El interior de la Tierra. sismología sismología experiencias en laboratorio a alta P y T...

El interior de la TierraEl interior de la Tierra

sismologíasismologíaexperiencias en laboratorio a alta P y Texperiencias en laboratorio a alta P y TEstudio de los meteoritosEstudio de los meteoritosModelos computacionalesModelos computacionalesestudio de los magmasestudio de los magmasEstudios gravimétricos y magnéticosEstudios gravimétricos y magnéticos

sismologíasismologíaexperiencias en laboratorio a alta P y Texperiencias en laboratorio a alta P y TEstudio de los meteoritosEstudio de los meteoritosModelos computacionalesModelos computacionalesestudio de los magmasestudio de los magmasEstudios gravimétricos y magnéticosEstudios gravimétricos y magnéticos

Formación de la TierraFormación de la TierraOrigen de los volcanesOrigen de los volcanesTectónica de placasTectónica de placas

Formación de la TierraFormación de la TierraOrigen de los volcanesOrigen de los volcanesTectónica de placasTectónica de placas

Fuentes de informaciónFuentes de información

ocurre un sismo (falla) la onda sísmica viaja a través de la Tierra permite obtener información de las zonas que atraviesa

ocurre un sismo (falla) la onda sísmica viaja a través de la Tierra permite obtener información de las zonas que atraviesa

Naturaleza de las ondas sísmicasNaturaleza de las ondas sísmicas

depende de las propiedades de los materiales

es mayor en los materiales más rígidos

Aumenta con la profundidad (debido a la mayor presión)

Velocidad e la onda sísmica:

Ondas P : compresionales (más rápidas)

el material vibra hacia adelante y atras

S waves: ondas de cizalla (shear waves) más lentasque las P

vibración transversal a la dirección de propagación

Transmisión de ondas P y S a Transmisión de ondas P y S a través de un sólidotravés de un sólido

Comportamiento de las ondas sísmicas

•La velocidad de propagación depende de la elasticidad y densidad del material

•Dentro de una capa la velocidad aumenta con la profundidad al aumentar la presión y el material volverse más compacto y elástico forming a more compact elastic material

•Las ondas compresionales (P) se transmiten por los sólidos y los líquidos.

Comportamiento de las ondas sísmicas

•En todos los materiales las ondas P viajan más rápido que las S

•Las ondas S, de cizalla (Shear waves) no pueden viajar por los líquidos

•Cuando las ondas pasan de un material a otro se refractan


se refractan cuando atraviesan el límite entre se refractan cuando atraviesan el límite entre dos materiales distintosdos materiales distintos

reflección

refracción


las trayectorias se curvan en profundidad las trayectorias se curvan en profundidad

mayor presíon = mayor velocidadmayor presíon = mayor velocidad

Capas composicionales

Capas mecánicas

corteza 3-70 km

manto -> 2900 km profundidad

núcleo 2900-6370 km prof:

litósfera rígida 0-100 km

astenósfera dúctil, 100-660 km

capa profundidad

corteza

manto

núcleo

Límites entre capas

La corteza

Espesor ~ 30 km (continentes) 3-15 km (océanos)

Composición •similar a granodiorita (continentes)

•predominantemente basalto (océanos)

El “Moho”

Límite entre la corteza y el manto

Descubierto en 1909 por Andrija Mohorovicic

El Manto

Más de 82% de la volumen de la Tierra

Manto superior 0 - 670 kmManto inferior 670-2900 kmregion D” 2600-2900 km

manto

D”D”

Manto superior

Mantoinferior

400 & 670 km“transiciones de fase”

400670

El límite núcleo - manto

Límite entre el manto y el núcleo

Descubierto en 1914 por Beno Gutenberg

mantlemantle

corecore

Core-mantleCore-mantleboundaryboundary

El núcleo fue descubierto por la “zona de sombra”

Ondas S zona de sombra

Ondas P zona de sombra

El núcleo interno

Límite entre el núcleo externo líquido y el núckeo interno sólido

Descubierto en 1936 por Inge Lehman

mantlemantle

corecore

Inner coreInner core

El núcleo internoLehman descubrió la reflección de las ondas sísmicas

Material frío baja

Material caliente sube

Convección en el mantoConvección en el manto

Int.-C.14

W. W. Norton

Minerales

• Que es un mineral?

