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HUELLAS DE FISION

DATACION DE MINERALES POR EL METODO DE HUELLAS DE F ISIÓN.

Historia:

Las técnicas para datar materiales arqueológicos y geológicos por el método de huellas de fisión se han desarrollado durante la última década.

El desarrollo de esta técnica a tres físicos, Robert Fleischer, Buford Price y Robert M. Walker, quienes trabajan en el laboratorio de investigación de la compañía general Electric en New York.

La primera publicación en la que se indica el descubrimiento de huellas producidas por partículas cargadas se debe a Young (1958). Young observo pequeños orificios en cristales de fluoruro de lirio, Lif, que habían sido corroídos luego de irradiados con fragmentos de fisión. Silk y Barnes, 1959, observaron huellas de fisión en un fragmento de mica utilizando un microscopio electrónico, pero las huellas observadas desaparecían rápidamente bajo el haz de electrones.

Price y Walker (1962) descubrieron que la zona de daño producida por el paso de una partícula cargada podía hacerse visible en un microscopio óptico mediante la corrosión química de los cristales. Los primeros estudios de estos autores tratan de la datación de micas (Price y Walker, 1962) y de vidrios naturales (Fleischer y Price, 1963).

Teoría:

La huella de una partícula cargada es una zona de daño producida cuando la partícula a través de un sólido. Existen diferentes tipos de huellas (Fleischer y otros, 1975).

La longitud y forma de las huellas depende del tipo de partícula que las produzca. En muestras de origen terrestre hay solo un tipo de partículas que producen huellas, estas son los fragmentos producidos por fisión.

Se han observado huellas debidas a otras partículas cargadas, por ejemplo: rayas cósmicas- en meteoritos y vidrios y minerales lunares. Debido a que la atmosfera terrestre absorbe la mayoría de los rayos cósmicos capaces de producir huellas, este tipo de huellas no se han visto en minerales y vidrios terrestres.

Huellas de fisión :

Las huellas de fisión son producidas por los dos núcleos en que se fisiona un elemento pesado como el Uranio. El núcleo general se rompe en dos núcleos más livianos de masa aproximadamente igual y con una energía de cerca de 200 mega electrón voltios. Los dos núcleos se apartan en direcciones opuestas 180º.

La figura 1, muestra lo que se cree es el mecanismo de formación de las huellas (Fleischer otros, 1965). Los fragmentos que se forman durante la fisión son núcleos con una carga eléctrica alta que afectan el equilibrio electrónico de los átomos en la estructura cristalina a lo largo de su trayectoria.

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El paso de un fragmento de fisión deja una zona de átomos cargados positivamente. Estos iones cargados positivamente se repelan y se mueven a ocupar otra posición en la estructura cristalina, formándose así una huella o región de daño en la estructura cristalina.

La huella es de 1 y 2 angstroms de diámetro y 10 a 20 angstroms de longitud.

Las huellas son estables en sólidos aislantes mientras que en cristales y substancias conductoras o semiconductoras no retienen las huellas debido a que el movimiento de electrones neutraliza los iones producidos. Solamente tres isotopos naturales se fisionan espontáneamente.

232U 235U 238U

De estos solo el 238U produce un número significante de eventos. Los otros dos isotopos tienen una vida media tan grande para la desintegración por fisión espontánea, que prácticamente se puede asumir que todas las huellas provienen de la fisión del 238U.

El Uranio de masa 238, también se desintegra por emisión de partículas alfa. La rata de desintegración de U 238 por emisión de partículas alfa es millones de veces mayor que la rata de desintegración por fisión.

Una vez la huella se ha formado esta es estable en la mayoría de las substancias aislantes a temperaturas inferiores a 100ºC (Fleischer y otros, 1975).

A temperaturas más altas los átomos comienzan a moverse con energía suficiente como para volver a ocupar las posiciones que tenían antes de producirse la huella, hasta que el daño desaparece totalmente y la huella no es visible.

La desaparición de huellas, se produce por recocido al elevar la temperatura, se verá más adelante. Si las huellas se forman en un cristal después de que este se haya enfriado por debajo de la temperatura a que se produce la cicatrización entonces las huellas son estables por largos periodos de tiempo.

