Ài 5 Z THESE présentée à LA FACULTE DES SCIENCES UNIVERSITE DE NEUCHATEL pour l'obtention du grade de DOCTEURESSCIENCES par Rüdiger Jantschik Géologue diplôme de l'Université de Göttingen Mineralogische und geochemische Untersuchungen spätquartärer Tiefsee- sedimente aus dem Westeuropäischen Becken (bei 47°30' N und 19°30f W) Commission d'Examen: MM. B.KÜBLER Président (Neuchâtel) M. DELALOYE Examinateur (Genève) H. HEINRICH Examinateur (Hambourg) F. NYFFELER Examinateur (Neuchâtel) E. SEIBOLD Examinateur (Fribourg en Br.) - 1991 - IMPRIMATUR POUR LA THÈSE Mineralogische und geochemische Unter- suchungen spätquartärer Tiefseesed">me.nte aus dem Westeuropäischen Becken (bei 47°30'N und 19°30'W) de Monsieur Rüdiger Jantschik UNIVERSITÉ DE NEUCHÂTEL FACULTÉ DES SCIENCES La Faculté des sciences de l'Université de Neuchâtel sur le rapport des membres du jury, MM.. ß. Kubier, F. Nyffeler, M. Delaloye (Genève), E. Seibold (Fribourg en Br.) et H, Heinrich (Hambourg) autorise l'impression de la présente thèse. Neuchâtel, le 13 octobre 1992 Le doyen : A. Robert How inappropriate to call this planet Earth, when clearly it is Ocean. Arthur C. Clarke INHALTSVERZEICHNIS Seite LISTE DER ABKÜRZUNGEN.............................................................................................1 RESUME.............................................................................................................................2 ABSTRACT.......................................................................................................................3 ZUSAMMENFASSUNG.......................................................................................................4 DANKSAGUNG...................................................................................................................5 1. EINLEITUNG.................................................................................................................6 1.1. FRAGESTELLUNG...............................................................................................7 1.2. ARBEITSGEBIET.................................................................................................8 1.3. GEOLOGISCHER RAHMEN....................................................................................8 1.4. KLIMA UND HYDROGRAPHIE...............................................................................9 1.5. UNTERSUCHUNGSMATERIAL.............................................................................1 1 2. METHODEN.................................................................................................................1 1 2.1. PROBENAHME..................................................................................................1 1 2.1.1. Probenahme auf See.........................................................................1 1 2.1.2. Probenahme im Labor.......................................................................1 2 2.2. SEDIMENTOLOGISCHE BEARBEITUNG.................................................................12 2.2.1. Korngrößenanalyse...........................................................................1 2 2.2.1.1. Coulter Counter................................................................. 1 2 2.2.1.2. Galai CIS1 Oriel-Laser.......................................................13 2.2.2. Dünnschliff-Herstellung....................................................................1 4 2.2.3. Elektronen-Mikroskopie....................................................................1 4 2.3. MINERALOGIE..................................................................................................1 4 2.3.1.Gesamtsediment................................................................................1 5 2.3.1.1. Probenaufbereitung...........................................................1 5 2.3.1.2. Qualitative und quantitative Auswertung............................15 2.3.2. Nichtkarbonatische Sedimentfraktionen <2 ^m und 2-16 u,m..............16 2.3.2.1. Probenaufbereitung...........................................................1 6 2.3.2.2. Mineralidentifizierung.......................................................1 7 2.3.2.3. Semiquantitative Analyse..................................................1 8 2.3.2.4. Reproduzierbarkeit der Messungen.....................................19 2.3.2.5. Vergleich von Philips- und Scintag-Röntgendiffraktometer..2 0 2.4. GEOCHEMIE.....................................................................................................2 0 2.4.1. Röntgenfluoreszenz-Analyse.............................................................2 0 2.4.1.1. Hauptelemente...................................................................2 0 2.4.1.2. Spurenelemente.................................................................21 2.4.2. Plasma-Emissions-Spektroskopie (Seltene Erden)..............................21 2.4.3. Chemische Analyse der HCl - löslichen Phase....................................22 2.4.4. Karbonatbestimmung (Scheibler-Kalzimeter).....................................23 2.4.5. K/Ar-Datierungen............................................................................24 2.4.6. Rb/Sr-Isotopenanalyse.....................................................................24 3. ERGEBNISSE..............................................................................................................25 3.1. SEDIMENTE.....................................................................................................2 5 3.1.1. Sedimenttypen.................................................................................25 3.1.1.1. Foraminiferal Ooze............................................................25 3.1.1.2. Foraminiferal Nannofossil Chalk.........................................26 3.1.1.3. Diamicton..........................................................................26 3.1.1.4. Cemented Marl..................................................................26 3.1.1.5. Turbidite...........................................................................26 3.1.2. Sedimentverteilung im Untersuchungsgebiet......................................27 3.1.3. Korngrößenanalyse...........................................................................28 3.1.3.2. Coulter Counter.................................................................28 3.1.3.1. Galai CISl-Oriel Laser.......................................................29 3.2. STRATIGRAPHIE..............................................................................................3 0 3.2.1. Paläomagnetik..................................................................................3 0 3.2.2. Biostratigraphie...............................................................................3 0 3.2.3. Sauerstoffisotope............................................................................31 3.2.4. Karbonatstratigraphie....................................................................3 2 3.2.5. Ice-rafted detritus (IRD)-Stratigraphie'...........................................32 3.2.6. Zusammenfassung............................................................................33 3.3. MINERALOGIE...................................................................................................34 3.3.1. Mineralogie Gesamtsediment.............................................................34 3.3.1.1. Karbonatminerale...............................................................3 4 3.3.1.2. Silikatminerale..................................................................35 3.3.1.3. Mineralverteilung in den Kernen.........................................36 3.3.2. Mineralogie der karbonatfreien Fraktionen <2 u.m und 2-16 ^m..........38 3.3.2.1. Mineralverteilung und Sedimenttypen.................................39 3.3.2.2. Mineralverteilung