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7.4: Korrelation - Geowissenschaften

7.4: Korrelation - Geowissenschaften


Korrelation ist der Prozess der Feststellung, welche Sedimentschichten gleich alt, aber geografisch getrennt sind. Die Korrelation kann anhand von magnetischen Polaritätsumkehrungen (Kapitel 2), Gesteinsarten, einzigartigen Gesteinssequenzen oder Indexfossilien bestimmt werden. Es gibt vier Haupttypen der Korrelation: stratigraphisch, lithostratigraphisch, chronostratigraphisch und biostratigraphisch.

Stratigraphische Korrelation

Stratigraphische Korrelation ist der Prozess der Feststellung, welche Sedimentschichten in entfernten geografischen Gebieten anhand ihrer stratigraphischen Beziehung gleich alt sind. Geologen konstruieren geologische Geschichten von Gebieten durch Kartierung und Erstellung stratigraphischer Säulen – eine detaillierte Beschreibung der Schichten von unten nach oben. Ein Beispiel für stratigraphische Beziehungen und Korrelationen zwischen dem Canyonlands-Nationalpark und dem Zion-Nationalpark in Utah. In Canyonlands liegt der Navajo-Sandstein über der Kayenta-Formation, die über der klippenbildenden Wingate-Formation liegt. In Zion liegt der Navajo-Sandstein über der Kayenta-Formation, die über der klippenbildenden Moenave-Formation liegt. Basierend auf der stratigraphischen Beziehung korrelieren die Wingate- und Moenave-Formationen. Diese beiden Formationen haben einzigartige Namen, da ihre Zusammensetzung und ihr Aufschlussmuster leicht unterschiedlich sind. Andere Schichten im Colorado Plateau und ihre Abfolge können über Tausende von Quadratmeilen erkannt und korreliert werden.

Lithostratigraphische Korrelation

Lithostratigraphische Korrelation legt ein ähnliches Alter der Schichten fest, basierend auf Lithologie, das sind die Zusammensetzung und die physikalischen Eigenschaften dieser Schichten. Lithos ist griechisch für Stein und -logie kommt vom griechischen Wort für Lehre oder Wissenschaft. Die lithostratigraphische Korrelation kann verwendet werden, um ganze Formationen über große Entfernungen zu korrelieren, oder kann verwendet werden, um kleinere Schichten innerhalb von Formationen zu korrelieren, um ihre Ausdehnung und regionale Ablagerungsumgebungen zu verfolgen.

Zum Beispiel ist der Navajo-Sandstein, der die markanten Mauern des Zion-Nationalparks bildet, derselbe Navajo-Sandstein in Canyonlands, weil die Lithologie der beiden identisch ist, obwohl sie Hunderte von Meilen voneinander entfernt sind. Ausläufer derselben Navajo-Sandstein-Formation finden sich meilenweit entfernt in anderen Teilen des südlichen Utahs, einschließlich des Capitol Reef und des Arches-Nationalparks. Außerdem wird dieselbe Formation Aztec Sandstone in Nevada und Nugget Sandstone in der Nähe von Salt Lake City genannt, da sie lithologisch unterschiedlich genug sind, um neue Namen zu rechtfertigen.

Chronostratigraphische Korrelation

Chronostratigraphische Korrelation passt zu gleichaltrigen Gesteinen, auch wenn sie aus unterschiedlichen Lithologien bestehen. An verschiedenen geografischen Standorten können sich gleichzeitig unterschiedliche Lithologien von Sedimentgestein bilden, da die Ablagerungsumgebungen geografisch variieren. Zum Beispiel könnte es zu einem beliebigen Zeitpunkt in einer Meeresumgebung diese Abfolge von Ablagerungsumgebungen vom Strand bis zur Tiefsee geben: Strand, küstennaher Bereich, flache Meereslagune, Riff, Hang und Tiefsee. Jede Ablagerungsumgebung wird eine einzigartige Sedimentgesteinsformation aufweisen. Auf der Figur des Permian Capitan Reef am Guadalupe National Monument in West Texas zeigt die rote Linie eine chronostratigraphische Zeitleiste, die eine Momentaufnahme darstellt. Die Flachwasser-Lagune/das hintere Riffbereich ist hellblau, das Hauptriff des Capitan ist dunkelblau und der Tiefsee-Schlickstein ist gelb. Alle drei dieser einzigartigen Lithologien bildeten sich gleichzeitig im Perm entlang dieser roten Zeitlinie.

Biostratigraphische Korrelation

Biostratigraphische Korrelation verwendet Indexfossilien, um das Alter der Schichten zu bestimmen. Indexfossilien stellen Ansammlungen oder Gruppen von Organismen dar, die während bestimmter geologischer Zeitintervalle einzigartig vorhanden waren. Assemblagen beziehen sich auf eine Gruppe von Fossilien. Fossilien ermöglichen es Geologen, eine Formation einem absoluten Datumsbereich, wie der Jurazeit (vor 199 bis 145 Millionen Jahren), anstatt einer relativen Zeitskala zuzuordnen. Tatsächlich sind die meisten geologischen Zeiträume auf fossile Ansammlungen abgebildet. Die nützlichsten Indexfossilien stammen von Lebensformen, die geografisch weit verbreitet waren und eine auf ein enges Zeitintervall begrenzte Artenlebensdauer hatten. Mit anderen Worten, Indexfossilien können an vielen Orten der Welt gefunden werden, jedoch nur in einem engen Zeitrahmen. Einige der besten Fossilien für eine biostratigraphische Korrelation sind Mikrofossilien, die meisten davon stammten aus einzelligen Organismen. Wie mikroskopische Organismen heute waren sie in vielen Umgebungen auf der ganzen Welt weit verbreitet. Einige dieser mikroskopisch kleinen Organismen hatten harte Teile wie Exoskelette oder äußere Hüllen, was sie zu besseren Kandidaten für die Konservierung machte. Foraminiferen, einzellige Organismen mit Kalkschalen, sind ein Beispiel für ein besonders nützliches Indexfossil für die Kreidezeit und das Känozoikum [37].

