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CIENCIA3: EL POLVO DE ESTRELLAS, ¿TIENE FUERZA? Capacidad para mover una cosa que tenga peso o haga resistencia: EN PARTE NO COMPRENDEMOS CONCEPTOS COMO EL DEL INFINITO PORQUE TODO TIENE PESO Y NADA ES ETÉREO O LIVIANO, NADA FLOTA. LA FUERZA ES TAMBIÉN ENERGÍA, DE TODAS FORMAS LA ENCICLOPEDIA LO DEFINE Y ESTUDIA MATEMÁTICAMENTE, TANTO NOCIONES COMO EL PESO COMO LA FUERZA. En física, la fuerza es una magnitud física que mide la intensidad del intercambio de momento lineal entre dos partículas o sistemas de partículas (en lenguaje de la física de partículas se habla de interacción). Según una definición clásica, fuerza es toda causa agente capaz de modificar la cantidad de movimiento o la forma de los cuerpos materiales. No debe confundirse con los conceptos de esfuerzo o de energía.

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Nucleosíntesis

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La nucleosíntesis es el proceso de creación de nuevos núcleos atómicos a partir de los nucleones preexistentes (protones y neutrones) para llegar a generar el resto de los elementos de la tabla periódica. Los nucleones primigenios preexistentes se formaron a partir del plasma de quarks-gluones del Big Bang cuando se enfrió por debajo de los diez millones de grados, este proceso se puede llamar nucleogénesis, la generación de nucleones en el Universo. La consecuente nucleosíntesis de los elementos (incluyendo, por ejemplo, todo el carbono y todo el oxígeno) ocurre principalmente en el interior de las estrellas por fusión o fisión nuclear.

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[editar] Historia

Las primeras ideas fueron que los elementos químicos se crearon al principio del Universo, pero no se encuentra ninguna imagen adecuada. Arthur Stanley Eddington sugirió por primera vez en 1920 que las estrellas obtenían su energía por la fusión de hidrógeno en helio, pero esta idea no fue aceptada de manera general porque carecía de mecanismos nucleares. Hans Bethe fue el primero en proporcionar estos mecanismos nucleares por los que el hidrógeno se fusiona en helio en los años inmediatamente a la Segunda Guerra Mundial. Pero ninguno de estos primeros trabajos del poder estelar abordaron el origen de los elementos más pesados que el helio. El trabajo original de Fred Hoyle sobre la nucleosíntesis de los elementos pesados en las estrellas ocurrió justo después de la Segunda Guerra Mundial. Este trabajo aborda la producción de elementos más pesados que el hidrógeno en las estrellas durante la evolución nuclear de su composición. Consecuentemente, el panorama de Hoyle fue expandido durante los años 1960 por las contribuciones creativas de William A. Fowler, Alistair G. W. Cameron y Donald D. Clayton, y por muchos otros a partir de entonces. Un artículo de revisión de 1957[1] de E. M. Burbidge, G. R. Burbidge, Fowler y Hoyle se convirtió en un referente obligado para los temas de la ciencia, al resumir lo que se conocía hasta entonces, permitiendo que el conocimiento estuviera al alcance de la mano con solo leer una reseña en una revista prominente.

[editar] Procesos

Hay varios procesos astrofísicos que se piensa que son los responsables de la nucleosíntesis en el Universo. La mayoría de éstos ocurren en la materia caliente dentro de las estrellas. Los sucesivos procesos de fusión nuclear que ocurren dentro de las estrellas son conocidos como la "quema" de hidrógeno (vía la cadena protón-protón) o el ciclo CNO, a la fusión del helio, a la combustión del carbono, a la combustión del neón, combustión del oxígeno y a la combustión del silicio. Estos procesos pueden crear elementos como el hierro o el niquel en la región en que los isótopos tienen la energía de enlace por nucleón más alta. Los elementos más pesados se pueden ensamblar dentro de las estrellas por el proceso de captura de neutrones conocido como el proceso s o en un entorno explosivo, como el de las supernovas mediante varios procesos. Algunos de los más importantes son el proceso r que provoca las capturas rápidas de neutrones, el proceso rp que provoca las capturas rápidas de protones y el proceso p (algunas veces conocido como proceso gamma) que provoca la fotodisgregación de los núcleos existentes.

[editar] Tipos de nucleosíntesis

Se conocen cuatro tipos de nucleosíntesis.

