Metoda carbon-14

Metoda de ¹⁴ C ( carbon-14 ), sau radiocarbon, este o metodă de datare radiometrică bazată pe măsurarea abundențelor relative ale izotopilor de carbon . A fost conceput și dezvoltat între 1945 și 1955 de chimistul american Willard Frank Libby , care pentru această descoperire a primit Premiul Nobel pentru chimie în 1960 .

Metoda ¹⁴ C permite datarea materialelor de origine organică (oase, lemn, fibre textile, semințe, cărbuni de lemn, ...). Este o datare absolută , adică în anii calendaristici, și poate fi utilizată pentru materiale nu mai vechi de 50.000 de ani, cu excepția cazurilor speciale. Utilizarea sa principală este în arheologie până în prezent descoperirile formate din materie organică, conținând, prin urmare, atomi de carbon.

Principii teoretice

Exemplu de întâlnire. În acest caz, eșantionul are o dată între AD 575 (1375 BC) și AD 821 (1129BC) cu încredere de 95,4%

Carbonul este un element chimic fundamental pentru viață și prezent în toate substanțele organice. Este prezent pe pământ în trei izotopi : doi stabili ( ¹² C și ¹³ C) și unul radioactiv ( ¹⁴ C). Acesta din urmă este transformat prin descompunere beta în azot ( ¹⁴ N), cu un timp de înjumătățire mediu (sau timp de înjumătățire) de 5.730 de ani, prin urmare acest izotop ar dispărea pe termen lung, dacă nu ar fi completat continuu. Producția de noi ¹⁴ C are loc în mod regulat în natură în straturile superioare ale troposferei și în stratosferă , datorită captării de neutroni termici ai componentelor secundare ale razelor cosmice de către atomii de azot prezenți în atmosferă. Prin urmare, echilibrul dinamic care se stabilește între producție și dezintegrarea radioactivă menține concentrația de ¹⁴ C constantă în atmosferă, unde este prezentă în principal legată de oxigen sub formă de dioxid de carbon .

Toate organismele vii care fac parte din ciclul carbonului fac schimb continuu de carbon cu atmosfera prin procese de respirație (animale) sau fotosinteză (plante) sau îl asimilează hrănindu-se cu alte ființe vii sau substanțe organice. În consecință, atâta timp cât un organism este viu, raportul dintre concentrația sa de ¹⁴ C și cea a celorlalți doi izotopi de carbon rămâne constant și egal cu cel găsit în atmosferă.

După moarte, aceste procese se termină și organismul nu mai schimbă carbonul cu exteriorul, prin urmare, din cauza descompunerii, concentrația de ¹⁴ C scade în mod regulat conform formulei:

c=c_{0}\,e^{-\Delta t/\tau }

{\ displaystyle c = c_ {0} \, e ^ {- \ Delta t / \ tau}}

c = c_ {0} \, e ^ {{- \ Delta t / \ tau}}

Unde este $c_{0}$ ${\ displaystyle c_ {0}}$ $c_0$ este concentrația de ¹⁴ C în atmosferă, $\Delta t$ ${\ displaystyle \ Delta t}$ $\ Delta t$ timpul scurs de la moartea organismului, $\tau$ ${\ displaystyle \ tau}$ $\ tau$ durata medie de viață de ¹⁴ C este egală cu timpul de înjumătățire împărțit la logaritmul natural de 2: 5730 / ln 2 = 8267 ani.

Măsurând cantitatea de ¹⁴ C prezentă în resturile organice, vârsta se obține prin aplicarea următoarei formule:

\Delta t=-\tau \,{\mbox{ln}}(c/c_{0})

{\ displaystyle \ Delta t = - \ tau \, {\ mbox {ln}} (c / c_ {0})}

\ Delta t = - \ tau \, {\ mbox {ln}} (c / c_ {0})

Acumulările naturale de carbon de origine organică cu o vârstă care poate fi evaluată la scara timpilor geologici, cum ar fi cărbunele , sunt lipsite de ¹⁴ C, deoarece acest lucru s-a degradat complet în azot.

Metodologie

Măsurarea ¹⁴ C poate fi efectuată cu două metode:

Metoda contorului proporțional : cu un contor Geiger sau cu alte echipamente similare, se măsoară electronii produși de dezintegrarea ¹⁴ C din probă. Aceasta a fost prima metodă care a fost utilizată.
metoda spectrometriei de masă (AMS, Accelerator Mass Spectrometry): folosind un spectrometru de masă , se măsoară direct concentrația de ¹⁴ C prezentă în probă. Această metodă este de aplicare mai recentă, utilizată încă din anii șaptezeci .

