Decadimento radioattivomodifica
Esempio di una catena di decadimento radioattivo da lead-212 (212Pb) a lead-208 (208Pb) . Ogni nuclide genitore decade spontaneamente in un nuclide figlia (il prodotto di decadimento) attraverso un decadimento α o un decadimento β. Il prodotto di decadimento finale, lead-208 (208Pb), è stabile e non può più subire un decadimento radioattivo spontaneo.
Tutta la materia ordinaria è costituita da combinazioni di elementi chimici, ognuno con il proprio numero atomico, che indica il numero di protoni nel nucleo atomico., Inoltre, elementi possono esistere in diversi isotopi, con ogni isotopo di un elemento diverso nel numero di neutroni nel nucleo. Un particolare isotopo di un particolare elemento è chiamato nuclide. Alcuni nuclidi sono intrinsecamente instabili. Cioè, ad un certo punto nel tempo, un atomo di tale nuclide subirà un decadimento radioattivo e si trasformerà spontaneamente in un nuclide diverso. Questa trasformazione può essere realizzata in diversi modi, tra cui il decadimento alfa (emissione di particelle alfa) e il decadimento beta (emissione di elettroni, emissione di positroni o cattura di elettroni)., Un’altra possibilità è la fissione spontanea in due o più nuclidi.
Mentre il momento in cui un particolare nucleo decade è imprevedibile, una raccolta di atomi di un nuclide radioattivo decade esponenzialmente ad una velocità descritta da un parametro noto come emivita, di solito dato in unità di anni quando si discute di tecniche di datazione. Dopo un’emivita è trascorso, una metà degli atomi del nuclide in questione avrà decaduto in un nuclide “figlia” o prodotto di decadimento., In molti casi, il nuclide della figlia stesso è radioattivo, con conseguente catena di decadimento, infine terminante con la formazione di un nuclide della figlia stabile (nonradioactive); ogni punto in tale catena è caratterizzato da un’emivita distinta. In questi casi, di solito l ” emivita di interesse in radiometrica incontri è quello più lungo della catena, che è il fattore limitante nella trasformazione finale del nuclide radioattivo nella sua figlia stabile. Sistemi isotopici che sono stati sfruttati per radiometrica incontri hanno emivita che vanno da solo circa 10 anni (ad esempio.,, trizio) a oltre 100 miliardi di anni (ad esempio, samario-147).
Per la maggior parte dei nuclidi radioattivi, l’emivita dipende esclusivamente dalle proprietà nucleari ed è essenzialmente costante. Questo è noto perché le costanti di decadimento misurate con tecniche diverse danno valori coerenti all’interno di errori analitici e le età degli stessi materiali sono coerenti da un metodo all’altro. Non è influenzato da fattori esterni come temperatura, pressione, ambiente chimico o presenza di un campo magnetico o elettrico., Le uniche eccezioni sono i nuclidi che decadono dal processo di cattura elettronica, come il berillio-7, lo stronzio-85 e lo zirconio-89, il cui tasso di decadimento può essere influenzato dalla densità elettronica locale. Per tutti gli altri nuclidi, la proporzione del nuclide originale con i suoi prodotti di decadimento cambia in modo prevedibile man mano che il nuclide originale decade nel tempo.
Questa prevedibilità consente di utilizzare le abbondanze relative dei nuclidi correlati come orologio per misurare il tempo dall’incorporazione dei nuclidi originali in un materiale al presente., La natura ci ha convenientemente fornito nuclidi radioattivi che hanno emivita che vanno da considerevolmente più lunga dell’età dell’universo, a meno di uno zeptosecondo. Questo permette di misurare una gamma molto ampia di età. Isotopi con emivita molto lunga sono chiamati ” isotopi stabili, “e isotopi con emivita molto breve sono noti come” isotopi estinti.,”
Determinazione della costante di decadimentomodifica
La costante di decadimento radioattivo, la probabilità che un atomo decada all’anno, è il solido fondamento della misura comune della radioattività. L’accuratezza e la precisione della determinazione di un’età (e dell’emivita di un nuclide) dipende dall’accuratezza e dalla precisione della misurazione della costante di decadimento. Il metodo in crescita è un modo per misurare la costante di decadimento di un sistema, che comporta l’accumulo di nuclidi figlia., Sfortunatamente per i nuclidi con costanti di decadimento elevate (che sono utili per la datazione di campioni molto vecchi), sono necessari lunghi periodi di tempo (decenni) per accumulare abbastanza prodotti di decadimento in un singolo campione per misurarli con precisione. Un metodo più veloce prevede l’utilizzo di contatori di particelle per determinare l’attività alfa, beta o gamma e quindi dividendola per il numero di nuclidi radioattivi. Tuttavia, è impegnativo e costoso determinare con precisione il numero di nuclidi radioattivi. In alternativa, costanti di decadimento possono essere determinate confrontando i dati isotopici per rocce di età nota., Questo metodo richiede che almeno uno dei sistemi isotopici sia calibrato in modo molto preciso, come il sistema Pb-Pb.
Precisione della datazione radiometricamodifica
Spettrometro di massa a ionizzazione termica utilizzato nella datazione radiometrica.
