La datación samario-neodimio es un método de datación radiométrica útil para determinar la edad de rocas y meteoritos , basado en la desintegración alfa del isótopo samario de larga duración (147
Sm ) al isótopo radiogénico estable de neodimio (143
Nd ). Las proporciones de isótopos de neodimio junto con las proporciones de samario-neodimio se utilizan para proporcionar información sobre la edad y el origen de las masas ígneas fundidas. A veces se supone que en el momento en que se forma el material de la corteza a partir del manto, la proporción de isótopos de neodimio depende solo del momento en que ocurrió este evento, pero luego evoluciona de una manera que depende de la nueva proporción de samario a neodimio en el material de la corteza, que será diferente de la proporción en el material del manto. La datación samario-neodimio permite determinar cuándo se formó el material de la corteza.
La utilidad de la datación Sm-Nd se debe al hecho de que estos dos elementos son tierras raras y, por lo tanto, teóricamente, no son particularmente susceptibles a la partición durante la sedimentación y la diagénesis . [1] La cristalización fraccionada de minerales félsicos cambia la relación Sm/Nd de los materiales resultantes. Esto, a su vez, influye en la velocidad a la que aumenta la relación 143 Nd/ 144 Nd debido a la producción de 143 Nd radiogénico.
En muchos casos, los datos de isótopos Sm–Nd y Rb–Sr se utilizan juntos.
El samario tiene siete isótopos naturales y el neodimio tiene siete. Los dos elementos están unidos en una relación padre-hijo por la desintegración alfa del padre 147 Sm al hijo radiogénico 143 Nd con una vida media de 1,066(5) × 1011 años y por la desintegración alfa de 146 Sm (un radionúclido casi extinto con una vida media de 9,20(26) × 107 años [2] [a] ) para producir 142 Nd.
Para encontrar la fecha en la que se formó una roca (o grupo de rocas), se puede utilizar el método de datación isócrona . [6] La isócrona Sm–Nd representa la relación entre el 143 Nd radiogénico y el 144 Nd no radiogénico frente a la relación entre el isótopo original 147 Sm y el isótopo no radiogénico 144 Nd. El 144 Nd se utiliza para normalizar el isótopo radiogénico en la isócrona porque es cuasiestable (con una vida media de 2,29(16) × 1015 años) y el isótopo de neodimio relativamente abundante.
La isócrona Sm–Nd se define mediante la siguiente ecuación:
dónde:
Como alternativa, se puede suponer que el material se formó a partir de material del manto que siguió el mismo camino de evolución de estas proporciones que las condritas , y luego se puede calcular nuevamente el tiempo de formación (ver #El modelo CHUR). [6] [1]
La concentración de Sm y Nd en los minerales de silicato aumenta con el orden en el que cristalizan a partir de un magma según la serie de reacciones de Bowen . El samario se acomoda más fácilmente en los minerales máficos , por lo que una roca máfica que cristaliza minerales máficos concentrará neodimio en la fase de fusión en relación con el samario. Por lo tanto, a medida que una fusión experimenta una cristalización fraccionada desde una composición máfica a una más félsica, la abundancia de Sm y Nd cambia, al igual que la relación entre Sm y Nd.
Por lo tanto, las rocas ultramáficas tienen un alto contenido de Sm y un bajo contenido de Nd y, por lo tanto , una alta relación Sm/Nd. Las rocas félsicas tienen bajas concentraciones de Sm y un alto contenido de Nd y, por lo tanto, una baja relación Sm/Nd (por ejemplo, la komatiita tiene 1,14 partes por millón (ppm) de Nd y 3,59 ppm de Sm frente a 4,65 ppm de Nd y 21,6 ppm de Sm en la riolita ).
La importancia de este proceso es evidente al modelar la edad de formación de la corteza continental .
A través del análisis de las composiciones isotópicas del neodimio, DePaolo y Wasserburg (1976 [6] ) descubrieron que las rocas ígneas terrestres en el momento de su formación a partir de fundidos seguían de cerca la línea de " depósito condrítico uniforme " o "depósito condrítico unifraccionado" (CHUR), la forma en que la relación 143 Nd: 144 Nd aumentaba con el tiempo en las condritas . Se cree que los meteoritos condríticos representan el material más antiguo (sin clasificar) que se formó en el Sistema Solar antes de que se formaran los planetas. Tienen firmas de oligoelementos relativamente homogéneas y, por lo tanto, su evolución isotópica puede modelar la evolución de todo el Sistema Solar y de la "Tierra en masa". Después de representar gráficamente las edades y las proporciones iniciales de 143 Nd/ 144 Nd de las rocas ígneas terrestres en un diagrama de evolución de Nd versus tiempo, DePaolo y Wasserburg determinaron que las rocas Arcaicas tenían proporciones isotópicas iniciales de Nd muy similares a las definidas por la línea de evolución CHUR.
