DECAIMIENTO DE ISOTOPOS DE URANIO

DECAIMIENTO DE ISOTOPOS DE URANIO

Para calcular la edad de la tierra los geólogos emplean un proceso que se llama decaimiento radiactivo y el elemento que se encarga de este proceso más común es el uranio que es el elemento mas pesado usado en la naturaleza.

El núcleo de uranio tiene varias "versiones". Cada versión se denomina "isótopo". Todos los isótopos del uranio tienen 92 protones en su núcleo; pero el número de neutrones puede variar desde 141 a 146 neutrones en cada núcleo de uranio.

Todos estos isótopos del uranio son radioactivos, y decaen emitiendo una partícula alfa. A través de una serie de etapas intermedias, el U-235 decae hasta formar un átomo de plomo de número atómico 207 (que se abrevia como Pb-207). El Pb-207 ya no decae radioactivamente, por lo que se lo llama "estable". Por lo tanto, a lo largo del tiempo el U-235 tiende a decaer y formar cantidades crecientes de Pb-207.

La radio datación es factible porque el decaimiento radioactivo de un elemento en otro tiene lugar a una velocidad proporcional a su concentración, existiendo por ello una propiedad de todo elemento radioactivo que es su "vida media": El tiempo en que la concentración de dicho elemento se reduce a la mitad. Las vidas medias de los isótopos radioactivos pueden ser (y han sido) medidas con gran precisión. Cada isótopo radioactivo tiene una vida media cuya magnitud ó valor está determinado por la naturaleza, por ejemplo, el U-235 tiene una vida media de 713 millones de años. Si empezamos con una cantidad de uranio determinada, digamos un gramo, dentro de 713 millones de años nuestro material contendrá solamente medio gramo de U-235. Sí tenemos paciencia y esperamos otros 713 millones de años, tendremos un cuarto de gramo de U-235 en nuestra muestra. Simultáneamente, tendremos más y más plomo.

LA CORTEZA OCEÁNICA

La corteza oceánica tiene un grosor aproximado de 10 km; y cubre aproximadamente el 75% de la superficie planetaria. Es más delgada que la continental y se reconocen en ella tres niveles. El nivel más inferior, llamado nivel 3, colinda con el manto en la discontinuidad de Mohorovicic; está formado por gabros, rocas plutónicas básicas. Sobre los gabros se sitúa el nivel 2 de basaltos, rocas volcánicas de la misma composición que los gabros, básicos como ellos; se distingue una zona inferior de mayor espesor constituida por diques, mientras que la más superficial se basa en basaltos almohadillados, formados por una solidificación rápida de lava en contacto con el agua del océano. Sobre los basaltos se asienta el nivel 1, formado por los sedimentos, pelágicos en el medio del océano y terrígenos en las proximidades de los continentes, que se van depositando paulatinamente sobre la corteza magmática una vez consolidadas. Las rocas más abundantes de esta capa son los piroxenos y los feldespatos y los elementos son el silicio, el oxígeno, el hierro y el magnesio.

LA CORTEZA CONTINENTAL

La corteza terrestre tiene un grosor variable que alcanza un máximo de 75 km bajo la cordillera del Himalaya y se reduce a menos de 7 km en la mayor parte de las zonas profundas de los océanos. La corteza continental es distinta de la oceánica.

La corteza continental es la parte de la corteza terrestre que forma los continentes. Es más gruesa que la corteza oceánica, su espesor puede ser de hasta 40 km y está compuesta principalmente por granito. La corteza continental es la capa más fría y más rígida de la Tierra, por lo que se deforma con dificultad.

La corteza continental está formada por tres tipos de rocas: ígneas, sedimentarias o metamórficas.

La corteza oceánica puede introducirse debajo de otra placa hasta desaparecer en el manto terrestre mientras que la corteza continental no, porque es demasiado gruesa y ligera. Cuando dos continentes arrastrados por sus placas colisionan entre sí, acaban fusionándose uno con el otro, mientras se levanta una gran cordillera en la zona de choque.

EL CICLO DE LAS ROCAS

Al igual que otros muchos procesos en nuestro planeta, el ciclo de las rocas se entiende mucho mejor en el contexto de la tectónica global. Resulta entonces...

Por la acción de los agentes geológicos externos, las rocas preexistentes en el exterior de la corteza se desmenuzan y se convierten en sedimentos. Estos son transportados a zonas más bajas, llamadas cuencas sedimentarias, donde dan lugar a la formación de rocas sedimentarias.

El ciclo continúa, y el paso anterior se puede repetir: esta roca sedimentaria puede dar lugar a sedimentos que formen posteriormente otra nueva roca sedimentaria. A su vez, la roca sedimentaria puede ser sometida a condiciones de alta presión y temperatura, como sucede en zonas con actividad tectónica, y transformarse en una roca metamórfica, o fundirse para formar magma y originar una nueva roca ígnea.

Asimismo, si la roca ígnea queda atrapada en unas condiciones adecuadas de presión, de temperatura, o de ambas, se puede transformar en roca metamórfica. Por tanto, los materiales constituyentes de una roca podrían, con el paso del tiempo, formar parte de otra muy distinta.

El ciclo continúa con el regreso a la corteza de algunas rocas: las masas rocosas situadas a gran profundidad terminan aflorando a la superficie, bien por ascenso lento de magma, o de una forma mucho más rápida, si lo hacen como parte de los productos expulsados en una erupción volcánica. Con más tiempo, se puede producir el afloramiento de conjuntos rocosos: las rocas pueden llegar a la superficie por erosión de los materiales que las recubren o impulsadas por los empujes que producen los movimientos tectónicos de las placas litosféricas, por ejemplo, la formación de una cordillera produce la elevación de conjuntos rocosos enormes.

QUE ES GONDWANA

Gondwana es el nombre que se le da a un antiguo bloque continental que resultó de la porción meridional de Pangea, cuando se extendió el mar de Tetis hacia el oeste. De Gondwana surgieron Sudamérica, África, Australia, el Indostán, la isla de Madagascar y la Antártida, a lo largo del Cretácico.

El nombre deriva de una

...