Datación por radioisótopos

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El radioisótopo, o datación radiométrica, es uno de los métodos para determinar la edad de varios objetos que contienen algún isótopo radiactivo . Se basa en determinar qué fracción de este isótopo ha decaído durante la existencia de la muestra. A partir de este valor, conociendo la vida media de un isótopo dado, se puede calcular la edad de la muestra.

La datación por radioisótopos es ampliamente utilizada en geología , paleontología , arqueología y otras ciencias. Esta es la fuente de prácticamente todas las dataciones absolutas de varios eventos en la historia de la Tierra . Antes de su aparición, solo era posible una datación relativa, vinculada a ciertas eras geológicas , períodos , épocas , etc., cuya duración se desconocía.

Los diferentes métodos de datación por radioisótopos utilizan diferentes isótopos de diferentes elementos. Dado que difieren mucho en sus propiedades químicas (y, por lo tanto, en su abundancia en varios materiales geológicos y biológicos y en su comportamiento en los ciclos geoquímicos), así como en su vida media, el rango de aplicabilidad difiere entre los métodos. Cada método es aplicable solo a ciertos materiales y un cierto rango de edades. Los métodos más famosos de datación por radioisótopos son los métodos de radiocarbono , potasio-argón (modificación - argón-argón), potasio-calcio , uranio-plomo y torio-plomo . Además, para determinar la edad geológica de las rocas, se utilizan ampliamente los métodos de helio (basado en la acumulación de helio-4 de isótopos naturales alfa activos), rubidio-estroncio, samario-neodimio, renio-osmio, lutecio-hafnio. Además, se utilizan métodos de datación de no equilibrio, basados en la violación del equilibrio isotópico en series radiactivas naturales, en particular, métodos de iones, ionio-protactinio, uranio-isótopos y el método de plomo-210. También existen métodos basados en la acumulación de cambios en las propiedades físicas de un mineral bajo la influencia de la irradiación: el método de datación por huella y el método termoluminiscente .

Historia

La idea de la datación por radioisótopos fue propuesta por Ernest Rutherford en 1904, 8 años después del descubrimiento de la radiactividad por Henri Becquerel . Al mismo tiempo, hizo el primer intento de determinar la edad del mineral a partir del contenido de uranio y helio [Comm. 1] [1] [2] [3] . Ya 2 años después, en 1907, Bertram Boltwood , radioquímico de la Universidad de Yale , publicó la primera datación con uranio-plomo de una serie de muestras de mineral de uranio y obtuvo valores de edad de 410 a 2200 millones de años [4] . El resultado fue de gran importancia: mostró que la edad de la Tierra es muchas veces mayor que los 20-40 millones de años obtenidos diez años antes por William Thomson sobre la base de la tasa de enfriamiento del planeta, e incluso su estimación anterior de 20-400 millones de años . Sin embargo, en ese momento no se sabía sobre la formación de una parte de plomo como resultado de la desintegración del torio e incluso sobre la existencia de isótopos, por lo que las estimaciones de Boltwood solían sobreestimarse en decenas de por ciento, a veces casi el doble [5]. ] [6] .

En los años siguientes, hubo un desarrollo intensivo de la física nuclear y la mejora de las tecnologías, por lo que, a mediados del siglo XX, se logró una buena precisión en la datación por radioisótopos. Esto fue especialmente ayudado por la invención del espectrómetro de masas [7] . En 1949, Willard Libby desarrolló la datación por radiocarbono y demostró su utilidad en muestras de madera de edad conocida (entre 1400 y 4600 años ) [8] , por lo que recibió el Premio Nobel de Química en 1960 .

Fundamentos físicos

La cantidad de cualquier isótopo radiactivo disminuye con el tiempo según una ley exponencial ( ley de decaimiento radiactivo ):

{\frac {N(t)}{N_{0}}}=e^{-\lambda t}

dónde:

N_{0}

es el número de átomos en el momento inicial,

Nuevo Testamento)

es el número de átomos en el tiempo ,

t

\lambda

es la constante de decaimiento .

Por lo tanto, cada isótopo tiene una vida media estrictamente definida : el tiempo durante el cual su número se reduce a la mitad. La vida media está relacionada con la constante de descomposición de la siguiente manera: $T_{{1/2}}$

T_{1/2}={\frac {\ln 2}{\lambda ))

Entonces podemos expresar la relación en términos de la vida media: ${\frac{N(t)}{N_{0}}}$

{\frac{N(t)}{N_{0}}}=2^{-t/T_{1/2}}

Según la cantidad de radioisótopo que se desintegró durante algún tiempo, este tiempo se puede calcular:

{\displaystyle t=-T_{1/2}\log _{2}{\frac {N(t)}{N_{0))))

La vida media no depende de la temperatura, la presión, el entorno químico, la intensidad de los campos electromagnéticos. La única excepción conocida se refiere a aquellos isótopos que se desintegran por captura de electrones : la tasa de desintegración depende de la densidad de electrones en la región del núcleo. Estos incluyen, por ejemplo, berilio -7, estroncio -85 y circonio -89. Para tales radioisótopos, la tasa de descomposición depende del grado de ionización del átomo; también existe una débil dependencia de la presión y la temperatura. Este no es un problema importante para la datación por radioisótopos [9] [10] .

