El carbono-14
El 14C (que posee 6 protones y 8 neutrones) tiene la particularidad de que es un isótopo inestable, que poco a poco va transmutándose en nitrógeno, 14N (que posee 7 protones y 7 neutrones), y desaparece según la reacción :
C = N + ß + neutrino
En compensación de esta pérdida, nuevos átomos de 14C se forman continuamente en la atmósfera como producto del choque de neutrones cósmicos sobre otros átomos atmosféricos de nitrógeno :
neutrón + N = C + H
Estos neutrones son parte de la radiación cósmica galáctica que tras atravesar el Sistema Solar llega a la atmósfera terrestre.
Los choques de los rayos cósmicos con los átomos de 14N y, por lo tanto, la producción de 14C, es máxima a unos 15 km de altura.
Rápidamente los átomos de 14C así formados se oxidan a CO2 y se difunden y se mezclan por toda la atmósfera con el resto del CO2.
Los procesos de desintegración y de formación de 14C se compensan de tal forma que la concentración de 14C en la atmósfera es "más o menos" constante.
Datación por el carbono-14
El cálculo de la pérdida de 14C en los organismos muertos se utiliza para datar a los fósiles.
En efecto, las plantas vivas asimilan el carbono del CO2 atmosférico durante la fotosíntesis y lo expulsan dura
nte la respiración . De esta forma, los tejidos de las plantas vivas —y los de los animales vivos (humanos incluídos) que se alimentan de esas plantas— continuamente están intercambiando 14C con la atmósfera. Esto hace que la ratio 14C/12C del carbono contenido en los tejidos orgánicos de los seres vivos es semejante a la del CO2 de la atmósfera. Ahora bien, en cuanto los organismos vegetales o animales mueren, cesa el intercambio con la atmósfera y cesa el reemplazo del carbono de sus tejidos. Desde ese momento el porcentaje de 14C de la materia orgánica muerta comienza a disminuir, ya que se transmuta en 14N y no es reemplazado.
La masa de 14C de cualquier fósil disminuye a un ritmo exponencial, que es conocido. Se sabe que a los 5.730 años de la muerte de un ser vivo la cantidad de 14C en sus restos fósiles se ha reducido a la mitad y que a los 57.300 años es de tan sólo el 0,01 % del que tenía cuando estaba vivo.
Sabiendo la diferencia entre la proporción de 14C que debería contener un fósil si aún estuviese vivo (semejante a la de la atmósfera en el momento en el que murió) y la que realmente contiene, se puede conocer la fecha de su muerte.
La cantidad y el porcentaje de 14C se calcula midiendo las emisiones de partículas ß de la muestra. El método sólo es viable para fósiles no muy viejos, menores de unos 60.000 años, ya que para edades superiores las emisiones de partículas ß son ya demasiado poco intensas y difíciles de medir, por lo que los errores pueden ser muy grandes.
En la práctica, la datación de los fósiles se complica porque la concentración atmosférica de 14C ha variado sustancialmente a lo largo del tiempo. Esto hace que se necesite saber no sólo la cantidad de 14C que queda en la muestra fósil, sino también la concentración atmosférica que existía en el momento de su muerte (ver figura).
Se conocen, más o menos con exactitud, las variaciones de 14C habidas en los últimos 11.800 años gracias a la dendrocronología, es decir, al análisis de la madera de los anillos (cuyas edades conocemos por conteo) de series solapadas de troncos de árboles vivos y fósiles de Europa. Más allá los datos son más pobres e imprecisos y no pueden basarse en el estudio de árboles fósiles, aunque recientemente ha surgido la esperanza de poder hacerlo con unos enormes árboles fósiles neozelandeses denominados kauri, que pueden vivir hasta mil años, y que se han encontrado enterrados en antiguas marismas.
El período conocido se ha extendido más recientemente hasta hace unos 50.000 años por medio del análisis del 14C contenido en los sedimentos laminares del fondo de ciertas cuencas lacustres y oceánicas, como por ejemplo la cuenca de Cariaco en Venezuela (ver figura), y hasta los 45.000 años a partir del análisis de una estalagmita de una cueva sumergida en las Bahamas.
Durante los últimos diez mil años ha habido un declive en la concentración de carbono 14 en la atmósfera debido a una variación del campo geomagnético terrestre que ha reforzado el escudo protector de los rayos cósmicos. Esta disminución, con fluctuaciones, ha sido en los últimos 10.000 años de un 15 % aproximadamente con respecto al nivel de 1950 (ver figura).
