방사능 연대 측정
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- 1. 개요
- 2. 특정 방사성 핵종의 붕괴를 이용하는 방법
- 2.1. 칼륨-아르곤 (K-Ar) 연대 측정법
- 2.2. 아르곤-아르곤 (Ar-Ar) 연대 측정법
- 2.3. 우라늄-납 (U-Pb) 연대 측정법
- 2.4. 루비듐-스트론튬 (Rb-Sr) 연대 측정법
- 2.5. 헬륨-헬륨 (He-He) 연대 측정법
- 2.6. 요오드-제논 (I-Xe) 연대 측정법
- 2.7. 란타넘-바륨 (La-Ba) 연대 측정법
- 2.8. 납-납 (Pb-Pb) 연대 측정법
- 2.9. 루테튬-하프늄 (Lu-Hf) 연대 측정법
- 2.10. 네온-네온 (Ne-Ne) 연대 측정법
- 2.11. 레늄-오스뮴 (Re-Os) 연대 측정법
- 2.12. 사마륨-네오디뮴 (Sm-Nd) 연대 측정법
- 2.13. 우라늄-납-헬륨 (U-Pb-He) 연대 측정법
- 2.14. 우라늄-토륨 (U-Th) 연대 측정법
- 2.15. 우라늄-우라늄 (U-U) 연대 측정법
- 2.16. 요오드-129 (¹²⁹I) 법
- 2.17. 방사성 탄소 (¹⁴C) 연대 측정법
- 3. 자연 방사선에 의한 고체 물질 내 손상을 이용하는 방법
- 4. 각 연대 측정법 비교
- 5. 결론
- 참조
1. 개요
방사성 연대 측정은 방사성 붕괴를 이용하여 물질의 절대적인 연대를 측정하는 방법이다. 특정 핵종의 붕괴를 이용하는 방법, 자연 방사선에 의한 고체 물질 내 손상을 이용하는 방법 등이 있으며, 다양한 연대 측정법이 존재한다. 각 방법은 측정하는 핵종, 반감기, 적용 가능한 연대, 측정 시료 등이 다르며, 탄소-14 연대 측정법, 우라늄-납 연대 측정법 등이 널리 사용된다.
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| 방사능 연대 측정 | |
|---|---|
| 방사성 연대 측정 | |
| 유형 | 연대 측정 |
| 방법 | 방사성 붕괴 |
| 사용 분야 | 지질학 고고학 지구화학 기타 과학 분야 |
| 상세 정보 | |
| 관련 개념 | 지질 연대 지층 서열의 법칙 |
| 연대 측정 범위 | 반감기에 따라 다름 (일부 방법은 수십 년에서 수십억 년까지 가능) |
| 측정 물질 | 광물, 암석, 유기물 등 |
| 주요 방법 | 탄소-14 연대 측정법 우라늄-납 연대 측정법 칼륨-아르곤 연대 측정법 루비듐-스트론튬 연대 측정법 사마륨-네오디뮴 연대 측정법 |
| 정확도 | 방법 및 샘플에 따라 다름 (일반적으로 수 퍼센트 오차) |
| 오차 요인 | 초기 동위원소 조성 붕괴 상수 불확실성 오염 측정 오류 |
| 추가 정보 | |
| 개발자 | 버트럼 볼트우드 (1907년) |
| 관련 학문 | 핵물리학 지구물리학 지질화학 |
2. 특정 방사성 핵종의 붕괴를 이용하는 방법
모든 물질은 고유한 원자 번호(양성자 수)를 가진 화학 원소들의 조합으로 이루어져 있으며, 원소는 핵 내 중성자 수에 따라 다양한 동위 원소 형태로 존재한다. 특정 원소의 특정 동위 원소를 핵종이라 부르며, 일부 핵종은 불안정하여 방사성 붕괴를 통해 다른 핵종으로 변환된다. 이러한 변환은 알파 붕괴(알파 입자 방출), 베타 붕괴(전자 방출, 양전자 방출, 전자 포획) 등 다양한 방식으로 일어난다.
