4.5 Analysis of the Regularised ` 2 loss
4.6.1 Cross-dimensional Correlations
Numerosos compuestos de la materia orgánica en sedimentos y suelos pueden ser usados como indicadores fitoecológicos para la reconstrucción de paleoambientes y paleoclimas.
La interpretación de los registros de materia orgánica para este propósito requiere de la identificación de las fuentes de materia orgánica, información de las alteraciones diagenéticas y estimación de su contribución al total.
En turberas y sedimentos lacustres las fuentes de materia orgánica más importantes son algas planctónicas y bentónicas, restos de plantas terrestres del entorno arrastradas con el sedimento detrítico (terrígenos), y plantas
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vasculares subacuáticas o emergentes que colonizan las orillas o toda la extensión de agua, como es el caso de las turberas.
Durante el transporte, depósito y diagénesis, se producen numerosos procesos que pueden alterar las características originales de la materia orgánica. En el caso de las turberas la materia orgánica se preserva mejor ya que se trata de un ambiente anóxico y los restos sufren un proceso muy rápido de enterramiento. Por esta razón los registros de la materia orgánica en turba son utilizados para la reconstrucción del aporte de plantas superiores con el fin de inferir cambios climáticos (Ficken et al., 1998).
Los precursores de la turba son básicamente plantas superiores, excepto en el caso de las turberas de musgos. Así la materia orgánica se
compone principalmente de productos derivados de la lignina y celulosa. También forma parte en la composición la materia orgánica aportada por el fitoplancton, que tiene una cantidad significativa de carbohidratos.
En función de la fuente de materia orgánica (terrestre o planctónica) y del tipo de plantas vasculares, los monómeros de estos polisacáridos muestran distintas distribuciones (Moers et al., 1990a, 1990b).
1.3.1.- Registro paleoclimático del sedimento
La degradación y alteración de los componentes de la materia orgánica durante su decantación a los fondos de masas de agua modifican las características de la materia orgánica original. Debido a que la materia orgánica
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es una mezcla de numerosas moléculas y sus combinaciones, los procesos degradativos alteran selectivamente la identidad geoquímica. Los menos reactivos se transforman en los más abundantes conforme los compuestos más reactivos y solubles en agua son empleados por la biota como elementos nutricionales (Meyers et al, 1993).
Como ejemplo Keemp et al. (1979) citan que los compuestos húmicos y lipídicos sobreviven a los procesos de degradación postdeposicionales mejor que los compuestos proteínicos y carbohidratos, y, como consecuencia, se convierten en predominantes del total de materia orgánica en los sedimentos más profundos de los lagos Erie, Huron y Ontario (U.S.A.).
A través de este reprocesamiento, los residuos de la materia orgánica sintetizada por microorganismos se suman a la mezcla preexistente, parte para ser modificada o destruida, y parte para preservarse, y prueban la evidencia de los efectos de la diagénesis temprana en la modificación del sello geoquímico de los sedimentos.
Estudios realizados sobre partículas a distintas profundidades en una columna de agua indican que se produce una alteración degradativa de la materia orgánica durante el descenso. Las contribuciones proporcionales de ácidos alcanoicos y alcoholes disminuyen al aumentar la profundidad en el lago Michigan (Meyers et al, 1980, 1984). Los alcoholes de 16 y 18 carbonos, que caracterizan al material de algas, disminuyen su concentración, mientras que
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las de 24, 26, 28 y 30 procedentes de las ceras protectoras de plantas terrestres la aumentan.
El contenido de geolípidos está influenciado por la fuente originaria de la materia orgánica y por la diagénesis durante y después de la sedimentación. Algunos tipos de geolípidos se alteran con menor eficacia que otros, y estas moléculas ayudan a diferenciar cambios debidos a la diagénesis o en la fuente de materia orgánica.
