4 Geocronologia
Geocronologia é a ciência para datação por idade de rochas, minerais, pedras, fósseis e sedimentos com amplas aplicações nas ciências da terra, incluindo medições de razão isotópica usando técnicas precisas e precisas de espectrometria de massa (Becker, 2007; De Laeter, 2001; Platzner, 1997). Os métodos físicos da geocronologia são baseados no decaimento radioativo de isótopos instáveis (pai) em isótopos estáveis (filha) como 87Rb a 87Sr, 238U a 206Pb; 232Th a 208Pb; 235U a 207Pb; 147Sm a 143Nd; 187Re a 187Os; 176Lu a 176Hf ou 40K a 40Ar. Há um grande número de artigos sobre ciência geológica, incluindo determinação de elementos, análise isotópica (Böhlke et al., 2005; De Laeter, 2001; Faure, 2005; Jackson et al, 2004; Nelson e McCulloch, 1989; Platzner, 1997; Tiepolo, 2003), e datação por espectrometria de massa inorgânica; portanto, apenas alguns trabalhos relevantes serão discutidos para caracterizar o estado da arte.
Métodos U-Pb, Th-Pb, e Pb-Pb para datação por idade
A datação por idade usando os métodos U, Th, e Pb é baseada no decaimento radioativo de 238U, 235U, e 232Th isótopos (como isótopos pais de uma cadeia de filhas radioativas terminando com isótopos estáveis de chumbo radiogênico) e 206Pb, 207Pb, e 208Pb, respectivamente, através das conhecidas linhas de decaimento de urânio e tório. Estas técnicas de datação são as mais conhecidas, mais versáteis e valiosas técnicas geocronológicas. Por exemplo, o decaimento de 238U com meia-vida de t1/2 ~ 4,5 × 109 a dá origem à série de urânio (linha de decaimento urânio-ádio) através de oito decaimentos α (4He) e seis β- decaimentos, que incluem 234U como um isótopo filha intermediária e termina em 206Pb estável. As características nucleossintéticas de U e Pb, juntamente com a interconectividade entre estes elementos por duas cadeias de decaimento radioativo, são a base sobre a qual o sistema U/Pb foi capaz de fazer uma contribuição única para a ciência isotópica (De Laeter, 2011):
onde Q representa a soma das energias de decaimento (Q = 47,4 MeV/atom) (Faure, 1986).
A decadência do nuclídeo radioativo 238U para o isótopo estável 206Pb em sistema fechado é descrita pela seguinte equação:
com 206Pb/204Pb = razão de isótopos de chumbo no momento t; (206Pb/204Pb)0 = razão de isótopos inicial incorporada ao sistema no momento de sua formação t anos atrás, i.e. (t = 0), (238U/204Pb) = razão de isótopo mãe 238U e isótopo filha 204Pb no presente momento t
λ = constante de decaimento de 238U (1.55 × 10-10 a-1),
t = tempo decorrido desde que o sistema foi fechado para U e Pb.
Equações simples descrevem as decadências de 235U para 207Pb radiogênica e 232Th para 208Pb.
O decaimento da 235U (t1/2 ~ 0,72-109 a) dá origem à série actínio, que termina no isótopo estável 207Pb após a emissão de sete α decai e quatro β- decai:
with Q = 45.2 MeV/atom.
A descoberta da fissão nuclear da 235U levou ao desenvolvimento de reatores nucleares e à investigação isotópica dos reatores naturais de Oklo. O espectrómetro de massa é a pedra de Rosetta moderna da ciência isotópica, que permitiu decifrar os hieróglifos isotópicos do sistema U/Pb para revelar novos horizontes na nossa compreensão da natureza (De Laeter, 2011).
A decadência do 232Th (t1/2 ~ 1.41 × 1010 a) através da linha de decaimento do tório resulta na emissão de seis alfa e quatro partículas beta levando à formação do isótopo 208Pb de chumbo estável e mais abundante:
com Q = 39.8 MeV/atom.
