Datação radiométrica -Radiometric dating

Datação radiométrica , datação radioativa ou datação por radioisótopo é uma técnica usada para datar materiais como rochas ou carbono , em que as impurezas radioativas foram incorporadas seletivamente quando foram formadas. O método compara a abundância de um isótopo radioativo que ocorre naturalmente dentro do material com a abundância de seus produtos de decaimento , que se formam a uma taxa constante conhecida de decaimento. O uso de datação radiométrica foi publicado pela primeira vez em 1907 por Bertram Boltwood e agora é a principal fonte de informação sobre a idade absoluta das rochas e outras características geológicas , incluindo a idade de formas de vida fossilizadas ou a idade da própria Terra , e também pode ser usado até agora uma ampla gama de materiais naturais e artificiais .

Juntamente com os princípios estratigráficos , métodos de datação radiométrica são usados ​​em geocronologia para estabelecer a escala de tempo geológico . Entre as técnicas mais conhecidas estão a datação por radiocarbono , a datação por potássio-argônio e a datação por urânio-chumbo . Ao permitir o estabelecimento de escalas de tempo geológicas, fornece uma fonte significativa de informações sobre as idades dos fósseis e as taxas deduzidas da mudança evolutiva . A datação radiométrica também é usada para datar materiais arqueológicos , incluindo artefatos antigos.

Diferentes métodos de datação radiométrica variam na escala de tempo em que são precisos e nos materiais aos quais podem ser aplicados.

Fundamentos

Decaimento radioativo

Exemplo de cadeia de decaimento radioativo do chumbo-212 ( 212 Pb) para o chumbo-208 ( 208 Pb). Cada nuclídeo pai decai espontaneamente em um nuclídeo filho (o produto de decaimento ) por meio de um decaimento α ou um decaimento β . O produto final do decaimento, chumbo-208 ( 208 Pb), é estável e não pode mais sofrer decaimento radioativo espontâneo.

Toda matéria comum é composta de combinações de elementos químicos , cada um com seu próprio número atômico , indicando o número de prótons no núcleo atômico . Além disso, os elementos podem existir em diferentes isótopos , com cada isótopo de um elemento diferindo no número de nêutrons no núcleo. Um isótopo particular de um elemento particular é chamado de nuclídeo . Alguns nuclídeos são inerentemente instáveis. Ou seja, em algum momento, um átomo desse nuclídeo sofrerá decaimento radioativo e se transformará espontaneamente em um nuclídeo diferente. Essa transformação pode ser realizada de várias maneiras diferentes, incluindo decaimento alfa (emissão de partículas alfa ) e decaimento beta ( emissão de elétrons , emissão de pósitrons ou captura de elétrons ). Outra possibilidade é a fissão espontânea em dois ou mais nuclídeos.

Embora o momento em que um determinado núcleo decai seja imprevisível, uma coleção de átomos de um nuclídeo radioativo decai exponencialmente a uma taxa descrita por um parâmetro conhecido como meia-vida , geralmente dado em unidades de anos ao discutir técnicas de datação. Depois de decorrida uma meia-vida, metade dos átomos do nuclídeo em questão terá decaído em um nuclídeo "filho" ou produto de decaimento . Em muitos casos, o próprio nuclídeo filho é radioativo, resultando em uma cadeia de decaimento , eventualmente terminando com a formação de um nuclídeo filho estável (não radioativo); cada etapa dessa cadeia é caracterizada por uma meia-vida distinta. Nesses casos, geralmente a meia-vida de interesse na datação radiométrica é a mais longa da cadeia, que é o fator limitante da taxa na transformação final do nuclídeo radioativo em seu filho estável. Os sistemas isotópicos que foram explorados para datação radiométrica têm meias-vidas que variam de apenas cerca de 10 anos (por exemplo, trítio ) a mais de 100 bilhões de anos (por exemplo, samário-147 ).

