Probleme cu metodele de datare a radioizotopului U-Pb – 3. Fractionarea in masa

Cuvinte cheie: intalnire radioizotop, injumatatiri, 238U, 235U, 206Pb, 207Pb, datare cu plumb uraniu, 238U / 235U, datare cu plumb, izochroni Pb-Pb, zirconii, difuzie, TIMS, SIMS, LA-ICP-MS, Fractionarea masei izotopului, standarde, incertitudini, presupuneri, rationament circular, descompunere accelerata de radioizotop

Introducere

Datarea radioizotopului cu minerale, roci si meteoriti este poate cea mai puternica dovada pentru vechea batranete a pamantului si a sistemului solar. Varstele absolute oferite de metodele de datare radioizotopi ofera o aura aparenta de certitudine milioanelor si miliardelor de ani pretinse pentru formarea rocilor terestre. Astfel, multi din comunitatea stiintifica si publicul larg din intreaga lume raman astfel convinsi de vechea antichitate a pamantului.

Decaderea 238U si, respectiv, 235U la 206Pb si, respectiv, 207Pb, stau la baza uneia dintre cele mai vechi metode de geocronologie (Dickin 2005; Faure si Mensing 2005). In timp ce primele studii s-au concentrat pe uraninita (un mineral neobisnuit in rocile ignee), in ultimele cinci decenii au fost eforturi intense si continue pentru a utiliza datarea U-Pb a urmelor minerale care apar mai frecvent. Zirconul (ZrSiO4) a fost in special in centrul atentiei a mii de studii geocronologice, din cauza ubicuitatii sale in rocile ignee felsice si a rezistentei sale extreme la resetarea izotopica (Begemann si colab., 2001).

Cu toate acestea, determinarile exacte ale varstei radioizotopice impun ca constantele de decadere sau timpul de injumatatire a radionuclidelor parentale sa fie cunoscute si constante in timp. In mod ideal, incertitudinea constantelor de descompunere ar trebui sa fie neglijabila in comparatie cu sau cel putin proportional cu incertitudinile analitice ale masuratorilor spectrometrului de masa care intra in calculele varstei radioizotopului (Begemann si colab., 2001). In mod clar, pe baza discutiilor in curs din literatura conventionala, acest lucru nu este inca cazul in prezent. Imbunatatirile uimitoare ale performantei spectrometrelor de masa din ultimele patru decenii, incepand cu lucrarea de reper de Wasserburg si colab. (1969), nu au fost insotite de nicio imbunatatire comparabila a exactitatii constantelor de descompunere (Begemann si colab., 2001; Steiger si Jager 1977), in ciuda incercarilor in curs de desfasurare (Miller 2012). Incertitudinile asociate cu determinarile directe ale timpului de injumatatire sunt, in cele mai multe cazuri, inca la nivelul de 1%, ceea ce este inca semnificativ mai bun decat orice metoda radioizotopa pentru determinarea varstelor formatiunilor de roca. Cu toate acestea, chiar si incertitudini de doar 1% in timpul de injumatatire duce la discrepante foarte semnificative in varstele radioizotopului derivat. Recunoasterea unei nevoi urgente de imbunatatire a situatiei nu este noua (de exemplu, Renne, Karner si Ludwig 1998; Min si colab. 2000). Ea continua sa fie mentionata, la un moment dat sau altul, de fiecare grup activ in geo-sau cosmocronologie (Boehnke si Harrison 2014; Schmitz 2012). ceea ce este inca semnificativ mai bun decat orice metoda de radioizotop pentru determinarea varstelor formatiunilor de roca. Cu toate acestea, chiar si incertitudini de doar 1% in timpul de injumatatire duce la discrepante foarte semnificative in varstele radioizotopului derivat. Recunoasterea unei nevoi urgente de imbunatatire a situatiei nu este noua (de exemplu, Renne, Karner si Ludwig 1998; Min si colab. 2000). Ea continua sa fie mentionata, la un moment dat sau altul, de fiecare grup activ in geo-sau cosmocronologie (Boehnke si Harrison 2014; Schmitz 2012). ceea ce este inca semnificativ mai bun decat orice metoda de radioizotop pentru determinarea varstelor formatiunilor de roca. Cu toate acestea, chiar si incertitudini de doar 1% in timpul de injumatatire duce la discrepante foarte semnificative in varstele radioizotopului derivat. Recunoasterea unei nevoi urgente de imbunatatire a situatiei nu este noua (de exemplu, Renne, Karner si Ludwig 1998; Min si colab. 2000). Ea continua sa fie mentionata, la un moment dat sau altul, de fiecare grup activ in geo-sau cosmocronologie (Boehnke si Harrison 2014; Schmitz 2012).

Dintr – o perspectiva creationista, a 1997-2005 RATE ( R adioisotopes si O ge de T a E Arth) proiect realizat cu succes progrese in documentarea unele dintre capcanele in metodele de datare cu radioizotopi, si mai ales in a demonstra ca ratele de radioizotopi de descompunere nu poate avea a fost intotdeauna constant la ritmurile masurate de astazi (Vardiman, Snelling si Chaffin 2000, 2005). Cu toate acestea, mai ramane mult efort de cercetare pentru a face mai multe drumuri in descoperirea nu numai a defectelor intrinseci acestor metode de datare de varsta, ci spre o intelegere completa a radioizotopilor si a degradarii lor in istoria pamantului intr-un cadru creationist biblic.

Un domeniu crucial pe care proiectul RATE nu l-a atins a fost problema cat de fiabile sunt determinarile ratelor de descompunere ale radioizotopilor, care sunt atat de cruciale pentru calibrarea acestor „ceasuri”. Cu toate acestea, intr-o serie recenta de lucrari, Snelling (2014a, b, 2015a, b, 2016, 2017a) a analizat modul in care timpul de injumatatire a radioizotopilor parinti utilizati in datarile geologice de lunga varsta au fost determinate si au adunat toate determinarile acestora. raportate in literatura de specialitate pentru a discuta despre exactitatea valorilor acceptate in prezent. El a documentat metodologia din spatele si istoricul determinarii constantelor de descompunere si a timpului de injumatatire a radioizotopilor parinti 87Rb, 176Lu, 187Re, 147Sm, 40K, 238U si 235U, care sunt utilizate ca baza pentru Rb-Sr, Lu-Hf, Re-Os, Sm-Nd, K-Ar, Ar-Ar, U-Pb, respectiv Pb-Pb, metodele de intalnire de varsta lunga. El a aratat ca exista inca o anumita incertitudine in ceea ce priveste valorile acestor masuri ale ratelor de descompunere 87Rb, 176Lu, 40K si 235U, in contrast cu acordul aparent privind ratele de decadere 187Re, 147Sm si 238U. Aceasta incertitudine este deosebit de importanta in determinarile ratei de descompunere 176Lu prin experimente de numarare directa fizica. Mai mult, valorile determinate ale ratei de descompunere 87Rb difera atunci cand varstele Rb-Sr sunt calibrate fata de varstele U-Pb ale acelorasi minerale si roci terestre sau ale acelorasi meteoriti si roci lunare. In mod ironic, ritmurile de descompunere lente ale izotopilor, cum ar fi 87Rb, 176Lu, 187Re si 147Sm, sunt utilizate pentru datarea in timp profund care face atat de dificila masurarea precisa a ratelor de degradare. Astfel, s-ar putea sustine ca masurarile directe ale ratelor de descompunere a acestora ar trebui sa fie singurele dovezi experimentale acceptabile,

In cele din urma, timpurile de injumatatire de 87 Cb, 176Lu, 187Re, 147Sm si 40K au fost calibrate pentru sistemele de radioizotop U-Pb. Acesta este cazul chiar si pentru timpul de injumatatire in decadenta de 147 Sm a carui valoare acceptata nu s-a schimbat de cand a fost calibrata in raport cu datarea U-Pb a doi meteoriti in anii 1970, in ciuda faptului ca experimentele mai recente de numarare fizica directa sugereaza un valoare mai mare. Cu toate acestea, increderea in radioizotopul U-Pb ca „standard de aur” este foarte indoielnica, deoarece acum se cunosc variatii masurate ale raportului 238U / 235U care este esential pentru aceasta metoda (Brennecka si Wadhwa 2012; Goldmann et al. 2015; Hiess et al 2012; Tissot si Dauphas 2015), precum si incertitudini cu privire la valorile ratei de descompunere 238U si 235U (Mattinson 2010; Schon, Winkler si Kutschera 2004; Schoene si colab. 2006; Snelling 2017a; Villa si colab. 2016). Este de asteptat ca fiecare izotop radioactiv de lunga durata sa prezinte variatii si incertitudini similare in masurarile de injumatatire, deoarece acestea sunt masuratori dificile de facut. Cu toate acestea, chiar mici variatii si incertitudini ale valorilor de injumatatire au ca rezultat variatii mari si incertitudini in varstele calculate pentru roci si minerale, si ramane inca intrebarea daca valorile timpului de injumatatire pentru fiecare radioizotop parinte de lunga durata determinat.

