Cátedra de Geoquímica

Transcripción

1 Regla de Fases Geología Isotópica Cátedra de Geoquímica 1 EL ÁTOMO Los átomos están constituidos por un núcleo masivo, rodeado de electrones que se mueven en órbitas con distintos niveles de energía Núcleo (diámetro de cm, veces < que el átomo): Protones (p + ) u Neutrones (n 0 ) u Eletrosfera: Eletrones orbitales (e - ) 1/18 masa de H = u Partículas Subatómicas Carga Masa relativa Protones Neutrones 0 +1 Electrones -1 0 Eléctricamente neutro 2 1

2 NÚCLIDIO: agrupación de p+ y n0 detectable. A Z E (N) Del griego ISÓTOPOS ἴσος, isos = mismo; τόπος, tópos = lugar ISÓBAROS ἴσος, isos = mismo; βαρύς, barýs = peso Z: Número Atómico [p+] =Z Z A:Número Másico (p+ +n0) A (Z+N) = A (Z+N) Ejemplos Características Químicas Ej: 12 C, 13 C y 14 C (todos 6 protones) iguales (definen elementos químicos) Ej: 14 C y 14 N (6 protones) (7 protones) diferentes Propiedades Físicas Diferentes ( masa) Similares (= masa) Dos núclidios son ISÓTONOS si tienen el mismo número de neutrones (N). Por ejemplo, 12 B y 13 C, (7 neutrones) 3 ISÓTOPOS 4 2

3 PESO ATÓMICO Ejercicio 1: Calcular PA del Cl El peso atómico de un elemento es la suma ponderada de los distintos isótopos que lo constituyen. Por ejemplo: el K está formado por 39 K (abundancia: 93,1%) K (abundancia: 0,0119%) 41 K (abundancia: 6,9%) El peso atómico del K será: Isótopo [masa x abundancia] (PA) K 39 K (39 x 0,931) = 36,309 + K ( x 0,000119)= 0, K (41 x 0,069) = 2,829 Σ (PA) K = 39,143 Medición masa de isótopos: Espectrómetro de masa Abundancia en la naturaleza de los isótopos: Handbook of Chemistry and Physics (Lide and Frederikse, 1995) PA elemento: Σ (PA isótopo x Abundancia isótopo) 5 Espectrómetro de masas 2.ELECTROIMÁN Separación de masas 3.COLECTOR Detectores 1. FUENTE Ionizacìón 6 3

4 No. atómico (Z) 04/09/2012 TABLA DE NÚCLIDIOS (Chart of Nuclides) isótopos isóbaros isótonos No. de neutrones (N) 7 Tabla parcial de núclidios. Isótpos estables (campos sombreados) Cinturón de estabilidad Isótopos inestables (campos blancos) 8 4

5 Estabilidad Nuclear: es el equilibrio entre las fuerzas de repulsión eléctrica de los protones y la fuerza atractiva nuclear de corto alcance, que experimentan los protones y neutrones del núcleo. Reglas de la estabilidad nuclear Son más estables los nuclídios con: Número par de protones o de neutrones (más estables que los que son nones). Números mágicos de protones o de neutrones (más estables que los que no tienen estos números).[ ] Número Atómico menor que 83 (con Z mayor 83 NO hay nuclídios estables, ejemplo Po Z=84). Ciertos valores de relación neutrón /protón (N/Z). Éstos valores son los que dan balance de fuerzas favorable a la estabilidad. Ejemplos de isóbaros 9 Gráfica de neutrones vs protones Para los núcleos ligeros N es aproximadamente igual a Z, es decir la relación entre N y Z es 1 (N / Z =1), por lo que son estables. Para los núcleos pesados la estabilidad se consigue con mayor número de neutrones y la relación entre N y Z puede llegar a ser de hasta 1.56 (N / Z=1.56) 10 5