Para a maioria dos nuclídeos radioativos, a meia-vida depende apenas das propriedades nucleares e é essencialmente constante. Isso é conhecido porque as constantes de decaimento medidas por diferentes técnicas fornecem valores consistentes dentro dos erros analíticos e as idades dos mesmos materiais são consistentes de um método para outro. Não é afetado por fatores externos, como temperatura , pressão , ambiente químico ou presença de campo magnético ou elétrico . As únicas exceções são os nuclídeos que decaem pelo processo de captura de elétrons, como berílio-7 , estrôncio-85 e zircônio-89 , cuja taxa de decaimento pode ser afetada pela densidade eletrônica local. Para todos os outros nuclídeos, a proporção do nuclídeo original para seus produtos de decaimento muda de maneira previsível à medida que o nuclídeo original decai ao longo do tempo.

Essa previsibilidade permite que as abundâncias relativas de nuclídeos relacionados sejam usadas como um relógio para medir o tempo desde a incorporação dos nuclídeos originais em um material até o presente. A natureza nos forneceu convenientemente nuclídeos radioativos que têm meias-vidas que variam consideravelmente mais do que a idade do universo a menos de um zeptosegundo . Isso permite medir uma ampla gama de idades. Os isótopos com meias-vidas muito longas são chamados de "isótopos estáveis" e os isótopos com meias-vidas muito curtas são conhecidos como "isótopos extintos".

Determinação da constante de decaimento

A constante de decaimento radioativo, a probabilidade de um átomo decair por ano, é a base sólida da medição comum da radioatividade. A exatidão e a precisão da determinação de uma idade (e a meia-vida de um nuclídeo) dependem da exatidão e precisão da medição da constante de decaimento. O método de crescimento interno é uma maneira de medir a constante de decaimento de um sistema, que envolve o acúmulo de nuclídeos filhos. Infelizmente, para nuclídeos com altas constantes de decaimento (que são úteis para datar amostras muito antigas), longos períodos de tempo (décadas) são necessários para acumular produtos de decaimento suficientes em uma única amostra para medi-los com precisão. Um método mais rápido envolve o uso de contadores de partículas para determinar a atividade alfa, beta ou gama e, em seguida, dividi-la pelo número de nuclídeos radioativos. No entanto, é desafiador e caro determinar com precisão o número de nuclídeos radioativos. Alternativamente, as constantes de decaimento podem ser determinadas comparando dados de isótopos para rochas de idade conhecida. Este método requer que pelo menos um dos sistemas de isótopos seja calibrado com muita precisão, como o sistema Pb-Pb .

Precisão da datação radiométrica

Espectrômetro de massa de ionização térmica usado em datação radiométrica.

A equação básica da datação radiométrica requer que nem o nuclídeo pai nem o produto filho possam entrar ou sair do material após sua formação. Os possíveis efeitos de confusão da contaminação dos isótopos pai e filho devem ser considerados, assim como os efeitos de qualquer perda ou ganho de tais isótopos desde que a amostra foi criada. Portanto, é essencial ter o máximo de informações sobre o material que está sendo datado e verificar possíveis sinais de alteração . A precisão é aprimorada se as medições forem feitas em várias amostras de diferentes locais do corpo rochoso. Alternativamente, se vários minerais diferentes podem ser datados da mesma amostra e são considerados formados pelo mesmo evento e estavam em equilíbrio com o reservatório quando se formaram, eles deveriam formar uma isócrona . Isso pode reduzir o problema de contaminação . Na datação urânio-chumbo , o diagrama de concórdia é usado, o que também diminui o problema de perda de nuclídeos. Finalmente, a correlação entre diferentes métodos de datação isotópica pode ser necessária para confirmar a idade de uma amostra. Por exemplo, a idade dos gnaisses Amitsoq do oeste da Groenlândia foi determinada em 3,60 ± 0,05 Ga (bilhões de anos atrás) usando datação de urânio-chumbo e 3,56 ± 0,10 Ga (bilhões de anos atrás) usando datação de chumbo-chumbo, resultados que são consistentes um com o outro.

