4 Geocronología
La geocronología es la ciencia para la datación de la edad de las rocas, minerales, piedras, fósiles y sedimentos con amplias aplicaciones en las ciencias de la tierra, incluyendo las mediciones de la relación isotópica utilizando técnicas de espectrometría de masas exactas y precisas (Becker, 2007; De Laeter, 2001; Platzner, 1997). Los métodos físicos de la geocronología se basan en la desintegración radiactiva de isótopos inestables (padres) en isótopos estables (hijos) como 87Rb a 87Sr, 238U a 206Pb; 232Th a 208Pb; 235U a 207Pb; 147Sm a 143Nd; 187Re a 187Os; 176Lu a 176Hf o 40K a 40Ar. Hay un gran número de artículos sobre ciencia geológica que incluyen la determinación de elementos, el análisis de isótopos (Böhlke et al., 2005; De Laeter, 2001; Faure, 2005; Jackson et al., 2004; Nelson y McCulloch, 1989; Platzner, 1997; Tiepolo, 2003), y la datación por espectrometría de masas inorgánica; por lo tanto, sólo se discutirán algunos trabajos relevantes para caracterizar el estado del arte.
Métodos U-Pb, Th-Pb, y Pb-Pb para la datación de la edad
La datación de la edad mediante los métodos U, Th y Pb se basa en la desintegración radiactiva de los isótopos 238U, 235U, y 232Th (como isótopos padres de una cadena de hijas radioactivas que terminan con isótopos estables de plomo radiogénico) y 206Pb, 207Pb y 208Pb, respectivamente, a través de las conocidas líneas de desintegración del uranio y el torio. Estas técnicas de datación son las más conocidas, versátiles y valiosas de la geocronología. Por ejemplo, la desintegración del 238U con una vida media de t1/2 ~ 4,5 × 109 a da lugar a la serie del uranio (línea de desintegración del uranio-radio) a través de ocho desintegraciones α (4He) y seis desintegraciones β-, que incluyen el 234U como isótopo hijo intermedio y terminan en el 206Pb estable. Las características nucleosintéticas del U y el Pb, junto con la interconectividad entre estos elementos mediante dos cadenas de desintegración radiactiva, son la base sobre la que el sistema U/Pb ha podido realizar una contribución única a la ciencia de los isótopos (De Laeter, 2011):
donde Q representa la suma de las energías de desintegración (Q = 47,4 MeV/átomo) (Faure, 1986).
La desintegración del nucleido radiactivo 238U al isótopo estable 206Pb en un sistema cerrado se describe mediante la siguiente ecuación:
con 206Pb/204Pb = relación de isótopos de plomo en el momento actual t; (206Pb/204Pb)0 = la relación inicial de isótopos incorporados al sistema en el momento de su formación hace t años, es decir, (t = 0), la relación de isótopos de plomo en el momento de su formación.es decir, (t = 0), (238U/204Pb) = relación entre el isótopo madre 238U y el isótopo hijo 204Pb en el momento actual t
λ = constante de desintegración del 238U (1.55 × 10-10 a-1),
t = tiempo transcurrido desde que el sistema se cerró al U y al Pb.
Ecuaciones similares describen las desintegraciones del 235U al 207Pb radiogénico y del 232Th al 208Pb.
La desintegración del 235U (t1/2 ~ 0,72-109 a) da lugar a la serie del actinio, que termina en el isótopo estable 207Pb tras la emisión de siete desintegraciones α y cuatro β-:
con Q = 45,2 MeV/átomo.
El descubrimiento de la fisión nuclear del 235U condujo al desarrollo de reactores nucleares y a la investigación isotópica de los reactores naturales de Oklo. El espectrómetro de masas es la moderna piedra Rosetta de la ciencia isotópica, que ha permitido descifrar los jeroglíficos isotópicos del sistema U/Pb para revelar nuevos horizontes en nuestra comprensión de la naturaleza (De Laeter, 2011).
