El interior de la Tierra

sismología sismología experiencias en laboratorio a alta P y T experiencias en laboratorio a alta P y T Estudio de los meteoritos Estudio de los meteoritos Modelos computacionales Modelos computacionales estudio de los magmas estudio de los magmas Estudios gravimétricos y magnéticos Estudios gravimétricos y magnéticos sismología sismología experiencias en laboratorio a alta P y T experiencias en laboratorio a alta P y T Estudio de los meteoritos Estudio de los meteoritos Modelos computacionales Modelos computacionales estudio de los magmas estudio de los magmas Estudios gravimétricos y magnéticos Estudios gravimétricos y magnéticos Formación de la Tierra Formación de la Tierra Origen de los volcanes Origen de los volcanes Tectónica de placas Tectónica de placas Formación de la Tierra Formación de la Tierra Origen de los volcanes Origen de los volcanes Tectónica de placas Tectónica de placas Fuentes de información

ocurre un sismo (falla) la onda sísmica viaja a través de la Tierra permite obtener información de las zonas que atraviesa ocurre un sismo (falla) la onda sísmica viaja a través de la Tierra permite obtener información de las zonas que atraviesa

Naturaleza de las ondas sísmicas Naturaleza de las ondas sísmicas è depende de las propiedades de los materiales è es mayor en los materiales más rígidos èAumenta con la profundidad (debido a la mayor presión) Velocidad e la onda sísmica: Ondas P : è compresionales (más rápidas) è el material vibra hacia adelante y atras S waves: è ondas de cizalla (shear waves) más lentasque las P è vibración transversal a la dirección de propagación

Transmisión de ondas P y S a través de un sólido

Comportamiento de las ondas sísmicas La velocidad de propagación depende de la elasticidad y densidad del material Dentro de una capa la velocidad aumenta con la profundidad al aumentar la presión y el material volverse más compacto y elástico forming a more compact elastic material Las ondas compresionales (P) se transmiten por los sólidos y los líquidos.

Comportamiento de las ondas sísmicas En todos los materiales las ondas P viajan más rápido que las S Las ondas S, de cizalla (Shear waves) no pueden viajar por los líquidos Cuando las ondas pasan de un material a otro se refractan

Naturaleza de las ondas sísmicas Naturaleza de las ondas sísmicas è se refractan cuando atraviesan el límite entre dos materiales distintos

reflecciónrefracción

Naturaleza de las ondas sísmicas Naturaleza de las ondas sísmicas è las trayectorias se curvan en profundidad è mayor presíon = mayor velocidad

F Capas composicionales F Capas mecánicas corteza 3-70 km manto -> 2900 km profundidad núcleo km prof: litósfera rígida km astenósfera dúctil, km capa profundidad

F corteza F manto F núcleo Límites entre capas

F La corteza Espesor ~ 30 km (continentes) 3-15 km (océanos) Composición similar a granodiorita (continentes) predominantemente basalto (océanos)

F El Moho Límite entre la corteza y el manto Descubierto en 1909 por Andrija Mohorovicic

F El Manto Más de 82% de la volumen de la Tierra Manto superior km Manto inferior km region D km manto D D Manto superior Manto inferior 400 & 670 km transiciones de fase

F El límite núcleo - manto Límite entre el manto y el núcleo Descubierto en 1914 por Beno Gutenberg mantle core Core-mantleboundary

El núcleo fue descubierto por la zona de sombra Ondas S zona de sombra

Ondas P zona de sombra

F El núcleo interno Límite entre el núcleo externo líquido y el núckeo interno sólido Descubierto en 1936 por Inge Lehman mantle core Inner core

F El núcleo interno Lehman descubrió la reflección de las ondas sísmicas

Material frío baja Material caliente sube Convección en el manto

Int.-C.14 W. W. Norton

Minerales

Que es un mineral? Cómo diferenciamos un mineral de un pedazo de madera o un ser vivo ? Que es una roca?

Minerales Que es un mineral? –Ocurrencia natural (no artificial) –Inorgánico (no parte o producto de un organismo vivo ) –Solido y con una estructura y composición química definidas

Minerales vs. Rocas Hay aproximadamente 4000 minerales conocidos pero menos de 100 son frecuentes Las Rocas son agregados (mezclas) de minerales. Por lo que los minerales son las unidades que componen las rocasagregados Cómo se juntan los minerales para formar una roca?

Composición y estructura de los minerales

Combinando elementos para formar minerales –Como las rocas son agregados de minerales los minerales conservan sus propiedades en las rocas. –Es posible que dos minerales tengan la misma composición –Si!

