Grundlagen
der
radiometrischen
Altersdatierung
1 Einleitung1.1 Überblick Isotopengeochemie1.2 Historisches
2 Physikalische Grundlagen2.1 Begriffsbestimmungen:
Atombau, Kernzusammensetzung, Isotope, Isobare2.2 Stabilität der Isotope2.3 Mechanismen des radioaktiven Zerfalls:
Negatron- und Positron-Zerfall, K-Einfang, verzweigter Zerfall, -Zerfall, Zerfallsreihen
2.4 Zerfallsgesetz
3 Analysenverfahren in der Isotopengeochemie3.1 Konventionelle Massenspektrometrie3.2 Kleinbereichsanalytik3.3 Isotopenverdünnungsanalyse
Gliederung
4 K-Ar Datierung4.1 Grundlagen4.2 Voraussetzungen, Einschränkungen, Probleme4.3 Anwendungsbeispiele4.4 Praktische Durchführung
5 Ar-Ar Datierung
6 Isochronenmethoden6.1 Rb-Sr Datierung: Grundlagen, Voraussetzungen,
Anwendungsbeispiele6.2 Sm-Nd Datierung: wie 6.16.3 Lu-Hf Datierung6.4 Re-Os Datierung
7 Sr- und Nd-Isotope in der Geochemie (exemplarisch)
8 U-Pb Datierung, Concordia-Diagramm
Gliederung
1.1. Überblick Isotopengeochemie
1. Einleitung
stabile Isotope:
z.B 16O/18O, 12C/13C, 34S/32Sweitere: H, He, N
Fraktionierung:
Umverteilung, also An- und Abreicherung von Elementen oder von Isotopen eines Elements im Zuge bestimmter (geologisch relevanter) Vorgänge.
Anreicherung von 16O gegenüber 18O beim Verdampfen von WasserAnreicherung von 32S gegenüber 34S im sedimentären Zyklus
Bestimmung von PaläotemperaturenLagerstättengenesehydrothermale SystemeUmwelt
1.1. Isotopengeochemie
radiogene Isotope:
Geochronologie:
- absolute Altersdatierung geologischer Ereignisse- Kalibration der relativen stratigraphischen Skala
Geochemie:
- Magmenbildung, - Magmenherkunft, geotektonische Position- Krustenkontamination
Fraktionierung: durch radioaktiven Zerfall
Anreicherung von 87Sr gegenüber 84, 86, 88Sr, Anreicherung von 207Pb gegenüber 204Pb
1.1. Isotopengeochemie
Geochronologie: Absolute Datierung geologischer Ereignisse
- Intrusionen- Metamorphoseereignisse- Abkühlung- Polymetamorphe Entwicklung- Detritus, Altersspektrum der Liefergebiete- Diagenese: authigene Minerale - Letzter Kontakt mit atmosphärischen Isotopen
Methoden:
K-Ar bzw. Ar-ArRb-SrSm-NdLu-HfRe-OsU-Pb
1.1. Isotopengeochemie
Geochronologie: Kalibration der relativen stratigraphischen Skala
Wie alt ist die Erde?Ussher (1756): 6007 JahreLord Kelvin (1897): 20 - 40 MaThomson (1899): >100 Ma
- Unmittelbare Datierung der Sedimente (selten!)- Datierung korrelierbarer magmatischer Ereignisse (vulkanisch)
1.1. Isotopengeochemie
1.1. Isotopengeochemie
Geochemie:
Frühe Entwicklung des Sonnensystems
Magmenbildung, partielle Aufschmelzung, Rückschlüsse auf die Mantelzusammensetzungen, Recycling ozeanischer Kruste Magmenherkunft, geotektonische Position von Intrusiva/Extrusiva
- subduktionsbezogen- riftbezogen- Hot spot- Intraplatten
Krustenkontamination
Wichtig: Isotope von Sr, Nd, Pb
1.2. Historisches
1.2. Historisches
1896: Henri Becquerel (links) entdeckt die Radioaktivität, Marie und Pierre Curie (Mitte und rechts) führen sofort weitere Untersuchungen durch. 1903 Nobelpreis für Physik an alle drei, 1911 Nobelpreis für Chemie an Marie Curie.
