Datação Radiométrica

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CURSO: MINERALOGÍA DESCRIPTIVA
Figura 1. Desintegración del potasio. Fuente: “Técnicas de datación”, Canal de Ciencias.
Datación Radiométrica
Carolina Colquichagua Palacin
Universidad Nacional de Ingeniería
Fecha de entrega 19/02/2019
Nota del Autor
	Carolina Colquichagua Palacin, Facultad de Ingeniería Metalúrgica, Universidad Nacional de Ingeniería.
	La información concerniente a este documento deberá ser enviada E-mail: carolic121@hotmail.com
	
Nota
Mineralogía Descriptiva, MSc. José Andrés Yparraguirre Calderón, Facultad de Ingeniería Geológica, Minera y Metalúrgica, Universidad Nacional de Ingeniería.
La información concerniente a este documento deberá ser enviada E-mail: carolic121@hotmail.com
					
				
A mi familia, que me ha apoyado durante mi tiempo de estudio.
Tabla de contenido
Introducción	5
CAPÍTULO I	6
1.	Datación Absoluta	6
1.1.	Datación radiométrica	6
1.2.	Ecuaciones del decaimiento	8
CAPÍTULO II	9
2.	Datación Radiométrica Re – Os	9
3.	Datación Radiométrica K – Ar	11
4.	Datación Radiométrica Ar – Ar	14
5.	Datación Radiométrica U-Pb	15
Bibliografía	17
 
Introducción
El estudio de la tierra implica determinar la sucesión de sucesos geológicos a través de inmensos periodos de tiempo. En la mayor parte el orden correcto puede ser determinado sin conocer la edad real. Esto es, simplemente establecemos que el suceso B ocurrió después de A y antes de C. La datación es un proceso que determina una cronología o calendario de sucesos en la historia de la tierra. Cuando la ocurrencia de sucesos se determina relativa a otros sucesos, se denomina datación relativa. Así, para datar sucesos del pasado, procesos, formaciones y organismos fósiles, los geólogos de campo emplean una variedad de técnicas observacionales y de laboratorio que producen una cronología relativa. Hasta principios del s. XX no hubo otra forma de datación. 
Dar la edad actual de las rocas, de los sucesos y una cronología hacia atrás se llama datación absoluta. Las dos aproximaciones son complementarias. Antes de 1905, la mejor y más aceptada edad de la Tierra fue la propuesta por Lord Kelvin en base a la cantidad de tiempo necesario para que la Tierra se enfríe a la temperatura actual a partir de un estado inicial líquido	
Pero en 1896, Becquerel descubrió la radiactividad. Como la desintegración radiactiva de los átomos se produce de forma natural en la Tierra y proporciona otra fuente de calor, no considerada por Kelvin, esto significa que el tiempo de enfriamiento debe que ser mucho más largo. Para la datación absoluta se usan técnicas radiométricas. 
Todas recaen en el hecho de que ciertos isótopos radioactivos inestables en la naturaleza (padres) decaen en isótopos estables (hijos) a una velocidad constante. Estas técnicas permiten determinar la edad absoluta de algunas rocas con un grado de precisión variable, dando cotas mínimas para la edad de la tierra. En 1906, Rutherford estableció que el contenido de uranio permitía calcular las edades de las rocas que lo contienen. En 1907, Boltwood desarrolló el método químico 238U/ 206Pb demostrando que el uranio 238 se desintegra en Plomo 206 a una razón constante. 
Hacia 1930, se desarrolló el método 40K/ 40Ar, 40C a, ya que el Potasio 40 se desintegra espontáneamente en Argón 40 y Calcio 40. Así en 1932, se demostró que la edad mínima de la tierra era como mínimo 1 600 millones de años. En 1947, que era de 3 400 millones de años. Finalmente, en 1976, se descubrió que eran unos 4 560 millones años.
CAPÍTULO I
Datación Absoluta
Aunque las edades relativas pueden ser establecidas a nivel local, los sucesos reflejados en rocas de diferentes localidades sólo pueden ser integrados a nivel regional o global si la cronología puede ser firmemente establecida.
El tiempo desde que ciertos minerales han sido formados puede determinarse gracias a pequeñas cantidades de átomos radioactivos en su estructura.
