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El interior de la Tierra
mantle
core
Core-mantle
boundary
Fuentes de información
sismología
experiencias en laboratorio a alta P y T
Estudio de los meteoritos
Modelos computacionales
estudio de los magmas
Estudios gravimétricos y magnéticos
Formación de la Tierra
Origen de los volcanes
Tectónica de placas
 ocurre un sismo (falla)
 la onda sísmica viaja a través de la Tierra
 permite obtener información de las zonas que
atraviesa
 Naturaleza de las ondas sísmicas
Velocidad e la onda sísmica:
 depende de las propiedades de los materiales
 es mayor en los materiales más rígidos
Aumenta con la profundidad (debido a la mayor presión
Ondas P :
 compresionales (más rápidas)
 el material vibra hacia adelante y atras
S waves:
 ondas de cizalla (shear waves) más lentasque las P
 vibración transversal a la dirección de propagación
Transmisión de ondas P y S a
través de un sólido
Comportamiento de las ondas sísmicas
•La velocidad de propagación depende de la
elasticidad y densidad del material
•Dentro de una capa la velocidad aumenta con
la profundidad al aumentar la presión y el
material volverse más compacto y elástico
forming a more compact elastic material
•Las ondas compresionales (P) se transmiten
por los sólidos y los líquidos.
Comportamiento de las ondas sísmicas
•En todos los materiales las ondas P viajan más
rápido que las S
•Las ondas S, de cizalla (Shear waves) no
pueden viajar por los líquidos
•Cuando las ondas pasan de un material a otro
se refractan
 Naturaleza de las ondas sísmicas
 se refractan cuando atraviesan el límite entre
dos materiales distintos
reflección
refracción
q4
q3
q2 q2
 Naturaleza de las ondas sísmicas
 las trayectorias se curvan en profundidad
 mayor presíon = mayor velocidad
 Capas composicionales
corteza
3-70 km
manto -> 2900 km profundidad
núcleo
2900-6370 km prof:
 Capas mecánicas
capa
profundidad
litósfera
rígida
0-100 km
astenósfera
dúctil,
100-660 km
corteza
 manto
 núcleo
Límites
entre
capas
 La corteza
Espesor ~ 30 km (continentes)
3-15 km (océanos)
Composición
•similar a granodiorita (continentes)
•predominantemente basalto (océanos)
 El “Moho”
Límite entre la
corteza y el manto
Descubierto en 1909
por Andrija Mohorovicic
 El Manto
Más de 82% de la
volumen de la Tierra
Manto
superior
Manto superior 0 - 670 km
Manto inferior 670-2900 km
region D”
2600-2900 km
400 & 670 km
“transiciones de fase”
Manto
inferior
manto
D”
 El límite núcleo - manto
Límite entre el manto
y el núcleo
mantle
Descubierto en 1914
por Beno Gutenberg
core
Core-mantle
boundary
Ondas S zona de sombra
El núcleo fue descubierto por la “zona de sombra”
Ondas P zona de sombra
 El núcleo interno
Límite entre el núcleo
externo líquido y el
núckeo interno sólido
Descubierto en 1936
por Inge Lehman
mantle
core
Inner core
El núcleo interno
Lehman descubrió la reflección de las ondas sísmicas
Convección en el manto
Material frío baja
Material caliente sube
Int.-C.14
W. W. Norton
Minerales
• Que es un mineral?
• Cómo diferenciamos un mineral de un
pedazo de madera o un ser vivo ?
• Que es una roca?
Minerales
• Que es un mineral?
– Ocurrencia natural (no artificial)
– Inorgánico (no parte o producto de un
organismo vivo )
– Solido y con una estructura y composición
química definidas
Minerales vs. Rocas
• Hay aproximadamente 4000 minerales conocidos
pero menos de 100 son frecuentes
• Las Rocas son agregados (mezclas) de minerales.
Por lo que los minerales son las unidades que
componen las rocas
• Cómo se juntan los minerales para formar una
roca?
Composición y estructura de los
minerales
Combinando elementos para
formar minerales
– Como las rocas son agregados de minerales los
minerales conservan sus propiedades en las
rocas.
