Apuntes geoquimica, Apuntes de Geología

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£ au DUO Y0ODOOS PJ Y III DIOS DIS ESSS IO SSIDI VS Du Geoquímica TEMA 0 —- INTRODUCCIÓN . Se considera a Victor Goldsmith como el precursor de la Geoquímica. Introdujo el elemento químico en la geología en la década de los 50” - 60” En geoquímica se usan los aparatos de análisis químico para estudiar los materiales. Es una ciencia muy especializada. La medida del tiempo es el objetivo principal y fundamental, Así el estudio de la geoquímica comprende: el tiempo, la profundidad a la que se genera el magma, la exhumación de montañas, las glaciaciones... Análisis (geo) químico Cualquier medida analítica que proporcione la composición química de uriá muestra (en este caso de una roca o un gas volcánico, un vertido industrial, un suelo...) Nos puede interesar un análisis la concentración de la muestra, la composición de un determinado elemento (o / Bo, la composición de especies químicas (CO), COz, H,...), ete - Análisis Cualitativo - Análisis Cuantitativo: son esenciales y además cada vez. se demanda mayor precisión. Elementos Mayores > 1% Un elemento no tiene porque ser siempre del mismo Elementos Menores 0,1% - 1% tipo. Por ejemplo el azufre puede ser un elemento Elementos Traza <0,1% traza en una muestra y ser un elemento mayor en otra, Los análisis se pueden hacer del total (Bula-total) (ej: análisis de una muestra homogénea, que hemos recogido en el campo, que se supone que es un gabro) o espacialmente resuelto en el que se analiza una pequeña parte del todo (ej: en una lámina delgada, análisis de media micra) El propio análisis es un muestreo. Cuando analizamos una lámina delgada con un haz (espacialmente resuelto) estamos analizando esa zona, y si cambiamos la zona de la lámina analizada estamos haciendo ya un muestreo) Cualquier proceso para preparar la muestra está alterándola creando una incertidumbre. Paca Precisión Habrá que tener en cuenta el análisis la incertidumbre (REO. quena Precisión Mucha Exactitud Sin esa incertidumbre el análisis no tiene ningún valor. Poca Exactitud Hay dos tipos de errores/incertidumbres: - Aleatorios: afectan a la precisión [Precisión: obtener el mismo resultado (o intervalo pequefío) en unos análisis] - Sistemáticos: afectan en la exactitud. Velar Estánd: h A A lo [Exactitud: obtener resultados cercanos a un valor teórico estipulado] Ñ a pas ml error estándar Es más importante la exactitud que la precisión. Los resultados se suelen dar con una incertidumbre de 20: ( X + 2a ). Con esto se quiere representar el margen de error aleatorio, que suele tener una distribución normal. La exactitud no existe en la naturaleza, no hay un prototipo de hoja o roca fija. Para usar una composición estándar se usan los valores obtenidos por varios análisis. Con esto se tiene un “valor oficial/estándar” de referencia a la hora de analizar algo. Geoquímica TEMA 1- EL ORIGEN DE LOS ELEMENTOS El Átomo El tamaño del átomo es de 10%cm (14) y el múcleo de 10 om. La densidad del núcleo del átomo es de 100 millones toneladas/cm', númeto p'= número e” =>Número Atómico (Z) Protones (91) Heutrones (n) número c' => Número Neutrónico (N) Electrones (0-) número p' + número e” =>Número Másico (A) Un nucleido se describe: O 14=p+n;6=p>n=8;6=e Isótopos de un elemento Son nueleidos con el mismo número de protones, pero distinto número de neutrones (= Z ; 4 N) Isótonos Son nucleidos con el mismo número de electrones, pero distinto número de protones (=N ; 4 Z) Isóbaros Son nucleidos con el mismo número de protones y neutrones (= A) Hay más de 2500 nucleidos. Los más populares son 270 (tabla periódica) que son los estables o inestables con una velocidad de desintegración muy lenta. Los isótopos de un mismo elemento no presentan la misma importancia en cantidad: %.,Rb > Abundancia relativa del 72,15% Pesos Atómicos Unidad de masa atómica: amu => atomic mass unit lam=112 > "Cc=>12 Son valores otorgados arbitrariamente. Se le da el valor 12 al nucleido del C, y de ahí por