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Métodos para medir el Tiempo (página 2)

Enviado por ppramirez



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El mayor error en la teoría de la datación por radiocarbono está en la suposición de que el nivel de carbono 14 en la atmósfera ha sido siempre igual al de la actualidad. Ese nivel depende, primeramente, de la proporción a que lo producen los rayos cósmicos. A veces los rayos cósmicos despliegan gran variedad de intensidad debido a cambios en el campo magnético de la Tierra. A veces las tormentas magnéticas solares aumentan por mil veces los rayos cósmicos durante unas horas. En los milenios pasados el campo magnético de la Tierra ha sido unas veces más débil y otras más fuerte. Y desde la explosión de las bombas nucleares el nivel mundial de carbono 14 ha aumentado considerablemente. Por otra parte, la proporción es afectada por la cantidad de carbono estable en el aire. Las grandes erupciones volcánicas añaden cantidades sustanciales al depósito de dióxido de carbono estable, diluyendo así el radiocarbono. Durante el siglo pasado la quema de combustibles fósiles a un ritmo sin precedente, especialmente el carbón y el petróleo, ha incrementado de manera permanente la cantidad de dióxido de carbono en la atmósfera.

2. Dendrocronología

Dendrocronología... datación por anillos arbóreos.

Los que han empleado el radiocarbono para fechar han resuelto normalizar sus fechas con la ayuda de muestras de madera datadas por la cuenta de los anillos anuales de los árboles, en especial los del pino aristado, que vive por centenares y hasta miles de años en la región sudoeste de los Estados Unidos. A este campo de estudio se le llama dendrocronología. Por lo tanto, ya no se cree que el reloj de radiocarbono dé una cronología absoluta, sino una de fechas relativas. Para obtener la edad verdadera, la fecha de radiocarbono tiene que ser corregida mediante la cronología basada en los anillos arbóreos. Por esto, al resultado de una medición de radiocarbono se le conoce como "fecha de radiocarbono". Al someter esta fecha a cotejo por una curva de calibración basada en los anillos arbóreos se deduce la fecha absoluta.

Esto es válido hasta donde se pueda considerar confiable la cuenta de los anillos del pino aristado. Ahora se presenta el problema de que el árbol viviente más antiguo cuya edad se conoce se remonta solamente hasta el año 800 d.C. Para extender la escala, los científicos tratan de parear por superposición el patrón de anillos gruesos y delgados de madera muerta de los alrededores. Juntando 17 restos de árboles caídos, aseguran poder remontarse a más de 7.000 años en el pasado. Pero las mediciones por los anillos arbóreos tampoco subsisten por sí solas. A veces hay incertidumbre en cuanto a dónde exactamente colocar un trozo de un árbol muerto, y por eso, ¿qué hacen? Solicitan que se le haga una medición de radiocarbono y luego se basan en esta para colocarla en su lugar.

Esto nos recuerda a dos cojos que tienen una sola muleta y se turnan para usarla; mientras uno la usa, el otro se apoya en él para mantenerse en pie. Uno tiene que preguntarse cómo es posible que se hayan preservado trozos de madera al aire libre por tanto tiempo. Parecería más probable que las fuertes lluvias se los hubieran llevado, o que alguien que pasara los hubiera recogido para usarlos como leña o darles otro uso. ¿Qué impidió su putrefacción, o que fueran atacados por los insectos? Es verosímil que un árbol vivo resista los estragos del tiempo y el clima, y que a veces uno de ellos viva mil años o más. Pero ¿qué hay de la madera muerta? ¿Subsistió por seis mil años? Raya en lo increíble. Sin embargo, en esto se basan las fechas de radiocarbono más antiguas. A pesar de esto, los expertos en radiocarbono y los dendrocronólogos se las han arreglado para poner a un lado dudas de esa índole y conciliar las diferencias e inconsecuencias, y se sienten satisfechos con el compromiso a que han llegado.

Pero ¿qué hay de sus clientes, los arqueólogos? No siempre están contentos con las fechas que reciben para las muestras que envían. En la conferencia de Upsala uno de ellos se expresó así: "Si una fecha obtenida mediante el carbono 14 apoya nuestras teorías, la ponemos en el cuerpo del texto. Si no la contradice enteramente, la ponemos a pie de página. Y si es completamente 'inoportuna', la abandonamos". Algunos todavía piensan así. Recientemente uno escribió acerca de una fecha de radiocarbono que supuestamente marcaba el tiempo en que principió la domesticación de animales: "Los arqueólogos [están comenzando] a dudar de la utilidad inmediata que tengan edades obtenidas mediante radiocarbono simplemente por salir de laboratorios 'científicos'. Mientras más confusión haya con relación a qué método, qué laboratorio, qué período de semidesintegración y qué calibración merece más confianza, menos obligados nos sentiremos nosotros los arqueólogos a aceptar, sin dudar, cualquier 'fecha' que se nos ofrezca". El radioquímico que había suministrado la fecha replicó: "Preferimos tratar con hechos basados en mediciones exactas... no con la arqueología de moda o emocional". Si los científicos discrepan tan claramente acerca de la validez de estas fechas que se remontan a la antigüedad del hombre, ¿no sería comprensible que la persona profana sea escéptica con relación a las noticias basadas en la "autoridad" científica?

3. Medicion Directa del Carbono 14

Algo reciente en la datación por radiocarbono es contar, no solo los rayos beta que se desprenden de los átomos que se desintegran, sino todos los átomos de carbono 14 que hay en una muestra pequeña.

Esto es particularmente útil al fechar especímenes muy antiguos en los cuales solo queda una fracción muy pequeña de carbono 14. Cada tres días, solamente un átomo de cada millón del carbono 14 se desintegra. El acumular suficientes recuentos como para distinguir entre la radiactividad y los rayos cósmicos al medir muestras antiguas es algo que resulta muy tedioso. Pero si ahora podemos contar todos los átomos de carbono 14, sin tener que esperar que se desintegren, podemos obtener una sensibilidad un millón de veces mayor.

Esto se logra por la curvación de un haz de átomos de carbono cargados positivamente en un campo magnético para separar el carbono 14 del carbono 12. Al carbono 12, que es más liviano, se le fuerza a un círculo más cerrado, y el carbono 14, que es más pesado, entra en un contador por una abertura. Este método, aunque más complicado y costoso que el de contar rayos beta, tiene la ventaja de que la cantidad de material necesaria para la prueba es mil veces inferior. Presenta la posibilidad de fechar manuscritos raros y antiguos y otros artefactos de los cuales no se puede obtener una muestra de varios gramos, que sería destruida durante la prueba. Ahora tales artículos pueden fecharse por muestras de apenas unos miligramos.

