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Datación radiométrica

La datación radiométrica , datación radiactiva o datación por radioisótopos es una técnica que se utiliza para datar materiales como rocas o carbono , en los que se incorporaron selectivamente impurezas radiactivas traza cuando se formaron. El método compara la abundancia de un isótopo radiactivo natural dentro del material con la abundancia de sus productos de desintegración , que se forman a una tasa de desintegración constante conocida. [1] El uso de la datación radiométrica fue publicado por primera vez en 1907 por Bertram Boltwood [2] y ahora es la principal fuente de información sobre la edad absoluta de las rocas y otras características geológicas , incluida la edad de las formas de vida fosilizadas o la edad de la Tierra misma, y ​​también se puede utilizar para datar una amplia gama de materiales naturales y artificiales .

Junto con los principios estratigráficos , los métodos de datación radiométrica se utilizan en geocronología para establecer la escala de tiempo geológico . [3] Entre las técnicas más conocidas están la datación por radiocarbono , la datación potasio-argón y la datación uranio-plomo . Al permitir el establecimiento de escalas de tiempo geológicas, proporciona una fuente significativa de información sobre las edades de los fósiles y las tasas deducidas de cambio evolutivo . La datación radiométrica también se utiliza para datar materiales arqueológicos , incluidos artefactos antiguos.

Los distintos métodos de datación radiométrica varían en la escala de tiempo en la que son precisos y los materiales a los que pueden aplicarse.

Fundamentos

Desintegración radiactiva

Ejemplo de una cadena de desintegración radiactiva de plomo-212 ( 212 Pb) a plomo-208 ( 208 Pb). Cada nucleido progenitor se desintegra espontáneamente en un nucleido hijo (el producto de desintegración ) a través de una desintegración α o una desintegración β − . El producto de desintegración final, plomo-208 ( 208 Pb), es estable y ya no puede sufrir desintegración radiactiva espontánea.

Toda la materia ordinaria está formada por combinaciones de elementos químicos , cada uno con su propio número atómico , que indica el número de protones en el núcleo atómico . Además, los elementos pueden existir en diferentes isótopos , y cada isótopo de un elemento difiere en el número de neutrones en el núcleo. Un isótopo particular de un elemento particular se llama nucleido . Algunos nucleidos son inherentemente inestables. Es decir, en algún momento, un átomo de dicho nucleido sufrirá una desintegración radiactiva y se transformará espontáneamente en un nucleido diferente. Esta transformación puede lograrse de varias formas diferentes, incluida la desintegración alfa (emisión de partículas alfa ) y la desintegración beta ( emisión de electrones , emisión de positrones o captura de electrones ). Otra posibilidad es la fisión espontánea en dos o más nucleidos. [ cita requerida ]

Si bien el momento en el tiempo en el que se desintegra un núcleo en particular es impredecible, una colección de átomos de un nucleido radiactivo se desintegra exponencialmente a una velocidad descrita por un parámetro conocido como vida media , que generalmente se da en unidades de años cuando se habla de técnicas de datación. Después de que haya transcurrido una vida media, la mitad de los átomos del nucleido en cuestión se habrán desintegrado en un nucleido "hijo" o producto de desintegración . En muchos casos, el propio nucleido hijo es radiactivo, lo que da como resultado una cadena de desintegración que finalmente termina con la formación de un nucleido hijo estable (no radiactivo); cada paso de dicha cadena se caracteriza por una vida media distinta. En estos casos, generalmente la vida media de interés en la datación radiométrica es la más larga de la cadena, que es el factor limitante de la velocidad en la transformación final del nucleido radiactivo en su hijo estable. Los sistemas isotópicos que se han explotado para la datación radiométrica tienen vidas medias que van desde sólo unos 10 años (por ejemplo, el tritio ) hasta más de 100 mil millones de años (por ejemplo, el samario-147 ). [4]