Fuentes de dificultad

Las principales fuentes de dificultad para la datación por radioisótopos son el intercambio de materia entre el objeto en estudio y el medio ambiente, que podría ocurrir después de la formación del objeto, y la incertidumbre de la composición isotópica y elemental inicial. Si en el momento de la formación del objeto ya tenía una cierta cantidad de un isótopo hijo, la edad calculada puede sobreestimarse, y si el isótopo hijo abandonó el objeto posteriormente, puede subestimarse. Para el método de radiocarbono, es importante que la proporción de isótopos de carbono en el momento inicial no se altere, ya que el contenido del producto de desintegración - 14 N - no puede conocerse (no es diferente del nitrógeno ordinario), y la edad solo puede determinarse en base a las mediciones de la fracción no desintegrada del isótopo original. Por lo tanto, es necesario estudiar la historia del objeto en estudio con la mayor precisión posible para el posible intercambio de materia con el medio ambiente y las posibles características de la composición isotópica.

El método isócrono

El método isócrono ayuda a resolver problemas asociados con la adición o pérdida de un isótopo padre o hijo. Funciona independientemente de la cantidad inicial del isótopo hijo y le permite determinar si en la historia del objeto hubo un intercambio de materia con el medio ambiente.

Este método se basa en la comparación de datos de diferentes muestras del mismo objeto geológico, que se sabe que tienen la misma edad, pero difieren en la composición elemental (por lo tanto, en el contenido del radionucleido original). La composición isotópica de cada elemento en el momento inicial debe ser la misma en todas las muestras. Además, estas muestras deben contener, junto con el isótopo hijo, algún otro isótopo del mismo elemento. Las muestras pueden representar tanto diferentes minerales de una pieza de roca como diferentes partes de un cuerpo geológico.

Luego para cada muestra se realiza:

{D_{0}+\Delta {M} \sobre E_{0}}={\Delta {M} \sobre M_{0}-\Delta {M}}\left({M_{0}- \Delta {M} \sobre E_{0}}\right)+{D_{0} \sobre E_{0}}

dónde:

D_0

es la concentración del isótopo hijo en el momento inicial,

E_{0}

es la concentración de un isótopo no radiogénico del mismo elemento (no cambia),

M_{0}

es la concentración del isótopo padre en el momento inicial,

{\ estilo de visualización \ Delta {M}}

es la cantidad del isótopo original que se descompuso con el tiempo (en el momento de las mediciones).

t

Es fácil verificar la validez de esta razón haciendo una reducción en el lado derecho.

La concentración del isótopo hijo en el momento de las mediciones será , y la concentración del isótopo padre . Después: $D_{t}=D_{0}+\Delta {M}$ $M_{t}=M_{0}-\Delta {M}$

{D_{t} \sobre E_{0}}={\Delta {M} \sobre M_{0}-\Delta {M}}\left({M_{t} \sobre E_{0}} \derecha)+{D_{0} \sobre E_{0}}

Las relaciones se pueden medir. Luego de eso, se construye un gráfico, donde estos valores se grafican a lo largo de las ordenadas y abscisas , respectivamente. ${D_{t} \sobre E_{0}}$ ${M_{t} \sobre E_{0}}$

Si no hubo intercambio de materia con el medio ambiente en la historia de las muestras, entonces los puntos que les corresponden en este gráfico se encuentran en una línea recta, porque el coeficiente y el sumando son los mismos para todas las muestras (y estas muestras difieren solo en el contenido inicial del isótopo padre). Esta línea se llama isócrona. Cuanto mayor sea la pendiente de la isócrona, mayor será la edad del objeto en estudio. Si hubo un intercambio de materia en la historia del objeto, los puntos no se encuentran en una línea recta y esto muestra que en este caso la determinación de la edad no es confiable. ${\Delta {M} \sobre M_{0}-\Delta {M}}$ ${D_{0} \sobre E_{0}}$

El método isócrono se utiliza en varios métodos de datación por radioisótopos, como rubidio-estroncio, samario-neodimio y uranio-plomo .

