Radioisotop dating

Den aktuelle version af siden er endnu ikke blevet gennemgået af erfarne bidragydere og kan afvige væsentligt fra den version , der blev gennemgået den 4. september 2019; checks kræver 8 redigeringer .

Radioisotop, eller radiometrisk datering, er en af metoderne til at bestemme alderen på forskellige objekter, der indeholder enhver radioaktiv isotop . Det er baseret på at bestemme, hvilken brøkdel af denne isotop der er henfaldet under prøvens eksistens. Ud fra denne værdi, ved at kende halveringstiden for en given isotop, kan man beregne prøvens alder.

Radioisotopdatering er meget brugt i geologi , palæontologi , arkæologi og andre videnskaber. Dette er kilden til praktisk talt alle absolutte dateringer af forskellige begivenheder i Jordens historie . Før dets fremkomst var kun relativ datering mulig - binding til visse geologiske epoker , perioder , epoker osv., hvis varighed var ukendt.

Forskellige radioisotopdateringsmetoder bruger forskellige isotoper af forskellige grundstoffer. Da de adskiller sig meget i kemiske egenskaber (og derfor i overflod i forskellige geologiske og biologiske materialer og i adfærd i geokemiske cyklusser) såvel som i halveringstid, er rækkevidden af anvendelighed forskellig mellem metoderne. Hver metode er kun anvendelig til bestemte materialer og en vis aldersgruppe. De mest berømte metoder til radioisotopdatering er metoder med radiocarbon , kalium-argon (modifikation - argon-argon), kalium-calcium , uran-bly og thorium-bly . For at bestemme den geologiske alder af klipper anvendes helium (baseret på akkumulering af helium-4 fra alfa-aktive naturlige isotoper), rubidium-strontium, samarium-neodymium, rhenium-osmium, lutetium-hafnium-metoder i vid udstrækning. Derudover anvendes ikke-ligevægtsdateringsmetoder baseret på krænkelse af isotopligevægt i naturlige radioaktive serier, især ion-, ionium-protactinium-, uran-isotopmetoder og metoden med bly-210. Der er også metoder baseret på akkumulering af ændringer i et minerals fysiske egenskaber under påvirkning af bestråling: spordateringsmetoden og termoluminescensmetoden .

Historie

Ideen om radioisotopdatering blev foreslået af Ernest Rutherford i 1904, 8 år efter opdagelsen af radioaktivitet af Henri Becquerel . Samtidig gjorde han det første forsøg på at bestemme mineralets alder ud fra indholdet af uran og helium [Komm. 1] [1] [2] [3] . Allerede 2 år senere, i 1907, offentliggjorde Bertram Boltwood , en radiokemiker fra Yale University , den første uran-bly- datering af en række uranmalmprøver og opnåede aldersværdier fra 410 til 2200 millioner år [4] . Resultatet var af stor betydning: det viste, at jordens alder er mange gange større end de 20-40 millioner år , som William Thomson opnåede ti år tidligere på grundlag af planetens afkølingshastighed, og endda hans tidligere skøn over 20-400 millioner år . Men på det tidspunkt vidste man ikke om dannelsen af en del bly som følge af thoriums henfald og endda om eksistensen af isotoper, og derfor blev Boltwoods estimater normalt overvurderet med titusindvis af procent, nogle gange næsten to gange [5 ] [6] .

I de efterfølgende år skete der en intensiv udvikling af kernefysik og forbedring af teknologier, på grund af hvilken der i midten af det 20. århundrede blev opnået en god nøjagtighed af radioisotopdatering. Dette blev især hjulpet af opfindelsen af massespektrometeret [7] . I 1949 udviklede Willard Libby radiocarbondatering og demonstrerede dens anvendelighed på træprøver af kendt alder (mellem 1400 og 4600 år ) [8] , som han modtog Nobelprisen i kemi for i 1960 .

Fysiske fundamenter

Mængden af enhver radioaktiv isotop falder med tiden ifølge en eksponentiel lov ( loven om radioaktivt henfald ):

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

hvor:

N_{0}

er antallet af atomer i det indledende øjeblik,

N(t)

er antallet af atomer over tid ,

t

\lambda

er henfaldskonstanten .

