Перегляд вихідного коду сторінки Радіоізотопне датування

'''Радіоізото́пне''' або '''радіометри́чне датува́ння'''&nbsp;— метод  визначення [[Ізотопний вік|віку]] різних об'єктів, в складі яких є який-небудь [[Радіоактивність|радіоактивний]] [[ізотоп]]. Базується на визначенні того, яка частина цього ізотопу встигла розпастися за час існування зразка. За цією величиною, знаючи [[період напіврозпаду]] даного ізотопу, можна розрахувати вік зразка.

Радіоізотопне датування широко застосовується в [[Геологія|геології]], [[Палеонтологія|палеонтології]], [[Археологія|археології]] та інших науках. Це джерело практично всіх [[Абсолютний геологічний вік|абсолютних датувань]] різних подій [[Історія Землі|історії Землі]]. До появи радіометричного датування були можливими тільки відносні датування&nbsp;— прив'язка до певних геологічних [[Геологічна ера|ер]], [[Геологічний період|періодів]], [[Геологічна епоха|епох]] і&nbsp;т. д., тривалість яких була невідома.

В різних методах радіоізотопного датування використовуються різні ізотопи різних елементів. Оскільки вони сильно відрізняються за хімічними властивостями (і, отже, за вмістом в різних геологічних та біологічних матеріалах і за поведінкою в геохімічних циклах), а також за періодом напіврозпаду, у різних методів відрізняється область застосування. Кожен метод можна застосовувати тільки до певних матеріалів та певного інтервалу віку. Найвідоміші методи радіоізотопного датування&nbsp;— це [[Радіовуглецеве датування|радіовуглецевий]], [[Калій-аргонова радіометрія|калій-аргоновий]] та [[Уран-свинцевий метод|уран-свинцевий]] аналіз.

== Історія ==

Ідею радіоізотопного датування запропонував [[Ернест Резерфорд]] в 1905 році, через 9 років після відкриття радіоактивності [[Антуан Анрі Беккерель|Анрі Беккерелем]]. Уже через 2 роки, в 1907, {{нп|Бертрам Болтвуд|||Bertram Boltwood}}, радіохімік з [[Єльський університет|Єльського університету]], опублікував перші визначення віку деяких геологічних зразків. У наступні роки відбувався інтенсивний розвиток [[Ядерна фізика|ядерної фізики]] та вдосконалення технологій, завдяки чому до середини XX століття була досягнута прийнятна точність радіоізотопних датувань. Цьому особливо сприяло винайдення [[Мас-спектрометр|мас-спектрометра]]<ref name=usgs>{{Cite web|url=http://pubs.usgs.gov/gip/geotime/radiometric.html|title=Geologic Time: Radiometric Time Scale|publisher=[[United States Geological Survey]]|date=16 червня 2001|archiveurl=https://www.webcitation.org/6BlmpPhvk?url=http://pubs.usgs.gov/gip/geotime/radiometric.html|archivedate=2012-10-29|accessdate=2015-08-28|deadurl=no}}{{ref-en}}</ref>. В 1949 році [[Віллард Франк Ліббі|Віллард Ліббі]] розробив [[Радіовуглецеве датування|радіовуглецевий аналіз]] та продемонстрував його придатність на зразках дерева відомого віку (в інтервалі 1400&nbsp;— 4600 років)<ref name=Libby_1949>{{cite journal |last=Arnold |first=J. R. |coauthors=Libby, W. F. |year=1949 |title=Age Determinations by Radiocarbon Content: Checks with Samples of Known Age |journal=[[Science (journal)|Science]] |volume=110 |issue=2869 |pages=678–680 |doi=10.1126/science.110.2869.678 |url=http://hbar.phys.msu.ru/gorm/fomenko/libby.htm |pmid=15407879 |bibcode=1949Sci...110..678A |accessdate=2015-08-28 |archive-date=2019-01-15 |archive-url=https://web.archive.org/web/20190115081825/http://hbar.phys.msu.ru/gorm/fomenko/libby.htm }}{{ref-en}}</ref>, за що в 1960 році отримав [[Нобелівська премія з хімії|Нобелівську премію з хімії]].

== Фізичні основи ==

Кількість будь-якого радіоактивного ізотопу зменшується з часом за експоненціальним законом ([[закон радіоактивного розпаду]]):

: <math>~\frac{N(t)}{N_0} = e^{-\lambda t}</math>,

де:
: <math>~N_0</math>&nbsp;— кількість атомів у початковий момент,
: <math>~N(t)</math>&nbsp;— кількість атомів після часу <math>~t</math>,
: <math>~\lambda</math>&nbsp;— стала розпаду.

