ISOTOP, PENANGGALAN, DAN RADIOAKTIF

RADIOAKTIF, ISOTOP DAN PENANGGALAN

Peluruhan radiokatif pada isotop tertentu dapat terjadi secara alami dan digunakan untuk mengukur umur meteor dan jejak evolusi. Sebelum ditemukan radioaktif pada tahun 1896, untuk mengetahui peristiwa  urutan geologi sangat sulit dan tidak aman (bab 4.2). Sedimentasi dan catatan foso; merupakan fokus dari sejarah geologi tetapi sekarang  periode geologi berbasis fosil terkait dengan peristiwa umur isotop. Prinsip dari penentuan umur peluruhan radiaktif  membutuhkan pengukuran tepat dari kelimpahan isotop. Metode isotop menjadi sangat sensitif terhadap variasi yang sangat kecil dalam rasio isotop elemen cahaya pada peristiwa radioaktivitas.

Pada buku ini dibedakan tiga kategori isotop radioaktif yang menarik (Tabel H.1, H.2, H.3 pada Lampiran H). Tabel H.1 daftar isotop yang tidak diproduksi di bumi atau atmosfer oleh proses berlanjut, dan harus diperhitungkan dalam persediaan elemen dalam akresi asli bumi. Pada kasus yang penting (²³⁵U) mempunyai waktu paruh kurang dari 10⁹ tahun dan isotop tersebut sangat sedikit atau isotop yang ketersediaannya jarang misalnya isotop ¹⁴⁶Sm, dan mempunyai waktu paruh 10⁸ tahun. Banyak jenis yang mempunyai waktu hidup lebih pendek dan dapat diproduksi secara bersama-sama, tetapi sekarang jenis-jenis tersebut telah menghilang. Hal ini menjadi petunjuk bahwa peristiwa sistesis nuklir terakhir menghasilkan bahan dari tata surya yang terjadi beberapa milyar tahun yang lalu. Kegunaan dari isotop dan peluruhan radioaltif untuk pembentukan unsur-unsur dan Bumi dipelopori oleh Ernest Rutherford, yang pekerjaan didokumentasikan dalam tinjauan menerangi oleh Fowler ( 1961). Rutherford mencatat bahwa unsur yang mempunyai nomor atom z, dimana termasuk uranium (z = 92), isotop dengan massa atom lebih dari rata-rata normal dengan massa atom yang aneh. Dia menyimpulkan bahwa ²³⁵U tidak pernah lebih dari ²³⁸U dan menggunakan fakta bahwa waktu paruh  lebih pendek dari ²³⁵U dikaitkan dengan usia isotop tersebut. Dengan nilai modern dari waktu paruh dan perbandingan lebih, pendapat tersebut berlaku  batas usia 5,9 miliar tahun. Ini jauh kurang dari usia alam semesta, seperti disimpulkan dari konstanta Hubble dan radiasi sinar kosmik  latar belakang (13,7 miliar tahun). Tetapi kurangnya unsur dengan waktu paruh jauh lebih sedikit dibandingkan dengan ²³⁵U menunjukkan bahwa bumi lebih muda dari elemen-elemen ini. Seperti sekarang kami menyadari, interval antara sintesis elemen berat dan pembentukan tata surya jauh lebih pendek dari kehidupan berikutnya dari Bumi (Bagian 4.4). Alasan ini sangat menarik pada beberapa isotop yang mempunyai waktu yang lebih pendek pada Tabel H.3 karena meskipun tidak terukur jumlah sisanya, merupakan produk dari peluruhan yang dapat diidentifikasi menjadi meteor yatim (bagian 4.4) dan menyediakan lebih perkiraan intervl kecepatan.

