APLICACIONES DE LA ESPECTROMETRIA DE MASAS

Aplicaciones de la espectrometría de masas

Las aplicaciones de la espectrometría de masas son múltiples. Una de las características más apreciadas de la espectrometría de masas es su altísima sensibilidad, que permite su aplicación en la detección y cuantificación de especies presentes en microcantidades en diferentes matrices. Así los controles antidopaje, la detección de metabolitos en diferentes fluidos biológicos y la contaminación ambiental son campos donde la EM juega un papel principal. A continuación se ilustran algunas aplicaciones de la EM.

La espectrometría de masas permite determinar la composición isotópica de los elementos en una muestra, la que tiene numerosas aplicaciones prácticas. Las diferencias en masa entre los isótopos de un elemento son muy pequeñas y los isótopos menos abundantes son comúnmente muy raros por lo que se requieren instrumentos especialmente sensibles. Estos instrumentos son denominados espectrómetros de masas para la composición isotópica

Un equipo muy especializado se dedica a la determinación del contenido de deuterio en muestras de agua y otros compuestos. La razón isotópica D/H promedio en el agua de los océanos es de 156 ppm pero oscila varias decenas de ppm en las aguas fluviales de acuerdo a su procedencia. Las razones isotópicas en una muestra son una fuente de información valiosa para determinar adulteración o falsificación de vinos u otros productos de alta calidad, establecer la procedencia geográfica de una droga (cocaína, marihuana) y en la detección de alteraciones metabólicas.

La técnica IR-MS se aplica también a la determinación de la edad de materiales mediante el llamado fechaje del carbono. La determinación de los tiempos de permanencia a la intemperie o de tiempo de enterramiento de diferentes materiales se basa sobre el hecho de que un objeto enterrado unos pocos metros bajo el suelo, sedimentos, rocas o hielo está protegido de los rayos cósmicos y al ser desplazado a la superficie se expone a dicha radiación.

Espectrometría de masas con relación a la geotermia

EL PRINCIPAL propósito de la exploración de una zona geotérmica es definir su tamaño, forma y estructura y determinar sus características, como son: el tipo de fluido, su temperatura, composición química y su capacidad de producir energía.

Estas características pueden ser determinadas en dos formas: por exploración superficial y con perforaciones exploratorias. Puesto que es mucho más barato hacer exploración superficial que perforar pozos, se acostumbra realizar un extenso programa de exploración superficial antes de comenzar a hacer perforaciones.

La exploración de un campo se puede dividir en dos etapas: reconocimiento y evaluación; y aún durante la etapa de explotación, se emplean algunos métodos de exploración con el objeto de llevar a cabo un monitoreo del campo. La planeación de cada una de las etapas en cuanto a su desarrollo y los métodos a usar, varían mucho dependiendo de las características del campo en estudio y del país en que se encuentre: sin embargo, se pueden definir varios lineamientos generales:

—Comenzar con médos simples y bien establecidos.

—Esforzarse desde el principio por obtener datos del prospecto en su totalidad.

—Usar tanto como sea posible los recursos locales disponibles.

Técnicas geoquímicas

Para cumplir con los objetivos de la exploración superficial, las técnicas geoquímicas efectúan los análisis de las aguas de los manantiales, las emisiones de las fumarolas, las descargas de gases y las aguas frías superficiales (ríos, lagos, lluvia, etc.) para hacer las siguientes inferencias de las condiciones del sistema hidrotermal:

la variación en composición del fluido termal a profundidad,

—la temperatura (y presión) del fluido a profundidad,

—las rocas relacionadas con los fluidos termales a profundidad,

—el origen de los fluidos, la dirección de flujo en el área y los tiempos de residencia de los fluidos bajo la superficie,

—el gradiente geotérmico y la profundidad a la cual se presenta ebullición por primera vez en el sistema; esto incluye determinar la posibilidad de encontrar inversiones de temperatura con la profundidad,

—la posibilidad de que haya depositación de minerales a partir del fluido,

—las zonas que presentan un alto flujo,

—la posibilidad de encontrar a profundidad fluidos ácidos, que pueden causar serios problemas por corrosión en la etapa de explotación,

—determinar la existencia de componentes en el fluido que puedan tener importancia económica.

