Datação radiométrica

Datação radiométrica, datação radioativa ou datação por radioisótopo é uma técnica usada para datar materiais como rochas ou carbono, nos quais vestígios de impurezas radioativas foram incorporados seletivamente quando foram formados. O método compara a abundância de um isótopo radioativo que ocorre naturalmente no material com a abundância de seus produtos de decaimento, que se formam a uma taxa constante de decaimento conhecida. O uso da datação radiométrica foi publicado pela primeira vez em 1907 por Bertram Boltwood e é hoje a principal fonte de informação sobre a idade absoluta das rochas e outras características geológicas, incluindo a idade das formas de vida fossilizadas ou a idade da própria Terra, e também pode ser usado até hoje uma ampla gama de materiais naturais e artificiais.

Juntamente com princípios estratigráficos, métodos de datação radiométrica são usados em geocronologia para estabelecer a escala de tempo geológico. Entre as técnicas mais conhecidas estão a datação por radiocarbono, a datação por potássio-argônio e a datação por urânio-chumbo. Ao permitir o estabelecimento de escalas de tempo geológicas, fornece uma fonte significativa de informação sobre as idades dos fósseis e as taxas deduzidas de mudança evolutiva. A datação radiométrica também é usada para datar materiais arqueológicos, incluindo artefatos antigos.

Diferentes métodos de datação radiométrica variam na escala de tempo em que são precisos e nos materiais aos quais podem ser aplicados.

Fundamentos

Decaimento radioativo

Toda matéria comum é composta de combinações de elementos químicos, cada um com seu próprio número atômico, indicando o número de prótons no núcleo atômico. Além disso, os elementos podem existir em diferentes isótopos, com cada isótopo de um elemento diferindo no número de nêutrons no núcleo. Um isótopo específico de um elemento específico é chamado de nuclídeo. Alguns nuclídeos são inerentemente instáveis. Isto é, em algum momento, um átomo desse nuclídeo sofrerá decaimento radioativo e se transformará espontaneamente em um nuclídeo diferente. Esta transformação pode ser realizada de várias maneiras diferentes, incluindo decaimento alfa (emissão de partículas alfa) e decaimento beta (emissão de elétrons, emissão de pósitrons ou captura de elétrons). Outra possibilidade é a fissão espontânea em dois ou mais nuclídeos.

Embora o momento em que um determinado núcleo decai seja imprevisível, uma coleção de átomos de um nuclídeo radioativo decai exponencialmente a uma taxa descrita por um parâmetro conhecido como meia-vida, geralmente dada em unidades de anos quando se discute datação. técnicas. Depois de decorrida uma meia-vida, metade dos átomos do nuclídeo em questão terá decaído em uma 'filha'. nuclídeo ou produto de decaimento. Em muitos casos, o próprio nuclídeo filho é radioativo, resultando em uma cadeia de decaimento, que eventualmente termina com a formação de um nuclídeo filho estável (não radioativo); cada etapa dessa cadeia é caracterizada por uma meia-vida distinta. Nestes casos, normalmente a meia-vida de interesse na datação radiométrica é a mais longa da cadeia, que é o fator limitante da taxa na transformação final do nuclídeo radioativo em seu filho estável. Os sistemas isotópicos que têm sido explorados para datação radiométrica têm meias-vidas que variam de apenas cerca de 10 anos (por exemplo, trítio) a mais de 100 bilhões de anos (por exemplo, samário-147).

Para a maioria dos nuclídeos radioativos, a meia-vida depende apenas das propriedades nucleares e é essencialmente constante. Isto é conhecido porque as constantes de decaimento medidas por diferentes técnicas fornecem valores consistentes dentro dos erros analíticos e as idades dos mesmos materiais são consistentes de um método para outro. Não é afetado por fatores externos, como temperatura, pressão, ambiente químico ou presença de campo magnético ou elétrico. As únicas exceções são os nuclídeos que decaem pelo processo de captura de elétrons, como o berílio-7, o estrôncio-85 e o zircônio-89, cuja taxa de decaimento pode ser afetada pela densidade eletrônica local. Para todos os outros nuclídeos, a proporção do nuclídeo original em relação aos seus produtos de decaimento muda de forma previsível à medida que o nuclídeo original decai ao longo do tempo. Esta previsibilidade permite que as abundâncias relativas de nuclídeos relacionados sejam usadas como um relógio para medir o tempo desde a incorporação dos nuclídeos originais em um material até o presente.