• Cómo diferenciamos un mineral de un pedazo de madera o un ser vivo ?

• Que es una roca?

Minerales

• Que es un mineral? – Ocurrencia natural (no artificial) – Inorgánico (no parte o producto de un

organismo vivo ) – Solido y con una estructura y composición

química definidas

Minerales vs. Rocas

• Hay aproximadamente 4000 minerales conocidos pero menos de 100 son frecuentes

• Las Rocas son agregados (mezclas) de minerales. Por lo que los minerales son las unidades que componen las rocas

• Cómo se juntan los minerales para formar una roca?

Composición y estructura de los minerales

Combinando elementos para formar minerales

– Como las rocas son agregados de minerales los minerales conservan sus propiedades en las rocas.

– Es posible que dos minerales tengan la misma composición

– Si!

Propiedades de los minerales

• Muchas propiedades permiten reconocer a los minerales – Forma cristalina, brillo, color– Raya, clivaje, dureza– Fractura, peso específico – Gusto, Olor

Minerales formadores de rocas

• Los minerales formadores de rocas más comunes están formados por estos 8 elementos– Oxygeno (O), Silicio (Si), – Aluminio (Al), Calcio (Ca), Sodio (Na), Potasio

(K), – Hierro (Fe), and Magnesio (Mg)

Composición de la Corteza

• Los elementos químicos más abundantes en la corteza son:– Oxygeno (46.6% en peso)

– Silicio (27.7% en peso) Corteza

Silicatos

• Los silicatos, minerales formados por tetraedros silicio oxígeno son los principales formadores de rocas.

• Los silicatos se agrupan en Clases segun como se agrupen los tetraédros Si-O

Grupos de Silicatos

• Olivino – tetraédros independientes (Mg, Fe) • Grupo de los piroxenos – tetraédros en cadenas

(Mg, Fe) • Grupo de los Anfíboles - tetraédros en cadenas

dobles (Mg, Fe, Ca) • Micas - tetraédros en hojas

– Dos tipos comunes de micas: • Biotita (oscura) (K, Mg, Fe, Al),

• Muscovita (clara) (K, Al)

Grupos de Silicatos

• Feldespatos – Redes tridimensionales de tetraédros – Dos tipos comunes de feldespatos:

• Ortoclasa (K, Al)

• Plagioclasa (Ca, Na)

• Cuarzo – red tridimensional de tetraédros (SiO2)

Color de los minerales

• A menudo controlado por elementos cromóforos (Fe, Mn, Cr, Ti, etc ).

No - silicatos

• Principales grupos: – Oxidos (FeO2), Sulfuros (PbS), Sulfatos (CaSO4),

– Haluros, – Elementos "Nativos" (oro),

– Carbonatos (calcita, CaCO3)

Una roca es un

agregado de

minerales

Cuarzo Anfibol Feldespato

Tetraédro silicio – oxígeno

(SiO4)

Arreglo de los tetraédros

Cadena simple Cadena doble Hojas

Pyroxeno Anfíbol Mica

Escala de dureza de MohsEscala de dureza de Mohs10. Diamante 4. Fluorita

9. Corindón 3. Calcita

10. Topacio 2. Yeso

7. Cuarzo 1. Talco

6. Ortoclasa

5. Apatito

Minerales y Rocas

Definiciones

mineral -(1) Un compuesto o elemento naturalQue tiene una estructura interna ordenada, una composición química definida,Estructura y propiedades definidas

(2) Un sólido natural que posee una composición química

definida. (estructura sólida – estructura cristalina)

roca - Los agregados de cristales de uno o más tiposDe minerales que conforman las unidades que componen la corteza terrestre

