Descripción: diferencias entre plantas C3, C4 y Cam
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c3 y c4Descripción completa
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Descripción: Diferencia entre las plantas C3-C4 y CAM
este documento muestra de una manera simple y resumida las diferencias ente las plantas tipo C3 C4 y CAM
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Descrição: c3
El carbono-13 . Plantas C3 y C4. Los isótopos de un elemento químico son las variedades en las que se suelen presentar sus átomos. Eisten en la naturale!a tres isótopos del carbono" el 1#C$ el 13C y el 14C. %on tres variedades de un mismo elemento químico$ el carbono$ cuyos n&cleos contienen el mismo n&mero de protones 'seis($ pero un n&mero di)erente de neutrones 'seis$ siete y oc*o($ lo que les *ace$ a pesar de tener propiedades químicas seme+antes$ tener una masa atómica di)erente" doce$ trece y catorce. Casi el ,, del C# atmos)/rico es del tipo que contiene el carbono li0ero 1#C. na peque2a parte$ el 1$1 del C# $ es al0o más pesado$ ya que contiene 13C. )inalmente eiste tambi/n en la atmós)era$ en muy peque2a proporción$ un tipo de C# que contiene 14C $ que es radiactivo e inestable$ y cuyas aplicaciones *an solido ser )undamentalmente paleocronoló0icas. eamos a continuación dónde radica el inter/s del 13C en la investi0ación paleoclimática. En el proceso de absorción )otosint/tica de C# $ la ve0etación terrestre y el )itoplancton marino practican una discriminación en contra de las mol/culas pesadas$ pre)iriendo el 1#C al 13C. 5e esta )orma el carbono atrapado en los ve0etales continentales contiene una menor proporción de 13C que el carbono del C# atmos)/rico.
5e i0ual manera$ en el oc/ano$ el carbono or0ánico del plancton tambi/n tiene una proporción menor de 13C que la que tiene el carbono inor0ánico disuelto en el oc/ano '56C$ dissolved inor0anic carbon (. (. Esta discriminación practicada en la )otosíntesis es$ sin embar0o$ variable$ y depende de los niveles eistentes de C# $ tanto en el aire como en el mar. La discriminación es mayor cuanto mayor sea la concentración de C# en la atmós)era o en el mar. El si0no δ13C simboli!a la desviación de la concentración isotópica de 13C en cualquier muestra$ viva o )ósil$ con respecto a una medida standard$ que suele ser el carbono contenido en el carbonato cálcico de la conc*a de un determinado )ósil marino denominado P57 'Pee 5ee 7elemnite($ o P57$ perteneciente a una )ormacíón 0eoló0ica del Cretácico en Carolina del 8orte$ y cuyo valor *a sido establecido por la 90encia 6nternacional de la Ener0ía 9tómica$ con sede en iena.
La )órmula de δ13C 'en :( es la si0uiente" '13C;1#C(muestra < '13C;1#C(standard ==============<<<<<<<<<<<<<<< ==============<<<<<<<< <<<<<<< 1.>>> '13C;1#C(standard siendo '13C;1#C(standard la ratio isotópica de P57 . La ratio absoluta13C;1#C de la muestra standard P57 es >.>11#3?#. Los materiales con ratios ratios 13C;1#C @ >.>>11#3?# tienen valores valores delta positivos$ y aquellos con ratios 13C;1# C A >.>>11#3?# >.>>11#3? # tienen valores delta ne0ativos.
δ13C
en la ve0etación y en los paleosuelos. Plantas C3 y C4.
Baciendo comparaciones$ y debido a la discriminación que se produce en la )otosíntesis$ el valor δ13C de la materia or0ánica terrestre$ 'en la ve0etación y en los suelos( es de media i0ual a -#:. El valor δ13C del C# atmos)/rico está próimo a < : . El de los carbonatos inor0ánicos sedimentados en el mar es 1: y el del carbono or0ánico sedimentario es -#3:.
9*ora bien$ estos son valores promedios. Por e+emplo$ -#: es un valor promedio del con+unto de la ve0etación continental$ pues$ se0&n cómo se reali!a el proceso de la )otosíntesis$ las plantas pertenecen a dos 0randes 0rupos$ C3 y C4$ con valores δ13C muy di)erentes. %e llaman así porque en las de tipo C3 el primer compuesto or0ánico )abricado en la )otosíntesis tiene 3 átomos de carbono y en el tipo C4 tiene 4. 'eiste tambi/n un tercero$ muy minoritario$ denominado C9D$ combinación del C3 y C4 al que pertenecen al0unos cactus y plantas suculentas(.