A datação radiométrica precisa geralmente requer que o pai tenha uma meia-vida longa o suficiente para estar presente em quantidades significativas no momento da medição (exceto conforme descrito abaixo em "Datação com radionuclídeos extintos de vida curta"), a meia-vida de o pai é conhecido com precisão e o produto filho é produzido o suficiente para ser medido com precisão e distinguido da quantidade inicial do filho presente no material. Os procedimentos usados ​​para isolar e analisar os nuclídeos pai e filho devem ser precisos e exatos. Isso normalmente envolve espectrometria de massa de razão de isótopos .

A precisão de um método de datação depende em parte da meia-vida do isótopo radioativo envolvido. Por exemplo, o carbono-14 tem uma meia-vida de 5.730 anos. Depois que um organismo está morto há 60.000 anos, resta tão pouco carbono-14 que não é possível estabelecer datas precisas. Por outro lado, a concentração de carbono-14 cai tão abruptamente que a idade de restos relativamente jovens pode ser determinada precisamente dentro de algumas décadas.

Temperatura de fechamento

A temperatura de fechamento ou temperatura de bloqueio representa a temperatura abaixo da qual o mineral é um sistema fechado para os isótopos estudados. Se um material que rejeita seletivamente o nuclídeo filho for aquecido acima dessa temperatura, quaisquer nuclídeos filhos acumulados ao longo do tempo serão perdidos por difusão , zerando o "relógio" isotópico. À medida que o mineral esfria, a estrutura cristalina começa a se formar e a difusão dos isótopos é menos fácil. A uma certa temperatura, a estrutura cristalina formou-se o suficiente para evitar a difusão de isótopos. Assim, uma rocha ou fusão ígnea ou metamórfica, que está esfriando lentamente, não começa a exibir decaimento radioativo mensurável até que esfrie abaixo da temperatura de fechamento. A idade que pode ser calculada por datação radiométrica é, portanto, o tempo em que a rocha ou mineral esfriou até a temperatura de fechamento. Esta temperatura varia para cada mineral e sistema isotópico, de modo que um sistema pode ser fechado para um mineral, mas aberto para outro. A datação de diferentes minerais e/ou sistemas isotópicos (com diferentes temperaturas de fechamento) dentro da mesma rocha pode, portanto, permitir o rastreamento da história térmica da rocha em questão com o tempo e, assim, a história dos eventos metamórficos pode se tornar conhecida em detalhes. Essas temperaturas são determinadas experimentalmente no laboratório, redefinindo artificialmente os minerais da amostra usando um forno de alta temperatura. Este campo é conhecido como termocronologia ou termocronometria.

A equação da idade

Isócronas Lu-Hf plotadas de amostras de meteoritos. A idade é calculada a partir da inclinação da isócrona (linha) e a composição original da interceptação da isócrona com o eixo y.

A expressão matemática que relaciona o decaimento radioativo com o tempo geológico é

D * = D 0 + N ( t ) ( e λt − 1)

onde

  • t é a idade da amostra,
  • D * é o número de átomos do isótopo filho radiogênico na amostra,
  • D 0 é o número de átomos do isótopo filho na composição original ou inicial,
  • N ( t ) é o número de átomos do isótopo pai na amostra no tempo t (o presente), dado por N ( t ) = N 0 e λt , e
  • λ é a constante de decaimento do isótopo pai, igual ao inverso da meia-vida radioativa do isótopo pai vezes o logaritmo natural de 2.

A equação é mais convenientemente expressa em termos da quantidade medida N ( t ) em vez do valor inicial constante No .