Determinação constante de decaimento

A constante de decaimento radioativo, a probabilidade de um átomo decair por ano, é a base sólida da medição comum da radioatividade. A exatidão e precisão da determinação de uma idade (e da meia-vida de um nuclídeo) dependem da exatidão e precisão da medição da constante de decaimento. O método de crescimento interno é uma forma de medir a constante de decaimento de um sistema, que envolve o acúmulo de nuclídeos filhos. Infelizmente para nuclídeos com altas constantes de decaimento (que são úteis para datar amostras muito antigas), são necessários longos períodos de tempo (décadas) para acumular produtos de decaimento suficientes em uma única amostra para medi-los com precisão. Um método mais rápido envolve o uso de contadores de partículas para determinar a atividade alfa, beta ou gama e, em seguida, dividir isso pelo número de nuclídeos radioativos. No entanto, é desafiador e caro determinar com precisão o número de nuclídeos radioativos. Alternativamente, as constantes de decaimento podem ser determinadas comparando dados de isótopos para rochas de idade conhecida. Este método requer que pelo menos um dos sistemas isotópicos seja calibrado com muita precisão, como o sistema Pb – Pb.

Precisão da datação radiométrica

A equação básica da datação radiométrica exige que nem o nuclídeo pai nem o produto filho possam entrar ou sair do material após sua formação. Os possíveis efeitos de confusão da contaminação dos isótopos pais e filhos devem ser considerados, assim como os efeitos de qualquer perda ou ganho de tais isótopos desde que a amostra foi criada. Portanto, é fundamental ter o máximo de informações possível sobre o material que está sendo datado e verificar possíveis indícios de alteração. A precisão é aumentada se as medições forem feitas em múltiplas amostras de diferentes locais do corpo rochoso. Alternativamente, se vários minerais diferentes puderem ser datados a partir da mesma amostra e forem considerados formados pelo mesmo evento e estavam em equilíbrio com o reservatório quando se formaram, eles deveriam formar uma isócrona. Isso pode reduzir o problema de contaminação. Na datação urânio-chumbo, é usado o diagrama de concórdia, o que também diminui o problema da perda de nuclídeos. Finalmente, a correlação entre diferentes métodos de datação isotópica pode ser necessária para confirmar a idade de uma amostra. Por exemplo, a idade dos gnaisses Amitsoq do oeste da Groenlândia foi determinada em 3,60 ± 0,05 Ga (bilhões de anos atrás) usando datação urânio-chumbo e 3,56 ± 0,10 Ga (bilhões de anos atrás) usando datação chumbo-chumbo, resultados que são consistentes um com o outro.

A datação radiométrica precisa geralmente requer que o pai tenha uma meia-vida longa o suficiente para que esteja presente em quantidades significativas no momento da medição (exceto conforme descrito abaixo em "Datação com radionuclídeos extintos de vida curta';), a meia-vida do pai é conhecida com precisão, e uma quantidade suficiente do produto filho é produzida para ser medida com precisão e distinguida da quantidade inicial do produto filho presente no material. Os procedimentos utilizados para isolar e analisar os nuclídeos pais e filhos devem ser precisos e exatos. Isso normalmente envolve espectrometria de massa de razão isotópica.

A precisão de um método de datação depende em parte da meia-vida do isótopo radioativo envolvido. Por exemplo, o carbono-14 tem meia-vida de 5.730 anos. Depois de um organismo ter morrido durante 60.000 anos, resta tão pouco carbono-14 que não é possível estabelecer uma datação precisa. Por outro lado, a concentração de carbono-14 cai tão abruptamente que a idade dos restos mortais relativamente jovens pode ser determinada com precisão dentro de algumas décadas.