Ada juga yang berumur pendek yang terjadi secara alami pada unsur radioaktif (Tabel H.2), tetapi unsur radioaktif baik yang dihasilkan oleh penembakan sinar kosmik dari atmosfer atas, dan diendapkan dengan hujan, atau terus-menerus diproduksi di bumi atau lautan sebagai hasil menengah dalam peluruhan rantai uranium dan thorium. Unsur radioaktif tersebut digunakan untuk pelacak proses geologi dengan skala waktu yang paling pendek yang dipelajari dari isotop yang ada pada Tabel H.1. salah satu yang paling menari dari sinar kosmik dihasilkan isotop ¹⁰Be, dimana terakumulasi di sedimen laut, terlihat sampai mantel pada daerah subduksi dan muncul dengan lava andesit (bagian 2.9). Ini menunjukkan bahwa sedimen laut basah subduksi, menjadi fluks untuk magma andesit (Bagian 2.5), dan yang seluruh proses hanya memakan waktu paruh beberapa ¹⁰Be, kurang dari 10 juta taun. Contoh yang paling berguna dari hasil isotop menengah adalah ²³⁰Th, produk langsung dari ²³⁴U dalam rantai peluruhan ²³⁸U, akhirnya meluruh ke ²⁰⁶Pb. ²³⁰Th, dengan waktu paruh 75 000 tahun, diproduksi di kulit makhluk laut yang menggabungkan beberapa uranium, dan menyediakan alat untuk waktu karbonat sedimentasi.

            Variasi kecil dalam jumlah relatif isotop dari unsur cahaya biasa  muncul dari proses fisik dan kimia (Bagian 3.9), tanpa radioaktivitas. Perbedaan massa antara isotop menyebabkan massal gesekan, sehingga, Misalnya, air yang menguap dari lautan sedikit habis dalam deuterium relatif ke laut air, karena molekul cahaya menguap lebih mudah daripada yang lebih berat. Partisi isotop juga terjadi antara berinteraksi mineral dan mencerminkan kondisi (suhu dan tekanan) dimana air  datang ke equilibrium. Lebih variasi isotop dramatis ditemukan di baik butir di chondrite karbon (Bagian 2.4), namun diberikan ke pelestarian tidak dicampur bahan dari sumber-nukleosida sintetis yang berbeda. Mereka menyajikan petunjuk untuk pra-sejarah thematerial dari Tata Surya (Bagian 4.5).

            Alasan lain yang menarik dari radioaktivitas adalah merupakan sumber panas. Radiaktivitas adalah sumber energi yang berkelanjutan di Bumi (bab 21) dan distribusi merupakan pokok dari pembahasan pada sejarah thermal (bab 23). Dalam hal ini ada empat pokok isotop yaitu ²³⁸U, ²³⁵U, ²³⁵Th dan ⁴⁰K. Empat isotop tersebut berada di kerak dan didistribusikan pada mantel. Adanya radioaktivitas di inti telah diperdebatkan tetapi, jika ada beberapa panas radiogenik, itu memudahkan masalah menemukan sebuah memadai sumber energi untuk dinamo geomagnetik (Bab 24). Kasus untuk beberapa K dalam inti adalah dibahas dalam Bagian 2.8 dan implikasi untuk sejarah termal dalam Bab 23. 

Peluruhan Radioaktivitas

Laju peluruhan radioaktivitas dari suatu isotop dinyatakan dengan konstanta peluruhan, λ, dimana probabilitas per satuan waktu yang konstituen partikel dalam inti atom akan melarikan diri melalui penghalang potensial mengikat ke nukleus. Dengan demikian laju peluruhan N inti adalah sebanding dengan N:

                                                                                       

Mengintegrasi dari nomor awal N₀ pada waktu t = 0, sehingga dapat menentukan persamaan peluruhan:

Hubungan antara λ dan waktu paruh, T_1/2, dari sebuah isotop dapat ditentukan dengan mensubtitusikan N=N₀/2 pada saat t=T_1/2,

