Radioisotooppien treffit

Kokeneet kirjoittajat eivät ole vielä tarkistaneet sivun nykyistä versiota, ja se voi poiketa merkittävästi 4.9.2019 tarkistetusta versiosta . tarkastukset vaativat 8 muokkausta .

Radioisotooppi eli radiometrinen päivämäärä on yksi menetelmistä erilaisten radioaktiivista isotooppia sisältävien esineiden iän määrittämiseksi . Se perustuu sen määrittämiseen, mikä osa tästä isotoopista on hajonnut näytteen eliniän aikana. Tästä arvosta, kun tiedetään tietyn isotoopin puoliintumisaika , voidaan laskea näytteen ikä.

Radioisotooppien ajoitusta käytetään laajalti geologiassa , paleontologiassa , arkeologiassa ja muissa tieteissä. Tämä on käytännössä kaikkien maapallon historian eri tapahtumien absoluuttisten ajoitusten lähde . Ennen sen ilmestymistä vain suhteellinen ajoitus oli mahdollista - sitominen tiettyihin geologisiin aikakausiin , ajanjaksoihin , aikakausiin jne., joiden kestoa ei tiedetä.

Eri radioisotooppien ajoitusmenetelmissä käytetään eri alkuaineiden erilaisia isotooppeja. Koska ne eroavat suuresti kemiallisilta ominaisuuksiltaan (ja siten runsaudeltaan erilaisissa geologisissa ja biologisissa materiaaleissa ja käyttäytymisessä geokemiallisissa kierroissa) sekä puoliintumisajassa, sovellettavuus vaihtelee menetelmien välillä. Jokainen menetelmä soveltuu vain tietyille materiaaleille ja tietylle ikäryhmälle. Tunnetuimmat radioisotooppien määritysmenetelmät ovat radiohiili- , kalium-argon- (muunnos - argon-argon), kalium-kalsium- , uraani-lyijy- ja torium-lyijymenetelmät . Myös kivien geologisen iän määrittämiseksi käytetään laajasti heliumia (perustuu helium-4:n kertymiseen alfa-aktiivisista luonnollisista isotoopeista), rubidium-strontium-, samarium-neodyymi-, renium-osmium-, lutetium-hafnium-menetelmiä. Lisäksi käytetään ei-tasapainon ajoitusmenetelmiä, jotka perustuvat isotooppitasapainon rikkomiseen luonnollisissa radioaktiivisissa sarjoissa, erityisesti ioni-, ionium-protaktinium-, uraani-isotooppimenetelmiä ja lyijy-210-menetelmää. On olemassa myös menetelmiä, jotka perustuvat mineraalin fysikaalisten ominaisuuksien muutosten kertymiseen säteilytyksen vaikutuksesta: jäljitysmenetelmä ja termoluminesenssimenetelmä .

Historia

Ajatuksen radioisotooppien ajoittamisesta ehdotti Ernest Rutherford vuonna 1904, kahdeksan vuotta Henri Becquerelin radioaktiivisuuden löytämisen jälkeen . Samalla hän teki ensimmäisen yrityksen määrittää mineraalin ikä uraanin ja heliumin pitoisuudesta [Comm. 1] [1] [2] [3] . Jo kaksi vuotta myöhemmin, vuonna 1907, Yalen yliopiston radiokemisti Bertram Boltwood julkaisi ensimmäisen uraanilyijy- ajankohdan useista uraanimalminäytteistä ja sai ikäarvot 410-2200 miljoonasta vuodesta [4] . Tuloksella oli suuri merkitys: se osoitti, että Maan ikä on monta kertaa suurempi kuin William Thomsonin kymmenen vuotta aikaisemmin planeetan jäähtymisnopeuden perusteella saavuttama 20-40 miljoonaa vuotta , ja jopa hänen aikaisempi arvionsa 20-400 miljoonaa vuotta . Tuolloin ei kuitenkaan tiedetty lyijyn osan muodostumisesta toriumin hajoamisen seurauksena eikä edes isotooppien olemassaolosta, ja siksi Boltwoodin arviot yliarvioivat yleensä kymmeniä prosentteja, joskus lähes kaksinkertaisesti [5 ] [6] .

Seuraavina vuosina tapahtui intensiivinen ydinfysiikan kehittäminen ja teknologioiden parantaminen, minkä ansiosta 1900-luvun puoliväliin mennessä saavutettiin hyvä radioisotooppien ajoituksen tarkkuus. Tätä auttoi erityisesti massaspektrometrin [7] keksintö . Vuonna 1949 Willard Libby kehitti radiohiilidattauksen ja osoitti sen käyttökelpoisuuden tunnetun ikäisillä puunäytteillä ( 1400-4600 vuotta ) [8] , josta hän sai Nobelin kemian palkinnon vuonna 1960 .

Fyysiset perustat

Minkä tahansa radioaktiivisen isotoopin määrä pienenee ajan myötä eksponentiaalisen lain ( radioaktiivisen hajoamisen lain ) mukaan:

{\frac {N(t)}{N_{0}}}=e^{-\lambda t}

missä:

N_{0}

on atomien lukumäärä alkuhetkellä,

N(t)

on atomien lukumäärä ajan kuluessa ,

t

\lambda

on vaimenemisvakio .

