El mayor error en la teoría
de la datación por radiocarbono está en la
suposición de que el nivel de carbono 14 en la
atmósfera ha sido siempre igual al de la actualidad. Ese
nivel depende, primeramente, de la proporción a que lo
producen los rayos cósmicos. A veces los rayos
cósmicos despliegan gran variedad de intensidad debido a
cambios en el campo magnético de la Tierra. A
veces las tormentas magnéticas solares aumentan por mil
veces los rayos cósmicos durante unas horas. En los
milenios pasados el campo
magnético de la Tierra ha sido unas veces más
débil y otras más fuerte. Y desde la
explosión de las bombas nucleares
el nivel mundial de carbono 14 ha aumentado considerablemente.
Por otra parte, la proporción es afectada por la cantidad
de carbono estable en el aire. Las grandes erupciones
volcánicas añaden cantidades sustanciales al
depósito de dióxido de carbono estable, diluyendo
así el radiocarbono. Durante el siglo pasado la quema de
combustibles fósiles a un ritmo sin precedente,
especialmente el carbón y el petróleo, ha incrementado de manera
permanente la cantidad de dióxido de carbono en la
atmósfera.
Dendrocronología… datación por anillos
arbóreos.
Los que han empleado el radiocarbono para fechar han resuelto
normalizar sus fechas con la ayuda de muestras de madera datadas
por la cuenta de los anillos anuales de los árboles, en especial los del pino aristado,
que vive por centenares y hasta miles de años en la
región sudoeste de los Estados Unidos. A
este campo de estudio se le llama dendrocronología. Por lo
tanto, ya no se cree que el reloj de radiocarbono dé una
cronología absoluta, sino una de fechas relativas. Para
obtener la edad verdadera, la fecha de radiocarbono tiene que ser
corregida mediante la cronología basada en los anillos
arbóreos. Por esto, al resultado de una medición de radiocarbono se le conoce como
"fecha de radiocarbono". Al someter esta fecha a cotejo por una
curva de calibración basada en los anillos arbóreos
se deduce la fecha absoluta.
Esto es válido hasta donde se pueda considerar
confiable la cuenta de los anillos del pino aristado. Ahora se
presenta el problema de que el árbol viviente más
antiguo cuya edad se conoce se remonta solamente hasta el
año 800 d.C. Para extender la escala, los
científicos tratan de parear por superposición el
patrón de anillos gruesos y delgados de madera muerta de
los alrededores. Juntando 17 restos de árboles
caídos, aseguran poder
remontarse a más de 7.000 años en el pasado. Pero
las mediciones por los anillos arbóreos tampoco subsisten
por sí solas. A veces hay incertidumbre en cuanto a
dónde exactamente colocar un trozo de un árbol
muerto, y por eso, ¿qué hacen? Solicitan que se le
haga una medición de radiocarbono y luego se basan en esta
para colocarla en su lugar.
Esto nos recuerda a dos cojos que tienen una sola muleta y se
turnan para usarla; mientras uno la usa, el otro se apoya en
él para mantenerse en pie. Uno tiene que preguntarse
cómo es posible que se hayan preservado trozos de madera
al aire libre por tanto tiempo. Parecería más
probable que las fuertes lluvias se los hubieran llevado, o que
alguien que pasara los hubiera recogido para usarlos como
leña o darles otro uso. ¿Qué impidió
su putrefacción, o que fueran atacados por los insectos?
Es verosímil que un árbol vivo resista los estragos
del tiempo y el clima, y que a
veces uno de ellos viva mil años o más. Pero
¿qué hay de la madera muerta?
¿Subsistió por seis mil años? Raya en lo
increíble. Sin embargo, en esto se basan las fechas de
radiocarbono más antiguas. A pesar de esto, los expertos
en radiocarbono y los dendrocronólogos se las han
arreglado para poner a un lado dudas de esa índole y
conciliar las diferencias e inconsecuencias, y se sienten
satisfechos con el compromiso a que han llegado.
Pero ¿qué hay de sus clientes, los
arqueólogos? No siempre están contentos con las
fechas que reciben para las muestras que envían. En la
conferencia de Upsala uno de ellos se expresó así:
"Si una fecha obtenida mediante el carbono 14 apoya nuestras
teorías, la ponemos en el cuerpo del
texto. Si no
la contradice enteramente, la ponemos a pie de página. Y
si es completamente 'inoportuna', la abandonamos". Algunos
todavía piensan así. Recientemente uno
escribió acerca de una fecha de radiocarbono que
supuestamente marcaba el tiempo en que principió la
domesticación de animales: "Los arqueólogos
[están comenzando] a dudar de la utilidad
inmediata que tengan edades obtenidas mediante radiocarbono
simplemente por salir de laboratorios 'científicos'.
Mientras más confusión haya con relación a
qué método, qué laboratorio,
qué período de semidesintegración y
qué calibración merece más confianza, menos
obligados nos sentiremos nosotros los arqueólogos a
aceptar, sin dudar, cualquier 'fecha' que se nos ofrezca". El
radioquímico que había suministrado la fecha
replicó: "Preferimos tratar con hechos basados en
mediciones exactas… no con la arqueología de moda o
emocional". Si los científicos discrepan tan claramente
acerca de la validez de estas fechas que se remontan a la
antigüedad del hombre, ¿no sería comprensible
que la persona profana
sea escéptica con relación a las noticias
basadas en la "autoridad"
científica?
3. Medicion Directa del
Carbono 14
Algo reciente en la datación por radiocarbono es
contar, no solo los rayos beta que se desprenden de los
átomos que se desintegran, sino todos los átomos de
carbono 14 que hay en una muestra pequeña.
Esto es particularmente útil al fechar
especímenes muy antiguos en los cuales solo queda una
fracción muy pequeña de carbono 14. Cada tres
días, solamente un átomo de
cada millón del carbono 14 se desintegra. El acumular
suficientes recuentos como para distinguir entre la radiactividad
y los rayos cósmicos al medir muestras antiguas es algo
que resulta muy tedioso. Pero si ahora podemos contar todos los
átomos de carbono 14, sin tener que esperar que se
desintegren, podemos obtener una sensibilidad un millón de
veces mayor.
Esto se logra por la curvación de un haz de
átomos de carbono cargados positivamente en un campo
magnético para separar el carbono 14 del carbono 12. Al
carbono 12, que es más liviano, se le fuerza a un
círculo más cerrado, y el carbono 14, que es
más pesado, entra en un contador por una abertura. Este
método, aunque más complicado y costoso que el de
contar rayos beta, tiene la ventaja de que la cantidad de
material necesaria para la prueba es mil veces inferior. Presenta
la posibilidad de fechar manuscritos raros y antiguos y otros
artefactos de los cuales no se puede obtener una muestra de
varios gramos, que sería destruida durante la prueba.
Ahora tales artículos pueden fecharse por muestras de
apenas unos miligramos.
Una aplicación que pudiera darse a este método
sería fechar el Sudario de Turín, que algunos creen
que se usó para envolver a Jesús para su entierro.
Si la medición por radiocarbono mostrara que la tela no es
tan antigua, quedarían confirmadas las sospechas de los
escépticos de que el sudario es un engaño. Hasta
ahora el arzobispo de Turín ha rehusado dar una muestra
para fecharla porque se necesitaría un trozo muy grande.