Pero aparte de este declive y en tiempos más cortos, en escalas de siglos o menos, las causas de las variaciones habidas en la concentración de 14C atmosférico son debidas a otros dos motivos: 1) los cambios en la actividad solar y 2) las variaciones en la ventilación oceánica.
El carbono-14 y actividad solar
El viento solar, ligado a la intensidad de emisión de energía solar, intercepta parte de la radiación cósmica galáctica —responsable de la formación de 14C—antes de que ésta llegue a la Tierra.
Por eso, cuando en un fósil, o en la madera de un anillo de árbol, del que ya se conoce su edad por otros métodos, se encuentra una anomalía con respecto al porcentaje de 14C que le correspondería contener, ello indica que en la época en que vivió ese fósil, o creció ese anillo de árbol, pudo haber una anomalía en la producción de 14C atmosférico y, por lo tanto, en la intensidad de la radiación cósmica galáctica que alcanzaba entonces la Tierra. La llegada de mayor o menor radiación cósmica galáctica depende inversamente de la intensidad del viento solar que la intercepta. Por eso, finalmente, se puede deducir que las anomalías detectadas en el 14C dependen de las anomalías de la emisividad solar.
Las épocas en las que hubo una mayor producción de 14C se corresponden con épocas de menor actividad solar (y más radiación cósmica incidente). Si además se produce un incremento del Berilio-10, un isótopo del berilio también cosmogénico, la hipótesis de una menor actividad solar se refuerza. Tal es el caso de los mínimos de Wolf, Sporer y Maunder ocurridos en el transcurso del último milenio (ver figura).
Y viceversa, las épocas de menor producción de 14C deben relacionarse con épocas de alta actividad solar. Según algunos paleoclimatólogos, una sequía larga e intensa ocurrida entre el 750 y el 1025 de nuestra era, que coincide con una baja producción de 14C (y alta actividad solar), señalizada en los sedimentos lacustres de Yucatán, estuvo en el origen del declive de la civilización Maya (ver figura). Aquellos siglos parece que fueron también calurosos en Europa (el Período Cálido Medieval), debido quizás a esta mayor actividad solar.
El carbono-14 y los cambios en la ventilación oceánica
Pueden producirse variaciones importantes en la concentración atmosférica de 14C cuando cambian drásticamente las condiciones de ventilación de los mares.
Ocurre que hay un intercambio continuo de CO2 entre la atmósfera y los océanos. Ahora bien, una vez que el CO2 es absorbido por el agua y penetra en el océano puede permanecer siglos atrapado en él y, por lo tanto, su carbono se va empobreciendo en 14C. De esta forma el CO2 devuelto a la atmósfera en los procesos de afloramiento (upwelling) de aguas profundas contiene un carbono empobrecido en 14C, lo cual hace que se reduzca también la concentración de 14C del CO2 atmosférico.
Cuando el ciclo de intercambio de carbono entre la atmósfera y el océano se modifica también lo hace la concentración de 14C, tanto en la atmósfera como en la superficie del océano. Por ejemplo, a comienzos del Younger Dryas, hubo un fuerte aumento en la concentración de 14C atmosférico, ya que la atmósfera dejó de recibir del mar el CO2 empobrecido en 14C, que había estado recibiendo anteriormente, durante el cálido Bølling-Allerød. Ocurrió que con el advenimiento de la nueva situación océanica, disminuyó la ventilación del Atlántico, ya que la circulación termohalina —como en los tiempos fríos de la glaciación—, se había debilitado de nuevo. También en la superficie del mar este aumento está documentado, gracias, por ejemplo, a las mediciones de 14C realizadas en los foraminíferos planctónicos fósiles conservados en las laminas sedimentarias de la cuenca marina de Cariaco.
También las diferencias existentes entre la edad del carbono disuelto en las aguas tropicales y la edad del carbono disuelto en las aguas de latitudes altas pueden dar ciertas claves sobre las variaciones de la circulación oceánica (ver figura). En efecto, actualmente, la edad aparente (diferencia con respecto a la atmósfera) del reservorio de las aguas superficiales de los Trópicos y del Atlántico Norte, analizando su ratio 14C/12C, es de unos 400 años, mientras que en las altas latitudes del Pacífico Norte y Sur es de unos 1.200 años. Esta diferencia está causada por el tipo e intensidad de circulación oceánica termohalina existente hoy día. Pues bien, por medio del estudio del 14C contenido en la caliza de foraminíferos fósiles recogidos en diferentes regiones, podemos saber algo sobre los cambios ocurridos en las edades de los diferentes reservorios oceánicos, a lo largo, por ejemplo, de la última desglaciación, y extraer así conclusiones sobre las variaciones en la circulación termohalina de aquella época.
