La descarga está en progreso. Por favor, espere

La descarga está en progreso. Por favor, espere

El Método U-Th-Pb. Existen varios sub-métodos: 1. U-Pb convencional (para minerales con alto contenido de U y/o Th, usando TIMS* y diferentes fracciones.

Presentaciones similares


Presentación del tema: "El Método U-Th-Pb. Existen varios sub-métodos: 1. U-Pb convencional (para minerales con alto contenido de U y/o Th, usando TIMS* y diferentes fracciones."— Transcripción de la presentación:

1 El Método U-Th-Pb

2 Existen varios sub-métodos: 1. U-Pb convencional (para minerales con alto contenido de U y/o Th, usando TIMS* y diferentes fracciones de muestras, p. ej. zircón) 2. U-Pb con zircones sencillos (single zircons; usando LA-MC- ICPMS** o SHRIMP***) 3. Serie de desequilibrio de uranio (fechamientos de eventos cuaternarios) 4. Método de Pb común (para minerales sin uranio y torio) 5. Método de Pb α (método radiométrico, hoy obsoleto) 6. Se usa también la isotopía de Pb para interpretaciones petrogenéticas * = Thermal Ionisation Mass Spectrometry ** = Laser-Ablation Multi Collector-Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry ***= Sensitive High Resolution Ion Micro Probe

3 Bases teóricas U y Th Uranio y torio pertenecen a la familia de los actínidos y tienen propiedades físico- químicas similares (como consecuencia de sus configuraciones electrónicas similares). En condiciones oxidantes, el uranio forma el ión Uranilo (UO 2+ ) con el número de oxidación +6, el cual es perfectamente soluble en agua. Por estas razones, el uranio es un elemento bastante móvil en condiciones oxidantes. Uranio (Z = 90) tiene 3 isótopos naturales ( 238 U, 235 U y 234 U), los cuales todos son radiactivos. Torio (Z = 92) solamente tiene un isótopo natural ( 232 Th). 2

4 Pb es un metal pesado del grupo IV (grupo del carbón) de la tabla periódica. Como uranio y torio es un elemento incompatible con estados de oxidación 2+ (mas abundante) y 4+. El radio iónico es 1.19 Å (6fold coordination) y 1.29 Å (8fold coordination). El Pb tiene 4 isótopos naturales con las siguientes abundancias (valores promedio!): Los isótopos 208 Pb, 207 Pb y 206 Pb constituyen los núcleos atómicos mas pesados y estables en la tabla de los núclidos, son radiogénicos y productos de tres diferentes series de decaimiento ( 232 Th, 235 U y 238 U, respectivamente). El 204 Pb es el único isótopo de Pb no radiogénico y es estable. Pb

5 El decaimiento de los isótopos de 238 U, 235 U y de 232 Th no es directo. El 234 U es parte de la serie de desintegración del 238 U.

6

7

8 Sistema Isotópico U-Th-Pb Sistema Isotópico U-Th-Pb Pb es producido por tres sistemas de decaimiento de U y Th 238 U 234 U 206 Pb 235 U 207 Pb 232 Th 208 Pb Ecuaciones de decaimiento: 206 Pb/ 204 Pb = ( 206 Pb/ 204 Pb) i + ( 238 U/ 204 Pb)(e 8 t -1) eq Pb/ 204 Pb = ( 207 Pb/ 204 Pb) i + ( 235 U/ 204 Pb)(e 235 t -1) eq Pb/ 204 Pb = ( 208 Pb/ 204 Pb) i + ( 232 Th/ 204 Pb)(e 232 t -1) eq 3 8 = x a -1 8 = x a -1 5 = x a -1 5 = x a = x a = x a -1

9 Ecuaciones de decaimiento para los dos sistemas del U: 207 Pb * = 235 U(e t -1) eq Pb * = 238 U(e t -1) eq 5 El * significa Plomo radiogénico. Dividiendo ambos miembros: 207 Pb * / 206 Pb * = 235 U(e t -1)/ 238 U(e t -1) eq 6 Siendo que la proporción isotópica de U es una constante: 207 Pb * / 206 Pb * = 1(e t -1)/ (e t -1) eq 7

