Bór. Jelentőségének felismerése ~25 éve oka: gyakorisága és elemi tulajdonság, analitikai korlát. ma: a B geokémia és izotópgeokémia virágzik

Hasonló dokumentumok
KLÓR. A Cl geokémiailag: erősen illó, oldható mobilis.

Li, Be, B stabil izotópjai

Magmás kőzetek kémiai összetétele különböző tektonikai környezetekben

Bór a vizeinkben: áldás vagy átok? A természetes vizek, ivóvizek és a tisztított vizek bórtartalma

Metamorf kőzettan. Magmás (olvadék, kristályosodás, T, p) szerpentinit. zeolit Üledékes (törmelék oldatok kicsapódása; szerves eredetű, T, p)

P és/vagy T változás (emelkedés vagy csökkenés) mellett a:

Kőzettan.

Kőzettan.

Oxigén és hidrogén stabil izotópjai

Fluidum-kőzet kölcsönhatás: megváltozik a kőzet és a fluidum összetétele és új egyensúlyi ásványparagenezis jön létre Székyné Fux V k álimetaszo

A bór geokémiai szerepe szubdukciós zónákban

Kőzettan (ga1c1053)

NEM KONSZOLIDÁLT ÜLEDÉKEK

A Föld kéreg: elemek, ásványok és kőzetek

kvarc..vannak magasabb hőmérsékletű hidrotermális folyamatok is

Petrotektonika bazaltok petrogenezise a forrástól a felszínig

A magma eredete, differenciálódása

Üledékes kızetek stabilizotóp-geokémiája. Demény Attila MTA FKK Geokémiai Kutatóintézet

Litoszféra fő-, mikro- és nyomelemgeokémiája

Stabilizotóp-geokémia. Demény Attila MTA Geokémiai Kutatóintézet

Készítette: GOMBÁS MÁRTA KÖRNYEZETTAN ALAPSZAKOS HALLGATÓ

Litoszféra fő-, mikro- és nyomelemgeokémiája

C (radiogén, elhanyagolható mennyiség, bár a 12 C- 14 C frakcionáció a 12 C- 13 C kétszerese) kormeghatározás

A FÖLD BELSŐ SZERKEZETE

S-izotóp rendszer. S-izotóp rendszer

Általános klimatológia Bevezetés a klimatológiába előadás

Stabilizotóp-geokémia. Demény Attila MTA CSFK Földtani és Geokémiai Intézet

A PGAA geológiai alkalmazásai: ANDEZIT INTRÚZIÓK VIZSGÁLATA A KÁRPÁTI MÉSZALKÁLI VULKÁNI ÍV MENTÉN. Gméling Katalin MTA IKI NKO

Stabil izotóp geokémia - Bevezetés

Környezetgazdaságtan alapjai

Az ásványok rendszerezése Az ásványok osztályokba sorolásának alapelvei: - Összetétel - Kristályszerkezet - Előfordulás Összesen 9 osztályba soroljuk

Hogyan ismerhetők fel az éghajlat változások a földtörténet során? Klímajelző üledékek (pl. evaporit, kőszén, bauxit, sekélytengeri karbonátok,

Karbonát és szilikát fázisok átalakulása a kerámia kiégetés során (Esettanulmány Cultrone et al alapján)

Elemek geokémiai rendszere és csoportosításuk

Stabilizotóp-geokémia III. Dr. Fórizs István MTA Geokémiai Kutatóintézet

Karbonát és szilikát fázisok átalakulása a kerámia kiégetése során (Esettanulmány Cultrone et al alapján)

A Föld belső szerkezete

A vulkáni kitöréseket megelőző mélybeli magmás folyamatok

Bevezetés a földtörténetbe

Szubdukció geofizikai jellemzői. Németh Alexandra 2014 szeptember

lemeztektonika 1. ábra Alfred Wegener 2. ábra Harry Hess A Föld belső övei 3. ábra A Föld belső övei

EÖTVÖS LORÁND TUDOMÁNYEGYETEM FÖLDTUDOMÁNYI DOKTORI ISKOLA FÖLDTAN/GEOFIZIKA DOKTORI PROGRAM

Correlation & Linear Regression in SPSS

Tertiary Quaternary subduction related magmatism in the Carpathian-Pannonian Region

Ércteleptan IV. 4/20/2012. Intermedier és savanyú intrúziók ásványi nyersanyagai. Babeş-Bolyai Tudományegyetem, Geológia Szak, 3.

