Radioaktiver Zerfalledit
Beispiel einer radioaktiven Zerfallskette von Blei-212 (212Pb) zu Blei-208 (208Pb) . Jedes Elternnuklid zerfällt spontan in ein Tochternuklid (das Zerfallsprodukt) über einen α− Zerfall oder einen β-Zerfall. Das endgültige Zerfallsprodukt, Blei-208 (208Pb), ist stabil und kann keinen spontanen radioaktiven Zerfall mehr erfahren.
Die gesamte gewöhnliche Materie besteht aus Kombinationen chemischer Elemente mit jeweils einer eigenen Ordnungszahl, die die Anzahl der Protonen im Atomkern angibt., Zusätzlich können Elemente in verschiedenen Isotopen existieren, wobei sich jedes Isotop eines Elements in der Anzahl der Neutronen im Kern unterscheidet. Ein bestimmtes Isotop eines bestimmten Elements wird als Nuklid bezeichnet. Einige Nuklide sind von Natur aus instabil. Das heißt, irgendwann wird ein Atom eines solchen Nuklids radioaktiv zerfallen und sich spontan in ein anderes Nuklid verwandeln. Diese Transformation kann auf verschiedene Arten durchgeführt werden, einschließlich Alpha-Zerfall (Emission von Alphateilchen) und Beta-Zerfall (Elektronenemission, Positronenemission oder Elektronenfang)., Eine andere Möglichkeit ist die spontane Spaltung in zwei oder mehr Kerne.
Während der Zeitpunkt, zu dem ein bestimmter Kern zerfällt, unvorhersehbar ist, zerfällt eine Ansammlung von Atomen eines radioaktiven Nuklids exponentiell mit einer Geschwindigkeit, die durch einen Parameter beschrieben wird, der als Halbwertszeit bekannt ist und normalerweise in Einheiten von Jahren angegeben wird, wenn Datierungstechniken diskutiert werden. Nach Ablauf einer Halbwertszeit ist eine Hälfte der Atome des fraglichen Nuklids zu einem „Tochter“ – Nuklid oder Zerfallsprodukt zerfallen., In vielen Fällen ist das Tochternuklid selbst radioaktiv, was zu einer Zerfallskette führt, die schließlich mit der Bildung eines stabilen (nichtradioaktiven) Tochternuklids endet; Jeder Schritt in einer solchen Kette ist durch eine unterschiedliche Halbwertszeit gekennzeichnet. In diesen Fällen, Normalerweise ist die Halbwertszeit von Interesse für die Radiometrie Dating ist die längste in der Kette, Dies ist der geschwindigkeitsbegrenzende Faktor bei der endgültigen Umwandlung des radioaktiven Nuklids in seine stabile Tochter. Isotopensysteme, die für die radiometrische Datierung genutzt wurden, haben Halbwertszeiten von nur etwa 10 Jahren (z.,, tritium) auf über 100 Milliarden Jahre (z. B. Samarium-147).
Bei den meisten radioaktiven Nukliden hängt die Halbwertszeit ausschließlich von den Kerneigenschaften ab und ist im Wesentlichen konstant. Dies ist bekannt, weil Zerfallskonstanten, die mit verschiedenen Techniken gemessen werden, konsistente Werte innerhalb von Analysefehlern ergeben und das Alter derselben Materialien von einer Methode zur anderen konsistent ist. Es wird nicht durch äußere Faktoren wie Temperatur, Druck, chemische Umgebung oder Vorhandensein eines magnetischen oder elektrischen Feldes beeinflusst., Die einzigen Ausnahmen sind Nuklide, die durch den Elektronenfang zerfallen, wie Beryllium-7, Strontium-85 und Zirkonium-89, deren Zerfallsrate durch lokale Elektronendichte beeinflusst werden kann. Bei allen anderen Nukliden ändert sich der Anteil des ursprünglichen Nuklids an seinen Zerfallsprodukten vorhersehbar, wenn das ursprüngliche Nuklid im Laufe der Zeit zerfällt.
