1. RESUMEN

En los primeros tiempos de los mtodos de datacin radiomtrica, se utilizaba de manera similar la desintegracin radiactiva de ciertos elementos para determinar la edad de la tierra y asignar fechas a los sucesos geolgicos.La datacin radiomtrica es un procedimiento tcnico empleado para determinar la edad absoluta de rocas, minerales y restos orgnicos (paleontolgicos). El mtodo se basa en las proporciones de un istopo padre y de uno o ms descendientes de los que se conoce su semivida o perodo de semidesintegracin, contenidos en la muestra que se va a estudiar. Los istopos propicios para analizar dependen del tipo de muestra y de la presunta antigedad de los restos que se quieran datar. Ejemplos de estas tcnicas son:[] K/Ar, U/Pb, Rb/Sr.Un caso particular es la datacin por carbono radiactivo (basada en la desintegracin del istopo carbono 14), comnmente utilizada para la datacin de restos orgnicos relativamente recientes, de hasta 60000 aos.

2. OBJETIVOS

Definir Dataciones Radiomtricas

Explicar los tipos de Dataciones Radiomtricas

Aplicaciones de las dataciones radiomtricas, a los diferentes tipos de rocas de acuerdo a su comportamiento y composicin

3. DESARROLLO

DATACIONESSon mtodos realizados que nos ayudan a determinar qu edad tienen los acontecimiemientos o que acontecimiento fue el ms antiguo o el ms reciente durante el tiempo geolgico.

TIPOS DE DATACIONES

Dataciones Relativas

Dataciones Absolutas

3.1 DATACIONES RELATIVASConsiste que las rocas se colocan en una secuencia de formacin adecuada.Mediante este mtodo no se pueden establecer una fecha precisa, pero si podemos obtener lo que sucedi antes o despus de un acontecimiento.

Se basa en los siguientes principios:

Ley de superposicin Establece que en una secuencia no deformada de rocas sedimentarias, cada estrato es ms antiguo en la parte inferior y en la parte superior el ms joven.

Principio de continuidad lateral

Cada estrato tiene la misma edad en toda su extensin. Se ha formado al mismo tiempo en toda la cuenca sedimentaria, aunque debido a la erosin no se mantenga aparentemente la continuidad.

Continuidad lateral de estratos

Principio de interseccinCuando una falla atraviesa otras rocas o cuando el magma hace intrusin y cristaliza, podemos suponer que la falla o la intrusin es ms joven que las rocas afectadas. Intrusin de magma en un cuerpo rocoso

InclusionesEstas tambin pueden servir para datar en forma relativa.Las inclusiones son fragmentos de una unidad de roca que han quedado encerrados dentro de otra roca.La masa de roca que contiene las inclusiones es la ms joven.

Presencia de inclusiones en seccin delgada

Principio de sucesin FaunsticaLos estratos que se depositaron en diferentes pocas geolgicas contienen distintos fsiles, as que las capas que contienen los fsiles pertenecientes a los mismos taxones, aunque sean de diferente litologa sern de la misma edad.

Correlacion de estratos del mismo periodo

3.2 DATACION ABSOLUTAMediante este tipo de datacin es posible obtener fechas absolutas, es decir fiables, para los acontecimientos del pasado geolgico; estos mtodos proporcionan edades numricas.Al comienzo del siglo XX se hizo un descubrimiento revolucionario: si bien la mayor parte de los istopos de los 92 elementos naturales son estables, algunos son inestables y se desintegran espontneamente de los elementos despidiendo partculas subatmicas y transformndose de un elemento a otro para convertirse en otros istopos ms estables liberando energa en el proceso; a estos tomos inestables se les conoce comoistopos radioactivos.Los mtodos de datacin absoluta utilizan elementos radioactivos que son: las varvas, la dendrocronologa, la densidad de crteres, la exposicin a rayos csmicos las huellas de fisin, la termoluminiscencia y la datacin absoluta con radioactividad o radiomtrica; esta ltima, es la ms utilizada actualmente ya que es la que nos permite medir con ms precisin.Los metodos de datacion absoluta, utilizan elementos radioactivos.Los metodos mas conocidos son:

Las VarvesEs un metodo que permite establecer medidad de aos absolutos. Se basa en el estudio de lagos glaciares. Se estudia la deposicion de arcillas y depositos limosos, dispuestos en estratos.Estos estratos son mas claros cuando estan compuestos por limos y arenas (depositados en verano) y mas oscuros y arcillosos, con presencia de residuos organicos ( depositos en invierno)El conjunto de un estrato de verano y uno de invierno constituyen una varva. El numero total facilita el valor del tiempo, este metodo abarca datos hasta los 25000 aos.

Identificacion de varves de acuerdo a verano- invierno

Dendrocronologa

Se refiere a los anillos de crecimiento de los arboles, estos cada ao aaden a su tronco un anillo compuesto por una parte clara y otra oscura, el grosor de dicho anillo depender de cada clima. Contando los anillos de un tronco vivo partir de su corteza es posible conocer su edad con precisin de un ao.

Se ha llegado a obtener una secuencia de 7240 aos.