Energi nuklir mengikat begitu besar dan inti atom yang sangat kecil sehingga radioaktif peluruhan hampir tidak terpengaruh oleh kondisi fisik di bumi, seperti suhu dan tekanan. Peluruhan akibat kehilangan partikel α, β^-, dan β⁺ (elektron atau positron) menyebabkan terjadi dengan penetrasi hambatan potensial yang mengikat partikel-partikel ini ke inti. Probablitas semata-mata milik inti. Probabilitas peluruhan oleh fisi, dimana inti membelah menjadi dua fragmen ditambah neutron, juga dinyatakan oleh konstanta peluruhan. Sebuah proses yang berbeda adalah penangkapan orbital elektron. Hal ini dikenal dengan penangkapan K karena hampir selalu merupakan elektron dari terdalam (K) shell elektron yang ditangkap. Pada kasus ini laju tergantung pada rapat massa lokal dari orbital elektron pada inti.

Waktu peluruhan: Umur ¹⁴C

Waktu peluruhan dapat dihitung dengan menggunakan persamaan 3.2. mengukur bagian yang meluruh (N) dari isotop dibandingkan dengan bagian awal sebelum meluruh (N₀) dan t dihitung dari ratio. Yang paling penting adalah ¹⁴C, dimana yang dihasilkan dari (n,p) sinar kosmik neutron pada atmosfer ¹⁴N. Isotop ¹⁴C tergabung dalam vegetasi dengan fotosintesis, sehingga material awal biologi dapat diukur dengan menggunakan metode ¹⁴C. ¹⁴C terdapat pada contoh fosil kayu atau tulang mahkluk hidup yang telah mati, waktu diaktifkan, dan umur dapat diketahui dengan menentukan jumlah dari ¹⁴C yang tersisa. Metode ini sangat efektif untuk material yang mempunyai waktu paruh 5730 tahun dan namun tidak tepat digunakan untuk material atau fosil yang lebih muda atau tua.

            Perbandingan atom ¹⁴C di atmosfer (normal sekitar 1 atom di 10¹²) sudah berubah karena akivitas manusia sekitar 100 tahun yang lalu. Pembakaran bahan fossil dalam skala besar telah menginjeksi ¹⁴C pada atmosfer yang tidak terlihat. Pada tahun 1950an, pada atmosfer dideteksi bahwa terdapat dua kali lipat ¹⁴C karena senjata nuklir. Untungnya, keadaan tersebut tidak mempengaruhi unsur-unsur yang memiliki umur lebih tua, tetapi ada kenaikan unsur ¹⁴C pada atmosfer melalui variasi medan geomagnetik, dimana sebagian melindungi bumi dari sinar kosmik dengan membelokan partikel primer (kebanyakan proton).

Penanggalan Akumulasi: Umur K-Ar dan U-He

Alternatif pengetahuan langsung dari konsentrasi awal, N₀, dari parent radioaktive mengukur konsentrasi, D^* dari produk daugther radioactive karena

Tanda * digunakan pada D^* untuk menunjukan jumah atau konsentrasi dari daugther radioactive yang dihasilkan pada waktu t. Hal ini karena isotop yang sama dapat dihasilkan secara tiba-tiba dari peluruhan dan non radiogenik atau komponen awal harus diikutkan dengan membagi pers (3.4) dengan pers (3.2 untuk menghilangkan N₀.

Untuk skema peluruhan tanpa daugther radioactive awal atau komplikasi lain, Persamaan. (3.5) dapat digunakan langsung dalam penentuan usia. Hal ini hampir benar umur K-Ar, berdasarkan pada peluruhan minor isotop Potassium, ⁴⁰K ke ⁴⁰Ar. Komplikasi pada kasus ini tidak merupakan hal yang serius, hanya sekitar 10,5% dari ⁴⁰K meluruh menghasilkan ⁴⁰Ar, sisanya meluruh β^- menjadi ⁴⁰Ca. Perbandingan konstanta peluruhan unruk hasil ⁴⁰Ar, λ_Ar, terhadap total yaitu