Таким чином, кожен ізотоп має строго визначений [[період напіврозпаду]]&nbsp;— час, за який його кількість зменшується вдвічі. [[Період напіврозпаду]] <math>~T_{1/2}</math> пов'язаний зі сталою розпаду наступним чином:

: <math>~T_{1/2} = \frac{\ln 2}{\lambda}</math>

Тоді можна виразити відношення <math>\frac{N(t)}{N_0}</math> через період напіврозпаду:

: <math>~\frac{N(t)}{N_0} = 2^ {-t/T_{1/2}}</math>

Виходячи з того, яка частина радіоізотопу розпалася за деякий час, можна розрахувати цей час:

: <math>~t = -T_{1/2}\log_2 \frac{N(t)}{N_0}</math>

Період напіврозпаду не залежить від температури, тиску, хімічного оточення, інтенсивності електромагнітних полів. Єдиний відомий виняток стосується тих ізотопів, які розпадаються шляхом [[Захоплення електрону|електронного захоплення]]: у них є залежність швидкості розпаду від [[Електронна густина|електронної густини]] в районі ядра. До таких відносяться, наприклад, {{Нуклід|Берилій|7}}, {{Нуклід|Стронцій|85}} і {{Нуклід|Цирконій|89}}. У таких радіоізотопів швидкість розпаду залежить від ступеня іонізації атома; є також слабка залежність від тиску і температури. Суттєвою проблемою для радіоізотопного датування це не є.<ref>Johnson, B. 1993 [http://math.ucr.edu/home/baez/physics/ParticleAndNuclear/decay_rates.html ''How to Change Nuclear Decay Rates''] Usenet Physics FAQ{{ref-en}}</ref>

== Джерела складностей ==
Головні джерела складностей для радіоізотопного датування&nbsp;— це обмін речовиною між досліджуваним об'єктом і навколишнім середовищем, який міг відбуватися після утворення об'єкта, і невизначеність початкового ізотопного та елементного складу. Якщо на момент утворення об'єкта в ньому вже була деяка кількість дочірнього ізотопу, розрахований вік може бути завищеним, а якщо згодом дочірній ізотоп покидав об'єкт&nbsp;— заниженим.
Для радіовуглецевого методу важливо, щоб не було порушеним співвідношення ізотопів вуглецю в початковий момент, оскільки вміст продукту розпаду&nbsp;— {{Нуклід|N|14}}&nbsp;— неможливо розпізнати (він нічим не відрізняється від звичайного азоту), і вік можна визначити тільки виходячи зі змін частки материнського ізотопу, яка не розпалася. Таким чином, необхідне якомога точніше вивчення історії досліджуваного об'єкта на предмет можливого обміну речовиною з навколишнім середовищем і можливих особливостей ізотопного складу.

== Метод ізохрон ==

Вирішити проблеми, пов'язані з привнесенням або втратою материнського або дочірнього ізотопу, допомагає метод ізохрон. Він працює незалежно від початкової кількості дочірнього ізотопу і дозволяє встановити, чи був у історії об'єкту обмін речовиною з навколишнім середовищем.

Цей метод базується на порівнянні даних по різних зразках з одного геологічного об'єкту, які мають явно однаковий вік, але відрізняються елементним складом (а отже, вмістом материнського радіонукліду). Ізотопний склад кожного елемента в початковий момент повинен бути однаковим для всіх зразків. Також ці зразки повинні містити разом з дочірнім ізотопом який-небудь інший ізотоп того ж елемента. Зразки можуть бути як різними мінералами з одного шматка гірської породи, так і різні частини одного геологічного тіла.

Тоді для кожного зразка виконується:

: <math>~{D_0+\Delta{M} \over E_0 } = 
{\Delta{M} \over M_0-\Delta{M} } \left ( { M_0-\Delta{M} \over E_0 }\right ) + {D_0 \over E_0}</math>,

де:

: <math>~D_0</math>&nbsp;— концентрація дочірнього ізотопу в початковий момент,

: <math>~E_0</math>&nbsp;— концентрація нерадіогенного ізотопу того же елемента (не змінюється),

: <math>~M_0</math>&nbsp;— концентрація материнського ізотопу в початковий момент,

: <math>~\Delta{M}</math>&nbsp;— кількість материнського ізотопу, яка розпалась за час <math>~t</math> (до моменту вимірювань).

В справедливості цього співвідношення неважко переконатися, зробивши скорочення в правій частині.

Концентрація дочірнього ізотопу на момент вимірювань буде <math>D_t = D_0+\Delta{M}</math>, а концентрація материнського <math>M_t = M_0-\Delta{M}</math>. Тоді:

: <math>~{D_t \over E_0 } = 
{\Delta{M} \over M_0-\Delta{M} } \left ( { M_t \over E_0 }\right ) + {D_0 \over E_0}</math>

Відношення <math>D_t \over E_0</math> і <math>{ M_t \over E_0 }</math> можна виміряти. Після цього будується графік, де ці величини відкладаються по [[ордината]]х та [[абсциса]]х відповідно.

