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Esto se ha realizado mediante el bombardeo de la atmósfera porlos rayos cósmicos, que convierten los átomos de nitrógenoen carbono radiactivo.
Este carbono es usado en la forma de dióxido de carbono porlas plantas en el proceso de fotosíntesis, y se convierte en todaclase de compuestos orgánicos en las células vivas. Los animalesy los humanos consumen el tejido vegetal, de modo que todo lo que vivellega a contener radiocarbono en la misma proporción en que se encuentraen el aire. Mientras un organismo continúe vivo, el radiocarbonoque hay en él y que se desintegra se repone mediante el nuevo carbonoque entra. Pero cuando un árbol o un animal muere, se corta el suministrode radiocarbono fresco, y su nivel de radiocarbono comienza a bajar. Siun trozo de carbón vegetal o de hueso animal se preserva por 5.700años, queda con solo la mitad del radiocarbono que tuvo cuando vivo.Por lo tanto, en principio, si medimos la proporción de carbono14 que queda en algo que tuvo vida, podemos decir por cuánto tiempoha estado muerto.
El método de radiocarbono puede aplicarse a una amplia variedadde cosas de origen orgánico. Por este método se han fechadomuchos miles de muestras.
Unos cuantos ejemplos dan idea de su fascinante variedad:
La madera de la embarcación funeraria hallada en la tumba delfaraón Seostris III fue fechada del año 1670 a.E.C.
Al duramen de un gigantesco secoya de California, que tenía2.905 anillos anuales al momento de ser derribado en 1874, se le fechódel año 760 a.E.C.
Envolturas de lino de los Rollos del Mar Muerto, fechados del primeroo segundo siglo a.E.C. por su estilo de escritura, al ser fechadas porsu contenido de radiocarbono arrojaron una edad de 1.900 años.
Un trozo de madera hallado en el monte Ararat, considerado por algunoscomo posiblemente madera del arca de Noé, resultó ser solamentedel año 700 E.C.... en efecto, madera antigua, pero no como parapreceder al Diluvio.
Unas sandalias de cuerda tejida desenterradas de una capa de piedrapómez volcánica en una cueva de Oregón, E.U.A., arrojaronuna edad de 9.000 años.
Se halló que la carne de un pequeño mamut que estuvocongelado en terreno siberiano por miles de años tenía 40.000años de antigüedad.
Pero, ¿son confiables estas fechas? El reloj de radiocarbonolucía muy simple y claro cuando empezó a demostrarse su uso,pero ahora se reconoce que se pueden cometer muchos errores con él.
Después de unos 20 años de emplearse, en 1969 se celebróen Upsala, Suecia una conferencia sobre cronología con base en elradiocarbono y en otros métodos de datación relacionados.Las discusiones que hubo allí entre los químicos que usaneste método y los arqueólogos y geólogos que se valende sus resultados sacaron a relucir una docena de fallas que pudieran invalidarlas fechas. Un problema que persiste ha sido el de asegurarse de que lamuestra examinada no haya sido contaminada, ni por carbono moderno (vivo)ni por carbono antiguo (muerto). Por ejemplo, puede que una muestra demadera del duramen de un árbol viejo contenga savia viva. O si seha extraído con un solvente orgánico (hecho de petróleomuerto), es posible que quede algo del solvente en la porción analizada.Puede ser que raicillas de plantas vivas penetren en el carbón vegetalantiguo enterrado. O puede que este haya sido contaminado con betún,de mucha más antigüedad, difícil de remover. Se hanhallado crustáceos vivos con carbonato que ha venido de mineralesque han estado enterrados por mucho tiempo, o de agua de las profundidadesoceánicas donde el carbonato estuvo por miles de años. Todasestas cosas pueden hacer que un espécimen parezca más viejoo más joven de lo que en realidad es.
El mayor error en la teoría de la datación por radiocarbonoestá en la suposición de que el nivel de carbono 14 en laatmósfera ha sido siempre igual al de la actualidad. Ese nivel depende,primeramente, de la proporción a que lo producen los rayos cósmicos.A veces los rayos cósmicos despliegan gran variedad de intensidaddebido a cambios en el campo magnético de la Tierra. A veces lastormentas magnéticas solares aumentan por mil veces los rayos cósmicosdurante unas horas. En los milenios pasados el campo magnético dela Tierra ha sido unas veces más débil y otras másfuerte. Y desde la explosión de las bombas nucleares el nivel mundialde carbono 14 ha aumentado considerablemente. Por otra parte, la proporciónes afectada por la cantidad de carbono estable en el aire. Las grandeserupciones volcánicas añaden cantidades sustanciales al depósitode dióxido de carbono estable, diluyendo así el radiocarbono.Durante el siglo pasado la quema de combustibles fósiles a un ritmosin precedente, especialmente el carbón y el petróleo, haincrementado de manera permanente la cantidad de dióxido de carbonoen la atmósfera.
Los que han empleado el radiocarbono para fechar han resuelto normalizarsus fechas con la ayuda de muestras de madera datadas por la cuenta delos anillos anuales de los árboles, en especial los del pino aristado,que vive por centenares y hasta miles de años en la regiónsudoeste de los Estados Unidos. A este campo de estudio se le llama dendrocronología.Por lo tanto, ya no se cree que el reloj de radiocarbono dé unacronología absoluta, sino una de fechas relativas. Para obtenerla edad verdadera, la fecha de radiocarbono tiene que ser corregida mediantela cronología basada en los anillos arbóreos. Por esto, alresultado de una medición de radiocarbono se le conoce como "fechade radiocarbono". Al someter esta fecha a cotejo por una curva de calibraciónbasada en los anillos arbóreos se deduce la fecha absoluta.
Esto es válido hasta donde se pueda considerar confiable la cuentade los anillos del pino aristado. Ahora se presenta el problema de queel árbol viviente más antiguo cuya edad se conoce se remontasolamente hasta el año 800 E.C. Para extender la escala, los científicostratan de parear por superposición el patrón de anillos gruesosy delgados de madera muerta de los alrededores. Juntando 17 restos de árbolescaídos, aseguran poder remontarse a más de 7.000 añosen el pasado. Pero las mediciones por los anillos arbóreos tampocosubsisten por sí solas. A veces hay incertidumbre en cuanto a dóndeexactamente colocar un trozo de un árbol muerto, y por eso, ¿quéhacen? Solicitan que se le haga una medición de radiocarbono y luegose basan en esta para colocarla en su lugar.
Esto nos recuerda a dos cojos que tienen una sola muleta y se turnanpara usarla; mientras uno la usa, el otro se apoya en él para mantenerseen pie. Uno tiene que preguntarse cómo es posible que se hayan preservadotrozos de madera al aire libre por tanto tiempo. Parecería másprobable que las fuertes lluvias se los hubieran llevado, o que alguienque pasara los hubiera recogido para usarlos como leña o darlesotro uso. ¿Qué impidió su putrefacción, o quefueran atacados por los insectos? Es verosímil que un árbolvivo resista los estragos del tiempo y el clima, y que a veces uno de ellosviva mil años o más. Pero ¿qué hay de la maderamuerta? ¿Subsistió por seis mil años? Raya en lo increíble.Sin embargo, en esto se basan las fechas de radiocarbono más antiguas.A pesar de esto, los expertos en radiocarbono y los dendrocronólogosse las han arreglado para poner a un lado dudas de esa índole yconciliar las diferencias e inconsecuencias, y se sienten satisfechos conel compromiso a que han llegado.