Diese Vorhersagbarkeit ermöglicht es, die relativen Abundanzen verwandter Nuklide als Uhr zu verwenden, um die Zeit vom Einbau der ursprünglichen Nuklide in ein Material bis zur Gegenwart zu messen., Die Natur hat uns bequem mit radioaktiven Nukliden versorgt, die Halbwertszeiten haben, die von wesentlich länger als das Alter des Universums bis zu weniger als einer Zeptosekunde reichen. Dies ermöglicht es, eine sehr breite Palette von Altersgruppen zu messen. Isotope mit sehr langen Halbwertszeiten werden als „stabile Isotope“ bezeichnet, und Isotope mit sehr kurzen Halbwertszeiten werden als „ausgestorbene Isotope“ bezeichnet.,“
Zerfallskonstante BESTIMMUNGEDIT
Die radioaktive Zerfallskonstante, die Wahrscheinlichkeit, dass ein Atom pro Jahr zerfällt, ist die solide Grundlage für die gemeinsame Messung der Radioaktivität. Die Genauigkeit und Präzision der Bestimmung eines Alters (und der Halbwertszeit eines Nuklids) hängt von der Genauigkeit und Präzision der zerfallskonstanten Messung ab. Die In-Growth-Methode ist eine Möglichkeit, die Zerfallskonstante eines Systems zu messen, bei der Tochternuklide akkumuliert werden., Leider sind für Nuklide mit hohen Zerfallskonstanten (die für die Datierung sehr alter Proben nützlich sind) lange Zeiträume (Jahrzehnte) erforderlich, um genügend Zerfallsprodukte in einer einzigen Probe anzusammeln, um sie genau zu messen. Eine schnellere Methode besteht darin, Teilchenzähler zu verwenden, um die Alpha -, Beta-oder Gammaaktivität zu bestimmen und diese dann durch die Anzahl der radioaktiven Nuklide zu dividieren. Es ist jedoch schwierig und teuer, die Anzahl der radioaktiven Nuklide genau zu bestimmen. Alternativ können Zerfallskonstanten durch Vergleich von Isotopendaten für Gesteine bekannten Alters bestimmt werden., Dieses Verfahren erfordert, dass mindestens eines der Isotopensysteme sehr genau kalibriert werden muss, wie das Pb-Pb-System.
Genauigkeit der radiometrischen datingEdit
Thermisches Ionisationsmassenspektrometer, das in der radiometrischen Datierung verwendet wird.
Die Grundgleichung der radiometrischen Datierung erfordert, dass weder das Elternnuklid noch das Tochterprodukt nach seiner Bildung in das Material eindringen oder es verlassen können., Die mögliche verzerrende Effekte der Kontamination von Mutter und Tochter-Isotope betrachtet werden, wie die Auswirkungen von Verlust oder Gewinn solcher Isotope, da die Probe erstellt wurde. Es ist daher wichtig, so viele Informationen wie möglich über das zu datierende Material zu haben und mögliche Anzeichen einer Veränderung zu überprüfen. Die Präzision wird verbessert, wenn Messungen an mehreren Proben von verschiedenen Stellen des Gesteinskörpers durchgeführt werden., Alternativ, wenn mehrere verschiedene Mineralien aus derselben Probe datiert werden können und angenommen werden, dass sie durch dasselbe Ereignis gebildet werden und sich bei ihrer Bildung im Gleichgewicht mit dem Reservoir befanden, Sie sollten ein Isochron bilden. Dies kann das Problem der Kontamination reduzieren. Bei der Uran-Blei-Datierung wird das Concordia-Diagramm verwendet, das auch das Problem des Nuklidverlusts verringert. Schließlich, Korrelation zwischen verschiedenen Isotopen Dating Methoden können erforderlich sein, um das Alter einer Stichprobe zu bestätigen. Zum Beispiel wurde das Alter der Amitsoq-Gneise aus Westgrönland auf 3,60 ± 0 bestimmt.,05 Ga (vor Milliarden Jahren) mit Uran–Blei–Dating und 3.56 ± 0.10 Ga (vor Milliarden Jahren) mit Blei-Blei-Dating, Ergebnisse, die miteinander konsistent sind.,:142-143
Eine genaue radiometrische Datierung erfordert im Allgemeinen, dass der Elternteil eine lange Halbwertszeit hat, die zum Zeitpunkt der Messung in signifikanten Mengen vorhanden ist (außer wie unten unter „Datierung mit kurzlebigen ausgestorbenen Radionukliden“ beschrieben)., die Halbwertszeit des Elternteils ist genau bekannt, und es wird genügend des Tochterprodukts hergestellt, um genau gemessen und von der anfänglichen Menge der im Material vorhandenen Tochter unterschieden zu werden. Die Verfahren zur Isolierung und Analyse der Eltern-und Tochternuklide müssen präzise und genau sein., Dies beinhaltet normalerweise Isotopenverhältnis Massenspektrometrie.
