Verteilung von Phosphor zwischen Mineralen von Erdmantelgesteinen

INHALT

KURZFASSUNG

1 ZIELSETZUNG

2 THEORETISCHE UND GEOLOGISCHE GRUNDLAGEN
2.1 Der Erdmantel
2.1.1 Aufbau und Zusammensetzung des Erdmantels
2.1.2 Primäre Erdmantel-Minerale
2.2 Verteilungskoeffizienten - Eigenschaften und Nutzen
2.3 Grundlagen der Thermobarometrie
2.4 Phosphor in silikatischen Gesteinssystemen
2.4.1 Verteilungskoeffizienten von Phosphor
2.4.2 Phosphor in Erdmantelgesteinen
2.5 Zur Geologie der Probenlokalitäten
2.5.1 Geologie der Harrats Uwayrid und Hutaymah, Saudi Arabien
2.5.2 Geologie der Alpe Arami, Schweiz
2.6 Schlussfolgerungen für die Untersuchungen

3 METHODEN
3.1 Vorbereitende Maßnahmen und Untersuchungen
3.2 Auswahl der Messbereiche
3.3 Rasterelektronenmikroskop (SEM) - Rückstreuelektronen-Bilder
3.4 Elektronenstrahlmikrosonde (EPMA) - Hauptelement-Konzentrationen
3.5 Sekundärionen-Massenspektrometer (SIMS) - Phosphor-Konzentrationen
3.6 Verwendete Geothermobarometer
3.7 Berechnung von Mittelwerten und Hinweise zur Darstellung

4 BESCHREIBUNG DER UNTERSUCHTEN PROBEN:PETROGRAFIE, Ρ-Γ-BEDINGUNGEN, PHOSPHORVERTEILUNG
4.1 Proben aus Saudi-Arabien
4.2.1 Probe SA81-023a
4.2.2 Probe SA84-038
4.2.3 Probe SA84-048
4.2.4 Probe SA84-091
4.2.5 Probe SA84-136
4.2.6 Probe SA84-152
4.2 Probe AA-50 aus der Alpe Arami (Schweiz)
4.3 Zusammenfassung

5 PHOSPHORVERTEILUNG DER PROBEN IM VERGLEICH
5.1 Allgemeines zum Verhalten von Phosphor
5.2 Vergleich der untersuchten Proben hinsichtlich der Phosphor-Verteilung
5.3 Vergleich der Phosphor-Verteilung mit Literaturdaten
5.4 Zuordnung von Phosphor-Verteilungskoeffizienten zu P-T-Werten
5.5 Systematische P-T-Abhängigkeiten von Phosphor-Verteilungskoeffizienten
5.6 Temperaturbestimmung anhand der Phosphor-Verteilung

6 SCHLUSSFOLGERUNGEN UND AUSBLICK

7 LITERATURVERZEICHNIS

ANLAGEN

Anlage 1 Übersichtspläne und Bilder

Anlage 1.1 Schliffübersichtspläne

Anlage 1.2 Lage der Messprofile

Anlage 1.3 Fotodokumentation

Anlage 2 Messwerte aus ausgewählten Profilen

Anlage 2.1 P-T-X-Übersichts-Tabellen

Anlage 2.2 Diagramme zu Anlage 2.1

Anlage 2.3 EPMA-Messdaten zu Anlage 2.1

Anlage 2.4 SIMS-Messdaten zu Anlage 2.1

Anlage 3 Beschreibung verwendeter Geothermobarometer

Anlage 4 Makro-Quellcode

Anlage 5 Weitere Daten

Anlage 5.1 Listen mit allen EPMA-Messdaten

Anlage 5.2 Listen mit allen SIMS-Messdaten

KURZFASSUNG

Im Rahmen dieser Diplomarbeit wurden sieben Proben von Erdmantelgesteinen untersucht: sechs Spinell-Peridotit-Xenolithe aus Saudi-Arabien und ein orogener Granat-Peridotit aus den Schwei­zer Alpen. Nach den thermobarometrischen Berechnungen äquilibrierten diese Gesteine zwischen ca. 800 und 1250 °C sowie zwischen 1.0 und 6.0 GPa.