6 No. atómico (Z) 04/09/2012 TIPOS DE DECAIMIENTO RADIACTIVO Radiación alfa: (α ) Expulsión de un núcleo de helio. A Z N A-4 Z-2 D + 4 2He Radiación beta (β ): Son electrones de alta velocidad emitidos por un núcleo inestable. 1 0 n 1 1 p + 0-1e (radiación β) Captura electrónica (Є): Un electrón interno (orbital de la capa K) es atrapado por un p+ del núcleo 1 1 p + 0-1e 1 0n Radiación gamma (γ): Rayos γ (fotones), radiación electromagnética Sin efecto isotópico. NZ* NZ + γ 11 ISOBÁRICAS Ejercicio 2 Radiación alfa: (α ) Radiación beta (β ): Captura electrónica (Є): Hijo Z-2 N-2 Padre Z N Hijo Z+1 N-1 Padre Z N Padre Z N Hijo Z-1 N+1 A-4 A = cte A=cte No. de neutrones (N) 12 6

7 235 U ===> 231 Th + 4 He Rb ===> e - + K + e - ===> Ar 13 Química Geología Física Nuclear Geoquímica de Isótopos Geoquímica de Isótopos Radiogénicos (decaimento radioativo) K Ar Rb 147 Sm 143 Nd 238 U 206 Pb Se mide el acumulación del isótopo radigénico Geoquímica de Isótopos Cosmogénicos 14 C Se mide el decaimiento de la actividad radiactiva en el t. Geoquímica de Isótopos Estables No radiogénicos (fraccionamento isotópico) 1 H, 2 H 12 C, 13 C 14 N, 15 N 16 O, 17 O, 18 O 32 S, 33 S, 34 S, 36 S Geocronología (determinación de edades) Evolución manto y de la corteza Génesis de minerales y rocas Geocronología del Cuaternario Hidrogeología, Determinación de paleotemperaturas, Procesos de mineralización 14 7

8 ISÓTOPOS INESTABLES La radiactividad es un proceso de desintegración espontánea exclusiva del núcleo. Durante el decaimiento se desprende energía en forma de radiación y/o partículas.. El isótopo radiactivo inicial se llama padre radiactivo (N) en tanto que el producto se conoce como hijo radigénico (D). N D Los productos formados también pueden ser inestables y por lo tanto sufrirán desintegración posterior hasta que forme un isótopo estable. La secuencia de desintegración se conoce como Serie de decaimiento. 15 Cinética de la desintegración radiactiva El decaimiento radiactivo es, una reacción de primer orden: depende del número de átomos radiactivos que decaen en la unidad de tiempo, no depende de factores externos como P, T, catalizador, etc. dn N dt dn = - λ N dt Variación del número de átomos radiactivos en el tiempo es proporcional al número inicial de los mismos (N) λ, o constante del decaimiento radiactivo, probabilidad de un átomo de desintegrarse en un intervalo de tiempo dado característica de cada sistema expresada en unidades de tiempo (segundos, minutos, horas, años) El signo (-) se debe a que N va disminuyendo a medida que el tiempo transcurre 16 8

9 dn = - λ N dt Reagrupamos Integramos y resolvemos dn = - λ dt N N t N dn/ N = - λ dt = ln = - λ (t - t 0 ) N 0 t 0 N 0 Ejercicio 3 Fracción de átomos Remanentes. N = e -λ.t N 0 N 0 el número inicial de átomos radiactivos. N el número de átomos radiactivos que queda al cabo de un tiempo t. (t - t 0 ) el tiempo total transcurrido. Como t 0 = 0 ==> (t - t 0 ) = t N = N 0 e -λ.t N 0 = N e λ.t Ecuación Básica del Decaimiento Radiactivo Ejercicio 4 (N: actividad hoy) 17 Se define al tiempo de vida media (t ½ ) como el tiempo necesario para que la mitad de los átomos del elemento radioactivo se desintegren. N = N 0 e -λ.t N = N 0 e -λ.t½ 2 t= t1/2 N = N 0 /2 N = e -λ.t½ N 0 2 ln = -λ.t ½ 2 ln 2 = λ.t ½ ln 2 t ½ = λ ln 2 λ = t ½ Ejercicios 3 y

