Urán-ólom módszer

Az urán-ólom módszer a radioizotópos kormeghatározás  egyik fajtája . Az uránt tartalmazó geológiai objektumokra vonatkozik , és annak megállapításán alapul, hogy ennek mekkora hányada bomlott le az objektum fennállása során (attól kezdve, hogy az ásványok kikristályosodnak benne). Az urán két izotópját használják , amelyek bomlási láncai az ólom különböző izotópjaiban végződnek ; ez nagymértékben javítja az eredmények megbízhatóságát.

Ez a módszer az egyik legrégebbi és jól kidolgozott radioizotópos kormeghatározási módszer, és ha jól végrehajtják, a legmegbízhatóbb módszer több százmillió éves objektumok esetében. Egyik változatánál a legtöbbet idézett cikkek eredményeinek átlagos hibája 2010-re elérte a 0,2%-ot, és egyes laboratóriumok ennél jóval kevesebbet kapnak [1] [2] . Mind a Földhöz közeli, mind az 1 millió évesnél fiatalabb minták datálása lehetséges [3] [4] [1] . Nagyobb megbízhatóság és pontosság érhető el két bomlási lánc adatainak  felhasználásával, valamint az urán-ólom kormeghatározáshoz általánosan használt cirkon egyes tulajdonságainak köszönhetően. Ezt a módszert tekintik a geokronológia "arany standardjának" [5] [6] .

A következő izotóp transzformációkat alkalmazzuk:

238 U → 206 Pb, felezési ideje4,4683 ± 0,0024 milliárdév [7] (rádiumsorozat – lásdRadioaktív sorozat), 235 U → 207 Pb, felezési ideje0,70381± 0,00048 Ga [7] (aktinium sorozat).

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

232 Th → 208 Pb14,0 Ga felezési idővel [Comm. 1] [8] [9] (tórium sorozat).

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

A 235 U és 238 U felezési ideje pontosabban van meghatározva, mint a geokronológiában használt összes többi izotóp esetében. De a legpontosabb tanulmányokkal a felezési idők hibája a hibaforrások között szerepel .

Az urán bomlása lehetővé teszi a kor más módon történő meghatározását:

Történelem

Ernest Rutherford a 20. század elején állt elő azzal az ötlettel, hogy a kőzetek korát az urán bomlása alapján határozzák meg . Akkor még nem lehetett tudni, hogy ebben a folyamatban ólom keletkezik, és az első kormeghatározási kísérletek az urán egy másik bomlástermékének, a héliumnak a mennyiségén alapultak . Rutherford egy 1904-es előadáson hangoztatta az urán-hélium (és általában a radioizotóp) első korbecslését [Comm. 2] [14] [15] [16] .

1905-ben Bertram Boltwood azt gyanította, hogy ólom is keletkezik uránból, Ernest Rutherford pedig megjegyezte, hogy az abból való datálásnak pontosabbnak kell lennie, mint a héliumból, amely könnyen elhagyja a kőzeteket [17] . 1907-ben Boltwood megbecsülte az urán bomlási állandóját, meghatározta az ólom és az urán koncentrációjának arányát számos uránércmintában, és 410-2200 millió éves kort kapott [18] . Az eredmény nagy jelentőségű volt: kimutatta, hogy a Föld életkora sokszorosa annak a 20-40 millió évnek, amelyet tíz évvel korábban William Thomson kapott a bolygó lehűlési sebessége alapján [19] .

A következő lépés Arthur Holmes munkája volt , aki pontosabb módszereket dolgozott ki az urán- és ólomkoncentráció mérésére. Nemcsak uránércekre, hanem más ásványokra is alkalmasak voltak, beleértve a cirkont is . 1911-ben Holmes számos új mintáról publikált tanulmányokat az urán finomított bomlási állandójáról. Mivel akkor még nem lehetett tudni, hogy a tórium bomlása következtében ólom egy része keletkezik , de még izotópok is léteznek, Boltwood becsléseit általában több tíz százalékkal túlbecsülték; jelentős hibákat találtak Holmesnál is [17] [19] . Holmes dátumai azonban a Norvégiából származó devoni (körülbelül 370 millió éves) minták esetében legfeljebb 5%-kal tértek el a maiaktól [4] .

