Datación de rubidio-estroncio

El método de datación de rubidio-estroncio es una técnica de datación radiométrica utilizada por científicos para determinar la edad de rocas y minerales a partir de su contenido de isótopos específicos de rubidio (⁸⁷ Rb) y estroncio (⁸⁷Sr, ⁸⁶Sr). Uno de los dos isótopos naturales de rubidio, ⁸⁷Rb, se desintegra a ⁸⁷Sr con una vida media de 49,23 mil millones de años. La hija radiogénica, ⁸⁷Sr, producida en este proceso de descomposición es el único de los cuatro isótopos de estroncio naturales que no fue producido exclusivamente por nucleosíntesis estelar antes de la formación del Sistema Solar. Con el tiempo, la descomposición de ⁸⁷Rb aumenta la cantidad de ⁸⁷Sr radiogénico, mientras que la cantidad de otros isótopos de Sr permanece sin cambios.

La relación ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr en una muestra mineral se puede medir con precisión utilizando un espectrómetro de masas. Si se puede determinar la cantidad de isótopos Sr y Rb en la muestra cuando se formó, la edad se puede calcular a partir del aumento de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr. Los diferentes minerales que cristalizaron del mismo fundido silícico tendrán todos el mismo ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr inicial que el fundido original. Sin embargo, debido a que el Rb sustituye al K en los minerales y estos minerales tienen diferentes proporciones K/Ca, los minerales habrán tenido diferentes proporciones iniciales Rb/Sr, y el final ⁸⁷Sr/^{86Sr no habrá aumentado tanto en los minerales más pobres en Rb. Típicamente, Rb/Sr aumenta en el orden plagioclasa, hornblenda, feldespato K, biotita, moscovita. Por lo tanto, dado el tiempo suficiente para la producción significativa (crecimiento interno) de 87Sr radiogénico, los valores medidos de 87Sr/86Sr serán diferentes en los minerales, aumentando en el mismo orden. La comparación de diferentes minerales en una muestra de roca permite a los científicos inferir la relación original 87Sr/86Sr y determinar la edad de la roca.}

Además, el Rb es un elemento altamente incompatible que, durante el derretimiento parcial del manto, prefiere unirse al derretimiento magmático en lugar de permanecer en los minerales del manto. Como resultado, Rb está enriquecido en rocas de la corteza en relación con el manto, y ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr es mayor para la roca de la corteza que para la roca del manto. Esto permite a los científicos distinguir el magma producido por el derretimiento de la roca de la corteza del magma producido por el derretimiento de la roca del manto, incluso si la posterior diferenciación del magma produce una química general similar. Los científicos también pueden estimar a partir de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr cuándo se formó por primera vez la roca de la corteza a partir del magma extraído del manto, incluso si la roca se metamorfoseó posteriormente o incluso se fundió y recristalizó. Esto proporciona pistas sobre la edad de los continentes de la Tierra.

El desarrollo de este proceso fue ayudado por los químicos alemanes Otto Hahn y Fritz Strassmann, quienes luego descubrieron la fisión nuclear en diciembre de 1938.

Ejemplo

Por ejemplo, considere el caso de una roca ígnea como el granito que contiene varios minerales importantes que contienen Sr, incluidos el feldespato plagioclasa, el feldespato K, la hornblenda, la biotita y la moscovita. Cada uno de estos minerales tiene una relación rubidio/estroncio inicial diferente que depende de su contenido de potasio, la concentración de Rb y K en la masa fundida y la temperatura a la que se formaron los minerales. El rubidio sustituye al potasio dentro de la red de minerales a un ritmo proporcional a su concentración dentro de la masa fundida.