Hver isotop har således en strengt defineret halveringstid - den tid, hvor dens antal er halveret. Halveringstiden er relateret til henfaldskonstanten som følger: $T_{{1/2}}$

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

Så kan vi udtrykke forholdet i form af halveringstiden: ${\frac {N(t)}{N_{0}}}$

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

Baseret på hvor meget af radioisotopen, der henfaldt over nogen tid, kan denne tid beregnes:

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

Halveringstiden afhænger ikke af temperatur, tryk, kemiske omgivelser, intensiteten af elektromagnetiske felter. Den eneste kendte undtagelse vedrører de isotoper, der henfalder ved elektronindfangning : de har en afhængighed af henfaldshastigheden af elektrontætheden i området af kernen. Disse omfatter for eksempel beryllium -7, strontium -85 og zirconium -89. For sådanne radioisotoper afhænger henfaldshastigheden af atomets ioniseringsgrad; der er også en svag afhængighed af tryk og temperatur. Dette er ikke et væsentligt problem for radioisotopdatering [9] [10] .

Kilder til vanskeligheder

De vigtigste kilder til vanskeligheder for radioisotopdatering er udvekslingen af stof mellem det undersøgte objekt og miljøet, som kan opstå efter dannelsen af objektet, og usikkerheden om den oprindelige isotop- og grundstofsammensætning. Hvis det på tidspunktet for dannelsen af objektet allerede havde en vis mængde af en datterisotop, kan den beregnede alder overvurderes, og hvis barneisotopen efterfølgende forlod objektet, kan den undervurderes. For radiocarbonmetoden er det vigtigt, at forholdet mellem kulstofisotoper i det indledende øjeblik ikke forstyrres, da indholdet af henfaldsproduktet - 14 N - ikke kan kendes (det er ikke forskelligt fra almindeligt nitrogen), og alder kan kun bestemmes ud fra målinger af den udøde fraktion af moderisotopen. Det er således nødvendigt at studere historien om det undersøgte objekt så nøjagtigt som muligt for mulig udveksling af stof med miljøet og mulige træk ved den isotopiske sammensætning.

Den isokrone metode

Isokronmetoden hjælper med at løse problemer forbundet med tilføjelse eller tab af en forældre- eller datterisotop. Det virker uanset den oprindelige mængde af datterisotopen og giver dig mulighed for at afgøre, om der i objektets historie var en udveksling af stof med miljøet.

Denne metode er baseret på at sammenligne data om forskellige prøver fra det samme geologiske objekt, som vides at have samme alder, men som adskiller sig i grundstofsammensætning (derfor i indholdet af moderradionuklidet). Den isotopiske sammensætning af hvert element i det indledende øjeblik bør være den samme i alle prøver. Disse prøver skal også sammen med børneisotopen indeholde en anden isotop af det samme element. Prøver kan repræsentere både forskellige mineraler fra et stykke klippe og forskellige dele af et geologisk legeme.

Derefter udføres for hver prøve:

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

hvor:

D_0

er koncentrationen af datterisotopen i det indledende øjeblik,

E_{0}

er koncentrationen af en ikke-radiogen isotop af det samme grundstof (ændres ikke),

M_{0}

er koncentrationen af moderisotopen i det indledende øjeblik,

\Delta {M}

er mængden af moderisotopen, der henfaldt over tid (på tidspunktet for målingerne).

t

Det er let at verificere gyldigheden af dette forhold ved at lave en reduktion i højre side.

Koncentrationen af datterisotopen på målingstidspunktet vil være , og koncentrationen af moderisotopen . Derefter: $D_{t}=D_{0}+\Delta {M}$ $M_{t}=M_{0}-\Delta {M}$

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

Relationer kan måles. Derefter bygges en graf, hvor disse værdier er plottet langs henholdsvis ordinater og abscisse . ${D_{t} \over E_{0}}$ ${M_{t} \over E_{0}}$

Hvis der ikke var nogen udveksling af stof med miljøet i prøvernes historie, så ligger de punkter, der svarer til dem på denne graf, på en ret linje, fordi koefficienten og summen er ens for alle prøver (og disse prøver er kun forskellige i det oprindelige indhold af moderisotopen). Denne linje kaldes isochrone. Jo større hældningen af isokronen er, jo større er alderen på det objekt, der undersøges. Hvis der var en udveksling af stof i objektets historie, ligger punkterne ikke på én ret linje, og dette viser, at i dette tilfælde er aldersbestemmelsen upålidelig. ${\Delta {M} \over M_{0}-\Delta {M}}$ ${D_{0} \over E_{0}}$

Isokronmetoden bruges i forskellige radioisotopdateringsmetoder såsom rubidium-strontium, samarium-neodym og uranium-bly .

