放射性炭素年代測定

放射性炭素年代測定は死海文書の信憑性を証明するのに役立った。

放射性炭素年代測定（炭素年代測定または炭素14年代測定とも呼ばれる）は、炭素の放射性同位体である放射性炭素の特性を利用して、有機物を含む物体の年代を決定する方法です。

この方法は、1940年代後半にシカゴ大学のウィラード・リビーによって開発されました。これは、放射性炭素（¹⁴C )は、宇宙線と大気中の窒素の相互作用によって地球の大気圏で絶えず生成されています。その結果、¹⁴Cは大気中の酸素と結合して放射性二酸化炭素を形成し、それが光合成によって植物に取り込まれ、動物は¹⁴動物や植物は植物を食べることで炭素を吸収します。動物や植物が死ぬと、環境との炭素交換が止まり、その後は¹⁴含まれるCは、¹⁴Cは放射性崩壊を起こす。¹⁴木片や骨片など、死んだ植物や動物のサンプルに含まれるCは、その動物や植物がいつ死んだかを計算するのに役立つ情報を提供します。サンプルが古いほど、¹⁴Cが検出される。¹⁴C（ある試料の半分が崩壊するまでの時間）は約5,730年であるため、この方法で確実に測定できる最古の年代は約5万年前となります。ただし、特殊な調製方法を用いることで、より古い試料でも正確な分析が可能な場合もあります。リビーはこの研究により1960年にノーベル化学賞を受賞しました。

1960年代から、¹⁴大気中のC濃度は過去5万年間で変化しています。得られたデータは較正曲線の形で、現在、試料中の放射性炭素の測定値を試料の暦年齢の推定値に変換するために使用されています。その他の補正は、大気中の放射性炭素の割合を考慮して行う必要があります。¹⁴異なる種類の生物におけるC（分画）、および¹⁴生物圏全体にわたる炭素（リザーバー効果）の蓄積。石炭や石油などの化石燃料の燃焼、そして1950年代から60年代にかけて行われた地上核実験によって、さらなる複雑な問題が生じている。生物由来物質が化石燃料に変換される時間は、それらが自然界に定着する時間よりも大幅に長いため、¹⁴Cが検出レベル以下に崩壊するために、化石燃料にはほとんど含まれていない¹⁴C . その結果、19世紀後半から、¹⁴化石燃料の燃焼によって発生した二酸化炭素が大気中に蓄積し始めたため、炭素の量は増加しました。逆に、核実験によって¹⁴大気中のCは、1965 年頃に核実験前の大気中の量のほぼ 2 倍に達し、最高値に達しました。

放射性炭素の測定は、もともとベータ線を計数する装置によって行われ、これは崩壊によって放出されるベータ線の量を計数するものである。¹⁴試料中のC原子。最近では加速器質量分析法が主流となり、すべてのC原子を数えるようになった。¹⁴測定中に崩壊する少数のC原子だけでなく、サンプル中のすべてのC原子を測定できるため、はるかに小さなサンプル（植物の種子一つ程度）でも使用でき、はるかに迅速に結果が得られます。放射性炭素年代測定法の発展は考古学に大きな影響を与えました。従来の方法よりも遺跡内でより正確な年代測定が可能になっただけでなく、遠く離れた場所における出来事の年代比較も可能になりました。考古学の歴史では、その影響はしばしば「放射性炭素革命」と呼ばれています。放射性炭素年代測定法によって、最終氷期の終焉や、様々な地域における新石器時代および青銅器時代の始まりなど、先史時代の重要な変遷の年代を特定することが可能になりました。

背景

歴史

1939年、バークレー放射線研究所のマーティン・ケイメンとサミュエル・ルーベンは、有機物によく含まれる元素の中に、生物医学研究に有用なほど長い半減期を持つ同位体が存在するかどうかを調べる実験を始めました。彼らは、¹⁴Cを研究室のサイクロトロン加速器で調べ、原子の半減期がこれまで考えられていたよりもはるかに長いことをすぐに発見した。^{[ 1 ]}その後、当時フィラデルフィアのフランクリン研究所に勤務していたセルジュ・A・コルフは、熱中性子と¹⁴上層大気中の窒素は¹⁴C . ^{[注 1 ] [ 3 ] [ 4 ]}これまでは¹⁴Cは重陽子が相互作用して生成される可能性が高い。¹³C. [ ^{1 ]}第二次世界大戦中のある時期、当時バークレーにいたウィラード・リビーはコルフの研究を知り、^放射性炭素を年代測定に利用できるかもしれないという考えを思いついた。^{[ 3 ] [ 4 ]}

放射性炭素年代測定の発明者ウィラード・リビー

1945年、リビーはシカゴ大学に移り、放射性炭素年代測定の研究を始めました。1946年に発表した論文では、生体中の炭素には以下のものが含まれている可能性があると提唱しました。¹⁴Cと非放射性炭素も含まれている。^{[ 5 ] [ 6 ]}リビーと数人の共同研究者は、ボルチモアの下水処理場から採取したメタンを用いて実験を進め、サンプルを同位体濃縮した後、その中に¹⁴C . 対照的に、石油から生成されたメタンは、その古さゆえに放射性炭素放射を示さなかった。この結果は1947年にサイエンス誌に発表された論文にまとめられ、著者らは、この結果は有機起源の炭素を含む物質の年代測定が可能であることを示唆していると述べている。^{[ 5 ] [ 7 ]}

リビーとジェームズ・アーノルドは、年代が既知の試料を分析することで、放射性炭素年代測定理論の検証を進めました。例えば、エジプトの二人の王、ゾセル王とスネフェル王の墓から採取された二つの試料は、それぞれ紀元前2625年±75年と推定されていましたが、放射性炭素測定により平均紀元前2800年±250年と測定されました。この結果は1949年12月にサイエンス誌に掲載されました。 ^{[ 8 ] [ 9 ] [注2 ]} 彼らの発表から11年後には、世界中に20以上の放射性炭素年代測定研究所が設立されました。^{[ 11 ]} 1960年、リビーはこの研究によりノーベル化学賞を受賞しました。 ^{[ 5 ]}

物理的および化学的詳細

自然界では、炭素は3つの同位体として存在します。そのうち2つは安定しており、放射性ではありません。炭素12（¹²C）、および炭素13（¹³C）および炭素14（¹⁴C）は「放射性炭素」とも呼ばれ、放射性物質です。¹⁴C（与えられた量の半分に達するのにかかる時間）¹⁴Cの崩壊には約5,730年かかるため、大気中の濃度は数千年かけて減少すると予想されるが、¹⁴Cは下部成層圏と上部対流圏で絶えず生成されており、主に銀河宇宙線によって、そして少量ではあるが太陽宇宙線によっても生成されている。^{[ 5 ] [ 12 ]}これらの宇宙線は大気中を移動する際に中性子を生成し、窒素14（¹⁴N )原子に変換して¹⁴C. [ ^{5 ]}次の核反応は^、14Cが作成されます。

n +¹⁴ ₇北→¹⁴ ₆C + p

ここでnは中性子、pは陽子を表す。^{[ 13 ] [ 14 ] [注3 ]}

一度生産されると、¹⁴Cはすぐに大気中の酸素（O）と結合して最初に一酸化炭素（CO）を形成し、^{[ 14 ]}、最終的に二酸化炭素（CO₂）。^{[ 15 ]}

¹⁴C + O₂→¹⁴CO + O

¹⁴CO + OH →¹⁴二酸化炭素₂+ H

このようにして生成された二酸化炭素は大気中に拡散し、海に溶解し、光合成によって植物に吸収されます。動物は植物を食べて、最終的に放射性炭素は生物圏全体に分布します。¹⁴Cから¹²Cは約1.25倍¹⁴Cから10 ¹²部の¹²C . ^{[ 16 ]}さらに、炭素原子の約1％は安定同位体である。¹³C. ^{[ 5 ]}​

放射性崩壊の式¹⁴Cは: ^{[ 17 ]}

¹⁴ ₆C →¹⁴ ₇N + e⁻+ ν_e

ベータ粒子 (電子、e ⁻ ) と反電子ニュートリノ( ν )を放出することによって_e）の中性子の1つである¹⁴C原子核は陽子に変化し、¹⁴C原子核は安定（非放射性）同位体に戻る¹⁴N. ^{[ 18 ]}​

原則

植物や動物は、その生涯を通じて、大気や食物を通して炭素を交換することで周囲の環境と平衡状態を保っています。そのため、¹⁴Cは大気と、あるいは海洋動物や植物の場合は海と共存する。一度死滅すると、Cを獲得することはできなくなる。¹⁴C、しかし、¹⁴その時の生物学的物質内のCは崩壊し続け、¹⁴Cから¹²残留Cは徐々に減少します。なぜなら¹⁴Cは既知の速度で崩壊するため、放射性炭素の割合は、特定のサンプルが炭素の交換を止めてからどれくらいの時間が経過したかを判断するために使用できます。サンプルが古いほど、¹⁴Cは残ります。^{[ 16 ]}

放射性同位体の崩壊を支配する方程式は次の通りである: ^{[ 5 ]}

${\displaystyle N=N_{0}\,e^{-\lambda t}\,}$

ここで、N ₀は元のサンプル（サンプルが採取された生物が死亡した時刻t = 0）における同位体の原子数であり、 Nは時刻t後に残った原子の数である。^{[ 5 ]} λは特定の同位体に依存する定数であり、与えられた同位体では平均寿命の逆数 、つまり与えられた原子が放射性崩壊を起こす前に生き残る平均時間または期待時間である。^{[ 5 ]} τで表される平均寿命は、¹⁴Cは8,267年なので^{[注4 ]}、上記の式は次のように書き直すことができる。^{[ 20 ]}

${\displaystyle t=\ln(N_{0}/N)\cdot {\text{8267年}}}$

サンプルは元々同じものであったと推定される¹⁴C /¹²C比は大気中の比率と同じであり、サンプルのサイズがわかっているので、サンプル中の原子の総数を計算することができ、N ₀、つまり¹⁴元のサンプル中のC原子の数。Nの測定、つまり¹⁴サンプル中に現在存在するC原子から、上記の式を使用してサンプルの年齢tを計算することができます。 ^{[ 16 ]}

放射性同位体の半減期（通常t _1/2で示される）は平均寿命よりも馴染みのある概念であるため、上記の式は平均寿命で表現されているが、¹⁴Cの半減期は平均半減期よりも短い。現在受け入れられている半減期の値は¹⁴Cは5,700±30年である。^{[ 21 ]}これは、5,700年後には、初期の¹⁴Cは残り、11,400 年後には 4 分の 1 が残り、17,100 年後には 8 分の 1 が残り、というように続きます。

上記の計算では、¹⁴大気中のCは時間の経過とともに一定に保たれています。 ^{[ 5 ]}実際、¹⁴大気中のCは大きく変動しており、その結果、上記の式で得られる値は他の情報源からのデータを用いて補正する必要がある。^{[ 22 ]}これは、後述する較正曲線によって行われ、¹⁴サンプル中の炭素を推定暦年代に換算する。計算には複数のステップがあり、「放射性炭素年代」と呼ばれる中間値が含まれる。これはサンプルの「放射性炭素年」における年代である。放射性炭素年で引用された年代は、較正曲線が使用されていないことを意味する。放射性炭素年計算では、大気中の炭素が¹⁴C /¹²C比は時間の経過とともに変化していない。^{[ 23 ] [ 24 ]}