proporcionalidad se les asigna un valor al resto. Es la suma de los componentes del elemento: Isótopo Masa Abundancia Relativa (1%) Abundancia x Masa Átomo CL | 34,9688 0,7577 26,4988 ¿CL | 36,9659 0,2423 8,9568 PA Cl = 35,4556 uma N* de Avogadro (A): Se multiplica el número de moléculas (mol) por A para conocer el número de átomos. A=6,023 x 10% Energín de Enlace (Es> hinding energy): Es la energía que mantiene unido al núcleo. Ey = Amasa . e Electronvoltio (eV): Es la energía que adquiere una unidad cargada sometida al campo eléctrico creado por un voltio, eV = 1,6021 x 10” erg > Kev= 10% eV ; MeV =10'eV La energía que equivalo a una unidad de masa atómica (amu) es: Luma= 1/12 C.X 1/A =1/A gramos > W= mec? >E=C? / (Na x eV x 10%) = 931,5 MoV / uma : TEMA 2 — RADIOACTIVIDAD Es el fenómeno por el cual un nucleido, emitiendo partículas se transforma en otro nueleido más estable, Sc puede efectuar este paso de una vez o en cadena: AX > “pX X= nucleido radioactivo o padre/madre Y= nucleido radiogénico o hijo/hija Y es un isótopo radioactivo de X Desintegración de un Nucleido La mayoría de los nucleido se desintegran o transforman. Al nucleido inestable se le denomina radioactivo padre/madre y al que se genera radiogénico hijo/hija. E ) Este fenómeno fue descrito por primera vez por Marie Curie y Rutherford postuló que la e radioactividad (que supone un intercambio de masa + energía) depende de tres partículas: E B (P' (e*: positrón); P(e”: negatrón)); OL ('¿He) y Y Emisión de Partículas Inestables La $ Los nucleidos estables forman una banda de estabilidad. Exvoso do. 7 protanes x Los que estén a la derecha de esta banda tienen un exceso de 0 electrones. Evolucionan hacia la izquierda (perdiendo e”). o Ó Los que se encuentran a la izquierda tienen un déficit de e y Hisubles 5 evolucionarán hacia la derecha. by KE 5 Xx Excego de E La evolución se realiza desprendiendo partículas o capturándolas: plectrones D - Los de la derecha pierden un electrón mediante la emisión de una partícula de negatrón (PB) o . Estas partículas crean elementos isóbaros. iS p z N A El problema es que al aplicarle una energía y « e) Xx Z N ZAN ea nucleido se o partículas de i VOS e] = ", pero se crea un déficit de energía que no iS Y | 2+1/N-1 | Zin ISA se sabía en su momento explicar (porque la eee 3 energía ni se crea ni se destruye) ? Neutrino (0): Es una partícula sin masa, pero con una energía cinética. El neutrino viene a explicar e ese déficit de energía. El fono P” la masa y el v la energía que falta (B” + v) S So A y Hna Mg APO EZ HE) — retoque o sor y Partícula que se libera € 5) - Las de la izquierda pierden un protón mediante la emisión de una partícula de positrón (B') 18) p* Z N YN Estas partículas también crean elementos isóbaros. ro) 15) E[| 218 O E 9 Y | Z-1|N+1| Z-1+N+1=A4 e 15) 5) - El tercer mecanismo es la captura de electrones ($”) Igual que la emisión de un positrón (B') 12) La Te + Pt o+E bn 4 0) DB D DB E] B D DY 3 D Du HERRERA RO RR RES DUDO O A O Geoquímica Desintegración $ Ramificada Entre isóbaros estables debe de haber siempre uno inestable: 40 4 19K tosatie) Y PC tinesatio) ¿Ar (esto - La emisión de la partícula a (*¿He) se suele dar en nucleidos pesados: — Estas partículas crean elementos isótopos. OL Z N A La emisión de una partícula u conlleva una elevada xXx z N ZA N variación de masa en el nucleido, que viene asociada a y Tz2 IT m-2 A-4 una alta energía a-recoil ligada a la contracción del núcleo al perder una partícula. Bu > AypTh+ He +o+E La desintegración de este elemento es proporcional al n? de átomos de este elemento: (dN/dD) uN. a N=1.: constante de desintegración: expresa la probabilidad de que un átomo de ese nucleido se desintegre y se transforme en una unidad de tiempo. > velocidad de este proceso ; N = n' de átomos > JAN /N=2fdt > In N=2M+C t=0; N=N,S% C=-InNo > JInN=M-InN, > InN-InN/=-M > > M(N/No)=M > N/Ny=0% > Vida Media (Ty): Tiempo que tarda un nucleido para que la mitad de sus átomos se desintegren Cuando t="T y 9 N=N./2 > No/2=Nyx cie > [No > In(1/2)=AT4 > Ty= In 2/4=0,693/4 É 144 AT] Los átomos desintegrados pueden ser estables, pero si son inestables se 1 vuelven a desintegrar: Ni + Na + No... => — dN2/ dt =2AN2 PS (me Dia > |D*=N,-N N=Nox e fra Rúmero D D'=N,(1-e%) [e D*=N,-Nxe* — Con No no lo conocemos podemos opera con las ecuaciones para eliminar No de las fórmulas: Ds a N=Noxe* N.