Pero con este nuevo método un centímetro cuadrado
sería suficiente para determinar si el material proviene
del tiempo de Cristo o si solo viene de la Edad Media. En
todo caso, los intentos por dar mayor alcance a la
datación tienen poco significado mientras los problemas
más importantes queden sin haberse resuelto. Mientras
más antigua sea la muestra, más difícil es
asegurar la ausencia completa de pequeños restos de
carbono más joven. Y mientras más queremos
remontarnos al pasado desde los pocos miles de años para
los cuales tenemos una calibración confiable, menos
sabemos de los niveles de carbono 14 de aquellos tiempos
antiguos.
Se han estudiado otros métodos de datación. Unos
tienen relación indirecta con la radiactividad, como la
medición de las marcas de
fisión y los halos radiactivos. También se estudian
otros procesos, como
la deposición de varvas (capas de sedimento) glaciales y
la hidratación de objetos de obsidiana.
4. Racemización del
Aminoácido
La racemización de los aminoácidos es otro
método de datación. Pero ¿qué
significa "racemización"? Los aminoácidos
pertenecen al grupo de
compuestos de carbono que tienen cuatro diferentes grupos de
átomos unidos a un átomo central de carbono. El
arreglo tetraédrico de los grupos hace que la
molécula en conjunto sea asimétrica. Tales
moléculas existen en dos formas. Aunque
químicamente son idénticas, físicamente una
es una imagen de espejo
de la otra. Esto se puede ilustrar sencillamente con un par de
guantes. Tienen el mismo tamaño y la misma forma, pero uno
queda bien solamente en la mano derecha, y el otro en la mano
izquierda. Una solución de una forma de estos compuestos
desvía hacia la izquierda un haz de luz polarizada:
el de la otra clase lo hace girar hacia la derecha. Cuando un
químico sintetiza un aminoácido de compuestos
más sencillos, obtiene igual cantidad de ambas formas.
Cada forma anula el efecto de la otra en la luz polarizada. A
esto se le llama una mezcla racémica, cuando en ella
aminoácidos.de las dos clases, izquierda y derecha, se
hallan presentes en cantidades iguales.
Cuando se forman aminoácidos en las plantas o animales
vivientes, se presentan en una sola forma, generalmente la
izquierda, o forma 1 (levógira). Si se calienta el
compuesto, la agitación termal de las moléculas
hace que algunas de ellas se vuelvan en el otro sentido, y la
forma izquierda cambia a la forma derecha (la dextrógira).
A este cambio se le
llama racemización. Si continúa por suficiente
tiempo, este proceso produce cantidades iguales de las formas 1 y
d. Esto es de interés
especial por estar relacionado con los organismos vivientes, lo
mismo que el fechar mediante radiocarbono. A bajas temperaturas
la racemización se efectúa lentamente. Lo lento que
sea el proceso depende de la energía que tome el invertir
la molécula. Este proceso sigue una ley química bien
conocida, llamada la ecuación de Arrhenius. Mientras
más se enfríe el aminoácido, más
lenta será la reacción, hasta que a temperaturas
ordinarias no podamos verlo cambiar en absoluto. Pero podemos
seguir empleando la ecuación para calcular la rapidez con
que está cambiando. Resulta que a un aminoácido
típico le tomaría decenas de miles de años
aproximarse al estado de racemizado, es decir, el estado en
que tanto las formas levógiras como las dextrógiras
están presentes en cantidades iguales. La idea para fechar
por este método es la siguiente: Si un hueso queda
enterrado y permanece sin perturbación, el ácido
aspártico del hueso, un aminoácido
cristalizado, se racemiza lentamente. Después de un largo
período desenterramos el hueso, extraemos y purificamos el
ácido aspártico
que queda, y comparamos su grado de polarización con el
del ácido aspártico-l puro. Así podemos
calcular cuánto tiempo atrás este hueso era parte
de una criatura viviente.
La curva de transformación es similar a la de un
elemento radiactivo. Cada aminoácido tiene su propia
velocidad
característica de transformación, así como
el uranio se desintegra más lentamente que el potasio. Sin
embargo, observe esta diferencia importante: Las tasas de
desintegración radiactiva no son afectadas por la temperatura,
mientras que la racemización, por ser una reacción
química, depende en gran medida de la temperatura. Algunas
de las aplicaciones del método de racemización que
mayor publicidad han
recibido tuvieron que ver con fechar restos de esqueletos humanos
hallados en las costas de California. Uno de estos, conocido como
el hombre de
Del Mar, fue fechado por este método, y recibió una
edad de 48.000 años. Otro, el de una mujer, fue
hallado en una excavación cerca de Sunnyvale, y
aparentemente era más antiguo aún, ¡de unos
70.000 años!
Estas edades crearon gran conmoción no solo en la
prensa
pública, sino especialmente entre los
paleontólogos, porque nadie había creído que
el hombre hubiera estado en América
del Norte en tiempos tan remotos. Surgió la
especulación de que el hombre pudo haber cruzado el
estrecho de Bering desde Asia hace unos
cien mil años. Pero ¿cuán seguras eran las
fechas determinadas por este nuevo método? Para contestar
esta pregunta se hicieron pruebas
radiométricas con productos
intermedios de desintegración entre el uranio y el plomo
cuyos períodos de semidesintegración eran adecuados
para el espacio de tiempo deseado. Se consiguieron las siguientes
edades: 11.000 años para el esqueleto de Del Mar y solo
ocho mil o nueve mil para el de Sunnyvale. Algo marchaba mal. La
gran incertidumbre respecto a las edades obtenidas por la
racemización es que no se conoce la historia termal del
espécimen. Como ya se ha mencionado, la velocidad de
racemización está muy relacionada con la
temperatura. Si la temperatura aumenta 14 grados Celsio (25
°F), la reacción se efectúa con una velocidad
diez veces mayor. ¿Cómo puede alguien saber a
qué temperaturas pudieron haber estado expuestos los
huesos durante
tantos años? ¿Cuántos veranos deben haber
pasado a la intemperie bajo el caliente sol californiano?
¿No pudiera ser que hasta se hallaran cerca de una fogata
o en un incendio forestal?
Aparte de la temperatura, se ha hallado que otros factores
pueden afectar en gran manera la velocidad, entre ellos el
pH (grado de
acidez). Un informe dice:
"Los aminoácidos que se hallan en sedimentos muestran una
velocidad inicial de racemización de casi un orden de
magnitud (diez veces lo usual) mayor que la velocidad observada
en aminoácidos libres de un pH y una temperatura
comparables".
Con todo, aquí no termina la historia. Uno de los
huesos de Sunnyvale fue sometido a la prueba de radiocarbono,
tanto por la cuenta de partículas beta de átomos en
desintegración como por el nuevo método de contar
los átomos. Las pruebas dieron valores que
concordaban aproximadamente. ¡El promedio fue de apenas
4.400 años! Después de esto, ¿qué
podemos creer? Es obvio que algunas de las respuestas
están completamente equivocadas. ¿Deberíamos
poner más confianza en las fechas de radiocarbono, puesto
que se tiene más experiencia en usar ese método?
Pero aun con este, muestras diferentes del mismo hueso mostraron
una variación de 3.600 a 4.800 años. Quizás
deberíamos simplemente concordar con las palabras ya
citadas de un científico: "Quizás todas
estén equivocadas".
