Los isótopos son formas diferentes de un mismo elemento químico que difieren en el número de neutrones presentes en su núcleo y, por lo tanto, en su masa (Hoefs, 2009). Estas formas isotópicas pueden dividirse en dos tipos: estables e inestables (radioactivos). En este trabajo no se tratará la temática de isótopos en general sino de isótopos estables. El carbono (C) presenta dos formas estables: el liviano ¹²C, con 6 protones y 6 neutrones y con una masa atómica de 12, y el pesado ¹³C, que presenta 6 protones y 7 neutrones en su núcleo. Los isótopos ocurren naturalmente en los sistemas, participan en todos los procesos geoquímicos de la Tierra y las formas más livianas de un elemento ocurren en mayor proporción que los pesados. La estabilidad de los isótopos se caracteriza por un número de protones y neutrones similares que permite mantener bajas las fuerzas de repulsión de los protones cargados positivamente sin sufrir un decaimiento radioactivo (Hoefs, 2009).

La abundancia natural isotópica se expresa en una escala delta (δ) que representa una desviación (en ‰) de la composición isotópica de una muestra respecto a un estándar internacional aceptado y determinado por la siguiente ecuación:

$\delta$ X= (R muestra - R standard ) / R standard *1000

donde X es el elemento en su forma más pesada y R es la razón del isótopo pesado sobre el liviano (las relaciones más usadas incluyen: ²H/¹H, ¹³C/¹²C, ¹⁵N /¹⁴N y ¹⁸O/¹⁶O). Debido a que las relaciones de las abundancias naturales son muy pequeñas, este tipo de expresión de valores isotópicos relativos a un estándar y multiplicado por 1000 permite mostrar estas pequeñas diferencias fraccionarias de una forma conveniente.

Las relaciones isotópicas se miden con un espectrómetro de masas que separa iones y moléculas de acuerdo a su masa. Este instrumento está basado en el diseño original de Nier (1947) que consiste en un sistema de entrada de la muestra, una fuente para ionizar las moléculas, un campo magnético para detectar y separar las partículas cargadas en base a su relación masa/carga, un sistema de trampa de iones, y un detector. En un espectrómetro de masas las moléculas orgánicas son introducidas en forma de gas, frecuentemente como H., CO₂, N₂, y SO₂, y la ionización del gas es conseguida mediante el bombardeo de electrones. Los aspectos relacionados a la preparación de muestras luego de su colecta se detallan en Teece y Fogel (2004). Muy brevemente, las muestras son usualmente secadas en estufa, molidas usando mortero de ágata y finalmente pesadas en cápsulas de estaño (que suelen tener un tamaño de 8 mm de alto por 5 mm de diámetro). El bajo costo de los análisis isotópicos junto con el escaso material necesario para analizar en la muestra hace de esta aproximación una alternativa muy ventajosa para estudios de diferentes disciplinas, entre ellas, la ecología, la arqueología, la geología y la fisiología. Muestras de diferente tipo necesitarán cantidades diferentes para analizar. Por ejemplo, para las muestras de músculo en peces y de la mayoría de invertebrados es necesario obtener 1 mg, mientras que para material de plantas vasculares se necesita pesar alrededor de 3 mg dependiendo de la relación C/N.

La utilidad de los isótopos estables en estudios (paleo) ecológicos y (paleo) ambientales se basa en que diferentes factores y procesos físicos (como por ejemplo evaporación y difusión), químicos y biológicos o enzimáticos generan patrones de distribución en la proporción del isótopo pesado sobre el liviano en ambientes naturales, así como en animales, plantas y productos hechos por el hombre. El término usado para hacer referencia a este cambio isotópico es el fraccionamiento y se denota con el símbolo ∆ como la diferencia isotópica entre los dos valores (∆a-b = δa-δb) (Sulzman, 2007).