Cada cadeia de decaimento de 238U, 235U, e 232Th conduz sempre à formação de um isótopo específico de chumbo estável com uma massa diferente, nomeadamente 206Pb, 207Pb, e 208Pb, respectivamente. Estes decaimentos dão três geocronómetros independentes diferentes. Não só as 207Pb/235U, 206Pb/238U e 208Pb/232Th idades resultantes foram determinadas em minerais antigos ricos em urânio e ricos em tório, mas também a 207Pb/206Pb idade pode ser determinada, porque esta razão isotópica muda sistematicamente com o tempo devido às diferentes taxas de decaimento dos dois isótopos pais de urânio. O trabalho pioneiro da datação por idade 207Pb/206Pb foi feito por Nier et al. (1941). Os autores determinaram a idade de 207Pb/206Pb como 2,57 ± 0,07 109 a partir de amostras ricas em monazitas (do distrito de Huron, no Canadá). Verificou-se que a idade 207Pb/206Pb era mais confiável que outras idades, pois o sistema 207Pb/206Pb é menos severamente afetado pela recente perda radiogênica de Pb. A idade Pb-Pb de uma rocha é então estimada a partir do isochron construído no diagrama da composição isotópica do 207Pb/204 Pb vs. 206Pb/204Pb para diferentes minerais da mesma idade.
TIMS foi utilizada durante muitas décadas como técnica analítica padrão para a maioria dos fins geochronológicos. Hoje, além do TIMS, também o SIMS e o LA-ICP-MS têm sido cada vez mais empregados, por exemplo, para investigações geocronológicas in situ sobre cristais muito antigos de zircônio e monazita, já que ambos os minerais são ricos em urânio (Hirata e Nesbitt, 1995). As imagens de isótopos e elementos radiogénicos por SIMS ou LA-ICP-MS e particularmente por cathodoluminescência, respectivamente, em zircões polidos, permitem caracterizar zonas de crescimento e, portanto, orientar análises in situ subsequentes (incluindo a geocronologia do zircónio na gama 20-30 μm). Jeffries et al. (2006) coletaram zircões de Tephra (fragmentos de rocha vulcânica) de duas localidades geográficas separadas, mas a partir do mesmo horizonte estratigráfico. 207Pb/206Pb foram plotados no diagrama de concordia Tera-Wasserburg contra a razão isotópica 238U/206Pb de duas amostras geológicas medidas pelo LA-ICP-MS, o que resultou em idades U-Pb de 14,35 ± 0,27 Ma e 14,15 ± 0,14 Ma (Ma – milhões de anos) (Jeffries et al., 2006). Geralmente, o zircônio não incorpora excesso de Pb comum em sua grade durante a cristalização. Portanto, muitos laboratórios não realizam uma correção comum da Pb em seus dados U-Pb devido a problemas com interferências isobáricas (por exemplo, do isótopo estável 204Pb com o isótopo 204Hg). Jeffries et al. (2006) reduziram esta fonte de contaminação através da incorporação de uma armadilha de ouro na linha de gás portador e absorveram vestígios de Hg do gás portador. A idade de 238U/206Pb determinada por meio desta abordagem no LA-ICP-MS pode ser mostrada como precisa.
Um novo método analítico para a determinação da idade U-Pb e composições isotópicas de Hf em padrões de referência de zircônio (por exemplo CZ3 é um único grão de zircônio com qualidade de gema do Sri Lanka) e uma amostra natural de zircônio foi descrita usando MC-ICP-MS (Nu Plasma, Nu Instruments) acoplado a um sistema de ablação a laser excimer de 193 nm (Xia et al., 2011). Esta técnica LA-ICP-MS permite uma medição quase simultânea das composições isotópicas de zircônio U-Pb e Hf no mesmo ponto (em 40 μm de diâmetro).
A geocronologia de chumbo in situ do LA-ICP-MS usando um campo setorial de duplo foco ICP-SFMS (Finnigan Element) com um laser Nd-YAG a um comprimento de onda de 213 nm para três cristais de zircônio de diferentes idades (150, 294, e 577 Ma) e consequentemente diferentes conteúdos de chumbo radiogênico de 0,7, 10, e 40 μg g-1, respectivamente, foi descrito por Tiepolo (2003). Com um feixe laser de 40 μm, foi possível uma geocronologia in situ de Pb com uma precisão interna de 1,1% (a concentração de Pb era de cerca de 40 μg g-1). Uma resolução espacial de 20 μm pode ser adotada para zircões relativamente ricos em Pb mesmo que a precisão interna seja cerca de 1,5 vezes menor do que com um spot laser de 40 nm (Tiepolo, 2003).
