Methoden zur Altersbestimmung

Es gibt mehrere Metho­den, das Alter von Gegen­stän­den wie Arte­fak­ten (also künst­lich herge­stell­ten Dingen), mine­ra­li­schen oder orga­ni­schen Abla­ge­run­gen oder Verstei­ne­run­gen zu bestim­men. Man unter­teilt sie prin­zi­pi­ell in rela­tive und abso­lute Alters­be­stim­mun­gen. Bei jeder Alters­be­stim­mung werden die Ergeb­nisse durch andere Metho­den veri­fi­ziert, um Wider­sprü­che aufzu­de­cken und somit Fehler auszu­schlie­ßen.

Stra­ti­gra­fie

Diese Methode beruht auf der Lehre von Schicht­ab­folge und -zusam­men­hang in der Archäo­lo­gie oder Palä­on­to­lo­gie. Sie folgt dem Prin­zip, dass eine Abfolge von Sedi­ment­schich­ten von unten nach oben jünger wird, sofern diese nicht durch tekto­ni­sche Prozesse oder v{“type”:“block”,“srcIndex”:0,“srcRootClientId”:””,“srcClientId”:“64b697aa-cb0f-4ee5-a499-0c177ac5114f”}ulkanische Ereig­nisse gestört wurden. Die Stra­ti­gra­fie dient vorran­gig der rela­ti­ven Alters­be­stim­mung, ist mitt­ler­weile aller­dings auch zumin­dest grob zur abso­lu­ten Alters­be­stim­mung geeig­net, da die meis­ten geolo­gi­schen Schich­ten inzwi­schen sehr zuver­läs­sig unter­sucht und ihre Zeit­dauer und Abfolge gut bestimmt sind. Lässt sich also ein Objekt einer bekann­ten geolo­gi­schen Schicht zuord­nen, dann liegt auch sein Alter in den Alters­gren­zen der Schicht.

Deut­li­che Schich­tung infolge vulka­ni­scher Erup­tio­nen auf Madeira. (Quelle: GerritR auf https://commons.wikimedia.org/wiki/File:Geschichtete_Tephra_zwischen_Pico_do_Areeiro_und_Pico_Ruivo,_Madeira.jpg)

Dend­ro­chro­no­lo­gie

Das Prin­zip dieser Alters­be­stim­mung basiert auf einer charak­te­ris­ti­schen Abfolge von Jahres­rin­gen im Holz, die durch unter­schied­li­che meteo­ro­lo­gi­sche Bedin­gun­gen in aufein­an­der folgen­den Jahren entstan­den. Die dadurch entstan­de­nen dendrochrono­logischen Kalen­der reichen mitt­ler­weile 12500 Jahre in die Vergan­gen­heit zurück.

Über die Alters­be­stim­mung von Holz­bal­ken, Baum­stümp­fen oder ähnli­chen bear­bei­te­ten Holz­frag­men­ten, die im Zusam­men­hang mit Arte­fak­ten gefun­den werden, kann deren Alter abso­lut mit großer zeit­li­cher Auflö­sung bestimmt werden.

Dend­ro­chro­no­lo­gi­sche Balken­probe aus dem Rathaus von Göden­roth (Eichen­holz). (Quelle: Stefan Kühn, https://commons.wikimedia.org/wiki/File:Dendrochronologie.jpg. Lizenz: GFDL) 

Radio­me­tri­sche Alters­be­stim­mun­gen

Eine weitere abso­lute Methode zur Alters­be­stim­mung sind radio­me­tri­sche Datie­run­gen, die alle einem gemein­sa­men Prin­zip folgen.