– Es posible que dos minerales tengan la misma
composición
– Si!
Propiedades de los minerales
• Muchas propiedades permiten reconocer a
los minerales
–
–
–
–
Forma cristalina, brillo, color
Raya, clivaje, dureza
Fractura, peso específico
Gusto, Olor
Minerales formadores de rocas
• Los minerales formadores de rocas más comunes
están formados por estos 8 elementos
– Oxygeno (O), Silicio (Si),
– Aluminio (Al), Calcio (Ca), Sodio (Na), Potasio
(K),
– Hierro (Fe), and Magnesio (Mg)
Composición de la Corteza
• Los elementos químicos más abundantes en la
corteza son:
– Oxygeno (46.6% en peso)
– Silicio (27.7% en peso)
Corteza
Silicatos
• Los silicatos, minerales formados por
tetraedros silicio oxígeno son los principales
formadores de rocas.
• Los silicatos se agrupan en Clases segun
como se agrupen los tetraédros Si-O
Grupos de Silicatos
• Olivino – tetraédros independientes (Mg, Fe)
• Grupo de los piroxenos – tetraédros en cadenas
(Mg, Fe)
• Grupo de los Anfíboles - tetraédros en cadenas
dobles (Mg, Fe, Ca)
• Micas - tetraédros en hojas
– Dos tipos comunes de micas:
• Biotita (oscura) (K, Mg, Fe, Al),
• Muscovita (clara) (K, Al)
Grupos de Silicatos
• Feldespatos – Redes tridimensionales de
tetraédros
– Dos tipos comunes de feldespatos:
• Ortoclasa (K, Al)
• Plagioclasa (Ca, Na)
• Cuarzo – red tridimensional de tetraédros
(SiO2)
Color de los minerales
• A menudo controlado por elementos
cromóforos (Fe, Mn, Cr, Ti, etc ).
No - silicatos
• Principales grupos:
– Oxidos (FeO2), Sulfuros (PbS), Sulfatos
(CaSO4),
– Haluros,
– Elementos "Nativos" (oro),
– Carbonatos (calcita, CaCO3)
Una roca
es un
agregado
de
minerales
Cuarzo
Anfibol
Feldespato
Tetraédro
silicio –
oxígeno
(SiO4)
Arreglo de los tetraédros
Cadena simple Cadena doble
Hojas
Pyroxeno
Mica
Anfíbol
Escala de dureza de Mohs
10. Diamante
9. Corindón
8. Topacio
7. Cuarzo
6. Ortoclasa
5. Apatito
4. Fluorita
3. Calcita
2. Yeso
1. Talco
Minerales y Rocas
Definiciones
mineral - (1) Un compuesto o elemento natural
Que tiene una estructura interna ordenada,
una composición química definida,
Estructura y propiedades definidas
(2) Un sólido natural que posee una composición química
definida. (estructura sólida – estructura cristalina)
roca -
Los agregados de cristales de uno o más tipos
De minerales que conforman las unidades
que componen la corteza terrestre
Composición química de la Tierra
Silicatos
El tetraédro Silicio-Oxygeno
Los minerales pueden
identificarse por:
•Color
•Dureza
•Densidad
•Forma cristalina
•Clivaje
Silicatos
Cuarzo
Feldespato Ortoclasa
Mica Muscovita
Hornblenda
Olivino
El Ciclo de las Rocas
El Ciclo de las Rocas
Rocas Igneas
Definiciones
magma Masa parcialmente fundida y móvil
producida por la fusión (generalmente parcial) de
materiales preexistentes en el manto o la corteza inferior
por efecto del calor interno de laTierra
La fusión conlleva a un aumento de voluen que
determina el ascenxo de los magmas
lava
-
magma que accede a la superficie de
laTierra
igneous -
de fuego
plutonic -
solidificado en profundidad
Derrame de
lava. Al
enfriarse
genera una
roca volcánica
Lava AA avanzando sobre lava Paehohe
más vieja
(dos tipos de lava basáltica)
Texturas de rocas igneas
Grano grueso
Porfírica
Gabbro
Pórfido riolítico
Andesita
Afanítica
Obsidiana (Vidrio basaltico)
Características de las Rocas Igneas
Granito y Riolita
Basalto
Basalto en lámina delgada
Basalto a partir de peridotita por fusión parcial
Andesita a partir de basalto por Crystalización Fraccionada
Rocas Igneas
Serie de Reacción de Bowen
Extrusive
Intrusive
basalt
gabbro
andesite
diorite
rhyolite
granite
Rocas Sedimentarias
Definiciones
deposición – deposito de fragmentos de rocas/minerales
por parte de cualquier agente de transporte
deposito – Material acumulado por agentes de transporte como
Agua, viento, hielo, etc.