10 Decaimiento radiactivo en el tiempo- Curva hipotética N o 1/2 Siempre lleva el mismo intervalo de tiempo para que la mitad de los átomos desaparezca! 1/4 1/8 N N 0 e t t1 t2 t3 19 D* es el número de hijos producidos a partir de un padre radiogénico N 0 D* = N 0 - N [N 0 = N e λ.t ] N 0 :número de átomos del elemento padre existentes al tiempo de cierre del sistema (t = 0) N: número de átomos padre remanentes al cabo de un tiempo t D* = N e λ.t - N D* = N (e λ.t - 1) D átomo de igual especie que el hijo radiactivo D = D 0 + D* D 0 los isótopos del elemento hijo que no son producto del decaimiento radiactivo. D = D 0 + N (e λ.t - 1) Ecuación general del decaimiento radiactivo 20 10

11 D = D 0 + N (e λ.t - 1) D - D 0 = N (e λ.t - 1) D - D = (e λ.t 1) N D - D 0 ln ( ) = λ.t N 1 D - D 0 t = --- ln ( ) λ N Condiciones para obtener t 1- Sistema cerrado no debe haber pérdida ni ganancia elemento de N y/o D* después de su formación. 2- D 0 (hijos de origen no radiogénico), debe poder calcularse con exactitud y D* >> D λ debe ser constante, por lo que se conoce, recién a temperaturas en el orden de los 6000 a 7000 C habría alteraciones en el valor de la constante de decaimiento. 4- D y N deben poder medirse con exactitud y precisión relativamente altas. Se miden con espectrómetro de masas. 21 Curva de decaimiento de un isótopo padre y curva de crecimento de isótopo hijo D * N N 1 e 0 N 0 e t t Radiactividad: proceso EXPONENCIAL NEGATIVO 22 11

12 RUBIDIO Traza (vestigio) Metal alcalino (grupo IA) No forma minerales propios; Sustitución K Rb Radios iónicos: Rb + = 1.48 Å; K + = 1.33 Å Isótopos Rb 85 Rb72% Rb, 28%, decaimiento β Rb ===> e - + λ = 1,42 x años -1 Sistema Rb- ESTRONCIO Traza Alcalino térreo (grupo IIA) Forma algunos minerales propios: Estroncianita (CO 3, hidrotermal), Celestina (SO 4 ). Sustitución Ca Radios iónicos: +2 = 1.13Å; Ca +2 = 0.99Å. 84 (0,5%) (10%) ( 7%) 88 (82,5) Las determinaciones se pueden efectuar sobre roca total o sobre concentrados de minerales. Dada la magnitud de la vida media de este sistema, es útil para datar desde materiales precámbricos hasta pre-terciarios Este método no es aplicable a rocas ultrabásicas, dado que su contenido en K es muy bajo y por ende no contienen Rb. 23 m = 0 + Rb (e λ.t - 1) m = el isótopo hijo medido (total). 0 = el isótopo inicial (no radigénico). Rb = el isótopo padre. ( ) m ( ) 0 Rb = (e λ.t - 1) y = b + x m Ordenada al origen (b) relación ( / ) 0 cuando t = 0 (cierre del sistema) b = ( / ) 0, no puede ser medido por espectrometría de masas. permite inferir la procedencia del material analizado * b < 0,704 se asume un origen profundo (manto o rocas derivas de él) * b > 0,710, el origen de la rocas es cortical o producto de la asimilación de rocas corticales. Recta isocrona (igual tiempo) Errorcrona: los puntos no están alineados debido a pérdidas o ganancias del isótopo padre y/o del isótopo hijo, posteriores a la cristalización, causadas por metamorfismo, aguas circulantes, etc.). Pendiente m = (e λt - 1) Permite conocer la edad de la roca m + 1 = e λt ln (m + 1) = λt 1 t = ln (m + 1) λ Ejercicio