Siten jokaisella isotoopilla on tiukasti määritelty puoliintumisaika - aika, jonka aikana sen lukumäärä puolittuu. Puoliintumisaika liittyy vaimenemisvakioon seuraavasti: $T_{{1/2}}$

T_{1/2}={\frac {\ln 2}{\lambda ))

Sitten voimme ilmaista suhteen puoliintumisajalla: ${\frac {N(t)}{N_{0}}}$

{\frac {N(t)}{N_{0}}}=2^{-t/T_{1/2}}

Sen perusteella, kuinka suuri osa radioisotoopista on hajonnut jonkin ajan kuluessa, tämä aika voidaan laskea:

{\displaystyle t=-T_{1/2}\log _{2}{\frac {N(t)}{N_{0))))

Puoliintumisaika ei riipu lämpötilasta, paineesta, kemiallisesta ympäristöstä tai sähkömagneettisten kenttien voimakkuudesta. Ainoa tunnettu poikkeus koskee niitä isotooppeja, jotka hajoavat elektronien sieppauksella : niiden vaimenemisnopeus on riippuvainen elektronitiheydestä ytimen alueella. Näitä ovat esimerkiksi beryllium - 7, strontium - 85 ja zirkonium - 89. Tällaisten radioisotooppien hajoamisnopeus riippuu atomin ionisaatioasteesta; on myös heikko riippuvuus paineesta ja lämpötilasta. Tämä ei ole merkittävä ongelma radioisotooppitunnistuksessa [9] [10] .

Vaikeuksien lähteet

Radioisotooppitunnistuksen vaikeustekijät ovat pääasialliset aineen vaihto tutkittavan kohteen ja ympäristön välillä, mikä voi tapahtua kohteen muodostumisen jälkeen, sekä alkuperäisen isotooppi- ja alkuainekoostumuksen epävarmuus. Jos esineen muodostumishetkellä siinä oli jo tietty määrä tytär-isotooppia, laskettu ikä voidaan yliarvioida, ja jos lapsi-isotooppi myöhemmin poistui esineestä, se voidaan aliarvioida. Radiohiilimenetelmälle on tärkeää, että hiilen isotooppien suhde alkuhetkellä ei häiriinny, koska hajoamistuotteen - 14 N - pitoisuutta ei voida tietää (se ei eroa tavallisesta typestä), ja ikä voi vain määritetään perusisotoopin hajoamattoman osan mittausten perusteella. Siten on välttämätöntä tutkia tutkittavan kohteen historiaa mahdollisimman tarkasti mahdollisen aineen vaihdon ympäristön kanssa ja isotooppikoostumuksen mahdollisten ominaisuuksien vuoksi.

Isokronimenetelmä

Isokronimenetelmä auttaa ratkaisemaan ongelmia, jotka liittyvät vanhemman tai tytär-isotoopin lisäämiseen tai katoamiseen. Se toimii riippumatta tytär-isotoopin alkuperäisestä määrästä ja antaa sinun määrittää, onko esineen historiassa tapahtunut aineen vaihtoa ympäristön kanssa.

Tämä menetelmä perustuu tietojen vertailuun eri näytteistä samasta geologisesta kohteesta, joiden tiedetään olevan samanikäisiä, mutta jotka eroavat alkuainekoostumukseltaan (siis kantaradionuklidin pitoisuudesta). Jokaisen alkuaineen isotooppisen koostumuksen tulisi alkuhetkellä olla sama kaikissa näytteissä. Näiden näytteiden on myös sisällettävä lapsi-isotoopin ohella jokin muu saman alkuaineen isotooppi. Näytteet voivat edustaa sekä erilaisia mineraaleja yhdestä kivikappaleesta että eri osia yhdestä geologisesta kappaleesta.

Sitten kullekin näytteelle suoritetaan:

{D_{0}+\Delta {M} \over E_{0}}={\Delta {M} \over M_{0}-\Delta {M}}\left({M_{0}- \Delta {M} \yli E_{0}}\oikea)+{D_{0} \yli E_{0}}

missä:

D_0

on tytär-isotoopin pitoisuus alkuhetkellä,

E_{0}

on saman alkuaineen ei-radiogeenisen isotoopin pitoisuus (ei muutu),

M_{0}

on lähtöisotoopin pitoisuus alkuhetkellä,

\Delta {M}

on alkuperäisen isotoopin määrä, joka hajosi ajan kuluessa (mittaushetkellä).

t

Tämän suhteen oikeellisuus on helppo varmistaa pienentämällä oikeaa puolta.

Tytär-isotoopin pitoisuus mittaushetkellä on ja emoisotoopin pitoisuus . Sitten: $D_{t}=D_{0}+\Delta {M}$ $M_{t}=M_{0}-\Delta {M}$

{D_{t} \over E_{0}}={\Delta {M} \over M_{0}-\Delta {M}}\left({M_{t} \over E_{0}} \oikea)+{D_{0} \yli E_{0}}

Suhteet voidaan mitata. Sen jälkeen rakennetaan kaavio, jossa nämä arvot piirretään ordinaatteihin ja abskissoihin , vastaavasti. ${D_{t} \yli E_{0}}$ ${M_{t} \yli E_{0}}$

Jos näytteiden historiassa ei ole tapahtunut aineen vaihtoa ympäristön kanssa, niin niitä vastaavat pisteet tässä kaaviossa ovat suoralla viivalla, koska kerroin ja summa on sama kaikille näytteille (ja nämä näytteet eroavat vain isotoopin alkuperäisessä sisällössä). Tätä linjaa kutsutaan isokroniksi. Mitä suurempi isokronin kaltevuus, sitä suurempi on tutkittavan kohteen ikä. Jos esineen historiassa tapahtui aineen vaihtoa, pisteet eivät ole yhdellä suoralla ja tämä osoittaa, että tässä tapauksessa iän määritys on epäluotettava. ${\Delta {M} \yli M_{0}-\Delta {M}}$ ${D_{0} \yli E_{0}}$

Isokronimenetelmää käytetään erilaisissa radioisotooppien ajoitusmenetelmissä, kuten rubidium-strontium, samarium-neodyymi ja uraani-lyijy .

