Biogeoquímica de isótopos de hidrógeno

El estudio de los isótopos estables del hidrógeno comenzó con el descubrimiento del deuterio por el químico Harold Urey . ^{[ 1 ]} Aunque el neutrón no se descubrió hasta 1932, ^{[ 2 ]} Urey comenzó a buscar "hidrógeno pesado" en 1931. Urey y su colega George Murphy calcularon el desplazamiento al rojo del hidrógeno pesado a partir de la serie de Balmer y observaron líneas muy débiles en un estudio espectrográfico . Para intensificar las líneas espectroscópicas y obtener datos publicables, Murphy y Urey se asociaron con Ferdinand Brickwedde y destilaron una reserva más concentrada de hidrógeno pesado, ahora llamado deuterio . Este trabajo sobre los isótopos del hidrógeno le valió a Urey el Premio Nobel de Química de 1934. ^{[ 3 ]}

También en 1934, los científicos Ernest Rutherford , Mark Oliphant y Paul Harteck produjeron el radioisótopo tritio (hidrógeno-3, ^3H ) al bombardear deuterio con núcleos de alta energía. El deuterio utilizado en el experimento fue una generosa donación de agua pesada del físico de la UC Berkeley, Gilbert N. Lewis . ^{[ 4 ]} El bombardeo de deuterio produjo dos isótopos previamente no detectados: helio-3 ( ^3He ) y ^3H . Rutherford y sus colegas lograron crear ^3H , pero asumieron erróneamente que ^3He era el componente radiactivo. El trabajo de Luis Walter Alvarez y Robert Cornog ^{[ 5 ]} aisló por primera vez ^3H y revirtió la noción errónea de Rutherford. Alvarez razonó que el tritio era radiactivo, pero no midió la vida media, aunque los cálculos de la época sugerían >10 años. Al final de la Segunda Guerra Mundial , el químico físico Willard Libby detectó la radiactividad residual de una muestra de tritio con un contador Geiger , ^{[ 4 ]} lo que proporcionó una comprensión más precisa de la vida media , ahora aceptada como 12,3 años. ^{[ 6 ]}

El descubrimiento de los isótopos de hidrógeno también impactó la física en la década de 1940, cuando se inventó por primera vez la espectroscopia de resonancia magnética nuclear . Los químicos orgánicos ahora usan la resonancia magnética nuclear (RMN) para mapear interacciones de proteínas ^{[ 7 ]} o identificar compuestos pequeños, ^{[ 8 ]} pero la RMN fue primero un proyecto apasionante de los físicos. Se descubrió que los tres isótopos de hidrógeno tenían propiedades magnéticas adecuadas para la espectroscopia de RMN. El primer químico en expresar completamente una aplicación de la RMN fue George Pake , quien midió el yeso (${\displaystyle {\ce {CaSO4.2H2O}}}$) como cristal y polvo. ^{[ 9 ]} La señal observada, llamada doblete de Pake , provenía de los hidrógenos magnéticamente activos en el agua. Pake luego calculó la longitud del enlace protón-protón . Las mediciones de RMN se revolucionaron aún más cuando las máquinas comerciales estuvieron disponibles en la década de 1960. Antes de esto, los experimentos de RMN implicaban la construcción de proyectos masivos, la ubicación de grandes imanes y el cableado manual de kilómetros de bobina de cobre. ^{[ 10 ]} La RMN de protón siguió siendo la técnica más popular a lo largo de los avances en las décadas siguientes, pero ² H y ³ H se utilizaron en otras variantes de la espectroscopia de RMN. ² H tiene un momento magnético y un espín diferentes a los de ¹ H, pero generalmente una señal mucho más pequeña. Históricamente, la RMN de deuterio es una alternativa pobre a la RMN de protón, pero se ha utilizado para estudiar el comportamiento de los lípidos en las membranas celulares . ^{[ 11 ]} Una variante de la RMN de ^2H llamada ^2H -SNIF ha demostrado potencial para comprender las composiciones isotópicas específicas de posición y las vías biosintéticas. ^{[ 12 ]} El tritio también se utiliza en la RMN, ^{[ 13 ]} ya que es el único núcleo más sensible que ^{el 1H , generando señales muy grandes. Sin embargo,} la radiactividad del tritio desalentó muchos estudios de RMN de ^3H .

Si bien la radiactividad del tritio desaconseja su uso en espectroscopia , es esencial para las armas nucleares . Los científicos comenzaron a comprender la energía nuclear ya en el siglo XIX, pero se lograron grandes avances en los estudios de la bomba atómica a principios de la década de 1940. La investigación en tiempos de guerra, especialmente el Proyecto Manhattan , impulsó enormemente la comprensión de la radiactividad . ^{El ³H} es un subproducto de los reactores , resultado del bombardeo de litio-6 con neutrones , que produce casi 5  MeV de energía.

${\displaystyle {}^{6}\mathrm {Li} +n\longrightarrow {}^{4}\mathrm {He} +{}^{3}\mathrm {H} +5\ \mathrm {MeV} }$

En las armas de fisión potenciada, una mezcla de ² H y ³ H se calienta hasta que se produce la fusión termonuclear para generar helio y neutrones libres . ^{[ 14 ]} Estos neutrones rápidos provocan una fisión adicional, creando un "potenciado". En 1951, en la Operación Greenhouse , un prototipo llamado George validó la prueba de concepto para dicha arma. ^{[ 15 ]} Sin embargo, la primera bomba de fisión potenciada verdadera, Greenhouse Item , se probó con éxito en 1952, dando un rendimiento de 45,5 kilotones, casi el doble que el de una bomba sin potenciar. ^{[ 15 ]} Estados Unidos dejó de producir tritio en reactores nucleares en 1988, ^{[ 16 ]} pero las pruebas nucleares de la década de 1950 añadieron grandes picos de radionúclidos al aire, especialmente carbono-14 y ³ H. ^{[ 17 ] [ 18 ]} Esto complicó las mediciones para los geólogos que utilizan la datación por carbono . Sin embargo, algunos oceanógrafos se beneficiaron del aumento de ^3H , utilizando la señal en el agua para rastrear la mezcla física de las masas de agua. ^{[ 19 ]}

En biogeoquímica, los científicos se centraron principalmente en el deuterio como trazador de procesos ambientales, especialmente el ciclo del agua . El geoquímico estadounidense Harmon Craig , antiguo alumno de posgrado de Urey, descubrió la relación entre las proporciones de isótopos de hidrógeno y oxígeno del agua de lluvia . La correlación lineal entre los dos isótopos pesados ​​se produce en todo el mundo y se denomina línea global de agua meteórica . ^{[ 20 ]} A finales de la década de 1960, el enfoque de los isótopos de hidrógeno se desplazó del agua hacia las moléculas orgánicas . Las plantas utilizan agua para formar biomasa , pero un estudio de 1967 realizado por Zebrowski, Ponticorvo y Rittenberg descubrió que el material orgánico de las plantas tenía menos ² H que la fuente de agua. ^{[ 21 ]} La investigación de Zebrowski midió la concentración de deuterio de ácidos grasos y aminoácidos derivados de sedimentos en el proyecto de perforación de Mohole . Estudios posteriores de Bruce Smith y Samuel Epstein en 1970 confirmaron el agotamiento de ² H en los compuestos orgánicos en comparación con el agua ambiental. ^{[ 22 ]} Otro dúo en 1970, Schiegl y Vogel, analizaron el HIC a medida que el agua se convertía en biomasa, la biomasa en carbón y petróleo , y el petróleo en gas natural . ^{[ 23 ]} En cada paso encontraron que ^{el 2} H se empobrecía aún más. Un artículo fundamental de 1980 de Marilyn Epstep, ahora M. Fogel, y Thomas Hoering titulado "Biogeoquímica de los isótopos estables de hidrógeno" refinó los vínculos entre los materiales orgánicos y las fuentes. ^{[ 24 ]}

En esta etapa temprana del estudio de isótopos estables de hidrógeno, la mayoría de las composiciones o fraccionamientos isotópicos se informaron como mediciones globales de toda la materia orgánica o toda la materia inorgánica . Algunas excepciones incluyen la celulosa ^{[ 25 ] [ 26 ]} y el metano , ^{[ 27 ]} ya que estos compuestos se separan fácilmente. Otra ventaja del metano para mediciones específicas de compuestos es la falta de intercambio de hidrógeno. La celulosa tiene hidrógeno intercambiable, pero la derivatización química puede evitar el intercambio del hidrógeno de la celulosa con agua o fuentes de hidrógeno mineral. Los estudios de celulosa y metano en las décadas de 1970 y 1980 establecieron el estándar para la geoquímica moderna de isótopos de hidrógeno .

