Datación de rocas metamórficas
Los sistemas minerales y de roca entera Rb-Sr pueden responder de manera diferente a los eventos metamórficos. El 87Sr producido por la desintegración del Rb ocupa una red inestable en minerales ricos en Rb y tiende a salir de la red si se somete a un choque térmico (incluso si su intensidad es inferior a la temperatura de fusión). Mientras el fluido en la roca permanece estacionario, el Sr liberado por minerales ricos en rubidio como la mica y el feldespato potásico tenderá a ser absorbido por los minerales más cercanos que puedan acomodar Sr (como la plagioclasa y la apatita).
La idea de utilizar el análisis de roca completa para examinar eventos metamórficos que perturban los sistemas minerales fue propuesta originalmente por Compston y Jeffery (1959). Fairbairn et al. (1961) ilustraron este modelo en un gráfico de proporciones de isótopos versus tiempo (Figura 2-7). Después de que la roca se forma en el momento t0, diferentes minerales se mueven a lo largo de diferentes líneas de crecimiento hasta que son homogeneizados por un evento térmico en el momento tM. Posteriormente, la evolución isotópica continúa siguiendo diferentes líneas de crecimiento hasta nuestros días (tP). Los minerales individuales en este modelo pertenecen a un sistema abierto en metamorfismo. Por lo tanto, la edad de enfriamiento del evento térmico se obtiene de la isócrona mineral cuando cada mineral vuelve a convertirse en un sistema cerrado. Sin embargo, durante los eventos térmicos, una cierta extensión mínima de toda la roca permanece efectivamente cerrada y puede usarse para determinar la edad de cristalización inicial de la roca.
Figura 2-7 Diagrama de relación isotópica-tiempo del Sr del modo de efecto en el que el sistema mineral r b-Sr se abre por eventos metamórficos mientras toda la roca permanece cerrada.
Los efectos del metamorfismo en minerales y sistemas rocosos completos también se pueden ilustrar en diagramas isócronos (Figura 2-8, Lanphere et al., 1964). Todo el sistema comienza con una línea horizontal. Luego, el isótopo evoluciona a lo largo de una trayectoria paralela casi vertical (debido al aumento extremo de las coordenadas del eje Y). Durante los eventos térmicos, las proporciones de isótopos son consistentes con los valores de toda la roca. Si sólo se trata de 87Sr, habrá un cambio vertical. Sin embargo, la complejidad que se muestra en las Figuras 2 a 8 también puede implicar una reactivación limitada de Rb. Los minerales ricos en rubidio tienden a sufrir cierta pérdida de rubidio, mientras que los minerales pobres en rubidio pueden estar contaminados por el crecimiento de productos de alteración ricos en rubidio, lo que resulta en un grado de cambio de dirección (R) impredecible. Después de un evento térmico, toda la evolución de la roca continúa en su dirección natural, mientras que el sistema mineral forma una isócrona, cuya pendiente adquiere la edad metamórfica.
El estudio de Wetherill et al. (1968) sobre el gneis de Baltimore (Fig. 2-9) proporciona un ejemplo de análisis de roca completa y de minerales del mismo cuerpo rocoso para determinar procesos plutónicos y metamórficos. Se obtuvieron edades de alrededor de 290 Ma para las isócronas de varios minerales, interpretadas como una homogeneización isotópica que acompaña al tiempo de cierre del sistema mineral después de la orogenia de los Apalaches. Un buen ajuste de los puntos de datos de isócronas minerales es evidencia de una homogeneización isotópica completa a escala mineral durante eventos metamórficos. Por el contrario, la pendiente isócrona dada por toda la muestra de roca corresponde a 1038 Ma. Esto se interpreta como el tiempo de cristalización del precursor ígneo del gneis. Sin embargo, estudios recientes han demostrado que incluso sistemas rocosos completos de Rb-Sr pueden quedar abiertos durante el metamorfismo. Por lo tanto, una interpretación alternativa de la edad de 1038 Ma del gneis de Baltimore representa la edad de cierre de la serie de roca completa Rb-Sr después de un metamorfismo avanzado. A continuación se analizan más ejemplos de sistemas abiertos exclusivamente de rocas.
Figura 2-8 Comportamiento hipotético de isócronas de roca entera mineral parcialmente perturbada
Figura 2-9 Serie de rocas completas Rb-Sr (círculos rellenos) y minerales (círculos abiertos) Rb- Datos Sr para la edad plutónica determinada de 1038 Ma y la edad metamórfica de 285 ~ 292 Ma del gneis de Baltimore.