Una aplicación que pudiera darse a este método sería fechar el Sudario de Turín, que algunos creen que se usó para envolver a Jesús para su entierro. Si la medición por radiocarbono mostrara que la tela no es tan antigua, quedarían confirmadas las sospechas de los escépticos de que el sudario es un engaño. Hasta ahora el arzobispo de Turín ha rehusado dar una muestra para fecharla porque se necesitaría un trozo muy grande. Pero con este nuevo método un centímetro cuadrado sería suficiente para determinar si el material proviene del tiempo de Cristo o si solo viene de la Edad Media. En todo caso, los intentos por dar mayor alcance a la datación tienen poco significado mientras los problemas más importantes queden sin haberse resuelto. Mientras más antigua sea la muestra, más difícil es asegurar la ausencia completa de pequeños restos de carbono más joven. Y mientras más queremos remontarnos al pasado desde los pocos miles de años para los cuales tenemos una calibración confiable, menos sabemos de los niveles de carbono 14 de aquellos tiempos antiguos.

Se han estudiado otros métodos de datación. Unos tienen relación indirecta con la radiactividad, como la medición de las marcas de fisión y los halos radiactivos. También se estudian otros procesos, como la deposición de varvas (capas de sedimento) glaciales y la hidratación de objetos de obsidiana.

4. Racemización del Aminoácido

La racemización de los aminoácidos es otro método de datación. Pero ¿qué significa "racemización"? Los aminoácidos pertenecen al grupo de compuestos de carbono que tienen cuatro diferentes grupos de átomos unidos a un átomo central de carbono. El arreglo tetraédrico de los grupos hace que la molécula en conjunto sea asimétrica. Tales moléculas existen en dos formas. Aunque químicamente son idénticas, físicamente una es una imagen de espejo de la otra. Esto se puede ilustrar sencillamente con un par de guantes. Tienen el mismo tamaño y la misma forma, pero uno queda bien solamente en la mano derecha, y el otro en la mano izquierda. Una solución de una forma de estos compuestos desvía hacia la izquierda un haz de luz polarizada: el de la otra clase lo hace girar hacia la derecha. Cuando un químico sintetiza un aminoácido de compuestos más sencillos, obtiene igual cantidad de ambas formas. Cada forma anula el efecto de la otra en la luz polarizada. A esto se le llama una mezcla racémica, cuando en ella aminoácidos.de las dos clases, izquierda y derecha, se hallan presentes en cantidades iguales.

Cuando se forman aminoácidos en las plantas o animales vivientes, se presentan en una sola forma, generalmente la izquierda, o forma 1 (levógira). Si se calienta el compuesto, la agitación termal de las moléculas hace que algunas de ellas se vuelvan en el otro sentido, y la forma izquierda cambia a la forma derecha (la dextrógira). A este cambio se le llama racemización. Si continúa por suficiente tiempo, este proceso produce cantidades iguales de las formas 1 y d. Esto es de interés especial por estar relacionado con los organismos vivientes, lo mismo que el fechar mediante radiocarbono. A bajas temperaturas la racemización se efectúa lentamente. Lo lento que sea el proceso depende de la energía que tome el invertir la molécula. Este proceso sigue una ley química bien conocida, llamada la ecuación de Arrhenius. Mientras más se enfríe el aminoácido, más lenta será la reacción, hasta que a temperaturas ordinarias no podamos verlo cambiar en absoluto. Pero podemos seguir empleando la ecuación para calcular la rapidez con que está cambiando. Resulta que a un aminoácido típico le tomaría decenas de miles de años aproximarse al estado de racemizado, es decir, el estado en que tanto las formas levógiras como las dextrógiras están presentes en cantidades iguales. La idea para fechar por este método es la siguiente: Si un hueso queda enterrado y permanece sin perturbación, el ácido aspártico del hueso, un aminoácido cristalizado, se racemiza lentamente. Después de un largo período desenterramos el hueso, extraemos y purificamos el ácido aspártico que queda, y comparamos su grado de polarización con el del ácido aspártico-l puro. Así podemos calcular cuánto tiempo atrás este hueso era parte de una criatura viviente.

La curva de transformación es similar a la de un elemento radiactivo. Cada aminoácido tiene su propia velocidad característica de transformación, así como el uranio se desintegra más lentamente que el potasio. Sin embargo, observe esta diferencia importante: Las tasas de desintegración radiactiva no son afectadas por la temperatura, mientras que la racemización, por ser una reacción química, depende en gran medida de la temperatura. Algunas de las aplicaciones del método de racemización que mayor publicidad han recibido tuvieron que ver con fechar restos de esqueletos humanos hallados en las costas de California. Uno de estos, conocido como el hombre de Del Mar, fue fechado por este método, y recibió una edad de 48.000 años. Otro, el de una mujer, fue hallado en una excavación cerca de Sunnyvale, y aparentemente era más antiguo aún, ¡de unos 70.000 años!

Estas edades crearon gran conmoción no solo en la prensa pública, sino especialmente entre los paleontólogos, porque nadie había creído que el hombre hubiera estado en América del Norte en tiempos tan remotos. Surgió la especulación de que el hombre pudo haber cruzado el estrecho de Bering desde Asia hace unos cien mil años. Pero ¿cuán seguras eran las fechas determinadas por este nuevo método? Para contestar esta pregunta se hicieron pruebas radiométricas con productos intermedios de desintegración entre el uranio y el plomo cuyos períodos de semidesintegración eran adecuados para el espacio de tiempo deseado. Se consiguieron las siguientes edades: 11.000 años para el esqueleto de Del Mar y solo ocho mil o nueve mil para el de Sunnyvale. Algo marchaba mal. La gran incertidumbre respecto a las edades obtenidas por la racemización es que no se conoce la historia termal del espécimen. Como ya se ha mencionado, la velocidad de racemización está muy relacionada con la temperatura. Si la temperatura aumenta 14 grados Celsio (25 °F), la reacción se efectúa con una velocidad diez veces mayor. ¿Cómo puede alguien saber a qué temperaturas pudieron haber estado expuestos los huesos durante tantos años? ¿Cuántos veranos deben haber pasado a la intemperie bajo el caliente sol californiano? ¿No pudiera ser que hasta se hallaran cerca de una fogata o en un incendio forestal?

Aparte de la temperatura, se ha hallado que otros factores pueden afectar en gran manera la velocidad, entre ellos el pH (grado de acidez). Un informe dice: "Los aminoácidos que se hallan en sedimentos muestran una velocidad inicial de racemización de casi un orden de magnitud (diez veces lo usual) mayor que la velocidad observada en aminoácidos libres de un pH y una temperatura comparables".

Con todo, aquí no termina la historia. Uno de los huesos de Sunnyvale fue sometido a la prueba de radiocarbono, tanto por la cuenta de partículas beta de átomos en desintegración como por el nuevo método de contar los átomos. Las pruebas dieron valores que concordaban aproximadamente. ¡El promedio fue de apenas 4.400 años! Después de esto, ¿qué podemos creer? Es obvio que algunas de las respuestas están completamente equivocadas. ¿Deberíamos poner más confianza en las fechas de radiocarbono, puesto que se tiene más experiencia en usar ese método? Pero aun con este, muestras diferentes del mismo hueso mostraron una variación de 3.600 a 4.800 años. Quizás deberíamos simplemente concordar con las palabras ya citadas de un científico: "Quizás todas estén equivocadas".