El uso de fósiles para la datación relativa tiene unos 300 años de antigüedad. La radioactividad no fue descubierta hasta finales del s. XIX, y no fue usada extensamente para datar unidades de rocas hasta 1950.
Los métodos de medida de isótopos todavía siguen refinándose y métodos de baja contaminación química han sido desarrollados.
1.1. Datación radiométrica
Todas las edades absolutas se basan en el decaimiento radioactivo, un proceso por el cual un isótopo espefífico de un átomo se convierte en otro a un ritmo constante y conocido. La mayor parte de los elementos existen en diferentes formas atómicas que son idénticas en sus propiedades químicas pero difieren en el número de partículas neutras en el núcleo (neutrones).
Para un mismo elemento, estos átomos se llaman isótopos. Como su masa es diferente, su relativa abundancia se determina en un espectrómetro de masas. Así, el decaimiento radioactivo puede ser observado en el laboratorio por:
(1) Un medidor de radiaciones como un contador Geiger, que detecta el número de partículas de alta energía emitido por la desintegración de átomos en una muestra de material geológico.
(2) Un espectrómetro de masas, que permite la identificación de los átomos hijos formados por un proceso de decaimiento en una muestra.
Las partículas obtenidas por este proceso son parte de un profundo cambio en el núcleo. Como consecuencia de la pérdida de masa y energía, el átomo radioactivo se convierte en un átomo de un elemento diferente.
	Isótopos
	Vida media
	λ
	Rango
	14C/ 14N
	5730
	-
	50000 – 70000 a
	40K/ 40Ar, 40Ca
	1.25* 109
	0.581*10-10//4.96*10-10
	>100000 a
	238U/ 206Pb
	4.46* 109
	1.55*10-10
	>100Ma
	87Rb/87Sr
	4.88* 1010
	1.42*10-11
	>10Ma
Tabla 1. Isótopos en datación radiométrica. Fuente: Datación absoluta. “Universidad de Granada”
Como se ve en la tabla, los elementos radioactivos más útiles para datar rocas antiguas son el uranio 238, el potasio 40 y el rubidio 87. Para escalas de tiempo menores se usa el carbono 14. 
El número de átomos presentes en la muestra es el mismo pero existen algunos nuevos átomos de uno o más elementos, llamados hijos, diferentes de los átomos (padre) originales. 
Una roca o mineral que contiene isótopos radioactivos se analiza para determinar el número de átomos padre e hijos presentes, a partir de esos números se calcula el tiempo desde que esa roca o mineral fue formado. Uno debe seleccionar materiales que contengan átomos con una vida media larga. 
Que contengan todavía átomos padre a pesar del tiempo transcurrido. La edad calculada es sólo tan buena como el conocimiento de la razón de decaimiento y es válida porque la razón es constante durante todo el tiempo.
Cada unidad de rocas datada lo es respecto a una determinada unidad de medida. La edad calculada no puede ser más precisa que esa unidad.
Los isótopos hijos pueden desaparecer de la roca por altas temperaturas, por tanto las edades obtenidas por métodos isotópicos sólo pueden medir el tiempo transcurrido desde que comenzó el enfriamiento.
De ahí, la interdependencia entre los sucesos geológicos y la geocronología absoluta. Estudiando el movimiento o distribución de ciertos isótopos puede proporcionar conocimiento de los procesos geológicos.
El estudio de la radioactividad ha sido objeto de estudio por los físicos durante más de un siglo. Sus resultados muestran que no existe ningún proceso que pueda alterar la razón de decaimiento.
El proceso de decaimiento se produce por la emisión de rayos alfa (núcleos de He), rayos beta (electrones) o rayos gamma (radiación electromagnética).
Este proceso es interior al núcleo y este no puede alterarse por fuerzas externas, tales como la presión, temperatura, gravitacional, magnética o eléctrica.
Esta transformación es constante e independiente de otras variables físicoquímicas. O sea, es inmutable respecto a todas las condiciones conocidas
1.2. Ecuaciones del decaimiento
Aunque es imposible predecir cuándo un átomo particular cambiará, dado un suficiente número de átomos, la razón de decaimiento es constante.
Esta razón de cambio es proporcionalsiempre al número de átomos padre, N, presentes en un momento dado. Como la razón de cambio instantáneo es una derivada, la fórmula se expresa en función del número e ≈2.718.