A módszer továbbfejlesztése a tömegspektrometria fejlődésével és az ennek köszönhető ólom- és uránizotópok felfedezésével járt együtt (1935-ben fedezték fel az urán-235-öt ). Az 1930-as és 1940-es években Alfred Nir olyan műszereket fejlesztett ki, amelyek megfelelő pontossággal képesek mérni ezen elemek izotópösszetételét [4] . Az első alkalmazott tömegspektrometriás módszer a termikus ionizációs tömegspektrometria[1] volt . Később a minták mikroszkópos metszete vizsgálati módszerei is bekerültek a kormeghatározás gyakorlatába: a hetvenes évek végén a szekunder ion tömegspektrometria [1] (amely az 1990-es években terjedt el) [4] , a 90-es évek elején pedig az induktív csatolású tömegspektrometriás plazma . és lézeres abláció [20] [21] . A szekunder ion tömegspektrométer legjobb kormeghatározási [5] modelljét - SHRIMP  - William Compston alkotta meg kollégáival az Ausztrál Nemzeti Egyetemen 1975 és 1980 között. Ez a találmány a minta szükséges tömegének 3 nagyságrenddel való csökkentésével és a mérések jelentős felgyorsításával [22] az urán-ólom kormeghatározás fejlődésének új szakaszának kezdetét jelentette [4] .

1955-ben George Tiltonizotóphígítást használt a minták összetételének meghatározására , ami megnyitotta az utat a nagy mérési pontosság és a cirkon tömeges használatához, amely azóta a fő használt ásványi anyag [21] . Az 1950-es és 1960-as években az urán- és ólomizotóp-jelölések hígításra széles körben elérhetővé váltak [4] . 1956-ban George Weatherill javasolta az általánosan használt módszer - a concordia diagram [1] - vizualizációját , Claire Patterson pedig az ólom-ólom módszerrel határozta meg a Föld korát. 1971-ben az uránizotópok bomlási állandóinak nagyon pontos értékeit publikálták [7] , amelyeket még mindig használnak [1] . 1973-ban Thomas Krogh egy módszert javasolt cirkon hidrogén-fluorsavval való feloldására teflon tartályokban, amely 3 nagyságrenddel csökkentette a minták ólomszennyezését [23] . Ez nagymértékben növelte a kormeghatározás pontosságát és az abban részt vevő laboratóriumok számát [24] [21] [1] . Az 1950-es évek óta folytatódott a cirkonkristályok sérült területeinek eltávolítására szolgáló módszerek fejlesztése [25] . 1982-ben Thomas Krogh egy sikeres mechanikai [26] , 2005-ben pedig James Mattinson egy kémiai [25] módszert javasolt, amelyek szabványossá váltak [1] [4] . Ezeknek és más találmányoknak köszönhetően az urán-ólom módszer fennállása alatt a minta szükséges tömege sok nagyságrenddel csökkent, a pontosság pedig 1-2 nagyságrenddel nőtt [1] . Az urán-ólom kormeghatározással foglalkozó publikációk éves száma folyamatosan növekszik, és 2000-ről 2010-re több mint háromszorosára nőtt [1] .

Felhasznált ásványok

Leggyakrabban cirkont (ZrSiO 4 ) használnak kormeghatározásra urán-ólom módszerrel. A következő legfontosabb felhasznált ásványok  a monacit , a titanit és a baddeleyit [5] . Ezen kívül perovszkitot , apatitot , allanitot , rutilt , xenotimot , uraninitot , kalcitot , aragonitot , toritot , piroklórt és más anyagokat használnak [4] [27] . Néha a módszert különböző ásványok keverékéből álló kőzetekre , valamint nem kristályos anyagokra - opálra - alkalmazzák [28] .

A cirkon nagy szilárdságú, ellenáll a kémiai hatásoknak, és magas a zárási hőmérséklete  , több mint 950–1000 °C [29] (azaz alacsonyabb hőmérsékleten nem cserél ólmot a környezettel). Ezenkívül fontos, hogy a magmás kőzetekben széles körben elterjedjen . Az urán könnyen integrálható a kristályrácsába , az ólom pedig sokkal nehezebb, így a cirkonban lévő összes ólom általában kristályosodás után keletkezettnek tekinthető. Az egyéb eredetű ólom mennyisége az uránizotópok bomlása során nem képződő ólom-204 mennyiségéből számítható ki [30] [1] [21] .

A baddeleyit , a monazit és a titanit hasonló tulajdonságokkal rendelkezik (utóbbi azonban a kristályosodás során több ólmot nyer) [2] [29] . Zárási hőmérsékletük >950°C , >750°C , illetve 600-650°C [29 ] . A baddeleyit és alacsony hőmérsékleten a titanittal rendelkező monacit kevésbé hajlamos az ólomveszteségre, mint a cirkon [5] [2] .