Composición química de la Tierra

SilicatosEl tetraédro Silicio-Oxygeno

Los minerales pueden identificarse por:

•Color

•Dureza

•Densidad

•Forma cristalina

•Clivaje

Silicatos

Cuarzo

Feldespato Ortoclasa

Mica Muscovita

Hornblenda

Olivino

El Ciclo de las Rocas

Rocas IgneasDefiniciones

magma - Masa parcialmente fundida y móvil producida por la fusión (generalmente parcial) de materiales preexistentes en el manto o la corteza inferior por efecto del calor interno de laTierra

La fusión conlleva a un aumento de voluen que determina el ascenxo de los magmas

lava - magma que accede a la superficie de

laTierra

igneous - de fuego

plutonic - solidificado en profundidad

Derrame de lava. Al enfriarse genera una roca volcánica

Lava AA avanzando sobre lava Paehohe más vieja

(dos tipos de lava basáltica)

Gabbro

Pórfido riolítico

Andesita

Grano grueso

Porfírica

Afanítica

Texturasde rocas igneas

Obsidiana (Vidrio basaltico)

Características de las Rocas Igneas

Granito y Riolita

Basalto

Basalto en lámina delgada

Basalto a partir deperidotitapor fusión parcial

Andesita a partir de

basalto por

Crystalización

Fraccionada

Rocas IgneasSerie de Reacción de Bowen

basalt

graniterhyolite

dioriteandesite

gabbro

IntrusiveExtrusive

Rocas SedimentariasDefiniciones

deposición – deposito de fragmentos de rocas/minerales por parte de cualquier agente de transporte

deposito – Material acumulado por agentes de transporte comoAgua, viento, hielo, etc.

Ambiente deposicional – lugar en el cual la deposición ocurre

La Meteorización de un Granito a un sedimento

Granodiorita meteorizada

Rocas sedimentariasTamaño de grano: La escala Udden-Wentworth

Rocas seimentariasSiliciclasticas

conglomeradoarenisca siltito

brecha

grauvackae

lutita

Rocas SedimentariasCarbonatos y evaporitas

Carbonatos Evaporitas

Rocas sedimentariasQuímicas

CarbonatosBioclastic Limestones

chalkcoquinaCalizas coralinas

limestoneCalizas inorgánicaoolitic limestonetravertinetufa

Evaporitasanhydriteyesosal

coquina

chalk

Caliza oolitica

anhydritaCaSO

4

salNaCl

Ooides en caliza oolitica

Nodulos de Chert caliza

Rocas Metamórficas

Lecture 8II.C.i.b

No metamorfizado -granito

Metamorfizado-Gneiss

Rocas metamórficasMetamorfismo progresivo

Cuarcita

Marmol

Meteorización y Suelos

El ciclo de las rocas

MeteorizaciónTransformación de una roca por procesos

superficiales Meteorización física• Impactos • Acuñado: Hielo, Raices de plantas, cristales de

sales, Expansión de arcillas Meteorización química • Hidaratación e hidrolisis• Oxidación• Disolución y Lavado • Acción biológica

Tasas de meteorización

Meteorización y erosión

diferencial

Superficie especifica y

meteorización

Efectos superficie-volumen

Meteorización esferoidal

Meteorización y disyunción esferoidal

Factores que determinan el tipo de suelo

• Clima

• Vegetación

• Drenaje

• Tiempo

• Material madre – Residual - Transportado

Formación del suelo

Suelos jovenes

• Gran influencia del material parental

Suelos maduros

• Mayor influencia de clima, drenaje y vegetación

Procesos de formación de suelosLavado • K, Mg, Na • Ca • Si • Al, Fe Acumulación• Al, Fe en Climas húmedos • Ca en Climas áridos

Horizontes y perfil del suelo

Horizontes del suelo

• Capas del suelo

• No deposicionales, pero zonas de diferenciación

Perfil de suelo

• Arreglo de capas (horizonte en el suelo de un lugar)