Para calcular a idade, assume-se que o sistema é fechado (nenhum isótopo pai ou filho foi perdido do sistema), D 0 deve ser desprezível ou pode ser estimado com precisão, λ é conhecido com alta precisão e um tem precisão e medições precisas de D* e N ( t ).

A equação acima faz uso de informações sobre a composição dos isótopos pais e filhos no momento em que o material testado esfria abaixo de sua temperatura de fechamento . Isso está bem estabelecido para a maioria dos sistemas isotópicos. No entanto, a construção de uma isócrona não requer informações sobre as composições originais, usando apenas as proporções atuais dos isótopos pai e filho para um isótopo padrão. Um gráfico isócrono é usado para resolver graficamente a equação de idade e calcular a idade da amostra e a composição original.

Métodos de namoro modernos

A datação radiométrica é realizada desde 1905, quando foi inventada por Ernest Rutherford como um método pelo qual se pode determinar a idade da Terra . No século desde então, as técnicas foram muito melhoradas e expandidas. A datação agora pode ser realizada em amostras tão pequenas quanto um nanograma usando um espectrômetro de massa . O espectrômetro de massa foi inventado na década de 1940 e começou a ser usado em datação radiométrica na década de 1950. Ele opera gerando um feixe de átomos ionizados a partir da amostra em teste. Os íons então viajam através de um campo magnético, que os desvia para diferentes sensores de amostragem, conhecidos como " copos de Faraday ", dependendo de sua massa e nível de ionização. No impacto nos copos, os íons estabelecem uma corrente muito fraca que pode ser medida para determinar a taxa de impactos e as concentrações relativas de diferentes átomos nos feixes.

Método de datação urânio-chumbo

Um diagrama de concordância usado na datação de urânio-chumbo , com dados do Cinturão de Pfunze , Zimbábue . Todas as amostras apresentam perda de isótopos de chumbo, mas o intercepto do errorchron (linha reta que passa pelos pontos amostrais) e da concórdia (curva) mostra a idade correta da rocha.

A datação radiométrica urânio-chumbo envolve o uso de urânio-235 ou urânio-238 para datar a idade absoluta de uma substância. Esse esquema foi refinado a ponto de a margem de erro nas datas das rochas poder chegar a menos de dois milhões de anos em dois bilhões e meio de anos. Uma margem de erro de 2 a 5% foi alcançada em rochas mesozóicas mais jovens.

A datação urânio-chumbo é freqüentemente realizada no mineral zircão (ZrSiO 4 ), embora possa ser usada em outros materiais, como baddeleyita e monazita (ver: geocronologia monazita ). O zircônio e a baddeleyita incorporam átomos de urânio em sua estrutura cristalina como substitutos do zircônio , mas rejeitam fortemente o chumbo. O zircão tem uma temperatura de fechamento muito alta, é resistente a intempéries mecânicas e é muito inerte quimicamente. O zircônio também forma várias camadas de cristal durante eventos metamórficos, cada uma podendo registrar uma idade isotópica do evento. A análise de microfeixe in situ pode ser obtida por meio de técnicas de laser ICP-MS ou SIMS .

Uma de suas grandes vantagens é que qualquer amostra fornece dois relógios, um baseado no decaimento do urânio-235 para chumbo-207 com meia-vida de cerca de 700 milhões de anos, e outro baseado no decaimento do urânio-238 para chumbo-206 com meia vida. -vida de cerca de 4,5 bilhões de anos, fornecendo uma verificação cruzada integrada que permite a determinação precisa da idade da amostra, mesmo que parte do chumbo tenha sido perdida. Isso pode ser visto no diagrama de concórdia, onde as amostras plotam ao longo de um errorchron (linha reta) que intercepta a curva de concórdia na idade da amostra.

Método de datação de samário-neodímio

Isso envolve o decaimento alfa de 147 Sm para 143 Nd com uma meia-vida de 1,06 x 10 11 anos. Níveis de precisão de até vinte milhões de anos em idades de dois bilhões e meio de anos são alcançáveis.

