Radioaktive decayEdit
Eksempel på en radioaktiv nedbrytning kjeden fra føre-212 (212Pb) for å lede-208 (208Pb) . Hver av foreldrene nuclide spontant henfaller til en datter nuclide (forfall produktet) via en α forfall eller en β− forfall. Den endelige forfall produkt, føre-208 (208Pb), er stabil og ikke lenger kan gjennomgå spontan radioaktiv nedbrytning.
All vanlig materie er bygd opp av kombinasjoner av kjemiske elementer, hver med sin egen atomnummer, som indikerer antall protoner i atomkjernen., I tillegg, elementer som kan finnes i forskjellige isotoper, med hver isotop av et element forskjellig antall nøytroner i kjernen. En bestemt isotop av et bestemt element kalles en nuclide. Noen nuclides er svært ustabil. Det er, på et tidspunkt i tid, et atom av et slikt nuclide vil gjennomgå radioaktiv nedbrytning og spontant forvandle seg til en annen nuclide. Denne transformasjonen kan oppnås på en rekke ulike måter, blant annet alfa forfall (utslipp av alfa-partikler) og beta forfall (elektron-utslipp, positron emission, eller electron capture)., En annen mulighet er spontan fisjon i to eller flere nuclides.
Mens øyeblikk i tid der en bestemt kjerne henfaller er uforutsigbar, en samling av atomer av et radioaktivt nuclide henfaller eksponentielt med en hastighet som er beskrevet av en parameter kjent som half-life, vanligvis gitt i enheter av år når vi snakker om dating teknikker. Etter en half-life som har gått, halvparten av atomene i nuclide i spørsmålet vil ha forfalt til en «datter» nuclide eller forfall produktet., I mange tilfeller, datter nuclide i seg selv er radioaktive, noe som resulterer i et forfall kjeden, som til slutt endte med dannelsen av en stabil (nonradioactive) datter nuclide; hvert trinn i en slik kjede er preget av en tydelig half-life. I disse tilfeller, vanligvis half-life av interesse i radiometrisk datering er det lengste man i kjeden, som er pris-begrensende faktor i den ultimate transformasjon av radioaktive nuclide i sin stabile datter. Isotopisk systemer som har blitt utnyttet for radiometrisk datering har halveringstider alt fra bare ca 10 år (f.eks.,, tritium) til over 100 milliarder år (f.eks., samarium-147).
For de fleste radioaktive nuclides, half-life avhenger utelukkende på kjernefysiske egenskaper og er i hovedsak konstant. Dette er kjent på grunn av forfall konstanter målt ved forskjellige teknikker gi konsistente verdier innen analytisk feil og alder på samme materialer som er konsistent fra en type til en annen. Det er ikke påvirket av eksterne faktorer som temperatur, trykk, kjemiske miljø, eller tilstedeværelse av magnetiske eller elektriske felt., De eneste unntakene er nuclides at forfall av prosessen for electron capture, slik som beryllium-7, strontium-85, og zirkonium-89, hvis forfall pris kan være påvirket av lokale electron tetthet. For alle andre nuclides, andelen av den opprinnelige nuclide til henfall produkter endringer i en forutsigbar måte som den originale nuclide henfaller over tid.
Denne forutsigbarhet gjør at den relative abundances av beslektede nuclides å bli brukt som en klokke til å måle tiden fra etableringen av den opprinnelige nuclides inn i et materiale som er til stede., Arten har en beleilig levert oss med radioaktive nuclides som har halveringstider som spenner fra betydelig lengre enn alder av universet, til mindre enn en zeptosecond. Dette gjør det mulig å måle et svært bredt spekter av aldre. Isotoper med svært lange halveringstider er kalt «stabile isotoper,» og isotoper med kort halveringstid er kjent som «utdødd isotoper.,»
Forfall konstant determinationEdit
radioaktiv nedbrytning konstant, sannsynligheten for at et atom vil forfall per år, er det solid fundament av felles måling av radioaktivitet. Nøyaktighet og presisjon for fastsettelsen av et år (og en nuclide ‘ s half-life) er avhengig av nøyaktighet og presisjon av forfall konstant måling. Den i-vekst-metoden er en måte å måle forfall konstant i et system, som innebærer å samle datter nuclides., Dessverre for nuclides med høy forfall konstanter (som er nyttig for dating veldig gamle prøver), lang tid (flere tiår) er nødvendig for å samle nok forfall produkter i en enkelt eksempel for å måle dem. En raskere metode innebærer bruk av partikkel tellere for å finne ut alfa -, beta-eller gamma aktivitet, og deretter dele med antallet av radioaktive nuclides. Det er imidlertid utfordrende og dyrt å nøyaktig bestemme antall radioaktive nuclides. Du kan eventuelt forfall konstanter kan bestemmes ved å sammenligne isotop data for bergarter av kjent alder., Denne metoden krever at minst ett av isotop-systemer til å være veldig nøyaktig kalibrert, slik som Pb-Pb-systemet.
