방사성 연대 측정

Radiometric dating

방사성 연대측정법, 방사성 연대측정법 또는 방사성 동위원소 연대측정법은 암석이나 탄소 등의 물질의 연대측정법에 사용되는 기술로 미량 방사성 불순물이 형성될 때 선택적으로 포함되어 있었다.이 방법은 물질 내에서 자연적으로 발생하는 방사성 동위원소의 풍부함과 알려진 일정한 [1]붕괴 속도로 형성되는 붕괴 생성물의 풍부함을 비교한다.방사 연대 측정의 사용은 1907년 버트람[2] 볼트우드에 의해 처음 출판되었고, 현재 암석의 절대 나이와 화석화된 생명체의 나이 또는 지구 자체의 나이를 포함한 다른 지질학적 특징에 대한 정보의 주요 원천이 되고 있으며, 다양한 자연 물질과 인공 물질의 연대를 측정하는데도 사용될 수 있다.

지층학적 원리와 함께 지질 연대 측정법을 사용하여 지질학적 시간 척도를 [3]확립한다.가장 잘 알려진 기법으로는 방사성 탄소 연대 측정, 칼륨-아르곤 연대 측정 및 우라늄-납 연대 측정이 있다.지질학적 타임스케일의 확립을 허용함으로써 화석의 나이와 추정된 진화 변화 속도에 대한 중요한 정보를 제공한다.방사성 연대 측정법은 고대 유물을 포함한 고고학적 재료의 연대를 측정하는데도 사용된다.

정확한 시간 척도와 적용할 수 있는 소재에 따라 방사선 측정 연대 측정 방법이 다르다.

기초

방사성 붕괴

납-212(212Pb)에서 납-208(208Pb)까지의 방사성 붕괴 사슬의 예. 각 부모 핵종은 α 붕괴 또는 β− 붕괴를 통해 자연스럽게 딸 핵종(붕괴 생성물)으로 붕괴한다.최종 붕괴 생성물인 납-208(208Pb)은 안정적이며 더 이상 자발적인 방사성 붕괴를 겪을 수 없다.

모든 평범한 물질은 원자핵에 있는 양성자의 수를 나타내는 각각의 원자 번호를 가진 화학 원소의 조합으로 구성되어 있다.또한 원소의 각 동위원소는 핵의 중성자 수가 달라 서로 다른 동위원소에 존재할 수 있다.특정 원소의 특정 동위원소는 핵종이라고 불린다.어떤 핵종들은 본질적으로 불안정하다.즉, 어느 시점에서 그러한 핵종의 원자는 방사성 붕괴를 거쳐 자연적으로 다른 핵종으로 변하게 된다.이러한 변환은 알파 붕괴(알파 입자의 방출)와 베타 붕괴(전자 방출, 양전자 방출 또는 전자 포획)를 포함한 다양한 방법으로 이루어질 수 있습니다.또 다른 가능성은 두 개 이상의 핵종으로의 자발적 핵분열이다.

특정 핵이 붕괴하는 순간은 예측할 수 없지만 방사성 핵종의 원자 집합은 반감기로 알려진 파라미터에 의해 기술된 속도로 기하급수적으로 붕괴되며, 일반적으로 연대 측정 기법을 논할 때 년 단위로 지정된다.반감기가 지나면 문제의 핵종 원자의 절반이 딸 핵종이나 붕괴 생성물로 분해된다.많은 경우, 딸핵종 자체는 방사성이며, 붕괴사슬이 되고, 최종적으로 안정된(비방사성) 딸핵종이 형성된다. 이러한 사슬의 각 단계는 뚜렷한 반감기로 특징지어진다.이 경우, 일반적으로 방사성 연대 측정에서 관심 있는 반감기는 사슬에서 가장 긴 것으로, 이는 방사성 핵종이 안정적인 딸로 최종 변환되는 속도 제한 요인이다.방사선 측정 연대를 위해 착취된 동위원소 시스템은 약 10년 (예를 들어, 삼중수소)에서 1,000억 년 이상 (예를 들어, 사마륨-147)[4]의 반감기를 가진다.

