4 Geochronologia

Geochronologia jest nauką o datowaniu wieku skał, minerałów, kamieni, skamieniałości i osadów z szerokimi zastosowaniami w naukach o Ziemi, w tym pomiarami stosunku izotopów przy użyciu dokładnych i precyzyjnych technik spektrometrii masowej (Becker, 2007; De Laeter, 2001; Platzner, 1997). Fizyczne metody geochronologii oparte są na rozpadzie promieniotwórczym izotopów niestabilnych (macierzystych) na izotopy stabilne (pochodne), takie jak 87Rb na 87Sr, 238U na 206Pb; 232Th na 208Pb; 235U na 207Pb; 147Sm na 143Nd; 187Re na 187Os; 176Lu na 176Hf lub 40K na 40Ar. Istnieje duża liczba prac z zakresu nauk geologicznych obejmujących oznaczanie pierwiastków, analizę izotopową (Böhlke et al., 2005; De Laeter, 2001; Faure, 2005; Jackson et al., 2004; Nelson i McCulloch, 1989; Platzner, 1997; Tiepolo, 2003), oraz datowanie wieku metodą nieorganicznej spektrometrii mas; dlatego też omówione zostaną tylko niektóre istotne prace w celu scharakteryzowania stanu wiedzy.

Metody U-Pb, Th-Pb i Pb-Pb do datowania wieku

Datowanie wieku metodami U, Th i Pb oparte jest na rozpadzie promieniotwórczym izotopów 238U, 235U, i 232Th (jako izotopów macierzystych łańcucha córek promieniotwórczych kończących się stabilnymi izotopami promieniotwórczego ołowiu) oraz 206Pb, 207Pb i 208Pb, odpowiednio, poprzez dobrze znane linie rozpadu uranu i toru. Te techniki datowania są najlepiej znanymi, najbardziej uniwersalnymi i wartościowymi technikami geochronologicznymi. Na przykład, rozpad 238U o czasie połowicznego zaniku t1/2 ~ 4.5 × 109 a daje początek serii uranowej (linia rozpadu uranowo-radowego) poprzez osiem rozpadów α (4He) i sześć rozpadów β-, które zawierają 234U jako pośredni izotop pochodny i kończą się stabilnym 206Pb. Właściwości nukleosyntetyczne U i Pb, wraz z wzajemnym powiązaniem tych pierwiastków dwoma łańcuchami rozpadów promieniotwórczych, stanowią fundament, na którym układ U/Pb mógł wnieść unikalny wkład do nauki o izotopach (De Laeter, 2011):

(13.6)U238→Pb206+8He4+6β-+Q

gdzie Q reprezentuje sumę energii rozpadów (Q = 47.4 MeV/atom) (Faure, 1986).

Rozpad radioaktywnego nuklidu 238U do stabilnego izotopu 206Pb w układzie zamkniętym opisany jest następującym równaniem:

(13.7)Pb206/Pb204=(Pb206/Pb204)0+(U238/Pb204)(e-λt-1)

gdzie 206Pb/204Pb = stosunek izotopów ołowiu w chwili obecnej t; (206Pb/204Pb)0 = początkowy stosunek izotopów włączonych do układu w chwili jego powstania t lat temu, tj.tj. (t = 0), (238U/204Pb) = stosunek izotopu macierzystego 238U i izotopu pochodnego 204Pb w chwili obecnej t

λ = stała rozpadu 238U (1.55 × 10-10 a-1),

t = czas jaki upłynął od zamknięcia układu dla U i Pb.

Podobne równania opisują rozpady 235U do promieniotwórczego 207Pb i 232Th do 208Pb.

Rozpad 235U (t1/2 ~ 0,72-109 a) daje początek szeregowi aktynu, który kończy się stabilnym izotopem 207Pb po emisji siedmiu rozpadów α i czterech rozpadów β-:

(13.8)U235→207Pb+74He+4β-+Q

z Q = 45.2 MeV/atom.

Odkrycie rozszczepienia jądrowego 235U doprowadziło do rozwoju reaktorów jądrowych i badań izotopowych naturalnych reaktorów Oklo. Spektrometr masowy jest współczesnym kamieniem z Rosetty w nauce o izotopach, który umożliwił rozszyfrowanie izotopowych hieroglifów układu U/Pb, aby odsłonić nowe horyzonty w naszym rozumieniu przyrody (De Laeter, 2011).

