Radyometrik tarihleme -Radiometric dating

Radyometrik tarihleme , radyoaktif tarihleme veya radyoizotop tarihleme , iz radyoaktif safsızlıkların oluşturulduklarında seçici olarak dahil edildiği kayalar veya karbon gibi malzemeleri tarihlendirmek için kullanılan bir tekniktir . Yöntem , malzeme içinde doğal olarak oluşan bir radyoaktif izotopun bolluğunu, bilinen sabit bir bozunma hızında oluşan bozunma ürünlerinin bolluğuyla karşılaştırır . Radyometrik tarihlemenin kullanımı ilk olarak 1907'de Bertram Boltwood tarafından yayınlandı ve şu anda fosilleşmiş yaşam formlarının yaşı veya Dünya'nın kendisinin yaşı da dahil olmak üzere kayaların mutlak yaşı ve diğer jeolojik özellikler hakkında temel bilgi kaynağı. çok çeşitli doğal ve insan yapımı malzemeleri tarihlendirmek için kullanılır .

Jeokronolojide stratigrafik ilkelerle birlikte radyometrik tarihleme yöntemleri jeolojik zaman ölçeğini oluşturmak için kullanılır . En iyi bilinen teknikler arasında radyokarbon tarihlemesi , potasyum-argon tarihlemesi ve uranyum-kurşun tarihlemesi yer alır . Jeolojik zaman ölçeklerinin oluşturulmasına olanak sağlayarak, fosillerin yaşları ve çıkarsanan evrimsel değişim oranları hakkında önemli bir bilgi kaynağı sağlar. Radyometrik tarihleme, eski eserler de dahil olmak üzere arkeolojik malzemeleri tarihlendirmek için de kullanılır .

Farklı radyometrik tarihleme yöntemleri, doğru oldukları zaman ölçeğine ve uygulanabilecekleri malzemelere göre değişir.

temel bilgiler

Radyoaktif bozunma

Tüm sıradan maddeler , her biri atom çekirdeğindeki proton sayısını gösteren kendi atom numarasına sahip kimyasal element kombinasyonlarından oluşur . Ek olarak, elementler , çekirdekteki nötron sayısında farklılık gösteren bir elementin her izotopuyla farklı izotoplarda bulunabilir. Belirli bir elementin belirli bir izotopuna nüklid denir . Bazı nüklidler doğası gereği kararsızdır. Yani, zamanın bir noktasında, böyle bir çekirdeğin atomu radyoaktif bozunmaya uğrayacak ve kendiliğinden farklı bir çekirdeğe 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 . Başka bir olasılık, iki veya daha fazla çekirdeğe kendiliğinden fisyondur.

Belirli bir çekirdeğin bozunduğu an tahmin edilemez olsa da, bir radyoaktif çekirdeğin atomlarından oluşan bir koleksiyon , yarı ömür olarak bilinen bir parametreyle tanımlanan ve genellikle yaşlandırma teknikleri tartışılırken yıl birimleriyle verilen bir oranda üstel olarak bozunur. Bir yarı ömür geçtikten sonra, söz konusu nüklidin atomlarının yarısı bir "yavru" nüklide veya bozunma ürününe bozunmuş olacaktır . Çoğu durumda, yavru çekirdeğin kendisi radyoaktiftir ve sonunda kararlı (radyoaktif olmayan) bir yavru çekirdeğin oluşumuyla biten bir bozunma zinciriyle sonuçlanır; böyle bir zincirdeki her adım, ayrı bir yarı ömür ile karakterize edilir. Bu durumlarda, genellikle radyometrik tarihlemeye ilişkin yarılanma ömrü zincirdeki en uzun olanıdır; bu, radyoaktif çekirdeğin kararlı kızına nihai dönüşümünde hız sınırlayıcı faktördür. Radyometrik tarihlendirme için kullanılan izotopik sistemlerin yarı ömürleri yalnızca yaklaşık 10 yıl (ör. trityum ) ila 100 milyar yıl (ör. samaryum-147 ) arasında değişmektedir.