La revista
Science News, bajo el título "Nuevas fechas para herramientas
'primitivas'" informó: "Cuatro artefactos hechos de hueso,
de los cuales se pensaba que suministraban prueba de la presencia
de humanos en America del Norte aproximadamente 30.000
años atrás, son en realidad, a lo máximo, de
3.000 años de antigüedad, informaron en la revista
CIENCIA del 9
de mayo el arqueólogo D. Earl Nelson, de la Universidad Simon
Fraser, de British Columbia, Canadá, y sus colegas. […]
"La diferencia en los cálculos de las edades entre los dos
tipos de muestras de carbono procedentes del mismo hueso es para
no decir otra cosa peor, significativa. Por ejemplo, a un
'despellejador' empleado para quitar la carne de las pieles de
animales se le dio originalmente por el método de
radiocarbono, una edad de 27.000 años. Ahora esa fecha ha
sido corregida a unos 1.350 años". (10 de mayo de
1986.)
Es uno de los sistemas
más antiguos para la determinación absoluta de
edades. Fue desarrollado por científicos suecos a principios del
siglo XX. Una varva es un lecho, o una sucesión de ellos,
depositado en zonas de agua tranquila a lo largo de un
año. Su cuenta y correlación se ha usado para medir
edades de depósitos glaciales del pleistoceno. Dividiendo
la velocidad de sedimentación, en unidades por año,
por el número de unidades depositadas después de un
evento geológico, los geólogos pueden establecer la
antigüedad del suceso en años.
Hidratación de obsidiana
Llamada también datación por el cerco de
hidratación o de obsidiana. Se utiliza para calcular
edades en años, determinando el grosor de los aureolas
(anillos de hidratación) producidas por vapor de agua
difundiéndose en superficies recién cortadas de
cristales de obsidiana. Se puede aplicar a vidrios de entre 200 y
200.000 años.
Termoluminiscencia
Este método se basa en el fenómeno de la
radiación ionizante natural inducida sobre
los electrones libres de un mineral que pueden quedar atrapados
en los defectos de la estructura
cristalina. Estos electrones escapan como termoluminescencia (o
TL) cuando se calientan hasta una temperatura inferior a la de
incandescencia. De esta forma, registrando la TL de un mineral
como el cuarzo y suponiendo un nivel constante de
radiación natural, se puede datar el último drenaje
de electrones atrapados en los últimos cientos de miles de
años. Cuando se aplica sobre vasijas de barro, por
ejemplo, la muestra se calienta hasta que brilla con una
energía que ha permanecido almacenada desde que fue
cocida.
6. Introducción Y Limitaciones
El desarrollo de
los métodos geocronológicos basados en la
desintegración radioactiva ha permitido un enorme progreso
en la determinación de las edades de las rocas y en
consecuencia en las edades de las unidades
cronoestratigráficas.
Los métodos isotópicos o radiométricos se
pueden aplicar a toda la escala de los tiempos geológicos
y a una gran variedad de rocas y minerales, así como
también en la datación de los procesos
geológicos. En todos los casos la edad determinada se mide
retrospectivamente desde el presente y se expresa frecuentemente
en millones de años.
En 1905, y utilizando por primera vez el decrecimiento
radioactivo, Rutherford calculo la edad de unos minerales de
uranio a partir de las cantidades de helio acumuladas en ellos.
En 1913 Holmes estableció la primera escala moderna de los
tiempos geológicos, en la que atribuía a las rocas
del Arcaico edades próximas a los -1.600 millones de
años. No obstante no es hasta 1938, aprovechando los
nuevos conocimientos sobre la estructura del átomo y sobre
los isótopos, cuando Nier utilizando los isótopos
del uranio y del torio realiza las primeras dataciones precisas
de distintas rocas. A partir de 1946, con el progreso en los
métodos de medida de las relaciones isotópicas y el
descubrimiento de la termoionizacion, comienzan a ser utilizados
otros elementos radioactivos en cronología, principalmente
K-Ar y Rb-Sr, que junto con los métodos U-Pb-Th,
constituyen los métodos radiocronológicos mas
clásicos. Mas recientemente han comenzado a utilizarse
otras parejas radioactivas como Samario-Neodimio, Renio-Osmio,
Lutecio-Hafnio,etc.
Todos estos métodos enumerados anteriormente utilizan
elementos radioactivos que ya existían en el momento en
que se formo la Tierra, son los denominados como isótopos
"primitivos". Frente a estos isótopos, se encuentran otros
isótopos cuyo origen obedece a otras causas, son los
denominados isótopos "cosmogénicos". Para este
grupo de isótopos se admite que se originan o se
introducen continuamente en la atmósfera y a partir de
aquí, se incorporan mediante mecanismos específicos
en los minerales y seres vivos. Su empleo como
cronómetros puede realizarse sobre cualquier material
capaz de retenerlos.
Entre este grupo se encuentra isótopos del carbono,
aluminio,
cloro, helio y silicio.
En general todos los métodos radioactivos de
datación se basan en la propiedad que
tienen los elementos radioactivos de transformarse
espontáneamente en otros elementos de naturaleza
distinta, a partir de la emisión de partículas
alfa, beta o gamma. .
Una partícula alfa (a) corresponde a un átomo de
Helio, He42 . Una transformación acompañada de la
emisión de una partícula a , origina un elemento
hijo que tiene una masa atómica disminuida en 4 unidades
de masa con respecto al átomo del elemento inicial o
elemento padre, y con un número atómico disminuido
en 2 unidades. Debido a que la desintegración radioactiva
incluye sólo el núcleo del átomo del
elemento radiactivo, la velocidad de desintegración es
totalmente independiente de las condiciones físicas y
químicas, tales como presión,
temperatura, tipo de enlace químico, etc…
7. Límites
Del Método
Es evidente que la edad calculada proporciona el tiempo de
cristalización de un mineral o de una roca solamente
si:
1) No ha habido pérdidas ni ganancias de
átomos del elemento padre o del elemento hijo.
2) Si se conoce con exactitud los valores de
l y T del elemento utilizado. (Recordamos que l es la constante
de desintegración, y T es el período de
semidesintegración del elemento, y su valor es
especifico para cada elemento al estar en función de
l.
3) Si el mineral o la roca se formó en un intervalo de
tiempo corto comparado con su edad.
Cuando se aplica más de un método de
datación a un mineral o a un conjunto de minerales
singenéticos1 y los resultados concuerdan dentro del error
analítico, se dice que los resultados son
concordantes.
Esto ocurre en formaciones que han tenido una historia geológica
relativamente sencilla, ya que lo más frecuente es que los
resultados se presenten discordantes, debido a que no se cumplen
las condiciones anteriores, sobre todo en regiones con una
historia geológica compleja. Afortunadamente los valores
discordantes pueden ser utilizados para datar fenómenos o
acontecimientos sobreimpuestos.
Los valores de l y T de los elementos radiactivos han sido
determinados en muchos laboratorios, existiendo en general
bastante uniformidad en los resultados. Sin embargo las
mediciones en las muestras geológicas son siempre
difíciles debido a la baja energía de radiación
y a la lenta velocidad de
desintegración que presentan los elementos radiactivos de
vida larga. En los laboratorios los contenidos de los distintos
isótopos suelen determinarse mediante un
espectrógrafo de masas.
