4 Geokronologia
Geokronologia on kiven, mineraalien, kivien, fossiilien ja sedimenttien iänmääritystiede, jolla on laajalti sovelluksia geotieteissä, mukaan lukien isotooppisuhteiden mittaukset, joissa käytetään tarkkoja ja täsmällisiä massaspektrometrisiä tekniikoita (Becker, 2007; De Laeter, 2001; Platzner, 1997). Geologisesta tieteestä, mukaan lukien alkuaineiden määritys, isotooppianalyysi (Böhlke ym., 2005; De Laeter, 2001; Faure, 2005; Jackson ym, 2004; Nelson ja McCulloch, 1989; Platzner, 1997; Tiepolo, 2003) ja iänmääritys epäorgaanisella massaspektrometrialla; sen vuoksi käsitellään vain joitakin asiaankuuluvia teoksia tekniikan tason kuvaamiseksi.
U-Pb-, Th-Pb- ja Pb-Pb-menetelmät iänmäärityksessä
U-, Th- ja Pb-menetelmillä tehtävä iänmääritys perustuu 238U:n, 235U:n radioaktiiviseen hajoamiseen, ja 232Th-isotooppien (jotka ovat radioaktiivisten tyttärien ketjun kantaisotooppeja, jotka päättyvät radiogeenisen lyijyn stabiileihin isotooppeihin) ja 206Pb:n, 207Pb:n ja 208Pb:n hajoamiseen tunnettujen uraanin ja toriumin hajoamislinjojen kautta. Nämä ajoitusmenetelmät ovat tunnetuimpia, monipuolisimpia ja arvokkaimpia geokronologisia menetelmiä. Esimerkiksi 238U:n hajoaminen, jonka puoliintumisaika on t1/2 ~ 4,5 × 109 a, synnyttää uraanisarjan (uraanin ja radiumin hajoamislinja) kahdeksan α-(4He)-hajoamisen ja kuuden β-hajoamisen kautta, jotka sisältävät 234U:n välitytärisotooppina ja päättyvät stabiiliin 206Pb:hen. U:n ja Pb:n nukleosynteettiset ominaisuudet sekä näiden alkuaineiden kytkeytyminen toisiinsa kahden radioaktiivisen hajoamisketjun avulla ovat perusta, jolle U/Pb-järjestelmä pystyi antamaan ainutlaatuisen panoksen isotooppitutkimukseen (De Laeter, 2011):
jossa Q edustaa hajoamisen energioiden summaa (Q = 47,4 MeV/atomi) (Faure, 1986).
Radioaktiivisen 238U-nuklidin hajoamista stabiiliksi 206Pb-isotoopiksi suljetussa systeemissä kuvaa seuraava yhtälö:
millä 206Pb/204Pb = lyijyn isotooppien suhde nykyhetkellä t; (206Pb/204Pb)0 = systeemiin sen muodostuessa t vuotta sitten sisällytetty alkuperäinen isotooppisuhde, i.eli (t = 0), (238U/204Pb) = emoisotoopin 238U ja tytärisotoopin 204Pb suhde nykyhetkellä t
λ = 238U:n hajoamisvakio (1.55 × 10-10 a-1),
t = aika, joka on kulunut siitä, kun systeemi sulkeutui U:lle ja Pb:lle.
Samankaltaiset yhtälöt kuvaavat 235U:n hajoamista radiogeeniseksi 207Pb:ksi ja 232Th:n hajoamista 208Pb:ksi.
235U:n hajoaminen (t1/2 ~ 0,72-109 a) synnyttää aktinium-sarjan, joka päättyy stabiiliin 207Pb-isotooppiin seitsemän α-hajoamisen ja neljän β- hajoamisen emittoimisen jälkeen:
millä Q = 45,2 MeV/atomi.
235U:n ydinfission löytyminen johti ydinreaktoreiden kehitykseen ja Oklo-luonnonreaktorien isotooppitutkimuksiin. Massaspektrometri on isotooppitieteen nykyaikainen Rosettan kivi, jonka avulla U/Pb-järjestelmän isotooppihieroglyfit on voitu tulkita, mikä on paljastanut uusia näköaloja luonnon ymmärtämisessä (De Laeter, 2011).
