13. 14 C-Datierung (in aquatischen Systemen) - Institut für ...
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Umwelttracer <strong>in</strong> Atmosphäre und<br />
terrestrischen <strong>Systemen</strong><br />
–<br />
<strong>13.</strong> <strong>14</strong> C-<strong>Datierung</strong> (<strong>in</strong> <strong>aquatischen</strong> <strong>Systemen</strong>)<br />
Werner Aeschbach-Hertig<br />
<strong>Institut</strong> <strong>für</strong> Umweltphysik<br />
Universität Heidelberg<br />
<strong>Institut</strong> <strong>für</strong> Umweltphysik<br />
Umwelttracer <strong>in</strong> Atmosphäre & terr. <strong>Systemen</strong> – <strong>13.</strong> <strong>14</strong> C-<strong>Datierung</strong><br />
Universität Heidelberg
Inhalt<br />
• Allgeme<strong>in</strong>e Pr<strong>in</strong>zipien der <strong>14</strong> C-<strong>Datierung</strong><br />
– Konventionelles <strong>14</strong> C Alter, Kalibration der <strong>14</strong> C-Altersskala<br />
• Reservoir-Effekte <strong>in</strong> <strong>aquatischen</strong> <strong>Systemen</strong><br />
• Anwendungsbeispiele aus dem Ozean<br />
• Komplikationen der <strong>14</strong> C-<strong>Datierung</strong> von Grundwasser<br />
– Die Chemie und Isotopie von Kohlenstoff im Wasser<br />
• Modelle <strong>für</strong> das <strong>in</strong>itiale <strong>14</strong> C im Grundwasser<br />
• Anwendungsbeispiele aus dem Grundwasser<br />
• Literatur:<br />
– Mook: Vol. 1, ch. 8 – 9; Vol. 2, ch. 6; Vol. 4, ch. 5<br />
– Clark & Fritz, 1997: ch. 5; ch. 8<br />
– K<strong>in</strong>zelbach et al., 2002. UNEP Report RS 02-2, ch. 7.
• Bildung:<br />
Eigenschaften von <strong>14</strong> C<br />
- Kosmogen <strong>in</strong> Atmosphäre durch <strong>14</strong> N(n,p) <strong>14</strong> C<br />
- Anthropogen durch Bombentests <strong>in</strong> Atmosphäre<br />
• Zerfall:<br />
- β - zu <strong>14</strong> N, Halbwertszeit 5730 Jahre, λ = 3.83·10 -12 s -1<br />
• Isotopenkonzentration (modern):<br />
- <strong>14</strong> C/ 12 C = 1.2·10 -12<br />
• Aktivitätskonzentration (modern):<br />
- <strong>14</strong> A = 0.23 Bq/gC<br />
• Messmethoden:<br />
- Low-level Count<strong>in</strong>g<br />
- Accelerator Mass Spectrometry (AMS)
Ursprung und Verteilung von <strong>14</strong> C <strong>in</strong> der Umwelt<br />
from Mook, 2001
Grundpr<strong>in</strong>zip der <strong>Datierung</strong>smethoden<br />
radioactive decay<br />
C <strong>in</strong>itial<br />
?<br />
3 H, <strong>14</strong> C<br />
concentration<br />
39 Ar, 81 Kr<br />
t<br />
() = ⋅<br />
A t A e −λ<br />
0<br />
time<br />
A 0 muss bekannt se<strong>in</strong>: Bei <strong>14</strong> C problematisch!<br />
Verhältnismessung genügt A → R = <strong>14</strong> C/ 12 C
Angabe von <strong>14</strong> C-Konzentrationen<br />
• Doppelt relative E<strong>in</strong>heiten:<br />
- Nicht Aktivitätskonzentrationen <strong>in</strong> Bq/L usw.<br />
- Nicht Verhältnisse <strong>14</strong> R = <strong>14</strong> C/ 12 C zum stabilen Kohlenstoff,<br />
bzw. relative Aktivitätskonzentrationen <strong>14</strong> A <strong>in</strong> Bq/gC<br />