Existen diferentes formas de fraccionamiento, aunque en este trabajo solo se consideran las dos formas más comunes consignadas en la literatura relacionada a ecología de isótopos livianos. En el fraccionamiento que ocurre durante las reacciones cinéticas (fraccionamiento cinético) las moléculas que contienen los isótopos livianos reaccionan generalmente más rápido que las moléculas que contienen el isótopo pesado. Este fenómeno producirá una abundancia relativa mayor de isótopos livianos, y en el sustrato remanente una abundancia menor de los isótopos livianos (por lo tanto, una abundancia relativa mayor de los isótopos pesados). Este fraccionamiento es promovido por reacciones no reversibles e incompletas, es decir, no todo el substrato es consumido. La mayoría de reacciones bioquímicas (por ejemplo, fotosíntesis y procesos bacterianos) se enmarcan en este tipo de fraccionamiento (Hoefs, 2009). Otro tipo de fraccionamiento ocurre en reacciones de equilibrio, donde los isótopos más pesados tienden a acumularse cuando las uniones son más fuertes. Uno de los ejemplos más claros de este tipo de fraccionamiento es la concentración de los isotopos más pesados del agua (¹⁸O y ²H) en la fase líquida con respecto al vapor de agua.

Una de las aplicaciones más comunes de los isótopos estables es su uso como registros ambientales de moléculas bióticas y abióticas, que permite la reconstrucción de procesos ambientales (West, et al., 2006). En particular, los valores de δ¹³C son utilizados para identificar el origen de la materia orgánica, ya que los valores isotópicos en las plantas son función de la vía de fotosíntesis C3 o C4, y sus valores son escasamente afectados por los procesos de diagénesis bioquímica acuática y terrestre en comparación con otros isótopos como N y S (Michener y Schell, 1994; Rosenbauer, et al., 2009). En este contexto, las plantas terrestres que se caracterizan por tener vías fotosintéticas C3 muestran valores de δ¹³C con un rango entre -30 y -21‰. A su vez, plantas con vías fotosintéticas C4 tienen valores típicos de δ¹³C entre -17 y -9‰ debido a que la enzima RUBISCO actúa en un ambiente relativamente cerrado y, en consecuencia, utiliza CO₂ con el isótopo pesado ¹³C, que no es liberado a la atmósfera como sucede con las plantas C3 (Gannes, et al., 1998). Por su parte, el carbono orgánico particulado marino presenta valores típicos de δ¹³C que van desde -24 a -18‰ (Meyers, 1994; Lamb, et al , 2006; Rosenbauer, et al., 2009). Las algas de agua dulce en sistemas dominados por vegetación C3 tienden a presentar valores de δ¹³C entre -30 y -25‰. Estas diferencias isotópicas entre productores primarios son explicadas principalmente por una utilización diferencial de HCO₃- y CO₂ disuelto que presentan valores isotópicos diferentes, con mayores valores de δ¹³C en HCO₃- que en CO₂ (Lamb, et al., 2006). Debido a las condiciones de pH, en el ambiente marino existe menor disponibilidad de CO., lo que provoca una mayor utilización de HCO₃- por el fitoplancton y, en consecuencia, mayores valores de δ¹³C en comparación con el fitoplancton de agua dulce. Además, existen otros factores que generan variaciones espacio-temporales de δ¹³C en los productores primarios de sistemas acuáticos incluyendo la clorofila a (Gu, et al., 1996), la intensidad de luz y la velocidad del flujo de agua (Finlay, et al., 1999), que permiten un alto nivel de entendimiento sobre flujos de energía entre los componentes de un ecosistema.

Figura 1.

Rango de variación en δ¹³C y C/N para diferentes componentes de ambientes costeros. Los datos fueron tomados de Meyers (1994), Lamb et al. (2006) y sus referencias.