=Nxel Ñ SN] D*=N,—N Y 7 pi=nx on > [D'=N(e 1) ñ y 1 La cantidad de D en cl sistema es igual a la cantidad de D original (Do) ¡ e más el obtenido por la desintegración (D*) de N: [ames mama De Tamps IEA D=D, +D* HHD* =2M(e*-1I> | D (p,)+N (e 1) Esta cantidad es un gran problema porque no se sube si estas fomando los D originales de la muestra o le sumas algún D' Todo esto está explicado para un sistema cerrado Geoquímica Isocrona Se midió radiometricamente en la década de los 50”. Una isocrona no es un punto, tiene dimensiones y un cierto error, de ahí la cruz, que es la magnitud de error que podemos cometer. Torres Comp. de 3 rocas cogenéticas Precisión: medida + error t Ba E —3r] Evolución de 869, la roca en el tiempo Só A a 3 J t=0 Relación 1 ! i isotópica 63 H 4 H =8 y [Sr= Se So] 370 y) 36 So Tonalita | Monzogxanito radiogénico Sr Granodiorita La indeterminación anterior no podemos calcularla con una sola mucstra, sino con muchas que evidentemente cumiplan unas condiciones: la misma edad y el mismo origen. Para calcular la edad de una roca se debe hacer este proceso con varias muestras cogenéticas (E edad; = origen). Esta situación es ideal. En la naturaleza son muy comunes los procesos de alteración que pueden modificar la composición de Sr y Rb. Una isocrona necesita tres puntos y cuanto menor sea el error de esos puntos más aproximada será la composición original que obtendremos. Si las 3 rocas del diagrama se forman a partir del mismo magma tendrán la misma cantidad de "Sy / “Sr y distinta de “Rb / *Sr. La intersección isocrónica ( Sr / “Sp será la composición original, el punto de origen. Cuanto más *Sr / Sr tengamos y menos 87Rb / Sr la pendiente será mayor. Como la edad de la roca, a partir de las isocronas, es la pendiente (siendo u. el ángulo de su tangente), cuanta más pendiente más antigua. El Rb desaparece con el t y el Sr aumenta con el tiempo Tgo=AY/AX=e*"-1=mM convertido en un sistema cerrado (se aísla y comienza la transformación isotópica que_nosatro vamos a tener en cuenta), y esto ocurre cuando la T* ha bajado a un valor determinad de cierre .s | | En plan estricto lo que se mide es el tiempo que ha transcurrido desde que el sistema se ha isotópico). Una subida de T? puede volver a abrir el sistema. (Welawor que slo permide canoa 9 hise 8% tr 8ógy La edu la, la roca (Sin E] lanar fines) a la edo Sir de eL gveilo wrhamerfico (e fico ai Luo sediteituco. FAA 5 Es, ea Ajo cano pedrica datas 2p/ 865 los des cosanícanoophe) En el t, (1) se forma el granito. En el to y se da el evento metamórfico a partir de él, los minerales evolucionan con otras relaciones isotópicas. A A A Geoquímica Geocronología del Sr - En meteoritos - En el agua del mar de hoy y en el pasado El estudio en meteoritos se realiza para poder aproximar la edad del universo. Tienen muy poca cantidad de Rb. Para calcular esto se supone que la Nébula Solar (materiales originales) tenía una concentración Rb/Sr homogénea (sino sería imposible calcular la edad) Cuanto más joven es un meteorito mayor será la relación 5Rb / “Sr ya que se han desintegrado parte del isótopo padre del *?Sr (*Rb ). El problema es que la información que nos dan se encuentra condicionada por posibles alteraciones en el meteorito: metamorfización, fusión y recristalización... El registro del agua del mar se puede obtener de las rocas carbonatadas (ya que el Sr sustituye al Ca y casi no tienen Rb) y del registro fósil. Debido a que no hay Rb, y suponiendo que se ha mantenido en un sistema cerrado, la composición *Sr /*Sr será muy próxima a la concentración original. La precisión en los estudios condicionó la idea generalizada de que la composición de Sr en el agua se mantenía