El Método U-Th-PbEl Método U-Th-Pb

Existen varios sub-métodos:Existen varios sub-métodos:

1. U-Pb convencional (para minerales con alto contenido de U y/o Th, 1. U-Pb convencional (para minerales con alto contenido de U y/o Th, usando TIMS* y diferentes fracciones de muestras, p. ej. zircón)usando TIMS* y diferentes fracciones de muestras, p. ej. zircón)

2. U-Pb con zircones sencillos (“2. U-Pb con zircones sencillos (“single zircons”single zircons”; usando LA-MC-; usando LA-MC-ICPMS** o SHRIMP***)ICPMS** o SHRIMP***)

3. Serie de desequilibrio de uranio (fechamientos de eventos 3. Serie de desequilibrio de uranio (fechamientos de eventos cuaternarios)cuaternarios)

4. Método de Pb común (para minerales sin uranio y torio)4. Método de Pb común (para minerales sin uranio y torio)

5. Método de Pb 5. Método de Pb αα (método radiométrico, hoy obsoleto) (método radiométrico, hoy obsoleto)

6. Se usa también la isotopía de Pb para interpretaciones 6. Se usa también la isotopía de Pb para interpretaciones petrogenéticaspetrogenéticas

* = Thermal Ionisation Mass Spectrometry* = Thermal Ionisation Mass Spectrometry

** = Laser-Ablation Multi Collector-Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry** = Laser-Ablation Multi Collector-Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry

***= Sensitive High Resolution Ion Micro Probe***= Sensitive High Resolution Ion Micro Probe

Bases teóricasBases teóricasU y ThU y Th

Uranio y torio pertenecen a la familia de los actínidos y tienen propiedades físico-Uranio y torio pertenecen a la familia de los actínidos y tienen propiedades físico-químicas similares (como consecuencia de sus configuraciones electrónicas químicas similares (como consecuencia de sus configuraciones electrónicas similares).similares).

En condiciones oxidantes, el uranio forma el ión Uranilo (UOEn condiciones oxidantes, el uranio forma el ión Uranilo (UO2+2+) con el número de) con el número de

oxidación +6, el cual es perfectamente soluble en agua. oxidación +6, el cual es perfectamente soluble en agua. Por estas razones, el uranio Por estas razones, el uranio

es un elemento bastante móvil en condiciones oxidantes. es un elemento bastante móvil en condiciones oxidantes.

Uranio (Z = 90) tiene 3 isótopos naturales (Uranio (Z = 90) tiene 3 isótopos naturales (238238U, U, 235235U y U y 234234U), los cuales todos son U), los cuales todos son

radiactivos. Torio (Z = 92) solamente tiene un isótopo natural (radiactivos. Torio (Z = 92) solamente tiene un isótopo natural (232232Th).Th).

22

Pb es un metal pesado del grupo IV (grupo del carbón) de la tabla periódica.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+ Como uranio y torio es un elemento incompatible con estados de oxidación 2+

(mas abundante) y 4+ . El radio iónico es 1.19 (mas abundante) y 4+ . El radio iónico es 1.19 Å (6fold coordination) y 1.29 ÅÅ (6fold coordination) y 1.29 Å

(8fold coordination).(8fold coordination).

El Pb tiene 4 isótopos naturales con las siguientes abundancias (valores promedio!):El Pb tiene 4 isótopos naturales con las siguientes abundancias (valores promedio!):

Los isótopos Los isótopos 208208Pb, Pb, 207207Pb y Pb y 206206Pb constituyen los núcleos atómicos mas pesados y Pb constituyen los núcleos atómicos mas pesados y

estables en la tabla de los núclidos, son radiogénicos y productos de tres diferentesestables en la tabla de los núclidos, son radiogénicos y productos de tres diferentes

series de decaimiento (series de decaimiento (232232Th, Th, 235235U y U y 238238U, respectivamente). El U, respectivamente). El 204204Pb es el único Pb es el único

isótopo de Pb no radiogénico y es estable.isótopo de Pb no radiogénico y es estable.

PbPb

El decaimiento de los isótopos de El decaimiento de los isótopos de 238238U, U, 235235U y de U y de 232232Th no es Th no es directo. El directo. El 234234U es parte de la serie de desintegración del U es parte de la serie de desintegración del 238238U. U.