En segundo lugar, la temperatura de sellado
Después de que el sistema mineral Rb-Sr se abre en el pulso térmico de un evento metamórfico regional, seguramente marcará el comienzo de un momento en el que el sistema mineral se abre. cerrado nuevamente a la actividad elemental. Las edades Rb-Sr brindan información sobre la historia de enfriamiento de terrenos metamórficos midiendo las temperaturas de confinamiento de diferentes sistemas minerales. Esto fue revelado por primera vez por Jagger et al. (1967) y Jagger (1973) en su trabajo sobre los Alpes de Europa Central.
Jager et al. descubrieron que las edades hercinianas Rb-Sr (>200 Ma) en rocas metamórficas de bajo grado alrededor de los Alpes centrales se mantienen tanto en biotita como en moscovita. En niveles metamórficos más altos caracterizados por la aparición de clorita de biotita (considerada por Jager et al. equivalente a temperaturas de 300 ± 50 °C), la edad Rb-Sr de la biotita es de sólo 35 a 40 Ma. Jager et al. sugieren que estos sistemas jóvenes de biotita Rb-Sr estuvieron abiertos durante el pico del metamorfismo lepontino. Creen que la temperatura de 300°C que hace que la biotita se abra en el pico metamórfico corresponde a una temperatura máxima más alta (como el grado metamórfico de estaurolita central > 500°C), y el reloj se reinicia después de unos pocos millones de años. En otras palabras, Jager et al. concluyeron que la temperatura de sellado del sistema de biotita Rb-Sr es de 300 ± 50 °C.
La temperatura de confinamiento de la moscovita (moscovita y moscovita de polisilicato) está igualmente limitada desde el primer reinicio de la edad Rb-Sr de la moscovita ligeramente más allá del límite estaurolita-clorito a (500 ± 50) ℃ (Purdy et al. otros, 1976). Sin embargo, a diferencia de la biotita, la moscovita puede sufrir una cristalización inicial a temperaturas limitadas. Por lo tanto, incluso en las zonas exteriores metamórficas de bajo grado de los Alpes, se pueden obtener edades tan bajas como 35 a 40 Ma. Se cree que estas edades representan el crecimiento de nueva mica en el pico del metamorfismo. Esto hace que la moscovita sea una herramienta menos fiable que la biotita para estudiar los procesos de enfriamiento posorogénicos.
Jager et al. (1967) obtuvieron edades de biotita de 12 a 16 Ma de Simplon y Gotha en los Alpes centrales. Este resultado es, en promedio, 8 Ma más joven que la moscovita simbiótica. Primero, la diferencia de edad entre las temperaturas de sellado (200°C) de la moscovita y la biotita da como resultado una velocidad de enfriamiento de aproximadamente 25°C/Ma entre 500 y 300°C. En segundo lugar, la edad de la biotita da una velocidad de enfriamiento de 20 a 25°C/Ma entre 300°C y 0°C (temperatura superficial promedio actual). Estos resultados se pueden dividir por el gradiente geotérmico estimado (25 ~ 40 ℃/km), y la tasa de elevación de los Alpes centrales se puede calcular en 0,5 ~ 1,0 km/ma, lo que es consistente con los 0,4 ~ 0,8 mm/a. Las tasas de elevación obtenidas por la geodesia moderna son comparables. Las edades de enfriamiento de las trayectorias de fisión y Rb-Sr, K-Ar y se deben usar en combinación para actualizar los cálculos de las tasas de elevación pasadas.
La temperatura de sellado también se puede determinar basándose en cálculos de la dependencia de la temperatura del proceso de difusión en masa (Dodson, 1973; 1970). Idealmente, el cierre del sistema Rb-Sr representa la transición instantánea de Rb y Sr de completamente activos a completamente inactivos. En rocas ígneas que se enfrían rápidamente, el proceso de cristalización se parece mucho a este estado ideal. En el cuerpo metamórfico regional que se enfría lentamente, el 87Sr de origen radiactivo a alta temperatura escapa de la red cristalina mediante difusión tan rápido como la desintegración del Rb, y el escape de 87Sr a baja temperatura puede ignorarse (Figura 2-10). En este sistema, la edad superficial de minerales como la biotita se extrapola linealmente al eje X correspondiente a la línea de crecimiento del 87Sr a baja temperatura. La temperatura del sistema relacionada con la edad de un mineral se define como la temperatura de confinamiento del mineral (Dodson, 1973). La temperatura de cierre depende de la velocidad de enfriamiento, porque cuanto más lento es el enfriamiento, más tiempo se pierde la porción de subproducto y menor es la edad (Figura 2-10).
