Radioizotópos randevúzás

Az oldal jelenlegi verzióját még nem ellenőrizték tapasztalt közreműködők, és jelentősen eltérhet a 2019. szeptember 4-én felülvizsgált verziótól ; az ellenőrzések 8 szerkesztést igényelnek .

A radioizotóp vagy radiometrikus kormeghatározás az egyik módszer a radioaktív izotópot tartalmazó különféle objektumok korának meghatározására . Ez annak meghatározásán alapul, hogy ennek az izotópnak mekkora része bomlott el a minta élettartama során. Ebből az értékből egy adott izotóp felezési idejének ismeretében kiszámítható a minta kora.

A radioizotópos kormeghatározást széles körben használják a geológiában , a paleontológiában , a régészetben és más tudományokban. Ez a forrása a Föld történetének különböző eseményeinek gyakorlatilag minden abszolút dátumozásának . Megjelenése előtt csak relatív keltezés volt lehetséges - bizonyos geológiai korokhoz , időszakokhoz , korszakokhoz stb. kötve, amelyek időtartama nem volt ismert.

A különböző radioizotópos kormeghatározási módszerek különböző elemek különböző izotópjait használják fel. Mivel kémiai tulajdonságaikban (és ezért a különböző geológiai és biológiai anyagokban, valamint a geokémiai körfolyamatokban való viselkedésükben) és felezési idejükben nagymértékben különböznek, az alkalmazhatóság köre az egyes módszerek között eltérő. Mindegyik módszer csak bizonyos anyagokra és egy bizonyos korosztályra alkalmazható. A radioizotópos kormeghatározás leghíresebb módszerei a radiokarbon , kálium-argon (módosítás - argon-argon), kálium-kalcium , urán-ólom és tórium-ólom módszerek . A kőzetek geológiai korának meghatározásához széles körben alkalmazzák a héliumot (a hélium-4 alfa-aktív természetes izotópokból történő felhalmozódásán alapul), a rubídium-stroncium, a szamárium-neodímium, a rénium-ozmium, a lutécium-hafnium módszereket. Ezenkívül nem egyensúlyi kormeghatározási módszereket alkalmaznak, amelyek az izotóp-egyensúly megsértésén alapulnak a természetes radioaktív sorozatokban, különösen az ion, az ionium-protactinium, az urán-izotóp módszerek és az ólom-210 módszere. Léteznek olyan módszerek is, amelyek egy ásvány fizikai tulajdonságaiban bekövetkezett változások halmozódásán alapulnak besugárzás hatására: a nyomkövetési módszer és a termolumineszcens módszer .

Történelem

A radioizotópos kormeghatározás ötletét Ernest Rutherford javasolta 1904-ben, 8 évvel azután, hogy Henri Becquerel felfedezte a radioaktivitást . Ezzel egyidejűleg első kísérletet tett az ásvány korának meghatározására az urán- és héliumtartalomból [Comm. 1] [1] [2] [3] . Már két évvel később, 1907-ben Bertram Boltwood , a Yale Egyetem radiokémikusa közzétette számos uránércminta első urán-ólom kormeghatározását, és 410 és 2200 millió év közötti korhatárokat kapott [4] . Az eredmény nagy jelentőségű volt: megmutatta, hogy a Föld életkora sokszorosa annak a 20-40 millió évnek , amelyet tíz évvel korábban William Thomson kapott a bolygó lehűlési sebessége alapján, sőt korábbi becslése is. 20-400 millió év . Abban az időben azonban nem lehetett tudni, hogy a tórium bomlása következtében ólom egy része keletkezik, sőt izotópok is léteznek, ezért Boltwood becsléseit általában több tíz százalékkal, esetenként majdnem kétszeresével túlbecsülték [5 ] [6] .

A következő években a magfizika intenzív fejlődése és a technológiák fejlesztése zajlott, aminek köszönhetően a 20. század közepére jó pontosságú radioizotópos kormeghatározást sikerült elérni. Ebben különösen a tömegspektrométer [7] feltalálása segített . 1949-ben Willard Libby kifejlesztette a radiokarbon kormeghatározást , és bebizonyította annak hasznosságát ismert korú ( 1400 és 4600 év közötti ) famintákon [8] , amiért 1960 -ban megkapta a kémiai Nobel-díjat .