Propiedades de los minerales Muchas propiedades permiten reconocer a los minerales –Forma cristalina, brillo, color –Raya, clivaje, dureza –Fractura, peso específico –Gusto, Olor

Minerales formadores de rocas Los minerales formadores de rocas más comunes están formados por estos 8 elementos –Oxygeno (O), Silicio (Si), –Aluminio (Al), Calcio (Ca), Sodio (Na), Potasio (K), –Hierro (Fe), and Magnesio (Mg)

Composición de la Corteza Los elementos químicos más abundantes en la corteza son: – Oxygeno (46.6% en peso) –Silicio (27.7% en peso) Corteza

Silicatos Los silicatos, minerales formados por tetraedros silicio oxígeno son los principales formadores de rocas. Los silicatos se agrupan en Clases segun como se agrupen los tetraédros Si-O

Grupos de Silicatos Olivino – tetraédros independientes (Mg, Fe)Olivino Grupo de los piroxenos – tetraédros en cadenas (Mg, Fe) Grupo de los Anfíboles - tetraédros en cadenas dobles (Mg, Fe, Ca)GrupoAnfíboles Micas - tetraédros en hojas –Dos tipos comunes de micas: Biotita (oscura) (K, Mg, Fe, Al), Muscovita (clara) (K, Al)

Grupos de Silicatos Feldespatos – Redes tridimensionales de tetraédros –Dos tipos comunes de feldespatos: Ortoclasa (K, Al) Plagioclasa (Ca, Na) Cuarzo – red tridimensional de tetraédros (SiO 2 )

Color de los minerales A menudo controlado por elementos cromóforos (Fe, Mn, Cr, Ti, etc ).

No - silicatos Principales grupos: –Oxidos (FeO 2 ), Sulfuros (PbS), Sulfatos (CaSO 4 ), –Haluros, –Elementos "Nativos" (oro), –Carbonatos (calcita, CaCO 3 )

Una roca es un agregado de minerales CuarzoAnfibolFeldespato

Tetraédro silicio – oxígeno (SiO 4 )

Arreglo de los tetraédros Cadena simpleCadena dobleHojas PyroxenoAnfíbolMica

Escala de dureza de Mohs 10. Diamante4. Fluorita 9.Corindón3. Calcita 8.Topacio2. Yeso 7. Cuarzo1. Talco 6. Ortoclasa 5. Apatito

Minerales y Rocas

Definiciones mineral - (1) Un compuesto o elemento natural Que tiene una estructura interna ordenada, una composición química definida, Estructura y propiedades definidas (2) Un sólido natural que posee una composición química definida. (estructura sólida – estructura cristalina) roca -Los agregados de cristales de uno o más tipos De minerales que conforman las unidades que componen la corteza terrestre

Composición química de la Tierra

Silicatos El tetraédro Silicio-Oxygeno

Los minerales pueden identificarse por: Color Dureza Densidad Forma cristalina Clivaje

Silicatos

Cuarzo

Feldespato Ortoclasa

Mica Muscovita

Hornblenda

Olivino

El Ciclo de las Rocas

Rocas Igneas Definiciones magma - Masa parcialmente fundida y móvil producida por la fusión (generalmente parcial) de materiales preexistentes en el manto o la corteza inferior por efecto del calor interno de laTierra La fusión conlleva a un aumento de voluen que determina el ascenxo de los magmas lava-magma que accede a la superficie de laTierra igneous-de fuego plutonic-solidificado en profundidad

Derrame de lava. Al enfriarse genera una roca volcánica

Lava AA avanzando sobre lava Paehohe más vieja (dos tipos de lava basáltica)

Gabbro Pórfido riolítico Andesita Grano grueso Porfírica Afanítica Texturas de rocas igneas

Obsidiana (Vidrio basaltico)

Características de las Rocas Igneas

Granito y Riolita

Basalto Basalto en lámina delgada

Basalto a partir de peridotita por fusión parcial

Andesita a partir de basalto por Crystalización Fraccionada

Rocas Igneas Serie de Reacción de Bowen basalt granite rhyolite diorite andesite gabbro Intrusive Extrusive

Rocas Sedimentarias Definiciones deposición – deposito de fragmentos de rocas/minerales por parte de cualquier agente de transporte deposito – Material acumulado por agentes de transporte como Agua, viento, hielo, etc. Ambiente deposicional – lugar en el cual la deposición ocurre