Las relaciones de carbono orgánico/nitrógeno total (C/N) han sido útiles en combinación con valores de δ¹³C en reconstrucciones de paleoambientales y en secuencias de sedimentos (Lamb, et al., 2006; Perez, et al., 2017). Las plantas vasculares tienen valores altos de la relación C/N usualmente mayores a 12 debido a la abundancia de celulosa y lignina, mientras que el fitoplancton marino se hace más rico en N y los valores de la relación C/N varían entre 5 y 7 (Meyers, 1994; Lamb, et al., 2006). Esto permite emplearlos como marcadores ambientales para interpretar el origen de la materia orgánica mediante un gráfico bidimensional entre la relación C/N y δ¹³C que distingue fuentes terrestres y/o marinas (Figura 1). De esta manera, la identificación de cambios de estado en un sistema incluyendo el tipo de vegetación dominante (C3 vs C4 o terrestres vs acuáticas) ha permitido inferir cambios ambientales relacionados a las variaciones del nivel del mar, cambios de salinidad y de procesos climáticos. Por ejemplo, mediante el estudio isotópico de testigos de sedimento se pueden distinguir cambios en los patrones de descarga de agua dulce, ya que estos afectan los patrones de salinidad y, en consecuencia, el tipo de vegetación dominante (Byrne, et al., 2001; Bergamino, et al., 2017).

Figura 2

Diagrama conceptual del enriquecimiento trófico en δ¹³C y δ¹⁵N (‰) desde los productores primarios, consumidores primarios y secundarios para un sistema costero. Los rangos de variación isotópicos en los componentes ecosistémicos fueron adaptados de Bergamino et al. (2016) y de Rodríguez-Graña et al. (2008)

Tabla 1.

Tiempo estimado que integran diferentes tipos de tejido sobre información dietaria en un organismo. Se distinguen tejidos renovables de aquellos de crecimiento contínuo que generan líneas o capas donde alamacenan la información mientras son formados. Información tomada de Tieszen et al. (1983) y Dalerum y Angerbjorn (2005).

Otra aplicación de isótopos estables de carbono y nitrógeno ampliamente usada incluye la investigación en ecología para la descripción de las relaciones tróficas, identificación de cambios en la dieta de organismos, la evaluación de áreas geográficas de alimentación y los patrones de movimiento migratorios en animales (Rubenstein y Hobson, 2004; Rodríguez-Graña, et al., 2008; Martínez del Río, et al., 2009; Franco-Trecu, et al., 2014). Estas inferencias tróficas se basan en que la composición isotópica de δ¹³C en los tejidos de los organismos es determinada principalmente por la composición isotópica de las fuentes de alimentos (Vander Zanden y Rasmussen, 2001; McCutchan, et al., 2003; Figura 2). El fraccionamiento de δ¹³C en animales ocurre durante el proceso de respiración mediante la utilización preferente del CO. formado con el isótopo liviano ¹²C (DeNiro y Epstein, 1978). Sin embargo, este proceso determina un escaso enriquecimiento trófico de δ¹³C entre los tejidos del consumidor y su fuente de C (~0-1‰), permitiendo así el uso de δ¹³C para identificar la principal fuente de dieta en la base de un ecosistema. A su vez, los valores de δ¹⁵N muestran un enriquecimiento en los tejidos de un organismo respecto a su dieta de entre 2-4‰, debido principalmente al fraccionamiento por procesos de desaminación y transaminación, que resultan en la eliminación del isótopo liviano ¹⁴N como producto de excreción (Gannes, et al., 1998). Por esta razón, los valores de δ¹⁵N posibilitan la estimación de la posición trófica de un organismo (Post, 2002). Este enriquecimiento trófico de δ¹⁵N puede ser variable entre grupos de animales y puede estar relacionado con el tipo de dieta (McCutchan, et al., 2003; Vanderklift y Ponsard, 2003; Caut, et al., 2009).

Figura 3.

Rango de valores de δ¹⁵N en productores primarios y en peces en relación al porcentaje de contribución por aguas residuales a la carga total de nitrógeno en sistemas costeros. Los datos fueron tomados de McClelland et al. (1997), Cole et al. (2004) y Schlacher et al. (2005).

Comúnmente, estos valores de fraccionamiento trófico son seleccionados en base a meta-análisis disponibles que resumen la información recabada tanto a nivel observacional como experimental (Post, 2002; McCutchan, et al., 2003; Vanderklift y Ponsard, 2003; Caut, et al., 2009).

