El método de datación de rubidio-estroncio (Rb–Sr) es una técnica de datación radiométrica, utilizada por los científicos para determinar la edad de las rocas y minerales a partir de su contenido de isótopos específicos de rubidio ( 87 Rb) y estroncio ( 87 Sr, 86 Sr). Uno de los dos isótopos naturales de rubidio, 87 Rb, se desintegra en 87 Sr con una vida media de 49,23 mil millones de años. El descendiente radiogénico , 87 Sr, producido en este proceso de desintegración es el único de los cuatro isótopos naturales de estroncio que no se produjo exclusivamente por nucleosíntesis estelar anterior a la formación del Sistema Solar. Con el tiempo, la desintegración de 87 Rb aumenta la cantidad de 87 Sr radiogénico mientras que la cantidad de otros isótopos de Sr permanece inalterada.
La proporción 87 Sr/ 86 Sr en una muestra mineral se puede medir con precisión utilizando un espectrómetro de masas. Si se puede determinar la cantidad de isótopos Sr y Rb en la muestra cuando se formó, se puede calcular la edad a partir del aumento de 87 Sr/ 86 Sr. Los diferentes minerales que cristalizaron a partir de la misma masa fundida silícica tendrán todos la misma proporción inicial de 87 Sr/ 86 Sr que la masa fundida original. Sin embargo, debido a que el Rb sustituye al K en los minerales y estos minerales tienen diferentes proporciones de K /Ca, los minerales habrán tenido diferentes proporciones iniciales de Rb/Sr, y la proporción final de 87 Sr/ 86 Sr no habrá aumentado tanto en los minerales más pobres en Rb. Normalmente, el Rb/Sr aumenta en el orden plagioclasa, hornblenda, feldespato potásico, biotita, moscovita. Por lo tanto, si se da el tiempo suficiente para que se produzca una cantidad significativa de 87 Sr radiogénico (crecimiento interno), los valores medidos de 87 Sr/ 86 Sr serán diferentes en los minerales y aumentarán en el mismo orden. La comparación de diferentes minerales en una muestra de roca permite a los científicos inferir la relación original de 87 Sr/ 86 Sr y determinar la edad de la roca.
Además, el Rb es un elemento altamente incompatible que, durante la fusión parcial del manto, prefiere unirse al magma fundido en lugar de permanecer en los minerales del manto. Como resultado, el Rb se enriquece en las rocas de la corteza en relación con el manto, y la concentración de 87 Sr/ 86 Sr es mayor en las rocas de la corteza que en las rocas del manto. Esto permite a los científicos distinguir el magma producido por la fusión de la roca de la corteza del magma producido por la fusión de la roca del manto, incluso si la diferenciación posterior del magma produce una química general similar. [1] Los científicos también pueden estimar a partir de 87 Sr/ 86 Sr cuándo se formó por primera vez la roca de la corteza a partir del magma extraído del manto, incluso si la roca se metamorfosea posteriormente o incluso se funde y recristaliza. Esto proporciona pistas sobre la edad de los continentes de la Tierra. [2] [3]
El desarrollo de este proceso fue ayudado por los químicos alemanes Otto Hahn y Fritz Strassmann , quienes más tarde descubrieron la fisión nuclear en diciembre de 1938.
Por ejemplo, considere el caso de una roca ígnea como un granito que contiene varios minerales importantes que contienen Sr, incluidos feldespato plagioclasa , feldespato potásico , hornblenda , biotita y moscovita . Cada uno de estos minerales tiene una relación rubidio/estroncio inicial diferente que depende de su contenido de potasio, la concentración de Rb y K en la masa fundida y la temperatura a la que se formaron los minerales. El rubidio sustituye al potasio dentro de la red de minerales a una tasa proporcional a su concentración dentro de la masa fundida.
El escenario ideal según la serie de reacciones de Bowen sería ver un granito fundido que comienza a cristalizar un conjunto acumulado de plagioclasa y hornblenda (es decir, tonalita o diorita ), que es baja en K (y por lo tanto Rb) pero alta en Sr (ya que este sustituye al Ca), que enriquece proporcionalmente el fundido en K y Rb. Esto luego hace que la ortoclasa y la biotita, ambos minerales ricos en K en los que el Rb puede sustituir, precipiten. Las proporciones Rb-Sr resultantes y las abundancias de Rb y Sr tanto de las rocas completas como de sus minerales componentes serán marcadamente diferentes. Esto, por lo tanto, permite que una tasa diferente de Sr radiogénico evolucione en las rocas separadas y sus minerales componentes a medida que avanza el tiempo.