Az urán-ólom módszerrel kalcium-karbonátot vagy apatitot tartalmazó élőlények fosszilis maradványait is datálják , bár ezek az anyagok erre kevésbé alkalmasak. Különösen a conodont elemekből , valamint a cápák és dinoszauruszok fogaiból származó apatit korát becsülik [31] . Ennek az ásványnak a kormeghatározását az U/Pb koncentráció alacsony kezdeti aránya és egyéb okok nehezítik [32] . Zárási hőmérséklete 425-500°C [29] . A fogak a szervezet élete során gyakorlatilag nem tartalmaznak uránt és tóriumot, és csak a megkövesedés során sajátítják el azokat ; sok urán is felszívódik a csontok megkövesülése során [31] . A 2012-re rendelkezésre álló apatitfosszíliák kormeghatározásának hibája körülbelül 10% vagy több [33] . A karbonátokban az U/Pb koncentráció kezdeti aránya ezzel szemben magas, de érzékenyebbek a környezettel való anyagok cseréjére (különösen az aragonit kalcittá történő jellegzetes átalakulása során ) [5] . A 2015-ös előrejelzés szerint a következő években intenzíven fejlesztik a foszfátok és karbonátok urán-ólom kormeghatározását [4] .

Mintaelőkészítés

Az ugyanabból a geológiai entitásból származó különböző kristályoknak, sőt kristályterületeknek eltérő lehet a kormeghatározási alkalmassága: különböznek a sugárzás és a külső tényezők által okozott károsodás mértékében; emellett a kristály állhat egy ősi magból („öröklött mag”), amelyen később új rétegek nőttek [1] [5] . Ezért szükséges a megfelelő minták, azok régiói vagy fragmentumai mikroszkóp alatt kiválasztani. Ehhez mind az optikai , mind az elektronmikroszkópiát alkalmazzák [1] [6] .

A cirkonkristályok külső részei hajlamosabbak a károsodásra, azért is, mert általában több uránt tartalmaznak [6] . Ezek a területek mechanikusan vagy vegyileg eltávolíthatók. Egy ideig a szabvány a kristályok koptatása volt körkörös mozgásuk során légáramban egy acélkamrában (levegős koptatás, Thomas Krogh , 1982) [26] , majd később - hidrogén - fluoriddal és salétromsavval való maratása . előzetes lágyítással ("kémiai koptatás", James Mattinson, 2005) [25] [1] . Az izzításra a rácshibák kiküszöbölésére van szükség, amelyek jelenlétében a maratás sérti a minta elemi, sőt izotópos összetételét. A kopással ellentétben a maratással eltávolítják a sérült ( metamiktizált ) területeket és a kristály mélyén, a mikrorepedések körül. Ezek a feldolgozási módszerek nagymértékben növelik az eredmények pontosságát [5] [4] [24] [21] [34] .

Az ID-TIMS vizsgálatokhoz az elkészített kristályokat hidrogén- fluoridban vagy sósavban oldják fel teflon tartályokban [23] izotópos jelölés hozzáadásával (lásd alább). Továbbá az urán és az ólom elválasztható más elemektől a pontosság növelése érdekében ioncserélő reakciókkal (a szennyeződések megnehezítik az urán és az ólom ionizálását a spektrométer izzószálán , és szoros iontömeg esetén nehéz elkülöníteni mérések során), majd a mintát az izzószálra visszük [1 ] . A minták besugárzásán alapuló módszerekkel végzett kutatáshoz epoxigyantába zárják és polírozzák [20] [31] [35] [36] .

Izotópkoncentrációk mérése

A minta összetételének legpontosabb mérése termikus ionizációs tömegspektrometriával ( TIMS ) a minta kristálymaratásával ( CA ) és izotóphígításávalID ) - CA-ID-TIMS [ 6 ] ] .

Az izotópos hígítás használatához nem csak egy elem izotópjainak koncentrációarányának pontos mérése szükséges (ami tömegspektrométereken könnyen elvégezhető ), hanem a különböző elemek izotópjainak is. Ennek érdekében a mintát egy izotópjelöléssel keverik össze (ismert mennyiségben eltérő izotóp-összetételű azonos elemekből), majd az egyes elemek mért izotópkoncentráció-arányaiból kiszámítható a kezdeti mintaösszetétel [3] [37 ] ] [4] [5] .

