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Die Entwicklung der Atmosphäre aus dem Erdmantel

Aus den Isotopenverhältnissen der Edelgase in vulkanischen Gesteinen läßt sich schließen, daß die irdische Lufthülle bereits in den ersten 100 Millionen Jahren der Erdgeschichte durch Entgasung des oberen Erdmantels entstanden ist und daß dessen Material sich seither nur wenig mit dem des unteren Mantels vermischt hat.

Die zweite Hälfte des 20. Jahrhunderts hat auf vielen wissenschaftlichen Gebieten und insbesondere in den Erdwissenschaften bedeutende neue Erkenntnisse gebracht. So löste die Theorie der Plattentektonik in den fünfziger Jahren eine Revolution in der Vorstellung von Aufbau und Dynamik der Erde aus, die sämtliche Bereiche der Geowissenschaften erfaßte. Außerdem ermöglichten immer raffiniertere physikalische und chemische Meßmethoden, unseren Planeten gründlicher denn je zu durchleuchten. Mit am wichtigsten und aussagekräftigsten sind Verfahren, die sich zunutze machen, daß von den meisten chemischen Elementen mehrere Isotope (Atome unterschiedlicher Masse) existieren, die als Markierungsstoffe oder – wie man nach dem englischen Wort sagt – Tracer vielfache Rückschlüsse auf Stoffkreisläufe und die Entwicklungsgeschichte unseres Planeten erlauben.

Beispielsweise können gewisse radiogene Isotope, die beim radioaktiven Zerfall entstehen, als erdgeschichtliche Chronometer dienen. Ihnen ist es zu verdanken, daß sich die relative Zeitskala, die früher anhand von Schichtfolgen und Fossilien aufgestellt worden war, in eine absolute umwandeln ließ. Durch sie kennen wir auch das Alter der Erde von 4,55 Milliarden Jahren. Isotope liefern aber noch weitaus mehr Informationen.

Genauso wie in der Medizin mit radioaktiv markierten Molekülen als Tra-cern beispielsweise Stoffwechselprozesse im menschlichen Körper erforscht und verfolgt werden, dienen Isotope den Geochemikern als Indikatoren, um Vorgänge im Inneren des ansonsten unzugänglichen Erdballs aufzuklären. Pionier dieser Methoden war Gerald Wasserburg am California Institute of Technology in Pasadena. In Europa wurden sie unter anderem von Claude J. Allègre am Laboratoire de Géochimie et Cosmochimie des Institut de Physique du Globe in Paris weiterentwickelt.

Anders als in der Medizin können Isotope allerdings nicht als Markierungsstoffe ins Erdinnere gebracht werden. Vielmehr sind Geochemiker für ihre Untersuchungen auf Paare von radioaktiven Mutter- und radiogenen Tochter-Isotopen angewiesen, die von Natur aus in irdischen Materialien vorkommen.

Solche Tracer-Paare erlauben es, die verschiedenen Erdschichten – im wesentlichen die starre Schale oder Lithosphäre, den Mantel und den Kern – gleichsam mit einer isotopischen Farbe zu kennzeichnen, die sich als charakteristisches Isotopenverhältnis darstellt. Sie geben aber auch Aufschluß darüber, wie und wann die Schichten sich trennten und wie lange dieser Vorgang dauerte.

Nach allgemeiner Überzeugung entstanden die inneren Planeten des Sonnensystems – Merkur, Venus, Erde und Mars – durch die Kollision einer Unzahl kleiner Körper, wie sie auch heute noch in Form von Meteoriten mit der Erde zusammenstoßen (siehe „Planetesimals – Urstoff der Erde“ von George Wetherill, Spektrum der Wissenschaft, August 1981, Seite 106). Unter dem Einfluß der kinetischen Energie, die bei der Kollision der Kleinkörper frei wurde, und der Wärme, die beim Zerfall radioaktiver Elemente entsteht, schieden sich die Bestandteile der Urplaneten und sammelten sich in getrennten Reservoiren (Bild 2).

Bei dieser Differenzierung wurden insbesondere auch die chemischen Elemente umverteilt. So ballten sich im Inneren unseres Planeten die besonders schweren Elemente Eisen und Nickel zu einer metallischen Phase zusammen und bildeten den Erdkern. Elemente, die sich zu zunächst schmelzflüssig vorliegenden Gesteinen geringer Dichte wie Granit verbanden, häuften sich in den auf der Oberfläche erstarrenden Kontinenten an. Diese schwammen gleichsam auf dem etwas schwereren, zähplastischen Gesteinsmaterial des Erdmantels.