La Figura 2-10 es un diagrama esquemático que muestra los cambios en la temperatura y la proporción de isótopos Sr con el tiempo durante el proceso de enfriamiento de minerales en eventos metamórficos regionales.
Si un mineral entra en contacto con un fluido que puede eliminar el estroncio radiactivo, la tasa de pérdida de 87Sr depende de la tasa de difusión general a través de la red de un cierto tamaño. Tomando la biotita como ejemplo, esta difusión es abrumadoramente paralela al plano de escisión en lugar de perpendicular al plano de escisión. Suponiendo que se cumpla la ley de Arrhenius, la temperatura de cierre (velocidad de enfriamiento de 30°C/Ma) de un sistema de biotita Rb-Sr con un diámetro de 0,7 mm calculada por Dodson (1979) es de 300°C. Esto se basa en estudios experimentales de difusión de argón en biotita, ya que se cree que los dos elementos tienen un comportamiento de difusión similar en la red cristalina.
Debido a que la activación del estroncio se ve fácilmente afectada por los fluidos, la interpretación de la temperatura de bloqueo del estroncio es más complicada.
El argón no tiene este problema porque es un gas noble. Por tanto, el argón es una herramienta más fiable para estudiar la "termocronología". Por ejemplo, Harrison et al. (1985) concluyeron que la temperatura de sellado del gas argón es independiente del tamaño de las partículas. Debido a que está controlado por difusión en un área pequeña con un radio de aproximadamente 0,2 mm, también midieron temperaturas de sellado experimentales para argón en biotita similares a las calculadas por Dodson. Por lo tanto, esta fuerte evidencia respalda ahora la temperatura de confinamiento de la biotita propuesta originalmente por Jager de 300°C.
Tercer sistema abierto de roca completa
En las décadas de 1960 y 1970, el método de roca completa de rubidio-estroncio se utilizó ampliamente para determinar la edad de cristalización de las rocas ígneas. Pero en la década de 1980, perdió confiabilidad debido a evidencia concluyente del comportamiento del sistema abierto en toda la roca. Por ejemplo, la isócrona Rb-Sr en un terreno metamórfico puede estar bien dispuesta linealmente, pero su pendiente es un promedio sin significado de las edades metamórficas y de la roca original. Este problema puede deberse a la necesidad de realizar un muestreo en una zona geográfica bastante amplia para maximizar el rango de ratios presupuesto ordinario/DEG. Un buen ejemplo es el granito Arendal Perilla en el sur de Noruega (Field et al., 1979a,b).
Figura 2-11 La "isocrona" imaginaria de la zona 1259MaRb-Sr en granito de peridotita de Arendal, Noruega, consiste en una serie de isócronas locales con la misma pendiente que los minerales separados.
Se recogieron ocho muestras de roca entera de diferentes puntos de rocío del granito Arendal Perilla en varios kilómetros cuadrados. Obtuvieron principalmente dos conjuntos de edades alrededor de 1540 Ma y 1060 Ma. Field y Raheim (1979a) interpretaron la edad mayor como la edad de formación de minerales de granito de perilla de alta ley, mientras que la edad más joven determina la edad de los eventos posteriores de baja ley. Esto se evidencia por una ligera alteración mineral asociada a fracturas estrechas que se distribuyen irregularmente en el área. Este evento de reinicio a una edad temprana se encuentra dentro del rango de error de (1063 ± 20) Ma para láminas de granito no deformadas en el área.