Pero ¿qué hay de sus clientes, los arqueólogos?No siempre están contentos con las fechas que reciben para las muestrasque envían. En la conferencia de Upsala uno de ellos se expresóasí: "Si una fecha obtenida mediante el carbono 14 apoya nuestrasteorías, la ponemos en el cuerpo del texto. Si no la contradiceenteramente, la ponemos a pie de página. Y si es completamente 'inoportuna',la abandonamos". Algunos todavía piensan así. Recientementeuno escribió acerca de una fecha de radiocarbono que supuestamentemarcaba el tiempo en que principió la domesticación de animales:"Los arqueólogos [están comenzando] a dudar de la utilidadinmediata que tengan edades obtenidas mediante radiocarbono simplementepor salir de laboratorios 'científicos'. Mientras más confusiónhaya con relación a qué método, qué laboratorio,qué período de semidesintegración y qué calibraciónmerece más confianza, menos obligados nos sentiremos nosotros losarqueólogos a aceptar, sin dudar, cualquier 'fecha' que se nos ofrezca".El radioquímico que había suministrado la fecha replicó:"Preferimos tratar con hechos basados en mediciones exactas... no con laarqueología de moda o emocional". Si los científicos discrepantan claramente acerca de la validez de estas fechas que se remontan a laantigüedad del hombre, ¿no sería comprensible que lapersona profana sea escéptica con relación a las noticiasbasadas en la "autoridad" científica?
Esto es particularmente útil al fechar especímenes muyantiguos en los cuales solo queda una fracción muy pequeñade carbono 14. Cada tres días, solamente un átomo de cadamillón del carbono 14 se desintegra. El acumular suficientes recuentoscomo para distinguir entre la radiactividad y los rayos cósmicosal medir muestras antiguas es algo que resulta muy tedioso. Pero si ahorapodemos contar todos los átomos de carbono 14, sin tener que esperarque se desintegren, podemos obtener una sensibilidad un millón deveces mayor.
Esto se logra por la curvación de un haz de átomos decarbono cargados positivamente en un campo magnético para separarel carbono 14 del carbono 12. Al carbono 12, que es más liviano,se le fuerza a un círculo más cerrado, y el carbono 14, quees más pesado, entra en un contador por una abertura. Este método,aunque más complicado y costoso que el de contar rayos beta, tienela ventaja de que la cantidad de material necesaria para la prueba es milveces inferior. Presenta la posibilidad de fechar manuscritos raros y antiguosy otros artefactos de los cuales no se puede obtener una muestra de variosgramos, que sería destruida durante la prueba. Ahora tales artículospueden fecharse por muestras de apenas unos miligramos.
Una aplicación que pudiera darse a este método seríafechar el Sudario de Turín, que algunos creen que se usópara envolver a Jesús para su entierro. Si la medición porradiocarbono mostrara que la tela no es tan antigua, quedarían confirmadaslas sospechas de los escépticos de que el sudario es un engaño.Hasta ahora el arzobispo de Turín ha rehusado dar una muestra parafecharla porque se necesitaría un trozo muy grande. Pero con estenuevo método un centímetro cuadrado sería suficientepara determinar si el material proviene del tiempo de Cristo o si soloviene de la Edad Media. En todo caso, los intentos por dar mayor alcancea la datación tienen poco significado mientras los problemas másimportantes queden sin haberse resuelto. Mientras más antigua seala muestra, más difícil es asegurar la ausencia completade pequeños restos de carbono más joven. Y mientras másqueremos remontarnos al pasado desde los pocos miles de años paralos cuales tenemos una calibración confiable, menos sabemos de losniveles de carbono 14 de aquellos tiempos antiguos.
Se han estudiado otros métodos de datación. Unos tienenrelación indirecta con la radiactividad, como la mediciónde las marcas de fisión y los halos radiactivos. Tambiénse estudian otros procesos, como la deposición de varvas (capasde sedimento) glaciales y la hidratación de objetos de obsidiana.
Los aminoácidos pertenecen al grupo de compuestos de carbonoque tienen cuatro diferentes grupos de átomos unidos a un átomocentral de carbono. El arreglo tetraédrico de los grupos hace quela molécula en conjunto sea asimétrica. Tales moléculasexisten en dos formas. Aunque químicamente son idénticas,físicamente una es una imagen de espejo de la otra. Esto se puedeilustrar sencillamente con un par de guantes. Tienen el mismo tamañoy la misma forma, pero uno queda bien solamente en la mano derecha, y elotro en la mano izquierda. Una solución de una forma de estos compuestosdesvía hacia la izquierda un haz de luz polarizada: el de la otraclase lo hace girar hacia la derecha. Cuando un químico sintetizaun aminoácido de compuestos más sencillos, obtiene igualcantidad de ambas formas. Cada forma anula el efecto de la otra en la luzpolarizada. A esto se le llama una mezcla racémica, cuando en ellaaminoácidos.de las dos clases, izquierda y derecha, se hallan presentesen cantidades iguales.
Cuando se forman aminoácidos en las plantas o animales vivientes,se presentan en una sola forma, generalmente la izquierda, o forma 1 (levógira).Si se calienta el compuesto, la agitación termal de las moléculashace que algunas de ellas se vuelvan en el otro sentido, y la forma izquierdacambia a la forma derecha (la dextrógira). A este cambio se le llamaracemización. Si continúa por suficiente tiempo, este procesoproduce cantidades iguales de las formas 1 y d. Esto es de interésespecial por estar relacionado con los organismos vivientes, lo mismo queel fechar mediante radiocarbono. A bajas temperaturas la racemizaciónse efectúa lentamente. Lo lento que sea el proceso depende de laenergía que tome el invertir la molécula. Este proceso sigueuna ley química bien conocida, llamada la ecuación de Arrhenius.Mientras más se enfríe el aminoácido, más lentaserá la reacción, hasta que a temperaturas ordinarias nopodamos verlo cambiar en absoluto. Pero podemos seguir empleando la ecuaciónpara calcular la rapidez con que está cambiando. Resulta que a unaminoácido típico le tomaría decenas de miles de añosaproximarse al estado de racemizado, es decir, el estado en que tanto lasformas levógiras como las dextrógiras están presentesen cantidades iguales. La idea para fechar por este método es lasiguiente: Si un hueso queda enterrado y permanece sin perturbación,el ácido aspártico del hueso, un aminoácido cristalizado,se racemiza lentamente. Después de un largo período desenterramosel hueso, extraemos y purificamos el ácido aspártico quequeda, y comparamos su grado de polarización con el del ácidoaspártico-l puro. Así podemos calcular cuánto tiempoatrás este hueso era parte de una criatura viviente.
