碳同位素(碳同位素測(cè)年法)

各位老鐵們好，相信很多人對(duì)碳同位素都不是特別的了解，因此呢，今天就來為大家分享下關(guān)于碳同位素以及碳同位素測(cè)年法的問題知識(shí)，還望可以幫助大家，解決大家的一些困惑，下面一起來看看吧！

一、碳有幾種同位素

碳的同位素是指原子序數(shù)為6的碳元素中，核外層電子數(shù)量相同、但中子數(shù)量不同的不同形態(tài)。拓展資料：

1、其中，自然界中存在三種主要的碳同位素：碳-12，碳-13和碳-14。首先是碳-12，它的碳原子中含有6個(gè)質(zhì)子和6個(gè)中子，因此它的原子質(zhì)量為12。碳-12是最穩(wěn)定的碳同位素，占自然界中所有碳的99%以上。由于其核內(nèi)沒有額外的中子，故不參與放射性衰變過程。

2、其次是碳-13，它的碳原子中含有6個(gè)質(zhì)子和7個(gè)中子，因此它的原子質(zhì)量為13。碳-13在自然界中占據(jù)了約1%的比例。它的存在范圍包括了地球上所有有機(jī)物，生命現(xiàn)象中含碳的分子同位素分布也集中在碳-12和碳-13之間。

3、最后是碳-14，它的碳原子中含有6個(gè)質(zhì)子和8個(gè)中子，因此它的原子質(zhì)量為14。碳-14是放射性同位素，核內(nèi)多余的中子很容易發(fā)生β-衰變，轉(zhuǎn)化為氮原子，釋放貝塔粒子和反中微子。因此在自然界中含量非常少，占據(jù)了自然界總碳的萬億分之一。

4、碳-14在考古學(xué)研究和地質(zhì)年代測(cè)定中具有極大的作用。由于其放射性半衰期約為5,700年，可以通過對(duì)化石和古代有機(jī)物的放射性測(cè)定，對(duì)這些物質(zhì)的年齡進(jìn)行計(jì)算。同時(shí)，也可以利用大氣中碳-14的比例變化，推斷全球氣候變化的歷史。

5、碳同位素，化學(xué)物質(zhì)，自然界中碳以12C、13C、14C等多種同位素的形式存在�？傊嫉耐凰卦谧匀唤缂翱茖W(xué)研究中都扮演著重要的角色。不同碳同位素之間的差別，對(duì)生命現(xiàn)象、地質(zhì)演化、人類文化等方方面面都產(chǎn)生了影響，并促進(jìn)了對(duì)自然界和宇宙的探索。

二、碳同位素地球化學(xué)

碳是宇宙中最豐富的元素之一，但在地球上屬微量元素，然而在地球表面的大氣圈、生物圈和水圈中卻是常見元素，它是地球上生命物質(zhì)的基本組分。碳可以呈固態(tài)、液態(tài)和氣態(tài)形式，它在地殼表面各層圈廣泛分布，也能在地殼深部甚至在地幔存在；它即可以還原態(tài)存在于有機(jī)物質(zhì)、煤、石油和天然氣中，又可以氧化態(tài)形式在CO2、水溶液中的碳酸鹽離子和及碳酸鹽中存在，它還可以單質(zhì)石墨、金剛石等形式存在。

碳有兩種穩(wěn)定同位素（12C原子豐度為99.892%，13C原子豐度為1.108%）及一種放射性同位素（14C）。樣品的碳同位素組成特征以δ13C表示，即：

適合于作碳同位素組成分析的樣品，主要包括石墨、金剛石、方解石、白云石、菱鐵礦、菱錳礦等礦物，石灰?guī)r、白云巖、大理巖等全巖樣品。另外，各種礦物包裹體中的CO2和CH4氣體以及石油、天然氣及有機(jī)物質(zhì)中的含碳組分也可以作為研究對(duì)象。

碳同位素在自然界的分餾效應(yīng)是比較明顯的，δ13C變化范圍可達(dá)100‰。引起碳同位素分餾的主要機(jī)理是光合作用和熱裂解作用的動(dòng)力分餾，不同含碳化合物之間的同位素交換反應(yīng)、碳的氧化還原反應(yīng)的平衡分餾等也能引起碳同位素組成的變化。