 = −λN ⇐⇒ N = N0e −λt
Conocida la constante λ de decaimiento, la razón entre padre/hijo , puede ser usada para determinar la edad absoluta, en años, de una muestra de mineral. Alternativamente, se puede usar la vida media, t1/2 del isótopo padre que es el tiempo que tarda una población de átomos radioactivos en reducirse a la mitad. Así, la ecuación que describe una desintegración radiactiva puede también expresarse en función de exponenciales de base 2
 == e −λt 
t = t1/2 log2 ( ) = 
CAPÍTULO II
 Datación Radiométrica Re – Os
El sistema isotópico Re-Os se basa en el decaimiento β(-) de 187Re produciéndose 187Os. Por lo tanto, la cantidad de 187Os presente hoy en cualquier mineral, es igual a la suma de la cantidad inicial de 187Os presente en la muestra y la cantidad de 187Os producido del decaimiento de 187Re, condicionado a que el sistema haya permanecido cerrado desde su formación (t = 0).
La relación entre estos dos factores se expresa en la ecuación de la isocrona (1) y tiene la misma forma que para otros sistemas isotópicos tales como el Rb-Sr y el Sm-Nd. Además, esta ecuación tiene la forma de una ecuación de la recta (y = b + xm) en donde la razón 187Os/188Os presente hoy (y) y la razón 187Re/188Os (x) son medidos y la razón inicial 187Os/188Os (b) y la edad (t) son incógnitas. 
La constante de decaimiento para el 187Re (λ) es 1.666 x 10-11 y está relacionada a la vida media del isotopo parental 187Re (λ=ln2/vida media). La vida media del 187Re es de 41.6 Ga.
(187Os/188Os) presente = (187Os/188Os) inicial + (187Re/188Os)presente (eλt-1) (1)
La forma general de la ecuación de la isocrona para el Re-Os puede ser usada para la mayoría de los sulfuros con la única excepción de la molibdenita. En general, la razón 187Os/188Os medida de una serie de sulfuros co-genéticos es ploteada versus la respectiva razón 187Re/188Os medida de los sulfuros. En algunos casos se puede utilizar una única muestra de sulfuro debido a que en general los sulfuros presentan una distribución heterogénea de Re y Os. Si el sistema a permanecido cerrado, entonces los valores ploteados debieran conformar una línea, la cual se conoce como isocrona. 
La pendiente de esta línea (m = eλt – 1) proporciona la edad (t) de cierre del sistema que usualmente es la misma que la edad de formación del mineral. La intersecta de la isocrona con el eje y es equivalente a la razón inicial de 187Os/188Os. Si el valor de la inicial de una suite de sulfuros (o de un sulfuro) se compara con el valor de la razón 187Os/188Os del manto (∼0.13, Meisel et al., 2001) entonces se puede determinar la fuente del Os contenido en los sulfuros y por inferencia del mineral que contiene el Os. 
 
La molibdenita constituye un caso particular ya que no contiene Os inicial y por lo tanto el Os presente en la molibdenita (únicamente 187Os) es producto del decaimiento del 187Re. En este caso la ecuación de la isocrona se simplifica y solo existe una incógnita que es la edad (t). Si la ecuación se despeja para t, entonces la edad de la molibdenita puede determinarse directamente (2). Cuando la edad se determina de esta forma, la edad calculada se conoce como edad modelo debido a que se basa en el supuesto que la molibdenita no contiene Os inicial.
[187Os] presente = [187Re]presente (eλt-1) (2)
t = ln [187Os/187Re + 1] / λ λ = 1.666 x 10-11 y
En general existen dos metodos para determinar la edad de molibdenitas mediante el sistema ReOs. El primer metodo es por el cálculo de edades modelo, en donde la edad se obtiene por simple sustitucion en la ecuación 2. El segundo metodo es mediante la construcion de un grafico de concentracion de 187Os (en ppb) versus concentracion de 187Re (en ppm). En este ultimo caso se requieren mas de dos analisis (puntos) para construir una isocrona. La edad de la molibdenita se determina de la pendiente de la linea y la intercepta con el eje y debe ser cero, ya que no existe Os inicial en la molibdenita. Ambos metodos (edades modelo y grafico 187Re-187Os) son igualmente validos, pero este ultimo tiene la desventaja de requerir al menos tres muestras distintas de molibdenita que sean cogeneticas y ademas con distintas concentraciones de Re y Os. Esto ultimo debido a que los puntos deben estar lo suficientemente separados para formar una isocrona confiable. Por otra parte, y debido a que se requieren al menos tres muestras, es posible que muestras de distintos eventos (y probablemente de distinta edad) sean ploteados en el mismo gráfico y por ende se obtendria una edad promedio del depósito y posibles eventos temporalmente distintos no serían reconocidos. Este posible problema no solo resalta la necesidad de un conocimiento del contexto geologico del depósito y las muestras sino tambien la necesidad de un control detallado de la proveniencia de las muestras como asi también de su paragénesis.
