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 durante 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.
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 un
enorme árbol fósil neozelandés denominado 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 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.
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.
Y viceversa, las épocas de menor producción de 14C deben relacionarse
con épocas de alta actividad solar. Según algunos paleo climatólogos, 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 . 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 . 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
