ØVELSE 8+9 DATERING OG ISOTOPER SOM SPORSTOFFER Blok 3 / Geologi 3.1 Magmatisk petrologi Paul Martin Holm 2005
Indledning I petrogenetiske undersøgelser er såvel grundstofgeokemiske som isotopgeokemiske data en integreret del. I denne øvelse vil anvendelsen af isotoper blive introduceret. Imidlertid er emnet temmelig omfattende og tilbydes mere fyldestgørende præsenteret på cand.scientuddannelsen. Det anbefales at læse lærebogens afsnit om isotoper før øvelsen. 1 Isotopernes geokemi Grundstoffers opførsel under dannelse og krystallisation af magma er bestemt af mineralsmelte-ligevægte. Som regel fraktioneres grundstofferne kraftigt. Grundstofferne kan opdeles i dem, der bestemmer mineralogien (det er mest hovedgrundstofferne) og dem der skal finde plads i de eksisterende mineraler (mest sporgrundstofferne). Ved magmatiske temperaturer opfører isotoperne af et grundstof sig ens ved kemiske reaktioner, såsom krystallisation fra magma. Det betyder, at en given sammensætning af et grundstofs isotoper i en kildebjergart, f.eks. i Jordens kappe, arves af et magma ved delvis opsmeltning af kildebjergarten og videregives umodificeret til en lava, der krystalliserer efter eruption af det fraktionerede magma. Denne konstans af isotopsammensætningen står i modsætning til den voldsomme ændring i koncentrationen af et grundstof, som den omtalte procesfølge uvægerligt indebærer. Man kan altså se tværs igennem en lang række geologiske processer ved at studere isotopsammensætninger. Dette er af allerstørste betydning, da isotopvariationerne ofte har vigtige implikationer for de geologiske materialers historie. Der er to typer af isotoper: de radioaktive og de stabile. Der er desuden den forskel mellem forskellige grundstoffers isotoper, at ved relativt lave temperaturer fraktioneres de lette isotoper, medens de tunge ikke fraktioneres. Isotoperne af H, C, O, S og N fraktioneres ved processer nær eller på Jordens overflade, medens isotoperne af Sr, Nd og Pb ikke fraktioneres. De nævnte grundstoffer benyttes ofte i isotopgeologien. 2 Radiogene isotoper Nogle hyppigst anvendte henfaldssystemer til datering og geokemiske undersøgelser System K-Ar Rb-Sr Sm-Nd U-Pb Th-Pb Moderisotop radioaktive isotop 40 K 87 Rb 147 Sm 238 U 235 U 232 Th Datterisotop radiogene isotop Henfaldskonstanten, 8 (a!1 ) 40 Ar (og 40 Ca) 5,81E-10(til 40 Ar) 1,3 87 Sr 1,42E-11 49 143 Nd 6,54E-12 106 206 Pb 1,55125E-10 4,47 207 Pb 9,8485E-10 0,70 208 Pb 4,9475E-11 14,0 Halveringst id T ½ (Ga) 2
Disse henfaldssystemer af en radioaktiv moderisotop, f.eks. 87 Rb, og en stabil datterisotop, i dette tilfælde 87 Sr, har alle halveringstider for moderisotopen på mellem ca. 0,5 og ca. 100 milliarder år og er derfor anvendelige til geologiske formål, idet væksten af den radiogene datterisotop måleligt ændrer dattergrundstoffers isotopsammensætning i tidsrum af millioner af år. Forholdet mellem f.eks. 87 Sr og den stabile isotop 86 Sr i et lukket system ændres med en hastighed, der afhænger af, hvor meget Rb, der er i forhold til Sr. Er der meget Rb vil produktionen af 87 Sr være stor pr. tidsenhed. Effekten på forholdet 87 Sr/ 86 Sr vil være afhængig af koncentrationen af Sr og dermed af 86 Sr (fig. 8.1). Fig. 1 Rb-Sr isokrondiagram, der viser udviklingen af isotoperne i 3 mineraler (med forskellige forhold af Rb/Sr) krystalliseret fra et homogent magma (med ensartet 87 Sr/ 86 Sr) (efter Faure, 1986). De bestemmende faktorer for ændringen af et isotopforhold, som f.eks. 87 Sr/ 86 Sr, er altså tiden og forholdet mellem moder- og dattergrundstof. Derudover vil isotopforholdets størrelse være bestemt af isotopsammensætningen af dattergrundstoffet før ændringen, altså