Cu toate acestea, determinarile exacte ale varstei radioizotopului nu depind doar de determinarile exacte ale constantei de decadere sau de timpul de injumatatire a radioizotopilor parinti respectivi, dar de fiabilitatea celorlalte doua presupuneri pe care se bazeaza aceste presupuse metode de datare absolute. Acestea sunt conditiile de pornire si nicio contaminare a sistemelor inchise. Ambele ipoteze sunt de neprovizat. Cu toate acestea, se presupune ca pot fi ocolite oarecum prin tehnica izochrona, deoarece se afirma ca este independenta de conditiile de pornire si sensibila la dezvaluirea oricarei contaminari, care este inca semnificativ mai buna decat oricare dintre metodele de varsta model de radioizotop pentru determinarea varstelor formatiunilor de roca. . Punctele de date care nu se incadreaza pe izochron sunt pur si simplu ignorate, deoarece valorile lor sunt considerate ca urmare a contaminarii. Ca aceasta practica obisnuita este ilustrata cu numeroase exemple citate din literatura de specialitate in manualele de Faure si Mensing (2005) si Dickin (2005). Pe de alta parte, s-ar putea sustine ca aceasta eliminare a punctelor de date care nu se incadreaza in izoincron este arbitrara si, prin urmare, nu este o stiinta buna, deoarece se presupune doar ca valorile „aberante” se datoreaza contaminarii, mai degraba decat cele dovedite ca fi asa. Intr-adevar, pentru a elimina aceste valori in orice set de date, trebuie sa stabilim un motiv pentru eliminarea acelor puncte de date care nu pot fi discutate in mod rezonabil. s-ar putea argumenta ca aceasta eliminare a punctelor de date care nu se incadreaza in izochinc este arbitrara si, prin urmare, nu este o stiinta buna, deoarece se presupune doar ca valorile „aberante” se datoreaza contaminarii, mai degraba decat se dovedeste a fi asa. Intr-adevar, pentru a elimina aceste valori in orice set de date, trebuie sa stabilim un motiv pentru eliminarea acelor puncte de date care nu pot fi discutate in mod rezonabil. s-ar putea argumenta ca aceasta eliminare a punctelor de date care nu se incadreaza in izochinc este arbitrara si, prin urmare, nu este o stiinta buna, deoarece se presupune doar ca valorile „aberante” se datoreaza contaminarii, mai degraba decat se dovedeste a fi asa. Intr-adevar, pentru a elimina aceste valori in orice set de date, trebuie sa stabilim un motiv pentru eliminarea acelor puncte de date care nu pot fi discutate in mod rezonabil.

Fara indoiala ca metodele de datare radioizotop U-Pb si Pb-Pb sunt acum piatra de temelie in studiile geocronologiei actuale. Astfel, este imperativ sa se examineze cu atentie fiecare aspect al metodologiei utilizate in aceste metode pentru a investiga daca rezultatele de varsta obtinute de acestea sunt intr-adevar la fel de exacte si absolute precum sunt prezentate in literatura geologica. Prin urmare, este foarte semnificativ faptul ca Amelin si colab. (2009) a enumerat problemele potentiale care determina posibile inexactitati in obtinerea varstelor fiabile de U-Pb si Pb-Pb. Acestea sunt:

1. Prezenta Pb non-radiogenic de compozitie izotopica necunoscuta;
2. Abateri de la evolutia sistemului inchis (pierderea Pb, castig sau pierdere de U);
3. Identificarea gresita a proceselor care pornesc sau reseteaza ceasurile izotopice;
4. Probleme analitice (fractionare, instrument specific, etc.) si scaderi necompletate;
5. Fractionarea izotopilor radiogeni Pb indusa prin scurgerea pistelor de recul alfa;
6. Variatii in raportul 238U / 235U;
7. Incertitudini in timpul de injumatatire dintre 238U si 235U; si
8. Abateri ale raportului 234U / 238U fata de echilibrul secular.

Dintre aceste opt probleme potentiale, Amelin si colab. (2009) au recunoscut ca primele cinci sunt importante si comune, in timp ce ultimele trei le-au considerat nesemnificative sau putin probabile. Insa cercetarile recente au descoperit chiar ca aceste ultime trei probleme sunt mai critice decat au estimat, nu in ultimul rand variatiile raportului 238U / 235U (Goldmann si colab. 2015; Tissot si Dauphas 2015) si incertitudinile din timpul de injumatatire din 238U si 235U (Boehnke si Harrison 2014; Snelling 2017a).

Dar ce din celelalte cinci dintre cele opt probleme enumerate de Amelin la al. (2009)? Snelling (2017b) a examinat indeaproape prima dintre ele, problema prezentei Pb non-radiogenic de compozitie izotopica necunoscuta, adica Pb comuna, initiala sau primordiala. S-a demonstrat ca, prin imposibilitatea de a fi sigur de compozitia izotopica initiala a sistemului U-Pb intr-o roca sau mineral din cea masurata astazi, pur si simplu nu este posibil sa fie sigur ca varsta U-Pb determinata este absoluta. Apoi, Snelling (2018) a investigat dovezile abaterilor de la evolutia stransa a sistemelor U-Pb, precum si identificarea gresita a proceselor care pornesc sau reseteaza ceasurile izotopice. Intr-adevar, mobilitatea atat a Pb cat si a U la toate scarile de observatie subliniaza ca sistemul U-Pb din roci si minerale nu este niciodata inchis. Prin urmare,

Deci, acum este ultima dintre aceste potentiale probleme enumerate de Amelin si colab. (2009) asupra carora trebuie sa ne concentram, si anume, fractionarea izotopilor U si Pb din minerale, si in special in timpul utilizarii instrumentelor analitice necesare, dar inainte de aceasta, este necesar sa trecem pe cateva aspecte importante de informatii germane. acest subiect.

Uraniu si geochimie de plumb

Uraniul este elementul 92 ( Z = 92) si un membru al seriei de actinide in care orbitalele de 5 f sunt umplute progresiv cu electroni. Apare natural in starea de oxidare tetravalenta U4 + cu o raza ionica de 1,05 A. Dar in conditii de oxidare se formeaza ionul de uranil (UO22 +) in care U are o valenta de 6+. Ionul de uranil formeaza compusi solubili in apa, deci U este un element mobil in conditii de oxidare. Spre deosebire de U, Pb ( Z = 82) este in perioada 6 si este un grup 14 de metal post-tranzitional. Este insolubil in apa, dar este un element calcofil, deoarece reactioneaza cu sulful. Formeaza ioni Pb2 + si Pb4 + cu raze ionice de 1,32 A si respectiv 0,91 A, deci ioni Pb nu pot substitui ionii U in minerale.