Temperatura de cierre

Si un mineral cuya red cristalina no contiene un núclido hijo se calienta lo suficiente, este núclido se difunde hacia el exterior. Así, el “reloj de radioisótopos” se pone a cero: el tiempo transcurrido desde ese momento se obtiene como resultado de la datación por radioisótopos. Al enfriarse por debajo de cierta temperatura, la difusión de un nucleido dado se detiene: el mineral se convierte en un sistema cerrado con respecto a este nucleido. La temperatura a la que esto ocurre se denomina temperatura de cierre .

La temperatura de cierre varía mucho para diferentes minerales y diferentes elementos bajo consideración. Por ejemplo, la biotita comienza a perder argón notablemente cuando se calienta a 280 ± 40 °C [11] , mientras que el circón pierde plomo a temperaturas superiores a 950–1000 °C [12] .

Métodos de datación por radioisótopos

Se utilizan diferentes métodos de radioisótopos, que son adecuados para diferentes materiales, diferentes intervalos de edad y tienen diferente precisión.

Método de uranio-plomo

El método de uranio-plomo es uno de los métodos más antiguos y bien establecidos de datación por radioisótopos y, cuando se realiza bien, es el método más confiable para especímenes del orden de cientos de millones de años. Le permite obtener una precisión del 0,1% o incluso mejor [13] [14] . Es posible fechar tanto muestras cercanas a la edad de la Tierra como muestras de menos de un millón de años. Se logra una mayor confiabilidad y precisión mediante el uso de dos isótopos de uranio , cuyas cadenas de desintegración terminan en diferentes isótopos de plomo , y también por algunas propiedades del circón , un mineral comúnmente utilizado para la datación de uranio-plomo.

Se utilizan las siguientes conversiones:

238 U → 206 Pbcon una vida media de 4,47 mil millones de años (serie de radio - verSerie radiactiva), 235 U → 207 Pbcon una vida media de 0,704 mil millones de años (serie actinio).

A veces, además de ellos, se utiliza la desintegración del torio-232 ( método de uranio-torio-plomo ):

232 Th → 208 Pbcon una vida media de 14.000 millones de años (serie del torio).

Todas estas transformaciones pasan por muchas etapas, pero los nucleidos intermedios se descomponen mucho más rápido que los progenitores.

La mayoría de las veces, el circón (ZrSiO 4 ) se utiliza para la datación mediante el método de uranio-plomo; en algunos casos - monacita , titanita , baddeleyita [15] ; más raramente, muchos otros materiales, incluidos apatito , calcita , aragonito [16] , ópalo y rocas , que consisten en una mezcla de diferentes minerales. El circón tiene alta resistencia química, alta temperatura de cierre y está ampliamente distribuido en rocas ígneas . El uranio se incorpora fácilmente a su red cristalina y el plomo no se incorpora, por lo tanto, todo el plomo en el circón generalmente se puede considerar radiogénico [17] . Si es necesario, la cantidad de plomo no radiogénico se puede calcular a partir de la cantidad de plomo-204 que no se forma durante la desintegración de los isótopos de uranio [18] .

El uso de dos isótopos de uranio que se descomponen en diferentes isótopos de plomo permite determinar la edad de un objeto incluso si pierde parte de su plomo (por ejemplo, debido al metamorfismo ). Además, se puede determinar la edad de este evento de metamorfismo.

Método plomo-plomo

El método plomo-plomo se suele utilizar para determinar la edad de las muestras que consisten en una mezcla de minerales (su ventaja en estos casos sobre el método uranio-plomo se debe a la gran movilidad del uranio). Este método es muy adecuado para datar meteoritos, así como rocas terrestres que han experimentado una pérdida reciente de uranio. Se basa en la medición del contenido de tres isótopos de plomo: 206 Pb (formado por la desintegración de 238 U), 207 Pb (formado por la desintegración de 235 U) y 204 Pb (no radiogénico).

El cambio en la relación de las concentraciones de isótopos de plomo a lo largo del tiempo se deriva de las siguientes ecuaciones:

{\left[^{{207}}{\mathrm {Pb}}\right]_{{t}}}={\left[^{{207}}{\mathrm {Pb}}\right]_{ {0}}}+{\left[^{{235}}{\mathrm {U}}\right]_{{0}}}{\left({e^{{\lambda _{{235}} t}}-1}\derecho)}

{\left[^{{206}}{\mathrm {Pb}}\right]_{{t}}}={\left[^{{206}}{\mathrm {Pb}}\right]_{ {0}}}+{\left[^{{238}}{\mathrm {U}}\right]_{{0}}}{\left({e^{{\lambda_{238}} t}}-1}\derecho)}

donde el índice significa la concentración del isótopo en el momento de las mediciones, y el índice , en el momento inicial. $t$ ${\ estilo de visualización 0}$

Es conveniente utilizar no las concentraciones en sí, sino sus relaciones con la concentración del isótopo 204Pb no radiogénico .
Omitiendo corchetes:

{\left({\frac {^{{207}}{\mathrm {Pb}}}{^{{204}}{\mathrm {Pb}}}}\right)_{{t}}}={ \left({\frac {^{{207}}{\mathrm {Pb}}}{^{{204}}{\mathrm {Pb}}}}\right)_{{0}}}+{\ izquierda({\frac {^{{235}}{\mathrm {U}}}{^{{204}}{\mathrm {Pb}}}}\right)}{\left({e^{{\ lambda _{{235}}t}}-1}\right)}

{\left({\frac {^{{206}}{\mathrm {Pb}}}{^{{204}}{\mathrm {Pb}}}}\right)_{{t}}}={ \left({\frac {^{{206}}{\mathrm {Pb}}}{^{{204}}{\mathrm {Pb}}}}\right)_{{0}}}+{\ izquierda({\frac {^{{238}}{\mathrm {U}}}{^{{204}}{\mathrm {Pb}}}}\derecha)}{\izquierda({e^{{\ lambda _{{238}}t}}-1}\right)}

Dividiendo la primera de estas ecuaciones por la segunda y teniendo en cuenta que la relación actual de las concentraciones de los isótopos de uranio padre 238U / 235U es casi la misma para todos los objetos geológicos (el valor aceptado es 137,88), [Comm. 2] [19] [16] [13] obtenemos:

{\frac {\left({\frac {^{{207}}{\mathrm {Pb}}}{^{{204}}{\mathrm {Pb}}}}\right)_{{t}} -\left({\frac {^{{207}}{\mathrm {Pb}}}{^{{204}}{\mathrm {Pb}}}}\right)_{{0}}}{\ izquierda({\frac {^{{206}}{\mathrm {Pb}}}{^{{204}}{\mathrm {Pb}}}}\right)_{{t}}-\left({ \frac {^{{206}}{\mathrm {Pb}}}{^{{204}}{\mathrm {Pb}}}}\right)_{{0}}}}={\left({ \frac {1}{137,88}}\right)}{\left({\frac {e^{{\lambda_{{235}}t}}-1}{e^{{\lambda_{ {238}}t}}-1}}\derecho)}

A continuación, se traza un gráfico con las relaciones 207 Pb/ 204 Pb y 206 Pb/ 204 Pb a lo largo de los ejes. En este gráfico, los puntos correspondientes a muestras con diferentes relaciones U/Pb iniciales se alinearán a lo largo de una línea recta (isócrona), cuya pendiente indica la edad de la muestra.

El método plomo-plomo se utilizó para determinar el tiempo de formación de los planetas del sistema solar (es decir, la edad de la Tierra ). Esto fue hecho por primera vez por Claire Cameron Patterson en 1956 mientras estudiaba diferentes tipos de meteoritos . Al tratarse de fragmentos de planetesimales que han sufrido diferenciación gravitacional , diferentes meteoritos tienen diferentes valores U/Pb, lo que permite construir una isócrona. Resultó que esta isócrona también incluye un punto que representa la proporción promedio de isótopos de plomo para la Tierra. El valor moderno de la edad de la Tierra es 4,54 ± 0,05 mil millones de años [15] .

Método de potasio-argón

Este método utiliza la descomposición del isótopo 40 K , que es 0,012 % del potasio natural . Se descompone principalmente de dos maneras [Comm. 3] :

β - descomposición (probabilidad 89.28(13) % [20] , vida media parcial [Comm. 4] 1398 mil millones de años ):

{\mathrm {{}_{{19}}^{{40}}K}}\rightarrow {\mathrm {{}_{{20}}^{{40}}Ca}}+e^{-} +{\bar {\nu}}_{e}\,;

captura de electrones (probabilidad 10,72 (13)% [20] , vida media parcial 11,64 mil millones de años):

{\mathrm {{}_{{19}}^{{40}}K}}+e^{-}\rightarrow {\mathrm {{}_{{18}}^{{40}}Ar}} +{\nu}_{e}\,.

La vida media de 40 K, teniendo en cuenta ambos caminos de descomposición, es de 1248 (3) mil millones de años [20] . Esto hace posible datar tanto muestras con una edad igual a la edad de la Tierra , como muestras con una edad de cientos, ya veces decenas de miles de años [15] .

El potasio es el séptimo elemento más abundante en la corteza terrestre , y muchas rocas ígneas y sedimentarias contienen grandes cantidades de este elemento. La fracción del isótopo de 40 K que contiene es constante con buena precisión [15] . Varias micas , lava solidificada , feldespatos , minerales arcillosos y muchos otros minerales y rocas se utilizan para la datación con potasio-argón . La lava solidificada también es adecuada para la investigación paleomagnética . Por lo tanto, el método potasio-argón (más precisamente, su variación, el método argón-argón) es el método principal para calibrar la escala de polaridad geomagnética [15] [21] .

