La geoquímica isotópica es un aspecto de la geología que se basa en el estudio de las variaciones naturales en las abundancias relativas de los isótopos de varios elementos . Las variaciones en la abundancia isotópica se miden mediante espectrometría de masas de relación isotópica y pueden revelar información sobre las edades y los orígenes de las masas de roca, aire o agua, o los procesos de mezcla entre ellos.
La geoquímica de isótopos estables se ocupa en gran medida de las variaciones isotópicas que surgen del fraccionamiento de isótopos dependiente de la masa , mientras que la geoquímica de isótopos radiogénicos se ocupa de los productos de la radiactividad natural .
Para la mayoría de los isótopos estables, la magnitud del fraccionamiento a partir del fraccionamiento cinético y de equilibrio es muy pequeña; por esta razón, los enriquecimientos se informan típicamente en "por mil" (‰, partes por mil). [1] Estos enriquecimientos (δ) representan la relación entre el isótopo pesado y el isótopo ligero en la muestra sobre la relación de un estándar . Es decir,
El carbono tiene dos isótopos estables , 12 C y 13 C, y un isótopo radiactivo, 14 C.
La relación de isótopos estables de carbono, δ 13 C , se mide contra Vienna Pee Dee Belemnite (VPDB) [ aclaración necesaria ] . [2] Los isótopos estables de carbono se fraccionan principalmente por la fotosíntesis (Faure, 2004). La relación 13 C/ 12 C también es un indicador del paleoclima: un cambio en la relación en los restos de plantas indica un cambio en la cantidad de actividad fotosintética y, por lo tanto, en lo favorable que era el entorno para las plantas. Durante la fotosíntesis, los organismos que utilizan la vía C 3 muestran diferentes enriquecimientos en comparación con los que utilizan la vía C 4 , lo que permite a los científicos no solo distinguir la materia orgánica del carbono abiótico, sino también qué tipo de vía fotosintética estaba utilizando la materia orgánica. [1] Los picos ocasionales en la relación global 13 C/ 12 C también han sido útiles como marcadores estratigráficos para la quimioestratigrafía , especialmente durante el Paleozoico . [3]
La relación 14 C se ha utilizado para rastrear la circulación oceánica, entre otras cosas.
El nitrógeno tiene dos isótopos estables, 14 N y 15 N. La relación entre estos se mide en relación con el nitrógeno en el aire ambiente . [2] Las relaciones de nitrógeno se vinculan con frecuencia a las actividades agrícolas. Los datos de isótopos de nitrógeno también se han utilizado para medir la cantidad de intercambio de aire entre la estratosfera y la troposfera utilizando datos del gas de efecto invernadero N 2 O . [4]
El oxígeno tiene tres isótopos estables, 16 O, 17 O y 18 O. Las proporciones de oxígeno se miden en relación con el agua oceánica media estándar de Viena (VSMOW) o el belemnite de Viena Pee Dee (VPDB). [2] Las variaciones en las proporciones de isótopos de oxígeno se utilizan para rastrear tanto el movimiento del agua, el paleoclima, [1] y los gases atmosféricos como el ozono y el dióxido de carbono . [5] Por lo general, la referencia de oxígeno VPDB se utiliza para el paleoclima, mientras que VSMOW se utiliza para la mayoría de las demás aplicaciones. [1] Los isótopos de oxígeno aparecen en proporciones anómalas en el ozono atmosférico, lo que resulta del fraccionamiento independiente de la masa . [6] Las proporciones de isótopos en foraminíferos fosilizados se han utilizado para deducir la temperatura de los mares antiguos. [7]
El azufre tiene cuatro isótopos estables, con las siguientes abundancias: 32 S (0,9502), 33 S (0,0075), 34 S (0,0421) y 36 S (0,0002). Estas abundancias se comparan con las encontradas en la troilita de Cañon Diablo . [5] Las variaciones en las proporciones de isótopos de azufre se utilizan para estudiar el origen del azufre en un yacimiento y la temperatura de formación de minerales que contienen azufre, así como una biofirma que puede revelar la presencia de microbios reductores de sulfato. [8] [9]
Los isótopos radiogénicos proporcionan potentes marcadores para estudiar las edades y los orígenes de los sistemas terrestres. [10] Son particularmente útiles para comprender los procesos de mezcla entre diferentes componentes, porque las proporciones de isótopos radiogénicos (pesados) no suelen fraccionarse mediante procesos químicos.