Якщо в історії зразків не було обміну речовиною з навколишнім середовищем, то відповідні їм точки на цьому графіку лягають на пряму лінію, тому що коефіцієнт <math>{\Delta{M} \over M_0-\Delta{M} }</math> і доданок <math>{D_0 \over E_0}</math> однакові для всіх зразків (а відрізняються ці зразки тільки початковим вмістом материнського ізотопу). Ця лінія називається ізохроною. Чим більшим є нахил ізохрони, тем більший вік досліджуваного об'єкта.
Якщо обмін речовиною в історії об'єкта був, точки не лежать на одній прямій і це показує, що в даному випадку визначення віку є ненадійним.

Метод ізохрон застосовується в різних радіоізотопних методах датування, таких як {{нп|Рубідій-стронцієвий метод|рубідій-стронцієвий|en|Rubidium-strontium dating}}, {{нп|Самарій-неодимовий метод|самарій-неодимовий|en|Samarium-neodymium dating}} та [[Уран-свинцевий метод|уран-свинцевий]].

== Температура закриття ==

Якщо мінерал, [[кристалічна ґратка]] якого не утримує дочірній нуклід, достатньо сильно розігрівається, цей нуклід [[Дифузія|дифундує]] назовні. Таким чином, «радіоізотопний годинник» обнуляється: час, який пройшов з цього моменту, і отримується в результаті радіоізотопного датування. При охолодження нижче деякої температури дифузія даного нукліду припиняється: мінерал стає закритою системою у відношенні цього нукліду. Температура, при якій це відбувається, називається {{нп|Температура закриття|температурою закриття|en|Closure temperature}}.

Температура закриття сильно відрізняється для різних мінералів та різних елементів. Наприклад, [[біотит]] починає помітно втрачати [[аргон]] при нагріванні до 280±40 °C, а [[циркон]] втрачає свинець при температурах >750 °C<ref>Rob Butler 2001. [http://www.see.leeds.ac.uk/structure/dynamicearth/dating/closuredata.htm ''Closure temperatures''] Dynamic Earth. School of Earth and Environment.{{ref-en}}</ref>.

== Методи радіоізотопного датування ==

Використовуються різні радіоізотопні методи, які придатні для різних матеріалів, різних інтервалів віку та мають різну точність.

=== Уран-свинцевий метод ===

{{main|Уран-свинцевий метод}}

Уран-свинцевий метод&nbsp;— один з найстаріших і добре розроблених способів радіоізотопного датування і, при хорошому виконанні, найбільш надійний метод для зразків з віком порядку сотень мільйонів років. При такому віці досяжна точність порядку 0,1&nbsp;%<ref>Robert Sanders 2004. [http://berkeley.edu/news/media/releases/2004/09/16_uranium.shtml ''Uranium/lead dating provides most accurate date yet for Earth's largest extinction''] UC Berkeley News{{ref-en}}</ref>. Дозволяє датувати навіть зразки, близькі за віком до Землі, внаслідок великого періоду напіврозпаду [[Ізотопи урану|ізотопів урану]], які використовуються з цією метою.
Велика надійність і точність досягається завдяки тому, що використовуються два ізотопи [[Уран (хімічний елемент)|урану]], [[Радіоактивний ряд|ланцюжки розпаду]] яких закінчуються різними ізотопами [[Свинець|свинцю]], а також завдяки деяким властивостям [[циркон]]у&nbsp;— мінералу, що найчастіше використовується для уран-свинцевих датувань.

Використовуються наступні перетворення:

: '''{{Нуклід|Уран|238|посилання=так}}''' → '''{{Нуклід|Pb|206}}''' з періодом напіврозпаду 4,47&nbsp;млрд років ([[Радіоактивні ряди#Ряд радію|ряд радію]]),

: '''{{Нуклід|Уран|235|посилання=так}}''' → '''{{Нуклід|Pb|207}}''' з періодом напіврозпаду 704&nbsp;млн років ([[Радіоактивні ряди#Ряд актинію|ряд актинію]]).

Іноді на додачу до них використовують розпад [[Торій-232|торію-232]] ('''уран-торій-свинцевий метод'''):

: '''{{Нуклід|Торій|232|посилання=так}}''' → '''{{Нуклід|Pb|208}}''' з періодом напіврозпаду 14,01&nbsp;млрд років ([[Радіоактивні ряди#Ряд торію|ряд торію]]).

Всі ці перетворення проходять у багато стадій, але проміжні нукліди розпадаються набагато швидше материнських.