대부분의 방사성 핵종의 경우 반감기는 핵 특성에만 의존하며 기본적으로 [5]일정하다.이는 다른 기술로 측정된 붕괴 상수가 분석 오류 내에서 일관된 값을 제공하고 동일한 물질의 나이가 한 방법에서 다른 방법까지 일관되기 때문에 알려져 있습니다.온도, 압력, 화학적 환경, 자기장 [6][7][8]또는 전계의 존재 등 외부 요인에 영향을 받지 않습니다.유일한 예외는 베릴륨-7, 스트론튬-85 및 지르코늄-89와 같이 전자 포획 과정에 의해 붕괴되는 핵종이며, 붕괴 속도는 국소 전자 밀도의 영향을 받을 수 있다.다른 모든 핵종의 경우, 원래의 핵종이 시간이 지남에 따라 붕괴 생성물에 대한 원래의 핵종의 비율은 예측 가능한 방식으로 변화한다.

이 예측가능성을 통해 관련 핵종의 상대적 풍부성을 원래 핵종이 물질에 흡수된 후 현재까지까지의 시간을 측정하는 시계로 사용할 수 있다.자연은 우리에게 우주의 나이보다 상당히 긴 반감기를 가진 방사성 핵종을 편리하게 제공해 왔다.이를 통해 매우 다양한 연령을 측정할 수 있습니다.반감기가 매우 긴 동위원소는 "안정 동위원소"라고 불리며, 반감기가 매우 짧은 동위원소는 "소멸 동위원소"라고 알려져 있다.

붕괴 상수 결정

참고 항목: 방사성 붕괴의 법칙

방사성 붕괴 상수, 즉 원자가 매년 붕괴할 확률은 방사능의 일반적인 측정의 견고한 기초가 된다.나이(및 핵종의 반감기)를 결정하는 정확성과 정밀도는 붕괴 [9]상수 측정의 정확성과 정밀도에 따라 달라집니다.성장 중인 방법은 계통의 붕괴 상수를 측정하는 한 가지 방법으로, 딸 핵종의 축적을 포함합니다.불행히도 붕괴 상수가 높은 핵종의 경우(매우 오래된 표본의 연대를 측정하는 데 유용함) 단일 표본에 붕괴 생성물을 충분히 축적해야 정확한 측정이 가능합니다.보다 빠른 방법에는 입자 카운터를 사용하여 알파, 베타 또는 감마 활성을 결정한 다음 이를 방사성 핵종의 수로 나누는 것이 포함된다.그러나 방사성 핵종의 수를 정확하게 결정하는 것은 어렵고 비용이 많이 든다.또는 붕괴 상수는 알려진 나이대의 암석에 대한 동위원소 데이터를 비교하여 결정할 수 있다.이 방법에서는 Pb-Pb 시스템과 같이 동위원소 시스템 중 하나 이상을 매우 정밀하게 보정해야 한다.

방사성 연대 측정의 정확성

방사성 연대 측정에 사용되는 열 이온화 질량 분석계.

방사성 연대 측정의 기본 방정식에 따르면 모핵종과 딸 생성물은 생성 후 물질에 출입할 수 없다.부모 및 딸 동위원소 오염의 가능한 교란 영향은 표본 작성 이후 그러한 동위원소의 손실 또는 이득의 영향과 마찬가지로 고려해야 한다.따라서 날짜 지정 자료에 대한 정보를 최대한 많이 확보하고 [10]변경 징후가 있는지 확인하는 것이 중요합니다.바위 본체의 서로 다른 위치에서 여러 시료를 측정하면 정밀도가 향상됩니다.또는 여러 개의 다른 광물이 동일한 표본에서 연대를 측정할 수 있고 동일한 사건에 의해 형성되고 생성될 때 저장소와 평형 상태에 있었다고 가정할 경우 등시점을 형성해야 한다.이를 통해 오염 문제를 줄일 수 있습니다.우라늄-납 연대 측정에서는 핵종 손실 문제를 감소시키는 콩코드 다이어그램을 사용한다.마지막으로 시료의 나이를 확인하기 위해 서로 다른 동위원소 연대 측정법 간의 상관관계가 필요할 수 있다.예를 들어, 그린란드 서부의 아미트소크 편마사이의 나이는 우라늄-납 연대 측정법을 사용하여 3.60 ± 0.05 Ga(10억 년 전), 납-납 연대 측정법을 사용하여 3.56 ± 0.10 Ga(10억 년 전)로 결정되었으며, 결과는 [11]: 142–143 서로 일치했다.

