放射年代測定

すべての通常の物質は、それぞれ固有の原子番号を持つ化学元素の組み合わせで構成されており、原子番号は原子核内の陽子の数を示しています。さらに、元素は異なる同位体として存在することがあり、各同位体は原子核内の中性子の数が異なります。特定の元素の特定の同位体は核種と呼ばれます。一部の核種は本質的に不安定です。つまり、ある時点で、そのような核種の原子は放射性崩壊を起こし、自発的に別の核種に変化します。この変化は、アルファ崩壊（アルファ粒子の放出）やベータ崩壊（電子放出、陽電子放出、または電子捕獲）など、さまざまな方法で起こる可能性があります。別の可能性としては、 2つ以上の核種への自発的な核分裂があります。^{[ 5 ]}

特定の原子核が崩壊する瞬間は予測不可能ですが、放射性核種の原子の集合は、半減期と呼ばれるパラメータで表される速度で指数関数的に崩壊します。年代測定法を議論する際には、通常、半減期は年単位で表されます。半減期が経過すると、問題の核種の原子の半分が「娘核種」または崩壊生成物に崩壊します。多くの場合、娘核種自体が放射性であるため、崩壊連鎖が生じ、最終的に安定な（非放射性の）娘核種が形成されます。このような連鎖の各段階は、それぞれ異なる半減期によって特徴付けられます。これらの場合、放射年代測定で関心のある半減期は通常、連鎖の中で最も長い半減期であり、これは放射性核種が最終的に安定な娘核種に変化する際の律速段階となります。放射年代測定に利用されてきた同位体システムの半減期は、わずか約10年（例：トリチウム）から1000億年以上（例：サマリウム147）まで様々である。^{[ 6 ]}

ほとんどの放射性核種の場合、半減期は核特性のみに依存し、本質的に一定です。^{[ 7 ]}これは、異なる手法で測定された崩壊定数が分析誤差の範囲内で一貫した値を示し、同じ物質の年代が1つの方法から別の方法まで一貫していることからわかっています。温度、圧力、化学環境、磁場または電場の存在などの外部要因の影響を受けません。^{[ 8 ] [ 9 ] [ 10 ]}唯一の例外は、ベリリウム-7、ストロンチウム-85、ジルコニウム-89などの電子捕獲プロセスによって崩壊する核種で、その崩壊速度は局所的な電子密度の影響を受ける可能性があります。他のすべての核種については、元の核種が時間の経過とともに崩壊するにつれて、元の核種とその崩壊生成物の割合が予測可能な方法で変化します。この予測可能性により、関連する核種の相対存在量を時計として使用して、元の核種が物質に取り込まれた時点から現在までの時間を測定できます。

放射性崩壊定数、すなわち原子が1年間に崩壊する確率は、放射能の一般的な測定の確固たる基礎である。年代（および核種の半減期）の決定の正確さと精度は、崩壊定数の測定の正確さと精度に依存する。^{[ 11 ]}成長法は、娘核種を蓄積することによって系の崩壊定数を測定する方法の1つである。残念ながら、崩壊定数が高い核種（非常に古い試料の年代測定に役立つ）の場合、正確に測定するために、単一の試料に十分な崩壊生成物を蓄積するには長い時間（数十年）が必要となる。より速い方法としては、粒子カウンターを使用してアルファ、ベータ、またはガンマの放射能を測定し、それを放射性核種の数で割る方法がある。しかし、放射性核種の数を正確に決定することは困難で費用がかかる。あるいは、既知の年代の岩石の同位体データを比較することによって崩壊定数を決定することもできる。この方法では、鉛-鉛系などの同位体システムの少なくとも1つを非常に精密に較正する必要がある。