Comparativ cu metoda contorului proporțional, metoda AMS are avantajul de a putea lucra cu eșantioane mai mici, chiar și de câteva miligrame, și de a oferi un rezultat într-un timp mult mai scurt (zeci de eșantioane pot fi măsurate pe zi, în timp ce contraproporțional poate dura până la câteva săptămâni pentru un singur eșantion). Cu toate acestea, are și dezavantajul de a fi o metodă distructivă: necesită ca proba să fie arsă și redusă la o formă gazoasă.

Ambele metode permit obținerea de date cu o marjă de eroare cuprinsă între 2 și 5 ‰ și până la un timp maxim de aproximativ 50.000 de ani: pentru probele mai vechi, concentrația de ¹⁴ C este prea mică pentru a fi măsurată cu o precizie suficientă.

Precizia măsurătorilor

Ideea din spatele metodei de datare cu radiocarbon este simplă, dar a fost nevoie de ani de zile pentru a dezvolta tehnica și a obține precizia de datare dorită.

Cercetările au fost efectuate încă din anii 1960 pentru a determina care a fost raportul exact de ¹² C la ¹⁴ C în atmosferă în ultimii cincizeci de mii de ani. Datele rezultate sunt utilizate, sub forma unei curbe de calibrare, pentru a converti o măsurare dată a cantității de ¹⁴ C dintr-o probă în vârsta corespunzătoare a probei. În plus față de această conversie, trebuie aplicate corecții adecvate pentru a lua în considerare alți factori, cum ar fi proporția diferită de ¹⁴ C în diferite organisme (fracționare) și variația nivelurilor de ¹⁴ C în cadrul biosferei (efectul rezervei).

Complicații suplimentare au fost adăugate mai recent, mai întâi datorită utilizării combustibililor fosili începând cu revoluția industrială a secolului al XIX-lea, care a introdus cantități considerabile de carbon antic în mediu prin reducerea nivelului de ¹⁴ C în atmosferă, apoi din nucleu teste. la sol efectuate în anii 1950 și 1960, care au determinat o creștere semnificativă a producției de ¹⁴ C datorită eliberării de neutroni.

Variații ale raportului între ¹⁴ C și ¹² C

Variațiile raportului ¹⁴ C / ¹² C în diferite bazine de rezervă ale ciclului de carbon înseamnă că un calcul al vârstei unui eșantion făcut direct din măsurarea cantității de ¹⁴ C conținute în acesta dă adesea un rezultat incorect.

De fapt, trebuie luate în considerare diverse cauze care duc la niveluri diferite de ¹⁴ C în probe. Sursele de erori pot fi grupate în patru categorii principale:

variații ale raportului ¹⁴ C / ¹² C în atmosferă, atât în raport cu aria geografică, cât și în timp;
fracționarea izotopilor;
modificări ale raportului ¹⁴ C / ¹² C în diferite părți ale rezervei luate în considerare;
contaminări.

Variații în atmosferă

Din primii ani de utilizare a tehnicii s-a înțeles că acuratețea rezultatului depindea de presupunerea că raportul dintre diferiții izotopi ai carbonului a rămas constant în mileniile anterioare. Pentru a verifica acuratețea metodei, au fost apoi efectuate diferite măsurători pe artefacte care pot fi datate și cu alte metode; rezultatul acestor măsurători a fost că vârstele detectate erau în concordanță cu vârsta reală a obiectelor.

Cu toate acestea, deja în 1958, Hessel de Vries a demonstrat, prin măsurarea probelor de lemn de vârstă cunoscută, că raportul dintre ¹⁴ C și ¹² C s-a modificat de-a lungul timpului și că au existat abateri semnificative de la valorile așteptate. Această discrepanță, căreia i s-a dat numele de „efect de Vries”, a fost măsurată cu precizie prin dendrocronologie : de fapt, prin studierea variațiilor în creșterea anuală a trunchiurilor de copaci a fost posibilă construirea unei secvențe neîntrerupte de măsurători, datorită suprapunerii seria de inele de probe diferite, rezultând o secvență neîntreruptă de inele de lemn pentru ultimii 8000 de ani (până în prezent seria a fost extinsă până la 13900 de ani).