[editar] Nucleosíntesis del Big Bang

Artículo principal: Nucleosíntesis primordial

La nucleosíntesis del Big Bang ocurrió en los primeros tres minutos del Universo y es responsable de las relaciones de abundancia del H-1 (protio), H-2 (deuterio), He-3 y He-4, en el Universo [1]. Aunque el He-4 continúa siendo producido por otros mecanismos (como la fusión estelar y la descomposición alfa) y ciertas cantidades de H-1 se siguen produciendo por escamado y ciertos tipos de descomposición radiactiva (emisión de protones y neutrones). Gran parte de la masa de estos isótopos en el Universo y todas las cantidades insignificantes de He-3 y deuterio producidas por procesos raros (como la descomposición de racimos), se piensa que fueron producidas en el Big Bang. Los núcleos de estos elementos, junto con algunos de Li-7 se cree que se formaron cuando el Universo tenía entre 100 y 300 segundos, después de que el plasma quark-gluón primigenio se congelara para formar protones y neutrones. Debido al periodo tan corto en que ocurrió la nucleosíntesis del Big Bang antes de ser parada por la expansión y el enfriamiento, no se pudo formar ningún elemento más pesado que el litio. Los elementos formados durante este periodo estaban en estado de plasma y no se pudieron enfriar al estado de átomos neutros hasta mucho después.

[editar] Nucleosíntesis estelar

Artículo principal: Nucleosíntesis estelar

La nucleosíntesis estelar ocurre en las estrellas durante el proceso de evolución estelar. Es responsable de la generación de la mayor parte de los elementos ligeros y medianos y de una minoría de los elementos pesados por procesos de fusión nuclear a partir del H y del He. De particular importancia es el carbono, porque su formación a partir del He es un cuello de botella en el proceso completo. El carbono es también el elemento principal utilizado en la producción de neutrones libres en las estrellas, dando pie al proceso s que provoca la absorción lenta de neutrones para producir elementos más pesados que el hierro y el níquel (Fe-57 y Ni-62). El carbono y otros elementos formados por este proceso son también fundamentales para la vida. Los productos de la nucleosíntesis estelar se distribuyen generalmente en el Universo como nebulosas planetarias o a través del viento solar. La primera prueba directa de que la nucleosíntesis ocurre en las estrellas fue la detección de tecnecio en la atmósfera de una gigante roja a principios de los años 1950.[2] Como el tecnecio es radiactivo, con una vida media mucho menor que la edad de las estrellas, su abundancia tiene que reflejar su creación en esa estrella durante su tiempo de vida. Menos dramática pero igualmente convincente es la gran sobreabundancia de ciertos elementos estables específicos en una atmósfera estelar. Un caso históricamente importante fue la observación de abundancia de bario entre 20-50 veces mayor que en las estrellas no desarrolladas, que es la prueba de la existencia del proceso s dentro de esa estrella. Muchas pruebas modernas aparecen en la composición del isótopo o en el polvo de estrellas, granos sólidos condensados de los gases de estrellas individuales que han sido extraídos de meteoritos. El polvo de estrellas es un componente del polvo interestelar. Las composiciones isotópicas medidas demuestran muchos aspectos de la nucleosíntesis dentro de las estrellas desde que las motas de polvo estelar se condensan.[3]

[editar] Nucleosíntesis explosiva

Incluye la nucleosíntesis de supernovas y produce los elementos más pesados que el hierro mediante una intensa ráfaga de reacciones nucleares que típicamente duraron apenas unos segundos durante la explosión del corazón de la supernova. En entornos explosivos de supernovas, los elementos entre el silicio y el niquel se sintetizan por fusión rápida. También dentro las supernovas pueden ocurrir procesos de nucleosíntesis, como el proceso r, en el que se producen muchos isótopos ricos en neutrones de elementos más pesados que el níquel por absorción rápida de neutrones libres lanzados durante las explosiones. Es responsable de nuestra cohorte natural de elementos radiactivos, como el uranio y el torio, como muchos de los isótopos ricos en neutrones de cada elemento pesado. El proceso rp implica la absorción rápida de protones libres, así como neutrones, pero el papel que juega es menos seguro. La Nucleosíntesis explosiva ocurre demasiado rápido como para que la descomposición radiactiva incremente el número de neutrones, de tal manera que un gran número de isótopos tienen el mismo número de protones y neutrones al ser sintetizados. Como el Ti-44, Cr-48, Fe-52 y Ni-56, todos ellos se descomponen después de la explosión para crear isobaras abundantes estables en cada peso atómico. Muchas descomposiciones están acompañadas por la emisión de líneas de rayos gamma que permiten identificar el isótopo que acaba de ser creado en la explosión. La prueba más convincente de la nucleosíntesis explosiva en supernovas ocurrió en 1987 cuando se detectaron las líneas de rayos gamma emergiendo de la supernova 1987A. Las líneas de rayos gamma identifican el Co-56 y el Co-57, cuya vida media radiactiva limita su edad en torno a un año, probando que el Fe-56 y el Fe-57 se crearon a partir de padres radioactivos. Este afecto de astronomía nuclear se predijo en 1969[4] como un camino para confirmar la nucleosíntesis explosiva de los elementos y que las predicciones juegan un papel importante en los planes para el éxito del Observatorio de Rayos Gamma Compton de la NASA. Otras pruebas de la nucleosíntesis explosiva se encuentran en los granos de polvo estelar que condensados en el interior de las supernovas se expandieron y enfriaron. En particular, el Ti-44 radioactivo fue medido para ser muy abundante dentro de los granos del polvo de estrellas de las supernovas en el momento que se condensaron durante la expansión de las supernovas,[5] confirmando una predicción de 1975 para identificar el polvo de estrellas de supernovas. Otras relaciones inusuales de isótopos en estos gránulos revelan aspectos específicos de la nucleosíntesis explosiva.