La Meteorización de un Granito a un sedimento

Granodiorita meteorizada

Rocas sedimentarias Tamaño de grano: La escala Udden-Wentworth

Rocas seimentarias Siliciclasticas conglomerado arenisca siltito brecha grauvackae lutita

Rocas Sedimentarias Carbonatos y evaporitas Carbonatos Evaporitas

Rocas sedimentarias Químicas Carbonatos Bioclastic Limestones chalk coquina Calizas coralinas limestone Calizas inorgánica oolitic limestone travertine tufa Evaporitas anhydrite yeso sal coquina chalk Caliza oolitica anhydrita CaSO 4 sal NaCl

Ooides en caliza oolitica

Nodulos de Chert caliza

Rocas Metamórficas Lecture 8 II.C.i.b No metamorfizado -granito Metamorfizado -Gneiss

Rocas metamórficas Metamorfismo progresivo

Cuarcita

Marmol

Meteorización y Suelos

El ciclo de las rocas

Meteorización Transformación de una roca por procesos superficiales Meteorización física Impactos Acuñado: Hielo, Raices de plantas, cristales de sales, Expansión de arcillas Meteorización química Hidaratación e hidrolisis Oxidación Disolución y Lavado Acción biológica

Tasas de meteorización

Meteorización y erosión diferencial

Superficie especifica y meteorización

Efectos superficie-volumen

Meteorización esferoidal

Meteorización y disyunción esferoidal

Factores que determinan el tipo de suelo Clima Vegetación Drenaje Tiempo Material madre –Residual - Transportado

Formación del suelo Suelos jovenes Gran influencia del material parental Suelos maduros Mayor influencia de clima, drenaje y vegetación

Procesos de formación de suelos Lavado K, Mg, Na Ca Si Al, Fe Acumulación Al, Fe en Climas húmedos Ca en Climas áridos

Horizontes y perfil del suelo Horizontes del suelo Capas del suelo No deposicionales, pero zonas de diferenciación Perfil de suelo Arreglo de capas (horizonte en el suelo de un lugar)

Principales horizontes del suelo O - Organico (Humus) a menudo ausente A – Lavado –K, Mg, Na, remoción de arcilla E – Zona lavada - Presente solo en ciertos suelos B – Acumulación –Ausente en suelos jovenes –Desarrollado en suelos maduros –Al, Fe, arcilla (humedo) –Si, Ca árido) C – Material parental

Limites de formación del suelo Balance entre: Descenso del nivel de la superficie Migración hacia abajo de los horizontes del suelo Si la erosión es rápida o la evolución del suelo es lenta el suelo puede nunca legar a un estadio maduro Los suelos muy ancianos pueden haber perdido todo lo móvil

La 7ma Aproximación" Grado de meteorización y desarrollo del B PequeñoLigeroModeradoGrandeExtremo EntisolsAridisols InceptisolsAlfisols SpodosolsUltisols MollisolsOxisols Suelos definidos por un constituyente especial AndisolsCeniza Volcanica HistosolsMateria Organica VertisolsArcillas suelos automezclantes GelisolsSuelos en Permafrost

Perfil de suelo típico (Spodosol)

Geocronología Dataciones

Bioestratigrafía Uso de isótopos radioactivos Paleomagnetismo

Métodos de datación absoluta Todos los métodos de datación absoluta se basan en elementos radioactivos, que se descomponen a un ritmo regular. Funcionan como un reloj; si se sabe la cantidad inicial y final se puede conocer el tiempo transcurrido. Para datar hay que medir cantidades muy pequeñas de los isótopos (variedades) radioactivos de diferentes elementos. También es necesario que algún acontecimiento ponga en marcha el reloj; es decir, fije la cantidad inicial del isótopo.

Métodos relativos y absolutos Con las técnicas disponibles en la época, los geólogos del siglo XIX sólo podían componer una escala de tiempo relativa. Así, la edad de la Tierra y la duración de las unidades de esta escala permanecieron desconocidas hasta principios del siglo XX. Poco después del descubrimiento de la radiactividad, se desarrollaron los métodos radiométricos de datación. Con ellos, se pudo calibrar la escala relativa de tiempo geológico creando una absoluta

Datación relativa La escala relativa se confeccionó aplicando los principios de la estratigrafía. Uno de ellos es la ley de la superposición que establece que, en una sucesión no perturbada de estratos, las capas más jóvenes yacen sobre las más antiguas.