Ambiente deposicional – lugar en el cual la deposición ocurre
La Meteorización de un Granito a un sedimento
Granodiorita meteorizada
Rocas sedimentarias
Tamaño de grano: La escala Udden-Wentworth
Rocas seimentarias
Siliciclasticas
conglomerado
arenisca
siltito
grauvackae
lutita
brecha
Rocas Sedimentarias
Carbonatos y evaporitas
Carbonatos
Evaporitas
Rocas sedimentarias
Químicas
Carbonatos
Bioclastic Limestones
coquina
chalk
coquina
Calizas coralinas
limestone
Calizas
inorgánica
oolitic limestone
travertine
tufa
Caliza
oolitica
chalk
Evaporitas
anhydrite
yeso
sal
anhydrita
CaSO4
sal
NaCl
Ooides en caliza oolitica
Nodulos de Chert caliza
Rocas Metamórficas
No metamorfizado
-granito
Metamorfizado
-Gneiss
Lecture 8
II.C.i.b
Rocas metamórficas
Metamorfismo progresivo
Cuarcita
Marmol
Meteorización y Suelos
El ciclo de las rocas
Meteorización
Transformación de una roca por procesos
superficiales
Meteorización física
• Impactos
• Acuñado: Hielo, Raices de plantas, cristales de
sales, Expansión de arcillas
Meteorización química
• Hidaratación e hidrolisis
• Oxidación
• Disolución y Lavado
• Acción biológica
Tasas de meteorización
Meteorización
y erosión
diferencial
Superficie
especifica y
meteorización
Efectos superficie-volumen
Meteorización esferoidal
Meteorización y disyunción esferoidal
Factores que determinan el tipo
de suelo
•
•
•
•
•
Clima
Vegetación
Drenaje
Tiempo
Material madre
– Residual - Transportado
Formación del suelo
Suelos jovenes
• Gran influencia del material parental
Suelos maduros
• Mayor influencia de clima, drenaje y
vegetación
Procesos de formación de suelos
Lavado
• K, Mg, Na
• Ca
• Si
• Al, Fe
Acumulación
• Al, Fe en Climas húmedos
• Ca en Climas áridos
Horizontes y perfil del suelo
Horizontes del suelo
• Capas del suelo
• No deposicionales, pero zonas de
diferenciación
Perfil de suelo
• Arreglo de capas (horizonte en el suelo de
un lugar)
Principales horizontes del suelo
• O - Organico (Humus) a menudo ausente
• A – Lavado
– K, Mg, Na, remoción de arcilla
• E – Zona lavada - Presente solo en ciertos suelos
• B – Acumulación
– Ausente en suelos jovenes
– Desarrollado en suelos maduros
– Al, Fe, arcilla (humedo)
– Si, Ca árido)
• C – Material parental
Limites de formación del suelo
Balance entre:
• Descenso del nivel de la superficie
• Migración hacia abajo de los horizontes del suelo
Si la erosión es rápida o la evolución del suelo es
lenta el suelo puede nunca legar a un estadio
maduro
Los suelos muy ancianos pueden haber perdido todo
lo móvil
“La 7ma Aproximación"
Grado de meteorización y desarrollo del B
Pequeño Ligero
Moderado Grande
Extremo
Entisols
Aridisols
Inceptisols Alfisols
Spodosols Ultisols
Mollisols
Oxisols
Suelos definidos por un constituyente especial
Andisols
Ceniza Volcanica
Histosols
Materia Organica
Vertisols
Arcillas suelos automezclantes
Gelisols
Suelos en Permafrost
Perfil de
suelo típico
(Spodosol)
Geocronología
Dataciones
• Bioestratigrafía
• Uso de isótopos radioactivos
• Paleomagnetismo
Métodos de datación
absoluta
• Todos los métodos de datación absoluta se
basan en elementos radioactivos, que se
descomponen a un ritmo regular.