A következő módszerek az összetétel meghatározására alkalmasak a kristályok egyes mikroszkopikus régióinak vizsgálatára. Kevésbé pontosak, de kevésbé időigényesek is, mint a TIMS. Mivel az izotópos hígítás nem alkalmazható rájuk, az elemi koncentrációk arányának pontos méréséhez ismert összetételű mintákhoz kell kalibrálni [4] [1] .

A legtöbbet idézett cikkek átlagolt adatai szerint a 206 Pb/ 238 U dátum hibája (2 σ ) 2010-ben az ID-TIMS esetében 0,2%, a SIMS és az LA-ICP-MS esetében pedig körülbelül 3% volt [1] . Egyes laboratóriumokban az egyes cirkonszemcsék kormeghatározásának szokásos pontossága (2015-től) elérheti a 0,05%-ot az ID-TIMS és a 0,5%-ot a SIMS és LA-ICP-MS esetében [2] .

A minta elfogyasztott tömege a legtöbbet idézett cikkek átlagolt 2010-es adatai szerint ID-TIMS esetében körülbelül 10 -5 g , SIMS esetén pedig körülbelül 5 10 -9 g volt [1] (SIMS és LA-ICP felhasználásával végzett vizsgálatok - Az MS módszerek több tíz mikron átmérőjű és 1-2 mikron mélységű (SIMS) vagy több tíz mikron (LA-ICP-MS) mintaterületet fogyasztanak [2] [21] ; az EPMA és a PIXE egy területen dolgozhat egy nagyságrenddel kisebb átmérőjű és ne rombolja le) [1 ] [6] [4] [36] . Az elemzési idő ugyanezen adatok szerint ID-TIMS esetén több óra, SIMS esetén körülbelül fél óra, LA-ICP-MS esetén ≤2 perc [1] . Az EPMA vizsgálatban a minta egy pontja másodpercekig vagy tíz másodpercig tart, és egy 200 × 200 pixeles kortérkép elkészítése általában 30 órát vesz igénybe [38] [35] .

Az ólomveszteségek elszámolásának módszertana

Az urán két izotópjának használata lehetővé teszi egy tárgy korának meghatározását még akkor is, ha az ólom egy részét elvesztette. Mivel a 235 U gyorsabban bomlik, mint a 238 U, az arány gyorsabban nő, mint . Azon minták esetében, amelyeknél nem veszítettek el vagy nem adták hozzá a szóban forgó izotópokat, mindkét arány szigorúan meghatározott módon nő az életkorral. Ezért egy olyan grafikonon, amelynek tengelyei mentén ezek az értékek vannak ábrázolva, az ilyen mintáknak megfelelő pontok csak egy adott egyenesen helyezkedhetnek el. Ezt a vonalat concordiaként vagy az abszolút kor konzisztens értékeinek görbéjeként [40] ismerik, a rá eső pontok - mint egybevágó , és nem esnek - mint diszkordáns . Ahogy a minta öregszik, a pont mozog rajta. Így a concordia minden pontja a minta egy bizonyos korának felel meg. A nulla életkor az origónak felel meg (0,0).

Ha a minta ólmot veszít, akkor a veszteség százalékos aránya első közelítéssel minden izotópjára azonos. Ezért a mintának megfelelő pont a konkordiától a (0,0) pont felé tolódik el. Az eltolás mértéke arányos az elvesztett ólom mennyiségével. Ha több azonos korú mintát veszünk, amelyek ezeknek a veszteségeknek a nagyságában különböznek egymástól, akkor a megfelelő pontok a konkordiumot metsző, megközelítőleg az origó felé mutató egyenesen helyezkednek el. Ezt az egyenes vonalat discordia néven ismerik ; izokrónról van szó (vagyis minden pontja azonos kornak felel meg). A concordia felső metszéspontja ezzel az egyenessel az objektum korát mutatja [30] [40] .

A második (alsó) metszéspont ideális esetben az ólom elvesztéséhez vezető metamorf esemény korának felel meg . Ha nemrég történt, ez a pont az origónál van; a minta öregedésével egyre nagyobb kor felé halad [1] . De ha az ólomveszteség nem azonnali volt, hanem a minta korához hasonló időre terjedt ki, a diszkordia megszűnik egyenes vonalnak lenni. Ekkor az azt a concordiával közelítő egyenes alsó metszéspontjának helyzete nem jelent semmit. A fokozatos ólomszivárgás nem ritka, mivel ez nagyban megkönnyíti a kristályok sugárzási károsodásának helyén. Ezért e pont helyzetének értelmezése nem egyértelmű [1] ; Van egy olyan vélemény, hogy csak akkor kell egy esetleges metamorfózis korának mutatójaként tekinteni, ha egy ilyen eseménynek geológiai jelei vannak [5] .