10 Cálculo directo de 3 edades independientes y de la edad 207 Pb/ 206 Pb usando la tabla del siguiente diapositivo Sistema U, Th-Pb División 2/1, ecuación transcendente, no se puede resolver por t directamente P b

11 Gráfica de la ecuación 7 relacionando la proporción isotópica de Pb radiogénico con la edad. 207 Pb * / 206 Pb * = 1(e t -1)/ (e t -1) eq 7 Esta ecuación se puede resolver por t usando la tabla (interpolación línear). a = a = e λ 238 t -1 ; b = e λ 235 t -1

12 Desventaja del sistema U-Th-Pb: Debido a la alta movilidad del uranio (y del plomo) en sistemas geológicos (rocas enteras y minerales), las 4 edades (t 206, t 207, t 208 y 207 Pb/ 206 Pb) muy raramente coinciden porque los sistemas isotópicos no siempre permanecen cerrados. Por estas razones, casi no se usan diagramas de isócrona para la determinación de la edad (excepciones a continuación):

13 Isocrona de U-Pb para corales del Devónico en Ontario, Canadá. 206 Pb/ 204 Pb = ( 206 Pb/ 204 Pb) i + ( 238 U/ 204 Pb)(e 238 t -1) eq 1 Para el inicial se puede usar la isotopía de un mineral sin U (feldespato, plagioclasa)

14 Isocrona de Pb-Pb obtenida de rocas volcánicas de Noranda, Quebec. 206 Pb/ 204 Pb = ( 206 Pb/ 204 Pb) i + ( 238 U/ 204 Pb)(e 8 t -1) 207 Pb/ 204 Pb = ( 207 Pb/ 204 Pb) i + ( 235 U/ 204 Pb)(e t -1)

15 1. El método U-Pb convencional

16 Material a fechar con el sistema U-(Th)-Pb l Aplicable a rocas que contienen minerales con altas concentraciones de U y Th y poco Pb. l No se pueden usar muestras de roca entera pero sí minerales accesorios como zircón, thorita, allanita (ortita), gadolinita, granate y esfena (titanita) (silicatos); uraninita y columbita (óxidos); monacita, apatito y xenotimo (fosfatos). l Estas fases tienen sitios estructurales adecuados para alojar uranio y torio, así como otros elementos incompatibles. l Las rocas ígneas o metamórficas de composición granítica son las más adecuadas.

17 Material a fechar con el sistema U,Th-Pb l l La gran mayoría del Pb contenido en el mineral a fechar debe ser de origen radiogénico y además su cantidad se va aumentando en función del tiempo. l l Distintas generaciones de zircones (reconocidas por sus morfologías, color, magnetismo, inclusiones) dan edades diferentes aún en las mismas unidades de roca. l l Fases adoptadas de eventos más tempranos, complican la interpretación de estas edades.

18 El zircón es el mineral mas frecuentemente usado para fechamientos por U-Pb Backscattered electron image of a zircon from the Strontian Granite, Scotland. The grain has a rounded, un-zoned core (dark) that is an inherited high-temperature non-melted crystal from the pre-granite source. The core is surrounded by a zoned epitaxial igneous overgrowth rim, crystallized from the cooling granite. From Paterson et al. (1992), Trans. Royal. Soc. Edinburgh. 83, Also Geol. Soc. Amer. Spec. Paper, 272,

19 Núcleo heredado Zircones de granitos del margen pacífico de México (Acapulco-Huatulco). Imágenes de catodoluminiscencia Herrmann et al. (1994)

20 Clasificación tipológica de zircones de Pupin.

21 El diagrama de concordia (Wetherill, 1956) Concordia = co-evolución simultánea de 206 Pb * y 207 Pb * via: Concordia = co-evolución simultánea de 206 Pb * y 207 Pb * via: 238 U 234 U 206 Pb * 206 Pb * = 238 U(e t -1) eq U 207 Pb * 207 Pb * = 235 U(e t -1) eq 4 Concordia diagram illustrating the Pb isotopic development of a 3.5 Ga old rock with a single episode of Pb loss. After Faure (1986). Principles of Isotope Geology. 2nd, ed. John Wiley & Sons. New York.