La medición de compuestos individuales fue posible a finales de la década de 1990 y principios de la de 2000 gracias a los avances en espectrometría de masas . ^{[ 28 ]} El Thermo Delta+XL transformó las mediciones al ser el primer instrumento capaz de realizar análisis isotópicos específicos de compuestos. A partir de entonces, fue posible analizar muestras más pequeñas con mayor precisión. Las aplicaciones de isótopos de hidrógeno surgieron rápidamente en la geoquímica del petróleo mediante la medición del petróleo, en la paleoclimatología mediante la observación de biomarcadores lipídicos y en la ecología mediante la construcción de dinámicas tróficas . Se están produciendo avances en la composición isotópica agrupada del metano ^{[ 29 ]} tras el desarrollo del termómetro de carbonato . ^{[ 30 ] [ 31 ]} Las mediciones precisas también permiten centrarse en las vías biosintéticas microbianas que involucran hidrógeno. ^{[ 32 ]} Los ecólogos que estudian los niveles tróficos están especialmente interesados ​​en las mediciones específicas de compuestos para reconstruir dietas pasadas y rastrear las relaciones depredador-presa. ^{[ 33 ]} Las máquinas altamente avanzadas ahora prometen análisis isotópicos de hidrógeno específicos de posición de biomoléculas y gas natural . ^{[ 34 ]}

Todos los isótopos de un elemento tienen el mismo número de protones y un número variable de neutrones. El hidrógeno tiene tres isótopos naturales: ^¹H , ^²H y ^³H ; denominados protio (²H), deuterio (²D) y tritio (³T), respectivamente. Tanto ^{el ¹H} como ^{el ²H} son estables, mientras que ^{el ³H} es inestable y se desintegra beta a ^{³He . Si bien el ³H} tiene importantes aplicaciones en geoquímica (como su uso como trazador de la circulación oceánica ), no se abordarán en detalle aquí.

El estudio de la biogeoquímica de isótopos estables implica la descripción de las abundancias relativas de diversos isótopos en un determinado reservorio químico, así como la manera en que los procesos fisicoquímicos modifican la proporción de dichos isótopos en un reservorio con respecto a otro. Se han desarrollado diversos tipos de notación para describir la abundancia y la variación de la abundancia de isótopos en estos procesos, los cuales se resumen a continuación. En la mayoría de los casos, solo interesan las cantidades relativas de un isótopo; la concentración absoluta de cualquier isótopo en particular tiene poca importancia.

^2H y ^1H son isótopos estables. Por lo tanto, la relación ^2H / ^1H de un conjunto que contiene hidrógeno permanece constante siempre que no se añada ni se elimine hidrógeno, una propiedad conocida como conservación de la masa _. Cuando dos conjuntos de hidrógeno A y B se mezclan con cantidades molares de hidrógeno mA y mB , cada uno con su propia abundancia fraccional inicial de deuterio ( _FA y FB ) _, entonces la abundancia fraccional de la mezcla resultante viene dada por la siguiente ecuación exacta _:

${\displaystyle m_{\Sigma }F_{\Sigma }=m_{A}F_{A}+m_{B}F_{B}}$

Los términos con Σ representan los valores de los compartimentos combinados. La siguiente aproximación se utiliza a menudo para cálculos relacionados con la mezcla de dos compartimentos con una composición isotópica conocida:

${\displaystyle m_{\Sigma }\delta _{\Sigma }=m_{A}\delta _{A}+m_{B}\delta _{B}}$

Esta aproximación es conveniente y aplicable con poco error en la mayoría de las aplicaciones que tratan con reservas de hidrógeno provenientes de procesos naturales. La diferencia máxima entre el valor delta ( δ ) calculado con las ecuaciones aproximada y exacta viene dada por la siguiente ecuación:

${\displaystyle \delta _{\text{error}}=(R_{\text{std}})[(\delta _{A}-\delta _{B})/2]^{2}}$

Este error es bastante pequeño para casi todas las mezclas de valores isotópicos que ocurren naturalmente, incluso para el hidrógeno, que puede tener variaciones naturales bastante grandes en los valores δ. ^{[ 35 ]} La estimación generalmente se evita cuando se encuentran valores δ anormalmente grandes, lo cual es especialmente común en experimentos de marcaje isotópico .

Los procesos naturales dan lugar a amplias variaciones en la relación D/H (DHR) en diferentes reservas de hidrógeno. Los efectos isotópicos cinéticos (KIE) y los cambios físicos, como la precipitación y la evaporación, provocan estas variaciones observadas. El agua de mar varía ligeramente, entre 0 y -10 por mil, mientras que el agua atmosférica puede variar entre aproximadamente -200‰ y +100‰. Las biomoléculas sintetizadas por los organismos conservan parte de la composición isotópica de D/H del agua en la que se desarrollaron, además de un factor de fraccionamiento considerable que puede alcanzar varios cientos de ‰. Se pueden encontrar grandes diferencias de D/H, de miles de ‰, entre la Tierra y otros cuerpos planetarios como Marte, probablemente debido a variaciones en el fraccionamiento isotópico durante la formación planetaria y la pérdida de hidrógeno en el espacio.

Diversos procesos comunes fraccionan los isótopos de hidrógeno para producir las variaciones isotópicas que se encuentran en la naturaleza. Entre los procesos físicos comunes se incluyen la precipitación y la evaporación. Las reacciones químicas también pueden influir considerablemente en la distribución de isótopos pesados ​​y ligeros entre los distintos compartimentos. La velocidad de una reacción química depende, en parte, de las energías de los enlaces químicos que se forman y se rompen durante la reacción. Dado que los diferentes isótopos tienen masas diferentes, las energías de enlace difieren entre los isotopólogos de una misma especie química. Esto da lugar a una diferencia en la velocidad de reacción para los distintos isotopólogos, lo que resulta en un fraccionamiento de los diferentes isótopos entre el reactivo y el producto en una reacción química. Esto se conoce como efecto isotópico cinético (EIC). Un ejemplo clásico de EIC es la diferencia de DHR en el equilibrio entre H₂O _y H₂ _, que puede tener un valor α de hasta 3–4. ^{[ 36 ]}

En muchos campos de estudio, el origen de una sustancia química o grupo de sustancias químicas es de vital importancia. Cuestiones como la fuente de contaminantes ambientales, el origen de las hormonas en el cuerpo de un atleta o la autenticidad de alimentos y saborizantes son ejemplos en los que es necesario identificar y determinar el origen de los compuestos químicos. Los isótopos de hidrógeno se han utilizado en estos y muchos otros campos de estudio. Dado que diversos procesos pueden afectar la relación de hidrógeno disuelto (DHR) de un compuesto, esta relación puede servir como indicador diagnóstico para compuestos producidos en un lugar específico o mediante un proceso determinado. Una vez que se conocen las DHR de varias fuentes, la medición de esta relación en una muestra de origen desconocido a menudo permite vincularla con una fuente o método de producción específico.

¹ H, con un protón y ningún neutrón , es el nucleido más abundante en el Sistema Solar , formado en las primeras rondas de explosiones estelares después del Big Bang . ^{[ 37 ]} Después de que el universo estalló en vida, la nube caliente y densa de partículas comenzó a enfriarse, formando primero partículas subatómicas como quarks y electrones , que luego se condensaron para formar protones y neutrones . Los elementos más grandes que el hidrógeno y el helio se produjeron con estrellas sucesivas, formándose a partir de la energía liberada durante las supernovas .

El deuterio , ² H, con un protón y un neutrón, también tiene un origen cósmico. Al igual que el protio, el deuterio se produjo muy temprano en la historia del universo, durante la nucleosíntesis del Big Bang (BBN). Cuando protones y neutrones se combinaron, se produjo helio-4 con un intermedio de deuterio. Las reacciones alfa con ⁴ He producen muchos de los elementos más grandes que dominan el Sistema Solar actual. Sin embargo, antes de que el universo se enfriara, los fotones de alta energía destruyeron todo el deuterio, impidiendo la formación de elementos más grandes. Esto se conoce como el cuello de botella del deuterio , una restricción en la cronología de la nucleosíntesis . Todo el deuterio actual se originó a partir de esta fusión protón-protón después de un enfriamiento suficiente. ^{[ 38 ]}

El tritio , ^³H , con un protón y dos neutrones, también se produjo por colisiones de protones y neutrones en el universo primitivo, pero desde entonces se ha desintegrado radiactivamente en helio-3 . El tritio actual no puede provenir de la nucleosíntesis primordial (BBN), debido a su corta vida media de 12,3 años. La concentración actual de ^³H está determinada por reacciones nucleares y rayos cósmicos . La desintegración beta del ^³H a ^³He libera un electrón y un antineutrino, y aproximadamente 18 keV de energía. Esta es una desintegración de baja energía, por lo que la radiación no puede penetrar la piel. Por lo tanto, el tritio solo es peligroso si se ingiere o inhala directamente. ^{[ 39 ]}

${\displaystyle {}^{3}\mathrm {H} \longrightarrow {}^{3}\mathrm {He} +{e}^{-}+18\ \mathrm {keV} }$