A felső keresztezési pont helyzete nem függ attól, hogy az ólomveszteség pillanatnyi vagy fokozatos volt; ez a pont mindkét esetben mutatja a tárgy korát [5] .

Az urán mintavételezése az ólomveszteséghez hasonló módon tolja el a diagram pontjait, az uránvesztés, valamint az ólom felvétele pedig az ellenkező irányba („fordított diszkordancia”, angol  fordított ). diszkordancia ). Uránvesztés esetén a concordia és a discordia metszéspontjainak helyzete a fent leírtakhoz hasonlóan értelmezhető. A cirkon azonban hajlamos az ólom elvesztésére (amelynek atomjai rosszabbul integrálódnak a kristályrácsába, és a sugárzási károsodás helyén helyezkednek el) [6] , és az említett helyzetek közül a leggyakrabban fordul elő. A cirkonkristályok egyes területein néha megfigyelhető fordított diszkordancia az ólom kristályon belüli vándorlásával magyarázható [5] ; egyes ásványokban gyakoribb, és más okai is lehetnek [21] . Az ólom beszerzése alkalmatlanná teszi a mintákat az életkor meghatározására, mivel ennek az ólomnak az izotópösszetétele változhat. Ritka azonban [6] .

A csillapítási állandók pontosságának problémája

Az urán-ólom kormeghatározásnál az uránizotópok bomlási állandóinak értékeit fogadják el, amelyeket 1971-ben tettek közzé [7] , és amelyeket 1977-ben [9] javasolt a Földtani Tudományok Nemzetközi Szövetsége Geokronológiai Albizottsága . Hibájuk (2 σ ) urán-238 esetén 0,11%, urán -235 esetén 0,14% [5] [6] . Kisebb, mint az összes többi kormeghatározásra használt izotóp [41] [1] , de a módszer fejlődésével ez lett a fő akadálya az eredmények pontosságának növelésében (gyakran kiderül a más hibaforrásból származó hiba 0,1%-nál kisebb legyen [5] [42] [2] .

Az urán különböző izotópjaira kapott adatok összehasonlítása azt mutatta, hogy ezen állandók elfogadott értékei között némi inkonzisztencia van, ami azzal magyarázható, hogy az urán-235 bomlási állandó értékét 0,09%-kal alulbecsülték (bár nem haladják meg) a jelzett hiba). Ennek az értéknek a korrekciója kismértékben növelheti a kormeghatározási pontosságot, de a további finomításhoz az említett állandók új mérésére van szükség [42] [43] [41] [6] , és ezek a mérések sürgető feladatot jelentenek [44] . Ezenkívül a modern tanulmányok azt mutatják, hogy az ólom-ólom kormeghatározás szempontjából fontos földi kőzetek uránizotóp-koncentrációinak átlagos aránya valamivel kisebb, mint az elfogadott [9] 137,88-as érték, és körülbelül 137,82, és a különböző mintákban eltér. századdal, sőt tizedszázalékkal [6] [4] [1] .

