Sunum yükleniyor. Lütfen bekleyiniz

Sunum yükleniyor. Lütfen bekleyiniz

ÖMER FARUK ÇELİK 40 K/ 40 Ar, 40 Ar/ 39 Ar, 14 C, U/Th ve FİZYON İZ RADYOMETRİK TARİHLENDİRME YÖNTEMLERİ Kocaeli Üniversitesi Mühendislik Fakültesi Jeoloji.

Benzer bir sunumlar


... konulu sunumlar: "ÖMER FARUK ÇELİK 40 K/ 40 Ar, 40 Ar/ 39 Ar, 14 C, U/Th ve FİZYON İZ RADYOMETRİK TARİHLENDİRME YÖNTEMLERİ Kocaeli Üniversitesi Mühendislik Fakültesi Jeoloji."— Sunum transkripti:

1 ÖMER FARUK ÇELİK 40 K/ 40 Ar, 40 Ar/ 39 Ar, 14 C, U/Th ve FİZYON İZ RADYOMETRİK TARİHLENDİRME YÖNTEMLERİ Kocaeli Üniversitesi Mühendislik Fakültesi Jeoloji Mühendisliği Bölümü Hazırlayan

2 James Ussher ( ) Kuzey İrlanda Başpiskopus’u James Ussher 1654 yılında Dünya’nın oluşum yaşını M.Ö. 23 Ekim Pazar 4004 olarak yayınlamıştır (Faure 1977; Walker 2005). İskoçyalı bilim insanı James Hutton, yeryüzünün şekillenmesinin çok yavaş ancak sürekli aktif olan süreçler içerisinde oluştuğunu 1785 yılında yayımladığı Yer’in Teorisi kitabında tartışmış ve katastrofizm fikriyle cesurca çatışmıştır. James Hutton (1726 – 1797), otsweb.ancestry.com/~usher/ usherirl/docs/primate_james_ ussher.htm mes_Hutton

3 William Thomson (Lord Kelvin) yaş hesaplarında güneş ışınlarını, yer’in soğuma tarihçesini ve ayın çekim gücünü hesaba katmıştır. İlk hesaplamaları dünyanın yaşının 100 milyon yıldan daha yaşlı olamayacağı şeklindedir. Daha sonra yaptığı yayınlarda Dünya’nın yaşını daha da küçülttüğü görülmektedir. 1897’de Lord Kelvin dünyanın yaşının 20 ila 40 milyon yıl aralığında olduğunu savunmuştur. illiam_Thomson,_1st_Baron_ Kelvin#Age_of_the_Earth: William Thomson (Lord Kelvin) (1824 – 1907) 1897’de Fransız fizikçi Henri Becquerel radyoaktiviteyi keşfetmiştir. Becquerel birkaç yıl sonra radyoaktif elementlerin bozunumunun egzotermik bir süreç olduğunu fark etmiştir. Becquerel kayaçların doğal radyoaktivitesinin sıcaklık ürettiğini dolayısıyla Lord Kelvin’in hesaplarında farzettiği gibi yer’in sadece soğuyan bir kütle olmadığını belirtmiştir. Dolayısıyla Lord Kelvin’in yaş hesabının doğru olmadığını tartışmıştır. Henri Becquerel ( ) /nobel_prizes/physics/lau reates/1903/becquerel.ht ml

4 Radyoaktif bozuşma olayının Jeolojik tarihlendirmelerde mümkünlüğü Ernst Rutherford tarafından 1904 yılında tartışılmıştır. Ernst Rutherford ( ) Heinrich Geissler ( ) Joseph Jhon Thomson ( ) Wilhelm Konrad Roentgen ( ) Marie Sklodowska Curie ( ) Frederick Soddy ( ) rg/nobel_prizes/chemis try/ Greissler’in tüpü sayesinde katod ışınları keşfedilmiştir obel_prizes/physics İzotopların, elekton’un ve kütle spektrometresinin keşfedicisi. asa.gov/docs/people X ışınlarını keşfetmiştir rg/nobel_prizes/physic s/articles/curie/

5 Kütle numarası Atom numarası Atom?, İzotop? Radyoaktif bozuşmaya uğrayan bir atom (ebeveyn çekirdek; Radyoaktif izotop) Radyoaktif bozuşma ürünü bir atom (yavru çekirdek; Radyojenik izotop) KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012

6 Eğer bir izotopun çekirdeğinde fazla proton mevcut ise bu durum çekirdekte aşırı itiş gücü sağlayacaktır. Bu durumda He çekirdeği çekirdekten dışarı salınarak denge sağlanmaya çalışılır. Çekirdek denge durumuna ulaşırken gama ışıması yayar. Bozuşması α Radyoaktif Bozuşma Mekanizmaları

7 Bozuşması β-β- Beta bozuşması çekirdekte nötron ve proton oranı fazla olduğunda oluşur. Bu bozuşmada bir nötronun, bir proton ve bir elektrona dönüşmesi gerçekleşir. Bozuşması β-β- β+β+ Çekirdekteki bir proton bir nötrona dönüşür ve bir nötron ve bir nötrino parçacığı serbest kalır.

8 Radyoaktif Bozuşma Mekanizmaları Elektron kapma β bozuşumunun tersi olarak nitelenebilir. Elektronlar çekirdek çevresinde farklı enerji seviyelerinde yer alırlar. Bu süreç esnasında atomun en iç elektron seviyesinden bir elektron koparılır ve böylece bir proton bir nötrona dönüştürülür. Bu durumda atom numarası bir azalır ancak bir nötron kazanıldığı için atom kütlesinde bir değişim olmaz.

