3. a radioaktivitáS És a kőzetek kora




Yüklə 60.59 Kb.
tarix24.04.2016
ölçüsü60.59 Kb.
Völgyesi L: Geofizika. Műegyetemi Kiadó, Budapest, 2002.
Dr. Lajos VÖLGYESI, Department of Geodesy and Surveying, Budapest University of Technology and Economics, H-1521 Budapest, Hungary, Műegyetem rkp. 3.

Web: http://sci.fgt.bme.hu/volgyesi E-mail: volgyesi@eik.bme.hu



3. A RADIOAKTIVITÁS ÉS A KŐZETEK KORA

A Földön lezajlott földtörténeti események korának meghatározásával a geokronológia foglalkozik. A geológia relatív kormeghatározási módszerén túlmenően, a kőzetekben levő különböző radioaktív izotópok vizsgálatával lehetőségünk van abszolút kormeghatározásra is. A következőkben röviden áttekintjük a radioaktív kormeghatározás néhány módszerét és meghatározzuk a Föld életkorát.




3.1 A természetes radioaktivitás

A tapasztalat szerint a természetben előforduló néhány elem bizonyos izotópjai nem stabilak, hanem minden külső beavatkozástól mentesen radioaktív sugárzás kibocsátása mellett, szigorúan állandó ütemben elbomlanak és ezáltal más elemekké alakulnak. A radioaktív anyagok háromféle: a, b és g sugárzást bocsáthatnak ki.

Az a sugárzás elektronhéj nélküli hélium ionokból (He atommagokból) áll. A sugárzás során keletkező új atom rendszáma (protonok száma) kettővel, a tömegszáma (protonok és neutronok együttes száma) pedig néggyel lesz kisebb.

A b sugárzás nagy sebességű elektronokból áll. b-bomláskor az atommagban lejátszódó folyamatok hatására az elem rendszáma eggyel növekszik, a tömegszáma viszont változatlan marad.

A g sugárzás nagy energiájú (rövid hullámhosszúságú) elektromágneses hullámokból álló sugárzás, amely révén az atom gerjesztési állapota változik, rendszáma és tömegszáma változatlan marad.

A háromféle sugárzás egyszerre is felléphet, de az a és a b sugárzás külön is jelentkezhet.

A radioaktív bomlás statisztikai folyamatát az
(3.1)
összefüggés írja le; ahol N az atomok kezdeti száma, a t idő múlva még el nem bomlott atomok száma, l pedig a kérdéses elemre jellemző bomlási állandó, mely egy atom egységnyi idő alatt történő elbomlásának valószínűségét jelenti.

A radioaktív bomlás jellemezhető még a felezési idővel is. Felezési időnek azt a T időtartamot nevezzük, ami alatt az eredeti atomok fele bomlik el. A 3.1 ábra alapján és a (3.1) összefüggés felhasználásával:


amiből


(3.2)

3.1 ábra. A radioaktív bomlás folyamata
Mivel minden elbomlott atomból egy másik új atom keletkezik, ezek száma a t időpontban:

(3.3)

A (3.1) összefüggésből :



ezt a (3.3)-ba helyettesítve:



(3.4)
A radioaktív elemek bomlásának során tehát bármely időpontban megtalálhatók az anyagban a kiindulási és a végtermék elemek atomjai is, csak az előbbiek mennyisége az idő előrehaladásával csökken, az utóbbiaké viszont növekszik.

A Földön jelenleg természetes körülmények között megtalálható radioaktív izotópok többsége (a 82-nél nagyobb rendszámú elemek izotópjai) három természetes radioaktív bomlási sorba sorolhatók [94].

Az első bomlási sor a 3.2 ábrán is látható urán-rádium család, amelynek kiinduló eleme a (a 92-es rendszámú és 238-as tömegszámú urán), végterméke a már nem radioaktív az ún. rádium-ólom. A 3.2 ábrán azt is feltüntettük, hogy a bomlási sor egyes elemei mekkora felezési idővel alakulnak át. Látható, hogy a felezési idő a különböző izotópok esetében igen eltérően alakul: milliomod másodperc és néhány milliárd év határok közötti érték lehet.

