תיארוך רדיומטרי

מתוך ויקיפדיה, האנציקלופדיה החופשית
קפיצה אל: ניווט, חיפוש

תיארוך רדיומטרי (אנגלית: Radiometric dating, נקרא גם תיארוך רדיואקטיבי) היא שיטה לתיארוך חומרים. השיטה מבוססת על ידיעת קצב הדעיכה הרדיואקטיבית של איזוטופים טבעיים, ושיעורו של קצב זה בעת המדידה. שיטה זו היא הבסיס העיקרי לקביעת, למשל, גיל כדור הארץ ומהווה מקור מידע משמעותי ביותר לגבי קצב השינוי האבולוציוני.

קיימות מספר שיטות הנבדלות זו מזו בדיוקן (מידת השגיאה במדידה), עלות ומסגרת הזמן הניתנת למדידה.

עקרונות התיארוך הרדיומטרי[עריכת קוד מקור | עריכה]

חומר רגיל מורכב משילובים של יסודות כימיים, כל אחד מהם עם מספר אטומי משלו, המציין את מספר הפרוטונים בגרעין. בנוסף, יסודות מופיעים כאיזוטופים שונים, הנבדלים זה מזה במספר הנייטרונים שבגרעין. איזוטופ מסוים של יסוד מסוים נקרא נוקליד. מספר נוקלידים אינם יציבים במידה רבה. כלומר, בנקודת זמן אקראית כלשהי, האטום של נוקליד כזה יהפוך לנוקליד אחר בתהליך התפרקות רדיואקטיבית. המעבר הזה מתרחש על ידי פליטה של חלקיקים כגון אלקטרונים (הידוע כהתפרקות בטא) או גרעיני הליום (התפרקות אלפא).

בעוד שהרגע בו גרעין מסוים יתפרק הוא אקראי, קבוצת אטומים של נוקליד רדיואקטיבי מתפרקת באופן מעריכי בשיעור המתואר על ידי הפרמטר הידוע כזמן מחצית חיים, שנמדד בשנים כשמדובר בשיטות תיארוך. משמעותו של זמן מחצית החיים היא שלאחר כל פעם שמסתיים מחזור אחד שלו (כלומר, אם זמן מחצית החיים הוא דקה אחת אזי מדובר על דקה אחת שחלפה) נותרת בדגימה מחצית מכמות האטומים שהיו בה בתחילת המדידה, וזאת כיוון שחצי מהאטומים התפרקו. חומרים רדיואקטיביים רבים מתפרקים מנוקליד אחד לתוצר התפרקות (או "גרעין בת") סופי ויציב דרך סדרה של שלבים הידועים כסדרת התפרקות. במקרה זה, זמן מחצית החיים שמדובר עליו הוא הארוך ביותר בכל השרשרת, ולא רק שלב אחד בשרשרת.

לנוקלידים שמשתמשים בהם בתיארוך רדיומטרי יש זמן מחצית חיים הנע בין אלפי שנים למיליארדי שנים.

לרוב, זמן מחצית החיים של נוקליד תלוי אך ורק בתכונות הגרעין. גורמים חיצוניים כגון טמפרטורה, סביבה כימית, שדה חשמלי, שדה מגנטי אינם משפיעים עליו[1]. עם זאת, ראוי לציין כי שיעור ההתפרקות של יסודות כגון בריליום-7, סטרונציום-85 וזירקוניום-89 עשוי להיות מושפע מצפיפות האלקטרונים של הדגימה. כיוון שכך, לא נהוג להשתמש באיזוטופים אלה לצורך תיארוך רדיומטרי.

למרות שניתן להאיץ התפרקות על ידי הפגזה רדיואקטיבית (הפגזה רדיואקטיבית היא תהליך שבו מכוונים אלומת חלקיקים רדיואקטיביים לעבר דגימת האיזוטופ), הפגזה זו נוטה להשאיר עדויות על התרחשותה. אם מזניחים את השיקולים האלה, הדעה הרווחת היא כי זמן מחצית החיים של כל נוקליד הוא קבוע (ואיתו קצב ההתפרקות). לפיכך, בכל חומר המכיל נוקליד רדיואקטיבי, היחס הכמותי בין הנוקליד המקורי לבין תוצר(י) ההתפרקות שלו משתנה בדרך הניתנת לניבוי כשהנוקליד המקורי מתפרק. יכולת הניבוי הזאת מאפשרת לעשות שימוש בכמויות היחסיות של הנוקלידים מבין כל הנוקלידים הקיימים כשעון שמודד את הזמן מהפכת הנוקליד המקורי לתוצר הבת עד להווה.