9 Radyoaktif bozuşma denklemi Ernest Rutherford ve Frederick Soddy tarafından aşağıdaki şekilde ifade edilmiştir (Dickin 1995). dN/dt = -λN (1) Eşitliğin (1) her iki tarfının integrali alınıp denklem tekrar düzenlenirse; Radyoaktif Bozuşma - ʃ dN/N = λ ʃ dt → -ln N = λt +C(2) dN/dt : radyoaktif izotopun bozuşma hızı N: radyoaktif izotopun t zamanındaki miktarı λ : radyoaktif bozuşma sabiti: Birim zamanda bir atomun bozuşma olasılığı. Bu, belirli bir kararsız atomlar grubunda bozunmamış bir atomun aynı bozunma şansına sahip olduğu anlamına gel- mektedir. Eşitlikteki C integral sabitidir. Eğer denklik (1), t=0, N = N 0 ve t = ∞, N = 0 şeklinde matematiksel olarak tekrar düzenlenirse, C = -ln N 0 olacağından, eşitlik (2) buna göre düzenlendiğinde KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012

10 -ln N = λt - ln N 0 → ln N - ln N 0 = - λt → ln N/N 0 = - λt → N/N 0 = e -λt → N = N 0 e -λt olacaktır. (3) Bu denklikte N 0, t=0 anındaki atomların sayısı iken N herhangi bir t zamandaki atomların sayısına karşılık gelir. Ebeveyn çekirdeklerin sayısında azalma yavru çekirdek (D) sayılarındaki artışa denktir. KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012 dD/dt = - dN/dtAyrıca ‘t’ zamanında N o = N + D Bu durum 3 numaralı denkleme adapte edilirse; N 0 = N. e -λt olacağından; D = N e λt -N → D = N (e λt -1) olacaktır. (4) 4 numaralı denklikten yaş hesaplayabilmek için t çekilirse; genel yaş denklemi

11 ~ o C ~ o C ~ o C e/geol/Minerals_Web_Page/pages collection/minerals/minerals/pages/M31 -Muscovite.htm /minerals.php Kapanma sıcaklığı

12 Potasyum yer kabuğunda en çok bulunan sekiz elementten birisidir. 40 K yarılanma süresi içerisinde 40 Ar’a (Aldrich ve Nier 1948) ve 40 Ca’a radyoaktif olarak bozuşur. Argon asal gaz olup diğer elementlerle bağ yapmaz. K-Ar ve 40 Ar- 39 Ar Tarihlendirmeleri Çekirdek kartının bir bölümü 39 K = % K = % K = % Ar = % Ar = % Ar = % Potasyum ve Argon izotoplarının bolluk oranları

13 40 K’un % 88.3’lük kısmı 40 Ca’a dönüşmesine rağmen bozuşumdan gelecek olan az miktardaki 40 Ca’ın artışını belirlemeyi mümkün kılmaz. Ayrıca kalsiyumun ergimiş kayaçtan difüzyon yapamaması ve dolayısıyla tarihlendirme yapabilmek için kayaçta başlangıçta mevcut izotop miktarının bilinmesi gerekliliğidir. 40 K’un β ışımasıyla (%88.3) 40 Ca’a ve elektron kapma (%11.7) yoluyla 40 Ar’a bozuşması (Twyman, 2007) KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012

14 Yöntemle ilgili kabuller (Faure 1986); (i) 40 K’dan radyoaktif olarak bozuşan 40 Ar, mineralin oluşumundan analiz edilinceye kadar geçen sürede kristal kafesinde hapsolmuş sistemden dışarı çıkmamıştır. (ii)Mineralin oluşumundan sonra sistem 40 Ar’a kapalı kalmış dolayısıyla kristallenme sonrası hızlı soğuma gerçekleşmiştir. (iii) 40 Ar fazlası mineralin oluşumu esnasında ya da geç metamorfik olaylar esnasında mineralin bünyesine alınmamıştır. (iv)Atmosferik 40 Ar ile ilgili düzeltme yapılması gerekmektedir. (v)Mineral yaşam süresi boyunca potasyuma da kapalıdır. (vi)Mineraldeki potasyumun izotop bileşimi, 40 K hariç, herhangi bir nedenle değişmemiştir. (vii) 40 K’ın bozuşma sabitleri doğru bir şekilde bilinir ve var olduğundan bu yana ortamın fiziksel ve kimyasal koşullarından etkilenmemiştir. KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012

15 K-Ar yönteminde numunenin potasyum içeriği atomik absorbsiyon ya da alev fotometresi yardımıyla ölçülür. Argon izotopları ise kütle spektrometresi yöntemiyle vakumlu bir sistemde ölçülür. Radyoaktif 40 K ve radyojenik 40 Ar arasındaki oran tespit edildiğinde kristal kafesinin kapanmasından bu yana geçen zaman tespit edilmiş olacaktır. Tarihlendirmelerde argon izotoplarının dağılımı hesaba katılmalıdır. K-Ar yönteminde numunedeki 40 Ar’ın miktarını tam olarak belirleyebilmek için analiz sürecinde mineralden serbest kalan izotoplar, miktarı bilinen 38 Ar (spike) ile karıştırılırlar. Yöntem yıldan daha yaşlı tarihlendirmeler için uygundur. K-Ar Tarihlendirmeleri

16 Atmosferik Argon düzeltmesi mutlaka yapılmalıdır. Radyojenik 40 Ar’ı tespit edebilmek için atmosferik 40 Ar’tan çıkarılmalıdır. Atmosferik 40 Ar/ 36 Ar oranı sabit olup değeri 295.5’tir (Faure 1986). KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012

17 40 Ar- 39 Ar Tarihlendirmesi Yöntem K-Ar yönteminden türetilmiştir. Merrihue ve Turner (1965) Ar-Ar tarihlendirmesinin öncüleridir. Numune, nükleer reaktörde 39 K’un 39 Ar’a bozuşturulması esasına dayanır. 40 Ar/ 39 Ar yönteminde argon gazı farklı sıcaklıklarda adım adım ölçülebilmektedir. Argon fazlası, alterasyondan kaynaklı sorunlar ve geç ısıl olayların var olup olmadığı bu yöntemle tespit edilebil- mektedir. K-Ar yönteminde numunedeki K ve Ar ayrı ayrı ölçülmek zorundadır (Numunenin homejenliği ve analitik hata olma olasılığı). 40 Ar/ 39 Ar yönteminde ölçümler aynı numune üzerinden yapılabilmektedir. KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012

18 Nötron bombardımanıyla oluşturulan 39 Ar sadece numunedeki 39 K’un miktarına bağımlı olmayıp, aynı zamanda nötron bombardımanının akım yoğunluğuna (the neutron flux density) ve uygulanma süresine de bağımlıdır (Twyman 2007). Bu işlemlerden doğru sonuçlar almak ve sonuçları kontrol edebilmek için mutla- ka yaşı tam olarak bilinen standart bir numunenin de analiz edilecek numuneyle birlikte nükleer bombardımana maruz bırakılması gerekmektedir. Yaşı tam olarak bilinen standart numuneden argon oranları J parametresi olarak bilinen akım sabitini hesaplamak için kullanılır ve J parametresi tarihlendirmenin yapılabilmesi için denklemde yerini alır (Twyman 2007).