Datación absoluta Dendrocronología : – Se basa en la cantidad, la extensión y la densidad de los anillos anuales de crecimiento de árboles longevos, lo que permite a los dendrocronólogos datar con precisión eventos y estados climáticos de los últimos o años. –Análisis de varvas

Datación absoluta Datación radiométrica – Las técnicas radiométricas se desarrollaron después del descubrimiento de la radiactividad en Los ritmos regulares de desintegración de los elementos radiactivos inestables resultaron ser relojes virtuales en el interior de las rocas terrestres.

Teoría básica Los elementos radiactivos, como el uranio (U) y el torio (Th), se desintegran de forma espontánea formando distintos isótopos del mismo elemento (los isótopos son átomos de cualquier elemento que difieren con respecto a él en su masa, pero que poseen sus mismas propiedades químicas y ópticas). Esta desintegración se acompaña de la emisión de radiación o partículas (rayos alfa, beta o gamma) desde el núcleo

Decaimiento radioactivo - dN / dt ~ N -dN / dt = - N donde es la constante de desintegración. Por integración da : N = N 0 e - t Vida media: tiempo luego del cual queda solo la mitad del elemento radioactivo So: N = 0.5 N 0, por lo tanto: T half = ln 2 / = / N 0 = N + D, N = (N + D) e - t or, D = N (e t - 1) t = 1 / ln (1 + D/N)

Geocronómetros Sistema isótopo radioactivo isótopo hijo constante de desintegrac. Sm-Nd 147 Sm 143 Nd yr -1 Rb-Sr 87 Rb 87 Sr yr -1 U-Pb 235 U 207 Pb yr U 207 Pb yr -1 K-Ar 40 K 40 Ar yr -1

Geocronómetros Decaimiento simple Sm-Nd 143 Nd = 147 Sm (e t –1) Rb-Sr 87 Sr = 87 Rb (e t –1) Dos isótopos radioactivos U-Pb 207 Pb = 235 U (e t –1) 206 Pb = 238 U (e t –1) Un isótopo radioactivo, dos isótopos radiogénicos hijos K-Ar 40 Ar = 40 K (e t –1) e + e /

Técnicas Rb – Sr and Sm – Nd Método de la Isócrona : D/S = (D/S) i + P/S (e t –1) Recta: A = B + X.C Sm-Nd 143 Nd = 147 Sm (e t –1) Rb-Sr 87 Sr = 87 Rb (e t –1) Sm-Nd: 143 Nd/ 144 Nd = ( 143 Nd/ 144 Nd) i Sm / 144 Nd (e t –1) Rb-Sr: 87 Sr/ 86 Sr = ( 87 Sr / 86 Sr) i + 87 Rb / 86 Sr (e t –1)

Técnica U-Pb Es una técnica geocronológica con una constante de desintegración conocida con muy buena exactitud Puede ser aplicada a minerales magmáticos y metamórficos como zircon, monazita, xenotima y esfeno (titanita) que son resistentes frente a la alteración

Datación U/Pb 206 Pb = 206 Pb i U (e t – 1) 207 Pb = 207 Pb i U (e t – 1) Series de desintegración: 235 U 7, Pb 238 U 8, Pb

Datación U/Pb 206 Pb* / 238 U = (e t – 1) 207 Pb* / 235 U = (e t – 1) Por que 235 U/ 238 U = 1 / Pb* / 206 Pb* = 235 U/ 238 U * (e t – 1) / (e t – 1)

Diagrama de Concordia Los resultados concordantes indican comportamiento cerrado del sistema edad 207 Pb/ 206 Pb es señalada

Diagrama de Concordia Los resulatdos concordantes indican comportamiento cerrado del sistema La Monazita muestra cierto exceso de plomo

= dn/dt. A Y / (f N 0 ) dn / dt: measured activity (dps/gK) A: atomic weight natural K f: adundance of 40 K ( ) N 0 : Avogadros number, atoms/mole Y: average solar year in sec. two daughter isotopes: 40 Ca and 40 Ar activity of 40 K (d/dt) ec5.0 (d / sec per gram K) Decaimiento dual del 40 K

s 40 K per annum e e' total t half annum = dn/dt. A Y / (f N 0 ) dn / dt: measured activity (dps/gK) A: atomic weight natural K f: adundance of 40 K ( ) N 0 : Avogadros number, atoms/mole Y: average solar year in sec. Decaimiento dual del 40 K

Ecuación de edad para el decaimiento dual de 40 K 40 Ar* + 40 Ca = 40 K (e t – 1) 40 Ar* = e + e / 40 K (e t – 1) and 40 Ca* = / 40 K (e t – 1) t = 1/ ln ( 40 Ar*/ 40 K. /( e + e ) + 1 )