La desintegración del 232Th (t1/2 ~ 1.41 × 1010 a) a través de la línea de desintegración del torio da lugar a la emisión de seis partículas alfa y cuatro beta que conducen a la formación del isótopo estable y más abundante del plomo 208Pb:
con Q = 39.8 MeV/átomo.
Cada cadena de desintegración de 238U, 235U y 232Th conduce siempre a la formación de un isótopo de plomo estable específico con una masa diferente, a saber, 206Pb, 207Pb y 208Pb, respectivamente. Estas desintegraciones dan lugar a tres geocronómetros diferentes e independientes. No sólo se determinaron las edades resultantes de 207Pb/235U, 206Pb/238U y 208Pb/232Th en minerales antiguos ricos en uranio y torio, sino que también se puede determinar la edad de 207Pb/206Pb, porque esta relación isotópica cambia sistemáticamente con el tiempo debido a las diferentes tasas de desintegración de los dos isótopos parentales del uranio. El trabajo pionero de la datación de la edad 207Pb/206Pb fue realizado por Nier et al. (1941). Los autores determinaron la edad 207Pb/206Pb como 2,57 ± 0,07 109 a partir de muestras ricas en monacita (del distrito de Huron en Canadá). Se encontró que la edad 207Pb/206Pb era más fiable que otras edades porque el sistema 207Pb/206Pb está menos afectado por la pérdida reciente de Pb radiogénico. La edad Pb-Pb de una roca se estima entonces a partir de la isócrona construida en el diagrama de la composición isotópica de 207Pb/204 Pb frente a 206Pb/204Pb para diferentes minerales de la misma edad.
TIMS se utilizó durante muchas décadas como la técnica analítica estándar para la mayoría de los propósitos geocronológicos. Hoy en día, además del TIMS, también se han empleado cada vez más el SIMS y el LA-ICP-MS, por ejemplo, para investigaciones geocronológicas in situ en cristales de circón y monacita muy antiguos, ya que ambos minerales son ricos en uranio (Hirata y Nesbitt, 1995). La obtención de imágenes de isótopos y elementos radiogénicos por SIMS o LA-ICP-MS y, en particular, por catodoluminiscencia, respectivamente, en circones pulidos permite caracterizar las zonas de crecimiento y, por tanto, orientar los posteriores análisis in situ (incluida la geocronología del circón en el rango de 20-30 μm). Jeffries et al. (2006) recogieron circones de tefra (fragmentos de roca volcánica) de dos localidades geográficas distintas pero del mismo horizonte estratigráfico. Las relaciones isotópicas 207Pb/206Pb se trazaron en el diagrama de concordia de Tera-Wasserburg frente a la relación isotópica 238U/206Pb de dos muestras geológicas medidas por LA-ICP-MS, que dieron como resultado unas edades U-Pb de 14,35 ± 0,27 Ma y 14,15 ± 0,14 Ma (Ma – millones de años) (Jeffries et al., 2006). Generalmente, el circón no incorpora excesivo Pb común en su red durante la cristalización. Por lo tanto, muchos laboratorios no realizan una corrección de Pb común a sus datos U-Pb debido a los problemas de interferencias isobáricas (por ejemplo, del isótopo estable 204Pb con el isótopo 204Hg). Jeffries et al. (2006) redujeron esta fuente de contaminación mediante la incorporación de una trampa de oro en la línea de gas portador y la absorción de trazas de Hg del gas portador. La edad 238U/206Pb determinada mediante este enfoque en LA-ICP-MS puede demostrarse precisa.
Un nuevo método analítico para la determinación de edades U-Pb y composiciones isotópicas de Hf en estándares de referencia de circón (por ejemplo, CZ3 es un único grano de circón con calidad de gema procedente de Sri Lanka) y una muestra de circón natural se describió utilizando MC-ICP-MS (Nu Plasma, Nu Instruments) acoplado a un sistema de ablación láser excimer de 193 nm (Xia et al., 2011). Esta técnica LA-ICP-MS permite una medición casi simultánea de las composiciones isotópicas del circón U-Pb y Hf en el mismo punto (a 40 μm de diámetro).