Konodonten sind ein weiteres Beispiel für Mikrofossilien, die für die biostratigraphische Korrelation des Kambriums bis zur Trias geeignet sind. Conodonten sind zahnähnliche Phosphatstrukturen eines aalähnlichen vielzelligen Organismus, die keine anderen konservierbaren Hartteile aufwiesen. Die Conodonten-tragenden Kreaturen lebten in flachen Meeresumgebungen auf der ganzen Welt. Nach dem Tod wurden die phosphatischen Hartteile in den Rest der Meeressedimente verstreut. Diese markanten zahnähnlichen Strukturen lassen sich im Labor leicht sammeln und von Kalkstein trennen.

Da die Conodonten-Kreaturen so weit verbreitet waren, sich schnell entwickelten und leicht in Sedimenten konserviert wurden, sind ihre Fossilien besonders nützlich für die Korrelation von Schichten, obwohl das Wissen über das tatsächliche Tier, das sie besitzt, spärlich ist. Wissenschaftler in den 1960er Jahren führten eine grundlegende biostratigraphische Korrelation durch, die die Trias-Conodonten-Zonierung mit Ammonoiden verknüpfte, die ausgestorbene alte Cousins ​​​​der Perlmutt-Nautilus sind. Bis zu diesem Zeitpunkt waren Ammonoide der einzige Standard für die Trias-Korrelation, so dass Querverweise von Mikro- und Makroindex-Fossilien die Zuverlässigkeit der biostratigraphischen Korrelation für beide Typen verbesserten [38]. In dieser Conodont-Studie wurde die Verwendung von Conodonten zur internationalen Korrelation von Trias-Schichten in Europa, im Westen Nordamerikas und auf den arktischen Inseln Kanadas festgestellt [39].

Geologische Zeitskala

Die geologische Zeit wurde von Geologen in eine Reihe von Abteilungen unterteilt. Äon ist die größte Zeiteinteilung, gefolgt von Epoche, Periode, Epoche und Alter. Die Aufteilungen der geologischen Zeitskala sind überall auf der Erde gleich; Gesteine ​​können jedoch an einem bestimmten Ort vorhanden sein oder nicht, abhängig von der geologischen Aktivität, die während eines bestimmten Zeitraums stattfindet. Somit haben wir das Konzept von Zeit vs. Gestein, bei dem die Zeit ein ununterbrochenes Kontinuum ist, aber Gesteine ​​fehlen und/oder für das Studium nicht verfügbar sind. Die Zahl der geologischen Zeitskala stellt die Zeit dar, die vom Anfang der Erde an kontinuierlich fließt, wobei die Zeiteinheiten in einer ununterbrochenen Reihenfolge dargestellt werden. Das bedeutet jedoch nicht, dass für alle diese Zeiteinheiten Gesteine ​​zum Studium zur Verfügung stehen.

Die geologische Zeitskala wurde während des 19.NS Jahrhundert nach den Prinzipien der Stratigraphie. Die relative Reihenfolge der Zeiteinheiten wurde bestimmt, bevor die Geologen über die Werkzeuge verfügten, um Perioden und Ereignissen numerische Alter zuzuordnen. Biostratigraphische Korrelation unter Verwendung von Fossilien, um Sedimentgesteinen im weltweiten Maßstab Ära- und Periodennamen zuzuordnen [40]. Mit der Ausweitung von Wissenschaft und Technologie glauben einige Geologen, dass der Einfluss der Menschheit auf natürliche Prozesse so groß geworden ist, dass sie eine neue geologische Zeitperiode vorschlagen, die als bekannt ist Anthropozän. [39; 41].

Verweise

37. Wade, B. S., Pearson, P. N., Berggren, W. A. ​​& Pälike, H. Überprüfung und Überarbeitung der känozoischen tropischen planktonischen Foraminiferen-Biostratigraphie und Kalibrierung auf die geomagnetische Polarität und astronomische Zeitskala. Erde-Sci. Rev. 104, 111–142 (2011).

38. Mosher, L. C. Trias-Conodonten aus dem westlichen Nordamerika und Europa und ihre Korrelation. J. Paläontol. 42, 895–946 (1968).

39. Trias-Conodonten aus British Columbia und den nördlichen Arktischen Inseln. Stier. Geol. Überleben Dürfen. 222, 141–193 (1973).

40. Beere, W.B.N. Wachstum einer prähistorischen Zeitskala: Basierend auf der organischen Evolution (San Francisco, USA, und Folkestone, Kent, England). (WH Freeman und Co, 1968).

41. Zalasiewicz, J. et al. Leben wir jetzt im Anthropozän? GSA heute 18, 4 (2008).


Korrelationskoeffizienten berechnen

Verwenden Sie diesen Rechner, um die statistische Stärke der Beziehungen zwischen zwei Zahlensätzen zu bestimmen. Klicken Sie auf den Link "Add More", um dem Beispieldatensatz weitere Zahlen hinzuzufügen. Der Koeffizient liegt zwischen -1 und +1, wobei positive Korrelationen den Wert erhöhen und negative Korrelationen den Wert verringern. Die Ergebnisse werden automatisch aktualisiert, wenn dem Satz weitere Zahlen hinzugefügt werden.

