Космохимия.Лекция 5, 2018(рад.изотопы)

1.

Лекция 5
РАДИОАТИВНЫЕ ИЗОТОПЫ
В КОСМОХИМИИ
1. КОСМОХРОНОЛОГИЯ
2. Роль радиоактивных элементов в
процессе дифференциации вещества
космических тел

2.

ИЗОТОПЫ. ОСНОВНЫЕ ПОНЯТИЯ
Изотопы – разновидность атомов какого-либо химического
элемента, имеющих одинаковое число протонов, но различное
число нейтронов в своем ядре.
Протоны – определяют положительный заряд ядра (Z)
Атомный номер элемента заряду ядра (числу протонов) – однозначно
определяет положение данного элемента в периодической системе элементов.
Кроме того, число протонов определяет количество электронов нейтрального
атома и, таким образом, обусловливает химические свойства этого атома.
Нейтроны – имеют нулевой заряд и массу близкую массе протона (n)
Массовое число М = n + Z
Только изотопы водорода имеют
собственные наименования
Протий
дейтерий
тритий
К остальным изотопам
применяют понятия «тяжелый»
и «легкий», например,
12С легкий изотоп углерода
13С тяжелый изотоп углерода
3Не/4Не, 14N/15N и др.

3.

Все химические элементы имеют изотопы

4.

Открытие радиоактивных изотопов
началось с открытия В.Рентгена
Вильгельм Конрад Рентген – немецкий ученый,
первый в истории физики лауреат Нобелевской
премии.
В 1895 г. был опубликован этот снимок, который
заинтересовал, который заинтересовал
французского физика Антуана Анри Беккереля
1845-1923
Открытие икс-лучей помогли получить новые сведения
о строении вещества, которые вместе с другими
открытиями того времени заставили пересмотреть
целый ряд положений классической физики.
Исследования, связанные с рентгеновскими лучами,
вскоре привели к открытию радиоактивности

5.

Исследуя природу икс-лучей,
открытых Рентгеном, Анри Беккерель
в том же 1896 г. открыл «урановые»
лучи, испускаемые солями урана.
А.А. Беккерель
Э. Резерфорд
Позже Марией Кюри обнаружила, что
«урановые лучи» испускают и другие
элементы. Она назвала это явление
радиоактивностью.
В 1903 г. Э. Резерфорд выдвинул идею
о преобразовании элементов в ходе
радиоактивного распада
В 1903 г. Беккерель совместно с Пьером и
Марией Кюри получили Нобелевскую
премию за открытие самопроизвольной
радиоактивности.
Пьер и Мария Кюри

6.

НЕСТАБИЛЬНЫЕ или РАДИОАКТИВНЫЕ ИЗОТОПЫ
точнее радиоакти́вные нукли́ды
Из более чем 3000 известных нуклидов – стабильны лишь около 300
Эмпирическое уравнение, описывающее радиоактивный распад
нестабильных изотопов:
dN = λNdt
(1)
где dN — число нуклонов, испускаемых ядром с общим числом нуклонов N за время dt,
а λ — экспериментально определяемая константа радиоактивности исследуемого
вещества, определяет, насколько быстро распадается ядро.
Решение (1) - функция, описывающая число нуклонов, остающихся в составе
ядра на момент времени t:
N = N0e–λt
(2)
где N0 — число нуклонов в ядре на начальный момент наблюдения.
Время полураспада ядра - время, за которое ядро элемента испускает
половину содержащихся в нем нуклонов.
Из (2) имеем N0/N = eλt при N0/N = 2 ln2 = λt1/2
t1/2 = ln2/λ
(3)
У различных изотопов различных радиоактивных веществ время полураспада
варьируется от миллиардных долей секунды до миллиардов лет.

7.

