4 Geocronologia
La geocronologia è la scienza per la datazione dell’età di rocce, minerali, pietre, fossili e sedimenti con ampie applicazioni nelle scienze della terra, comprese le misure del rapporto isotopico utilizzando tecniche spettrometriche di massa accurate e precise (Becker, 2007; De Laeter, 2001; Platzner, 1997). I metodi fisici della geocronologia si basano sul decadimento radioattivo di isotopi instabili (genitori) in isotopi stabili (figlie) come 87Rb in 87Sr, 238U in 206Pb; 232Th in 208Pb; 235U in 207Pb; 147Sm in 143Nd; 187Re in 187Os; 176Lu in 176Hf o 40K in 40Ar. Esiste un gran numero di articoli sulla scienza geologica, compresa la determinazione degli elementi, l’analisi isotopica (Böhlke et al., 2005; De Laeter, 2001; Faure, 2005; Jackson et al, 2004; Nelson e McCulloch, 1989; Platzner, 1997; Tiepolo, 2003), e la datazione dell’età tramite spettrometria di massa inorganica; pertanto, verranno discussi solo alcuni lavori rilevanti per caratterizzare lo stato dell’arte.
Metodi U-Pb, Th-Pb e Pb-Pb per la datazione dell’età
La datazione dell’età con i metodi U, Th e Pb si basa sul decadimento radioattivo degli isotopi 238U, 235U, e 232Th (come isotopi progenitori di una catena di figlie radioattive che terminano con isotopi stabili del piombo radiogenico) e 206Pb, 207Pb e 208Pb, rispettivamente, attraverso le ben note linee di decadimento dell’uranio e del torio. Queste tecniche di datazione sono le tecniche geocronologiche più conosciute, versatili e preziose. Per esempio, il decadimento di 238U con un tempo di dimezzamento di t1/2 ~ 4,5 × 109 a dà origine alla serie dell’uranio (linea di decadimento dell’uranio-radio) attraverso otto decadimenti α (4He) e sei decadimenti β-, che includono 234U come isotopo figlio intermedio e terminano in 206Pb stabile. Le caratteristiche nucleosintetiche di U e Pb, insieme all’interconnettività tra questi elementi tramite due catene di decadimenti radioattivi, sono il fondamento su cui il sistema U/Pb ha potuto dare un contributo unico alla scienza isotopica (De Laeter, 2011):
dove Q rappresenta la somma delle energie di decadimento (Q = 47,4 MeV/atomo) (Faure, 1986).
Il decadimento del nuclide radioattivo 238U nell’isotopo stabile 206Pb in un sistema chiuso è descritto dalla seguente equazione:
con 206Pb/204Pb = rapporto degli isotopi del piombo al tempo presente t; (206Pb/204Pb)0 = il rapporto iniziale degli isotopi incorporati nel sistema al momento della sua formazione t anni fa, cioè (t = 0), cioè (t = 0).cioè (t = 0), (238U/204Pb) = rapporto tra l’isotopo madre 238U e l’isotopo figlio 204Pb al tempo presente t
λ = costante di decadimento del 238U (1.55 × 10-10 a-1),
t = tempo trascorso da quando il sistema è diventato chiuso a U e Pb.
Equazioni simili descrivono i decadimenti di 235U a 207Pb radiogeno e 232Th a 208Pb.
Il decadimento di 235U (t1/2 ~ 0,72-109 a) dà origine alla serie dell’attinio, che termina nell’isotopo stabile 207Pb dopo l’emissione di sette decadimenti α e quattro decadimenti β-:
con Q = 45,2 MeV/atomo.
La scoperta della fissione nucleare di 235U ha portato allo sviluppo di reattori nucleari e all’indagine isotopica dei reattori naturali Oklo. Lo spettrometro di massa è la moderna Stele di Rosetta della scienza isotopica, che ha permesso di decifrare i geroglifici isotopici del sistema U/Pb per rivelare nuovi orizzonti nella nostra comprensione della natura (De Laeter, 2011).
