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La datación radiométrica , radiactiva o radioisotópica es una técnica que se utiliza para fechar materiales como rocas o carbono , en la que se incorporaron de forma selectiva trazas de impurezas radiactivas en el momento de su formación. El método compara la abundancia de un isótopo radiactivo natural dentro del material con la abundancia de sus productos de desintegración , que se forman a una tasa constante conocida de desintegración. [1] El uso de la datación radiométrica fue publicado por primera vez en 1907 por Bertram Boltwood [2] y ahora es la principal fuente de información sobre laedad absoluta de las rocas y otras características geológicas , incluida la edad de las formas de vida fosilizadas o la edad de la Tierra misma, y ​​también se puede utilizar para fechar una amplia gama de materiales naturales y artificiales .

Junto con los principios estratigráficos , los métodos de datación radiométrica se utilizan en geocronología para establecer la escala de tiempo geológico . [3] Entre las técnicas más conocidas se encuentran la datación por radiocarbono , la datación por potasio-argón y la datación por uranio-plomo . Al permitir el establecimiento de escalas de tiempo geológicas, proporciona una fuente importante de información sobre las edades de los fósiles y las tasas deducidas de cambio evolutivo . La datación radiométrica también se utiliza para fechar materiales arqueológicos , incluidos artefactos antiguos.

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

Fundamentos

Desintegración radiactiva

Ejemplo de una cadena de desintegración radiactiva de plomo-212 ( 212 Pb) a plomo-208 ( 208 Pb). Cada nucleido padre se desintegra espontáneamente en un nucleido hijo (el producto de la desintegración ) a través de un decaimiento α o una β - caries . El producto de desintegración final, plomo-208 ( 208 Pb), es estable y ya no puede sufrir desintegración radiactiva espontánea.

Toda la materia ordinaria está formada por combinaciones de elementos químicos , cada uno con su propio número atómico , que indica el número de protones en el núcleo atómico . Además, los elementos pueden existir en diferentes isótopos , y cada isótopo de un elemento difiere en el número de neutrones en el núcleo. Un isótopo particular de un elemento particular se llama nucleido . Algunos nucleidos son inherentemente inestables. Es decir, en algún momento, un átomo de tal nucleido sufrirá una desintegración radiactiva.y transformarse espontáneamente en un nucleido diferente. Esta transformación se puede lograr de varias formas diferentes, incluida la desintegración alfa (emisión de partículas alfa ) y la desintegración beta ( emisión de electrones , emisión de positrones o captura de electrones ). Otra posibilidad es la fisión espontánea en dos o más nucleidos.

Si bien el momento en el que un núcleo en particular se desintegra es impredecible, una colección de átomos de un núclido radiactivo se desintegra exponencialmente a una velocidad descrita por un parámetro conocido como vida media , que generalmente se expresa en unidades de años cuando se habla de técnicas de datación. Una vez transcurrida la semivida, la mitad de los átomos del nucleido en cuestión se habrán desintegrado en un nucleido "hijo" o producto de desintegración . En muchos casos, el nucleido hijo en sí mismo es radiactivo, lo que da como resultado una cadena de desintegración., terminando finalmente con la formación de un nucleido hijo estable (no radiactivo); cada paso de dicha cadena se caracteriza por una vida media distinta. En estos casos, por lo general, la vida media de interés en la datación radiométrica es la más larga de la cadena, que es el factor limitante de la velocidad en la transformación final del nucleido radiactivo en su hija estable. Los sistemas isotópicos que se han explotado para la datación radiométrica tienen vidas medias que van desde sólo unos 10 años (p. Ej., Tritio ) a más de 100 mil millones de años (p. Ej., Samario-147 ). [4]

Para la mayoría de los nucleidos radiactivos, la vida media depende únicamente de las propiedades nucleares y es esencialmente constante. [5] Esto se conoce porque las constantes de desintegración medidas por diferentes técnicas dan valores consistentes dentro de los errores analíticos y las edades de los mismos materiales son consistentes de un método a otro. No se ve afectado por factores externos como la temperatura , la presión , el entorno químico o la presencia de un campo magnético o eléctrico . [6] [7] [8] Las únicas excepciones son los nucleidos que se descomponen por el proceso de captura de electrones, como el berilio-7 , el estroncio-85 y el circonio-89., cuya tasa de desintegración puede verse afectada por la densidad electrónica local. Para todos los demás nucleidos, la proporción del nucleido original con respecto a sus productos de desintegración cambia de forma predecible a medida que el nucleido original se desintegra con el tiempo.

