Repositorio Nucleando Virtual
Isótopos en el ciclo hidrológico
Isótopo estable de oxígeno
¿Por qué el oxígeno?
Como ya se ha comentado, son varios los elementos cuyas relaciones isotópicas son usadas con frecuencia en las reconstrucciones paleoambientales (C,H, O, S...). Sin embargo son los isótopos estables del oxígeno los que están contribuyendo de forma más decisiva en los avances en el conocimiento sobre el paleoclima de la Tierra. Tres motivos lo explican:
- En primer lugar, el oxígeno es muy abundante en el Sistema Climático (atmósfera, hidrosfera, criosfera, biosfera, y litosfera) y es un componente mayoritario del agua, los carbonatos, la materia orgánica y otros compuestos que se generan en el sistema de forma abundante y que pueden ser utilizados como indicadores paleoambientales o paleoclimáticos.
- En segundo lugar, el oxígeno presenta isótopos con masas lo suficientemente diferentes como para generar un fraccionamiento importante durante los cambios de fase o las reacciones químicas, y también como para poder ser discernidos por los equipos analíticos que miden las relaciones isotópicas.
- En tercer lugar, la cantidad de isótopo pesado (18O) es lo suficientemente grande en el sistema como para que los equipos analíticos puedan analizarlo con precisión.
El uso de las relaciones isotópicas del oxígeno en la reconstrucción de los climas del pasado se basa en la premisa, ya mencionada, de que la composición isotópica de un compuesto depende de las condiciones fisicoquímicas bajo las cuales se formó. Esas condiciones determinan que se produzca un mayor o menor fraccionamiento isotópico (o “reparto” de los diferentes isótopos de oxígeno durante la reacción química o el cambio de fase) que va a definir la composición isotópica del compuesto. Por tanto, si somos capaces de medir esa composición isotópica podremos inferir aquellas condiciones e interpretarlas en términos de parámetros paleoclimáticos o paleoambientales.
Fuente: Oxygen isotope stratigraphy and the reconstruction of
past climate changes
Isótopos de Oxígeno en el ciclo hidrológico
La evaporación y la condensación controlan, a lo largo del ciclo hidrológico, la proporción relativa de isótopo pesado (18O) frente al ligero (16O) en el agua presente en cada punto de la atmósfera, la hidrósfera y la criosfera. Las moléculas de agua están formadas por dos átomos de hidrógeno y uno de oxígeno.
Si consideramos las dos claves fundamentales del fraccionamiento isotópico que ya hemos explicado, será fácil entender que las moléculas que contienen oxígeno ligero se evaporen de forma levemente preferente que las que contienen el isótopo pesado, y que cuanto mayor sea la temperatura a la que se produce la evaporación, menor será esa diferencia en la evaporación de moléculas “ligeras” y “pesadas”. Por este motivo, el vapor de agua de la atmósfera tiene una composición isotópica del oxígeno siempre más ligera que el agua de la que procede, aunque cuanto mayor sea la temperatura, menor será esa diferencia.
Siguiendo el mismo razonamiento, cuando el vapor de agua se enfría en la atmósfera, condensa de forma preferente las moléculas más pesadas, que quedan concentradas en el agua de precipitación (lluvia o nieve), que es siempre más pesada que el vapor de agua del que deriva. Cuanto menor es la temperatura, mayor es ese fraccionamiento y más pesada será la precipitación. Es importante entender que el vapor de agua restante queda empobrecido en el isótopo pesado, y que conforme se vaya enfriando más y más, será cada vez más ligero como también lo será la precipitación que derive de él. Este proceso (conocido como destilación Rayleigh) condiciona la existencia de una zonación en la composición isotópica del agua de precipitación, que será más ligera cuanto más lejos se encuentre del área fuente del vapor, y cuanto menor sea la temperatura de condensación. Esto determina que en las zonas polares, muy frías y distantes de los trópicos, la composición isotópica de la nieve tenga valores bajísimos (δ18O ≈-50‰ en la Antártida), es decir, en torno a un 5% inferior al agua oceánica (δ18O≈0‰).
Lógicamente, el agua de los glaciares, los ríos y los lagos, así como las aguas subterráneas tendrán una composición que dependerá de la del agua de precipitación y también de los factores que la puedan afectar con posterioridad (evaporación, evapotranspiración...). Su drenaje hacia las cuencas marinas cerrará finalmente el ciclo que se había iniciado con la evaporación en la superficie marina.
Isótopo radiactivo Radón222
¿Por qué Radón?
El radón 222 es un gas inerte con una vida media bastante corta, de 3,8 días, el cual se libera a partir de los granos minerales, como consecuencia de la serie de decaimiento radioactivo natural de 238U, y como producto directo de la desintegración tipo α de 226Ra.
