GEOLOGÍA ISOTÓPICA. TP N 12 Geoquímica. Lic. Florencia Mari Facultad de Ciencias Naturales y Museo. UNLP

Transcripción

1 GEOLOGÍA ISOTÓPICA TP N 12 Geoquímica 2011 Lic. Florencia Mari Facultad de Ciencias Naturales y Museo. UNLP

2 Temario 1- Conceptos previos 2- Estructura del átomo- Isótopos 3- Consideraciones 4- Cinética de desintegración radiactiva 5- Geocronología 6- Isótopos Cosmogénicos 7- Isótopos Radiogénicos 8- Isótopos Estables

3 1- Conceptos previos Partículas subatómicas: p +, n 0, e - Nuclidio: agrupación de p + y n 0 detectable A Z E Elemento químico: se define por número de p + Z Peso atómico: P A isótopo x Abundancia Ej. N 1 Estabilidad: relación entre el número de p + y n 0 Tipos de desintegraciones: β, γ, α, ε Ej. N 2

4 2- El átomo Partículas subatómicas: Electrón Protón neutrón Carga Masa relativa Electrón (e-) -1 0 A Z E Protón (p) +1 1 Neutrón (n) 0 1

5 2- Isótopos Z= Número atómico (p) A= Número másico (p+n) Los isótopos tienen =Z y A Es decir, igual número de protones y diferente número de neutrones en el núcleo

6 2- Isótopos (Cinturón de estabilidad)

7 2- Isótopos Los distintos núcleos tiene diferente abundancia y estabilidad La mayoría de los núcleos presentes en la naturaleza son estables Los núcleos radiactivos (radionúclidos) son inestables y emiten espontáneamente partículas y radiación electromagnética La emisión de radiación permite transformar un núcleo inestable en otro más estable Una característica importante de los radioisótopos es su velocidad de desintegración radiactiva

8 3- Consideraciones Los isótopos radiactivos son aquellos núcleos inestables que producen radiación espontáneamente y decaen en otro isótopo hijo N D La desintegración radiactiva solo involucra al núcleo del átomo del elemento radiactivo, la velocidad de reacción no depende de factores externos como P, T, catalizador, etc. (Curie) Las reacciones nucleares van acompañadas de liberación de grandes cantidades de energía y por transmutación de elementos Empíricamente se puede predecir estabilidad nuclear de un átomo : números mágicos de p + y n 0 (2; 8; 20; 28; 50; 82) Ejs

9 4- Tipos de desintegración radiactiva Radiación beta: Son electrones de alta velocidad emitidos por un núcleo inestable 1 0 n 1 1 p e radiación β Radiación alfa: Son núcleos de He 4 2 He radiación α Captura electrónica: Un electrón interno (de la capa K) es atrapado por el núcleo 1 1 p e 1 0 n Radiación gamma: Son fotones de alta energía (λ<rx). Acompaña a otra emisión

10 4- Cinética de la desintegración radiactiva β, α, N D * (dn/dt) = (dd /dt) = (-).N N t dn/dt = -.N N o t o ln N/N o = -.t N/N o = e -.t N = N o. e -.t N o = N. e.t Ej. N 3 t 1/2 = ln 2 / λ Ej. N 4

11 4- Ejemplos de tiempos de semidesintegración

12 5- Geocronología CRONOLOGíA ABSOLUTA determina FECHAS de sucesos Existencia de un proceso regular TIEMPO-DEPENDIENTE Cronología Calendaria Cronologías de ciclos naturales anuales (Varves, Anillos de árboles) Métodos Radiactivos Radiocarbono o Carbono 14 Potasio-Argón Rubidio-Estroncio Serie del Uranio Termoluminiscencia (TL) Resonancia Spin Electrón (ESR)

13 5- Ámbito de las dataciones radimétricas

14 5-Geocronología Isótopos Cosmogénicos : Se mide el decaimiento del isótopo padre. N = N o. e -.t Ej. N 5 El único sistema en el que se mide decaimiento del padre es en 14 C. Isótopos Radiogénicos: Se relaciona el número de isótopos del hijo radigénico (D*) con el número de átomos del isótopo padre remanente (N) En el TP veremos los sistemas radigénicos Rb/Sr y K/Ar APLICACIONES: Determinación de edades de las rocas Origen de fluídos, rocas y minerales