Die Genauigkeit einer Datierungsmethode hängt zum Teil von der Halbwertszeit des radioaktiven Isotops ab. Zum Beispiel hat Carbon-14 eine Halbwertszeit von 5.730 Jahren. Nachdem ein Organismus seit 60.000 Jahren tot ist, bleibt so wenig Kohlenstoff-14 übrig, dass eine genaue Datierung nicht möglich ist. Andererseits fällt die Konzentration von Kohlenstoff-14 so steil ab, dass das Alter relativ junger Überreste innerhalb weniger Jahrzehnte genau bestimmt werden kann.,
Verschlusstemperaturedit
Die Verschlusstemperatur oder Blockierungstemperatur stellt die Temperatur dar, unter der das Mineral ein geschlossenes System für die untersuchten Isotope ist. Wenn ein Material, das das Tochternuklid selektiv zurückweist, über diese Temperatur erhitzt wird, gehen alle Tochternuklide, die sich im Laufe der Zeit angesammelt haben, durch Diffusion verloren und setzen die Isotopenuhr auf Null zurück. Wenn das Mineral abkühlt, beginnt sich die Kristallstruktur zu bilden und die Diffusion von Isotopen ist weniger einfach., Bei einer bestimmten Temperatur hat sich die Kristallstruktur ausreichend gebildet, um eine Diffusion von Isotopen zu verhindern. Somit beginnt ein magmatisches oder metamorphes Gestein oder eine Schmelze, die langsam abkühlt, keinen messbaren radioaktiven Zerfall zu zeigen, bis es unter die Verschlusstemperatur abkühlt. Das Alter, das radiometrisch berechnet werden kann Dating ist somit der Zeitpunkt, zu dem das Gestein oder Mineral auf Raumtemperatur abgekühlt ist. Diese Temperatur variiert für jedes Mineral – und Isotopensystem, so dass ein System für ein Mineral geschlossen, aber für ein anderes offen sein kann., Die Datierung verschiedener Mineralien und / oder Isotopensysteme (mit unterschiedlichen Verschlusstemperaturen) innerhalb desselben Gesteins kann daher die Verfolgung der thermischen Vorgeschichte des fraglichen Gesteins mit der Zeit ermöglichen, und somit kann die Vorgeschichte metamorpher Ereignisse im Detail bekannt werden. Diese Temperaturen werden experimentell im Labor durch künstliches Zurücksetzen von Probenmineralien unter Verwendung eines Hochtemperaturofens bestimmt. Dieses Feld ist als Thermochronologie oder Thermochronometrie bekannt.,
Die Altersgleichung
Lu-Hf Isochronen von Meteoritenproben aufgetragen. Das Alter wird aus der Steigung des Isochrons (Linie) und der ursprünglichen Zusammensetzung aus dem Intercept des Isochrons mit der y-Achse berechnet.,
Der mathematische Ausdruck, der den radioaktiven Zerfall auf die geologische Zeit bezieht, ist
D* = D0 + N(t) (eλt − 1)
wobei
t das Alter der Probe ist, D* die Anzahl der Atome des radiogenen Tochterisotops in der Probe ist, D0 die Anzahl der Atome des Tochterisotops in der ursprünglichen oder ursprünglichen Zusammensetzung ist, N(t) die Anzahl der Atome des Elternisotops in der Probe zum Zeitpunkt t durch N (t) = Noe-λt, und λ ist die Zerfallskonstante des Elternisotops, gleich der Umkehrung der radioaktiven Halbwertszeit des Elternisotops mal der natürliche Logarithmus von 2.,
Die Gleichung wird am bequemsten in Bezug auf die gemessene Größe N(t) und nicht auf den konstanten Anfangswert No ausgedrückt.
Um das Alter zu berechnen, wird angenommen, dass das System geschlossen ist (weder Eltern-noch Tochterisotope sind vom System verloren gegangen), D0 muss entweder vernachlässigbar sein oder genau geschätzt werden können, λ ist mit hoher Präzision bekannt, und man hat genaue und genaue Messungen von D* und N(t).
Die obige Gleichung verwendet Informationen über die Zusammensetzung von Eltern-und Tochterisotopen zum Zeitpunkt der Abkühlung des zu prüfenden Materials unter seine Verschlusstemperatur., Dies ist für die meisten Isotopensysteme gut etabliert. Die Konstruktion eines Isochrons erfordert jedoch keine Informationen über die ursprünglichen Zusammensetzungen, wobei lediglich die vorliegenden Verhältnisse der Eltern-und Tochterisotope zu einem Standardisotop verwendet werden. Ein Isochronendiagramm wird verwendet, um die Altersgleichung grafisch zu lösen und das Alter der Probe und die ursprüngliche Zusammensetzung zu berechnen.