Rozpad 232Th (t1/2 ~ 1.41 × 1010 a) poprzez linię rozpadu toru powoduje emisję sześciu cząstek alfa i czterech beta, prowadząc do powstania stabilnego i najobficiej występującego izotopu ołowiu 208Pb:

(13.9)Th232→Pb208+64He+4β-+Q

z Q = 39.8 MeV/atom.

Każdy łańcuch rozpadów 238U, 235U i 232Th zawsze prowadzi do powstania określonego stabilnego izotopu ołowiu o innej masie, czyli odpowiednio 206Pb, 207Pb i 208Pb. Te rozpady dają trzy różne niezależne geochronometry. Na starych minerałach bogatych w uran i tor wyznaczono nie tylko wiek 207Pb/235U, 206Pb/238U i 208Pb/232Th, ale również wiek 207Pb/206Pb, ponieważ stosunek tych izotopów zmienia się systematycznie w czasie ze względu na różne tempo rozpadu dwóch macierzystych izotopów uranu. Pionierska praca dotycząca datowania wieku 207Pb/206Pb została wykonana przez Nier et al. (1941). Autorzy ci określili wiek 207Pb/206Pb na 2.57 ± 0.07 109 z próbek bogatych w monacyt (z dystryktu Huron w Kanadzie). Stwierdzono, że wiek 207Pb/206Pb jest bardziej wiarygodny od innych wieków, ponieważ układ 207Pb/206Pb jest w mniejszym stopniu zaburzony przez niedawne radiogeniczne straty Pb. Wiek Pb-Pb skały jest następnie szacowany na podstawie izochrony skonstruowanej na wykresie składu izotopowego 207Pb/204 Pb vs. 206Pb/204Pb dla różnych minerałów w tym samym wieku.

TIMS był wykorzystywany przez wiele dziesięcioleci jako standardowa technika analityczna dla większości celów geochronologicznych. Obecnie, oprócz TIMS, również SIMS i LA-ICP-MS są coraz częściej stosowane, na przykład do badań geochronologicznych in situ na bardzo starych kryształach cyrkonu i monacytu, ponieważ oba minerały są bogate w uran (Hirata i Nesbitt, 1995). Obrazowanie izotopów promieniotwórczych i pierwiastków za pomocą SIMS lub LA-ICP-MS, a w szczególności katodoluminescencji, odpowiednio, na wypolerowanych cyrkonach pozwala na scharakteryzowanie stref wzrostu i tym samym ukierunkować późniejsze analizy in situ (w tym geochronologię cyrkonów w zakresie 20-30 μm). Jeffries et al. (2006) zebrali cyrkony z tefry (fragmenty skał wulkanicznych) z dwóch różnych lokalizacji geograficznych, ale z tego samego poziomu stratygraficznego. Stosunek izotopów 207Pb/206Pb wykreślono na diagramie konkordii Tera-Wasserburga względem stosunku izotopów 238U/206Pb z dwóch próbek geologicznych zmierzonych metodą LA-ICP-MS, co dało wiek U-Pb 14,35 ± 0,27 Ma i 14,15 ± 0,14 Ma (Ma – milion lat) (Jeffries i in., 2006). Generalnie, cyrkon nie wbudowuje nadmiernej ilości wspólnego Pb do swojej sieci podczas krystalizacji. Dlatego wiele laboratoriów nie stosuje poprawki na wspólny Pb do swoich danych U-Pb z powodu problemów z interferencjami izobarycznymi (np. stabilnego izotopu 204Pb z izotopem 204Hg). Jeffries et al. (2006) zredukowali to źródło zanieczyszczeń poprzez wbudowanie złotej pułapki w linię gazu nośnego i zaabsorbowali ślady Hg z gazu nośnego. Wiek 238U/206Pb wyznaczony za pomocą tego podejścia w LA-ICP-MS może być wykazany jako dokładny.

Nowa metoda analityczna wyznaczania wieków U-Pb i składu izotopowego Hf na wzorcach referencyjnych cyrkonów (np, CZ3 to pojedyncze ziarno cyrkonu o jakości klejnotu ze Sri Lanki) oraz próbki cyrkonu naturalnego została opisana przy użyciu MC-ICP-MS (Nu Plasma, Nu Instruments) sprzężonego z systemem ablacji laserem ekscymerowym 193 nm (Xia i in., 2011). Ta technika LA-ICP-MS pozwala na quasi-symultaniczny pomiar składu izotopowego cyrkonu U-Pb i Hf w tej samej pojedynczej plamce (o średnicy 40 μm).