Las determinaciones de las edades calculadas suelen darse
con unos márgenes de error, por ejemplo (1200 ± 40
Ma) que representan entre el 2% y el 5%. Estos errores se
refieren a la incertidumbre en las medidas analíticas, y
representan una probabilidad,
expresada como un 66% o un 95% del nivel de confianza de que las
medidas repetidas en una misma muestra caigan
dentro de los límites acotados. Estos errores no tienen en
cuenta las desviaciones debidas a los valores de l ó T ,
ni tampoco a los debidos a las interpretaciones
geológicas. Las determinaciones pueden realizarse sobre
roca-total, es decir sobre un fragmento de roca.
Este sistema se emplea
en rocas de grano
fino, rocas volcánicas como basaltos, andesitas y riolitas
y también en rocas metamórficas como pizarras y
filitas. En otros casos las determinaciones se realizan sobre
monocristales, como puede ser un cristal de glauconita de una
arenisca o un cristal de biotita o de circón de un
granito. Entre los márgenes de error metodológico,
que pueden llegar a ser del 5% y los distintos valores calculados
para l, una muestra del Eoceno puede tener edades que difieran en
más de 2 Ma., es decir superiores a la duración de
una biozona de este período.
Método Potasio-Argón
El método K40 / Ar40 es uno de los métodos de
datación por fenómenos nucleares naturales cuyo uso
está más extendido. Presenta en los últimos
decenios dos variantes, el método K40 / Ar40
clásico, y una variante, el método
Ar40/Ar39.
K/Ar clásico:
El K se presenta en forma de tres isótopos K39, K40
y K41, de los cuales sólo el K40 es radiactivo,
desintegrándose según dos procesos
diferentes. El K40 representa el 0,112% del total del K que se
encuentra en la naturaleza. Un
88,3% de este potasio se transforma en calcio y un 11,7% en
argón.
El método K/Ar cubre casi por completo la escala de los
tiempos geológicos (T=1.300 Ma) pudiendo datarse con
éste método las rocas terrestres más
antiguas (de más de 3.000 Ma) hasta las más
modernas, situándose como límite antigüedades
próximas a 1 millón de años.
Para materiales
geológicos con edades más recientes al
millón de años, las dataciones por éste
método son difíciles de realizar debido a los
pequeños contenidos en Ar40 radiogénico presentes
en la muestra. Como en los demás métodos hay que
suponer que el sistema ha permanecido cerrado tanto para el
potasio como para el argón. Ninguna cantidad de
argón debe haberse introducido después de la
formación del mineral, o del proceso
metamórfico a datar.
Esto permite despreciar la cantidad de argón inicial
(en origen) debido a sus bajos contenidos al ser gaseoso. No
obstante también es posible detraer al argón
inicial, utilizando las proporciones de Ar40 con respecto a sus
isótopos Ar38 y Ar36 que hay actualmente en la atmósfera. El Ar40 es
el isótopo más abundante en la atmósfera y
tiene también un origen radiogénico.
Los minerales ígneos y metamórficos
más adecuados para aplicar este método son la
biotita, moscovita, hornblenda y nefelina. También son
adecuados las formas de feldespato potásico de alta
temperatura,
como sanidina y plagioclasas. Por el contrario, los feldespatos
potásicos más comunes como la ortosa y microclina,
son poco adecuados, pues pierden fácilmente el
argón, incluso a temperatura ambiente
debido a que presentan frecuentemente defectos estructurales en
su red
cristalina.
Frecuentemente las medidas realizadas por este
método dan edades inferiores a la edad real de
cristalización, debido a que el Ar no se posiciona
fácilmente en el espacio ocupado por el potasio del que
deriva en la red cristalina, escapando por difusión hacia
la atmósfera, mezclándose con el argón
atmosférico, que representa el 1% de los gases de la
atmósfera terrestre.
Método analítico Ar40/Ar39:
La técnica del Ar40/Ar39 fue descrita en primer
lugar por Sigurgeisson (1962), y analizada más en detalle
en posteriores informes de
Merrihue (1965), Merrihue y Turner (1966) y Michell
(1968).
La teoría
y técnicas analíticas usadas en este
método son generalmente similares a las del método
K-Ar convencional. La diferencia fundamental es que en la
geocronológía por Ar40/Ar39 no se requiere
ningún análisis directo del Potasio. Este se mide
como una función del Ar39 que se produce a partir del K39,
que se activa mediante neutrones en el núcleo de un
reactor nuclear.
De esta manera, para la determinación de edades
sólo se requiere la relación del Ar40
radiogénico y del Ar39 producido mediante el flujo de
neutrones. En la técnica del Ar40/Ar39, se preparan en
pequeñas cápsula de cuarzo muestras monominerales o
de roca total, y se disponen con una geometría conocida, incluyéndose
varias muestras cuya edad K-Ar es ya conocida. Este "paquete"
estandarizado se introduce entonces en el núcleo de un
reactor nuclear e irradiado con un flujo de aproximadamente 1018
neutrones rápidos por cm2. Varios miles de reacciones
nucleares ocurren como resultado de la irradiación, pero la reacción
K39(n,p) – Ar39 es la más importante para las dataciones
puesto que produce Ar39 (con una vida media de 265 años) a
partir del K39. Una vez que se ha obtenido una cantidad
fácilmente medible de Ar39 se finaliza la
irradiación, y se espera un período de 2 ó 3
semanas para permitir la desintegración de los
radionucleidos de vida corta.
Terminado este período de "enfriamiento" el
"paquete" irradiado se devuelve al laboratorio
desde el reactor nuclear, éste se desempaqueta
cuidadosamente, y las muestras se introducen en un sistema de
extracción al ultra vacío (idéntico a los
utilizados en el método K-Ar clásico).
Entonces, una vez sellado el sistema soldando los tubos de
vidrio, las
muestras se funden una a una (una muestra al día)
calentadas con un inductor de radiofrecuencias. Los gases
liberados por la muestra en cada incremento escalar de
temperatura, son filtrados y conducidos hasta el
espectrómetros de masas donde se analizan. Como en el
reactor, en cada nivel había 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
utilizará para calcular posteriormente la edad de las
muestras restantes del mismo nivel aplicando la siguiente formula
ya conocida:
t= 1.885 x 109 años · ln
{1+(0.006099)(24.51)} = edad de la muestra conocida ó para
la muestra de edad no conocida
t= T · ln {1+(J)(Ar40/Ar39K )} = edad de la muestra
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
semidesintegración del K, J es el valor que permite
corregir la relación de Ar39K obtenida en cada
muestra.
La cantidad de Ar39 producida durante la irradiación
de una muestra, depende del número de átomos de K39
en la muestra, de la intensidad del flujo de neutrones, del nivel
de energía del flujo y de la duración de la
irradiación.
Espectro de la Edad:
Con posterioridad a la irradiación, una muestra
puede ser calentada en varios incrementos de temperatura hasta su
fusión
total y todo el Argón liberado analizado en un experimento
único.
El hecho de que todo el análisis se realice en un
sólo experimento, y que la fusión se realice en
incrementos de temperatura escalonados es la gran ventaja que
presenta el método frente al K/Ar convencional:
La edad que podemos calcular mediante la fórmula anterior,
supone la edad equivalente a una fusión total, y es
aproximadamente análoga a una edad K/Ar
convencional.
Sin embargo el mayor potencial del método Ar40/Ar39
es que permite calentar la muestra de modo paulatino, de una
manera escalonada.