Найчастіше для датувань уран-свинцевим методом використовують [[циркон]] (ZrSiO<sub>4</sub>); в деяких випадках&nbsp;— [[монацит]], [[уранініт]], [[титаніт]], [[бадделеїт]]<ref name=Rodionov_2009>{{Стаття |автор =Родионов Н. В., Беляцкий Б. В., Антонов А. В., Пресняков С. Л., Сергеев С. А. |рік=2009 |назва=Уран-свинцовый возраст бадделеита (ионный микрозонд SHRIMP-II) и его использование для датирования карбонатитовых массивов |видавництво=Доклады Академии наук |volume=428 |номер=2 |pages=244-248 |посилання=http://144.206.159.178/ft/7781/643409/12901862.pdf}}{{ref-ru}}</ref>, [[цирконоліт]] (CaZrTi<sub>2</sub>O<sub>7</sub>)<ref name="Alden">Andrew Alden. [http://geology.about.com/od/geotime_dating/a/uraniumlead.htm ''Uranium-Lead Dating''] {{Webarchive|url=https://web.archive.org/web/20130329074907/http://geology.about.com/od/geotime_dating/a/uraniumlead.htm |date=2013-03-29 }} About.com Geology{{ref-en}}</ref> і навіть [[кальцит]] та [[арагоніт]]<ref name=Pickering_2010>{{Стаття |автор =Pickering, R., Kramers, J.D., Partridge, T., Kodolanyi, J., Pettke, T. |рік=2010 |назва=U–Pb dating of calcite–aragonite layers in speleothems from hominin sites in South Africa by MC-ICP-MS |видавництво=Quaternary Geochronology |volume=5 |номер=5 |pages=544-558 |посилання=http://unimelb.academia.edu/RobynPickering/Papers/431547/U-Pb_dating_of_calcite-aragonite_layers_in_speleothems_from_hominin_sites_in_South_Africa_by_MC-ICP-MS |мова=en}}</ref><ref name=Dickin_2005/>.
Циркон має велику міцність, стійкість до хімічних впливів, високу температуру закриття і широко розповсюджений у вивержених породах. В його [[Кристалічна ґратка|кристалічну ґратку]] легко вбудовується уран і не вбудовується свинець, тому увесь свинець у складі циркону як правило можна вважати радіогенним<ref name="Alden"/>. За необхідності кількість нерадіогенного свинцю можна розрахувати за кількістю свинцю-204, який не утворюється при розпаді даних ізотопів урану<ref name="bse">{{БСЭ|009689|Геохронология}}</ref>.

Використання двох ізотопів урану, які розпадаються до різних ізотопів свинцю, дає можливість визначити вік об'єкта навіть у випадку втрати ним деякої частини свинцю (наприклад, внаслідок метаморфізму). Крім того, можна визначити вік цієї події метаморфізму.

Для датування можна використовувати підрахунок [[трек (ядерна фізика)|треків]]&nbsp;— слідів, залишених у зразку породи частинками, що утворюються при розпаді урану. Це циліндричні порожнини довжиною 10-15 мкм, які після обробки породи кислотою видно у звичайний мікроскоп. На основі їх кількості в зразку та вмісту в ньому урану можна розрахувати його вік. Перевагами цього методу є простота виконання, можливість використання дуже маленьких зразків та практична відсутність фону (треки від розпаду урану важко з чимось переплутати)<ref name=phys_rsu_ru/><ref>[http://dic.academic.ru/dic.nsf/enc_geolog/18535 Треки в определении абсолютного возраста] // Геологический словарь: в 2-х томах.&nbsp;— М.: Недра. Под редакцией К.&nbsp;Н.&nbsp;Паффенгольца и др.. 1978.</ref>.

=== Свинець-свинцевий метод ===

Свинець-свинцевий метод зазвичай використовують для визначення віку зразків, які складаються з суміші мінералів (його перевага в таких випадках перед уран-свинцевим методом пов'язана з високою рухливістю урану). Цей метод добре підходить для датування метеоритів, а також земних порід, які зазнали недавньої втрати урану. Він базується на вимірюванні вмісту трьох ізотопів свинцю: {{Нуклід|Pb|206}} (утворюється при розпаді {{Нуклід|U|238}}), {{Нуклід|Pb|207}} (утворюється при розпаді {{Нуклід|U|235}}) і {{Нуклід|Pb|204}} (нерадіогенний).

Зміна з часом співвідношення концентрацій ізотопів свинцю виводиться з наступних рівнянь:

: <math>{\left[^{207}\mathrm{Pb}\right]_{t}} = {\left[^{207}\mathrm{Pb}\right]_{0}} + {\left[^{235}\mathrm{U}\right]_{0}} {\left({e^{\lambda_{235}t}-1}\right)} </math>
: <math>{\left[^{206}\mathrm{Pb}\right]_{t}} = {\left[^{206}\mathrm{Pb}\right]_{0}} + {\left[^{238}\mathrm{U}\right]_{0}} {\left({e^{\lambda_{238}t}-1}\right)} </math>,

де індекс ''t'' означає концентрацію ізотопу в момент вимірювань, а індекс 0&nbsp;— в початковий момент.