[editar] Espalación de rayos cósmicos

La espalación de rayos cósmicos produce algunos de los elementos más ligeros presentes en el Universo (aunque no una cantidad significativa de deuterio). Se cree que la espalación es responsable de la generación de todo o casi todo el He-3 y los elementos litio, berilio y boro. Este proceso resulta del impacto de los rayos cósmicos contra la materia interestelar, el cual fragmenta los núcleos de carbono, nitrógeno y oxígeno presentes en los rayos cósmicos. Hay que notar que el Be y el B no se producen de manera significativa en los procesos de fusión estelar, porque la inestabilidad de cualquier Be-8, formado de dos núcleos de He-4, previene la reacción simple de dos partículas construida de estos elementos.

[editar] Pruebas empíricas

Las teorías de la nucleosíntesis son probadas calculando la abundancia relativa de los isótopos y comparándola con los resultados observados. La abundancia relativa de isótopos se calcula típicamente calculando las tasas de transición entre isótopos en una red. A menudo estos cálculos se pueden simplificar con unas cuantas reacciones clave que controlan la tasa de otras relaciones.

[editar] Véase también

[editar] Notas

  1. ↑ E. M. Burbidge; G. R. Burbidge, W. A. Fowler, F. Hoyle ((1957) url = http://prola.aps.org/abstract/RMP/v29/i4/p547_1).+«Synthesis of the Elements in Stars». Rev. Mod. Phys. (29). 
  2. ↑ S. Paul W. Merrill (1952). «Spectroscopic Observations of Stars of Class». THE ASTROPHYSICAL JOURNAL 116:  pp. 21. 
  3. ↑ D. D. Clayton y L. R. Nittler (2004). «Astrophysics with Presolar Stardust». ANNUAL REVIEW OF ASTRONOMY AND ASTROPHYSICS 42:  pp. 39-78. 
  4. ↑ D. D. Clayton, S.A. Colgate, G.J. Fishman (1969). «Gamma ray lines from young supernova remnants». THE ASTROPHYSICAL JOURNAL 155:  pp. 75-82. 
  5. ↑ D. D. Clayton, L. R.Nittler (2004). «Astrophysics with Presolar stardust». ANNUAL REVIEWS OF ASTRONOMY AND ASTROPHYSICS 42:  pp. 39-78. 

[editar] Referencias

  • E. M. Burbidge, G. R. Burbidge, W. A. Fowler, F. Hoyle, Síntesis de los Elementos en las estrellas, Rev. Mod. Phys. 29 (1957) 547 (artículo en el Archivo de las Revisiones de Física.
  • D. D. Clayton, "Principios de Evolución Estelar y Nucleosíntesis", McGraw-Hill, 1968; Universidad de Chicago, 1983, ISBN 0-226-10952-6
  • C. E. Rolfs, W. S. Rodney, Cauldrons in the Cosmos, Univ. of Chicago Press, 1988, ISBN 0-226-72457-3.
  • D. D. Clayton, "Manual de Isótopos en el Cosmos", Cambridge University Press, 2003, ISBN 0 521 823811.

[editar] Enlaces externos

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CIENCIA3: DATACIÓN POTASIO-ARGÓN. Método surgido en la década de los 60 y utilizado por los geólogos para datar rocas volcánicas de hasta 5 millones de años y no menor de 100.000 años, procedentes de la solidificación del magma.

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Datación potasio-argón

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[editar] Definición

Método surgido en la década de los 60 y utilizado por los geólogos para datar rocas volcánicas de hasta 5 millones de años y no menor de 100.000 años, procedentes de la solidificación del magma.