Datarea lemnului inelelor în sine, a cărei vârstă poate fi stabilită cu precizie, a furnizat confirmarea necesară a nivelurilor de ¹⁴ C în atmosferă: cu un eșantion de anumită dată și o măsurare a atomilor de N de ¹⁴ C rămași în eșantion, putem calcula înapoi N ₀ (numărul de atomi în momentul formării inelului) și de acolo raportul ¹⁴ C / ¹² C în atmosferă.

Principalele motive pentru aceste variații constau în fluctuația ratei de producție de ¹⁴ C, în schimbările de temperatură cauzate de glaciații și în variațiile care decurg din activități antropice.

Variații ale ritmului producției

Două tendințe diferite sunt observate în seria inelelor de copaci: o primă oscilație pe termen lung, cu o perioadă de aproximativ 9000 de ani, care determină „îmbătrânirea” datelor înregistrate în ultimii două mii de ani și „întinerirea” cele anterioare. Această oscilație se datorează fluctuațiilor intensității câmpului magnetic al Pământului care provoacă o deviere minoră sau majoră a razelor cosmice; o a doua oscilație pe termen scurt constând din două cicluri, unul de aproximativ 200 de ani și unul de 11 ani, cauzat de variațiile emisiilor solare, care schimbă câmpul magnetic al Soarelui și provoacă variații corespunzătoare ale fluxului de raze cosmice.

Evenimentele geofizice care produc variații în producția de ¹⁴ C sunt de două tipuri: inversiunea geomagnetică și deplasarea polului magnetic. De fapt, atunci când are loc o inversiune geomagnetică, câmpul magnetic al Pământului scade în intensitate și rămâne slab timp de mii de ani în timpul tranziției, iar apoi își recapătă puterea la sfârșitul tranziției. În schimb, efectele deplasărilor polului magnetic pot fi considerate o versiune limitată și localizată a celor generate de inversarea polului. În ambele evenimente, scăderea puterii câmpului magnetic al Pământului determină o cantitate mai mare de raze cosmice în atmosfera superioară și, prin urmare, o creștere a producției de ¹⁴ C. Cu toate acestea, există o certitudine aproape absolută că niciunul dintre aceste fenomene geomagnetice în au avut loc ultimii 50.000 de ani.

Deoarece câmpul magnetic al Pământului variază în funcție de latitudine, viteza de producție de ¹⁴ C se schimbă și cu acesta, dar fenomenele atmosferice amestecă gazele atmosferei suficient de repede pentru a nu permite acestor variații de regenerare de ¹⁴ C să afecteze concentrația. peste 0,5% față de concentrația globală, valoare care pentru majoritatea anilor este aproape de limita de toleranță a măsurătorilor.

În schimb, efectul este clar vizibil pentru variațiile de concentrație din anul 1963, cauzate de testele nucleare din atmosfera din acel an: în inelele de creștere ale copacilor s-au detectat diferențe substanțiale de concentrație de ¹⁴ C în funcție de latitudinea în care arborii a crescut.

Carbonul 14 poate fi produs și la nivelul solului, în principal din penetrarea razelor cosmice până la sol și, de asemenea, datorită fisiunii uraniului prezent în mod natural în mediu. Aceste surse de neutroni produc atomi de ¹⁴ C la o rată de 10 ^-4 atomi pe gram pe secundă, ceea ce nu este suficient pentru a avea un impact semnificativ în măsurători. ^[1] La altitudini mai mari, fluxul de neutroni poate fi substanțial mai mare; pentru copacii care cresc la altitudini mari există, de asemenea, un risc mai mare de a fi lovit de fulgere, eveniment care produce neutroni. Cu toate acestea, în experimentele în care probele de lemn au fost iradiate cu neutroni, s-a demonstrat că efectele din carbonul conținut sunt mai mici decât cele din carbonul liber din atmosferă; totuși, rămâne posibilitatea ca în eșantioanele care au rămas la altitudini mari de mult timp, cum ar fi trunchiurile de pin vechi, să se observe un anumit efect.

Impactul ciclurilor climatice

Deoarece solubilitatea CO ₂ în apă crește odată cu scăderea temperaturii, în perioadele glaciare a existat o absorbție mai mare a dioxidului de carbon atmosferic de către oceane. Mai mult, carbonul prins în ghețari își epuizează conținutul de ¹⁴ C în timpul vieții ghețarului și, pe măsură ce temperaturile cresc, topirea gheții eliberează carbonul conținut în acesta în mediu, contribuind la reducerea celor ¹⁴ C / ¹² C raport. global.