Зручно використовувати не самі концентрації, а їх відношення до концентрації нерадіогенного ізотопу {{Нуклід|Pb|204}}.<br/>
Опускаючи квадратні дужки:

: <math>{\left(\frac{^{207}\mathrm{Pb}}{^{204}\mathrm{Pb}}\right)_{t}} = {\left(\frac{^{207}\mathrm{Pb}}{^{204}\mathrm{Pb}}\right)_{0}} + {\left(\frac{^{235}\mathrm{U}}{^{204}\mathrm{Pb}}\right)} {\left({e^{\lambda_{235}t}-1}\right)} </math>

: <math>{\left(\frac{^{206}\mathrm{Pb}}{^{204}\mathrm{Pb}}\right)_{t}} = {\left(\frac{^{206}\mathrm{Pb}}{^{204}\mathrm{Pb}}\right)_{0}} + {\left(\frac{^{238}\mathrm{U}}{^{204}\mathrm{Pb}}\right)} {\left({e^{\lambda_{238}t}-1}\right)} </math>

Поділивши перше з цих рівнянь на друге і враховуючи, що сучасне відношення концентрацій материнських ізотопів урану {{Нуклід|U|238}}/{{Нуклід|U|235}} дорівнює 137,88 для всіх геологічних об'єктів (єдиним відомим виключенням є [[природний атомний реактор «Окло»]]), отримаємо:

: <math>\frac{\left(\frac{^{207}\mathrm{Pb}}{^{204}\mathrm{Pb}}\right)_{t}-\left(\frac{^{207}\mathrm{Pb}}{^{204}\mathrm{Pb}}\right)_{0}}{\left(\frac{^{206}\mathrm{Pb}}{^{204}\mathrm{Pb}}\right)_{t}-\left(\frac{^{206}\mathrm{Pb}}{^{204}\mathrm{Pb}}\right)_{0}}= {\left(\frac{1}{137,88}\right)}{\left(\frac{e^{\lambda_{235}t}-1}{e^{\lambda_{238}t}-1}\right)}</math>

Далі будується графік з відношеннями {{Нуклід|Pb|207}}/{{Нуклід|Pb|204}} і {{Нуклід|Pb|206}}/{{Нуклід|Pb|204}} по осях. На цьому графіку точки, які відповідають зразкам з різним вихідним співвідношенням U/Pb, будуть розташовуватися вздовж прямої (ізохрони), нахил якої показує вік зразка.

Свинець-свинцевим методом було визначено час формування планет Сонячної системи (тобто [[вік Землі]]). Це вперше зробив [[Клер Кемерон Паттерсон]] в 1956 році на основі досліджень [[метеорит]]ів різних типів. Оскільки вони є уламками [[Планетозималь|планетозималей]], які пройшли гравітаційну диференціацію, різні метеорити мають різне значення U/Pb, що дозволяє побудувати ізохрону. Виявилося, що на цю ізохрону лягає і точка з середнім співвідношенням ізотопів свинцю для Землі. Сучасне значення віку Землі&nbsp;— 4,54 ± 0,05&nbsp;млрд років<ref name="Dickin_2005"/>.

=== Калій-аргоновий метод ===
{{main|Калій-аргонова радіометрія}}

В цьому методі використовується розпад ізотопу {{Нуклід|K|40|посилання=так}}, який складає 0,012&nbsp;% природного [[Калій|калію]]. Він розпадається в основному двома способами:
* [[Бета-розпад|β<sup>−</sup>-розпад]] (ймовірність 89,28&nbsp;%, [[період напіврозпаду]] 1,97&nbsp;млрд років):
: <math>\mathrm{{}^{40}_{19}K}\rightarrow\mathrm{{}^{40}_{20}Ca}+ e^- + \bar{\nu}_e \,;</math>
* [[захоплення електрону]] (ймовірність 10,72&nbsp;%, період напіврозпаду 11,93&nbsp;млрд років):
: <math>\mathrm{{}^{40}_{19}K}+ e^-\rightarrow\mathrm{{}^{40}_{18}Ar}+ {\nu}_e \,.</math>

Період напіврозпаду {{Нуклід|K|40}} з врахуванням обох шляхів розпаду дорівнює 1,25&nbsp;млрд років. Це дозволяє датувати і зразки з віком, рівним [[Вік Землі|віку Землі]], і зразки з віком в сотні, а іноді й десятки тисяч років<ref name=Dickin_2005/>.