Geochronologia ołowiu in situ LA-ICP-MS z wykorzystaniem podwójnie ogniskującego pola sektorowego ICP-SFMS (Finnigan Element) z laserem Nd-YAG przy długości fali 213 nm dla trzech kryształów cyrkonu o różnym wieku (150, 294, i 577 Ma) i w konsekwencji różnej zawartości ołowiu radiogenicznego, odpowiednio 0.7, 10, i 40 μg g-1, została opisana przez Tiepolo (2003). Przy wielkości plamki wiązki laserowej 40 μm możliwa była geochronologia in situ Pb z wewnętrzną precyzją 1.1% (koncentracja Pb wynosiła ok. 40 μg g-1). Rozdzielczość przestrzenna 20 μm może być przyjęta dla stosunkowo bogatych w Pb cyrkonów, nawet jeśli wewnętrzna precyzja jest około 1.5 raza niższa niż przy wielkości plamki lasera 40 nm (Tiepolo, 2003).

Poza badaniami składu cyrkonu (Becker i Dietze, 1986) i datowaniem wiekowym (Li et al., 2001), analiza mikrolokalna jest preferowaną metodą rozszyfrowywania zapisu geologicznego. Dla przykładu, wiek 206Pb/238U pojedynczych ziaren cyrkonu (1 846 ± 0.072 Ma) zmierzony metodą kwadrupolową LA-ICP-MS zgadza się z wartością TIMS (1 884 ± 0.005 Ma). Na pojedynczym ziarnie cyrkonu, o średnicy mniejszej niż 100 μm, wiek minerału można określić technikami datowania wieku U-Pb i/lub Pb-Pb, np. stosując TIMS po chemicznej separacji analitów lub bezpośrednio LA-ICP-MS, jeśli ewentualne interferencje izobaryczne zostaną dokładnie rozważone (Becker et al. 2007b; Wetzel et al., 1983). Wieki U-Pb zmierzone in situ za pomocą czułej mikroprobówki jonowej o wysokiej rozdzielczości masowej (SHRIMP) w kilku strefach kryształu cyrkonu (o średnicy 200 μm) z leukocytarnego gnejsu z Narryer Gneiss Terrane w Zachodniej Australii rejestrują kilka zdarzeń termicznych wysokiej klasy pomiędzy 3,94 a 4,19 Ma, jak stwierdzili Nelson et al. (2000). Kilka zastosowań SHRIMP do badań geochronologicznych, szczególnie do datowania wieku cyrkonów (w tym cyrkonów księżycowych), monacytu, apatytu, perowskitu, retyku i innych minerałów zostało opisanych przez różne grupy robocze (Cocheri i in., 2005; Compston, 1996; Compston et al., 1983; Ireland i Wlotzka, 1992; Nelson et al., 2000; Zeitler et al., 1989).

SIMS i LA-ICP-MS umożliwiają scharakteryzowanie nie tylko minerałów bogatych w U, ale także minerałów bogatych w Th in situ w celu uzyskania dokładnych wieków U/Th-Pb. Ważnym warunkiem uzyskania dokładnego wieku jest staranne określenie stosunków 207Pb/206Pb i 206Pb/238U. Potencjał datowania U-Pb minerału perowskitu o podwyższonej zawartości U i Th, co czyni go potencjalnie użytecznym geochronometrem, badali Cox i Wilton (2006). Ze względu na brak odpowiedniego wzorca perowskitu do datowania wieku, do kalibracji pomiarów stosunku izotopów wykorzystano wzorcowe materiały referencyjne cyrkonu. Cox i Wilton stwierdzili, że średni ważony wiek 206Pb/238U z karbonatytu Oka, Quebec, Kanada, wynoszący 131 ± 7 Ma jest zgodny z opublikowanymi danymi geochronologicznymi z tego regionu. Autorzy zasugerowali, że datowanie LA-ICP-MS perowskitu może być użyteczną techniką analityczną. Niski koszt i względna szybkość, z jaką można wykonać tego typu oznaczenie wieku, powinny uczynić LA-ICP-MS atrakcyjną alternatywą dla ID-TIMS i SHRIMP (Cox i Wilton, 2006).

