sábado, 21 de agosto de 2010

LAS DIMENSIONES BIOLÓGICAS:

FRAGMENTO TOMADO DE:




LAS DIMENSIONES BIOLÓGICAS:

EL TIEMPO ECOLÓGICO Y EL EVOLUTIVO

(Lección Inaugural)

José SARUKHAN

Miembro de El Colegio Nacional

.



La biología comparte con las ciencias sociales, una dimensión desconocida

y prácticamente irrelevante para otras ciencias naturales como la

física o la química: el tiempo. Esta similitud no es sorprendente, puesto

que el sujeto mismo de las ciencias sociales es un producto de la evolución

orgánica.

La dimensión temporal que afecta a la biología co-ocurre inseparablemente

con otra dimensión: la espacial. En consecuencia, la fenomenología

biológica debe estudiarse en una matriz compuesta por dos dimensiones:

la del espacio y la del tiempo, cuyos valores extremos difieren

por lo menos en 16 ordenes de magnitud y en la que los fenómenos

mas veloces ocurren en las dimensiones espaciales mas pequeñas y los

mas lentos en las dimensiones mayores. Sin embargo, la componente

temporal no es univoca; esto es, diversos acontecimientos a lo largo del

eje temporal afectan diferentemente el devenir de muchos fenómenos

biológicos. En consecuencia, la historia es un tercer parámetro relevante

en la biología.

La visión moderna de la biología se desplaza en tiempos que van desde

los microsegundos hasta los millones de años y en espacios que oscilan

desde unos cuantos micrómetros hasta la biósfera.

La escala más fácil de comprender del tiempo biológico es la que corresponde

a nosotros y a los demás organismos superiores y ocurre en

tiempos que van desde unos cuantos segundos o minutos para ciertas

acciones criticas, hasta varias décadas. Este es el tiempo organísmico, un

tiempo que parece sencillo solo superficialmente, pues depende de la interacción

de numerosos fenómenos físico-químicos. Ejemplo de ellos

son los que están involucrados en este mismo momento en que yo me

dirijo a ustedes y en el que mi voz genera, en cuestión de milisegundos,

ondas sonoras por la compresión del aire que nos rodea y que hace vibrar

sus tímpanos. Estas membranas transmiten la energía mecánica

del aire, a través de tres delicados huesos, a la concha acústica representada

por el oído interior, cuyas paredes están cubiertas por epitelios de

células sensoriales que responden a los cambios de tono e intensidad de

la vibración e inician una descarga eléctrica que activa a otras células

que conducen el impulso eléctrico por el nervio auditivo. Unos cuantos

milisegundos mas tarde, estas señales, debidamente codificadas, arriban

a la parte posterior de su cerebro, se distribuyen hacia el cerebro

medio, la corteza auditiva y el cerebro frontal, hasta producir una percepción

consciente. En este instante ustedes han escuchado mi voz. Si

mis palabras hubiesen formulado una pregunta especifica, los pulsos de sus

neuronas cambiarían en forma coordinada su secuencia a través de la

corteza cerebral, hacia centros especiales emotivos y de la memoria del

sistema limbico, generando selecciones y permutaciones instantáneas

de conceptos y palabras: estarían ustedes pensando. Sus cerebros combinarían

nueva información de los bancos de memoria de largo plazo a

los de memoria de corto plazo. En un proceso que consume unas fracciones

de segundo, las posibilidades relevantes de respuesta son evaluadas

por sus centros emotivos y, simultáneamente, las áreas de Broca y

Wernicke en la corteza parietal entran en acción, generando ordenes a

través de las células de la corteza motora hacia la lengua, los labios y la

laringe. En ese instante estarían ustedes emitiendo una respuesta a mi

pregunta. El tiempo total transcurrido en este proceso seria menor a tres

segundos. Esta dimensión organísmica, en la que átomos y moléculas se

encuentran agregados para formar células, tejidos y órganos, es en la

que nuestro corazón palpita, nuestros músculos se contraen y en el que

generamos toda nuestra actividad vital. Esta dimensión es también el

tiempo en el que nuestro cerebro opera para comprender los procesos

biológicos que ocurren en nuestro cuerpo.

La relación mas detallada de los procesos anteriores requiere de dimensiones

espaciales y temporales que se describen en unidades tales

como micrómetros y milisegundos. Esta es la única forma de observar y

estudiar la descarga que se produce a lo largo de la membrana de una

célula nerviosa y que genera una caída secuencial en el voltaje de la

misma conforme los iones de sodio penetran al interior de la membrana,

de tal manera que la señal eléctrica recorre todo el axon de la célula

(de unos 100 micrómetros de largo) a velocidades de 360 kilómetros por

hora. Esta es, igualmente, la dimensión en la que ocurren, en los genes,

las delicadas disecciones proteinicas por parte de moléculas enzimáticas

y que son responsables del funcionamiento del universo celular, de su

metabolismo y de las bases mismas que determinan los programas genéticos

de células o de organismos enteros. Estamos inmersos en el tiempo

bioquímico, una dimensión espacial y temporal a la que solamente

tenemos acceso indirecto a través de una tecnología que el hombre mismo

ha desarrollado.

La tercera dimensión biológica es la del tiempo ecológico. Una dimensión

en la que, comparada con el tiempo organísmico, los días equivalen

a fracciones de segundo, donde el espacio vital de un individuo no es

sino un punto en un enorme teatro, donde se representa un drama

biológico de dimensiones incomprensibles en nuestras escalas personales

de tiempo y espacio. Donde los días y las noches se suceden con velocidad

tal que nuestra visión es la de la penumbra y donde se es testigo

de un fenómeno nuevo: poblaciones enteras de organismos, cual anémonas

plásticas, cambian de tamaño y extensión en un vasto territorio.

Donde algunas de estas poblaciones se expanden colonizando nuevas

áreas y quizá otras desaparecen del escenario. Donde los fenómenos

físicos del ambiente revelan claramente sus tendencias y donde los ecosistemas

y las poblaciones que los constituyen, se convierten en los sujetos

de estudio.

En esta dimensión, el escenario relevante puede ser el de un gran valle

rodeado de montañas nevadas, donde un volcán, apenas reconocible

como una pequeña prominencia entre muchas otras, vomita violentamente

las entrañas pastosas de la tierra, devastando todo a su paso: plantas,

animales, edificios piramidales; la lava extiende su cobija ardiente

sobre una gran área, se fragua y se enfría casi instantáneamente; primero

líquenes, luego musgos y pequeñas plantas se suceden en rápida

secuencia sobre la piel rugosa y desnuda del pedregal, para dar paso en

Seguida a una pléyade de plantas y animales que constituyen un frondoso

bosque de pinos y encinos. Reaparece la única especie animal bípeda

que poblaba el área antes de la erupción; en rápida secuencia erige

pequeñas construcciones en las que habita, construcciones que aceleradamente

se agregan en conglomerados mayores. Como si lo afectase un

fulminante cáncer, el bosque empieza a desaparecer depredado por la

acción de esta especie que se multiplica rápidamente; el paisaje se transforma

abruptamente en una gran plancha de piedra artificial, vidrio y

metal, cubierta de una atmósfera turbia. Ya no podemos ver lo que

ocurre debajo de ella.

En esta escala los eventos bioquímicos se han comprimido en el tiempo

de tal forma que son absolutamente irreconocibles. Los organismos

individuales han perdido significado y son definidos solamente por

ecuaciones matemáticas que describen las tasas de fecundidad, mortalidad

y crecimiento de sus poblaciones. Cada uno de los organismos queda

absorbido, en forma de ADN, en el contingente genético de su especie,

disuelto en una progresión geométrica creciente por los consecutivos

eventos de reproducción y combinación génica, hasta perder toda relevancia

biológica. Los elementos químicos que formaban a cada individuo

empiezan a recorrer el largo camino de los ciclos minerales en el planeta,

formando, en diversas etapas, parte constituyente de otros organismos.

Nos encontramos, en este punto, en el umbral del tiempo evolutivo, un

tiempo en el que podemos observar la diferenciación de una especie en

dos o mas especies, observar como se constituye el tridimensional árbol

de las relaciones filogenéticas de los diferentes grupos orgánicos, un

árbol que se define por la interacción de los agentes selectivos del medio

con la capacidad de los organismos para adaptarse a dichas causas selectivas.

Estamos en el tiempo profundo, esa gran dimensión del tiempo

que solo fue imaginable por los estudiosos de la naturaleza hasta el

advenimiento de las grandiosas obras de James Hutton y Charles Lyell

acerca de la historia geológica de !a Tierra y su interpretación. Estaremos

transportándonos en la escala de los cientos o miles de millones

de años y de un entorno espacial que abarca la biósfera entera.

He descrito cuatro tiempos biológicos, que a su vez apuntan a correspondientes

enfoques disciplinarios en la biología, cada uno necesario para

entender a los otros. La biología organísmica es fundamentalmente el

terreno de los fisiólogos y los médicos, así como de algunos bioquímicas.

La biología molecular se encuentra en la base de la pirámide de

los niveles organizativos de la biología, ya que al final todo debe tener

una explicación en la escala de los eventos ultramicroscópicos, que son el

inicio de las manifestaciones de la vida.

No obstante su posición básica, la biología molecular, al estar mucho

mas cerca de los eventos físicos y químicos, no puede individualizar los

parámetros de tiempo, espacio e historia que son esenciales para el entendimiento

de otros niveles de organización biológica, particularmente

los de la ecología y !a biología evolutiva. Si la componente de tiempo

fuese univoca, las características y el comportamiento de los organismos

de cada especie serian totalmente explicables sobre la base del conocimiento

de su estructura genética y finalmente de su funcionamiento

molecular. Que no es este el caso y que por lo tanto la historia juega un

papel crucial como parámetro de la biología, queda demostrado por la

influencia que el medio ambiente tiene sobre la expresión morfológica

y conductual de cada individuo y de cada especie.

Las características mismas de los genes, que constituyen el sujeto de

estudio de la biología molecular, son el resultado de una larga historia

de mutaciones y fenómenos selectivos en ambientes constantemente

cambiables, que les proporcionan sus características peculiares. Sin embargo,

el reconocimiento, hace apenas una década, de que los fenómenos

biológicos del tiempo bioquímico deben entenderse a la luz de

fenómenos históricos que ocurren en el tiempo evolutivo, ha sido el avance

mas importante de la historia moderna de la biologìa y constituye lo

que podría considerarse como una Segunda síntesis del pensamiento darwiniano.

Un pensamiento, que hace apenas un siglo y cuarto, desató una revolución

científica y social con un poder tal, que modifico de raíz el concepto

del "orden sobre la Tierra" que tenia la civilización occidental.

De los cuatro tiempos biológicos a los que me he referido, mi formación

profesional se inscribe en los dos últimos (el ecológico y el evolutivo),

que representan a lo que frecuentemente he llamado el enfoque supraorganismico

de la biología.

La temática que es posible cubrir en estos dos grandes enfoques de la

Biologìa es asaz rica y amplia. Presenta, en adición, importantes intersecciones

con disciplinas de las ciencias sociales, como la economía, la

sociología y la antropología, puesto que el hombre ha jugado, en los

fenómenos biológicos de la escala ecológica y evolutiva, un papel que

ningún otro organismo ha jugado.

Geocronología

HISTORIA DE LA GEOCRONOLOGÍA


En todas las épocas han existido intentos de averiguar la edad de formacion de la Tierra.



INTENTOS DE FILOSOFOS EN LA ANTIGÜEDAD

Los antiguos filósofos hindúes tenían la idea de que todo forma parte de algún ciclo. El mayor de todos estos ciclos era la creación, la vida y muerte del Universo.

La duración de un ciclo del Universo era equivalente a un día en la vida de Brahma, es decir de alrededor de 4300 Ma. Nosotros estaríamos actualmente a unos 2000 Ma del comienzo de uno de estos ciclos.

Prescindiendo de esta asombrosa aproximación no hay, hasta tiempos muy recientes mas que unas ideas muy vagas de la noción del tiempo.

Xenófanes de Colofon (570- 470 a. C.).- Filósofo griego reconoció el significado de los fósiles como remanentes de vida anterior primitiva y dedujo correctamente que las rocas sedimentarias en las que se encontraban se habían originado como depósitos sedimentarios en el fondo del mar. Por tanto concluyó que tales rocas y fósiles debían ser muy antiguos.

Herodoto (484-425 a C).- Filósofo e historiador griego, viajo a través del valle del Nilo y observó que el delta del Nilo debió de construirse gracias a una serie de avenidas sucesivas. Se dio cuenta de que si una única avenida dejaba una fina capa de sedimentos, para que se formase el delta debían haber pasado muchos años.



INTENTOS DE LOS ESTUDIOSOS DE LA BIBLIA

Con la llegada del cristianismo y hasta el Renacimiento todos los intentos de establecer la edad de la Tierra y su creación pasaban por el estudio de la Biblia. Algunos cristianos habían insinuado que los "días" del Génesis podían ser en realidad "épocas" de unos 1000 a. cada una. La clave de esta interpretación estaba en el Salmo 90 titulado "Brevedad de la vida". Una frase de dicho salmo dice. "porque mil años son a tus ojos como un día". Así los 6 días de la Creación pasarían a ser 6000 a. y esto se aceptaba como el periodo aproximado de tiempo que había transcurrido desde la creación.

Posteriormente y con el estudio de la genealogía del génesis se llegó a reducir aun mas este periodo.

Teofilo de Antioquía (115-183 d.C.).- Estableció hacia el año 180 que la creación tuvo lugar en el año 5529 a.C.)

Lutero, Martín (1483-1546).- Establece la edad de la creación en 4000 años justos antes de Cristo.

Usher, James, arzobispo. En 1654 calculó estudiando la Biblia que la creación del mundo tuvo lugar en el año 4004 a.C. Esta fecha venia al margen de la mayoría de las Biblias inglesas perdurando en sucesivas ediciones hasta 1910 y fue un prejuicio teológico que retraso el razonamiento científico de los primeros geólogos, ya que paso a ser la opinión general de la mayoría de los cristianos.

Lightfoot, John, de Cambridge. Erudito bíblico, precisó el momento de la creación del mundo: " El Cielo y la Tierra, centro y circunferencia, se crearon en el mismo instante, así como las nubes llenas de agua y la Trinidad creo al hombre el 26 de octubre del 4004 a.C. a las 9 de la mañana)"

Así hasta bien entrado el siglo XVII se aceptaba la Biblia como única fuente de verdad. El papel de la Ciencia era simplemente el de descubrir las leyes de la Naturaleza ordenadas por el Creador. Las rocas y sus fósiles se interpretaban como consecuencia del Diluvio Universal relatado en la Biblia.



INTENTOS GEOLÓGICOS

A lo largo del S.XVII se van abriendo paso las observaciones de los naturalistas: Poco a poco se van acumulando datos y se deja de considerar a la Tierra como creada enteramente en un instante.



Steno, Nicolaus.- Danés. En 1667 deduce que los fósiles eran evidencia de otros tiempos. En 1669 hizo el primer intento racional de datación de las rocas formulando su "ley de superposición de los estratos" en la cual se reconocía que en una secuencia sedimentaria las rocas que se encuentran encima son mas jóvenes que las que se encuentran debajo. Gracias a esta ley se pudo poner un poco de orden en cada área geográfica particular.



Hooke, Robert (1637-1703).- Químico y Fisico ingles, reconoció que los fósiles sugerían que la tierra había cambiado muchas veces a lo largo de su historia, el mar transformándose en montañas y las montañas en mar y que a partir de los fósiles se podría reconstruir la geocronología



Celsius, desde 1727 había notado que en Suecia y Finlandia el nivel de las tierras sube lentamente en relación al del mar Báltico hasta el punto de que ha sido necesario desplazar la situación de algunos puertos. Se mide la velocidad de esta movimiento llegándose a la conclusión de que es de un metro por siglo



Kant, Emmanuel (1724-1804).- En 1754 emitió la hipótesis, confirmada después de que la duración de los días no ha sido siempre la misma sino que aumenta debido al frotamiento de las mareas. En 1755 propone una hipótesis sobre el origen del Sistema Solar. También calcula que si la luz del Sol procediese de una combustión ordinaria se habría consumido en solamente 1000 años



Gesner, Jean, suizo, en 1758 tomando el dato de Celsius de velocidad de levantamiento de un metro por siglo llega a la conclusión de que hubiesen hecho falta al menos 80000 años para que los Apeninos emergiesen. Da así uno de los primeros ejemplos de un método general: conociendo la velocidad actual de un fenómeno la proyecta en el pasado lejano y obtiene una idea de la duración del fenómeno pasado.



Buffon, conde de Jorge Luis Leclerc (1707-1788).- En 1757, junto con Duhamel, descubrieron que podían identificar en una serie de arboles de una zona de Francia el mismo anillo estropeado por el hielo. Es el comienzo de un método de datacion llamado DENDROCRONOLOGIA. Consiste en contar el nº de anillos de crecimiento del tronco de un árbol para averiguar la edad del arbol. La variación de la anchura de los anillos depende del clima. Si alguno de los anillos presenta un caracter distintivo se pueden enlazar datos de distintos arboles que se solapen en el tiempo. Así se ha podido llegar hasta unos 8000 años a.C. y se ha calculado un factor de corrección a aplicar en el método del 14C.

Hacia 1760 analizo los ritmos de fusión y enfriamiento de bolas de hierro y supuso que en el interior de la Tierra, debido a su gran densidad, habría un núcleo de hierro y calculo el tiempo que habría tardado en enfriarse. Obtuvo una cifra de 75000 a, tiempo que a nadie gusto: a los fundamentalistas seguidores de la Biblia les parecía demasiado largo y a los geólogos demasiado corto.



Giraud- Soulavie, en 1772, fundándose en la velocidad de erosión de los valles de Vivarais, Francia, calcula centenares de millones de años. El resultado parece un valor tan enorme en aquella época que no osa publicarlos, pero se filtra la información. Es abad y es perseguido por sus compañeros, uno de los cuales quiere obligarle a retractarse ya en su lecho de agonía. Lo único que publico en 1793 es que la erosión de una colada volcánica podía durar unos 6 Ma.

También en su "Historia Natural de Francia Meridional" aparecida entre 1780 y 1784 hace una constatación muy importante: que los fósiles tienen una repartición fija en las capas geológicas. Sin embargo sus observaciones pasan desapercibidas y son redescubiertas mas tarde por el ingles W.Smith



Lomonosov, fundador de la Universidad de Moscú afirma: "la duración del tiempo y la multitud de siglos requeridos para la evolución de los hechos y la creación de las cosas de la Naturaleza en mucho exceden a nuestra cronología eclesiástica admitida"

Se iba aceptando, pues, la idea de una Tierra muy antigua en la cual el hombre era un recién llegado. Pero esta aceptación era únicamente por parte de personalidades aisladas, porque hasta casi mediados del siglo XVIII la "ciencia oficial" enseñaba que todas las rocas sedimentarias se habían depositado durante el Diluvio Universal y que todas las otras características superficiales podrían proceder de acontecimientos catastróficos que ocurrirían intermitentemente.



Métodos basados en la salinidad de los océanos.-



Uno de los primeros intentos cuantitativos para obtener edades fue realizado por un astrónomo ingles, Halley, Edmund. En 1715 da la idea de calcular el tiempo necesario para que se haya acumulado la sal en los océanos partiendo de un agua inicialmente dulce. Los oceanos primitivos, formados por condensación de la atmósfera primordial no tenían sal. Esta ha sido disuelta de las rocas por los arroyos y los ríos y transportada al mar donde se va concentrando. Por tanto bastaría averiguar las cantidades de sales en disolución que llevan los ríos, la cantidad de sal en el mar y deducir el tiempo necesario para que se haya acumulado dicha sal. El no efectúa los cálculos porque consideró que no disponía de suficientes datos.



Joly, John, científico irlandés. En 1898 realizo el calculo sugerido por Halley obteniendo que se habrían necesitado unos 90 M.a. para que los océanos alcanzasen la salinidad actual

Con posterioridad se han repetido estos cálculos obteniéndose resultados bastante dispares llegándose hasta cifras del orden de los 400 M.a.

Este método de la salinidad de los océanos es erróneo y tiene muchas imprecisiones porque.

- en el mejor de los casos se obtendría la edad de los océanos que no tiene por que ser igual a la edad de la Tierra.

- parte de las sales quedan atrapadas en los sedimentos.

- no se conoce que cantidad de sales se deben a la actividad ígnea y qué cantidad a la erosión.

- el ritmo de acumulación de sal y sedimentos en los océanos no es constante sino que ha variado con el tiempo. Por ejemplo, ahora hay mas tierra emergida y por tanto la erosión es mas rápida que lo fue en el pasado.



Métodos basados en la velocidad de sedimentación.-



La idea que utilizaron algunos autores es la de calcular el tiempo que habrían tardado en formarse todas las rocas sedimentarias de la corteza terrestre.

Primero estimaron el tiempo necesitado para que se depositasen un metro de areniscas, de calizas, de arcillas, etc.

Después trataron de determinar el máximo espesor de rocas formadas en cada periodo de tiempo geológico, es decir realizar una columna estratigráfica total, global, para toda la Tierra.

Las estimaciones de los distintos autores eran muy variables, por ej. para la columna estratigráfica global variaba entre los 25 y los 112 Km. y para la velocidad de sedimentación también se tenían valores muy variables con las distintas localidades y los distintos tipos de roca, pero el promedio de muchas estimaciones era de 0,3 m. cada 1000 a. Holmes, 1913 recoge en su trabajo los datos obtenidos por distintos autores

Murray, J., hace un calculo del tiempo que tardaría la sedimentación de unos 150 Km. de rocas sedimentarias, en que el estimo una columna estratigráfica global. Obtuvo una cifra de 1500 Ma. (el resultado de cálculos similares hechos por Walcott fue de unos 75 Ma.)



Walcott, Charles, uno de los mas famosos paleontólogos y estratigrafos, sigue las ideas de Lord Kelvin y hace una secuencia estratigrafica global, concluyendo que podría haberse sedimentado razonablemente en unos 75 Ma., una de las fechas dadas por Lord Kelvin. (el resultado de cálculos similares hechos por Murray es de 1500 Ma.)

Este método no es nada preciso ya que existen demasiados imponderables. Por ejemplo el ritmo de sedimentación varía de unos ambientes a otros.

Ademas hay muchas interrupciones en la secuencia de sedimentación. En una zona dada la sedimentación puede ser seguida por elevación, erosión, subsidencia y de nuevo sedimentación. Así pues tenemos una cantidad indeterminada de tiempo en tanto están ocurriendo los fenómenos distintos a la sedimentación, obteniéndose siempre errores por defecto.

Actualmente se calcula que el espesor total de las rocas sedimentarias, fosiliferas es de al menos 150 Km.



Métodos basados en la estratigrafía y paleontología.-



Lehman, John (1719-1767) hizo una escala de tiempos relativos basándose en las rocas que afloran en Europa Central que es donde vivió. Clasifico las rocas en 3 grupos:

- todas las rocas sin fósiles (mas antiguas)

-todas las rocas con fósiles (intermedias)

-sedimentos sin compactar (mas recientes)



Hutton ( -1790), geólogo escocés, en su libro "Theory of the Earth" (1785), considera que los mismos fenómenos geológicos que se observan ahora son los que configuraron la tierra en el pasado y los que la configuraran en el futuro. Afirma que no puede encontrar vestigios de un principio ni perspectivas de un fin, es decir que la historia de la Tierra se extendería durante un periodo de tiempo muy largo. Estas ideas constituyen la base del Uniformitarismo, teoría desarrollada posteriormente por Lyell

La aparición de esta tendencia uniformitarista supone un avance importante ya que presupone una nueva mentalidad científica: la idea de que en Geología el tiempo es prácticamente ilimitado. Poco a poco se van reuniendo datos que van alargando el tiempo necesario para que ocurran los fenómenos geológicos y se van desligando ya de las interpretaciones bíblicas.