Los hidrocarburos no son tan alterables en procesos postdeposicionales como los compuestos con oxígeno. En los n-alcanos, las cadenas largas son más resistentes que las cadenas cortas. Las cadenas largas de los sedimentos de Priest Pot ( English Lake District (54º22´ N, 3º00´ W)) contienen registros de cambios en la cubierta vegetal ocurridos alrededor de 1900. La cadena predominante pasa de ser de 27 carbonos en sedimentos más antiguos a ser la de 31 en los modernos. Según esto los pantanos y la vegetación de ribera sustituyeron a los árboles como fuente principal de materia orgánica (Cranwell et al, 1987).
Un estudio de los sedimentos superficiales de 4 lagos en Japón (Motosu, Biwa, Haruna y Suwa) con distintos tipos de producción acuática muestran los efectos del retrabajamiento microbiano selectivo en las distribuciones de geolípidos (Kawamura et al., 1985) . En los lagos oligotróficos Motosu y Biwa, los n-alcanos tienen como cadenas predominantes las de 29, 31 y 33 carbonos, derivados de ceras de plantas terrestres. Los n-alcoholes de estos
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dos lagos de escasa productividad muestran predominancia de cadenas largas, procedentes también de ceras de plantas superiores.
Los n-ácidos tienen una distribución bimodal con el máximo en la cadena de 16 carbonos, la distribución bimodal refleja un aporte de plantas superiores. El n-ácido de 16 carbonos es muy común en la Biosfera, pudiendo aparecer en plantas terrestres, algas, bacterias y otros microbios. Su predominancia en estos sedimentos, en los que las plantas terrestres son la mayor fuente de n- alcanos y n-alcoholes, indican la utilización de los ácidos más reactivos como nutrientes. El sedimento del lago eutrófico Suwa contiene una cantidad notable de n-alcano de 17 carbonos, indicativo de proliferación de algas. La poca contribución de ácidos de cadena larga y alcoholes indican que la cantidad de lípidos aportados al sedimento por plantas terrestres es pequeña comparada con la contribución de la biomasa acuática.
1.3.1.1.- Registro de la geoquímica orgánica en turba
El uso de los avances en las herramientas para el estudio de la geoquímica orgánica y su aplicación hacia el campo del paleoambiente y paleoclima es relativamente limitado, considerando el número de escenarios con sedimentos ricos en materia orgánica. Entre ellos los depósitos de turba se extienden ampliamente por el Hemisferio Norte, en los que su razonablemente buena continuidad a lo largo de miles de años y la diversidad de su información potencial, les convierte en unos escenarios muy interesantes para la investigación paleoclimática y paleoambiental.
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Nott et al. (2000) utilizan las distribuciones de n-alcanos en el registro de la turbera Bolton Fell Moss, (Cumbria, UK) para deducir las variaciones climáticas sufridas en la zona dado su efecto sobre la cubierta vegetal que la generó.
Figura 1.4.- Variaciones relativas de los n-alcanos de 23 y 31 carbonos. (Nott et al., 2000)
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Ficken et al. (1998) realizaron un estudio sobre 7 horizontes de una turbera en Escocia de los que analizaron la distribución en el número de carbonos de alcanos, alcoholes y ácidos, utilizando la cromatografía de gases con detección selectiva de masas. En este estudio observaron la discrepancia entre los resultados de los estudios de macrofósiles vegetales presentes en las muestras y los datos aportados por la geoquímica orgánica. Este hecho lo asocian a la resistencia de determinados tejidos de algunas plantas frente a otras, de modo que la distribución de especies a partir de los restos macrofósiles no es infalible.
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Figura 1.5.- Distribuciones de las cadenas de n-alcanos, n-alcoholes y n-ácidos en turba. (Ficken et al., 1998).
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Por otro lado Farrimond y Flanagan (1995) encontraron diferencias en los resultados de estudios polínicos y de geoquímica orgánica en turba. El registro geoquímico presenta similares distribuciones de n-alcanos y n- alcoholes entre distintas muestras, pero el registro polínico no refleja esta similaridad. Esto lo atribuyen a que el sello de la geoquímica orgánica tiene un carácter muy local, solo refleja la cubierta vegetal de ese punto, mientras que el registro de pólenes tiene un área de influencia regional.