• Funcionan como un reloj; si se sabe la
cantidad inicial y final se puede conocer el
tiempo transcurrido. Para datar hay que
medir cantidades muy pequeñas de los
isótopos (variedades) radioactivos de
diferentes elementos. También es necesario
que algún acontecimiento ponga en marcha el
reloj; es decir, fije la cantidad inicial del
isótopo.
Métodos relativos y
absolutos
• Con las técnicas disponibles en la época, los
geólogos del siglo XIX sólo podían
componer una escala de tiempo relativa.
Así, la edad de la Tierra y la duración de las
unidades de esta escala permanecieron
desconocidas hasta principios del siglo XX.
Poco después del descubrimiento de la
radiactividad, se desarrollaron los métodos
radiométricos de datación. Con ellos, se pudo
calibrar la escala relativa de tiempo geológico
creando una absoluta
Datación relativa
• La escala relativa se confeccionó
aplicando los principios de la
estratigrafía. Uno de ellos es la ley de
la superposición que establece que, en
una sucesión no perturbada de estratos,
las capas más jóvenes yacen sobre las más
antiguas.
Datación absoluta
• Dendrocronología :
– Se basa en la cantidad, la extensión
y la densidad de los anillos anuales
de crecimiento de árboles longevos,
lo que permite a los dendrocronólogos
datar con precisión eventos y estados
climáticos de los últimos 2.000 o 3.000
años.
– Análisis de varvas
Datación absoluta
• Datación radiométrica
– Las técnicas radiométricas se
desarrollaron después del
descubrimiento de la radiactividad
en 1896. Los ritmos regulares de
desintegración de los elementos
radiactivos inestables resultaron ser
relojes virtuales en el interior de las
rocas terrestres.
Teoría básica
• Los elementos radiactivos, como el uranio
(U) y el torio (Th), se desintegran de forma
espontánea formando distintos isótopos del
mismo elemento (los isótopos son átomos de
cualquier elemento que difieren con respecto a él
en su masa, pero que poseen sus mismas
propiedades químicas y ópticas).
• Esta desintegración se acompaña de la
emisión de radiación o partículas (rayos
alfa, beta o gamma) desde el núcleo
Decaimiento radioactivo
- dN / dt ~ N
- dN / dt = - l N
donde l es la constante de
desintegración.
Por integración da :
N = N0 e-lt
Vida media: tiempo luego del cual queda
solo la mitad del elemento
radioactivo
So: N = 0.5 N0, por lo tanto:
Thalf = ln 2 / l = 0.693 / l
N0 = N + D,
N = (N + D) e-lt or,
D = N (elt - 1)
t = 1 / l ln (1 + D/N)
Geocronómetros
Sistema
isótopo radioactivo isótopo hijo
Sm-Nd
Rb-Sr
U-Pb
147Sm
87Rb
235U
238U
K-Ar
40K
143Nd
constante de desintegrac. l
6.54 10-12 yr -1
87Sr
1.42 10-11 yr -1
207Pb 9.85 10-10 yr -1
207Pb 1.55 10-10 yr -1
40Ar
5.54 10-10 yr -1
Geocronómetros
Decaimiento simple
• Sm-Nd
• Rb-Sr
143Nd
=
87Sr =
(elt –1)
87Rb (elt –1)
147Sm
Dos isótopos radioactivos
• U-Pb
207Pb
=
206Pb =
(elt –1)
238U (elt –1)
235U
Un isótopo radioactivo, dos isótopos radiogénicos hijos
• K-Ar
40Ar
=
40K
(elt –1)
le + le’ / l
Técnicas Rb – Sr and Sm – Nd
Sm-Nd: 143Nd/ 144Nd = (143Nd/ 144Nd)i + 147Sm / 144Nd (elt –1)
Rb-Sr:
87Sr/ 86Sr
Sm-Nd
143Nd