Temperatura de fechamento

A temperatura de fechamento ou temperatura de bloqueio representa a temperatura abaixo da qual o mineral é um sistema fechado para os isótopos estudados. Se um material que rejeita seletivamente o nuclídeo filho for aquecido acima dessa temperatura, quaisquer nuclídeos filhos que tenham sido acumulados ao longo do tempo serão perdidos por difusão, zerando o 'relógio' isotópico. para zero. À medida que o mineral esfria, a estrutura cristalina começa a se formar e a difusão dos isótopos é menos fácil. A uma certa temperatura, a estrutura cristalina formou-se o suficiente para impedir a difusão de isótopos. Assim, uma rocha ígnea ou metamórfica ou fusão, que está esfriando lentamente, não começa a exibir decaimento radioativo mensurável até que esfrie abaixo da temperatura de fechamento. A idade que pode ser calculada por datação radiométrica é, portanto, o momento em que a rocha ou mineral esfriou até a temperatura de fechamento. Esta temperatura varia para cada mineral e sistema isotópico, de modo que um sistema pode ser fechado para um mineral, mas aberto para outro. A datação de diferentes minerais e/ou sistemas isotópicos (com diferentes temperaturas de fecho) dentro da mesma rocha pode, portanto, permitir o rastreamento da história térmica da rocha em questão ao longo do tempo, e assim a história dos eventos metamórficos pode tornar-se conhecida em detalhe. Essas temperaturas são determinadas experimentalmente em laboratório, redefinindo artificialmente os minerais da amostra usando um forno de alta temperatura. Este campo é conhecido como termocronologia ou termocronometria.

A equação da idade

A expressão matemática que relaciona o decaimento radioativo ao tempo geológico é

onde

• ) é a idade da amostra,
• D* é o número de átomos do isótopo de filha radiogênica na amostra,
• D₀ é o número de átomos do isótopo da filha na composição original ou inicial,
• N()) é o número de átomos do isótopo pai na amostra no momento ) (o presente), dado por N()) = N₀e^{- Sim.?}e
• λ é a constante decadência do isótopo pai, igual ao inverso da meia-vida radioativa do isótopo pai vezes o logaritmo natural de 2.

A equação é mais convenientemente expressa em termos da quantidade medida N(t) em vez do valor inicial constante N_o</sub .

Para calcular a idade, assume-se que o sistema está fechado (nem os isótopos pai nem filho foram perdidos do sistema), D₀ deve ser insignificante ou pode ser estimado com precisão, λ é conhecido por sua alta precisão e tem-se medições precisas e precisas de D* e N(t).

A equação acima utiliza informações sobre a composição dos isótopos pai e filho no momento em que o material testado esfriou abaixo de sua temperatura de fechamento. Isto está bem estabelecido para a maioria dos sistemas isotópicos. No entanto, a construção de uma isócrona não requer informações sobre as composições originais, utilizando apenas as proporções atuais dos isótopos pai e filho para um isótopo padrão. Um gráfico isócrono é usado para resolver graficamente a equação da idade e calcular a idade da amostra e a composição original.

Métodos modernos de namoro

A datação radiométrica é realizada desde 1905, quando foi inventada por Ernest Rutherford como um método pelo qual se pode determinar a idade da Terra. No século desde então, as técnicas foram bastante melhoradas e expandidas. A datação agora pode ser realizada em amostras tão pequenas quanto um nanograma usando um espectrômetro de massa. O espectrômetro de massa foi inventado na década de 1940 e começou a ser usado na datação radiométrica na década de 1950. Ele opera gerando um feixe de átomos ionizados a partir da amostra em teste. Os íons então viajam através de um campo magnético, que os desvia para diferentes sensores de amostragem, conhecidos como “copos de Faraday”, dependendo de sua massa e nível de ionização. No impacto nos copos, os íons criam uma corrente muito fraca que pode ser medida para determinar a taxa de impactos e as concentrações relativas de diferentes átomos nos feixes.

Método de datação com chumbo e urânio

A datação radiométrica urânio-chumbo envolve o uso de urânio-235 ou urânio-238 para datar a idade absoluta de uma substância. Este esquema foi refinado ao ponto de a margem de erro nas datações das rochas poder ser tão baixa como menos de dois milhões de anos em dois mil milhões e meio de anos. Uma margem de erro de 2–5% foi alcançada em rochas mesozóicas mais jovens.

A datação urânio-chumbo é frequentemente realizada no mineral zircão (ZrSiO₄), embora possa ser usada em outros materiais, como baddeleyita e monazita (ver: geocronologia monazita). O zircão e a baddeleyita incorporam átomos de urânio em sua estrutura cristalina como substitutos do zircônio, mas rejeitam fortemente o chumbo. O Zircão tem uma temperatura de fecho muito elevada, é resistente às intempéries mecânicas e é muito inerte quimicamente. O zircão também forma múltiplas camadas de cristal durante eventos metamórficos, cada uma podendo registrar uma idade isotópica do evento. A análise de microfeixes in situ pode ser realizada por meio de técnicas de laser ICP-MS ou SIMS.