Al igual que la datación radiocarbónica, se basa en el principio de desintegración radioactiva, en el cual la concentración del isotopo radioactivo de potasio-40 (K40) se desintegra a un ritmo conocido en el gas inerte argón-40 (Ar40), formando así un cúmulo de rocas volcánicas impregnadas de tal elemento.

Este método se aplica básicamente a objectos hechos con materias primas como la obsidiana o la piedra tosca, y para medir dichos instrumentos se necesitan 10 gramos de muestra de roca volcánica. Así pues no solo desempeña un papel importante en cuestiones geológicas sino también en el ámbito arqueológico.

[editar] Descripción del método

Durante la actividad volcánica, causante de la formación de las rocas, el argón se expulsa del propio material, el cual progresivamente y mediante el paso del tiempo, aumenta en proporción. Por lo tanto, ésta cantidad de argón que contiene la roca dependerá de la concentración inicial de potasio y del tiempo transcurrido desde su erupción.

Pues bien estudiando éste ritmo de descomposición del K40, y la cantidad de Ar40 contenido en la muestra de roca, en un proceso de enfriado suficiente como para que el argón radiogénico no se disperse fuera de los cristales, podemos crear un cálculo de la data de formación de la roca y una cuantificación en la espectrometría de masas.

[editar] Cálculo de la edad de la roca

El potasio 40 es un isótopo radioactivo que se desintegra siguiendo los modos de desintegración siguientes :

  • {}^{40}mathrm{K} +mathrm{e}^- rightarrow {}^{40}mathrm{Ar}+gamma (1,505 MeV) λε = 0,581.10-10/an
  • {}^{40}mathrm{K}rightarrow {}^{40}mathrm{Ca}+beta^{-} (1,311 MeV) λβ = 4,962.10-10/an


La edad de la muestra se obtiene en promedio de la fórmula siguiente :

t=frac{1}{lambda}cdot ln(1+frac{lambda}{lambda_epsilon+lambda_beta}cdotfrac{{}^{40}mathrm{Ar}_t}{{}^{40}mathrm{K}_t})

Como la relación de concentraciones de argón 40 y de potasio 40 es suficientemente fiable, la fórmula se simplifica en :

t=frac{1}{0,1048timeslambda}cdotfrac{{}^{40}mathrm{Ar}_t}{{}^{40}mathrm{K}_t}

t siendo la edad de la muestra, 40Ktet 40Art las cantidades medidas de isótopos padre e hijos.

[editar] Limitaciones

Con el potasio-argón solo podemos datar yacimientos sepultados por erupciones volcánicas, con lo que resulta imposible conseguir una precisión mayor a ±10%. Generalmente, con este margen de error, las edades obtenidas son menores que la edad verdadera.

Por otra parte, un problema a la hora de datar el K-Ar es que si en la muestra se presenta cierta heterogeneidad, en las partes proporcionales con concentraciones de K40 pueden haber diversos K/Ar, y esto puede llevar otra vez a una fecha inexacta.

En este método también se debe tener en cuenta los diferentes grados de retención de los minerales. Por una parte, cuando la edad perteneciente a la muestra es menor que la verdadera se ha producido pérdida de Ar. Esto se debe a los llamados fenómenos de recristalización, alteración o calentamiento. En éste último caso si la pérdida es total la datación obtenida corresponde a la edad de ese suceso térmico, lo que permite datar procesos metamórficos. Por otra parte, ciertas rocas y minerales pueden contener Argón heredado. En este caso, entonces, las edades serán mayores a las reales.

Finalmente otro de los inconvenientes de este método hace referencia a la necesidad de hallar rocas volcánicas irascibles a ser datadas. Puesto que éstas solo se encuentran en lugares determinados de la Tierra.

[editar] Aplicaciones

Un ejemplo claro del método Potasio-argón es el yacimiento de Olduvai (Tanzania), situado en una zona volcánica de altos niveles de ceniza. Su análisis ha permitido datar la ocupación humana en 2 millones de años, gracias a las pisadas de éstos homínidos en la ceniza volcánica situada en esa zona.