El escenario ideal de acuerdo con la serie de reacciones de Bowen vería un fundido de granito que comenzaría a cristalizar un conjunto acumulado de plagioclasa y hornblenda (es decir, tonalita o diorita), que es baja en K (y, por lo tanto, Rb) pero alta en Sr (ya que éste sustituye al Ca), que enriquece proporcionalmente la masa fundida en K y Rb. Esto hace que la ortoclasa y la biotita, ambos minerales ricos en K en los que puede sustituirse el Rb, precipiten. Las relaciones Rb-Sr resultantes y las abundancias de Rb y Sr tanto de las rocas enteras como de los minerales que las componen serán marcadamente diferentes. Esto, por lo tanto, permite que una tasa diferente de Sr radiogénico evolucione en las rocas separadas y sus minerales componentes a medida que avanza el tiempo.

Calcular la edad

La edad de una muestra se determina analizando varios minerales dentro de múltiples submuestras de diferentes partes de la muestra original. La relación ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr para cada submuestra se representa frente a su relación ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr en un gráfica llamada isócrona. Si estos forman una línea recta, entonces las submuestras son consistentes y la edad probablemente confiable. La pendiente de la línea dicta la edad de la muestra.

Dada la ley universal de desintegración radiactiva y la siguiente desintegración de rubidium beta: [{beta ^{-}}]~_{38}^{87}Sr~+e^{-} +{bar {nu }}_{e}}}}" xmlns="http://www.w3.org/1998/Math/MathML">Rb3787→β β − − 3887Sr+e− − +.. ̄ ̄ e{displaystyle {ce {fnK}Rb-Consejo [{beta] - Sí. +{bar {nu }[{beta ^{-}}]~_{38}^{87}Sr~+e^{-} +{bar {nu }}_{e}}}}" aria-hidden="true" class="mwe-math-fallback-image-inline" src="https://wikimedia.org/api/rest_v1/media/math/render/svg/b6eba09521d3696e6810cf558cce4663f8060840" style="vertical-align: -1.005ex; margin-top: -0.415ex; width:25.908ex; height:4.843ex;"/>, obtenemos la expresión que describe el crecimiento de Strontium-87 de la decadencia Rubidium-87:

3887Sr()t)=3887Sr()0)+3787Rb()eλ λ t− − 1),{displaystyle ¿Qué?

λ λ {displaystyle {ce {lambda}}

Sr3886{displaystyle {} {fnK}

87Sr86Sr=()87Sr86Sr)0+87Rb86Sr()eλ λ t− − 1){displaystyle {frac {fnK} {fnK} {f}}}=left({frac} {frac}}} {f}} {fnK}}} {f}} {fnK}} {f}}}}}}=fnfnKf} {f}}}}} {f} {f}}}}}}}}f}}}}}f}}}}}}f}}}f} {f}f}}}}f}f}f}}}}}f}f}}}}}}f}f}}}f}f}fnf}b}fnf}f}b}fnf}f}f}}}}f}fnfnfnf}b}f}f}b}f}}}}}}} {fnK} {fnK} {fnK}} {fnK}}}right)_{0}+{frac}{f} {f}} {fnK}}} {fnK}}} {f} {f}} {f}} {f}}}}f}f}}f}f}}}}}}f}}f}f}f}}f}f}f}f}}f}f}f}f}f}f}f}f}}}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}}}f}f}\f}f}f}f}}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}}}f}} {fnK} {fnMicrosoft Sans Ser}} {fnMicrosoft Sans Ser} {fnMicrosoft Sans Ser} {fnMicrosoft Sans Ser}} {fnK}}}} {fnK}} {f}}} {fnK}}} {fnMicrox}}} {f}} {f}}}} {f}}}}}}f}}}}}}}}}}}}} {f} {f} {f}}} {f}f} {f} {f}}f}}}}}}}}}}}}}}}}}f} {f} {f} {f}}} {f}f}} {f} {f}f}f} {f} {f}f}f}f}f}f}f}}f}f}f}}}}}

Fuentes de error

La datación Rb-Sr se basa en la medición correcta de la proporción Rb-Sr de una muestra de mineral o de roca entera, además de obtener una proporción precisa ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr para la mineral o muestra de roca entera.