Sistema Isotópico U-Th-PbSistema Isotópico U-Th-PbPb es producido por tres sistemas de decaimiento de U y Pb es producido por tres sistemas de decaimiento de U y ThTh

238238U U 234234U U 206206PbPb235235U U 207207PbPb232232Th Th 208208PbPb

Ecuaciones de decaimientoEcuaciones de decaimiento::206206Pb/Pb/204204Pb = (Pb = (206206Pb/Pb/204204Pb)Pb)ii + ( + (238238U/U/204204Pb)(ePb)(e88tt -1) eq 1 -1) eq 1207207Pb/Pb/204204Pb = (Pb = (207207Pb/Pb/204204Pb)Pb)ii + ( + (235235U/U/204204Pb)(ePb)(e235235tt -1) eq 2 -1) eq 2 208208Pb/Pb/204204Pb = (Pb = (208208Pb/Pb/204204Pb)Pb)ii + ( + (232232Th/Th/204204Pb)(ePb)(e232232tt -1) eq 3 -1) eq 3

88 = = 1.5512 x 101.5512 x 10-10-10 a a-1-1

55 = 9.8485 x 10 = 9.8485 x 10-10-10 a a-1 -1

232232 = 0.4947 x 10 = 0.4947 x 10-10-10 a a-1-1

Ecuaciones de decaimiento para los dos sistemas Ecuaciones de decaimiento para los dos sistemas del U:del U:

207207PbPb** = = 235235U(eU(ett -1) -1) eq 4eq 4206206PbPb** = = 238238U(eU(ett -1) -1) eq 5eq 5

El * significa Plomo radiogénico.El * significa Plomo radiogénico.

Dividiendo ambos miembros:Dividiendo ambos miembros:207207PbPb**//206206PbPb** = = 235235U(eU(ett -1)/ -1)/ 238238U(eU(ett -1) -1) eq 6eq 6Siendo que la proporción isotópica de U es una Siendo que la proporción isotópica de U es una

constante:constante:207207PbPb**//206206PbPb** = 1(e = 1(ett -1)/ 137.88 (e -1)/ 137.88 (ett -1) -1) eq 7eq 7

Cálculo directo de 3 edades independientes y de la edad 207Pb/206Pb usando la tabla del siguiente diapositivo

Sistema U, Th-Pb

División 2/1, ecuación transcendente, no seDivisión 2/1, ecuación transcendente, no sepuede resolver por t directamentepuede resolver por t directamente

11

22

33

207207PbPb 207207PbPb

0

0.1

0.2

0.3

0.4

0.5

0.6

0.7

0 1 2 3 4 5

Edad en Billones de años

207P

b*/

206P

b*

Edad By a b 207Pb/206Pb0.0 0.0000 0.0000 0.04600.2 0.0315 0.2177 0.05010.4 0.0640 0.4828 0.05470.6 0.0975 0.8056 0.05990.8 0.1321 1.1987 0.06581.0 0.1678 1.6774 0.07251.2 0.2046 2.2603 0.08011.4 0.2426 2.9701 0.08881.6 0.2817 3.8344 0.09871.8 0.3221 4.8869 0.11002.0 0.3638 6.1685 0.12302.2 0.4067 7.7292 0.13782.4 0.4511 9.6296 0.15482.6 0.4968 11.9437 0.17442.8 0.5440 14.7617 0.19683.0 0.5926 18.1931 0.22273.2 0.6428 22.3716 0.25243.4 0.6946 27.4597 0.28673.6 0.7480 33.6556 0.32633.8 0.8030 41.2004 0.37214.0 0.8599 50.3878 0.42504.2 0.9185 61.5752 0.48624.4 0.9789 75.1984 0.55714.6 1.0413 91.7873 0.6393

Gráfica de la ecuación 7 relacionando la proporción isotópica de Pb radiogénico con la edad.

207Pb*/206Pb* = 1(et -1)/ 137.88 (et -1) eq 7Esta ecuación se puede resolver por t usando la tabla (interpolación línear).Esta ecuación se puede resolver por t usando la tabla (interpolación línear).a = a = eλ238t -1; b = eλ235t -1

Desventaja del sistema U-Th-PbDesventaja del sistema U-Th-Pb::

Debido a la alta movilidad del uranio (y del plomo) enDebido a la alta movilidad del uranio (y del plomo) en

sistemas geológicos (rocas enteras y minerales), las 4 sistemas geológicos (rocas enteras y minerales), las 4

edades (tedades (t206206, t, t207207, t, t208208 y y 207207Pb/Pb/206206Pb) muy raramente Pb) muy raramente

coinciden porque los sistemas isotópicos no siemprecoinciden porque los sistemas isotópicos no siempre

permanecen cerrados.permanecen cerrados.