El principal producto de descomposición del potasio-40, 40 Ca, no es diferente del calcio-40 ordinario (no radiogénico), que, por regla general, abunda en las rocas estudiadas. Por lo tanto, se suele analizar el contenido de otro isótopo hijo, el 40 Ar. Dado que el argón es un gas inerte , se volatiliza fácilmente de las rocas cuando se calienta a varios cientos de grados. En consecuencia, la datación con potasio-argón muestra el momento del último calentamiento de la muestra a dichas temperaturas [15] .

El principal problema de la datación por potasio-argón, así como de otros métodos radioisotópicos, es el intercambio de materia con el medio ambiente y la dificultad para determinar la composición inicial de la muestra. Es importante que la muestra no contenga argón en el momento inicial, para que luego no lo pierda y no se contamine con el argón atmosférico. Esta contaminación se puede corregir en base a que en el argón atmosférico hay, además del 40 Ar, otro isótopo ( 36 Ar), pero debido a la pequeña cantidad del mismo (1/295 del argón total), la precisión de esta corrección es baja.

La comparación de las fechas de potasio-argón con las de uranio-plomo muestra que las fechas de potasio-argón suelen ser inferiores al 1%. Esto probablemente se deba a la inexactitud del valor aceptado de la vida media del potasio-40 [15] .

Método argón-argón

El método 40 Ar/ 39 Ar es una versión mejorada del método potasio-argón. Según este método, en lugar del contenido de 40 K, se determina el contenido de 39 Ar, que se forma a partir de 39 K durante la irradiación artificial de neutrones . La cantidad de 40 K se puede determinar sin ambigüedades a partir de la cantidad de 39 K debido a la constancia de la composición isotópica del potasio. La ventaja de este método es que las propiedades químicas del 39 Ar y el 40 Ar son idénticas, por lo que el contenido de estos isótopos se puede determinar de la misma manera a partir de una muestra. Pero cada datación argón-argón requiere calibración con una muestra de edad conocida, irradiada con el mismo flujo de neutrones [22] [23] .

Método de rubidio-estroncio

Artículo principal: método de datación con rubidio-estroncio

El principio del método se basa en la desintegración β − del isótopo 87Rb y su transformación en el isótopo estable 87Sr :

\mathrm {{}_{37}^{87}Rb} \rightarrow \mathrm {{}_{38}^{87}Sr} +{\beta }^{-}+{\bar {\ nu }}_{e}+Q\,;

donde ν e es un antineutrino electrónico, Q es la energía de decaimiento. La vida media del rubidio-87 es de 49,7 (3) mil millones de años , su abundancia isotópica natural es del 27,83 (2)% [20] . El predominio del rubidio en los minerales de las rocas está determinado, en primer lugar, por la proximidad de los radios iónicos Rb + ( r = 0,148 nm ) a los iones K + ( r = 0,133 nm ). Esto permite que el ion Rb reemplace al ion K en todos los minerales formadores de rocas más importantes.

La prevalencia del estroncio se debe a la capacidad del ion Sr 2+ ( r = 0,113 nm ) para reemplazar al ion Ca 2+ ( r = 0,101 nm ) en minerales que contienen calcio (principalmente en plagioclasa y apatita ), así como la posibilidad de su entrada en la red de feldespatos de potasio en lugar de ion K + . La acumulación de estroncio-87 en el mineral se produce según la ley.

\left({\frac {^{87}\mathrm {Sr} }{^{86}\mathrm {Sr} }}\right)_{t}=\left({\frac {^{87 }\mathrm {Sr} }{^{86}\mathrm {Sr} }}\right)_{0}+\left({\frac {^{87}\mathrm {Rb} }{^{86}\ mathrm {Sr} }}\right)_{t}\cdot \left(e^{\lambda t}-1\right),

donde el índice t , como siempre, se refiere a las proporciones modernas de concentraciones de isótopos en el mineral, y 0 a las proporciones iniciales. La solución de esta ecuación con respecto a la edad t nos permite escribir la ecuación básica de la geocronología aplicada al método Rb-Sr [24] :

t={\frac {1}{\lambda }}\ln \left({\frac {\left({\frac {^{87}\mathrm {Sr} }{^{86}\mathrm { Sr} }}\right)_{t}-\left({\frac {^{87}\mathrm {Sr} }{^{86}\mathrm {Sr} }}\right)_{0}}{ \left({\frac {^{87}\mathrm {Rb} }{^{86}\mathrm {Sr} }}\right)_{t}}}+1\right),

La abundancia isotópica de isótopos de estroncio radiogénicos ( 87 Sr) y no radiogénicos ( 86 Sr) utilizados en el método es 7,00(1)% y 9,86(1)%, respectivamente [20] .