La curva de transformación es similar a la de un elemento radiactivo.Cada aminoácido tiene su propia velocidad característicade transformación, así como el uranio se desintegra máslentamente que el potasio. Sin embargo, observe esta diferencia importante:Las tasas de desintegración radiactiva no son afectadas por la temperatura,mientras que la racemización, por ser una reacción química,depende en gran medida de la temperatura. Algunas de las aplicaciones delmétodo de racemización que mayor publicidad han recibidotuvieron que ver con fechar restos de esqueletos humanos hallados en lascostas de California. Uno de estos, conocido como el hombre de Del Mar,fue fechado por este método, y recibió una edad de 48.000años. Otro, el de una mujer, fue hallado en una excavacióncerca de Sunnyvale, y aparentemente era más antiguo aún,¡de unos 70.000 años!
Estas edades crearon gran conmoción no solo en la prensa pública,sino especialmente entre los paleontólogos, porque nadie habíacreído que el hombre hubiera estado en América del Norteen tiempos tan remotos. Surgió la especulación de que elhombre pudo haber cruzado el estrecho de Bering desde Asia hace unos cienmil años. Pero ¿cuán seguras eran las fechas determinadaspor este nuevo método? Para contestar esta pregunta se hicieronpruebas radiométricas con productos intermedios de desintegraciónentre el uranio y el plomo cuyos períodos de semidesintegracióneran adecuados para el espacio de tiempo deseado. Se consiguieron las siguientesedades: 11.000 años para el esqueleto de Del Mar y solo ocho milo nueve mil para el de Sunnyvale. Algo marchaba mal. La gran incertidumbrerespecto a las edades obtenidas por la racemización es que no seconoce la historia termal del espécimen. Como ya se ha mencionado,la velocidad de racemización está muy relacionada con latemperatura. Si la temperatura aumenta 14 grados Celsio (25 °F), lareacción se efectúa con una velocidad diez veces mayor. ¿Cómopuede alguien saber a qué temperaturas pudieron haber estado expuestoslos huesos durante tantos años? ¿Cuántos veranos debenhaber pasado a la intemperie bajo el caliente sol californiano? ¿Nopudiera ser que hasta se hallaran cerca de una fogata o en un incendioforestal?
Aparte de la temperatura, se ha hallado que otros factores pueden afectaren gran manera la velocidad, entre ellos el pH (grado de acidez). Un informedice: "Los aminoácidos que se hallan en sedimentos muestran unavelocidad inicial de racemización de casi un orden de magnitud (diezveces lo usual) mayor que la velocidad observada en aminoácidoslibres de un pH y una temperatura comparables".
Con todo, aquí no termina la historia. Uno de los huesos de Sunnyvalefue sometido a la prueba de radiocarbono, tanto por la cuenta de partículasbeta de átomos en desintegración como por el nuevo métodode contar los átomos. Las pruebas dieron valores que concordabanaproximadamente. ¡El promedio fue de apenas 4.400 años! Despuésde esto, ¿qué podemos creer? Es obvio que algunas de lasrespuestas están completamente equivocadas. ¿Deberíamosponer más confianza en las fechas de radiocarbono, puesto que setiene más experiencia en usar ese método? Pero aun con este,muestras diferentes del mismo hueso mostraron una variación de 3.600a 4.800 años. Quizás deberíamos simplemente concordarcon las palabras ya citadas de un científico: "Quizás todasestén equivocadas".
La revista Science News, bajo el título "Nuevas fechas para herramientas'primitivas'" informó: "Cuatro artefactos hechos de hueso, de loscuales se pensaba que suministraban prueba de la presencia de humanos enAmerica del Norte aproximadamente 30.000 años atrás, sonen realidad, a lo máximo, de 3.000 años de antigüedad,informaron en la revista CIENCIA del 9 de mayo el arqueólogo D.Earl Nelson, de la Universidad Simon Fraser, de British Columbia, Canadá,y sus colegas. [...] "La diferencia en los cálculos de las edadesentre los dos tipos de muestras de carbono procedentes del mismo huesoes para no decir otra cosa peor, significativa. Por ejemplo, a un 'despellejador'empleado para quitar la carne de las pieles de animales se le dio originalmentepor el método de radiocarbono, una edad de 27.000 años. Ahoraesa fecha ha sido corregida a unos 1.350 años". (10 de mayo de 1986.)
Los métodos isotópicos o radiométricosse pueden aplicar a toda la escala de los tiempos geológicos y auna gran variedad de rocas y minerales, así como tambiénen la datación de los procesos geológicos. En todos los casosla edad determinada se mide retrospectivamente desde el presente y se expresafrecuentemente en millones de años.
En 1905, y utilizando por primera vez el decrecimientoradioactivo, Rutherford calculo la edad de unos minerales de uranio a partirde las cantidades de helio acumuladas en ellos. En 1913 Holmes establecióla primera escala moderna de los tiempos geológicos, en la que atribuíaa las rocas del Arcaico edades próximas a los -1.600 millones deaños. No obstante no es hasta 1938, aprovechando los nuevos conocimientossobre la estructura del átomo y sobre los isótopos, cuandoNier utilizando los isótopos del uranio y del torio realiza lasprimeras dataciones precisas de distintas rocas. A partir de 1946, conel progreso en los métodos de medida de las relaciones isotópicasy el descubrimiento de la termoionizacion, comienzan a ser utilizados otroselementos radioactivos en cronología, principalmente K-Ar y Rb-Sr,que junto con los métodos U-Pb-Th, constituyen los métodosradiocronológicos mas clásicos. Mas recientemente han comenzadoa utilizarse otras parejas radioactivas como Samario-Neodimio, Renio-Osmio,Lutecio-Hafnio,etc.
Todos estos métodos enumerados anteriormenteutilizan elementos radioactivos que ya existían en el momento enque se formo la Tierra, son los denominados como isótopos "primitivos".Frente a estos isótopos, se encuentran otros isótopos cuyoorigen obedece a otras causas, son los denominados isótopos "cosmogénicos".Para este grupo de isótopos se admite que se originan o se introducencontinuamente en la atmósfera y a partir de aquí, se incorporanmediante mecanismos específicos en los minerales y seres vivos.Su empleo como cronómetros puede realizarse sobre cualquier materialcapaz de retenerlos.
Entre este grupo se encuentra isótoposdel carbono, aluminio, cloro, helio y silicio.
En general todos los métodos radioactivosde datación se basan en la propiedad que tienen los elementos radioactivosde transformarse espontáneamente en otros elementos de naturalezadistinta, a partir de la emisión de partículas alfa, betao gamma. .
Una partícula alfa (a) corresponde a unátomo de Helio, He42 . Una transformación acompañadade la emisión de una partícula a , origina un elemento hijoque tiene una masa atómica disminuida en 4 unidades de masa conrespecto al átomo del elemento inicial o elemento padre, y con unnúmero atómico disminuido en 2 unidades. Debido a que ladesintegración radioactiva incluye sólo el núcleodel átomo del elemento radiactivo, la velocidad de desintegraciónes totalmente independiente de las condiciones físicas y químicas,tales como presión, temperatura, tipo de enlace químico,etc...