Los geólogos Uniformitaristas, con la concepción de una larga duración de los tiempos geológicos son mayoría a finales del S. XVIII y principios del XIX, aunque todavía quedan algunos Fundamentalistas y Catastrofistas que se obstinan en mantener las interpretaciones bíblicas.

Un ejemplo de la coexistencia de ambas corrientes de opinión nos lo dan dos paleontólogos contemporáneos: Cuvier y Lamarck.



Cuvier (1769-1832) fue uno de los últimos defensores de las teorías catastrofistas. Devoto protestante hugonote fue encargado por la restauración de la dirección de cultos no católicos y se limita a una interpretación literal de la Biblia. A pesar de sus ideas él no podía reconciliar los cambios de la Tierra que tan meticulosamente había observado con el breve lapso de tiempo transcurrido desde la creación (unos 6000 años) según las teorías predominantes en la Iglesia. Como buen paleontólogo que era había reconocido muchas formas de vida ya extintas y también observo que cada grupo de fósiles era característico de una secuencia de rocas determinada. Sin embargo huyo de la concepción de una Tierra antigua y cambiante tal y como le sugerían los fósiles y penso en una serie de catástrofes múltiples que destruirían la vida totalmente y después de cada una de dichas catástrofes existiría una creación especial, con formas de vida ligeramente diferentes de las ya extintas. La ultima de estas catástrofes habría ocurrido unos 6000 a. taras y podría coincidir con el Diluvio Universal.



Lamarck, Jean Baptiste (1744-1829).- Naturalista francés, contemporáneo de Cuvier. Creía en la gran antigüedad de la Tierra, esencial para su esquema de cambios graduales geológicos y biológicos. Estas teorías de las "lentas mutaciones" fueron contestadas y negadas por Cuvier, pero suponen el principio de la teoría de la "evolución por selección natural" elaborada unos 50 años después por Darwin.

En 1802 escribe: "Oh! Cuan antigua la Tierra es! Y que ridículamente pequeñas las ideas de aquellos que consideran que la edad de la Tierra es de 6000 años.



Smith, William (1769-1839).- Contemporáneo de Cuvier y de Lamarck está considerado "el padre de la geología inglesa". Se da cuenta, como antes Giraud Soulavie en Francia que los estratos de distintas localidades geográficas pueden correlacionarse entre si atribuyéndoles la misma edad siempre que contengan conjuntos fosilíferos similares.



Werner (1749- ), contribuyo mucho al estudio de la Geología pues aunque no tiene mucha obra escrita era profesor en la Academia de Minería de Friburgo. Era un profesor muy persuasivo y brillante y sus clases atraían y convencían a gran numero de naturalistas de toda Europa. Era NEPTUNISTA y enseñaba que las primeras rocas se habrían formado en un océano primitivo. Después se habrían retirado las aguas. Sus enseñanzas levantaron mucha polémica y aunque en gran parte se demostraron falsas tuvo el mérito de introducir y popularizar el concepto de serie estratigrafica y sobre todo de despertar el interés por el estudio del origen de las rocas.



Lyell (1797-1875).- Geólogo británico. Continua las ideas del UNIFORMITARISMO, propuestas originalmente por Hutton. En 1839 publica "Elements of Geology" donde expuso claramente los principios estratigráficos esenciales:

-superposición de estratos en orden de edad decreciente.

- uso de los fósiles y la litología para identificar y correlacionar distintas unidades estratigráficas.

-discordancias.

Penso que una escala de tiempo a escala mundial solo podría establecerse mediante una paciente recopilación de datos. Su mayor contribución fue su insistencia en que el cambio tanto en el medio inorgánico como en el orgánico era gradual y precisaba de grandes cantidades de tiempo. En 1830 publicó los primeros volúmenes de su obra "Principles of Geology". En 1868 en esta misma obra "Principles of Geology" contesta a Croll, que basándose en el glaciarismo obtuvo 3 fechas para el final del glaciarismo: 950.000, 200.000 y 100.000 a. Lyell rechaza las dos ultimas fechas porque dice que no habría dado tiempo a que se realizasen todos los cambios postglaciares.

También se opone a Kelvin, aludiendo a la existencia de leyes divinas distintas a las leyes de la Naturaleza hasta entonces conocidas y acaba esperando que se descubra alguna nueva fuente de energía.

Evalúa la duración del Terciario en 80 Ma y el principio del Cámbrico en 240 Ma.

Aunque fue demasiado prudente para hacer una estimación de la edad global de la Tierra su obra contribuyo en gran manera a difundir la idea de un tiempo prácticamente ilimitado. Por ejemplo Darwin lleva consigo durante su viaje el libro escrito por Lyell.



Darwin, Erasmo (1809-1882), conocia el trabajo de Lyell y para su Teoría de la Evolución expuesta en su obra "El origen de las especies (1859) tambien necesita de periodos muy largos de tiempo para explicar los cambios evolutivos.



Croll, en 1875 y basándose en el Glaciarismo hace cálculos uno de los cuales atribuye al Cuaternario un valor de aproximadamente 1 millón de años, valor retenido hasta nuestros días.

A mediados- finales del S. XIX, después de que Hutton presentase sus argumentos para el Uniformitarismo y de que Lyell desarrollase este concepto la mayoría de los geólogos tienen el concepto de que la edad de la tierra había que medirla en centenares de millones de años y se despierta mucho interés por asignar edades especificas a cada periodo geológico.

Para la medida de los tiempos relativos ya se conocían los cuatro grandes principios por los que nos seguimos rigiendo en la actualidad:

1º) Uniformitarismo (Hutton)

2º) Ley de la superposición de los estratos (Steno)

3º) Ley de las relaciones cortantes (cross- cutting) entre distintas formaciones geológicas.

4º) Principio de la bioestratigrafia, enunciado por Giraud- Soulavie, 1784 y redescubierto por Smith hacia el 1800.



Métodos basados en el enfriamiento de la Tierra y del Sol



Los precursores en este tipo de cálculos habían sido Kant y Buffon.



Helmholtz, Herman von, termodinámico. Abordo el problema de la edad de la Tierra estudiando la luminosidad del Sol. Helmholtz considero que la luz del Sol provenía del calor producido durante la contracción gravitatoria de la inmensa masa del Sol. Su idea era que las partículas tenderían a caer hacia el centro y que la energía potencial liberada en esa caída se convertiría en calor. Con estas ideas estimo una edad de entre 20 a 40 Ma.



William Thomson, mas conocido como Lord Kelvin (1824-1907) era un prestigioso profesor de física en Glasgow. Revisa los datos de Helmholtz, coordinándolos con los de Buffon y calcula la edad de la Tierra suponiendo que se había enfriado a partir de un material fundido. Tuvo en cuenta la temperatura de las rocas, su gradiente geotérmico, su conductividad, etc. Repitió estos cálculos a lo largo del tiempo (varias publicaciones entre 1862 y 1899) y según los va rehaciendo va volviéndose cada vez mas dogmático y mas detractor de los geólogos uniformitaristas a los que acusa de que tienen gran incertidumbre en sus observaciones y dice que las leyes de la Naturaleza no se pueden oponer a las leyes de la Termodinámica. En 1862: obtuvo 400Ma. En 1868: 100 Ma. En 1876: 50 Ma. En 1881 entre 20 y 50 Ma. En 1897: 20 a 40 Ma.

También puntualizó que no había ninguna fuente de energía capaz de mantener el sol caliente por mas de 20 Ma. En 1899 presento una importante comunicación a la Asociación Americana para el progreso de la Ciencia en la cual reiteraba su fe en los cálculos y en los límites físicos que se imponían a la edad de la Tierra.



Chamberlin, T.C., Director del Dpto. de Geología de la Universidad de Chicago y presente en la comunicación de Kelvin de 1899 le replico diciendo que todavía se podrían descubrir nuevas fuentes de energía dentro de las partículas de la materia, que se sumasen a la combustión y atracción gravitatoria como causas posibles de la luminosidad solar. Por tanto, de forma independiente aparentemente de Becquerel (aunque ya se había descubierto la radiactividad en 1896) establece una hipótesis de fuentes atómicas de calor para explicar el ritmo tan lento de enfriamiento solar.

Se puede considerar que Chamberlin "predice" la radiactividad 3 años después de que ya hubiese sido descubierta.

Efectivamente Lord Kelvin se equivocaba porque partió de dos puntos de partida falsos:

1º) La Tierra no estuvo nunca en un estadio inicialmente fundido (actualmente la evidencia indica que la Tierra, al igual que los otros planetas y los meteoritos se formó por acreción en frío de partículas sólidas y que la atracción gravitatoria es lo que genero calor)

2º) Existía una fuente de energía capaz de mantener el Sol caliente, que Kelvin desconocía que es la radiactividad. El proceso de desintegración radiactiva implica liberación de energía en forma de calor.

Los argumentos de Kelvin retrasaron mucho a la ciencia ya que fue tan fuerte el impacto de su prestigio y tan grande la magia del calculo matemático preciso con el que se llegaba a una respuesta aparentemente válida que algunos de los geólogos los aceptaron y se esforzaron en comprimir las complejidades geológicas de la historia de la Tierra en ese pequeño periodo de tiempo.

Las leyes de la Física restringieron el tiempo geológico tan fuertemente como antes había sido restringido por las enseñanzas de la Biblia.

Sin embargo y como casi simultáneamente se descubrió la Radiactividad como fuente de energía distinta a la de fusión inicial de la Tierra, se rebatió la teoría de Kelvin y se comenzaron a tener datos fiables de edades de materiales.

En cierto modo los cálculos de Lord Kelvin sirvieron de acicate para conocer la edad de la Tierra y dilucidar la aparente contradicción

Algunos de los geólogos convencidos por Kelvin y que trataron de comprimir la Historia de la Tierra en menos de un centenar de millones de años fueron:



King, Clarence Geólogo americano. Fundador de la US. Geological Survey. Acepta las ideas de lord Kelvin e intenta comprimir toda la historia de la Tierra en menos de 100 Ma.



Walcott, Charles, uno de los mas famosos paleontólogos y estratigrafos, hace una secuencia estratigrafica global, concluyendo que podría haberse sedimentado razonablemente en unos 75 Ma., una de las fechas dadas por Lord Kelvin. (el resultado de cálculos similares hechos por Murray es de 1500 Ma.)



DESARROLLO DE LA GEOCRONOLOGIA MODERNA. METODOS RADIOMETRICOS.



Roentgen, en 1985 descubrió unas misteriosas ondas, los rayos X que estaban relacionados con la luminiscencia que producían los rayos catódicos en algunas sustancias.



Su publicación incitó a Becquerel, Henry, a retomar los experimentos que había hecho unos años antes con cristales de sulfato uranilo, para ver se esta sal emitía rayos X al ser excitada por los rayos catódicos. Casualmente dejó el mineral de Uranio encima de unas placas fotográficas envueltas en papel negro, opaco. Al revelar las placas fotográficas resultaron estar veladas. Así descubrió que el mineral de Uranio emitía una radiación de forma continua y sin necesidad de ser excitado. Esta radiación penetraba la materia, ennegrecía las placas fotográficas y provocaba conductividad eléctrica en los gases. En 1986 presentó su descubrimiento en la Academia de Ciencias de París.



A Becquerel se le unieron dos jóvenes científicos Pierre Curie y su esposa María, que eligió como tema para su Tesis Doctoral la investigación de los elementos y compuestos capaces de emitir radiación. Descubrió dos nuevos elementos: el Po y el Ra y establecieron que la radiactividad (palabra acuñada por María Curie porque eran emisiones del Radio) es una propiedad atómica, independiente del enlace o compuesto químico en el que se encontrase dicho átomo radiactivo. Fué precisamente Pierre Curie quien en 1902 sugirió que el fenómeno de la radiactividad podría utilizarse como cronómetro.

En 1903 los Curie compartieron con Becquerel el Premio Nobel de Física



Thomson, J.J., trabajaba en el Laboratorio Cavendish, de la Universidad de Cambridge. En 1897 había explicado los rayos catódicos como flujo de partículas cargadas negativamente (electrones) por lo que recibió el Premio Nobel de Física en 1906.



Rutherford, Ernest (1871-1937), neozelandés, fué primero profesor en Cambridge donde trabajó con J. J. Thomson y después en Montreal, Canadá, donde trabajó con Soddy. Mas tarde, hacia 1907 trabaja en Manchester. Por último, en 1919 sucedio a J.J. Thomson como director del Lab. Cavendish, de la Universidad de Cambridge, donde habia iniciado su carrera.

Interesado por el descubrimiento de Roentgen de los rayos X comenzó a estudiar la naturaleza de esta emisión. En 1899 ya había identificado 3 tipos de radiaciones que nombró ,  y .



En 1902, junto con Soddy un químico de su misma Universidad establecieron que la radiactividad sigue una ley exponencial, que el nº de átomos que se desintegran es proporcional al nº de átomos presentes y que se puede estudiar por métodos estadísticos, es decir, enumeraron la ley fundamental de la radiactividad.

También Rutherford, en 1905 advirtió que en la desintegración del Th y del U se desprendía una cierta cantidad de He que quedaría acumulado en el material. En seguida se dio cuenta de la existencia de un potencial cronometro geológico y que midiendo las cantidades de U y de He en un mineral se podría determinar su edad. El mismo aplicó estas ideas estudiando un mineral - fergusonita- obteniendo una edad de 500 Ma. Desde el primer momento Rutherford tuvo conciencia de la posibilidad de pérdida de He y advirtió que esta cifra había de ser considerada como edad mínima.

En 1907, en la Universidad de Manchester comenzó una serie de experimentos bombardeando laminas metalicas con partículas  y demostró lo que él había sospechado durante mucho tiempo, que las partículas  eran átomos de He desprovistos de electrones. Junto con su ayudante Geiger desarrolló un método de contar las partículas emitidas por los átomos radiactivos: el detector Rutherford- Geiger.

En 1911 bombardeando una lamina de oro con partículas  dedujo que casi toda la masa del átomo estaba concentrada en el núcleo, mil veces mas pequeño que el propio átomo. El núcleo estaba cargado positivamente lo que él atribuyó a unas partículas que denominó protones (en 1919). Un año despues tambien lanzó la idea de que en el nucleo de los átomos existirian tambien partículas neutras

Se puede decir de Rutherford que fue el primer alquimista de éxito, ya que transformó el N en O.

Descubrió también el Radón, gas inerte pero radiactivo.

(www.rutherford.org.nz)

Hay que hacer notar que Rutherford y Lord Kelvin eran contemporáneos. En el año 1904 Rutherford presentaba una conferencia en la Real Institution acerca de la producción de calor debida a la radiactividad del Ra y su efecto en la prolongación del calor interno de la Tierra. Lord Kelvin estaba en la audiencia. Rutherford evitó una confrontación potencialmente explosiva anunciando que Lord Kelvin había calculado la edad de la Tierra a partir de su historia térmica "siempre y cuando" no se hubiese encontrado una nueva fuente de calor. Por tanto Lord Kelvin había en realidad "anticipado" el descubrimiento de la radiactividad y el calor producido por este fenómeno.

Lord Kelvin, que ya era muy mayor y había dormido profundamente durante la conferencia, asintió con placer a este última frase

Rutherford se dio cuenta de que como consecuencia de la desintegración del U no solo se formaba He sino también Pb y sugirió a B.B. Boltwood, de Yale (USA) que estudiase las relaciones U/Pb en distintos minerales. Si eran de igual edad debían tener la misma relación de U y Pb y si no no.



Strutt, en 1906, en Londres, hizo el cálculo del calor generado en la corteza terrestre debido a los minerales radiactivos.



John Joly, en 1908 reconoció que los halos pleocroicos que algunos minerales como el circón ocasionaban en otros como la biotita y la cordierita eran debidos a la presencia de elementos radiactivos.



Boltwood, B.B., químico americano, en Yale (USA), hizo en 1907, por sugerencia de Rutherford una serie de determinaciones de edades que variaban entre 410 y 535 Ma y que concuerdan con las hechas recientemente en materiales similares de las mismas localidades a pesar de que obtuvo sus datos antes de que se descubrieran los isótopos, antes de que se supiera que el Pb también se produce por desintegración del Th y antes de que se conociese con exactitud el  del U.

Siempre por el método del U-Pb asignó las siguientes edades absolutas a varios periodos:

Carbonífero: 340 Ma.; Devónico: 370 Ma.; Precámbrico: 1025 a 1640 Ma.

Todo esto ocurría antes de 1910. En solo unos 10 años se descubrieron los principales minerales radiactivos.



Holmes, discípulo de Strutt, en 1911, a la edad de 21 años hizo una síntesis de todos los métodos y conocimientos de la época. Marcó un hito en la Geocronología porque estableció los principios básicos, recopiló los datos, habló de errores por contaminación y por pérdida de uno de los elementos y dio las pruebas que entonces existían de que la velocidad de desintegración era constante. Su trabajo, que ya es un clásico, se titulaba. "The association of lead with uranium in rock-minerals and its application to the measurement of geologic time". Desde aquella fecha y a lo largo de toda su vida Holmes es uno de los autores que mas han trabajado en Geocronología. En 1913 publicó "The age of the Earth"

En las primeras fases de aplicación del método había que determinar los elementos (todavía no se conocían los isótopos) por métodos químicos difíciles. Muchos geólogos rechazaban los datos como sospechosos al no fiarse de las determinaciones analíticas.



En 1912, Bohr, Niels, físico danes, fué a Manchester con una Beca postdoctoral. Modificó el modelo atómico estaablecido por Rutherford aplicando los principios de mecanica cuantica desarrollados por Max Planck y Albert Einstein. Su modelo fue reemplazado despues, al aplicar los principios de mecanica de ondas desarrollada por Dirac, Heisenberg y Schrödinger.



Thomson, J.J., científico ya citado por su descubrimiento de los rayos catódicos, en 1913 confirmó las hipótesis de Soddy y de William Crookes, de que el P.A. de los elementos no era un nº entero debido a que cada elemento podia estar formado por varios átomos de distinto peso. Soddy, en 1913, clarificó la naturaleza de los isótopos y Thompson, en 1914 inició el desarrollo de la espectrometría de masa construyendo el primero de los espectrómetros que denominó "aparato de rayos positivos". Las medidas se fueron haciendo cada vez mas refinadas y en 1919, el mismo Thompson confirmó experimentalmente que el Neon está compuesto por dos tipos de átomos, el 20Ne y el 22Ne. A estos átomos del mismo elemento pero con distinta masa les denominaron ISOTOPOS y su estudio tuvo un gran auge en los años siguientes, descubriéndose el comportamiento radiactivo de los isótopos menos abundantes de algunos elementos tales como el 14C, 40K y 87Sr



Aston, F.W., trabajaba tambien en el Laboratorio Cavendish, de Cambridge y quiso confirmar o rebaatir el descubrimiento de Thomson. Cuando acabó la 1ª Guerra mundial perfecciono el diseño del "aparato de rayos positivos" de Thomson y le llamó "espectrografo de masas" confirmando que el Ne no solo tenia los dos isotopos descritos por Thomson, sino ademas un tercer isotopo de masa 21. Durante el resto de su vida Aston construyó espectrómetros cada vez mas precisos con los que:

- descubrió 212 de los 287 isotopos naturales existentes.

- en 1929 estudiando los isótopos de Pb vió que era posible medir las proporciones relativas de los distintos isótopos de un elemento.

- calculó los P.A. de los elementos en función de los P.A. de los isótopos y de sus abundancias relativas

Por todos estos logros le concedieron en 1922 el Premio Nobel de Química.



Nier, Alfred O, trabajó en la Universidad de Harvard desde 1936 a 1938, con una Beca postdoctoral y en la Universidad de Minesota, ya como profesor. En 1941 se fabricó su propio espectrometro y midió Pb en una galena, reconociendo tres isótopos radiogenicos del Pb y un isótopo estable.



Durante la 2ª Guerra Mundial (1939-1945) y dentro del proyecto Manhattan para desarrollar la bomba atómica, Harold Urey y muchos de sus discípulos desarrollaron las técnicas de la Espectrometría de masas. Un subproducto de este trabajo fueron una serie de estudios de geocronologia. Uno de los discípulos de Urey fue Wasserburg, G.J., que desarrolló el método de K-Ar como una herramienta de datación muy precisa



Hacia 1945 se desarrolló la técnica de dilución isotópica que permitía la dilucion cuantitativa obteniéndose soluciones enriquecidas de un determinado isótopo. Gracias a esto se pudieron aplicar los métodos a minerales comunes poco enriquecidos y poco abundantes tales como el apatito, la esfena, etc. (al principio solo se aplicaban a minerales como la galena, ricos en Pb o como pollucita y lepidolita, ricos en -Sr).

Hacia esta misma fecha de 1945 los métodos de Pb y He nos daban valores de unos 3000 Ma para algunos minerales antiguos. La Tierra por tanto debía ser igual de antigua o todavía mas antigua. Algunos meteoritos daban edades de hasta 6000 Ma.

Hacia 1950 los datos radiometricos eran ya generalmente aceptados.

Hasta 1955 o 1960 todos los intentos estaban en manos de los físicos, que ponían a punto técnicas cada vez mejores pero en cambio las aplicaban a materiales recogidos al azar.

A partir de esos años, las casas comerciales empezaron a construir aparatos con lo que los geólogos tuvieron un acceso mas fácil a los mismos. Cuando los geólogos aplicaban los métodos a sus propios materiales y obtenían datos distintos a los esperados comenzaron a interpretar los datos obtenidos, siendo esta interpretación uno de los capítulos mas importantes de la Geocronologia

Al principio se pensó en datar el momento de formación de una roca que se denominó edad absoluta, pero después se dieron cuenta que el método nos podía dar también mucha información de los fenómenos que habían actuado en la roca desde el momento de su formación hasta la actualidad. Por ello y durante algún tiempo se empleó la denominación de edades radiometricas, pero esta expresión tampoco es buena porque implica que la edad se ha medido con un "radiómetro" o instrumento para medir la energía radiante. Actualmente se prefiere la denominación de edades isotópicas o radioisotópicas ya que este término sugiere que están basadas en las abundancias de los isótopos producidos por desintegración radiactiva.

Gracias a la Geocronología se ha podido saber que la edad del Sistema Solar es de unos 4600 Ma. Estas medidas se han realizado en meteoritos ya que en las rocas terrestres corticales no se tienen edades tan antiguas, aunque se han encontrado rocas en Groenlandia de hasta 3900 Ma. Los materiales sedimentarios mas antiguos, de unos 3500 Ma demuestran que en esa época ya estaban desarrollados los océanos.



Otros métodos actuales de determinación de edades distintos a los radiometricos.-



A la vez que las determinaciones radiometricas siguen surgiendo y utilizándose otros métodos, como el ya descrito de la dendrocronología, basado en el estudio de los anillos de los arboles.

Otro método, el de las varvas, ideado por el sueco Gerard de Geer, entre 1900 y 1910, consiste en estudiar las varvas o delgadas capitas anuales de arcillas incluidas en los glaciares y llegó a identificar estas varvas hasta el año 13000 a.C. atribuyendo las arcillas finas como material correspondiente al invierno y el material mas grueso como correspondiente al verano. Los resultados obtenidos fueron confirmados a partir de 1945 por el método del 14C.

El método de la racemizacion de los aminoácidos consiste en que después de la muerte algunos de los aminoácidos presentes en los huesos de los animales cambian su estructura primitiva a otra estructura inexistente en los seres vivos. Este cambio se produce a un ritmo constante y así se pueden datar hasta unos 100000 años.