C = N + ß + neutrino
En compensación de esta pérdida, nuevos átomos de 14C se forman continuamente en la atmósfera como producto del choque de neutrones cósmicos sobre otros átomos atmosféricos de nitrógeno :
neutrón + N = C + H
Estos neutrones son parte de la radiación cósmica galáctica que tras atravesar el Sistema Solar llega a la atmósfera terrestre.
Los choques de los rayos cósmicos con los átomos de 14N y, por lo tanto, la producción de 14C, es máxima a unos 15 km de altura.
Rápidamente los átomos de 14C así formados se oxidan a CO2 y se difunden y se mezclan por toda la atmósfera con el resto del CO2.
Los procesos de desintegración y de formación de 14C se compensan de tal forma que la concentración de 14C en la atmósfera es "más o menos" constante.
Datación por el carbono-14
El cálculo de la pérdida de 14C en los organismos muertos se utiliza para datar a los fósiles.
En efecto, las plantas vivas asimilan el carbono del CO2 atmosférico durante la fotosíntesis y lo expulsan dura
nte la respiración . De esta forma, los tejidos de las plantas vivas —y los de los animales vivos (humanos incluídos) que se alimentan de esas plantas— continuamente están intercambiando 14C con la atmósfera. Esto hace que la ratio 14C/12C del carbono contenido en los tejidos orgánicos de los seres vivos es semejante a la del CO2 de la atmósfera. Ahora bien, en cuanto los organismos vegetales o animales mueren, cesa el intercambio con la atmósfera y cesa el reemplazo del carbono de sus tejidos. Desde ese momento el porcentaje de 14C de la materia orgánica muerta comienza a disminuir, ya que se transmuta en 14N y no es reemplazado.La masa de 14C de cualquier fósil disminuye a un ritmo exponencial, que es conocido. Se sabe que a los 5.730 años de la muerte de un ser vivo la cantidad de 14C en sus restos fósiles se ha reducido a la mitad y que a los 57.300 años es de tan sólo el 0,01 % del que tenía cuando estaba vivo.
Sabiendo la diferencia entre la proporción de 14C que debería contener un fósil si aún estuviese vivo (semejante a la de la atmósfera en el momento en el que murió) y la que realmente contiene, se puede conocer la fecha de su muerte.
La cantidad y el porcentaje de 14C se calcula midiendo las emisiones de partículas ß de la muestra. El método sólo es viable para fósiles no muy viejos, menores de unos 60.000 años, ya que para edades superiores las emisiones de partículas ß son ya demasiado poco intensas y difíciles de medir, por lo que los errores pueden ser muy grandes.
En la práctica, la datación de los fósiles se complica porque la concentración atmosférica de 14C ha variado sustancialmente a lo largo del tiempo. Esto hace que se necesite saber no sólo la cantidad de 14C que queda en la muestra fósil, sino también la concentración atmosférica que existía en el momento de su muerte (ver figura).
Se conocen, más o menos con exactitud, las variaciones de 14C habidas en los últimos 11.800 años gracias a la dendrocronología, es decir, al análisis de la madera de los anillos (cuyas edades conocemos por conteo) de series solapadas de troncos de árboles vivos y fósiles de Europa. Más allá los datos son más pobres e imprecisos y no pueden basarse en el estudio de árboles fósiles, aunque recientemente ha surgido la esperanza de poder hacerlo con unos enormes árboles fósiles neozelandeses denominados kauri, que pueden vivir hasta mil años, y que se han encontrado enterrados en antiguas marismas.
El período conocido se ha extendido más recientemente hasta hace unos 50.000 años por medio del análisis del 14C contenido en los sedimentos laminares del fondo de ciertas cuencas lacustres y oceánicas, como por ejemplo la cuenca de Cariaco en Venezuela (ver figura), y hasta los 45.000 años a partir del análisis de una estalagmita de una cueva sumergida en las Bahamas.
Durante los últimos diez mil años ha habido un declive en la concentración de carbono 14 en la atmósfera debido a una variación del campo geomagnético terrestre que ha reforzado el escudo protector de los rayos cósmicos. Esta disminución, con fluctuaciones, ha sido en los últimos 10.000 años de un 15 % aproximadamente con respecto al nivel de 1950 (ver figura).
Pero aparte de este declive y en tiempos más cortos, en escalas de siglos o menos, las causas de las variaciones habidas en la concentración de 14C atmosférico son debidas a otros dos motivos: 1) los cambios en la actividad solar y 2) las variaciones en la ventilación oceánica.