La revista Science News, bajo el título "Nuevas fechas para herramientas 'primitivas'" informó: "Cuatro artefactos hechos de hueso, de los cuales se pensaba que suministraban prueba de la presencia de humanos en America del Norte aproximadamente 30.000 años atrás, son en realidad, a lo máximo, de 3.000 años de antigüedad, informaron en la revista CIENCIA del 9 de mayo el arqueólogo D. Earl Nelson, de la Universidad Simon Fraser, de British Columbia, Canadá, y sus colegas. [...] "La diferencia en los cálculos de las edades entre los dos tipos de muestras de carbono procedentes del mismo hueso es para no decir otra cosa peor, significativa. Por ejemplo, a un 'despellejador' empleado para quitar la carne de las pieles de animales se le dio originalmente por el método de radiocarbono, una edad de 27.000 años. Ahora esa fecha ha sido corregida a unos 1.350 años". (10 de mayo de 1986.)

5. Análisis de varvas

Es uno de los sistemas más antiguos para la determinación absoluta de edades. Fue desarrollado por científicos suecos a principios del siglo XX. Una varva es un lecho, o una sucesión de ellos, depositado en zonas de agua tranquila a lo largo de un año. Su cuenta y correlación se ha usado para medir edades de depósitos glaciales del pleistoceno. Dividiendo la velocidad de sedimentación, en unidades por año, por el número de unidades depositadas después de un evento geológico, los geólogos pueden establecer la antigüedad del suceso en años.

Hidratación de obsidiana

Llamada también datación por el cerco de hidratación o de obsidiana. Se utiliza para calcular edades en años, determinando el grosor de los aureolas (anillos de hidratación) producidas por vapor de agua difundiéndose en superficies recién cortadas de cristales de obsidiana. Se puede aplicar a vidrios de entre 200 y 200.000 años.

Termoluminiscencia

Este método se basa en el fenómeno de la radiación ionizante natural inducida sobre los electrones libres de un mineral que pueden quedar atrapados en los defectos de la estructura cristalina. Estos electrones escapan como termoluminescencia (o TL) cuando se calientan hasta una temperatura inferior a la de incandescencia. De esta forma, registrando la TL de un mineral como el cuarzo y suponiendo un nivel constante de radiación natural, se puede datar el último drenaje de electrones atrapados en los últimos cientos de miles de años. Cuando se aplica sobre vasijas de barro, por ejemplo, la muestra se calienta hasta que brilla con una energía que ha permanecido almacenada desde que fue cocida.

6. Introducción Y Limitaciones

El desarrollo de los métodos geocronológicos basados en la desintegración radioactiva ha permitido un enorme progreso en la determinación de las edades de las rocas y en consecuencia en las edades de las unidades cronoestratigráficas.

Los métodos isotópicos o radiométricos se pueden aplicar a toda la escala de los tiempos geológicos y a una gran variedad de rocas y minerales, así como también en la datación de los procesos geológicos. En todos los casos la edad determinada se mide retrospectivamente desde el presente y se expresa frecuentemente en millones de años.

En 1905, y utilizando por primera vez el decrecimiento radioactivo, Rutherford calculo la edad de unos minerales de uranio a partir de las cantidades de helio acumuladas en ellos. En 1913 Holmes estableció la primera escala moderna de los tiempos geológicos, en la que atribuía a las rocas del Arcaico edades próximas a los -1.600 millones de años. No obstante no es hasta 1938, aprovechando los nuevos conocimientos sobre la estructura del átomo y sobre los isótopos, cuando Nier utilizando los isótopos del uranio y del torio realiza las primeras dataciones precisas de distintas rocas. A partir de 1946, con el progreso en los métodos de medida de las relaciones isotópicas y el descubrimiento de la termoionizacion, comienzan a ser utilizados otros elementos radioactivos en cronología, principalmente K-Ar y Rb-Sr, que junto con los métodos U-Pb-Th, constituyen los métodos radiocronológicos mas clásicos. Mas recientemente han comenzado a utilizarse otras parejas radioactivas como Samario-Neodimio, Renio-Osmio, Lutecio-Hafnio,etc.

Todos estos métodos enumerados anteriormente utilizan elementos radioactivos que ya existían en el momento en que se formo la Tierra, son los denominados como isótopos "primitivos". Frente a estos isótopos, se encuentran otros isótopos cuyo origen obedece a otras causas, son los denominados isótopos "cosmogénicos". Para este grupo de isótopos se admite que se originan o se introducen continuamente en la atmósfera y a partir de aquí, se incorporan mediante mecanismos específicos en los minerales y seres vivos. Su empleo como cronómetros puede realizarse sobre cualquier material capaz de retenerlos.

Entre este grupo se encuentra isótopos del carbono, aluminio, cloro, helio y silicio.
En general todos los métodos radioactivos de datación se basan en la propiedad que tienen los elementos radioactivos de transformarse espontáneamente en otros elementos de naturaleza distinta, a partir de la emisión de partículas alfa, beta o gamma. .

Una partícula alfa (a) corresponde a un átomo de Helio, He42 . Una transformación acompañada de la emisión de una partícula a , origina un elemento hijo que tiene una masa atómica disminuida en 4 unidades de masa con respecto al átomo del elemento inicial o elemento padre, y con un número atómico disminuido en 2 unidades. Debido a que la desintegración radioactiva incluye sólo el núcleo del átomo del elemento radiactivo, la velocidad de desintegración es totalmente independiente de las condiciones físicas y químicas, tales como presión, temperatura, tipo de enlace químico, etc...

7. Límites Del Método

Es evidente que la edad calculada proporciona el tiempo de cristalización de un mineral o de una roca solamente si:

1) No ha habido pérdidas ni ganancias de átomos del elemento padre o del elemento hijo.
2) Si se conoce con exactitud los valores de l y T del elemento utilizado. (Recordamos que l es la constante de desintegración, y T es el período de semidesintegración del elemento, y su valor es especifico para cada elemento al estar en función de l.
3) Si el mineral o la roca se formó en un intervalo de tiempo corto comparado con su edad.

Cuando se aplica más de un método de datación a un mineral o a un conjunto de minerales singenéticos1 y los resultados concuerdan dentro del error analítico, se dice que los resultados son concordantes.

Esto ocurre en formaciones que han tenido una historia geológica relativamente sencilla, ya que lo más frecuente es que los resultados se presenten discordantes, debido a que no se cumplen las condiciones anteriores, sobre todo en regiones con una historia geológica compleja. Afortunadamente los valores discordantes pueden ser utilizados para datar fenómenos o acontecimientos sobreimpuestos.

Los valores de l y T de los elementos radiactivos han sido determinados en muchos laboratorios, existiendo en general bastante uniformidad en los resultados. Sin embargo las mediciones en las muestras geológicas son siempre difíciles debido a la baja energía de radiación y a la lenta velocidad de desintegración que presentan los elementos radiactivos de vida larga. En los laboratorios los contenidos de los distintos isótopos suelen determinarse mediante un espectrógrafo de masas.

Las determinaciones de las edades calculadas suelen darse con unos márgenes de error, por ejemplo (1200 ± 40 Ma) que representan entre el 2% y el 5%. Estos errores se refieren a la incertidumbre en las medidas analíticas, y representan una probabilidad, expresada como un 66% o un 95% del nivel de confianza de que las medidas repetidas en una misma muestra caigan dentro de los límites acotados. Estos errores no tienen en cuenta las desviaciones debidas a los valores de l ó T , ni tampoco a los debidos a las interpretaciones geológicas. Las determinaciones pueden realizarse sobre roca-total, es decir sobre un fragmento de roca.