放射性炭素年代を計算するには、以下の半減期の値も必要となる。¹⁴C . リビーは1949年の論文で、エンゲルケマイアらの研究に基づき、5720±47年という値を用いた。^{[ 25 ]}これは現代の値に驚くほど近かったが、その後まもなく、受け入れられた値は5568±30年に改訂され、^{[ 26 ]}この値は10年以上使用された。1960年代初頭には再び5730±40年に改訂されたが、^{[ 27 ] [ 28 ]}これは、それ以前に発表された論文で計算された年代の多くが不正確であったことを意味した（半減期の誤差は約3%）。^{[注5 ]}これらの初期の論文との整合性を保つため、1962年にケンブリッジ（英国）で開催された放射性炭素会議において、「リビーの半減期」である5568年を使用することが合意された。放射性炭素年代は現在でもこの半減期を用いて計算されており、「従来型放射性炭素年代」として知られている。較正曲線（IntCal）は過去の大気も報告しているので、¹⁴この慣用年代を用いて炭素濃度を推定すれば、IntCal曲線で較正された慣用年代はどれも正しい較正年代となる。年代を引用する際には、それが非較正年代（放射性炭素年代で示された年代を指す用語）である場合、半減期の値が誤っているため、実際の暦年代の最良の推定値と大幅に異なる可能性があることに注意する必要がある。¹⁴C、および歴史的変動に対する補正（較正）が適用されていないため、¹⁴大気中のCの経時的変化。 ^{[ 23 ] [ 24 ] [ 30 ] [注6 ]}

炭素交換貯蔵庫

炭素交換リザーバーの簡略版。炭素の割合と相対的な活性を示す。¹⁴各貯水池のC ^{[ 5 ] [注 7 ]}

炭素は大気圏、生物圏、海洋に分布しており、これらは総称して炭素交換リザーバーと呼ばれています^{[ 33 ]。}また、各構成要素も個別に炭素交換リザーバーと呼ばれます。炭素交換リザーバーを構成する各要素は、炭素を貯蔵する量や、炭素が分解されるまでの期間が異なります。¹⁴宇宙線によって生成されたCが完全に混ざり合うことで、¹⁴Cから¹²異なる貯留層におけるCの濃度、そしてそれによって各貯留層に由来するサンプルの放射性炭素年代が変化する。 ^{[ 5 ]}大気は、¹⁴Cが生成され、貯留層内の総炭素の約1.9％を占め、¹⁴C 7年未満で混合物が含まれています。^{[ 34 ]14}Cから¹²大気中のCは他の貯留層の基準値として採用される。他の貯留層でCの比率が低い場合、¹⁴Cから¹²Cは炭素が古いことを示し、したがって、¹⁴Cが崩壊しているか、あるいは貯蔵庫が大気のベースラインに達していない炭素を受け取っている。^{[ 22 ]}海面はその一例である。交換貯蔵庫の炭素の2.4%を含んでいるが、¹⁴大気中の炭素と同じ比率であれば、予想される通りである。[ ^{5 ]大気}中の炭素が表層海水と混ざり合うのにかかる時間はわずか数年であるが^{[ 35 ]}、表層水は深海からも水を受け取っており、深海には炭素の90%以上が含まれている。^{[ 22 ]}深海の水が表層水を通って循環するには約1,000年かかるため、表層水には古い水と枯渇した水が混在している。¹⁴C、そして最近表面にある水、¹⁴Cは大気と平衡状態にある。^{[ 22 ]}

海面に生息する生物も同様に¹⁴彼らが住む水と同じC比率となり、¹⁴C /¹²C比では、海洋生物の放射性炭素年代は通常約400年です。^{[ 36 ] [ 37 ]}陸上の生物は大気とより近い平衡状態にあり、同じ¹⁴C /¹²C比は大気と同じである。^{[ 5 ] [注8 ]}これらの生物は、リザーバー内の炭素の約1.3%を占めている。海生生物の質量は陸上生物の1%未満であり、図には示されていない。植物と動物の両方の死んだ有機物の蓄積は、生物圏の質量の約3倍を超えており、この物質はもはや環境と炭素を交換していないため、¹⁴C /¹²C比は生物圏よりも低い。^{[ 5 ]}

デートの考慮事項

の変動は¹⁴C /¹²炭素交換貯留層の異なる部分のC比は、サンプルの量に基づいてサンプルの年代を直接計算できることを意味する。¹⁴Cはしばしば誤った結果を返します。他にも考慮すべきエラーの原因がいくつかあります。エラーには一般的に以下の4つの種類があります。

• の変動¹⁴C /¹²大気中のC比率（地理的および時間的変化）。
• 同位体分別;
• の変動¹⁴C /¹²貯留層の各部分におけるC比。
• 汚染。

大気の変動

雰囲気のある¹⁴北半球と南半球のCは、原爆投下前の水準に対する超過率を示している。部分的核実験禁止条約は1963年10月10日に発効した。^{[ 38 ]}

この技術が使われ始めた当初は、大気の¹⁴C /¹²C比は過去数千年間変化していなかった。この方法の精度を検証するため、他の手法で年代測定可能な遺物をいくつか検査したところ、結果は遺物の実際の年代とほぼ一致した。しかし、時が経つにつれ、エジプト最古の王朝の既知の年代と、エジプト遺物の放射性炭素年代との間に食い違いが生じ始めた。既存のエジプトの年代測定法も新しい放射性炭素年代測定法も正確であるとは考えられなかったが、第三の可能性として、¹⁴C /¹²C比は時間とともに変化していた。この疑問は年輪の研究によって解決された。^{[ 39 ] [ 40 ] [ 41 ]}重なり合う年輪の連続的な比較により、8,000年にわたる年輪データの連続的なシーケンスを構築することができた。^{[ 39 ]}（それ以来、年輪データシリーズは13,900年にまで拡張されている。）^{[ 30 ]} 1960年代に、ハンス・ズエスは年輪シーケンスを使用して、放射性炭素から得られた年代がエジプト学者によって割り当てられた年代と一致することを示しました。これは、トウモロコシなどの一年生植物は、¹⁴C /¹²樹木が成長していた時の大気の比率を反映する炭素比率では、樹木は特定の年に最も外側の年輪にのみ物質を追加し、内側の年輪は¹⁴Cが補充され、代わりに失い始める¹⁴Cは崩壊を通じて変化します。したがって、それぞれのリングは大気の記録を保存しています。¹⁴C /¹²生育年の炭素比率。年輪自体から木材の炭素年代測定を行うことで、大気中の¹⁴C /¹²C比: 日付がわかっているサンプルとN値（原子の数）の測定で、¹⁴試料中に残っている炭素原子の数を計算すると、炭素年代測定の式でN ₀（試料中の炭素原子の数）が計算できる。¹⁴年輪が形成された当時のサンプル中のC – そしてそれゆえ¹⁴C /¹²当時の大気中の炭素比を測定した。 ^{[ 39 ] [ 41 ]}年輪の炭素年代測定の結果を利用して、時間経過による大気中の炭素比の変化によって生じる誤差を補正するための較正曲線を作成することが可能になった。¹⁴C /¹²C比。^{[ 42 ]}これらの曲線については以下でさらに詳しく説明します。

石炭と石油は19世紀に大量に燃やされ始めました。どちらも十分に古いため、検出可能な物質はほとんど、あるいは全く含まれていません。¹⁴Cと、その結果としてCO₂放出された物質は大気中の¹⁴C /¹²C比。したがって、20世紀初頭の物体の年代測定は、実際の年代よりも古い見かけの年代を示す。同じ理由で、¹⁴大都市近郊の炭素濃度は大気平均よりも低い。この化石燃料効果（1955年に初めて報告したハンス・ズエスにちなんでズエス効果とも呼ばれる）は、わずか0.2%の削減にしかならない。¹⁴化石燃料からの追加炭素が炭素交換貯留層全体に分配されれば、 C活性は3％減少するが、深海との混合に長い時間がかかるため、実際の効果は3％の減少となる。^{[ 39 ] [ 43 ]}

地上核実験による影響ははるかに大きく、大量の中性子が大気中に放出され、¹⁴C . 1950年頃から1963年に大気圏内核実験が禁止されるまでの間に、数トンの¹⁴Cが作成されました。この余分な¹⁴Cがすぐに炭素交換貯蔵庫全体に広がっていたら、¹⁴C /¹²C比率はわずか数パーセントでしたが、その効果は、¹⁴大気中の炭素濃度は、北半球では1964年、南半球では1966年にピークに達しました。この爆弾パルス、あるいは「爆弾炭素」（時にこう呼ばれます）が大気圏の他の部分に浸透したため、その後濃度は低下しました。^{[ 39 ] [ 43 ] [ 44 ] [ 38 ]}

同位体分別

光合成は、大気中の炭素が生物へと移動する主要なプロセスです。光合成経路では¹²Cは、¹³Cは、¹⁴C . 3つの炭素同位体の異なる吸収により、¹³C /¹²Cと¹⁴C /¹²植物中のC比は大気中のC比と異なります。この現象は同位体分別として知られています。^{[ 45 ] [ 46 ]}

特定の植物で起こる分画の程度を決定するには、¹²Cと¹³C同位体が測定され、その結果¹³C /¹²C比はPDBと呼ばれる標準比と比較されます。^[注^{9 ]13}C /¹²C比は、¹⁴C /¹²Cは前者が測定しやすく、後者は簡単に導出できるため、¹³C相対的¹²Cは2つの同位体の原子質量の差に比例するので、¹⁴Cは2倍の枯渇¹³C . ^{[ 22 ]}分別¹³C^はδ13Cとして知られ、次のように計算されます^{。[ 45} ]

${\displaystyle \delta {\ce {^{13}C}}=\left({\frac {\left({\frac {{\ce {^{13}C}}}{{\ce {^{12}C}}}}\right)_{\text{sample}}}{\left({\frac {{\ce {^{13}C}}}{{\ce {^{12}C}}}}\right)_{\text{standard}}}}-1\right)\times 1000}$ ‰

ここで‰記号は千分率を示す。^{[ 45 ]} PDB標準には、¹³C、^[注10 ]^最も測定され^たδ13C値は負です。

スコットランド、ノース・ロナルゼー島の海岸に生息するノース・ロナルゼー島の羊。冬季には、これらの羊はδ13C値が^{高い海藻を食べる。草よりも含有量が}多い。これらの羊のサンプルはδ13C値は約-13‰で、草食の羊よりもはるかに高い。^{[ 45 ]}

材料	典型的^なδ13C範囲
PDB	0‰
海洋プランクトン	−22‰から−17‰ [ 46 ]
C3植物	−30‰から−22‰ [ 46 ]
C4植物	−15‰から−9‰ [ 46 ]
大気中のCO2	−8‰ [ 45 ]
マリンCO2	−32‰から−13‰ [ 46 ]

海洋生物の場合、光合成反応の詳細はよくわかっておらず^、δ13C海洋光合成生物の値は温度に依存します。温度が高いと、CO₂水への溶解度が低いため、CO₂^{光合成反応に利用できる。これらの}条件下では分画は減少し、14℃以上の温度ではδ13C値はそれに応じて高くなり、低温ではCO₂より溶解しやすくなり、海洋生物にとってより利用しやすくなります^{。[ 46 ]} δ13C動物にとっての価値は、その食物によって決まります。δ13C濃度の^高い食物を食べる動物は、値はδ13C^が高くなりますδ13 ​​C^の低い食物を食べる人よりも値。^{[ 45 ]}動物自身の生化学的プロセスも結果に影響を与える可能性がある。例えば、骨のミネラルと骨のコラーゲンはどちらも通常、¹³動物の食事に含まれるCよりも、骨のCの方が豊富ですが、生化学的には異なる理由によります。¹³Cはまた、排泄物が枯渇していることを示唆している。¹³食事と比較したC。^{[ 49 ]}