Método de samario-neodimio

El samario y el neodimio son elementos de tierras raras . Son menos móviles que los elementos alcalinos y alcalinotérreos como K, Rb, Sr, etc. bajo alteración hidrotermal y meteorización química y metamorfismo. Por lo tanto, el método de samario-neodimio da una datación más confiable de la edad de las rocas que el método de rubidio-estroncio. La propuesta de utilizar el método Sm-Nd en geocronología fue realizada por primera vez por G. Lugmair (G. Lugmair, 1947). Demostró que la relación 143 Nd/ 144 Nd es un indicador de cambios en el contenido relativo de 143 Nd debido a la descomposición de 147 Sm. Los investigadores de los EE. UU. De Paolo y Wasserburg hicieron una gran contribución al desarrollo, la implementación del método Sm-Nd en la práctica geológica y el procesamiento de los datos obtenidos. El samario tiene 7 isótopos naturales (ver Isótopos de samario ), pero solo dos de ellos ( 147 Sm y 148 Sm [Comm. 5] ) son radiactivos. El 147 Sm se convierte, emitiendo una partícula alfa , en 143 Nd:

\mathrm {{}_{62}^{147}Sm} \rightarrow \mathrm {{}_{60}^{143}Nd} +{\alpha }+Q\,;

La vida media de 147 Sm es muy larga, 106,6 (7) mil millones de años [20] . El método de samario-neodimio se utiliza mejor para calcular la edad de las rocas básicas y ultrabásicas, incluidas las metamórficas.

Método de renio-osmio

El método se basa en la desintegración beta del renio-187 (vida media 43,3(7) Ga, abundancia isotópica natural η = 62,60(2) % [20] ) en osmio-187 ( η = 1,96(2) % [20 ] ). El método se utiliza para datar meteoritos de hierro-níquel (el renio, como elemento siderófilo, tiende a concentrarse en ellos) y depósitos de molibdenita (la molibdenita MoS 2 en la corteza terrestre es un mineral concentrador de renio, como los minerales de tántalo y niobio). El osmio está asociado con el iridio y ocurre casi exclusivamente en rocas ultramáficas. Ecuación isócrona para el método Re-Os [25] :

\left({\frac {^{187}\mathrm {Os} }{^{186}\mathrm {Os} }}\right)_{t}=\left({\frac {^{187 }\mathrm {Os} }{^{186}\mathrm {Os} }}\right)_{0}+\left({\frac {^{187}\mathrm {Re} }{^{186}\ mathrm {Os} }}\right)_{t}\cdot \left(e^{\lambda _{187}t}-1\right).

Método de lutecio-hafnio

El método se basa en la desintegración beta del lutecio-176 (vida media 36,84(18) mil millones de años, abundancia de isótopos naturales η = 2,599(13)% [20] ) en hafnio-176 ( η = 5,26(7)% [ 20] ). El hafnio y el lutecio tienen un comportamiento geoquímico significativamente diferente. Los minerales de lantánidos pesados, como fergusonita , xenotima , etc., así como apatita , ortita , esfena , son adecuados para el método . El hafnio es un análogo químico del zirconio y se concentra en zircones, por lo que los zirconios no son aplicables para este método. Ecuación isócrona para el método de lutecio-hafnio [26] :

\left({\frac {^{176}\mathrm {Hf} }{^{177}\mathrm {Hf} }}\right)_{t}=\left({\frac {^{176 }\mathrm {Hf} }{^{177}\mathrm {Hf} }}\right)_{0}+\left({\frac {^{176}\mathrm {Lu} }{^{177}\ mathrm {Hf} }}\right)_{t}\cdot \left(e^{\lambda _{176}t}-1\right).

Datación por radiocarbono

El método se basa en la descomposición del carbono-14 y se usa con mayor frecuencia para objetos de origen biológico. Le permite determinar el tiempo transcurrido desde la muerte de un objeto biológico y el cese del intercambio de carbono con el reservorio atmosférico. La relación entre el contenido de carbono-14 y el carbono estable ( 14 C/ 12 C ~ 10 −10 %) en la atmósfera y en los tejidos de los animales y plantas que se intercambian en equilibrio con ella está determinada por el flujo de neutrones rápidos en la atmósfera superior. Los neutrones producidos por los rayos cósmicos reaccionan con los núcleos de nitrógeno atmosférico -14 en una reacción que produce un promedio de alrededor de 7,5 kg de carbono-14 por año. La vida media del 14 C es de 5700 ± 30 años [20] ; Las técnicas existentes permiten determinar la concentración de radiocarbono en objetos biológicos a un nivel aproximadamente 1000 veces menor que la concentración atmosférica de equilibrio, es decir, con una edad de hasta 10 vidas medias de 14 C (unos 60 mil años). $n+{\mathrm {^{{14}}_{{7}}N}}\rightarrow {\mathrm {^{{14}}_{{6}}C}}+p,$

