El método de datación rubidio-estroncio (Rb-Sr) es una técnica de datación radiométrica utilizada por los científicos para determinar la edad de 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 del rubidio, el 87 Rb, se desintegra en 87 Sr con una vida media de 49,23 mil millones de años. La hija radiogénica , 87 Sr, producida en este proceso de desintegración es el único de los cuatro isótopos de estroncio naturales que no fue producido exclusivamente por nucleosíntesis estelar anterior a la formación del Sistema Solar. Con el tiempo, la desintegración del 87 Rb aumenta la cantidad de 87 Sr radiogénico, mientras que la cantidad de otros isótopos de Sr permanece sin cambios.
La relación 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 de Sr y Rb en la muestra cuando se formó, la edad se puede calcular a partir del aumento de 87 Sr/ 86 Sr. Diferentes minerales que cristalizaron a partir de la misma masa fundida de sílice tendrán el mismo 87 Sr inicial. / 86 Sr como fundido original. Sin embargo, debido a que Rb sustituye al K en los minerales y estos minerales tienen diferentes relaciones K /Ca, los minerales habrán tenido diferentes relaciones iniciales Rb/Sr, y la relación final 87 Sr/ 86 Sr no habrá aumentado tanto en los minerales más pobres. en Rb. Normalmente, Rb/Sr aumenta en el orden plagioclasa, hornblenda, feldespato potásico, biotita y moscovita. Por lo tanto, dado el tiempo suficiente para una producción significativa (crecimiento interno) de 87 Sr radiogénico, los valores medidos de 87 Sr/ 86 Sr serán diferentes en los minerales, aumentando en el mismo orden. La comparación de diferentes minerales en una muestra de roca permite a los científicos inferir la relación original 87 Sr/ 86 Sr y determinar la edad de la roca.
Además, Rb es un elemento altamente incompatible que, durante la fusión parcial del manto, prefiere unirse al fundido magmático en lugar de permanecer en los minerales del manto. Como resultado, el Rb se enriquece en las rocas de la corteza terrestre en relación con el manto, y 87 Sr/ 86 Sr es mayor en las rocas de la corteza terrestre que en las del manto. Esto permite a los científicos distinguir el magma producido por la fusión de la corteza rocosa 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 cuando se formó por primera vez la roca de la corteza a partir de 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 contó con la ayuda de los químicos alemanes Otto Hahn y Fritz Strassmann , quienes más tarde descubrieron la fisión nuclear en diciembre de 1938.
Por ejemplo, consideremos 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 inicial de rubidio/estroncio 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 velocidad proporcional a su concentración dentro de la masa fundida.
El escenario ideal según la serie de reacciones de Bowen vería que una fundición de granito comenzara a cristalizar un conjunto acumulado de plagioclasa y hornblenda (es decir, tonalita o diorita ), que es bajo en K (y por lo tanto Rb) pero alto en Sr (ya que sustituye al Ca ), que enriquece proporcionalmente la masa fundida en K y Rb. Esto luego hace que precipiten la ortoclasa y la biotita, ambos minerales ricos en K en los que el Rb puede sustituir. Las relaciones Rb-Sr resultantes y las abundancias de Rb y Sr tanto de las rocas enteras como de los minerales que las componen serán marcadamente diferentes. Esto, por lo tanto, permite que evolucione una tasa diferente de Sr radiogénico en las rocas separadas y sus minerales componentes a medida que avanza el tiempo.
La edad de una muestra se determina analizando varios minerales dentro de múltiples submuestras de diferentes partes de la muestra original. La relación 87 Sr/ 86 Sr para cada submuestra se traza frente a su relación 87 Rb/ 86 Sr en un gráfico llamado isócrono . Si forman una línea recta, entonces las submuestras son consistentes y la edad probablemente sea confiable. La pendiente de la línea dicta la edad de la muestra.
Dada la ley universal de la 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:
La datación Rb-Sr se basa en medir correctamente la relación Rb-Sr de una muestra de mineral o de roca completa, además de derivar una relación precisa de 87 Sr/ 86 Sr para la muestra de mineral o de roca completa.
Se deben cumplir varias condiciones previas antes de que se pueda considerar que una fecha Rb-Sr representa el momento de emplazamiento o formación de una roca.
Uno de los principales inconvenientes (y, a la inversa, el uso más importante) de utilizar Rb y Sr para derivar una fecha radiométrica es su movilidad relativa, especialmente en fluidos hidrotermales . Rb y Sr son elementos alcalinos relativamente móviles y, como tales, los fluidos hidrotermales calientes, a menudo carbonatados , presentes durante el metamorfismo o el magmatismo los mueven con relativa facilidad.
Por el contrario, estos fluidos pueden alterar metasomáticamente una roca, introduciendo nuevos Rb y Sr en la roca (generalmente durante la alteración potásica o la alteración cálcica ( albitización ). Luego, el Rb-Sr se puede utilizar 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, asignar importancia a la edad de un resultado requiere estudiar la historia metasomática y térmica de la roca, cualquier evento metamórfico y cualquier evidencia de movimiento de fluidos. Una fecha Rb-Sr que difiere 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 la cantidad inicial de Sr o se puede extrapolar, la edad se puede determinar midiendo las concentraciones de Rb y Sr y la relación 87 Sr/ 86 Sr. Las fechas indican la verdadera edad de los minerales sólo si las rocas no han sido alteradas posteriormente.
El concepto importante en el rastreo isotópico es que el Sr derivado de cualquier mineral mediante 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 químicas de erosión en esos entornos.
Las proporciones iniciales de 87 Sr/ 86 Sr son una herramienta útil en arqueología , ciencia forense y paleontología porque el 87 Sr/ 86 Sr de un esqueleto, una concha marina o incluso un artefacto de arcilla es directamente comparable a las rocas originales sobre las que se formó o sobre las que el organismo vivió. Por lo tanto, midiendo la relación actual 87 Sr/ 86 Sr (y a menudo también las relaciones 143 Nd- 144 Nd) se puede medir la huella geológica de un objeto o esqueleto, lo que permite determinar los patrones de migración.
La estratigrafía de isótopos de estroncio se basa en variaciones reconocidas en la proporción 87 Sr/ 86 Sr del agua de mar a lo largo del tiempo. La aplicación de la estratigrafía isotópica de Sr se limita generalmente a muestras de carbonatos para las cuales la curva de agua de mar de Sr está bien definida. Esto es bien conocido para la escala de tiempo del Cenozoico pero, debido a la peor preservación de las secuencias de carbonatos en el Mesozoico y antes, no se comprende completamente para las secuencias más antiguas.
En secuencias más antiguas, la alteración diagenética combinada con mayores incertidumbres en la estimación de 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.
![{\displaystyle {\ce {^{87}_{37}Rb->[{\beta ^{-}}]~_{38}^{87}Sr~+e^{-}\ +{\bar {\nu }}_{e}}}}](https://wikimedia.org/api/rest_v1/media/math/render/svg/b6eba09521d3696e6810cf558cce4663f8060840)