¹ H es una partícula subatómica de espín 1/2 y, por lo tanto, un fermión . Otros fermiones incluyen neutrones , electrones y tritio. Los fermiones se rigen por el principio de exclusión de Pauli , donde dos partículas no pueden tener el mismo número cuántico . ^{[ 40 ] [ 41 ]} Sin embargo, los bosones como el deuterio y los fotones no están sujetos a la exclusión y múltiples partículas pueden ocupar el mismo estado de energía. Esta diferencia fundamental entre ¹ H y ² H se manifiesta en muchas propiedades físicas. Las partículas de espín entero como el deuterio siguen la estadística de Bose-Einstein, mientras que los fermiones con espín semientero siguen la estadística de Fermi-Dirac . Las funciones de onda que describen múltiples fermiones deben ser antisimétricas con respecto al intercambio de partículas, mientras que las funciones de onda de los bosones son simétricas. ^{[ 42 ]} Debido a que los bosones son indistinguibles y pueden ocupar el mismo estado, las colecciones de bosones se comportan de manera muy diferente a los fermiones a temperaturas más frías. Cuando los bosones se enfrían y se relajan hasta alcanzar el estado de energía más bajo, se producen fenómenos como la superfluidez y la superconductividad . ^{[ 43 ]}

Los isótopos se diferencian por el número de neutrones , lo que influye directamente en sus propiedades físicas en función de su masa y tamaño. El hidrógeno normal (protio, ^1H ) no tiene neutrones. El deuterio ( ^2H ) tiene uno, y el tritio ( ^3H ) tiene dos. Los neutrones añaden masa al átomo, lo que da lugar a diferentes propiedades físico-químicas . Este efecto es especialmente pronunciado en los isótopos de hidrógeno, ya que el neutrón añadido duplica la masa, pasando de ^1H a ^2H . En elementos más pesados ​​como el carbono , el nitrógeno , el oxígeno o el azufre , la diferencia de masa se diluye.

Los químicos físicos a menudo modelan el enlace químico con el oscilador armónico cuántico (QHO), simplificando un enlace hidrógeno-hidrógeno como dos bolas conectadas por un resorte. ^{[ 41 ] [ 44 ]} El QHO se basa en la ley de Hooke y es una buena aproximación del potencial de Morse que describe con precisión el enlace. Modelar H/ ² H en una reacción química demuestra las distribuciones de energía de los isótopos en productos y reactivos. Los niveles de energía más bajos para el isótopo más pesado ² H pueden explicarse matemáticamente por la dependencia del QHO del inverso de la masa reducida μ. Por lo tanto, una masa reducida mayor es un denominador mayor y por lo tanto una energía de punto cero menor y un estado de energía más bajo en el pozo cuántico .

El cálculo de la masa reducida de un enlace ¹ H– ¹ H frente a un enlace ² H ^{–2 H da como resultado:}

${\displaystyle \mu _{{\ce {H}}}={\cfrac {m_{{\ce {H}}}m_{{\ce {H}}}}{m_{{\ce {H}}}+m_{{\ce {H}}}}}={\cfrac {1}{2}}.\!\,}$

${\displaystyle \mu _{{\ce {D}}}={\cfrac {m_{{\ce {D}}}m_{{\ce {D}}}}{m_{{\ce {D}}}+m_{{\ce {D}}}}}={\cfrac {4}{4}}=1.\!\,}$

El oscilador armónico cuántico tiene niveles de energía de la siguiente forma, donde k es la constante elástica y h es la constante de Planck . ^{[ 41 ]}

${\displaystyle E_{n}=\hbar {\sqrt {k \over \mu }}\left(n+{1 \over 2}\right).}$

Los efectos de esta distribución de energía se manifiestan en el efecto isotópico cinético (EIC) y el efecto isotópico de equilibrio . ^{[ 45 ]} En una reacción reversible , en condiciones de equilibrio, la reacción procede hacia adelante y hacia atrás, distribuyendo los isótopos para minimizar la energía libre termodinámica. Algún tiempo después, en el equilibrio, habrá más isótopos pesados ​​en el lado de los productos. La estabilidad de la energía más baja impulsa a que los productos se enriquezcan en ² H en relación con los reactivos. Por el contrario, en condiciones cinéticas, las reacciones son generalmente irreversibles. El paso limitante en la reacción es superar la barrera de energía de activación para alcanzar un estado intermedio. El isótopo más ligero tiene un estado de energía más alto en el pozo cuántico y, por lo tanto, se formará preferentemente en productos. Así, en condiciones cinéticas, el producto estará relativamente empobrecido en ² H.

Los efectos isotópicos cinéticos ( EIC) son comunes en los sistemas biológicos y resultan especialmente importantes para la HIBGC. Los EIC suelen producir fraccionamientos mayores que las reacciones de equilibrio. En cualquier sistema isotópico, los EIC son más pronunciados para mayores diferencias de masa. Los isótopos ligeros en la mayoría de los sistemas también tienden a moverse más rápido, pero forman enlaces más débiles. A altas temperaturas, la entropía explica una gran señal en la composición isotópica. Sin embargo, cuando la temperatura disminuye, los efectos isotópicos se manifiestan con mayor intensidad y la aleatoriedad juega un papel menos importante. Estas tendencias generales se ponen de manifiesto al profundizar en la comprensión de la ruptura de enlaces, la difusión o efusión , y las reacciones de condensación o evaporación .

Una de las principales complicaciones en el estudio de los isótopos de hidrógeno es el problema de la intercambiabilidad. En diversas escalas temporales, desde horas hasta épocas geológicas, los científicos deben considerar si los grupos de hidrógeno en las moléculas estudiadas son las especies originales o si representan un intercambio con agua o hidrógeno mineral cercano. La investigación en este campo aún no es concluyente con respecto a las tasas de intercambio, pero en general se entiende que el intercambio de hidrógeno complica la preservación de la información en los estudios isotópicos.

Intercambio de hidrógeno ligado al carbono

Durante algún tiempo, los investigadores creyeron que las moléculas de hidrocarburos grandes eran impermeables al intercambio de hidrógeno, pero trabajos recientes han identificado muchas reacciones que permiten el reordenamiento de isótopos. El intercambio isotópico se vuelve relevante en escalas de tiempo geológicas y ha impactado el trabajo de los biólogos que estudian biomarcadores lipídicos y de los geólogos que estudian petróleo antiguo. Las reacciones responsables del intercambio incluyen ^{[ 46 ] [ 47 ]}

1. Reacciones radicalarias que rompen los enlaces C–H.
2. Intercambio iónico de hidrógeno terciario y aromático.
3. Enolizaciones que activan hidrógenos en carbonos alfa de cetonas .
4. Intercambio estereoquímico que provoca inversión estereoquímica .
5. Intercambios constitucionales como desplazamientos de metilo , migraciones de doble enlace y reordenamientos de la cadena principal de carbono.

No se han determinado las cinéticas detalladas de estas reacciones. Sin embargo, se sabe que los minerales arcillosos catalizan el intercambio de hidrógeno iónico más rápido que otros minerales. ^{[ 48 ]} Por lo tanto, los hidrocarburos formados en ambientes clásticos intercambian más que los que se encuentran en ambientes carbonatados . El hidrógeno aromático y terciario también tiene mayores tasas de intercambio que el hidrógeno primario. Esto se debe a la creciente estabilidad de los carbocationes asociados . ^{[ 49 ]} Los carbocationes primarios se consideran demasiado inestables para existir y nunca se han aislado en un espectrómetro FT-ICR . ^{[ 50 ]} Por otro lado, los carbocationes terciarios son relativamente estables y a menudo son intermedios en reacciones de química orgánica . Esta estabilidad, que aumenta la probabilidad de pérdida de protones, se debe a la donación de electrones de los átomos de carbono cercanos. La resonancia y los pares de electrones no enlazantes cercanos también pueden estabilizar los carbocationes mediante la donación de electrones . Por lo tanto , los carbonos aromáticos son relativamente fáciles de intercambiar.

Muchas de estas reacciones tienen una fuerte dependencia de la temperatura; las temperaturas más altas suelen acelerar el intercambio. Sin embargo, diferentes mecanismos pueden prevalecer en cada rango de temperatura. El intercambio iónico , por ejemplo, es más significativo a bajas temperaturas. En tales entornos de baja temperatura, existe la posibilidad de preservar la señal isotópica original del hidrógeno durante cientos de millones de años. ^{[ 51 ]} Sin embargo, muchas rocas en el tiempo geológico han alcanzado una madurez térmica significativa. Incluso al comienzo de la ventana del petróleo , parece que gran parte del hidrógeno se ha intercambiado. Recientemente, los científicos han explorado un aspecto positivo: el intercambio de hidrógeno es una reacción cinética de orden cero (para el hidrógeno unido al carbono a 80–100 °C, los tiempos de semivida son probablemente de 10 ^{4–10 5} años). ^{[ 51 ]} La aplicación de las matemáticas de las constantes de velocidad permitiría la extrapolación a composiciones isotópicas originales. Si bien esta solución es prometedora, existe demasiada discrepancia en la literatura para calibraciones robustas.

Los efectos isotópicos del vapor ocurren para ¹ H, ² H y ³ H; ya que cada isótopo tiene diferentes propiedades termodinámicas en las fases líquida y gaseosa. ^{[ 52 ]} Para el agua, la fase condensada está más enriquecida mientras que el vapor está más empobrecido. Por ejemplo, la lluvia que se condensa de una nube es más pesada que el punto de partida del vapor. Generalmente, las grandes variaciones en la concentración de deuterio en el agua se deben a fraccionamientos entre los reservorios líquido, gaseoso y sólido. A diferencia del patrón de fraccionamiento del agua, las moléculas no polares como los aceites y los lípidos tienen contrapartes gaseosas enriquecidas con deuterio en relación con el líquido. ^{[ 28 ]} Se cree que esto está asociado con la polaridad de los enlaces de hidrógeno en el agua que no interfieren en los hidrocarburos de cadena larga.