In cursul topirii partiale a rocilor din mantia pamantului, U este concentrat in faza lichida (topita) si devine astfel incorporat in produsele mai bogate in silice. Astfel, diferentierea geochimica progresiva a mantiei superioare a pamantului a imbogatit rocile crustei continentale a pamantului in U, comparativ cu cele ale mantalei superioare. In medie, 1,3 ppm U este al 51-lea cel mai abundent element din scoarta terestra, in timp ce Pb este considerat un element destul de comun in scoarta terestra cu o medie de 11 ppm (Rudnick si Gao 2005). Concentratiile de U si Pb cresc de la roci bazaltice (0,5 ppm U si 4 ppm Pb) la granite (5 ppm U si 23 ppm Pb) (Faure si Mensing 2005). Concentratiile de U din mineralele silicate obisnuite care formeaza roca sunt uniform mici, de ordinul a cativa ppm sau mai putin. In schimb, U apare in principal in anumite minerale accesorii in care este fie un component major sau inlocuieste alte elemente. Aceste minerale includ uraninitul, zirconul, baddeleyitul, monazitul, apatitul si sfinul (titanita).

Toti cei sase izotopi U care apar in mod natural sunt instabili si se degradeaza. Dintre acestia, 238U este izotopul predominant abundent in U. natural si 235U, urmatorul izotop cel mai abundent, sunt radioizotopii de pornire in doua lanturi sau serii de descompunere (fig. 1 si 2), 234U fiind unul dintre primii pasi in Lant de descompunere 238U. Exista, de asemenea, cateva alte izotopi U urme. 239U este format indirect atunci cand 238U sufera fisiune spontana, deoarece neutronii eliberati de 238U sunt captati de alti 238 de atomi. 237U este format atunci cand 238U capteaza un neutron, dar emite inca doi, care apoi se descompun la 237Np (neptuniu). Si atunci 233U se formeaza in lantul de descompunere a acelui 237Np. 233U este, de asemenea, fabricat din 232Th prin bombardare cu neutroni, de obicei intr-un reactor nuclear.

Pe de alta parte, Pb are patru izotopi stabili, dintre care trei (206Pb, 207Pb si 208Pb) sunt membrii finali ai lanturilor de descompunere (238U, 235U si 232Th). Doar 204Pb stabil nu are precursor radioactiv de la care este derivat si, de aceea, este adesea numit Pb comun. Astfel, concentratia izotopica de Pb intr-un esantion de roca naturala depinde de cat de mult U si Th sunt prezenti. Astfel, de exemplu, cantitatea relativa de 208Pb poate varia de la 52,4% in esantioanele normale la 90% in minereurile de toriu. In mod similar, raporturile de 206Pb si 207Pb la 204Pb cresc in diferite esantioane, deoarece primele doua sunt completate de descompunerea radioactiva a U si cea de a doua nu. Din acest motiv, greutatea atomica a plumbului este data doar unui zecimal. Atat 214Pb cat si 210Pb sunt intermediari de scurta durata in lantul de descompunere 238U (fig. 1), in timp ce 211Pb si 212Pb sunt intermediari de scurta durata in lanturile de descompunere 235U si 232Th (fig. 2). In cele din urma, urme foarte mici de 209Pb sunt, de asemenea, prezente de la descompunerea clusterului de 223Ra, unul dintre produsele fiice de 235U naturale (fig. 2). Prin urmare, Pb natural consta nu numai din cei patru izotopi stabili, ci si urme minute ale altor cinci radioizotopuri de scurta durata.

Primordial Pb, care cuprinde izotopii 204Pb, 206Pb, 207Pb si 208Pb, a fost definit ca compozitia izotopica Pb a troilitei (FeS) in meteoritul de fier Canyon Diablo (Chen si Wasserburg 1983; Tatsumoto, Knight si Allegre 1973). Se presupune ca a fost creat in cea mai mare parte ca urmare a proceselor repetate de lent si rapid de captare a neutronilor care au loc in stele. Astfel, trebuie mentionat ca aceasta nu este o valoare absoluta, ci doar un artefact al modelului popular domnesc pentru formarea naturalista a universului si a stelelor sale componente si a sistemelor planetare.

238U si 235U Decay

Decaderea izotopilor de uraniu 238U si 235U fata de izotopii stabili de plumb 206Pb si respectiv 207Pb reprezinta baza celor mai importante metode de datare radioizotop. Acestea deriva nu numai din transformarea 238U si 235U in 206Pb si respectiv 207Pb, dar deriva si din „evolutia” de plumb comun 204Pb dependenta de decaderea fiicelor intermediare de 238U si 235U si din compozitia izotopica rezultata din fiica acumulatoare He (heliu). Determinarile de varsta ale rocilor bazate pe descompunerea U si pe acumularea rezultata de Pb si He au fost incercate pentru prima data in primii ani ai secolului XX de Rutherford (1906) si Boltwood (1907). Ulterior,

Inventia primului spectrometru de masa de Thomson (1911) a fost urmata de lucrarile lui Dempster (1918) si Ashton (1919), care au proiectat spectrografele de masa pe care le-au folosit in anii urmatori pentru a descoperi izotopii care apar in mod natural la majoritatea elementelor. in tabelul periodic si pentru a masura masele si abundentele lor. Proiectarea spectrografelor de masa a fost imbunatatita in continuare in anii 1930, dar spectrometrele de masa bazate pe un design realizat de Nier (1940) au facut posibila masurarea si interpretarea variatiilor compozitiei izotopice a anumitor elemente din materiale naturale, cum ar fi mineralele si roci. Spectrometrele de masa moderne urmeaza designul sau si obtin un nivel ridicat de precizie si fiabilitate a functionarii, care permit masurarea raporturilor de izotopi pentru datarea radioizotopului, cum este cea bazata pe compozitia izotopica a Pb datorita descompunerii de la U la Pb, dar si pe raporturile izotopice ale Pb comune. Ca urmare a perfectionarii continue a procedurilor analitice si a sofisticarii instrumentatiei, metodele de datare radioizotop U-Pb si Pb-Pb sunt considerate acum cele mai precise si precise geocronometre pentru determinarea varstelor terestre si extraterestre minerale si roci.

Uraniul are trei izotopi naturali, 238U, 235U si 234U, toate fiind radioactive. 238U si 235U sunt izotopii U principali pe care fiecare parinte un lant de fiice radioactive care se termina in izotopi stabili ai Pb. Scaderea 238U da nastere la ceea ce se numeste seria de uraniu, care include 234U ca una dintre fiicele intermediare si se termina in 206Pb stabil (fig. 1). Decaderea de la 238U la 206Pb poate fi rezumata prin ecuatie

238U ⟶ 206Pb + 84He + 6β- + Q (1)

unde Q = 47,4 MeV pe atom sau 0,71 calorii pe gram pe an (Wetherill 1966). Fiecare atom de 238U care se descompune produce un atom de 206Pb prin emisia de opt particule α si sase particule β. Parametrul Q reprezinta suma energiilor de descompunere a intregii serii in unitati de milioane de volti de electroni si calorii de caldura produse pe gram pe an. Mai multe fiice intermediare din aceasta serie (fig. 1) sufera o degradare ramificata care implica emisia fie a unei particule α, fie a unei particule β. Prin urmare, lantul se imparte in ramuri separate, dar 206Pb este produsul final stabil al tuturor cailor de descompunere posibile.

Diminuarea 235U da nastere la ceea ce se numeste seria actinium (fig. 2), care se incheie cu 207Pb stabil dupa emisia a sapte particule α si patru particule β, asa cum este rezumat de ecuatie

238U ⟶ 207Pb + 74He + 4β- + Q (2)

unde Q= 45,2 MeV pe atom sau 4,3 calorii pe gram pe an (Wetherill 1966). Aceasta serie se ramifica si asa cum se arata in fig. 2. In ciuda faptului ca exista 33 izotopi din 12 elemente formate ca fiice intermediare in aceste doua serii de descompunere (fara a numara 4He), niciunul nu este membru al mai multor serii. Cu alte cuvinte, fiecare lant de degradare conduce intotdeauna prin setul sau unic de izotopi intermediari la formarea unui izotop Pb specific stabil. Scaderea 238U produce intotdeauna 206Pb, iar 235U intotdeauna produce 207Pb. Timpurile de injumatatire de 238U si 235U sunt mult mai lungi decat cele ale izotopilor fiici intermediari. Prin urmare, aceste serii de degradare indeplinesc conditia necesara pentru stabilirea echilibrului secular, cu conditia ca niciuna dintre fiicele intermediare sa nu fi scapat din mineralul purtator de U sau sa fie adaugata din surse externe (Faure si Mensing 2005). Atunci cand exista un echilibru secular intr-un mineral purtator de U, deoarece este un sistem inchis, ratele de descompunere ale fiicelor intermediare sunt egale cu cele ale parintilor respectivi si, astfel, rata de productie a fiicei stabile la sfarsitul lantului de descompunere este egala cu rata de descompunere a parintelui sau in fruntea acelui lant. Prin urmare, descompunerea 238U si 235U in mineralele in care s-a stabilit echilibrul secular poate fi tratata ca si cum s-a produs direct la izotopii respectivi 206Pb si 207Pb. Ca urmare, cresterea acestor izotopi Pb radiogenici poate fi descrisa prin ecuatiile (1) si (2),