13 Evolución de la relación / : Al inicio: 3 muestras (a,b,c) con diferentes relaciones Rb/ al tiempo t o Minerales y rocas: Las micas poseen mayor relación Rb/ que las plagioclasas. ( ) o a b c Plagioclasa Roca Total Biotita t o Rb 25 Evolución de la relación / : Al inicio: 3 muestras (a,b,c) con diferentes relaciones Rb/ al tiempo t o Rocas: Progresa diferenciación magmática (Comagmáticas) ( ) o a b c Tonalita Granodiorita Granito t o Rb 26 13

14 Después de un tiempo (t 0 t 1 ): cada muestra gana una cantidad de, dependiendo de su concentración de Rb ( Rb> ) A medida que pasa el tiempo la relación ( Rb/ ) decrece en tanto que se va incrementando la relación ( / ), desplazando los puntos de la recta (hacia arriba y hacia la izquierda simultáneamente) y aumentando la pendiente t 1 c 1 ( ) o a 1 b 1 a b c t o Rb 27 Al tiempo t 2 (hoy): cada roca tiene un aumento en proporcional a la concentración de Rb original. Principio de la isócrona (Nicolaysen, 1961) t 2 c 2 t 1 b 2 c 1 a 2 b 1 ( ) o a 1 a b c t o Rb La intersección de la isócrona con el eje Y da el valor / inicial 28 14

15 Sistema Sm_Nd Son elementos de las Tierras Raras (grupo IIIB) Radio iónico Nd 3+ : 1.08 A Sm 3+ : 1.04 A Sm > Nd + 4 2He El 147 Sm decae en 143 Nd por decaimiento α, Son geoquímicamente inmóviles en rocas ígneas, por lo tanto no se ven afectados por el metamorfismo, la meteorización, etc. Rocas ultrabásicas y sus minerales Las rocas típicas corticales tienen proporciones Sm/Nd menores que las rocas derivadas del manto superior, (toleitas y gabros). Rocas lunares y condritas ( 143 Nd) m ( 143 Nd) 0 ( 147 Sm) = (e λt - 1) ( 144 Nd) ( 144 Nd) ( 144 Nd) y = b + x m Constante de decaimiento λ = 6,54 x a -1. Debido a que el valor de su vida media (t 1/2 ) es de 1,06 x años es adecuado para ello, este método se emplea únicamente en rocas arcaicas, más antiguas que Ma. 29 Sistema K-Ar POTASIO Metal alcalino (grupo IA) K es el octavo elemento mas abundante en la corteza continental. En minerales como las micas, feldespatos K, hornblenda, etc. Radio iónico K + = 1.33 Å K tiene 3 isótopos naturales: 39 K ( %) K ( %) 41 K (6.7302%). Peso atómico: uma ARGÓN Gas noble Ar es el tercer gas mas abundante en la atmósfera (0.934 vol.%). Después del He, Ar es el gas noble mas abundante en rocas y minerales. Radio iónico Ar = 1.9 Å Isótopos naturales: Ar (99.60%); 38 Ar (0.063%) y 36 Ar (0.337%). Peso atómico: amu Ar/ 36 Ar atm =

