1. Thermometrie A) Paläothermometrie des Ozeans mittels δ 18 O (δ 44 Ca?) Isotopengleichgewicht H 2 O CaCO 3 δ 18 O H2O = a X 1 + b Y 2 = a X 2 + b Y 1 X, Y chemische Verbindungen 1, 2 schweres oder leichtes Molekül a, b stöchoimetrische Faktoren z.b. X = H 2 O, Y = CaCO 3 δ X δ Y = Δ X-Y 10 3 lnα X-Y = f(t) Isotopenthermometer (unabhängig vom Druck) 10 3 lnα X-Y = A/T 2 (+ B) Temperatur in o K i.d.r. B = 0 zwischen 2 Mineralen
Milankovich Zyklen: Wechsel zwischen Kaltzeiten und Warmzeiten (ungerade Nummern) ca. aller 100.000 a korreliert mit Veränderungen der Sonneneinstrahlung/ Entfernung der Erde zur Sonne/Erdlaufbahn
Tian et al. (2002): Astronomically tuned Plio Pleistocene benthic record from South China Sea and Atlantic Pacific comparison ODP- Ocean Drilling Poject
MIS marineisotopestage Eichung des Bohrprofils mit Hilfe von biostratigraphischen events (FO first occurrence, LO last occurrence, LCO last common occurrence) und paläomagnetischen Umkehrungen (z.b. Brunhes/Matuyama = 780 ka)
Tian et al. (2002) A, B, C Wachstumsphasen der Eismassen auf der Nord- Halbkugel Jede dieser 3 Perioden: Zuerst schnellere Erwärmung des tiefen Wassers im Atlantik im Vergleich zum Pazifik, dann langsameres Abkühlen im Atlantik im Vergleich zum Pazifik Wichtig um Prozesse der Zirkulation im Paläo-Ozean zu verstehen sowie Initiierung von Wachstumsphasen der Eismassen
B) Temperaturbestimmungen von magmatischen Gesteinen ( δ 18 O) Isotopengleichgewichte zwischen Mineralen 10 3 lnα X-Y = A/T 2 + B Hoefs (1997) Internetadresse für Fraktionierungskurven: http://www.ggl.ulaval.ca/cgi-bin/isotope/generisotope.cgi
Voraussetzung: Isotopengleichgewicht weniger geeignet für saure Magmatite (Subsolidus-Austausch) besser geeignet für basische Magmatite (weniger Wasser trockene Systeme)
C) Temperaturbestimmungen von metamorphen Gesteinen ( δ 18 O, δ 13 C) Isotopengleichgewichte zwischen Mineralen Hoefs (1997)
D) Temperaturbestimmungen von hydrothermalen Systemen ( δ 18 O, δ 13 C Karbonate, δ 34 S Sulfide) Isotopengleichgewichte zwischen Mineralen Stosch (1999)
Übungsaufgabe Fraktionierung, Isotopenthermometrie Folgende δ 18 O-Werte wurden an Mineralen eines metasedimentären Gesteins bestimmt (Garlick & Epstein, 1967): Mineral δ 18 O SMOW, ( ) Quarz +14.8 Granat +11.0 Magnetit +5.0 Muskowit +11.4 Biotit +8.5 Berechnen Sie Isotopentemperaturen für folgende Mineralpaare: Quarz Magnetit, Quarz Muskowit, Magnetit Muskowit, Granat Muskowit, Biotit Muskowit, Quarz Biotit. Folgende Thermometer-Gleichungen sind gegeben (aus Bottinga & Javoy, 1975): 10 3 lnα Qu Mgt = 5.57 x 10 6 / T 2 10 3 lnα Qu Mu = 2.20 x 10 6 / T 2 10 3 lnα Plg Gar = 1.91 x 10 6 / T 2 10 3 lnα Plg Mu = 1.23 x 10 6 / T 2 10 3 lnα Plg Bt = 2.72 x 10 6 / T 2 (Qu Quarz, Mgt Magnetit, Mu Muskowit, Plg Plagioklas, Gar Granat). Fehlende Gleichungen sind abzuleiten.was bedeutet/n die berechnete/n Temperatur/en (welcher Prozess)?