in den Kernen.........................................40 3.3.2.2.1. Prozentuale Verteilung der Phyllosilikate.........................4 0 3.3.2.2.2. Absolute. Intensitäten d. Phyllo- u. Nicht-Phyllosilikate...41 3.3.2.2.3. Total clay index (TCI) und total non clay index (TNCI)......41 3.3.2.3. Glimmerzusammensetzung..................................................4 2 3.3.2.4. Illitkristallinität................................................................4 3 3.3.2.4.1. Illitkrislallinität und Paläoklima.......................................44 3.3.2.5. Chloritzusammensetzung....................................................4 5 3.3.3. Zusammenfassung Mineralogie...........................................................4 6 3.4. GEOCHEMIE......................................................................................................4 7 3.4.1. Röntgenfluoreszenz-Analyse.............................................................4 7 3.4.1.1. Korrelation der Elemente....................................................47 3.4.1.2. Vergleich mit anderen marinen Sedimenten.........................50 3.4.1.3. Zusammenfassung..............................................................5 0 3.4.2. Chemische Analyse der HCl - löslichen Phase.....................................5 1 3.4.2.1. Einleitung...........................................................................5 1 3.4.2.2. Ergebnisse der Korrelationen..............................................51 3.4.2.3. Elementverteilung in den Sedimenten..................................53 3.4.2.4. Zusammenfassung..............................................................55 3.4.3. Seltene Erden (REE)...........................................................................5 6 3.4.3.1. Zusammenfassung..............................................................5 7 3.4.4. Rb/Sr-Isotopenanalysen....................................................................5 7 3.4.4.1. Einleitung...........................................................................5 7 3.4.4.2. Ergebnisse.........................................................................5 8 3.4.4.3. Diskussion.........................................................................5 9 3.4.4.4. Zusammenfassung..............................................................61 3.4.5. K/Ar-Datierungen.............................................................................61 3.4.5.1. Einleitung...........................................................................61 3.4.5.2. Ergebnisse und Diskussion..................................................62 3.4.5.2.1. Alter der potentiellen Liefergebiete.................................62 3.4.5.2.2. K/Ar-Alter der Fraktionen <2 ^m und 2-16 ^m...............63 3.4.5.2.3. K/Ar-Alter der Dropstones.............................................64 3.4.5.2.4. Vergleich K/Ar-Alter zu Rb/Sr-Daten.............................65 3.4.5.2.5. Zusammenfassung...........................................................6 6 4. DISKUSSION UND INTERPRETATION.......................................................................6 6 4.1. HERKUNFT UND TRANSPORT DER SILIKATISCH-DETRITISCHEN MINERALE...........6 6 4.1.1. Mineralassoziationen.........................................................................6 7 4.1.1.1. Herkunft der Phyllosilikate.................................................67 4.1.1.2. Herkunft der Nicht-Phyllosilikate.......................................70 4.1.1.3. Zusammenfassung..............................................................7 2 4.2. IRD-MAXIMA 1, 2, 4 und 5 (CM)......................................................................73 4.2.1. Paläozeanographie.................................................................7 4 4.3. SEDIMENTATIONSMODELLE...............................................................................7 5 4.3.1. Warmzeiten (FO)...................................................................7 5 4.3.2. Kaltzeiten (Dl)......................................................................75 4.3.3. IRD-Maxima (CM).................................................................7 6 5. SCHLUSSFOLGERUNGEN............................................................................................7 6 6. LITERATURVERZEICHNIS..........................................................................................78 7. ANHANG 7.1. LEGENDE ZU DEN ABBILDUNGEN..............-..- 7.2. ABBILDUNGEN 1 -^22........................'. 7.3. KERNBESCHREIBUNGEN (Abb. 123 - 128) 7.4. DATEN MINERALOGIE (Tab. 13 - 29)....... 7.5. DATEN GEOCHEMIE (Tab. 30 • 37)....... 7.6. TAFELN................................................. Zwischen der Präsentation der vorliegenden Arbelt und der Drucklegung sind Publikationen erschienen, die die von Heinrich (1988) genannten Alter für die IRD-Peaks korrigiert haben. Bmeckeret ai, {1992): Climate Dynamics, 6, 265 - 273. Bond et ai, (in press): Nature. Teile dieser Arbeit sind in folgenden Artikeln publiziert: Huon et al., (1991): Bull. Suisse Min. Pótr., 71/2, 275 - 280. Jantschik S Huon (1992): Ectog. Geof. HeIv., 85/1. 195 - 212. Huon S Jantschik (in press): Ectog. Geol. HeIv. Bond et al. (in press): Nature. LISTE DER ABKÜRZUNGEN AABW = Antarktisches Tiefenwasser BP = vor heute Sft = Beaufort (Windstärke) OC = Kanarenstrom CM = Cemented Marl cpm = counts per minute (Scintag-Röntgendiffraktometer) cps = counts per second (Philips-Röntgendiffraktometer) DHI = Deutsches Hydrographisches Institut, Hamburg Dl = Diamicton (kaltzeitliches Sediment) FNC = Foraminiferal Nannofossil Chalk FO = Foraminiferal Ooze (warmzeitliches Sediment) GS = Golfstrom IC = Illit-Kristallinität ICP = Plasma-Emissions-Spektroskopie IRD = ice-rafted detritus KL = . Kolbenlot ky = 1000 Jahre LSW = Labradorstrom Ma = Million Jahre MAR = Mid-Atlantic-Ridge ME = Forschungsschiff METEOR MSW = Mittelmeerwasser NAD = Nordatlantikstrom NADW = Nordatlantisches Tiefenwasser NOAMP = Nord-Ost-Atlantisches-Monitoring-Programm NSCW = Norwegian Sea Overflow Water PC = Portugalstrom PO = Forschungsschiff POLARSTERN FEE = Seltene Erden TCI = total clay index TNCI = total non clay index TU = turbidite UR = unlöslicher Rückstand (n. Behandlung mit 10%iger HCl) XRD = Röntgendiffraktometrie XRF = Röntgenfluoreszenz-Analyse 1 RESUME Cinq carottes prélevées dans le cadre du programme NOAMP (Northeast-Atlantic Monitoring Program) et situées dans le bassin ouest-européen (47°30'N, 19°30'W, profondeur de prélèvement 3900-4500 m), ont fait l'objet d'une étude minéralogique et géochimique. La composition et la distribution des fractions fines détritiques (<:2 et 2-16 ^m) ont été déterminées dans le but de définir les sources potentielles d'apports ainsi que les mécanismes régissant le transport des particules en fonction des variations climatiques enregistrées pendant Ie Pleistocène tardif. Les sédiments sont caractérisés par des alternances de marnes calcaires ou diamicton (Dl) et de boues à foraminifères (FO). La succession lithologique de ces carottes s'accorde avec les variations climatiques, enregistrées durant le Pleistocène tardif (stades 1-12 des isotopes de l'oxygène). Quatre horizons de cemented marl (CM) contenant des carbonates authigènes ont été reconnus. Ces niveaux se situent dans la dernière période glaciaire et au passage Holocène-Pleistocène. Les sédiments datés du Pliocène sup. consistent en une craie relativement indurée composée de nannofossiles (FNC). Des turbidites constituées de volcanoclastiques, originaires d'Islande, n'ont été reconnues que dans les zones de plaines. L'étude minéralogique et géochimique montre que les minéraux silicates proviennent de différentes sources continentales. Ces particules ont été transportées de leurs lieux d'origine au site de sédimentation par les vents, par les courants