Çoğu radyoaktif çekirdek için, yarı ömür yalnızca nükleer özelliklere bağlıdır ve esasen sabittir. Bu, farklı tekniklerle ölçülen bozulma sabitlerinin analitik hatalar dahilinde tutarlı değerler vermesi ve aynı malzemelerin yaşlarının bir yöntemden diğerine tutarlı olması nedeniyle bilinir. Sıcaklık , basınç , kimyasal ortam, manyetik veya elektrik alan varlığı gibi dış etkenlerden etkilenmez . Tek istisna , bozunma hızı yerel elektron yoğunluğundan etkilenebilen berilyum-7 , stronsiyum-85 ve zirkonyum-89 gibi elektron yakalama işlemiyle bozunan nüklidlerdir . Diğer tüm nüklidler için, orijinal nüklidin bozunma ürünlerine oranı, orijinal nüklid zaman içinde bozundukça tahmin edilebilir bir şekilde değişir.

Bu öngörülebilirlik, ilgili nüklidlerin nispi bolluklarının , orijinal nüklidlerin bir malzemeye dahil edilmesinden günümüze kadar geçen süreyi ölçmek için bir saat olarak kullanılmasına izin verir. Doğa bize uygun bir şekilde, evrenin yaşından önemli ölçüde daha uzun ile bir zeptosaniyeden daha az arasında değişen yarı ömürlere sahip radyoaktif çekirdekler sağladı . Bu, kişinin çok geniş bir yaş aralığını ölçmesini sağlar. Çok uzun yarı ömre sahip izotoplara "kararlı izotoplar", çok kısa yarı ömre sahip izotoplara "sönmüş izotoplar" denir.

Bozunma sabiti tayini

Radyoaktif bozunma sabiti, yani bir atomun her yıl bozunma olasılığı, yaygın radyoaktivite ölçümünün sağlam temelidir. Bir yaşın (ve bir çekirdeğin yarı ömrünün) belirlenmesinin doğruluğu ve kesinliği, bozunma sabiti ölçümünün doğruluğuna ve kesinliğine bağlıdır. İç büyüme yöntemi, yavru nüklidlerin birikmesini içeren bir sistemin bozunma sabitini ölçmenin bir yoludur. Ne yazık ki, yüksek bozunma sabitlerine sahip nüklidler için (bunlar çok eski numunelerin tarihlendirilmesinde faydalıdır), onları doğru bir şekilde ölçmek için tek bir numunede yeterince bozunma ürünü biriktirmek için uzun süreler (on yıllar) gerekir. Daha hızlı bir yöntem, alfa, beta veya gama aktivitesini belirlemek için parçacık sayaçlarını kullanmayı ve ardından bunu radyoaktif nüklidlerin sayısına bölmeyi içerir. Bununla birlikte, radyoaktif nüklidlerin sayısını doğru bir şekilde belirlemek zor ve pahalıdır. Alternatif olarak, bozunma sabitleri, bilinen yaştaki kayalar için izotop verileri karşılaştırılarak belirlenebilir. Bu yöntem, Pb-Pb sistemi gibi izotop sistemlerinden en az birinin çok hassas bir şekilde kalibre edilmesini gerektirir .

Radyometrik tarihlemenin doğruluğu

Radyometrik tarihlemenin temel denklemi, ne ana nüklidin ne de yavru ürünün, oluşumundan sonra malzemeye girip çıkmamasını gerektirir. Ebeveyn ve yavru izotopların kontaminasyonunun olası kafa karıştırıcı etkileri ve örneğin oluşturulmasından bu yana bu tür izotopların herhangi bir kaybının veya kazancının etkileri göz önünde bulundurulmalıdır. Bu nedenle, tarihlenen malzeme hakkında mümkün olduğunca fazla bilgiye sahip olmak ve olası değişiklik belirtilerini kontrol etmek önemlidir . Kaya kütlesinin farklı konumlarından birden fazla numune üzerinde ölçümler alınırsa hassasiyet artar. Alternatif olarak, aynı numuneden birkaç farklı mineral tarihlendirilebiliyorsa ve aynı olayla oluştukları varsayılıyorsa ve oluştukları sırada rezervuarla dengedeyseler, bir izokron oluşturmalıdırlar . Bu kontaminasyon sorununu azaltabilir . Uranyum-kurşun tarihlendirmesinde , çekirdek kaybı sorununu da azaltan konkordiya diyagramı kullanılır. Son olarak, bir numunenin yaşını doğrulamak için farklı izotop tarihleme yöntemleri arasındaki korelasyon gerekebilir. Örneğin, batı Grönland'daki Amitsoq gnayslarının yaşı, uranyum-kurşun tarihleme kullanılarak 3,60 ± 0,05 Ga (milyar yıl önce) ve kurşun-kurşun tarihleme kullanılarak 3,56 ± 0,10 Ga (milyar yıl önce) olarak belirlendi, sonuçlar tutarlı birbirleriyle.

