6.2 Uran Blei Zerfall

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1 6.2 Uran Blei Zerfall Uran: % Massenanteil an Erdhülle (Kruste und Atmosphäre) 3 natürlich vorkommende (radioaktive) Isotope: 238 U, 235 U, 234 U Natururan besteht zu etwa 99.3 % aus 238 U, zu 0.7 % aus 235 U, und zu % aus 234 U 2 Zerfallsreihen werden unterschieden: -) Uran-Radium/Uranium-Reihe: 238 U 206 Pb (inkl. 234 U) -) Uran-Actinium-Reihe: 235 U 207 Pb

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4 [Uran-Blei- Zerfallsreihe Ableitung]

5 Concordia Kurve: Bsp.: ein Zirkon (Annahme: geschlossenes System ohne Zugewinn und Verlust von U und Pb, vom Zeitpunkt der Kristallisation an bis heute) dann plotten die beiden Verhältnisse auf der Concordia und das Alter des Gesteins kann aus der Position auf der Concordia abgelesen werden

6 nicht übereinstimmende Werte plotten nicht auf der Concordia Realfall: zahlreiche Werte nicht auf der Kurve, sondern auf einer Linie darunter (= Ausgleichsgerade, bis sie Concordia schneidet, berechnen = Sehne der Concordia, bezeichnet man als Discordia) t 0 ab hier geschlossenes System t* Zeitpunkt des Event, welches eine Störung verursacht hat (Verlust von Blei ist häufigste Ursache für Nicht-Übereinstimmungen)

7 Szenario: Uranmangel plottet oberhalb der Concordia t 0 initialer Kristallisationszeitpunkt (des Zirkons) t* Zeitpunkt des Events, welches eine Störung verursacht hat

8 [Abl. Isochronen für Uran-Blei und Blei-Blei]

9 U-Pb Isochrone große Streuung durch Verlust von Uran Wenn kein U verloren gegangen wäre, dann würden die Messwerte auf die Referenzisochrone fallen Verlust von Uran äußert sich im Regelfall durch eine zu weit nach links verschobene Position (siehe Pfeilrichtung) Der Verlust kann durch die Annahme, dass das 206 Pb/ 204 Pb Verhältnis korrekt ist, abgeschätzt werden.

10 Pb-Pb Isochrone Die Messwerte fallen auf die Gerade, welche mit einem Wert von 2790 Ma korrespondiert.

11 6.3 Thorium Blei Zerfall

12 Die leichte Streuung bedeutet dass variable Beträge von Thorium hinzugewonnen bzw. verloren wurden. Da die Streuung aber nicht besonders ausgeprägt ist, handelt es sich bei den meisten Messwerten nur um geringe Anteile. Vorteil der Reihe Th Pb im Vgl. zu U Pb: Th ist weniger mobil als U und geht dadurch weniger leicht verloren.

13 6.4 Kalium Argon Zerfall 3 natürlich vorkommende Isotope: 39 K (93%), 40 K (0.012 %), 41 K (6.7 %) K-Ar Isochrone für Vulkanasche

14 [Ableitung Zerfallsglg.] Weiteres Problem: Ar ist ein atmosphärisches Gas und auch ein Entgasungsprodukt Dadurch resultieren oft Altersbestimmungen, die zu groß sind. Verschlußtemp. ist vom Mineral abhängig, jedes Mineral gibt ein anderes Alter dadurch kann die thermische Vergangenheit des Minerals rekonstruiert werden

15 6.5 Argon Argon Zerfall 3 natürlich vorkommende Isotope: 36 Ar (0.34%), 38 Ar(0.06 %), 40 Ar (99.6 %) % atmosphärischer Anteil Ar Ar Datierung basiert auf dem Beschuss einer Probe mit schnellen Neutronen in einem Atomreaktor, welche das 39 K in 39 Ar umwandeln. Reaktion: 39 K + n 39 Ar + p n Neutron, p Proton Nach dem Beschuss muss das Argon extrahiert werden (entweder durch Erhitzung der Probe im Vakuum oder durch einen Laser). Dadurch erhält man verschiedene Wärmestufen: bei jeder Stufe wird das 40 Ar/ 39 Ar Verhältnis des neuen Gases bestimmt (mittels eines Massenspektrometers)

16 39 Ar ist instabil und zerfällt zurück in 39 K (T 1/2 = 269 Jahre). [ 39 Ar] in der Probe nach dem n-beschuss ist proportional zu [ 39 K] vor n-beschuss: [ 39 Ar] now = c [ 39 K] now c Prob. konstante, abhängig von der Dauer des n-beschusses [Abl. Zerfallsglg.]