Lukketemperatur

Hvis et mineral, hvis krystalgitter ikke holder et datternuklid, opvarmes tilstrækkeligt, diffunderer dette nuklid udad. Således er "radioisotop-uret" sat til nul: den tid, der er gået siden det øjeblik, opnås som et resultat af radioisotopdatering. Ved afkøling under en bestemt temperatur stopper diffusionen af et givet nuklid: Mineralet bliver et lukket system i forhold til dette nuklid. Temperaturen, hvor dette sker, kaldes lukketemperaturen .

Lukketemperaturen varierer meget for forskellige mineraler og forskellige grundstoffer under overvejelse. For eksempel begynder biotit mærkbart at miste argon ved opvarmning til 280 ± 40 °C [11] , mens zirkon mister bly ved temperaturer over 950–1000 °C [12] .

Radioisotop-dateringsmetoder

Der anvendes forskellige radioisotopmetoder, som er velegnede til forskellige materialer, forskellige aldersintervaller og har forskellig nøjagtighed.

Uran-bly metode

Uran-bly-metoden er en af de ældste og veletablerede metoder til radioisotopdatering, og når den er veludført, er den den mest pålidelige metode for prøver i størrelsesordenen hundreder af millioner af år gamle. Giver dig mulighed for at få en nøjagtighed på 0,1 % eller endnu bedre [13] [14] . Det er muligt at datere både prøver tæt på Jordens alder og prøver yngre end en million år. Større pålidelighed og nøjagtighed opnås ved at bruge to isotoper af uran , hvis henfaldskæder ender i forskellige isotoper af bly , og også ved nogle egenskaber ved zircon , et mineral, der almindeligvis bruges til uran-bly-datering.

Følgende konverteringer bruges:

238 U → 206 Pbmed en halveringstid på 4,47 milliarder år (radiumserie - seRadioaktiv serie), 235 U → 207 Pbmed en halveringstid på 0,704 milliarder år (actinium-serien).

Nogle gange, ud over dem, bruges henfaldet af thorium-232 ( uran-thorium-bly-metoden ):

232 Th → 208 Pbmed en halveringstid på 14,0 milliarder år (thorium-serien).

Alle disse transformationer gennemgår mange stadier, men de mellemliggende nuklider henfalder meget hurtigere end forældrene.

Oftest anvendes zirkon (ZrSiO 4 ) til datering efter uran-bly metoden; i nogle tilfælde - monazit , titanit , baddeleyit [15] ; mere sjældent mange andre materialer, herunder apatit , calcit , aragonit [16] , opal og sten , bestående af en blanding af forskellige mineraler. Zirkon har høj styrke, kemisk resistens, høj lukketemperatur og er vidt udbredt i magmatiske bjergarter . Uran inkorporeres let i sit krystalgitter, og bly er ikke inkorporeret, derfor kan alt bly i zircon normalt betragtes som radiogent [17] . Om nødvendigt kan mængden af ikke-radiogent bly beregnes ud fra mængden af bly-204, som ikke dannes under henfaldet af uranisotoper [18] .

Brugen af to isotoper af uran, der henfalder til forskellige blyisotoper, gør det muligt at bestemme alderen på et objekt, selvom det mister noget af sit bly (f.eks. på grund af metamorfose ). Derudover kan alderen for denne metamorfosehændelse bestemmes.

