BEZWZGLĘDNE SKALE CZASU DLA ZDARZEŃ W HISTORII ZIEMI I CZŁOWIEKA

60 INAUGURACJA ROKU AKADEMICKIEGO W POLITECHNICE ŚLĄSKIEJ Prof. dr hab. Anna Pazdur BEZWZGLĘDNE SKALE CZASU DLA ZDARZEŃ W HISTORII ZIEMI I CZŁOWIEKA Wykład inauguracyjny roku akademickiego 2004/2005 w Politechnice Śląskiej w Gliwicach Gliwice 1

Praca rozumna i wytrwała, która nie myśli o zbieraniu owoców w tydzień po posiewie, przebija góry, nad przepaściami przerzuca mosty. Bolesław Prus Pamięci Profesora Włodzimierza Mościckiego i mojego męŝa Mieczysława F. Pazdura, twórcom Gliwickiego Centrum Metod Datowania Bezwzględnego Anna Pazdur 2

Magnificencjo Rektorze Wysoki Senacie Szanowni Goście Drodzy Studenci Powierzenie wygłoszenia wykładu inaugurującego nowy rok akademicki jest dla mnie wielkim zaszczytem. Mam nadzieję, iŝ temat z pogranicza fizyki, Nauk o Ziemi i archeologii przybliŝy jeden z trendów w nauce, który tak wiele znaczy dla poznania historii Ziemi i człowieka 3

BEZWZGLĘDNE SKALE CZASU DLA ZDARZEŃ W HISTORII ZIEMI I CZŁOWIEKA Anna Pazdur Zakład Zastosowań Radioizotopów, Instytut Fizyki, Politechnika Śląska, Krzywoustego 2, 44-100 Gliwice Umiejscowienie w czasie róŝnych zdarzeń w historii Ziemi, które spowodowały charakterystyczną rzeźbę krajobrazu, warunki klimatyczne sprzyjające powstaniu i rozwojowi róŝnych gatunków roślin i zwierząt wymaga zastosowania fizycznych metod badań. Studia nad genezą i ekspansją w czasie i przestrzeni róŝnych kultur ludzkich, tak bardzo związane ze zmianami środowiska na Ziemi, niejednokrotnie wykorzystują fizyczne metody badań. W kaŝdym przypadku interesujące jest, dla przyrodników i archeologów, podanie wieku bezwzględnego (kalendarzowego) określonego zdarzenia. Fizycy wykorzystują w tym celu zjawiska o znanym tempie przebiegu w czasie. Do takich zjawisk naleŝą przede wszystkim przemiany promieniotwórcze jąder izotopów róŝnych pierwiastków zawartych w skałach i minerałach skorupy ziemskiej. Niektórych izotopów ubywa wraz z wiekiem skały, inne ulegają nagromadzeniu. Pod wpływem promieniowania jądrowego pewne minerały nabywają własności świecenia luminescencyjnego, którego intensywność w chwili obecnej zaleŝy od wieku minerału. Zjawiska te słuŝą do budowania zegarów izotopowych i luminescencyjnych do odmierzania czasu w przeszłości. Najczęściej stosowane zegary izotopowe wykorzystują własności promieniotwórcze izotopu węgla o liczbie masowej 14 (tzw. radiowęgla), który występuje w osadach organicznych i węglanach oraz podobne własności izotopów uranu i toru, w które bogate są osady węglanowe lądowe i oceaniczne. Własności świecenia luminescencyjnego posiadają ziarna kwarcu i skaleni, których nagromadzenie spotyka się w lessach i piaskach. Fizycy oznaczający wiek róŝnych obiektów w postaci osadów, skał i minerałów, zabytków archeologicznych stają przed wyzwaniem 4

konstrukcji zegarów o znanej i moŝliwie wysokiej precyzji dla tworzenia uporządkowanego w czasie następstwa (chronologii) zdarzeń. Wymaga to ścisłej interdyscyplinarnej współpracy naukowej z przedstawicielami nauk o Ziemi (geologami, geomorfologami, geografami, paleobotanikami) i archeologami a stosowane metody badań noszą nazwę metod chronologii bezwzględnej. Pomiar określonych wielkości fizycznych prowadzący do wyznaczenia wieku nazywa się datowaniem, a wynik pomiaru wraz niepewnością laboratoryjną datą (radiowęglową, uranowo torową, luminescencyjną). Wspomniane metody izotopowe pozwalają konstruować bezwzględne skale czasu obejmujące swym zasięgiem ostatnie 50 tysięcy lat w przypadku metody radiowęglowej, około 300 tysięcy lat metody uranowo torowej oraz około 500 tysięcy lat metody luminescencyjnej. Do metod chronologii bezwzględnej naleŝą równieŝ metody wykorzystujące rytmiczność związaną z roczną sezonowością sedymentacji osadów w zbiornikach wodnych (metoda chronologii warwowej) oraz wyraźnych rocznych przyrostów drzew, takich jak dąb, sosna, czy sekwoja amerykańska (metoda dendrochronologiczna). Tworzone na podstawie chronologii warwowej i dendrochronologii kalendarzowe skale czasu słuŝą do kalibracji zegarów izotopowych. Prowadzone równocześnie pomiary składu izotopów stabilnych węgla i tlenu w osadach węglanowych, takich jak tufy wapienne, nacieki jaskiniowe, osady jeziorne oraz w rocznych przyrostach drzew, analizy rozkładów prawdopodobieństwa w skali czasu dat radiowęglowych i luminescencyjnych umoŝliwiają rekonstrukcje zmian klimatu na Ziemi w okresie obejmującym zasięg metod datowania. Współpraca w dziedzinie archeologii owocuje tworzeniem chronologii kultur oraz określaniem ich zasięgów czasowych i przestrzennych w skali lat kalendarzowych. Wszystkie pierwiastki występujące w przyrodzie posiadają od kilku do kilkunastu odmian, zwanych izotopami. Niektóre z izotopów są trwałe (np. izotopy wodoru 1 H, 2 H, węgla 12 C, 13 C, tlenu 16 O, 18 O), inne są nietrwałe (np. izotop wodoru 3 H, węgla 14 C, itd.) i przekształcają się w procesie zwanym przemianą lub rozpadem promieniotwórczym. W procesie tym emitowane jest promieniowanie 5

jądrowe, nazywane promieniami (cząstkami) alfa (α), beta (β) i gamma (γ). Do wyznaczania wieku skał, minerałów lub skamielin oraz zabytków archeologicznych wykorzystywane są dwie grupy zjawisk, związanych z przemianami promieniotwórczymi: zjawisko rozpadu promieniotwórczego oraz akumulowania uszkodzeń radiacyjnych przez niektóre minerały. Prawie wszystkie przemiany promieniotwórcze naturalnie występujących w przyrodzie izotopów są lub mogą być wykorzystywane w badaniach geochronologicznych (Geyh, Schleicher 1990). Na szerszą skalę stosuje się kilka metod, przy czym w badaniach młodszego czwartorzędu zdecydowanie dominująca rolę odgrywa metoda oparta na zaniku izotopu węgla 14 C, zwana potocznie metodą radiowęglową. W ostatnich latach metoda ta jest coraz częściej wspomagana metodą uranowo torową, wykorzystującą zaburzenia równowagi promieniotwórczej w naturalnym szeregu promieniotwórczym uranu. W badaniach utworów i procesów antropogenicznych stosunkowo często stosowane są metody wykorzystujące izotopy cezu 137 Cs i ołowiu 210 Pb. Druga grupa zjawisk stanowi podstawę tak zwanych metod dozymetrycznych, tj. opartych na pomiarze dawki promieniowania jądrowego. Metod tych jest mniej, są one zdecydowanie trudniejsze w stosowaniu i z reguły dają gorszą dokładność. W badaniach osadów czwartorzędowych dominującą pozycję posiadają metody luminescencyjne: termo- (TL) i optoluminescencyjna (OSL). DATOWANIE NA PODSTAWIE ROZPADU PROMIENIOTWÓRCZEGO Proces rozpadu promieniotwórczego opisywany jest stosunkowo prostym równaniem N t λt = N 0 e (1) gdzie: 6