Die chemische Zusammensetzung (Si, Al, Ti, Cr, Fe, Mn, Mg, Ni, Ca, Na, K) der Mineralphasen aller Proben wurde ortsaufgelöst mit der Elektronenstrahl-Mikrosonde ermittelt. Danach erfolgte eine ebenfalls ortsaufgelöste Bestimmung der Phosphor-Konzentration entlang von ausgewählten Profilen mit einem Sekundärionen-Massenspektrometer. In äquilibrierten Proben dienten die Phos­phor-Konzentrationsprofile dazu, Aussagen über die Fraktionierung von Phosphor zwischen koexi­stierenden Erdmantel-Mineralen zu machen. Andererseits gibt es offensichtlich Erdmantel­gesteine, bei denen die Minerale eine Phosphor-Zonierung aufweisen, was eine fehlende Äquili­brierung bedeutet. Diese kann durch P-T-Änderungen und/oder durch eine Mantel-Metasomatose bedingt sein. Phosphor diffundiert in den verschiedenen Mineralen unterschiedlich schnell.

Aus Mineralbereichen mit Phosphor-Äquilibrierung wurden Phosphor-Verteilungskoeffizienten ermittelt und mit Literaturdaten verglichen. Abhängigkeiten der Phosphor-Verteilungskoeffizienten von Druck und Temperatur wurden mit Hilfe von Ausgleichsrechnungen überprüft. Es zeigte sich, dass die Phosphor-Verteilung zwischen Olivin, Orthopyroxen und Clinopyroxen unabhängig von der Phosphor-Menge im System und damit als Geothermobarometer grundsätzlich geeignet ist. Phosphor-Verteilungskoeffizienten (Dp) geben das Konzentrationsverhältnis von Phosphor zwi­schen jeweils zwei Mineralphasen an. Sie sind in erster Linie eine Funktion der Temperatur, was in folgenden Formeln zum Ausdruck gebracht wird ( T in [K] ):

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Umgeformt und nach T aufgelöst ergeben sich daraus Geothermometer-Gleichungen. Zur Unter­scheidung dieser Geothermometer ist T jeweils mit einem Index versehen, an dem abgelesen wer­den kann, welches Element (in diesem Fall P für Phosphor) und welche Minerale zur Berechnung der Temperatur verwendet werden. Die Gleichungen zur Berechung der Temperatur in [K] lauten:

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

1 ZIELSETZUNG

In der Petrologie metamorpher Gesteine spielte Phosphor bislang kaum eine Rolle. Dieses Element kommt in Silikatmineralen meist nur in geringer Konzentration vor, so dass es mit Standard­Untersuchungsmethoden ohne größeren Zeitaufwand nicht mit hinreichender Genauigkeit analy­siert werden kann. Da Phosphor in Silikatmineralen offensichtlich nur langsam diffundiert, besitzt dieses Element ein großes Potential, um Kenntnisse über die prograde Entwicklung eines meta- morphen Gesteins zu gewinnen.

Ziel dieser Diplomarbeit war es, die Prozesse der Verteilung von Phosphor zwischen den Minera­len des Erdmantels sowie innerhalb einzelner Mineralkörner zu beleuchten. Nach Möglichkeit sollten Verteilungskoeffizienten von Phosphor zwischen den Erdmantelmineralen Olivin, Clinopy- roxen, Orthopyroxen und Granat bei verschiedenen Druck- und Temperatur-bedingungen ermittelt werden.