Fizikai alapok

Bármely radioaktív izotóp mennyisége idővel csökken egy exponenciális törvény ( a radioaktív bomlás törvénye ) szerint:

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

ahol:

N_{0}

az atomok száma a kezdeti pillanatban,

N(t)

az atomok száma az idő függvényében ,

t

\lambda

a bomlási állandó .

Így minden izotópnak szigorúan meghatározott felezési ideje van - az az idő, amely alatt számuk felére csökken. A felezési idő a következőképpen kapcsolódik a bomlási állandóhoz: $T_{{1/2}}$

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

Ekkor az arányt a felezési idővel fejezhetjük ki : ${\frac {N(t)}{N_{0}}}$

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

Az alapján, hogy a radioizotópból mennyi bomlott el egy idő alatt, ez az idő kiszámítható:

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

A felezési idő nem függ a hőmérséklettől, nyomástól, kémiai környezettől, az elektromágneses mezők intenzitásától. Az egyetlen ismert kivétel azokra az izotópokra vonatkozik, amelyek elektronbefogással bomlanak le : ezeknek a bomlási sebessége az atommag régiójában lévő elektronsűrűségtől függ. Ide tartozik például a berillium -7, a stroncium - 85 és a cirkónium - 89. Az ilyen radioizotópok esetében a bomlási sebesség az atom ionizációs fokától függ; gyenge a nyomás- és hőmérsékletfüggőség is. Ez nem jelent jelentős problémát a radioizotópos kormeghatározásnál [9] [10] .

A nehézségek forrásai

A radioizotópos kormeghatározás nehézségeinek fő forrása a vizsgált objektum és a környezet közötti anyagcsere, amely az objektum kialakulása után következhet be, valamint a kezdeti izotóp- és elemösszetétel bizonytalansága. Ha az objektum keletkezésekor már volt benne bizonyos mennyiségű leányizotóp, akkor a számított életkor túlbecsülhető, ha pedig a gyermek izotóp ezt követően elhagyta a tárgyat, akkor alulbecsülhető. A radiokarbon módszernél fontos, hogy a kezdeti pillanatban a szénizotópok arányát ne zavarják, mivel a bomlástermék - 14 N - tartalma nem tudható (nem különbözik a közönséges nitrogéntől), az életkor pedig csak a kiindulási izotóp el nem bomlott frakciójának mérései alapján kell meghatározni. Ezért szükséges a vizsgált objektum történetének minél pontosabb tanulmányozása a környezettel való esetleges anyagcsere és az izotópösszetétel lehetséges jellemzői érdekében.

Az izokron módszer

Az izokron módszer segít megoldani a szülő vagy leány izotóp hozzáadásával vagy elvesztésével kapcsolatos problémákat. A leányizotóp kezdeti mennyiségétől függetlenül működik, és lehetővé teszi annak meghatározását, hogy az objektum történetében történt-e anyagcsere a környezettel.

Ez a módszer az azonos geológiai objektumból származó különböző minták adatainak összehasonlításán alapul, amelyekről ismert, hogy azonos korúak, de elemi összetételükben (tehát a kiindulási radionuklid tartalmában) különböznek egymástól. Az egyes elemek izotópos összetételének a kezdeti pillanatban minden mintában azonosnak kell lennie. Ezeknek a mintáknak a gyermekizotóp mellett tartalmazniuk kell ugyanannak az elemnek más izotópját is. A minták egy kőzetdarabból származó különböző ásványokat és egy geológiai test különböző részeit egyaránt reprezentálhatják.

Ezután minden minta esetében elvégzik:

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

ahol:

D_0

a leányizotóp koncentrációja a kezdeti pillanatban,

E_{0}

ugyanazon elem nem radiogén izotópjának koncentrációja (nem változik),

M_{0}

a kiindulási izotóp koncentrációja a kezdeti pillanatban,

\Delta {M}

a kiindulási izotóp mennyisége, amely idővel (a mérés idejére) lebomlott.

t

Könnyű ellenőrizni ennek az aránynak az érvényességét, ha a jobb oldalon csökkentjük.