התהליכים היוצרים חומרים מסוימים הם לעתים נוחים מאוד בשל כך שהם בוררים את החומרים שאותם מכניסים לתרכובותיהם. במקרה האידאלי, החומר יכלול את נוקליד האב ויפלוט את נוקליד הבת. במקרה זה, נוקליד הבת היחיד שיימצא במהלך בחינת דגימה בוודאי יהיה בה מאז שהיא נוצרה. כשחומר מכיל את נוקליד האב ואת נוקליד הבת בזמן היווצרותו, ייתכן ויהיה זה הכרחי להניח שהיחסים ההתחלתיים של חומר רדיואקטיבי ונוקליד הבת שלו ידועים. תוצר הבת לא יכול להיות מולקולת גז קטנה שיכולה לעזוב את החומר, והוא חייב להיות בעל זמן מחצית חיים ארוך מספיק משל עצמו על מנת שיהיה ניתן למצוא אותו בכמות מספיקה. בנוסף, ליסוד ההתחלתי ותוצר ההתפרקות אסור להיווצר או להיצרך בכמויות משמעותיות על ידי תגובות אחרות. התהליכים שבהם עושים שימוש כדי לבודד ולנתח את תוצרי התגובה הכימית חייבים להיות ישירים ואמינים.

אם חומר שפולט באופן בררני את נוקליד הבת מתחמם, כל נוקליד בת שיצטבר במהלך זמן יאבד דרך פעפוע, "ויכוון" את השעון האיזוטופי לאפס. הטמפרטורה שבה תופעה זו מתרחשת ידועה כ"טמפרטורת החסימה" והיא ייחודית לכל סוג של חומר.

בניגוד לרוב שיטות התיארוך הרדיומטריות הפשוטות, תיארוך איזוכרוני, בו עושים שימוש ברצפי התפרקות של איזוטופים רבים (לדוגמה רצף ההתפרקות רובידיום-סטרונציום), לא דורש מידע מוקדם לגבי היחס ההתחלתי. כמו כן, עושים שימוש בשיטת התיארוך אָרגון-ארגון ברצף ההתפרקות אשלגן-ארגון על מנת לוודא שלא הייתה כמות התחלתית כלשהי של 40Ar.

משוואת הגיל[עריכת קוד מקור | עריכה]

בהתחשב בכך שיסוד האב הרדיואקטיבי מתפרק ליסוד בת יציב[2], הביטוי המתמטי שמקשר בין התפרקות רדיואקטיבית לבין זמן גאולוגי, הנקרא משוואת הגיל, הוא[3]:

 t = \frac{1}{\lambda} {\ln \left(1+\frac{D}{P}\right)}

כאשר:

t = גיל הדגימה

D = מספר האטומים של איזוטופ הבת בדגימה

P = מספר האטומים של איזוטופ האב בדגימה

λ = קבוע הדעיכה של איזוטופ האב

ln = לוגריתם טבעי

קבוע הדעיכה (או שיעור הדעיכה) הוא החלק ממספר האטומים של נוקליד רדיואקטיבי שמתפרקים ביחידת זמן נתונה. קבוע הדעיכה נמצא ביחס הפוך לזמן מחצית החיים הרדיואקטיבי[4]. כיום, מוצאים את זמן מחצית החיים באמצעות טבלאות ערכים שנבנו באופן אמפירי.