océaniques ou par les icebergs. La composition minéralogique du sédiment total indique que les périodes interglaciaires sont caractérisées par un taux élevé de calcite biogénique alors que les périodes glaciaires sont caractérisées par le matériel silicate détritique. Les principaux phyllosilicates déterminés dans la fraction <2 ^m sont les smectites, Ia chlorite, Ie mica et la kaolinite. Dans la fraction 2-16 um, les minéraux en grains tels que le quartz, le feldspath potassique, le plagioclase et l'amphibole sont abondamment représentés. Les zéolithes demeurent rares. Les fractions fines provenant des cemented marls sont surtout enrichies en feldspaths, quartz et en amphiboles et appauvries en smectites et kaolinite. Des analyses de terres rares soulignent parfaitement les mélanges entre le matériel continental très différencié et le matériel basaltique peu différencié. Dans les turbidites, la distribution des terres rares est très similaire à celle que l'on observe dans les basaltes d'Islande. Les analyses isotopiques Rb-Sr effectuées sur la fraction fine non-carbonatée détritique, suggèrent un mélange binaire pour les sédiments Dl et FO. Les sédiments CM diffèrent des précédents par leurs plus hauts rapports a7Sr/86Sr (jusqu'à 0.742). Les âges apparents (K/Ar) obtenus à partir du résidu insoluble des sédiments FO et Dl varient entre 350 ±7 et 496 ±9 Ma pour la fraction <2 ^m, et de 424 ± 9 à 620 ± 11 Ma pour la fraction 2-16 Lim, alors que ceux des sédiments CM montrent des âges précambriens allant de 809 ±14 à 1141 ±18 Ma. Ces âges plus anciens impliquent une source d'apport située sur les cratons nord-américains ou groenlandais. La datation des dropstones met en évidence la diversité des sources du matériel détritique allant des basaltes tertiaires d'Islande (3.7 ±0.1 Ma) aux granites précambriens du Groenland (2460 ±28 Ma). Les fractions fines des turbidites ont livré les âges K-Ar relativement récents (295 - 361 ±7 Ma). Ces âges révélant le mélange minéralogique entre la source islandaise et les sédiments anciens repris par les turbidites lors du transport. Durant les stades interglaciaires, la fraction détritique est surtout constituée par des argiles et des silts, transportés par les courants océaniques et les vents. Pendant les périodes glaciaires, la taille et la quantité des minéraux en grains silicates augmentent considérablement. L'érosion du sol par les glaciers est vigoureuse. Le matériel est ensuite transporté par les icebergs jusqu'à la latitude du site NOAMP. L'origine des cemented marls pourrait s'expliquer par de brefs changements climatiques modifiant les courants océaniques, provoquant aussi un changement drastique dans la l'association minéralogique. Le matériel détritique transporté par icebergs à 11, 23, 47 et 59 ky BP provient surtout des terrains précambriens du nord de l'Amérique et du Groenland. Dans le même temps, la contribution des terrains basaltiques d'Islande devient insignificante. A la même époque, la circulation de l'eau profonde diminue fortement dans l'Atlantique Nord. Les conditions très particulières existant au contact eau-sédiment pourraitent expliquer la néoformation de la dolomite. Les horizons CM corrélés avec les stades 8 (=250 ky BP) et 12 (=400 ky BP), correspondent également à des changements drastiques du climat. ABSTRACT Five sediment cores from the Westeuropean Basin (at 47° 30'N, 19° 30'W, 3900 - 4500 m water depth) have been taken ,lÀfithin^the framework'okthe Northeast-Atlantic-Monitoring- Program (NOAMP) and were investigated by means of mineralogical and geochemical methods. The compositon and distribution of the detrital silicate sediment fractions were determined in order to define potential sources and possible transport mechanisms for the detritus with regard to Late Pleistocene climatic variations. The sediments consist of alternating foraminiferal oozes (FO) and calcareous marls, called diamicton (Dl). Their downcore distribution is in line with well known Late Pleistocene climatic fluctuations during oxygen-isotope stages 1-12. Four horizons of cemented marl (CM) containing authigenic carbonates are found during the last glacial period and at the Holocene-Pleistocene boundary. Slightly indurated foraminiferal nannofossil chalk (FNC) is the oldest sediment (U'Pliocene) cored, separated from Pleistocene deposits by several sedimentary gaps. The physiographic distribution of vulcano-clastic turbidites originating from the shelf of Iceland, is restricted to deep-sea plaines. Bulk sediment mineralogy displays high content of biogenic calcite during interglacials (FO), whereas glacial sedimentation (Dl) is dominated by increased inputs of silicate detrital material. The mineralogical and geochemical results demonstrate that the constituent silicate mineral phases primarily are derived from the surrounding land masses. They were transported to the environment of deposition by wind, ocean currents and ice-rafting. Principal phyllosilicates in the clay-size fraction are smectite, chlorite, mica and kaolinite. In the 2-16 |im fraction quartz, K-fetdspar, plagioclase and amphibole become more abundant. Zeolites are rare. Cemented marl fine fractions are enriched in feldspar, quartz and especially amphiboles, whereas smectite and kaolinite contents strongly decrease. Chondrite and shale normalized rare earth element (REE) patterns are best explained by mixtures of highly differentiated continental and low differentiated basaltic material. REE patterns in turbidites are similar to those observed in tertiary basalts of Iceland. Rb-Sr isotope;.data.:of. the non-carbonate fine fractions suggest binary mixing conditions of detrital input in Dl and FO sediments. CM sediments reveal highest 87sr/8GSr ratios of up to 0.742. They can not be aligned on a DI-FO mixing line and form a well defined population aside. Comparison with K/Ar ages points to old continental crystallin rock sources such as N'America and Greenland. Turbidites have lowest 87Sr/86sr values tending to a composition of young undifferentiated basalts. K/Ar apparent ages of the insoluble residue in the FO and Dl vary between 350 ±7 and 496 ±9 Ma in the clay fraction and range from 424 ±9 to 620 ±11 Ma in the 2-16 p.m fraction. CM fine fractions display Precambrian ages of 809 ±14 to 1141 ±18 Ma. This gives evidence for old rock sources preferentially located on the N'American continent and/or Greenland. Dating of dropstones demonstrate the wide range of potential sources from Tertiary (basalt, 3.7 ±0.1 Ma, Iceland) to Precambrian (granite, 2460 ±28 Ma, SW'Greenland) rocks. Basaltic turbidite fine fractions show lowest K/Ar ages of 295 to 361 ±7 Ma. Although the Iceland rock source reveal maximum ages of 18 Ma the older age of turbidite sediments is explained by taking up older detrital material during transport. During interglacials silicate detrital input mainly consists of clay and silt fractions according to the prevailing transport mechanisms such as ocean currents and wind activity. In glacial periods an important contribution by ice-rafting due to a southward shift of the polar front is recognized, increasing the grain size of the detritus and the content of non-phyllosilicates. Cemented marl formation is thought to be connected to climatically controlled short term modifications of oceanic current patterns leading to a drastic change in the composition of the detrital input. This input is due to phases of enhanced ice-rafting at about 11, 23, 47, and 59 ky BP. It is mainly derived from the Precambrian terranes of N'America and Greenland, whereas a contribution from the basaltic region of Iceland becomes insignificant. At the same time North Atlantic Deep Water circulation is assumed to be strongly reduced, leading to special bottom water conditions which might have caused dolomite formation. Further CM- horizons in oxygen-isotops stages 8 (= 250 ky BP) and 12 (» 400 ky BP) give evidence for older similar drastic climatic changes. 