Verteilung von Phosphor zwischen Mineralen von

Geographie
Andreas Waldow
Verteilung von Phosphor zwischen
Mineralen von Erdmantelgesteinen
Diplomarbeit
Verteilung von Phosphor zwischen Mineralen von
Erdmantelgesteinen
Diplomarbeit
von
Andreas Waldow
Institut für Geowissenschaften
Ruprecht-Karls-Universität Heidelberg
März 2010
INHALT
KURZFASSUNG------------------------------------------------------------------------------------------------ 1
1
ZIELSETZUNG -------------------------------------------------------------------------------------------- 3
2
THEORETISCHE UND GEOLOGISCHE GRUNDLAGEN ----------------------------------- 5
2.1 Der Erdmantel ------------------------------------------------------------------------------------------5
2.1.1 Aufbau und Zusammensetzung des Erdmantels ------------------------------------------ 5
2.1.2 Primäre Erdmantel-Minerale --------------------------------------------------------------- 7
2.2 Verteilungskoeffizienten – Eigenschaften und Nutzen-------------------------------------------9
2.3 Grundlagen der Thermobarometrie---------------------------------------------------------------- 10
2.4 Phosphor in silikatischen Gesteinssystemen ----------------------------------------------------- 11
2.4.1 Verteilungskoeffizienten von Phosphor --------------------------------------------------- 11
2.4.2 Phosphor in Erdmantelgesteinen ---------------------------------------------------------- 11
2.5 Zur Geologie der Probenlokalitäten --------------------------------------------------------------- 13
2.5.1 Geologie der Harrats Uwayrid und Hutaymah, Saudi Arabien ---------------------- 13
2.5.2 Geologie der Alpe Arami, Schweiz -------------------------------------------------------- 15
2.6 Schlussfolgerungen für die Untersuchungen----------------------------------------------------- 17
3
METHODEN-----------------------------------------------------------------------------------------------19
3.1 Vorbereitende Maßnahmen und Untersuchungen----------------------------------------------- 19
3.2 Auswahl der Messbereiche ------------------------------------------------------------------------- 19
3.3 Rasterelektronenmikroskop (SEM) – Rückstreuelektronen-Bilder -------------------------- 20
3.4 Elektronenstrahlmikrosonde (EPMA) – Hauptelement-Konzentrationen------------------- 21
3.5 Sekundärionen-Massenspektrometer (SIMS) – Phosphor-Konzentrationen---------------- 22
3.6 Verwendete Geothermobarometer----------------------------------------------------------------- 23
3.7 Berechnung von Mittelwerten und Hinweise zur Darstellung -------------------------------- 25
4
BESCHREIBUNG DER UNTERSUCHTEN PROBEN:
PETROGRAFIE, P-T-BEDINGUNGEN, PHOSPHORVERTEILUNG---------------------27
4.1 Proben aus Saudi-Arabien -------------------------------------------------------------------------- 27
4.2.1 Probe SA81-023a----------------------------------------------------------------------------- 29
4.2.2 Probe SA84-038 ------------------------------------------------------------------------------ 31
4.2.3 Probe SA84-048 ------------------------------------------------------------------------------ 33
4.2.4 Probe SA84-091 ------------------------------------------------------------------------------ 35
4.2.5 Probe SA84-136 ------------------------------------------------------------------------------ 38
4.2.6 Probe SA84-152 ------------------------------------------------------------------------------ 39
4.2 Probe AA-50 aus der Alpe Arami (Schweiz) ---------------------------------------------------- 41
4.3 Zusammenfassung ----------------------------------------------------------------------------------- 46
5
PHOSPHORVERTEILUNG DER PROBEN IM VERGLEICH-------------------------------49
5.1 Allgemeines zum Verhalten von Phosphor ------------------------------------------------------ 49
5.2 Vergleich der untersuchten Proben hinsichtlich der Phosphor-Verteilung------------------ 50
5.3 Vergleich der Phosphor-Verteilung mit Literaturdaten ---------------------------------------- 52
5.4 Zuordnung von Phosphor-Verteilungskoeffizienten zu P-T-Werten------------------------- 53
5.5 Systematische P-T-Abhängigkeiten von Phosphor-Verteilungskoeffizienten -------------- 57
5.6 Temperaturbestimmung anhand der Phosphor-Verteilung ------------------------------------ 59
6
SCHLUSSFOLGERUNGEN UND AUSBLICK--------------------------------------------------63
7
LITERATURVERZEICHNIS --------------------------------------------------------------------------65
ANLAGEN
Anlage 1 Übersichtspläne und Bilder
Anlage 1.1 Schliffübersichtspläne
Anlage 1.2 Lage der Messprofile
Anlage 1.3 Fotodokumentation
Anlage 2 Messwerte aus ausgewählten Profilen
Anlage 2.1 P-T-X-Übersichts-Tabellen
Anlage 2.2 Diagramme zu Anlage 2.1
Anlage 2.3 EPMA-Messdaten zu Anlage 2.1
Anlage 2.4 SIMS-Messdaten zu Anlage 2.1
Anlage 3 Beschreibung verwendeter Geothermobarometer
Anlage 4 Makro-Quellcode
Anlage 5 Weitere Daten
Anlage 5.1 Listen mit allen EPMA-Messdaten
Anlage 5.2 Listen mit allen SIMS-Messdaten
KURZFASSUNG
Im Rahmen dieser Diplomarbeit wurden sieben Proben von Erdmantelgesteinen untersucht: sechs
Spinell-Peridotit-Xenolithe aus Saudi-Arabien und ein orogener Granat-Peridotit aus den Schweizer Alpen. Nach den thermobarometrischen Berechnungen äquilibrierten diese Gesteine zwischen
ca. 800 und 1250 °C sowie zwischen 1.0 und 6.0 GPa.
