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 que se está estudiando en el momento dado 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 las fechas de varias muestras de rocas de diferentes áreas de una región, a menudo de un transecto vertical a lo largo de un cañón empinado, un acantilado o una pendiente. Luego se fechan estas muestras. Con cierto conocimiento de la estructura térmica del subsuelo, estas fechas se traducen a profundidades y tiempos en los que esa muestra en particular estuvo a la temperatura de cierre del mineral. Si la roca se encuentra hoy en la superficie, este proceso da la tasa de exhumación de la roca. [1]
Los sistemas isotópicos comunes utilizados para la termocronología incluyen la datación por seguimiento de fisión en circón , apatita , titanita , vidrios naturales y otros granos minerales ricos en uranio. Otros incluyen la datación con potasio-argón y argón-argón en apatita, y la datación (U-Th)/He con 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 función directa del tiempo y de la velocidad de desintegración del mineral. [2] Por lo tanto, para encontrar la edad de una muestra, los geólogos encuentran la proporción de isótopos hijos con respecto a los isótopos originales restantes presentes en el mineral a través de diferentes métodos, como la espectrometría de masas . A partir de los isótopos originales conocidos y la constante de desintegración , podemos determinar la edad. Para ello se pueden analizar diferentes iones y se denominan datación diferente.
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 el aumento de la velocidad 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, son más precisos hasta la fecha. [3] El mismo mineral puede cambiar entre estos dos sistemas de comportamiento, pero no instantáneamente. Para poder cambiar, la roca primero debe alcanzar su temperatura de cierre . La temperatura de cierre es específica para cada mineral y puede resultar muy útil si se encuentran varios minerales en una muestra. [4] Esta temperatura depende de varios supuestos, que incluyen: tamaño y forma del grano, una velocidad de enfriamiento constante y composición química. [4]
La datación por seguimiento de fisión es el método utilizado en termocronología para encontrar la edad aproximada de varios minerales ricos en uranio, como la apatita . Cuando se produce la fisión nuclear del uranio-238 ( 238 U ) en materiales inorgánicos, se crean huellas de daños. Estos se deben a una partícula cargada rápidamente, liberada por 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 huellas de fisión creadas, las huellas 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 de la fisión y luego midiendo el número de huellas acumuladas durante la vida 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 sólo puede determinarse si la muestra se ha enfriado rápidamente y permanece intacta en la superficie o cerca de ella. [8] Las condiciones ambientales, como la presión y la temperatura, y sus efectos sobre la trayectoria de fisión a nivel atómico aún no están claros. Sin embargo, la estabilidad de las trayectorias de fisión generalmente puede limitarse 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 encontrar la edad de minerales, como la apatita. La datación con potasio-argón (K-Ar) se ocupa de determinar la cantidad del producto de la desintegración radiactiva del potasio isotópico ( 40 K) en su producto de desintegración del argón isotópico ( 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 los 40K restantes. [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 sustituto de 40 K para encontrar la fecha de una muestra. Este método se adoptó porque solo requiere una medición de un isótopo. Para ello, es necesario irradiar el núcleo del isótopo de argón 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 poder comparar las proporciones. [10]
La datación (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 tanto puede ser determinante de la evolución térmica del mineral. Al igual que en la datación por huellas 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 la datación se restablece. [11]
Al determinar la fecha relativa y la temperatura de una muestra que se está estudiando, los geólogos pueden comprender la información estructural de los depósitos. La termocronología se utiliza hoy en día en una amplia variedad de temas, como estudios tectónicos, [12] exhumación de cinturones montañosos, [13] depósitos de minerales hidrotermales, [4] e incluso meteoritos. [14] Comprender la historia térmica de un área, como su tasa de exhumación, 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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