GEOLOGÍA ISOTÓPICA

TP N°12 Geoquímica

2011

Lic. Florencia Mari

Facultad de Ciencias Naturales y Museo. UNLP

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

1- Conceptos previos

• Partículas subatómicas: p+ , n0 , e-

• Nuclidio: agrupación de p+ y n0 detectable AZ E

• Elemento químico: se define por número de p+ Z

• Peso atómico: ∑ PA isótopo x Abundancia Ej. N°1

• Estabilidad: relación entre el número de p+ y n0

• Tipos de desintegraciones: β, γ, α, ε Ej. N°2

2- El átomo

Partículas subatómicas:•Electrón

•Protón

•neutrón

Carga Masa relativa

Electrón (e-) -1 0

Protón (p) +1 1

Neutrón (n) 0 1A

Z E

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

2- Isótopos (Cinturón de estabilidad)

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

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 n0 (2; 8; 20; 28; 50; 82) Ejs

4- Tipos de desintegración radiactiva

Radiación beta:Son electrones de alta velocidad emitidos por un núcleo inestable

10n 1

1 p + 0-1e radiación β

Radiación alfa:

Son núcleos de He 42He radiación α

Captura electrónica:Un electrón interno (de la capa K) es atrapado por el núcleo

11 p + 0-1e 1

0n

Radiación gamma: Son fotones de alta energía (λ<Rx). Acompaña a otra emisión

4- Cinética de la desintegración radiactiva

β, α, ¢N D *

(dN/dt) = (dD /dt) = (-) .N

N t

∫ dN/dt = ∫- .N

No to

ln N/No = - .t

N/No = e - .t

N = No . e - .t

No = N . e .t Ej. N°3

t1/2 = ln 2 / λ Ej. N 4

4- Ejemplos de tiempos de semidesintegración

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)

5- Ámbito de las dataciones radimétricas

5-Geocronología

Isótopos Cosmogénicos : • Se mide el decaimiento del isótopo padre. N = No . e - .t Ej. N°5

• El único sistema en el que se mide decaimiento del padre es en 14C.

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

6- Radiocarbono ó Carbono-14

•Se denomina Radiocarbono o Carbono-14 (14C) al método de datación radimétrica utilizado para determinar edades absolutas de los últimos 40.000 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

Muestras

6- Distribución del 14C en la naturaleza

6- Isótopos del Carbono

ISOTOPO(A= p+n)

Protones Neutrones Estabilidad Abundancia relativa

Carbono-12 6 6 estable 98,9

Carbono-13 6 7 estable 1,1

Carbono-14 6 8 radiactivo trazas

6- Métodos de datación por 14C

• Medida de la actividad (emisión beta):

– Contador de centelleo líquido (LSC)

– Contador proporcional (GPC)

• Medida del número de átomos 14C:

– Acelerador acoplado a espectrometría de masa (AMS)

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 14C solo disminuye por decaimiento radiactivo

• El decaimiento radiactivo es inmutable ( independiente de la

naturaleza del C de la muestra y de su medioambiente)

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.

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 C2 Li 2 C 2 H 2

• Conversión en benceno, C 6 H 6

C 2 H 2 C 6 H 6

• Adición de centelladores

LaboratorioLATYR

Laboratorio LATYR

ESPECTRÓMETRO

6- ¿Qué medimos en 14C?

Espectrómetro

CPM

Cálculo de la ActividadA14C

Cálculo de la Edad Radiocarbónica ConvencionalE e AÑOS AP

Calibracióncal AC/AD o cal AP

MUESTRA TransformaciónQuímica

6- Causas de variación de CO2 en la atmósfera

Naturales

• Actividad solar

• Variaciones del campo magnético terrestre

• Actividad interestelar

Artificiales

• Explosiones nucleares

• Emisiones fósiles

6- 14C Atmosférico luego de la Bomba Nuclear

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) – ND* = 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

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- D0 (hijos de origen no radiogénico), debe poder calcularse con exactitud y D* >> D0.3- 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