232Th:n hajoaminen (t1/2 ~ 1.41 × 1010 a) toriumin hajoamislinjan kautta johtaa kuuden alfa- ja neljän beetahiukkasen emissioon, joka johtaa stabiilin ja runsaimman lyijyn 208Pb-isotoopin muodostumiseen:
millä Q = 39.8 MeV/atomi.
Jokainen 238U:n, 235U:n ja 232Th:n hajoamisketju johtaa aina tietyn stabiilin lyijyisotoopin muodostumiseen, jolla on eri massa, nimittäin vastaavasti 206Pb, 207Pb ja 208Pb. Nämä hajoamiset antavat kolme erilaista riippumatonta geokronometriä. Sen lisäksi, että tuloksena saatuja 207Pb/235U-, 206Pb/238U- ja 208Pb/232Th-ikiä määritettiin vanhoista uraani- ja toriumrikkaista mineraaleista, voidaan määrittää myös 207Pb/206Pb-ikä, koska tämä isotooppisuhde muuttuu systemaattisesti ajan myötä uraanin kahden lähtöisotoopin erilaisten hajoamisnopeuksien vuoksi. Nier et al. (1941) tekivät uraauurtavan työn 207Pb/206Pb-ikämäärityksessä. Kirjoittajat määrittivät 207Pb/206Pb-iän 2,57 ± 0,07 109 monasiittirikkaista näytteistä (Kanadan Huronin alueelta). Todettiin, että 207Pb/206Pb-ikä oli luotettavampi kuin muut iät, koska 207Pb/206Pb-järjestelmään vaikuttaa vähemmän voimakkaasti viimeaikainen radiogeeninen Pb-häviö. Kiven Pb-Pb-ikä arvioidaan tällöin isokronista, joka on muodostettu 207Pb/204 Pb:n ja 206Pb/204Pb:n isotooppikoostumuksen välisestä diagrammista samanikäisille eri mineraaleille.
TIMS:ää hyödynnettiin useiden vuosikymmenien ajan vakioanalyysitekniikkana useimpiin geokronologisiin tarkoituksiin. Nykyään TIMS:n lisäksi myös SIMS:ää ja LA-ICP-MS:ää on käytetty enenevässä määrin esimerkiksi hyvin vanhojen zirkoni- ja monasiittikiteiden in situ -geokronologisissa tutkimuksissa, koska molemmat mineraalit sisältävät runsaasti uraania (Hirata ja Nesbitt, 1995). Radiogeenisten isotooppien ja alkuaineiden kuvaaminen SIMS:llä tai LA-ICP-MS:llä ja erityisesti katodoluminesenssillä kiillotetuista zirkoneista mahdollistaa kasvuvyöhykkeiden karakterisoinnin ja siten myöhempien in situ -analyysien ohjaamisen (mukaan luettuna zirkoni-geokronologia 20-30 μm:n alueella). Jeffries et al. (2006) keräsivät zirkoneita kefroista (vulkaanisten kivien palasista) kahdelta eri maantieteelliseltä paikkakunnalta, mutta samasta stratigrafisesta horisontista. 207Pb/206Pb-isotooppisuhteet piirrettiin Tera-Wasserburgin konkordia-diagrammissa kahdesta geologisesta näytteestä LA-ICP-MS:llä mitattua 238U/206Pb-isotooppisuhdetta vasten, jolloin U-Pb-ikäisiksi saatiin 14,35 ± 0,27 Ma ja 14,15 ± 0,14 Ma (Ma – miljoona vuotta) (Jeffries et al., 2006). Yleensä zirkoni ei kiteytymisen aikana sisällytä liiallista tavallista Pb:tä ristikkoonsa. Tämän vuoksi monet laboratoriot eivät tee yhteistä Pb-korjausta U-Pb-tietoihinsa isobaaristen interferenssien aiheuttamien ongelmien vuoksi (esim. stabiilin 204Pb-isotoopin ja 204Hg-isotoopin välinen interferenssi). Jeffries et al. (2006) vähensivät tätä kontaminaatiolähdettä sisällyttämällä kultalukon kantokaasulinjaan ja absorboimalla Hg-jäämiä kantokaasusta. Tällä menetelmällä LA-ICP-MS:ssä määritetty 238U/206Pb-ikä voidaan osoittaa tarkaksi.