En este método en vez de fundir la muestra y
analizar todo el Argón liberado, la muestra se calienta a
incrementos prefijados de temperatura, durante aproximadamente
una hora para cada incremento. El Argón liberado en cada
incremento es conducido y filtrado y tratado como un muestra
desconocida, analizándose en el espectrómetro de
masas para calcular su edad mediante la relación
Ar40*/Ar39K.
Así se obtiene toda una serie de edades aparentes
(cada una de las cuales corresponde a una temperatura
específica) para cada muestra. Las edades de cada uno de
estos incrementos se representan en una figura en función
de la temperatura de cada experimento (que generalmente se
representa como un porcentaje acumulativo del Ar39K liberado en
cada incremento), dando lo que se denomina un espectro de edad
para cada muestra.
Espectro de la edad Ar40*/Ar39K de una muestra de
biotita.
Las características del espectro de edad permiten la
evaluación del comportamiento
del Potasio y del Argón en la muestra de roca total o
monomineral, permitiendo así una mejor comprensión
del significado geológico de los resultados
geocronológicos que en el método
convencional.
Otra de las ventajas del método estriba en que en la
pauta de este espectro se puede reconocer perdida de
Argón. Las posibilidades de utilización del
método, para la datación de eventos
metamórficos de muy bajo grado, ha sido objeto de
numerosos trabajos realizados por Reuter y Dallmeyer.
Las conclusiones más importantes de estos trabajos
son las siguientes: Pueden datarse rocas de las facies de las
zeolitas, esquistos verdes y anquizona superior correctamente,
pero en la anquizona media comienza ha haber numerosos problemas por
pérdida de Argón. Esta son debidas a que la red
cristalina no está lo suficientemente bien desarrollada
como para retener la totalidad del Argón
radiogénico. Por otra parte, son frecuentes las muestras
con bordes irregulares, en las que hay perdida de Ar39 durante la
irradiación. Por ello en rocas de muy bajo grado, debe
previamente determinarse el grado metamórfico mediante
cristalinidad de la illita, seleccionar mediante un estudio por
microscopía electrónico un tamaño de grano
apropiado. Esta muestra seleccionada es la que se irradia. No se
pueden medir rocas de condiciones de metamorfismo inferior a
Anquizona Superior.
Método Rubidio-Estroncio
El Rubidio se presenta en la naturaleza en forma de dos
isótopos con número másico 85 y 87.
El isótopo Rb85 es estable y es el más
abundante, representando el 72,15% del total del rubidio presente
en la naturaleza. Por el contrario el Rb87 es radiactivo,
representa solo el 27,85% del total y por emisión de una
partícula beta se transmuta en Sr87, isótopo
estable del estroncio, que representa el 7,02% del total del
estroncio existente en la naturaleza.
La emisión de la partícula b, implica un
aumento del número atómico, ya que el
electrón emitido no pertenece a su envoltura electrónica, sino que resulta del
desdoblamiento de un neutrón del núcleo excitado,
en un protón más un electrón. Con lo que el
número de protones del núcleo aumenta en una
unidad, es decir aumenta su número atómico, pero su
número másico permanece sin modificación
alguna.
El rubidio es un elemento poco frecuente, que no forma
minerales propios, pero que se encuentra siempre en los minerales
de potasio, sustituyéndole en la red debido a su afinidad
geoquímica.
Los minerales aptos para ser utilizados por este
método deben contener como mínimo entre 100 y 1000
ppm de Rb. En las determinaciones debe realizarse una
corrección para saber qué parte del Sr87 se
incorporó al mineral en el momento de la
cristalización y que parte es radiogénico y
originado después de la cristalización. Esta
corrección se realiza a partir de un mineral de calcio de
la misma roca, es decir singenético, tal como una
plagioclasa, que tenga como característica una
relación Rb/Sr muy baja, es decir muy poco rubidio y por
tanto todo el Sr87 que encontremos en ella será el que
adquirió en el momento de su formación, ya que al
no existir prácticamente Rb87 en el origen, no
contendrá Sr87 radiogénico. Se utiliza un mineral
de calcio por la afinidad geoquímica que presenta este
elemento con el Sr.
Método Samario Neodimio
El desarrollo del
método Sm-Nd ha sido una consecuencia directa de la
investigación cosmoquímica y
notoriamente del estudio de los meteoritos y de las muestra
lunares tomadas por el programa Apolo.
Los progresos experimentados en este campo, y su
aplicación a las rocas terrestres la han convertido en
método particularmente eficaz para las ciencias
geológicas. Además de tener un interés
geocronológico, posiblemente es en el campo de la
geoquímica isotópica y de la petrología
ígnea donde este método encuentra sus aplicaciones
más fructíferas y más
específicas.
Tanto el Samario como el Neodimio pertenecen al grupo de las
"Tierras Raras" o Lantánidos, y cada uno de ellos posee
varios isótopos:
Sm62 : 144, 147, 148, 149, 150, 152, 154 Nd60 : 142, 143,
144, 145, 146, 148, 150
El método es más apropiado para medir rocas
muy antiguas, superiores a los 1.000 millones de años, que
para edades recientes.
Debe notarse sin embargo, que en algunos casos, utilizando
simplemente minerales, se han datado con precisión rocas
de tan sólo 100 Ma (Cretácicas).
En un sentido general el método es simplemente
aplicable a rocas precámbricas y extraterrestres. Los
conceptos que ha continuación utilizamos, ya se han
desarrollado en el apartado dedicado al método
Rb/Sr.
El método Sm-Nd permite teóricamente obtener
dataciones de rocas de tres maneras distintas:
– Calculando edades convencionales
– Construyendo isocronas de minerales o de roca total
(método de la isocrona)
– Mediante el método de las "edades modelo".
Método Uranio-Torio-Plomo
Los cronómetros U-Th-Pb son probablemente los
más precisos que se pueden utilizar para materiales
geológicos con edades superiores a los 30 M.a.
Para materiales de estas antigüedades se puede suponer
que el uranio y el torio están en equilibrio
secular y se puede considerar que la filiación U-Pb y
Th-Pb es directa, aunque en realidad constituyen familias
radiactivas con una filiación larga y compleja, en la que
participan numerosos isótopos radiogénicos y
radiactivos con períodos muy variables.
El uranio sólo se presenta en forma de dos
isótopos U238 (representaría el 99,3%
aproximadamente del total) y el U235 (que se encuentra en una
proporción del 0,7% del uranio total).
La relación actual U238/U235 es igual a
137,88.
Por otra parte la desintegración del U235 es unas
seis veces más rápida que la del U238 y por lo
tanto el U235 debía ser mucho más abundante en los
tiempos geológicos pasados. Es interesante hacer notar que
desde la formación de la Tierra,
hace aproximadamente unos 4.500 M.a., casi el 50% del U238
original se ha desintegrado en Pb206, el 99% del U235 original en
Pb207 y el 20% del Th232 en Pb208.
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
isótopo, en un mismo mineral.
Los contenidos de los distintos isótopos
radiogénicos de un determinado elemento radioactivo
presentes actualmente en un mineral, están constituidos
por los existentes en el ámbito generador, mas los que se
han originado dentro del cristal hasta la actualidad. Los
existentes en el ámbito generador del cristal,
están formados por una parte denominada "primordial", que
corresponde a los contenidos de los distintos isótopos
presentes en la Tierra en su
origen, mas los isótopos radiogénicos generados en
el medio antes de que se formara el cristal o la roca.