Rb-Sr
= (87Sr / 86Sr)i
=
87Sr
147Sm
=
Método de la Isócrona :
D/S = (D/S)i + P/S (elt –1)
Recta:
A = B + X.C
+
87Rb
(elt –1)
87Rb
(elt –1)
/ 86Sr (elt –1)
Técnica U-Pb
Es una técnica geocronológica con una constante de desintegración
conocida con muy buena exactitud
Puede ser aplicada a minerales magmáticos y metamórficos como
zircon, monazita, xenotima y esfeno (titanita) que son resistentes
frente a la alteración
Datación U/Pb
206Pb
= 206Pbi + 238U (el’t – 1)
207Pb
= 207Pbi + 235U (el’’t – 1)
Series de desintegración:
235U
7a, 5 b
207Pb
238U
8a, 6b
206Pb
Datación U/Pb
206Pb*
/238U = (el’t – 1)
207Pb*
/235U = (el’’t – 1)
Por que 235U/238U = 1 / 137.88
207Pb*
/ 206Pb* = 235U/238U * (el’’t – 1) / (el’t – 1)
Diagrama de Concordia
edad 207Pb/206Pb
es señalada
Los resultados concordantes indican comportamiento
cerrado del sistema
Diagrama de Concordia
Los resulatdos concordantes indican comportamiento cerrado del sistema
La Monazita muestra cierto exceso de plomo
Decaimiento dual del
40K
two daughter isotopes:
40Ca
and
40Ar
activity of 40K (d/dt)
b-
28.27 ± 0.05
g
3.26 ± 0.02
b+
3.25 ± 0.37 ( 10-4)
ec
5.0 ± 1.0 (10-2)
(d / sec per gram K)
l = dn/dt . A Y / (f N0)
dn / dt
: measured activity (dps/gK)
A
: atomic weight natural K
f
: adundance of 40K (0.0001167)
N0
: Avogadro’s number, 6.02252 . 1023
atoms/mole
Y
: average solar year in sec.
Decaimiento dual del
l’s 40K
10-10 per annum
l(b-)
4.962 ± 0.009
l(e)
0.572 ± 0.004
l(e')
0.0088 ± 0.0017
total l
5.543 ± 0.0010
thalf
l = dn/dt . A Y / (f N0)
dn / dt
: measured activity (dps/gK)
A
: atomic weight natural K
f
: adundance of 40K (0.0001167)
N0
: Avogadro’s number, 6.02252 . 1023
atoms/mole
Y
: average solar year in sec.
40K
1.250 ± 0.002 . 109 annum
Ecuación de edad para el
decaimiento dual de 40K
40Ar*
+ 40Ca = 40K (elt – 1)
40Ar*
= le + le’ / l
40Ca*
= lb / l
40K
40K
(elt – 1)
and
(elt – 1)
t = 1/l ln (40Ar*/40K . l/(le + le’) + 1)
Datación
40Ar/39Ar
:
Activación neutrónica antes de la medida, usando un reactor nuclear
2 < n < 7 MeV neutrons
39K
+n
39Ar
+p
c[39Ar] = f ( c[39K])
Por que 40K/39K = C en materiales del sistema solar,
c[39Ar] = f (c[40K])
La ecuación de edad modificada
para la datación 40Ar/39Ar
t = 1/l ln (40Ar*/40K . l/(le + le’) + 1)
40Ar*
39Ar
= le + le’ / l . 40K (elt – 1)
= 39K . DT .  (). () d()
donde
DT : duración de la irradiación nutrónica
() : flujo de neutrones como funcion del flujo de energía
() : sección, i.e. una medida de la habilidad del núcleo para
interactuar como función de la energía del neutrón
Ecuación de edad modificada para
datación 40Ar/39Ar
40Ar*/39Ar
= 40K/39K . le + le’ / l . 1/DT . (elt – 1)/  (). () d()
Define un parámetro de irradiación J:
J = 39K/40K . l/le + le’ . DT .  (). () d()
39K/40K
= constante
l/le + le’ = constante
DT .  (). () d() pue ser elegido por el operador
40Ar*/39Ar = (elt – 1) / J
t = 1/ l ln (40Ar*/39Ar . J + 1)
Ecuación de edad modificada para
datación 40Ar/39Ar
La forma más fácil de cuantificar J es asumir que Jsample = Jstandard
J = (elt’ – 1) / (40Ar*/39Ar)standard
Donde t’ = es la edad del standard.
