxy 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 .