An insgesamt sieben Proben verschiedener Erdmantelgesteine (6 Spinell-Peridotite, 1 Granat- Peridotit) musste zunächst die chemische Zusammensetzung der Einzelphasen ortsaufgelöst mit der Elektronenstrahl-Mikrosonde (EPMA) bestimmt werden. Unter Berücksichtigung eventuell vor­handener chemischer Heterogenitäten in den Mineralkörnern sollten anschließend geo- thermobarometrische Berechnungen durchgeführt werden, um die Äquilibrierungsbedingungen (P, T) der Gesteine zu ermitteln. Anschließend sollten dann die Phosphor-Konzentrationen in den Mineralen ortsaufgelöst mittels Sekundärionen-Massenspektrometrie (SIMS) bestimmt werden. Sofern die Phosphorverteilung in den Mineralen von zumindest einigen Gesteinen homogen wäre, könnte eventuell der Einfluss von Druck und Temperatur auf die Phosphor­Verteilungskoeffizienten bestimmt werden.

2 THEORETISCHE UND GEOLOGISCHE GRUNDLAGEN

2.1 Der Erdmantel

2.1.1 Aufbau und Zusammensetzung des Erdmantels

Die Lithosphärenplatten der Erde bestehen aus Erdkruste und dem obersten Erdmantel. Abgegrenzt nach oben wird der obere Erdmantel von der Erdkruste durch die Mohorovicic-Diskontinuität (kurz: „die Moho“). Diese seismische Diskontinuität geht auf die größere Dichte des Erdman­telmaterials im Vergleich zur Erdkruste zurück. Die Moho tritt typischerweise in einer Tiefe von 5 bis 10 km unter Ozeanen und ca. 30 bis 40 km unter Kontinenten auf (Okrusch & Matthes 2005).

Aufgrund von weiteren seismischen Diskontinuitäten in ca. 410 und 660 km Tiefe lassen sich der obere Erdmantel, eine Übergangszone und der untere Mantel voneinander abgrenzen. Auf den unteren Mantel folgt in ca. 2900 km Tiefe der Erdkern.

Der obere Erdmantel besteht aus dem zur Lithosphäre zählenden, festen obersten Erdmantel, der rheologisch deutlich weicheren Asthenosphäre (auch low-velocity Zone geannt) und der darunter liegenden Mesosphäre, einem weiteren relativ festen Erdmantel-Bereich, der bis in ca. 410 km Tiefe reicht. Der Druck nimmt mit der Tiefe um ca. 1 GPa/ 30 km zu. Mit dem Überschreiten der Druckstabilität von Olivin ( = alpha-(Mg,Fe)2[SiO4] ) in ca. 410 km Tiefe beginnt die Übergangszone, die in ca. 660 km Tiefe vom unteren Mantel abgelöst wird, wo Ringwoodit ( = gamma-(Mg,Fe)2[SiO4] ) instabil wird.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Diese Kenntnisse über den (aktuellen) Aufbau und die Eigenschaften des Erdinneren konnten aus geophysikalischen Messungen und Hochdruckexperi­menten abgeleitet werden. Der direkten Beobachtung erschließt sich, abgesehen von den Fällen einer Bohrung, lediglich die Erdoberfläche. Anhand von Gesteinen, Mineralen und Mineraleinschlüssen, die durch geologische Prozesse aus tiefen Bereichen an die Erdoberfläche transportiert wurden, können Aussagen über die Zusammensetzung und die Geschichte des Materials gemacht werden (Okrusch & Matthes 2005).

