4 Geokronológia
A geokronológia a kőzetek, ásványok, kövek, fosszíliák és üledékek kormeghatározásának tudománya, széleskörű alkalmazásokkal a földtudományokban, beleértve a pontos és precíz tömegspektrometriai technikákkal végzett izotóparány-méréseket (Becker, 2007; De Laeter, 2001; Platzner, 1997). A geokronológia fizikai módszerei az instabil (szülő)izotópok radioaktív bomlásán alapulnak olyan stabil (leány)izotópokká, mint a 87Rb 87Sr-re, 238U 206Pb-re; 232Th 208Pb-re; 235U 207Pb-re; 147Sm 143Nd-re; 187Re 187Os-ra; 176Lu 176Hf-re vagy 40K 40Ar-ra. A földtani tudományok, köztük az elemmeghatározás, az izotópelemzés (Böhlke et al., 2005; De Laeter, 2001; Faure, 2005; Jackson et al., 2004; Nelson és McCulloch, 1989; Platzner, 1997; Tiepolo, 2003), valamint a szervetlen tömegspektrometriával történő kormeghatározás; ezért csak néhány releváns munkát tárgyalunk a technika jelenlegi állásának jellemzésére.
U-Pb, Th-Pb és Pb-Pb kormeghatározási módszerek
A kormeghatározás az U, Th és Pb módszerekkel a 238U, 235U radioaktív bomlásán alapul, és 232Th izotópok (mint a radiogén ólom stabil izotópjaival végződő radioaktív leányok láncolatának szülőizotópjai) és a 206Pb, 207Pb, illetve 208Pb bomlásán alapul a jól ismert urán- és tóriumbomlási vonalakon keresztül. Ezek a kormeghatározási technikák a legismertebb, legsokoldalúbb és legértékesebb geokronológiai technikák. Például a 238U t1/2 ~ 4,5 × 109 a felezési idejű bomlása nyolc α (4He) bomláson és hat β- bomláson keresztül adja az uránsorozatot (urán-rádium bomlási vonal), amely tartalmazza a 234U-t mint köztes leányizotópot, és stabil 206Pb-ben végződik. Az U és a Pb nukleoszintetikus jellemzői, valamint az ezen elemek két radioaktív bomlási lánccal való összekapcsolódása az alapja annak, hogy az U/Pb rendszer egyedülálló módon tudott hozzájárulni az izotópok tudományához (De Laeter, 2011):
ahol Q a bomlási energiák összegét jelenti (Q = 47,4 MeV/atom) (Faure, 1986).
A radioaktív 238U nuklid bomlását a stabil 206Pb izotóppá zárt rendszerben a következő egyenlet írja le:
mivel 206Pb/204Pb = az ólomizotópok aránya a jelenlegi t időpontban; (206Pb/204Pb)0 = a rendszerbe a t évvel ezelőtti keletkezéskor beépített kezdeti izotóparány, i. m.azaz (t = 0), (238U/204Pb) = a 238U anyaizotóp és a 204Pb leányizotóp aránya a jelen időpontban t
λ = a 238U bomlási állandója (1.55 × 10-10 a-1),
t = a rendszer U és Pb zártsága óta eltelt idő.
Hasonló egyenletek írják le a 235U radiogén 207Pb-re és a 232Th 208Pb-re történő bomlását.
A 235U bomlásából (t1/2 ~ 0,72-109 a) az aktíniumsorozat keletkezik, amely hét α-bomlás és négy β- bomlás kibocsátása után a stabil 207Pb izotópban végződik:
mivel Q = 45,2 MeV/atom.
A 235U maghasadásának felfedezése az atomreaktorok fejlesztéséhez és az Oklo természetes reaktorok izotópos vizsgálatához vezetett. A tömegspektrométer az izotóp-tudomány modern Rosetta-kője, amely lehetővé tette az U/Pb rendszer izotóp-hieroglifáinak megfejtését, hogy új távlatokat tárjon fel a természet megértésében (De Laeter, 2011).
A 232Th bomlása (t1/2 ~ 1.41 × 1010 a) a tórium bomlási vonalán keresztül hat alfa- és négy béta-részecske kibocsátását eredményezi, ami a stabil és legnagyobb mennyiségben előforduló 208Pb ólomizotóp kialakulásához vezet:
Q = 39.8 MeV/atom.
A 238U, 235U és 232Th minden bomlási lánca mindig egy adott, más tömegű stabil ólomizotóp, nevezetesen 206Pb, 207Pb és 208Pb keletkezéséhez vezet. Ezek a bomlások három különböző független geokronométert adnak. Nemcsak az így kapott 207Pb/235U, 206Pb/238U és 208Pb/232Th korokat határozták meg régi uránban és tóriumban gazdag ásványokon, hanem a 207Pb/206Pb kor is meghatározható, mivel ez az izotóparány a két kiindulási uránizotóp eltérő bomlási sebessége miatt szisztematikusan változik az idővel. A 207Pb/206Pb kormeghatározás úttörő munkáját Nier és társai (1941) végezték. A szerzők a 207Pb/206Pb kort 2,57 ± 0,07 109-ben határozták meg monazitban gazdag mintákból (a kanadai Huron körzetből). Megállapították, hogy a 207Pb/206Pb kor megbízhatóbb, mint más korok, mivel a 207Pb/206Pb rendszert kevésbé befolyásolja a közelmúltbeli radiogén Pb-veszteség. A kőzet Pb-Pb korát ezután az azonos korú különböző ásványok 207Pb/204 Pb vs. 206Pb/204Pb izotópösszetételének diagramján kialakított izokronból becsülik meg.
A TIMS-t sok évtizeden át a legtöbb geokronológiai célra használták standard analitikai technikaként. Napjainkban a TIMS mellett egyre gyakrabban alkalmazzák a SIMS-t és az LA-ICP-MS-t is, például nagyon régi cirkon és monazit kristályok in situ geokronológiai vizsgálatára, mivel mindkét ásvány gazdag uránban (Hirata és Nesbitt, 1995). A radiogén izotópok és elemek SIMS vagy LA-ICP-MS, illetve különösen katodolumineszcencia segítségével történő leképezése csiszolt cirkonokon lehetővé teszi a növekedési zónák jellemzését, és ezáltal a későbbi in situ elemzés irányítását (beleértve a cirkon geokronológiát a 20-30 μm-es tartományban). Jeffries és munkatársai (2006) két különböző földrajzi helyről, de ugyanabból a rétegtani horizontból származó tephra (vulkáni kőzettöredékek) cirkonokat gyűjtöttek. A 207Pb/206Pb izotóparányokat a Tera-Wasserburg konkordia diagramban ábrázolták a két geológiai mintából LA-ICP-MS-szel mért 238U/206Pb izotóparányokkal, ami 14,35 ± 0,27 Ma és 14,15 ± 0,14 Ma (Ma – millió év) U-Pb korokat eredményezett (Jeffries et al., 2006). Általában a cirkon a kristályosodás során nem épít be túlzott mennyiségű közönséges Pb-t a rácsába. Ezért sok laboratórium nem végez közös Pb korrekciót az U-Pb adatokon az izobár interferenciák (pl. a stabil 204Pb izotóp és a 204Hg izotóp közötti interferencia) okozta problémák miatt. Jeffries és munkatársai (2006) a hordozógázvezetékbe aranycsapda beépítésével és a hordozógázból származó Hg-nyomok elnyelésével csökkentették ezt a szennyeződési forrást. Az ezzel a módszerrel LA-ICP-MS-ben meghatározott 238U/206Pb kor bizonyíthatóan pontos.
Új analitikai módszer U-Pb korok és Hf izotópösszetételek meghatározására cirkon referencia standardokon (pl., CZ3 egyetlen drágakőminőségű cirkonszemcse Srí Lankáról) és egy természetes cirkonmintát írtak le MC-ICP-MS (Nu Plasma, Nu Instruments) segítségével, amelyhez excimer 193 nm-es lézerablációs rendszert kapcsoltak (Xia et al., 2011). Ez az LA-ICP-MS technika lehetővé teszi a cirkon U-Pb és Hf izotópösszetételének kvázi-szimultán mérését ugyanazon az egyetlen (40 μm átmérőjű) folton.
Az LA-ICP-MS in situ ólomgeokronológiát kettős fókuszú szektortér ICP-SFMS (Finnigan Element) segítségével, Nd-YAG lézerrel 213 nm hullámhosszon, három különböző korú (150, 294 és 577 Ma) és ennek következtében különböző radiogén ólomtartalmú (0,7, 10, illetve 40 μg g-1) cirkonkristály esetében Tiepolo (2003) írta le. A lézersugár 40 μm-es foltméretével 1,1%-os belső pontosságú in situ Pb-geokronológia volt lehetséges (a Pb-koncentráció kb. 40 μg g-1 volt). A 20 μm-es térbeli felbontás viszonylag Pb-gazdag cirkonok esetében akkor is elfogadható, ha a belső pontosság kb. 1,5-szer kisebb, mint 40 nm-es lézerfoltmérettel (Tiepolo, 2003).
A cirkon összetételének (Becker és Dietze, 1986) és kormeghatározásának (Li et al., 2001) vizsgálata mellett a mikrolokális elemzés a földtani felvételek megfejtésének kedvelt módszere. Például az egyes cirkonszemcsék kvadrupolos LA-ICP-MS-sel mért 206Pb/238U kora (1 846 ± 0,072 Ma) megegyezik a TIMS értékkel (1 884 ± 0,005 Ma). Egyetlen, 100 μm-nél kisebb átmérőjű cirkonszemcsén az ásvány korát U-Pb és/vagy Pb-Pb kormeghatározási technikákkal lehet meghatározni, pl. az analitok kémiai elválasztása után TIMS segítségével vagy közvetlenül LA-ICP-MS-sel, ha az esetleges izobár interferenciákat gondosan figyelembe vesszük (Becker et al. 2007b; Wetzel et al., 1983). A nyugat-ausztráliai Narryer Gneiss Terranból származó leukokratikus gneiszből származó cirkonkristály több zónájának (200 μm átmérőjű) érzékeny, nagy tömegfelbontású ionmikroszondával (SHRIMP) in situ mért U-Pb kora több nagyfokú termikus eseményt rögzít 3,94 és 4,19 Ma között, ahogy azt Nelson és munkatársai (2000) megállapították. A SHRIMP számos alkalmazását geokronológiai vizsgálatokra, különösen cirkonok (beleértve a holdi cirkonokat is), monazit, apatit, perovszkit, retil és más ásványok kormeghatározására írták le különböző munkacsoportok (Cocheri et al., 2005; Compston, 1996; Compston et al., 1983; Ireland és Wlotzka, 1992; Nelson et al., 2000; Zeitler et al., 1989).
A SIMS és az LA-ICP-MS lehetővé teszi nemcsak az U-ban gazdag ásványok, hanem a Th-ban gazdag ásványok in situ jellemzését is, hogy pontos U/Th-Pb korokat kapjunk. A pontos korok előállításának fontos feltétele a 207Pb/206Pb és 206Pb/238U arányok gondos meghatározása. A magas U- és Th-tartalmú perovszkit ásvány U-Pb kormeghatározási lehetőségeit, ami potenciálisan hasznos geokronométerré teszi, Cox és Wilton (2006) tanulmányozta. A kormeghatározásra alkalmas perovszkit standard hiánya miatt az izotóparány-mérések kalibrálásához cirkon standard referenciaanyagokat használtak. Cox és Wilton megállapította, hogy a kanadai Quebecben található Oka-karbonatitból származó 206Pb/238U súlyozott átlagéletkor (131 ± 7 Ma) összhangban van a régióból publikált geokronológiai adatokkal. A szerzők azt javasolták, hogy a perovszkit LA-ICP-MS kormeghatározása hasznos analitikai technika lehet. Az alacsony költség és a relatív gyorsaság, amellyel ez a fajta kormeghatározás elvégezhető, az LA-ICP-MS-t az ID-TIMS és SHRIMP vonzó alternatívájává teheti (Cox és Wilton, 2006).
Ionmikroszondás U-Pb kormeghatározást cirkonban, monazitban és egy dinoszauruszfogban 5-15 μm térbeli felbontással NanoSIMS segítségével írták le Sano és munkatársai (Sano et al., 2006a, 2006b; Takahata et al., 2006).
Rb-Sr módszer kormeghatározásra
Az Rb-Sr geokronológiai módszer a 87Rb radioaktív β-bomlásán alapul a 87Sr izobárrá (a radioaktív 87Rb izotóp 27,85%-os természetes izotópbőséggel és 4,88-as felezési idővel rendelkezik. 1010 év). A radiogén 87Sr növekedése egy Rb-ben gazdag ásványban és a stroncium izotóp arányának változása levezethető a radioaktív bomlás általános egyenletéből, ahogyan azt (Becker, 2007; De Laeter, 2001)
mivel
87Sr0 a t = 0 időpontban jelen lévő 87Sr atomok száma és
87Sr/86Sr = e stronciumizotópok aránya a t időpontban
.
(87Sr/86Sr)0 = e stronciumizotópok kezdeti aránya abban az időpontban (t = 0), amikor a rendszer Rb és Sr
(87Rb/86Sr) = ezen izotópok aránya a jelenlegi időpontban t
λ = a 87Rb bomlási állandója (1.42 × 10-11 a-1),
t = a rendszer Rb és Sr zártsága óta eltelt idő.
Míg a 87Sr abundanciája a rubídiumban gazdag kőzetekben a 87Rb radioaktív β bomlása miatt az idő múlásával a primordiális rubídiumkoncentráció és az ásvány korának függvényében változik, addig a stabil 86Sr izotóp abundanciája és következésképpen a 86Sr/88Sr a természetben állandó. Ezért az állandó 86Sr/88Sr izotóparányt gyakran használják a 87Sr/88Sr stronciumizotóparány mérések során belső standardizálásra (tömegeltérés-korrekció). A rubídium-strontium kormeghatározási módszerben a 87Sr/86Sr és 87Rb/86Sr izotóparányokat tömegspektrometrikusan (főként TIMS-sel vagy ICP-MS-sel) mérték, és a t = 0 időpontban a primordiális stroncium (87Sr/86Sr)0 arányt és a kőzet t korát az izokronból lehet levezetni . Az ásványok korát az izokron meredekségéből (e-λt-1) határozzuk meg. Az Rb-Sr kormeghatározás ma már bevett geokronológiai technika tömegspektrometriával (TIMS és ICP-MS az analitok szétválasztása után) Rb-tartalmú kőzetek és ásványok (például gránit, biotit, földpát, csillám, üledékek és mások) esetében.
Az egyiptomi geológiai minták kormeghatározására kettős fókuszú szektoros ICP-MS-t alkalmaztunk a stroncium izotóparány mérésekkel, emésztés és Rb és Sr szétválasztás után koronaéteres extrakciós kromatográfiával történő koronaéteres kromatográfiával. Az Egyiptom keleti sivatagában található különböző régészeti lelőhelyekről származó geológiai minták Rb/Sr korát Rb/Sr izokron segítségével 455 ± 34 Ma-ban határozták meg (Zoriy et al., 2003). Nebel és Mezger beszámoltak az NBS SRM 607 standard K-feldspát újraértékeléséről, amelyet széles körben használnak referenciaanyagként a nagy pontosságú, MC-ICP-MS és TIMS módszerrel végzett Rb/Sr és Sr izotóparány mérésekhez (Nebel és Mezger, 2006). A standardok Rb-Sr arányait izotóphígítási technikával nyertük. A rubídium méréseket MC-ICP-MS-sel (Micromass Isoprobe), a stroncium izotóparányokat MC-TIMS-sel (Triton, Thermo Fisher Scientific) határoztuk meg.
A biotit általában a granitoidok elsődleges magmás ásványa, és széles körben használják Rb-Sr (de K-Ar) kormeghatározásra is. A biotit időjárása során a növények növekedéséhez nélkülözhetetlen szervetlen tápanyagok és a regionális és globális hidrológiai ciklusok nyomon követéséhez hasznos Sr izotópok szabadulnak fel (Erel et al., 2004). Az oxidált biotittá történő átalakulás során a 87Sr és a 40Ar a biotitrácson keresztül történő szilárdtest-diffúzió révén előnyösen szabadul fel az Rb-hez, illetve a K-hoz képest, ami az eredeti izotópos kor drasztikus csökkenését eredményezi. A Sr izotóparányokat komplex időjárási folyamatok során például MC-TIMS (VG 54-30, 9 Faraday-csészével felszerelve) segítségével vizsgálták (Joeng et al., 2006).
Sm-Nd kormeghatározási módszerek
A szamárium és a neodímium ritkaföldfémek (REE-k), ahol a stabil 147Nd izotóp a 147Sm anyaizotópból (t1/2 = 1,06 × 1011 a) alfa-bomlással keletkezik. Az Sm-Nd kormeghatározást széles körben alkalmazzák geokémiai és geokronológiai vizsgálatokban (Faure, 2005; Li et al., 2011). A 147Sm hosszú felezési ideje lehetővé teszi rendkívül régi geológiai minták kormeghatározását. Ehhez a feladathoz nagy pontosságú, (0,005%-nál jobb) Nd izotópos mérés szükséges. Mindkét ritkaföldfém széles körben elterjedt ásványokban és kőzetekben, koncentrációjuk az alacsony μg g-1 tartományban vagy az alatt van. Az Sm-Nd módszer eredeti alkalmazása a meteoritok és holdi minták jellemzésére irányuló kozmokémiai munkára összpontosított. A geokronológiai technika lehetővé teszi a vulkáni kőzetek, akondritok és kondrit meteoritok kormeghatározását egészen a prekambriumi korig. Az Nd izotópos fejlődését a Földön a 147Sm bomlásával írják le egy “kondritikus egységes rezervoárban”, az úgynevezett CHUR-ban (Faure, 2005).
A neodímium izotóparányok pontos mérésére jelenleg a multiple-collector (MC) TIMS és MC-ICP-MS módszereket használják, kb. 0,002%-os belső és kb. 0,005%-os külső pontossággal. Nemrégiben Li és munkatársai leírtak egy MC-TIMS módszert a Triton műszerrel a 143Nd/144Nd izotóparányok közvetlen meghatározására a REE frakcióban geológiai mintákban Sm-Nd elválasztás nélkül (Li et al., 2011). Ezt a módszert korábban MC-ICP-MS-sel történő pontos izotópelemzésre fejlesztették ki (Yang et al., 2010).
Lu-Hf módszerek kormeghatározásra
Már felismerték, hogy a cirkon Lu-Hf izotóprendszere hatékony eszköz a Föld kérgének és köpenyének fejlődésének megfejtésére (Hakesworth és Kemp, 2006; Harrison et al., 2005; Kinny és Maas, 2003). A cirkon általában 0,5-2 tömegszázalék Hf-t tartalmaz, ami rendkívül alacsony Lu/Hf arányt eredményez (176Lu/177Hf <0,002), és következésképpen a 176Lu β-bomlása miatt a 176Hf radiogén növekedése elhanyagolható. Ezért a cirkon 176Hf/177Hf aránya a cirkon kristályosodáskori kezdeti értékének tekinthető. A többszörös ionkollektoros műszert alkalmazó LA-ICP-MS-t a cirkon és baddeleyit standardok hafnium izotópos összetételének vizsgálatára alkalmazták az U-Pb geokronológiában (Wu et al., 2006).
Re-Os módszer kormeghatározásra
A Re-Os módszer különösen érdekes a nagyon régi Re-dús ércek, ásványok vagy meteoritok kormeghatározására, ahol a 187Os a hosszú élettartamú 187Re izotóp β-bomlásával keletkezik, amelynek felezési ideje 4,23 × 1010. 1937-ben Nier Osmium izotópos analízist végzett OsO4 felhasználásával (Nier, 1937). Az első bizonyítékot a molibdenitben nagymértékben feldúsult 187Os (~99,5%) jelenlétére Hintenberger és társai (1954) találták. Azóta a 187Os-t erős geokémiai nyomjelzőként használják, amelyet az Os érzékeny és pontos izotópelemzéssel mérnek (Meisel et al., 2001; Völkening et al., 1991). Nagymértékben dúsított 187Os (amely a 187Re radioaktív bomlása következtében keletkezik) előállítható alacsony kezdeti ozmiumtartalmú prekambriumi re-gazdag ércekből (Boulyga et al., 2002a). Herr és munkatársai (Herr és Merz, 1955; Herr et al, 1961) kimutatták, hogy a Re-Os módszer használható vasmeteoritok és földi minták, például molibdénit datálására.
Az ásvány korát az izokron technikával lehet kiszámítani a
mivel
187Os/186Os = ezen ozmiumizotópok aránya a jelen időben
(187Os/186Os)0 = kezdeti arány. ezen ozmiumizotópok kezdeti aránya abban az időpontban, amikor a rendszer bezáródott a Re és Os felé (t = 0)
(187Re/186Os) = ezen izotópok aránya a jelenlegi időpontban
λ = a 187Re bomlási állandója (1.5 × 10-11 a-1),
t = a rendszer Re- és Os-zárttá válása óta eltelt idő.
Egy erősen dúsított természetes 187Os-mintát 99,44%-os izotópbőséggel (Becker és Dietze, 1995) (IUPAC táblázatos érték: 1,96% (1999)) több európai laboratóriumban ICP-QMS-sel jellemeztek SIMS, SNMS és GDMS összehasonlításban, jó egyezéssel. A 187Os izotópbőségének legjobb pontosságú mérését 1995-ben SIMS-sel, egyetlen ionkollektorral (CAMECA 4f IMS; 187Os = 99,46 ± 0,01%) végezték. Boulyga és munkatársai (2002a) 187Os-ban dúsított természetes Os-mintákat vizsgáltak, amelyeket a szerző laboratóriumában egyionos és többionos ionkollektoros ICP-MS rendszerrel, kettős fókuszú szektortérben mértek, és hasonló munkát végzett Halicz is az izraeli Geológiai Intézetben. A különböző műszerekkel kapott, pl. 98,93%-os 187Os-bőség jó egyezést mutatott. A 187Os ilyen mértékű feldúsulása mindkét mintában a 187Re β bomlásának eredménye a régi ásványokban. A 188Os/192Os izotóparány mérések pontossága a fémes ozmiummintán 0,09% volt a kettős fókuszálású szektortér ICP-MS-nél egyetlen ionkollektorral, 0,08% a hexapolos ütközőcellával ellátott kvadrupolos ICP-MS-nél (ICP-CC-QMS) és 0,003% a Nu Instruments MC-ICP-MS-ével (Boulyga et al., 2002a). Hirata és munkatársai az iridosminok Os izotóparányának in situ elemzését 0,05%-os pontossággal végezték mikrolokális izotóparány-méréssel LA-MC-ICP-MS segítségével a VG Plasma 54 segítségével (Hirata et al., 1998). Pearson és munkatársai (2002) a köpenyszulfidokban LA-MC-ICP-MS-sel (Nu Instrument) végzett Re-Os izotópok in situ méréseiről számoltak be, valamint Selby és Creaser (2004) molibdénitben végzett NTIMS-sel összehasonlító méréseiről.
A kálium-argon/kalcium rendszer
Az Aldrich és Nier (1948) által létrehozott kálium-argon kormeghatározási technika az egyik legkorábbi geokronológiai módszer, amely gázforrás tömegspektrometriát használ a radiogén 40Ar meghatározására a káliumban gazdag ásványokban. A 40K egy t1/2 = 1,26 × 109 a felezési idejű radioaktív nuklid, amelynek 11,2%-a elektronbefogással 40K-ra, 88,8%-a pedig 40Ca-ra bomlik. Mindkét bomlás felhasználható geokronológiai vizsgálatokhoz.
