Radyometrik tarihleme

Radyometrik tarihleme veya radyoaktif tarihleme, taş ya da karbon gibi maddelerin oluştuğunda izini sürdüren radyoaktif kirliliklerin seçici olarak katıldığı vakit ile yaşını tayin etmek için kullanılan bir yöntemdir. Bu yöntem, maddenin içindeki tabii olarak oluşan izotopların bolluğunu, bilinen sabit bir azalım hızında oluşan bozunum ürünleri bolluğu ile karşılaştırır.[1]

kurşun-212 (212Pb)'den kurşun-208 (208Pb)'e ulaşan bir bozunma zinciri diyagramı. Son bozunum ürünü olan kurşun-208 (208Pb), sabittir ve artık kendiliğinden radyoaktif bozunum geçiremez.

Radyometrik tarihleme kullanımı ilk kez 1907 yılında Bertram Boltwood tarafından yayınlanmıştır.[2] ve fosillerin yaşı veya Dünya'nın kendisi de dahil olmak üzere kayaların ve diğer jeolojik özelliklerin mutlak yaşı ve ayrıca doğal ve insan yapımı malzemelerin tarihlendirilmesi için de kullanılabilir.

Stratigrafik prensiplerle birlikte jeokronolojide jeolojik zaman ölçeğini oluşturmak için radyometrik tarihleme yöntemleri kullanılmaktadır.[3]

En iyi bilinen teknikler arasında radyokarbon tarihleme, potasyum-argon tarihleme ve uranyum-kurşun tarihleme yer almaktadır. Jeolojik zaman çizelgelerinin oluşturulmasına izin vererek, fosillerin yaşları ve çıkarılan evrimsel değişim oranları hakkında önemli bir bilgi kaynağı sağlar. Radyometrik tarihleme, antik eserler de dahil olmak üzere arkeolojik malzemelerin tarihlendirilmesi için de kullanılır. Farklı radyometrik tarihlendirme yöntemleri, doğru oldukları zaman ölçeğine ve uygulanabilecek malzemeye göre değişir.

Radyoaktif bozunma

Tüm sıradan maddeler, her biri kendi atom numarası olan ve atom çekirdeğindeki proton sayısını gösteren kimyasal elementlerin kombinasyonlaryından oluşur. Ek olarak, þelementler farklı izotoplarda bulunabilir, bir elementin her izotopu çekirdekteki nötron sayısında farklılık gösterir. Belirli bir elementin özel bir izotopuna nüklit denir. Bazı nüklidler doğal olarak kararsızdır. Yani, bir noktada, böyle bir nüklidin atomu radyoaktif bozunmaya uğrayacak ve kendi başına farklı bir nüklide dönüşecektir. Bu dönüşüm alfa bozunması (alfa parçacıklarının emisyonu) ve beta bozunması (elektron emisyonu, pozitron emisyonu veya elektron yakalama) dahil olmak üzere bir dizi farklı yolla gerçekleştirilebilir. Diğer bir olasılık, iki veya daha fazla çekirdekte spontan fizyolojidir. Belirli bir çekirdeğin parçalanması öngörülemez olduğunda, radyoaktif nüklid atomları seti, tarihleme teknikleri tartışılırken yıllarca birim olarak bildirilen yarılanma ömrü olarak bilinen bir parametre tarafından tanımlandığı gibi katlanarak bozulur. Yarılanma ömrünün sonunda, bu nüklid atomlarının yarısı "kız" nüklid veya parçalanma ürünleri olmak zorundaydı. Çoğu durumda, kızın nüklidinin kendisi radyoaktiftir, bu da bir kızın kararlı (radyoaktif olmayan) nüklidinin oluşumuyla sonuçlanan bir bozulma zinciriyle sonuçlanır; Böyle bir zincirdeki her adımın yarı ömrü farklıdır. Bu gibi durumlarda, genellikle radyometrik tarihlemeye olan ilginin yarı ömrü, radyoaktif nüklidin kararlı bir kız çocuğuna son dönüşümünde sınırlayıcı bir faktör olan zincirdeki en uzun süredir. Radyometrik tarihleme için kullanılan izotop sistemlerinin yarı ömürleri yaklaşık 10 yıl (trityum) ile 100 milyar yıl arasında değişmektedir (örn. Samarium).[4]

Çoğu radyonüklid için yarılanma ömrü sadece nükleer yapıya bağlıdır ve esasen sabittir.[5]Farklı tekniklerle ölçülen deformasyon sabitleri analitik hata aralığında tutarlı değerler verdiğinden ve aynı materyalin ömrü bir yöntem ile diğeri arasında tutarlı olduğu için bu iyi bilinmektedir. Sıcaklık, basınç, kimyasal ortam, manyetik alan veya elektrik alanı gibi dış faktörlerden etkilenmez.[6][7][8] Tek istisna, 7 berilyum, 85 stronsiyum ve 89 zirkonyum gibi elektron yakalanmasına bağlı olarak bozunan ve bozunma hızları, yerel elektron yoğunluğundan etkilenen nüklitlerdir. Diğer tüm nüklidler için, orijinal nüklidlerin bozunma ürünlerine oranı, orijinal nüklidler zaman içinde değiştikçe tahmin edilebilir şekilde değişir. Bu öngörülebilirlik, her nüklidin nispi bolluğunun, orijinal nüklitten malzemeye olan süreyi ölçmek için bir saat olarak kullanılmasına izin verir. Bu, çok çeşitli yaşların ölçülmesini sağlar. Çok uzun yarılanma ömrüne sahip izotoplara "kararlı izotoplar" ve çok kısa yarı ömürlü izotoplara "yok olma izotopları" denir.

