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Tab. 2.4 Schließungstemperatur und Partielle Ausheilzone (PAZ) für
verschiedene bei der Spaltspurendatierung benutzte Minerale (nach
Wagner & Van den Haute 1992)
Mineral
dosis (Neutronenanzahl pro Querschnitt). Da die Zerfalls-
produkte von 235 U und 238 U annähernd dieselbe kinetische
Energie besitzen, wird auch für beide der gleiche Anteil
an Zerfallsprodukten die Dünnschliffoberfläche durchsto-
ßen, vorausgesetzt 235 U ist in der gleichen Weise in der
Probe verteilt wie 238 U. Da dies angenommen werden darf,
können ( 2.41 ) , ( 2.42 ) und ( 2.43 ) kombiniert werden:
Schließungstemperatur (°C)
PAZ ( °C)
Apatit
100(20)
<135
Zirkon
210(40)
Epidot
240(40)
200-280
Sphen (Titanit)
250(40)
200-280
Granat (Andradit)
270(40)
œ s Œ 238 U . e œ 238 t
N s
N i D
D s
D i D
1/
:
(2.44)
œ 238 Œ 235 U ¢ n
Das aus der Spaltspurendichte folgende Schließungsal-
ter ( closure age )t Mineral gibt also den Zeitpunkt an, wann
das Mineral unter die entsprechende Schließungstempera-
tur T Mineral abgekühlt wurde. Zwei verschiedene Minerale
desselben Gesteins ergeben unterschiedliche Schließungsal-
ter. Aus den Differenzen ihrer Schließungstemperaturen und
-alter erhält man die Abkühlungsrate, z. B.: (T Sphen T Apatit /=
. t Sphen t Apatit / . Aus dieser kann man auf die Hebungs- oder
Versenkungsgeschichte von Gebirgen oder Sedimentbecken
bzw. deren Erosions- oder Sedimentationsgeschichte schlie-
ßen.
Spaltspuren werden durch Anätzen im Dünnschliff
sichtbar und zählbar. Da sie erst nach der Mineralbil-
dung entstehen, ist ihre Flächendichte eine Funktion des
(Schließungs-)Alters des Minerals und der 238 U-Konzentra-
tion. Jene Spaltspuren, die die polierte Dünnschliffoberflä-
che schneiden, werden gezählt und ergeben mit der 238 U-
Konzentration nach ( 2.25 ) das Spaltspurenalter der Probe.
Hierbei muss auch berücksichtigt werden, wie viele Spuren
im Volumen des Dünnschliffes enden und seine Oberfläche
nicht erreichen.
Die Uran-Konzentration wird, wie bei der 39 Ar/ 40 Ar-
Methode, mit Hilfe von induziertem 235 U-Zerfall bestimmt.
Hierzu wird eine Anordnung aus zu datierenden Proben und
einem damit eng verbundenen Vergleichskörpers bekannter
Urankonzentration im Reaktor mit Neutronen bestrahlt. Die
Auswertung nutzt aus, dass die beiden anderen natürlichen
Uranisotope ( 234 U, 235 U) nicht wesentlich zur spontanen
Kernspaltung beitragen, und setzt voraus, dass die Probe
zuvor nicht mit thermischen Neutronen beschossen worden
war. Dies ist immer dann der Fall, wenn die Probe nicht aus
dem Umfeld eines der natürlichen thermonuklearen Reakto-
ren stammt, die in den präkambrischen Uranerz-Lagerstätten
vorkommen (z. B. Oklo, Gabun).
Die Zahl D i der durch induzierte Kernspaltung des Iso-
tops 235 U (Grundprinzip der Kernenergieerzeugung und der
Atombombe) erzeugten Spuren liefert den Urangehalt:
Hierbei ist N s die Anzahl der durch spontane Spaltung von
238 U entstandenen Spaltspuren und N i jener der durch die
induzierte Spaltung von 235 U entstandenen. Stellt man ( 2.44 )
um und setzt wie in ( 2.26 )
Π238 U
235 U
D
137;88
ein, so
ergibt sich das Alter t aus:
N s
N i œ 238
¢ n
137;88
D e œ 238 t
1 C
;
bzw.
(2.45)
œ s
ln
1
œ 238
N s
N i œ 238
¢ n
137;88
t D
1 C
:
(2.46)
œ s
2.2.5 Datierung mit Jahresmarkierungen
stabiler Isotope
Jahreszeitlich abgelagerte Sedimente zeigen spezifische Si-
gnaturen stabiler Isotope. Sind deren Signaturen astrono-
misch kalibriert, ergeben sie zuverlässige Zeitskalen für
marine und terrestrische Datierungen im Quartär in höchs-
ter zeitlicher Auflösung. Damit bilden sie die Grundlage für
weltweit vergleichende Untersuchungen der paläoklimati-
schen Wechsel zwischen Warm- und Kaltzeiten. Geeignete
Isotope für diese Methoden sind insbesondere jene des Was-
serstoffs, Sauerstoffs, Kohlenstoffs, Schwefels und Stronti-
ums. Im Folgenden werden exemplarisch insbesondere die
in der Paläoklimaforschung wichtigen stabilen Isotope von
Wasserstoff und Sauerstoff behandelt.
Andere Anwendungen betreffen u. a. die Fraktionierung
der stabilen Sauerstoffisotope in extraterrestrischer Mate-
rie (Meteoriten, Mond, Mars); die Paläothermometrie an-
hand der temperaturabhängigen Fraktionierung von Sauer-
stoff und Wasserstoff in Carbonaten (insbesondere marinen)
und Silikaten (insbesondere Basalt); die Angabe der Grö-
ße der an chemischen Wechselwirkungen zwischen Gestein
und Schichtwasser beteiligten Volumina aus der Fraktionie-
rung der Sauerstoffisotope (hydrothermale Erzlagerstätten,
Kohlenwasserstoff-Lagerstätten, Grubenwässer etc.). Diese
und weitere Themen sowie weitere stabile Isotope des Koh-
lenstoffs, Stickstoffs, Schwefels u. a. m. werden von Hoefs
( 2009 ) , Faure & Mensing ( 2005 ) und Geyh ( 2005 ) vertieft
behandelt.
D i D Œ 235 U ¢ n I
(2.43)
¢
ist der (bekannte) Neutronen-Einfangsquerschnitt und n
die im Reaktor vom Probenverband empfangene Neutronen-
 
 
 
 
 
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