19 Numune içine fazla 40 Ar düfizyonu % 39 Ar yaş İdeal plato Numuneden radyo- jenik 40 Ar düfizyonu Verilerin Yorumlanması KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012

20 KÖYCEĞİZ K/Ar dating (hornblende) YLK-229 ( 84.6 ± 3Ma ) 40 Ar/ 39 Ar dating (hornblende) YLK-229 ( 93.0 ± 0.9Ma ) YEŞİLOVA K/Ar dating (hornblende) YL-134 ( ± 3Ma ) 40 Ar/ 39 Ar dating (hornblende) YL-134 ( 91.3 ± 0.9Ma ) K/Ar dating (white-mica) YLK-255 ( 84.4 ± 2Ma ) YLK-266 ( 83.9 ± 2Ma ) 40 Ar/ 39 Ar dating (white-mica) YLK-255 ( 91.7 ± 0.7Ma ) YLK-266 (93.6 ± 0.8Ma) K/Ar dating (hornblende) B-192 ( ± 4Ma ) 40 Ar/ 39 Ar dating (hornblende) B-192 ( 90.9 ± 1.3Ma ) BEYŞEHİR 40 K/ 40 Ar ve 40 Ar- 39 Ar sonuçlarının karşılaştırılması KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012

21 40 Ar- 39 Ar yöntemi daha az numune (ör. 1mg) ile yıldan daha genç tarihlendirmeleri hassas bir şekilde yapabilmektedir (Wintle 1996) KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012

22 M.S 24 Ağustos 79 yılında faaliyete geçen Vezüv Yanardağının volkanitlerinden elde edilen 8 mm çapındaki sanidin kristalleri tarihlendirilmiş M.S 79’da Vezüv yanardağının patlamsı neticesinde Pompeii, Herculaneum ve çevresindeki herşey büyük bir felakete maruz kalmıştır. ve 1925 ± 66 yıl (2004) elde edilmiştir (Lanphere ve diğ. 2006). Bu veri 2000 yıldan daha genç tarihlendirmelerin %5 hassasiyette yapılabileceğini göstermiştir. oved_entry/A

23 Numune hazırlama KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012 Araziden numune alma Petrografik gözlem Kırma ve farklı elek boyutlarından geçirmeYıkama ve kurutma K-Ar ve Ar-Ar Tarihlendirme Yöntemleri

24 KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012 K-Ar ve Ar-Ar Tarihlendirme Yöntemleri Numune hazırlama Ağır sıvılardan geçirme Manyetik separatörden geçirme Binokülerde Tek Tek ayıklama Analize hazır

25 Mikalar (ör. muskovit, biyotit, fengit, serisit) Feldspatlar (K-feldspat ve plajiyoklaz) Amfiboller Feldspatoitler (ör. lösit, nefelin) Kil mineralleri (ör. illit, seladonit) Sülfatlar (ör. alunit, jarosit) Evaporitler (ör. silvit, karnalit, langbeinit) Camlar (ör. obsidiyen, tektit, psödotakilit) Tüm kayalar (volkanitler, slate, fillat) amfibol muskovit biyotit K-feldspat plajiyoklas langbeinit alunit ous%20Concepts.htm gy/geol2250/glossary/HTML

26 Willard F. Libby KARBON-14 Amerikalı fizikçiler Martin Kamen ve Sam Ruben, 1940’lı yıllarda, atmosferdeki nitrojenin bir kısmının kozmik ışınlarla etkileşime girdiğinde karbon-14’e dönüştüğünü keşfetmişlerdir. Godwin (1962), 14 C’un yarılanma ömrünü 5730 ± 40 yıl olarak hesaplamıştır. Amerikalı kimyacı Willard Libby, 1947 yılında bitkilerin fotosentez esnasında karbon-14’ü absorbe ettiğini belirlemiştir. Libby, bir bitkinin kalıntılarında mevcut olan kalıntı karbon-14 konsantrasyonunun ölçümüyle bitkinin ölümünden bu yana geçen zamanın hesaplanmasının mümkün olduğunu keşfetmiş ve bu buluşuyla 1960 yılında kimya dalında Nobel ödülünü almıştır. Martin Kamen Sam Ruben KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012

27 KARBON-14 Kozmik ışınlar (Radyasyon) 14 N 14 C CO 2 13 C = % C = % C = (trilyonda bir) KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012

28 14 C Atomları KARBON-14 Karbon-14 eklenmesi Kullanılan Karbon Kozmik ışınlar (Radyasyon) Küresel Karbon-14 rezervuarı KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN C’ün % 95’den fazlası çözünmüş karbonat olarak okyanuslar tarafından absorbe edilmektedir. Okyanuslarda yaşayan mercan vb. organizmalar yaşamları boyunca 14 C’ü bünyelerine alırlar. 14 C’ün biyosfer ve okyanuslardaki sabit bozuşmasına rağmen, atmosferden sürekli olarak tedarik edilmektedir. Dolayısıyla bitki ve hayvanların dokuları ve okyanuslarda depolanan 14 C’ün miktarıyla küresel karbon rezervi zaman içinde yaklaşık olarak sabit kalmaktadır. Yani bitki ve hayvanların dokularını oluşturmada kullanılan karbon, atmosferle izotopik dengededir (Walker 2005).

29 Yaşamı boyunca 14 C’ü bünyesine alan organizma öldüğünde 14 C kaynağından izole edilmiş olacak ve radyokarbon saati radyoaktif bozuşmayla birlikte sabit bir oranda çalışmaya başlayacaktır. Böylece fosil madde örneklerinde kalan 14 C miktarının ölçülüp modern standart maddelerdeki 14 C miktarlarıyla kıyaslanması sonucunda organizmanın ölümünden bu yana geçen süre hesaplanabilmektedir. 12 C/ 14 C Aynı 12 C/ 14 C Farklı KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012

30 14 C radyoaktif olmasına karşın 12 C duraylı bir izotoptur. Organizma yaşarken aralarındaki oran bir trilyonda bir mertebesindedir. Ölüm gerçekleştikten sonra bu oran değişir. 12 C 14 C Ölüm anı Miktar sabit 14 C Yaşlı Miktar sabit Sonsuz yaş Ölçülemeyen 14 C 12 C KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012 KARBON-14