放射年代測定の基本方程式では、親核種も娘核種も、物質が形成された後に物質に出入りできないことが前提となります。親同位体と娘同位体の汚染による交絡効果、および試料が作成されて以来の同位体の損失や増加による影響を考慮する必要があります。したがって、年代測定対象の物質についてできるだけ多くの情報を入手し、変質の兆候がないか確認することが不可欠です。^{[ 12 ]}岩体の異なる場所から複数の試料を採取して測定すると、精度が向上します。あるいは、同じ試料から複数の異なる鉱物を年代測定でき、それらが同じイベントによって形成され、形成時にリザーバーと平衡状態にあったと仮定すると、それらは等時線を形成するはずです。これにより、汚染の問題を軽減できます。ウラン-鉛年代測定では、コンコーディア図が使用され、核種の損失の問題も軽減されます。最後に、試料の年代を確認するために、異なる同位体年代測定法間の相関が必要になる場合があります。例えば、西グリーンランドのアミツォク片麻岩の年代は、ウラン-鉛年代測定法では3.60 ± 0.05 Ga（10億年前）、鉛-鉛年代測定法では3.56 ± 0.10 Ga（10億年前）と決定され、これらの結果は互いに一致している。^{[ 13 ]： 142-143}

正確な放射年代測定には、一般的に、親核種の半減期が測定時に十分な量が存在するほど長く（ただし、後述の「短寿命の消滅した放射性核種を用いた年代測定」の項で説明する場合を除く）、親核種の半減期が正確に分かっており、娘核種が十分に生成されて、試料中に存在する娘核種の初期量と正確に区別できることが必要です。親核種と娘核種を分離・分析する手順は、精密かつ正確でなければなりません。通常、これには同位体比質量分析法が用いられます。^{[ 14 ]}

年代測定法の精度は、部分的には、関連する放射性同位体の半減期に依存します。たとえば、炭素14の半減期は5,730年です。生物が60,000年死んでからでは、炭素14がほとんど残っていないため、正確な年代測定はできません。一方、炭素14の濃度は急激に減少するため、比較的若い遺物の年代は数十年単位で正確に決定できます。^{[ 15 ]}

閉鎖温度または遮断温度は、研究対象の同位体に関して鉱物が閉鎖系となる温度を表します。娘核種を選択的に排除する物質がこの温度以上に加熱されると、時間とともに蓄積された娘核種は拡散によって失われ、同位体の「時計」がゼロにリセットされます。鉱物が冷えると、結晶構造が形成され始め、同位体の拡散は容易ではなくなります。ある温度で、結晶構造が十分に形成され、同位体の拡散が阻止されます。したがって、ゆっくりと冷却される火成岩または変成岩または溶融物は、閉鎖温度以下に冷却されるまで、測定可能な放射性崩壊を示しません。放射年代測定によって計算できる年代は、岩石または鉱物が閉鎖温度まで冷却された時間です。^{[ 16 ] [ 17 ]}この温度は鉱物および同位体システムごとに異なるため、ある鉱物ではシステムが閉鎖されていても、別の鉱物では開いている場合があります。同一岩石中の異なる鉱物や同位体システム（閉鎖温度が異なる）の年代測定を行うことで、当該岩石の熱履歴を時系列的に追跡することが可能となり、変成作用の履歴を詳細に解明できる可能性がある。これらの温度は、高温炉を用いて試料鉱物を人工的にリセットすることで、実験室で測定される。この分野は、熱年代学または熱年代測定法として知られている。

放射性崩壊と地質学的時間を関連付ける数式は^{[ 16 ] [ 18 ]である。}

どこ

• tはサンプルの年齢です。
• D *は試料中の放射性娘核種の原子数です。
• D ₀は、元の組成または初期組成における娘同位体の原子数です。
• N ( t )_は時刻t（現在）における試料中の親同位体の原子数であり^、N ( t ) = N0e - ^λtで与えられ、
• λは親同位体の崩壊定数であり、親同位体の放射性半減期^{[ 19 ]}の逆数に2の自然対数を掛けた値に等しい。

この方程式は、定数の初期値N _oではなく、測定量N ( t ) を用いて表現するのが最も便利です。

年齢を計算するには、システムが閉鎖系であること（親同位体も娘同位体もシステムから失われていないこと）、D _{0 は}無視できるほど小さいか正確に推定できること、λは高精度で既知であること、そして D* とN ( t )の正確かつ精密な測定値があることが前提となります。

上記の式は、試験対象の物質が閉鎖温度以下に冷却された時点での親同位体と娘同位体の組成に関する情報を使用します。これは、ほとんどの同位体システムでよく知られています。^{[ 17 ] [ 20 ]}ただし、アイソクロンの作成には、標準同位体に対する親同位体と娘同位体の現在の比率のみを使用して、元の組成に関する情報は必要ありません。アイソクロン図は、年代方程式をグラフで解いて、サンプルの年代と元の組成を計算するために使用されます。