Estudos de composição de zircões (Becker e Dietze, 1986) e datação por idade (Li et al., 2001), a análise microlocal é o método preferido para decifrar o registro geológico. Por exemplo, a idade 206Pb/238U de grãos de zircônio simples (1 846 ± 0,072 Ma) medida por LA-ICP-MS quadripolar está de acordo com o valor TIMS (1 884 ± 0,005 Ma). Em um zircônio de grão único, com diâmetro inferior a 100 μm, a idade do mineral pode ser determinada por técnicas de datação por idade U-Pb e/ou Pb-Pb, por exemplo, usando TIMS após separação química dos analitos ou diretamente pelo LA-ICP-MS, se possíveis interferências isobáricas são consideradas cuidadosamente (Becker et al. 2007b; Wetzel et al., 1983). A idade U-Pb medida in situ por uma microssonda iônica sensível de alta resolução de massa (SHRIMP) de várias zonas em um cristal de zircônio (com um diâmetro de 200 μm) de um gnaisse leucocrático do Narryer Gneiss Terrane na Austrália Ocidental registra vários eventos térmicos de alto grau entre 3,94 e 4,19 Ma, como encontrado por Nelson et al. (2000). Várias aplicações do SHRIMP para estudos geocronológicos, especialmente para datação por idade em zircões (incluindo zircões lunares), monazita, apatita, perovskite, retile, e outros minerais são descritos por diferentes grupos de trabalho (Cocheri et al, 2005; Compston, 1996; Compston et al., 1983; Irlanda e Wlotzka, 1992; Nelson et al., 2000; Zeitler et al., 1989).
SIMS e LA-ICP-MS tornam possível caracterizar não apenas minerais ricos em U, mas também minerais ricos em T in situ para obter idades U/Th-Pb precisas. Um requisito importante para produzir uma idade precisa é a determinação cuidadosa dos rácios 207Pb/206Pb e 206Pb/238U. O potencial de datação U-Pb do perovskite mineral com elevado conteúdo de U e Th, tornando-o um geocrômetro potencialmente útil, foi estudado por Cox e Wilton (2006). Devido à falta de um padrão adequado de perovskite para a datação por idade, foram utilizados materiais de referência padrão de zircônio para a calibração das medidas da razão isotópica. Cox e Wilton descobriram que a média ponderada de idade 206Pb/238U da Oka carbonatite, Quebec, Canadá, de 131 ± 7 Ma, é consistente com os dados geocronológicos publicados da região. Os autores sugeriram que a datação LA-ICP-MS do perovskite poderia ser uma técnica analítica útil. O baixo custo e a relativa velocidade com que este tipo de determinação da idade pode ser realizada deveria fazer do LA-ICP-MS uma alternativa atraente ao ID-TIMS e SHRIMP (Cox e Wilton, 2006).
A datação por micro-sonda U-Pb em zircônio, monazita, e de um dente de dinossauro com 5-15 μm resolução espacial usando NanoSIMS foi descrita por Sano e colegas de trabalho (Sano et al, 2006a, 2006b; Takahata et al., 2006).
Método Rb-Sr para datação por idade
O método geochronológico Rb-Sr é baseado no método radioativo β-decay de 87Rb para o isobar 87Sr (o isótopo radioativo 87Rb possui uma abundância de isótopos naturais de 27,85% e uma meia-vida de 4,88. 1010 anos). O crescimento do 87Sr radiogênico em um mineral rico em Rb e a mudança da razão isotópica do estrôncio podem ser derivados da equação geral de decaimento radioativo como descrito em (Becker, 2007; De Laeter, 2001)
with
87Sr0 é o número de átomos 87Sr presentes em t = 0 e
87Sr/86Sr = proporção destes isótopos de estrôncio no momento t
(87Sr/86Sr)0 = razão inicial destes isótopos de estrôncio no momento (t = 0) em que o sistema se fechou para Rb e Sr
(87Rb/86Sr) = razão destes isótopos no momento atual t
λ = constante de decaimento de 87Rb (1.42 × 10-11 a-1),
t = tempo decorrido desde que o sistema tornou-se fechado a Rb e Sr.