izotópfrakcion Demény Attila, Kele Sándor, Siklósy Zoltán Geokémiai Kutatóintézet

Kémiai egyensúlyok [CH 3 COOC 2 H 5 ].[H 2 O] [CH3 COOH].[C 2 H 5 OH] K = k1/ k2 = K: egyensúlyi állandó. Tömeghatás törvénye

SZAKÁLL SÁNDOR, ÁsVÁNY- És kőzettan ALAPJAI

Oldott gázok a Keleti-Kárpátok és az Erdélyi-medence peremvidékének ásványvizeiben. Kivonat. Bevezető

Correlation & Linear Regression in SPSS

Anyagvizsgálati módszerek Elektroanalitika. Anyagvizsgálati módszerek

Ásványi nyersanyagtelepek képződése térben és időben: Metallogénia

Stabil izotóp geokémia - Bevezetés

ÁLTALÁNOS FÖLDTANI ALAPISMERETEK 9

A zöld technológiák szennyes titkai: a ritkaföldfémláz és erdélyi vonatkozásai

Köpenyfluidzárványok kutatása mikro- és nanométeres léptékben

MTA Energiatudományi Kutatóközpont

ÜLEDÉKES EREDETŰ VASÉRCTELEPEK. Szallagos Vas Formáció (BIF) eredete, típusai, geológiája és gazdasági jelentősége

Trícium ( 3 H) A trícium ( 3 H) a hidrogén hármas tömegszámú izotópja, egy protonból és két neutronból áll.

Miskolci Egyetem Gazdaságtudományi Kar Üzleti Információgazdálkodási és Módszertani Intézet. Correlation & Linear. Petra Petrovics.

Ércteleptan II. Az elemek gyakorisága a földkéregben 3/9/2012. Babeş-Bolyai Tudományegyetem, Geológia Szak, 3. év,

Prompt gamma aktivációs analitikai vizsgálatok vulkáni. kőzeteken a Balaton-felvidéktől Eszak-Patagóniáig

Stabilizotóp-geokémia II. Dr. Fórizs István MTA Geokémiai Kutatóintézet

5. Laboratóriumi gyakorlat

Röntgen-pordiffrakció (XRD) Kő-, kerámia- és fémek archeometriája Kürthy Dóra

NAA és PGAA módszerek összehasonlítása, jelentőségük a geológiai minták vizsgálatában, Standard referencia anyagok vizsgálata

A Föld főbb adatai. Föld vízkészlete 28/11/2013. Hidrogeológia. Édesvízkészlet

Izotóp geológia: Elemek izotópjainak használata geológiai folyamatok értelmezéséhez.

ÁSVÁNYOK ÉS MÁS SZILÁRD RÉSZECSKÉK AZ ATMOSZFÉRÁBAN

Horváth Mária: Bevezetés a földtörténetbe Prekambrium. Oktatási segédanyag

HARTAI ÉVA, GEOLÓGIA 3

I. ANALITIKAI ADATOK MEGADÁSA, KONVERZIÓK

Metaszomatózis folyamatának nyomon követése felsőköpeny zárványokban, Persány-hegység

A talaj termékenységét gátló földtani tényezők

Kőzetlemezek és a vulkáni tevékenység

Speciálkollégium. Dr. Fintor Krisztián Magyary Zoltán Posztdoktori Ösztöndíj TÁMOP A/ Nemzeti Kiválóság Program Szeged 2014

Fluidumok a köpenyékben Szubdukció, köpenyék PhD kurzus

A szilikátolvadékok jelentősége a Pannon-medencéből származó felsőköpeny zárványokban

A klímaváltozás természetrajza

Tanítási tervezet. II. Az óra típusa: ismereteket elmélyítő és új ismereteket feldolgozó óra

Geokémiai összefoglaló

Agroökológiai rendszerek biogeokémiai ciklusai és üvegházgáz-kibocsátása

A fenntartható geotermikus energiatermelés modellezéséhez szüksége bemenő paraméterek előállítása és ismertetése

A Föld belső szerkezete és összetétele

3. A kémiai kötés. Kémiai kölcsönhatás

Tanítási tervezet Fehér András Tamás Vulkáni kőzetek Tantervi követelmények A tanítási óra oktatási célja: A tanítási óra nevelési célja:

Supporting Information

Földtani alapismeretek

Construction of a cube given with its centre and a sideline

Bevezetés a földtörténetbe

Bevezetés a földtörténetbe

TALAJVÉDELEM XI. A szennyezőanyagok terjedését, talaj/talajvízbeli viselkedését befolyásoló paraméterek

SEM/FIB kétsugaras mikroszkóp alkalmazásának lehetőségei az olvadék- és fluidumzárvány kutatásban

Miskolci Egyetem Gazdaságtudományi Kar Üzleti Információgazdálkodási és Módszertani Intézet. Correlation & Regression

Természetes nyomjelzők alkalmazása vízföldtani modellekben a Szentendreisziget

Statistical Inference

2. (b) Hővezetési problémák. Utolsó módosítás: február25. Dr. Márkus Ferenc BME Fizika Tanszék

Üledékes kőzettan. Magmás (olvadék, kristályosodás, T, p) szerpentinit

Készítette: Király Csilla Környezettudomány M.Sc. Témavezetők: Szabó Csaba (ELTE) Falus György (MFGI)

Az elektromos kettősréteg. Az elektromos potenciálkülönbség eredete, értéke és az azt befolyásoló tényezők. Kolloidok stabilitása.

Átírás:

Bór Jelentőségének felismerése ~25 éve oka: gyakorisága és elemi tulajdonság, analitikai korlát ma: a B geokémia és izotópgeokémia virágzik Geokémia: B: erősen fluid mobilis: - <350 o C erősen vonzódik vizes fluidumokhoz ( dehidratációs folyamatok), - szoros kötődés O-hez és hidroxilhoz - oxigénnel és hidroxillal: planáris (BO 3 ) 3- (bórsav) és tetraéderes (BO 4 ) 5- (borát) szerkezetek, - erősen inkompatibilis oldódás/olvadás és kicsapódás/kristályosodás során - Si- és Al- helyettesítés szilikátokban eredmény? - metamorf folyamatokban a fluidum fázishoz kötődik, - ritka a B-ásvány <-> turmalin, borátok (~110 ásvány), - különösen dúsul: agyagásványokban (illit>klorit>kaolinit>montmorillonit) és vulkáni üvegekben (100-1000 ppm)

B: felsőkéreg: 15-30 ppm, alsókéreg: 1-2 ppm, MORB: 0.5-1.5 ppm, IAB: 2-4 ppm, asztenoszféra: ~0.1 ppm, tengervíz: 4.5 ppm, kimberlit: >100 ppm 50 100 150 B koncentrációja (ppm) különböző geológiai rezervoárban Leeman, 1996

Izotópjai: 10 B (20 %), 11 B (80 %) Standard: NBS/NIST SRM 951 (Searles Lake Borax) ( 11 B/ 10 B=4.044) 11 B inkább a trigonális bórsav (BO 3 ) 3- pozicióban, továbbá oldatokban és fluidumokban dúsul, 10 B inkább a tetraéderes borát (BO 4 ) 5- pozicióba (ami többnyire szilárd fázis) frakcionáció különbség kötés erősségben és vibrációs frekvenciában a B-izotópok frakcionációja T- és ph-függő, - de nem frakcionálódnak nagy-t magmás folyamatokban, - metamorf folyamatokban a fluidumok szerepe miatt jelentős lehet, - tenger- és esővízben a B 80-90 %-a 11 B(OH) 3 -ként (bórsav H 3 BO 3 ), - sós tavakban, agyagokban a B 10 B(OH) 4- -ként (borát ion) van jelen, - általában nagy az izotópok variációja a természetben (akár 90 ). Alkalmazási területe: - Hidrotermális folyamatok (az ércképző fluidumok természete és eredete), - Pegmatitok genezise, - Evaporitok és bepárlódó sósvizek eredete, - Szubdukciós magmák eredete, - Ősi óceánok kémiai jellemvonása, ph-ja, - Köpeny geokémiai fejlődése.

