Geochronologie

Geochronologie (von altgriechisch: γῆ (ge) „Erde“ und χρὁνος (chronos) „Zeit, Zeitdauer“ und -logie)^[1] ist die Wissenschaftsdisziplin, die Ereignisse der Erdgeschichte und sekundär die Entstehungszeit von Gesteinen und Sedimenten (siehe Chronostratigraphie) absolut-zeitlich datiert. Unter anderem erstellt sie aus den ermittelten Daten die geologische Zeitskala, in der Zeitintervalle identifiziert, als geochronologische Einheiten benannt und zeitlich datiert dargestellt sind^[2].

Häufig korrespondieren geochronologische Einheiten mit der Bildungszeit chronostratigraphischer Einheiten, also physisch existenter Gesteinskörper^[3]. Die Geochronologie ist ihrem Wesen nach dagegen immateriell und ist daher nicht im eigentlichen Sinne eine stratigraphische (gesteinsdatierende) Disziplin^[4]. Die Beziehungen zwischen konkreten geochronologischen Einheiten werden immer in einer älter/jünger-Beziehung ausgedrückt.

Die Datierung von Gesteinen kann absolut oder relativ erfolgen.

Methoden

Sedimentierung

Eine erste Formulierung des Lagerungsgesetzes erfolgte 1669 durch Nicolaus Steno. Das Lagerungsgesetz besagt, dass unten liegende Schichten früher als weiter oben liegende Schichten abgelagert wurden. Das ermöglicht die Aufstellung einer relativen Schichtfolge. Voneinander getrennt an der Erdoberfläche ausstreichende Schichten können durch Leitfossilien miteinander korreliert werden (Stratigraphie).

Bis zu Anfang des 20. Jahrhunderts gab es keine direkten Methoden zur absoluten Altersbestimmung von Gesteinen. Schätzungen basierten auf Erosionsraten der Gebirge sowie Sedimentationsraten in Ozeanen, oder auf Beobachtungen von Lava bei Vulkanausbrüchen.

Die Schichtungsfolgen von Sedimenten können anhand weltumspannender Ereignisse (Niederschläge des in die Atmosphäre getragenen Materials großer Vulkanausbrüche oder Meteoritenfälle) zeitlich miteinander verglichen und eingeordnet werden. Bekannt ist zum Beispiel die Häufung des auf der Erde seltenen Elementes Iridium, welches aus bestimmten Meteoritenfällen stammt (siehe Iridium-Anomalie).

Isotopenmessung

Mit der Entdeckung der Radioaktivität wurden verschiedene Messmethoden entwickelt, die auf der Untersuchung des Mengenverhältnisses natürlicher Radioisotope beruht. Die Isotopenverhältnisse ändern sich aufgrund unterschiedlicher Zerfallszeiten (Halbwertszeit) oder natürlicher Bestrahlung (Radioaktivität der Erde oder extraterrestrische Strahlung).

Die erste auf der Uran-Blei-Zerfallsreihe beruhende Altersbestimmung wurde 1913 von Arthur Holmes veröffentlicht und war seinerzeit sehr umstritten. Friedrich Georg Houtermans publizierte 1953, basierend auf von Clair Cameron Patterson durchgeführten Uran-Blei-Isotopenmessungen an Meteoriten, das heute akzeptierte Erdalter von ca. 4,5 Milliarden Jahren. Heute werden unterschiedliche radioaktive Isotope sowie ihre Zerfallsprodukte benutzt, um das Alter von Gesteinen zu bestimmen. Das Alter eines Gesteins ist je nach Untersuchungsmethode unterschiedlich zu interpretieren. Bei magmatischen Gesteinen können sowohl das Alter der Kristallisation (der Platznahme in der Erdkruste) und je nach untersuchtem Mineral auch mehrere Abkühlalter bestimmt werden. Ebenso kann in metamorphen Gesteinen der Zeitraum eines Metamorphose-Ereignisses festgestellt werden. In manchen Sedimenten bilden sich während der Ablagerung bestimmte Minerale (zum Beispiel Glaukonit in vielen marinen (Grün-)Sandsteinen), deren Entstehungsalter durch Messung radioaktiver Isotope bestimmt werden kann. Dieses Alter wird dann als Sedimentationsalter interpretiert.

Rubidium-Strontium-Methode

Rubidium ⁸⁷Rb zerfällt mit einer Halbwertszeit von 47 Mrd Jahren in ⁸⁷Sr. Die Radiometrische Datierung eignet sich für sehr alte Gesteine. Da neben ⁸⁷Sr auch das stabile ⁸⁶Sr vorkommt, erhält man über die Isochronenmethode recht genaue Daten für beispielsweise Feldspäte, Hornblende oder Glimmer in der Größenordnung von 1000 Mio Jahren mit einem Fehler von mehreren 10 Mio Jahren.