16 K Ca + β (89 %) + K + Ar (11 %) Ca + Ar = K (e λt - 1) λ β = 4,962 x años -1 + λ Є = 0,581 x años -1 λ t = 5,543 x años -1 El método K-Ca no se puede usar debido a que el Ca es el isótopo más D* = K (e λt -1) abundante del Ca y por lo tanto no se cumple con la condición D* >> D 0. El Ar es un gas noble, y por lo tanto el que se encuentra en la muestra provendrá únicamente del decaimiento radiactivo del K Ar = Ar o + Ar* ( Ar) m ( Ar) 0 K λ Є = (e λt - 1) ( 36 Ar) ( 36 Ar) ( 36 Ar) λ t Para tener la proporción de K que decae en Ar, se introduce relación λ Є / λ t. Se data el tiempo transcurrido desde que el mineral inició la retención de Ar. (Temperatura de bloqueo o cierre es en la cual queda retenido isótopo hijo). Mineral T Bloqueo ( Ar) m ( 36 Ar) λ t x x = (e λt.t - 1) ( 36 Ar) ( K) λ Є Anfibol 500 C Muscovita 350 C Biotita 250 C T 1/2 = x 10 9 a Feldespato C 31 ( Ar) m λ t ( Ar) m λ t x = e λt.t ln [ x ] = λ t.t ( K) λ Є ( K) λ Є 1 ( Ar) m λ t t = --- ln [ x ] λ t ( K) λ Є Problema 6 Unidades: moles del isótopo correspondiente ( K ó Ar)/ 1g de muestra K es un elemento mayoritario resultado analítico Recalcular concentraciones Ar es ser un gas, resultado analítico Se divide por 100 %K 2 O o en %K cm 3 /g de muestra (en CNPT) (ml) 22.4 litros 1 mol se multiplica abundancia K * se divide por el PA = (39,098302) K en moles/g 32 16

17 Ventajas: Rango de Edad. Se lo puede aplicar en materiales cuyas edades correspondan a los comienzos de los tiempos geológicos hasta muestras de 5000 ó 6000 años. Tipo de Rocas Rocas Plutónicas: tiempo transcurrido desde que mineral inició retención de Ar. El K se encuentra en muchos minerales (anf, msv, bt, feld.). Rocas Volcánicas: podemos datar pasta afanítica en basaltos. Rocas Metamórficas. minerales neoformados. Rocas sedimentarias minerales autìgenos (generados en una cuenca) Illita y Glauconita : [K 2 (Mg,Fe) 2 Al 2 (Si 4 O 10 ) 2 (OH) 4. No requiere corrección inicial D 0. No es aplicable a rocas ultrabásicas Desventajas: Se ve muy afectado por procesos metamórficos que hayan tenido lugar en el área, pues el Ar difunde con el aumento de T.l0ºC (Edad rejuvenecida) 33 Isótopos Cosmogénicos: Método 14C 14 7 N + 1 0n > 14 6C + 1 1H Se origina en la atmósfera por bombardeo de neutrones ( 1 0n) sobre el isótopo 14 N, Todos los organismos están en equilibrio con el 14 C atmosférico, mientras realicen sus procesos metabólicos. Al morir, cesa el intercambio que mantiene el contenido de 14 C constante en el organismo, 14 C comienza a decaer (β). ) 14 6 C > 14 7 N + 0-1e Esta actividad remanente (N) es una medida de la concentración del 14 C en el tiempo transcurrido a partir de su muerte. N = N 0 e -λt N la actividad actual de 14 C en la muestra N 0 la actividad de 14 C en la atmósfera = 16 des/min x g Ejercicio

18 1 N t = ln λ N 0 Ese 14 C es radiactivo y decae nuevamente a 14 N con un t 1/2 de 5730 años. ln 2 ln 2 t 1/2 = 5730 a = <===> λ = 1,21x10-4 a -1 λ 5730 Materiales: carbones vegetales o animales, maderas, turba, conchilla, huesos, papel, ropas, cabellos, hidrocarburos y suelos con contenido de materia orgánica. cualquier material que tenga C puede ser datado por esta método. 35 El 14C también se puede absorber en el agua de mar. En organismos que forman conchillas calcáreas. En aguas superficiales que se mezclan por acción de las olas mares de poca profundidad. CO 2 + CO H 2 O ===> 2HCO 3 - Es el método radimétrico más utilizado en: Arqueología, antropología Paleontología (Holoceno) Vulcanismo reciente con restos orgánicos incluidos Ingresiones marinas (miles de años) Geociencias e investigaciones de medio ambiente. Se determinan edades absolutas de los últimos.000 años