（1）光合作用。植物的光合作用使大氣中CO2進(jìn)入植物機(jī)體形成有機(jī)分子，反應(yīng)式如下：

由于12CO2的鍵較13CO2的鍵易斷開，光合作用使有機(jī)物富集12C，而大氣中富集13C，因此，植物乃至整個(gè)生物及有機(jī)成因的煤、石油、天然氣及瀝青等都相對(duì)富12C，平均δ13C=-25‰左右，而與其平衡的大氣中的CO2平均δ13C=-7‰左右。用酶攝取和固定二氧化碳的實(shí)驗(yàn)表明，在二氧化碳的光合作用中，分餾作用主要發(fā)生在兩個(gè)階段，先是從大氣中優(yōu)先吸收12CO2，造成碳同位素分餾后產(chǎn)物中碳同位素組成的變化，然后是12CO2優(yōu)先固定在光合作用的初級(jí)產(chǎn)物（磷酸甘油酸）中，這些初級(jí)產(chǎn)物最后轉(zhuǎn)變成碳?xì)浠衔�。如果溶解的CO2全部被固定，則碳?xì)浠衔锱c二氧化碳的碳同位素組成無差別。實(shí)際上，必然有一部分未反應(yīng)的富13C的溶解的CO2從植物中排出，排出量越大，分餾也越顯著。

（2）熱裂解作用。碳?xì)浠衔锪呀獾膭?dòng)力效應(yīng)導(dǎo)致輕的化合物中富12C，重的化合物中富集13C，這是因?yàn)?2C—12C鍵要比12C—13C和13C—13C鍵更易破裂，因而12C優(yōu)先富集于熱裂解最先形成的輕化合物中。由于不同同位素分子組成的化合物之間的擴(kuò)散速度存在差異，石油及天然氣運(yùn)移時(shí)，甲烷類輕的化合物中富12C。

（3）同位素交換反應(yīng)。大氣 CO2氣體與溶液中發(fā)生的同位素交換反應(yīng)是引起碳同位素變化的又一原因，其反應(yīng)如下：

同位素交換反應(yīng)調(diào)節(jié)著大氣 CO2與海水中之間的同位素平衡，使溶液中富集13 C，導(dǎo)致沉積碳酸鹽巖石（石灰?guī)r、白云巖）等富含13 C。同位素交換作用的進(jìn)行可以形成比較固定的富13 C系列。據(jù)克雷格測(cè)定，經(jīng)同位素交換作用形成的富13 C的遞增系列為，因此，非生物成因的碳酸鹽總是相對(duì)富集13 C。由于溶液中離子的濃度受溶液pH值和溫度的控制，溶液 pH值和溫度也影響碳同位素交換反應(yīng)。例如，當(dāng)海水中pH值為8.2時(shí)，占溶解無機(jī)碳的99%以上，而當(dāng)pH值降低時(shí)，溶液中CO2分子比例上升了，溫度降低，溶解CO2的數(shù)量增加，溫度升高，溶解 CO2的數(shù)量減少，這些變化顯然控制著碳同位素組成的交換反應(yīng)。

（4）氧化還原反應(yīng)。碳的氧化還原反應(yīng)發(fā)生在強(qiáng)還原條件下，其反應(yīng)方程為：

上式是自然體系碳同位素分餾的重要機(jī)制之一。自然界中CH4→CO2反應(yīng)可能發(fā)生在巖漿形成、火山噴氣活動(dòng)、溫泉及生物活動(dòng)中。分餾的結(jié)果使CO2中富集了13C，CH4中富集12C。類似的反應(yīng)也發(fā)生在石墨和金剛石轉(zhuǎn)變?yōu)镃O2的過程中。

