შოთას ბლოგი: რადიოიზოტოპური დათარიღება

ცოდნა სინათლეა - Knowledge is light - Знание свет -

რადიოიზოტოპური დათარიღება

რადიოაქტიური იზოტოპების ნახევარდაშლის პერიოდი ჰაფნიუმ - ვოლფრამის მეთოდის მაგალითის გამოყენებით

რადიოიზოტოპი, ანუ რადიომეტრიული დათარიღება, რადიოაქტიური იზოტოპის შემცველი სხვადასხვა ობიექტის ასაკის განსაზღვრის ერთ-ერთი მეთოდია . იგი ეფუძნება იმის დადგენას, თუ ამ იზოტოპის რა პროპორცია დაიშალა ნიმუშის არსებობის განმავლობაში. ამ მნიშვნელობის საფუძველზე, იზოტოპის ნახევარდაშლის პერიოდის ცოდნით , შესაძლებელია ნიმუშის ასაკის გამოთვლა.

რადიოიზოტოპური დათარიღება ფართოდ გამოიყენება გეოლოგიაში , პალეონტოლოგიაში , არქეოლოგიასა და სხვა მეცნიერებებში. ის დედამიწის ისტორიაში სხვადასხვა მოვლენის თითქმის ყველა აბსოლუტური დათარიღების წყაროა . მის გამოჩენამდე შესაძლებელი იყო მხოლოდ ფარდობითი დათარიღება - მითითება გარკვეულ გეოლოგიურ ერებზე , პერიოდებზე , ეპოქებზე და ა.შ., რომელთა ხანგრძლივობა უცნობი იყო.

რადიოიზოტოპური დათარიღების სხვადასხვა მეთოდი იყენებს სხვადასხვა ელემენტის სხვადასხვა იზოტოპებს. ვინაიდან ისინი მნიშვნელოვნად განსხვავდებიან ქიმიური თვისებებით (და, შესაბამისად, სხვადასხვა გეოლოგიურ და ბიოლოგიურ მასალებში მათი შემცველობით და გეოქიმიურ ციკლებში მათი ქცევით) და ნახევარდაშლის პერიოდით, სხვადასხვა მეთოდს აქვს გამოყენების სხვადასხვა სფერო. თითოეული მეთოდი გამოიყენება მხოლოდ გარკვეულ მასალებზე და გარკვეული ასაკის დიაპაზონში. ყველაზე ცნობილი რადიოიზოტოპური დათარიღების მეთოდებია რადიონახშირბადის , კალიუმ-არგონის (მოდიფიცირებული არგონ-არგონად), კალიუმ-კალციუმის , ურან-ტყვიის და თორიუმ-ტყვიის მეთოდები . ქანების გეოლოგიური ასაკის დასადგენად ასევე ფართოდ გამოიყენება ჰელიუმის (ალფა-აქტიური ბუნებრივი იზოტოპებიდან ჰელიუმ-4-ის დაგროვების საფუძველზე), რუბიდიუმ-სტრონციუმის, სამარიუმ-ნეოდიუმის, რენიუმ-ოსმიუმის და ლუტეციუმ-ჰაფნიუმის მეთოდები. გარდა ამისა, გამოიყენება არათანაბარი დათარიღების მეთოდები, რომლებიც დაფუძნებულია ბუნებრივ რადიოაქტიურ სერიებში იზოტოპური წონასწორობის დარღვევაზე, კერძოდ, იონიუმის, იონიუმის-პროტაქტინიუმის, ურანის-იზოტოპის მეთოდები და ტყვია-210 მეთოდი. ასევე არსებობს მეთოდები, რომლებიც დაფუძნებულია მინერალის ფიზიკური თვისებების ცვლილებების დაგროვებაზე დასხივების გავლენის ქვეშ: ტრასული დათარიღების მეთოდი და თერმოლუმინესცენტური მეთოდი .ისტორია

რადიოიზოტოპური დათარიღების იდეა ერნესტ რეზერფორდმა 1904 წელს, ანრი ბეკერელის მიერ რადიოაქტიურობის აღმოჩენიდან 8 წლის შემდეგ წამოაყენა . ამავდროულად, მან პირველი სცადა მინერალის ასაკის დადგენა მასში ურანისა და ჰელიუმის შემცველობის მიხედვით . სულ რაღაც 2 წლის შემდეგ, 1907 წელს, იელის უნივერსიტეტის რადიოქიმიკოსმა ბერტრამ ბოლტვუდმა გამოაქვეყნა ურანის მადნის ნიმუშების პირველი ურანისა და ტყვიის დათარიღება და მიიღო ასაკის მნიშვნელობები 410-დან 2200 მილიონ წლამდე . შედეგი ძალიან მნიშვნელოვანი იყო: მან აჩვენა, რომ დედამიწის ასაკი მრავალჯერ აღემატებოდა უილიამ ტომსონის მიერ ათი წლით ადრე მიღებულ 20-40 მილიონ წელს , პლანეტის გაგრილების სიჩქარის საფუძველზე და მის ადრინდელ შეფასებასაც კი - 20-400 მილიონ წელს . თუმცა, იმ დროს არ იყო ცნობილი თორიუმის დაშლის შედეგად ტყვიის ნაწილის წარმოქმნის ან თუნდაც იზოტოპების არსებობის შესახებ და ამიტომ ბოლტვუდის შეფასებები, როგორც წესი, ათობით პროცენტით, ზოგჯერ კი თითქმის ორჯერ მეტით იყო გადაჭარბებული .