Uran-Blei-Methode

Die Uran-Blei-Methode nutzt zwei Zerfallsreihen:

1. Zerfall des Radioisotops ²³⁵U mit einer Halbwertszeit von 703,8 Mio. Jahren über verschiedene Tochterisotope zu stabilem ²⁰⁷Pb (Uran-Actinium-Reihe)
2. Zerfall des Radioisotops ²³⁸U mit einer Halbwertszeit von 4,468 Mrd. Jahren über verschiedene Tochterisotope zu stabilem ²⁰⁶Pb (Uran-Radium-Reihe)

Das Alter uranhaltiger Minerale kann nun über das Verhältnis der Tochterisotope zum verbliebenen Anteil des Mutterisotops (hier: U) unter Kenntnis der Halbwertszeit des Mutterisotops bestimmt werden. Dabei muss ggf. der vor dem radioaktiven Zerfall bestehende Gehalt an den Bleiisotopen ²⁰⁷Pb und ²⁰⁶Pb berücksichtigt werden; dies geschieht durch die Messung des Gehalts an nicht durch radioaktiven Zerfall entstandenem, das heißt bereits vorhandenem ²⁰⁴Pb: Die unveränderten Verhältnisse ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb und ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb sind aus der Messung von Meteoritenmaterial bekannt, daher kann aus dem ²⁰⁴Pb-Gehalt auch der ursprüngliche Gehalt an ²⁰⁷Pb bzw. ²⁰⁶Pb berechnet werden; dieser muss von dem gemessenen Gehalt abgezogen werden – der Rest ist dann durch radioaktiven Zerfall entstanden.

Ein großer Vorteil der Uran-Blei-Methode ist, dass man meist beide Zerfallsreihen benutzen und damit sein Ergebnis absichern kann. Wegen der hohen Halbwertszeiten ist die Methode am besten geeignet, Alter ab 1 Millionen Jahre zu bestimmen.

Kalium-Argon- und Argon-Argon Methode

Die Kalium-Argon-Methode nutzt die Zerfallsprodukte des Kaliums. Kalium selbst kommt in der Natur in Form von drei Isotopen vor: ³⁹K (93,26 %), ⁴⁰K (0,012 %), ⁴¹K (6,73 %).

Das radioaktive ⁴⁰K zerfällt mit einer Halbwertszeit von 1,277 · 10⁹ Jahren zu ⁴⁰Ar und ⁴⁰Ca. Das selten auftretende ⁴⁰Ar wird für die Altersbestimmung verwendet. ⁴⁰Ca kommt als Isotop des Calciums sehr häufig vor, so dass die Entstehung von zusätzlichem ⁴⁰Ca aus dem Zerfall von Kalium kaum messbar ist und sich daher für Alterbestimmungen nicht eignet.

Zur Bestimmung des ⁴⁰Ar-Gehaltes eines Gesteins muss das Gestein geschmolzen werden. In dem dabei austretenden Gas wird das Edelgas ⁴⁰Ar bestimmt. Wenn auch der ⁴⁰K-Gehalt des Gesteins bestimmt ist, lässt sich aus der Veränderung des Verhältnisses von ⁴⁰K zu ⁴⁰Ar zwischen der Zeit der Gesteinentstehung bzw. –erstarrung und dem Zeitpunkt der Bestimmung des Verhältnisses im Labor das Alter des Gesteins berechnen.

Durch die relativ lange Halbwertszeit von 1,28 · 10⁹ Jahren eignet sich diese Methoden für Gesteine, die älter als ca. 100 000 Jahre sind.

Die ⁴⁰Ar/³⁹Ar-Methode nutzt die Entstehung von ³⁹Ar aus ³⁹K durch Neutronenbeschuss einer Gesteinsprobe in einem Reaktor. Nach dem Beschuss wird das Verhältnis der beim folgenden Schmelzen einer Gesteinsprobe austretenden Isotope ⁴⁰Ar und ³⁹Ar bestimmt.

Wie bei der Kalium-Argon-Methode ist ⁴⁰Ar das Tochterisotop. Da die Isotopenverhältnisse des K bekannt sind, kann ³⁹Ar, das bei dem Zerfall von ³⁹ K durch Neutronenbeschuss entsteht, als Ersatz für das K-Mutterisotop verwendet werden.

So ist lediglich das Verhältnis von ⁴⁰Ar zu ³⁹Ar im austretenden Gas zu bestimmen. Analysen anderer Isotope durch weitere Analysemethoden sind nicht erforderlich.

Radiokohlenstoffmethode

Die besonders zur Altersbestimmung organischen Materials erdgeschichtlich jüngeren Materials geeignete Radiokohlenstoffmethode nutzt den Zerfall des durch kosmische Strahlung in der höheren Atmosphäre entstandenen ¹⁴C (Halbwertszeit: 5730 Jahre). Sie ist für geologische Zwecke nur dann geeignet, wenn kohlenstoffhaltige Objekte datiert werden sollen, die weniger als ca. 50.000 Jahre alt sind. Damit ist sie auf das Quartär begrenzt.