LÍMITES DEL MÉTODO
Es evidente que la edad calculada proporcionael tiempo de cristalización de un mineral o de una roca solamentesi:
1)No ha habido pérdidas ni ganancias de átomos del elementopadre o del elemento hijo.
2)Si se conoce con exactitud los valores de l y T del elemento utilizado.(Recordamos que l es la constante de desintegración, y T es el períodode semidesintegración del elemento, y su valor es especifico paracada elemento al estar en función de l.
3)Si el mineral o la roca se formó en un intervalo de tiempo cortocomparado con su edad.
Cuando se aplica más de un métodode datación a un mineral o a un conjunto de minerales singenéticos1y los resultados concuerdan dentro del error analítico, se diceque los resultados son concordantes.
Esto ocurre en formaciones que han tenido unahistoria geológica relativamente sencilla, ya que lo másfrecuente es que los resultados se presenten discordantes, debido a queno se cumplen las condiciones anteriores, sobre todo en regiones con unahistoria geológica compleja. Afortunadamente los valores discordantespueden ser utilizados para datar fenómenos o acontecimientos sobreimpuestos.
Los valores de l y T de los elementos radiactivoshan sido determinados en muchos laboratorios, existiendo en general bastanteuniformidad en los resultados. Sin embargo las mediciones en las muestrasgeológicas son siempre difíciles debido a la baja energíade radiación y a la lenta velocidad de desintegración quepresentan los elementos radiactivos de vida larga. En los laboratorioslos contenidos de los distintos isótopos suelen determinarse medianteun espectrógrafo de masas.
Las determinaciones de las edades calculadas suelendarse con unos márgenes de error, por ejemplo (1200 ± 40Ma) que representan entre el 2% y el 5%.
Estos errores se refieren a la incertidumbreen las medidas analíticas, y representan una probabilidad, expresadacomo un 66% o un 95% del nivel de confianza de que las medidas repetidasen una misma muestra caigan dentro de los límites acotados. Estoserrores no tienen en cuenta las desviaciones debidas a los valores de ló T , ni tampoco a los debidos a las interpretaciones geológicas.
Las determinaciones pueden realizarse sobre roca-total,es decir sobre un fragmento de roca.
Este sistema se emplea en rocas de grano fino,rocas volcánicas como basaltos, andesitas y riolitas y tambiénen rocas metamórficas como pizarras y filitas. En otros casos lasdeterminaciones se realizan sobre monocristales, como puede ser un cristalde glauconita de una arenisca o un cristal de biotita o de circónde un granito.
Entre los márgenes de error metodológico,que pueden llegar a ser del 5% y los distintos valores calculados paral, una muestra del Eoceno puede tener edades que difieran en másde 2 Ma., es decir superiores a la duración de una biozona de esteperíodo.
Presenta en los últimos decenios dos variantes,el método K40 / Ar40 clásico, y una variante, el métodoAr40/Ar39.
El método K/Ar cubre casi por completola escala de los tiempos geológicos (T=1.300 Ma) pudiendo datarsecon éste método las rocas terrestres más antiguas(de más de 3.000 Ma) hasta las más modernas, situándosecomo límite antigüedades próximas a 1 millónde años.
Para materiales geológicos con edades másrecientes al millón de años, las dataciones por éstemétodo son difíciles de realizar debido a los pequeñoscontenidos en Ar40 radiogénico presentes en la muestra. Como enlos demás métodos hay que suponer que el sistema ha permanecidocerrado tanto para el potasio como para el argón. Ninguna cantidadde argón debe haberse introducido después de la formacióndel mineral, o del proceso metamórfico a datar.
Esto permite despreciar la cantidad de argóninicial (en origen) debido a sus bajos contenidos al ser gaseoso. No obstantetambién es posible detraer al argón inicial, utilizando lasproporciones de Ar40 con respecto a sus isótopos Ar38 y Ar36 quehay actualmente en la atmósfera. El Ar40 es el isótopo másabundante en la atmósfera y tiene también un origen radiogénico.
Los minerales ígneos y metamórficosmás adecuados para aplicar este método son la biotita, moscovita,hornblenda y nefelina. También son adecuados las formas de feldespatopotásico de alta temperatura, como sanidina y plagioclasas. Porel contrario, los feldespatos potásicos más comunes comola ortosa y microclina, son poco adecuados, pues pierden fácilmenteel argón, incluso a temperatura ambiente debido a que presentanfrecuentemente defectos estructurales en su red cristalina.
Frecuentemente las medidas realizadas por estemétodo dan edades inferiores a la edad real de cristalización,debido a que el Ar no se posiciona fácilmente en el espacio ocupadopor el potasio del que deriva en la red cristalina, escapando por difusiónhacia la atmósfera, mezclándose con el argón atmosférico,que representa el 1% de los gases de la atmósfera terrestre.
La técnica del Ar40/Ar39 fue descrita enprimer lugar por Sigurgeisson (1962), y analizada más en detalleen posteriores informes de Merrihue (1965), Merrihue y Turner (1966) yMichell (1968).
La teoría y técnicas analíticasusadas en este método son generalmente similares a las del métodoK-Ar convencional. La diferencia fundamental es que en la geocronológíapor Ar40/Ar39 no se requiere ningún análisis directo delPotasio. Este se mide como una función del Ar39 que se produce apartir del K39, que se activa mediante neutrones en el núcleo deun reactor nuclear.
De esta manera, para la determinación deedades sólo se requiere la relación del Ar40 radiogénicoy del Ar39 producido mediante el flujo de neutrones.
En la técnica del Ar40/Ar39, se preparanen pequeñas cápsula de cuarzo muestras monominerales o deroca total, y se disponen con una geometría conocida, incluyéndosevarias muestras cuya edad K-Ar es ya conocida. Este "paquete" estandarizadose introduce entonces en el núcleo de un reactor nuclear e irradiadocon un flujo de aproximadamente 1018 neutrones rápidos por cm2.Varios miles de reacciones nucleares ocurren como resultado de la irradiación,pero la reacción K39(n,p) - Ar39 es la más importante paralas dataciones puesto que produce Ar39 (con una vida media de 265 años)a partir del K39.
Una vez que se ha obtenido una cantidad fácilmentemedible de Ar39 se finaliza la irradiación, y se espera un períodode 2 ó 3 semanas para permitir la desintegración de los radionucleidosde vida corta.
Terminado este período de "enfriamiento"el "paquete" irradiado se devuelve al laboratorio desde el reactor nuclear,éste se desempaqueta cuidadosamente, y las muestras se introducenen un sistema de extracción al ultra vacío (idénticoa los utilizados en el método K-Ar clásico).
Entonces, una vez sellado el sistema soldandolos tubos de vidrio, las muestras se funden una a una (una muestra al día)calentadas con un inductor de radiofrecuencias. Los gases liberados porla muestra en cada incremento escalar de temperatura, son filtrados y conducidoshasta el espectrómetros de masas donde se analizan. Como en el reactor,en cada nivel había una muestra de edad conocida, se puede calcularuna constante correctora J para cada nivel mediante cada muestra de edadconocida. Este valor J se utilizará para calcular posteriormentela edad de las muestras restantes del mismo nivel aplicando la siguienteformula ya conocida:
t=1.885 x 109 años · ln {1+(0.006099)(24.51)} = edad de lamuestra conocida ó para la muestra de edad no conocida
t=T · ln {1+(J)(Ar40/Ar39K )} = edad de la muestra conocida dondet es la edad para cada incremento de gas de la muestra (o para el gas liberadototal) T es el Tiempo de semidesintegración del K, J es elvalor que permite corregir la relación de Ar39K obtenida en cadamuestra.