[editar] Bibliografía

  • RENFREW, Collin y BAHN, Paul. Arqueología. Teorías, Métodos, y Práctica. ED. Akal. España. 1993.
  • RUTTER, Nathaniel W. Dating Methods of Pleistocene Deposits and Their Problems. Geocience Canada. Canada. 1985.
  • FIGINI, A. Geoarqueología: métodos de datación en el cuaternario. Publicaciones Latyr. La Plata. 1993
Obtenido de "http://es.wikipedia.org/wiki/Dataci%C3%B3n_potasio-arg%C3%B3n"
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CIENCIA3: DATACIÓN POR RADIOCARBONO. La datación por radiocarbono es un método de datación radiométrica que utiliza el isótopo carbono-14 (14C) para determinar la edad de materiales que contienen carbono hasta unos 60.000 años.[1] Dentro de la arqueología es considerada una técnica de datación absoluta. En 1946 el químico americano Willard Libby.[2] dio a conocer los mecanismos de formación del isótopo 14C a través de reacciones nucleares en la atmósfera. Más tarde, en 1949, cuando ocupaba su cargo como profesor en la universidad de Chicago desarrolló el conocido Método de Datación Radiocarbónica. En 1960, Libby fue galardonado con el Premio Nobel de química por su método de datación mediante el carbono 14.

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Datación por radiocarbono

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La datación por radiocarbono es un método de datación radiométrica que utiliza el isótopo carbono-14 (14C) para determinar la edad de materiales que contienen carbono hasta unos 60.000 años.[1]

Dentro de la arqueología es considerada una técnica de datación absoluta. En 1946 el químico americano Willard Libby.[2] dio a conocer los mecanismos de formación del isótopo 14C a través de reacciones nucleares en la atmósfera. Más tarde, en 1949, cuando ocupaba su cargo como profesor en la universidad de Chicago desarrolló el conocido Método de Datación Radiocarbónica. En 1960, Libby fue galardonado con el Premio Nobel de química por su método de datación mediante el carbono 14.

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[editar] Química básica

En la naturaleza hay tres isótopos naturales del Carbono, dos de ellos, el carbono-12 (12C) y el carbono-13 (13C), son estables y un tercero, el carbono-14, (14C) es inestable o radiactivo. La abundancia natural del carbono-12 y del carbono-13 es 98,89% y 1,11% respectivamente, mientras que la del carbono-14 es de 1,0 . 10-10 %. El carbono-14 tiene un periodo de semidesintegración de 5730pm 40 años y podría haber desaparecido de la tierra hace mucho tiempo si no fuera por los constantes impactos de rayos cósmicos sobre el nitrógeno en la Atmósfera de la Tierra, donde se forman más isótopos. (De hecho el mismo proceso ocurre en la atmósfera rica en nitrógeno del satélite de Saturno Titan.) Cuando los rayos cósmicos entran en la atmósfera, provocan varias reacciones nucleares, algunas de las cuales producen neutrones. Los neutrones resultantes reaccionan con algunos átomos de la moléculas de nitrógeno(N2) en la atmósfera:

n + mathrm{~^{14}_{7}N}rightarrowmathrm{~^{14}_{6}C}+ p

La tasa más alta de producción de carbono-14 tiene lugar en altitudes entre 9 y 15 km (30,000 y 50,000 ft), y en altas latitudes geomagnéticas, pero el carbono-14 se esparce uniformemente sobre la atmósfera y reacciona con el oxígeno para formar dioxido de carbono. Este dioxido de carbono también es absobido por los océanos, disolviéndose en el agua. De forma aproximada se puede considerar que el flujo de rayos cósmicos es constante durante largos períodos, y, por tanto, que el 14C se produce a un ritmo constante. De esta forma, la proporción de carbono radiactivo y no radiactivo permanece constante en la atmósfera. Esta proporción es de aproximadamente 1 parte por billón (6·109 átomos por mol). En 1958, Hessel de Vries[3] demostró que la concentracion de 14C en la atmósfera varía con el tiempo y de forma local. Así, para las dataciones más precisas, estas variaciones son tenidas en cuenta mediante curvas de calibración. Cuando se usan estas curvas de calibración, su precisión y forma son las que determinan la precisión de la datación realizada.

El proceso de fotosíntesis incorpora el átomo radiactivo en las plantas de manera que la proporción 14C/12C en éstas es similar a la atmosférica. Los animales incorporan, por ingestión, el carbono de las plantas. Ahora bien, tras la muerte de un organismo vivo no se incorporan nuevos átomos de 14C a los tejidos y la concentración del isótopo va decreciendo conforme va transformándose en 14N por decaimiento radiactivo:

mathrm{~^{14}_{6}C}rightarrowmathrm{~^{14}_{7}N}+ e^- + bar{nu}_e

 

[editar] Cálculo de edades

El 14C decae de forma exponencial, es decir, la tasa de decaimiento disminuye de forma proporcional al número de átomos restante. La ecuación diferencial tiene la forma:

frac{dN}{dt} = -lambda N.

cuya solución es:

N = N_0e^{-lambda t},,

donde

N0 = número de átomos de 14C en el momento t = 0, o sea el momento inicial en el que se empieza a contar el número de desintegraciones,N = número de átomos restante después de que haya transcurrido un tiempo t,λ = constante de desintegración radiactiva, la probabilidad de desintegración por unidad de tiempo.