A leányizotóp koncentrációja a mérés időpontjában , és a szülőizotóp koncentrációja lesz . Akkor: $D_{t}=D_{0}+\Delta {M}$ $M_{t}=M_{0}-\Delta {M}$

{\displaystyle {D_{t} \over E_{0}}={\Delta {M} \over M_{0}-\Delta {M}}\left({M_{t} \over E_{0}} \jobbra)+{D_{0} \E_{0}}} felett

A kapcsolatok mérhetők . Ezt követően egy grafikont építünk, ahol ezek az értékek az ordináták , illetve az abszciszák mentén vannak ábrázolva . ${D_{t} \E_{0}} felett$ ${M_{t} \E_{0}} felett$

Ha a minták történetében nem történt anyagcsere a környezettel, akkor ezen a grafikonon a hozzájuk tartozó pontok egy egyenesen fekszenek, mert az együttható és az összegzés minden mintánál azonos (és ezek a minták csak különböznek egymástól a kiindulási izotóp kezdeti tartalmában). Ezt a vonalat izokrónnak nevezik. Minél nagyobb az izokrón meredeksége, annál nagyobb a vizsgált objektum kora. Ha az objektum történetében anyagcsere történt, a pontok nem egy egyenesen fekszenek, és ez azt mutatja, hogy ebben az esetben a kormeghatározás megbízhatatlan. ${\Delta {M} \over M_{0}-\Delta {M}}$ ${D_{0} \E_{0}} felett$

Az izokron módszert különféle radioizotópos kormeghatározási módszerekben alkalmazzák, mint például a rubídium-stroncium, a szamárium-neodímium és az urán-ólom .

Zárási hőmérséklet

Ha egy olyan ásványt, amelynek kristályrácsa nem tartalmaz leánynuklidot, kellőképpen felmelegszik, ez a nuklid kifelé diffundál . Így a „radioizotópos óra” nullára van állítva: az ettől a pillanattól eltelt időt radioizotópos kormeghatározás eredményeként kapjuk meg. Egy bizonyos hőmérséklet alá hűlve az adott nuklid diffúziója leáll: az ásvány erre a nuklidra nézve zárt rendszerré válik. Azt a hőmérsékletet, amelyen ez bekövetkezik, zárási hőmérsékletnek nevezzük .

A záró hőmérséklet nagymértékben változik a különböző ásványi anyagok és különböző vizsgált elemek esetében. Például a biotit 280 ± 40 °C- ra melegítve kezd észrevehetően elveszíteni az argont [ 11] , míg a cirkon 950–1000 °C feletti hőmérsékleten [12] .

Radioizotópos kormeghatározási módszerek

Különböző radioizotópos módszereket alkalmaznak, amelyek különböző anyagokhoz, különböző korintervallumokhoz alkalmasak és eltérő pontossággal rendelkeznek.

Urán-ólom módszer

Az urán-ólom módszer az egyik legrégebbi és jól bevált módszer a radioizotópos kormeghatározásra, és ha jól végrehajtják, a legmegbízhatóbb módszer a több százmillió éves nagyságrendű minták esetében. Lehetővé teszi 0,1%-os vagy még jobb pontosság elérését [13] [14] . Mind a Föld korához közeli, mind az egymillió évnél fiatalabb minták datálása lehetséges. Nagyobb megbízhatóság és pontosság érhető el az urán két izotópjának használatával, amelyek bomlási láncai az ólom különböző izotópjaiban végződnek , valamint az urán-ólom kormeghatározáshoz általánosan használt cirkon egyes tulajdonságaival .

A következő konverziókat használják:

238 U → 206 Pb, felezési ideje 4,47 milliárd év (rádium sorozat - lásdRadioaktív sorozat), 235 U → 207 Pb, felezési ideje 0,704 milliárd év (aktinium sorozat).

Néha rajtuk kívül a tórium-232 bomlását is alkalmazzák ( urán-tórium-ólom módszer ):

232 Th → 208 Pb, felezési ideje 14,0 milliárd év (tórium sorozat).

Mindezek az átalakulások sok szakaszon mennek keresztül, de a köztes nuklidok sokkal gyorsabban bomlanak le, mint a szülő nuklidok.

Leggyakrabban cirkont (ZrSiO 4 ) használnak kormeghatározásra urán-ólom módszerrel; egyes esetekben - monacit , titanit , baddeleyit [15] ; ritkábban sok más anyag, köztük apatit , kalcit , aragonit [16] , opál és kőzetek , amelyek különböző ásványok keverékéből állnak. A cirkon nagy szilárdságú, vegyszerálló, magas zárási hőmérséklettel rendelkezik, és széles körben elterjedt a magmás kőzetekben . Az urán könnyen beépül a kristályrácsába , az ólom pedig nem épül be, ezért általában a cirkonban lévő összes ólom radiogénnek tekinthető [17] . Szükség esetén az uránizotópok bomlása során nem képződő ólom-204 mennyiségéből számítható a nem radiogén ólom mennyisége [18] .