Калій&nbsp;— сьомий за вмістом елемент в [[Земна кора|земній корі]], і численні [[Магматичні гірські породи|вивержені]] та [[Осадові гірські породи|осадові]] породи містять велику кількість цього елемента. Доля ізотопу {{Нуклід|K|40}} в ньому постійна з хорошою точністю<ref name=Dickin_2005/>. Для калій-аргонового датування використовуються різні [[слюди]], застигла [[лава]], [[польові шпати]], [[глинисті мінерали]], а також багато інших мінералів та [[Гірські породи|гірських порід]]. Застигла лава годиться і для {{нп|Палеомагнітне датування|палеомагнітних||Archaeomagnetic dating}} досліджень. Тому калій-аргоновий метод (точніше, його різновид&nbsp;— {{li|аргон-аргоновий метод|Q=Q4789695}})&nbsp;— основний метод калібрування шкали [[Геомагнітна інверсія|геомагнітної полярності]]<ref name=Dickin_2005/><ref name=Singer_1999>{{cite journal |author=Singer S. B., Hoffman K. A., Chauvin A., Coe R. S., Pringle M. S. |year=1999 |title=Dating transitionally magnetized lavas of the late Matuyama Chron: Toward a new <sup>40</sup>Ar/<sup>39</sup>Ar timescale of reversals and events |journal=Journal of Geophysical Research |volume=104 |issue=B1 |pages=679–693 |doi=10.1029/JB084iB02p00615 |url=http://www.es.ucsc.edu/~rcoe/coepubs/coe25.pdf |archiveurl=https://web.archive.org/web/20100730172057/http://www.es.ucsc.edu/~rcoe/coepubs/coe25.pdf |archivedate=2010-07-30 |accessdate=2015-08-28 |deadurl=no }}{{ref-en}}</ref>.

Основний продукт розпаду {{Нуклід|K|40}}&nbsp;— {{Нуклід|Ca|40}}&nbsp;— нічим не відрізняється від звичайного (нерадіогенного) {{li|Кальцій-40|text=кальцію-40|Q=Q2376511}}, якого в досліджуваних породах, як правило, багато. Тому найчастіше аналізують вміст іншого дочірнього ізотопу&nbsp;— {{Нуклід|Ar|40}}. Оскільки [[аргон]]&nbsp;— це [[інертний газ]], він легко виходить з порід при нагріванні до декількох сотень градусів. Відповідно, калій-аргонове датування показує час останнього розігрівання зразка до таких температур<ref name=Dickin_2005/>.

Основна проблема для калій-аргонового датування, як і для інших радіоізотопних методів,&nbsp;— обмін речовиною з навколишнім середовищем і складності визначення початкового складу зразка. Важливо, щоб зразок в початковий момент не містив аргон, а потім не втрачав його і не забруднювався атмосферним аргоном. На це забруднення можна зробити поправку, виходячи з того, що в атмосферному аргоні є, крім {{Нуклід|Ar|40|посилання=так}}, й інший ізотоп ({{Нуклід|Ar|36|посилання=так}}), але через його невелику кількість (1/295 всього аргону) точність цієї поправки невелика.

Є вдосконалений варіант калій-аргонового методу&nbsp;— {{Нуклід|Ar|40}}/{{Нуклід|Ar|39}}-метод ('''аргон-аргоновий метод'''). В цьому методі замість вмісту {{Нуклід|K|40}} визначається вміст {{Нуклід|Ar|39}}, який утворюється з {{Нуклід|K|39}} при штучному [[Нейтронне випромінювання|опроміненні нейтронами]]. Кількість {{Нуклід|K|40}} можна однозначно визначити з кількості {{Нуклід|K|39}} завдяки сталості ізотопного складу калію. Перевага цього способу полягає в тому, що хімічні властивості {{Нуклід|Ar|39}} і {{Нуклід|Ar|40}} ідентичні, тому вміст цих ізотопів можна визначити з однієї наважки зразка одним і тим самим способом.
Але кожне аргон-аргонове датування потребує калібрування з допомогою зразка відомого віку, опроміненого тим самим потоком нейтронів<ref name=Titaeva_2000/><ref name="New_Mexico_K_Ar">[http://geoinfo.nmt.edu/labs/argon/methods/home.html K/Ar and <sup>40</sup>Ar/<sup>39</sup>Ar Methods&nbsp;— The New Mexico Bureau of Geology & Mineral Resources] {{Webarchive|url=https://web.archive.org/web/20170803151058/http://geoinfo.nmt.edu/labs/argon/methods/home.html |date=2017-08-03 }}{{ref-en}}</ref>.

Порівняння калій-аргонових датувань з уран-свинцевими показує, що калій-аргонові як правило менші приблизно на 1&nbsp;%. Ймовірно, це пояснюється неточністю прийнятого значення періоду напіврозпаду калію-40<ref name=Dickin_2005/>.