N 0 oznacza początkową liczbę atomów pierwiastka promieniotwórczego, N t liczbę atomów tego pierwiastka, jaka pozostała po czasie t, λ wielkość, zwana stałą zaniku promieniotwórczego. Wartości λ są znane dokładnie dla wszystkich izotopów promieniotwórczych. W celu bardziej uchwytnego charakteryzowania procesu rozpadu promieniotwórczego wprowadza się w miejsce λ wielkość zwaną czasem połowicznego zaniku T 1/2, której wartość wyraŝa się wzorem ln 2 0, 692 T 1 / 2 = = (2) λ λ Wartość T 1/2 oznacza czas, po jakim liczba atomów pierwiastka promieniotwórczego maleje o połowę. Wartość ta wynosi np. 5730 lat w przypadku izotopu 14 C, około 750 000 lat w przypadku izotopu 230 Th, i jedynie 22 lata w przypadku izotopu 210 Pb. Posługując się wielkością T 1/2 moŝna równanie (1) przepisać w postaci bardziej przejrzystej dla zastosowań geochronologicznych T1 / 2 N0 T = ln (3) ln2 N Z powyŝszego wzoru wynika, Ŝe znając początkową liczbę atomów N 0 i mierząc aktualną ich liczbę N t moŝna wyliczyć wartość T, czyli czas, jaki upłynął od powstania datowanego obiektu, który badany w laboratorium pełni rolę preparatu promieniotwórczego. Warunkiem koniecznym wykorzystania wzoru (3) jest, aby badany obiekt (osad mineralny lub organiczny, obumarłe szczątki lub pyłek roślin, pogrzebane kości ludzi lub zwierząt) stanowił układ zamknięty. Oznacza to, Ŝe w czasie od powstania osadu, czy pogrzebania szczątków organicznych do chwili pomiaru nie następował dopływ atomów badanego pierwiastka z otoczenia, ani teŝ ich odpływ na zewnątrz. Innymi słowy zmiana liczby atomów interesującego pierwiastka promieniotwórczego powinna być wyłącznie efektem jego rozpadu. PoniewaŜ rozpad promieniotwórczy przebiega w sposób niezaleŝny od jakichkolwiek czynników zewnętrznych, takich jak t 7

temperatura, wilgotność, skład chemiczny preparatu, jego konsystencja, stan skupienia, sposób wykrystalizowania, itd., wzory (1) i (3) stanowią podstawę działania niemal idealnego chronometru izotopowego, oczywiście pod warunkiem spełnienia załoŝenia o układzie zamkniętym. Spośród długiej listy metod oznaczania wieku: izotopowych, dozymetrycznych oraz opartych na sezonowej rytmiczności zjawisk, najczęściej stosowane są metody wymienione w Tabeli 1. Tabela 1. WaŜniejsze metody datowania obiektów z okresu czwartorzędu. Metoda Zastosowanie Zakres wieku 14 C Szczątki i osady organiczne, Do 50 tys. lat osady węglanowe OSL, TL Osady mineralne, ceramika Do 500 tys. lat ESR Osady węglanowe Do miliona lat U/Th Osady węglanowe, torfy, kości Do 300 tys. lat K/Ar Osady wulkaniczne PowyŜej 50 tys. lat 210 Pb Osady w zbiornikach wodnych Do 150 lat 137 Cs Osady jeziorne, gleby Do 60 lat Dendrochro Konstrukcje drewniane, drewno Do 12 tys. lat -nologia kopalne Chronologia Warstwowane osady jeziorne i Do 50 tys. lat warwowa zastoiskowe (najstarsze odkryte) Metoda radiowęglowa Chronometria radiowęglowa, której twórcą jest chemik Libby W. F. (laureat nagrody Nobla z roku 1960 za jej odkrycie) wykorzystuje fakt powszechnego występowania radioaktywnego izotopu węgla 14 C (radiowęgla) w postaci niewielkiej domieszki (w przybliŝeniu 1 atom 14 C na 10 12 atomów węgla) we wszystkich substancjach zawierających węgiel, zarówno organicznych jak i nieorganicznych. Izotop ten, odkryty w 1946 r. jako sztuczny izotop promieniotwórczy w otoczeniu reaktora atomowego w czasie realizacji projektu Manhattan, w przyrodzie wytwarzany jest w górnych warstwach atmosfery wskutek 8

działania promieniowania kosmicznego i wraz z pozostałymi izotopami węgla ( 12 C i 13 C) bierze udział w cyklu geochemicznym węgla. Najwięcej radiowęgla produkowane jest w reakcjach niskoenergetycznych neutronów towarzyszących kruszeniu jąder pierwiastków przez protony promieniowania kosmicznego, z jądrami azotu. Jest on izotopem niestabilnym, ulega rozpadowi β z półokresem rozpadu wynoszącym T 1/2 = 5730 lat. W organizmach Ŝyjących ustala się, wskutek procesów biochemicznych, stan równowagi powodującej, Ŝe koncentracja izotopu 14 C jest w przybliŝeniu stała w czasie Ŝycia organizmu. Zgromadzone dane dowodzą, Ŝe koncentracja 14 C jest w przybliŝeniu taka sama we wszystkich organizmach Ŝyjących środowiska lądowego. W momencie obumierania organizmu wymiana węgla z otoczeniem zostaje przerwana i od tego momentu zachodzi wyłącznie proces zaniku promieniotwórczego, opisywany równaniem (1). Obumarcie oznacza zatem moment włączenia zegara izotopowego, który odmierza upływający czas oznaczany obecnie w laboratorium radiowęglowym jako wiek próbki. Niepewność laboratoryjna oznaczania wieku radiowęglowego jest mniejsza niŝ 1%. Wykorzystanie wzoru (3) do określenia wieku szczątków organicznych związane jest z przyjęciem dwóch fundamentalnych załoŝeń: 1. koncentracja izotopu 14 C w organizmach Ŝyjących, której odbiciem jest mierzona wartość N 0, nie ulegała zmianom w czasie ostatnich kilkudziesięciu tysięcy lat; 2. badana próbka stanowiła układ zamknięty ze względu na obieg węgla w przyrodzie. Wyliczona przy powyŝszych załoŝeniach wartość T nazywana jest konwencjonalnym wiekiem radiowęglowym i wyraŝana jest w latach BP (skrót od Before Present, lata BP czas liczony wstecz od chwili obecnej, którą umownie przyjmuje się jako rok kalendarzowy AD 1950). 9

Rys. 1. Fragment linii próŝniowej w Gliwickim Laboratorium Radiowęglowym słuŝącej do przetwarzania datowanych próbek na dwutlenek węgla w celu wyznaczenia koncentracji izotopu 14 C techniką gazowych liczników proporcjonalnych (zdjęcie górne) oraz linii próŝniowej do produkcji tarcz grafitowych do datowania techniką akceleratorową AMS (zdjęcie dolne). 10