constante, pero cuando el margen de error pasó de ser 0,004 a 0,0005 se comprobó que la composición del mar variaba con el tiempo. Los átomos de Sr cuando se encuentran en el mar (reservorio) pueden permanecer en él 3 Ma. El tiempo de homogenización del agua del mar es de 2,000 años. Con esta diferencia de tiempos se supone que el Sr se ha homogenizado en un tiempo muy inferior al que le corresponde, esto va a indicarnos que depende de la profundidad, la temperatura, la localización... La duración mínima de los ciclos de variación del Sr se ha 4 calculado en 2 Ma, para poder explicar los periodos de po homogenización. “gr sr Entre el Cretácico-Terciario hay un pico en el Sr. Se le atribuye al impacto del meteorito que o bien por parte de su composición o por los materiales arrancados de la Tierra y ¿— + 4 + > luego disueltos en el agua del mar aumentó la cantidad del Sr. e. > e e 100 Tiempo Ma Otro cambio en la composición del mar es por el aporte de sedimentos por erosión en los continentes, la actividad magmática, aguas infiltradas, Mar recristalización de los carbonatos, actividades biogénicas... A a Volcanes. an Eroaión Infiltradas s . Dorsales Todo esto se ve influenciado por la tectónica, dependiendo de la distribución de los continentes, siendo mayor el aporte cuanto más perímetro se encuentre en contacto con el mar. 3) (0 lO Geoquímica (na 1 NA Ycuur= 0,512638 (tación hoy en cun) 0,1967 (“Sm ""a) x (c*— 1) Manto Empobrecido BR = Pa NA | S CHUR: Ena = (CP NA/ Na) CNA / NO) car), (na / "Nemo ] x 10% Ma Esta concentración es mayor en el manto que en la corteza. El Nd tiene afinidad por la fase líquida, el Sm por la sólida. Continental Un manto empobrecido es aquel que ya ha sufrido más Presente € (Ma) Pagado procesos de fusión. Las rocas de la corteza se ven empobrecidas en Sm ya que tiende a quedarse en los residuos sólidos del manto, La corteza cuando crece es cuando recibe el aporte de estos materiales del manto (material juvenil) el resto es reciclaje de la corteza continental (magmatismo por fusión del basamento). La Edad Modelo es la edad en la que una roca se ha separado del manto (no son edades reales, están calculadas basándose cn una hipótesis) Manto Condrítico Tenur=1=1/%1n [(CéNd / "“Nd)a —0,512638 / ("Sm / ““Nd)a — 0,1967) + 1] Tom=t=1/% tm (Ca / Nr — EN 1 Ron / (Sm / Na — (Sm / Ny) + 11 Manto Empobrecido Si el € es parecido al del Manto Empobrecido, como sabemos dos puntos (Exp actual y de cuando se fracciona la corteza) hacemos una recta y conocemos Toy. Supercontinente a e El último supercontinente conocido es la Pangea y se data de hace 300 — 200 Ma (cuando se empezó a abrir el Atlántico). Otros supercontinentes anteriores, aunque se debaten todavía son: - Panotia: 750 — 300 Ma - — Rodinia: 1.000 750 Ma Ciclo Supercontinenté En el registro geológico hay varios episodios de colisiones continentales especialmente intensas (200 Ma, 300 Ma ...) Esto nos da una idea de que hay una ciclidad con una relativa frecuencia. Por tectónica de placas los continentes se unen entre ellos consumiendo la corteza oceánica que los separa. 'Al formar un solo supercontinente se debería pensar que se ha llegado a una fase de estabilidad, pero este supercontinente se comporta como una capa aislante del manto que se encuentra debajo, produciendo un sobrecalentamiento de este. Este magma más caliente provoca una intensa actividad volcánica en el continente, debilitándolo hasta que se forman los océanos interiores que terminan separando fragmentos del supercontinente formando “pequeños continentes” separados por océanos interiores. 