Sulkemislämpötila

Jos mineraalia, jonka kidehilassa ei ole tytärnuklidia, kuumennetaan riittävästi, tämä nuklidi diffundoituu ulospäin. Siten "radioisotooppikello" asetetaan nollaan: siitä hetkestä kulunut aika saadaan radioisotooppien ajoituksen tuloksena. Tietyn lämpötilan alapuolelle jäähtyessään tietyn nuklidin diffuusio pysähtyy: mineraalista tulee suljettu järjestelmä tämän nuklidin suhteen. Lämpötilaa, jossa tämä tapahtuu, kutsutaan sulkemislämpötilaksi .

Sulkemislämpötila vaihtelee suuresti eri mineraalien ja eri alkuaineiden osalta. Esimerkiksi biotiitti alkaa huomattavasti menettää argonia kuumennettaessa 280 ± 40 °C:seen [11] , kun taas zirkonista häviää lyijyä yli 950–1000 °C: n lämpötiloissa [12] .

Radioisotooppien ajoitusmenetelmät

Käytetään erilaisia radioisotooppimenetelmiä, jotka sopivat eri materiaaleille, eri ikäväleillä ja joilla on erilainen tarkkuus.

Uraani-lyijymenetelmä

Uraani-lyijymenetelmä on yksi vanhimmista ja vakiintuneista radioisotooppitunnistuksen menetelmistä, ja hyvin suoritettuna se on luotettavin menetelmä satojen miljoonien vuosien ikäisille näytteille. Mahdollistaa 0,1 %:n tai jopa paremman tarkkuuden [13] [14] . Sekä näytteet on mahdollista ajoittaa lähelle Maan ikää että alle miljoona vuotta nuorempia näytteitä. Parempi luotettavuus ja tarkkuus saavutetaan käyttämällä kahta uraanin isotooppia , joiden hajoamisketjut päättyvät eri lyijyn isotoopeihin , ja myös joillakin zirkonia , yleisesti uraani-lyijy-ajankohdassa käytetyllä mineraalilla.

Käytetään seuraavia muunnoksia:

238 U → 206 Pb, puoliintumisaika 4,47 miljardia vuotta (radiumsarja - katsoRadioaktiiviset sarjat), 235 U → 207 Pb, puoliintumisaika 0,704 miljardia vuotta (aktiniumsarja).

Joskus niiden lisäksi käytetään torium-232 :n hajoamista ( uraani-torium-lyijymenetelmä ):

232 Th → 208 Pb, puoliintumisaika 14,0 miljardia vuotta (toriumsarja).

Kaikki nämä muutokset käyvät läpi monia vaiheita, mutta välinuklidit hajoavat paljon nopeammin kuin alkuperäiset.

Useimmiten zirkonia (ZrSiO 4 ) käytetään uraani-lyijymenetelmällä tapahtuvaan päivämäärään; joissakin tapauksissa - monatsiitti , titaniitti , baddeleyiitti [15] ; harvemmin monet muut materiaalit, mukaan lukien apatiitti , kalsiitti , aragoniitti [16] , opaali ja kivet , jotka koostuvat eri mineraalien seoksesta. Zirkonilla on korkea lujuus, kemiallinen kestävyys, korkea sulkeutumislämpötila ja sitä on laajalti levinnyt magmakiviin . Uraani sekoittuu helposti sen kidehilaan , eikä lyijyä ole, joten kaikkea zirkonissa olevaa lyijyä voidaan yleensä pitää radiogeenisenä [17] . Tarvittaessa ei-radiogeenisen lyijyn määrä voidaan laskea lyijy-204:n määrästä, jota ei muodostu uraani-isotooppien hajoamisen aikana [18] .

Uraanin kahden isotoopin käyttö, joka hajoaa lyijyn eri isotoopeiksi, mahdollistaa esineen iän määrittämisen, vaikka se menettäisi osan lyijystä (esimerkiksi muodonmuutoksen vuoksi ). Lisäksi tämän metamorfismitapahtuman ikä voidaan määrittää.

Lyijy-lyijy-menetelmä

Lyijy-lyijymenetelmää käytetään yleensä mineraalien seoksesta koostuvien näytteiden iän määrittämiseen (sen etu tässä tapauksessa uraani-lyijymenetelmään verrattuna johtuu uraanin suuresta liikkuvuudesta). Tämä menetelmä soveltuu hyvin meteoriittien ja maanpäällisten kivien, jotka ovat kokeneet äskettäin uraanin häviämisen, ajoittamiseen. Se perustuu kolmen lyijy-isotoopin pitoisuuden mittaamiseen: 206 Pb (muodostuu 238 U:n hajoamisesta), 207 Pb (muodostuu 235 U:n hajoamisesta) ja 204 Pb (ei-radiogeeninen).

