Радиоактивный распад элементов и методы ядерной геохронологии

Размещено на http://www.allbest.ru/

Содержание

Введение

Основная часть

1. Радиоактивный распад элементов

1.1 Альфа-распад

1.2 Бета-минус распад

1.3 Бета-плюс распад

1.4 Другие виды радиоактивного распада

1.5 Основные характеристики радиоактивного распада

2. Методы ядерной геохронологии

2.1 Уран, торий-свинцовый метод

2.2 Свинцовый метод

2.3 Калий-аргоновый метод

2.4 Рубидий-стронциевый метод

2.5 Рений-осмиевый метод

2.6 Радиоуглеродный метод

Заключение

Список использованных источников и литературы



Введение

радиоактивный распад ядерный геохронология

Геохронология - геологическое летосчисление, учение о хронологической последовательности формирования и возрасте горных пород, слагающих земную кору. Различают относительную и абсолютную (или ядерную) геохронологию. Относительная геохронология заключается в определении относительного возраста горных пород, который даёт представление о том, какие отложения в земной коре являются более молодыми и какие более древними, без оценки длительности времени, протекшего с момента их образования. Абсолютная геохронология устанавливает абсолютный возраст горных пород, т. е. возраст, выраженный в единицах времени, обычно в миллионах лет. (В последнее время термин "абсолютный возраст" часто заменяют названием изотопный, или радиологический, возраст.)

Для определения относительного возраста слоистых осадочных и пирокластических пород, а также вулканических пород широко применяется принцип последовательности напластования [т. н. закон Стенсена (Стено)]. Согласно этому принципу, каждый вышележащий пласт (при ненарушенной последовательности залегания слоистых горных пород) моложе нижележащего. Относительный возраст интрузивных пород и других неслоистых геологических образований определяется по соотношению с толщами слоистых горных пород. Послойное расчленение геологического разреза, т. е. установление последовательности напластования слагающих его пород, составляет стратиграфию данного района. Для сравнения стратиграфии удалённых друг от друга территорий (районов, стран, материков) и установления в них толщ близкого возраста используется палеонтологический метод, основанный на изучении захороненных в пластах горных пород окаменевших остатков вымерших животных и растений (морских раковин, отпечатков листьев и т.д.). Сопоставление окаменелостей различных пластов позволило установить процесс необратимого развития органического мира и выделить в геологической истории Земли ряд этапов со свойственным каждому из них комплексом животных и растений. Исходя из этого, сходство флоры и фауны в пластах осадочных пород может свидетельствовать об одновременности образования этих пластов, т. е. об их одновозрастности. Впервые этот метод определения относительного возраста горных пород был применен в начале 19 в. У. Смитом в Великобритании и Ж. Кювье во Франции. Тогда ему не было дано надёжного теоретического обоснования. Кювье объяснял различия в составе комплексов ископаемых, встречаемых в пластах горных пород, вымиранием организмов в результате внезапных геологических катастроф и появлением затем новых их комплексов. Последователи Кювье, в том числе французский геолог и палеонтолог А. Д' Орбиньи, предполагали, что смена органического мира Земли после каждой катастрофы связана с "творческими актами божества". Учение Ч. Лайеля о медленных естественных преобразованиях лика Земли и классические труды Ч. Дарвина и В. О. Ковалевского об эволюционном развитии органического мира дали материалистическое обоснование палеонтологическому методу.