Von aufsteigenden Magmen können Gesteinsfragmente aus ihrem ursprünglichen Gesteinsverband in der Tiefe gerissen und als Xenolithe oder Xenokristen aus dem Oberen Erdmantel bis an die Erdoberfläche befördert werden. Bei relativ schnellem Aufstieg bleibt die chemische und thermi­sche Wechselwirkung mit der Schmelze meist gering, so dass anhand der Eigenschaften von Xeno- lithen (z.B. der Kationenverteilung zwischen Mineralphasen) im Vergleich mit experimentellen Daten Aussagen über die Bedingungen und Prozesse in der Tiefe getroffen werden können (z.B. Harrat Uwayrid, vgl. Kapitel 2.5.1). Als Besonderheit in Kratonen seien hier auch die Mineralein­schlüsse in Diamanten und/oder Granat genannt, die ebenfalls Aussagen über Erdmantelprozesse erlauben (Röhnert 2001). Durch tektonische Vorgänge können auch größere Gesteinsverbände an die Erdoberfläche transportiert werden (z.B. Alpe Arami, vgl. Kapitel 2.5.2).

Der Erdmantel hat im Durchschnitt eine peridotitische Zusammensetzung mit folgendem Chemis­mus:

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Tabelle 1. Zusammensetzung des Erdmantels (Bucher & Frey 2002)

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Zusätzlich können natürlich auch sekundäre Minerale, wie z.B. Serpentin-Modifikationen, auftre­ten (Okrusch & Matthes 2005).

2.1.2 Primäre Erdmantel-Minerale

Die häufigsten im Oberen Erdmantel vorkommenden Minerale Olivin, Orthopyroxen, Clinopyro- xen, Spinell und Granat bilden Mischkristallreihen. Demzufolge sind Mineraleigenschaften wie Dichte und Farbe, aber auch Umwandlungs- und Reaktionstemperaturen abhängig vom Chemis­mus. In der Folge werden diese Minerale kurz beschrieben.

Olivin

Das orthorhombische Inselsilikat Olivin ist mit ca. 60 Vol.-% das Hauptmineral der Peridotite des oberen Erdmantels. Olivin bildet eine lückenlose Mischkristallreihe der chemischen Endglieder Forsterit = Mg2[SiO4] und Fayalit = Fe2[SiO4]. Im Oberen Erdmantel liegt die durchschnittliche Zusammensetzung bei ca. MgL8Fe0.2[SiO4]. Bei einem normalen geothermischen Gradienten ist Olivin bis in eine Tiefe von ca. 410 km bei 1400 °C stabil (Okrusch & Matthes 2005).

O2- bildet eine annähernd hexagonal dichteste Kugel­packung. Si4+ besetzt ein Achtel der Tetraederlücken, die zweiwertigen Kationen (v.a. Mg2+ und Fe2+) besetzen die Hälfte der Oktaederlücken. Neben Mg und Fe kann Ni vor allem in Mg-reichen und Mn vor allem in Fe-reichen Olivin eingebaut werden. Mit zunehmender Temperatur und abnehmendem Druck können bis zu ca. 0.3 Gew.-% CaO eingebaut wer­den; Ca bevorzugt den M2-Platz (Klein 2002).

Im Dünnschliff ist Olivin farblos bis schwach gelblich gefärbt. Er zeigt keine Spaltbarkeit, jedoch unregelmäßige Risse und besitzt eine relativ hohe Doppelbrechung.

Orthopyroxen

Orthopyroxen ist ein orthorhombisches Kettensilikat. Als metamorphe Bildung kommt dieses Mineral in Ultrabasiten und anderen granulitfaziellen Gesteinen vor. Zwischen den Endgliedern Enstatit = Mg2[Si2O6] und Ferrosilit = Fe2[Si2O6] besteht eine lückenlose Mischkristallreihe. Im Oberen Erdmantel liegt die durchschnittliche Zusammensetzung bei ca. Mg1.8Fe0.2[Si2O6].