Método de datação de potássio-argônio

Isso envolve captura de elétrons ou decaimento de pósitrons de potássio-40 para argônio-40. O potássio-40 tem uma meia-vida de 1,3 bilhão de anos, portanto esse método é aplicável às rochas mais antigas. O potássio-40 radioativo é comum em micas , feldspatos e hornblendas , embora a temperatura de fechamento seja bastante baixa nesses materiais, cerca de 350 °C (mica) a 500 °C (hornblenda).

Método de datação de rubídio-estrôncio

Isso se baseia no decaimento beta do rubídio-87 em estrôncio-87 , com uma meia-vida de 50 bilhões de anos. Este esquema é usado para datar antigas rochas ígneas e metamórficas , e também foi usado para datar amostras lunares . As temperaturas de fechamento são tão altas que não são uma preocupação. A datação por rubídio-estrôncio não é tão precisa quanto o método urânio-chumbo, com erros de 30 a 50 milhões de anos para uma amostra de 3 bilhões de anos. A aplicação da análise in situ (Laser-Ablation ICP-MS) em grãos minerais individuais em falhas mostrou que o método Rb-Sr pode ser usado para decifrar episódios de movimento de falha.

Método de datação urânio-tório

Uma técnica de datação de alcance relativamente curto é baseada no decaimento do urânio-234 em tório-230, uma substância com meia-vida de cerca de 80.000 anos. É acompanhado por um processo irmão, no qual o urânio-235 decai em protactínio-231, que tem uma meia-vida de 32.760 anos.

Enquanto o urânio é solúvel em água, o tório e o protactínio não o são e, portanto, são precipitados seletivamente nos sedimentos do fundo do oceano , a partir dos quais suas proporções são medidas. O esquema tem um alcance de várias centenas de milhares de anos. Um método relacionado é a datação iônio-tório , que mede a proporção de iônio (tório-230) para tório-232 em sedimentos oceânicos .

Método de datação por radiocarbono

As Ale's Stones em Kåseberga, cerca de dez quilômetros a sudeste de Ystad , na Suécia , foram datadas em 56 EC usando o método de carbono-14 em material orgânico encontrado no local.

A datação por radiocarbono também é chamada simplesmente de datação por carbono-14. O carbono-14 é um isótopo radioativo do carbono, com uma meia-vida de 5.730 anos (que é muito curta em comparação com os isótopos acima) e decai em nitrogênio. Em outros métodos de datação radiométrica, os isótopos pais pesados ​​foram produzidos por nucleossíntese em supernovas, o que significa que qualquer isótopo pai com meia-vida curta já deve estar extinto. O carbono-14, no entanto, é continuamente criado por meio de colisões de nêutrons gerados por raios cósmicos com nitrogênio na atmosfera superior e, portanto, permanece em um nível quase constante na Terra. O carbono-14 acaba como um componente traço no dióxido de carbono atmosférico (CO 2 ).

Uma forma de vida baseada em carbono adquire carbono durante sua vida. As plantas o adquirem por meio da fotossíntese e os animais o adquirem pelo consumo de plantas e outros animais. Quando um organismo morre, ele deixa de absorver novo carbono-14, e o isótopo existente decai com uma meia-vida característica (5.730 anos). A proporção de carbono-14 deixada quando os restos do organismo são examinados fornece uma indicação do tempo decorrido desde sua morte. Isso torna o carbono-14 um método de datação ideal para datar a idade dos ossos ou restos de um organismo. O limite de datação por carbono-14 fica em torno de 58.000 a 62.000 anos.