onde a abundância de 87Sr em rochas ricas em rubídio muda com o tempo devido ao decaimento radioativo β do 87Rb em função da concentração primordial de rubídio e da idade do mineral, a abundância do isótopo estável 86Sr e consequentemente o 86Sr/88Sr é constante na natureza. Portanto, a razão isotópica constante 86Sr/88Sr é freqüentemente usada para uma padronização interna (correção de polarização de massa) durante medições da razão isotópica de estrôncio de 87Sr/88Sr. No método de datação por idade do rubídio-tronco, as razões isotópicas 87Sr/86Sr e 87Rb/86Sr foram medidas espectroscopicamente (principalmente pelo TIMS ou pelo ICP-MS) e a razão de estrôncio primordial (87Sr/86Sr)0 em t = 0 e a idade t da rocha pode ser derivada do isochron . A idade dos minerais será determinada a partir da inclinação do isochron (e-λt-1). A datação por idade Rb-Sr é hoje uma técnica geocronológica estabelecida usando espectrometria de massa (TIMS e ICP-MS após a separação dos analitos) para rochas e minerais portadores de Rb (tais como granito, biotita, feldspato, mica, sedimentos e outros).
O campo setorial de duplo foco ICP-MS foi aplicado para a datação por idade de amostras geológicas do Egito via medições da razão isotópica de estrôncio após a digestão e separação Rb e Sr por cromatografia de extração via éter de coroa. A idade Rb-Sr de amostras geológicas de diferentes sítios arqueológicos no deserto oriental do Egito foi determinada através de um isochron Rb/Sr para ser 455 ± 34 Ma (Zoriy et al., 2003). Nebel e Mezger relataram a reavaliação do padrão K-feldspato NBS SRM 607, que é amplamente utilizado como material de referência para medições de alta precisão, da razão isotópica Rb/Sr e Sr por MC-ICP-MS e TIMS (Nebel e Mezger, 2006). As razões Rb-Sr dos padrões foram obtidas pela técnica de diluição de isótopos. As medidas de rubídio foram realizadas em um MC-ICP-MS (Micromass Isoprobe); as razões de isótopos de estrôncio foram determinadas com MC-TIMS (Triton, Thermo Fisher Scientific).
Biotite é geralmente um mineral magmático primário de granitoides e amplamente utilizado para datação por idade Rb-Sr (mas também para K-Ar). A meteorização da biotite libera nutrientes inorgânicos essenciais para o crescimento das plantas e isótopos de Sr. úteis no rastreamento de ciclos hidrológicos regionais e globais (Erel et al., 2004). Durante a transformação para biotita oxidada, 87Sr e 40Ar foram preferencialmente liberados em relação a Rb e K, respectivamente, via difusão de estado sólido através da malha de biotita, resultando em uma redução drástica da idade isotópica original. Razões de isótopos Sr durante processos complexos de envelhecimento foram estudadas, por exemplo, por MC-TIMS (VG 54-30, equipado com 9 taças de Faraday) (Joeng et al., 2006).
Sm-Nd métodos para datação por idade
Samário e neodímio são elementos de terras raras (REEs) onde o isótopo estável 147Nd é formado a partir do isótopo mãe 147Sm (t1/2 = 1,06 × 1011 a) por decaimento alfa. A datação por idade Sm-Nd tem sido amplamente aplicada em estudos geoquímicos e geocronológicos (Faure, 2005; Li et al., 2011). A longa meia-vida de 147Sm permite a datação por idade de amostras geológicas extremamente antigas. Para esta tarefa é necessária uma medição isotópica de alta precisão melhor do que (0,005%). Ambos elementos de terras raras estão amplamente distribuídos em minerais e rochas com concentrações na faixa baixa μg g-1 e abaixo. A aplicação original do método Sm-Nd centrou-se no trabalho cosmo-químico de caracterização de meteoritos e amostras lunares. A técnica geochronológica permite a datação de rochas ígneas, acondritos e condritos meteoritos até a idade pré-cambriana. A evolução isotópica do Nd na Terra é descrita pela decadência de 147Sm em um “reservatório condriótico uniforme”, chamado CHUR (Faure, 2005).
Multiple-collector (MC) TIMS e MC-ICP-MS é atualmente utilizado para a medição precisa das proporções isotópicas de neodímio, com precisões internas e externas de aproximadamente 0,002% e aproximadamente 0,005%, respectivamente. Recentemente, Li e colegas de trabalho descreveram um método MC-TIMS com o instrumento Triton para determinar diretamente as razões isotópicas 143Nd/144Nd na fração REE para amostras geológicas sem separação de Sm-Nd (Li et al., 2011). Este método foi previamente desenvolvido para análise isotópica precisa por MC-ICP-MS (Yang et al., 2010).