Esta previsibilidad permite que las abundancias relativas de nucleidos relacionados se utilicen como reloj para medir el tiempo desde la incorporación de los nucleidos originales en un material hasta el presente. La naturaleza nos ha proporcionado convenientemente nucleidos radiactivos que tienen vidas medias que van desde considerablemente más largas que la edad del universo hasta menos de un zeptosegundo . Esto permite medir una amplia gama de edades. Los isótopos con vidas medias muy largas se denominan "isótopos estables" y los isótopos con vidas medias muy cortas se conocen como "isótopos extintos".

Determinación constante de decaimiento

La constante de desintegración radiactiva, la probabilidad de que un átomo se desintegra por año, es la base sólida de la medición común de la radiactividad. La exactitud y precisión de la determinación de una edad (y la vida media de un nucleido) depende de la exactitud y precisión de la medición de la constante de desintegración. [9]El método en crecimiento es una forma de medir la constante de desintegración de un sistema, que implica la acumulación de nucleidos hijos. Desafortunadamente, para los nucleidos con altas constantes de descomposición (que son útiles para fechar muestras muy antiguas), se requieren largos períodos de tiempo (décadas) para acumular suficientes productos de descomposición en una sola muestra para medirlos con precisión. Un método más rápido implica el uso de contadores de partículas para determinar la actividad alfa, beta o gamma y luego dividirla por el número de nucleidos radiactivos. Sin embargo, es difícil y costoso determinar con precisión el número de nucleidos radiactivos. Alternativamente, las constantes de desintegración se pueden determinar comparando datos de isótopos de rocas de edad conocida. Este método requiere que al menos uno de los sistemas de isótopos se calibre con mucha precisión, como el sistema Pb-Pb.

Precisión de la datación radiométrica

Espectrómetro de masas de ionización térmica utilizado en datación radiométrica.

La ecuación básica de la datación radiométrica requiere que ni el nucleido padre ni el producto hijo puedan entrar o salir del material después de su formación. Deben tenerse en cuenta los posibles efectos de confusión de la contaminación de los isótopos padre e hijo, al igual que los efectos de cualquier pérdida o ganancia de tales isótopos desde que se creó la muestra. Por lo tanto, es esencial tener la mayor cantidad de información posible sobre el material que se está fechando y verificar posibles signos de alteración . [10]La precisión aumenta si se toman medidas en varias muestras de diferentes ubicaciones del cuerpo rocoso. Alternativamente, si se pueden fechar varios minerales diferentes de la misma muestra y se supone que están formados por el mismo evento y estaban en equilibrio con el yacimiento cuando se formaron, deberían formar una isócrona . Esto puede reducir el problema de la contaminación . En la datación de uranio-plomo , se utiliza el diagrama de concordia que también reduce el problema de la pérdida de nucleidos. Finalmente, puede ser necesaria la correlación entre diferentes métodos de datación isotópica para confirmar la edad de una muestra. Por ejemplo, se determinó que la edad de los gneises Amitsoq del oeste de Groenlandia era de 3,60 ± 0,05 Ga(hace mil millones de años) usando la datación por uranio-plomo y 3.56 ± 0.10 Ga (hace mil millones de años) usando la datación por plomo-plomo, resultados que son consistentes entre sí. [11] : 142–143

La datación radiométrica precisa generalmente requiere que el padre tenga una vida media lo suficientemente larga como para estar presente en cantidades significativas en el momento de la medición (excepto como se describe más adelante en "Fechado con radionucleidos extintos de vida corta"), la vida media de el padre se conoce con precisión y se produce una cantidad suficiente del producto secundario para medirlo y distinguirlo con precisión de la cantidad inicial del producto secundario presente en el material. Los procedimientos utilizados para aislar y analizar los nucleidos padre e hijo deben ser precisos y exactos. Esto normalmente implica espectrometría de masas de relación de isótopos . [12]

La precisión de un método de datación depende en parte de la vida media del isótopo radiactivo involucrado. Por ejemplo, el carbono 14 tiene una vida media de 5.730 años. Después de que un organismo ha estado muerto durante 60.000 años, queda tan poco carbono 14 que no se puede establecer una datación precisa. Por otro lado, la concentración de carbono 14 cae tan abruptamente que la edad de restos relativamente jóvenes se puede determinar con precisión dentro de unas pocas décadas. [13]