Процесс радиоактивного распада нестабильных изотопов
самопроизволен и не зависит от окружающих условий.
Три основные (но не единственные пути ядерного распада
1. При альфа-распаде выделяется атом гелия, состоящий из двух
протонов и двух нейтронов, — его принято называть альфа-частицей. Ядро,
испустившее -частицу, превращается в ядро элемента, отстоящего
на две позиции ниже от него в периодической системе Менделеева.
Массовое число элемента уменьшается на 4.
238U
92
234Th
4He
+
90
2
2. При бета-распаде ядро испускает электрон за счет
превращения нейтрона в протон, а элемент продвигается на одну
позицию вперед по периодической таблице.
Но распад может происходить одновременно по двум механизмам:
208Tl (α-распад, вероятность 62%)
212Bi
212Po (β-распад, вероятность 38%)
3. При гамма-распаде — ядро с излучает фотоны высоких
энергий, которые принято называть гамма-лучами. При этом ядро теряет
энергию, но химический элемент не видоизменяется.

8.

Для замкнутой системы, в которой в некий начальный момент времени
t = 0 был только материнский радиоактивный изотоп, содержание
которого М0. За время t он превращается в радиогенный стабильный
или радиоактивный изотоп D:
M → D.
Уменьшение числа радиоактивных ядер M со временем описывается
соотношением:
M(t) = M0e-λt,
где - постоянная распада.
Число образовавшихся ядер радиогенного изотопа D(t) равно числу
распавшихся ядер изотопа M(t)
D(t) = M0(1 − e-λt) или D(t) =M(t)(eλt − 1).
Откуда можно определить время, прошедшее с момента образования
такой замкнутой системы:
D
t ln 1
M
1
Измерение содержания исходных (материнских) радиоактивных
изотопов (М) и продуктов их распада (D - дочерних изотопов)
в геологических объектах легло в основу определения
их абсолютного возраста.

9.

1. Использование изотопных данных для датировки
различных космогонических процессов
Для датировки используются радиоактивные изотопы, имеющие
период полураспада, соизмеримый со временем протекания этих
процессов - t = (6 9) t1/2.
Для оценки времени образования Солнечной системы и времени
эволюции тел на ранних этапах ее существования используются
изотопы
235U (t
1/2 = 0.704 млд. лет),
238U (t
1/2 = 4.468 млд. лет),
40K (t
1/2 = 1.248 млд. лет),
232Th (t
1/2 = 1.4 млд. лет),
поскольку их распространённости в момент образования Солнечной
системы известны.
Так в момент образования Солнечной системы отношения изотопов
урана и тория составляли
235U/238U = 0.3,
232Th/235Th = 35.
В настоящее время эти отношения равны
235U/238U = 7.3·10-3,
232Th/235Th = 4

10.

В 1907 г. английский физик Эрнест Резерфорд провел первые опыты по
определению абсолютного возраста минералов с использованием U и Th.
235U
207Pb
t1/2 0.7 млд. лет
238U
206Pb
4.5 млд. лет
232Th
208Pb
1.4 млд. лет
Превращения идут во много стадий, но промежуточные нуклиды
распадаются намного быстрее материнских.

11.

Экспериментальные данные определения
абсолютного возраста CAIs – наиболее древних
объектов Солнечной системы, возраст которых
принимается абсолютному возрасту
Солнечной системы
CAI
А б сол ю тны й возра ст C A Is,
м нл . л ет
45 66
Среднее значение абсолютного
возраста солнечной системы
4568 0.90 млд. лет при уровне
значимости 95% (Данные 2009 г.).
Данные 2009 г.
CAIs в
объект
n
метод
Allende
1
Pb–Pb
2
Al-Mg
3
26Al-26Mg,
45 67
45 68
206Pb/204Pb
4
Ефремовка
NWA
2364
4568.55 0.90
45 69
Hf-W
Pb–Pb
45 70
5
Pb-Pb и
Al-Mg
6
Al-Mg
7
Pb-Pb и
Al-Mg
1
2
3
4
5
6
7
2012 г. 4567.3 ± 0.16 млд.лет
(Connelly JN, et al., 2012)

12.

Экспериментальные данные определения
абсолютных возрастов дифференцированных
каменных метеоритов - ахондритов
Было проанализировано 34 образца. Использовались методы:
207Pb – 206Pb,
26Al – 26Mg,
53Mn – 53Cr,
182Hf – 182W
недифференцированные
дифференцированные
Каменные
(хондриты)
Углистые (С)
Feo/ Fe
0
Обыкновенные (О)
0.6-0.3
Энстатитовые (Е)
0.7-0.75

13.