El F de las plantas superiores son del tipo C3 'casi todas las arbóreas( y tienen unos valores de δ13C muy ba+os$ entre <## : y <3> :. El otro 1F de las plantas son del tipo C4. En su mayoría son *ierbas tropicales y tienen unos valores de δ13C más altos$ entre <1> : y <14 :. Por lo tanto$ el valor δ13C del carbono de los paleosuelos depende en 0ran parte del tipo de planta que *a crecido en ellos. Es menor cuando *an dominado las plantas C3 y mayor cuando *an proli)erado las del tipo C4. Por eso$ el estudio de las variaciones de δ13C en los paleosuelos continentales continentales nos puede dar indicaciones del tipo de plantas$ C3 o C4$ que *an predominado en determinados determinados períodos. 6ndirectamente$ el valor δ13C de los paleosuelos puede tambi/n indicarnos la evolución de la concentración de C# atmos)/rico. curre que con concentraciones elevadas de C# $ las plantas de tipo C3 se ven )avorecidas con respecto a las plantas de tipo C4 $ ya que las plantas de tipo C3 requieren menos ener0ía para reali!ar la )otosíntesis. Por el contrario$ cuando la concentración de C# es ba+a$ aumentan las del tipo C4$ ya que poseen un mecanismo de concentración de C# que las )avorece. Por lo tanto$ cuanto menor sea δ13C en el paleosuelo anali!ado$ más probabilidad *ay de que la concentración de C# *aya sido alta. viceversa. La concentración de carbono 13 de las plantas tambi/n puede indicarnos la eistencia de los períodos de sequía. sequía. 5urante las sequías al0unas plantas tienden a cerrar sus estomas para perder menos a0ua. Entonces$ al *aber disponible menos C# entrante$ las plantas discriminan menos al carbono 13 y su concentración en los a!&cares aumenta. Dapas de sequías ocurridas en los <imos si0los en el suroeste de Estados nidos *an sido con)eccionados a partir del estudio de carbono 13 en anillos de árboles 'Leavitt$ #>>?$ %out*Gestern .%. drou0*t maps )rom pinyon tree-rin0 carbon isotopes$ E%$ $4.3(. 9l parecer$ antes del Dioceno '*ace 1F millones de a2os($ las plantas C4 eran casi ineistentes. 5e a*í que se piense que la disminución de C# en el Dioceno$ causada qui!ás por una mayor meteori!ación li0ada a la emersión del Hibet Hibet$$ pueda *aber ori0inado el desarrollo de las plantas C4$ y que el avance de las *ierbas tropicales$ que suelen ser de tipo C4$ )avoreció la evolución de los mamí)eros.
Isotópos del carbono (d13C) de los suelos de los montes Siwalik (sur de Nepal) cuya evolución indica un cambio
brusco hace 7! "a en el en#riamiento de #inal del "ioceno "ioceno $ue provocó la sustitución de las plantas arbóreas de tipo C3 por hierbas esteparias de tipo C! m%s ricas en carbono 13 ( #uente& 'uade et al 1**+ ,ate "iocene environmental chan-e in Nepal and the northern Indian subcontinent& Stable isotopic evidence #rom paleosols .eolo-ical Society o# /merica 0ulletin 1712 131413*7 )
%in embar0o$ al0unos estudios muestran discrepancias y parecen indicar que los cambios en el suministro de a0ua a la ve0etación 'mayor o menor aride!( )ueron qui!ás más importantes que las variaciones de C# en la evolución de las proporciones de plantas C3 y C4 en al0unas re0iones de la Hierra. Hal parece ser el caso de 9)rica. El suministro de a0ua al interior del continente pudo a su ve! evolucionar en paralelo con las variaciones de temperatura en el 9tlántico tropical. Por lo tanto las di)erencias de δ13C en los paleosuelos$ en escalas lar0as de tiempo$ pueden tambi/n ser debidas a cambios climáticos que$ al *acer variar las condiciones *ídricas$ *an *ec*o variar el tipo de plantas predominantes en un territorio.