Para demostrar el impacto de una ligera perturbación en el muestreo regional en el área de gneis, Field y Raheim (1979b) recolectaron 8 muestras en 1 km2. Los datos (Figura 2-11) forman una buena disposición lineal y la edad aparente es (1259 26) Ma. Su valor MSWD es 1,58, lo que indica que la dispersión de datos alrededor del Trópico de Cáncer puede deberse a errores analíticos, pero no hay evidencia geológica de la existencia del evento. Por lo tanto, Field y Raheim atribuyeron la disposición lineal a una disposición trapezoidal estrechamente espaciada, cuya pendiente corresponde a la edad de reinicio (determinada a partir de las isócronas minerales en 1035 Ma). Dado que el rango de variación de la relación Rb/Sr en cada sitio es pequeño (como el sitio 4, Figura 2-11), las muestras ubicadas en cada isócrona secundaria tienen poca desviación de la hipotética "isocrona" compuesta. Por lo tanto, se puede concluir que son necesarios estudios de muestreo detallados para comprender las actividades de los componentes relevantes en áreas perturbadas del sistema Rb-Sr antes de obtener interpretaciones de la edad geológica regional.
En rocas volcánicas ácidas de grano fino, el comportamiento de sistema abierto de toda la roca puede ocurrir incluso con metamorfismo de bajo grado. Dado que las rocas volcánicas ácidas están en general en contacto con estratos sedimentarios, la corrección de la edad absoluta de su histograma estratigráfico ha atraído la atención de los investigadores. Suelen tener una relación Rb/Sr grande y variable, por lo que obtienen una buena isócrona. Sin embargo, la experiencia ha demostrado que son particularmente susceptibles a perder radiactividad, un buen ejemplo es la riolita de Stockdale en el norte de Inglaterra.
La riolita de Stockdale es una lava que fluye en bandas y de grano fino que se produce en la parte superior del Ordovícico. Se considera que el error bioestratigráfico es inferior a 0,5 Ma. Gale et al. (1979) determinaron la isócrona de roca entera de 16 puntos y obtuvieron la edad de (421,3) Ma (2σ) usando MSWD=1,92. Creen que los valores de MSWD pueden atribuirse a un error experimental porque hay relativamente pocos puntos de datos. Por lo tanto, 421 Ma puede representar el momento en que estalló la lava. Pero si la fecha es correcta, sería necesaria una revisión exhaustiva de la cronología del Ordovícico determinada por otros métodos.
McKerrow et al. (1980) creían que debido a que la formación de riolita Stockdale está ubicada en la zona de contacto del granito Shap y tiene la misma edad que otras partes de la lava (424,18 Ma), todo el grupo de rocas. puede haber evolucionado durante la erupción y posterior. El proceso de enterramiento fue perturbado por eventos hidrotermales. Compston et al. (1982) intentaron explicar la sobredispersión por encima del error analítico (de McCrow et al. (1980)) por la edad del evento de reinicio después de la erupción de lava (estimada en 440 Ma).
La isócrona ideal significaría un reinicio completo, pero aparentemente eso no sucedió. Las proporciones de isótopos anteriores a 395 Ma (la edad intrusiva del granito de Shap) se pueden representar gráficamente en pseudoisócronas (Fig. 2-12) para evaluar la dispersión causada por eventos post-eruptivos. Compston et al. descubrieron que si se eliminan las cuatro muestras con las relaciones Rb/Sr más altas y otra muestra (N° 5) con un contenido de estroncio anormalmente alto, todas las demás muestras están cerca de la línea de referencia a 440 Ma. De hecho, la edad mínima (430±7)Ma se obtiene mediante una regresión de 10 puntos. Se dieron cuenta de que las isócronas calculadas en cada uno de los cuatro puntos de muestreo daban valores de MSWD más bajos que los datos sintéticos. Esta evidencia nos advierte de que los datos combinados no son adecuados para construir una única isócrona, a pesar de sus resultados atractivos y precisos. Compston et al. obtuvieron la edad de (412 ± 7) Ma a partir del promedio ponderado de cuatro isócronas locales y la interpretaron como el tiempo de alteración hidrotermal de la riolita. Actualmente, la evidencia de Rb-Sr sitúa la edad de un evento real en 412 Ma. La evidencia abierta del sistema Rb-Sr en muchos entornos arroja dudas sobre si el método isócrono Rb-Sr puede usarse como herramienta de datación para la cristalización de rocas ígneas. Es más efectivo usar otros métodos como el método U-Pb del circón. (Capítulo 5, Sección 2) . Por lo tanto, examinaremos la validez del método de datación Rb-Sr para rocas sedimentarias.
Figura 2-12 Mapa pseudoisócrono de Rb-Sr de la riolita de Stockdale durante el emplazamiento del granito Shap en el norte de Inglaterra (hace 395 Ma)