以来¹³Cはサンプル中の炭素の約1％を占め、¹³C /¹²C比^は質量分析法によって正確に測定できる。^{[ 22 ]} δ13Cの典型的な値多くの植物や、骨のコラーゲンなどの動物のさまざまな部分について実験によって発見されていますが、特定のサンプルの年代測定を行う際には、 δ13Cを決定する方が良いでしょう^。公表されている値に頼るよりも、そのサンプルの値を直接的に調べる方がよい。^{[ 45 ]}

大気中のCO₂海面の炭酸塩も分別され、¹⁴大気中のCは¹²Cが海に溶け出す。その結果、¹⁴C /¹²海洋中のC比率は1.5％であり、¹⁴C /¹²大気中のC比。この増加は¹⁴C濃度は、水（古いもの、したがって¹⁴深海から炭素（Cが枯渇した炭素）を直接測定することで、¹⁴C放射線の測定値は、生物圏の他の部分の測定値と同様です。生物圏の異なる部分から得られた結果を比較するために、すべての放射性炭素年代測定で行われるように同位体分別を補正すると、海洋表層水の見かけの年齢は約400年となります。^{[ 22 ] [ 37 ]}

貯留層効果

リビーの元々の交換貯留層仮説は、¹⁴C /¹²交換貯留層内のC比は世界中で一定である^{[ 50 ]}が、その後、貯留層全体での比率の変動にはいくつかの原因があることが発見された^{[ 36 ] 。}

海洋の影響

CO​₂大気中の炭酸イオンは炭酸水素イオンと重炭酸イオンとして表層水に溶解して海へ移行し、同時に水中の炭酸イオンはCOとして大気中に戻る。₂[ ^{50 ]}この交換プロセスにより^、14大気中の炭素は海洋の表層水に吸収されるが、¹⁴このように導入された炭素が海洋全体に浸透するには長い時間がかかります。海洋の最深部は表層水と非常にゆっくりと混ざり合い、混合は不均一です。深層水を表層に運ぶ主なメカニズムは湧昇であり、これは赤道に近い地域でより一般的です。湧昇は、海底や海岸線の地形、気候、風のパターンなどの要因にも影響されます。全体として、深層水と表層水の混合には、大気中のCO2の混合よりもはるかに長い時間がかかります。₂表層水と混合し、その結果、深海域の水は数千年の放射性炭素年代を示す。湧昇によってこの「古い」水が表層水と混合され、表層水の見かけの年齢は（分別作用を補正した後）数百年となる。^{[ 36 ]}この影響は均一ではなく、平均的な影響は約400年だが、地理的に近い地域では数百年の局所的な偏差が生じる。^{[ 36 ] [ 37 ]}これらの偏差は較正で考慮することができ、CALIBなどのソフトウェアのユーザーは、サンプルの位置に応じて適切な補正値を入力として提供できる。^{[ 15 ]}この影響は貝殻などの海洋生物や、クジラやアザラシなどの海洋哺乳類にも当てはまり、それらの放射性炭素年代は数百年と見られる。^{[ 36 ]}

半球効果

北半球と南半球の大気循環システムは互いに独立しており、両者の混合には顕著な時間差が生じます。大気は¹⁴C /¹²南半球ではC比が低く、南半球の放射性炭素年代測定の結果は北半球に比べて約40年ほど古いことが分かります。 ^{[注 11 ]}これは、南半球の海洋表面積が北半球よりも大きいため、海洋と大気の間で交換される炭素の量が北半球よりも多いためです。南半球では表層海洋が枯渇しているため、¹⁴C海洋の影響により、¹⁴Cは北半球よりも南半球の大気からより速く除去される。^{[ 36 ] [ 51 ]}この効果は南極大陸周辺の強い湧昇によってさらに強まる。^{[ 12 ]}

その他の影響

淡水中の炭素が岩石などの古い炭素から部分的に得られる場合、その結果は¹⁴C /¹²水中の炭素比率。例えば、主に炭酸カルシウムで構成される石灰岩の上を通過する河川は、炭酸イオンを吸収します。同様に、地下水は通過した岩石に由来する炭素を含むことがあります。これらの岩石は通常非常に古いため、もはや測定可能な炭素は含まれていません。¹⁴Cなので、この炭素は¹⁴C /¹²炭素は、流入する水のC比を変化させ、影響を受けた水とそこに生息する植物や淡水生物の両方に対して、数千年の見かけの年齢をもたらす可能性があります。^{[ 22 ]}これは、硬水の特徴であるカルシウムイオンと関連していることが多いため、硬水効果として知られています。腐植などの他の炭素源も同様の結果をもたらす可能性があり、サンプルよりも新しい起源である場合は、見かけの年齢を下げることもできます。^{[ 36 ]}この効果は大きく変化するため、適用できる一般的なオフセットはありません。オフセットのサイズを決定するには、通常、堆積した淡水貝殻の放射性炭素年代を関連する有機物と比較するなど、追加の研究が必要です。^{[ 52 ]}

火山噴火は大量の炭素を大気中に放出します。この炭素は地質学的起源であり、検出可能なものではありません。¹⁴Cなので、¹⁴C /¹²火山付近の炭素比は周辺地域に比べて低い。休火山も古い炭素を放出することがある。この炭素を光合成する植物も炭素比が低い。¹⁴C /¹²C比：例えば、アゾレス諸島のフルナスカルデラ付近の植物の見かけの年齢は250年から3320年の範囲であることがわかりました。^{[ 53 ]}

汚染

異なる年代のサンプルに炭素が混入すると、測定された年代は不正確になります。現代の炭素による汚染は、サンプルを実際よりも若く見せます。この影響は、古いサンプルほど大きくなります。17,000年前のサンプルが汚染され、サンプルの1%が現代の炭素である場合、600年若く見えることになります。34,000年前のサンプルの場合、同じ量の汚染で4,000年の誤差が生じます。古い炭素が残っていない状態で汚染された場合、¹⁴Cは、年齢とは無関係に逆方向に誤差を引き起こします。つまり、1％の古い炭素で汚染されたサンプルは、サンプルの日付に関係なく、実際よりも約80年古く見えることになります。^{[ 54 ]}

サンプル

年代測定のためのサンプルは、測定に適した形に変換する必要がある。¹⁴C含有量。これは、使用する測定技術に応じて、気体、液体、または固体への変換を意味します。これを行う前に、サンプルは汚染物質や不要な成分を除去するための処理が必要です。^{[ 55 ]}これには、埋設後にサンプルに浸透した可能性のある根などの目に見える汚染物質の除去が含まれます。 ^{[ 55 ]}アルカリ洗浄と酸洗浄は、フミン酸と炭酸塩の汚染物質を除去するために使用できますが、検査対象の炭素を含むサンプル部分を除去しないように注意する必要があります。^{[ 56 ]}

材料に関する考慮事項

• 木材サンプルは、試験前にセルロース成分のみにまで減量するのが一般的ですが、これによりサンプルの体積が元の20%にまで減少する可能性があるため、木材全体の試験も行われることがよくあります。木炭もよく試験されますが、汚染物質を除去するための処理が必要になる可能性があります。^{[ 55 ] [ 56 ]}
• 焼失していない骨も検査可能です。通常は、骨の構造物質を洗い流した後に残るタンパク質分画であるコラーゲンを用いて年代測定を行います。骨を構成するアミノ酸の一つであるヒドロキシプロリンは、かつては骨以外には存在しないことが知られていたため、信頼できる指標と考えられていましたが、その後、地下水でも検出されています。^{[ 55 ]}
• 焼成骨の場合、試験の可否は焼成条件に依存する。還元条件下で加熱された場合、骨（および付随する有機物）は炭化している可能性がある。この場合、試料は使用可能となることが多い。^{[ 55 ]}
• 海生生物と陸生生物の両方の殻は、ほぼ完全に炭酸カルシウムで構成されており、アラゴナイトまたは方解石、あるいはその両方の混合物です。炭酸カルシウムは溶解と再結晶化の影響を受けやすく、再結晶化した物質にはサンプルの環境から地質学的起源の炭素が含まれる可能性があります。再結晶化した殻の検査が避けられない場合は、一連の検査によって元の殻の物質を特定できる場合があります。^{[ 57 ]}殻に含まれる有機タンパク質であるコンキオリンを検査することも可能ですが、これは殻の物質のわずか1～2%を占めるに過ぎません。^{[ 56 ]}
• 泥炭の主要成分は、フミン酸、フミン質、フルボ酸の3つです。これらのうち、フミン質はアルカリに不溶性であり、試料の環境からの汚染物質を含みにくいため、最も信頼性の高い年代測定が可能です。^{[ 56 ]}乾燥した泥炭の場合、特に困難なのは根粒の除去です。根粒は試料と区別が困難になる可能性があります。^{[ 55 ]}
• 土壌には有機物が含まれていますが、より新しい起源のフミン酸による汚染の可能性があるため、満足のいく放射性炭素年代測定を得ることは非常に困難です。土壌をふるいにかけて有機物由来の破片を分離し、少量のサンプルでも許容できる方法でその破片の年代を測定することが望ましいです。^{[ 56 ]}
• 他に年代測定に成功した資料としては、象牙、紙、織物、種子や穀物、日干しレンガの中の藁、陶器の中に見つかった焦げた食べ物の残骸などがある。^{[ 56 ]}

準備とサイズ

特に古いサンプルの場合は、¹⁴試験前にサンプル中のC濃度を測定できます。これは熱拡散カラムを用いて行うことができます。このプロセスには約1ヶ月かかり、通常の約10倍の量のサンプルが必要になりますが、より正確な測定が可能になります。¹⁴C /¹²古い物質中のC比を高め、信頼性をもって報告できる最大年齢を延長します。^{[ 58 ]}

汚染物質が除去されたら、サンプルは使用する測定技術に適した形に変換する必要があります。^{[ 59 ]}ガスが必要な場合は、CO₂広く使用されている。^{[ 59 ] [ 60 ]}液体シンチレーションカウンタで使用するサンプルの場合、炭素は液体の状態でなければならず、通常はベンゼンに変換される。加速器質量分析では、固体のグラファイトターゲットが最も一般的であるが、気体のCO₂も使用できる。^{[ 59 ] [ 61 ]}

検査に必要な物質の量は、サンプルの種類と使用される技術によって異なります。検査技術には、放射能を記録するベータカウンターと呼ばれる検出器と、加速器質量分析計の2種類があります。ベータカウンターを使用する場合、通常、少なくとも10グラム（0.35オンス）のサンプルが必要です。^{[ 59 ]}加速器質量分析法ははるかに感度が高く、0.5ミリグラムという少量の炭素を含むサンプルでも使用できます。^{[ 62 ]}