מגבלות השיטה[עריכת קוד מקור | עריכה]

למרות שתיארוך רדיומטרי מדויק באופן עקרוני, יש צורך בדייקנות רבה בביצוע התהליך. ההשפעות המבלבלות של זיהום התחלתי של איזוטופי אב ובת חייבות להילקח בחשבון, כמו גם ההשפעות של אובדן או השגת איזוטופים אלו מאז שהדגימה נוצרה. בנוסף, במדידה בספקטרומטר מסות, איזוטופים של נוקלידים אחרים עם מספר מסה זהה עלולים להפריע. ייתכן ויש צורך לבצע תיקונים על ידי מדידת יחסי האיזוטופים של היסודות שעשויים להפריע למדידת איזוטופ המטרה.

ספקטרומטרי מסה רגישים מאוד להפרעות. ההפרעה הקריטית ביותר היא איכות הריק. ריק גרוע מאפשר לאטומים גזיים ליירט אטומים מיוננים לפני המדידה. כושר ההפרדה של הגלאי מהווה גם כן גורם, אולם הציוד המודרני השתפר בהרבה לעומת מהדורות קודמות.

רמת הדיוק גדלה אם המדידה נעשית על דגימות שונות מאותו סלע אולם במקומות שונים. דרך נוספת היא בדיקת קיומו של איזוכרון. האיזוכרון קיים אם יש מספר מינרלים שונים שניתן לתארך מאותה דגימה, ניתן להניח שהם נוצרו באותו מאורע גאולוגי ושהם נמצאים בשיווי משקל עם המאגר שבו הם נמצאים מאז היווצרותם. לעתים יש צורך לבצע בדיקה בכמה שיטות שונות על מנת לוודא את גיל הדגימה.

הדיוק של שיטת תיארוך תלוי חלקית בזמן מחצית החיים של האיזוטופ הנבדק. לדוגמה, לפחמן-14 יש זמן מחצית חיים של פחות מ-6,000 שנים. לאחר שיצור היה מת במשך יותר מ-60,000 שנים, ריכוזו של הפחמן-14 בדגימה קטן מכדי לתת אות ברור על רקע רעשי המדידה. מצד שני, הריכוז של פחמן-14 יורד בתלילות עד שניתן לקבוע בדיוק של כמה עשורים את הגיל של שאריות צעירות יחסית. לאיזוטופ שעושים בו שימוש בתיארוך אורניום-אורניום יש זמן מחצית חיים ארוך יותר, אולם גורמים אחרים הם שהופכים אותו ליותר מדויק מתיארוך פחמן-14.

כמו כן, תיארוך מדויק יותר מתאפשר הודות להצלבת מספר שיטות תארוך עם יסודות שונים.

שיטות תיארוך מודרניות[עריכת קוד מקור | עריכה]

ניתן לבצע תיארוך רדיומטרי על דגימות קטנות ביותר (כמיליארדית הגרם) בעזרת שימוש בספקטרומטר מסות. מכשיר זה הומצא בשנות ה-40 והשימוש בו במסגרת תיארוך רדיומטרי החל בשנות ה-50. המכשיר פועל על ידי יצירת קרן של אטומים מיוננים מהדגימה הנבדקת. היונים עוברים דרך שדה מגנטי, המסיט אותם לכיוון חיישני דגימה שונים, הידועים בתור "גביעי פאראדיי", באופן התלוי במסה ובדרגת היינון שלהם. כשהם פוגעים בגביעים, היונים יוצרים זרם חשמלי חלש מאוד שיכול להימדד על מנת לקבוע את שיעור הפגיעות ואת הריכוזים היחסיים של האטומים השונים בקרניים.

שיטות לתיארוך ארוך-טווח[עריכת קוד מקור | עריכה]

שיטת התיארוך מסוג אורניום-עופרת היא אחת הוותיקות ביותר, כמו גם אחת מהמדויקות ביותר. היא שוכללה עד לנקודה שבה טעות בתיארוך של סלעים בני יותר משלושה מיליארדי שנים היא לא יותר משני מיליוני שנים. תיארוך אורניום-עופרת מבוצע בדרך כלל על המינרל זירקון (ZrSiO4), אולם ניתן לעשות בו שימוש גם על מינרלים אחרים. זירקון קולט אטומי אורניום לתוך המבנה הגבישי שלו כמחליפים לזירקוניום, אבל דוחה בעוצמה עופרת. לזירקון יש טמפרטורת חסימה (הטמפרטורה שמתחתיה אינם חופשיים לעזוב את המינרל, כך שהשעון הרדיומטרי מתחיל לפעול) גבוהה מאוד, עמידות בפני שבירה מכנית ואדיש מבחינה כימית במידה רבה. כמו כן, זירקון יוצר מספר רב של שכבות גבישיות במהלך אירועים מטאמורפיים, כאשר כל אחד מהם יכול להוות עדות לגיל איזוטופי של האירוע. ניתן להשיג אנליזה מקומית של המיקרו-קרן באמצעות שיטות הלייזר ICP-MS אוSIMS [5].

