Um den B-, Be- und Li-Kreislauf in Subduktionszonen besser quantifizieren zu können, müssen folgende Fakten berücksichtigt werden. Eine erste Aufgabe besteht darin den Input an diesen Spurenelementen in der Subduktionszone näher zu quantifizieren. Dazu sollten die Komponenten der ozeanischen Kruste (Sedimente, mafische und ultramafische Gesteine) in Bezug auf die Aufnahmefähigkeit dieser drei Spurenelemente näher untersucht werden. Eine bedeutende Rolle für den Input Von B, Be und Li werden dabei den Sedimenten (pelagische Tone, untergeordnet auch Karbonate) zugeschrieben, die sich während der Plattenbewegung vom OSZ weg auf den metasomatisch überprägten Basaltgesteinen ablagern. Moran et al. (1992) unterscheidet diese Sedimente noch in junge Sedimente, die Quelle für Be10 und ältere Sedimente.

Der B-Gehalt in Sedimenten variiert als eine Funktion der Korngröße, der Mineralogie und der Wasserzusammensetzung. In sehr feinkörnigen Sedimenten (Pelagische Tone, feine Sande) finden sich relativ hohe B-Konzentrationen, verursacht durch die B-Adsorption vom Meerwasser und den sich anschließenden Einbau auf die T-Position von dendritischen Tonen (Harder 1970). Des Weiteren spielt die Adsorption von B durch feine Eisenoxide und –hydroxide eine große Rolle (Li 1982). Die B-Konzentration in grobkörnigen Sedimenten ist generell niedriger als in den feinkörnigen Sedimenten. In solchen Sedimenten wird der B-Gehalt durch den Anteil der B-haltigen Minerale (Tur, Hellglimmer, serizitisierter Fsp) bestimmt. In Karbonat reichen Sedimenten hängt der B-Gehalt von dem Anteil des dendritischen Ton-Gehaltes ab (Harder 1970).

Einen ebenfalls nicht zu unterschätzenden Einfluss haben die metasomatisch überprägten MORB-Gesteine. Während frischer MORB nur zwischen 0,1 und 1 ppm B (Moran et al. 1992) beinhaltet, liegt der Mittelwert bei den metasomatisch überprägten MOR-Basalten bei 26 ppm (Smith et al. 1990) bzw. 24 ppm (Moran et al. 1992). Dabei ist zu berücksichtigen, das der B-Gehalt in den metasomatisch überprägten Basalten eine Funktion der Tiefe ist. Mit zunehmender Tiefe nimmt der B-Gehalt ab. Während bis zu einer Tiefe von 500m noch Gehalte bis 25 ppm gefunden werden, sind die Gehalte ab 700 m < 2ppm (Smith et al. 1990). Eine bedeutende Rolle sollte auch den Mineralen zugeschrieben werden, die in dem überprägten MORB B und Li aufnehmen bzw. inkorporieren. In dieser Hinsicht gibt es relativ wenige literarische Daten.

Der lithosphärische Mantel spielt im Bezug auf den B, Be und Li Kreislauf in Subduktionszonen eine untergeordnete Rolle.

Eine zweite wichtige Aufgabe ist die Bestimmung des Einflusses subduktionsbezogener Komponenten auf die Arc-Magmen-Quellen/Reservoire. In diesem Zusammenhang interessieren folgende Gegebenheiten:

Natürlich müssen bei der Betrachtung des Einflusses Slap bezogener Komponenten auf die Arc-Magmen Quellen auch lokale Variationen mit einkalkuliert werden.

 

# Die Zusammensetzung des Mantelkeils wurde experimentell von vielen Arbeitsgruppen modelliert. Schmidt und Poli (1998) ......

 

# (Der Einfluss der prograden Metamorphose auf die subduzierten Komponenten wurde ebenfalls schon ausführlich experimentell untersucht (Pawley and Holloway (1993), Schmidt und Poli (1998) Liu et al. (1996) Tatsumi und Kogiso (1997) Forneris (unpub. Daten),..Phasenbeziehungen) sowie an natürlichen Gesteinen quantifiziert.

 

Tabelle 1:

Temperatur [°C]

<150°C

150-400°C

450-650°C

650-750°C

>750°C

Basalt-Gestein

24± 19

19± 12

4± 2

(2,7)

1,3± 1,6

Sedimente

*pelitisch

159± 67

94± 25

64± 19

17± 2

1,9± 1,3

*semipelitisch

41± 22

35± 9

22± 1

7± 1

1,9± 1,3

Karbonate

Ca. 55

n.d.

27± 14

n.d.