Uusi analyyttinen menetelmä U-Pb-ikien ja Hf-isotooppikoostumusten määrittämiseksi zirkonin referenssistandardeista (esim, CZ3 on yksittäinen Sri Lankasta peräisin oleva jalokivilaatuinen zirkonirake) ja luonnollisesta zirkoninäytteestä kuvattiin käyttämällä MC-ICP-MS:ää (Nu Plasma, Nu Instruments) yhdistettynä excimer 193 nm:n laserablaatiojärjestelmään (Xia et al., 2011). Tämä LA-ICP-MS-tekniikka mahdollistaa zirkonin U-Pb- ja Hf-isotooppikoostumusten lähes samanaikaisen mittaamisen samasta yksittäisestä pisteestä (halkaisijaltaan 40 μm).
Tiepolo (2003) kuvasi in situ lyijygeokronologiaa LA-ICP-MS:llä käyttäen kaksoisfokusoivaa sektorikenttää käyttävää ICP-SFMS-laitetta (Finnigan Element), jossa on Nd-YAG-laser 213 nm:n aallonpituudella kolmelle eri-ikäiselle (150, 294 ja 577 Ma) zirkonikiteelle, joiden radiogeeniset lyijypitoisuudet olivat vastaavasti 0,7, 10 ja 40 μg g-1 . Lasersäteen 40 μm:n pistekoolla oli mahdollista tehdä in situ Pb-geokronologiaa, jonka sisäinen tarkkuus oli 1,1 % (Pb-pitoisuus oli noin 40 μg g-1). Suhteellisen Pb-rikkaille zirkoneille voidaan hyväksyä 20 μm:n spatiaalinen resoluutio, vaikka sisäinen tarkkuus on noin 1,5 kertaa pienempi kuin 40 nm:n laserpistekoolla (Tiepolo, 2003).
Zirkonikoostumuksen tutkimusten (Becker ja Dietze, 1986) ja iänmäärityksen (Li et al., 2001) lisäksi mikrolokaalinen analyysi on suositeltavin menetelmä geologisen ennätyksen tulkitsemiseksi. Esimerkiksi yksittäisten zirkonirakeiden 206Pb/238U-ikä (1 846 ± 0,072 Ma), joka on mitattu kvadrupolipohjaisella LA-ICP-MS:llä, vastaa TIMS-arvoa (1 884 ± 0,005 Ma). Yksittäisestä zirkonirakeesta, jonka halkaisija on alle 100 μm, mineraalin ikä voidaan määrittää U-Pb- ja/tai Pb-Pb-ikämääritystekniikoilla, esimerkiksi käyttämällä TIMS:ää analyyttien kemiallisen erottelun jälkeen tai suoraan LA-ICP-MS:llä, jos mahdolliset isobaariset interferenssit otetaan huolellisesti huomioon (Becker et al. 2007b; Wetzel et al., 1983). U-Pb-ikä, joka mitattiin in situ herkällä korkean massaresoluution ionimikrosondilla (SHRIMP) useista vyöhykkeistä zirkonikiteessä (halkaisija 200 μm), joka on peräisin Länsi-Australiassa sijaitsevan Narryer Gneissin terraanista peräisin olevasta leukokraattisesta gneissistä, kertoo useista korkealuokkaisista lämpötapahtumista, jotka ajoittuvat ajanjaksojen 3,94-4,19 Ma välille, kuten Nelson et al. havaitsivat (2000). Eri työryhmät ovat kuvailleet useita SHRIMP:n sovelluksia geokronologisiin tutkimuksiin, erityisesti zirkonien (mukaan lukien kuun zirkonit), monasiitin, apatiitin, perovskiitin, retiilin ja muiden mineraalien iänmääritykseen (Cocheri et al., …), 2005; Compston, 1996; Compston et al., 1983; Ireland ja Wlotzka, 1992; Nelson et al., 2000; Zeitler et al., 1989).
