DATACIONES RADIOMETRICAS

Introduccion:

Los geólogos utilizan la datación radiométrica para estimar cuánto tiempo hace que se formaron las rocas y para inferir la edad de los fósiles que esas rocas contienen.

Cuando la roca fundida se enfría forma las llamadas rocas ígneas y los átomos radiactivos quedan atrapados en su interior. Después, estos átomos radiactivos se van desintegrando a una velocidad predecible. Midiendo la cantidad de átomos inestables que quedan en una roca y comparándola con la cantidad de átomos derivados estables que hay en la roca, los científicos pueden estimar el tiempo que ha transcurrido desde que se formó esa roca.

Siempre recordar que:

1. se data un mineral (magmático o detrítico) que lleva un elemento químico que ha decaído por radioactividad (o la roca total si no se puede aislar un mineral)

2. la edad obtenida es la edad a la cual el sistema mineralógico se cerró (“enfriamiento relativo”)

Datación Radiométrica

Procedimiento de cálculo de la edad absoluta de rocas, minerales y restos orgánicos. En los tres casos se analizan las proporciones de un isótopo padre y un isótopo hijo de los que se conoce su semivida o vida mitad. Ejemplos de estos pares de isótopos radiactivos pueden ser el K/Ar, Ar/Ar, U/Pb, Rb/Sr, Sm/Nd, Re/Os, ect.

Isótopos Radioactivos (aplicación a la geocronologia isotópica)• Isótopos inestables decaen a otros nucleídos • la tasa de decaimiento es constante, y no es afectada por P, T, etc.• el nucleído padre = el nucleído radioactivo que decae • el/los nucleído(s) hijo(s) son los productos atómicos “radiogénicos” • La desintegración radiactiva es un proceso natural el cual puede ocurrir de varias

formas: Desintegración a,. Desintegración que envuelve partículasb. Fisión espontánea (Trazas de Fisión).

Decaimiento Radioactivo D = Nelt - N = N(elt -1)

Se puede conocer la edad (t) de la muestra si se conoce:D la cantidad del nucleído hijo producido N la cantidad del nucleído padre original restante l el constante de decaimiento para el sistema considerado

Edades de enfriamiento

Una edad obtenida isotópicamente siempre fecha la terminación de un proceso físico, es decir, laCristalización de un mineral (edad de cristalización), o su enfriamiento (edad de enfriamiento) debajo de un umbral de temperatura, la cual se denomina temperatura de cierre o de bloqueo Tc. Los minerales tienen diferentes temperaturas de cierre para los diferentes sistemas isotópicos, dependiendo del tamaño del cristal, composición química, etc. Algunas de estas temperaturas son bien conocidas para ciertos minerales. Por ello, para una misma roca, la edad de zircón por U-Pb (Tc~800ºC) será mayor que la edad de hornblenda por K-Ar (Tc~500ºC), y ésta a su vez será mayor que la edad Rb-Sr de biotita (Tc~300ºC). A partir de la diferencia de la edad de enfriamiento de los diferentes minerales de una roca, es posible calcular tasas y trayectorias de enfriamiento para ciertos rangos de temperatura.

# á

tom

os

padre

s

tiempo

1

½

¼

Sistemas Geocronológicos posibles

Sistema K-Ar, Sistema Ar-Ar 40K à 40Ca (emisión b-) ~88,3 % y a la vez à 40Ar (b+ + captura de electrón) ~11,7 %. 40Ca es muy común; y no se puede distinguir 40Ca radiogénico y 40Ca no radiogénico. 40Ar es un gas inerte que puede entramparse en las fases sólidas que tienen K, porque se

forma en ellos. 40Ar = 40Aro + 40K (e-lt -1) decaimiento, donde l = 0.581 x 10-10 a-1 (captura de electrón). Vida media del 40K adecuada a la mayor parte de problemas geológicos. La medida del K se puede realizar por medio de Fluorescencia de Rayos X. En principio se pueden datar todos los minerales que contengan potasio, desde un 50%

(silvita) hasta partes por millón en peso, sanidina, leucita, Horblenda, micas. Osea sirve para datar hallar rangos de edades en rocas como las riolitas y algunas cenizas volcánicas.