Huellas de Fisin

Una zona de fisin es una zona lineal de un mineral daada por el paso de un ncleo atmico.La edad se obtendr midiendo la cantidad de huellas de fisin por unidad de superficie y dividindola por la concentracin del uranio en el mineral.

La precisin se basa en 4 supuestos: L a velocidad de descomposicin del U238 es constante. L a concentracin de Uranio en la roca se ha mantenido constante desde que se formo la roca. Todas las fisiones producen huellas. Todas las huellas de fisin no se borran.Lo normal es que se traten fechas a partir de 2500000 aos de antigedad.

Datacin por hidratacin de obsidianaLlamadatambindatacin por el cerco de hidratacin o de obsidiana. Se utiliza para calcular edades en aos, determinando el grosor de las aureolas (anillos de hidratacin) producidas por vapor de agua difundindose en superficies recin cortadas de cristales de obsidiana. Se puede aplicar a vidrios de entre 200 y 200.000 aos.

Aureolas de obsidiana

Termoluminiscencia

Se basa en que los materiales con una estructura cristalina, como la cermica, contienen pequeas cantidades de elementos radioactivos, sobre todo de uranio, torio y potasio. Estos se desintegran a un ritmo constante y conocido, emitiendo radiaciones alfa, beta y gamma que bombardean la estructura cristalina y desplazan a los electrones, que quedan atrapados en grietas de retcula cristalina.A medida que pasa el tiempo quedan aprisionados cada vez ms electrones. Solo cuando se calienta el material rpidamente a 500 c o mas, pueden escapar los electrones retenidos.La termoluminiscencia puede ser utilizada para fechar cermicas en los ltimos 10000 aos, materiales inorgnicos como el slex de 50000 hasta 80000 aos de antigedad.

Termoluminiscencia en minerales

La Datacin por PaleomagnetismoSe basa en que el campo magntico de la tierra ha sufrido cambios con el tiempo. A intervalos de tiempos irregulares, la polaridad de la tierra se ha invertido, es decir, que el imn que tiene el planeta tiene en su interior se ha dado la vuelta.Durante uno de estos cambios, la aguja de una brjula no apuntaba al Norte, sino al Sur. Cuando las rocas se forman, despus de las erupciones volcnicas o durante la deposicin de materiales, la direccin del campo magntico queda registrada en la orientacin de las partculas que contienen hierro.Como adems se sabe en qu fechas se produjeron estos cambios, cuando se detecta un cambio de polaridad se puede saber la edad del estrato, y por tanto, de los restos contenidos en el.El ltimo cambio de polaridad magntica se produjo hace 780000 aos.

Escala de polaridad del campo magntico terrestre en los ltimos tres millones de ao

3.3 DATACIONES RADIOMETRICAS El mtodo de datacin absoluta ms utilizado es el mtodo de dataciones radiomtricas, basado en el hecho de que los tomos de ciertos elementos qumicos inestables (elementos padre) experimentan, con el tiempo, un proceso de desintegracin radiactiva que los convierte en otros elementos qumicos estables (elementos hijo).Este proceso transcurre a velocidades constantes, de ah su utilidad en la datacin.El periodo de semidesintegracin tiempo en el que la mitad de los tomos de una muestra, se desintegran, es la medida que usamos para este tipo de dataciones.Desintegracin o decaimiento Proceso por el cual un ncleo inestable emite radiacin energtica, principalmente en forma de partculas, para alcanzar la estabilidad. Existen varios tipos de decaimiento radiactivo:

Desintegracin -: un neutrn del ncleo inestable se desintegra para dar lugar a un protn, un electrn (-) y un antineutrino. El nmero atmico (Z) aumenta en una unidad y el de neutrones disminuye una unidad, quedando el mismo nmero msico (A). Desintegracin +: un protn se desintegra dando lugar a un neutrn, un electrn cargado positivamente o positrn (+) y un neutrino. Z se reduce en una unidad y hay un neutrn ms, por lo que A se mantiene igual.

Desintegracin por captura de electrones (C.E.): un protn es capaz de capturar a uno de los electrones de las capas ms cercanas al ncleo formando entonces un neutrn y emitiendo un neutrino. Z disminuye una unidad y A se mantiene.

Desintegracin : ocurre en los tomos pesados cuando stos emiten una partcula , formada por dos protones y dos neutrones, al igual que el ncleo de helio. Z se reduce en dos unidades y A en cuatro.

: constante de desintegracin. Es la constante de proporcionalidad que relaciona el nmero de desintegraciones por segundo o actividad del istopo radiactivo (A) con el nmero de tomos radiactivos (N), y es caracterstica de cada elemento:

= A / N

Ecuacin de datacinEn el caso ms simple, en el que un istopo padre se desintegra en un istopo hijo estable, se aplica una expresin matemtica que relaciona los perodos de semidesintegracin y el tiempo geolgico tal que:

Edad de la muestra.

Constante de desintegracin radiactiva del istopo padre.

Logaritmo neperiano o natural.

Nmero de tomos del istopo hijo existentes en la muestra (= n de tomos padre que han decado radioactivamente).

