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Grundlagen der radiometrischen Altersdatierung.

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Präsentation zum Thema: "Grundlagen der radiometrischen Altersdatierung."—  Präsentation transkript:

1 Grundlagen der radiometrischen Altersdatierung

2 Gliederung 1 Einleitung 1.1 Überblick Isotopengeochemie 1.2 Historisches 2 Physikalische Grundlagen 2.1 Begriffsbestimmungen: Atombau, Kernzusammensetzung, Isotope, Isobare 2.2 Stabilität der Isotope 2.3 Mechanismen des radioaktiven Zerfalls: Negatron- und Positron-Zerfall, K-Einfang, verzweigter Zerfall, a-Zerfall, Zerfallsreihen 2.4 Zerfallsgesetz 3 Analysenverfahren in der Isotopengeochemie 3.1 Konventionelle Massenspektrometrie 3.2 Kleinbereichsanalytik 3.3 Isotopenverdünnungsanalyse

3 Gliederung 4 K-Ar Datierung 4.1 Grundlagen 4.2 Voraussetzungen, Einschränkungen, Probleme 4.3 Anwendungsbeispiele 4.4 Praktische Durchführung 5 Ar-Ar Datierung 6 Isochronenmethoden 6.1 Rb-Sr Datierung: Grundlagen, Voraussetzungen, Anwendungsbeispiele 6.2 Sm-Nd Datierung: wie 6.1 6.3 Lu-Hf Datierung 6.4 Re-Os Datierung 7 Sr- und Nd-Isotope in der Geochemie (exemplarisch) 8 U-Pb Datierung, Concordia-Diagramm

4 1.1. Überblick Isotopengeochemie
1. Einleitung 1.1. Überblick Isotopengeochemie

5 1.1. Isotopengeochemie stabile Isotope: z.B 16O/18O, 12C/13C, 34S/32S weitere: 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 Wasser Anreicherung von 32S gegenüber 34S im sedimentären Zyklus Bestimmung von Paläotemperaturen Lagerstättengenese hydrothermale Systeme Umwelt

6 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

7 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-Ar Rb-Sr Sm-Nd Lu-Hf Re-Os U-Pb

8 1.1. Isotopengeochemie Geochronologie: Kalibration der relativen stratigraphischen Skala Wie alt ist die Erde? Ussher (1756): 6007 Jahre Lord Kelvin (1897): Ma Thomson (1899): >100 Ma Unmittelbare Datierung der Sedimente (selten!) Datierung korrelierbarer magmatischer Ereignisse (vulkanisch)

9 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

10 1.2. Historisches

11 1.2. Historisches 1896: Henri Becquerel (links) entdeckt die Radioaktivität, Marie und Pierre Curie (Mitte und rechts) führen sofort weitere Untersuchungen durch Nobelpreis für Physik an alle drei, 1911 Nobelpreis für Chemie an Marie Curie.

12 1.2. Historisches 1899: Ernest Rutherford entdeckt die a, b, g Strahlung und erkennt, dass ein Element I unter Abgabe von a oder b 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)

13 1.2. Historisches 1905: Rutherford erkennt die Möglichkeit der radiometrischen Altersdatierung und macht erste Versuche, 1908 Nobelpreis für Physik

14 1.2. Historisches 1907: B.B. Boltwood führt erste Datierung durch, über das U/Pb-Verhältnis in Uraninit, ohne Isotopenanalytik. Ergebnis 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“.

15 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 Nobelpreis für Chemie.

16 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.

17 2. Physikalische Grundlagen
2.1. Grundbegriffe

18 ATOM 2.1. Grundbegriffe Atomkern + Elektronenhülle - Protonen +
Neutronen Kerngröße: ca. 1/ des Gesamtatoms Kernmasse: Großteil des Gesamtatoms, Masse des Protons (Neutrons) ca x der eines Elektrons Dichte: 100 Gt/cm3

19 Parameter zur Beschreibung des Atomkerns
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: A 14 6 Protonen + 8 Neutronen 6 Protonen Element C Z 6

20 2.1. Grundbegriffe Isotope sind Atome mit - gleicher Protonenzahl Z - unterschiedlicher Neutronenzahl N - unterschiedlicher Massenzahl A Ca Ca Ca Ca Ca U U

21 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):

22 2.1. Grundbegriffe

23 2.1. Grundbegriffe

24 Einheit ist [amu], atomic mass unit
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 Beispiel: Isotop Atomgewicht isotop. Anteil Gesamtgewicht 35Cl % 37Cl % amu

25 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

26 2.2. Stabilität der Isotope

27 2.2. Stabilität Die stabile Kernkonfiguration ist die energetisch günstigste. Instabile Atome zerfallen spontan, um eine stabile Konfiguration zu erreichen. Kurzlebige Isotope Stabile Isotope Kurzlebige Isotope Da beim spontanen Zerfall von Nukliden Energie in Form von a-, b- und g-Strahlung frei wird, spricht man von radioaktiven Nukliden, Radionukliden oder Radioisotopen