W praktyce badań laboratoryjnych, badając wiek próbki materiału pobranej z datowanego obiektu, wyznacza się wielkości proporcjonalne do liczby atomów radiowęgla we wzorcu (N 0) i datowanej próbce (N t ). Stosuje się w tym celu róŝne techniki pomiarowe wykorzystujące zjawisko oddziaływania promieniowania jądrowego z materią, jak technika gazowych liczników proporcjonalnych i ciekłoscyntylacyjnej spektrometrii promieniowania beta oraz bezpośrednie zliczanie atomów izotopu węgla 14 C technika akceleratorowa sprzęŝona ze spektrometrią masową. Zasięg datowania metody radiowęglowej (największy mierzony wiek) wynosi około 50 tysięcy lat. 11

Rys. 2. Stanowisko gazowych liczników proporcjonalnych (zdjęcie górne) oraz ciekłoscyntylacyjnego spektrometru promieniowania beta (zdjęcie dolne) do pomiarów aktywności izotopu 14 C w datowanych próbkach (Gliwickie Laboratorium Radiowęglowe). 12

Laboratoria wykonujące datowanie noszą nazwę Laboratoriów Radiowęglowych, a standaryzacja badań odbywa się poprzez międzynarodowe programy interkalibracyjne, z których kolejny piąty noszący nazwę VIRI rozpoczął się w obecnym roku 2004. Rys. 3. Widok akceleratora w Kilonii słuŝącego do datowania radiowęglowego techniką AMS. Wymienione załoŝenia metody radiowęglowej nie są w ścisły sposób spełnione, tak więc daty konwencjonalne mogą róŝnić się od dat rzeczywistych. Odstępstwa od pierwszego z załoŝeń mają związek ze zmianami szybkości produkcji radiowęgla oraz obiegiem węgla w przeszłości i są stosunkowo dobrze poznane. Poprawki wynikające z naruszenia tego załoŝenia są ujęte w postaci tzw. krzywych kalibracyjnych. Przebieg krzywej kalibracyjnej w okresie holocenu, tj. ostatnich 10 tys. lat, został wyznaczony z duŝą dokładnością na podstawie badań dendrochronologicznych (Stuiver i in. 1998). Przebieg krzywej kalibracyjnej w okresie młodszego vistulianu (od 10 do 30 tys. lat wstecz) jest znany jedynie w przybliŝeniu, jednak intensywnie prowadzone badania w kilku ośrodkach naukowych na świecie przyniosą zapewne znaczący postęp juŝ w najbliŝszych latach. 13

50000 40000 Wiek 14 C = Wiek kalendarzowy INTCAL98 Cariaco 2004 Suigetsu Barbados Morze Islandzkie Bahama Wiek 14 C, lata BP 30000 20000 10000 0 0 10000 20000 30000 40000 50000 Wiek kalendarzowy, lata calbp Rys. 4. ZaleŜność wieku radiowęglowego od wieku kalendarzowego na podstawie róŝnych źródeł. INTCAL98 krzywa kalibracyjna opracowana w 1998 roku na podstawie datowania dendrochronologicznego i pomiarów 14C w przyrostach dębów i sosen, korali z Barbadosu, Mururoa, Tahiti i Vanuatu datowanych metodą uranowo-torową oraz wcześniejszych pomiarów 14C w rocznie laminowanych osadach morskich z Cariaco Basin (wybrzeŝe Wenezueli). Cariaco 2004 najnowsza seria pomiarów 14C w Cariaco Basin. Suigetsu dane pochodzące z warwowanego osadu Jeziora Suigetsu w Japonii. Barbados nowe dane dla korali z Barbadosu. Morze Islandzkie osad morski. Bahama dane dla stalagmitu datowanego metodą U/Th. Przebieg krzywej kalibracyjnej podlega ciągłym uściśleniom i modyfikacjom w miarę pojawiania się nowych wyników badań. Wyniki zebrane zostały w pracy doktorskiej N. Piotrowskiej (2004). 14

Krzywe kalibracyjne przedstawiające zaleŝność konwencjonalnego wieku radiowęglowego (wiek 14 C w latach BP lub ka BP tysiącach lat BP) od wieku kalendarzowego (lata BP, ka BP lub AD/BC) zostały skonstruowane na podstawie datowania 14 C i datowania w skali lat bezwzględnych (kalendarzowych, astronomicznych) odpowiednich materiałów, dla których takie podwójne datowanie moŝna wykonać. Są to drzewa (sosna, dąb, sekwoja) z wyraźnymi przyrostami rocznymi umoŝliwiającymi tworzenie kalendarzowych skal czasu poprzez datowanie dendrochronologiczne, osady z wyraźną roczną laminacją tworzenie chronologii warwowej jako kalendarzowej, korale i nacieki jaskiniowe kalendarzową skalą czasu jest chronologia uzyskana metodą uranowo torową. Atmospheric data from Stuiver et al. (1998); OxCal v3.8 Bronk Ramsey (2002); cub r:4 sd:12 prob usp[chron] Radiocarbon determination 2700BP 2600BP 2500BP 2400BP 2300BP 2200BP 2100BP Gd-12358 : 2460±40BP 68.2% probability 2710BP (24.9%) 2630BP 2620BP ( 9.0%) 2580BP 2550BP ( 3.4%) 2520BP 2510BP (18.8%) 2430BP 2420BP (12.2%) 2360BP 95.4% probability 2720BP (95.4%) 2350BP 1000CalBC 800CalBC 600CalBC 400CalBC 200CalBC Calibrated date Rys. 5. Wynik kalibracji przykładowej daty Gd-12358, 2460±40 BP uzyskany z wykorzystaniem programu OxCal (Bronk Ramsey 1995). WzdłuŜ osi pionowej rozkład prawdopodobieństwa konwencjonalnego wieku radiowęglowego (krzywa Gaussa), wzdłuŝ osi poziomej rozkład prawdopodobieństwa wieku kalendarzowego. Krzywa podwójna biegnąca ukośnie stanowi fragment krzywej kalibracyjnej wraz z jej niepewnością. Na poziomie ufności 68%, z największym prawdopodobieństwem 24,9% występuje przedział wieku kalendarzowego 2710 2630 BP, który przyjmuje się jako najbardziej wiarygodny wynik datowania. 15

Naruszenie drugiego z załoŝeń chronometrii radiowęglowej ma wysoce zróŝnicowany wpływ na wynik datowania (Pazdur i in. 1999). Procesy powodujące wymianę węgla między badaną próbka a otoczeniem, w którym ona zalegała, zaleŝą od rodzaju próbki i właściwości otoczenia (temperatura, wilgotność, aktywność biologiczna, itp.). Błędy spowodowane skaŝeniem próbki moŝna w znacznym stopniu eliminować poprzez dobór odpowiedniej metody wstępnej obróbki, zmierzającej do wydzielenia najbardziej odpornej na skaŝenie frakcji chemicznej bądź fizycznej. Metodą radiowęglową oznaczać moŝna równieŝ wiek utworów węglanowych, takich jak nacieki jaskiniowe, martwice wapienne, muszle ślimaków, węglanowe gytje jeziorne. Rys. 6. Rekonstrukcja zmian temperatury lata w późnym glacjale i holocenie (ostatnie ok. 13 tysięcy lat) dla obszaru Polski południowej i zachodniego wybrzeŝa Indii na podstawie pomiaru stabilnego izotopu tlenu 18 O metodą spektrometrii mas w lądowych osadach węglanowych (martwice wapienne). Skala czasu została uzyskana na podstawie datowania radiowęglowego. Dane pochodzą z pracy Pazdur i in. (2002). 16