Cantidad de istopos padre presentes en la muestra.Esta ecuacin es vlida siempre que el modo de decaimiento del istopo padre sea nico y que el istopo hijo sea estable. Para otros casos se pueden obtener ecuaciones ms complejas, en las cuales se tienen en cuenta mltiples decaimientos posibles.Vida media y constante de semidesintegracinSe denomina vida media de un radioistopo a la duracin promedio de un istopo radiactivo previa a su desintegracin. Es igual a la inversa de la constante de desintegracin radiactiva: Al tiempo que transcurre hasta que la cantidad de ncleos radiactivos de un istopo radiactivo se reduce a la mitad de la cantidad inicial se le denomina periodo de semidesintegracin, periodo, semiperiodo o semivida (no confundir con vida media): Al fin de cada perodo de semidesintegracin la radiactividad se reduce a la mitad (de la inicial). A cada radioistopo corresponde un perodo de semidesintegracin caracterstico, en general diferente de los respectivos de otros istopos.

GRFICO DE DESINTEGRACIN RADIOACTIVA

ISTOPOS UTILIZADOS EN LA DATACIN DE MATERIALES

Pares de istoposDecaimiento (aos-1)t1/2 (aos)Edades posibles de datarMateriales susceptibles de ser datados

40K 40ArC.E., +5,543 10-10 (total)1,39 10-9,

1,193 1010> 106 aosRocas gneas volcnicas y metamrficas, feldespatos, micas, anfboles, vidrios volcnicos

87Rb 87Sr-1,42 10-114,88 1010> 107 aosRocas gneas flsicas y metamrficas, biotitas, moscovitas

147Sm 143Nd6,539 10-121,06 1011> 108 aosRocas bsicas y ultrabsicas, rocas metamrficas (anfibolitas-granulitas), rocas lunares y condritas, granates

238U 206Pb1,55125 10-104,468 109> 106 aosZircn, monacita, xenotima, esfena

235U 207Pb9,8485 10-107,04 108

176Lu 176Hf-1,93 10-113,57 1010> 5 108 aosGadolinita, xenotima, meteoritos, rocas lunares, roca total

187Re 187Os-1,64 10-114,23 1010> 2 108 aosMeteoritos, sulfuros (especialmente molibdenita)

14C-1,2 10-4556810-100000 aosMateria orgnica

3.3.1 MTODOS RADIOACTIVOS Datacin por Carbono 14Las reacciones que se producen en la parte superior de la atmosfera mediante los neutrones csmicos hacen que el contenido de la atmosfera en carbono ser contante, de acuerdo con la reaccin:

Mientras un organismo vivo, mantiene una proporcin constante de carbono-14 en relacin con la de carbono-12 estable. Un organismo vivo pierde continuamente carbono en forma de CO2 y productos de desecho orgnico, y en los alimentos ingiere nuevo carbono. En las plantas, el carbono adquirido de la atmosfera lo es de forma directa, por medio de la fotosntesis. Los animales que se alimentan de vegetales, o de las protenas de otros animales que hayan comido vegetales, mantienen tambin una adquisicin constante de carbono procedente del proceso de la fotosntesis. Puesto que el ciclo de los tomos de carbono en la cadena alimenticia es tan rpido, comparado con la vida media de la desintegracin del carbono-14, la composicin isotpica de carbono en un organismo viviente es la misma que la de la atmsfera que lo rodea. Pero tan pronto como el organismo muere, cesa el equilibrio de su carbono isotpico con el de la atmsfera. La desintegracin delcarbono-14 mediante la reaccin:

No se compensa ms por el carbono de la atmsfera. As, la proporcin de carbono-14 disminuye en un organismo muerto. La razn de C14/C12 se puede utilizar para revelar la edad de una muestra de una sustancia que contenga carbono (o ms precisamente, en qu momento del pasado dejo de vivir).El nmero de tomos de carbono-14 de una muestra es proporcional a la velocidad de desintegracin: n d. A partir de la ecuacin de desintegracin, tendremos, considerando que los ncleos que se desintegran en la unidad de tiempo son n/t = n, luego tendremos:

n =

Aunque el mtodo se adapta a una gran variedad de materiales orgnicos, su precisin depende del valor usado para la vida media de las variaciones en las concentraciones atmosfricas de carbono 14 y de la contaminacin. En 1962, la vida media del radiocarbono fue re denida desde 5570 30 aos a 5730 40 aos; por ello, algunas determinaciones anteriores requieren un ajuste, y debido a la radiactividad introducida en los ltimos aos en la atmsfera, las dataciones de radiocarbono se calculan desde 1950. La escala temporal del carbono 14 contiene otras fuentes de incertidumbre que pueden producir errores entre 2000 y 5000 aos.El problema ms grave es la contaminacin posterior al depsito, que puede estar causada por ltracin de agua subterrnea, por incorporacin de carbono ms antiguo o ms joven, y por captacin de impurezas en el terreno o en el laboratorio.

Proceso de desintegracin del Carbono

Datacin UranioTorioPlomoLos cronmetros U-Th-Pb son probablemente los ms precisos que se pueden utilizar para materiales geolgicos con edades superiores a los 30 M.a.; para materiales de estas antigedades se puede suponer que el uranio y el torio estn en equilibrio secular y se puede considerar que la liacin U-Pb y Th-Pb es directa, aunque en realidad constituyen familias radiactivas con una liacin larga y compleja, en la que participan numerosos istopos radio gnicos y radiactivos con perodos muy variables.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 istopo, en un mismo mineral.