15 6- Radiocarbono ó Carbono-14 Se denomina Radiocarbono o Carbono-14 ( 14 C) al método de datación radimétrica utilizado para determinar edades absolutas de los últimos años Es el método radimétrico más utilizado en Arqueología, Geociencias e investigaciones de medio ambiente Es aplicable a sustancias orgánicas, inorgánicas e inorgánicas producidas por organismos

16 Muestras

17 6- Distribución del 14 C en la naturaleza

18 6- Isótopos del Carbono ISOTOPO (A= p+n) Protones Neutrones Estabilidad Abundancia relativa Carbono estable 98,9 Carbono estable 1,1 Carbono radiactivo trazas

19 6- Métodos de datación por 14 C Medida de la actividad (emisión beta): Contador de centelleo líquido (LSC) Contador proporcional (GPC) Medida del número de átomos 14 C: Acelerador acoplado a espectrometría de masa (AMS)

20 6- Consideraciones del método Hipótesis: La relación de los isótopos del C permanece en equilibrio, siempre ha sido constante y conocido el contenido radiocarbónico de los reservorios terrestres La muestra está en equilibrio con el reservorio en donde se encuentra al momento de su muerte La muestra deja de intercambiar isótopos del C al momento de su muerte La concentración de 14 C solo disminuye por decaimiento radiactivo El decaimiento radiactivo es inmutable ( independiente de la naturaleza del C de la muestra y de su medioambiente)

21 6- Metodología (AMS) Espectroscopía de masas con acelerador En el AMS se cuentan todos los átomos de C14 AMS puede usar tan poco como 1.2 miligramos, y bajo circunstancias especiales a las muestras tan pequeñas como 50 a 100 microgramos.

22 6- Metodología (LSC) Pretratamiento mecánico-químico Combustión (obtención de CO 2 ) Muestra + oxígeno CO 2 + agua Conversión en acetileno, C 2 H 2 CO 2 + Li C 2 Li 2 C 2 H 2 Conversión en benceno, C 6 H 6 C 2 H 2 C 6 H 6 Adición de centelladores

23 Laboratorio LATYR

24 Laboratorio LATYR ESPECTRÓMETRO

25 6- Qué medimos en 14 C? MUESTRA Transformación Química Espectrómetro CPM Cálculo de la Actividad A 14 C Cálculo de la Edad Radiocarbónica Convencional E e AÑOS AP Calibración cal AC/AD o cal AP

26 6- Causas de variación de CO 2 en la atmósfera Naturales Actividad solar Variaciones del campo magnético terrestre Actividad interestelar Artificiales Explosiones nucleares Emisiones fósiles

27 6-14 C Atmosférico luego de la Bomba Nuclear

28 7- Isótopos radiogénicos En el estudio de rocas y minerales es más corriente relacionar el número de isótopos del hijo radigénico (D*) con el número de átomos del isótopo padre remanente (N). D* = No N Reemplazando No por N.e.t: D* = (N. e -.t ) N D* = N. (e -.t 1) En un caso general, el número total de átomos hijos (D) del sistema es: D = Do + D* D: número total de átomos de igual especie que el hijo radioactivo. Do: es el número de átomos del elemento hijo que no son producto del decaimiento radioactivo, en un tiempo = 0. Reemplazando: D = Do + N. (e.t 1) ISOCRONA y = b + x. m

29 7- Límites del método 1- El sistema no debe haber perdido ni ganado elemento padre y/o elemento hijo después de su formación (sistema cerrado). 2- D 0 (hijos de origen no radiogénico), debe poder calcularse con exactitud y D* >> D 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. Para realizar las mediciones se utiliza la espectrometría de masas

30 87Sr/86Sr 7- Isótopos radiogénicos: Rb/Sr Sr m = Sr o + 87 Rb (e.t 1) Ej. N 6 87 Sr m = 87 Sr o + 87 Rb (e.t 1) 86 Sr 86 Sr 86 Sr y = b + x. m Muestra Litología Rb (ppm) Sr (ppm) Rb/Sr Sr/Sr MDLL-13 aplita ,9 6,8019 0, MDLL-34 aplogranito ,9526 0,77982 MDLL-42 aplogranito ,3296 0, MDLL-44 enclave ,3335 0, ISOCRONA Rb-Sr 0,82 b = Do = 0,7047 b<0,704 Manto b>0,710 Corticales 0,8 0,78 0,76 y = 0,002x + 0,704 R² = 1 m = 0,0029 0,74 0,72 t = 1 ln (m + 1) = 204,11 Ma 0, Rb/86Sr

