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Datación radiométrica

La datación radiométrica , datación radiactiva o datación por radioisótopos es una técnica que se utiliza para datar materiales como rocas o carbono , en los que se incorporaron...

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La datación radiométrica , datación radiactiva o datación por radioisótopos es una técnica que se utiliza para datar materiales como rocas o carbono , en los que se incorporaron selectivamente impurezas radiactivas traza durante su formación. El método compara la abundancia de un isótopo radiactivo natural dentro del material con la abundancia de sus productos de desintegración , que se forman a una tasa de desintegración constante conocida. [ 1 ] La datación radiométrica de minerales y rocas fue iniciada por Ernest Rutherford (1906) y Bertram Boltwood (1907). [ 2 ] [ 3 ] La datación radiométrica es ahora la principal fuente de información sobre la edad absoluta de las rocas y otras características geológicas , incluyendo la edad de formas de vida fosilizadas o la edad de la Tierra misma, y ​​también puede utilizarse para datar una amplia gama de materiales naturales y artificiales .

Junto con los principios estratigráficos , los métodos de datación radiométrica se utilizan en geocronología para establecer la escala de tiempo geológico . [ 4 ] Entre las técnicas más conocidas se encuentran la datación por radiocarbono , la datación potasio-argón y la datación uranio-plomo . Al permitir el establecimiento de escalas de tiempo geológicas, proporciona una fuente significativa de información sobre las edades de los fósiles y las tasas deducidas de cambio evolutivo . La datación radiométrica también se utiliza para datar materiales arqueológicos , incluidos artefactos antiguos. Asimismo, se utiliza para investigar los orígenes de meteoritos y asteroides .

Los distintos métodos de datación radiométrica varían en la escala temporal en la que son precisos y en los materiales a los que se pueden aplicar.

Fundamentos

Desintegración radiactiva

Ejemplo de una cadena de desintegración radiactiva desde el plomo-212 ( 212Pb ) hasta el plomo-208 ( 208Pb ). Cada nucleido padre se desintegra espontáneamente en un nucleido hijo (el producto de desintegración ) mediante una desintegración alfa o beta . El producto de desintegración final, el plomo-208 ( 208Pb ), es estable y ya no puede sufrir desintegración radiactiva espontánea.

Toda la materia ordinaria está compuesta por combinaciones de elementos químicos , cada uno con su propio número atómico , que indica el número de protones en el núcleo atómico . Además, los elementos pueden existir en diferentes isótopos , y cada isótopo de un elemento difiere en el número de neutrones en el núcleo. Un isótopo particular de un elemento particular se denomina nucleido . Algunos nucleidos son inherentemente inestables. Es decir, en algún momento, un átomo de dicho nucleido sufrirá desintegración radiactiva y se transformará espontáneamente en un nucleido diferente. Esta transformación puede producirse de diversas maneras, incluyendo la desintegración alfa (emisión de partículas alfa ) y la desintegración beta ( emisión de electrones , emisión de positrones o captura de electrones ). Otra posibilidad es la fisión espontánea en dos o más nucleidos. [ 5 ]

Si bien el momento en que un núcleo particular se desintegra es impredecible, un conjunto de átomos de un nucleido radiactivo se desintegra exponencialmente a una velocidad descrita por un parámetro conocido como vida media , que generalmente se expresa en años al hablar de técnicas de datación. Transcurrida una vida media, la mitad de los átomos del nucleido en cuestión se habrá desintegrado en un nucleido hijo o producto de desintegración . En muchos casos, el propio nucleido hijo es radiactivo, lo que da lugar a una cadena de desintegración que, finalmente, culmina con la formación de un nucleido hijo estable (no radiactivo); cada paso de dicha cadena se caracteriza por una vida media distinta. En estos casos, la vida media de interés en la datación radiométrica suele ser la más larga de la cadena, que es el factor limitante de la velocidad en la transformación final del nucleido radiactivo en su hijo estable. Los sistemas isotópicos que se han utilizado para la datación radiométrica tienen vidas medias que van desde unos 10 años (por ejemplo, el tritio ) hasta más de 100 mil millones de años (por ejemplo, el samario-147 ). [ 6 ]