Para la mayoría de los nucleidos radiactivos, la vida media depende únicamente de las propiedades nucleares y es esencialmente constante. [5] Esto se sabe porque las constantes de desintegración medidas por diferentes técnicas dan valores consistentes dentro de los errores analíticos y las edades de los mismos materiales son consistentes de un método a otro. No se ve afectada por factores externos como la temperatura , la presión , el entorno químico o la presencia de un campo magnético o eléctrico . [6] [7] [8] Las únicas excepciones son los nucleidos que se desintegran mediante el proceso de captura de electrones, como el berilio-7 , el estroncio-85 y el circonio-89 , cuya tasa de desintegración puede verse afectada por la densidad electrónica local. Para todos los demás nucleidos, la proporción del nucleido original con respecto a sus productos de desintegración cambia de forma predecible a medida que el nucleido original se desintegra con el tiempo. [ cita requerida ] Esta previsibilidad permite que las abundancias relativas de nucleidos relacionados se utilicen como un reloj para medir el tiempo desde la incorporación de los nucleidos originales a un material hasta el presente.

Determinación de la constante de decaimiento

La constante de desintegración radiactiva, la probabilidad de que un átomo se desintegra cada año, es la base sólida de la medición común de la radiactividad. La exactitud y precisión de la determinación de una edad (y la vida media de un nucleido) depende de la exactitud y precisión de la medición de la constante de desintegración. [9] El método de crecimiento interno es una forma de medir la constante de desintegración de un sistema, que implica la acumulación de nucleidos hijos. Desafortunadamente, para los nucleidos con constantes de desintegración altas (que son útiles para datar muestras muy antiguas), se requieren largos períodos de tiempo (décadas) para acumular suficientes productos de desintegración en una sola muestra para medirlos con precisión. Un método más rápido implica el uso de contadores de partículas para determinar la actividad alfa, beta o gamma, y ​​luego dividir eso por el número de nucleidos radiactivos. Sin embargo, es difícil y costoso determinar con precisión el número de nucleidos radiactivos. Alternativamente, las constantes de desintegración se pueden determinar comparando datos de isótopos para rocas de edad conocida. Este método requiere que al menos uno de los sistemas isotópicos esté calibrado con mucha precisión, como el sistema Pb–Pb . [ cita requerida ]

Precisión de la datación radiométrica

Espectrómetro de masas de ionización térmica utilizado en la datación radiométrica.

La ecuación básica de la datación radiométrica requiere que ni el nucleido padre ni el producto hijo puedan entrar o salir del material después de su formación. Deben considerarse los posibles efectos de confusión de la contaminación de los isótopos padre e hijo, así como los efectos de cualquier pérdida o ganancia de dichos isótopos desde que se creó la muestra. Por lo tanto, es esencial tener la mayor cantidad de información posible sobre el material que se está datando y verificar posibles signos de alteración . [10] La precisión mejora si las mediciones se toman en múltiples muestras de diferentes ubicaciones del cuerpo rocoso. Alternativamente, si se pueden fechar varios minerales diferentes a partir de la misma muestra y se supone que se formaron por el mismo evento y estaban en equilibrio con el yacimiento cuando se formaron, deberían formar una isócrona . Esto puede reducir el problema de la contaminación . En la datación de uranio-plomo , se utiliza el diagrama de Concordia , que también disminuye el problema de la pérdida de nucleidos. Finalmente, puede requerirse la correlación entre diferentes métodos de datación isotópica para confirmar la edad de una muestra. Por ejemplo, se determinó que la edad de los gneises de Amitsoq del oeste de Groenlandia era de 3,60 ± 0,05 Ga (hace mil millones de años) utilizando la datación uranio-plomo y de 3,56 ± 0,10 Ga (hace mil millones de años) utilizando la datación plomo-plomo, resultados que son consistentes entre sí. [11] : 142–143 