Variaciones de DHR en el Sistema Solar ^{[ 99 ]}

Tierra

El HIC de las rocas del manto en la Tierra es altamente variable; y el del agua del manto es de alrededor de −80‰ ~ −50‰ dependiendo de sus estados tales como fluido, fase hidratada, defecto puntual de hidroxilo, agua juvenil (de la desgasificación del manto), agua magmática (agua equilibrada con un magma ).

Sol

El DHR del Sol es de alrededor de 21 ± 5 × 10 ⁻⁶ . ^{[ 101 ]}

Marte

El HIC actual está enriquecido en un factor de 5 con respecto al agua de mar de la Tierra debido a las continuas pérdidas de H en la atmósfera marciana. Por lo tanto, el δD se estima en alrededor de +4000‰.

Los DHR de Júpiter y Saturno están cerca del orden de 10 ⁻⁵ , y los DHR de Urano y Neptuno están más cerca de 10 ⁻⁴ . ^{[ 102 ]}

El hidrógeno es el elemento más abundante del universo. Las variaciones en la composición isotópica de los materiales extraterrestres se deben a la acreción planetaria u otros procesos planetarios, como la pérdida de atmósfera , y son mayores para el H y el N que para el C y el O. La preservación del enriquecimiento de deuterio se observa en meteoritos condríticos , partículas de polvo interplanetario y volátiles cometarios .

A partir de los datos de abundancia de isótopos de helio , el DHR cósmico se estima en alrededor de 20  ppm: mucho menor que el DHR terrestre de 150  ppm. El enriquecimiento de D/H del reservorio protosolar ocurre en la mayoría de los planetas, excepto en Júpiter y Saturno, los planetas gaseosos masivos. Los DHR de las atmósferas de Venus y Marte son ~2 × 10 ⁻² y ~8 × 10 ⁻⁴ respectivamente. Los DHR de Urano y Neptuno son mayores que el del reservorio protosolar por un factor de ~3 debido a sus núcleos helados ricos en deuterio. Los DHR de los cometas son mucho mayores que los valores de los planetas del Sistema Solar con δD de alrededor de 1000‰. ^{[ 103 ]}

En la tabla se muestran los HIC (Clústeres Intergalácticos de Alta Interés) de la galaxia y del Sistema Solar.

La conversión a moléculas simples (es decir, H₂ _para el hidrógeno) es necesaria antes del análisis IRMS para isótopos estables. Esto se debe a varias razones con respecto al hidrógeno:

La preparación clásica fuera de línea para la conversión es la combustión sobre CuO a >800 °C en tubos de cuarzo sellados, seguida del aislamiento del agua resultante y la reducción a H₂ _sobre metal caliente a 400 ~1000 °C en una línea de vacío. ^{[ 105 ]} El gas producido se inyecta directamente en el espectrómetro de masas de doble entrada para su medición. ^{[ 104 ]} Los metales utilizados para la reducción a H₂ _incluyen U, Zn, Cr, Mg y Mn, etc. U y Zn se habían utilizado ampliamente desde la década de 1950 ^{[ 25 ] [ 106 ] [ 107 ] [ 108 ] [ 109 ] [ 110 ]} hasta que Cr ^{[ 111 ]} se empleó con éxito a finales de la década de 1990.

La combustión/reducción fuera de línea ofrece la máxima exactitud y precisión para la medición de HIC sin limitaciones en cuanto al tipo de muestra. La incertidumbre analítica suele ser de 1 a 2‰ en δD. Por lo tanto, se sigue utilizando hoy en día cuando se requieren los niveles más altos de precisión. Sin embargo, el procedimiento de preparación fuera de línea es muy laborioso y complejo. Además, requiere una muestra grande (varios cientos de mg). Por consiguiente, la preparación en línea basada en la combustión/reducción acoplada al sistema de espectrometría de masas de relaciones isotópicas de flujo continuo (CF-IRMS) se utiliza con mayor frecuencia en la actualidad. La reducción de cromo o la conversión a alta temperatura son los métodos de preparación en línea predominantes para la detección de HIC mediante IRMS.

TC/EA (o HTC, conversión a alta temperatura; HTP, pirólisis a alta temperatura ; HTCR, reducción de carbono a alta temperatura) es un método de preparación "en línea" o de "flujo continuo" que suele ir seguido de detección IRMS. Se trata de una técnica "a granel" que mide todo el hidrógeno de una muestra y proporciona la señal isotópica promedio. La muestra pesada se coloca en una cápsula de estaño o plata y se introduce en un tubo de pirólisis de TC/EA. El tubo está hecho de carbono vítreo con relleno de carbono vítreo, por lo que los isótopos de oxígeno pueden medirse simultáneamente sin intercambio de oxígeno con la superficie cerámica (Al₂O₃ _{) .} [ ^{113 ] Las} moléculas se reducen entonces a CO y H₂ _a alta temperatura (>1400 °C) en el reactor. Los productos gaseosos se separan mediante cromatografía de gases (GC) utilizando helio como gas portador, seguido de una interfaz de flujo dividido, y finalmente se detectan mediante IRMS. El método TC/EA puede ser problemático para compuestos orgánicos con halógeno o nitrógeno debido a la competencia entre los subproductos de la pirólisis (por ejemplo, HCl y HCN) y la formación de H₂ _. [ ^{114 ] [ 115 ] Además} , es susceptible a la contaminación con agua, por lo que las muestras deben secarse escrupulosamente.

Una adaptación de este método consiste en determinar el hidrógeno no intercambiable (CH) y el hidrógeno intercambiable (unido a otros elementos, por ejemplo, O, S y N) en la materia orgánica. Las muestras se equilibran con agua en carruseles de automuestreador sellados a 115 °C y luego se transfieren a un analizador electroquímico de pirólisis seguido de una medición por espectrometría de masas de relaciones isotópicas (IRMS). ^{[ 116 ]}

El método TC/EA es rápido y ofrece una precisión bastante alta (~1‰). Inicialmente, se limitaba a muestras sólidas; sin embargo, recientemente también se pueden medir muestras líquidas en el sistema TC/EA-IRMS adaptando un automuestreador para líquidos. La desventaja del método TC/EA radica en el tamaño relativamente grande de la muestra (~ mg), menor que el de la combustión/reducción fuera de línea, pero mayor que el de la GC/pirólisis. No permite separar diferentes compuestos como lo hace la GC/pirólisis, por lo que solo proporciona el promedio de toda la muestra, lo cual también representa una desventaja para algunas investigaciones.

La interfaz GC (combustión o pirólisis) es también un método de preparación en línea seguido de detección IRMS. Este es un método "específico para el compuesto", que permite la separación de analitos antes de la medición y, por lo tanto, proporciona información sobre la composición isotópica de cada compuesto individual. Después de la separación GC, las muestras se convierten en moléculas gaseosas más pequeñas para mediciones isotópicas. GC/pirólisis utiliza la interfaz de pirólisis entre GC e IRMS para la conversión de H y O en las moléculas en H ₂ y CO. GC-IRMS fue introducido por primera vez por Matthews y Hayes a finales de la década de 1970, ^{[ 117 ]} y posteriormente se utilizó para δ ¹³ C, δ ¹⁵ N, δ ¹⁸ O y δ ³⁴ S. El helio se utiliza como gas portador en los sistemas GC. Sin embargo, la separación de la señal DH (m/z=3) de la cola del haz de ⁴ He ⁺ fue problemática debido a la intensa señal de ⁴ He ⁺ . ^{[ 118 ]} A principios de la década de 1990, se realizaron intensos esfuerzos para resolver las dificultades de medir δD mediante GC/pirólisis-IRMS. En 1999, Hilkert et al. desarrollaron un método robusto integrando la conversión a alta temperatura (TC) en GC-IRMS y añadiendo un sector electrostático de pre-copa y una lente de retardo delante del colector de copa m/z=3. Varios grupos diferentes estaban trabajando en esto al mismo tiempo. ^{[ 118 ] [ 119 ] [ 120 ] [ 121 ]} Este GC/pirólisis-IRMS basado en TC se ha utilizado ampliamente para la medición de δD en la actualidad. Los productos comerciales de GC-IRMS incluyen interfaces tanto de combustión como de pirólisis para que δ ¹³ C y δD se puedan medir simultáneamente.

La principal ventaja del método de cromatografía de gases/pirólisis para la medición de HIC radica en su capacidad para separar diferentes compuestos en las muestras. Requiere el menor tamaño de muestra (normalmente ~200  ng ^{[ 119 ]} ) en comparación con otros métodos y ofrece una alta precisión de 1 a 5 ‰. Sin embargo, este método es relativamente lento y se limita a las muestras que pueden procesarse en un sistema de cromatografía de gases.