Korrelationskoeffizient-Formel

Hier ist die Formel für den Korrelationskoeffizienten, die von diesem Rechner verwendet wird

Korrelation(r) = NΣXY - (ΣX)(ΣY) / Sqrt([NΣX 2 - (ΣX) 2 ][NΣY2 - (ΣY) 2 ])

  • N = Anzahl der Werte oder Elemente in der Menge
  • X = erste Punktzahl
  • Y = zweite Punktzahl
  • ΣXY = Summe des Produkts beider Bewertungen
  • ΣX = Summe der ersten Punkte
  • ΣY = Summe der zweiten Punkte
  • ΣX 2 = Quadratsumme des ersten Punktesatzes
  • ΣY 2 = Quadratsumme des zweiten Punktesatzes

Druck

Druck ist bei metamorphen Prozessen aus zwei Hauptgründen wichtig. Erstens hat es Auswirkungen auf die Mineralstabilität (Abbildung 7.3). Zweitens hat es Auswirkungen auf die Textur von metamorphen Gesteinen. Gesteine, die einem sehr hohen Einschlussdruck ausgesetzt sind, sind typischerweise dichter als andere, weil die Mineralkörner zusammengedrückt werden (Abbildung 7.4a) und weil sie mineralische Polymorphe enthalten können, in denen die Atome dichter gepackt sind. Aufgrund der Plattentektonik wird der Druck innerhalb der Kruste typischerweise nicht in alle Richtungen gleichmäßig ausgeübt. In Bereichen mit Plattenkonvergenz ist der Druck in einer Richtung (senkrecht zur Konvergenzrichtung) typischerweise größer als in den anderen Richtungen (Abbildung 7.4b). In Situationen, in denen verschiedene Blöcke der Kruste in verschiedene Richtungen geschoben werden, werden die Gesteine ​​einer Scherspannung ausgesetzt (Abbildung 7.4c).

Eines der Ergebnisse von gerichtetem Druck und reinem Stress ist, dass Gesteine foliert – was bedeutet, dass sie einen gerichteten Stoff haben. Die Folierung wird später in diesem Kapitel ausführlicher beschrieben.

Abbildung 7.4 Eine Illustration verschiedener Arten von Druck auf Gesteine. (a) Begrenzungsdruck, bei dem der Druck in alle Richtungen im Wesentlichen gleich ist, (b) gerichteter Druck, bei dem der Druck von den Seiten her größer ist als der von oben und unten, und (c) Scherspannung, die durch verschiedene Gesteinsblöcke verursacht wird in verschiedene Richtungen geschoben werden. (In a und b gibt es auch Druck in die und aus der Seite.) [SE]


7.2 Absolute Datierung

Der Nuvvuagittuq-Grünsteingürtel in Kanada kann nach neuesten Studien die ältesten Gesteine ​​​​und die ältesten Beweise für Leben auf der Erde aufweisen.

Die relative Zeit ermöglicht es Wissenschaftlern, die Geschichte von Erdereignissen zu erzählen, liefert jedoch keine spezifischen numerischen Altersangaben und damit die Geschwindigkeit, mit der geologische Prozesse ablaufen. Basierend auf Huttons Prinzip des Uniformitarismus (siehe Kapitel 1) vermuteten frühe Geologen, dass geologische Prozesse langsam ablaufen und die Erde sehr alt ist. Relative Datierungsprinzipien waren die Art und Weise, wie Wissenschaftler die Erdgeschichte bis zum Ende des 19. Jahrhunderts interpretierten. Da die Wissenschaft mit dem Fortschritt der Technologie fortschreitet, lieferte die Entdeckung der Radioaktivität Ende des 19. Jahrhunderts den Wissenschaftlern ein neues wissenschaftliches Werkzeug namens radioisotope datierung. Mit dieser neuen Technologie konnten sie Mineralkörnern innerhalb eines Gesteins bestimmte Zeiteinheiten, in diesem Fall Jahre, zuordnen. Diese Zahlenwerte sind nicht abhängig von Vergleichen mit anderen Gesteinen wie etwa mit relativer Datierung, daher wird diese Datierungsmethode genannt absolutes Dating . In diesem Abschnitt werden verschiedene Arten der absoluten Datierung besprochen, aber die radioisotopische Datierung ist die häufigste und daher liegt der Schwerpunkt in diesem Abschnitt.

7.2.1 Radioaktiver Zerfall

Drei Wasserstoffisotope

Alle Elemente des Periodensystems der Elemente (siehe Kapitel 3) enthalten Isotope . Ein Isotop ist ein Atom eines Elements mit einer unterschiedlichen Anzahl von Neutronen. Zum Beispiel hat Wasserstoff (H) immer 1 Proton in seinem Kern (die Ordnungszahl), aber die Anzahl der Neutronen kann zwischen den Isotopen (0, 1, 2) variieren. Denken Sie daran, dass die Anzahl der Neutronen, die zur Ordnungszahl addiert werden, die Atommasse ergibt. Wenn Wasserstoff 1 Proton und 0 Neutronen hat, wird er manchmal Protium ( 1 H ) genannt, wenn Wasserstoff 1 Proton und 1 Neutron hat, wird er Deuterium ( 2 H ) genannt und wenn Wasserstoff 1 Proton und 2 Neutronen hat, wird er Tritium ( 3 .) genannt H ).

