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El Método Rubidio-Estroncio Hahn y Walling (1938)

El Método Rubidio-Estroncio Hahn y Walling (1938). Rb y Sr son elementos trazas que ocurren en casi todas las rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias. Rb Rb es un metal alcalino (grupo IA en la tabla periódica) y no forma minerales propios. Rb es químicamente muy parecido al K.

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El Método Rubidio-Estroncio Hahn y Walling (1938)

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Presentation Transcript

  1. El Método Rubidio-EstroncioHahn y Walling (1938) Rb y Sr son elementos trazas que ocurren en casi todas las rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias. Rb Rb es un metal alcalino (grupo IA en la tabla periódica) y no forma minerales propios. Rb es químicamente muy parecido al K. Radios iónicos: Rb+ = 1.48 Å; K+ = 1.33 Å Sustitución K  Rb Minerales con concentraciones altas de K (fsp, micas) también tienen cantidades altas de Rb Relación K/Rb ca. 250 en general; en pegmatitas hasta K/Rb = 6. Sr Sr es un elemento alcalino térreo (grupo IIA) y forma algunos minerales propios (raros): Estroncianita (SrCO3, hidrotermal), Celestita (SrSO4, en carbonatos). Sr es químicamente parecido al Ca. Radios iónicos: Sr+2 = 1.13Å; Ca+2 = 0.99Å. Sustitución Ca  Sr 1

  2. IA IIA Tabla periódica de los elementos 2

  3. Concentraciones de Rb y Sr en rocas y minerales (valores promedio en ppm) Rb K Sr Ca rocas últra- máficas 0.2 40 1 25,000 basaltos 30 8,300 465 76,000 tonalitas 110 25,200 440 25,300 granitos 170 42,000 100 5,100 sienitas 110 48,000 200 18,000 lutitas 140 26,600 300 22,100 areniscas 60 10,700 20 39,100 carbonatos 3 2,700 610 302,300 turbiditas 110 25,000 180 29,000 aguas 1-3 - biotitas 800-1,200 <20 ortoclasa 500 <100 plagioclasa 300 300-500 apatito <4 100-200 3

  4. Isotopía Rb (Z=37) tiene dos isótopos naturales: 85Rb (72.1654%) y 87Rb (27.8346%) Pesos atómicos 84.9117 y 86.9094 amu, respectivamente. Además tiene 27 isótopos inestables (74Rb-102Rb) Peso atómico del Rb? 85Rb: 84.9117 x 0.721654 = 61.2769 87Rb: 86.9094 x 0.278346 = 24.1909 total = 85.4678 amu (85.46776 amu Catanzaro et al., 1969) Relación isotópica 85Rb/87Rb = 2.59265 (IUGS, Steiger & Jäger, 1977). Todas la rocas de la tierra muestran esta relación 2.59265, aunque hay decaimiento! Por qué?? (Ver la vida media del sistema Rb-Sr y compárala con la edad de la tierra!) 87Rb es radiactivo y decae con una vida media (T1/2) de 48.8(13) x 109 a al 87Sr con emisión de partículas b - (Emax = 275 KeV; bajo!!!); l?? • = 1.42 x 10-11 a-1 Steiger y Jäger, 1977; antes 1.47 y 1.39 x 10-11 a-1 Nueva Propuesta: 1.398±0.003 x 10-11 a-1 (Nebel et al., AGU Fall Meeting, Dec. 2006) 4

  5. Sr (Z=38) tiene 4 isótopos naturales: 84Sr, 86Sr, 87Sr y 88Sr con abun- dancias (valores promedios!!) de 0.56%, 9.87%, 7.04% y 82.53% y pesos atómicos de 83.9134, 85.9092, 86.9089 y 87.9056 amu, respectivamente. El peso atómico de Sr es aproximadamente 87.62 amu. Sr tiene además 26 isótopos inestables (73Sr - 102Sr). (En comparación a la relación 85Rb/87Rb y el peso atómico de Rb, las abundancias de los isótopos de Sr y el peso atómico de Sr dependen del contenido de Rb en la muestra y su edad y puede variar considerablemente > hay que calcular estos valores para cada muestra individual!) Solamente las relaciones isotópicas 86Sr/88Sr = 0.1194 y 84Sr/86Sr = 0.056584 son estables! La relación 87Sr/86Sr puede ser entre 0.6988 (meteoritos) y cualquier valor superior (hasta 10,000 o más). 5