La técnica de la hidratación de la obsidiana, se basa en medir el tiempo transcurrido entre la creación de una superficie fresca de obsidiana, por ejemplo, al hacer el filo de una herramienta , midiendo el cerco de alteración o hidratación



FECHAS CLAVE EN EL DESCUBRIMIENTO DE PARTICULAS NUCLEARES Y HECHOS EN RELACION CON LA RADIACTIVIDAD Y GEOCRONOLOGÍA



1891.-STONEY(1826-1911) fisico irlandés,dió el nombre de "electrones" a las particulas electricas.

1895.- RÖENTGEN, W. (1845-1923) descubre los rayos X.

1896.- BECQUEREL, H. (1852-1908) descubre la radioactividad (en compuestos de U).

1897.- THOMSON, J.J. de Cambridge, descubre el electrón.

1898.- MARIA SKOLODOWSKA, MADAME CURIE (1867-1934) y PIERRE J.CURIE (1859-1906) Descubren Ra y Po.

1899.- RUTHERFORD demuestra la existencia de las particulas  y ß.

1905.- EINSTEIN enuncia su teoria de la Relatividad.

1910.- SODDY emitió la hipótesis de que lo que hasta entonces se consideraba un elemento quimicamente puro podia estar formado por isótopos (isos= igual, topos=lugar).

1911.- RUTHERFORD propone el modelo nuclear del átomo

1913.- BOHR propone el modelo del átomo de Hidrogeno

1913.- Se observan dos clases de átomos de Neon.

1914 MOSELEY Tabla Periodica en funcion de Z

1914.- RUTHERFORD descubre el proton.

1919.- RUTHERFORD obtiene la primera transmutación artificial bombardeando N con particulas .

1919.- ASTON y THOMSON de Cambridge descubren la existencia de los isótopos.

1920.- RUTHERFORD predice la existencia del neutrón.

1921.- ASTON descubre la existencia del 39K y del 41 K que son los isótopos mas abundantes del K.

1927.- HEISENBERG enuncia el Principio de indeterminacion

1928 .- DIRAC desarrolla la mecanica cuantica relaativista y predice la existencia el positron.

1930.- PAULI predice teoricamente la existencia del "neutrino" para compensar la energia en la reacción de descomposición de un neutrón.

1932.- YUKAWA predijo la existencia de particulas de masa comprendida entre el p y el e-.Postuló que las fuerzas nucleares, muy fuertes, pero de alcance muy pequeño ( solo actuan a distancias de 10-13 cm se producen gracias a un intercambio de particulas, es decir a una particula lanzada de un lado a otro entre los protones y los neutrones. Esta particula se denominó MESON y predijo que su masa seria unas 200 veces la del electrón.

1932.- BLACKETT Y OCHIALINI descubren la existencia del positrón predicho por DIRAC.

1932.- ANDERSON descubre el positrón ß+.

1932.- CHADWICK demuestra la existencia del "neutron".

1934.- IRENE CURIE y F. JOLIOT descubren la radioactividad inducida o artificial bombardeando nucleos de Boro con particulas .

1935.- NIER descubre la existencia del 40K, usando un espectrómetro mas potente que el que habia usado ASTON en 1921

1937.- ANDERSON descubre las particulas que predijo YUKAWA y las llama "mesones".

1937.- DIRAC postula la "Teoria de los huecos" en que predice la existencia de los "antielectrones" o positrones.

1939.- Se descubre la "fisión" del nucleo. Reacciones en cadena :

controladas "reacciones nucleares"

no controladas "bomba atómica".

1939.- VON WEIZSÄCKER llega a la conclusión de que el 40K sufre una desintegración ramificada a 40Ca y a 40Ar

1942.- FERMI experimenta la primera reacción en cadena del 235U cuando es bombardeado con neutrones.

1948.- POWELL descubre los mesones.

1964,- Se admite que las particulas elementales estan formadas por QUARKS y ANTIQUARKS según la hipótesis debida a Gell-Man y Zweig.

- P. Villard demuestra la existencia de los fotones o radiaciones electromagnéticas.

RADIOACTIVIDAD



Radioactividad es la propiedad que presentan algunos núcleos de transformarse espontáneamente a otros núcleos con propiedades distintas a las del núcleo original.

Esta transformación es espontánea, independiente de causas externas y se debe a que los núcleos radioactivos son inestables por tener exceso de neutrones o de protones y cambian a núcleos más estables por emisión de partículas



TIPOS DE EMISION RADIOACTIVA

Los principales tipos de emisión radioactiva estan resumidos en la TRANSP- 1/11



Emisión de una partícula  (4He2)

AXZ -- A-4YZ-2 + 4He2

Las particulas  emitidas: 4 2 + 2 e- -- He

Al captar los e- ioniza a los elementos, por eso una de las propiedades de las particulas  es su poder ionizante.

Es frecuente en la desintegración de elementos pesados:

238 U92 -- 234 Th 90 + 4 2



Radiación ß- (electrones o negatrones)

Es una "emisión de electrones" que tiene lugar cuando hay exceso de neutrones en el núcleo:

(para no confundir con los e- de la corteza a veces se les llama negatrones.)

AXZ -- AYZ+1 + 0ß-1

Ej: 87 Rb37 -- 87 Sr 38 + 0ß-1

40 K19 -- 40 Ca20 + 0ß-1

Esta desintegración tambien la sufren todos los neutrones libres que no estan formando parte de un núcleo: 1n0 -- 1p1 + 0ß-1 + 



Radiación ß+

Es una "emisión de positrones" que tiene lugar cuando hay un exceso de protones en el núcleo:

A XZ -- AYZ-1+ 0ß+1

Tambien la sufren los protones libres que no estan formando parte de un núcleo:

1p1 -- 1n0 + 0ß+1









Radiación 

Es una "emisión de fotones" que tiene lugar cuando un núcleo pasa de un estado de alta energia a otro de baja energia. Las particulas  son radiaciones electromagnéticas.

AXZ -- AXZ + 

Las desintegraciones  y ß suelen estar asociadas con emisión de  , pero no se puede dar nunca radiación  aislada.



Captura K

Es el único caso de reacciones nucleares en que interviene la corteza. En este caso puede existir una pequeña diferencia de actividad según que el isótopo esté en un compuesto o en otro.

Por ejemplo en el caso del Be se han observado variaciones de un 0.07% de actividad según que se mida en Be metálico o en sales de Be.

En el caso que nos puede interesar 40K19 +0e-1 -- 40Ar18 se han hecho medidas pero no se ha podido detectar ninguna diferencia entre que sea K metálico o que esté en algún compuesto quimico.

La captura de K es el paso de un electrón desde la capa K (en el caso de algunos núcleos artificiales desde la capa L) hasta el núcleo. La capa envolvente de electrones pasa a ocupar la capa vacia y emite rayos X caracteristicos.

AXZ + ß- -- AYZ-1 (el efecto es igual que en el caso de radiación ß+)

1p1 + ß- -- 1n0

Ejemplo: 40K19 + e- -- 40Ar18



Fisión nuclear

Es la división de un núcleo pesado en dos núcleos más pequeños y ligeros, de aproximadamente el mismo tamaño con emisión posterior de particulas ß.

Este proceso es espontáneo en el caso del 238 U con una vida media T/2= 8 * 1015 años

(Hay otras reacciones nucleares que no son espontáneas sino inducidas por bombardeo con particulas energéticas en ambientes naturales (espalación) o provocadas por el hombre, pero no se llaman procesos radioactivos ya que estos han de ser ESPONTANEOS)



Procesos radioactivos como fuente de energia

Se supone que la energia presente en la Tierra y que se emite continuamente al espacio exterior es sólo en una pequeña parte energia residual de nuestro planeta y que en su mayor parte (75 a 80% según Urey) está producida por procesos radioactivos y por la influencia de la gravedad, por ejemplo por contracción gravitatoria.

Existen tablas (Rossler y Lange, p. 126) de las cantidades de calor generadas en el interior de la Tierra desde el origen de la misma, de las cantidades de calor que se están generando actualmente, de como ha ido cambiando la generación de calor con el transcurso de los tiempos geológicos y de la cantidad de elementos radioactivos en los distintos tipos de rocas.



PROPIEDADES DE LAS RADIACIONES:

En la TRANSP-1/11 se tienen resumidas las propiedades mas importantes de las radiaciones.

Las radiaciones ennegrecen una placa fotográfica

(Fué precisamente esta propiedad la que permitió descubrir la radioactividad a Becquerel, en el año 1896).

Las radiaciones se desvian más o menos por la acción de un campo magnético.

La carga y masa de las particulas influyen en la desviación magnética. Las partículas 42 y ß-1 se desvian en sentido opuesto por tener cargas opuestas.

Las radiaciones tienen poder ionizante

Cuando la radiación atraviesa un gas ioniza sus átomos. Se llama poder ionizante al nº de átomos que se ionizan durante el recorrido de 1cm en el aire.



TIPOS DE DESINTEGRACIÓN RADIOACTIVA

La desintegración radiactiva puede ser:

SIMPLE

Cuando se pasa de un isótopo radioactivo natural a otro isótopo radiogénico estable.

Ej: 87 Rb37 -- 87 Sr 38 +0 ß-1

87 Rb37 ( , 0 ß-1) 87 Sr 38

DOBLE O BIFURCADA (Branching decay)

Cuando se pasa de un isótopo radioactivo natural a 2 ó varios isótopos radiogénicos.

Por ejemplo

12% 40Ar18 Th90

100% 40K19 100% 8Bi83

88% 40Ca20 Po84



SERIE RADIOACTIVA EN CADENA O FAMILIA RADIOACTIVA

Cuando el isótopo hijo es a su vez inestable y pasa a otro elemento.

Por ejemplo: 90Sr  25 años 90Y  65h. 90Zr (estable)

En la naturaleza hay solo 3 familias radiactivas que se definen por el isótopo primitivo y el isótopo final estable.

Th90  208Pb82 ; 238U92  207Pb82 ; 235U92 206Pb82









TIPOS DE ISÓTOPOS RESPECTO A SU ESTABILIDAD



Los ISOTOPOS pueden ser ESTABLES e INESTABLES o RADIOACTIVOS.

En realidad la estabilidad es un concepto relativo porque todos son algo inestables pero algunos tienen una vida tan larga que sobrepasan los métodos de detección. asi por ejemplo el Bi tiene una vida media de 2,7 * 1017 años.

Este es el limite que se toma para dividir los elementos en estables e inestables.



Observando el S.P. se tiene que los 83 primeros elementos (hasta el Bi) tienen 267 isótopos.

-De ellos solo hay 21 elementos puros, esto es, con un solo isótopo estable (Be, F, Na, Al, P, Sc,Mn, Co, As, Y, Nb, Tc, Rh, I, Cs, Pr, Pm, Tb, Ho, Tm, Au)

-El resto ( 62 elementos) tiene al menos 2 isótopos. De estos hay 33 elementos con los isótopos estables y 29 con uno o varios isótopos inestables.

A partir de Z>83 todos los elementos son inestables.

Los isótopos radioactivos pueden ser naturales o artificiales. Se conocen unos 1200, pero de dia en día se van descubriendo más.

Los isótopos radioactivos naturales son unos 31 pero solo algunos de ellos son útiles en geocronología.

La radioactividad genera calor, que llamamos calor radiogénico. Generan un calor hasta un grado que mantiene a las rocas profundas cercanas al punto de fusión. El calentamiento desigual produce diferencias en la densidad de las rocas en respuesta a las cuales enormes masas de roca tienden a elevarse o hundirse. Localmente se forman bolsadas de rocas fundidas que al ser menos densas que la roca sólida encajante suben a la superficie originando erupciones volcánicas.

(Otro origen del calor interno son las mareas: debido a la atracción gravitatoria entre la Tierra y la Luna y entre la Tierra y el Sol.) .

Muchos de los elementos radioactivos o radioisótopos al ser incompatibles (U, K, Th), se concentran en la zona más externa de la tierra sólida ya que como producto de las sucesivas fusiones y solidificaciones los isótopos radioactivos se han ido concentrando en las capas externas.







TIPOS DE ISÓTOPOS RADIOACTIVOS SEGUN SU ORIGEN



Los nucleidos radioactivos que aparecen naturalmente pueden agruparse en distintas categorias de acuerdo con su origen y supervivencia. TRANSP- 2/11



PRIMARIOS: Creados en la galaxia antes de la formación del Sistema Solar. Están todavia presentes debido a sus largas vidas-medias.



SECUNDARIOS: Son los hijos radioactivos de nucleidos primarios más pesados, como U y Th. Suelen tener vidas medias cortas pero siguen existiendo porque se están generando continuamente a partir de los primeros. Ej.:

238U (4.49*109 años) 234Th (24.1 años)



RELIQUIAS O RELICTOS: Son nucleidos primarios de corta vida que han dejado una traza indeleble en el material formado por condensación del Sistema Solar. Por ejemplo representan Reliquias: la anómala gran abundancia de un nucleido como 129Xe en algunos meteoritos. Esta abundancia se produjo por la radioactividad del ahora extinguido 129I; ( = 4,3 *10-8 ; T1/2 =16 M.a.) Otro ejemplo de reliquia es el 26Mg producido por la radioactividad del 26Al ( = 9,6 *10-7 ; T1/2 =0,72 M.a.)

otros isótopos de gases raros fueron producidos por fisión de elementos ya extinguidos, más pesados que el U, como el 244Pu

otras reliquias son las "fission tracks" dejadas en los cristales sólidos.



COSMOGENICOS: Son los nucleidos producidos por el incesante bombardeo de los planetas por los rayos cósmicos galácticos (espalación). En nuestra atmósfera tales reacciones producen, entre otros nucleidos 14C un nucleido muy util en la datación de acontecimientos recientes.







LEY FUNDAMENTAL DE LA DESINTEGRACION RADIOACTIVA TRANSP -3/11

Algunos nucleidos son radioactivos y espontaneámente, por emisión de particulas , ß o  pueden pasar a nucleidos más estables, llamados radiogénicos.

La emisión de particulas , ß, es debida a transformaciones dentro del núcleo, pero sin que existan colisiones o interacciones con otros núcleos. También es independiente de cualquier efecto externo ya sean parámetros fisicoquimicos (temperatura, presión, etc) o procesos geológicos (orogenias, vulcanismo, etc.)



De los fenómenos radioactivos conocemos bien sus efectos pero no asi sus causas. Las fuerzas nucleares (interaccion nuclear fuerte) que mantienen unidos entre si p y n son mucho más fuertes que cualquier otro tipo de fuerza. Estas fuerzas se trasmiten por los MESONES que son una especie de pasta o matriz que englobaria tanto a p como a n.

Cuando hay muchos p o/y n en un núcleo, éste los expulsaria espontanéamente.

El estudio de la radioactividad ha de hacerse de una manera estadistica ya que podemos predecir el comportamiento de un grupo de núcleos pero nunca podemos saber si un núcleo determinado se va a descomponer o no. Igual que por ejemplo sabemos que en una ciudad de 5.000.000 de habitantes van a morir cada año un cierto número, pero no podemos predecir qué habitante en concreto es el que va a morir.

Del estudio estadistico del comportamiento de gran número de núcleos se ha podido deducir la ley fundamental de la desintegración radioactiva.



El número de núcleos radioactivos que se desintegran en el intervalo de una unidad de tiempo, es directamente proporcional al número de núcleos presentes en ese instante.

La expresión matemática de esta ley es:

dN/dt = - N



Esta ley se ha verificado (sin excepción) para todos los nucleidos radioactivos conocidos y estudiados. En la ecuación:

dN/dt expresa el ritmo de desintegración de núcleos (dN) con el tiempo (dt).y se llama actividad radiactiva o velocidad de desintegración.

Como N disminuye con el tiempo se pone el signo negativo.

 =constante de desintegración (decay constant), es decir la constante de proporcionalidad que relaciona el ritmo de cambio o desintegración con el número de átomos radioactivos N presentes en ese instante. Es decir, mide la probabilidad de que un átomo (núcleo) se desintegre en la unidad de tiempo (año, minuto, segundo, etc).  tiene un valor único y constante para cada nucleido radioactivo.

N expresa la proporcionalidad del fenómeno radioactivo al número N de núcleos presentes.



Las unidades de radiactividad son:

Becquerel (Bq) es la actividad de un radionucleido desintegrándose al ritmo de una transición nuclear espontánea por segundo (reemplaza al curie)

Gray (Gy) es la energia en julios absorbida por 1 Kg. de material irradiado. (reemplaza al rad).

Sievert (Sv) es la dosis equivalente ccuando la dosis absorbida de radiacion de ionizacion multiplicada por un factor estipulado sin dimensiones da 1 julio/Kg



DEDUCCIÓN DE LA ECUACIÓN DE LA GEOCRONOLOGÍA A PARTIR DE LA LEY FUNDAMENTAL DE LA RADIOACTIVIDAD TRANSP- 4/11



La ecuación dN/dt = - N se puede escribir: dN/N = - dt

e integrando:  dN/N = -  dt



y como la integral inmediata del primer miembro es la función logarítmica:

0 t dN/N = [ln N]t0 = ln Nt - ln N0 = ln [Nt/ N0] = -  t

y por definición de logaritmos: e-  t = [Nt/ N0] y de aquí Nt = N0 e-  t [1]



Esta ecuación representa una disminución exponencial del número de átomos radioactivos con el tiempo. Es decir, que si aislamos una sustancia radioactiva y medimos su actividad a lo largo del tiempo se observa que su actividad -que depende del número de átomos no desintegrados que existen en cada momento- sigue una disminución exponencial.

La base de la escala exponencial es la BASE NATURAL e o base de los logaritmos neperianos: e=2.71828

(Se puede pasar de logaritmos neperianos (ln) a logaritmos decimales (log) segun la fórmula:

ln X= 2.303 log X)

La ecuación : Nt= N0 e-t [1]

también se puede expresar: N0 = Nt et [2]

Nt: Isótopo radiactivo (padre) en el tiempo actual t (ahora)

N0: Isótopo radioactivo (padre) en el tiempo inicial t0 de comienzo del proceso que queremos datar (cristalización del material).

En la actualidad no podemos medir N0, sino solo Nt, pero si consideramos tambien los isotopos hijos:

• nr: Isotopo radiogénico (hijo) formado desde el tiempo inicial t0 hasta la actualidad t.

• nt: isótopo radiogénico actual, moderno, (del tiempo presente, lo que medimos ahora, en el laboratorio)

• n0: Isótopo radiogénico inicial, normal, común (lo que habia en el tiempo inicial t0 de comienzo la roca o sistema)

y consideramos que la roca se ha comportado como un sistema cerrado desde su cristalización hasta la actualidad tenemos que:

N0 =Nt + nr [3]

nr tampoco puede medirse en la actualidad, ya que lo que medimos nt son no solo nr sino también los iniciales n0:

nt = nr + n0 [4]; de aquí despejamos : nr = nt - n0



Nt + nt - n0 = Nt e t

nt = n0 + Nt (et -1) [7]

Se puede simplicar más todavia si en vez de et ponemos su valor, ya que et es una serie:

et = 1 + t + (t)2/2! + (t)3/3! + (t)4/4! + .......+ (t)n/n!

Y cuando t es muy pequeño como ocurre en nuestro caso, 1+t es mucho mayor que que los otros términos y por lo tanto los podemos despreciar:

et  1 + t

Y sustituyendo en [7]:

nt = n0 + Nt (1+t-1)

nt = n0 + t Nt [8]

Que es la ecuación análoga a la [7] pero más simplificada y que se usa más frecuentemente en la resolución de problemas de edades isotópicas.







Estimación de errores



La simplificación que se introduce en éste método [et = 1+t]

introduce un error en el sentido de sobreestimar el valor de t. Por ejemplo, en 4500 M.a. se tiene alrededor de 2.7% de error por exceso. Por tanto, aunque es una aproximación muy útil solo se debe emplear cuando no son necesarios datos muy precisos.









VIDA MEDIA (T1/2) o PERIODO DE SEMIDESINTEGRACION TRANSP - 5/11



Se define la vida media de un elemento radioactivo como el tiempo requerido para que el número inicial de núcleos radioactivos quede reducido a la mitad del valor inicial. Actualmente se aconseja la sustitución del nombre de VIDA MEDIA por el de PERIODO DE SEMIDESINTEGRACION, pero se siguen usando ambos.

En la ecuación [1]: Nt = N0 e-t

podemos poner: t= T1/2

Por definición N T1/2 = N0/2 y sustituyendo en [1]

N0/2 = N0 e- T1/2 ; 1/2 = e- T1/2 ; 1/2 = 1/e T1/2 ; 2 = e T1/2 ; ln 2 =  T1/2 ; T1/2 = ln 2 /

T1/2 = 0,6931 /

La vida media de un elementos radioactivo es inversamente proporcional a la constante de desintegración  de ese elemento y es independiente de la cantidad inicial de nucleidos radioactivos.

Por tanto, al ser la vida media constante e independiente de la cantidad, la curva de disminución del elemento padre o bien la del aumento del elemento hijo es una curva exponencial





APLICACION DE LA RADIOACTIVIDAD A LA DATACION DE MATERIALES.



La "edad isotópica" de un material geológico (roca o mineral) se define como el tiempo transcurrido desde que dicho material se hizo un sistema cerrado para los nucleidos radioactivos y radiogénicos.

Se puede llegar a conocer la edad isotópica de un material aplicando las leyes de la desintegración radioactiva.

No todos los nucleidos radioactivos sirven para la datación de rocas y minerales. Para que sirvan se tienen que cumplir una serie de condiciones, relativas unas de ellas al fenómeno radioactivo , otras relativas al material cuya edad se quiere determinar y otras relativas al método analítico : TRANSP- 6/11



1) Que el isótopo radiogénico n se pueda distinguir del n inicial. Por ejemplo la desintegración K-Ca no nos sirve porque el 40Ca radiogénico está en muy pequeña cantidad y no se puede diferenciar del 40Ca inicial, muy abundante.



2) Que la velocidad de reacción Nn no sea demasiado lenta ni demasiado rápida, que sea constante (esto pasa siempre) y que se conozca con exactitud) (esto equivale a conocer  ).

Generalmente se acepta que para que las especies radioactivas sean útiles en la determinación de edades, su vida media debe estar entre uno o dos órdenes de magnitud de la edad de la Tierra, ya que:

• -Si la vida media es muy pequeña, el isótopo padre N se agota totalmente y no podemos medir nada.

• -Si la vida media es muy larga se habrá acumulado muy poca cantidad de elemento hijo n y por tanto no lo podemos medir bien, ni siquiera utilizando las técnicas fisicas o quimicas más refinadas.

La medida de  debe conocerse con bastante precisión.

Puede obtenerse por experimentos fisicos, como por ejemplo. por técnicas de contajes de centelleos de cristales (DETERMINACION FISICA).

También puede obtenerse por procedimientos indirectos, por ejemplo fijando la edad de un material por un método de edad radiométrica, por ejemplo el de U-Pb cuya  se conoce muy bien fisicamente. Después se miden las relaciones 40K-40Ar y 87Rb - 87Sr y si se supone que no han existido otras pérdidas ni ganancias de nucleidos padre (N) ni de nucleidos hijo (n) que las debidas a procesos radioactivos, como se conoce t se pueden determinar k y Rb (DETERMINACION GEOLOGICA)







Tambien la muestra geológica y el proceso que queremos datar han de cumplir una serie de condiciones.



3) Que la muestra elegida sea representativa del sistema estudiado.



4) Que el sistema en que transcurre el proceso sea aislado en cuanto a los nucleidos padre (N) e hijo (n) que intervienen en el proceso a partir del instante que queremos datar.

