Гамма-распад (изомерный переход)

Абсолютная геохронология

Методы абсолютной геохронологии позволяют определить возраст геологических объектов и событий в единицах времени. Среди этих методов наиболее распространены методы изотопной геохронологии, основанные на подсчёте времени распада радиоактивных изотопов, заключенных в минералах (или, например, в остатках древесины или в окаменелых костях животных).

Сущность метода заключена в следующем. В состав некоторых минералов входят радиоактивные изотопы. С момента образования такого минерала в нём протекает процесс радиоактивного распада изотопов, сопровождающийся накоплением продуктов распада. Распад радиоактивных изотопов протекает самопроизвольно, с постоянной скоростью, не зависящей от внешних факторов; количество радиоактивных изотопов убывает в соответствии с экспоненциальным законом. Принимая во внимания постоянство скорости распада, для определения возраста достаточно установить количество оставшегося в минерале радиоактивного изотопа и количество образовавшегося при его распаде стабильного изотопа. Эта зависимость описывается главным уравнением геохронологии:

Для определения возраста используются многие радиоактивные изотопы: ²³⁸U, ²³⁵U, ⁴⁰K, ⁸⁷Rb, ¹⁴⁷Sm и др. Названия изотопно-геохронологических методов обычно образуются из названий радиоактивных изотопов и конечных продуктов их распада: уран-свинцовый, калий-аргоновый и т.д. Результаты определения возраста геологических объектов выражаются в 10⁶ и 10⁹ лет, или в значениях Международной системы единиц (СИ): Ma и Ga. Рассмотрим определение возраста рубидий-стронциевым изохронным методом. В результате распада радиоактивного изотопа ⁸⁷Rb происходит образование нерадиоактивного продукта распада – ⁸⁷Sr, постоянная распада составляет 1,42*10^-11лет^-1. Применение изохронного метода предполагает анализ нескольких образцов, взятых из одного и того же геологического объекта, что повышает точность определения возраста и позволяет рассчитать исходный изотопный состав стронция (используемый для определения условий формирования породы).

В ходе лабораторных исследований определяются содержания ⁸⁷Rb и ⁸⁷Sr, при этом содержание последнего складывается из суммы стронция, изначально содержащегося в минерале (⁸⁷Sr)₀, и стронция, возникшего в процессе радиоактивного распада ⁸⁷Rb за период существования минерала:

На практике измеряются не содержания указанных изотопов, а их отношения к стабильному изотопу ⁸⁶Sr, что даёт более точные результаты. Вследствие этого уравнение приобретает вид

В полученном уравнении имеются два неизвестных: время t и начальное отношение изотопов стронция. Для решения задачи анализируются несколько образцов, результаты наносятся в виде точек на график в координатах ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr – ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr. В случае корректно отобранных проб все точки ложатся вдоль одной прямой – изохроны (следовательно, имеют один и тот же возраст). Возраст анализируемых образцов рассчитывается по величине угла наклона изохроны, а начальное стронциевое отношение определяется по пересечению изохронной оси ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr.

В случае если на графике точки не ложатся на одну линию можно говорить о некорректности подбора проб. Во избежание этого необходимо соблюдать следующие главные условия:

образцы должны отбираться из одного геологического объекта (т.е. быть заведомо одновозрастными);

в исследуемых породах не должно быть признаков наложенных преобразований, которые могли привести к перераспределению изотопов;

образцы должны обладать одинаковым изотопным составом стронция во время возникновения (недопустимо использование различных пород при построении одной изохроны).

Не останавливаясь на методики определения возраста другими методами, отметим лишь особенности некоторых из них.

В настоящее время наиболее точным считается самарий – неодимовый метод, принятый в качестве стандарта, с которым сравниваются данные других методов. Это связано с тем, что в силу геохимических особенностей данные элементы наименее подвержены влиянию наложенных процессов, часто значительно искажающих или сводящих на нет результаты определений возраста. Метод основан на распаде изотопа¹⁴⁷Sm с образованием в качестве конечного продукта распада ¹⁴⁴Nd.