Uma de suas grandes vantagens é que qualquer amostra fornece dois relógios, um baseado no decaimento do urânio-235 para chumbo-207, com meia-vida de cerca de 700 milhões de anos, e outro baseado no urânio-238' O decaimento de 39; para chumbo-206 com uma meia-vida de cerca de 4,5 bilhões de anos, fornecendo uma verificação cruzada integrada que permite a determinação precisa da idade da amostra, mesmo que parte do chumbo tenha sido perdida. Isso pode ser visto no diagrama de concórdia, onde as amostras são plotadas ao longo de um errocrono (linha reta) que cruza a curva de concórdia na idade da amostra.

Método de datação samário-neodímio

Isso envolve o decaimento alfa de ¹⁴⁷Sm para ¹⁴³Nd com meia-vida de 1,06 x 10¹¹ anos. Níveis de precisão de até vinte milhões de anos em idades de dois bilhões e meio de anos são alcançáveis.

Método de datação potássio-argônio

Isso envolve captura de elétrons ou decaimento de pósitrons de potássio-40 em argônio-40. O potássio-40 tem meia-vida de 1,3 bilhão de anos, portanto este método é aplicável às rochas mais antigas. O potássio-40 radioativo é comum em micas, feldspatos e hornblendas, embora a temperatura de fechamento seja bastante baixa nesses materiais, cerca de 350 °C (mica) a 500 °C (hornblenda).

Método de datação rubídio-estrôncio

Isso se baseia no decaimento beta do rubídio-87 em estrôncio-87, com meia-vida de 50 bilhões de anos. Este esquema é usado para datar rochas ígneas e metamórficas antigas e também para datar amostras lunares. As temperaturas de fechamento são tão altas que não são uma preocupação. A datação rubídio-estrôncio não é tão precisa quanto o método urânio-chumbo, com erros de 30 a 50 milhões de anos para uma amostra de 3 bilhões de anos. A aplicação de análise in situ (Laser-Ablation ICP-MS) em grãos minerais únicos em falhas mostrou que o método Rb-Sr pode ser usado para decifrar episódios de movimento de falhas.

Método de datação urânio-tório

Uma técnica de datação de relativamente curto alcance baseia-se na decomposição do urânio-234 em tório-230, uma substância com meia-vida de cerca de 80.000 anos. É acompanhado por um processo irmão, no qual o urânio-235 decai em protactínio-231, que tem meia-vida de 32.760 anos.

Embora o urânio seja solúvel em água, o tório e o protactínio não o são, e por isso são precipitados selectivamente nos sedimentos do fundo do oceano, a partir dos quais as suas proporções são medidas. O esquema tem um alcance de várias centenas de milhares de anos. Um método relacionado é a datação iônio-tório, que mede a proporção de iônio (tório-230) para tório-232 nos sedimentos oceânicos.

Método de datação por radiocarbono

A datação por radiocarbono também é chamada simplesmente de datação por carbono-14. O carbono-14 é um isótopo radioativo de carbono, com meia-vida de 5.730 anos (que é muito curta em comparação com os isótopos acima) e decai em nitrogênio. Em outros métodos de datação radiométrica, os isótopos parentais pesados foram produzidos pela nucleossíntese em supernovas, o que significa que qualquer isótopo parental com meia-vida curta já deveria estar extinto. O carbono-14, porém, é continuamente criado através de colisões de nêutrons gerados por raios cósmicos com nitrogênio na alta atmosfera e, portanto, permanece em um nível quase constante na Terra. O carbono-14 acaba como um componente traço do dióxido de carbono atmosférico (CO₂).

Uma forma de vida baseada em carbono adquire carbono durante sua vida. As plantas adquirem-no através da fotossíntese e os animais adquirem-no através do consumo de plantas e outros animais. Quando um organismo morre, ele deixa de absorver novo carbono-14 e o isótopo existente decai com uma meia-vida característica (5.730 anos). A proporção de carbono-14 que resta quando os restos do organismo são examinados fornece uma indicação do tempo decorrido desde a sua morte. Isso torna o carbono-14 um método de datação ideal para datar a idade dos ossos ou dos restos mortais de um organismo. O limite de datação por carbono 14 situa-se em torno de 58.000 a 62.000 anos.