Lyijy-isotooppipitoisuuksien suhteen muutos ajan myötä johdetaan seuraavista yhtälöistä:

{\left[^{{207}}{\mathrm {Pb}}\right]_{{t}}}={\left[^{{207}}{\mathrm {Pb}}\right]_{ {0}}}+{\left[^{{235}}{\mathrm {U}}\oikea]_{{0}}}{\left({e^{{\lambda _{{235}} t}}-1}\oikea)}

{\left[^{{206}}{\mathrm {Pb}}\right]_{{t}}}={\left[^{{206}}{\mathrm {Pb}}\right]_{ {0}}}+{\left[^{{238}}{\mathrm {U}}\oikea]_{{0}}}{\left({e^{{\lambda _{{238}} t}}-1}\oikea)}

jossa indeksi tarkoittaa isotoopin pitoisuutta mittaushetkellä ja indeksi alkuhetkellä. $t$ $0$

On kätevää käyttää ei itse pitoisuuksia, vaan niiden suhdetta ei-radiogeenisen 204Pb- isotoopin pitoisuuteen .
Hakasulkujen poisjättäminen:

{\left({\frac {^{{207}}{\mathrm {Pb}}}{^{{204}}{\mathrm {Pb}}}}\right)_{{t}}}={ \left({\frac {^{{207}}{\mathrm {Pb}}}{^{{204}}{\mathrm {Pb}}}}\right)_{{0}}}+{\ vasen({\frac {^{{235}}{\mathrm {U}}}{^{{204}}{\mathrm {Pb}}}}\oikea)}{\left({e^{{\ lambda _{{235}}t}}-1}\oikea)}

{\left({\frac {^{{206}}{\mathrm {Pb}}}{^{{204}}{\mathrm {Pb}}}}\right)_{{t}}}={ \left({\frac {^{{206}}{\mathrm {Pb}}}{^{{204}}{\mathrm {Pb}}}}\oikea)_{{0}}}+{\ vasen({\frac {^{{238}}{\mathrm {U}}}{^{{204}}{\mathrm {Pb}}}}\oikea)}{\left({e^{{\ lambda _{{238}}t}}-1}\oikea)}

Jakamalla ensimmäinen näistä yhtälöistä toisella ja ottaen huomioon, että uraani-isotooppien 238U / 235U pitoisuuksien nykyinen suhde on lähes sama kaikille geologisille kohteille (hyväksytty arvo on 137,88), [Comm. 2] [19] [16] [13] saamme:

{\frac {\left({\frac {^{{207}}{\mathrm {Pb}}}{^{{204}}{\mathrm {Pb}}}}\oikea)_{{t}} -\left({\frac {^{{207}}{\mathrm {Pb}}}{^{{204}}{\mathrm {Pb}}}}\oikea)_{{0}}}{\ vasen({\frac {^{{206}}{\mathrm {Pb}}}{^{{204}}{\mathrm {Pb}}}}\oikea)_{{t}}-\left({ \frac {^{{206}}{\mathrm {Pb}}}{^{{204}}{\mathrm {Pb}}}}\right)_{{0}}}}={\left({ \frac {1}{137,88}}\right)}{\left({\frac {e^{{\lambda _{{235}}t}}-1}{e^{{\lambda _{ {238}}t}}-1}}\oikea)}

Seuraavaksi piirretään akseleille kuvaaja suhteilla 207 Pb/ 204 Pb ja 206 Pb/ 204 Pb. Tässä kaaviossa pisteet, jotka vastaavat näytteitä, joilla on erilaiset U/Pb-suhteet, asettuvat suoralle viivalla (isokroni), jonka kaltevuus osoittaa näytteen iän.

Lyijy-lyijy-menetelmää käytettiin määrittämään aurinkokunnan planeettojen muodostumisaika (eli Maan ikä ). Tämän teki ensimmäisenä Claire Cameron Patterson vuonna 1956 tutkiessaan erilaisia meteoriittityyppejä . Koska ne ovat gravitaatiodifferentioitumisen läpikäyneiden planetesimaalien fragmentteja , eri meteoriiteilla on erilaiset U/Pb-arvot, mikä mahdollistaa isokronin rakentamisen. Kävi ilmi, että tämä isokroni sisältää myös pisteen, joka edustaa maan lyijy-isotooppien keskimääräistä suhdetta. Maan iän nykyarvo on 4,54 ± 0,05 miljardia vuotta [15] .

Kalium-argon menetelmä

Tämä menetelmä käyttää 40 K :n isotoopin hajoamista , joka on 0,012 % luonnollisesta kaliumista . Se hajoaa pääasiassa kahdella tavalla [Comm. 3] :

β - hajoaminen (todennäköisyys 89,28(13) % [20] , osittainen puoliintumisaika [Comm. 4] 1,398 miljardia vuotta ):

{\mathrm {{}_{{19}}^{{40}}K}}\rightarrow {\mathrm {{}_{{20}}^{{40}}Ca}}+e^{-} +{\bar {\nu }}_{e}\,;

elektronien sieppaus (todennäköisyys 10,72(13) % [20] , puoliintumisaika 11,64 miljardia vuotta):

{\mathrm {{}_{{19}}^{{40}}K}}+e^{-}\rightarrow {\mathrm {{}_{{18}}^{{40}}Ar}} +{\nu }_{e}\,.

40 K: n puoliintumisaika , kun otetaan huomioon molemmat hajoamisreitit, on 1,248(3) miljardia vuotta [20] . Tämä mahdollistaa sekä näytteiden päivämäärän, joiden ikä on yhtä suuri kuin Maan ikä, että näytteitä, joiden ikä on satoja ja joskus kymmeniä tuhansia vuosia [15] .