Para la mayoría de los nucleidos radiactivos, la vida media depende únicamente de las propiedades nucleares y es esencialmente constante. [ 7 ] Esto se sabe porque las constantes de desintegración medidas por diferentes técnicas dan valores consistentes dentro de los errores analíticos y las edades de los mismos materiales son consistentes de un método a otro. No se ve afectada por factores externos como la temperatura , la presión , el entorno químico o la presencia de un campo magnético o eléctrico . [ 8 ] [ 9 ] [ 10 ] Las únicas excepciones son los nucleidos que se desintegran por el proceso de captura electrónica, como el berilio-7 , el estroncio-85 y el circonio-89 , cuya tasa de desintegración puede verse afectada por la densidad electrónica local. Para todos los demás nucleidos, la proporción del nucleido original con respecto a sus productos de desintegración cambia de manera predecible a medida que el nucleido original se desintegra con el tiempo. Esta predictibilidad permite utilizar las abundancias relativas de nucleidos relacionados como un reloj para medir el tiempo transcurrido desde la incorporación de los nucleidos originales a un material hasta el presente.

Determinación de la constante de desintegración

La constante de desintegración radiactiva, la probabilidad de que un átomo se desintegre por año, es la base sólida de la medición común de la radiactividad. La exactitud y precisión de la determinación de una edad (y la vida media de un nucleido) dependen de la exactitud y precisión de la medición de la constante de desintegración. [ 11 ] El método de crecimiento interno es una forma de medir la constante de desintegración de un sistema, que implica la acumulación de nucleidos hijos. Desafortunadamente, para los nucleidos con altas constantes de desintegración (que son útiles para datar muestras muy antiguas), se requieren largos períodos de tiempo (décadas) para acumular suficientes productos de desintegración en una sola muestra para medirlos con precisión. Un método más rápido consiste en usar contadores de partículas para determinar la actividad alfa, beta o gamma, y ​​luego dividirla por el número de nucleidos radiactivos. Sin embargo, es difícil y costoso determinar con precisión el número de nucleidos radiactivos. Alternativamente, las constantes de desintegración se pueden determinar comparando datos isotópicos de rocas de edad conocida. Este método requiere que al menos uno de los sistemas isotópicos esté calibrado con mucha precisión, como por ejemplo el sistema Pb-Pb .

Precisión de la datación radiométrica

Espectrómetro de masas de ionización térmica utilizado en la datación radiométrica.

La ecuación básica de la datación radiométrica requiere que ni el nucleido padre ni el producto hijo puedan entrar o salir del material después de su formación. Deben considerarse los posibles efectos de confusión de la contaminación de los isótopos padre e hijo, así como los efectos de cualquier pérdida o ganancia de dichos isótopos desde que se creó la muestra. Por lo tanto, es esencial tener la mayor cantidad de información posible sobre el material que se está datando y verificar posibles signos de alteración . [ 12 ] La precisión mejora si se toman mediciones en múltiples muestras de diferentes ubicaciones del cuerpo rocoso. Alternativamente, si se pueden datar varios minerales diferentes de la misma muestra y se supone que se formaron por el mismo evento y estaban en equilibrio con el reservorio cuando se formaron, deberían formar una isócrona . Esto puede reducir el problema de la contaminación . En la datación uranio-plomo , se utiliza el diagrama de concordia, que también disminuye el problema de la pérdida de nucleidos. Finalmente, puede ser necesaria la correlación entre diferentes métodos de datación isotópica para confirmar la edad de una muestra. Por ejemplo, la edad de los gneises de Amitsoq, en el oeste de Groenlandia , se determinó en 3,60 ± 0,05 Ga (mil millones de años atrás) mediante datación uranio-plomo y en 3,56 ± 0,10 Ga (mil millones de años atrás) mediante datación plomo-plomo; resultados que son consistentes entre sí. [ 13 ] : 142–143

La datación radiométrica precisa generalmente requiere que el isótopo padre tenga una vida media lo suficientemente larga como para estar presente en cantidades significativas en el momento de la medición (excepto en los casos descritos más adelante en "Datación con radionúclidos extintos de vida corta"), que se conozca con precisión la vida media del isótopo padre y que se produzca suficiente producto hijo para poder medirlo con precisión y distinguirlo de la cantidad inicial del producto hijo presente en el material. Los procedimientos utilizados para aislar y analizar los nucleidos padre e hijo deben ser precisos y exactos. Esto normalmente implica espectrometría de masas de relación isotópica . [ 14 ]