정확한 방사선 측정 연대를 위해서는 일반적으로 부모의 반감기가 충분히 길어야 하며(아래 "단수명 소멸 방사성핵종과의 데이트"에 기술된 내용은 제외), 부모의 반감기가 정확히 알려져 있고, 딸 제품의 생산량이 다음과 같이 충분해야 한다.재료에 존재하는 딸의 초기 양과 정확하게 측정되고 구별됩니다.부모핵종과 딸핵종의 분리 및 분석 절차는 정확하고 정확해야 한다.여기에는 일반적으로 동위원소 비율 질량 [12]분석법이 포함된다.

연대측정법의 정밀도는 부분적으로 관련된 방사성 동위원소의 반감기에 따라 달라진다.예를 들어 탄소-14의 반감기는 5,730년이다.유기체가 죽은 지 6만 년이 지나면 탄소-14가 거의 남아있지 않아 정확한 연대를 알 수 없다.한편, 탄소-14의 농도는 매우 가파르게 저하되어 비교적 젊은 잔존 연령은 수십 [13]년 이내에 정확하게 판별할 수 있다.

폐로온도

주요 기사:폐로온도

폐색온도 또는 폐색온도는 광물이 연구된 동위원소의 폐색계일 때의 온도를 나타낸다.딸핵종을 선택적으로 거부하는 물질을 이 온도 이상으로 가열하면 시간이 지남에 따라 축적된 딸핵종이 확산에 의해 손실되어 동위원소 "클럭"이 0으로 재설정된다.광물이 냉각되면서 결정 구조가 형성되기 시작하고 동위원소의 확산이 용이하지 않다.일정 온도에서 결정구조는 동위원소의 확산을 방지할 수 있을 정도로 충분히 형성되어 있다.따라서 서서히 냉각되고 있는 화성암 또는 변성암 또는 용융물은 폐쇄 온도 이하로 냉각될 때까지 측정 가능한 방사성 붕괴를 나타내기 시작합니다.따라서 방사성 연대 측정으로 계산할 수 있는 나이는 암석 또는 광물이 폐쇄 [14][15]온도로 냉각된 시간입니다.이 온도는 광물 및 동위원소 시스템에 따라 다르므로 한 광물에 대해서는 시스템을 닫고 다른 광물에 대해서는 시스템을 열 수 있습니다.따라서 동일한 암석 내에서 서로 다른 광물 및/또는 동위원소 계통의 연대 측정(폐쇄 온도가 다름)을 통해 시간에 따라 해당 암석의 열 이력을 추적할 수 있으며, 따라서 변성 사건의 역사가 자세히 알려질 수 있다.이러한 온도는 고온로를 사용하여 시료 광물을 인위적으로 재설정하여 실험적으로 측정됩니다.이 분야는 열연대학 또는 열연대측정학으로 알려져 있다.

나이 방정식

운석 샘플의 Lu-Hf 등가입자.나이는 등시점(선)의 기울기와 등시점(선)의 가로채기에서 Y축을 사용하여 원래 성분으로 계산됩니다.

방사성 붕괴를 지질학적 시간에[14][16] 연관짓는 수학식은 다음과 같다.

D* = D0 + N(t) (eλt - 1)

어디에

  • t는 샘플의 경과시간입니다.
  • D*는 샘플의 방사성 딸 동위원소 원자수이다.
  • D는0 원래 또는 초기 조성에 포함된 딸 동위원소의 원자수이다.
  • N(t)은 시료의 부모 동위원소 원자수이다.t(현재), N(t) = Ne0−λt, 그리고
  • θ는 부모 동위원소의 붕괴 상수로, 부모[17] 동위원소의 방사성 반감기에 자연 로그 2를 곱한 것과 같다.

이 방정식은 상수 초기값o N보다는 측정된 수량 N(t)으로 가장 쉽게 표현됩니다.

나이를 계산하기 위해서는 시스템이 닫혀 있다고 가정한다(부모 동위원소나 자녀 동위원소가 시스템에서 손실되지 않음). D는0 무시할 수 있거나 정확하게 추정할 수 있어야 하며, δ는 고정밀로 알려져 있으며, D*와 N(t)의 정확하고 정확한 측정치를 가지고 있어야 한다.