Az urán különböző izotópjává bomló két izotópjának használata lehetővé teszi egy objektum korának meghatározását még akkor is, ha az ólom egy részét elveszíti (például metamorfózis miatt ). Ezen túlmenően ennek a metamorfózisnak a kora is meghatározható.

Lead-lead metódus

Az ólom-ólom módszert általában az ásványok keverékéből álló minták korának meghatározására használják (előnye ilyen esetekben az urán-ólom módszerrel szemben az urán nagy mobilitásából adódik). Ez a módszer kiválóan alkalmas meteoritok, valamint olyan szárazföldi kőzetek kormeghatározására, amelyek a közelmúltban uránvesztést szenvedtek el. Három ólom izotóp tartalmának mérésén alapul: 206 Pb ( 238 U bomlásából keletkezik ), 207 Pb ( 235 U bomlásából keletkezik ) és 204 Pb (nem radiogén).

Az ólomizotóp-koncentrációk arányának időbeli változása a következő egyenletekből adódik:

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

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

ahol az index az izotóp koncentrációját jelenti a mérés időpontjában, az index pedig a kezdeti pillanatban. $t$ $0$

Célszerű nem magukat a koncentrációkat használni, hanem azok arányát a nem radiogén 204Pb izotóp koncentrációjához viszonyítva .
Szögletes zárójelek elhagyása:

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

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

Ezen egyenletek közül az elsőt elosztva a másodikkal, és figyelembe véve, hogy a 238U / 235U kiindulási uránizotópok koncentrációinak jelenlegi aránya minden geológiai objektumra közel azonos (az elfogadott érték 137,88), [Comm. 2] [19] [16] [13] a következőket kapjuk:

{\frac {\left({\frac {^{{207}}{\mathrm {Pb}}}{^{{204}}{\mathrm {Pb}}}}\jobbra)_{{t}} -\left({\frac {^{{207}}{\mathrm {Pb}}}{^{{204}}{\mathrm {Pb}}}}\jobb)_{{0}}}{\ balra({\frac {^{{206}}{\mathrm {Pb}}}{^{{204}}{\mathrm {Pb}}}}\jobbra)_{{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}}\jobbra)}

Ezután egy grafikont ábrázolunk a 207 Pb/ 204 Pb és a 206 Pb/ 204 Pb arányokkal a tengelyek mentén. Ezen a grafikonon a különböző kezdeti U/Pb arányú mintáknak megfelelő pontok egy egyenes (izokrón) mentén sorakoznak fel, amelynek meredeksége a minta korát jelzi.

Az ólom-ólom módszerrel határozták meg a Naprendszer bolygóinak keletkezési idejét (vagyis a Föld korát ). Ezt először Claire Cameron Patterson tette meg 1956-ban, miközben különböző típusú meteoritokat tanulmányozott. Mivel a gravitációs differenciálódáson átesett planetezimálok töredékei , a különböző meteoritoknak eltérő U/Pb értéke van, ami lehetővé teszi egy izokrón megalkotását. Kiderült, hogy ez az izokron tartalmaz egy pontot is, amely a Föld ólomizotópjainak átlagos arányát reprezentálja. A Föld korának mai értéke 4,54 ± 0,05 milliárd év [15] .

Kálium-argon módszer

Ez a módszer a 40 K izotóp bomlását használja , amely a természetes kálium 0,012%-a . Főleg kétféleképpen bomlik [Comm. 3] :

β - bomlás (valószínűség 89,28(13) % [20] , részleges felezési idő [Comm. 4] 1,398 milliárd év ):

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

elektronbefogás (valószínűség 10,72(13)% [20] , részleges felezési idő 11,64 milliárd év):

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

A 40 K felezési ideje mindkét bomlási utat figyelembe véve 1,248(3) milliárd év [20] . Ez lehetővé teszi mind a Föld korával megegyező korú minták, mind a több száz, esetenként több tízezer éves minták datálását [15] .

A kálium a 7. legelterjedtebb elem a földkéregben , és sok magmás és üledékes kőzet nagy mennyiségben tartalmazza ezt az elemet. A benne lévő 40 K izotóp frakciója jó pontossággal állandó [15] . Különféle csillámokat , megszilárdult lávát , földpátokat , agyagásványokat és sok más ásványt és kőzetet használnak a kálium-argon kormeghatározáshoz . A megszilárdult láva paleomágneses kutatásra is alkalmas . Ezért a kálium-argon módszer (pontosabban annak variációja, az argon-argon módszer) a fő módszer a geomágneses polaritásskála kalibrálására [15] [21] .