Las huellas en estado natural solo son visibles con un microscopio electrónico. Utilizando una sustancia química corrosiva se puede disolver la zona de daño sin que se disuelva el cristal (Price y Walker, 1962). Las huellas una vez corroídas son visibles con un microscopio óptico utilizando un aumento moderado (200X- 500X).

Las sustancias corrosivas que se usas comúnmente son: El acido nítrico (apatito), acido fluorhídrico (micas y vidrios) y soluciones y fundentes básicos (esfena, zircón) (Fleischer y otros, 1975).

Otros minerales comunes en los cuales se han observado huellas de fisión son granate, epidota, moscovita y biotita.

Vidrios naturales como tectitas, obsidiana, también contienen huellas de fisión. Fleischer, Price y Walker, 1975, presentan una larga lista de minerales que puede contener huellas, junto con una lista de sustancias corrosivas apropiadas.

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La densidad de las huellas fósiles o sea el número de huellas por unidad de área depende de la concentración de Uranio y de la edad del mineral.

En rocas muy jóvenes es necesario buscar minerales con alto contenido de Uranio mientras que en rocas pre- cámbricas el problema es encontrar minerales con bajo contenido de Uranio.

La ecuación para determinar la edad por medio de huellas de fisión es:

� � ln �1 � � � �

� � ���� � 1 �

• ρs: Densidad de huellas fósiles, es una variable que depende de la edad y la concentración de U del mineral.

Si determinamos la concentración de Uranio podemos determinar la edad. La mejor manera de determinar la concentración de Uranio es inducir nuevas huellas de fisión. Para hacer esto utilizamos neutrones para inducir la fisión de Uranio 235. Simplemente se expone la muestra a un flujo de neutrones térmicos en el núcleo de un reactor nuclear. Los términos: ρs, Ø, σ, I; se refieren al proceso de irradiación.

• ρi: Es la densidad del huellas de fisión inducida durante la irradiación. • Ø: Es el numero de neutrones por centímetro cuadrado que pasa a través de la

muestra. • σ: Área seccional para la producción de fisiones por medio de neutrones en el

U 235. • I: Es la relación 235U/238U. • γD: Es la constante de desintegración total del U 238. • γF: Es la constante de desintegración por fisión espontanea. U 238.

Los valores de estas constantes son:

I= 7.252x10-3

γD= 1.551x10-10

= 6.85x10-17/año (Fleischer y Price, 1965)

γF = 7.03x10-17/año (Robert, Gold y Armani, 1968)

= 8.42x10-17/año (Spadavachia y Hann, 1967, Wagner y otros, 1975)

σ= 580x10-24 cm2

Se utilizan 3 métodos para determinar ρi independientemente de ρs.

En el primer método, desarrollado por Naeser, 1967, se divide los granos en dos grupos; un grupo se monta en epoxy y se pule. Estos granos se usaran para determinar la densidad de huellas fósiles. El segundo grupo se calienta en un horno a una temperatura suficiente alta para que desaparezcan todas las huellas fósiles; estos

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granos son irradiados. Después de la irradiación estos granos se montan, se pulen y se corroen conjuntamente con los que se pulieron en primer lugar. La densidad de huellas fósiles se determina en los primeros granos y la densidad de huellas inducidas en los granos irradiados. Este método solo puede usarse si la concentración de Uranio es uniforme en todos los granos. El mineral apatito generalmente puede datarse por este método.

El segundo método consiste en usar un detector externo (Fleischer y otros, 1964; Naeser y Dodge, 1969).

En este método los granos de mineral se montan en una placa con epoxy, se pulen y se corroen, luego se cubren en una lámina de moscovita de bajo contenido de Uranio y se irradia en el reactor nuclear. Los átomos de Uranio que se desintegran cerca de la superficie lanzan partículas de fisión hacia la lámina de mica que sirve como un detector. Después de la irradiación la moscovita se corroe y se determina la densidad de huellas inducidas en la lámina de la mica.