測定と結果

測定¹⁴Cは現在、加速器質量分析計で最も一般的に行われている。

リビーが最初の放射性炭素年代測定実験を行ってから数十年の間、¹⁴試料中のCの放射性崩壊を検出することが、この研究の目的であった。 ^{[ 59 ]}この方法では、試料の放射能、つまり単位質量当たりの時間当たりの崩壊回数を測定する。^{[ 60 ]}この方法は、崩壊する炭素原子から放出されるベータ粒子を測定するため、「ベータ計数」とも呼ばれる。¹⁴検出されたC原子の数を数える。^{[ 63 ] 1970年代後半には、別のアプローチが可能になった。14}Cと¹²加速器質量分析法（AMS）を用いて、試料中のC原子を計測する。 ^{[ 59 ]} AMSは、¹⁴C /¹²C比を直接測定するのではなく、サンプルの活性ではなく、活性と¹⁴C /¹²C比は正確に相互に変換できます。^{[ 60 ]}しばらくの間、ベータカウンティング法はAMSよりも正確でしたが、現在ではAMSの方が正確であり、放射性炭素測定の選択肢となっています。^{[ 64 ] [ 65 ]}精度の向上に加えて、AMSにはベータカウンティングに比べてさらに2つの重要な利点があります。ベータカウンティングには小さすぎるサンプルでも正確な検査を実行できることと、はるかに高速です。AMSを使用すると1％の精度を数分で達成でき、これは古い技術で達成できるよりもはるかに高速です。^{[ 66 ]}

ベータカウント

リビーの最初の検出器は、彼自身が設計したガイガーカウンターでした。彼はサンプル中の炭素をランプの黒（煤）に変え、それをシリンダーの内面に塗布しました。このシリンダーは、計数用のワイヤーがサンプルシリンダーの内側になるようにカウンターに挿入され、サンプルとワイヤーの間に物質が入らないようにしました。^{[ 59 ]}崩壊によって放出されるベータ粒子は、放射能の検出を妨げる物質を含んでいました。¹⁴Cは非常に弱いため、その半分は0.01mmの厚さのアルミニウムによって阻止されます。^{[ 60 ]}

リビーの方法は、すぐに爆弾の炭素（追加の¹⁴C（核兵器実験で生成される）これらのカウンターは、崩壊する核種から放出されるベータ粒子によって引き起こされる電離バーストを記録します。¹⁴C原子; バーストは粒子のエネルギーに比例するため、背景放射線などの他の電離源を特定して無視することができます。カウンタは鉛または鋼鉄の遮蔽で囲まれており、背景放射線を除去し、宇宙線の入射を低減します。さらに、反同時検出器が使用され、カウンタの外側の事象を記録します。カウンタの内側と外側で同時に記録された事象は、外部事象とみなされ、無視されます。^{[ 60 ]}

測定に使われる他の一般的な技術は¹⁴C放射能測定は液体シンチレーション計数法で、1950年に発明されましたが、ガス計数法と競合できるようになったのは、ベンゼンの効率的な合成法が開発された1960年代初頭まで待たなければなりませんでした。1970年代以降、液体計数器は、新設の年代測定研究所でより一般的な技術選択肢となりました。この計数器は、放射性物質から放出されるベータ粒子によって引き起こされる光の閃光を検出することで機能します。¹⁴Cはベンゼンに添加された蛍光剤と反応して放出されます。ガスカウンタと同様に、液体シンチレーションカウンタにも遮蔽と反同時計数カウンタが必要です。^{[ 67 ] [ 68 ]}

ガス比例計数管と液体シンチレーション計数管のどちらも、一定時間内に検出されたベータ粒子の数を測定します。試料の質量は既知であるため、これを炭素1グラムあたりの毎分カウント数（cpm/g C）または1kgあたりのベクレル数（Bq/kg C、SI単位系）のいずれかの単位で標準的な放射能量に変換できます。各測定装置は、ブランク試料（放射能を持たないほど古い炭素から調製された試料）の放射能測定にも使用されます。これにより背景放射線の値が得られ、年代測定対象の試料の測定放射能からこの値を差し引くことで、その試料のみに起因する放射能が得られます。¹⁴C . さらに、比較のための基準値を提供するために、標準活性を有するサンプルを測定する。^{[ 69 ]}

加速器質量分析法

炭素年代測定のための炭素同位体の計数に使用される加速器質量分析計の簡略化された概略図

AMSは、¹⁴Cと¹²特定のサンプル中のCを決定し、¹⁴C /¹²C比を直接測定する。試料（多くの場合グラファイト）からCイオン（負電荷を1つ持つ炭素原子）を放出させ^、加速器に注入する。イオンは加速され、ストリッパーを通過する。ストリッパーは複数の電子を除去し、正電荷を持つイオンを生成する。加速器の設計に応じて1～4個の正電荷（C ⁺～C ⁴⁺）を持つイオンは、軌道を曲げる磁石を通過する。重いイオンは軽いイオンよりも軌道が曲げられにくいため、異なる同位体は別々のイオン流として現れる。粒子検出器は、検出されたイオンの数を記録する。¹⁴Cストリームですが、¹²C（および¹³C （校正に必要な）は個々のイオンを検出するには大きすぎるため、ファラデーカップで発生する電流を測定することでカウント数が決定されます。^{[ 70 ]}ストリッパーによって誘導される大きな正電荷は、¹³CH、これは十分に近い重みを持っています¹⁴Cは測定を妨害し、解離するため検出されない。^{[ 71 ]}ほとんどのAMS装置はサンプルのδ13Cも測定する^。、サンプルの放射性炭素年代を計算するために使用します。^{[ 72 ]}より単純な質量分析法とは対照的に、AMSの使用は、炭素同位体を、質量が非常に近い他の原子や分子、例えば、¹⁴Nと¹³CH . ^{[ 59 ]}ベータ計数と同様に、ブランクサンプルと標準サンプルの両方が使用されます。^{[ 70 ]}測定されるブランクには2種類あります。機械バックグラウンドを検出するために化学処理を受けていないデッドカーボンサンプルと、年代測定されるサンプルと全く同じ方法でターゲット物質に加工されたデッドカーボンから作られたプロセスブランクと呼ばれるサンプルです。¹⁴機械バックグラウンドブランクからのC信号は、検出器内で予想される経路をたどらなかったイオンビーム、または次のような炭化水素によって発生する可能性が高い。¹²CH₂または¹³CH . A¹⁴プロセスブランクからのC信号は、サンプル調製中に導入された汚染物質の量を測定する。これらの測定値は、その後のサンプルの年齢計算に使用される。^{[ 73 ]}

計算

測定結果に基づいて行われる計算は、使用される技術によって異なります。ベータカウンターはサンプルの放射能を測定しますが、AMSはサンプル中の3つの異なる炭素同位体の比率を決定します。^{[ 73 ]}

ベータ線計数法によって放射能が測定された試料の年代を決定するには、その試料の放射能と標準試料の放射能の比を求める必要がある。この決定には、ブランク試料（古い炭素、または死んだ炭素）と、放射能が既知の試料を測定する。追加試料を用いることで、背景放射線や実験室の設定における系統的誤差などの誤差を検出し、補正することができる。^{[ 69 ]}最も一般的な標準試料物質はシュウ酸であり、例えばHOxII標準試料は、1977年に米国国立標準技術研究所（NIST）によってフランスのビートから1,000ポンド（約450kg）が調製された。 ^{[ 74 ] [ 75 ]}

AMSテストの結果は、¹²C、¹³C、および¹⁴Cは、Fm（現代分率）を計算するために使用されます。これは、¹⁴C /¹²サンプル中のC比と¹⁴C /¹²現代の炭素におけるC比は、¹⁴C /¹²化石燃料の影響がなかった場合、1950年に測定されたであろうC比。 ^{[ 73 ]}

ベータ計数とAMSの結果はどちらも分別補正が必要です。これは、分別によって自然に異なる性質を持つ、同じ年代の異なる物質同士が衝突するためです。¹⁴C /¹²C比は、異なる年齢のように見えるのは、¹⁴C /¹²C比は年代の指標として用いられます。これを避けるため、すべての放射性炭素測定は、試料が木材で作られていた場合の測定値（δ比が既知）に変換されます。¹³C値は-25‰である。^{[ 23 ]}

修正したら¹⁴C /¹²C比が分かっている場合、「放射性炭素年代」は次のように計算されます。^{[ 76 ]}

${\displaystyle {\text{年齢}}=-\ln({\text{Fm}})\cdot 8033{\text{歳}}}$

この計算では、リビーの半減期5,568年から導かれた平均寿命8,033年が用いられており、より正確な現代の値5,730年から導かれた平均寿命8,267年は用いられていない。リビーの半減期の値は、初期の放射性炭素年代測定結果との整合性を保つために用いられており、較正曲線にはこの補正が含まれているため、最終的に報告される暦年代の精度は影響を受けない。^{[ 76 ]}

エラーと信頼性

検査時間を長くすることで、結果の信頼性を向上させることができます。例えば、250分間のベータ崩壊を計数すると、68%の信頼度で±80年の誤差が生じるとすると、計数時間を2倍の500分にすると、サンプルの量が半分になります。¹⁴Cは80年という同じ誤差項で測定される。^{[ 77 ]}

放射性炭素年代測定は、一般的に5万年以下のサンプルに限定されます。それより古いサンプルでは、¹⁴Cは測定可能であるとされている。より古い年代は、特殊な試料調製技術、大規模な試料、そして非常に長い測定時間を用いることで得られている。これらの技術により、現在から最大6万年前、場合によっては最大7万5000年前までの年代測定が可能となる。^{[ 64 ]}

放射性炭素年代測定は、一般的に平均値の両側に1標準偏差（通常はギリシャ文字のシグマで1σと表記される）の範囲で示される。しかし、1σの年代範囲は信頼度68%に過ぎないため、測定対象物の真の年代は提示された年代範囲外となる可能性がある。これは1970年に大英博物館の放射性炭素研究所が行った実験で実証された。この実験では、6ヶ月間、同じサンプルを毎週測定した。結果は大きくばらつき（ただし、測定値の誤差は正規分布に一致）、互いに重ならない複数の年代範囲（信頼度1σ）が含まれていた。測定値には、約4,250年前から約4,390年前までの範囲のものや、約4,520年前から約4,690年前までの範囲のものなどがあった。^{[ 78 ]}

手順の誤りも結果の誤りにつながる可能性があります。現代の基準サンプル中のベンゼンの1%が誤って蒸発した場合、シンチレーション計数では放射性炭素年代が約80年若すぎると判定されます。^{[ 79 ]}

較正

非常に古いイガゴヨウマツの切り株。これらの木々（特に他の木々）の年輪は、検量線の作成に使用されます。

上記の計算により、放射性炭素年代、つまりサンプルが¹⁴C /¹²C比は歴史的に一定であった。^{[ 80 ]}リビーは1955年にこの仮定が間違っている可能性を指摘していたが、測定された年代と遺物の既知の歴史的年代との間に食い違いが蓄積し始めて初めて、暦の年代を得るために放射性炭素年代に補正を適用する必要があることが明らかになった。^{[ 81 ]}

暦年と放射性炭素年代を関連づけるために使用できる曲線を作成するには、放射性炭素年代を判定するために検査できる、確実に年代測定された一連のサンプルが必要です。樹木年輪の研究によって、初めてそのような順序が導き出されました。個々の木材は、特定の年の降雨量などの環境要因によって厚さが変化する、特徴的な年輪の順序を示します。これらの要因は地域内のすべての樹木に影響するため、古い木材の年輪順序を調べることで、重複する順序を特定できます。このようにして、樹木年輪の途切れない順序をはるか過去にまで延長することができます。最初に公表されたそのような順序は、ブリスルコーンパインの年輪に基づいており、ウェズリー・ファーガソンによって作成されました。^{[ 41 ]}ハンス・ズエスはこのデータを用いて、1967年に放射性炭素年代測定のための最初の較正曲線を発表しました。^{[ 39 ] [ 40 ] [ 81 ]}この曲線は直線から2種類の変動を示しました。周期が約9,000年である長期変動と、数十年周期の「ウィグル」と呼ばれる短期変動です。ズエスは、このウィグルを示す線を「宇宙のシュヴング（schwung）」によって描いたと述べています。つまり、この変動は地球外からの力によって引き起こされたということです。ウィグルが実在するかどうかはしばらくの間不明でしたが、現在では十分に立証されています。^{[ 39 ] [ 40 ] [ 82 ]}この較正曲線の短期変動は、ヘッセル・ド・フリースにちなんで、現在ではド・フリース効果として知られています。^{[ 83 ]}

