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Altersbestimmung,

 

das Feststellen oder Abschätzen des Alters von Gegenständen (z. B. Minerale, Gesteine, vor- und frühgeschichtlicher Funde) oder der Zeit, die seit einem geologischen u. a. Ereignis vergangen ist. Bei der relativen Altersbestimmung werden die Ereignisse und Objekte zueinander zeitlich eingeordnet; z. B. ist bei einer ungestörten Ablagerung von geologischen Schichten die obere Schicht die jüngere. Eine absolute Altersbestimmung liegt vor, wenn (innerhalb gewisser Fehlerschranken) angegeben werden kann, wie viele Jahre seit einem Ereignis (z. B. der Bildung eines Minerals, Gesteins oder Sediments) verstrichen sind. Erst durch den Einsatz physikalischer und physikalisch-chemischer Messmethoden (z. B. radiometrische Altersbestimmung, Thermolumineszenzmethode, Aminosäuredatierung, ESR-Datierung, Kernspaltungsspuren-Methode) konnte die Altersbestimmung, die z. B. im Bereich der Archäologie früher ausschließlich auf Stratigraphie und Stilvergleiche von Funden angewiesen war, auf eine naturwissenschaftlich befriedigende Grundlage gestellt werden. Insbesondere kernphysikalische (radiometrisches) Verfahren gestatten es, Proben in kleinsten Mengen (im Milligrammbereich) nahezu zerstörungsfrei zu untersuchen; sie gehören v. a. in der Geochronologie, Limnologie, Archäologie, bei phylogenetischen Untersuchungen, in der Meteoritenforschung und der Klimatologie zu den wichtigsten Messmethoden der Altersbestimmung.

 

Radiometrische Verfahren der Altersbestimmung nutzen den Zerfall von radioaktiven Nukliden aus, die in dem zu datierenden Material enthalten sind (Altersbestimmung mit Radionukliden, Isotopendatierung oder Radionuklidendatierung). Nach dem Zerfallsgesetz nimmt die Konzentration N₁ (t ) der radioaktiven Mutternuklide exponentiell mit der Zeit t ab:

 

Hierbei ist N₁ (0) die Konzentration desRadionuklids bei der Bildung der Probe und seine mittlere Lebensdauer, die gemäß τ = T_1/2 / ln 2 mit seiner Halbwertszeit T_1/2 zusammenhängt. Gleichzeitig nimmt die Konzentration des stabilen Tochterisotops gemäß N₂ (t ) = N₂ (0) + N₁ (0) — N₁ (t ) zu. Ist N₁(0) bekannt und N₂(0) klein gegen N₂ (t ), so genügt die Messung des derzeitigen Isotopengehaltes N₁ (t ) zur Datierung (z. B.bei der Altersbestimmung kohlenstoffhaltiger Proben mit der Radiokarbonmethode). In anderen Fällen muss das Verhältnis

 

