La datación plomo-plomo es un método para datar muestras geológicas, que normalmente se basa en muestras de "roca entera" de materiales como el granito . Para la mayoría de los requisitos de datación, ha sido reemplazada por la datación uranio-plomo (datación U-Pb), pero en ciertas situaciones especializadas (como la datación de meteoritos y la edad de la Tierra ) es más importante que la datación U-Pb.
Existen tres isótopos "hijos" estables del Pb que resultan de la desintegración radiactiva del uranio y el torio en la naturaleza: 206 Pb, 207 Pb y 208 Pb. El 204 Pb es el único isótopo de plomo no radiogénico , por lo que no es uno de los isótopos hijos. Estos isótopos hijos son los productos finales de la desintegración de las cadenas de desintegración radiactiva del U y el Th, que comienzan con el 238 U, el 235 U y el 232 Th respectivamente. Con el paso del tiempo, el producto final de la desintegración se acumula a medida que el isótopo original se desintegra a un ritmo constante. Esto cambia la relación entre el Pb radiogénico y el 204 Pb no radiogénico ( 207 Pb/ 204 Pb o 206 Pb/ 204 Pb) a favor del 207 Pb o el 206 Pb radiogénicos . Esto se puede expresar mediante las siguientes ecuaciones de desintegración:
donde los subíndices P e I se refieren a las proporciones isotópicas de Pb actuales e iniciales, λ 235 y λ 238 son constantes de desintegración para 235 U y 238 U, y t es la edad.
El concepto de datación común Pb-Pb (también conocida como datación isotópica de plomo de roca completa) se dedujo mediante la manipulación matemática de las ecuaciones anteriores. [1] Se estableció dividiendo la primera ecuación anterior por la segunda, bajo el supuesto de que el sistema U/Pb no estaba alterado. Esta ecuación reordenada formó:
donde el factor de 137,88 es la proporción actual de 238 U/ 235 U. Como se evidencia en la ecuación, las proporciones iniciales de isótopos de Pb, así como la edad del sistema, son los dos factores que determinan las composiciones isotópicas de Pb actuales. Si la muestra se comportara como un sistema cerrado, entonces graficar la diferencia entre las proporciones actuales e iniciales de 207 Pb/ 204 Pb versus 206 Pb/ 204 Pb debería producir una línea recta. La distancia que recorre el punto a lo largo de esta línea depende de la proporción U/Pb, mientras que la pendiente de la línea depende del tiempo transcurrido desde la formación de la Tierra. Esto fue establecido por primera vez por Nier et al., 1941. [1]
El desarrollo de la base de datos Geochron se atribuyó principalmente a la aplicación de la datación Pb-Pb en meteoritos por parte de Clair Cameron Patterson en 1956. Se midieron las proporciones de Pb de tres meteoritos rocosos y dos de hierro. [2] La datación de meteoritos ayudaría entonces a Patterson a determinar no solo la edad de estos meteoritos sino también la edad de formación de la Tierra. Al datar meteoritos, Patterson estaba datando directamente la edad de varios planetesimales . Suponiendo que el proceso de diferenciación elemental es idéntico en la Tierra que en otros planetas, el núcleo de estos planetesimales estaría desprovisto de uranio y torio, mientras que la corteza y el manto contendrían proporciones U/Pb más altas. A medida que los planetesimales colisionaban, varios fragmentos se dispersaron y produjeron meteoritos. Los meteoritos de hierro se identificaron como piezas del núcleo, mientras que los meteoritos rocosos eran segmentos del manto y las unidades de la corteza de estos diversos planetesimales.
Se descubrió que las muestras de meteorito de hierro del Cañón Diablo ( cráter del meteorito ) en Arizona tenían la composición menos radiogénica de todos los materiales del sistema solar. La relación U/Pb era tan baja que no se detectó desintegración radiogénica en la composición isotópica. [3] Como se ilustra en la figura 1, este punto define el extremo inferior (izquierdo) de la isócrona. Por lo tanto, la troilita encontrada en el Cañón Diablo representa la composición isotópica primigenia del plomo del sistema solar, que se remonta a4,55 ± 0,07 millones de rupias .
Sin embargo, los meteoritos rocosos mostraron proporciones muy altas de 207 Pb/ 204 Pb frente a 206 Pb/ 204 Pb, lo que indica que estas muestras procedían de la corteza o el manto del planetesimal. En conjunto, estas muestras definen una isócrona, cuya pendiente indica que la edad de los meteoritos es de 4,55 Byr.
Patterson también analizó sedimentos terrestres recogidos del fondo del océano, que se creía que eran representativos de la composición de la Tierra en su conjunto. Como la composición isotópica de esta muestra se representaba en la isócrona del meteorito, sugería que la Tierra tenía la misma edad y origen que los meteoritos, lo que permitió determinar la edad de la Tierra y dar lugar al nombre de "geocrona".