위의 방정식은 시험 대상 물질이 폐쇄 온도 이하로 냉각될 때 부모 및 딸 동위원소 조성에 대한 정보를 이용한다.이것은 대부분의 동위원소 [15][18]시스템에 대해 잘 확립되어 있다.단, 아이소크로닉의 구축에는 표준 동위원소에 대한 부모 동위원소의 현재 비율만을 사용하여 원래 조성에 대한 정보가 필요하지 않다.등시점 그래프는 나이 방정식을 그래프로 풀고 샘플의 나이와 원래의 조성을 계산하기 위해 사용된다.

현대적인 데이트 방법

방사성 연대 측정법은 1905년 어니스트 러더포드에 의해 지구의 나이를 결정하는 방법으로 발명된 이래 시행되어 왔다.그 이후 세기에 걸쳐 그 기술은 크게 개선되고 [17]확장되었다.이제 질량 분석기를 사용하여 나노그램 크기의 샘플에 대해 연대 측정을 수행할 수 있습니다.질량 분석기는 1940년대에 발명되었고 1950년대에 방사선 측정 연대에 사용되기 시작했다.이것은 시험 대상 시료에서 이온화된 원자 빔을 생성함으로써 작동한다.그리고 나서 이온은 자기장을 통해 이동하며, 이는 이온화 질량과 수준에 따라 "패러데이 컵"으로 알려진 다른 샘플링 센서로 이온을 돌립니다.컵에 충돌하면 이온은 매우 약한 전류를 발생시켜 충돌 속도와 빔 내 다른 원자의 상대적인 농도를 측정할 수 있습니다.

우라늄-납 연대 측정법

주요 기사:우라늄-납 연대 측정법
짐바브웨의 [19]Pfunze Belt의 데이터를 사용한 우라늄-납 연대 측정에서 사용된 콩코디아 다이어그램.모든 샘플은 납 동위원소의 손실을 나타내지만, 에러 연대기(샘플 포인트를 통과하는 직선)와 콘코드니아(곡선)의 절편은 [15]암석의 정확한 나이를 보여준다.

우라늄-납 방사선 연대 측정에는 물질의 절대 나이를 측정하기 위해 우라늄-235 또는 우라늄-238을 사용하는 것이 포함된다.이 계획은 암석 날짜의 오차범위가 25억 [20][21]년 동안 2백만 년 미만이 될 정도로 개선되었습니다.젊은 중생대 [22]암석에서는 오차범위가 2 ~ 5%에 달했다.

우라늄-납 연대 측정은 종종 광물 지르콘(ZrSiO4)에 수행되지만, 배델라이트와 모나자이트와 같은 다른 물질에 사용될 수 있다(모나자이트 지질 연대 측정 [23]참조).지르콘과 바델라이트는 지르코늄의 대체물로 우라늄 원자를 결정 구조에 포함시키지만 납은 강하게 거부한다.지르콘은 폐쇄 온도가 매우 높고 기계적 풍화에 강하고 화학적으로 매우 불활성입니다.지르콘은 또한 변성 사건 동안 다중 결정층을 형성하며, 각각 사건의 동위원소 나이를 기록할 수 있다.현장 마이크로빔 분석은 레이저 [24]ICP-MS 또는 SIMS 기술을 통해 수행할 수 있습니다.

어떤 샘플이든 반감기가 약 7억년인 납-207에 대한 우라늄-235의 붕괴와 45억년인 납-206에 대한 우라늄-238의 붕괴 등 두 가지 시계를 제공한다는 것이 큰 장점이다.리드선의 일부가 손실된 경우.이는 콩코드 다이어그램에서 확인할 수 있습니다. 이 다이어그램에서는 표본이 표본의 나이에 콩코드 곡선과 교차하는 오류 연대기(직선)를 따라 표시됩니다.

사마륨-네오듐 연대 측정법

주요 기사: 사마륨-네오듐 연대 측정

여기에는 1.06 x11 10년의 반감기로 Sm에서 Nd까지의 알파 붕괴가 포함됩니다.25억 년의 나이로 2천만 년 이내의 정확도 수준을 달성할 [25]수 있습니다.