較正曲線は、実験室で報告された放射性炭素年代をグラフの縦軸に横軸として読み取り、その水平線と曲線が交差する点が、水平軸上のサンプルの暦年齢となります。これは、曲線の作成方法とは逆です。グラフ上の点は、樹木の年輪など、年代が既知のサンプルから得られます。そして、そのサンプルを検査し、得られた放射性炭素年代がグラフのデータ点となります。^{[ 42 ]}

IntCal20の北半球曲線。2020年時点での標準較正曲線の最新版です。対角線は、放射性炭素年代と暦年代が同じ場合の曲線の位置を示しています。^{[ 84 ]}

その後30年間で、様々な方法と統計的アプローチを用いた多くの較正曲線が発表された。^{[ 42 ]}これらは、1998年に発表されたIntCal98に始まり、2004年、2009年、2013年、2020年に更新されたIntCalシリーズの曲線に取って代わられた。 ^{[ 84 ]}これらの曲線の改良は、樹木の年輪、氷縞、サンゴ、植物のマクロ化石、洞窟生成物、有孔虫から収集された新しいデータに基づいている。北半球（IntCal20）と南半球（SHCal20）には別々の曲線があり、半球効果のために系統的に異なるためである。北半球の樹木年輪の連続した年代は、2020年の時点で13,910年前まで遡り、この期間の大部分においてIntCal20の年輪年代に近いものを提供し、較正プラトーがあるところではそれを減らし、ミヤケ火山の噴火による短期的な^14Cスパイクが追加の相関を提供する場合にはそれを増やしている。樹木年輪の連続シーケンスより前の放射性炭素年代測定は、より近似した記録との相関に依存している。^{[ 85 ]} SHCal20は、可能な場合には独立したデータに基づいており、直接データが利用できなかった南半球の平均オフセットを追加することで北半球の曲線から導出されている。また、別の海洋較正曲線MARINE20もある。^{[ 30 ] [ 86 ] [ 87 ] [ 88 ]}時間的に既知の間隔でシーケンスを形成するサンプルセットの場合、これらのサンプルは較正曲線のサブセットを形成する。シーケンスを較正曲線と比較この「ウィグルマッチング」技術は、個々の放射性炭素年代測定よりも正確な年代測定を可能にします。^{[ 89 ]}ウィグルマッチングは、較正曲線上に平坦な部分がある場所でも使用でき、^{[注 12 ]}切片法や確率法よりもはるかに正確な年代測定を可能にします。^{[ 91 ]}この技術は樹木の年輪に限定されません。例えば、ニュージーランドの層状のテフラ層は、人類が島に定住する以前のものと考えられており、ウィグルマッチングによって西暦1314年±12年と測定されています。^{[ 92 ]}波打つということは、較正曲線から年代を読み取ると複数の答えが得られる可能性があることを意味します。これは、曲線が上下に大きく波打つことで、放射性炭素年代が複数の場所で曲線を横切る場合に発生し、放射性炭素年代が横切った曲線の2つの部分に対応する2つの別々の年代範囲として報告される可能性があります。^{[ 42 ]}

ベイズ統計手法は、複数の放射性炭素年代測定を較正する必要がある場合に適用できます。例えば、地層の異なる層から一連の放射性炭素年代測定が行われたとします。ベイズ分析は、年代測定が年代順に行われるべきであるという事前情報に基づいて、外れ値である年代を評価し、より精度の高い確率分布を計算するために使用できます。^{[ 89 ]}ベイズ分析が導入された当初は、計算にメインフレームコンピュータを使用する必要があったため、その用途は限られていましたが、その後、この手法はOxCalなどのパーソナルコンピュータ用プログラムに実装されました。^{[ 93 ]}

報告日

最初のサンプルの年代測定以来、放射性炭素年代測定の結果を引用するためのいくつかの形式が使用されてきました。2019年現在、Radiocarbon誌が要求する標準形式は次のとおりです。^{[ 94 ]}

較正されていない日付は、「検査室：年±範囲BP」として報告する必要があります。 ${\displaystyle {\ce {{}^14C}}}$

• 検査室はサンプルを検査した検査室を識別し、サンプルIDは
• ${\displaystyle {\ce {{}^14C}}}$ 年は、実験室で決定されたサンプルの年代（放射性炭素年代）である。
• 範囲は、1σ 信頼度における年齢の誤差の研究所による推定値です。
• 「BP」は「現在より前」を意味し、1950 年を基準日としているので、「500 BP」は西暦 1450 年を意味します。

例えば、未校正の日付「UtC-2020: 3510 ± 60 BP」は、サンプルがユトレヒト・ファン・デア・グラーフ研究所（「UtC」）で検査され、サンプル番号が「2020」であること、そして未校正の年代が現在から3510年前（± 60年）であることを示します。関連形式が使用される場合もあります。例えば、「2.3 ka BP」は、現在から2,300年前（つまり紀元前350年）の放射性炭素年代を意味し、「¹⁴「C yr BP」という値は、較正されていない日付を熱ルミネッセンスなどの他の年代測定法から得られた日付と区別するために使用される可能性がある。^{[ 94 ]}

校正済み¹⁴C年代は「cal BP」、「cal BC」、「cal AD」といった形式で報告されることが多く、ここでも「BP」は1950年を基準年とします。^{[ 95 ]}放射性炭素年代測定では、較正された年代の報告に2つの選択肢があります。一般的な形式は「cal date-range confidence」で、以下のようになります。

• 日付範囲は、指定された信頼水準に対応する日付の範囲です。
• confidence は、指定された日付範囲の信頼度レベルを示します。

例えば、「cal 1220–1281 AD (1σ)」は、真の日付が西暦1220年から西暦1281年の間にあり、信頼度が「1シグマ」（約68% ）である校正日付を意味します。校正日付は、「BC」や「AD」の代わりに「BP」と表記することもできます。結果を校正するために使用する曲線は、入手可能な最新のIntCal曲線である必要があります。校正日付には、校正に使用したOxCalなどのプログラムも記載する必要があります。^{[ 94 ]}さらに、 2014年にRadiocarbon誌に掲載された放射性炭素年代測定の報告規則に関する記事では、試料材料、前処理方法、品質管理測定などの試料処理に関する情報を提供すること、校正に使用したソフトウェアの引用にはバージョン番号と使用したオプションやモデルを明記すること、校正日付は各範囲の確率とともに示すことが推奨されています。^{[ 96 ]}

考古学での使用

解釈

放射性炭素年代測定の解釈において鍵となる概念は、考古学的関連性、すなわち考古学遺跡における2つ以上の遺物間の真の関連性である。放射性炭素年代測定のためのサンプルは、対象物から直接採取できる場合が多いが、それが不可能な場合も少なくない。例えば、金属製の副葬品は放射性炭素年代測定では測定できないが、棺、木炭、あるいは同時に埋葬されたと推定される他の遺物とともに墓から発見されることがある。このような場合、棺や木炭の年代は、副葬品の埋葬年代を示す指標となる。なぜなら、両者の間には直接的な機能的関連性があるからである。機能的関連性は認められないが、関連性がかなり強い場合もある。例えば、ゴミ捨て場に堆積した木炭の層は、ゴミ捨て場と関連のある年代を提供する。^{[ 97 ]}

考古学的発掘調査で得られた非常に古い資料の年代測定においては、汚染が特に懸念されるため、標本の選定と準備には細心の注意が必要です。2014年、トーマス・ハイアム氏らは、ネアンデルタール人の遺物について公表されている年代の多くは、「若い炭素」による汚染のために近すぎると示唆しました。^{[ 98 ]}

樹木が成長するにつれて、最も外側の年輪のみが環境と炭素を交換するため、木材サンプルの年代はサンプルの採取場所によって異なります。つまり、木材サンプルの放射性炭素年代測定は、樹木が伐採された日付よりも古い可能性があります。さらに、木材が複数の用途に使用されている場合、樹木の伐採から、その樹木が見つかった場所での最終的な使用までの間に、かなりの時間差がある可能性があります。^{[ 99 ]}これはしばしば「古木問題」と呼ばれます。 ^{[ 5 ]}一例として、イギリスのウィジーベッド・コプスにある青銅器時代の道が挙げられます。この道は、明らかに他の用途に加工された後に再利用された木材で造られました。もう一つの例は流木で、これは建築資材として使用されることがあります。再利用を認識できるとは限りません。他の材料でも同じ問題が発生する可能性があります。例えば、ビチューメンは新石器時代の一部のコミュニティで籠の防水に使用されていたことが知られています。ビチューメンの放射性炭素年代は、実際の文脈の年代に関わらず、実験室で測定できる年代よりも高くなるため、注意を払わないと、籠の材質を検査しても誤った年代値を示すことになります。再利用に関連する別の問題は、長期間の使用、つまり堆積の遅延です。例えば、長期間使用されていた木製の物品は、それが堆積された文脈の実際の年代よりも見かけの年代が高くなります。^{[ 99 ]}

注目すべきアプリケーション

トゥークリークス化石林における更新世/完新世境界

更新世は約260万年前に始まった地質時代である。現在の地質時代である完新世は、更新世が終わる約11,700年前に始まる。^{[ 100 ]}急激な気候温暖化によって定義されるこの境界の日付をできるだけ正確に確定することが、20世紀の大半の地質学者の目標であった。^{[ 100 ] [ 101 ]}ウィスコンシン州のトゥークリークスで化石の森が発見され（トゥークリークス埋没林州立自然地域）、その後の調査で、この森の破壊はバルデルス氷河の再前進、つまりその地域で更新世が終わる前に最後に起こった南への氷河の移動によって引き起こされたと判明した。放射性炭素年代測定法が登場する前は、トゥークリークスで毎年堆積する堆積層のシーケンスとスカンジナビアのシーケンスを相関させることで、化石化した木の年代が測定されていた。このことから、樹齢は24,000年から19,000年の間であると推定され、^{[ 100 ]}そのため、この日付はウィスコンシン氷河期の最後の前進の日付とされ、その後氷河期の最後の後退が北米の更新世の終わりを告げるものとされた。^{[ 102 ]} 1952年にリビーはトゥークリーク遺跡と近隣の2つの類似遺跡から採取した複数のサンプルの放射性炭素年代測定を発表した。その平均は11,404年前、標準誤差は350年であった。この結果は、放射性炭素年代の較正の必要性がまだ理解されていなかったため、較正されていないものであった。その後10年間にわたるさらなる結果は平均11,350年前という年代を裏付け、最も正確であると考えられた平均11,600年前という結果となった。当初、スカンジナビアの年縞系列を研究していた古植物学者エルンスト・アンテフスはこの結果に抵抗したが、彼の異議は最終的に他の地質学者によって無視された。1990年代にサンプルはAMSで検査され、11,640 BPから11,800 BPの（未較正）年代が得られ、標準誤差はどちらも160年であった。その後、化石林のサンプルは70以上の研究所から得られた結果を用いて、研究所間テストに使用された。これらのテストでは、11,788 ± 8 BP（2σ信頼区間）の中央値が得られ、較正すると13,730から13,550 cal BPの年代範囲が得られる。^{[ 100 ]}ツークリークの放射性炭素年代は現在、更新世末の北アメリカの氷河作用に関する現代の理解を発展させる上で重要な成果であると見なされている。^{[ 102 ]}

