Принцип метода основан на β−-распаде изотопа 87Rb и превращении его в стабильный изотоп 87Sr:
{\displaystyle \mathrm {{}_{37}^{87}Rb} \rightarrow \mathrm {{}_{38}^{87}Sr} +{\beta }^{-}+{\bar {\nu }}_{e}+Q\,;}
где ν e — электронное антинейтрино, Q — энергия распада. Период полураспада рубидия-87 равен 49,7(3) млрд лет, его природная изотопная распространённость составляет 27,83(2)%. Распространённость рубидия в минералах горных пород определяется, в первую очередь, близостью ионных радиусов Rb+ (r = 0,148 нм) к ионам K+ (r = 0,133 нм). Это и позволяет иону Rb замещать ион K во всех важнейших породообразующих минералах.
Распространённость стронция обусловлена способностью иона Sr2+ (r = 0,113 нм) замещать ион Ca2+ (r = 0,101 нм), в кальцийсодержащих минералах (главным образом в плагиоклазе и апатите), а также возможностью его вхождения в решётку калиевых полевых шпатов на место иона K+. Накопление стронция-87 в минерале происходит по закону
{\displaystyle \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),}
где индекс t, как всегда, относится к современным отношениям концентраций изотопов в минерале, а 0 — к начальным отношениям. Решение этого уравнения относительно возраста t позволяет написать основное уравнение геохронологии применительно к Rb-Sr методу:
{\displaystyle 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),}
Изотопная распространённость радиогенного (87Sr) и нерадиогенного (86Sr) изотопов стронция, используемых в методе, равна соответственно 7,00(1)% и 9,86(1)%.
Самарий-неодимовый метод
Самарий и неодим — редкоземельные элементы. Они менее мобильны, чем щелочные и щёлочноземельные элементы, такие как K, Rb, Sr и т. п., при гидротермальном изменении и химическом выветривании и метаморфизме. Поэтому самарий-неодимовый метод даёт более надежные датировки возраста горных пород, чем рубидий-стронциевый. Предложение об использовании Sm-Nd метода в геохронологии впервые сделал Г. Лагмайр (G. Lugmair, 1947). Он показал, что отношение 143Nd/144Nd — это индикатор изменений в относительном содержании 143Nd, обусловленного распадом 147Sm. В разработку, внедрение в геологическую практику Sm-Nd метода и обработку получаемых данных большой вклад внесли исследователи из США Де Паоло и Вассербург. У самария 7 природных изотопов (см. Изотопы самария), но только два из них (147Sm и 148Sm) радиоактивны. 147Sm превращается, испуская альфа-частицу, в 143Nd:
|
|
{\displaystyle \mathrm {{}_{62}^{147}Sm} \rightarrow \mathrm {{}_{60}^{143}Nd} +{\alpha }+Q\,;}
Период полураспада 147Sm очень большой — 106,6(7) млрд лет. Лучше всего самарий-неодимовый метод применим для вычисления возраста основных и ультраосновных пород, в том числе метаморфических.
Рений-осмиевый метод
Метод основан на бета-распаде рения-187 (период полураспада 43,3(7) млрд лет, природная изотопная распространённость η = 62,60(2) %) в осмий-187 (η = 1,96(2) %). Метод используется для датирования железо-никелевых метеоритов (рений, как сидерофильный элемент, склонен к концентрации в них) и молибденитовых месторождений (молибденит MoS2 в земной коре является минералом-концентратором рения, как и минералы тантала и ниобия). Осмий ассоциирует с иридием и встречается практически только в ультраосновных породах. Уравнение изохроны для Re-Os метода]:
|
|
{\displaystyle \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).}
Лютеций-гафниевый метод
Метод основан на бета-распаде лютеция-176 (период полураспада 36,84(18) млрд лет, природная изотопная распространённость η = 2,599(13) %) в гафний-176 (η = 5,26(7) %). Гафний и лютеций имеют существенно различное геохимическое поведение. Для метода подходят минералы тяжёлых лантаноидов, такие как фергюсонит, ксенотим и т. п., а также апатит, ортит, сфен. Гафний является химическим аналогом циркония и концентрируется в цирконах, поэтому цирконы для этого метода неприменимы. Уравнение изохроны для лютеций-гафниевого метода]:
{\displaystyle \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).}
Радиоуглеродный метод
Метод основан на распаде углерода-14 и применяется чаще всего для объектов биологического происхождения. Он позволяет определить время, прошедшее с момента гибели биологического объекта и прекращения обмена углеродом с атмосферным резервуаром. Отношение содержания углерода-14 к стабильному углероду (14C/12C ~ 10−10%) в атмосфере и в тканях животных и растений, находящихся в равновесном обмене с ней, определяется потоком быстрых нейтронов в верхней атмосфере. Нейтроны, создаваемые космическими лучами, реагируют с ядрами атмосферного азота-14 по реакции {\displaystyle n+\mathrm {^{14}_{7}N} \rightarrow \mathrm {^{14}_{6}C} +p,} образуя в среднем около 7,5 кг углерода-14 в год. Период полураспада 14С равен 5700 ± 30 лет; существующие методики позволяют определять концентрации радиоуглерода в биообъектах на уровне приблизительно в 1000 раз меньше равновесной атмосферной концентрации, то есть с возрастом до 10 периодов полураспада 14С (около 60 тыс. лет).
Список используемых источников
1. www.portal-slovo.ru
2. www.galspace.spb.ru
3. www.wikipedia.ru
Якутск 2021