În plus, variațiile climatice induc schimbări în biosferă, deoarece perioadele mai calde duc la o mai mare prezență a animalelor și plantelor.

Incidența reală a tuturor acestor fenomene în măsurarea radiocarbonului în scopuri de datare nu este încă bine cunoscută.

Efectele activității antropice

¹⁴ C atmosferic, Noua Zeelandă ^[2] și Austria. ^[3] Curba Noii Zeelande este reprezentativă pentru situația din emisfera sudică, cea a Austriei pentru cea nordică. Testele de arme nucleare au aproape dublat concentrația atmosferică de ¹⁴ C în emisfera nordică. ^[4] Graficul arată data la care tratatul PTBT a intrat în vigoare.

Cărbunele și petrolul au început să fie arse în cantități mari în secolul al XIX-lea. Ambele sunt suficient de vechi pentru a nu conține cantități apreciabile de ¹⁴ C, astfel încât rezultatul a fost că CO ₂ eliberat a diluat substanțial raportul ¹⁴ C / ¹² C. În consecință, datarea obiectelor de la începutul secolului al XX-lea produce o dată aparentă semnificativ mai veche decât cel adevarat.

Din același motiv, concentrațiile de ¹⁴ C au rămas semnificativ mai mici în jurul orașelor mari decât media globală. Efectul combustibililor fosili (cunoscut sub numele de „efectul Suess” după Hans Suess , care a raportat-o pentru prima dată în 1955) ar fi trebuit să ducă la o reducere de 0,2% a activității de ¹⁴ C dacă ar fi distribuit uniform în tancurile globale, dar din cauza întârziere în amestecul cu apele adânci ale oceanului, efectul măsurat în prezent este o reducere de 3%.

Un efect mai relevant a fost produs datorită testelor nucleare de la sol care între 1950 și 1963, anul în care experimentele în atmosferă au fost interzise de tratate, au produs câteva tone de ¹⁴ C datorită numărului uriaș de neutroni eliberați. . Dacă izotopul de carbon s-ar fi răspândit imediat în întreaga piscină globală de schimb de carbon, ar fi existat o creștere a raportului ¹⁴ C / ¹² C cu câteva puncte procentuale, dar efectul imediat a fost o dublare de ¹⁴ C în atmosferă, atingând un vârf în jurul anului 1965 ; de atunci diluarea în celelalte rezervoare a redus treptat raportul.

Fracționarea izotopilor

Fotosinteza clorofilei este principalul proces prin care carbonul este transferat din atmosferă în viețuitoare. Există două procese fotosintetice majore: ciclul C3 , utilizat de 90% din plante și ciclul C4 , utilizat de plantele care trăiesc în locuri în care există o penurie de apă.

Ambele cicluri fotosintetice C3 și C4 implică predominant atomi de carbon ușori, ¹² C fiind absorbiți puțin mai ușor decât ¹³ C, la rândul lor fiind absorbiți mai ușor de ¹⁴ C. Diferența de absorbție a celor trei izotopi de carbon duce la diferite rapoarte ¹³ C / ¹² C și ¹⁴ C / ¹² C în plante comparativ cu raporturile prezente în atmosferă.

Acest fenomen se numește fracționarea izotopilor.

Pentru a ține cont de acest fenomen în măsurători, se face o măsurare a raportului ¹³ C / ¹² C în eșantion, care este apoi comparată cu raportul standard al acestor doi izotopi. Se utilizează raportul ¹³ C / ¹² C, deoarece este mai ușor de măsurat decât raportul ¹⁴ C / ¹² C, care poate fi apoi ușor derivat din primul.