А б со л ю тн ы й во зр а ст, м л н . л е т
4556
58
4560
62
64
4 5 6 4 .9 1
2 .5 8
66
= =3 2.4 1.52
.6 4 1 .5 2млн.лет
м л н .л е т
4,567.3
4 5 6 8 .5 5± 0.16
0 .9 0
68
Solar system age
4570
5
10
15
20
25
30
Н о м е р а о б р а зц о в (та б .2 )
Бордовой линией показано среднее значение абсолютного возраста
дифференцированных каменных метеоритов Синим цветом показано среднее
значение абсолютного возраста CAI включений, принимаемое за оценку
абсолютного возраста Солнечной системы. Разница между ними ( = 2.4 1.52 млн.
лет) – оценка суммарного времени аккумуляции и термической эволюции
(дифференциации) родительских тел каменных метеоритов.

14.

Однако для использования радиогенных методов
датировки нужно соблюдение следующих условий.
1 - система должна быть замкнутой – в ней не должно
происходить ни выноса, ни привноса как дочерних, так и
материнских изотопов.
2 - в момент своего образования система не должна содержать
атомов дочернего изотопа.
3 – нужно точно знать значение начального содержания
материнского изотопа.
Реально в природе эти условия никогда не соблюдаются.
Поэтому строятся различные модели эволюции изучаемых
систем (объектов), и достоверность полученных оценок времен
протекания процессов в системах определяется степенью
адекватности этих моделей.

15.

Использование Hf-W метода для определения возраста Земли и
других дифференцированных космических объектов
Kleine T., Touboul M., et al. Hf–W chronology of the accretion and early evolution of
asteroids and terrestrial planets. Geochim. Cosm.Acta, v. 73, №. 17, p. 5150-5188. 2009.
Метод основан на следующих известных фактах
1. В процессе дифференциации Fe и Mg-Si расплава
сидерофильный (имеющий сродство к Fe) W
уходит в металлическую фазу (ядро), а
литофильный Hf остается в силикатной фазе,
в мантии. Таким образом в ядре Hf/W = 0 (т.к.
[Hf]=0) , а в мантии [W] 0.
SiO2, 182Hf
Fe,
182W
182W имеет t
2. Реакция радиоактивного распада 182Hf
1/2 = 8.9 ± 0.1 млн.
лет, поэтому может охарактеризовать процессы дифференциации,
протекавшие в первые 60, а возможно и до 100 млн. лет эволюции.
3. После отделения металлического ядра накопление 182W в силикатной
мантии Земли происходит за счет радиоактивного распада 182Hf,
оставшегося после дифференциации тела в силикатной мантии

16.

4.
Время, прошедшее после дифференциации космического тела можно
рассчитать, зная:
а). начальное и текущее значение отношения радиогенного
вольфрама 182W к нерадиогенному (184W - 182W/184W) в силикатной
мантии;
б). Реакция 182Hf-182W проходила и в родительских телах хондритов,
но поскольку эти тела не дифференцировали, весь
182W,образовавшийся при радиоактивном распаде 182Hf, остался в
теле (современный репер);
в). начальное отношение 182Hf/180Hf во время формирования CAIs
(точка отсчета). Последнее было определено только 2002 г. (Kleine et
al., 2002; Schoenberg et al., 2002a; Yin et al., 2002).
Для крупных дифференцированных тел, таких как планеты, есть проблема
уже после образования и дифференциации Земли на ее поверхность
выпадало вещество, содержащее «дополнительный 182Hf», который давал
«дополнительный 182W» - отсюда разброс результатов.

17.

Для учета дополнительного привноса вещества на поверхность
протопланетных тел и для корректного нахождения вероятного
времени формирования ядер планет Земли строятся разные модели
с использованием знаний о распределении других элементов.
Согласно моделям «late veneer»
Минимальный возраст формирования ядра Земли (оценка снизу),
получена с помощью 182Hf-182W модели, предполагающей мгновенное
формирование ядра (двухстадийная модель – гомогенная аккреция,
мгновенное отделение ядра после завершения ее аккреции по
гомогенному механизму) ~ 30 - 42 млн. лет.
Максимальный возраст формирования ядра Земли (оценка сверху)
получена из экспериментально установленного Hf/W методом
максимального возраста лунных пород - 125 млн. лет.