28 2.2. Stabilität Gesamtzahl bekannter Isotope ca. 1700, davon stabil 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=  ein oder mehrere stabile Isotope Ausnahmen  43Tc und 62Pm

29 2.2. Stabilität Kurzlebige natürliche Isotope: Zwischenprodukte der Zerfallsreihen von 238U, 235U und 232Th, z.B. 234U ( a Halbwertszeit) 230Th ( a) 226Ra (1622 a) 218Rn (0.019 s) Produkte natürlicher Kernreaktionen, kosmogene Radionuklide 14C, 10Be, 32Si, 26Al u.a.

30 2.2. Stabilität Kurzlebige künstliche Isotope: Produkte aus künstlichen Kernreaktionen (Spaltung, Fusion) 3H (Tritium, a Halbwertszeit) 1000-fach angereichet 1963/64 (H-Bomben) 137Cs (30.17 a), Tschernobyl 1986

31 2.3. Radioaktiver Zerfall

32 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

33 Negatron - Zerfall (b- - Zerfall)
2.3. Radioaktiver Zerfall Negatron - Zerfall (b- - Zerfall) NEUTRON PROTON ANTINEUTRINO NEGATRON (Elektron, b- - Teilchen) Änderung des Atomkerns: Mutterisotop: Z N Z+N=A Tochterisotop: Z+1 N-1 Z+1+N-1=A

34 Beispiel für Negatronzerfall: 87Rb  87Sr
2.3. Radioaktiver Zerfall Beispiel für Negatronzerfall: 87Rb  87Sr 39 Protonen 38 84Sr 86Sr 87Sr 88Sr 37 85Rb 87Rb Neutronen 46 47 48 49 50 Energiebilanz: kinetische Energie des b- -Teilchens kinetische Energie des Antineutrinos Maximale Zerfallsenergie Restenergie, g - Strahlung

35 Positron - Zerfall (b+ - Zerfall)
2.3. Radioaktiver Zerfall Positron - Zerfall (b+ - Zerfall) PROTON NEUTRON NEUTRINO POSITRON (b+ - Teilchen) Änderung des Atomkerns: Mutterisotop: Z N Z+N=A Tochterisotop: Z-1 N+1 Z-1+N+1=A

36 Beispiel für Positron-Zerfall: 18F  18O
2.3. Radioaktiver Zerfall Beispiel für Positron-Zerfall: 18F  18O 10 Protonen 9 18F 19F 8 16O 17O 18O Neutronen 11 Energiebilanz: kinetische Energie des Positrons kinetische Energie des Neutrinos Maximale Zerfallsenergie Restenergie, g - Strahlung Energie aus Vernichtung des Positrons

37 Zerfall durch e- - Einfang (K-Einfang, e--capture)
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 Elektron PROTON NEUTRON NEUTRINO Änderung des Atomkerns: Mutterisotop: Z N Z+N=A Tochterisotop: Z-1 N+1 Z-1+N+1=A

38 Beispiel für K-Einfang: 40K  40Ar
2.3. Radioaktiver Zerfall Beispiel für K-Einfang: 40K  40Ar 20 Protonen 19 39K 40K 41K 18 36Ar 38Ar 40Ar Neutronen 21 22

39 Woher kommt die Gamma-Strahlung?
2.3. Radioaktiver Zerfall 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 M b T* g T

40 Verzweigter Zerfall 2.3. Radioaktiver 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 20 Protonen 40Ca 42Ca 43Ca 44Ca 46Ca 19 39K 40K 41K 18 36Ar 38Ar 40Ar Neutronen 21 22 23 24 25 26 Das trennende radiogene Isobar kann einem verzweigten Zerfall unterliegen, wobei zwei stabile isobare Töchter entstehen

41 2.3. Radioaktiver Zerfall Verzweigter Zerfall und Energiebilanz des Zerfalls von 40K

42 Verzweigter Zerfall in der Isobarenreihe 132
2.3. Radioaktiver Zerfall 59 Protonen 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 Stabilität: Die stabilen Atome der Isobarenreihe repräsen-tieren den niedrigst-energetischen Zustand

43 Alpha - Zerfall 2.3. Radioaktiver Zerfall
Negatron-, Positron-, K-Einfangs-Zerfälle finden innerhalb einer Isobarenreihe statt. Mit dem a-Zerfall wird die Isobarenreihe verlassen, da die Abstrahlung eines a-Partikels die Masse deutlich verändert. a-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

44 Beispiel für a-Zerfall: 238U  234Th
2.3. Radioaktiver Zerfall Beispiel für a-Zerfall: 238U  234Th 92 Protonen 238U 91 90 234Th Neutronen 144 145 146