Este proceso puede ser el de cristalización de una roca ignea, el metamorfismo de unos sedimentos , la intrusión de una roca plutónica, etc. Desde el instante que queremos datar (t=0) no han debido ocurrir otros cambios en la relación de isótopos padre (N) a isótopos hijos (n) que los causados por la radioactvidad y por lo tanto controlados por la constante de desintegración  .



5) El proceso geológico que transforma el sistema en un sistema cerrado para los elementos radioactivos y radiogénicos (cristalización de un magma, proceso metamórfico, cristalización de glauconita en una cuenca de sedimentación, etc) ha de ser relativamente rápido en relación con el tiempo que ha transcurrido desde este proceso hasta nuestros dias.

Queda una última condición analítica:



6) Que la determinación analítica de los nucleidos "padre" (N) e "hijo" (n) sea muy exacta y sin contaminaciones.

Si se cumplen estos requisitos y tenemos las medidas, en el tiempo actual, t, de:

Nt= cantidad de nucleido padre, radioactivo.

nt= cantidad de nucleido hijo, radiogénico.

 = constante de desintegración.



podemos aplicar las fórmulas: Nt = N0 et

N0 = Nt + nr

Ahora bién, el nt medido es: nt = n0 + nr

Tenemos pués una incognita más: n0, es decir, la cantidad de nucleido radiogénico existente en el tiempo inicial t0.

• Si solo dispusieramos de una muestra en la que hacer la datación tedriamos que dar a n0 un "valor convencional". Esto se hacia al principio del desarrollo del método y habia que imponer una condición más para que no hubiera mucho error: que la muestra fuese muy rica en isótopo radioactivo. Hoy dia se sabe que las pequeñas variaciones de n0 son muy significativas para determinar el origen de una roca y ya no se utiliza este metodo del valor convencional (se salva la dificultad haciendo medidas en varios materiales a los que se supone de la misma edad).

• Otra forma de obviar esa dificultad es elegir una muestra en la que sepamos que n0=0 y por tanto que todo el nt medido corresponde a nr.

Para ello se tiene que cumplir que el proceso geológico que se intenta medir sea de tal naturaleza que tenga lugar una total separación del elemento "padre" y del elemento "hijo"

Esta separación ocurrirá por procesos quimicos o fisicos, por ej.: cristalización de un mineral, desgasificación total del Ar por un calentamiento etc.

Si se cumple esta condición, por ejemplo si cristaliza un mineral que solo tenga elemento "padre" N y no incluya nada de elemento "hijo", es decir que n0=0, al hacer las medidas se sabe que nt = n0 + nr = nr y ya podemos aplicar las fórmulas de arriba.

• El encontrar un muestra en que n0=0 no es facil y es preferible aplicar el método a dos o más materiales que sabemos que tienen la misma edad, con lo que tenemos varias ecuaciones. Esto es lo que actualmente se hace siempre (isocrona).



Como consecuencia de las condiciones 1 y 2 no todos los nucleidos radioactivos sirven para la datación. Asi de todos los elementos radioactivos encontrados en la naturaleza solo unos pocos sirven para dataciones de materiales geológicos antiguos TRANSP-7/11 . Los que tienen una vida media pequeña pueden utilizarse en datación de materiales recientes TRANSP-8/11

Respecto a las condiciones que deben cumplir los materiales, se pueden hacer hipótesis según los estudios geológicos previos, pero la única prueba de que efectivamente reunian las condiciones necesarias la tenemos cuando aplicamos dos o más diferentes métodos de datación al mismo problema y obtenemos resultados análogos.

Tales resultados se denominan CONCORDANTES y se encuentran en muchas rocas que han sufrido una historia geológica relativamente simple. En cambio en algunos ambientes geológicos se encuentran datos DISCORDANTES , que pueden resultar del fallo de una o más de las condiciones impuestas y que suelen ocurrir en zonas con una historia geológica más compleja. Estas edades discordantes pueden resultar muy útiles para averiguar acontecimientos geológicos que se hayan superpuesto en una única área.

Las determinaciones de edad que se publican vienen dadas con un error que suele estar comprendido entre el 2 y el 5% de la edad real, por ejemplo 1200 ± 40 M.a., o 50 ± 2.5 M.a. Estos errores se refieren únicamente a incertidumbre en las medidas analiticas y representan la probabilidad, (que se expresa en 66 a 95% de nivel de confidencia) de que si se repite alguna medida vuelva a caer entre los limites expresados.





Estos errores no tienen en cuenta la incertidumbre en la medida de la vida media o de la interpretación geológica.

En la TRANSP-9/11 se tienen las cantidades de los distintos elementos radiactivos y radiogénicos en las rocas mas significativas.

De todos estos elementos solo el K y el Ca son abundantes. Los otros pueden considerarse como elementos traza.

Con la excepción del Pb que tiene tendencias calcófilas y litófilas y del Ar que es un gas, todos los demás son claramente litófilos.

Los métodos analíticos son actualmente tan buenos que se pueden utilizar casi todos los métodos para casi todos los materiales.



REPRESENTACION GRAFICA DE LA DATACION GEOCRONOLOGICA TRANSP - 10/11



Holmes compara la aplicación geológica de la geocronologia con un reloj al que se le diese cuerda en el momento de ocurrir el acontecimiento que se intenta medir. (con Fig 1 a Fig 9).

Supongamos que el acontecimiento que se quiere medir es la edad de la Tierra.

Los materiales geológicos mas adecuados para esta determinación son los meteoritos que se supone cristalizaron en un tiempo muy próximo al de formación de la Tierra (tp = tiempo primordial) y que desde entonces han permanecido como un sistema cerrado.



Sea un meteorito que al cristalizar solo admite al nucleido estable (Fig.1). Cuando en la actualidad se recupera el meteorito se tiene la misma situación que habia en el tiempo primordial (Fig. 2 = Fig. 1) de modo que la medida que se realice es nt = np. Este valor es la abundancia isotópica inicial en el momento de formación de la Tierra, es decir es la abundancia isotópica primordial de n.



Si se considera ahora un meteorito que al cristalizar en tp solo admite el nucleido radioactivo Np (Fig.3) con el paso del tiempo parte de los nucleidos radioactivos (*) se habran desintegrado a los radiogénicos (o). Cuando se recupera el meteorito en la actualidad (Fig. 4) pueden medirse:

Nt = nucleidos radioactivos restantes (*)

nt = nucleidos radiogénicos (o).

Como en ese meteorito no se introdujo el nucleido estable no = 0 y nt=nr, y en la ecuación de la geocronología se conoce todo excepto t.







Supongamos que el acontecimiento que se quiere medir es la edad de cristalización de un magma, es decir el tiempo transcurrido entre la actualidad (tt) y el momento de la cristalización (to).

En la Fig. 5 se tiene un magma en el cual suponemos que todos los elementos están dispersados homogeneamente. Durante la cristalización (to=0) los nucleidos radioactivos (*) y los nucleidos radiogénicos (o) se acumulan en determinados minerales de acuerdo con sus afinidades geoquimicas, su r.i. y los huecos de las redes cristalográficas. En el caso más favorable el elemento radioactivo se concentra en un mineral y el radiogénico se concentra en otro. (Fig. 6).

Con el paso del tiempo, en el mineral en que existia únicamente elemento padre (N) se ha ido acumulando también elemento hijo (n) formado por radioactividad:

N  nr

En el mineral en que existia únicamente elemento hijo (no), éste ha permanecido estable hasta la actualidad (Fig 7).



Si se cumplen las condiciones dadas en el apartado anterior, es decir:

-que la velocidad a que transcurre la reacción N  n no sea muy rápida ni muy lenta y que sea conocida,

-que la roca se haya comportado como sistema cerrado desde su cristalización hasta la actualidad.



podemos aislar los 2 minerales que nos interesan:

En el mineral que solo aceptó el nucleido n (Fig. 8), se puede medir: no

En el mineral que solo aceptó el nucleido N (Fig. 9), se pueden medir: Nt y nt

Con los datos obtenidos en las Fig. 8 y 9 se puede resolver la ecuación de la geocronología obteniendose la edad de cristalización: nt = no + tNt

Tambien podemos llegar al mismo resultado midiendo nt y Nt en la roca total (Fig.7) y tomando el valor no de Figura 8.





TECNICAS QUE LLEVA CONSIGO LA DETERMINACIÓN DE EDADES ISOTÓPICAS



En la TRANSP -11/11 se tiene un resumen de las tecnicas que lleva consigo la determinación de edades isotópicas.

Mientras que el planteamiento geológico del problema y la elección de las muestras es labor del geólogo, el tratamiento quimico es función de un quimico y la medida en el espectrómetro es labor de un físico. Por esto la determinación de edades isotópicas es un ejemplo de colaboración entre científicos pertenecientes a distintos campos: físicos, químicos y geologos.







MÉTODO Rb-Sr. HISTORIA DEL METODO TRANSP-1/7



En 1905 THOMSON descubrió que el Rb natural era radioactivo. En 1937 HAHN, STRASSMAN Y WALLING identificaron cúal de los isótopos del Rb era el radioactivo. Para ello en una muestra de lepidolita (mica de Li) separaron el Sr y vieron que el 99.7% de este Sr era 87Sr. Como se sabia que el Rb emite particulas ß- era claro que el 87Sr debia provenir del 87Rb. En 1937, HEMMENDIGER and SMYTHE demostraron que efectivamente el 87Rb era el único isótopo radioactivo del Rubidio.

En 1943 GOLDSCHMIDT sugirió la aplicación de este método a la determinación de minerales antiguos, ricos en Rb.

En 1943 HAHN et al. publicaron la primera determinación de edad basada en la desintegración del 87Rb de una pollucita de Varutrask (Suecia) obteniendo una edad de 530 M.a. La Pollucita (4SiO2 Al2O3 (Cs,Na)2O) es un mineral tipico de pegmatitas graníticas que tiene aspecto de analcima y suele encontrarse asociado a lepidolita.

Hasta 1950 en Carnegie Institution of Washington, D.C. y en otros centros, no se pudieron hacer mediciones más que en minerales muy ricos en Rb, tales como la pollucita, lepidolita, etc. Pero a partir de 1950, año en que las técnicas analíticas y la experimentación aumentaron considerablemente, se empezaron a poder hacer medidas en minerales más comunes, tales como biotita, moscovita, feldespato potásico, etc.



CARACTERES GEOQUIMICOS DEL RUBIDIO



El rubidio es un metal alcalino, Z = 37, A = 85,47

Es el número 16 de los elementos por orden de importancia. Es muy próximo al Cs y K y tiene sobre todo el K una quimica y geoquimica similares, debido al radio iónico análogo.

r.i. K+ = 1.33Å

r.i. Rb+ = 1.45Å

Los enlaces que forman tanto K+ como Rb+ con los distintos elementos incluido el O son de naturaleza similar (enlace iónico).

En la TRANSP-2/7 se resumen las caracteristicas de los isotopos del Rb

El Rb+ no forma minerales propios. Reemplaza al K+ en los minerales potásicos.

La relación K/Rb tanto en las condritas (tomadas como representativas de la composición del polvo primitivo a partir del cual se formó nuestro planeta) como en los tipos rocosos corticales permanece más o menos uniforme y su valor aproximado es 250, es decir que el rubidio aumenta en la misma proporción que el K cuando se pasa de rocas básicas a ácidas.





Sin embargo, en rocas que representan pequeños "volumenes residuales" tales como venas apliticas, granitos de techo, pegmatitas, etc hay un enriquecimiento considerable de Rb en relación al K.



Esto alcanza un máximo en la lepidolita, mica de Li, de color violeta, caracteristica de pegmatitas, en las que el Rb llega a alcanzar 1.5%. Esto es lo más cercano a un mineral de Rb.

La razón de que esto ocurra es probablemente el mayor r.i. del Rb.

En las rocas igneas comunes: basalto y granito la dispersión del K tiende a ser más pequeña que la del Rb.

Por ejemplo en un granito: la concentración de K puede variar de un 1% a un 5% (factor 5)

La concentración de Rb puede variar de 50 ppm a 400 ppm (factor de casi 10).

La abundancia del Rb en los distintos tipos de rocas y minerales está sumarizada en la TRANSP-3/7







CARACTERES GEOQUIMICOS DEL ESTRONCIO



El estroncio, Sr, es el elemento del S.P. con Z=38; P.A.=87.62. Los isótopos del Sr estan resumidos en la TRANSP-2/7

-Es un metal alcalinoterreo muy electropositivo, pierde con facilidad sus dos e- de la capa externa para pasar a Sr2+.

-No existe aislado en la naturaleza, sino en combinación con otros elementos.

-Su geoquimica está muy ligada a la del Ca, tanto por ser los dos divalentes como por tener un radio ionico aproximadamente igual. Tambien puede sustituir al K+.

r.i. Ca2+ 1.01Å

r.i. Sr2+ 1.18 Å

r.i. K+ 1.33 Å

El estroncio se comporta de manera diferente en rocas ácidas y en rocas básicas.

En rocas graníticas, tanto si se consideran las muestras de un único macizo como si se consideran universalmente, se tiene que en lineas generales: El Sr aumenta cuando el Ca aumenta. Sin embargo cuando el Ca disminuye, el Sr disminuye mucho menos, ya que también reemplaza en parte al K+ en micas y ortosas.

En cambio en los residuos ácidos de pequeño volumen, como son las venas apliticas, granitos de techo, pegmatitas, etc. hay una cantidad minima de Sr (por ejemplo en la lepidolita).

En rocas basalticas el comportamiento del Sr no obedece a ninguna pauta, parece ser que el contenido en Sr es independiente del contenido en Ca. Incluso en algunos magmas basálticos diferenciados el Sr aumenta cuando el Ca disminuye.





%Ca

Sr (ppm)

(%Sr/%Ca)*103



Rocas basálticas (245)

7,1

465

6,5



Rocas graníticas (175)

Pobres en Ca (0,1 a 1)

0,6

100

16,7



Ricas en Ca

(1,0 a 5,0)

1,9

440

23,0





MATERIALES MAS IDONEOS PARA APLICAR EL METODO Rb-Sr



Hay dos condicionamientos que restringen el campo de aplicación del método:

El tiempo: Deben ser rocas con edades de más de 8 M.a. Si se supone que van a tener edades menores es preferible utilizar el método K-Ar, a no ser que se trate de rocas con un contenido en 87Rb excepcionalmente alto, en cuyo caso se pueden datar materiales de hasta 4-5 M.a.

En el otro extremo se pueden datar hasta unos 3000 M.a.

El material: Deben ser medios ricos en Rb inicial ya que serán también los que tengan mayor cantidad de Sr radiogénico.

Los materiales sobre los que se aplica este método son:

-Rocas igneas ácidas y rocas metamorficas. Este método se aplica a las rocas metamórficas con mejores resultados que ningun otro.

-Micas y feldespatos potásicos (Se suelen hacer en combinación con el método K-Ar)

-Glauconitas (aunque en glauconitas se prefiere el K-Ar)

-En general en todos los medios ricos en Rb (entre 100 y 1000ppm.)

El limite para poder datar por este método se pone en aquellos materiales que tengan 87Sr/86Sr>0.8 porque como la (87Sr/86Sr)0  0.7, si no hay al menos 0.1 de diferencia es muy dificil la medición.

Los medios pobres en Rb tales como Gabros, Basaltos, Anfibolitas, y entre los minerales anfiboles, piroxenos, plagioclasas, granates, apatitos, no son buenos para aplicar este método pero pueden ser útiles, por ejemplo el Ap para determinar el Sr inicial o común, puesto que en ellos el Rb=0.

En general hay que leer CRITICAMENTE los datos publicados. Una sola edad determinada sobre un único material, con un único método no tiene ningun valor. Una isocrona sobre rocas totales ya es más de fiar.





Desintegración radioactiva Rb--Sr y medida de 

La reacción de desintegración radioactiva es: 87Rb  87Sr + ß-

La desintegración es muy lenta. Si se dejaran un billon (un millon de millones) de átomos de 87Rb, al cabo de un año solo 14 de esos átomos se habrían desintegrado.

[En la ecuacion dN/dt = -  N , si hacemos N = 1012 ; t = 1 a.;  = 1,42 * 10-11 a-1; obtenemos dN/dt = - 14,2 ]

Como las partículas ß- tienen una energia muy baja son dificiles de medir en el contador de centelleos. Además en los tubos del aparato se producen fenómenos de reflexión, absorción, "scattering", etc. Por todo ello en la medida de la constante de desintegración se tienen valores muy dispares (error ±6%)

Los valores más extremos que se usaron en las primeras investigaciones fueron:

 =1.47 * 10-11 a-1; T/2 = 4700 M.a. (Flynn & Glendenning, 1959)

Es una determinación llamada física, obtenida por medida directa de radioactividad con el contador de centelleos líquido.

Las edades calculadas con este valor de son un 6% más bajas que las calculadas con el otro valor.

 =1.39 * 10-11 a-1; T/2 = 5000 M.a. (Aldrich et al., 1956)

Es una determinación llamada geológica, obtenida por concordancia con determinaciones de otros métodos, sobre todo con el U / Pb. Con este valor se obtienen datos más concordantes con las observaciones geológicas.

Desde 1976 el valor adoptado por la Convención Internacional es:

 = 1,42 * 10-11 a-1; T/2 = 4881 M.a. (Neumann and Huster, 1974)

Se ha determinado aislando una sal de Rb sin nada de Sr y dejandola durante 7 años, al cabo de los cuales se pudieron medir las pérdidas del Rb por desintegración y el Sr radiogénico formado.



Hay que tener cuidado al comparar datos de edades de distintos autores, que esten todas calculadas con el mismo método y con la misma .



Aunque la incertidumbre para el  del Rb / Sr es mayor que la que existe en los otros nucleidos radioactivos, las ventajas del método superan a los inconvenientes.



METODO DEL RUBIDIO ESTRONCIO

Se basa en la radioactividad de uno de los isótopos del Rubidio:

87Rb37  87Sr38 + ß-

87Rb37 ( , ß-) 87Sr38

Esta desintegración radioactiva sigue la ecuación de la geocronología:

nt = no +  t Nt

Como el espectrometro de masa mide relaciones entre isótopos hay que dividir por el 86Sr que como es estable se mantiene constante con el tiempo.

Sustituyendo en la ecuación anterior se tiene:

(87Sr/86Sr)t = (87Sr/86Sr)0 +  t(87Rb/86Sr)t [8']



Esta ecuación se puede asimilar a la ecuación de una recta.

y = b + a x

Un punto de ésta recta serían los datos medidos en el espectrómetro:

[x,y]  [(87Rb/86Sr)t, (87Sr/86Sr)t]

Para simplificar, en vez de medir (87Rb/86Sr)t en el espectrómetro se puede medir simplemente Rb/Sr y pasar a (87Rb/86Sr)t por cálculo. (ver NOTA aparte)

La pendiente de la recta sería: a  t  e t - 1

La ordenada en el origen, b(87Sr/86Sr)0 es la relación isotópica inicial de Sr, es decir la que tendría el magma y todas las rocas y minerales que cristalizaron a partir de él.

En esta ecuación tenemos dos incognitas : t y (87Sr/86Sr)0 Para resolverla hay varios procedimientos sumarizados en la TRANSP-4/7



1) Método del Sr convencional

Método actualmente abandonado que se utilizó al comienzo de la geocronologia y que solo servia para materiales muy ricos en Rb, como micas de tipo: Lepidolita, Pollucita o para materiales muy antiguos

Consiste en dar un valor fijo, convenido o convencional, igual para todos los materiales al n0 [(87 Sr /86 Sr)0]. El valor (87 Sr /86 Sr)0 convencional que se admitía es igual a la concentración isotópica actual del agua del mar

ESTRONCIO CONVENCIONAL = (87 Sr /86 Sr)o =0.7091

y se eligió porque el agua de los oceános parece haberse mantenido isotopicamente homogenea desde los tiempos Fanerozoicos (esto es debido a que el tiempo de residencia del Sr en los océanos es muy largo (20 * 106 a.) en relación con el ritmo de mezcla de los océanos (2000 a.)

Con este método solo necesitamos tener una roca o mineral en el que hacer las medidas, pero se puede cometer mucho error a no ser que se trate de un material muy rico en Rb.

Ademas, este método se ha abandonado porque en la actualidad se sabe que pequeñas variaciones de (87 Sr /86 Sr)0 tienen un gran significado petrogenético.



2- METODO DEL ESTRONCIO COMUN (= INICIAL= ORIGINAL =NORMAL)



Es el Sr que incorpora el material (mineral o roca) al cristalizar. Es análogo al método anterior del Sr convencional, pero en este caso se le dá un valor real al (87Sr /86Sr)0. Para ello debemos tener un material tal que en el momento de su cristalización no incorpore nada de Rb en su red. Puede utilizarse el Apatito, que contiene mucho Sr (sustituyendo al Ca) pero nada de Rb. Por tanto si nosostros separamos y medimos el (87Sr/86Sr)t del Apatito, éste será igual al (87Sr/86Sr)o que tenia en el momento de la cristalización, que se denomina Sr común, o Sr original, y por tanto lo podemos usar como dato real en vez del Sr convencional.

Necesitamos por tanto dos materiales a medir:

Materiales ricos en Sr ( sin nada de Rb): Apatito

Material rico en Rb (mineral con Rb (micas, feldespatos), o roca total).

En la Figura se comprende como a partir de la relación 87Sr/86Sr en la muestra rica en Sr (Apatito) en la que todo el 87Sr es Sr comun o inicial y del valor del 87Srt en la muestra rica en Rb podemos averiguar en esta que cantidad del 87Sr corresponde al Sr común u original y cual al 87Sr hijo, radiogénico.



3-METODO DEL INSTITUTO BERNARD PRICE O DE LA ISOCRONA



En este método necesitamos dos o más muestras (rocas o minerales) distintas pertenecientes al mismo macizo. Distintas muestras tomadas de diferentes partes del mismo macizo rocoso, generalmente difieren en la cantidad de Rb.

Sean dos rocas R1 y R2 que pertenecen al mismo macizo y que se supone que deben tener la misma edad. . TRANSP-5/7

En la roca R1 las dos medidas del espectrometro:

(87Rb/86Sr)t

(87Sr/86Sr)t

nos definen un punto R1



En R2 hacemos otras dos medidas:

(87Rb/86Sr)t

(87Sr/86Sr)t

con lo que obtenemos otro punto R2.

Con estos dos puntos ya nos queda definida la recta o ISOCRONA que cortará a la ordenada en el valor

b=(87 Sr /86 Sr)o

que nos dá el valor real del 87Sr0 inicial y cuya pendiente: a=tg es función de t.

Como por dos puntos siempre pasa una recta, en realidad nos conviene tener tres o más puntos para poder eliminar los erroneos.

Para que una isocrona sea válida han de cumplirse las siguientes condiciones:

-Todas las muestras utilizadas deben tener la misma relación isotópica inicial de estroncio : (87Sr /86Sr)o, esto es, deben haberse originado en el mismo proceso.

-Todas deben tener la misma edad.

-Todas deben haber actuado como sistemas cerrados desde el momento de su formación.

-Aunque la formación rocosa en la que se intenta medir la edad parezca petrológicamente uniforme en áreas muy extensas generalmente se encuentran variaciones considerables en las cantidades de Rbt y Srt y por tanto se obtienen puntos bien separados y queda la recta bien definida. Cuantos más puntos se tengan: R1, R2, R3, etc. más certeza tenemos en la edad. En ocasiones los puntos R1, R2, R3, etc. no caen exactamente en una recta y lo que se hace es calcular matemáticamente la recta isocrona por el método denominado de las regresiones.

Muy a menudo se aplica el método para una roca total y para los distintos minerales aislados en la misma. Por ejemplo en un granito (R.T.) y en sus minerales Apatito (Ap), Ortosa (FK), Plagioclasa + cuarzo (P), Biotita (Bi). Esto tiene la ventaja de que los minerales exhiben considerables variaciones en sus cantidades de 87Rbt y 87Srt.