- Relative Aktivitätskonz. relativ zu Standardaktivität!<br />
• Standard:<br />
- Aktivität = natürliche "moderne" (1950) <strong>14</strong> C-Aktivität<br />
- Def<strong>in</strong>ition: <strong>14</strong> A St = 0.95·<strong>14</strong> A Ox1 (1950) = 0.7459·<strong>14</strong> A Ox2 (1950)<br />
(= <strong>13.</strong>56 dpm/gC = 0.226 Bq/gC; Ox1, Ox2: Oxalic Acid Standards)<br />
• Notation:<br />
- Als Verhältnis <strong>in</strong> pmc (% modern carbon):<br />
- Als Abweichung <strong>in</strong> ‰:<br />
A<br />
<strong>14</strong><br />
<strong>14</strong> Pr obe<br />
a =<br />
<strong>14</strong><br />
ASt<br />
<strong>14</strong> <strong>14</strong><br />
<strong>14</strong> APr obe<br />
− ASt<br />
<strong>14</strong><br />
<strong>14</strong><br />
ASt<br />
∆ C= = a−1
Konventionelles <strong>14</strong> C-Alter<br />
Annahmen, Konventionen:<br />
1. Initiale Aktivität A 0 = Standardaktivität im Jahre 1950<br />
2. <strong>14</strong> C-Aktivität normiert auf "Biomassen" δ 13 C = -25‰<br />
(Korrektur <strong>für</strong> Isotopenfraktionierung)<br />
3. Orig<strong>in</strong>al (Libby) Halbwertszeit von 5568 yr wird verwendet<br />
T ⎛<br />
12 A ⎞<br />
Pr oble<br />
<strong>14</strong><br />
τ= ln = Alter <strong>in</strong> C-Jahren vor heute (BP)<br />
ln2 ⎜ A ⎟<br />
⎝ St 1950 ⎠<br />
(before present = 1950)<br />
Fehler durch Punkt 1 und 3 werden nachträglich korrigiert:<br />
⇒ Kalibriertes <strong>14</strong> C-Alter <strong>in</strong> Kalenderjahren
Atmosphärisches <strong>14</strong> C: Anthropogene Effekte<br />
Suess Effekt<br />
(fossile Brennstoffe)<br />
Bomben <strong>14</strong> C<br />
aus Mook, 2001
Atmosphärisches <strong>14</strong> C: Natürliche Variation<br />
aus Clark & Fritz, 1997
Natürliche Variation von <strong>14</strong> C über letzte 50 ka<br />
Tree r<strong>in</strong>gs<br />
Corals<br />
Cariaco Sediments<br />
aus Hughen et al., 2004, Science 303: 202-207
Kalibration des <strong>14</strong> C-Alters<br />
Tree r<strong>in</strong>gs<br />
Corals<br />
Cariaco sediments<br />
Lake Suigetsu varves<br />
Bahamas speleothems<br />
N-Atlantic sediments<br />
aus Hughen et al., 2004, Science 303: 202-207
Nicht-E<strong>in</strong>deutigkeit des kalibrierten <strong>14</strong> C-Alters<br />
aus Mook, 2001
Reservoir-Korrekturen<br />
Konventionelles <strong>14</strong> C-Alter setzt voraus, dass C aus Atmosphäre stammt<br />
Andere geochemische Reservoire (Wasser!) s<strong>in</strong>d nicht im Gleichgewicht<br />
Korrektur <strong>für</strong> abweichende <strong>in</strong>itiale Aktivität des Reservoirs notwendig<br />
Mar<strong>in</strong>e Reservoirkorrektur:<br />
– Mar<strong>in</strong>e Organismen verwenden im Ozean gelöstes C um Biomasse<br />
(z.B. CaCO 3 -Schalen, Korallen, Knochen, …) zu bilden<br />
– Kohlenstoff ist <strong>in</strong> verschiedenen Formen vorhanden (TDIC = Total<br />
Dissolved Inorganic Carbon):<br />
TDIC = CO 2 (aq) + H 2 CO 3 + HCO 3- + CO 3<br />
2-<br />
– TDIC ist nicht <strong>in</strong> umittelbarem Gleichgewicht mit Atmosphäre<br />
– Großes TDIC-Reservoir, langsamer Austausch, und "upwell<strong>in</strong>g" von<br />