Wiele laboratoriów radiowęglowych publikuje systematycznie wyniki datowania w międzynarodowym czasopiśmie Radiocarbon. Praktycznie wszystkie datowania wykonane do roku 1975 znajdują się w wykazach dat w odpowiednich rocznikach tego czasopisma. Z powodu ogromnego wzrostu liczby aktywnych laboratoriów, jaki zaznaczył się pod koniec lat siedemdziesiątych, a takŝe burzliwego rozwoju laboratoriów stosujących technikę akceleratorową, liczba publikowanych zestawień wyników została znacznie ograniczona. W latach osiemdziesiątych podjęte zostały prace zmierzające do stworzenia lokalnych i regionalnych komputerowych banków informacji o wynikach datowania radiowęglowego, a takŝe pojawiła się inicjatywa zorganizowania ogólnoświatowego banku danych IRDB (International Radiocarbon Data Bank), zlokalizowanego przy redakcji czasopisma Radiocarbon w Uniwersytecie Stanu Arizona w Tucson, USA. W 2001 roku zakończone zostały prace nad bazą danych RoSE zawierającą wyniki datowania 14 C otrzymane w Gliwickim Laboratorium Radiowęglowym w ciągu ostatnich 30 lat. Baza zawiera około 10 tysięcy dat, z czego w formie archiwalnej, znajdującej się na stronie internetowej www.carbon14.pl, udostępnione zostało na razie około 2500 zapisów (Piotrowska i in. 2004). 17

Bizon 30800 ±1500 Masa próbki: 0,42mg Lewy nosoroŝec 30940 ±610 Masa próbki: 0,80mg Prawy nosoroŝec 30790 ±600 Masa próbki: 1,22mg Rys. 7. Malowidła na ścianie jaskini Chauvet, Francja. Malowidło zostało wykonane przez człowieka paleolitycznego około 31 tys. lat temu, a jego wiek został wyznaczony metodą radioweglową AMS poprzez datowanie barwników organicznych w Laboratorium Radiowęglowym w Gif sur Yvette (Francja). 18

Radiowęgiel w rocznych przyrostach drzew Działalność człowieka jest kolejną, obok naturalnych, przyczyną zmian koncentracji radiowęgla w środowisku. Zmiany antropogeniczne mogą mieć zasięg globalny, który obejmuje całą przyrodę lub określony rezerwuar węgla, bądź charakter lokalny, obejmując część rezerwuarów przyległych bezpośrednio do źródła powodującego zmianę. Działalność człowieka moŝe prowadzić zarówno do podwyŝszenia, jak równieŝ do obniŝenia koncentracji izotopu 14 C w środowisku. Do zmian koncentracji radiowęgla o charakterze antropogenicznym moŝemy zaliczyć efekt Suessa, gwałtowny wzrost koncentracji 14 C spowodowany próbnymi wybuchami jądrowymi i termojądrowymi w atmosferze, produkcję radiowęgla związaną z działalnością reaktorów jądrowych i zakładów przeróbczych paliwa jądrowego, uwolnienie i produkcję izotopu 14 C w wyniku awarii urządzeń jądrowych. 19

2000 1800 1600 1400 INTCAL98 Cariaco 2004 Suigetsu Barbados Morze Islandzkie Bahama 1200 1000 14 C, 800 600 400 200 0-200 -400 0 10000 20000 30000 40000 50000 Wiek kalendarzowy, lata calbp Rys. 8. Względne naturalne zmiany koncentracji izotopu 14 C w atmosferze ( 14 C) wynikające ze zmienności szybkości jego produkcji i zmian obiegu węgla w przyrodzie. Szybkość produkcji uwarunkowana jest intensywnością strumienia protonów promieniowania kosmicznego docierających do stratosfery. Przyczyną modulacji strumienia jest wypadkowe pole magnetyczne Ziemi i aktywność Słońca. Oznaczenia poszczególnych archiwów jak dla Rys. 4. Trwający od XIX wieku rozwój przemysłu pociąga za sobą duŝe zapotrzebowanie na energię. Jest z tym związany wzrost wydobycia i spalania paliw kopalnych (węgla kamiennego i brunatnego, ropy naftowej i gazu ziemnego). Skład izotopowy węgla kopalnego róŝni się znacznie od składu izotopowego węgla współczesnego, gdyŝ w jego skład wchodzi izotop 13 C o niŝszej koncentracji niŝ obecna koncentracja w biosferze i materii organicznej, natomiast radiowęgiel jest w nim nieobecny ze względu na stosunkowo krótki czas połowicznego rozpadu w stosunku do 20

czasu, jaki upłynął od formowania się złóŝ paliw kopalnych. Dwutlenek węgla pochodzący ze spalania paliw kopalnych jest zatem nieaktywny i powoduje zmniejszenie koncentracji 14 C w atmosferze i biosferze. Jest to tzw. efekt Suessa. Efekt ten zwany jest równieŝ efektem przemysłowym. Okazuje się, iŝ dzięki procesowi asymilacji CO 2 przez rośliny, skład izotopowy atmosferycznego dwutlenku węgla znajduje wierne odzwierciedlenie w rocznych przyrostach dębu i sosny. Badania efektu przemysłowego są interesujące między innymi z tego powodu, iŝ dwutlenek węgla naleŝy do gazów cieplarnianych. Rys. 9. Zmiany wartości składowej fosylnej (C fossil = względna zawartość CO 2 pochodzącego ze spalania paliw kopalnych w atmosferze) wyznaczonej dla Rudy Śląskiej i Chorzowa. Wartości składowej emisyjnej dla Krakowa zostały wyznaczone w oparciu o średnią wartość 14 C wyznaczoną dla okresu maj-sierpień. Cbackgr Składowa emisyjna wyraŝana jest wzorem: C fossil =, gdzie C backgr 100 koncentracja radiowęgla w tak zwanym czystym powietrzu, zaś S względną zmianę koncentracji radiowęgla w rocznym przyroście drzewa. Badania zostały wykonane w Gliwickim Laboratorium Radiowęglowym. Dane pochodzą z pracy doktorskiej A. Rakowskiego (1999) oraz publikacji Rakowski i in. (2001). 14 S 21