La cantidad de Ar39 producida durante la irradiaciónde una muestra, depende del número de átomos de K39 en lamuestra, de la intensidad del flujo de neutrones, del nivel de energíadel flujo y de la duración de la irradiación.
Con posterioridad a la irradiación, unamuestra puede ser calentada en varios incrementos de temperatura hastasu fusión total y todo el Argón liberado analizado en unexperimento único.
El hecho de que todo el análisis se realiceen un sólo experimento, y que la fusión se realice en incrementosde temperatura escalonados es la gran ventaja que presenta el métodofrente al K/Ar convencional:
La edad que podemos calcular mediante la fórmulaanterior, supone la edad equivalente a una fusión total, y es aproximadamenteanáloga a una edad K/Ar convencional.
Sin embargo el mayor potencial del métodoAr40/Ar39 es que permite calentar la muestra de modo paulatino, de unamanera escalonada.
En este método en vez de fundir la muestray analizar todo el Argón liberado, la muestra se calienta a incrementosprefijados de temperatura, durante aproximadamente una hora para cada incremento.El Argón liberado en cada incremento es conducido y filtrado y tratadocomo un muestra desconocida, analizándose en el espectrómetrode masas para calcular su edad mediante la relación Ar40*/Ar39K.
Así se obtiene toda una serie de edadesaparentes (cada una de las cuales corresponde a una temperatura específica)para cada muestra.
Las edades de cada uno de estos incrementos serepresentan en una figura en función de la temperatura de cada experimento(que generalmente se representa como un porcentaje acumulativo del Ar39Kliberado en cada incremento), dando lo que se denomina un espectro de edadpara cada muestra.
Las características del espectro de edadpermiten la evaluación del comportamiento del Potasio y del Argónen la muestra de roca total o monomineral, permitiendo así una mejorcomprensión del significado geológico de los resultados geocronológicosque en el método convencional.
Otra de las ventajas del método estribaen que en la pauta de este espectro se puede reconocer perdida de Argón.
Las posibilidades de utilización del método,para la datación de eventos metamórficos de muy bajo grado,ha sido objeto de numerosos trabajos realizados por Reuter y Dallmeyer.
Las conclusiones más importantes de estostrabajos son las siguientes: Pueden datarse rocas de las facies de laszeolitas, esquistos verdes y anquizona superior correctamente, pero enla anquizona media comienza ha haber numerosos problemas por pérdidade Argón.
Esta son debidas a que la red cristalina no estálo suficientemente bien desarrollada como para retener la totalidad delArgón radiogénico.
Por otra parte, son frecuentes las muestras conbordes irregulares, en las que hay perdida de Ar39 durante la irradiación.Por ello en rocas de muy bajo grado, debe previamente determinarse el gradometamórfico mediante cristalinidad de la illita, seleccionar medianteun estudio por microscopía electrónico un tamaño degrano apropiado.
Esta muestra seleccionada es la que se irradia.No se pueden medir rocas de condiciones de metamorfismo inferior a AnquizonaSuperior.
El isótopo Rb85 es estable y es el másabundante, representando el 72,15% del total del rubidio presente en lanaturaleza. Por el contrario el Rb87 es radiactivo, representa solo el27,85% del total y por emisión de una partícula beta se transmutaen Sr87, isótopo estable del estroncio, que representa el 7,02%del total del estroncio existente en la naturaleza.
La emisión de la partícula b, implicaun aumento del número atómico, ya que el electrónemitido no pertenece a su envoltura electrónica, sino que resultadel desdoblamiento de un neutrón del núcleo excitado, enun protón más un electrón. Con lo que el númerode protones del núcleo aumenta en una unidad, es decir aumenta sunúmero atómico, pero su número másico permanecesin modificación alguna.
El rubidio es un elemento poco frecuente, queno forma minerales propios, pero que se encuentra siempre en los mineralesde potasio, sustituyéndole en la red debido a su afinidad geoquímica.
Los minerales aptos para ser utilizados por estemétodo deben contener como mínimo entre 100 y 1000 ppm deRb. En las determinaciones debe realizarse una corrección para saberqué parte del Sr87 se incorporó al mineral en el momentode la cristalización y que parte es radiogénico y originadodespués de la cristalización. Esta corrección se realizaa partir de un mineral de calcio de la misma roca, es decir singenético,tal como una plagioclasa, que tenga como característica una relaciónRb/Sr muy baja, es decir muy poco rubidio y por tanto todo el Sr87 queencontremos en ella será el que adquirió en el momento desu formación, ya que al no existir prácticamente Rb87 enel origen, no contendrá Sr87 radiogénico.
Se utiliza un mineral de calcio por la afinidadgeoquímica que presenta este elemento con el Sr.
Los progresos experimentados en este campo, ysu aplicación a las rocas terrestres la han convertido en métodoparticularmente eficaz para las ciencias geológicas.
Además de tener un interés geocronológico,posiblemente es en el campo de la geoquímica isotópica yde la petrología ígnea donde este método encuentrasus aplicaciones más fructíferas y más específicas.
Tanto el Samario como el Neodimio pertenecen algrupo de las "Tierras Raras" o Lantánidos, y cada uno de ellos poseevarios isótopos:
Sm62: 144, 147, 148, 149, 150, 152, 154 Nd60 : 142, 143, 144, 145, 146, 148,150
El método es más apropiado paramedir rocas muy antiguas, superiores a los 1.000 millones de años,que para edades recientes.
Debe notarse sin embargo, que en algunos casos,utilizando simplemente minerales, se han datado con precisión rocasde tan sólo 100 Ma (Cretácicas).
En un sentido general el método es simplementeaplicable a rocas precámbricas y extraterrestres. Los conceptosque ha continuación utilizamos, ya se han desarrollado en el apartadodedicado al método Rb/Sr.
El método Sm-Nd permite teóricamenteobtener dataciones de rocas de tres maneras distintas:
- Calculandoedades convencionales
- Construyendoisocronas de minerales o de roca total (método de la isocrona)
- Medianteel método de las "edades modelo".
Para materiales de estas antigüedades sepuede suponer que el uranio y el torio están en equilibrio seculary se puede considerar que la filiación U-Pb y Th-Pb es directa,aunque en realidad constituyen familias radiactivas con una filiaciónlarga y compleja, en la que participan numerosos isótopos radiogénicosy radiactivos con períodos muy variables.
El uranio sólo se presenta en forma dedos isótopos U238 (representaría el 99,3% aproximadamentedel total) y el U235 (que se encuentra en una proporción del 0,7%del uranio total).
La relación actual U238/U235 es iguala 137,88.
Por otra parte la desintegración del U235es unas seis veces más rápida que la del U238 y por lo tantoel U235 debía ser mucho más abundante en los tiempos geológicospasados.