Metodele de intalnire a U-Pb

Acumularea de atomi fiici stabili de la descompunerea atomilor parinti in timp este exprimata prin ecuatia cunoscuta sub numele de legea radioactivitatii, si anume

D * = N ( e λ t – 1) (3)

unde D * este numarul de atomi fiici stabili radiogenici masurati, N este numarul de atomi parinti masurati ramasi, λ este constanta de descompunere (rata de degradare) si t este timpul de la inceperea descompunerii atomilor parinti (Faure si Mensing 2005 ). [Trebuie mentionat, intamplator, ca ecuatia (3) forteaza automat D * = 0 la t = 0 in ecuatiile ulterioare derivate din aceasta, care, in realitate, nu presupune nicio atoma fiica fiica stabila in mineral sau roca atunci cand s-a format, presupunerea despre care se stie ca a fost intotdeauna incalcata!]. In orice caz, deoarece D * si N pot fi masurate intr-un mineral, atunci daca λ este cunoscuta ecuatia poate fi rezolvata pentru t, care este astfel declarat a fi varsta mineralului. Astfel, acumularea de 206Pb si 207Pb radiogenic stabile prin descompunerea parintilor respectivi 238U si 235U intr-un mineral este guvernata de ecuatii derivabile din ecuatia (3) dupa cum urmeaza

(4) (5)

unde λ1 si λ2 sunt constantele de descompunere ale 238U si respectiv 235U; 238U / 204Pb si 235U / 204Pb sunt raporturi ale acestor izotopi calculate din concentratiile masurate de U si Pb in mineral; iar subscriptul i se refera la valorile initiale ale raporturilor 206Pb / 204Pb si 207Pb / 204Pb.

Pana in prezent, mineralele purtatoare de U prin metodele U-Pb, concentratiile U si Pb sunt masurate printr-o tehnica analitica adecvata (de obicei dilutie izotopica), iar compozitia izotopica a Pb este determinata folosind un spectrometru de masa cu sursa solida, un spectrometru de masa cu sonda ionica sau un spectrometru de masa ICP. Datele U-Pb sunt calculate cu ajutorul ecuatiilor (4) si (5) fiind rezolvate pentru t folosind valorile asumate ale raporturilor izotopi initiale ale Pb (de exemplu, Ludwig 1993) dupa cum urmeaza

(6) (7)

Acestea sunt cunoscute ca varste ale modelului 206Pb si respectiv 207Pb. Sunt independenti unul de celalalt, dar vor fi concordanti (adica sunt de acord intre ei) daca esantioanele minerale indeplinesc conditiile pentru intalnire (Faure si Mensing 2005):

1. Mineralul a ramas inchis U si Pb, si toate fiicele intermediare de-a lungul istoriei sale;
2. Valorile corecte sunt utilizate pentru raporturile initiale de izotop Pb;
3. Constantele de descompunere ale 238U si 235U sunt cunoscute cu exactitate;
4. Compozitia izotopica a U este normala si nu a fost modificata prin fractionarea izotopilor sau prin aparitia unei reactii in lant natural bazate pe fisiunea indusa de 235U; si
5. Toate rezultatele analitice sunt corecte si fara erori sistematice.

Presupunerea ca esantioanele datate au ramas inchise U, Pb si tuturor fiicelor intermediare de-a lungul istoriei lor „este satisfacuta doar in cazuri rare, deoarece U este un element mobil in mediile oxidante si, prin urmare, tinde sa se piarda in timpul intemperiilor chimice” (Faure si Mensing 2005, 219, accentul lor). In plus, emisia de particule α provoaca deteriorarea radiatiilor la structurile cristaline ale mineralelor care gazduiesc U, ceea ce faciliteaza pierderea Pb si a celorlalte fiice intermediare din ambele lanturi de degradare. In consecinta, datele U-Pb pentru roci si minerale sunt rareori concordante, astfel incat au fost concepute proceduri pentru a depasi aceasta problema.

Alegerea raporturilor initiale de izotop Pb pare sa fie o problema numai pentru roci si minerale care au date U / Pb scazute si, in plus, sunt tinere. Valorile numerice ale raporturilor initiale ale izotopilor Pb nu par sa afecteze in mod semnificativ varstele U-Pb calculate ale rocilor precambriene si ale mineralelor care au raporturi U / Pb ridicate, deoarece raporturile lor de izotop Pb in majoritatea cazurilor ating valori mari.

Constantele de decadere si timpul de injumatatire de 238U si 235U au fost fixate de Subcomisia de Geocronologie a Uniunii Internationale de Stiinte Geologice (IUGS) in 1975 (Steiger si Jager 1977). In acelasi timp, a fost adoptata o valoare de 137,88 pentru raportul 238U / 235U. De atunci, aceste valori au fost utilizate in aproape toate calculele de varsta U-Pb, pentru a evita orice confuzie potentiala prin utilizarea diferitelor valori. S-a afirmat continuu ca valorile numerice ale constantelor de decadere 238U si 235U si ale perioadei de injumatatire sunt probabil cunoscute mai precis ca cele ale altor radionuclizi cu viata lunga datorita importantei lor in industria nucleara. Prin urmare, minerale refractare, purtatoare de U, cum ar fi zirconul (ZrSiO4), care adesea dau varste U-Pb concordante, au fost utilizate pentru a rafina (adica

Ar trebui mentionat aici faptul ca ratele de descompunere nu sunt doar masurate si exprimate de parametrul cunoscut sub numele de constanta de descompunere (λ), ci si de parametrul numit timpul de injumatatire (t½). Constanta de descompunere poate fi definita ca probabilitatea pe unitatea de timp a unui anumit nucleu in descompunere, in timp ce timpul de injumatatire este timpul necesar pentru jumatate dintr-un numar dat de atomii radionuclidului mama sa se descompuna. Cele doua cantitati pot fi aproape utilizate interschimbabil, deoarece sunt legate de ecuatie:

(8)

In plus, problema abundentelor izotopilor U si, prin urmare, valoarea adoptata a raportului 238U / 235U merita aici alte comentarii. Au fost raportate diferente reale in compozitia izotopica a U terestre si extra-terestre. De exemplu, depozitele de uraniu de varsta precambriana la Oklo, in Gabon, Africa s-a dovedit a fi epuizata semnificativ in 235U, deoarece 235U pare sa fi fost consumata de fisiunea indusa de neutroni atunci cand aceste depozite de uraniu de inalta calitate au devenit reactoare naturale de fisiune la 1,8 Byr. acum (Cowan 1976; Kuroda 1982; Lancelot, Vitrac si Allegre 1975). Abundenta de 235U in minereul extras la Oklo a fost la fel de scazuta cu 0,3%, comparativ cu 0,725% in U. normal. Astfel, raportul 238U / 235U este la fel de mare in minereul Oklo U ca 333,33 comparativ cu 137,88 normal. Cu toate acestea, reactoarele naturale de fisiune par a fi rare. Prin urmare,

Se sustine ca efectul pierderii de Pb asupra datelor U-Pb poate fi redus la minimum calculand o data pe baza raportului 207Pb / 206Pb care se presupune ca este insensibil la pierderea recenta a Pb, cu conditia ca Pb care s-a pierdut din mineral sa fi avut aceeasi compozitie izotopica ca Pb care a ramas, adica nu a existat o fractionare izotopica. Relatia dintre raportul 207Pb / 206Pb si timpul rezulta din diferenta in timpul de injumatatire dintre 238U si 235U. Ecuatia dorita este obtinuta prin combinarea ecuatiilor (4) si (5) de mai sus:

(9)

Aceasta ecuatie are mai multe proprietati interesante (Faure si Mensing 2005, 219-220):

1. Acesta implica raportul 235U / 238U, care la 1 / 137.88 este considerat o constanta pentru toate U cu compozitie izotopica normala pe si pe pamant, Luna, Marte si meteoritii in prezent.
2. Ecuatia nu necesita cunoasterea concentratiilor U si Pb si implica numai raporturi izotopice ale Pb.
3. Partea stanga a ecuatiei (9) este egala cu raportul 207Pb / 206Pb al Pb radiogenic:

   (10)

   unde asteriscul * identifica izotopii radiogenici.