älterem C führen zu reduzierter Aktivität: A surf < 100 pmC<br />
– Typisch (aber variabel!): A surf ~ 95 pmC ↔ τ surf ~ 400 yr
Mar<strong>in</strong>er Reservoir Effekt<br />
http://radiocarbon.pa.qub.ac.uk/mar<strong>in</strong>e/
Süsswasser Reservoir, "Hartwasser" Effekt<br />
Wasser kann alte Karbonate (Ca 12 CO 3 ) auflösen<br />
Hartes Wasser (viel CaCO 3 ) kann A TDIC
<strong>14</strong><br />
C im Ozean<br />
GEOSECS (70er): Erstes großes Tracerprogramm<br />
Messung mit LLC:<br />
~250 L Wasser, 2 Tage gezählt<br />
Genauigkeit ± 0.3 %<br />
Bomben- <strong>14</strong> C<br />
0<br />
NADW<br />
AABW<br />
-<strong>14</strong>0<br />
-100<br />
Östlund, 1987. Nuc. Instr. Meth. Phys. Res. B29: 286-290
<strong>14</strong><br />
C im Polarmeer<br />
Erste Anwendung von AMS im Ozean<br />
Genauigkeit anfangs schlechter als LLC<br />
Östlund, 1987. Nuc. Instr. Meth. Phys. Res. B29: 286-290
<strong>14</strong><br />
C-Alter des tiefen Ozeans<br />
Broecker, 1995, The Glacial World accord<strong>in</strong>g to Wally
<strong>14</strong><br />
C im Pazifik<br />
North Bas<strong>in</strong><br />
South Bas<strong>in</strong><br />
Southern Ocean<br />
Repräsentative Profile<br />
SO<br />
SB<br />
NB<br />
WOCE (90er): Zweites großes<br />
Tracerprogramm<br />
Messung mit LLC und AMS:<br />
10'000 Proben alle<strong>in</strong> aus Pazifik<br />
Key et al., 2002. Radiocarbon 44: 239-392
<strong>14</strong><br />
C im Pazifik: N-S Schnitte<br />
M<strong>in</strong>imum-Zone: ~ 2400 m<br />
< 1500 m<br />
> 1500 m<br />
Boden-Zone: > 4500 m<br />
Key et al., 2002. Radiocarbon 44: 239-392
<strong>14</strong><br />
C und Sauerstoff im Pazifik<br />
AOU (Apparent Oxygen Utilization): Sauerstoffdefizit<br />
Aus Korrelation mit Alter folgt Zehrungsrate<br />
Key et al., 2002. Radiocarbon 44: 239-392
Grundwasser <strong>14</strong> C-Alter<br />
Wie kann Grundwasser mit <strong>14</strong> C datiert werden?<br />
– Ke<strong>in</strong>e Mikro- oder Makrofossilien vorhanden<br />
– Nur gelöster Kohlenstoff (DIC oder DOC) verfügbar!<br />
– Meist wird totaler <strong>in</strong>organischer C (TDIC) verwendet<br />
<strong>14</strong><br />
C-Alter von Grundwasser s<strong>in</strong>d nicht konventionelle Alter:<br />
– <strong>14</strong> C-Aktivität des TDIC wird nicht normiert (Fraktionierung)<br />
– Präzisere Halbwertszeit von 5730 a wird verwendet<br />
Warum ist Grundwasser <strong>14</strong> C-<strong>Datierung</strong> speziell?<br />
– Hauptproblem: Herkunft des TDIC (Bestimmung von A 0 )<br />
– δ 13 C wird gebraucht um A 0 abzuschätzen<br />
– Hochpräzise Alter s<strong>in</strong>d zwecklos wegen Mischung
Karbonat-Geochemie<br />
soil air<br />
groundwater<br />
rock<br />
CO2<br />
CO2<br />
( g)<br />
( aq)<br />
HCO<br />
2 3<br />
-<br />
HCO 3<br />
2-<br />
CO 3<br />
CaCO3<br />
Soil CO 2<br />
Dissolved CO 2<br />
Carbonic acid<br />
Bicarbonate<br />
Carbonate<br />
Calcite<br />
( ) ↔ ( )<br />
CO g CO aq<br />
2 2<br />
( )<br />
CO aq + HO↔HCO<br />
HCO<br />
2 2 2 3<br />
↔<br />
H + HCO<br />
+ -<br />
2 3 3<br />
HCO<br />
↔<br />
H + CO<br />
- + 2-<br />
3 3<br />
CaCO ↔ Ca + CO<br />