A kálium-40, 40 Ca fő bomlásterméke nem különbözik a közönséges (nem radiogén) kalcium-40-től, amely általában bőséges a vizsgált kőzetekben. Ezért általában egy másik leányizotóp, a 40 Ar tartalmát elemzik. Mivel az argon inert gáz , több száz fokra melegítve könnyen elpárolog a kőzetekből. Ennek megfelelően a kálium-argon kormeghatározás a minta utolsó ilyen hőmérsékletre való melegítésének idejét mutatja [15] .

A kálium-argon kormeghatározás, valamint más radioizotópos módszerek fő problémája a környezettel való anyagcsere és a minta kezdeti összetételének meghatározásának nehézsége. Fontos, hogy a minta kezdeti pillanatban ne tartalmazzon argont, majd ne veszítse el, és ne szennyeződjön légköri argonnal. Ez a szennyezés korrigálható annak alapján, hogy a légköri argonban a 40 Aron kívül van még egy izotóp ( 36 Ar), de ennek kis mennyisége (az összes argon 1/295-e) miatt a pontosság ez a korrekció alacsony.

A kálium-argon datolya és az urán-ólom összehasonlítása azt mutatja, hogy a kálium-argon datolya általában kevesebb, mint körülbelül 1%. Ennek oka valószínűleg a kálium-40 felezési idejének elfogadott értékének pontatlansága [15] .

Argon-argon módszer

A 40 Ar/ 39 Ar módszer a kálium-argon módszer továbbfejlesztett változata. Ezzel a módszerrel a 40 K tartalom helyett a 39 Ar tartalmat határozzuk meg, amely 39 K-ból képződik mesterséges neutronbesugárzás során . A 40 K mennyisége a kálium izotóp-összetételének állandósága miatt egyértelműen meghatározható a 39 K mennyiségéből. Ennek a módszernek az az előnye, hogy a 39 Ar és a 40 Ar kémiai tulajdonságai azonosak, így ezen izotópok tartalma egy mintamintából azonos módon határozható meg. De minden argon-argon kormeghatározáshoz egy ismert korú, azonos neutronfluxussal besugárzott mintával kell kalibrálni [22] [23] .

Rubídium-stroncium módszer

Fő cikk: Rubídium-stroncium kormeghatározási módszer

A módszer elve a 87Rb izotóp β − -bomlásán és stabil 87Sr izotóppá való átalakulásán alapul :

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

ahol ν e egy elektron antineutrínó, Q a bomlási energia. A rubídium-87 felezési ideje 49,7(3) milliárd év , természetes izotóp-bősége 27,83(2)% [20] . A rubídium elterjedtségét a kőzetek ásványaiban mindenekelőtt az Rb + ionsugár ( r = 0,148 nm ) a K + ionokhoz ( r = 0,133 nm ) való közelsége határozza meg. Ez lehetővé teszi, hogy az Rb-ion helyettesítse a K-iont az összes legfontosabb kőzetképző ásványban.

A stroncium elterjedtsége annak köszönhető, hogy az Sr 2+ ion ( r = 0,113 nm ) képes helyettesíteni a Ca 2+ -iont ( r = 0,101 nm ) kalciumtartalmú ásványokban (főleg plagioklászban és apatitban ), valamint a káliumföldpátok rácsába való bejutásának lehetősége a helyén K + ion . A stroncium-87 felhalmozódása az ásványban a törvény szerint történik

\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),

ahol a t index , mint mindig, az ásvány izotópkoncentrációinak modern arányaira, a 0 pedig a kezdeti arányokra vonatkozik. Ennek az egyenletnek a t korra vonatkozó megoldása lehetővé teszi, hogy felírjuk a geokronológia alapegyenletét az Rb-Sr módszerrel [24] :

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

A módszerben használt radiogén ( 87 Sr) és nem radiogén ( 86 Sr) stroncium izotópok izotóp abundanciája 7,00(1)%, illetve 9,86(1)% [20] .