4. Ecuatia (9) nu poate fi rezolvata pentru t prin mijloace algebice, deoarece este transcendentala, dar poate fi rezolvata prin iteratie si prin interpolare intr-un tabel.

O dificultate apare in solutia ecuatiei (9) atunci cand t= 0, deoarece da rezultatul nedeterminat 0/0. (Faure si Mensing 2005, 220). Se afirma, asadar, ca aceasta dificultate este depasita cu ajutorul regulii lui L’Hpital, care impune ca functiile diferentiate din raport sa fie diferentiate pe intregul interval deschis in cauza, adica peste milioane la miliarde de ani (Faure si Mensing 2005 , 220). Cu toate acestea, pare indoielnic daca aceasta este o aplicare corecta a regulii lui Hospital. Acest lucru se datoreaza faptului ca ratele de descompunere de 235U si 238U nu sunt egale si, prin urmare, cantitatile de 235U si 238U sunt functii ale timpului si astfel raportul 235U / 238U trebuie sa fie o functie a timpului. Prin urmare, partea dreapta a ecuatiei (9) nu este intr-o forma care sa fie accesibila regulii lui Hospital, adica exista patru functii de timp implicate in intervalul deschis 0 t ta, unde t= timpul scurs de la resetarea „ceasului”. Cu toate acestea, pare inofensiv sa aplicati aceasta regula numai la valoarea de (207Pb / 206Pb) * la ora t = 0 (instantaneu de resetare a ceasului) si aceasta produce

(11)

Ecuatia (11) indica faptul ca (207Pb / 206Pb) * care se formeaza prin descompunerea 235U si 238U in momentul actual este egal cu ratele de descompunere ale acestor doi izotopi U in momentul de fata. Substituind ecuatia (11) valorile relevante pentru raportul 235U / 238U si constantele de descompunere λ1 si λ2 obtin o valoare in prezent ( t = 0) pentru (207Pb / 206Pb) * de 0,04604.

Intamplator, s-ar putea argumenta ca ecuatia (9) din care se obtine aceasta valoare pentru t = 0 se bazeaza pe ecuatiile (4) si (5) ca ambele folosesc t = 0 ca punct de inceput pentru determinarea varstei si nu punctul final . Astfel, constructia dependentei functionale a raportului radiogenic 207Pb / 206Pb * ar trebui sa inceapa la t = 0 cand 207Pb / 206Pb * ar fi egal cu zero [bazat pe ecuatia (3) cand t = 0] si apoi ar merge inainte in timp. Aceasta pare a fi o aplicare inconsecventa a matematicii, atat in aplicarea regulii l’Hopital si identificarea t= 0 ca moment al resetarii ceasului si in acelasi timp cu valoarea curenta a raportului 207Pb / 206Pb * definit in ecuatia (11). S-ar parea, de asemenea, ca metoda prezice care va fi raportul de izotop Pb radiogenic in viitor, nu in trecut.

Valorile numerice ale ( e λ1 t –1) si ( e λ2 t –1) sunt listate in tabelul 1 si obtin raporturile (207Pb / 206Pb) * pentru cresterea valorilor de t variind de la t = 0 la t = 4.6 Byr. [De altfel, daca se rezolva ecuatiile (4) si (5) pentru concentratiile de izotopi U la t = 0, se obtine o concentratie infinita pentru izotopii acestia la t = 0!] Acest tabel poate fi utilizat pentru a rezolva ecuatia (9) pentru t prin interpolare liniara bazata pe raportul (207Pb / 206Pb) * calculat din ecuatia (10). In schimb, prin determinarea raportului (207Pb / 206Pb) * dintr-un mineral din masuratorile raporturilor sale de izotop Pb, varsta (t ) din mineral poate fi calculat prin interpolare liniara intre valorile raportului (207Pb / 206Pb) * din tabelul 1. Aceasta este cunoscuta sub numele de varsta model 207Pb-206Pb.

Tabelul 1. Valori numerice ale e λ1 t –1 si e λ2 t –1 si ale raportului radiogenic (207Pb / 206Pb) * in functie de varsta t (dupa Wetherill 1956, 1963; Faure si Mensing 2005). Expresiile enumerate in capul fiecarei coloane a tabelului apar in ecuatiile (9) si (10) din text. t, × 109y e ƛ1 t –1 e ƛ2 t-1 207Pb * / 206Pb 0,0 0,0000 0,00000 0,04604 0,2 0,0315 0,21770 0,05012 0,4 0,0640 0,48280 0,05471 0,6 0,0975 0,80560 0,05992 0,8 0,1321 1,19870 0,06581 1,0 0,1678 1,67740 0,07250 1,2 0,2046 2,26030 0,08012 1,4 0,2426 2,97010 0,08879 1,6 0,2817 3,83440 0,09872 1,8 0,3221 4,88690 0,11004 2,0 ​​0,3638 6,16850 0,12298 2,2 0,4067 7,72920 0,13783 2,4 0,4511 9,62960 0,15482 2,6 0,4968 11,9437 0,17436 2,8 0,5440 14,7617 0,19680 3,0 0,5926 18,1931 0,22266 3,2 0,6428 22,3716 0,25241 3,4 0,6946 27,4597 0,28672 3,6 0,7480 33,6556 0,32634 3,8 0,8030 41,2004 0,37212 4,0 0,8599 50,3878 0,42498 4,2 0,9185 61,5752 0,48623 4,4 0,9789 75,1984 0,55714 4,6 1,0413 91.7873 0.63930

Desi U apare intr-un numar mare de minerale, doar cateva sunt potrivite pentru intalnirea prin metodele U-Pb. Pentru a fi util pentru datare, un mineral trebuie sa fie retentiv in raport cu U, Pb si fiicele intermediare si trebuie distribuit pe scara larga intr-o varietate de roci. Mineralele care satisfac aceste conditii includ zirconul, baddeleyitul, monazitul, apatitul si sfinul (titanita). Toate aceste minerale contin cantitati de U, dar concentratii scazute de Pb, oferindu-le raporturi U / Pb ridicate favorabile pentru intalnire. De exemplu, concentratiile de U in zirconuri variaza de la cateva sute la cateva mii de parti pe milion si in medie 1350 ppm (Faure si Mensing 2005). Prezenta U in zircon se datoreaza substitutiei izomorfe in reteaua de cristal de zircon a U4 + (raza ionica 1,05 A) pentru Zr4 + (0,87 A), desi aceasta substitutie este limitata de diferentele din razele lor ionice. Cu toate acestea, in timp ce U4 + este admis in cristale de zircon, Pb2 + este exclus din cauza razei sale ionice mari (1,32 A) si a incarcarii sale scazute (2+). Prin urmare, se presupune ca zirconii contin foarte putini Pb la momentul formarii lor si au raporturi U / Pb ridicate. Acest lucru pare sa-si sporeasca sensibilitatea ca geocronometru, astfel incat zirconii de cateva decenii au devenit din ce in ce mai folositi pentru datarea prin metodele U-Pb.