Bei diesem Umschichten und Seigern der Urerde entwich ein großer Teil der in den Planetesimals enthaltenen leichtflüchtigen Stoffe und umgab den Planeten mit einer Gashülle. Diese Uratmosphäre war also ein Sekundärprodukt und hatte als solches eine ganz andere Zusammensetzung als der solare Nebel, aus dem das Sonnensystem kondensierte, oder die äußeren Gasplaneten Saturn, Jupiter und Uranus, die hauptsächlich aus Wasserstoff und etwas Helium bestehen. Hauptkomponenten der Gashüllen um die inneren Planeten waren Kohlendioxid, Stickstoff und Wasserdampf.

Auf der Erde kondensierte, als sie abzukühlen begann, der Wasserdampf und sammelte sich in den Meeren. Durch den entstehenden meteorologischen Wasserkreislauf wurde dann allmählich das Kohlendioxid aus der Atmosphäre ausgewaschen und als Carbonat im Boden gebunden. Schließlich assimilierten die pflanzlichen Lebewesen bei der Photosynthese atmosphärisches Kohlendioxid und gaben statt dessen Sauerstoff ab. So nahm die Erdatmosphäre erst im Laufe der Zeit ihre heutige Zusammensetzung an (siehe „Die Geschichte der Erdatmosphäre“ von Manfred Schidlowski, Spektrum der Wissenschaft, April 1981, Seite 16).

Außer Kohlendioxid, Stickstoff und Wasserdampf, deren Mengen sich seither teils beträchtlich verändert haben, enthielt die Uratmosphäre allerdings auch Spuren der Edelgase Helium, Neon, Argon, Krypton und Xenon. Im Unterschied zu den Hauptbestandteilen der einstigen Lufthülle gehen diese Gase in der Natur keine chemischen Verbindungen ein. Da sie sich somit unverändert in der Atmosphäre erhalten haben und zudem relativ leicht aus allen Materialien entweichen, bilden sie ideale Tracer für die Erforschung des Gasaustausches zwischen fester Erde und Atmosphäre.

Orte dieses Gasaustausches sind insbesondere die mittelozeanischen Rücken, wo sich jeweils zwei Lithosphärenplatten trennen und Gesteinsschmelze, die aus dem Mantel in die entstehende Lücke aufsteigt, zu neuer Lithosphäre erstarrt (Bild 1). Im Pariser Edelgaslaboratorium haben wir an etwa 150 Basaltproben von mittelozeanischen Rücken und 50 Gesteinsproben verschiedener Vulkaninseln die Konzentration und das Verhältnis der Edelgas-Isotope ermittelt. Die Analysen lieferten aufschlußreiche Informationen über die Entstehung der Atmosphäre und die innere Struktur und Zusammensetzung der Erde.