SIMS ja LA-ICP-MS mahdollistavat U-rikkaiden mineraalien lisäksi myös Th-rikkaiden mineraalien karakterisoinnin in situ tarkkojen U/Th-Pb-ikien saamiseksi. Tärkeä edellytys tarkan iän saamiseksi on 207Pb/206Pb- ja 206Pb/238U-suhteiden huolellinen määrittäminen. Cox ja Wilton (2006) tutkivat U-Pb-ajanmäärityspotentiaalia perovskiittimineraalista, jonka U- ja Th-pitoisuudet ovat korkeat, mikä tekee siitä mahdollisesti käyttökelpoisen geokronometrin. Koska iänmääritykseen soveltuvaa perovskiittistandardia ei ole, isotooppisuhdemittausten kalibrointiin käytettiin zirkonistandardin vertailumateriaaleja. Cox ja Wilton havaitsivat, että Kanadan Quebecissä sijaitsevan Oka-karbonaatin painotettu keskimääräinen 206Pb/238U-ikä 131 ± 7 Ma on yhdenmukainen alueelta julkaistujen geokronologisten tietojen kanssa. Kirjoittajat ehdottivat, että perovskiitin LA-ICP-MS-datointi voisi olla hyödyllinen analyysitekniikka. Edullisuus ja suhteellinen nopeus, jolla tämäntyyppinen iänmääritys voidaan suorittaa, pitäisi tehdä LA-ICP-MS:stä houkuttelevan vaihtoehdon ID-TIMS:lle ja SHRIMP:lle (Cox ja Wilton, 2006).
Ionimikroskoopin U-Pb-datointia zirkonissa, monasiitissa ja dinosauruksen hampaassa 5-15 μm:n spatiaalisella erottelukyvyllä NanoSIMS:ää käyttäen kuvasivat Sano ja työtoverit (Sano et al., 2006a, 2006b; Takahata et al., 2006).
Rb-Sr-menetelmä iänmääritykseen
Rb-Sr-geokronologinen menetelmä perustuu 87Rb:n radioaktiiviseen β-hajoamiseen isobaariksi 87Sr (radioaktiivisen 87Rb-isotoopin luonnollinen isotooppirunsaus on 27,85 % ja puoliintumisaika 4,88. 1010 vuotta). Radiogeenisen 87Sr:n kasvu Rb-rikkaassa mineraalissa ja strontiumin isotooppisuhteen muutos voidaan johtaa radioaktiivisen hajoamisen yleisestä yhtälöstä, joka on kuvattu (Becker, 2007; De Laeter, 2001)
millä
87Sr0 on 87Sr-atomien lukumäärä hetkellä t = 0 ja
87Sr/86Sr = näiden strontium-isotooppien suhde nykyhetkellä t
.
(87Sr/86Sr)0 = näiden strontiumin isotooppien alkuperäinen suhde ajankohtana (t = 0), jolloin systeemi sulkeutui Rb:lle ja Sr:lle
(87Rb/86Sr) = näiden isotooppien suhde nykyhetkellä t
λ = 87Rb:n hajoamisvakio (1.42 × 10-11 a-1),
t = aika, joka on kulunut siitä, kun systeemi sulkeutui Rb:lle ja Sr:lle.
Mikäli 87Sr:n runsaus rubidiumrikkaissa kivilajeissa muuttuu ajan mittaan 87Rb:n radioaktiivisen β-hajoavuuden vuoksi primordiaalisen rubidiumkonsentraation ja mineraalin iän funktiona, stabiilin 86Sr:n isotoopin runsaus ja näin ollen suhde 86Sr/88Sr on luonnossa vakio. Siksi vakio 86Sr/88Sr-isotooppisuhdetta käytetään usein sisäiseen standardointiin (massaharhan korjaus) 87Sr/88Sr:n strontium-isotooppisuhteen mittauksissa. Rubidium-strontium-ikämääritysmenetelmässä isotooppisuhteet 87Sr/86Sr ja 87Rb/86Sr mitattiin massaspektrometrisesti (pääasiassa TIMS:llä tai ICP-MS:llä), ja isokronista voidaan johtaa primordiaalinen strontiumsuhde (87Sr/86Sr)0 hetkellä t = 0 ja kiven ikä t . Mineraalien ikä määritetään isokronin kaltevuudesta (e-λt-1). Rb-Sr-ikämääritys on nykyään vakiintunut geokronologinen tekniikka, jossa käytetään massaspektrometriaa (TIMS ja ICP-MS analyyttien erottelun jälkeen) Rb:tä sisältäville kiville ja mineraaleille (kuten graniitille, biotiitille, maasälvälle, kiilleliuskeelle, sedimenteille ym.).
