IS

1
ISÓTOPOS ESTABLES O, N, C, S
2
ISÓTOPOS ESTABLES

• Elementos con s atómicos bajos.
• Tienen una abundancia variable debido al
  fraccionamiento isotópico causado por procesos
  fisico-químicos en la naturaleza.
• El fraccionamiento depende de
• - Diferencias en las propiedades físico-químicas
  en los isótopos y es proporcional a la diferencia
  de sus masas.
• - Diferencias de masas altas alto fraccionamiento.

Los isótopos estables más importantes son H, C,
N, O y S
3
EL FRACCIONAMIENTO ES CAUSADO POR

• Reacciones de intercambio isotópico que implican
  la redistribución de los isótopos de un elemento
  entre diferentes moléculas que contienen tal
  elemento. Los enlaces atómicos en moléculas que
  contienen mas isótopos ligeros son menos
  estables.
• Reacciones unidireccionales en donde la velocidad
  de la reacción depende de la composición
  isotópica de los productos y de los reactivos.
• Procesos físicos Evaporación, condensación,
  fusión y cristalización, adsorción de iones y
  moléculas por causa de la concentración y
  gradientes de T en donde la diferencia de masa
  juega un papel importante.

4
El fraccionamiento de un isótopo entre dos
sustancias A y B se define por el factor de
fraccionamiento a
Por ejemplo, en la reacción en la que 18O y 16O
son intercambiados entre magnetita y cuarzo, el
fraccionamiento de 18O / 16O entre cuarzo y
magnetita es
relación en A
a
relación en B
RA Relación del isótopo pesado al ligero en la
fase A y RB la misma relación pero en la fase B.
2Si 16O2 Fe3 18O4 2Si 18O2 Fe3 16O4
18O/16O en cuarzo
a
18O/16O en magnetita
Cuarzo-magnetita
En donde 18O / 16O en cuarzo y 18O / 16O en
magnetita son las relaciones isotópicas medidas
en cuarzo y magnetita.
5
Isótopos de Oxígeno
O (Z6) elemento más abundante de la tierra
16O 99.756 de oxígeno natural 17O
0.039 18O 0.205
Las concentraciones son expresadas en referencia
a un estándar. Estándar internacional para
isótopos de O SMOW (standard mean ocean water,
por sus siglas en inglés)
6
18O y 16O son los isótopos usados comúnmente y su
relación es expresada como d
d 18O
el resultado es expresado en partes por mil ()
18O/16O SMOW 2.005.20 ? 0.43 (Baertschi,
1976)
7
Estándares usados en la geoquímica de isótopos
estables
8
APLICACIONES DE ISÓTOPOS DE OXÍGENO E HIDROGÉNO

• ESTRATIGRAFÍA DE HIELO Y NIEVE
• COMPOSICIÓN ISOTÓPICA DE AGUA EN OCEANOS
• PALEOTERMOMETRÍA EN OCÉANOS
• PALEOCLIMATOLOGÍA EN LOS CONTINENTES
• AGUA GEOTERMAL Y SALMUERAS

9
HIDRÓGENO H (Z1) 1H 99.9852 2H (D)
0.0145 3H(tritio) artificial, cosmogénico
10
IMPORTANCIA DE LOS ISÓTOPOS DE HIDRÓGENO

Existe una diferencia grande entre H/D (debido a
la gran diferencia de masa). D/H Varía hasta 70
en muestras terrestres y aún más en muestras
extraterrestres. H se encuentra en minerales
arcillosos, zeolitas, micas, anfíboles, clorita,
serpentina.
11
Composiciones isotópicas del agua
Debido a la existencia de tres isótopos estables
de oxígeno y dos isótopos estables de hidrógeno,
las moléculas de agua ordinaria tienen nueve
configuraciones isotópicas cuyas masas están
dadas aproximadamente por su número de masa.
12
La presión de vapor de diferentes moléculas de
agua es inversamente proporcional a sus masas. H
216O tiene P de vapor más alta que D 218O El agua
que se formó de la evaporación de agua líquida
está enriquecida en H216O debido a que la presión
de vapor es más alta que H2 18O, el residuo se
queda enriquecido en 18O y D. O y H tienen el
mismo comportamiento con respecto al
fraccionamiento. La composición isotópica de O e
H se reporta en relación al 18O/16O o D/H
relativos a un estándar (SMOW) Craig
(1961). SMOW ( relacionado a un gran volumen de
agua destilada en NBS-1)
13
D/H(SMOW) 1.050 D/H NBS-1 18O/16O (SMOW) 1.008
18O/16O NBS-1 También existen SLAP (Standard
Light Antartic Precipitation) PDB (Peedee
Formation South Carolina, belemnites (CO2) para O
en carbonatos, especial para la determinación de
paleotemperaturas. Valores positivos ?
Enriquecimiento en 18O y D relativo al
SMOW Valores negativos ? Empobrecimiento en 18O y
D en relación al SMOW
14
Ecuación para calcular dD
(D/H)muestra- (D/H)smow
x 1000
dD
(D/H)smow
15

