Grundlagen der Isotopengeochemie (M. Tichomirowa)

3. Herkunft von Wässern/Fluiden (hydrothermal,Grundwässer, magmatische, Mantel?)

- Mischungen von Wässern

A) Analyse der Haupt-komponenten

Hoefs (1997)

Grundlagen der Isotopengeochemie (M. Tichomirowa)

B) Analyse der Nebenkomponenten

Einige Einsatzgebiete:• Hydrogeologie• marine Geologie• Geologie allgemein• Lagerstättensuche• …..

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Beispiele:1. Ozeanwasser

Hoefs (2004)

Verdünnungseffekt:Zumischung salzärmerer Wässer(aus Zuflüssen), die mit „leichteren“Isotopen durch Verdampfung (vom ozeanischen Oberflächenwasser)angereichert sind

Antarktisches Bodenwasser (hoheDichte) entsteht durch Entzug vonWasser durch Treibeisbildung imWinter bei geringer Isotopenfraktio-nierung (2 ‰)Durch Strömung im Pazifik undIndik: Mischung mit nordatlantischemTiefenwasserPazifisches Tiefenwasser muss nochweitere Komponente haben (liegt nichtauf der Mischungslinie)

Stosch (1999)

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2. Hydrogeologie

Hoefs (2004)

Gelöste Stoffe- TDC, TIC- Sulfate- Ionen- …

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Kendall (1998)

Compilation of nitrate δ18O and δ15N

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3. Hydrothermale Systeme

Hoefs (1987)

Grundlagen der Isotopengeochemie (M. Tichomirowa)

Isotopenzusammensetzung hydrothermaler Karbonate wird bestimmt von:- Isotopenzusammensetzung der Quellen- Temperatur- geochemischen Milieu (pH, fO2), da davon abhängig in welcher Verbindung C auftritt

(z.B. CO2, H2CO3, HCO3-, CO3

2-, CH4)

Mischungsprozesse (die zumAusfällen der Karbonateführen können) spiegeln sich oftin einer Korrelation von δ18O und δ13C wider

Hoefs (1997)

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Hoefs (1997)

δ34S-Wert der Sulfide wird beeinflusst:• δ34S-Wert der Fluida

• Temperatur

• welche Minerale sich bilden

• offenes oder geschlossenes System

• hydrothermalen Bedingungen (fO2, pH)

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4. Überprägung von Gesteinen/Mineralen durch Wässer/Fluide (Alteration)

Welche Isotopensysteme?

Bei Wechselwirkung mitWässern (hier meteorischeWässer) verschiebt sich zuerstder δD-Wert

Hoefs (1987)

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Stosch (1999)

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W/R = (δGesteinf – δGesteini)/[(δWasseri – (δGesteinf – Δ)]

Δ = δGesteinf - δWasserf

i – initialf - final

103lnα Mineral – H2O = f(T)

A) Berechnung des δ18O-Wertes des Wassers (bzw. anderer Fluide)

B) Berechnung der Wassermenge

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aus Stosch (1999)

Ungleichgewichte in granitoiden (links) und gabbroiden (rechts) Gesteinendurch Fluideinwirkung

Abweichung von 45o-Linie durch schnellere Wechselwirkung des FeldspatsJe länger Austausch mit 18O-abgereicherten Wasser (meteorisch, Ozean), umso weniger steiles Feld

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Kontaktmetamorphose

Deines & Gold (1969)

Freigabe von CO2 – angereichert an 13C und 18O

Regionalmetamorphose – gleicher Trend, aber oftmals kompliziertere Veränderungen (abhängigvon Wechselwirkung mit Fluid)

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Überprägung durch Meerwasser: δ11B, δ7Li, δ18O, δ34S

Hoefs (1997)

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5. Globale Stoffkreisläufe

Wechselwirkung Hydrosphäre (Ozean) –Lithosphäre – Atmosphäre

A) Verständnis der natürlichen Stoffkreisläufe

B) Verständnis der anthropogenen Beeinflussung natürlicher Stoffkreisläufe

Veizer et al. (1999)

Kump and Arthur (1999)- Increased burial of organic carbon- plus increase in riverine P supply- Effect of organic carbon weathering- Increased volcanism changes only δ13C org- Increase in carbonate weathering changes only δ13C of ocean- More C4 plant causes negative shift in δ13C of oceanic C andpositive excursion in δ13C org

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Verbindung des marinen C- und S-Kreislaufes

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Hoefs (2004)

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Wechselwirkung Atmosphäre - Biosphäre

Hoefs (1997)

Organischer Kohlenstoff: Fraktionierung in Abhängigkeit von der Art der Photosynthese (C3-, C4- , CAM-Mechanismus)

Grundlagen der Isotopengeochemie (M. Tichomirowa)

C3 - Pflanzen C4 –Pflanzen CAM – PflanzenWeizen, Gerste, Roggen, Kartoffel, Hirse, Mais, Zuckerrohr, Chinaschilf Ananas, KakteenZuckerrübe, Reis, Sojabohne Gräser, Seggen

haben Photorespiration, da Enzym Rubiscoauch O2 (an Stelle CO2) binden kann (z.B.bei hohen O2-Konzentrationen). Dabei Bildungvon CO2 und Verlust von ca 1/3 CO2 (Abgabe).Erste Photosynthese der Erdgeschichte als nochgeringe O2-Konzentrationen der Atmosphäre.

nicht effektive „fehlhafte“ Photosynthese

Enzym PEP-Carboxylase erlaubt Photo-Synthese auch bei geringen CO2-Konzentrationen, erstes stabiles C-Produkt mit 4 C-Atomen:C4Chloroplasten bilden Bündel, dadurch wenigerPhotorespiration, Vermeidung von Energieverlust,effektivere und schnellere Photosyntheseoftmals in heißen Standorten, wenn Stoma (Spalt-Öffnungen) geschlossen bleibenentstanden später als C3 Pflanzen

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6. Elementgenese

Z.B. Untersuchung von Meteoriten(δD, δ18O, δ13C, δ15N, δ34S, δ30Si)

Grundlagen der Isotopengeochemie (M. Tichomirowa)

References:

Carpenter J.S. & Lohmann K.C. (1997): Carbon isotope ratios of Phanerozoic marine cements: Re-evaluatingthe global carbon and sulfur systems. Geochim. Cosmochim. Acta, 61, 4831-4846.

Clayton R.N. (2003): Oxygen isotopes in meteorites. In: Treatise on Geochemistry. Holland H.D., Turekian K.K. (eds.), Vol. 1: Meteorites, comets and planets (Davis A.M., ed.), 129-142.

Deines D. & Gold D.P.(1969): The change in carbon and oxygen isotopic composition during contactMetamorphism of Trenton limestone by the Mount Royal pluton. Geochim. Cosmochim. Acta, 33, 421-424.

Hoefs J. (1987, 1997, 2004): „Stable isotope geochemistry“. Springer Verlag, Berlin-Heidelberg-New York, 3., 4., 5. Auflage; 241, 201, 244 pp.

Kendall C. (1998): Tracing nitrogen sources and cycling in catchments. In: Kendall C., McDonnell J.J. (Eds.), Isotope tracers in catchment hydrlogy, Elsevier, chapter 16: 519-576.

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

Veizer J., Ala D., Azmy K., Bruckschen P., Buhl D., Bruhn F., Carden G.A.F., Diener A., Ebneth S., Godderis Y., Jasper T., Korte C., Pawellek F., Podlaha O.G., Strauss H. (1999): 87Sr/86Sr, d13C and d18O evolution of Phanerozoic seawater. Chem. Geology 161, 59-88.