Die chemische Zusammensetzung (Si, Al, Ti, Cr, Fe, Mn, Mg, Ni, Ca, Na, K) der Mineralphasen
aller Proben wurde ortsaufgelöst mit der Elektronenstrahl-Mikrosonde ermittelt. Danach erfolgte
eine ebenfalls ortsaufgelöste Bestimmung der Phosphor-Konzentration entlang von ausgewählten
Profilen mit einem Sekundärionen-Massenspektrometer. In äquilibrierten Proben dienten die Phosphor-Konzentrationsprofile dazu, Aussagen über die Fraktionierung von Phosphor zwischen koexistierenden Erdmantel-Mineralen zu machen. Andererseits gibt es offensichtlich Erdmantelgesteine, bei denen die Minerale eine Phosphor-Zonierung aufweisen, was eine fehlende Äquilibrierung bedeutet. Diese kann durch P-T-Änderungen und/oder durch eine Mantel-Metasomatose
bedingt sein. Phosphor diffundiert in den verschiedenen Mineralen unterschiedlich schnell.
Aus Mineralbereichen mit Phosphor-Äquilibrierung wurden Phosphor-Verteilungskoeffizienten
ermittelt und mit Literaturdaten verglichen. Abhängigkeiten der Phosphor-Verteilungskoeffizienten
von Druck und Temperatur wurden mit Hilfe von Ausgleichsrechnungen überprüft. Es zeigte sich,
dass die Phosphor-Verteilung zwischen Olivin, Orthopyroxen und Clinopyroxen unabhängig von
der Phosphor-Menge im System und damit als Geothermobarometer grundsätzlich geeignet ist.
Phosphor-Verteilungskoeffizienten (DP) geben das Konzentrationsverhältnis von Phosphor zwischen jeweils zwei Mineralphasen an. Sie sind in erster Linie eine Funktion der Temperatur, was in
folgenden Formeln zum Ausdruck gebracht wird ( T in [K] ):
DPOl/Opx = 0.1534 * e 3918 / T
DPOl/Cpx = 0.8262 * e 759 / T
DPCpx/Opx = 0.0767 * e 4342 / T
Umgeformt und nach T aufgelöst ergeben sich daraus Geothermometer-Gleichungen. Zur Unterscheidung dieser Geothermometer ist T jeweils mit einem Index versehen, an dem abgelesen werden kann, welches Element (in diesem Fall P für Phosphor) und welche Minerale zur Berechnung
der Temperatur verwendet werden. Die Gleichungen zur Berechung der Temperatur in [K] lauten:
TP_Ol/Opx = 3918 / ( 1.87 + ln DPOl/Opx )
TP_Ol/Cpx = 759 / ( 0.19 + ln DPOl/Cpx)
TP_Cpx/Opx = 4342 / ( 2.57 + ln DPCpx/Opx )
–1–
–2–
1
ZIELSETZUNG
In der Petrologie metamorpher Gesteine spielte Phosphor bislang kaum eine Rolle. Dieses Element
kommt in Silikatmineralen meist nur in geringer Konzentration vor, so dass es mit StandardUntersuchungsmethoden ohne größeren Zeitaufwand nicht mit hinreichender Genauigkeit analysiert werden kann. Da Phosphor in Silikatmineralen offensichtlich nur langsam diffundiert, besitzt
dieses Element ein großes Potential, um Kenntnisse über die prograde Entwicklung eines metamorphen Gesteins zu gewinnen.