Por estas razones, casi no se usan diagramas de Por estas razones, casi no se usan diagramas de

isócrona para la determinación de la edad isócrona para la determinación de la edad

(excepciones a continuación):(excepciones a continuación):

Isocrona de U-Pb para corales del Devónico en Ontario, Canadá.

376+/- 10 Ma

18.00

18.50

19.00

19.50

20.00

0 5 10 15 20 25

238U/204Pb

206P

b/2

04P

b

206Pb/204Pb = (206Pb/204Pb)i + (238U/204Pb)(e238t -1) eq 1

Para el inicial se puede usar la isotopía de un mineral sin U (feldespato, plagioclasa)Para el inicial se puede usar la isotopía de un mineral sin U (feldespato, plagioclasa)

Isocrona de Pb-Pb obtenida de rocas volcánicas de Noranda, Quebec.

206Pb/204Pb = (206Pb/204Pb)i + (238U/204Pb)(e8t -1)207Pb/204Pb = (207Pb/204Pb)i + (235U/204Pb)(et -1)

1. El método U-Pb convencional1. El método U-Pb convencional

Material a fechar con el sistema U-(Th)-PbMaterial a fechar con el sistema U-(Th)-Pb Aplicable a rocas que contienen minerales con Aplicable a rocas que contienen minerales con

altas concentraciones de U y Th y poco Pb.altas concentraciones de U y Th y poco Pb. No se pueden usar muestras de roca entera pero sí No se pueden usar muestras de roca entera pero sí

minerales accesorios como minerales accesorios como zircónzircón, thorita, allanita , thorita, allanita (ortita), gadolinita, granate y esfena (titanita) (ortita), gadolinita, granate y esfena (titanita) (silicatos); uraninita y columbita (óxidos); (silicatos); uraninita y columbita (óxidos); monacita, apatito y xenotimo (fosfatos)monacita, apatito y xenotimo (fosfatos)..

Estas fases tienen sitios estructurales adecuados Estas fases tienen sitios estructurales adecuados para alojar uranio y torio, así como otros para alojar uranio y torio, así como otros elementos incompatibles. elementos incompatibles.

Las rocas ígneas o metamórficas de composición Las rocas ígneas o metamórficas de composición granítica son las más adecuadas.granítica son las más adecuadas.

Material a fechar con el sistema U,Th-PbMaterial 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 El zircón es el mineral mas mineral mas

frecuentemente frecuentemente usado para usado para

fechamientos por fechamientos por U-PbU-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 heredadoNúcleo heredado

Núcleo heredadoNúcleo heredado

Zircones de granitos del margen pacífico de México (Acapulco-Huatulco). Zircones de granitos del margen pacífico de México (Acapulco-Huatulco).

Imágenes de catodoluminiscenciaImágenes de catodoluminiscencia

Herrmann et al. (1994)Herrmann et al. (1994)

Clasificación tipológica de zircones de Pupin.Clasificación tipológica de zircones de Pupin.

El diagrama de concordia (Wetherill, 1956)El diagrama de concordia (Wetherill, 1956)

ConcordiaConcordia = co-evolución = co-evolución simultánea de simultánea de 206206PbPb** y y 207207PbPb** via:via:

238238U U 234234U U 206206Pb Pb **

206206PbPb** = = 238238U(eU(ett -1) -1) eq 5eq 5235235U U 207207Pb Pb **

207207PbPb** = = 235235U(eU(ett -1) -1) eq 4eq 4

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

La concordia es una curva producto de La concordia es una curva producto de las diferentes vidas medias delas diferentes vidas medias de

los dos sistemas isotópicos de U.los dos sistemas isotópicos de U.

Se construye conforme a la tabla 1.8Se construye conforme a la tabla 1.8

resolviendo la ecuaciones #5 y #6 resolviendo la ecuaciones #5 y #6

para para 206206Pb/Pb/238238U y U y 207207Pb/Pb/235235U paraU para

diferentes tiempos t.diferentes tiempos t.

