放射年代測定とは：放射性同位体で年代を測る原理と主な手法（炭素14・カリウム・アルゴン・ウラン鉛）

放射年代測定の原理と主要手法を解説：放射性同位体で炭素14・カリウム‐アルゴン・ウラン‐鉛の特性と適用例をわかりやすく紹介

放射性物質による年代測定（放射性年代測定と呼ばれることもある）は、あるものが何歳であるかを調べる方法である。この方法では、試料中の自然発生する放射性同位体とその崩壊物の量を比較します。この方法では、既知の崩壊率を用います。地球の年齢を含め、岩石やその他の地質学的特徴の年齢を知るための主な方法である地球年代学において、最も使用されている方法である。

自然界や人工物の様々な年代測定に用いられる。化石の年代測定には、その化石があった場所の上下の岩石を採取して行います。放射性物質による年代測定は、古代の遺物を含む考古学的資料の年代測定にも用いられます。

放射性物質を用いた年代測定法は、地質学的な時間軸を確立するために用いられる。よく知られているのは、放射性炭素年代測定法、カリウム・アルゴン年代測定法、ウラン・鉛年代測定法である。

原理

放射性年代測定は、放射性同位体が時間とともに安定な娘核種に崩壊する性質（放射性崩壊）を利用します。崩壊は確率的だが平均的な速度は一定で、崩壊定数（λ）や半減期（半分になるまでの時間）で表されます。基本的な関係式は「残存する親核種の量」と「生成された娘核種の量」から経過時間を逆算するものです（実際の計算では崩壊定数と測定された同位体比を用います）。

重要な前提は、試料が測定期間中に外部と物質のやり取り（親・娘の出入り）がない「閉鎖系」であったこと、および崩壊定数が既知で不変であることです。これらの前提が破られると年代は不正確になります。

主な手法

放射性炭素（14C）年代測定

概要：大気中の炭素は放射性同位体14Cを含み、生物は大気や食物連鎖を通じて体内に取り込みます。生物が死ぬと14Cの取り込みが止まり、既存の14Cは崩壊していきます。測定により「いつ死んだか」を推定します。

半減期：14Cの半減期は約5730年。実用上の年代測定範囲は数百年から約5万年程度（検出法や保存状態に依存）です。

試料：木材、木炭、骨、歯、殻、繊維、種子など有機物。微量の14Cを高感度で測定するためにAMS（加速器質量分析）が広く使われます。

校正と注意点：大気中の14C濃度は過去に変動しているため、年輪年代（樹木年輪）などで作られたキャリブレーション曲線（例：IntCal）を使ってカレンダー年に補正します。海洋や湖の貯留効果（リザーバー効果）、保存や汚染による現代炭素の混入、根切れ（古材を使った建築材）などに注意が必要です。

カリウム−アルゴン（K−Ar）およびアルゴン−アルゴン（40Ar/39Ar）年代測定

概要：天然のカリウム（40K）は放射性崩壊してアルゴン（40Ar）を生成します。火山岩や火成岩中の鉱物（バイオタイト、ホルンブレンド、斜長石など）に含まれるKと生成した40Arの比を測ることで岩石が冷えて閉鎖系になった時期（冷却年代）を求めます。

半減期：40Kの実効的半減期は約1.25×10^9年（約12.5億年）。このため数百万〜数十億年の年代測定に向いています。

40Ar/39Ar法：K−Arの発展型で、試料を中性子照射して39Kを39Arに変換し、同一試料内での比を測ることでより高精度・高分解能に年代を求められます。単結晶や分画（step-heating）解析による脱ガス実験で鉱物の熱履歴や部分的な鉱物の再加熱（アルゴン流出）を検出できます。

注意点：アルゴンは可溶であり、加熱や風化で逃げたり外部から侵入することがあるため、閉鎖系の仮定や試料選択が重要です。

ウラン−鉛（U−Pb）年代測定

概要：ウラン（238U → 206Pb、235U → 207Pb）から生成される鉛同位体比を使う方法で、特にジルコン（ZrSiO4）などの鉱物が高い信頼性を示します。ジルコンは結晶成長時にUを取り込むがPbをほとんど含まないため、良好な閉鎖系を提供します。