B B * MCICPMS* - multikollektoros ICPMS

( 11 B/ 10 B)H 3 BO 3 /( 11 B/ 10 B)B(OH) 4- (α B ) hőmérséklet függése Fórizs I. B óceánban jelen lehet: B(OH) 3 -ként (főleg 11 B) és B(OH) 4- -ként (főleg 10 B), mivel H 3 BO 3 + H 2 O B(OH) 4- + H + reakció létezik a két bór species aránya az óceánvíz ph-nak a függvénye közöttük izotóp egyensúly van: ( 11 B/ 10 B)H 3 BO 3 /( 11 B/ 10 B)B(OH) 4 - = αb (T) (izotópos egyensúlyi koefficiens) α B (T) izotóp fracionáció (~0,978) 20 o C-nál

H 3 BO 3 + H 2 O B(OH) 4- + H + Tengervízben a B 80-85 %-a B(OH) 3 -ként van jelen sósvizek > 9 Albarede, 2006

Ősi óceánok ph-ja foraminiferák karbonát vázának B-tartalmából: B óceánban jelen lehet: B(OH) 3 -ként (főleg 11 B) és B(OH) 4- -ként (főleg 10 B), közöttük izotóp egyensúly van, ami a ph függvénye A B tartózkodási ideje az óceánban több millió év, amit glaciális és interglaciális periódusok nem befolyásolnak ( 11 B/ 10 B)óceán =φh 3 BO 3 ( 11 B/ 10 B)H 3 BO 3 + φb(oh) 4 - ( 11 B/ 10 B)B(OH) 4 -, és ez az érték a geológiai időben nem változott (feltételezés)! Továbbá: ( 11 B/ 10 B)H 3 BO 3 /( 11 B/ 10 B)B(OH) 4 - = α B (T) A foraminifera vázába főleg a borát [B(OH) 4- ] épül be ( 11 B/ 10 B)foraminifera = ( 11 B/ 10 B)B(OH) 4 - = ( 11 B/ 10 B)óceán /[φh 3 BO 3 (α B (T))+(1-φH 3 BO 3 )] a biogén üledékek δ 11 B változását a tengervíz ph-változása okozta, ( 11 B/ 10 B) mérhető a recens óceánokból (hiszen állandó) és α B (T) izotóp fracionáció (~0,978) 20 o C-nál φh 3 BO 3 és a ph kiszámolható (Fig. 6.5; Alberade, 2006) Albarede, 2003

Biogén óceáni üledék δ 11 B izotóp értéke és az óceánvíz ph-nak időbeli változása Top graph shows the variation ph of surface seawater during Tertiary time as inferred from δ 11 B in shells of planktonic foraminifera in ODP cores. Bottom graph shows the concentration of atmospheric CO 2 calculated from seawater ph. They are in good agreement with CO 2 cc. measured in bubbles in the Vostok ice core. Pearson and Palmer (2000). 60 Ma ph: 7.4, ma ph: 8.1. Az utolsó hidegcsúcsnál a tengervíz ph-ja 0.3-vel volt nagyobb, mint ma. Ez egybevág azzal a megfigyeléssel, hogy ekkor az atmoszféra CO 2 szintje kisebb volt, mert a biomassza jelentős része a tenger fenékre került HCO3 - koncentráció növekedett ph növekedett. - Paleoökológia.

δ 11 B-érték: tengervíz (40 ) óceáni üledékek (0-10 ) illit üledékben (-7 - -3 ) smektit üledékben (-2 - +3 ) biogén karbonát (19-25 ) üde MORB (~- 4 ) AOC (5-12 ) CC (~-13 - -8 ) lösz (-12 - -7 ) köpeny (-12 - -3 ) Frakcionáció: az óceánvíz és a szilikátos üledékek között: ez részben a B agyagásványokon történő adszorpciós képességét is jelzi (az adszorbeálódó B szegény 11 B-ben), továbbá óceánvíz és AOC között: ez utóbbi gazdagabb 11 B-ben, mint az üde MORB (amit a szubdukciós folyamat a köpenybe juttat)

A tengervíz és a MORB olvadékának reakciójakor a B (és Li) nagy része - különösen viszonylag nagy T-en - a fluidumokkal vándorol és a T függvényében frakcionálódik. (A hidrotermális kürtők fluid-mobilis elemtartalma jellemzi a tengerfenék alatti recens magmás aktivítást.) A alábukó lemez dehidratációjából vizes fluidumokkal a köpenyékbe szállított B 11 B-ban lesz gazdag. Ha azonban a B az alábukó lemezből a köpenyékbe szilikát olvadékkal szállítódik a parciális olvadás folyamán, akkor a parciális olvadék δ 11 B értéke hasonló az alábukó lemez δ 11 B értékéhez. Ez teszi a B-t és a δ 11 B-t az alábukó üledék és a köpenyben lévő fluidumok nyomonkövetésére alkalmassá.