Калий – аргоновый метод основан на распаде радиоактивного изотопа ⁴⁰К. Этот метод давно и широко используется для определения возраста всех генетических типов горных пород. Он наиболее эффективен при определении времени формирования осадочных пород и минералов, например, глауконита. Применительно к магматическим и особенно метаморфическим породам, затронутым наложенными изменениями, этот метод часто даёт «омоложенные» датировки, что связано с потерей подвижного аргона.

Радиоуглеродный метод основан на распаде изотопа ¹⁴С, образующегося в верхних слоях атмосферы в результате воздействия космического излучения на атмосферные газы (азот, аргон, кислород). В последствии¹⁴С, как и нерадиоактивный изотоп углерода, образует углекислый газ СО₂, и в его составе вовлекается в фотосинтез, оказываясь таким образом в составе растений и, далее, пищевой цепочке передается животным. В гидросферу ¹⁴С попадает в результате обмена СО₂ между атмосферой и Мировым океаном, далее он оказывается в костях и карбонатных раковинах водных обитателей. Интенсивное перемешивание воздушных масс в атмосфере и активное участие углерода в глобальном круговороте химических элементов приводит к выравниванию концентраций ¹⁴С в атмосфере, гидросфере и биосфере. Для живых организмов равновесное состояние достигается при удельной активности ¹⁴С, составляющей 13,56 ± 0.07 распадов в минуту на 1 грамм углерода. Если организм умирает, то прекращается поступление ¹⁴С; в результате радиоактивного распада (перехода в нерадиоактивный ¹⁴N) удельная активность ¹⁴С уменьшается. Измерив значение активности в пробе и сопоставив её со значением удельной активности в живой ткани, несложно рассчитать время прекращения жизнедеятельности организма по формуле. Радиоуглеродного датирование позволяет определять возраст образцов, содержащих углерод (кости, зубы, раковины, древесина, уголь и т.д.) возрастом до 70 тыс. лет. Это определяет его использование в четвертичной геологии и, особенно, в археологии. В завершение рассмотрения методов изотопной геологии следует отметить, что, несмотря на получение «абсолютных», выраженных в годах, датировок, мы имеет дело с модельным возрастом – полученные результаты неизбежно содержат некоторую ошибку и, более того, продолжительность астрономического года в ходе длительной геологической истории менялась.

Оценка возраста Земли и Солнечной системы.

Однако открытие радиоактивности имело и еще одно следствие: это явление само по себе позволило создать новый метод определения возраста планеты, несравненно более точный, чем все предыдущие. Суть его заключается в следующем. Известно, что атом урана нестабилен: он испускает энергию, потоки частиц и со временем превращается в атом свинца — устойчивого элемента, не подверженного дальнейшим превращениям. Природа этого типа реакций такова, что скорость ядерного распада абсолютно постоянна и никакие внешние факторы (температура, давление) на нее не влияют. Значит, если экспериментально определить темп этих изменений за короткий промежуток времени, то его можно совершенно точно предсказать и для более длительного промежутка. Так вот, было установлено, что в любой порции урана (точнее — изотопа²³⁸U) половина составляющих его атомов превратится в свинец за 4,5 млрд лет; соответственно, через 9 млрд лет урана останется 1/2 от 1/2, т.е. четверть, и т.д. Срок в 4,5 млрд лет называют периодом полураспада ²³⁸U.Пусть мы имеем горную породу, содержащую соединения урана. Если она остается нераздробленной, то все атомы свинца (в которые постоянно превращаются атомы урана) остаются внутри породы, и в результате уран все более «загрязняется» свинцом. Поскольку, как мы помним, внешние факторы не влияют на скорость этого процесса, степень «загрязнения» будет зависеть только от времени, в течение которого порода оставалась монолитной. Последнее обстоятельство весьма важно: таким способом можно устанавливать время образования изверженных пород, но не осадочных — те всегда разрушены, и уран-свинцовое соотношение в них необратимо нарушено миграцией этих элементов в окружающую среду.