6.3.3.2碳同位素在自然界中的分布

自然界中碳同位素組成的變化范圍超過100‰，最重的碳酸鹽δ13C值大于20‰，最輕的甲烷δ13C值為-90‰，其分布情況見圖6.15。

（1）隕石、月巖和巖漿巖。隕石中碳有五種賦存形式：元素碳、碳化物、金屬相中的固體溶液、碳酸巖和“有機(jī)化合物”。研究表明，隕石幾乎具有地殼中觀察到的所有碳同位素分餾效應(yīng)，因此隕石碳具有很寬的碳同位素組成范圍（δ13C=-27‰～+70‰）。這一特征與其他輕同位素明顯不同。不同形式碳的同位素組成變化如下：石墨δ13C=-5‰～8‰，鎳碳鐵石和鎳紋石δ13C=-17‰～-26‰，碳酸巖δ13C=+40‰～+70‰，不溶有機(jī)物δ13C=-15‰～17‰，可溶有機(jī)物δ13C=-5‰～-27‰。由此可見，隕石中氧化態(tài)碳最富13C，碳化物最富12C。隕石中的碳大部分以石墨或金剛石的形式存在，Kaplan等估計(jì)隕石的總碳δ13C=-5.6‰～+18‰。月巖中碳主要以CO、CO2及金屬碳化物等形式存在，由表6.13列出的月巖樣品碳含量及δ13C值可知：①月球上不同地區(qū)結(jié)晶巖的碳含量和δ13C值很相似，與地球上火成巖的δ13C值一致；②同一巖石內(nèi)部和表面的δ13C值很均一，說明月巖表面未發(fā)生過碳同位素的交換；③月壤的碳含量和δ13C值明顯高于結(jié)晶巖石，有人推測(cè)是太陽風(fēng)的影響，也有人認(rèn)為除太陽風(fēng)外，可能是彗星或其他富碳物體沖擊而成的。地殼中巖漿巖的碳含量不高（0.01%～0.03%），但形式多樣，有硫酸鹽、氣液包裹體中的CO2氣體、有機(jī)分子和碳化物的混合物及石墨、金剛石等，前兩種中碳為氧化態(tài)，后兩種中碳以還原碳的形式出現(xiàn)。巖漿巖中的氧化碳（碳酸巖及氣液包裹體中CO2）存在兩種碳同位素組成變化范圍，一種δ13C值為-5‰～-7‰，另一種為-15‰～25‰。有趣的是，巖漿巖中金剛石的碳同位素組成變化范圍亦很大，δ13C值從-1‰～-31‰（戴尼斯，1980），但多數(shù)集中在-5‰～-7‰。對(duì)于巖漿巖中碳同位素變化較大的原因眾說紛紜，有人認(rèn)為是由巖漿結(jié)晶過程中碳同位素分餾造成的；有人認(rèn)為地幔碳同位素組成本身就很不均一，而且常常不能實(shí)現(xiàn)碳同位素平衡；也有人認(rèn)為是生物成因碳的沉積巖混染所致。

表6.13月巖樣品的碳含量及碳同位素組成

（2）沉積碳酸鹽。沉積碳酸鹽巖的碳同位素組成比較穩(wěn)定，由寒武紀(jì)到第三紀(jì)的海相碳酸鹽巖δ13C≈0，幾乎恒定不變。陸相碳酸鹽巖較海相碳酸鹽巖δ13C值變化范圍大，且更富集12C，其平均δ13C=-4.93‰±2.75‰。海陸相軟體動(dòng)物貝殼中碳同位素組成亦有相似的特征，因此可根據(jù)碳酸鹽巖的碳同位素組成來推斷其沉積環(huán)境。有些碳酸鹽巖具有異常富的12C（δ13C=-23‰～-60‰），對(duì)于這種碳酸鹽巖的成因有人認(rèn)為是甲烷的細(xì)菌氧化或無機(jī)氧化產(chǎn)生的CO2造成的。沉積巖中的有機(jī)碳同樣具有低的δ13C值（-15‰～-40‰）。

（3）熱液體系碳同位素組成。火山噴氣及熱泉中CO2和少量的CH4共存，其中，碳同位素組成隨碳質(zhì)來源不同可以有較大的變化范圍。一般地?zé)釁^(qū) CO2中，δ13 C=-2‰～-8‰，而與熔巖流伴生的 CO2中δ13 C=-14‰～-28‰，說明殼源 CO2具有接近沉積碳酸鹽巖的δ13 C值，而深源熱液或部分幔源物質(zhì)的CO2更富12 C。熱液礦床中的含碳礦物主要是 Ca、Mg、Fe和 Mn的碳酸鹽和礦物氣液包裹體中的 CO2、CH4等。大本（1972）認(rèn)為熱液礦脈中方解石的δ13 C值不能反映熱液體系總碳的同位素組成，提出了熱液中方解石和石墨沉淀時(shí)的δ13 C值變化等值線圖（圖6.16）。等值線的計(jì)算條件為：t=250℃，離子強(qiáng)度 I=1.0，δ13 C∑C=-5‰，總碳濃度=1 mol/公斤水。由圖可見，方解石、石墨的穩(wěn)定場(chǎng)以為界分為兩區(qū)。在高氧逸度條件下（大氣壓）方解石的δ13 C與無關(guān)，僅隨pH改變，接近δ13 C∑C值或稍高；當(dāng)大氣壓時(shí)，方解石的δ13 C值隨pH增加而緩慢降低、隨的降低而迅速增高，區(qū)內(nèi)方解石都具正δ13 C值，是強(qiáng)還原條件 C-CO2間同位素強(qiáng)烈分餾的結(jié)果。石墨的δ13 C值強(qiáng)烈地依賴于。強(qiáng)還原條件下，熱液中還可能出現(xiàn) CH4，因其強(qiáng)烈富集12 C，造成共生的方解石或出現(xiàn)異常高的δ13 C（+29‰，條件為δ13 C∑C=0‰）。因此，在給定溫度、f O2及包裹體中撿出的 CH4的條件下，可以根據(jù)方解石的δ13 C值計(jì)算熱液體系總的δ13 C∑C值，從而推斷熱液來源。熱液中碳有三種來源：①巖漿源或深部源（δ13 C≈-7‰）；②沉積碳酸鹽巖（δ13 C≈0‰）；③沉積巖和變質(zhì)巖中的有機(jī)碳（δ13 C≈-25‰）。