22 La concordia es una curva producto de las diferentes vidas medias de los dos sistemas isotópicos de U. Se construye conforme a la tabla 1.8 resolviendo la ecuaciones #5 y #6 para 206 Pb/ 238 U y 207 Pb/ 235 U para diferentes tiempos t. Muestras sin pérdida de Pb (o ganancia de U) se encuentran encima de la concordia (caso excepcional con el método U-Pb convencional). Muestras que sufrieron estos fenómenos forman una línea recta (discordia) la cual tiene dos intersecciones con la concordia. Tomado de Faure (2001)

23 Discordia = pérdida de 206 Pb y 207 Pb Concordia diagram illustrating the Pb isotopic development of a 3.5 Ga old rock with a single episode of Pb loss. After Faure (1986). Principles of Isotope Geology. 2nd, ed. John Wiley & Sons. New York.

24 Influencia del contenido de U, tamaño y susceptibilidad magnética en el grado de discordancia.

25 Diagrama de concordia que muestra 4 poblaciones de zircones de un solo plutón. Se muestran las edades de U/Pb y Pb/Pb.

26 Gráfica de concordia que muestra zircones que cristalizaron a 4.0 Ga y perdieron U durante un evento metamórfico a 3.0 Ga

27 Diagrama con varias discordias de zircones de metasedimentos de Sri Lanka.

28 Diagramas concordia mostrando análisis de Pb-U en diferentes poblaciones de zircones de los gneisses Acasta, Canadá (3.96 Ga).

29 Diagrama de concordia Tera-Wasserburg Otra opción para presentar datos isotópicos de U-Pb es el diagrama de Tera- Wasserburg (1972) que sirve bien para muestras mesozoicas o mas jovenes debido a la mejor definición de la intersección discordia/concordia inferior. También tiene la ventaja que no se requieren los valores iniciales 206 Pb/ 204 Pb y 207 Pb/ 204 Pb.

30 Ejemplos: Geología del Macizo de Chiapas

31 Migmatita Bt 234±5Ma Granito Bt 215±5 Ma 0 10km 20km P8 Granodiorita Bt-244 6Ma P7 Migmatita Bt Ma P10 Anfibolita Bt-217 5Ma Edades de Biotitas Rb -Sr Rocas metamórficas del Paleozoico Edades de biotita Rb-Sr

32 Diagramas de discordia para zircones de una muestra meta- granítica de Chiapas Errores en ± 2σ Si se eliminan las fracciones con alta desviación de la discordia, el error de la edad de la intersección inferior se disminuye.

33 Zircón (U-Pb) Esfena (U-Pb) Hornblenda (K-Ar) Muscovita (Rb-Sr) Muscovita (K-Ar) Biotita (Rb-Sr) Biotita (K-Ar) Apatito (traza de fisión) Temperaturas de cierre de algunos minerales y sus sistemas isotópicos vs. edad de una sienita en Escocia. Las edades minerales definen la curva de enfriamiento del plutón.

34 2. Fechamientos U-Pb con zircones sencillos

35 Fechamientos de zircones (y otros minerales) por el método U-Pb convencional requieren procesos geoquímicos complejos para la separación de estos elementos. Existió la necesidad de determinar edades in situ, en especial para zircones complejos (núcleos heredados) o para zircones detríticos en sedimentos y paragneis. > LA (MC) ICPMS (laser ablation (multi collector) inductively coupled plasma mass spectrometry) inductively coupled plasma mass spectrometry) > SHRIMP (sensitive high resulution ion micro probe)

36 Laser vs. SHRIMP Profundidad y tamaño del spot SHRIMP vs. TIMS Precisión

37 Ejemplos: Zircones de granitos de la Costa pacífica de México Ducea et al., GSA Bull., 2004

38

39

40 Gehrels et al., G3, 2008 Se usan zircones estándares medidos por TIMS para calibrar fechamientos por LA-(MC)-ICPMS Espectro de edades de un zircón zonado obtenido por LA-MC-ICPMS

41 Zircones de diferentes unidades del Macizo de Chiapas Ortogneis migmatítico Paragneis anatexita Paraanfibolita anatéctica Weber et al., Int. J. Earth Sci., 2007