Datowanie U-Pb mikrosondą jonową w cyrkonie, monacytu i zęba dinozaura z rozdzielczością przestrzenną 5-15 μm przy użyciu NanoSIMS zostało opisane przez Sano i współpracowników (Sano i in., 2006a, 2006b; Takahata et al., 2006).

Metoda Rb-Sr do datowania wieku

Metoda geochronologiczna Rb-Sr oparta jest na radioaktywnym rozpadzie β 87Rb do izobaru 87Sr (radioaktywny izotop 87Rb posiada naturalną liczebność izotopu 27.85% i okres półtrwania 4.88. 1010 lat). Wzrost promieniotwórczego 87Sr w minerale bogatym w Rb i zmianę stosunku izotopów strontu można wyprowadzić z ogólnego równania rozpadu promieniotwórczego opisanego w (Becker, 2007; De Laeter, 2001)

(13.10)Sr87=Sr087+Rb87(e-λt-1)
(13.11)Sr87/Sr86=(Sr87/Sr86)0+(Rb87/Sr86)(e-λt-1)

z

87Sr0 jest liczbą atomów 87Sr obecnych w chwili t = 0 i

87Sr/86Sr = stosunek tych izotopów strontu w chwili obecnej t

.

(87Sr/86Sr)0 = początkowy stosunek tych izotopów strontu w chwili (t = 0), gdy układ stał się zamknięty dla Rb i Sr

(87Rb/86Sr) = stosunek tych izotopów w chwili obecnej t

λ = stała rozpadu 87Rb (1.42 × 10-11 a-1),

t = czas, jaki upłynął od momentu zamknięcia układu dla Rb i Sr.

O ile obfitość 87Sr w skałach bogatych w rubid zmienia się w czasie w wyniku rozpadu promieniotwórczego β 87Rb jako funkcja pierwotnej koncentracji rubidu i wieku minerału, o tyle obfitość stabilnego izotopu 86Sr i w konsekwencji stosunek 86Sr/88Sr jest stały w przyrodzie. Dlatego też stały stosunek izotopów 86Sr/88Sr jest często wykorzystywany do wewnętrznej standaryzacji (korekta błędu masowego) podczas pomiarów stosunku izotopów strontu do 87Sr/88Sr. W rubidowo-strontowej metodzie datowania wieku, stosunki izotopów 87Sr/86Sr i 87Rb/86Sr zostały zmierzone spektrometrycznie (głównie przez TIMS lub ICP-MS), a pierwotny stosunek strontu (87Sr/86Sr)0 w t = 0 i wiek t skały może być wyprowadzony z izochronu . Wiek minerałów zostanie określony na podstawie nachylenia izochronu (e-λt-1). Datowanie wieku Rb-Sr jest obecnie uznaną techniką geochronologiczną wykorzystującą spektrometrię mas (TIMS i ICP-MS po rozdzieleniu analitów) dla skał i minerałów zawierających Rb (takich jak granit, biotyt, skalenie, mika, osady i inne).

Podwójnie ogniskujące pole sektorowe ICP-MS zostało zastosowane do datowania wieku próbek geologicznych z Egiptu poprzez pomiary stosunku izotopów strontu po trawieniu i rozdzieleniu Rb i Sr metodą chromatografii ekstrakcyjnej za pomocą eteru koronowego. Wiek Rb-Sr próbek geologicznych z różnych stanowisk archeologicznych na wschodniej pustyni Egiptu został określony za pomocą izochronu Rb/Sr na 455 ± 34 Ma (Zoriy i in., 2003). Nebel i Mezger poinformowali o ponownej ocenie standardowego skalenia K NBS SRM 607, który jest powszechnie stosowany jako materiał referencyjny do precyzyjnych pomiarów stosunków izotopów Rb/Sr i Sr metodą MC-ICP-MS i TIMS (Nebel i Mezger, 2006). Stosunki Rb-Sr wzorców uzyskano techniką rozcieńczania izotopów. Pomiary rubidu wykonano na aparacie MC-ICP-MS (Micromass Isoprobe); stosunki izotopów strontu określono za pomocą MC-TIMS (Triton, Thermo Fisher Scientific).

