Datació de samari-neodimi

De la Viquipèdia, l'enciclopèdia lliure.
Saltar a la navegació Saltar a la cerca
Datació isòcrona amb Samari-Neodimi d’una mostra de roca [1] de Zimbabwe . L'edat es calcula a partir del pendent de la línia i la composició original a partir de la intersecció entre aquesta i l'eix d'ordenades.

Samari: la datació al neodimi és un mètode de datació radiomètric que s’utilitza per determinar l’edat de les roques i els meteorits , basat en la desintegració radioactiva a llarg termini de l’isòtop de 147 Sm del samari fins a l’ isòtop radiogènic del neodimi 143 Nd.

Les relacions d’isòtops del neodimi, junt amb les del samari, s’utilitzen per proporcionar informació sobre l’edat de formació i l’origen dels fusos magmàtics . La suposició bàsica és que quan el material de l' escorça terrestre es forma a partir del mantell , la proporció d'isòtops del neodimi depèn només del període en què va tenir lloc l'esdeveniment; aquesta relació evoluciona posteriorment en funció de la nova relació samari / neodimi en el material de l'escorça, que és diferent de la relació existent en el material del mantell. Basant-nos en aquests supòsits, la datació del samari-neodimi ens permet calcular quan es va formar el material de l’escorça.

La utilitat de la tècnica de datació Sm-Nd deriva del fet que tots dos elements pertanyen a terres rares i, per tant, teòricament no són susceptibles a la partició durant la sedimentació i la diagenesi . [2] La cristal·lització fraccionada de félsicos minerals modifica la relació de Sm-Nd de l'material resultant i això al seu torn influeix en la taxa d'augment de la relació de Nd Nd 143/144 després de la producció de la radiogenic 143 Nd.

En molts casos, la datació Sm-Nd s’utilitza conjuntament amb la datació de rubidi-estronci .

Cites radiomètriques Sm - Nd

El samari té cinc isòtops naturals, mentre que el neodimi en té set. Els dos elements estan units per una relació pare-fill per la desintegració alfa del nuclidi pare 147 Sm en el nuclidi radiogènic 143 Nd amb una semivida de 1,06x10 11 anys, i per la desintegració alfa de 146 Sm (un nuclidi extingit amb una semivida de 1,08x10 8 anys) per produir 142 Nd. Una part de 146 Sm també pot haver estat produïda originalment per la desintegració alfa de 150 Gd , que té una vida mitjana d'1,79x10 6 anys.

Per determinar l'edat en què es va formar una roca, es pot utilitzar la datació isòcrona . [3] La isocrona Sm-Nd representa la relació entre el nuclidi radiogènic 143 Nd i el 144 Nd no radiogènic en funció de la proporció entre 147 Sm i 144 Nd. Aquest últim s’utilitza per normalitzar l’isòtop radiogènic a la isocrona, ja que és un isòtop estable i relativament abundant.

La isocrona Sm-Nd es defineix per la següent equació:

on és:

t és l'edat de la mostra,
λ és la constant de desintegració de 147 Sm,
( e λ t -1) és el pendent de la isocrona que defineix l'edat del sistema.

Alternativament, es pot suposar que el material es va formar a partir del material del mantell seguint el mateix camí que les relacions a les condrites ; llavors es pot calcular l’edat amb el mètode CHUR (CHondritic Uniform Reservoir). [2] [3]

Geoquímica de Sm i Nd

La concentració de Sm i Nd a la família dels minerals de silicat augmenta segons l’ordre en què cristal·litzen del magma segons la sèrie de Bowen . El samari s’allotja més fàcilment en minerals femenins ; una roca fèmica que cristal·litza els seus minerals concentrarà el neodimi en la fase fosa, en comparació amb el samari. Per tant, quan una fusió magmàtica experimenta una cristal·lització fraccionada d’una composició fèmica a una de més fèlsica, les abundàncies de Sm i Nd canvien i, en conseqüència, la seva relació també varia.

Una roca ultrafèmica té un contingut alt en Sm i un contingut baix en Nd; per tant, la relació Sm / Nd té un valor alt. Les roques fèlsiques tenen una concentració baixa de Sm i una concentració elevada de Nd; en conseqüència, la proporció Sm / Nd és baixa (per exemple, la komatiita té 1,14 parts per milió (ppm) de Sm i 3,59 ppm de Nd; la riolita en canvi té 4,65 ppm de Sm i 21,6 ppm de Nd)

El coneixement d’aquest procés és important per modelar l’edat de formació de l’escorça continental .

