La presentazione è in caricamento. Aspetta per favore

La presentazione è in caricamento. Aspetta per favore

La Geochimica usa i metodi della chimica per studiare i processi e la storia della Terra. La Geochimica degli isotopi stabili utilizza gli isotopi non-radioattivi.

Presentazioni simili


Presentazione sul tema: "La Geochimica usa i metodi della chimica per studiare i processi e la storia della Terra. La Geochimica degli isotopi stabili utilizza gli isotopi non-radioattivi."— Transcript della presentazione:

1

2 La Geochimica usa i metodi della chimica per studiare i processi e la storia della Terra. La Geochimica degli isotopi stabili utilizza gli isotopi non-radioattivi naturali (elementi con peso atomico < 40), comuni e presenti sia nei cicli inorganici che biologici. H, C, O e S sono particolarmente importanti per le Scienze della Terra perché partecipano alla formazione delle rocce e dei giacimenti minerari, al ciclo idrologico, e ai processi vitali. GEOCHIMICA DEGLI ISOTOPI STABILI

3 Review: Composizione di un atomo: - X protoni (+) + X elettroni (-) + Y neutroni (senza carica) - massa di un protone: ~1000 volte quella di un e - - massa di un neutrone = massa di un protone - numero di protoni (N) = numero atomico (Z) - somma di neutroni e protoni (Z + N) = numero di massa (A) Isotopi: - Atomi con lo stesso numero di protoni ma un numero diverso di neutroni gli isotopi hanno masse differenti (es. Carbonio: 13 C, 12 C - Ossigeno: 18 O, 17 O, 16 O) - Gli isotopi stabili non decadono - Gli isotopi leggeri sono più comuni di quelli pesanti - Le proprietà chimico- fisiche di ciascun sotopo e molecola isotopica (es. 13 CO 2 ; 12 CO 2 ) dipendono dalla relativa massa

4 Si conoscono una quindicina di isotopi dellO. Di questi, solo tre sono stabili: 16 O (ca. 99,8 %); 18 O (ca. 0,2 %); 17 O ( %, trascurabile) ISOTOPI DELLOSSIGENO La più comune molecola dacqua è 1 H 2 16 O; in natura, le molecole con più di un isotopo raro sono molto rare

5 ISOTOPI DEL CARBONIO Il carbonio si presenta con due isotopi stabili (oltre al noto isotopo radioattivo 14 C): lisotopo più comune è il 12 C (98.89%), quello raro è il 13 C (1.11%).

6 Molecole come la CO 2 e lH 2 O sono miscele isotopiche HH 16 O HH 17 O HH 18 O HD 16 O HD 17 O HD 18 O DD 16 O DD 17 O DD 18 O Le proprietà di queste molecole non sono identiche: ProprietàH 2 OD 2 O Vapor pressure: Torr Melting pt.: ˚C Boiling pt.: ˚C Latent heat of 3.82˚C Carbonio: 12 C 13 C % % Ossigeno: 16 O 17 O 18 O % % % Idrogeno: 1 H 2 H (D) % % Boro: 10 B 11 B 19.82% 80.18%

7 Le proprietà dei vari isotopi di uno stesso elemento sono quindi molto simili, ma non identiche. Ciò che ci interessa maggiormente è il processo di frazionamento isotopico, ossia la separazione dei diversi isotopi di uno stesso elemento durante processi chimici, fisici e biologici; questo processo determina una differenza nelle concentrazioni relative finali dei vari isotopi. IL FRAZIONAMENTO ISOTOPICO

8 Il frazionamento isotopico è conseguenza della diversa massa degli atomi, che influenza le proprietà termodinamiche dei loro composti molecolari. Si distinguono due diversi tipi di frazionamento isotopico, per ragioni di equilibrio termodinamico e cinetiche: FRAZIONAMENTO ISOTOPICO DI EQUILIBRIO: dipende da differenze nelle proprietà termodinamiche delle molecole costituite da isotopi diversi; FRAZIONAMENTO ISOTOPICO CINETICO: dipende dalle diverse velocità degli isotopi leggeri rispetto a quelli pesanti (è come se le molecole con isotopi leggeri si muovessero più rapidamente). FRAZIONAMENTO ISOTOPICO: CAUSE

9 Si verifica in sistemi in equilibrio che coinvolgono uno o più elementi comuni, es: vapore liquido La differenza di composizione isotpica fra fasi diverse (es. vapore-solido-liquido) dipende da fattori termodinamici. In buona sostanza, i legami chimici che coinvolgono isotopi leggeri sono più fragili di quelli con isotopi pesanti. Questa differenza varia con la temperatura: è maggiore a temperature basse (alto gradiente) e scompare a temperature alte (gradiente 0). FRAZIONAMENTO ISOTOPICO DI EQUILIBRIO