Biotyt jest zwykle pierwotnym minerałem magmowym granitoidów i jest szeroko stosowany do datowania wieku Rb-Sr (ale także do K-Ar). Wietrzenie biotytu uwalnia nieorganiczne składniki odżywcze niezbędne do wzrostu roślin oraz izotopy Sr przydatne w śledzeniu regionalnych i globalnych cykli hydrologicznych (Erel i in., 2004). Podczas transformacji do utlenionego biotytu, 87Sr i 40Ar były preferencyjnie uwalniane w stosunku do Rb i K, odpowiednio, poprzez dyfuzję w stanie stałym przez siatkę biotytu, co skutkowało drastycznym obniżeniem pierwotnego wieku izotopowego. Stosunek izotopów Sr podczas złożonych procesów wietrzenia badano na przykład za pomocą MC-TIMS (VG 54-30, wyposażony w 9 kubków Faradaya) (Joeng i in., 2006).

Metody Sm-Nd do datowania wieku

Samar i neodym są pierwiastkami ziem rzadkich (REEs), w których stabilny izotop 147Nd powstaje z izotopu macierzystego 147Sm (t1/2 = 1.06 × 1011 a) w wyniku rozpadu alfa. Datowanie wieku Sm-Nd znalazło szerokie zastosowanie w badaniach geochemicznych i geochronologicznych (Faure, 2005; Li i in., 2011). Długi okres połowicznego zaniku 147Sm pozwala na datowanie wieku ekstremalnie starych próbek geologicznych. Do tego zadania wymagana jest wysoka precyzja pomiaru izotopu Nd, lepsza niż (0.005%). Oba pierwiastki ziem rzadkich są szeroko rozpowszechnione w minerałach i skałach o stężeniach w zakresie niskich μg g-1 i poniżej. Pierwotne zastosowanie metody Sm-Nd koncentrowało się na pracach kosmochemicznych mających na celu charakterystykę meteorytów i próbek księżycowych. Technika geochronologiczna pozwala na datowanie skał iglastych, achondrytów i meteorytów chondrytowych aż do wieku prekambryjskiego. Ewolucja izotopowa Nd w Ziemi opisywana jest przez rozpad 147Sm w „jednolitym rezerwuarze chondrytowym”, tzw. CHUR (Faure, 2005).

Multiple-collector (MC) TIMS i MC-ICP-MS są obecnie wykorzystywane do precyzyjnych pomiarów stosunków izotopów neodymu, z wewnętrzną i zewnętrzną dokładnością odpowiednio ok. 0.002% i ok. 0.005%. Ostatnio Li i współpracownicy opisali metodę MC-TIMS z użyciem aparatu Triton do bezpośredniego wyznaczania stosunków izotopowych 143Nd/144Nd we frakcji REE dla próbek geologicznych bez separacji Sm-Nd (Li i in., 2011). Metoda ta została wcześniej opracowana dla precyzyjnej analizy izotopowej przez MC-ICP-MS (Yang et al., 2010).

Metody Lu-Hf do datowania

Uznano, że układ izotopowy Lu-Hf w cyrkonie jest potężnym narzędziem do rozszyfrowania ewolucji skorupy i płaszcza Ziemi (Hakesworth i Kemp, 2006; Harrison et al., 2005; Kinny i Maas, 2003). Cyrkon normalnie zawiera 0.5-2% mas Hf, co skutkuje niezwykle niskim stosunkiem Lu/Hf (176Lu/177Hf <0.002) i w konsekwencji pomijalnym radiogenicznym wzrostem 176Hf w wyniku rozpadu β- 176Lu. Dlatego stosunek 176Hf/177Hf cyrkonu można uznać za wartość początkową w momencie jego krystalizacji. LA-ICP-MS z zastosowaniem urządzenia z wielokrotnym kolektorem jonów zastosowano do badania składu izotopowego hafnu w cyrkonie i wzorcach baddeleyitu w geochronologii U-Pb (Wu i in., 2006).