Notas

Comentarios

↑ La estimación de Rutherford se basó en los datos de Ramsay y Travers sobre el contenido de uranio y helio en la fergusonita (aún se desconocía el hecho de que no solo el helio se forma a partir del uranio, sino que también es mucho más adecuado para datar el plomo). Fue hace 40 Ma; al año siguiente, Rutherford lo revisó, teniendo en cuenta la tasa refinada de formación de helio, y recibió 500 millones de años.
↑ Los estudios modernos muestran que la relación promedio de las rocas terrestres es ligeramente inferior al valor de 137,88 recomendado por el Subcomité de Geocronología de la Unión Internacional de Ciencias Geológicas en 1979 y es de aproximadamente 137,82, y en diferentes muestras difiere en centésimas e incluso décimas. de un por ciento. El reactor nuclear natural de Oklo es el único ejemplo conocido de una desviación significativamente mayor. $^{238}\mathrm {U} /^{235}\mathrm {U}$
↑ También hay una probabilidad muy pequeña de desintegración con emisión de positrones y producción de argón-40, pero este canal es indistinguible de la captura de electrones desde el punto de vista de la datación por radioisótopos.
↑ La vida media parcial de un canal de desintegración en particular es igual a la vida media total del radionúclido dividida por la probabilidad de desintegración de ese canal.
↑ La vida media del samario-148, 7 10 15 años, es demasiado larga para usarse en geocronología.