La geocronología del plomo in situ de LA-ICP-MS utilizando un ICP-SFMS de campo sectorial de doble enfoque (Finnigan Element) con un láser Nd-YAG a una longitud de onda de 213 nm para tres cristales de circón de diferentes edades (150, 294 y 577 Ma) y consecuentemente diferentes contenidos de plomo radiogénico de 0,7, 10 y 40 μg g-1, respectivamente, fue descrita por Tiepolo (2003). Con un tamaño de punto del rayo láser de 40 μm, fue posible realizar una geocronología de Pb in situ con una precisión interna del 1,1% (la concentración de Pb era de unos 40 μg g-1). Se puede adoptar una resolución espacial de 20 μm para circones relativamente ricos en Pb, aunque la precisión interna sea aproximadamente 1,5 veces menor que con un tamaño de punto láser de 40 nm (Tiepolo, 2003).
Además de los estudios sobre la composición del circón (Becker y Dietze, 1986) y la datación por edades (Li et al., 2001), el análisis microlocal es el método preferido para descifrar el registro geológico. Por ejemplo, la edad 206Pb/238U de granos individuales de circón (1 846 ± 0,072 Ma) medida por LA-ICP-MS basada en cuadrupolos coincide con el valor TIMS (1 884 ± 0,005 Ma). En un circón de un solo grano, con un diámetro inferior a 100 μm, la edad del mineral puede determinarse mediante técnicas de datación U-Pb y/o Pb-Pb, por ejemplo, utilizando TIMS tras la separación química de los analitos o mediante LA-ICP-MS directamente si se consideran cuidadosamente las posibles interferencias isobáricas (Becker et al. 2007b; Wetzel et al., 1983). Las edades U-Pb medidas in situ por una microsonda iónica sensible de alta resolución de masas (SHRIMP) de varias zonas en un cristal de circón (con un diámetro de 200 μm) de un gneis leucocrático de la Terrana Narryer Gneiss en Australia Occidental registran varios eventos térmicos de alto grado entre 3,94 y 4,19 Ma, como encontraron Nelson et al. (2000). Diferentes grupos de trabajo describen varias aplicaciones de SHRIMP para estudios geocronológicos, especialmente para la datación de edad en circones (incluyendo circones lunares), monacita, apatita, perovskita, retile y otros minerales (Cocheri et al., 2005; Compston, 1996; Compston et al., 1983; Ireland y Wlotzka, 1992; Nelson et al., 2000; Zeitler et al., 1989).
SIMS y LA-ICP-MS permiten caracterizar no sólo los minerales ricos en U sino también los ricos en Th in situ para obtener edades U/Th-Pb precisas. Un requisito importante para producir una edad precisa es la determinación cuidadosa de las relaciones 207Pb/206Pb y 206Pb/238U. El potencial para la datación U-Pb del mineral perovskita con elevado contenido en U y Th, que lo convierte en un geo cronómetro potencialmente útil, fue estudiado por Cox y Wilton (2006). Debido a la falta de un estándar de perovskita adecuado para la datación por edades, se utilizaron materiales de referencia estándar de circón para la calibración de las mediciones de la relación isotópica. Cox y Wilton encontraron que la edad media ponderada 206Pb/238U de la carbonatita Oka, Quebec, Canadá, de 131 ± 7 Ma es consistente con los datos geocronológicos publicados de la región. Los autores sugieren que la datación por LA-ICP-MS de la perovskita podría ser una técnica analítica útil. El bajo coste y la relativa rapidez con la que se puede realizar este tipo de determinación de la edad deberían hacer de la LA-ICP-MS una alternativa atractiva a la ID-TIMS y a la SHRIMP (Cox y Wilton, 2006).