Szamárium-neodímium módszer

A szamárium és a neodímium ritkaföldfém elemek . Kevésbé mozgékonyak, mint az alkáli- és alkáliföldfém elemek, mint például a K, Rb, Sr stb. hidrotermális változás, kémiai mállás és metamorfózis hatására. Ezért a szamárium-neodímium módszer megbízhatóbb kormeghatározást ad a kőzetek korára, mint a rubídium-stroncium módszer. Az Sm-Nd módszer geokronológiában való alkalmazására először G. Lugmair tett javaslatot (G. Lugmair, 1947). Megmutatta, hogy a 143 Nd/ 144 Nd arány a 147 Sm bomlása miatti 143 Nd relatív tartalmának változását jelzi . De Paolo és Wasserburg amerikai kutatók nagymértékben hozzájárultak az Sm-Nd módszer kidolgozásához, geológiai gyakorlati megvalósításához és a kapott adatok feldolgozásához. A szamáriumnak 7 természetes izotópja van (lásd a szamárium izotópjai ), de közülük csak kettő ( 147 Sm és 148 Sm [Comm. 5] ) radioaktív. A 147 Sm alfa-részecskét bocsát ki 143 Nd-re:

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

A 147 Sm felezési ideje nagyon hosszú, 106,6(7) milliárd év [20] . A szamárium-neodímium módszer a legalkalmasabb az alap- és ultrabázisos kőzetek korának kiszámítására, beleértve a metamorf kőzeteket is.

Rénium-ozmium módszer

A módszer a rénium-187 (felezési ideje 43,3(7) Ga, természetes izotóp-bőség η = 62,60(2)% [20]) béta-bomlásán alapul ( η = 1,96(2) % [ 20] ) ozmium-187- té. ] ). A módszert vas-nikkel meteoritok kormeghatározására használják (a rénium, mint sziderofil elem hajlamos bennük koncentrálódni) és molibdenit lerakódások ( a földkéregben található molibdenit MoS 2 rénium-koncentráló ásvány, mint a tantál és a nióbium ásványok). Az ozmium az irídiumhoz kapcsolódik, és szinte kizárólag ultramafikus kőzetekben fordul elő. Izokrón egyenlet a Re-Os módszerhez [25] :

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

Lutécium-hafnium módszer

A módszer a lutécium-176 béta-bomlásán (felezési idő 36,84(18) milliárd év, természetes izotóp-bőség η = 2,599(13)% [20] ) hafnium-176-ra ( η = 5,26(7)% [20]) alapul [ 20] ). A hafnium és a lutécium geokémiai viselkedése jelentősen eltér. A módszerhez a nehéz lantanidok ásványai, mint a ferguzonit , xenotime stb., valamint az apatit , ortit , szfén alkalmasak . A hafnium a cirkónium kémiai analógja, és cirkóniumokban koncentrálódik, ezért a cirkóniumok nem alkalmazhatók ennél a módszernél. Izokrón egyenlet a lutécium-hafnium módszerhez [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).

Radiokarbonos kormeghatározás

A módszer a szén-14 bomlásán alapul, és leggyakrabban biológiai eredetű tárgyakra alkalmazzák. Lehetővé teszi egy biológiai objektum halála és a légköri tározóval való széncsere megszűnése óta eltelt idő meghatározását. A légkörben és a vele egyensúlyi cserében lévő állatok és növények szöveteiben a szén-14 és a stabil szén ( 14 C/ 12 C ~ 10 -10 %) arányát a gyorsneutronok fluxusa határozza meg. a felső légkörben. A kozmikus sugarak által termelt neutronok reakcióba lépnek a légköri nitrogén -14 atommagokkal , és évente átlagosan körülbelül 7,5 kg szén-14-et termelnek. A 14 C felezési ideje 5700 ± 30 év [20] ; A meglévő technikák lehetővé teszik a radiokarbon koncentrációjának meghatározását a biológiai objektumokban az egyensúlyi légköri koncentrációnál körülbelül 1000-szer alacsonyabb szinten, azaz legfeljebb 10 14 C-os (körülbelül 60 ezer év) felezési idővel . $n+{\mathrm {^{{14}}_{{7}}N}}\rightarrow {\mathrm {^{{14}}_{{6}}C}}+p,$