Valoarea raportului, cunoscută sub numele de δ ¹³ C, se calculează după cum urmează:

\mathrm {\delta ^{13}C} ={\Biggl (}\mathrm {\frac {{\bigl (}{\frac {^{13}C}{^{12}C}}{\bigr )}_{sample}}{{\bigl (}{\frac {^{13}C}{^{12}C}}{\bigr )}_{PDB}}} -1{\Biggr )}\times 1000\ ^{o}\!/\!_{oo}

{\ displaystyle \ mathrm {\ delta ^ {13} C} = {\ Biggl (} \ mathrm {\ frac {{\ bigl (} {\ frac {^ {13} C} {^ {12} C}} { \ bigr)} _ {sample}} {{\ bigl (} {\ frac {^ {13} C} {^ {12} C}} {\ bigr)} _ {PDB}}} -1 {\ Biggr) } \ ori 1000 \ ^ {o} \! / \! _ {oo}}

{\ displaystyle \ mathrm {\ delta ^ {13} C} = {\ Biggl (} \ mathrm {\ frac {{\ bigl (} {\ frac {^ {13} C} {^ {12} C}} { \ bigr)} _ {sample}} {{\ bigl (} {\ frac {^ {13} C} {^ {12} C}} {\ bigr)} _ {PDB}}} -1 {\ Biggr) } \ ori 1000 \ ^ {o} \! / \! _ {oo}}

Deoarece raportul standard ¹³ C / ¹² C prezice un conținut ridicat de ¹³ C, majoritatea măsurătorilor de δ ¹³ C dau valori negative: valorile pentru plante care adoptă ciclul C3 variază de obicei de la -30 ‰ la −22 ‰, cu o medie de −27 ‰; pentru plantele C4 valoarea este între −15 ‰ și −9 ‰, cu o medie de −13 ‰. Pentru comparație, CO ₂ atmosferic are un δ ¹³ C de -8 ‰.

Oile pe plaja North Ronaldsay . Iarna, aceste oi se hrănesc cu alge marine, care au o temperatură de ± ¹³ C mai mare decât iarba; probele extrase din aceste oi au un δ ¹³ C în jurul valorii de −13 ‰, mult mai mare decât cea a oilor hrănite cu iarbă.

Pentru organismele marine, detaliile reacțiilor de fotosinteză sunt mult mai puțin cunoscute; măsurătorile planctonului δ ¹³ C variază de la −31 ‰ la −10 ‰, majoritatea situându-se între −22 ‰ și −17 ‰.

Valorile δ ¹³ C pentru organismele marine fotosintetice depind și de temperatură: de fapt, când apa este mai caldă, solubilitatea CO ₂ scade, ceea ce înseamnă că este mai puțin dioxid de carbon disponibil pentru reacțiile de fotosinteză: a 14 ° C valorile lui δ ¹³ C sunt mai mari, ajungând la -13 ‰; la temperaturi mai scăzute, CO ₂ devine mai solubil și, prin urmare, organismele marine au cantități mai mari, fracționarea crește și δ ¹³ C ajunge la -32 ‰.

Valoarea δ ¹³ C pentru animale depinde de dieta lor: un animal care mănâncă alimente cu un high ¹³ C ridicat are un δ ¹³ C mai mare decât cel care mănâncă alimente cu un δ ¹³ C. Mai mic. În plus, există și alte procese biochimice care poate avea un impact asupra rezultatelor; de exemplu, mineralele și colagenul din oase au de obicei o concentrație de ¹³ C mai mare decât cea găsită în alimente și acest lucru se reflectă și în excremente, care are o concentrație de ¹³ C mai mică decât cea găsită în alimente. ^[5]

Deoarece izotopul ¹³ C reprezintă aproximativ 1% din carbonul unei probe, raportul ¹³ C / ¹² C poate fi măsurat cu precizie extremă prin spectrometrie de masă. Prin diferite experimente au fost detectate valorile δ ¹³ C ale multor plante și ale diferitelor părți ale animalelor, cum ar fi oasele și colagenul, dar este mai precis, în timpul analizei unui eșantion, să detectăm în mod direct valoarea δ ¹³ C, mai degrabă decât să se bazeze pe datele publicate.

Deoarece prezența diferită a ¹³ C comparativ cu ¹² C este proporțională cu diferența de masă atomică a celor doi izotopi, odată ce s-a găsit valoarea δ ¹³ C, este posibil să se calculeze cu ușurință cantitatea de ¹⁴ C prezentă inițial, care va fi să fie egal cu jumătate din cele ¹³ C.