La constante de desintegración radiactiva se relaciona con la vida media y el periodo de semidesintegración de forma:

t_frac{1}{2} , = t_{avg} cdot ln 2 = semivida. Para el 14C: t_frac{1}{2} , = 5568 years.[4]t_{avg} , = frac{1}{lambda} = vida media. Para el 14C: t_{avg} , = 8033 años.

Los resultados obtenidos por este método se suelen dar en años antes del presente (years BP, en inglés), lo que significa que t(BP)=-t. Teniendo esto en cuenta, la edad (sin corregir) de una muestra vendrá dada por:

t(BP) = -frac{1}{lambda} {ln frac{N}{N_0}}

O, equivalentemente:

t(BP) = -t_{avg}cdot ln{frac{N}{N_0}}

y

t(BP) = -t_frac{1}{2}cdot log_2 frac{N}{N_0}

Una vez obtenida la edad radiológica (medida en años de radiocarbono) de la muestra, se procede a obtener la edad cronológica mediante las correspondientes curvas de calibración[cita requerida].

[editar] Medidas y escalas

Curva de calibración para la curva de datación.[5] Ejemplos con una muestra real de 1950 d. C. son datados o rastreados usando bien los gráficos para el hemisferio norte o para el sur.(Véase figura anterior)

Las medidas se hacen tradicionalmente contando la desintegración radiactiva de átomos individuales de carbono por recuento proporcional gaseoso o por recuento de centelleo líquido, pero estas dos técnicas son relativamente insensibles y están sujetas a relativamente grandes incertidumbres estadísticas cuando las muestras son pequeñas (menores de 1g de carbono). Si hay poco carbono al comenzar, una semivida que dura mucho significa que solo unos pocos átomos se desintegran mientras se intenta su detección (4 atoms/s) /mol tan solo después de la muerte, de este modo, p ej: 1 (atom/s)/mol después de 10,000 años). La sensibilidad ha sido incrementada usando técnicas basadas en espectrometría de masas (AMS), donde todos los átomos de 14C pueden ser contados directamente, no solamente aquellos que se desintegran durante el intervalo de recuento asignado para cada análisis. La técnica de AMS permite datar muestras que contienen tan solo unos pocos miligramos de carbono.

Las edades de radiocarbono brutas (es decir, aquellas no calibradas), lo que se conoce por edad radiocarbónica o de 14C, se expresan en años BP (Before Present- Hasta hoy día). Esta escala equivale a los años transcurridos desde la muerte del ejemplar hasta el año 1950 de nuestro calendario, siendo este el número de años de radiocarbono antes de 1950, basadas en un nominal (y asumiendo como constante) el nivel de carbono-14 en la atmósfera igual al nivel de 1950. Se elige esta fecha por convenio y porque en la segunda mitad del siglo XX, los ensayos nucleares provocaron severas anomalías en las curvas de concentración relativa de los isótopos radiactivos en la atmósfera.

Los laboratorios de datación normalmente proporcionan la desviación estándar. Normalmente, para el cálculo de esta desviación estándar solo se tienen en cuenta los errores estadísticos de conteo. Sin embargo, algunos laboratorios proporcionan un multiplicador del error para tener en cuenta otras fuentes de error. Más recientemente, se intenta determinar el error global de la medida, usando muestras de control de edad conocida y verificadas por comites internacionales.[6] A fecha de 2008, es posible datar una muestra de menos de 10000 años con una precisión mejor que pm40 años de radiocarbono. Este error, sin embargo es sólo una parte del error de la datación cronológica.

[editar] Calibración

Niveles del 14C atmosféricos, en Nueva Zelanda[1] y Austria[2]. La curva de Nueva Zelanda representaría el hemisferio sur, y la curva Austriaca el norte. Las pruebas de armas nucleares en la atmósfera han casi doblado la concentración de 14 en el hemisferio norte.[3].

La edad radiológica no puede ser usada directamente como edad cronológica, ya que, como se ha dicho anteriormente, la concentración de 14C en la atmósfera no es estríctamente constante. Esta concentración varía en función de los cambios producidos en la intensidad de la radiación cósmica, que, a su vez, se ve afectada por variaciones en la magnetosfera terrestre y en la actividad solar. Además, existen importantes reservas de carbono en forma de materia orgánica, disuelta en los oceanos, en sedimentos oceánicos (hidratos de metano) y rocas sedimentarias. Cambios en el clima terrestre afectan a los flujos de carbono entre estas reservas y la atmósfera, alterando la concentración de 14C en esta.