Lead-lead metode

Bly-bly-metoden bruges sædvanligvis til at bestemme alderen af prøver, der består af en blanding af mineraler (dens fordel i sådanne tilfælde i forhold til uran-bly-metoden skyldes den høje mobilitet af uran). Denne metode er velegnet til at datere meteoritter, såvel som terrestriske klipper, der har oplevet et nyligt tab af uran. Den er baseret på måling af indholdet af tre blyisotoper: 206 Pb (dannet ud fra henfaldet af 238 U), 207 Pb (dannet ud fra henfaldet af 235 U) og 204 Pb (ikke-radiogen).

Ændringen i forholdet mellem blyisotopkoncentrationer over tid er afledt af følgende ligninger:

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

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

hvor indekset betyder koncentrationen af isotopen på målingstidspunktet og indekset i det indledende øjeblik. $t$ $0$

Det er bekvemt at bruge ikke selve koncentrationerne, men deres forhold til koncentrationen af den ikke-radiogene 204Pb- isotop .
Udeladelse af firkantede parenteser:

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

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

Ved at dividere den første af disse ligninger med den anden og tage højde for, at det aktuelle forhold mellem koncentrationerne af moderuranisotoperne 238U / 235U er næsten det samme for alle geologiske objekter (den accepterede værdi er 137,88), [Komm. 2] [19] [16] [13] får vi:

{\frac {\left({\frac {^{{207}}{\mathrm {Pb}}}{^{{204}}{\mathrm {Pb}}}}\right)_{{t}} -\venstre({\frac {^{{207}}{\mathrm {Pb}}}{^{{204}}{\mathrm {Pb}}}}\right)_{{0}}}{\ venstre({\frac {^{{206}}{\mathrm {Pb}}}{^{{204}}{\mathrm {Pb}}}}\right)_{{t}}-\venstre({ \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}}\right)}

Derefter tegnes en graf med forholdene 207 Pb/ 204 Pb og 206 Pb/ 204 Pb langs akserne. På denne graf vil punkter svarende til prøver med forskellige initiale U/Pb-forhold ligge på linje langs en lige linje (isokron), hvis hældning angiver prøvens alder.

Bly-bly-metoden blev brugt til at bestemme tidspunktet for dannelsen af solsystemets planeter (det vil sige jordens alder ). Dette blev første gang gjort af Claire Cameron Patterson i 1956, mens hun studerede forskellige typer meteoritter . Fordi de er fragmenter af planetesimaler , der har gennemgået gravitationsdifferentiering , har forskellige meteoritter forskellige U/Pb-værdier, hvilket gør det muligt at konstruere en isokron. Det viste sig, at denne isokron også inkluderer et punkt, der repræsenterer det gennemsnitlige forhold mellem blyisotoper for Jorden. Den moderne værdi af Jordens alder er 4,54 ± 0,05 milliarder år [15] .

Kalium-argon metode

Denne metode bruger henfaldet af 40 K isotopen , som er 0,012% af naturligt kalium . Det henfalder hovedsagelig på to måder [Komm. 3] :

β - henfald (sandsynlighed 89,28(13) % [20] , delvis halveringstid [Komm. 4] 1,398 milliarder år ):

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

elektronindfangning (sandsynlighed 10,72(13)% [20] , delvis halveringstid 11,64 milliarder år):

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

Halveringstiden for 40 K, når begge henfaldsveje tages i betragtning, er 1,248(3) milliarder år [20] . Dette gør det muligt at datere både prøver med en alder svarende til Jordens alder og prøver med en alder på hundreder og nogle gange titusinder af år [15] .

Kalium er det 7. mest udbredte grundstof i jordskorpen , og mange magmatiske og sedimentære bjergarter indeholder store mængder af dette grundstof. Brøkdelen af 40 K isotopen i den er konstant med god nøjagtighed [15] . Forskellige glimmer , størknet lava , feldspat , lermineraler og mange andre mineraler og sten bruges til kalium-argon-datering . Størnet lava er også velegnet til palæomagnetisk forskning. Derfor er kalium-argon-metoden (mere præcist dens variation, argon-argon-metoden) den vigtigste metode til at kalibrere den geomagnetiske polaritetsskala [15] [21] .