Datación 40 Ar/ 39 Ar : Activación neutrónica antes de la medida, usando un reactor nuclear 2 < n < 7 MeV neutrons 39 K + n 39 Ar + p c[ 39 Ar] = f ( c[ 39 K]) Por que 40 K/ 39 K = C en materiales del sistema solar, c[ 39 Ar] = f (c[ 40 K])

La ecuación de edad modificada para la datación 40 Ar/ 39 Ar t = 1 / ln ( 40 Ar*/ 40 K. /( e + e ) + 1) 40 Ar* = e + e /. 40 K (e t – 1) 39 Ar = 39 K. T. d donde T : duración de la irradiación nutrónica : flujo de neutrones como funcion del flujo de energía : sección, i.e. una medida de la habilidad del núcleo para interactuar como función de la energía del neutrón

Ecuación de edad modificada para datación 40 Ar/ 39 Ar 40 Ar*/ 39 Ar = 40 K/ 39 K. e + e / 1 T. ( e t – 1 )/ d Define un parámetro de irradiación J: J = 39 K/ 40 K. e + e. T. d 39 K/ 40 K = constante e + e = constante T. d pue ser elegido por el operador 40 Ar*/ 39 Ar = (e t – 1) / J t = 1/ ln ( 40 Ar*/ 39 Ar. J + 1)

Ecuación de edad modificada para datación 40 Ar/ 39 Ar La forma más fácil de cuantificar J es asumir que J sample = J standard J = (e t – 1) / ( 40 Ar*/ 39 Ar) standard Donde t = es la edad del standard. La mayor parte de la investigación reciente se ocupa de la precisión de los estándares y la exactitud de

Ventajas de la datación 40 Ar/ 39 Ar : No hay división de la muestra, por lo tanto mayor exactitud. La edad de la información se obtiene directamente de la relación 40 Ar/ 39 Ar, por lo quela precisión anal´pitica es mayor. Menores cantidades: 1) datación de cristal único, y 2) datación por spot fusion El calentamiento incremental permite porbar el supuesto de sistema cerrado.

Desventajas de la datación 40 Ar/ 39 Ar : Las muestras son radioactivas. El laboratorio necesita una licencia para manejar y almacenar este tipo de material. La activación neutronica es no-selectiva. Interferencia de los isótopos de argon derivados de otros nuclideos, i.e. 40 Ca and 42 Ca, 40 K, 35 Cl y 37 Cl.

Estándares para datación K-Ar Los estándares comunmente usados son minerales ricos en K, que tienen contenidos reproducibles de K y 40 Ar, y relaciones 40 Ar*/ 40 Ar atmospheric favorables. Para datación K-Ar : biotita (GA1550, SB-3 FCT, Hdb-1) Hornblenda (MMHb-1, 3Gr, ). Para datación 40 Ar/ 39 Ar : sanidina (FC, TCR, DRA). La sanidina tiene alto punto de fusión y da un fundido viscoso, lo que la hace poco adecuada como estándar para datación K-Ar.

Estándares para datación K-Ar Determinación de K : Soluciones de concentración conocida en K. El error analítico es generalmente ~0.5 %. Determinación de Ar: paso 1. Medición precisa de un pequeño volumen de Ar y expansión en un reservorio de volumen conocido, conectado a una pipeta. De este modo conocemos la intensidad de haz de una cantidad conocida de argón. paso 2. Medida de la intensidad del haz del gas trazador (comunmente gas 38 Ar puro) contra la intensidad del 40 Ar del aire de la pipeta. step 3. Medida de la intensidad del haz de 40 Ar del mineral estándar contra la intensidad conocida del gas 38 Ar trazador.

Estándares para datación K-Ar Ahora tenemos un mineral con concentración de K conocida y de 40 Ar* conocida. A partir de esta información y la constante de desintegración podemos calcular la edad absoluta de el estándar primario K-Ar. El error analítico total en la edad del estándar se vuelve ca. 1%. El error intr{inseco total del método K-Ar es el error analítico en la determinación de la edad más el error en las abundancias naturales de 40 K (0.34%), y el valr medido de (0.02%). Entonces para un an{alisis K-Ar los errores asumidos usando los valores antes mencionados serán: Error =

Factores de corrección en 40 Ar/ 39 Ar 40 K + n 40 Ar + p 40 Ca + n 36 Ar + n 40 Ca + n 37 Ar + 37 Cl( = 35.1 días) 42 K + n 39 Ar + 39 K( = 269 a) 35 Cl + n 36 Cl 36 Ar( = 30,000 a) 37 Cl + n 38 Cl 38 Ar( = 37.3 min)

Facores de corrección en 40 Ar/ 39 Ar Las reacciones isotópicas que interfieran sonncuantificadas usando sales de edad cero: CaF 2 y K 2 SO 4.