Es interesante hacer notar que desde la formaciónde la Tierra, hace aproximadamente unos 4.500 M.a., casi el 50% del U238original se ha desintegrado en Pb206, el 99% del U235 original en Pb207y el 20% del Th232 en Pb208.
El Uranio y el Torio se encuentran frecuentementeen el mismo mineral y es por lo tanto posible en muchos casos hacer tresdeterminaciones de la edad independientes, una por cada isótopo,en un mismo mineral.
Los contenidos de los distintos isótoposradiogénicos de un determinado elemento radioactivo presentes actualmenteen un mineral, están constituidos por los existentes en el ámbitogenerador, mas los que se han originado dentro del cristal hasta la actualidad.Los existentes en el ámbito generador del cristal, estánformados por una parte denominada "primordial", que corresponde a los contenidosde los distintos isótopos presentes en la Tierra en su origen, maslos isótopos radiogénicos generados en el medio antes deque se formara el cristal o la roca.
Así el plomo original presente en un mineralde uranio determina que su edad radiométrica sea mayor que su edadgeológica.
Por este motivo y al igual que los otros métodosdebe realizarse una corrección para conocer que parte de plomo presenteen la muestra se ha formado dentro del cristal y que parte se incorporoen su origen.
El plomo ordinario consta de cuatro isótoposPb204, Pb206, Pb207 y Pb208.
De todos ellos el único que no es radiogénicoes el Pb204 y se usa para corregir la componente del plomo ordinario queya pudiera existir en el mineral en su origen.
Para ello y al igual que se hace con otros métodos,se toma un mineral con alto contenido de plomo como una galena y pobreen uranio de la misma formación y sobre él se determinanlos porcentajes de los distintos isótopos de Pb.
Los resultados de esta valoración se considerancomo la relación entre los distintos isótopos de plomo queexistían en el medio en el momento en que se formo el mineral problema,es decir la relación en el origen.
Es evidente que esta relación isotópicano habrá variado con el tiempo al estar la galena exenta de uranioradioactivo.
El hecho de que el U y el Th se encuentren frecuentementeen el mismo mineral determina la posibilidad de poder usar el métodode tres distintas formas.
a)Método de la Concordia. Para sistemas que tengan inicialmente pocoplomo, como puede ser un circón y la esfena, frecuentes en rocasígneas y metamórficas.
b)Método Th-Pb. Para sistemas que tengan plomo inicial y la medidade la abundancia del isótopo padre es significativa, es decir presentaun contenido relativamente alto debido a su período de semidesintegración.
c)Método Plomo-Plomo. Para sistemas que contengan plomo inicial, peropara los que la medida del isótopo padre (U) no es significativaen relación con el valor alcanzado durante la historia geológicadel sistema.
Estos isótopos radioactivos estaban yapresentes en la formación de la tierra y desde entonces se estándesintegrando.
Así el U238, cuyo período de semidesintegraciónT, es aproximadamente igual que la edad de la tierra se ha convertido enPb206 en un 50% de su proporción inicial.
Por ejemplo el U235 cuya vida media es prácticamente6 veces más corta, se ha convertido en Pb207 en una proporciónmucho mayor, quedando una cantidad mucho más baja del U235 primordial.
Tratamos ahora un caso bien distinto, ya que losisótopos cosmogénicos que actualmente existen y analizamos,no estaban en la configuración primordial de la tierra, sino quese han generado en capas altas de la atmósfera por efecto de laradiación cósmica, atraida particularmente por el campo magnéticoterrestre, y de ahí su nombre de isótopos cosmogénicos.
Los isotopos radioactivos cosmogénicosson abundantes. Por su interés simplemente vamos a considerar enprimer lugar el C14 por ser el más conocido, y a continuacióny sin entrar en grandes detalles los métodos del Be10, del Al26y finalmente del Ca41.
Los protones cósmicos de origen galácticoson desviados por el campo magnético terrestre.
Los que penetran en la atmósfera dan origena neutrones al colisionar sobre moléculas de oxígeno. Estosneutrones entran en colisión con las moléculas de aire, despuésde numerosos choques, estas partículas pierden aceleracióny alcanzan poco a poco la energía térmica de un gas.
En estas condiciones al incidir un neutrónsobre un átomo de nitrógeno da origen a C14, emitiéndoseun protón.
La mayor producción de estos protonessecundarios se produce en una zona de altitud con presiones residualesde 75 a 120 gr/cm2 (aproximadamente entre 15 y 18 Km de altitud) y es enesta misma banda donde se sitúa la tasa de máxima producciónde C14.
El flujo cósmico primario está influenciadopor el campo magnético terrestre y también por el campo magnéticodel viento solar interplanetario; con lo que la producción de C14estará afectada por las mismas variaciones espaciales y temporalesque el flujo de protones. Esta producción varía segúnun factor que varía de 4 a 5 entre el ecuador y los polos, y sufrefluctuaciones notables a lo largo de un ciclo solar.
Esto determina que sea difícil realizarel cálculo exacto de la tasa de producción de C14.
Los cálculos más recientes parael ciclo 1875-85 dan una velocidad de producción de 2,25+-0,1 átomosde C14/cm2 y segundo. Valor que equivale a 9,8 Kg/año, con una acumulaciónde 80 Tm en la atmósfera, ya que al ser radiactivo se alcanza unequilibrio entre el que se forma y el que se transforma en nitrógenodespués de la emisión de una partícula beta.
C146-----------> N147 + b- (T= 5.730 ± 40 años)
El carbono se presenta en la naturaleza en formade tres isótopos, siendo el isótopo 14 el único radiactivo.La abundancia relativa de los isótopos de carbono es:
C12--------> 98,89% C13 --------> 1,108% C14 --------> 1,210-12 (0,000000000012%)
El C14 formado se oxida rápidamente, dandounas moléculas de 14CO2 que se dispersan en la atmósfera,pudiéndose incorporar a los seres vivos y a los bicarbonatos, enuna proporción que está en función de su abundanciarelativa con respecto a los otros dos isótopos C12 y C13.
En el caso de la biosfera terrestre, en la quela velocidad de intercambio con el CO2 atmosférico es del ordende unos 30 años (valor bajo en relación con la vida mediadel C14), los contenidos de C14 están en equilibrio con los de laatmósfera. Pero cuando los cambios son lentos, de algunos millaresde años por ejemplo, la renovación del C14 no es suficientepara compensar el decrecimiento radiactivo.
Esto es lo que ocurre por ejemplo en las aguasoceánicas profundas, en las que el intercambio gaseoso con la atmósferaes difícil, y se encuentra por lo tanto empobrecidos en C14. Lomismo ocurre en los seres vivos a partir de su muerte, que se empobrecenpaulatinamente en C14. En estos casos la relación C14/C12 permitecalcular el tiempo de residencia de las aguas oceánicas profundaso el tiempo que lleva muerto un ser vivo, comparando esta relaciónisotópica con la actual.