Jegyzetek

Hozzászólások
  1. ↑ A geokronológiában 14,01 ± 0,07 milliárd év értéket fogadnak el, a magfizikában pedig 14,05 ± 0,06 milliárd évet.
  2. ↑ Rutherford becslése Ramsay és Travers ferguzonit urán- és héliumtartalmára vonatkozó adatain alapult . 40 millió volt; a következő évben Rutherford felülvizsgálta, figyelembe véve a hélium képződésének finomított sebességét, és 500 millió évet kapott.
  3. ↑ A nagyon magas urán-, tórium- és ennek következtében a radiogén ólomtartalma, valamint (alacsony hőmérsékleten) kisebb ólomveszteség miatt, mint a cirkoné.
Források
  1. ↑ 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 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 .
  2. ↑ 1 2 3 4 5 6 Davis DW Uranium–Lead, Igneous Rocks // Tudományos randevúzási módszerek enciklopédiája / WJ Rink, JW Thompson. — Springer Hollandia, 2015. — P. 894–898. - 978 dollár — ISBN 978-94-007-6304-3 . - doi : 10.1007/978-94-007-6304-3_202 .
  3. ↑ 1 2 Condon DJ, Schoene B., McLean NM, Bowring SA, Parrish RR Az U–Pb izotóphígítási geokronológia metrológiája és nyomon követhetősége (EARTHTIME Tracer Calibration Part I  )  // Geochimica et Cosmochimica Acta : folyóirat. - 2015. - Kt. 164 . - P. 464-480 . - doi : 10.1016/j.gca.2015.05.026 . - . Archiválva az eredetiből 2017. május 11-én.
  4. ↑ 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 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 .
  5. ↑ 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 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 . Archiválva : 2022. április 7. a Wayback Machine -nél
  6. ↑ 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 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 ).
  7. ↑ 1 2 3 4 Jaffey AH, Flynn KF, Glendenin LE, Bentley WC, Essling AM 235 U és 238 U  felezési idejének és fajlagos aktivitásának precíziós mérése // Fizikai áttekintés C  : folyóirat  . - 1971. - 1. évf. 4 , sz. 5 . - P. 1889-1906 . - doi : 10.1103/PhysRevC.4.1889 . - Irodai .
  8. ↑ Davis WJ, Villeneuve ME A 232. bomlási állandó értékelése 208Pb/232Th és 207Pb/235U szisztematika empirikus keresztkalibrációjával Monazitesban //  Eleventh Annual Conference, 4 May 20t, Goldschmid 20t. Springs, Virginia, absztrakt no.3838: folyóirat. - 2001. - . Archiválva az eredetiből 2017. február 19-én.  
  9. ↑ 1 2 3 Steiger RH, Jäger E. Geokronológiai albizottság  : Egyezmény a bomlási állandók használatáról a geo- és kozmokronológiában  // Föld- és bolygótudományi levelek : folyóirat. - 1977. - 1. évf. 36 , sz. 3 . - P. 359-362 . - doi : 10.1016/0012-821X(77)90060-7 . — Iránykód . Archiválva az eredetiből 2017. február 19-én.
  10. ↑ Gleadow AJW, Seiler C. Fission Track Dating and Thermochronology // Encyclopedia of Scientific Dating Methods / WJ Rink, JW Thompson. — Springer Hollandia, 2015. — P. 285–296. - 978 dollár — ISBN 978-94-007-6304-3 . - doi : 10.1007/978-94-007-6304-3_5 .
  11. ↑ Zeitler PK U–Th/He Dating // Tudományos randevúzási módszerek enciklopédiája / WJ Rink, JW Thompson. — Springer Hollandia, 2015. — P. 932–940. - 978 dollár — ISBN 978-94-007-6304-3 . - doi : 10.1007/978-94-007-6304-3_131 .
  12. ↑ Bourdon B. U-sorozatú társkereső // Tudományos randevúzási módszerek enciklopédiája / WJ Rink, JW Thompson. — Springer Hollandia, 2015. — P. 918–932. - 978 dollár — ISBN 978-94-007-6304-3 . - doi : 10.1007/978-94-007-6304-3_238 .
  13. ↑ Azokh-barlang és a transzkaukázusi folyosó / Y. Fernandez-Jalvo, T. King, L. Yepiskoposyan, P. Andrews. — Springer, 2016. — P. 325. — 772 p. — ISBN 9783319249247 .
  14. ↑ 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 .