Det vigtigste henfaldsprodukt af kalium-40, 40 Ca, er ikke anderledes end almindeligt (ikke-radiogent) calcium-40, der som regel er rigeligt i de undersøgte bjergarter. Derfor analyseres normalt indholdet af en anden datterisotop, 40 Ar. Da argon er en inert gas , fordamper den let fra sten, når den opvarmes til flere hundrede grader. Derfor viser kalium-argon-datering tidspunktet for den sidste opvarmning af prøven til sådanne temperaturer [15] .

Hovedproblemet for kalium-argon-datering, såvel som for andre radioisotopmetoder, er udvekslingen af stof med miljøet og vanskeligheden ved at bestemme prøvens oprindelige sammensætning. Det er vigtigt, at prøven ikke indeholder argon i det første øjeblik, og derefter ikke mister det og ikke bliver forurenet med atmosfærisk argon. Denne forurening kan korrigeres ud fra, at der i atmosfærisk argon udover 40 Ar er en anden isotop ( 36 Ar), men på grund af den lille mængde af den (1/295 af den samlede argon) er nøjagtigheden af denne korrektion er lav.

Sammenligning af kalium-argon dadler med uran-bly viser, at kalium-argon dadler er normalt mindre end omkring 1%. Dette skyldes sandsynligvis unøjagtigheden af den accepterede værdi af halveringstiden for kalium-40 [15] .

Argon-argon metode

40 Ar/ 39 Ar-metoden er en forbedret version af kalium-argon-metoden. Ifølge denne metode bestemmes i stedet for indholdet af 40 K indholdet af 39 Ar, som dannes ud fra 39 K under kunstig neutronbestråling . Mængden af 40 K kan entydigt bestemmes ud fra mængden af 39 K på grund af konstanten af den isotopiske sammensætning af kalium. Fordelen ved denne metode er, at de kemiske egenskaber af 39 Ar og 40 Ar er identiske, så indholdet af disse isotoper kan bestemmes ud fra en prøveprøve på samme måde. Men hver argon-argon-datering kræver kalibrering med en prøve af kendt alder, bestrålet med den samme neutronflux [22] [23] .

Rubidium-strontium metode

Hovedartikel: Rubidium-strontium dating metode

Metodens princip er baseret på β − -henfaldet af 87Rb isotopen og dens transformation til den stabile 87Sr isotop :

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

hvor ν e er en elektron antineutrino, Q er henfaldsenergien. Halveringstiden for rubidium-87 er 49,7(3) milliarder år , dens naturlige isotopiske overflod er 27,83(2)% [20] . Forekomsten af rubidium i mineraler i bjergarter bestemmes først og fremmest af nærheden af de ioniske radius Rb + ( r = 0,148 nm ) til ionerne K + ( r = 0,133 nm ). Dette gør det muligt for Rb-ionen at erstatte K-ionen i alle de vigtigste stendannende mineraler.

Forekomsten af strontium skyldes evnen af Sr 2+ ionen ( r = 0,113 nm ) til at erstatte Ca 2+ ionen ( r = 0,101 nm ) i calciumholdige mineraler (hovedsageligt i plagioklas og apatit ), samt muligheden for dets indtræden i gitteret af kaliumfeldspat på plads ion K + . Ophobningen af strontium-87 i mineralet sker ifølge loven

\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),

hvor indekset t som altid refererer til de moderne forhold mellem isotopkoncentrationer i mineralet og 0 til de indledende forhold. Løsningen af denne ligning med hensyn til alder t giver os mulighed for at skrive den grundlæggende ligning for geokronologi som anvendt på Rb-Sr-metoden [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} }}\right)_{0}}{ \left({\frac {^{87}\mathrm {Rb} }{^{86}\mathrm {Sr} }}\right)_{t}}}+1\right),

Den isotopiske forekomst af radiogene ( 87 Sr) og ikke-radiogene ( 86 Sr) strontiumisotoper anvendt i metoden er henholdsvis 7,00(1)% og 9,86(1)% [20] .

