Forelæsning 8. Stabile isotoper. Iltisotoper anvendt i paleoklimastudier, magmadannelse, termometri, vand-bjergart reaktion.

Størrelse: px

Starte visningen fra side:

Download "Forelæsning 8. Stabile isotoper. Iltisotoper anvendt i paleoklimastudier, magmadannelse, termometri, vand-bjergart reaktion."

Simon Johnsen
8 år siden
Visninger:

1 Forelæsning: Hvad er stabile isotoper? Forelæsning 8 Stabile isotoper Fraktionering af stabile isotoper Iltisotoper Termometri Vand-bjergart reaktion Øvelse: Iltisotoper anvendt i paleoklimastudier, magmadannelse, termometri, vand-bjergart reaktion F8 1 Baggrund I F8 2 Først og fremmest er stabile isotoper STABILE D.v.s. at de ikke henfalder, eller dannes ved henfald Kemisk fraktionering er umulig (samme elektronstruktur) Masse fraktionering, altså fraktionering p.g.a. forskel i atommasse er vigtig: I. Den relative masseforskel mellem 1 H og 2 H er 1/2 =0.5. Brintisotoper vil derfor fraktioneres p.g.a. masse II. Den relative masseforskel mellem 206 Pb og 204 Pb er 2/206 = Bly isotoper vil derfor ikke fraktioneres ved geologiske processer Massefraktionering er kun effektiv for atommasser <40

2 Baggrund II Markeret med rød ses de vigtigste stabile isotoper anvendt i geologi IA IIA IIIA IVA VA VIA VIIA VIIIA H Li Na K Rb Cs Fr 4 12 Be Mg Ca Sr Ba Ra IIIB IVB VB VIB VIIB VIIIB IB IIB Sc Y Ti Zr Hf 104 Rf V Nb 73 Ta 105 Db Standard Repertoire Limited or recent use only Cr Mo 74 W 106 Sg 25 Mn Tc Re 107 Bh Fe Ru Os 108 Hs 27 Co Rh Ir 109 Mt Ni Pd Pt 29 Cu 47 Ag 79 Au Zn Cd 80 Hg B Al Ga 81 In Tl C Si Ge Sn 82 Pb N P As Sb Bi O S Se Te Po F Cl Br I At 2 He Ne Ar Kr Xe 86 Rn Lanthanides 57 La 58 Ce 59 Pr 60 Nd 61 Pm 62 Sm 63 Eu 64 Gd 65 Tb 66 Dy 67 Ho 68 Er 69 Tm 70 Yb 71 Lu Actinides 89 Ac 90 Th 91 Pa 92 U 93 Np 94 Pu 95 Am Cm Bk 98 Cf 99 Es 100 Fm Md No 103 Lr F8 3 Baggrund III Grundstof Stabil isotop Forekomst (%) Isotopforhold Hydrogen (Z=1) 1 H D ( 2 H) D/ 1 H Carbon (Z=6) 12 C 13 C C/ 12 C Oxygen (Z=8) 16 O 17 O 18 O O/ 16 O Svovl (Z=16) 32 S 33 S 34 S 36 S S/ 32 S F8 4

3 standard notation: delta værdi (!) Stabile isotoper udtrykkes traditionelt som et forhold, R, mellem tung og let isotop, R(tung/let), f.eks. 18 O/ 16 O R-værdien relateres stort set altid til en standard: For oxygen, som eksempel: R! = ( sample -R standard R Standard )x1000 F8 5 hvor standarden SMOW er Standard Mean Ocean Water! 18 O = +10 betyder 10 over SMOW: prøven er beriget 10 i 18 O i.f.t. havvand! 18 O = 10 betyder 10 under SMOW: prøven er forarmet i 18 O i.f.t. havvand Massefraktionering Massefraktionering er kun effektiv for atommasser <40 Der er to basale mekanismer der medfører massefraktionering: Atomers vibrationer i ligevægtsreaktioner afhænger af masse - vigtig ved høj-temperatur udveksling mellem mineraler, magma og fluider Forskelle i bevægelses hastigheden af tunge og lette molekyler (f.eks. H 2 O) fører til fraktionering ved diffusions, fordampning og kondensation. Det kaldes kinetisk effekt og er vigtigt ved lav temperatur, f.eks. i vand-damp kredsløbet F8 6