Los contenidos de los distintos istopos radio gnicos de un determinado elemento radioactivo presentes actualmente en un mineral, estn constituidos por los existentes en el mbito generador, ms los que se han originado dentro del cristal hasta la actualidad. Los existentes en el mbito generador del cristal, estn formados por una parte denominada primordial, que corresponde a los contenidos de los distintos istopos presentes en la Tierra en su origen, mas los istopos radio gnicos generados en el medio antes de que se formara el cristal o la roca. As el plomo original presente en un mineral de uranio determina que su edad radiomtrica sea mayor que su edad geolgica. Por este motivo y al igual que los otros mtodos debe realizarse una correccin para conocer que parte de plomo presente en la muestra se ha formado dentro del cristal y que parte se incorporo en su origen.El plomo ordinario consta de cuatro isotopos Pb-204, Pb-206, Pb-207 y Pb-208. De todos ellos el nico que no es radio gnico es el Pb-204 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 mtodos, se toma un mineral con alto contenido de plomo como una galena y pobre en uranio de la misma formacin y sobre el se determinan los porcentajes de los distintos istopos de Pb. Los resultados de esta valoracin se consideran como la relacin entre los distintos istopos de plomo que existan en el medio en el momento en que se formo el mineral problema, es decir la relacin en el origen.

Es evidente que esta relacin isotpica no habr variado con el tiempo al estar la galena exenta de uranio radioactivo. El hecho de que el uranio y el torio se encuentren frecuentemente en el mismo mineral determina la posibilidad de poder usar el mtodo de tres formas distintas:

Mtodo de la Concordia. Para sistemas que tengan inicialmente poco plomo, como puede ser un circn y la esfena, frecuentes en rocas gneas y metamrcas debido a su perodo de semidesintegracin.

Mtodo PlomoPlomo. Para sistemas que contengan plomo inicial, pero para los que la medida del isotopo padre (uranio) no es signicativa en relacin con el valor alcanzado durante la historia geolgica del sistema.

Las ecuaciones de desintegracin sern:

N representa el nmero de tomos presente ahora. Si D representa el istopo hijo formado por desintegracin radiactiva, el nmero de tomos del istopo hijo formado al cabo de un tiempo t ser D = N0 N (es decir, la diferencia entre el nmero inicial de tomos padres y el nmero de tomos padres que an existen en el tiempo t).Suponiendo que de alguna manera podemos conocer las cantidades U2380 y Pb2060, entonces se pueden solucionar las ecuaciones para obtener el tiempo t desde que qued mineralizada la roca en que se halla el plomo y el uranio. Las ecuaciones para las otras series radiactivas que se utilizan en datacin radiomtrica son similares a estas. Brevemente expuesto, esta es la manera convencional mediante la que se halla una edad con este mtodo.

Datacin por K/Ar clsicoEl potasio se presenta en forma de tres isotopos K-39, K-40 y K-41, de los cuales solo el K-40 es radiactivo, desintegrndose segn dos procesos diferentes. El K-40 representa el 0,112 % del total del potasio que se encuentra en la naturaleza. Un 88,3 % de este potasio se transforma en calcio y un 11,7 % en argn. El mtodo K/Ar cubre casi por completo la escala de los tiempos geolgicos (T=1.300 M.a.) pudiendo datarse con este mtodo las rocas terrestres ms antiguas (de ms de 3.000 M.a.) hasta las ms modernas, situndose como lmite antigedades prximas a 1 milln de aos. Para materiales geolgicos con edades ms recientes al milln de aos, las dataciones por este mtodo son difciles de realizar debido a los pequeos contenidos en Ar-40 radiognico presentes en la muestra.Como en los dems mtodos hay que suponer que el sistema ha permanecido cerrado tanto para el potasio como para el argn. Ninguna cantidad de argn debe haberse introducido despus de la formacin del mineral, o del proceso metamorco a datar. Esto permite despreciar la cantidad de argn inicial (en origen) debido a sus bajos contenidos al ser gaseoso.No obstante tambin es posible detraer al argn inicial, utilizando las proporciones de Ar-40 con respecto a sus isotopos Ar-38 y Ar-36 que hay actualmente en la atmosfera. El Ar-40 es el isotopo ms abundante en la atmosfera y tiene tambin un origen radiognico. Tambin son adecuadas las formas de feldespato potsico de alta temperatura, como sanidina y plagioclasas.Por el contrario, los feldespatos potsicos ms comunes como la ortosa y microclina, son poco adecuados pues pierden fcilmente el argn, incluso a temperatura ambiente debido a que se presentan frecuentemente defectos estructurales en su red cristalina.Usualmente, las medidas realizadas por este mtodo dan edades inferiores a la edad real de cristalizacin, debido a que el argn no se posiciona fcilmente en el espacio ocupado por el potasio del que deriva en la red cristalina, escapando por difusin hacia la atmosfera, mezclndose con el argn atmosfrico, que representa el 1 % de los gases de la atmosfera terrestre.