Doğru radyometrik tarihlendirme, genellikle ebeveynin, ölçüm sırasında önemli miktarlarda bulunacak kadar uzun bir yarı ömre sahip olmasını gerektirir ("Kısa ömürlü sönmüş radyonüklidlerle tarihleme" başlığı altında açıklananlar hariç), yarı ömür ebeveyn doğru bir şekilde bilinir ve doğru bir şekilde ölçülecek ve malzemede bulunan yavrunun başlangıç ​​miktarından ayırt edilebilecek kadar yavru ürün üretilir. Ebeveyn ve yavru nüklidleri izole etmek ve analiz etmek için kullanılan prosedürler kesin ve doğru olmalıdır. Bu normalde izotop oranlı kütle spektrometrisini içerir .

Bir tarihleme yönteminin kesinliği, kısmen ilgili radyoaktif izotopun yarı ömrüne bağlıdır. Örneğin, karbon-14'ün yarı ömrü 5.730 yıldır. Bir organizma 60.000 yıl boyunca öldükten sonra, o kadar az karbon-14 kalır ki, doğru tarihleme yapılamaz. Öte yandan, karbon-14 konsantrasyonu o kadar hızlı düşer ki, nispeten genç kalıntıların yaşı kesin olarak birkaç on yıl içinde belirlenebilir.

Kapatma sıcaklığı

Kapanma sıcaklığı veya bloke etme sıcaklığı, altında çalışılan izotoplar için mineralin kapalı bir sistem olduğu sıcaklığı temsil eder. Yavru çekirdeği seçici olarak reddeden bir malzeme bu sıcaklığın üzerinde ısıtılırsa, zamanla biriken yavru çekirdekler, izotopik "saati" sıfıra sıfırlayarak difüzyon yoluyla kaybolacaktır. Mineral soğudukça kristal yapı oluşmaya başlar ve izotopların difüzyonu daha zor olur. Belirli bir sıcaklıkta, kristal yapı, izotopların difüzyonunu önleyecek kadar oluşmuştur. Bu nedenle, yavaşça soğuyan magmatik veya metamorfik bir kaya veya eriyik, kapanma sıcaklığının altına soğuyana kadar ölçülebilir radyoaktif bozunma sergilemeye başlamaz. Radyometrik tarihleme ile hesaplanabilen yaş, bu nedenle, kaya veya mineralin kapanma sıcaklığına kadar soğuduğu zamandır. Bu sıcaklık her mineral ve izotopik sistem için değişir, bu nedenle bir sistem bir mineral için kapalıyken diğeri için açık olabilir . Aynı kayaç içindeki farklı minerallerin ve/veya izotop sistemlerinin (farklı kapanma sıcaklıklarına sahip) tarihlenmesi bu nedenle söz konusu kayacın termal geçmişinin zaman içinde izlenmesini sağlayabilir ve böylece metamorfik olayların geçmişi ayrıntılı olarak bilinebilir. Bu sıcaklıklar, yüksek sıcaklıklı bir fırın kullanılarak numune minerallerinin yapay olarak sıfırlanmasıyla laboratuvarda deneysel olarak belirlenir . Bu alan termokronoloji veya termokronometri olarak bilinir .

yaş denklemi

Radyoaktif bozunmayı jeolojik zamanla ilişkilendiren matematiksel ifade

Neresi

• t örneğin yaşı,
• D * , numunedeki radyojenik yavru izotopun atom sayısıdır,
• D ₀ , orijinal veya başlangıç ​​bileşimindeki yavru izotopun atom sayısıdır,
• N ( t ) , N ( t ) = N ₀ e ^{− λt} ile verilen t zamanında(şu anki)ve
• λ ana izotopun bozunma sabitidir , ana izotopun radyoaktif yarı ömrünün tersi çarpı 2'nin doğal logaritmasına eşittir .