მომდევნო წლებში ბირთვული ფიზიკა ინტენსიურად განვითარდა და ტექნოლოგიები გაუმჯობესდა, რამაც XX საუკუნის შუა პერიოდისთვის რადიოიზოტოპური დათარიღების კარგი სიზუსტე გამოიწვია. ამას განსაკუთრებით ხელი შეუწყო მას- სპექტრომეტრის გამოგონებამ . 1949 წელს უილარდ ლიბიმ შეიმუშავა რადიონახშირბადის ანალიზი და აჩვენა მისი ვარგისიანობა ცნობილი ასაკის ( 1400–4600 წლის დიაპაზონში ) ხის ნიმუშებზე , რისთვისაც მან 1960 წელს მიიღო ნობელის პრემია ქიმიაში .

ფიზიკური საფუძვლები

ნებისმიერი რადიოაქტიური იზოტოპის რაოდენობა დროთა განმავლობაში მცირდება ექსპონენციალური კანონის ( რადიოაქტიური დაშლის კანონი ) მიხედვით:

{\frac {N(t)}{N_{0}}}=e^{-\lambda t}

სად:

N_{0}

— ატომების რაოდენობა საწყის მომენტში,

N(t)

— ატომების რაოდენობა დროთა განმავლობაში

ტ

\lambda

— დაშლის მუდმივა .

ამგვარად, თითოეულ იზოტოპს აქვს მკაცრად განსაზღვრული ნახევარდაშლის პერიოდი - დრო, რომელიც მისი რაოდენობის განახევრებას სჭირდება. ნახევარდაშლის პერიოდი $T_{1/2}$ დაშლის მუდმივასთან დაკავშირებულია შემდეგნაირად:

T_{1/2}={\frac {\ln 2}{\lambda }}

შემდეგ ჩვენ შეგვიძლია გამოვხატოთ დამოკიდებულება ${\frac {N(t)}{N_{0}}}$ ნახევარგამოყოფის პერიოდის განმავლობაში:

{\frac {N(t)}{N_{0}}}=2^{-t/T_{1/2}}

რადიოიზოტოპის რომელი ნაწილი დაიშალა გარკვეული პერიოდის განმავლობაში, ამ დროის გამოთვლა შესაძლებელია:

t=-T_{1/2}\log _{2}{\frac {N(t)}{N_{0}}}

ნახევარდაშლის პერიოდი არ არის დამოკიდებული ტემპერატურაზე, წნევაზე, ქიმიურ გარემოზე ან ელექტრომაგნიტური ველების ინტენსივობაზე. ერთადერთი ცნობილი გამონაკლისია ის იზოტოპები, რომლებიც ელექტრონების მიტაცებით იშლება : მათი დაშლის სიჩქარე დამოკიდებულია ბირთვში ელექტრონების სიმკვრივეზე . ესენია, მაგალითად, ბერილიუმ -7, სტრონციუმ -85 და ცირკონიუმ -89. ასეთი რადიოიზოტოპების დაშლის სიჩქარე დამოკიდებულია ატომის იონიზაციის ხარისხზე; ასევე არსებობს სუსტი დამოკიდებულება წნევასა და ტემპერატურაზე. ეს არ წარმოადგენს მნიშვნელოვან პრობლემას რადიოიზოტოპური დათარიღებისთვის.

სირთულეების წყაროები

რადიოიზოტოპური დათარიღების სირთულის ძირითადი წყაროებია შესწავლილ ობიექტსა და გარემოს შორის ნივთიერების გაცვლა, რაც შესაძლოა ობიექტის ფორმირების შემდეგ მომხდარიყო, და საწყისი იზოტოპური და ელემენტარული შემადგენლობის გაურკვევლობა. თუ ობიექტი ფორმირების დროს უკვე შეიცავდა შვილეული იზოტოპის გარკვეულ რაოდენობას, გამოთვლილი ასაკი შეიძლება გადაჭარბებულად იყოს შეფასებული, ხოლო თუ შვილეული იზოტოპი შემდგომში ობიექტს ტოვებს, გამოთვლილი ასაკი შეიძლება არასაკმარისად იყოს შეფასებული. რადიოკარბონული მეთოდისთვის მნიშვნელოვანია, რომ ნახშირბადის იზოტოპების თანაფარდობა საწყის მომენტში არ დაირღვეს, რადგან დაშლის პროდუქტის - ¹⁴ N - შემცველობის ცოდნა შეუძლებელია (ის არაფრით განსხვავდება ჩვეულებრივი აზოტისგან) და ასაკის დადგენა შესაძლებელია მხოლოდ მშობელი იზოტოპის დაუზიანებელი ფრაქციის გაზომვების საფუძველზე. ამრიგად, აუცილებელია შესწავლილი ობიექტის ისტორიის რაც შეიძლება ზუსტად შესწავლა გარემოსთან ნივთიერების შესაძლო გაცვლისა და იზოტოპური შემადგენლობის შესაძლო მახასიათებლების დასადგენად.

იზოქრონული მეთოდი

იზოქრონული მეთოდი ხელს უწყობს მშობელი ან შვილეული იზოტოპის შეყვანასთან ან დაკარგვასთან დაკავშირებული პრობლემების გადაჭრას. ის მუშაობს შვილეული იზოტოპის საწყისი რაოდენობის მიუხედავად და საშუალებას გვაძლევს დავადგინოთ, ობიექტის ისტორიაში მოხდა თუ არა გარემოსთან მატერიის გაცვლა.

