Aus den Tiefen der Erde in die Tiefen des Sonnensystems Edelgase ...

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Primordiale Isotope Radiogene Isotope Mutterisotope 3He 4He 235U, 238U, 232Th 20Ne, 22Ne 21Ne Uran, Thorium* 36Ar, 38Ar 40Ar 40K � Tabelle 1: Primordiale und radiogene Isotope von Helium (He), Neon (Ne) und Argon (Ar) zusammen mit ihren Mutterisotopen. Die radiogenen Isotope gehen aus den Mutterelementen durch radioaktiven Zerfall hervor (*im Fall von 21 Ne durch andere, sekundäre Kernreaktionen). Die Häufigkeiten primordialer Isotope werden durch radioaktiven Zerfall nicht verändert. Helium, Neon und Argon existieren noch die schweren Edelgase Krypton (Kr) und Xenon (Xe), die sich aus sechs (Kr) bzw. neun (Xe) Isotopen zusammensetzen. Bei radioaktiven Mutterisotopen unterscheidet man solche mit langen und kurzen Halbwertszeiten: Langlebige Isotope (alle in Tabelle 1 aufgeführten) sind Wenn es sich bei diesen Edelgasen also um Rückstände der Erdmantelentgasung handelt, müssen sie in einem eindeutigen Zusammenhang mit den Edelgasen der Atmosphäre stehen. Also ist es auch in diesem Fall wichtig (obwohl die Hauptmenge der Edelgase bereits im wesentlichen in der Atmosphäre ist), einen Blick ins Innere der Erde zu werfen. Methodische Verbesserungen in der Edelgasanalytik der letzten Jahre haben folgendes gezeigt (s. Tabelle 2 im Kasten oben): Der Erdmantel enthält (relativ zu den »primordialen« Isotopen) mehr Edelgasisotope aus radioaktiven Zerfällen als die Atmosphäre. Dies deutet darauf hin, dass der Erdmantel die primordialen Isotope in die Atmosphäre sehr früh abgab, worauf sich die radiogenen Isotope im Erdinnern anreichern konnten. Da man auch Überschüsse von sehr kurzlebigen Isotopen findet, muss ein Großteil der Mantelentgasung sogar sehr früh stattgefunden haben, eine Rechnung ergibt etwa 100 Millionen Jahre nach Akkretionsbeginn (d. h. innerhalb der ersten zwei Pro- � Tabelle 2: Wichtige Edelgas-Isotopenverhältnisse in der Luft, in Mittel- Ozeanischen Rückenbasalten (MORB) und Ozean-Insel-Basalten (OIB). Die MORB-Basalte stammen aus eher seichten Mantellagen, die Ozean-Insel-Basalte haben ihren Ursprung im tiefen Erdmantel. Auffällig sind die großen Unterschiede der Isotopenverhältnisse von MORB und OIB. Isotopenverhältnis Luft MORB OIB/PLUME 4He/ 3He 720000 90000 20000 21Ne/ 22Ne 0.029 0.060 0.036 40Ar/ 36Ar 296 35000 8000 heute noch aktiv und erzeugen messbare Zerfallsprodukte, kurzlebige Isotope waren nur kurz nach ihrer Synthese in Sternen aktiv, d.h., nur in der Frühzeit unseres Sonnensystems, nachdem der solare Nebel mit Auswurfmaterial massereicher Sterne des jungen Sternhaufens angereichert wurde. zent der Erdgeschichte). Darüber hinaus verraten uns die Edelgase auch noch etwas über den Entgasungsgrad der unterschiedlichen Mantelreservoire. Der seichte Erdmantel (MORB) enthält durchweg mehr radiogene Edelgasisotope ( 4 He, 21 Ne, 40 Ar; siehe Tabellen 1 und 2 im Kasten oben) als der tiefe Erdmantel (OIB). Dies ist auf einen Mangel an primordialen Isotopen zurückzuführen und bedeutet, dass der seichte MORB-Mantel stärker entgast ist. ... oder doch eine Uratmosphäre solaren Ursprungs? Wenn die Entgasungshypothese richtig ist, muss eine wichtige Bedingung erfüllt sein, nämlich die »primordialen« Isotope im Erdinneren müssen mit denen in der Atmosphäre übereinstimmen. Dies scheint zwar für die schweren Edelgase Argon, Krypton und Xenon zu stimmen, nicht jedoch für das leichte Edelgas Neon. Bis vor etwa zehn Jahren glaubte man, dass das Neon im Erdmantel dieselbe Zusammensetzung wie atmosphärisches Neon hätte, wie es die Entgasungshypothese nahelegte. Darauf schienen viele Messdaten von Proben des Erdmantels hinzuweisen. Anfang der neunziger Jahre ergaben jedoch Untersuchungen an Basaltgläsern des submarinen Loihi-Vulkans bei Hawaii kleine Abweichungen der Neon-Isotopenverhältnisse vom atmosphärischen Wert (Honda et al., siehe weiterführende Literatur). Diese Entdeckung zeigte, dass die meisten bis dahin gemessenen Proben von atmosphärischem Neon lediglich »kontaminiert« waren. Das eigentliche Mantel-Neon glich eher der isotopischen Zusammensetzung von solarem Neon (siehe nächster Abschnitt). Die Existenz von solarem Neon im