Samarium-neodym metode

Samarium og neodym er sjældne jordarters grundstoffer . De er mindre mobile end alkaliske og jordalkaliske grundstoffer såsom K, Rb, Sr osv. under hydrotermisk ændring og kemisk forvitring og metamorfose. Samarium-neodym-metoden giver derfor en mere pålidelig datering af bjergarters alder end rubidium-strontium-metoden. Forslaget om at bruge Sm-Nd-metoden i geokronologi blev først fremsat af G. Lugmair (G. Lugmair, 1947). Han viste, at forholdet 143 Nd/ 144 Nd er en indikator for ændringer i det relative indhold af 143 Nd på grund af henfaldet af 147 Sm. Forskere fra USA De Paolo og Wasserburg ydede et stort bidrag til udviklingen, implementeringen af Sm-Nd-metoden i geologisk praksis og bearbejdning af de opnåede data. Samarium har 7 naturlige isotoper (se isotoper af samarium ), men kun to af dem ( 147 Sm og 148 Sm [Komm. 5] ) er radioaktive. 147 Sm bliver, udsender en alfapartikel , til 143 Nd:

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

Halveringstiden for 147 Sm er meget lang, 106,6(7) milliarder år [20] . Samarium-neodym-metoden bruges bedst til at beregne alderen af grundlæggende og ultrabasiske bjergarter, herunder metamorfe.

Rhenium-osmium metode

Metoden er baseret på beta-henfald af rhenium-187 (halveringstid 43,3(7) Ga, naturlig isotopoverflod η = 62,60(2)% [20] ) til osmium-187 ( η = 1,96(2) % [20 ] ). Metoden bruges til at datere jern-nikkel-meteoritter (rhenium, som et siderofilt grundstof, har en tendens til at være koncentreret i dem) og molybdenitaflejringer (molybdenit MoS 2 i jordskorpen er et rhenium-koncentrerende mineral, som tantal og niobium mineraler). Osmium er forbundet med iridium og forekommer næsten udelukkende i ultramafiske bjergarter. Isokron ligning for Re-Os metode [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).

Lutetium-hafnium metode

Metoden er baseret på beta-henfaldet af lutetium-176 (halveringstid 36,84(18) milliarder år, naturlig isotopoverflod η = 2,599(13)% [20] ) til hafnium-176 ( η = 5,26(7)% [ 20] ). Hafnium og lutetium har væsentligt forskellig geokemisk adfærd. Mineraler af tunge lanthanider, såsom fergusonit , xenotime , etc., samt apatit , orthit , sphen , er velegnede til metoden . Hafnium er en kemisk analog af zirconium og er koncentreret i zirkoner, så zirkoner er ikke anvendelige til denne metode. Isokron ligning for lutetium-hafnium metode [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).

Radiocarbon dating

Metoden er baseret på henfald af kulstof-14 og bruges oftest til genstande af biologisk oprindelse. Det giver dig mulighed for at bestemme den tid, der er gået siden døden af et biologisk objekt og ophøret af kulstofudveksling med det atmosfæriske reservoir. Forholdet mellem indholdet af kulstof-14 og stabilt kulstof ( 14 C/ 12 C ~ 10 −10 %) i atmosfæren og i væv fra dyr og planter, der er i ligevægtsudveksling med det, bestemmes af strømmen af hurtige neutroner i den øvre atmosfære. Neutroner produceret af kosmiske stråler reagerer med atmosfærisk nitrogen -14 kerner i en reaktion, der i gennemsnit producerer omkring 7,5 kg kulstof-14 om året. Halveringstiden for 14 C er 5700 ± 30 år [20] ; Eksisterende teknikker gør det muligt at bestemme koncentrationen af radiocarbon i biologiske objekter på et niveau, der er cirka 1000 gange mindre end den atmosfæriske ligevægtskoncentration, det vil sige med en alder på op til 10 halveringstider på 14 C (ca. 60 tusind år). $n+{\mathrm {^{{14}}_{{7}}N}}\højrepil {\mathrm {^{{14}}_{{6}}C}}+p,$