칼륨-아르곤 연대 측정법

주요 기사: 칼륨-아르곤 연대 측정

여기에는 전자 포획 또는 칼륨-40에서 아르곤-40으로의 양전자 붕괴가 포함됩니다.칼륨-40은 반감기가 13억 년이므로 가장 오래된 암석에 적용할 수 있다.방사성 칼륨-40은 운모, 장석 및 혼블렌드에서 흔히 볼 수 있지만, 폐쇄 온도는 약 350°C(마이카) - 500°C(혼블렌드)로 상당히 낮다.

루비듐-스트론튬 연대 측정법

주요 기사:루비듐-스트론튬 연대 측정법

이것은 루비듐-87에서 스트론튬-87로의 베타 붕괴에 기초하고 있으며, 반감기는 500억 년이다.이 계획은 오래된 화성암과 변성암의 연대를 측정하기 위해 사용되며, 달 표본의 연대를 측정하기 위해서도 사용되어 왔다.폐쇄 온도가 너무 높아 문제가 되지 않습니다.루비듐-스트론튬 연대 측정은 우라늄-납 방법만큼 정밀하지 않으며, 30억 년 된 샘플의 경우 3천만 년에서 5천만 년의 오차가 있다.결함의 단일 광물 입자 내에서 현장 분석(Laser-Ablation ICP-MS)을 적용하면 Rb-Sr 방법을 사용하여 결함 [26]이동의 에피소드를 해독할 수 있는 것으로 나타났다.

우라늄-토륨 연대 측정법

주요 기사:우라늄-토륨 연대 측정

비교적 짧은 연대 측정 기술은 우라늄-234가 반감기가 약 80,000년인 물질인 토륨-230으로 붕괴되는 것에 기초하고 있다.그것은 우라늄-235가 32,760년의 반감기를 가진 프로텍티늄-231로 분해되는 자매 과정을 수반한다.

우라늄은 수용성이지만 토륨과 프로텍티늄은 수용성이 아니기 때문에 선택적으로 해저 퇴적물로 침전되어 그 비율이 측정됩니다.그 계획은 범위가 수십만 년이다.관련 방법은 해양 퇴적물의 토륨-232에 대한 이오늄(토륨-230)의 비율을 측정하는 이오늄-토륨 연대 측정법이다.

방사성 탄소 연대 측정법

주요 기사 : 방사성 탄소 연대 측정
스웨덴 유스타드에서 남동쪽으로 10km 떨어진 코세베르가의 에일스 스톤스는 [27]56년경에 발견된 유기물질에 탄소-14법을 사용해 연대를 추정했다.

방사성 탄소 연대 측정법은 간단히 탄소-14 연대 측정법이라고도 불린다.탄소-14는 탄소의 방사성 동위원소로, 반감기는 5,730년[28][29](위 동위원소에 비해 매우 짧음)이며 [30]질소로 분해된다.다른 방사성 연대 측정 방법에서 무거운 부모 동위원소는 초신성의 핵 합성에 의해 생성되었으며, 이는 반감기가 짧은 부모 동위원소가 지금쯤 멸종되었음을 의미한다.그러나 탄소-14는 우주선에 의해 생성된 중성자와 대기 상층 질소의 충돌을 통해 지속적으로 생성되며, 따라서 지구에는 거의 일정한 수준에 머물러 있다.탄소-14는 대기 중 이산화탄소(CO2)의 미량 성분으로 남게 된다.

탄소 기반의 생명체는 평생 동안 탄소를 획득합니다.식물은 광합성을 통해 그것을 얻고, 동물은 식물과 다른 동물의 섭취를 통해 그것을 얻는다.생물이 죽으면 새로운 탄소-14의 흡수가 중단되고 기존 동위원소는 특유의 반감기(5730년)로 부패한다.유기체의 잔해를 검사했을 때 남아있는 탄소-14의 비율은 유기체가 죽은 후 경과한 시간을 나타낸다.이것은 탄소-14를 뼈의 나이나 유기체의 잔해를 추정하는 이상적인 연대 측정 방법으로 만든다.탄소-14의 연대 제한은 약 58,000년에서 [31]62,000년 사이에 있다.