Denklem en uygun şekilde sabit başlangıç ​​değeri No yerine ölçülen _nicelik N ( t ) cinsinden ifade edilir .

Yaşı hesaplamak için, sistemin kapalı olduğu (ne ebeveyn ne de yavru izotopların sistemden kaybolmadığı), D _0'ın ihmal edilebilir olması veya doğru bir şekilde tahmin edilebilmesi gerektiği, λ'nın yüksek bir hassasiyetle bilindiği ve birinin doğru olduğu varsayılır. ve hassas D* ve N ( t ) ölçümleri.

Yukarıdaki denklem, test edilen malzemenin kapanma sıcaklığının altına soğutulduğu andaki ana ve yavru izotopların bileşimi hakkındaki bilgileri kullanır . Bu, çoğu izotopik sistem için iyi yapılandırılmıştır. Bununla birlikte, bir izokronun inşası, yalnızca ebeveyn ve yavru izotopların standart bir izotopa mevcut oranlarını kullanarak orijinal bileşimler hakkında bilgi gerektirmez. Yaş denklemini grafiksel olarak çözmek ve örneğin yaşını ve orijinal bileşimi hesaplamak için bir izokron grafiği kullanılır.

Modern flört yöntemleri

Radyometrik tarihleme, Ernest Rutherford tarafından Dünya'nın yaşını belirlemek için bir yöntem olarak icat edildiğinden beri 1905'ten beri uygulanmaktadır . Yüzyılda o zamandan beri teknikler büyük ölçüde geliştirildi ve genişletildi. Tarihlendirme artık bir kütle spektrometresi kullanılarak bir nanogram kadar küçük numuneler üzerinde gerçekleştirilebilir . Kütle spektrometresi 1940'larda icat edildi ve 1950'lerde radyometrik tarihlemede kullanılmaya başlandı. Test edilen numuneden bir iyonize atom demeti üreterek çalışır . İyonlar daha sonra , kütlelerine ve iyonizasyon seviyelerine bağlı olarak onları " Faraday kapları " olarak bilinen farklı örnekleme sensörlerine yönlendiren bir manyetik alandan geçer . Bardaklara çarptığında iyonlar, darbelerin hızını ve kirişlerdeki farklı atomların göreli konsantrasyonlarını belirlemek için ölçülebilen çok zayıf bir akım oluşturur.

Uranyum-kurşun yaşlandırma yöntemi

Uranyum-kurşun radyometrik tarihleme , bir maddenin mutlak yaşını belirlemek için uranyum-235 veya uranyum-238'in kullanılmasını içerir. Bu şema, kayaların tarihlerindeki hata payının iki buçuk milyar yılda iki milyon yıldan daha az olabileceği noktasına kadar rafine edildi. Daha genç Mesozoyik kayalarda %2-5'lik bir hata payı elde edilmiştir .

Uranyum-kurşun yaş tayini genellikle mineral zirkon (ZrSiO _{4 ) üzerinde yapılır, ancak} baddeleyit ve monazit gibi diğer malzemeler üzerinde de kullanılabilir (bakınız: monazit jeokronolojisi ). Zirkon ve baddeleyit, uranyum atomlarını zirkonyumun yerine geçecek şekilde kristal yapılarına dahil eder , ancak kurşunu şiddetle reddeder. Zirkon çok yüksek bir kapanma sıcaklığına sahiptir, mekanik aşınmaya karşı dirençlidir ve kimyasal olarak inerttir. Zirkon ayrıca metamorfik olaylar sırasında her biri olayın izotopik yaşını kaydedebilen çoklu kristal katmanları oluşturur. Yerinde mikro ışın analizi, lazer ICP-MS veya SIMS teknikleri ile elde edilebilir.

