Thierry Calmus, Instituto de Geología, UNAM,
Estación Regional del Noroeste.

Huellas de Fisión y Minerales

En los minerales terrestres, si excluimos los casos muy reducidos de la fisión inducida de nucleos pesados por los rayos cósmicos o por la radioactividad de origen natural o artificial (explosiones nucleares), la única fisión espontanea que se observa es la del 238U, ya que los períodos de fisión espontanea de 235U, 232Th y de losisótopos del Pb son demasiado largos para producir una densidad de huellas apreciable.

La fisión del átomo de 238U produce la eyección de dos nucleos-hijo (los fragmentos de fisión) en sentido contrario liberando una energía de 200 eV. La circulación de esas dos partículas provoca a lo largo de su trayecto un defecto en el areglo cristalino debido a repulsiones electroestáticas. Es la huella latente observable con microscopía electrónica o por transmisión pero no en microscopía óptica. En efecto, si su longitud puede alcanzar 10 micras para el zircón y 22 micras para la apatita, su diámetro no rebasa 0.01 micra.
  

Las huellas de fisión se observan entonces en minerales que contienen átomos de 238U, como las apatitas, los zircones, las micas o las esfenas para mencionar los más importantes. Estos minerales son de origen magmático pero se encuentran también remobilizados en rocas sedimentarias detríticas.

Las condiciones de estabilidad de las huellas depende del mineral. El intemperismo no afecta las huellas en los zircones y las esfenas pero, en el caso de las apatitas la edad puede ser un poco más joven en un granito muy alterado que en un granito fresco (hasta 17% más joven según Gleadow y Lovering, 1974). La presión no afecta las huellas hasta por supuesto que un choque o una presión demasiado fuerte pulverize la roca a una granulometría de diámetro inferior a la longitud de las huellas.

El parámetro de estabilidad importante de las huellas es la temperatura. En el caso de las apatitas se pueden definir tres campos de temperatura (figura 1, abajo): La zona de estabilidad total de las huellas que corresponde a temperaturas inferiores a 60°C; la zona de borrado parcial entre 60 y 120°C; las huellas están registradas pero su longitud se reduce con el tiempo porque se restablece parcialmente el sistema cristalino; la zona de borrado total para temperaturas superiores a 120°C. El daño producido por la fisión desaparece.
Para los zircones la temperatura de cierre es de 210 ± 20°C.

Principio del Método

    Así como para cualquier método isotópico de fechamiento de rocas o de minerales, la determinación de la edad con huellas de fisión (edad HF) requiere la medición de la cantidad de los elementos padre e hijo. El presente método consiste entonces en la medida de la densidad de las huellas debidas a la fisión natural (fósiles o espontáneas) y de la densidad que corresponde a la concentración en uranio (padre) en el mineral, después de una irradiación neutrónica adecuada en un reactor nuclear. Esa irradiación provoca la fisión del 235U y la aparición de las huellas latentes correspondientes en el cristal (huellas inducidas). La proporción de 235U con respecto a 238U siendo constante en la naturaleza, la densidad de huellas debidas a ambos isótopos es una función de la edad del mineral y por supuesto de la concentración en uranio.

La observación y el conteo de las huellas necesitan una preparación especial de los minerales: después de su inclusión a la superficie de una resina, se efectúa un pulido extremadamente fino, usando un polvo de alumina de 0.3 mm, para obtener una pastilla perfectamente plana y minerales sin defectos de superficie.

En el caso de minerales con una repartición muy homogenea del uranio, se puede utilizar la técnica de las poblaciones (figura 2): una parte de las apatitas de una muestra se calienta primero a 500°C durante dos horas de tal manera que desaparezcan las huellas espontáneas, y se mandan luego a la irradiación. Se realiza posteriormente una pastilla con las dos partes de la muestra, las apatitas irradiadas y las apatitas sin recalentamiento ni irradiación. Un pulido permite obtener una superficie interna de todos los cristales. El conteo se realiza pues en las dos poblaciones después del ataque químico. Esta técnica presenta dos ventajas: 1) el origen de las huellas espontáneas e inducidas estas en una geometría esférica; 2) el conteo de las huellas se hace en el mismo material.

