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La datación plomo-plomo es un método para datar muestras geológicas, normalmente basado en muestras de roca entera de materiales como el granito . Para la mayoría de los requisitos de datación, ha sido reemplazada por la datación uranio-plomo (datación U-Pb), pero en ciertas situaciones especializadas (como la datación de meteoritos y la edad de la Tierra ) es más importante que la datación U-Pb.

Tres isótopos estables de plomo, denominados "hijos", resultan de la desintegración radiactiva del uranio y el torio en la naturaleza: ^206Pb , ^207Pb y ^208Pb . El ^204Pb es el único isótopo de plomo no radiogénico , por lo que no es uno de los isótopos hijos. Estos isótopos hijos son los productos finales de la desintegración de las cadenas de desintegración radiactiva del uranio y el torio, que comienzan con el ^238U (vida media de 4,5 Gy), el ^235U (vida media de 0,70 Gy) y el ^232Th (vida media de 14 Gy), respectivamente. Con el paso del tiempo, el producto final de la desintegración se acumula a medida que el isótopo padre se desintegra a una tasa constante. Esto modifica la relación entre el Pb radiogénico y el ²⁰⁴ Pb no radiogénico ( ²⁰⁷ Pb/ ²⁰⁴ Pb o ²⁰⁶ Pb/ ²⁰⁴ Pb) a favor del ²⁰⁷ Pb o ²⁰⁶ Pb radiogénico. Esto se puede expresar mediante las siguientes ecuaciones de desintegración:

${\displaystyle {\left({\frac {{\ce {^{207}Pb}}}{{\ce {^{204}Pb}}}}\right)_{P}}={\left({\frac {{\ce {^{207}Pb}}}{{\ce {^{204}Pb}}}}\right)_{I}}+{\left({\frac {{\ce {^{235}U}}}{{\ce {^{204}Pb}}}}\right)_{P}}{\left({e^{\lambda _{235}t}-1}\right)}}$

${\displaystyle {\left({\frac {{\ce {^{206}Pb}}}{{\ce {^{204}Pb}}}}\right)_{P}}={\left({\frac {{\ce {^{206}Pb}}}{{\ce {^{204}Pb}}}}\right)_{I}}+{\left({\frac {{\ce {^{238}U}}}{{\ce {^{204}Pb}}}}\right)_{P}}{\left({e^{\lambda _{238}t}-1}\right)}}$

donde los subíndices P e I se refieren a las proporciones isotópicas de Pb actuales e iniciales, λ ₂₃₅ y λ ₂₃₈ son constantes de desintegración para ²³⁵ U y ²³⁸ U, y t es la edad.

El concepto de datación común Pb-Pb (también conocida como datación isotópica de plomo en roca total) se dedujo mediante la manipulación matemática de las ecuaciones anteriores. ^{[ 1 ]} Se estableció dividiendo la primera ecuación anterior entre la segunda, bajo el supuesto de que el sistema U/Pb no estaba alterado. Esta ecuación reordenada formó:

${\displaystyle \left[{\frac {\left({\frac {{\ce {^{207}Pb}}}{{\ce {^{204}Pb}}}}\right)_{P}-\left({\frac {{\ce {^{207}Pb}}}{{\ce {^{204}Pb}}}}\right)_{I}}{\left({\frac {{\ce {^{206}Pb}}}{{\ce {^{204}Pb}}}}\right)_{P}-\left({\frac {{\ce {^{206}Pb}}}{{\ce {^{204}Pb}}}}\right)_{I}}}\right]={\left({\frac {1}{137.88}}\right)}{\left({\frac {e^{\lambda _{235}t}-1}{e^{\lambda _{238}t}-1}}\right)}}$

donde el factor de 137,88 es la relación actual ^{de 238} U/ ²³⁵ U. Como se evidencia en la ecuación, las relaciones isotópicas iniciales de Pb, así como la edad del sistema, son los dos factores que determinan las composiciones isotópicas actuales de Pb. Si la muestra se comportara como un sistema cerrado, entonces graficar la diferencia entre las relaciones actuales e iniciales de ²⁰⁷ Pb/ ²⁰⁴ Pb frente a ²⁰⁶ Pb/ ²⁰⁴ Pb debería producir una línea recta. La distancia que se mueve el punto a lo largo de esta línea depende de la relación U/Pb, mientras que la pendiente de la línea depende del tiempo transcurrido desde la formación de la Tierra. Esto fue establecido por primera vez por Nier et al., 1941. ^{[ 1 ]}

El desarrollo de la base de datos Geochron se atribuye principalmente a la aplicación de la datación Pb - Pb en meteoritos por Clair Cameron Patterson en 1956. Se midieron las proporciones de Pb de tres meteoritos rocosos y dos de hierro. ^{[ 2 ]} La datación de los meteoritos ayudaría a Patterson a determinar no solo la edad de estos meteoritos, sino también la edad de la formación de la Tierra. Al datar los meteoritos, Patterson estaba datando directamente la edad de varios planetesimales . Suponiendo que el proceso de diferenciación elemental sea idéntico en la Tierra que en otros planetas, el núcleo de estos planetesimales estaría empobrecido en uranio y torio, mientras que la corteza y el manto contendrían proporciones U/Pb más altas. Cuando los planetesimales colisionaron, varios fragmentos se dispersaron y produjeron meteoritos. Los meteoritos de hierro se identificaron como piezas del núcleo, mientras que los meteoritos rocosos eran segmentos del manto y unidades corticales de estos diversos planetesimales.