El método K-Ar ha sido en buena parte superado por el método Ar-Ar durante las dos últimas décadas, que es una variante del K-Ar en la que una pequeña parte del isótopo de potasio 39 K (el isótopo más abundante del K) es transformado en 39Ar al irradiar la muestra en un reactor nuclear. Esto permite medir simultáneamente el K y el Ar en la misma muestra, con lo que disminuye el error. El método 40Ar-39Ar se puede utilizar para datar minerales que contengan K, y de este modo determinar la longevidad de sistemas magamaticohidrotermales. En general se prefieren las micas (biotita y sericita) pero también se puede aplicar a feldespato y anfíboles, ya sean magmáticos o hidrotermales. Para elegir minerales hidrotermales con seguridad, se obtienen desde vetillas cuando es posible. Este es el método más aplicado ya que se puede utilizar en variados minerales, también ha sido utilizado para trabajos geocronológicos en depósitos epitermales, como en la franja El Indio - Pascua donde se han datado por este método minerales magmáticos frescos como biotita, hornblenda y sanidina, y minerales hidrotermales como sericita, illita, biotita y alunita hipógena.

Ejemplos de usoLavas y piroclastos de composición andesítica a riolítica de la Formación Chocolate (Jenks, 1948) del Jurásico inferior, están intruidos por la superunidad Punta Coles conformada por gabros, gabrodioritas, dioritas, dioritas cuarcíferas y granodioritas (Sánchez, 1982). Esta superunidad tiene edades radiométricas en hornblenda por K/Ar de 182 ± 4.0 (Sánchez, 1983) y 40Ar/39Ar de 186.04 ± 8.75 y 196 ± 4.0 Ma (Clark et al., 1990a; Beckinsale et al., 1985). Las rocas intrusivas del Jurásico inferior serían equivalentes en tiempo de los volcánicos de la parte inferior de la Formación Chocolate (Carlotto et al., 2009).

Sistema Rb-Sr

87Rb à 87Sr + b- (l = 1.42 x 10-11 a-1) Rb se comporta como K à micas y FK Sr se comporta como Ca à plagioclasa y apatita (pero no entra en los

clinopiroxenos) 88Sr : 87Sr : 86Sr : 84Sr promedios = 10 : 0.7 : 1 : 0.07 86Sr es un isótopo estable, no creado por decaimiento de ningún padre

Ejemplo de usoEn Mollendo, Cobbing et al. (1977) recolectó gneis granulítico que fue datado por Rb/Sr en 1811 ± 39 Ma. Del mismo modo, los gneises de la costa, entre Atico y Mollendo (Bellido y Narváez 1960), tienen una edad de 1900 Ma.

Técnica de las isócronas Se requiere ≥3 muestras cogenéticas con Rb/Sr variado que pueden ser :

3 rocas cogenéticas derivadas de una sóla fuente por fusión parcial, o cristalización fraccionada, etc.

3 minerales coexistentes en la misma roca pero con relaciones K/Ca diferentes

Sistema U-Th-Pb sistema complejo :

2 isótopos radioactivos de U: 238U, 235U 1 isótopo radioactivo de Th: 232Th los otros isótopos de U y Th tiene medias vidas cortas 3 isótopos radiogénicos de Pb: 206Pb, 207Pb, 208Pb 238U à 234U à 206Pb (l = 1.5512 x 10-10 a-1) 235U à 207Pb (l = 9.8485 x 10-10 a-1) 232Th à 208Pb (l = 4.9475 x 10-11 a-1)

U, Th, y Pb son elementos incompatibles, y se concentran en los primeros líquidos Dada la alta resistencia química del zircón y su alta temperatura (900°C) de cierre para el sistema U-Pb, lo hacen ideal para datar rocas ígneas genéticamente asociadas a la alteración y mineralización de Cu y Mo (posibles aportadores de fluidos hidrotermales) y rocas de caja muy alteradas.

Ejemplos de usoEdades U/Pb en zircones definen a la Superunidad Raúl-Condestable como una de las más antiguas del Batolito de la Costa ya que la actividad magmática félsica se dio entre 116.7 ± 0.4 y 114.5 ± 1 Ma (de Haller et al., 2006). Esta superunidad está localizada al oeste de la parte principal más joven de Batolito de la Costa e incluye domos lava de dacitas-andesitas y complejos. Los depósitos IOCG de Raúl-Condestable están conectados en espacio y tiempo con el magmatismo de la Superunidad Raúl-Condestable. La mineralización fue emplazada en el corazón de un domo de dacita andesita en una paleopendiente de 2 a 3 km, rodeando dos intrusivos tonalíticos formados entre 115.1 ± 0.4 y 114.8 ± 0.4 Ma (de Haller et al., 2006). La edad U/Pb de 115.2 ± 0.3 Ma en una titanita hidrotermal de las vetas del IOCG, indica que la mineralización fue contemporánea con el emplazamiento de las tonalitas (de Haller et al., 2006). (Franja de depósitos de Cu-Fe-Au (IOCG) del Cretácico inferior)