A második bomlási sor az urán-aktinium család, amelynek kezdő eleme a és végső stabil eleme a , vagyis a 207-es ún. aktinium-ólom; végül a harmadik természetes radioaktív bomlási sor a tórium család, amelynek kiindulási eleme a tóriumizotóp és záró eleme a , az ún. tórium-ólom.

Korábban a Földön valószínűleg létezett egy negyedik bomlási sor is: a transzurán elemekhez tartozó neptúnium család, amelynek tagjai a Föld korához képest rövid felezési idejük miatt már gyakorlatilag teljesen elbomlottak és csak mesterségesen állíthatók elő. Ennek kiindulási eleme a plutónium és végterméke a ólomizotóp.


3.2 ábra. Az urán-rádium család természetes bomlási sora
A felsorolt négy bomlási sorba tartozó radioaktív elemeken kívül van még néhány alacsonyabb rendszámú elem is, amelyeknek egyik-másik izotópja radioaktív. Ilyenek pl. a szénizotóp, a káliumizotóp, a rubidiumizotóp stb.


3.2 A radioaktív kormeghatározás módszerei

A radioaktív kormeghatározás alapját a (3.4) összefüggés képezi. Mivel a radioaktív bomlás egyirányú folyamat, a kiindulási és a bomlási végtermék arányának analitikai meghatározásával [94], valamint a felezési idő vagy a bomlási állandó ismeretében kiszámítható a radioaktív bomlás kezdeti ideje:


(3.5)
Ez az összefüggés azonban csak a következő két feltétel teljesülése esetén alkalmas abszolút kormeghatározásra:

1. a kőzet, illetve a kérdéses ásvány a keletkezésének (megszilárdulásának) pillanatában nem tartalmazott bomlási végterméket,

2. a bomlási végtermék mennyisége az ásvány keletkezése óta a radioaktív átalakuláson kívül más forrásból nem gyarapodott és nem is szenvedett veszteséget. A nem radiogén gyarapodás a valóságos korhoz képest öregítené az ásványt, a veszteség (a rácsszerkezetből való elvándorlás) pedig fiatalítaná.

Mivel a valóságban ez a két feltétel gyakran nem teljesül, ezért a kormeghatározások során általában különböző korrekciókat kell alkalmazni.

Abszolút kormeghatározásra leggyakrabban a 3.1 táblázatban megadott radioaktív izotópokat használjuk fel. A táblázat adatai alapján megállapíthatjuk az egyes radioaktív elemek földtani kormeghatározási alkalmazhatóságát.

3.1 táblázat

Abszolút kormeghatározásra használt radioaktív izotópok




instabil izotóp

stabil végtermék

a bomlást kísérő sugárzás

felezési idő [év]





8 + 6







7 + 4







6 + 4















elektron befogás









5730







12.26

Az urán-ólom, tórium-ólom, rubídium-stroncium, kálium-argon módszerek jól bevált kormeghatározási eljárások kőzetekre, főleg igen hosszú (néhány százmillió éves) korok meghatározására [94].

A radiokarbon (C14) módszer elsősorban szerves maradványok életkorának meghatározására alkalmas és kb. 50000 éves korig alkalmazható. A földtörténeti negyedkor (a kvarter) -kutatás és a régészet használja [94].
A trícium módszer a rövid felezési ideje miatt fiatal, legfeljebb 100 éves anyagok (főleg vizek) kormeghatározására alkalmas. Elsősorban a hidrogeológiában használják [94].