Il decadimento di 232Th (t1/2 ~ 1.41 × 1010 a) attraverso la linea di decadimento del torio risulta nell’emissione di sei particelle alfa e quattro beta che portano alla formazione dell’isotopo 208Pb stabile e più abbondante:
con Q = 39. 8 MeV/atomo.8 MeV/atomo.
Ogni catena di decadimento di 238U, 235U e 232Th porta sempre alla formazione di uno specifico isotopo di piombo stabile con una massa diversa, cioè 206Pb, 207Pb e 208Pb, rispettivamente. Questi decadimenti danno tre diversi geocronometri indipendenti. Non solo sono state determinate le età 207Pb/235U, 206Pb/238U e 208Pb/232Th risultanti su vecchi minerali ricchi di uranio e torio, ma anche l’età 207Pb/206Pb può essere determinata, perché questo rapporto isotopico cambia sistematicamente con il tempo a causa dei diversi tassi di decadimento dei due isotopi genitori dell’uranio. Il lavoro pionieristico di datazione dell’età 207Pb/206Pb fu fatto da Nier et al. (1941). Gli autori hanno determinato l’età 207Pb/206Pb come 2,57 ± 0,07 109 da campioni ricchi di monazite (dal distretto Huron in Canada). Fu trovato che l’età 207Pb/206Pb era più affidabile di altre età perché il sistema 207Pb/206Pb è meno severamente influenzato dalla recente perdita radiogenica di Pb. L’età Pb-Pb di una roccia viene quindi stimata dall’isocrono costruito nel diagramma della composizione isotopica di 207Pb/204 Pb vs. 206Pb/204Pb per diversi minerali della stessa età.
TIMS è stato utilizzato per molti decenni come tecnica analitica standard per la maggior parte degli scopi geocronologici. Oggi, oltre al TIMS, anche il SIMS e il LA-ICP-MS sono stati sempre più utilizzati, per esempio, per indagini geocronologiche in situ su cristalli di zircone e monazite molto vecchi, poiché entrambi i minerali sono ricchi di uranio (Hirata e Nesbitt, 1995). L’imaging degli isotopi e degli elementi radiogeni tramite SIMS o LA-ICP-MS e soprattutto tramite catodoluminescenza, rispettivamente, su zirconi lucidati permette di caratterizzare le zone di crescita e quindi di guidare le successive analisi in situ (compresa la geocronologia dello zircone a 20-30 μm). Jeffries et al. (2006) hanno raccolto zirconi da tephra (frammenti di roccia vulcanica) da due località geografiche separate ma dallo stesso orizzonte stratigrafico. I rapporti isotopici 207Pb/206Pb sono stati tracciati nel diagramma di concordia di Tera-Wasserburg contro il rapporto isotopico 238U/206Pb da due campioni geologici misurati tramite LA-ICP-MS, che ha portato a età U-Pb di 14,35 ± 0,27 Ma e 14,15 ± 0,14 Ma (Ma – milioni di anni) (Jeffries et al., 2006). Generalmente, lo zircone non incorpora un eccesso di Pb comune nel suo reticolo durante la cristallizzazione. Pertanto, molti laboratori non eseguono una correzione del Pb comune ai loro dati U-Pb a causa di problemi di interferenze isobariche (ad esempio, dell’isotopo 204Pb stabile con l’isotopo 204Hg). Jeffries et al. (2006) hanno ridotto questa fonte di contaminazione incorporando una trappola d’oro nella linea del gas vettore e hanno assorbito le tracce di Hg dal gas vettore. L’età 238U/206Pb determinata con questo approccio in LA-ICP-MS può essere dimostrata accurata.
Un nuovo metodo analitico per la determinazione di età U-Pb e composizioni isotopiche Hf su standard di riferimento di zircone (es, CZ3 è un singolo grano di zircone con qualità da gemma proveniente dallo Sri Lanka) e un campione di zircone naturale è stato descritto utilizzando MC-ICP-MS (Nu Plasma, Nu Instruments) accoppiato con un sistema di ablazione laser a eccimeri 193 nm (Xia et al., 2011). Questa tecnica LA-ICP-MS permette una misurazione quasi simultanea delle composizioni isotopiche U-Pb e Hf dello zircone sullo stesso singolo spot (a 40 μm di diametro).