10 Lintensità del frazionamento di equilibrio dipende, ovviamente, dalla temperatura e dalle specie chimiche coinvolte: come regola generale, il frazionamento è più intenso per gli isotopi che hanno maggiori differenze relative di massa. Es., è >> fra H e D (che pesa il doppio rispetto allidrogeno) che nel caso di O, i cui isotopi hanno minori differenze di massa (1/8). FRAZIONAMENTO ISOTOPICO DI EQUILIBRIO

11 Esistono comportamenti differenziali indipendenti dai legami chimici. In un gas, le molecole costituite da isotopi più leggeri si muovono più rapidamente di quelle con gli isotopi più pesanti. Il frazionamento isotopico determinato da diverse velocità è detto frazionamento isotopico cinetico. Il frazionamento cinetico (unidirezionale) avviene in condizioni di non-equilibrio. Questo tipo di frazionamento si verifica nellevaporazione delle acque superficiali e nella maggior parte delle reazioni geochimiche, durante le quali gli isotopi più leggeri reagiscono più rapidamente e si concentrano nel prodotto finale (es. fase gassosa nellevaporazione fase liquida nelle precipitazioni e al suolo). FRAZIONAMENTO ISOTOPICO CINETICO

12 COME MISURARE LE CONCENTRAZIONI ISOTOPICHE? Per misurare le concentrazioni degli isotopi di uno specifico elemento (ad esempio ossigeno o carbonio) vengono usati strumenti sofisticati denominati spettrometri di massa, che separano le molecole dei gas in base alla loro massa. Per misurare le concentrazioni isotopiche di un certo elemento in una certa sostanza, questo deve essere in fase gassosa

13 Es.: per misurare gli isotopi di O e C nella calcite, si analizza la CO 2 prodotta dalla reazione fra calcite e acido fosforico (H 3 PO 4 ): 3CaCO 3 + 2H 3 PO 4 -> 3CO 2 + 3H 2 O + Ca 3 (PO 4 ) 2 Ciascuna molecola di CO 2 avrà diversi pesi molecolari ( parametro misurato nello spettrometro di massa) in base alle specie isotopiche di O e di C presenti. Le configurazione più comuni della CO 2 sono: 12 C 16 O 16 O (peso molecolare 44), di gran lunga la più comune; 13 C 16 O 16 O (peso molecolare 45); 12 C 18 O 16 O (peso molecolare 46). NOTA: la concentrazione degli isotopi più pesanti (molto rari) è così bassa che non può essere misurata in termini di quantità assoluta. Anziché misurare le concentrazioni dei vari isotopi, si esprime un confronto fra la concentrazione isotopica del campione (R X ) e la concentrazione isotopica di uno standard (R stand )

14 I risultati della misura comparativa del campione con lo standard vengono espressi in notazione delta (δ), ossia la deviazione fra la misura del campione e lo standard di riferimento espressa in permil (). δ x = [(R x -R stand )/R stand )] x R x = rapporto isotopico del campione; R stand rapporto isotopico dello standard. δ sarà : - positivo, se X è arricchito in isotopi pesanti rispetto allo standard (R x > R stand ); - negativo se X è arricchito in isotopi leggeri rispetto allo standard (R x < R stand ). CONCENTRAZIONI ISOTOPICHE: LA NOTAZIONE δ

15 Immaginiamo una scatola piena di palline bianche (leggere e molto mobili) e alcune palline di colore nero (più pesanti e meno… dinamiche). Supponiamo che il rapporto standard fra palline bianche e nere sia 900:100: Tuttavia, nella nostra scatola contiamo 102 palline nere su una popolazione di 1000:

16 Possiamo quindi calcolare la deviazione fra lo standard e il contenuto della nostra scatola, che è: Ricordando che R è il rapporto fra palline nere e il totale della popolazione, otteniamo:

17 A questo punto mescoliamo bene e rovesciamo metà delle palline in unaltra scatola (B). Le palline bianche si muovono più rapidamente, mentre le nere rimangono sul fondo. Avremo quindi una popolazione di 500 palline, di cui 49 nere: normalizzando, 98 nere su In questo caso:

18 Nei diversi laboratori ci sono gas standard di lavoro, ma tutti i risultati sono pubblicati con riferimento a standard internazionali: Standard Mean Ocean Water H, O water Standard Mean Ocean Water (SMOW) Pee Dee Belemnite C, O carbonates Pee Dee Belemnite (PDB) Atmosphere N Atmosphere El Canyon Diablo meteorite (CD) S El Canyon Diablo meteorite (CD) STANDARD DI RIFERIMENTO Per le misure di C e O nella calcite si usa come standard la PDB (composizione isotopica della Belemnitella americana del Cretaceo superiore della PeeDee Formation, South Carolina), o la VPDB (corrispettivo artificiale). Per misurare H e O nellacqua, lo standard è lo SMOW, la composizione isotopica dellacqua oceanica (perfettamente tarata su campione conservato presso lInternational Atomic Energy Agency di Vienna).