В результате трудов нескольких поколений геологов была установлена общая последовательность накопления слоев земной коры, получившая название стратиграфической шкалы. Верхняя часть её (фанерозой) составлена при помощи палеонтологического метода с большой тщательностью. Для нижележащего отрезка шкалы (докембрий), соответствующего огромной по мощности толще пород, палеонтологический метод имеет ограниченное применение из-за плохой сохранности или отсутствия окаменелостей. Вследствие этого нижняя -- докембрийская -- часть стратиграфической шкалы расчленена менее детально. По степени метаморфизма горных пород и др. признакам докембрий делится на архей (или археозой) и протерозой. Верхняя -- фанерозойская -- часть шкалы делится на три группы (или эратемы): палеозойскую, мезозойскую и кайнозойскую. Каждая группа делится на системы (всего в фанерозое 12 систем). Каждая система подразделяется на 2--3 отдела; последние в свою очередь делятся на ярусы и подчинённые им зоны. Как системы, так и многие ярусы могут быть прослежены на всех континентах, но большая часть зон имеет только местное значение. Наикрупнейшим подразделением шкалы, объединяющим несколько групп, служит эонотема (например, палеозойская, мезозойская и кайнозойская группы объединяются в фанерозойскую эонотему, или фанерозой). Стратиграфическая шкала является основой для создания соответствующей ей геохронологической шкалы, которая отражает последовательность отрезков времени, в течение которых формировались те или иные толщи пород. Каждому подразделению стратиграфической шкалы отвечают определённые подразделения геохронологической шкалы. Так, время, в течение которого отложились породы любой из систем, носит название периода. Отделам, ярусам и зонам отвечают промежутки времени, которые называются соответственно эпоха, век, время; группам соответствуют эры. Крупнейшему стратиграфическому подразделению -- эонотеме -- отвечает хронологический термин -- эон. Существуют два эона -- докембрийский, или криптозойский, и фанерозойский. Продолжительность более древнего -- докембрийского эона составляет около ⁵/₆ всей геологической истории Земли. Каждый из периодов фанерозойского эона, за исключением последнего -- антропогенового (четвертичного), охватывает примерно равновеликие интервалы времени. Антропогеновая система, соответствующая времени существования человека, намного короче. Расчленение антропогена проводится, в отличие от других периодов, по фауне наземных млекопитающих, которая эволюционирует гораздо быстрее, чем морская фауна (в составе последней за время антропогена не произошло принципиальных изменений), а также на основе изучения ледниковых отложений, характеризующих эпохи всеобщего похолодания. Некоторые исследователи считают выделение антропогеновых отложений в особую систему неправомочным и рассматривают её как завершающий этап предшествующего неогенового периода.

Подразделения стратиграфической шкалы, выделенные с помощью палеонтологического метода, и соответствующие им подразделения геологического времени, объединённые в единой геохронологической шкале, были утверждены в 1881 на 2-м Международном геологическом конгрессе в Болонье и с тех пор являются общепринятыми во всём мире. В дальнейшем, благодаря совершенствованию методов палеонтологические исследования и накоплению новых данных, в первоначальную схему геохронологии Земли вносятся некоторые изменения и уточнения.

В начале 20 в. П. Кюри во Франции и Э. Резерфорд в Великобритании предложили использовать радиоактивный распад химических элементов для определения абсолютного возраста горных пород и минералов. Принцип, положенный этими учёными в основу определений абсолютного возраста, используется до сих пор. Измерение возраста производится по содержанию продуктов радиоактивного распада в минералах. Процесс распада радиоактивных элементов происходит с постоянной скоростью. В результате радиоактивного распада появляются атомы устойчивых, уже не распадающихся элементов, количество которых увеличивается пропорционально возрасту минерала. При этом принимается как достаточно обоснованное положение, что скорость радиоактивного распада в истории Земли всё время оставалась постоянной. Разные элементы распадаются с различной скоростью. Распад таких элементов, как уран, торий, калий и некоторых других, происходит очень медленно, на протяжении нескольких млрд. лет. Например, любое количество урана (²³⁸U) распадается наполовину за время, равное 4,51^.10⁹ лет, тория (²³²Th) за 1.41^.10¹⁰ лет. Эти долгоживущие элементы обычно и используются для определения абсолютного возраста горных пород и минералов.



Основная часть

1. Радиоактивный распад

Это испускание, выбрасывание с огромными скоростями из ядер атомов "элементарных" (атомных, субатомных) частиц, которые принято называть радиоактивными частицами или радиоактивным излучением. При этом, в подавляющем большинстве случаев ядро атома (а значит, и сам атом) одного химического элемента превращается в ядро атома (в атом) другого химического элемента; или один изотоп данного химического элемента превращается в другой изотоп того же элемента.

Радиоактивный распад, как и все другие виды радиоактивных превращений, может быть естественным (самопроизвольным, спонтанным) и искусственным, вызванным попаданием в ядро стабильного атома какой-либо частицы извне.