Parallel zur c-Achse zu Ketten verknüpfte SiO4-Tetraeder sind charakteristisch für die Orthopyro- xen-Struktur. Zwischen den Tetraederketten befinden sich 6-fach koordinierte M1- und M2-Plätze, die von Mg und Fe besetzt werden, wobei das größere Fe den M2-Platz bevorzugt (Klein 2002). Ca2+ kann aufgrund seiner Größe nur begrenzt in die Kristallstruktur eingebaut werden. Der Ca2[Si2O6]-Gehalt liegt bei maximal 5 Mol.-% (Okrusch & Matthes 2005). Mit zunehmender Temperatur kann Ca besser eingebaut werden und die Mischungslücke, die Orthopyroxen und Clinopyroxen chemisch voneinander trennt, wird kleiner. Bei der Abkühlung von Ca-haltigem Orthopyroxen, der bei erhöhten Temperaturen gebildet wurde, können Entmischungslamellen oder -spindeln von Clinopyroxen im Orthopyroxen auftreten. Daneben kann es auch Spinell­Entmischungslamellen geben.

Clinopyroxen ist ein monoklines Kettensilikat, das im Mantel­gestein in Form von smaragdgrünem, Na-, Al- und Cr-haltigen Diopsid (= CaMg[Si2O6]) mit einer Mg-Zahl von ca. 90 vor­kommt.

Die Clinopyroxen-Struktur ähnelt der von Orthopyroxen, ist jedoch weitaus flexibler, was den Einbau von Kationen angeht. Die allgemeine Formel lautet X[[8]]Y[[6]][Z2O6], wobei X für Na+, Ca2+, Mn2+, Fe2+, Mg2+ und Li+ steht, die die M2-Position besetzen. Y steht für Mn2+, Fe2+, Mg2+, Fe3+, Al3+, Cr3+ und Ti4+ auf der M1-Position. Die Tetraederposition Z wird vor allem von Si4+ und Al3+ besetzt.

Im Dünnschliff unterscheidet sich Clinopyroxen mit seiner

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abb. 5 Struktur von Clinopyroxen

meist grünlichen Farbe, schiefen Auslöschung und höheren (Kiein 2002) Doppelbrechung von Orthopyroxen, der leicht bräunlich ge­färbt ist und eine gerade Auslöschung aufweist.

Cr-Al-Spinell

An die Stelle von Plagioklas als Al-haltige Phase tritt Cr-Al-Spinell (Mg-Zahl ca. 70) in Ultrama- fiten typischerweise ab einem Druck von 0.7 GPa. Ab 1.3 GPa ersetzt Granat dann den Spinell als Al-haltige Phase (Bucher & Frey 2002), so dass Spinell in Tiefen zwischen 25 und 60 km als Al­Phase im Erdmantel auftritt. Es handelt sich hier um gleitende Reaktionen, so dass die Umwand­lung über einen gewissen Tiefenbereich hinweg erfolgt. In ultramafischen Gesteinen liegt Spinell meist als schwarzer Picotit (Mg,Fe2+)(Cr,Al,Fe3+)2O4 (mit gerin­gen Fe3+-Gehalten) vor, der im Dünnschliff olivbraun bis braun gefärbt ist (Okrusch & Matthes 2005).

Die allgemeine Formel lautet XY2O4 (X = zweiwertiges Kation, Y = dreiwertiges Kation). Häufig auftretende Kationen in natür­lichem Spinell sind Mg2+, Fe2+, Zn2+, Mn2+, Al3+, Fe3+, Mn3+ und Cr3+. O2- bildet eine annähernd kubisch-dichteste Packung, in der ein Achtel der Tetraederlücken und die Hälfte der Oktaederlük- ken durch Kationen besetzt sind (Klein 2002).

Die Farbe der Spinelle ist sehr variabel (farblos, rot, grün, blau, braun, schwarz), die Opazität reicht von durchsichtig bis opak. Spinell besitzt generell ein sehr hohes positives Relief und ist isotrop.

Granat

Dieses kubische Inselsilikat kommt vor allem in metamorphen Gesteinen der kontinentalen Kruste aber auch in Granat-Peridotiten vor (Okrusch & Matthes 2005), wo Cr-haltiger Granat (Mg-Zahl ca. 75) Spinell als Al-haltige Phase in größeren Tiefen ablöst (Wimmenauer 1985).

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