Termocronología por trazas de fisiónLas trazas de fisión es un método de datación radiogénica ampliamente usado para datar una variedad de minerales y rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias clásticas como también vidrio natural y sintética.El isótopo utilizado para la datación es un isótopo del uranio (238U, con una vida media de 4.51 X 109 años), es por esto que, se requieren minerales que presenten uranio como elemento traza (Apatito, Zircón, Titanita) para aplicar este método.• el uranio (U) se insierta preferencialmente en ciertos minerales • los núcleos de los isótopos del U (incl. 238U) son susceptibles de fisionarse • estas fisiones espontáneas dañan el cristal-huesped, donde dejan trazas • estas trazas se cicatrizan encima de una cierta temperatura • se conservan desde el momento que se pasa por debajo de esta temperatura • contar estas trazas permite datar el enfriamiento y por lo tanto la exhumación de la roca que contiene el cristal concretamente: zircón (silicato de zirconio) : ~210 °C, apatita (fosfato de calcio) : ~90 °C

Ejemplos de uso

La Formación Misahualli de Ecuador está datado por 40Ar/39Ar en 172 ± 2 Ma (Romeuf et al., 1997) y 162 ± 2 Ma (Spikings et al., 2001). Por otro lado, Ruiz (2002) por el método de Trazas de Fisión calcula edades desde 190-180 hasta 130 Ma para esta unidad, es decir desde el Jurasico medio hasta el Cretácico inferior. Las facies volcánicas son calco alcalinas e interpretadas como parte de un arco volcánico continental. Rocas intrusivas afl oran en esta faja, tanto en Perú, así como en Ecuador, formando parte del dominio Pucará-Zamora. En Ecuador es conocido el Batolito de Zamora que alcanza la frontera con Perú. Se trata de monzonitas y granodioritas calco alcalinas

del Tipo I (oxidadas) y datadas por Rb/Sr y K/Ar entre 190 y 140 Ma. (Franja de pórfi dos y skarns de Cu-Au del Jurásico superior)

Limitaciones del método• Las trazas desaparecen con temperaturas relativamente bajas.

Sistema Re-OsEste método tiene la gracia de datar directamente un mineral de mena. Macsaev et al. ocupan este método en su trabajo en El Teniente ya que la eología es compleja y existen muchos eventos superimpuestos, ocupan las edades de molibdenita para compararlas con edades de cristalización de zircones y edades de silicatos de alteración. Se elige molibdenita de vetillas y brechas hidrotermales escogidas a mano.

Ejemplo de usoEn Ecuador, el distrito aurífero de Nambija está constituido por skarns oxidados desarrollados en rocas volcanoclásticas de la unidad Piuntza del Triásico. Estos depósitos se situan en una zona en forma de lente de 20 km de largo, afectado por metamorfi smo de contacto dentro del Batolito de Zamora. Presenta leyes altas de Au (10 a 30 g/t) acompañadas por bajos contenidos de sulfuros de Fe, Cu, Zn y Pb (Fontboté et al., 2004). Edades mínimas Re/Os de 145.92 ± 0.46 y 145.58 ± 0.45 en molibdenitas, son compatibles con la formación del skarn y la mineralización de Au durante el magmatismo del jurásico tardío (Fontboté et al., 2004). Una edad K/Ar en hornblenda de 141 ± 5 Ma (PRODEMINCA, 2000) en un pórfido, al norte del distrito de Nambija, apoya una relación genética con los intrusivos porfi ríticos félsicos que cortan el batolito jurásico de Zamora y que afloran cerca de varios skarns de Au (VII. Franja de pórfidos y skarns de Cu-Au delJurásico superior).

BIBLIOGRAFIAhttp://geotopografysytem.galeon.com/http://www.geologia.unam.mx/igl/deptos/geoq/lugis/isot-pesados.htmlhttp://www.sesbe.org/evosite/evo101/IIE1aAtomicclocks.shtml.html