Для естественных (природных) радионуклидов основными видами радиоактивного распада являются альфа- и бета-минус-распад (хотя встречаются и другие). Названия альфа и бета были даны Эрнестом Резерфордом в 1900 году при изучении радиоактивных излучений.

Для искусственных (техногенных) радионуклидов кроме этого характерны также нейтронный, протонный, позитронный (бета-плюс) и более редкие виды распада и ядерных превращений (мезонный, К-захват, изомерный переход, "откалывание" и др.).

1.1 Альфа-распад

Характерный вид радиоактивного распада для естественных радиоактивных элементов шестого и седьмого периодов таблицы Д. И. Менделеева (уран, торий и продукты их распада до висмута включительно) и особенно для искусственных - трансурановых - элементов. То есть этому виду распада подвержены отдельные изотопы всех тяжёлых элементов, начиная с висмута. Альфа-распад - это испускание из ядра атома альфа-частицы (альфа-частицы), которая состоит из 2 протонов и 2 нейтронов. Альфа-частица имеет массу 4 единицы, заряд +2 и является ядром атома гелия. В результате испускания альфа-частицы образуется новый элемент, который в таблице Менделеева расположен на 2 клетки левее, так как количество протонов в ядре, а значит, и заряд ядра, и номер элемента стали на две единицы меньше. А масса образовавшегося изотопа оказывается на 4 единицы меньше. Так, например, при альфа-распаде урана всегда образуется торий, при альфа-распаде тория - радий, при распаде радия - радон, затем полоний и наконец - свинец. При этом из конкретного изотопа урана-238 образуется торий-234, затем радий-230, радон-226 и т. д.

Радиоактивный распад - это выбрасывание из ядра атома какой-либо частицы, в результате чего атом одного химического элемента (изотопа) превращается в атом другого элемента (изотопа).

Альфа-распад - выбрасывание (испускание) из ядра атома альфа-частицы.

Альфа-частица - это 2 протона и 2 нейтрона, то есть ядро атома гелия с массой 4 единицы и зарядом +2.

Скорость альфа-частицы при вылете из ядра от 12 до 20 тыс. км/сек.

В вакууме альфа-частица могла бы обогнуть земной шар по экватору за 2 сек.

Бета-распад (бета-распад) - наиболее распространённый вид радиоактивного распада (и вообще радиоактивных превращений), особенно среди искусственных радионуклидов. Он наблюдается практически у всех известных на сегодня химических элементов. Это означает, что у каждого химического элемента есть, по крайней мере, один бета-активный, то есть подверженный бета-распаду изотоп. При этом чаще всего происходит бета-минус распад.



1.2 Бета-минус распад (бета-)

Это выбрасывание (испускание) из ядра бета-минус частицы - электрона, который образовался в результате самопроизвольного превращения одного из нейтронов в протон и электрон. При этом тяжёлый протон остаётся в ядре, а лёгкий электрон - бета-минус частица - с огромной скоростью вылетает из ядра. И так как протонов в ядре стало на один больше, то ядро данного элемента превращается в ядро соседнего элемента справа - с большим номером. Так, например, при бета-минус распаде радиоактивный изотоп калия - калий-40 - превращается в стабильный изотоп кальция (стоящего в соседней клеточке справа) - кальций-40. А радиоактивный кальций-47 - в стоящий справа от него скандий-47 (тоже радиоактивный), который, в свою очередь, также путём бета-минус распада превращается в стабильный титан-47.

Название бета-частица сохранилось исторически. Отличие бета-минус частицы от обычного электрона только в "месте рождения": ядро атома, а не электронные оболочки вокруг ядра, а также и в скорости (энергии) вылета. Скорость вылета бета-частицы - 9/10 скорости света, т. е. 270 тыс. км/сек.

Естественных бетта-активных радионуклидов не очень много. А среди значимых ещё меньше. К ним можно отнести, прежде всего, калий-40 (Т1/2 = 1,3 · 109 лет), хотя в природной смеси изотопов калия его содержится всего 0,0119%. Кроме К-40 значимыми естественными бета-минус-активными радионуклидами являются также и все продукты распада урана и тория.