3 ZUSAMMENFASSUNG Fünf Sedimentkerne aus der Westeuropäischen Tiefsee (47° 30'N, 19° 30"W, 3900 - 4500 m Wassertiefe, Nord-Ost-Atlantisches:Monitoring-Programm) wurden mineralogisch und geochemisch untersucht. Ziel dieser Arbeit war es, anhand der Zusammensetzung und Verteilung des silikatischen Detritus, potentielle Liefergebiete und mögliche Transportmechanismen im Zusammenhang mit Klimaschwankungen im späten Pleistozän zu bestimmen. Die Sedimente bestehen aus wechsellagernden Foraminiferal Oozes (FO) und Diamictons (Di) genannten karbonatischen Mergeln, Deren Verteilung folgt den Klimavariationen im Pleistozän während der Sauerstoff-Isotopenstadien 1 - 12. Vier Cemented Marl-Horizonte (CM) mit neugebildetem Karbonat treten im letzten Glazial und am Übergang Holozän/Pleistozän auf. Das älteste gekernte Sediment ist im O'Pliozän ein leicht verfestigter Foraminiferal Nannofossil Chalk (FNC), der durch zahlreiche Schichtlücken von den pleistozänen Ablagerungen getrennt ist. Die Verteilung von vulkano-klastischen Turbiditen bleibt auf die Tiefseeebenen beschränkt. Die Untersuchungen zeigen, daß die silikatischen Minerale hauptsächlich von den umgebenden Kontinenten eingetragen werden. Sie werden äolisch, mit ozeanischen Strömungen und von Eisbergen in die pelagischen Regtonen transportiert. Die Mineralogie im Gesamtsediment wird während Warmzeiten (FO) von biogenem Kalzit bestimmt. Während Kaltzeiten (Dl) dominiert der silikatisch-detritische Eintrag. Die wichtigsten Phyllosilìkate in der karbonatfreien Tonfraktion sind Smektit, Chlorit, Glimmer und Kaolinit. In der Feinsiltfraktion (2-16 ^m) kommen vor allem Quarz, Plagioklas, K-Feldspat und Amphibol hinzu. Die Feinfraktionen im CM sind an Quarz, Feldspäten und vor allem Amphibol angereichert, hingegen sind die Gehalte an Smektit und Kaolinit nur sehr gering. Die Chondrit- und Schiefer-normalisierten Verteilungsmuster der Seltenen Erden (REE) werden durch eine Mischung von stark fraktionierten kontinentalen und weniger differenzierten basischen Gesteinen erklärt. REE-Verteilungen in den Turbiditen entsprechen denen tertiärer isländischer Basalte. Rb/Sr-sotopendaten der nichtkarbonatischen Feinfraktionen weisen auf binäre Mischungsbedingungen im Dl und FO hin. Im CM sind die höchsten 87Sr/86Sr-Verhältnisse mit bis zu 0.742 zu finden. Sie korrelieren nicht mit der Dl- FO-Mischungsgeraden und bilden eine separate Population. Ein Vergleich mit den K/Ar-Altern deutet auf ein Liefergebiet mit alten kristallinen Gesteinen hin, wie den nordamerikanischen Kontinent oder Grönland. Turbidite haben die niedrigsten 87Sr/86Sr-Verhältnisse (0.709) und tendieren zu einer basaltischen Zusammensetzung. Die K/Ar-Alter der Silikatphase im FO und Dl schwanken zwischen 350 ±7 und 496 ±9 in der Tonfraktion und 424 ±9 und 620 ±11 Ma in der Fraktion 2-16 u.m. Die Feinfraktionen im CM zeigen Alter, die zwischen 809 ±14 und 1141 ±18 Ma variieren und Quellen mit präkambrischen Gesteinen in Nordamerika und Grönland indizieren. K/Ar-Datierungen von Dropstones zeigen das weite Spektrum potentieller Liefergebiete. Tertiäre Basalte (3.7 ±0.1 Ma) kommen von Island, während alte Granite (2460 ±28 Ma) für eine kontinentale Quelle im Südwesten Grönlands sprechen. In der Feinfraktion der Turbidite wurden die geringsten Alter von 295 bis 361 i 7 Ma gemessen. Der Unterschied zum maximalen Alter des isländischen Liefergebietes von - 18 Ma wird mit der Aufnahme älteren detritischen Materials während des Transports erklärt. In Interglazialen (FO) besteht der silikatische Detritus vorwiegend aus der Ton- und Siltfraktion. Das Material wird vorwiegend mit ozeanischen Strömungen und äolisch transportiert. In Kaltzeiten (Dl) kommt infolge der südlichen Lage der Polarfront ein bedeutender Beitrag durch Eisberge hinzu, die auch gröbstes Material anliefern. Die Bildung des Cemented Marl hängt mit kurzzeitigen, klimatisch gesteuerten Änderungen der ozeanischen Strömungsverhältnisse zusammen, die zu einer deutlichen Modifizierung der Detntuszusammensetzung führen. Dieser Eintrag ist mit Phasen erhöhter Eisdrift um 11, 23, 47 und 59 ky BP verbunden und kommt zu diesen Zeiten hauptsächlich aus den präkambrischen Regionen Nordamerikas und Grönlands. Die Bedeutung Islands als Liefergebiet geht zurück. Gleichzeitig führt eine Einschränkung der nordatlantischen Tiefenwasserzirkulation zu speziellen Bodenwasserbedingungen, die eine Dolomitneubildung begünstigt haben. CM- Horizonte in den Isotopenstadien 8 (« 250 ky BP) und 12 (¦= 400 ky BP) sind ein Indiz für ähnliche ältere Ereignisse. 4 DANKSAGUNG Diese Arbeil wäre nicht ohne die Unterstützung und die Zusammenarbeit mit zahlreichen Personen und Institutionen zustande gekommen, bei denen ich mich,hier herzlich bedanken möchte. An erster Stelle ist Prof. Dr. B. Kubier zu nennen, der diese Arbeit angeregt, betreut und maßgeblich zu ihrem Gelingen beigetragen hat. Ich habe viel von seiner Erfahrung, seinen Ratschlägen und Diskussionen mit ihm lernen können. Ihm gebührt mein ganz besonderer Dank. Den Gutachtern möchte ich für die kritische Durchsicht des Manuskripts danken. Dr. H. Heinrich (Hamburg) hat mich kontinuierlich mit Literatur versorgt. Ihm sei für die vielen kritischen Diskussionen gedankt, die in diese Arbeit eingegangen sind. Durch viele Gespräche hat Dr. F. Nyffeler (Neuchätel) mein Verständnis für die Ozeanographie erheblich erweitert. Bei Prof. Dr. Dr. E. Seibold (Freiburg) möchte ich mich ganz besonders für seine Teilnahme an der Jury bedanken. Nicht zuletzt sei Prof. Dr. M. Delaloye (Genf) genannt, ohne dessen Labor die vielen Isotopenuntersuchungen nicht möglich gewesen wären. Dr. S. Huon (Genf) hat unzählige Stunden für die Isotopenuntersuchungen im Labor verbracht und durch viele Gespräche sehr zum Gelingen dieser Arbeit beigetragen. Die Rb/Sr-Messungen kamen mit freundlicher Unterstützung von Dr. D. Fontignie (Genf) zustande. Dr. R. Pfeifer und J.-C. Lavanchy (Lausanne) gewährten mir großzügige Unterstützung für die Röntgenfluoreszenz-Analysen in ihrem Labor. Bei Dr.- C. Beck (Neuchätel) und seiner Labormannschaft möchte ich mich für die Hilfe bei den vielen chemischen Analysen in seinem Labor bedanken. F. Jaques und C. Gretillat (Neuchätel) haben mir bei einem Teil der Tonmineralanalysen geholfen. Prof. Dr. D. Meischner (Göttingen) stellte mir freundlicherweise alle Proben für die Untersuchungen zur. Verfügung. Durch ihn bin ich zur Meeresgeologie gekommen und habe, bereits-während der Zeit'meiner Diplomarbeit bei ihm, viel von seiner wissenschaftlichen Erfahrung profitieren können. S. Clasen (Göttingen), die auch an Sedimenten aus dem NOAMP- Gebiet arbeitet, danke ich für die stets gute Zusammenarbeit. Mit R. Lohoff (Göttingen) habe ich einen Teil der lithostratigraphischen Einteilungen im Rahmen unserer gemeinsamen Diplomarbeit aufgestellt. Bei der Dünnschliffherstellung haben mir M. Magranville (Neuchätel) und M. Sosnitza (Göttingen) geholfen. Dr. E. de Kaenel (Neuchätel) gab mir eine Einführung in die Rasterelektronenmikroskopie. M. Zaninetti war bei einigen Rasterelektronenmikroskop- Aufnahmen behilflich (Genf, FNRS Nr. 20-5646-88). Dr. D. Marquer (Neuchätel) hat bei der petrographIschen Bestimmung der Dropstones geholfen. Für zahlreiche Diskussionen und ihre mannigfaltige Hilfe möchte ich mich bei meinen Freunden und Kollegen Dr. T. Adatte, Dr. X. Durrieu de Madron, Dr. M. Geyer, Ch.