אחד מיתרונותיו המשמעותיים הוא שכל דגימה מספקת שני שעונים, אחד המבוסס על התפרקות אורניום 235 לעופרת-207 עם זמן מחצית חיים של 700 מיליוני שנים בקירוב, ואחד המבוסס על התפרקות אורניום-238 לעופרת-206 עם זמן מחצית חיים של 4.5 מיליארדי שנים בקירוב, דבר המספק בדיקת הצלבה מובנית שמאפשרת לקבוע בדייקנות את גיל הדגימה גם אם חלק מהעופרת אבד.

לעתים עושים שימוש בשתי שיטות רדיומטריות אחרות על מנת לבצע תיארוך ארוך-טווח. תיארוך אשלגן-ארגון כרוך בלכידת אלקטרונים או דעיכת פוזיטרונים של אשלגן-40 לארגון-40. לאשלגן-40 יש זמן מחצית חיים של 1.3 מיליארדי שנים בקירוב, כך ששיטה זו ישימה לסלעים העתיקים ביותר. אשלגן-40 רדיואקטיבי נפוץ בנציצים, פצלות השדה, והורנבלנדות, למרות שטמפרטורת החסימה בחומרים אלה היא נמוכה מאוד (בערך 125 מעלות צלזיוס בנציצים עד 450 מעלות בהורנבלנדות).

תיארוך רובידיום-סטרונציום מבוסס על התפרקות בטא של רובידיום-87 לסטרונציום-87, עם זמן מחצית חיים של 50 מיליארדי שנים בקירוב. עושים שימוש בשיטה זו על מנת לתארך סלעי יסוד וסלעים מותמרים, כמו גם לתיארוך של דגימות מהירח. טמפרטורות החסימה הן כה גבוהות עד כדי כך שאינן מהוות שיקול. תיארוך רובידיום-סטרונציום אינו מדויק כמו שיטת אורניום-עופרת, עם טעויות של 30 עד 50 מיליוני שנים עבור דגימה בת 3 מיליארדי שנים.

שיטות לתיארוך קצר-טווח[עריכת קוד מקור | עריכה]

Postscript-viewer-shaded.png ערך מורחב – תיארוך פחמן-14
איור זה מראה את היחס בין פחמן 12 לפחמן 14 בפחמן דו-חמצני אטמוספירי כפונקציה של הזמן במחצית השנייה של המאה ה-20

למספר שיטות תיארוך יש טווח קצר ולכן עושים בהן שימוש למחקרים היסטוריים או ארכאולוגיים. אחת הידועות שבהן היא שיטת פחמן-14 (C14).

פחמן-14 הוא איזוטופ רדיואקטיבי של פחמן, עם זמן מחצית חיים של 5,730 שנים (קצר מאוד בהשוואה לשיטות שתוארו). בשיטות תיארוך רדיומטריות אחרות, האיזוטופים הכבדים של אטום האב נוצרו נוצרו בהתפוצצויות סופרנובה של כוכבים שפיזרו חומר דרך הגלקסיה, ושמהם נוצרו כוכבי לכת וכוכבים. האיזוטופים של אטומי האב דעכו מאותו זמן, ולכן כל איזוטופ אב עם זמן מחצית חיים קצר צריך היה לדעוך עד ימינו.