19 Materia viva acutal no puede ser usada por el método de 14 C Efecto revolución industrial (1850) o Quema combustibles fósiles (carecen de 14 C) o CO 2 inactivo disminuye efecto de 14 C Efecto de la bomba atómica (1945) o Explosiones nucleares liberaron neutrones o Producción de 14C artificial. 37 Padre (N) Modo Decaimiento λ T 1/2 Hijo (D) Relación Rb β 1.42 x a x a / K β 5.543x10-10 a x 10 9 a Ar, Ca Ar/ 36 Ar 147 Sm α 6.54 x y x a 143 Nd 143 Nd/ 144 Nd 232 Th 235 U 238 U α α α x y x y x y x a 7.07 x 10 8 a 4.47 x 10 9 a 208 Pb 207 Pb 206 Pb 208 Pb/ 204 Pb 207 Pb/ 204 Pb 206 Pb/ 204 Pb ISÓTOPOS RADIOGENICOS D = D 0 + N (e λ.t - 1) 1 D - D 0 t = --- ln ( ) λ N ISÓTOPOS COSMOGÉNICOS N = N 0 e -λt 1 N t = ln λ N 0 Padre (N) Modo Decaimiento λ T 1/2 Hijo (D) 14 C β 1,21x10-4 a a 14 N 38 19

20 Relación entre escala de tiempo período de semidesintegración 1.06 x a 1.25 x 10 9 a 4.8 x a T 1/ a 39 RADIACTIVOS ISÓTOPOS ESTABLES Se desintegran emitiendo partículas α y β. Se mide el acumulación del isótopo radigénico (hijo) K Ar Rb Radigénicos Se mide el decaimiento de la actividad radiactiva en el t (padre) 14 C Cosmogénicos Geocronómetros No se desintegran de forma espontánea. Fraccionamento isotópico 1 H, 2 H 12 C, 13 C 14 N, 15 N 16 O, 17 O, 18 O 32 S, 33 S, 34 S, 36 S Trazadores del origen y de procesos 20

21 Geoquímica deisótopos Estables No radiogénicos (fraccionamento isotópico) O, N, C, S 41 Geoquímica deisótopos Estables No radiogénicos Se miden las relaciones isotópicas entre el isótopo pesado (raro) y el ligero (más abundante): D/H, 13 C/ 12 C, 15 N/ 14 N, 18 O/ 16 O, 34 S/ 32 S Forman parte de la mayoría de rocas y fluidos de la corteza Condiciones de un elemento para mostrar fraccionamiento isotópico: Número atómico bajo Z < 16. Elementos livianos. Diferencia de masa entre los isótopos, debe ser apreciable. Abundancia del elemento y del isótopo raro, suficientemente elevada para permitir determinaciones precisas de las relaciones isotópicas mediante espectrometría de masas. (No puede ser inferior a décimas de %) Existen en más de un estado de oxidación.(c y S) o forman una gran variedad de compuestos (O). Es conveniente que el elemento tenga distintos tipos de unión química, desde iónica hasta covalente (por ejemplo C y S). Fraccionamiento mayor cuando enlaces son. Ej. Al y Mg forman enlaces parecidos a la mayoría de los compuestos naturales (no se fraccionan) 42 21