Métodos Lu-Hf para datação
Foi reconhecido que o sistema isotópico Lu-Hf em zircônio é uma ferramenta poderosa para decifrar a evolução da crosta e do manto da Terra (Hakesworth e Kemp, 2006; Harrison et al., 2005; Kinny e Maas, 2003). Zircon normalmente contém 0,5-2 wt% Hf, o que resulta numa relação Lu/Hf extremamente baixa (176Lu/177Hf <0,002) e consequentemente um crescimento radiogénico negligenciável de 176Hf devido a β- decadência de 176Lu. Portanto, a razão 176Hf/177Hf de zircônio pode ser considerada como o valor inicial quando cristalizado. LA-ICP-MS aplicando um instrumento coletor de íons múltiplos foi empregado para estudar a composição isotópica do háfnio do zircônio e padrões de baddeleyito na geocronologia U-Pb (Wu et al., 2006).
Método Re-Os para datação
O método Re-Os é de especial interesse para datar minérios, minerais ou meteoritos muito antigos Re-rich, onde 187Os é formado pelo β- decaimento do isótopo 187Re de longa duração com meia-vida de 4,23 × 1010. Em 1937, Nier realizou uma análise isotópica do ósmio usando OsO4 (Nier, 1937). A primeira evidência de 187O altamente enriquecido (~99,5%) em molibdenita foi encontrada por Hintenberger et al. (1954). Desde então, 187Os tem sido usado como um poderoso rastreador geoquímico medido através da análise isotópica sensível e precisa de Os (Meisel et al., 2001; Völkening et al., 1991). 187Os altamente enriquecidos (formados devido ao decaimento radioativo de 187Re) podem ser preparados a partir de minérios ricos em Precambrio com baixo conteúdo inicial de ósmio (Boulyga et al., 2002a). Herr et al. (Herr e Merz, 1955; Herr et al, 1961) demonstraram que o método Re-Os pode ser usado para datar meteoritos de ferro e amostras terrestres como a molibdenita.
A idade de um mineral pode ser calculada através da técnica de isochron usando
with
187Os/186Os = razão destes isótopos de ósmio no presente momento
(187Os/186Os)0 = razão inicial destes isótopos de ósmio no momento em que o sistema foi fechado para Re e Os (t = 0)
(187Re/186Os) = proporção destes isótopos no momento atual
λ = constante de decaimento de 187Re (1.5 × 10-11 a-1),
t = tempo decorrido desde que o sistema ficou fechado para Re e Os.
Uma amostra de 187Os naturais altamente enriquecidos com uma abundância de isótopos de 99,44% (Becker e Dietze, 1995) (valor da tabela IUPAC: 1,96% (1999)) foi caracterizada pelo ICP-QMS em vários laboratórios europeus em comparação com SIMS, SNMS e GDMS com boa concordância. A melhor precisão para uma medida de abundância isotópica de 187O foi obtida em 1995 pelo SIMS com um único coletor de íons (CAMECA 4f IMS; 187O = 99,46 ± 0,01%). Boulyga et al. (2002a) investigaram 187Os – amostras de Os naturais enriquecidas, medidas por ICP-MS com duplo foco no campo setor com sistemas coletores de íons simples e múltiplos no laboratório do autor e trabalho similar também foi feito por Halicz no Geological Survey Israel. A abundância de 187Os, por exemplo, de 98,93%, obtida com diferentes instrumentos, foi encontrada em boa concordância. Este enriquecimento de 187Os em ambas as amostras é o resultado da decadência de 187Re em minerais antigos em β. A precisão das medidas da razão isotópica de 188Os/192Os na amostra de ósmio metálico foi de 0,09% para ICP-MS de duplo foco setorial com coletor de íons único, 0,08% para ICP-MS quadripolar com célula de colisão hexapole (ICP-CC-QMS) e 0,003% utilizando o MC-ICP-MS da Nu Instruments (Boulyga et al., 2002a). A análise in situ da razão isotópica de iridosminas com uma precisão de medição da razão isotópica microlocal de 0,05% foi realizada por Hirata e colaboradores com LA-MC-ICP-MS utilizando o VG Plasma 54 (Hirata et al., 1998). Pearson et al. (2002) relataram medições in situ de isótopos de Re-Os em sulfetos de manto pelo LA-MC-ICP-MS (Nu Instrument) e em molibdenita em comparação com NTIMS por Selby e Creaser (2004).