Edelgase als Indikatoren für das Alter der Atmosphäre

Wichtig ist, daß sich das Mengenverhältnis der Isotope von schweren chemischen Elementen beim teilweisen Aufschmelzen oder Auskristallisieren des Gesteinsmaterials praktisch nicht verändert. Wenn man zum Beispiel natürliches Argon betrachtet, das aus drei Isotopen mit den Massenzahlen 36, 38 und 40 besteht, so sollte das Mengenverhältnis von Argon-40 zu Argon-36, das wir im Basalt eines Vulkans finden, das gleiche sein wie an der Stelle im Erdmantel, an der die Lava durch partielles Aufschmelzen entstanden ist. Mark D. Kurz und Bill Jenkins vom Ozeanographischen Institut in Woods Hole (Massachusetts) haben nachgewiesen, daß dies in den Basalten der mittelozeanischen Rücken oder kurz MORBs (nach englisch mid-ocean ridge basalts) sogar für das leichte Helium gilt. Da diese aus Mantelmaterial gebildeten Basalte geologisch sehr jung sind, haben sich ihre Isotopenverhältnisse seit ihrer Verfestigung am Meeresboden nicht durch radioaktiven Zerfall geändert. Durch Analyse der in den MORBs eingeschlossenen Edelgase kann man also die heutigen Isotopenverhältnisse im Erdmantel ermitteln. Mit Unterstützung von André Lecomte haben wir am Institut de Physique du Globe zwei Edelgasspektrometer, Aresibo I und II, in Betrieb genommen, mit denen sich die Konzentrationen und Isotopenverhältnisse aller in Gesteinen enthaltenen Edelgase ermitteln lassen. Im Jahre 1982 gelang uns damit erstmals der Nachweis, daß das Mengenverhältnis der Xenon-Isotope (mit den Massenzahlen 124, 126, 128 bis 132, 134 und 136) in den basaltischen Gläsern von mittelozeanischen Rücken von dem in der Atmosphäre verschieden ist. Eines der Isotope, nämlich Xenon-129, ist besonders interessant. Die höchsten Isotopenverhältnisse , die wir in diesen Gläsern messen konnten, liegen bei 7,7 – gegenüber 6,5 in der Atmosphäre. Derart hohe Werte sind noch in keinem anderen irdischen Gestein gefunden worden und bisher nur von Meteoriten bekannt. Xenon-129 entsteht durch den radioaktiven Zerfall von Iod-129 (siehe Kasten auf Seite 40). Dessen Halbwertszeit ist mit 17 Millionen Jahren im Vergleich zum Alter der Erde extrem kurz. Deshalb existiert natürliches Iod-129 heute nicht mehr – man sagt, es sei ausgestorben. Unter diesen Umständen aber bedeutet ein erhöhtes -Verhältnis in den ozeanischen Basalten, daß der allergrößte Teil der Atmosphäre bereits aus dem Erdmantel ausgegast war, als dieser noch Iod-129 enthielt; das Iod wandelte sich erst nach der Hauptausgasung in Xenon-129 um und erzeugte so die heute gemessenen hohen Anteile dieses Isotops (Bild 3). Wäre vor der Entstehung der Atmosphäre bereits alles Iod-129 zerfallen gewesen, würden wir in Erdmantel und Atmosphäre die gleichen Isotopenverhältnisse messen. Ein radioaktives Isotop gilt als ausgestorben, wenn ungefähr zehn Halbwertszeiten verstrichen sind. Im Falle des Iod-129 sind das 170 Millionen Jahre. Demnach muß sich der Hauptteil der Atmosphäre spätestens 170 Millionen Jahre nach der Entstehung der Erde gebildet haben. Wegen der kurzen Lebensdauer von Iod-129 bleibt die Aussagekraft des Isotopenpaars allerdings auf diese frühe Zeitspanne beschränkt. Doch kann ein anderes Edelgas, das Argon, Auskunft über den anschließenden Zeitraum geben. Kalium-40 bildet nämlich einerseits durch radioaktiven Beta-Zerfall Calcium-40, andererseits durch Elektronen-Einfang Argon-40 (siehe Kasten auf Seite 40). Seine Halbwertszeit von 1,25 Milliarden Jahren ist mit dem Alter der Erde vergleichbar. Mit Hilfe von Argon läßt sich daher die gesamte Entgasungsgeschichte des Erdmantels übersehen – allerdings mit wesentlich geringerer zeitlicher Auflösung als beim Xenon. Tatsächlich ist in MORBs auch Argon-40 gegenüber der Atmosphäre angereichert – und zwar teilweise beträchtlich. Während die irdische Lufthülle ein -Verhältnis von 296 hat, konnten wir in mittelozeanischen Basaltgläsern vielfach Werte von mehr als 20000, ja in einigen Fällen sogar um 30000 nachweisen (Bild 4).