Schimbul de CO ₂ și carbonați între atmosferă și suprafața oceanului este, de asemenea, supus fracționării, deoarece ¹⁴ C se dizolvă în apă mai ușor decât ¹² C. Acest factor duce la o creștere a raportului ¹⁴ C / ¹² C în oceanele din aproximativ 1,5% comparativ cu raportul din atmosferă. Creșterea anulează aproape în totalitate scăderea cauzată de creșterea apei din oceanul adânc, apă care conține carbon antic și, prin urmare, aproape lipsită de ¹⁴ C și, prin urmare, măsurătorile directe ale radiației provenite de la ¹⁴ C sunt similare cu cele ale restului a biosferei. Corecțiile introduse pentru a lua în considerare fracționarea izotopului, corecții care permit compararea datelor obținute prin metoda de datare radiocarbonată în diferite părți ale biosferei, dau o vârstă aparentă a apei de la suprafața oceanului de aproximativ 400 de ani.

Efectele bazinelor de rezervă

Ipoteza inițială a lui Libby presupunea că raportul de ¹⁴ C la ¹² C în bazinele de rezervă ale ciclului carbonului era constant în cadrul biosferei, dar diferențele semnificative au fost ulterior evidențiate, legate de diverse cauze.

Efect marin

Dioxidul de carbon prezent în atmosferă este transferat în oceane dizolvându-se în apa de suprafață sub formă de ioni carbonat și bicarbonat; în același timp, ionii carbonat revin în aer sub formă de CO ₂ .

Acest proces de schimb aduce ¹⁴ C de la atmosferă la apele de suprafață, dar carbonul astfel introdus durează mult timp pentru a se scurge în întregul volum al oceanului: straturile mai adânci ale apelor oceanului se amestecă foarte încet cu cele mai superficiale, împinse de mișcări ascendente și descendente ale maselor de apă, care apar în principal în zone apropiate de ecuator, dar care sunt influențate și de alți factori, cum ar fi topografia fundului oceanului și a coastelor, climă și direcția vântului.

În medie, amestecarea între apele de suprafață și cele adânci durează mult mai mult decât amestecarea CO ₂ atmosferic cu apele de suprafață. Rezultatul net este că apa din adâncurile oceanului pare să aibă o vârstă aparentă de câteva mii de ani; amestecul apelor adânci și de suprafață, net de corecțiile datorate fracționării, conferă apei de suprafață o vârstă aparentă de sute de ani și, în plus, deoarece amestecarea este diferită în diferite locuri, o întinerire medie de 440 de ani cu abateri locale care chiar ajunge la sute de ani chiar și între zone apropiate geografic.

Efectul afectează organismele marine, precum scoicile, și mamiferele marine, cum ar fi balenele și focile, care au niveluri de radiocarbon corespunzătoare vârstelor de sute de ani.

Aceste efecte ale bazinului rezervației marine variază atât în timp, cât și geografic: de exemplu, există dovezi că în timpul Dryasului recent , o perioadă de condiții climatice reci acum aproximativ 12.000 de ani, diferența aparentă de vârstă a apei de mare la suprafață a crescut. Până la 900 de ani , pentru a se stabiliza la 400-600 de ani odată ce clima a devenit din nou caldă.

Efect de apă dură

Când carbonul apei este obținut din carbonul antic, rezultatul este o reducere a raportului ¹⁴ C / ¹² C.

De exemplu, apele râurilor care trec peste roci calcaroase, care sunt compuse în principal din carbonat de calciu, capătă ioni de carbonat, iar apele subterane pot conține carbon dizolvat din rocile prin care a trecut. Deoarece carbonul rocilor este aproape lipsit de ¹⁴ C, rezultatul este că vârsta aparentă a apei este mai mare cu mii de ani și în același mod este afectată vârsta aparentă a plantelor și animalelor care trăiesc acolo.

Acest efect, fiind asociat cu apele bogate în calcar, este numit „efectul apei dure”.

Cu toate acestea, efectul nu se limitează la organismele care trăiesc în apa râurilor, ci se extinde la cele care trăiesc în medii apropiate de maluri, hrănindu-se cu organisme cultivate în apă și la organisme marine care trăiesc în apropierea gurilor unde se află portul de apă se amestecă cu cea dulce. Efectul nu pare să afecteze plantele care trăiesc pe soluri bogate în calcar, care se pare că absorb carbonul prin fotosinteză și nu îl asimilează din sol.

Nu este posibil să se deducă impactul din duritatea apei: carbonul antic nu este neapărat încorporat imediat de plante și animale și întârzierea cu care se produce acest lucru are un impact redus asupra vârstei aparente a probelor.

Metoda utilizată pentru a determina dimensiunea erorii introduse de acest efect constă în măsurarea vârstei aparente a probelor moderne și în consecință deducerea unei estimări a celei a probei de analizat.