Viele Elemente haben sowohl stabile als auch instabile Isotope. Für das Wasserstoffbeispiel sind 1 H und 2 H stabil, aber 3 H ist instabil. Instabile Isotope, genannt radioaktive Isotope , zerfallen im Laufe der Zeit spontan und setzen subatomare Teilchen oder Energie in einem Prozess namens . frei radioaktiver Zerfall. In diesem Fall wird aus einem instabilen Isotop ein stabileres Isotop eines anderen Elements. Zum Beispiel zerfällt Kohlenstoff-14 (14 C) zu Stickstoff-14 (14 N).

Simulation der Halbwertszeit. Links 4 Simulationen mit nur wenigen Atomen. Rechts 4 Simulationen mit vielen Atomen. Der radioaktive Zerfall jedes einzelnen Atoms ist ein völlig unvorhersehbares und zufälliges Ereignis. Einige Gesteinsproben weisen jedoch eine enorme Anzahl radioaktiver Isotope auf, vielleicht Billionen von Atomen, und diese große Gruppe radioaktiver Isotope weist ein vorhersagbares Muster des radioaktiven Zerfalls auf. Der radioaktive Zerfall von Hälfte der radioaktiven Isotope dieser Gruppe dauert eine bestimmte Zeit. Die Zeit, die es braucht, bis die Hälfte der Atome in einem Stoff zerfällt, wird als bezeichnet halbes Leben . Mit anderen Worten, die Halbwertszeit eines Isotops ist die Zeit, die benötigt wird, bis die Hälfte einer Gruppe instabiler Isotope in ein stabiles Isotop zerfällt. Die Halbwertszeit ist für ein gegebenes radioaktives Isotop konstant und messbar, sodass sie zur Berechnung des Alters eines Gesteins verwendet werden kann. Zum Beispiel beträgt die Halbwertszeit von Uran-238 (238 U) 4,5 Milliarden Jahre und die Halbwertszeit von 14 C beträgt 5.730 Jahre.

Die Prinzipien hinter dieser Datierungsmethode erfordern zwei wichtige Annahmen. Erstens bildeten sich die Mineralkörner, die das Isotop enthalten, gleichzeitig mit dem Gestein, wie zum Beispiel Mineralien in einem magmatischen Gestein, das aus Magma kristallisierte. Zweitens bleiben die Mineralkristalle ein geschlossenes System, d. h. sie werden nachträglich nicht durch Elemente verändert, die sich in sie hinein- oder herausbewegen.

Granit (links) und Gneis (rechts). Die Datierung eines Minerals im Granit würde das Kristallisationsalter des Gesteins angeben, während die Datierung des Gneises den Zeitpunkt der Metamorphose widerspiegeln könnte.

Diese Anforderungen stellen einige Einschränkungen hinsichtlich der für die Datierung geeigneten Gesteinsarten, wobei Eruptivgestein das beste ist. Metamorphe Gesteine ​​sind kristallin, aber die Prozesse der Metamorphose können die Uhr neu einstellen und abgeleitete Alter können eher einen Abstrich verschiedener metamorpher Ereignisse als das Alter der ursprünglichen Kristallisation darstellen. Detritale Sedimentgesteine ​​enthalten Klasten aus getrennten Muttergesteinen von unbekannten Orten und abgeleitete Alter sind daher bedeutungslos. Sedimentgesteine ​​mit ausgefällten Mineralien wie Evaporiten können jedoch Elemente enthalten, die für die radioisotopische Datierung geeignet sind. Eruptiv-pyroklastische Schichten und Lavaströme innerhalb einer Sedimentabfolge können zur Datierung der Abfolge herangezogen werden. Querschneidende magmatische Gesteine ​​und Schwellen können verwendet werden, um das Alter der betroffenen, älteren Sedimentgesteine ​​einzugrenzen. Das widerstandsfähige Mineral Zirkon, das in vielen alten Sedimentgesteinen als Klasten gefunden wird, wurde erfolgreich zur Bestimmung sehr alter Daten verwendet, einschließlich des Alters der ältesten bekannten Gesteine ​​der Erde. Da die Wissenschaftler wissen, dass Zirkonmineralien in metamorphisierten Sedimenten aus älteren Gesteinen stammen, die für Studien nicht mehr verfügbar sind, können Wissenschaftler Zirkon datieren, um das Alter der prämetamorphen Ausgangsgesteine ​​zu bestimmen.

Ein Alpha-Zerfall: Zwei Protonen und zwei Neutronen verlassen den Kern.

Es gibt mehrere Möglichkeiten, wie radioaktive Atome zerfallen. Wir werden hier drei davon betrachten&ndash Alphazerfall, Betazerfall, und Elektroneneinfang . Alphazerfall ist, wenn ein Alphateilchen, das aus zwei Protonen und zwei Neutronen besteht, aus dem Kern eines Atoms emittiert wird. Dies ist auch der Kern eines Heliumatoms. Heliumgas kann im Kristallgitter eines Minerals eingeschlossen werden, in dem der Alpha-Zerfall stattgefunden hat. Wenn ein Atom zwei Protonen aus seinem Kern verliert, wodurch seine Ordnungszahl sinkt, wird es in ein Element umgewandelt, das im Periodensystem der Elemente um zwei Ordnungszahlen niedriger ist.