  15. ↑ 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 .
  16. ↑ 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 .
  17. ↑ 1 2 Dalrymple GB Korai felhívások a radioaktivitásra // A Föld kora. – Stanford University Press, 1994. – P. 69–74. — 474 p. — ISBN 9780804723312 .
  18. ↑ 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 .
  19. ↑ 1 2 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 ).
  20. ↑ 1 2 Xia XP, Sun M., Zhao GC, Li HM, Zhou MF Spot cirkon U-Pb izotóp analízis ICP-MS segítségével, frekvencia ötszörös (213 nm) Nd-YAG lézerrendszerrel  (angol)  // Geochemical Journal : folyóirat. - 2004. - 20. évf. 38 , sz. 2 . - P. 191-200 . - doi : 10.2343/geochemj.38.191 . Az eredetiből archiválva : 2009. május 9.
  21. ↑ 1 2 3 4 5 6 7 8 Korfu F. Az U-Pb geokronológia évszázada:  A hosszú keresés a konkordancia felé  // Geological Society of America Bulletin : folyóirat. - 2013. - Kt. 125 , sz. 1-2 . - P. 33-47 . - doi : 10.1130/B30698.1 . — Iránykód .
  22. ↑ Írország TR, Clement S., Compston W. et al. A garnélarák fejlesztése  // Australian  Journal of Earth Sciences : folyóirat. - 2008. - Vol. 55 , sz. 6-7 . - P. 937-954 . - doi : 10.1080/08120090802097427 . Archiválva az eredetiből 2017. május 19-én.
  23. ↑ 1 2 Krogh TE Alacsony szennyezettségű módszer cirkon hidrotermikus lebontására, valamint U és Pb extrakciójára az izotóp korának meghatározásához  // Geochimica et  Cosmochimica Acta : folyóirat. - 1973. - 1. évf. 37 , sz. 3 . - P. 485-494 . - doi : 10.1016/0016-7037(73)90213-5 . - .
  24. ↑ 1 2 Mattinson JM Forradalom és evolúció: 100 éves U-Pb geokronológia  //  Elemek: folyóirat. - 2013. - Kt. 8 . - 53-57 . o . - doi : 10.2113/gselements.9.1.53 . Archiválva az eredetiből 2017. február 11-én.
  25. ↑ 1 2 3 Mattinson JM Zircon U–Pb kémiai abráziós ("CA-TIMS") módszer: Kombinált lágyítás és többlépcsős részleges kioldódási elemzés a cirkon korszakok pontosságának és pontosságának növelése érdekében  //  Chemical Geology : folyóirat. - 2005. - 20. évf. 220 , sz. 1-2 . - 47-66 . o . - doi : 10.1016/j.chemgeo.2005.03.011 . Archiválva az eredetiből 2017. február 11-én.
  26. ↑ 1 2 Krogh TE Az U-Pb cirkon korszakok pontosabbá tétele egybevágóbb rendszerek létrehozásával légikoptató technikával  // Geochimica et  Cosmochimica Acta : folyóirat. - 1982. - 1. évf. 46 , sz. 4 . - P. 637-649 . - doi : 10.1016/0016-7037(82)90165-X . — .
  27. ↑ Pickering, R., Kramers, JD, Partridge, T., Kodolányi, J., Pettke, T. U–Pb kormeghatározása kalcit–aragonit rétegek speleothemeiben dél-afrikai hominin lelőhelyekről MC-ICP-  MS segítségével)  // Negyedidőszaki geokronológia : folyóirat. - 2010. - 20. évf. 5 , sz. 5 . - P. 544-558 . - doi : 10.1016/j.quageo.2009.12.004 .
  28. ↑ Neymark L. Uranium–Lead Dating, Opal  // Encyclopedia of Scientific Dating Methods / WJ Rink, JW Thompson. — Springer Hollandia, 2015. — P. 858–863. - 978 dollár — ISBN 978-94-007-6304-3 . - doi : 10.1007/978-94-007-6304-3_263 .
  29. ↑ 1 2 3 4 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 .
  30. ↑ 1 2 Geokronológia - cikk a Nagy Szovjet Enciklopédiából . B. M. Keller, A. I. Tugarinov, G. V. Voitkevics. 
  31. ↑ 1 2 3 Sano Y., Terada K. et al. Egy dinoszaurusz fogának ion mikroszondája U-Pb kormeghatározása  (határozatlan)  // Geochemical Journal. - 2006. - T. 40 . - S. 171-179 . - doi : 10.2343/geochemj.40.171 . Az eredetiből archiválva : 2009. május 9.
  32. ↑ Thomson SN, Gehrels GE, Ruiz J., Buchwaldt R. Rutin alacsony károsodású apatit U-Pb kormeghatározás lézeres abláció–multikollektor–ICPMS segítségével  //  Geochemistry, Geophysics, Geosystems : Journal. - 2012. - Kt. 13 , sz. 2 . - doi : 10.1029/2011GC003928 . - Iránykód . Archiválva az eredetiből 2017. február 19-én.