Otro indicador es la relación isotópica de carbono orgánico en el sedimento. Se utiliza para la discriminación del origen de la materia orgánica presente en el sedimento, fundamentalmente en la diferenciación de su origen: plantas terrestres o acuáticas. Puede incluso distinguir distintos tipos de plantas terrestres (C3y C4) y puede utilizarse para evaluar la proliferación de algas (Talbot and Johannessen, 1992).
El fitoplankton utiliza preferiblemente el 12C para producir materia orgánica y por tanto reduce la cantidad del mismo en el agua donde se desarrolla (Dean and Stuiver,1993). De ese modo, el ratio 13C/12C de carbono
inorgánico remanente incrementa y produce un incremento del valor de δ13C
en la materia orgánica producida. Luego, un aumento de la productividad provoca el aumento de 13C en la materia orgánica. El fitoplancton de agua dulce posee un valor típico de entre -20‰ y -30‰ (Galimov,1985).
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De cualquier modo, existen numerosos factores que pueden alterar el valor de δ13C, incluyendo la química del agua, el intercambio de CO2 con la
atmosfera, la reserva de materia inorgánica disuelta y los distintos mecanismos de adquisición de carbono (Mckenzie, 1985; Hakansson, 1985). De hecho, el fitoplancton puede producir enriquecimiento del 13C en la biomasa cuando la
fotosíntesis ocurre en un medio con CO2 limitado (Sharkey and Berry 1985, Hodell and Shelske, 1988). Laws et al (1995), Bidigareet al (1997) y Popp et al (1997 a,b,1998) observaron que la fijación de carbono orgánico está muy influenciada por el crecimiento (tamaño de las células) y la geometría de las células de fitoplancton, así como de la concentración de CO2 en agua. Aunque, en algunas ocasiones, la relación entre el fraccionamiento isotópico del carbono durante la fijación y el crecimiento se encontró que no era lineal (Laws et al,1997) al menos en condiciones de baja concentración de CO2 en agua. Así, una asimilación de HCO3- en vez de CO2 puede producir un enriquecimiento de la biomasa en 13C (Espie et al, 1991; Holander and Mckenzie, 1991; Geoicke et al., 1994; Bernasconi et al., 1997; Laws et al 1998).
La plantas terrestres se pueden dividir en dos grupos dependiendo del proceso de concentración y fijación del CO2, lo cual produce fraccionamientos diferentes de 13C, estos grupos se denominan C3 y C4.
En el grupo de plantas que utilizan el proceso C3 (Calvin), la enzima Rubisco, que es responsable de la fijación durante la fotosíntesis, produce una discriminación contra el 13C (Farquhar et al, 1982). Así el valor de δ13C en
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23‰ y -31‰ (Meyers, 1990; Myers et al, 1995., ; Lallier-Verges, 1999; Fickenet al, 2000) con un valor promedio de -27‰. Por otro lado, las plantas terrestres que utilizan el método C4 (Hatch-Slack) poseen un valor de δ13C que oscila
entre -9‰ y -17‰ (Tiesze et al,1979; O´Leary,1981, 1988, Meyers, 1990; Ficken et al, 2000) con un valor promedio de -13‰.
Por otro lado, la fuente de la materia orgánica, puede valorarse de un modo aproximado mediante la relación entre el contenido en carbono orgánico y el nitrógeno (C/N) (Filley et al., 2001; Cayet et al., 2001; Müller et al., 1999).
Los valores del ratio C/N definen la fuente de materia orgánica:
C/N < 10 organismos planctónicos. C/N > 30 plantas superiores.
10 < C/N < 30 mezcla de fuentes.
De acuerdo a las diferencias en el fraccionamiento isotópico y al valor de la relación C/N para diferenciar la procedencia mayoritaria de la materia orgánica en sedimentos.
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