Una ventaja significativa sobre los métodos tradicionales para el análisis de dieta radica en que diferentes tipos de tejidos tienen distintas tasas de recambio celular y, por lo tanto, cada tejido brinda información de la dieta sobre una escala temporal específica. Por ejemplo, en el caso de las proteínas del plasma los isótopos estables dan información sobre la dieta en el rango de días y semanas, mientras que en el tejido muscular proveen información en la escala de meses (Dalerum y Angerbjorn, 2005; Tabla 1). En este sentido, se pueden realizar inferencias acerca de los patrones de movimiento y sitio de alimentación en diferentes rangos temporales comparando valores isotópicos en tejidos con diferente tasa de recambio. Fry et al. (2003) estudiaron los patrones de movimiento en camarones comparando los valores isotópicos en el músculo de la cola, que integra información de la dieta en semanas antes del muestreo, con el hepatopáncreas, que posee una tasa de recambio más rápida y proporciona información de la dieta diaria.

Los valores de δ¹⁵N han sido utilizados para detectar nitrógeno de origen humano en ambientes costeros mediante el análisis de plantas y su biomagnificación en animales (McClelland, et al., 1997; Costanzo, et al., 2005). Esta práctica se basa en que los valores de δ¹⁵N antropogénico originado por la descarga de aguas residuales se caracterizan por ser más positivos en comparación con el nitrógeno natural en ambientes marinos o de agua dulce. Esta diferencia isotópica se explica como consecuencia de una pérdida mayor de ¹⁴N durante la volatilización del amonio y la desnitrificación que ocurren en las plantas de tratamiento de aguas residuales de origen humano y que llevan a valores de δ¹⁵N en un rango entre +10 a +20‰ (McClelland, et al., 1997; Kendall, 1998). A su vez, este rango de variación de δ¹⁵N es mayor al que presentan materiales como fertilizantes nitrogenados con bajos valores (rango entre +3 y -3‰) que reflejan su fuente de N atmosférica (Kendall, 1998).

En este contexto, el enriquecimiento en ambientes costeros con ¹⁵N y el consecuente aumento de los valores de δ¹⁵N producido por la contribución de nitrógeno de origen humano ha sido propuesto como indicador de eutrofización que permite detectar de forma temprana estos procesos en organismos bentónicos (Carlier, et al., 2008). Es esperable un patrón decreciente en los registros de δ¹⁵N, desde las zonas costeras con actividad humana hacia las zonas oceánicas, reflejo de la dilución de los nutrientes (Costanzo, et al., 2005; Vizzini y Mazzola, 2006). Sin embargo, se ha detectado en aguas residuales sin tratamiento bajos valores de δ¹⁵N debido a un menor enriquecimiento de ¹⁵N por volatilización del amonio (Gaston y Suthers, 2004), lo que dificulta su utilidad como indicador de impacto antrópico si se usa aislado de otras herramientas complementarias como los nutrientes. Varios estudios han demostrado la influencia de la actividad humana y su impacto en la estructura ecosistémica mediante la evaluación de la composición isotópica en fauna y flora (McClelland, et al., 1997; Schlacher, et al., 2005; Figura 3). En este sentido, como indicadores de contaminación por nitrógeno se han utilizado con éxito plantas macrófitas (Cole, et al., 2004), peces juveniles (Schlacher, et al., 2005) y también invertebrados bentónicos (Riera, et al., 2000).

El Río de la Plata (RdlP; 34°10-36°20’S, 55°00’-58°30’W) es un cuerpo de agua con forma tipo embudo de 320 km de longitud y un ancho que varía entre los 2 km en su naciente y 230 km en su boca, configurando una superficie de 38.000 km. (Giberto, et al., 2004). Debido a sus características hidrográficas el estuario puede dividirse en tres secciones: 1) estuario interno con profundidades menores a 5 m, 2) estuario medio con profundidades menores a 10 m, y 3) el estuario externo de entre 10 y 20 m de profundidad (Nagy, et al., 2002). La determinación de las principales fuentes de materia orgánica (terrestre vs. marina) que se deposita a lo largo del gradiente salino en el RdlP se traduce en la composición isotópica de la matriz sedimentaria. Esta matriz está influida en gran medida por las grandes lluvias asociadas a los eventos «El Niño», que afectan la distribución espacial de las fuentes de material orgánico en el estuario. Esto implica cambios en las mediciones de δ¹³C y la relación C/N en sedimentos superficiales y en testigos de sedimentos que fueron datados mediante análisis de radionucleidos (²¹⁰Pb and ¹³⁷Cs).