Se deben cumplir varias condiciones previas antes de que se pueda considerar que una fecha Rb-Sr representa el tiempo de emplazamiento o formación de una roca.

• El sistema debe haber permanecido cerrado a la difusión de Rb y Sr desde el momento en que la roca se formó o cayó por debajo de la temperatura de cierre (generalmente considerada como 650 °C);
• Los minerales que se toman de una roca para construir un isocro deben haberse formado en equilibrio químico uno con otro o en el caso de sedimentos, ser depositados al mismo tiempo;
• La roca no debe haber sufrido ningún metomatismo que pudiera haber perturbado el sistema Rb-Sr tanto térmica o químicamente

Uno de los principales inconvenientes (y, por el contrario, el uso más importante) de utilizar Rb y Sr para derivar una fecha radiométrica es su movilidad relativa, especialmente en fluidos hidrotermales. Rb y Sr son elementos alcalinos relativamente móviles y, como tales, se mueven con relativa facilidad por los fluidos hidrotermales calientes, a menudo carbonatados, presentes durante el metamorfismo o el magmatismo.

Por el contrario, estos fluidos pueden alterar metasomáticamente una roca, introduciendo nuevos Rb y Sr en la roca (generalmente durante la alteración potásica o la alteración cálcica (albitización). El Rb-Sr se puede usar en la mineralogía alterada para fechar el tiempo de esta alteración, pero no la fecha en que se formó la roca.

Por lo tanto, asignar significado de edad a un resultado requiere estudiar la historia metasomática y térmica de la roca, cualquier evento metamórfico y cualquier evidencia de movimiento de fluidos. Una fecha Rb-Sr que difiere de la de otros geocronómetros puede no ser inútil, puede estar proporcionando datos sobre un evento que no representa la edad de formación de la roca.

Usos

Geocronología

El método de datación Rb-Sr se ha utilizado ampliamente en la datación de meteoritos y rocas terrestres y lunares. Si la cantidad inicial de Sr se conoce o se puede extrapolar, la edad se puede determinar midiendo las concentraciones de Rb y Sr y la relación ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr. Las fechas indican la verdadera edad de los minerales solo si las rocas no han sido alteradas posteriormente.

El concepto importante en el rastreo isotópico es que el Sr derivado de cualquier mineral a través de reacciones de meteorización tendrá el mismo ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr que el mineral. Aunque esta es una fuente potencial de error para las rocas terrestres, es irrelevante para las rocas lunares y los meteoritos, ya que no hay reacciones de meteorización química en esos entornos.

Geoquímica de isótopos

Las relaciones ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr iniciales son una herramienta útil en arqueología, medicina forense y paleontología porque el ⁸⁷Sr/⁸⁶ Sr de un esqueleto, una concha marina o, de hecho, un artefacto de arcilla es directamente comparable con las rocas madre sobre las que se formó o sobre las que vivió el organismo. Por lo tanto, midiendo la relación ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr del día actual (y a menudo la relación ¹⁴³Nd-¹⁴⁴ Nd ratios también) se puede medir la huella geológica de un objeto o esqueleto, lo que permite determinar los patrones de migración.

Estratigrafía de isótopos de estroncio

La estratigrafía de isótopos de estroncio se basa en variaciones reconocidas en la relación ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr del agua de mar a lo largo del tiempo. La aplicación de la estratigrafía de isótopos Sr generalmente se limita a muestras de carbonato para las cuales la curva de agua de mar Sr está bien definida. Esto es bien conocido para la escala de tiempo del Cenozoico pero, debido a la peor conservación de las secuencias de carbonato en el Mesozoico y antes, no se comprende completamente para las secuencias más antiguas.

En secuencias más antiguas, la alteración diagenética combinada con mayores incertidumbres en la estimación de las edades absolutas debido a la falta de superposición entre otros geocronómetros (por ejemplo, U-Th) conduce a mayores incertidumbres en la forma exacta de la curva del agua de mar del isótopo Sr.