탄소-14의 생성 속도는 대략 일정해 보이는데, 탄소-14의 연대를 다른 연대 측정 방법과 교차 검사한 결과 일관된 결과가 나왔기 때문이다.하지만, 국지적인 화산 폭발이나 많은 양의 이산화탄소를 방출하는 다른 사건들은 국지적인 탄소-14 농도를 감소시키고 정확한 날짜를 알려줄 수 있다.산업화의 결과로 생물권에 이산화탄소가 방출되면서 탄소-14의 비율도 몇 퍼센트 낮아졌다. 반대로 탄소-14의 양은 1960년대 초에 실시된 지상 핵폭탄 실험에 의해 증가했다.또한, 태양풍이나 지구의 자기장이 현재 값 이상으로 증가하면 대기 중에 생성되는 탄소-14의 양이 줄어들 것이다.

핵분열 궤도 연대 측정법

주요 기사: 핵분열 궤적 연대 측정
아파타이트 결정은 핵분열 궤적 연대 측정에서 널리 사용된다.

여기에는 우라늄-238 불순물의 자발적 핵분열에 의해 남아있는 "흔적" 표시의 밀도를 결정하기 위해 물질의 광택을 검사하는 것이 포함된다.샘플의 우라늄 함량을 알아야 하지만, 그것은 광택이 나는 물질의 조각 위에 플라스틱 막을 씌우고 느린 중성자로 그것을 폭격함으로써 알아낼 수 있다.이것은 U의 자발적 핵분열과는 반대로 U의 유도 핵분열을 일으킨다. 이 과정에서 생성된 핵분열 궤적은 플라스틱 필름에 기록된다.물질의 우라늄 함량은 트랙 수와 중성자속으로부터 계산할 수 있다.

이 계획은 광범위한 지질 연대에 적용되고 있다.수백만 년 전의 운모, 테크타이트(화산 폭발의 유리 파편), 운석이 가장 잘 사용된다.오래된 물질은 우라늄 [32]함량이 다양한 지르콘, 아파타이트, 티타나이트, 표고체 및 가넷을 사용하여 연대를 측정할 수 있습니다.핵분열 트랙은 약 200 °C 이상의 온도에 의해 치유되기 때문에 이 기술은 한계와 이점을 가지고 있습니다.이 기술은 퇴적물의 열 이력을 상세하게 하기 위해 잠재적으로 응용될 수 있습니다.

염소-36 연대 측정법

1952년부터 1958년 사이에 핵무기의 대기 폭발 중에 바닷물을 조사하여 희귀 Cl(반감기 ~ 300ky)이 대량 생성되었다.Cl의 대기 체류 시간은 약 1주일입니다.따라서 Cl은 토양과 지하수에 있는 1950년대 물의 사건 지표로서 현재보다 50년 전의 물의 연대 측정에도 유용하다.36Cl은 얼음과 퇴적물을 포함한 지질과학의 다른 분야에서 사용되고 있다.

발광 연대 측정법

주요 기사:발광 연대 측정법

발광 연대 측정법은 나이를 계산하기 위해 동위원소의 풍부함에 의존하지 않는다는 점에서 방사성 연대 측정 방법이 아니다.대신, 그것들은 특정 광물에 대한 배경 방사선의 결과이다.시간이 지남에 따라 이온화 방사선은 퇴적물 및 석영이나 칼륨 장석과 같은 고고학적 재료의 광물 입자에 의해 흡수됩니다.방사선은 구조적으로 불안정한 "전자 트랩"의 입자 내에 전하가 남아 있게 한다.햇빛이나 열에 노출되면 이러한 전하가 방출되어 샘플이 효과적으로 "표백"되고 클럭이 0으로 재설정됩니다.포획된 전하는 시료가 묻힌 위치의 배경 방사선량에 의해 결정되는 속도로 시간이 지남에 따라 누적됩니다.빛(옵션 자극 발광 또는 적외선 자극 발광 연대 측정) 또는 열(열 발광 연대 측정)을 사용하여 이러한 광물 입자를 자극하면 저장된 불안정한 전자 에너지가 방출됨에 따라 발광 신호가 방출되며, 그 강도는 부리 동안 흡수되는 방사선의 양에 따라 달라집니다.알 및 광물의 특정 특성.