La espectroscopia láser (o espectroscopia de decaimiento de cavidad , CRDS) permite medir directamente la composición isotópica de ^2H / ^1H , ^17O / ^16O y ^18O / ^16O en agua o metano. El uso de la espectroscopia láser en isótopos de hidrógeno fue reportado por primera vez por Bergamaschi et al . en 1994. ^{[ 122 ]} Midieron directamente ^12CH3D / _12CH4 en metano atmosférico utilizando una espectroscopia láser de diodo sintonizable ^de sal de plomo. El desarrollo de CRDS fue reportado por primera vez por O'Keefe et al. en 1988. _[ 123 ^{] En 1999} , Kerstel et al. aplicaron con éxito esta técnica para determinar HIC en agua. ^{[ 124 ]} El sistema consta de un láser y una cavidad equipada con espejos de reflectividad de alta finura. La luz láser se inyecta en la cavidad, donde tiene lugar la resonancia debido a la interferencia constructiva. Luego se apaga el láser. Se mide la disminución de la intensidad de la luz. En presencia de una muestra de agua, la fotoabsorción por los isótopos del agua sigue la ley cinética . El espectro óptico se obtiene registrando el tiempo de decaimiento de las características espectrales de H₂O _de interés a una determinada longitud de onda láser. La concentración de cada isótopo es proporcional al área bajo cada característica espectral medida del isótopo. ^{[ 125 ]}

La espectroscopia láser es rápida, sencilla y relativamente económica; además, el equipo es portátil. Por lo tanto, puede utilizarse en campo para analizar muestras de agua. Es posible determinar simultáneamente ^²H / ^¹H y ^¹⁸O / ^¹⁶O a partir de una sola inyección. Requiere una muestra pequeña, < 1 μL para agua. La precisión típica es de aproximadamente 1‰. Sin embargo, se trata de un instrumento específico para un compuesto, es decir, solo se puede medir un compuesto en particular. Además, la presencia de compuestos orgánicos coexistentes (por ejemplo, etanol ) podría interferir con las características de absorción de la luz del agua, provocando contaminación cruzada.

La resonancia magnética nuclear con fraccionamiento isotópico natural específico del sitio de 2H ( ^{2H -} SNIF-NMR ) es un tipo de RMN especializada en medir la concentración de ^2H de moléculas orgánicas en abundancias naturales. Los espectros de RMN distinguen los átomos de hidrógeno en diferentes entornos químicos (por ejemplo, el orden del carbono al que se une el hidrógeno, los grupos funcionales adyacentes e incluso las posiciones geminales de los grupos metileno), lo que la convierte en una herramienta poderosa para el análisis isotópico específico de la posición . El desplazamiento químico (en unidades de frecuencia) de ^2H es 6,5 veces menor que el de ^1H . Por lo tanto, es difícil resolver los picos de ^2H . Para proporcionar suficiente resolución para separar los picos de ^2H , se aplican instrumentos de campo magnético de alta intensidad (~11,4 T) ^{[ 126 ]} . El uso de la RMN para estudiar los isótopos de hidrógeno de productos naturales fue iniciado por Gerard Martin y sus colaboradores en la década de 1980. ^{[ 127 ]} Durante varias décadas se ha desarrollado y expandido. La medición de RMN de D/H a veces se acopla con la medición de IR-MS para crear un estándar de referencia. ^{[ 128 ]} La sensibilidad de SNIF-NMR es relativamente baja, requiriendo típicamente ~1  mmol de muestras para cada medición. ^{[ 129 ]} La precisión con respecto a la relación isotópica también es deficiente en comparación con la espectrometría de masas. Incluso los instrumentos de última generación solo pueden medir DHR con un error de alrededor de 50~200‰ dependiendo del compuesto. ^{[ 130 ] [ 131 ] [ 132 ]} Por lo tanto, hasta ahora la técnica solo puede distinguir las grandes variaciones de D/H en materiales preservados. En 2007, Philippe Lesot y sus colegas avanzaron esta técnica con una RMN bidimensional utilizando cristales líquidos quirales (CLC) en lugar de disolventes isotrópicos para disolver moléculas orgánicas. ^{[ 133 ]} Esto permite las mediciones de dobletes cuadrupolares para cada átomo de deuterio no equivalente. De esta manera se reducen las superposiciones de picos y se proporciona información más detallada del entorno químico del hidrógeno. ^{[ 131 ]}

Los usos principales de ² H-SNIF-NMR han sido en la atribución de fuentes, forenses y estudios de vías biosintéticas . (Véase también la sección de Gray "Atribución de fuentes y forenses") Al medir compuestos de azúcar , una estrategia que ahorra tiempo es convertirlos en etanol a través de la fermentación porque ² H-SNIF NMR para etanol está bien establecido. ^{[ 128 ]} Varios estudios ^{[ 128 ] [ 134 ]} han demostrado que los isótopos de hidrógeno en la posición metilo y metileno del etanol resultante no se ven afectados ni por la velocidad de fermentación ni por el medio. Otro ejemplo es el estudio de monoterpenos. Desde la década de 1980, el estudio SNIF-NMR del α-pineno ha encontrado grandes variaciones en DHR entre sus sitios. Particularmente la posición ex-C ₂ tiene un fuerte agotamiento (~-750‰), lo que estaba en desacuerdo con el mecanismo biosintético aceptado (mecanismo del mevalonato) en ese momento, y condujo a un nuevo desarrollo en las vías. Más recientemente, Ina Ehlers publicó su trabajo sobre las proporciones D6 ^S /D6 ^R de las moléculas de glucosa. Se encontró que la distribución estereoquímica del diteterio se correlacionaba con las proporciones de fotorrespiración/fotosíntesis. Las proporciones de fotorrespiración/fotosíntesis están impulsadas por la fertilización con CO ₂ , ^{[ 132 ]} por lo que esto podría conducir a nuevos indicadores en la reconstrucción de la concentración paleo - CO _2. También se ha trabajado con ácidos grasos de cadena larga y se encontró que los sitios pares, que se cree que derivan de la posición C ₂ del grupo acetilo, están más enriquecidos en ² H que los hidrógenos impares que provienen de la posición C1 del grupo acetilo. ^{[ 129 ]} Duan et al. informaron un fuerte KIE durante la desaturación del ácido oleico al ácido linoleico. ^{[ 135 ]}

En resumen, la física subyacente de la RMN SNIF permite medir isótopos . Otra ventaja de la medición por RMN sobre la espectrometría de masas es que analiza muestras de forma no destructiva. La RMN SNIF de ^²H se ha industrializado ampliamente en la identificación de fuentes y la ciencia forense, y ha contribuido significativamente a los estudios de rutas bioquímicas. La aplicación de la RMN SNIF de ^²H a registros geológicos es esporádica y aún requiere mayor investigación.

Convencionalmente, la espectrometría de masas, como la cromatografía de gases-espectrometría de masas ( GC-MS ) y la cromatografía de gases-tiempo de vuelo ( GC-TOF ), es una técnica común para analizar moléculas marcadas isotópicamente . ^{[ 136 ] [ 137 ]} Este método implica ionizar y analizar los isotopólogos de una molécula orgánica intacta de interés en lugar de sus productos de pirólisis o conversión. Sin embargo, no funciona para los isótopos de hidrógeno de abundancia natural porque los espectrómetros de masas convencionales no tienen suficiente poder de resolución de masas para medir los isotopólogos ¹³ C/D de moléculas orgánicas intactas o fragmentos moleculares en abundancia natural. Por ejemplo, para resolver el pico del isotopólogo D sustituido único de cualquier hidrocarburo, uno tendrá que poder excluir al menos el pico del isotopólogo ¹³ C sustituido único, que se encuentra en la misma masa cardinal peroEs 0,0029 Da  más ligero y es órdenes de magnitud más abundante.

Los avances recientes en instrumentos analíticos permiten la medición directa de DHR de abundancia natural en moléculas orgánicas. Los nuevos instrumentos tienen la misma estructura que cualquier IRMS de fuente de gas convencional , pero incorporan nuevas características como un sector magnético más grande, sectores de doble enfoque, filtro de masas cuadrupolar y multicolectores. Dos ejemplos comerciales son el Nu Panorama ^{[ 138 ]} y el Thermo Scientific 253 Ultra. ^{[ 139 ]} Estos instrumentos generalmente tienen buena sensibilidad y precisión. Usando solo decenas de nanomoles de metano, el Ultra puede lograr una alta precisión estable de ~0,1‰ de error en δD. ^{[ 140 ]} Uno de los primeros ejemplos de este tipo de medición ha sido isótopos agrupados de metano. (Ver sección de "gas natural" en Combustibles fósiles) Otra ventaja de este tipo de instrumentos es la capacidad de hacer mediciones de relación isotópica específicas del sitio. Esta técnica se basa en medir DHR de fragmentos de la fuente de iones (por ejemplo, CH3CH ₊ ² _de la molécula de propano) que muestrea átomos de hidrógeno de diferentes partes de la molécula. ^{[ 141 ]}

En resumen, la espectrometría de masas molecular directa se ha utilizado comúnmente para medir trazadores isotópicos añadidos en laboratorio. Recientemente, los espectrómetros de masas de relación isotópica de fuente de gas de alta resolución han avanzado y permiten medir directamente los isótopos de hidrógeno de moléculas orgánicas. Estos espectrómetros ofrecen alta precisión y sensibilidad. Sin embargo, su desventaja radica en su elevado coste y la dificultad de estandarización. Además, el estudio de isótopos específicos de sitio mediante espectrometría de masas es menos directo y requiere más restricciones que el método SNIF-NMR, y solo permite distinguir isotopólogos , no isótopos .