Prinzip der radiometrischen Altersbestimmung

Jede Substanz besteht aus Atomen chemi­scher Elemente. Jedes Element wiederum ist durch seine Ordnungs­zahl gekenn­zeich­net. Diese entspricht der Anzahl an Proto­nen im Kern der Atome. Der Atom­kern besteht aus Proto­nen und Neutro­nen. Chemi­sche Elemente mit unter­schied­li­cher Anzahl von Neutro­nen nennt man Isotope. Von der Anzahl der Neutro­nen im Atom­kern hängt es ab, ob ein Isotop stabil oder radio­ak­tiv ist. Stabi­ler Kohlen­stoff z. B. kann sowohl 6 Proto­nen und 6 Neutro­nen haben (12C), aber auch eine Zusam­men­set­zung aus 6 Proto­nen und 7 Neutro­nen (13C) ist stabil. Das am häufigs­ten in der Natur vorkom­mende Kohlen­stoff­iso­top ist 12C mit einer Häufig­keit von 98,9%. Die Gesamt­zahl von Proto­nen und Neutro­nen in einem Atom­kern entspricht der Massen­zahl des jewei­li­gen Isotops. Kohlen­stoff­iso­tope mit weni­ger als 6 Neutro­nen (10C, 11C) und solche mit mehr als 7 Neutro­nen (14C, 15C) sind radio­ak­tiv und zerfal­len mit einer für das Isotop spezi­fi­schen Halb­werts­zeit (s. u.) in ein ande­res Element. Beispiele: β+-Zerfall: 11C → 11B und β--Zerfall: 14C → 14N.

Das radio­ak­tive Isotop 14C spielt in der Alters­be­stim­mung orga­ni­scher Substan­zen eine wich­tige Rolle (s. u.). Radio­ak­tive Isotope mit sehr langen Halb­werts­zei­ten werden zur Alters­be­stim­mung von alten Erdfor­ma­tio­nen und dem Alter unse­res Sonnen­sys­tems heran­ge­zo­gen.

Zwei Isotope des Kohlen­stoffs: Der Kern von 12C wird von 6 Proto­nen und 6 Neutro­nen gebil­det. 14C besitzt eben­falls 6 Proto­nen, aber 2 Neutro­nen mehr, also insge­samt 8 Neutro­nen. 12C ist stabil, während 14C leicht zerfällt.

Die Zeit, in der sich eine bestimmte Anfangs­menge eines Isotops zur Hälfte umwan­delt, nennt man Halb­werts­zeit. Die Halb­werts­zeit von 14C beträgt beispiels­weise 5730 Jahre. Die Halb­werts­zei­ten sind für alle(!) natür­li­chen radio­ak­ti­ven Isotope bekannt. Das Beson­dere am radio­ak­ti­ven Zerfall ist, dass er völlig unab­hän­gig von Masse, Tempe­ra­tur, Druck oder ande­ren Einfluss­grö­ßen und für jede ausrei­chend große Menge eines radio­ak­ti­ven Isotops immer mit konstan­ter Geschwin­dig­keit abläuft.

Halb­werts­zeit: Die Halb­werts­zeit eines insta­bi­len Isotops bezeich­net jenes Zeit­in­ter­vall, in dem immer genau die Hälfte der zum Beginn dieses Inter­valls vorhan­de­nen Menge des Isotops zerfällt.

Wenn man also das Mengen­ver­hält­nis zwischen dem stabi­len und dem radio­ak­ti­ven Isotop zum Zeit­punkt der Entste­hung einer Substanz kennt und nun in dieser Substanz die Menge eines radio­ak­ti­ven Isotops und gleich­zei­tig die Menge des dazu­ge­hö­ri­gen stabi­len Isotops bestimmt, kann man das Alter der Substanz bestim­men.

Die Ermitt­lung, welches Mengen­ver­hält­nis zu einem bestimm­ten Anfangs­zeit­punkt vorge­le­gen hat, nennt man Kali­brie­rung. Man weiß heute, dass die Entste­hungs­rate der Isotope im Verlauf der Erdge­schichte erheb­li­chen Schwan­kun­gen unter­wor­fen war. Dies wird im Rahmen der Kali­brie­rung berück­sich­tigt. Ebenso ist natür­lich darauf zu achten, dass keine nach­träg­li­che Anrei­che­rung (oder Abrei­che­rung) des Unter­su­chungs­ob­jek­tes mit dem radio­ak­ti­ven Isotop über­se­hen wird.