Principales horizontes del suelo • O - Organico (Humus) a menudo ausente• A – Lavado

– K, Mg, Na, remoción de arcilla

• E – Zona lavada - Presente solo en ciertos suelos• B – Acumulación

– Ausente en suelos jovenes– Desarrollado en suelos maduros– Al, Fe, arcilla (humedo)– Si, Ca árido)

• C – Material parental

Limites de formación del sueloBalance entre: • Descenso del nivel de la superficie• Migración hacia abajo de los horizontes del suelo

Si la erosión es rápida o la evolución del suelo es lenta el suelo puede nunca legar a un estadio maduro

Los suelos muy ancianos pueden haber perdido todo lo móvil

“La 7ma Aproximación"

Grado de meteorización y desarrollo del B

Pequeño Ligero Moderado Grande Extremo

Entisols Aridisols

Inceptisols Alfisols

Spodosols Ultisols

Mollisols Oxisols

Suelos definidos por un constituyente especial

Andisols Ceniza Volcanica

Histosols Materia Organica

Vertisols Arcillas suelos automezclantes

Gelisols Suelos en Permafrost

Perfil de suelo típico (Spodosol)

Geocronología

Dataciones

• Bioestratigrafía

• Uso de isótopos radioactivos

• Paleomagnetismo

MMétodos de dataciónétodos de datación absolutaabsoluta

• Todos los métodos de datación absoluta se basan en elementos radioactivos, que se descomponen a un ritmo regular.

• Funcionan como un reloj; si se sabe la cantidad inicial y final se puede conocer el tiempo transcurrido. Para datar hay que medir cantidades muy pequeñas de los isótopos (variedades) radioactivos de diferentes elementos. También es necesario que algún acontecimiento ponga en marcha el reloj; es decir, fije la cantidad inicial del isótopo.

Métodos relativos y absolutos

• Con las técnicas disponibles en la época, los geólogos del siglo XIX sólo podían componer una escala de tiempo relativa. Así, la edad de la Tierra y la duración de las unidades de esta escala permanecieron desconocidas hasta principios del siglo XX. Poco después del descubrimiento de la radiactividad, se desarrollaron los métodos radiométricos de datación. Con ellos, se pudo calibrar la escala relativa de tiempo geológico creando una absoluta

Datación relativa

• La escala relativa se confeccionó aplicando los principios de la estratigrafía. Uno de ellos es la ley de la superposición que establece que, en una sucesión no perturbada de estratos, las capas más jóvenes yacen sobre las más antiguas.

Datación absoluta

• Dendrocronología : – Se basa en la cantidad, la

extensión y la densidad de los anillos anuales de crecimiento de árboles longevos, lo que permite a los dendrocronólogos datar con precisión eventos y estados climáticos de los últimos 2.000 o 3.000 años.

– Análisis de varvas

Datación absoluta

• Datación radiométrica – Las técnicas radiométricas se

desarrollaron después del descubrimiento de la radiactividad en 1896. Los ritmos regulares de desintegración de los elementos radiactivos inestables resultaron ser relojes virtuales en el interior de las rocas terrestres.

Teoría básica • Los elementos radiactivos, como el

uranio (U) y el torio (Th), se desintegran de forma espontánea formando distintos isótopos del mismo elemento (los isótopos son átomos de cualquier elemento que difieren con respecto a él en su masa, pero que poseen sus mismas propiedades químicas y ópticas).

• Esta desintegración se acompaña de la emisión de radiación o partículas (rayos alfa, beta o gamma) desde el núcleo

Decaimiento radioactivo

- dN / dt ~ N - dN / dt = - N donde es la constante de

desintegración. Por integración da :N = N0 e

-t

Vida media: tiempo luego del cual queda solo la mitad del elemento radioactivo

So: N = 0.5 N0, por lo tanto: Thalf = ln 2 / = 0.693 /

N0 = N + D,

N = (N + D) e-t or,

D = N (et - 1)

t = 1 / ln (1 + D/N)

Geocronómetros

Sistema isótopo radioactivo isótopo hijo constante de desintegrac.