10 a Dor 20D y Ps DO 00UDOD A AA AAA A vu en O (€) o D E] ¿DD B 2 »] e) El 3 pa e) ) 5 a 2 SY YULUIULO0O UNO VOY ¿ele Geoquímica Con esto se dividen los océanos en interiores y exteriores, siendo los materiales de la exterior más antiguos que los interiores. Hay dos posibilidades de continuar el ciclo: - La expansión se detiene y se vuelven a acercar los continentes cerrando los océanos interiores - La expansión de los continentes no se detiene y siguen alejándose (consumiendo la corteza de los océanos exteriores) y colisionan en el otro lado del planeta. El problema es que el registro geológico de la corteza oceánica se ha destruido, no teniendo materiales de esa época. Solo nos quedan cuñas de ofiolitas, islas oceánicas... Rotura Suparcontinente +VE) Gr, A DM YA Manto En E Empobrecido ¿ho -] h 0 PD Es 525 A CHUR Y TN EY 006 ! VE estelar ! t Presente ¿— Pasado E01a) Tintoriór Truptura Texterlar Con estos estudios se llaga a la conclusión de que Pangea es el resultado del choque de dos megacontinentes: Gondwana y Laurussia, cerrando dos océanos interiores: lapetus y Rheic. El Rb y el Nd (elementos incompatibles con la fase sólida) se incorporan en los fundidos en las relaciones MORB Rb-Sr, Sm-Nd, por esto el magma pierde Rb y gana Sm. — 143, 4 Cuando nos referimos a un manto enriquecido es que na contiene una alta proporción de elementos incompatibles. En el caso del Rb es el elemento padre el que se encuentra enriquecido más tarde en la corteza continental, mientras que en el Nd es el elemento hijo. Corteza Continental Hay un enriquecimiento a corto plazo de elementos traza, “soso, y uno a largo plazo de isótopos radiogénicos, Para evitar este empobrecimiento se ha deducido que debe de haber una zona del manto inaccesible que no se empobrece en materiales padre y sigue suministrando elementos hijos. Esto es debido a la dinámica interna del manto. Se han dado dos modelos que intentan explicarlo:. 1- Llegan a la superficie directamente desde el núcleo 2- Existe una convección del material en el manto y el material recorre un circuito para llegar a la superficie. Esta hipótesis se utiliza para explicar el modelo de doble circuito. Esto se explica por lo elementos gaseosos Ar = “K que se desprenderían del manto al salir a la superficie, pero como no se ha desgasificado se dice que es un manto profundo. 11 IDEUEGUVOUUCUONVwY DUDO: DU WI YDQODODyoyJyy.oyvYyow DS UU Y UY DU DY S YUU A Geoquímica 235 207 238; 4 El paso de 9%U -> pp y 9% -> "Pb no es de un solo paso, es una cadena, siendo estos los clementos iniciales y finales respectivamente. EL sistema U — Pb se aplica en minerales como la magnetita, el circón, rutilo, titanita, ... (todos lo que posean Cl, aunque sea en cantidades muy pequeñas) Cuando hablamos de Pb común nos referimos al Pb no radiogénico, es decir, el que no procede de la desintegración de otro elemento. Así, un mineral que posea mucho Pb común será un mal mineral para incorporar uranio y a partir de él obtener Pb radiogénico. Por tanto ese mineral no será un buen geocronómetro. 20pp /295pp 9, =1/ 137,88 + [ (098 19/68 - 19] Diagrama de Concordancia U — Pb y artan 207; 235 206 238, Cc d Relación "pb /5U frente a pp /y, rdia Línea de Discordia La curva de concordia es el lugar geométrico en 0, el que todos los puntos tienen la misma edaden PT T=>= cuanto a la relación anterior, A cada tiempo le 2061 0 Cancordante corresponde una relación. Hay dos tipos de 238 E | - diagramas: Wetherill y Ter-wasscburg. A 0,2 Nuestro análisis proyectado sobre la curva de — Estela, rPérdida total des Pb concordia nos muestra la edad y las relaciones. a E se S 158 El análisis es concordante cuando que da C”PD/“UPDk, $ mw 207 py, proyectado sobre esta curva de concordia (ya 23511 que coincidiría la edad para ambas relaciones). Si se cumple esto se puede decir que el sistema se ha mantenido cerrado. Si, ¿pozas por el contrario, no coinciden las edades sabríamos que el mineral ha ¡600 Ma perdido Pb (análisis discordante). : La línea de discordia que representa la pérdida de Pb posee dos cortes con la an curva de concordia: el primero es la edad actual en la que se ha perdido todo e el Pb y el otro es nuestro análisis concordante. (0 Un análisis es concordante (preciso) cuando la recta de discordia corta a la mas aa a curva de concordia. Hay posibilidades más comunes: Herencins: Minerales con varias composiciones: composiciones Aa distintas dan puntos distintos en la recta. Puede haber (y es normal) más de una composición