La edad de una muestra se determina mediante el análisis de varios minerales dentro de múltiples submuestras de diferentes partes de la muestra original. La relación 87 Sr/ 86 Sr de cada submuestra se representa gráficamente en función de su relación 87 Rb/ 86 Sr en un gráfico llamado isócrona . Si forman una línea recta, las submuestras son consistentes y la edad probablemente sea confiable. La pendiente de la línea determina la edad de la muestra.
Dada la ley universal de desintegración radiactiva y la siguiente desintegración beta del rubidio : , obtenemos la expresión que describe el crecimiento del estroncio-87 a partir de la desintegración del rubidio-87: siendo la constante de desintegración del rubidio. Además, consideramos el número de como una constante, ya que es estable y no radiogénico. Por lo tanto, es la ecuación isócrona. Después de las mediciones de la concentración de rubidio y estroncio en el mineral, podemos determinar fácilmente la edad, el valor t, de la muestra. [4]
La datación Rb-Sr se basa en la medición correcta de la relación Rb-Sr de un mineral o de una muestra de roca entera, además de obtener una relación 87 Sr/ 86 Sr precisa para el mineral o la muestra de roca entera.
Se deben cumplir varias condiciones previas antes de que una fecha Rb–Sr pueda considerarse como representativa del momento de emplazamiento o formación de una roca.
Una de las principales desventajas (y, a la inversa, el uso más importante) de utilizar Rb y Sr para obtener una fecha radiométrica es su movilidad relativa, especialmente en fluidos hidrotermales . Rb y Sr son elementos alcalinos relativamente móviles y, como tales, se desplazan con relativa facilidad en los fluidos hidrotermales calientes, a menudo carbonatados , presentes durante el metamorfismo o el magmatismo.
Por el contrario, estos fluidos pueden alterar metasomáticamente una roca, introduciendo nuevo Rb y Sr en la roca (generalmente durante la alteración potásica o la alteración cálcica ( albitización ). El Rb–Sr se puede utilizar entonces en la mineralogía alterada para fechar el momento de esta alteración, pero no la fecha en la que se formó la roca.
Por lo tanto, para asignar importancia a un resultado en función de la edad es necesario estudiar la historia metasomática y térmica de la roca, cualquier evento metamórfico y cualquier evidencia de movimiento de fluidos. Una fecha de Rb–Sr que difiera de la de otros geocronómetros puede no ser inútil, puede estar proporcionando datos sobre un evento que no representa la edad de formación de la roca.
El método de datación Rb-Sr se ha utilizado ampliamente para datar rocas terrestres y lunares, y meteoritos. Si se conoce o se puede extrapolar la cantidad inicial de Sr, se puede determinar la edad midiendo las concentraciones de Rb y Sr y la relación 87 Sr/ 86 Sr. Las fechas indican la edad real de los minerales solo si las rocas no han sido alteradas posteriormente.
El concepto importante en el rastreo isotópico es que el Sr derivado de cualquier mineral a través de reacciones de meteorización tendrá el mismo 87 Sr/ 86 Sr que el mineral. Aunque esto es una fuente potencial de error para las rocas terrestres, es irrelevante para las rocas lunares y los meteoritos, ya que no hay reacciones de meteorización química en esos entornos.
Las proporciones iniciales de 87 Sr/ 86 Sr son una herramienta útil en arqueología , ciencia forense y paleontología porque la proporción de 87 Sr/ 86 Sr de un esqueleto, una concha marina o incluso un artefacto de arcilla es directamente comparable con las rocas de origen sobre las que se formó o sobre las que vivió el organismo. Por lo tanto, al medir la proporción actual de 87 Sr/ 86 Sr (y a menudo también las proporciones de 143 Nd– 144 Nd) se puede medir la huella geológica de un objeto o esqueleto, lo que permite determinar patrones de migración.
La estratigrafía isotópica del estroncio se basa en variaciones reconocidas en la relación 87 Sr/ 86 Sr del agua de mar a lo largo del tiempo. [5] La aplicación de la estratigrafía isotópica de Sr se limita generalmente a muestras de carbonato para las cuales la curva de Sr del agua de mar está bien definida. Esto es bien conocido para la escala de tiempo del Cenozoico pero, debido a la peor conservación de las secuencias de carbonato en el Mesozoico y antes, no se entiende completamente para secuencias más antiguas. En secuencias más antiguas, la alteración diagenética combinada con mayores incertidumbres en la estimación de las edades absolutas debido a la falta de superposición entre otros geocronómetros (por ejemplo, U–Th ) conduce a mayores incertidumbres en la forma exacta de la curva del isótopo Sr del agua de mar. [6]
![{\displaystyle {\ce {^{87}_{37}Rb->[{\beta ^{-}}]~_{38}^{87}Sr~+e^{-}\ +{\bar {\nu }}_{e}}}}](https://wikimedia.org/api/rest_v1/media/math/render/svg/b6eba09521d3696e6810cf558cce4663f8060840)