Ziel dieser Diplomarbeit war es, die Prozesse der Verteilung von Phosphor zwischen den Mineralen des Erdmantels sowie innerhalb einzelner Mineralkörner zu beleuchten. Nach Möglichkeit
sollten Verteilungskoeffizienten von Phosphor zwischen den Erdmantelmineralen Olivin, Clinopyroxen, Orthopyroxen und Granat bei verschiedenen Druck- und Temperatur-bedingungen ermittelt
werden.
An insgesamt sieben Proben verschiedener Erdmantelgesteine (6 Spinell-Peridotite, 1 GranatPeridotit) musste zunächst die chemische Zusammensetzung der Einzelphasen ortsaufgelöst mit der
Elektronenstrahl-Mikrosonde (EPMA) bestimmt werden. Unter Berücksichtigung eventuell vorhandener chemischer Heterogenitäten in den Mineralkörnern sollten anschließend geothermobarometrische Berechnungen durchgeführt werden, um die Äquilibrierungsbedingungen
(P, T) der Gesteine zu ermitteln. Anschließend sollten dann die Phosphor-Konzentrationen in den
Mineralen ortsaufgelöst mittels Sekundärionen-Massenspektrometrie (SIMS) bestimmt werden.
Sofern die Phosphorverteilung in den Mineralen von zumindest einigen Gesteinen homogen wäre,
könnte eventuell der Einfluss von Druck und Temperatur auf die PhosphorVerteilungskoeffizienten bestimmt werden.
–3–
–4–
2
THEORETISCHE UND GEOLOGISCHE GRUNDLAGEN
2.1 Der Erdmantel
2.1.1
Aufbau und Zusammensetzung des Erdmantels
Die Lithosphärenplatten der Erde bestehen aus Erdkruste und dem obersten Erdmantel. Abgegrenzt
nach oben wird der obere Erdmantel von der Erdkruste durch die Mohorovicic-Diskontinuität
(kurz: „die Moho“). Diese seismische Diskontinuität geht auf die größere Dichte des Erdmantelmaterials im Vergleich zur Erdkruste zurück. Die Moho tritt typischerweise in einer Tiefe von 5
bis 10 km unter Ozeanen und ca. 30 bis 40 km unter Kontinenten auf (Okrusch & Matthes 2005).
Aufgrund von weiteren seismischen Diskontinuitäten in ca. 410 und 660 km Tiefe lassen sich der
obere Erdmantel, eine Übergangszone und der untere Mantel voneinander abgrenzen. Auf den
unteren Mantel folgt in ca. 2900 km Tiefe der Erdkern.
Der obere Erdmantel besteht aus dem zur Lithosphäre
zählenden, festen obersten Erdmantel, der rheologisch
deutlich weicheren Asthenosphäre (auch low-velocity
Zone geannt) und der darunter liegenden Mesosphäre,
einem weiteren relativ festen Erdmantel-Bereich, der
bis in ca. 410 km Tiefe reicht. Der Druck nimmt mit
der Tiefe um ca. 1 GPa/ 30 km zu. Mit dem
Überschreiten der Druckstabilität von Olivin
( = alpha(Mg,Fe)2[SiO4] ) in ca. 410 km Tiefe beginnt
die Übergangszone, die in ca. 660 km Tiefe vom
unteren Mantel abgelöst wird, wo Ringwoodit
( = gamma-(Mg,Fe)2[SiO4] ) instabil wird.
Diese Kenntnisse über den (aktuellen) Aufbau und die
Eigenschaften
des
Erdinneren
konnten
aus
geophysikalischen Messungen und HochdruckexperiAbb. 1 Schematischer Schnitt durch die obersten ca.
menten abgeleitet werden. Der direkten Beobachtung
800 km der Erde (Okrusch 2005)
erschließt sich, abgesehen von den Fällen einer
Bohrung, lediglich die Erdoberfläche. Anhand von Gesteinen, Mineralen und Mineraleinschlüssen,
die durch geologische Prozesse aus tiefen Bereichen an die Erdoberfläche transportiert wurden,
können Aussagen über die Zusammensetzung und die Geschichte des Materials gemacht werden
(Okrusch & Matthes 2005).