死海文書

死海文書の一つであるイザヤ書の一部

1947 年、死海近くの洞窟で巻物が発見され、ヘブライ語とアラム語で書かれたものであることが判明しました。そのほとんどは、ユダヤ教の小規模な宗派であるエッセネ派によって作成されたと考えられています。これらの巻物は、その多くにヘブライ語聖書の書物の既知の最古のバージョンが含まれているため、聖書テキストの研究において非常に重要です。^{[ 103 ]}これらの巻物の一つである「大イザヤ巻物」の亜麻布の包みのサンプルは、1955 年にリビーによって分析され、推定年代は 1,917 ± 200 年でした。^{[ 103 ] [ 104 ]}文体の分析に基づいて、 21 の巻物の年代が古文書学的に推定され、これらの巻物のほとんどから採取されたサンプルは、古文書学的に年代測定されていなかった他の巻物とともに、1990 年代に 2 つの AMS 研究所で検査されました。結果は紀元前4世紀初頭から紀元後4世紀半ばまでの範囲に及んだ。2例を除く全ての巻物において、古文書学的に決定された年代から100年以内と判定された。イザヤ書もこの検定に含まれており、その時点の検量線の形状から、2σ信頼度で2つの年代範囲が考えられることが判明した。すなわち、紀元前355年から295年の可能性は15%、紀元前210年から45年の可能性は84%である。その後、これらの年代は、巻物が検定される前に、文字を読みやすくするために現代のヒマシ油で処理されていたという理由で批判された。ヒマシ油を十分に除去しなかったため、年代が若すぎると主張された。この批判を支持する論文と反対する論文が複数発表されている。^{[ 103 ]}

インパクト

リビーの1949年の論文がサイエンス誌に掲載されてから間もなく、世界中の大学が放射性炭素年代測定研究所を設立し始め、1950年代末までに20以上の研究所が活動していた。¹⁴C研究機関。当時原因は不明であったものの、いくつかの矛盾点があったにもかかわらず、放射性炭素年代測定の原理は有効であることがすぐに明らかになった。^{[ 105 ]}

放射性炭素年代測定法の発展は考古学に大きな影響を与え、「放射性炭素革命」とも呼ばれています。^{[ 106 ]}人類学者R.E.テイラーは次のように述べています。「¹⁴Cデータは、地域、地方、大陸の境界を越えた時間スケールを提供することで、世界の先史時代を測ることを可能にしました。これは、地層学や類型学（石器や陶器など）から得られる従来の方法よりも、遺跡内の年代測定の精度を高め、遠距離における出来事の比較や同期化も可能にします。放射性炭素年代測定の登場は、考古学におけるフィールド調査手法の改善にもつながった可能性があります。データ記録の改善は、対象物と検査対象のサンプルとのより確実な関連付けにつながるからです。これらのフィールド調査手法の改善は、時として、ある特定の現象が ...¹⁴Cの年代は不正確でした。テイラーはまた、明確な年代情報が得られたことで、考古学者は発見物の年代を特定することに多くの労力を費やす必要がなくなり、研究対象となる疑問の範囲が広がったと示唆しています。例えば、1970年代以降、人間の行動の進化に関する疑問が考古学においてはるかに頻繁に見られるようになりました。^{[ 107 ]}

放射性炭素年代測定によってもたらされた年代測定の枠組みは、先史時代のヨーロッパにおける革新の伝播に関する従来の見解に変化をもたらしました。研究者たちはこれまで、多くの思想は大陸を通じた拡散、あるいは新たな文化的思想をもたらした民族の侵略によって広まったと考えていました。しかし、放射性炭素年代測定によってこれらの見解が誤りであることが多くの例で証明されるにつれ、これらの革新は時に地域的に発生したことが明らかになりました。これは「第二の放射性炭素革命」と呼ばれています。より広い意味では、放射性炭素年代測定の成功は、考古学データに対する分析的・統計的アプローチへの関心を刺激しました。^{[ 107 ]}テイラーはまた、AMSの影響と、非常に小さなサンプルから正確な測定値を得られる能力が、第三の放射性炭素革命の到来を告げるものであると説明しています。^{[ 108 ]}

放射性炭素年代測定法は、時折、人々の関心を集める物品の年代を特定することがあります。例えば、トリノの聖骸布は、十字架刑に処されたイエス・キリストの姿が描かれていると考えられている亜麻布です。1988年、3つの別々の研究所が聖骸布の亜麻布のサンプルの年代測定を行いました。その結果、14世紀起源であることが示され、聖骸布が1世紀の聖遺物とされる真正性に疑問が生じました。^{[ 17 ]}

研究者たちは宇宙線によって生成された他の同位体を研究し、考古学的に興味深い遺物の年代測定に利用できるかどうかを調べてきました。そのような同位体には次のようなものがあります。³彼、¹⁰なれ、²¹ね、²⁶アル、そして³⁶1980年代のAMSの開発により、これらの同位体を十分に正確に測定できるようになり、有用な年代測定技術の基礎となり、主に岩石の年代測定に適用されてきました。 ^[ 109 ^]天然に存在する放射性同位体も、カリウム-アルゴン年代測定法^{、アルゴン-アルゴン年代測定法、ウラン系列年代測定法などの年代測定法の基礎となります。[110]}考古学者が関心を持つその他^{の年代測定}技術には、熱ルミネッセンス、光刺激ルミネッセンス、電子スピン共鳴、フィッショントラック年代測定法、および年輪や地層に基づく年輪年代学、テフロクロノロジー、バーブ年代学などがあります。 ^{[ 111 ]}

考古学以外での使用

放射性炭素年代測定法を用いる分野は考古学だけではありません。放射性炭素年代測定法は、例えば地質学、堆積学、湖沼研究などでも用いられます。AMS（高質量分析計）を用いて微小なサンプルの年代測定が可能になったことで、古植物学者や古気候学者は、堆積層から精製した花粉や少量の植物質、木炭などに直接放射性炭素年代測定を用いることができるようになりました。対象となる地層から採取した有機物の年代測定は、地質学的には類似しているように見える異なる場所の地層を相関させるために用いることができます。ある場所の試料の年代測定は、他の場所の年代情報を提供し、また、その年代は地層を地質学全体の年表の中で位置づけるためにも用いられます。^{[ 112 ]}

放射性炭素は生態系から放出された炭素の年代測定にも利用されており、特に人間の活動や気候変動によって土壌に蓄積された古い炭素の放出を監視するために利用されています。^{[ 113 ]}近年の野外収集技術の進歩により、重要な温室効果ガスであるメタンと二酸化炭素の放射性炭素年代測定も可能になりました。^{[ 114 ] [ 115 ]}

参照

• 年代測定、考古学的年代学
  • 絶対年代測定
  • 相対年代測定

• 地質年代学

• 774–775 炭素14スパイク

注記

1. コルフの論文は実際には低速中性子について言及していたが、この用語はコルフの時代以降、より具体的な意味を獲得し、熱中性子と重ならない中性子エネルギーの範囲を指すようになった。 ^{[ 2 ]}
2. リビーの元のサンプルの一部はその後再検査され、2018年に発表された結果はリビーの元の結果と概ね一致していた。 ^{[ 10 ]}
3. 宇宙線と地表下の窒素や酸素との相互作用によっても、¹⁴C、そしてある状況（例えば、ガスを透過する積雪の表面近く）では、これは¹⁴Cは大気中へ移行する。しかし、この経路は総生産量の0.1%未満を占めると推定されている。¹⁴C. ^{[ 14 ]}​
4. 半減期¹⁴C（平均寿命を決定する）は1952年には5568±30年と考えられていました。^{[ 19 ]}平均寿命と半減期は次の式で関係しています。^{[ 5 ]}

   ${\displaystyle T_{\frac {1}{2}}=0.693\cdot \tau }$

5. リビーが使用した値には、1950年代初頭に実験的に決定された2つの値、約6,090年と5900±250年は含まれていませんでした。 ^{[ 29 ]}
6. 「従来の放射性炭素年代」という用語も用いられる。放射性炭素年代の定義は以下の通りである。年代は以下の基準を用いて算出される。a) 現在認められている実際の半減期5730年ではなく、リビーの半減期5568年を用いる。b) 1950年の放射性炭素の活性を定義するために、NISTのHOxIIとして知られる標準を用いる。c) 「現在以前」の年を数えるための日付として1950年を用いる。d)標準同位体比に基づく分別補正、e)¹⁴C /¹²C比は時間の経過とともに変化していない。^{[ 31 ]}
7. 貯留層の各部分の炭素含有量のデータは、1990年代半ばの貯留層炭素の推定値に基づいています。産業革命以前の炭素分布の推定値は大きく異なります。 ^{[ 32 ]}
8. 海洋生物の場合、分別による補正を行うと、その年齢は400歳としか見えません。この影響は、別の海洋検量線を用いて較正することで考慮されます。この検量線がなければ、現代の海洋生物は放射性炭素年代測定で400歳となってしまいます。同様に、陸上生物に関する記述も、分別を考慮に入れた場合にのみ当てはまります。
9. 「PDB」は「ピーディー・ベレムナイト」の略で、サウスカロライナ州のピーディー層から発見された化石です。 ^{[ 47 ]}
10. PDB値は11.2372‰である。 ^{[ 48 ]}
11. 最近の2つの推定では、過去1000年間の放射性炭素年代は8～80年（平均41±14年）と推定され、過去2000年間の放射性炭素年代は-2～83年（平均44±17年）と推定されている。古いデータセットでは、約50年のずれが推定されている。 ^{[ 51 ]}
12. 較正曲線のプラトーは、¹⁴C /¹²大気中の炭素は、試料中の放射性炭素崩壊による減少と同じ速度で減少します。例えば、紀元前750年から400年頃にかけてはプラトー（ハルシュタット高原）が存在し、この時期の試料の放射性炭素年代測定の精度は低くなります。^{[ 90 ]}