Kalium on 7. runsain alkuaine maankuoressa , ja monet magmaiset ja sedimenttikivet sisältävät suuria määriä tätä alkuainetta. Siinä olevan 40 K:n isotoopin osuus on vakio hyvällä tarkkuudella [15] . Kalium-argon-ajankohdassa käytetään erilaisia kiillejä , jähmettynyttä laavaa , maasälpää , savimineraaleja ja monia muita mineraaleja ja kiviä . Kiinteytynyt laava soveltuu myös paleomagneettiseen tutkimukseen. Siksi kalium-argon-menetelmä (tarkemmin sanottuna sen muunnelma, argon-argon-menetelmä) on päämenetelmä geomagneettisen polariteettiasteikon kalibroinnissa [15] [21] .

Kalium-40: n päähajotustuote 40 Ca ei eroa tavallisesta (ei-radiogeenisesta) kalsium-40:stä, jota on pääsääntöisesti runsaasti tutkituissa kivissä. Siksi yleensä analysoidaan toisen tytär-isotoopin, 40 Ar:n, sisältö. Koska argon on inertti kaasu , se haihtuu helposti kivistä kuumennettaessa useisiin satoihin asteisiin. Näin ollen kalium-argon-ajanjakso näyttää ajan, jolloin näyte viimeksi kuumennetaan tällaisiin lämpötiloihin [15] .

Suurin ongelma kalium-argon-ajankohdassa, kuten myös muissa radioisotooppimenetelmissä, on aineen vaihto ympäristön kanssa ja näytteen alkuperäisen koostumuksen määrittämisen vaikeus. On tärkeää, että näyte ei sisällä alkuhetkellä argonia, ei sitten menetä sitä eikä saastu ilmakehän argonilla. Tämä saastuminen voidaan korjata sillä perusteella, että ilmakehän argonissa on 40 Ar:n lisäksi toinen isotooppi ( 36 Ar), mutta sen pienestä määrästä (1/295 kokonaisargonista) johtuu tarkkuus tämä korjaus on pieni.

Kalium-argon-taatelien ja uraani-lyijyn vertailu osoittaa, että kalium-argon-taatelit ovat yleensä alle noin 1 %. Tämä johtuu todennäköisesti kalium-40:n puoliintumisajan hyväksytyn arvon epätarkkuudesta [15] .

Argon-argon menetelmä

40 Ar/ 39 Ar -menetelmä on parannettu versio kalium-argon-menetelmästä. Tämän menetelmän mukaan 40 K:n sisällön sijaan määritetään 39 Ar:n pitoisuus, joka muodostuu 39 K:stä keinotekoisen neutronisäteilytyksen aikana . 40 K:n määrä voidaan yksiselitteisesti määrittää 39 K:n määrästä johtuen kaliumin isotooppisen koostumuksen pysyvyydestä. Tämän menetelmän etuna on, että 39 Ar:n ja 40 Ar:n kemialliset ominaisuudet ovat samat, joten näiden isotooppien pitoisuus voidaan määrittää yhdestä näytenäytteestä samalla tavalla. Mutta jokainen argon-argon-ajanmääritys vaatii kalibroinnin tunnetun ikäisen näytteen kanssa, joka on säteilytetty samalla neutronivuolla [22] [23] .

Rubidium-strontium menetelmä

Pääartikkeli: Rubidium-strontium-ajanmääritysmenetelmä

Menetelmän periaate perustuu 87Rb - isotoopin β − -hajoamiseen ja sen muuttumiseen stabiiliksi 87Sr- isotoopiksi :

\mathrm {{}_{37}^{87}Rb} \rightarrow \mathrm {{}_{38}^{87}Sr} +{\beta }^{-}+{\bar {\ nu }}_{e}+Q\,;

missä ν e on elektronin antineutrino, Q on hajoamisenergia. Rubidium-87:n puoliintumisaika on 49,7 (3) miljardia vuotta , sen luonnollinen isotooppimäärä on 27,83 (2) % [20] . Rubidiumin esiintyvyys kiven mineraaleissa määräytyy ensinnäkin ionisäteiden Rb + ( r = 0,148 nm ) läheisyydestä ioneihin K + ( r = 0,133 nm ). Tämän ansiosta Rb-ioni voi korvata K-ionin kaikissa tärkeimmissä kiviä muodostavissa mineraaleissa.

Strontiumin yleisyys johtuu Sr 2+ -ionin ( r = 0,113 nm ) kyvystä korvata Ca 2+ -ioni ( r = 0,101 nm ) kalsiumia sisältävissä mineraaleissa (pääasiassa plagioklaasissa ja apatiitissa ) sekä sen mahdollisuus päästä hilaan kaliummaasälpien paikallaan ioni K + . Strontium-87:n kertyminen mineraaliin tapahtuu lain mukaan