Las ventajas que posee la utilización de radón 222 como indicador es que éste se produce naturalmente en todos los sistemas de agua subterránea, por lo que puede ser utilizado para determinar el lugar y la cantidad de agua subterránea que ingresa a un río. Así también, ha sido demostrado otro uso para esta técnica permitiendo detectar lugares (potenciales) de infiltración de agua desde el río hacia el acuífero. Por lo tanto, el 222 Rn se proyecta como una herramienta de gran utilidad para determinar, al menos en un nivel exploratorio y cualitativo, el grado de interacción río-acuífero en un lugar dado.
Isótopo de Radón en el ciclo hidrológico
El Radón procede del decaimiento del uranio, este elemento se encuentra presente en las rocas ígneas, cuando estas se meteorizan, el uranio tiende a migrar, provocando una reducción de este elemento en los sedimentos, y por consecuencia, menos radón (excepto casos muy especiales). Por lo tanto, si el agua subterránea procede de acuíferos constituidos por rocas ígneas fracturadas o de delgadas capas de sedimentos que recubren rocas ígneas, su contenido de radón debe ser mayor.
Al ser un gas noble, el Rn no interactúa con otras especies, y grandes cantidades se pueden generar y encontrar en los acuíferos. Debido al lento movimiento de las aguas subterráneas y al corto tiempo de vida media del radón, se establece un equilibrio entre éste y el radio presente en las rocas locales, y en contacto con la atmósfera el gas se escapa gradualmente. Este comportamiento ha permitido su utilización para localizar puntos de descarga de aguas subterráneas en arroyos, fugas a lo largo de las fallas desde sitios profundos con alta concentración de Rn, etc. La variación de este gas en las lluvias ha permitido establecer el origen de las precipitaciones en algunas localidades. Por ejemplo, en la India se determinó que las lluvias monzónicas no procedían del océano Indico como se pensaba, sino del Mediterráneo. El contenido de Rn en aguas subterráneas normales es del orden de 1.0-7 a 3.10-5 µCi/ml. Los valores máximos encontrados están entre 5.10-5 a 4.10-45 µCi/ml.,
Cualquier desviación de los niveles teóricos de 222Rn puede ser relacionado con agua subterránea que ingresa al sistema superficial en un cierto lugar.Según Cook (2003), una vez que el agua subterránea descarga en un río, las actividades de 222Rn disminuyen rápidamente, debido a su corta vida media, por el intercambio gaseoso con la atmósfera y su decaimiento radioactivo. De ahí que las actividades en aguas superficiales pueden ser escasas o casi nulas, por lo tanto, el agua subterránea es la única fuente de 222Rn en flujos superficiales.
Fuente imagen: Evaluation of lacustrine groundwater discharge, hydrologic partitioning, and nutrient budgets in a proglacial lake in the Qinghai–Tibet Plateau: using 222Rn and stable isotopes
Fuentes: Caracterización de la interacción agua superficial/agua subterránea poco profunda en la parte baja de la cuenca del Río Limarí, a través de herramientas hidroquímicas e isotópicas y Hidrogeoquímica e Hidrología isotópica J.R. Fagundo Castillo,
Mapa del potencial de radón en España
El Consejo de Seguridad Nuclear desarrolló la cartografía del potencial de radón en España, donde se categoriza las zonas del territorio estatal en función de sus niveles de radón y, en particular, identifica aquellas en las que un porcentaje significativo de los edificios residenciales presenta concentraciones superiores a 300 Bq/m3.
Isótopo radiactivo de Hidrógeno
¿Por qué Tritio?
El tritio (3H) es el isótopo radiactivo del hidrógeno. Posee masa 3, emite una radiación β y posee tiempo de vida medio t1/2 = 12.26 años. En los estudios hidrológicos, las mediciones del tritio proporcionan información sobre el tiempo de tránsito o de renovación del agua de un sistema. En un sistema cerrado de aguas subterráneas pueden establecerse relaciones entre la concentración del tritio y la cantidad de este isótopo que se sabe se ha depositado, con las modificaciones pertinentes debidas a los efectos de la recarga y de la mezcla dispersiva, distintos según las estaciones. En el plano cualitativo, las concentraciones inferiores a 2 o 3 UT en un lugar continental del hemisferio boreal indican que la recarga de agua tuvo lugar antes de las dispersiones de tritio termonuclear, es decir, antes de 1953, mientras que las concentraciones superiores a 20 UT indican un flujo mucho más rápido del agua del sistema. En un sistema abierto, sea superficial o subterráneo, la mezcla de aguas de diversas edades predomina, y las concentraciones de tritio se interpretan en función del tiempo medio de permanencia en un modelo matemático, consistente en una celda de mezcla o en una serie de dichas celdas consideradas aceptables desde el punto de vista geohidrológico.