Jegyzetek

Hozzászólások

↑ Rutherford becslése Ramsay és Travers ferguzonit urán- és héliumtartalmára vonatkozó adatain alapult (azt, hogy az uránból nemcsak hélium képződik, hanem ólom kormeghatározására is sokkal jobban alkalmas, még nem volt ismert). 40 millió volt; a következő évben Rutherford felülvizsgálta, figyelembe véve a hélium képződésének finomított sebességét, és 500 millió évet kapott.
↑ A modern tanulmányok azt mutatják, hogy a szárazföldi kőzetek átlagos aránya valamivel kevesebb, mint a Nemzetközi Földtani Tudományok Szövetsége Geokronológiai Albizottsága által 1979-ben ajánlott 137,88, és körülbelül 137,82, és a különböző mintákban századokkal, sőt tizedekkel tér el. százalékról. Az oklói természetes atomreaktor az egyetlen ismert példa a lényegesen nagyobb elhajlásra. $^{238}\mathrm {U} /^{235}\mathrm {U}$
↑ Nagyon kicsi a valószínűsége a bomlásnak pozitronkibocsátással és argon-40 termelésével, de ez a csatorna a radioizotópos kormeghatározás szempontjából megkülönböztethetetlen az elektronbefogástól.
↑ Egy adott bomlási csatorna részleges felezési ideje egyenlő a radionuklid teljes felezési idejével osztva a csatorna bomlási valószínűségével.
↑ A szamárium-148 felezési ideje, 7 10 15 év, túl hosszú ahhoz, hogy a geokronológiában használjuk.

Források

↑ Lewis CLE Arthur Holmes egyesítő elmélete: a radioaktivitástól a kontinensek sodródásáig // The Earth Inside and Out: Some Major Contributions to Geology in the Twentieth Century / DR Oldroyd. - Geological Society of London, 2002. - P. 168 . — 369 p. — (Földtani Társulat különkiadványa 192). — ISBN 9781862390966 .
↑ JM Mattinson A geokronológiai forradalom // A geológiai tudományok hálója: előrelépések, hatások és kölcsönhatások / ME Bickford. - Geological Society of America, 2013. - P. 304. - 611 p. — (A Földtani Társaság 500. számú különlapja). — ISBN 9780813725000 .
↑ Rutherford E. A radioaktivitás jelenlegi problémái // Nemzetközi Művészeti és Tudományos Kongresszus. Vol. IV / HJ Rogers. - Egyetemi Szövetség, 1906. - P. 185-186. doi : 10.5962 / bhl.title.43866 .
↑ Boltwood B. A radioaktív elemek végső bomlástermékeiről. rész II. Az urán bomlástermékei // American Journal of Science : folyóirat. - 1907. - 1. évf. 23, ser.4 . - 77-88 . o . - doi : 10.2475/ajs.s4-23.134.78 .
↑ Dalrymple GB Early Appeals to Radioactivity // A Föld kora. - Stanford University Press, 1994. - P. 69-74. — 474 p. — ISBN 9780804723312 .
↑ Fehér WM 2.1. A radioaktív izotópgeokémia alapjai // Izotópgeokémia. - John Wiley & Sons, 2015. - P. 32-33. — 496 p. — ISBN 978-0-470-65670-9 . ( pdf Archivált 2014. június 17-én a Wayback Machine -nél ).
↑ Geológiai idő: Radiometrikus időskála . Egyesült Államok Geológiai Szolgálata (2001. június 16.). Letöltve: 2012. augusztus 24. Az eredetiből archiválva : 2012. október 29.. (határozatlan)
↑ Arnold JR, Libby WF Age Determinations by Radiocarbon Content: Checks with Samples of Known Age // Tudomány : folyóirat. - 1949. - 1. évf. 110 , sz. 2869 . - P. 678-680 . - doi : 10.1126/tudomány.110.2869.678 . - . — PMID 15407879 .
↑ G. Brent Dalrymple. Ősi Föld, ősi égbolt . - Stanford University Press, 2004. - P. 58-60. — 247 p. — ISBN 9780804749336 .
↑ Johnson, B. (1993) How to Change Nuclear Decay Rates Archiválva 2001. november 1-én a Wayback Machine -nél . Usenet Physics GYIK.
↑ Rob Butler (2001). Zárási hőmérsékletek Archiválva : 2013. április 13. a Wayback Machine Dynamic Earth webhelyen. Föld és Környezet Iskolája.
↑ Scoates JS, Wall CJ A réteges behatolások geochronológiája // Layered Intrusions / B. Charlier, O. Namur, R. Latypov, Ch. Tegner. - Springer, 2015. - P. 23-28. — 748 p. — ISBN 9789401796521 .
↑ 1 2 Schoene B. 4.10. U–Th–Pb Geokronológia // Értekezés a geokémiáról / H. Holland, K. Turekian. — 2. kiadás. — Elsevier, 2014. — 20. évf. 4: A kéreg. - P. 341-378. - ISBN 978-0-08-098300-4 . - doi : 10.1016/B978-0-08-095975-7.00310-7 .
↑ Robert Sanders 2004. Az urán/ólom kormeghatározás a Föld legnagyobb kihalásának eddigi legpontosabb dátumát adja. Archiválva : 2012. január 22. a Wayback Machine UC Berkeley News -ban
↑ 1 2 3 4 5 6 7 Dickin A.P. Radiogén izotópgeológia . — 2. kiadás. - Cambridge University Press, 2005. - P. 29-31, 101-135, 275, 324-382. — 512 p. - ISBN 0-521-82316-1 .
↑ 1 2 Parrish R. Uranium–Lead Dating // Tudományos randevúzási módszerek enciklopédiája / WJ Rink, JW Thompson. - Springer Hollandia, 2015. - P. 848-857. - 978 dollár — ISBN 978-94-007-6304-3 . - doi : 10.1007/978-94-007-6304-3_193 .
↑ Andrew Alden. Urán-Lead Dating Archiválva 2013. március 29. a Wayback Machine -nél Geology
↑ Geokronológia - cikk a Great Soviet Encyclopedia- ból . B. M. Keller, A. I. Tugarinov, G. V. Voitkevics.
↑ White WM 3. Bomlási rendszerek és geokronológia II: U és Th // Izotópgeokémia. - John Wiley & Sons, 2015. - 72-100. — 496 p. — ISBN 978-0-470-65670-9 . ( pdf Archivált 2014. június 17-én a Wayback Machine -nél ).
↑ 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 Audi G. , Kondev FG , Wang M. , Huang WJ , Naimi S. A Nubase2016 értékelése a nukleáris tulajdonságokról // Chinese Physics C. - 2017. - Kt. 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 Dating átmenetileg mágnesezett láva a késő Matuyama Chronban: Toward a new 40 Ar/ 39 Ar timescale of reversals and events // Journal of Geophysical Research : folyóirat. - 1999. - 1. évf. 104 , sz. B1 . - 679-693 . o . - doi : 10.1029/JB084iB02p00615 . Az eredetiből archiválva : 2010. július 30.
↑ Titaeva N. A. Nukleáris geokémia: Tankönyv. - 2. kiadás - M . : Moszkvai Állami Egyetem Kiadója, 2000. - S. 99-102. — 336 p. — ISBN 5-211-02564-4 .
↑ K/Ar és 40 Ar/ 39 Ar Methods – The New Mexico Bureau of Geology & Mineral Resources . Letöltve: 2012. október 13. Az eredetiből archiválva : 2017. augusztus 3.. (határozatlan)
↑ Titaeva, p. 93.
↑ Titaeva, p. 108.
↑ Titaeva, p. 109.