Keineswegs trivial: die Meßtechnik

Damit solche Analysen wirklich zuverlässig sind, bedarf es einer ausgeklügelten Meßtechnik. In unserem Laboratorium werden die Glasproben entweder stufenweise bei immer höheren Temperaturen entgast oder unter Ultrahochvakuum zerstoßen und die dabei entweichenden Edelgase direkt in einem Massenspektrometer gemessen. Beide Methoden sollen verhindern, daß Kontaminationen mit im Meerwasser gelösten atmosphärischen Edelgasen bei der Messung mit erfaßt werden. Die mittelozeanischen Basalte entstehen am Meeresboden in bis zu mehreren Kilometern Tiefe. Nun enthält Meerwasser relativ große Mengen gelöster atmosphärischer Edelgase, die sich mit denen in den Basalten mischen können. Einer der Gründe, warum wir ausschließlich die äußeren, glasartigen Bereiche der MORBs (siehe Bild 6) verwenden, liegt darin, daß diese sich beim Kontakt der ausströmenden Lava mit dem Meerwasser schlagartig bilden, wobei die enthaltenen Edelgase praktisch in ihnen eingesiegelt werden. Das Innere der am Meeresboden austretenden Basaltströme erstarrt dagegen langsam und kristallisiert dabei aus, so daß vor der Verfestigung ein Teil der Edelgase durch Risse in der äußeren glasigen Schicht entweichen kann. Außerdem wird das Gestein während der Kristallisation von Meerwasser durchtränkt und von den darin gelösten Edelgasen regelrecht überschwemmt: Immerhin enthält Meerwasser ungefähr 5000mal mehr Argon als das gleiche Volumen Basalt. Im Gegensatz dazu nehmen die basaltischen Gläser kein Meerwasser auf und werden auch nicht davon angegriffen oder zersetzt; die in ihnen eingeschlossenen magmatischen Gase sind daher auf lange Zeit vor jeder Kontamination geschützt. Werden die Edelgase nun durch stufenweises Erhitzen der Gläser unter Hochvakuum allmählich ausgetrieben, zeigt sich im allgemeinen, daß das Argon in den Niedertemperaturfraktionen isotopisch dem in der Atmosphäre nahekommt. Offenbar handelt es sich um Argon aus der Luft, das durch Adsorption relativ schwach an die Oberfläche des Gesteins gebunden ist. Erst wenn man die Entgasungstemperatur auf 900 bis 1000 Grad Celsius erhöht und die Glä-ser aufschmelzen, wird Argon mit einem sehr hohen -Verhältnis freigesetzt. Ähnliches gilt auch für die anderen Edelgase. Den Grund dafür erkennt man auf polierten Anschliffen der Basaltgläser. Sie sind durchsetzt mit zahlreichen winzigen Bläschen, die sich gebildet haben, als beim Aufstieg des Magmas durch Druckentlastung die darin gelösten Gase – hauptsächlich Kohlendioxid – ausperlten. Beim Abschrecken wurden die Bläschen im Gestein gleichsam eingefroren. Wie theoretische Untersuchungen ergaben, sammeln sich auch die magmatischen Edelgase zum allergrößten Teil in diesen Bläschen und bleiben – vielleicht mit Ausnahme des Heliums – nach dem Erstarren darin eingeschlossen. Erst beim Erhitzen auf fast 1000 Grad oder beim mechanischen Zerstoßen werden die Bläschen aufgebrochen.

Die Zirkulation des Erdmantels