-H. Godet, M. Rolli, Dr. P. Ruch, G. Rumley, L. Tacher und last but not least Dr. E. Zuur (alle Neuchätel) bedanken. Die Kolbenlotkerne wurden im Rahmen des NOAMP-Projekts (Nordostatlantisches Monitoring Programm) genommen, das vom Deutschen Hydrographischen Institut (Hamburg) geleitet wurde und vom Bundesministerium für Forschung und Technologie, Bonn, unterstützt wurde (Nr. KWA 5310). Prof. Dr. C. Hemleben (Tübingen) stellte die Proben von Kern M6-7A-244/1 zur Verfügung (Deutsche Forschungsgemeinschaft, He 697/4). Den Besatzungen der Forschungsschiffe FS "Meteor" (alt), FS "Meteor" (neu), FS "Polarstern" und vor allem H. Rumpel (Göttingen) sei für die Hilfe bei der Probenahme herzlich gedankt. Diese Arbeit wurde vom Schweizer National Fonds unter den Nummern 2.062-0.86, 2.446- 0.87, 20-5502.88 und 20.26'243.89 vom 1. Juni 1987 bis zum 31. Dezember 1990 gefördert. Nicht zuletzt möchte ich mich bei meinen Eltern bedanken, ohne deren Unterstützung meine Ausbildung so nicht möglich gewesen wäre. 5 1. EINLEITUNG Im Jahr 1982 begann das Deutsche Hydrographische Institut (DHI, Hamburg) im Rahmen des NOAMP-Projektes (Nord-Ost-Atlantisches-Monitoring-Programm) mit hydrographischen und radiochemischen Untersuchungen im zentralen Teil des Westeuropäischen Beckens im Nordostatlantik. Ziel dieser Messungen war es die physikalischen Ausbreitungsbedingungen von suspendierten und gelösten Stoffen, insbesondere von radioaktiven Stoffen in großen Wassertiefen besser zu verstehen Mittelstaedi (1986). Parallel zu den ozeanographischen Messungen wurde von 1983 an in Zusammenarbeit mit dem Geologischen Institut der Universität Göttingen (Abteilung Sedimentgeologie) mit bathymetrisch-geologischen Untersuchungen im zentralen NOAMP-Gebiet begonnen. Dieses Teilprojekt sollte Auskunft geben über die Beschaffenheit und Verteilung der Sedimente in diesem Teil der Westeuropäischen Tiefsee. In diesem Programm wurden bathymetrische (Figge, 1983; Heinrich, 1986a) und geophysikalische Messungen [Heinrich, 1986b; Rudioff, 1986) durchgeführt. Sedimentologische Untersuchungen wurden an langen Kolbenlot-Kernen (Gabel, 1989; Jantschik & Lohoff, 1987) und Kastengreifer-Proben (Ertel, 1986) gemacht. Zusammenfassende Berichte zu den sedimentologischen Arbeiten geben Heinrich (1989) und Meischner (1987). Ruch (1987) beschäftigte sich mit der Mineralogie und Geochemie der holozänen Oberflächensedimente und ihrer Beziehung zu den suspendierten Partikeln in der Wassersäule. Diese Untersuchungen zeigten, daß die Zusammensetzung der spätquartären pelagischen Sedimente deutlich von Glazial/Interglazial-Wechseln beeinflußt wird. Solche Klimawechsel führen zu einer Modifikation der ozeanischen Zirkulation. So sind während Perioden maximaler Vereisung die Grönland- und Norwegensee von Eis bedeckt, die Produktion von Nordatlantischem Tiefenwasser (NADW) kann eingeschränkt sein, die Polarfront rückt bis über 45° N nach Süden vor und bringt kühleres Oberflächenwasser auch in südlichere Breiten (Droxler, 1984; Ruddiman, 1977; Ruddiman & Mclntyre, 1976). Diese klimatisch bedingten Wechsel der ozeanographischen Ström ungs muster bilden sich auch in der Sedimentzusammensetzung ab. In warmen Klimaphasen werden karbonatreiche Sedimente abgelagert, während in Kaltzeiten der silikatisch-detritsche Eintrag dominiert. Die meisten Arbeiten, die sich mit der Rekonstruktion von paläoklimatischen und paläozeanographischen Verhältnissen beschäftigen basieren auf Untersuchungen des biogenen Karbonatanteils der marinen Sedimente. Dazu gehören die Bestimmung verschiedener typischer Foraminiferenvergesellschaftungen und Analysen der Sauerstoffisotopen-Verhältnisse von planktonischen und benthischen Foraminiferen (Cline & Hays, 1976; CUMAP, 1981). Diese Arbeiten erlauben es u. a. Aussagen über Wassertemperaturen oder die ozeanische Zirkulation im nordatlantischen Raum während des späten Pleistozäns und des Holozäns zu machen. Ungleich weniger Untersuchungen befassen sich mit dem silikatisch-detritischen Anteil der Sedimente zur Lösung paläoklimatischer Fragestellungen. So zeigt Ruddiman (1977) die Verbreitung von eisverdriftetem Sand in nordatlantischen Sedimenten während der letzten 125 ky. KoIIa et al. (1979) beschreiben die Verteilung von Quarz in Tiefseesedimenten in Abhängigkeit vom Klima, während Heinrich (1988) den zyklischen Eintrag von eisverdriftetem Detritus (IRD) während der vergangenen 130 ky für eine stratigraphische Einteilung der Sedimente verwendet. Während der Eintrag von grobklastischem Material in pelagischen Regionen mittlerer Breiten an Transport durch Eisberge gebunden ist, und somit an typische kühle klimatische Verhältnisse, wird silikatisches Feinmaterial kontinuierlich und unter allen klimatischen Situationen sedimentiert. Neben dem Eistransport sind 6 Oberflächen- und Tiefenströmungen, Trübeströme und äolischer Transport für die Zufuhr terrigenen Materials ;;in^Tièfsèeregionen verantwortlich. Eine Analyse des feinkörnigen detritischen Materials zur Rekonstruktion paläoklimatischer Bedingungen verspricht eine bessere Auflösung der klimatischen Signale, da dieses Material unter allen klimatischen Bedingungen sedimentiert wird. Darüberhinaus ist es möglich, Quellen, Anlieferungsmengen, Transportwege und -medien des detritischen Materials, sowie mögliche zeitlichen Variationen zu bestimmen (z.B. Biscaye 1965; Griffin et ai, 1968; Grousset & Parrà, 1982; Grousset et ai, 1983; Latouche & Parrà, 1976), Thema dieser Arbeit ist eine Bestimmung der feinkörnigen detritisch-silikatischen Sedimentfraktion und ihrer Verteilung in quartären Tiefseesedimenten aus dem Nordostatlantik. Die Ergebnisse dokumentieren den Einfluß von Klimavariationen auf die detritische Sedimentation im Nordostatlantik während des späten Pleistozän. Neben diesen hauptsächlich mineralogischen und geochemischen Untersuchungen wird an Sedimentkernen aus dem NOAMP-Gebiet auch über frühdiagenetische Prozesse (Clasen, Meischner, Univ. Göttingen) und rezente und fossile Foraminiferen (Simet, Hemleben, Univ. Tübingen) gearbeitet. 1.1. FRAGESTELLUNG Auf der Grundlage der bereits bestehenden sedi mento logisch en, stratigraphischen und geophysikalischen Untersuchungen an Ablagerungen aus dem NOAMP-Gebiet (Gabel, 1989; Heinrich, 1986a, 1988; Jantschik & Lohoff, 1987; Meischner, 1987; Ruch, 1987) soll im Rahmen der vorliegenden Arbeit versucht werden die mineralogische und geochemische Zusammensetzung der pleistozänenen Sedimente näher zu charakterisieren. Dabei stellten sich vor allem folgende Fragen: welche Minerale sind in den Sedimenten zu finden? wie sind die verschiedenen Minerale im Sediment verteilt? Gibt es Variationen als Funktion der Lithologie, der Kerntiefe bzw. des Alters der Sedimente? wie dokumentieren sich die Wechsel von Glazialen und Interglazialen in der mineralogischen Zusammensetzung? lassen sich Aussagen über die Herkunft der Minerale machen (detritisch, biogen, neugebildet?) ist es möglich die Quellen der detritischen Minerale und damit auch ihre Transportwege oder den Transportmechanismus zu bestimmen? ist der Eintrag konstant (quantitativ und qualitativ) oder gibt es zu bestimmten Zeiten oder klimatischen Situationen bevorzugte Liefergebiete? Zur Klärung dieser Fragen wurden neben mineralogischen Untersuchungen (Röntgendiffraktometrie) auch geochemische Analysen (u.a. Röntgenfluoreszenz, Atomabsorptionsspektroskopie, Isotopenanalysen K/Ar, Rb/Sr) angewendet, die die Interpretation der mineralogischen Ergebnisse unterstützten. Die Resultate geben Auskunft über die zeitliche Mineralverteilung und -Zusammensetzung in spätquartären Sedimenten einer ausgewählten Tiefseeregion im Nordostatlantik. Sie wurden weiterhin verwendet, um Aussagen über die Klimageschichte und die Paläozeanographie im Nordostatlantik während des späten Quartärs zu machen. 