· LONGEVIDAD DE DEPOSITOS TIPO PÓRFIDO DE Cu-Mo
Tal vez una de las interrogantes más fundamentales en geologia económica es la edad de los depositos minerales. Dentro de un marco metalogenetico regional la geocronologia de depositos tipo pórfido cuprifero (principalmente mediante K-Ar) ha permitido establecer intervalos restringuidos de tiempo en donde la formacion de depositos tipo porfido es significativa. Asi por ejemplo los porfidos andinos se agrupan en tres intervalos 66-52, 42-31 y 16-5 Ma, mientras que los porfidos del suroeste norteamericano han sido agrupados en dos intervalos: 74-70 y 60-55 Ma (Livingston et al., 1968; McCandless y Ruiz, 1993). 
 
A nivel de depósito, la geocronología permite abordar interrogantes tales como la duracion de (o de los) episodio(s) magmático(s) como así también de los eventos hidrotermales. Estas interrogantes no solo son importantes para entender la evolución del sistema porfírico sino que también son fundamentales en determinar la relacion entre longevidad del sistema y la cantidad de mineral producida por este. Dentro de este marco, el sistema Re-Os aplicado a molibdenitas es una herramienta mas que permite obtener informacion geocronologica de un deposito con la particular ventaja que este sistema es usado directamente en un mineral de mena. 
A continuacion se presentan algunos ejemplos en donde se ha utilizado este sistema isotopico para determinar edades, y en algunos casos, diferentes eventos dentro de un mismo deposito, con el proposito de entregar mayores antecedentes sobre la longevidad de depositos tipo porfido cuprifero. 
Datación Radiométrica K – Ar
	Como gas raro, el argón no se incorpora a la estructura química de los minerales formadores de roca. De hecho, se excluye durante uno de los procesos geológicos más fundamentales: la fusión dentro de la tierra y la migración del ('magma') a niveles más altos donde puede cristalizar lentamente para formar una roca con granos minerales discretos, como el granito, o donde Si llega a la superficie, puede estallar para consolidarse como una lava de grano fino. Las rocas y los minerales formados de esta manera (conocidos como "ígneos") generalmente no contendrán Ar al principio, ya que cualquier material presente en el material fusible ha escapado a la atmósfera junto con otros "gases volcánicos".
Por lo tanto, en este caso particular, cuando se realiza la datación de la cristalización de rocas ígneas y minerales, generalmente podemos asumir que D0 = 0 y, dejando caer el subíndice T por conveniencia y permitiendo la descomposición ramificada de 40K, la ecuación (2) se convierte en
40Ar = R40K[exp(ℷT)-1]
donde R es la relación de ramificación ℷ K-capturar/ℷtotal, o
T= ln ()
Aquí tenemos una tarea sencilla en química analítica: determinar las concentraciones (en moles por gramo) de 40K y 40Ar en alícuotas separadas de la muestra. El K total suele determinarse por espectrofotometría de emisión de flama y la proporción de 40 K calculada(la composición isotópica de todos los elementos parentales en la tabla 2 se fija esencialmente en un momento dado, siempre que no haya procesos naturales efectivos que puedan actuar). La concentración de 40 Ar se determina por análisis de dilución por isótopos de espectrometría de masas de los gases expulsados ​​cuando la muestra se fusiona al vacío. Esta técnica, más bien elaborada, es necesaria debido a las pequeñas cantidades de 40Ar radiogénico que se encuentran con frecuencia (medido en nanolitros por gramo en el punto de partida) y porque se debe hacer una corrección para el Ar atmosférico introducido en el sistema, en parte en la superficie de los granos triturados, en parte ocluido dentro de ellos. (A pesar de nuestro argumento de que D0 = 0, un poco de Ar se encuentra comúnmente atrapado en rocas volcánicas que, por supuesto, se han cristalizado bajo una pequeña presión parcial de Ar). Los errores en el análisis y tales correcciones necesarias se minimizan cuanto mayor sea el contenido de K de El material y los minerales de mica ricos en K se encuentran entre ellos más fácilmente fechados.