Vulcanism

Erupțiile vulcanice emit în aer cantități mari de carbon de origine geologică și, prin urmare, lipsite de ¹⁴ C detectabile, astfel încât în vecinătatea vulcanilor raportul ¹⁴ C / ¹² C este mai mic decât valoarea așteptată. Emisiile se referă în principal la vulcanii activi, dar pot fi produși și de cei in stare latentă. Plantele care utilizează dioxid de carbon derivat din activitatea vulcanică au, prin urmare, o vârstă aparentă mai mare decât cea reală.

Cu toate acestea, analizând plantele insulei grecești Santorini distruse în urmă cu mii de ani de o erupție, s-a observat că acestea nu par să fi fost afectate, dacă nu minim, de acest efect.

Efectul emisferei

Emisferele nord și sud au sisteme de circulație atmosferică suficient de independente, suficiente pentru a se asigura că există întârzieri mari în amestecul atmosferei.

Raportul dintre izotopii de carbon este diferit între cele două emisfere: în emisferele sudice raportul ¹⁴ C / ¹² C este mai mic și provoacă o adăugare de 30 de ani la vârsta aparentă.

Cauza acestor diferențe este, probabil, identificată în extinderea mai mare a suprafeței acoperite de oceane în emisfera sudică, cu o creștere consecventă a cantității de carbon schimbată între suprafața oceanului și atmosferă: din moment ce efectul marin provoacă eliberarea de carbon atmosferă mai veche, C ¹⁴ este mai diluat emisfera sudică mai rapid decât cea din emisfera nordică.

Efect de insulă

S-a emis ipoteza că ar trebui să existe un „efect de insulă” similar mecanismului care explică „efectul emisferei”: deoarece insulele sunt înconjurate de apă, schimbul de carbon cu atmosfera ar trebui să reducă raportul ¹⁴ C / ¹² C de insulă organisme.

Cu toate acestea, în aceeași emisferă, perturbările par să fie capabile să agite atmosfera cu o viteză suficientă pentru a face diferența neglijabilă.

Curbele de calibrare obținute în laboratoarele din Seattle și Belfast , obținute respectiv din arbori crescuți în America de Nord și Irlanda, arată o coerență substanțială, sugerând că „efectul insulelor” nu este influențat.

Contaminare

Orice adăugare de carbon de o vârstă diferită de cea a probei care urmează a fi analizată are ca rezultat o măsurare inexactă.

Contaminarea recentă cu carbon îl face pe campion să pară mai tânăr decât realitatea. Acest efect este mai mare pentru probele mai vechi: o probă veche de 17.000 de ani contaminată cu 1% cu carbon modern apare cu 600 de ani mai tânără, în timp ce pe o probă veche de 34.000 de ani contaminată cu aceeași cantitate de carbon modern eroarea se ridică la 4000 de ani.

Contaminarea cu carbon antic, în care aproape toate cele ¹⁴ C s-au degradat, provoacă o eroare de datare în sens opus, care însă nu depinde de vârsta eșantionului: o contaminare de 1% împinge înapoi vârsta de 80 de ani, indiferent de vârsta efectivă a eșantionului.

Contaminarea poate fi cauzată de contactul probei cu materiale sau recipiente care conțin carbon, cum ar fi bumbac, cenușă, etichete de hârtie, pungi de pânză și unii conservanți, cum ar fi acetat de polivinil.

Contaminarea poate apărea și înainte de colectarea probei: contactul cu acizii humici , substanțele produse prin biodegradarea microbiană a materialelor biologice sau cu carbonații conținuți în sol, sunt exemple de contaminări care trebuie luate în considerare. Există, de asemenea, alte fenomene naturale de luat în considerare, precum schimbul de atomi de carbon între cochilii și mediul înconjurător.

Întâlnirile radio ale giulgiului

Același subiect în detaliu: Examinarea carbonului 14 pe Giulgiu .

Cel mai faimos caz media de aplicare a metodei ¹⁴ C a fost radiodarea Giulgiului din Torino efectuat în trei laboratoare de către o echipă internațională în 1988 , al cărui rezultat datează Giulgiul în perioada cuprinsă între 1260 și 1390 .