Определять возраст изверженных пород уран-свинцовым методом (впоследствии появились калий-аргоновый, рубидий-стронциевый и другие) начали в 1907 году и очень скоро обнаружили граниты с возрастом 1 млрд лет. По мере дальнейших поисков этот «максимальный известный возраст» быстро увеличивался, пока не достиг 3,5 млрд лет, после чего, несмотря на все усилия, почти не прирастал; древнейшие же из известных минералов были недавно найдены в Австралии и Канаде — 4,2 млрд лет. Значит, Земля никак не моложе 4,2 млрд лет; но, может быть, она еще старше, и породы с возрастом 7 или, скажем, 20 млрд лет просто пока не найдены? Судя по всему, нет — и вот почему. Дело в том, что возраст всех изученных на этот предмет метеоритов составляет 4,5–4,6 млрд лет; возраст всех горных пород, собранных в девяти районах Луны американскими экспедициями «Аполлон» и советскими автоматическими станциями «Луна», также варьирует от 4 до 4,5 млрд лет. Все это свидетельствует о том, что цифра «4,6 млрд лет» верно отражает реальный возраст не только Земли, но и всей Солнечной системы.

 

Химические элементы и их изотопы. Закон радиоактивного распада. Изотопные системы. Принцип определения возраста по изотопным системам.

Каждый атом состоит из положительно заряженного ядра, в котором сосредоточена большая часть массы атома. Ядро окружено облаком вращающихся вокруг него электронов. В нейтральном атоме отрицательные заряды электронов точно уравновешивают суммарный положительный заряд ядра. Сейчас нам известно, что ядра содержат большое число различных элементарных частиц, которые взаимодействуют друг с другом и образуют в ядре сложные структуры. Рассмотреть только две частицы - протон (р) и нейтрон (п), объединяемые названием «нуклоны». Протоны и нейтроны можно рассматривать как основные строительные блоки ядер, поскольку они определяют массу ядра и его заряд. Короче говоря, протон-это частица, имеющая положительный заряд, равный по величине (но не по знаку) заряду электрона. Нейтроны имеют чуть большую массу, чем протоны, и не несут электрического заряда. Нейтроны, находящиеся вне ядра, нестабильны и спонтанно распадаются с периодом полураспада 10,6 мин, образуя протон и электрон. Из всех других частиц, составляющих атом, представляют интерес только орбитальные электроны. Масса покоя электрона очень мала (в 1836,1 раза меньше массы атома водорода), заряд электрона отрицателен. В нейтральном атоме число орбитальных электронов равно числу протонов. Таким образом, число протонов в ядре определяет, сколько электронов должен иметь атом, чтобы быть электронейтральным. Число электронов и их распределение вокруг ядра в свою очередь определяют химические свойства данного атома. Строение атомов удобно описывать числом протонов (Z) и нейтронов (N), составляющих их ядра. Число протонов называется атомным номером. Атомный номер Z указывает также на число орбитальных электронов в нейтральном атоме. Сумма протонов и нейтронов в атомном ядре называется массовым числом (А). Мы можем, следовательно, представить состав атомного ядра с помощью простого соотношения: A=Z + N. Вместо слова «атом» широко используется также другой термин «нуклид». Теперь, когда мы определили A, Z и N, мы можем указать состав любого нуклида с помощью краткой записи, состоящей из химического символа элемента и значений массового числа (А) и атомного номера (Z). располагаемых слева от символа элемента. Например, запись ₆¹⁴С означает, что данный нуклид является атомом углерода с числом протонов в ядре 6 (и, следовательно, обладающим 6 орбитальными электронами в нейтральном атоме) и общим числом нуклонов 14. По формуле можно рассчитать, что ядро этого атома содержит 14 - 6 = 8 нейтронов. Поскольку изотопы имеют одинаковый Z, они являются атомами одного химического элемента. Изотопы обладают практически одинаковыми химическими свойствами и различаются лишь по массе. Массы атомов слишком малы, чтобы их можно было выражать в граммах. Поэтому для удобства ввели атомную единицу массы (а. е. м.), которая соответствует 1/2массы изотопа '|С. Другими словами, произвольно принято, что масса "С составляет 12,000... а.е.м., и массы всех остальных нуклидов и внутриатомных частиц получают, сравнивая их с массой С. Массы изотопов элементов известны, они были измерены с помощью масс-спектрометров с очень высокой точностью. Общее число различных нуклидов приближается к 1700, однако лишь 260 из них стабильны. Эти стабильные нуклиды вместе с небольшим числом природных нестабильных нуклидов составляют элементы периодической системы. Многие элементы имеют два или более встречающихся в природе изотопов, некоторые имеют только один, а два элемента (технеций и прометий) не имеют таких изотопов. Таким образом, эти два элемента на Земле не встречаются. Относительное соотношение количеств природных изотопов одного элемента выражается в процентах. Например, если мы говорим, что содержание изотопа составляет 72,15%, это означает, что из 10000 атомов рубидия в каком-либо образце на долю изотопа *ЩЪ приходится 7215 атомов. Если известны массы природных изотопов некоторого элемента и их относительное содержание, можно вы- числить атомную массу этого элемента. Атомная масса элемента представляет собой сумму масс его природных изотопов, соотнесенных с их относительным содержанием и выраженных в виде десятичных дробей. Например, атомная масса хлора вычисляется из значений масс и содержания двух его природных изотопов, как это показано ниже.