2+ 2-<br />
3 3
Verteilung von Karbonatspezies <strong>in</strong> Wasser<br />
Karbonat-Speziierung hängt ab vom pH = -log[H + ]<br />
aus Clark & Fritz, 1997
Beschreibung des Karbonatsystems<br />
Karbonatsystem ist def<strong>in</strong>iert durch pH + Konz. e<strong>in</strong>er Spezies<br />
In der Praxis werden oft Summenparameter verwendet:<br />
– TDIC = ΣCO 2 = mCO 2 + mHCO 3- + mCO<br />
2-<br />
3<br />
–Alk = mHCO 3- + 2mCO<br />
2-<br />
3 (Karbonat-Alkal<strong>in</strong>ität)<br />
mit:<br />
mX = molale Konzentration (mol/kg) von X<br />
Alkal<strong>in</strong>ität ist e<strong>in</strong> Maß der Pufferkapazität des Wassers<br />
(äquivalente Summe der mit starker Säure titrierbaren Basen):<br />
–Tot Alk = mHCO 3- + 2mCO 3<br />
2-<br />
+ mB(OH) 4- + mH 3 SiO 4- +…<br />
– Meist: Tot Alk ≈ mHCO 3- + 2mCO 3<br />
2-<br />
= Karbonat-Alk
Auflösung von Kalzit<br />
• Kalzit-Auflösung wird <strong>in</strong>duziert durch CO 2 (H 2 CO 3 ):<br />
2+ -<br />
( ) →<br />
CO g + H O + CaCO Ca + 2HCO<br />
2 2 3 3<br />
A Bodenluft = 100 pmC<br />
A Kalzit = 0 pmC<br />
Kalzit-Auflösung ergibt 50:50 Mischung von jungem & altem C!<br />
• Offenes System: Konstanter Nachschub von Bodenluft-CO 2<br />
(ungesättigte Zone)<br />
– Starke Auflösung, hoher TDIC, tiefes A 0 (>= 50 pmC)<br />
• Geschlossenes System: Abgeschlossen von Bodenluft-CO 2<br />
(gesättigte Zone)<br />
– Begrenzte Auflösung, tiefer TDIC, 100 > A 0 > 50
Modelle <strong>für</strong> A 0 <strong>in</strong> Grundwasser<br />
1) Vogel Modell: Empirischer Wert<br />
– Konstantes A 0 von 85 ± 5 pmC<br />
– Basiert auf jungen Grundwässern aus NW Europa<br />
– ke<strong>in</strong>e physikalische Grundlage, nicht allgeme<strong>in</strong> gültig<br />
– Verbesserung: A 0 je nach Lithologie abschätzen<br />
• 65 – 75 pmC <strong>für</strong> Karst<br />
• 75 – 90 pmC <strong>für</strong> Sedimente mit fe<strong>in</strong>körnigem Karbonat<br />
• 90 – 100 pmC <strong>für</strong> kristall<strong>in</strong>es Geste<strong>in</strong>
δ 13 C von natürlichen C-Verb<strong>in</strong>dungen/Reservoirs<br />
Idee: δ 13 C um Beiträge von Bodengas und Kalzit zu trennen<br />
aus Clark & Fritz, 1997
Modelle <strong>für</strong> A 0 <strong>in</strong> Grundwasser<br />
3) Pearson Modell: Isotopische Mischungs-Bilanz<br />
– Idee: <strong>14</strong> A 0 und δ 13 C aus Mischung von CO 2 und Kalzit<br />
mit:<br />
δt<br />
- δs<br />
A = ⋅( A- A ) + A<br />
δ - δ<br />
0 g s s<br />
g s<br />
A s = Aktivität des Kalzits, meist 0 pmC<br />
δ t = gemessenes δ 13 C des TDIC<br />
δ g = δ 13 C des Bodengas-CO 2 , meist -25 ‰<br />
δ s = δ 13 C des Kalzits (solid), meist 0 ‰<br />
– re<strong>in</strong>e Isotopenmischung, ke<strong>in</strong> Bezug zur Chemie<br />
– ohne Isotopenaustausch und -fraktionierung
Isotopie der Kohlenstoff-Komponenten<br />
A<br />
δt<br />
- δs<br />
= ⋅ A<br />
δ - δ<br />
0 g<br />
g s<br />
aus Mook, 2001
Isotopenfraktionierung im Karbonatsystem<br />
aus<br />
Clark & Fritz, 1997
Modelle <strong>für</strong> A 0 <strong>in</strong> Grundwasser<br />
4) Fontes & Garnier Modell: Chem. & isotopische Bilanz<br />