δ13C
en el mar
La materia or0ánica oceánica$ es decir$ las partes blandas del plancton marino =)abricada en la )otosíntesis por el )itoplancton y en0ullida a continuación por el !ooplancton= tiene un valor promedio de δ13C i0ual a <#3 :. El petróleo$ derivado del plancton )ósil$ tiene tambi/n valores de δ13C muy ba+os$ y el 0as metano$ )ormado tambi/n a partir de la materia or0ánica enterrada$ lle0a incluso a tener un valor de d13C de : . El carbono inor0ánico disuelto en el mar '56C( es tambi/n atrapado por or0anismos marinos para )ormar conc*as o esqueletos cali!os. Pero a di)erencia de lo que ocurre en la )otosíntesis$ en el proceso de precipitación de la calcita en las conc*as de los or0anismos marinos no se produce discriminación isotópica con respecto a la ratio 13C;1#C del a0ua marina. Por eso el valor de δ 13C que tiene el carbono de esas conc*as$ que es de I1 : se aproima al valor > : del standard. 9*ora bien$ en super)icie$ la actividad )otosint/tica del plancton *ace que la materia or0ánica que se crea desprovea al a0ua de 1#C en mayor propoción que de 13C$ por lo que el carbono inor0ánico disuelto en el a0ua '56C( queda relativamente enriquecido de 13C y *ace que el valor de δ13C en super)icie sea a veces li0eramente positivo '*asta I 4 : $ si la producividad es intensa(. Por el contrario$ el a0ua pro)unda va recibiendo 0ran cantidad de materia or0ánica que cae de arriba y que es pobre en 13C$ lo que *ace que$ al reminerali!arse$ disminuya el valor de δ13C del carbono inor0ánico disuelto '56C($ que adquiere un valor nulo o li0eramente ne0ativo en los )ondos oceánicos. Por lo tanto$ eiste una di)erencia en los valores de δ13C entre las a0uas super)iciales 'valores positivos( y las pro)undas 'valores ne0ativos(. Cuando la productividad oceánica es intensa la di)erencia es más 0rande. En cambio$ cuando la productividad se colapsa 'por e+emplo en caso de una etinción masiva del plancton( la di)erencia desaparece. La comparación del valor de δ13C de )ósiles planctónicos '*abitantes de las a0uas super)iciales( y de )ósiles b/nticos '*abitantes de las a0uas pro)undas( nos puede indicar la intensidad de la productividad oceánica en el pasado. El oceanó0ra)o %*acJleton y otros investi0adores eaminaron esta cuestión midiendo este 0radiente en un sondeo del Pací)ico Ecuatorial$ y comprobaron que el 0radiente aumenta
en las /pocas 0laciales$ lo que vendría a demostrar un aumento de la productividad bioló0ica de aquellos mares durante las 0laciaciones. 9 su ve! esta productividad )otosint/tica$ eplicaría en parte la absorción por parte de los oc/anos de 0randes cantidades de C# atmós)/rico$ que reduciría la concentración de C# en el aire. na clave del cambio de )uncionamiento de las corrientes marinas pro)undas es la evolución de δ13C en los )oraminí)eros b/nticos. En la actualidad$ el valor δ13C del carbono de los capara!ones de los )oraminí)eros b/nticos en el 9tlántico es mayor que en el Pací)ico. Es en los Dares 8órdicos y de Labrador$ !onas de *undimiento y )ormación de la masa 895K ' 8ort* 9tlantic 5eep Kater ($ ($ en donde δ13C tiene el valor más alto.
Lue0o$ esta masa de a0ua$ en su ruta *acia el sur por las pro)undidades$ va reco0iendo el carbono or0ánico que cae desde el nivel super)icial y que es ba+o en 13C. 5e esta )orma la corriente pro)unda 895K se va empobreciendo en 13C$ de tal manera que los valores más ba+os se alcan!an en el Pací)ico$ al )inal de su lar0o recorrido transoceánico.
Pues bien$ el análisis en )oraminí)eros )ósiles de la evolución del 13C a lo lar0o de la ltima laciación en diversas latitudes y niveles oceánicos$ permite etraer conclusiones sobre la variación de la intensidad de estas corrientes pro)undas. 9sí$ en sondeos reali!ados en el ceano Circumpolar 9ntártico$ se observa un brusco aumento de δ13C en el paso de la ltima laciación al Boloceno$ por causa de la lle0ada *asta la 9ntártida de a0ua pro)unda atlántica$ 895K $ pobre en 13C.