La datación radiométrica precisa generalmente requiere que el progenitor tenga una vida media lo suficientemente larga como para que esté presente en cantidades significativas en el momento de la medición (excepto como se describe más adelante en "Datación con radionucleidos extintos de vida corta"), que la vida media del progenitor se conozca con precisión y que se produzca una cantidad suficiente del producto hijo para medirlo con precisión y distinguirlo de la cantidad inicial del hijo presente en el material. Los procedimientos utilizados para aislar y analizar los nucleidos progenitor e hijo deben ser precisos y exactos. Esto normalmente implica espectrometría de masas de relación isotópica . [12]

La precisión de un método de datación depende en parte de la vida media del isótopo radiactivo en cuestión. Por ejemplo, el carbono-14 tiene una vida media de 5.730 años. Cuando un organismo ha estado muerto durante 60.000 años, queda tan poco carbono-14 que no se puede establecer una datación precisa. Por otra parte, la concentración de carbono-14 cae tan abruptamente que la edad de restos relativamente jóvenes se puede determinar con precisión en unas pocas décadas. [13]

Temperatura de cierre

La temperatura de cierre o temperatura de bloqueo representa la temperatura por debajo de la cual el mineral es un sistema cerrado para los isótopos estudiados. Si un material que rechaza selectivamente el nucleido hijo se calienta por encima de esta temperatura, cualquier nucleido hijo que se haya acumulado con el tiempo se perderá a través de la difusión , restableciendo el "reloj" isotópico a cero. A medida que el mineral se enfría, la estructura cristalina comienza a formarse y la difusión de isótopos es menos fácil. A una cierta temperatura, la estructura cristalina se ha formado lo suficiente para evitar la difusión de isótopos. Por lo tanto, una roca o material fundido ígneo o metamórfico, que se enfría lentamente, no comienza a exhibir una desintegración radiactiva medible hasta que se enfría por debajo de la temperatura de cierre. La edad que se puede calcular mediante datación radiométrica es, por lo tanto, el momento en el que la roca o el mineral se enfrió a la temperatura de cierre. [14] [15] Esta temperatura varía para cada mineral y sistema isotópico, por lo que un sistema puede estar cerrado para un mineral pero abierto para otro. La datación de diferentes minerales y/o sistemas isotópicos (con diferentes temperaturas de cierre) dentro de la misma roca puede permitir el seguimiento de la historia térmica de la roca en cuestión a lo largo del tiempo y, por lo tanto, la historia de los eventos metamórficos puede llegar a conocerse en detalle. Estas temperaturas se determinan experimentalmente en el laboratorio mediante el restablecimiento artificial de los minerales de muestra utilizando un horno de alta temperatura. Este campo se conoce como termocronología o termocronometría. [ cita requerida ]

La ecuación de la edad

Isócronas de Lu-Hf de muestras de meteoritos. La edad se calcula a partir de la pendiente de la isócrona (línea) y la composición original a partir de la intersección de la isócrona con el eje y.

La expresión matemática que relaciona la desintegración radiactiva con el tiempo geológico es [14] [16]

D * = D0 + N ( t ) ( eλt − 1)

dónde

La ecuación se expresa más convenientemente en términos de la cantidad medida N ( t ) en lugar del valor inicial constante N o . [ cita requerida ]

Para calcular la edad, se supone que el sistema está cerrado (ni los isótopos padre ni los hijos se han perdido del sistema), D 0 debe ser insignificante o puede estimarse con precisión, λ se conoce con alta precisión y uno tiene mediciones precisas y exactas de D* y N ( t ). [ cita requerida ]

La ecuación anterior hace uso de información sobre la composición de los isótopos padre e hijo en el momento en que el material que se está probando se enfrió por debajo de su temperatura de cierre . Esto está bien establecido para la mayoría de los sistemas isotópicos. [15] [18] Sin embargo, la construcción de un isócrono no requiere información sobre las composiciones originales, utilizando simplemente las proporciones actuales de los isótopos padre e hijo con respecto a un isótopo estándar. Se utiliza un gráfico de isócrono para resolver la ecuación de edad gráficamente y calcular la edad de la muestra y la composición original. [ cita requerida ]