Çürüme sabiti belirleme
Ana madde: Radyoaktif bozunma

Bir atomun her yıl bozulma olasılığı olan radyoaktif bozunma sabiti, geleneksel radyoaktif ölçümler için sağlam bir temel oluşturur. Kullanım ömrünü (nüklidin yarı ömrü) belirlemenin doğruluğu ve hassasiyeti, zayıflama sabit ölçümünün doğruluğuna ve hassasiyetine bağlıdır.[9] Büyüme yöntemi, kızı nüklidlerin birikmesini içeren sistem bozulma sabitini ölçmenin bir yoludur. Ne yazık ki, yüksek bozulma sabiti (çok eski numunelerin tarihlendirilmesi için faydalı) olan nüklitler için, doğru bir şekilde ölçmek için bir numunede yeterli bozulma ürünü biriktirmek için uzun süreler (on yıllar) gereklidir. Daha hızlı yöntem, alfa, beta veya gama etkinliğini belirlemek için parçacık sayaçlarını kullanmak ve daha sonra bunu radyoaktif nüklid sayısına bölmektir. Bununla birlikte, radyoaktif nüklidlerin tam sayısının belirlenmesi zor ve pahalıdır. Alternatif olarak, bozunma sabitleri bilinen yaştaki kayaçlar için izotop verileri karşılaştırılarak belirlenebilir. Bu yöntem, Pb-Pb sistemi gibi izotop sistemlerinden en az birinin çok doğru bir şekilde kalibre edilmesini gerektirir.

Radyometrik tarihlendirmenin doğruluğu Radyometrik tarihlendirmenin temel denklemi, ana nüklidin veya ana ürünün, oluşturulduktan sonra malzemeye girmesini veya çıkmasını gerektirmez. Numuneyi oluştururken, ebeveyn ve türev izotop kontaminasyonunun olası enterferans etkileri ve bu tür izotopların kaybı göz önünde bulundurulmalıdır. Bu nedenle, tarihli malzeme hakkında mümkün olduğunca fazla bilgi sahibi olmak ve herhangi bir değişiklik belirtisini kontrol etmek önemlidir.

Radyometrik tarihlendirmenin doğruluğu

Radyometrik tarihleme için temel denklem, ne ana nüklidin ne de ana ürünün, oluşumundan veya akışından sonra malzemeye girmesini gerektirmez. Ebeveyn ve türev izotop kontaminasyonunun olası karıştırıcı etkileri ve bu tür izotoplarda meydana gelen kayıp veya artışın etkileri göz önünde bulundurulmalıdır. Bu nedenle, tarihli malzeme hakkında mümkün olduğunca fazla bilgi sahibi olmak ve herhangi bir değişiklik belirtisini kontrol etmek önemlidir.[10]

Kaya gövdesinin farklı kısımlarından birden fazla numune üzerinde ölçüm yapılırsa hassasiyet artar. Alternatif olarak, aynı örnekten birkaç farklı mineral tarihlendirilebilir ve aynı olaydan kaynaklandığı varsayılırsa ve rezervuarla dengede olduklarında, meydana geldiklerinde, eşzamanlı olarak oluşturulmaları gerekir. Bu kirlilik sorununu azaltabilir. Uranyum ve kurşunun genişlemesi sırasında, concordia diyagramı nüklid kaybı problemini azaltmak için bir madde olarak da kullanılır. Son olarak, örnek yaşını doğrulamak için farklı izotop tarihleme yöntemleri[11] arasında korelasyon gerekebilir. Örneğin, Batı Grönland'dan gelen Amitsoq gnays yaşlarının uranyum kurşun tarihçesi kullanılarak 3.60 ± 0.05 Ga (milyarlarca yıl önce) ve kurşun ve kurşun tarihçesi kullanılarak 3.56 ± 0.10 Ga (milyar yıl önce) olduğu belirlenmiştir.[12] 142-143

Doğru radyometrik yaşlanma genellikle ebeveynin ölçüm sırasında önemli miktarlarda bulunabilecek kadar uzun bir yarı ömre sahip olmasını gerektirir (aşağıda "Kısa ömürlü soyu tükenmiş radyonüklitlerle buluşma" bölümünde açıklandığı gibi), ebeveynin doğru ve yeterli olduğu bilinmektedir. kızın ürünü, miktarı doğru bir şekilde ölçmek ve ayırt etmek için üretilir. Anne ve kızının nüklitlerini izole etmek ve analiz etmek için kullanılan prosedürler kesin ve doğru olmalıdır. Bu genellikle izotop oranlı bir kütle spektrometresi içerir.[13] Yaşlandırma yönteminin doğruluğu kısmen ilgili radyoaktif izotopun yarı ömrüne bağlıdır. Örneğin, karbon-14'ün yarı ömrü 5730 yıldır. Vücut 60.000 yıl boyunca öldükten sonra, hala yeterli karbon-14 kalmadı. Öte yandan, karbon-14 konsantrasyonu o kadar hızlı azalır ki, nispeten genç kalıntıların yaşı birkaç on yıl içinde tam olarak belirlenebilir.[14]

