D6 Geoquímica Isotópica y Geocronología

Tópico

La geoquímica isotópica y la geocronología usan la composición de isótopos radiogénicos, producidos por la desintegración de otro isótopo, e isótopos radiactivos, que todavía se están desintegrando, presentes dentro de minerales y rocas, para determinar la edad en que esa roca se formó, su historia térmica, los procesos petrológicos que atravesó, y los circuitos de fluidos que la recorrieron. Los sistemas cronométricos más importantes son el sistema uranio-plomo, que se mide en circones y permite datar edades desde un millón de años hasta cuatro mil quinientos millones de años; el sistema argón-argón, que se mide en feldespatos y en hornblendas y cubre un rango que va desde apenas diez mil años hasta cuatro mil millones de años; y el sistema uranio-torio-helio, que se mide en apatito y en circones y se usa sobre todo para reconstruir la historia térmica de baja temperatura de una roca.

La termocronología mide justamente la edad de cierre de uno de estos sistemas isotópicos, la temperatura por debajo de la cual un mineral retiene el producto radiogénico que ha ido generando sin perderlo por difusión de forma significativa. El apatito cierra su sistema de helio a cerca de setenta grados y su sistema de trazas de fisión a cerca de ciento diez grados, mientras que el circón cierra su sistema de uranio-plomo a una temperatura mucho más alta, cerca de los novecientos grados. Combinando varios de estos sistemas, cada uno con su propia temperatura de cierre, es posible reconstruir el camino completo de temperatura contra tiempo que una roca siguió, un camino que refleja directamente la historia de enterramiento y de exhumación que esa roca atravesó.

Los isótopos estables de oxígeno, de carbono y de azufre, a diferencia de los isótopos radiogénicos, no se desintegran, pero sí se fraccionan de forma distinta entre distintas fases en equilibrio termodinámico, y ese fraccionamiento depende directamente de la temperatura: cuanto más alta es la temperatura a la que ocurre ese equilibrio, menor es el fraccionamiento entre las fases, lo que permite usar la composición isotópica medida hoy como un paleotermómetro capaz de reconstruir la temperatura del pasado.

Los isótopos cosmogénicos, como el berilio-diez, el aluminio-veintiséis y el cloro-treinta y seis, se producen directamente en la superficie de la roca por la acción de los rayos cósmicos, y su acumulación permite fechar cuánto tiempo lleva expuesta una superficie geomorfológica, como una morrena glaciar o el escarpe de una falla, con una precisión de entre un cinco y un diez por ciento, completando así, junto con los sistemas cronométricos radiogénicos y los isótopos estables descritos antes, el conjunto de herramientas con las que la geoquímica isotópica reconstruye la edad y la historia térmica de una roca.

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