initial - eller startsammensætningen. I en upåvirket (= kold eller tør) bjergart vil mineralerne udgøre lukkede systemer inden for tidsrum af hundreder af millioner år - dvs. der sker ingen signifikant udveksling af modereller datterisotoper mellem mineralerne. Dette faktum anvendes til datering af bjergarten ved isotopanalyse af dens mineraler, idet hvert mineral i den forløbne tid siden dannelsen i kraft af f.eks. sit Rb/Sr forhold har udviklet en 87 Sr/ 86 Sr ratio. Der gælder relationen 87 Sr/ 86 Sr t = 87 Sr/ 86 Sr 0 + 87 Rb/ 86 Sr * (exp(8*t)! 1) hvor henfaldskonstanten er 8 = 1,42 * 10!11 a!l, 87 Sr/ 86 Sr 0 er strontiums initiale isotopforhold og t er tiden fra systemet lukkede til i dag. Bemærk, at 87 Rb/ 86 Sr altid er forholdet målt i dag. Denne funktion er en ret linje med hældning (exp(8*t)! 1) i et koordinatsystem med 3
akserne 87 Rb/ 86 Sr og 87 Sr/ 86 Sr. Mineralerne i bjergarten omtalt ovenfor vil derfor ligge på en sådan linje, som benævnes en isokron (fig. 1). Dermed kan alderen af bjergarten og det initiale isotopforhold af Sr bestemmes ved bestemmelse af linjens hældning hhv. skæring med Y- aksen. På grund af isotopernes ufølsomhed overfor fraktioneringsprocesser vil variationen i recente basalters 87 Sr/ 86 Sr forhold fortælle om forskelle enten i Rb/Sr eller i alder af kildebjergarten. Dette er under forudsætning af, at basalterne ikke har optaget fremmed Sr under opstigningen. Da Rb er mere inkompatibel end Sr under magmatiske processer i kappen, vil sådanne variationer kunne give information om tidligere tapning af magma fra kildebjergarten eller om berigning med smelte eller fluider. Tappes et magma fra en kappebjergart ved partiel opsmeltning af denne, vil magmaet have et højere Rb/Sr end moderbjergarten medens omvendt residualkappebjergarten vil have et lavere Rb/Sr. Efter lang tid vil en sådan begivenhed afspejle sig i at smelter afledt fra denne "forarmede" kappe vil have et lavere 87 Sr/ 86 Sr end smelter afledt fra en kappe af samme alder, som ikke tidligere har afgivet smelte. Det er systematik af denne type der har ført til kortlægning af Jordens store geokemisk definerede reservoirer: MORB-type kappe, OIB-type kappe, lithosfærisk kappe, nedre skorpe, øvre skorpe, oceanisk skorpe m.fl. Den foretrukne model for MORB-type kappe er, at denne er asthenosfæren som konstant konvekterer og tappes for smelte ved opstigning under midtoceanrygge; OIB-typen modelleres oftest som opsteget kappemateriale af mere oprindelig (. chondritisk) sammensætning. Det er således et sammenspil mellem kontraster i geokemi mellem grundstofferne af moder- og datterisotop og tiden, der giver adgang til studiet af Jordens udvikling. 4
3 Stabile isotoper Isotoper af lette grundstoffer, f.eks. O, fraktioneres ved kemiske reaktioner ved lave temperaturer - typisk i intervallet 0-300 C. Dette skyldes den relativt store vægtforskel mellem isotoperne. Forskellen i masse mellem 16 O og 18 O er mere end 10 % og mellem H og D 50 %. Fraktioneringen af iltisotopen under geologiske processer går op til nogle procent ved overfladetemperaturer og er brøkdele af en promille ved magmatiske temperaturer. Fraktioneringen er stærkt afhængig af, hvilken reaktion, der er tale om - typisk koncentreres 18 O i den faste fase, f.eks. i kvarts, i forhold til en hydrotermal opløsning. Forskellen i isotopsammensætning mellem mineral og væske kan benyttes til temperaturbestemmelse af krystallisationen. Imidlertid kan stabile isotoper også anvendes til detektion af en totrinsproces. Hvis lav-tprocesser har medført en forhøjet koncentration af 18 O i calcit i et sediment, vil en inkorporering af sedimentet i et magma ved