Радіоізотопне датування — Вікіпедія

Радіоізото́пне або радіометри́чне датува́ння — метод визначення віку різних об'єктів, в складі яких є який-небудь 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 геології, палеонтології, археології та інших науках. Це джерело практично всіх абсолютних датувань різних подій історії Землі. До появи радіометричного датування були можливими тільки відносні датування — прив'язка до певних геологічних ер, періодів, епох і 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 — це радіовуглецевий, калій-аргоновий та уран-свинцевий аналіз.

Історія[ред. | ред. код]

Ідею радіоізотопного датування запропонував Ернест Резерфорд в 1905 році, через 9 років після відкриття радіоактивності Анрі Беккерелем. Уже через 2 роки, в 1907, Бертрам Болтвуд^[en], радіохімік з Єльського університету, опублікував перші визначення віку деяких геологічних зразків. У наступні роки відбувався інтенсивний розвиток ядерної фізики та вдосконалення технологій, завдяки чому до середини XX століття була досягнута прийнятна точність радіоізотопних датувань. Цьому особливо сприяло винайдення мас-спектрометра^[1]. В 1949 році Віллард Ліббі розробив радіовуглецевий аналіз та продемонстрував його придатність на зразках дерева відомого віку (в інтервалі 1400 — 4600 років)^[2], за що в 1960 році отримав Нобелівську премію з хімії.

Фізичні основи[ред. | ред. код]

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

${\displaystyle ~{\frac {N(t)}{N_{0}}}=e^{-\lambda t}}$,

де:

${\displaystyle ~N_{0}}$ — кількість атомів у початковий момент,

${\displaystyle ~N(t)}$ — кількість атомів після часу ${\displaystyle ~t}$,

${\displaystyle ~\lambda }$ — стала розпаду.

Таким чином, кожен ізотоп має строго визначений період напіврозпаду — час, за який його кількість зменшується вдвічі. Період напіврозпаду ${\displaystyle ~T_{1/2}}$ пов'язаний зі сталою розпаду наступним чином:

${\displaystyle ~T_{1/2}={\frac {\ln 2}{\lambda }}}$

Тоді можна виразити відношення ${\displaystyle {\frac {N(t)}{N_{0}}}}$ через період напіврозпаду:

${\displaystyle ~{\frac {N(t)}{N_{0}}}=2^{-t/T_{1/2}}}$

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

${\displaystyle ~t=-T_{1/2}\log _{2}{\frac {N(t)}{N_{0}}}}$

Період напіврозпаду не залежить від температури, тиску, хімічного оточення, інтенсивності електромагнітних полів. Єдиний відомий виняток стосується тих ізотопів, які розпадаються шляхом електронного захоплення: у них є залежність швидкості розпаду від електронної густини в районі ядра. До таких відносяться, наприклад, 7Be, 85Sr і 89Zr. 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.^[3]

Джерела складностей[ред. | ред. код]

Головні джерела складностей для радіоізотопного датування — 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 — заниженим. Для радіовуглецевого методу важливо, щоб не було порушеним співвідношення ізотопів вуглецю в початковий момент, оскільки вміст продукту розпаду — 14N — 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[ред. | ред. код]

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:

${\displaystyle ~{D_{0}+\Delta {M} \over E_{0}}={\Delta {M} \over M_{0}-\Delta {M}}\left({M_{0}-\Delta {M} \over E_{0}}\right)+{D_{0} \over E_{0}}}$,

де:

${\displaystyle ~D_{0}}$ — концентрація дочірнього ізотопу в початковий момент,

${\displaystyle ~E_{0}}$ — концентрація нерадіогенного ізотопу того же елемента (не змінюється),

${\displaystyle ~M_{0}}$ — концентрація материнського ізотопу в початковий момент,

${\displaystyle ~\Delta {M}}$ — кількість материнського ізотопу, яка розпалась за час ${\displaystyle ~t}$ (до моменту вимірювань).

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

Концентрація дочірнього ізотопу на момент вимірювань буде ${\displaystyle D_{t}=D_{0}+\Delta {M}}$, а концентрація материнського ${\displaystyle M_{t}=M_{0}-\Delta {M}}$. Тоді:

${\displaystyle ~{D_{t} \over E_{0}}={\Delta {M} \over M_{0}-\Delta {M}}\left({M_{t} \over E_{0}}\right)+{D_{0} \over E_{0}}}$

Відношення ${\displaystyle D_{t} \over E_{0}}$ і ${\displaystyle {M_{t} \over E_{0}}}$ можна виміряти. Після цього будується графік, де ці величини відкладаються по ординатах та абсцисах 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 ${\displaystyle {\Delta {M} \over M_{0}-\Delta {M}}}$ і доданок ${\displaystyle {D_{0} \over E_{0}}}$ 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 рубідій-стронцієвий^[en], самарій-неодимовий^[en] та уран-свинцевий.