Presentación de los datos e interpretación 1. Las constantes de desintegración deben ser conocidas y constantes en el tiempo En términos de tests geológicos: en sistemas perfectamente preservados las diferentes técnicas deberían dar resultados indistiguibles. La constancia de las tasas de desintegración está bien documentada. Dado que el decaimiento radioactivo es un proceso que ocurre en el núcleo, pocas fuerzas influencian. 2. El mineral fue un sistema cerrado respecto a K and Ar a lo largo del tiempo. Usando tecnicas de calentameinto incremental 40 Ar/ 39 Ar se puede tener un test interno para sistema cerrado/abierto usando espectros de edad e isocronas

Presentación de los datos e interpretación 3. El 40 Ar no estaba presente en el momento de la cristalización de la roca o mineral. Supuestos 2 y 3 no necesitan ser chequeados en cada projecto

Presentación de los datos e interpretación Análisis múltiples de una misma muestra son ploteados Fusions simples múltiples Experiencias de calentameinto incremental.

Presentación de los datos e interpretación Las relaciones 39 Ar/ 37 Ar contienen información sobre la rel. K/Ca de la meustra. Las relaciones 39 Ar/ 38 Ar contienen información sobre la rel. K/Cl de la meustra.

Presentación de los datos e interpretación El análisis de la Isocrona permite probar la consistencia de los datos y el supuesto de que todo el argón no radiogénico es moderno y atmosférico

Presentación de los datos e interpretación Otra forma de representar los datos de múltiples análisis es un ploteo probablístico.

Cierre isotópico % 39 Ar age Exceso de diffusion de 40 Ar en los cristales Diffusion de 40 Ar radiogénico desde los cristales Sin disturbar

Cierre isotópico Difusión desde una esfera sólida (Crank, 1975) : F = 1 – 6/ 2 1/n 2 exp (-Dn 2 2 t/a 2 ); (n = 1 ) Erquaciones análogas existen para otrasgeometrías

Cierre isotópico En un sistema en enfriamiento hay una transición de sistema abierto(los isótopos radiogenicos difunden hacia afuera) a cerrado (los isótopos radiogenicos se Acumulan) Definición: La Temperatura de cierre de un mineral es la temperatura del sistema a su edad aparente

Cierre isotópico Cierre isotópico (Dodson, 1973): T c = R / ( E ln (A t D o / a 2 ) ) -1 Donde: A es un factor geométrico apropiado para la difusión desde una esfera, un cilindro, o un cuerpo tabular. E es la energía de activación del proceso de difusión D o / a 2 es la tasa de difusión. t es una medida de latasa de enfriameinto del sistema : t = -R T 2 /(E dT/dt)

Cierre isotópico Cómo relacionar temperatura de cierre con p-T y exhumación Curva de enfriameinto Edad de enfriameinto Geoterma Curva de exhumación

Cierre isotópico Cómo relacionar temperatura de cierre con p-T y exhumación? Recordar que en un orógeno activo la geoterma puede estar disturbado

Cierre isotópico Mineralmétodo temperatura ( o C)método ZirconU-Pb >1000 PT GranateU-Pb 800PT AllanitaU-Pb 750PT MonazitaU-Pb 750PT GranateSm-Nd 600PT EsfenoU-Pb 600PT HornblendaK-Ar 550Dif MuscovitaRb-Sr 500PT MuscovitaK-Ar 420Dif BiotitaK-Ar 330Dif MicroclinaK-Ar Dif PT: intercalibrado de termobarometría Dif: calculado de la ecuación de temperatura de cierre

Cierre isotópico

14 C Las técnicas de datación con radiocarbono, desarrolladas en un primer momento por el químico estadounidense Willard Frank Libby y sus colaboradores de la Universidad de Chicago en 1947, suelen ser útiles para la datación en arqueología, antropología, oceanografía, edafología, climatología y geología reciente. Es el primer método radiométrico que se inventó se basa en el Carbono 14, pero sólo alcanza los años de antigüedad. Con otros elementos se pueden datar yacimientos más antiguos.