방사성 핵종 원자 집합은 지수적 감쇠하며, 이는 반감기로 설명된다. 한 반감기가 지나면 해당 핵종 원자의 절반이 딸핵종(붕괴 생성물)으로 붕괴된다. 딸핵종 자체가 방사성인 경우 붕괴 연쇄가 발생하며, 결국 안정적인 딸핵종이 생성된다. 방사성 연대 측정에서는 연쇄에서 가장 긴 반감기가 중요하며, 이는 붕괴 속도를 제한한다. 방사성 연대 측정에 사용되는 동위 원소 시스템은 약 10년(삼중수소)에서 1,000억 년 이상(사마륨-147)까지 다양한 반감기를 가진다.[4]
대부분의 방사성 핵종의 반감기는 핵 특성에만 의존하며, 온도, 압력, 화학적 환경, 자기 또는 전기장 등 외부 요인에 영향을 받지 않는다.[5][6][7][8] 예외적으로 베릴륨-7, 스트론튬-85, 지르코늄-89와 같이 전자 포획으로 붕괴하는 핵종은 전자 밀도에 영향을 받을 수 있다. 다른 핵종의 경우, 원래 핵종과 붕괴 생성물의 비율은 시간이 지남에 따라 예측 가능하게 변하며, 이를 통해 시간을 측정하는 시계로 사용될 수 있다.
방사성 붕괴 법칙에 따르면, 원자가 1년당 붕괴할 확률(붕괴 상수)은 방사능 측정의 기본이다. 연대 측정의 정확성은 붕괴 상수 측정의 정확성에 달려 있다.[9] 붕괴 상수가 높은 핵종은 오랜 기간 측정해야 하며, 입자 계수기를 사용하거나 알려진 연대의 암석과 비교하여 붕괴 상수를 결정할 수 있다.
방사성 연대 측정은 모핵종과 딸핵종이 생성 후 물질에 출입할 수 없다는 전제하에 이루어진다. 오염, 동위원소 손실/획득을 고려해야 하며, 여러 시료 측정, 등시선 연대 측정, 콩코디아 다이어그램(우라늄-납 연대 측정) 등을 통해 정밀도를 높인다. 정확한 연대 측정은 모핵종의 충분한 반감기, 정확한 반감기 정보, 충분한 딸핵종 생성량, 정밀한 분리/분석 절차(동위원소 비율 질량 분석법)를 필요로 한다.[12]
연대 측정 방법의 정밀도는 방사성 동위원소의 반감기에 영향을 받는다. 탄소-14는 반감기가 5,730년으로 짧아 6만 년 이상 된 유기물은 측정이 어렵지만, 비교적 젊은 유해는 수십 년 내로 정확하게 측정할 수 있다.[13]
2. 1. 칼륨-아르곤 (K-Ar) 연대 측정법
칼륨-아르곤 (K-Ar) 연대 측정법은 칼륨-40(⁴⁰K영어)이 전자 포획 또는 양전자 붕괴를 통해 아르곤-40(⁴⁰Ar영어)으로 변환되는 과정을 이용한다.[47] 칼륨-40은 반감기가 13억 년이므로, 이 방법은 매우 오래된 암석에도 적용할 수 있다. 방사성 칼륨-40은 운모, 장석, 각섬석에서 흔히 발견되지만, 이러한 광물에서의 닫힘 온도는 약 350°C (운모)에서 500°C (각섬석) 정도로 낮다.2. 2. 아르곤-아르곤 (Ar-Ar) 연대 측정법
'''아르곤-아르곤 연대 측정법'''은 칼륨-아르곤 연대 측정법을 보완하는 방법으로, 시료에 중성자를 조사하여 생성되는 아르곤-39(³⁹Ar)를 측정한다.[48]2. 3. 우라늄-납 (U-Pb) 연대 측정법
우라늄-납 방사성 연대 측정은 우라늄-235 또는 우라늄-238을 사용하여 물질의 절대 연대를 측정하는 방법이다. 이 방법은 암석 연대의 오차 범위를 25억 년에 2백만 년 미만으로 낮출 수 있을 정도로 정교하다.[20][21] 젊은 중생대 암석에서는 2~5%의 오차 범위를 달성했다.[22]