ეს მეთოდი ეფუძნება ერთი გეოლოგიური ობიექტიდან აღებული სხვადასხვა ნიმუშებიდან მონაცემების შედარებას, რომლებიც აშკარად ერთი და იგივე ასაკისაა, მაგრამ განსხვავდებიან ელემენტარული შემადგენლობით (და შესაბამისად, მშობელი რადიონუკლიდის შემცველობით). თითოეული ელემენტის იზოტოპური შემადგენლობა საწყის მომენტში ყველა ნიმუშში ერთნაირი უნდა იყოს. ასევე, ეს ნიმუშები, შვილეულ იზოტოპთან ერთად, იმავე ელემენტის სხვა იზოტოპსაც უნდა შეიცავდეს. ნიმუშებს შეუძლიათ წარმოადგინონ როგორც ერთი ქანის ნაჭრის სხვადასხვა მინერალები, ასევე ერთი გეოლოგიური სხეულის სხვადასხვა ნაწილები.

შემდეგ თითოეული ნიმუშისთვის ხორციელდება შემდეგი:

{D_{0}+\Delta {M} \over E_{0}}={\Delta {M} \over M_{0}-\Delta {M}}\left({M_{0}-\Delta {M} \over E_{0}}\right)+{D_{0} \over E_{0}}

სად:

D_{0}

— შვილეული იზოტოპის კონცენტრაცია საწყის მომენტში,

E_{0}

— იმავე ელემენტის არარადიოგენური იზოტოპის კონცენტრაცია (არ იცვლება),

M_{0}

— საწყისი იზოტოპის კონცენტრაცია საწყის მომენტში,

\Delta {M}

— მშობელი იზოტოპის რაოდენობა, რომელიც დროთა განმავლობაში დაიშალა

ტ

(გაზომვების დროს).

ამ დამოკიდებულების ვალიდურობის დადასტურება მარტივად შეიძლება მარჯვენა მხარეს შემცირების განხორციელებით.

გაზომვის დროს შვილეული იზოტოპის კონცენტრაცია იქნება $D_{t}=D_{0}+\Delta {M}$ და დედის კონცენტრაცია $M_{t}=M_{0}-\Delta {M}$ შემდეგ:

{D_{t} \over E_{0}}={\Delta {M} \over M_{0}-\Delta {M}}\left({M_{t} \over E_{0}}\right)+{D_{0} \over E_{0}}

ურთიერთობა $D_{t} \over E_{0}$ და ${M_{t} \over E_{0}}$ შეიძლება გაიზომოს. ამის შემდეგ აგებულია გრაფიკი, სადაც ეს სიდიდეები შესაბამისად ორდინატებსა და აბსცისებზეა გამოსახული .

თუ ნიმუშების ისტორიაში გარემოსთან მატერიის გაცვლა არ მომხდარა, მაშინ ამ გრაფიკზე შესაბამისი წერტილები სწორ ხაზზეა განლაგებული, რადგან კოეფიციენტი ${\Delta {M} \over M_{0}-\Delta {M}}$ და ტერმინი ${D_{0} \over E_{0}}$ ერთნაირია ყველა ნიმუშისთვის (და ეს ნიმუშები განსხვავდება მხოლოდ მშობელი იზოტოპის საწყისი შემცველობით). ამ ხაზს იზოქრონი ეწოდება. რაც უფრო დიდია იზოქრონის დახრილობა, მით უფრო დიდია შესწავლილი ობიექტის ასაკი. თუ ობიექტის ისტორიაში მატერიის გაცვლა მოხდა, წერტილები ერთ სწორ ხაზზე არ დევს და ეს აჩვენებს, რომ ამ შემთხვევაში ასაკის განსაზღვრა არასანდოა.

იზოქრონული მეთოდი გამოიყენება სხვადასხვა რადიოიზოტოპური დათარიღების მეთოდებში, როგორიცაა რუბიდიუმ-სტრონციუმი, სამარიუმ-ნეოდიმი და ურანი-ტყვია .

დახურვის ტემპერატურა

თუ მინერალი , რომლის ბროლის ბადე არ შეიცავს შვილობილ ნუკლიდს, საკმარისად გაცხელდება, ეს ნუკლიდი დიფუზირდება . ამგვარად, „რადიოიზოტოპური საათი“ გადატვირთულია: ამ მომენტიდან გასული დრო რადიოიზოტოპური დათარიღების შედეგია. გარკვეულ ტემპერატურაზე დაბლა გაცივებისას, ამ ნუკლიდის დიფუზია წყდება: მინერალი ამ ნუკლიდთან მიმართებაში დახურულ სისტემად იქცევა. ტემპერატურას, რომლის დროსაც ეს ხდება, ^{დახურვის} ტემპერატურა ეწოდება .

დახურვის ტემპერატურა მნიშვნელოვნად განსხვავდება სხვადასხვა მინერალისა და განსახილველი სხვადასხვა ელემენტისთვის. მაგალითად, ბიოტიტი იწყებს არგონის შესამჩნევად დაკარგვას 280±40 °C-მდე გაცხელებისას , ხოლო ცირკონი კარგავს ტყვიას 950–1000 °C- ზე მაღალ ტემპერატურაზე .