En büyük avantajlarından biri, herhangi bir numunenin, biri yaklaşık 700 milyon yıllık yarı ömre sahip uranyum-235'in kurşun-207'ye bozunmasına ve uranyum-238'in yarı ömürle kurşun-206'ya bozunmasına dayanan iki saat sağlamasıdır. - yaklaşık 4,5 milyar yıllık ömür, kurşunun bir kısmı kaybolmuş olsa bile numunenin yaşının doğru bir şekilde belirlenmesini sağlayan yerleşik bir çapraz kontrol sağlar. Bu, numunelerin, numunenin yaşında konkordiya eğrisiyle kesişen bir errorkron (düz çizgi) boyunca çizildiği konkordiya diyagramında görülebilir.

Samaryum-neodimiyum tarihleme yöntemi

Bu, 1.06 x 10 ¹¹ yıllık bir yarı ömür ile ¹⁴⁷ Sm'den ^{143 Nd'ye} alfa bozunumunu içerir . İki buçuk milyar yıllık yaşlarda yirmi milyon yıl içindeki doğruluk seviyelerine ulaşılabilir.

Potasyum-argon tarihleme yöntemi

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

Rubidyum-stronsiyum tarihleme yöntemi

Bu, yarılanma ömrü 50 milyar yıl olan rubidyum-87'nin stronsiyum-87'ye beta bozunmasına dayanmaktadır . Bu şema, eski magmatik ve metamorfik kayaçları tarihlendirmek için kullanılır ve ayrıca Ay örneklerini tarihlendirmek için de kullanılmıştır . Kapanma sıcaklıkları o kadar yüksektir ki endişe edilecek bir durum değildir. Rubidyum-stronsiyum tarihlemesi, 3 milyar yıllık bir örnek için 30 ila 50 milyon yıllık hatalarla uranyum kurşun yöntemi kadar kesin değildir. Faylardaki tek mineral taneleri içinde yerinde analizin (Lazer-Ablasyon ICP-MS) uygulanması, Rb-Sr yönteminin fay hareketi bölümlerini deşifre etmek için kullanılabileceğini göstermiştir.

Uranyum-toryum tarihleme yöntemi

Nispeten kısa menzilli bir tarihlendirme tekniği, uranyum-234'ün yarı ömrü yaklaşık 80.000 yıl olan bir madde olan toryum-230'a bozunmasına dayanır. Uranyum-235'in yarı ömrü 32.760 yıl olan protaktinyum-231'e bozunduğu bir kardeş süreç eşlik eder.

Uranyum suda çözünürken, toryum ve protaktinyum değildir ve bu nedenle , oranlarının ölçüldüğü okyanus tabanı çökeltilerine seçici olarak çökeltilirler. Planın birkaç yüz bin yıllık bir menzili var. İlgili bir yöntem, okyanus tortusunda iyonyumun (toryum-230) toryum-232'ye oranını ölçen iyonyum-toryum tarihlemesidir .

Radyokarbon yaşlandırma yöntemi

Radyokarbon tarihlemesi aynı zamanda basitçe karbon-14 tarihlemesi olarak da adlandırılır. Karbon-14, 5.730 yıllık yarı ömre sahip (yukarıdaki izotoplara kıyasla çok kısa) ve nitrojene dönüşen radyoaktif bir karbon izotopudur. Diğer radyometrik tarihleme yöntemlerinde, ağır ana izotoplar, süpernovalarda nükleosentez yoluyla üretildi , yani kısa yarı ömre sahip herhangi bir ana izotop şimdiye kadar tükenmiş olmalıdır. Karbon-14, yine de, kozmik ışınların ürettiği nötronların üst atmosferdeki nitrojenle çarpışmasıyla sürekli olarak yaratılır ve bu nedenle Dünya'da sabite yakın bir seviyede kalır. Karbon-14, atmosferik karbondioksitte (CO ₂ ) eser bir bileşen olarak son bulur .