3.3 Földtörténeti időskála

A földtani események időbeli sorrendbe állításával a sztratigráfia (rétegtan) és a paleontológia (őslénytan) foglalkozik [5]. A sztratigráfia alapelve szerint az üledékes kőzetrétegek térbeli egymásutánisága időbeli sorrendet jelent; azaz mélyebben az idősebb, magasabban a fiatalabb kőzetek helyezkednek el. Ezen az elven az üledékek közé benyomult vulkáni kőzetek kora is meghatározható, mivel a vulkáni kőzet az átharántolt rétegeknél fiatalabb. A paleontológia a geológiai korbesorolás megbízhatóbb és praktikusabb módszere, segítségével az egész Földre egységes időrend határozható meg. A lényege az, hogy a különböző földtörténeti korokban más és más, egyre fejlődő élővilág népesítette be a Földet; és mivel az evolúció olyan folyamat, amely nem ismétli önmagát, így a kőzetekben található ősmaradványok magukon viselik az idő bélyegét.

A fentiekből világos, hogy a sztratigráfia és a paleontológia csak időbeli egymásutániságot vagy közel egyidejűséget tud megállapítani, ezért ezeket a geológiai módszereket relatív kormeghatározási módszernek nevezzük. Így tehát a klasszikus geológiai módszerekkel nem állapítható meg, hogy az egyes földtörténeti korok milyen hosszúak; és ráadásul a paleozoikum előtti idők (a prekambrium) földtörténete sem deríthető fel ily módon, mivel a legrégebbi ősmaradványok mindössze a paleozoikum elejéről származnak.

3.3 ábra. Abszolút földtörténeti időskála
A radioaktív kormeghatározások módszere azonban lehetőséget ad a földtörténeti korok abszolút meghatározására, tehát a relatív geológiai időskála években történő kifejezésére: A Kulp által meghatározott abszolút földtörténeti időskálát [58] a 3.3 ábrán mutatjuk be.

Az abszolút kormeghatározás másik eredménye, hogy kiterjesztette az időskálát a prekambriumi képződményekre is. Kiderült, hogy a prekambrium minden várakozást felülmúlóan rendkívül hosszú időszak és minden kontinensen hatalmas méretű prekambriumi képződmények vannak. A kontinensek ezek legősibb (általában 2500-3000 millió éves) kőzettartományait kontinentális magoknak, vagy ősi pajzsoknak nevezik. A Föld legidősebb kőzeteit Dél-Afrikában és Szibériában találták, ezek 3200 illetve 3500 millió évesek.




3.4 A Föld életkora

A Föld életkorának a keletkezésétől a jelen pillanatig eltelt időt kellene értenünk; azonban a Föld keletkezéséről egyelőre csak hipotéziseink vannak [4], így ehhez nehéz hozzákötni a Föld korát. Könnyebben definiálhatjuk a Föld geológiai életkorát: ezen az első kéreg kialakulásától a jelen pillanatig eltelt időt értjük. A földkéreg kialakulásának ideje azonban korántsem egyezik meg a Föld kialakulásának idejével, így a geológiai életkor csupán alsó határt jelent, amelynél a Föld nem lehet fiatalabb.

Jelenleg a Föld korára a legjobb közelítést a Patterson-féle ún. meteorit módszer szolgáltatja [94]. Az eljáráshoz az urán-ólom módszer használható. Problémát jelent azonban, hogy nem ismerjük a keletkezés pillanatában már nyilvánvalóan meglevő ún. ősólom mennyiségét. Ennek meghatározásához a meteoritok anyagi összetételének vizsgálata nyújt segítséget.

Patterson feltételezi, hogy a meteoritok a Földdel azonos ősanyagból egyidőben képződtek, majd a képződés után elszakadtak. Ezen meteoritok jelenlegi ólomizotóp összetétele nyilvánvalóan két tényezőtől függ: egyrészt a keletkezésük pillanatában már meglevő ősólom mennyiségétől (jelöljük ezt [Pb204], [Pb206], [Pb207] és [Pb208]-al); másrészt a keletkezésük pillanatában meglevő U és Th mennyiségétől, mivel ezek is és izotópokat termelnek. (A nem radiogén eredetű). Válasszunk ki olyan meteoritokat, amelyekben nincs, vagy elhanyagolhatóan kicsi az U és Th tartalom. Ezek a meteoritok az ősólom-izotóp összetételét őrzik, amelyekben meghatározhatjuk a különböző ősólom-izotóp arányokat:
és
(a Th bomlásából származó izotóppal most nem foglalkozunk).

