1. El método U-Pb convencional

Material a fechar con el sistema U-(Th)-Pb Aplicable a rocas que contienen minerales con altas concentraciones de U y Th y poco Pb. 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). Estas fases tienen sitios estructurales adecuados para alojar uranio y torio, así como otros elementos incompatibles. Las rocas ígneas o metamórficas de composición granítica son las más adecuadas.

Material a fechar con el sistema U,Th-Pb 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. Distintas generaciones de zircones (reconocidas por sus morfologías, color, magnetismo, inclusiones) dan edades diferentes aún en las mismas unidades de roca. Fases adoptadas de eventos más tempranos, complican la interpretación de estas edades.

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, 459-471. Also Geol. Soc. Amer. Spec. Paper, 272, 459-471.

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

Clasificación tipológica de zircones de Pupin.

El diagrama de concordia (Wetherill, 1956) Concordia = co-evolución simultánea de 206Pb* y 207Pb* via: 238U  234U  206Pb * 206Pb* = 238U(el238t -1) eq 5 235U  207Pb * 207Pb* = 235U(el235t -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.

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 206Pb/238U y 207Pb/235U 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)

Discordia = pérdida de 206Pb y 207Pb 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.

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

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

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

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

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

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 206Pb/204Pb y 207Pb/204Pb.

Ejemplos: Geología del Macizo de Chiapas

Edades de biotita Rb-Sr Rocas metamórficas del Paleozoico Edades de biotita Rb-Sr Edades de Biotitas Rb -Sr  Granodiorita Bt-2446Ma  P8  Migmatita Bt 234±5Ma 0 10km 20km Migmatita Bt- 2276Ma P7  Granito Bt 215±5 Ma Anfibolita Bt-2175Ma P10 

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. Diagramas de discordia para zircones de una muestra meta-granítica de Chiapas

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.

2. Fechamientos U-Pb con zircones sencillos

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) > SHRIMP (sensitive high resulution ion micro probe)

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

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

Ducea et al., GSA Bull., 2004

Ducea et al., GSA Bull., 2004

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 Gehrels et al., G3, 2008

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

SHRIMP ages Weber et al. (2007)

Weber et al. (2007)

Zircones de la Fm. Santa Rosa Inferior del Bloque Maya

LA-MC-ICPMS ages

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: 238U, 235U y 232Th 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.

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.

238U 206Pb 230Th(T1/2=245 ka) 234U 230Th 226Ra(T1/2=75.4 ka) 226Ra 222Rn(T1/2=1.6 ka) 210Pb 210Bi(T1/2=22 a)

235U 207Pb 231Pa 227Ac (T1/2= 3.25-3.43 ka) 227Ac 223Fr (T1/2= 22 a)

232Th 208Pb

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 T1/2 del sistema. Dos grupos de métodos: 1. H/M < 1 déficit del isótopo hijo (p.ej. 230Th/234U) 2. H/M > 1 exceso del isótopo hijo (p.ej. 210Pb; 231Pa excess)

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

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.

El modelo Holmes-Houtermann (1946) para la evolución del Pb (single stage) μ = 238U/204Pb Valores para el Pb primordial (Troilita Canyon Diablo): 206Pb/204Pb = 9.307 (α0) 207Pb/204Pb = 10.294 (β0) (Tatsumoto et al. (1973) existen otros valores

[ ] Cálculo de la pendiente m en el diagrama Holmes-Houtermann: 207Pb/204PbMuestra – 207Pb/204Pbinicial 1 eλ235T – eλ235t 206Pb/204PbMuestra – 206Pb/204Pbinicial 137.88 eλ238T – eλ238t [ ] m = = T = edad de la tierra = 4.55 x 109 a; t = edad de la muestra (desconocida) 206Pb/204PbM – 206Pb/204Pbi μ = eλ238T – eλ238t

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.

Modelo “two-stage” de Stacey-Kramers de la evolución de Pb

5. Método de Pb-α Pb 238U + 235 U + 232Th (mg/h) (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 (ppm) t = f1 238U + 235 U + 232Th (mg/h) f1 = constante en función a la relación atómica U/Th

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.

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

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): 87Sr/86Sr relativamente bajo EM II = (Enriched Mantle): 87Sr/86Sr mas alto; Nd en ambos fuentes casi igual, alta concentración de Pb y edad; típica corteza continental y sus sedimentos HIMU = High μ Mantle (238U/204Pb), alto 206Pb/204Pb > fuente con alta concen- tración de Pb; pero 87Sr/86Sr 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

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

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

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

Minerales enriquecidos en U