	Padre
	Hija
	Vida Media / años
	40K
	40Ca, 40Ar
	1.25x 109
	87Rb
	87Sr
	4.88x 1010
	147Sm
	144Nd
	1.06x 1011
	176Lu
	176Hf
	3.6x 1010
	187Re
	187Os
	4.28x 1010
	232Th
	208Pb
	1.40x 1010
	235U
	207Pb
	7.04x 108
	|238U
	206Pb
	4.47x 109
Tabla 2. Esquema de desintegración radiactiva natural de larga duración. Fuente: Datación Radiométrica en geología. “British Geological Survey”
La calificación abrumadora en el uso de la técnica de datación K-Ar es la posibilidad de un comportamiento de sistema abierto, principalmente con respecto a la pérdida de parte de la cuota real de Ar radiogénico en un mineral durante una compleja historia geológica. Esto puede ocurrir durante la alteración a baja temperatura de las rocas expuestas en la superficie de la tierra durante largos períodos, la alteración por salmueras de permeación caliente y el calentamiento a altas temperaturas a las que la difusión se hace rápida y los minerales comienzan a recristalizarse para formar formas estables termodinámicamente (metamorfismo). 
La última situación puede ser tan extrema que cause una desgasificación completa, de modo que obtengamos una fecha relacionada con el metamorfismo y simplemente un mínimo para la cristalización ígnea, información que a veces puede ser de igual importancia para el geólogo. Sin embargo, está claro que, aparte de la consideración de los principios físicos y las técnicas analíticas, los geocronólogos también deben poder adquirir y evaluar la evidencia de la naturaleza y el alcance de los procesos geológicos secundarios para interpretar correctamente las fechas obtenidas de muestras individuales.
Este método permite analizar concentrados de minerales que contienen potasio, tales como biotita, anfíbola, sericita, muscovita, plagioclasas, jarosita, alunita, adularia, glauconita, celadonita, además de concentrados de roca total y masa fundamental. Este amplio rango de minerales utilizables, hace de este método una herramienta muy útil en la datación de eventos geológicos. Es un método muy utilizado por las empresas de exploración dado el corto tiempo de respuesta.
· El método K-Ar en la práctica
La muestra de roca que debe fecharse debe elegirse con mucho cuidado. Cualquier alteración o fractura significa que el potasio o el argón o ambos han sido alterados.
El sitio también debe ser geológicamente significativo, estar claramente relacionado con las rocas que contienen fósiles u otras características que necesitan una buena fecha para unirse a la gran historia. Los flujos de lava que se encuentran por encima y debajo de las capas rocosas con antiguos fósiles humanos son un buen ejemplo y verdadero.
El mineral sanidina, la forma de feldespato de potasio a altas temperaturas, es el más deseable. Pero las micas, plagioclasa, hornblenda, arcillas y otros minerales pueden proporcionar buenos datos, al igual que los análisis de roca completa. Las rocas jóvenes tienen bajos niveles de 40Ar, por lo que pueden necesitarse varios kilogramos. Las muestras de rocas se registran, marcan, sellan y mantienen libres de contaminación y calor excesivo en el camino al laboratorio.
Las muestras de roca se trituran, en equipos limpios, hasta un tamaño que conserva los granos enteros del mineral que se va a fechar, y luego se tamizan para ayudar a concentrar estos granos del mineral objetivo. La fracción de tamaño seleccionada se limpia en ultrasonidos y baños de ácido, luego se seca suavemente en el horno. El mineral objetivo se separa usando líquidos pesados, luego se cosecha a mano bajo el microscopio para obtener la muestra más pura posible. Esta muestra de mineral luego se cuece suavemente durante la noche en un horno de vacío. Estos pasos ayudan a eliminar tanto 40Ar atmosférico de la muestra como sea posible antes de realizar la medición.