Así el plomo original presente en un mineral de
uranio determina que su edad radiométrica sea mayor que su
edad geológica. Por este motivo y al igual que los otros
métodos debe realizarse una corrección para conocer
que parte de plomo presente en la muestra se ha formado dentro
del cristal y que parte se incorporó en su origen.
El plomo ordinario consta de cuatro isótopos Pb204,
Pb206, Pb207 y Pb208. De todos ellos el único que no es
radiogénico es el Pb204 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
métodos, se toma un mineral con alto contenido de plomo
como una galena y pobre en uranio de la misma formación y
sobre él se determinan los porcentajes de los distintos
isótopos de Pb.
Los resultados de esta valoración se consideran como
la relación entre los distintos isótopos de plomo
que existían en el medio en el momento en que se formo el
mineral problema, es decir la relación en el
origen.
Es evidente que esta relación isotópica no
habrá variado con el tiempo al estar la galena exenta de
uranio radioactivo. El hecho de que el U y el Th se encuentren
frecuentemente en el mismo mineral determina la posibilidad de
poder usar el
método de tres distintas formas.
a) Método de la Concordia. Para sistemas que
tengan inicialmente poco plomo, como puede ser un circón y
la esfena, frecuentes en rocas ígneas y
metamórficas.
b) Método Th-Pb. Para sistemas que tengan plomo
inicial y la medida de la abundancia del isótopo padre es
significativa, es decir presenta un contenido relativamente alto
debido a su período de semidesintegración.
c) Método Plomo-Plomo. Para sistemas que contengan
plomo inicial, pero para los que la medida del isótopo
padre (U) no es significativa en relación con el valor
alcanzado durante la historia geológica del
sistema.
8. Dataciones Por Isótopos
Cosmogénicos
Hasta ahora hemos estado
considerando por su interés cronológico, cadenas de
desintegración de elementos radioactivos presentes en la
composición primordial de nuestro planeta. Estos
isótopos radioactivos estaban ya presentes en la
formación de la tierra y desde entonces se están
desintegrando. Así el U238, cuyo período de
semidesintegración T, es aproximadamente igual que la edad
de la tierra se ha convertido en Pb206 en un 50% de su
proporción inicial. Por ejemplo el U235 cuya vida media es
prácticamente 6 veces más corta, se ha convertido
en Pb207 en una proporción mucho mayor, quedando una
cantidad mucho más baja del U235 primordial.
Tratamos ahora un caso bien distinto, ya que los
isótopos cosmogénicos que actualmente existen y
analizamos, no estaban en la configuración primordial de
la tierra, sino que se han generado en capas altas de la
atmósfera por efecto de la radiación
cósmica, atraida particularmente por el campo
magnético terrestre, y de ahí su nombre de
isótopos cosmogénicos.
Los isotopos radioactivos cosmogénicos son abundantes.
Por su interés simplemente vamos a considerar en primer
lugar el C14 por ser el más conocido, y a
continuación y sin entrar en grandes detalles los
métodos del Be10, del Al26 y finalmente del Ca41.
- Método del Carbono-14
- Método del Berilio-10
- Método del Aluminio-26
- Método del Calcio-41
- Limitaciones Métodos Datación Isótopos
Radiogénicos
Método del Carbono-14
El C14 es un isótopo cosmogénico2 que tiene su
origen en las partes altas de la atmósfera.
Los protones cósmicos de origen galáctico son
desviados por el campo
magnético terrestre.
Los que penetran en la atmósfera dan origen a neutrones al
colisionar sobre moléculas de oxígeno. Estos neutrones entran en
colisión con las moléculas de aire,
después de numerosos choques, estas partículas
pierden aceleración y alcanzan poco a poco la
energía térmica de un gas. En estas condiciones al
incidir un neutrón sobre un átomo de
nitrógeno da origen a C14, emitiéndose un
protón. La mayor producción de estos protones secundarios se
produce en una zona de altitud con presiones residuales de 75 a
120 gr/cm2 (aproximadamente entre 15 y 18 Km de altitud) y es en
esta misma banda donde se sitúa la tasa de máxima
producción de C14.
El flujo cósmico primario está influenciado por
el campo magnético terrestre y también por el campo
magnético del viento solar interplanetario; con lo que la
producción de C14 estará afectada por las mismas
variaciones espaciales y temporales que el flujo de protones.
Esta producción varía según un factor que
varía de 4 a 5 entre el ecuador y los
polos, y sufre fluctuaciones notables a lo largo de un ciclo
solar. Esto determina que sea difícil realizar el cálculo
exacto de la tasa de producción de C14.
Los cálculos más recientes para el ciclo 1875-85
dan una velocidad de producción de 2,25+-0,1 átomos
de C14/cm2 y segundo. Valor que equivale a 9,8 Kg/año, con
una acumulación de 80 Tm en la atmósfera, ya que al
ser radiactivo se alcanza un equilibrio entre el que se forma y
el que se transforma en nitrógeno después de la
emisión de una partícula beta.
C146 ———–> N147 + b- (T= 5.730 ± 40
años)
El carbono se presenta en la naturaleza en forma de tres
isótopos, siendo el isótopo 14 el único
radiactivo. La abundancia relativa de los isótopos de
carbono es:
C12 ——–> 98,89% C13 ——–> 1,108% C14
——–> 1,210-12 (0,000000000012 %)
El C14 formado se oxida rápidamente, dando unas
moléculas de 14CO2 que se dispersan en la
atmósfera, pudiéndose incorporar a los seres vivos
y a los bicarbonatos, en una proporción que está en
función de su abundancia relativa con respecto a los otros
dos isótopos C12 y C13.
En el caso de la biosfera
terrestre, en la que la velocidad de intercambio con el CO2
atmosférico es del orden de unos 30 años (valor
bajo en relación con la vida media del C14), los
contenidos de C14 están en equilibrio con los de la
atmósfera. Pero cuando los cambios son lentos, de algunos
millares de años por ejemplo, la renovación del C14
no es suficiente para compensar el decrecimiento radiactivo.
Esto es lo que ocurre por ejemplo en las aguas
oceánicas profundas, en las que el intercambio gaseoso con
la atmósfera es difícil, y se encuentra por lo
tanto empobrecidos en C14. Lo mismo ocurre en los seres vivos a
partir de su muerte, que se
empobrecen paulatinamente en C14. En estos casos la
relación C14/C12 permite calcular el tiempo de residencia
de las aguas oceánicas profundas o el tiempo que lleva
muerto un ser vivo, comparando esta relación
isotópica con la actual.
La suposición de un valor constante para la
relación C14/C12, viene alterada en los últimos
decenios por la combustión de carbón y petróleo,
que por su antigüedad se encuentra prácticamente
exentos de C14, con lo que su CO2 enriquece la atmósfera
en isótopos estables del carbono, así como lo fue
por explosiones nucleares realizadas por americanos y franceses
en atolones del pacífico Sur.
Método del Berilio-10
El Berilio tiene tres isótopos de los que Be7 y Be10
son radioactivo, siendo el isótopo estable el Be9. Las
partículas de la radiación cósmica,
compuestas esencialmente de protones, partículas a, y
sobre todo por neutrones secundarios, producen, en función
de su energía, distintas reacciones nucleares en las capas
altas de la atmósfera. Es así que se producen el
Be74 y el Be104 por reacciones inducidas por protones y neutrones
de alta energía que actúan sobre el
Nitrógeno y el Oxígeno de la atmósfera.