4- METODO DE COMPSTON JEFFERY (DIAGRAMA DE EVOLUCION O DE DESARROLLO DEL Sr CON EL TIEMPO)

Es tambien un método gráfico y para utilizarle necesitamos, como en el de la isocrona, por lo menos dos muestras de igual edad. Podemos partir de la ecuación simplificada de la geocronología, aplicada al Rb-Sr :

(87Sr/86Sr)t = (87Sr/86Sr)0 +  t (87Rb/86Sr)t [6']

que es una ecuación de una recta puesta en la forma:

y= b + ax

en que:

y = (87Sr/86Sr)t ; b= (87Sr/86Sr)0 ; a =  (87Rb/86Sr)t; x = t.

Esta ecuación se puede resolver graficamente. Se tienen como datos:

pendiente de la recta: [a]

un punto de la recta: [x,y]

Como las escalas en los dos ejes son muy distintas, la pendiente de la recta no se puede usar directamente y se da un valor ficticio al (87Sr/86Sr)o para calcular un tiempo tambien ficticio. Con ese punto y el actual se traza una recta. Lo mismo hacemos con al menos otra roca o mineral cristalizado a la vez . Así se obtienen varias rectas, una para cada material analizado. Todas ellas se cortarian en un mismo punto que dá la edad y la relación isotópica inicial (87Sr/86Sr)0. A este conjunto de rectas en abanico que representan rocas comagmáticas se les llama "development lines" o "lineas de desarrollo", porque cada linea muestra como el 87Sr / 86Sr se ha desarrollado (ha ido creciendo) en función del tiempo de una manera distinta en cada roca en función del contenido en Rb de esa roca.

Las pendientes de estas rectas son proporcionales a su contenido en Rb





APLICACION DEL METODO Rb-Sr A LA DATACION DE ROCAS METAMORFICAS. DIFUSION DEL 87Sr.



Debido a las diferencias geoquimicas entre el Rb y el Sr, el 87Sr radiogénico tiende a difundirse fuera de las redes de minerales de Rb a temperaturas muy por debajo de las de cristalización. El comportamiento, sorprendentemente, es muy parecido al del Ar. Las temperaturas de bloqueo estan entre 200 y 500ºC dependiendo del tipo de mineral y del tamaño del grano. El orden de temperaturas de bloqueo para un tamaño de grano dado es:

Feldespato potásico > Moscovita > Biotita y este es generalmente el orden de edades medidas en grandes formaciones graníticas o neísicas en cinturones orogénicos que sufrieron una lenta ascensión (uplift) y enfriamiento después de la cristalización. En tal caso las muestras de roca total de granito o gneisses graníticos y de algunos tipos de esquistos feldespáticos o micáceos son más retentivas que los minerales individuales, es decir, se comportan como sistemas cerrados en tanto que los minerales se comportan como sistemas abiertos. Esto es porque el 87Sr radiogénico que se difunde hacia fuera de los minerales de Rb hasta temperaturas relativamente bajas, puede entrar facilmente en las redes de los minerales cálcicos circundantes (Plag o Ap) y homogeneizarse y equilibrarse con el 87Sr común o inicial que hay en ellos, de modo que una muestra de mano de roca total se comporta como sistema cerrado respecto al 87Sr radiogénico aun cuando los minerales individuales sean sistemas abiertos.

De hecho, se ha comprobado que una intrusión granítica se comporta como sistema cerrado respecto al 87Sr radiogénico (asi como respecto al Sr común y al Rb común) incluso sufriendo un metamorfismo lo suficientemente grande para transformar el granito en gneiss.

Exactamente igual que en la situación de simple enfriamiento descrita antes, el 87Sr radiogénico se difunde fuera de las micas y FK durante el metamorfismo, pero se mezcla y se homogeneiza con el Sr común en los granos circundantes de los minerales cálcicos de modo que las muestras de mano de roca total permanecen como sistemas cerrados.

La medida de edad por Rb-Sr en roca total en una formación granítica-gnessica (incluso en formaciones de un área de decenas o centenas de Km2) pueden dar una buena aproximación del tiempo de cristalización e intrusión del magma granítico en tanto que las dataciones por Rb-Sr y por K-Ar en minerales de esa misma formación, darán la edad del metamorfismo o del tiempo de enfriamiento y cierre radiogénico después del metamorfismo en el orden de las temperaturas de bloqueo de los distintos minerales para los elementos radiogénicos 87Sr y 40Ar.

Asi pues, en las rocas metamórficas se pueden determinar dos edades:



-a) La edad del último metamorfismo dada por la isocrona determinada por los distintos minerales de la roca.

-b) El tiempo de la cristalización original de la roca premetamórfica dado por distintas muestras de roca total suponiendo que se hayan comportado como un sistema cerrado respecto al movimiento de Rb y Sr durante el metamorfismo.

El que una roca total se comporte como sistema cerrado durante el metamorfismo se puede explicar con el siguiente simil:

Macizo rocoso  armario

Rocas totales  cajónes

Minerales  Cajitas cerradas dentro de los cajones, una con bolas blancas y otra con bolas negras.

Durante el metamorfismo los minerales (cajitas) se abren y la bolas blancas y negras se escapan, pero todas quedan dentro del cajón (roca total).

Después del metamorfismo se recogen de nuevo las bolas en sus cajitas, es decir Rb y Sr se introducen en los minerales, pero se recogen al azar, sin seleccionar por colores, de modo que estadísticamente el contenido de todas las cajitas es el mismo, es decir, ahora todos los minerales (cajitas) son homogéneos respecto al contenido isotópico de Rb y Sr. La cantidad que tienen es (87Sr/86Sr)m.







METODO DE LA ISOCRONA APLICADO A LA DATACION DE ROCAS METAMORFICAS.

La aplicación practica del método de las isocronas de Rb-Sr para roca total ha sido de la mayor importancia en geocronologia y ha contribuido con una cantidad inmensa de información fundamental al conocimiento de edades de provincias igneas y metamórficas en el mundo.

En la TRANSP -6/7 se tiene el efecto del metamorfismo térmico en rocas igneas y en sus minerales constituyentes.

(Ro)1, (Ro)2 y (Ro)3 son puntos dados por las relaciones (87Sr/86Sr)0 y (87Rb/86Sr)0 en tres rocas, en el momento de su cristalización. (t0)

(Rt)1, (Rt)2 y (Rt)3 son los puntos dados por las relaciones (87Sr/86Sr)t y (87Rb/86Sr)t en las mismas rocas en el momento actual (tt)

Por tanto las lineas rectas que unen los puntos 2 a 2 (marcadas en rojo en la figura ) representan la evolución del 87Sr (enriquecimiento) y 87Rb (empobrecimiento) de cada una de las rocas con el paso del tiempo.

Después de un intervalo de tiempo (t0-tm) en que las rocas habian evolucionado hasta (Rm)1, (Rm)2, (Rm)3 hubo un metamorfismo térmico.

Los minerales de la roca R2 que son los únicos que representamos para no complicar la imagen, se homogeneizarian en este metamorfísmo térmico adquiriendo todos ellos una relación isotópica (87Sr/86Sr)m analoga a la de la roca total (R2)m.

Por tanto en el momento del metamorfismo tm todos ellos se alinean de nuevo en una isocrona de pendiente 0.

Desde tm hasta la actualidad los minerales evolucionan, alineandose a lo largo de una isocrona que nos da la edad del metamorfismo. Si consideramos los minerales de las otras rocas tendriamos isocronas paralelas, puesto que todas ellas darian la edad del metamorfismo.

Cada isocrona tendria diferente valor de (87Sr/86Sr)m según la roca que se estuviese considerando.







METODO DE COMSTON-JEFFERY APLICADO A ROCAS METAMORFICAS.



Durante un proceso metamórfico la roca total se comporta como un sistema cerrado, mientras que los minerales se comportan como sistemas abiertos.



Durante un proceso de metamorfismo térmico tiene lugar una rehomogeneización de los isotopos de Rb y de Sr de modo que aunque en los antiguos minerales ígneos hubiese algunos ricos en Rb que hubiesen almacenado mucho 87Sr y otros pobres en Rb que fuesen tambien pobres en 87Sr durante el metamorfismo se mezclan y homogeneizan los isótopos y en los nuevos minerales metamórficos el Sr tiene una relación isotópica , igual para todos ellos. Con el paso del tiempo se iran enriqueciendo de nuevo en 87Sr dependiendo de su riqueza en Rb.



Consideremos una roca ignea conteniendo:

Dos minerales ricos en Rb: Bi y Or

Un mineral pobre en Rb: Ap.

Esta roca ignea cristalizó en una época t0 TRANSP- 7/7 a partir de un magma con una relación (87Sr / 86Sr)0.

Al cabo de un tiempo, (tm) cada mineral se habrá enriquecido (87Sr / 86Sr)m de un modo distinto segun el contenido inicial en Rb. Entonces, y durante un pequeño intervalo de tiempo, t, la roca estuvo sometida a un aumento de temperatura. Después se enfrió y desde tm hasta la actualidad permaneció aislada.

En el intervalo de tiempo, t, en que hubo calentamiento las fases (o minerales) ricas en Rb perdieron su Sr radiogénico y por tanto las relaciones (87Sr / 86Sr) decrecieron hasta hacerse identicas a la de la roca total. En cambio, el 87Sr radiogénico perdido por las fases ricas en Rb entra en el Apatito de manera que su relación (87Sr / 86Sr) crece hasta hacerse igual a la de la roca total . Es decir, hay una homogeneización de todos los minerales que adquieren una relación (87Sr/86Sr)m, que es la de la roca total en ese momento, ya que la roca total se comporta como sistema cerrado.

Al enfriarse la roca en tm lo suficiente como para que los minerales se hagan de nuevo sistemas cerrados respecto al Rb y Sr se va acumulando de nuevo en ellos el Sr radiogénico dependientemente de la cantidad que acepten de Rb radioactivo.

En la historia descrita hay dos fechas significativas:

to: tiempo de cristalización de la roca

tm: tiempo de metamorfismo sufrido por la roca.

Los minerales ricos en Rb de la roca (Bi y Or) nos dán únicamente la edad del metamorfismo tm.

También podriamos obtener tm con uno de los minerales ricos en Rb, o usando la composición isotópica de (87Sr/86Sr)t del apatito como (87Sr/86Sr)o puesto que practicamente no tiene Sr radiogénico.

Si la homogeneización ha sido total y completa, nosotros solo hemos podido medir: Bi2, Or2, Ap2, Rtotal y por tanto obtendremos una edad tm del metamorfismo.

Solo en casos muy favorables podriamos encontrar zonas de la roca ignea no afectadas por el metamorfismo térmico y separar en ella los minerales Bi1-Or1-Ap1 que no habrian sufrido homogeneización en cuyo caso tendriamos la edad de cristalización to.

Supongamos que la homogeinización del Ap no ha sido completa, de modo que si separamos el Ap de la roca obtenemos una (87Sr/86Sr)t  (87Sr/86Sr)inicial intermedia entre las (87Sr/86Sr)o y (87Sr/86Sr)m.

Si usamos la pareja:

Bi2 y Apatito no homogeneizado obtenemos la edad tbi que es una edad aparente, erronea.

Si usamos la pareja: Or2 y Apatito no homogeneizado obtenemos la edad tor que es otra edad aparente, asimismo erronea.

Por tanto, en caso de macizos igneos que han sufrido metamorfismo la edad de cristalización to se obtiene mejor en rocas totales que en los minerales TRANSP-7/7





METAMORFISMO DE UNA SECUENCIA SEDIMENTARIA



Hasta aqui hemos pensado que una roca ignea, después de un periodo de tiempo se metamorfiza.

Pero también las rocas sedimentarias se metamorfizan y a las A.T. del metamorfismo algunos minerales dejan de ser estables y recristalizan en minerales de mayor temperatura (generalmente Ortosa y Biotita)

Si se hace una isocrona de rocas totales, esta isocrona dará la edad de la recristalización por metamorfismo, es decir cuando las rocas dejaron de ser sedimentarias y pasaron a ser metamórficas.



EDAD DE SEDIMENTACION EN UNA CUENCA SEDIMENTARIA



Se obtiene por datación de minerales autígénicos tales como glauconita, adularia, etc.

En los sedimentos de grano fino no metamorfizados pueden coexistir dos tipos de minerales arcillosos:

-illitas autigénicas o formadas durante los procesos de deposición y diagénesis:

suelen tener diametro menos de 2m.

pico de difracción (001) ancho (Indice de cristalinidad) Formas polimórficas 1M y 1Md.

-Illitas detriticas o heredadas:

suelen ser de diámetro mayores de 2m.

pico de difracción 10Å estrecho

Formas polimórficas 2M.

Se ha desarrollado un método para separar fracciones de distinto tamaño de grano, con lo cual de una misma muestra se separan illitas autigénicas, que nos dan la edad de sedimentación e illitas detríticas, que nos dan la edad del material de procedencia, lo que es util para reconstrucciones paleogeográficas.



INDICE CRISTALINIDAD= anchura en  2 del pico de difracción (001) en la parte media del pico obtenido en un análisis de muestra de arcilla orientada.



OTRAS APLICACIONES DEL METODO



Se puede utilizar el método para averiguar si distintas rocas proceden unas de otras por diferenciación. Por ejemplo si en un diagrama (87Rb/86Sr) - (87Sr/86Sr) se representa toda una serie de rocas: yamaskita, essexita, tinguaita, carbonatitas y si todas ellas se representan en una línea, no solo esta línea es una isocrona que indica la edad de 124 M. a. sino que el mismo hecho de caer en la misma isocrona y tener una misma relacion isotopica inicial de Sr nos permite deducir que todas las rocas constituyen una serie alcalina de tipo nordmarkitico y que todas ellas proceden de un único magma común que se diferenció.

Dado que toda la secuencia de rocas están en la misma isocrona y que por tanto todas ellas tienen una relación (87Sr/86Sr)o idéntica, la del magma inicial antes de diferenciarse, puede considerarse que proceden del mismo magma.



En cambio, en las series terciarias de Skye, existen afloramientos de rocas basicas (basaltos, gabros, etc) y muy proximos a ellos geograficamente afloramientos de rocas graníticas. Durante muchos años los autores discutían acerca del origen de los granitos

Para algunos los granitos procederían de la diferenciación del mismo magma del que habian cristalizado las rocas básicas.

Para otros, ambos grupos de rocas no estarian geneticamente relacionadas y solo por casualidad aflorarían en la misma zona.

Al estudiar las relaciones isotopicas iniciales de ambos grupos se encontró ::

-Basaltos, peridotitas y gabros:

(87Sr/86Sr)o = 0.7058 ± 0.0010

-Granitos asociados:

(87Sr/86Sr)o = 0.07124 ± 0.0015

Por tanto, al tener relaciones isotopicas iniciales distintas, sus orígenes son tambien distintos, las rocas graníticas no pueden proceder de la misma fuente que las rocas básicas.



METODO Sm-Nd de DETERMINACION DE EDADES



Este método se desarrolló en 1974.

El Neodimio (Z=60) y el Samario (Z=62) son elementos del grupo del Cerio, son tierras raras ligeras. Ambos tienen las mismas propiedades geoquimicas y un comportamiento similar.

Los minerales son muy selectivos para aceptar T.R. en sus estructuras cristalinas: Feldespato, Biotita y Apatito tienden a concentrar las tierras raras ligeras.

Las concentraciones tanto de Sm como de Nd en las rocas igneas aumenta con el grado de diferenciación pero la relación Sm/Nd dismunuye.

147Sm 143Nd +  + Q

T 1/2=1.060 * 109 a. (  =6,539*10-12 a-1)

La ecuación de la Geocronología aplicada a esta desintegración es:



143Nd 143Nd 147 Sm

——— = ——— +  t ———

144Nd 144Nd 144Nd



Al igual que en el método del Rb-Sr se puede utilizar para varias rocas o/y minerales construyendo la isocrona. Si todas ellas se ajustan a una isocrona quiere decir que proceden de la diferenciación de un único magma y que tienen la misma edad TRANSP- 1/2

Se utiliza para rocas igneas máficas y ultramáficas muy antiguas (>350 Ma). También en minerales como granates, piroxenos, plagioclasas, biotitas, hornblendas, apatito y circones.

Estas T.R. son "más inmoviles" que el Rb y el Sr durante los procesos de metamorfismo regional, alteración hidrotermal o meteorización quimica. Se han usado para estudiar el crecimiento de la corteza continental.

Sm y Nd probablemente se condensaron juntos a partir de la nébula solar primitiva. Por ello tanto la relacion Sm/Nd como la 143Nd/144Nd primordial es la misma en todos los cuerpos planetarios, meteoritos y Tierra.

Como Sm y Nd son litófilos y no tienen afinidades siderófilas ni calcófilas todo el Sm y Nd primordiales se han quedado en el manto. Por ello se pueden utilizar los diagramas t—143Nd/144Nd para explicar la evolución del manto TRANSP 2/2:

A partir del valor primordial 0,5067 hace 4550 Ma ha ido creciendo a expensas de la desintegración del Sm hasta el valor actual.(C)de t=0 y 143Nd/144Nd = 0,51264. Esta linea de evolución se denomina CHUR (por CHondritic Uniform Reservoir) y corresponde a una relación Sm/Nd de 0,31.

Si en este diagrama se representan rocas lunares y terrestres de las cuales conozcamos su edad y su relación isotopica inicial quedan proyectadas en la línea CHUR, lo que demuestra que el modelo condritico que hemos considerado para el manto es bastante razonable. Todas las rocas que se proyectan en la linea CHUR proceden de un manto no diferenciado.

Ahora bien, este es un modelo muy simplista porque el manto se diferencia. De hecho, basaltos actuales del fondo oceánico tienen una relación 143Nd/144Nd variable, generalmente por encima de la línea CHUR. Tambien muchas rocas de edades menores de 3.600 Ma se proyectaban por encima de la línea CHUR, lo que se interpreta como que procedían de un manto diferenciado, pobre en Nd. Por tanto el manto ya era heterogéneo hace unos 3.600 Ma.

En efecto, supongamos que hace 3.600 Ma ocurre una fusión parcial del manto que da lugar a un magma basáltico. La relación Sm/Nd en este basalto será mas pequeña que en el manto sin fundir (esto es porque las TR ligeras (Nd60) se enriquecen en el fundido respecto a las TR pesadas (Sm62). Por tanto el manto residual debería tener una relación Sm/Nd mayor que la del manto primordial.

Esta diferenciacion se puede seguir en el diagrama. A partir del punto t=3.600 Ma en que la relacion isotopica del manto era 0,5078 el manto primordial (que habia evolucionado como un único reservorio) habría dado lugar a otros dos reservorios o sistemas:

• Un manto residual, con mayor relación Sm/Nd y por tanto con mayor pendiente

• Un fundido basaltico, con menor relación Sm/Nd y por tanto con menor pendiente



Fundamentos. Procesos RADIOACTIVOS U  Pb, Th Pb.



En la TRANSP - 1/12 se tiene un resumen de los isótopos más importantes del U, Th y Pb. Al ser elementos muy pesados ni en el U, ni en el Th, ni en el Pb hay fraccionamiento isotópico, sino que el comportamiento de todos los isótopos es idéntico.

En el caso del Pb, aparte de los 4 isótopos que aparecen en el Cuadro, que son los que ocurren naturalmente existen los siguientes: 209Pb, 210Pb, 211Pb, 212Pb, 214Pb. Todos ellos son radioactivos y se desintegran a isótopos estables. Excepto el 210Pb con T/2= 22 a todos los otros se desintegran muy rápidamente (T/2 < 12 horas) por lo que no tienen utilidad práctica en Geocronología.

El 204Pb a pesar de ser radioactivo ( 200Hg) tiene una vida media tan larga (1,4 x 1017a.) que puede considerarse como isótopo estable de referencia.

En la TRANSP - 2/12 se tienen los procesos radioactivos del U y Th que en resumen son:

238U  206Pb + 6ß + 8  + Energía (T/2: 4510 M.a.)

235U  207Pb + 4ß + 7  + Energía (T/2: 713 M.a.)

232Th  208Pb + 4ß- + 6  + Energía (T/2:13890 M.a.)



En cada una de estas series se tiene que los números de masa A corresponden a una de estas 4 posibilidades:

4n 4n+1 4n+2 4n+3 siendo n un nºentero

Además existen algunas características comunes a todas ellas como es el paso a través de un gas radioactivo Rn, la existencia de una bifurcación en un momento dado y el hecho de que el elemento estable final es el Pb.

El Radón, como consecuencia de esta desintegración radioactiva se acumula en los sótanos de las casas construidas en granito. Aunque el Rn en sí no es peligroso, su producto de desintegración, el Po se puede fijar en los pulmones y originar cáncer.

El Radon es un gas incoloro e inodoro. En 1985 un trabajador de una planta nuclear en New Jersey, durante un control de rutina, dio una alta cantidad de radiación. Al investigar, se vió que la radiación no procedía del lugar del trabajo sino de su propia casa.

En las zonas graníticas, las pequeñas cantidades de U y Th se desintegran y el Rn es un producto intermedio de dicha desintegración.

Como el Rn es un gas no es dañino porque entra y sale del cuerpo con la respiración. El peligro es cuando se desintegra y pasa a 218Po, según la reación: 222Rn ( ,  )218Po

El Po es un sólido y puede unirse a las partículas de polvo atmosférico, ser respirado y fijarse en los pulmones, aumentando el riesgo de cancer pulmonar.

Para eliminar el Rn que se acumula en los edificios construidos sobre granito conviene mejorar la ventilación.



Medida de  en el caso de desintegración Th  Pb y U  Pb



Uno de los factores de indeterminación en los métodos geocronológicos es la dificultad de determinar experimentalmente .

Uno de los métodos de medida de  es el de CONTAJE DE CENTELLEO. (un esquema de detector de centelleo se tiene en STEIN, J., 1973, p.123-126.)

Este método consiste en contar las partículas emitidas por la desintegración radioactiva de una cantidad conocida del elemento que se esté estudiando.

En el caso del U, se producen partículas , que son fácilmente medibles:

238U ( , 6ß+ +8 )206Pb

235U ( , 4ß+ +7 )207Pb

La dificultad estriba en que hay que hacer correcciones para repartir las partículas  contadas, a cada uno de los isótopos de U del que proceden.

Como en el U la vida media es muy larga, un pequeño error en la medida de  puede influir en muchos millones de años.



En el caso del Th:

232Th( ,4ß+ + 6 ) 208Pb

las determinaciones de  son cada vez más coincidentes. Los valores más recientes se tienen también en la TRANSP 1/12.



Evolución del contenido en Pb de la corteza terrestre



En la TRANSP- 1/12 se ha esquematizado la evolución de los isótopos del Pb, desde el Pb primordial (medido en la troilita del siderito del Cañón del Diablo) al Pb común (existente en la actualidad) por aumento del Pb radiogénico. Es decir:

Pb primordial + Pb radiogénico =Pb común

El 204Pb al ser inerte no ha variado desde la época de formación de la Tierra a partir del polvo cósmico.

En cambio los isótopos radiogénicos 206Pb, 207Pb y 208Pb se han incrementado por desintegración de sus isótopos padres. Así, desde la formación de la Tierra a la actualidad:

20% 232Th se ha desintegrado a 208Pb

99% 235U se ha desintegrado a 207Pb

50% 238U se ha desintegrado a 206Pb



La corteza en los últimos 3000 M.a. aumentó su cantidad total de Pb en un 20% debido al incremento en Pb radiogénico con el tiempo.

De los 3 Pb, el 207Pb es el que ha crecido más rápidamente debido a la vida media más corta del 235U.