\left({\frac {^{87}\mathrm {Sr} }{^{86}\mathrm {Sr} }}\right)_{t}=\left({\frac {^{87 }\mathrm {Sr} }{^{86}\mathrm {Sr} }}\right)_{0}+\left({\frac {^{87}\mathrm {Rb} }{^{86}\ mathrm {Sr} }}\right)_{t}\cdot \left(e^{\lambda t}-1\right),

jossa indeksi t , kuten aina, viittaa mineraalin isotooppipitoisuuksien nykyaikaisiin suhteisiin ja 0 alkuperäisiin suhteisiin. Tämän yhtälön ratkaisu suhteessa ikään t mahdollistaa geokronologian perusyhtälön kirjoittamisen Rb-Sr-menetelmään [24] :

t={\frac {1}{\lambda }}\ln \left({\frac {\left({\frac {^{87}\mathrm {Sr} }{^{86}\mathrm { Sr} }}\oikea)_{t}-\vasen({\frac {^{87}\mathrm {Sr} }{^{86}\mathrm {Sr} }}\oikea)_{0}}{ \left({\frac {^{87}\mathrm {Rb} }{^{86}\mathrm {Sr} }}\oikea)_{t}}}+1\oikea),

Menetelmässä käytettyjen radiogeenisten ( 87 Sr) ja ei-radiogeenisten ( 86 Sr) strontiumisotooppien isotooppimäärä on 7,00 (1) % ja 9,86 (1) % [20] .

Samarium-neodyymimenetelmä

Samarium ja neodyymi ovat harvinaisia maametallielementtejä . Ne ovat vähemmän liikkuvia kuin alkali- ja maa-alkalielementit, kuten K, Rb, Sr jne. hydrotermisen muutoksen ja kemiallisen sään ja muodonmuutoksen alaisena. Siksi samarium-neodyymimenetelmä antaa luotettavamman kivien iän ajoituksen kuin rubidium-strontium-menetelmä. Ehdotuksen Sm-Nd-menetelmän käyttämisestä geokronologiassa teki ensimmäisenä G. Lugmair (G. Lugmair, 1947). Hän osoitti, että suhde 143 Nd/ 144 Nd on indikaattori 143 Nd:n suhteellisessa pitoisuudessa 147 Sm :n hajoamisesta johtuvista muutoksista. Yhdysvaltalaiset tutkijat De Paolo ja Wasserburg antoivat suuren panoksen Sm-Nd-menetelmän kehittämiseen, käyttöönottoon geologisessa käytännössä ja saatujen tietojen käsittelyssä. Samariumissa on 7 luonnollista isotooppia (katso Samariumin isotoopit ), mutta vain kaksi niistä ( 147 Sm ja 148 Sm [Comm. 5] ) on radioaktiivisia. 147 Sm muuttuu lähettäen alfahiukkasen 143 Nd:ksi :

\mathrm {{}_{62}^{147}Sm} \rightarrow \mathrm {{}_{60}^{143}Nd} +{\alpha }+Q\,;

147 Sm :n puoliintumisaika on erittäin pitkä, 106,6(7) miljardia vuotta [20] . Samarium-neodyymimenetelmää käytetään parhaiten perus- ja ultraemäksisten kivien, mukaan lukien metamorfisten, iän laskemiseen.

Renium-osmium menetelmä

Menetelmä perustuu renium-187:n (puoliintumisaika 43,3(7) Ga, luonnollinen isotooppinen runsaus η = 62,60(2) % [20] ) beetahajoamiseen osmium-187:ksi ( η = 1,96(2) % [20] ] ). Menetelmää käytetään rauta-nikkelimeteoriittien (niihin siderofiilisenä alkuaineena reniumia yleensä keskittyy) ja molybdeniittiesiintymien ( maankuoren molybdeniitti MoS 2 on reniumia väkevöivä mineraali, kuten tantaali- ja niobimineraalit) ajoittamiseen. Osmium liittyy iridiumiin ja sitä esiintyy lähes yksinomaan ultramafisissa kivissä. Isokroniyhtälö Re-Os-menetelmälle [25] :

\left({\frac {^{187}\mathrm {Os} }{^{186}\mathrm {Os} }}\right)_{t}=\left({\frac {^{187 }\mathrm {Os} }{^{186}\mathrm {Os} }}\oikea)_{0}+\left({\frac {^{187}\mathrm {Re} }{^{186}\ mathrm {Os} }}\right)_{t}\cdot \left(e^{\lambda _{187}t}-1\right).

Lutetium-hafnium menetelmä

Menetelmä perustuu lutetium-176:n (puoliintumisaika 36,84(18) miljardia vuotta, luonnollinen isotoopin runsaus η = 2,599(13) % [20] ) beetahajoamiseen hafnium-176:ksi ( η = 5,26(7) % [ 20] ). Hafniumilla ja lutetiumilla on merkittävästi erilaiset geokemialliset ominaisuudet. Menetelmään soveltuvat raskaiden lantanidien mineraalit, kuten fergusoniitti , ksenotiimi jne., sekä apatiitti , ortiitti , sphene . Hafnium on zirkoniumin kemiallinen analogi ja se on väkevöity zirkoneihin, joten zirkonit eivät sovellu tähän menetelmään. Isokroniyhtälö lutetium-hafnium-menetelmälle [26] :

\left({\frac {^{176}\mathrm {Hf} }{^{177}\mathrm {Hf} }}\right)_{t}=\left({\frac {^{176 }\mathrm {Hf} }{^{177}\mathrm {Hf} }}\right)_{0}+\left({\frac {^{176}\mathrm {Lu} }{^{177}\ mathrm {Hf} }}\right)_{t}\cdot \left(e^{\lambda _{176}t}-1\right).