1899: Ernest Rutherford entdeckt die Strahlung und erkennt, dass ein Element I unter Abgabe von oder Strahlung in ein Element II übergehen kann; dabei ist Strahlungsintensität ~ Zahl der Atome; erste Definition der Zerfallskonstanten
(E. Rutherford, von links nach recht in verschiedenen Zerfallsstadien)
1.2. Historisches
1905: Rutherford erkennt die Möglichkeit der radiometrischen Altersdatierung und macht erste Versuche, 1908 Nobelpreis für Physik
1.2. Historisches
1907: B.B. Boltwood führt erste Datierung durch, über das U/Pb-Verhältnis in Uraninit, ohne Isotopenanalytik. Ergebnis 410-535 Ma
1914: T.W. Richards erkennt, dass das Pb, das als Tochter aus dem Uranzerfall hervorgeht, ein anderes Atomgewicht besitzt als „normales“ Pb.
Frederick Soddy folgert daraus, dass ein Platz im Periodensystem mehr als eine Atomart beinhaltet und definiert erstmals den Begriff „Isotop“.
1.2. Historisches
1.2. Historisches
1914: JJ Thompson entwickelt ein erstes Gerät zur Trennung solcher Isotope, den positive-ray apparatus.
Nach 1918: Aston & Dempster entwickeln das Gerät von Thompson weiter zum sogenannten Massenspektrographen. Aston entdeckte mit einer verfeinerten Messapparatur 212 der 287 natürlich vorkommenden Isotope. 1922 Nobelpreis für Chemie.
1.2. Historisches
1938: A. O. Nier und G.P Baxter beginnen mit der Messung von Pb-Isotopen und entwickeln eine geochronologische Datierungsmethode basierend auf dem Uranzerfall
1940: A.O. Nier entwickelt eine neue Generation von Massen-spektrometern, die seit dem 2. Weltkrieg in Serie verkauft wird. Isotopenforschung und Isotopengeochemie auf breiter Ebene ermöglicht.
2.1. Grundbegriffe
2. Physikalische Grundlagen
2.1. Grundbegriffe
ATOM
Atomkern + Elektronenhülle -
Protonen + Neutronen
Kerngröße: ca. 1/10.000 des Gesamtatoms
Kernmasse: Großteil des Gesamtatoms,
Masse des Protons (Neutrons) ca. 2000 x der eines Elektrons
Dichte: 100 Gt/cm3
2.1. Grundbegriffe
Parameter zur Beschreibung des Atomkerns
Z Anzahl der Protonen = Atomzahl = Ordnungszahl
Sie bestimmt die Zugehörigkeit des Atoms zu einem Element
N Zahl der Neutronen
A Protonen + Neutronen = Z + N = Massenzahl
Notation:
AElement
Z
14
6C
6 Protonen + 8 Neutronen
6 Protonen
2.1. Grundbegriffe
Isotope sind Atome mit
- gleicher Protonenzahl Z
- unterschiedlicher Neutronenzahl N
- unterschiedlicher Massenzahl A
40 42 43 44 46
20 20 20 20 20Ca Ca Ca Ca Ca
235 238
92 92U U
2.1. Grundbegriffe
Die Isotope einer Isotopenreihe besitzen gleiche Protonenzahl (Ordnungszahl) Z, sie gehören deshalb zum gleichen Element, zeigen gleiche Ladungsverhältnisse und verhalten sich chemisch extrem ähnlich
Der gravierende Unterschied zwischen den Isotopen einer Reihe ist die unterschiedliche Massenzahl A und damit das unterschiedliche Atomgewicht
Alle nachgewiesenen Isotope sind notiert in einer sogenannten Karte der Nuklide (Chart of Nuclids):
http://atom.kaeri.re.kr/
http://rsh.nst.pku.edu.cn/nuclide/index.php
http://wwwndc.tokai.jaeri.go.jp/CN01/index.html
2.1. Grundbegriffe
2.1. Grundbegriffe
Atomgewicht
Summe der Massen der natürlichen Isotope des Elements, gewichtet nach dem %-Anteil der einzelnen Isotope.
Einheit ist [amu], atomic mass unit
1 amu = 1/12 der Masse von 12C, 12C hat also das Atomgewicht 12,000
2.1. Grundbegriffe
Beispiel: Isotop Atomgewicht isotop. Anteil Gesamtgewicht
35Cl 34.96885 75.77 % 26.4959
37Cl 36.96590 24.23 % 8.9568
35.4527 amu
Isobare sind Atome mit
- unterschiedlicher Protonenzahl Z
- unterschiedlicher Neutronenzahl N
- gleicher Massenzahl A
d.h. Isobare sind Atome, die zu unterschiedlichen Elementen gehören, die aber dieselbe Masse besitzen.