Дело в том, что, например, торий-234, образующийся при альфа-распада он превращается в протактиний-234, который в свою очередь аналогичным образом снова в уран, но уже в другой изотоп - уран-234. А уран-234 (снова путём альфа-распада) - опять в торий, но уже в торий-230. Далее торий-230 путем альфа-распада - в радий-226, радий - в радон.

И так далее - до таллия включительно, но с различными бета-минус-переходами "в обратную сторону". Кончаются же все эти альфа и бета-минус-переходы образованием стабильного свинца-206.

Таким образом, к значимым естественным бета-минус-активным радионуклидам можно отнести К-40 и все элементы от таллия до урана.

1.3 Бета-плюс распад

Это выбрасывание (испускание) из ядра бета-плюс частицы - позитрона (положительно заряженного "электрона"), который образовался в результате самопроизвольного превращения одного из протонов в нейтрон и позитрон. В результате этого (так как протонов стало меньше) данный элемент превращается в соседний слева (с меньшим номером, предыдущий).

Так, например, при бета-плюс распаде радиоактивный изотоп магния магний-23 превращается в стабильный изотоп натрия (стоящего слева) - натрий-23, а радиоактивный изотоп европия европий-150 превращается в стабильный изотоп самария - самарий-150.

Бета-распад - это испускание бета- или бета+частиц, то есть обычных электронов с зарядом -1 (е-) или позитронов - "электронов" с зарядом +1 (e+).

Скорость вылета бета-частиц из ядра составляет 9/10 скорости света - 270 000 км/сек.

1.4 Другие виды радиоактивного распада

Кроме указанных альфа- и бета-распада существуют другие виды радиоактивного распада, менее распространённые и более характерные для радионуклидов искусственного происхождения.

а) Нейтронный распад - испускание из ядра атома нейтрона (n) - нейтральной частицы с массой 1 ед. При испускании нейтрона один изотоп данного химического элемента превращается в другой с меньшим весом. Так, например, при нейтронном распаде радиоактивный изотоп лития литий-9 превращается в литий-8, радиоактивный гелий-5 - в стабильный гелий-4.

Если стабильный изотоп йода йод-127 облучать гамма-квантами, то он становится радиоактивным, выбрасывает нейтрон и превращается в другой, тоже радиоактивный изотоп йод-126.

б) Протонный распад - крайне редкий вид распада -это испускание из ядра атома протона (р) - частицы с массой 1 ед. и зарядом +1. При испускании протона данный химический элемент превращается в соседний слева (с меньшим номером, предыдущий), а атомный вес уменьшается на единицу.

Как уже было сказано, все радиоактивные превращения, в том числе и все разновидности радиоактивного распада, сопровождаются, как правило, за редким исключением, выделением избытка энергии в виде гамма-излучения - гамма-квантов, а иногда также и рентгеновского излучения (фотонов) с меньшей энергией.

в) Гамма-излучение - это поток гамма-квантов, это электромагнитное излучение, более "жёсткое", чем обычное медицинское рентгеновское.

Название "гамма-излучение" также сохранилось исторически. Отличие гамма-излучения от рентгеновского (как и в случае b-излучения), также только в "месте рождения": ядро атома, а не электронные оболочки.

Гамма-излучение - электромагнитное излучение, более "жёсткое", чем обычное рентгеновское.

Гамма-кванты -это электромагнитные частицы - порции энергии.

"Место рождения" гамма-квантов - ядро атома.

Рентгеновское излучение - это тоже электромагнитное излучение, но "место рождения" рентгеновского излучения - электронные оболочки атомов.

1.5 Основные характеристики радиоактивного распада

Все виды самопроизвольных (спонтанных) радиоактивных превращений (и распада, и деления) - процесс случайный, статистический.

Все виды самопроизвольного радиоактивного распада характеризуются временем жизни радионуклида и его активностью, то есть скоростью распада. Показателем времени жизни радионуклида, скорости его распада является период полураспада. Используется также радиоактивная постоянная или постоянная (константа) распада.