7 1.2. ARBEITSGEBIET Das NOAMP-Gebiet liegt im zentralen Teil des Westeuropäischen Beckens im Nordost- Atlantik (Abb. 1). Es wird im Norden von der Charlie-Gibbs-Bruchzone (GFZ) und im Süden von der Ostazoren-Bruchzone (EAFZ) begrenzt. Die westliche morphologische Grenze bildet das etwa 550 km entfernte System des Mittelatlantischen Rückens (MAR). Im Osten und Südosten schließen sich die Porcupine- und die Biscaya- Tiefseeebenen an. Während hydrographische und ozeanographische Untersuchungen im Gebiet zwischen 46° und 49° N, sowie 17° und'23° W durchgeführt wurden, beschränkten sich die geologischen und geophysikalischen Arbeiten hauptsächlich auf die NOAMP-Zentralbox zwischen 470OO' und 47°30' N und 190OO' und 200OO' W (Abb. 2). Anschließende Untersuchungen wurden auch auf ein östlich anschließendes Gebiet zwischen 47°00' und 48°00' N und 18°40' und 19°00' W ausgedehnt. Das Relief des Meeresbodens ist dem eines Mittelgebirges vergleichbar. Die Wassertiefen im Zentralgebiet schwanken zwischen 3500 und 4900 m, wobei die Bergkuppen mittlere Tiefen von 3800 bis 3900 m erreichen (Abb. 3). Die angrenzenden Ebenen liegen im Mittel zwischen 4400 und 4600 m Wassertiefe. Dominierende Strukturen sind langgestreckte NNE-SSW streichende Rücken, die fast parallel zum MAR verlaufen. Diese Rücken werden von tiefen Senken in Winkeln um 70° geschnitten. Johnson et al. (1971) beschreiben diese Ausprägung des Reliefs als typisch für diesen Teil des Nordostatlantiks im Bereich des MAR. Diese Region wird auch als "Lower Step" des MAR bezeichnet (Heezen et a/.,1959). Neuere detailliertere Beschreibungen der Bathymétrie dieses Seegebietes stufen es in den "Middle Step" ein Heinrich (1986a). Zentraler Tiefseeberg, auf den sich die geologischen Untersuchungen konzentrieren, ist der Große Dreizack" und seine Umgebung (Abb. 3). Er erhebt sich etwa 700 m über die benachbarten Ebenen. Die maximalen Hangneigungen erreichen bis zu 15°. 1.3. GEOLOGISCHER RAHMEN Der Untergrund des Untersuchungsgebietes wird von Basalten aufgebaut, die das Ergebnis ozeanischer Krustenneubildung am Mittelatlantischen Rücken (MAR) sind. Der östliche Teil des Mittelatlantischen Rückens gehört zur Eurasischen Platte. Die mittlere Driftgeschwindigkeit dieser Platte im Nordostatlantik beträgt rezent 2 cm/a (Emery S Uchupi, 1984). Das Alter des basaltischen Basements im NOAMP-Gebiet wurde durch geomagnetische Messungen ermittelt (Heinrich, 1986a; Rudioff, 1986). Im westlichen Teil der NOAMP-Zentralbox sind die magnetischen Anomalien 21 bis 24 dokumentiert. Die Anomalie 24 überquert parallel zum MAR den östlichen Teil des Großen Dreizacks. Das Alter der Anomalie 21 im Westen wird mit etwa 49 Ma (Unteres Mitteleozän) und das der Anomalie 24 mit 55 Ma (Unteres Untereozän) angegeben (Ness et ai., 1980). Eine Extrapolation dieser Daten auf den östlichen Rand des Untersuchungsgebietes bei 18°40" W läßt dort die magnetische Anomalie 26 mit einem Alter von 60 Ma (Oberes Paläozän) vermuten. Dies würde einer mittleren Krustenneubildungsrate von etwa 1.6 cm/a entsprechen (Heinrich, 1986b). Die Mächtigkeit der Sedimente auf dieser basaltischen ozeanischen Kruste variiert stark und ist in erster Linie von der Morphologie abhängig. Auf den Rücken erreicht die Sedimentbedeckung in der Regel nicht viel mehr als 30 m, während sie in den nahen Ebenen bis auf über 100 m ansteigen kann (Heinrich, 1989). Auf den Tiefseebergen kommen vorwiegend pelagische Sedimente zur Ablagerung. Bei diesen Sedimenten handelt es sich um biogene karbonatische Kalkschlämme, die mit kalkig-mergeligen Sedimenten wechsellagern. Diese alternierenden Sequenzen sind in 8 Phase mit Glazial/Interglazial-Wechseln im späten Quartär und charakteristisch für das Gebiet der östlichen Flanke dés Mittelatlantis'chen'Rückens (Kidd, 1983; Ruddiman & Mclntyre, 1976). Die rezente Lage der Lysokline wird für diese Region mit etwa 4700 m Wassertiefe angegeben (Rutgers van der ioeff & Lavaleye, 1986). Die Karbonat-Kompensations-Tiefe liegt bei ungefähr 5200 m (Biscaye et ai, 1976). Die rezent abgelagerten Sedimente unterliegen bei den vorherrschenden Wassertiefen keiner oder nur sehr geringer Karbonatlösung (Ruch, 1987). Die Sedimentation in den Senken ist im Gegensatz zu den morphologisch höher gelegenen Positionen stark von Trübeströmen beeinflußt. Diese turbidity currents erreichen das NOAMP-Gebiet durch das Maury Channel-System, das seinen Ursprung südlich von Island bei etwa 56° N und 14° W hat. Diese System setzt sich mit seinen Ausläufern bis in die Iberische Tiefsee fort. Cherkis et al. (1973) und Lonsdale et al. (1981) geben eine detaillierte Beschreibung des Maury Channel-Systems. Eine ausführliche Beschreibung der lokalen Verteilung und der sedimentologischen Parameter der Turbidite im NOAMP-Gebiet findet sich bei Gabel (1989) und bei Jantschik & Lohoff (1987). Ein wichtiger geologischer Prozess im Untersuchungsgebiet sind lokale Sedimentumlagerungen. Diese können u.a. von Trübeströmen ausgelöst werden, die an den Berghängen abgelagerte Sedimente unterschneiden und zu einem Nachrutschen der überlagernden Schichten führen. Solche Hangrutschungen und slump & slide- Phänomene sind auf allen Seiten des Großen Dreizacks zu beobachten, so ist z.B. am Nordhang dieses Berges eine Sequenz von Rutschungssedimenten von fast 6 m Mächtigkeit dokumentiert (Heinrich, 1989; Jantschik & Lohoff, 1987; Meischner, 1987). Auch stark wasserhaltige und unverfestigte Sedimente können an den bis zu 15° steilen Hängen leicht ohne äußere Einflüsse instabil werden und begünstigen hangabwärtige Umtagerungen.- Bodenströmungen;. beschleunigt Tiefseestürme, führen zum sogenannten winnowing', dem selektiven Auswaschen der feinkörnigen Sedimentanteile und verursachen eine stetige Sedimentumverteilung von den Bergrücken in die Ebenen (Jantschik & Lohoff, 1987; Ruch, 1987). Die beschriebenen Prozesse führen zu einer ungleichmäßigen Sedimentverteilung auf den Hügeln und in den Ebenen. So ist die Sedimentabfolge bei gleichem Alter auf den Bergen geringmächtiger als in den Senken. Die auf den Tiefseebergen gekernten Sedimente reichen in der Regel lückenlos bis etwa 150 ky BP zurück. Ältere Ablagerungen weisen oft zahlreiche Schichtlücken auf. Die ältesten gekernten Sedimente stammen aus dem Oberen Pliozän (etwa 3.5 Ma). Dabei handelt es sich um karbonatreiche, weiße Coccolithen -Schlämme. Infolge dieser ungleichen Sedimentverteilung variieren auch die Sedimentationsraten stark und stehen in deutlichem Zusammenhang mit der topographischen Lage. Die mittleren Sedimentationsraten der autochthonen Sedimente im Spätpleistozän und im Holozän liegen bei durchschnittlich 2 cm/ky auf den Tiefseebergen und bei bis über 5 cm/ky in den angrenzenden Ebenen (Jantschik & Lohoff, 1987; Meischner, 1987). 1.4. KLIMA UND HYDROGRAPHIE Das NOAMP-Gebiet liegt im Bereich sehr wechselhafter klimatischer Bedingungen. Die mittleren Temperaturen liegen zwischen 15° und 16° C im Sommer und 10° C im Winter. Ganzjährig vorherrschende Winde kommen aus WNW bis SW, mit jahreszeitlich schwankenden mittleren Windstärken von 3.5 - 4.5 Bft im Sommer und etwa 5 Bft im Winter. Diese jahreszeitliche Abhängigkeit dokumentiert sich auch in erhöhten Niederschlägen während der Herbst- und Wintermonate und gleichzeitiger größerer Sturmhäufigkeit (Dietrich et al., 1975; Kuhlbrodt, 1954). Die Wassertemperaturen an der Oberfläche liegen im Winter bei 11° - 12° C und 9 erreichen im Sommer 16° - 17° C (U.S. Naval Océanographie Office, 1967), nach neueren Ergebnissen auch bis zu 21° C (Mittelstaedt, 1986). Die rezent zu beobachtenden Oberflächenströmungen resultieren aus der Verlängerung des Golfstroms (GS) und passieren das NOAMP-Gebiet polwärts als Nordatlantik- Strom (NAD). Ein Teil dieser Wassermassen gelangt als Portugal- oder Kanarenstrom (PC, CC) südlich in subtropische bis tropische Bereiche (Abb. 4). Ein schematisches T/S-Profil der generellen rezenten Verteilung der Wassermassen im NOAMP-Gebiet zeigt Abb. 5 (Nyffeler et al., 1984). Der Wasserkörper ist aus verschiedenen Schichten aufgebaut, deren Grenzen räumlichen und zeitlichen Schwankungen unterworfen sein können. So lassen sich in der Wassersäule jahreszeitlich bedingte