42 Weber et al. (2007) SHRIMP ages

43 Weber et al. (2007)

44 Zircones de la Fm. Santa Rosa Inferior del Bloque Maya

45 LA-MC-ICPMS ages

46 3. Serie de desequilibrio de Uranio y Th Bibliografía: IVANOVICH & HARMON: U-Series disequilibrium: applications to earth, marine, and environmental sciences. Clarendon Press, Oxford, UK, 1992, 910 pp. Bases: 238 U, 235 U y 232 Th son radiactivos y decaen en una serie de decaimientos ( 8, 7, y 6 alfas, respectivamente) a isótopos estables de Pb. Normalmente la serie de decaimiento es un sistema cerrado y hay equilibrio en la cadena de los decaimientos método U-Th-Pb en la geocronología. Sin embargo, a veces existen perturbaciones del equilibrio causados por el fraccionamiento geoquímico que pueden producir un desequilibrio en la serie de decaimiento de U y Th. Determinando después de estos procesos la tasa de recuperación del equilibrio, sirve para fechar el momento de la perturbación del sistema.

47 Rango de aplicación: ca. 10,000 a - 500,000 a (método en la geocronología cuaternaria) Se requiere material con uranio y/o torio (min. 0.1 ppm U) Perturbación del estado de equilibrio en el sistema de decaimiento U-Th-Pb puede tener diferentes razones: -intemperismo, disolución(procesos químicos) -adsorción(procesos físicos) -precipitación (de carbonatos)(procesos biológicos) -fraccionam. durante fusíón parcial (rocas volcánicas)(procesos geológicos) Consecuencia: Adición o extracción de isótopos padres o hijos.

48 234 U 230 Th(T 1/2 =245 ka) 230 Th 226 Ra(T 1/2 =75.4 ka) 238 U 206 Pb 226 Ra 222 Rn(T 1/2 =1.6 ka) 210 Pb 210 Bi(T 1/2 =22 a)

49 231 Pa 227 Ac (T 1/2 = ka) 235 U 207 Pb 227 Ac 223 Fr (T 1/2 = 22 a)

50 232 Th 208 Pb

51 Actividad (Isótopo padre; hijo) = dN/dt si hay equilibrio A(P,H) = 1 si hay desequilibrio A(P,H) = 1 Después de una perturbación se establece otra vez el equilibrio. El tiempo para alcanzar el equilibrio depende de T 1/2 del sistema. Dos grupos de métodos: 1. H/M < 1 déficit del isótopo hijo (p.ej. 230 Th/ 234 U) 2. H/M > 1 exceso del isótopo hijo (p.ej. 210 Pb; 231 Pa excess)

52 Aplicaciones -Sedimentos marinos -Corales -Fosforitas marinos -Concreciones de carbonatos -Carbonatos lacustres -Carbonatos secundarios (caliche) -Conchas -Huesos y Dientes -Turba -Pigmentos de Pb y aleaciones -Rocas volcánicas

53 4. El método Pb común Aplicable para muestras sin uranio (p.ej. galena (PbS), pirita, feldespato potásico, plagioclasa) Fechamientos de galena por Pb común son importantes para la exploración minera. Como estos minerales (casi) no contienen uranio ni torio, sus composiciones isotópicas de Pb no se cambiaron desde el tiempo de su formación hasta hoy. La isotopía de Pb en estos minerales refleja una mezcla de Pb primordial con Pb radiogénico producido por U y Th en el reservorio donde se formó el mineral.

54 El modelo Holmes-Houtermann (1946) para la evolución del Pb (single stage) μ = 238 U/ 204 Pb Valores para el Pb primordial (Troilita Canyon Diablo): 206 Pb/ 204 Pb = (α 0 ) 207 Pb/ 204 Pb = (β 0 ) (Tatsumoto et al. (1973) existen otros valores

55 Cálculo de la pendiente m en el diagrama Holmes-Houtermann: 207 Pb/ 204 Pb Muestra – 207 Pb/ 204 Pb inicial 1 e λ 235 T – e λ 235 t 206 Pb/ 204 Pb Muestra – 206 Pb/ 204 Pb inicial e λ238T – e λ238t m == [] T = edad de la tierra = 4.55 x 10 9 a; t = edad de la muestra (desconocida) 206 Pb/ 204 Pb M – 206 Pb/ 204 Pb i e λ 238 T – e λ 238 t μ =