Nøyaktigheten av radiometrisk datingEdit
Termisk ionisering mass spectrometer som brukes i radiometrisk datering.
grunnprinsippet for radiometrisk datering krever at verken foreldre nuclide eller datter produktet kan komme inn eller forlate materiale etter sin dannelse., Mulige konfunderende virkninger av forurensning av mor-og datter-isotoper som må tas i betraktning, som gjør at effekten av tap eller gevinst på slike isotoper siden utvalget ble opprettet. Det er derfor viktig å ha så mye informasjon som mulig om materialet være datert og for å se etter mulige tegn på endring. Presisjon er enda bedre hvis målingene er tatt på flere prøver fra ulike steder av rock kroppen., Alternativt, hvis flere forskjellige mineraler kan være datert fra samme prøve, og må antas å være dannet av samme hendelse, og var i likevekt med reservoaret når de formet, de skal danne en isochron. Dette kan redusere problemet med forurensning. I uran–bly dating, concordia-diagram er brukt som også reduserer problemet med nuclide tap. Til slutt, forholdet mellom ulike isotopisk datering metoder kan være nødvendig for å bekrefte alderen til en prøve. For eksempel, i en alder av Amitsoq gneiser fra vest-Grønland var fast bestemt på å være 3.60 ± 0.,05 Ga (milliarder år siden) ved hjelp av uran–bly dating og 3.56 ± 0.10 Ga (milliarder år siden) med bly–bly dating, resultater som er konsistente med hverandre.,:142-143
Nøyaktig radiometrisk datering krever vanligvis at foreldrene har en lang nok half-life som det vil være tilstede i store mengder på tidspunktet for måling (unntatt som beskrevet nedenfor under «Dating med kortvarig utdødd radionuklider»), half-life av foreldrene er nøyaktig kjent, og nok av datteren produktet er produsert for å være nøyaktig målt og skiller seg fra det opprinnelige beløpet som dotter til stede i materialet. Prosedyrene som benyttes til å isolere og analysere morselskapet og datter nuclides må være presis og nøyaktig., Dette normalt innebærer isotop-ratio mass spectrometry.
presisjonen av et dating-metoden avhenger av at half-life av den radioaktive isotopen involvert. For eksempel karbon-14 har en halveringstid på 5,730 år. Etter en organisme har vært død for 60.000 år, så lite karbon-14 er det igjen at nøyaktig dating kan være etablert. På den annen side, konsentrasjonen av karbon-14 faller av så bratt at alder av relativt unge forblir kan bestemmes nøyaktig til i løpet av et par tiår.,
Nedleggelse temperatureEdit
nedleggelse temperatur eller blokkere temperaturer representerer temperatur nedenfor som mineralet er et lukket system for studert isotoper. Hvis et materiale som selektivt avviser datter nuclide er oppvarmet over denne temperaturen, noen datter nuclides som har blitt akkumulert over tid vil være tapt gjennom diffusjon, nullstilling av isotopisk «klokke» til null. Som mineral kjøler, krystall struktur begynner å danne og spredning av isotoper er mindre enkelt., Ved en bestemt temperatur, krystall struktur har dannet tilstrekkelig for å hindre spredning av isotoper. Dermed en størkningsbergarter eller omdannede rock eller smelte, som sakte avkjøling, ikke begynner å vise til målbare radioaktive forfall til den kjøles ned under lukking temperatur. Den alder som kan beregnes ved radiometrisk datering er dermed den tid som rock eller mineral avkjølt til avslutning temperatur. Denne temperaturen varierer for hver mineral-og isotopisk system, slik at en kan systemet være stengt for ett mineral, men åpne for en annen., Dateringen av forskjellige mineraler og/eller trauma systems (med ulike nedleggelse temperaturer) i samme rock kan derfor aktivere sporing av termisk history of the rock i spørsmål med tiden, og dermed historien av omdannede hendelser kan bli kjent i detalj. Disse temperaturene er eksperimentelt bestemt i laboratoriet ved kunstig tilbakestille eksempel mineraler ved hjelp av en høy temperatur ovn. Dette feltet er kjent som thermochronology eller thermochronometry.,
alder equationEdit
Lu-Hf isochrons plottet av meteoritt prøver. Alder er beregnet ut fra skråningen av isochron (linje) og den opprinnelige komposisjonen fra skjæringspunktet av isochron med y-aksen.,
Den matematiske uttrykk som er relatert radioaktive forfall til geologisk tid er
D* = D0 + N(t) (eλt − 1)
hvor
t er alder av prøven, D* er antall atomer av radiogenic datter isotop i utvalget, D0 er antall atomer av datter isotop i original eller første komposisjon, N(t) er antall atomer av den overordnede isotop i prøven ved tid t (nåtid), gitt ved N(t) = Noah-λt, og λ er forfallet konstant i morselskapet isotop, lik den inverse av den radioaktive half-life av morselskapet isotop ganger den naturlige logaritmen av 2.,
ligningen er mest beleilig til uttrykk i form av den målte antall N(t) snarere enn den konstante første verdi Nr.
for Å beregne alder, er det antatt at systemet er lukket (foreldre eller datter isotoper har vært borte fra systemet), D0 må enten være ubetydelig eller kan være nøyaktig beregnet, λ er kjent for en høy presisjon, og man har nøyaktige og presise målinger av D* og N(t).
ligningen over gjør bruk av informasjon om sammensetningen av mor-og datter-isotoper på det tidspunkt materiell blir testet avkjølt under sin avslutning temperatur., Dette er velkjent for de fleste isotopisk systemer. Imidlertid konstruksjon av en isochron ikke krever informasjon om den originale komposisjoner, ved hjelp av bare den nåværende prosenter av morselskapet og datter isotoper til en standard isotop. En isochron tomten er brukt for å løse alder ligningen grafisk og beregne alder av prøven og den opprinnelige sammensetning.