La datación por microsonda iónica U-Pb en circón, monacita y de un diente de dinosaurio con una resolución espacial de 5-15 μm utilizando NanoSIMS fue descrita por Sano y colaboradores (Sano et al, 2006a, 2006b; Takahata et al., 2006).
Método Rb-Sr para la datación de edades
El método geocronológico Rb-Sr se basa en la β-decadencia radiactiva del 87Rb al isobar 87Sr (el isótopo radiactivo 87Rb posee una abundancia isotópica natural del 27,85% y una vida media de 4,88 1010 años). El crecimiento del 87Sr radiogénico en un mineral rico en Rb y el cambio de la relación isotópica del estroncio pueden derivarse de la ecuación general de la desintegración radioactiva descrita en (Becker, 2007; De Laeter, 2001)
con
87Sr0 es el número de átomos de 87Sr presentes en t = 0 y
87Sr/86Sr = relación de estos isótopos de estroncio en el momento actual t
(87Sr/86Sr)0 = relación inicial de estos isótopos de estroncio en el momento (t = 0) en que el sistema se cerró al Rb y al Sr
(87Rb/86Sr) = relación de estos isótopos en el momento actual t
λ = constante de desintegración del 87Rb (1.42 × 10-11 a-1),
t = tiempo transcurrido desde que el sistema se cerró a Rb y Sr.
Mientras que la abundancia de 87Sr en las rocas ricas en rubidio cambia con el tiempo debido a la desintegración β radiactiva de 87Rb en función de la concentración de rubidio primordial y de la edad del mineral, la abundancia del isótopo estable 86Sr y, en consecuencia, la 86Sr/88Sr es constante en la naturaleza. Por lo tanto, la relación isotópica constante 86Sr/88Sr se utiliza a menudo para una estandarización interna (corrección del sesgo de masa) durante las mediciones de la relación isotópica del estroncio 87Sr/88Sr. En el método de datación por rubidio-estroncio, las relaciones isotópicas 87Sr/86Sr y 87Rb/86Sr se miden por espectrometría de masas (principalmente por TIMS o por ICP-MS) y la relación primordial de estroncio (87Sr/86Sr)0 en t = 0 y la edad t de la roca puede derivarse de la isócrona . La edad de los minerales se determinará a partir de la pendiente de la isócrona (e-λt-1). La datación por Rb-Sr es hoy en día una técnica geocronológica establecida que utiliza la espectrometría de masas (TIMS e ICP-MS después de la separación de los analitos) para las rocas y los minerales que contienen Rb (como el granito, la biotita, el feldespato, la mica, los sedimentos y otros).
Se aplicó la ICP-MS de campo de doble enfoque para la datación de la edad de las muestras geológicas de Egipto a través de las mediciones de la relación de isótopos de estroncio después de la digestión y la separación de Rb y Sr por cromatografía de extracción a través de éter de corona. La edad Rb-Sr de muestras geológicas procedentes de diferentes yacimientos arqueológicos del desierto oriental de Egipto se determinó mediante una isócrona Rb/Sr en 455 ± 34 Ma (Zoriy et al., 2003). Nebel y Mezger informaron sobre la reevaluación del feldespato K estándar NBS SRM 607, que se utiliza ampliamente como material de referencia para mediciones de alta precisión de las relaciones isotópicas Rb/Sr y Sr mediante MC-ICP-MS y TIMS (Nebel y Mezger, 2006). Las relaciones Rb-Sr de los estándares se obtuvieron mediante la técnica de dilución isotópica. Las mediciones de rubidio se realizaron en un MC-ICP-MS (Micromass Isoprobe); las relaciones de isótopos de estroncio se determinaron con MC-TIMS (Triton, Thermo Fisher Scientific).
