rb sr system

Universidad Nacional de Ingeniería

INTRODUCCIÓN

Rb-Sr SYSTEMEl método de datación Rubidio-estroncio es una técnica de datación radiométrica utilizado por los científicos para determinar la edad de las rocas y minerales de las cantidades que contienen los isótopos específicos de rubidio (87Rb) y estroncio (87Sr, 86Sr).

El desarrollo de este proceso se vio favorecido por el químico alemán Fritz Strassmann, quien más tarde llegó a descubrir la fisión nuclear con el químico alemán Otto Hahn y Lise Meitner físico sueco.

La utilidad de los resultados del sistema de rubidio-isótopos de estroncio del hecho de que 87Rb (uno de los dos isótopos naturales de rubidio) decae a 87Sr con una vida media de 48.8 mil millones de años. Además, Rb es un elemento muy incompatible que, durante la cristalización fraccionada de la capa, permanece en el estado fundido magmático en lugar de formar parte de los minerales del manto

Geocronología Rb-Sr y la historia térmica

Se utiliza como una herramienta auxiliar para determinar las edades de emplazamiento o edades de enfriamiento de minerales específicos.Se utiliza normalmente en combinación con U-Pb o 40 Ar- 39 Ar edades.

Rango de edad: Terciario (hace 65 millones de años) a través de Arcaico (hace 3.8 mil millones de años), pero de uso limitado en terrenos altamente metamórficas.

Sr-isótopo de geocronología

Edad del agua de mar depositado carbonatos puros en general, los corales fósiles.

Sobre la base de la composición isotópica del Sr muestra en relación con la estimada para el agua de mar para un intervalo de tiempo dado

Cuaternario (últimos 2 millones de años) hasta la enseñanza superior (últimos 65 millones de años)

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EL MÉTODO Rb-SrRubidio, un metal del grupo-1 alcalino, tiene dos naturalmente isótopos, los 85Rb y 87Rb, cuya abundancia son 72,17% y 27,83%, respectivamente. Estas cifras obtener una razón de abundancia atómica de 85Rb/87Rb = 2,593 (Catanzaro et al., 1969), que es una constante a lo largo la Tierra, la Luna y la mayoría de los meteoritos, debido a isotópica homogeneización en la nebulosa solar. 87Rb es radiactivo, y decae a los 87Sr de isótopos estables de las emisiones de una partícula β y anti-neutrino (¯ ν). La decadencia energía (Q) es compartida en forma de energía cinética por estos dos partículas

La constante de desintegración Rb

La baja energía de desintegración de esta transformación (275 keV) siempre ha causado problemas en la correcta determinación de la constante de decaimiento Rb. Porque la energía de desintegración se divide entre la partícula y β el anti-neutrinos, las partículas beta tienen una distribución uniforme de la energía cinética de la energía total abajo a cero. Cuando se trata de determinar la constante de desintegración por conteo directo, las partículas de baja energía beta causar grandes problemas, ya que pueden ser absorbidos por los átomos circundantes Rb antes de que lleguen al detector. Por ejemplo, en un espesor (> 1 micra) Rb sólido de la muestra, la atenuación es tan grave que una frecuencia de falsos máximo se genera menos aproximadamente 10 ke V (Fig. 3,1).Una manera de evitar el problema de atenuación es utilizar un foto-multiplicador con una solución de centelleo líquido dopado con Rb. Las partículas beta será absorbido por las moléculas del centelleo (destellos de luz que emiten) antes de que puedan ser absorbidos por otros átomos de Rb. La principal problema con este método es que una energía de baja de corte en alrededor de 10 Ke V debe ser aplicada con el fin de evitar el ruido de fondo asociado con el líquido centelleo. La extrapolación consiguiente countratese curva hacia abajo a cero de energía conduce a una gran incertidumbre en el resultado (Fig. 3.1). Por lo tanto este método ha dado valores para el 87Rb vida media de 47,0 ±1,0 BYR (Flynn y Glendenin, 1959) a 52,1 ± 1,5 Byr (Brinkman y col., 1965).Otro enfoque para el recuento directo es hacer medición es con progresivamente más delgadas las fuentes de Rb sólido sutilizando un contador proporcional. Los resultados se extrapolan a una fuente teórica de cero a espesor eliminar el efecto de auto-absorción. La proporción contador tiene un nivel de ruido mucho menor, por lo que la energía de corte se puede establecer un precio tan bajo como 0,185 keV. Rb películas con espesores de hasta 1 μm were medido por Neumanny Huster (1974), y extrapolarlos para un espesor de por Neumann y Huster (1976) para obtener una vida media 87Rbde 48,8 ± 0,8 Byr (equivalente a