Metoda Re-Os do datowania

Metoda Re-Os jest szczególnie interesująca do datowania bardzo starych rud, minerałów lub meteorytów bogatych w Re, gdzie 187Os powstaje w wyniku rozpadu β- długożyciowego izotopu 187Re z okresem półtrwania 4.23 × 1010. W 1937 r. Nier przeprowadził analizę izotopową osmu przy użyciu OsO4 (Nier, 1937). Pierwsze dowody wysoko wzbogacony 187Os (~ 99,5%) w molibdenicie został znaleziony przez Hintenberger et al. (1954). Od tego czasu 187Os został wykorzystany jako potężny znacznik geochemiczne mierzone przez czułe i precyzyjne analizy izotopów Os (Meisel et al., 2001; Völkening et al., 1991). Wysoko wzbogacony 187Os (powstały w wyniku rozpadu promieniotwórczego 187Re) może być przygotowany z prekambryjskich rud bogatych w osm o niskiej początkowej zawartości osmu (Boulyga et al., 2002a). Herr et al. (Herr i Merz, 1955; Herr et al., 1961) wykazały, że metoda Re-Os może być stosowany do datowania meteorytów żelaza i próbek lądowych, takich jak molibdenit.

Wiek minerału można obliczyć za pomocą techniki izochron za pomocą

(13.12)Os187/Os186=(Os187/Os186)0+(Re187/Os186)(e-λt-1)

z

187Os/186Os = stosunek tych izotopów osmu w chwili obecnej

(187Os/186Os)0 = początkowy stosunek tych izotopów osmu w chwili, gdy układ stał się zamknięty dla Re i Os (t = 0)

(187Re/186Os) = stosunek tych izotopów w chwili obecnej

λ = stała rozpadu 187Re (1.5 × 10-11 a-1),

t = czas, jaki upłynął od zamknięcia układu dla Re i Os.

Wysoce wzbogacona naturalna próbka 187Os o liczebności izotopu 99,44% (Becker i Dietze, 1995) (wartość tabelaryczna IUPAC: 1,96% (1999)) została scharakteryzowana metodą ICP-QMS w kilku laboratoriach europejskich w porównaniu z SIMS, SNMS i GDMS z dobrą zgodnością. Najlepszą precyzję pomiaru liczebności izotopu 187Os uzyskano w 1995 roku za pomocą SIMS z pojedynczym kolektorem jonów (CAMECA 4f IMS; 187Os = 99.46 ± 0.01%). Boulyga et al. (2002a) badali wzbogacone w 187Os naturalne próbki Os mierzone metodą ICP-MS z podwójnie ogniskowanym polem sektorowym z układem pojedynczego i wielokrotnego kolektora jonów w laboratorium autora, podobną pracę wykonał również Halicz w Geological Survey Israel. Stwierdzono dobrą zgodność obfitości 187Os, np. 98,93%, uzyskanych za pomocą różnych przyrządów. To wzbogacenie 187Os w obu próbkach jest wynikiem rozpadu β 187Re w starych minerałach. Precyzja pomiarów stosunku izotopów 188Os/192Os w próbce metalicznego osmu wynosiła 0,09% dla ICP-MS z podwójnie ogniskowanym polem sektorowym i pojedynczym kolektorem jonów, 0,08% dla ICP-MS kwadrupolowego z heksapolową celą kolizyjną (ICP-CC-QMS) oraz 0,003% przy użyciu MC-ICP-MS firmy Nu Instruments (Boulyga i in., 2002a). Analizę stosunku izotopów Os in situ irydozmin z dokładnością do pomiaru mikrolokalnego stosunku izotopów 0,05% przeprowadzili Hirata i współpracownicy za pomocą LA-MC-ICP-MS z wykorzystaniem VG Plasma 54 (Hirata i in., 1998). Pearson et al. (2002) poinformował o pomiarach in situ izotopów Re-Os w siarczkach płaszcza metodą LA-MC-ICP-MS (Nu Instrument) oraz w molibdenicie w porównaniu z NTIMS przez Selby’ego i Creasera (2004).

System potasowo-argonowo-wapniowy

Potasowo-argonowa technika datowania wieku stworzona przez Aldricha i Nier (1948) jest jedną z najwcześniejszych metod geochronologicznych przy użyciu spektrometrii masowej źródła gazu do określenia radiogenicznych 40Ar w minerałach bogatych w potas. 40K jest radioaktywnym nuklidem o okresie połowicznego rozpadu t1/2 = 1,26 × 109 a, z czego 11,2% rozpada się do 40K przez wychwyt elektronów, a 88,8% do 40Ca. Oba rozpady mogą być wykorzystane w badaniach geochronologicznych.