ウラン鉛放射年代測定法は、ウラン235またはウラン238を用いて物質の絶対年代を測定する方法です。この方法は改良が進み、岩石の年代測定における誤差範囲は、25億年で200万年未満にまで抑えられるようになりました。^{[ 23 ] [ 24 ]}中生代の若い岩石では、2～5%の誤差範囲が達成されています。 ^{[ 25 ]}

ウラン-鉛年代測定は、ジルコン（ZrSiO _{4 ）}という鉱物に対して行われることが多いが、バデライトやモナザイトなどの他の物質にも使用できる（モナザイトの地質年代学を参照）。^{[ 26 ]}ジルコンとバデライトは、ジルコニウムの代わりにウラン原子を結晶構造に取り込むが、鉛は強く拒絶する。ジルコンは閉鎖温度が非常に高く、機械的風化に強く、化学的に非常に不活性である。また、ジルコンは変成作用中に複数の結晶層を形成し、それぞれの層にその作用の同位体年代が記録される可能性がある。レーザーICP-MSまたはSIMS技術により、その場でのマイクロビーム分析が可能となる。^{[ 27 ]}

その大きな利点の1つは、どの試料にも2つの年代測定法が備わっていることです。1つはウラン235が鉛207に崩壊する際の半減期が約7億年であることに基づく年代測定法、もう1つはウラン238が鉛206に崩壊する際の半減期が約45億年であることに基づく年代測定法です。これにより、鉛の一部が失われた場合でも試料の年代を正確に決定できる相互チェック機能が組み込まれています。これはコンコーディア図で確認できます。コンコーディア図では、試料は誤差線（直線）に沿ってプロットされ、その直線が試料の年代を示すコンコーディア曲線と交差します。

これは、半減期1060億年の^{147Smから143Nd}へのアルファ崩壊を伴う。25億年の年代において、2000万年以内の精度レベルが達成可能である。^{[ 28 ]}

これは、カリウム40が電子捕獲または陽電子崩壊を起こしてアルゴン40になる過程を利用したものです。カリウム40の半減期は13億年なので、この方法は最も古い岩石にも適用できます。放射性カリウム40は雲母、長石、角閃石に多く含まれていますが、これらの鉱物における閉鎖温度は比較的低く、 雲母で約350℃、 角閃石で約500℃です。

これは、半減期が 500 億年のルビジウム 87からストロンチウム 87へのベータ崩壊に基づいています。この方法は、古い火成岩や変成岩の年代測定に使用され、月のサンプルの年代測定にも使用されています。閉鎖温度は非常に高いため、問題になりません。ルビジウム-ストロンチウム年代測定は、ウラン-鉛法ほど正確ではなく、30 億年前のサンプルでは 3000 万年から 5000 万年の誤差があります。断層内の単一鉱物粒子内でのその場分析 (レーザーアブレーション ICP-MS) の適用により、Rb-Sr 法を使用して断層運動のエピソードを解読できることが示されています。^{[ 29 ]}

比較的短距離の年代測定法は、ウラン234がトリウム230に崩壊する過程に基づいています。トリウム230の半減期は約8万年です。これと並行して、ウラン235がプロトアクチニウム231に崩壊する過程も存在します。プロトアクチニウム231の半減期は3万2760年です。

ウランは水溶性であるが、トリウムとプロトアクチニウムは水溶性ではないため、これらは選択的に海底堆積物に沈殿し、そこから同位体比が測定される。この方法は数十万年にわたる測定が可能である。関連する方法として、イオニウム-トリウム年代測定法があり、これは海底堆積物中のイオニウム（トリウム230）とトリウム232の比率を測定するものである。

放射性炭素年代測定は、単に炭素14年代測定とも呼ばれます。炭素14は炭素の放射性同位体で、半減期は5,730年^{[ 31 ] [ 32 ]}（上記の同位体と比べると非常に短い）で、窒素に崩壊します^{[ 33 ]} 。他の放射年代測定法では、重い親同位体は超新星爆発における核合成によって生成されるため、半減期の短い親同位体は現在までに消滅しているはずです。しかし、炭素14は、宇宙線によって生成された中性子と上層大気中の窒素との衝突によって継続的に生成されるため、地球上ではほぼ一定のレベルに保たれています。炭素14は最終的に大気中の二酸化炭素（CO2 _）の微量成分となります^{[ 34 ] 。}