Von aufsteigenden Magmen können Gesteinsfragmente aus ihrem ursprünglichen Gesteinsverband
in der Tiefe gerissen und als Xenolithe oder Xenokristen aus dem Oberen Erdmantel bis an die
Erdoberfläche befördert werden. Bei relativ schnellem Aufstieg bleibt die chemische und thermische Wechselwirkung mit der Schmelze meist gering, so dass anhand der Eigenschaften von Xenolithen (z.B. der Kationenverteilung zwischen Mineralphasen) im Vergleich mit experimentellen
Daten Aussagen über die Bedingungen und Prozesse in der Tiefe getroffen werden können (z.B.
Harrat Uwayrid, vgl. Kapitel 2.5.1). Als Besonderheit in Kratonen seien hier auch die Mineraleinschlüsse in Diamanten und/oder Granat genannt, die ebenfalls Aussagen über Erdmantelprozesse
erlauben (Röhnert 2001). Durch tektonische Vorgänge können auch größere Gesteinsverbände an
die Erdoberfläche transportiert werden (z.B. Alpe Arami, vgl. Kapitel 2.5.2).
–5–
Der Erdmantel hat im Durchschnitt eine peridotitische Zusammensetzung mit folgendem Chemismus:
Tabelle 1. Zusammensetzung des Erdmantels (Bucher & Frey 2002)
Oxid
SiO2
TiO2
Al2O3
FeO
MgO
CaO
Na2O
K2O
H2O
CO2
Gew.-%
45.3
0.2
3.6
7.3
41.3
1.9
0.2
0.1
<0.1
<0.1
Der Obere Erdmantel besteht zum größten Teil aus Peridotit und somit hauptsächlich aus Olivin
(50 – 60 Vol.-%) neben Orthopyroxen (ca. 20 Vol.-%) und Clinopyroxen (ca. 10 Vol.-%) (Bucher
& Frey 2002). Die Al-haltige Phase ist stark vom Druck (P) aber
auch von der Temperatur (T) abhängig. Bei niedrigen Drücken
(< 0.7 – 1.0 GPa) ist An-reicher Plagioklas im Erdmantel vorhanden, der zu höheren Drücken durch eine gleitende Reaktion von
Cr-Al-Spinell abgelöst wird. Diese Reaktion lautet: Plagioklas +
Olivin = Orthopyroxen + Clinopyroxen + Spinell. Ab etwa
1.3 GPa, in deutlich verarmten Mantelbereichen auch erst bei
sehr viel höheren Drücken (im Al-freien Peridotit sogar erst ab
ca. 5 – 6 GPa), wird dann Cr-Al-Spinell über die Reaktion CrAl-Spinell + Orthopyroxen + Clinopyroxen = Granat + Olivin
abgebaut. Der Übergangsbereich zwischen Spinell- und GranatPeridotit ist bei fertilem Mantel recht eng (0.1 – 0.2 GPa), bei
verarmterem Mantel mit Cr/(Cr+Al) = 0.2 – 0.8 aber recht breit
(2 – 3 GPa) (Klemme 2004). Aufgrund von Konvek- Abb. 2 Mögliche Mineral-Paragenesen im
Erdmantel (Okrusch 2005)
tionsbewegungen und tektonischer Aktivität ist der Erdmantel
ständigen Rekristallisationsprozessen unterworfen, weshalb Mantelgesteine prinzipiell als metamorphe Gesteine angesehen werden müssen (Bucher & Frey 2002). Neben mehr oder weniger
verarmtem peridotitischen Material kommen Pyroxenite und Eklogite vor. Dabei handelt es sich
entweder um (teilweise) auskristallisierte Schmelzen aus tieferen Niveaus oder um dem Erdmantel
über Subduktionsvorgänge (wieder) zugeführte basaltische ozeanische Erdkruste, die bei hohen
Drücken rekristallisiert ist.
Die hier untersuchten Peridotite gehören der Gruppe der Ultramafischen Gesteine an. Diese bestehen zu über 90 Vol.-% aus mafischen Mineralen. Bei der Klassifikation von Ultramafiten wird
nicht zwischen metamorphen und plutonischen Gesteinen unterschieden; sie erfolgt gemäß einer
Festlegung der IUGS (International Union of Geological Sciences) nach dem Modalbestand der
Gesteine (Wimmenauer 1985; Okrusch & Matthes 2005).