რადიოიზოტოპური დათარიღების მეთოდები

გამოიყენება სხვადასხვა რადიოიზოტოპური მეთოდი, რომლებიც შესაფერისია სხვადასხვა მასალისთვის, სხვადასხვა ასაკის დიაპაზონისთვის და აქვთ განსხვავებული სიზუსტე.

ურანი-ტყვიის მეთოდი

ურან-ტყვიის მეთოდი რადიოიზოტოპური დათარიღების ერთ-ერთი უძველესი და ყველაზე კარგად განვითარებული მეთოდია და, კარგად შესრულების შემთხვევაში, ყველაზე საიმედო მეთოდია ასობით მილიონი წლის წინანდელი ნიმუშებისთვის. მისი სიზუსტე 0.1%-ს ან მეტს აღწევს . მისი გამოყენება შესაძლებელია დედამიწის ასაკთან ახლოს მყოფი და მილიონ წელზე ნაკლები ასაკის ნიმუშების დასათარიღებლად. უფრო მაღალი სანდოობა და სიზუსტე მიიღწევა ურანის ორი იზოტოპის გამოყენებით, რომელთა დაშლის ჯაჭვები ტყვიის სხვადასხვა იზოტოპით მთავრდება , ასევე ცირკონის გარკვეული თვისებებით , რომელიც მინერალი ხშირად გამოიყენება ურან-ტყვიის დათარიღებისთვის.

შემდეგი ტრანსფორმაციები გამოიყენება:

²³⁸ U →²⁰⁶ Pb4.47 მილიარდი წლის ნახევარდაშლის პერიოდით (რადიუმის სერია - იხ.რადიოაქტიური სერია),

²³⁵ U →²⁰⁷ Pb0.704 მილიარდი წლის ნახევარდაშლის პერიოდით (აქტინიუმის სერია).

ზოგჯერ, მათ გარდა, გამოიყენება თორიუმ-232- ის დაშლა ( ურანი-თორიუმ-ტყვიის მეთოდი ):

²³² Th →²⁰⁸ Pb14.0 მილიარდი წლის ნახევარდაშლის პერიოდით (თორიუმის სერია).

ყველა ეს ტრანსფორმაცია მრავალ ეტაპად ხდება, მაგრამ შუალედური ნუკლიდები გაცილებით სწრაფად იშლება, ვიდრე მშობელი ნუკლიდები.

ყველაზე ხშირად, ურანისა და ტყვიის დათარიღებისთვის გამოიყენება ცირკონი (ZrSiO4 _{) ; ზოგიერთ შემთხვევაში,}მონაზიტი , ტიტანიტი , ბადლეიიტი ; ნაკლებად ხშირად, მრავალი სხვა მასალა, მათ შორის აპატიტი , კალციტი , არაგონიტი , ოპალი და ქანები , რომლებიც შედგება სხვადასხვა მინერალების ნარევისგან. ცირკონს აქვს მაღალი სიმტკიცე, ქიმიური ზემოქმედებისადმი მდგრადობა, მაღალი დახურვის ტემპერატურა და ფართოდ არის გავრცელებული მაგმატურ ქანებში . ურანი ადვილად შედის მის კრისტალურ ბადეში, მაგრამ ტყვია - არა, ამიტომ ცირკონში არსებული ყველა ტყვია, როგორც წესი, შეიძლება ჩაითვალოს რადიოგენურად . საჭიროების შემთხვევაში, არარადიოგენური ტყვიის რაოდენობა შეიძლება გამოითვალოს ტყვია-204-ის რაოდენობიდან, რომელიც არ წარმოიქმნება ურანის იზოტოპების დაშლის დროს .

ურანის ორი იზოტოპის გამოყენება, რომლებიც სხვადასხვა ტყვიის იზოტოპებად იშლება, შესაძლებელს ხდის ობიექტის ასაკის დადგენას, მაშინაც კი, თუ მან დაკარგა ტყვიის ნაწილი (მაგალითად, მეტამორფიზმის გამო ). გარდა ამისა, შესაძლებელია ამ მეტამორფული მოვლენის ასაკის დადგენა.

ტყვია-ტყვიის მეთოდი

ტყვია-ტყვიის მეთოდი, როგორც წესი, გამოიყენება მინერალების ნარევისგან შემდგარი ნიმუშების ასაკის დასადგენად (ასეთ შემთხვევებში მისი უპირატესობა ურან-ტყვიის მეთოდთან შედარებით განპირობებულია ურანის მაღალი მობილურობით). ეს მეთოდი კარგად შეეფერება მეტეორიტების, ასევე ხმელეთის ქანების დათარიღებას, რომლებმაც ახლახანს დაკარგეს ურანი. იგი ეფუძნება ტყვიის სამი იზოტოპის შემცველობის გაზომვას: ^{206 Pb (წარმოიქმნა}²³⁸ U- ს დაშლის შედეგად ), ^{207 Pb (წარმოიქმნა}²³⁵ U- ს დაშლის შედეგად ) და ²⁰⁴ Pb (არარადიოგენური).

ტყვიის იზოტოპის კონცენტრაციების თანაფარდობის ცვლილება დროთა განმავლობაში გამოითვლება შემდეგი განტოლებებიდან:

{\left[^{207}\mathrm {Pb} \right]_{t}}={\left[^{207}\mathrm {Pb} \right]_{0}}+{\left[^{235}\mathrm {U} \right]_{0}}{\left({e^{\lambda _{235}t}-1}\right)}

{\left[^{206}\mathrm {Pb} \right]_{t}}={\left[^{206}\mathrm {Pb} \right]_{0}}+{\left[^{238}\mathrm {U} \right]_{0}}{\left({e^{\lambda _{238}t}-1}\right)}

სად არის ინდექსი $ტ$ ნიშნავს იზოტოპის კონცენტრაციას გაზომვის დროს და ინდექსს $0$ — საწყის მომენტში.