Изотоп

Масса х содержание

17*-'

34,96885 х 0,7577 = 26,4958

36,96590 х 0,2423 = 8,9568

Атомная масса 35,45 а.е. м.

 

 

Закон радиоактивного распада — физический закон, описывающий зависимость интенсивности радиоактивного распада от времении количества радиоактивных атомов в образце.

Распад радиоактивного родительского нуклида до стабильного дочернего нуклида

Согласно теории Резерфорда и Содди, скорость распада неустойчивого родительского нуклида пропорциональна числу атомов (N), имеющихся в данный момент времени. Если мы переведем это утверждение на математический язык, то получим:

 

где dN /dt -скорость изменения числа атомов родительского нуклида. Знак минус означает, что скорость распада уменьшается во времени. Соотношение превратится в равенство, если ввести коэффициент пропорциональности λ, который называется постоянной распада. Численное значение λ характеризует свойства данного конкретного нуклида и выражается в единицах обратного времени. Постоянная распада представляет собой вероятность того, что атом распадается за определенный промежуток времени. Следовательно, уравнение, описывающее скорость распада радионуклида, имеет вид:

 

Полезно будет запомнить, что величина λN определяет скорость распада в любой момент времени t. Следующий шаг заключается в интегрировании уравнения:

где ln/V - натуральный логарифм N, С- константа интегрирования Константа интегрирования может быть вычислена из условия N = No, когда t = 0.

Следовательно,

 

,

Уравнение дает нам число атомов радиогенного стабильного дочернего продукта (D*) в любой момент времени t при условии, что первоначальное число атомов родительского нуклида равно N₀, что число атомов дочернего нуклида в момент времени t = 0 равно нулю, и при условии, что ни родительский, ни дочерний нуклиды не удаляются и не прив-

носятся в систему извне. Период полураспада (Т1/2)-это время, за которое первоначальное число атомов радионуклида уменьшается вдвое, т.е. когда

Подставив эти значения в уравнение получим

уравнение дает число радиоактивных родительских атомов (N), которое осталось к моменту времени t от первоначального числа атомов (No), когда t = 0. Это основное уравнение, описывающее все виды радиоактивного распада.

Другой параметр, иногда используемый для описания распада радионуклида,- средняя продолжительность жизни радиоактивного атома. Средняя продолжительность жизни т определяется уравнением

Таким образом, средняя продолжительность жизни т представляет собой величину, обратную постоянной распада. Средняя продолжительность жизни больше периода полураспада в 1/0,693 = 1,44 раза. По прошествии промежутков времени, равных т, активность радионуклида будет каждый раз уменьшаться в 1/е раз по сравнению с первоначальной активностью. Радиоактивный распад можно описывать как с помощью периода полураспада, так и с помощью средней продолжительности жизни радионуклида.

 

 

 

зотопные методы в геологии, методы изучения геол. процессов, основанные на исследовании содержания и соотношений радиоактивных, радиогенных и стабильных изотопов отдельных химических элементов в горных породах, минералах, природных водах, газах и органическом веществе.