Sm-Nd 147Sm 143Nd 6.54 10-12 yr -

1

Rb-Sr 87Rb 87Sr 1.42 10-11 yr -1

U-Pb 235U 207Pb 9.85 10-10 yr -1

238U 207Pb 1.55 10-10 yr -1

K-Ar 40K 40Ar 5.54 10-10 yr -

1

Geocronómetros

Decaimiento simple

• Sm-Nd 143Nd = 147Sm (et –1)

• Rb-Sr 87Sr = 87Rb (et –1)Dos isótopos radioactivos

• U-Pb 207Pb = 235U (et –1)206Pb = 238U (et –1)

Un isótopo radioactivo, dos isótopos radiogénicos hijos

• K-Ar 40Ar = 40K (et –1) e + e’ /

Técnicas Rb – Sr and Sm – Nd

Método de la Isócrona :

D/S = (D/S)i + P/S (et –1)

Recta:A = B + X.C

Sm-Nd 143Nd = 147Sm (et –1)

Rb-Sr 87Sr = 87Rb (et –1)

Sm-Nd: 143Nd/ 144Nd = (143Nd/ 144Nd)i + 147Sm / 144Nd (et –1)

Rb-Sr: 87Sr/ 86Sr = (87Sr / 86Sr)i + 87Rb / 86Sr (et –1)

Técnica U-Pb

Es una técnica geocronológica con una constante de desintegración conocida con muy buena exactitud

Puede ser aplicada a minerales magmáticos y metamórficos como zircon, monazita, xenotima y esfeno (titanita) que son resistentesfrente a la alteración

Datación U/Pb

206Pb = 206Pbi + 238U (e’t – 1)

207Pb = 207Pbi + 235U (e’’t – 1)

Series de desintegración:

235U 7, 5 207Pb

238U 8, 6 206Pb

Datación U/Pb

206Pb* /238U = (e’t – 1)

207Pb* /235U = (e’’t – 1)

Por que 235U/238U = 1 / 137.88

207Pb* / 206Pb* = 235U/238U * (e’’t – 1) / (e’t – 1)

Diagrama de Concordia

Los resultados concordantes indican comportamiento cerrado del sistema

edad 207Pb/206Pbes señalada

Diagrama de Concordia

Los resulatdos concordantes indican comportamiento cerrado del sistemaLa Monazita muestra cierto exceso de plomo

= dn/dt . A Y / (f N0)

dn / dt : measured activity (dps/gK)A : atomic weight natural Kf : adundance of 40K (0.0001167)N0 : Avogadro’s number, 6.02252 . 1023

atoms/moleY : average solar year in sec.

two daughter isotopes: 40Ca and 40Ar

activity of 40K (d/dt)

ec 5.0

(d / sec per gram K)

Decaimiento dual del 40K

’s 40K 10-10 per annum

ee'total 5.543 thalf 1.250

annum = dn/dt . A Y / (f N0)

dn / dt : measured activity (dps/gK)A : atomic weight natural Kf : adundance of 40K (0.0001167)N0 : Avogadro’s number, 6.02252 . 1023

atoms/moleY : average solar year in sec.

Decaimiento dual del 40K

Ecuación de edad para el decaimiento dual de 40K

40Ar* + 40Ca = 40K (et – 1)

40Ar* = e + e’ / 40K (et – 1) and

40Ca* = / 40K (et – 1)

t = 1/ ln (40Ar*/40K . /(e + e’) + 1)

Datación 40Ar/39Ar :

Activación neutrónica antes de la medida, usando un reactor nuclear

2 < n < 7 MeV neutrons 39K + n 39Ar + p c[39Ar] = f ( c[39K]) Por que 40K/39K = C en materiales del sistema solar, c[39Ar] = f (c[40K])

La ecuación de edad modificada para la datación 40Ar/39Ar

t = 1/ ln (40Ar*/40K . /(e + e’) + 1)

40Ar* = e + e’ / . 40K (et – 1)