半減期：238Uの半減期は約4.468×10^9年、235Uは約7.038×10^8年。複数の崩壊系列を同時に使えるため、内部整合性（コンコルディア図）によって減鉛や鉱物の複雑な履歴を評価できます。

精度と範囲：数百万年〜数十億年の年代に適用可能で、地球最古の結晶（約44億年）を含め非常に古い年代測定に有効です。LA-ICP-MSやSIMS、TIMSなどの分析法が用いられます。

その他の放射性同位体法（簡単に）

• ルビジウム−ストロンチウム（Rb−Sr）：Rb-87 → Sr-87、数千万〜数十億年スケールで岩石年代に利用。
• サマリウム−ネオジム（Sm−Nd）：火成岩・堆積岩の源泉解析や年代測定に利用。

測定の限界と誤差要因

• 閉鎖系の破れ（鉱物の再加熱や流体のやり取り）による親・娘同位体の出入り。
• 試料汚染：現代炭素の混入や外来鉛の混入など。
• 初期娘核種の存在：測定時に既に存在していた娘核種を考慮する必要がある（アイソクロン法などで対処可能）。
• 検出限界と分析誤差：分析装置（質量分析）や試料量による精度の違い。AMSなど高感度手法は微量試料に強い。
• キャリブレーション：特に14Cは大気変動の校正が必須。
• リザーバー効果や生態学的効果：海洋生物や貝殻などは大気と同じ14C比を反映しないことがある。

試料の前処理と解析法

年代測定の信頼性は試料の採取、保存、前処理に大きく依存します。外部の汚染（付着した炭素、風化鉱物、近年の有機残渣など）を除去し、目的とする鉱物や有機物を分離します。分析法としては、ガス比放射計や質量分析（IRMS、TIMS、LA-ICP-MS、SIMS、AMSなど）が用いられます。

応用例と実務上の考え方

放射性年代測定は多様な応用を持ちます。考古学では遺跡の年代決定、地質学では火山噴火の年代や地層の積年、地球科学では地球や月の起源年代の推定などです。実務では、複数の方法（例えば層序学＋14C、火山噴出物の40Ar/39Ar）を組み合わせて整合性を確認することが一般的です。

まとめ

放射性年代測定は、既知の崩壊率を利用して物質の年代を定量的に見積もる強力な手法です。各同位体法は適用可能な年代範囲や試料タイプ、精度が異なるため、目的に応じた手法選択、慎重な前処理、結果の校正と解釈が成功の鍵になります。

放射性壊変

通常の物質は、原子核内の陽子の数を示す原子番号を持つ化学元素の組み合わせで構成されている。また、元素には同位体が存在し、同位体ごとに原子核内の中性子の数が異なる。ある元素の同位体を「核種」と呼ぶ。核種の中にはもともと不安定なものがあります。つまり、ある時点で、そのような核種の原子は、放射性崩壊によって自然に別の核種に変化する。崩壊は、粒子の放出（通常、電子（ベータ崩壊）、陽電子、アルファ粒子）、または自発的な核分裂と電子捕獲によって起こります。

年齢の計算式

放射性物質の減衰と地質学的な時間を関係づける数式は

D = D₀ + N(e ^λt- 1)

どこで

tはサンプルの年齢。

Dは試料中の娘の同位体の原子数。

D₀は元の組成物に含まれる娘の同位体の原子数。

Nは試料中の親同位体の原子数、そして

λは親同位体の崩壊定数で、親同位体の放射性半減期の逆数に2の自然対数をかけたもの。

この式は、物質が固まった時点での親と娘の同位体の情報を用いています。これはほとんどの同位体系でよく知られています。年代方程式をグラフで解くには、アイソクロン（直線グラフ）をプロットします。サンプルの年代と元の組成がわかります。

ジンバブエのグレートダイクから採取された試料のサマリウム・ネオジム（Sm/Nd）アイソクロン・プロット。年代はアイソクロン（直線）の傾きから、原始組成はアイソクロンのY軸との切片から算出される。

質問と回答

Q:放射性年代測定法とは何ですか?

Q: 放射性炭素年代測定はどのように行われるのですか?

Q: 放射性炭素年代測定にはどのような技術が使われていますか?

Q:地質学的な時間軸を確立するために、どのように放射性物質年代測定が行われているのですか?

Q: 生物に放射年代測定法を適用することは可能か?

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