  6. Geocronología con el método de Rb-Sr Método isotópico!! (no es radiométrico!!) Ecuación básica sobre la producción de hijos radiogenicos: D = Dinic + N (el t-1) D = isótopos hijos presentes (hoy) Dinic = isótopos hijos presentes en el momento del inicio del decaimiento (tiempo inicial, en algunos libros = Do) N = isótopos padres; l = constante de decaimiento; t = edad para Sr: 87Sr = 87Sri + 87Rb(el t-1) o (el espectrómetro mide relaciones isotópicas!!): 87Sr/86Srhoy = 87Sr/86Sri + 87Rb/86Sr (el t-1) > resolución por t y = b + x m 6

  7. Ecuación para calcular una edad con el sistema Rb-Sr Medición con el espectrómetro ?? (ver diapositivas 9-12) 1.42 x 10-11 a-1 ?? (ver diapositivas 13-15 y abajo) Para la obtención del parámetro 87Rb/86Sr en la equación de la edad se requieren las concentraciones de Rb y Sr, los pesos atómicos de Rb y Sr y las abundancias de los isótopos. Conc. Rb [87Rb] peso atómico Sr x x 87Rb/86Sr = Conc. Sr [86Sr] peso atómico Rb [87Rb]; [86Sr]= abundancias isotópicas 7

  8. Diagrama Compston-Jeffrey (1959): Evolución de la relación 87Sr/86Sr Los 4 sistemas origi- naron hace 800 Ma con una relación 87Sr/86Sr de 0.704 (inicial). Después, la relación 87Sr/86Sr evolucionó a lo largo de una serie de líneas rectas divergentes con pendientes depen- diendo de la relación 87Rb/86Sr de cada sistema. 0.704 Faure (1986) 8

  9. ( ) 87Sr 86Sr o 87Sr 87Rb 86Sr 86Sr Evolución de la relación 87Sr/86Sr: Al inicio: 3 rocas (a,b,c) con diferentes relaciones Rb/Sr al tiempo to to a b c 9

  10. t1 c1 b1 a1 ( ) 87Sr to 86Sr a o b c 87Sr 87Rb 86Sr 86Sr Después de un tiempo (t0t1): cada muestra gana una cantidad de 87Sr, dependiendo de su concentración de Rb (87Rb>87Sr) 10

  11. t2 c2 t1 b2 c1 ( ) a2 b1 87Sr 86Sr a1 o to a b c 87Rb 87Sr 86Sr 86Sr Al tiempo t2 (hoy): cada roca tiene un aumento en 87Sr proporcional a la concentración de Rb original. Principio de la isócrona (Nicolaysen, 1961) Isócrona con la pendiente m = elt-1 La intersección de la isócrona con el eje Y da el valor 87Sr/86Srinicial(ver página 7) 11

  12. Opciones para obtener la relación 87Sr/86Srinicial 1. Cálculo con una regresión lineal (p.ej. de Gauss; no salen errores!) 2. Cálculo con programas de computación, considerando los errores individuales de cada muestra (p. ej. ISOPLOT; Ludwig, 2000). 3. Buscar minerales sin Rb (p.ej. apatitos) y medir su relación 87Sr/86Sr. 4. Usar un valor modelado (se obtienen edades modelo de Rb-Sr!) 12

  13. Dilución Isotópica - método más preciso para determinar concentraciones de elementos - se mezcla un spike (trazador) casi monoisotópico, con concentración conocida, con una muestra natural. N = concentración de un elemento (p.ej. Rb) en la muestra (ppm) S = cantidad del spike añadido AbS = abundancia de los isótopos A y B en el spike AbN = abundancia de los isótopos A y B en la muestra natural Rm = relación isotópica A/B de la mezcla spike-muestra 13

  14. Spike de 84Sr Criterios para escoger el spike: 1. No radiogénico 2. No radiactivo 3. No el más abundante 4. Sin isóbaros 5. No el isótopo de refe- rencia 84Sr, 86Sr, 87Sr, 88Sr 85Rb, 87Rb 14

  15. Adición del Spike Rb natural Spike Mezcla muestra-spike 87Rb Medición con el EM 85Rb 87Rb 85Rb 87Rb 85Rb 99.16% 72.165% 27.835% 0.84% Muestra con composición isotópica y peso conocidos; concentración desconocida. Spike con composición isotópica, concentración y peso conocidos. 15

  16. Requisitos para un fechamiento con el método de Rb-Sr: - Las muestras deben ser cogenéticas. -Las muestras deben tener una variación amplia en la relación Rb/Sr. - Qué el sistema isotópico de Rb-Sr halla permanecido cerrado después de la formación de la muestra que queremos fechar. 16

  17. Todas las relaciones isotópicas medidas en un espectrómetro de masas se presentan con sus errores: Desviación estándar 1 = 68.3% probabilidad 2 = 95.5% probabilidad Geyh and Schleicher, 1990 OJO! Este error se disminuye con el aumento de n!! 2Mean = 2/ n  =  (xi - x)2/ n-1 (error medio de la desviación) Desviación estándar de n mediciones Valor indi- vidual Valor promedio después de n mediciones 17