B körforgása Fig. 1: Schematic cross section through a subduction zone with ranges of boron concentrations and δ 11 B-values typical for natural reservoirs (modified from Peacock and Hervig, 1999). Data for boron concentrations and δ 11 B are from Spivack and Edmond (1987) for seawater, Ishikawa and Nakamura (1993) for pelagic sediments, Leeman and Sisson (1996) for fresh MORB, Smith et al. (1995) for altered oceanic crust, Chaussidon and Marty (1995) for mantle, and Rosner et al. (2003) for volcanic arcs. Isotopic analyses are given as per mil variations in the boron composition of a sample relative to the boron isotopic standard NIST 951 according to δ 11 B={[( 11 B/ 10 B) sample /( 11 B/ 10 B) standard ] 1} 1000. Wunder et al., Lithos 05

Kísérletek alapján: A B nagy fokú mobilizációt mutat az üledékből (mind a kicserélhető, mind a kötött B) nagyobb T-en (200-350 C) kapcsolat a vulkáni ív alatti köpeny olvadásának mértéke és az alábukó lemezből származó H 2 O mennyisége között. Az összes kicserélhető B az üledékekből a pórusvízbe megy át 100 C felett. A pórusokból kilépő fluidumokban lévő B jelentős része (> 90 %-a) újra megkötődik az üledékszemcséken az advektív áramlás folyamán, ahogy a hőmérséklet 25 C-ra hűl. Átlagos geotermális grádiens mellett (~50 C/km) közeledő lemezszegélyek mentén, az összes kicserélhető B sekély mélységben (~ 2,5 km) a pórusvízbe tud távozni. Kis geotermális grádiensű területeken (idősebb és hidegebb óceáni kéreg) a B abszorbeálva jut túl a sekély szubdukción. A B mobilizációs foka nagyban függ a dehidratációs T-től és az alábukó óceáni lemezből különböző szinteken távozó H 2 O mennyiségétől.

Valószínű, hogy a magma B tartalmát a litoszféra rezervoárok jelentősen nem befolyásolják B az ívmagmatitokban az alábukó lemezből származik. Az IA vulkánok B-gazdagodása változó mértékű, függően a szubdukciós zóna termális szerkezetétől. A δ 11 B értéke a szigetíven át és mentén is jelentős mértékben változhat. Általában a δ 11 B a szigetív fronton viszonylag nagy (-3 - -0,4 ), a medence felé OIB-szerű (-9 - -8 ) és nem mutat szisztematikus változást a magma típusával. Leghidegebb szubdukciós zónában legnagyobb a δ 11 B. A δ 11 B csökken a növekvő dehidratációval a 11 B szelektíven frakcionálódik a távozó fluidumokba. Mélyre szubdukált ultramafikus kőzetekben a B (és a Li) még az antigorit stabilítási zónája alatt (240 km és 700 o C) is megmarad olivinben és Tiklinohumitban, azaz az ív magmatitok alá kerülhet.

Plot of δ 11 B-values of volcanic arcs versus depth of the respective Wadati-Benioff zone for four subduction zones. Izu-Bonin: Ishikawa and Nakamura (1994); Kuriles: Ishikawa and Tera (1997); Eastern Kamchatka: Ishikawa et al. (2001); Central Andes: Rosner et al. (2003). Wunder et al., Lithos 05

turmalin-fluidum szilárd-olvadékfluidum Experimentally determined boron-isotope fractionation between solids, silicate melt, and fluid versus reciprocal T. Data for clay(b [4] ) fluid(b [3] ): Palmer et al. (1987), Williams et al. (2001); melt(b [4(3)] ) fluid(b [3] ): Hervig et al. (2002); tourmaline(b [3] ) fluid(b [3] ): Palmer et al. (1992); boromuscovite(b [4] ) fluid(b [3] ), and boromuscovite(b [4] ) basic fluid(b [4(3)] ): this study. Solid line is a least-squares linear regression of boron isotope fractionation between solid, melt(b [4] ), and fluid(b [3] ), resulting in Δ 11 B = 10.69 (1000/T [K]) + 3.88; R 2 = 0.992 (see text). Dashed line is for tourmaline fluid. Wunder et al., Lithos 05

Comparision of the T- dependence of the 11 B mineral[4]-fluid[3] (Wunder et al. 2005) and 7 Li spd[6]-fluid[?] (this study) equilibrium fractionation, both determined experimentally. The coordination shell of Li in a high p-t fluid is unknown. See text for further explanations. Wunder et al., CMP 06

White, 2003