Karbon bazlı bir yaşam formu, ömrü boyunca karbon alır. Bitkiler onu fotosentez yoluyla elde eder ve hayvanlar onu bitkilerin ve diğer hayvanların tüketiminden alır. Bir organizma öldüğünde, yeni karbon-14 almayı bırakır ve mevcut izotop karakteristik bir yarı ömürle (5730 yıl) bozunur. Organizmanın kalıntıları incelendiğinde kalan karbon-14 oranı, ölümünden bu yana geçen sürenin bir göstergesidir. Bu, karbon-14'ü kemiklerin yaşını veya bir organizmanın kalıntılarını tarihlendirmek için ideal bir tarihlendirme yöntemi yapar. Karbon-14 tarihleme sınırı 58.000 ila 62.000 yıl arasındadır.

Diğer tarihleme yöntemleriyle karbon-14 tarihlemenin çapraz kontrolleri, tutarlı sonuçlar verdiğini gösterdiğinden, karbon-14 oluşum oranı kabaca sabit görünüyor. Bununla birlikte, yerel volkan patlamaları veya büyük miktarlarda karbondioksit salan diğer olaylar, yerel karbon-14 konsantrasyonlarını azaltabilir ve yanlış tarihler verebilir. Sanayileşmenin bir sonucu olarak biyosfere karbondioksit salınımı da karbon-14 oranını yüzde birkaç oranında azalttı; tersine, 1960'ların başlarında yapılan yer üstü nükleer bomba testleri ile karbon-14 miktarı artırıldı . Ayrıca, güneş rüzgarının veya Dünya'nın manyetik alanının mevcut değerin üzerine çıkması, atmosferde oluşan karbon-14 miktarını azaltacaktır.

Fisyon izi tarihleme yöntemi

Bu, uranyum-238 safsızlıklarının kendiliğinden parçalanmasıyla içinde bırakılan "iz" işaretlerinin yoğunluğunu belirlemek için cilalanmış bir malzeme diliminin incelenmesini içerir . Numunenin uranyum içeriği bilinmelidir, ancak bu, malzemenin cilalı dilimi üzerine plastik bir film yerleştirilerek ve yavaş nötronlarla bombardıman edilerek belirlenebilir . ^{Bu, 238} U'nun kendiliğinden bölünmesinin aksine ²³⁵ U'nun indüklenmiş bölünmesine neden olur . Bu işlemle üretilen fisyon izleri plastik filme kaydedilir. Malzemenin uranyum içeriği iz sayısından ve nötron akışından hesaplanabilir .

Bu şema, çok çeşitli jeolojik tarihlerde uygulamaya sahiptir. Birkaç milyon yıl öncesine kadar olan tarihler için mikalar , tektitler (volkanik patlamalardan kalan cam parçaları) ve meteoritler en iyi şekilde kullanılır. Daha eski malzemeler, değişken miktarda uranyum içeriğine sahip zirkon , apatit , titanit , epidot ve granat kullanılarak tarihlendirilebilir . Fisyon izleri yaklaşık 200 °C'nin üzerindeki sıcaklıklarla iyileştirildiğinden, tekniğin faydaları olduğu kadar sınırlamaları da vardır. Teknik, bir tortunun termal geçmişini detaylandırmak için potansiyel uygulamalara sahiptir.

Klor-36 yaşlandırma yöntemi

1952 ile 1958 yılları arasında nükleer silahların atmosferik patlamaları sırasında deniz suyunun ışınlanmasıyla büyük miktarlarda başka türlü nadir bulunan ³⁶ Cl (yarı ömür ~300 ky) üretildi . ³⁶ Cl'nin atmosferde kalma süresi yaklaşık 1 haftadır. Bu nedenle, 1950'lerin toprak ve yeraltı sularındaki suyun bir olay belirteci olarak ³⁶ Cl, günümüzden 50 yıldan daha eski suların tarihlenmesi için de yararlıdır. ³⁶ Cl, tarihlendirme buz ve çökeltiler dahil olmak üzere jeolojik bilimlerin diğer alanlarında kullanım görmüştür.