Mtodo analtico Ar-40/Ar-39La teora y tcnicas analticas usadas en este mtodo son generalmente similares a las del mtodo K-Ar convencional. La diferencia fundamental es que en la geocronologa por Ar-40/Ar-39 no se requiere ningn anlisis directo del Potasio. Este se mide como una funcin del Ar-39 que se produce a partir del K-39, que se activa mediante neutrones en el ncleo de un reactor nuclear.De esta manera, para la determinacin de edades solo se requiere la relacin del Ar-40 radiognico y del Ar-39 producido mediante el ujo de neutrones. En la tcnica del Ar-40/Ar-39, se preparan en pequeas capsulas de cuarzo muestras monominerales o de roca total, y se disponen con una geometra conocida, incluyndose varias muestras cuya edad K-Ar es ya conocida. Este paquete estandarizado se introduce entonces en el ncleo de un reactor nuclear e irradiado con un ujo de aproximadamente 1018 neutrones rpidos por cm2 .Varios miles de reacciones nucleares ocurren como resultado de la irradiacin, pero la reaccin K-39(n, p)- Ar-39 es la ms importante para las dataciones puesto que produce Ar39 (con una vida media de 265 aos) a partir del K-39. Una vez que se ha obtenido una cantidad fcilmente medible de Ar-39 se naliza la irradiacin, y se espera un perodo de 2 o 3 semanas para permitirla desintegracin de los radionucleidos de vida corta. Terminado este perodo de enfriamiento el paquete irradiado se devuelve al laboratorio desde el reactor nuclear, este se desempaqueta cuidadosamente, y las muestras se introducen en un sistema de extraccin al ultra vaco (idntico a los utilizados en el mtodo K-Ar clsico) Entonces, una vez sellado el sistema soldando los tubos de vidrio, las muestras se funden una a una (una muestra al da) calentadas con un inductor de radiofrecuencias. Los gases liberados por la muestra en cada incremento escalar de temperatura, son ltrados y conducidos hasta el espectrmetros de masas donde se analizan. Como en el reactor, en cada nivel haba 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 utilizara para calcular posteriormente la edad de las muestras restantes del mismo nivel aplicando la siguiente formula ya 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 semi-desintegracin del potasio, J es el valor que permite corregir la relacin de Ar-39/K obtenida en cada muestra. La cantidad de Ar-39 producida durante la irradiacin de una muestra, depende del nmero de tomos de K-39 en la muestra, de la intensidad del ujo de neutrones, del nivel de energa del ujo y de la duracin de la irradiacin.

Espectro de la EdadCon posterioridad a la irradiacin, una muestra puede ser calentada en varios incrementos de temperatura hasta su fusin total y todo el argn liberado analizado en un experimento nico. El hecho de que todo el anlisis se realice en un solo experimento, y que la fusin se realice en incrementos de temperatura escalonados es la gran ventaja que presenta el mtodo frente al K/Ar convencional: la edad que podemos calcular mediante la frmula anterior, supone la edad equivalente a una fusin total, y es aproximadamente anloga a una edad K/Ar convencional. Sin embargo el mayor potencial del mtodo Ar-40/Ar-39 es que permite calentar la muestra de modo paulatino, de una manera escalonada. En este mtodo en vez de fundir la muestra y analizar todo el argn liberado, la muestra se calienta a incrementos pre-jados de temperatura, durante aproximadamente una hora para cada incremento. El argn liberado en cada incremento es conducido y ltrado y tratado como una muestra desconocida, analizndose en el espectrmetro de masas para calcular su edad mediante la relacin Ar40/Ar-39K. As se obtiene toda una serie de edades aparentes (cada una de las cuales corresponde a una temperatura especca) para cada muestra. Las edades de cada uno de estos incrementos se representan en una gura en funcin de la temperatura de cada experimento (que generalmente se representa como un porcentaje acumulativo del Ar-39/K liberado en cada incremento), dando lo que se denomina un espectro de edad para cada muestra.

Mtodo Calcio41

El isotopo radioactivo del Calcio, Ca-41 mediante una captura simple de un electrn decrece a K-41 acompaando una emisin de rayos X de baja energa. Existen 6 isotopos estables de Calcio, de los cuales el Ca-40 es sin duda y con diferencia el ms abundante (96,04 %). Contrariamente que los dos isotopos de Berilo y de Aluminio, el Calcio-41, no se forma en las altas capas de la atmosfera ms que en cantidades omisibles. En efecto las nicas reacciones nucleares susceptibles de producir Ca-41 son inducidas por el Kriptn, cuya concentracin en el aire es de 10-4 %, o en el Argn por partculas a de muy baja energa con un rendimiento muy bajo. Sin embargo en la supercie terrestre el Calcio es muy abundante, y la radiacin csmica al penetrar en la atmosfera produce neutrones secundarios rpidos que indirectamente mediante un ujo trmico dan lugar a Ca-41. Sin embargo la concentracin relativa de este radioistopo es extremadamente baja; las evaluaciones realizadas dan una relacin Ca-41/Ca-40 de aproximadamente 8 1015, en muestras saturadas de calcio. Como puede verse pese a todo esta proporcin es extremadamente baja. Ello explica porque las medidas de este isotopo mediante radioactividad eran inexistentes, y porque hasta hace poco el estudio de este isotopo para dataciones no haba recibido prcticamente atencin alguna.La tcnica de espectrometra de masas atmicas, al permitir la deteccin de Ca-41 ha hecho resurgir un nuevo inters en este isotopo como tcnica de datacin.