圖6.16方解石-石墨的δ13 C值隨 pH和 f O2的變化

（4）有機(jī)體系碳同位素。煤、石油、天然氣富集12C可確切表明其生物成因。煤的δ13C=-22‰～-28‰，平均為-25‰，與現(xiàn)代植物的δ13C值非常接近（-24‰～-34‰）。石油δ13C=-18‰～-35‰，平均-28‰，石油比現(xiàn)代水生植物富集12C約10%，證明是石油成熟化作用的結(jié)果，成熟度越高，有機(jī)質(zhì)δ13C值就越大。因此δ13C值可以作為石油成熟度的指標(biāo)。甲烷的δ13C=-10‰～-105‰，有機(jī)成因甲烷同系物的δ13C值隨碳素增多δ13C值變大（δ13C1＜δ13C2＜δ13C3＜δ13C4），說明石油的輕餾分中更富集12C。

（1）地幔去氣作用碳同位素示蹤。金剛石是地球深源物質(zhì)的代表（其產(chǎn)出深度為150～400 km），形成于地幔中的地球原始碳，其δ13值應(yīng)為-6‰至-7‰，然而某些金剛石碳的δ13C值超出此值。以往討論異常地幔δ13C值時(shí)，往往考慮源區(qū)初始碳同位素不均一和礦物形成過程中與圍巖碳的混染作用等，忽視了地幔去氣作用中碳同位素組成的變化這一重要因素。幔源巖漿的去氣作用一般發(fā)生在巖漿上升期間，對(duì)于與地幔去氣作用相關(guān)的金剛石來說，可能發(fā)生下列化學(xué)反應(yīng)：

根據(jù)理論和實(shí)驗(yàn)研究，地幔物質(zhì)中碳同位素組成在平衡條件下其組成變化順序?yàn)椋?/p>

由于CO2相對(duì)于金剛石顯著富集13C，CO2的去氣作用能夠引起熔體內(nèi)金剛石富集12C，結(jié)果金剛石δ13C值能夠變化至較大的負(fù)值（-25‰～-30‰），丟失CO2越多，金剛石的δ13C值相對(duì)原始地幔δ13C值的偏離越大。相反，由于CH4相對(duì)于碳酸鹽顯著地虧損13C，因此CH4的去氣作用能夠引起熔體內(nèi)金剛石稍微富集13C，結(jié)果金剛石的δ13C值能夠變化至較小的正值（+3‰～+5‰）。以上分析表明，金剛石形成期間CO2和CH4的去氣作用導(dǎo)致金剛石δ13C值有較大的變化范圍，異常的金剛石δ13C值可示蹤其去氣作用的類型。