A statikus gázforrás tömegspektrométert on-line argon extrakcióval kombinálták (Dalrymple és Lanphere, 1969). Nyilvánvaló, hogy a 40K anyaradionuklid kevésbé gyakori (0,017%). A K bősége a legtöbb ásványban nagy, és az argon ritka nemesgáz az ásványokban. Ezért a K-Ar geokronométer ma nagyon hasznos technika, amelyet a K-tartalmú ásványokon és a radiogén argont mennyiségileg visszatartó kőzeteken alkalmaznak. A K-Ar geokronológiát a plutonikus vulkáni metamorf kőzetekből származó biotitok, muskovitok és kürtőblende, valamint a fiatalabb anyagú vulkáni kőzetekből származó földpátok datálására alkalmazzák egészen a prekambriumi korig (Faure, 2005).
A K-Ar kormeghatározás nehézségei a különböző ásványfázisokból, például a földpátból vagy biotitból származó Ar-veszteség miatt jelentkeznek, amely nagyobb, mint a kürtőblendében, ami a kőzetek helytelen datálását eredményezi (Hart, 1964).
Mert a 40Ca a természetben leggyakrabban előforduló Ca izotóp 96,93%-os izotópbőségével, és a Ca a földkéreg egyik leggyakoribb eleme, míg az anyanuklid 40K (0.017%) a kálium kis mennyiségben előforduló izotópja, a 40K radioaktív bomlása miatt a 40Ca feldúsulása a geológiai mintákban nagyon kicsi, és következésképpen a radiogén 40Ca kimutatása a “közönséges” Ca jelenlétében rendkívül nehéz. Ezenkívül a Ca izotópjainak frakcióhatásai lehetnek a Földről és a Naprendszer más égitestjeiből származó anyagokban (Russell et al., 1978), valamint frakcióhatások a mintaelőkészítés és a tömegspektrometriai mérések során (műszeres izotópfrakcionálás), így a K-Ca rendszer kevésbé robusztus és nehezebben használható geokronológiában, kivéve speciális alkalmazásokban. A K-Ca geokronométer petrogenológiai vizsgálatokra és az archaikus mikrákhoz való használatának problémáit az Rb-Sr rendszerhez hasonlóan MC-TIMS segítségével Nelson és McCulloch (1989a) és Fletcher et al. (1997a,b) vizsgálták. A K-Ca módszer valószínűleg nem fogja felváltani a K-Ar és Rb-Sr technikákat a kristályos magmás kőzetek kormeghatározásában, mivel nehezebb alkalmazni és hasonló pontosságot elérni (Faure, 2005).
14C kormeghatározás
14C 5730 a felezési idővel a kozmikus sugárzás neutronjainak kölcsönhatásából 14N-nel történő (n,p) reakció révén keletkezik, és β-bomlásnak van kitéve a stabil 14N izotóp kialakulásához. A 14C a legfontosabb kozmogén radionuklid a széntartalmú anyagok kormeghatározásában. Az újabb korú minták jellemzésére a 14C segítségével történő radiokarbon kormeghatározás gyorsító tömegspektrometriával (AMS) a nukleáris robbanásokból származó csapadékból származó mintákban (pl. a törvényszéki orvostudományban) a 14C mérésére használt módszer (Kutschera, 2005). Ez a technika lehetővé teszi a bombázás előtti és utáni 14C-változások vizsgálatát modern tőzegprofilokban (400 a korig) kormeghatározási modellek készítéséhez (Goslar et al., 2005). A modern minták kormeghatározása a légköri 14C-koncentráció nagy atombomba-csúcsa miatt AMS segítségével végzett pontos radiokarbon-mérésekkel lehetséges, amelyek a tőzegszelvényre jellemző hosszúságú időintervallumra integrálódnak. A bombacsúcs által lefedett tőzegrétegekben az egyes tőzegminták naptári kora szinte 2-3 év pontossággal meghatározható (Goslar et al., 2005). A radiokarbonos kormeghatározást alkalmazták például a híres jégember, “Ötzi” korának meghatározására apró szövet- és csontdarabok elemzésével. Az AMS segítségével végzett 14C/12C mérések kimutatták, hogy Ötzi 5100 és 5350 évvel ezelőtt élt (Kutschera 2005). A radiokarbonos kormeghatározás mellett a 14C-t az éghajlati vizsgálatokban, a biomedicinális alkalmazásokban és számos más területen is használják. (Hellborg és Skog, 2008)