Вугляро́д-14 (C, таксама выкарыстоўваюцца назвы радыевугляро́д, радыекарбо́н і скарачэнне C-14) — радыеактыўны нуклід хімічнага элемента вуглярода з атамным нумарам 6 і масавым лікам 14.
Адкрыццё Вуглярод-14 з’яўляецца адным з прыродных радыеактыўных ізатопаў. Першыя ўказанні на яго існаванне былі атрыманы ў 1936 годзе, калі брытанскія фізікі У. Бёрчам і М. Голдхабер абпраменьвалі павольнымі нейтронамі ядры азоту-14 у фотаэмульсіі і выявілі рэакцыю 14N(,)14C. У 1940 годзе вуглярод-14 змаглі выдзеліць амерыканскія фізікі Марцін Дэвід Кеймен і Самуэл Рубен, якія абпраменьвалі на цыклатроне графітовую мішэнь дэйтронамі; 14C утвараўся ў рэакцыі 13C(,)14C. Яго перыяд паўраспаду быў усталяваны пазней (Марцін Кеймен у сваіх першых эксперыментах атрымаў 2700 і 4000 гадоўMartin David Kamen. «Radiant science, dark politics: a memoir of the nuclear age»., Уілард Лібі у 1951 годзе прыняў перыяд паўраспаду ў ). Сучаснае рэкамендаванае значэнне перыяду паўраспаду прыведзена ў базе даных Nubase-2020 і заснавана на пяці эксперыментах па вымярэнні ўласнай актыўнасці, праведзеных у 1960-х гадах.
Утварэнне Вуглярод-14 утвараецца ў верхніх слаях трапасферы і стратасферы ў выніку паглынання атамамі азоту-14 тэрмічных нейтронаў, якія ў сваю чаргу з’яўляюцца вынікам узаемадзеяння касмічных прамянёў і рэчыва атмасферы:
Сячэнне працэсу даволі высокае (). Яно ў 25 разоў вышэй, чым сячэнне канкуруючага працэсу — радыятыўнага захопу тэрмічнага нейтрона . Існуюць і іншыя рэакцыі, якія ствараюць у атмасферы касмагенны вуглярод-14, у прыватнасці 13C(n,γ)14C і 17O(n,α)14C. Аднак іх хуткасць значна ніжэй з-за меншай распаўсюджанасці зыходных нуклідаў і меншых сячэнняў рэакцыі.
З найбольшай хуткасцю вуглярод-14 утвараецца на вышыні ад 9 да на высокіх геамагнітных шыратах, аднак потым ён раўнамерна размяркоўваецца па ўсёй атмасферы. У секунду над кожным квадратным метрам зямной паверхні ў сярэднім утвараецца ад да вугляроду-14, хоць хуткасць утварэння можа вагацца ў залежнасці ад сонечнай актыўнасці і іншых фактараў. Выяўлены рэзкія і кароткія павелічэнні хуткасці ўтварэння 14C (падзеі Міяке), мяркуецца, што звязаны з вельмі магутнай сонечнай успышкай або блізкім гамма-ўспышкам, напрыклад падзея ў 774 годзе н. э., калі ў атмасферы адначасова ўзнікла ў тры з лішнім разы больш радыевугляроду, чым у сярэднім утвараецца за год.
Яшчэ адзін прыродны канал утварэння вугляроду-14 — які адбываецца з вельмі малой імавернасцю кластэрны распад некаторых цяжкіх ядраў, якія ўваходзяць у радыеактыўныя рады. У цяперашні час выяўлены распад з эмісіяй вугляроду-14 ядраў 224Ra (рад торыя), 223Ra (рад урана-актынія), 226Ra (рад урана-радыя); прадказаны, але эксперыментальна не выяўлены аналагічны працэс для іншых прыродных цяжкіх ядраў (кластэрная эмісія вугляроду-14 выяўлена таксама для адсутных у прыродзе нуклідаў 221Fr, 221Ra, 222Ra і 225Ac). Хуткасць утварэння радыягеннага вугляроду-14 па гэтым канале нязначна малая ў параўнанні з хуткасцю ўтварэння касмагеннага вугляроду-14Baum E. M. et al. (2002). Nuclides and Isotopes: Chart of the nuclides. 16th ed. Knolls Atomic Power Laboratory (Lockheed Martin)..
Пры выпрабаваннях ядзернай і асабліва тэрмаядзернай зброі ў атмасферы ў 1940—1960-х гадах вуглярод-14 інтэнсіўна ўтвараўся ў выніку абпраменьвання атмасфернага азоту тэрмічнымі нейтронамі ад ядзерных і тэрмаядзерных выбухаў. У выніку змест вугляроду-14 у атмасферы моцна ўзрос (так званы «бомбавы пік», гл. мал.), аднак пасля стаў паступова вяртацца да ранейшых значэнняў з-за сыходу ў акіян і іншыя рэзервуары. Іншы тэхнагенны працэс, які паўплываў на сярэдняе стаўленне [14C]/[12C] у атмасферы, дзейнічае ў напрамку памяншэння гэтай велічыні: з пачаткам індустрыялізацыі (XVIII стагоддзе) значна павялічылася спальванне вугалю, нафты і прыроднага газу, гэта значыць выкід у атмасферу старажытнага карыснага вугляроду, які не змяшчае 14C (так званы ).
Ядзерныя рэактары, якія выкарыстоўваюць ваду ў актыўнай зоне, таксама з’яўляюцца крыніцай тэхнагеннага забруджвання вугляродам-14, таксама як і рэактары з графітавай запавольнікам.