우라늄-납 연대 측정은 종종 광물 지르콘(ZrSiO4)에 대해 수행되지만, 바델레사이트 및 모나자이트(모나자이트 연대 측정법 참조)와 같은 다른 물질에도 사용될 수 있다.[23] 지르콘과 바델레사이트는 지르코늄을 대신하여 우라늄 원자를 결정 구조에 통합하지만, 납은 강하게 배제한다. 지르콘은 매우 높은 폐쇄 온도를 가지며, 기계적 풍화에 강하고 화학적으로 매우 비활성이다. 또한 지르콘은 변성 작용 동안 여러 결정층을 형성하며, 각 층은 해당 사건의 동위원소 연대를 기록할 수 있다. ''In situ'' 마이크로 빔 분석은 레이저 ICP-MS 또는 SIMS 기술을 통해 수행될 수 있다.[24]
이 방법의 가장 큰 장점 중 하나는 모든 표본이 두 개의 시계를 제공한다는 것이다. 하나는 반감기가 약 7억 년인 우라늄-235의 납-207으로의 붕괴를 기반으로 하고, 다른 하나는 반감기가 약 45억 년인 우라늄-238의 납-206으로의 붕괴를 기반으로 하여, 납의 일부가 손실되었더라도 표본의 연대를 정확하게 결정할 수 있는 내장된 교차 검증을 제공한다. 이는 콘코디아 다이어그램에서 확인할 수 있는데, 표본은 에러크론(직선)을 따라 표시되며, 에러크론은 표본의 연대에서 콘코디아 곡선과 교차한다.
2. 4. 루비듐-스트론튬 (Rb-Sr) 연대 측정법
루비듐-87이 스트론튬-87로 베타 붕괴하는 현상을 이용하며, 반감기는 500억 년이다.[26] 이 방법은 주로 오래된 화성암과 변성암의 연대를 측정하는 데 사용되며, 달 암석의 연대 측정에도 활용되었다.[26] 닫힘 온도가 매우 높아 측정에 큰 영향을 주지 않는다.[26] 우라늄-납 연대 측정법에 비해 정확도는 떨어지는데, 30억 년 된 표본을 기준으로 3,000만 년에서 5,000만 년 정도의 오차가 발생한다.[26] 단일 광물 입자 내 단층에서 현장 분석(레이저 절제 ICP-MS)을 적용하면, Rb-Sr 방법을 통해 단층 운동의 시기를 파악할 수 있다.[26]2. 5. 헬륨-헬륨 (He-He) 연대 측정법
헬륨-헬륨법(He-He)은 헬륨 동위원소 비율을 이용하여 연대를 측정하는 방법이다.2. 6. 요오드-제논 (I-Xe) 연대 측정법
Iodine-xenon dating영어는 아이오딘-129(¹²⁹I)가 제논-129(¹²⁹Xe)로 베타 붕괴하는 현상을 이용하는 연대 측정법이다. ¹²⁹I의 반감기는 1570만 년이다.[42] 이 방법은 주로 운석의 생성 연대를 결정하는 데 사용된다.아이오딘-제논 연대 측정법은 등시선 기법을 사용한다. 먼저, 핵 반응로에서 시료에 중성자를 조사(照射)한다. 이 과정을 통해 아이오딘의 유일한 안정 동위원소인 아이오딘-127(¹²⁷I)이 중성자를 포획하고, 이후 베타 붕괴를 거쳐 제논-128(¹²⁸Xe)로 변환된다. 조사가 끝난 시료는 여러 단계에 걸쳐 가열되며, 각 단계에서 방출되는 가스의 제논 동위원소 조성을 분석한다. 여러 온도 단계에서 ¹²⁹Xe/¹²⁸Xe 비율이 일정하게 관찰되면, 이는 시료가 제논 손실을 멈춘 시간으로 해석할 수 있다.
Shallowater라는 운석 시료는 ¹²⁷I에서 ¹²⁸Xe로의 변환 효율을 모니터링하기 위해 함께 조사된다. 이후 시료와 Shallowater 운석의 ¹²⁹Xe/¹²⁸Xe 비율 차이를 비교하면, 각 시료가 제논 손실을 멈췄을 때의 ¹²⁹I/¹²⁷I 비율 차이를 알 수 있다. 이는 초기 태양계에서 각 시료의 폐쇄 시기 차이를 나타낸다.
