Datare samariu-neodim

Datare izocronă cu Samarium-Neodim a unei probe de rocă ^[1] din Zimbabwe . Vârsta se calculează pornind de la panta liniei și compoziția originală de la intersecția dintre ea și axa ordonată.

Samariul - datarea neodimului este o metodă de datare radiometrică utilizată pentru a determina vârsta rocilor și a meteoriților , pe baza decăderii radioactive pe termen lung a izotopului ¹⁴⁷ Sm al samariului la izotopul radiogen ¹⁴³ Nd al neodimului .

Raporturile izotopice ale neodimului, împreună cu cele ale samariului, sunt utilizate pentru a furniza informații despre vârsta formării și originea fusurilor magmatice . Presupunerea de bază este că atunci când materialul scoarței terestre este format din manta , raportul izotop al neodimului depinde doar de perioada în care a avut loc evenimentul; această relație evoluează ulterior ca o funcție a noului raport samariu / neodim în materialul crustei, care este diferit de raportul existent în materialul mantalei. Pe baza acestor ipoteze, datarea cu samariu-neodim ne permite să calculăm când s-a format materialul crustei.

Utilitatea tehnicii de datare Sm-Nd derivă din faptul că ambele aceste elemente aparțin pământurilor rare și, prin urmare, teoretic nu sunt susceptibile de partiționare în timpul sedimentării și diagenezei . ^[2] Cristalizarea fracționată a mineralelor felsice modifică raportul Sm-Nd al materialului rezultat și acest lucru la rândul său influențează rata de creștere a raportului ¹⁴³ Nd / ¹⁴⁴ Nd în urma producerii ¹⁴³ Nd radiogen.

În multe cazuri datarea Sm-Nd este utilizată împreună cu datarea rubidiu-stronțiu .

Datare radiometrică Sm - Nd

Samariul are cinci izotopi naturali, în timp ce neodimul are șapte. Cele două elemente sunt legate de o relație tată-fiu prin dezintegrarea alfa a nuclidului părinte ¹⁴⁷ Sm în nuclida radiogenă ¹⁴³ Nd cu o perioadă de înjumătățire de 1,06x10 ¹¹ ani și prin decăderea alfa de ¹⁴⁶ Sm (acum aproape nuclid dispărut cu un timp de înjumătățire de 1,08x10 ⁸ ani) pentru a produce ¹⁴² Nd. O parte din ¹⁴⁶ Sm poate fi, de asemenea, produsă inițial prin descompunerea alfa de ¹⁵⁰ Gd , care are un timp de înjumătățire de 1,79x10 ⁶ ani.

Pentru a determina vârsta la care s-a format o rocă, poate fi folosită datarea izocronă . ^[3] Izocrona Sm-Nd prezintă grafic raportul dintre nuclida radiogenă ¹⁴³ Nd și ¹⁴⁴ Nd neradiogenă în funcție de raportul dintre ¹⁴⁷ Sm și ¹⁴⁴ Nd. Acesta din urmă este utilizat pentru a normaliza izotopul radiogen în izocrona, deoarece este un izotop stabil și relativ abundent.

Izocrona Sm-Nd este definită de următoarea ecuație:

\left({\frac {{}^{143}\mathrm {Nd} }{{}^{144}\mathrm {Nd} }}\right)_{\mathrm {present} }=\left({\frac {{}^{143}\mathrm {Nd} }{{}^{144}\mathrm {Nd} }}\right)_{\mathrm {initial} }+\left({\frac {{}^{147}\mathrm {Sm} }{{}^{144}\mathrm {Nd} }}\right)\cdot (e^{\lambda t}-1),

{\ displaystyle \ left ({\ frac {{} ^ {143} \ mathrm {Nd}} {{} ^ {144} \ mathrm {Nd}}} \ right) _ {\ mathrm {present}} = \ left ({\ frac {{} ^ {143} \ mathrm {Nd}} {{} ^ {144} \ mathrm {Nd}}} \ right) _ {\ mathrm {initial}} + \ left ({\ frac { {} ^ {147} \ mathrm {Sm}} {{} ^ {144} \ mathrm {Nd}}} \ right) \ cdot (e ^ {\ lambda t} -1),}

{\ displaystyle \ left ({\ frac {{} ^ {143} \ mathrm {Nd}} {{} ^ {144} \ mathrm {Nd}}} \ right) _ {\ mathrm {present}} = \ left ({\ frac {{} ^ {143} \ mathrm {Nd}} {{} ^ {144} \ mathrm {Nd}}} \ right) _ {\ mathrm {initial}} + \ left ({\ frac { {} ^ {147} \ mathrm {Sm}} {{} ^ {144} \ mathrm {Nd}}} \ right) \ cdot (e ^ {\ lambda t} -1),}

unde este:

t este vârsta eșantionului,

λ este constanta de descompunere a ¹⁴⁷ Sm,

( e ^{λ t} -1) este panta izocronei care definește vârsta sistemului.