La determinación de todos estos parámetros se hace utilizando los resultados de los análisis químicos e isotópicos de las descargas del sistema en la superficie. Esta metodología se basa en la suposición de que tanto el equilibrio químico como el

isotópico se han alcanzado en las interacciones entre el fluido y las rocas del yacimiento. Una vez que se ha alcanzado el equilibrio químico, las concentraciones de los iones que se intercambien entre el fluido y la roca van a depender de la temperatura. Por ejemplo al interaccionar un fluido termal y una roca, los cuales contienen sodio y potasio, estos iones se van a intercambiar de tal forma que cuanto mayor sea la temperatura a la que interaccionen, mayor será el contenido del potasio del fluido; por esta razón la relación entre las concentraciones de sodio y potasio en las aguas que descarga el sistema en la superficie es utilizada como un indicador de la temperatura del yacimiento. Otro indicador de la temperatura a profundidad lo es el contenido de sílice (Si02) disuelto en el fluido, ya que a mayor temperatura el agua puede disolver más sílice de la roca circundante. La determinación de la temperatura del sistema a profundidad utilizando métodos químicos es muy importante, ya que en la etapa de exploración, es éste el único método por el cual se puede obtener una estimación de la temperatura del yacimiento.

Los isótopos de un elemento son átomos cuyos núcleos tienen el mismo número de protones pero diferente número de neutrones, o sea que tienen la misma carga pero diferente peso atómico. Las moléculas de agua son las más abundantes en los fluidos termales y en ellas se pueden encontrar variaciones dependiendo de los isótopos de hidrógeno y oxígeno que las formen. El hidrógeno tiene tres isótopos: el hidrógeno (H con peso atómico de 1), el deuterio (D con peso atómico de 2) y el tritio (T con peso atómico de 3); y el oxígeno también con tres: 16O, 17O y 18O (el número indica su peso atómico), de los cuales 16O el es el más común y el 18O es el que le sigue en abundancia. La relación entre la abundancia del 18O y del 16O, y del deuterio y el hidrógeno para las aguas de origen meteórico (agua de lluvia) sigue en todo el mundo una relación lineal. Esto se debe a que al evaporarse del agua de mar, las aguas de lluvia van a tener una menor concentración de isótopos pesados (D y 18O) que la de mar y a su vez, al ir descargando la lluvia, las moléculas con los isótopos más pesados serán las primeras en precipitarse. Las zonas de mayor evaporación en el océano se encuentran en la región del ecuador; a partir de éste y hacia los polos el agua de lluvia irá teniendo una mayor pérdida de isótopos pesados. Por esta razón, en cada región de la superficie de la Tierra las aguas de origen meteórico van a tener una determinada concentración de isótopos pesados con relación al valor estándar de la concentración de éstos para el agua de mar(SMOW-Standard Mean Ocean Water). Se ha observado que en relación con la concentración estándar del agua de mar, las aguas de origen termal presentan un enriquecimiento en la concentración del 18O y se ha demostrado que esto se debe principalmente al intercambio de isótopos de oxígeno con los minerales de las rocas, principalmente el sílice y algunos sulfatos. Como este intercambio también depende de la temperatura, la concentración relativa de isótopos de oxígeno en los fluidos también nos va a servir para determinar la temperatura del yacimiento. Por otra parte, como ya se dijo, los fenómenos como la evaporación van a afectar la

composición isotópica del fluido, de esta forma va a ser posible detectar si en el yacimiento han tenido lugar procesos como ebullición o dilución con aguas de composición isótopica diferente. Es por esta razón que además de analizar las aguas termales, se analizan las aguas superficiales frías, para comparar su composición química e isotópica y determinar la relación entre ambas.

Es importante recalcar que todos éstos análisis deben restringirse a las aguas termales alcalinas o neutrales, ya que las aguas ácidas atacan las rocas de la superficie y los compuestos que contengan en solución no necesariamente provienen o están relacionados con las rocas del yacimiento a profundidad, por lo que se pueden obtener resultados erróneos.

Finalmente, además de aportar información durante la etapa de exploración del campo, las técnicas geoquímicas se aplican también durante la explotación para determinar los cambios que sufre el sistema debido a la extracción de los fluidos termales, como puede ser la entrada en el yacimiento de aguas subterráneas o superficiales frías

Isótopos  del agua

El hidrógeno posee 3

isótopos

1H2H ó D

(deuterio)3H (tritio)

El oxígeno posee 3

isótopos

16O  17O18O

Los dos primeros corresponden a isótopos naturales estables, mientras que el tercero de

ellos es radiactivo.Los 3 isótopos son naturales.