მოსახერხებელია არა თავად კონცენტრაციების გამოყენება, არამედ მათი თანაფარდობა არარადიოგენური იზოტოპის ²⁰⁴ Pb კონცენტრაციასთან.
კვადრატული ფრჩხილების გამოტოვების შემთხვევაში:

{\left({\frac {^{207}\mathrm {Pb} }{^{204}\mathrm {Pb} }}\right)_{t}}={\left({\frac {^{207}\mathrm {Pb} }{^{204}\mathrm {Pb} }}\right)_{0}}+{\left({\frac {^{235}\mathrm {U} }{^{204}\mathrm {Pb} }}\right)}{\left({e^{\lambda _{235}t}-1}\right)}

{\left({\frac {^{206}\mathrm {Pb} }{^{204}\mathrm {Pb} }}\right)_{t}}={\left({\frac {^{206}\mathrm {Pb} }{^{204}\mathrm {Pb} }}\right)_{0}}+{\left({\frac {^{238}\mathrm {U} }{^{204}\mathrm {Pb} }}\right)}{\left({e^{\lambda _{238}t}-1}\right)}

ამ განტოლებებიდან პირველის მეორეზე გაყოფით და იმის გათვალისწინებით, რომ ურანის ²³⁸ U/ ²³⁵ U მშობელი იზოტოპების კონცენტრაციების თანამედროვე თანაფარდობა თითქმის ერთნაირია ყველა გეოლოგიური ობიექტისთვის (მიღებული მნიშვნელობაა 137.88), ^{[ კომენტარი 2 ]}^[ 16 ]^[ 19 ]^[ 13 ] ვიღებთ:

{\frac {\left({\frac {^{207}\mathrm {Pb} }{^{204}\mathrm {Pb} }}\right)_{t}-\left({\frac {^{207}\mathrm {Pb} }{^{204}\mathrm {Pb} }}\right)_{0}}{\left({\frac {^{206}\mathrm {Pb} }{^{204}\mathrm {Pb} }}\right)_{t}-\left({\frac {^{206}\mathrm {Pb} }{^{204}\mathrm {Pb} }}\right)_{0}}}={\left({\frac {1}{137,88}}\right)}{\left({\frac {e^{\lambda _{235}t}-1}{e^{\lambda _{238}t}-1}}\right)}

^{შემდეგ, აგებულია გრაფიკი ღერძების გასწვრივ 207Pb} / ^204Pb და ^206Pb / ^204Pb თანაფარდობებით . ამ გრაფიკზე, სხვადასხვა საწყისი U/Pb თანაფარდობის მქონე ნიმუშების შესაბამისი წერტილები გასწორდება სწორი ხაზის გასწვრივ (იზოქრონი), რომლის დახრილობაც ნიმუშის ასაკს აჩვენებს.

მზის სისტემის პლანეტების ფორმირების დროის (ანუ დედამიწის ასაკის ) დასადგენად გამოყენებული იყო ტყვია-ტყვიის მეთოდი. ეს პირველად კლერ კამერონ პატერსონმა 1956 წელს გააკეთა სხვადასხვა ტიპის მეტეორიტების შესწავლის საფუძველზე . რადგან ისინი წარმოადგენენ გრავიტაციული დიფერენციაციის შედეგად გამოვლენილი პლანეტეზიმალების ფრაგმენტებს , სხვადასხვა მეტეორიტებს აქვთ U/Pb-ის განსხვავებული მნიშვნელობები, რაც იზოქრონის აგების საშუალებას იძლევა. აღმოჩნდა, რომ ეს იზოქრონი ასევე მოიცავს წერტილს, რომელიც წარმოადგენს დედამიწისთვის ტყვიის იზოტოპების საშუალო თანაფარდობას. დედამიწის ამჟამინდელი ასაკი 4.54 ± 0.05 მილიარდი წელია .

კალიუმ-არგონის მეთოდი

^{ეს მეთოდი იყენებს იზოტოპ 40} K- ის დაშლას , რომელიც ბუნებრივი კალიუმის 0.012%-ს შეადგენს . ის ორი ძირითადი გზით იშლება :

β ⁻ -დაშლა (ალბათობა 89.28(13)% , ნაწილობრივი ნახევარდაშლის პერიოდი ^{[ Comm. 4 ]} 1.398 მილიარდი წელი ):

\mathrm {{}_{19}^{40}K} \rightarrow \mathrm {{}_{20}^{40}Ca} +e^{-}+{\bar {\nu }}_{e}\,;

ელექტრონის მიტაცება (ალბათობა 10.72(13)% , ნაწილობრივი ნახევარდაშლის პერიოდი 11.64 მილიარდი წელი):

\mathrm {{}_{19}^{40}K} +e^{-}\rightarrow \mathrm {{}_{18}^{40}Ar} +{\nu }_{e}\,.

⁴⁰ K- ის ნახევარდაშლის პერიოდი , ორივე დაშლის გზის გათვალისწინებით, 1.248(3) მილიარდი წელია . ეს საშუალებას იძლევა დათარიღდეს როგორც დედამიწის ასაკის ტოლი ნიმუშები , ასევე ასობით და ზოგჯერ ათიათასობით წლის ასაკის ნიმუშები .

