D6 Isotopengeochemie und Geochronologie

Thema

Isotopengeochemie und Geochronologie nutzen die Zusammensetzung radiogener Isotope, die durch den Zerfall anderer Isotope entstehen, und radioaktiver Isotope, die noch zerfallen und in Mineralien und Gesteinen vorkommen, um das Entstehungsalter eines Gesteins, seine thermische Geschichte, die petrologischen Prozesse, die es durchlaufen hat, und die durch es fließenden Fluidkreisläufe zu bestimmen. Die wichtigsten chronometrischen Systeme sind das Uran-Blei-System, gemessen an Zirkonen, das eine Datierung von einer Million bis zu viereinhalb Milliarden Jahren ermöglicht; das Argon-Argon-System, gemessen an Feldspäten und Hornblenden, das einen Bereich von nur zehntausend Jahren bis zu vier Milliarden Jahren abdeckt; und das Uran-Thorium-Helium-System, gemessen an Apatit und Zirkonen, das hauptsächlich zur Rekonstruktion der Niedertemperatur-Thermogeschichte eines Gesteins verwendet wird.

Die Thermochronologie misst präzise das Schließungsalter eines dieser Isotopensysteme, also die Temperatur, unterhalb derer ein Mineral das von ihm erzeugte radiogene Produkt beibehält, ohne es durch Diffusion nennenswert zu verlieren. Apatit schließt sein Heliumsystem bei etwa 70 Grad Celsius und sein Spaltspurensystem bei etwa 110 Grad Celsius, während Zirkon sein Uran-Blei-System bei einer deutlich höheren Temperatur, nahe 900 Grad Celsius, schließt. Durch die Kombination mehrerer dieser Systeme mit jeweils eigener Schließungstemperatur lässt sich der vollständige Temperaturverlauf eines Gesteins über die Zeit rekonstruieren – ein Verlauf, der die Geschichte seiner Versenkung und Exhumierung direkt widerspiegelt.

Im Gegensatz zu radiogenen Isotopen zerfallen stabile Isotope von Sauerstoff, Kohlenstoff und Schwefel nicht, fraktionieren aber im thermodynamischen Gleichgewicht unterschiedlich zwischen verschiedenen Phasen. Diese Fraktionierung hängt direkt von der Temperatur ab: Je höher die Temperatur ist, bei der dieses Gleichgewicht erreicht wird, desto geringer ist die Fraktionierung zwischen den Phasen. Dies ermöglicht es uns, die heute gemessene Isotopenzusammensetzung als Paläothermometer zu nutzen, um vergangene Temperaturen zu rekonstruieren.

Kosmogene Isotope wie Beryllium-10, Aluminium-26 und Chlor-36 entstehen direkt an der Gesteinsoberfläche durch die Einwirkung kosmischer Strahlung. Ihre Anreicherung erlaubt es uns, mit einer Genauigkeit von fünf bis zehn Prozent zu datieren, wie lange geomorphologische Oberflächen, beispielsweise Gletschermoränen oder Verwerfungsböschungen, bereits freigelegt waren. Zusammen mit den oben beschriebenen radiogenen chronometrischen Systemen und stabilen Isotopen vervollständigt dies das Instrumentarium der Isotopengeochemie zur Rekonstruktion des Alters und der thermischen Geschichte eines Gesteins.

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