Na podstawie danych o wydobyciu paliw kopalnych Marland i in. (2001) oszacował ilości, jakie były spalane w poszczególnych latach począwszy od roku 1751 do roku 1998. Wyniki jego ocen (por. rys. 10 i 10A) zostały porównane ze zmianą względnej koncentracji izotopów 13 C i 14 C w rocznych przyrostach sosny z Augustowa w okresie rozwoju przemysłu po roku 1850, a przed gwałtownym (ponad dwukrotnym) wzrostem koncentracji radiowęgla na przełomie lat sześćdziesiątych i siedemdziesiątych, spowodowanym próbnymi wybuchami jądrowymi. a -22,5-23 δ 13 C w α-celulozie przyrostów letnich emisja CO 2 7 8 x 10 7 δ 13 C [ ] -23,5-24 -24,5-25 -25.5-26 6 5 4 3 2 1 Emisja CO2 [ton węgla/rok] -26,5 0 1890 1900 1910 1920 1930 1940 1950 1960 1970 Rok Rys. 10. Porównanie względnej koncentracji stabilnego izotopu węgla (δ 13 C) w α- celulozie przyrostów letnich sosny z Augustowa z emisją CO 2 na obszarze Polski w latach 1899 1968. Linie ciągłe przedstawiają oszacowane trendy zmian. Badania wykonane w Gliwickim Laboratorium Radiowęglowym. Dane pochodzą z pracy doktorskiej S. Pawełczyk oraz publikacji Pawełczyk i Pazdur (2004). 22

a 40 20 6 x 10 7 5 14 C [ ] 0-20 -40-60 -80 4 3 2 1 0 Emisja CO2 [ton węgla /rok] -100-1 1860 1880 1900 1920 1940 1960 Rok Rys. 10A. Porównanie wartości 14 C w rocznych przyrostach sosny z Augustowa z emisją CO 2 w latach 1861 1955. Linie ciągłe oszacowane trendy zmian. Źródło danych jak na rys. 10. Metoda uranowo torowa W obszernej grupie metod datowania wykorzystujących zjawisko zaburzenia równowagi promieniotwórczej w naturalnych szeregach promieniotwórczych pierwiastków litosfery Ziemi najpowszechniej stosowana jest metoda opierająca się na wyznaczaniu stosunku izotopów 230 Th/ 234 U w szeregu uranowo - torowym. Metoda ta wykorzystuje zjawisko bardzo silnego rozdzielenia uranu i toru w czasie ich naturalnego krąŝenia w zewnętrznej warstwie skorupy ziemskiej. Wskutek wysokiego potencjału jonowego tor jest szybko adsorbowany przez minerały ilaste lub osadzany w postaci nierozpuszczalnych związków. Uran, występujący głównie pod postacią jonów uranylowych, tworzy łatwo rozpuszczalne związki transportowane przez wody powierzchniowe. Moment depozycji osadu zawierającego uran oznacza włączenie zegara izotopowego 23

odmierzającego wiek osadu. Od tej to chwili, w osadzie, następuje gromadzenie się izotopów pochodnych z sukcesywnych przemian promieniotwórczych jąder atomów zachodzące w znanym tempie, zdeterminowanym przez ich półokresy rozpadu. Metoda U/Th nadaje się przede wszystkim do datowania skał węglanowych, jak nacieki jaskiniowe, trawertyny i martwice, osadów jeziornych typu gytji węglanowej, pod warunkiem odpowiednio wysokiej koncentracji uranu (Hercman, 2000). Spotkać moŝna przykłady skutecznego wykorzystania metody w datowaniu konkrecji węglanowych oraz utworów typu caliche. Dzięki udoskonalanej ciągle metodyce ekstrakcji uranu i toru wiarygodne wyniki uzyskuje się przy datowaniu kości kopalnych. Szczególnie waŝne znaczenie dla korelacji plejstoceńskich osadów interglacjalnych ma moŝliwość zastosowania metody U/Th do datowania poziomów torfowych, występujących w obrębie osadów mineralnych. Metoda uranowo torowa, w czasie swego trzydziestoletniego rozwoju, została dobrze rozpoznana i jest obecnie uŝywana za standardową metodę datowania (Hercman 2000). Przedział stosowalności metody wynosi ok. 350 tysięcy lat, a niekiedy nawet 500 tysięcy lat. Dokładność datowania maleje ze wzrostem wieku, zaleŝy teŝ silnie od koncentracji uranu w badanej próbce. Niepewności laboratoryjne oznaczeń wieku, w typowych warunkach, wynoszą kilka procent. Przy stosowaniu współczesnych technik detekcji promieniowania alfa uzyskuje się daty o dokładności od ±1 do ±10 ka, przy datowaniu czystych próbek kalcytu naciekowego, o wieku nie przekraczającym 250 ka BP. Pomiar stosunków izotopowych wykonuje się techniką półprzewodnikowej spektrometrii promieniowania alfa oraz spektrometrii mas dla cięŝkich jonów. Metoda izotopu ołowiu 210 Pb Metoda ta stosowna jest do datowania osadów jeziornych i rzecznych (Sikorski i Bluszcz 2003) oraz przybrzeŝnych osadów morskich, a takŝe torfu. Wiek badanych warstw określa się pośrednio poprzez wyznaczenie szybkości sedymentacji osadu na podstawie odpowiednio dobranego modelu geochemicznego. Zasięg datowania 24

jest bardzo krótki i wynosi ok. 150 lat, co związane jest z krótkim półokresem rozpadu ołowiu wynoszącym 22,26 lat. 210 Pb znajdujący się w osadzie zawiera izotop 210 Pb autigeniczny, pochodzący z rozpadu 226 Ra zawartego w skorupie ziemskiej, oraz 210 Pb allochtoniczny powstały z 222 Rn, który w postaci gazowej uwalniany jest z powierzchni Ziemi do atmosfery. Ołów allochtoniczny opada na powierzchnię Ziemi osadu w postaci atomów przyklejonych do cząsteczek aerozoli lub schwytanych przez krople deszczu. Do osadów w zbiornikach wodnych, ołów dostarczany jest wprost z atmosfery lub wskutek transportu podlegających erozji powierzchni gleb. Koncentracja ołowiu autigenicznego w osadzie jest stała, poniewaŝ znajduje się on w równowadze promieniotwórczej z 226 Ra. Koncentracja zaś nie zrównowaŝonego promieniotwórczo ołowiu allochtonicznego maleje w czasie zgodnie z prawem rozpadu promieniotwórczego. Aktywność właściwą 210 Pb moŝna powiązać z wiekiem warstwy osadu, jeŝeli znana jest aktywność ołowiu w momencie sedymentacji oraz gdy nie występuje jego migracja lub mieszanie się wzdłuŝ profilu. W modelach pozwalających na wyznaczenie wieku, miarą aktywności początkowej ołowiu w momencie depozycji jest aktywność osadu współczesnego przy załoŝeniu, Ŝe w przeszłości w kaŝdym momencie sedymentacji poszczególnych warstw w profilu, aktywność ta była taka sama lub strumień transportu izotopu 210 Pb do osadu był stały w całej historii osadu. Obydwa modele prowadzą do tych samych wyników oznaczania wieku, jeśli szybkość sedymentacji osadu była stała. Koncentrację izotopu 210 Pb w osadzie wyznacza się zwykle z pomiarów radioaktywności alfa izotopu 210 Po o półokresie rozpadu 138,4 dni który znajduje się w równowadze promieniotwórczej z izotopem 210 Pb. Stosowaną techniką pomiarową jest najczęściej półprzewodnikowa spektrometria promieniowania alfa. Wykorzystanie sztucznych izotopów promieniotwórczych Do oceny czasu powstawania najmłodszych osadów wykorzystywane są dwa zdarzenia z najbliŝszej przeszłości, które spowodowały wprowadzenie do środowiska znacznych ilości sztucznych izotopów promieniotwórczych pochodzących z rozszczepienia jąder uranu. Pierwszym zdarzeniem, mającym skutki w 25