Dalam keadaan normal terdapat sangat sedkit unsur argon dalam batuan beku, karena proses volatisasi dan inert kimia. Hal ini hampir sepenuhnya hilang oleh pelepasan gas dari lava pendinginan. Kita batuan beku ekstrusif memamadat, dengan tidak ada ⁴⁰Ar, jam diset menjadi nol. Sehingga untuk persamaan jam penanggalan  menjadi modifikasi yang sederhana pada persamaan

Persamaan diatas dapat digunakan untuk menentukan umur batuan dan mineral dengan menghitung perbandingan unsur ⁴⁰Ar/⁴⁰K. Metode yang paling banyak digunakan pada pengukuran argon dan potassium. Ini berarti hati-hati membagi sampel menjadi dua bagian yang mengandung konsentrasi yang sama K dan Ar, dan kemudian K diukur dalam satu setengah dan Ar yang lain. Pengukuran argon adalah dibuat dengan spektrometer massa setelah leleh sampel dalam ruang hampa, pencampuran argon yang dirilis dengan kuantitas yang diketahui secara isotop dipisahkan 38Ar (spike) dan menghilangkan gas yang tidak diinginkan. Serta memungkinkan untuk fakta bahwa spektrometer massa mengukur rasio sangat baik, tapi tidak mutlak jumlah, dengan membandingkan tiga isotop argon prosedur ini menyediakan metode rutin mengoreksi kontaminasi atmosfer. Di atmosfer argon mempunyai isotop yaitu ⁴⁰Ar, ³⁸Ar, ³⁶Ar = 100 ; 0.063 ; 0.337.

            Sebuah metode yang dapat digunakan untuk menentukan perbandingan ⁴⁰Ar/⁴⁰K dalam sampel adalah mengekspos dalam fluks neutron pada sebuah reaktor nuklir, mengkonversi sebagian kecil dari yang ³⁹K hadir untuk ³⁹Ar. Dalam ³⁹Ar sehingga dihasilkan adalah ukuran langsung dari kandungan kalium, sehingga bahwa rasio Ar / K dapat diukur dengan massa perbandingan spektrometer dari ⁴⁰Ar / ³⁹Ar. ini adalah lebih langsung daripada pengukuran terpisah pada Ar dan K dengan metode yang berbeda pada sampel terpisah.

Reaksi Fisi

Penanggalan akumulasi lain yang sangat sederhana dalam prinsip berdasarlam reaksi fisi spontan pada ²³⁸U. Reaksi tersebut sangat jarang terjadi hanya 5.4 x 10^-5 % dari pelruhan ²³⁸U, tetapi fragmen fisi tersebut sangat memiliki energi yang sangat tinggi dan membawa 40-50 muatan elektron., sehingga dapat menghasilkan intensitas radiasi yang sangat berbahaya dan merusak. Setiap reaksi fisi menghasilkan sepasang hasil. Ditandai dengan bagian utama fragmen. Reaksi fisi spontan dari ²³⁵U dan ²³²Th juga dapat terjadi namun hal itu jarang sekali terjadi dan dapat diabaikan.

            Reaksi fisi adalah sebuah radiogenik daughter dimana diyakini bahwa tidak ada kelimpahan awal. Sehingga akumulasi awal dapat dihitung dengan menggunakan persamaan

Dalam kasus ini λ_p merupakan konstanta peluruhan untuk reaksi fisi, dimana sangat kecil dibandingkan dengan konstanta peluruhan total λ, dan T adalah jumlah reaksi yang dapat terjadi pada ²³⁸U

DAFTAR PUSTAKA

Stacey, F.D dan Davis, P.M. 2008. Physics of The Earth 5^th . New York. Cambridge University Press

Sismanto. 2012. Bahan Kuliah Fisika Batuan. Yogyakarta. BOPTN P3-UGM