O sistema potássico-argão/cálcio
A técnica de datação por idade doargão de potássio criada por Aldrich e Nier (1948) é um dos primeiros métodos geochronológicos usando espectrometria de massa de fonte gasosa para determinar o 40Ar radiogênico em minerais ricos em potássio. 40K é um nuclídeo radioativo com meia-vida de t1/2 = 1,26 × 109 a, dos quais 11,2% decai para 40K por captura de elétrons e 88,8% para 40Ca. Ambos decaimentos podem ser usados para estudos geocronológicos.
Um espectrômetro de massa de gás estático foi combinado com extração de argônio on-line (Dalrymple e Lanphere, 1969). Obviamente, o radionuclídeo mãe 40K é menos abundante (0,017%). A abundância de K na maioria dos minerais é alta e o argônio é um gás nobre raro nos minerais. Portanto, o geocronômetro K-Ar é uma técnica muito útil utilizada hoje em dia em minerais portadores de K e em rochas que retêm o argônio radiogênico quantitativamente. A geocronologia do K-Ar é aplicada para datar biotites, muskovites, e hornblende de rochas ígneas metamórficas plutônicas e feldspato de rochas vulcânicas de materiais mais jovens até a idade pré – cambriana (Faure, 2005).
Dificuldades na datação por idade do K-Ar ocorrem devido à perda de Ar de diferentes fases minerais como feldspato ou biotite, que é maior do que no hornblende resultando na datação incorreta de rochas (Hart, 1964).
Porque 40Ca é o isótopo de Ca natural mais abundante com uma abundância de isótopos de 96,93% e Ca é um elemento abundante na crosta terrestre, enquanto que o nuclídeo mãe 40K (0.017%) é um isótopo de potássio de baixa abundância, o enriquecimento de 40Ca devido ao decaimento radioativo de 40K em amostras geológicas é muito pequeno e, consequentemente, a detecção de 40Ca radiogênico na presença de Ca “comum” é extremamente difícil. Além disso, pode haver efeitos de fração de isótopos de Ca sobre materiais da Terra e outros corpos do sistema solar (Russell et al., 1978) e efeitos de fração durante o preparo da amostra e medidas espectométricas de massa (fracionamento de isótopos instrumentais) de modo que o sistema K-Ca é menos robusto e mais difícil de usar para geocronologia, exceto para aplicações especiais. Os problemas de utilização do geocrômetro K-Ca para estudos petrogênicos e micas arqueanas de forma similar ao sistema Rb-Sr usando MC-TIMS foram examinados por Nelson e McCulloch (1989a) e Fletcher et al. (1997a,b). O método K-Ca é improvável de substituir as técnicas K-Ar e Rb-Sr para datar rochas ígneas cristalinas porque é mais difícil de aplicar e alcançar precisão comparável (Faure, 2005).
14C datação
14C com meia-vida de 5730 a é produzido pela interação de neutrões de raios cósmicos através de uma reação (n,p) com 14N e está sujeito a β- decadência para formar o isótopo estável de 14N. 14C é o mais importante radionuclídeo cósmico para a datação da idade do material carbonáceo. Para caracterizar amostras mais recentes, a datação por radiocarbono via 14C usando a espectrometria de massa do acelerador (EMA) é o método de escolha para medir o 14C em amostras produzidas por precipitação de explosões nucleares (por exemplo, na medicina forense) (Kutschera, 2005). Esta técnica permite estudar variações pré e pós-bomba 14C em perfis de turfa modernos (até uma idade de 400 a) para a construção de modelos de profundidade de idade (Goslar et al., 2005). A datação por idade das amostras modernas é possível através de medições precisas de radiocarbono utilizando EMA devido ao grande pico da bomba nuclear de concentração atmosférica de 14C, integrada em algum intervalo de tempo com o comprimento específico da secção de turfa. Nas camadas de turfa cobertas pelo pico da bomba, a idade do calendário de amostras individuais de turfa pode ser determinada quase com uma precisão de 2-3 anos (Goslar et al., 2005). A datação por radiocarbono foi utilizada para determinar, por exemplo, a idade do famoso ‘Ötzi’ Iceman, analisando pequenos pedaços de tecido e ossos. 14C/12C medições usando a EMA revelaram que Ötzi viveu entre 5100 e 5350 anos atrás (Kutschera 2005). Além da datação por radiocarbono, o 14C é usado em estudos climáticos, aplicações de biomedicina e muitos outros campos. (Hellborg e Skog, 2008)