（2）熱液系統(tǒng)中碳的來源。熱液系統(tǒng)中，含碳組分主要是進(jìn)入鈣、鐵、鎂、錳的碳酸鹽巖（方解石、白云石、文石、菱鐵礦、菱錳礦等）以及礦石與脈石礦物氣液包裹體中的CO2和CH4，少數(shù)情況下還有石墨。歸納起來，熱液中的碳有3個(gè)來源：①巖漿源或深部源，它們的δ13C值在-7‰左右；②沉積碳酸鹽巖來源，其δ13C值為0‰左右；③沉積巖、變質(zhì)巖與火成巖中的有機(jī)碳（還原碳），它們的δ13C值在-25‰左右。因此根據(jù)熱液系統(tǒng)中的碳同位素組成可示蹤碳的來源，進(jìn)而可進(jìn)行成礦作用等方面的研究。例如，對(duì)我國部分斑巖型礦床的碳同位素組成研究結(jié)果（表6.14）表明，由于礦床都不含石墨，因此礦床中方解石的δ13C值可近似作為礦床的δ13C∑C。由表可見，這些礦床的δ13C∑C值既不同于巖漿碳（-5‰～-8‰），也不同于海相碳酸鹽巖的碳（接近于0‰），它們很可能是巖漿碳和碳酸鹽巖碳的混合產(chǎn)物。巖漿碳由巖漿水帶來，碳酸鹽巖碳是大氣降水在碳酸鹽巖地層中對(duì)流循環(huán)時(shí)從碳酸鹽巖地層中淋取的。由表6.14還可看出，成礦溶液的δ18O（H2O）值愈是接近于巖漿水的礦床，如冷水鉛鋅礦，其方解石與巖漿碳的δ13C值愈接近，相反，成礦溶液中有較多大氣降水混入的礦床，如團(tuán)結(jié)溝金礦，其方解石與碳酸鹽巖的δ13C愈是接近。

表6.14某些斑巖型礦床的碳同位素組成

（3）確定原油的形成環(huán)境。一般認(rèn)為，石油是由海相或陸相盆地沉積物中的動(dòng)植物殘?bào)w逐漸演化形成的，而海相和陸相有機(jī)質(zhì)的碳同位素組成是不同的，海成的石油一般具有較高的δ13C值，而陸成石油δ13C值相對(duì)較低。由于在有機(jī)質(zhì)演化成石油的過程中，碳同位素組成的變化不明顯，因而可以根據(jù)測(cè)定石油的δ13C值推測(cè)其原油母質(zhì)的沉積環(huán)境。例如，據(jù)陳錦石等（1983）的研究，我國陜甘寧盆地存在兩種生油類型：中生代陸相石油的δ13C值為-29.7‰～-32.8‰，平均為-31.3‰；而古生代海相石油的δ13C值為-23.9‰～-27.1‰，平均為-24.7‰。陸相石油比海相石油富12C約5.6‰。

界線地層同位素研究是通過地層單元中同位素組成變化的對(duì)比，來確定地層相對(duì)時(shí)代的，進(jìn)行地層劃分并探討地質(zhì)歷史中的重大事件。迄今為止，研究涉及的同位素包括碳、氧、鍶、釹和硫等，其中海相碳酸鹽巖的碳氧同位素研究資料較豐富。研究表明，海相碳酸鹽巖石的碳同位素組成的變化不但可以作為古海水溫度與鹽度變化的函數(shù)，而且可以作為海相碳酸鹽巖地層的劃分標(biāo)志。例如，我國浙江長興上二疊統(tǒng)長興組和下三疊統(tǒng)青龍組為連續(xù)沉積，無地層缺失；長興組由灰?guī)r和泥灰?guī)r組成，青龍組由泥灰?guī)r組成，底部為厚約6cm的伊利石-蒙托石粘土層，其中發(fā)現(xiàn)有鉀長石球微粒。如圖6.17所示，長興組碳酸鹽巖的δ13C值以相對(duì)富集13C為特征，δ13C值均為正值（0.1‰～5.1‰）；青龍組卻以12 C相對(duì)富集為標(biāo)志，除個(gè)別樣外，δ13 C均為負(fù)值；另外從長興組頂部至青龍組底部，δ13 C值發(fā)生了突變，變化幅度達(dá)5‰以上。另據(jù)柴之芳等（1986）研究，界線層位樣品的銥含量[（0.2～1.0）×10-9]比上、下層位高10倍左右，金[（0.5～2.7）×10-9]和鉑[（41～48）×10-9]高 5～6倍，鋨、鎳、鈷、鐵、砷、銻和銅也顯示出不同程度的富集。碳同位素組成和銥等元素的突變指示在二疊系—三疊系界線層位上發(fā)生過重大事件。

