Szénizotópos kormeghatározás

A szénizotópos kormeghatározás (radiokarbonos mérés) olyan radiometrikus kormeghatározási módszer, amely a természetben előforduló 14C izotópot használja a széntartalmú anyagok korának meghatározására kb. 60 000[1] (más közlés szerint 50 000[2]) évre visszamenően. A radioaktív szén sugárzása a 37 000 évet meghaladó korú minta esetében már nehezen különíthető el a természetes háttérsugárzástól.

A régészet területén ezt abszolút kormeghatározásnak tekintik, amelyet Willard F. Libby és munkatársai dolgoztak ki 1949-ben a Chicagói Egyetemen. 1960-ban Libby kémiai Nobel-díjat kapott a radiokarbonos módszerért.

Haladás a technikában és felhasználásában

Hessel de Vries, a Groningeni Egyetemen tovább kereste a változatos mérési technológiák által adott lehetőségek gyakorlati alkalmazásának egyszerűsítését, gyorsítását. Fontos volt azon probléma leküzdése, hogy a kezdeti eljárások nagy mennyiségű szerves anyagot igényeltek. Figyelembe véve azt a körülményt, hogy technológiája során a lelet megsemmisült, valamint a szerves maradványok viszonylag kis számát, a régészek leghőbb vágya a minta szükséges mennyiségének csökkentése volt. Őt „a radiokarbon hős tudósának” nevezték. A minta tömegének csökkentése azonban csak a tömegspektrométer alkalmazásával vált lehetővé az 1980-as évek közepén.

Radiokémiai alapjai

A szénnek két stabil (nem radioaktív) izotópja van: a szén-12 (12C) és szén-13 (13C). Ráadásul, előfordul kis mennyiségű instabil szén-14 (14C) a Földön. A szén-14-nek a felezési ideje 5730 év, és régen eltűnt volna a Földről, ha a Föld légkörében a kozmikus sugárzás nem hozná létre szüntelenül; ez a folyamat nitrogént alakít át szén-14-gyé. Amikor a kozmikus sugarak belépnek a légkörbe, különböző átalakulásokon mennek keresztül, beleértve a neutronok termelését. A neutronok a légköri nitrogénmolekulák (N2) egyik atomjával ütközve a következő folyamatot hozzák létre:

  7 14 N + 0 1 n →     6 14 C ∗ + 1 1 p {\displaystyle {}_{\ 7}^{14}\mathrm {N} +{}_{0}^{1}\mathrm {n} \rightarrow \ {}_{\ 6}^{14}\mathrm {C} ^{*}+{}_{1}^{1}\mathrm {p} }
Atmoszferikus 14C, Új-Zéland[3] és Ausztria.[4] Az új-zélandi görbe jellemző a déli féltekére, az osztrák görbe pedig az északi féltekére. A légköri nukleáris kísérletek megduplázták a 14C koncentrációját az északi féltekén.[5]

A szén-14 termelés legnagyobb mértékben a 9–15 km-es magasságban játszódik le és magas geomágneses szélességeken, de a szén-14 szétterjed egyenletesen az egész légkörben és reakcióba lép az oxigénnel, ennek eredménye szén-dioxid lesz. A szén-dioxid bejut az óceánokba és feloldódik a vízben. Hozzávetőleges elemzések azt feltételezik, hogy a kozmikus sugárzás állandó mértékű hosszú időszakokon keresztül, ilyen módon a szén-14 is állandó mennyiségben keletkezik, tehát az aránya a nem radioaktív szénhez viszonyítva a Föld légkörében és az óceánok felszínhez közeli részén állandó. Nagyjából 1 részecske jut egy billió egyéb részecskére (600 milliárd atom/mólonként). A pontosabb munkával a kozmikus sugárzás fluxusának időbeni változatait kompenzálni lehet a görbék kalibrációjával. Ha ezeket a görbéket használjuk, akkor a pontosságuk és az alakjuk lesz a korlátozó tényező egy adott minta radiokarbonos kormeghatározásában.

A növények felveszik a légköri szén-dioxidot fotoszintetizálással és az állatok megeszik őket, így cseréli minden élő dolog folyamatosan a szén-14-et a környezettel élete során; az anyagcsere révén a 14C/12C-arány nagyjából állandó (a megfigyelést, hogy kis mértékben változhat, a dendrokronológiai ellenőrzések tették lehetővé). Mihelyt az élő objektum elpusztul, ez a csere megáll, és a szén-14 mennyisége fokozatosan, pontosan meghatározott sebességgel csökken a radioaktív bomlással. Felezési ideje 5736 év.

