rozpad promieniotwórczy
przykład łańcucha rozpadu promieniotwórczego z ołowiu-212 (212Pb) do ołowiu-208 (208pb) . Każdy nuklid macierzysty samoistnie rozpada się na nuklid potomny (produkt rozpadu) poprzez rozpad α lub β. Końcowy produkt rozpadu, ołów-208 (208Pb), jest stabilny i nie może już ulegać spontanicznemu rozpadowi radioaktywnemu.
Cała zwykła materia składa się z kombinacji pierwiastków chemicznych, z których każdy ma własną liczbę atomową, wskazującą liczbę protonów w jądrze atomowym., Dodatkowo pierwiastki mogą występować w różnych izotopach, przy czym każdy izotop pierwiastka różni się liczbą neutronów w jądrze. Dany izotop danego pierwiastka nazywany jest nuklidem. Niektóre nuklidy są z natury niestabilne. Oznacza to, że w pewnym momencie atom takiego nuklidu ulegnie rozpadowi radioaktywnemu i spontanicznie przekształci się w inny nuklid. Transformacja ta może być dokonana na wiele różnych sposobów, w tym rozpad Alfa (emisja cząstek alfa) i rozpad beta (emisja elektronów, emisja pozytonów lub wychwyt elektronów)., Inną możliwością jest samoistne rozszczepienie na dwa lub więcej nuklidów.
podczas gdy moment w czasie, w którym dane jądro rozpada się jest nieprzewidywalny, zbiór atomów radioaktywnego nuklidu rozpada się wykładniczo w tempie opisanym przez parametr znany jako okres półtrwania, zwykle podane w jednostkach lat podczas omawiania technik datowania. Po upływie jednego okresu półtrwania połowa atomów danego nuklidu ulegnie rozpadowi w „córkę” nuklidu lub produkt rozpadu., W wielu przypadkach sam nuklid potomny jest radioaktywny, co powoduje łańcuch rozpadu, ostatecznie kończący się utworzeniem stabilnego (nieradioaktywnego) nuklidu potomnego; każdy etap takiego łańcucha charakteryzuje się odrębnym okresem półtrwania. W takich przypadkach zwykle okres półtrwania zainteresowania datowaniem radiometrycznym jest najdłuższy w łańcuchu, który jest czynnikiem ograniczającym szybkość ostatecznej transformacji radioaktywnego nuklidu w jego stabilną córkę. Systemy izotopowe, które zostały wykorzystane do datowania radiometrycznego, mają okres półtrwania wynoszący zaledwie około 10 lat (np.,, tryt) do ponad 100 miliardów lat (np. Samar-147).
dla większości nuklidów promieniotwórczych okres półtrwania zależy wyłącznie od właściwości jądrowych i jest zasadniczo stały. Jest to znane, ponieważ stałe rozpadu mierzone różnymi technikami dają spójne wartości w ramach błędów analitycznych, a wiek tych samych materiałów jest spójny z jednej metody do drugiej. Nie ma to wpływu na czynniki zewnętrzne, takie jak temperatura, Ciśnienie, środowisko chemiczne lub obecność pola magnetycznego lub elektrycznego., Jedynymi wyjątkami są nuklidy, które rozpadają się w procesie wychwytywania elektronów, takie jak Beryl-7, stront-85 i cyrkon-89, których szybkość rozpadu może mieć wpływ na lokalną gęstość elektronów. Dla wszystkich innych nuklidów, proporcja oryginalnego nuklidu do jego produktów rozpadu zmienia się w przewidywalny sposób, jak oryginalny nuklid rozpada się w czasie.