炭素を基盤とする生命体は、生涯を通じて炭素を取り込みます。植物は光合成によって炭素を獲得し、動物は植物や他の動物を食べることによって炭素を獲得します。生物が死ぬと、新たな炭素14の取り込みが停止し、既存の同位体は特徴的な半減期（5730年）で崩壊します。生物の遺骸を調べた際に残っている炭素14の割合は、死後経過した時間を示します。このため、炭素14は骨や生物の遺骸の年代測定に理想的な年代測定法となります。炭素14年代測定の限界は約58,000～62,000年です。^{[ 35 ]}

炭素14の生成速度はほぼ一定であると考えられ、炭素14年代測定法と他の年代測定法との相互検証では一貫した結果が得られることが示されています。しかし、火山の局所的な噴火や大量の二酸化炭素を放出するその他の事象は、局所的な炭素14濃度を低下させ、不正確な年代をもたらす可能性があります。工業化の結果として生物圏に放出された二酸化炭素も、炭素14の割合を数パーセント低下させました。対照的に、1960年代初頭まで行われた地上核実験によって炭素14の量は増加しました。また、太陽風や地球の磁場が現在の値よりも増加すると、大気中で生成される炭素14の量は減少します。^{[ 36 ]}

これは、材料の研磨されたスライスを検査し、ウラン238不純物の自発核分裂によって残された「トラック」マークの密度を決定するものです。サンプルのウラン含有量を知る必要がありますが、これは材料の研磨されたスライスの上にプラスチックフィルムを置き、低速中性子を照射することによって決定できます。これにより、238Uの自発核分裂ではなく、235Uの誘導核分裂が起こります。^このプロセス^{によって生成された核分裂トラックはプラスチックフィルムに記録されます。材料のウラン含有量は、トラックの数と}中性子束から計算できます。^{[ 37 ]}

この方法は、幅広い地質年代に適用できます。数百万年前までの年代については、雲母、テクタイト（火山噴火によるガラス片）、隕石が最適です。それより古い年代については、ウラン含有量が異なるジルコン、アパタイト、チタン石、緑簾石、ガーネットを使用して年代測定できます。 ^{[ 38 ]}核分裂飛跡は200℃以上の温度で修復されるため、 この技術には利点だけでなく限界もあります。この技術は、鉱床の熱履歴を詳細に調べるための応用が期待されています。^{[ 39 ]}

1952年から1958年にかけての核兵器の大気圏爆発時に海水が照射されたことにより、通常は希少な^36Cl（半減期約30万年）が大量に生成された^。36Clの大気中での滞留時間は約1週間である。そのため、土壌や地下水中の1950年代の水のイベントマーカーとして、^36Clは現在から50年以内の水の年代測定にも役立つ。36Cl^{は、氷[ 40 ]}や堆積物の年代測定など、地質学の他の分野でも使用されている。

ルミネッセンス年代測定法は、同位体の存在量に基づいて年代を計算するわけではないため、放射年代測定法とは異なります。代わりに、特定の鉱物に対する背景放射線の結果を利用します。時間の経過とともに、電離放射線は、石英やカリ長石などの堆積物や考古学的資料中の鉱物粒子に吸収されます。放射線によって、構造的に不安定な「電子トラップ」内に電荷が粒子内に残ります。日光や熱にさらされると、これらの電荷が放出され、サンプルが効果的に「漂白」され、時計がゼロにリセットされます。トラップされた電荷は、サンプルが埋まった場所の背景放射線の量によって決まる速度で、時間の経過とともに蓄積されます。光（光刺激ルミネッセンスまたは赤外線刺激ルミネッセンス年代測定）または熱（熱ルミネッセンス年代測定）を使用してこれらの鉱物粒子を刺激すると、蓄積された不安定な電子エネルギーが放出されるときにルミネッセンス信号が放出され、その強度は埋没中に吸収された放射線の量と鉱物の特定の特性によって変化します。^{[ 41 ]}

