Fraccionamiento isotópico. Aplicaciones al estudio de los procesos geológicos.

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Este parámetro sirve para expresar en qué proporción está más enriquecida la muestra en el
isótopo pesado respecto al patrón, lo cual se puede representar mediante el esquema siguiente:
 
El patrón utilizado en la determinación de los valores  varía de un par isotópico a otro, siendo
esto determinado por la constancia en la composición isotópica del objeto que se tome con esta
finalidad.
1.8- Fraccionamiento isotópico. Aplicaciones al estudio de los procesos geológicos.
El fraccionamiento isotópico consiste en la distribución diferenciada de 2 o más isótopos entre
varios objetos involucrados en procesos físicos, químicos o bioquímicos comunes. Por
consiguiente, este fenómeno conlleva a un cambio más o menos pronunciado de la composición
isotópica de los objetos que participan.
Conjuntamente con estos procesos ocurren reacciones de intercambio isotópico que tienden a un
estado de equilibrio isotópico.
Cada reacción de intercambio isotópico en su estado de equilibrio estará caracterizada por una
constante de equilibrio (K) a una temperatura determinada. Esta magnitud expresa la intensidad
del fraccionamiento isotópico una vez alcanzado el estado de equilibrio isotópico, de ahí que la
constante de equilibrio (K) sea equivalente al grado de fraccionamiento isotópico ().
Simbólicamente se pueden representar cada uno de estos conceptos por medio de la reacción de
intercambio isotópico:
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- 0 +
 Enriquecimiento del isótopo ligero
en la muestra respecto al patrón
Enriquecimiento del isótopo pesado
en la muestra respecto al patrón
Evaporación
Sublimación
Condensación
Procesos físicos
Reacciones redox
Reacciones de intercambio iónico
Procesos químicos
Procesos bioquímicos
Reducción bacterial de sulfatos
Formación bacterial de metano
Fotosíntesis de las plantas
Asimilación de carbonatos por los organismos calcáreos
donde:
mAX, nAX: Especies isotópicas de la sustancia AX
mAY, nAY: Especies isotópicas de la sustancia AY
m: Número de masa del isótopo pesado
n: Número de masa del isótopo ligero
: Grado de fraccionamiento
   
   
   
   
 
 AXAA
AA
AXcAXc
AYcAYc
AY·cAXc
AY·cAXc
α
nm
AY
nm
nm
nm
nm
mn

Por definición, la ecuación que representa la reacción de intercambio isotópico se plantea de
forma tal que en el sentido directo indique el fraccionamiento isotópico. 
De modo general, el fraccionamiento isotópico decrece en velocidad al aumentar la temperatura.
Este factor, por consiguiente, resulta opuesto al fraccionamiento isotópico y provoca que
prácticamente no exista en un magma a 700-1000 ºC, comenzando a tener importancia durante
los procesos petrogenéticos que ocurren a temperaturas más bajas.
Es necesario añadir que el fraccionamiento isotópico se desarrolla más ampliamente en sistemas
que involucran una fase gaseosa, de ahí que elementos tales como H, C, O y S, que forman
compuestos gaseosos, sean los que manifiesten un mayor fraccionamiento isotópico.
La intensidad del fraccionamiento isotópico es función de las diferencias relativas entre los
números de masa de cada isótopo involucrado en el proceso (diferencial másica).
Por ejemplo, si se comparan las diferenciales másicas entre los isótopos estables del hidrógeno
(1H y 2H) y del cloro (35Cl y 37Cl), a partir de las expresiones correspondientes,
0,5
2
1
2
12
H)A(
H)A(H)A(
2
12




