La datación con samario-neodimio es un método de datación radiométrica útil para determinar la edad de rocas y meteoritos , basado en la desintegración alfa del isótopo de samario de larga vida (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 los derretimientos ígneos . A veces se supone que en el momento en que se forma el material de la corteza terrestre a partir del manto , la proporción de isótopos de neodimio depende sólo del momento en que ocurrió este evento, pero a partir de entonces evoluciona de una manera que depende de la nueva proporción de samario a neodimio en la corteza terrestre. material, que será diferente de la proporción en el material del manto. La datación con samario-neodimio nos permite determinar cuándo se formó el material de la corteza terrestre.
La utilidad de la datación Sm-Nd surge del hecho de que estos dos elementos son tierras raras y, por lo tanto, en teoría, 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 los isótopos Sm-Nd y Rb-Sr se utilizan juntos.
El samario tiene siete isótopos naturales y el neodimio tiene siete. Los dos elementos se unen en una relación padre-hijo mediante la desintegración alfa del padre 147 Sm a la hija radiogénica 143 Nd con una vida media de 1,06 × 1011 años y por la desintegración alfa de 146 Sm (un radionucleido casi extinto con una vida media de 1,03(5) × 108 años [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 traza la relación entre 143 Nd radiogénico y 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 un isótopo de neodimio estable y relativamente abundante.
La isócrona Sm-Nd está definida por la siguiente ecuación:
dónde:
Alternativamente, 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 nuevamente se puede calcular el tiempo de formación (ver #El modelo CHUR). [6] [1]
La concentración de Sm y Nd en minerales de silicato aumenta con el orden en que cristalizan a partir de un magma según la serie de reacciones de Bowen . El samario se adapta más fácilmente a los minerales máficos , por lo que una roca máfica que cristaliza minerales máficos concentrará neodimio en la fase fundida en relación con el samario. Por lo tanto, a medida que una masa fundida sufre una cristalización fraccionada de 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 alto Sm y bajo Nd y por lo tanto relaciones Sm/Nd altas . Las rocas félsicas tienen bajas concentraciones de Sm y altas Nd y, por lo tanto, bajas proporciones 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 masas fundidas seguían de cerca la línea del " reservorio condrítico uniforme " o "reservorio condrítico unifraccionado" (CHUR). la forma en que la relación 143 Nd: 144 Nd aumentó 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 su conjunto". Después de trazar 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 iniciales de isótopos de Nd muy similares a las definidas por la línea de evolución CHUR.
Dado que las desviaciones de 143 Nd/ 144 Nd de 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 de la línea de evolución de CHUR. Esto se llama notación épsilon, según la cual una unidad épsilon representa una desviación de una parte por 10.000 de la composición de CHUR. [7] Algebraicamente, las unidades épsilon se pueden definir mediante la ecuación
Dado que las unidades épsilon son más finas y, por lo tanto, una representación más tangible de la proporción de isótopos de Nd inicial, al usarlas en lugar de las proporciones isotópicas iniciales, es más fácil de 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 analíticos de corrección de fraccionamiento de masa 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 fundido que se formó. cualquier roca de la corteza terrestre. Esto ha sido denominado T CHUR . [1] Para calcular 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 provocaría entonces una desviación entre las líneas de evolución isotópica de la corteza y el manto. La intersección entre estas dos líneas de evolución indica la edad de formación de la corteza terrestre. La edad T CHUR se define mediante la siguiente ecuación:
La edad T CHUR de una roca puede dar 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 relaciones teíticas 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 terrestre, a pesar de cualquier metamorfismo que haya sufrido la muestra.
A pesar del buen ajuste de los plutones arcaicos a la línea de evolución del isótopo CHUR Nd, DePaolo y Wasserburg (1976) observaron que la mayoría de los volcanes oceánicos jóvenes (basaltos de Mid Ocean Ridge y Island Arc basaltos) se encontraban entre +7 y +12 ɛ unidades por encima de CHUR. línea (ver figura). Esto llevó a la comprensión de que las rocas ígneas continentales arcaicas que se trazaron dentro del error de la línea CHUR podrían, en cambio, encontrarse en una línea de evolución del manto empobrecido caracterizada por proporciones crecientes de Sm/Nd y 143 Nd/ 144 Nd a lo largo del tiempo. Para analizar más a fondo esta brecha entre los datos de Archean CHUR y las muestras volcánicas jóvenes, se realizó un estudio en el basamento metamórfico proterozoico de Colorado Front Ranges (la Formación Idaho Springs). [8] Las relaciones iniciales de 143 Nd/ 144 Nd de las muestras analizadas se trazan en un diagrama de ɛNd versus tiempo que se muestra en la figura. DePaolo (1981) ajustó una curva cuadrática a Idaho Springs y un ɛNd promedio para los datos del arco de islas oceánicos modernos, representando así la evolución del isótopo de neodimio de un reservorio agotado. La composición del yacimiento agotado en relación con la línea de evolución de CHUR, en el tiempo T , viene dada por la ecuación
Las edades del modelo Sm-Nd calculadas utilizando esta curva se indican como edades TDM. DePaolo (1981) argumentó que estas edades del modelo TDM producirían una edad más precisa para las edades de formación de la corteza terrestre que las edades del modelo TCHUR; por ejemplo, una edad del modelo TCHUR anormalmente baja de 0,8 Gy del compuesto Grenville de McCulloch y Wasserburg se revisó a una edad TDM de 1,3 Gy, típico de la formación de corteza juvenil durante la orogenia de 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)