Los trazadores de isótopos radiogénicos son más potentes cuando se utilizan junto con otros trazadores: cuantos más trazadores se utilicen, mayor será el control sobre los procesos de mezcla. Un ejemplo de esta aplicación es la evolución de la corteza terrestre y del manto terrestre a lo largo del tiempo geológico.
El plomo tiene cuatro isótopos estables : 204 Pb, 206 Pb, 207 Pb y 208 Pb.
El plomo se crea en la Tierra a través de la descomposición de elementos actínidos , principalmente uranio y torio .
La geoquímica de isótopos de plomo es útil para proporcionar fechas isotópicas de una variedad de materiales. Debido a que los isótopos de plomo se crean por la descomposición de diferentes elementos transuránicos, las proporciones de los cuatro isótopos de plomo entre sí pueden ser muy útiles para rastrear el origen de los fundidos en rocas ígneas , el origen de los sedimentos e incluso el origen de las personas a través de la huella isotópica de sus dientes, piel y huesos.
Se ha utilizado para datar núcleos de hielo de la plataforma del Ártico y proporciona información sobre la fuente de la contaminación atmosférica por plomo .
Los isótopos plomo-plomo se han utilizado con éxito en la ciencia forense para identificar balas, porque cada lote de munición tiene su propia relación peculiar de 204 Pb/ 206 Pb vs 207 Pb/ 208 Pb.
El samario - neodimio es un sistema isotópico que puede utilizarse para proporcionar una datación, así como huellas isotópicas de materiales geológicos y otros materiales diversos, incluidos hallazgos arqueológicos (vasijas, cerámicas).
El 147 Sm se desintegra para producir 143 Nd con una vida media de 1,06x10 11 años.
La datación se logra generalmente intentando producir una isócrona de varios minerales dentro de una muestra de roca. Se determina la relación inicial 143 Nd/ 144 Nd.
Esta relación inicial se modela en relación con CHUR (Chondritic Uniform Reservoir), que es una aproximación del material condrítico que formó el sistema solar. CHUR se determinó mediante el análisis de meteoritos de condrita y acondrita .
La diferencia en la relación de la muestra con respecto a CHUR puede brindar información sobre una edad modelo de extracción del manto (para la cual se ha calculado una evolución supuesta con respecto a CHUR) y sobre si esta se extrajo de una fuente granítica (agotada en Nd radiogénico), del manto o de una fuente enriquecida.
El renio y el osmio son elementos siderófilos que se encuentran en cantidades muy bajas en la corteza. El renio sufre una desintegración radiactiva para producir osmio. La proporción de osmio no radiogénico y osmio radiogénico varía a lo largo del tiempo.
El renio prefiere entrar en los sulfuros con mayor facilidad que el osmio. Por lo tanto, durante la fusión del manto, el renio se elimina y evita que la relación osmio-osmio cambie de manera apreciable. Esto fija una relación inicial de osmio de la muestra en el momento del evento de fusión. Las relaciones iniciales osmio-osmio se utilizan para determinar la característica de la fuente y la edad de los eventos de fusión del manto.
Las variaciones isotópicas naturales entre los gases nobles son resultado de procesos de producción tanto radiogénicos como nucleogénicos. Debido a sus propiedades únicas, es útil distinguirlos de los sistemas isotópicos radiogénicos convencionales descritos anteriormente.
El helio-3 quedó atrapado en el planeta cuando se formó. El polvo meteórico está añadiendo algo de 3 He, que se acumula principalmente en el fondo de los océanos (aunque debido a la subducción , todas las placas tectónicas oceánicas son más jóvenes que las placas continentales). Sin embargo, el 3 He se desgasificará de los sedimentos oceánicos durante la subducción , por lo que el 3 He cosmogénico no está afectando la concentración ni las proporciones de gases nobles del manto .