31 Bir örnekte 14 C aktivitesinin modern standartlara (NBS Oxalic acid I, II) kıyasla ölçümünde temel iki yol uygulanmaktadır. Bunlar Beta ışıması tespiti ve hızlandırılmış kütle spektrometresi (AMS) yöntemleridir. Beta ışıması sayımı, belli bir zaman periyodunda 14 C atomlarından β ışımasının tespit edilmesini gerektirmektedir. Bunun için iki yol bulunur. 1- numune karbon dioksit, etilen ya da metan gazına dönüştürülür. İçinde yüklenmiş kablo bulunan bir hazne içine enjekte edilir ve β ışımaları tespit edilir. 2- numune organik kimyasal bir bileşen olan benzen (C 6 H 6 )’e dönüştürülür ve içine şintilan (ör. fosforik madde) eklenir. Her β parçacığı ışıması bir ışık sinyalini uyarır ve bu sinyal fotoelektriksel olarak belirlenir. KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012

32 Hızlandırıcı Kütle Spektrometresi (AMS). (1980’li yıllar) KARBON-14 Kütle spektrometreleri belli elementlerin atomlarını kütle ağırlıklarına göre tespit eden bir cihazdır. Klasik kütle spektrometreleri 14 C ve 14 N gibi benzer ağırlıklara sahip molekülleri birbirinden ayıramaz. Ancak parçacıkların hızlandırılmasıyla küçük 14 C sinyalleri diğer izotoplarınkilerden ayrılabilir. Bununla birlikte kütle spektrometreleriyle 14 C atomlarının kesin sayısı ölçülemez. 14 C atomlarının bolluğu çok az olup bunların toplam miktarını ölçmek çok zordur. Hızlandırılmış kütle spektrometreleri 14 C’ün duraylı diğer karbon izotoplarına ( 13 C ya da 12 C) oranını belirler ve böylece 14 C miktarı ve dolayısıyla yaş, bu oranın bilinen standartlarla kıyaslanmasıyla elde edilir. KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012

33 Hızlandırmanın iki ayrı fazını gerektiren ve en çok kullanılan sistem bir tandem hızlandırıcısıdır. Numuneler grafite dönüştürülür ve metal disk üzerine yerleştirilir. Sezyum (Cs + ) iyonları bu hedefte ateşlenir ve üretilen negatif yüklü karbon atomları (C - ) pozitif terminale doğru hızlandırılır. Ayırıcı boyunca geçiş esnasında C iyonları elektronunu kaybeder ve 3 değerlikli pozitif yükler (C 3+ ya da eğer beş elektron ayrıldıysa C 4+ ) olarak zuhur ederler. Pozitif terminalden geri tepme mıknatıslar tarafından odaklanmış karbon iyonlarının bir ikinci kez hızlandırılmasına yol açar ve orada ağılıklarına göre sapma oluşturulur. Bu süreçte 13 C (bazen 12 C) duraylı izotopunun sinyali Faraday kapları kullanılarak ölçülürken 14 C sinyalleri iyon detektörü tarafından toplanır. Radyokarbon yaşları, örnek maddenin 14 C ve 13 C ya da 14 C oranları ve aynı set içinde yaşı bilinen örneğinkilerle de kıyaslanarak elde edilir. Karbon-14 atomlarının tespitini izah eden bir tandem hızlandırıcısının şematik diyagramı ( açıklamalar Bowman, 1990’a göredir) KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012

34 Hızlandırıcı kütle spektrometrelerinin β ışıması sayımına göre en önemli avantajları; Çok az miktarda örnek gerekliliği (1-2 gram örnek yerine 1mg örnek. Bu sayede tek bir tohum tanesi, bir yaprak ya da polen taneleri rahatlıkla tarihlendirilebilmektedir. Mensing ve Southon, 1999; Vandergroes ve Prior, 2003) Analiz hızı ve verimliliğidir (günler haftalar yerine saatler içinde ve bir seferde 50 örnek analiz edilebilmektedir).

35 Radyokarbon tarihlendirmeleri için beş temel kabul bulunmaktadır; 1- Küresel karbon rezervuarının bütün bölümlerinde (atmosfer, biyosfer, tatlı ve tuzlu sular) 14 C/ 12 C oranı geçen zaman içerisinde sabit kalmıştır C tamamen ve hızlı bir şekilde küresel karbon rezervuarında karışmıştır. 3- Bir organizmanın ölümünden sonra bozuşan 14 C dışında, farklı karbon izotopları (ör. 13 C, 12 C) arasındaki oranlar değişmemiştir. *4- 14 C’ün yarılanma ömrü kesin olarak bilinmektedir. *5- 14 C’ün doğal düzeyi doğruluk ve kesinlik kavramları içinde isabetli bir şekilde ölçülebilmektedir (Taylor 2001).

36 Kirlenme: analiz edilecek örneğe yaşlı ya da genç karbon ilavesidir. Kirlenme sahada örnekleme yapılmadan önce olmuş olabilir. Turba ya da toprak kesitlerinde köklerin ya da genç hümik asitlerin aşağıya doğru sızmaları yaşlı tabakalar içine daha genç materyalleri katabilir. Benzer şekilde göl ve göletlerde göl yatağındaki organizmaların neden olduğu biyolojik karışma daha genç sedimanların aşağıya doğru hareket etmesine ve sediman dizisinin bozulmasına neden olabilir. Çok az bir miktarda kirletici olsa dahi tarihlendirmelerde ciddi hatalar oluşabilmektedir. Örneğin, %1 modern karbonun ilavesi ile yıllık bir örnekte yaş 600 yıl azalabilecektir. Aynı oranda yıllık bir örnekte ise hata yıl olmaktadır (Aitken, 1990). Kirlenme yaşlı karbonların sisteme katılmasıyla da olabilmektedir. Bu durum özellikle göl sedimanlarının tarihlendirmelerinde problem oluşturmaktadır. Özellikle eğimli havzalardan ya da temelden göl içine yıkanan karbon, göl çamurlarından radyokarbon tarihlendirmelerinde daha yaşlı sonuçlar verebilmektedir. Kirlenme örneklerin saklanması esnasında olabilmektedir. Örneğin numunenin saklanması sürecinde numunede gelişebilecek mantar, toz ve deri gibi kirleticilerin numuneye bulaşması hatalı sonuçlar verebilecektir. KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012