18.

Астрофизические данные наблюдений + Физические модели
+ данные изотопных исследований внеземного вещества
Время, млн. лет
100
10
Образование системы
Земля – Луна
Аккреция 60 – 70% массы Земли
Образование
планет-гигантов
0.1 – 10
млн. лет
1
Образование эмбрионов
(1000 км)
0.1
Планетезимали
(1 км)
Пыль (10-6 м)
= 0 Начало образования Солнечной системы (~4.5 млд лет)

19.

Радиоуглеродный метод определения возраста
материалов биологического происхождения
Основан на измерении в биологическом материале содержания
радиоактивного изотопа 14С (t1/2 = 5730 40 лет) по отношению к содержанию
стабильных изотопов углерода 12С и 13С. Предложен У.Либби, в конце 40-х гг.
получено t1/2 изотопа 14С, разработаны методы его определения в тканях
растений и животных. 1960-1990 гг. определена динамика изменения
содержания радиоуглерода в атмосфере за последние 12 тысяч лет, показано,
что эти изменения на земном шаре происходили синхронно.
В земной атмосфере углерод присутствует в виде стабильных изотопов 12С
(98,89 %) и 13С (1,11 %) и радиоактивного 14C (14C/13C=10-12).
14C постоянно образуется в основном в верхних слоях атмосферы на
высоте 12-15 км при столкновении вторичных нейтронов космических
лучей с ядрами атмосферного азота по схеме:
В среднем в год в атмосфере Земли образуется около 7,5 кг радиоуглерода
при общем его количестве 75 тонн, т.е. идет накопление 14C.

20.

Соотношение радиоактивного и стабильных изотопов углерода в атмосфере и
в биосфере примерно одинаково из-за активного перемешивания атмосферы,
поскольку все живые организмы постоянно участвуют в углеродном обмене,
получая углерод из окружающей среды, а изотопы, в силу их химической
неразличимости, участвуют в биохимических процессах практически
одинаковым образом.
С гибелью организма углеродный обмен прекращается. После этого
стабильные изотопы сохраняются, а радиоактивный (14C) постепенно
распадается (β-распад), в результате его содержание в останках уменьшается
по экспоненциальному закону.
С 147N e e
14
6
Зная распределение 14C в природе в последние 12 тыс. лет, а также текущее
его значение в биологическом материале, определяемое массспектрометрическим методом, можно установить время, прошедшее с
момента гибели организма.
Таким методом сейчас можно измерить возраст 10 Т1/2 60 000 лет.

21.

Ограничения
• интенсивность космических лучей и активности Солнца;
• широта местности;
• состояние атмосферы и магнитосферы;
• вулканическая деятельность. Углерод, содержащийся в
вулканических выбросах, «древний», практически не содержащий 14C;
• круговорот углекислого газа в природе;
проведение атмосферных ядерных испытаний, создавших в 1950-х—
60-х годах существенный выброс (около 0,5 тонны) радиоуглерода в
атмосферу (бомбовый эффект);
сжигание большого количества ископаемых топлив (углерод,
содержащийся в нефти, природном газе и угле — «древний»,
практически не содержащий 14C) — так называемый, эффект Зюсса,
возникший с началом промышленной революции в 19 веке.
Два последних фактора делают невозможным проведение точных
радиоуглеродных датировок у образцов 20-го века.

22.

2. Роль радиоактивных элементов в процессах
дифференциации вещества на ранних этапах эволюции
Солнечной системы
Процесс радиоактивного распада нестабильных изотопов
происходит с выделением энергии – это один из основных
источников энергии при дифференциации как каменных, так и
каменно-ледяных тел (планетезималей) в ранней Солнечной
системе.
Чтобы радиоактивное тепло оказало значимое влияние на
строение протопланетных тел необходимо, чтобы образование
тел достаточного для «удержания» части радиогенного тепла
размера происходило за время меньшее, чем несколько периодов
полураспада радиоактивного элемента.

23.