Muestras sin pérdida de Pb (o gananciaMuestras sin pérdida de Pb (o ganancia

de U) se encuentran encima de lade U) se encuentran encima de la

concordia (caso excepcional con elconcordia (caso excepcional con el

método U-Pb convencional). Muestrasmétodo U-Pb convencional). Muestras

que sufrieron estos fenómenos formanque sufrieron estos fenómenos forman

una línea recta (discordia) la cual tiene una línea recta (discordia) la cual tiene

dos intersecciones con la concordia.dos intersecciones con la concordia.

Tomado de Faure (2001)Tomado de Faure (2001)

DiscordiaDiscordia = = pérdida de pérdida de 206206Pb y Pb y 207207PbPb

Concordia diagram illustrating the Pb isotopic development Concordia diagram illustrating the Pb isotopic development of a 3.5 Ga old rock with a single episode of Pb loss. After of a 3.5 Ga old rock with a single episode of Pb loss. After Faure (1986). Faure (1986). Principles of Isotope Geology. 2nd, ed. John Principles of Isotope Geology. 2nd, ed. John Wiley & Sons. New York.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 quecristalizaron a 4.0 Ga y perdieron U durante unevento 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-WasserburgDiagrama de concordia Tera-WasserburgOtra opción para presentar datos isotópicos de U-Pb es el diagrama de Tera-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 Wasserburg (1972) que sirve bien para muestras mesozoicas o mas jovenes

debido a la mejor definición de la intersección discordia/concordia inferior.debido a la mejor definición de la intersección discordia/concordia inferior.

También tiene la ventaja que no se requieren los valores iniciales También tiene la ventaja que no se requieren los valores iniciales 206206Pb/Pb/204204PbPb

y y 207207Pb/Pb/204204Pb.Pb.

Ejemplos:Geología del Macizo de Chiapas

MigmatitaBt 234±5Ma

GranitoBt 215±5 Ma

010km 20km

P8

GranodioritaBt-2446Ma

P7MigmatitaBt- 2276Ma

P10 AnfibolitaBt-2175Ma

Edades de BiotitasRb -Sr

Rocas metamórficas del Paleozoico

Edades de biotita Rb-Sr

300

280

260

240

220

0.030

0.034

0.038

0.042

0.046

0.050

0.22 0.26 0.30 0.34 0.38 0.42

207Pb/235U

206 P

b/238 U

Intercepts at 211 ± 30 & 1049 ± 320 Ma

1100

900

700

500

300

0.02

0.06

0.10

0.14

0.18

0.22

0.2 0.6 1.0 1.4 1.8 2.2

207Pb/235U

206 P

b/238 U

Intercepts at 211 ± 30 & 1049 ± 320 Ma

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

Errores en Errores en ± 2± 2σσ

Si se eliminan las fracciones con altaSi se eliminan las fracciones con alta

desviación de la discordia, el error dedesviación de la discordia, el error de

la edad de la intersección inferior sela edad de la intersección inferior se

disminuye.disminuye.

0

200

400

600

800

1000

1200

150200250300350400450500

Edad (Ma)

T°C

MineralTemperatura de Cierre

U-Pbzircón >800°Cmonacita 700°Cxenotimo >650°Callanita 650°Ctitanita 600°Crutilo 400°C

K-Arhornblenda 530°C+/-40muscovita 350°Cbiotita 280°C+/-40

Rb-Srmuscovita 500°Cbiotita 300-350°C

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 2. Fechamientos U-Pb con zircones sencilloszircones sencillos

Fechamientos de zircones (y otros minerales) por el Fechamientos de zircones (y otros minerales) por el

método U-Pb convencional requieren procesos método U-Pb convencional requieren procesos

geoquímicos complejos para la separación de estos geoquímicos complejos para la separación de estos

elementos.elementos.

Existió la necesidad de determinar edades Existió la necesidad de determinar edades in situin situ, en, en

especial para zircones complejos (núcleos heredados)especial para zircones complejos (núcleos heredados)

o para zircones detríticos en sedimentos y paragneis.o para zircones detríticos en sedimentos y paragneis.