Kaksoistarkenteista sektorikenttämittausmenetelmää ICP-MS:ää (ICP-MS:ää, joka on fokusoitu sektorikenttämittausmenetelmällä) sovellettiin Egyptistä peräisin oleviin geologisiin näytteisiin, joissa tehtiin iän määrityssuhdemittaukset strontiumin isotooppisuhteen mittauksilla, jotka oli toteutettu sulattamalla ja erottelemalla erotettu toisistaan rb:tä ja Sr:ä kruunuetaetterin kautta tehtävällä uuttokromatografialla. Egyptin itäisen aavikon eri arkeologisista kohteista peräisin olevien geologisten näytteiden Rb/Sr-ikä määritettiin Rb/Sr-isokronin avulla 455 ± 34 ma:ksi (Zoriy et al., 2003). Nebel ja Mezger raportoivat standardoidun K-feldisälvän NBS SRM 607 uudelleenarvioinnista. NBS SRM 607:ää käytetään laajalti vertailumateriaalina MC-ICP-MS:llä ja TIMS:llä tehtävissä erittäin tarkoissa Rb/Sr- ja Sr-isotooppisuhteen mittauksissa (Nebel ja Mezger, 2006). Standardien Rb-Sr-suhteet saatiin isotooppilaimennustekniikalla. Rubidiummittaukset tehtiin MC-ICP-MS:llä (Micromass Isoprobe); strontiumin isotooppisuhteet määritettiin MC-TIMS:llä (Triton, Thermo Fisher Scientific).
Biotiini on yleensä granitoidien primäärinen magmaattinen mineraali, ja sitä käytetään laajalti Rb-Sr- (mutta myös K-Ar-) iänmääritykseen. Biotiitin kuluminen vapauttaa kasvien kasvulle välttämättömiä epäorgaanisia ravinteita ja Sr-isotooppeja, joista on hyötyä alueellisten ja maailmanlaajuisten hydrologisten kiertojen jäljittämisessä (Erel et al., 2004). Hapettuneeksi biotiitiksi muuttumisen aikana 87Sr ja 40Ar vapautuivat ensisijaisesti suhteessa Rb:hen ja K:hon kiinteän tilan diffuusion kautta biotiittiristikon läpi, mikä johti alkuperäisen isotooppisen iän jyrkkään alenemiseen. Sr-isotooppisuhteita monimutkaisten säätelyprosessien aikana tutkittiin esimerkiksi MC-TIMS:llä (VG 54-30, varustettu 9 Faradayn kupilla) (Joeng et al., 2006).
Sm-Nd-menetelmät iänmääritykseen
Samarium ja neodyymi ovat harvinaisia maametalleja (REE), joissa stabiili 147Nd-isotooppi muodostuu emäisotooppi 147Sm:stä (t1/2 = 1,06 × 1011 a) alfahajoamalla. Sm-Nd-ikämääritystä on sovellettu laajalti geokemiallisissa ja geokronologisissa tutkimuksissa (Faure, 2005; Li et al., 2011). 147Sm:n pitkä puoliintumisaika mahdollistaa erittäin vanhojen geologisten näytteiden iänmäärityksen. Tätä tehtävää varten tarvitaan erittäin tarkkaa Nd-isotooppimittausta, joka on parempi kuin (0,005 %). Molemmat harvinaiset maametallit esiintyvät laajalti mineraaleissa ja kivissä, ja niiden pitoisuudet ovat alhaisella μg g-1 -alueella tai sen alapuolella. Sm-Nd-menetelmän alkuperäinen sovellus keskittyi kosmokemialliseen työhön meteoriittien ja kuunäytteiden karakterisoimiseksi. Geokronologinen tekniikka mahdollistaa magmakivien, akondriittien ja kondriittien meteoriittien ajoituksen aina prekambrikauden ikään asti. Nd:n isotooppikehitystä Maassa kuvataan 147Sm:n hajoamisella ”kondriittisessa yhtenäisessä varastossa”, niin sanotussa CHUR:ssa (Faure, 2005).