La ventaja de este método es que las huellas de fósiles se determinan en el cristal y las huellas inducidas en la imagen del cristal en la placa de la moscovita.

Este método se usa para casi todos los minerales con excepción de apatito.

El tercer método se usa principalmente para datar vidrios (Fleischer y Price, 1963), consiste en montar, pulir y corroer la muestra de vidrio antes de la irradiación, luego se irradia la muestra y después se determina la densidad de huellas fósiles. La muestra se pule de nuevo, para remover una capa de material de unos 20 a 30 micrómetros, se corroe y se determina la densidad nuevamente. La densidad inducida se determina restando la densidad de huellas fósiles determinadas la primera vez de la densidad total determinada después.

Rango de edades determinadas por huellas de fisión.

En muestras terrestres se han determinado edades entre 8000 años (Storver y otros (1971) y 2.7x109 años (Naeser, 1971) por el método de huellas de fisión. La figura muestra un grafico en el que se han proyectado edades obtenidas por el método de huellas de fisión versus edades obtenidas por K/Ar ó Rb/Sr.

En general edades determinadas en minerales tales como apatito; esfena y zircón en rocas volcánicas cenozoicas son concordantes entre si y concuerdan con edades determinadas por K/Ar en las mismas muestras (Naeser y Mc Kee, 1970, Naeser; 1971, Fritt y Naeser, 1976).

Las edades determinadas en minerales como apatito, esfena y/o zircón en rocas plutónicas o metamórficas pueden ser discordantes (Naeser y Dodge, 1969; Wagner, 1968; Wagner y Storver, 1970, 1975; Naeser y Ross, 1976). La causa de estas edades discordantes es la desaparición de huellas de fisión bajo ciertas geológicas. La desaparición de huellas es uno de los aspectos más útiles en la datación de rocas por huellas de fisión.

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Las primeras dataciones algunas veces daban edades más jóvenes que las edades determinadas por otros métodos como K/Ar o Rb/Sr en otros minerales de la misma roca.

Más tarde se demostró que el calentamiento de los minerales durante el proceso era el causante de estas edades más jóvenes.

Si un mineral de vidrio se calienta por encima de una cierta temperatura las huellas comienzan a desaparecer. Si la temperatura se aumenta continuamente las huellas finalmente desaparecen por completo.

El proceso que ocurre es que al aumentar la temperatura en el mineral, aumenta la agitación térmica de los átomos que finalmente ocuparan las posiciones que ocupaban antes de producirse la huella desapareciendo entonces la región dañada en el cristal que era la huella de fisión.

La figura muestra las curvas características de desaparición de huellas en 6 minerales (Naeser, 1978).

Este grafico muestra el efecto de calentar un mineral por una hora a diferentes temperaturas. El mineral Autunita, por ejemplo, pierde todas las huellas en una hora a 60ºC mientras que el cuarzo tiene que ser calentado a más de 1050ºC por una hora antes de que desaparezcan todas las huellas. Los minerales que se usan comúnmente son apatito, esfena y zircón que caen en la mitad del grafico.

Recocido:

En datación por huellas de fisión, el término “recocido” se usa para indicar la desaparición parcial o completa de las huellas (Fleischer y otros, 1965). “El recocido” de una muestra resulta de calentar la muestra y no de un incremento en la presión.

El proceso de recocido depende del tiempo, esto es, se obtiene el mismo efecto a alta temperatura durante un periodo corto de tiempo que a baja temperatura por un periodo largo de tiempo. Por ejemplo, el mineral apatito pierde todas sus huellas a 350ºC en una hora pero se necesitaría un millón de años para lograr el mismo efecto a 100ºC (Naeser y Faul, 1969).

Resultados:

En la presente investigación los análisis se realizaron en el laboratorio del Doctor Charles Naeser del servicio Geológico de los Estados Unidos, en Denver, Colorado.

Muestra BA-1, localidad quebrada Matasanos, afluente del rio Porce, Antioquia, sedimentos derivados del Batolito Antioqueño, mineral zircón, concentrado por batea, muestra colectada por Jorge Julián Restrepo.