17 Argon-Altersspektrum(auch als Ar-Freisetzungsdiagramm bezeichnet) (am Bsp. des Menow Meteoriten, Chondrit, 1862 gefallen, Teile davon befinden sich heute im MNH, London) Die Alterswerte (als eine Funktion der sich erhöhenden Temp.) sind gegen den %-Satz des freigesetzten 39 Ar geplottet. Nach dem 3. Temp.erhöhungsschritt wurde etwa 20% des 39 Ar freigesetzt (ergibt ein Alter von etwa 3.3 Gyr). Aber erst bei einer Temp. von 1240 C wurde etwa 50 % freigesetzt (korrespondiert mit etwa 4.5 Gyr. Danach ändert sich das Alter mit sich erhöhender Temperatur nicht mehr. Man kann sich das als eine Visualisierung für die Eindringtiefe in das Gestein vorstellen. je höher die Temperatur, desto tiefer kann man in das Gestein eindringen Eine niedrige Temp. kratzt nur die jüngste Vergangenheit der Probe an. Das plateau kennzeichnet das ursprüngliche Alter der Abkühlung (der Entstehung) der Probe.

18 Messwerte auf dem Hochtemperaturbereich (plateau niveau) plotten alle auf der Isochrone ergibt Alter von 4.48 Gyr.

19 6.6 Samarium (Sm) Neodymium (Nd) Zerfall oft auch als Neodym bezeichnet Beides sind seltene Erden und kommen in geringen Spuren in fast allen Gesteinen vor. Geringe Zerfallskonstante (hohe T 1/2 ) gut geeignet für alte Gesteine, kann aber auch für jüngere Proben verwendet werden (da beide Elemente weit verbreitet sind). Samarium: 19 instabile Isotope, 4 stabile: Sm, 150 Sm, 152 Sm, 155 Sm Neodymium: 5 stabile Isotope: 142 Nd, 143 Nd, 145 Nd, 146 Nd, 148 Nd [Abl. Zerfallsgleichung]

20 Für dieses Verfahren sind sehr genaue Messverfahren von großer Bedeutung, da das Vorkommen beider Isotope in Gesteinen < 10 ppm ist. 147 Sm Nd Typische Werte für : now Auch aus der Sm Nd Zerfallsreihe können Rückschlüsse auf den Ursprung der Gesteine gezogen werden. Desweiteren gibt es nur geringe Einflüsse durch chem. Verwitterung, d.h. die Methode lässt sich auch für den Fall von keinem geschlossenen System noch gut verwenden. Auch für Meteoriten lässt sich diese Zerfallsreihe sehr gut verwenden. Auch weil Meteoriten in der Regel nur wenig K, U und Rb beinhalten.

21 Grundsätzlich: das Vorkommen von terr. 143 Nd, aber auch den radioaktiven Zerfall im Laufe der Zeit. 143 Nd Nd erhöht sich durch Annahme: 147 Sm Nd der Erde ist das gleiche wie das von chrond. Meteoriten. Dadurch kann man die Zeitabhängigkeit von 143 Nd Nd modellieren. für die meisten chond. Met. gilt heute: Sm Nd Nd Nd now now Durch Umformung der vorherigen Zerfallsgleichung erhält man: 143 Nd Nd Nd Nd Nd Nd now 147 Sm Nd now ( e t ( e t 1) 1) diese Gleichung nennt man CHUR Gleichung chondritic uniform reservoir Standardmodell für Isotopengeochemie des urzeitlichen Mantels

22 Chondrit Mineralogische Hauptbestandteile: Olivin Pyroxen Plagioklase -) sind meist undifferenziert -) älteste Proben im Sonnensystem Besitzt eingeschlossene Silikatkugeln, sogenannte Chondren, welche die Zusammensetzung des protostellaren Nebels widerspiegeln

23 Isotopische Evolution von Nd im ursprünglichen Mantel (CHUR Modell) Da T 1/2 von 147 Sm sehr groß ist, ist ein Plot von 143 Nd/ Nd gegen die Zeit fast eine Gerade. Die CHUR Linie gehorcht der gegebenen CHUR-Glg. Mantel: positives ε Kruste: negatives ε Partiales Schmelzen vor etwa 3.4 Ga: die Schmelzlinie hat ein geringeres 143 Nd/ Nd (und auch Sm/Nd) Verhältnis als CHUR. Der Rest (residue) besitzt ein höheres Verhältnis (positives ε) und plottet deswegen oberhalb der CHUR Linie.

24 143 Nd Initiale Nd Verhältnisse werden oft als Abweichungen vom CHUR Modell bezeichnet mit ε Nd als der Abweichung (in parts per ). Nd Nd Nd Nd Nd 0 0 CHUR jeweils für dasselbe Alter t einer Probe -) Eine Probe, die direkt vom CHUR Modell abgeleitet (bzw. aus einer Region, die dem CHUR Modell gehorcht, stammt) hat immer ε Nd = 0. -) Partielle Schmelzen (bzw. Proben von alten geschmolzenen Krustengestein) entwickeln ein negatives ε Nd im Laufe der Zeit. -) Proben vom Rest: ε Nd > 0.