Periodensystem der Elemente Der Verlust von vier Teilchen, in diesem Fall zwei Neutronen und zwei Protonen, verringert auch die Masse des Atoms um vier. Alpha-Zerfall findet beispielsweise im instabilen Isotop 238 U statt, das eine Ordnungszahl von 92 (92 Protonen) und eine Massenzahl von 238 (Summe aller Protonen und Neutronen) hat. Wenn 238 U spontan ein Alphateilchen aussendet, wird es zu Thorium-234 (234 Th). Das radioaktive Zerfallsprodukt eines Elements heißt seine Tochterisotop und das ursprüngliche Element heißt Elternisotop . In diesem Fall ist 238 U das Elternisotop und 234 Th das Tochterisotop. Die Halbwertszeit von 238 U beträgt 4,5 Milliarden Jahre, d. h. die Zeit, bis die Hälfte der Mutterisotopenatome in das Tochterisotop zerfällt. Dieses Uranisotop, 238 U, kann zur absoluten Datierung der ältesten auf der Erde gefundenen Materialien und sogar von Meteoriten und Materialien aus den frühesten Ereignissen in unserem Sonnensystem verwendet werden.

Zerfallskette von U-238 zu stabilem Pb-206 durch eine Reihe von Alpha- und Beta-Zerfällen.

Beim Betazerfall spaltet sich ein Neutron in seinem Kern in ein Elektron und ein Proton auf. Das Elektron wird als Betastrahl aus dem Kern emittiert. Das neue Proton erhöht die Ordnungszahl des Elements um eins und bildet ein neues Element mit der gleichen Atommasse wie das Elternisotop. Zum Beispiel ist 234 Th instabil und unterliegt einem Beta-Zerfall, um Protactinium-234 (234 Pa) zu bilden, das ebenfalls einem Beta-Zerfall unterliegt, um Uran-234 (234 U) zu bilden. Beachten Sie, dass dies alles Isotope verschiedener Elemente sind, aber sie haben die gleiche Atommasse von 234. Der Zerfallsprozess radioaktiver Elemente wie Uran produziert weiterhin radioaktive Eltern und Töchter, bis eine stabile oder nicht radioaktive Tochter gebildet wird. Eine solche Reihe heißt a Zerfallskette . Die Zerfallskette des radioaktiven Mutterisotops 238 U durchläuft eine Reihe von Alpha- (rote Pfeile in der nebenstehenden Abbildung) und Beta-Zerfälle (blaue Pfeile), bis es das stabile Tochterisotop Blei-206 (206 Pb) bildet.

Die zwei Wege des Elektroneneinfangs Elektroneneinfang ist, wenn ein Proton im Kern ein Elektron von einer der Elektronenhüllen einfängt und zu einem Neutron wird. Dies erzeugt einen von zwei verschiedenen Effekten: 1) ein Elektron springt hinein, um den fehlenden Fleck des abgeschiedenen Elektrons zu füllen und emittiert eine Röntgenstrahlung, oder 2) beim sogenannten Auger-Prozess wird ein weiteres Elektron freigesetzt und verwandelt das Atom in ein Ion. Die Ordnungszahl wird um eins reduziert und die Massenzahl bleibt gleich. Ein Beispiel für ein Element, das durch Elektroneneinfang zerfällt, ist Kalium-40 (40 K). Radioaktives 40 K macht einen winzigen Prozentsatz (0,012 %) des natürlich vorkommenden Kaliums aus, von dem die meisten nicht radioaktiv sind. 40 K zerfällt zu Argon-40 (40 Ar) mit einer Halbwertszeit von 1,25 Milliarden Jahren, daher ist es sehr nützlich für die Datierung geologischer Ereignisse. Nachfolgend finden Sie eine Tabelle mit einigen der am häufigsten verwendeten radioaktiven Datierungsisotopen und deren Halbwertszeiten.

Elemente Elternsymbol Tochtersymbol Halbes Leben
Uran-238/Blei-206 238 U 206 Pb 4,5 Milliarden Jahre
Uran-235/Blei-207 235 U 207 Pb 704 Millionen Jahre
Kalium-40/Argon-40 40 K 40 Ar 1,25 Milliarden Jahre
Rubidium-87/Strontium-87 87 Rb 87 Sr 48,8 Milliarden Jahre
Kohlenstoff-14/Stickstoff-14 14 C 14 N 5.730 Jahre

Einige übliche Isotope, die für die radioisotopische Datierung verwendet werden.

7.2.2 Radioisotopen-Datierung

Wie wird für eine gegebene Gesteinsprobe das Datierungsverfahren durchgeführt? Die Mutter- und Tochterisotope werden durch chemische Extraktion aus dem Mineral herausgelöst. Im Fall von Uran werden 238 U- und 235 U-Isotope gemeinsam abgeschieden, ebenso 206 Pb und 207 Pb mit einem Instrument namens Massenspektrometer.

Diagramm Anzahl der Halbwertszeiten vs. Menge an Tochterisotopen in der Stichprobe bis zu 4 Halbwertszeiten Hier ist ein einfaches Beispiel für eine Altersberechnung unter Verwendung des Tochter-zu-Eltern-Verhältnisses von Isotopen . Wenn sich das Mineral anfänglich bildet, besteht es aus 0 % Tochter- und 100 % Elternisotop, so dass das Verhältnis von Tochter zu Eltern (D/P) 0 beträgt. Nach einer Halbwertszeit ist die Hälfte der Eltern zerfallen, sodass es 50 % gibt. Tochter und 50% Elternteil, ein 50/50-Verhältnis, mit D/P = 1. Nach zwei Halbwertszeiten, es gibt 75 % Tochter und 25 % Elternteil (Verhältnis 75/25) und D/P = 3. Dies kann für eine Reihe von Halbwertszeiten weiter berechnet werden, wie in der Tabelle gezeigt. Die Tabelle zeigt nicht mehr als 10 Halbwertszeiten, da nach etwa 10 Halbwertszeiten die Menge des verbleibenden Elternteils so gering ist, dass eine genaue Messung durch chemische Analyse zu schwierig wird. Moderne Anwendungen dieser Methode haben bemerkenswerte Genauigkeiten von plus oder minus zwei Millionen Jahren in 2,5 Milliarden Jahren erreicht (das sind +0,055%). Die Anwendung der Uran/Blei-Technik bei einer gegebenen Probenanalyse liefert zwei separate Uhren, die gleichzeitig laufen, 238 U und 235 U. Die Existenz dieser beiden Uhren in derselben Probe ermöglicht einen Gegencheck zwischen den beiden. Viele geologische Proben enthalten mehrere Eltern/Tochter-Paare, so dass eine Überprüfung der Uhren bestätigt, dass die radioisotopische Datierung sehr zuverlässig ist.