Radiohiilidataus

Menetelmä perustuu hiili-14 :n hajoamiseen ja sitä käytetään useimmiten biologista alkuperää oleviin esineisiin. Sen avulla voit määrittää ajan, joka on kulunut biologisen esineen kuolemasta ja hiilenvaihdon lakkaamisesta ilmakehän säiliön kanssa. Hiili-14-pitoisuuden suhde stabiiliin hiileen ( 14 C/ 12 C ~ 10 −10 %) ilmakehässä ja sen kanssa tasapainossa olevien eläinten ja kasvien kudoksissa määräytyy nopeiden neutronien vuon perusteella. yläilmakehässä. Kosmisen säteiden tuottamat neutronit reagoivat ilmakehän typpi -14-ytimien kanssa reaktiossa, joka tuottaa keskimäärin noin 7,5 kg hiili-14:ää vuodessa. 14 C :n puoliintumisaika on 5700 ± 30 vuotta [20] ; Olemassa olevat tekniikat mahdollistavat radiohiilen pitoisuuden määrittämisen biologisissa esineissä tasolla, joka on noin 1000 kertaa pienempi kuin ilmakehän tasapainopitoisuus, toisin sanoen 10 14 C :n puoliintumisajan (noin 60 tuhatta vuotta) iässä. $n+{\mathrm {^{{14}}_{{7}}N}}\rightarrow {\mathrm {^{{14}}_{{6}}C}}+p,$

Muistiinpanot

Kommentit

↑ Rutherfordin arvio perustui Ramsayn ja Traversin tietoihin fergusoniitin uraanin ja heliumin pitoisuuksista (seikka, että uraanista ei muodostu pelkästään heliumia, vaan soveltuu myös paljon paremmin lyijyn ajoittamiseen, ei ollut vielä tiedossa). Se oli 40 Ma; seuraavana vuonna Rutherford tarkisti sitä ottaen huomioon heliumin muodostumisnopeuden ja sai 500 miljoonaa vuotta.
↑ Nykyaikaiset tutkimukset osoittavat, että maankivien keskimääräinen suhde on hieman pienempi kuin Kansainvälisen geologisten tieteiden liiton geokronologian alikomitean vuonna 1979 suosittelema arvo 137,88 ja se on noin 137,82, ja eri näytteissä se eroaa sadas- ja jopa kymmenesosilla. prosentista. Oklon luonnollinen ydinreaktori on ainoa tunnettu esimerkki huomattavasti suuremmasta taipumasta. $^{238}\mathrm {U} /^{235}\mathrm {U}$
↑ Myös positroniemissiolla ja argon-40:n muodostuksella on hyvin pieni hajoamisen todennäköisyys, mutta tätä kanavaa ei voi erottaa elektronien sieppauksesta radioisotooppien ajoituksen kannalta.
↑ Tietyn hajoamiskanavan puoliintumisaika on yhtä suuri kuin radionuklidin kokonaispuoliintumisaika jaettuna kyseisen kanavan hajoamistodennäköisyydellä.
↑ Samarium-148:n puoliintumisaika, 7 10 15 vuotta, on liian pitkä käytettäväksi geokronologiassa.