Problem: Interferenz bei der Massenspektrometrie
2.2. Stabilität der Isotope
2.2. Stabilität
Stabile Isotope
Kurzlebige Isotope
Kurzlebige Isotope
Die stabile Kernkonfiguration ist die energetisch günstigste.
Instabile Atome zerfallen spontan, um eine stabile Konfiguration zu erreichen.
Da beim spontanen Zerfall von Nukliden Energie in Form von -, - und -Strahlung frei wird, spricht man von radioaktiven Nukliden, Radionukliden oder Radioisotopen
2.2. Stabilität
2.2. Stabilität
Gesamtzahl bekannter Isotope ca. 1700, davon
stabil 264
langlebige natürliche Isotope z.B. 40K, 87Rb, 238U
kurzlebige natürliche Isotope z.B. 14C,
kurzlebige künstliche Isotope größter Teil,
aus Kernreaktionen, z.B. J, Cs
Elemente bis Z=83 ein oder mehrere stabile Isotope Ausnahmen 43Tc und 62Pm
Kurzlebige natürliche Isotope:
Zwischenprodukte der Zerfallsreihen von 238U, 235U und 232Th, z.B.
234U (252.000 a Halbwertszeit)
230Th (80.000 a)
226Ra (1622 a)
218Rn (0.019 s)
Produkte natürlicher Kernreaktionen, kosmogene Radionuklide
14C, 10Be, 32Si, 26Al u.a.
2.2. Stabilität
Kurzlebige künstliche Isotope:
Produkte aus künstlichen Kernreaktionen (Spaltung, Fusion)
3H (Tritium, 12.35 a Halbwertszeit)
1000-fach angereichet 1963/64 (H-Bomben)
137Cs (30.17 a), Tschernobyl 1986
2.2. Stabilität
2.3. Radioaktiver Zerfall
Die Kerne radiogener Isotope zerfallen spontan unter Abgabe von Partikeln und hochenergetischer Strahlung
Einfachzerfall:
rad. Mutterisotop stabiles Tochterisotop
Zerfallsreihe:
rad. Mutterisotop rad. Zwischenisotope stabiles Tochterisotop
Radioaktiver Zerfall führt immer zu einer Änderung
- der Neutronenzahl N
- der Protonenzahl Z
Übergang eines radiogenen Isotops eines Elements A zu einem stabilen Isotop eines anderen Elements B
2.3. Radioaktiver Zerfall
Negatron - Zerfall (- - Zerfall)
NEUTRON
PROTON
NEGATRON
(Elektron, - - Teilchen)
ANTINEUTRINO
Änderung des Atomkerns:
Mutterisotop: Z N Z+N=A
Tochterisotop: Z+1 N-1 Z+1+N-1=A
2.3. Radioaktiver Zerfall
Beispiel für Negatronzerfall: 87Rb 87Sr
Energiebilanz:
Maximale Zerfallsenergie
kinetische Energie des- -Teilchens
kinetische Energie des Antineutrinos
Restenergie, - Strahlung
2.3. Radioaktiver Zerfall
39Protonen
38 84Sr
86Sr 87Sr 88Sr
37
85Rb
87Rb Neutronen
46 47 48 49 50
Positron - Zerfall ( - Zerfall)
PROTON
NEUTRON
POSITRON
( - Teilchen)
NEUTRINO
Änderung des Atomkerns:
Mutterisotop: Z N Z+N=A
Tochterisotop: Z-1 N+1 Z-1+N+1=A
2.3. Radioaktiver Zerfall
Beispiel für Positron-Zerfall: 18F 18O
Energiebilanz:
Maximale Zerfallsenergie
kinetische Energie desPositrons
kinetische Energie des Neutrinos
Restenergie, - Strahlung
Energie aus Vernichtung des Positrons
2.3. Radioaktiver Zerfall
10Protonen
9
18F 19F
8 16O 17O 18O Neutronen
8 9 10 11
2.3. Radioaktiver Zerfall
Zerfall durch e- - Einfang (K-Einfang, e--capture)
Der Atomkern fängt ein Elektron seiner eigenen Elektronenhülle ein, bevorzugt aus der K-Schale
PROTON
NEUTRON NEUTRINO
Elektron
Änderung des Atomkerns:
Mutterisotop: Z N Z+N=A
Tochterisotop: Z-1 N+1 Z-1+N+1=A
Beispiel für K-Einfang: 40K 40Ar
2.3. Radioaktiver Zerfall
20Protonen
19
39K 40K 41K
18 36Ar
38Ar
40Ar Neutronen
18 19 20 21 22
Woher kommt die Gamma-Strahlung?