Агульная колькасць вугляроду-14 на Зямлі ацэньваецца ў 8500 петабекерэляў (каля ), у тым ліку ў атмасферы (). Колькасць вугляроду-14, які трапіў у атмасферу і іншыя асяроддзі ў выніку ядзерных выпрабаванняў, ацэньваецца ў ().
Распад Вуглярод-14 падвяргаецца −-распаду, у выніку распаду ўтвараецца стабільны нуклід 14N (вылучаная энергія ):
Хуткасць распаду не залежыць ад хімічных і фізічных уласцівасцей асяроддзя. Грам атмасфернага вугляроду змяшчае каля вугляроду-14 і выпраменьвае каля 0,6 бэта-часціц у секунду за кошт распаду гэтага ізатопа. З такой жа хуткасцю вуглярод-14 распадаецца і ў чалавечым целе; кожную секунду ў арганізме чалавека адбываецца некалькі тысяч распадаў. Улічваючы малую энергію ўтварэння бэта-часціц, магутнасць эквівалентнай дозы ўнутранага апраменьвання, атрымліваемага па гэтым канале (0,01 мЗв/год, або 0,001 бэр/год), нязначная ў параўнанні з магутнасцю дозы ад унутранага калія-40 (0,39 мЗв/год)Radioactivity in the Natural Environment . In: . Сярэдняя удзельная актыўнасць вугляроду-14 жывой біямасы на сушы ў 2009 годзе складала на вугляроду, блізка да значэнняў да бомбавы піка (; 1950).
Біялагічная роля Вуглярод-14 з’яўляецца другой (пасля калія-40) па значнасці крыніцай непазбежнай уласнай радыеактыўнасці чалавечага арганізма. Яго ўклад у радыеактыўнасць умоўнага сярэдняга чалавечага цела масай 70 кг па розных ацэнках складае 3,1Are Our Bodies Radioactive? / Health Physics Society, 2014: «…The body content of 14C for a 70-kg person would be about 3.08 kBq».—3,7 кБк.
Выкарыстанне
Радыеізатопнае датаванне
Вуглярод-14 пастаянна ўтвараецца ў атмасферы з азоту-14 пад уздзеяннем касмічных прамянёў. Для сучаснага ўзроўню касмічнай актыўнасці можна ацаніць адноснае ўтрыманне вугляроду-14 у параўнанні са «звычайным» (вугляродам-12) у атмасферы як прыблізна 1:1012. Як і звычайны вуглярод, 14C уступае ў рэакцыю з кіслародам, утвараючы вуглякіслы газ, які патрэбны раслінам у працэсе фотасінтэзу. Людзі і розныя жывёлы затым спажываюць расліны і вырабленыя з іх прадукты ў ежу, засвойваючы такім чынам і вуглярод-14. Пры гэтым суадносіны канцэнтрацый ізатопаў вугляроду [14C]: [13C]: [12C] застаюцца практычна такімі ж, як у атмасферы; ізатопнае фракцыяніраванне ў біяхімічных рэакцыях змяняе гэтыя суадносіны толькі на некалькі праміле, што можа быць улічана.
У памерлым жывым арганізме вуглярод-14 паступова распадаецца, а стабільныя ізатопы вугляроду застаюцца без змен. Гэта значыць суадносіны ізатопаў змяняюцца з цягам часу. Гэта дазволіла выкарыстоўваць гэты ізатоп для вызначэння ўзросту метадам радыеізатопнага датавання пры датаванні біяматэрыялаў і некаторых неарганічных узораў узростам да . Найбольш часта выкарыстоўваецца ў археалогіі, у ледніковай і пасляледніковай геалогіі, а таксама ў фізіцы атмасферы, геамарфалогіі, гляцыялогіі, гідралогіі і глебазнаўстве, у фізіцы касмічных прамянёў, фізіцы Сонца і ў біялогіі, не толькі для датаванняў, але і як трасёр розных прыродных працэсаўЛевченко В. Радиоуглерод и абсолютная хронология: записки на тему. — «Русский Переплёт», 18 снежня 2001..
У медыцыне Выкарыстоўваецца для вызначэння заражэння страўнікава-кішачнага тракту Helicobacter pylori. Пацыенту даюць прэпарат мачавіны з утрыманнем 14C. У выпадку інфекцыі H.pylori бактэрыяльны фермент урэазы разбурае мачавіну ў аміяк і радыеактыўна пазначаны вуглякіслы газ, які можа быць выяўлены ў дыханні пацыента. Сёння тэст на аснове пазначаных атамаў 14C стараюцца замяняць на тэст са стабільным 13C, які не звязаны з радыяцыйнымі рызыкамі.
Радыеізатопныя крыніцы энергіі
Існуе канцэпцыя выкарыстання вугляроду-14 у якасці радыеізатопнай крыніцы энергіі. У ім утрымліваецца алмазападобнае пакрыццё з 14C у якасці крыніцы бэта-выпраменьвання і дадатковае такое ж пакрыццё з нармальным вугляродам для стварэння неабходнага паўправадніковага пераходу і інкапсуляцыі вугляроду-14. Такая батарэя будзе выпрацоўваць невялікую колькасць электраэнергіі на працягу тысяч гадоў.
Гл. таксама Радыевугляродны аналіз Пік вугляроду-14 у 774 годзе Падзеі Міяке
Крыніцы
Катэгорыя:Ізатопы вугляроду Катэгорыя:Радыенукліды, якія выкарыстоўваюцца для датавання