Neodyymin isotooppisuhteiden tarkkoihin mittauksiin käytetään nykyisin MC-TIMS- ja MC-ICP-MS-menetelmiä (MC-ICP-MS ja MC-ICP-TIMS -menetelmää), joiden sisäiset ja ulkoiset tarkkuustasot ovat n. 0,002 % ja n. 0,005 % vastaavasti. Li ja työtoverit kuvasivat hiljattain MC-TIMS-menetelmän Triton-laitteella 143Nd/144Nd-isotooppisuhteiden määrittämiseksi suoraan REE-fraktiossa geologisista näytteistä ilman Sm-Nd-erotusta (Li et al., 2011). Tämä menetelmä oli aiemmin kehitetty tarkkaa isotooppianalyysiä varten MC-ICP-MS:llä (Yang et al., 2010).
Lu-Hf-menetelmät ajoituksessa
On tunnustettu, että Lu-Hf-isotooppijärjestelmä zirkonissa on tehokas väline maapallon maankuoren ja vaipan evoluution selvittämiseen (Hakesworth ja Kemp, 2006; Harrison et al., 2005; Kinny ja Maas, 2003). Zirkoni sisältää tavallisesti 0,5-2 painoprosenttia Hf:tä, mikä johtaa erittäin alhaiseen Lu/Hf-suhteeseen (176Lu/177Hf <0,002) ja näin ollen 176Lu:n β-hajoamisesta johtuvaan 176Hf:n vähäiseen radiogeeniseen kasvuun. Näin ollen zirkonin 176Hf/177Hf-suhdetta voidaan pitää lähtöarvona, kun se kiteytyi. LA-ICP-MS:ää, jossa käytetään moni-ionikeräinlaitetta, käytettiin zirkonin ja baddeleiittistandardien hafniumin isotooppikoostumuksen tutkimiseen U-Pb-geokronologiassa (Wu et al., 2006).
Re-Os-menetelmä ajoituksessa
Re-Os-menetelmä on erityisen kiinnostava ajoitettaessa hyvin vanhoja Re-rikkaita malmeja, mineraaleja tai meteoriitteja, joissa 187Os muodostuu pitkäikäisen 187Re-isotoopin, jonka puoliintumisaika on 4,23 × 1010, β- hajoamisesta. Vuonna 1937 Nier teki osmiumin isotooppianalyysin OsO4:n avulla (Nier, 1937). Hintenberger et al. (1954) löysivät ensimmäiset todisteet erittäin rikastuneesta 187Os:sta (~99,5 %) molybdeniitissä. Siitä lähtien 187Os:ta on käytetty tehokkaana geokemiallisena merkkiaineena, jota on mitattu herkällä ja tarkalla Os-isotooppianalyysillä (Meisel et al., 2001; Völkening et al., 1991). Erittäin rikastunutta 187Os:ta (joka on muodostunut 187Re:n radioaktiivisen hajoamisen seurauksena) voidaan valmistaa prekambrisista re-rikkaista malmeista, joiden alkuperäinen osmiumpitoisuus on alhainen (Boulyga et al., 2002a). Herr et al. (Herr ja Merz, 1955; Herr et al., 1961) osoittivat, että Re-Os-menetelmää voidaan käyttää rautameteoriittien ja maanpäällisten näytteiden, kuten molybdeniitin, ajoittamiseen.
Mineraalin ikä voidaan laskea isokronitekniikalla käyttäen
millä
187Os/186Os = näiden osmiumin isotooppien suhde nykyhetkellä
(187Os/186Os)0 = alkusuhde. näiden osmiumin isotooppien alkusuhde hetkellä, jolloin systeemi sulkeutui Re:lle ja Os:lle (t = 0)
(187Re/186Os) = näiden isotooppien suhde nykyhetkellä
λ = 187Re:n hajoamisvakio (1.5 × 10-11 a-1),
t = aika, joka on kulunut siitä, kun systeemi sulkeutui Re:lle ja Os:lle.