  33. ↑ Terada K., Sano Y. In-Situ U–Pb Dating of Apatite by Hiroshima-SHRIMP: Contributions to Earth and Planetary Science  //  Mass Spectrometry : Journal. - 2012. - Kt. 1 , sz. 2 . - doi : 10.5702/tömegspektrometria.A0011 . Az eredetiből archiválva : 2022. március 17.
  34. ↑ Mundil, R.; Ludwig, KR; Metcalfe, I.; Renne, PR Age and Timing of the Permian Mass Extinctions: U/Pb Dating of Closed-System Zircons  //  Science : Journal. - 2004. - 20. évf. 305 , sz. 5691 . - P. 1760-1763 . - doi : 10.1126/tudomány.1101012 . - Irodai . (Összegzés: Sanders R. Az urán/ólom kormeghatározás a Föld legnagyobb kihalásának eddigi legpontosabb dátumát adja . UC Berkeley News (2004). Letöltve: 2017. február 18. Az eredetiből archiválva : 2016. július 28. )
  35. ↑ 1 2 3 4 5 Suzuki K., Kato T. A monazit, xenotime, cirkon és polikráz CHIME kormeghatározása: Protokoll, buktatók és kémiai kritériumok az esetlegesen ellentmondó koradatokhoz  // Gondwana Research  : Journal  . - 2008. - Vol. 14 , sz. 4 . - P. 569-586 . - doi : 10.1016/j.gr.2008.01.005 .
  36. ↑ 1 2 3 4 Kusiak MA, Lekki J.  Proton microprobe for chemical date of monazite  // Gondwana Research  : Journal. - 2008. - Vol. 14 , sz. 4 . - P. 617-623 . - doi : 10.1016/j.gr.2008.01.011 . Archiválva az eredetiből 2017. február 19-én.
  37. ↑ Fehér WM Függelék 4.3. Izotóphígítási elemzés // Isotope Geochemistry. – John Wiley & Sons, 2015. – P. 461–462. — 496 p. — ISBN 978-0-470-65670-9 . ( pdf Archivált 2014. június 17-én a Wayback Machine -nél ).
  38. ↑ 1 2 3 Suzuki K., Dunkley DJ Uranium-Lead, Chemical Isochron U-Pb Method (CHIME) // Tudományos randevúzási módszerek enciklopédiája / WJ Rink, JW Thompson. — Springer Hollandia, 2015. — P. 863–869. - 978 dollár — ISBN 978-94-007-6304-3 . - doi : 10.1007/978-94-007-6304-3_200 .
  39. ↑ Vinyu, M.L.; RE Hanson, MW Martin, SA Bowring, HA Jelsma és PHGM Dirks. Az U-Pb cirkon öregszik egy kratonperemű őskori orogén övből Zimbabwe északi részén  //  Journal of African Earth Sciences : folyóirat. - 2001. - Vol. 32 , sz. 1 . - 103-114 . o . - doi : 10.1016/S0899-5362(01)90021-1 . — .
  40. ↑ 1 2 Az abszolút kor konzisztens értékeinek görbéje (concordia) // Földtani szótár: 2 kötetben. — M.: Nedra. Szerkesztette: K. N. Paffengolts és mások - 1978
  41. ↑ 1 2 Begemann F., Ludwig KR, Lugmair GW, Min K., Nyquist LE, Patchett PJ, Renne PR, Shih C.-Y., Villa IM, Walker RJ Felhívás a bomlási állandók továbbfejlesztett készletére geokronológiai használatra  ( angol)  // Geochimica et Cosmochimica Acta : folyóirat. - 2001. - Vol. 65 , sz. 1 . - 111-121 . o . - doi : 10.1016/S0016-7037(00)00512-3 . - . Archiválva az eredetiből 2017. február 9-én.
  42. ↑ 1 2 Mattinson JM 235 U és 238 U relatív bomlási állandóinak elemzése zárt rendszerű természetes cirkonminták többlépcsős CA-TIMS mérésével  //  Chemical Geology : folyóirat. - 2010. - 20. évf. 275. sz . 3-4 . - 186-198 . o . - doi : 10.1016/j.chemgeo.2010.05.007 .
  43. ↑ Schoene B., Crowley JL, Condon DJ, Schmitz MD, Bowring SA Az urán bomlási állandóinak újraértékelése a geokronológiához ID-TIMS U–Pb adatok felhasználásával  // Geochimica et  Cosmochimica Acta : folyóirat. - 2006. - Vol. 70 , sz. 2 . - P. 426-445 . - doi : 10.1016/j.gca.2005.09.007 . — .
  44. ↑ Harrison TM, Baldwin SL, Caffee M. et al. Itt az idő: lehetőségek és kihívások az Egyesült Államok geokronológiájában . – Los Angeles: Kaliforniai Egyetem, 2015. – P. 24–26. — 56p. – (Geofizikai és Bolygófizikai Intézet Kiadványa 6539).

Irodalom


  Ugrás a Wikidata elemre  Szótárak és enciklopédiák