圖6.17浙江長興二疊系—三疊系剖面δ13 C值變化曲線

（5）地-氣交換過程中的碳同位素示蹤。和海洋生態(tài)系統(tǒng)一樣，地球表面的巖石、土壤、水體和生物組成的陸地物態(tài)系統(tǒng)，與其上部的大氣層之間進(jìn)行著持續(xù)的物質(zhì)和能量的交換，稱地-氣交換。這種交換過程包括氣態(tài)物質(zhì)交換、固態(tài)物質(zhì)交換和液態(tài)物質(zhì)交換。這些物質(zhì)的交換，特別是氣體物質(zhì)的交換主要受大氣層與陸地的相互作用以及海洋界面上生物活動(dòng)的調(diào)節(jié)，對(duì)人類生存環(huán)境產(chǎn)生著重要的影響。穩(wěn)定同位素的地球化學(xué)行為是研究陸地生態(tài)系統(tǒng)和大氣間物質(zhì)交換的有效示蹤途徑，近年已取得了若干新認(rèn)識(shí)，其中微量氣體甲烷的碳和氫同位素研究程度相對(duì)較高，通過對(duì)單個(gè)甲烷分子的13 C/12 C、D/H同位素原子比率的測(cè)定，為大氣甲烷的成因及其來源提供了重要示蹤線索。Lowe等人（1989）對(duì)清潔、混勻的南北半球大氣甲烷的δ13 C值進(jìn)行了測(cè)定（表 6.15），從表6.15中可見，地球大氣圈甲烷的平均δ13 C值為-47‰左右。近期許多學(xué)者還對(duì)陸地系統(tǒng)中不同來源（動(dòng)物腸道發(fā)酵、天然濕地、水稻田、生物燃燒等）甲烷的δ13 C值作了測(cè)定。水稻田是大氣甲烷重要的地表釋放源之一，美國加利福尼亞等水稻田和中國貴州水稻田甲烷樣的測(cè)定結(jié)果表明，δ13 C值變化于-68‰～-54‰。平均δ13 C值為-61‰。這一結(jié)果顯示，盡管東西半球的氣候和水稻管理方法可能會(huì)有所不同，但水稻生長所需的特殊淺水還原環(huán)境及其中的微生物作用是相同的，導(dǎo)致世界各地稻田甲烷都具有受微生物分餾作用控制的富集輕碳同位素的特征，也表明水稻田是當(dāng)今大氣甲烷的輕碳同位素源。

表6.15南北半球清潔背景空氣和東西半球水稻田甲烷的δ13C值

三、碳直徑多少

碳原子的直徑只有1.4×10ˉ⁷mm。

碳原子（carbon）化學(xué)符號(hào)：C元素原子量：12.011質(zhì)子數(shù)：6原子序數(shù)：6周期：2族：IVA。自然產(chǎn)生的碳由三種同位素組成：12C和13C為穩(wěn)定同位素，而14C則具放射性，其半衰期約為5,730年。碳是少數(shù)幾個(gè)自遠(yuǎn)古就被發(fā)現(xiàn)的元素之一，是構(gòu)成碳基生物的最基本元素。

所有碳同位素的原子都有6顆質(zhì)子，但中子數(shù)各異（從2到16顆不等）。碳有兩個(gè)自然存在的穩(wěn)定同位素：碳-12占地球上碳的98.93%，而碳-13則占剩余的1.07%。生物體中同位素的比率更高，因?yàn)樯锘瘜W(xué)反應(yīng)會(huì)選擇性地消除。

1961年，國際純粹與應(yīng)用化學(xué)聯(lián)合會(huì)（IUPAC）決定以碳-12同位素作為原子量單位的定義標(biāo)準(zhǔn)。核磁共振所探測(cè)的就是。碳-14是自然產(chǎn)生的放射性同位素，在地球上的豐度為一萬億分之一（0.0000000001%），主要存在于大氣層和地表礦藏中，如泥炭及其他有機(jī)物質(zhì)等。

碳-14以0.158MeV能量進(jìn)行β−衰變，由于半衰期只有5730年，所以該同位素在古老巖石中幾乎絕跡，但會(huì)在大氣高層（低平流層及高對(duì)流層）中經(jīng)宇宙射線和氮間的反應(yīng)而不斷產(chǎn)生。

在大氣層及生物體中的豐度幾乎守恒，但在生物體死亡后有規(guī)律地衰減，這就是放射性碳定年法的原理。該定年法可測(cè)量時(shí)間長度在4萬年以下的含碳物質(zhì)。

碳有15種已知同位素，其中存活時(shí)間最短的是，它會(huì)進(jìn)行質(zhì)子發(fā)射和α衰變，半衰期為1.98739x10−21秒。同位素有核暈效應(yīng)，即其半徑比密度均勻的正常球體原子核高得多。

OK，關(guān)于碳同位素和碳同位素測(cè)年法的內(nèi)容到此結(jié)束了，希望對(duì)大家有所幫助。