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una constante de desintegración de 1,42 × 10-11 año-1).Un enfoque alternativo para la determinación de la caries Rb constante es medir la cantidad de 87Sr producido por la descomposición de una cantidad conocida de 87Rb en el laboratorio durante un período de tiempo conocido. Este método fue primero intentó por McMullen et al. (1966) en un rubidio la muestra se había purificado en 1956, y fue repite en el lote misma muestra por Davis et al.(1977). Desafortunadamente, McMullen et al. Omitido medir el nivel de pequeña pero significativa de 87Sr residuales presentar en su rubidio antes de que se lo guardó en el estante. Por lo tanto, la exactitud de su determinación se ha visto comprometida. Sin embargo, este problema contribuye menos de 1% a la incertidumbre de la determinación posterior de Davis et al. (1977). Su valor propuesto para el87Rb vida media (48,9 ± 0,4 Byr, equivalente a un de caimiento constante de 1,42 x 10-11 año-1) por lo tanto puede ser adoptadas para respaldar el valor de Neumann y Huster(1976).Un tercer enfoque para la determinación de la Rb constante de desintegración es hasta la fecha las muestras geológicas, cuya edades también se han medido por otros métodos con más fiables constantes de desintegración. Este método tiene el desventaja de que se trata de las incertidumbres geológicas, por ejemplo, si todos los sistemas isotópicos cerrado en el mismo tiempo y se mantuvo cerrado. Sin embargo, proporciona un útil revisar las determinaciones de laboratorio directos. En esto respecto a la pena señalar que Pinson et al. (1963).

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Datación las rocas ígneas

El método Rb-Sr en gran medida ha sido sustituido como medios para la datación de las rocas ígneas. Sin embargo, el método ofrece una buena ilustración de los principios de isótopos data, y por lo tanto será revisado aquí para demostrar esos principios. Esta aplicación se inicia desde las ecuaciones generales de la desintegración radiactiva (sección 1.4). Por lo tanto, el número de átomos hija 87Sr producido por la descomposición de 87Rb en la roca o mineral desde su formación t años atrás viene dada por la sustitución en la ecuación de decaimiento

Donde 87SrI es el número de átomos de 87Sr presentar inicialmente. Sin embargo, es difícil medir con precisión el la abundancia absoluta de un determinado nucleoide. Por lo tanto es más conveniente para convertir este número en un isótopo cociente de dividir por el número de átomos de 86Sr (que no es producido por la desintegración radiactiva y por lo tanto permanece constante con el tiempo). Por lo tanto se obtiene:

El actual Sr relación isotópica (P) se mide por espectrometría de masas, y la relación atómica es 87Rb/86Sr calculado a partir de la relación en peso Rb / Sr. Si la inicial relación (87Sr/86Sr) que se conoce o se puede estimar, entonces t se puede determinar, con sujeción a la suposición de que el sistema ha sido cerrado a Rb y Sr de la movilidad el tiempo t hasta el presente:

El diagrama de isócrona

Un examen de la ecuación muestra que es equivalente a la ecuación de una línea recta y = c + xm

Esta dirigida por Nicolaysen (1961) para desarrollar una nueva forma de tratamiento de Rb-Sr de datos, mediante el trazado de 87Sr/86Sr (y) frente 87Rb/86Sr (x). La intersección (c) es entonces la inicial 87Sr/86Sr relación del sistema. En este diagrama, una suite de co-magmáticos minerales que tienen la misma edad e iníciales Relación 87Sr/86Sr, y que desde entonces han permanecido como sistemas cerrados, definir una línea de llamada una 'isócrona. la pendiente de esta línea, m = eλt - 1, se obtiene la edad del minerales.