Wenn aus dem Erdmantel entweichende Gase die Atmosphäre geschaffen haben, muß das freilich nicht heißen, daß der gesamte Mantel ausgegast ist. Tatsächlich weiß man aus den Laufzeiten und der Reflexion von Erdbebenwellen im Erdinneren, daß der Erdmantel in zwei Schichten gegliedert ist: Die obere reicht von etwa 10 bis 670 Kilometern, die untere von 670 bis 2900 Kilometern Tiefe. Könnte es also sein, daß die Entgasung auf den oberen Mantel beschränkt blieb? Diese Frage berührt unmittelbar eines der großen aktuellen Probleme der Erdwissenschaften (siehe „Innenansichten der Erde“, Spektrum der Wissenschaft, August 1991, Seite 72). Weitgehend einig sind sich die Geowissenschaftler, daß der große Wärmeunterschied zwischen dem relativ kühlen oberen und dem heißen unteren Rand des Erdmantels Konvektionsströmungen verursacht, bei denen an gewissen Stellen unter der Wirkung von Auftriebskräften heißes und dadurch spezifisch leichteres Material aus der Tiefe nach oben dringt und dafür an anderen Stellen kühleres Material von oben absinkt (Bild 1). Geteilte Meinungen herrschen dagegen über die Größe der Konvektionswalzen. Nach einem Modell erstrecken sie sich über die ganze Tiefe des Erdmantels. Bei einem anderen dagegen liegen zwei weitgehend unabhängig voneinander konvektierende Schichten übereinander. Für beide Modelle gibt es gute Argumente. Können die Edelgase vielleicht eine Entscheidungshilfe geben? Unter allen vulkanischen Materialien sind die MORBs, die sich aus teilweise geschmolzenem Gestein des oberen Erdmantels am Meeresboden gebildet haben, weitaus die häufigsten. Es gibt in den Ozeanen aber auch zahlreiche vulkanische Inseln und submarine Vulkane. Viele davon bestehen zwar gleichfalls aus Lava, deren Ursprung nachweislich im oberen Mantel liegt; bei einigen dagegen – wie Hawaii, Island oder Réunion – lassen verschiedene, insbesondere petrologische Befunde darauf schließen, daß ihr Gestein aus einer besonders tiefen Zone des Erdmantels stammt. Man bezeichnet solche Stellen isolierter, sehr tiefreichender vulkanischer Aktivität auch als Hot Spots – auf deutsch: heiße Flecken (siehe „Hot Spots: heiße Flecken auf der Erde“ von Gregory E. Vink, W. Jason Morgan und Peter R. Vogt, Spektrum der Wissenschaft, Juni 1985, Seite 62). An 50 Basaltgläsern von Hot-Spot-Vulkaninseln haben wir die Mengenverhältnisse der verschiedenen Edelgas-Isotope bestimmt. Interessanterweise unterscheiden sie sich sehr stark von denen der MORBs und ähneln statt dessen weitgehend denen von Luft. So ergaben sich für Neon und Xenon dieselben Werte wie in der Atmosphäre, und auch das Verhältnis ist mit etwa 400 nur leicht höher als das von 296 für Luft. Dies deutet klar darauf hin, daß der untere Erdmantel nicht entgast worden ist. Nur unter dieser Bedingung nämlich spielen die geringen Mengen an radiogenen Isotopen wie Xenon-129 und Argon-40, die im unteren Mantel seit der Bildung der Atmosphäre durch radioaktiven Zerfall neu entstanden sind, gegenüber der großen Überzahl der von Anfang an vorhandenen Edelgase keine oder nur eine geringe Rolle. Helium bildet einen Sonderfall, da es wegen seiner geringen Masse nicht von der Erdgravitation zurückgehalten werden kann und daher mit der Zeit aus der Atmosphäre ins Weltall entweicht. Außerdem wird durch den radioaktiven Zerfall von Uran, das in den Kontinenten angereichert ist, unablässig Helium-4 erzeugt und an die Atmosphäre abgegeben. Dadurch ist Helium-3 im Vergleich zur Frühzeit der Erde heute in der Luft unterrepräsentiert. Wir haben in den Basalten von Hawaii, Island und Réunion die höchsten je gemessenen Werte für das Isotopenverhältnis 3He/4He gefunden. Auch dies ist ein deutlicher Hinweis, daß es sich um wenig entgastes magmatisches Material handelt, in dem sich große Mengen sogenannter primordialer Edelgase erhalten haben.