Notă

^ (EN) CB Ramsey, Datarea radiocarbonului: revoluții în înțelegere , în Archaeometry, vol. 50, ediția a II-a, 2008, pp. 249-275, DOI : 10.1111 / j.1475-4754.2008.00394.x .
^ Înregistrare atmosferică δ ¹⁴ C de la Wellington , pe Centrul de analiză a informațiilor privind dioxidul de carbon . Adus la 1 mai 2008 (arhivat din original la 1 februarie 2014) .
^ δ ¹⁴ înregistrări de CO ₂ de la Vermunt , pe Centrul de analiză a informațiilor privind dioxidul de carbon . Adus la 1 mai 2008 (arhivat din original la 23 septembrie 2008) .
^ Lloyd A. Currie, The remarkable metrological history of radiocarbon dating II , in Journal of Research of the National Institute of Standards and Technology , vol. 109, 2004, pp. 185–217, DOI : 10.6028/jres.109.013 .
^ Schoeninger (2010), p. 446.

Bibliografia

MJ Aitken,Science-based Dating in Archaeology , London, Longman, 1990, ISBN 0-582-49309-9 .
Sheridan Bowman, Radiocarbon Dating , London, British Museum Press, 1995 [1990] , ISBN 0-7141-2047-2 .
Heather Burke, Claire Smith e Larry J. Zimmerman, The Archaeologist's Field Handbook , North American, Lanham, MD, AltaMira Press, 2009, ISBN 978-0-7591-0882-0 .
Thomas M. Cronin, Paleoclimates: Understanding Climate Change Past and Present , New York, Columbia University Press, 2010, ISBN 978-0-231-14494-0 .
Jan Šilar, Application of environmental radionuclides in radiochronology: Radiocarbon , in Richard Tykva e Dieter Berg (a cura di), Man-made and Natural Radioactivity in Environmental Pollution and Radiochronology , Dordrecht, Kluwer Academic Publishers, 2004, pp. 150–179, ISBN 1-4020-1860-6 .
Willard F. Libby, Radiocarbon Dating , 2nd (1955), Chicago, Phoenix, 1965 [1952] .
Mark A. Maslin e George EA Swann, Isotopes in marine sediments , in Melanie J. Leng (a cura di), Isotopes in Palaeoenvironmental Research , Dordrecht, Springer, 2006, pp. 227–290, ISBN 978-1-4020-2503-7 .
Sergei V. Rasskazov, Sergei Borisovich Brandt e Ivan S. Brandt, Radiogenic Isotopes in Geologic Processes , Dordrecht, Springer, 2009, ISBN 978-90-481-2998-0 .
Margaret J. Schoeninger, Diet reconstruction and ecology using stable isotope ratios , in Clark Spencer Larsen (a cura di), A Companion to Biological Anthropology , Oxford, Blackwell, 2010, pp. 445 –464, ISBN 978-1-4051-8900-2 .
HE Suess, Bristlecone-pine calibration of the radiocarbon time-scale 5200 BC to the present , in Ingrid U. Olsson (a cura di), Radiocarbon Variations and Absolute Chronology , New York, John Wiley & Sons, 1970, pp. 303–311.

Voci correlate

Altri progetti

Wikimedia Commons contiene immagini o altri file su Metodo del carbonio-14

Collegamenti esterni

( EN ) Calibrazione Radiocarbonio , su calpal-online.de .

Portale Archeologia

Portale Chimica

Portale Fisica

[1] (EN) CB Ramsey, Datarea radiocarbonului: revoluții în înțelegere , în Archaeometry, vol. 50, ediția a II-a, 2008, pp. 249-275, DOI : 10.1111 / j.1475-4754.2008.00394.x .

[2] Înregistrare atmosferică δ ¹⁴ C de la Wellington , pe Centrul de analiză a informațiilor privind dioxidul de carbon . Adus la 1 mai 2008 (arhivat din original la 1 februarie 2014) .

[3] δ ¹⁴ înregistrări de CO ₂ de la Vermunt , pe Centrul de analiză a informațiilor privind dioxidul de carbon . Adus la 1 mai 2008 (arhivat din original la 23 septembrie 2008) .

[Currie_2004-4] Lloyd A. Currie, The remarkable metrological history of radiocarbon dating II , in Journal of Research of the National Institute of Standards and Technology , vol. 109, 2004, pp. 185–217, DOI : 10.6028/jres.109.013 .

[5] Schoeninger (2010), p. 446.

[1]

[2]

[3]

[4]

[5]