კალიუმი დედამიწის ქერქში მე-7 ყველაზე გავრცელებული ელემენტია და მრავალი მაგმატური და დანალექი ქანი შეიცავს ამ ელემენტის დიდ რაოდენობას. მასში ⁴⁰ K იზოტოპის პროპორცია მუდმივია კარგი სიზუსტით . კალიუმ-არგონის დათარიღებისთვის გამოიყენება სხვადასხვა ქარსი , გამყარებული ლავა , ფელდშპატი , თიხის მინერალები და მრავალი სხვა მინერალი და ქანი . გამყარებული ლავა ასევე შესაფერისია პალეომაგნიტური კვლევებისთვის. ამიტომ, კალიუმ-არგონის მეთოდი (უფრო სწორად, მისი სახეობა, არგონ-არგონის მეთოდი) გეომაგნიტური პოლარობის შკალის კალიბრაციის მთავარი მეთოდი .

კალიუმ-40-ის ძირითადი დაშლის პროდუქტი — ^40Ca — არაფრით განსხვავდება ჩვეულებრივი (არარადიოგენური) კალციუმ-40-ისგან, რომელიც, როგორც წესი, უხვადაა შესწავლილ ქანებში. ამიტომ, როგორც წესი, ანალიზდება კიდევ ერთი შვილეული იზოტოპის — ^{40Ar — შემცველობა. რადგან}არგონი ინერტული აირია , ის ადვილად ორთქლდება ქანებიდან რამდენიმე ასეულ გრადუსამდე გაცხელებისას. შესაბამისად, კალიუმ-არგონის დათარიღება აჩვენებს ნიმუშის ასეთ ტემპერატურამდე ბოლო გაცხელების დროს .

კალიუმ-არგონის მეთოდით დათარიღების, ისევე როგორც სხვა რადიოიზოტოპური მეთოდების, მთავარი პრობლემა გარემოსთან ნივთიერების გაცვლა და ნიმუშის საწყისი შემადგენლობის განსაზღვრის სირთულეა. მნიშვნელოვანია, რომ ნიმუში თავდაპირველად არ შეიცავდეს არგონს, მოგვიანებით არ დაკარგოს იგი და არ იყოს დაბინძურებული ატმოსფერული არგონით. ამ დაბინძურების გამოსწორება შესაძლებელია იმის გათვალისწინებით, რომ ატმოსფერული არგონი ^40Ar- ის გარდა , შეიცავს კიდევ ერთ იზოტოპს ( ^36Ar ), მაგრამ მცირე რაოდენობის (მთელი არგონის 1/295) გამო, ამ კორექტირების სიზუსტე დაბალია.

კალიუმ-არგონის თარიღების ურან-ტყვიის თარიღებთან შედარება აჩვენებს, რომ კალიუმ-არგონის თარიღები, როგორც წესი, დაახლოებით 1%-ით უფრო მცირეა. ეს, სავარაუდოდ, კალიუმ-40-ის ნახევარდაშლის პერიოდის მიღებული მნიშვნელობის უზუსტობით არის განპირობებული .

არგონ-არგონის მეთოდი

^40Ar / ^39Ar მეთოდი კალიუმ-არგონის მეთოდის გაუმჯობესებული ვერსიაა. ეს მეთოდი განსაზღვრავს ^39Ar- ის შემცველობას , რომელიც წარმოიქმნება ³⁹ K-დან ხელოვნური ნეიტრონული დასხივების დროს , ^{40 K-ის ნაცვლად.}^{40 K-ის რაოდენობა ცალსახად შეიძლება განისაზღვროს}³⁹ K- ის რაოდენობიდან კალიუმის იზოტოპური შემადგენლობის მუდმივობის გამო. ამ მეთოდის უპირატესობა ის არის, რომ ^39Ar- ის და ^40Ar- ის ქიმიური თვისებები იდენტურია, ამიტომ ამ იზოტოპების შემცველობის დადგენა შესაძლებელია ერთი ნიმუშის წონიდან ერთი და იგივე მეთოდის გამოყენებით. თუმცა, არგონ-არგონის თითოეული დათარიღების პროცედურა მოითხოვს კალიბრაციას ცნობილი ასაკის ნიმუშის გამოყენებით, რომელიც დასხივებულია იმავე ნეიტრონული ნაკადით .

რუბიდიუმ-სტრონციუმის მეთოდი

მთავარი სტატია: რუბიდიუმ-სტრონციუმის დათარიღება

მეთოდის პრინციპი ეფუძნება იზოტოპ 87Rb-ის β − -დაშლას ^და მის გარდაქმნას ^{სტაბილურ} იზოტოპ ^87Sr- ად :

\mathrm {{}_{37}^{87}Rb} \rightarrow \mathrm {{}_{38}^{87}Sr} +{\beta }^{-}+{\bar {\nu }}_{e}+Q\,;

სადაც ν _e არის ელექტრონული ანტინეტრინო, Q არის დაშლის ენერგია. რუბიდიუმ-87-ის ნახევარდაშლის პერიოდი 49.7(3) მილიარდი წელია , მისი ბუნებრივი იზოტოპური სიმრავლე კი 27.83(2)% ^[²⁰^]^{. რუბიდიუმის სიმრავლე კლდის მინერალებში ძირითადად განისაზღვრება Rb +} ( r = 0.148 ნმ ) იონური რადიუსების სიახლოვით K ⁺ იონებთან ( r = 0.133 ნმ ). ეს საშუალებას აძლევს Rb იონს ჩაანაცვლოს K იონი ყველა ყველაზე მნიშვნელოვან კლდის წარმომქმნელ მინერალში.