Signaturen von Mischungen

Genauer betrachtet, sind die Ergebnisse unserer Analysen allerdings etwas komplizierter. Selbst wenn die Gesteinsproben unter Ultrahochvakuum zerstoßen oder stufenweise entgast werden und im letzteren Fall nur die Proben mit den höchsten Anteilen an radiogenen Isotopen Berücksichtigung finden (weil die anderen kontaminiert sein könnten), zeigen die Isotopenverhältnisse der Edelgase in Basaltgläsern vom gleichen Typ nämlich gewisse Schwankungen. Wir erklären sie damit, daß sich – bedingt durch die Mantelkonvektion – Materialien verschiedener Herkunft teilweise mischen (Bild 1). So kann Magma aus dem unteren Mantel bei seinem Aufstieg in sogenannten Plumes (pilzartigen Aufströmungen im Erdmantel, die in gewisser Weise Rauchsäulen in der Atmosphäre ähneln) etwas Material aus dem oberen Mantel aufnehmen. Umgekehrt wird an mittelozeanischen Rücken unter Umständen in geringem Ausmaß auch Gestein aus größerer Tiefe mit nach oben geführt. Solche Mantelmischungen ergeben logischerweise Isotopenverhältnisse, die zwischen den Werten der beiden Komponenten liegen. Für diese Interpretation spricht, daß die Isotopenverhältnisse der verschiedenen Edelgase in Proben von unterschiedlichen mittelozeanischen Rücken miteinander korrelieren: Findet man bei einem Verhältnis eine Abweichung, so zeigen die anderen ausnahmslos ebenfalls Abweichungen – und zwar in dieselbe Richtung. Genau dies ist aber für Mischungen zu erwarten. Solche linearen Korrelationen treten dabei nicht nur zwischen den Mengenverhältnissen der Isotope von ein und demselben Element auf, sondern auch zwischen denen verschiedener Edelgase (Bild 7). Überdies sind die Isotopenverhältnisse der Edelgase sogar mit denen nicht-gasförmiger Elemente korreliert, die üblicherweise ebenfalls als Tracer verwendet werden. Diese schwerflüchtigen Elemente wie Strontium, Neodym und Blei haben sich im Verlauf der Erdgeschichte in den wachsenden Kontinenten angereichert, so daß der obere Erdmantel daran verarmt ist. Aus diesem Grund findet man auch bei ihnen in verschiedenen Mantelregionen unterschiedliche Isotopenhäufigkeiten (siehe „Die chemische Entwicklung des Erdmantels“ von R.K. O’Nions, P.J. Hamilton und Norman M. Evenson, Spektrum der Wissenschaft, Juli 1980, Seite 75). Beispielsweise ist das Verhältnis von Strontium-87 zu Strontium-86 in MORBs (Herkunft: oberer Mantel) deutlich geringer als in Hot-Spot-Vulkangestein (Herkunft: unterer Mantel). Eine der ersten Korrelationen, die wir nachweisen konnten, besteht zwischen den Isotopenverhältnissen von Argon und Strontium. Da die Situation beim Strontium allerdings der beim Argon entgegengesetzt ist (das Isotopenverhältnis von Argon ist im oberen Mantel höher als im unteren, das von Strontium dagegen niedriger) ist diese Beziehung nicht linear wie zwischen den Edelgasen, sondern hyperbolisch: Wenn steigt, fällt und umgekehrt (Bild 8 oben). Immerhin streuen die Meßwerte relativ stark. Das könnte daran liegen, daß der Erdmantel nicht zwei-, sondern dreigeteilt ist, also außer den beiden erwähnten Zonen – einer stark entgasten oberen und einer fast jungfräulichen unteren – noch eine dritte enthält. Möglicherweise besteht sie aus in den Mantel abgetauchter ozeanischer Kruste mitsamt den darauf abgelagerten Sedimenten. (Wo zwei Platten kollidieren, wird die eine unter die andere hinabgedrückt – ein Vorgang, den man als Subduktion bezeichnet.) Dieses Reservoir hätte wie der untere Erdmantel ein niedriges - und ein hohes -Verhältnis; aber die Konzentration an Strontium wäre deutlich höher als im unteren Erdmantel. Bei Mischungen von Material aus dieser Zone und dem oberen Mantel ergäbe sich daher zwar auch eine hyperbolische Korrelation zwischen den Isotopenverhältnissen von Argon und Strontium, doch hätte die Kurve eine etwas andere Form. In den experimentell gemessenen Argon-Strontium-Diagrammen überlagern sich möglicherweise die verschiedenen Kurven. Für das Verhältnis von Blei-206 zu Blei-204 ist die Korrelation mit dem Argon besser (Bild 8 unten). Hier sind deutlich zwei Mischungspole zu erkennen: einer mit einem -Verhältnis von 19,4 und mit einem -Verhältnis unter 1000 sowie ein zweiter mit einem -Verhältnis von etwa 18 und einem -Verhältnis über 30000. Bei dem Reservoir mit dem hohen Anteil an Blei-206, dem der erste Pol entspricht, handelt es sich sehr wahrscheinlich um subduzierte Kruste; denn sowohl Blei-206 als auch sein Mutter-Isotop Uran-238 sind in Krustenmaterial und Sedimenten angereichert. Das andere Reservoir ist zweifellos der obere Erdmantel. Einige Punkte unterhalb der Hauptmischkurve dürften zu einem dritten Pol gehören, der höchstwahrscheinlich dem unteren Mantel zuzuordnen ist.