37 Radyokarbon tarihlendirmelerinde 14 C üretiminin uzun süreli değişimi. Radyokarbon tekniğinin en temel kabullerinden birisi 14 C düzeyinin zaman içinde değişmediğidir. Bilim insanları dentrokronoloji tarihlendirmeleriyle radyokarbon tarihlendirmeleri arasında uyumsuzluk bulmuşlar ve radyokarbon yaşlarının dentrokronoloji tarihlendirmelerine göre daha genç olduğunu belirlemişlerdir (Renfrew, 1973). Bu uyumsuzluğun nedeni olarak atmosferdeki 14 C aktivitesinin değişimi gösterilmiştir. Ayrıca dentrokronoloji ve radyokarbon tarihlendirme serileri arasındaki kıyaslama atmosferik karbon-14 aktivitesinin zaman içerisinde dalgalandığını göstermiştir. Bu dalgalanış gelişigüzel değil aşağı yukarı peryodik bir tarzda birbirini izleyen 208’den 2300 yılına kadar olan dönemlerde olmuştur (Sonnett ve Finney, 1990). Atmosferik karbon-14’deki değişimler yerin manyetik alanı ya da güneş aktivitesinin yoğunluğundaki değişimlerden kaynaklandığı düşünülmektedir (Stuiver ve diğ., 1991). Radyokarbon laboratuvarları bu tip kirleticileri bertaraf etmek için fiziksel ve kimyasal ön işlemler yapmaktadırlar. Numuneler yıkanır ve sıcak asitlerle muamele edilerek daha yaşlı karbonatların çözülmesi sağlanır. Alkali çözeltiler ile örneği kaplayan genç hümik asitler numuneden uzaklaştırılır. KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012

38 İnsan faktörü: Fosil yakıtlar yüzünden 250 yıldan daha fazla bir süredir atmosfere büyük miktarda 12 C salınmıştır (Houghton ve diğ. 2001). Dolayısıyla bu durum 14 C seviyesini oransal olarak seyreltmiştir. Son elli yılda bu endüstriyel etkiler bir ölçüde termonükleer aletlerin artışıyla 1960 yılında 14 C içeriğinde çift kat artış yapmıştır. Kısmen bu sebeplerle ve kısmende güncel doğal 14 C değişimleri nedeniyle en genç radyokarbon zaman cetveli genellikle yaklaşık 300 yıl önceden başlatılır (Taylor, 2001). Manyetik alan yoğunluğundaki azalma yer’in jeomanyetik zırhını zayıflatabilir ve atmosfere giren kozmik ışınların miktarını arttırabilmektedir ki bunlar orantı içinde 14 C oluşumunu arttıracaktır (Mazeaud ve diğ. 1992). Benzer şekilde güneş aktivitesinde azalma, bilhassa güneş rüzgarının gücünde azalma kozmik ışınların atmosfere girebilmesine ve 14 C oluşumunda artışa yol açabilmektedir (Van Geel ve diğ. 2003). Alternatif hipotez okyanus döngüsündeki değişimler veya derin deniz sularının izlediği yörüngedeki değişimler olarak düşünülmektedir. Bunlar atmosfere salınan okyanusal CO 2 ’in artışına ya da azalışına yol açarlar ve bu 14 CO 2 ’in seviyesini arttırmaya ya da azaltmaya neden olabilir (Goslar ve diğ. 1995). KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012

39 KARBON-14 Genel uygulama alanları: Yer, Çevre ve Arkeoloji bilimlerinde Yöntemin uygulandığı başlıca maddeler; bitki fosilleri, turba, organik göl çamuru, denizel mikrofauna ve mikroflora ve daha az oranda deniz kabuğu ve kemiklerdir (Walker 2005). KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012 Yaş aralığı: kabaca yıla kadar olup günümüzde AMS yöntemiyle 1mg örnek analiz için yeterlidir.

40 Tarihlendirmelerde BP (Before present) simgesi geçer. Günümüz 1950 olarak hesaba katılmaktadır (Van der Plicht, 2002). Örneğin, bir numunenin radyokarbon yaşı 2012 yılında 3700 yıl olarak ölçülürse; 2012 – 1950 = 62 yıl elde edilen yaştan çıkartılmalıdır (3700 – 62 = 3638 BP). Elde edilen tarih, İSA’nın doğumu ile ilgili takvim yılına adapte edilirse; 3638’den 1950 çıkarılarak numunenin tarihsel yaşı olan M.Ö 1688 elde edilmiş olur. KARBON-14 KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012

41 URANYUM SERİLERİ TARİHLENDİRMELERİ 238 U = 4.5 Milyar yıl 234 U = 248 bin yıl 230 Th = 76 bin yıl 235 U = 700 Milyon yıl 231 Pa = 33 bin yıl Kuvaterner tarihlendirmelerinde 230 Th/ 234 U, 231 Pa/ 235 U, 234 U/ 238 U yavru/ebeveyn çiftleri kullanılır. Ayrıca 231 Pa/ 230 Th oranıda tahimin yaş için kullanılır.

42 Doğal sistemlerde, bozuşma zincirinde daha uzun ömürlü izotoplar arasında dengesizlik farklı şekillerde ortaya çıkar. Örneğin çeşitli elementler arasında kimyasal farklılıklar hidrosferde depolanma, taşınma ve alterasyon esnasında ayrımlaşmayla sonuçlanabiliyorken radon gazı özellikle gözenekli kayaçlarda difüzyon yoluyla sistemden kaçabilir. İzotop göçü durur durmaz sistem tekrar denge durumuna dönüşür (Smart 1991). Bazı bozuşma ürünlerinin sistemden çıkması ve bozuşma zincirinin kesikliğe uğramasına dayalı tarihlendirme U-serileri dengesizlik tarihlendirmesi olarak bilinir. KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN U ve 235 U’in yarılanma ömürleri yavru izotoplarına göre oldukça fazladır. Bunun anlamı ebeveyn atomların sayısı, yavru izotopların bir kaç kez yarılanma süreleri boyunca esasen sabit kalacağıdır. Diğer bir deyişle, eğer sistem kapalı kalırsa, denge durumuna ulaşılmış olacaktır. Ancak, eğer sistem kapalı değilse ve yavru izotoplar kaçabiliyorsa, o zaman, bozuşma zincirinde bir bozulma olacak ve çekirdekler arasında dengesizlik durumu olacaktır. (Smart, 1991)

43 Eksik yavru yönteminde yavru çekirdek başlangıçta mevcut değildir ve denge durumu sağlanana kadar zamanla artar. En önemli EYY 230 Th/ 234 U oranlarına göre olanıdır. Bu yöntem uranyumun çözünür, buna karşılık yavru ürünlerin ( 230 Th) çözünür olmaması esasına dayanır. KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012 Doğal sularda Uranyum, yakın yavru çekirdeklerinden farklı jeokimyasal özellikleri nedeniyle fraksiyonlaşır. Uranyum serisi bozuşma serisinde dengesizliğin kullanılabildiği iki yol bulunmaktadır. Bunlar ‘Eksik yavru yöntemi’ ve ‘Aşırı yavru yöntemi’. Biyojenik kökenli olan/olmayan karbonatlar doğal sulardan çökelirler ve göreceli olarak önemli miktarda Uranyum içerirlerken ihmal edilebilir miktarda Th ve Pa içerirler. Bu durum Uranyum serileri tarihlendirmeleri için ideal bir durumdur.