Plomo primordial TRANSP-3/12



Se supone que en el momento de formación de la Tierra, en los primeros estadios de su evolución, existía una distribución homogénea de todos los isótopos del Pb, de modo que el Pb de cualquier área tendría la misma composición isotópica, la del Pb primordial.

Se acepta generalmente que esta composición isotópica del Pb primordial en el tiempo de formación de la Tierra es la misma que se encuentra actualmente en los meteoritos tipo sideritos que no tienen ( o tienen en cantidades negligibles) ni U ni Th.

Las relaciones isotópicas del Pb primordial se han obtenido por medidas realizadas en el meteorito del Cañón del Diablo, que es un siderito típico. Otros autores utilizan las realizadas en la condrita de Mezö Maderas. Son las expresadas en la TRANSP 1/12.



Plomo común ó Pb ordinario TRANSP-3/12



Posteriormente y como resultado del fraccionamiento químico durante el enfriamiento hubo variaciones locales en las relaciones U/Pb y U/Th y como consecuencia de ello en estas diferentes áreas se produjeron con el tiempo diferentes cantidades de Pb radiogénico.

El Pb de cualquiera de estas áreas formado por el Pb primordial más la suma del Pb radiogénico producido por la radioactividad del U y Th es el que se llama Pb común.



La composición actual del Pb común ("present-day lead") es difícil de estimar con exactitud, pero se supone que la muestra más representativa podrían ser los sedimentos profundos oceánicos ya que los ríos llevan Pb al mar desde todos los afloramientos rocosos del mundo y las corrientes marinas los mezclan. Las relaciones isotópicas medidas en los sedimentos profundos son:



206Pb / 204Pb 207Pb / 204Pb 208Pb / 204Pb

18.45 15.61 38.24



Patterson, C.C. en 1956 hizo el primer cálculo de este tipo obteniéndose una edad de 4550 M.a. para la Tierra.

Más recientemente se han refinado estos cálculos. En vez de tomar como base el Pb de los sedimentos marinos se ha tomado una roca muy bien datada también por otros métodos. Esta roca del Escudo Canadiense dio una edad de 2700 M.a. y comparando sus relaciones isotópicas de Pb inicial con las de los meteoritos se obtuvieron edades de 4750 ± 50 M.a.



Plomo de una sola etapa (single stage lead)



Si de una de estas áreas, en un momento determinado se forma a partir de un fundido primitivo un deposito de sulfuros, por ejemplo de Galena, que contiene Pb pero no contiene U ni Th debido al distinto comportamiento geoquímico de estos elementos (al menos no lo contiene en cantidades significativas). La cantidad de Pb en dicha galena se queda "congelada" puesto que no va a ser incrementada al no existir U ni Th. Este Pb común, extraído de su ambiente en una cierta época es el que se llama Pb de una sola etapa ("single stage lead") y es el que nos va a permitir la edad de formación de esa mena, en relación a la edad de la Tierra.



Plomo anómalo



Supongamos un área determinada con relaciones U/Pb y Th/Pb características. En un cierto momento de su evolución se puede separar de este ambiente el Pb (Pb común) pero en vez de quedar fijado inmediatamente en una mena sulfurada (Pb de una sola etapa) puede emigrar y contaminarse al paso por otras rocas de Pb radiogénico producido en otro ambiente U/Pb, Th/Pb diferente. Este Pb resultante, contaminado es el que se denomina Pb anómalo.

Si al determinar la edad de una roca o mineral no nos damos cuenta de que su Pb es anómalo y lo tratamos como si fuese Pb de una sola etapa tendremos siempre edades más jóvenes que las reales (Por el método del Pb común).



Plomo radiogénico



Es el Pb formado "in situ" por la desintegración radioactiva del U y Th en un sistema determinado. Si una roca contiene U y Th su contenido en Pb radiogénico aumentará con el transcurso del tiempo. TRANSP - 3/12



Métodos geocronológicos basados en la radioactividad U - Pb y Th - Pb



Hay distintos métodos que se han ido desarrollando TRANSP-4/12

1- Métodos históricos.

Se basaban en la determinación de la cantidad total de U, Th y Pb en un mineral, sin necesidad de determinaciones isotópicas. Para obtener buenos resultados es necesario que todo el Pb sea radiogénico y que el mineral haya permanecido como sistema cerrado para los tres elementos desde su cristalización, condición que muy raramente se cumple. Tiene únicamente un valor exploratorio. Es rápido y barato. Se usa exclusivamente en circones accesorios de rocas ácidas a intermedias.

Tambien se determinaron edades midiendo las cantidades de gas He ()



2- Métodos aplicables a Rocas igneas totales. (Isocronas.)

2-1.- Isocrona 238U  206Pb (edad 206)

2-2.- Isocrona 235U  207Pb (edad 207)

2-3.- Isocrona 232Th  208Pb (edad 208)

2-4.- Isocrona 207Pb-206Pb (edad 207-206)

3- Método aplicable a minerales ricos en Pb y desprovistos de U y Th (método del Pb común en galenas).

4.- Métodos aplicables a rocas y minerales ricos en U y Th y totalmente desprovistos de Pb inicial

4-1.- Diagrama 207Pb / 206Pb - tiempo

4-2- Diagrama 207Pb / 235U - 206Pb / 238U (Curva CONCORDIA)



MINERALES RICOS EN U y Th.



En los primeros trabajos de geocronologia se emplearon Uraninita (Pechblenda) y Monacita debido a que incorporan grandes cantidades de U y nada de Pb, pero su escasez restringe las posibilidades de utilización.

Otros minerales que se pueden utilizar en este método son: Circón, Epidota, Esfena, Apatito y Badellyita (oxido de circón).

La esfena tiene una temperatura de bloqueo de mas de 550ºC. Las temperaturas de bloqueo de la epidota y la monacita son menos conocidas pero se cree que es relativamente alta, del mismo orden que la de la esfena. La badellyita es muy útil para datar rocas básicas que a menudo no contienen circón.

Pero el mineral más frecuentemente utilizado es el circón (ZrSiO4) porque:

-es retentivo respecto a U, Th, Pb y todos los isótopos radiogénicos intermedios.

-está distribuido ampliamente en gran variedad de rocas, tanto intermedias como ácidas.

-es un mineral muy resistente a los acontecimientos térmicos y por tanto las edades en él determinadas son muy precisas.

-debido a la similitud de carga y r.i. del U4+ (1.05 Å), y Th4+ (1.10 Å) con el Zr4+ (0.87 Å), el circón contiene como promedio 1330 p.p.m. de U y 560 p.p.m. de Th.

En cambio el Pb2+ no puede sustituir al Zr4+ debido a su gran radio iónico y baja carga. Por tanto el circón contiene muy poco o nada de Pb en el momento de su formación.



El único problema es que se trate de un circón de 2º ciclo y guarde memoria de la edad de la roca primitiva. Por ejemplo en rocas metamórficas se encuentran circones redondeados que pueden representar granos detriticos procedentes de rocas más antiguas. En rocas ígneas pueden encontrarse incluso circones que han sobrevivido a la fusión de sedimentos para dar el magma.

Para diferenciar esto perfectamente haría falta separar los circones alotriomorfos (heredados) de los circones idiomorfos (de neoformación).

Actualmente existen microsondas electrónicas capaces de analizar isótopos por lo que se han podido hacer varias determinaciones de edad en un único grano de circón y así se ha podido reconstruir la compleja historia geológica de algunos granos de circón.



Las rocas que contengan esos minerales deben de tener al menos 100 ó 200 M.a. de edad, debido al ritmo tan lento de producción del 207Pb.



MINERALES RICOS EN Pb



El mas utilizado es la galena (SPb) pero tambien se han utilizado cerusita (CO3Pb), anglesita (SO4Pb) y tambien feldespato potásico, que puede contener algo de Pb distribuido uniformente por todo el cristal, en sustitución isomórfica con el K.

Pb2+ (r.i.=1,32 A) K+ (r.i. = 1,33 A)



DETERMINACIONES ANALITICAS



El mayor inconveniente que presentan estos métodos son las determinaciones analíticas:

1) análisis por vía húmeda

2) medida de partículas 

determinación de Pb

3) técnica de dilución isotópica y espectrómetro de masa.

Los minerales Zircón, Monacita, Esfena se funden con Bórax. Disolución ácida. Partes alicuotas. Se añade el spike. Tenemos las fracciones:

Pb  Const. Isotópica

Pb  Dilución isotópica (Spike, 208)

U -Th  Dilución isotóp. (Spike U235- Th 230)

La separación es cromatográfica o con una serie de columnas de resinas. U y Th no se separan, se llevan conjuntamente al espectrómetro, pero las temperaturas a que se volatilizan son muy distintas y no hay pega.

A pesar de que la marcha analítica es muy compleja lo más difícil de todo es evitar la contaminación.

Por tanto los laboratorios deben extremar precauciones. Una de las fuentes de contaminación es el agua corriente que llega a través de las tuberías de Pb y está muy contaminada. La destilación hay que llevarla a cabo varias veces.

Los laboratorios U-Pb no pueden estar situados en las grandes ciudades, por el Pb atmosférico.



Métodos aplicables a Rocas igneas totales. Ecuaciones U-Pb y Th-Pb. Isocronas. TRANSP-5/12



Como U y Th tienen propiedades químicas análogas suelen coexistir en el mismo material y es posible, en principio, hacer 3 determinaciones de edad independientes y simultaneas, según las tres ecuaciones que expresan las reacciones de desintegración radioactiva:

238U  206Pb

235U  207Pb

232Th  208Pb

Las ecuaciones pueden escribirse dividiendo por el isótopo 204Pb que es el único no radiogénico.

Las ecuaciones son:





(206Pb)t (206Pb )0 (238 U)t

238 U206Pb ——— = ——— + ——— (e 206 t - 1) EDAD 206

(204Pb)t (204Pb)0 ( 204Pb)t



(207Pb)t (207Pb)0 ( 235 U)t

235 U207Pb ——- = ——— + ——— (e 207 t - 1) EDAD 207

(204Pb)t (204Pb)0 (204Pb)t



(208Pb)t (208Pb )0 ( 232 Th)t

232 Th208Pb ——— = ——— + ——— (e 208 t - 1) EDAD 208

(204Pb)t (204Pb)0 (204Pb)t





t es el tiempo transcurrido desde que el material se hizo sistema cerrado para el U, Th, Pb y todos los intermedios.

Los materiales deben cumplir la condición de que hayan permanecido como sistemas cerrados. Además hay que suponer que no haya interferencia con la cadena de fisión del 235U, cosa que aunque es muy rara puede ocurrir (reactor natural de Oklo).

Se obtienen así tres edades independientes: t206; t207; t208

Si las tres edades así obtenidas son coincidentes, decimos que son CONCORDANTES.

Si las edades no coinciden decimos que son DISCORDANTES.

Las posibles causas de la discordancia son:

-que los datos analíticos sean erróneos.

-que el material NO haya permanecido como un sistema cerrado



Actualmente se utiliza este método en rocas totales.Deben ser rocas igneas, ácidas, que contengan minerales de U y Th y que sean antiguas (al menos con 100 0 200 M.a.), debido al ritmo tan lento de producción de Pb radiogénico. El procedimiento es análogo al estudiado en el método del Rb-Sr. La relación isotópica inicial del Pb, que se puede obtener determinando la ordenada en el origen de la isocrona calculada con varias muestras.



Por este procedimiento de las isocronas se han datado tambien con éxito carbonatos marinos, muy pobres en Pb y con contenidos de U "relativamente" altos.



Idealmente las tres isocronas deberían dar la misma edad (edades concordantes), pero las rocas rara vez permanecen como sistemas cerrados debido a que tanto el Pb como el Th, pero sobre todo el U son elementos móviles bajo condiciones de metamorfismo de bajo grado y de meteorización superficial. Por eso éste método en la práctica rara vez da edades concordantes y hay que usar otros procedimientos

En la TRANSP-6/12 se tienen dos isocronas de rocas totales de unas rocas pertenecientes a las Montañas Graníticas de Wyoming (USA).

La isocrona 232Th-208Pb da una edad de 2790 M.a.

En cambio los datos en el diagrama 238U-206Pb aparecen muy dispersos debido a la pérdida de Uranio. En la figura se ha dibujado para que sirva de referencia la isocrona de los 2790 M.a. en la que debían proyectarse las rocas. El hecho de que no se proyecten en la isocrona es debido a las pérdidas de U que son variables.



En otros casos la obtención de edades discordantes puede ser debida a la pérdida del Pb radiogénico.

En los casos en que se producen fenómenos de alteración química afectan más al Th que al U, lo cual se ha demostrado atacando circones con ácidos diluidos a tiempos fijos.



Isocrona 207Pb-206Pb (edad 207-206)



Se utiliza para tratar de corregir las edades discordantes, que podían ocurrir por pérdidas de los elementos radioactivos o radiogenicos.

Por ejemplo el Uranio se moviliza facilmente en las zonas de alteración y en las capas alcanzadas por el nivel freático.

El efecto de estas pérdidas se puede minimizar utilizando únicamente las ecuaciones (1) y (2) y calculando a partir de ellas la relación 207Pb / 206Pb

Esta isocrona puede dar buenos resultados aun en casos en que las rocas hayan sufrido pérdidas recientes de U, siempre y cuando hayan permanecido como sistemas cerrados durante la mayor parte de su historia.

También la relación 207Pb-206Pb es insensible a la pérdida de Pb, especialmente cuando esta pérdida ha ocurrido muy recientemente y cuando el Pb que se perdió tenia la misma composición isotópica que el que permaneció, es decir, si no ocurrió fraccionamiento isotópico.

Al dividir EDAD 207 / EDAD 206 , es decir las dos ecuaciones de desintegración del U se obtiene:



(207Pb)t (207Pb)0 (235 U)t

——-  ——— ——— (e 207 t - 1)

(204Pb)t (204Pb)0 (204Pb)t

 =  ECUACION Pb-Pb



(206Pb)t (206Pb)0 ( 238 U)t

———  ——— ——— (e 206 t - 1)

(204Pb)t (204Pb)0 ( 204Pb)t





En esta ecuación la relación:



(235 U)t

——-

(204Pb)t (235 U)t 1

 =  = 

( 238 U)t ( 238 U)t 137,88



( 204Pb)t



es constante para todo el U que hay en la Tierra (excepto el depósito Oklo), la luna Por tanto se puede calcular una edad 207Pb -206Pb sin tener que analizar el U. demás, aunque no se conozcan las relaciones isotópicas iniciales de Pb, como estamos aplicando el método en rocas que suponemos cogenéticas y por tanto que todas ellas tienen las mismas relaciones iniciales, se pueden eliminar de la ecuación que entonces queda:

(207Pb)t

——-

(204Pb)t 1 (e 207 t - 1)

 =  .  [*]

(206Pb)t 137,88 (e 206 t - 1)

———

(204Pb)t





Esta se puede igualar a la ecuación de una recta, del tipo: y/x = tg 

por lo que también se obtiene una isocrona







En la TRANSP- 7/12 se observa como los puntos representativos de las rocas graníticas de las Montañas Graníticas de Wyoming quedan alineados en la isocrona 207Pb -206Pb, aun cuando no lo estaban en la isocrona 238U- 206Pb.

En la misma TRANSP- 7/12 se puede observar la evolución de 4 rocas (segun Albarede, 2000) cristalizadas todas ellas de un mismo magma y por tanto con composiciones isotópicas iniciales comunes ("origine"). A partir de ese momento evolucionan como sistemas cerrados.

La que tenía mayor contenido en U (roca 4) evoluciona almacenando mas plomo radiogénico y la que tenía menor contenido en U (roca 1) almacena menos plomo radiogénico. Los análisis actuales se proyectan en una isocrona.





METODO DEL PLOMO COMUN (ordinario, normal o conformable) en MINERALES DE PLOMO



Llamamos plomo común a la suma del Pb primordial más el Pb radiogénico que se ha ido acumulando desde el momento de la formación de la Tierra hasta un tiempo determinado que puede ser el de formación de un yacimiento.

El Pb se separa del magma en minerales de Pb (por ejemplo galena) sin que le acompañen ni U ni Th debido a que tienen otro comportamiento geoquímico. Por tanto el Pb que se separa queda inmutable desde el momento de formación del mineral hasta la actualidad. Si esto ocurre como se ha descrito se llama Pb común de una sola etapa.



Modelo Holmes-Houtermans de evolución del Pb en la Tierra considerando un reservorio único TRANSP-8/12

Lo formularon ambos autores, independientemente en el año 1946. Se basa en las siguientes suposiciones:

• -Originalmente, en el tiempo primordial (tp) la Tierra era fluida y homogénea. La distribución de los elementos U, Th y Pb era uniforme. La composición isotópica del Pb primordial era la misma en todas las zonas de la Tierra. Se supone que es la que se conserva en la troilita del meteorito del Cañon del Diablo.

• -Posteriormente la Tierra se solidificó y la consideramos a toda ella como un único reservorio.

• El que la Tierra funcione en conjunto como sistema cerrado quiere decir que la relación U/Pb primordial de este sistema no ha cambiado por ningun proceso. Es una suposicion poco realista porque de hecho se tienen muestras de corteza continental y oceanica con valores muy variables U/Pb. Sin embargo, aun a sabiendas de que es una simplificación resulta de gran utilidad.

• -La abundancia relativa de los isótopos de Pb ha ido aumentando con el paso del tiempo como consecuencia de la desintegración radioactiva de U y Th a Pb. La proporción actual puede medirse en los sedimentos marinos.

• Con la ecuación [Pb-Pb] se puede calcular la curva de crecimiento del Pb. Así como en la TRANSP-7/12 se partía del punto "origine" de relación isotopica inicial del magma, en este modelo TRANSP-8/12 se parte de la relación isotópica primordial (E) que tenía la Tierra en el momento de su formación y que coincide con la medida hecha en la troilita del siderito del Cañón del Diablo. (206Pb/204Pb)p = 9,307 (207Pb/204Pb)p = 10,294. A partir de este punto y dando valores a t se van obteniendo puntos 207Pb /204Pb ; 206Pb /204Pb. Para t=4,55 x109 a. se tiene el punto (A).

Otra forma de hacerlo es partir de los valores del punto A y solucionar la ecuación dando valores de t hacia atras con lo que se llega al punto E

De una forma u otra obtenemos la curva teorica de crecimiento de los isotopos radiogénicos del Pb terrestre desde el momento de formacion de la Tierra hasta nuestros dias, considerando a la Tierra como un reservorio único que ha evolucionado como sistema cerrado. Es una curva CONCORDIA.

• Supongamos que en un tiempo (to) se separa un magma con formación de un mineral de Pb tal como la galena. El Pb se separa del U y del Th- que no entran en la galena- y por tanto la composición isotópica del Pb (B) permane constante desde el tiempo (to) hasta la actualidad (tt)

• Muestras de minerales de Pb extraidas en diferentes momentos de este reservorio global, único, deberían royectarse todas ellas en la curva de crecimiento. De hecho hay muchos yacimientos que se proyectan en la curva TRANSP 8/12 y se dice que dan edades “CONFORMABLES” con el modelo de H-H y se denominan “PLOMOS ORDINARIOS” o “PLOMOS CONFORMABLES” que se dice siguen el modelo de PLOMO CONCORDANTE o CONFORMABLE de EVOLUCION DEL MANTO EN UNA UNICA ETAPA. Esta curva corresponde a una relación:

238U /204Pb =  = 8,99

• Las muestras "conformables" correspondían siempre a sulfuros asociados con sedimentos y rocas volcanicas en cinturones verdes y en arcos islas y siempre eran concordantes con las rocas encajantes, es decir que no formaban venas cortantes. Los autores consideraban estos yacimientos como formados por deposición singenética en cuencas sedimentarias asociadas a centros volcánicos y por tanto como representando a galenas derivadas directamente del manto superior, sin ninguna contaminación cortical o bien de un reservorio (corteza terrestre + océanos) que ha sido bien homogeneizado y mezclado con respecto al U y al Pb a lo largo del tiempo geológico.

• Debido a la movilidad del Pb durante los procesos corticales es dificil tener un criterio que permita distinguir “a priori” las galenas que van a ser “conformables” de las que no. De hecho hay muchas otras menas que no se proyectan en esa curva de crecimiento y se dice que son PLOMOS ANOMALOS.











Modelo Holmes-Houtermans (H-H) de evolución del Pb en la Tierra considerando varios reservorios TRANSP-9/12



El mayor problema que se encontró en el modelo H-H es que según se analizaban mayor numero de galenas, estas se proyectaban de manera muy dispersa, se encontraban muchos plomos anómalos. Algunas edades eran claramente erróneas puesto que se proyectaban en el futuro o bien eran imposibles según los conocimientos geologicos (por ej. daban mas antiguas que la roca encajante. Para tratar de explicar todos estos “PLOMOS ANÓMALOS” se suponia que en vez de considerar al manto como un reservorio único, se producirían diferenciaciones y se tendrían reservorios distintos, mas o menos ricos en U y con diferentes valores de = (238U/204Pb)T

Los reservorios mas ricos en U (por ej. con =10) aumentan más rapidamente su contenido en Pb y los más pobres aumentan menos rapidamente.

Se tienen por tanto varias curvas de crecimiento en lugar de una curva única

Estas curvas de crecimiento para distintos valores de  forman un haz divergente desde el punto representativo del Pb primordial. La posición de un punto en una curva de crecimiento indica el tiempo t en que el Pb se separó de su región fuente y se depositó en la corteza como un mineral de Pb común tal y como la galena.

Por ejemplo las coordenadas del punto P son las relaciones isotópicas de una muestra de Pb común que evolucionó en una región fuente cuyo  = 10 y que fue separada de dicha región fuente hace 3.0*109 años.

Todos los Pb comunes de una sola etapa que fueron extraídos de sus regiones fuente al mismo tiempo t deben de proyectarse en las curvas de crecimiento según el  de su región fuente. Todos esos puntos se pueden unir con una línea recta que se denomina ISOCRONA. O dicho de otra forma: todos los Pb comunes de una sola etapa que se proyectan en una misma línea recta TIENEN LA MISMA EDAD, pero proceden de regiones fuente con distintas proporciones de U y Pb.

Todas las curvas de crecimiento acaban en el tiempo actual en la isocrona t=0 (GEOCRONA) que representa las muestras de Pb común que han sido removidas de su región fuente en la actualidad. Todos los Pb comunes que han evolucionado (a partir de las abundancias primordiales por aumento del radiogenico ) desde el tiempo primordial y que por tanto tienen una edad de 4.500 M.a. si cristalizan en la actualidad formando una mena deben de alinearse en esta geocrona.

También se proyectarían en esta geocrona los sedimentos oceánicos recientes.



La experiencia demuestra que la mayor parte de los Pb comunes proceden de sistemas o reservorios cuyos valores  están comprendidos entre 7 y 10.





- Diagrama 207Pb / 206Pb – tiempo, para minerales de U en los que la relación isotópica inicial de Pb sea cero [Edad Pb-Pb]



La relación 207Pb / 206Pb que se obtenía dividiendo las ecuaciones EDAD 207 / EDAD 206 se puede simplificar eliminando el (204Pb)t de los denominadores:

(207Pb)t

——-

(204Pb)t 1 (e 207 t - 1)

 =  .  [*]

(206Pb)t 137,88 (e 206 t - 1)

———

(204Pb)t



Eliminando el (204Pb)t queda:



(207Pb)t 1 (e 207 t - 1)

 =  . 

(206Pb)t 137,88 (e 206 t - 1)



si se supone que las rocas cristalizaron sin aceptar nada de Pb inicial, con lo que todo el Pb que medimos es Pb radiogénico:

(207Pb)radiogenico 1 (e 207 t - 1)

 =  . 