Температура закриття[ред. | ред. код]

Якщо мінерал, кристалічна ґратка якого не утримує дочірній нуклід, достатньо сильно розігрівається, цей нуклід 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 температурою закриття^[en].

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^[4].

Методи радіоізотопного датування[ред. | ред. код]

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

Уран-свинцевий метод[ред. | ред. код]

Уран-свинцевий метод — 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 %^[5]. Дозволяє датувати навіть зразки, близькі за віком до Землі, внаслідок великого періоду напіврозпаду ізотопів урану, які використовуються з цією метою. Велика надійність і точність досягається завдяки тому, що використовуються два ізотопи урану, ланцюжки розпаду яких закінчуються різними ізотопами свинцю, а також завдяки деяким властивостям циркону — мінералу, що найчастіше використовується для уран-свинцевих датувань.

Використовуються наступні перетворення:

238U → 206Pb з періодом напіврозпаду 4,47 млрд років (ряд радію),

235U → 207Pb з періодом напіврозпаду 704 млн років (ряд актинію).

Іноді на додачу до них використовують розпад торію-232 (уран-торій-свинцевий метод):

232Th → 208Pb з періодом напіврозпаду 14,01 млрд років (ряд торію).

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

Найчастіше для датувань уран-свинцевим методом використовують циркон (ZrSiO₄); в деяких випадках — монацит, уранініт, титаніт, бадделеїт^[6], цирконоліт (CaZrTi₂O₇)^[7] і навіть кальцит та арагоніт^[8][9]. Циркон має велику міцність, стійкість до хімічних впливів, високу температуру закриття і широко розповсюджений у вивержених породах. В його кристалічну ґратку легко вбудовується уран і не вбудовується свинець, тому увесь свинець у складі циркону як правило можна вважати радіогенним^[7]. За необхідності кількість нерадіогенного свинцю можна розрахувати за кількістю свинцю-204, який не утворюється при розпаді даних ізотопів урану^[10].

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 треків — 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)^[11][12].

Свинець-свинцевий метод[ред. | ред. код]

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: 206Pb (утворюється при розпаді 238U), 207Pb (утворюється при розпаді 235U) і 204Pb (нерадіогенний).

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

${\displaystyle {\left[^{207}\mathrm {Pb} \right]_{t}}={\left[^{207}\mathrm {Pb} \right]_{0}}+{\left[^{235}\mathrm {U} \right]_{0}}{\left({e^{\lambda _{235}t}-1}\right)}}$

${\displaystyle {\left[^{206}\mathrm {Pb} \right]_{t}}={\left[^{206}\mathrm {Pb} \right]_{0}}+{\left[^{238}\mathrm {U} \right]_{0}}{\left({e^{\lambda _{238}t}-1}\right)}}$,

де індекс t означає концентрацію ізотопу в момент вимірювань, а індекс 0 — в початковий момент.

Зручно використовувати не самі концентрації, а їх відношення до концентрації нерадіогенного ізотопу 204Pb.
Опускаючи квадратні дужки:

${\displaystyle {\left({\frac {^{207}\mathrm {Pb} }{^{204}\mathrm {Pb} }}\right)_{t}}={\left({\frac {^{207}\mathrm {Pb} }{^{204}\mathrm {Pb} }}\right)_{0}}+{\left({\frac {^{235}\mathrm {U} }{^{204}\mathrm {Pb} }}\right)}{\left({e^{\lambda _{235}t}-1}\right)}}$

${\displaystyle {\left({\frac {^{206}\mathrm {Pb} }{^{204}\mathrm {Pb} }}\right)_{t}}={\left({\frac {^{206}\mathrm {Pb} }{^{204}\mathrm {Pb} }}\right)_{0}}+{\left({\frac {^{238}\mathrm {U} }{^{204}\mathrm {Pb} }}\right)}{\left({e^{\lambda _{238}t}-1}\right)}}$

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

${\displaystyle {\frac {\left({\frac {^{207}\mathrm {Pb} }{^{204}\mathrm {Pb} }}\right)_{t}-\left({\frac {^{207}\mathrm {Pb} }{^{204}\mathrm {Pb} }}\right)_{0}}{\left({\frac {^{206}\mathrm {Pb} }{^{204}\mathrm {Pb} }}\right)_{t}-\left({\frac {^{206}\mathrm {Pb} }{^{204}\mathrm {Pb} }}\right)_{0}}}={\left({\frac {1}{137,88}}\right)}{\left({\frac {e^{\lambda _{235}t}-1}{e^{\lambda _{238}t}-1}}\right)}}$

Далі будується графік з відношеннями 207Pb/204Pb і 206Pb/204Pb 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 метеоритів різних типів. Оскільки вони є уламками 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 — 4,54 ± 0,05 млрд років^[9].