Por supuesto el isótopo estable Be94 se produce en este
mismo tipo de reacciones, pero no se distingue en nada del
isótopo estable incorporado en el momento de
creación del sistema solar,
hace unos 4,6 x 109 años. Por el contrario el Be104 y el
Be74 son señales
incontestables del paso de la radiación cósmica por
la atmósfera terrestre. Desde el momento de su
formación, estos isótopos que son
químicamente muy reactivos se fijan en los aerosoles
atmosféricos y van a acompañar a los aerosoles en
su itinerario por la estratosfera (donde el 70% de estos
isótopos se forman) y por la troposfera, antes de
introducirse como precipitación seca o húmeda sobre
los océanos o sobre la superficie de las masas
continentales.
Antes de llegar a los océanos o a la superficie el
Be74, de vida media muy corta habrá decrecido
notoriamente, incluso desaparecido, pero el Be104 podrá
incorporarse a los sedimentos marinos, a los sedimentos
lacustres, al hielo polar en un tiempo prácticamente
despreciable comparado con su vida media (un millón y
medio de años). Así pues por ejemplo en los hielos
polares el Be se irá acumulando registrando la
radiación cósmica que interfiere con la
atmósfera terrestre en el transcurso del tiempo. El modo
de formación del Be104 por radiación cósmica
y la duración de su T, confieren a este isótopo un
lugar excepcional en la página de los isótopos
naturales radioactivos.
El Berilio radioactivo decrece mediante la emisión de
un electrón ( b- ) a Boro, con un Tiempo de
semidesintegración de un millón y medio de
años.
Be104 ———–> b- + B105; T = 1'5 x 106 a.
El interés del Be10 radica en que al producirse a
partir del Ni y del O, muy abundantes en el aire (>98%), su
concentración es suficiente, como para que con
métodos de Espectrometría de Masas no haya
problemas en su detección y cuantificación.
T en el caso del C14 es de 5370 años, por lo que como
hemos visto su aplicación está sujeta
aproximadamente a los últimos 50.000 años de la
historia del planeta.
El Berilio tiene la misma aplicación que el C14, pero
tiene un período de semidesintegración
muchísimo mayor, por lo que permite dataciones de 10
millones de años, e incluso de hasta 15 millones de
años.
Método del Aluminio-26
El Al2613 es un isótopo cosmogénico radioactivo,
del Al2713 que es único el isótopo estable del
aluminio. Se genera en las capas altas de la atmósfera a
partir de Argón. Como el argón es un gas noble,
más escaso en la atmósfera que el O y Ni de los que
se generaba el Be (el Ar representa el 1% de la
composición de la atmósfera) su
concentración es 100 veces menor que la del Be104.
El isótopo radioactivo del aluminio Al2613 decrece
mediante la emisión de un protón (ß+,
molécula de Hidrógeno H11) dando Magnesio; el Tiempo de
semidesintegración es de 716.000 años.
Al2613 ———–> b+ + Mg2612 ; T = 716.000
años.
El aluminio es un metal reactivo por lo que desde el momento
de su formación, va a fijarse sobre los aerosoles
atmosféricos como Be10, y como el va a seguir una historia
análoga; se le encuentra en los sedimentos marinos y
lacustres, en nódulos de Manganeso, en el hielo de los
casquetes polares.
Debe señalarse que la débil concentración
de Al2613, comparada a la del Be10 (1/100), aún agravada
por la gran proporción del aluminio estable Al27 en la
superficie terrestre, es un handicap para las mediciones de Al26.
La relación Al26/Al27 es del orden de 10-14 en un
sedimento, mientras que la relación Be10/Be9 es del orden
de 10-8.
Por lo tanto las medidas no podrán ser tan numerosas ni
sistemáticas como las del Be10, incluso por SMA
(Espectrometría de Masas Atómicas). Pero la
materia
extraterrestre es un lugar mucho más favorable que la alta
atmósfera terrestre para la producción de Al2613:
la superficie lunar, los meteoritos, el polvo de las cometas,
etc… En estos medio, Be10 y Al26 se producen en cantidades
aproximadamente idénticas, por reacciones nucleares
inducidas en los blancos más abundantes, es decir en la
materia condrítica por ejemplo, el silicio para el Al26, y
el oxígeno, el magnesio, el silicio para el Be10. En estos
blancos, Be10 se producirá esencialmente por la
radiación cósmica galáctica de alta
energía, mientras que el Al26 podrá ser producido
simultáneamente por la radiación cósmica y
por los protones solares de más baja energía.
Se está perfeccionando un método de
datación mediante la relación Al26 / Be10 que
permite reducir el efecto de las variaciones del campo
magnético y del flujo solar. Este método permite
realizar medidas en muestras extraterrestres, con cantidades de
menos de 100 mg, si se utiliza SMA. Por lo tanto este
isótopo tiene un gran futuro particularmente en el estudio
de materia extraterrestre, y del contenido de polvo de cometas en
sedimentos marinos.
Método del Calcio-41
El isótopo radioactivo del Calcio, Ca4120 mediante una
captura simple de un electrón decrece a K4119
acompañando una emisión de rayos X de baja
energía. Existen 6 isótopos estables de Ca, de los
cuáles el Ca40 es sin duda y con diferencia el más
abundante (96,04%).
b- + Ca4120 ———–> K4119 + Rayos X de baja
energía: T = 100.000 años.
Contrariamente que los dos isótopos de Berilo y de
Aluminio, el Calcio 41, no se forma en las altas capas de la
atmósfera más que en cantidades omisibles.
En efecto las únicas reacciones nucleares susceptibles
de producir Ca41 son inducidas por el Kriptón, cuya
concentración en el aire es de 10-4 %, o en el Ar por
partículas a de muy baja energía con un rendimiento
muy bajo.
Sin embargo en la superficie terrestre el Ca es muy abundante,
y la radiación cósmica al penetrar en la
atmósfera produce neutrones secundarios rápidos que
indirectamente mediante un flujo térmico dan lugar a
Ca4120. Sin embargo la concentración relativa de este
radioisótopo es extremadamente baja; las evaluaciones
realizadas dan una relación Ca41 / Ca40 de aproximadamente
8 x 10-15, en muestras saturadas de calcio. Como puede verse pese
a todo esta proporción es extremadamente baja. Ello
explica porque las medidas de este isótopo mediante
radioactividad eran inexistentes, y porqué hasta hace poco
el estudio de este isótopo para dataciones no había
recibido prácticamente atención alguna.
La técnica de espectrometría de masas
atómicas, al permitir la detección de Ca41 ha hecho
resurgir un nuevo interés en este isótopo como
técnica de datación.
Interés potencial del Ca41 en dataciones
radiométricas:
El interés más espectacular del Ca41, es que
gracias a su período radioactivo de 100.000 años,
puede permitir datar restos óseos en un intervalo de
tiempo entre 50.000 y 1.000.000 de años (5 x 104 a
106). En este período de tiempo tan importante para la
evolución de la especie humana, son
sumamente escasos los métodos de dataciones absolutas
aplicables.
Las dataciones mediante la técnica del C14 no pueden
aventurarse más allá de los 70.000 años,
100.000 años a los sumo, y resulta que el Ca41 es el
único isótopo cosmogénico que puede tomar el
relevo del carbono radioactivo.