Pérdida de Pb: Al perder cristalidad favorece la extracción de Pb. Puede legar a perder todo su Pb radiogénico. Esta pérdida puede estar debida a procesos metamórficos. Tera-Wasserburg - Concordia Explica la misma evolución pero usando en los ejes las proporciones: x: "tu ¡“epp+ Y: (App ¿pb y+ Adquiere otra geometría invertida a la otra. Geoquímica Este diagrama nos sirve para ver la contaminación de las muestras del Pb común, ya que conocemos la proporción del Pb común hoy ("Pb /PPb = 0,836) Edades Radiométricas — Absolutas: Es la edad de una relación, es decir: la suma del elemento radiogénico + la del radioactivo, Edades Modelo: Edades que representan la expresión matemática de un modelo. El Pb primordial que se encontraba en la nebulosa del que salió el sistema Solar estaba con unas abundancias específicas que son las que hemos heredado, pero también había U y Th, por lo que también hay plomo procedente de la radioactividad de cestos. Con esto deducimos que las proporciones de los isótopos del Pb no se han mantenido constante nunca. Modelos para la Evolución Isotópica del Pb Holmes €: Hontermans (1941-1946) y Stacey — Kramers (1971) Suponiendo que la proporción de Pb es única en todo el universo las variaciones en la abundancia de Pb depende solamente del U (U/Pb). Se sucle usar la galena para estudiar el Pb. pp / 207pp ) y ( 206pp / 20py ) p+ ( 206pp ¡pp ) i= ( 206p1, / 204pp ) Ñ R = la del reservorio a partir de la que se forma la galena P = primordial, el que tenta la galena cn su composición original T = generada por desintegración de U y Th 1=el que se ha formado en la galena si tenía U y Pb en la composición (pp pp) y = (By pp, y (AT_ Do: pp /P py), = y /2pp y (mt 1D T=tiempo original de la Tierra 1=tiempo de la muestra (pp ¡Pp y y = (pp 20% ) y +8 /204pp) ye (AP D- Bu /Ppbx (ot D Si se quiere saber g (galena) se suma todo di > "pp > "y El A cambia según los isótopos de Pb-U-Th: |d-> Pb-> B5y da > "pp > Tp [CPP pp) ¿OP Pp) p)]/ [P5pp /2pp, ) y — (pp / pp) p)] =(1/137,88)x [(0 ¿Py (PT ¿M7 . Holmes 8: Hontermans Para los mcteoritos se estudia un mineral llamado Troilita. Posee rmuáirela cantidades importantes de Pb. Se le supone a los meteoritos una 20, composición química estable, no han sufrido diferenciación química como Hp, ya la Tierra (historia más simple, más lineal) hi La composición de los meteoritos tienen una composición U/Pb muy baja, por eso se utilizan para poder calcular la edad del sistema solar, Con estos 206, /204 y, cálculos se dató la edad en un principio en 4,55 Ga, Se calcula de la misma forma que en la galena pero poniendo la del meteorito ( g => m) y Stacey - Kramors se supone que no ha sido alterada la composición en el tiempo €e 291—, a 204 pp, [CUPo /Pb)i — C% Po /?9Pb)p)17 (EDO /2%Pb) o, — COP /PPpp)p)] Seo =(1/137,88) x (e 94D) =p /2pp, ; y Tp [Pp 206, /204p A M1 AS Den A Ha DARADRAAr ¿ € É - po Geoquímica Sistema Re - Os No es un sistema de los más populares hoy en día, pero las aplicaciones de este sistema isotópico son de mucha importancia (datación de platinoides, meteoritos metálicos, diamantes, petróleo, algunas rocas sedimentarias...). Las rocas ígneas y metamórficas son mucho más fáciles de datar que las sedimentarias. El Re tiene dos isótopos de los cuales el '"Re es el radioactivo, que se desintegra en Osmio 187 MT Re > 05 + P+E Radios: Re=0,71Á ; Os=0,71 A Son reemplazados por el Molibdeno (0,68 A) Re > ab= 62,602 % Re > ab =37,398 % Re = 1,666 x 10! y! El Os tiene varios isótopos (184, 186, 187, 188, 189, 190 y 192). Parte del Re y del Os está en los materiales del núcleo, habiendo déficit de estos elementos en el manto y la corteza. La concentración de Re en meteoritos es de 62,6 ppb y en las peridotitas (rocas con más cantidad de Re) baja a 0,83 ppb. COS 105 ) qa = (105 / 1805) ¿4 (RO BG) (o 1) El '0s es el isótopo estable con una ab = 13,243, mientras que el Os es pseudoestable a pesar de ser poco abundante ab = 1,389 por lo que también se utilizará como denominador en la fórmula. El caso de la molibdenita es un caso