La biotita suele ser un mineral magmático primario de los granitoides y se utiliza ampliamente para la datación de Rb-Sr (pero también para K-Ar). La meteorización de la biotita libera nutrientes inorgánicos esenciales para el crecimiento de las plantas e isótopos de Sr útiles para trazar los ciclos hidrológicos regionales y globales (Erel et al., 2004). Durante la transformación en biotita oxidada, el 87Sr y el 40Ar se liberan preferentemente en relación con el Rb y el K, respectivamente, a través de la difusión en estado sólido a través de la red de biotita, dando lugar a una drástica reducción de la edad isotópica original. Las proporciones de isótopos de Sr durante los complejos procesos de meteorización se estudiaron, por ejemplo, mediante MC-TIMS (VG 54-30, equipado con 9 copas de Faraday) (Joeng et al., 2006).
Métodos de Sm-Nd para la datación de edades
El samario y el neodimio son elementos de tierras raras (REEs) en los que el isótopo estable 147Nd se forma a partir del isótopo madre 147Sm (t1/2 = 1,06 × 1011 a) por decaimiento alfa. La datación de Sm-Nd se ha aplicado ampliamente en estudios geoquímicos y geocronológicos (Faure, 2005; Li et al., 2011). La larga vida media del 147Sm permite la datación de muestras geológicas extremadamente antiguas. Para esta tarea se requiere una medición isotópica de Nd de alta precisión mejor que (0,005%). Ambos elementos de tierras raras están ampliamente distribuidos en minerales y rocas con concentraciones en el rango bajo de μg g-1 y por debajo. La aplicación original del método Sm-Nd se centró en trabajos cosmoquímicos para caracterizar meteoritos y muestras lunares. La técnica geocronológica permite la datación de rocas ígneas, acondritas y condritas meteoríticas hasta la edad precámbrica. La evolución isotópica del Nd en la Tierra se describe mediante la desintegración del 147Sm en un «depósito uniforme condrítico», denominado CHUR (Faure, 2005).
Actualmente se utilizan TIMS de colectores múltiples (MC) y MC-ICP-MS para la medición precisa de las relaciones isotópicas del neodimio, con precisiones internas y externas de aproximadamente 0,002% y aproximadamente 0,005%, respectivamente. Recientemente, Li y colaboradores describieron un método MC-TIMS con el instrumento Triton para determinar directamente las relaciones isotópicas 143Nd/144Nd en la fracción REE para muestras geológicas sin separación de Sm-Nd (Li et al., 2011). Este método había sido desarrollado previamente para el análisis isotópico preciso por MC-ICP-MS (Yang et al., 2010).
Métodos Lu-Hf para la datación
Se ha reconocido que el sistema isotópico Lu-Hf en el circón es una poderosa herramienta para descifrar la evolución de la corteza y el manto de la Tierra (Hakesworth y Kemp, 2006; Harrison et al., 2005; Kinny y Maas, 2003). El circón contiene normalmente un 0,5-2 wt% de Hf, lo que da lugar a una relación Lu/Hf extremadamente baja (176Lu/177Hf <0,002) y, en consecuencia, a un crecimiento radiogénico insignificante del 176Hf debido a la desintegración β del 176Lu. Por lo tanto, la relación 176Hf/177Hf del circón puede considerarse como el valor inicial cuando cristalizó. Se empleó LA-ICP-MS aplicando un instrumento de colector de iones múltiple para estudiar la composición isotópica del hafnio de los estándares de circón y baddeleyita en la geocronología U-Pb (Wu et al., 2006).