Noter

Kommentarer

↑ Rutherfords skøn var baseret på Ramsay og Travers ' data om indholdet af uran og helium i fergusonit (det faktum, at ikke kun helium dannes af uran, men også er meget bedre egnet til at datere bly, var endnu ikke kendt). Det var 40 Ma; året efter reviderede Rutherford den under hensyntagen til den raffinerede heliumdannelseshastighed og fik 500 millioner år.
↑ Moderne undersøgelser viser, at det gennemsnitlige forhold for terrestriske bjergarter er lidt mindre end værdien på 137,88 anbefalet af Subcommittee on Geochronology af International Union of Geological Sciences i 1979 og er omkring 137,82, og i forskellige prøver adskiller det sig med hundrededele og endda tiendedele af en procent. Den naturlige atomreaktor ved Oklo er det eneste kendte eksempel på en væsentligt større afbøjning. $^{238}\mathrm {U} /^{235}\mathrm {U}$
↑ Der er også en meget lille sandsynlighed for henfald med positronemission og produktion af argon-40, men denne kanal kan ikke skelnes fra elektronindfangning ud fra et radioisotopdateringssynspunkt.
↑ Den partielle halveringstid af en bestemt henfaldskanal er lig med den totale halveringstid for radionuklidet divideret med henfaldssandsynligheden for denne kanal.
↑ Halveringstiden for samarium-148, 7 10 15 år, er for lang til at blive brugt i geokronologi.

Kilder

↑ Lewis CLE Arthur Holmes' samlende teori: fra radioaktivitet til kontinentaldrift // Jorden inde og ude: Nogle store bidrag til geologi i det tyvende århundrede / DR Oldroyd. - Geological Society of London, 2002. - S. 168 . — 369 s. — (Geologisk Forenings særpublikation 192). — ISBN 9781862390966 .
↑ JM Mattinson The geochronology revolution // The Web of Geological Sciences: Advances, Impacts, and Interactions / ME Bickford. - Geological Society of America, 2013. - S. 304. - 611 s. — (Geological Society of America specialpapir 500). — ISBN 9780813725000 .
↑ Rutherford E. Present Problemer med radioaktivitet // International Congress of Arts and Science. Vol. IV / HJ Rogers. - Universitetsforbundet, 1906. - S. 185-186. doi : 10.5962 / bhl.title.43866 .
↑ Boltwood B. Om de radioaktive grundstoffers ultimative opløsningsprodukter. Del II. The Disintegration Products of Uranium // American Journal of Science : journal. - 1907. - Bd. 23, ser.4 . - S. 77-88 . - doi : 10.2475/ajs.s4-23.134.78 .
↑ Dalrymple GB Tidlig appel til radioaktivitet // Jordens tidsalder. - Stanford University Press, 1994. - S. 69-74. — 474 s. — ISBN 9780804723312 .
↑ Hvid WM 2.1. Grundlæggende om radioaktiv isotopgeokemi // Isotopgeokemi. - John Wiley & Sons, 2015. - S. 32-33. — 496 s. — ISBN 978-0-470-65670-9 . ( pdf Arkiveret 17. juni 2014 på Wayback Machine ).
↑ Geologisk tid: Radiometrisk tidsskala . United States Geological Survey (16. juni 2001). Hentet 24. august 2012. Arkiveret fra originalen 29. oktober 2012. (ubestemt)
↑ Arnold JR, Libby WF Aldersbestemmelser efter radiocarbonindhold: Kontrol med prøver af kendt alder // Videnskab : tidsskrift. - 1949. - Bd. 110 , nr. 2869 . - S. 678-680 . - doi : 10.1126/science.110.2869.678 . - . — PMID 15407879 .
↑ G. Brent Dalrymple. Oldtidens jord, oldtidens himmel . - Stanford University Press, 2004. - S. 58-60. — 247 sider. — ISBN 9780804749336 .
↑ Johnson, B. (1993) How to Change Nuclear Decay Rates Arkiveret 1. november 2001 på Wayback Machine . Usenet Physics FAQ.
↑ Rob Butler (2001). Lukketemperaturer Arkiveret 13. april 2013 på Wayback Machine Dynamic Earth. Skole for Jord og Miljø.
↑ Scoates JS, Wall CJ Geochronology of Layered Intrusions // 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 Geochronology // Treatise on Geochemistry / H. Holland, K. Turekian. — 2. udg. — Elsevier, 2014. — Vol. 4: Skorpen. - S. 341-378. - ISBN 978-0-08-098300-4 . - doi : 10.1016/B978-0-08-095975-7.00310-7 .
↑ Robert Sanders 2004. Uran/bly-datering giver den mest nøjagtige dato endnu for Jordens største udryddelse Arkiveret 22. januar 2012 på Wayback Machine UC Berkeley News
↑ 1 2 3 4 5 6 7 Dickin A.P. Radiogen isotopgeologi . — 2. udg. - Cambridge University Press, 2005. - S. 29-31, 101-135, 275, 324-382. — 512 s. - ISBN 0-521-82316-1 .
↑ 1 2 Parrish R. Uranium–Lead Dating // Encyclopedia of Scientific Dating Methods / WJ Rink, JW Thompson. - Springer Holland, 2015. - S. 848-857. - $978 — ISBN 978-94-007-6304-3 . - doi : 10.1007/978-94-007-6304-3_193 .
↑ Andrew Alden. Uran-bly-dating Arkiveret 29. marts 2013 på Wayback Machine Geologi
↑ Geokronologi - artikel fra Great Soviet Encyclopedia . B. M. Keller, A. I. Tugarinov, G. V. Voitkevich.
↑ White WM 3. Henfaldssystemer og geokronologi II: U og Th // Isotopgeokemi. - John Wiley & Sons, 2015. - S. 72-100. — 496 s. — ISBN 978-0-470-65670-9 . ( pdf Arkiveret 17. juni 2014 på Wayback Machine ).
↑ 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 Audi G. , Kondev FG , Wang M. , Huang WJ , Naimi S. The Nubase2016-evaluering af nukleare egenskaber // Kinesisk fysik C. - 2017. - Bd. 41 , udg. 3 . - P. 030001-1-030001-138 . - doi : 10.1088/1674-1137/41/3/030001 . - .
↑ Singer SB, Hoffman KA, Chauvin A., Coe RS, Pringle MS Daterer overgangsmagnetiserede lavaer fra den sene Matuyama Chron: Toward a new 40 Ar/ 39 Ar tidsskala for vendinger og begivenheder // Journal of Geophysical Research : journal. - 1999. - Bd. 104 , nr. B1 . - s. 679-693 . - doi : 10.1029/JB084iB02p00615 . Arkiveret fra originalen den 30. juli 2010.
↑ Titaeva N. A. Nuklear Geokemi: Lærebog. - 2. udg. - M . : Forlag ved Moscow State University, 2000. - S. 99-102. — 336 s. — ISBN 5-211-02564-4 .
↑ K/Ar og 40 Ar/ 39 Ar metoder - New Mexico Bureau of Geology & Mineral Resources . Hentet 13. oktober 2012. Arkiveret fra originalen 3. august 2017. (ubestemt)
↑ Titaeva, s. 93.
↑ Titaeva, s. 108.
↑ Titaeva, s. 109.