参考文献

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1. Taylor & Bar-Yosef (2014)、268ページ。
2. Korff, SA (1940). 「宇宙線中の中性子による海面電離への寄与について」フランクリン研究所ジャーナル. 230 (6): 777– 779. Bibcode : 1940TeMAE..45..133K . doi : 10.1016/s0016-0032(40)90838-9 .
3. Taylor & Bar-Yosef (2014)、269ページ。
4. 「放射性炭素年代測定 - アメリカ化学会」アメリカ化学会. 2016年10月9日閲覧。
5. ボウマン（1995）、9–15頁。
6. Libby, WF (1946). 「大気中のヘリウム3と宇宙線からの放射性炭素」. Physical Review . 69 ( 11–12 ): 671–672 . Bibcode : 1946PhRv...69..671L . doi : 10.1103/PhysRev.69.671.2 .
7. Anderson, EC; Libby, WF; Weinhouse, S.; Reid, AF; Kirshenbaum, AD; Grosse, AV (1947). 「宇宙線からの放射性炭素」. Science . 105 (2765): 576– 577. Bibcode : 1947Sci...105..576A . doi : 10.1126/science.105.2735.576 . PMID 17746224 . 
8. Arnold, JR; Libby, WF (1949). 「放射性炭素含有量による年代測定：年代既知のサンプルを用いた検証」 . Science . 110 (2869): 678– 680. Bibcode : 1949Sci...110..678A . doi : 10.1126/science.11​​0.2869.678 . JSTOR 1677049. PMID 15407879. 2018年6月21日時点のオリジナルよりアーカイブ。  
9. エイトケン（1990）、60-61頁。
10. Jull, AJT; Pearson, CL; Taylor, RE; Southon, JR; Santos, GM; Kohl, CP; Hajdas, I.; Molnar, M.; Baisan, C.; Lange, TE; Cruz, R.; Janovics, R.; Major, I. (2018). 「放射性炭素年代測定と初期歴史的放射性炭素試料の相互比較」(PDF) . Radiocarbon . 60 (2): 535– 548. Bibcode : 2018Radcb..60..535J . doi : 10.1017/RDC.2018.18 . S2CID 134723966 . 
11. 「The method」 . www.c14dating.com . 2018年10月12日時点のオリジナルよりアーカイブ。2016年10月9日閲覧。
12. Russell, Nicola (2011).考古学における海洋放射性炭素蓄積層の影響（MRE）：英国沿岸環境における完新世を通じた時間的・空間的変化（博士論文）（PDF） . グラスゴー、スコットランド、英国：グラスゴー大学. p. 16. 2017年12月11日閲覧。
13. ビアンキ & カヌエル (2011)、p. 35.
14. ラル、D.; 7 月、AJT (2001)。「その場での宇宙形成」¹⁴C ：その生成と地球および地球外プロセスの研究におけるそのユニークな応用例」。ラジオカーボン。43（2B）： 731-742。Bibcode： 2001Radcb..43..731L。doi： 10.1017/ S0033822200041394。
15. Queiroz-Alves, Eduardo; Macario, Kita; Ascough, Philippa; Bronk Ramsey, Christopher (2018). 「世界的な海洋放射性炭素リザーバー効果：定義、メカニズム、そして将来展望」(PDF) . Reviews of Geophysics . 56 (1): 278– 305. Bibcode : 2018RvGeo..56..278A . doi : 10.1002/2017RG000588 . S2CID 59153548 . 
16. Tsipenyuk (1997)、343ページ。
17. Currie, Lloyd A. (2004). 「放射性炭素年代測定の注目すべき計量史 II」 .米国国立標準技術研究所研究ジャーナル. 109 (2): 185– 217. Bibcode : 2004NISTJ.109..185C . doi : 10.6028/jres.109.013 . PMC 4853109. PMID 27366605 .  
18. テイラー＆バーヨセフ（2014）、33ページ。
19. リビー（1965年）、42ページ。
20. エイトケン（1990）、59ページ。
21. Kondev, FG; Wang, M.; Huang, WJ; Naimi, S.; Audi, G. (2021). 「NUBASE2020による核特性の評価」(PDF) . Chinese Physics C. 45 ( 3) 030001. doi : 10.1088/1674-1137/abddae .
22. エイトケン（1990）、61–66頁。
23. エイトケン（1990）、92–95頁。
24. ボウマン（1995）、42ページ。
25. ¹⁴ ）の半減期」. Physical Review . 75 (12): 1825. Bibcode : 1949PhRv...75.1825E . doi : 10.1103/PhysRev.75.1825 .
26. フレデリック・ジョンソン (1951). 「序文」.アメリカ考古学会紀要(8): 1–19 . JSTOR 25146610 . 
27. H. Godwin (1962). 「放射性炭素の半減期」. Nature . 195 (4845): 984. Bibcode : 1962Natur.195..984G . doi : 10.1038/195984a0 . S2CID 27534222 . 
28. J.van der PlichtとA.Hogg (2006). 「放射性炭素年代測定に関する注記」(PDF) .第四紀地質年代学. 1 (4): 237– 240. Bibcode : 2006QuGeo...1..237V . doi : 10.1016/j.quageo.2006.07.001 . 2017年12月9日閲覧.
29. テイラー＆バーヨセフ（2014）、287頁。
30. Reimer, Paula J.; Bard, Edouard; Bayliss, Alex; Beck, J. Warren; Blackwell, Paul G.; Ramsey, Christopher Bronk; Buck, Caitlin E.; Cheng, Hai; Edwards, R. Lawrence (2013). 「IntCal13およびMarine13放射性炭素年代較正曲線 0–50,000 Years cal BP」 . Radiocarbon . 55 (4): 1869– 1887. Bibcode : 2013Radcb..55.1869R . doi : 10.2458/azu_js_rc.55.16947 . hdl : 10289/8955 . ISSN 0033-8222 . 
31. テイラー＆バーヨセフ（2014）、26～27頁。
32. ポスト（2001年）128～129頁。
33. エイトケン（2003）、506頁。
34. ワーネック（2000年）、690頁。
35. フェロンスキー＆ポリャコフ（2012）、372ページ。
36. ボウマン（1995年）、24–27頁。
37. クローニン（2010）、35ページ。
38. 華、泉;バーベッティ、マイク。ラコウスキー、アンジェイ Z. (2013)。「1950 年から 2010 年の期間の大気放射性炭素」。放射性炭素。55 (4): 2059–2072。Bibcode : 2013Radcb..55.2059H。ドイ: 10.2458/azu_js_rc.v55i2.16177。ISSN 0033-8222。 
39. ボウマン（1995）、16–20頁。
40. Suess（1970）、303ページ。
41. テイラー＆バーヨセフ（2014）、50-52頁。
42. ボウマン（1995）、43–49頁。
43. エイトケン（1990）、71-72頁。
44. 「大気圏内、宇宙空間及び水中における核兵器実験の禁止に関する条約」米国国務省。 2015年2月2日閲覧。
45. ボウマン（1995年）、20–23頁。
46. マスリンとスワン (2006)、p. 246.
47. テイラー＆バーヨセフ（2014）、125頁。
48. ダス（2007年）、276頁。
49. シェーニンガー（2010）、446頁。
50. リビー（1965年）、6ページ。
51. Hogg, AG; Hua, Q.; Blackwell, PG; Niu, M.; Buck, CE; Guilderson, TP; Heaton, TJ; Palmer, JG; Reimer, PJ; Reimer, RW; Turney, CSM; Zimmerman, SRH (2013). 「SHCal13 南半球較正、0～50,000 Years cal BP」 . Radiocarbon . 55 (4): 1889– 1903. Bibcode : 2013Radcb..55.1889H . doi : 10.2458/azu_js_rc.55.16783 . hdl : 10289/7799 . S2CID 59269731 . 
52. テイラー＆バーヨセフ（2014）、74〜75頁。
53. パスキエ＝カルダン、アリーヌ;アラード、パトリック。フェレイラ、テレサ。ハッテ、クリスティーン。コウチーニョ、ルイ。ミシェル・フォンテューニュ。ジョードン、ミシェル (1999)。 「マグマ由来の¹⁴二酸化炭素₂排出量は¹⁴Cと¹³アゾレス諸島フルナスカルデラに生育する植物の炭素含有量」。火山学・地熱研究ジャーナル。92 （1-2）：200-201。doi ： 10.1016 / S0377-0273 （99）00076-1。
54. エイトケン（1990）、85-86頁。
55. ボウマン（1995）、27–30頁。
56. エイトケン（1990）、86–89頁。
57. Šilar（2004）、166ページ。
58. ボウマン（1995年）、37–42頁。
59. ボウマン（1995）、31–37頁。
60. エイトケン（1990）、76–78頁。
61. トランボア（1996年）、318ページ。
62. テイラー＆バーヨセフ（2014）、103-104頁。
63. ウォーカー（2005年）、20ページ。
64. ウォーカー（2005）、23ページ。
65. キリック（2014年）、166頁。
66. マレイニー（2010）、96ページ。
67. Theodórsson (1996)、24ページ。
68. L'Annunziata & Kessler (2012)、p. 424.
69. エリクソン・ステンストロムら。 (2011)、p. 3.
70. エイトケン（1990）、82–85頁。
71. Wiebert (1995)、16ページ。
72. チュニス、ゾッピ、バルベッティ (2004)、p. 395.
73. McNichol, AP; Jull, ATS; Burr, GS (2001). 「AMSデータから放射性炭素値への変換：考慮事項と規則」 . Radiocarbon . 43 (2A): 313– 320. Bibcode : 2001Radcb..43..313M . doi : 10.1017/S0033822200038169 .
74. テラスマエ（1984）、5ページ。
75. L'Annunziata (2007)、p. 528.
76. 「放射性炭素データ計算：NOSAMS」ウッズホール海洋研究所、2007年。 2013年8月27日閲覧。
77. ボウマン（1995年）、38～39頁。
78. テイラー（1987年）、125-126ページ。
79. ボウマン（1995年）、40～41頁。
80. テイラー＆バーヨセフ（2014）、155ページ。
81. エイトケン（1990）、66～67頁。
82. テイラー＆バーヨセフ（2014）、59ページ。
83. テイラー＆バーヨセフ（2014）、53-54頁。
84. Reimer, PJ; et al. (2020). 「IntCal20北半球放射性炭素年代較正曲線（0–55 cal kBP）」 . Radiocarbon . 62 (4): 725– 757. Bibcode : 2020Radcb..62..725R . doi : 10.1017/RDC.2020.41 . hdl : 11585/770531 .
85. van der Plicht, J; et al. (2020). 「考古学および環境サンプルのキャリブレーションにおける最近の進歩」 . Radiocarbon . 62 (4): 1095. Bibcode : 2020Radcb..62.1095V . doi : 10.1017/RDC.2020.22 . hdl : 11585/770537 . S2CID 219087775 . 
86. Stuiver, M.; Braziunas, TF (1993). 「大気モデリング¹⁴Cの影響と¹⁴海洋サンプルのC年代測定（紀元前1万年まで）。放射性炭素。35（ 1）： 137-189。doi： 10.1017/s0033822200013874。
87. Hogg, Alan G.; Heaton, Timothy J.; Hua, Quan; Palmer, Jonathan G.; Turney, Chris SM; Southon, John; Bayliss, Alex; Blackwell, Paul G.; Boswijk, Gretel; Ramsey, Christopher Bronk; Pearson, Charlotte (2020年8月). 「SHCal20 南半球較正、0–55,000 Years cal BP」 . Radiocarbon . 62 (4): 759– 778. Bibcode : 2020Radcb..62..759H . doi : 10.1017/RDC.2020.59 . hdl : 1893/31560 . ISSN 0033-8222 . 
88. ヒートン、ティモシー J.ケーラー、ピーター。ブツィン、マーティン。吟遊詩人、エドゥアール。ライマー、ロン W.オースティン、ウィリアムEN;ラムジー、クリストファー・ブロンク。グルート、ピーター M.ヒューゲン、コンラッド A.クローマー、ベルント。ライマー、ポーラ J. (2020 年 8 月)。「Marine20—海洋放射性炭素年齢校正曲線 (0 ～ 55,000 cal BP)」。放射性炭素。62 (4): 779–820。ビブコード: 2020Radcb..62..779H。土井: 10.1017/RDC.2020.68。hdl : 1912/26513。ISSN 0033-8222。 
89. ウォーカー（2005年）、35–37頁。
90. ) . 「放射性炭素年代測定の恩恵と弊害」 . Science . 307 (5708): 363. doi : 10.1126/ science.11 ​​04164. JSTOR 3840039. PMID 15661996. S2CID 128466798 .   
91. エイトケン（1990）、103–105ページ。
92. ウォーカー（2005年）、207–209頁。
93. テイラー＆バーヨセフ（2014年）、148～149頁。
94. 「Radiocarbon: Information for authors」（PDF） . Radiocarbon . アリゾナ大学. 2011年5月25日. pp.  5– 7. 2013年8月10日時点のオリジナル（PDF）からアーカイブ。 2014年1月1日閲覧。
95. テイラー＆バーヨセフ（2014）、29頁。
96. ミラード、アンドリュー・R. (2014). 「放射性炭素測定結果の報告に関する規約」(PDF) .ラジオカーボン. 56 (2): 555– 559. Bibcode : 2014Radcb..56..555M . doi : 10.2458/56.17455 .
97. ムックとウォーターボルク (1985)、48–49 ページ。
98. Higham, T.; et al. (2014). 「ネアンデルタール人の消滅のタイミングと時空間パターン」. Nature . 512 (7514): 306– 309. Bibcode : 2014Natur.512..306H . doi : 10.1038 / nature13621 . hdl : 10651/29327 . PMID 25143113. S2CID 205239973 .  
99. ボウマン（1995）、53-54頁。
100. テイラー＆バーヨセフ（2014）、34–37頁。
101. バウズマン & ヴィエラ (2012)、p. 4.
102. マクドゥーガル（2008年）、94-95頁。
103. テイラー＆バーヨセフ（2014）、38–42頁。
104. リビー（1965年）、84ページ。
105. テイラー＆バーヨセフ（2014）、288頁。
106. テイラー（1997）、70ページ。
107. テイラー（1987年）、143–146頁。
108. レンフルー（2014年）、13ページ。
109. ウォーカー（2005年）、77–79頁。
110. ウォーカー（2005年）、57–77頁。
111. ウォーカー（2005年）、93–162頁。
112. ゴッドウィン、ハリー (1961). 「クルーニアン講演：放射性炭素年代測定と第四紀史（イギリス）」.ロンドン王立協会紀要 B: 生物科学. 153 (952): 287– 320. Bibcode : 1961RSPSB.153..287G . doi : 10.1098/rspb.1961.0001 . S2CID 140692260 . 
113. Dean, Joshua F.; Garnett, Mark H.; Spyrakos, Evangelos; Billett, Michael F. (2019). 「泥炭地の河川から流出する溶存有機炭素の潜在的隠れ年齢」 . Journal of Geophysical Research: Biogeosciences . 124 (2): 328– 341. Bibcode : 2019JGRG..124..328D . doi : 10.1029/2018JG004650 . hdl : 1893/28684 . ISSN 2169-8953 . 
114. Elder, Clayton D.; Xu, Xiaomei; Walker, Jennifer; Schnell, Jordan L.; Hinkel, Kenneth M.; Townsend-Small, Amy; Arp, Christopher D.; Pohlman, John W.; Gaglioti, Benjamin V. (2018). 「多様な北極圏アラスカ湖沼からの温室効果ガス排出量は、若い炭素が支配的である」 . Nature Climate Change . 8 (2): 166– 171. Bibcode : 2018NatCC...8..166E . doi : 10.1038/s41558-017-0066-9 . ISSN 1758-678X . S2CID 90232027 .  
115. Dean, Joshua F.; Billett, Michael F.; Murray, Callum; Garnett, Mark H. (2017). 「放射性炭素（14C）分析のための低濃度フィールドでの新たな採取法によって明らかになった内陸水における古代の溶存メタン」 . Water Research . 115 : 236–244 . doi : 10.1016/j.watres.2017.03.009 . hdl : 1893/25135 . PMID 28284090 . 