Наиболее разработаны и широко применимы методы абсолютной геохронологии, с их помощью, по соотношению радиоактивных изотопов и дочерних продуктов их распада, например 235U — 207Pb; 238U — 206Pb; 232Th — 208Pb; 87Rb — 87Sr; 40K — 40Ar и др., определяется абсолютный возраст горных пород и минералов. Методами абсолютной геохронологии определён возраст пород Земли, Луны, метеоритов; по изотопному составу инертных газов (Ar, Xe и мн. др.) судят о радиационном возрасте метеоритов (времени воздействия на них космического облучения), Изотопный состав инертных газов Земли и метеоритов несёт богатую информацию об особенностях образования вещества Солнечной системы. Содержание 14C(T1/2 = 5600 лет) в ископаемых остатках на Земле позволяет определять время их захоронения; с помощью 14C определён возраст многих археол. находок. Различное содержание 14C в годовых кольцах древесины деревьев может указывать на неодинаковую интенсивность образования его в атмосфере прошлых геол. периодов, связанную с периодами изменения интенсивности космического облучения планеты. По парам 230Io — 232Th: 230Io — 231Ra, а также по абсолютному содержанию радиоактивных 14 и 10Bc в донных отложениях океанов и морей определяются скорость и время накопления различных донных морских осадков; средняя продолжительность накопления неконсолидированных осадков в океане достигает 150 млн. лет. Важную роль в геол. исследованиях играет вариация в содержании стабильных изотопов. Несмотря на небольшое различие в физ. и хим. свойствах изотопов при некоторых геол. процессах происходит фракционирование (разделение) изотопов отдельных хим. элементов. Наибольший эффект фракционирования характерен для лёгких элементов — Н, С, N, О, S и др., т. к. для них относительная разница в массах изотопов наибольшая. Различия в свойствах изотопов тяжёлых элементов малы и на современном уровне измерительной техники трудно определяются. Измерения ведутся на масс-спектрометре по отношению к эталонам, изотопный состав которых принимается всеми лабораториями мира. Результаты измерений выражаются в величинах (дельта), показывающих, на сколько процентов или 0/00 содержание тяжёлого изотопа в образце больше (+дельта) или меньше (— дельта), чем в эталоне. Одним из наиболее распространённых процессов фракционирования стабильных изотопов является изотопный обмен. Глубина разделения изотопов определяется кинетическими и термодинамическими факторами. При высокой температуре фракционирование минимально, при низкой — максимально. При обычной температуре наиболее восстановленные соединения С, S, N содержат больше лёгкого изотопа; высокоокисленные их соединения содержат больше тяжёлого изотопа

Изучение вариаций состава стабильных изотопов позволяет решать одну из важнейших задач геохимии — восстановление истории атомов, путей их миграции в течение геол. процессов. Так, выделение 4He и 3He, а также других изотопов нейтральных газов при вулканических извержениях, особенно в областях срединно-океанических хребтов, позволяет изучать глубинные процессы, идущие в мантии Земли. Испарение водных масс с поверхности океанов и морей сопровождается разделением изотопов. В водяном паре изотопный состав водорода (1H/2H) и кислорода (16O/18O) легче, чем в морской воде. Пары воды содержат преим. 1H2O, а более тяжелая молекула воды (2H2O) обогащает океаническую воду. При конденсации паров воды снова происходит разделение изотопов, и первые капли дождя содержат более «тяжёлую» воду, чем последующие. Наиболее «лёгкая» вода кристаллизуется в виде снега и льда в полярных областях, например в Антарктике, где содержание 2H в различных слоях снега и льда зависит от того, в каком сезоне года они накапливались. Пресные воды легче морских, и их изотопный состав иногда имеет сезонные колебания. При изотопном обмене между разными компонентами устанавливается равновесие реакции, например: . Так, образование карбонатов в условиях термодинамического равновесия с раствором сопровождается смещением изотопного состава кислорода. Величина этого смещения зависит от температуры. Например, наибольшее обогащение карбоната кальция (CaCO3) изотопом 16O происходит при осаждении CaCO3 в холодной воде. Зависимость фракционирования изотопов от температуры, при которой протекает реакция, была положена в основу палеотермометрического метода; так, изучение изотопного состава кислорода известковых скелетов ископаемых морских организмов позволяет определять температуры древних морей. Метод настолько чувствителен, что по кольцам роста раковин устанавливаются сезонные колебания температуры древних морей.