El agua es la principal fuente de hidrógeno para todos los seres vivos, por lo que la composición isotópica del agua ambiental es un control de primer orden sobre la de la biosfera. El ciclo del agua (hidrológico) mueve el agua alrededor de la superficie de la Tierra, fraccionando significativamente los isótopos de hidrógeno en el agua. ^{[ 142 ]} Como principal fuente de humedad de la atmósfera, el océano tiene un HIC bastante uniforme en todo el mundo alrededor de 0‰ (VSMOW). ^{[ 143 ]} Las variaciones de δD mayores de 10‰ en el océano generalmente se limitan al agua superficial debido a la evaporación, la formación de hielo marino y la adición de agua meteórica por precipitación, ríos o icebergs. ^{[ 142 ]} En el ciclo del agua, los dos procesos principales que fraccionan los isótopos de hidrógeno del agua de mar son la evaporación y la condensación. La composición isotópica del oxígeno ( ¹⁸ O/ ¹⁶ O) del agua también es un trazador importante en el ciclo del agua, y no se puede separar de los isótopos de hidrógeno cuando hablamos de los procesos de fraccionamiento isotópico asociados con el agua.

Cuando el agua se evapora del océano al aire, se producen efectos isotópicos tanto de equilibrio como cinéticos que determinan la composición isotópica del hidrógeno y el oxígeno del vapor de agua resultante. En la interfaz agua-aire, una capa límite estancada se satura con vapor de agua (100 % de humedad relativa ), y la composición isotópica del vapor de agua en la capa límite refleja un fraccionamiento de equilibrio con el agua líquida. Los fraccionamientos de equilibrio líquido-vapor para los isótopos de hidrógeno y oxígeno dependen de la temperatura: ^{[ 144 ]}

${\displaystyle ^{2}\varepsilon _{l-v}=52.612-76.248\times {1000 \over T(K)}+24.844\times {10^{6} \over T(K)^{2}}}$(‰)

${\displaystyle ^{18}\varepsilon _{l-v}=-2.0667-0.4156\times {1000 \over T(K)}+1.137\times {10^{6} \over T(K)^{2}}}$(‰)

La cantidad de fraccionamiento de equilibrio líquido-vapor para los isótopos de hidrógeno es aproximadamente 8 veces mayor que la de los isótopos de oxígeno a temperaturas de la superficie terrestre, lo que refleja las diferencias de masa relativas de los dos sistemas isotópicos: ² H es 100% más pesado que ¹ H, ¹⁸ O es 12,5% más pesado que ¹⁶ O. Por encima de la capa límite, hay una zona de transición con una humedad relativa inferior al 100%, y hay un fraccionamiento isotópico cinético asociado con la difusión de vapor de agua desde la capa límite a la zona de transición, que está empíricamente relacionado con la humedad relativa (h): ^{[ 145 ]}

${\displaystyle ^{2}\varepsilon _{bl-v}=12.5(1-h)}$‰

${\displaystyle ^{18}\varepsilon _{bl-v}=14.2(1-h)}$‰

^{El efecto isotópico} cinético (EIC ) asociado a la difusión refleja la diferencia de masa de las moléculas de agua con isótopos pesados ​​H₂H₁₆O ^y H₂¹⁸O ^{en relación} con _el isótopo normal (H₂¹⁶O ₎ .

Después de que el agua se evapora en el aire, la condensación y la precipitación la transportan y la devuelven a la superficie. El vapor de agua se condensa en masas de aire ascendentes que desarrollan una temperatura y presión de vapor de saturación más bajas. Dado que el enfriamiento y la condensación ocurren relativamente lento, es un proceso con efectos isotópicos de equilibrio. Sin embargo, a medida que el vapor de agua se condensa progresivamente y se pierde del aire durante el transporte de humedad, la composición isotópica del vapor restante, así como la precipitación resultante, puede empobrecerse en gran medida debido al proceso de destilación de Rayleigh . La ecuación para la destilación de Rayleigh es: ^{[ 146 ]}

${\displaystyle R_{r}/R_{0}=f^{\alpha -1}}$

donde R ₀ es la relación isotópica en el vapor de agua inicial, R _r es la relación isotópica en el vapor de agua restante después de cierta condensación, f es la fracción de vapor de agua que permanece en el aire y α es el factor de fraccionamiento de equilibrio líquido-vapor (α=1+ε). La composición isotópica de la precipitación resultante (R _p ) se puede derivar de la composición del vapor restante:

${\displaystyle R_{p}/R_{r}=(1+\delta _{p})/(1+\delta _{r})=\alpha =1+\varepsilon }$

A medida que f disminuye progresivamente durante la condensación, el vapor restante se empobrece cada vez más en isótopos pesados, y el empobrecimiento aumenta a medida que f se acerca a cero. La destilación de Rayleigh puede explicar algunos patrones espaciales de primer orden observados en la composición isotópica de la precipitación en todo el mundo, incluido el empobrecimiento isotópico desde los trópicos hasta los polos, el empobrecimiento isotópico desde las regiones costeras hasta las del interior, y el empobrecimiento isotópico con la altitud sobre una cordillera.Todos los cuales están asociados con la pérdida progresiva de humedad durante el transporte. El modelo de destilación de Rayleigh también puede usarse para explicar la fuerte correlación entre δD y δ ¹⁸ O en la precipitación global, expresada como la línea global de agua meteórica (GMWL): δD = 8δ ¹⁸ O+10 ^{[ 147 ]} (actualizado posteriormente a δD = 8.17±0.07 δ ¹⁸ O+11.27±0.65 ^{[ 41 ]} ) La pendiente de la GMWL refleja la magnitud relativa del fraccionamiento de isótopos de hidrógeno y oxígeno durante la condensación. La intersección de la GMWL es distinta de cero (llamada exceso de deuterio, o exceso d), lo que significa que el agua del océano cae sobre la GMWL. Esto está asociado con el KIE durante la evaporación cuando el vapor de agua se difunde desde la capa límite saturada a la zona de transición no saturada, y no puede explicarse con el modelo de Rayleigh. No obstante, el patrón robusto de la GMWL sugiere fuertemente una única fuente dominante de humedad para la atmósfera global: el Pacífico occidental tropical. Cabe señalar también que una línea de agua meteórica local puede tener una pendiente e intersección diferentes a las de la GMWL, debido a las diferencias en la humedad y la intensidad de la evaporación en distintos lugares. ^{[ 145 ]} Los isótopos de hidrógeno y oxígeno en el agua sirven, por lo tanto, como un excelente trazador del ciclo hidrológico tanto a nivel global como local.

Basándose en los procesos que fraccionan los isótopos en el ciclo del agua, la composición isotópica del agua meteórica puede utilizarse para inferir variables ambientales relacionadas, como la temperatura del aire, la cantidad de precipitación, las elevaciones pasadas y los niveles de los lagos, así como para rastrear las fuentes de humedad. Estos estudios conforman el campo de la hidrología isotópica. Algunos ejemplos de aplicaciones de la hidrología isotópica incluyen:

Los isótopos de hidrógeno y oxígeno también funcionan como trazadores del balance hídrico en reservorios terrestres, incluidos lagos, ríos, aguas subterráneas y aguas del suelo. Para un lago, tanto la cantidad de agua en el lago como la composición isotópica del agua están determinadas por un equilibrio entre las entradas (precipitación, entrada de agua de arroyos y aguas subterráneas) y las salidas (evaporación, salida de agua de arroyos y aguas subterráneas). ^{[ 142 ]} La composición isotópica del agua del lago a menudo se puede usar para rastrear la evaporación, que causa un enriquecimiento isotópico en el agua del lago, así como una pendiente δD-δ ¹⁸ O que es menos profunda que la línea de agua meteórica. ^{[ 155 ]} La composición isotópica del agua del río es altamente variable y tiene fuentes complejas en diferentes escalas de tiempo, pero generalmente se puede tratar como un problema de mezcla de dos componentes extremos, un componente extremo de flujo base (principalmente recarga de agua subterránea) y un componente extremo de flujo superficial (principalmente eventos de tormenta). Los datos isotópicos sugieren que el componente final del caudal base integrado a largo plazo es más importante en la mayoría de los ríos, incluso durante los caudales máximos en verano. ^{[ 142 ]} La Red Global de Isótopos en Ríos (GNIR) recopiló datos isotópicos sistemáticos de ríos en todo el mundo.Archivado el 13 de mayo de 2016 en Wayback Machine . La composición isotópica del agua subterránea también se puede utilizar para rastrear sus fuentes y rutas de flujo. Un ejemplo es un estudio de mapeo de isótopos de agua subterránea en Sacramento, California , que mostró un flujo lateral de agua de río con una composición isotópica distintiva hacia el agua subterránea que desarrolló una depresión significativa del nivel freático debido al bombeo para uso humano. ^{[ 156 ]} El mismo estudio también mostró una señal isotópica de agua agrícola que se recarga en el acuífero aluvial gigante en el Valle Central de California . ^{[ 156 ]} Finalmente, la composición isotópica del agua del suelo es importante para el estudio de las plantas. Debajo del nivel freático, el suelo tiene una fuente de agua relativamente constante con una cierta composición isotópica. Por encima del nivel freático, la composición isotópica del agua del suelo se enriquece por evaporación hasta un máximo en la superficie. El perfil vertical de la composición isotópica del agua del suelo se mantiene por la difusión tanto del agua líquida como del vapor. ^{[ 157 ]} Una comparación del δD del agua del suelo y del agua del xilema de la planta puede utilizarse para inferir la profundidad a la que las raíces de la planta obtienen agua del suelo. ^{[ 158 ]}