19 CONVERSIONI Misure effettuate in base a standard diversi sono possono essere convertite: δ 18 O calcite (vs. SMOW) = x δ 18 O calcite (vs. PDB)

20 I CASI PRATICI

21 LESEMPIO DEL CARBONIO Il δ 13 C di molti composti naturali del carbonio varia enormemente: da ~0 a ~-110 vs. PDB.

22 Durante la fotosintesi, le piante preferiscono utilizzare lisotopo leggero 12 C. Quindi, viene assorbito proporzionalmente meno 13 C rispetto alla sorgente (atmosfera o acqua) da dove proviene la CO 2 utilizzata. Non solo: le alghe frazionano in modo diverso dalle piante, e le piante C 3 (le angiosperme, alberi, arbusti e le erbe delle zone temperate, che usano la Calvin-Benson photosynthetic pathway) frazionano in modo diverso dalle piante C 4 (le erbe dei climi aridi, come la Zea mays, che usano il Hatch-Slack pathway). In altri termini, le piante C 3 discriminano gli isotopi pesanti del C più che le piante C 4. CARBONIO E FOTOSINTESI

23

24 NELLA ZONA FOTICA MARINA...

25 δ 13 C E FOTOSINTESI: RIASSUNTO

26 Le diverse composizioni isotopiche delle piante lasciano una impronta (tramite ulteriori frazionamenti) negli erbivori, nei predatori e nei necrofagi-scavenger. Un erbivoro che si è alimentato di piante C 3 avrà una composizione isotopica diversa da un erbivoro alimentatosi con piante C 4. In generale, risalendo la catena alimentare aumenta il 13 C. ISOTOPI DEL CARBONIO E CATENA ALIMENTARE

27 Il d 18 O è molto variabile in natura. Esempio: composizione isotopica delle precipitazioni, in cui il d 18 O varia da -2 a - 22 per mille. VARIABILITA ISOTOPICA DELLOSSIGENO

28 Concentrazioni degli isotopi stabili dellossigeno nellidrosfera, atmosfera ed oceani. I valori di δ 18 O sono espressi in permil ( 0 / 00 ). In media, gli oceani attuali hanno un δ 18 O = 0 0 / 00, le calotte glaciali un δ 18 O compreso fra / 00 e / 00. Tutti questi valori sono notevolmente variabili. VARIABILITA IN GRANDE DEL δ 18 O

29 δ 18 O E CICLO IDROLOGICO Il vapore acqueo è arricchito in isotopi leggeri rispetto al liquido sorgente. E Evaporano preferenzialmente le molecole con 16 O: possiamo immaginarle più leggere. In termini più fisici: le molecole di H 2 O 16 hanno una pressione di vapore leggermente maggiore delle molecole H 2 O 18 e pertanto passano preferenzialmente alla fase gassosa). Il vapor acqueo che condensa (=precipitazioni) si arricchisce in isotopi pesanti. In termini di salinità: δ 18 O - le acque dolci (estremo di bassa salinità) sono leggere, anche se con δ 18 O molto variabile; - le acque a più alta salinità (mari in regime di forte evaporazione, sino al limite delle salamoie) sono più pesanti.

30 OSSIGENO E CICLO IDROLOGICO Possiamo immaginare la Terra come una gigantesca colonna di distillazione. Il frazionamento isotopico che si crea con il ciclo idrologico globale prende il nome di DISTILLAZIONE (o FRAZIONAMENTO) DI RAYLEIGH. Lacqua che evapora allequatore diventa più leggera di quella che rimane nelloceano e si sposta con le nubi verso le alte latitudini. In parte condensa e precipita sotto forma di acqua pesante; il vapore che rimane nelle nubi è sempre più leggero (si parla di rain out effect). Le precipitazioni saranno latitudinalmente sempre più leggere (si parla di latitude effect). Le precipitazioni con lacqua più leggera sono quelle (nevose) ai poli.

31 IL LATITUDE EFFECT

32 IL RIMESCOLAMENTO ISOTOPICO OCEANICO Nonostante tutto, loceano è in uno stato di relativo equilibrio isotopico. δ 18 O In altri termini: esiste una variabilità geografica del δ 18 O, ma la composizione media globale rimane costante. rimescolamento delle acque dovuto alla circolazione globale. Larricchimento in 18 O delle acque oceaniche equatoriali (per evaporazione) è compensato dalle precipitazioni leggere alle alte latitudine e dal rimescolamento delle acque dovuto alla circolazione globale. Il rimescolamento delle acque oceaniche avviene in meno di mille anni, Il rimescolamento delle acque oceaniche avviene in meno di mille anni, il tempo richiesto per omogeneizzare le acque oceaniche dal punto di vista isotopico. Attenzione: non possiamo assumere che alla scala del tempo geologico la composizione isotopica dellossigeno nelle acque oceaniche sia rimasta in equilibrio. E un problema importante!


Scaricare ppt "La Geochimica usa i metodi della chimica per studiare i processi e la storia della Terra. La Geochimica degli isotopi stabili utilizza gli isotopi non-radioattivi."

Presentazioni simili


Annunci Google