peculiar, ya que en su estructura no entra nada de Os común, solo se introduce Re. Por esto se le considera un mineral ideal, ya que gracias a esto se sabe que el Os que haya en la muestra cs Os radigénico. Con esto se reduce la fórmula a: Os ="Rex(M_1) ;t=(1/10)x In [(%0s /'Re) +1] A : ¿ Molihdenkta La isocrona de este caso pasa por el origen. También se han 167, —— denominado unos números condríticos (estos valores son para hoy): me . "Re /1%0s=0,423 ; "Os /'Os=0,12863 En la notación épsilon ( € ) para el os se utiliza otro símbolo (v ) y en 0 vez de multiplicar por diez mil (10*) se hace por cien (10? : 1119/1880, v=[(Om= COS / Oscar TOS 1 O caug] x 100 El valor v de puede ser + 6 — según tenga la muestra hoy un mayor valor de 05 / "05 o menor que el valor del condrito. La edad modelo se refiere a la edad hipotética de separación de la muestra del reservorio (igual que en los demás sistemas) CWOs 1 OS cuum= 0,12863 — 0,423 x (e*-1) IO (Mos O cuur= (1905 / 09 E= (1 /A)x In [ (0,1286 (05/05 ),,)/0,423) +1] 2 Hipotética edad de un reservorio. Momento en que la muestra hereda la composición del reservorio, sería el momento inicial de la muestra 16 860000000 NN UY PUSE VW Y DS DY UY Y Y Y YI SU UY Y Y Y YY ww Yu AREA ESA ESO PE ETE TES Geoquímica TEMA 10 - ISÓTOPOS EXTINTOS Sistema 1 - Xe 1913 xo (=1964) Cuanto una menor vida media de un isótopo inestable mayor será la cantidad del isótopo hijo detectado. Con estos se puede calcular una cronología relativa: 19] y= PI*x e?» N=N)x 0 129 I M2 r79 7 ke o xo" ; 1 (0) = ko x "Io xe xr Pay 5 Xen Lo) CPU PD uh= VAGA DES (0)] x ¿A 2 Lcda + CP 1? Si consideramos la composición de la nebulosa original como homogénea, al dividir el bloque 1 entre el bloque 2 se eliminaría la relación (o) quedándonos: LPI PL CPU PD p]=e 42-094 Como todo el '1 se ha consumido se puede medir con el isótopo hijo: xo, Con esto al calcular el 1 (1= 1/1...) no se calcula una edad absoluta, sino el tiempo entre t; y t2. Es una edad relativa absoluta. Sistema Pd — Ag El Paladio tienen 6 isótopos estables y 19 inestables. Todos tienen una vida media muy corta, excepto el '”,¿Pd, por lo que ya no queda nada de Pd y se ha convertido en Ag. 17 pd? Apta PAE Vida Media: T4+=6,5 Ma > Después de 30 Maz 5 x TY el 'Pd deja de existir (Tag! "Ag )y=1,07 - 1,09 => Composición isotópica en la Tiorra 107 109 > paa P . 107, (ag /'"Ag Jm = 1,09 - 9 9 Composición isotópica en meteoritos Tas La pendiente de este gráfico nos da la relación '"Pd / 19Pg con esa relación, sabiendo que es igual a 1084 g* / Pq podemos medir de manera indirecta la relación de '"Pd en la muestra ( 107pg =Bpgr>) 108 pa /10% Ag N=N x e % y pas pay (Upa pq y e Dos meteoritos formados en dos momentos distintos tendrán el mismo valor primordial 107pg / pg ya que se formaron a partir de la misma nebulosa solar: (pg y pg yy = (Upa pay, x e] papa), / ("pa / Pipa ya = eN os = ¿0-M>at Cp ay = par pa) 2 | ar=(1/1)x ta 1 CPPa Pp ya 1 (pay Pa): 17 Geoquímica ¿La =Ris/ Ra = (0/0), v=(*0/0), > > = [(Ra—Rsro) / Rsro] x 1.000 ay =Ra/ Ry a%,= (8, + 1.000) / (8, + 1.000) > ? S.= [(Ro — Rs) / Rsro] x 1.000 noh=1/T ; 1.000 Cn ey) =[ (Ax 10/17 ]+(8) » A esto es lo único n* de ajuste E que se mide de la ecuación DO Y - 6 2 , » 8,8) =[(Ax 10%)/T*]+ B Za ladas talópica she alos lado (lyuroliaip) D x 0 fardos de Apocccuación ade go Ecuación de Rayleigh Expresa la fraccionación del oxígeno (está referida a los gases y a los líquidos). Como cambia de » O; composición isotópica el vapor en la nube en función del tiempo y 4 > Ry =RY 10! a,=Ry/R, J ) ¿ Ry= composición isotópica del Y ¿por inicial f = fracción de vapor que queda en el sistema (valor entre 1 = 0 2 ) E Ry/RY= PL; Ra/Rb=a%=(8,+ 1.000 ) / (Sy + 1.000) => (By+ 1.000) / (By + 1.000) =£*7! J Ss bae e í Ñ lor e a “s ) A RI=Ryxoxf e! > A DEN ) a ada or do) > ao, =(8'0",+ 1.000) x £*%!- 1.000 SO =(Ra-Rsro) x 1.000 /Rsi SE » 30, = (8/0, + 1.000) x a x £%!