La mayor parte de la investigación reciente se ocupa de la precisión
de los estándares y la exactitud de l
Ventajas de la datación 40Ar/39Ar :
 No hay división de la muestra, por lo tanto mayor exactitud.
 La edad de la información se obtiene directamente de la
relación 40Ar/39Ar, por lo quela precisión anal´pitica es
mayor.
 Menores cantidades: 1) datación de cristal único, y 2)
datación por spot fusion
 El calentamiento incremental permite porbar el supuesto de
sistema cerrado.
Desventajas de la datación
40Ar/39Ar :
• Las muestras son radioactivas. El laboratorio necesita una
licencia para manejar y almacenar este tipo de material.
• La activación neutronica es no-selectiva. Interferencia de los
isótopos de argon derivados de otros nuclideos, i.e. 40Ca and
42Ca, 40K, 35Cl y 37Cl.
Estándares para datación K-Ar
Los estándares comunmente usados son minerales ricos en K,
que tienen contenidos reproducibles de K y 40Ar , y relaciones
40Ar*/40Ar
atmospheric favorables.
Para datación K-Ar :
biotita (GA1550, SB-3 FCT, Hdb-1)
Hornblenda (MMHb-1, 3Gr, 77-600).
Para datación 40Ar/39Ar :
sanidina (FC, TCR, DRA).
La sanidina tiene alto punto de fusión y da un fundido viscoso,
lo que la hace poco adecuada como estándar para datación
K-Ar.
Estándares para datación K-Ar
Determinación de K :
Soluciones de concentración conocida en K.
El error analítico es generalmente ~0.5 %.
Determinación de Ar:
paso 1. Medición precisa de un pequeño volumen de Ar y expansión
en un reservorio de volumen conocido, conectado a una pipeta.
De este modo conocemos la intensidad de haz de una cantidad
conocida de argón.
paso 2. Medida de la intensidad del haz del gas trazador
(comunmente gas 38Ar puro) contra la intensidad
del 40Ar del aire de la pipeta.
step 3. Medida de la intensidad del haz de
40Ar
contra la intensidad conocida del gas
trazador.
38Ar
del mineral estándar
Estándares para datación K-Ar
Ahora tenemos un mineral con concentración de K conocida y de
40Ar* conocida. A partir de esta información y la constante de
desintegración podemos calcular la edad absoluta de el estándar
primario K-Ar . El error analítico total en la edad del estándar se
vuelve ca. 1%.
El error intr{inseco total del método K-Ar es el error analítico en la
determinación de la edad más el error en las abundancias naturales de
(0.34%), y el valr medido de l (0.02%).
40K
Entonces para un an{alisis K-Ar los errores asumidos usando los valores antes
mencionados serán:
Error =  ((0.5)2 + (0.7)2 + (0.34)2 + (0.02)2) = 0.93 %
Factores de corrección en 40Ar/39Ar
40K
+ n
40Ca + n
40Ca + n
42K + n
35Cl + n
37Cl + n
40Ar
+p
36Ar + na
37Ar + a
39Ar + a
36Cl
38Cl
37Cl
39K
(l = 35.1 días)
(l = 269 a)
36Ar
(l = 30,000 a)
38Ar
(l = 37.3 min)
Facores de corrección en 40Ar/39Ar
Las reacciones isotópicas que interfieran sonncuantificadas
usando sales de edad cero: CaF2 y K2SO4.
Presentación de los datos e
interpretación
1. Las constantes de desintegración deben ser conocidas y constantes
en el tiempo
En términos de tests geológicos: en sistemas perfectamente
preservados las diferentes técnicas deberían dar resultados
indistiguibles.