Die radio­lo­gi­sche Datie­rungs­me­thode funk­tio­niert zuver­läs­sig bis zu einem Alter von 9 – 10 Halb­werts­zei­ten. Danach sind die in der Probe noch befind­li­chen Rest­men­gen des radio­ak­ti­ven Isotops so klein, dass die Mess­zeit unver­hält­nis­mä­ßig lang sein müsste. Glück­li­cher­weise gibt es jedoch radio­ak­tive Elemente mit extrem langer Halb­werts­zeit, deren Zerfalls­reihe man eben­falls sehr genau kennt. Es gibt sogar Isotope, deren Halb­werts­zeit größer ist, als die Exis­tenz­dauer unse­res Univer­sums (87Rb, T1/2=48,8 Mrd. Jahre).

Der größte Vorteil der radio­me­tri­schen Methode ist jedoch, dass man das zu unter­su­chende Objekt paral­lel mit den Zerfalls­rei­hen unter­schied­li­cher Isotope messen kann, die zu vergleich­ba­ren Ergeb­nis­sen kommen müssen, wenn kein Fehler in den Grund­an­nah­men vorliegt.

Im Folgen­den werden einige wich­tige Radio­da­tie­rungs­me­tho­den vorge­stellt.

Die Radiokarbonmethode

Das Verfah­ren wird vorwie­gend für die Alters­be­stim­mung orga­ni­scher Objekte einge­setzt, die nicht älter als 50000 Jahre sind. Orga­ni­sche Objekte (also Lebe­we­sen) bauen während ihres Lebens Kohlen­stoff in ihren Orga­nis­mus ein. Neben den stabi­len Kohlen­stoff­iso­to­pen 12C und 13C wird auch ein entspre­chen­der Anteil des radio­ak­ti­ven Isotops 14C einge­baut. Heut­zu­tage ist das Verhält­nis zwischen der Konzen­tra­tion von 12C+13C zu 14C etwa 1012. Obwohl 14C natür­lich immer auch zerfällt, wird es in der oberen Atmo­sphäre durch Beschuss von hoch­en­er­ge­ti­scher kosmi­scher Strah­lung aus 14N stän­dig neu gebil­det (14N + n → 14C + p), so dass sein Anteil in der Luft nahezu konstant bleibt:

So lange ein Orga­nis­mus lebt, baut er die Kohlen­stoff-Isotope also immer in genau diesem Mengen­ver­hält­nis in seine Körper­sub­stanz ein. Ab dem Zeit­punkt des Todes unter­bleibt jedoch der weitere Einbau von Kohlen­stoff. Und aufgrund des radio­ak­ti­ven Zerfalls beginnt ab diesem Moment der Anteil der radio­ak­ti­ven Isotope am Gesamt­koh­len­stoff­ge­halt des Objek­tes zu sinken — und zwar in 5730±40 Jahren auf die Hälfte der ursprüng­li­chen Konzen­tra­tion. Dabei zerfällt das Isotop 14C durch β−Zerfall wiederum zu 14N, dem stabi­len Isotop des Stick­stoffs, sowie einem Elek­tron und einem Anti­neu­trino.

Weiter­hin muss der Effekt der Isoto­pen­frak­tio­nie­rung berück­sich­tigt werden. Darun­ter versteht man den Effekt, dass die drei Isotope 12C, 13C und 14C wegen ihrer unter­schied­li­chen Massen sich gering­fü­gig – aber mess­bar – unter­schied­lich in physi­ka­li­schen und chemi­schen Prozes­sen verhal­ten, was bei der Alters­be­stim­mung korri­giert werden muss.

Beispiel: Datie­rung eines Vogel­ske­letts mit der 14C-Methode (stark verein­facht!): Solange der Vogel Nahrung aufge­nom­men hat, hat er damit die Kohlen­stoff­iso­tope im Mengen­ver­hält­nis 1012 in seine Gewebe einge­baut. Ab dem Moment seines Todes, im Beispiel vor etwas über 17000 Jahren, wurde jedoch kein neues 14C mehr aufge­nom­men, und das im Gewebe vorhan­dene zerfiel lang­sam. Heute, also nach 4 Halb­werts­zei­ten, ist in den fossi­lier­ten Knochen deut­lich weni­ger 14C vorhan­den als zu Lebzei­ten des Vogels, das Verhält­nis der stabi­len Isotope zu der Menge an 14C ist also um ein Viel­fa­ches höher.