Erdinneren schien folgende Hypothese zu bestätigen: Zuerst bildete sich eine Protoerde mit mehr als einem Zehntel der heutigen Erdmasse aus dem solaren Urnebel (Abb. 6 a). Der Gasanteil der Akkretionsscheibe (vor allem Wasserstoff, Helium, etc.) war noch präsent, so dass die Protoerde eine Uratmosphäre aus solaren Gasen gravitativ an sich binden konnte. So konnten solare Gase auch vom Erdinneren aufgenommen werden. Anschließend wurde der Gasanteil des solaren Urnebels durch einen intensiven Sonnenwind »weggeblasen« (Abb. 6 b). Der Verlust der Gase und der anderen flüchtigen Elemente im inneren Sonnensystem fand also erst spät, nach der fast vollständigen Akkretion der terrestrischen Planeten statt. Dabei ging auch die solare Uratmosphäre der Erde durch den intensiven Sonnenwind zum größten Teil verloren, insbesondere die leichten Edelgase (siehe »Massenfraktionierungsprozesse« im Kasten links). Gemäß den charakteristischen Häufigkeitsmustern in Abb. 5 verblieben bevorzugt die schweren Edelgase in der Restatmosphäre. Die Ähnlichkeit zu meteoritischen Häufigkeiten wäre bei diesem Szenario mehr oder weniger zufällig. Solares Neon im Erdmantel Man hatte nun Hinweise auf Entgasungsprozesse und eine solare Uratmosphäre gefunden, die sich teilweise widersprachen. Ein Ausweg aus dieser Situation ergab sich bei noch genaueren Neon- Isotopen-Untersuchungen an Gesteinen des Erdmantels. Neon besteht aus drei Isotopen mit den Atommassen 20, 21 und 22. Im Erdmantel sind 20 Ne und 22 Ne primordialen Ursprungs, nur 21 Ne kann in signifikanten Mengen durch radioaktive Prozesse gebildet werden. In Abb. 7 sind die beiden Isotopenverhältnisse 20 Ne/ 22 Ne und 21 Ne/ 22 Ne gegeneinander aufgetragen. Zunächst interessiert uns hier die Variation SuW-Dossier Die Erde 93
20 Ne/ 22 Ne Solarer Urnebel 14 13 12 11 10 94 � Abb. 6: Verarmung flüchtiger Elemente in einem späten Stadium der Planetenbildung. Erst entsteht eine »Protoerde« mit mehr als einem Zehntel der heutigen Erdmasse im solaren Urnebel (links). Danach wird der Gasanteil des solaren Urnebels und auch die solare Protoatmosphäre durch einen intensiven Sonnenwind »weggeblasen« (rechts). Luft Solar Ne-B Plume-Trend SuW-Dossier Die Erde Uratmosphäre Protoerde 1/ 10 M Erde � MORB-Trend Heftiger Sonnenwind Abb. 7: Neon-3-Isotopendiagramm. In diesem Diagramm wird das 20 Ne/ 22 Ne- Verhältnis gegen das 21 Ne/ 22 Ne-Verhältnis aufgetragen. Die blauen Datenpunkte wurden an dem in Abb. 3 gezeigten MORB-Glas gemessen. Die roten und grünen Messpunkte stammen von Mantel-Xenolithen aus Hawaii und Basaltgläsern aus Island und repräsentieren Plume-Vulkanismus aus tiefen Erdlagen (siehe Abb. 1). 0.03 0.04 0.05 0.06 21 Ne/ 22 Ne Solarer Urnebel Protoerde des 20 Ne/ 22 Ne-Verhältnisses, also der primordialen Isotope: Die atmosphärische Zusammensetzung (in Abb. 7 als »Luft« bezeichnet) liegt bei einem 20 Ne/ 22 Ne- Verhältnis von 9.8 und unterscheidet sich (wie die Elementhäufigkeiten in Abb. 5) von der solaren Zusammensetzung, die bei einem 20 Ne/ 22 Ne-Verhältnis von 13.8 liegt. Obwohl einige Messpunkte in Abb. 7 nahe bei atmosphärischer Zusammensetzung liegen, scheint es sich hierbei lediglich um eine Kontamination der Proben mit Luft-Neon zu handeln. Das eigentliche Mantel-Neon besitzt offensichtlich höhere 20 Ne/ 22 Ne-Verhältnisse als atmosphärisches Neon, was auf einen solaren Ursprung hinweist. In Abb. 7 ist dies daran zu erkennen, dass die Proben der verschiedenen Mantelreservoire auf Geraden (»Plume-Trend« und »MORB-Trend«) liegen, die sich von atmosphärischer Zusammensetzung zu höheren 20 Ne/ 22 Ne-Verhältnissen erstrecken. Messpunkte mit den höchsten 20 Ne/ 22 Ne-Verhältnissen enthalten den größten Anteil an Mantel-Neon. Sie sind also am wenigsten mit atmosphärischem Neon kontaminiert. Die eigentlichen Mantelkomponenten (MORB und Plume) liegen in Abb. 7 also bei hohen 20 Ne/ 22 Ne-Verhältnissen, unterscheiden sich aber in den 21 Ne/ 22 Ne-Verhältnissen (siehe Tabelle 2 im Kasten »Isotope« und Ausführungen oben). So ergibt sich der Unterschied von Plume- und MORB-Trend. Die in Abb. 7 in rot und grün dargestellten Messpunkte sind Ergebnisse hochgenauer Neonisotopenmessungen, die
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