δ18Ο = [(18O/16O /(18O/16O ) – 1] x 1000 δ = [R /R – 1] x 1000

δ18O
δProbe = [RProbe/RStandard – 1] x 1000
δ18ΟPr = [(18O/16OPr)/(18O/16OSt) – 1] x 1000
Internationale Standards:
• VSMOW – Standard Mean Ocean Water
• PDB – Belemnite of the formation PD (Karbonate)
δ18OVSMOW = 1.03091 δ18ΟPDB + 30.91
δ18ΟPDB = 0.97002 δ18OVSMOW - 29.98
Isotopengeochemie und Geochronologie
M. Tichomirowa
δ18O
(Hoefs, 2009)
Isotopengeochemie und Geochronologie
M. Tichomirowa
δ18O
Isotopengeochemie und Geochronologie
M. Tichomirowa
δ18O
„Taylorsche Reihe“ – Funktion der Bindungsstärke (Bindungsenergie
und Masse des Kat-Ions)
Bindungsenergie am höchsten für Ionen mit großer Ladung/kleine Atomkerne
kleine Atommassen
3-dimensional polymerisiert
(Hoefs, 2009)
Isotopengeochemie und Geochronologie
M. Tichomirowa
δ18O
Anwendungsgebiete der Sauerstoff-Isotope:
1. Isotopenthermometrie
Grundlage: Verteilung eines Isotopes zwischen 2 Verbindungen
(Isotopen-Gleichgewichtsreaktionen)
a X1 + b Y2 = a X2 + b Y1
X, Y – chemische Verbindungen
1, 2 – schweres oder leichtes Molekül
a, b – stöchoimetrische Faktoren
z.B. X = H2O, Y = CaCO3
δX – δY = Δ X-Y ≈ 103lnα X-Y = f(T)
Isotopenthermometer
(unabhängig vom Druck)
103lnα X-Y = A/T2 + B
Temperatur in oK
i.d.R. B = 0 zwischen 2 Mineralen
Isotopengeochemie und Geochronologie
M. Tichomirowa
δ18O
103lnα X-Y = A/T2 + B
aus Hoefs (1997, 2009)
Isotopengeochemie und Geochronologie
M. Tichomirowa
δ18O
Wie werden Fraktionierungsgleichungen (funktionelle Abhängigkeit der Fraktionierung von der
Temperatur) bestimmt?
• theoretisch berechnet: aus Gitterkonstanten (Atommasse sowie Schwingungen im Atom, die
die Bindungsenergien bestimmen)
K = [(A2/A1)a]/[(B2/B1)b]
Gleichgewichtskonstante
K = (QA2/QA1)/(QB2/QB1)
Q –Verteilungsfunktion (partition function)
Q2/Q1 = (Q2/Q1)trans x (Q2/Q1)rot x (Q2/Q1)vib
translation, rotation, vibration
(Schwingung-wichtigster Unterschied
zwischen Molekül 1 und 2);
kompliziert bei nicht harmonischen Schwingungen
Funktioniert gut bei einfachen Molekülen, bei idealen Gasen
komplizierter für Minerale, da außer internen Schwingungen des Moleküls Schwingungen des
Gitters berücksichtigt werden müssen
„Inkrementenmethode“ – Berechnung der Fraktionierungsfaktoren für Gesteine
Isotopengeochemie und Geochronologie
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δ18O
• experimentelle Bestimmung: Austauschreaktionen im Labor (z.B. CaCO3 – H2O)
- Experimente ab den 50-er und 60-er Jahren
- Erste Experimente: Mineral – Wasser („leichtes“ und „schweres“ Wasser)
waren z.T. langwierig, z.T. unvollständiger Austausch (erfordert Extrapolation
= gestrichelte Linie)
- Einsatz von Katalysatoren (Beeinflussung des Systems)
- Experimente bei höheren Drücken; führen zur schnelleren Einstellung des Gleichgewichts
- Äquilibrierung mit CO2 (Mineral – CO2) bei höheren Drücken
(z. B. Chiba et al. (1989) – konsistente Mineralreihen)
Fraktionierungsgleichung ist immer nur für begrenzten Temperaturbereich bestimmt
worden
• empirische Bestimmung: Bestimmung der Fraktionierung zwischen 2 Mineralen bei bekannter
Temperatur (z.B. kontaktmetamorpher Bereich, T durch andere Methoden bestimmt)
Internetadresse für Fraktionierungskurven:
http://www.ggl.ulaval.ca/cgi-bin/isotope/generisotope.cgi
Isotopengeochemie und Geochronologie
M. Tichomirowa
δ18O
Fraktionierungskurven
für das
Mineralpaar
Quarz - Wasser
experimentell
experimentell,
nur partieller Austausch
experimentell
experimentell
theoretisch
Isotopengeochemie und Geochronologie
M. Tichomirowa
δ18O
(Hoefs, 2009)
Experimentell ermittelte
Fraktionierungsgleichungen
Welches Isotopenthermometer
ist das sensibelste (mit kleinsten
Fehler in der bestimmten T)?
Isotopengeochemie und Geochronologie
M. Tichomirowa
δ18O
Isotopentemperaturen sind dann relevant,
wenn sich die entsprechenden Minerale im
Gleichgewicht (Isotopengleichgewicht) befinden
1.