0,054
37
2
37
3537
Cl)A(
Cl)A(Cl)A(
37
3537




Esto permite considerar que el fraccionamiento isotópico del hidrógeno es mucho más factible
que el del cloro.
Hasta la actualidad el elemento más pesado para el cual el fraccionamiento isotópico ha sido
claramente demostrado es el azufre, en el que la diferencial másica entre sus isótopos (32S y 34S)
es de 0,059.
Varios aspectos que se relacionan con la génesis de los depósitos minerales pueden ser valorados
mediante las investigaciones de isótopos estables. Entre ellos, los más destacables son:
a) Condiciones físicas de formación mineral (temperatura, presión y profundidad).
b) Cuestiones hidrológicas de los sistemas de formación mineral (origen y masa de los fluidos
formadores de minerales, duración de la actividad hidrotermal).
c) Orígenes de los constituyentes minerales (azufre, carbono y metales).
d) Composición química de los fluidos de formación mineral (estado redox, relaciones
sulfato/sulfuro, pH y relaciones CO2 / CH4).
e) Mecanismos usados en el transporte de metales y azufre y deposición mineral.
f) El origen y proceso evolutivo de los magmas relacionados con la formación mineral.
Estos aspectos vinculados con los procesos de formación mineral no deben ser tratados
aisladamente pues entre ellos pueden existir numerosas interrelaciones. Por ejemplo, la química
del metal y del azufre de un fluido de formación mineral pudiera depender del origen del
carbono y del agua, de la historia hidrológica del fluido, y del origen del azufre y de los
metales. Los procesos deposicionales pudieran, en cambio, estar influenciados por la
geoquímica de los fluidos.
Mediante los sistemas de isótopos del hidrógeno, oxígeno, carbono y azufre se llega a obtener
alguna información útil sobre estas seis cuestiones de los procesos de formación mineral. Los
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mAX + nAY nAX + mAY >1
 1
isótopos del azufre son más útiles que otros para la delimitación de las temperaturas de formación
de las menas sulfurosas; el análisis de los aspectos hidrológicos de formación mineral descansa más
fuertemente en los datos isotópicos del hidrógeno y del oxígeno que en otros debido a que el agua
es el disolvente por excelencia de todos los constituyentes meníferos en todos los depósitos excepto
en los "ortomagmáticos" y la composición isotópica del H y O de los fluidos formadores de mena
refleja el origen e historia de la interacción agua-roca de tales fluidos; los isótopos del azufre y del
carbono son usados en el estudio de algunos detalles sobre los aspectos químicos de formación
mineral, así como la participación de los procesos biológicos en algunas ocasiones.
 Las aplicaciones de los isótopos estables en este sentido se resumen en varios artículos científicos
publicados en los últimos años. Taylor (1974, 1979) y Sheppar (1977) han dedicado sus
resúmenes a los isótopos del hidrógeno y del oxígeno; mientras tanto, Rye y Ohmoto (1974, 1979)
desarrollaron estos para los isótopos del azufre y del carbono.
Las investigaciones isotópicas pueden resultar de interés también en el esclarecimiento de algunos
tópicos, tales como:
a) Paleotemperaturas de mares y océanos.
b) Origen de sustancias orgánicas (metano e hidrocarburos).
c) Origen de las aguas (meteóricas, magmáticas, etc.).
d) Diferenciación del origen de los minerales..
 Fraccionamiento isotópico del oxígeno y el hidrógeno. Aplicaciones.
Para evaluar la composición isotópica de los objetos geológicos, respecto a los isótopos del
hidrógeno (1H y D) y del oxígeno (16O y 18º) se utilizan preferentemente los valores D y 18º,
respectivamente. En estos casos se adopta como patrón universal el agua de mar.
 
  10001HD/
HD/
δD
mar de agua
1
muestra
1









 
  10001OO/
OO/
Oδ
mar de agua
1618
muestra
1618
18 








a) Por procesos físicos.
Los cambios de fases del agua propician la ocurrencia del fraccionamiento isotópico del oxígeno
y el hidrógeno, con tendencia a alcanzarse el estado de equilibrio isotópico a una temperatura
dada. Entiéndase dentro de estos procesos físicos: la evaporación (líquido-vapor), la
condensación (vapor-líquido), la solidificación (líquido-sólido) y la licuefacción (sólido-
líquido).
En todos los casos existe una tendencia al enriquecimiento de la fase menos dispersa en el
isótopo más pesado de cada elemento (18O y 2H, respectivamente).
b) Por procesos químicos.
La medición de paleotemperaturas de mares y océanos puede realizarse mediante el estudio de
las reacciones deintercambio isotópico siguientes:
 Fraccionamiento isotópico del carbono. Aplicaciones.
En el caso del 13C es utilizado como patrón un fósil calcáreo denominado belemnite.
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1H2O(l) + 2H2O(v) 2H2O(l) + 1H2O(v)
H216O(l) + H218O(v) H218O(l) + H216O(v)
1/3CaC16O3(s) + H218O(l) 1/3CaC18O3(s) + H216O(l) HC
16O3-(ac) + C18O2(g) HC18O3-(ac) + C16O2(g) 
1/2 16O2 (g) + H218O(l) 1/2 18O2 (g) + H216O(l)