(206Pb)radiogenico 137,88 (e 206 t - 1)



Esta ecuación no puede ser resuelta para t por métodos algebraicos porque es trascendente. Hay que resolverla por el método de tanteo o bien construir tablas para valores dados de t e interpolar después. Una vez calculada la tabla para distintos valores de t , se puede representar graficamente. TRANSP- 10/12

Con una única medida de la relación 207Pb / 206Pb, se puede obtener directamente la edad de cristalización



- Diagrama 207Pb / 235U - 206Pb / 238U para minerales de U, sin Pb (Curva CONCORDIA) para minerales ricos en U, sin Pb



También para tratar de interpretar las edades discordantes se utilizan diagramas con curvas concordia y discordia.

Fue WETHERILL, en 1956 quién definió la curva CONCORDIA y la recta DISCORDIA.

Utilizando únicamente las ecuaciones PLOMO-206 y PLOMO-207 :

206Pbt = 206Pbo + 238Ut (et-1)

207Pbt = 207Pbo + 235Ut (et-1)

pueden simplificarse puesto que en estos minerales de U el Pb inicial es nulo:

206Pbt = 238Ut (et-1)

207Pbt = 235Ut (et-1)

Pasando el U al primer miembro:

(206Pb/238U)t = (et-1) 238 =0,155125 x 10 -9 a -1

(207Pb/235U)t = (et-1) 235 =0,98485 x 10 -9 a -1



Y dando valores específicos a t podemos calcular los valores correspondientes de (206Pb /238U)t y (207Pb / 235U)t

Para cada valor de t obtenemos un punto en el diagrama TRANSP 11/12 y uniendo todos esos puntos obtenemos una curva que se llama CONCORDIA y que expresa la variación de estas relaciones con el tiempo. La curva CONCORDIA, es una curva teórica y cualquier material que se haya comportado como un sistema cerrado para el Plomo y para el U debe proyectarse a lo largo de esta curva.

La curva concordia se aplana hacia las edades antiguas porque la desintegración del 235U es mucho mas rápida que la del 238U.

El U natural actual solo contiene el 0,7% de 235U, mientras que hace 3000 Ma contenía el 8%

Es un método que se utiliza fundamentalmente para circones (ZrSiO4), que aunque accesorios son muy frecuentes en granitos y rocas metamórficas:

En el momento de la cristalización un circón que no contiene nada de Pb se proyecta en el origen (M0)

Con el paso del tiempo el mineral se va enriqueciendo en Pb radiogénico y por lo tanto va moviéndose a lo largo de la curva concordia, siempre y cuando permanezca como sistema cerrado.

Su posición en la curva concordia nos da directamente el tiempo que ha transcurrido desde su cristalización a la actualidad.

Esto no ocurre casi nunca. Lo más normal es que el punto caiga fuera de la curva "concordia" es decir que tengamos edades DISCORDANTES.

Estas edades discordantes se deben generalmente a que el mineral no se mantiene como sistema cerrado ya que el Pb radiogénico formado no se ajusta a la red cristalina donde estaba el U y tiende a escapar, sobre todo si el sistema ha sido calentado o disturbado.

En este caso en el que el mineral no ha permanecido como sistema cerrado, si solo tenemos datos de un mineral nos quedaría un punto por debajo de la curva concordia y no podríamos averiguar la edad. Para solucionar el problema deberíamos analizar varias muestras de minerales pertenecientes al mismo macizo y haciendo grupos distintos por tamaño, morfología, grado de alteración, etc.

. Al proyectar todas ellas en el diagrama se alinean en una recta denominada DISCORDIA. Es una cuerda que corta a la concordia en dos puntos.

Vamos a ver en detalle como se construye la cuerda DISCORDIA. Supongamos un sistema U-Pb que ha cristalizado en un momento dado sin nada de Pb y que ha permanecido cerrado hasta t' y que en ese momento se abre experimentando una pérdida de Pb, como consecuencia de un proceso metamórfico o de meteorización química.

Como 207Pb y 206Pb son idénticos químicamente y difieren muy poco en su masa atómica no son fraccionados en ningún proceso geológico. Por tanto la pérdida de Pb tendrá lugar a lo largo de una recta que une t' con el origen. Si todo el Pb se pierde el punto llega al origen. Es como si los relojes se volviesen a poner a cero y se perdiese toda la memoria del sistema.

Pero generalmente se pierde solo en parte y el nuevo sistema queda representado por un punto, por ejemplo el Q1 situado en la recta t'-O. El sistema de nuevo se cierra y el mineral con el paso del tiempo evoluciona almacenando Pb radiogénico hasta Q'1.

Los distintos minerales que contienen U y se usan para este método (circón, monacita, esfena, apatito) pueden perder distintas cantidades de Pb aunque todos ellos hayan sufrido las mismas condiciones. Incluso para un mismo mineral, por ejemplo circón, los granos más pequeños sufren mayores pérdidas que los más grandes y los más ricos en U sufren mayores pérdidas que los más pobres. Por tanto otro mineral del mismo macizo puede haber perdido más Pb hasta el punto Q2 y haberlo acumulado después hasta el Q'2. Así obtenemos, uniendo los puntos Q'1, Q'2, etc., la recta discordia.

El punto to de corte con la concordia representa la edad de cristalización. Respecto al significado del otro punto tm hay distintas interpretaciones que se detallan a continuación.

En el caso de las rocas totales de las Montañas graníticas de Wyoming la "discordia" está por encima de la concordia, lo que es debido a que la discordia se produce por pérdidas de U y no de Pb





SIGNIFICADO DEL PUNTO DEL CORTE INFERIOR DE LA RECTA DISCORDIA CON LA CURVA CONCORDIA



A1).- INTERPRETACION COMO PERDIDA EPISÓDICA POR METAMORFISMO



En la TRANSP-12/12 se tiene un diagrama en el que se han proyectado analisis de circones de Sri Lanka. Las posibilidades actuales de analizar distintas zonas de un unico grano mineral permiten interpretaciones muy precisas. Los circones estudiados se encuentran en metasedimentos de facies granuliticas (Kroner et al., 1987). Se han distinguido dos generaciones de circones:

Circones de formas redondeadas

Circones de bordes irregulares

Circones de nucleo redondeado y borde irregular.

Los puntos correspondientes a estos analisis permiten trazar dos rectas discordia:

Discordia 1: corta a la concordia a los 3200 Ma, que corresponde a la edad de cristalización de la roca fuente de los circones detríticos y a los 1100 Ma, edad de perdida de Pb debida al metamorfismo de facies de granulita que transformó los sedimentos a rocas metamorficas.

Discordia 2: corta a la concordia a los 1100 Ma y en el presente. Representa la perdida continuada de Pb desde el momento del metamorfismo a la actualidad.



A2).- INTERPRETACION COMO PERDIDA EPISÓDICA POR ALTERACIÓN



Otro trabajo que viene a corroborar la pérdida de Pb como una pérdida episódica es el de KROGH & DAVIS, 1975

Estos autores consiguieron separar las zonas alteradas de las zonas frescas de unos circones metamícticos atacandoles con ácido y lixiviando las zonas alteradas.

Al analizarlos separadamente se encontró que las zonas alteradas de los circones (•) daban edades más jóvenes que el resto fresco (*). Con todos los circones se construye una recta llamada discordia, que corta a la concordia en 2 puntos. El superior representa la edad de cristalización y el punto de corte inferior sería la edad de la alteración, que coincide con el acontecimiento GRENVILLE, que afectó a muchos terrenos en Norteamérica.



B).- INTERPRETACION COMO PERDIDA POR DIFUSION CONTINUA A LO LARGO DEL TIEMPO



Pero en otros casos la interpretación es menos clara.

Por ejemplo TILTON, 1960 reunió todos los datos de circones separados de rocas precámbricas (2300 a 2800 M.a.) pertenecientes a los 5 continentes y al proyectarlos vió TRANSP- 12/12 que todos los puntos obtenidos se podrían unir con una recta "discordia" que cortaría a la "concordia" en dos puntos:

t1 = 2600 M.a.

t2 = 600 M.a.

Los 2600 M.a. son lógicos de admitir como edad de cristalización. La interpretación de los 600 M.a. es más problemática. Si se admite la hipótesis anterior de "perdida del Pb episódica" habría que admitir la existencia de un "episodio geológico" hace 600 M.a., lo cual era muy raro.

Entonces se ideo la explicación de la DIFUSION CONTINUA DEL PLOMO hacia fuera del material a lo largo de toda la historia geológica. Esta curva de difusión continua no cortaría a la concordia sino que iría al origen y no se han encontrado muestras que se proyecten en esa zona final curva. TRANSP- 12/12

SILVER, 1963 separación de circones de unas 2 o 3 Tm de roca y luego los separaron por "familias":

Por igual tamaño

Por igual color

Por igual radioactividad etc.

Entonces obtenían una serie de puntos alineados a los largo de una misma recta, igual que había obtenido Tilton en Zr de distintas rocas.

La importancia de esta pérdida por difusión continua no se conoce con certeza pero tampoco debe suponerse la hipótesis de "pérdida episódica" a no ser que se tenga confirmación por otros métodos.









MÉTODO K-Ar. HISTORIA DEL METODO.



A principios del siglo pasado Thomson (Thomson, 1905) sugirió que los compuestos de sales alcalinas eran radioactivos. Después se comprobó (Campbell y Wood (1906) y Campbell (1908) ) que la radioactividad provenia de las sales de potasio y durante mucho tiempo se pensó que la radioactividad provenia de un nuevo elemento radioactivo, el ECACESIO, elemento que se intentaba aislar a partir de las sales de K.

Aston, 1921 descubrió la existencia de 39K y 41K que son los isótopos más abundantes del K. La existencia de 40K fué demostrada por NIER, 1935 que usó un espectrómetro de masa más sensible que el de Aston.

El fisico alemán VON WEIZSÄCKER , 1939, llegó a la conclusión de que el 40K sufre una desintegración ramificada a 40Ca y a 40Ar. Se basó en el hecho de que la abundancia del Ar en la atmósfera terrestre es unas 1000 veces mayor que la esperada cuando se compara con las abundancias cósmicas de los demás gases nobles.

TRANSP-1/8.

Practicamente todo el Ar de la atmósfera (que constituye el 1% del total de la atmósfera) es 40Ar y provendría de la desintegración del K. Postuló que los minerales ricos en K tendrian exceso de 40Ar y sugirió que la medida del Ar seria util para calcular la edad del mineral.

THOMPSON &.....,1943 en Liverpool comprobaron la realidad de este postulado pero con la segunda guerra europea se interrumpen los trabajos.

ALDRICH y NIER, 1948 aplican las técnicas espectrométricas y comprueban que, efectivamente, cuatro minerales ricos en K y geológicamente antiguos (ortosa, microclina, silvita, langbeinita) contenian 40Ar radiogénico. La base teórica para el método K-Ar no fué establecida hasta aproximadamente 1950. Las dificultades se deben:

-a la complicación de la desintegración del 40K

-a la complicación de medida del elemento radiogénico (gas).

- a la dificil medida de 



THOMSON, J.J. (1905) descubrió la ß actividad del K.

KOHLÖRSTER, (1928) descubrió la  actividad del K.







CARACTERES GEOQUIMICOS DEL POTASIO TRANSP-2/8



El potasio (K) de Z=19 es un metal alcalino. Pertenece al grupo I.A. del S. Periodico junto con Li, Na, Rb, Cs, Fr.

Como todos los elementos alcalinos es monovalente, electropositivo, forma bases fuertes y sus sales y bases son solubles en agua, disociandose en ella casi completamente.

El K tiene 10 isótopos, de los cuales hay 7 que son radioactivos de vida media corta (37K, 38K, 42K, 43K, 44K, 45K, 47K) y los tres restantes que son los isótopos naturales más importantes tienen las siguientes abundancias (según Faure, G. 1986, p. 66)

39K.....93.2581 ±0.0029%

40K.....0.01167 ±0.00004%

41K.....6.7302 ±0.0029%

P.A.K...39.098304 ±0.000058

De ellos solo el 40K es radioactivo con una vida media de 1290 M.a. y es que se utiliza en el método K-Ar.



MATERIALES EN LOS QUE EXISTE POTASIO



El K como elemento litófilo está muy enriquecido en el manto superior y corteza (es uno de los 8 elementos más abundantes en la corteza)

Forma el 2.6% de la litosfera

0.038% del agua del mar.

Las arcillas lo absorben fuertemente y también forma parte de minerales evaporiticos asi como de Feldespatos, feldespatoides y micas.

Ortosa K [AlSi3O8] monoclínica.

Feldespatos Microclina K [AlSi3O8] triclínica.

y foides Albita Na [AlSi3O8] triclínica.

Anortita Ca [Al2Si2O8] triclínica.

Leucita K [AlSi2O6] tetragonal.

Nefelina KNa3 [AlSiO4]4 hexagonal.



Moscovita K Al2 [(OH,F)2 Al Si3 O10] monoclínica.

Micas Flogopita K Mg3 [(OH,F)2 Al Si3 O10] monoclínica.

Biotita K (Mg, Fe, Mn)3 [(OH,F)2 Al Si3 O10] monocl.



Condritas: 900 o 1000 p.p.m. de K+ (según distintos autores) [ de 750 a 1050]

Acondritas: Entre 400 p.p.m. a 10 p.p.m.

Condritas carbonáceas : Entre 100 a 1400 p.p.m.



CARACTERES GEOQUIMICOS DEL ARGON



El Ar es un gas noble, quimicamente inerte. Las abundancias isotópicas del Ar atmosférico son: 36Ar 0.337

38Ar 0.063 P.A. Ar 39.9476

40Ar 99.60 40Ar/36Ar = 99.60/0.337 =295.5

La constitución del Ar atmosférico va variando con el tiempo debido al parte de Ar radiogénico, pero esto no es muy importante porque la única que nos interesa es la constitución actual. Además como el Ar es un gas se difunde en seguida y se homogeneiza muy pronto.

La velocidad de disminución varia en un 1% en 16 M.a. Es decir, lo que varia en esos 16 M.a. es la abundancia relativa del 40K (=0.0119 ± 0.0001)





PRINCIPIOS DEL METODO K-Ar



La desintegración radioactiva del K es ramificada.

La mayoria (¸88.8%) se desintegra a 40Ca y solo una pequeña parte (¸11%) se desintegra a 40Ar (Figura 2)

La desintegración del 40K puede hacerse por 3 caminos pero cada uno ellos implica la misma cantidad de energia medida en millones de electrovoltios. Cada uno de los dos caminos principales tiene una constante de desintegración distinta que listamos a continuación :



Valores nuevos

Steiger y Jäger (1977) Valores antiguos

Wetherill (1966)

Ca = ß- (K Ca) 4.962 * 10-10 a-1 4.72 * 10-10 a-1

Ar = K- (K Ar) 0.581 * 10-10 a-1 0.585 * 10-10 a-1

R=ß- +K- = Ca + Ar 5.543 * 10-10 a-1 5.305 * 10-10 a-1

0.117 0.12

V1/2 =ln 2 /  1.25 * 109 a. 1.31 * 109 a.



R se denomina relación de bifurcación o ramificación (branching relation).

La determinación directa (fisica) de es bastante dificil y se ha determinado también indirectamente (método geológico) es decir, midiendo la edad de minerales coexistentes en pegmatitas por este método y por el de U-Pb.

La ecuación 40K  40Ca no suele usarse para geocronologia ya que el 40Ca es el más abundante (96.97%) de los 6 isótopos del Ca y al estar presente en la mayoria de los minerales que forman las rocas es muy dificil de determinar con la precisión necesaria el pequeño aumento del 40Ca radiogénico.

No obstante se ha utilizado en algunas sales (SILVITA, CARNALITA) que contienen mucho K ( 30%) y poco Ca. Pero salvo este caso, que es realmente una curiosidad no se utiliza en geocronologia.

La ecuación que dá la edad de un material: nt = n0 + Nt (et -1)

se simplifica porque en el caso del Ar se considera que nunca hay Ar inicial, es decir que siempre es n0 = 0.:

nt = Nt (et -1); nt / Nt = (et -1); ( nt / Nt ) + 1 = et [1]

Ahora se complica debido a que no todos los átomos del 40K se desintegran a 40Ar sino solo una fracción de ellos que es el Nt y que se puede poner en funcion del Nt (total)



Nt (total)  Ca + Ar Nt = [ Ar / ( Ca + Ar )] . Nt (total) =

Nt  Ar  = [ Ar / R] . Nt (total)



Y sustituyendo en [1]

( nt / Nt total ) . [ Ar / R] + 1 = et



nt = 40Ar y Nt total = 40K; ( 40Ar / 40K ) [ Ar / R] + 1 = et

y tomando logaritmos neperianos:

ln [( 40Ar / 40K ) [ Ar / R] + 1 ] =  t



t= 1/  ln [( 40Ar / 40K ) [ Ar / R] + 1 ]









VENTAJAS E INCONVENIENTES DEL METODO TRANSP- 5/8



Ventajas



-Gran abundancia del K en minerales y rocas.

-No es preciso determinar isótopos de K sino simplemente la cantidad total de K por cualquier método quimico normal. Por cálculo se obtiene 40K.

-El Ar es un gas noble, inerte, gracias a lo cual puede ser facilmente purificado de todos los otros gases que son activos.

-El Ar tiende a escapar de las estructuras minerales, a difundirse lo cual es una ventaja a la hora de determinar la edad de las rocas metamórficas o de determinar el tiempo que tarda en enfriarse.



Inconvenientes



- Necesidad de realizar todas las medidas en vacio como consecuencia de la gran cantidad de Ar en la atmósfera.

-La desintegración es bifurcada por lo que se complica el cálculo.

-Al ser el Ar un gas hace falta un espectrómetro especial.

-Se supone que en el momento de cristalización de un material no se atrapa nada de Ar0 ,pero esto no es verdad. En las redes de algunos silicatos pueden quedar atrapadas mecanicamente cantidades significativas de Argón inicial que no puede ser diferenciado del Argón radiogénico. Debido a esto se obtienen a veces falsos resultados, como es el caso de los basaltos submarinos. Para evitar esto se miden Bi, Ms y Ho que raramente contienen argon inicial.

-El mayor inconveniente es que el Ar radiogénico se difunde facilmente en los cristales y puede escapar de la muestra.





CONDICIONES PARA QUE LA EDAD OBTENIDA SEA LA EDAD DE CRISTALIZACION.



El valor de t es unicamente la edad del mineral cuando se cumplen las siguientes condiciones:



1- El mineral se hizo un sistema cerrado para el 40Ar muy pronto después de su formación lo que quiere decir que se enfrió rapidamente después de su cristalización y que no se ha escapado nada del 40Ar radiogénico producido por la desintegración del 40K. También debe haberse mantenido como sistema cerrado para el K a lo largo de toda su vida.



2- No se incorporó nada de 40Ar en exceso en el mineral ni en el tiempo de su formación ni durante ningún proceso metamórfico posterior, por tanto todo el 40Ar medido se considera radiogénico. Esto no es rigurosamente cierto porque aunque en el momento de la cristalización no atrapase nada de Ar en los momentos en que está en contacto con la atmósfera si que atrapa algo.



Por tanto en realidad el 40Ar total medido es:

40Ar total = 40Ar radiog. + 40 Ar atm. + (40Ar exceso) (1)

siendo ( 40Ar exceso) el 40Ar (magmático ó atmosférico) que pudiese haber atrapado el mineral en el momento de la cristalización, que no se puede distinguir del radiogénico y se supone igual a cero. Pero en ocasiones se ha comprobado que efectivamente los materiales atrapan 40Ar del existente en el magma que está cristalizando. Este es el caso de la cristalización de basaltos submarinos. Al salir en el agua se vitrifican rapidamente con lo cual se forma una trampa y la roca mantiene el 40Ar que pudiese existir en el magma.

MOORE, 1968 ha hecho medidas en una lava almohadillada reciente, del Kilauea y ha obtenido, de borde a centro las siguientes edades:



En el borde del almohadon: 0 cm: 43 M.a.

2 cm: 33 M.a.

4 cm: 4,3 M.a.

8 cm: < 1,5 M.a.

En el centro del almohadon: 12 cm: <1 M.a.



Estos grandes errores son debidos al Ar que fué atrapado en el momento de enfriamiento de la lava.

Si existe (40Ar exceso) es debido a que cuando se formó el material (roca o mineral) atrapó Ar atmosférico, habria que hacer una corrección. Ahora bién, como la composición isotópica del Ar atmosférico varia a lo largo del tiempo no podemos saber la composición que tenia en el momento de la cristalización.

En realidad esto no nos plantea problemas porque:

-Si la roca es joven la composición isotópica del Ar atmosférico que pueda haber atrapado es igual a la actual.

- Si la roca es vieja: generalmente no sirve el método o bién se trata de rocas que han cristalizado en profundidad, sin estar en contacto con la atmósfera.

El término 40Ar atmosférico de la expresión (1) anterior significa el 40Ar de la atmosfera actual, que pueda haber contaminado la muestra durante el proceso de machaqueo y medida. Esto es facil de corregir pués la relación

40Ar / 36Ar de la atmósfera es conocida, constante e independiente de la localidad.

40Ar / 36Ar = 294.5 RELACIÓN ARGON ATMOSFÉRICO

y por tanto la expresión (1) queda:

40Ar total = 40Ar radiogénico + 36Ar * 294.5

De todos modos se calcula el % de Ar atmosférico ya que si se obtiene >70% la determinación no es válida ya que el error es enorme.

Este porcentaje parece ser que se obtiene alguna vez en rocas volcánicas muy jóvenes y que la contaminación tiene lugar sobre todo durante la molienda.



3- Que el material no fraccione el K por otro proceso que no sea la desintegración radioactiva del 40K.. Esto es verdad para todos los materiales excepto para las zeolitas que pueden fraccionar los isótopos de K.



4- Las constantes de la desintegración radioactiva del 40K se conocen con precisión y son independientes de las condiciones quimicas o fisicas del ambiente en que ha existido el K. (esto se admite para todos los elementos radioactivos)



5- Las concentraciones de 40Ar y de K se han determinado con mucha precisión.





MATERIALES A LOS QUE SE PUEDE APLICAR EL METODO K-Ar TRANSP-6/8



De acuerdo con el valor de la vida media de la desintegración radioactiva 40K  40Ar que es de 1250 M.a. este método podria usarse para datación de una amplia variedad de tipos rocosos de casi todos los rangos de edades geológicas, incluyendo:

-meteoritos (4600 M.a.)

-rocas terrestres desde más antiguas que 3000 M.a. a más jóvenes que 1 M.a.

Sin embargo en rocas antiguas el Ar tiende a escaparse por difusión, por lo que el método se reserva para rocas relativamente jóvenes.

El limite superior viene dado por la imposibilidad de determinar analiticamente las pequeñas cantidades de 40Ar en muestras muy jovenes. En un millon de años el aumento de 40Ar  0.005 p.p.m. es ya detectable analiticamente. Algunos autores han conseguido incluso buenos resultados en rocas volcánicas tan jóvenes como 100000 años. Este es por ahora el límite, pero se espera que con las mejoras tecnicas se puedan llegar a detectar las pequeñas cantidades de Ar acumuladas en 40000 años, que es el límite de la posible datación con C-14.

Se han medido incluso edades tan bajas como 5000 a. pero no son muy precisas debido a que necesitan una corrección muy grande para el Ar atmosférico.



ROCAS TOTALES



Asi como el método Rb-Sr se aplicaba sobre todo en rocas ácidas antiguas (rocas graniticas) el método K-A se aplica preferentemente en rocas básicas, recientes. Como el método se puede aplicar en R.T. es importante en el caso de rocas volcanicas de grano fino ( basaltos, andesitas, obsidianas etc).