56 Frecuentemente las edades calculadas por el método de Holmes-Houtermann salen (mucho) mas jóvenes que la realidad. Por estas razones, Stacey & Kramers (1975) introdujeron un modelo de dos etapas, donde el Pb tiene una evolución uniforme entre 4.55 Ga y 3.7 Ga. A partir de esta fecha, que corresponde a un evento importante de la separación de la corteza terrestre del manto, las relaciones isotópicas de Pb crecieron por el decaimiento de U y Th.

57 Modelo two-stage de Stacey-Kramers de la evolución de Pb

58 5. Método de Pb-α (Larsen, 1947) (Larsen, 1947) Método muy sencillo para determinar edades de zircones y otros minerales enriquecidos en U (y Th) sin usar un espectrómetro de masas. Determinación de las concentraciones de U y Th con espectrometría alfa y de Pb con espectrometría de emisión. Sin embargo, el método asume que TODO el Pb es de orígen radiogénico, lo cual muy raramente es el caso. Las edades Pb-α se calculan conforme a la siguiente ecuación: Pb 238 U U Th (mg/h) (ppm) (ppm) t = f 1 t = f 1 f 1 = constante en función a la relación atómica U/Th

59 Como casi siempre hay también Pb común en las muestras, las edades Pb-α frecuentemente no corresponden al evento geológico a fechar. Por estas razones el método se considera obsoleto. Existen muchas aplicaciones de este método en México durante los años 60.

60 6. La isotopía de Pb como herramienta para resolver problemas petrogenéticos

61

62 Diferentes fuentes magmáticas para basaltos oceánicos: DM = manto empobrecido (Depleted Mantle); fuente para N-MORB BSE = Bulk Silicate Earth (manto condrítico, no diferenciado) PREMA = (PREvalent MAntle); rango isotópico limitado, común en rocas volcánicas oceánicas; dentro del arreglo del manto; mezcla DM y otra(s) fuente(s) EM I = (Enriched Mantle): 87 Sr/ 86 Sr relativamente bajo EM II = (Enriched Mantle): 87 Sr/ 86 Sr mas alto; Nd en ambos fuentes casi igual, alta concentración de Pb y edad; típica corteza continental y sus sedimentos HIMU = High μ Mantle ( 238 U/ 204 Pb), alto 206 Pb/ 204 Pb > fuente con alta concen- tración de Pb; pero 87 Sr/ 86 Sr bajo > ningún enriquecimiento de Rb; - edad > 1 Ga - corteza oceánica subducida y reciclada (+ contaminación por el agua del mar) - localmente pérdida de Pb del manto al núcleo - pérdida de Pb por fluidos metasomáticos

63

64 After Wilson (1989) Igneous Petrogenesis. Kluwer. Petrogénesis con isótopos de Pb

65

66

67

68 Datos isotópicos de Sr, Nd y Pb de los volcanes Popocatépetl, Nevado de Toluca y Pico de Orizaba.

69 Pb es escaso en el manto F Fundidos del manto susceptibles a contaminación F U, Pb, y Th se concentran en la corteza continental F 204 Pb es no-radiogénico, 208 Pb/ 204 Pb, 207 Pb/ 204 Pb, y 206 Pb/ 204 Pb aumentan con el decaimiento de U y Th F La corteza oceánica tiene contenido elevado de U y Th (comparado con el manto) así como los sedimentos derivados de la corteza F Pb es una medida sensible a los componentes de origen cortical (incluyendo sedimento) en sistemas isotópicos del manto F 93.7% del U natural es 238 U, por tanto, 206 Pb/ 204 Pb será el par isotópico más sensible para indicar una componente cortical

70 Minerales enriquecidos en U

71

72

73

74

75


Descargar ppt "El Método U-Th-Pb. Existen varios sub-métodos: 1. U-Pb convencional (para minerales con alto contenido de U y/o Th, usando TIMS* y diferentes fracciones."

Presentaciones similares


Anuncios Google