Diagrama isócrono del isótopo de plomo utilizado por CC Patterson para determinar la edad de la Tierra en 1956. La animación muestra el crecimiento progresivo a lo largo de 4550 millones de años (Ma) de las proporciones de isótopos de plomo para dos meteoritos rocosos (Nuevo Laredo y Forest City) a partir de las proporciones iniciales de isótopos de plomo que coinciden con las del meteorito de hierro Canyon Diablo.
Los cóndrulos y las inclusiones ricas en calcio y aluminio (CAIs) son partículas esféricas que forman los meteoritos condríticos y se cree que son los objetos más antiguos del Sistema Solar. Por lo tanto, la datación precisa de estos objetos es importante para delimitar la evolución temprana del Sistema Solar y la edad de la Tierra. El método de datación U-Pb puede proporcionar las edades más precisas para los objetos tempranos del Sistema Solar debido a la vida media óptima de 238 U. Sin embargo, la ausencia de circón u otros minerales ricos en uranio en las condritas, y la presencia de Pb inicial no radiogénico (Pb común), descarta el uso directo del método de concordia U-Pb. Por lo tanto, el método de datación más preciso para estos meteoritos es el método Pb-Pb, que permite una corrección para el Pb común. [3]
Cuando la abundancia de 204 Pb es relativamente baja, este isótopo tiene mayores errores de medición que los otros isótopos de Pb, lo que lleva a una correlación muy fuerte de errores entre las proporciones medidas. Esto dificulta determinar la incertidumbre analítica sobre la edad. Para evitar este problema, los investigadores [5] desarrollaron un "diagrama de isócrona Pb-Pb alternativo" (ver figura) con una correlación de error reducida entre las proporciones medidas. En este diagrama, la proporción 204 Pb/ 206 Pb (el recíproco de la proporción normal) se representa en el eje x, de modo que un punto en el eje y (cero 204 Pb/ 206 Pb) tendría Pb infinitamente radiogénico. La proporción representada en este eje es la proporción 207 Pb/ 206 Pb, que corresponde a la pendiente de una isócrona Pb/Pb normal, que da la edad. Las edades más precisas se obtienen a partir de muestras cercanas al eje y, lo que se logró mediante la lixiviación y el análisis gradual de las muestras.
Anteriormente, al aplicar el diagrama isócrono Pb–Pb alternativo, se suponía que las proporciones isotópicas 238 U/ 235 U eran invariables entre el material meteorítico. Sin embargo, se ha demostrado que las proporciones 238 U/ 235 U son variables entre el material meteorítico. [6] Para tener esto en cuenta, se utiliza un análisis de datación Pb–Pb corregido por U para generar edades para el material sólido más antiguo del Sistema Solar utilizando un valor 238 U/ 235 U revisado de 137,786 ± 0,013 para representar la proporción isotópica media 238 U/ 235 U en los materiales del Sistema Solar interior. [4]
El resultado de la datación Pb-Pb corregida por U ha producido edades de 4567,35 ± 0,28 Ma para los CAI (A) y los cóndrulos con edades entre 4567,32 ± 0,42 y 4564,71 ± 0,30 Ma (B y C) (véase la figura). Esto apoya la idea de que la cristalización de los CAI y la formación de los cóndrulos ocurrieron aproximadamente al mismo tiempo durante la formación del sistema solar. Sin embargo, los cóndrulos continuaron formándose durante aproximadamente 3 Ma después de los CAI. Por lo tanto, la mejor edad para la formación original del Sistema Solar es 4567,7 Ma. Esta fecha también representa el momento del inicio de la acreción planetaria . Las colisiones sucesivas entre cuerpos acrecionados llevaron a la formación de planetesimales cada vez más grandes, formando finalmente el sistema Tierra-Luna en un evento de impacto gigante.
La diferencia de edad entre los CAI y los cóndrulos medida en estos estudios verifica la cronología del Sistema Solar temprano derivada de métodos de nucleidos de vida corta extintos como 26 Al– 26 Mg, mejorando así nuestra comprensión del desarrollo del Sistema Solar y la formación de la Tierra.
![{\displaystyle \left[{\frac {\left({\frac {{\ce {^{207}Pb}}}{{\ce {^{204}Pb}}}}\right)_{P}-\left({\frac {{\ce {^{207}Pb}}}{{\ce {^{204}Pb}}}}\right)_{I}}{\left({\frac {{\ce {^{206}Pb}}}{{\ce {^{204}Pb}}}}\right)_{P}-\left({\frac {{\ce {^{206}Pb}}}{{\ce {^{204}Pb}}}}\right)_{I}}}\right]={\left({\frac {1}{137.88}}\right)}{\left({\frac {e^{\lambda _{235}t}-1}{e^{\lambda _{238}t}-1}}\derecha)}}](https://wikimedia.org/api/rest_v1/media/math/render/svg/4a6468c8ef20ec67f2af3e437e826d8747731330)