El índice HIC del petróleo , el gas y el carbón es una herramienta geoquímica importante para estudiar la formación, el almacenamiento, la migración y muchos otros procesos. La señal HIC de los combustibles fósiles resulta tanto de la herencia del material de origen y el agua como de las fraccionaciones durante la generación de hidrocarburos y la posterior alteración por procesos como el intercambio isotópico o la biodegradación . Al interpretar los datos HIC de la materia orgánica sedimentaria, se deben considerar todos los procesos que puedan tener un efecto isotópico.

Casi todo el hidrógeno orgánico es intercambiable en cierta medida. El intercambio isotópico del hidrógeno orgánico reordenará la distribución del deuterio y a menudo incorporará hidrógeno externo. Generalmente, los materiales más maduros se intercambian en mayor medida. Con un intercambio efectivo, el hidrógeno alifático puede finalmente alcanzar el equilibrio isotópico en la etapa final. El factor de fraccionamiento de equilibrio varía entre los sitios de hidrógeno. Por ejemplo, el fraccionamiento isotópico del hidrógeno alifático depende del átomo de carbono con el que se enlaza el átomo de hidrógeno. En primera aproximación , el HIC de alquilo sigue esta tendencia: δD _{Carbono primario} < δD _{Carbono secundario} < δD _{Carbono terciario} . ^{[ 218 ]} Los factores de fraccionamiento entre los sitios de carbono también disminuyen con el aumento de la temperatura. Esto puede utilizarse potencialmente como un indicador de la historia térmica. ^{[ 141 ]} El fraccionamiento entre la molécula completa y el agua puede estimarse promediando todas las posiciones de hidrógeno, y esto conduce a una variación relativamente pequeña del fraccionamiento de equilibrio entre diferentes grupos de hidrocarburos y agua. Una predicción teórica estimó que esto sería de −80‰ a −95‰ para esteranos , de −90‰ a −95‰ para hopanos y de −70‰ a −95‰ para cicloparafinas típicas a 0−100°C. ^{[ 219 ]} A la temperatura de la ventana de aceite y la ventana de gas, el fraccionamiento de equilibrio entre diferentes grupos de moléculas orgánicas es relativamente pequeño, en comparación con las grandes señales primarias.

El estudio de los isótopos de hidrógeno de los combustibles fósiles se ha aplicado como indicadores y herramientas en los siguientes aspectos:

1. Reconstrucción de paleoambientes de las fuentes. Debido a la alta sensibilidad del contenido de D del agua terrestre a los ciclos hidrológicos, el δD orgánico puede reflejar el ambiente de formación de la fuente. En primera aproximación, se ha demostrado que los DHR de los carbones y los n-alcanos de los petróleos se correlacionan con la paleolatitud .
2. Correlación de fuentes. Los ambientes marinos y lacustres se caracterizan por valores de δD claramente diferentes. Numerosos estudios han intentado relacionar los valores de δD medidos con los tipos de fuentes. En el caso del metano, la concentración de deuterio y los isótopos agrupados son particularmente útiles para identificar las fuentes.
3. Posibles indicadores de madurez. Por ejemplo, los isoprenoides sintetizados por las plantas están fuertemente empobrecidos en D (véase la sección "Variaciones observadas en la abundancia isotópica"), típicamente ~100‰ en comparación con los lípidos n-alquílicos. ^{[ 220 ]} Esta brecha tiende a disminuir a medida que la roca madura debido a las mayores tasas de intercambio D/H de los isoprenoides. La correlación de la diferencia de δD entre pristano, fitano y n-alcanos y otros indicadores de madurez se ha establecido en un amplio rango de madurez. ^{[ 221 ] [ 222 ]} Otro posible indicador de madurez basado en la "pendiente isotópica" de δD frente a la longitud de la cadena de n-alcano fue propuesto por Tang et al. ^{[ 223 ]}
4. Distribución cuantitativa. Dado que los alcanos son componentes principales del petróleo y el gas, los datos isotópicos de los n-alcanos se han utilizado para estudiar su migración y mezcla. La ventaja de los isótopos de hidrógeno sobre los de carbono radica en su mayor resolución debido a una mayor fracción. El estudio de los isótopos agrupados del metano aporta una nueva dimensión a las restricciones de mezcla. La línea de mezcla en el espacio de notación de isótopos agrupados es una curva, no una línea recta.
5. Identificación de contaminantes / derrames de petróleo .

Gas natural

Comúnmente, el HIC del gas natural del mismo pozo tiene una tendencia de δD _metano < δD _etano < δD _propano < δD _C4+ . Esto se debe a que se cree que la mayor parte del gas natural se genera por craqueo térmico por etapas que es mayormente irreversible y, por lo tanto, regido por efectos isotópicos cinéticos normales (EIC) que favorecen los isótopos ligeros. La misma tendencia, conocida como "el orden normal", ^{[ 229 ]} se cumple para los isótopos de carbono en el gas natural. Por ejemplo, se informa que el gas de Angola tiene un rango de δD metano de −190‰ a −140‰, un δD etano de −146‰ a −107‰, un δD propano de −116‰ a −90‰ y un δD butano de −118‰ a −85‰. ^{[ 230 ]} Sin embargo, algunos estudios recientes muestran que también podrían existir patrones opuestos, es decir, δD _metano > δD _etano > δD _propano . Este fenómeno se denomina a menudo "inversión isotópica" o "cambio isotópico". El orden isotópico también podría invertirse parcialmente, como δD _metano > δD _etano < δD _propano o δD _metano < δD _etano > δD _propano . ^{[ 229 ]} Burruss et al. encontraron que en las muestras más profundas de la cuenca norte de los Apalaches el orden isotópico del hidrógeno para el metano y el etano está invertido. ^{[ 231 ]} Liu et al. también encontraron una inversión parcial en el gas relacionado con el petróleo de la cuenca de Tarim. ^{[ 229 ]} El mecanismo que causa esta inversión aún se desconoce. Entre las posibles explicaciones se incluyen la mezcla de gases de diferentes grados de madurez y procedencia, la oxidación del metano, etc. Jon Telling y colaboradores sintetizaron alcanos de bajo peso molecular con isótopos invertidos (tanto en C como en H) mediante reacciones de recombinación de radicales en fase gaseosa en experimentos de descarga eléctrica , lo que proporciona otro posible mecanismo. ^{[ 232 ]}

El metano es el componente principal del gas natural. El metano de la geosfera es interesante por el gran aporte de metanogénesis microbiana . Este proceso exhibe un fuerte KIE, lo que resulta en un mayor agotamiento de D en el metano en relación con otros hidrocarburos . δD varía de −275‰ a −100‰ en el metano termogénico, y de −400‰ a −150‰ en el metano microbiano. ^{[ 95 ]} Además, el metano formado por metanógenos marinos generalmente está enriquecido en D en relación con el metano de metanógenos de agua dulce . El δD del metano se ha representado gráficamente junto con otras herramientas geoquímicas (como δ ¹³ C, humedad del gas) para categorizar e identificar el gas natural. Un diagrama δD-δ ¹³ C (a veces llamado diagrama CD, diagrama de Whiticar o diagrama de Schoell) se usa ampliamente para ubicar el metano en uno de los tres grupos distintos: metano termogénico que es más alto tanto en δ ¹³ C como en δD; metano microbiano marino que está más empobrecido en ¹³ C y metano microbiano de agua dulce que está más empobrecido en D. La metanogénesis hidrogenotrófica produce menos metano empobrecido en D en relación con la metanogénesis acetoclástica. El lugar donde vive el organismo y la concentración del sustrato también afectan la composición isotópica: la metanogénesis ruminal , que ocurre en un sistema más cerrado y con presiones parciales de hidrógeno más altas, exhibe un mayor fraccionamiento (−300 a −400‰) que la metanogénesis de humedales (−250 a −170‰). ^{[ 233 ] [ 234 ]}