Isótopo de Tritio en el ciclo hidrológico
El tritio de la atmósfera se forma por acción de los rayos cósmicos y proviene también de los ensayos termonucleares. La mayor parte se oxida rápidamente, transformándose en HTO e incorporándose al ciclo hidrológico, en el que constituye un marcador muy útil del agua que haya estado en la atmósfera en los últimos 20 años. La gran dilución que experimenta en el agua hace que su concentración sea sumamente baja y sólo pueda medirse gracias a la radiactividad del tritio, en general, tras un tratamiento de enriquecimiento isotópico . El contenido en tritio de las aguas naturales se expresa en unidades de tritio (UT). La unidad de tritio corresponde a una concentración de 1 átomo de tritio por 1018 átomos de hidrógeno.
La concentración de 3H en las precipitaciones que ocurren en un lugar determinado varía con la estación, siendo mayor al final de la primavera y durante el verano. Se ha visto también, que la concentración es mayor en los continentes que en los océanos y en el hemisferio norte respecto al hemisferio sur.
El contenido de tritio de las precipitaciones es utilizado como referencia para estudiar el tiempo de resistencia del agua en el medio subterráneo y el origen de ésta última, ya que al infiltrarse el agua de lluvia cesa su equilibrio con la atmósfera exterior y su contenido va disminuyendo según la ley de caída experimental de los isótopos radiactivos. Tomemos un ejemplo reportado por Bradley et al. (1972) donde se aprecia la información que brinda el análisis del
contenido de tritio en las aguas:
Contenido de 3H en el agua subterránea Información que aporta
< 3 U. T. Se trata de un agua vieja cuya recarga ocurrió hace más de 20 años (respecto a 1972), típico de los acuíferos confinados. Los acuíferos freáticos pueden poseer bajos contenido de tritio debido a: a) muy ligera infiltración (regiones áridas o semiáridas ); b) largo período de percolación (baja trasmisividad, gran profundidad del nivel freático; estratificación de edades de agua por debajo del nivel freático).
3 - 20 U.T. Se encuentra presente una pequeña cantidad de tritio de origen termonuclear lo cual indica que el agua de recarga procede fundamentalmente del primer período de los ensayos nucleares (1954-1961).
20U.T. Aguas de origen reciente.
Isótopo estable del Hidrógeno
¿Por qué Hidrógeno?
El elemento químico del hidrógeno consta de dos isótopos estables, el 1H y el 2H (D o deuterio), con unas abundancias del 99,985 y el 0,015%. El isótopo 2H (Deuterio, D) es muy útil debido a su comportamiento conservativo (constituyentes de la molécula de agua) y a la gran variabilidad de su relación isotópica 2 H/ 1 H.
Isótopo de Hidrógeno en el ciclo hidrológico
En el ciclo hidrológico, los dos procesos principales que fraccionan los isótopos de hidrógeno del agua del océano son la evaporación y la condensación. Cabe señalar que la composición isotópica de oxígeno ( 18 O / 16 O) del agua también es un trazador importante en el ciclo hidrológico, y no se puede separar de los isótopos de hidrógeno cuando hablamos de procesos de fraccionamiento de isótopos asociados al agua.
Como para el 18O, altas concentraciones de 2H se observan en áreas altamente sometidas al proceso de evaporación, mientras se encuentran bajos contenidos de 2H en zonas de hielo polar. El cambio de temperatura afecta el contenido de deuterio de los casquetes polares, por lo que la composición isotópica H/D del hielo puede dar estimaciones de los ciclos climáticos históricos, como las líneas de tiempo de los períodos interglacial y glacial .
En general, se observan valores de δD más altos en regiones húmedas con una temperatura alta. Por lo mismo el vapor de agua en la atmósfera está más agotado que las fuentes de agua terrestres, ya que la tasa de evaporación de 1 H162O es más rápido que 1 HD 16 O debido a una mayor presión de vapor.
La precipitación está más enriquecida con D cerca del ecuador en las regiones tropicales. Sin embargo, debido a la evaporación, el suelo tiende a estar más enriquecido en D que la precipitación. El grado de enriquecimiento varía mucho según la humedad atmosférica, la temperatura local y la profundidad del suelo debajo de la superficie. Como principal fuente de humedad de la atmósfera, el océano tiene una composición de isótopos de hidrógeno relativamente uniforme en todo el mundo alrededor de 0 ‰ (VSMOW). Las variaciones de δD mayores de 10 ‰ en el océano generalmente se limitan a las aguas superficiales debido a la evaporación, la formación de hielo marino y la adición de aguas meteóricas por precipitación, ríos o icebergs.
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