Немалую роль в изучении геол. процессов играют изотопы серы. Изотопный состав серы в горных породах и минералах Земли подвержен значит, колебаниям. За стандарт изотопного состава серы принимается сера метеоритов. Обычно измеряются вариации в отношениях наиболее распространённых изотопов 32S/34S. Основной процесс изотопного фракционирования серы связан с перераспределением изотопов между окисленными (сульфатами) и восстановленными (сульфидами) соединениями серы. Изотопное фракционирование в геол. процессах могло начаться только после появления окисленных соединений серы, т. е. после появления на Земле свободного кислорода. Поэтому, изучая изотопный состав серы древних отложений, можно определить время формирования кислородной атмосферы Земли. Важным механизмом разделения изотопов серы является восстановление сульфатов. В условиях низких температур восстановление обычно идёт с помощью сульфатредуцирующих бактерий. Образующийся сероводород обогащается лёгким изотопом серы, а оставшийся сульфат утяжеляется. Вся сера сульфидных соединений прошла стадию биогенного окисления, в результате чего изотопный состав серы, например, океанических сульфатов утяжелён на неск. % по сравнению с серой метеоритов. Эта величина служит важной планетарной константой. Изотопный состав серы месторождений сульфидов цветных тяжёлых металлов позволяет восстанавливать историю атомов серы до момента их фиксации в рудах и решать вопрос об источнике рудного вещества. В частности, выясняется большая роль в рудообразовании серы, которая прошла стадию редукции сульфатов. Установлено, что в магматические процессы часто вовлекается вещество осадочных пород.

По изотопным отношениям углерода 12C/13C выделяются два вида соединений. Одним свойственно повышенное содержание тяжёлого углерода (дельта 13C~О +), например углерод осадочных карбонатных отложений; другим — лёгкого (дельта 13C ~ —20, —40о/оо), например углерод нефти, горючих газов, современных организмов и т. п. При образовании алмазов, карбонатитов в мантии Земли происходит фракционирование изотопного состава углерода. Изотопный состав углерода алмазов и карбонатитов отличается от углерода, например, карбонатов и одинаков в разных точках земного шара. Изучение изотопного состава углерода позволяет ближе подойти к решению вопроса о происхождении нефти, газа, алмазов, углеводородных соединений в магматических породах, графита в древних метаморфических толщах.

Методы изотопных исследований — новая развивающаяся область геологии. В последние годы обнаружены колебания в изотопном составе В, Mg, Cu, Si и некоторых др. элементов. Изучение геологического значения этих колебаний — задача будущего.

 

Стабильные и радиоактивные изотопы. Виды радиоактивного распада.

 

 

В природе встречаются как стабильные изотопы, так и нестабильные – радиоактивные, ядра атомов которых подвержены самопроизвольному превращению в другие ядра с испусканием различных частиц (или процессам так называемого радиоактивного распада). Сейчас известно около 270 стабильных изотопов, причем стабильные изотопы встречаются только у элементов с атомным номером Z Ј 83. Число нестабильных изотопов превышает 2000, подавляющее большинство их получено искусственным путем в результате осуществления различных ядерных реакций. Число радиоактивных изотопов у многих элементов очень велико и может превышать два десятка. Число стабильных изотопов существенно меньше, Некоторые химические элементы состоят лишь из одного стабильного изотопа (бериллий, фтор, натрий, алюминий, фосфор, марганец, золото и ряд других элементов). Наибольшее число стабильных изотопов – 10 обнаружено у олова, у железа, например, их – 4, у ртути – 7.

Примерами стабильных изотопов являются ¹⁶О, ¹²С, ¹⁹F. У некоторых элементов, наряду со стабильными, имеются и долгоживущие радиоактивные изотопы. Это ⁴⁰₁₉K, ⁸⁷₃₇Rb, ¹¹⁵₄₉In и др.

Радиоактивные изотопы подразделяются, в свою очередь, на естественные и искусственные — и те и другие самопроизвольно распадаются, испуская при этом α - или β-частипы до тех пор, пока не образуется стабильный изотоп. Искусственные радиоактивные изотопы получают с помощью ядерных реакций. Все они неустойчивы и в результате радиоактивного распада превращаются в изотопы других элементов.