Este sistema se emplea en rocas de grano fino, rocas volcánicas como basaltos, andesitas y riolitas y también en rocas metamórficas como pizarras y filitas. En otros casos las determinaciones se realizan sobre monocristales, como puede ser un cristal de glauconita de una arenisca o un cristal de biotita o de circón de un granito. Entre los márgenes de error metodológico, que pueden llegar a ser del 5% y los distintos valores calculados para l, una muestra del Eoceno puede tener edades que difieran en más de 2 Ma., es decir superiores a la duración de una biozona de este período.

Método Potasio-Argón

El método K40 / Ar40 es uno de los métodos de datación por fenómenos nucleares naturales cuyo uso está más extendido. Presenta en los últimos decenios dos variantes, el método K40 / Ar40 clásico, y una variante, el método Ar40/Ar39.

K/Ar clásico:

El K se presenta en forma de tres isótopos K39, K40 y K41, de los cuales sólo el K40 es radiactivo, desintegrándose según dos procesos diferentes. El K40 representa el 0,112% del total del K que se encuentra en la naturaleza. Un 88,3% de este potasio se transforma en calcio y un 11,7% en argón.

El método K/Ar cubre casi por completo la escala de los tiempos geológicos (T=1.300 Ma) pudiendo datarse con éste método las rocas terrestres más antiguas (de más de 3.000 Ma) hasta las más modernas, situándose como límite antigüedades próximas a 1 millón de años.

Para materiales geológicos con edades más recientes al millón de años, las dataciones por éste método son difíciles de realizar debido a los pequeños contenidos en Ar40 radiogénico presentes en la muestra. Como en los demás métodos hay que suponer que el sistema ha permanecido cerrado tanto para el potasio como para el argón. Ninguna cantidad de argón debe haberse introducido después de la formación del mineral, o del proceso metamórfico a datar.

Esto permite despreciar la cantidad de argón inicial (en origen) debido a sus bajos contenidos al ser gaseoso. No obstante también es posible detraer al argón inicial, utilizando las proporciones de Ar40 con respecto a sus isótopos Ar38 y Ar36 que hay actualmente en la atmósfera. El Ar40 es el isótopo más abundante en la atmósfera y tiene también un origen radiogénico.

Los minerales ígneos y metamórficos más adecuados para aplicar este método son la biotita, moscovita, hornblenda y nefelina. También son adecuados las formas de feldespato potásico de alta temperatura, como sanidina y plagioclasas. Por el contrario, los feldespatos potásicos más comunes como la ortosa y microclina, son poco adecuados, pues pierden fácilmente el argón, incluso a temperatura ambiente debido a que presentan frecuentemente defectos estructurales en su red cristalina.

Frecuentemente las medidas realizadas por este método dan edades inferiores a la edad real de cristalización, debido a que el Ar no se posiciona fácilmente en el espacio ocupado por el potasio del que deriva en la red cristalina, escapando por difusión hacia la atmósfera, mezclándose con el argón atmosférico, que representa el 1% de los gases de la atmósfera terrestre.

Método analítico Ar40/Ar39:

La técnica del Ar40/Ar39 fue descrita en primer lugar por Sigurgeisson (1962), y analizada más en detalle en posteriores informes de Merrihue (1965), Merrihue y Turner (1966) y Michell (1968).

La teoría y técnicas analíticas usadas en este método son generalmente similares a las del método K-Ar convencional. La diferencia fundamental es que en la geocronológía por Ar40/Ar39 no se requiere ningún análisis directo del Potasio. Este se mide como una función del Ar39 que se produce a partir del K39, que se activa mediante neutrones en el núcleo de un reactor nuclear.

De esta manera, para la determinación de edades sólo se requiere la relación del Ar40 radiogénico y del Ar39 producido mediante el flujo de neutrones. En la técnica del Ar40/Ar39, se preparan en pequeñas cápsula de cuarzo muestras monominerales o de roca total, y se disponen con una geometría conocida, incluyéndose varias muestras cuya edad K-Ar es ya conocida. Este "paquete" estandarizado se introduce entonces en el núcleo de un reactor nuclear e irradiado con un flujo de aproximadamente 1018 neutrones rápidos por cm2. Varios miles de reacciones nucleares ocurren como resultado de la irradiación, pero la reacción K39(n,p) - Ar39 es la más importante para las dataciones puesto que produce Ar39 (con una vida media de 265 años) a partir del K39. Una vez que se ha obtenido una cantidad fácilmente medible de Ar39 se finaliza la irradiación, y se espera un período de 2 ó 3 semanas para permitir la desintegración de los radionucleidos de vida corta.

Terminado este período de "enfriamiento" el "paquete" irradiado se devuelve al laboratorio desde el reactor nuclear, éste se desempaqueta cuidadosamente, y las muestras se introducen en un sistema de extracción al ultra vacío (idéntico a los utilizados en el método K-Ar clásico).

Entonces, una vez sellado el sistema soldando los tubos de vidrio, las muestras se funden una a una (una muestra al día) calentadas con un inductor de radiofrecuencias. Los gases liberados por la muestra en cada incremento escalar de temperatura, son filtrados y conducidos hasta el espectrómetros de masas donde se analizan. Como en el reactor, en cada nivel había una muestra de edad conocida, se puede calcular una constante correctora J para cada nivel mediante cada muestra de edad conocida. Este valor J se utilizará para calcular posteriormente la edad de las muestras restantes del mismo nivel aplicando la siguiente formula ya conocida:

t= 1.885 x 109 años · ln {1+(0.006099)(24.51)} = edad de la muestra conocida ó para la muestra de edad no conocida

t= T · ln {1+(J)(Ar40/Ar39K )} = edad de la muestra conocida donde t es la edad para cada incremento de gas de la muestra (o para el gas liberado total) T es el Tiempo de semidesintegración del K,  J es el valor que permite corregir la relación de Ar39K obtenida en cada muestra.

La cantidad de Ar39 producida durante la irradiación de una muestra, depende del número de átomos de K39 en la muestra, de la intensidad del flujo de neutrones, del nivel de energía del flujo y de la duración de la irradiación.

Espectro de la Edad:

Con posterioridad a la irradiación, una muestra puede ser calentada en varios incrementos de temperatura hasta su fusión total y todo el Argón liberado analizado en un experimento único.

El hecho de que todo el análisis se realice en un sólo experimento, y que la fusión se realice en incrementos de temperatura escalonados es la gran ventaja que presenta el método frente al K/Ar convencional:
La edad que podemos calcular mediante la fórmula anterior, supone la edad equivalente a una fusión total, y es aproximadamente análoga a una edad K/Ar convencional.

Sin embargo el mayor potencial del método Ar40/Ar39 es que permite calentar la muestra de modo paulatino, de una manera escalonada.

En este método en vez de fundir la muestra y analizar todo el Argón liberado, la muestra se calienta a incrementos prefijados de temperatura, durante aproximadamente una hora para cada incremento. El Argón liberado en cada incremento es conducido y filtrado y tratado como un muestra desconocida, analizándose en el espectrómetro de masas para calcular su edad mediante la relación Ar40*/Ar39K.