2. 7. 란타넘-바륨 (La-Ba) 연대 측정법
란타넘-바륨(La-Ba) 연대 측정법은 란타넘-138(¹³⁸La)이 바륨-138(¹³⁸Ba)로 붕괴하는 현상을 이용한다. 이 방법은 갈렴석, 모나자이트, 녹렴석 등에 적용 가능하다.[25]2. 8. 납-납 (Pb-Pb) 연대 측정법
납-납법 (Pb-Pb)은 우라늄-납법과 함께 방사성 동위원소를 이용한 연대 측정 방법 중 하나이다. 납-207(²⁰⁷Pb)과 납-206(²⁰⁶Pb)의 존재 비율을 이용하여 연대를 측정한다.[47]2. 9. 루테튬-하프늄 (Lu-Hf) 연대 측정법
루테튬-하프늄법(Lu-Hf)은 루테튬-176(¹⁷⁶Lu)이 하프늄-176(¹⁷⁶Hf)으로 붕괴하는 현상을 이용하는 방법이다. 화성암, 변성암, 운석, 달 암석 등의 연대 측정에 적용 가능하다.[47]2. 10. 네온-네온 (Ne-Ne) 연대 측정법
네온 동위원소 비율을 이용하여 연대를 측정한다.[47]2. 11. 레늄-오스뮴 (Re-Os) 연대 측정법
레늄-오스뮴법은 레늄-187(¹⁸⁷Re)이 오스뮴-187(¹⁸⁷Os)로 붕괴하는 현상을 이용한다.[47]2. 12. 사마륨-네오디뮴 (Sm-Nd) 연대 측정법
사마륨-네오디뮴법(Sm-Nd)은 사마륨-147(¹⁴⁷Sm)이 알파 붕괴하여 네오디뮴-143(¹⁴³Nd)으로 붕괴하는 현상을 이용한다.[47] 이 방법은 화성암, 변성암, 광상 생성물, 운석, 달 암석 등의 연대 측정에 적용 가능하다.[47]2. 13. 우라늄-납-헬륨 (U-Pb-He) 연대 측정법
우라늄-납법(U-Pb)과 헬륨-헬륨법(He-He)을 결합한 방법으로, 우라늄, 납, 헬륨 동위원소를 함께 이용하여 연대를 측정한다.[47]2. 14. 우라늄-토륨 (U-Th) 연대 측정법
우라늄-234(uranium-234영어)가 토륨-230(thorium-230영어)으로 붕괴되는 것을 기반으로 하는 연대 측정법이다. 토륨-230의 반감기는 약 80,000년이다. 이 측정법은 우라늄-235(uranium-235영어)가 프로트악티늄(Protactinium)-231(protactinium-231영어)로 붕괴되는 과정과 함께 사용되기도 하는데, 프로트악티늄-231의 반감기는 32,760년이다.우라늄은 물에 녹지만, 토륨과 프로트악티늄은 물에 녹지 않아 해저 퇴적물에 선택적으로 침전된다. 따라서 해저 퇴적물에서 이들의 비율을 측정하여 연대를 추정할 수 있다. 이 방법의 측정 범위는 수십만 년에 이른다. 이오늄-토륨 연대 측정은 해양 퇴적물에서 이오늄(토륨-230)과 토륨-232의 비율을 측정하는 관련 기법이다.