Variationen bis in eine Tiefe von 400 m nachweisen (Mittelstaedt, 1986). Nach einer etwa 150 m mächtigen Schicht Oberflächenwasser, folgt bis ungefähr 650 m Wassertiefe das Nordatlantische Zentralwasser. Darin können sich zwischen 650 m und 1250 m immer wieder Linsen dichten, salzreichen Mittelmeerwassers (MSW) einschalten. Das MSW ist aber vor allem auf geographische Breiten südlich von 43° N beschränkt (Lee & Ellett, 1965; Stow, 1982). Unterhalb 1250 m bis circa 2000 m macht sich der Einfluß des relativ salzarmen Labradorwassers (LSW) bemerkbar, dessen untere Begrenzung gleichzeitig den Übergang von der ozeanographischen Troposphäre zur Stratosphäre darstellt (Mittelstaedt, 1986). Danach folgt das kühlere und salzreichere Nordatlantische Tiefenwasser (NADW), das sich aus dem in der Norwegischen See gebildeten Norwegen See Overflow Water" (NSOW) und geringen Anteilen des LSW zusammensetzt. Das NSOW erreicht den Nordost-Atlantik hauptsächlich über die Island-Grönland-Schwelle und den Island- Faroer-Rücken (Jones et al., 1970). Auch Einflüsse des Antarktischen Bodenwassers (AABW) sind in der geographischer Breite des NOAMP-Gebiets noch zu erkennen (Lee & Ellett, 1965; Mittelstaedt, 1986; Worthington, 1970). Die Verteilung der Tiefenströmungen im Nordatlantik zeigt Abbildung 6. Die Tiefenzirkulation im NOAMP-Gebiet wird hauptsächlich vom NADW und geringfügig vom AABW beeinflußt. Diese rezenten ozeanographischen Strömungsmuster sind in der jüngsten geologischen Vergangenheit nicht konstant und unterliegen Schwankungen, die durch Klimaänderungen (Wechsel Glazial/Interglazial) ausgelöst werden können. Typisch für diese Region sind bodennahe Trübeschichten mit erhöhten Partikelkonzentrationen von bis zu 100 mg/m3 (Nyffeler & Godet, 1986). Die Partikeldichte ist generell über den Ebenen höher als über den Tiefseebergen. Diese Schichten können einige 100 m in die Wassersäule hineinreichen. Die Konzentration nimmt aber im Normalfall nach einigen Dekametern über Grund rapide ab. Erhöhte Partikelkonzentrationen in der bodennahen Wassersäule werden auf lokale Resuspension zurückgeführt. Ausgelöst wird die Resuspendierung feinen Materials vor allem durch beschleunigte Tiefenströmungen (deep-sea storms). Die durchschnittlich gemessenen langfristigen Strömungsgeschwindigkeiten liegen zwischen 2 und 6 cm/sec. Kurzzeitig können sie jedoch bis auf 27 cm/sec ansteigen (Mittelstaedt, 1986). Schon Geschwindigkeiten unterhalb 20 cm/sec können zur Erosion von Kalkschlämmen und Tonen führen (Southard, 1974). Hauptursache dieser temporär erhöhten Geschwindigkeiten sind tief reichende großräumige ozeanische Strömungswirbel (eddies), die, wenn sie den Meeresboden erreichen, durch die Topographie beeinflußt, zu den beobachteten hohen Strömungsgeschwindigkeiten führen (Klein, 1987; Mittelstaedt, 1986). 1 0 1.5. UNTERSUCHUNGSMATFRtAI Aus einer großen Serie von Kolbenlot-Kernen wurden fünf für die in dieser Arbeit beschriebenen Untersuchungen ausgewählt (Tab. 1). Die Kerne stellen repräsentative Sedimentabfolgen für die verschiedenen topographischen Positionen dar. Die Wassertiefen der Kernstationen variieren zwischen 3900 m und 4470 m. Die Kerne ME-69-196 und PO-08-23 stammen von der südwestlichen und der nordöstlichen Bergspitze des Großen Dreizacks (Abb. 3). Die Kerne ME-68-89 und ME-68-91 folgen einem Profil hangabwärts am nordöstlichen Gipfel des Großen Dreizacks. Kern M6-7A-244/1 wurde auf einem Plateau nordöstlich des Großen Dreizacks genommen. Tab. 1: Liste der bearbeiteten Sedimentkerne. KL = Kolbenlot, ME = "METEOR" (alt), M = "METEOR" (neu), PO = POLARSTERN". Kern-Nr. Datum Gerät und Rohrlänge Position Wassertiefe Kernlänge 2. METHODEN 2.1. PROBENAHME 2.1.1. Probenahme auf See Topogr. Lage ME-68-89 KL (6 m) 47°26.1' N 4260 m 437 cm Hang 17.05.1984 19°33.4' W ME-68-91 KL (6 m) 47°26.6' N 4470 m 546 cm Hangfuß 17.05.1984 19°35.5* W ME-69-196 KL (12 m) 47°21.4* N 3905 m 903 cm Berg- 03.10.1984 19°42.9' W spitze PO-08-23 KL (12 m) 47°24.7' N 3900 m 960 cm Berg- 15.09.1985 19°32.9' W spjtze M6-7A-244/1 KL (12 m) 47°35.r N 4063 m 1110 cm Plateau 13.04.1988 18°56.7' W Die Sedimentkerne wurden auf verschiedenen Fahrten mit den Forschungsschiffen "METEOR" (alt, Reisen 68 und 69), "METEOR" (neu. Reise 6) und "POLARSTERN" (Reise 8) zwischen 1984 und 1988 genommen. Im Rahmen dieser Arbeit wurden 5 Kerne einer Serie von über 20 Sedimentkernen mit insgesamt mehr als 200 m Kerngewinn bearbeitet. Alle Kerne sind im Geologischen Institut Göttingen (Abt. Sedimentgeologie) gelagert. Die Lage der Kernstationen wurde nach den aus den bathymetrischen und geophysikalischen Voruntersuchungen bekannnten Ergebnissen ausgewählt. Die Positionen, Kernlängen und Wassertiefen sind in Tab. 1 aufgelistet. Zur Probenahme wurde ein Kolbenlot Göttinger Bauart verwendet. Es beruht auf dem bereits bei Kullenberg (1947) beschriebenen Prinzip. Mit diesem Gerät ist es möglich bis zu mehr als 22 m lange ungestörte Sedimentkerne zu nehmen. Zum Einsatz kam entweder ein Kotbenlot mit 120/110 mm Aluminiumrohr, 1000 kg Auflast und wahlweise 6- oder 12-m-Rohr oder es wurde ein Lot mit 200/190 mm Rohrdurchmesser, 3000 kg Gewicht und 12- oder 24-m-Rohr benutzt. Als Vorlot diente ein kleines Schwerelot nach Meischner & Rumohr (1974), welches bis zu 2 m Kerngewinn erbrachte. Die Sedimentkerne sind ungestört und selbst 1 1 Feinschichtungsgefüge in turbiditischen, tonigen Ablagerungen bleiben tadellos erhalten. Alle Kerne wurden direkt nach der Kernnahme in 3- oder 4-m-Stücke gesägt und luftdicht verschlossen. Der Transport und die Lagerung erfolgte bis zur Öffnung im Labor in den Aluminiumrohren. 2.1.2. Probenahme im Labor Die Sedimentproben wurden für die Bestimmung der sedimentphysikalischen Eigenschaften mit kalibrierten Einweg-Kunststoffspritzen (0 20 mm) genommen. Streifen von 2 cm Mächtigkeit wurden mit einem Spatel über den gesamten Kernquerschnitt beprobt. Dabei wurde am Kontakt zur Rohrwandung ein kleiner Sedimentrest stehengelassen. Die Distanz zwischen zwei Proben betrug im Normalfall 10 cm. Sie wurde aber bei wechselnder Lithologie oder auch innerhalb eines Sedimenttyps bis auf cm-Abstände reduziert. Für die in dieser Arbeit beschriebenen Untersuchungen wurden Proben verwendet, die bereits von Jantschik S Lohoff (1987) genommen wurden und am Geologischen Institut der Universität Göttingen zur Verfügung standen. Kern M6-7A-244/1 wurde direkt für diese Arbeit beprobt. Der detaillierte Arbeitsablauf der Kernbeschreibung, der Photographie und der Anfertigung von Radiographien der Sedimente ist bei Jantschik & Lohoff (1987) beschrieben. 2.2. SEDIMENTOLOGISCHE BEARBEITUNG Im folgenden Kapitel werden die Methoden der Korngrößenanalyse, der Dünnschliffpräparation, sowie der Elektronenmikroskopie beschrieben. Die Bestimmung der sedimentphysikalischen Eigenschaften wie Wassergehalt, Porosität und Dichte ist bei Jantschik & Lohoff (1987) beschrieben. Die sedimentphysikalischen Parameter von Kern M6-7A-244/1 sind bei Clasen (in Vorb.) zu finden. Zur Kernbeschreibung wurden u.a. Radiographien und zur Farbansprache der Sedimente die Munsell Soil Color Charts (1954) benutzt. 2.2.1. Korngrößenanalyse Die Korngrößenanalyse wurde für Kern ME-68-89 jeweils für das Gesamtsediment und für den mit 10%iger Salzsäure entkalkten unlöslichen Rückstand (UR) durchgeführt. Als UR wurde das Material des bei der Tonmineranalyse verwendeten Sediments benutzt (Kap. 2.3.2.1.) Zur Korngrößenanalyse wurden zwei unterschiedliche Geräte verwendet: a) ein Coulter Counter Modell ZM (Kap. 2.2.1.1.) und b) ein Galai CIS1 Oriel-Laser (Kap. 2.2.1.2.). 