La datación radiométrica, datación radioactiva o datación por radioisótopos es una técnica utilizada para datar materiales como rocas, minerales y restos orgánicos (carbono), en los que se incorporaron de manera selectiva impurezas radiactivas cuando se formaron. El método se basa en la comparación de la abundancia de un radionucleido de ocurrencia natural dentro del material con la abundancia de sus productos de descomposición, que se forman a una tasa constante de desintegración conocida. El uso de la datación radiométrica fue publicado por primera vez en 1907 por el radioquímico estadounidense Bertram Boltwood (1870-1927) —a partir de una idea ya avanzado por el británico Ernest Rutherford en 1905— y ahora es la principal fuente de información sobre la edad absoluta de las rocas y otras características geológicas, incluida la edad de las formas de vida fosilizadas o la propia edad de la Tierra, y también se puede utilizar para datar una amplia gama de materiales naturales y artefactos antiguos. Geologic Time: Radiometric Time Scale". United States Geological Survey. Al permitir el establecimiento de escalas de tiempo geológicas, proporciona una importante fuente de información sobre las edades de los fósiles y las tasas deducidas de cambio evolutivo.
Junto con los principios estratigráficos, los métodos de datación radiométrica se utilizan en geocronología para establecer la escala temporal geológica.McRae, A. 1998. Radiometric Dating and the Geological Time Scale: Circular Reasoning or Reliable Tools? Radiometric Dating and the Geological Time Scale TalkOrigins Archive Entre las técnicas más conocidas están la datación potasio-argón, la datación uranio-plomo y la datación por radiocarbono (basada en la desintegración del isótopo carbono 14), comúnmente utilizada para la datación de restos orgánicos relativamente recientes, de hasta . (Otros dataciones posibles son K/Ar, U/Pb, Rb/Sr, Sm/Nd, etc.Los isótopos radiactivos y nuestro pasado)
Los diferentes métodos de datación radiométrica varían según sea la escala de tiempo en la que son precisos y de los materiales a los que se pueden aplicar. Fundamentos Desintegración radioactiva
miniatura|derecha|upright=1.35| Ejemplo de una cadena de desintegración radiactiva de plomo 212 (212Pb) a plomo 208 (208Pb). Cada nucleido padre se desintegra espontáneamente en un nucleido hijo (el producto de desintegración) a través de una desintegración α o de una desintegración β. El producto final de desintegración, plomo 208 (208Pb), es estable y ya no puede sufrir desintegración radiactiva espontánea.
Toda la materia ordinaria se compone de combinaciones de elementos químicos, cada uno con su propio número atómico, que indica el número de protones en el núcleo atómico. Además, los elementos pueden existir en diferentes isótopos, con cada isótopo de un elemento difiriendo en el número de neutrones en el núcleo. Un isótopo particular de un elemento particular se llama nucleido. Algunos nucleidos son inherentemente inestables. Es decir, en algún momento en el tiempo, un átomo de tal nucleido sufrirá un decaimiento radioactivo y se transformará espontáneamente en un nucleido diferente. Esta transformación se puede lograr de varias maneras diferentes, incluida la desintegración alfa (emisión de partículas alfa) y la desintegración beta (emisión de electrones, emisión de positrones o captura de electrones). Otra posibilidad es la fisión espontánea en dos o más nucleidos.
Si bien el momento en el que un núcleo particular se desintegra es impredecible, una colección de átomos de un nucleido radiactivo decae exponencialmente a una tasa descrita por un parámetro conocido como vida media, generalmente dada en unidades de años cuando se estudian las técnicas de datación. Después de que haya transcurrido una vida media, la mitad de los átomos del nucleido en cuestión se habrán desintegrado en un nucleido «hijo» o producto de desintegración. En muchos casos, el nucleido «hijo» en sí mismo es radioactivo, lo que resulta en una nueva cadena de desintegración, que finalmente termina con la formación de un nucleido «hijo» estable (no radioactivo); cada paso en tal cadena se caracteriza por una vida media distinta. En estos casos, generalmente la vida media de interés en la datación radiométrica es la más larga de la cadena, que es el factor limitante de la velocidad en la transformación final del nucleido radioactivo en su «hijo» estable. Los sistemas isotópicos que han sido explotados para la datación radiométrica tienen vidas medias que van desde solo unos 10 años (por ejemplo, tritio) hasta los más de 100 000 millones de años (por ejemplo, el samario 147).
Para la mayoría de los nucleidos radiactivos, la vida media depende únicamente de las propiedades nucleares y es esencialmente una constante. No se ve afectado por factores externos como la temperatura, la presión, el entorno químico o la presencia de un campo magnético o eléctrico.Johnson, B. 1993. How to Change Nuclear Decay Rates Usenet Physics FAQ Las únicas excepciones son los nucleidos que se descomponen por el proceso de captura de electrones, como el berilio 7, el estroncio 85 y el circonio 89, cuya tasa de decaimiento puede verse afectada por la densidad electrónica local. Para todos los demás nucleidos, la proporción del nucleido original en relación con sus productos de desintegración cambia de manera predecible a medida que el nucleido original decae con el tiempo. Esta previsibilidad permite que las abundancias relativas de los nucleidos relacionados se utilicen como un reloj para medir el tiempo desde la incorporación de los nucleidos originales en un material hasta el presente.