Además de estos procesos naturales, la actividad humana también es responsable de parte de estos cambios. Desde el principio de la revolución industrial en el siglo XVIII hasta los años 50 del siglo XX, la concentración de 14C disminuyó como consecuencia de la emisión de grandes cantidades de CO2 como consecuencia de la actividad industrial y la quema de grandes cantidades de carbón y petroleo. Esta disminución es conocida como efecto Suess, y afecta también a la concentración de 13C. Sin embargo, entre los años 50 y 60, la concentración de 14C se duplicó como consecuencia de las pruebas nucleares atmosféricas realizadas en esos años. A mediados de los años 90, el nivel de 14C en la atmósfera era un 20% superior al de 1950. Es por esto que se toman como patrón de referencia las reservas de ácido oxálico almacenadas en el National Institute of Standards cuyo contenido de radiocarbono se considera igual al de una muestra de madera de 1950[4].

[editar] Métodos de medida

Actualmente se emplean básicamente tres tecnicas diferentes para medir el contenido de radiocarbono en una muestra: con un contador proporcional de gas; con un contador de centelleo líquido; y mediante espectrometría de masas con acelerador[5].

En el primer caso, el carbono obtenido en la muestra se convierte en CO2 y se introduce en un contador proporcional de gas, mide el número de desintegraciones producidas en la muestra. Esta es la técnica original desarrollada por Libby. Tiene el inconveniente de que, dada la baja actividad del 14C y la pequeñísima concentración en la muestra, los contadores actuales sólo son capaces de detectar alrededor de 3 desintegraciones por segundo y mol en una muestra típica. Dado que el error estadístico de la medida es inversamente proporcional a la raiz cuadrada del número de desintegraciones medidas (sim 1/sqrt{n}), es necesario un tiempo muy largo de medición así como muestras más grandes (en torno a 1Kg). Además es necesario un mayor blindaje del detector para protegerlo de la radiactividad natural.

La medición con contadores de centelleo líquido se popularizaron en los años 1960. En esta técnica, la muestra se disuelve en benceno y se le añade un líquido que centellea cuando se produce una desintegración. Los contadores de centelleo líquido tienen la ventaja de que tienen un rendimiento mayor que los proporcionales de gas. Sin embargo, aún están afectados por el problema de la baja actividad del 14C y de la radiación ambiental.

La espectrometría de masas con acelerador es el método más moderno. En ella, la muestra es ionizada e introducida en un acelerador de partículas. El haz resultante es desviado por potentes campos magnéticos. Dado que el cada isótopo de carbono tiene una masa diferente, el ángulo de deflexión es ligeramente diferente para cada uno y es posible medir las concentraciones relativas de cada uno de ellos. Al no depender de la actividad de la muestra y ser insensible a la radiactividad natural, con este método se pueden conseguir las medidas de mayor calidad. Se pueden medir concentraciones de hasta 10-15 y se necesitan muestras mucho más pequeñas (de hasta 1mg). Así, por ejemplo, en una muestra de 1mg que contenga sólo 40000 átomos de 14C, se puede obtener una precisión del 0.5%, lo que representa un error de unos 40 años.

[editar] Véase también

[editar] Referencias

  1. ↑ Plastino, W., Kaihola, L., Bartolomei, P. y Bella, F. (2001) Cosmic background reduction in the radiocarbon measurement by scintillation spectrometry at the underground laboratory of Gran Sasso, Radiocarbon, 43: 157–161
  2. ↑ Libby, W. F. (1946). «Atmospheric helium-three and radiocarbon from cosmic radiations.». Phys. Rev., 69:  pp. 671-672. 
  3. ↑ de Vries, H. (1958). «Variation in the concentration of radiocarbon with time and location on Earth.». Proc. Koninkl. Ned. Acad. Wetenschap. B61:  pp. 257-281. 
  4. ↑ Libby, WF. Radiocarbon dating. Second ed. (Univ. Chicago Press, 1955)
  5. ↑ Stuiver, M., Reimer, P. J. y Braziunas, T. F. (1998) Datación por carbono-14 de alta precisión para muestras terrestres y marinas. Radiocarbon, 40: 1127-1151
  6. ↑ Scott, EM (2003). «The Fourth International Radiocarbon Intercomparison (FIRI).». Radiocarbon 45:  pp. 135–285. 