По химическим свойствам радиоактивные изотопы почти не отличаются от стабильных. Поэтому, они служат в качестве “меченых” атомов, позволяющих по измерению их радиоактивности следить за поведением всех атомов данного элемента и за их передвижением. Радиоактивные изотопы широко применяются в научных исследованиях, в промышленности, сельском хозяйстве, медицине, биологии и химии. В настоящее время их получают в больших количествах.

Самопроизвольное превращение неустойчивого изотопа одного химического элемента в изотоп другого элемента, при котором происходит испускание элементарных частиц, называется радиоактивностью. Радиоактивность также сопровождается образованием нового химического элемента.

Процессы, приводящие к образованию нового химического элемента, называются ядерными.

 

Распад, сопровождающийся испусканием альфа-частиц, назвали альфа-распадом; распад, сопровождающийся испусканием бета-частиц, был назван бета-распадом (в настоящее время известно, что существуют типы бета-распада без испускания бета-частиц, однако бета-распад всегда сопровождается испусканием нейтрино или антинейтрино). Термин «гамма-распад» применяется редко; испускание ядром гамма-квантов называют обычно изомерным переходом. Гамма-излучение часто сопровождает другие типы распада, когда в результате первого этапа распада возникает дочернее ядро в возбуждённом состоянии, затем испытывающее переход в основное состояние с испусканием гамма-квантов.

В настоящее время, кроме альфа-, бета- и гамма-распадов, обнаружены распады с испусканием нейтрона, протона (а также двух протонов), кластерная радиоактивность, спонтанное деление. Электронный захват, позитронный распад (или β⁺-распад), а также двойной бета-распад (и его виды) обычно считаются различными типами бета-распада.

Образовавшееся в результате радиоактивного распада дочернее ядро иногда оказывается также радиоактивным и через некоторое время тоже распадается. Процесс радиоактивного распада будет происходить до тех пор, пока не появится стабильное, то есть нерадиоактивное ядро. Последовательность таких распадов называется цепочкой распадов, а последовательность возникающих при этом нуклидов называется радиоактивным рядом. В частности, для радиоактивных рядов, начинающихся с урана-238, урана-235 и тория-232, конечными (стабильными) нуклидами являются соответственно свинец-206, свинец-207 и свинец-208. Ядра с одинаковым массовым числом A (изобары) могут переходить друг в друга посредством бета-распада. В каждой изобарной цепочке содержится от 1 до 3 бета-стабильных нуклидов (они не могут испытывать бета-распад, однако не обязательно стабильны по отношению к другим видам радиоактивного распада). Остальные ядра изобарной цепочки бета-нестабильны; путём последовательных бета-минус- или бета-плюс-распадов они превращаются в ближайший бета-стабильный нуклид. Ядра, находящиеся в изобарной цепочке между двумя бета-стабильными нуклидами, могут испытывать и β⁻-, и β⁺-распад (или электронный захват). Например, существующий в природе радионуклид калий-40 способен распадаться в соседние бета-стабильные ядра аргон-40 и кальций-40:

Экспериментально установлено что соли урана испускают лучи трёх типов, которые по-разному отклоняются в магнитном поле:

лучи первого типа отклоняются так же, как поток положительно заряженных частиц; их назвали α-лучами;

лучи второго типа обычно отклоняются в магнитном поле так же, как поток отрицательно заряженных частиц, их назвали β-лучами (существуют, однако,позитронные бета-лучи, отклоняющиеся в противоположную сторону);

лучи третьего типа, которые не отклоняются магнитным полем, назвали γ-излучением.

Альфа-распадом называют самопроизвольный распад атомного ядра на дочернее ядро и α-частицу (ядро атома ⁴He).

Альфа-распад, как правило, происходит в тяжёлых ядрах с массовым числом А ≥ 140 (хотя есть несколько исключений). Внутри тяжёлых ядер за счёт свойства насыщения ядерных сил образуются обособленные α-частицы, состоящие из двух протонов и двух нейтронов. Образовавшаяся α-частица подвержена большему действию кулоновских сил отталкивания от протонов ядра, чем отдельные протоны. Одновременно α-частица испытывает меньшее ядерное притяжение к нуклонам ядра, чем остальные нуклоны. Образовавшаяся альфа-частица на границе ядра отражается от потенциального барьера внутрь, однако с некоторой вероятностью она может преодолеть его (см. Туннельный эффект) и вылететь наружу. С уменьшением энергии альфа-частицы проницаемость потенциального барьера очень быстро (экспоненциально) уменьшается, поэтому время жизни ядер с меньшей доступной энергией альфа-распада при прочих равных условиях больше.