Erittäin rikastunutta luonnollista 187Os-näytettä, jonka isotooppirunsaus oli 99,44 % (Becker ja Dietze, 1995) (IUPAC:n taulukkoarvo: 1,96 % (1999)), karakterisoitiin ICP-QMS:llä useissa eurooppalaisissa laboratorioissa SIMS:llä, SNMS:llä ja GDMS:llä verrattuna SIMS:ään, SNMS:ään ja GDMS:ään, ja tulokseksi saatiin hyvä vastaavuus. Paras tarkkuus 187Os:n isotooppirunsauden mittauksessa saatiin vuonna 1995 SIMS:llä yhdellä ionikeräimellä (CAMECA 4f IMS; 187Os = 99,46 ± 0,01 %). Boulyga et al. (2002a) tutkivat 187Os:lla rikastuneita luonnon Os-näytteitä, jotka mitattiin kaksoistarkennussektorikenttä-ICP-MS:llä yhden ja useamman ionikeräimen järjestelmillä kirjoittajan laboratoriossa, ja vastaavanlaista työtä teki myös Halicz Geological Survey Israelissa. Eri mittalaitteilla saatujen 187Os-runsauksien, esim. 98,93 %, todettiin olevan hyvässä yhteisymmärryksessä. Tämä 187Os:n rikastuminen molemmissa näytteissä on seurausta 187Re:n β-hajoamisesta vanhoissa mineraaleissa. Metallisen osmiumnäytteen 188Os/192Os-isotooppisuhteen mittausten tarkkuus oli 0,09 % kaksoistarkenteisella sektorikenttä-ICP-MS:llä, jossa on yksi ionikeräin, 0,08 % nelipoli-ICP-MS:llä, jossa on heksapoli törmäyskenno (ICP-CC-QMS), ja 0,003 %, kun käytettiin MC-ICP-MS:ää, jonka on valmistanut Nu Instruments (Boulyga et al., 2002a). Hirata ja työtoverit tekivät in situ Os-isotooppisuhdeanalyysin iridosmiinien mikropaikallisen isotooppisuhteen mittaustarkkuuden ollessa 0,05 % LA-MC-ICP-MS:llä käyttäen VG Plasma 54:ää (Hirata et al., 1998). Pearson et al. (2002) raportoivat Re-Os-isotooppien in situ -mittauksista vaipan sulfideissa LA-MC-ICP-MS:llä (Nu Instrument) ja molybdeniitissä vertailussa NTIMS:ään Selby ja Creaser (2004).
Kalium-argon/kalsium-järjestelmä
Aldrichin ja Nierin (1948) luoma kalium-argon-vanhenemismääritystekniikka on yksi varhaisimmista geokronologisista menetelmistä, joissa käytetään kaasulähteen massaspektrometriaa radiogeenisen 40Ar:n määrittämiseksi kaliumrikkaissa mineraaleissa. 40K on radioaktiivinen nuklidi, jonka puoliintumisaika on t1/2 = 1,26 × 109 a. Nuklidista 11,2 % hajoaa 40K:ksi elektronikaappauksen avulla ja 88,8 % 40Ca:ksi. Molempia hajoamisia voidaan käyttää geokronologisissa tutkimuksissa.
Staattinen kaasulähde-massaspektrometri yhdistettiin on-line argoniuuttoon (Dalrymple ja Lanphere, 1969). 40K:n emoradionuklidia on ilmeisesti vähemmän (0,017 %). K:n runsaus useimmissa mineraaleissa on suuri, ja argon on mineraaleissa harvinainen jalokaasu. Siksi K-Ar-geokronometri on erittäin hyödyllinen tekniikka, jota käytetään nykyään K-pitoisiin mineraaleihin ja kiviin, jotka säilyttävät radiogeenista argonia kvantitatiivisesti. K-Ar-geokronologiaa käytetään biotiittien, muskoviittien ja sarvivälkkeen ajoittamiseen plutonisista magneettisista metamorfisista kivistä ja maasälvän ajoittamiseen nuoremmista materiaaleista peräisin olevista vulkaanisista kivistä aina prekambriseen ikään asti (Faure, 2005).