También se aplica con exito en rocas metamórficas porque debido al proceso de difusión del Ar lo que se determina es la edad del último episodio térmico que ha sufrido la roca, es decir la época en que el material se hizo "sistema cerrado" para el Ar. El riesgo es obtener una edad mezclada entre la del metamorfismo y la de cristalización.

También puede aplicarse el método en sedimentos metamorfizados esencialmente micáceos tales como pizarras y filitas.

En rocas sedimentarias con glauconita, mineral autigénico, que se forma al tiempo de la sedimentación puede determinarse también la edad.

También se aplica en rocas evaporíticas.









DATACION EN ROCAS VOLCANICAS O EN PEQUEÑAS MASAS IGNEAS

La datación K-Ar de una colada, ceniza volcánica o de un pequeño cuerpo de rocas igneas emplazando en la parte superior de la corteza terrestre darán la edad verdadera de la cristalización dentro del error analitico porque tales tipos rocosos se enfriaron en un corto intervalo de tiempo en comparación con su edad actual. Se utilizan rocas totales siempre que sean de grano fino y absolutamente libres de alteración, también se pueden emplear vidrios volcánicos siempre que no presenten trazas de desvitrificación

Las edades K-Ar obtenidas en rocas volcánicas jóvenes han sido usadas para construir una escala de tiempo para las inversiones del campo magnético terrestre. Las dataciones de basaltos del fondo oceánico y la interpretación de las pautas magnéticas anómalas en las cuencas oceánicas han proporcionado evidencias y pruebas directas para la expansión del fondo oceánico y la deriva de los continentes que ha llevado a la teoria de la tectónica de placas.



Se pueden utilizar algunos minerales de rocas volcánicas, fenocristales de lavas, escorias o tobas, entre ellos la sanidina y la nefelina suelen dar buenos resultados. No son adecuados ni olivino ni piroxenos, el primero por bajo contenido en K, los segundos por frecuente captación de argon primario. Hay que evitar cuidadosamente la presencia de Zeolitas



ROCAS PLUTONICAS Y METAMORFICAS

Las medidas K/Ar se hacen practicamente siempre en uno o varios constituyentes mineralógicos por separado. El anólisis de roca total es rara vez posible en razón a la dificultad de obtener una muestra representativa de 1 ó 2 gramos en rocas de grano grueso que no se pueden moler finamente para evitar pérdidas de argon.Los minerales más adecuados son las micas y las hornblendas. Los feldespatos potásicos en general, se rechazan por perder facilmente argon rdiogénico por difusión. También se deben evitar berilo, cordierita, turmalina, apatito, fluorita, sodalita, albita, cuarzo y algunos piroxenos que pueden contener exceso de argon.



DATACION EN ROCAS METAMORFICAS DE BAJO GRADO

Edades de K-Ar que se acercan a la verdadera edad del metamorfismo pueden obtenerse a partir de sedimentos micáceos de grano fino metamorfizados, tales como pizarras y fillitas que recristalizaron completamente a unos 200-300ºC llevando a la completa expulsión del Ar radiogénico heredado del sedimento original pero a temperaturas solo



ligeramente por encima de aquellas a las cuales se puede empezar a acumular el Ar radiogénico subsecuentemente formado.



DATACION EN ROCAS IGNEAS Y METAMORFICAS PROFUNDAS

Actualmente es conocido el hecho de que tanto intrusiones igneas profundas muy extensas como zonas de la corteza terrestre que han sufrido metamorfismo regional y que se han ido elevando gradualmente desde grandes profundidades y se han enfriado extremadamente despacio, pueden dar edades K-Ar más jovenes que la verdadera edad de cristalización en varias decenas, o incluso centenares de millones de años. Este fenómeno que aparece como grave inconveniente en la datación de rocas en realidad es muy util porque permite la datación de acontecimiento térmicos.







MINERALES



El método K-Ar se ha utilizado preferentemente en minerales separados de rocas mas que en rocas totales, porque los minerales retienen mejor el Ar

Como minerales aislados de rocas pueden utilizarse los siguientes:

Biotita, Moscovita, Glauconita, Hornblenda, Feldespatos (Sanidina, anortosa, plagioclasa de A.T.), Feldespatoides (leucita, nefelina de A.T.)

En cambio los feldespatos de B.T. (Ortosa, Microclina, Plagioclasa B.T. ) no pueden ser utilizados para dataciones porque pueden perder el 40Ar muy facilmente incluso a temperaturas atmosféricas debido a grandes defectos en la estructura cristalina y a los limites entre los granos. Por eso los granitos no se pueden datar por este método.

La Turmalina y el Berilo no sirven tampoco porque pueden atrapar el 40Ar presente en el magma al cristalizar y dan edades por exceso.

Tampoco sirven las zeolitas, que pueden incluso falsear los resultados de las medidas en rocas totales.



DIFUSIÓN DEL ARGON. TEMPERATURAS DE BLOQUEO. TRANSP- 7/8



Ya se dieron como condiciones de poder aplicar el método que el mineral debía de ser capaz de retener todo el 40Ar radiogénico (condición 1) y no contener Ar en exceso (condición 2) Sin embargo se sabe que en la mayoría de los casos hay un escape o DIFUSION DE ARGON y los materiales se comportan durante más o menos tiempo como sistemas abiertos respecto al 40Ar. Al ser el Ar gaseoso existen una gran cantidad de factores tanto durante el tratamiento de la muestra en el laboratorio como factores geológicos, principalmente el calentamiento, que ocasionan un activamiento de la difusión. La alteración meteórica o/y por fluidos acuosos no solo lleva a una pérdida de Ar sino además a cambios del contenido en K

Cuando un átomo de K se transforma en Ar, el Ar ocupa en la estructura cristalina el espacio que previamente estaba ocupado por el K. Como el Ar no tiene enlaces químicos con los aniones vecinos se pierde facilmente en cuanto hay algo de recristalización. Algunos minerales pierden mas facilmente el Ar que otros. La perdida es mayor a altas temperaturas que a bajas temperaaturas. Cuando hay metamorfismo regional o de contacto el Ar invariablemente se pierde.

Una intrusión ignea de gran tamaño pueda tardar en enfriarse hasta unos 300ºC varios millones de años, durante los cuales el Ar que se genere se está perdiendo. La acumulación de Ar radiogénico no puede empezar hasta que las rocas no se han enfriado lo bastante para que el Ar no se difunda. Esta temperatura de enfriamiento o de cierre no tiene un valor fijo sino que varía de mineral a mineral.



Pérdidas de Ar durante el tratamiento de la muestra

Tanto las muestras de roca total como la de los minerales no deben ser trituradas en exceso para que no pierdan el Ar.



Ganancias de Ar durante el tratamiento de la muestra

En las muestras existe el peligro de que absorban el Ar atmosférico ( en la atmósfera hay casi un 1% de Ar)



Absorción de Ar inicial durante la cristalización

En la datación se supone que el mineral no admite Ar durante la cristalización. Sin embargo a veces se obtienen edades mucho más antiguas de lo que cabia esperar y se supone que puede ser debido a la absorción de gases en las estructuras cristalinas durante la cristalización. Se han reconocido casos en los que muestras de minerales dieron edades K-Ar anormalmente antiguas, a veces edades superiores a la edad aceptada de la Tierra debido a que aparentemente habían incorporado 40Ar radiogénico en sus redes cristalinas durante su cristalización. Este fenómeno, comparativamente raro, tiende a producirse en muestras pobres en K y/o geológicamente jóvenes que contienen muy poco Ar radiogénico intrinseco, aunque también ha sido observado en micas antiguas con altos contenidos en K. Este "exceso de Ar" se produce probablemente por calentamiento y desgasificación de rocas con potasio, antiguas, a considerable profundidad y P, en la corteza terrestre.Estos gases desprendidos se incorporaron a minerales igneos y metamórficos que estaban cristalizando, contaminándolos.



Perdidas de Ar por procesos geológicos•

Las pérdidas de Ar dependen del tipo de mineral que estemos considerando y se deben fundamentalmente a los siguientes procesos:

1)-.- Procesos de difusión, en función de la temperatura

.2)- Cambios mineralógicos en estado sólido. Pérdida a traves de las discontinuidades originadas en los cambios estructurales.

3)- Procesos externos tales como el metamorfismo. En los casos de metamorfismo de contacto hay aureolas de pérdidas de Ar. Cuando la pérdida de Ar es completa debido a ese fenómeno metamórfico, es posible datar el metamorfismo. A veces el aumento de temperatura es relativamente debil y no causa otros efectos en la roca más que la pérdida de Ar

4).- Alteración meteórica o por fluidos acuosos que no solo lleva a una perdida de Ar sino tambien a cambios del contenido en K





INTERPRETACION DE LAS EDADES OBTENIDAS POR EL METODO K-Ar. EDADES DE ENFRIAMIENTO o TEMPERATURAS DE BLOQUEO DEL ARGON



La edad obtenida por K-Ar no es necesariamente la edad de cristalización ya que la pérdida por difusión del 40Ar radiogénico puede ocurrir a temperaturas muy por debajo de la cristalización ignea (1200-1000ºC) e incluso por debajo de la cristalización metamórfica de grados medio y alto (700 a 400ºC). Esto es debido al fenómeno de la difusión (es decir, que los átomos del Ar radiogénico no se adaptan bién a los huecos de los lugares estructurales del K donde se forman y tienden a escapar de las redes cristalinas) por la cual; eventualmente encuentran su camino hacia arriba llegando a juntarse con el 40Ar atmosférico que constituye cerca del 1% de la atmósfera terrestre. La difusión del Ar es tanto mayor cuanto mayor es la temperatura.

Debido a todas las consideraciones anteriores se puede concluir que las edades K-Ar no son en realidad edades de "cristalización" sino edades de "enfriamiento" y nos indican el momento en que la roca o mineral por su baja temperatura ya no permiten la difusión del Ar y se comportan como sistemas cerrados •La temperatura para la cual una roca o mineral se cierra, es decir, no permite la difusión del Ar se llama "temperatura de bloqueo" o "umbral de difusión". Estas temperaturas son diferentes en los diferentes minerales y varian además con el tamaño del grano ( a menor tamaño hay más posibilidad de difusión porque el Ar llega antes al borde del cristal y circula más libremente que en el interior del cristal.) Bi (150 a 250ºC)Ms y Sanid (250 a 350ºC)Ho (400 a 500ºC). Por tanto, suponiendo análogo tamaño de grano, la edad obtenida en Ho > Ms y Sanid > Bi

Estas edades se refieren a distintos estadios en el ascenso y en la historia del enfriamiento de las rocas.

Entre la edad de cristalizacion determinada por Rb-Sr en roca total y las edades de temperaturas de bloqueo obtenidas en biotitas de grano fino se han encontrado muchas diferencias que se pueden atribuir a tiempos de enfriamiento:

150 Ma. en el Precámbrico de Greenville (Canadá)

70 Ma. en el cinturón orogénico Caledoniano de las Islas Británicas.



EJEMPLO DE DATACION DE UNA FORMACION GEOLOGICA

HART (1964) estudia una intrusión cuarzo-monzonítica (Terciaria) que intruye en unas rocas metamórficas Precámbricas (Idaho Spring Formation). Son gneisses cuarzoªfeldespáticos- biotíticos, esquistos con biotita, cuarzo y feldespato y anfibolitas.Ya habia determinaciones de edad que daban los siguientes resultados:

-1350 a 1400 M.a. para el metamorfismo regional.

- 55 M.a. para la intrusión cuarzo-monzonítica.

Hart (1964) cogió muestras desde el contacto hasta lejos de él obteniendo los resultados de la TRANSP- 7/8

:Se puede observar :

1) La Ho retiene el Ar radiogénico mejor que la Bi

2) El FK no sirve para datar por el K-Ar porque pierde Ar rapidamente, incluso a temperatura ambiente.





El método del K-Ar nos ha permitido resolver gran cantidad de problemas geologicos, resumidos en la TRANSP- 8/8









SIGNIFICADO DE LAS RELACIONES ISOTOPICAS PRIMORDIALES



Las relaciones isotópicas primordiales son las que existían en los elementos presentes en la Nébula Solar Primitiva y que heredaron todos los materiales del Sistema Solar. El razonamiento que se sigue a continuación para la obtención de la relación isotópica primordial de Sr es aplicable a las relaciones de los otros isótopos radiogénicos: Nd, Pb, etc.



OBTENCION DE LA RELACION ISOTOPICA 87Sr/86Sr PRIMORDIAL BABI

(BABI = Basaltic Achondrite Best Initial)

(Faure & Hurley, 1963, p. 31 a 36)

Generalmente se está de acuerdo en que la materia solar indiferenciada (de una composición posiblemente análoga a las condritas carbonáceas) y a partir de la cual por acrección, se formó el protoplaneta Tierra, tenía una relación 87Sr/86Sr muy cercana al llamado valor primordial.

La diversificación subsiguiente de la composición isotópica del Sr se produjo como consecuencia de la diferenciación geoquímica de la Tierra que dio lugar a rocas y minerales en los que existen distintas relaciones de los isotopos de Sr al tener a su vez distintas relaciones Rb/Sr.

La relacion isotópica primordial de Sr, es decir la que tenía la materia solar indiferenciada a partir de la cual y por acreción se formó el planeta Tierra no ha sido posible estudiarla en materiales terrestres ya que todas las rocas formadas en la época de formación de la Tierra han sido destruidas por procesos geológicos o bien han sido transformadas por metamorfismo o han sido enterradas en las profundidades del manto. Todas las rocas accesibles en la actualidad representan material ya evolucionado a partir de otros primitivos.

El averiguar el valor de esta relación es necesario para saber, cuando ahora se analiza un material qué cantidad de 87Sr es primordial y que cantidad es radiogénico. Se ha podido obtener gracias al estudio de los meteoritos.

Los meteoritos son fragmentos de cuerpos planetarios de mayores dimensiones que se supone se formaron en el Sistema Solar aproximadamente al mismo tiempo que los planetas y sus satélites. Esos cuerpos planetarios sufrieron una diferenciación química por cortos periodos de tiempo que duraron quizá solo algunas decenas o quizá centenas de millones de años. Durante este proceso en los de mayores dimensiones ocurrió la fusión y hubo una segregación de dos fases:

- Aleación metálica de Fe-Ni

- Liquidos silicatados

Los líquidos silicatados se enfriaron y se formaron distintas variedades de rocas. Colisiones entre los distintos cuerpos planetarios produjeron gran variedad de brechas con fragmentos de diversos orígenes y composiciones.

La mayoría de los autores suponen que los meteoritos que han caido sobre la Tierra y sobre los planetas interiores del Sistema Solar se originaron a partir del cinturón de asteroides entre las órbitas de Marte y Jupiter. En cualquier caso parece muy probable que los meteoritos representen material de nuestro Sistema Solar y que preservan un record de la composición isotópica de Sr de sus cuerpos planetarios padres.

En general se aceptan las siguientes premisas:

1º) Todos ellos cristalizaron en un corto intervalo de tiempo.

2º) Todos ellos tenían la misma composición isotópica primordial de Sr en el momento de su formación.

3º) Todos ellos se han comportado desde entonces como sistemas cerrados para el Rb y para el Sr.

4º) La cantidad de Rb en ellos es variable, pero en general es pequeña por lo que la evolución isotópica durante el periodo de diferenciación interna es muy pequeña y se puede considerar que su relación es la misma que habia en la nébula solar en el momento de formación de los cuerpos planetarios.



En toda una serie de meteoritos se han medido tanto 87Rb/86Sr como 87Sr/86Sr y se ha podido comprobar que cuanto mas ricos son en 87Rb tanto mas ricos son en 87Sr, es decir que hay una relación lineal entre ambos valores 87Rb/86Sr y 87Sr/86Sr. Trcronprim-1/2

En la figura se ha trazado la recta que une todos los puntos. Esta recta es una isocrona, es decir que todos los materiales representados por los puntos situados en ella tienen la misma edad, siendo ésta proporcional a la pendiente de la recta.

La ecuación de la isocrona es:

(87Sr/86Sr)t = (87Sr/86Sr)0 +  t (87Rb/86Sr)t

Por lo tanto en este caso tendremos una edad aproximada del Sistema Solar y por tanto de la Tierra. La ordenada en el origen de esta recta, se puede obtener directamente en la figura cuando Rb=0, teniendose el valor (87Sr/86Sr)0 = 0,698990, que es en este caso la RELACION ISOTOPICA PRIMORDIAL (BABI).

El hecho de que estos meteoritos se alineen en isocrona indica que efectivamente son ciertas las premisas que habiamos aceptado:

- que todos ellos se habian formado en un intervalo de tiempo relativamente pequeño.

- que la relación (87Sr/86Sr)0 era similar en todos ellos.

- que se han comportado como sistemas cerrados desde que cristalizaron en sus respectivos cuerpos padres.



Aunque se considera que todos los meteoritos cristalizaron en un corto intervalo de tiempo, hay pequeñas diferencias por lo que no todos los autores utilizan este valor primordial BABI. Por ejemplo Faure & Hurley, 1963, p.40, dicen que la mejor estimación es la realizada en la Acondrita Pasamonte, meteorito silicatado pobre en Rb. En este meteorito se considera Rb=0 y por tanto la medida directa (87Sr /86Sr)o se toma como relación primordial. Su valor es:

Acondrita Pasamonte: 0,7004 ± 0,002

Otros valores son:

JUSI: 0,698976± 0,000055 ( a partir de las acondritas Juvinas y Sioux County)

ADOR: 0,69884± 0.0003 (a partir de la acondrita augítica de Angra dos Reis)

ALL: 0,69877 ± 0.00002 ( en los cóndrulos ricos en Ca-Al y pobres en álcalis aislados de la condrita carbonácea Pueblito de Allende).

En la Trcronprim-2/2 se tiene la representación de algunos de estos valores primordiales.

A pesar de que estos objetos serian los primeramente formados a partir de la nébula solar y su relación isotópica por tanto sería la mas proxima a la primordial, la mayoria de los autores utilizan el BABI, ya que las acondritas basálticas han cristalizado a partir de liquidos silicatados y se parecen mucho a las rocas igneas terrestres. Se pueden considerar representativas de la (87Sr/86Sr)0 en la nébula solar en el momento de la formación de los objetos planetarios.

Ademas como su relacion Rb/Sr es muy baja ( 0,002), aunque haya pasado un poco de tiempo entre la formación de los primeros objetos del Sistema Solar y la formación de las acondritas, su relación 87Sr/86Sr ha aumentado poco desde su cristalización.

El BABI nos puede servir como punto de referencia para determinar si un objeto planetario cualquiera se formó antes o despues de las acondritas basálticas.















































































BIBLIOGRAFIA GEOCRONOLOGIA



DALRYMPLE,G.B., 1991

The Age of the Earth

Stanford Univ. Press



DALRYMPLE,G.B. and LANPHERE,M.A.,1969

Potassium-Argon Dating

W.H. Freeman & Co., New York, 258 pp.



DICKIN, A.P., 1995

Radiogenic Isotope Geology

Cambridge University Press, New York, 452 pág.

Ch. 1: Nucleosyntesis and nuclear decay

Ch. 5: Lead Isotopes, p.104-117

Ch. 10: K-Ar and K-Ar dating, p. 245-274



EICHER, D.L.1968,

Geologic Time

Fundations of Earth Science Series

Prentice-Hall. Inc. Englewood Cliffs, New Jersey

Ch. 1: Growth of the concept

Ch. 6:Radiometric dating



FAUL, H., 1966

Ages of Rocks, Planets and Stars

McGraw-Hill, New York



FAURE,G.,1986 (1995, 2ª Edicion)

Principles of Isotope Geology

John Wiley & Sons, New York, 589 pp.

Ch. 1: The roots of Isotope Geology

Ch. 6: The K-Ar Method of Dating

Ch. 10 Isotope Geology of Strontium

Ch. 11: Isotope Geology of Strontium in Sedimentary rocks

Ch. 12: The U,Th-Pb methods of dating

Ch. 13: The common-lead method of dating



FAURE,G., 1991

Principles and aplications of INORGANIC GEOCHEMISTRY

Prentice Hall, 626 pág.



FAURE,G. & POWELL,J.L., 1972

Strontium Isotope Geology

Springer-Verlag, New York, 188 pp.



GARCIA GARZON,J.,1974

El método potasio- Argon aplicado a la datación de edades absolutas.

Boletin geológico y minero, T. 85-3 págs. 274-280



GEBAUER & GRÚNENFELDER

U-Th-Pb dating of Minerals (p.105-127) en JÄGER,E. and HUNZIKER, J.C. Ed, 1979

Lectures in Isotope Geology Springer-Verlag. Berlin, Heidelberg, New York



HALLAM, A. 1985

Grandes Controversias Geológicas

Editorial Labor, S.A., 180 pág.

Cap. 4 : La Edad de la Tierra (p.81 a 108)



HAMILTON, E.I.,1965

Applied Geochronology

Academic Press

Chapter 9 "Common lead method" págs. 167 a 206.



HAMILTON, E.I. and FARQUHAR, R.M. Editors, 1968

"The interpretation of lead isotopes and their geological significance" by Kanase wich, E.R., pág 147-223.



HARPER, C.T. Ed., 1973

Geochronology: Radiometric Dating of Rocks and Minerals

Dowden, Hutchinson & Ross, Inc. Stroudsburg, Pennsylvania.



HERNANDEZ-PACHECO, A., 1978.

La relación isotópica inicial de Estroncio y el origen de los materiales geológicos.

Las Ciencias. Tomo 43, nº 4.



IBARROLA, E., 1990

Geocronología: Consideraciones históricas

Real Academia de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales, p 147-169.



LANGLEY, K.M., 1978

Dating sediments by a K-Ar method

Nature 276, 56-57



LEVIN,H.L., 1994 (4ª Ed.)

The Earth Through Time

Saunders College Publishing

Ch. 4: Time and Geology (esquemas)

Ch. 7:The oldest Rocks



McBirney, 1993 (2ª Ed.)

Igneous Petrology

Appendix D:Radiogenic Isotopes in Geochemistry and Petrogenesis



MENDES,F., 1967-68

Contribution a l'etude geochronologique par la methode au Stron¬tium, des formations cristallines du Portugal.

Bol. do Museu e Labor, Min. e Geol. da Faculdade de Ciencias. Univ. Lisboa,11,1, pág. 26-35



Open University

Understanding the Earth

CH.2: Measuring Geological Time, by Moorbath



PHILPOTTS, A.R., 1990

Principles of Igneous and Metamorphic Petrology

Prentice Hall. New Jersey. 498 pág.

Ch.21: Isotope Geochemistry related to Petrology



RICHARDSON, S.M. & MCSWEEN, H.Y.(Jr), 1989

Geochemistry. Paths and Processes

Prentice Hall, New Jersey

Ch. 12: "Using Radiactive isotopes, p. 375 a 411.



ROLLINSON, H., 1993

Using geochemical data. Evaluation, presentation, interpreta¬tion.

Longman Scientific & Technical. N. York.

Ch.6: Using radiogenic isotope data

Ch.7: Using stable isotope data







SCHAEFFER, O. A. and ZÄHRINGER, J. 1966

Potasium Argon Dating

Springer-Verlag Berlin. Heidelberg.



SKINNER, B.J. and PORTER, S.C.; 1995 (3ª Ed)

The Dynamic Earth (An introduction to Physical Geology)

John Wiley & Sons, Inc.

Ch. 6: Measuring absolute geological time



STEIN,J.,1973

Isotopos radioactivos,

Ed. Alhambra, p.123-126.



YORK, D. and FARQUHAR, R.M., 1972

The Earth's Age and Geochronology

Pergamon Press

Chapter 6 "Lead isotope Methods"