DATACIÓN CON CARBONO-14 DE LAS AGUAS SUBTERRÁNEAS DEL ACUÍFERO RAIGÓN, URUGUAY

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[pic 11]+ C02 (5)

La constante de equilibrio de este intercambio depende de la presión parcial de C02 en la zona no saturada y de la temperatura. Su resultado es un aumento de la [pic 12] actividad específica del 14C en el carbono total del agua.

Aparte de los dos procesos anteriores, hay otras reacciones químicas que pueden producirse en el subsuelo y que pueden alterar la actividad específica del carbono-14 del agua. Estas son, principalmente, las siguientes:

l) Meteorización de silicatos:

(Si04)2CaA12 + 2 14C02 + H20 ca + 2 14C03ff + + 2Si02

(6)

La transformación de C02 en C03H" rompe el equilibrio de las especies carbonatadas, pudiendo dar lugar a la precipitación de carbonatos.

- Disolución de carbonatos por ácidos húrnicos: [pic 13]

C03Ca + (húmicos) [pic 14]+ ca++ + 2C03ff (7)

Se produce así un aporte al agua de carbono antiguo exento de 14 C.

- Reducción de sulfatos por metano:

[pic 15]+ H20 SE + C03H" (8)

Igualmente, se produce aporte de carbono fósil al agua.

- Oxidación de restos de plantas:

[pic 16]+ (C6H1005)2 + nH20 6nC03F + 6nH+ (9)

Además del aporte de carbono al agua, los hidrogeniones liberados producen la disolución adicional de C03Ca.

- Intercambio isotópico:

C03Ca + 14C02 (0 14C03H) 14C03Ca + C02 (0 C03ff)

Se produce una disminución de la . actividad específica del 14C. Este intercambio es más importante en el caso de aguas sometidas a temperaturas elevadas.

- Precipitación de carbonatos, que puede producirse como consecuencia de un cambio de pH del agua o por efecto del ion común debido, por ejemplo, a la disolución de yeso. Al precipitar C03Ca, quedan libres los hiodrogeniones del C03H- y se produce una disminución del pH y la disolución de C03Ca del medio.

[pic 17]7) Aporte de C02 de origen volcánico en el caso de acuíferos de área volcánicas. Este C02 está exente de 14C y origina una disminución de la actividad específica de este isótopo. Además, el aporte al agua de una nueva fracción de C02 proporciona nueva agresividad química a ésta y, como resultado, se disuelve más C03Ca del medio, con el mismo efecto del caso anterior.

8) Intercambio de iones Ca Mg con iones Na4 0 K+ de materiales arcillosos [pic 18] (montnorillonitas), con la posible disolución de una nueva fracción de C03Ca del medio para restituir el producto de solubilidad de este compuesto, que quedó alterado con dicho intercambio.

Lógicamente, estas reacciones ocurren solo en casos determinados, pero el hecho de que pueden ocurrir obliga a realizar un estudio [pic 19] del acuífero encaminando a su detección. En cambio, la reacción de disolución de carbonatos indicada por la ecuación (4) tiene lugar en todos los casos.

Métodos de corrección de la edad

Solamente se indican los métodos de corrección basados, exclusivamente, en los datos de carbono-14 y carbono 13. Es decir, se excluyen los métodos de Tamers, Mook, Fontes y Eichinger, que se basan, además, en la composición química del agua subterránea.

Método de Ingerson y Pearson

Este método está basado en la medida de la relación [pic 20]o, más exactamente, de la desviación isotópica 513C, dada por la expresión:

d3c=[pic 21]

siendo Rm la relación 13 Cí 12C en la muestra, Rp la misma relación en un pafrón internacional de carbono-13, que esta formado por carbono del fósil Belemnitella de origen marino de la fonnación Peedee de Carolina del Sur (Estados Unidos). A [pic 22] este pafrón se le asigna, por convección, un valor 5 13C igual a 0.

Es un hecho comprobado que, en el proceso de asimilación fotosintética del carbono por las plantas, se produce un fraccionamiento isotópico entre las especies 13C y 12C, de forma que el carbono asimilado está empobrecido en el primero de estos isótopos. El factor de fraccionamiento producido es constante para la mayoría de las plantas y corresponde a un valor 5 13 C -25 ± 2%. Las plantas de porte elevado se ajustan siempre a este valor. Como excepciones, pueden mencionarse las plantas gramíneas, por ejemplo, el maíz y cereales y las suculentas (cactus, etc.). Estas últimas tienen un proceso fotosintético diferente, que da lugar a un grado de fraccionamiento menor. En la mayor parte de los casos, se acepta el valor anterior [pic 23] de 5 13 C como desviación isotópica del 13 C para el COI biogénico captado por el [pic 24]agua durante su infiltración.

En cambio, los carbonatos del medio rocoso tienen una desviación 5 13 C [pic 25] comprendida entre 0 y +2 0/00 si son de origen antiguo, pudiendo ser algo más negativa si son recientes. Por tanto, cuando el agua disuelve carbonatos del medio por cualquier proceso, el valor de 83 C en el carbono total del agua aumenta proporcionalmente. Si designamos por f a la fracçión de carbono biogénico existente en la muestra de agua, 1-f será la fracción correspondiente el carbono procedente del medio rocoso. Si llamamos a la desviación isotópica del carbono asociado al medio rocoso y a la misma para el carbono biogénico, la desviación correspondiente al carbono de la muesfra de agua será:

[pic 26]= f - J) de donde f =[pic 27]

Por tanto, la edad dada por la fórmula (3) quedará modificada de la forma siguiente:

- 513r) t (años) = 8267 In

Pu (Ô13b - 51")

Este método puede conducir a resultados satisfactorios cuando la influencia del intercambio definido por la ecuación (5) es escasa. Tiene la ventaja sobre el anterior de ser un método más directo y corregir la edad del error introducido por el carbono del medio rocoso presente en el agua, con independencia del proceso o procesos responsables de su captación por ésta.

Método de Gonfiantini

Este método