45 Tochterisotope in unterschiedlichen Anregungszuständen 
2.3. Radioaktiver Zerfall 90 Protonen 228Th 89 88 224Ra Neutronen 136 137 138 Tochterisotope in unterschiedlichen Anregungszuständen  g-Strahlung

46 2.3. Radioaktiver Zerfall Energiebilanz des a-Zerfalls: kinetische Energie des a-Teilchens Rückstoßenergie Maximale Zerfallsenergie g-Strahlung

47 Zerfallsreihen 2.3. Radioaktiver Zerfall
Die Radioisotope von U und Th sind nicht in der Lage, den Bereich stabiler Isotope durch einen Einfachzerfall zu erreichen 90 Protonen 227Th 89 227Ac 88 223Ra 87 223Fr Neutronen 135 136 137 138 Verzweigter Zerfall inner-halb der Zerfallsreihen Beispiel aus der Zerfallsreihe von 235U

48 2.3. Radioaktiver Zerfall

49 2.3. Radioaktiver Zerfall

50 2.3. Radioaktiver Zerfall

51 2.4. Zerfallsgesetz

52 N = N0 e –l 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) l = isotopenspezifische Zerfallskonstante, kennzeichnet die Zerfalls geschwindigkeit

53 2.4. Zerfallsgesetz Halbwertszeit ist die Zeit, in der die Hälfte der ursprünglichen Menge an Mutterisotopen zerfallen ist

54 N = N0 e –l t 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 –l t Gleichung mit 2 Unbekannten, N0 und t  Umformung

55 N = N0 e –l t N0 = N e l t N0 = N + D* D* = N0 - N D* = N e l t - N
2.4. Zerfallsgesetz N = N0 e –l t N0 = N e l t N0 = N + D* D* = N0 - N D* = N e l t - N D* = N (e l t – 1)

56 t = 1/l ln (D*/N + 1) 2.4. Zerfallsgesetz
Das Alter t einer Probe kann aus den Messwerten D* und N errechnet werden, wenn l bekannt ist und wenn D* zum Zeitpunkt des Zerfallbeginns = 0 war (gegeben z.B. bei 40K  40Ar)

57 t = 1/l ln ((D-D0)/N + 1) D = D0 + D* D* = D - D0 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/l ln ((D-D0)/N + 1)

58 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 - l muss möglichst exakt bekannt sein - D und N müssen exakt gemessen werden

59 3. Analyseverfahren 3.1 Konventionelle Massenspektrometrie
3.2 Isotopenverdünnungsanalyse 3.3 Kleinbereichsanalytik

60 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

61 3.1. Massenspektrometrie Leichte Massen werden im Magnetfeld stärker abgelenkt als schwere Massen

62 Ionenquelle - Trennrohr - Magnetfeld - Kollektor
3.1. Massenspektrometrie Ionenquelle - Trennrohr - Magnetfeld - Kollektor Einzel-Kollektor (single collector) Gerät: Messung der einzelnen Isotope nacheinander durch Änderung des Magnetfelds, z.B. Sr-Isotope 84, 86, 87, 88

63 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

64 3.1. Massenspektrometrie Multikollektor-Gerät Vorteil: Synchronmessung mehrerer Massen

65 3.1. Massenspektrometrie 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

66 Isotopenverdünnungsanalyse (IVA)
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

67 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)

68 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

69 3.2. Isotopenverdünnungsanalyse
Probe Spike = Mischung 87 z.B. Rb 87 85 85 87 85

70 3.2. Isotopenverdünnungsanalyse
Probe Probenmenge bekannt (Einwaage) Isotopenverhältnis unbekannt Elementkonzentration unbekannt Spike Menge bekannt (Einwaage) Isotopenverhältnis bekannt (Hersteller) Mischung Isotopenverhältnis bekannt (Messung)

71 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)

72 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)

73 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)

74 3.3. Kleinbereichsanalytik
Kleinbereichsmessung: Ionensonde Lasersonde

75 3.3. Kleinbereichsanalytik
Prinzip der Ionensonde

76 3.3. Kleinbereichsanalytik
SHRIMP II Perth Sensitive high resolution ion microprobe SHRIMP RG Stanford

77 3.3. Kleinbereichsanalytik
U-Pb Altersdatierung im Kleinbereich an Zirkon Probleme bei breiterem Einsatz von Ionensonden zur Datierung: Isobare Interferenz Konstanz des Ionenstrahls (bei single-collector) Messgenauigkeit bei sehr niedrigen Probenmengen

78 3.3. Kleinbereichsanalytik
Laser-Mikrosonden: Einsatz in der Ar-Ar Altersdatierung Kombination einer Lasersonde mit einem Gas-Massenspektrometer


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