skali globalnej, była seria bardzo silnych próbnych wybuchów jądrowych, przeprowadzona w latach 1963/64. Zdarzenie drugie, którego skutki zaznaczają się głównie w osadach rejonu Europy środkowej, to awaria reaktora jądrowego w Czarnobylu w kwietniu 1986 roku. Wykorzystanie tych zdarzeń do datowania polega na zidentyfikowaniu odpowiednich maksimów radioaktywności w profilu osadów obejmujących ostatnie kilka dziesięcioleci. Najczęściej wykorzystywanym do tego celu izotopem jest 137 Cs, o okresie połowicznego zaniku wynoszącym 30 lat. Podstawowa metodą pomiarową jest spektrometria promieniowania gamma (Poręba i in. 2003). Oprócz wymienionego izotopu cezu jako znaczniki izotopowe powyŝszych zdarzeń historycznych wykorzystywane mogą być izotopy strontu, plutonu i ameryku. Znany rozkład przestrzenny i głębokościowy koncentracji cezu w glebach pozwala modelować procesy erozji gleb na danym obszarze. DATOWANIE NA PODSTAWIE WŁASNOŚCI DOZYMETRYCZNYCH Cząstki promieniowania jądrowego przechodząc przez materię powodują jonizacje atomów oraz powstanie róŝnorodnych uszkodzeń w strukturze ciał stałych, zarówno krystalicznych jak i bezpostaciowych. Podczas tych procesów cząstki promieniowania jądrowego tracą część swojej energii. Wiele ciał stałych, głównie kryształów, wykazuje zdolność akumulowania tej energii i przechowywania jej przez odpowiednio długi czas. Ilość energii zmagazynowanej w krysztale wskutek działania promieniowania jądrowego nazywana jest dawką pochłoniętą D. Do wyznaczania wieku T badanego obiektu na podstawie znajomości wielkości dawki pochłoniętej D wykorzystuje się proste równanie D = Dr T + (4) D 0 gdzie D r oznacza tzw. dawkę roczną, czyli energię promieniowania akumulowana w czasie jednego roku. Wiek T oznacza przedział czasu, jaki upłynął od momentu pogrzebania datowanych ziaren 26

minerału w osadzie do chwili obecnej. Parametr D 0 oznacza pewna poprawkę uwzględniająca fakt, iŝ z reguły dawka nie narasta od zera, lecz od pewnej róŝnej od zera wartości. Wartość dawki rocznej D r wylicza się na podstawie wyników pomiaru koncentracji izotopów promieniotwórczych w badanej próbce oraz w jej najbliŝszym otoczeniu, uwzględniając rodzaj i energię emitowanego przez te izotopy promieniowania. Do poprawnego wyliczenia dawki rocznej konieczne jest takŝe uwzględnienie niektórych własności środowiska (np. wilgotności), jak równieŝ głębokości, z jakiej pochodzi próbka. Wielkość dawki pochłoniętej przez datowany obiekt moŝna wyznaczyć na podstawie róŝnych zjawisk fizycznych. Odpowiednio do zastosowanego zjawiska mówi się o róŝnych metodach datowania. W praktyce do datowania utworów czwartorzędowych szerokie zastosowanie znajdują metody wykorzystujące pomiary ilości światła emitowanego przy podgrzewaniu kryształów (metoda termoluminescencji TL) lub przy naświetlaniu kryształów wiązką światła laserowego (tzw. metoda optyczna, oznaczana akronimem OSL Optically Stimulated Luminescence), a takŝe metoda oparta na pomiarze wielkości absorpcji promieniowania mikrofalowego (zjawisko elektronowego rezonansu paramagnetycznego; metoda ESR Electron Spin Resonance). W kaŝdym przypadku wielkość dawki pochłoniętej jest proporcjonalna do intensywności mierzonego sygnału. Datowanie metodą luminescencyjną Zjawisko luminescencji, będące podstawą datowania osadów mineralnych (Bluszcz 2001), polega na emitowaniu światła przez ziarna niektórych minerałów przy podgrzaniu ich do odpowiednio wysokiej temperatury (termoluminescencja, TL) lub napromieniowaniu światłem barwy zielonej lub niebieskiej (luminescencja stymulowana optycznie, OSL) lub promieniowaniem podczerwonym (metoda IRSL). Świecenie luminescencyjne wykazują między innymi pospolicie występujące w osadach czwartorzędowych minerały, takie jak kwarc i skalenie oraz kalcyt. Zjawisko świecenia towarzyszy uwalnianiu elektronów z określonych długoŝyciowych (~10 10 lat) pułapek energetycznych, w których znalazły się wskutek oddziaływania z cząstkami promieniowania jądrowego. Im dłuŝszy 27

czas ekspozycji ziaren minerału na promieniowanie jądrowe emitowane przez pierwiastki promieniotwórcze z jego otoczenia (głównie izotopy uranu i toru z naturalnych szeregów promieniotwórczych, izotop potasu 40) tym więcej elektronów osiąga odpowiednie stany pułapkowe i w konsekwencji intensywniejsze świecenie luminescencyjne podczas uwalniania elektronów z pułapek. ZaleŜność intensywności od dawki, w przypadku niewielkich dawek (młode osady czwartorzędowe, np. wczesnego holocenu, vistuliańskie) daje się przybliŝyć funkcją liniową. W miarę wzrostu dawki, a więc dla osadów starszych, obserwuje się zjawisko nasycenia luminescencji polegające na tym, Ŝe intensywność świecenia nie zmienia się ze wzrostem dawki, tzn. z wiekiem osadu. 28

Rys.11. Stanowisko półprzewodnikowego spektrometru promieniowania γ o wysokiej energetycznej zdolności rozdzielczej, z kryształem germanowym, słuŝące do wyznaczania dawki rocznej (zdjęcie górne) oraz automatycznego czytnika luminescencji od pojedynczych ziaren minerału do wyznaczania dawki pochłoniętej (zdjęcie dolne). Zdjęcia pochodzą z Laboratorium Datowania Luminescencyjnego w Gliwicach. 29

Wyznaczając wiek metodą luminescencyjną wykorzystuje się zaobserwowane doświadczalnie zjawisko wymazywania zgromadzonej przez ziarna wcześniejszej dawki promieniowania, w procesie ich transportu i depozycji, powodowane głównie działaniem światła słonecznego. Jest to tzw. wybielenie ziaren, poprzedzające ich pogrzebanie w osadzie. Metodę luminescencyjną stosuje się równieŝ do datowania obiektów archeologicznych w postaci ceramiki i przepalonych krzemieni. Wybielenie ziaren kwarcu ma miejsce w momencie wypalania ceramiki (przepalenia krzemieni) i stanowi chwilę zerową, od której liczy się wiek obiektu. Frequency 0.30 0.15 010414 n=68 (1200) 1.0 0.5 Culmulative frequency 0.00 0 5 10 15 20 0.0 A pparent D e, G y Rys. 12. Rozkład częstości pochłoniętych dawek promieniowania jądrowego przez pojedyncze ziarna kwarcu znajdujące się w próbce piasku eolicznego pobranego z warstwy osadu na stanowisku archeologicznym Jönköping, Szwecja. Średnia wartość dawki pochłoniętej odpowiada wiekowi pogrzebania ziaren wynoszącemu 5,74 ± 0,20 tys. lat BP. Dane pochodzą z pracy magisterskiej J. Baran (2002), studentki Fizyki Środowiska na kierunku Fizyka Techniczna Politechniki Śląskiej w Gliwicach (publikacja Baran i in. 2003). Wykorzystując optycznie stymulowaną luminescencję z moŝliwością pomiaru bardzo słabych sygnałów, do wyznaczania dawki pochłoniętej opracowana została w ostatnich latach metoda, w której dawkę pochłoniętą wyznacza się wykorzystując świecenie luminescencyjne pojedynczych porcji i pojedynczych ziaren kwarcu. Pomiar luminescencji wykonywany jest za pomocą czytników, w 30