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Datación de rocas metamórficas

Abrir los sistemas de minerales

Minerales y roca total-Rb-Sr sistemas pueden responder diferente a los eventos metamórficos. 87Sr generados por decaimiento de Rb ocupa sitios inestables de celosía en Rb-rica minerales y tiende a migrar fuera del cristal si se somete a un pulso térmico, incluso de una magnitud así por debajo de la temperatura de fusión. Sin embargo, si los fluidos en la roca permanece estático, Sr liberado de Rb ricos en minerales tales como mica y feldespato K-tenderá a ser tomada por el sumidero más cercano Sr tales como plagioclasa o apatita. Por lo tanto, todo el sistema-rock puede permanecer cerrado, a pesar de que los sistemas de minerales están abiertas. La idea de utilizar el análisis de roca total para ver de nuevo a través de un evento metamórfico ese mineral alterado sistemas fue concebida por primera vez por Compston y Jeffery (1959). El modelo fue ilustrado gráficamente por Fairbairn et al. (1961) en una parcela de relación isotópica en contra tiempo (Fig. 3.12). Después de la formación de la roca a el tiempo t0 y minerales diferentes se mueven a lo largo de crecimiento diferente líneas, cuyas steepnesses corresponden a su Rb / Sr proporciones. Evolución isotópica continúa hasta que los minerales Se homogeniza por un evento térmico en el momento de TM. Después de ello, evolución isotópica continúa, a lo largo de diferentes líneas de crecimiento, hasta el día de hoy (TP). minerales individuales en este modelo son sistemas abiertos durante el metamorfismo. Por lo tanto, una isocrona mineral se obtiene la edad de refrigeración a partir de la evento térmico, cuando cada mineral volvió a ser un sistema cerrado. Sin embargo, en su conjunto-rock dominio de un cierto tamaño mínimo sigue siendo una forma efectiva sistema cerrado durante el evento térmico, y puede ser utilizado hasta la fecha la cristalización inicial de la roca.

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Temperaturas de Bloqueo

Después de Rb-Sr sistemas de minerales se han abierto en el pulso térmico de un evento metamórfico regional, existen Debe llegar un momento en que los sistemas de minerales son de nuevo cerrada a la movilidad del elemento. Al salir con el cierre o «bloqueo» de los sistemas de minerales diversos, Rb-Sr edades dan información acerca de la historia de enfriamiento de metamórfico terrenos. Esto fue demostrado por primera vez por J ¨ gerente et al. (1967) y gerente J ¨ (1973), trabajando en el Banco Central Europeo Los Alpes. J ¨ gerente et al. encontró que, en las rocas metamórficas de baja ronda de la calificación del exterior de los Alpes Centrales, Hercínica Rb-Sr edades (> 200 millones de años) se han conservado tanto en biotitas y en los moscovitas. El traslado a un mayor metamorfosis-fica de grado se caracteriza por la aparición de stilpnomelane (que J ¨ gerente et al. equivalente cree que una temperatura de 300 ± 50 º C), Rb-Sr edades de biotita Myr 35-40 se midieron. J ¨ gerente et al. atribuyeron edades más tempranas a los sistemas Rb-Sr de biotita se inauguró en el pico de metamorfismo Lepontinos. Argumentaron que la temperatura de 300 ◦ C, en cuyo biotitas eran sólo abrió en la cima de metamor phismwould corresponden a la temperatura a la que sería biotitas volver a cerrar hasta a varios millones de años después de sufrir un pico más alto la temperatura (por ejemplo,> 500 ◦ C en el centro de estaurolita isograd). En otras palabras, J ¨ Ager et al. concluyeron que biotita tenía una temperatura de bloqueo de 300 ± 50 ◦ C durante el sistema Rb-Sr.

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Abierto todo el sistema de rock.