Пример (альфа-распад урана-238 в торий-234):

В результате α-распада атом смещается на 2 клетки к началу таблицы Менделеева (то есть заряд ядра Z уменьшается на 2), массовое число дочернего ядра уменьшается на 4.

Бе́та-распа́д (β-распад) — тип радиоактивного распада, обусловленный слабым взаимодействием и изменяющий заряд ядра на единицу, без изменения массового числа. При этом ядро излучает бета-частицу (электрон или позитрон), а также нейтральную фундаментальную частицу с полуцелым спином (электронное антинейтрино или электронное нейтрино, соответственно). Если распад происходит с испусканием электрона и антинейтрино, он называется «бета-минус-распадом» (β⁻). В случае распада сиспусканием позитрона и нейтрино — «бета-плюс-распадом» (β⁺). Кроме β⁻ и β⁺-распадов, к бета-распадам относят такжеэлектронный захват, когда ядро захватывает атомный электрон и испускает электронное нейтрино. Нейтрино (антинейтрино), в отличие от электронов и позитронов, крайне слабо взаимодействует с веществом и покидает точку распада, унося с собой часть выделившейся при распаде энергии.

Наиболее редким из всех известных типов радиоактивного распада является двойной бета-распад, он обнаружен на сегодня лишь для одиннадцати нуклидов, и период полураспада для любого из них превышает 10¹⁹ лет. Двойной бета-распад, в зависимости от нуклида, может происходить:

с повышением заряда ядра на 2 (при этом испускаются два электрона и два антинейтрино, 2β⁻-распад)

с понижением заряда ядра на 2, при этом испускаются два нейтрино и два позитрона (двухпозитронный распад, 2β⁺-распад)

испускание одного позитрона сопровождается захватом электрона из оболочки (электрон-позитронная конверсия, или εβ⁺-распад)

захватываются два электрона (двойной электронный захват, 2ε-захват).

Предсказан, но ещё не открыт безнейтринный двойной бета-распад.

Гамма-распад (изомерный переход)

Почти все ядра имеют, кроме основного квантового состояния, дискретный набор возбуждённых состояний с большей энергией (исключением являются ядра ¹H, ²H, ³Hи ³He). Возбуждённые состояния могут заселяться при ядерных реакциях либо радиоактивном распаде других ядер. Большинство возбуждённых состояний имеют очень малые времена жизни (менее наносекунды). Однако существуют и достаточно долгоживущие состояния (чьи времена жизни измеряются микросекундами, сутками или годами), которые называются изомерными, хотя граница между ними и короткоживущими состояниями весьма условна. Изомерные состояния ядер, как правило, распадаются в основное состояние (иногда через несколько промежуточных состояний). При этом излучаются один или несколько гамма-квантов; возбуждение ядра может сниматься также посредством вылета конверсионных электронов из атомной оболочки. Изомерные состояния могут распадаться также и посредством обычных бета- и альфа-распадов.

 

 

Образование химических элементов согласно современным теориям. Короткоживущие и долгоживущие радиоактивные изотопы. Примеры различных геохронометров и области их применения.

На основе данных о распространенности химических элементов в природе ученые пришли к выводу, что наиболее вероятным источником образования большинства ядер являются последовательности дискретных ядерных процессов, протекающих в недрах звезд, то есть отдельных групп ядерных реакций. Образование ядер химических элементов от углерода до группы железа, согласно современным представлениям, происходит в результате гелиевого, углеродного, кислородного, неонового и кремниевого горения в недрах звезд, то есть благодаря термоядерным реакциям, в которых участвуют названные нуклиды

Гелий, вероятно, уже содержался в протозвездном веществе, из к-рого формировались первые звезды галактик, и за его образование ответсвенны реакции термоядерного синтеза на ранних стадиях расширения горячей Вселенной.Вполне удовлетворительное согласие на

12345Следующая ⇒

Поделиться:

Воспользуйтесь поиском по сайту: