19 Isotopos Estables

ISOTOPOS
z
Radioactivos Î decaimiento Î Radiogénicos
z Uso en geocronología y termocronometría
z Ej. K-Ar, U-Pb, Re-Os, Rb-Sr, Nd-Sm, Lu-Hf
z Petrología
z 87Sr/86Sr, 143Nd/144Nd, 187Os/190Os, 176Hf/177Hf
z
Estables Î fraccionamiento Î Razones isotópicas
z Fuente de elementos y fluidos, temperatura, interacción
entre fluidos y rocas; acción biológica.
Espectrómetro de masas
Espectrómetro de masas
Instrumento que detecta distintas masas
de elementos de una muestra vaporizada.
z Muy preciso para medir razones
isotópicas.
z Menos preciso para medir cantidades
absolutas y para poder hacerlo se debe
agregar un trazador isotópico de
composición y cantidad conocidas (spike),
para poder derivar el de la muestra.
z
Isótopos Estables
z
z
z
z
z
Fuentes de los fluidos
Temperatura de depositación de mineral
Fuentes del S y C y por extrapolación de los
metales
Interacciones entre agua y rocas
Los isótopos estables por sí mismos no
entregan una respuesta inequívoca y deben ser
usados con otros datos geológicos,
mineralógicos, petrológicos y geoquímicos.
Isótopos estables
z
z
z
z
Los isótopos más usados en investigación de
mineralización hidrotermal son los de oxígeno,
hidrógeno, azufre y carbón.
Cada uno de ellos tiene 2 o más isótopos
estables
En cada caso el isótopo más liviano (Ej. 1H, 12C,
16O y 32S) es el más abundante.
Recientemente se ha comenzado a estudiar los
isótopos estables de Cu, Fe y Zn.
Isótopos Estables
Fraccionamiento isotópico
z
z
z
La composición isotópica de elementos que tienen
número atómico bajo es variable debido a que los
isótopos son fraccionados por procesos químicos y
físicos en la naturaleza.
El fraccionamiento se debe a pequeñas variaciones en
las propiedades químicas y físicas de los isótopos y es
proporcional a la diferencia de sus masas.
Por la razón anterior el fraccionamiento isotópico natural
se ha detectado solo hasta la masa 40, o sea K y Ca.
Aunque actualmente con espectrómetros mejorados se
está estudiando isótopos más pesados.
Fraccionamiento isotópico
z
z
z
El fraccionamiento isotópico de H, C, N, O y S
es consecuencia del hecho que ciertas
propiedades termodinámicas de moléculas
dependen de las masas de los átomos de los
que están constituidas.
La energía de una molécula en un gas puede
ser descrita en términos de interacciones entre
electrones más componentes de translación,
rotación y vibración de la molécula.
Entonces diferencias de energía se deben a
diferencias de componentes de vibración, los
que son dependientes de la masa.
Razones isotópicas
z
z
El fraccionamiento isotópico (reacción de
intercambio isotópico) es función de la
diferencia de masas entre dos isótopos. Ej. El
18O se fraccionará más respecto al 16O (~x2
veces) que el 17O
Por esto las razones isotópicas que se miden
son entre el isótopo más pesado y el más liviano
del respectivo elemento, excepto en el caso del
azufre donde se escoge el 34S porque es más
abundante y más fácil de medir que el 36S.
z
La medición de razones isotópicas se realiza
normalmente respecto a un estándar y se
representa en la forma de delta. Esto es para
aumentar la precisión, exactitud y facilitar las
mediciones por espectrometría.
⎛ Rmuestra ⎞
δ =⎜
− 1⎟ × 1000
⎝ Rstandard ⎠
z
Ej. las razones isotópicas 18O/16O y D/H se
presentan como δ18O‰ y δD‰ (per mil) donde
el estandar (SMOW) “standard mean ocean
water” corresponde a un valor medio del agua
marina.
Valores positivos de δ (Ej. δ18O = 3‰)
corresponden a un enriquecimiento en el
isótopo pesado relativo al estándar.
z Valores negativos de δ (Ej. δ18O = -3‰)
son deprimidos en el isótopo pesado; o lo
que es lo mismo enriquecidos en el
isótopo liviano.
z
Terminología
Procesos responsables de
fraccionamiento isotópico
z
Procesos físicos
z Evaporación – es el más importante para O y H. Concentra
los isótopos livianos en la fase gaseosa y los pesados en el
líquido/sólido. La evaporación de agua de mar enriquece la
atmósfera en 1H y 16O.
z
Difusión
z
z
Los isótopos livianos se difunden más rápido produciendo
fraccionamiento. No es un mecanismo importante.
Procesos orgánicos (azufre)
z
Reducción bacterial – bacterias reductoras de sulfatos
preferentemente rompen los enlaces atómicos más débiles
enriqueciendo la fase sulfuro en 32S relativo al enriquecimiento
en 34S del sulfato remanente. En general los procesos
orgánicos enriquecen los materiales en el isótopo liviano.
Procesos responsables para
fraccionamiento isotópico
z
Procesos Inorgánicos
z Temperatura – a t° elevadas los átomos vibran más
rápido y de aquí que los isótopos livianos que forman
enlaces más débiles tengan menor probabilidad de
ser incorporados en un mineral en cristalización.
Entonces, los minerales formados temprano estarán
enriquecidos en los isótopos pesados relativos a
aquellos formados más tarde a menor temperatura.
z Estudios de depósitos minerales han mostrado que la
secuencia pirita Î blenda Î calcopirita Î galena
muestra un progresivo enriquecimiento en el isótopo
liviano de azufre (32S).