La geocronologia del piombo in situ di LA-ICP-MS usando un ICP-SFMS a campo settoriale a doppia focalizzazione (Finnigan Element) con un laser Nd-YAG ad una lunghezza d’onda di 213 nm per tre cristalli di zircone di età diverse (150, 294, e 577 Ma) e di conseguenza diversi contenuti di piombo radiogenico di 0,7, 10, e 40 μg g-1, rispettivamente, è stata descritta da Tiepolo (2003). Con una dimensione dello spot di 40 μm del raggio laser, è stata possibile una geocronologia del Pb in situ con una precisione interna dell’1,1% (la concentrazione di Pb era di circa 40 μg g-1). Una risoluzione spaziale di 20 μm può essere adottata per zirconi relativamente ricchi di Pb anche se la precisione interna è circa 1,5 volte più bassa che con una dimensione dello spot laser di 40 nm (Tiepolo, 2003).
Oltre agli studi sulla composizione degli zirconi (Becker e Dietze, 1986) e sulla datazione per età (Li et al., 2001), l’analisi microlocale è il metodo preferito per decifrare il record geologico. Per esempio, l’età 206Pb/238U di singoli grani di zircone (1 846 ± 0,072 Ma) misurata tramite LA-ICP-MS a quadrupolo concorda con il valore TIMS (1 884 ± 0,005 Ma). Su un singolo grano di zircone, con un diametro inferiore a 100 μm, l’età del minerale può essere determinata con tecniche di datazione dell’età U-Pb e/o Pb-Pb, ad esempio utilizzando TIMS dopo la separazione chimica degli analiti o direttamente LA-ICP-MS se le possibili interferenze isobariche sono considerate attentamente (Becker et al. 2007b; Wetzel et al., 1983). Le età U-Pb misurate in situ da una microsonda ionica sensibile ad alta risoluzione di massa (SHRIMP) di diverse zone in un cristallo di zircone (con un diametro di 200 μm) da uno gneiss leucocratico del Narryer Gneiss Terrane in Australia occidentale registrano diversi eventi termici di alto grado tra 3,94 e 4,19 Ma, come rilevato da Nelson et al. (2000). Diverse applicazioni di SHRIMP per studi geocronologici, in particolare per la datazione di età su zirconi (compresi gli zirconi lunari), monazite, apatite, perovskite, retile e altri minerali sono descritte da diversi gruppi di lavoro (Cocheri et al, 2005; Compston, 1996; Compston et al., 1983; Ireland e Wlotzka, 1992; Nelson et al., 2000; Zeitler et al., 1989).
SIMS e LA-ICP-MS rendono possibile caratterizzare non solo i minerali ricchi di U ma anche quelli ricchi di Th in situ per ottenere accurate età U/Th-Pb. Un requisito importante per produrre un’età accurata è l’attenta determinazione dei rapporti 207Pb/206Pb e 206Pb/238U. Il potenziale per la datazione U-Pb della perovskite minerale con elevato contenuto di U e Th, che la rende un geocronometro potenzialmente utile, è stato studiato da Cox e Wilton (2006). A causa della mancanza di uno standard di perovskite adatto per la datazione dell’età, sono stati utilizzati materiali di riferimento standard di zircone per la calibrazione delle misure del rapporto isotopico. Cox e Wilton hanno trovato che l’età media ponderata 206Pb/238U dalla carbonatite di Oka, Quebec, Canada, di 131 ± 7 Ma è coerente con i dati geocronologici pubblicati dalla regione. Gli autori hanno suggerito che la datazione LA-ICP-MS della perovskite potrebbe essere una tecnica analitica utile. Il basso costo e la relativa velocità con cui questo tipo di determinazione dell’età può essere eseguita dovrebbero rendere il LA-ICP-MS un’attraente alternativa all’ID-TIMS e allo SHRIMP (Cox e Wilton, 2006).