Temperatura de cierre

La temperatura de cierre o temperatura de bloqueo representa la temperatura por debajo de la cual el mineral es un sistema cerrado para los isótopos estudiados. Si un material que rechaza selectivamente el nucleido hijo se calienta por encima de esta temperatura, cualquier nucleido hijo que se haya acumulado con el tiempo se perderá por difusión., restableciendo el "reloj" isotópico a cero. A medida que el mineral se enfría, la estructura cristalina comienza a formarse y la difusión de isótopos es menos fácil. A una cierta temperatura, la estructura cristalina se ha formado lo suficiente para evitar la difusión de isótopos. Por lo tanto, una roca ígnea o metamórfica o fundido, que se está enfriando lentamente, no comienza a exhibir una desintegración radiactiva mensurable hasta que se enfría por debajo de la temperatura de cierre. La edad que puede calcularse mediante datación radiométrica es, por tanto, el momento en el que la roca o mineral se enfrió hasta la temperatura de cierre. [14] [15] Esta temperatura varía para cada mineral y sistema isotópico, por lo que un sistema puede estar cerrado para un mineral pero abiertoPor otro. La datación de diferentes minerales y / o sistemas de isótopos (con diferentes temperaturas de cierre) dentro de la misma roca puede, por lo tanto, permitir el seguimiento de la historia térmica de la roca en cuestión con el tiempo y, por lo tanto, la historia de los eventos metamórficos puede conocerse en detalle. Estas temperaturas se determinan experimentalmente en el laboratorio reajustando artificialmente los minerales de muestra utilizando un horno de alta temperatura. Este campo se conoce como termocronología o termocronometría.

La ecuación de la edad

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

La expresión matemática que relaciona la desintegración radiactiva con el tiempo geológico es [14] [16]

D * = D 0 + N ( t ) ( e λt - 1)

donde

t es la edad de la muestra,
D * es el número de átomos del isótopo hijo radiogénico en la muestra,
D 0 es el número de átomos del isótopo hijo en la composición original o inicial,
N (t) es el número de átomos del isótopo padre en la muestra en el tiempo t (el presente), dado por N ( t ) = N o e - λt , y
λ es la constante de desintegración del isótopo principal, igual a la inversa de la vida media radiactiva del isótopo principal [17] multiplicado por el logaritmo natural de 2.

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

Para calcular la edad, se supone que el sistema está cerrado (ni los isótopos padre ni hijo se han perdido del sistema), D 0 debe ser despreciable o se puede estimar con precisión, λ se conoce con alta precisión y uno tiene datos precisos. y mediciones precisas de D * y N ( t ).

La ecuación anterior utiliza información sobre la composición de los isótopos padre e hijo en el momento en que el material que se está probando se enfrió por debajo de su temperatura de cierre . Esto está bien establecido para la mayoría de los sistemas isotópicos. [15] [18] Sin embargo, la construcción de una isócrona no requiere información sobre las composiciones originales, utilizando simplemente las proporciones actuales de los isótopos padre e hijo a un isótopo estándar. Se utiliza una gráfica isócrona para resolver gráficamente la ecuación de la edad y calcular la edad de la muestra y la composición original.

Métodos modernos de citas

La datación radiométrica se ha llevado a cabo desde 1905 cuando fue inventada por Ernest Rutherford como un método mediante el cual se podría determinar la edad de la Tierra . En el siglo transcurrido desde entonces, las técnicas se han mejorado y ampliado enormemente. [17] La datación ahora se puede realizar en muestras tan pequeñas como un nanogramo usando un espectrómetro de masas . El espectrómetro de masas se inventó en la década de 1940 y comenzó a utilizarse en la datación radiométrica en la década de 1950. Opera generando un haz de átomos ionizados a partir de la muestra bajo prueba. Luego, los iones viajan a través de un campo magnético, que los desvía hacia diferentes sensores de muestreo, conocidos como " copas de Faraday ".", dependiendo de su masa y nivel de ionización. Al impactar en las copas, los iones establecen una corriente muy débil que se puede medir para determinar la tasa de impactos y las concentraciones relativas de diferentes átomos en los haces.