Lüminesans tarihleme yöntemleri

Lüminesans tarihleme yöntemleri, yaşı hesaplamak için izotop bolluğuna dayanmadıkları için radyometrik tarihleme yöntemleri değildir. Bunun yerine, belirli mineraller üzerindeki arka plan radyasyonunun bir sonucudur . Zamanla, iyonlaştırıcı radyasyon , kuvars ve potasyum feldspat gibi çökeltilerdeki mineral taneler ve arkeolojik malzemeler tarafından emilir . Radyasyon, yükün taneler içinde yapısal olarak kararsız "elektron tuzaklarında" kalmasına neden olur. Güneş ışığına veya ısıya maruz kalma, bu yükleri serbest bırakarak numuneyi etkili bir şekilde "ağartıyor" ve saati sıfırlıyor. Kapana kısılmış yük, numunenin gömüldüğü yerdeki arka plan radyasyon miktarı tarafından belirlenen bir oranda zamanla birikir. Bu mineral taneciklerini ışık ( optik olarak uyarılmış lüminesans veya kızılötesi uyarılmış lüminesans tarihleme) veya ısı ( termolüminesans tarihleme ) kullanarak uyarmak, yoğunluğu radyasyon miktarına bağlı olarak değişen, depolanan kararsız elektron enerjisi serbest bırakılırken bir lüminesans sinyalinin yayılmasına neden olur. gömülme sırasında emilen ve mineralin spesifik özellikleri.

Üstte biriken katmanlar tanelerin "ağartılmasını" ve güneş ışığıyla sıfırlanmasını önleyeceğinden, bu yöntemler bir tortu tabakasının yaşını belirlemek için kullanılabilir. Çanak çömlek parçaları, genellikle bir fırında pişirildiklerinde, önemli ölçüde ısıya maruz kaldıkları son zamana tarihlenebilir.

Öbür metodlar

Diğer yöntemler şunları içerir:

• Argon-argon (Ar-Ar)
• İyot–ksenon (I–Xe)
• Lantan-baryum (La-Ba)
• Kurşun-kurşun (Pb-Pb)
• Lutesyum-hafniyum (Lu-Hf)
• Hafniyum-tungsten yaş tayini (Hf-W)
• 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 radyonüklidlerin bozunma ürünleriyle tarihleme

Mutlak radyometrik tarihleme, ana çekirdeğin ölçülebilir bir kısmının numune kayada kalmasını gerektirir. Güneş sisteminin başlangıcına kadar uzanan kayalar için bu, son derece uzun ömürlü ana izotoplar gerektirir ve bu tür kayaların kesin yaşlarının ölçümünü belirsiz hale getirir. Kayaların göreceli yaşlarını bu tür eski malzemelerden ayırt edebilmek ve uzun ömürlü izotoplardan elde edilenden daha iyi bir zaman çözünürlüğü elde etmek için, artık kayada bulunmayan kısa ömürlü izotoplar kullanılabilir.

Güneş sisteminin başlangıcında, güneş bulutsusunda ²⁶ Al, ⁶⁰ Fe, ⁵³ Mn ve ^{129 I gibi nispeten kısa ömürlü birkaç radyonüklid vardı.} Muhtemelen bir süpernova patlamasıyla üretilen bu radyonüklidlerin nesli bugün tükendi, ancak bozunma ürünleri, meteoritleri oluşturanlar gibi çok eski malzemelerde tespit edilebilir . Soyu tükenmiş radyonüklitlerin bozunma ürünlerini bir kütle spektrometresi ile ölçerek ve izokron grafikler kullanarak, güneş sisteminin erken tarihindeki farklı olayların göreli 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 zaman çözünürlüğü elde edilebilir. Genel olarak daha kısa bir yarı ömür, zaman ölçeği pahasına daha yüksek bir zaman çözünürlüğüne yol açar.