а) Период полураспада (T1/2)- время, в течение которого половина радиоактивных атомов распадается и их количество уменьшается в 2 раза. Периоды полураспада у всех радионуклидов разные - от долей секунды (короткоживущие радионуклиды) до миллиардов лет (долгоживущие).

б) Активность - это количество актов распада (в общем случае актов радиоактивных, ядерных превращений) в единицу времени (как правило, в секунду). Единицами измерения активности являются беккерель и кюри.

в) Беккерель (Бк) - это один акт распада в секунду (1 расп/сек). Единица названа в честь французского физика, лауреата Нобелевской премии Антуана Анри Беккереля.

г) Кюри (Ки) - 3,7·1010 Бк (расп/сек). Эта единица возникла исторически: такой активностью обладает 1 грамм радия-226 в равновесии с дочерними продуктами распада. Именно с радием-226 долгие годы работали лауреаты Нобелевской премии французские учёные супруги Пьер Кюри и Мария Склодовская-Кюри.

Кратными единицами для беккереля являются тысяча (кило-беккерель, кБк), миллион (мегабеккерель, МБк) и миллиард (гигабеккерель, ГБк).

Дольными единицами для кюри являются тысячная доля кюри - милликюри (мКи), и миллионная доля - микрокюри (мкКи, мКи):

1 мКи = 3,7 х 107 Бк; 1мкКи = 3,7 х 104 Бк.

Есть понятие "удельная активность" (весовая или объёмная) - это активность единицы массы (веса) или объёма вещества. Или, точнее, активность радионуклида (или смеси радионуклидов) в единице веса или объёма вещества. Иногда используют площадную активность: Бк или Ки на м2 или км2.

Ориентировочно можно считать, что активность небольшого количества (граммы) и/или с небольшой начальной активностью (мКи; мкКи) радионуклида уменьшается до практически безопасного уровня (иногда почти до нуля) через 10 периодов полураспада. За это время количество радиоактивных атомов, а значит и актов распада, то есть активность, уменьшается в 210 = 1024 раза.

д) Радиоактивная постоянная (постоянная или константа распада) l - это доля атомов, распадающихся в 1 секунду.

l = 0,693/Т1/2 (сек-1), где

0,693 - это ln 2 из закона радиоактивного распада Nt = N0 х e-lt, где

N0 и Nt - число радиоактивных атомов в начальный (нулевой) момент времени и число атомов, оставшихся к моменту t;

t - время в секундах.

Так как за время, равное одному периоду полураспада, число радиоактивных атомов уменьшается в два раза, то при t = T1/2 имеем: Nt = N0/2: e-lt = 1/2; e-lt = 2 (где t = T1/2 ) и в итоге ln2 = l х Т1/2



2. Методы ядерной геохронологии

Ядерная геохронология базируется на ядерном распаде элементов в минералах и горных породах, что приводит к накоплению определенных продуктов распада в течение геологического времени. Эта новая отрасль геологической науки стала развиваться после открытия радиоактивности и изучения геохимии радиоактивных элементов. Методы ядерной геохронологии, или радиологические методы измерения геологического возраста, основываются на использовании основного закона радиоактивного распада, который имеет статистический характер. Согласно этому закону, количество распавшихся атомов за единицу времени пропорционально первоначальному числу атомов:

, где --первоначальное число атомов; -- число атомов по истечении времени --постоянная радиоактивного распада; -- основание натуральных логарифмов (2.71828182).

Постоянная, или константа радиоактивного распада, обозначает, какая часть атомов данного радиоактивного элемента распадается за единицу времени (год, сутки, часы, минуты, секунды) по отношению к общему первоначальному количеству, т. е.

Для более четкого представления о характере ядерного распада вводят понятие периода полураспада , который равен тому промежутку времени, в течение которого любое первоначальное количество радиоактивного вещества уменьшается наполовину. Связь между константой и периодом полураспада выражается следующим образом:

При измерении возраста минералов используются следующие естественные типы ядерных превращений: -распад, электронный захват, -распад и спонтанное осколочное деление тяжелых ядер.