Los isótopos mayoritarios de estos dos elementos (H y O) son el 1H y el 16O, de manera que la

especie molecular más abundante del agua es la que corresponde a la fórmula 1H216O. Pero,

además de esta especie molecular (ligera) existen otras más pesadas ya que la molécula del agua

puede incorporar átomos de D, 17O y 18O. Las moléculas con un átomo de 17O o las que

incorporan dos componentes minoritarios (por ejemplo, D2O, HD18O, etc.) no tienen interés a la

hora de realizar análisis isotópicos debido a que se encuentran en una proporción despreciable

en comparación con las moléculas DHO y H218O.

Las proporciones medias en el agua del mar de las tres especies moleculares más importantes

son las siguientes:

H2O: 997.680 partes por millón (ppm)

HDO: 320 ppm

H218O: 2.000 ppm

La relación isotópica del agua viene dada por la expresión:

La relación isotópica del agua se ve modificada por los diferentes procesos que tienen lugar

dentro del ciclo hidrológico.

Los valores relativos de la relación isotópica de los diferentes tipos de aguas se expresan en forma de desviaciones isotópicas (d). El patrón de referencia original, elSMOW   (Standard Mean Ocean Water), inicialmente fue preparado sólo para el hidrógeno. Pasado un tiempo este patrón se agotó por lo que ha sido sustituido por el V-SMOW (Vienna-Standard Mean Ocean Water) reproducido por el Organismo Internacional de Energía Atómica (OIEA).

El OIEA también ha definido otros dos patrones conocidos con las siglas GISP y SLAP, que corresponden a aguas de contenido muy bajo en isótopos pesados provenientes de nieves seculares de Groenlandia y de la Antártida, respectivamente.

Como ya se ha mencionado, para una muestra de agua cualquiera su desviación isotópica (d) con respecto al V-SMOW viene dada por la expresión:

De modo que si la muestra tiene:

Un valor mayor que el patrón SMOW el valor de d es positivo, lo que implica que en la muestra hay mayor concentración del isótopo pesado correspondiente (D  ó 18O) que en el SMOW. 

Un valor menor que el del patrón: el valor de d es negativo y la muestra presentará una menor concentración del isótopo pesado correspondiente que el patrón.

Por definición el agua oceánica tiene un valor medio de 0 para el D y el 18O (SMOW). Sin

embargo, los procesos de evaporación o congelación afectan fuertemente a la composición

isotópica del agua marina, empobreciéndose la fase líquida en isótopos ligeros y

enriqueciéndose en isótopos pesados.

Los fenómenos principales que hacen variar el contenido isotópico de las aguas

marinas son:  

- la dilución por descargas de agua dulce

-  la circulación salina profunda

En su desplazamiento y ascenso las nubes se empobrecen en isótopos pesados. Las variaciones

isotópicas en las nubes y las precipitaciones, están determinadas por factores climáticos y

geográficos.

En todos los procesos de evaporación y condensación del agua a lo largo del ciclo hidrológico,

los isótopos de H se fraccionan en proporción a los isótopos de O, debido a la correspondiente

diferencia de presión de vapor que existen entre las diferentes moléculas de agua, H 2O y HDO

en un caso y H216O y H2

18O, en el otro, de tal forma que el contenido isotópico de H está

correlacionado en las aguas meteóricas.

 

Factores que afectan a la composición isotópica

Los más importantes son:

La evaporación. Debido a la mayor presión de vapor de las moléculas ligeras, éstas escapan preferentemente a la atmósfera cuando el agua experimenta evaporación por lo que el agua residual experimenta un enriquecimiento en isótopos pesados, dando valores de menos negativos. El llamado efecto altitud (latitud). Está relacionado

con la temperatura atmosférica y hace que las

precipitaciones que tienen lugar en cotas más altas

presenten menores concentraciones de isótopos pesados (aguas, isotópicamente, más ligeras, con valores de d más

negativos). 

 

El valor de

promedio

de 

ddisminuye

con la altitud

un -0,25‰

por cada 100

metros

para18O y un

–2,4‰ por

100 metros

para el

deuterio. Variaciones de los valores de delta negativos con la evaporación y el efecto de altitud.