21± 17

 

 

Domanik et al. (1993) untersuchte primär den B und Be-Gehalt von Mineralen subduktionsbezogener sedimentärer und mafischer Gesteine. Sie fanden heraus das Hellglimmer verglichen mit den anderen vorkommenden Mineralen Lws, Amphibol, Omphacit, Chlorit und (Serpentin) primär die Elemente B und Be einbaut. In den Mineralen Albit, Apatit, Calcit, Clinozoisit, Ep, Grt, Ilm, Tnt, Stilp. Plag, Qtz, Rutil und Zoisit fanden sich keine signifikanten Mengen an diesen beiden Spurenelementen (Domanik et al. 1993). Des Weiteren diskutierten sie die möglichen Mechanismen für die Übertragung von B und Be vom Slab in den Mantel. Folgende Möglichkeiten stellten sie zur Diskussion:

(Eine sehr interessante Aussage, die Domanik et al. (1993) aufgrund ihrer Beobachtungen formulierten ist: "The concentration of Be and B in whithe micas tend to increase with increasing metamorphic P/T conditions." Diese Aussage ........

 

Ein weiterer allgemeiner Diskussionspunkt ist die Fluidmobilität des Be. Allgemein anerkannt ist die Behauptung, dass Be sich in Bezug auf wässrige Fluide sehr fluid immobil verhält. Aus den Beobachtungen von Domanik et al. (1993) geht hervor, dass Be sich in einigen Fällen nicht Fluid immobil verhält. Domanik et al. geben dafür folgende Beispiele:

Alle diese Beispiele deuten nach Domanik et al (1993) auf eine mögliche Fluid-Mobilität von Be. (Keppler (1996) brachte erste Ergebnisse über eine sogenannte überkritische Fluidphase heraus. Ab ganz bestimmten T/P-Bedingungen mischt sich eine fluide Phase mit einer Schmelzphase vollständig, einfach gesagt werden gehen 2 Phasen in eine überkritische Phase über. Diese überkritische Phase hat ganz andere Eigenschaften als die Fluidphase bzw. die Schmelzphase. Zum Beispiel kann diese überkritische Phase viel mehr SiO2 aufnehmen als eine fluide Phase, die strukturellen Gegebenheiten dieser Phase werden wahrscheinlich einer Schmelze angeglichen sein usw. Somit könnte es sein dass Be bevorzugt in solch eine überkritische Phase geht und sich deshalb in "vein"-Mineralen bzw. metasomatisch überprägten Glimmern anreichert. In Bezug auf diesen Sachverhalt existieren allerdings noch keine Daten.)

 

BERYLLIUM: Be steht in der 2. Hauptgruppe und hat die Ordnungszahl 4. Es tritt nur im zweiwertigen Zustand auf. Unter der Koordinationszahl 4 besitzt Beryllium einen Radius von Ri=0,27 , bei der Koordinationszahl 6 vergrößert sich der Ionenradius Ri=0,45 .

9Be ist das stabile Isotop!

10Be ist ein kosmogenes Isotop. Es wird in der Atmosphäre durch kosmische Bestrahlung von 14N gebildet. Es hat eine Halbwertszeit von nur 1,5 Ma, so daß man nicht erwarten kann signifikante Mengen von 10Be im Erdinneren zu finden, denn alles 10Be welches gebildet wurde bevor das Solarsystem entstand ist seit langem zerfallen.

Alles 10Be, welches in der Atmosphäre gebildet und durch den Regen abgeführt wird, sammelt sich in tonigen Sedimenten an. Deshalb wird 10Be auch als hochsensibler Indikator für die Anwesenheit von Sediment in IAV-Quellen angesehen.

BOR: B hat die OZ 5 und steht in der 3 Hauptgruppe. Bor tritt nur im 3-wertigen Zustand auf. Bor hat einen sehr kleinen Ionenradius. Bei der Koordinationszahl 3 beträgt der Ionenradius Ri=0,01 , in der 4-fach Koordination steigt der Ionenradius auf Ri=0,11 . Bor ist im Gegensatz zu Be ein Fluid mobiles Element. Im Gegensatz dazu werden B und Be durch Schmelzprozesse nicht voneinander fraktioniert.

 

Subduktionszonen mit einer kalten Thermalstruktur erzeugen Vulkanite mit hohen B/Be-Verh. übereinstimmend mit der Addition von einer wässerigen, fluiden Phase, die ein hohes B/Be-Verh. aufweist. (Bsp.: Bismarc Arc mit einem B/Be=20-190 nach Ryan and Langmuir 1993)

Subduktionszonen mit einer warmen Thermalstruktur (nah am Mittelozeanischen Rücken + langsame Abtauchrate) produzieren vulkanische Gesteine mit relativ niedrigen B/Be Verhältnissen übereinstimmend mit der Tatsache, das, die Addition einer Schmelze stattgefunden hat, welche aus dem schon dehydrierten Slab (sedimentäre + mafische Gesteine)stammt. (Bsp.: erste Vulkankette der cascaden B/Be<5 Leemann et. al 1990b; Ryan and Langmuir 1993)

 

 

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Ryan et al 1996.gif (19079 Byte)