Método de datación por uranio-plomo

Un diagrama de concordia como se usa en la datación de uranio-plomo , con datos del cinturón de Pfunze , Zimbabwe . [19] Todas las muestras muestran pérdida de isótopos de plomo, pero la intersección del errorchron (línea recta a través de los puntos de muestra) y la concordia (curva) muestra la edad correcta de la roca. [15]

La datación radiométrica de uranio-plomo implica el uso de uranio-235 o uranio-238 para fechar la edad absoluta de una sustancia. Este esquema se ha perfeccionado hasta el punto de que el margen de error en las fechas de las rocas puede ser tan bajo como menos de dos millones de años en dos mil quinientos millones de años. [20] [21] Se ha logrado un margen de error de 2 a 5% en rocas mesozoicas más jóvenes. [22]

La datación de uranio-plomo a menudo se realiza en el mineral circón (ZrSiO 4 ), aunque se puede usar en otros materiales, como baddeleyita y monacita (ver: geocronología de monacita ). [23] El circón y la baddeleyita incorporan átomos de uranio en su estructura cristalina como sustitutos del circonio , pero rechazan fuertemente el plomo. El circón tiene una temperatura de cierre muy alta, es resistente a la intemperie mecánica y es muy químicamente inerte. El circón también forma múltiples capas de cristal durante los eventos metamórficos, cada una de las cuales puede registrar una edad isotópica del evento. El análisis de microhaz in situ se puede lograr mediante láser ICP-MSo técnicas SIMS . [24]

Una de sus grandes ventajas es que cualquier muestra proporciona dos relojes, uno basado en la desintegración del uranio-235 a plomo-207 con una vida media de aproximadamente 700 millones de años, y otro basado en la desintegración del uranio-238 a plomo-206 con media -vida de aproximadamente 4.5 mil millones de años, que proporciona una verificación cruzada incorporada que permite la determinación precisa de la edad de la muestra, incluso si se ha perdido parte del plomo. Esto se puede ver en el diagrama de concordia, donde las muestras se trazan a lo largo de un errorchron (línea recta) que se cruza con la curva de concordia a la edad de la muestra.

Método de datación por samario-neodimio

Esto implica la desintegración alfa de 147 Sm a 143 Nd con una vida media de 1,06 x 10 11 años. Se pueden alcanzar niveles de precisión de veinte millones de años en edades de dos mil quinientos millones de años. [25]

Método de datación por potasio-argón

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

Método de datación por rubidio-estroncio

Esto se basa en la desintegración beta del rubidio-87 en estroncio-87 , con una vida media de 50 mil millones de años. Este esquema se utiliza para fechar antiguas rocas ígneas y metamórficas , y también se ha utilizado para fechar muestras lunares . Las temperaturas de cierre son tan altas que no son motivo de preocupación. La datación con rubidio-estroncio no es tan precisa como el método con uranio-plomo, con errores de 30 a 50 millones de años para una muestra de 3 mil millones de años. La aplicación del análisis in situ (ICP-MS de ablación láser) dentro de granos de un solo mineral en fallas ha demostrado que el método Rb-Sr se puede utilizar para descifrar episodios de movimiento de fallas. [26]

Método de datación de uranio-torio

Una técnica de datación de relativamente corto alcance se basa en la desintegración del uranio-234 en torio-230, una sustancia con una vida media de unos 80.000 años. Se acompaña de un proceso hermano, en el que el uranio-235 se desintegra en protactinio-231, que tiene una vida media de 32.760 años.

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

Método de datación por radiocarbono

Las piedras de Ale en Kåseberga, a unos diez kilómetros al sureste de Ystad , Suecia , fueron datadas en 56 EC utilizando el método de carbono-14 en material orgánico encontrado en el sitio. [27]

La datación por radiocarbono también se denomina simplemente datación por carbono-14. El carbono 14 es un isótopo radiactivo del carbono, con una vida media de 5.730 años [28] [29] (que es muy corta en comparación con los isótopos anteriores) y se desintegra en nitrógeno. [30] En otros métodos de datación radiométrica, los isótopos parentales pesados ​​se produjeron por nucleosíntesis en supernovas, lo que significa que cualquier isótopo parental con una vida media corta ya debería estar extinto. Sin embargo, el carbono 14 se crea continuamente a través de colisiones de neutrones generados por rayos cósmicos con nitrógeno en la atmósfera superior y, por lo tanto, permanece en un nivel casi constante en la Tierra. El carbono-14 termina como un componente traza en la atmósfera.dióxido de carbono (CO 2 ).