– Idee: Partieller Isotopenaustausch zwischen Boden-CO 2 und Karbonat<br />
Offenes System:<br />
soil gas CO 2<br />
solid carbonate<br />
C t -C s<br />
q C s -q<br />
δ g<br />
δ g - ε<br />
( - ) ( - ) ( - )<br />
Cδ = C q δ + C C δ + q δ ε<br />
δ s<br />
t t s s t s g g<br />
mit:<br />
C t , C s = molale Konzentrationen des totalen und Karbonat C<br />
q = Anteil des Karbonat C im Gleichgewicht mit Bodengas-CO 2<br />
ε = δ 13 C Fraktionierung zwischen CO 2 gas und Karbonat<br />
Geschlossenes System: identische Gleichung mit q < 0
Modelle <strong>für</strong> A 0 <strong>in</strong> Grundwasser<br />
Fontes & Garnier Modell:<br />
Isotopen-Bilanzgleichungen <strong>für</strong> 13 C und <strong>14</strong> C:<br />
( ) ( )<br />
Cδ = Cδ + C − C δ + q δ − ε −δ<br />
t t s s t s g g s<br />
( ) ( ε )<br />
CA0 = CA + C − C A + q A − 0.2 − A<br />
t s s t s g g s<br />
mit der Annahme: ε <strong>14</strong> C(%) = 0.2ε 13 C(‰)<br />
Elim<strong>in</strong>ierung von q aus obigen Gleichungen ergibt die Modellgleichung:<br />
⎛ C ⎞<br />
s<br />
Cs<br />
A0 = ⎜1− ⎟Ag<br />
+ As<br />
+<br />
⎝ Ct<br />
⎠ Ct<br />
( C C ) ( 1 C C )<br />
− + −<br />
+ ( − 0.2 − )<br />
t s t s s t g<br />
Ag<br />
ε As<br />
⋅<br />
δ δ δ<br />
δ − ε −δ<br />
g<br />
s
Modelle <strong>für</strong> A 0 <strong>in</strong> Grundwasser<br />
Fontes & Garnier Modell:<br />
– Schliesst chemische und isotopische Bilanz e<strong>in</strong><br />
– Berücksichtigt Isotopenaustausch und -fraktionierung<br />
– Für offene und geschlossene Bed<strong>in</strong>gungen anwendbar:<br />
• Kalzit-Auflösung <strong>in</strong> ungesättigter oder gesättigter<br />
Zone, oder Komb<strong>in</strong>ation der beiden Prozesse<br />
– Weit verbreitet<br />
– Wahrsche<strong>in</strong>lich das beste der "e<strong>in</strong>fachen" Modelle<br />
– Enthält ke<strong>in</strong>e komplexeren chemischen Reaktionen:<br />
• Inkongruente Auflösung (Auflösung + Ausfällung)<br />
• Zufuhr von C aus anderen Quellen (z.B. Oxidation<br />
von organischem C, geogenes CO 2 )
Modelle <strong>für</strong> A 0 <strong>in</strong> Grundwasser<br />
5) NETPATH: Chemische und isotopische Modellierung<br />
– USGS-Software zur Modellierung der geochemischen und<br />
isotopischen Evolution entlang e<strong>in</strong>es Fliesspfades<br />
– Plummer, L. N. et al. 1994. An <strong>in</strong>teractive code (netpath) for<br />
model<strong>in</strong>g net geochemical reactions along a flow path,<br />
Version 2.0. Water-Resources Investigations Report 94-<br />
4169, U.S. Geological Survey, Reston, Virg<strong>in</strong>ia.<br />
– erhältlich unter: http://water.usgs.gov/software/netpath.html<br />
– Modellierung geochemisch komplexer Systeme<br />
– Jede mögliche Reaktion kann mit e<strong>in</strong>bezogen werden<br />
– Benötigt Kenntnisse der <strong>aquatischen</strong> Geochemie und<br />
Erfahrung mit der Software<br />
– Ergibt nicht immer e<strong>in</strong>deutige Resultate
<strong>14</strong><br />
C im Grundwasser<br />
Carrizo Aquifer, Texas, USA<br />
Sandste<strong>in</strong><br />
v ~ 2 m/a<br />
Stute et al., 1992. Science 256:1000-1003.