• Evaporación del agua de la superficie de los
  océanos
• Enriquecimiento del 16O y H en el vapor por
  tener más alta P de vapor.
• d18O y dD de la atmósfera encima de los océanos
  valores negativos.
• En comparación al O del agua del mar, agua
  fresca (lluvias), glaciares, nieve son
  enriquecidas en 16O y H y tienen d18O y dD
  negativos.
• Analizando isótopos de O en carbonatos,
  silicatos y fosfatos se han encontrado
  fluctuaciones de la T en el pasado.

16
La topografía juega un papel muy importante en el
clima, la lluvia y por consiguiente en la
composición isotópica de la precipitación.
La montañas causan que el aire suba y se enfríe y
que el vapor de agua se condense (líquido). Así
que el vapor de agua en el aire que ha pasado por
las montañas deberá ser isotópicamente más
ligero que el aire sobre el océano a un lado de
las montañas.
17
a) Las composiciones isotópicas de agua y nieve
muestran un efecto pronunciado de latitud, lo
cual refleja las temperaturas de condensación. El
agua de cuencas cerradas y algunos lagos del
noreste de África en donde ocurre una evaporación
excesiva y se desvían de la relación. b)
Relación entre la media anual de d18O de la
precipitación meteórica (relativa a SMOW) y el
promedio anual de la temperatura del aire.
Faure (1986)
18
El enriquecimiento de los isótopos ligeros
aumenta con la T del aire y por eso tiene
variaciones temporales, también depende de la
latitud y altitud
Variación temporal de d18O y dD en nieve y pinos
en el polo sur. Las fechas identifican
acumulaciones de nieve durante veranos australes.
19
Variación de d18O en núcleos de hielo en la
Antártida, Groenlandia. La escala de tiempo está
basada en un modelo teórico de flujo del hielo.
Los valores más negativos de d18O de 70,000 a
12,000 años A.P en ambos núcleos reflejan las
condiciones climáticas más frías durante la
última edad de hielo (Johnsen et al., 1972).
20
Relación entre d18O, dD y salinidad del agua en
el Mar Rojo debido a la pérdida preferencial de
H2 16O de la superficie (Craig, 1966).
La composición isotópica del agua de mar tiene
correlación positiva con la salinidad (aguas
profundas diferentes de aguas superficiales).
Relación entre d18O y la salinidad de agua
superficial del Océano Atlántico Norte. (Epstein
y Mayeda, 1953, y Craig y Gordon, 1965)
21
Variación de valores de d18O de rocas ígneas y
meteoritos pétreos. En general, los valores de
d18O incrementan con el aumento del contenido de
SiO2 de las rocas. El oxígeno en rocas
ultramáficas tiene composiciones isotópicas
similares a las condritas (Epstein y Taylor,
1967 Taylor, 1968a y Hoefs,1980).
22
Arcillas formadas en climas fríos tienen valores
más bajos de d18O y dD que los de los climas más
cálidos.
Relación entre dD y d18O de minerales arcillosos
formados a temperaturas correspondientes a la
superficie de la tierra. Los valores de dD y d18O
de los minerales arcillosos e hidróxidos
reflejan las condiciones climáticas al momento de
su formación.
23
Los isótopos estables son usados en la evaluación
de la contribución relativa de varios
reservorios, cada uno con una firma isotópica
distintiva.