Inters potencial del Ca-41 en dataciones radiomtricasEl inters ms espectacular del Ca-41, es que gracias a su perodo radioactivo de 100000 aos, puede permitir datar restos seos en un intervalo de tiempo entre 50000 y 1000000 de aos En este perodo de tiempo tan importante para la evolucin de la especie humana, son sumamente escasos los mtodos de dataciones absolutas aplicables. Las dataciones mediante la tcnica del C-14 no pueden aventurarse ms all de los 70000 aos, 100000 aos a los sumo, y resulta que el Ca-41 es el nico isotopo cosmognico que puede tomar el relevo del carbono radioactivo. El calcio es un elemento muy abundante en la naturaleza, del que particularmente los mamferos absorben una gran cantidad durante su vida, para la construccin de su esqueleto.

Puede suponerse que la relacin Ca-41/Ca-40 es la misma en la supercie terrestre en un momento dado que en la estructura sea de un ser vivo. A la muerte de este, al no renovarse, el Ca-41 contenido en estos huesos comenzara a decrecer en funcin del Tiempo de semi-desintegracin que es de 100000 aos, lo que nos permitir datar los huesos. Sin embargo el Ca-41, recordemos se produce en la supercie, por lo que es condicin necesaria que los restos estn al cubierto de la radiacin csmica, enterrados o en una gruta. La datacin absoluta tiene algn problema ya que hay que determinar la relacin Ca-41/Ca-40 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 datacin relativa: por ejemplo, en un yacimiento a huesos humanos y de osos, si la relacin Ca-41/Ca-40 es igual los restos tienen la misma edad, por el contrario son de edades diferentes. Esta es una pregunta frecuente en arqueologa o paleontologa del cuaternario. El mtodo del Ca-41 en el dominio del estudio de la prehistoria es extremadamente prometedor. Sin embargo de momento la deteccin del Ca-41 mediante espectrometra no es una tarea fcil dada su muy pequea proporcin (y que hay que separarlo del K-41, ms abundante). Actualmente se estn desarrollando tcnicas instrumentales en los espectrmetros para facilitar su deteccin, por lo que puede decirse que en realidad este mtodo se encuentra actualmente en estado embrionario.

Mtodo Berilio10

El Berilio tiene tres isotopos de los que Be-7 y Be-10 son radioactivos, siendo el isotopo estable el Be-9. Las partculas de la radiacin csmica, compuestas esencialmente de protones, partculas , y sobre todo por neutrones secundarios, producen, en funcin de su energa, distintas reacciones nucleares en las capas altas de la atmosfera. Es as que se producen el Be-74 y el Be-104 por reacciones inducidas por protones y neutrones de alta energa que actan sobre el Nitrgeno y el Oxgeno de la atmosfera. Por supuesto el isotopo estable Be-94 se produce en este mismo tipo de reacciones, pero no se distingue en nada del isotopo estable incorporado en el momento de creacin del sistema solar, hace unos 4, 6109 aos. Por el contrario el Be-104 y el Be-74 son seales incontestables del paso de la radiacin csmica por la atmosfera terrestre. Desde el momento de su formacin, estos isotopos que son qumicamente muy reactivos se jan en los aerosoles atmosfricos y van a acompaar a los aerosoles en su itinerario por la estratosfera (donde el 70 % de estos isotopos se forman) y por la troposfera, antes de introducirse como precipitacin seca o hmeda sobre los ocanos o sobre la supercie de las masas continentales.

Antes de llegar a los ocanos o a la supercie el Be-74, de vida media muy corta habr decrecido notoriamente, incluso desaparecido, pero el Be-104 podr incorporarse a los sedimentos marinos, a los sedimentos lacustres, al hielo polar en un tiempo prcticamente despreciable comparado con su vida media (un milln y medio de aos). As pues por ejemplo en los hielos polares el Be se ir acumulando registrando la radiacin csmica que interere con la atmosfera terrestre en el transcurso del tiempo. El modo de formacin del Be-104 por radiacin csmica y la duracin de su T(1/2), coneren a este isotopo un lugar excepcional en la pgina de los isotopos naturales radioactivos. El Berilio radioactivo decrece mediante la emisin de un electrn () a Boro, con un tiempo de semi-desintegracin de un milln y medio de aos.

El inters del Be-10 radica en que al producirse a partir del Ni y del O, muy abundantes en el aire (mayor del 98 %), su concentracin es suciente, como para que con mtodos de Espectrometra de Masas no haya problemas en su deteccin y cuanticacin. El T(1/2) en el caso del C-14 es de 5370 aos, por lo que como hemos visto su aplicacin est sujeta aproximadamente a los ltimos 50000 aos de la historia del planeta. El Berilio tiene la misma aplicacin que el C-14, pero tiene un perodo de semide-sintegracin muchsimo mayor, por lo que permite dataciones de 10 millones de aos, e incluso de hasta 15millones de aos.