<strong>14</strong><br />
C im Grundwasser<br />
Aquia Aquifer, Maryland, USA<br />
Allgeme<strong>in</strong>er Trend ok (ähnlich wie Carrizo)<br />
Aber: Region mit sehr tiefen <strong>14</strong> C Aktivitäten<br />
- vermutlich <strong>in</strong>kongruente Auflösung<br />
- nicht korrigierbar<br />
Aeschbach-Hertig et al., 2002. Geochim. Cosmochim. Acta 66:797-817.
<strong>14</strong><br />
C im Grundwasser: DOC und DIC<br />
DIC<br />
DOC<br />
Drimmie et al., 1991. Appl. Geochem. 6: 381-392
<strong>14</strong><br />
C im Grundwasser: NETPATH Modellierung<br />
High Pla<strong>in</strong>s Aquifer, USA<br />
McMahon et al., 2004. Appl. Geochim. 19:1655-1686.
<strong>14</strong><br />
C im Grundwasser: NETPATH Modellierung<br />
A 0 = 100<br />
no decay<br />
<strong>in</strong>it. well<br />
McMahon et al., 2004. Appl. Geochim. 19:1655-1686.
<strong>14</strong><br />
C im Grundwasser: Klimatische Bed<strong>in</strong>gungen<br />
Ledo-Paniselian Aquifer, Belgien: Sandaquifer an Nordsee-Küste
<strong>14</strong><br />
C im Grundwasser: Klimatische Bed<strong>in</strong>gungen<br />
Grundidee: In der Eiszeit weniger biologische Aktivität ⇒ tieferer p CO2<br />
im Boden ⇒ höheres δ 13 C ⇒ andere Korrektur <strong>für</strong> A 0<br />
Van der Kemp et al., 2000. Water Resour. Res. 36:1277-1287.
<strong>14</strong><br />
C im Grundwasser: Klimatische Bed<strong>in</strong>gungen<br />
Kalzit-Auflösung<br />
Boden-CO 2<br />
+<br />
Kalzit-Auflösung<br />
bei Infiltration<br />
Klima-Effekt<br />
Van der Kemp et al., 2000. Water Resour. Res. 36:1277-1287.
<strong>14</strong><br />
C im Grundwasser: Klimatische Bed<strong>in</strong>gungen<br />
Van der Kemp et al., 2000. Water Resour. Res. 36:1277-1287.
Inverse Modellierung mit komplexer Chemie
Zusammenfassung<br />
•<br />
<strong>14</strong><br />
C-<strong>Datierung</strong> benötigt <strong>in</strong>itiale Aktivität A 0<br />
– Rekonstruktion des atmosphärischen A 0<br />
• Reservoir-Effekte <strong>in</strong> <strong>aquatischen</strong> <strong>Systemen</strong>: A 0 < A atm<br />
• Ozean:<br />
– <strong>14</strong> C zeigt Zeitskalen der globalen Zirkulation<br />
• Grundwasser <strong>14</strong> C-<strong>Datierung</strong>: Kalzit-Auflösung, Mischung<br />
•<br />
<strong>14</strong><br />
C-Korrekur Modelle (Abschätzung von A 0 ):<br />
– Fontes & Garnier (1979) Modell: chem. + isotop. Bilanz<br />
– Inverse geochemische Modellierung: NETPATH<br />
• Grundwasser:<br />
– <strong>14</strong> C ist e<strong>in</strong>zige Methode <strong>für</strong> 1 - 40 ka,<br />
– meist komplex, <strong>in</strong> manchen Fällen unmöglich