これらの方法は、堆積層の年代を特定するために使用できます。上に堆積した層は、粒子が日光によって「漂白」されてリセットされるのを防ぐからです。陶器の破片は、一般的に窯で焼かれたときなど、最後に大きな熱にさらされた時期を特定できます。^{[ 41 ]}

その他の方法としては、以下のようなものがあります。

• アルゴン-アルゴン（Ar-Ar）
• ヨウ素-キセノン（I-Xe）
• ランタン-バリウム（La-Ba）
• 鉛-鉛（Pb-Pb）
• ルテチウム-ハフニウム（Lu-Hf）
• ハフニウム-タングステン年代測定法（Hf-W法）
• カリウムカルシウム（K-Ca）
• レニウム-オスミウム（Re-Os）
• ウラン-ウラン（U-U）
• クリプトン-クリプトン（Kr-Kr）
• ベリリウム（^10Be～^9Be）^{[ 42 ]}

¹²⁹¹²⁹はベータ崩壊する半減期が16.14 ± 0.12 百万年。^{[ 44 ]}ヨウ素-キセノン年代測定法^{[ 45 ]はアイソクロン法である。試料は原子炉内で中性子に曝される。これにより、ヨウ素の唯一の安定同位体（ 127）}が変化する。I ) を^128に中性子捕獲とそれに続くベータ崩壊によるXe （ ^{128 ）}I ) 照射後、サンプルは一連のステップで加熱され、各ステップで発生したガスのキセノン同位体シグネチャが分析されます。一貫した¹²⁹Xe / ¹²⁸Xe比は複数の連続した温度ステップにわたって観測され、これは試料からキセノンが失われなくなった時点に対応するものと解釈できる。

シャローウォーターと呼ばれる隕石のサンプルは、通常、^{127からの変換効率を監視するために照射に含まれます。}128まで^​Xe。測定値の差は¹²⁹Xe / ¹²⁸サンプルとシャローウォーターのXe比は、 ^{129の異なる比率に対応します。}I / ¹²⁷それぞれの星がキセノンの放出を停止した時点。これはひいては、初期太陽系における閉鎖年齢の差に対応する。

短命な絶滅放射性核種年代測定のもう1つの例は²⁶アル-26^​コンドリュールの相対年代^を推定するために使用できるMgクロノメーター。26Alは²⁶に崩壊する半減期が72万年のマグネシウム。年代測定は、 ²⁶の自然存在比からのずれを見つけるだけの問題である。Mg （ ²⁶の積）Al崩壊）安定同位体の比率と比較すると²⁷Al / ²⁴Mg . ^{[ 46 ]}

²⁶の超過Mg（しばしば^{26と表記される）}Mg *) は^{26 を比較することによって見つかります}マグネシウム/ ²⁷Mgの比率は他の太陽系物質のそれとほぼ同じである。^{[ 47 ]}

26^​アル-26^​Mgクロノメーターは、原始隕石の形成期間をわずか数百万年（コンドリュールの形成には140万年）と推定している。^{[ 48 ]}

短寿命の⁵³ Mn- ⁵³ Cr 年代測定法は、半減期 3.80 ± 0.23 百万年の⁵³ Mn から^{53 Cr への放射性崩壊に基づいています。 [ 49 ]}マンガンとクロムは中程度の揮発性元素であるため、冷却中の太陽星雲でのこれらの元素の分別により、この年代測定法は、初期太陽系物質における揮発性元素の枯渇イベントの年代測定に特に適しています。^{[ 50 ]}年代測定法として使用するための前提条件である、太陽系における⁵³ Mnの初期均一分布は、太陽系物質の初期の研究で確立されました。 ^{[ 51 ]}隕石に適用された⁵³ Mn- ⁵³ Cr 系統学は、コンドライト母天体の起源と初期地球の揮発性元素の枯渇の歴史に関する重要な洞察を提供してきました。^{[ 52 ]}原始地球の揮発性元素の枯渇は、カルシウム・アルミニウムに富む包有物（CAI）の形成から約300万年後までに確立され、これは原始惑星系円盤の消滅と同時期であったが、惑星の完全な集積は約7000万年以内に完了した。^{[ 53 ]}