 

Otros factores

Condiciones existentes durante la formación de nubes o de masas de aire húmedo

Mezcla del vapor atmosférico de origen oceánico con vapor de agua de procedencia local

Evaporación durante la caída del agua de la nube al sueloEvaporación sobre las aguas superficiales

Efecto de continentalidadEfecto de cantidad

Intercambio isotópico

Relación dD-d18O

El término 10 se denomina “exceso de deuterio” y se usa frecuentemente como índice de

evaporación del agua. Su valor se calcula por la expresión DD = dD - 8 d18O, aunque en

muchos casos tiene valores diferentes de 10 debido a otros procesos que ocurren durante el

ciclo hidrológico. 

 

Las precipitaciones generadas a partir de una nube formada por la evaporación del agua del mar se sitúan a lo largo de la LMAM. La mayor parte de las precipitaciones y aguas meteóricas

de nuestro planeta tienen valores d que se ajustan razonablemente a la LMAM. Las aguas que han experimentado evaporación tienen valores del exceso de deuterio más bajos de 10, situándose a la derecha y por debajo de la Línea Mundial de las Aguas Meteóricas. La

composición isotópica típica de las precipitaciones que se producen en la mayor parte de la Península Ibérica se encuentra a la izquierda de la Línea Mundial de las Aguas Meteóricas, dando excesos de deuterio comprendidos entre el 12‰ y 17‰. Por tanto, valores de este exceso de deuterio inferiores a 12‰ o negativos indican que el agua ha experimentado una evaporación importante.

Efecto de la altitud

Un aumento de la altitud se traduce, generalmente, en una disminución de

la temperatura y, por tanto, en una disminución de la relación isotópica de

las precipitaciones y un valor de  más negativo.

Aparte de la influencia directa de la temperatura, el efecto de altitud

también viene determinado por el empobrecimiento en isótopos pesados

que tiene lugar dentro de la nube durante su ascensión a cotas más altas por

el efecto orográfico: debido a la condensación preferencial de las moléculas

pesadas de agua (DHO y H218O) las nubes se hacen cada vez más negativas

durante el ascenso y las sucesivas fracciones de condensado generadas por

la disminución de la temperatura tienden a ser también más negativas. De

hecho, la distribución de isótopos estables dentro de cualquier masa nubosa

se caracteriza por una composición isotópica más negativa a medida que

aumenta la altitud. Se han obtenido experimentalmente gradientes medios de dD en el vapor de agua atmosférico que oscilan entre –4 y -6‰ por 100

m de altitud para la región de la troposfera comprendida entre 1000 y 4000

m 

Evaporación sobre las aguas superficiales

Con frecuencia, la evaporación de las aguas superficiales (ríos, lagos, etc) es responsable de importantes cambios en la composición isotópica del agua. Puesto que la evaporación tiene lugar en condiciones de no equilibrio (atmósfera no saturada) y el efecto cinético relativo es mayor para el 18O que para el D, la evaporación desplaza la composición isotópica del agua residual a lo largo de una línea recta de pendiente menor de 8 (ver figura). En la mayor parte de los casos, esta pendiente se encuentra comprendida entre 4,5 y 5,5 dependiendo, principalmente de la humedad relativa de la atmósfera. Como consecuencia de ello, el exceso de deuterio (D = D - 8 18O) disminuye y en la mayor parte de los casos, tiene un valor negativo.

Intercambio isotópico

Los átomos de oxígeno del agua subterránea pueden experimentar intercambio isotópico con el oxígeno del medio rocoso, principalmente, en carbonatos y silicatos, que tienen valores de la desviación 18O próximos a los del SMOW. Sin embargo, este intercambio es casi despreciable a temperaturas normales y sólo llega a ser significativo en el caso de aguas termales sometidas a temperaturas mayores de 150ºC. Como en el medio rocoso no existen apenas átomos de hidrógeno, el valor de D no se modifica en este proceso y la composición isotópica del agua reflejada en el diagrama D -  18O se desplaza tal como se indica en la figura.

Solamente en casos aislados con elevados contenidos de metano u otros hidrocarburos, puede observarse intercambio isotópico del hidrógeno, en cuyo caso, los puntos se desplazan en sentido perpendicular al indicado para el oxígeno, tal y como se puede ver en la figura.