פחמן-14 הוא מקרה יוצא דופן. הוא נוצר ללא הרף באמצעות התנגשויות של נייטרונים, שהם תוצרים משניים של תגובת חלקיקים אנרגטיים מהקרינה הקוסמית, עם חלקיקי חנקן הנמצאים באטמוספירה העליונה. ניתן למצוא עקבות של פחמן-14 בפחמן דו-חמצני אטמוספירי.

יצור חי משיג פחמן מפחמן דו-חמצני במהלך חייו. צמחים משיגים אותו דרך פוטוסינתזה, ובעלי חיים משיגים אותו מעיכול של צמחים ובעלי חיים אחרים. כשיצור חי מת, הוא מפסיק לקלוט פחמן-14 חדש והאיזוטופ הקיים דועך עם זמן מחצית חיים אופייני (5730 שנים). השיעור היחסי של פחמן-14 שנשאר כששאריות היצור נבדקות מלמד על הזמן שעבר מאז מותו של היצור. הגבול של תיארוך באמצעות פחמן-14 הוא בערך 58,000 עד 62,000 שנים.

מספר בדיקות הצלבה של שיטת פחמן 14 עם שיטות תיארוך אחרות נתנו תוצאות עקביות, וכתוצאה מכך הוסקה המסקנה כי שיעור היצירה של פחמן 14 הוא קבוע, בקירוב. אולם, התפרצויות מקומיות של הרי געש או אירועים אחרים שמפיקים כמויות גדולות של פחמן דו-חמצני יכולים לגרום לירידת הריכוזים המקומיים של פחמן-14 ולתת תאריכים לא מדויקים. השחרור של פחמן-14 לביוספירה כתוצאה מתיעוש שינה גם כן את השיעור היחסית של פחמן-14 במספר אחוזים. גורם נוסף שגרם לעלייה בכמות הפחמן 14 הוא הניסויים הגרעיניים האטמוספיריים שבוצעו במהלך שנות ה-60 המוקדמות. כמו כן, גידול בשטף של רוח השמש או השדה המגנטי של כדור הארץ מעל הערך הקבוע יורידו את כמות הפחמן-14 שנוצרת באטמוספירת כדור הארץ. השפעות אלו מתוקנות על ידי כיול של סקלת התיארוך הרדיו-פחמני.

עוד שיטת תיארוך קצרת טווח מבוססת על התפרקות של אורניום-238 לתוריום-230, חומר עם זמן מחצית חיים של 80,000 שנים. התהליך מלווה על ידי תהליך מקביל, שבו אורניום-235 מתפרק לפרוטקטיניום-231, שלו יש זמן מחצית חיים של 34,300 שנים.

בעוד שאורניום נמס במים, תוריום ופרוטקטיניום אינם נמסים, וכך הם שוקעים באופן בררני בתחתית האוקיינוס, משם נמדדים היחסים שלהם. לשיטה זו יש טווח של כמה מאות אלפי שנים.

מקורות טבעיים של קרינה מהסביבה מחדירות אלקטרונים אל (לדוגמה) חתיכה של כלי חרס, ואלקטרונים אלה מצטברים בפגמים במבנה הגבישי של החומר. חימום של החפץ ישחרר את האלקטרונים הלכודים ויגרום להארה. כשהדגימה מחוממת, בטמפרטורה מסוימת היא תזהר מפליטת האלקטרונים המשתחררים מהפגמים, וניתן לעשות שימוש בהארה זו על מנת להעריך עד גיל הדגימה עד לגבול של 15 אחוזים בקירוב מגילה האמיתי. הגיל של הסלע "מתאפס" כשפעילות געשית ממיסה אותו מחדש והגיל של חתיכת החרס מתאפס על ידי החום של התנור. טמפרטורות טיפוסיות הגבוהות מ-400 מעלות צלזיוס יאפסו את השעון. שיטה זו מכונה הארה חומנית (Thermoluminescence).