Характерное время образования планетезималей в ранней Солнечной
системе 1-3 млн. лет (1-3 106). Поэтому долгоживущие радиоактивные
изотопы – U, Th, K с периодами полураспада 1 млд. лет не могли быть
основным источником энергии для дифференциации тел астероидных
размеров, т.к. скорость остывания тел малых размеров будет превышать
скорость тепловыделения.
Поэтому основным источников энергии, необходимой для внутреннего
разогрева тел астероидных размеров и последующей их
дифференциации считаются короткоживущие радиоактивные изотопы
алюминия - 26Al с периодом полураспада 0.72 млн. лет и
60Fe с периодом полураспада 1.2 млн. лет.
Начальное значение 26Al/27Al=5 10-5 отвечает таковому в CAIs.
Нагрев и дифференциация тел короткоживущими радиоактивными
изотопами (26Al, 60Fe, 36Cl) с t1/2 ~ 1 млн. лет могла происходить за
1-3 млн. лет.
Для зоны Земли, чтобы удержать тепло в железо-каменных телах нужно,
чтобы их минимальный радиус Rmin был ~ 30 – 50 км,
Для внешних регионов Rmin каменно-ледяных тел ≥ 100 км.

24.

Время, млн. лет
10
t = 5 млн лет
1% 26Al
Дифференциация
малых тел
короткоживущими
РЭ - 26Al, (60Fe, 36Сl)
oAl = 0.72 млн. лет
tend= 1
t0 = 0
0
20
40
60
80
26
% оставшегося Al
100
За первый млн. лет содержание 26Al уменьшается на 60%

25.

РОЛЬ КОРОТКОЖИВУЩИХ РАДИОАКТИВНЫХ ИЗОТОПОВ
В ПРОЦЕССЕ ДИФФЕРЕНЦИАЦИИ КАМЕННЫХ ТЕЛ
В РАННЕЙ СОЛНЕЧНОЙ СИСТЕМЕ
Дифференциация каменных планетезималей. Основной источники нагрева
26Al находятся в силикатной компоненте, а 60Fe в металле. При расслоении
(дифференциации) тел эти источники также дифференцируют: 60Fe уходит
в ядро, а 26Al остается в силикатной мантии.
26Al
60Fe
Оценка времени образования и
дифференциации каменных
метеоритов: = solar system formation -
hondrite formation = 2.4 1.52 млн.лет
Вывод: времена образования дифференцированных каменных планетезималей протопланетных тел земных планет не превышали 1-3 млн. лет.

26.

РОЛЬ КОРОТКОЖИВУЩИХ РАДИОАКТИВНЫХ ИЗОТОПОВ В
ПРОЦЕССЕ ДИФФЕРЕНЦИАЦИИ КАМЕННО-ЛЕДЯНЫХ ТЕЛ
В РАННЕЙ СОЛНЕЧНОЙ СИСТЕМЕ
Дифференциация каменно-ледяных планетезималей. Источники нагрева
26Al и 60Fe находятся в пылевой компоненте.
Минимальный
тел 100 км.
Спутник Плутона
Харон (D =диаметр
1212 км,каменно-ледяных
ρ = 1.7г/см3)
участок 386 175 км
Полушарие Харона
демонстрирует глобальную
систему тектонических
разломов, включающую в
себя горные хребты до 11 км.
и каньоны глубиной до 7.5 км.
Кажется, что в прошлом
Харон расширился, а его кора
растрескалась и раскололась
на блоки.
Внешние слои Харона сложены из водяного льда – результат гравитационной
дифференциации. Когда-то недра спутника были достаточно теплыми, чтобы лед частично
растаял, образовав слой жидкой воды. Необходимая энергия обеспечивалась распадом
радиоактивных элементов и гравитационной дифференциацией спутника. Однако затем
Харон начал остывать, а его подледный океан – замерзать и расширяться, как это делает
вода при замерзании.

27.

28.

Прямые доказательства дифференциации каменно-ледяных тел –
существование ледяного кольца А Сатурна
C
B
A
F
По данным КА «Cassini», внешнее кольцо А Сатурна состоит из кусков
кристаллического льда воды разного размера, коэффициент отражения которых
близок к 1.
Наиболее вероятно эти ледяные
агрегаты образовались из мантии
каменно-ледяного тела при его
разрушении, ядро которого могло стать
спутником-пастухом.
Высокий коэффициент отражения
обусловлен постоянным обновлением
поверхности из-за разрушения ледяных
тел при их столкновениях.