Radyometrik tarihlemede kullanılan termal iyonlaşma kütle spektrometresi

Kapatma sıcaklığı

Kapanma sıcaklığı veya bloke etme sıcaklığı, mineralin test edilen izotoplar için kapalı bir sistem olduğu sıcaklığı temsil eder. Kızın nüklidini seçici olarak reddeden malzeme bu sıcaklığın üzerine ısıtılırsa, zamanla biriken herhangi bir kızın nüklidi difüzyonla kaybedilecektir. İzotop "saati" sıfıra sıfırlanacaktır. Mineraller soğudukça kristal yapı oluşmaya başlar ve izotopların dağılması daha zordur. İzotop difüzyonunu önlemek için belirli bir sıcaklıkta bir kristal yapı oluşturuldu. Böylece, yavaş yavaş soğuyan magmatik veya metamorfik kaya veya alaşım kapanma sıcaklığının altına soğuyana kadar ölçülebilir radyoaktif bozunma göstermeye başlamaz. Radyometrik tarihleme ile hesaplanabilen yaş, kaya veya mineral kapanma sıcaklığına soğuduğunda ortaya çıkar.[11] Bu sıcaklık her mineral ve izotop sistemi için farklıdır, bu nedenle bir sistem bir mineral için kapatılabilir, ancak bir diğeri için açılabilir. Aynı kayadaki farklı mineralleri ve / veya izotop sistemlerini (farklı kapanma sıcaklıklarına sahip) tarihlendirmek, belirli bir kayanın termal geçmişini zamanla izlemenize izin verebilir, böylece metamorfik olayların geçmişini ayrıntılı olarak öğrenebilirsiniz. Bu sıcaklıklar, yüksek sıcaklıkta bir fırın kullanılarak numune minerallerinin yapay olarak sıfırlanmasıyla laboratuvarda deneysel olarak belirlenir. Bu alan termokronoloji veya termokronometri olarak bilinir.

Yaş denklemi

Lu-Hf izokronları[15] göktaşı örnekleri çizilir. Yaş, eşzamanlanmanın (çizginin) eğiminden ve orijinal bileşimin, eşzamanın y ekseni ile kesişmesinden hesaplanır.

Radyoaktif bozunmayı jeolojik zamanla ilişkilendiren matematiksel ifade[16][17] D * = D 0 + N (t) (e λt - 1) nerede t örnek yaşıdır, D * numunedeki radyoaktif türev izotopun atom numarasıdır, D 0, orijinal veya birinci kompozisyondaki türev izotopun atom numarasıdır, N (t), N (t) = N o e - λt, numunedeki t (mevcut) andaki ana izotopun atom numarasıdır ve Bozunma sabiti λ, üst izotopun radyoaktif tersi, üst izotopun yarı ömrüdür.[18] sabit doğal logaritma. Denklem, en uygun ölçülen değer, N (t), Hayır yerine sabit başlangıç değeri olarak ifade edilir. Yaşı hesaplamak için, sistemin kapalı olduğu varsayılır (ne ana ne de alt izotoplar sistemden kaybolmaz), D 0 ya ihmal edilebilir ya da tam olarak öngörülebilirdir, λ yüksek hassasiyetle bilinir ve biri doğrudur. ve D* ve N (t) 'nin doğru ölçümleri. Yukarıdaki denklem, test malzemesi kapatma sıcaklığının altına soğutulduğunda anne ve kızı izotop bileşimi hakkında bilgi kullanır. Bu, çoğu izotop sistemi için iyi bilinir.[11][19] Bununla birlikte, bir izoronun oluşturulması, standart izotopta sadece ana bileşik ve türev izotopların mevcut oranlarını kullanarak orijinal bileşimler hakkında bilgi gerektirmez. Eşzamanlı grafik, yaş denklemini grafik olarak çözmek ve örnek yaşı ve orijinal kompozisyonu hesaplamak için kullanılır.

Kısa ömürlü soyu tükenmiş radyonüklitlerin çürüme ürünleri ile tarihleme

Mutlak radyasyon yaşlanması, ana çekirdeğin ölçülebilir fraksiyonunun örnek kayada kalmasını gerektirir. Güneş sisteminin başlangıcına kadar uzanan kayalar için, bu son derece dayanıklı birincil izotoplar gerektirir ve bu izotoplar bu kayaların kesin yaşını doğru bir şekilde ölçemez. Kayaların göreceli yaşını bu tür eski malzemelerden ayırt etmek ve uzun ömürlü izotoplardan daha iyi zaman çözünürlüğü elde etmek için, kayalarda artık bulunmayan kısa ömürlü izotoplar kullanılabilir.[20]

Güneş sisteminin başlangıcında, güneş bulutsusunda 26 A1, 60 Fe, 53 Mn ve 129 I gibi nispeten kısa ömürlü birkaç radyonüklid vardı. göktaşlarını oluşturanlar gibi. Soyu tükenmiş radyonüklitlerin bozunma ürünlerini kütle spektrometrisi ile ölçerek ve eşzamanlı grafikler kullanarak Güneş Sisteminin erken tarihinde çeşitli olayların göreceli yaşını belirlemek mümkündür. Süresi dolmuş radyonüklitlere dayanan randevu yöntemleri, mutlak bir yaş elde etmek için U-Pb yöntemi kullanılarak da kalibre edilebilir. Bu şekilde, hem yaklaşık yaş hem de zaman çözünürlüğü elde edilebilir. Genellikle, daha kısa yarı ömür, zaman ölçeği pahasına daha yüksek zaman çözünürlüğüne yol açar.

Modern tanışma yöntemleri

Radyometrik tarihleme, Ernest Rutherford tarafından Dünya'nın yaşını belirleyebilecek bir yöntem olarak icat edildiği 1905'ten beri yapılmıştır . O zamandan beri yüzyılda teknikler büyük ölçüde geliştirildi ve genişletildi.[21] Tarihlendirme artık bir kütle jwspektrometresi kullanılarak nanogram kadar küçük numuneler üzerinde gerçekleştirilebilir . Kütle spektrometresi 1940'larda icat edildi ve 1950'lerde radyometrik tarihlendirmede kullanılmaya başladı. Test edilen örnekten bir iyonize atom demeti üreterek çalışır . İyonlar daha sonra, onları " Faraday kapları " olarak bilinen farklı örnekleme sensörlerine yönlendiren manyetik bir alandan geçer."kütlelerine ve iyonlaşma seviyelerine bağlı olarak. Kaplar üzerindeki darbe iyonlar, kirişlerdeki darbe oranını ve farklı atomların nispi konsantrasyonlarını belirlemek için ölçülebilen çok zayıf bir akım oluştururlar.