Statyczny spektrometr masowy ze źródłem gazowym został połączony z ekstrakcją argonem on-line (Dalrymple i Lanphere, 1969). Oczywiście, macierzysty radionuklid 40K jest mniej obfity (0.017%). Obfitość K w większości minerałów jest wysoka, a argon jest rzadkim gazem szlachetnym w minerałach. Dlatego geochronometr K-Ar jest bardzo użyteczną techniką stosowaną obecnie na minerałach zawierających K oraz na skałach, które ilościowo zachowują argon radiogeniczny. Geochronologia K-Ar jest stosowana do datowania biotytów, muskowitów i hornblendy ze skał plutonicznych iglastych metamorficznych oraz skaleni ze skał wulkanicznych młodszych materiałów aż do wieku prekambryjskiego (Faure, 2005).

Trudności w datowaniu wieku K-Ar występują z powodu utraty Ar z różnych faz mineralnych, takich jak skalenie czy biotyt, która jest wyższa niż w hornblendzie, co skutkuje błędnym datowaniem skał (Hart, 1964).

Ponieważ 40Ca jest najobficiej występującym naturalnie izotopem Ca z obfitością izotopu 96,93%, a Ca jest obficie występującym pierwiastkiem w skorupie ziemskiej, podczas gdy macierzysty nuklid 40K (0.017%) jest słabo rozpowszechnionym izotopem potasu, wzbogacenie 40Ca w wyniku rozpadu promieniotwórczego 40K w próbkach geologicznych jest bardzo małe i w konsekwencji wykrycie promieniotwórczego 40Ca w obecności „zwykłego” Ca jest niezwykle trudne. Ponadto, mogą występować efekty frakcjonowania izotopów Ca w materiałach pochodzących z Ziemi i innych ciał w Układzie Słonecznym (Russell i in., 1978) oraz efekty frakcjonowania podczas przygotowania próbek i pomiarów spektrometrii masowej (instrumentalne frakcjonowanie izotopów), tak że system K-Ca jest mniej odporny i trudniejszy do wykorzystania w geochronologii z wyjątkiem specjalnych zastosowań. Problemy związane z wykorzystaniem geochronometru K-Ca do badań petrogenicznych i mik archeologicznych w sposób podobny do systemu Rb-Sr przy użyciu MC-TIMS zostały zbadane przez Nelsona i McCullocha (1989a) oraz Fletchera et al. (1997a,b). Metoda K-Ca raczej nie zastąpi technik K-Ar i Rb-Sr w datowaniu krystalicznych skał iglastych, ponieważ jest trudniejsza do zastosowania i osiągnięcia porównywalnej precyzji (Faure, 2005).

14C datowanie

14C o okresie połowicznego zaniku 5730 a powstaje w wyniku oddziaływania neutronów promieni kosmicznych poprzez reakcję (n,p) z 14N i podlega rozpadowi β- tworząc stabilny izotop 14N. 14C jest najważniejszym radionuklidem kosmogenicznym do datowania wieku materiału węglowego. W celu scharakteryzowania nowszych próbek, datowanie radiowęglowe z użyciem 14C przy użyciu akceleratorowej spektrometrii mas (AMS) jest metodą z wyboru do pomiaru 14C w próbkach powstałych w wyniku opadów z eksplozji jądrowych (np. w medycynie sądowej) (Kutschera, 2005). Technika ta pozwala na badanie przed- i po-bombowych zmian 14C we współczesnych profilach torfowych (do wieku 400 a) w celu budowy modeli wiekowo-głębokościowych (Goslar i in., 2005). Datowanie wieku współczesnych próbek jest możliwe dzięki precyzyjnym pomiarom radiowęglowym przy użyciu AMS, ze względu na duży pik bombowy stężenia atmosferycznego 14C, zintegrowany w pewnym przedziale czasowym o długości właściwej dla danego przekroju torfowego. W warstwach torfowych objętych szczytem bombowym można określić wiek kalendarzowy poszczególnych próbek torfu niemal z dokładnością do 2-3 lat (Goslar i in., 2005). Datowanie radiowęglowe stosowano m.in. do określenia wieku słynnego człowieka lodu „Ötzi”, analizując niewielkie fragmenty tkanek i kości. Pomiary 14C/12C przy użyciu AMS wykazały, że Ötzi żył między 5100 a 5350 lat temu (Kutschera 2005). Oprócz datowania radiowęglowego, 14C jest wykorzystywane w badaniach klimatu, biomedycynie i wielu innych dziedzinach. (Hellborg i Skog, 2008)

.

Dodaj komentarz

Twój adres e-mail nie zostanie opublikowany.