 Variación de la composición isotópica con la temperatura de las aguas

meteóricas

La condensación del vapor de agua se produce, generalmente, por enfriamiento de las masas de

aire saturadas en dicho vapor. Dependiendo de las condiciones iniciales, este proceso puede

tener lugar a diferentes temperaturas. 

Un aumento de la temperatura de condensación se traduce, por una parte, en una disminución del factor de fraccionamiento (a) y, por tanto, en una disminución de la relación isotópica de la

parte condensada, es decir, en un valor de los procesos de evaporación del agua del océano y

condensación del vapor más negativo. Pero, por otra parte, al aumentar la temperatura, aumenta

la presión de vapor de saturación, y en el caso de la condensación en condiciones isobáricas, se

produce un aumento de la fracción condensada. Esto provoca un efecto contrario, es decir, un

aumento de la relación isotópica de la parte condensada, puesto que dicha relación isotópica es

menor en la nube que en la parte condensada. Cuando se condensa una fracción mayor, la

composición isotópica está más próxima a la fase vapor. En la práctica, el efecto debido a la

fracción de vapor residual predomina sobre el efecto contrario derivado del aumento del factor

de fraccionamiento y, por ello, las precipitaciones que ocurren a bajas temperaturas están más empobrecidas en isótopos pesados (valores de d más negativos).

Este efecto de la temperatura hace que, en zonas de clima templado y frío, donde la temperatura

experimenta grandes cambios estacionales, las precipitaciones de invierno tengan valores de d más negativos que las precipitaciones de verano, observándose ciclos anuales. De la misma

manera, debido a que las temperaturas son, generalmente, más bajas a medida que aumenta la latitud, las precipitaciones en zonas de mayor latitud suelen tener valores de  d más negativos

(efecto de latitud).

MUESTREO DE AGUAS GEOTERMICAS Y SU TRATAMIENTO EN EL LABORATORIO

Para determinar el cociente vapor/agua se ha de recoger tanto vapor de agua como agua en fase líquida de los campos geotérmicos. Esto es relativa mente sencillo en la plantas de producción, pero esarduo en las regiones sin desarrollo geotérmico. Hay que condensar el vapor teniendo mucho cuidado para que se haga cuantitativamente.Un punto crítico con las aguas termales es que se necesita identificar el verdadero manantial y realizar el muestreo tan cerca como sea posible de dicho manantial

TRATAMIENTO EN EL LABORATORIO

DE LAS MUESTRAS DE AGUA

Procedimientos que utilizan los laboratorios de isótopos para determinar las composiciones isotópicas de las muestras del agua que se envían o se llevan a los laboratorios, los procedimientos son diferentes teniendo diferentes isotopos :

EL ANÁLISIS DEL 18O/16O DEL AGUA

EQUILIBRIO CON EL CO2 DURANTE LAS MEDICIONES POR ESPECTROMETRIA DE MASAS

Como el agua en los espectrómetros de masas provoca muchos problemas –principalmente, debido a la adherencia al metal, que causa serios efectos de memoria- se debe sustituir la relación 18 O/ 16 O de la muestra de agua por el de un gas más apropiado, como por ejemplo el dióxido de carbono. El método más habitual en la preparación de las muestras para determinar el 18δ del agua es la reacción de equilibrio CO2– H2O, en la que un milimol de CO2 (de 10 a 20 mL) está en equilibrio con unos pocos mL de la muestra de agua (generalmente a 25,0 ± 0,2 oC):

Para medir el 18O/ 16 O, se transfiere una alícuota (parte proporcional) del CO2 en equilibrio al espectrómetro de masas. Ya que el cociente 18 O/ 16 O en el CO2 y en el H2O es diferente

se ha de corregir el valor 18 δ obtenido en este fraccionamiento. No obstante, como la muestra y el material de referencia internacional

se tratan idénticamente (es decir, cantidades iguales de agua y de dióxido de carbono a una misma temperatura), la corrección es irrelevante en otras palabras, el valor de 18 δ del CO2 en equilibrio con la muestra de agua es igual al valor 18 δ del agua, donde los valores de 18 δ se refieren a la referencia internacional de VSMOW. No obstante, se debe de enfatizar elhecho de que los valores de δ se han de corregir en la reacción de equilibrio del agua−CO2

A este método se le aplican los detalles e inquietudes experimentales siguientes

Se utilizan dos métodos para extraer el oxígeno y otros gases de la muestra de agua antes de que se llegue al equilibrio: (i) congelando la muestra y eliminando los gases mediante un bombeo (procedimiento que se repite), (ii) bombeando la muestra de agua a temperatura ambiente a través de un capilar para minimizar así la evaporación de la muestra (y como consecuencia, el fraccionamiento isotópico).