Los avances recientes en química analítica han permitido mediciones de alta precisión de isotopólogos sustituidos múltiples (o "agrupados") como ¹³ CH ₃ ² H. Esta es una herramienta novedosa para estudiar la formación de metano. Este proxy se basa en la abundancia de isotopólogos agrupados de metano, que deberían estar enriquecidos en comparación con la distribución estocástica en equilibrio termodinámico porque la energía de punto cero reducida para el enlace de isótopos pesados-pesados ​​es más del doble de la energía de punto cero reducida del enlace de isótopos pesados-ligeros. ^{[ 235 ]} El grado de enriquecimiento disminuye con el aumento de la temperatura, ya que una mayor entropía tiende a aleatorizar la distribución de isótopos. Stolper et al. establecieron esta calibración de temperatura utilizando metano equilibrado en laboratorio y metano de campo de temperatura de formación conocida, y lo aplicaron a varios yacimientos de gas para estudiar la formación y mezcla de gas natural. ^{[ 236 ]} Wang et al. También se informó de un fuerte efecto isotópico de no equilibrio en isótopos agrupados de metano de metanógenos cultivados en laboratorio y muestras de campo. ^{[ 237 ]} Estas muestras de metano tienen una abundancia relativamente baja de isotopólogos agrupados, a veces incluso menor que la distribución estocástica. Esto indica que hay pasos irreversibles en las reacciones enzimáticas durante la metanogénesis ^{[ 237 ]} que fraccionan contra los isotopólogos agrupados para crear la señal empobrecida. El agrupamiento de isótopos en el metano ha demostrado ser un indicador robusto, y los científicos ahora están avanzando hacia moléculas de alcanos de orden superior como el etano para trabajos posteriores. ^{[ 238 ]}

La ecohidrología se ocupa de la interacción entre los ecosistemas y el ciclo del agua, desde la medición del drenaje a pequeña escala del agua en el suelo hasta el seguimiento de los movimientos generales del agua que se evapora de los árboles. Dado que el deuterio actúa como un trazador conservativo , funciona bien para rastrear el movimiento del agua a través de las plantas y los ecosistemas . Aunque el movimiento del agua en fenómenos de un solo proceso, como la evaporación, es relativamente sencillo de rastrear, muchos sistemas (por ejemplo, los bosques nubosos ) en el medio ambiente tienen múltiples fuentes, y el seguimiento del movimiento del agua se vuelve más complicado. ^{[ 244 ]} También se puede realizar la marcación isotópica para determinar el transporte de agua a través del suelo y hacia las plantas inyectando agua deuterada directamente en el suelo. ^{[ 245 ]}

El análisis de isótopos estables del agua del xilema puede utilizarse para seguir el movimiento del agua desde el suelo hacia las plantas y, por lo tanto, proporcionar un registro de la profundidad de adquisición del agua. Una ventaja de utilizar el agua del xilema es que, en teoría, el HIC debería reflejar directamente el agua de entrada sin verse afectado por la transpiración de las hojas. Por ejemplo, Dawson y Ehleringer utilizaron este enfoque para determinar si los árboles que crecen junto a arroyos utilizan las aguas superficiales de ese arroyo. ^{[ 246 ]} El agua de la superficie tendría la misma composición isotópica que el arroyo, mientras que el agua de más profundo en el suelo provendría de precipitaciones pasadas. En este caso, los árboles más jóvenes tenían una composición isotópica del agua del xilema muy cercana a la del arroyo adyacente y probablemente utilizaron aguas superficiales para establecerse. Los árboles más viejos tenían agua del xilema empobrecida en relación con el arroyo, lo que refleja que obtienen su agua de un subsuelo más profundo. ^{[ 246 ]} Otros estudios de isótopos estables también han determinado que las plantas en los bosques de secuoyas no solo absorben agua de sus raíces, sino que adquieren una proporción significativa de agua a través de la absorción estomática en las hojas. ^{[ 247 ]}

El agua de las plantas se puede utilizar para caracterizar otros procesos fisiológicos de las plantas que afectan el ciclo del agua ; por ejemplo, el agua de las hojas se utiliza ampliamente para modelar la transpiración ^{[ 248 ]} y la eficiencia del uso del agua (EUA). ^{[ 249 ]} En la transpiración, se ha encontrado experimentalmente que el modelo de Craig-Gordon para el enriquecimiento del agua de los lagos a través de la evaporación ^{[ 250 ] se ajusta bien para modelar el enriquecimiento del agua de las hojas. [ 251 ]} La transpiración se puede medir mediante la inyección directa de agua deuterada en la base del árbol, atrapando todo el vapor de agua transpirado de las hojas y midiendo el condensado resultante. ^{[ 252 ]} El uso del agua también se puede medir y se calcula a partir de una inyección de agua pesada de la siguiente manera:

${\displaystyle WU={\frac {M}{\sum _{1}^{T}C_{i}\Delta t_{i}}}}$, ^{[ 253 ]}

donde WU es el uso de agua en kg/día, M es la masa de agua deuterada inyectada en gramos, T es el último día del experimento, C _i es la concentración de deuterio en el intervalo de tiempo i en gramos/kilogramo, y Δt _i es la duración del intervalo de tiempo i en días. Aunque el uso de agua calculado mediante la medición de la disipación térmica de algunas plantas tropicales, como los bambúes, se correlaciona fuertemente con el uso de agua medido mediante el seguimiento del movimiento de D ₂ O, los valores exactos no son los mismos. ^{[ 253 ]} De hecho, con el árbol leguminoso Gliricidia sepium , que produce duramen, el agua transpirada ni siquiera se correlacionó fuertemente con las concentraciones de ² H ₂ O inyectadas, lo que complicaría aún más las mediciones del uso de agua a partir de inyecciones directas. Esto posiblemente ocurrió porque los duramen podrían acumular agua pesada en lugar de mover el agua directamente a través del xilema y hacia las hojas. ^{[ 253 ]}

La WUE, la relación entre la fijación de carbono y la transpiración, se ha asociado previamente con las relaciones ¹³ C/ ¹² C utilizando la siguiente ecuación:

${\displaystyle {\ce {WUE}}={\frac {(1-\phi )p_{{\ce {CO2}}}}{1.6(\epsilon _{{\ce {carb}}}-\epsilon _{{\ce {diff}}})}}(\epsilon _{{\ce {carb}}}-\Delta {\ce {^{13}C}})}$, ^{[ 249 ]}

dónde

${\displaystyle {\ce {\Delta^{13}C\ =\ {\frac {\delta^{13}C_{atm}-\delta^{13}C_{plant}}{1+\delta^{13}C_{atm}}}}}}$, φ es la fracción de carbono fijo que se respira, p _{CO 2} es la presión parcial de CO ₂ en la atmósfera, ε _carb es el fraccionamiento de carboxilación y ε _diff es el fraccionamiento de difusión en el aire. La relación de δD en las ceras de las hojas de las plantas con δ ¹³ CSe ha medido empíricamente y se ha obtenido una correlación negativa entre δD y la eficiencia en el uso del agua. Esto se explica, en parte, por el hecho de que una menor eficiencia en el uso del agua se asocia con mayores tasas de transpiración. La transpiración presenta un efecto isotópico normal, lo que provoca un enriquecimiento de ^2H en el agua de las hojas de las plantas y, por consiguiente, un enriquecimiento de las ceras foliares.

An important goal of environmental chemistry is tracing the source and degradation of pollutants. Various methods have been used for fingerprinting pools of environmental pollutants such as the bulk chemical composition of a spill,^[269] isotope ratios of the bulk chemical mixture,^[270] or isotope ratios of individual constituent compounds. Stable isotopes of carbon and hydrogen can be used as complementary fingerprinting techniques for natural gas.^[271] The DHR of hydrocarbons from the Deepwater Horizon oil spill was used to verify that they were likely from the Macondo well.^[272] HICs have also been used as a measure of the relative amount of biodegradation that has occurred in oil reservoirs in China,^[273] and studies on pure cultures of n-alkane degrading organisms have shown a chain-length dependence on the amount of hydrogen isotope fractionation during degradation.^[274] Additional studies have also shown hydrogen isotope effects in the degradation of methyl tert-butyl ether^[275] and toluene^[276][277] that have been suggested to be useful in the evaluation of the level of degradation of these polluting compounds in the environment. In both cases the residual unreacted compounds became ²H-enriched to a few tens of ‰, with variations exhibited between different organisms and degree of reaction completeness. These observations of heavy residual compounds have been applied to field observations of biodegradation reactions such as removal of benzene and ethylbenzene,^[278] which imparted a D/H fractionation of 27 and 50 ‰, respectively. Also, analysis of o-xylene in a polluted site showed high residual DHRs after biodegradation, consistent with activation of C-H bonds being a rate limiting step in this process^[279]

Stable isotope ratios have found uses in various instances where the authenticity or origin of a chemical compound is called into question. Such situations include assessing the authenticity of food, wine and natural flavors; drug screening in sports (see doping in sport); pharmaceuticals; illicit drugs; and even helping identify human remains. In these cases it is often not enough to detect or quantify a certain compound, since the question is the origin of the compound. The strength of hydrogen isotope analysis in answering these questions is that the DHR of a natural product is often related to the natural water DHRs in the area where the product was formed (see: Hydrologic cycle). Since DHRs vary significantly between different areas, this can be a powerful tool in locating the original source of many different substance.