> LA (MC) ICPMS > LA (MC) ICPMS (laser ablation (multi collector) (laser ablation (multi collector)

inductively coupled plasma mass spectrometry)inductively coupled plasma mass spectrometry)

> SHRIMP > SHRIMP (sensitive high resulution ion micro probe)(sensitive high resulution ion micro probe)

Laser vs. SHRIMPLaser vs. SHRIMPProfundidad y tamaño del spotProfundidad y tamaño del spot

SHRIMP vs. TIMSSHRIMP vs. TIMSPrecisiónPrecisión

Ejemplos:Ejemplos:Zircones de granitos deZircones de granitos de

la Costa pacífica dela Costa pacífica de

MéxicoMéxico

Ducea et al., GSA Bull., 2004Ducea et al., GSA Bull., 2004

Ducea et al., GSA Bull., 2004Ducea et al., GSA Bull., 2004

Ducea et al., GSA Bull., 2004Ducea et al., GSA Bull., 2004

Gehrels et al., G3, 2008Gehrels et al., G3, 2008

Se usan zircones estándares medidosSe usan zircones estándares medidospor TIMS para calibrar fechamientospor TIMS para calibrar fechamientospor LA-(MC)-ICPMS por LA-(MC)-ICPMS

Espectro de edades de un zircón Espectro de edades de un zircón zonado obtenido por LA-MC-ICPMSzonado obtenido por LA-MC-ICPMS

Zircones de diferentes unidades del Macizo de ChiapasZircones de diferentes unidades del Macizo de Chiapas

Ortogneis migmatíticoOrtogneis migmatítico

Paragneis anatexitaParagneis anatexita

Paraanfibolita Paraanfibolita anatécticaanatéctica

Weber et al., Int. J. Earth Sci., 2007Weber et al., Int. J. Earth Sci., 2007

Weber et al. (2007)Weber et al. (2007)

SHRIMP agesSHRIMP ages

Weber et al. (2007)Weber et al. (2007)

Zircones de la Fm.Zircones de la Fm.

Santa Rosa InferiorSanta Rosa Inferior

del Bloque Mayadel Bloque Maya

LA-MC-ICPMS agesLA-MC-ICPMS ages

3. Serie de desequilibrio de Uranio3. Serie de desequilibrio de Uranio y Thy Th

Bibliografía: IVANOVICH & HARMON: U-Series disequilibrium: applicationsto earth, marine, and environmental sciences. Clarendon Press, Oxford, UK,1992, 910 pp.

Bases: 238U, 235U y 232Th son radiactivos y decaen en una serie dedecaimientos ( 8, 7, y 6 alfas, respectivamente) a isótopos estables de Pb.Normalmente la serie de decaimiento es un sistema cerrado y hayequilibrio 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 padreso hijos.

234U 230Th(T1/2=245 ka)

230Th 226Ra(T1/2=75.4 ka)

238U 206Pb

226Ra 222Rn(T1/2=1.6 ka)

210Pb 210Bi(T1/2=22 a)

231Pa 227Ac (T1/2=3.25-3.43 ka)

235U 207Pb

227Ac 223Fr (T1/2=22 a)

232Th 208Pb

Actividad (Isótopo padre; hijo) = dN/dtsi hay equilibrio A(P,H) = 1si hay desequilibrio A(P,H) = 1

Después de una perturbación se establece otra vez elequilibrio. El tiempo para alcanzar el equilibrio dependede 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 importantespara 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 Then 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 Pbprimordial (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 eλ238T – eλ238t

μ =

Frecuentemente las edades calculadas por el métodode Holmes-Houtermann salen (mucho) mas jóvenes quela realidad.Por estas razones, Stacey & Kramers (1975) introdujeronun modelo de dos etapas, donde el Pb tiene una evoluciónuniforme entre 4.55 Ga y 3.7 Ga. A partir de esta fecha, quecorresponde a un evento importante de la separación de lacorteza 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-5. Método de Pb-αα (Larsen, 1947)(Larsen, 1947)

Método muy sencillo para determinar edades de zircones y otros mineralesMétodo muy sencillo para determinar edades de zircones y otros minerales

enriquecidos en U (y Th) sin usar un espectrómetro de masas.enriquecidos en U (y Th) sin usar un espectrómetro de masas.

Determinación de las concentraciones de U y Th con espectrometría alfa yDeterminación de las concentraciones de U y Th con espectrometría alfa y

de Pb con espectrometría de emisión. de Pb con espectrometría de emisión.

Sin embargo, el método asume que TODO el Pb es de orígen radiogénico, loSin embargo, el método asume que TODO el Pb es de orígen radiogénico, lo

cual muy raramente es el caso.cual muy raramente es el caso.