La precisión de un método de datación depende en parte de la vida media del isótopo radiactivo involucrado. Por ejemplo, el carbono-14 tiene una vida media de 5730 años. Después de que un organismo lleva muerto 60 000 años, queda tan poco carbono-14 que no se puede establecer una datación precisa. Por otro lado, la concentración de carbono-14 disminuye tan drásticamente que la edad de restos relativamente jóvenes se puede determinar con precisión, con un margen de error de unas pocas décadas. [ 15 ]

Temperatura de cierre

La temperatura de cierre o temperatura de bloqueo representa la temperatura por debajo de la cual el mineral es un sistema cerrado para los isótopos estudiados. Si un material que rechaza selectivamente el nucleido hijo se calienta por encima de esta temperatura, cualquier nucleido hijo que se haya acumulado con el tiempo se perderá por difusión , reiniciando el "reloj" isotópico a cero. A medida que el mineral se enfría, la estructura cristalina comienza a formarse y la difusión de isótopos se vuelve más difícil. A cierta temperatura, la estructura cristalina se ha formado lo suficiente como para impedir la difusión de isótopos. Por lo tanto, una roca o fundido ígneo o metamórfico, que se enfría lentamente, no comienza a exhibir una desintegración radiactiva medible hasta que se enfría por debajo de la temperatura de cierre. La edad que se puede calcular mediante datación radiométrica es, por lo tanto, el momento en que la roca o mineral se enfrió hasta la temperatura de cierre. [ 16 ] [ 17 ] Esta temperatura varía para cada mineral y sistema isotópico, por lo que un sistema puede ser cerrado para un mineral pero abierto para otro. La datación de diferentes minerales y/o sistemas isotópicos (con distintas temperaturas de cierre) dentro de una misma roca permite, por lo tanto, rastrear la historia térmica de dicha roca a lo largo del tiempo, y así conocer en detalle la historia de los eventos metamórficos. Estas temperaturas se determinan experimentalmente en el laboratorio mediante la recalentamiento artificial de muestras de minerales en un horno de alta temperatura. Este campo se conoce como termocronología o termocronometría.

La ecuación de edad

Se representan las isócronas de Lu-Hf de muestras de meteoritos. La edad se calcula a partir de la pendiente de la isócrona (línea) y la composición original a partir de la intersección de la isócrona con el eje y.

La expresión matemática que relaciona la desintegración radiactiva con el tiempo geológico es [ 16 ] [ 18 ].

D * = D 0 + N ( t ) ( e λt − 1)

dónde

  • t es la edad de la muestra,
  • D * es el número de átomos del isótopo hijo radiogénico en la muestra,
  • D 0 es el número de átomos del isótopo hijo en la composición original o inicial,
  • N ( t ) es el número de átomos del isótopo padre en la muestra en el tiempo t (el presente), dado por N ( t ) = N 0 e − λt , y
  • λ es la constante de desintegración del isótopo padre, igual al inverso de la vida media radiactiva del isótopo padre [ 19 ] multiplicado por el logaritmo natural de 2.

La ecuación se expresa de forma más conveniente en términos de la cantidad medida N ( t ) en lugar del valor inicial constante N o .

Para calcular la edad, se supone que el sistema está cerrado (ni los isótopos padres ni los hijos se han perdido del sistema), D 0 debe ser insignificante o puede estimarse con precisión, λ se conoce con alta precisión y se tienen mediciones exactas y precisas de D* y N ( t ).

La ecuación anterior utiliza información sobre la composición de los isótopos padre e hijo en el momento en que el material analizado se enfrió por debajo de su temperatura de cierre . Esto está bien establecido para la mayoría de los sistemas isotópicos. [ 17 ] [ 20 ] Sin embargo, la construcción de una isócrona no requiere información sobre las composiciones originales, sino que utiliza simplemente las proporciones actuales de los isótopos padre e hijo con respecto a un isótopo estándar. Un gráfico de isócrona se utiliza para resolver gráficamente la ecuación de edad y calcular la edad de la muestra y la composición original.

Métodos de datación modernos

La datación radiométrica se lleva a cabo desde 1905, año en que Ernest Rutherford la inventó como método para determinar la edad de la Tierra . En el siglo transcurrido desde entonces, las técnicas se han perfeccionado y ampliado considerablemente. [ 19 ] Actualmente, la datación puede realizarse en muestras de tan solo un nanogramo mediante un espectrómetro de masas . Este espectrómetro se inventó en la década de 1940 y comenzó a utilizarse en la datación radiométrica en la década de 1950. Su funcionamiento se basa en la generación de un haz de átomos ionizados a partir de la muestra analizada. Los iones viajan a través de un campo magnético que los desvía hacia diferentes sensores de muestreo, conocidos como " copas de Faraday ", según su masa y grado de ionización. Al impactar en las copas, los iones generan una corriente muy débil que puede medirse para determinar la frecuencia de los impactos y las concentraciones relativas de los diferentes átomos en los haces.

Método de datación uranio-plomo

Diagrama de concordia como se usa en la datación uranio-plomo , con datos del Cinturón de Pfunze , Zimbabue . [ 21 ] Todas las muestras muestran pérdida de isótopos de plomo, pero la intersección del errorchron (línea recta que pasa por los puntos de la muestra) y la concordia (curva) muestra la edad correcta de la roca. [ 22 ]

La datación radiométrica uranio-plomo implica el uso de uranio-235 o uranio-238 para datar la edad absoluta de una sustancia. Este método se ha perfeccionado hasta el punto de que el margen de error en las dataciones de rocas puede ser tan bajo como menos de dos millones de años en dos mil quinientos millones de años. [ 23 ] [ 24 ] Se ha logrado un margen de error del 2-5% en rocas mesozoicas más jóvenes. [ 25 ]

La datación uranio-plomo se realiza frecuentemente en el mineral circón (ZrSiO₄ ) , aunque también puede utilizarse en otros materiales, como la baddeleyita y la monacita (véase: geocronología de la monacita ). [ 26 ] El circón y la baddeleyita incorporan átomos de uranio en su estructura cristalina como sustitutos del circonio , pero rechazan fuertemente el plomo. El circón tiene una temperatura de cierre muy alta, es resistente a la meteorización mecánica y es muy inerte químicamente. Además, durante los eventos metamórficos, el circón forma múltiples capas cristalinas, cada una de las cuales puede registrar una edad isotópica del evento. El análisis de microhaz in situ puede realizarse mediante técnicas de ICP-MS o SIMS láser . [ 27 ]

Una de sus grandes ventajas es que cada muestra proporciona dos relojes: uno basado en la desintegración del uranio-235 a plomo-207, con una vida media de unos 700 millones de años, y otro basado en la desintegración del uranio-238 a plomo-206, con una vida media de unos 4500 millones de años. Esto proporciona una verificación cruzada integrada que permite determinar con precisión la edad de la muestra, incluso si se ha perdido parte del plomo. Esto se puede observar en el diagrama de concordia, donde las muestras se representan a lo largo de una cronología de error (línea recta) que interseca la curva de concordia en la edad de la muestra.

Método de datación samario-neodimio

Esto implica la desintegración alfa del 147 Sm a 143 Nd con una vida media de 106 mil millones de años. Se pueden alcanzar niveles de precisión de veinte millones de años en edades de dos mil quinientos millones de años. [ 28 ]

Método de datación potasio-argón

Este proceso implica la captura electrónica o la desintegración de positrones del potasio-40 en argón-40. El potasio-40 tiene una vida media de 1300 millones de años, por lo que este método es aplicable a las rocas más antiguas. El potasio-40 radiactivo es común en micas , feldespatos y hornblendas , aunque la temperatura de cierre es bastante baja en estos materiales, entre 350  °C (mica) y 500  °C (hornblenda).

Método de datación rubidio-estroncio

Esto se basa en la desintegración beta del rubidio-87 a estroncio-87 , con una vida media de 50 mil millones de años. Este esquema se utiliza para datar rocas ígneas y metamórficas antiguas , y también se ha utilizado para datar muestras lunares . Las temperaturas de cierre son tan altas que no representan un problema. La datación rubidio-estroncio no es tan precisa como el método uranio-plomo, con errores de 30 a 50 millones de años para una muestra de 3 mil millones de años. La aplicación del análisis in situ (ablación láser ICP-MS) dentro de granos minerales individuales en fallas ha demostrado que el método Rb-Sr puede utilizarse para descifrar episodios de movimiento de fallas. [ 29 ]

Método de datación uranio-torio

Una técnica de datación de corto alcance se basa en la desintegración del uranio-234 en torio-230, una sustancia con una vida media de aproximadamente 80.000 años. Este proceso va acompañado de otro proceso similar, en el que el uranio-235 se desintegra en protactinio-231, que tiene una vida media de 32.760 años.

Si bien el uranio es soluble en agua, el torio y el protactinio no lo son, por lo que se precipitan selectivamente en los sedimentos del fondo oceánico , a partir de los cuales se miden sus proporciones. Este método abarca un rango de varios cientos de miles de años. Un método relacionado es la datación ionio-torio , que mide la proporción de ionio (torio-230) a torio-232 en los sedimentos oceánicos .

Método de datación por radiocarbono

Las piedras de Ale en Kåseberga, a unos diez kilómetros al sureste de Ystad , Suecia, fueron datadas en aproximadamente 1400 años de antigüedad utilizando el método del carbono-14 en material orgánico encontrado en el sitio. [ 30 ]

La datación por radiocarbono también se denomina simplemente datación por carbono-14. El carbono-14 es un isótopo radiactivo del carbono, con una vida media de 5730 años [ 31 ] [ 32 ] (que es muy corta en comparación con los isótopos anteriores), y se desintegra en nitrógeno. [ 33 ] En otros métodos de datación radiométrica, los isótopos padres pesados ​​se produjeron por nucleosíntesis en supernovas, lo que significa que cualquier isótopo padre con una vida media corta debería estar extinto ya. Sin embargo, el carbono-14 se crea continuamente a través de colisiones de neutrones generados por rayos cósmicos con nitrógeno en la atmósfera superior y, por lo tanto, permanece en un nivel casi constante en la Tierra. El carbono-14 termina como un componente traza en el dióxido de carbono atmosférico (CO₂ ) . [ 34 ]

Un organismo basado en el carbono adquiere carbono durante su vida. Las plantas lo adquieren mediante la fotosíntesis , y los animales lo obtienen al consumir plantas y otros animales. Cuando un organismo muere, deja de absorber carbono-14, y el isótopo existente se desintegra con una vida media característica (5730 años). La proporción de carbono-14 que queda al examinar los restos del organismo proporciona una indicación del tiempo transcurrido desde su muerte. Esto convierte al carbono-14 en un método de datación ideal para determinar la edad de huesos o restos de un organismo. El límite de datación por carbono-14 se sitúa entre los 58 000 y los 62 000 años. [ 35 ]

La tasa de creación de carbono-14 parece ser aproximadamente constante, ya que las comparaciones de la datación por carbono-14 con otros métodos de datación muestran que arroja resultados consistentes. Sin embargo, las erupciones volcánicas locales u otros eventos que liberan grandes cantidades de dióxido de carbono pueden reducir las concentraciones locales de carbono-14 y generar fechas inexactas. Las emisiones de dióxido de carbono a la biosfera como consecuencia de la industrialización también han disminuido la proporción de carbono-14 en un pequeño porcentaje; por el contrario, la cantidad de carbono-14 aumentó debido a las pruebas de bombas nucleares atmosféricas realizadas hasta principios de la década de 1960. Asimismo, un aumento del viento solar o del campo magnético terrestre por encima del valor actual disminuiría la cantidad de carbono-14 creado en la atmósfera. [ 36 ]

Método de datación por trazas de fisión

Los cristales de apatita se utilizan ampliamente en la datación por trazas de fisión.

Esto implica la inspección de una lámina pulida de un material para determinar la densidad de las marcas de "trazas" dejadas en ella por la fisión espontánea de impurezas de uranio-238. Es necesario conocer el contenido de uranio de la muestra, pero este puede determinarse colocando una película de plástico sobre la lámina pulida del material y bombardeándola con neutrones lentos . Esto provoca la fisión inducida del 235U , a diferencia de la fisión espontánea del 238U . Las trazas de fisión producidas por este proceso quedan registradas en la película de plástico. El contenido de uranio del material puede calcularse a partir del número de trazas y el flujo de neutrones . [ 37 ]

Este método se aplica a un amplio rango de fechas geológicas. Para fechas de hasta unos pocos millones de años, se utilizan mejor micas , tectitas (fragmentos de vidrio de erupciones volcánicas) y meteoritos. Los materiales más antiguos se pueden datar utilizando circón , apatita , titanita , epidota y granate , que tienen un contenido variable de uranio. [ 38 ] Debido a que las trazas de fisión se eliminan a temperaturas superiores a unos 200  °C, la técnica tiene limitaciones además de ventajas. La técnica tiene aplicaciones potenciales para detallar la historia térmica de un depósito. [ 39 ]

Método de datación con cloro-36

Grandes cantidades de 36Cl, un isótopo poco común ( con una vida media de aproximadamente 300.000 años), fueron producidas por la irradiación de agua de mar durante las detonaciones atmosféricas de armas nucleares entre 1952 y 1958. El tiempo de residencia del 36Cl en la atmósfera es de aproximadamente una semana. Por lo tanto, como marcador de eventos de agua de la década de 1950 en suelos y aguas subterráneas, el 36Cl también es útil para datar aguas de menos de 50 años antes del presente. El 36Cl se ha utilizado en otras áreas de las ciencias geológicas, incluyendo la datación de hielo [ 40 ] y sedimentos.

Métodos de datación por luminiscencia

Los métodos de datación por luminiscencia no son métodos de datación radiométrica, ya que no se basan en la abundancia de isótopos para calcular la edad. En cambio, son consecuencia de la radiación de fondo en ciertos minerales. Con el tiempo, la radiación ionizante es absorbida por los granos minerales en sedimentos y materiales arqueológicos como el cuarzo y el feldespato potásico . Esta radiación provoca que la carga permanezca dentro de los granos en "trampas de electrones" estructuralmente inestables. La exposición a la luz solar o al calor libera estas cargas, "blanqueando" la muestra y reiniciando el reloj a cero. La carga atrapada se acumula con el tiempo a una tasa determinada por la cantidad de radiación de fondo en el lugar donde se enterró la muestra. La estimulación de estos granos minerales mediante luz ( datación por luminiscencia estimulada ópticamente o por luminiscencia estimulada infrarroja) o calor ( datación por termoluminiscencia ) provoca la emisión de una señal de luminiscencia al liberarse la energía electrónica inestable almacenada, cuya intensidad varía según la cantidad de radiación absorbida durante el enterramiento y las propiedades específicas del mineral. [ 41 ]

Estos métodos pueden utilizarse para datar la edad de una capa de sedimento, ya que las capas depositadas encima impedirían que los granos se "blanquearan" y se reajustaran por la luz solar. Los fragmentos de cerámica pueden datarse según la última vez que estuvieron expuestos a un calor significativo, generalmente cuando se cocieron en un horno. [ 41 ]

Otros métodos

Otros métodos incluyen:

Datación mediante productos de desintegración de radionúclidos extintos de corta duración.

La datación radiométrica absoluta requiere que una fracción medible del núcleo original permanezca en la muestra de roca. Para rocas que datan del inicio del Sistema Solar , esto requiere isótopos originales de vida extremadamente larga, lo que hace que la medición de la edad exacta de dichas rocas sea imprecisa. Para poder distinguir las edades relativas de rocas de material tan antiguo y obtener una mejor resolución temporal que la que ofrecen los isótopos de larga vida, se pueden utilizar isótopos de vida corta que ya no están presentes en la roca. [ 43 ]

En los inicios del sistema solar, existían varios radionúclidos de vida relativamente corta, como el 26Al , el 60Fe , el 53Mn y el 129I , presentes en la nebulosa solar. Estos radionúclidos, posiblemente producidos por la explosión de una supernova, están extintos hoy en día, pero sus productos de desintegración pueden detectarse en material muy antiguo, como el que constituye los meteoritos . Al medir los productos de desintegración de los radionúclidos extintos con un espectrómetro de masas y mediante el uso de isócronas, es posible determinar las edades relativas de diferentes eventos en la historia temprana del sistema solar. Los métodos de datación basados ​​en radionúclidos extintos también pueden calibrarse con el método U-Pb para obtener edades absolutas. De esta manera, se puede obtener tanto la edad aproximada como una alta resolución temporal. Generalmente, una vida media más corta conlleva una mayor resolución temporal a costa de la escala temporal.

El cronómetro 129 I – 129 Xe

129Yo me desintegra beta a 129Xe con una vida media de16,14 ± 0,12  millones de años . [ 44 ] El cronómetro de yodo-xenón [ 45 ] es una técnica de isocrona. Las muestras se exponen a neutrones en un reactor nuclear. Esto convierte el único isótopo estable del yodo ( 127Yo ) en 128Xe mediante captura de neutrones seguida de desintegración beta (de 128I ). Después de la irradiación, las muestras se calientan en una serie de pasos y se analiza la firma isotópica del xenón del gas desprendido en cada paso. Cuando se obtiene un 129 constanteXe / 128La relación Xe se observa a lo largo de varios pasos de temperatura consecutivos, lo que puede interpretarse como el momento en que la muestra dejó de perder xenón.

Por lo general, se incluyen muestras de un meteorito llamado Shallowater en la irradiación para monitorear la eficiencia de conversión de 127Yo a 128Xe . La diferencia entre los 129 medidosXe / 128Las proporciones de Xe de la muestra y Shallowater corresponden entonces a las diferentes proporciones de 129Yo / 127Cuando cada uno dejó de perder xenón. Esto, a su vez, corresponde a una diferencia en la edad de cierre en el sistema solar primitivo.

El cronómetro 26 Al – 26 Mg

Otro ejemplo de datación por radionúclidos extintos de corta duración es el 26Al – 26Cronómetro de Mg , que puede utilizarse para estimar las edades relativas de los cóndrulos . 26El Al se desintegra en 26Mg con una vida media de 720 000 años. La datación es simplemente una cuestión de encontrar la desviación de la abundancia natural de 26Mg (el producto de 26desintegración de Al ) en comparación con la relación de los isótopos estables 27Al / 24Mg . [ 46 ]

El exceso de 26Mg (a menudo designado 26Mg *) se encuentra comparando el 26Mg / 27Relación de Mg con respecto a la de otros materiales del Sistema Solar. [ 47 ]

El 26Al – 26El cronómetro de Mg proporciona una estimación del período de tiempo para la formación de meteoritos primitivos de solo unos pocos millones de años (1,4 millones de años para la formación de cóndrulos). [ 48 ]

El cronómetro 53 Mn – 53 Cr

El cronómetro de corta duración 53 Mn- 53 Cr se basa en la desintegración radiactiva de 53 Mn a 53 Cr con una vida media de 3,80 ± 0,23 millones de años. [ 49 ] Debido a que el manganeso y el cromo son elementos moderadamente volátiles, su fraccionamiento en la nebulosa solar en enfriamiento hace que este cronómetro sea particularmente adecuado para datar eventos de agotamiento de elementos volátiles en materiales del Sistema Solar temprano. [ 50 ] La distribución homogénea inicial de 53 Mn en el Sistema Solar, un requisito previo para su uso como cronómetro, se estableció en estudios tempranos de materiales del Sistema Solar. [ 51 ] Aplicada a meteoritos , la sistemática 53 Mn- 53 Cr ha proporcionado información clave sobre el origen de los cuerpos progenitores de condritas y la historia del agotamiento de elementos volátiles de la Tierra primitiva . [ 52 ] El agotamiento de elementos volátiles de la proto-Tierra se estableció no más tarde de ~3 millones de años después de la formación de inclusiones ricas en calcio y aluminio (CAI), contemporáneamente con la disipación del disco protoplanetario , mientras que la acreción planetaria completa se completó en ~70 millones de años. [ 53 ]

Véase también

Referencias

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