El carbono-14 y actividad solar
El viento solar, ligado a la intensidad de emisión de energía solar, intercepta parte de la radiación cósmica galáctica —responsable de la formación de 14C—antes de que ésta llegue a la Tierra.
Por eso, cuando en un fósil, o en la madera de un anillo de árbol, del que ya se conoce su edad por otros métodos, se encuentra una anomalía con respecto al porcentaje de 14C que le correspondería contener, ello indica que en la época en que vivió ese fósil, o creció ese anillo de árbol, pudo haber una anomalía en la producción de 14C atmosférico y, por lo tanto, en la intensidad de la radiación cósmica galáctica que alcanzaba entonces la Tierra. La llegada de mayor o menor radiación cósmica galáctica depende inversamente de la intensidad del viento solar que la intercepta. Por eso, finalmente, se puede deducir que las anomalías detectadas en el 14C dependen de las anomalías de la emisividad solar.
Las épocas en las que hubo una mayor producción de 14C se corresponden con épocas de menor actividad solar (y más radiación cósmica incidente). Si además se produce un incremento del Berilio-10, un isótopo del berilio también cosmogénico, la hipótesis de una menor actividad solar se refuerza. Tal es el caso de los mínimos de Wolf, Sporer y Maunder ocurridos en el transcurso del último milenio (ver figura).
Y viceversa, las épocas de menor producción de 14C deben relacionarse con épocas de alta actividad solar. Según algunos paleoclimatólogos, una sequía larga e intensa ocurrida entre el 750 y el 1025 de nuestra era, que coincide con una baja producción de 14C (y alta actividad solar), señalizada en los sedimentos lacustres de Yucatán, estuvo en el origen del declive de la civilización Maya (ver figura). Aquellos siglos parece que fueron también calurosos en Europa (el Período Cálido Medieval), debido quizás a esta mayor actividad solar.
El carbono-14 y los cambios en la ventilación oceánica
Pueden producirse variaciones importantes en la concentración atmosférica de 14C cuando cambian drásticamente las condiciones de ventilación de los mares.
Ocurre que hay un intercambio continuo de CO2 entre la atmósfera y los océanos. Ahora bien, una vez que el CO2 es absorbido por el agua y penetra en el océano puede permanecer siglos atrapado en él y, por lo tanto, su carbono se va empobreciendo en 14C. De esta forma el CO2 devuelto a la atmósfera en los procesos de afloramiento (upwelling) de aguas profundas contiene un carbono empobrecido en 14C, lo cual hace que se reduzca también la concentración de 14C del CO2 atmosférico.
Cuando el ciclo de intercambio de carbono entre la atmósfera y el océano se modifica también lo hace la concentración de 14C, tanto en la atmósfera como en la superficie del océano. Por ejemplo, a comienzos del Younger Dryas, hubo un fuerte aumento en la concentración de 14C atmosférico, ya que la atmósfera dejó de recibir del mar el CO2 empobrecido en 14C, que había estado recibiendo anteriormente, durante el cálido Bølling-Allerød. Ocurrió que con el advenimiento de la nueva situación océanica, disminuyó la ventilación del Atlántico, ya que la circulación termohalina —como en los tiempos fríos de la glaciación—, se había debilitado de nuevo. También en la superficie del mar este aumento está documentado, gracias, por ejemplo, a las mediciones de 14C realizadas en los foraminíferos planctónicos fósiles conservados en las laminas sedimentarias de la cuenca marina de Cariaco.
También las diferencias existentes entre la edad del carbono disuelto en las aguas tropicales y la edad del carbono disuelto en las aguas de latitudes altas pueden dar ciertas claves sobre las variaciones de la circulación oceánica (ver figura). En efecto, actualmente, la edad aparente (diferencia con respecto a la atmósfera) del reservorio de las aguas superficiales de los Trópicos y del Atlántico Norte, analizando su ratio 14C/12C, es de unos 400 años, mientras que en las altas latitudes del Pacífico Norte y Sur es de unos 1.200 años. Esta diferencia está causada por el tipo e intensidad de circulación oceánica termohalina existente hoy día. Pues bien, por medio del estudio del 14C contenido en la caliza de foraminíferos fósiles recogidos en diferentes regiones, podemos saber algo sobre los cambios ocurridos en las edades de los diferentes reservorios oceánicos, a lo largo, por ejemplo, de la última desglaciación, y extraer así conclusiones sobre las variaciones en la circulación termohalina de aquella época.
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