Métodos de citas modernos

La datación radiométrica se lleva a cabo desde 1905, cuando fue inventada por Ernest Rutherford como un método por el cual se podría determinar la edad de la Tierra . En el siglo transcurrido desde entonces, las técnicas se han mejorado y ampliado enormemente. [17] La ​​datación ahora se puede realizar en muestras tan pequeñas como un nanogramo utilizando un espectrómetro de masas . El espectrómetro de masas se inventó en la década de 1940 y comenzó a usarse en la datación radiométrica en la década de 1950. Funciona generando un haz de átomos ionizados a partir de la muestra en prueba. Luego, los iones viajan a través de un campo magnético, que los desvía hacia diferentes sensores de muestreo, conocidos como " copas de Faraday ", según su masa y nivel de ionización. Al impactar en las copas, los iones establecen una corriente muy débil que se puede medir para determinar la tasa de impactos y las concentraciones relativas de diferentes átomos en los haces. [ cita requerida ]

Método de datación uranio-plomo

Diagrama de concordia utilizado en la datación de uranio-plomo , con datos del Cinturón de Pfunze, Zimbabue . [19] Todas las muestras muestran pérdida de isótopos de plomo, pero la intersección del errorchron (línea recta a través de los puntos de muestra) y la concordia (curva) muestra la edad correcta de la roca. [15]

La datación radiométrica de uranio-plomo implica el uso de uranio-235 o uranio-238 para determinar la edad absoluta de una sustancia. Este sistema se ha perfeccionado hasta el punto de que el margen de error en la datación de rocas puede ser tan bajo como menos de dos millones de años en dos mil quinientos millones de años. [20] [21] Se ha logrado un margen de error de entre el 2 y el 5 % en rocas mesozoicas más jóvenes . [22]

La datación uranio-plomo se realiza a menudo en el mineral circón (ZrSiO 4 ), aunque se puede utilizar en otros materiales, como la baddeleyita y la monacita (véase: geocronología de la monacita ). [23] El circón y la baddeleyita incorporan átomos de uranio en su estructura cristalina como sustitutos del circonio , pero rechazan fuertemente el plomo. El circón tiene una temperatura de cierre muy alta, es resistente a la erosión mecánica y es muy inerte químicamente. El circón también forma múltiples capas de cristales durante eventos metamórficos, cada una de las cuales puede registrar una edad isotópica del evento. El análisis de microhaz in situ se puede lograr mediante técnicas de ICP-MS láser o SIMS . [24]

Una de sus grandes ventajas es que cualquier muestra proporciona dos relojes, uno basado en la desintegración del uranio-235 en plomo-207 con una vida media de unos 700 millones de años, y otro basado en la desintegración del uranio-238 en plomo-206 con una vida media de unos 4.500 millones de años, lo que proporciona una comprobación cruzada integrada que permite determinar con precisión la edad de la muestra incluso si se ha perdido parte del plomo. Esto se puede ver en el diagrama de concordia, donde las muestras se trazan a lo largo de un errorchron (línea recta) que intersecta la curva de concordia en la edad de la muestra. [ cita requerida ]

Método de datación por samario-neodimio

Esto implica la desintegración alfa del 147 Sm en 143 Nd con una vida media de 1,06 x 10 11 años. Se pueden alcanzar niveles de precisión de veinte millones de años en edades de dos mil quinientos millones de años. [25]

Método de datación potasio-argón

Esto implica la captura de electrones o la desintegración de positrones del potasio-40 a argón-40. El potasio-40 tiene una vida media de 1.300 millones de años, por lo que este método es aplicable a las rocas más antiguas. El potasio-40 radiactivo es común en las micas , los feldespatos y las hornblendas , aunque la temperatura de cierre es bastante baja en estos materiales, alrededor de 350 °C (mica) a 500 °C (hornblenda). [ cita requerida ]