44 KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012 Aşırı yavru yöntemi: Örneğin, bir su kolonunda uranyumun bozuşumu, göllerin ve denizin tabanında birikecek olan 230 Th ve 231 Pa yavru çekirdeklerinin çökelimiyle sonuçlanacaktır. Biriken sedimanlar 230 Th ve 231 Pa içereceklerdir ancak uranyum yönünden eksik olacaktır. Böylece göl ya da okyanus tabanı sedimanların yaşı 230 Th ve 231 Pa’un ölçülmesiyle belirlenebilir. Bu izotoplar sediman kesiti boyunca bozuşmuşlardır. Yumuşakçalar ve mercanlar gibi organizmalar okyanus suyundan salgılanan karbonat ile kabuklarını inşaa ederler ve çözünmüş uranyumu bünyelerine alırlar. Toryum intikali çok az ya da hiç olmayacaktır. 230 Th, ebeveyn izotop 234 U ile tekrar denge haline gelinceye kadar gelişecektir. 235 U bozuşma serilerinde, protaktinium’un çözünmez oluşu nedeniyle, 231 Pa/ 235 U oranı benzer şekilde yaş belirleyici olarak kullanılabilmektedir. Toryum ve Protaktiniyum’un partiküller tarafında absorbe edilme eğilimleri ve çözeltiden uzaklaştırılmaları oldukça yüksektir. Böylece 230 Th ve 231 Pa okyanusların tabanında artma eğilimindedir.

45 Resifal mercanların tairhlendirilmesi, hem 14 C yönteminin kalibrasyon aralığının genişletilmesini, hem de Kuvaterner deniz seviyesi değişimlerinin tespit edilmesini sağlamaktadır. Ancak mercanların gözenekli ve hassas yapısı, U-Th tarihlendir- melerinde şüphe oluşturabilmektedir. Kısmi çözülme, yeniden kristallenme, ikincil çimentolanma süreçleri uranyum ve toryumum sisteme girmesi veya kaçması ile sonuçlanabilir (açık sistem davranışı). Açık-sistem davranışını test edebilmek için; ilksel 234 U/ 238 U oranlarını mercandan ölçülen 234 U/ 238 U oranı ve yaşından hesaplamak gerekir. Ayrıca 231 Pa/ 235 U oranı da kontrol amaçlı kullanılabilmektedir. Düzeltmeler uyumluluk diyagramları ( 231 Pa/ 235 U Th/ 234 U, 234 U/ 238 U Th/ 238 U) kullanılarak yapılabilmektedir. U/Pa ( 231 Pa) tarihlendirmesi 10 yıl ile yıl arası tarihlendirmelerde kullanılabilmektedir. (Edwards et al. 1997). KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012

46 Karbonatça zengin mağara çökelleri (ör. sarkıt ve dikitler) U-serileri tarihlendirmelerinde yaygınca kullanılmaktadır. ems.html

47 Mağara çökelleri yer altı sularından beslendikleri için sularda önemli miktarda çözünmüş uranyum ve ihmal edilebilecek miktarda toryum içerirler. Bu malzemelerin tarihlendirilmesi geçmişteki çevre koşullarının ya da küresel iklim değişimlerinin anlaşılması yönünden önemlidir. Ayrıca deniz seviyesi değişimleri, deprem tarihçesinin anlaşılması ve arkeolojik kalıntıların tarihlendirilmesinde kullanılmaktadır. U-serisi tarihlendirmeleri için en iyi örnekler yoğun, sütünsal ve altere olmamış kalsit örnekleridir. Sarkıt ve dikitler ideal örneklerdir. Mercanlar gibi gözenekli yapıda değillerdir. KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012

48 Bir sarkıtın enine kesiti ve gelişen halkaların görünümü. LA-MC-ICP-MS uranyum-serisi tarihlendirilmesi yöntemiyle tarihlendirilmiştir. 238 U 230 Th İdeal bir örneğin uranyum içermesi buna karşılık ilksel 230 Th’un olmaması gerekir. Ancak ilksel 230 Th su içinde mevcut kırıntılı partiküllerden gelebilir. Bu durumda ilksel 230 Th, Toryum’un diğer bir izotopu olan 232 Th’nin ölçülmesi ile belirlenebilmektedir. Yani ilksel 230 Th için düzeltmeler 230 Th/ 232 Th oranın bilinen değeri ile yapılır. Teorik olarak U-Th ( 230 Th) tarihlendirmesi 3 yıl ile yıl arası tarihlendirmelerde kullanılabilir (Edwards ve diğ. 1997). (Uranyum miktarı 0.1 ppm’den fazla olmalı) honous.blogspot.c om/2007_01_01_ archive.html KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012

49 Uranyum serileri tarihlendirmelerinde örnekleme ve laboratuar ölçümlerinden kaynaklanan hatalar dışında potansiyel iki temel problem vardır. Bunlardan ilkinde, ölçümü yapılan örneklerde yavru izotopların tamamının radyojenik kökenli olduğu varsayımıdır. Bir başka anlatımla, örneğin bir sarkıtın 230 Th miktarı kristal oluşumu esnasında sıfırdır ve böylece, ölçülen 234 U/ 230 Th aktivite oranı 230 Th’un radyoaktif bozuşma olaylarıyla tekrar gözlenmesini yansıtmaktadır. Ancak durum kırıntılı maddeler (ör. toz, suyla taşınan kil, silt) tarafından kirletilen karbonatlı örneklerde böyle olmayabilir. Bu kirleticiler yavru çekirdekler içerebilirler. Bu türlü kirlenme tarihlendirmenin olduğundan daha fazla olmasıyla sonuçlanır. Diğer taraftan bu kirleticiler 234 U ve 238 U izotoplarını da taşıyabilirler. Bu durumda da eğer düzeltme yapılamaz ise, tarihlendirme olması gerekenden daha genç olacaktır. Kirlenme numunede mevcut olan ancak Uranyum’un bozuşma zincirinde rol oynamayan 232 Th’nin aktivitesinin ölçülmesiyle düzeltilebilir. Bu izotop kirleticilerin bünyesinde mevcut olup saf kalsitte bulunmaz, böylece 232 Th/ 230 Th oranı düzeltmelerde, 230 Th’un kırıntılı maddelerden ilavesini tespit edebilmek için kullanılabilmektedir. KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012