2. 15. 우라늄-우라늄 (U-U) 연대 측정법
우라늄-우라늄법(U-U)은 우라늄 동위원소 비율을 이용하여 연대를 측정하는 방법이다.[47]2. 16. 요오드-129 (¹²⁹I) 법
요오드-129법은 우라늄의 방사성 붕괴나 우주선 등 자연에서 공급되는 반감기가 1,570만 년인 요오드-129와 요오드-127의 존재 비율을 이용한다.[47]2. 17. 방사성 탄소 (¹⁴C) 연대 측정법
방사성 탄소 연대 측정은 간단히 탄소-14 연대 측정이라고도 한다. 탄소-14는 탄소의 방사성 동위원소로, 반감기는 5,730년[28][29]이며 (이는 앞서 언급한 동위원소에 비해 매우 짧다), 질소로 붕괴된다.[30] 탄소-14는 우주선이 상층 대기의 질소와 충돌하면서 지속적으로 생성되므로 지구에서 거의 일정한 수준을 유지하며, 대기 중 이산화 탄소(CO2)의 미량 성분으로 존재한다.[31]탄소 기반 생명체는 일생 동안 탄소를 얻는다. 식물은 광합성을 통해, 동물은 식물과 다른 동물을 섭취하여 탄소를 얻는다. 유기체가 죽으면 새로운 탄소-14 섭취를 멈추고, 기존 동위원소는 반감기(5730년)로 붕괴된다. 유기체 잔해에서 남아있는 탄소-14 비율은 유기체가 죽은 후 경과된 시간을 나타내므로, 탄소-14는 뼈나 유기체 잔해 연대 측정에 이상적인 방법이다.
탄소-14 연대 측정법은 지층에서 산출된 조개껍데기, 매몰된 나무, 목탄, 이탄 등의 유기물을 대상으로 하며, ±50년 정도의 정확도를 갖는다. 연대 특정에는 다른 기법을 병용한 종합적인 분석이 이루어진다.[27]
2. 17. 1. 방사성 탄소 연대 측정법의 한계와 보정

방사성 탄소 연대 측정법의 한계는 약 58,000년에서 62,000년이다.[32]
탄소-14 생성 속도는 대략 일정하며, 측정 결과를 다른 연대 측정 방법과 대조하면 일관된 결과를 얻을 수 있다. 그러나 대량의 이산화탄소를 방출하는 화산 폭발이나 기타 사건은 탄소-14의 국지적 농도를 감소시켜 부정확한 연대를 나타낼 수 있다. 산업화로 인해 생물권에 이산화탄소가 방출되면서 탄소-14 비율이 감소했고, 1960년대 초까지 실시된 지상 핵무기 실험으로 탄소-14 양이 증가했다. 태양풍이나 지구 자기장이 현재보다 강하면 대기에서 생성되는 탄소-14 양이 감소한다.[33]
3. 자연 방사선에 의한 고체 물질 내 손상을 이용하는 방법
자연 방사선에 의해 고체 물질 내에 생성되는 손상을 이용하는 방법에는 핵분열 흔적 (FT) 연대 측정법, 열 발광 (TL) 연대 측정법, 전자 스핀 공명 (ESR) 연대 측정법 등이 있다. 이러한 방법들은 방사선에 의한 손상이 열에 의해 회복되는 성질을 이용한다. 따라서 연대 측정의 시작점은 특정 온도(리셋 온도)보다 낮아진 시점, 또는 고체화·결정화된 시점이 된다.