4 Massefraktionering: ligevægtsreaktioner 1 I. Styrken af molekylers kemiske bindinger afhænger af frekvensen hvormed atomerne vibrerer II. III. IV. Et let atom vibrerer mere end et tungt atom energien af et let atom, f.eks. 16 O, (E = 0.5hv, hvor h er Plancks konstant og v er vibrationsfrekvens) er større end energien af et tungt atom, f.eks. 18 O Tunge atomer fordeles ind i den kemiske struktur hvor de danner den stærkeste binding F8 7 Massefraktionering: ligevægtsreaktioner 2 Ligevægtsudveksling af Oxygen mellem kvarts og magnetit er et eksempel: 2Si 16 O 2 + Fe 18 3 O 4 = 2Si 18 O + Fe O 4 ( 16 O qz) ( 18 O mt) ( 18 O qz) ( 16 O mt) Fraktioneringsfaktor, " qz-mt = R qz /R mt hvor R = 18 O/ 16 O " er altid tæt ved 1 og varierer typisk i 3. decimal som 1.00X hvor X er per mil differencen # qz-mt. Idet X ~ 1000ln(1.00X) [for X!10] er # qz-mt =! 18 O qz -!18 O mt ~ 1000ln(" qz-mt ) I kvarts magnetit udvekslingen er " qz-mt > 1, m.a.o. fordeles 18 O ind i kvarts fremfor magnetit; ligevægten er forskudt mod højre F8 8

5 Massefraktionering: ligevægtsreaktioner 3 Differencen i per mil (#) imellem! 18 O qz og! 18 O mt er proportional med 10 6 /T 2 Forklaring af y-aksen: # qz-mt =! 18 O qz -!18 O mt ~ 1000ln(" qz-mt ) hvor: " qz-mt er fraktioneringsfaktor Figuren illustrerer at effekten af massefraktionering falder med øget temperatur F8 9 Massefraktionering: kinetisk effekt I. Molekylers masse afhænger selvklart af grundstoffernes masse, F.eks for vand: 1 H 2 16 O (c. 18u), 2 H 2 16 O (c. 20u) og 1 H 2 18 O (c. 20u) II. III. IV. I en ideal gas er alle molekylers kinetiske energi [E=1/2mv 2 ] den samme. Det betyder at lette molekyler må bevæge sig hurtigere end tunge molekyler. (m= masse; v= hastighed) Forskelle i molekylers hastighed betyder at ufuldstændige eller envejs processer som fordampning, diffussion og biologiske reaktioner fraktionerer molekyler med forskellig masse Eksempel: under fordampning af vand vil lette vandmolekyler [ 1 H 2 16 O], der har større hastighed end tunge vandmolekyler [ 1 H 2 18 O] fortrinsvis flygte ind i dampfasen. Vandfasen bliver derfor beriget i tunge vandmolekyler [ 1 H 2 18 O] og [ 2 H 2 16 O] F8 10

6 Vandets kredsløb og Rayleigh destillering Globale variationer i! 18 O i nedbør som funktion af gennemsnitlig årstemperatur F8 11 Vandets kredsløb og Rayleigh destillering I Som i behandlingen af sporelementer i magma, er princippet i Rayleigh distillering: Systemet er åbent: d.v.s. at når et H 2 O molekyle i dampfase kondenserer fjernes det umiddelbart Matematisk udtrykkes det ved relationen: Rv/R 0 v = f (" -1) hvor Rv er forholdet tung til let isotop [R(tung/let)] i damp (v for vapor, 0 for initial!) f er massebrøk af damp tilbage [varierer fra 1 til 0] " er fraktioneringsfaktoren: " = Rl(tung/let)/Rv(tung/let) (v for vapor, l for liquidl!) F8 12

7 Vandets kredsløb og Rayleigh destillering II Rayleigh distillering: Rv/R 0 v = f (" -1) Ved 25 C er " vand-damp = = R vand /R damp hvor R = 18 O/ 16 O dvs at 18 O er fraktioneret ind i vand ift damp! 18 O vand = 1000(R vand - R SMOW )/R SMOW " vand-damp = [! 18 O vand ]/[! 18 O damp ] (ligning i Faure) For! 18 O damp = 13.1 er! 18 O vand = -4 F8 13 Vandets kredsløb og Rayleigh destillering III Figuren viser, at efterhånden som damp kondenseres og vandet fjernes fra systemet så falder! 18 O af både vand og damp eksponentielt. Temperaturen er konstant. F8 14