31 7- Isótopos radiogénicos: K/Ar 40 K 40 Ca + β (89 %) 40 K + 40 Ar (11 %) λ t = λ + λ β = 4, a , a -1 λ t = 5, a Ar + 40 Ca = D* = 40 K (e λt - 1) El método K-Ca no se puede usar debido a que el 40 Ca es el isótopo más 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 40 K 40 Ar = 40 Ar o + 40 Ar* 40 Ar m = 40 K λ (e.t 1) Esto lo mido es espectrómetro de masas: λ t ( 40 Ar) m ( 40 Ar) 0 40 K λ Є = (e λt - 1) ( 36 Ar) ( 36 Ar) ( 36 Ar) λ t 1 ( 40 Ar) m λ t t = --- ln [ x ] λ t ( 40 K) λ Є Ej. N 7 y 8

32 7- Isótopos radiogénicos: K/Ar Expresión de las concentraciones: El K es un elemento mayoritario en las rocas Su resultado analítico estará dado en %K 2 O o en %K [ 40 K] m mol/gm = [ 40 K] m %K x A b 40K / P AK x 100 [ 40 K] m mol/gm = [ 40 K] m %K2O x A b 40K x 2/ P A K2O x 100 Ej. N 8 El Ar, al ser un gas, tendrá expresado su resultado en cm 3 /g de muestra (en CNPT) [ 40 Ar] m mol/gm = [ 40 Ar] m ppm / P A Ar x 10 6 [ 40 Ar] m mol/gm = [ 40 Ar] m cm3/gm / 82 x 273

33 7- Ventajas y desventajas del método K/Ar Ventajas: El K se encuentra en muchos minerales El t 1/2 permite datar rocas muy antiguas > Ma hasta 1 Ma No requiere corrección inicial D 0 Sirve para rocas sedimentarias (especialmente con glauconita) Desventajas: no es aplicable a rocas ultrabásicas se ve muy afectado por procesos metamórficos que hayan tenido lugar en el área, pues el Ar difunde con el aumento de T, aproximadamente a los 300ºC (Edad rejuvenecida) Otros sistemas: no los vemos en el TP Ar-Ar U-Th-Pb Sm-Nd

34 Isótopos Estables más usados : C H O N S Aplicaciones: 8- Isótopos Estables Ecología (ciclos biogeoquímicos, cadenas tróficas, contaminantes) Paleontología (biomarcador para detección de vida antigua) Medicina (recientemente utilizado como herramienta de diagnóstico) Geología (detecta procesos de mezcla que impliquen fuentes con composiciones isotópicas distintas e.g. interacción de rocas ígneas con aguas meteóricas o marinas, infiltración de fluidos en una secuencia de rocas metamórficas, formación de sedimentos con componentes de fuentes distintas: marina, continental etc).

35 8- Isótopos Estables Los isótopos estables de elementos químicos ligeros experimentan fenómenos de fraccionamiento (variación de su abundancia relativa) debido a diversos tipos de procesos fisicoquímicos y reacciones químicas entre fases minerales: Reacciones de intercambio isotópico, que implican la redistribución de isótopos de un elemento entre diferentes moléculas que lo contienen. Procesos físicos sensibles a las diferencias de masa (e.g.. evaporación, fusión, cristalización, difusión). La causa fundamental del fraccionamiento de isótopos estables reside en la energía de enlace molecular (Ev). Es un proceso fuertemente dependiente de la temperatura, por lo que se han calibrado una gran cantidad de geotermómetros.

36 : es el coeficiente de partición (distribución entre dos fases): AB = R A /R B Siendo R la relación de isótopo pesado a liviano en las fases A y B Ej: H2O/ CO3= = R H2O /R CO3 = = ( 18 O/ 16 O) H2O / ( 18 O/ 16 O) CO3 = En Geoquímica más frecuentemente que se usa la relación con respecto a un estándar, que se denomina. Así: = R muestra R estándar x 1000 Si Se multiplica por 1000 pues los valores de son muy bajos. R estándar >0 el isótopo pesado está enriquecido en la muestra respecto del std. Si <0 el isótopo liviano está enriquecido en la muestra respecto del std. La relación entre y es la siguiente: 8- Isótopos Estables AB = R A / R B = 18 O A / 18 O B 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 (Tiolita del meteorito de Canyon Diablo, Arizona).