2. Herkunft von Gesteinen, Mineralen und bestimmten Elementen - Bildungsmechanismen A) gleiche oder unterschiedliche Herkunft δ 18 O von Gesteinen (z.b. Magmatite, Metamorphite), δ 13 C von Karbonaten δ 34 S von Sulfiden δ 18 O von Graniten (I-Typ, S-Typ)
B) Herkunft aus Erdmantel oder Erdkruste Harmon & Hoefs (1995) Middle Ocean Ridge Ocean Island Iceland Fore Arc Through Back Arc Basin Ocean Arc Continental Island Continental Arc Continental Floor
Eiler et al. (1997): Oxygen isotope variations in ocean island basalt phenocrysts Analyse von Olivin-Phänokrysten, um Einfluss von post-eruptiver Alteration an Gläsern auszuschließen Vorteile von Olivin: -sehr langsame O-Diffusion - ist ein Niedrigdruck-Liquidus Mineral, welches vor der Differenzierung des Magmas gebildet wird, d.h. entspricht undiff. Magma - ist Hauptkomponente der Mantelquelle der Basalte - ist häufig als Phänokryst zu finden Δ 18 O Basalt-Olivin = 0.5 δ 18 O Olivin = 5.16 ± 0.09 Mantel-Olivin
Teng et al. (2004): -Limited range of Li isotopic composition in the upper continental crust (from -5 to +5 ) -Influence of weathering in the upper continental crust has led to its lighter Li isotopic composition (average = 0 ) compared to average upper mantle Li isotopic composition (+4 ) -Li concentration in the upper continental crust is estimated to be 35 ± 11 ppm
δ 15 N des Mantels: < 0 : nonatmospheric N Can recycling of surface material be traced by atmospheric values (~0)? Hoefs (2004)
C) weitere Herkunftsfragen (Gesteine, Minerale, Elemente) Tonbildung: hydrothermal oder supergene Verwitterung (δd, δ 18 O) Hoefs (1997)
δ 34 S: typische magmatische Werte, typische Meerwasserwerte Herkunft des S (z.b. in Sulfidlagerstäten) Stosch (1999)
Herzig et al. (1997) Oft δ 34 S-Werte > 0 ; nicht nur magmatischer S sondern auch Anteil von Meerwassersulfat; Mehrphasiger Prozess der Ausfällung
δ 11 B: marine/ nicht marine Herkunft) Herkunft von B in magmatischen Gesteinen z.b. Granite: δ 11 B = 0 bis 30 d.h. B-Quelle = nicht-marine Evaporite magmatische Entgasung (z.b. B aus Muskowit) Anreicherung von 11 B in Fluidphase, δ 11 B-Wert der Restgranite sinkt Jiang & Palmer (1998)
δ 13 C, δ 15 N von Diamanten δ 56 Fe von Eisenerzen δ 18 O von Sulfaten... Pearson et al. (2003)
Quellen: Eiler J.M., Farley K.A., Valley J.W., Hauri E., Craig H. Hart S.R., Stolper E.M. (1997): Oxygen isotope variations in ocean island basalt phenocrysts. Geochim. Cosmochim. Acta 61, 2281-2293. Herzig P., Petersen S., Tichomirowa M., Hannington M.D., Arribas A. (1997): Unusual sulfur isotopic composition of volcanic-hosted massive sulfide deposits at the modern seafloor: TAG hydrothermal mound (MAR) and Lau back-arc (SW-Pacific). Mineral Deposits, Papunen (ed.), 363-366. Hoefs J. (1997, 2004): Stable isotope geochemistry. Springer Verlag, Berlin-Heidelberg-New York, 4., 5. Auflage, 201, 244 pp. Jiang S.-Y. & Palmer M.R. (1998): Boron isotope systematics of tourmaline from granites and pegmatites: a synthesis. Eur. J. Mineral. 10, 1253-1265. O Neil J.R. (1986): Theoretical and experimental aspects of isotopic fractionation: In: Stable isotopes in high temperature geological processes. Rev. Mineral. 16, 1-40. Pearson, D.G., Canil, D., Shirey, S.B. (2003): Mantle samples included in volcanic rocks: xenoliths and diamonds. Treatise on Geochemistry, Vol. 2, 171-270. Stosch H.-G. (1999): Einführung in die Isotopengeochemie. Vorlesungsscript, 226 S., im Internet zu finden: http://agk-gaussberg.agk.uni-karlsruhe.de/ftp/isotopengeochemie/isotop25.pdf Tian J., Wang P., Cheng X., Li Q. (2002): Astronomically tuned Plio Pleistocene benthic record from South China Sea and Atlantic Pacific comparison. Earth Planet. Sci. Lett. 203, 1015-1029. Tichomirowa M. (1992): Variationen der Isotopenzusammensetzung von Sauerstoff und Kohlenstoff in Karbonaten sedimetärer und metamorpher Genese. Unveröff. Diss. (in Russisch). Teng F.-Z., McDonough, W.F., Rudnick, R.L., Dalpe, C., Tomascak, P-B-., Chappell, B.W., Gao, S. (2004): Lithium isotopic composition and concentration of the upper continental crust. GCA 68, 4167-4178.