Elternteil anwesend (%) Tochtergeschenk

Verhältnis von Elternteil zu Tochter in Bezug auf die Halbwertszeit .

Schematische Darstellung von Kohlenstoff durch ein Massenspektrometer. Eine andere radioisotopische Datierungsmethode beinhaltet Kohlenstoff und ist nützlich für die Datierung archäologisch wichtiger Proben, die organische Substanzen wie Holz oder Knochen enthalten. Radiokohlenstoffdatierung, auch Kohlenstoffdatierung genannt, verwendet das instabile Isotop Kohlenstoff-14 ( 14 C) und das stabile Isotop Kohlenstoff-12 ( 12 C). Durch die Wechselwirkung kosmischer Teilchen mit atmosphärischem Stickstoff-14 (14 N) entsteht in der Atmosphäre ständig Kohlenstoff-14. Kosmische Teilchen wie Neutronen treffen auf den Stickstoffkern, schleudern ein Proton heraus, lassen aber das Neutron im Kern zurück. Die Kollision verringert die Ordnungszahl um eins, ändert sie von sieben auf sechs, wodurch der Stickstoff in Kohlenstoff mit derselben Massenzahl von 14 umgewandelt wird. Das 14 C verbindet sich schnell mit Sauerstoff (O) in der Atmosphäre zu Kohlendioxid (14 CO .).2), das sich mit anderem atmosphärischen Kohlendioxid ( 12 CO2) und dieses Gasgemisch wird in lebende Materie eingebaut. Während ein Organismus lebt, ändert sich das Verhältnis von 14 C/12 C in seinem Körper wirklich, da CO2 wird ständig mit der Atmosphäre ausgetauscht. Wenn es jedoch stirbt, beginnt die Radiokohlenstoffuhr zu ticken, da das 14 C durch Betazerfall wieder zu 14 N zerfällt, was eine Halbwertszeit von 5.730 Jahren hat. Die Radiokarbon-Datierungstechnik ist daher für ungefähr 57.300 Jahre nützlich, etwa 10 Halbwertszeiten zurück.

Kohlendioxidkonzentrationen der letzten 400.000 Jahre.

Die Radiokohlenstoff-Datierung beruht auf Tochter-zu-Eltern-Verhältnissen, die aus einer bekannten Menge von 14 C stammen. Frühe Anwendungen der Kohlenstoffdatierung gingen davon aus, dass die Produktion und Konzentration von 14 C in der Atmosphäre in den letzten 50.000 Jahren ziemlich konstant blieb. Inzwischen ist jedoch bekannt, dass sich die Menge der elterlichen 14 C-Werte in der Atmosphäre verändert hat. Vergleiche des Kohlenstoffalters mit Jahrringdaten und anderen Daten für bekannte Ereignisse haben eine zuverlässige Kalibrierung der Radiokarbon-Datierungsmethode ermöglicht. Unter Berücksichtigung der Kohlenstoff-14-Basiswerte, die mit anderen zuverlässigen Datierungsmethoden kalibriert werden müssen, hat sich die Kohlenstoffdatierung als zuverlässige Methode zur Datierung archäologischer Proben und sehr neuer geologischer Ereignisse erwiesen.

7.2.3 Alter der Erde

Künstlerische Darstellung der Erde im Hadean-Äon, zu Beginn der Erdgeschichte. Die Arbeit von Hutton und anderen Wissenschaftlern erlangte nach der Renaissance Aufmerksamkeit (siehe Kapitel 1) und spornte die Erforschung der Idee einer alten Erde an. Im späten 19. Jahrhundert entwickelte William Thompson, alias Lord Kelvin, seine physikalischen Kenntnisse, um die Annahme zu entwickeln, dass die Erde als heiße geschmolzene Kugel begann. Er schätzte, dass die Erde 98 Millionen Jahre alt ist, aber aufgrund von Unsicherheiten in seinen Berechnungen gab er das Alter in einem Bereich zwischen 20 und 400 Millionen Jahren an. Diese Animation veranschaulicht, wie Kelvin diesen Bereich berechnet hat und warum seine Zahlen so weit auseinander lagen, was mit der ungleichen Wärmeübertragung innerhalb der Erde zu tun hat. Es wurde auch darauf hingewiesen, dass Kelvin Biegsamkeit und Konvektion im Erdmantel nicht als Wärmeübertragungsmechanismus berücksichtigte. Die Kelvin-Schätzung für das Erdalter wurde als plausibel, aber nicht unproblematisch angesehen, und die Entdeckung der Radioaktivität bot eine genauere Methode zur Bestimmung des Altertums .