assimilation medføre en øgning af magmaets 18 O/ 16 O-forhold. Forhøjede koncentrationer af 18 O i et magma i forhold til den kappeafledede er således et indicium for kontamination af magmaet med materiale, der har været udsat for lavtemperaturprocesser. De bestemmende faktorer for et isotopforhold, som f.eks. 18 O/ 16 O, er altså temperaturen og forskel i affinitet for 16 O og 18 O mellem de tilstedeværende faser under reaktionen. Forholdet mellem 18 O og 16 O angives normalt målt i forhold til en standard af vand: SMOW (standard mean ocean water). Dette mål angives som * 18 O og måles i promille. Havvand har således * 18 O = 0. Primære kappeafledede basalter har oftest * 18 O 0 {5,5;5,7}. Opgave 1 Magnetit og kvarts blev afsat af hydrotermale fluider ved udfældning i en åre. Efter erosion blev åren blottet, og kvarts-magnetitbjergarten indsamlet. Mineralerne separeredes fra bjergarten, og iltisotopsammensætningen af magnetit og kvarts blev målt til henholdsvis * 18 O mag =!1,9 og * 18 O qz = +10,2. A) Beregn temperaturen ved hvilken mineralparret magnetit og kvarts krystalliserede, når der gælder at * 18 O qz - * 18 O mag = 6.11 x 10 6 / T 2 (T i grader Kelvin) B) Bestem derpå iltisotopsammensætningen af det hydrotermale vand ved hjælp af fig. 2. Hvad kan forskellen i * 18 O W beregnet ud fra de to mineraler skyldes? C) Var dette vand opvarmet havvand? Hvi1ke er alternativerne? 5
Fig. 2 Fraktioneringen af * 18 O mellem mineral og vand som funktionen af temperaturen (efter Faure, 1986). Temperaturen er givet i C. Opgave 2 Vi følger udviklingen af tre reservoirer for Rb og Sr. Et reservoir er i denne forbindelse et homogent lukket system. Opgavens formål er at give et indblik i en problemtype, som kan løses ved isotopgeologiske metoder. En typisk geologisk problemstilling omfatter målte isotopsammensætninger, og beregning af fortidens processer ud fra dateringer og geokemisk argumentation. Oplysninger For 2 Ga (giga année) siden dannedes i kappen et magma, som steg op til Jordens overflade og krystalliserede, hvorved det dannede en tilføjelse til den kontinentale skorpe. Ved denne begivenhed ændredes kappens sammensætning ubetydeligt, fordi magmaets relative volumen var yderst ringe. For ca. 100 Ma siden intruderedes et granitisk magma højt i skorpen netop i det pågældende område, hvor skorpen da var ca. 1900 Ma gammel. Ved måling i dag af 87 Sr/ 86 Sr og 87 Rb/ 86 Sr i granittens mineraler, blev følgende resultater opnået (Tabel 1): 6
Tabel 1 DATERING OG ISOTOPER SOM SPORSTOFFER 87 Sr/ 86 Sr isotopforhold målt på et massespektrometer og 87 Rb/ 86 Sr isotopforhold beregnet ud fra Rb/Sr forhold, der er målt ved røntgenfluorescensmetoden. Mineral 87 Rb/ 86 Sr 87 Sr/ 86 Sr Amfibol 0,47 0,70502 Alkalifeldspat 2,48 0,70774 Biotit 793,2 1,77514 Spørgsmål A. Hvad er granittens alder bestemt ved Rb/Sr dateringsmetoden beregnet ud fra amfibol og biotit? Hvilken begivenhed er hermed dateret? B. Hvilket 87 Sr/ 86 Sr forhold havde det granitiske magma på intrusionstidspunktet? C. Tegn i et 87 Sr/ 86 Sr mod tid-diagram udviklingen gennem de sidste 2 Ga af 1) kappen, 2) den omtalte (2 Ga gamle) skorpesammensætning og 3) den granitiske intrusion (siden den dannedes). Antag at den 2 Ga gamle skorpe udvikledes omtrent, som den granitiske intrusion (dvs. de har samme Rb/Sr-forhold). Antag endvidere, at den granitiske intrusion totalt har samme Rb/Sr og 87 Sr/ 86 Sr som dens alkalifeldspat). Kappens sammensætning regnes i dag som: 87 Sr/ 86 Sr = 0,7047 og 87 Rb/ 86 Sr = 0,083. D. Dannedes det granitiske magma ved fraktioneret krystallisation af et oprindelig basaltisk kappeafledet magma eller ved anatexis i skorpen? 7