La termocronología es el estudio de la evolución térmica de una región de un planeta. Los termocronólogos utilizan la datación radiométrica junto con las temperaturas de cierre que representan la temperatura del mineral en estudio en el momento indicado por la fecha registrada para comprender la historia térmica de una roca, mineral o unidad geológica específica. Es un subcampo dentro de la geología y está estrechamente asociado con la geocronología .
Un estudio termocronológico típico implicará la datación de una serie de muestras de rocas de diferentes áreas de una región, a menudo de un transecto vertical a lo largo de un cañón escarpado, una pared de acantilado o una pendiente. Estas muestras luego se datan. Con cierto conocimiento de la estructura térmica del subsuelo, estas fechas se traducen en profundidades y momentos en los que esa muestra en particular se encontraba a la temperatura de cierre del mineral. Si la roca se encuentra hoy en la superficie, este proceso proporciona la tasa de exhumación de la roca. [1]
Los sistemas isotópicos comunes utilizados para la termocronología incluyen la datación por trazos de fisión en circón , apatita , titanita , vidrios naturales y otros granos minerales ricos en uranio. Otros sistemas incluyen la datación por potasio-argón y argón-argón en apatita, y la datación por (U-Th)/He en circón y apatita. [1]
La datación radiométrica es la forma en que los geólogos determinan la edad de una roca. En un sistema cerrado , la cantidad de isótopos radiogénicos presentes en una muestra es una función directa del tiempo y la tasa de desintegración del mineral. [2] Por lo tanto, para encontrar la edad de una muestra, los geólogos encuentran la relación entre los isótopos hijos y los isótopos parentales restantes presentes en el mineral a través de diferentes métodos, como la espectrometría de masas . A partir de los isótopos parentales conocidos y la constante de desintegración , podemos determinar la edad. Se pueden analizar diferentes iones para esto y se denominan dataciones diferentes.
Para la termocronología, las edades asociadas con estas proporciones isotópicas están directamente relacionadas con la historia térmica de la muestra. [3] A altas temperaturas, las rocas se comportarán como si estuvieran en un sistema abierto , lo que se relaciona con la mayor tasa de difusión de los isótopos hijos fuera del mineral. Sin embargo, a bajas temperaturas, las rocas se comportarán como un sistema cerrado , lo que significa que todos los productos de la descomposición todavía se encuentran dentro de la roca huésped original y, por lo tanto, es más preciso para datar. [3] El mismo mineral puede cambiar entre estos dos sistemas de comportamiento, pero no instantáneamente. Para cambiar, la roca primero debe alcanzar su temperatura de cierre . La temperatura de cierre es específica para cada mineral y puede ser muy útil si se encuentran múltiples minerales en una muestra. [4] Esta temperatura depende de varios supuestos, incluidos: tamaño y forma del grano, una tasa de enfriamiento constante y composición química. [4]
La datación por trazas de fisión es el método utilizado en termocronología para encontrar la edad aproximada de varios minerales ricos en uranio, como la apatita . Cuando ocurre la fisión nuclear del uranio-238 ( 238 U ) en materiales inorgánicos, se crean trazas de daño. Estas se deben a una partícula cargada rápidamente, liberada de la desintegración del uranio, que crea un fino rastro de daño a lo largo de su trayectoria a través del sólido. [5] Para estudiar mejor las trazas de fisión creadas, las trazas de daño natural se amplían aún más mediante grabado químico para que puedan verse con microscopios ópticos comunes . Luego, la edad del mineral se determina conociendo primero la tasa espontánea de desintegración por fisión y luego midiendo el número de trazas acumuladas durante la vida útil del mineral, así como estimando la cantidad de uranio aún presente. [6]
A temperaturas más altas, se sabe que las pistas de fisión se recocen . [7] Por lo tanto, la datación exacta de las muestras es muy difícil. La edad absoluta solo se puede determinar si la muestra se ha enfriado rápidamente y permanece inalterada en la superficie o cerca de ella. [8] Las condiciones ambientales, como la presión y la temperatura, y sus efectos en la pista de fisión a nivel atómico aún no están claros. Sin embargo, la estabilidad de las pistas de fisión generalmente se puede reducir a la temperatura y el tiempo. [6] Las edades aproximadas de los minerales aún reflejan aspectos de la historia térmica de la muestra, como el levantamiento y la denudación . [6]
La datación potasio-argón/argón-argón se aplica en termocronología para determinar la edad de minerales como la apatita. La datación potasio-argón (K-Ar) se ocupa de determinar la cantidad de producto de la desintegración radiactiva del isótopo potasio ( 40 K) en su producto de desintegración del isótopo argón ( 40 Ar). Debido a que el 40 Ar puede escapar en líquidos, como la roca fundida, pero se acumula cuando la roca se solidifica o recristaliza , los geólogos pueden medir el tiempo transcurrido desde la recristalización observando la relación entre la cantidad de 40 Ar que se ha acumulado y el 40 K restante. [9] La edad se puede encontrar conociendo la vida media del potasio. [9]
La datación argón-argón utiliza la proporción de 40 Ar a 39 Ar como indicador de 40 K para determinar la edad de una muestra. Este método se ha adoptado porque solo requiere una medición de un isótopo. Para ello, el núcleo del isótopo argón debe irradiarse desde un reactor nuclear para convertir el isótopo estable 39 K en 40 Ar radiactivo. Para medir la edad de la roca, hay que repetir este proceso en una muestra de edad conocida para comparar las proporciones. [10]
La datación por (U-Th)/He se utiliza para medir la edad de una muestra midiendo la cantidad de helio radiogénico ( 4 He) presente como resultado de la desintegración alfa del uranio y el torio . Este producto de helio se mantiene en el mineral hasta que se alcanza la temperatura de cierre y, por lo tanto, puede ser determinante de la evolución térmica del mineral. Al igual que en la datación por trazos de fisión, la edad exacta de la muestra es difícil de determinar. Si la temperatura supera la temperatura de cierre, el producto de la desintegración, el helio, se difunde a la atmósfera y, a continuación, la datación se reinicia. [11]
Al determinar la fecha y la temperatura relativas de una muestra en estudio, los geólogos pueden comprender la información estructural de los depósitos. La termocronología se utiliza en una amplia variedad de temas en la actualidad, como estudios tectónicos, [12] exhumaciones de cadenas montañosas, [13] depósitos de minerales hidrotermales, [4] e incluso meteoritos. [14] Comprender la historia térmica de un área, como su tasa de exhumación, la duración de la cristalización y más, puede ser aplicable en una amplia variedad de campos y ayudar a comprender la historia de la Tierra y su evolución térmica.
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