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  Se encuentra un meteorito de hierro en el Cañón Diablo.
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  Impacto de meteorito
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  Figura 1. Diagrama de isócronas Pb–Pb

Se encontró que las muestras de meteorito de hierro del Cañón Diablo ( Cráter del Meteorito ) en Arizona tenían la composición menos radiogénica de cualquier material en el Sistema Solar . La relación U/Pb era tan baja que no se detectó desintegración radiogénica en la composición isotópica. ^{[ 3 ]} Como se ilustra en la figura 1, este punto define el extremo inferior (izquierdo) de la isócrona. Por lo tanto, la troilita encontrada en el Cañón Diablo representa la composición isotópica de plomo primigenia del Sistema Solar, que se remonta a4,55 ± 0,07  Byr .

Sin embargo, los meteoritos rocosos mostraron relaciones isotópicas ^{de 207Pb} / ^204Pb muy elevadas, en comparación con las de ^206Pb / ^204Pb , lo que indica que estas muestras procedían de la corteza o el manto del planetesimal. En conjunto, estas muestras definen una isócrona, cuya pendiente proporciona una edad de 4.550 millones de años para los meteoritos.

Patterson también analizó sedimentos terrestres recogidos del fondo oceánico, que se consideraban representativos de la composición global de la Tierra. Dado que la composición isotópica de esta muestra coincidía con la isócrona de los meteoritos, sugería que la Tierra tenía la misma edad y origen que estos, lo que permitió determinar la edad de la Tierra y dio origen al término «geocrona».

Diagrama de isócronas de isótopos de plomo utilizado por CC Patterson para determinar la edad de la Tierra en 1956. La animación muestra el crecimiento progresivo a lo largo de 4550 millones de años (Myr) de las proporciones de isótopos de plomo para dos meteoritos rocosos (Nuevo Laredo y Forest City) a partir de proporciones iniciales de isótopos de plomo que coinciden con las del meteorito de hierro Canyon Diablo.

Los cóndrulos y las inclusiones ricas en calcio y aluminio (ICA) son partículas esféricas que componen los meteoritos condríticos y se consideran los objetos más antiguos del Sistema Solar. Por lo tanto, la datación precisa de estos objetos es importante para determinar la evolución temprana del Sistema Solar y la edad de la Tierra. El método de datación U-Pb puede proporcionar las edades más precisas para los objetos primitivos del Sistema Solar debido a la vida media óptima del ^238U . Sin embargo, la ausencia de circón u otros minerales ricos en uranio en los condritos, y la presencia de Pb no radiogénico inicial (Pb común), descarta el uso directo del método de concordia U-Pb. Por consiguiente, el método de datación más preciso para estos meteoritos es el método Pb-Pb, que permite una corrección para el Pb común. ^{[ 3 ]}

Cuando la abundancia de ²⁰⁴ Pb es relativamente baja, este isótopo tiene errores de medición mayores que los otros isótopos de Pb, lo que lleva a una correlación muy fuerte de errores entre las razones medidas. Esto hace que sea difícil determinar la incertidumbre analítica en la edad. Para evitar este problema, los investigadores ^{[ 5 ]} desarrollaron un "diagrama de isócrona Pb-Pb alternativo" (ver figura) con una correlación de error reducida entre las razones medidas. En este diagrama, la razón ²⁰⁴ Pb/ ²⁰⁶ Pb (el recíproco de la razón normal) se grafica en el eje x, de modo que un punto en el eje y (cero ²⁰⁴ Pb/ ²⁰⁶ Pb) tendría Pb radiogénico infinito. La razón graficada en este eje es la razón ²⁰⁷ Pb/ ²⁰⁶ Pb, que corresponde a la pendiente de una isócrona Pb/Pb normal, que da la edad. Las edades más precisas se obtienen con muestras cercanas al eje Y, lo cual se logró mediante la lixiviación gradual y el análisis de las muestras.

Anteriormente, al aplicar el diagrama de isócronas Pb-Pb alternativo, se asumía que las relaciones isotópicas ²³⁸ U/ ²³⁵ U eran invariables entre los materiales meteoríticos. Sin embargo, se ha demostrado que las relaciones ²³⁸ U/ ²³⁵ U varían entre los materiales meteoríticos. ^{[ 6 ]} Para tener esto en cuenta, se utiliza el análisis de datación Pb-Pb corregido por U para generar edades para el material sólido más antiguo del Sistema Solar utilizando un valor revisado de ²³⁸ U/ ²³⁵ U de 137,786 ± 0,013 para representar la relación isotópica media ²³⁸ U/ ²³⁵ U en los materiales del Sistema Solar interior. ^{[ 4 ]}

El resultado de la datación Pb-Pb corregida por U ha producido edades de 4567,35 ± 0,28 millones de años para las inclusiones ricas en calcio y aluminio (CAI) (A) y condrulos con edades entre 4567,32 ± 0,42 y 4564,71 ± 0,30 millones de años (B y C) (véase la figura). Esto apoya la idea de que la cristalización de las CAI y la formación de condrulos ocurrieron aproximadamente al mismo tiempo durante la formación del sistema solar. Sin embargo, los condrulos continuaron formándose durante aproximadamente 3 millones de años después de las CAI. Por lo tanto, la mejor edad para la formación original del Sistema Solar es 4567,7 millones de años. Esta fecha también representa el momento del inicio de la acreción planetaria . Las sucesivas colisiones entre los cuerpos acrecionados llevaron a la formación de planetesimales cada vez más grandes, formando finalmente el sistema Tierra-Luna en un evento de impacto gigante.

La diferencia de edad entre las inclusiones ricas en calcio y aluminio (CAI) y los cóndrulos, medida en estos estudios, verifica la cronología del Sistema Solar primitivo derivada de métodos de nucleidos extintos de vida corta, como el 26Al– ^{26Mg ,} mejorando así nuestra comprensión del desarrollo del Sistema Solar y la formación de la Tierra.

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