3. 1. 핵분열 흔적 (FT) 연대 측정법

이 방법은 재료의 연마된 조각을 검사하여 우라늄-238 불순물의 자발 핵분열에 의해 생성된 "궤도" 표식의 밀도를 결정하는 것을 포함한다. 샘플의 우라늄 함량을 알아야 하는데, 이는 재료의 연마된 조각 위에 플라스틱 필름을 놓고 느린 중성자를 조사하여 결정할 수 있다. 이 조사는 238U의 자발 핵분열과 반대로 235U의 유도 핵분열을 유발한다. 이 과정에서 생성된 핵분열 궤적은 플라스틱 필름에 기록된다. 그런 다음 궤적의 수와 중성자 플럭스로부터 재료의 우라늄 함량을 계산할 수 있다.[34]
이 방식은 광범위한 지질 연대에 적용할 수 있다. 수백만 년까지의 연대에는 운모, 테크타이트(화산 폭발의 유리 파편), 그리고 운석이 가장 적합하게 사용된다. 더 오래된 재료는 지르콘, 인회석, 티탄석, 녹렴석, 석류석을 사용하여 연대 측정을 할 수 있으며, 이들은 다양한 양의 우라늄 함량을 가지고 있다.[35] 핵분열 궤적은 약 200°C 이상의 온도에서 치유되기 때문에 이 기술은 장점뿐만 아니라 제한도 있다. 이 기술은 퇴적물의 열적 역사를 상세히 설명하는 데 잠재적으로 적용될 수 있다.[36]
3. 2. 열 발광 (TL) 연대 측정법
열발광(TL) 연대 측정법은 광물 결정 내에 축적된 에너지가 가열될 때 빛으로 방출되는 현상을 이용한다. 이 방법은 동위원소의 양에 의존하지 않기 때문에 방사성 연대 측정법은 아니며, 특정 광물에 대한 배경 방사선의 영향을 이용한다.시간이 지남에 따라 이온화 방사선은 석영과 칼륨 장석과 같은 퇴적물 및 고고학적 재료의 광물 입자에 흡수된다. 방사선은 광물 입자 내 구조적으로 불안정한 곳에 전하를 가두어 둔다. 햇빛이나 열에 노출되면 이러한 전하가 방출되어 샘플을 효과적으로 "표백"하고 시계를 0으로 재설정한다. 갇힌 전하는 샘플이 매장된 위치의 배경 방사선 양에 따라 결정되는 속도로 시간이 지남에 따라 축적된다.[38]
빛(광 자극 발광 또는 적외선 자극 발광 연대 측정) 또는 열을 사용하여 이러한 광물 입자를 자극하면, 저장된 불안정한 전자 에너지가 방출되면서 발광 신호가 나온다. 이 신호의 강도는 매장 중에 흡수된 방사선 양과 광물의 특정 특성에 따라 달라진다.[38]
열발광 연대 측정법은 퇴적층의 연대를 측정하는 데 사용될 수 있다. 상단에 퇴적된 층은 입자가 햇빛에 의해 "표백"되어 연대가 재설정되는 것을 막는다. 도자기 파편은 마지막으로 상당한 열을 경험한 시점, 일반적으로 가마에서 구워졌을 때로 연대를 측정할 수 있다.[39]
방사선에 의한 손상은 열에 의해 회복되는 것으로 알려져 있다. 따라서 이 방법에서 연대 측정의 시작점은 특정 온도(리셋 온도)보다 낮아진 시점, 또는 고체화·결정화된 시점이 된다.
3. 3. 전자 스핀 공명 (ESR) 연대 측정법
전자 스핀 공명(ESR) 연대 측정법은 광물 결정 내의 격자 결함에 갇힌 전자의 스핀 공명 현상을 이용한다. 뼈, 치아, 탄산염 시료, 화산암, 단층 점토 광물 등 다양한 시료에 적용 가능하다.[1] 방사선에 의한 손상은 열에 의해 회복되는 것으로 알려져 있다. 따라서 이 방법에서 연대 측정의 시작점은 특정 온도(리셋 온도라고 한다)보다 낮아진 시점, 또는 고체화·결정화된 시점이 된다.[1]4. 각 연대 측정법 비교
| 연대 측정법 | 측정하는 핵종 | 반감기 (년) | 적용 가능한 연대 (년) | 측정 시료 | 비고 |
|---|---|---|---|---|---|
| 열형광 연대 측정법 | - | - | 수십만 년 이하 | 토기, 구운 돌 등의 고고학 시료, 화산재 등의 화산 분출물, 심해성 퇴적물 등 | 격자 결함을 가진 결정의 가열 발광 이용[49] |
| 전자 스핀 공명 흡수 (ESR) 법 | - | - | 1,000만~100만 | 뼈 등의 인산염 시료, 종유석, 조개 껍질 등의 탄산염 시료, 화산암, 화산재 등의 화산 분출물, 단층의 점토 광물 등 | 격자 결함을 가진 결정의 ESR(전자 스핀 공명) 신호 이용[49] |