Método de datación por rubidio-estroncio

Este método se basa en la desintegración beta del rubidio-87 en estroncio-87 , con una vida media de 50 mil millones de años. Este método se utiliza para datar rocas ígneas y metamórficas antiguas , y también se ha utilizado para datar muestras lunares . Las temperaturas de cierre son tan altas que no son una preocupación. La datación por rubidio-estroncio no es tan precisa como el método de uranio-plomo, con errores de 30 a 50 millones de años para una muestra de 3 mil millones de años. La aplicación del análisis in situ (Laser-Ablation ICP-MS) en granos minerales individuales en fallas ha demostrado que el método Rb-Sr se puede utilizar para descifrar episodios de movimiento de fallas. [26]

Método de datación uranio-torio

Una técnica de datación de alcance relativamente corto se basa en la desintegración del uranio-234 en torio-230, una sustancia con una vida media de unos 80.000 años. Está acompañada por un proceso hermano, en el que el uranio-235 se desintegra en protactinio-231, que tiene una vida media de 32.760 años. [ cita requerida ]

Si bien el uranio es soluble en agua, el torio y el protactinio no lo son, por lo que se precipitan selectivamente en los sedimentos del fondo oceánico , a partir de los cuales se miden sus proporciones. El esquema tiene un rango de varios cientos de miles de años. Un método relacionado es la datación ionio-torio , que mide la proporción de ionio (torio-230) a torio-232 en los sedimentos oceánicos . [ cita requerida ]

Método de datación por radiocarbono

Las Piedras de Ale en Kåseberga, a unos diez kilómetros al sureste de Ystad , Suecia, fueron datadas en el año 56 d. C. utilizando el método del carbono-14 sobre material orgánico encontrado en el sitio. [27]

La datación por radiocarbono también se denomina simplemente datación por carbono 14. El carbono 14 es un isótopo radiactivo del carbono, con una vida media de 5.730 años [28] [29] (que es muy corta en comparación con los isótopos anteriores), y se desintegra en nitrógeno. [30] En otros métodos de datación radiométrica, los isótopos progenitores pesados ​​se produjeron por nucleosíntesis en supernovas, lo que significa que cualquier isótopo progenitor con una vida media corta ya debería estar extinto. Sin embargo, el carbono 14 se crea continuamente a través de colisiones de neutrones generados por rayos cósmicos con nitrógeno en la atmósfera superior y, por lo tanto, permanece a un nivel casi constante en la Tierra. El carbono 14 termina como un componente traza en el dióxido de carbono atmosférico (CO 2 ). [ cita requerida ]

Una forma de vida basada en el carbono adquiere carbono durante su vida. Las plantas lo adquieren a través de la fotosíntesis y los animales lo adquieren del consumo de plantas y otros animales. Cuando un organismo muere, deja de absorber nuevo carbono-14 y el isótopo existente se desintegra con una vida media característica (5730 años). La proporción de carbono-14 que queda cuando se examinan los restos del organismo proporciona una indicación del tiempo transcurrido desde su muerte. Esto hace que el carbono-14 sea un método de datación ideal para datar la edad de los huesos o los restos de un organismo. El límite de datación del carbono 14 se encuentra alrededor de los 58.000 a 62.000 años. [31]

La tasa de creación de carbono-14 parece ser más o menos constante, como muestran las comprobaciones cruzadas de la datación por carbono-14 con otros métodos de datación, que arroja resultados consistentes. Sin embargo, las erupciones locales de volcanes u otros eventos que emiten grandes cantidades de dióxido de carbono pueden reducir las concentraciones locales de carbono-14 y dar fechas inexactas. Las liberaciones de dióxido de carbono a la biosfera como consecuencia de la industrialización también han reducido la proporción de carbono-14 en un pequeño porcentaje; en contraste, la cantidad de carbono-14 aumentó debido a las pruebas de bombas nucleares en la superficie que se llevaron a cabo a principios de la década de 1960. Además, un aumento del viento solar o del campo magnético de la Tierra por encima del valor actual reduciría la cantidad de carbono-14 creado en la atmósfera. [ cita requerida ]

Método de datación por trazos de fisión

Los cristales de apatita se utilizan ampliamente en la datación por trazas de fisión.