Verlauf und Ausmaß der Entgasung des Erdmantels

Mit den von uns bestimmten Isotopenverhältnissen der Edelgase lassen sich somit das Ausmaß und der Verlauf der Entgasung des Erdmantels rekonstruieren. So machen unsere Messungen deutlich, daß der obere Mantel mehr als 99 Prozent seiner flüchtigen Bestandteile verloren hat. Nehmen wir als Beispiel Argon. Die höchsten gemessenen -Werte im oberen Mantel sind 30000, während man im nicht entgasten Reservoir lediglich Werte um 400 findet. Diese beiden Zahlen liefern eine Untergrenze für den Entgasungsgrad; denn danach muß die Konzentration von Argon-36 im oberen Mantel mindestens im Verhältnis 400/30000 oder 1/75 geringer sein als im nicht entgasten unteren. Das genaue Verhältnis ist allerdings noch kleiner, da im Laufe der Erdgeschichte nicht nur Argon-36, sondern später auch Argon-40 in die Atmosphäre entwichen ist. Durch die Entgasung wurde die Konzentration an Argon-36 im Vergleich zu der an Kalium-40 im oberen Mantel extrem gering, so daß durch den radioaktiven Zerfall des Kaliums das Isotopenverhältnis im Laufe der Erdgeschichte sehr viel schneller anwuchs als im unteren, nicht entgasten Mantelteil. Die andere Botschaft der Edelgase ist, daß die Entgasung sehr früh erfolgte. Da die Atmosphäre aus dem Erdmantel stammt und niedrige Isotopenverhältnisse von Argon und Xenon aufweist, muß die Hauptentgasung zu einer Zeit stattgefunden haben, als diese Verhältnisse im Erdmantel noch klein waren und insbesondere Iod-129 noch existierte. Wie oben dargelegt, verweist dies die Bildung der Atmosphäre in die ersten 170 Millionen Jahre der Erdgeschichte. Allerdings war die Entgasung sicherlich kein plötzliches, dramatisches Ereignis, sondern ein kontinuierlicher Vorgang, der sich in der weiteren Erdgeschichte – wenn auch in weitaus geringerem Maße – fortsetzte und bis heute andauert; immer noch werden beispielsweise bei Vulkanausbrüchen große Mengen Gas ausgestoßen. Wir haben daher ein Modell entwickelt, das den zeitlichen Verlauf der Entgasung beschreibt. Dazu stellten wir eine Gleichung mit mehreren freien Parametern für die zeitabhängige Entwicklung der Entgasungsgeschwindigkeit auf. Für die Parameter setzten wir plausible Werte ein und berechneten, welche Isotopenverhältnisse sich für die Atmosphäre und die verschiedenen Bereiche des Erdmantels ergaben. Anschließend paßten wir die Parameter so an, daß die berechneten Isotopenverhältnisse mit den an den Basaltproben ermittelten übereinstimmten. Dabei zeigte sich, daß es mindestens zwei Entgasungsphasen gegeben haben muß: Auf ein sehr schnelles und intensives Austreiben von flüchtigen Stoffen folgte eine Periode allmählicher Gas-Exhalation, die bis heute andauert. Die erste Phase erstreckte sich über einen Zeitraum von nur etwa 100 Millionen Jahren, und an ihrem Ende nahm die Entgasungsgeschwindigkeit sehr rasch ab. Während dieses kurzen Zeitraums entwich fast die gesamte Mitgift der Erde an Argon-36 aus dem oberen Mantel. Argon-40 war bei der Entstehung der Erde dagegen lediglich in unbedeutender Menge vorhanden und bildete sich erst im Laufe der Zeit durch radioaktiven Zerfall von Kalium-40. Es begann also erst während der zweiten Entgasungsphase zu entweichen, sobald es in ausreichender Menge vorhanden war – und auch das nur zu einem geringen Teil (Bild 5).