których umieścić moŝna oddzielnie kilkadziesiąt pojedynczych kryształów i automatycznie, sukcesywnie odczytywać wyniki pomiaru świecenia od kolejnych ziaren. Uzyskuje się w ten sposób nawet kilkaset cząstkowych wyników pomiaru dawki, które są poddawane odpowiednim opracowaniom statystycznym w celu otrzymania wartości końcowej. PROBABILISTYCZNA INTERPRETACJA ZBIORÓW DAT Konstrukcja chronologii kultur w archeologii Aby uzyskać wiarygodną informację o wieku stanowiska archeologicznego, chronologii osadnictwa czy następstwa kultur w czasie i przestrzeni na ogół wykonać trzeba datowanie wielu zbytków i porównać uzyskane wyniki z kontekstem archeologicznym. Wymaga to ścisłej współpracy archeologów i pracowników laboratorium wykonującego datowanie. Zbiór konwencjonalnych dat radiowęglowych opisujących dane zdarzenie, z których kaŝda obarczona jest niepewnością pomiarową, wymaga przetworzenia na przedział wieku kalendarzowego, w którym zaszło dane zdarzenie z moŝliwie największym prawdopodobieństwem. Procedurę tę wykonuje się wykorzystując reguły probabilistycznej interpretacji wyników pomiarów (teoria Bayes a) i tworząc odpowiednie programy komputerowe do kalibracji tzw. dat zaleŝnych. 31

Calendar year AD 1100 1200 1300 1400 1500 1600 1700 STEP 6 STEP 5 STEP 4 STEP 2 STEP 1 PYRAMID II 1100 1200 1300 1400 1500 1600 1700 Phase B Phase A 68.2% probability 1320AD-1360AD (17.5%) 1380AD-1460AD (50.7%) 95.4% probability 1290AD-1520AD (93.8%) 1600AD-1620AD ( 1.6%) 68.2% probability 1408AD -1450AD (68.2%) 95.4% probability 1330AD-1350AD ( 3.8%) 1390AD-1490AD (91.6%) 68.2% probability 1448AD-1475AD (68.2%) 95.4% probability 1430AD-1500AD (95.4%) 1100 1200 1300 1400 1500 1600 1700 Calendar year AD Rys. 13. Chronologia faz konstrukcji tzw. II Piramidy w Pachacamac w Peru na podstawie 24 dat radiowęglowych, z których 19 zostało uzyskanych w Gliwicach. Sumowanie rozkładów prawdopodobieństwa wieków kalendarzowych pojedynczych dat oraz uwzględnienie kontekstu archeologicznego pozwala uściślić przedział wieku kalendarzowego odpowiadającego danej fazie, której czas trwania przypada na przedział wysokich wartości prawdopodobieństwa (krzywe pogrubione). Faza A: 1406 1450 AD, Faza B: 1380 1460 AD. Badania zostały wykonane we współpracy Laboratorium 14 C w Gliwicach i Uniwersytetu w Brukseli (Michczyński i in. 2003). 32

Przytoczona chronologia Piramidy II jest jedną z wielu tego typu chronologii, które zostały opracowane w Laboratorium Radiowęglowym w Gliwicach. Jako ciekawsze wymienić naleŝy chronologie kultur inkaskich z Andów Peruwiańskich, chronologię kultur paleolitycznych na Półwyspie Peloponeskim, chronologię osadnictwa epoki mezolitu (por. rys. 14), brązu i innych stanowisk neolitycznych na obszarze Polski i Europy. Człowiek na tle zmian środowiska w przeszłości Szczególnie cenne dla rekonstrukcji zmian środowiska w przeszłości są duŝe zbiory dat (radiowęglowych, luminescencyjnych, uranowo torowych) uzyskane dla jednego rodzaju osadu, o dobrze zdefiniowanych warunkach sedymentacji. Do osadów takich naleŝą np. nacieki jaskiniowe i torfy, których wiek moŝna wyznaczać metodą radioweglową oraz lessy datowane metoda luminescencyjną. Wymagania klimatyczne i środowiskowe warunków sedymentacji powodują iŝ w okresach im sprzyjających obserwuje się szczególnie duŝe nagromadzenie dat. Tworząc zbiory dat dla jednego, określonego typu osadu i regionu geograficznego oraz poddając je odpowiedniej obróbce statystycznej polegającej na opracowanie sumarycznych rozkładów gęstości funkcji prawdopodobieństwa w skali czasu (D. J. Michczyńska 2003 (praca doktorska), Michczyńska i Pazdur 2004) uzyskujemy przebieg funkcji, w którym przedziały czasu z duŝą i małą jej wartością moŝemy interpretować jako okresy w historii Ziemi sprzyjające bądź nie sedymentacji określonego rodzaju osadu. W ten sposób np. wyróŝnić moŝna jednostki klimatyczne ciepłe i wilgotne, suche i chłodne, suche i ciepłe, suche i zimne, itp. (por. rys. 14 i 15). Na tle statystyk dat z osadów moŝna ukazać okresy osadnicze róŝnych kultur archeologicznych, wyróŝnione poprzez nagromadzenie dat z zabytków wskazujących na działalność człowieka w tych okresach (por. rys. 14). 33

0.8 Speleothems (61 14 C dates) 0.4 Probability density 0 0.8 0.4 0 0.8 0.4 Glanów Site 3 (41 14 C dates) 7 archeological occupations Chwalim Site (11 14 C dates) 2 archeological occupations 0 0.8 Całowanie Site (32 14 C dates) 0.4 0 0.8 Peat (630 14 C dates) 0.4 0-14000 -12000-10000 -8000-6000 -4000-2000 0 Calendar years BC 34

Rys. 14. Stanowiska mezolityczne i neolityczne w Polsce na tle zmian środowiska w późnym glacjale i holocenie (ostatnie ok. 15 tys. lat kalendarzowych). Okresy osadnictwa mezolitycznego i neolitycznego w Glanowie (w pobliŝu Krakowa) oraz mezolitycznego w Chwalimiu (Dolny Śląsk) i Całowaniu (Mazowsze) są prezentowane przez sumaryczne rozkłady funkcji gęstości prawdopodobieństwa kalibrowanych dat radiowęglowych. Podobne rozkłady dat z nacieków jaskiniowych i torfów odtwarzają zmiany klimatu. Przedziały większych wartości funkcji rozkładu wskazują na bardziej sprzyjające warunki sedymentacji nacieków i torfów (okresy ciepłe i wilgotne), sąsiadujące z nimi obniŝone wartości funkcji na okresy bardziej suche i chłodne. Kolorem szarym zaznaczone są przedziały czasu w których sprzyjające warunki klimatyczne spowodowały zwiększoną aktywność osadniczą człowieka. Wszystkie daty zostały uzyskane w Laboratorium 14 C w Gliwicach. Dane zostały opracowane w pracy magisterskiej M. Fogtmana (2003), studenta Fizyki Środowiska na kierunku Fizyka Techniczna Politechniki Śląskiej (publikacja Pazdur i in. 2004). 35