El helio-3 se crea mediante el bombardeo de rayos cósmicos y mediante reacciones de espalación del litio que generalmente ocurren en la corteza. La espalación del litio es el proceso por el cual un neutrón de alta energía bombardea un átomo de litio , creando un ion 3He y un ion 4He . Esto requiere una cantidad significativa de litio para afectar negativamente la relación 3He / 4He .
Todo el helio desgasificado se pierde en el espacio con el tiempo, debido a que la velocidad media del helio supera la velocidad de escape de la Tierra. Por lo tanto, se supone que el contenido y las proporciones de helio de la atmósfera terrestre se han mantenido esencialmente estables.
Se ha observado que el 3He está presente en emisiones volcánicas y muestras de dorsales oceánicas . Se está investigando cómo se almacena el 3He en el planeta, pero está asociado con el manto y se utiliza como marcador de material de origen profundo.
Debido a las similitudes entre el helio y el carbono en la química del magma , la desgasificación del helio requiere la pérdida de componentes volátiles ( agua , dióxido de carbono ) del manto, lo que ocurre a profundidades inferiores a 60 km. Sin embargo, el 3He es transportado a la superficie principalmente atrapado en la red cristalina de minerales dentro de inclusiones fluidas .
El helio-4 se crea por producción radiogénica (por desintegración de elementos de la serie uranio / torio ). La corteza continental se ha enriquecido con estos elementos en relación con el manto y, por lo tanto, se produce más He 4 en la corteza que en el manto.
La relación ( R ) de 3He a 4He se utiliza a menudo para representar el contenido de 3He . R normalmente se da como un múltiplo de la relación atmosférica actual ( Ra ).
Valores comunes para R/Ra :
La química de isótopos 3He / 4He se está utilizando para datar aguas subterráneas , estimar los caudales de agua subterránea, rastrear la contaminación del agua y proporcionar información sobre los procesos hidrotermales , la geología ígnea y la génesis de los minerales .
Los isótopos de las cadenas de desintegración de los actínidos son únicos entre los isótopos radiogénicos porque son radiogénicos y radiactivos. Como sus abundancias se expresan normalmente como índices de actividad en lugar de índices atómicos, es mejor considerarlos por separado de los demás sistemas de isótopos radiogénicos.
El uranio está bien mezclado en el océano, y su desintegración produce 231 Pa y 230 Th a una relación de actividad constante (0,093). Los productos de la desintegración se eliminan rápidamente por adsorción en partículas sedimentarias, pero no a velocidades iguales. El 231 Pa tiene un tiempo de residencia equivalente al de las aguas profundas de la cuenca atlántica (alrededor de 1000 años), pero el 230 Th se elimina más rápidamente (siglos). La circulación termohalina exporta eficazmente 231 Pa desde el Atlántico hacia el océano Austral , mientras que la mayor parte del 230 Th permanece en los sedimentos del Atlántico. Como resultado, existe una relación entre 231 Pa/ 230 Th en los sedimentos del Atlántico y la velocidad de volcamiento: un volcamiento más rápido produce una relación 231 Pa/ 230 Th más baja en los sedimentos , mientras que un volcamiento más lento aumenta esta relación. Por lo tanto, la combinación de δ 13 C y 231 Pa/ 230 Th puede proporcionar una visión más completa de los cambios de circulación pasados.
El tritio se liberó a la atmósfera durante las pruebas atmosféricas de bombas nucleares. La desintegración radiactiva del tritio produce el gas noble helio-3 . La comparación de la relación entre el tritio y el helio-3 ( 3 H/ 3 He) permite estimar la edad de las aguas subterráneas recientes . Una pequeña cantidad de tritio también se produce de forma natural por espalación de rayos cósmicos y fisión ternaria espontánea en el uranio y el torio naturales, pero debido a la vida media relativamente corta del tritio y las cantidades relativamente pequeñas (en comparación con las de fuentes antropogénicas), esas fuentes de tritio suelen desempeñar solo un papel secundario en el análisis de las aguas subterráneas.