Pb-Pb Isochron Dating

Ecuatiile (4) si (5) de mai sus descriu acumularea de 206Pb si 207Pb radiogenic de la 238U, respectiv 235U. Aceleasi ecuatii pot fi utilizate cu mai multe esantioane pentru a complota izochronii independenti, in care 238U / 204Pb si 235U / 204Pb sunt reprezentate cu 206Pb / 204Pb si 207Pb / 204Pb. Pantele izochronelor 238U-206Pb si 235U-207Pb rezultate obtin date care sunt concordante numai atunci cand esantioanele au ramas inchise la difuzarea Pb si au raporturi izotopice Pb initiale identice. Cu toate acestea, in majoritatea cazurilor, izochronii U-Pb pe baza probelor de roca intreaga nu au avut succes, in primul rand deoarece rocile care sunt expuse la intemperii chimice pierd o fractie semnificativa din U. Astfel,

Pe de alta parte, rocile igene si metamorfice care au pierdut U prin intemperii chimice recente ar putea sa piarda si Pb. Cu toate acestea, raporturile izotopice ale Pb ramas pot sa nu se fi schimbat daca izotopii Pb nu au fost fractionate. Cu alte cuvinte, raporturile de izotopi ale Pb in rocile rezistente nu sunt modificate daca Pb care a fost pierdut avea aceeasi compozitie de izotop ca Pb care era prezent inainte de pierderea. In consecinta, se mentine ca o data poate fi calculata pe baza pantezei izocronului Pb-Pb obtinut din esantioane de roci uniform rezistente.

Ecuatia pentru izochronii Pb-Pb este derivata din combinarea ecuatiilor (4) si (5) de mai sus pentru a obtine ecuatia (10) de mai sus, care exprima raportul dintre 207Pb si 206Pb radiogenic si apoi produce ecuatia (9) de mai sus:

Aceasta este ecuatia pentru o linie dreapta in coordonatele 206Pb / 204Pb ( x ) si 207Pb / 204Pb (y) a caror panta m este

(12)

Determinarile de varsta prin aceasta metoda de isocron Pb-Pb depind de presupunerile ca toate probele care definesc izochronul

1. a avut aceleasi raporturi de izotopi Pb initiali;
2. format in acelasi timp; si
3. au ramas inchise U si Pb pana in trecutul trecut (definit ca atunci cand suprafata actuala a terenului a fost expusa, care este de obicei in ultimii 10–70 milioane de ani ai perioadei de timp conventionale), cand au fost expuse la intemperii chimice

In plus, rapoartele 238U / 204Pb si 235U / 204Pb ale esantioanelor trebuie sa aiba un interval suficient pentru a permite Pb cu rapoarte de izotopi sa se formeze in interiorul acestora. Panta izocronilor Pb-Pb poate fi utilizata pentru datare prin rezolvarea ecuatiei (12) pentru tprin interpolarea in cadrul tabelului 1. In mod alternativ, ecuatia (12) poate fi rezolvata prin iterarea pe un computer la orice nivel dorit de precizie. Metoda iocronica Pb-Pb a fost folosita foarte mult pentru datarea rocilor ignee si metamorfice, in special a celor de varsta precambriana, precum si a meteoritelor. Se pretinde ca metoda produce timpul scurs de la omogenizarea izotopica a Pb si inchiderea ulterioara a rocilor la U si fiicele sale intermediare. Cu toate acestea, este extrem de indoielnic faptul ca mineralele si rocile au ramas inchise de-a lungul a milioane de ani la migratia gazului radon fiica inerta din punct de vedere chimic, care astazi este bine stiut sa difuzeze din minerale si roci!

Cateva presupuneri implicate in diferitele modele U-Pb si Pb-Pb si metodele de datare a izochronului au o valabilitate oarecum tenuoasa, deoarece se bazeaza pe o istorie anterioara evolutiva uniformitara necunoscuta si neconfirmata. Cu toate acestea, toate aceste metode depind de cunoasterea cu exactitate a constantelor de decadere sau a timpului de injumatatire a vietii de 238U si 235U. Mai mult, compozitia izotopica a U trebuie sa fi fost normala si nu trebuie sa fi fost modificata prin fractionarea izotopilor, prin diferite rate de degradare in trecut sau prin aparitia unei reactii in lant natural bazate pe fisiunea indusa de 235U, adica 238U Raportul / 235U trebuie cunoscut si trebuie sa fi ramas constant la aceasta valoare.

Definirea erorilor si incertitudinilor

Inainte de a investiga in detaliu modul in care comunitatea geocronologiei gestioneaza determinarea si corectarea fractionarii izotopice a masei, este necesar sa definiti cativa termeni si sa discutati modul in care sunt folositi. Acestia sunt termenii „eroare” si „incertitudine”, „precizie” si „precizie”. Acestea sunt utilizate frecvent in toate discutiile privind metodologia geocronologiei U-Pb, deoarece rezultatele datarilor din diferitele echipamente analitice sunt raportate si contrastate. Scopul comunitatii de geocronologie este de a reduce in mod clar erorile si incertitudinile pentru a produce o precizie si o precizie mai bune. Cert este ca dupa un deceniu sau mai mult de eforturi intentionate intense s-au inregistrat putine progrese. Sursele de eroare nu sunt inca „imblanzite”, iar „incertitudinile” reduse in mod adecvat este marturia problemelor severe care inca plang aceasta metoda de intalnire U-Pb.

Schoene si colab. (2013) a descris utilizarea termenilor „precizie”, „precizie”, „eroare” si „incertitudine” in geocronologia U-Pb, iar diferentierea dintre acesti termeni si definirea acestora este foarte utila pentru a discuta protocoalele de masurare si raportare a datelor. Potts (2012) a utilizat ghidul international al Vocabularului Metrologiei si a definit „eroarea de masurare” ca „valoare cantitativa masurata minus o valoare a cantitatii de referinta.

porno cu incepatori http://startusoff.com/__media__/js/netsoltrademark.php?d=adult66.net/
magyar porno casting http://usa-urology.com/__media__/js/netsoltrademark.php?d=adult66.net/
porno masage http://afcomotorsports.com/__media__/js/netsoltrademark.php?d=adult66.net/
hd porno free http://alansisson.com/__media__/js/netsoltrademark.php?d=adult66.net/filme-porno/amatori
gym porno http://myegyptsun.com/__media__/js/netsoltrademark.php?d=adult66.net/filme-porno/anal
porno hot http://valorlink.com/__media__/js/netsoltrademark.php?d=adult66.net/filme-porno/asiatice
filme porno cu japoneze http://w.ochziffindia.net/__media__/js/netsoltrademark.php?d=adult66.net/filme-porno/beeg
filme porno anal mature http://cobaltdevelopernetwork.biz/__media__/js/netsoltrademark.php?d=adult66.net/filme-porno/blonde
filme porno cu prezervativ http://down2crazy.com/__media__/js/netsoltrademark.php?d=adult66.net/filme-porno/brazzers
monica barladeanu porno http://tignon.biz/__media__/js/netsoltrademark.php?d=adult66.net/filme-porno/brunete
filme porno rape http://homesmartamerica.com/__media__/js/netsoltrademark.php?d=adult66.net/filme-porno/chaturbate
site porno romanesti http://cahabaridgellc.net/__media__/js/netsoltrademark.php?d=adult66.net/doua-panarame-se-fut-in-cele-mai-ciudate-pozitii-cu-un-salbatic
megan fox porno http://facilityservicenetwork.biz/__media__/js/netsoltrademark.php?d=adult66.net/doua-lesbiene-de-15-ani-se-dezvirgineaza-una-pe-alta
filme porno anii 70 http://escape2cayman.com/__media__/js/netsoltrademark.php?d=adult66.net/o-creola-super-frumoasa-e-fututa-de-un-burtos-apoi-ejaculeaza-pe-ea
programe tv porno http://grudgerock.com/__media__/js/netsoltrademark.php?d=adult66.net/surori-minore-fortate-de-unchi-sa-faca-sex-oral-si-sa-se-futa-cu-el
accidente porno http://kmorgan.org/__media__/js/netsoltrademark.php?d=adult66.net/blonda-mica-singura-acasa-se-masturbeaza-pe-canapea
gay suit porno film http://markkistler.info/__media__/js/netsoltrademark.php?d=adult66.net/ii-face-sex-oral-prietenei-apoi-o-fute-de-i-sar-capacele
video porno forced http://k12-tutor.com/__media__/js/netsoltrademark.php?d=adult66.net/se-masturbeaza-in-fata-webului-si-apoi-are-orgasm
filme porno cu sclavi http://hondaofftw.com/__media__/js/netsoltrademark.php?d=adult66.net/un-cuplu-incinge-o-partida-de-sex-pe-sezlong-la-piscina
porno romanesti filmate pe ascuns http://partyserve.net/__media__/js/netsoltrademark.php?d=adult66.net/blonda-voluptoasa-se-joaca-cu-sanii-ca-actritele-din-filmele-porno