- Übergang des Tochterisotops von einem energetisch angeregten Zustand T* zu einem Grundzustand T
- Positron-Zerfall: Neutralisierung des Positrons durch ein Elektron, dabei tritt eine Vernichtungsstrahlung auf
- K-Einfang: Das eingefangene Elektron hinterlässt eine Leerstelle auf der K-Schale, die durch ein Elektron der L- oder M-Schale aufgefüllt wird, unter Abgabe von X-Strahlung
2.3. Radioaktiver Zerfall
M
T*
T
2.3. Radioaktiver Zerfall
Verzweigter Zerfall
Gesetzt von Mattauch (1934):
Der Unterschied in der Atomzahl zweier stabiler Isobare ist immer > 1
d.h. zwei benachbarte Isobare können nicht beide stabil sein
oder: zwei stabile Isobare sind immer durch ein radiogenes Isobar getrennt
20Protonen
40Ca
42Ca 43Ca 44Ca
46Ca
19
39K 40K 41K
18 36Ar
38Ar
40Ar Neutronen
18 19 20 21 22 23 24 25 26
Das trennende radiogene Isobar kann einem verzweigten Zerfall unterliegen, wobei zwei stabile isobare Töchter entstehen
2.3. Radioaktiver Zerfall
Verzweigter Zerfall und Energiebilanz des Zerfalls von 40K
59Protonen
58 132Ce
57
132La
56
132Ba
55
132Cs
54
132Xe
53
132I
52
132Te
51 132Sb
50
132Sn Neutronen
74 75 76 77 78 79 80 81 82 83
Verzweigter Zerfall in der Isobarenreihe 132
2.3. Radioaktiver Zerfall
Stabilität:
Die stabilen Atome der Isobarenreihe repräsen-tieren den niedrigst-energetischen Zustand
2.3. Radioaktiver Zerfall
Alpha - Zerfall
Negatron-, Positron-, K-Einfangs-Zerfälle finden innerhalb einer Isobarenreihe statt. Mit dem -Zerfall wird die Isobarenreihe verlassen, da die Abstrahlung eines -Partikels die Masse deutlich verändert.
-Partikel:
2 Protonen + 2 Neutronen, Ladung 2+, 4He-Kern
Änderung des Atomkerns:
Mutterisotop: Z N Z+N=A
Tochterisotop: Z-2 N-2 Z-2+N-2=A-4
2.3. Radioaktiver Zerfall
92Protonen
238U
91
90 234Th
Neutronen
144 145 146
Beispiel für -Zerfall: 238U 234Th
2.3. Radioaktiver Zerfall
Tochterisotope in unterschiedlichen Anregungszuständen
-Strahlung
90
Protonen228Th
89
88
224Ra
Neutronen
136 137 138
2.3. Radioaktiver Zerfall
Energiebilanz des -Zerfalls:
Maximale Zerfallsenergie
kinetische Energie des -Teilchens
Rückstoßenergie
-Strahlung
2.3. Radioaktiver Zerfall
Zerfallsreihen
Die Radioisotope von U und Th sind nicht in der Lage, den Bereich stabiler Isotope durch einen Einfachzerfall zu erreichen
90Protonen
227Th
89
227Ac
88 223Ra
87 223Fr Neutronen
135 136 137 138
Verzweigter Zerfall inner-halb der Zerfallsreihen
Beispiel aus der Zerfallsreihe von 235U
2.3. Radioaktiver Zerfall
2.3. Radioaktiver Zerfall
2.3. Radioaktiver Zerfall
2.4. Zerfallsgesetz
N = N0 e –t
2.4. Zerfallsgesetz
N0 = Zahl der Mutterisotope zur Zeit t = 0 (= Beginn des Zerfalls)
N = Zahl der verbleibenden Mutterisotope nach einer Zeit t (heute)
= isotopenspezifische Zerfallskonstante, kennzeichnet die Zerfalls-geschwindigkeit
2.4. Zerfallsgesetz
Halbwertszeit ist die Zeit, in der die Hälfte der ursprünglichen Menge an Mutterisotopen zerfallen ist
2.4. Zerfallsgesetz
Zerfallsgesetz in der Altersdatierung:
Im Idealfall kann man an einer Gesteins- oder Mineralprobe messen:
N = Gehalt an verbliebenen Mutterisotope z.Zt. der Messung
D* = Gehalt an entstandenen Tochterisotopen z.Zt. der Messung
N = N0 e –t
Gleichung mit 2 Unbekannten, N0 und t Umformung
2.4. Zerfallsgesetz
N = N0 e –t
N0 = N e t
N0 = N + D*
D* = N0 - N
D* = N e t - N
D* = N (e t – 1)
2.4. Zerfallsgesetz
t = 1/ ln (D*/N + 1)
Das Alter t einer Probe kann aus den Messwerten D* und N errechnet werden, wenn bekannt ist und wenn D* zum Zeitpunkt des Zerfallbeginns = 0 war
(gegeben z.B. bei 40K 40Ar)
2.4. Zerfallsgesetz
Bei den meisten Zerfallssystemen enthält das Gestein/Mineral bereits zum Zeitpunkt t = 0 einen bestimmten initialen Anteil D0 des Tochter-Isotopentyps
z.B. 87Rb 87Sr + ursprünglich schon im Gestein vorhandenes 87Sr
Dabei kann nur die Gesamtmenge D des Tochterisotops gemessen werden.
D = D0 + D* D* = D - D0
t = 1/ ln ((D-D0)/N + 1)
2.4. Zerfallsgesetz
Korrektur auf D0:
- über kogenetische Proben (Isochronenmethode)
- Über Mineralproben ohne Mutterisotop: Kein D*, ausschließlich D0
(z.B. Apatit für Sr)
Weitere Voraussetzungen für die korrekte Bestimmung von t:
- Geschlossenes System bezüglich der beteiligten Isotope
- muss möglichst exakt bekannt sein
- D und N müssen exakt gemessen werden
3.1 Konventionelle Massenspektrometrie
3.2 Isotopenverdünnungsanalyse
3.3 Kleinbereichsanalytik
3. Analyseverfahren
3.1. Massenspektrometrie
Wenn man ionisierte Atome der Probensubstanz in Form eines Ionenstrahls geradlinig durch ein Magnetfeld leitet, dann übt dieses Feld auf die Ionen eine Ablenkungskraft aus.
Der Grad der Ablenkung ist eine Funktion der
- Masse
- Ladung
- Magnetischen Feldstärke
- Kinetischen Energie der Ionen
3.1. Massenspektrometrie
Leichte Massen werden im Magnetfeld stärker abgelenkt als schwere Massen
3.1. Massenspektrometrie
Einzel-Kollektor (single collector) Gerät:
Messung der einzelnen Isotope nacheinander durch Änderung des
Magnetfelds, z.B. Sr-Isotope 84, 86, 87, 88
Ionenquelle - Trennrohr - Magnetfeld - Kollektor
3.1. Massenspektrometrie
Sr-Isotope 84, 86, 87, 88
Kontinuierlicher Scan durch kontinuierliche Magnetfeld-änderung:
Massenspektrum
Peakhöhe ~ Konzentration des jeweiligen Isotops
Praxis für quantitative Messung: multipler Massenwechsel
3.1. Massenspektrometrie
Multikollektor-Gerät
Vorteil:
Synchronmessung mehrerer Massen
Probe:
Festes Material Festkörpermassenspektrometer
Gas Gasmassenspektrometer
Vorbehandlung für feste Proben: Reinst-Labor
Mechanische Zerkleinerung, ggf. Mineralseparation, ggf. Probenpulver
- Einwaage zusammen mit innerem Standard (Spike)
- Aufschluss zur Lösung
- Trennung des zu messenden Elements in einem Ionentauscher (Nachweisgrenze, isobare Interferenz)
- Ausfällung als Salz
- Aufbringen der Probe auf ein Filament (W, Ta, Re) Ionenquelle
3.1. Massenspektrometrie
3.2. Isotopenverdünnungsanalyse
Wie bestimmt man die Absolutgehalte von Isotopen-Konzentrationen?