Uranyum-kurşun tarihlemesinde kullanılan , Pfunze Kemeri , Zimbabve'den gelen verilerle bir concordia diyagramı .  Tüm numuneler kurşun izotoplarının kaybını gösterir, ancak hata zamanlayıcının (örnek noktalarından düz çizgi) ve koncordia'nın (eğri) kesişmesi kayanın doğru yaşını gösterir.

Uranyum-olası satışla tanışma yöntemi

Radyometrik tarihleme, Ernest Rutherford tarafından Dünya'nın yaşını belirleyebilecek bir yöntem olarak Uranyum-kurşun tarihlemesinde kullanılan , Pfunze Kemeri , Zimbabve'den gelen verilerle bir concordia diyagramı .  Tüm numuneler kurşun izotoplarının kaybını gösterir, ancak hata zamanlayıcının (örnek noktalarından düz çizgi) ve koncordia'nın (eğri) kesişmesi kayanın doğru yaşını gösterir.

Uranyum-kurşun radyometrik yaşlandırma , bir maddenin mutlak yaşını belirlemek için uranyum-235 veya uranyum-238 kullanmayı içerir. Bu plan, kaya tarihlerindeki hata payının iki buçuk milyar yılda iki milyon yıldan daha az olabileceği noktaya kadar rafine edilmiştir.  Genç Mesozoyik kayaçlarda % 2-5'lik bir hata payı elde edilmiştir.[22] Uranyum-kurşun tarihleme genellikle mineral zirkon (ZrSiO 4 ) üzerinde gerçekleştirilir, ancak baddeleyit ve monazit gibi diğer malzemeler üzerinde de kullanılabilir (bkz: monazit jeokronoloji ).[23] Zirkon ve baddeleyit, zirkonyum yerine kristal yapılarına uranyum atomları ekler , fakat kurşunu kuvvetle reddeder. Zirkon çok yüksek bir kapatma sıcaklığına sahiptir, mekanik hava koşullarına karşı dayanıklıdır ve kimyasal olarak inerttir. Zirkon ayrıca her biri izotopik yaşını kaydedebilen metamorfik olaylar sırasında çoklu kristal tabakalar oluşturur. Lazerle yerinde mikro ışın analizi yapılabilirICP-MS veya SIMS teknikleri.[24]

En büyük avantajlarından biri, herhangi bir örneğin, biri uranyum-235'in yaklaşık 700 milyon yıllık bir yarılanma ömrüne sahip kurşun-207 çürümesine dayanan ve diğerinin uranyum-238'in bir yarı ile 206 nolu kurşun çürümesine dayanan iki saat sağlamasıdır. - yaklaşık 4,5 milyar yıllık ömür, kurşunun bir kısmı kaybolsa bile numunenin yaşının doğru bir şekilde belirlenmesini sağlayan yerleşik bir çapraz kontrol sağlar. Bu, numunelerin örnek çağındaki concordia eğrisiyle kesişen bir düz çizgi boyunca çizdiği concordia diyagramında görülebilir.

Samaryum – neodimyum buluşma yöntemi

Bu, 1.06 x 10 11 yıllık bir yarı ömre sahip 147 Sm ila 143 Nd alfa bozunmasını içerir . İki buçuk milyar yıl içinde yirmi milyon yıllık doğruluk seviyelerine ulaşılabilir.[25]

Potasyum – argon tarihleme yöntemi

Bu elektron yakalama veya potasyum-40'ın argon-40'a pozitron çürümesini içerir. Potasyum-40'ın yarı ömrü 1,3 milyar yıldır, bu nedenle bu yöntem en eski kayalara uygulanabilir. Radyoaktif potasyum-40, mikalarda , feldispatlarda ve hornblendlerde yaygındır , ancak bu malzemelerde kapatma sıcaklığı oldukça düşüktür, yaklaşık 350 °C (mika) ila 500 °C (hornblend) arasındadır.

Rubidyum – stronsiyum tarihleme yöntemi

Bu beta çözünmesine dayanmaktadır. rubidyum-87 için stronsiyum-87 50 milyar yıllık bir yarılanma ömrü ile,. Bu şema eski magmatik ve metamorfik kayaçların tarihlendirilmesinde ve ay örneklerinin tarihlendirilmesinde de kullanılmıştır . Kapatma sıcaklıkları o kadar yüksektir ki endişe etmezler. Rubidyum-stronsiyum tarihlemesi, 3 milyar yıllık bir örneklem için 30 ila 50 milyon yıllık hatalarla uranyum kurşun yöntemi kadar kesin değildir. Yerinde analiz (Laser-Ablation ICP-MS) hatalarda tek mineral taneleri içinde uygulanması, Rb-Sr yönteminin hata hareketi bölümlerini deşifre etmek için kullanılabileceğini göstermiştir.[26]

Uranyum – toryum tarihleme yöntemi

Nispeten kısa menzilli bir tarihleme tekniği, uranyum-234'ün yarı ömrü yaklaşık 80.000 yıl olan bir madde olan toryum-230'a bozulmasına dayanır. Buna, uranyum-235'in yarı ömrü 32.760 yıl olan protaktinyum-231'e bozulduğu bir kardeş süreci eşlik eder.

Uranyum suda çözünür olmasına rağmen , toryum ve protaktinyum değildir ve bu nedenle seçici olarak oranlarının ölçüldüğü okyanus tabanı sedimanlarına çökeltilirler . Programın birkaç yüz bin yıllık bir aralığı vardır. İlgili bir yöntem, okyanus tortusunda iyonyum (toryum-230) ile toryum-232 oranını ölçen iyonyum-toryum tarihlemesidir.