” Aceasta definitie depinde de precizia valorii cantitatii de referinta si introduce automat prejudecati in intregul proces, deoarece valoarea de referinta trebuie, de asemenea, masurata anterior cu propria eroare de masurare. Potts (2012) a definit, de asemenea, „incertitudinea de masurare” ca un „parametru non-negativ care caracterizeaza dispersia valorilor cantitatii atribuite unei masurand [definita ca cantitatea destinata masurarii], pe baza informatiilor utilizate.” Astfel, o eroare este o singura valoare (de exemplu, 0.1) si nu este cunoscuta decat daca exista o valoare de referinta pentru a o compara. In schimb, o incertitudine este un interval (de exemplu, 99,9 ± 0,1) care este de asteptat sa contina adevarata valoare cu o probabilitate data, denumita adesea un interval de incredere.

Eroarea de masurare poate fi aleatorie (compensata imprevizibil de la valoarea masurantei) sau sistematica (compensare constanta sau previzibila dintr-o valoare de referinta) (Potts 2012). Odata cuantificata, o eroare sistematica este denumita o prejudecata. Fiecare tip de eroare are o incertitudine asociata cu aceasta. Aceste incertitudini sunt denumite in mod sistematic sau aleatoriu in referinta la eroarea cu care se raporteaza. Incertitudinea legata de eroarea aleatorie este reflectata in precizia masurarii („apropierea acordului dintre indicatii sau valorile cantitatii masurate obtinute prin masurarea replicata pe aceleasi obiecte similare sau similare in conditii specificate” (Potts 2012) si poate fi redusa prin cresterea numarului de masuratori. Cu toate acestea, s-ar putea sustine ca precizia masurarii nu are nicio legatura cu numarul de masuratori efectuate, ci reflecta mai degraba sensibilitatea aparatului de masurare utilizat. Intr-un anumit sens, precizia este o functie a tehnologiei actuale a instrumentelor.

Abaterea standard obtinuta a mediei (denumita istoric „eroare standard”) reprezinta increderea in valoarea medie determinata (Potts 2012), dar nu reduce imprastierea reala in date (adica deviatia standard a populatiei ramane la fel). Incertitudinea legata de o eroare sistematica reflecta cat de bine poate fi cuantificata prejudecata atunci cand este determinata in diferite conditii, adica cat de reproductibil poate fi masurat; nu poate fi redus in continuare prin simpla achizitie de mai multe masuratori. Utilizarea termenului „eroare” ar trebui rezervata exclusiv scopului definit – pentru a face referire la compensarea masurarii dintr-o valoare medie sau preconizata. Dar se poate sustine ca acest lucru nu este intotdeauna cazul. De fapt, cel mai bun mod de a gandi eroarea intr-o masuratoare data este de a evalua posibila abatere a unei serii de masuratori de la medie. Aceasta face ca eroarea de masurare sa fie singura si sa nu depinda de o anumita „valoare preconizata” Astfel, atunci cand ne referim la un interval de incredere, trebuie utilizat intotdeauna termenul „incertitudine”.

Desigur, valoarea scontata este fundamental o valoare teoretica dedusa din aplicarea teoriilor actuale si / sau legilor stiintei si poate fi sau nu exacta. Astfel, scopul masuratorilor este de a confirma sau de a nega predictiile / asteptarile teoriei. In acest context al datarii radioizotopului U-Pb al rocilor si mineralelor, valoarea asteptata este foarte mult determinata de teorie, adica in care rocile se incadreaza in registrul geologic presupus si in calendarul sau bazat pe presupuneri evolutive. Cu toate acestea, orice numar de alti factori, cum ar fi compozitia initiala, mostenirea atunci cand s-a format ulterior, contaminarea dupa formare si descompunerea nucleara accelerata in timpul unui eveniment geologic catastrofic trecut, ar putea influenta in mod diferit valoarea scontata si, prin urmare, incertitudinea in care ar putea fi adevarata epoca fi. Prin urmare, ar fi probabil ca comunitatea geocronologiei sa nu se mai gandeasca la masuratori in ceea ce priveste varstele pe care le reprezinta. Masurarea unei cantitati date, cum ar fi raporturile de izotop Pb intr-un material in prezent, este complet independenta de varsta materialului respectiv. Varsta apare in imagine ca model, sau de fapt o ipoteza, care foloseste acele masuratori pentru a face o predictie a varstei, o varsta care nu poate fi niciodata verificata, deoarece este un eveniment trecut neobservat si irepetabil.

Desi este o practica obisnuita ca geochimistii sa exprime incertitudini cu privire la σ, strict acest lucru ar trebui rezervat doar statisticilor referitoare la o populatie totala (abaterea standard a populatiei). Deoarece geochimistii iau vreodata un esantion reprezentativ al unei populatii (in loc sa analizeze un intreg pluton de granit sau, in acest exemplu, fiecare zircon din el), termenul statistic corect este s(abaterea standard a esantionului). Cu toate acestea, ambii termeni se refera in mod explicit la „abaterea standard”, in timp ce incertitudinile raportate deriva din eroarea standard a mediei raporturilor de izotopi, combinate deseori cu un analog statistic al unei abateri standard (parametrul de varianta in exces asa cum este descris). Acestea sunt in cele din urma combinate cu alte cateva incertitudini sistematice – de exemplu, din masuratorile TIMS ale materialelor de referinta si din puritatea izotopica si din experimentele de numarare a particulelor care determina constantele de descompunere. Intr-adevar, experimentele de numarare a particulelor sunt de obicei dominate de erorile aleatorii / statistice ale masurarii, in special in situatiile care implica rate de numar foarte mici, cum este situatia radioizotopilor cu viata lunga, cum ar fi U si Th. Rezultatul nu este nici o abatere standard si nici o eroare standard,

Asadar, acum cand am trecut peste cateva aspecte importante de informare, ne orientam acum la ultima dintre problemele potentiale enumerate de Amelin si colab. (2009) asupra caruia trebuie sa ne concentram, si anume, fractionarea izotopilor U si Pb. In primul rand, vom discuta despre dovezile fractionarii izotopilor din minerale, inainte de a ne orienta la problema fractionarii izotopilor in timpul analizelor folosind diferitele proceduri instrumentale disponibile.