出典

• Aitken, MJ (1990). 『考古学における科学的年代測定』ロンドン: Longman. ISBN 978-0-582-49309-4。
• エイトキン、マーティン・J. (2003). 「放射性炭素年代測定」. エリス、リンダ（編）. 『考古学的方法と理論』 . ニューヨーク：ガーランド出版. pp.  505– 508.
• ビアンキ, トーマス・S. ;カヌエル, エリザベス・A. (2011).水生生態系の化学マーカー. プリンストン: プリンストン大学出版局. ISBN 978-0-691-13414-7。
• Bousman, C. Britt; Vierra, Bradley J. (2012). 「北米における更新世末期および完新世前期の文化変遷に関する年表、環境設定、および見解」 Bousman, C. Britt; Vierra, Bradley J. (編著). 『更新世から完新世へ：先史時代の北米における人類組織と文化変容』テキサス州カレッジステーション：テキサスA&M大学出版局. pp.  1- 15. ISBN 978-1-60344-760-7。
• ボウマン、シェリダン (1995) [1990].放射性炭素年代測定. ロンドン: 大英博物館出版局. ISBN 978-0-7141-2047-8。
• クロニン、トーマス・M.（2010年）『古気候学：気候変動の過去と現在を理解する』ニューヨーク：コロンビア大学出版局、ISBN 978-0-231-14494-0。
• ダス、チャビル（2007年）『現代質量分析の基礎』ニュージャージー州ホーボーケン：ジョン・ワイリー・アンド・サンズ社、ISBN 978-0-471-68229-5。
• エリクソン・ステンストロム、クリスティーナ。スコッグ、ゴーラン。ジョルジアドゥ、エリザヴェット。ゲンバーグ、ヨハン。ヨハンソン、アネット (2011)。放射性炭素の単位と計算のガイド。ルンド: ルンド大学。
• Ferronsky, VI; Polyakov, VA (2012). 『地球水圏の同位体』ニューヨーク: Springer. ISBN 978-94-007-2855-4。
• キリック、デイビッド (2014).「考古学における自然科学の証拠の活用」ロバート・チャップマン、アリソン・ワイリー編著『物的証拠：考古学の実践から学ぶ』アビンドン、イギリス：ラウトレッジ、pp.  159– 172. ISBN 978-0-415-83745-3。
• L'Annunziata, Michael F. (2007). 『放射能：序論と歴史』アムステルダム: Elsevier. ISBN 978-0-444-52715-8。
• L'Annunziata, Michael F.; Kessler, Michael J. (2012). 「液体シンチレーション分析：原理と実践」. L'Annunziata, Michael F. (編). 『放射能分析ハンドブック』（第3版）. Oxford: Academic Press. pp.  423– 573. doi : 10.1016/b978-012436603-9/50010-7 . ISBN 978-0-12-384873-4。
• リビー、ウィラード・F. (1965) [1952].放射性炭素年代測定（第2版（1955年））シカゴ：フェニックス。
• マクドゥーガル、ダグ（2008年）『自然の時計：科学者はどのようにしてほぼすべてのものの年齢を測るのか』カリフォルニア州バークレー：カリフォルニア大学出版局。ISBN 978-0-520-24975-2。
• マレイニー、メアリー・E.（2010）『考古学科学入門』ニューヨーク：シュプリンガー、ISBN 978-1-4419-5704-7。
• マーラ、ジョン（2019年）『ホットカーボン：炭素14と科学革命』コロンビア大学出版局。ISBN 9780231186704。
• マーク・A・マスリン、ジョージ・EA・スワン (2006). 「海洋堆積物中の同位体」 メラニー・J・レン (編).古環境研究における同位体. ドルドレヒト: シュプリンガー. pp.  227–290 . doi : 10.1007/1-4020-2504-1_06 . ISBN 978-1-4020-2503-7。
• ムック, WG;ウォーターボルク, HT (1985). 『考古学者のためのハンドブック 第3号 放射性炭素年代測定』 ストラスブール: 欧州科学財団. ISBN 978-2-903148-44-7。
• ポスト、ウィルフレッド・M. (2001). 「炭素循環」. グーディー、アンドリュー、カフ、デイビッド・J. (編). 『地球変動百科事典：環境変動と人間社会』第1巻. オックスフォード：オックスフォード大学出版局. pp.  127– 130. ISBN 978-0-19-514518-2。
• レンフルー、コリン (2014). 「序文」. テイラー, RE; バー＝ヨセフ, オフェル (編). 『放射性炭素年代測定』 . ウォルナット・クリーク、カリフォルニア州: レフト・コースト・プレス. pp.  12– 14. ISBN 978-1-59874-590-0。
• シェーニンガー、マーガレット・J. (2010). 「安定同位体比を用いた食生活の再構築と生態学」. ラーセン、クラーク・スペンサー編. 『生物人類学の手引き』 . オックスフォード: ブラックウェル. pp.  445–464 . doi : 10.1002/9781444320039.ch25 . ISBN 978-1-4051-8900-2。
• Šilar, Jan (2004). 「放射年代学における環境放射性核種の応用：放射性炭素」 Tykva, Richard; Berg, Dieter (編). 『環境汚染と放射年代学における人工放射能と自然放射能』ドルドレヒト: Kluwer Academic Publishers. pp.  150– 179. ISBN 978-1-4020-1860-2。
• Suess, HE (1970). 「ブリスルコーンパインによる紀元前5200年から現在までの放射性炭素年代尺度の較正」. オルソン, イングリッド・U. (編). 『放射性炭素年代測定の変動と絶対年代学』 . ニューヨーク: John Wiley & Sons. pp.  303– 311.
• テイラー, RE (1987).放射性炭素年代測定. ロンドン: アカデミック・プレス. ISBN 978-0-12-433663-6。
• Taylor, RE (1997). 「放射性炭素年代測定」. Taylor, RE; Aitken, Martin J. (編).考古学における年代測定. ニューヨーク: Plenum Press. pp.  65– 97. ISBN 978-0-306-45715-9。
• テイラー, RE; バー・ヨセフ, オフェル (2014). 『放射性炭素年代測定』（第2版）, ウォルナット・クリーク, カリフォルニア州: レフト・コースト・プレス. ISBN 978-1-59874-590-0。
• テラスマエ, J. (1984). 「放射性炭素年代測定：いくつかの問題点と今後の展開」. Mahaney, WC (編).第四紀年代測定法. アムステルダム: エルゼビア. pp.  1-15 . ISBN 978-0-444-42392-4。
• テオドルソン、パール（1996）「弱放射能の測定」シンガポール：ワールド・サイエンティフィック・パブリッシングISBN 978-9810223151。
• トゥルンボア, スーザン E. (1996). 「加速器質量分析法の土壌科学への応用」. トーマス W. バウトン, 山崎 真一 (編). 『土壌の質量分析』 . ニューヨーク: マルセル・デッカー. pp.  311– 340. ISBN 978-0-8247-9699-0。
• ツィペニュク、ユーリ・M. (1997).核科学技術における方法論. ブリストル、英国: Institute of Physics Publishing. ISBN 978-0750304221。
• Tuniz, C.; Zoppi, U.; Barbetti, M. (2004). 「加速器質量分析法による考古学における放射性核種年代測定」 Martini, M.; Milazzo, M.; Piacentini, M. (編). 『考古学における物理学的方法』アムステルダム: IOS Press. pp.  385– 405. ISBN 978-1-58603-424-5。
• ウォーカー、マイク (2005).第四紀の年代測定法(PDF) . チチェスター: ジョン・ワイリー・アンド・サンズ. ISBN 978-0-470-86927-7. 2017年10月13日時点のオリジナル（PDF）からのアーカイブ。
• ワーネック、ピーター（2000年）『自然大気の化学』ロンドン：アカデミック・プレス、ISBN 978-0-12-735632-7。
• Wiebert, Anders (1995).ルンドAMSシステムの開発と新しいAMS検出技術の評価. ルンド：ルンド大学.

外部リンク

• 放射性炭素年代測定と年代モデリング：ガイドラインとベストプラクティス、ヒストリック・イングランド
• OxCal、放射性炭素較正プログラム
• IntCalワーキンググループ
• IntChron、放射性炭素年代の索引サービス
• p3k14c、グローバル放射性炭素データベース
• XRONOS、グローバル放射性炭素データベース