სტრონციუმის სიჭარბე განპირობებულია Sr2 ⁺ იონის ( r = 0.113 ნმ ) უნარით, ჩაანაცვლოს Ca2 ⁺ იონი ( r = 0.101 ნმ ) კალციუმის შემცველ მინერალებში (ძირითადად პლაგიოკლაზა და აპატიტი ), ასევე მისი K ⁺ იონის ნაცვლად კალიუმის ფელდშპარების ბადეში მოხვედრის შესაძლებლობით . სტრონციუმ-87-ის დაგროვება მინერალში ხდება კანონის შესაბამისად.

\left({\frac {^{87}\mathrm {Sr} }{^{86}\mathrm {Sr} }}\right)_{t}=\left({\frac {^{87}\mathrm {Sr} }{^{86}\mathrm {Sr} }}\right)_{0}+\left({\frac {^{87}\mathrm {Rb} }{^{86}\mathrm {Sr} }}\right)_{t}\cdot \left(e^{\lambda t}-1\right),

სადაც ინდექსი t , როგორც ყოველთვის, მინერალში იზოტოპების კონცენტრაციების თანამედროვე თანაფარდობებს აღნიშნავს, ხოლო 0 - საწყის თანაფარდობებს. ამ განტოლების ამოხსნა t ასაკისთვის საშუალებას გვაძლევს დავწეროთ გეოქრონოლოგიის ძირითადი განტოლება Rb-Sr მეთოდის გამოყენებით :

t={\frac {1}{\lambda }}\ln \left({\frac {\left({\frac {^{87}\mathrm {Sr} }{^{86}\mathrm {Sr} }}\right)_{t}-\left({\frac {^{87}\mathrm {Sr} }{^{86}\mathrm {Sr} }}\right)_{0}}{\left({\frac {^{87}\mathrm {Rb} }{^{86}\mathrm {Sr} }}\right)_{t}}}+1\right),

მეთოდში გამოყენებული რადიოგენური ( ^87Sr ) და არარადიოგენური ( ^86Sr ) სტრონციუმის იზოტოპების იზოტოპური სიმრავლე შესაბამისად 7.00(1)% და 9.86(1)%-ია ^[ 20 ] .

სამარიუმ-ნეოდიმიუმის მეთოდი

სამარიუმი და ნეოდიმი იშვიათმიწა ელემენტებია . ისინი ნაკლებად მობილურია, ვიდრე ტუტე და ტუტემიწა ელემენტები, როგორიცაა K, Rb, Sr და ა.შ., ჰიდროთერმული ცვლილების, ქიმიური ამინდისა და მეტამორფიზმის დროს. ამიტომ, სამარიუმ-ნეოდიმიუმის მეთოდი საშუალებას იძლევა მივიღოთ ქანების უფრო საიმედო ასაკი, ვიდრე რუბიდიუმ-სტრონციუმი. გეოქრონოლოგიაში Sm-Nd მეთოდის გამოყენების წინადადება პირველად გ. ლუგმაირმა (1947) წამოაყენა. მან აჩვენა, რომ ¹⁴³ Nd/ ^{144 Nd თანაფარდობა}¹⁴³ Nd- ის ფარდობითი შემცველობის ცვლილებების მაჩვენებელია ¹⁴⁷ Sm- ის დაშლის გამო . ამერიკელმა მკვლევარებმა დე პაოლომ და ვასერბურგმა დიდი წვლილი შეიტანეს Sm-Nd მეთოდის გეოლოგიურ პრაქტიკაში შემუშავებაში, დანერგვაში და მიღებული მონაცემების დამუშავებაში. სამარიუმს აქვს 7 ბუნებრივი იზოტოპი (იხ. სამარიუმის იზოტოპები ), მაგრამ მათგან მხოლოდ ორი ( ¹⁴⁷ Sm და ¹⁴⁸ Sm ) არის რადიოაქტიური. ¹⁴⁷ Sm გარდაიქმნება, ალფა ნაწილაკის გამოსხივებით , ¹⁴³ Nd-ად:

\mathrm {{}_{62}^{147}Sm} \rightarrow \mathrm {{}_{60}^{143}Nd} +{\alpha }+Q\,;

¹⁴⁷ სმ -ის ნახევარდაშლის პერიოდი ძალიან ხანგრძლივია - 106.6(7) მილიარდი წელი . სამარიუმ-ნეოდიმიუმის მეთოდი საუკეთესოდ შეეფერება ფუძე და ულტრაფუძიანი ქანების, მათ შორის მეტამორფული ქანების ასაკის გამოსათვლელად.