La suposición de un valor constante parala relación C14/C12, viene alterada en los últimos deceniospor la combustión de carbón y petróleo, que por suantigüedad se encuentra prácticamente exentos de C14, con loque su CO2 enriquece la atmósfera en isótopos estables delcarbono, así como lo fue por explosiones nucleares realizadas poramericanos y franceses en atolones del pacífico Sur.
Las partículas de la radiación cósmica,compuestas esencialmente de protones, partículas a, y sobre todopor neutrones secundarios, producen, en función de su energía,distintas reacciones nucleares en las capas altas de la atmósfera.
Es así que se producen el Be74 y el Be104por reacciones inducidas por protones y neutrones de alta energíaque actúan sobre el Nitrógeno y el Oxígeno de la atmósfera.
Por supuesto el isótopo estable Be94 seproduce en este mismo tipo de reacciones, pero no se distingue en nadadel isótopo estable incorporado en el momento de creacióndel sistema solar, hace unos 4,6 x 109 años.
Por el contrario el Be104 y el Be74 son señalesincontestables del paso de la radiación cósmica por la atmósferaterrestre.
Desde el momento de su formación, estosisótopos que son químicamente muy reactivos se fijan en losaerosoles atmosféricos y van a acompañar a los aerosolesen su itinerario por la estratosfera (donde el 70% de estos isótoposse forman) y por la troposfera, antes de introducirse como precipitaciónseca o húmeda sobre los océanos o sobre la superficie delas masas continentales.
Antes de llegar a los océanos o a la superficieel Be74, de vida media muy corta habrá decrecido notoriamente, inclusodesaparecido, pero el Be104 podrá incorporarse a los sedimentosmarinos, a los sedimentos lacustres, al hielo polar en un tiempo prácticamentedespreciable comparado con su vida media (un millón y medio de años).
Así pues por ejemplo en los hielos polaresel Be se irá acumulando registrando la radiación cósmicaque interfiere con la atmósfera terrestre en el transcurso del tiempo.
El modo de formación del Be104 por radiacióncósmica y la duración de su T, confieren a este isótopoun lugar excepcional en la página de los isótopos naturalesradioactivos.
El Berilio radioactivo decrece mediante la emisiónde un electrón ( b- ) a Boro, con un Tiempo de semidesintegraciónde un millón y medio de años.
Be104-----------> b- + B105; T = 1'5 x 106 a.
El interés del Be10 radica en que al producirsea partir del Ni y del O, muy abundantes en el aire (>98%), su concentraciónes suficiente, como para que con métodos de Espectrometríade Masas no haya problemas en su detección y cuantificación.
T en el caso del C14 es de 5370 años, porlo que como hemos visto su aplicación está sujeta aproximadamentea los últimos 50.000 años de la historia del planeta.
El Berilio tiene la misma aplicación queel C14, pero tiene un período de semidesintegración muchísimomayor, por lo que permite dataciones de 10 millones de años, e inclusode hasta 15 millones de años.
Se genera en las capas altas de la atmósferaa partir de Argón.
Como el argón es un gas noble, másescaso en la atmósfera que el O y Ni de los que se generaba el Be(el Ar representa el 1% de la composición de la atmósfera)su concentración es 100 veces menor que la del Be104.
El isótopo radioactivo del aluminio Al2613decrece mediante la emisión de un protón (ß+, moléculade Hidrógeno H11) dando Magnesio; el Tiempo de semidesintegraciónes de 716.000 años.
Al2613-----------> b+ + Mg2612 ; T = 716.000 años.
El aluminio es un metal reactivo por lo que desdeel momento de su formación, va a fijarse sobre los aerosoles atmosféricoscomo Be10, y como el va a seguir una historia análoga; se le encuentraen los sedimentos marinos y lacustres, en nódulos de Manganeso,en el hielo de los casquetes polares.
Debe señalarse que la débil concentraciónde Al2613, comparada a la del Be10 (1/100), aún agravada por lagran proporción del aluminio estable Al27 en la superficie terrestre,es un handicap para las mediciones de Al26. La relación Al26/Al27es del orden de 10-14 en un sedimento, mientras que la relaciónBe10/Be9 es del orden de 10-8.
Por lo tanto las medidas no podrán sertan numerosas ni sistemáticas como las del Be10, incluso por SMA(Espectrometría de Masas Atómicas).
Pero la materia extraterrestre es un lugar muchomás favorable que la alta atmósfera terrestre para la producciónde Al2613: la superficie lunar, los meteoritos, el polvo de las cometas,etc... En estos medio, Be10 y Al26 se producen en cantidades aproximadamenteidénticas, por reacciones nucleares inducidas en los blancos másabundantes, es decir en la materia condrítica por ejemplo, el siliciopara el Al26, y el oxígeno, el magnesio, el silicio para el Be10.
En estos blancos, Be10 se producirá esencialmentepor la radiación cósmica galáctica de alta energía,mientras que el Al26 podrá ser producido simultáneamentepor la radiación cósmica y por los protones solares de másbaja energía.
Se está perfeccionando un métodode datación mediante la relación Al26 / Be10 que permitereducir el efecto de las variaciones del campo magnético y del flujosolar. Este método permite realizar medidas en muestras extraterrestres,con cantidades de menos de 100 mg, si se utiliza SMA.
Por lo tanto este isótopo tiene un granfuturo particularmente en el estudio de materia extraterrestre, y del contenidode polvo de cometas en sedimentos marinos.
Existen 6 isótopos estables de Ca, de loscuáles el Ca40 es sin duda y con diferencia el más abundante(96,04%).
b-+ Ca4120 -----------> K4119 + Rayos X de baja energía: T = 100.000años.
Contrariamente que los dos isótopos deBerilo y de Aluminio, el Calcio 41, no se forma en las altas capas de laatmósfera más que en cantidades omisibles.
En efecto las únicas reacciones nuclearessusceptibles de producir Ca41 son inducidas por el Kriptón, cuyaconcentración en el aire es de 10-4 %, o en el Ar por partículasa de muy baja energía con un rendimiento muy bajo.
Sin embargo en la superficie terrestre el Ca esmuy abundante, y la radiación cósmica al penetrar en la atmósferaproduce neutrones secundarios rápidos que indirectamente medianteun flujo térmico dan lugar a Ca4120.
Sin embargo la concentración relativade este radioisótopo es extremadamente baja; las evaluaciones realizadasdan una relación Ca41 / Ca40 de aproximadamente 8 x 10-15, en muestrassaturadas de calcio.
Como puede verse pese a todo esta proporciónes extremadamente baja. Ello explica porque las medidas de este isótopomediante radioactividad eran inexistentes, y porqué hasta hace pocoel estudio de este isótopo para dataciones no había recibidoprácticamente atención alguna.
La técnica de espectrometría demasas atómicas, al permitir la detección de Ca41 ha hechoresurgir un nuevo interés en este isótopo como técnicade datación.
En este período de tiempo tan importantepara la evolución de la especie humana, son sumamente escasos losmétodos de dataciones absolutas aplicables.
Las dataciones mediante la técnica delC14 no pueden aventurarse más allá de los 70.000 años,100.000 años a los sumo, y resulta que el Ca41 es el únicoisótopo cosmogénico que puede tomar el relevo del carbonoradioactivo.