Una forma de vida basada en carbono adquiere carbono durante su vida. Las plantas lo adquieren a través de la fotosíntesis y los animales lo adquieren del consumo de plantas y otros animales. Cuando un organismo muere, deja de absorber carbono 14 nuevo y el isótopo existente se desintegra con una vida media característica (5730 años). La proporción de carbono 14 que queda cuando se examinan los restos del organismo proporciona una indicación del tiempo transcurrido desde su muerte. Esto hace que el carbono 14 sea un método de datación ideal para fechar la edad de los huesos o los restos de un organismo. El límite de datación por carbono 14 se sitúa entre 58.000 y 62.000 años. [31]

La tasa de creación de carbono-14 parece ser aproximadamente constante, ya que las comprobaciones cruzadas de la datación por carbono-14 con otros métodos de datación muestran que da resultados consistentes. Sin embargo, las erupciones locales de volcanes u otros eventos que emiten grandes cantidades de dióxido de carbono pueden reducir las concentraciones locales de carbono-14 y dar fechas inexactas. Las emisiones de dióxido de carbono a la biosfera como consecuencia de la industrialización también han reducido la proporción de carbono 14 en un pequeño porcentaje; a la inversa, la cantidad de carbono-14 se incrementó mediante las pruebas de bombas nucleares sobre el suelo que se llevaron a cabo a principios de la década de 1960. Además, un aumento en el viento solar o el campo magnético de la Tierra. por encima del valor actual deprimiría la cantidad de carbono-14 creado en la atmósfera.

Método de datación por huellas de fisión

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

Esto implica la inspección de una rodaja pulida de un material para determinar la densidad de las marcas de "huellas" dejadas en él por la fisión espontánea de las impurezas de uranio-238. Es necesario conocer el contenido de uranio de la muestra, pero eso se puede determinar colocando una película de plástico sobre la rodaja pulida del material y bombardeándola con neutrones lentos . Esto provoca la fisión inducida de 235 U, en contraposición a la fisión espontánea de 238 U. Las huellas de fisión producidas por este proceso quedan registradas en la película plástica. El contenido de uranio del material se puede calcular a partir del número de pistas y el flujo de neutrones .

Este esquema tiene aplicación en una amplia gama de fechas geológicas. Para fechas de hasta unos pocos millones de años , es mejor utilizar micas , tectitas (fragmentos de vidrio de erupciones volcánicas) y meteoritos. Los materiales más antiguos se pueden fechar con circón , apatita , titanita , epidota y granate que tienen una cantidad variable de contenido de uranio. [32] Debido a que las huellas de fisión se curan con temperaturas superiores a 200 ° C, la técnica tiene limitaciones y ventajas. La técnica tiene aplicaciones potenciales para detallar la historia térmica de un depósito.

Método de datación con cloro-36

Se produjeron grandes cantidades de 36 Cl (vida media ~ 300 ky) por lo demás raros por irradiación de agua de mar durante las detonaciones atmosféricas de armas nucleares entre 1952 y 1958. El tiempo de residencia de 36 Cl en la atmósfera es de aproximadamente 1 semana. Por lo tanto, como marcador de eventos del agua de la década de 1950 en el suelo y el agua subterránea, el 36 Cl también es útil para fechar aguas menos de 50 años antes del presente. El 36 Cl se ha utilizado en otras áreas de las ciencias geológicas, incluida la datación del hielo y los sedimentos.

Métodos de datación por luminiscencia

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

Estos métodos pueden usarse para fechar la edad de una capa de sedimento, ya que las capas depositadas en la parte superior evitarían que los granos se "blanqueen" y reajusten con la luz solar. Los fragmentos de cerámica se pueden fechar desde la última vez que experimentaron un calor significativo, generalmente cuando fueron cocidos en un horno.

Otros métodos

Otros métodos incluyen:

  • Argón-argón (Ar-Ar)
  • Yodo – xenón (I – Xe)
  • Lantano – bario (La – Ba)
  • Plomo – plomo (Pb – Pb)
  • Lutecio-hafnio (Lu-Hf)
  • Potasio-calcio (K-Ca)
  • Renio-osmio (Re-Os)
  • Uranio – uranio (U – U)
  • Criptón – criptón (Kr – Kr)
  • Berilio ( 10 Be- 9 Be) [33]

Datación con productos de desintegración de radionucleidos extintos de corta duración