8 Vandets kredsløb og Rayleigh destillering IV Effekten af massefraktionering målt i per mil difference (#) afhænger af temperatur: Når T > ", går # > 0 Når T > 0, går # > "! "#$ = % A % B! 1000 x ln & "#$! K/T 2 [hvor K er konstant] Den fysiske forklaring er, at ved høj T vibrerer alle atomer voldsomt, og fraktionering p.g.a. masse minimeres. Omvendt ved lav T. I vand-damp systemet har eksperimentelle data vist at relationen i temperaturintervallet C er: # vand-damp = [(1.534 x 10 6 )/T 2 ] [(3.206 x 10 3 )/T] F8 15 Vandets kredsløb og Rayleigh destillering V # vand-damp ~ 1000ln(" vand-damp ) = [(1.534 x 10 6 )/T 2 ] [(3.206 x 10 3 )/T] fraktioneringsfaktor (a) F Temperatur ( C)

9 Vandets kredsløb og Rayleigh destillering V Variation i! 18 O i nedbør som funktion af årlig gns. temperatur #vand damp ~ C/T 2 F8 17 Vandets kredsløb og Rayleigh destillering V Globale variationer i! 18 O i nedbør som funktion af gennemsnitlig årstemperatur F8 18

10 Vandets kredsløb og Rayleigh destillering VI Variationer i! 18 O af vanddamp og regn som følge af variationer i f (massebrøk af damp, falder med distance fra oceanerne) og temperatur (der er koldt på toppen) F8 19 F8 20 Iltisotop termometri og paleoklima I Vi har set, at med faldende temperatur bliver! 18 O i nedbør mere negativ (fraktioneringen øges). Man kunne derfor ved første indskydelse tro at! 18 O i oceanerne vil falde under istider. MEN det er modsat! I istider opmagasineres en stor del af hydrosfærens 16 O i gletscheris (negativ! 18 O). DERFOR beriges 18 O i havvand (medfører positiv! 18 O) under istider Dette benyttes til paleoklima studier af havbundssedimenter

11 Iltisotop termometri og paleoklima II! 18 O i iskerner fra Grønland & Antarktis sidste istid F8 21 Iltisotop termometri og paleoklima III! 18 O i dybhavs sedimentkerner viser: svingninger i perioder på c år. Disse kaldes Milankovitch cykler og relaterer til variationer i Jordens kredsløb om Solen (eccentrisitet = afvigelse fra en cirkelbevægelse) Istiderne gennem de sidste 2 millioner år kan identificeres F8 22

12 Iltisotoper i bjergarter I! 18 O Chondrit 5.7 ± 0.3 Hele Jorden 5 6 Basalt, Gabbro (not contaminated) Granit 5 13 I granit 6 10 S granit Sedimenter Metamore bjergarter 0 22 Meteorisk vand F8 23 Iltisotoper i bjergarter II: hydrothermal omdannelse af Skaergaard intrusionen Upper Border Series Upper Zone Lower Zone F8 24

13 Iltisotoper i bjergarter III: water/rock ratio water/rock (w/r) er et udtryk for hvor meget vand en bjergart har reageret med I et lukket system er: w/r = (! r! 0 r )/(!0 w! w )! r = den målte! 18 O værdi for den omdannede bjergart (r = rock)! 0 r =!18 O i den oprindelige, uomdannede bjergart! w =! 18 O i den resulterende vand efter omdannelsen (w = water)! 0 w =!18 O værdier for det oprindelige vand før reaktion F8 25 Når w/r er lille dominerer bjergartens iltisotoper og det er primært vandets! 18 O der ændrer sammensætning Når w/r er stor dominerer vandets! 18 O, og det er bjergartens iltisotopsammensætning der ændres fin F8 26

Relaterede dokumenter

DET PERIODISKE SYSTEM

DET PERIODISKE SYSTEM Tilpasset efter Chemistry It s Elemental! Præsentation fra the American Chemical Society, Aug. 2009 http://portal.acs.org/portal/publicwebsite/education/outreach/ncw/studentseducators/cnbp_023211