რენიუმ-ოსმიუმის მეთოდი

მეთოდი ეფუძნება რენიუმ-187-ის ბეტა დაშლას (ნახევარდაშლის პერიოდი 43.3(7) მილიარდი წელი, ბუნებრივი იზოტოპური სიმრავლე η = 62.60(2)% ) ოსმიუმ-187-ად ( η = 1.96(2)% ). მეთოდი გამოიყენება რკინა-ნიკელის მეტეორიტების (რენიუმი, როგორც სიდეროფილური ელემენტი, მათში კონცენტრირებისკენ მიდრეკილია) და მოლიბდენიტის საბადოების (დედამიწის ქერქში მოლიბდენიტი MoS2 _{რენიუმის} მინერალ-კონცენტრატორია, ისევე როგორც ტანტალისა და ნიობიუმის მინერალები) დასათარიღებლად. ოსმიუმი ასოცირდება ირიდიუმისთან და თითქმის ექსკლუზიურად გვხვდება ულტრაბაზურ ქანებში. Re-Os მეთოდის იზოქრონული განტოლება :

\left({\frac {^{187}\mathrm {Os} }{^{186}\mathrm {Os} }}\right)_{t}=\left({\frac {^{187}\mathrm {Os} }{^{186}\mathrm {Os} }}\right)_{0}+\left({\frac {^{187}\mathrm {Re} }{^{186}\mathrm {Os} }}\right)_{t}\cdot \left(e^{\lambda _{187}t}-1\right).

ლუტეციუმ-ჰაფნიუმის მეთოდი

მეთოდი ეფუძნება ლუტეციუმ-176-ის ბეტა დაშლას (ნახევარდაშლის პერიოდი 36.84(18) მილიარდი წელი, ბუნებრივი იზოტოპური სიმრავლე η = 2.599(13)% ) ჰაფნიუმ-176-მდე ( η = 5.26(7)% ^[²⁰^] ). ჰაფნიუმს და ლუტეციუმს მნიშვნელოვნად განსხვავებული გეოქიმიური ქცევა აქვთ. მეთოდი შესაფერისია მძიმე ლანთანოიდური მინერალებისთვის, როგორიცაა ფერგუსონიტი , ქსენოტიმი და ა.შ., ასევე აპატიტისთვის , ორთიტისთვის და სფენისთვის . ჰაფნიუმი ცირკონიუმის ქიმიური ანალოგია და კონცენტრირებულია ცირკონებში, ამიტომ ცირკონები ამ მეთოდისთვის არ გამოიყენება. ლუტეციუმ-ჰაფნიუმის მეთოდის იზოქრონული განტოლება :

\left({\frac {^{176}\mathrm {Hf} }{^{177}\mathrm {Hf} }}\right)_{t}=\left({\frac {^{176}\mathrm {Hf} }{^{177}\mathrm {Hf} }}\right)_{0}+\left({\frac {^{176}\mathrm {Lu} }{^{177}\mathrm {Hf} }}\right)_{t}\cdot \left(e^{\lambda _{176}t}-1\right).

რადიოკარბონული დათარიღება

მეთოდი ეფუძნება ნახშირბად-14-ის დაშლას და ყველაზე ხშირად გამოიყენება ბიოლოგიური წარმოშობის ობიექტებისთვის. ის საშუალებას იძლევა განისაზღვროს დრო, რომელიც გავიდა ბიოლოგიური ობიექტის სიკვდილიდან და ატმოსფერულ რეზერვუართან ნახშირბადის გაცვლის შეწყვეტიდან. ნახშირბად-14-ის თანაფარდობა სტაბილურ ნახშირბადთან ( ^14C / ^12C ~ 10−10 ^% ) ატმოსფეროში და ცხოველებისა და მცენარეების ქსოვილებში, რომლებიც წონასწორულ გაცვლაში არიან მასთან, განისაზღვრება ზედა ატმოსფეროში სწრაფი ნეიტრონების ნაკადით . კოსმოსური სხივების მიერ წარმოქმნილი ნეიტრონები რეაგირებენ ატმოსფერული აზოტ -14- ის ბირთვებთან რეაქციის შესაბამისად . $n+\mathrm {^{14}_{7}N} \rightarrow \mathrm {^{14}_{6}C} +p,$ წელიწადში საშუალოდ დაახლოებით 7.5 კგ ნახშირბად-14-ს წარმოქმნის. ^14C-ის ნახევარდაშლის პერიოდი 5700 ± 30 წელია ^{; არსებული მეთოდები საშუალებას იძლევა ბიოლოგიურ ობიექტებში რადიონახშირბადის კონცენტრაციების განსაზღვრის დონეზე, რომელიც დაახლოებით 1000-ჯერ ნაკლებია წონასწორულ ატმოსფერულ კონცენტრაციაზე, ანუ 14C-} ის ნახევარდაშლის 10-მდე (დაახლოებით 60 ათასი წელი) ასაკით .

იხ.ვიდეო - Методы абсолютного датирования. Радиоизотопное датирование. Введение в историю. Часть V

ტერმინოლოგიის საკითხი

ჟურნალ „Applied Geochemistry“-ში 2022 წლის ივლისში გამოქვეყნებულ ნაშრომში ავტორებმა შემოგვთავაზეს, რომ ტერმინები „მშობელი იზოტოპი“ და „შვილობილი იზოტოპი“ თავიდან აცილებულიყო და გამოყენებულიყო უფრო აღწერილობითი „პრეკურსორი იზოტოპი“ და „პროდუქტის იზოტოპი“, რაც მას-სპექტრომეტრიაში „პრეკურსორი იონის“ და „პროდუქტის იონის“ ანალოგიურია.

შოთას ბლოგი

Translate

суббота, 12 июля 2025 г.

რადიოიზოტოპური დათარიღება

ცოდნა სინათლეა - Knowledge is light - Знание свет -

ფიზიკური საფუძვლები

სირთულეების წყაროები

იზოქრონული მეთოდი

დახურვის ტემპერატურა