Radyokarbon tarihleme yöntemi

Radyokarbon tarihlemeye karbon-14 tarihleme denir. Karbon-14, radyoaktif bir karbon izotopudur, yarı ömrü 5.730 yıl [27][28] ve azota bozunur.[29]

5.730 yıl  (yukarıdaki izotoplara kıyasla çok kısadır) ve azota bozunur.  Diğer radyometrik yaşlandırma yöntemlerinde, ağır ana izotoplar, süpernovalarda nükleosentez ile üretildi , yani kısa yarı ömre sahip herhangi bir ana izotopun artık yok olması gerekir. Karbon-14, yine de, üst atmosferde azotlu kozmik ışınların ürettiği nötronların çarpışmasıyla sürekli olarak oluşur ve bu nedenle Dünya'da neredeyse sabit bir seviyede kalır. Karbon-14 atmosferik bir eser bileşen olarak son bulur karbon dioksit (CO 2 ).

Karbon bir yaşam biçimi, ömrü boyunca karbon alır. Bitkiler bunu fotosentez yoluyla alır ve hayvanlar onu bitki ve diğer hayvanların tüketimindeun elde eder. Bir organizma öldüğünde, yeni karbon-14 almayı bırakır ve mevcut izotop karakteristik bir yarı ömürle (5730 yıl) bozulur. Organizmanın kalıntıları incelendiğinde kalan karbon-14 oranı, ölümünden bu yana geçen sürenin bir göstergesidir. Bu, karbon-14'ü kemik yaşını veya bir organizmanın kalıntılarını tarihlendirmek için ideal bir buluşma yöntemi yapar. Karbon-14 tarihleme sınırı 58.000 ila 62.000 yıl arasındadır.[30]

Karbon-14'ün yaratılma oranı kabaca sabit gibi görünmektedir, çünkü karbon-14'ün diğer tarihleme yöntemleriyle tarihleme çapraz kontrolleri tutarlı sonuçlar verdiğini göstermektedir. Bununla birlikte, volkanların yerel patlamaları veya büyük miktarda karbondioksit veren diğer olaylar, yerel karbon-14 konsantrasyonlarını azaltabilir ve yanlış tarihler verebilir. Sanayileşmenin bir sonucu olarak karbondioksidin biyosfere salınması da karbon-14 oranını yüzde birkaç oranında azaltmıştır; tersine, karbon-14 miktarı, 1960'ların başında yapılan yer üstü nükleer bomba testleri ile arttırıldı . Ayrıca, güneş rüzgârında veya Dünya'nın manyetik alanında bir artış mevcut değerin üzerinde atmosferde oluşan karbon-14 miktarını baskılayacaktır.

Bölünme izi tarihlemi

Uranyum-238 safsızlıklarının kendiliğinden fisyonu ile içinde bırakılan "iz" işaretlerinin yoğunluğunu belirlemek için cilalanmış bir dilimin incelenmesini içerir . Numunenin uranyum içeriği bilinmelidir, ancak bu, malzemenin cilalı dilimi üzerine plastik bir film yerleştirilerek ve yavaş nötronlarla bombardımana tabi tutularak belirlenebilir . Bu , 238 U'luk spontan fisyonun aksine 235 U'luk indüklenmiş fisyona neden olur . Bu işlemle üretilen fizyon rayları plastik filme kaydedilir. Malzemenin uranyum muhtevası daha sonra izlerin sayısından ve nötron akısından hesaplanabilir.

Bu şema, çok çeşitli jeolojik tarihler üzerinde uygulamaya sahiptir. Birkaç milyon yıl için tarihleri üstü mikalardan , tektites (volkanik patlamalar cam parçacıkları) ve meteorların iyi kullanılır. Daha eski malzemeler, değişken miktarda uranyum içeriğine sahip zirkon , apatit , titanit , epidot ve garnet kullanılarak tarihlendirilebilir.[31] Fisyon izleri yaklaşık 200 °C'nin üzerindeki sıcaklıklarla iyileştiği için tekniğin faydaları yanında sınırlamaları da vardır. Bu teknik, bir birikintinin termal geçmişini detaylandırmak için potansiyel uygulamalara sahiptir.

Lüminesans tarihleme yöntemleri

Lüminesans tarihleme yöntemleri, yaşı hesaplamak için bol miktarda izotoplara güvenmemeleri nedeniyle radyometrik tarihleme yöntemleri değildir. Bunun yerine, bazı mineraller üzerinde arka plan radyasyonunun bir sonucudur . Zamanla, iyonlaştırıcı radyasyon tortulardaki mineral taneler ve kuvars ve potasyum feldispat gibi arkeolojik materyaller tarafından emilir.. Radyasyon, yapısal olarak kararsız "elektron tuzaklarında" yükün tanelerin içinde kalmasına neden olur. Güneş ışığına veya sıcağa maruz kalma bu yükleri serbest bırakır, numuneyi etkili bir şekilde "ağartır" ve saati sıfıra getirir. Sıkışan yük, zaman içinde numunenin gömüldüğü yerde arka plan radyasyonu miktarı ile belirlenen bir oranda birikir. Bu mineral tanelerini, ışık ( optik olarak uyarılmış lüminesans veya kızılötesi uyarılmış lüminesans tarihleme) veya ısı ( termolüminesans tarihleme ) kullanarak uyarmak , depolanan kararsız elektron enerjisi açığa çıktıkça yoğunluğunun yayılmasına neden olur; yoğunluğu, radyasyon miktarına bağlı olarak değişir. mezarın emilmesi ve mineralin spesifik özellikleri.