¹²⁹ I – ¹²⁹ Xe kronometre

¹²⁹
ben
beta bozunmaları¹²⁹
Xe
16 milyon yıllık bir yarı ömre sahip. İyot-ksenon kronometresi bir izokron tekniğidir. Numuneler bir nükleer reaktörde nötronlara maruz bırakılır. Bu, iyotun tek kararlı izotopunu dönüştürür (¹²⁷
ben
) içine¹²⁸
Xe
nötron yakalama ve ardından beta bozunması yoluyla (¹²⁸
ben
). Işınlamadan sonra numuneler bir dizi adımda ısıtılır ve her adımda gelişen gazın ksenon izotopik imzası analiz edilir. Ne zaman tutarlı¹²⁹
Xe
/¹²⁸
Xe
oranı birkaç ardışık sıcaklık adımında gözlenirse, numunenin ksenon kaybının durduğu bir zamana karşılık geldiği şeklinde yorumlanabilir.

Shallowater adlı bir göktaşı örnekleri, dönüşüm verimliliğini izlemek için genellikle ışınlamaya dahil edilir.¹²⁷
ben
ile¹²⁸
Xe
. ölçülen arasındaki fark¹²⁹
Xe
/¹²⁸
Xe
Numunenin oranları ve Shallowater daha sonra farklı oranlara karşılık gelir.¹²⁹
ben
/¹²⁷
ben
her biri xenon'u kaybetmeyi bıraktığında. Bu da, erken güneş sistemindeki kapanma yaşındaki bir farka karşılık gelir.

²⁶ Al – 26 ^Mg kronometre

Kısa ömürlü sönmüş radyonüklid tarihlemenin bir başka örneği,²⁶
Al
–²⁶
Mg
kondrüllerin göreli yaşlarını tahmin etmek için kullanılabilen kronometre .²⁶
Al
çürür²⁶
Mg
720 000 yıllık bir yarı ömre sahip. Tarihlendirme, basitçe, doğal bolluktan sapmayı bulma meselesidir .²⁶
Mg
(ürünü²⁶
Al
bozunma) kararlı izotopların oranı ile karşılaştırıldığında²⁷
Al
/²⁴
Mg
.

fazlalığı²⁶
Mg
(genellikle belirlenmiş²⁶
Mg
*) karşılaştırılarak bulunur.²⁶
Mg
/²⁷
Mg
diğer Güneş Sistemi malzemelerinin oranına göre.

bu²⁶
Al
–²⁶
Mg
kronometre, yalnızca birkaç milyon yıllık (Chondrule oluşumu için 1,4 milyon yıl) ilkel göktaşlarının oluşumu için geçen süre hakkında bir tahmin verir.

Bir terminoloji sorunu

Applied Geochemistry dergisinde Temmuz 2022'de yayınlanan bir makalede yazarlar, "ana izotop" ve "yavru izotop" terimlerinden kaçınarak "öncü iyon"a benzer şekilde daha tanımlayıcı "öncü izotop" ve "ürün izotop" lehine öneride bulundular. ve kütle spektrometrisinde “ürün iyonu” .

Ayrıca bakınız

• hadean zirkon
• izotop jeokimyası
• paleopedolojik kayıt
• radyoaktivite
• radyohalo
• Hassas yüksek çözünürlüklü iyon mikroprobu (SHRIMP)

Referanslar

daha fazla okuma

• Gunten, Hans R. von (1995). "Radyoaktivite: Geçmişi Keşfetmek İçin Bir Araç" (PDF) . Radiochimica Açta . 70–71 (s1): 305–413. doi : 10.1524/ract.1995.7071.özel sayı.305 . ISSN  2193-3405 . S2CID  100441969 .
• Magill, Joseph; Galy, Jean (2005). "Arkeoloji ve Tarihleme". Radyoaktivite Radyonüklidler Radyasyon . Springer Berlin Heidelberg. s. 105–115. Bib kodu : 2005rrr..book.....M . doi : 10.1007/3-540-26881-2_6 . ISBN 978-3-540-26881-9.
• Allègre, Claude J (4 Aralık 2008). İzotop Jeolojisi . ISBN 978-0521862288.
• McSween, Harry Y; Richardson, Steven Mcafee; Ahle, Maria E; Uhle, Profesör Maria (2003). Jeokimya: Yollar ve Süreçler (2 ed.). ISBN 978-0-231-12440-9.
• Harry Y. Mcsween, Jr; Huss, Gary R (29 Nisan 2010). Kozmokimya . ISBN 978-0-521-87862-3.