Esto implica la inspección de una porción pulida de un material para determinar la densidad de las marcas de "huellas" dejadas en ella por la fisión espontánea de impurezas de uranio-238. El contenido de uranio de la muestra debe conocerse, pero esto puede determinarse colocando una película de plástico sobre la porción pulida del material y bombardeándola con neutrones lentos . Esto provoca la fisión inducida de 235 U, en oposición a la fisión espontánea de 238 U. Las huellas de fisión producidas por este proceso se registran en la película de plástico. El contenido de uranio del material puede entonces calcularse a partir del número de huellas y el flujo de neutrones . [ cita requerida ]

Este esquema tiene aplicación en una amplia gama de fechas geológicas. Para fechas de hasta unos pocos millones de años, lo mejor es utilizar micas , tectitas (fragmentos de vidrio de erupciones volcánicas) y meteoritos. Los materiales más antiguos se pueden fechar utilizando circón , apatita , titanita , epidota y granate , que tienen una cantidad variable de contenido de uranio. [32] Debido a que las pistas de fisión se curan con temperaturas superiores a unos 200 °C, la técnica tiene limitaciones y beneficios. La técnica tiene aplicaciones potenciales para detallar la historia térmica de un depósito. [33]

Método de datación por cloro-36

Entre 1952 y 1958, durante las detonaciones atmosféricas de armas nucleares , se produjeron grandes cantidades de 36 Cl (vida media de ~300.000 años) por irradiación de agua de mar . El tiempo de residencia del 36 Cl en la atmósfera es de aproximadamente una semana. Por lo tanto, como marcador de eventos del agua de la década de 1950 en el suelo y las aguas subterráneas, el 36 Cl también es útil para datar aguas de menos de 50 años antes del presente. El 36 Cl se ha utilizado en otras áreas de las ciencias geológicas, incluida la datación del hielo [34] y los sedimentos.

Métodos de datación por luminiscencia

Los métodos de datación por luminiscencia no son métodos de datación radiométrica, ya que no dependen de la abundancia de isótopos para calcular la edad. En cambio, son una consecuencia de la radiación de fondo sobre ciertos minerales. Con el tiempo, la radiación ionizante es absorbida por los granos minerales en sedimentos y materiales arqueológicos como el cuarzo y el feldespato potásico . La radiación hace que la carga permanezca dentro de los granos en "trampas de electrones" estructuralmente inestables. La exposición a la luz solar o al calor libera estas cargas, "blanqueando" efectivamente la muestra y reiniciando el reloj a cero. La carga atrapada se acumula con el tiempo a una velocidad determinada por la cantidad de radiación de fondo en el lugar donde se enterró la muestra. La estimulación de estos granos minerales utilizando luz ( luminiscencia estimulada ópticamente o datación por luminiscencia estimulada por infrarrojos) o calor ( datación por termoluminiscencia ) hace que se emita una señal de luminiscencia a medida que se libera la energía electrónica inestable almacenada, cuya intensidad varía según la cantidad de radiación absorbida durante el entierro y las propiedades específicas del mineral. [ cita requerida ]

Estos métodos se pueden utilizar para determinar la edad de una capa de sedimento, ya que las capas depositadas en la parte superior evitarían que los granos se "blanquearan" y se restablecieran con la luz solar. Los fragmentos de cerámica se pueden fechar hasta la última vez que experimentaron un calor significativo, generalmente cuando se cocieron en un horno. [ cita requerida ]

Otros métodos

Otros métodos incluyen: [ cita requerida ]

Datación con productos de desintegración de radionucleidos extintos de vida corta