A taxa de criação de carbono-14 parece ser aproximadamente constante, pois verificações cruzadas de datação por carbono-14 com outros métodos de datação mostram que ela fornece resultados consistentes. No entanto, erupções locais de vulcões ou outros eventos que liberam grandes quantidades de dióxido de carbono podem reduzir as concentrações locais de carbono-14 e fornecer datas imprecisas. As liberações de dióxido de carbono na biosfera como consequência da industrialização também diminuíram a proporção de carbono-14 em alguns por cento; inversamente, a quantidade de carbono-14 foi aumentada por testes de bombas nucleares acima do solo que foram conduzidos no início dos anos 1960. Além disso, um aumento no vento solar ou no campo magnético da Terra acima do valor atual reduziria a quantidade de carbono-14 criada na atmosfera.

Método de datação por trilha de fissão

Os cristais de apatita são amplamente utilizados na datação por fissão.

Isso envolve a inspeção de uma fatia polida de um material para determinar a densidade das marcas de "trilha" deixadas pela fissão espontânea de impurezas de urânio-238. O teor de urânio da amostra precisa ser conhecido, mas isso pode ser determinado colocando-se um filme plástico sobre a fatia polida do material e bombardeando-o com nêutrons lentos . Isso causa a fissão induzida do 235 U, em oposição à fissão espontânea do 238 U. Os rastros da fissão produzidos por esse processo são registrados no filme plástico. O teor de urânio do material pode então ser calculado a partir do número de pistas e do fluxo de nêutrons .

Este esquema tem aplicação em uma ampla gama de datas geológicas. Para datas de até alguns milhões de anos , micas , tectitas (fragmentos de vidro de erupções vulcânicas) e meteoritos são os mais indicados. Materiais mais antigos podem ser datados usando zircão , apatita , titanita , epídoto e granada , que possuem uma quantidade variável de teor de urânio. Como os rastros de fissão são curados por temperaturas acima de 200 °C, a técnica tem limitações e também benefícios. A técnica tem aplicações potenciais para detalhar a história térmica de um depósito.

Método de datação por cloro-36

Grandes quantidades do raro 36 Cl (meia-vida ~300ky) foram produzidas pela irradiação da água do mar durante detonações atmosféricas de armas nucleares entre 1952 e 1958. O tempo de residência do 36 Cl na atmosfera é de cerca de 1 semana. Assim, como um marcador de eventos da água dos anos 1950 no solo e nas águas subterrâneas, o 36 Cl também é útil para datar águas com menos de 50 anos antes do presente. 36 Cl tem sido usado em outras áreas das ciências geológicas, incluindo datação de gelo e sedimentos.

Métodos de datação por luminescência

Os métodos de datação por luminescência não são métodos de datação radiométrica, pois não dependem da abundância de isótopos para calcular a idade. Em vez disso, são uma consequência da radiação de fundo em certos minerais. Com o tempo, a radiação ionizante é absorvida por grãos minerais em sedimentos e materiais arqueológicos, como quartzo e feldspato potássico . A radiação faz com que a carga permaneça dentro dos grãos em "armadilhas de elétrons" estruturalmente instáveis. A exposição à luz solar ou ao calor libera essas cargas, efetivamente "branqueando" a amostra e zerando o relógio. A carga aprisionada se acumula ao longo do tempo a uma taxa determinada pela quantidade de radiação de fundo no local onde a amostra foi enterrada. A estimulação desses grãos minerais usando luz ( luminescência estimulada opticamente ou datação por luminescência estimulada por infravermelho) ou calor ( datação por termoluminescência ) faz com que um sinal de luminescência seja emitido à medida que a energia instável armazenada do elétron é liberada, cuja intensidade varia dependendo da quantidade de radiação absorvido durante o enterramento e propriedades específicas do mineral.

Esses métodos podem ser usados ​​para datar a idade de uma camada de sedimentos, pois as camadas depositadas no topo impediriam que os grãos fossem "branqueados" e redefinidos pela luz solar. Cacos de cerâmica podem ser datados da última vez em que experimentaram calor significativo, geralmente quando foram queimados em um forno.