Bu yöntemler bir tortu tabakasının yaşını belirlemek için kullanılabilir, çünkü üstte biriken tabakalar tanelerin "ağartılmasını" ve güneş ışığı ile sıfırlanmasını önler. Çanak çömlek parçaları, genellikle bir fırında pişirildiklerinde, son derece önemli ısınma yaşadıkları zamana kadar tarihli olabilir.

Klor-36 flört yöntemi

1952 ve 1958 yılları arasında nükleer silahların atmosferik patlamaları sırasında deniz suyunun ışınlanması ile çok miktarda nadir bulunan 36Cl (yarı ömür ~300 ky) üretildi. Atmosferde 36cl'nin kalma süresi yaklaşık 1 haftadır. Bu nedenle, 1950'lerin sularının toprak ve yeraltı sularında bir olay işareti olarak, 36Cl, mevcut olandan 50 yıldan daha az olan suların tarihlenmesi için de yararlıdır. 36Cl jeolojik bilimlerin diğer alanlarda kullanımını gördü, şunlar da dahil Escort buz ve çökeller.

Diğer yöntemler

Diğer yöntemler şunları içerir:

  • Argon – argon (Ar – Ar)
  • İyot – ksenon (I – Xe)
  • Lantan – baryum (La – Ba)
  • Aday müşteri (Pb – Pb)
  • Lutesyum – hafniyum (Lu – Hf)
  • Potasyum-kalsiyum (K – Ca)
  • Renyum – osmiyum (Re-Os)
  • Uranyum – uranyum (U – U)
  • Kripton – kripton (Kr – Kr)
  • Berilyum ( 10 Be– 9 Be)

Kısa ömürlü soyu tükenmiş radyonüklitlerin çürüme ürünleri ile tarihleme

Mutlak radyometrik yaşlandırma, numune kayada kalmak için ölçülebilir bir ana çekirdek fraksiyonu gerektirir. Güneş sisteminin başlangıcına kadar uzanan kayalar için, bu son derece uzun ömürlü ana izotoplar gerektirir, bu da bu kayaların kesin yaşlarının ölçümünü kesinleştirmez. Kayaların göreceli yaşlarını bu tür eski malzemelerden ayırt edebilmek ve uzun ömürlü izotoplardan daha iyi bir zaman çözünürlüğü elde etmek için, artık kayada bulunmayan kısa ömürlü izotoplar kullanılabilir.[32]

Güneş sisteminin başlangıcında , güneş bulutsusunda 26 Al, 60 Fe, 53 Mn ve 129 I gibi nispeten kısa ömürlü birkaç radyonüklid vardı . Muhtemelen bir süpernova patlaması ile üretilen bu radyonüklitler bugün soyu tükenmiş durumdadır, ancak bozunma ürünleri meteoritleri oluşturanlar gibi çok eski malzemelerde tespit edilebilir . Soyu tükenmiş radyonüklitlerin bozunma ürünlerini kütle spektrometresi ile ölçerekve eşzamanlı grafikler kullanarak, güneş sisteminin erken tarihinde farklı olayların göreceli yaşlarını belirlemek mümkündür. Soyu tükenmiş radyonüklidlere dayanan tarihleme yöntemleri, mutlak yaşları vermek için U-Pb yöntemiyle de kalibre edilebilir. Böylece hem yaklaşık yaş hem de yüksek bir zaman çözünürlüğü elde edilebilir. Genellikle daha kısa bir yarı ömür, zaman ölçeği pahasına daha yüksek bir zaman çözünürlüğüne yol açar.

129 I - 129 Xe kronometre

129 ben beta bozunabilir 129 X Yarılanma ömrü 16 milyon yıldır. Iodo-xenon kronometre [33] eşzamanlı bir tekniktir. Numuneler bir nükleer reaktörde nötronlarla işlenir. Bu, tek kararlı iyot izotopunu dönüştürür (127 ben 128'e kadar X nötron yakalama ve beta bozunması (128) ben ). Işınlamadan sonra, numuneler birkaç aşamada ısıtılır ve her aşamada oluşan gazın ksenon izotopik özellikleri analiz edilir. Tutarlı 129 X / 128 X oran, müteakip birkaç sıcaklık derecesinde gözlenir, örneğin, ksenonu kaybetmeyi bıraktığı zamana karşılık gelen olarak yorumlanabilir. Sığ su olarak adlandırılan göktaşı örnekleri genellikle 127'den dönüşüm verimliliğini izlemek için ışınlama ile kaplanır ben 128 için X , Ölçülen fark 129 X / 128 X daha sonra numune ve sığ su oranları farklı oranlara (129) karşılık gelir. ben / 127 ben herkes xenon kaybetmeyi bıraktığında. Bu, erken güneş sistemindeki kapatmanın yaş farkına karşılık gelir.

26 Al - 26 Mg kronometre

26 yaşında kısa ömürlü soyu tükenmiş radyonüklidin bir başka örneği alınan - 26 mg Condules'ın göreceli yaşını tahmin etmek için kullanılabilen bir kronometre. 26 alınan 26 çürüme mg Yarılanma ömrü 720.000 yıldır. Randevu alma, 26 kişiden oluşan doğal sayıdan sapma ile ilgilidir. mg (Ürün 26 alınan bozulma) kararlı izotopların oranına kıyasla 27 alınan / 24 mg . 26 daha fazla mg (genellikle 26 olarak adlandırılır mg *), 26 mg / 27 mg Güneş Sisteminin diğer malzemelerine karşı tutum.[34] 26 alınan - 26 mg Kronometre, ilkel göktaşlarının oluşumu üzerine sadece birkaç milyon yıl (Chondrule'u oluşturmak için 1,4 milyon yıl) tahmin ediyor.[35]