Fuentes

↑ Lewis CLE La teoría unificadora de Arthur Holmes: de la radiactividad a la deriva continental // La Tierra por dentro y por fuera: algunas contribuciones importantes a la geología en el siglo XX / DR Oldroyd. - Sociedad Geológica de Londres, 2002. - P. 168 . — 369 pág. - (publicación especial de la Sociedad Geológica 192). — ISBN 9781862390966 .
↑ JM Mattinson La revolución de la geocronología // La red de las ciencias geológicas: avances, impactos e interacciones / ME Bickford. - Sociedad Geológica de América, 2013. - P. 304. - 611 p. - (Sociedad Geológica de América documento especial 500). — ISBN 9780813725000 .
↑ Rutherford E. Problemas actuales de la radiactividad // Congreso Internacional de Artes y Ciencias. vol. IV/HJ Rogers. - Alianza Universitaria, 1906. - Pág. 185-186. doi : 10.5962 / bhl.title.43866 .
↑ Boltwood B. Sobre los productos de desintegración final de los elementos radiactivos. Parte II. Los productos de desintegración del uranio // American Journal of Science : diario. - 1907. - Vol. 23, ser.4 . - Pág. 77-88 . -doi : 10.2475/ ajs.s4-23.134.78 .
↑ Dalrymple GB Los primeros llamamientos a la radiactividad // La edad de la Tierra. - Stanford University Press, 1994. - P. 69-74. — 474 pág. — ISBN 9780804723312 .
↑ Blanco WM 2.1. Fundamentos de la geoquímica de isótopos radiactivos // Geoquímica de isótopos. - John Wiley & Sons, 2015. - Pág. 32-33. — 496 pág. — ISBN 978-0-470-65670-9 . ( pdf Archivado el 17 de junio de 2014 en Wayback Machine ).
↑ Tiempo geológico: escala de tiempo radiométrica . Servicio Geológico de los Estados Unidos (16 de junio de 2001). Consultado el 24 de agosto de 2012. Archivado desde el original el 29 de octubre de 2012. (indefinido)
↑ Arnold JR, Libby WF Determinaciones de edad por contenido de radiocarbono: verificaciones con muestras de edad conocida // Ciencia : revista. - 1949. - vol. 110 , núm. 2869 . - Pág. 678-680 . -doi : 10.1126 / ciencia.110.2869.678 . - . —PMID 15407879 .
↑ G. Brent Dalrymple. Tierra antigua, cielos antiguos . - Stanford University Press, 2004. - P. 58-60. — 247p. — ISBN 9780804749336 .
↑ Johnson, B. (1993) How to Change Nuclear Decay Rates Archivado el 1 de noviembre de 2001 en Wayback Machine . Preguntas frecuentes sobre física de Usenet.
↑ Rob Butler (2001). Temperaturas de cierre Archivado el 13 de abril de 2013 en Wayback Machine Dynamic Earth. Escuela de Tierra y Medio Ambiente.
↑ Scoates JS, Wall CJ Geocronología de intrusiones en capas // Intrusiones en capas / B. Charlier, O. Namur, R. Latypov, cap. Tegner. - Springer, 2015. - Pág. 23-28. — 748 pág. — ISBN 9789401796521 .
↑ 1 2 Schoene B. 4.10. U–Th–Pb Geocronología // Tratado de Geoquímica / H. Holland, K. Turekian. — 2ª ed. — Elsevier, 2014. — Vol. 4: La corteza. - Pág. 341-378. - ISBN 978-0-08-098300-4 . -doi : 10.1016/ B978-0-08-095975-7.00310-7 .
↑ Robert Sanders 2004. La datación con uranio/plomo proporciona la fecha más precisa hasta ahora para la extinción más grande de la Tierra Archivado el 22 de enero de 2012 en Wayback Machine UC Berkeley News
↑ 1 2 3 4 5 6 7 Dickin AP Geología de isótopos radiogénicos . — 2ª ed. - Cambridge University Press, 2005. - Págs. 29-31, 101-135, 275, 324-382. — 512 págs. - ISBN 0-521-82316-1 .
↑ 1 2 Parrish R. Datación con uranio y plomo // Enciclopedia de métodos científicos de datación / WJ Rink, JW Thompson. - Springer Países Bajos, 2015. - Pág. 848-857. - $978 — ISBN 978-94-007-6304-3 . -doi : 10.1007 / 978-94-007-6304-3_193 .
↑ Andrew Alden. Datación de uranio y plomo Archivado el 29 de marzo de 2013 en Wayback Machine About.com Geología
↑ Geocronología : artículo de la Gran Enciclopedia Soviética . B. M. Keller, A. I. Tugarinov, G. V. Voitkevich.
↑ White WM 3. Sistemas de descomposición y geocronología II: U y Th // Geoquímica de isótopos. - John Wiley & Sons, 2015. - Pág. 72-100. — 496 pág. — ISBN 978-0-470-65670-9 . ( pdf Archivado el 17 de junio de 2014 en Wayback Machine ).
↑ 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 Audi G. , Kondev FG , Wang M. , Huang WJ , Naimi S. La evaluación Nubase2016 de propiedades nucleares // Chinese Physics C . - 2017. - Vol. 41 , edición. 3 . - P. 030001-1-030001-138 . -doi : 10.1088 / 1674-1137/41/3/030001 . - .
↑ Singer SB, Hoffman KA, Chauvin A., Coe RS, Pringle MS Dating transicionalmente lavas magnetizadas del difunto Matuyama Chron: Hacia una nueva escala de tiempo 40 Ar/ 39 Ar de reversiones y eventos // Revista de Investigación Geofísica : diario. - 1999. - vol. 104 , núm. B1 . - Pág. 679-693 . -doi : 10.1029 / JB084iB02p00615 . Archivado desde el original el 30 de julio de 2010.
↑ Titaeva N. A. Geoquímica nuclear: libro de texto. - 2ª ed. - M. : Editorial de la Universidad Estatal de Moscú, 2000. - S. 99-102. — 336 pág. — ISBN 5-211-02564-4 .
↑ Métodos K/Ar y 40 Ar/ 39 Ar - Oficina de Geología y Recursos Minerales de Nuevo México . Consultado el 13 de octubre de 2012. Archivado desde el original el 3 de agosto de 2017. (indefinido)
↑ Titaeva, pág. 93.
↑ Titaeva, pág. 108.
↑ Titaeva, pág. 109.

Literatura

Enciclopedia de métodos científicos de datación / WJ Rink, JW Thompson. - Springer Holanda, 2015. - 978 p. — ISBN 978-94-007-6304-3 . -doi : 10.1007 / 978-94-007-6304-3 .
Dickin A. P. Geología de isótopos radiogénicos . — 2ª ed. - Prensa de la Universidad de Cambridge, 2005. - 512 p. - ISBN 0-521-82316-1 .
Titaeva N. A. Geoquímica nuclear: libro de texto. - 2ª ed. - M. : Editorial MGU, 2000. - 336 p. — ISBN 5-211-02564-4 .
Koronovsky N. V. Geología general: libro de texto. - 2ª ed. - M. : Editorial "KDU", 2010. - S. 120-125. — 526 pág. — ISBN 978-5-98227-682-7 .

Enlaces

Ishkhanov B.S. Fundamentos de Geología. 17. Cronología nuclear
Koronovsky N.V. , Yakushova A.F. Fundamentos de Geología. 18.2. Geocronología absoluta
Borisov N. M. Poniendo fechas en el registro geológico, o Cómo los físicos ayudan a los geólogos
Markov A. V. Cronología del pasado lejano

diccionarios y enciclopedias	gran noruego Britannica (en línea) Britannica (en línea)
En catálogos bibliográficos	TIERRA : 4277253-9 J9U : 987007558363305171 LCCN : sh85110596