Das Hauptanwendungsgebiet der Radiokarbonmethode ist die Archäologie und die archäologische Stratigraphie.

Aluminium-Beryllium-Methode

Die Altersbestimmung über das Aluminiumisotop ²⁶Al und das Berylliumisotop ¹⁰Be im Mineral Quarz basiert auf dem (bekannten) Verhältnis von ²⁶Al und ¹⁰Be, die beide durch kosmische Strahlung (Neutronen-Spallation, Myonen-Einfang) an der Oberfläche von Steinen/Mineralen entstehen. Das Verhältnis ist abhängig u. a. von der Höhenlage, der geomagnetischen Breite, der Strahlungsgeometrie und einer möglichen Schwächung der Strahlung durch Abschirmungen (Verbringung, Bedeckung). Die spezifischen Strahlungsbedingungen und damit das Verhältnis von ²⁶Al zu ¹⁰Be müssen vor der Altersbestimmung festgelegt bzw. abgeschätzt werden können^[5].

Ab dem Zeitpunkt, zu dem das infragekommende Material vor der kosmischen Strahlung abgeschirmt wurde (z. B. durch Einlagern in eine Höhle), nimmt der Anteil der beiden Radionuklide durch radioaktiven Zerfall unterschiedlich schnell ab, sodass sich aus dem Verhältnis dieser Radionuklide zum Zeitpunkt der Untersuchung und dem angenommenen (bekannten) Gleichgewichtsverhältnis unter Bestrahlung und Kenntnis der jeweiligen Halbwertszeiten (siehe auch Nuklidkarte) das Alter abschätzen lässt.

Diese Methode wurde auch zur Bestimmung des Alters von fossilen Hominiden-Knochen genutzt. Allerdings können die Knochen nicht direkt untersucht werden, sondern es werden die sie umgebenden Quarz enthaltenden Sedimente herangezogen.

Samarium-Neodym-Methode

Samarium 146 wandelt sich über Alphazerfall in Neodym 142 um. Die lange Halbwertszeit des Samarium erlaubt Altersbestimmungen geologischer Zeiträume. Vor 2012 vermutete man eine Halbwertszeit des Samarium von 103 Mio Jahren. Vermutlich ist sie mit 68 Mio Jahren^[6] deutlich kürzer. Aus dem gemessenen Verhältnis zum stabilien Isotop Sm144 von 0,007 und einem Ausgangsverhältnis von 0,0094 folgt ein Alter für die Erde von 4,57 Mrd. Jahren.

Weitere Methoden

• Neodym-Strontium-Methode
• Lutetium-Hafnium-Methode
• Rhenium-Osmium-Methode

Quellen

Literatur

• D. Brookins: Geochemical Aspects of Radioactive Waste Disposal; Springer-Verlag, New York Inc.; 1984; ISBN 3-540-90916-8
• G. Faure: Principles of Isotope Geology; John Wiley & Sons; 1986; ISBN 0-471-86412-9
• G. Faure, D. Mensing (2005): Isotopes – Principles and applications. Third Edition. J. Wiley & Sons. ISBN 0-471-38437-2
• Mebus A. Geyh: Handbuch der physikalischen und chemischen Altersbestimmung; Wissenschaftliche Buchgesellschaft; 2005; ISBN 3-534-17959-5
• H. Murawski, W. Meyer: Geologisches Wörterbuch. -- 10. Aufl.: 278 S., 82 Abb., 7 Tab.; Stuttgart (Enke); 1998.
• St. M. Stanley: Historische Geologie. -- 2. Aufl.: XIII + 710 S., 632 Abb.; Heidelberg u. Berlin (Spektrum Akademischer Verlag); 2001.
• F. F. Steininger, W. E. Piller (Hrsg.): Empfehlungen (Richtlinien) zur Handhabung der stratigraphischen Nomenklatur. -- Courier Forschungsinstitut Senckenberg, Bd. 209: 19 S., 11 Abb., 3 Tab.; Frankfurt am Main 1999.

Siehe auch

• Geologische Zeitskala, Historische Geologie
• Eventstratigraphie, Warvenchronologie, Dendrochronologie, Tephrochronologie

Weblinks

• Woher weiß man das Alter von Gesteinen? aus der Fernseh-Sendereihe alpha-Centauri. Erstmalig ausgestrahlt am 7. Jan. 2004.
• Wie alt ist die Erde? aus der Fernseh-Sendereihe alpha-Centauri. Erstmalig ausgestrahlt am 4. Feb. 2001.
• Mineralienatlas:Altersbestimmung
• Geochronologische Methoden, ein Linkverzeichnis (in Englisch)
• Radioaktivität und Altersdatierung von Gesteinen – Eine Informationsbroschüre für Lehrer und Schüler. Deutsche Mineralogische Gesellschaft (pdf) (5,14 MB)