El Rb-Sr de roca total método se utiliza ampliamente como un que data de herramientas para la cristalización ígnea durante los años 1960 y 1970, pero perdió credibilidad durante la década de 1980 como prueba de roca total de sistema abierto comportamiento de monta. Por ejemplo, Rb-Sr isócronas en terrenos metamórficos puede dar buenos matrices lineales cuya pendiente es sin embargo un valor de sentido entre el protolito y metamórficas las edades. Este problema es causado probablemente por el necesario muestrear sobre un área geográfica relativamente grande con el fin de maximizar el rango de Rb / Sr. Una buena ejemplo es el de los charnoquitas de Arendal al sur de Noruega (de campo y Raheim, 1979a; 1979b)

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Datación de Rocas Sedimentarias

Citas absoluta del tiempo de deposición de sedimentos rocas es un problema importante, pero uno que es muy difícil de resolver. Las fechas exactas dependen de fondo re-configuración de los relojes isotópicos. En el caso de Rb-Sr saliendo de los sedimentos, esto se basa en la suposición de que Sr sistemática de isótopos en la roca se homogeneizaron durante la deposición o diagénesis temprana, y después se mantuvo como un sistema cerrado hasta que el día presente. Sin embargo, veremos que estos dos requisitos pueden ser mutuamente excluyentes. En principio, las rocas sedimentarias pueden dividirse en dos grupos de acuerdo con la naturaleza del Rb-cojinete fase actual. Alogénicos (detrítico) minerales son moderadamente resistente a la libre comportamiento del sistema durante el entierro metamorfismo, pero los problemas surgen a partir isotópica heredada firmas. Autigénicos minerales se depositan directamente del agua de mar y por lo tanto mostrar Sr inicial de buena isótopos homogéneos .However, son altamente susceptibles de la recristalización después del entierro y no necesariamente siguen siendo sistemas cerrados

Pizarras

Detríticos de apoyo Rb-minerales (mica, feldespato potásico, arcilla minerales, etc) se puede esperar que contienen heredado edad radiogénico Sr. Por lo tanto, que data de ese material debe dar un promedio de las edades de procedencia de la componentes sedimentarios. Sin embargo, si es lo suficientemente grano fino pizarras se muestrean, parece que el constituyente minerales (principalmente illita) a menudo sufren sustanciales intercambio de Sr durante el post-deposicional diagénesis. en este caso se puede desarrollar una homogeneidad casi inicial de la composición isotópica Sr poco después de la deposición, a partir de entonces el resto de los sistemas cerrados hasta que efectivamente el día de hoy.

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La Evolución del Mar

Medición de la curva

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El interés en la composición de isótopos de estroncio del agua de mar se remonta a Wickman (1948). Sostuvo que la desintegración de 87Rb de 87Sr en rocas de la corteza geológica de más de tiempo, y su posterior liberación en la hidrosfera por la erosión, que han dado lugar a un aumento del 25% en agua de mar Sr composición isotópica en los últimos 3 Byr. este modelo fue probado por Gast (1955), quien analizó los carbonatos de distintas edades, como un medio de caracterizar el la evolución del agua de mar a través del tiempo geológico.

Modelización de los flujos

El primer modelo para la composición isotópica del agua de mar Sr Se construyó por Faure et al. (1965) para explicar la actual Sr relación isotópica del Atlántico Norte. Se sugirió que había un equilibrio entre el suministro de unradiogenic Sr por la erosión de las rocas volcánicas jóvenes, Sr radiogénico de las antiguas rocas de la corteza, y Sr de composición intermedia de la erosión de carbonatos. Este modelo fue adoptado por Peterman et al. (1970) para explicar el surgimiento y la caída de agua de mar de isótopos Sr relación durante el Fanerozoico. Armstrong (1971) complementado este modelo, lo que sugiere que los picos en el agua marina Sr relación isotópica durante el Carbonífero y Períodos Terciario se debieron a una mayor erosión de los glaciares de los escudos antiguos con elevados contenidos de 87Sr (Fig. 3.30). Sin embargo, en otros aspectos el modelo se mantuvo en gran medida sin respuesta.

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