ta przewidywalność pozwala na zastosowanie względnej obfitości powiązanych nuklidów jako zegara do pomiaru czasu od włączenia oryginalnych nuklidów do materiału do chwili obecnej., Natura wygodnie dostarczyła nam radioaktywnych nuklidów, które mają okres półtrwania, który waha się od znacznie dłuższego niż wiek Wszechświata, do mniej niż zeptosekundy. Pozwala to zmierzyć bardzo szeroki zakres wieku. Izotopy o bardzo długim okresie półtrwania nazywane są „stabilnymi izotopami”, a izotopy o bardzo krótkim okresie półtrwania znane są jako ” wymarłe izotopy.,”
wyznaczanie stałej Rozpaduedytuj
stała rozpadu promieniotwórczego, prawdopodobieństwo, że atom rozpadnie się w ciągu roku, jest stałym fundamentem wspólnego pomiaru radioaktywności. Dokładność i precyzja określenia wieku (i okresu półtrwania nuklidu) zależy od dokładności i precyzji pomiaru stałej rozpadu. Metoda in-growth jest jednym ze sposobów pomiaru stałej rozpadu układu, która polega na gromadzeniu się nuklidów córek., Niestety dla nuklidów o wysokich stałych rozpadu (które są przydatne do datowania bardzo starych próbek), długie okresy czasu (dziesięciolecia) są wymagane, aby zgromadzić wystarczającą ilość produktów rozpadu w jednej próbce, aby dokładnie je zmierzyć. Szybsza metoda polega na użyciu liczników cząstek w celu określenia aktywności alfa, beta lub gamma, a następnie podzielenie jej przez liczbę radioaktywnych nuklidów. Jednak dokładne określenie liczby nuklidów promieniotwórczych jest trudne i kosztowne. Alternatywnie, stałe rozpadu można określić poprzez porównanie danych izotopowych dla skał o znanym wieku., Metoda ta wymaga, aby co najmniej jeden z układów izotopowych był bardzo precyzyjnie skalibrowany, jak np. układ Pb-Pb.
dokładność datowania radiometrycznegoedit
termiczny spektrometr masowy jonizacyjny stosowany w datowaniu radiometrycznym.
podstawowe równanie datowania radiometrycznego wymaga, aby ani nuklid macierzysty, ani produkt Pochodny nie mogły wejść ani opuścić materiału po jego utworzeniu., Należy wziąć pod uwagę możliwe zakłócające skutki skażenia izotopów macierzystych i pochodnych, podobnie jak skutki utraty lub wzmocnienia takich izotopów od czasu utworzenia próbki. Dlatego ważne jest, aby mieć jak najwięcej informacji o datowanym materiale i sprawdzać ewentualne oznaki zmian. Dokładność jest zwiększona, jeśli pomiary są wykonywane na wielu próbkach z różnych miejsc ciała skalnego., Alternatywnie, jeśli kilka różnych minerałów można datować z tej samej próbki i zakłada się, że powstały w wyniku tego samego zdarzenia i były w równowadze ze zbiornikiem, gdy powstały, powinny one utworzyć izochron. Może to zmniejszyć problem zanieczyszczenia. W datowaniu uranowo–ołowiowym stosuje się diagram Concordii, który zmniejsza również problem utraty nuklidów. Wreszcie, korelacja między różnymi metodami datowania izotopowego może być wymagana w celu potwierdzenia wieku próbki. Na przykład wiek gnejsów Amitsoq z zachodniej Grenlandii określono na 3,60 ± 0.,05 Ga (miliard lat temu) przy użyciu datowania uranowo-ołowiowego i 3,56 ± 0,10 ga (miliard lat temu) przy użyciu datowania ołowiowo-ołowiowego, wyniki, które są ze sobą zgodne.,: 142-143
dokładne datowanie radiometryczne zazwyczaj wymaga, aby rodzic miał wystarczająco długi okres półtrwania, że będzie obecny w znacznych ilościach w czasie pomiaru (z wyjątkiem przypadków opisanych poniżej w „Datowanie z krótkotrwałymi wymarłymi radionuklidami”), okres półtrwania rodzica jest dokładnie znany, a produkt potomny jest wytwarzany wystarczająco dużo, aby być dokładnie zmierzony i odróżniony od początkowej ilości córki obecnej w materiale. Procedury stosowane do izolacji i analizy nuklidów rodzica i córki muszą być precyzyjne i dokładne., Zwykle wiąże się to ze spektrometrią mas o proporcjach izotopowych.