-1.000 - e ett TES de 5 EL Oxígeno en los Minerales un PA a sde O at o as e z ) El valor del O total de la roca será un valor medio de las proporciones de 189 / 150 que tengan cada > mineral que la forma.El mineral que más oxígeno posec es el Q con un 20 %o0, los ferromagnesianos poseen una media de 4 —5 Vo Cboaralter mactelicos y Cuando estudiamos rocas ígncas nos importa el conjunto BO / 0. Las rocas del manto poseen alrededor del 6 oo de 5'0, y existen muy pocas rocas que poseen menos de este porcentaje. Esto se debe a diversas causas, aunque la más importante son las alteraciones. Los minerales que se han formado en presencia de agua (no del manto) tienen valores de S'%O altísimos (> 100) El agua del mar tiene un valor de 80 =0. La composición isotópica de la relación 10 / '%0 depende de factores químicos, físicos y ambientales, nunca del tiempo, porque son isótopos estables. Sin embargo para la relación Sy / Mr esto no ocurre igual, ya que este si que depende del tiempo. La composición isotópica de los minerales no se ve afectada por la cristalización fraccionada, pero a la composición isotópica de la roca si. Ejemplo: Repartición de los isótopos del O en la Silimanita y Wolastonita. 19%) =(Axc10/12) 48 y Rsir / Rwo Sil Wo (so/'0)+(50/'0)/2=85'0/'0 O : 40 LA 19 DDD WYOMING A Geoquímica hlopar de Jura 5 Composición Isotópica del Oxigeno e en el Circón El mineral se forma en estadios tempranos de la roca y así fija muchas características de este episodio. Además los zircones resisten bien a las condiciones físicas y químicas, por lo que son la evidencia isotópica de la Tierra más temprana. Hay una cualidad importante que puede afectar a este circón: la difusión 45,71 too Dentro de un mismo mineral puede haber dos porciones distintas dentro de un mismo valor +9 09 de tiempo. No es fácil saber si la composición isotópica ha quedado fijada en el primer núcleo 9 %oo Ó O o ha habido pequeños desequilibrios. 5.70 5,100 Datación mediante Carbono 14 Vida Media *C: TY = 5730 años Cosmogénicos: se llaman así porque se generan por la interacción de rayos cósmicos con los vientos solares y generan varios elementos nuevos. Rayos cósmicos: son protones y neutrones con una E muy alta (pin, 107 Ge V = 10% ev ) Plasma: gas ionizado (N, O...) Forma la mayor parte del universo y forman el viento solar. Este viento interactúa con la atmósfera terrestre y crea un flujo (siendo en los polos donde más actúa) Cuando los vientos solares interaccionan con la atmósfera se crea un flujo (mayor en los polos). MN a > CA ps MO MN por E El *C entra en las plantas por el CO, y se mantiene renovándose hasta el momento de su muerte, que es la fecha que se data. El límite fiable de este método de datación es de 60.000 años. N=Nyxe*% > En este caso se mide la actividad (A) que es otra forma de medir la concentración A=Ayxe* ; nmA=InA¿x (M4) ; t=1/4(InA,-InA) A,= la inicial A =en la muestra La actividad se mide en desintegración por minutos por gramo de C. El **C de la troposfera pasa a formar parte de las moléculas de CO» y llega, a la superficie en forma de lluvias. Esta precipitación es lo que mantiene constante la cantidad de '“C en la estratosfera ya que se está produciendo siempre y tiene que existir un método de “escape” para liberarse de él, por lo que se presupone que la proporción de *C en la atmósfera es constante en toda ella, Además la cantidad del '*C en las plantas se supone que no depende del clima, suelo, ... y que la cantidad de A, es igual en todas artes. La única varianza cn A, es debido a las variaciones de la actividad solar, Esto era así hasta que la actividad humana, al quemar combustibles fósiles, emitiera 1 (carbono no tecionciivo) y cambiáramos las proporciones. ¡ Una forma de recuperar MC sería con bombas nucleares ! Hay tablas para corregir los valores obtenidos con esta datación. Otra posible alteración del 'C en los océanos es debido al ascenso de aguas profundas, más ricas en CO) con las aguas superficiales, con menos CO». 50 => 98,90% os nc=((PC/ PO) - (PC / PO) ) x 1.000/( YC /PC)srp 1C=> 01,10% Interviene en las reacciones de la atmósfera, biosfera e hidrosfera. 20 VOoOUu O Y . Conos . >. ODO CUPO