A continuación, la muestra mineral se calienta hasta fundirse en un horno de vacío, expulsando todo el gas. Se agrega una cantidad precisa de argón-38 al gas como un "pico" para ayudar a calibrar la medición, y la muestra de gas se recoge en carbón activado refrigerado por nitrógeno líquido. Luego, la muestra de gas se limpia de todos los gases no deseados como H2O, CO2, SO2, nitrógeno y así sucesivamente hasta que todo lo que queda son los gases inertes, el argón entre ellos.
Finalmente, los átomos de argón se cuentan en un espectrómetro de masas, una máquina con sus propias complejidades. Se miden tres isótopos de argón: 36Ar, 38Ar y 40Ar. Si los datos de este paso están limpios, se puede determinar la abundancia de argón en la atmósfera y luego restarlo para obtener el contenido 40Ar radiogénico. Esta "corrección de aire" se basa en el nivel de argón-36, que proviene únicamente del aire y no es creado por ninguna reacción de descomposición nuclear.
Se resta y se resta una cantidad proporcional de 38Ar y 40Ar. El 38Ar restante es del pico, y el 40Ar restante es radiogénico. Debido a que el pico es precisamente conocido, el 40Ar se determina por comparación con él. Las variaciones en estos datos pueden indicar errores en cualquier parte del proceso, por lo que todos los pasos de preparación se registran en detalle. Los análisis K-Ar cuestan varios cientos de dólares por muestra y toman una semana o dos.
Datación Radiométrica Ar – Ar
Método de datación radiométrica que surge para superseder al método K/Ar en términos de su exactitud. Esto se debe a que el método K/Ar requiere de dos fragmentos para realizar la datación, lo que incrementa la incertidumbre con respecto a la medición, en cambio mediante el método Ar/Ar, solamente se requiere de un fragmento de roca y de una sola medición para la medición de los isótopos de Argón. Es un método de datación relativa, ya que uno de los parámetros de su ecuación debe ser determinado mediante la irradiación de la muestra desconocida con otra muestra de una edad conocida. En general, la muestra conocida, dado que no puede ser determinada mediante Ar/Ar, se determina mediante K/Ar, otro método alternativo es mediante el tuning astronómico.
El método 40Ar / 39Ar es uno de los métodos de datación que ofrece la más amplia gama de tiempos de aplicación. Utilizado principalmente para la datación de rocas volcánicas, este método radioisotópico es aplicable a casi todo el Cuaternario. Los desarrollos metodológicos y analíticos relacionados con la tecnología de espectrometría de masas de hoy se pueden fechar con gran precisión (1-5%) cristales o sanidines individuales leucites, rica en potasio. El último, a veces menos de 500 ka puede ser más pequeño que 300 micrones. El método 40Ar / 39Ar permite datación de depósitos volcánicos llamado "primario" de tephra directa (tephra), sino también para analizar los niveles de los depósitos sedimentarios de remodelación de grabación de varios eventos volcánicas a través de cristales individuales seleccionados de citas. Por lo tanto, es posible identificar las erupciones más recientes registradasdentro de estos niveles que luego dan una edad máxima a estos.
El isótopo de peso 39 del argón es producido en la estratosfera por colisión de un neutrón con un átomo de argón 40. El argón 39 se acumula en la atmosfera, llega a la superficie terrestre con las precipitaciones sólidas o líquidas y se descompone con rapidez a potasio 39. 
El método del argón radiactivo es solo una variante del potasio - argón, pero adaptada para edades muy jóvenes, entre 100 y 1.000 años. Hasta ahora se ha utilizado para medir edades de aguas y de hielo. 
Permite analizar gran parte de los minerales que contienen K, por ejemplo, biotita, anfíbola, plagioclasas, sericita, muscovita, alunita, adularia, sanidina, jarosita, además de concentrados de masa fundamental. Con mucha precisión (10 ka) permite el análisis de la edad de eventos volcánicos, de alteración hidrotermal (hipógena y supérgena), eventos metamórficos y edades de enfriamiento de rocas plutónicas (250°-550° C).
El método Ar-Ar se considera superior, pero algunos de sus problemas se evitan en el antiguo método K-Ar. Además, el método más económico de K-Ar se puede utilizar para fines de detección o reconocimiento, lo que le permite ahorrar Ar-Ar para los problemas más exigentes o interesantes.