Así se obtiene toda una serie de edades aparentes (cada una de las cuales corresponde a una temperatura específica) para cada muestra. Las edades de cada uno de estos incrementos se representan en una figura en función de la temperatura de cada experimento (que generalmente se representa como un porcentaje acumulativo del Ar39K liberado en cada incremento), dando lo que se denomina un espectro de edad para cada muestra.

Espectro de la edad Ar40*/Ar39K de una muestra de biotita.

Las características del espectro de edad permiten la evaluación del comportamiento del Potasio y del Argón en la muestra de roca total o monomineral, permitiendo así una mejor comprensión del significado geológico de los resultados geocronológicos que en el método convencional.

Otra de las ventajas del método estriba en que en la pauta de este espectro se puede reconocer perdida de Argón. Las posibilidades de utilización del método, para la datación de eventos metamórficos de muy bajo grado, ha sido objeto de numerosos trabajos realizados por Reuter y Dallmeyer.

Las conclusiones más importantes de estos trabajos son las siguientes: Pueden datarse rocas de las facies de las zeolitas, esquistos verdes y anquizona superior correctamente, pero en la anquizona media comienza ha haber numerosos problemas por pérdida de Argón. Esta son debidas a que la red cristalina no está lo suficientemente bien desarrollada como para retener la totalidad del Argón radiogénico. Por otra parte, son frecuentes las muestras con bordes irregulares, en las que hay perdida de Ar39 durante la irradiación. Por ello en rocas de muy bajo grado, debe previamente determinarse el grado metamórfico mediante cristalinidad de la illita, seleccionar mediante un estudio por microscopía electrónico un tamaño de grano apropiado. Esta muestra seleccionada es la que se irradia. No se pueden medir rocas de condiciones de metamorfismo inferior a Anquizona Superior.

Método Rubidio-Estroncio

El Rubidio se presenta en la naturaleza en forma de dos isótopos con número másico 85 y 87.

El isótopo Rb85 es estable y es el más abundante, representando el 72,15% del total del rubidio presente en la naturaleza. Por el contrario el Rb87 es radiactivo, representa solo el 27,85% del total y por emisión de una partícula beta se transmuta en Sr87, isótopo estable del estroncio, que representa el 7,02% del total del estroncio existente en la naturaleza.

La emisión de la partícula b, implica un aumento del número atómico, ya que el electrón emitido no pertenece a su envoltura electrónica, sino que resulta del desdoblamiento de un neutrón del núcleo excitado, en un protón más un electrón. Con lo que el número de protones del núcleo aumenta en una unidad, es decir aumenta su número atómico, pero su número másico permanece sin modificación alguna.

El rubidio es un elemento poco frecuente, que no forma minerales propios, pero que se encuentra siempre en los minerales de potasio, sustituyéndole en la red debido a su afinidad geoquímica.

Los minerales aptos para ser utilizados por este método deben contener como mínimo entre 100 y 1000 ppm de Rb. En las determinaciones debe realizarse una corrección para saber qué parte del Sr87 se incorporó al mineral en el momento de la cristalización y que parte es radiogénico y originado después de la cristalización. Esta corrección se realiza a partir de un mineral de calcio de la misma roca, es decir singenético, tal como una plagioclasa, que tenga como característica una relación Rb/Sr muy baja, es decir muy poco rubidio y por tanto todo el Sr87 que encontremos en ella será el que adquirió en el momento de su formación, ya que al no existir prácticamente Rb87 en el origen, no contendrá Sr87 radiogénico. Se utiliza un mineral de calcio por la afinidad geoquímica que presenta este elemento con el Sr.

Método Samario Neodimio

El desarrollo del método Sm-Nd ha sido una consecuencia directa de la investigación cosmoquímica y notoriamente del estudio de los meteoritos y de las muestra lunares tomadas por el programa Apolo. Los progresos experimentados en este campo, y su aplicación a las rocas terrestres la han convertido en método particularmente eficaz para las ciencias geológicas. Además de tener un interés geocronológico, posiblemente es en el campo de la geoquímica isotópica y de la petrología ígnea donde este método encuentra sus aplicaciones más fructíferas y más específicas.

Tanto el Samario como el Neodimio pertenecen al grupo de las "Tierras Raras" o Lantánidos, y cada uno de ellos posee varios isótopos:

Sm62 : 144, 147, 148, 149, 150, 152, 154 Nd60 : 142, 143, 144, 145, 146, 148, 150

El método es más apropiado para medir rocas muy antiguas, superiores a los 1.000 millones de años, que para edades recientes.

Debe notarse sin embargo, que en algunos casos, utilizando simplemente minerales, se han datado con precisión rocas de tan sólo 100 Ma (Cretácicas).

En un sentido general el método es simplemente aplicable a rocas precámbricas y extraterrestres. Los conceptos que ha continuación utilizamos, ya se han desarrollado en el apartado dedicado al método Rb/Sr.

El método Sm-Nd permite teóricamente obtener dataciones de rocas de tres maneras distintas:

- Calculando edades convencionales
- Construyendo isocronas de minerales o de roca total (método de la isocrona)
- Mediante el método de las "edades modelo".

Método Uranio-Torio-Plomo

Los cronómetros U-Th-Pb son probablemente los más precisos que se pueden utilizar para materiales geológicos con edades superiores a los 30 M.a.

Para materiales de estas antigüedades se puede suponer que el uranio y el torio están en equilibrio secular y se puede considerar que la filiación U-Pb y Th-Pb es directa, aunque en realidad constituyen familias radiactivas con una filiación larga y compleja, en la que participan numerosos isótopos radiogénicos y radiactivos con períodos muy variables.

El uranio sólo se presenta en forma de dos isótopos U238 (representaría el 99,3% aproximadamente del total) y el U235 (que se encuentra en una proporción del 0,7% del uranio total).

La relación actual U238/U235 es igual a 137,88.

Por otra parte la desintegración del U235 es unas seis veces más rápida que la del U238 y por lo tanto el U235 debía ser mucho más abundante en los tiempos geológicos pasados. Es interesante hacer notar que desde la formación de la Tierra, hace aproximadamente unos 4.500 M.a., casi el 50% del U238 original se ha desintegrado en Pb206, el 99% del U235 original en Pb207 y el 20% del Th232 en Pb208.

El Uranio y el Torio se encuentran frecuentemente en el mismo mineral y es por lo tanto posible en muchos casos hacer tres determinaciones de la edad independientes, una por cada isótopo, en un mismo mineral.

Los contenidos de los distintos isótopos radiogénicos de un determinado elemento radioactivo presentes actualmente en un mineral, están constituidos por los existentes en el ámbito generador, mas los que se han originado dentro del cristal hasta la actualidad. Los existentes en el ámbito generador del cristal, están formados por una parte denominada "primordial", que corresponde a los contenidos de los distintos isótopos presentes en la Tierra en su origen, mas los isótopos radiogénicos generados en el medio antes de que se formara el cristal o la roca.