Alternativ, se poate presupune că materialul a fost format din materialul mantalei urmând aceeași cale ca relațiile din condrite ; vârsta poate fi apoi calculată cu metoda CHUR (CHondritic Uniform Reservoir). ^[2] ^[3]

Geochimia Sm și Nd

Concentrația de Sm și Nd în familia mineralelor silicatice crește în funcție de ordinea în care cristalizează din magmă conform seriei Bowen . Samariul se acomodează mai ușor în mineralele feminine ; o rocă femelă care își cristalizează mineralele va concentra neodimul în faza topită, comparativ cu samariul. Prin urmare, atunci când o topire magmatică suferă o cristalizare fracționată de la o compoziție femică la una mai felsică, abundențele de Sm și Nd se schimbă și, în consecință, raportul lor variază, de asemenea.

O rocă ultrafemică are un conținut ridicat de Sm și un conținut scăzut de Nd; prin urmare, raportul Sm / Nd are o valoare ridicată. Rocile felsice au o concentrație scăzută de Sm și o concentrație mare de Nd; în consecință, raportul Sm / Nd este scăzut (de exemplu, komatiitul are 1,14 părți pe milion (ppm) de Sm și 3,59 ppm de Nd; riolitul are în schimb 4,65 ppm de Sm și 21,6 ppm de Nd)

Cunoașterea acestui proces este importantă în modelarea erei formării crustei continentale .

Modelul CHUR

În 1976, doi cercetători DePaolo și Wasserburg, ^{[3] au} descoperit că rocile magmatice ale pământului la momentul formării lor din magma topită, au urmat îndeaproape tendința numită CHUR, de la „rezervor uniform condritic” sau „rezervor condritic nefracționat”, adică cum a crescut raportul ¹⁴³ Nd: ¹⁴⁴ Nd în timp în condrite .

Se crede că meteoriții condritici sunt primul material nestructurat care s-a format în sistemul solar, înainte de formarea planetelor. Condritele au o compoziție destul de omogenă a oligoelementelor, astfel încât evoluția lor izotopică poate servi drept model pentru cel al întregului sistem solar și al Pământului.

Raportând vârsta și raportul inițial de ¹⁴³ Nd / ¹⁴⁴ Nd găsit în rocile magmatice terestre, pe diagrama evoluției Nd în timp, DePaolo și Wasserburg au descoperit că rocile din Arhean au avut un raport inițial foarte similar al izotopilor Nd la cea definită de linia de evoluție CHUR.

Notare Epsilon

Deoarece abaterile raportului ¹⁴³ Nd / ¹⁴⁴ Nd de la linia de evoluție CHUR sunt foarte mici, DePaolo și Wasserburg au dedus că ar fi util să se creeze o formă de notație care să descrie raportul ¹⁴³ Nd / ¹⁴⁴ Nd în ceea ce privește abaterea lor de la linia evoluției CHUR. În această notație, numită notație epsilon, o unitate epsilon reprezintă deviația unei părți la 10.000 din compoziția CHUR. ^[4]

Algebric, unitățile epsilon sunt definite prin ecuație

\varepsilon _{{\text{Nd}}(t)}=\left[{\frac {\left({\frac {^{143}{\text{Nd}}}{^{144}{\text{Nd}}}}\right)_{{\text{sample}}(t)}}{\left({\frac {^{143}{\text{Nd}}}{^{144}{\text{Nd}}}}\right)_{{\text{CHUR}}(t)}}}-1\right]\times 10\,000.