Mtodo del Aluminio26

El Al-26 es un isotopo cosmognico radioactivo, del Al-27 que es nico el isotopo estable del aluminio. Se genera en las capas altas de la atmosfera a partir de Argn. Como el argn es un gas noble, ms escaso en la atmosfera que l O y Ni de los que se generaba el Be (el Ar representa el 1 % de la composicin de la atmosfera) su concentracin es 100 veces menor que la del Be-10. El isotopo radioactivo del aluminio Al26,13 decrece mediante la emisin de un protn dando Magnesio; el Tiempo de semidesintegracin es de 716.000 aos.

El aluminio es un metal reactivo por lo que desde el momento de su formacin, va a jarse sobre los aerosoles atmosfricos como Be-10, y como l va a seguir una historia anloga; se le encuentra en los sedimentos marinos y lacustres, en ndulos de Manganeso, en el hielo de los casquetes polares. Debe sealarse que la dbil concentracin de Al-26, comparada a la del Be10 (1/100), aun agravada por la gran proporcin del aluminio estable Al-27 en la supercie terrestre, es un hndicap para las mediciones de Al-26. La relacin Al-26/Al-27 es del orden de 10-14 en un sedimento, mientras que la relacin Be-10/Be-9 es del orden de 10-8.

Por lo tanto las medidas no podrn ser tan numerosas ni sistemticas como las del Be-10, incluso por Espectrometra de Masas Atmicas (SMA). Pero la materia extraterrestre es un lugar mucho ms favorable que la alta atmosfera terrestre para la produccin de Al-26: la supercie lunar, los meteoritos, el polvo de las cometas, etc.

En estos medio, Be-10 y Al-26 se producen en cantidades aproximadamente idnticas, por reacciones nucleares inducidas en los blancos ms abundantes, es decir en la materia condrtica por ejemplo, el silicio para el Al-26, y el oxgeno, el magnesio, el silicio para el Be-10. En estos blancos, Be-10 se producir esencialmente por la radiacin csmica galctica de alta energa, mientras que el Al-26 podr ser producido simultneamente por la radiacin csmica y por los protones solares de ms baja energa. Se est perfeccionando un mtodo de datacin mediante la relacin Al-26/Be-10 que permite reducir el efecto de las variaciones del campo magntico y del ujo solar. Este mtodo permite realizar medidas en muestras extraterrestres, con cantidades de menos de 100 mg, si se utiliza SMA. Por lo tanto este isotopo tiene un gran futuro particularmente en el estudio de materia extraterrestre, y del contenido de polvo de cometas en sedimentos marinos

Mtodo del RubidioEstroncio

El rubidio se presenta en la naturaleza en forma de dos isotopos con nmero msico 85 y 87.El isotopo Rb-85 es estable y es el ms abundante, representando el 72,17 % del total del rubidio presente en la naturaleza. Por el contrario el Rb-87 es radiactivo, representa solo el 27,83 % del total y por emisin de una partcula beta se transmuta en Sr-87, isotopo estable del estroncio, que representa el 7,00 % del total del estroncio existente en la naturaleza.El rubidio es un elemento poco frecuente, que no forma minerales propios, pero que se encuentra siempre en los minerales de potasio, sustituyndole en la red debido a su anidad geoqumica. El Sr-87 radiognico producido por la desintegracin del Rb-87. El isotopo Rb-87 se desintegra por emisin produciendo Sr-87. La emisin de la partcula , implica un aumento del nmero atmico, ya que el electrn emitido no pertenece a su envoltura electrnica, sino que resulta del desdoblamiento de un neutrn del ncleo excitado, en un protn ms un electrn. Con lo que el nmero de protones del ncleo aumenta en una unidad, es decir aumenta su nmero atmico, pero su nmero msico permanece sin modicacion alguna. La constante de desintegracin tiene un valor = aos, haciendo que su vida media sea de 49,9 mil millones de aos. Este reloj Rb-87/Sr-87 se emplea en particular en intentos de datar rocas metamorcas.