Sin embargo la técnica más utilizada es la del detector externo (figura 2). Es necesaria en caso de una distribución heterogénea del uranio o en el caso de muestras de rocas sedimentarias en donde los cristales pueden tener orígenes y evoluciones térmicas diferentes. Consiste en revelar en primera instancia las huellas espontáneas una vez montadas y pulidas con un baño de 40 a 60 segundos en una solución molar de ácido nítrico. Antes de la irradiación, un detector externo (muscovita u hoja de kapton) se aplica sobre la cara pulida de la pastilla. Después del "enfriamiento" de las pastillas, se realiza la revelación de las huellas inducidas solamente en el detector externo. En el caso del kapton la revelación de las huellas se realiza con una solución de NaOCl y de NaCl hirviendo durante 8 minutos. Esta técnica necesita una corrección con un factor de geometría porque las huellas inducidas provienen solamente de un espacio semi-esférico. El factor de geometría depende de cada observador pero varía lógicamente alrededor de 0.5 = 2p / 4p. El conteo de las huellas debe realizarse sobre la misma superficie en el cristal y en el detector externo para que las densidades sean comparables. La observación se realiza con un microscopio óptico con una aumento de 1250 en inmersión (figura 3).

El número de huellas espontáneas en un mineral es proporcional a la concentración en uranio y a la constante de fisión espontánea. La irradiación, la cual provoca la fisión del 235U permite conocer esa concentración en U en la medida que la relación isotópica 235U/238U es constante en la naturaleza.

Primeras aplicaciones en Sonora

La evolución cenozoica del noroeste de México se caracteriza por dos fases principales de extensión: la fase "Basin and Range" del Oligo-Mioceno, y la apertura del Golfo de California a partir del Mioceno tardío con la apertura propiamente dicha desde el Plioceno. Esta tectónica, caracterizada por tasas de surrección y de erosión altas, deforma un sustrato proterozoico, una cobertura paleozoica así como arcos magmáticos del Jurásico y del Cretácico-Paleogeno, cuyo batolito representa 19% de la superficie de las rocas pre-cuaternarias aflorantes.

El objetivo de este estudio termocronológico HF preliminar de las rocas magmáticas de la región consiste en una discriminación cronológica tentativa de los fenómenos tectónicos ante mencionados. Las primeras edades aparentes HF obtenidas sobre apatitas del batolito cretácico y paleogeno indican una evolución reciente obvia (Defaux et al., 1997). La edad aparente más antigua obtenida es de 28.4 ± 1 Ma para una muestra colectada al norte de la isla Tiburón mientras que la más joven, 5.9 ± 0.3 Ma, proviene de una muestra situada al norte de Bahía Kino (figura 5). Las otras edades de granitos muestreados en la región de Hermosillo varían de 8.1 ± 0.95 a 15.2 ± 1.0 Ma. Por último una edad aparente del granito proterozoico de la placa inferior del núcleo metamórfico de Mazatán indica una denudación alrededor de 18 ± 3 Ma.

Una modelización térmica (Gallagher, 1996) realizada sobre la muestra de la isla Tiburón (TC 96 04) indica un enfriamiento abajo de 1201/4C en dos etapas entre el Eoceno tardío y el Oligoceno tardío con un enfriamiento rápido abajo de 601/4C entre 8 y 6 Ma (figura 6). La edad de inicio de registro de huellas puede corresponder entonces a un enfriamiento asociado a un levantamiento durante la fase de "Basin and Range". La edad de 8-6 Ma corresponde a la apertura del Golfo de California. En efecto, volvemos a encontrar la edad de 6 Ma para la muestra de Bahía Kino (RSC 16). Sin embargo, una optimización sobre esta muestra indica de nuevo una historia de enfriamiento durante el Oligoceno pero probablemente con una estancia larga en la parte inferior de la zona de borrado parcial, lo cual explicaría una inestabilidad de las huellas y por lo tanto una edad aparente más joven que la muestra de la isla Tiburón. En cuanto a las muestras del área de Hermosillo (RSC 1 y RSC 2), las dos edades aparentes, respectivamente 8 y 9 Ma, muestran que los fenómenos de surrección o de erosión prosiguen hasta el Mioceno tardío, sugierendo una influencia de la apertura del Golfo de California hasta más de 100 km de la margen.