• d18O para rocas del manto ? sedimentos
  superficiales retrabajados evaluación de la
  contaminación de magmas derivados del manto por
  sedimentos corticales.

24
OXÍGENO EN ROCAS ÍGNEAS
Cuarzo Dolomía Feldespato de K Calcita Plagioclasa
intermedia Moscovita Anortita Piroxeno Hornblenda
Olivino Granate Biotita Clorita Ilmenita Magnetit
a
Enlaces Si-O-Si
18O
Enlaces Si-O-Mg Si-O-Al
18O --
Diferentes tasas de fraccionamiento en minerales
formadores de rocas.
25
Variaciones de d18O en diferentes materiales
26
Disminución de valores de d18O de los stocks de
granodiorita de edad terciaria y la roca
volcánica encajonante, en el distrito minero de
Bohemia, Oregon. Este efecto se atribuye al
intercambio isotópico entre las rocas y el agua
meteórica subterránea (Taylor, 1968).
27
Histograma de valores de rocas graníticas del
Batolito de Nueva Inglaterra, Australia. Basados
en criterios mineralógicos y geoquímicos las
rocas fueron divididas en dos protolitos. Los
granitos tipo I formados por la fusión de
protolitos ígneos, mientras que los tipo S
tienen un origen sedimentario rico en
arcillas. Los granítos tipo S están enriquecidos
en 18O comparados con los tipo I. El límite entre
ambos tipos en d18O 10 o/oo.
(Según ONeil et al., 1977)
28
CARBONO
Elemento más importante en la biósfera, corteza,
manto, hidrósfera y atmósfera.
C (Z6)
12C 98.89 13C 1.11 14C artificial
Fraccionamiento por varios procesos de la
naturaleza. Fotosíntesis provoca un
enriquecimiento de 12C en componentes orgánicos
de origen relacionado a la síntesis biológica.
29
Estándar normalmente CO2-gas de la PDB Belemnite
de la Formación Peedee, South Carolina, USA, de
edad Cretácica.
Otros estándares usados relacionados a PDB d13C
o/oo PDB Caliza de Solenhofen NBS20 -1.06 BaCO3,
Estocolmo -10.32 Grafito NBS21 -27.79 Petr
óleo NBS22 -29.4 Mármol Ticino 2.77
30
Reacciones de intercambio isotópico p. ej.
Carbonatos
Reacciones de intercambio isotópico CO2-gas y
especies acuosas formadas por carbonatos se
enriquecen en 13C
La abundancia de 13C terrestre varía 10
La composición isotópica de C se expresa como en
H y O
d13C
31
Análisis se realiza en forma de CO2 en
espectrómetro con colectores dobles. Preparación
de muestras Carbonatos disueltos con HPO4
(100) Compuestos orgánicos son oxidados a CO2 a
temperaturas de 900 1000C
Carbonatos -------- enriquecidos en 13C Petróleo
y otros combustibles fósiles ------ enriquecidos
en 12C El uso de la gasolina ha causado un
aumento del CO2 (10) en la atmósfera y un
aumento en 12C Carbón reducido en rocas
precámbricas (d13C -15-40 o/oo está empobrecido
en 12C --- origen de fotosíntesis
32
En los últimos cien años el hombre ha afectado el
ciclo del carbón a través de la quema de
combustibles fósiles y la tala de bosques.
33

• La concentración de 12C en carbonatos
  precámbricos puede disminuir durante eventos
  metamórficos --- pérdida de CH4
• Calcita enriquecida en 13C en - 10o/oo (20C)
  con respecto a gas CO2
• Valores de d13C en carbonatos marinos 0
  relativo a PDB (depende de la edad)
• Carbonatos lacustres poco enriquecidos en 12C
  porque hubo infiltración de CO2 de plantas
• Carbonatos en condritas carbonáceas son muy
  enriquecidos en 13C ----- d13C 58.6 - 64.4 o/oo
• Diamantes 2.0 - -10.0 o/oo

34
Composiciones isotópicas de d13C en varios
materiales del manto y materiales derivados del
manto
35
NITRÓGENO
N (Z7) 14N 99.64 15N 0.36

• Poco abundante en minerales debido a que es muy
  soluble.
• Es importante en análisis de suelos, depósitos de
  carbón, petróleo y componentes orgánicos en
  sedimentos.