이 방법들은 위에 퇴적된 층들이 곡물이 햇빛에 의해 "표백"되고 재설정되는 것을 막을 수 있기 때문에 퇴적층의 나이를 측정하는데 사용될 수 있다.토기 파편은 가마에서 굽는 등 가장 최근에 열이 많이 난 시기로 추정됩니다.

기타 방법

기타 방법으로는 다음이 있습니다.

단수명 소멸 방사성핵종의 붕괴 생성물과의 연대 측정

절대 방사선 연대 측정에는 표본암에 남아 있는 부모핵의 측정 가능한 부분이 필요하다.태양계의 시작까지 거슬러 올라가는 암석의 경우, 이것은 매우 긴 수명의 부모 동위원소를 필요로 하기 때문에, 그러한 암석의 정확한 나이를 정확하게 측정하지 못하게 한다.암석의 상대적인 나이와 오래된 물질을 구별할 수 있고, 수명이 긴 동위원소보다 더 나은 시간 분해능을 얻기 위해, 암석에 더 이상 존재하지 않는 단수명 동위원소를 [35]사용할 수 있다.

태양계 초기에 태양 성운에는 Al, Fe, Mn, I와 같은 비교적 단수명 방사성핵종이 몇 개 있었다.이러한 방사성핵종은 초신성 폭발에 의해 생성될 수 있지만, 붕괴 생성물은 운석을 구성하는 물질과 같은 매우 오래된 물질에서 검출될 수 있다.질량분석계를 사용하여 소멸된 방사성핵종의 붕괴 생성물을 측정하고 등시점(isocronplot)을 사용하여 태양계 초기 역사에서 발생한 다양한 사건의 상대 연령을 결정할 수 있다.소멸된 방사성핵종에 기초한 연대측정법도 U-Pb 방법으로 교정해 절대연령을 산출할 수 있다.따라서 대략적인 연령과 높은 시간 분해능을 모두 얻을 수 있습니다.일반적으로 반감기가 짧을수록 시간 분해능이 높아집니다.

I – Xe 크로노미터

다음 항목도 참조하십시오.요오드-129 † 운석시대 연대 측정

129
나는
1600만 년의 반감기로 Xe에게
베타 붕괴한다.요오드-제논 크로노미터는[36] 등시 기술입니다.샘플은 원자로에서 중성자에 노출된다.이것은 중성자 포획에 이어 (I의
) 베타 붕괴를 통해 유일하게 안정된 요오드(127
I
) 동위원소를 Xe로
변환한다.조사 후 시료를 일련의 공정에서 가열하여 각 공정에서 발생한 가스의 제논 동위원소 특성을 분석한다.연속된 여러 온도 단계에서 일관된 Xe
/128
Xe
 비율이 관찰되면 이는 샘플이 제논 손실을 멈춘 시간에 해당하는 것으로 해석할 수 있습니다.

I에서 Xe로의

변환 효율을 감시하기 위해 조사에는 보통 Shallater라고 불리는 운석의 샘플이 포함되어 있습니다.측정된 샘플의
Xe/128
Xe
 비율과 Shoperator 간의 차이는 제논 손실을 멈춘 I/127
I

 비율에 해당합니다.이는 다시 초기 태양계의 폐쇄 연령의 차이와 일치한다.

Al-Mg 크로노미터

단수명 소멸 방사성핵종 연대 측정의 또 다른 예는 연골의
상대 연령 추정에 사용할 수 있는 Al
 – Mg 크로노미터이다.26
앨은
72만 년의 반감기로 Mg에게
부패한다.연대는 안정 동위원소
 Al/24
Mg의
비율과 비교하여 Mg(Al 붕괴의
산물)의
자연적 풍부성으로부터의 편차를 구하는 것이다.

Mg(종종 Mg*라고 함)의
초과는
Mg/27
Mg
 비율을 다른
 태양계 [37]물질과 비교하여 확인할 수 있습니다.

Al
 – Mg
 크로노미터는 불과 몇 백만 년(콘드룰 [38]형성의 경우 140만 년)의 원시 운석 형성 기간을 추정한다.

용어 문제

질량 [39]분석에서 "프리저 이온" 및 "제품 이온"과 유사한 "프리저 동위원소"와 "제품 동위원소"를 위해 "부모 동위원소"와 "딸 동위원소"라는 용어를 피해야 한다고 제안되었다.

「 」를 참조해 주세요.

레퍼런스

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