Para analizar la distribución espacial de los tipos de materia orgánica se colectaron sedimentos superficiales en un total de 26 estaciones que contemplaron la zona interna, media y externa del RdlP. Para el análisis temporal y su relación con los eventos «El Niño» se colectaron seis testigos de sedimentos utilizando un tubo de PVC de 10.3 cm de diámetro interno y una longitud que varió entre los 51 y los 115 cm; dos testigos se colectaron en la zona interna del estuario adyacente a la descarga del Río Uruguay y Paraná y otros cuatro testigos fueron tomados en la zona externa del RdlP (ver Bergamino, et al., 2017). Una vez en el laboratorio, para los análisis isotópicos cada testigo fue seccionado longitudinalmente cada 2 cm hasta los 20 cm del tubo de sedimento, cada 3 cm entre los 20 y 50 cm y finalmente cada 5 cm (Bergamino, et al., 2017).

La distribución espacial de los valores de δ¹³C en los sedimentos superficiales mostraron un aumento progresivo desde el estuario interno, con valores que variaron entre -25 a -26‰, hacia el estuario medio y externo donde se observaron valores entre -20 y -22‰. A su vez, los resultados isotópicos de los testigos localizados en la zona interna del estuario adyacente a la descarga del Río Uruguay mostraron tendencias claras con una disminución en los valores de δ¹³C desde los sedimentos más antiguos hacia los recientes y con un rango de variación entre -28 y -22‰ (Bergamino, et al., 2017). Además, se registraron cambios en las tendencias con disminuciones abruptas de δ¹³C durante años de eventos «El Niño», en especial durante los años 1982/1983 y 1997/1998. Los valores de C/N estuvieron siempre por encima de 9 para estos testigos adyacentes a la descarga de los ríos Paraná y Uruguay. Los sedimentos de los testigos ubicados en la zona externa del RdlP mostraron un rango de variación de δ¹³C más positivo, que varió entre -19 y -10‰.

Estos resultados de cambios isotópicos a lo largo del estuario sugieren una diferenciación espacial en términos del tipo de materia orgánica que afectan al RdlP. En este sentido, los valores más negativos de δ¹³C hacia la zona interna del estuario se pueden asociar a una influencia mayor de material orgánico de origen continental, por ejemplo, plantas vasculares locales y fitoplancton dulceacuícola, cuyos valores de δ¹³C varían entre -29 y -26‰, en consonancia con los observados en el estuario interno (testigos y sedimento superficial) (Goñi, et al., 2003). Este patrón isotópico contrasta con los valores registrados en los testigos y sedimentos superficiales en la zona media y externa, reflejando un cambio geográfico en las fuentes de materia orgánica que se deposita en el estuario. Los mayores valores isotópicos de δ¹³C observados en los sedimentos hacia la zona externa indican una importante contribución del fitoplancton marino con valores característicos entre -21 y -18‰ (Lamb, et al., 2006). Los sitios externos del estuario posiblemente presenten una mayor influencia de procesos oceanográficos sin estar afectados significativamente por una descarga de agua dulce que favorezca la disponibilidad de detritos de origen terrestres y con bajos valores de δ¹³C.

El cambio en las fuentes de materia orgánica a lo largo del RdlP parece estar asociado al gradiente salino. Asimismo, la tendencia de δ¹³C a disminuir durante eventos El Niño sugiere que los patrones de descarga de agua dulce asociados a estos eventos promueven una mayor influencia de material terrestre originado en las zonas adyacentes al estuario interno. En este sentido, los patrones hidrológicos junto con la vegetación dominante pueden determinar los tipos de materia orgánica que se deposita y queda disponible en los sistemas estuarinos. En este caso, se evidencia que la composición isotópica de δ¹³C y la relación C/N son indicadores útiles para identificar cambios en las fuentes de material orgánico en sistemas costeros y realizar reconstrucciones paleoambientales.