En la atmósfera N2 (molécula diatómica).
36
15N
Análisis en N2- gas en el espectrómetro Interferen
cias con N2 con de masa 28 (14 N2) 29 14N
15N 30 15N2 Fraccionamiento por procesos
biológicos y poco por intercambio isotópico
37
En suelos la composición del N es afectada por
fertilizantes y cadáveres de animales. Materia
orgánica en océanos enriquecida en 15N. Restos de
animales enriquecidos en 15N. Restos de plantas
empobrecidos en 14N relativo al N
atmósferico. 15N aumenta en la cadena alimenticia
de los primeros consumidores hasta los últimos.
38
Composición isotópica de nitrógeno en rocas de la
corteza y el manto
39
Variaciones de d13C y d15N en varios organismos
marinos y terrestres.
40
AZUFRE
S (Z16) 32S 55.02 33S 0.75 34S 4.21 36S
0.06
d34S
En sulfatos (azufre oxidado) y evaporitas. Element
al en sales y campos magmáticos. En sulfuros
(reducido) en depósitos de menas metálicas
asociadas con rocas ígneas, metamórficas y
sedimentarias.
41
Estándar Es el S en troilita FeS del meteorito
ferroso del Cañón del Diablo (32S/34S
22.22). La concentración de S en rocas ígneas es
muy parecida. La medición se realiza en forma de
gas SO2. Conversión de sulfuros a SO2 utilizando
CuO, V2O5 y O2 Con T mayores de 1000C.
42

• Cambio de las composiciones isotópicas de S
• Reducción de sulfatos con SOH por medio de
  bacterias anaeróbicas ---- enriquecimiento en
  32S.
• Reacciones de intercambio isotópico entre iones
  que contienen S, moléculas y sólidos provocan
  enriquecimiento en 34S .
• Enriquecimiento de sulfuros en sedimentos
  marinos recientes en 32S, en comparación a
  sedimentos más viejos.
• El fraccionamiento isotópico de S por reducción
  de sulfato por bacterias fue posible
  ------------------------- después de 2.35 Ga.

43

• En Rocas Igneas
• Procedencia del manto igual al Cañón del
  Diablo.
• Rocas graníticas contienen S con composiciones
  isotópicas variables, si el magma proviene de la
  fusión de rocas sedimentarias o contaminación con
  S biogénico en la corteza.
• Algunos basaltos también contienen S fraccionado
• (no es heterogeneidad del manto)
• Pero
• Contaminación con S cortical--- sulfurización
• Alteración con agua del mar
• Desgasificación del SO2 del magma con diferentes
  fugacidades de oxígeno.

44

• S en depósitos de mena (sulfuros)
• ígneo-hidrotermal
• sedimentario-singenético

d34S valores iguales
Por combinación con C y S es posible determinar
el origen.
45
Basaltos Pueden perder hasta 75 de su S por
desgasificación del SO2. S en el residuo depende
de la composición de de SO2 desgasificado. Derrame
s submarinos de Hawaii 700 ppm S con
sulfato/sulfuro 0.15-0.56. d34S del S total es de
0.7o/oo, como en el manto. Sin embargo, los
sulfatos son enriquecidos en 34S relativo a los
sulfuros con 7.5 o/oo. Los derrames arriba del
nivel del mar contienen solamente 150 ppm de S y
son empobrecidos en sulfatos.
46
Los datos de esta figura muestran como los
valores de d18O de un basalto derivado del manto
pueden cambiar por desgasificación de SO2 (Sakai
et al., 1882)
47
Composiciones isotópicas para pórfidos de cobre.
Los sulfuros generalmente tienen valores de d34S
3 a 1o/oo muy cercano a valores del manto. El
fraccionamiento entre sulfuros y sulfatos sugiere
una temperatura de equilibrio entre 450C y
650C. Las composiciones isotópicas indican que
S tuvo un origen ígneo.
48
(No Transcript)
49
(No Transcript)
50
Diferentes valores para estándares utilizados en
análisis de isótopos estables.