La datación radiométrica absoluta requiere que una fracción medible del núcleo principal permanezca en la roca de muestra. Para las rocas que se remontan al comienzo del sistema solar, esto requiere isótopos parentales de vida extremadamente larga, lo que hace que la medición de las edades exactas de dichas rocas sea imprecisa. Para poder distinguir las edades relativas de las rocas de un material tan antiguo y obtener una mejor resolución temporal que la disponible en los isótopos de vida larga, se pueden usar isótopos de vida corta que ya no están presentes en la roca. [34]

Al comienzo del sistema solar, había varios radionucleidos de vida relativamente corta como 26 Al, 60 Fe, 53 Mn y 129 I presentes dentro de la nebulosa solar. Estos radionucleidos, posiblemente producidos por la explosión de una supernova, están extintos hoy, pero sus productos de desintegración pueden detectarse en material muy antiguo, como el que constituye los meteoritos . Midiendo los productos de desintegración de radionucleidos extintos con un espectrómetro de masasy usando isochronplots, es posible determinar edades relativas de diferentes eventos en la historia temprana del sistema solar. Los métodos de datación basados ​​en radionucleidos extintos también se pueden calibrar con el método U-Pb para dar edades absolutas. Por tanto, se puede obtener tanto la edad aproximada como una resolución de tiempo alta. Generalmente, una vida media más corta conduce a una resolución de tiempo más alta a expensas de la escala de tiempo.

El cronómetro 129 I - 129 Xe

129
I
 beta-decae a 129
Xe
con una vida media de 16 millones de años. El cronómetro yodo-xenón [35] es una técnica isócrona. Las muestras se exponen a neutrones en un reactor nuclear. Esto convierte el único isótopo estable de yodo (127
I
) en 128
Xe
 a través de la captura de neutrones seguida de la desintegración beta (de 128
I
). Después de la irradiación, las muestras se calientan en una serie de pasos y se analiza la firma isotópica de xenón del gas desprendido en cada paso. Cuando un consistente129
Xe
/128
Xe
 La relación se observa en varios pasos de temperatura consecutivos, se puede interpretar como correspondiente a un momento en el que la muestra dejó de perder xenón.

Las muestras de un meteorito llamado Shallowater generalmente se incluyen en la irradiación para monitorear la eficiencia de conversión de 127
I
 para 128
Xe
. La diferencia entre lo medido129
Xe
/128
Xe
 proporciones de la muestra y Shallowater corresponde a las diferentes proporciones de 129
I
/127
I
cuando cada uno dejó de perder xenón. Esto, a su vez, corresponde a una diferencia en la edad de cierre en el sistema solar temprano.

El cronómetro 26 Al - 26 Mg

Otro ejemplo de datación por radionúclidos extintos de corta duración es la 26Alabama - 26
Mg
cronómetro, que se puede utilizar para estimar las edades relativas de los cóndrulos .26
Alabama
 decae a 26
Mg
con una vida media de 720 000 años. La datación es simplemente una cuestión de encontrar la desviación de la abundancia natural de26
Mg
 (el producto de 26
Alabama
 desintegración) en comparación con la relación de los isótopos estables 27
Alabama
/24
Mg
.

El exceso de 26
Mg
 (a menudo designado 26
Mg
*) se encuentra comparando el 26
Mg
/27
Mg
relación a la de otros materiales del Sistema Solar. [36]

El 26
Alabama
 - 26
Mg
El cronómetro da una estimación del período de tiempo para la formación de meteoritos primitivos de sólo unos pocos millones de años (1,4 millones de años para la formación de Chondrule). [37]

Ver también

  • Circón hadeano
  • Geoquímica de isótopos
  • Registro paleopedológico
  • Radioactividad
  • Radiohalo
  • Microsonda de iones de alta resolución sensible (SHRIMP)

Referencias

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Lectura adicional

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  • Magill, Joseph; Galy, Jean (2005). "Arqueología y citas". Radiactividad Radionúclidos Radiación . Springer Berlín Heidelberg. págs. 105-115. Bibcode : 2005rrr..book ..... M . doi : 10.1007 / 3-540-26881-2_6 . ISBN 978-3-540-26881-9.
  • Allègre, Claude J (4 de diciembre de 2008). Geología de isótopos . ISBN 978-0521862288.
  • McSween, Harry Y; Richardson, Steven Mcafee; Uhle, Maria E; Uhle, Profesora María (2003). Geoquímica: vías y procesos (2 ed.). ISBN 978-0-231-12440-9.
  • Harry y. Mcsween, Jr; Huss, Gary R (29 de abril de 2010). Cosmoquímica . ISBN 978-0-521-87862-3.