Precisión de la datación radiométrica
La ecuación básica de la datación radiométrica requiere que ni el nucleido «padre» ni el producto «hijo» puedan entrar o salir del material después de su formación. Los posibles efectos de confusión de la contaminación de los isótopos «padre» e «hijo» deben considerarse, al igual que los efectos de cualquier pérdida o ganancia de dichos isótopos desde que se creó la muestra. Por lo tanto, es esencial contar con la mayor cantidad de información posible sobre el material que se está datando y verificar posibles signos de alteración. La precisión se mejora si las mediciones se toman en múltiples muestras de diferentes ubicaciones del cuerpo de roca. Alternativamente, si se pueden datar varios minerales diferentes de la misma muestra y se supone que fueron formados por el mismo evento y que estaban en equilibrio con el yacimiento cuando se formaron, deberían formar una isócrona. Esto puede reducir el problema de la contaminación. En la datación uranio-plomo, se utiliza el diagrama de concordia que también disminuye el problema de la pérdida de nucleidos. Finalmente, la correlación entre los diferentes métodos de datación isotópica puede ser necesaria para confirmar la edad de una muestra. Por ejemplo, se determinó que la edad de los gneises de Amitsoq, en el oeste de Groenlandia, era de utilizando la datación plomo-uranio y de utilizando la datación de plomo-plomo, resultados que coinciden entre sí.
Una datación radiométrica precisa generalmente requiere que el «padre» tenga una vida media lo suficientemente larga como para que esté presente en cantidades significativas en el momento de la medición (excepto, como se describe a continuación, en la «Datación con radionucleidos extintos de vida corta»), que la vida media del «padre» se conozca con precisión y que se produzca suficiente cantidad del producto «hijo» para medirlo y distinguirlo de la cantidad inicial del «hijo» presente en el material. Los procedimientos utilizados para aislar y analizar los nucleidos «padre» e «hijo» deben ser precisos y seguros. Esto normalmente implica el uso de espectrometría de masas de relación isotópica.
La precisión de un método de datación depende en parte de la vida media del isótopo radioactivo involucrado. Por ejemplo, el carbono 14 tiene una vida media de . Después de que un organismo haya estado muerto desde hace , queda tan poco carbono 14 que no se puede establecer una datación precisa. Por otro lado, la concentración de carbono-14 cae tan abruptamente que la edad de los restos relativamente jóvenes se puede determinar con una precisión de unas pocas décadas.
Temperatura de cierre
Si un material que rechaza selectivamente el nucleido hijo se calienta, cualquier nucleido hijo que se haya acumulado a lo largo del tiempo se perderá por difusión, lo que pondrá a cero el reloj isotópico. La temperatura a la que sucede esto se conoce como temperatura de cierre o temperatura de bloqueo y es específica de cada material en particular y sistema isotópico. Estas temperaturas se determinan experimentalmente en el laboratorio mediante el restablecimiento artificial de los minerales de muestra utilizando un horno de alta temperatura. A medida que el mineral se enfría, comienza a formarse la estructura cristalina y la difusión de los isótopos es menos fácil. A cierta temperatura, la estructura cristalina se ha formado lo suficiente como para evitar la difusión de isótopos. Esa temperatura es lo que se conoce como temperatura de cierre y representa la temperatura por debajo de la cual el mineral es un sistema cerrado para los isótopos. Por lo tanto, una roca o masa fundida ígnea o metamórfica, que se está enfriando lentamente, no comienza a mostrar una disminución radiactiva mensurable hasta que se enfríe por debajo de la temperatura de cierre. La edad que se puede calcular por datación radiométrica es, por lo tanto, el momento en que la roca o el mineral se enfriaron hasta la temperatura de cierre. La datación de diferentes minerales y/o sistemas de isótopos (con diferentes temperaturas de cierre) dentro de la misma roca puede, por lo tanto, permitir el seguimiento de la historia térmica de la roca en cuestión en el tiempo, y por lo tanto la historia de los eventos metamórficos puede ser conocida en detalle. Este campo se conoce como termocronología o termocronometría.
Ecuación de datación
La expresión matemática que relaciona la desintegración radioactiva con el tiempo geológico es:
o
siendo: , la edad de la muestra, , el número de átomos del isótopo «hijo» en la muestra, , el número de átomos del isótopo «hijo» en la composición original (igual al n.º de átomos «padre» que han decaído radioactivamente), , el número de átomos del isótopo «padre» en la muestra en el momento t (el presente), dado por N(t) = Noe-λt, y , la constante de desintegración radiactiva del isótopo «padre», igual a la inversa de la vida media —duración promedio de un isótopo radiactivo previa a su desintegración— del isótopo «padre» multiplicado por el logaritmo neperiano o natural () de 2. La vida media es igual a la inversa de la constante de desintegración radiactiva: . Al tiempo que transcurre hasta que la cantidad de nucleidos se reduce a la mitad de la cantidad inicial se le denomina periodo de semidesintegración, periodo, semiperiodo o semivida (no confundir con la vida media): . Al final de cada período de semidesintegración la radiactividad se reduce a la mitad (de la inicial). A cada radioisótopo le corresponde un período de semidesintegración característico, en general diferente de los respectivos de otros isótopos.
Principales dataciones Isótopo Período Emisión Radón 222 Alfa Cobalto 60 Gamma Carbono 14 Beta Uranio 238 Alfa
La ecuación se expresa mejor en términos de la cantidad medida en lugar del valor inicial constante .