Los valores isotópicos de los ejes δ¹³C y δ¹⁵N integran información acerca de los recursos y del tipo de hábitat que los animales utilizan y, por lo tanto, son útiles para definir el espacio del nicho ecológico (Martínez del Río, et al., 2009).

Figura 4.

a) Representación del δ-espacio para la macrofauna bentónica residente en una playa con morfodinámica reflectiva (b: Arachania) y disipativa (c: Barra del Chuy). Las líneas punteadas representan el polígono de δ¹³C y δ¹⁵N que define el nicho trófico isotópico total para cada playa. Los datos fueron adaptados de Bergamino et al. (2011, 2016).

De esta manera, los valores de δ¹³C y δ¹⁵N se distribuyen en un δ-espacio que ha sido formalizado para investigar el nicho trófico isotópico de especies o de una comunidad, analizando el volumen de espacio isotópico que cubre la dispersión de los valores isotópicos (Newsome, et al., 2007; Figura 4). Existen estudios que promueven el uso de la distribución de los valores isotópicos en el δ-espacio, para evaluar cuantitativamente las diferencias en la estructura trófica en diferentes hábitats o tiempos (Layman, et al., 2007; Schmidt, et al., 2007).

Se analizaron los cambios en los nichos tróficos isotópicos de las especies de la macrofauna bentónica de dos playas ubicadas en la costa atlántica de Uruguay en el departamento de Rocha caracterizadas por una morfodinámica contrastante (Bergamino, et al., 2016). Específicamente, para este estudio se consideró la fauna residente en una playa disipativa (Barra del Chuy: grano fino y pendiente suave) y otra reflectiva (Arachania: grano grueso y pendiente pronunciada). En las playas disipativas localizadas en la costa atlántica de Uruguay y sur de Brasil es frecuente observar grandes acumulaciones de microalgas dominandas por la diatomea de rompiente Asterionellopsis glacialis (Odebrecht, et al., 2014), recientemente descrita como Asterionellopsis guyunusae (Kaczmarska, et al., 2014). Sin embargo, la importancia de esta diatomea en la estructura trófica de playas arenosas ha sido poco evaluada en Uruguay.

La colecta de la macrofauna se realizó simultáneamente en ambas playas en forma estacional (primavera: noviembre 2008, verano: febrero 2009, otoño: abril 2009, e invierno: julio 2009). Además, se colectaron muestras de material orgánico particulado (MOP), y muestras monoespecíficas de la diatomea .. guyunusae durante un evento de acumulación en la playa disipativa de Barra del Chuy, con un filtro de fibra de vidrio Whatman GF/C. Las muestras de A guyunusae no fueron colectadas en la playa reflectiva, ya que acumulaciones de esta especie solo ocurren en la playa disipativa (Bergamino, et al., 2016).

Los valores isotópicos de la diatomea A guyunusae mostraron un rango de variación de entre -17 y -16 ‰ para δ¹³C y desde 7 a 9 ‰ para δ¹⁵N (Bergamino, et al., 2016). Estos valores isotópicos fueron significativamente superiores a los valores encontrados para el MOP con un rango de variación de entre -22 a -20 ‰ en la playa disipativa y de entre -20 a -19 ‰ en la playa reflectiva. Las diferencias en la red trófica muestran un claro cambio direccional en el espacio del nicho isotópico para las especies que habitan en ambas playas, y se constata una utilización de recursos enriquecidos en ¹³C en la playa disipativa (Figura 4). Las diferencias derivaron principalmente de los cambios direccionales de los vectores asociados a las especies de invertebrados Atlantorchestoidea brasiliensis, Emerita brasiliensis y Excirolana sp.