La constancia de las tasas de desintegración está bien documentada. Dado que
el decaimiento radioactivo es un proceso que ocurre en el núcleo, pocas
fuerzas influencian.
2. El mineral fue un sistema cerrado respecto a K and Ar a lo largo
del tiempo.
Usando tecnicas de calentameinto incremental 40Ar/39Ar se puede tener
un test interno para sistema cerrado/abierto usando espectros de edad e
isocronas
Presentación de los datos e
interpretación
3. El 40Ar no estaba presente en el
momento de la cristalización de la
roca o mineral.
Supuestos 2 y 3 no necesitan ser
chequeados en cada projecto
Presentación de los datos e interpretación
Análisis múltiples de una misma muestra son ploteados
• Fusions simples múltiples
• Experiencias de calentameinto incremental.
Presentación de los datos e interpretación
Las relaciones 39Ar/37Ar contienen
información sobre la rel. K/Ca de la meustra.
Las relaciones 39Ar/38Ar contienen
información sobre la rel. K/Cl de la meustra.
Presentación de los datos e interpretación
El análisis de la Isocrona permite probar la consistencia de los datos
y el supuesto de que todo el argón no radiogénico es moderno
y atmosférico
Presentación de los datos e interpretación
Otra forma de representar los datos de múltiples análisis
es un ploteo probablístico.
Cierre isotópico
Exceso de diffusion de
40Ar en los cristales
age
Sin disturbar
% 39Ar
Diffusion de
40Ar radiogénico
desde los
cristales
Cierre isotópico
Difusión desde una esfera sólida (Crank, 1975) :
F = 1 – 6/p2 S 1/n2 exp (-Dn2 p2 t/a2); (n = 1  )
Erquaciones análogas existen para otrasgeometrías
Cierre isotópico
En un sistema en enfriamiento
hay una transición de sistema
abierto(los isótopos radiogenicos
difunden hacia afuera) a cerrado
(los isótopos radiogenicos se
Acumulan)
Definición:
La Temperatura de cierre de
un mineral es la temperatura
del sistema a su edad aparente
Cierre isotópico
Cierre isotópico (Dodson, 1973):
Tc = R / (E ln (A t Do / a2))-1
Donde:
A es un factor geométrico apropiado para la difusión desde una
esfera, un cilindro, o un cuerpo tabular.
E es la energía de activación del proceso de difusión
Do / a2 es la tasa de difusión.
t es una medida de latasa de enfriameinto del sistema:
t = -R T2 /(E dT/dt)
Cierre isotópico
Cómo relacionar temperatura de cierre
con p-T y exhumación
Curva de enfriameinto
Geoterma
Curva de
exhumación
Edad de enfriameinto
Cierre isotópico
Cómo relacionar temperatura de cierre
con p-T y exhumación?
Recordar que en un orógeno activo
la geoterma puede estar disturbado
Cierre isotópico
Mineral
método
temperatura (oC)
Zircon
U-Pb
>1000
Granate
U-Pb
800
Allanita
U-Pb
750
Monazita
U-Pb
750
Granate
Sm-Nd
600
Esfeno
U-Pb
600
Hornblenda
K-Ar
550
Muscovita
Rb-Sr
500
Muscovita
K-Ar
420
Biotita
K-Ar
330
Microclina
K-Ar
240-170
PT: intercalibrado de termobarometría
Dif: calculado de la ecuación de temperatura de cierre
método
PT
PT
PT
PT
PT
PT
Dif
PT
Dif
Dif
Dif
Cierre isotópico
Cierre isotópico
14
C
• Las técnicas de datación con
radiocarbono, desarrolladas en un primer
momento por el químico estadounidense
Willard Frank Libby y sus colaboradores de la
Universidad de Chicago en 1947, suelen ser
útiles para la datación en arqueología,
antropología, oceanografía, edafología,
climatología y geología reciente.
• Es el primer método radiométrico que se
inventó se basa en el Carbono 14, pero sólo
alcanza los 45.000 años de antigüedad. Con
otros elementos se pueden datar yacimientos
más antiguos.