Método Re-Os para la datación
El método Re-Os es de especial interés para la datación de menas, minerales o meteoritos ricos en Re muy antiguos, donde el 187Os se forma por la desintegración β- del isótopo 187Re de larga vida con una vida media de 4,23 × 1010. En 1937, Nier realizó un análisis isotópico del osmio utilizando OsO4 (Nier, 1937). La primera evidencia de 187Os altamente enriquecido (~99,5%) en la molibdenita fue encontrada por Hintenberger et al. (1954). Desde entonces, el 187Os se ha utilizado como un potente trazador geoquímico medido a través del sensible y preciso análisis isotópico del Os (Meisel et al., 2001; Völkening et al., 1991). El 187Os altamente enriquecido (formado debido a la desintegración radiactiva del 187Re) puede prepararse a partir de minerales precámbricos ricos en Re con bajo contenido inicial de osmio (Boulyga et al., 2002a). Herr et al. (Herr y Merz, 1955; Herr et al., 1961) demostraron que el método Re-Os puede utilizarse para datar meteoritos de hierro y muestras terrestres como la molibdenita.
La edad de un mineral puede calcularse mediante la técnica de la isócrona utilizando
con
187Os/186Os = relación de estos isótopos de osmio en el momento actual
(187Os/186Os)0 = relación inicial de estos isótopos de osmio en el momento en que el sistema se cerró a Re y Os (t = 0)
(187Re/186Os) = relación de estos isótopos en el momento actual
λ = constante de decaimiento de 187Re (1.5 × 10-11 a-1),
t = tiempo transcurrido desde que el sistema se cerró a Re y Os.
Una muestra natural de 187Os altamente enriquecida con una abundancia isotópica del 99,44% (Becker y Dietze, 1995) (valor de la tabla de la IUPAC: 1,96% (1999)) fue caracterizada por ICP-QMS en varios laboratorios europeos en comparación con SIMS, SNMS y GDMS con buena concordancia. La mejor precisión para una medida de abundancia isotópica de 187Os se obtuvo en 1995 mediante SIMS con un único colector de iones (CAMECA 4f IMS; 187Os = 99,46 ± 0,01%). Boulyga et al. (2002a) investigaron muestras de Os natural enriquecido en 187Os medidas por ICP-MS de campo de doble enfoque con sistemas de colectores de iones simples y múltiples en el laboratorio del autor, y Halicz también realizó un trabajo similar en el Servicio Geológico de Israel. La abundancia de 187Os, por ejemplo, del 98,93%, obtenida con diferente instrumentación resultó estar en buena concordancia. Este enriquecimiento de 187Os en ambas muestras es el resultado del decaimiento β de 187Re en minerales antiguos. La precisión de las mediciones de la relación isotópica 188Os/192Os en la muestra de osmio metálico fue del 0,09% para el ICP-MS de campo sectorial de doble enfoque con un único colector de iones, del 0,08% para el ICP-MS cuadrupolar con una célula de colisión hexapolar (ICP-CC-QMS) y del 0,003% utilizando el MC-ICP-MS de Nu Instruments (Boulyga et al., 2002a). El análisis in situ de la relación isotópica de Os de las iridosminas con una precisión para la medición de la relación isotópica microlocal del 0,05% fue realizado por Hirata y colaboradores con LA-MC-ICP-MS utilizando el VG Plasma 54 (Hirata et al., 1998). Pearson et al. (2002) informaron sobre las mediciones in situ de los isótopos Re-Os en los sulfuros del manto mediante LA-MC-ICP-MS (Nu Instrument) y en la molibdenita en comparación con NTIMS por Selby y Creaser (2004).
El sistema potasio-argón/calcio
La técnica de datación potasio-argón creada por Aldrich y Nier (1948) es uno de los primeros métodos geocronológicos que utilizan la espectrometría de masas con fuente de gas para determinar el 40Ar radiogénico en minerales ricos en potasio. El 40K es un nucleido radiactivo con un periodo de semidesintegración de t1/2 = 1,26 × 109 a, el 11,2% del cual decae a 40K por captura de electrones y el 88,8% a 40Ca. Ambas desintegraciones pueden utilizarse para estudios geocronológicos.