Nach einer Normierung der gemeinsamen Anteile
von Olivin (Ol), Orthopyroxen (Opx) und Clinopyroxen (Cpx) am Gesamtvolumen des Gesteins
auf 100 % kann der Gesteinsname gemäß Abb. 3
festgelegt werden. Zur genaueren Kennzeichnung
kann dem Gesteinsnamen der Name eines vorhandenen
Nebengemengteils
vorangestellt
werden. So wird z.B. ein spinellführender
Lherzolith als Spinell-Lherzolith bezeichnet.
Weitere mögliche Nebengemengteile sind u.a.
Hornblende, Phlogopit und Magnetit (Mgt).
–6–
Abb. 3 IUGS-Klassifikation der ultramafischen Plutonite
(Okrusch 2005)
Zusätzlich können natürlich auch sekundäre Minerale, wie z.B. Serpentin-Modifikationen, auftreten (Okrusch & Matthes 2005).
2.1.2
Primäre Erdmantel-Minerale
Die häufigsten im Oberen Erdmantel vorkommenden Minerale Olivin, Orthopyroxen, Clinopyroxen, Spinell und Granat bilden Mischkristallreihen. Demzufolge sind Mineraleigenschaften wie
Dichte und Farbe, aber auch Umwandlungs- und Reaktionstemperaturen abhängig vom Chemismus. In der Folge werden diese Minerale kurz beschrieben.
Olivin
Das orthorhombische Inselsilikat Olivin ist mit ca. 60 Vol.-% das Hauptmineral der Peridotite des
oberen Erdmantels. Olivin bildet eine lückenlose Mischkristallreihe der chemischen Endglieder
Forsterit = Mg2[SiO4] und Fayalit = Fe2[SiO4]. Im Oberen Erdmantel liegt die durchschnittliche
Zusammensetzung bei ca. Mg1.8Fe0.2[SiO4]. Bei einem normalen geothermischen Gradienten ist
Olivin bis in eine Tiefe von ca. 410 km bei 1400 °C
stabil (Okrusch & Matthes 2005).
O2- bildet eine annähernd hexagonal dichteste Kugelpackung. Si4+ besetzt ein Achtel der Tetraederlücken,
die zweiwertigen Kationen (v.a. Mg2+ und Fe2+)
besetzen die Hälfte der Oktaederlücken. Neben Mg
und Fe kann Ni vor allem in Mg-reichen und Mn vor
allem in Fe-reichen Olivin eingebaut werden. Mit
zunehmender Temperatur und abnehmendem Druck
können bis zu ca. 0.3 Gew.-% CaO eingebaut werden; Ca bevorzugt den M2-Platz (Klein 2002).
Abb. 4 Struktur von alpha-Olivin (Klein 2002)
Im Dünnschliff ist Olivin farblos bis schwach gelblich gefärbt. Er zeigt keine Spaltbarkeit, jedoch
unregelmäßige Risse und besitzt eine relativ hohe Doppelbrechung.
Orthopyroxen
Orthopyroxen ist ein orthorhombisches Kettensilikat. Als metamorphe Bildung kommt dieses
Mineral in Ultrabasiten und anderen granulitfaziellen Gesteinen vor. Zwischen den Endgliedern
Enstatit = Mg2[Si2O6] und Ferrosilit = Fe2[Si2O6] besteht eine lückenlose Mischkristallreihe. Im
Oberen Erdmantel liegt die durchschnittliche Zusammensetzung bei ca. Mg1.8Fe0.2[Si2O6].
Parallel zur c-Achse zu Ketten verknüpfte SiO4-Tetraeder sind charakteristisch für die Orthopyroxen-Struktur. Zwischen den Tetraederketten befinden sich 6-fach koordinierte M1- und M2-Plätze,
die von Mg und Fe besetzt werden, wobei das größere Fe den M2-Platz bevorzugt (Klein 2002).
Ca2+ kann aufgrund seiner Größe nur begrenzt in die Kristallstruktur eingebaut werden. Der
Ca2[Si2O6]-Gehalt liegt bei maximal 5 Mol.-% (Okrusch & Matthes 2005). Mit zunehmender
Temperatur kann Ca besser eingebaut werden und die Mischungslücke, die Orthopyroxen und
Clinopyroxen chemisch voneinander trennt, wird kleiner. Bei der Abkühlung von Ca-haltigem
Orthopyroxen, der bei erhöhten Temperaturen gebildet wurde, können Entmischungslamellen oder
-spindeln von Clinopyroxen im Orthopyroxen auftreten. Daneben kann es auch SpinellEntmischungslamellen geben.
–7–