Wiek TL, tys. lat BP 10 100 3 4 5 6 7 8 9 2 3 4 5 6 7 8 9 2 3 4 Estymator gęstości rozkładu 1.00 2.00 3.00 4.00 5.00 6.00 t Rys. 15. Porównanie sumarycznego rozkładu funkcji gęstości prawdopodobieństwa dat luminescencyjnych z lessów otrzymanych metodą TL dla profili lessowych z Klępicza i Golic (rozkład zaznaczony linią ciągłą obejmuje 23 daty) z podobnym rozkładem dla 456 próbek lessu z całego świata (linia przerywana). Przebieg funkcji rozkładu wskazuje na zmienność klimatu w ciągu ostatnich 400 tysięcy lat. Przedziały podwyŝszonych wartości funkcji oznaczają powstawanie osadów lessowych w okresach suchych i chłodnych. W szczególności wyraźnie zaznaczony jest okres ostatniego silnego ochłodzenia globalnego przypadający na ok. 40 15 tys. lat temu (maksimum funkcji rozkładu) oraz ocieplenia w holocenie (ostatnie 15 tys. lat) i w okresie emskim ok. 120 tys. lat temu (minima funkcji). Ostre lewostronne odcięcie funkcji jest spowodowane brakiem dat TL związanym ograniczeniem stosowalności metody datowania. Dane pochodzą z pracy Bluszcza (2000). W Zakładzie Zastosowań Radioizotopów Instytutu Fizyki Politechniki Śląskiej w Gliwicach, który otrzymał status unijnego Centrum Doskonałości GADAM (akronim od Gliwice Absolute DAting Methods Centre) w 2002 r. uprawiane są od ponad 35. lat metody datowania radiowęglowęgo i od ok. 25. lat datowania luminescencyjnego, wspomagane metodami chronologii warwowej i dendrochronologii oraz metodą ołowiową i cezową. Metoda radiowęglowa została 36

zapoczątkowane przez Prof. Włodzimierza Mościckiego, który jest równieŝ autorem pierwszego datowania radiowęglowego w Europie, wykonanego na Politechnice Gdańskiej w 1950 roku. Po śmierci Prof. Mościckiego opiekę nad laboratoriami badawczymi Zakładu sprawował Prof. Mieczysław F. Pazdur. W Centrum GADAM realizowane są 3 projekty finansowane przez Komisję Europejską w ramach 5. Programu Ramowego, związane z metodami datowania radiowęglowego i luminescencyjnego oraz badaniami izotopów stabilnych w rocznych przyrostach drzew. W 2005 roku przypada 28 rocznica śmierci Prof. Włodzimierza Mościckiego i 10 rocznica śmierci Prof. Mieczysława F. Pazdura. Rys. 16. Wykopaliska archeologiczne na Saharze Zachodniej w Egipcie, badane przez zespół międzynarodowy. Datowanie osadów, w których pogrzebane zostały zabytki archeologiczne wykonywane jest w Laboratorium Datowania Luminescencyjnego w Gliwicach. Zdjęcie pochodzi ze zbiorów A. Bluszcza. 37

Rys. 17. PłaskowyŜ lessowy z Chin, Louchan. Zdjęcie ze zbiorów A. Bluszcza. Rys. 18. Nowe laboratorium chemiczne Zakładu Zastosowań Radioizotopów, zbudowane na przełomie 2003/2004 r., w którym przygotowuje się próbki do badań radiowęglowych. 38

Literatura Baran J., Murray A.S., and Häggström L., 2003. Estimating the age of stone structures using OSL: the potential of entrapped sediment. Quaternary Science Review 22 (10-13): 1265-1271. Bluszcz A., 2000. Datowanie luminescencyjne osadów czwartorzędowych teoria, ograniczenia, problemy interpretacyjne. Zeszyty Naukowe Politechniki Śląskiej, Seria: Matematyka Fizyka 86, Geochronometria 17: 1-104 (praca habilitacyjna). Bluszcz A., 2001. Simultaneus OSL and TL dating of sediments. Quaternary Science Reviews 20: 761-766. Bronk Ramsey Ch., 1995. Radiocarbon calibration and analysis of stratigraphy: The OxCal Program. Geyh M. A., Schleicher H., 1990, Absolute Age Determination. Physical and Chemical Dating Methods and Their Applications, Springer, Berlin. Hercman H., 2000. Reconstruction of palaeoclimatic changes in Central Europe between 10 and 200 thousand years BP, based on analysis of growth frequency of speleothems. Studia Quaternaria 17: 35-70 (praca habilitacyjna). Marland G, Boden TA, Andres RJ. 2001. Global, Regional, and National Fossil Fuel CO2 Emissions. [w:] Trends: A Compendium of Data on Global Change. Carbon Dioxide Information Analysis Center, Oak Ridge National Laboratory, U.S. Department of Energy, Oak Ridge, Tenn., U.S.A. Http://cdiac.ornl.gov/ndps/ndp030.html. Michczyńska D.J. and Pazdur A. 2004. Shape analysis of cumulative probability density function of radiocarbon dates set in the study of climate change in Late Glacial and Holocene. Radiocarbon 46: 733-744. Michczyński A., Eeckhout P., Pazdur A., 2003. 14 C Absolute Chronology of the Pyramid III and the Dynastic Model at Pachacamac, Peru. Radiocarbon 45(1): 59-74. Pawełczyk S., Pazdur A., Hałas S., 2004. Stable carbon isotopic composition of tree rings from a pine tree from Augustów Wilderness, Poland, as temperature and local environment 39

conditions indicator. Isotopes in Environmental and Health Studies 40(2):145-154. Pawełczyk S., Pazdur A., 2004. Carbon isotopic composition of tree rings as tool for biomonitoring CO 2 level. Radiocarbon 46(2), 701-719. Pazdur A., Dobrowolski R., Durakiewicz T., Mohanti M., Piotrowska N. and Srikanta Das, 2002. δ 13 C and δ 18 O time record and palaeoclimatic implications of the holocene calcareous tufaceous sediments from southern Poland and India (Orissa). Geochronometria 21: 97-108. Pazdur A., Goslar T., Michczyński A., Pawlyta J., 1999, [w:] Zastosowanie metody radioweglowej do datowania osadów młodszego czwartorzędu, Pazdur A., Bluszcz A., Stankowski W., Starkel L. (red.), Geochronologia górnego czwartorzędu Polski w świetle datowania radiowęglowego i luminescencyjnego, WIND J. Wojewoda, Wrocław: 17 42. Pazdur A., Fogtman M., Michczyński A., Pawlyta J., Zając M., 2004. 14 C chronology of mesolithic sites from Poland on the background of environmental changes. Radiocarbon, 46(2): 809-826. Piotrowska N., Pazdur A., Szczepanek M., Zajadacz W., 2004. Register of Samples Editor microcomputer database system for radiocarbon dates. Geochronometria, w druku. Poręba G., Bluszcz A. and Śnieszko Z., 2003. Concentration and vertical distribution of 137 Cs in agricultural and undisturbed soils from Chechło and Czarnocin areas. Geochronometria 22: 67-72. Rakowski A.Z., Pawełczyk S., Pazdur A., 2001. Changes of 14 C Concentration in Modern Trees from Upper Silesia Region, Poland. Radiocarbon 43 (2B): 633-643. Sikorski J., Bluszcz A., 2003. Testing applicability of 210 Pb method to date sediments of human made Lake Kozłowa Góra. Geochronometria 22: 63-66. Stuiver M., Reimer P. J., Bard E., Beck J. W., Burr G. S., Hughen K. A., Kromer B., McCormac G., van der Plicht J., Spurk M., INTCAL98 Radiocarbon Age Calibration, 24,000 0 cal BP, Radiocarbon 40(3): 1041-1083. 40