7- Isótopos radiogénicos: Rb/Sr

87Srm = 87Sro + 87Rb (e .t – 1)86Sr 86Sr 86Sr

Srm = Sro + 87Rb (e .t – 1)

Muestra LitologíaRb

(ppm) Sr (ppm) Rb/Sr Sr/SrMDLL-13 aplita 180 76,9 6,8019 0,724423

MDLL-34 aplogranito 169 19 25,9526 0,77982

MDLL-42 aplogranito 238 20 35,3296 0,807449

MDLL-44 enclave 77 665 0,3335 0,705788

y = 0,002x + 0,704R² = 1

0,7

0,72

0,74

0,76

0,78

0,8

0,82

0 5 10 15 20 25 30 35 40

87Sr

/86S

r

87Rb/86Sr

ISOCRONA Rb-Sr

Ej. N 6

y = b + x . m

b = Do = 0,7047

b<0,704 Mantob>0,710 Corticales

m = 0,0029

t = 1 ln (m + 1) = 204,11 Ma

7- Isótopos radiogénicos: K/Ar 40K → 40Ca + β (89 %)

40K + ¢ → 40Ar (11 %)

λt = λ¢ + λβ = 4,962.10-10 a-1 + 0,581.10-10 a-1 λt = 5,543.10-10 a-1

40Ar + 40Ca = D* = 40K (eλt - 1)

40Arm = 40K λ¢ (e .t – 1)λt

40Ar = 40Aro + 40Ar*

El método K-Ca no se puede usar debido a que el 40Ca es el isótopo más abundante del Ca y por lo tanto no se cumple con la condición D* >> D0.

El Ar es un gas noble, y por lo tanto el que se encuentra en la muestra provendrá únicamente del decaimiento radiactivo del 40K

(40Ar)m (40Ar)040K λЄ

--------- = --------- + ------- ---- (eλt - 1)

(36Ar) (36Ar) (36Ar) λt

Esto lo mido es espectrómetro de masas:

1 (40Ar)m λt

t = --- ln [--------- x --------- + 1]

λt (40K) λЄEj. N 7 y 8

• Expresión de las concentraciones:

El K es un elemento mayoritario en las rocas

Su resultado analítico estará dado en %K2O o en %K

[40K]mmol/gM = [40K]m

%K x Ab40K / PA

K x 100

[40K]mmol/gM = [40K]m

%K2O x Ab40K x 2/ PA

K2O x 100 Ej. N 8

El Ar, al ser un gas, tendrá expresado su resultado en cm3/g de muestra (en CNPT)

[40Ar]mmol/gM = [40Ar]m

ppm / PAAr x 106

[40Ar]mmol/gM = [40Ar]m

cm3/gM / 82 x 273

7- Isótopos radiogénicos: K/Ar

Ventajas:• El K se encuentra en muchos minerales

• El t1/2 permite datar rocas muy antiguas >30.000 Ma hasta 1 Ma

• No requiere corrección inicial D0

• 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

7- Ventajas y desventajas del método K/Ar

Isótopos Estables más usados : C H O N S

Aplicaciones:

• 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).

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.

8- Isótopos Estables

: es el coeficiente de partición (distribución entre dos fases): AB = RA/RB

Siendo R la relación de isótopo pesado a liviano en las fases A y B

Ej: H2O/CO3= = RH2O/RCO3

= = (18O/16O)H2O / (18O/16O)CO3=

En Geoquímica más frecuentemente que se usa la relación con respecto a

un estándar, que se denomina . Así: = Rmuestra – Restándar x 1000

Restándar

Se multiplica por 1000 pues los valores de son muy bajos.

Si >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:

AB = RA / RB = 18OA + 1000 / 18OB + 1000

8- Isótopos Estables

Los Estándares usados son:Para 18O/16O y D/H: SMOW (Standard Mean Ocean Water)Para 18O/16O sólo en climatología: PDB: (Pee Dee Belemnite), Cretácico de Carolina del Sur.Para 13C/12C PDB: (Pee Dee Belemnite), Cretácico de Carolina del Sur.Para 34S/32S: CD (Tiolita del meteorito de Canyon Diablo, Arizona).