| 핵분열 트랙 연대 측정법 | 238U | 8,200억 ~ 10,100억 | 1억 ~ 10,000 | 화산 유리, 흑요석 등의 유리질 물질, 지르콘, 운모, 인회석, 스펜 등의 광물 | 238U의 자발 핵분열 시 생기는 비행 궤적 이용 |
| 루비듐-스트론튬 연대 측정법 | 87Rb-87Sr | 488억 | 100억 ~ 1억 | 화성암, 변성암, 운석, 달의 암석 등[49] | |
| 칼륨-아르곤 연대 측정법 | 40K-40Ar | 12.5억 | 10억 ~ 10만 | 화산암, 흑요석, 테크타이트, 운석 등[49] | |
| 아르곤-아르곤 연대 측정법 | 40Ar-39Ar | - | - | K-Ar법 보완. 시료에 중성자 조사하여 생성하는 39Ar을 40K 대신 측정[49] | |
| 란탄-세륨 연대 측정법 | 138La-138Ce | 3,100억 | 10억 ~ 1억 | 화성암, 변성암[49] | |
| 란타넘-바륨 연대 측정법 | 138La-138Ba | 1,600억 | 10억 ~ 1억 | 갈렴석, 모나자이트, 녹렴석 등[49] | |
| 루테튬-하프늄 연대 측정법 | 176Lu-176Hf | 357억 | 10억 | 화성암, 변성암, 운석, 달의 암석 등[49] | |
| 우라늄-토륨-납 연대 측정법 | 238U-206Pb 235U-207Pb 232Th-208Pb | 44.7억 7.04억 140억 | 1,000억 ~ 1,000만 1,000억 ~ 1,000만 1,000억 ~ 1,000만 | 화성암, 석회암 등의 퇴적암, 방연광, 역청 우라늄광, 운석, 달의 암석 등[49] | |
| 납-납 연대 측정법 | 207Pb-206Pb | - | 10억 ~ 5억 | - | 207Pb와 206Pb의 존재비로 결정[49] |
| 사마륨-네오디뮴 연대 측정법 | 147Sm-143Nd | 1,060억 | 10억 ~ 1억 | 화성암(초염기성암, 염기성암), 변성암, 광상 생성물, 운석, 달의 암석 등[49] | |
| 요오드-제논 연대 측정법 | 129I-129Xe | 1,600만 | 100억 ~ 10억 | 운석 | 운석 생성 연대 결정에 이용[49] |
| 탄소 연대 측정법 | 14C | 5,730 | 수만 년 이하 | 생물 유해, 문화재, 지하수·해수 등에 용존하는 유기물 등 | |
| 베릴륨 10 연대 측정법 | 10Be | 160만 | 100만 ~ 1,000 | 퇴적물 퇴적 연대, 알루미늄이나 베릴륨 함량 적은 암석 및 광물 등 | |
| 트리튬 연대 측정법 | 3H | 12.33 | 수십 년 이하 | 지하수 등 | |
| 프로트악티늄-토륨 연대 측정법 | 231Pa과 230Th | 32,500 | 100만 ~ 10,000 | 해저 퇴적물[49] | |
| 우라늄-우라늄 연대 측정법 | 234U | 247,000 | 100만 ~ 10,000 | 해저 퇴적물, 산호, 눈, 지하수 등 | |
| 납 210 연대 측정법 | 210Pb | 22.3 | 수백 년 이하 | 눈, 얼음 | |
| 요오드 129 연대 측정법 | 129I와 127I | 1,570만 | - | - | 요오드 129와 요오드 127의 존재도 비를 이용 |
5. 결론
방사성 연대 측정은 크게 두 가지 방법으로 나뉜다. 하나는 특정 방사성 핵종의 붕괴를 이용하는 것이고, 다른 하나는 자연 방사선에 의한 고체 물질 내 손상을 이용하는 것이다. 이러한 방법들을 통해 지구와 생명체의 역사를 이해하는 데 필수적인 정보를 얻을 수 있다.
다양한 연대 측정 방법을 종합적으로 활용하면 보다 정확하고 신뢰성 있는 연대 정보를 얻을 수 있다. 특히, 한반도의 역사와 문화를 연구하는 데 있어 방사성 연대 측정은 중요한 역할을 수행하며, 앞으로 더 발전된 기술을 통해 더욱 정확한 연대 측정이 가능해질 것으로 기대된다.
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