Lutecio- Hafnio

El 178Lu se desintegra mediante emisin de partculas debido al decaimiento radiactivo dando como resultado partculas de 176Hf, el mtodo consiste en el clculo de la ley de composicin isotpica del Hf por desintegracin radioactiva en la muestra. Este mtodo es usado cuando los mtodos convencionales de datacin no pueden ser aplicados a ciertas rocas o minerales. Durante un largo tiempo no fue posible usar el mtodo del Lu/Hf ya que era grande la dificultad para determinar la vida media del 178Lu; otro problema era el de separar el Hafnio puro de los otros elementos. Sin embargo esto no fue un impedimento, en 1980 Patchett y Tatsumoto despus de superar estas dificultades logran datar minerales y rocas utilizando este mtodo. Esto resulto un gran progreso para la geocronologa de rocas terrestre y extraterrestre. En efecto, empleando las bases de la teora desarrolladas para la interpretacin de la composicin isotpica de estroncio y neodimio, es ahora posible determinar la composicin isotpica de Hf en rocas gneas a fin de estudiar sus orgenes.El Lutecio-176 es radioactivo y est sujeto a los mltiples decaimientos por emisin sobretodo a 176Hf, aunque aproximadamente el 3 +/- 1% decae a 176Yb, sin embargo este ltimo puede no tenerse en cuenta en comparacin con la vida media del 176Lu, la desintegracin ocurre segn:Cada una de estas reacciones conduce a un estado excitado de Hafnio-176, luego pasan a un estado fundamental por la emisin . Dos mtodos se usaron para determinar la vida media del Lutecio 176. Estos fueron anlisis de lutecio, teniendo minerales con edad conocida, los resultados dieron un rango variable de 2 a 7x1 aos y un clculo de pendiente de Lu/Hf iscrono formado por 10 acondritas con una edad de 4.55x1 aos dando un valor de (3.53 0.14)x1aos. Este dato era similar al recin estimado de 3.8x1 aos, Lutecio y hafnio ocurre en la mayora de rocas y es interesante que la concentracin promedio de lutecio en rocas gneas no vara mucho con el incremento diferencial de basalto a granito, los minerales importantes en contenido de lutecio son el zircn, biotita y apatito con algo de lantnidos nicos tal como fosfatos y xenotima, los silicatos como allanita y gadolinita y los oxidos samarskita y euxinita.

Mtodo SamarioNeodimio

El desarrollo del mtodo Sm-Nd ha sido una consecuencia directa de la investigacin cosmoqumica y notoriamente del estudio de los meteoritos y de las muestras lunares tomadas por el programa Apolo Los progresos experimentados en este campo, y su aplicacin a las rocas terrestres la han convertido en mtodo particularmente ecaz para las ciencias geolgicas. Adems de tener un inters geocronologico, posiblemente es en el campo de la geoqumica isotpica y de la petrologa gnea donde este mtodo encuentra sus aplicaciones ms fructferas y ms especcas.

El mtodo es ms apropiado para medir rocas muy antiguas, superiores a los 1000 millones de aos, que para edades recientes. Debe notarse sin embargo, que en algunos casos, utilizando simplemente minerales, se han datado con precisin rocas de tan solo 100 M.a. (Cretcicas). En un sentido general el mtodo es simplemente aplicable a rocas precmbricas y extraterrestres. Los conceptos que ha continuacin utilizamos, ya se han desarrollado en el apartado dedicado al mtodo Rb/Sr. El mtodo Sm-Nd permite tericamente obtener dataciones de rocas de tres maneras distintas:

Calculando edades convencionales. Construyendo iscronas de minerales o de roca total (mtodo de la iscrona). Mediante el mtodo de las edades modelo.

3.3.2 LIMITACIONES DE LA DATACION RADIOACTIVAEs evidente que la edad calculada proporciona el tiempo de cristalizacin de un mineral o de una roca solamente si: No ha habido perdidas ni ganancias de tomos del elemento padre o del elemento hijo. Si se conoce con exactitud los valores de l y T del elemento utilizado. (Recordamos que es la constante de desintegracin, y t1/2 es el perodo de semidesintegracin del elemento, y su valor es especco para cada elemento al estar en funcin de . Si el mineral o la roca se form en un intervalo de tiempo corto comparado con su edad.

4.CONCLUSIONESLa radio datacin es factible porque el decaimiento radioactivo de un elemento en otro tiene lugar a una velocidad proporcional a su concentracin, existiendo por ello una propiedad de todo elemento radioactivo que es su vida media: el tiempo en que la concentracin de dicho elemento se reduce a la mitad. Las vidas medias de los isotopos radioactivos pueden ser (y han sido) medidas con gran precisin.

Ya que las rocas no se encuentran casi nunca en estado elemental puro, sino que consisten en una serie de diferentes minerales mezclados; es totalmente posible (e incluso es muy probable) que alguna cantidad de plomo existiera junto con el uranio original cuando se form la roca; por lo que los gelogos tienen que encontrar una forma para calcular cunto plomo exista en la roca primigenia, y cuanto de este plomo es radiognico, o producido por el decaimiento radioactivo.La precisin del mtodo potasio a argn proviene de la forma de determinar la cantidad original de elemento hijo presente en la roca primordial, y que elimina la fuente de error del mtodo uranio-plomo. Muchos minerales que contienen potasio forman estructuras cristalinas precisas, con un numero especco de tomos de potasio inmovilizados en lugares especcos. Puesto que el argn es un gas qumicamente inerte, hay muy poca oportunidad de que cualquier tomo de argn que resulte atrapado por el cristal.

Bibligrafa[1] Antonio Ferrer Soria, Fsica nuclear y de partculas. Editorial Universidad de Valencia.[2] Francis W. Sears et al., Fsica Universitaria. Editorial Pearson.[3] Willard F. Libby, Datacion radiocarbonica. Editorial Labor, D.L. 1970.[4] Alan H. Cromer, Fsica para las ciencias. Editorial Reverte.[5] Frederick E. Zeuner, Geocronologa: la datacion del pasado. Editorial Omega.[6] Edward J. Finn, Fisica. Editorial Addison-Weasly Iberoamericana, 1995.

http://www.uncachodeciencia.org/wp-content/uploads/datacionradiactiva.pdf

DATACIONES RADIOMETRICAS

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