Dado que las desviaciones de 143 Nd/ 144 Nd con respecto a la línea de evolución de CHUR son muy pequeñas, DePaolo y Wasserburg argumentaron que sería útil crear una forma de notación que describiera 143 Nd/ 144 Nd en términos de sus desviaciones con respecto a la línea de evolución de CHUR. Esto se denomina notación épsilon, en la que una unidad épsilon representa una desviación de una parte por 10 000 con respecto a la composición de CHUR. [7] Algebraicamente, las unidades épsilon se pueden definir mediante la ecuación
Dado que las unidades épsilon son más precisas y, por lo tanto, una representación más tangible de la proporción inicial de isótopos de Nd, al utilizarlas en lugar de las proporciones isotópicas iniciales, es más fácil comprender y, por lo tanto, comparar las proporciones iniciales de la corteza con diferentes edades. Además, las unidades épsilon normalizarán las proporciones iniciales a CHUR, eliminando así cualquier efecto causado por varios métodos de corrección de fraccionamiento de masa analítico aplicados. [7]
Dado que CHUR define proporciones iniciales de rocas continentales a través del tiempo, se dedujo que las mediciones de 143 Nd/ 144 Nd y 147 Sm/ 144 Nd, con el uso de CHUR, podrían producir edades modelo para la segregación del manto del material fundido que formó cualquier roca de la corteza. Esto se ha denominado T CHUR . [1] Para que se calcule una edad T CHUR , el fraccionamiento entre Nd/Sm tendría que haber ocurrido durante la extracción de magma del manto para producir una roca continental. Este fraccionamiento causaría entonces una desviación entre las líneas de evolución isotópica de la corteza y el manto. La intersección entre estas dos líneas de evolución indica entonces la edad de formación de la corteza. La edad T CHUR se define por la siguiente ecuación:
La edad T CHUR de una roca puede proporcionar una edad de formación para la corteza en su conjunto si la muestra no ha sufrido perturbaciones después de su formación. Dado que Sm/Nd son elementos de tierras raras (REE), su característica permite que las proporciones inmóviles resistan la partición durante el metamorfismo y la fusión de rocas de silicato. Por lo tanto, esto permite calcular las edades de formación de la corteza, independientemente del metamorfismo que haya sufrido la muestra.
A pesar del buen ajuste de los plutones del Arcaico a la línea de evolución del isótopo Nd de CHUR, DePaolo y Wasserburg (1976) observaron que la mayoría de los basaltos oceánicos jóvenes (basaltos de la Dorsal Mesooceánica y basaltos del Arco Insular) se encuentran entre +7 y +12 unidades ɛ por encima de la línea CHUR (véase la figura). Esto llevó a la conclusión de que las rocas ígneas continentales del Arcaico que se trazaban dentro del error de la línea CHUR podrían, en cambio, encontrarse en una línea de evolución de manto empobrecido caracterizada por el aumento de las proporciones Sm/Nd y 143 Nd/ 144 Nd a lo largo del tiempo. Para analizar más a fondo esta brecha entre los datos CHUR del Arcaico y las muestras volcánicas jóvenes, se realizó un estudio en el basamento metamórfico Proterozoico de las Cordilleras Frontales de Colorado (la Formación Idaho Springs). [8] Las proporciones iniciales 143 Nd/ 144 Nd de las muestras analizadas se representan en un diagrama ɛNd en función del tiempo que se muestra en la figura. DePaolo (1981) ajustó una curva cuadrática a los datos de Idaho Springs y ɛNd promedio para el arco de islas oceánicas modernas, representando así la evolución del isótopo de neodimio de un yacimiento agotado. La composición del yacimiento agotado en relación con la línea de evolución de CHUR, en el momento T , está dada por la ecuación
.
Las edades del modelo Sm–Nd calculadas utilizando esta curva se denominan edades TDM. DePaolo (1981) sostuvo que estas edades del modelo TDM producirían una edad más precisa para las edades de formación de la corteza que las edades del modelo TCHUR; por ejemplo, una edad del modelo TCHUR anómalamente baja de 0,8 Gy del compuesto Grenville de McCulloch y Wasserburg se revisó a una edad TDM de 1,3 Gy, típica para la formación de la corteza juvenil durante la orogenia Grenville .
![{\displaystyle \varepsilon _{{\text{Nd}}(t)}=\left[{\frac {\left({\frac {^{143}{\text{Nd}}}{^{144}{\text{Nd}}}}\right)_{{\text{muestra}}(t)}}{\left({\frac {^{143}{\text{Nd}}}{^{144}{\text{Nd}}}}\right)_{{\text{CHUR}}(t)}}}-1\right]\times 10\,000.}](https://wikimedia.org/api/rest_v1/media/math/render/svg/a184ebe97cad4ed507800dbf6ed377cb529954d9)
![{\displaystyle T_{\text{CHUR}}=\left({\frac {1}{\lambda }}\right)\ln \left[1+{\frac {\left({\frac {^{143}{\text{Nd}}}{^{144}{\text{Nd}}}}\right)_{\text{muestra}}-\left({\frac {^{143}{\text{Nd}}}{^{144}{\text{Nd}}}}\right)_{\text{CHUR}}}{\left({\frac {^{147}{\text{Sm}}}{^{144}{\text{Nd}}}}\right)_{\text{muestra}}-\left({\frac {^{147}{\text{Sm}}}{^{144}{\text{Nd}}}}\right)_{\text{CHUR}}}}\right].}](https://wikimedia.org/api/rest_v1/media/math/render/svg/a57a3d92feaf8074b13927e6926cf6c997b749b2)