A taxa de criação de carbono-14 parece ser aproximadamente constante, já que verificações cruzadas da datação por carbono-14 com outros métodos de datação mostram que ela fornece resultados consistentes. Contudo, erupções locais de vulcões ou outros eventos que libertam grandes quantidades de dióxido de carbono podem reduzir as concentrações locais de carbono-14 e fornecer datas imprecisas. As libertações de dióxido de carbono na biosfera como consequência da industrialização também diminuíram a proporção de carbono-14 em alguns pontos percentuais; em contraste, a quantidade de carbono-14 foi aumentada por testes de bombas nucleares acima do solo realizados no início da década de 1960. Além disso, um aumento do vento solar ou do campo magnético da Terra acima do valor atual diminuiria a quantidade de carbono-14 criada na atmosfera.

Método de datação por rastro de fissão

Isso envolve a inspeção de uma fatia polida de um material para determinar a densidade da "trilha" marcas deixadas nele pela fissão espontânea de impurezas de urânio-238. O teor de urânio da amostra tem de ser conhecido, mas isso pode ser determinado colocando-se uma película plástica sobre a fatia polida do material e bombardeando-a com nêutrons lentos. Isso causa a fissão induzida de ²³⁵U, em oposição à fissão espontânea de ²³⁸U. Os rastros de fissão produzidos por esse processo são registrados no filme plástico. O conteúdo de urânio do material pode então ser calculado a partir do número de trilhas e do fluxo de nêutrons.

Este esquema tem aplicação em uma ampla gama de datas geológicas. Para datas de até alguns milhões de anos, micas, tectitos (fragmentos de vidro de erupções vulcânicas) e meteoritos são mais usados. Materiais mais antigos podem ser datados usando zircão, apatita, titanita, epídoto e granada, que possuem uma quantidade variável de urânio. Como as trilhas de fissão são curadas por temperaturas acima de 200 °C, a técnica tem limitações e também benefícios. A técnica tem aplicações potenciais para detalhar a história térmica de um depósito.

Método de datação por cloro-36

Grandes quantidades de 36Cl, de outra forma raro (meia-vida ~300ky) foram produzidas pela irradiação da água do mar durante detonações atmosféricas de armas nucleares entre 1952 e 1958. O tempo de residência do ³⁶Cl na atmosfera é cerca de 1 semana. Assim, como um marcador de evento da água da década de 1950 no solo e nas águas subterrâneas, o ³⁶Cl também é útil para datar águas menos de 50 anos antes do presente. ³⁶Cl tem sido usado em outras áreas das ciências geológicas, incluindo datação de gelo e sedimentos.

Métodos de datação por luminescência

Os métodos de datação por luminescência não são métodos de datação radiométrica, pois não dependem da abundância de isótopos para calcular a idade. Em vez disso, são uma consequência da radiação de fundo em certos minerais. Com o tempo, a radiação ionizante é absorvida por grãos minerais em sedimentos e materiais arqueológicos como quartzo e feldspato potássico. A radiação faz com que a carga permaneça dentro dos grãos em “armadilhas de elétrons” estruturalmente instáveis. A exposição à luz solar ou ao calor libera essas cargas, efetivamente 'branqueando' a pele. amostra e zerando o relógio. A carga aprisionada acumula-se ao longo do tempo a uma taxa determinada pela quantidade de radiação de fundo no local onde a amostra foi enterrada. A estimulação desses grãos minerais usando luz (luminescência opticamente estimulada ou datação por luminescência estimulada por infravermelho) ou calor (datação por termoluminescência) faz com que um sinal de luminescência seja emitido à medida que a energia eletrônica instável armazenada é liberada, cuja intensidade varia dependendo da quantidade de radiação absorvido durante o enterro e propriedades específicas do mineral.

Esses métodos podem ser usados para datar a idade de uma camada de sedimentos, pois camadas depositadas no topo impediriam que os grãos fossem "branqueados" e redefinido pela luz solar. Os fragmentos de cerâmica podem ser datados da última vez em que sofreram calor significativo, geralmente quando foram queimados em um forno.