In den 1950er Jahren dachte Clair Patterson (1922 und 1995), er könne das Alter der Erde mithilfe radioaktiver Isotope aus Meteoriten bestimmen, die er als Überreste des frühen Sonnensystems ansah, die zur Zeit der Erdentstehung vorhanden waren. Patterson analysierte Meteoritenproben mit einem Massenspektrometer auf Uran und Blei. Er verwendete die Uran/Blei-Datierungstechnik, um das Alter der Erde auf 4,55 Milliarden Jahre zu bestimmen, geben oder nehmen etwa 70 Millionen (± 1,5%). Die aktuelle Schätzung für das Alter der Erde beträgt 4,54 Milliarden Jahre, geben oder nehmen 50 Millionen (± 1,1%) . Es ist bemerkenswert, dass Patterson, der noch ein Doktorand an der University of Chicago war, zu einem Ergebnis kam, das in über 60 Jahren kaum verändert wurde, obwohl die Technologie die Datierungsmethoden verbessert hat.

7.2.4 Datierung geologischer Ereignisse

Radioaktive Isotope von Elementen, die in Mineralkristallen häufig vorkommen, sind für die radioisotopische Datierung nützlich. Die Uran/Blei-Methode mit ihren zwei Gegenuhren wird am häufigsten bei Kristallen des Minerals Zirkon (ZrSiO4), wo Uran im Kristallgitter Zirkonium ersetzen kann. Zirkon ist witterungsbeständig, was es nützlich macht, geologische Ereignisse in alten Gesteinen zu datieren. Während metamorpher Ereignisse können Zirkonkristalle mehrere Kristallschichten bilden, wobei jede Schicht das Isotopenalter eines Ereignisses aufzeichnet und so den Fortschritt der verschiedenen metamorphen Ereignisse verfolgt.

Geologen haben Zirkonkörner verwendet, um einige erstaunliche Studien durchzuführen, die zeigen, wie sich wissenschaftliche Schlussfolgerungen mit dem technologischen Fortschritt ändern können. Als älteste bekannte Gesteine ​​gelten Zirkonkristalle aus Westaustralien, die sich vor 4,4 Milliarden Jahren gebildet haben, als sich die Kruste zum ersten Mal vom Mantel abgrenzte. Die Zirkonkörner wurden in metasedimentäre Wirtsgesteine ​​eingebaut, wobei Sedimentgesteine ​​Anzeichen einer partiellen Metamorphose zeigten. Das Wirtsgestein war nicht sehr alt, aber die eingebetteten Zirkonkörner wurden vor 4,4 Milliarden Jahren geschaffen und überlebten die nachfolgenden Prozesse der Verwitterung, Erosion, Ablagerung und Metamorphose. Aus anderen Eigenschaften der Zirkonkristalle schlossen die Forscher, dass nicht nur kontinentales Gestein über dem Meeresspiegel freilag, sondern auch, dass die Bedingungen auf der frühen Erde kühl genug waren, um flüssiges Wasser auf der Oberfläche zu existieren. Das Vorhandensein von flüssigem Wasser ermöglichte die Prozesse der Verwitterung und Erosion. Forscher der UCLA untersuchten 4,1 Milliarden Jahre alte Zirkonkristalle und fanden Kohlenstoff in den Zirkonkristallen, der möglicherweise biogenen Ursprungs ist, was bedeutet, dass Leben auf der Erde möglicherweise viel früher existiert hat als bisher angenommen.

Mehrere prominente Aschebetten, die in Nordamerika gefunden wurden, darunter drei rosa schattierte Yellowstone-Eruptionen (Mesa Falls Tuff, Huckleberry Ridge Tuff und Lava Creek Tuff), das Aschebett von Bishop Tuff (braune gestrichelte Linie) und der Aschefall vom 18. Mai 1980 ( Gelb).

Eruptivgesteine ​​eignen sich am besten für die radioisotopische Datierung, da ihre Primärmineralien Kristallisationsdaten aus Magma liefern. Metamorphotische Prozesse neigen dazu, die Uhren zurückzustellen und das ursprüngliche Datum des Eruptivgesteins zu verschmieren. Detritale Sedimentgesteine ​​sind weniger nützlich, da sie aus Mineralien bestehen, die aus mehreren Elternquellen mit potenziell vielen Daten stammen. Wissenschaftler können jedoch magmatische Ereignisse verwenden, um Sedimentsequenzen zu datieren. Befinden sich beispielsweise Sedimentschichten zwischen einem Lavastrom und einem vulkanischen Aschebett mit Radioisotopendaten von 54 Millionen Jahren und 50 Millionen Jahren, dann kennen Geologen die Sedimentschichten und ihre Fossilien, die vor 54 bis 50 Millionen Jahren entstanden sind. Ein weiteres Beispiel wäre ein 65 Millionen Jahre alter vulkanischer Gang, der Sedimentschichten durchschneidet. Dies liefert eine obere Altersgrenze für die Sedimentschichten, so dass diese Schichten älter als 65 Millionen Jahre wären. Kalium kommt häufig in Evaporit-Sedimenten vor und wurde für die Kalium/Argon-Datierung verwendet. Primäre Sedimentminerale, die radioaktive Isotope wie 40 K enthalten, lieferten Daten für wichtige geologische Ereignisse.