Die Uran-Thorium-Datierung

Die Uran-Thorium-Methode basiert auf dem radio­ak­ti­ven Zerfall von Uran-Isoto­pen, die sich beim Zerfall u.a. in Thorium (230Th) umwan­deln. Sie ist vor allem für anor­ga­ni­sche Unter­su­chungs­ob­jekte wie Kalk­ab­la­ge­run­gen (Stalag­mi­ten / Stalak­ti­ten) geeig­net und basiert auf der Tatsa­che, dass die radio­ak­ti­ven Uran­iso­tope 235U (T1/2 = 703,8 Mio. Jahre) und 238U (T1/2 = 4,47 Mrd. Jahre) wasser­lös­lich sind, das Zerfalls­pro­dukt 230Th aber nicht. Mit dieser Datie­rungs­me­thode lässt sich das Alter von deut­lich über 500000 Jahre alten Proben bestim­men.

Die Rubidium-Strontium-Datierung

Die Halb­werts­zeit des β-Zerfalls von 87Rb (Mutter­iso­top) zum stabi­len Toch­ter­iso­top 87Sr ist mit etwa 48,8 Mrd. Jahren extrem lang. Die Rubi­dium-Stron­tium-Methode findet daher fast nur Anwen­dung bei der Alters­be­stim­mung alter meta­mor­pher und magma­ti­scher Gesteine. Als untere Grenze, bei der diese Methode noch eine zuver­läs­sige Alters­be­stim­mung zulässt, gilt ein Alter von 10 Mio. Jahren.

Für die Datie­rung werden von einzel­nen Mine­ra­len der Probe sowie der Gesamt­probe jeweils die 87Sr/86Sr- und 87Rb/86Sr-Verhält­nisse bestimmt. Das 86Sr dient dabei als stabi­les Refe­ren­z­iso­top des Toch­ter­iso­tops. Die Mengen­be­stim­mung geschieht entwe­der durch Rönt­gen­fluo­res­zenz, Neutro­nen­ak­ti­vie­rungs­ana­lyse (analy­ti­sche Metho­den) oder mit Hilfe der Massen­spek­tro­me­trie.

Die Rubi­dium-Stron­tium-Datie­rung stellt eine wich­tige Methode dar, da Rb und Sr häufig vorkom­mende Elemente wie K und Ca substi­tu­ie­ren können. Sie findet Anwen­dung beson­ders bei Grani­ten, jedoch lassen sich auch Sedi­mente über Tonmi­ne­rale, die am Fund­ort entstan­den sind, datie­ren, ebenso durch Verduns­tung entstan­dene Salz­ge­steine.

Die Kalium-Argon-Datierung

Die Kalium-Argon-Datie­rung ist ein geo- und kosmo­chro­no­lo­gi­sches Verfah­ren zur radio­me­tri­schen Alters­be­stim­mung von Gestei­nen und Meteo­ri­ten, bei dem der radio­ak­tive Zerfall von Kalium-40 (40K) zu Argon-40 (40Ar) ausge­nutzt wird. Der Beta­strah­ler 40K zerfällt mit einer Halb­werts­zeit von 1,28 Mrd. Jahren in 11 % der Fälle zu Argon-40, in 89 % zu Calcium-40. Kalium kommt in häufi­gen gesteins­bil­den­den Mine­ra­lien wie Glim­mern, Feldspa­ten und Horn­blen­den vor, weswe­gen diese Datie­rungs­tech­nik oft erfolg­reich bei irdi­schen Gestei­nen ange­wen­det wird. Dane­ben wird die Kalium-Argon-Datie­rung auch für extra­ter­res­tri­sche Gesteine, etwa Apollo-Mond­pro­ben und Meteo­ri­ten, ange­wen­det; hier­bei wurden bisher Alter bis zu etwa 4,6 Mrd. Jahren, dem geschätz­ten Alter des Sonnen­sys­tems, bestimmt.