  6 14 C ∗ →     7 14 N ∗ + − 1   0 e − + ν ¯ {\displaystyle {}_{\ 6}^{14}\mathrm {C} ^{*}\rightarrow \ {}_{\ 7}^{14}\mathrm {N} ^{*}+{}_{-1}^{\,\,\ 0}\mathrm {e} ^{-}+{\bar {\nu }}}

A (béta-bomlás) miatt β-részecskék kibocsátásával a szén-14 átalakul stabil (nem radioaktív) nitrogén-14-re. Ez a csökkenés használható arra, hogy megtudjuk, mennyire régi az egykor élt, elpusztult anyag. Azonban a vízi növényekbe olyan oldott karbonátokból is jut szén, amelyek feltehetően nagyon régiek, és ennek következtében hiányos szén-14-izotópban, így az eljárás kevésbé megbízható ilyen növények esetén, valamint olyan állatokból származó mintáknál, amelyeknek ilyen növények voltak a táplálékláncában. Általánosságban a módszer korlátait jelentik a különböző korú szénforrások, sőt a betemetődés után is kerülhet más eredetű szén a szerves anyagba.

A módszer pontossága

A meghatározott dátum pontossága nagy mértékben függ a minta tömegétől. A megfelelő mérési pontosság eléréséhez vagy hosszú idejű mérés vagy nagy tömegű minta szükséges. A számított kor pontossága fordítottan arányos a radioaktív bomlással elbomlott szénatomok észlelt számának négyzetgyökével. 10 000 darab szénatom bomlásának kimutatása már 80 éves pontosságot jelenthet, ehhez 1-5 gramm tiszta szén kell. Ekkora szénmennyiséget viszont 0,025–1 kg szerves anyag tartalmaz. Mindezeken kívül nagymértékben befolyásolja a mért C-14 izotópok mennyiségét az adott anyagot ért neutronsugárzás mértéke is, mivel ilyenkor szintén lezajlik a fentebb említett Nitrogén átalakulása C-14-é:   7 14 N + 0 1 n →     6 14 C ∗ + 1 1 p {\displaystyle {}_{\ 7}^{14}\mathrm {N} +{}_{0}^{1}\mathrm {n} \rightarrow \ {}_{\ 6}^{14}\mathrm {C} ^{*}+{}_{1}^{1}\mathrm {p} }

Ezzel megnövelve a vizsgált anyagban lévő C-14 szintet, ezáltal torzítva a kormeghatározást, mely így fiatalabb eredményt fog adni a valós korhoz képest. Fontos kiemelni, hogy neutron sugárzás a földrengések előtt pár nappal már mérhető, amely elegendő az említett folyamat lejátszódásához. Azokon a földrajzi területeken, ahol gyakoriak a földrengések, ezt a folyamatot mindenképpen figyelembe kell venni a kormeghatározás során.

Jegyzetek

  1. ↑ COSMIC BACKGROUND REDUCTION IN THE RADIOCARBON MEASUREMENT BY SCINTILLATION SPECTROMETRY AT THE UNDERGROUND LABORATORY OF GRAN SASSO. [2006. december 1-i dátummal az eredetiből archiválva]. (Hozzáférés: 2006. május 23.)
  2. ↑ Robert E. M. Hedges - John A. J. Gowlett (1986). „Radiokarbon kormeghatározás részecskegyorsító tömegspektrométerrel”. Scientific American (magyar kiadás) (3), 92. o.  
  3. ↑ Manning, M. R. and W. H. Melhuish. 1994. Atmospheric 14C record from Wellington. In Trends: A Compendium of Data on Global Change. Carbon Dioxide Information Analysis Center, Oak Ridge National Laboratory, U.S. Department of Energy, Oak Ridge, Tenn., U.S.A.. [2006. június 25-i dátummal az eredetiből archiválva]. (Hozzáférés: 2006. május 23.)
  4. ↑ Levin, I., B. Kromer, H. Schoch-Fischer, M. Bruns, M. Münnich, D. Berdau, J.C. Vogel, and K.O. Münnich, 1994. δ14CO2 record from Vermunt. In Trends: A Compendium of Data on Global Change. Carbon Dioxide Information Analysis Center, Oak Ridge National Laboratory, U.S. Department of Energy, Oak Ridge, Tenn., U.S.A.. [2006. július 11-i dátummal az eredetiből archiválva]. (Hozzáférés: 2006. május 23.)
  5. ↑ Radiocarbon Dating, Utrehti Egyetem

Irodalom

  • Alberto Carpinteri et al. (2015): Acoustic, Electromagnetic, Neutron Emissions from Fracture and Earthquakes, Springer IP
  • Régészeti szempontból tárgyalja a módszert Colin Renfrew: A civilizáció előtt, Budapest, Osiris, 2005, ISBN 963-389-695-9 – különösen a 3. és 4. fejezetben, valamint a függelékben.
  • Robert E. M. Hedges - John A. J. Gowlett (1986). „Radiokarbon kormeghatározás részecskegyorsító tömegspektrométerrel”. Scientific American (magyar kiadás) (3), 92-99. o.  

További információk

  • Molnár Mihály (ATOMKI): A szén és az idő: radiokarbon kormeghatározás, Fizikai Szemle, 2006/6.
  • A radiokarbon kormeghatározás, ATOMKI honlap
  • http://www.vntv.hu/2019/10/leleplezzuk-torinoi-leplet/ Archiválva 2020. szeptember 24-i dátummal a Wayback Machine-ben