  18. Edades de Minerales biotita roca tot. Para obtener edades de minerales mediante el sistema Rb-Sr se requiere el par ROCA ENTERA - MINERAL! Edades de Rb-Sr mediante una isócrona (roca entera-mineral) son edades de enfriamiento! (o recalentamiento) Temperaturas de cierre (Rb-Sr): biotita: 320±40ºC; muscovita: 450-500ºC plagioclasa:  400ºC 18

  19. Cálculo de tasas de enfriamiento usando edades de minerales y roca entera Ejemplo: granodiorita de Puerto Vallarta Edad de la roca entera (p.ej. obtenida por isócrona Rb-Sr o zircones por U-Pb) Camino de enfriamiento Edad de la hornblenda por K-Ar (Temp. cierre ca. 530°C) Edad de la biotita (Rb-Sr) (Temp. cierre ca. 300°C) Edad de la biotita (K-Ar) (Temp. cierre ca. 280°C) Tasa de enfriamiento (intervalo 530-300°C) ca. 45°C/Ma 19

  20. Rehomogeneización del sistema isotópico de Sr (en minerales) después de un evento metamórfico 20 Faure & Mansing, 2005

  21. Dickin, 1995 21

  22. Edades de muestras de rocas enteras (ejemplos de isócronas) Edades de rocas enteras obtenidas por una isócrona se interpretan normalmente como edades de la cristalización (pero: atención en casos de metamorfismo de alto grado!!) 22

  23. Basalto lunar Geyh & Schleicher, 1990 23

  24. Granitos Glauconitas Figuras tomadas de Faure & Mansing, 2005 24

  25. Pseudo – Isócrona (o falsa isócrona) 25

  26. Rb-Sr en Libyan Desert Glass (LDG) (vidrio de impacto) Las tectitas LDG se formaron hace 29 Ma (fechamiento por trazas de fisión). Sin embargo, el sistema Rb-Sr en las tectitas conserva la edad panafricana (557 Ma) de las rocas precur- soras. 26 Schaaf & Müller-Sohnius, 2002

  27. Distribución de las edades en LDG 27

  28. Mezcla de magmas 28

  29. Mezcla de aguas 29

  30. Evolución de la relación 87Sr/86Sr en el agua de mar en el Fanerozoico 30

  31. 87Sr/86Sr en foraminíferos 87Sr/86Sr = 0.70915 En el presente, todas los aguas de los océanos del mundo tienen esta relación. 31

  32. Carbonatos sobreyacientes a la brecha del impacto Chicxulub Escobar, 2005, tesis Maestría 32

  33. Aplicaciones de la isotopía de Sr en ciencias antropológicas Las proporciones 87Sr/86Sr se han utilizado como trazadores para identificar migración y áreas geográficas de proveniencia al comparar las diferencias entre las firmas isotópicas de Sr en dientes y huesos humanos con el suelo. 33

  34. El esmalte de los dientes, la sustancia mas dura de nuestro cuerpo, es una envoltura muy resistente de la parte mas suave llamada dentina. Ambos materiales consisten predominantemente de fosfato de calcio. Sin embargo, se forman de manera diferente: El esmalte mineraliza una sola vez: cuando se forma el diente al cual protege. (87Sr/86Sr conserva las condiciones de la juventud) La dentina y los huesos se forman y cambian continuamente a través de nuestra vida.(87Sr/86Sr representa las condiciones de cuando murió el individuo) 34

  35. Dientes de Teotihuacán 35

  36. 31370 31370 Ejemplo de residenciay ejemplo de migración en Teotihuacán. Hueso y esmalte de la muestra 31370 tienen relaciones 87Sr/86Sr iguales. Este individuo no migró. Hueso y esmalte de la muestra 20271 tienen relaciones 87Sr/86Sr diferentes. Evidencia de migración. 36

  37. Sr en vinos Horn et al., 1993 37

  38. 87Sr/86Sr en vinos Horn et al., 1993 38

  39. Evidencias para mezcla (adulteración) de algunos vinos, comparando sus firmas isotó- picas con las de los suelos correspondientes. 39 Horn et al., 1993

  40. Evolución de la relación 87Sr/86Sr en las aguas del río Rhin (Rhein) 40

  41. 41

  42. Rb-Sr en rocas riolíticas pleistocénicas Riolitas post-caldera de la Long Valley Caldera, California Heumann et al., 2002, GCA 42

  43. Apatito (Ca5(PO4)3 )(F,Cl, OH) 43

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