El calcio es un elemento muy abundante en lanaturaleza, del que particularmente los mamíferos absorben una grancantidad durante su vida, para la construcción de su esqueleto.Puede suponerse que la relación Ca41 / Ca40 es la misma en la superficieterrestre en un momento dado que en la estructura ósea de un servivo.
A la muerte de éste, al no renovarse, elCa41 contenido en estos huesos comenzará a decrecer en funcióndel Tiempo de semidesintegración que es de 100.000 años,lo que nos permitirá datar los huesos. Sin embargo el Ca41, recordemosse produce en la superficie, por lo que es condición necesaria quelos restos estén al cubierto de la radiación cósmica,enterrados o en una gruta.
La datación absoluta tiene algúnproblema ya que hay que determinar la relación Ca41 /Ca40 en elmomento inicial t=0.
Esto necesita algunas medidas previas.
Sin embargo estos problemas se facilitan sustancialmentesi lo que se necesita es una datación relativa: por ejemplo, enun yacimiento a huesos humanos y de osos, si la relación Ca41 /Ca40es igual los restos tienen la misma edad, por el contrario son de edadesdiferentes. Esta es una pregunta frecuente en arqueología o paleontologíadel cuaternario.
El método del CA41 en el dominio del estudiode la prehistoria es extremadamente prometedor.
Sin embargo de momento la detección delCa41 mediante espectrometría no es una tarea fácil dada sumuy pequeña proporción (y que hay que separarlo del K41,más abundante).
Actualmente se están desarrollando técnicasinstrumentales en los espectrómetros para facilitar su detección,por lo que puede decirse que en realidad este método se encuentraactualmente en estado embrionario.
Esto implica:
1/En el tiempo cero (en el origen) no debía existir ninguna sustitucióndel elemento padre por átomos del elemento hijo. Conociendo loscontenidos en el origen ya sea en base a correcciones o utilizando paragénesisque no contengan elemento-hijo en el origen.
2/Durante la historia geológica del mineral dado, no pueden haberexistido pérdidas ni ganancias del elemento padre ni del elementohijo, ni de ninguno de los isótopos de la cadena radiactiva.
El hecho de que en el origen el elemento padresea el único presente, es sólo posible en el supuesto queeste elemento juegue un papel predominante en la estructura del mineral,es decir que en su ausencia el mineral no se pueda formar, tal es el casoen la Uraninita, o del potasio en la Carnalita y en la Moscovita.
Por el contrario si el elemento padre el sóloun oligoelemento, puede haber entrado en la red con posterioridad, comoocurre con el uranio en los carbonos, o el rubidio en los silicatos.
Con respecto a las pérdidas, estas sonprobables cuando el elemento hijo es un gas noble, sin carga, que sóloestá retenido en el retículo por fuerzas de Van der Waals.En estos casos se debe tener en cuenta el poder de difusión de estegas. Por esta razón se ha desechado los métodos que utilizabanel helio como elemento hijo.
El argón tiene un poder de difusiónmenor, aunque tiende a escapar de los retículos con defectos, comoen las redes cristalinas de los filosilicatos, aunque su difusiónes menor en todo tipo de estructuras, como en ciertos feldespatos.
Hay que tener en cuenta que la difusiónestá condicionada por la temperatura, particularmente depende delconcepto de temperatura de bloqueo.
El caso más sencillo sería el delas lavas, cuya edad de enfriamiento coincide con la edad de la cristalizaciónde los minerales, con la edad de la temperatura de bloqueo de los mismosy de la de la roca en conjunto.
En otros tipos de rocas ígneas, lo quese determina es la edad de la temperatura de bloqueo de determinados minerales,que no tienen por qué coincidir exactamente con la edad de cristalización.
La edad de enfriamiento (de bloqueo) puede serinterpretada de dos formas:
a)Si la roca que contiene el mineral mantiene fija su posición altimétrica,el enfriamiento se realiza de acuerdo con la disminución del gradientegeotérmico con el tiempo.
b)En el supuesto de que la roca ascienda hacia la superficie, por erosión,deformaciones tectónicas o reajuste isostático, irácruzando isotermas cada vez más bajas. El cierre de las estructuras,es decir la temperatura de bloqueo se alcanzará durante este ascenso,al alcanzar una determinada altitud.
Frecuentemente los dos fenómenos, enfriamientoy surrección, son simultáneas y los datos que se obtienenvarían de un mineral a otro dentro de una misma roca, en funciónde la temperatura de bloque de cada mineral y según el elementoradioactivo utilizado.
El orden de las edades obtenidas de mayor a menorantigüedad, seria teóricamente el siguiente:
Rb/Sr en roca total
Pb207/Pb206 en circón
Rb/Sr en feldespato potásico (Tb=500ºC)
K/Ar en hornblenda (Tb=500-400ºC)
Rb/Sr en moscovita K/Ar en moscovita (Tb=400-350ºC)
Rb/Sr en biotita K/Ar en biotita (Tb=300ºC)
Las edades de K/Ar convencional son en muchoscasos algo más jóvenes que las de Ar/Ar y Rb/Sr. En muchoscaso las edades obtenidas con Rb/Sr y Ar/Ar, al ser los dos métodosson muy fiables y son prácticamente las mismas, dependiendo de sila muestra es de roca total, pudiendo entonces influir su fracción,o más generalmente de la naturaleza de los minerales.
En términos geológicos esto es loque puede ocurrir durante el levantamiento y enfriamiento gradual de uncinturón orogénico, y lógicamente en el mismo ordende la relación anterior.
Un estudio detallado de las edades en el cinturónorogénico Precámbrico de Greenville en Canadá, enel Paleozoico Inferior del cinturón Caledoniano de las Islas Británicasy en Terciario del cinturón alpino de Suiza, han permitido observardiferencias entre el tiempo de cristalización y el tiempo de alcanzarla temperatura de bloqueo, en minerales micáceos, de aproximadamente150, 70 y 20 M.a. respectivamente.
Estas diferencias se deben probablemente a lasdiferentes profundidades de erosión que muestran estos tres orógenos.
Es decir las dataciones realizadas en nivelesidénticos y con el mismo método ponen en evidencia las partessuperficiales, medias y profundas de un orógeno, pudiéndoseevaluar la velocidad de elevación.
Evidentemente y para un mismo nivel estructural,se encuentran diferencias de edad en las determinaciones realizadas entredistintos minerales utilizando un mismo método.
Para el método K/Ar, las edades determinadassobre moscovita suelen ser en el cinturón Caledoniano de Escociade unos 12 M.a., más antiguas que las determinadas sobre biotitacon el mismo método, y de unos 8 M.a., para el método Rb/Sr.
Por último hay que recordar que los métodosradiométricos obligan a que no exista ninguna ganancia del elementoradiogénico hijo a lo largo de la historia geológica de lamuestra a dar.
Aunque incrementos de este tipo no son frecuentes,en algunos minerales neumatolíticos (berilo, topacio, fluorita,etc...) el Ar puede ser heredado a partir de soluciones fluidas que seconcentran en las inclusiones. Este exceso de Ar puede originar erroresimportantes en las medidas radiométricas.