=== Радіовуглецевий метод ===
{{main|Радіовуглецеве датування}}

Метод базується на розпаді [[Вуглець-14|вуглецю-14]] і застосовується для об'єктів біологічного походження. Він дозволяє визначити час, який пройшов з моменту загибелі біологічного об'єкта і припинення обміну вуглецем з атмосферним резервуаром. Відношення вмісту вуглецю-14 до стабільного вуглецю ({{Нуклід|C|14}}/{{Нуклід|C|12}} ~ 10<sup>−10</sup>%) в атмосфері і в тканинах тварин і рослин, які знаходяться в рівноважному обміні з нею, визначається потоком [[Швидкі нейтрони|швидких нейтронів]] у верхній атмосфері. Нейтрони, створювані [[Космічні промені|космічними променями]], реагують з ядрами атмосферного [[азот]]у-14 за реакцією <math>n + \mathrm{^{14}_{7}N} \rightarrow \mathrm{^{14}_{6}C} + p,</math> утворюючи в середньому близько {{nobr|7,5 кг}} вуглецю-14 за рік. [[Період напіврозпаду]] {{Нуклід|C|14}} дорівнює 5730±40 років; наявні методики дозволяють визначати концентрації радіовуглецю в біооб'єктах на рівні приблизно в 1000 раз менше рівноважної атмосферної концентрації, тобто з віком до 10 періодів напіврозпаду {{Нуклід|C|14}} (близько 60 тис. років).

== Значення та Застосування ==
Значення та застосування методiв радiоiзотопного датування у визначеннi вiку метеоритiв, земних порiд та позаземних зразкiв є надзвичайно важливими для рiзних наукових дисциплiн. 

=== Геологiя та Планетологiя ===
В геологiї, радiоiзотопне датування використовується для визначення вiку порiд та мiнералiв, що дозволяє реконструювати геологiчну iсторiю Землi. У планетологiї, цi методи застосовуються для дослiдження iсторiї та еволюцiї iнших планет та мiсяцiв у нашiй Сонячнiй системi. 

=== Археологiя та Палеонтологiя ===
У археологiї, радiоiзотопне датування важливе для визначення вiку артефактiв та останкiв, що допомагає в реконструкцiї iсторiї людської цивiлiзацiї. Палеонтологи використовують цi методи для датування останкiв, забезпечуючи важливу iнформацiю про еволюцiю життя на Землi.

=== Астрономiя ===
У космохiмiї, радiоiзотопне датування дозволяє аналiзувати метеорити та позаземнi зразки, надаючи цiнну iнформацiю про процеси, що вiдбувалися в раннiй Сонячнiй системi. В астрофiзицi, цi методи допомагають вивчати розвиток зiрок та галактик. 

=== Екологiя та Змiна Клiмату ===
Дослiдження змiни клiмату також виграє вiд радiоiзотопного датування, особливо у вивченнi льодовикових вiдкладень та осадових порiд, що мiстять iнформацiю про клiматичнi змiни у минулому. Використання в Iнших Галузях 

Крiм наукового застосування, радiоiзотопне датування використовується в багатьох iнших галузях, включаючи медицину (для датування зразкiв тканин), екологiчне монiторинг (для визначення вiку забруднювачiв) та навiть у кримiналiстицi.

== Визначення вiку метеоритiв ==
Визначення вiку метеоритiв є важливим для вивчення ранньої iсторiї Сонячної системи. Метеорити несуть у собi свiдчення про умови та процеси, що iснували на початкових етапах формування Сонячної системи.

=== Методи Датування Метеоритiв ===
Для визначення вiку метеоритiв зазвичай використовуються методи, такi як уран-свинцеве датування та радiовуглецеве датування, залежно вiд типу метеориту та його складу. 

Уран-свинцеве датування, особливо ефективне для датування хондритiв, що мiстять дрiбнi кристали циркону. 

=== Складнощi ===
Однiєю з основних складностей при датуваннi метеоритiв є їх часта змiшанiсть та ураження космiчними променями. Це може змiнити первiсний iзотопний склад, ускладнюючи iнтерпретацiю результатів. 

=== Наукове Значення ===
Щодо наукового значення, то визначення вiку метеоритiв дозволяє зрозумiти процеси, якi вiдбувались у раннiй Сонячнiй системi, включаючи процеси формування та еволюцiю планет. Аналiз метеоритiв може розкрити iнформацiю про умови, що панували на раннiх етапах формування Сонячної системи, в тому числi про хiмiчний склад та фiзичнi умови. Вивчення метеоритiв дозволило зробити ряд значних вiдкриттiв. Наприклад, аналiз метеоритiв допомiг у визначеннi вiку Сонячної системи. Також вивчення метеоритiв сприяло розвитку теорiй про походження i розвиток планетарних систем.

== Визначення Вiку Земних Порiд ==
Визначення вiку земних порiд є важливим у вивченнi геологiчної iсторiї Землi. Цей процес дозволяє геологам та планетологам розумiти розвиток нашої планети, вiд її ранньої iсторiї до сучасних геологiчних процесiв. 