bestimmt werden (z. B. bei der Kalium-Argon-Methode, der Rubidium-Strontium-Methode und der Kalium-Calcium-Methode), was durch Massenspektrometrie in einer Isotopenverdünnungsanalyse oder durch Neutronenaktivierungsanalyse (Aktivierungsanalyse) geschehen kann. Diese Altersbestimmung mit Radionukliden erreicht eine hohe Genauigkeit, da T_1/2 eine von chemischen Reaktionen und Umgebungsbedingungen (Druckoder Temperatur) unabhängige Konstante ist. Voraussetzungen für ihre Anwendbarkeit sind, dass die Konzentration N₂ (0) der Tochtersubstanz bei der ursprüngl.Bildung der Probensubstanz hinreichend klein war, dass die Konzentration der radioaktiven Substanz allein durch den Zerfall verändert worden ist und dass die Muttersubstanz und alle gebildeten Zerfallsprodukte die Probe nicht verlassen konnten. Die durch Massenspektrometrie oder Aktivitätsmessung bestimmten gegenwärtigen Konzentrationen der Mutter- und Tochternuklide ergeben dabei zusammen die benötigte Anfangskonzentration des radioaktiven Mutternuklids. - Die Altersbestimmung mit Radionukliden lässt sich auch ohne Schwierigkeiten anwenden, wenn das radioaktive Mutternuklid über eine Zerfallsreihe in die stabile Tochtersubstanz umgewandelt wird, solange die Halbwertszeiten der instabilen Zwischenprodukte um Größenordnungen kleiner als die der Muttersubstanz sind. Dies gilt z. B. für die verschiedenen Bleimethoden. Andernfalls werden die mathematischen Zusammenhänge komplizierter. In manchen Fällen kann das Alter eines Minerals oder Gesteins auch aus der Menge des durch Alphazerfälle gebildeten Heliums (Heliummethode) oder der Zeitpunkt eines Vorgangs (z. B. Bildung von Meeressedimenten) aus der Abweichung der Konzentration eines kurzlebigen Zerfallsreihengliedes vom Gleichgewichtswert (Methoden des radioaktiven Ungleichgewichts) erschlossen werden.

 

Astronomie, Kosmologie:

 

Zur Altersbestimmung der Erde, des Mondes und der Meteorite werden v. a. die Bleimethoden, die Rubidium-Strontium- und die Samarium-Neodym-Methode sowie (besonders bei Mondgesteinen und Eisenmeteoriten) die Rhenium-Osmium-Methode verwendet und das Solidifikationsalter von Gesteinen, d. h. die Zeit seit ihrer Verfestigung, bestimmt. Dabei ergeben sich für irdische Gesteine 3,6-4,6 Mrd. Jahre, für Mondgesteine 2,0-4,4 Mrd. Jahre, für Steinmeteorite 1-4 Mrd. Jahre und für Eisenmeteorite bis zu 4,5 Mrd. Jahre. Danach ist unsere Erde 4,55 Mrd. Jahre alt und unser Planetensystem vor etwa 4,6-5 Mrd. Jahren entstanden. - Das Höchstalter der Hauptreihensterne lässt sich bei Kenntnis ihrer Masse aus ihrer Leuchtkraft herleiten, wenn man annimmt, dass diese vollständig und zeitlich konstant durch die thermonukleare Umwandlung von Wasserstoff in Helium gedeckt wird. Danach sind B0-Sterne maximal 10 Mio. Jahre alt (d. h., sie verbleiben so lange in der Hauptreihe), A0-Sterne 220 Mio. Jahre und G2-Sterne wie die Sonne maximal etwa 10 Mrd. Jahre. Auch das Alter von Sternhaufen lässt sich über die Theorie der Sternentwicklung ermitteln, wobei sich für Kugelsternhaufen ein Alter zwischen 13 und 19 Mrd. Jahren ergibt, was mit dem Alter der durch Nukleogenese bei Supernova-Ausbrüchen entstandenen schwereren chemischen Elemente gut übereinstimmt, wie die aus dem Mengenverhältnis der (äußerst langsam zerfallenden) Radionuklide Thorium 232 und Uran 238 oder aus den Nuklidverhältnissen der Rhenium-Osmium- und der Lutetium-Hafnium-Methode folgenden Werte zeigen. Geht man davon aus, dass sich Galaxien bereits in der ersten Jahrmilliarde nach der kosmischen Singularität gebildet haben, ergibt sich ein in der Größenordnung von 14 bis 20 Mrd. Jahren liegendes Weltalter. Zu etwa gleichen Werten kommt man, wenn die bei der Aufnahme der Spektren entfernter Galaxien gefundene Rotverschiebung als Doppler-Effekt gedeutet wird; es folgt aus ihr eine Expansion des Weltalls (Hubble-Effekt, Urknall), deren Beginn bei Annahme einer konstanten Fluchtbewegung vor etwa 10-20 Mrd. Jahren anzusetzen ist.