Las edades Pb-Las edades Pb-αα se calculan conforme a la siguiente ecuación: se calculan conforme a la siguiente ecuación:

PbPb238238U + U + 235235 U + U + 232232ThTh (mg/h)(mg/h)

(ppm)(ppm) tt = f= f11

ff11 = constante en función a la relación atómica U/Th = constante en función a la relación atómica U/Th

Como casi siempre hay también Pb común en las muestras, las edades Pb-Como casi siempre hay también Pb común en las muestras, las edades Pb-αα

frecuentemente no corresponden al evento geológico a fechar. Por estas razonesfrecuentemente no corresponden al evento geológico a fechar. Por estas razones

el método se considera obsoleto. Existen muchas aplicaciones de este método enel método se considera obsoleto. Existen muchas aplicaciones de este método en

México durante los años 60. México durante los años 60.

6. La isotopía de Pb como 6. La isotopía de Pb como herramienta para resolverherramienta para resolverproblemas petrogenéticosproblemas petrogenéticos

Diferentes fuentes magmáticas para basaltos oceánicos:Diferentes fuentes magmáticas para basaltos oceánicos:

DMDM = manto empobrecido ( = manto empobrecido (DDepleted epleted MMantleantle); fuente para N-MORB); fuente para N-MORB

BSEBSE = = BBulk ulk SSilicate ilicate EEartharth (manto condrítico, no diferenciado) (manto condrítico, no diferenciado)

PREMAPREMA = ( = (PREPREvalent valent MAMAntlentle); rango isotópico limitado, común en rocas); rango isotópico limitado, común en rocas

volcánicas oceánicas; dentro del arreglo del manto; mezcla DM y otra(s) fuente(s)volcánicas oceánicas; dentro del arreglo del manto; mezcla DM y otra(s) fuente(s)

EM IEM I = ( = (EEnriched nriched MMantleantle): ): 8787Sr/Sr/8686Sr relativamente bajoSr relativamente bajo

EM IIEM II = ( = (EEnriched nriched MMantleantle): ): 8787Sr/Sr/8686Sr mas alto; Nd en ambos fuentes casi igual,Sr mas alto; Nd en ambos fuentes casi igual,

alta concentración de Pb y edad; típica corteza continental y sus sedimentosalta concentración de Pb y edad; típica corteza continental y sus sedimentos

HIMUHIMU = = HHigh igh μμ MMantleantle ( (238238U/U/204204Pb), alto Pb), alto 206206Pb/Pb/204204Pb > fuente con alta concen-Pb > fuente con alta concen-

tración de Pb; pero tración de Pb; pero 8787Sr/Sr/8686Sr bajo > ningún enriquecimiento de Rb;Sr bajo > ningún enriquecimiento de Rb;

- edad > 1 Ga- edad > 1 Ga

- corteza oceánica subducida y reciclada (+ contaminación por el agua del mar)- corteza oceánica subducida y reciclada (+ contaminación por el agua del mar)

- localmente pérdida de Pb del manto al núcleo- localmente pérdida de Pb del manto al núcleo

- pérdida de Pb por fluidos metasomáticos- pérdida de Pb por fluidos metasomáticos

After Wilson (1989) Igneous Petrogenesis. Kluwer.

Petrogénesis con isótopos de PbPetrogénesis con isótopos de Pb

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

Pb es escaso en el mantoPb es escaso en el manto

Fundidos del manto susceptibles a contaminaciónFundidos del manto susceptibles a contaminación

U, Pb, y Th se concentran en la corteza continental U, Pb, y Th se concentran en la corteza continental

204204Pb es no-radiogénico, Pb es no-radiogénico, 208208Pb/Pb/204204Pb, Pb, 207207Pb/Pb/204204Pb, y Pb, y 206206Pb/Pb/204204Pb Pb aumentan con el decaimiento de U y Thaumentan con el decaimiento de U y Th

La La cortezacorteza oceánica tiene contenido elevado de U y Th oceánica tiene contenido elevado de U y Th (comparado con el manto) así como los (comparado con el manto) así como los sedimentossedimentos derivados de derivados de la cortezala corteza

Pb es una medida sensible a los componentes de origen Pb es una medida sensible a los componentes de origen corticalcortical (incluyendo sedimento) en sistemas isotópicos del manto(incluyendo sedimento) en sistemas isotópicos del manto

93.7% del U natural es 93.7% del U natural es 238238U, por tanto, U, por tanto, 206206Pb/Pb/204204PbPb será el par será el par isotópico más sensible para indicar una componente corticalisotópico más sensible para indicar una componente cortical

Minerales enriquecidosen U