Ayrıca bakınız

Kaynakça
  1. IUPAC, Compendium of Chemical Terminology, 2. baskı (the "Gold Book") (1997). Online düzeltilmiş sürüm: (2006–) "radioactive dating". (İngilizce)
  2. Boltwood, Bertram (1907). "Radyoaktif Elementlerin Nihai Parçalanma Ürünleri. Bölüm II. Uranyumun parçalanma ürünleri" . Amerikan Bilim Dergisi . 4. 23 (134): 77-88. doi : 10.2475 / ajs.s4-23.134.78 .
  3. McRae, A. 1998. Radyometrik Tarihlendirme ve Jeolojik Zaman Ölçeği: Dairesel Akıl Yürütme veya Güvenilir Araçlar? Radyometrik Tarihlendirme ve Jeolojik Zaman Skalası TalkOrigins Arşivi
  4. Etienne Roth; Bernard Poty (31 Ocak 1990). Bernard-Griffiths, J.; Groan, G. (1989). "Samaryum-neodimyum yöntemi". Roth, Etienne'de; Poty, Bernard (ed.). Nükleer Tarihleme Yöntemleri. Springer Hollanda. sayfa 53-72. Springer. ISBN 978-0-7923-0188-2.
  5. Pommé, S.; Stroh, H.; Altzitzoglou, T.; Paepen, J.; Van Ammel, R.; Kossert, K.; Nähle, O.; Keightley, J.D.; Ferreira, K.M.; Verheyen, L.; Bruggeman, M. (2018), "Is decay constant?", Applied Radiation and Isotopes, cilt 134, ss. 6-12, doi:10.1016/j.apradiso.2017.09.002, ISSN 0969-8043
  6. https://www.annualreviews.org/doi/10.1146/annurev.ns.22.120172.001121 8 Mayıs 2020 tarihinde Wayback Machine sitesinde arşivlendi.https://ui.adsabs.harvard.edu/abs/1972ARNPS..22..165E/abstract 23 Nisan 2020 tarihinde Wayback Machine sitesinde arşivlendi.
  7. https://ui.adsabs.harvard.edu/abs/1976Natur.264..340S/abstract 26 Şubat 2020 tarihinde Wayback Machine sitesinde arşivlendi.https://www.nature.com/articles/264340a0 26 Nisan 2019 tarihinde Wayback Machine sitesinde arşivlendi.
  8. "Johnson, B. 1993. Nükleer Bozunma Oranları Nasıl Değiştirilir". 1 Kasım 2001 tarihinde kaynağından arşivlendi.
  9. Begemann, F.; Ludwig, K.R.; Lugmair, G.W.; Min, K.; Nyquist, L.E.; Patchett, P.J.; Renne, P.R.; Shih, C.-Y.; Villa, I.M.; Walker, R.J. (2001), "Call for an improved set of decay constants for geochronological use", Geochimica et Cosmochimica Acta, 65 (1), ss. 111-121, doi:10.1016/S0016-7037(00)00512-3, ISSN 0016-7037
  10. https://ui.adsabs.harvard.edu/abs/1996E&PSL.143...95S 17 Şubat 2020 tarihinde Wayback Machine sitesinde arşivlendi.https://www.sciencedirect.com/science/article/abs/pii/0012821X9600132X?via%3Dihub
  11. Rollinson, Hugh R (1993). Using Geochemical Data: Evaluation, Presentation, Interpretation (Jeokimyasal verilerin kullanılması: değerlendirme, sunum, yorumlama). Longman Scientific and Technical. Londra: Longman. ISBN 978-0-582-06701-1. OCLC 27937350.
  12. G. Brent Dalrymple (1994). Dalrymple, G. Brent. Yeryüzünün yaşı. Stanford, Kaliforniya: Stanford Üniv. Basın. ISBN 9780804723312. 12 Ağustos 2020 tarihinde kaynağından arşivlendi.
  13. Alan P. Dickin (31 Mart 2005). Dickin, Alan P. (2008). Radyojenik izotop jeolojisi (2. baskı). Cambridge: Cambridge Üniv. Basın. sayfa 15–49. Cambridge University Press. ISBN 9780521530170.
  14. https://journals.uair.arizona.edu/index.php/radiocarbon/article/view/4167/3592 26 Şubat 2020 tarihinde Wayback Machine sitesinde arşivlendi.https://www.cambridge.org/core/journals/radiocarbon/article/intcal04-terrestrial-radiocarbon-age-calibration-026-cal-kyr-bp/25B0A036712B252832D6655DC09A0515 5 Haziran 2018 tarihinde Wayback Machine sitesinde arşivlendi.
  15. https://ui.adsabs.harvard.edu/abs/1975E&PSL..26..207S 3 Eylül 2019 tarihinde Wayback Machine sitesinde arşivlendi.https://www.sciencedirect.com/science/article/abs/pii/0012821X75900886?via%3Dihub
  16. çık Faure, Gunter (1998). Jeokimyanın ilkeleri ve uygulamaları: jeoloji öğrencileri için kapsamlı bir ders kitabı (2. bs.). Englewood Kayalıkları, New Jersey : Prentice Hall . ISBN 978-0-02-336450-1. OCLC 37783103 .[ sayfa gerekli ].
  17. "White, W. M. (2003). "Basics of Radioactive Isotope Geochemistry" (PDF). Cornell University." (PDF). 24 Eylül 2015 tarihinde kaynağından (PDF) arşivlendi.
  18. https://pubs.usgs.gov/gip/geotime/radiometric.html 6 Nisan 2020 tarihinde Wayback Machine sitesinde arşivlendi.https://en.wikipedia.org/wiki/United_States_Geological_Survey 10 Mayıs 2020 tarihinde Wayback Machine sitesinde arşivlendi.