[editar] Bibliografía

Faure, G. y Mensing, T.M. (2005). “Isotopes principles and applications”, 3rd edition, John Wiley & Sons, Inc, Hoboken, New Jersey.

Renfrew, Colin y Bahn, Paul (1998). “Arqueología, Teorías, Métodos y Práctica”, 2ªEd. Ediciones Akal, S.A. Sector Foresta, 1. 28760 Tres Cantos

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CIENCIA3: DATACIÓN POR CARBONO 14 Y POR OXIDACIÓN. El carbono-14 (14C, masa atómica = 14,003241 uma) es un radioisótopo del carbono y fue descubierto el 27 de febrero de 1940 por Martin Kamen y Sam Ruben. Su núcleo contiene 6 protones y 8 neutrones. Willard Libby determinó un valor para el periodo de semidesintegración o semivida de este isótopo: 5568 años. Determinaciones posteriores en Cambridge produjeron un valor de 5730 años. Debido a su presencia en todos los materiales orgánicos, el carbono-14 se emplea en la datación de especímenes orgánicos.

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Carbono-14

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Carbono-14
General
Nombre, símboloCarbono-14, 14C
Neutrones8
Protones6
Datos del Nucleido
Abundancia natural1 parte por billón (1012)
Periodo de semidesintegración5730 ± 40 a
Producto de desintegración14N
Masa del isótopo14.003241 u
Modo de desintegraciónβ–
Energía de desintegración0,156 MeV

El carbono-14 (14C, masa atómica = 14,003241 uma) es un radioisótopo del carbono y fue descubierto el 27 de febrero de 1940 por Martin Kamen y Sam Ruben. Su núcleo contiene 6 protones y 8 neutrones. Willard Libby determinó un valor para el periodo de semidesintegración o semivida de este isótopo: 5568 años. Determinaciones posteriores en Cambridge produjeron un valor de 5730 años. Debido a su presencia en todos los materiales orgánicos, el carbono-14 se emplea en la datación de especímenes orgánicos.

El método de datación por radiocarbono es la técnica basada en isótopos más fiable para conocer la edad de muestras orgánicas de menos de 60.000 años. Está basado en la ley de decaimiento exponencial de los isótopos radiactivos. El isótopo carbono-14 (14C) es producido de forma continua en la atmósfera como consecuencia del bombardeo de átomos de nitrógeno por neutrones cósmicos. Este isótopo creado es inestable, por lo que, espontáneamente, se transmuta en nitrógeno-14 (14N). Estos procesos de generación-degradación de 14C se encuentran prácticamente equilibrados, de manera que el isótopo se encuentra homogéneamente mezclado con los átomos no radiactivos en el dióxido de carbono de la atmósfera. El proceso de fotosíntesis incorpora el átomo radiactivo en las plantas, de manera que la proporción 14C/12C en éstas es similar a la atmosférica. Los animales incorporan, por ingestión, el carbono de las plantas. Ahora bien, tras la muerte de un organismo vivo no se incorporan nuevos átomos de 14C a los tejidos, y la concentración del isótopo va decreciendo conforme va transformándose en 14N por decaimiento radiactivo.

La masa en isótopo 14C de cualquier espécimen disminuye a un ritmo exponencial, que es conocido: a los 5730 años de la muerte de un ser vivo la cantidad de 14C en sus restos se ha reducido a la mitad. Así pues, al medir la cantidad de radiactividad en una muestra de origen orgánico, se calcula la cantidad de 14C que aún queda en el material. Así puede ser datado el momento de la muerte del organismo correspondiente. Es lo que se conoce como "edad radiocarbónica" o de 14C, y se expresa en años BP (Before Present). Esta escala equivale a los años transcurridos desde la muerte del ejemplar hasta el año 1950 de nuestro calendario. Se elige esta fecha por convenio y porque en la segunda mitad del siglo XX los ensayos nucleares provocaron severas anomalías en las curvas de concentración relativa de los isótopos radiactivos en la atmósfera.

Al comparar las concentraciones teóricas de 14C con las de muestras de maderas de edades conocidas mediante dendrocronología, se descubrió que existían diferencias con los resultados esperados. Esas diferencias se deben a que la concentración de carbono radiactivo en la atmósfera también ha variado respecto al tiempo. Hoy se conoce con suficiente precisión (un margen de error de entre 1 y 10 años) la evolución de la concentración de 14C en los últimos 15.000 años, por lo que puede corregirse esa estimación de edad comparándolo con curvas obtenidas mediante interpolación de datos conocidos. La edad así hallada se denomina "edad calibrada" y se expresa en años Cal BP.

[editar] Véase también

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