25 Nd Isotopen-Daten für die Erde Zahlen in [ ] geben die aktuellen Werte für ε Nd für verschied. Regionen an. ε Nd = 0 im unteren Mantel bedeutet, dass er noch relativ ursprünglich ist.

26 Alter T (eig. die Zeit, die vergangen ist, seit der Nd-Gehalt in der Probe den gleichen Wert hat, als wie im CHUR Modell) d.h. seit die Probe aus dem chond. Reservoir (dem ursprüngl. Mantel) entfernt wurde: Wir kennen bereits: 143 Nd Nd Nd Nd now 147 Sm Nd now ( e T 1) und die CHUR Gleichung: 143 Nd Nd CHUR ( e T 1) Umformen und gleichsetzen liefert: T 143 Nd Nd now ln Sm Nd now Wenn die Probe aber aus dem abgereicherten ( depleted ) Mantel stammt und nicht aus dem ursprünglichen ( CHUR, unterem Mantel), dann sie die Altersschätzungen zu gering.

27 Finale Anmerkung: Ähnlich wie die besprochenen Zerfallsreihen können auch andere, bspw. 187 Re 187 Os 176 Lu 176 Hf verwendet werden. Auch diese erlauben neben einer Altersdatierung Aussagen über den Ursprung der Proben und werden für geochronologische Untersuchungen immer beliebter.

28 7. Spaltspurendatierung 238 U 206 Pb neben der klassischen Zerfallsreihe tritt bei 238 U auch eine spontane Spaltung auf (grundsätzlich möglich bei Elementen mit einer Ordnungszahl >90). freiwerdende Energie: etwa 150 MeV (und Freisetzung von 2-3 Neutronen) λ für spontane Spaltung: 8.46 * yr -1 (sehr seltenes Phänomen) Verhältnis klass. Zerfall/spontane Spaltung: 1/(5*10-7 ) Die Spaltungsprodukte besitzen eine so große Energie, dass sie etwa 10 μm durch das Mineral fliegen können dies resultiert in einem Verletzungspfad (einer Verletzungszone) im Mineral Tritt zum Beispiel ausgehend von 244 Pu in einigen Meteoriten auf. Durch Schleifen und Ätzen der Gesteine können solche Pfade in einem Mikroskop sichtbar gemacht werden dadurch kann man sie auch zum Datieren verwenden.

29 [Tafel]

30 Vorteil und Anwendung der Methode: Die Stabilität der Spaltungsspuren ist stark temperaturabhängig: bei hohen Temperaturen heilen die Spaltungspuren aus. Die Heilungsrate ist von Mineral zu Mineral verschieden (versch. Temperaturen). Bei Raumtemperaturen sind die Spuren aber stabil. Obwohl die Heilung sämtliche Spuren löschen kann, kann die thermische Vergangenheit durch Messungen von verschiedenen Proben rekonstruiert werden. Die Spaltspurendatierung ist heute eine der Hauptanwendungen für die Datierung von Sedimentbecken.

31 8. Anwendung: Bestimmung des Alters der Erde Unser gegenwärtiges Wissen über das Alter der Erde stammt in erster Linie von Blei-Isotopenuntersuchungen der Erde und von Meteoriten. Gleichung für die Blei-Evolution der Erde: Holmes-Houtermans-Modell Annahmen: (1) Als die Erde entstand gab es eine homogene Verteilung von U, Pb, Th, K, etc. (2) Erde ist differenziert in Subsysteme (Kern, Mantel) mit jeweils charakteristischen U/Pb Verhältnissen (3) Nach der Hauptdifferenzierungphase änderte sich das jeweilige U/Pb Verhältnis nur mehr durch radioaktiven Zerfall d.h. geschlossene Subsysteme, keine Interaktionen zwischen ihnen (4) Es kam zur Bildung von Bleimineralien (Galenite), wobei das Pb von U und Th separiert wurde die heutigen Blei-Isotopenverhältnisse sind gleich wie bei der Entstehung [Gleichung]

32 Beispiel für einen Galenit:

33 Beispiel für einen Troilit (kommt in fast allen Meteoriten vor):

34 Dieses Verfahren wurde erstmals 1956 angewendet (mit 3 Stein und 2 Eisenmet.) T = 4540 Ma Nachfolgemessungen lieferten Ergebnisse zwischen 4530 und 4570 Ma. Mittlerweile wurde auch gezeigt, dass auch ozeanische Sedimente auf der Erde das gleiche Isotopenverhältnis aufweisen. d.h. das Alter der Erde und das von Meteoriten ist in etwa gleich alt, da sie das gleiche Blei-Isotopenverhältnis besitzen Grundsätzlich: Meteoriten datieren aber nicht das Alter der festen Erde, sondern den Zeitpunkt der Akkretion im Sonnensystem. Bester heutiger Wert für das SS: 4550 Ma (basierend auf diesem Verfahren) Zeitschätzung für die nachfolgende Differenzierung der Erde: 100 Ma Gesteinsdatierungen der Erde gehen bis etwa 4400 Ma zurück.