Isotopengleichgewicht muss erreicht sein
(syngenetische Minerale)
2.
Isotopengleichgewicht muss erhalten bleiben
- Deines (1977): nur 1/3 aller Gesteine
weisen Isotopengleichgewicht auf
- Bottinga & Javoy (1975): 2/3 aller Gesteine
weisen Isotopengleichgewicht auf
Isotopengeochemie und Geochronologie
M. Tichomirowa
δ18O
Konkordante Temperaturen
zeigen Gleichgewicht an:
z.B. in magmatischen Gesteinen
das Einfrieren des Isotopenaustausches
Warum Ungleichgewichte?
- Gleichgewicht nicht erreicht
- unterschiedliche Schließtemperaturen:
z.B. Austauschprozesse im Subsolidus
-Überprägungs-/Alterationsprozesse:
z.B. Fluideinwirkung
Minerale sind unterschiedlich resistent
am wenigsten resistent: Fsp
Geeignete Mineralpaare zur T-Bestimmung:
z.B. Quarz-Rutil, Quarz-Granat,Qu-Pyroxen
Weniger geeignet: z.B. Quarz-Feldspat,
Quarz-Kalzit, Quarz-Glimmer
Isotopengeochemie und Geochronologie
M. Tichomirowa
δ18O
1.
Anwendungsrichtungen für Isotopenthermometrie:
Paläothermometrie des Ozeans
Isotopengleichgewicht H2O – CaCO3
δ18OH2O =
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
Isotopengeochemie und Geochronologie
M. Tichomirowa
δ18O
Einfluss der Temperatur und des δ18O-Wertes des Ozeanwassers (erhöhte Eisbildung)
Isotopengeochemie und Geochronologie
M. Tichomirowa
δ18O
2.
Thermometrie magmatischer Gesteine
Voraussetzung: Isotopengleichgewicht
weniger geeignet für saure Magmatite (Subsolidus-Austausch)
besser geeignet für basische Magmatite (weniger „Wasser“ – trockene Systeme)
3.
Thermometrie in hydrothermalen Systemen
Voraussetzung: Isotopengleichgewicht
(kogenetische Minerale)
Isotopengeochemie und Geochronologie
M. Tichomirowa
δ18O
2. Herkunft/Genese von Gesteinen
Isotopengeochemie und Geochronologie
M. Tichomirowa
δ18O
aus Stosch (1999)
Isotopengeochemie und Geochronologie
M. Tichomirowa
δ18O
3. Wechselwirkung mit Fluiden/ Herkunft der Fluide
103lnα Mineral – H2O = f(T)
W/R = (δGesteinf – δGesteini)/[(δWasseri – (δGesteinf – Δ)]
Δ = δGesteinf - δWasserf
i – initial
f - final
Isotopengeochemie und Geochronologie
M. Tichomirowa
δ18O
aus Stosch (1999)
Isotopengeochemie und Geochronologie
M. Tichomirowa
δ18O
Ungleichgewichte in granitoiden (links) und gabbroiden (rechts) Gesteinen
durch Fluideinwirkung
aus Stosch (1999)
Abweichung von 45o-Linie durch schnellere Wechselwirkung des Feldspats
Je länger Austausch mit 18O-abgereicherten Wasser (meteorisch, Ozean), umso weniger steiles Feld
Isotopengeochemie und Geochronologie
M. Tichomirowa
δ18O
Zusammenfassung – Anwendungsgebiete der Sauerstoffisotopen
1. Isotopenthermometrie
2. Herkunft/Genese von Gesteinen
3. Wechselwirkung mit Fluiden/ Herkunft der Fluide
Isotopengeochemie und Geochronologie
M. Tichomirowa
δ18O
Quellen
Chiba H., Chacko T., Clayton R.N., Goldsmith J.R. (1989): Oxygen isotope fractionation involving
diopside, forsterite, magnetite and calcite: application to geothermometry. Geochim. Cosmochim.
Acta 53, 2985-2995.
Deines P. (1977): On the oxygen isotope distribution among triplets in igneous and metamorphic
rocks. Geochim. Cosmochim. Acta 41, 1709-1730
Hoefs J. (1987): „Stable isotope geochemistry“. Springer Verlag, Berlin-Heidelberg-New York, 3.
Auflage, 241 pp.
Hoefs J. (1997 und 2009): „Stable isotope geochemistry“. Springer Verlag, Berlin-Heidelberg-New
York, 4. und 6. Auflage, 201 bzw.285 S.
Matthews A., Beckinsale R.D. (1979): Oxygen isotope equilibration systematics between quartz and
water. Amer. Mineralogist 64, 232-240.
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.
Stosch H.-G. (1999): „Einführung in die Isotopengeochemie“. Vorlesungsscript, 226 S., im Internet
zu finden:http://petrol.natur.cuni.cz/~janousek/izokurz/PDF/Stosch%20/isotopengeochemie.pdf
Tichomirowa M. (1992): Variationen der Isotopenzusammensetzung von Sauerstoff und Kohlenstoff
in Karbonaten sedimetärer und metamorpher Genese. Unveröff. Diss. (in Russisch).
Veizer J. (1983): Trace elements and isotopes in sedimentary carbonates. Rev. Mineral. 11, 265-300.
Isotopengeochemie und Geochronologie
M. Tichomirowa