  19. https://www.sciencedirect.com/science/article/abs/pii/0012821X75900886?via%3Dihubhttps://ui.adsabs.harvard.edu/abs/1975E%26PSL..26..207S/abstract 26 Şubat 2020 tarihinde Wayback Machine sitesinde arşivlendi.
  21. "Arşivlenmiş kopya". 8 Mayıs 2020 tarihinde kaynağından arşivlendi. Erişim tarihi: 13 Mayıs 2020.
  22. "Arşivlenmiş kopya". 8 Mayıs 2020 tarihinde kaynağından arşivlendi. Erişim tarihi: 13 Mayıs 2020.
  23. Wingate, MTD (2001). "SHRIMP baddeleyite ve bir Umkondo dolerite eşik, Nyanga Dağları, Doğu Zimbabve için zirkon yaş". Güney Afrika Jeoloji Dergisi https://doi.org/10.2113%2F104.1.13
  24. İrlanda, Trevor (Aralık 1999). "İzotop Jeokimyası: İzotopik Analiz İçin Yeni Araçlar"https://semanticscholar.org/paper/b76183b9928ea3688046fbc84a9cfde5bea95f9d%5Bölü/kırık+bağlantı%5D. Bilim . 286 (5448): 2289-290. doi : 10.1126 /https://doi.org/10.1126%2Fscience.286.5448.2289
  25. Mukasa, SB; AH Wilson; RW Carlson (Aralık 1998). "Büyük Dyke, Zimbabve hakkında çok katmanlı bir jeokronolojik çalışma: sağlam ve sıfırlanmış yaşların önemi". Dünya ve Gezegensel Bilim Mektupları . 164 (1–2): 353–369. https://ui.adsabs.harvard.edu/abs/1998E&PSL.164..353M 6 Ağustos 2020 tarihinde Wayback Machine sitesinde arşivlendi.https://doi.org/10.1016%2FS0012-821X%2898%2900228-3
  26. Tillberg, M., Drake, H., Zack, T. ve diğ. Derin kristalin bodrum faylarında in situ Rb-Sr dilimleme lifleri. Sci Rep 10,562 (2020). https://doi.org/10.1038/s41598-019-57262-5
  27. Clark, RM (1975).http://www.antiquity.ac.uk/ant/049/Ant0490251.htmAntik Çağ . 49 (196): 251-266.Antik Çağ . https://doi.org/10.1017%2FS0003598X00070277
  28. Vasiliev, SS; VA Dergachev (2002). "Atmosferik radyokarbon konsantrasyonundaki ~ 2400 yıllık döngü: Son 8000 yılda 14 C veriden bispektrum Annales Geophysicae . https://en.wikipedia.org/wiki/Bibcode_(identifier) 7 Mayıs 2020 tarihinde Wayback Machine sitesinde arşivlendi. https://ui.adsabs.harvard.edu/abs/2002AnGeo..20..115V 24 Nisan 2020 tarihinde Wayback Machine sitesinde arşivlendi. https://doi.org/10.5194%2Fangeo-20-115-2002
  29. http://www.chem.uwec.edu/Chem115_F00/nelsolar/chem.htm 3 Ocak 2019 tarihinde Wayback Machine sitesinde arşivlendi. www.chem.uwec.edu . Erişim tarihi: 6 Nisan 2016 .
  30. Plastino, Wolfango; Lauri Kaihola; Paolo Bartolomei; Francesco Bella (2001). http://digitalcommons.library.arizona.edu/objectviewer?o=http%3A%2F%2Fradiocarbon.library.arizona.edu%2FVolume43%2FNumber2A%2Fazu_radiocarbon_v43_n2A_157_161_v.pdf 1 Mart 2017 tarihinde Wayback Machine sitesinde arşivlendi. (PDF) . Radyokarbon . 43 (2A): 157-161.https://doi.org/10.1017%2FS0033822200037954
  31. Jacobs, J .; RJ Thomas (Ağustos 2001). "Güneydoğu Archæan Kaapvaal Craton ve Mezoproterozoik Natal Metamorfik Eyaleti, Güney Afrika genelinde bir titanit fisyon profili: diferansiyel şifreli Mezo- Neoproterozoik tektonizm için kanıt". Afrika Yer Bilimleri Dergisi . 33 (2): 323-333. https://ui.adsabs.harvard.edu/abs/2001JAfES..33..323J 6 Ağustos 2020 tarihinde Wayback Machine sitesinde arşivlendi. https://doi.org/10.1016%2FS0899-5362%2801%2980066-X
  32. Imke de Pater ve Jack J. Lissauer: Gezegen Bilimleri, sayfa 321. Cambridge University Press, 2001, ISBN: 0-521-48219-4, 13 Mayıs 2020 tarihinde Wayback Machine sitesinde arşivlendi.
  33. https://ui.adsabs.harvard.edu/abs/2006M&PS...41...19G 6 Ağustos 2020 tarihinde Wayback Machine sitesinde arşivlendi.https://onlinelibrary.wiley.com/doi/abs/10.1111/j.1945-5100.2006.tb00190.x
  34. "Alexander N. Krot (2002) Hawai'i Jeofizik ve Planetoloji Enstitüsü Güneş Sistemimizdeki En Eski Katılarla Çıkma". 4 Ekim 2002 tarihinde kaynağından arşivlendi.
  35. de Pater, Imke; Lissauer, Jack J. (2001). Gezegen Bilimleri. Cambridge University Press. s. 322. ISBN 0-521-48219-4.
This article is issued from Wikipedia. The text is licensed under Creative Commons - Attribution - Sharealike. Additional terms may apply for the media files.