Fractionarea izotopilor in minerale

Bigeleisen (1996) a prezis ca izotopii de uraniu se fractioneaza ca urmare a deplasarii campului nuclear. Diferentele de dimensiune si forma ale nucleelor ​​izotopilor individuali ar trebui sa conduca la medii de legatura usor diferite pentru fiecare izotop, pe baza distributiei de sarcina nucleara si de masa care depind de structura nucleelor ​​nucleare. Marimea acestui efect se coreleaza cu volumul nuclear al fiecarui izotop, mai degraba decat strict cu masa si, prin urmare, este denumita efectul volumului nuclear sau, alternativ, schimbarea campului nuclear. Nucleii de izotopi care formeaza o legatura se resping reciproc atunci cand sunt ionizati complet (ceea ce nu este probabil), deoarece nucleele sunt ambele incarcate pozitiv, dar distanta dintre nucleele unei legaturi chimice depinde de marimea si distributia sarcinii acestor nuclee. Nu se pot apropia reciproc suficient de mult pentru ca forta nucleara sa joace vreun rol in interactiunea lor. Cu toate acestea, 235U cu un numar impar de neutroni si un numar mai mic de neutroni, are un nucleu mai mic in raport cu nucleele cu un numar egal de neutroni, cum ar fi cele de 238U. Rezulta diferite rezistente ale legaturii, 238U fiind incorporat in mod preferential in faza solida mai condensata. Schauble (2007) a confirmat calculele teoretice si a sugerat ca schimbarea in camp nuclear produce raporturi 238U / 235U care variaza in functie de starea de oxidare a uraniului, cu cel mai mare raport 238U / 235U la speciile mai reduse. Oxidarea U4 + la U6 + implica electroni 5f, iar indepartarea lor creste de fapt densitatea de incarcare electronica la nucleu, ceea ce duce la o preferinta a izotopilor U usori la specia oxidata (Brennecka 2011). In consecinta, efectele fractionarii in functie de masa si de volum pe raportul 238U / 235U sunt in directii opuse, lasand fractia dominanta dependenta de volum ca efect observabil. Aparent ceea ce a insemnat Bigeleisen (1996) este schimbarea norului de electroni datorita orientarii nucleului si modifica astfel configuratia geometrica a izotopului. Mai mult, un ulterior ceea ce duce la preferinta izotopilor U usori la specia oxidata (Brennecka 2011). In consecinta, efectele fractionarii in functie de masa si de volum pe raportul 238U / 235U sunt in directii opuse, lasand fractia dominanta dependenta de volum ca efect observabil. Aparent ceea ce a insemnat Bigeleisen (1996) este schimbarea norului de electroni datorita orientarii nucleului si modifica astfel configuratia geometrica a izotopului. Mai mult, un ulterior ceea ce duce la preferinta izotopilor U usori la specia oxidata (Brennecka 2011). In consecinta, efectele fractionarii in functie de masa si de volum pe raportul 238U / 235U sunt in directii opuse, lasand fractia dominanta dependenta de volum ca efect observabil. Aparent ceea ce a insemnat Bigeleisen (1996) este schimbarea norului de electroni datorita orientarii nucleului si modifica astfel configuratia geometrica a izotopului. Mai mult, un ulterior Aparent ceea ce a insemnat Bigeleisen (1996) este schimbarea norului de electroni datorita orientarii nucleului si modifica astfel configuratia geometrica a izotopului. Mai mult, un ulterior Aparent ceea ce a insemnat Bigeleisen (1996) este schimbarea norului de electroni datorita orientarii nucleului si modifica astfel configuratia geometrica a izotopului. Mai mult, un ulteriorUn studiu orbital molecular relativist ab initio pentru perechile 238U-235U a aratat ca natura liganzilor din jurul atomilor de uraniu influenteaza fractionarea izotopului cauzata de schimbarea nucleara (Abe si colab., 2008, 2010). Astfel, diferenta de masa a diferitilor izotopi de uraniu ar fi cauza dominanta a fractionarii daca acesti izotopi sunt sub forma elementara.

Chen, Siebel si Satir (2002) au analizat doua zirconuri omogene pentru a studia comportamentul U si Pb in timpul lipirii acidului pasiv HF. Din zirconul Phalaborwa (Africa de Sud), ~ 11% din Pb radiogenic si ~ 7% din U s-au extras in solutie la prima etapa de levigare si s-a obtinut o discordanta inversa. Dupa extractia de ~ 27,0% din bugetul total Pb radiogenic si ~ 24,5% din U, reziduul de zircon a dat varste concordante. Acesta continea ~ 75,8% din bugetul total radiogenic 206Pb, ~ 76,4% din bugetul total radiogenic 207Pb si ~ 68,0% din bugetul total radiogenic 208Pb, indicand mobilitati diferite ale acestor izotopi Pb. Raporturile 208Pb * / 206Pb * ale solutiilor si reziduului au scazut sistematic de la ~ 1,10 la ~ 0,60. Acest model parea sa demonstreze ca domeniile cu diferite raporturi Th / U au fost prelevate succesiv in timpul atacului acid. Astfel, varsta discordanta extrem de inversa observata in solutia primei etape de levigare trebuia sa provina din fractionarea dintre U si Pb * si intre izotopii Pb radiogenici, in concordanta cu observatiile lui Mattinson (2000) si Davis si Krogh (2000) . Aceste observatii indica mobilitatea ridicata a Pb * cauzata probabil de deteriorarea radiatiilor. Mai mult decat atat, fractionarea dintre 207Pb * si 206Pb * in prima etapa (pasaje) de levigare, care a fost observata de Mattinson (2000) si Davis si Krogh (2000), presupune ca domeniile discordante ale zirconilor trebuie sa fie complet eliminate in levigare pasi pentru a evita raporturile ridicate artificial de 207Pb * / 206Pb * in reziduuri. varsta discordanta extrem de inversa observata in solutia primei etape de levigare trebuia sa provina din fractionarea dintre U si Pb * si intre izotopii Pb radiogenici, in concordanta cu observatiile lui Mattinson (2000) si Davis si Krogh (2000). Aceste observatii indica mobilitatea ridicata a Pb * cauzata probabil de deteriorarea radiatiilor. Mai mult decat atat, fractionarea dintre 207Pb * si 206Pb * in prima etapa (pasaje) de levigare, care a fost observata de Mattinson (2000) si Davis si Krogh (2000), presupune ca domeniile discordante ale zirconilor trebuie sa fie complet eliminate in levigare pasi pentru a evita raporturile ridicate artificial de 207Pb * / 206Pb * in reziduuri. varsta discordanta extrem de inversa observata in solutia primei etape de levigare trebuia sa provina din fractionarea dintre U si Pb * si intre izotopii Pb radiogenici, in concordanta cu observatiile lui Mattinson (2000) si Davis si Krogh (2000). Aceste observatii indica mobilitatea ridicata a Pb * cauzata probabil de deteriorarea radiatiilor. Mai mult decat atat, fractionarea dintre 207Pb * si 206Pb * in prima etapa (pasaje) de levigare, care a fost observata de Mattinson (2000) si Davis si Krogh (2000), presupune ca domeniile discordante ale zirconilor trebuie sa fie complet eliminate in levigare pasi pentru a evita raporturile ridicate artificial de 207Pb * / 206Pb * in reziduuri. in concordanta cu observatiile lui Mattinson (2000) si Davis si Krogh (2000). Aceste observatii indica mobilitatea ridicata a Pb * cauzata probabil de deteriorarea radiatiilor. Mai mult decat atat, fractionarea dintre 207Pb * si 206Pb * in prima etapa (pasaje) de levigare, care a fost observata de Mattinson (2000) si Davis si Krogh (2000), presupune ca domeniile discordante ale zirconilor trebuie sa fie complet eliminate in levigare pasi pentru a evita raporturile ridicate artificial de 207Pb * / 206Pb * in reziduuri. in concordanta cu observatiile lui Mattinson (2000) si Davis si Krogh (2000). Aceste observatii indica mobilitatea ridicata a Pb * cauzata probabil de deteriorarea radiatiilor. Mai mult decat atat, fractionarea dintre 207Pb * si 206Pb * in prima etapa (pasaje) de levigare, care a fost observata de Mattinson (2000) si Davis si Krogh (2000), presupune ca domeniile discordante ale zirconilor trebuie sa fie complet eliminate in levigare pasi pentru a evita raporturile ridicate artificial de 207Pb * / 206Pb * in reziduuri.

Spre deosebire de zirconul Phalaborwa, doar ~ 1% din bugetul total de Pb radiogenic a fost extras in etapele de lixiviere din fiecare dintre cele trei fragmente de zircon din Kuehl Lake (Ontario, Canada) (Chen, Siebel si Satir 2002). Astfel, evaluarea datelor din aceste studii de lixiviere a aratat ca extractabilitatea Pb este corelata pozitiv cu bugetele totale de Pb radiogenice la zirconii si, ulterior, cu continutul U si varstele zirconilor, ceea ce indica rolul important al afectarii radiatiilor. Aceasta corelatie este in concordanta cu faptul ca zirconii vechi cu continut ridicat de U sunt mult mai susceptibili la pierderea Pb decat cei mai tineri cu continut U scazut. Prin urmare, Chen, Siebel, si Satir (2002) au ajuns la concluzia ca aplicarea atenta a metodei de lipire a acidului este o conditie prealabila importanta pentru atingerea varstelor concordante, asa cum s-a demonstrat in studiile anterioare (Mattinson 1994) si in zirconul Phalaborwa al studiului lor. Cu toate acestea, rapo