39Ar = 39K . T . d

donde T : duración de la irradiación nutrónica

: flujo de neutrones como funcion del flujo de energía

: sección, i.e. una medida de la habilidad del núcleo para interactuar como función de la energía del neutrón

Ecuación de edad modificada para datación 40Ar/39Ar

40Ar*/39Ar = 40K/39K . e + e’ / 1T . (et – 1)/d

Define un parámetro de irradiación J:

J = 39K/40K . e + e’ . T . d39K/40K = constante

e + e’ = constanteT . dpue ser elegido por el operador 40Ar*/39Ar = (et – 1) / J t = 1/ ln (40Ar*/39Ar . J + 1)

Ecuación de edad modificada para datación 40Ar/39Ar

La forma más fácil de cuantificar J es asumir que Jsample = Jstandard

J = (et’ – 1) / (40Ar*/39Ar)standard

Donde t’ = es la edad del standard.

La mayor parte de la investigación reciente se ocupa de la precisión de los estándares y la exactitud de

Ventajas de la datación 40Ar/39Ar :

No hay división de la muestra, por lo tanto mayor exactitud.

La edad de la información se obtiene directamente de la relación 40Ar/39Ar, por lo quela precisión anal´pitica es mayor.

Menores cantidades: 1) datación de cristal único, y 2) datación por spot fusion

El calentamiento incremental permite porbar el supuesto de sistema cerrado.

Desventajas de la datación 40Ar/39Ar :

• Las muestras son radioactivas. El laboratorio necesita una licencia para manejar y almacenar este tipo de material.

• La activación neutronica es no-selectiva. Interferencia de los isótopos de argon derivados de otros nuclideos, i.e. 40Ca and 42Ca, 40K, 35Cl y 37Cl.

Estándares para datación K-Ar

Los estándares comunmente usados son minerales ricos en K,que tienen contenidos reproducibles de K y 40Ar , y relaciones 40Ar*/40Aratmospheric favorables.

Para datación K-Ar : biotita (GA1550, SB-3 FCT, Hdb-1)Hornblenda (MMHb-1, 3Gr, 77-600).

Para datación 40Ar/39Ar :sanidina (FC, TCR, DRA).

La sanidina tiene alto punto de fusión y da un fundido viscoso, lo que la hace poco adecuada como estándar para dataciónK-Ar.

Estándares para datación K-Ar Determinación de K :

Soluciones de concentración conocida en K. El error analítico es generalmente ~0.5 %.

Determinación de Ar:paso 1. Medición precisa de un pequeño volumen de Ar y expansiónen un reservorio de volumen conocido, conectado a una pipeta. De este modo conocemos la intensidad de haz de una cantidad conocida de argón.

paso 2. Medida de la intensidad del haz del gas trazador (comunmente gas 38Ar puro) contra la intensidad del 40Ar del aire de la pipeta.

step 3. Medida de la intensidad del haz de 40Ar del mineral estándar

contra la intensidad conocida del gas 38Ar trazador.

Estándares para datación K-ArAhora tenemos un mineral con concentración de K conocida y de 40Ar* conocida. A partir de esta información y la constante de desintegración podemos calcular la edad absoluta de el estándar primario K-Ar . El error analítico total en la edad del estándar se vuelve ca. 1%.

El error intr{inseco total del método K-Ar es el error analítico en la determinación de la edad más el error en las abundancias naturales de 40K (0.34%), y el valr medido de (0.02%). Entonces para un an{alisis K-Ar los errores asumidos usando los valores antes mencionados serán: Error =

Factores de corrección en 40Ar/39Ar

40K + n 40Ar + p40Ca + n 36Ar + n40Ca + n 37Ar + 37Cl( = 35.1 días)42K + n 39Ar + 39K( = 269 a)35Cl + n 36Cl 36Ar ( = 30,000 a)37Cl + n 38Cl 38Ar ( = 37.3 min)

Facores de corrección en 40Ar/39ArLas reacciones isotópicas que interfieran sonncuantificadas usando sales de edad cero: CaF2 y K2SO4.