Eine kosmische Komponente

Vor kurzem ist es uns gelungen, auch die Neon-Isotopenverhältnisse und in mittelozeanischen Basalten präzise zu bestimmen. Sie sind wie die der anderen Edelgase deutlich höher als in der Atmosphäre. So erreichen und Maximalwerte von 13 beziehungsweise 0,07 gegenüber 9,8 beziehungsweise 0,029 in Luft. Außerdem findet man wiederum bei Proben aus verschiedenen Ozeanen eine außergewöhnlich gute lineare Korrelation zwischen den Isotopenverhältnissen, was sich, wie erwähnt, durch Mischung unterschiedlicher Mantelkomponenten erklären läßt. Auch in diesem Falle kann man die höheren Isotopenverhältnisse und die gute Korrelation darauf zurückführen, daß der obere Mantel bereits zu einem frühen Zeitpunkt der Erdgeschichte hochgradig entgast ist. Allerdings entsteht keines der Neon-Isotope direkt beim radioaktiven Zerfall; statt dessen werden einige indirekt durch Kernreaktionen erzeugt. Wie George Wetherill bereits 1954 an der Universität Chicago entdeckt hat, kann beispielsweise ein Sauerstoff-18-Atom ein Alpha-Teilchen (einen Heliumkern aus je zwei Protonen und Neutronen) einfangen und gleichzeitig ein Neutron ausstoßen, wodurch es sich in Neon-21 umwandelt. Andere Umwandlungen des gleichen Typs ergeben Neon-22, wogegen durch diese Art von Reaktion nur vernachlässigbar kleine Mengen an Neon-20 erzeugt werden. Die benötigten Alpha-Teilchen stammen aus den Zerfallsketten des Urans und von Thorium-232 – beides Elemente, die in allen natürlichen Gesteinen vorkommen (siehe Kasten auf Seite 40). Daraus ergibt sich beim Neon ein Problem. Zwar reichen die Uran- und Thorium-Konzentrationen im oberen Erdmantel aus, das Verhältnis von etwa 0,03 auf 0,07 anwachsen zu lassen. Doch sollten diese Reaktionen, da sie zwar Neon-22, aber fast kein Neon-20 erzeugen, nicht zugleich auch das Verhältnis anheben, sondern es im Gegenteil sogar senken – nach theoretischen Berechnungen von 9,80 auf 9,78. Nun sind nicht nur die Ergebnisse für Neon ungewöhnlich. Außer Neon-20 scheint auch Helium-3 in zu großer Menge im oberen Erdmantel vorzuliegen. Das wird besonders deutlich, wenn man die relativen Häufigkeiten der verschiedenen Edelgase in den MORBs betrachtet. Sie nehmen von Xenon-130 über Krypton-84 bis Argon-36 stetig ab. Dies steht in Einklang mit der Tatsache, daß die leichteren Elemente jeweils beweglicher und flüchtiger sind und dadurch schneller entweichen können, so daß sie vollständiger aus dem Erdmantel ausgegast sind. Helium-3 und Neon fallen mit ihrer viel zu hohen Konzentration in MORBs jedoch aus der Reihe. Es gibt freilich ein anderes natürliches Material, das sich durch große Mengen Helium und Neon auszeichnet und zudem ungewöhnlich reich an den Isotopen Helium-3 und Neon-20 ist: extraterrestrische Materie, die in Form von Meteoriten auch heute noch in beachtlichen Massen auf der Erde niedergeht. Den Hauptteil bilden nicht die großen Brocken, deren Einschlag oder Fund Aufsehen erregt, sondern der kosmische Staub aus winzigen Objekten mit Durchmessern von tausendstel bis zehntel Millimetern (Bild 9). Nach Feststellungen der Arbeitsgruppe von Michel Maurette an der Universität Orsay fallen jährlich zwischen 5000 und 10000 Tonnen dieser Mikrometeorite auf die Erdoberfläche. Die kleinen Partikel finden sich nahezu intakt im Eis von Grönland und der Antarktis. Dies brachte uns auf eine Hypothese, welche die anomalen Isotopenverhältnisse von Neon und Helium gut erklären würde. Nachdem der obere Erdmantel durch intensives Entgasen fast alle flüchtigen Bestandteile verloren hatte, wurde demnach extraterrestrische Materie – wahrscheinlich in Form von Meteoriten – in ihn eingebracht. Das geschah vermutlich über die Subduktion ozeanischer Platten. Nach unseren Abschätzungen war dieser Materialfluß in der Vergangenheit größer – in Übereinstimmung mit dem Befund, daß die Erde damals noch stärker von Meteoriten bombardiert wurde. Vielleicht mag diese Hypothese zu weit hergeholt scheinen. Tatsache ist jedoch, daß Wissenschaftler um Jun-ichi Matsuda von der Universität Kobe und Minoru Ozima von der Universität Tokio bei Untersuchungen an Tiefseesedimenten mit eingeschlossenen Mikrometeoriten festgestellt haben, daß kosmisches Helium und Neon darin außergewöhnlich fest gebunden ist. Auch in unserem Laboratorium zeigte sich, daß Mikrometeorite auf über 1000 Grad Celsius erhitzt werden müssen, um die enthaltenen kosmischen Edelgase abzugeben. Abtauchende Lithosphärenplatten sind um einiges kühler: Der Subduktionsvulkanismus, der durch Entwässerung dieser Platten bei hohem Druck ausgelöst wird, findet schon bei Temperaturen um 700 Grad Celsius statt. Durch Subduktion könnten also sehr wohl kosmische Edelgase in den Erdmantel gelangen. Die Isotopen-Geochemie der Edelgase erweist sich somit als vereinbar mit der Vorstellung, daß die Erdatmosphäre durch Ausgasen des oberen Erdmantels entstanden ist, und zeigt, daß dies zum allergrößten Teil in den ersten 100 Millionen Jahren der Erdgeschichte stattfand. Außerdem liefert sie überzeugende Argumente für jene Modellvorstellung, wonach der Erdmantel aus zwei übereinanderliegenden Schichten besteht, die kaum Material untereinander austauschen: einer oberen, deren Konvektionszellen an mittelozeanischen Rücken an die Oberfläche kommen, und einer unteren, von der Hot Spots Stichproben zutage fördern. Schließlich deutet sie darauf hin, daß die stark entgaste obere Mantelzone im Laufe der Erdgeschichte kontinuierlich mit kosmischem Staub aufgefüttert wurde.


Aus: Spektrum der Wissenschaft 2 / 1993, Seite 36
© Spektrum der Wissenschaft Verlagsgesellschaft mbH
2 / 1993

Dieser Artikel ist enthalten in Spektrum der Wissenschaft 2 / 1993

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