Argon-Argon-Datierung

Eine präzi­sere Vari­ante ist die 39Ar-40Ar-Methode. Für sie muss die Probe nicht in zwei, womög­lich nicht reprä­sen­ta­tive Hälf­ten geteilt werden, um Argon und Kalium sepa­rat zu bestim­men. Zudem können Störun­gen des Kalium-Argon-Isoto­pen­sys­tems ohne aufwen­dige Mine­ral-Sepa­ra­tion entdeckt werden. Selbst bei teil­weise ausdif­fun­dier­tem Argon können mit dieser Methode noch zuver­läs­sige „Argo­nal­ter“ gemes­sen werden, auch an rela­tiv jungen Gestei­nen.

Die zu messende Probe wird in einem Forschungs­re­ak­tor mit schnel­len Neutro­nen bestrahlt (Neutro­nen­ak­ti­vie­rung), wobei ein Teil des in der Probe vorhan­de­nen 39K in 39Ar umge­wan­delt wird. Zu Kali­brier­zwe­cken wird dabei gleich­zei­tig immer auch ein Mine­ral-Stan­dard (z. B. Horn­blende) bekann­ten Alters als Moni­tor­probe mitbe­strahlt. Danach werden die Proben schritt­weise in bestimm­ten Tempe­ra­tur­stu­fen erhitzt und mittels Edel­gas­mas­sen­spek­tro­me­trie das Verhält­nis von 39Ar zu 40Ar des in den einzel­nen Tempe­ra­tur­stu­fen ausge­gas­ten Argons gemes­sen.

Die 39Ar-40Ar-Methode ist in der Lage, viel jüngere Ereig­nisse zu datie­ren als die herkömm­li­che Kalium-Argon-Datie­rung. Sie ist inzwi­schen so weit verfei­nert worden, dass es 1997 gelun­gen ist, Bims­stein aus dem Vesuv-Ausbruch, der Pompeji zerstörte, auf ein Alter von 1925 ± 94 Jahren zu datie­ren. Das entspricht dem Jahr 72 n. Chr. und stimmt damit im Fehler mit dem histo­ri­schen Datum über­ein, das Plinius der Jüngere – umge­rech­net in den Grego­ria­ni­schen Kalen­der – mit 79 n. Chr. angibt. Zugleich ist es aber mit Hilfe dieser Methode beispiels­weise auch möglich, Millio­nen Jahre alte homi­nine Fossi­lien – wie etwa die Funde von Ardi­pi­the­cus rami­dus – zu datie­ren, bei denen die Radio­kar­bon­me­thode nicht mehr anwend­bar ist.

Uran-Blei-Datierung

Die Uran-Blei-Datie­rung ist heute das am häufigs­ten genutzte Verfah­ren zur abso­lu­ten Datie­rung von geolo­gi­schen Forma­tio­nen. Neben der langen Halb­werts­zeit von Uran ist vor allem von Vorteil, dass zwei Zerfalls­rei­hen heran­ge­zo­gen werden können, die jeweils bei Uran-Isoto­pen begin­nen und über mehrere Zwischen­schritte bei Blei-Isoto­pen enden:

  1. Uran-Radium-Reihe: 238U → … → 206Pb (Halb­werts­zeit: 4,5 Mrd. Jahre)
  2. Uran-Acti­nium-Reihe: 235U → … → 207Pb (Halb­werts­zeit: 704 Mio. Jahre)

Die verschie­de­nen insta­bi­len Zerfalls­pro­dukte in diesen Reihen sind viel kurz­le­bi­ger als das jewei­lige Uran-Isotop am Anfang der Reihe. Für die Alters­be­stim­mung spie­len daher nur die Halb­werts­zei­ten der Uran-Isotope eine wesent­li­che Rolle.

Aufgrund der unter­schied­li­chen Zerfalls­ge­schwin­dig­kei­ten hat sich das Verhält­nis beider Isotope im Laufe der Erdge­schichte konti­nu­ier­lich verscho­ben. Daraus lässt sich das Verhält­nis beider Mutter­iso­tope zu jedem Zeit­punkt der Erdge­schichte berech­nen.

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