22 Fraccionamiento Isotópico: separación de los distintos isótopos estables de un elemento durante reacciones químicas, procesos físicos o biológicas Depende de las masas relativas y de la fuerza de enlace de los isótopos. Isótopos Diferencia de masa H, D 99.8% 12 C, 13 C 8.36% Fraccionan 14 N, 15 N 7.12% 16 O, 18 O 12.5% 32 S, 34 S 6.24% 235 U,,238 U 1.3% No fraccionan 206 Pb, 207 P b 0.49% La diferencia de masa entre isótopos da lugar a comportamientos distintos durante procesos físicos y químicos. SEPARACIÓN DE LAS MOLÉCULAS = FRACCIONAMIENTO ISOTÓPICO (base de la geoquímica de los isótopos estables) 43 SEPARACIÓN DE LAS MOLÉCULAS = FRACCIONAMIENTO ISOTÓPICO Isótopos pesados prefieren fases líquida y sólida Isótpos livianos prefieren la fase gaseosa. Cuando se enriquece una fase se empobrece la otra Por ejemplo, la molécula 2 H 2 18 O es más pesada que la 1 H 2 16 O por lo que durante la evaporación la más liviana, de mayor energía vibracional, tiende a pasar más fácilmente a la fase vapor, en tanto que la molécula pesada se concentra en líquido

23 FRACCIONAMIENTO ISOTÓPICO A) Efectos cinéticos asociados a reacciones químicas o procesos físicos Evaporación, difusión, fusión, cristalización. dependen de la masa de las moléculas B) Reacciones de intercambio isotópico en el equilibrio: Redistribución de isótopos de un elemento entre diferentes moléculas que lo contienen 1/2C 16 O 2 + H 2 18 O <=> 1/2C 18 O 2 + H 2 16 O dependen de la fuerza del enlace (leyes de la termodinámica y mecánica cuántica) Tiene lugar durante: Es un proceso fuertemente dependiente de la temperatura, por lo que se A) Efectos cinéticos asociados a han calibrado una gran cantidad de geotermómetros. reacciones químicas o procesos físicos Las diferencias en las energías vibracionales de partículas de masas diferentes se tornan menores a muy altas temperaturas (menor fraccionamiento) La relación de isótopos de uno de los elementos livianos en un mineral, La distribución de isótopos entre dos fases minerales (que se han formado al mismo tiempo) Indicadores temperaturas geológicas. ambiente geológico procesos geológicos (fuentes de minerales y fluidos) 45 FRACCIONAMIENTO ISOTÓPICO R = ISÓTOPO PESADO ISÓTOPO LIGERO ( ISÓTOPO RARO / ISÓTOPO ABUNDANTE) Se expresa como diferencias en las RELACIONES ISOTÓPICAS, R Ej. D/H, 13 C/ 12 C, 15 N/ 14 N, 18 O/ 16 O, 34 S/ 32 S FACTOR DE FRACCIONAMIENTO ISOTÓPICO COEFICIENTE DE PARTICIÓN (α) Determina como se distribuyen los isótopos entre dos fases (ej. carbonato y agua; vapor de agua y agua etc.) RA = relación entre el isótopo pesado α AB respecto al ligero en la fase A; = R A /R B RB = relación entre el isótopo pesado respecto al ligero en la fase B. α H2O/CO3= = R H2O /R CO3 = = ( 18 O/ 16 O) H2O / ( 18 O/ 16 O) CO3 = Se usan concentraciones, no actividades α es próximo a 1 debido a que las relaciones difieren en ; α tiende a 1 al aumentar la T 46 23