Lähteet

↑ Lewis CLE Arthur Holmesin yhdistävä teoria: radioaktiivisuudesta mantereen ajautumiseen // Maa sisältä ja ulkoa: Jotkut tärkeimmät panokset geologiaan 2000-luvulla / DR Oldroyd. - Geological Society of London, 2002. - S. 168 . — 369 s. — (Geological Societyn erikoisjulkaisu 192). — ISBN 9781862390966 .
↑ JM Mattinson Geokronologian vallankumous // Geologisten tieteiden verkko: edistysaskeleet, vaikutukset ja vuorovaikutukset / ME Bickford. - Geological Society of America, 2013. - S. 304. - 611 s. — (Geological Society of America -erikoispaperi 500). — ISBN 9780813725000 .
↑ Rutherford E. Radioaktiivisuuden nykyiset ongelmat // International Congress of Arts and Science. Voi. IV / HJ Rogers. - University Alliance, 1906. - S. 185-186. doi : 10.5962 / bhl.title.43866 .
↑ Boltwood B. Radioaktiivisten elementtien lopullisista hajoamistuotteista. Osa II. Uraanin hajoamistuotteet // American Journal of Science : päiväkirja. - 1907. - Voi. 23, ser.4 . - s. 77-88 . - doi : 10.2475/ajs.s4-23.134.78 .
↑ Dalrymple GB Early Appeals to Radioactivity // The Age of the Earth. - Stanford University Press, 1994. - S. 69-74. — 474 s. — ISBN 9780804723312 .
↑ Valkoinen WM 2.1. Radioaktiivisen isotooppigeokemian perusteet // Isotooppigeokemia. - John Wiley & Sons, 2015. - s. 32-33. — 496 s. — ISBN 978-0-470-65670-9 . ( pdf Arkistoitu 17. kesäkuuta 2014 Wayback Machinessa ).
↑ Geologinen aika: Radiometrinen aikaasteikko . United States Geological Survey (16. kesäkuuta 2001). Haettu 24. elokuuta 2012. Arkistoitu alkuperäisestä 29. lokakuuta 2012. (määrätön)
↑ Arnold JR, Libby WF :n ikämääritykset radiohiilisisällön perusteella: tarkastukset tunnetun iän näytteillä // Tiede : lehti. - 1949. - Voi. 110 , ei. 2869 . - s. 678-680 . - doi : 10.1126/tiede.110.2869.678 . - . — PMID 15407879 .
↑ G. Brent Dalrymple. Muinainen maa, muinainen taivas . - Stanford University Press, 2004. - S. 58-60. - 247 p. — ISBN 9780804749336 .
↑ Johnson, B. (1993) How to Change Nuclear Decay Rates Arkistoitu 1. marraskuuta 2001 Wayback Machinessa . Usenet Physics UKK.
↑ Rob Butler (2001). Sulkemislämpötilat Arkistoitu 13. huhtikuuta 2013 Wayback Machine Dynamic Earthiin. Maan ja ympäristön koulu.
↑ Scoates JS, Wall CJ Layered Intrusions geochronology // Layered Intrusions / B. Charlier, O. Namur, R. Latypov, Ch. Tegner. - Springer, 2015. - s. 23-28. — 748 s. — ISBN 9789401796521 .
↑ 1 2 Schoene B. 4.10. U–Th–Pb Geokronologia // Geokemian tutkielma / H. Holland, K. Turekian. - 2. painos — Elsevier, 2014. — Voi. 4: Kuori. - s. 341-378. - ISBN 978-0-08-098300-4 . - doi : 10.1016/B978-0-08-095975-7.00310-7 .
↑ Robert Sanders 2004. Uraani/lyijy-ajanjakso tarjoaa tähän mennessä tarkimman päivämäärän maapallon suurimmalle sukupuuttoon . Arkistoitu 22. tammikuuta 2012 Wayback Machine UC Berkeley News -sivustolle
↑ 1 2 3 4 5 6 7 Dickin A.P. Radiogenic Isotope Geology . - 2. painos - Cambridge University Press, 2005. - P. 29-31, 101-135, 275, 324-382. — 512 s. - ISBN 0-521-82316-1 .
↑ 1 2 Parrish R. Uranium-Lead Dating // Tieteellisten treffimenetelmien tietosanakirja / WJ Rink, JW Thompson. - Springer Alankomaat, 2015. - P. 848-857. - 978 dollaria — ISBN 978-94-007-6304-3 . - doi : 10.1007/978-94-007-6304-3_193 .
↑ Andrew Alden. Uranium-Lead Dating Arkistoitu 29. maaliskuuta 2013 Wayback Machinessa Geology
↑ Geokronologia - artikkeli Great Soviet Encyclopediasta . B. M. Keller, A. I. Tugarinov, G. V. Voitkevitš.
↑ Valkoinen WM 3. Vaimenemisjärjestelmät ja geokronologia II: U ja Th // Isotooppigeokemia. - John Wiley & Sons, 2015. - s. 72-100. — 496 s. — ISBN 978-0-470-65670-9 . ( pdf Arkistoitu 17. kesäkuuta 2014 Wayback Machinessa ).
↑ 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 Audi G. , Kondev FG , Wang M. , Huang WJ , Naimi S. Nubase2016 -arvio ydinominaisuuksista // Chinese Physics C. - 2017. - Vol. 41 , iss. 3 . - P. 030001-1-030001-138 . - doi : 10.1088/1674-1137/41/3/030001 . - .
↑ Singer SB, Hoffman KA, Chauvin A., Coe RS, Pringle MS Treffit Myöhäisen Matuyama Chronin väliaikaisesti magnetoituneet laavat: Kohti uutta 40 Ar/ 39 Ar:n käänteisten ja tapahtumien aikakaavaa // Journal of Geophysical Research : päiväkirja. - 1999. - Voi. 104 , no. B1 . - s. 679-693 . - doi : 10.1029/JB084iB02p00615 . Arkistoitu alkuperäisestä 30. heinäkuuta 2010.
↑ Titaeva N. A. Ydingeokemia : Oppikirja. - 2. painos - M . : Moskovan valtionyliopiston kustantamo, 2000. - S. 99-102. — 336 s. — ISBN 5-211-02564-4 .
↑ K/Ar- ja 40 Ar/ 39 Ar Methods - New Mexico Bureau of Geology & Mineral Resources . Haettu 13. lokakuuta 2012. Arkistoitu alkuperäisestä 3. elokuuta 2017. (määrätön)
↑ Titaeva, s. 93.
↑ Titaeva, s. 108.
↑ Titaeva, s. 109.

Kirjallisuus

Encyclopedia of Scientific Dating Methods / WJ Rink, JW Thompson. - Springer Alankomaat, 2015. - 978 s. — ISBN 978-94-007-6304-3 . - doi : 10.1007/978-94-007-6304-3 .
Dickin A.P. Radiogeeninen isotooppigeologia . - 2. painos - Cambridge University Press, 2005. - 512 s. - ISBN 0-521-82316-1 .
Titaeva N. A. Ydingeokemia : Oppikirja. - 2. painos - M .: MGU Publishing House, 2000. - 336 s. — ISBN 5-211-02564-4 .
Koronovsky N. V. Yleinen geologia: Oppikirja. - 2. painos - M . : Kustantaja "KDU", 2010. - S. 120-125. — 526 s. — ISBN 978-5-98227-682-7 .

Linkit

Ishkhanov B.S. Geologian perusteet. 17. Ydinkronologia
Koronovsky N.V. , Yakushova A.F. Geologian perusteet. 18.2. Absoluuttinen geokronologia
Borisov N. M. Päivämäärien lisääminen geologiseen tietueeseen tai Kuinka fyysikot auttavat geologeja
Markov A. V. Kaukaisen menneisyyden kronologia

Sanakirjat ja tietosanakirjat	Hienoa norjalaista Britannica (verkossa) Britannica (verkossa)
Bibliografisissa luetteloissa	GND : 4277253-9 J9U : 987007558363305171 LCCN : sh85110596