La datación radiométrica absoluta requiere que una fracción medible del núcleo original permanezca en la roca de muestra. En el caso de rocas que datan del comienzo del sistema solar, esto requiere isótopos originales de vida extremadamente larga, lo que hace que la medición de las edades exactas de dichas rocas sea imprecisa. Para poder distinguir las edades relativas de las rocas de un material tan antiguo y obtener una resolución temporal mejor que la disponible a partir de isótopos de vida larga, se pueden utilizar isótopos de vida corta que ya no están presentes en la roca. [36]

Al comienzo del sistema solar, había varios radionucleidos de vida relativamente corta, como 26 Al, 60 Fe, 53 Mn y 129 I, presentes en la nebulosa solar. Estos radionucleidos, posiblemente producidos por la explosión de una supernova, están extintos en la actualidad, pero sus productos de desintegración se pueden detectar en material muy antiguo, como el que constituye los meteoritos . Al medir los productos de desintegración de radionucleidos extintos con un espectrómetro de masas y utilizando diagramas de isócronos, es posible determinar las edades relativas de diferentes eventos en la historia temprana del sistema solar. Los métodos de datación basados ​​en radionucleidos extintos también se pueden calibrar con el método U-Pb para obtener edades absolutas. De este modo, se puede obtener tanto la edad aproximada como una alta resolución temporal. Generalmente, una vida media más corta conduce a una mayor resolución temporal a expensas de la escala temporal. [ cita requerida ]

El129I -129Cronómetro Xe

129
I
La desintegración beta se produce129
Xe
con una vida media de16,14 ± 0,12 millones de años . [37] El cronómetro de yodo-xenón [38] es una técnica isócrona. Las muestras se exponen a neutrones en un reactor nuclear. Esto convierte el único isótopo estable del yodo (127
I
) en128
Xe
a través de captura de neutrones seguida de desintegración beta (de128
I
). Después de la irradiación, las muestras se calientan en una serie de pasos y se analiza la firma isotópica de xenón del gas desarrollado en cada paso. Cuando se obtiene una señal consistente129
Xe
/128
Xe
Si se observa esta relación en varios pasos de temperatura consecutivos, se puede interpretar como correspondiente a un momento en el que la muestra dejó de perder xenón. [ cita requerida ]

Generalmente se incluyen muestras de un meteorito llamado Shallowater en la irradiación para monitorear la eficiencia de conversión de127
I
a128
Xe
. La diferencia entre la medida129
Xe
/128
Xe
proporciones de la muestra y Shallowater corresponden entonces a las diferentes proporciones de129
I
/127
I
cuando dejaron de perder xenón. Esto a su vez corresponde a una diferencia en la edad de cierre en el sistema solar primitivo. [ cita requerida ]

El26Al-26Cronómetro mg

Otro ejemplo de datación por radionúclidos extintos de vida corta es el26
Alabama
–26
Mg
cronómetro, que puede utilizarse para estimar las edades relativas de los cóndrulos .26
Alabama
se desintegra en26
Mg
con una vida media de 720.000 años. La datación es simplemente una cuestión de encontrar la desviación de la abundancia natural de26
Mg
(el producto de26
Alabama
desintegración) en comparación con la relación de los isótopos estables27
Alabama
/24
Mg
. [39]

El exceso de26
Mg
(a menudo designado26
Mg
*) se obtiene comparando el26
Mg
/27
Mg
relación con la de otros materiales del Sistema Solar. [40]

El26
Alabama
–26
Mg
El cronómetro proporciona una estimación del período de tiempo para la formación de meteoritos primitivos de sólo unos pocos millones de años (1,4 millones de años para la formación de cóndrulos). [41]

Un problema de terminología

En un artículo de julio de 2022 en la revista Applied Geochemistry , los autores propusieron evitar los términos "isótopo padre" e "isótopo hija" en favor de los términos más descriptivos "isótopo precursor" e "isótopo producto", análogos a "ion precursor" e "ion producto" en espectrometría de masas . [42]

Véase también

Referencias

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