Presentación de los datos e interpretación

1. Las constantes de desintegración deben ser conocidas y constantes en el tiempoEn términos de tests geológicos: en sistemas perfectamente preservados las diferentes técnicas deberían dar resultados indistiguibles. La constancia de las tasas de desintegración está bien documentada. Dado que el decaimiento radioactivo es un proceso que ocurre en el núcleo, pocas fuerzas influencian. 2. El mineral fue un sistema cerrado respecto a K and Ar a lo largo del tiempo.Usando tecnicas de calentameinto incremental 40Ar/39Ar se puede tener un test interno para sistema cerrado/abierto usando espectros de edad e isocronas


3. El 40Ar no estaba presente en el momento de la cristalización de la roca o mineral.

Supuestos 2 y 3 no necesitan ser chequeados en cada projecto


Análisis múltiples de una misma muestra son ploteados

• Fusions simples múltiples• Experiencias de calentameinto incremental.


Las relaciones 39Ar/37Ar contienen información sobre la rel. K/Ca de la meustra.

Las relaciones 39Ar/38Ar contienen información sobre la rel. K/Cl de la meustra.


El análisis de la Isocrona permite probar la consistencia de los datosy el supuesto de que todo el argón no radiogénico es modernoy atmosférico


Otra forma de representar los datos de múltiples análisis es un ploteo probablístico.

Cierre isotópico

% 39Ar

age Exceso de diffusion de40Ar en los cristales

Diffusion de

40Ar radiogénico desde los cristales

Sin disturbar

Cierre isotópico

Difusión desde una esfera sólida (Crank, 1975) :

F= 1 – 6/2 1/n2 exp (-Dn2 2 t/a2); (n = 1 )

Erquaciones análogas existen para otrasgeometrías

Cierre isotópicoEn un sistema en enfriamiento hay una transición de sistema abierto(los isótopos radiogenicosdifunden hacia afuera) a cerrado (los isótopos radiogenicos seAcumulan)

Definición:La Temperatura de cierre deun mineral es la temperatura

del sistema a su edad aparente

Cierre isotópicoCierre isotópico (Dodson, 1973):

Tc = R / (E ln (A t Do / a2))-1

Donde:A es un factor geométrico apropiado para la difusión desde una esfera, un cilindro, o un cuerpo tabular. E es la energía de activación del proceso de difusiónDo / a2 es la tasa de difusión.

t es una medida de latasa de enfriameinto del sistema:

t = -R T2 /(E dT/dt)

Cierre isotópicoCómo relacionar temperatura de cierre con p-T y exhumación

Curva de enfriameinto

Edad de enfriameinto

Geoterma

Curva de exhumación

Cierre isotópicoCómo relacionar temperatura de cierrecon p-T y exhumación?Recordar que en un orógeno activo la geoterma puede estar disturbado

Cierre isotópico

Mineral método temperatura (oC) método

Zircon U-Pb >1000 PTGranate U-Pb 800 PTAllanita U-Pb 750 PTMonazita U-Pb 750 PTGranate Sm-Nd 600 PTEsfeno U-Pb 600 PTHornblenda K-Ar 550 DifMuscovita Rb-Sr 500 PTMuscovita K-Ar 420 DifBiotita K-Ar 330 DifMicroclina K-Ar 240-170 DifPT: intercalibrado de termobarometría

Dif: calculado de la ecuación de temperatura de cierre

Cierre isotópico

14 C• Las técnicas de datación con

radiocarbono, desarrolladas en un primer momento por el químico estadounidense Willard Frank Libby y sus colaboradores de la Universidad de Chicago en 1947, suelen ser útiles para la datación en arqueología, antropología, oceanografía, edafología, climatología y geología reciente.

• Es el primer método radiométrico que se inventó se basa en el Carbono 14, pero sólo alcanza los 45.000 años de antigüedad. Con otros elementos se pueden datar yacimientos más antiguos.

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