Así el plomo original presente en un mineral de uranio determina que su edad radiométrica sea mayor que su edad geológica. Por este motivo y al igual que los otros métodos debe realizarse una corrección para conocer que parte de plomo presente en la muestra se ha formado dentro del cristal y que parte se incorporó en su origen.

El plomo ordinario consta de cuatro isótopos Pb204, Pb206, Pb207 y Pb208. De todos ellos el único que no es radiogénico es el Pb204 y se usa para corregir la componente del plomo ordinario que ya pudiera existir en el mineral en su origen. Para ello y al igual que se hace con otros métodos, se toma un mineral con alto contenido de plomo como una galena y pobre en uranio de la misma formación y sobre él se determinan los porcentajes de los distintos isótopos de Pb.

Los resultados de esta valoración se consideran como la relación entre los distintos isótopos de plomo que existían en el medio en el momento en que se formo el mineral problema, es decir la relación en el origen.

Es evidente que esta relación isotópica no habrá variado con el tiempo al estar la galena exenta de uranio radioactivo. El hecho de que el U y el Th se encuentren frecuentemente en el mismo mineral determina la posibilidad de poder usar el método de tres distintas formas.

a) Método de la Concordia. Para sistemas que tengan inicialmente poco plomo, como puede ser un circón y la esfena, frecuentes en rocas ígneas y metamórficas.

b) Método Th-Pb. Para sistemas que tengan plomo inicial y la medida de la abundancia del isótopo padre es significativa, es decir presenta un contenido relativamente alto debido a su período de semidesintegración.

c) Método Plomo-Plomo. Para sistemas que contengan plomo inicial, pero para los que la medida del isótopo padre (U) no es significativa en relación con el valor alcanzado durante la historia geológica del sistema.

8. Dataciones Por Isótopos Cosmogénicos

Hasta ahora hemos estado considerando por su interés cronológico, cadenas de desintegración de elementos radioactivos presentes en la composición primordial de nuestro planeta. Estos isótopos radioactivos estaban ya presentes en la formación de la tierra y desde entonces se están desintegrando. Así el U238, cuyo período de semidesintegración T, es aproximadamente igual que la edad de la tierra se ha convertido en Pb206 en un 50% de su proporción inicial. Por ejemplo el U235 cuya vida media es prácticamente 6 veces más corta, se ha convertido en Pb207 en una proporción mucho mayor, quedando una cantidad mucho más baja del U235 primordial.

Tratamos ahora un caso bien distinto, ya que los isótopos cosmogénicos que actualmente existen y analizamos, no estaban en la configuración primordial de la tierra, sino que se han generado en capas altas de la atmósfera por efecto de la radiación cósmica, atraida particularmente por el campo magnético terrestre, y de ahí su nombre de isótopos cosmogénicos.

Los isotopos radioactivos cosmogénicos son abundantes. Por su interés simplemente vamos a considerar en primer lugar el C14 por ser el más conocido, y a continuación y sin entrar en grandes detalles los métodos del Be10, del Al26 y finalmente del Ca41.

  • Método del Carbono-14
  • Método del Berilio-10
  • Método del Aluminio-26
  • Método del Calcio-41
  • Limitaciones Métodos Datación Isótopos Radiogénicos

Método del Carbono-14

El C14 es un isótopo cosmogénico2 que tiene su origen en las partes altas de la atmósfera.

Los protones cósmicos de origen galáctico son desviados por el campo magnético terrestre.
Los que penetran en la atmósfera dan origen a neutrones al colisionar sobre moléculas de oxígeno. Estos neutrones entran en colisión con las moléculas de aire, después de numerosos choques, estas partículas pierden aceleración y alcanzan poco a poco la energía térmica de un gas. En estas condiciones al incidir un neutrón sobre un átomo de nitrógeno da origen a C14, emitiéndose un protón. La mayor producción de estos protones secundarios se produce en una zona de altitud con presiones residuales de 75 a 120 gr/cm2 (aproximadamente entre 15 y 18 Km de altitud) y es en esta misma banda donde se sitúa la tasa de máxima producción de C14.

El flujo cósmico primario está influenciado por el campo magnético terrestre y también por el campo magnético del viento solar interplanetario; con lo que la producción de C14 estará afectada por las mismas variaciones espaciales y temporales que el flujo de protones. Esta producción varía según un factor que varía de 4 a 5 entre el ecuador y los polos, y sufre fluctuaciones notables a lo largo de un ciclo solar. Esto determina que sea difícil realizar el cálculo exacto de la tasa de producción de C14.

Los cálculos más recientes para el ciclo 1875-85 dan una velocidad de producción de 2,25+-0,1 átomos de C14/cm2 y segundo. Valor que equivale a 9,8 Kg/año, con una acumulación de 80 Tm en la atmósfera, ya que al ser radiactivo se alcanza un equilibrio entre el que se forma y el que se transforma en nitrógeno después de la emisión de una partícula beta.

C146 -----------> N147 + b- (T= 5.730 ± 40 años)

El carbono se presenta en la naturaleza en forma de tres isótopos, siendo el isótopo 14 el único radiactivo. La abundancia relativa de los isótopos de carbono es:

C12 --------> 98,89% C13 --------> 1,108% C14 --------> 1,210-12 (0,000000000012 %)

El C14 formado se oxida rápidamente, dando unas moléculas de 14CO2 que se dispersan en la atmósfera, pudiéndose incorporar a los seres vivos y a los bicarbonatos, en una proporción que está en función de su abundancia relativa con respecto a los otros dos isótopos C12 y C13.

En el caso de la biosfera terrestre, en la que la velocidad de intercambio con el CO2 atmosférico es del orden de unos 30 años (valor bajo en relación con la vida media del C14), los contenidos de C14 están en equilibrio con los de la atmósfera. Pero cuando los cambios son lentos, de algunos millares de años por ejemplo, la renovación del C14 no es suficiente para compensar el decrecimiento radiactivo.

Esto es lo que ocurre por ejemplo en las aguas oceánicas profundas, en las que el intercambio gaseoso con la atmósfera es difícil, y se encuentra por lo tanto empobrecidos en C14. Lo mismo ocurre en los seres vivos a partir de su muerte, que se empobrecen paulatinamente en C14. En estos casos la relación C14/C12 permite calcular el tiempo de residencia de las aguas oceánicas profundas o el tiempo que lleva muerto un ser vivo, comparando esta relación isotópica con la actual.

La suposición de un valor constante para la relación C14/C12, viene alterada en los últimos decenios por la combustión de carbón y petróleo, que por su antigüedad se encuentra prácticamente exentos de C14, con lo que su CO2 enriquece la atmósfera en isótopos estables del carbono, así como lo fue por explosiones nucleares realizadas por americanos y franceses en atolones del pacífico Sur.

Método del Berilio-10

El Berilio tiene tres isótopos de los que Be7 y Be10 son radioactivo, siendo el isótopo estable el Be9. Las partículas de la radiación cósmica, compuestas esencialmente de protones, partículas a, y sobre todo por neutrones secundarios, producen, en función de su energía, distintas reacciones nucleares en las capas altas de la atmósfera. Es así que se producen el Be74 y el Be104 por reacciones inducidas por protones y neutrones de alta energía que actúan sobre el Nitrógeno y el Oxígeno de la atmósfera.