El calcio es un elemento muy abundante en la naturaleza, del
que particularmente los mamíferos absorben una gran cantidad
durante su vida, para la construcción de su esqueleto. Puede
suponerse que la relación Ca41 / Ca40 es la misma en la
superficie terrestre en un momento dado que en la estructura
ósea de un ser vivo. A la muerte de
éste, al no renovarse, el Ca41 contenido en estos huesos
comenzará a decrecer en función del Tiempo de
semidesintegración que es de 100.000 años, lo que
nos permitirá datar los huesos. Sin embargo el Ca41,
recordemos se produce en la superficie, por lo que es
condición necesaria que los restos estén al
cubierto de la radiación cósmica, enterrados o en
una gruta.
La datación absoluta tiene algún problema ya que
hay que determinar la relación Ca41 /Ca40 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 datación relativa: por ejemplo, en
un yacimiento a huesos humanos y de osos, si la relación
Ca41 /Ca40 es igual los restos tienen la misma edad, por el
contrario son de edades diferentes. Esta es una pregunta
frecuente en arqueología o paleontología del
cuaternario.
El método del CA41 en el dominio del
estudio de la prehistoria es
extremadamente prometedor.
Sin embargo de momento la detección del Ca41 mediante
espectrometría no es una tarea fácil dada su muy
pequeña proporción (y que hay que separarlo del
K41, más abundante).
Actualmente se están desarrollando técnicas
instrumentales en los espectrómetros para facilitar su
detección, por lo que puede decirse que en realidad este
método se encuentra actualmente en estado embrionario.
9. Limitaciones Métodos
Datación Isótopos Radiogénicos
Para interpretar correctamente el resultado de una medida
radiométrica hay que conocer las condiciones en las que se
ha obtenido la medida y las condiciones geológicas de la
muestra. Esto implica:
En el tiempo cero (en el origen) no debía existir
ninguna sustitución del elemento padre por átomos
del elemento hijo. Conociendo los contenidos en el origen ya sea
en base a correcciones o utilizando paragénesis que no
contengan elemento-hijo en el origen.
Durante la historia geológica del mineral dado, no
pueden haber existido pérdidas ni ganancias del elemento
padre ni del elemento hijo, ni de ninguno de los isótopos
de la cadena radiactiva.
El hecho de que en el origen el elemento padre sea el
único presente, es sólo posible en el supuesto que
este elemento juegue un papel predominante en la estructura del
mineral, es decir que en su ausencia el mineral no se pueda
formar, tal es el caso en la Uraninita, o del potasio en la
Carnalita y en la Moscovita.
Por el contrario si el elemento padre el sólo un
oligoelemento, puede haber entrado en la red con posterioridad,
como ocurre con el uranio en los carbonos, o el rubidio en los
silicatos.
Con respecto a las pérdidas, estas son probables cuando
el elemento hijo es un gas noble, sin carga, que sólo
está retenido en el retículo por fuerzas de Van der
Waals. En estos casos se debe tener en cuenta el poder de
difusión de este gas. Por esta razón se ha
desechado los métodos que utilizaban el helio como
elemento hijo.
El argón tiene un poder de difusión menor,
aunque tiende a escapar de los retículos con defectos,
como en las redes cristalinas de los
filosilicatos, aunque su difusión es menor en todo tipo de
estructuras,
como en ciertos feldespatos. Hay que tener en cuenta que la
difusión está condicionada por la temperatura,
particularmente depende del concepto de
temperatura de bloqueo.
El caso más sencillo sería el de las lavas, cuya
edad de enfriamiento coincide con la edad de la
cristalización de los minerales, con la edad de la
temperatura de bloqueo de los mismos y de la de la roca en
conjunto. En otros tipos de rocas ígneas, lo que se
determina es la edad de la temperatura de bloqueo de determinados
minerales, que no tienen por qué coincidir exactamente con
la edad de cristalización.
La edad de enfriamiento (de bloqueo) puede ser interpretada de
dos formas:
a) Si la roca que contiene el mineral mantiene fija su
posición altimétrica, el enfriamiento se realiza de
acuerdo con la disminución del gradiente geotérmico
con el tiempo.
b) En el supuesto de que la roca ascienda hacia la superficie,
por erosión,
deformaciones tectónicas o reajuste isostático,
irá cruzando isotermas cada vez más bajas. El
cierre de las estructuras, es decir la temperatura de bloqueo se
alcanzará durante este ascenso, al alcanzar una
determinada altitud.
Frecuentemente los dos fenómenos, enfriamiento y
surrección, son simultáneas y los datos que se
obtienen varían de un mineral a otro dentro de una misma
roca, en función de la temperatura de bloque de cada
mineral y según el elemento radioactivo utilizado.
El orden de las edades obtenidas de mayor a menor
antigüedad, seria teóricamente el siguiente:
Rb/Sr en roca total
Pb207/Pb206 en circón
Rb/Sr en feldespato potásico (Tb=500ºC)
K/Ar en hornblenda (Tb=500-400ºC)
Rb/Sr en moscovita K/Ar en moscovita (Tb=400-350ºC)
Rb/Sr en biotita K/Ar en biotita (Tb=300ºC)
Las edades de K/Ar convencional son en muchos casos algo
más jóvenes que las de Ar/Ar y Rb/Sr. En muchos
caso las edades obtenidas con Rb/Sr y Ar/Ar, al ser los dos
métodos son muy fiables y son prácticamente las
mismas, dependiendo de si la muestra es de roca total, pudiendo
entonces influir su fracción, o más generalmente de
la naturaleza de los minerales.
En términos geológicos esto es lo que puede
ocurrir durante el levantamiento y enfriamiento gradual de un
cinturón orogénico, y lógicamente en el
mismo orden de la relación anterior.
Un estudio detallado de las edades en el cinturón
orogénico Precámbrico de Greenville en
Canadá, en el Paleozoico Inferior del cinturón
Caledoniano de las Islas Británicas y en Terciario del
cinturón alpino de Suiza, han permitido observar
diferencias entre el tiempo de cristalización y el tiempo
de alcanzar la temperatura de bloqueo, en minerales
micáceos, de aproximadamente 150, 70 y 20 M.a.
respectivamente. Estas diferencias se deben probablemente a las
diferentes profundidades de erosión que muestran estos
tres orógenos.
Es decir las dataciones realizadas en niveles idénticos
y con el mismo método ponen en evidencia las partes
superficiales, medias y profundas de un orógeno,
pudiéndose evaluar la velocidad de elevación.
Evidentemente y para un mismo nivel estructural, se encuentran
diferencias de edad en las determinaciones realizadas entre
distintos minerales utilizando un mismo método. Para el
método K/Ar, las edades determinadas sobre moscovita
suelen ser en el cinturón Caledoniano de Escocia de unos
12 M.a., más antiguas que las determinadas sobre biotita
con el mismo método, y de unos 8 M.a., para el
método Rb/Sr.
Por último hay que recordar que los métodos
radiométricos obligan a que no exista ninguna ganancia del
elemento radiogénico hijo a lo largo de la historia
geológica de la muestra a dar. Aunque incrementos de este
tipo no son frecuentes, en algunos minerales
neumatolíticos (berilo, topacio, fluorita, etc…) el Ar
puede ser heredado a partir de soluciones
fluidas que se concentran en las inclusiones. Este exceso de Ar
puede originar errores importantes en las medidas
radiométricas.
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