Ha ezek után meghatározzuk a Föld jelenlegi átlagos


és
izotóp arányait, akkor azt tapasztaljuk, hogy ezek nagyobbak, mivel a kezdeti ősólomhoz a földi U-ból további és képződött. Tegyük fel, hogy a p' és a q' csak emiatt nagyobbak, tehát nem volt ólom-csere sem a légkör, sem a Föld mélyebb részei felé. Ekkor a Föld keletkezése óta képződött (p'-p) illetve (q'-q) ólom mennyiségét a (3.1) szerint az

és az



egyenletek alapján határozhatjuk meg. Ezekből a (3.4) felhasználásával:
(3.6)
Ha tehát ismerjük az átlagos földi p' , q' és az [U238]/[U235] arányokat, továbbá az erre alkalmas meteoritokból meghatározzuk a p és a q ősólom-izotóp arányokat, akkor a és a bomlási állandók ismeretében a (3.6) összefüggés felhasználásával kiszámíthatjuk a Föld t0 korát. Amennyiben a bomlásából származó izotóppal is foglalkozunk, akkor a (3.6)-hoz hasonlóan további két összefüggés írható fel az újabb ólomizotóp arányokra. A három összefüggésből egyenként meghatározott t0 értéknek elvileg meg kell egyezni és az így kapott érték lényegében a Föld anyagának a Naprendszer anyagától való elkülönülésétől számított idő.

3.4 ábra. Meteoritok ólomizotóp aránya
A módszernek talán leginkább vitatható feltevése, hogy vajon a meteoritok valóban a Földdel azonos eredetűek-e? Nos ez eléggé jól valószínűsíthető annak alapján, hogy bizonyos elemek aránya azonos bennük a földi átlagos arányokkal. Kiszámítható továbbá, hogy ha valamely urán-ólom tömeg úgy oszlik részekre, hogy azokba különböző mennyiségű urán és ólom kerül, akkor bizonyos idő múlva a p és a q izotóparányokat megvizsgálva és ezeket a számértékeket a pq koordináta-rendszerben ábrázolva egyenest kell kapnunk. A 3.4 ábra mutatja, hogy a különböző meteoritokon elvégzett vizsgálatok valóban erre az eredményre vezetnek. Így valóban feltételezhető az is, hogy az uránmentes meteoritok az ősólom összetételét őrzik; sőt az uránt tartalmazó meteoritokat is fel lehet használni az ősólom meghatározására, ha megfelelő korrekciókat alkalmazunk.

A meteoritok vizsgálata alapján az ősólom aránya: p = 9.5, q = 10.4 és r = [Pb238]/[Pb204] = 29.5 . Ugyanakkor a földi átlagos izotóparányok: p' = 12.65, q' = 14.27 és r' = 32.78; valamint az [U238]/[U235] = 137.8 .

Mindezek figyelembevételével a Patterson által kidolgozott fenti eljárással a Föld életkora:

to = 4550 ± 70 millió év,

azaz kb. 4.5 milliárd év.

Teljesen hasonlóan a rubídium-stroncium bomlás alapján is meghatározható a Föld kora. Instabil elemeket is tartalmazó meteoritok vizsgálata alapján kiszámították a meteoritok korát, a holdkőzetek vizsgálata alapján pedig a Hold korát. Mindkettő megegyezik a Föld korával, bizonyítva ezek egyidejű keletkezését.

Végül az eddigi ismeretek birtokában a 3.5 ábrán röviden összefoglaltuk a Föld történetét a radioaktív kormeghatározások alapján.



3.5 ábra. A Föld története






Verilənlər bazası müəlliflik hüququ ilə müdafiə olunur ©azrefs.org 2016
rəhbərliyinə müraciət

    Ana səhifə