Превращение атомов химических элементов при -распаде определяется правилом сдвига: образующийся при распаде новый элемент занимает в таблице Д. И. Менделеева следующую клетку вправо от родоначальиого -активного элемента, -активность атомных ядер можно рассматривать как распад одного ядерного нейтрона на протон и электрон (плюс нейтрино):

Явление электронного захвата как бы противоположно -распаду. Оно заключается в самопроизвольном поглощении орбитального электрона ядром атома. Обычно происходит поглощение электрона с ближайшей к ядру К-оболочки. Отсюда данный процесс называют К-захватом. При электронном захвате атомный номер элемента (Z) уменьшается на единицу, и новый элемент займет место в таблице Д. И. Менделеева на одну клетку левее. Среди естественных неустойчивых изотопов существуют такие, которые одновременно испытывают -распад и К-захват. К ним относятся и

Схему электронного захвата можно представить в следующем виде:

Наиболее тяжелые атомные ядра, располагающиеся в конце периодической системы элементов, испытывают -распад. После -распада порядковый номер элемента уменьшается на 2, а массовое число -- на 4. Новый элемент, возникающий после -распада, займет место в таблице Менделеева на две клетки влево. Обычно -активные изотопы группируются в естественные радиоактивные ряды. Схему -распада можно изобразить следующим образом:

Спонтанное деление тяжелых ядер заключается в раскалывании их на два осколка, которые с огромной скоростью разлетаются в разные стороны. Массы осколков соответствуют изотопам средней части таблицы Менделеева, примерно от галлия (Z = 31) до гадолиния (Z = 62). Первоначальные продукты деления обычно обладают избытком нейтронов и избавляются от них путем -распада. При делении выбрасывается также два-три свободных нейтрона. Одним из стабильных продуктов деления урана является ксенон, накапливающийся в древних урановых минералах. На этом основан ксеноновый метод определения возраста, который ввиду методических трудностей используется редко.

Тяжелые радиоактивные изотопы образуют радиоактивные ряды. Каждый ряд представляет собой цепь изотопов, последовательно образующихся друг от друга путем - и -распада и оканчивающих свой распад на изотопах свинца 20®Pb (RAG), 207Pb(ACD), 208Pb(ThD).

Геологический возраст измеряется путем определения содержания радиоактивных элементов и продуктов их распада в минералах и горных породах. По любой паре радиоактивного и радиогенного стабильного изотопа можно определить возраст если известна скорость распада радиоактивного изотопа.

Основные типы естественных ядерных превращений, которые используются для измерения геологического возраста, следующие:

238U20вР b + 8Не,

7РЬ+7Не,

Th aospb 6He,

+ e->40Ar,

ок->40Са + р, 87Rb->87Sr + P, 147Sm-^142Nd + p, 187Re -> 1870s + PR

В зависимости от конечных продуктов распада основные методы ядерной геохронологии получили названия: свинцовый, гелиевый, аргоновый, стронциевый и т.п. При определении возраста древних геологических образований используются в основном три радиологических метода: свинцовый, аргоновый и стронциевый. Наиболее широко распространен калий-аргоновый метод.

Наряду с этими методами все более широкое применение получили методы определения возраста молодых геологических образований: радиоуглеродный, радиево-иониевый и др. Радиоуглеродный метод основан на измерении |4С, поступающего в живые организмы из атмосферы, где этот изотоп образуется под действием космических излучений. Метод дает возможность определять возраст углесодержащих остатков до 60 000 лет. Иониевый метод основан на измерении иония и радия в колонках морских грунтов, в которых радиоактивное равновесие в ряду U -- Io--Ra является функцией времени. Метод позволяет определять возраст прослойков в кернах морских грунтов и оценивать скорость осадконакопления в пелагических частях Мирового океана.

2.1 Уран, торий-свинцовый метод

Метод основан на том, что изотопы урана ²³⁵U, ²³⁸U и тория ²³²Th в результате цепочки последовательных б-распадов превращаются в изотопы свинца ²⁰⁷Pb, ²⁰⁶Pb и ²⁰⁸Pb.

²³⁵U > ²⁰⁷Pb + 7б,

²³⁸U > ²⁰⁶Pb + 8б,

²³²Th > ²⁰⁸Pb + 6б.