שיטת תיארוך עקבות ביקוע גרעיני כוללת בדיקה של פיסת חומר ממורקת על מנת לקבוע את צפיפות סימני "העקבות" שנותרו בו על ידי ביקוע ספונטאני של אורניום-238 שהוא האיזוטופ הנדיר של אורניום. תכולת האורניום של דגימה חייבת להיות ידועה, אבל זה ניתן לקביעה על ידי הנחת סרט צילום מעל חתיכת החומר הממורקת, והפצצתו בנייטרונים איטיים. תהליך זה גורם להשראה של ביקוע אורניום-235, בניגוד לביקוע ספונטני המתרחש באורניום-238. עקבות הביקוע הנוצרות על ידי תהליך זה מתועדות בסרט הצילום. ניתן לחשב את תכולת האורניום של חומר ממספר העקבות ומזרם הנייטרונים.

לשיטה זו יש יישומים על טווח רחב של גילאים גאולוגיים. עבור תאריכים של עד מספר מיליוני שנים עושים שימוש טוב בנציצים, טקטיטים (שברי זכוכית שנוצרו מהתפרצויות געשיות) ומטאוריטים. חומרים ישנים יותר יכולים להיות מתוארכים על ידי שימוש בזירקון, אפטיט, טיטניט, אפידוט וגארנט שלהם יש שיעור משתנה של תכולת אורניום. בגלל שעקבות ההתפרקות מתוקנות על ידי טמפרטורות הגבוהות מ-200 מעלות צלזיוס, לשיטה יש מגבלות כמו שיש לה יתרונות. לשיטה זו יש מספר יישומים פוטנציאליים שבאמצעותם ניתן לתת פירוט של ההיסטוריה התרמית של המרבץ.

כמויות גדולות של כלור-36 (שהוא נדיר מאוד) נוצרו על ידי הקרנה של מי ים במהלך הפיצוצים האטמוספיריים של מתקנים גרעיניים בין השנים 1952 ו-1958. זמן השהייה של כלור-36 באטמוספירה הוא שבוע אחד בקירוב. באופן זה, כסמן מאורע במים משנות ה-50 בקרקע ובמי תהום, כלור-36 יעיל עבור תיארוך דגימות מים בנות פחות מ-50 שנה. עושים שימוש בכלור-36 גם בתחומים אחרים של מדע הגאולוגיה, כולל תיארוך קרח ומשקעים.

תיארוך עם נוקלידים רדיואקטיביים קצרי ימים שאינם קיימים יותר[עריכת קוד מקור | עריכה]

בתקופה שלאחר היווצרות מערכת השמש היו בה מספר נוקלידים רדיואקטיביים קצרי ימים כגון 26Al, 60Fe, 53Mn ו-129I, שקודם לכן בערפילית השמש. הנוקלידים הרדיואקטיביים האלה – שייתכן ונוצרו על ידי פיצוץ של סופרנובה – לא קיימים היום אולם ניתן לאתר את תוצרי הדעיכה שלהם בחומרים הקיימים מאז ראשית קיומה של מערכת השמש, כגון מטאוריטים. באמצעות מדידת תוצרי הדעיכה של נוקליד רדיואקטיבי שאיננו קיים עם ספקטרומטר מסות ושימוש בתרשימים איזוכרוניים, ניתן לקבוע זמנים יחסיים בין מאורעות שונים בהיסטוריה המוקדמת של מערכת השמש. ניתן לכייל שיטות תיארוך המבוססות על נוקלידים רדיואקטיביים שאינם קיימים עם שיטת אורניום-עופרת על מנת לתת טווח מדויק.

סוגים שונים של שיטות תיארוך רדיומטריות[עריכת קוד מקור | עריכה]

ראו גם[עריכת קוד מקור | עריכה]

קישורים חיצוניים[עריכת קוד מקור | עריכה]

הערות שוליים[עריכת קוד מקור | עריכה]

  1. ^ http://math.ucr.edu/home/baez/physics/ParticleAndNuclear/decay_rates.html ראו כאן]
  2. ^ Georgia Perimeter College - Radiometric dating
  3. ^ U.S. Geological Survey - Radiometric Time Scale
  4. ^ U.S. Food and Drug Administration Radiological Emergency Response Plan
  5. ^ SIMS ion micropobes able to achieve zircon analysis are SHRIMP or Cameca IMS 1270-1280. refer to Trevor Ireland, Isotope Geochemistry: New Tools for Isotopic Analysis, Science, December 1999, Vol. 286. no. 5448, pp. 2289 - 2290