Outros métodos

Outros métodos incluem:

Datação com produtos de decaimento de radionuclídeos extintos de vida curta

A datação radiométrica absoluta requer que uma fração mensurável do núcleo pai permaneça na rocha da amostra. Para rochas que remontam ao início do sistema solar, isso requer isótopos pais de vida extremamente longa, tornando a medição das idades exatas dessas rochas imprecisas. Para ser capaz de distinguir as idades relativas das rochas de tais materiais antigos e obter uma resolução de tempo melhor do que a disponível a partir de isótopos de vida longa, isótopos de vida curta que não estão mais presentes na rocha podem ser usados.

No início do sistema solar, havia vários radionuclídeos de vida relativamente curta, como 26 Al, 60 Fe, 53 Mn e 129 I presentes na nebulosa solar. Esses radionuclídeos – possivelmente produzidos pela explosão de uma supernova – estão extintos hoje, mas seus produtos de decaimento podem ser detectados em materiais muito antigos, como os que constituem os meteoritos . Medindo os produtos de decaimento de radionuclídeos extintos com um espectrômetro de massa e usando isócronas, é possível determinar as idades relativas de diferentes eventos no início da história do sistema solar. Métodos de datação baseados em radionuclídeos extintos também podem ser calibrados com o método U-Pb para fornecer idades absolutas. Assim, tanto a idade aproximada quanto uma alta resolução de tempo podem ser obtidas. Geralmente, uma meia-vida mais curta leva a uma resolução de tempo mais alta em detrimento da escala de tempo.

O cronômetro 129 I – 129 Xe

129
EU
decaimento beta para129
Xe
com uma meia-vida de 16 milhões de anos. O cronômetro de iodo-xenon é uma técnica isócrona. As amostras são expostas a nêutrons em um reator nuclear. Isso converte o único isótopo estável de iodo (127
EU
) em128
Xe
via captura de nêutrons seguida de decaimento beta (de128
EU
). Após a irradiação, as amostras são aquecidas em uma série de etapas e a assinatura isotópica do xenônio do gás liberado em cada etapa é analisada. Quando um consistente129
Xe
/128
Xe
Se a proporção for observada em várias etapas consecutivas de temperatura, ela pode ser interpretada como correspondendo a um tempo no qual a amostra parou de perder xenônio.

Amostras de um meteorito chamado Shallowater são geralmente incluídas na irradiação para monitorar a eficiência de conversão de127
EU
para128
Xe
. A diferença entre o medido129
Xe
/128
Xe
proporções da amostra e Shallowater então corresponde às diferentes proporções de129
EU
/127
EU
quando cada um parou de perder xenônio. Isso, por sua vez, corresponde a uma diferença na idade de fechamento no início do sistema solar.

O cronômetro 26 Al – 26 Mg

Outro exemplo de datação por radionuclídeos extintos de curta duração é o26
al
26
mg
cronômetro, que pode ser usado para estimar as idades relativas dos côndrulos .26
al
decai para26
mg
com meia-vida de 720.000 anos. A datação é simplesmente uma questão de encontrar o desvio da abundância natural de26
mg
(o produto de26
al
decaimento) em comparação com a razão dos isótopos estáveis27
al
/24
mg
.

o excesso de26
mg
(muitas vezes designado26
mg
*) é encontrado comparando o26
mg
/27
mg
relação à de outros materiais do Sistema Solar.

O26
al
26
mg
cronômetro dá uma estimativa do período de tempo para a formação de meteoritos primitivos de apenas alguns milhões de anos (1,4 milhões de anos para a formação Chondrule).

Um problema de terminologia

Em um artigo de julho de 2022 na revista Applied Geochemistry , os autores propuseram que os termos “isótopo pai” e “isótopo filho” fossem evitados em favor dos termos mais descritivos “isótopo precursor” e “isótopo produto”, análogos a “íon precursor” e “íon produto” em espectrometria de massa .

Veja também

Referências

Leitura adicional