50 Diğer durum ise çökelmeden itibaren çekirdek kaybı ya da kazanımının olmadığı farzedilir. Diğer bir deyişle ebeveyn-yavru izotop oranı temel bir şekilde radyoaktif bozuşma süreçlerinin bir fonksiyonudur. Kemik örnekleri bu açıdan problem oluşturabilecek örneklerdendir çünkü çökelme ya da gömülme sonrası kemikler uranyum almaya devam edebilirler, dolayısıyla modellemelerle düzeltme yapılması gerekmektedir (Millard & Hedges 1995; 1996; Pike ve diğ. 2002). KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012

51 Geçmiş yıl içinde çökelmiş sedimanları tarihlendirmek için kullanılmaktadır. Radyoaktif radon gazı ( 222 Rn) yerkabuğundan atmosfere karışır ve bir dizi bozuşma sonrası duraysız 210 Pb’a bozuşur. Yarılanma ömrü ± 022 yıl olan 210 Pb Atmosferden uzaklaşarak sedimanlar içinde çökelir ve duraylı 206 Pb’a bozuşur. Göl sedimanlarındaki 210 Pb ile 206 Pb’nın oranlarının ölçülmesiyle, kurşunun depolandığı zamandan beri geçen dönem belirlenebilir ve sediman birikim oranı tespit edilebilir (Olsson 1986). m/slics/understanding.htm 210 Pb tarihlendirmesi KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012

52 1980’lere kadar ölçümler alfa spektrometreleriyle yapılmıştır (350 ka). Yöntem, numuneleri çözme, metal diskler üzerine yerleştirme ve oluşan alfa parçacıklarını tespit etme süreçlerini kapsar. Yöntem Özellikle yaşlı örnekler için zaman alıcı (birkaç gün) bir yöntem olup fazla numune kullanımı gerektirmektedir. MC-ICP-MS 1980’lerde TIMS, MC-ICP-MS cihazlarının geliştirlmesiyle 238 U, 235 U ve 232 Th atomları doğrudan ölçülebilmektedir. Kullanılan numune miktarının azlığı (miligram), kirlenme riskinin çok düşük oluşu. Hata paylarının çok düşük oluşu (ör. 125 ka’lık bir örnekte 2σ güven aralığında ± 1 ka). Yüksek hassasiyet avantajıyla uygulanabilirlik alanının genişliği. Mağara çökelleri, denizel ve gölsel karbonatlar, devekuşu yumurtaları vb yıldan yıla kadar yaşlar. KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012

53 KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012 Sonuç olarak uranyum serileri tarihlendirmeleri, sedimanlar, kemikler, diş, mercanlar, yumuşakçalar, toprak horizonları, volkanik kayaçlar, karbonatların tümü, turbalar gibi geniş bir uygulama alanına sahiptir. Bunların içinde resifal mercanlar ve mağara çökelleri, deniz seviyesi değişimlerini belirleme, Kuvaterner iklim değişimlerini anlama ve radyokarbon zaman cetvelini kalibre etmede çok önemlidir. Ke-Fu Yu ve diğ ems.html URANYUM SERİLERİ TARİHLENDİRMELERİ

54 FİZYON İZLERİ TARİHLENDİRMESİ Fizyon izleri 238 U’un doğal fizyonu ile oluşurlar ve bu olayda önemli miktarda enerji açığa çıkar. Oluşan izler 10-20µM uzunluğunda ve 6-10nM genişliğindedir ve doğal olan bu izler elektron mikroskobuyla görülebilir. Oluşan izlerin miktarı numunenin orijinal uranyum içeriği ve zamanın bir fonksiyonudur. Yerbilimlerinde fizyon izleri tarihilendirmesi en çok termokronoloji (ör. kayanın termal geçmişi, Kabuksal yükselme) ve jeokronolojide (ör. oluşum yaşı) kullanılır. Tarihlendirme için uygun olduğu düşünülen aralık – yıl arası KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012

55 Cam, mika ve zirkonlarda Fizyon izleri. (A) Optik mikroskop kullanımıyla cam parçalarında fizyon izleri (6-8µm) (B) Cam parçalarındaki fizyon izlerinin SEM görüntüsü (Konik çukurluktaki en koyu bölgeler en derin kısmını gösterir) (C) Mika’da Fizyon izleri (~5µm); (D) Bishop tüflerinin (Kaliforniya) zirkon’unda iğne biçimli fizyon izleri (kristal ~2mm genişliğinde) Konik şekilli Elmas şekilli iğne şekilli (Westgate ve diğ. 2007) KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012

56 iz yoğunluğu (fosil izler) 238 U atomlarının miktarını ölçmeyi sağlar (yada sıcaklığın tavlanma sıcaklığı altına düştüğünden beri geçen zamanı verir). Numunedeki orijinal Uranyum içeriği bilinmelidir ancak bu doğrudan belirlenemez. Numunede bulunan uranyumun miktarı numuneyi termal nötronlara maruz bırakmayla belirlenir. Fizyona uğrayan 235 U atomlarıyla yapay fizyon izleri üretilir. Üretilen izlerin yoğunluğu ve toplam nötron akımının ölçülmesi mineraldeki toplam 235 U’in belirlenmesinde kullanılır. 238 U/ 235 U arasındaki oransal ilişki bilindiğinden uranyum miktarı saptanabilir. Böylece sabit hesaplamalar yapılarak mineraldeki 238 U ve dolayısıyla yaş belirlenmiş olur. KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012

57 Fizyon izlerinin oluşumu (Fleischer ve diğ. 1975) ‘İon explosion spike’ modeli; Yüklü nükleer parçacıkların katı ortamda geçişi. Parçacıkların geçiş yolunda atomlarla çarpışması. Atomların elektronlarının uzaklaştırılması ve pozitif yüklü iyonlarca zengin bir alan oluşturlması, Yüklü parçacıkların birbirlerini itmesi ‘Thermal spike’ modeli; Fizyon parçacıklarının hızlı hareket etmesi parçacıkların yörüngesi boyunca sıcaklığın artmasına neden olur. Yüklü parçacıkların geçişinden sonra iz, soğuk yan kafesin ısı kaybı oluşturmasıyla soğutulur ve onu kararsız durumda bırakır. KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012