Por supuesto el isótopo estable Be94 se produce en este mismo tipo de reacciones, pero no se distingue en nada del isótopo estable incorporado en el momento de creación del sistema solar, hace unos 4,6 x 109 años. Por el contrario el Be104 y el Be74 son señales incontestables del paso de la radiación cósmica por la atmósfera terrestre. Desde el momento de su formación, estos isótopos que son químicamente muy reactivos se fijan en los aerosoles atmosféricos y van a acompañar a los aerosoles en su itinerario por la estratosfera (donde el 70% de estos isótopos se forman) y por la troposfera, antes de introducirse como precipitación seca o húmeda sobre los océanos o sobre la superficie de las masas continentales.

Antes de llegar a los océanos o a la superficie el Be74, de vida media muy corta habrá decrecido notoriamente, incluso desaparecido, pero el Be104 podrá incorporarse a los sedimentos marinos, a los sedimentos lacustres, al hielo polar en un tiempo prácticamente despreciable comparado con su vida media (un millón y medio de años). Así pues por ejemplo en los hielos polares el Be se irá acumulando registrando la radiación cósmica que interfiere con la atmósfera terrestre en el transcurso del tiempo. El modo de formación del Be104 por radiación cósmica y la duración de su T, confieren a este isótopo un lugar excepcional en la página de los isótopos naturales radioactivos.

El Berilio radioactivo decrece mediante la emisión de un electrón ( b- ) a Boro, con un Tiempo de semidesintegración de un millón y medio de años.

Be104 -----------> b- + B105; T = 1'5 x 106 a.

El interés del Be10 radica en que al producirse a partir del Ni y del O, muy abundantes en el aire (>98%), su concentración es suficiente, como para que con métodos de Espectrometría de Masas no haya problemas en su detección y cuantificación.

T en el caso del C14 es de 5370 años, por lo que como hemos visto su aplicación está sujeta aproximadamente a los últimos 50.000 años de la historia del planeta.

El Berilio tiene la misma aplicación que el C14, pero tiene un período de semidesintegración muchísimo mayor, por lo que permite dataciones de 10 millones de años, e incluso de hasta 15 millones de años.

Método del Aluminio-26

El Al2613 es un isótopo cosmogénico radioactivo, del Al2713 que es único el isótopo estable del aluminio. Se genera en las capas altas de la atmósfera a partir de Argón. Como el argón es un gas noble, más escaso en la atmósfera que el O y Ni de los que se generaba el Be (el Ar representa el 1% de la composición de la atmósfera) su concentración es 100 veces menor que la del Be104.

El isótopo radioactivo del aluminio Al2613 decrece mediante la emisión de un protón (ß+, molécula de Hidrógeno H11) dando Magnesio; el Tiempo de semidesintegración es de 716.000 años.

Al2613 -----------> b+ + Mg2612 ; T = 716.000 años.

El aluminio es un metal reactivo por lo que desde el momento de su formación, va a fijarse sobre los aerosoles atmosféricos como Be10, y como el va a seguir una historia análoga; se le encuentra en los sedimentos marinos y lacustres, en nódulos de Manganeso, en el hielo de los casquetes polares.

Debe señalarse que la débil concentración de Al2613, comparada a la del Be10 (1/100), aún agravada por la gran proporción del aluminio estable Al27 en la superficie terrestre, es un handicap para las mediciones de Al26. La relación Al26/Al27 es del orden de 10-14 en un sedimento, mientras que la relación Be10/Be9 es del orden de 10-8.

Por lo tanto las medidas no podrán ser tan numerosas ni sistemáticas como las del Be10, incluso por SMA (Espectrometría de Masas Atómicas). Pero la materia extraterrestre es un lugar mucho más favorable que la alta atmósfera terrestre para la producción de Al2613: la superficie lunar, los meteoritos, el polvo de las cometas, etc... En estos medio, Be10 y Al26 se producen en cantidades aproximadamente idénticas, por reacciones nucleares inducidas en los blancos más abundantes, es decir en la materia condrítica por ejemplo, el silicio para el Al26, y el oxígeno, el magnesio, el silicio para el Be10. En estos blancos, Be10 se producirá esencialmente por la radiación cósmica galáctica de alta energía, mientras que el Al26 podrá ser producido simultáneamente por la radiación cósmica y por los protones solares de más baja energía.

Se está perfeccionando un método de datación mediante la relación Al26 / Be10 que permite reducir el efecto de las variaciones del campo magnético y del flujo solar. Este método permite realizar medidas en muestras extraterrestres, con cantidades de menos de 100 mg, si se utiliza SMA. Por lo tanto este isótopo tiene un gran futuro particularmente en el estudio de materia extraterrestre, y del contenido de polvo de cometas en sedimentos marinos.

Método del Calcio-41

El isótopo radioactivo del Calcio, Ca4120 mediante una captura simple de un electrón decrece a K4119 acompañando una emisión de rayos X de baja energía. Existen 6 isótopos estables de Ca, de los cuáles el Ca40 es sin duda y con diferencia el más abundante (96,04%).

b- + Ca4120 -----------> K4119 + Rayos X de baja energía: T = 100.000 años.

Contrariamente que los dos isótopos de Berilo y de Aluminio, el Calcio 41, no se forma en las altas capas de la atmósfera más que en cantidades omisibles.

En efecto las únicas reacciones nucleares susceptibles de producir Ca41 son inducidas por el Kriptón, cuya concentración en el aire es de 10-4 %, o en el Ar por partículas a de muy baja energía con un rendimiento muy bajo.

Sin embargo en la superficie terrestre el Ca es muy abundante, y la radiación cósmica al penetrar en la atmósfera produce neutrones secundarios rápidos que indirectamente mediante un flujo térmico dan lugar a Ca4120. Sin embargo la concentración relativa de este radioisótopo es extremadamente baja; las evaluaciones realizadas dan una relación Ca41 / Ca40 de aproximadamente 8 x 10-15, en muestras saturadas de calcio. Como puede verse pese a todo esta proporción es extremadamente baja. Ello explica porque las medidas de este isótopo mediante radioactividad eran inexistentes, y porqué hasta hace poco el estudio de este isótopo para dataciones no había recibido prácticamente atención alguna.

La técnica de espectrometría de masas atómicas, al permitir la detección de Ca41 ha hecho resurgir un nuevo interés en este isótopo como técnica de datación.

Interés potencial del Ca41 en dataciones radiométricas:

El interés más espectacular del Ca41, es que gracias a su período radioactivo de 100.000 años, puede permitir datar restos óseos en un intervalo de tiempo entre 50.000 y 1.000.000 de años  (5 x 104 a 106). En este período de tiempo tan importante para la evolución de la especie humana, son sumamente escasos los métodos de dataciones absolutas aplicables.

Las dataciones mediante la técnica del C14 no pueden aventurarse más allá de los 70.000 años, 100.000 años a los sumo, y resulta que el Ca41 es el único isótopo cosmogénico que puede tomar el relevo del carbono radioactivo.