· El método 40Ar-39Ar
Una variante del método K-Ar brinda mejores datos al simplificar el proceso general de medición. La clave es poner la muestra mineral en un haz de neutrones, que convierte el potasio-39 en argón-39. Debido a que 39Ar tiene una vida media muy corta, está garantizado que está ausente en la muestra de antemano, por lo que es un indicador claro del contenido de potasio. La ventaja es que toda la información necesaria para fechar la muestra proviene de la misma medición de argón. La precisión es mayor y los errores son menores. Este método se conoce comúnmente como "datación de argón-argón".
El procedimiento físico para la datación 40Ar-39Ar es el mismo excepto por tres diferencias:
Antes de colocar la muestra mineral en el horno de vacío, se irradia junto con muestras de materiales estándar mediante una fuente de neutrones.
No es necesario un pico de 38Ar.
Se miden cuatro isótopos de Ar: 36Ar, 37Ar, 39Ar y 40Ar.
El análisis de los datos es más complejo que en el método K-Ar porque la irradiación crea átomos de argón de otros isótopos además de 40K. Estos efectos deben corregirse, y el proceso es lo suficientemente intrincado como para requerir computadoras.
Datación Radiométrica U-Pb
Uno de los métodos geocronológicos más utilizados e importantes en la actualidad, es la medición de los isótopos producidos por el decaimiento radiactivo del Uranio en Plomo en cristales de circón, mediante la técnica conocida como LA-ICP-MS (“Laser Ablation Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry”). Permitiendo datar rocas intrusivas, volcánicas y a través de circones detríticos, datar rocas sedimentarias y metamórficas. El laboratorio tiene un espectrómetro de masas Thermo Fischer ElementXR, equipado con un sistema de ablación láser in situ Photon-Machines Analyte G2 193 nm excimer laser. Además con un microscopio electrónico de barrido dotado de un detector de cátodo-luminiscencia, permitiendo tomar imágenes a color y con gran resolución de la zonación de los circones, con el fin de seleccionar los puntos de ablación láser.
Las edades determinadas por la desintegración radiactiva, siempre están sujetas a suposiciones acerca de las concentraciones originales de isótopos. La serie radiactiva natural que involucran al plomo como elemento hijo, sí ofrecen un mecanismo para poner a prueba las hipótesis. El plomo común contiene una mezcla de cuatro isótopos. El plomo 204, que no es producido por la desintegración radiactiva, proporciona una medida de lo que había de plomo "original". Se observa que en la mayoría de los minerales, las proporciones de los isótopos de plomo es casi constante, de modo que se puede usar el plomo-204, para proyectar las cantidades originales de plomo-206 y plomo-207. (El plomo-208 es el producto final estable de la serie del torio, por lo que no se usa en la datación uranio-plomo.) Los dos dataciones uranio-plomo, obtenidas del U-235 y de U-238, tienen diferentes semi vidas, por lo que si las fechas obtenidas en los dos decaimientos están de acuerdo, esto suma confianza a la fecha. Estas no son siempre las mismas, por lo que en estos procesos surgen algunas incertidumbres.
Hay poderosas razones para usar de los isótopos del plomo, como indicativos de las concentraciones en el momento en que el mineral que contiene el plomo, estaba en estado líquido. Dado que los isótopos del plomo son químicamente idénticos, cualquier proceso que contenga plomo en el mineral, será completamente indiscriminado sobre que isótopo lo llevaba. El mineral que se forme incorporará plomo-204, plomo-206 y plomo-207, en la proporción en la que se encontraba, en ese lugar y en ese momento de la formación. Cualquier desviación de las concentraciones originales relativas de plomo-206 y plomo-207, respecto del plomo-204, se puede atribuir a la desintegración radiactiva.
Haciendo uso de las constantes de desintegración de ambos 238U y 235U, además de la constancia en la relación isotópica de 238U/235U = 137,88, Holmes y Houtermans desarrollaron un sistema que utilizaban las proporciones de los isótopos de plomo, para producir las isócronas Pb-Pb para la datación de minerales. Este enfoque se considera generalmente como el más exacto para determinar la edad de la Tierra.
238U a 206Pb → vida media 4,47 Ma. 
235U a 207Pb → vida media 704 Ma
Figura 2. Descomposición del Uranio. Fuente: Uranio-Plomo. “geofísica.unam”
Bibliografía
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