Outros métodos

Outros métodos incluem:

• Argon–argon (Ar-Ar)
• Iodo–Xe (I–Xe)
• Lantânio-barium (La-Ba)
• Lead-lead (Pb-Pb)
• Lutetium–hafnium (Lu–Hf)
• Hafnium-tungsten namoro (Hf-W)
• Potássio–cálcio (K–Ca)
• Rênio-osmium (Re-Os)
• Urânio-uranium (U-U)
• Krypton–krypton (Kr–Kr)
• Beryllium (em inglês)^10.Ser...⁹Ser)

Datação com produtos de decomposição de radionuclídeos extintos de vida curta

A datação radiométrica absoluta requer que uma fração mensurável do núcleo original permaneça na amostra de rocha. Para rochas que datam do início do sistema solar, isso requer isótopos parentais de vida extremamente longa, tornando a medição dessas rochas & #39; idades exatas imprecisas. Para ser capaz de distinguir as idades relativas das rochas de materiais tão antigos e obter uma resolução temporal melhor do que a disponível para isótopos de vida longa, podem ser usados isótopos de vida curta que não estão mais presentes na rocha.

No início do sistema solar, havia vários radionuclídeos de vida relativamente curta, como ²⁶Al, ⁶⁰Fe, ⁵³Mn, e ¹²⁹apresento-me dentro da nebulosa solar. Estes radionuclídeos – possivelmente produzidos pela explosão de uma supernova – estão hoje extintos, mas os seus produtos de decomposição podem ser detectados em materiais muito antigos, como os que constituem os meteoritos. Medindo os produtos de decaimento de radionuclídeos extintos com um espectrômetro de massa e usando gráficos isocronográficos, é possível determinar as idades relativas de diferentes eventos no início da história do sistema solar. Os métodos de datação baseados em radionuclídeos extintos também podem ser calibrados com o método U – Pb para fornecer idades absolutas. Assim, tanto a idade aproximada quanto uma alta resolução temporal podem ser obtidas. Geralmente, uma meia-vida mais curta leva a uma resolução temporal mais alta em detrimento da escala de tempo.

O cronômetro 129I – 129Xe

¹²⁹
I
decaimento beta para ¹²⁹
Xe
com meia-vida de 16 milhões de anos. O cronômetro iodo-xenônio é uma técnica isócrona. As amostras são expostas a nêutrons em um reator nuclear. Isso converte o único isótopo estável de iodo (¹²⁷
I
) em ¹²⁸
Xe
via captura de nêutrons seguida de decaimento beta (de ¹²⁸
I
). Após a irradiação, as amostras são aquecidas em uma série de etapas e a assinatura isotópica do xenônio do gás liberado em cada etapa é analisada. Quando uma ¹²⁹
Xe
/¹²⁸
Xe
A proporção é observada em várias temperaturas consecutivasetapas, pode ser interpretado como correspondendo a um momento em que a amostra parou de perder xenônio.

Amostras de um meteorito chamado Shallowater geralmente são incluídas na irradiação para monitorar a eficiência de conversão de ¹²⁷
I
para ¹²⁸
Xe
. A diferença entre o ¹²⁹
Xe
/¹²⁸
Xe
proporções da amostra e Shallowater então corresponde às diferentes proporções de ¹²⁹
I
/¹²⁷
I
quando cada um deles parou de perder xenônio. Isto, por sua vez, corresponde a uma diferença na idade de fechamento no início do sistema solar.

O cronômetro 26Al – 26Mg

Outro exemplo de datação por radionuclídeos extintos de curta duração é o 26Al – ²⁶
Mg
cronômetro, que pode ser usado para estimar a idade relativa dos côndrulos. ²⁶
Al
decai para ²⁶
Mg
com meia-vida de 720.000 anos. A datação é simplesmente uma questão de encontrar o desvio da abundância natural de ²⁶
Mg
(o produto de ²⁶
Al
decaimento) em comparação com a proporção dos isótopos estáveis ²⁷
Al
/²⁴
Mg<sup style="font-size:inherit;line-height:inherit;vertical-align:baseline"
.

O excesso de ²⁶
Mg
(frequentemente designado ²⁶
Mg
*) é encontrado comparando o ²⁶
Mg
/ ²⁷
Mg
proporção com a de outros materiais do Sistema Solar.

O ²⁶
Al<sup style="font-size:inherit;line-height:inherit;vertical-align:baseline"
– ²⁶
Mg
o cronômetro fornece uma estimativa do período de tempo para a formação de meteoritos primitivos de apenas alguns milhões de anos (1,4 milhões de anos para a formação de côndrulos).

Um problema de terminologia

Em um artigo de julho de 2022 na revista Applied Geochemistry, os autores propuseram que os termos "isótopo pai" e "isótopo filho" ser evitado em favor do "isótopo precursor" e "isótopo de produto", análogo a "íon precursor" e "íon produto" em espectrometria de massa.