En este contexto, los mayores valores isotópicos de la diatomea A guyunusae en comparación con MOP marino de ambas playas y las diferencias en el espacio isotópico de distintas especies entre las playas estarían explicadas por una mayor asimilación de las diatomeas que habitan la playa disipativa. La mayor concentración de N en estas diatomeas, que aumenta su calidad nutricional, puede ser un factor de cambio de los nichos tróficos isotópicos entre las playas arenosas con morfodinámica contrastante. Así, las playas disipativas con presencia de diatomeas provenientes de la zona de rompiente podrían sostener altas abundancias de filtradores, debido al mayor contenido proteico de esta especie en relación al MOP disponible en las playas reflectivas.

Se evaluó la variabilidad histórica natural y antrópica en la composición de la materia orgánica depositada en la Bahía de Montevideo (BM) a través de mediciones de isótopos estables en un testigo de sedimentos. Este sistema se encuentra severamente degradado por diferentes presiones antrópicas, incluyendo la descarga de aguas residuales y naturales asociadas con eventos El Niño (Danulat, et al., 2002; Muniz, et al., 2011; García- Rodríguez, et al., 2014). En la actualidad la zona oeste de Montevideo carece de saneamiento, por lo que el aumento de la población en su cuenca implicó un incremento en el volumen de los efluentes domésticos y, en consecuencia, de su contenido orgánico. Con respecto a la variabilidad climática, para la cuenca baja del RdlP se observó un aumento de las descargas del Paraná hacia fines del siglo XX, en particular a partir de la década de 1950 (López Laborde y Nagy, 1999; Jaime y Menéndez, 2002). Adicionalmente, los eventos «El Niño» comenzaron a ser más intensos desde ese entonces (McPhaden, et al., 2006).

Para establecer las diferentes magnitudes de esta variabilidad natural y antrópica del sistema se analizaron los isótopos estables δ¹³C, δ¹⁵N y la relación C/N en los sedimentos de un testigo de sedimento colectado en la zona interna de la BM en mayo de 2010. El testigo presentó 6,3 cm de diámetro interno, 149 cm de largo y se seccionó en estratos de 1 cm de espesor (Bueno, et al., 2016).

La tasa de sedimentación (0,53 cm·año^-1) (Bueno, et al., 2016) permitió determinar que desde la base del testigo (correspondiente al año 1860) y hasta fines de la década de 1940 la materia orgánica presentó un origen mayormente marino (δ¹³C ≈ -21 ‰ y C/N ≈ 10). Luego, a partir de la década de 1950 aproximadamente, se observó un cambio en los aportes al sistema, con una materia orgánica de origen mixto (δ¹³C ≈ -24,5 ‰ y C/N ≈ 16). A partir de esa década se observa un cambio en la señal isotópica de δ¹⁵N (promedio de δ¹⁵N = 6,81 ± 0,61 ‰ en la base y 5,10 ± 0,42 ‰ en la superficie) por mayor aporte de origen terrestre y efluentes domésticos sin tratamiento. Diversos autores señalan que los efluentes de origen doméstico presentan una baja firma isotópica de δ¹⁵N con respecto a los que tienen algún tratamiento (Sampaio, et al., 2010).

En todas las variables analizadas (δ¹³C, δ¹⁵N y C/N) se observó un cambio en las tendencias entre fines de la década de 1940 y comienzos de la década de 1950. Estos resultados podrían explicarse por un cambio en el uso de la cuenca de drenaje, por el incremento de la población e industrias y, en consecuencia, por el aumento del vertido de efluentes domésticos e industriales. Con respecto a la variabilidad climática, se comparó los eventos «El Niño» fuertes y muy fuertes (1950-2010), y estos no se correspondieron con los cambios observados en la relación C/N. La historia de contaminación de metales de la BM, relevada mediante el índice de Contaminación de Sedimentos (SPI), se relacionó muy bien con la tendencia de la relación C/N (Bueno, 2016), con una correlación de 0,86, lo que refuerza la idea de un origen antrópico del carbono orgánico en los sedimentos históricos de la BM. En este sentido, si bien existe una variabilidad natural ya establecida (López Laborde y Nagy, 1999; McPhaden, et al., 2006), esta señal se estaría perdiendo debido a la presión antrópica existente sobre la BM (Bueno, 2016).