Litteratur

Encyclopedia of Scientific Dating Methods / WJ Rink, JW Thompson. - Springer Holland, 2015. - 978 s. — ISBN 978-94-007-6304-3 . - doi : 10.1007/978-94-007-6304-3 .
Dickin A.P. Radiogen isotopgeologi . — 2. udg. - Cambridge University Press, 2005. - 512 s. - ISBN 0-521-82316-1 .
Titaeva N. A. Nuklear Geokemi: Lærebog. - 2. udg. - M. : MGU Forlag, 2000. - 336 s. — ISBN 5-211-02564-4 .
Koronovsky N. V. Generel geologi: lærebog. - 2. udg. - M . : Forlaget "KDU", 2010. - S. 120-125. — 526 s. — ISBN 978-5-98227-682-7 .

Links

Ishkhanov B.S. Fundamentals of Geology. 17. Nuklear kronologi
Koronovsky N.V. , Yakushova A.F. Fundamentals of Geology. 18.2. Absolut geokronologi
Borisov N. M. Sætte datoer på den geologiske registrering, eller hvordan fysikere hjælper geologer
Markov A. V. Kronologi af den fjerne fortid

Ordbøger og encyklopædier	Fantastisk norsk Britannica (online) Britannica (online)
I bibliografiske kataloger	GND : 4277253-9 J9U : 987007558363305171 LCCN : sh85110596