Se combinó un espectrómetro de masas de fuente de gas estático con la extracción de argón en línea (Dalrymple y Lanphere, 1969). Obviamente, el radionúclido madre 40K es menos abundante (0,017%). La abundancia de K en la mayoría de los minerales es alta y el argón es un gas noble raro en los minerales. Por lo tanto, el geocronómetro K-Ar es una técnica muy útil que se utiliza hoy en día en los minerales que contienen K y en las rocas que retienen cuantitativamente el argón radiogénico. La geocronología K-Ar se aplica para datar biotitas, muskovitas y hornblenda de rocas metamórficas ígneas plutónicas y feldespato de rocas volcánicas de materiales más jóvenes hasta la edad precámbrica (Faure, 2005).
Las dificultades en la datación K-Ar se producen debido a la pérdida de Ar de diferentes fases minerales como el feldespato o la biotita, que es mayor que en la hornblenda, lo que da lugar a una datación incorrecta de las rocas (Hart, 1964).
Debido a que el 40Ca es el isótopo de Ca más abundante en la naturaleza con una abundancia isotópica del 96,93% y a que el Ca es un elemento abundante en la corteza terrestre, mientras que el nucleido madre 40K (0.017%) es un isótopo poco abundante del potasio, el enriquecimiento del 40Ca debido a la desintegración radiactiva del 40K en las muestras geológicas es muy pequeño y, en consecuencia, la detección del 40Ca radiactivo en presencia del Ca «común» es extremadamente difícil. Además, puede haber efectos de fracción de los isótopos de Ca en los materiales de la Tierra y de otros cuerpos del sistema solar (Russell et al., 1978) y efectos de fracción durante la preparación de las muestras y las mediciones por espectrometría de masas (fraccionamiento isotópico instrumental), de modo que el sistema K-Ca es menos robusto y más difícil de utilizar para la geocronología, excepto para aplicaciones especiales. Los problemas de utilizar el geocronómetro K-Ca para estudios petrogénicos y micas del Arcaico de forma similar al sistema Rb-Sr utilizando MC-TIMS fueron examinados por Nelson y McCulloch (1989a) y Fletcher et al. (1997a,b). Es poco probable que el método K-Ca sustituya a las técnicas K-Ar y Rb-Sr para la datación de rocas ígneas cristalinas porque es más difícil de aplicar y de conseguir una precisión comparable (Faure, 2005).
14C dating
14C con una vida media de 5730 a se produce por la interacción de neutrones de rayos cósmicos a través de una reacción (n,p) con el 14N y está sujeto a la desintegración β para formar el isótopo estable 14N. El 14C es el radionúclido cosmogénico más importante para la datación de materiales carbonosos. Para caracterizar muestras más recientes, la datación por radiocarbono mediante 14C utilizando la espectrometría de masas con acelerador (AMS) es el método de elección para medir el 14C en muestras producidas por la lluvia radiactiva de las explosiones nucleares (por ejemplo, en medicina forense) (Kutschera, 2005). Esta técnica permite estudiar las variaciones de 14C anteriores y posteriores a la explosión en perfiles de turba modernos (hasta una edad de 400 a) para la construcción de modelos de profundidad de edad (Goslar et al., 2005). La datación de la edad de las muestras modernas es posible mediante mediciones precisas de radiocarbono utilizando AMS debido al gran pico de concentración de 14C atmosférico de la bomba nuclear, integrado en algún intervalo de tiempo con la longitud específica de la sección de turba. En las capas de turba cubiertas por el pico de la bomba, las edades calendáricas de las muestras individuales de turba pueden determinarse casi con una precisión de 2-3 años (Goslar et al., 2005). La datación por radiocarbono se empleó para determinar, por ejemplo, la edad del famoso hombre de hielo «Ötzi» analizando pequeños trozos de tejido y huesos. Las mediciones de 14C/12C mediante AMS revelaron que Ötzi vivió hace entre 5100 y 5350 años (Kutschera 2005). Además de la datación por radiocarbono, el 14C se utiliza en estudios climáticos, aplicaciones biomédicas y muchos otros campos. (Hellborg y Skog, 2008)