=== Методи Датування Земних Порiд ===
Для визначення вiку земних порiд використовуються рiзнi методи радiоiзотопного датування. Найчастiше використовують уран-свинцеве датування, яке пiдходить для визначення вiку давнiх порiд, та калiй-аргонове датування, яке застосовується для вимiрювання вiку вулканiчних порiд. Визначення вiку порiд має важливе значення для розробки геологiчної шкали часу, яка є фундаментом для розумiння геологiчних процесiв та iсторiї Землi. Ця шкала дозволяє класифiкувати породи та подiї в iсторiї Землi вiдповiдно до їх вiку. 

=== Складнощі ===
Визначення вiку земних порiд може бути складним завданням через їх гетерогеннiсть та iсторiю змiн, якi вони зазнавали. Ерозiя, метаморфiзм, тектонiчнi зсуви та iншi геологiчнi процеси можуть змiнити первiсний склад породи, ускладнюючи процес їх датування. 

=== Наукове значення ===
Щодо Наукового Значення визначення вiку порiд дозволяє геологам реконструювати геологiчну iсторiю Землi, вiдкриваючи iнформацiю про змiни клiмату, рух лiтосферних плит, та еволюцiю бiосфери. Крiм того, це має практичне значення у розвiдцi корисних копалин, водних ресурсiв, та у вирiшеннi екологiчних проблем

==Див. також==
* [[Геологічний вік]]
* [[Хімічне датування]]

== Примітки ==
{{примітки|refs=
<ref name=Dickin_2005>{{книга
 |автор       = Dickin, A.P.
 |назва       = Radiogenic Isotope Geology
 |видання     = 2 ed
 |місце       = Cambridge
 |видавництво = Cambridge University Press
 |рік         = 2005
 |allpages    = 512
 |посилання   = http://books.google.com/books?id=vsxIsLcB_xUC
 |isbn        = 0-521-82316-1
}}{{ref-en}}</ref>
<ref name=phys_rsu_ru>
{{cite web
 |url         = http://phys.rsu.ru/web/nuclear/datamethods.htm
 |title       = Ядерные методы датирования
 |publisher   = Физический факультет Южного федерального университета
 |accessdate  = 20.10.2016
 |archiveurl  = https://archive.today/20130417175047/http://phys.rsu.ru/web/nuclear/datamethods.htm
 |archivedate = 17.04.2013
 |deadurl     = yes
}}
</ref>
<ref name=Titaeva_2000>{{книга
 |автор       = Титаева Н. А.
 |назва       = Ядерная геохимия: Учебник
 |видання     = 2-е изд
 |місце       = М.
 |видавництво = Издательство МГУ
 |рік         = 2000
 |сторінки    = 99—102
 |сторінок    = 336
 |isbn        = 5-211-02564-4
}}{{ref-ru}}</ref>
}}

== Література ==
* {{книга
 |автор       = Титаева Н. А.
 |назва       = Ядерная геохимия: Учебник
 |видання     = 2-е изд
 |місце       = М.
 |видавництво = Издательство МГУ
 |рік         = 2000
 |сторінок    = 336
 |isbn        = 5-211-02564-4
}}{{ref-ru}}
* {{книга
 |автор       = Dickin, A.P.
 |назва       = Radiogenic Isotope Geology
 |видання     = 2 ed
 |місце       = Cambridge
 |видавництво = Cambridge University Press
 |рік         = 2005
 |allpages    = 512
 |посилання   = http://books.google.com/books?id=vsxIsLcB_xUC
 |isbn        = 0-521-82316-1
}}{{ref-en}}
* ''Ишханов Б. С.'' [http://nuclphys.sinp.msu.ru/radioactivity/ract17.htm Основы геологии. 17. Ядерная хронология]{{ref-ru}}
* ''Короновский Н. В.'', ''Якушова А. Ф.'' [http://geo.web.ru/db/msg.html?mid=1163814&uri=part18-02.htm Основы геологии. 18.2. Абсолютная геохронология]{{ref-ru}}
* ''Борисов Н. М.'' [http://evolbiol.ru/evidence10.htm#borisov2 Проставляем даты на геологической летописи, или Как физики геологам помогают]{{ref-ru}}
* ''Марков А. В.'' [http://elementy.ru/lib/430055/430058 Хронология далекого прошлого]{{ref-ru}}
* Джон Велли. История юной Земли // В мире науки (Scientifi c American). № 1, 2006. – С. 40-48. 
* A.J.Cavasie, J.W.Vallej, S.A.Wilde. The Edinburgh Ion Microprobe Facility in Earth and Planetary Science Letters, Vol. 235, No. 3.– p.663-681, July 15, 2005.
[[Категорія:Радіоізотопне датування| ]]
[[Категорія:Геохронологія]]