Калій-аргоновий метод[ред. | ред. код]

В цьому методі використовується розпад ізотопу 40K, який складає 0,012 % природного калію. Він розпадається в основному двома способами:

• β⁻-розпад (ймовірність 89,28 %, період напіврозпаду 1,97 млрд років):

${\displaystyle \mathrm {{}_{19}^{40}K} \rightarrow \mathrm {{}_{20}^{40}Ca} +e^{-}+{\bar {\nu }}_{e}\,;}$

• захоплення електрону (ймовірність 10,72 %, період напіврозпаду 11,93 млрд років):

${\displaystyle \mathrm {{}_{19}^{40}K} +e^{-}\rightarrow \mathrm {{}_{18}^{40}Ar} +{\nu }_{e}\,.}$

Період напіврозпаду 40K з врахуванням обох шляхів розпаду дорівнює 1,25 млрд років. Це дозволяє датувати і зразки з віком, рівним віку Землі, і зразки з віком в сотні, а іноді й десятки тисяч років^[9].

Калій — сьомий за вмістом елемент в земній корі, і численні вивержені та осадові породи містять велику кількість цього елемента. Доля ізотопу 40K в ньому постійна з хорошою точністю^[9]. Для калій-аргонового датування використовуються різні слюди, застигла лава, польові шпати, глинисті мінерали, а також багато інших мінералів та гірських порід. Застигла лава годиться і для палеомагнітних^[en] досліджень. Тому калій-аргоновий метод (точніше, його різновид — аргон-аргоновий метод) — основний метод калібрування шкали геомагнітної полярності^[9][13].

Основний продукт розпаду 40K — 40Ca — нічим не відрізняється від звичайного (нерадіогенного) кальцію-40, якого в досліджуваних породах, як правило, багато. Тому найчастіше аналізують вміст іншого дочірнього ізотопу — 40Ar. Оскільки аргон — 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^[9].

Основна проблема для калій-аргонового датування, як і для інших радіоізотопних методів, — 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 40Ar, й інший ізотоп (36Ar), але через його невелику кількість (1/295 всього аргону) точність цієї поправки невелика.

Є вдосконалений варіант калій-аргонового методу — 40Ar/39Ar-метод (аргон-аргоновий метод). В цьому методі замість вмісту 40K визначається вміст 39Ar, який утворюється з 39K при штучному опроміненні нейтронами. Кількість 40K можна однозначно визначити з кількості 39K завдяки сталості ізотопного складу калію. Перевага цього способу полягає в тому, що хімічні властивості 39Ar і 40Ar 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^[14][15].

Порівняння калій-аргонових датувань з уран-свинцевими показує, що калій-аргонові як правило менші приблизно на 1 %. Ймовірно, це пояснюється неточністю прийнятого значення періоду напіврозпаду калію-40^[9].

Радіовуглецевий метод[ред. | ред. код]

Метод базується на розпаді 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 (14C/12C ~ 10⁻¹⁰%) в атмосфері і в тканинах тварин і рослин, які знаходяться в рівноважному обміні з нею, визначається потоком швидких нейтронів у верхній атмосфері. Нейтрони, створювані космічними променями, реагують з ядрами атмосферного азоту-14 за реакцією ${\displaystyle n+\mathrm {^{14}_{7}N} \rightarrow \mathrm {^{14}_{6}C} +p,}$ утворюючи в середньому близько 7,5 кг вуглецю-14 за рік. Період напіврозпаду 14C 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 14C (близько 60 тис. років).

Значення та Застосування[ред. | ред. код]

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[ред. | ред. код]

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[ред. | ред. код]

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[ред. | ред. код]

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[ред. | ред. код]

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[ред. | ред. код]

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[ред. | ред. код]

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[ред. | ред. код]

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[ред. | ред. код]

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[ред. | ред. код]

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[ред. | ред. код]

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[ред. | ред. код]

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[ред. | ред. код]

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[ред. | ред. код]

• Геологічний вік
• Хімічне датування

Примітки[ред. | ред. код]

Література[ред. | ред. код]

• Титаева Н. А. Ядерная геохимия: Учебник. — 2-е изд. — М. : Издательство МГУ, 2000. — 336 с. — ISBN 5-211-02564-4.(рос.)
• Dickin, A.P. Radiogenic Isotope Geology. — 2 ed. — Cambridge : Cambridge University Press, 2005. — 512 p. — ISBN 0-521-82316-1.(англ.)
• Ишханов Б. С. Основы геологии. 17. Ядерная хронология(рос.)
• Короновский Н. В., Якушова А. Ф. Основы геологии. 18.2. Абсолютная геохронология(рос.)
• Борисов Н. М. Проставляем даты на геологической летописи, или Как физики геологам помогают(рос.)
• Марков А. В. Хронология далекого прошлого(рос.)
• 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.