 

Geologie, Paläontologie:

 

In der Erdgeschichte verwendet man zur relativen Altersbestimmung geologischer Schichten die Methoden der Stratigraphie und der Tektonik, bei jüngeren Ablagerungen auch die Untersuchung von Fluss- und Strandterrassen und fossilen Böden. Die relative Datierung von räumlich getrennten Schichten ist über Leitfossilien möglich. Für die relative Altersbestimmung von Fossilien ist die Fluormethode entwickelt worden. - Das absolute Alter geowissenschaftlicher Objekte lässt sich u. a. durch Dendrochronologie (Anwendungsbereich bis maximal 9 000 Jahre), Pollenanalyse (bis 12 000 Jahre) und Auszählung von Warven (Bänderton; bis 20 000 Jahre) ermitteln; die Bestimmung über die Strahlungskurve ist dagegen sehr umstritten. Besonders wichtig für die absolute Altersbestimmung ist auch im Bereich der Geowissenschaften die Datierung mithilfe von Radionukliden. Der Gehalt an Zerfallsprodukten in Mineralen und Gesteinen erlaubt bei Anwendung der Bleimethoden und der Heliummethode Schlüsse auf deren Alter; bei der Kalium-Argon-Methode und der Rubidium-Strontium-Methode werden die bei einem einmaligen Zerfallsprozess gebildeten Isotope analysiert (Anwendungsbereich vom Tertiär bis Präkambrium). Weitere Bestimmungsmöglichkeiten ergeben sich aus dem Paläomagnetismus. Objekte jüngeren (quartären) Alters lassen sich mit der Methode der Sedimentationsremanenz (bis 50 Mio. Jahre), mit der auch als C-14-Methode bezeichneten Radiokarbonmethode (bis maximal 70 000 Jahre) oder einer anderen, ebenfalls auf einem kosmogen erzeugten Radionuklid (v. a. ²⁶Al, ³⁹Ar, ¹⁰Be, ³⁶Cl, ³He, ¹²⁹J, ⁵³Mn, ³²Si und ³H) beruhenden (und nach diesem benannten) Datierungsmethode bestimmen; besonders Grundwasser und Eis lassen sich mit der Siliciummethode (bis 2 000 Jahre) und der Tritiummethode (bis 150 Jahre) sowie mit der auf dem Häufigkeitsverhältnis der stabilen Sauerstoffisotope ¹⁶O und ¹⁸O (Emiliani-Kurve) beruhenden Methode (bis maximal 15 000 Jahre) datieren.

 

Paläanthropologie, Vorgeschichte

 

und Archäologie: Neben den in der Paläontologie verwendeten Methoden der Isotopendatierung werden in diesen Fachdisziplinen v. a. die Aminosäuredatierung (Racematmethode), die ESR-Datierung und die Thermolumineszenzmethode zur Altersbestimmung verwendet. Sie sind Teil der Archäometrie.

 

Biologie:

 

Bei Pflanzen und Tieren kann die Altersbestimmung v.a. an Stellen mit jahreszeitlich wechselndem Auflagerungswachstum vorgenommen werden. Bei mehrjährigen Holzpflanzen geschieht die Altersbestimmung durch Auszählen der Jahresringe (Dendrochronologie), bei Tieren an Hornteilen (Rinder, Gämsen) oder Schuppen und Gehörsteinen (Fische) sowie durch Prüfung von Aussehen und Funktion der Gewebe und Organe. Zahnwechsel und Abnutzungsgrad der Zähne geben ebenfalls Hinweise auf das Alter.

 

Literatur:

 

Methoden der Archäologie, hg. v. B. Hrouda (1978);

 M. A. Geyh: Einf. in die Methoden der physikal. u. chem. A. (1980);

 H. Schneider: Der Urknall u. die absoluten Datierungen (1982).

 

Hier finden Sie in Überblicksartikeln weiterführende Informationen:

 

Datierung: Ein Kernproblem der modernen Geologie