Irodalom

Tudományos randevúzási módszerek enciklopédiája / WJ Rink, JW Thompson. - Springer Hollandia, 2015. - 978 p. — ISBN 978-94-007-6304-3 . - doi : 10.1007/978-94-007-6304-3 .
Dickin A.P. Radiogén izotópgeológia . — 2. kiadás. - Cambridge University Press, 2005. - 512 p. - ISBN 0-521-82316-1 .
Titaeva N. A. Nukleáris geokémia: Tankönyv. - 2. kiadás - M. : MGU Kiadó, 2000. - 336 p. — ISBN 5-211-02564-4 .
Koronovsky N. V. Általános geológia: Tankönyv. - 2. kiadás - M . : "KDU" Kiadó, 2010. - S. 120-125. — 526 p. — ISBN 978-5-98227-682-7 .

Linkek

Ishkhanov B.S. A geológia alapjai. 17. Nukleáris kronológia
Koronovsky N.V. , Yakushova A.F. A geológia alapjai. 18.2. Abszolút geokronológia
Boriszov N. M. Dátumok rögzítése a geológiai nyilvántartásban, avagy Hogyan segítenek a fizikusok a geológusoknak
Markov A. V. A távoli múlt kronológiája

Szótárak és enciklopédiák	Nagy norvég Britannica (online) Britannica (online)
Bibliográfiai katalógusokban	GND : 4277253-9 J9U : 987007558363305171 LCCN : sh85110596