precyzja metody datowania zależy częściowo od okresu półtrwania radioaktywnego izotopu. Na przykład, węgiel-14 ma okres półtrwania 5,730 lat. Po tym, jak organizm był martwy przez 60 000 lat, pozostało tak mało węgla-14, że nie można ustalić dokładnego datowania. Z drugiej strony stężenie węgla-14 spada tak gwałtownie, że wiek stosunkowo młodych szczątków można dokładnie określić w ciągu kilku dziesięcioleci.,
temperatura Zamykaniaedytuj
temperatura zamykania lub temperatura blokowania reprezentuje temperaturę, poniżej której minerał jest układem zamkniętym dla badanych izotopów. Jeśli materiał, który wybiórczo odrzuca nuklid potomny, zostanie podgrzany powyżej tej temperatury, wszelkie nuklidy potomne, które zostały nagromadzone w czasie, zostaną utracone przez dyfuzję, resetując izotopowy „zegar” do zera. Gdy minerał ochładza się, struktura krystaliczna zaczyna się tworzyć, a dyfuzja izotopów jest mniej łatwa., W określonej temperaturze struktura krystaliczna uformowała się wystarczająco, aby zapobiec dyfuzji izotopów. Tak więc skała magmowa lub metamorficzna lub STOP, która powoli ochładza się, nie zaczyna wykazywać mierzalnego rozpadu radioaktywnego, dopóki nie ochłodzi się poniżej temperatury zamknięcia. Wiek, który można obliczyć za pomocą datowania radiometrycznego, jest więc czasem, w którym skała lub minerał ochłodził się do temperatury zamknięcia. Temperatura ta jest różna dla każdego układu mineralnego i izotopowego, więc układ może być zamknięty dla jednego minerału, ale otwarty dla drugiego., Datowanie różnych minerałów i / lub systemów izotopowych (o różnych temperaturach zamknięcia) w obrębie tej samej skały może zatem umożliwić śledzenie historii termicznej danej skały w czasie, a tym samym historia zdarzeń metamorficznych może stać się znana w szczegółach. Temperatury te są eksperymentalnie określane w laboratorium przez sztuczne Resetowanie próbek minerałów za pomocą pieca wysokotemperaturowego. Dziedzina ta jest znana jako termochronologia lub termochronometria.,
równanie wiekowe
Lu-HF izochrony wykreślone z próbek meteorytu. Wiek oblicza się na podstawie nachylenia izochronu (linii), a pierwotny skład na podstawie przecięcia izochronu z osią Y.,
wyrażenie matematyczne, które odnosi się rozpadu promieniotwórczego do czasu geologicznego jest
d* = D0 + N(T) (eλt − 1)
gdzie
T to wiek próbki, D* to liczba atomów radiogenicznego izotopu pochodnego w próbce, D0 to liczba atomów izotopu pochodnego w pierwotnym lub początkowym składzie, N(T) to liczba atomów macierzystego izotopu w próbce w czasie T (teraźniejszość), biorąc pod uwagę, że przez N(T) = noe-λt, a λ jest stałą rozpadu izotopu macierzystego, równą odwrotności radioaktywnego okresu półtrwania izotopu macierzystego razy logarytmu naturalnego 2.,
równanie jest najwygodniej wyrażone w postaci zmierzonej ilości N (t), a nie stałej wartości początkowej No.
aby obliczyć wiek, przyjmuje się, że układ jest zamknięty (ani izotopy macierzyste, ani potomne nie zostały utracone z układu), D0 musi być albo nieistotny, albo może być dokładnie oszacowany, λ jest znane z dużą precyzją, a jeden ma dokładne i precyzyjne pomiary D* I N(t).
w powyższym równaniu wykorzystano informacje o składzie izotopów macierzystych i pochodnych w czasie, gdy badany materiał schłodził się poniżej temperatury zamknięcia., Jest to dobrze znane dla większości układów izotopowych. Jednak budowa izochronu nie wymaga informacji o oryginalnym składzie, wykorzystując jedynie obecne proporcje izotopów macierzystych i pochodnych do izotopu standardowego. Wykres izochronowy służy do graficznego rozwiązania równania wieku i obliczenia wieku próbki i oryginalnego składu.