Isotopenverdünnungsanalyse (IVA)
Bei den meisten Zerfallssystemen werden Mutter- und Tochterisotope nicht synchron gemessen, wegen der isobaren Interferenz oder aus anderen messtechnischen Gründen. Die Isotopenverhältnisse werden also nicht direkt bestimmt, sondern durch getrennte Absolutmessungen
Kollektor elektronische Impulse
Umwandlung in Konzentrationsangaben durch Kalibration (Eichung) mit Hilfe von Standards
3.2. Isotopenverdünnungsanalyse
Standards:
Material mit bekannter chemischer bzw. isotopischer Zusammensetzung
Äußerer Standard: Getrennte Messung von Probe und Standard, z.B. bei der Mikrosonden-Analytik oder RFA
Innerer Standard: Mischung einer bestimmten Menge der unbekannten Probe mit einer bestimmten Menge des bekannten Standards. Aus den Messwerten für die Mischzusammensetzung kann die Zusammensetzung der unbekannten Probe ermittelt werden (IVA).
Voraussetzungen für die IVA:
- IVA bezieht sich immer nur auf ein Element
- IVA nur bei Elementen mit mehr als einem Isotop (Isotopenverhältnis)
Innerer Standard bei der IVA: SPIKE
Flüssigkeit oder Gas
- bekannte isotopische Zusammensetzung
- betrifft nur ein Element
- mit einem stark angereicherten Isotop
- Isotopenverhältnis, das sich deutlich von der Probe unterscheidet
- in der Mischung etwa gleiche Konzentration für alle Isotope
3.2. Isotopenverdünnungsanalyse
Probe + Spike = Mischung
8585
85
87
87
87z.B. Rb
3.2. Isotopenverdünnungsanalyse
Probe Probenmenge bekannt (Einwaage)
Isotopenverhältnis unbekannt
Elementkonzentration unbekannt
Spike Menge bekannt (Einwaage)
Isotopenverhältnis bekannt (Hersteller)
Mischung Isotopenverhältnis bekannt (Messung)
3.2. Isotopenverdünnungsanalyse
Daraus rechnerisch zu ermitteln
- Isotopenverhältnis der Probe (84Sr : 86Sr : 87Sr : 88Sr)
- absolute Konzentration der Einzelisotope (87Sr, Zahl der Atome bzw. ppm)
- absolute Konzentration des jeweiligen Elements in der Probe (Sr, ppm)
3.2. Isotopenverdünnungsanalyse
Vorteile der Massenspektrometrie mit der Isotopenverdünnungsmethode:
- keine Interferenzen mit anderen Elementen
- bei frühzeitiger Zugabe des Spikes (Einwaage) muss bei der weiteren chemischen Aufbereitung nicht mehr quantitativ gearbeitet werden, da das Messergebnis (Isotopenverhältnis der Mischung) ein Relativwert ist, der sich durch Materialverlust nicht ändert
- Sehr hohe Genauigkeit (deshalb auch Anwendung in der Geochemie bei sehr geringen Spurenelement-Konzentrationen)
3.2. Isotopenverdünnungsanalyse
Probleme bei der Massenspektrometrie mit der Isotopenverdünnungs-methode:
-Zusammensetzung des Spikes: Fehlerquellen beim Herstellen, Wiegen, Verdünnen (Gas: Konzentrationsänderung nach jeder Entnahme), Lagern (Evaporation, Adsorption am Behälter)
- Fraktionierung im Massenspektrometer: leichte Isotope verdampfen schneller als schwere – Anreicherung der schweren Isotope auf dem Filament
- sehr zeitaufwendige und teure Methode – wenig Wiederholungs-messungen – statistische Basis(?)
- die Methode liefert Durchschnittsanalysen für eine bestimmte Probenmenge (Minerale: Mineralfraktion)
3.3. Kleinbereichsanalytik
Kleinbereichsmessung:
Ionensonde
Lasersonde
3.3. Kleinbereichsanalytik
Prinzip der Ionensonde
SHRIMP II Perth
Sensitive high resolution ion microprobe
SHRIMP RG
Stanford
3.3. Kleinbereichsanalytik
U-Pb Altersdatierung im Kleinbereich an Zirkon
3.3. Kleinbereichsanalytik
Probleme bei breiterem Einsatz von Ionensonden zur Datierung:
- Isobare Interferenz
- Konstanz des Ionenstrahls (bei single-collector)
- Messgenauigkeit bei sehr niedrigen Probenmengen
Laser-Mikrosonden:
Einsatz in der Ar-Ar Altersdatierung
Kombination einer Lasersonde mit einem Gas-Massenspektrometer
3.3. Kleinbereichsanalytik