Conclusión

Los resultados obtenidos son concluyentes e indican que un estudio más detallado llevado a cabo paralelamente a un estudio estructural debe permitir llegar a un esquema preciso de la evolución terciaria del noroeste de México. Las mismas edades aparentes pueden ayudar a definir la geometría de los bloques basculados durante la extensión terciaria y calcular tasas de levantamiento en particular en las placas inferiores de los "Metamorphic Core Complexes". Un estudio llevado a cabo al mismo tiempo sobre muestras de la margen suroeste de México sobre los batolitos de Puerto Vallarta y de Manzanillo así como del batolito de La Paz (Baja California Sur) indica una evolución térmica muy diferente con edades aparentes que tiene un rango de 60 a 35 Ma (Calmus et al., 1996; Mercier de Lépinay et al., 1997). Estas edades muestran que los batolitos cercanos a la margen fueron levantados probablemente durante la orogenia laramide, fenómeno que no se registró en Sonora. Ninguna muestra de Sonora indica una edad aparente más antigua que el Oligoceno, lo que puede indicar que la orogenia laramide no produjo un levantamiento notable del batolito.

La termocronología por huellas de fisión aparece entonces como una herramienta útil para el estudio de áreas sometidas a surrección como son las márgenes continentales activas en caso de accreción subcrustal, las márgenes pasivas particularmente durante la fase de rifting, las zonas de colisión o las orogenias de tipo "Basin and Range". Cabe mencionar que existen otras aplicaciones como es el caso de la evolución térmica de las cuencas sedimentarias a partir de los estudios de cristales detríticos, o bien la caracterización de artefactos de obsidiana en arqueología.

Referencias:

Calmus, T., Poupeau, G., Mercier de Lépinay, B., Michaud, F., and Bourgois, J.,, 1996, Offshore ans inland first results on apatite fission-track ages of Manzanillo and Puerto Vallarta batholiths, Mexico, 30 th International Geological Congress, Beijing, Abstracts, v. 1, p. 213.
Defaux, J., Calmus, T., Poupeau, G., Labrin, E., Roldán-Quintana, J., and Schaaf, P., 1997, First apatite fission-track ages in NW Mexico: Tertiary cooling of Proterozoic and Cretaceous plutonic rocks, GEOS, epoca II, vol. 17, n1/4 4, p. 229.
Gallagher, K., 1995, Evolving temperature histories from apatite fission-track data, Earth Planet. Sci. Letters, 136, p. 421-435 .
Gleadow, A. J. W., y Lovering, J. F., 1974, The effect of weathering on fission track dating, Earth Planet. Sci. Letters, 22, p. 163-168.
Mercier de Lépinay, B., Michaud, F., Calmus, T., Bourgois, J., Poupeau, G., Saint-Marc, P., and the Nautimate team, 1997, Large neogene subsidence event along the Middle America trench off Mexico (181/4-191/4) : evidences from submersible observations, Geology, v. 25, n¡ 5, p. 387-390.

Figura I

Mundo Minero
Enero de 1999

||   Artículos del Mes  ||  Carta del Director  ||  Suscripciones  ||
||  Comentarios  ||  Tarifas de Publicidad  ||

1998 GEO Publicidad, S.A. de C.V. Todos los Derechos Reservados.
Prohibida la reproducción Total o Parcial de los artículos.