El model CHUR

El 1976, dos erudits DePaolo i Wasserburg, [3] van descobrir que les roques ígnies de la terra en el moment de la seva formació a partir del magma fos, van seguir de prop la tendència anomenada CHUR, des de "dipòsit uniforme condrític" o "dipòsit condrític unifraccionat", és a dir, com la proporció 143 Nd: 144 Nd ha augmentat amb el pas del temps a les condrites .

Es creu que els meteorits condrítics són el primer material no estructurat que es va formar al sistema solar, abans de la formació de planetes. Les condrites tenen una composició bastant homogènia d’elements traça, de manera que la seva evolució isotòpica pot servir de model per a tot el sistema solar i la Terra.

Informant de l’edat i la proporció inicial de 143 Nd / 144 Nd que es troba a les roques ígnies terrestres, en el diagrama de l’evolució del Nd al llarg del temps, DePaolo i Wasserburg van trobar que les roques de l’ Arqueà tenien una proporció inicial molt similar dels isòtops Nd al que defineix la línia d'evolució CHUR.

Notació Epsilon

Atès que les desviacions de la relació 143 Nd / 144 Nd de la línia d’evolució CHUR són molt petites, DePaolo i Wasserburg van deduir que seria útil crear una forma de notació que descrigui la relació 143 Nd / 144 Nd en termes de la seva desviació de la línia de l'evolució CHUR. En aquesta notació, anomenada notació epsilon, una unitat epsilon representa la desviació d’una part per cada 10.000 respecte a la composició CHUR. [4]

Algebraicament, les unitats d’epsilon es defineixen per l’equació

Les unitats d'epsilon són més fines i, per tant, donen una representació més precisa de la proporció inicial dels isòtops Nd; utilitzant aquestes unitats en lloc de la proporció d’isòtops inicials, és més fàcil entendre i comparar les relacions inicials de l’escorça terrestre de diferents edats. A més, les unitats d'epsilon normalitzen les relacions inicials amb el CHUR, eliminant així qualsevol efecte causat per l'aplicació de diversos mètodes analítics de correcció de fraccionament massiu. [4]

Edats resultants del model a Nd

Tenint en compte que el CHUR defineix l’evolució de les proporcions inicials de les roques continentals al llarg del temps, es va deduir que la mesura de les relacions 143 Nd / 144 Nd i 147 Sm / 144 Nd, podria produir models d’edat per a la segregació del mantell de el fus que va formar la roca continental. Aquesta edat es coneix com T CHUR . [2]

Per calcular una T CHUR d’ edat, el fraccionament entre Nd / Sm s’ha de produir durant l’extracció de magma del mantell per produir la roca continental. Per tant, aquest fraccionament hauria de provocar una desviació entre l’evolució de les línies d’isòtops de l’escorça i el mantell. La intersecció d’aquestes dues línies indica l’edat de formació de l’escorça.

L'edat T CHUR es defineix per la següent equació:

L'edat T CHUR d'una roca pot indicar l'edat de formació de tota l'escorça, si la mostra no ha experimentat canvis després de la seva formació. Tant Sm com Nd pertanyen a les terres rares i són capaços de resistir la partició durant el metamorfisme i la fusió de silicats. Això permet calcular l'edat de formació de l'escorça fins i tot en presència de metamorfisme rocós.

Nota

  1. Oberthür, T, Davis, DW, Blenkinsop, TG, Hoehndorf, A, edats minerals precises U-Pb, sistemàtica Rb-Sr i Sm-Nd per al Gran Dic, Zimbabwe - restriccions en els esdeveniments arqueians finals al crató de Zimbabwe i al Limpopo cinturó , a Precambrian Research , vol. 113, 2002, pàgs. 293-306, DOI : 10.1016 / S0301-9268 (01) 00215-7 .
  2. ^ a b c MT McCulloch i GJ Wasserburg, Sm-Nd i Rb-Sr Chronology of Continental Crust Formation , a Science , vol. 200, n. 4345, 1978, pàgs. 1003-11, Bibcode : 1978Sci ... 200.1003M , DOI : 10.1126 / science.200.4345.1003 , PMID 17740673 .
  3. ^ a b c DJ Depaolo i GJ Wasserburg, variacions isotòpiques Nd i models petrogenètics ( PDF ), a Geophysical Research Letters , vol. 3, núm. 5, 1976, pàg. 249, Bibcode : 1976GeoRL ... 3..249D , DOI : 10.1029 / GL003i005p00249 .
  4. ^ a b Dickin, AP, 2005. Radiogenic Isotope Geology , 2a ed. Cambridge: Cambridge University Press. ISBN 0-521-82316-1 pp. 76-77.

Enllaços externs