閉鎖温度

放射年代測定において、閉鎖温度または遮断温度とは、鉱物などの系が放射年代測定で示される時点の温度を指します。物理的には、閉鎖温度とは、系が冷却されて親同位体または娘同位体が系から外部環境に有意に拡散しなくなる温度です。^{[ 1 ]}この概念の最初の数学的定式化は、 Martin H. Dodson による画期的な論文「冷却する地質年代学的および岩石学的システムにおける閉鎖温度」で、1973 年に雑誌Contributions to Mineralogy and Petrologyに掲載され、その後、他の科学者によって実用的な実験的定式化に改良されました。^{[ 1 ]}この温度は、さまざまな鉱物間で大きく異なり、考慮される親原子と娘原子によっても異なります。^{[ 2 ]}これは、特定の物質と同位体システムに固有のものです。^{[ 3 ]}

システムの閉鎖温度は、高温炉を使用してサンプル鉱物を人工的にリセットすることにより、実験室で実験的に決定できます。鉱物が冷えると、結晶構造が形成され始め、同位体の拡散が遅くなります。ある温度で、結晶構造が十分に形成されて同位体の拡散が阻止されます。この温度はブロッキング温度として知られており、鉱物が測定可能な同位体拡散に対して閉鎖系となる温度を表します。^{[ 3 ]}したがって、放射年代測定によって計算できる年代は、岩石または鉱物がブロッキング温度まで冷えた時間です。

これらの温度は、既知の閉鎖温度を持つ他の鉱物の年代と比較することによって、現場でも特定することができる。

閉鎖温度は、地質年代学および熱年代学において、地質時代の出来事の年代を特定したり、地質学的プロセスの速度を決定したりするために使用される。

以下の表は、いくつかの物質の閉鎖温度を示しています。これらの値は、使用されている同位体システムによってリストされている特定の鉱物の閉鎖温度の概算値です。これらの値は概算値であり、より正確な閉鎖温度値を得るには、研究対象の鉱物粒子の拡散特性をより精密に計算し、特性評価する必要があります。