La alteración hidrotermal involucra una serie
de reacciones químicas entre el fluido
acuoso caliente y los minerales de las rocas
z
z
¿Cómo podemos saber cuál fue la fuente del
agua que participó en los procesos
hidrotermales en depósitos en los que solo resta
el efecto químico, pero los fluidos ya se fueron?
El H2O está constituido por hidrógeno que tiene
dos isótopos 1H y 2H (deuterio) y el oxígeno
también tiene 16O y 18O. La abundancia relativa
de los respectivos isótopos depende de
procesos naturales y puede aprovecharse para
inferir la fuente del agua participante en
procesos hidrotermales de mineralización.
Ej. Diferencias isotópicas del oxígeno en distintos
reservorios terrestres
z
Estudios de Taylor en los 70s mostraron que las aguas
superficiales muestran un enriquecimiento en isótopos
pesados cerca de la costa y disminuye hacia el centro
del continente y hacia el ecuador.
Fraccionamiento isotópico de aguas
meteóricas
z
z
La primera precipitación de lluvia en el borde
continental estará enriquecida en el isótopo más
pesado 18O. Por lo tanto los valores más altos
de 18O y 2H estarán cerca de la costa.
Progresivamente caerán los isótopos más
livianos hacia el interior continental debido a la
perdida inicial de los isótopos pesados.
El enriquecimiento hacia el ecuador es función
de la evaporación, la que es más alta en los
trópicos y menor en los polos.
Isótopos de O y H
z 18O/16O
z
y D/H (2H/1H)
La medición de razones isotópicas en minerales provee
información sobre la posible fuente del agua que originó
minerales hidrotermales. Existe fraccionamiento
isotópico (reacción de intercambio isotópico) que
produce distintas composiciones isotópicas.
⎛ R muestra
⎞
δ =⎜
− 1 ⎟ × 1000
⎝ R standard
⎠
z
Por convención las razones isotópicas 18O/16O y D/H se
presentan como δ18O‰ y δD‰ (per mil) donde el
estandar (SMOW) “standard mean ocean water”
corresponde a un valor medio del agua marina.
Composiciones isotópicas de aguas de distintos orígenes
Diferencias isotópicas de O y H de distintas
fuentes
z
z
z
z
Las aguas meteóricas definen una línea que depende
de la latitud y altitud como se mencionó anteriormente.
El agua de mar cae en un solo punto debido a la
homogeneidad general del agua oceánica (de ahí que
se use el valor medio del agua marina como
standard).
El agua magmática define una caja relativamente
pequeña. Está determinada empíricamente mediante
análisis de silicatos hidratados.
La aguas metamórficas definen una caja más amplia
resultante del análisis de minerales hidratados que
son una mezcla de protolitos ígneos y sedimentarios.
Existen evidencias que distintos tipos de aguas pueden formar depósitos
similares y que aguas de dos o más tipos han jugado roles importantes
en la formación de algunos depósitos minerales.
Precaución: reacciones agua-roca con re-equilibrio incompleto y
la mezcla de aguas de distinto origen pueden dar valores intermedios,
por lo que pueden complicar la interpretación de datos isotópicos de O y H.
El yacimiento El Salvador presenta una etapa inicial con participación de
agua magmática (biotita, anfíbola), luego una mezcla con agua meteórica
(sericita, caolinita) e incrementarse la última más tardíamente (pirofilita).
Geotermómetro de 18O/16O
z
Fraccionamiento isotópico (reacción de intercambio isotópico) del
sistema cuarzo-agua:
H218O+ ½ Si16O2ÍÎH216O+ ½ Si18O2
z
z
Existe una constante de equilibrio α que depende de la
temperatura. Por lo que la razón 18O/16O puede utilizarse como
geotermómetro.
Condiciones
z Se requiere de un conocimiento experimental del intercambio
isotópico entre fases minerales de interés (determinación
precisa de α).
z Los minerales deben haberse formado al mismo tiempo y en
equilibrio isotópico
z El equilibrio isotópico debe haberse preservado (los reequilibrios isotópicos posteriores a la formación de un mineral
hidratado son relativamente comunes).
Si
no se cumple esas condiciones
geotermométrica se complica.
la
interpretación
Isótopos de azufre
z
z
z
z
La composición isotópica de S en minerales
hidrotermales es fuertemente controlada por los valores
de fO2 y pH, además de la temperatura y la composición
isotópica del fluido.
Ej. A 250ºC el aumento de 1 unidad logarítmica de fO2
puede causar un descenso de δ34S en 20‰
La composición isotópica del S, combinada con datos
geológicos y mineralógicos de depósitos minerales,
puede definir los parámetros físico-químicos (T, fO2, fS2)
y el origen del S en fluidos hidrotermales y los
mecanismos de depositación.
Pero, la interpretación no es simple (Ej. Ohmoto, 1972;
Econ. Geol., v. 67, p. 551-578)
Isótopos de S
El Salvador;
Field & Gustafson,
1976; Econ. Geol.
v. 71, p. 1533-1548
Fraccionamiento a
valores positivos y
negativos, pero en
el balance es en
torno a cero, de
modo que se
interpreta como S
de origen magmático.
Isótopos de Pb
z (207Pb/204Pb) = (207Pb/204Pb)o + (235U/204Pb)(eλ1t-1)
z (206Pb/204Pb) = (206Pb/204Pb)o + (238U/204Pb)(eλ2t-1)
z (208Pb/204Pb) = (208Pb/204Pb)o + (232Th/204Pb)(eλ3t-1)
Para los isótopos de Pb se usa el 204Pb como
isótopo de referencia el que no es radiogénico ni
radioactivo.
z Las constantes de decaimiento son distintas para
cada isótopo radioactivo.
z