7.2.5 Andere Absolute-Dating-Techniken

Thermolumineszenz, eine Art der Lumineszenzdatierung Lumineszenz (auch bekannt als Thermolumineszenz): Die radioisotopische Datierung ist nicht die einzige Methode, mit der Wissenschaftler das numerische Alter bestimmen. Die Lumineszenzdatierung misst die Zeit, die verstrichen ist, seit einige Silikatmineralien, wie etwa grobe Sedimente von Silikatmineralien, zuletzt an der Erdoberfläche Licht oder Hitze ausgesetzt waren. Alle vergrabenen Sedimente sind der Strahlung der normalen Hintergrundstrahlung des oben beschriebenen Zerfallsprozesses ausgesetzt. Einige dieser Elektronen werden im Kristallgitter von Silikatmineralien wie Quarz gefangen. An der Oberfläche werden diese Elektronen durch ultraviolette Strahlung und Wärme der Sonne freigesetzt, aber wenn die Mineralien nur wenige Zentimeter unter der Oberfläche vergraben sind, werden die Elektronen wieder gefangen. Proben grober Sedimente, die nur wenige Meter unter der Oberfläche gesammelt wurden, werden analysiert, indem sie in einem Labor mit Licht stimuliert werden. Diese Stimulation setzt die eingefangenen Elektronen als Lichtphoton frei, das als Lumineszenz bezeichnet wird. Die freigesetzte Lumineszenzmenge gibt an, wie lange das Sediment vergraben ist. Die Lumineszenzdatierung ist nur für die Datierung junger Sedimente nützlich, die weniger als 1 Million Jahre alt sind. In Utah wird die Lumineszenzdatierung verwendet, um zu bestimmen, wann grobkörnige Sedimentschichten in der Nähe einer Verwerfung vergraben wurden. Dies ist eine Technik, die verwendet wird, um das Wiederholungsintervall großer Erdbeben auf Verwerfungen wie der Wasatch-Verwerfung zu bestimmen, die hauptsächlich grobkörniges Material durchtrennt und keine vergrabenen organischen Böden für die Radiokarbon-Datierung aufweist.

Apatit aus Mexiko. Spaltungsspur: Die Datierung von Spaltspuren beruht auf einer Beschädigung des Kristallgitters, die entsteht, wenn das instabile 238 U in das Tochterprodukt 234 Th zerfällt und ein Alphateilchen freisetzt. Diese beiden Zerfallsprodukte bewegen sich in entgegengesetzte Richtungen durch das Kristallgitter und hinterlassen eine sichtbare Schadensspur. Dies ist bei uranhaltigen Mineralkörnern wie Apatit üblich. Die Spuren sind groß und können unter einem Lichtmikroskop visuell gezählt werden. Die Anzahl der Spuren entspricht dem Alter der Körner. Die Datierung von Spaltspuren funktioniert vor etwa 100.000 bis 2 Milliarden (1 &mal 10 5 bis 2 &mal 10 9 ) Jahren. Die Datierung von Spaltspuren wurde auch als zweite Uhr verwendet, um Daten zu bestätigen, die mit anderen Methoden erhalten wurden.


3.7 Elektromagnetische Energie: Einheitenumrechnung

Watch this video which provides a great visual demonstration of the Raman effect, and shows how Raman scattered light is plotted on a graph:

NanophotonGlobal. (January 6, 2017). Visual guide to Raman spectroscopy | Nanophoton.

7.4.1. In this example, Raman scattering from liquid water is shown. What is the wavelength of the laser in nm, and what is the wavelength of Raman scattered light for the major peak of water (as stated in the video?)

7.4.2. What is plotted on the y-axis?

7.4.3. If the laser was changed to 364 nm, at what wavelength would the major peak of water appear?

In practice, Raman spectra are plotted as Raman shift. Raman shift is the difference between the peak energies and the excitation laser energy. This allows comparison of a spectrum to other spectra even when different laser excitation energies are used. Conventional Raman spectra are plotted in wavenumber (cm -1 ) units, not in wavelength.

The following links show examples of Raman spectra of different materials. Bitte look at these examples to compare and contrast the plots.

InPhotonics. InPhotote Spectrometer Data. (ret. 3/17/2019) http://www.inphotonics.com/INPdata.htm

National University of Ireland, Galway. Small Molecule/Forensics Research. (ret. 3/17/2019) http://www.nuigalway.ie/nanoscale/researchprojects/forensicsraman/

7.4.4. In the olivine spectrum, what is the energy difference between the tallest peak and the laser energy, in wavenumbers?

7.4.5. By looking at this data, can you tell which laser energy/wavelength was used?

7.4.6. What is/are the variable/s plotted on the y-axis (look at several sources)? We are essentially plotting the counts from the detector in the y-axis, which is why people report this in different ways. Peak intensity in reflectance spectra can vary due to experimental conditions, count times, orientation of the sample, surface characteristics, etc.


Examples of correlation

Use the following correlation examples to help you better analyze the correlation results from your own datasets.

Positive correlations

Here are some examples of positive correlations:

1. The more time you spend on a project, the more effort you&aposll have put in.

2. The more money you make, the more taxes you will owe.

3 . The nicer you are to employees, the more they&aposll respect you.

4. The more education you receive, the smarter you&aposll be.

5. The more overtime you work, the more money you&aposll earn.

Negative correlations

Here are some examples of negative correlations:

1. The more payments you make on a loan, the less money you&aposll owe.

2. As the number of your employees decreases, the more job positions you&aposll have open.

3 . The more you work in the office, the less time you&aposll spend at home.

4. The more employees you hire, the fewer funds you&aposll have.

5. The more time you spend on a project, the less time you&aposll have.

No correlation

Here are some examples of entities with zero correlation:

1. The nicer you treat your employees, the higher their pay will be.

2. The smarter you are, the later you&aposll arrive at work.

3 . The wealthier you are, the happier you&aposll be.

4. The earlier you arrive at work, your need for more supplies increases.

5. The more funds you invest in your business, the more employees will leave work early.


Schau das Video: Geowissenschaften an der Universität Hamburg