La datazione U-Pb con microsonda a ioni in zircone, monazite, e di un dente di dinosauro con risoluzione spaziale di 5-15 μm usando il NanoSIMS è stata descritta da Sano e collaboratori (Sano et al, 2006a, 2006b; Takahata et al., 2006).
Metodo Rb-Sr per la datazione dell’età
Il metodo geocronologico Rb-Sr si basa sul decadimento β radioattivo di 87Rb nell’isobara 87Sr (l’isotopo radioattivo 87Rb possiede un’abbondanza isotopica naturale del 27,85% e un’emivita di 4,88. 1010 anni). La crescita di 87Sr radioattivo in un minerale ricco di Rb e il cambiamento del rapporto isotopico dello stronzio possono essere derivati dall’equazione generale del decadimento radioattivo come descritto in (Becker, 2007; De Laeter, 2001)
con
87Sr0 è il numero di atomi 87Sr presenti a t = 0 e
87Sr/86Sr = rapporto di questi isotopi di stronzio al tempo presente t
.
(87Sr/86Sr)0 = rapporto iniziale di questi isotopi di stronzio al momento (t = 0) quando il sistema è diventato chiuso a Rb e Sr
(87Rb/86Sr) = rapporto di questi isotopi al tempo presente t
λ = costante di decadimento di 87Rb (1.42 × 10-11 a-1),
t = tempo trascorso da quando il sistema è diventato chiuso a Rb e Sr.
Come l’abbondanza di 87Sr nelle rocce ricche di rubidio cambia nel tempo a causa del decadimento radioattivo β di 87Rb in funzione della concentrazione primordiale di rubidio e dell’età del minerale, l’abbondanza dell’isotopo stabile 86Sr e di conseguenza la 86Sr/88Sr è costante in natura. Pertanto, il rapporto isotopico 86Sr/88Sr costante è spesso utilizzato per una standardizzazione interna (correzione del bias di massa) durante le misure del rapporto isotopico dello stronzio 87Sr/88Sr. Nel metodo di datazione dell’età del rubidio-stronzio, i rapporti isotopici 87Sr/86Sr e 87Rb/86Sr sono stati misurati per via spettrometrica di massa (principalmente tramite TIMS o ICP-MS) e il rapporto stronzio primordiale (87Sr/86Sr)0 a t = 0 e l’età t della roccia possono essere derivati dall’isocrono. L’età dei minerali sarà determinata dalla pendenza dell’isocrona (e-λt-1). La datazione dell’età Rb-Sr è oggi una tecnica geocronologica consolidata che utilizza la spettrometria di massa (TIMS e ICP-MS dopo la separazione degli analiti) per rocce e minerali contenenti Rb (come granito, biotite, feldspato, mica, sedimenti e altri).
Il campo ICP-MS a doppia focalizzazione è stato applicato per la datazione dell’età di campioni geologici dall’Egitto tramite misure del rapporto isotopico dello stronzio dopo la digestione e la separazione di Rb e Sr tramite cromatografia di estrazione con etere di corona. L’età Rb-Sr di campioni geologici provenienti da diversi siti archeologici nel deserto orientale dell’Egitto è stata determinata tramite un isocrono Rb/Sr a 455 ± 34 Ma (Zoriy et al., 2003). Nebel e Mezger hanno riportato la rivalutazione del feldspato K standard NBS SRM 607, che è ampiamente utilizzato come materiale di riferimento per misure di alta precisione del rapporto isotopico Rb/Sr e Sr tramite MC-ICP-MS e TIMS (Nebel e Mezger, 2006). I rapporti Rb-Sr degli standard sono stati ottenuti con la tecnica di diluizione isotopica. Le misurazioni del rubidio sono state eseguite con un MC-ICP-MS (Micromass Isoprobe); i rapporti isotopici dello stronzio sono stati determinati con MC-TIMS (Triton, Thermo Fisher Scientific).