Edad obtenida por huellas de fisión:

Esta edad 58 � 6 millones de años, está dentro del rango de edades determinadas por el método de K/Ar en Biotita, Gerardo Botero, 1963. Este es un ejemplo de una de las grandes ventajas del método de huellas de fisión y que consiste en que a diferencia

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de los otros métodos de datación, rocas que han sufrido cualquier grado de meteorización pueden datarse con plena confianza.

Esto se explica porque las huellas no se borran a las temperaturas que ocurre la meteorización. Mientras que en los procesos de meteorización la composición química de los minerales si cambia, alterándose así la relación original entre los elementos componentes de un mineral como por ejemplo la relación K40/Ar40, al escapar preferencialmente el argón durante la alteración de las micas, anfíboles o feldespatos.

Datación de la andesita Porfirítica del Cerro Corcovado, Titiribí, Antioquia. El lacolito (Grosse 1926) del cerro Corcovado instruye sedimentos continentales de edad oligoceno (Van der Hammen). En este trabajo se dataron dos muestras T-5 y T-6 colectadas por el autor en 1974. Las edades obtenidas en minerales de zircón son:

Muestra T-5 9.5 � 0.9 millones de años Muestra T-6 10.6 � 1.2 millones de años

Esta localidad pertenece al evento volcánico que tuvo lugar del mioceno medio a superior. A este evento volcánico pertenecen las rocas extrusivas e intrusivas que se suponen o cortan los sedimentos continentales y marinos de la cuenca del Cauca. Este volcanismo se extiende en Colombia desde Nariño hasta Antioquia a lo largo del graben del río Cauca.

El Plutón de Manizales es un cuerpo intrusivo de composición intermedia (granodiorita) que aflora al este de Manizales. Una muestra tomada sobre la carretera Manizales- Freno fue datada por el método de huellas de fisión.

En este caso se hicieron determinaciones en dos minerales diferentes, las edades obtenidas son:

• Muestra MF-10- Mineral zircón; edad 62.4 � 3.6 millones de años. • Muestra MF-10- Mineral apatito; edad 10.5 � 1 millones de años.

La edad obtenida en mineral de zircón debe ser comparable con una edad determinada por medio de K/Ar en biotita separada de la misma muestra (Naeser, 1974, 1976, etc.). La temperatura de retención de argón en biotita es equivalente a la temperatura a la cual los cristales de zircón comienzan a retener huellas de fisión. Esta edad del Plutón de Manizales de 62.4 millones de años está dentro del rango de edades (147 � 4 a 49.4 � 1.7) de plutones y batolitos de la cadena Andina y que Vezga y Barrero (1972) denominan el evento magnatico de la orogénesis alpina.

La edad obtenida en cristales de apatito separados de la misma muestra MF-10, indica el periodo de tiempo transcurrido desde que el Plutón se enfrió por debajo de 100ºC que es la temperatura a la cual el apatito empieza a retener las huellas de fisión. (Naeser).

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Resumiendo:

Los resultados indican que el Plutón de Manizales se consolido y alcanzo a una temperatura inferior a 250ºC hace 62.4 millones de años y alcanzo una temperatura de 100ºC hace solo 10.5 millones de años con una gradiente geotérmica de 30º/km; el Plutón de Manizales estuvo a unos 8 km de profundidad hace 62.4 millones de años y a solo 3.3 km de profundidad hace 10.5 � 10 millones de años.

El método de huellas de fisión permite no solo obtener una edad sino datar distintos eventos en una muestra. Esto permite reconstruir de una manera más completa los eventos que tienen lugar durante una orogenia.

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���� � 1 � ln �1 � �

� � � � � ����

1.000.000.000 __ Mica

__ Zircón

__ Apatito

1.000.000 __ Vidrio volcánico

K-Ar __ Tectitas

� __

Rb/Sr 1.000 __

__

__

1 __ Vidrio sintético

| | | | | | | | | |

1 1000 años 1.000.000 1.000.000.000

DATACIONES POR HUELLAS DE FISION

Desaparición de huella s después de una hora de cocimiento (Naeser, 1978)

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