58 (A) Geç Pleistosen Sheep Creek-K tefralarından (Yukon, Kanada) pümis taneleri (B) Aynı yerden Orta Pleistosen’e ait az gözenekli cam parçaları. Sheep Creek-K tefraları yetersiz yüzey alanları nedeniyle Fİ yöntemi ile tarihlendirilemez. B’de gösterilenler ise tarihlendirilebilir (Westgate ve diğ. 2007). YÖNTEMLE İLGİLİ ÖN KOŞULLAR Uranyum konsantrasyonu yeterli (0,1ppm den fazla) ve üniform bir şekilde dağılmış olmalıdır. Bu durum LA-ICP-MS ile doğrudan değerlendirilebilmektedir. İzler oluştuklarında çevre sıcaklığında duray- lı kalmak zorundadır. Numune, mikrolit, inklüzyon, kristal kafes kusurları içermemelidir. Bunlar kimyasal işlem sonrası fizyon izleri ile karıştırılabilir. Fizyon izleri doğrusaldır, bükülme yapmaz Alansal iz yoğunluğunu doğru bir şekilde ölçebilmek için kristal ya da cam yüzey alanı yeterince geniş olmalıdır. Tane boyutunda alt limit ~ 80µm’dir. Numune, depolanma sonrası izleri silebilecek bir ısınmaya maruz kalmamalıdır. Bu durum İzle- rin boyutlarının dağılımı incelenerek anlaşılabilir. (Westgate ve diğ. 2007)

59 Doğal izler elektron mikroskobuyla görülebilir (50.000X<) Doğal olarak oluşan izler µM uzunluğunda ve 6-10nM genişliğindedir radiometricdating.html#Fission KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012

60 (Asit kullanımı ör.HNO 3, NaOH, HF) Asit kullanımyla genişleyen izler optik mikroskoplarla görülebilir 6notes03/656%2003Lecture07.pdf KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012

61 Harici detektör yönteminde doğal fizyon izleri kristalde, nötron bombardımanıyla oluşmuş izler ise detektörde (burada muskovit) sayılır (Naeser CW ve Naeser ND, 1989). KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012 Harici detektör Fİ yöntemi;Örneğin titanitlerde tarihlendirme harici detektör yöntemiyle belirlenir. Titanit taneleri epoksiye yerleştirilir ve 120 ºC de birkaç saat sodyum hidrooksit (NaOH) solüsyonu içinde bırakılır ve böylece fizyon izleri ortaya çıkmış olur. Sonra U ‘dan yoksun muskovit detektörler her tane üzerine yerleştirilir ve paket bilinen nötron akımına maruz bırakılır. Uyarılmış fizyon izleri muskovit detektörde oluşturulur. İradyasyondan sonra muskovit detektörler çıkarılır ve HF uygulanır. Daha sonra titanit ve muskovitteki aynı alanlar sayılır ve yaş belirlenir. Popülasyon Fİ yöntemi; Örnek; apatitler ikiye ayrılır. Populasyonlardan bir tanesi 600ºC 6 saat kadar tavlanır (jeolojik olarak apatit için tavlanma sıcaklığı 120 ºC’dir). Bu populasyon bilinen oranda nötron akımına maruz bırakılır ve uyarılmış izler oluşur. Her iki populasyon epoksiye yerleştirilir ve tanalere parlatma işlemi yapılır ve izlerin mikroskopta daha belirgin olması için ör. %10’luk Nitrik asit (HNO 3 ) gibi kimyasallar kısa süreli uygulanır. Daha sonra her populasyondan 50 ya da daha fazla tane sayma işlemine tabi tutularak fosil ve uyarılmış izlerin yoğunluğu tespit edilir ve böylelikle yaş hesaplanır. İz yoğunluğunu belirlemede genel olarak iki yöntem kullanılır Harici detektör yönteminde aşamalar (Naeser, 1976)

62 Zirkon, apatit, titanit, tektit, doğal ve yapay camlar theory-on-t matrix.htm ox/rocks.html KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012

63 Tefra horizonu (İzlanda) Tefra tarafından örtülmüş buzullar (Grimsvötn, İzlanda) Fizyon İz yöntemi için tefralarda bol bulunan silisli, sulu cam malzemesi ideal araçlardır. Bu maddelerin tefralarda bol bulunması ve homojen olması, nadiren mikrolit ve inklüzyon içermeleri, U içeriklerinin riyolitik ve dasitik camlarda 2-8 ppm civarında olması Kuvaterner tarihlendirmelerinde önemlidir. Andezitik ve bazaltik bileşimli cam parçaları genellikle düşük (<1 ppm) U içeriğine sahip oldukları için Kuvaterner tarihlendirmelerinde kullanılamazlar. Ancak obsidiyenler geniş yüzey alanına sahip olduklarından tercih edilmektedir. KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012

64 Marcolini ve diğ. (2002) Orta Italya’da Tuscany bölgesinde Orta Pleistosen yaşlı olduğu düşünülen paleosol’ler (fosil topraklar) tanımlamışlardır (üstteki resim). Paleosol’ün hemen üzerinde ise bir Campani tefra horizonu yer almaktadır. Bu zon içinden alınan apatitlere uygulanan Fizyon İzi tarihlendirmeleriyle ± yıl yaş elde edilmiştir. Bu yaş aynı zamanda Vico Volkanı tüflerinden elde edilen 40 Ar/ 39 Ar yaşlarıyla ( ± ve ±20.000) bir standart sapma hata payıyla uyumludur. Ayrıca Vico volkanı tüfleriyle Campani volkanik camlarının kimyalarının da aynı olması bu iki topluluğun birbirleriyle alakalı olduğunu göstermiştir. KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012

65 Volkanik camlardan elde edilmiş Fİ tarihlendirmelerinin diğer yöntemlerle kıyaslanması (Westgate, 2007) KUVATERNER BİLİMİ ‘LİSANS ÜSTÜ YAZ OKULU’ HAZİRAN 2012

66 Aslında zaman, insan yaşamında hayatı, jeolojide ise geçmiş olayları düzenlemeyi sağlar. Radyometrik tarihlendirmelerle elde edilen süreleri kavramak, belki 100 yıl için mümkün olabilir ancak 1.000, , yıl gibi süreleri kavramak rakamsal büyüklükten öteye gitmemektedir ( ). Ömer Faruk Çelik


"ÖMER FARUK ÇELİK 40 K/ 40 Ar, 40 Ar/ 39 Ar, 14 C, U/Th ve FİZYON İZ RADYOMETRİK TARİHLENDİRME YÖNTEMLERİ Kocaeli Üniversitesi Mühendislik Fakültesi Jeoloji." indir ppt

Benzer bir sunumlar


Google Reklamları