La biotite è solitamente un minerale magmatico primario dei granitoidi e ampiamente utilizzato per la datazione dell’età Rb-Sr (ma anche K-Ar). L’erosione della biotite libera nutrienti inorganici essenziali per la crescita delle piante e isotopi Sr utili per tracciare i cicli idrologici regionali e globali (Erel et al., 2004). Durante la trasformazione in biotite ossidata, 87Sr e 40Ar sono stati rilasciati preferenzialmente rispetto a Rb e K, rispettivamente, attraverso la diffusione allo stato solido attraverso il reticolo della biotite, determinando una drastica riduzione dell’età isotopica originale. I rapporti isotopici di Sr durante i complessi processi di erosione sono stati studiati, per esempio, mediante MC-TIMS (VG 54-30, dotato di 9 coppe di Faraday) (Joeng et al., 2006).
Metodi Sm-Nd per la datazione dell’età
Samario e neodimio sono elementi delle terre rare (REE) in cui l’isotopo stabile 147Nd si forma dall’isotopo madre 147Sm (t1/2 = 1,06 × 1011 a) per decadimento alfa. La datazione di età Sm-Nd è stata ampiamente applicata a studi geochimici e geocronologici (Faure, 2005; Li et al., 2011). Il lungo tempo di dimezzamento del 147Sm permette la datazione dell’età di campioni geologici estremamente vecchi. Per questo compito è necessaria una misura isotopica di Nd ad alta precisione migliore di (0,005%). Entrambi gli elementi delle terre rare sono ampiamente distribuiti nei minerali e nelle rocce con concentrazioni nell’intervallo di μg g-1 basso e inferiore. L’applicazione originale del metodo Sm-Nd si è concentrata su lavori di cosmochimica per caratterizzare meteoriti e campioni lunari. La tecnica geocronologica permette la datazione di rocce ignee, acondriti e meteoriti condriti fino all’età precambriana. L’evoluzione isotopica di Nd nella Terra è descritta dal decadimento di 147Sm in un “serbatoio condritico uniforme”, il cosiddetto CHUR (Faure, 2005).
Multiple-collector (MC) TIMS e MC-ICP-MS è attualmente utilizzato per la misura precisa dei rapporti isotopici del neodimio, con precisioni interne ed esterne di circa 0,002% e circa 0,005%, rispettivamente. Recentemente, Li e collaboratori hanno descritto un metodo MC-TIMS con lo strumento Triton per determinare direttamente i rapporti isotopici 143Nd/144Nd nella frazione REE per campioni geologici senza separazione di Sm-Nd (Li et al., 2011). Questo metodo era stato precedentemente sviluppato per l’analisi isotopica precisa tramite MC-ICP-MS (Yang et al., 2010).
Metodi Lu-Hf per la datazione
È stato riconosciuto che il sistema isotopico Lu-Hf nello zircone è un potente strumento per decifrare l’evoluzione della crosta e del mantello della Terra (Hakesworth e Kemp, 2006; Harrison et al., 2005; Kinny e Maas, 2003). Lo zircone contiene normalmente lo 0,5-2 wt% di Hf, il che comporta un rapporto Lu/Hf estremamente basso (176Lu/177Hf <0,002) e di conseguenza una trascurabile crescita radiogenica di 176Hf dovuta al decadimento β di 176Lu. Pertanto, il rapporto 176Hf/177Hf dello zircone può essere considerato come il valore iniziale quando si è cristallizzato. LA-ICP-MS applicando uno strumento a collettore ionico multiplo è stato impiegato per studiare la composizione isotopica dell’afnio di zircone e baddeleyite standard nella geocronologia U-Pb (Wu et al., 2006).