K-Ar-vanhenemisdatan määrityksessä on vaikeuksia, jotka johtuvat Ar-häviöistä erilaisista mineraalifaaseista, kuten maasälvästä tai biotiitista, jotka ovat suurempia kuin sarvivälkkeessä, mikä johtaa kivien virheelliseen ajoitukseen (Hart, 1964).
Koska 40Ca on runsain luonnossa esiintyvä Ca-isotooppi, jonka isotooppirunsaus on 96,93 %, ja Ca on runsas alkuaine maankuoressa, kun taas emonuklidi 40K (0.017 %) on vähän esiintyvä kaliumin isotooppi, 40K:n radioaktiivisesta hajoamisesta johtuva 40Ca:n rikastuminen geologisissa näytteissä on hyvin vähäistä ja näin ollen radiogeenisen 40Ca:n havaitseminen ”tavallisen” Ca:n läsnä ollessa on erittäin vaikeaa. Lisäksi Ca:n isotoopeilla voi olla fraktiovaikutuksia Maasta ja muista aurinkokunnan kappaleista peräisin olevissa materiaaleissa (Russell et al., 1978) ja fraktiovaikutuksia näytteen valmistuksen ja massaspektrometristen mittausten aikana (instrumentaalinen isotooppifraktioituminen), joten K-Ca-järjestelmä ei ole yhtä vankka ja sitä on vaikeampi käyttää geokronologiassa lukuun ottamatta erityissovelluksia. Nelson ja McCulloch (1989a) sekä Fletcher et al. (1997a,b) ovat tarkastelleet ongelmia, jotka liittyvät K-Ca-geokronometrin käyttämiseen petrogeenisiin tutkimuksiin ja arkeeisiin mikseihin samalla tavalla kuin Rb-Sr-järjestelmään MC-TIMS:n avulla. K-Ca-menetelmä ei todennäköisesti korvaa K-Ar- ja Rb-Sr-tekniikoita kiteisten magmakivien ajoituksessa, koska sitä on vaikeampi soveltaa ja saavuttaa vertailukelpoinen tarkkuus (Faure, 2005).
14C-datointi
14C, jonka puoliintumisaika on 5730 a, syntyy kosmisten säteiden neutronien vuorovaikutuksessa 14N:n kanssa tapahtuvan (n,p)-reaktion kautta, ja se on alttiina β- hajoamiselle muodostaen stabiilin 14N-isotoopin. 14C on tärkein kosmogeeninen radionuklidi hiilipitoisen materiaalin iänmäärityksessä. Tuoreempien näytteiden karakterisoimiseksi 14C:n avulla tapahtuva radiohiiliajoitus kiihdytinmassaspektrometriaa (AMS) käyttäen on valittu menetelmä 14C:n mittaamiseksi näytteistä, jotka ovat peräisin ydinräjähdysten laskeumasta (esim. oikeuslääketieteessä) (Kutschera, 2005). Tämän tekniikan avulla voidaan tutkia 14C:n vaihtelua ennen ja jälkeen räjähdyksen nykyaikaisissa turveprofiileissa (aina 400 a:n ikään asti) ikäsyvyysmallien rakentamiseksi (Goslar et al., 2005). Nykyaikaisten näytteiden iänmääritys on mahdollista AMS:llä tehtävillä tarkoilla radiohiilimittauksilla, koska ilmakehän 14C-pitoisuuden suuri ydinpommin aiheuttama huippu integroituu tietylle aikaväylälle, jonka pituus on turvejaksolle ominainen. Pommipiikin peittämissä turvekerroksissa yksittäisten turvenäytteiden kalenteri-ikä voidaan määrittää lähes 2-3 vuoden tarkkuudella (Goslar et al., 2005). Radiohiiliajoitusta käytettiin esimerkiksi kuuluisan jäämiehen ”Ötzin” iän määrittämiseen analysoimalla pieniä kudos- ja luupaloja. AMS-menetelmällä tehdyt 14C/12C-mittaukset osoittivat, että Ötzi eli 5100-5350 vuotta sitten (Kutschera 2005). Radiohiiliajoituksen lisäksi 14C:tä käytetään ilmastotutkimuksissa, biolääketieteen sovelluksissa ja monilla muilla aloilla. (Hellborg ja Skog, 2008)