El tiempo para alcanzar el equilibrio depende dela amplitud y frecuencia de la agitación y de la cantidad de muestra. Los tiempos de equilibrio típicos se encuentran entre 4 y 8 horas.

Una variación en la temperatura de equilibrio de10 C provoca una incertidumbre en el valor 18 δ c del 0,2‰. Por este motivo, la variación temporal de la cubeta debe de ser generalmente menorque 0,5oC, preferiblemente inferior o igual que0,20C.

La técnica de equilibrio no determina la concentración de la muestra sino la actividad isotópica del oxígeno. Por este motivo, en las aguas salinas y en las salmueras se necesita conocer la química de la muestra.

OTROS METODOS

El método más común para medir el 18 O/ 16 O del agua consiste en el equilibrio del CO2 con la muestra de agua. Actualmente existen otros métodos que se encuentran en una etapa experimental o que se aplican específicamente en ciertos problemas. Se hace una breve mención de los mismos

Se hace reaccionar el agua con grafito a elevada temperatura en los tubos de niquel, para producir CO2

Se puede determinar las relaciones 18 O/ 16 O y 17 O/ 16 O del agua a partir del análisis espectrométrico de la masa del O2 que se obtiene a partir de la electrólisis del agua. La precisión obtenida es del orden del 0,1‰; la ventaja es que se puede realizar la medida directa del 17 O, que resulta ser más problemático en el CO2 , ya que el 13 C que hay contenido en la molécula posee la misma masa que el 17 O y es mucho más abundante (Meijer y Li, 1998).

EL ANÁLISIS DEL 2H/1H DEL AGUA

REDUCCIÓN DEL AGUA A H2 PARA ANÁLISIS POR ESPECTROMETRÍA DE MASAS

De nuevo se ha de evitar la presencia de agua en el espectrómetro de masas. Por consiguiente, el cociente 2H/1H se substiuirá por el de un gas másadecuado, por ejemplo el hidrógeno. Generalmente, a partir de la reducción del agua a varios cientos de grados C con zinc o con uranio (empobrecido) se genera H2 gas:

O

OTROS MÉTODOS

De forma similar al análisis del 18 O/ 16 O mediante el método de equilibrio, se puede sustituir la reñación 2 H/ 1 H de la muestra de agua por el del H2 obtenido mediante intercambio isotópico

Como ocurre en las reacciones químicas, la técnica de equilibrio se basa en las actividades en lugar de en las concentraciones. Por este motivo, se ha de conocer las propiedades químicas de la muestra de agua. Otras desventajas en la realización de este método son la inversión de dinero relativamente grande y la necesidad de control exhaustivo de la temperatura, ya que el fraccionamiento isotópico varia considerablemente con la temperatura de intercambio (6‰ por o C). La ventaja es que es un método más rápido que el resto de técnicas

PASOS PARA LA INTERPRETACIÓN DE UN ESPECTRO DE MASAS

1. Examine el aspecto general del espectro para ver si es interpretable

2. Seleccione un candidato para el ion molecular (M•+). Base su selección en los criterios de la tabla II.

3. Examine el espectro buscando patrones isotópicos característicos (tabla III, fig. 1 y tabla IV).

4. Evalúe el candidato a M , buscando señales correspondientes a pérdidas razonables (tablasV, complementar con tablas VI, VII).

•+5. Identifique el pico base del espectro y observe si puede proponerlo como un fragmento del ión molecular (M-x, tablas V-VII), o puede identificarlo como un fragmento de masa característica (tabla VIII).

6. Busque otros fragmentos de masa pequeña característicos.

7. En base a las conclusiones anteriores proponga una estructura para el compuesto.

8. Verifique su propuesta con información de otras técnicas.

9. Compruebe su interpretación obteniendo el espectro de un estándar del compuesto propuesto en las mismas condiciones, o cuando menos compare contra un espectro de referencia.