24 VALOR DELTA (δ ) En Geoquímica más frecuentemente que α se usa la relación con respecto a un estándar, que se denomina δ. δ = R muestra R estándar x 1000 R estándar d 18 O = ( 18 O/ 16 O) muestra - ( 18 O/ 16 O) smow ( 18 O/ 16 O) smow dd = (D/H) muestra - (D/H) smow (D/H) smow x1000 Los estándares usados son: Para 18 O/ 16 O y D/H: SMOW (Standard Mean Ocean Water) Para 18 O/ 16 O sólo en climatología: PDB: (Pee Dee Belemnite), Cretácico de Carolina del Sur. Para 13 C/ 12 C PDB: (Pee Dee Belemnite), Cretácico de Carolina del Sur. Para 34 S/ 32 S: CD (Troilita del meteorito de Canyon Diablo, Arizona). x1000 Ejercicio 8 Aplicaciones de isótopos de Oxígeno e Hidrogéno Estratigrafía de hielo y nieve Composición isotópica de agua en océanos Paleotermometría en océanos Paleoclimatología en los continentes Agua geotermal y salmueras 47 δ = R muestra R estándar x 1000 R estándar Si δ > 0, la muestra está enriquecida en el isótopo pesado, en relación al estándar muestra isotópicamente pesada. Si δ < 0, la muestra está empobrecida en el isótopo pesado, en relación al estándar. muestra isotópicamente liviana Si δ = 0, la muestra tiene la misma relación isotópica que el estándar.. Diagrama esquemático del proceso de fraccionamiento isotópico a través de la evaporación, la condensación, y la evapotranspiración (combinación de evaporación y transpiración). Se observa que las aguas son más ligeras cuando se evaporan y son relativamente más pesadas cuando se condensan en forma de precipitación

25 Relación entre α y δ : α AB = R A / R B = δ 18 O A δ 18 O B VALOR DELTA (Δ ) Δ es la diferencia entre los δ de un isótopo en dos fases diferentes. Δ AB = δ A - δ B Relación entre α y Δ Δ AB = (α AB - 1) x 1000 (α AB 1) (ln α). Δ AB = δ A - δ B 1000 x ln α = f (T) 49 Ejercicio 7 Relación lineal entre 10 3 (ln α) y la inversa de la temperatura (en Kelvin) (Urey) 1000 x ln α = B + A (1 x 10 6 ) T 2 Ecuación termométrica 1000 x ln α = B + A (1 x 10 6 ) T 2 y = b + m x 50 25

26 Fórmulas Fraccionamiento isotópico Ejemplo: elemento oxígeno Fases: agua y carbonato RELACIONES ISOTÓPICAS (R) R = isótopo pesado isótopo ligero R = 18 O 16 O COEFICIENTE DE PARTICIÓN (α) α AB = R A = R H2O R B R = CO3 α H2O/CO3= = ( 18 O/ 16 O) H2O ( 18 O/ 16 O) CO3 = VALOR DELTA (δ ) δ =[ R muestra R estándar ] x 1000 R estándar d 18 O = [ ( 18 O/ 16 O) m - ( 18 O/ 16 O) smow ] x10 3 ( 18 O/ 16 O) smow VALOR DELTA (Δ ) Δ AB = δ A - δ B 1000 x ln α AB SMOW:(Standard Mean Ocean Water) Δ H2O/CO3= = 18 δ O H2O - 18 δ O CO3= 10 3 x ln α H2O/CO3 51 Ejemplo. Un filón hidrotermal está formado por cuarzo (qz) y clorita (chl), los cuales fueron depositados contemporáneamente y en equilibrio isotópico. Calcular la temperatura de formación de dicho cuerpo intrusivo. Datos: δ O 18 cuarzo = 5,1 ; δo 18 chl = -1.5 Conociendo las ecuaciones de geotermometría para los pares qz-w y chl-w 10 3 ln α qz w = 3,38x10 6 3, Δ qz w = 18 δ O qz - 18 δ O w = 5,1%o - T ln α chl w = 1,56x10 6 4,70 Δ chl w = 18 δ O chl - 18 δ O w = -1.5%o T 2 1,82x ,3 = Δ qz chl = 18 δ O qz - 18 δ O chl = 6,6 %o T 2 Deducimos ecuación Geotermométrica entre el cuarzo y la clorita

27 Δ qz chl= 1,82x ,3 = 6,6 %o T 2 1,82x10 6 = 6,6-1,3 T 2 1,82x10 6 = 5,3 T 2 T 2 = 5,3/ 1.82x10 6 T = [ 5,3/ 1.82x10 6 ] 1/2 = 5,0 K 313 C 53 27