{\ displaystyle \ varepsilon _ {{\ text {Nd}} (t)} = \ left [{\ frac {\ left ({\ frac {^ {143} {\ text {Nd}}} {^ {144} {\ text {Nd}}}} \ right) _ {{\ text {sample}} (t)}} {\ left ({\ frac {^ {143} {\ text {Nd}}} {^ {144 } {\ text {Nd}}}} \ right) _ {{\ text {CHUR}} (t)}}} - 1 \ right] \ times 10 \, 000.}

{\ displaystyle \ varepsilon _ {{\ text {Nd}} (t)} = \ left [{\ frac {\ left ({\ frac {^ {143} {\ text {Nd}}} {^ {144} {\ text {Nd}}}} \ right) _ {{\ text {sample}} (t)}} {\ left ({\ frac {^ {143} {\ text {Nd}}} {^ {144 } {\ text {Nd}}}} \ right) _ {{\ text {CHUR}} (t)}}} - 1 \ right] \ times 10 \, 000.}

Unitățile epsilon sunt mai fine și, prin urmare, oferă o reprezentare mai precisă a raportului inițial al izotopilor Nd; folosind aceste unități în loc de raportul izotopului inițial, este mai ușor să înțelegeți și să comparați raporturile inițiale ale scoarței terestre de diferite vârste. Mai mult, unitățile epsilon normalizează raporturile inițiale la CHUR, eliminând astfel orice efect cauzat de aplicarea diferitelor metode analitice de corecție a fracționării în masă. ^[4]

Vârstele rezultate din model la Nd

Ținând cont de faptul că CHUR definește evoluția raporturilor inițiale ale rocilor continentale în timp, s-a dedus că măsurarea raporturilor ¹⁴³ Nd / ¹⁴⁴ Nd și ¹⁴⁷ Sm / ¹⁴⁴ Nd, ar putea produce modele de vârstă pentru segregarea de pe mantaua fusul care a format roca continentală. Această vârstă este denumită T _CHUR . ^[2]

Pentru a calcula o vârstă T _CHUR , fracționarea dintre Nd / Sm trebuie să fi avut loc în timpul extragerii magmei din manta pentru a produce roca continentală. Prin urmare, această fracționare ar trebui să provoace o abatere între evoluția liniilor izotopice ale crustei și a mantalei. Intersecția acestor două linii indică vârsta formării crustei.

Vârsta T _CHUR este definită de următoarea ecuație:

T_{\text{CHUR}}=\left({\frac {1}{\lambda }}\right)\ln \left[1+{\frac {\left({\frac {^{143}{\text{Nd}}}{^{144}{\text{Nd}}}}\right)_{\text{sample}}-\left({\frac {^{143}{\text{Nd}}}{^{144}{\text{Nd}}}}\right)_{\text{CHUR}}}{\left({\frac {^{147}{\text{Sm}}}{^{144}{\text{Nd}}}}\right)_{\text{sample}}-\left({\frac {^{147}{\text{Sm}}}{^{144}{\text{Nd}}}}\right)_{\text{CHUR}}}}\right].

{\ displaystyle T _ {\ text {CHUR}} = \ left ({\ frac {1} {\ lambda}} \ right) \ ln \ left [1 + {\ frac {\ left ({\ frac {^ { 143} {\ text {Nd}}} {^ {144} {\ text {Nd}}}} \ right) _ {\ text {sample}} - \ left ({\ frac {^ {143} {\ text {Nd}}} {^ {144} {\ text {Nd}}}} \ right) _ {\ text {CHUR}}} {\ left ({\ frac {^ {147} {\ text {Sm}} } {^ {144} {\ text {Nd}}}} \ right) _ {\ text {sample}} - \ left ({\ frac {^ {147} {\ text {Sm}}} {^ {144 } {\ text {Nd}}}} \ right) _ {\ text {CHUR}}}} \ right].}

{\ displaystyle T _ {\ text {CHUR}} = \ left ({\ frac {1} {\ lambda}} \ right) \ ln \ left [1 + {\ frac {\ left ({\ frac {^ { 143} {\ text {Nd}}} {^ {144} {\ text {Nd}}}} \ right) _ {\ text {sample}} - \ left ({\ frac {^ {143} {\ text {Nd}}} {^ {144} {\ text {Nd}}}} \ right) _ {\ text {CHUR}}} {\ left ({\ frac {^ {147} {\ text {Sm}} } {^ {144} {\ text {Nd}}}} \ right) _ {\ text {sample}} - \ left ({\ frac {^ {147} {\ text {Sm}}} {^ {144 } {\ text {Nd}}}} \ right) _ {\ text {CHUR}}}} \ right].}

Vârsta T _CHUR a unei roci poate indica vârsta de formare a întregii cruste, dacă proba nu a suferit modificări după formarea sa. Atât Sm, cât și Nd aparțin pământurilor rare și sunt capabile să reziste împărțirii în timpul metamorfismului și fuziunii silicaților. Acest lucru permite calcularea vârstei formării crustei chiar și în prezența metamorfismului rocilor.