Metodo Re-Os per la datazione
Il metodo Re-Os è di particolare interesse per la datazione di minerali, minerali o meteoriti ricchi di Re molto vecchi, dove il 187Os si forma dal decadimento β dell’isotopo 187Re a lunga vita con un’emivita di 4,23 × 1010. Nel 1937, Nier eseguì un’analisi isotopica dell’osmio usando OsO4 (Nier, 1937). La prima prova di un 187Os altamente arricchito (~99,5%) nella molibdenite fu trovata da Hintenberger et al. (1954). Da allora il 187Os è stato usato come un potente tracciante geochimico misurato attraverso la sensibile e precisa analisi isotopica dell’Os (Meisel et al., 2001; Völkening et al., 1991). 187Os altamente arricchito (formato a causa del decadimento radioattivo di 187Re) può essere preparato da minerali precambriani ricchi di osmio a basso contenuto iniziale (Boulyga et al., 2002a). Herr et al. (Herr e Merz, 1955; Herr et al, 1961) hanno dimostrato che il metodo Re-Os può essere usato per datare meteoriti di ferro e campioni terrestri come la molibdenite.
L’età di un minerale può essere calcolata tramite la tecnica isocrona usando
con
187Os/186Os = rapporto di questi isotopi di osmio al momento attuale
(187Os/186Os)0 = rapporto iniziale di questi isotopi di osmio al momento in cui il sistema è diventato chiuso a Re e Os (t = 0)
(187Re/186Os) = rapporto di questi isotopi al momento presente
λ = costante di decadimento di 187Re (1.5 × 10-11 a-1),
t = tempo trascorso da quando il sistema è diventato chiuso a Re e Os.
Un campione naturale di 187Os altamente arricchito con un’abbondanza isotopica del 99,44% (Becker e Dietze, 1995) (valore della tabella IUPAC: 1,96% (1999)) è stato caratterizzato da ICP-QMS in diversi laboratori europei in confronto a SIMS, SNMS e GDMS con buon accordo. La migliore precisione per una misura di abbondanza isotopica di 187Os è stata ottenuta nel 1995 mediante SIMS con un singolo collettore ionico (CAMECA 4f IMS; 187Os = 99.46 ± 0.01%). Boulyga et al. (2002a) hanno studiato campioni di Os naturale arricchiti di 187Os misurati con ICP-MS a doppia focalizzazione di settore con sistemi a collettore ionico singolo e multiplo nel laboratorio dell’autore e un lavoro simile è stato fatto anche da Halicz nel Geological Survey Israel. L’abbondanza di 187Os, ad esempio del 98,93%, ottenuta con diverse strumentazioni è stata trovata in buon accordo. Questo arricchimento di 187Os in entrambi i campioni è il risultato del decadimento β di 187Re nei vecchi minerali. La precisione delle misure del rapporto isotopico 188Os/192Os sul campione di osmio metallico è stata dello 0,09% per l’ICP-MS a doppio campo di focalizzazione con un collettore di ioni singolo, dello 0,08% per l’ICP-MS a quadrupolo con una cella di collisione esapolare (ICP-CC-QMS) e dello 0,003% usando l’MC-ICP-MS di Nu Instruments (Boulyga et al., 2002a). L’analisi del rapporto isotopico Os in situ delle iridosmine con una precisione per la misura del rapporto isotopico microlocale dello 0,05% è stata eseguita da Hirata e collaboratori con LA-MC-ICP-MS usando il VG Plasma 54 (Hirata et al., 1998). Pearson et al. (2002) hanno riportato misure in situ degli isotopi Re-Os nei solfuri del mantello tramite LA-MC-ICP-MS (Nu Instrument) e nella molibdenite in confronto con NTIMS di Selby e Creaser (2004).
Il sistema potassio-argon/calcio
La tecnica di datazione dell’età del potassio-argon creata da Aldrich e Nier (1948) è uno dei primi metodi geocronologici che utilizza la spettrometria di massa a sorgente di gas per determinare il 40Ar radiogenico nei minerali ricchi di potassio. Il 40K è un nuclide radioattivo con un tempo di dimezzamento di t1/2 = 1,26 × 109 a, di cui l’11,2% decade a 40K per cattura elettronica e l’88,8% a 40Ca. Entrambi i decadimenti possono essere utilizzati per studi geocronologici.