Возраст минерала определяется из соотношения концентраций ²⁰⁷Pb/²³⁵U, ²⁰⁶Pb/²³⁸U, ²⁰⁸Pb/²³²Th в минерале.

Pb, U, Th обозначают содержание в образце минерала изотопов свинца, урана и тория. л₁, л₂, л₃ ? постоянные распада изотопов ²³⁵U, ²³⁸U и ²³²Th.

Разделив уравнение (1) на уравнение (2) получим

В настоящее время отношение ²³⁸U/²³⁵U ? 140, поэтому из соотношения (4), измерив относительное содержание ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb, получают возраст минерала. Наряду с изотопами свинца, образующимися в результате распада изотопов U и Th, образец может содержать какое-то количество природного изотопа Pb. Это обстоятельство необходимо учитывать при определении возраста минерала. С этой целью был разработан метод изохрон, в котором исследуется зависимость отношения ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb и ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb.

2.2 Свинцовый метод

В свинцовом методе анализируется изотопный состав свинца (таблица 1).

Таблица 1

Изотопный состав свинца

Изотоп	Содержание в естественной смеси, %
204Pb	1.4
206Pb	24.1
207Pb	22.1
208Pb	52.4

В естественной смеси изотоп ²⁰⁴Pb является природным изотопом и в отличие от изотопов ²⁰⁶Pb, ²⁰⁷Pb, ²⁰⁸Pb не образуется в результате раиоактивного распада. Поэтому при анализе его содержание условно принимается за единицу. Изотопы ^206-208Pb образуются и накапливаются в результате распада урана и тория. Поэтому изотопный состав свинца более ранних пород содержит относительно большее содержание изотопов ^206-208Pb по сравнению с ²⁰⁴Pb.

Преимущество уран, торий-свинцового метода состоит в том, что:

· возраст породы может независимо определяться на основе анализа содержания четырех изотопов Pb,

· изменение содержания урана, тория и свинца в минералах в основном обусловлено радиоактивным распадом и в гораздо меньшей степени геологическими и температурными изменениями.

2.3 Калий-аргоновый метод

Метод основан на накоплении аргона в минералах, содержащих изотоп ⁴⁰K. В естественной смеси изотопов процентное содержание ⁴⁰K составляет 0.0117% (таблица 2).

Таблица 2

Содержание изотопов К в естественной смеси изотопов

Изотоп	Содержание в естественной смеси, %
39K	93.2581
40K	0.0117
41K	6.7302

Период полураспада ⁴⁰K составляет 1.248·10⁹ лет. При этом вероятность в^--распада составляет 89.28% и е-захвата ? 10.72% (рис. 1)

Рисунок 1 Распад изотопа ⁴⁰K

Для определения возраста минерала используется соотношение

где л_e = 0.557·10^-10 лет^-1, л_в- = 4.72·10^-10 лет^-1.

Недостатком метода является то, что калиевые минералы относительно легко теряют радиогенный изотоп ⁴⁰Ar, что необходимо учитывать при определении возраста минерала.

2.4 Рубидий-стронциевый метод

Метод основан на радиоактивном распаде ⁸⁷Rb и превращении его в ⁸⁹Sr. Процентное содержание стабильных изотопов рубидия Rb и стронция Sr в естественной смеси изотопов приведено в таблице 3.



Таблица 3

Процентное содержание стабильных изотопов Rb и Sr в естественной смеси изотопов

Изотоп	Содержание в естественной смеси, %
85Rb	72.17
87Rb	27.83
84Sr	0.56
86Sr	9.86
87Sr	7.00
88Sr	82.58

Период полураспада ⁸⁷Rb составляет T_1/2 = 4.81·10¹⁰ лет.

⁸⁷Rb > ⁸⁷Sr + e^- + _e.

Вероятность в^--распада ⁸⁷Rb составляет 100% (рис. 2)

Рисунок 2 Распад изотопа ⁸⁷Rb

Концентрация ⁸⁷Sr в образце определяется суммой концентраций радиогенного ⁸⁷Sr_рад и ⁸⁷Sr₀, захваченного при кристаллизации минерала

⁸⁷Sr = ⁸⁷Sr₀ + ⁸⁷Sr_рад.