El calcio es un elemento muy abundante en la naturaleza, del que particularmente los mamíferos absorben una gran cantidad durante su vida, para la construcción de su esqueleto. Puede suponerse que la relación Ca41 / Ca40 es la misma en la superficie terrestre en un momento dado que en la estructura ósea de un ser vivo. A la muerte de éste, al no renovarse, el Ca41 contenido en estos huesos comenzará a decrecer en función del Tiempo de semidesintegración que es de 100.000 años, lo que nos permitirá datar los huesos. Sin embargo el Ca41, recordemos se produce en la superficie, por lo que es condición necesaria que los restos estén al cubierto de la radiación cósmica, enterrados o en una gruta.

La datación absoluta tiene algún problema ya que hay que determinar la relación Ca41 /Ca40 en el momento inicial t=0.

Esto necesita algunas medidas previas.

Sin embargo estos problemas se facilitan sustancialmente si lo que se necesita es una datación relativa: por ejemplo, en un yacimiento a huesos humanos y de osos, si la relación Ca41 /Ca40 es igual los restos tienen la misma edad, por el contrario son de edades diferentes. Esta es una pregunta frecuente en arqueología o paleontología del cuaternario.

El método del CA41 en el dominio del estudio de la prehistoria es extremadamente prometedor.

Sin embargo de momento la detección del Ca41 mediante espectrometría no es una tarea fácil dada su muy pequeña proporción (y que hay que separarlo del K41, más abundante).

Actualmente se están desarrollando técnicas instrumentales en los espectrómetros para facilitar su detección, por lo que puede decirse que en realidad este método se encuentra actualmente en estado embrionario.

9. Limitaciones Métodos Datación Isótopos Radiogénicos

Para interpretar correctamente el resultado de una medida radiométrica hay que conocer las condiciones en las que se ha obtenido la medida y las condiciones geológicas de la muestra. Esto implica:

En el tiempo cero (en el origen) no debía existir ninguna sustitución del elemento padre por átomos del elemento hijo. Conociendo los contenidos en el origen ya sea en base a correcciones o utilizando paragénesis que no contengan elemento-hijo en el origen.

Durante la historia geológica del mineral dado, no pueden haber existido pérdidas ni ganancias del elemento padre ni del elemento hijo, ni de ninguno de los isótopos de la cadena radiactiva.

El hecho de que en el origen el elemento padre sea el único presente, es sólo posible en el supuesto que este elemento juegue un papel predominante en la estructura del mineral, es decir que en su ausencia el mineral no se pueda formar, tal es el caso en la Uraninita, o del potasio en la Carnalita y en la Moscovita.

Por el contrario si el elemento padre el sólo un oligoelemento, puede haber entrado en la red con posterioridad, como ocurre con el uranio en los carbonos, o el rubidio en los silicatos.

Con respecto a las pérdidas, estas son probables cuando el elemento hijo es un gas noble, sin carga, que sólo está retenido en el retículo por fuerzas de Van der Waals. En estos casos se debe tener en cuenta el poder de difusión de este gas. Por esta razón se ha desechado los métodos que utilizaban el helio como elemento hijo.

El argón tiene un poder de difusión menor, aunque tiende a escapar de los retículos con defectos, como en las redes cristalinas de los filosilicatos, aunque su difusión es menor en todo tipo de estructuras, como en ciertos feldespatos. Hay que tener en cuenta que la difusión está condicionada por la temperatura, particularmente depende del concepto de temperatura de bloqueo.

El caso más sencillo sería el de las lavas, cuya edad de enfriamiento coincide con la edad de la cristalización de los minerales, con la edad de la temperatura de bloqueo de los mismos y de la de la roca en conjunto. En otros tipos de rocas ígneas, lo que se determina es la edad de la temperatura de bloqueo de determinados minerales, que no tienen por qué coincidir exactamente con la edad de cristalización.

La edad de enfriamiento (de bloqueo) puede ser interpretada de dos formas:

a) Si la roca que contiene el mineral mantiene fija su posición altimétrica, el enfriamiento se realiza de acuerdo con la disminución del gradiente geotérmico con el tiempo.

b) En el supuesto de que la roca ascienda hacia la superficie, por erosión, deformaciones tectónicas o reajuste isostático, irá cruzando isotermas cada vez más bajas. El cierre de las estructuras, es decir la temperatura de bloqueo se alcanzará durante este ascenso, al alcanzar una determinada altitud.

Frecuentemente los dos fenómenos, enfriamiento y surrección, son simultáneas y los datos que se obtienen varían de un mineral a otro dentro de una misma roca, en función de la temperatura de bloque de cada mineral y según el elemento radioactivo utilizado.

El orden de las edades obtenidas de mayor a menor antigüedad, seria teóricamente el siguiente:

Rb/Sr en roca total
Pb207/Pb206 en circón
Rb/Sr en feldespato potásico (Tb=500ºC)
K/Ar en hornblenda (Tb=500-400ºC)
Rb/Sr en moscovita K/Ar en moscovita (Tb=400-350ºC)
Rb/Sr en biotita K/Ar en biotita (Tb=300ºC)

Las edades de K/Ar convencional son en muchos casos algo más jóvenes que las de Ar/Ar y Rb/Sr. En muchos caso las edades obtenidas con Rb/Sr y Ar/Ar, al ser los dos métodos son muy fiables y son prácticamente las mismas, dependiendo de si la muestra es de roca total, pudiendo entonces influir su fracción, o más generalmente de la naturaleza de los minerales.

En términos geológicos esto es lo que puede ocurrir durante el levantamiento y enfriamiento gradual de un cinturón orogénico, y lógicamente en el mismo orden de la relación anterior.

Un estudio detallado de las edades en el cinturón orogénico Precámbrico de Greenville en Canadá, en el Paleozoico Inferior del cinturón Caledoniano de las Islas Británicas y en Terciario del cinturón alpino de Suiza, han permitido observar diferencias entre el tiempo de cristalización y el tiempo de alcanzar la temperatura de bloqueo, en minerales micáceos, de aproximadamente 150, 70 y 20 M.a. respectivamente. Estas diferencias se deben probablemente a las diferentes profundidades de erosión que muestran estos tres orógenos.

Es decir las dataciones realizadas en niveles idénticos y con el mismo método ponen en evidencia las partes superficiales, medias y profundas de un orógeno, pudiéndose evaluar la velocidad de elevación.

Evidentemente y para un mismo nivel estructural, se encuentran diferencias de edad en las determinaciones realizadas entre distintos minerales utilizando un mismo método. Para el método K/Ar, las edades determinadas sobre moscovita suelen ser en el cinturón Caledoniano de Escocia de unos 12 M.a., más antiguas que las determinadas sobre biotita con el mismo método, y de unos 8 M.a., para el método Rb/Sr.

Por último hay que recordar que los métodos radiométricos obligan a que no exista ninguna ganancia del elemento radiogénico hijo a lo largo de la historia geológica de la muestra a dar. Aunque incrementos de este tipo no son frecuentes, en algunos minerales neumatolíticos (berilo, topacio, fluorita, etc...) el Ar puede ser heredado a partir de soluciones fluidas que se concentran en las inclusiones. Este exceso de Ar puede originar errores importantes en las medidas radiométricas.

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