Uno spettrometro di massa statico a fonte di gas è stato combinato con l’estrazione di argon on-line (Dalrymple e Lanphere, 1969). Ovviamente, il radionuclide madre 40K è meno abbondante (0,017%). L’abbondanza di K nella maggior parte dei minerali è alta e l’argon è un gas nobile raro nei minerali. Pertanto, il geocronometro K-Ar è una tecnica molto utile utilizzata oggi sui minerali contenenti K e sulle rocce che trattengono argon radiogenico in modo quantitativo. La geocronologia K-Ar viene applicata per la datazione di biotiti, muscoviti e orneblenda da rocce metamorfiche ignee plutoniche e feldspati da rocce vulcaniche di materiali più giovani fino all’età precambriana (Faure, 2005).
Le difficoltà nella datazione K-Ar si verificano a causa della perdita di Ar da diverse fasi minerali come il feldspato o la biotite, che è superiore a quella dell’orneblenda con conseguente datazione errata delle rocce (Hart, 1964).
Perché il 40Ca è l’isotopo di Ca più abbondante in natura con un’abbondanza isotopica del 96,93% e il Ca è un elemento abbondante nella crosta terrestre, mentre il nuclide madre 40K (0.017%) è un isotopo di potassio poco abbondante, l’arricchimento di 40Ca dovuto al decadimento radioattivo di 40K nei campioni geologici è molto piccolo e di conseguenza una rilevazione di 40Ca radiogenico in presenza di Ca “comune” è estremamente difficile. Inoltre, ci possono essere effetti di frazione degli isotopi del Ca sui materiali provenienti dalla Terra e da altri corpi del sistema solare (Russell et al., 1978) ed effetti di frazione durante la preparazione del campione e le misure spettrometriche di massa (frazionamento isotopico strumentale), così che il sistema K-Ca è meno robusto e più difficile da usare per la geocronologia, tranne che per applicazioni speciali. I problemi dell’utilizzo del geocronometro K-Ca per studi petrogenici e micas arcaici in modo simile al sistema Rb-Sr utilizzando MC-TIMS è stato esaminato da Nelson e McCulloch (1989a) e Fletcher et al. (1997a,b). È improbabile che il metodo K-Ca sostituisca le tecniche K-Ar e Rb-Sr per la datazione delle rocce cristalline ignee, perché è più difficile da applicare e raggiungere una precisione comparabile (Faure, 2005).
14C datazione
14C con un tempo di dimezzamento di 5730 a è prodotto dall’interazione dei neutroni dei raggi cosmici attraverso una reazione (n,p) con il 14N ed è soggetto al decadimento β per formare l’isotopo stabile 14N. Il 14C è il radionuclide cosmogenico più importante per la datazione dell’età dei materiali carbonacei. Per caratterizzare campioni più recenti, la datazione al radiocarbonio tramite 14C utilizzando la spettrometria di massa con acceleratore (AMS) è il metodo preferito per misurare il 14C in campioni prodotti dalla ricaduta di esplosioni nucleari (ad esempio, in medicina legale) (Kutschera, 2005). Questa tecnica permette di studiare le variazioni di 14C pre e post-bomba nei profili di torba moderna (fino a un’età di 400 a) per la costruzione di modelli di età-profondità (Goslar et al., 2005). La datazione dell’età dei campioni moderni è possibile tramite misurazioni precise del radiocarbonio con AMS grazie al grande picco della bomba nucleare della concentrazione atmosferica di 14C, integrato su un certo intervallo di tempo con la lunghezza specifica della sezione di torba. Negli strati di torba coperti dal picco della bomba, l’età dei singoli campioni di torba può essere determinata quasi con una precisione di 2-3 anni (Goslar et al., 2005). La datazione al radiocarbonio è stata impiegata per determinare, ad esempio, l’età del famoso uomo venuto dal ghiaccio “Ötzi” analizzando piccoli pezzi di tessuto e ossa. Le misurazioni 14C/12C con AMS hanno rivelato che Ötzi è vissuto tra 5100 e 5350 anni fa (Kutschera 2005). Oltre alla datazione al radiocarbonio, il 14C viene utilizzato negli studi sul clima, nelle applicazioni biomediche e in molti altri campi. (Hellborg e Skog, 2008)
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