Выражая концентрацию радиогенного изотопа ⁸⁷Sr_рад через концентрацию радиоактивного изотопа ⁸⁷Rb



⁸⁷Sr_рад = ⁸⁷Rb(e^лt ? 1)

и отнеся полученное выражение к концентрации захваченного при образовании минерала изотопа ⁸⁶Sr₀, окончательно получим

Для определения возраста минерала из исследуемого образца извлекают и определяют концентрации ⁸⁷Sr, ⁸⁷Rb и ⁸⁶Sr.

2.5 Рений-осмиевый метод

Рений-осмиевый метод основан на анализе распада

¹⁸⁷Re > ¹⁸⁷Os + e^- + _e.

Период полураспада ¹⁸⁷Re составляет 4.12·10¹⁰ лет. В естественной смеси содержится 62.6% изотопа ¹⁸⁷Re и 37.4% изотопа ¹⁸⁵Re. Схема распада ¹⁸⁷Re приведена на рис. 3.

Рисунок 3 Распад изотопа ¹⁸⁷Re.



2.6 Радиоуглеродный метод

Радиоуглеродный метод датировки был разработан У. Либби. Радиоуглеродный метод обычно используется для определения времени образования образца до 50 тыс. лет (рис. 4).

Рисунок 14 Распад изотопа ¹⁴C

Углерод имеет два стабильных изотопа ? ¹²С (98.89% в естественной смеси изотопов) и ¹³С (1.11% в естественной смеси изотопов). Изотоп ¹⁴С, имеющий период полураспада T_1/2 = 5700 лет, постоянно образуется в атмосфере Земли под действием космических лучей в реакции

¹⁴N + n > ¹⁴C + p..

В атмосфере Земли устанавливается равновесие между образующимся радиоактивным изотопом ¹⁴С и его распадом. Растения и животные постоянно обмениваются углеродом с атмосферой, поэтому в живом организме концентрация радиоактивного изотопа ¹⁴С поддерживается на постоянном уровне и составляет ? 1.8·10^-10%. При такой концентрации удельная активность изотопа ¹⁴С составляет 0.23 Бк на 1 г углерода. При гибели поступление углерода ¹⁴С в организм прекращается и удельная активность углерода ¹⁴С начинает падать с периодом полураспада T_1/2 = 5700 лет. Зная начальную активность образца и измеренную активность на данный момент можно определить время гибели живого организма.

Совместный анализ содержания углерода ¹⁴С и прироста колец в деревьях (дендрохронология) позволили провести датировку различных событий за последние 100000 лет. С помощью радиоуглеродного метода установлены периоды оледенения в истории Земли, изменение солнечной активности, модулирующей интенсивность космического излучения на интервале времен за последние 20000 лет. Определен возраст древних культур в истории Земли.

При определении возраста образца радиоуглеродным методом необходимо учитывать изменения в природном балансе углерода связанные с разработкой и испытанием ядерного оружия, интенсификации использования природных горючих материалов ? уголь, нефть, газ.



Заключение

В данной контрольной работе рассмотрены такие понятия, как «радиоактивный распад» и «методы ядерной геохронологии». Приведены примеры реакций радиоактивного распада некоторых элементов. Информация взята из самых последних источников.



Список использованных источников и литературы

1. Яндекс [Электронный ресурс]: словари. М., 2014. URL: http://slovari.yandex.ru (дата обращения: 27.02.2014).

2. Ядерная геохронология [Электронный ресурс]: научный интернет журнал/ Рос. акад. образования. Электрон. журн. М., 2012. URL: http://abak.pozitiv-r.ru/flora/159-geohronology (дата обращения: 2.03.2014).

3. Ядерная геохронология [Электронный ресурс]: Ядерная физика в интернете. - Учебные материалы курса «Физика атомного ядра и частиц»/ НИИЯФ МГУ. М., 2014. URL: http://nuclphys.sinp.msu.ru/radioactivity/ract17.htm (дата обращения: 5.03.2014).

Размещено на Allbest.ru

...