L’equazione di base della datazione radiometrica richiede che né il nuclide genitore né il prodotto figlia possano entrare o uscire dal materiale dopo la sua formazione., I possibili effetti confondenti della contaminazione di isotopi padre e figlia devono essere considerati, così come gli effetti di qualsiasi perdita o guadagno di tali isotopi da quando il campione è stato creato. È quindi essenziale avere quante più informazioni possibili sulla datazione del materiale e verificare eventuali segni di alterazione. La precisione è migliorata se le misurazioni vengono effettuate su più campioni provenienti da diverse posizioni del corpo roccioso., In alternativa, se diversi minerali diversi possono essere datati dallo stesso campione e si presume che siano formati dallo stesso evento e fossero in equilibrio con il serbatoio quando si sono formati, dovrebbero formare un isocrono. Questo può ridurre il problema della contaminazione. In uranio-piombo incontri, viene utilizzato il diagramma concordia che diminuisce anche il problema della perdita di nuclidi. Finalmente, correlazione tra diversi isotopica incontri metodi possono essere necessari per confermare l ” età di un campione. Ad esempio, l’età degli gneiss di Amitsoq dalla Groenlandia occidentale è stata determinata per essere 3.60 ± 0.,05 Ga (miliardi di anni fa) utilizzando uranio-piombo incontri e 3.56 ± 0.10 Ga (miliardi di anni fa) utilizzando piombo–piombo incontri, risultati che sono coerenti con l’altro.,:142-143
Precise datazioni radiometriche in genere richiede che il genitore ha una abbastanza lunga emivita che sarà presente in quantità significative al momento della misurazione (ad eccezione di quanto descritto di seguito nella sezione “Incontri con breve estinto radionuclidi”), l’emivita di un genitore è conosciuta con precisione, e basta con la figlia è prodotto per essere misurata con precisione e distinto dall’importo iniziale della figlia presente nel materiale. Le procedure utilizzate per isolare e analizzare i nuclidi genitore e figlia devono essere precise e accurate., Questo comporta normalmente isotopo rapporto spettrometria di massa.
La precisione di un metodo di datazione dipende in parte dall’emivita dell’isotopo radioattivo coinvolto. Ad esempio, il carbonio-14 ha un’emivita di 5.730 anni. Dopo che un organismo è morto da 60.000 anni, rimane così poco carbonio-14 che non è possibile stabilire una datazione accurata. D’altra parte, la concentrazione di carbonio-14 cade così ripidamente che l’età dei resti relativamente giovani può essere determinata con precisione entro pochi decenni.,
Temperatura di chiusuraedit
La temperatura di chiusura o temperatura di blocco rappresenta la temperatura al di sotto della quale il minerale è un sistema chiuso per gli isotopi studiati. Se un materiale che respinge selettivamente il nuclide figlia viene riscaldato al di sopra di questa temperatura, eventuali nuclidi figlia che sono stati accumulati nel tempo andranno persi attraverso la diffusione, reimpostando l “” orologio ” isotopica a zero. Mentre il minerale si raffredda, la struttura cristallina inizia a formarsi e la diffusione degli isotopi è meno facile., Ad una certa temperatura, la struttura cristallina si è formata sufficientemente da impedire la diffusione degli isotopi. Pertanto una roccia ignea o metamorfica o un fuso, che si sta lentamente raffreddando, non inizia a mostrare un decadimento radioattivo misurabile fino a quando non si raffredda al di sotto della temperatura di chiusura. L ” età che può essere calcolato da radiometrica incontri è quindi il momento in cui la roccia o minerale raffreddato a temperatura di chiusura. Questa temperatura varia per ogni sistema minerale e isotopico, quindi un sistema può essere chiuso per un minerale ma aperto per un altro., La datazione di diversi minerali e/o sistemi isotopici (con diverse temperature di chiusura) all’interno della stessa roccia può quindi consentire di tracciare la storia termica della roccia in questione con il tempo, e quindi la storia degli eventi metamorfici può diventare nota in dettaglio. Queste temperature sono determinate sperimentalmente in laboratorio reimpostando artificialmente i minerali campione utilizzando un forno ad alta temperatura. Questo campo è noto come termocronologia o termocronometria.,
L’equazione dell’etàmodifica
Lu-Hf isocroni tracciati di campioni di meteoriti. L’età è calcolata dalla pendenza dell’isocrono (linea) e dalla composizione originale dall’intercettazione dell’isocrono con l’asse y.,
L’espressione matematica che riguarda il decadimento radioattivo di tempo geologico è
D* = D0 + N(t) (eλt − 1)
dove
t è l’età del campione, D* è il numero di atomi di radiogeno figlia isotopo nel campione, D0 è il numero di atomi della figlia isotopo in originale o composizione iniziale, N(t) è il numero di atomi di padre isotopo del campione al tempo t (il presente), dato da N(t) = Noe-λt, e λ è la costante di decadimento del genitore isotopo, pari all’inverso del tempo di dimezzamento radioattivo di padre isotopo volte il logaritmo naturale di 2.,
L’equazione è più convenientemente espressa in termini di quantità misurata N(t) piuttosto che il valore iniziale costante No.
Per calcolare l’età, si presume che il sistema sia chiuso (né gli isotopi padre né figlia sono stati persi dal sistema), D0 deve essere trascurabile o può essere stimato con precisione, λ è noto con un’alta precisione e si hanno misurazioni accurate e precise di D* e N(t).
L’equazione di cui sopra fa uso di informazioni sulla composizione degli isotopi padre e figlia al momento in cui il materiale in prova raffreddato al di sotto della sua temperatura di chiusura., Questo è ben consolidato per la maggior parte dei sistemi isotopici. Però, costruzione di un isocrono non richiede informazioni sulle composizioni originali, utilizzando semplicemente i rapporti attuali degli isotopi genitore e figlia ad un isotopo standard. Un diagramma isocrono viene utilizzato per risolvere graficamente l’equazione dell’età e calcolare l’età del campione e la composizione originale.