2.2.1.1. Coulter Counter Für die Korngrößenanalyse wurde ein Coulter Counter Modell ZM mit logarithmischem Amplifikator und einem Multikanal-Analysator (MCA Canberra) benutzt. Die Messung der Sedimentpartikel findet unter ständigem mechanischem Rühren in einer elektrolytischen Flüssigkeit statt. Als Elektrolyt wurde künstlich hergestelltes, filtriertes Salzwasser (35 g NaCI/l, 0.45 p.m Millipore-FMter) benutzt. In der zu messenden Suspension befindet sich eine Sonde mit. einer Öffnung am unteren Ende, durch die der Abfluß über eine Vakuumpumpe auf 1 ml/min geregelt wird (Abb. 7). In der Sonde und in der Flüssigkeit ist je eine Elektrode installiert. Der ohne Partikelfluß gemessene Strom entspricht der Leitfähigkeit der Flüssigkeit. Wenn ein Sedimentpartikel die Öffnung passiert, verdrängt es ein seinem Eigenvolumen entsprechendes Flüssigkeitsvolumen. Dies führt zu einer Veränderung des Ì 2 Widerstandes in der Öffnung der Sonde und zu einem Spannungsstoß, der proportional zum Teilchenvolumen ist {Guichard & de Bernard, 1965, Lascartos, 1974). Die Messung erfolgte mit einer Sonde mit 70 u.m großer Öffnung, d.h. ein Korngrößenspektrum von 1.4 u.m - 36 Jim konnte abgedeckt werden. Es waren jeweils zwei Messungen notwendig, eine für den Kanal von 1.4 u,m - 9 u,m, und eine weitere für den Kanal von 6 u.m - 36 p.m. Die Ergebnisse der beiden Messungen wurden dann im Überlappungsbereich der Kanäle rechnerisch zusammengefaßt. Eine Meßdauer von 100 sec pro Kanal erwies sich als ausreichend, um eine genügend hohe statistische Zuverlässigkeit zu erreichen. Es wurden jeweils Doppelbestimmungen gemacht. Das Gerät wurde mit einem Latex-Standard (6.04 firn, 8.7 u.m, 19.1 u,m) kalibriert. Die Ergebnisse einer Eichserie sind als Häufigkeilsverteilung in Abb. 8 dargestellt. Die optimale Partikelkonzentration der Suspension für eine Messung liegt bei 1 - 3 ppm (vol/vol, Ruch , 1987). Diese Konzentration wurde für die Messung des unlöslichen Rückstandes durch Zugabe von 0.5 - 2 ml der nicht verdünnten Sedimentsuspension auf 200 ml Salzwasser erreicht. Sämtliche Proben wurden vor jeder Messung einige Sekunden im Ultraschallbad mechanisch aufbereitet. 2.2.1.2. Galai CIS1 Oriel-Laser Das Galai CIS1-Oriel-Gerät zur Korngrößenanalyse besteht aus einem rotierenden He- Ne-Laser, der Partikel in einer transparenten Suspension in einer Meßküvette überstreicht (Abb. 9). Die Zeit, die der rotierende Laserstrahl auf einem Partikel verbleibt, ist proportional zur Größe dieses Teilchens. Gleichzeitig können die Sedimentpartikel mit einem hochauflösenden Videosystem auf einem Bildschirm sichtbar gemacht werden. Auf diese Weise erhält man eine sehr gute Kontrolle über Flockungs- oder Aggregationsprozesse in der zu messenden Suspension. Ein Bildanalysesystem ermöglicht es darüberhinaus Aussagen über die Natur der beobachteten Partikel zu machen. Für die Messung des unlöslichen Rückstandes (UR) wurde der Rest der Tonmineral- Aufbereitung (Kap. 2.3.2.1.) benutzt. Die Probe wurde durch Schütteln homogenisiert und einige Sekunden im Ultraschallbad dispergiert. Die Messung fand in einer Durchfluß-Meßzelle mit einem geregelten Abfluß von 1 ml/sec statt. Die Suspension im Vorratsbehälter wurde dabei mit einem mechanischen Rührer in Bewegung gehalten (Abb. 10). Verschiedene Latex-Standards dienten zur Kalibrierung des Gerätes. Mit der benutzten Linsenkonfiguration konnte ein Meßbereich zwischen 0.5 u,m und 150 u.m abgedeckt werden. Die Auflösung der Korngrößenklassen beträgt maximal 0.5 u.m. Bei einem Meßbereich von 0.5 u.m bis 60 u.m ist eine Auflösung von 0.2 u.m pro Kornklasse zu erreichen. Eine ausreichende statistische Verläßlichkeit der Analyse wurde durch Messung in automatischen Modus garantiert und führte zu einer mittleren reinen Meßzeit von etwa 2.5 - 4 min für eine Probe. Für die Messung des Gesamtsediments wurde etwa 1 g Sediment in 20 ml destilliertem Wasser suspendiert und etwa 10 sec im Ultraschallbad aufbereitet. Bei stark karbonathaltigen Proben wurde zu Anfang jeweils 1-2 Tropfen 0.5 mmol Natrium- Pyrophosphat (Na4P2O7-10H2O) zugesetzt, um eine Flockung oder Aggegratbildung zu vermeiden. Bei einer mikroskopischen Kontrolle (smear slides) der Suspension stellte sich heraus, daß es bereits innerhalb von wenigen Minuten zur Neubildung von nadeiförmigen, transparenten, einigen Mikrometer großen Mineralen kommt. Es handelt sich, wie röntgenographische Untersuchungen zeigten, um Ca-Phosphate (Apatit?), die die Korngrößenanalyse vor allem karbonatreicher Sedimente 13 beeinflussen können. Daher wurde auf die Verwendung von Natrium-Pyrophosphat verzichtet und die Proben nur sorgfältig mechanisch aufbereitet. 2.2.2. Dünnschliff-Herstellung Zur Dünnschliff-Herstellung wurden mehr als 90 Proben aus verschiedenen Kernen und entsprechend den unterschiedlichen Sedimenttypen genommen. Die Proben wurden aus den für die Radiographie benutzten Probekästen {Jantschik & Lohoff, 1987) mit selbstgefertigten Hart-Aluminiumkästen (11 x 2.5 cm) ausgestochen. Diese wurden dann auf einem Bad aus flüssigem Stickstoff schockgefroren und über Nacht im Vakuum gefriertrocknet. Dies ist die schonenste Methode, um interne Strukturen und Gefüge zu erhalten (ßehbehani, 1984; Merkt, 1971). Weitere hilfreiche Beschreibungen zur Herstellung von Dünnschliffen aus unverfestigten Sedimenten finden sich u. a. bei Crevello et al. (1981) und Werner (1966). i Das Harz in das die Proben eingegossen wurde besteht aus 100 Teilen Araldit (Ciba- Geigy DY 026 SP und CY 223), 11.5 Teilen Härter (Ciba-Geigy HY 956 WMP), sowie 10 Teilen Verdünner. Die Präparate wurden im Vakuum während 20 min eingegossen, um ein möglichst vollständiges Eindringen des Harzes in den Porenraum zu gewährleisten. Nach dem Eingießen wurden die Proben eine Nacht bei 50° C getrocknet. Dies erwies sich oft als nicht ausreichend und wurde dann gegebenenfalls wiederholt. Trotz dieser schonenden Methode ließen sich von manchen Präparaten keine Dünnschliffe anfertigen. In vielen Fällen war das Harz nur oberflächlich eingedrungen und die Probe für die Anfertigung eines Dünnschliffs wertlos. Es zeigte sich, daß das Harz vor allem bei Proben mit hohem Karbonatgehalt und bei stark tonigen bis siltigen Sedimenten nur schlecht in den Porenraum eindrang, während z. B. sandige Abschnitte von Turbiditen die besten Ergebnisse lieferten. 2.2.3. Elektronen-Mikroskopie Untersuchungen mit einem Elektronenmikroskop wurden an den Fraktionen <2 (im, 2- 16 u.m und der Gesamtfraktion, jeweils unbehandelt und entkalkt, gemacht. Die Metall-Probenteller (CAM/Philips) wurden mit einer Mischung aus einem Spezialkleber (Leit-C nach Göcke) und zugehörigem Verdünner (Leit-C nach Göcke) mit einem Spatel dünn bestrichen. Der Kleber sollte eine leicht zähflüssige Konsistenz besitzen. Danach wurde gläserne Deckgläschen (15 mm 0) aufgebracht. Auf diese Gläschen werden anschließend 2 - 3 Tropfen Sedimentsuspension aufpipettiert und bei 70° C getrocknet. Diese Präparate werden danach im Vakuum mit einer etwa 400 A dicken Goldschicht bedampft. Die Aufnahmen wurden auf einem Elektronenmikroskop der Marke Philips PSEM 500 gemacht. 2.3. MINERALOGIE Die mineralogischen Analysen wurden mit Hilfe der Röntgendiffraktometrie auf Geräten der Marke Philips und für Kern ME-68-89 auch auf einem Scintag XDS 2000 durchgeführt. Die Aufbereitung richtete sich jeweils nach dem Typ der zu analysierenden Probe, d.h. entweder dem Gesamtsediment oder den karbonatfreien Fraktionen <2 u.m und 2-16 u.m. Einen Überblick über die mineralogischen Untersuchungen gibt das Fließschema in Abb. 11. I 4 2.3.1. Gesamtsediment 2.3.1.1. Probenaufbereitung Für eine qualitative und quantitative Analyse des Gesamtsediments wurden insgesamt 349 Proben der Kerne ME-68-89, ME-68-91, ME-69-196 und PO-08-23 bei 110° C getrocknet und dann in einer Achat-Kugelmühle gemahlen. 132 Proben des Kerns M6-7A-244/1 wurden bei 110° C getrocknet und in einer Achat- Scheibenschwingmühle 30 sec gemahlen. Die unterschiedliche Aufbereitung in zwei verschiedenen Mühlen hatte keinen Einfluß auf die Ergebnisse. Jeweils 0.8 g Sedimentpulver wurden dann 10 sec lang mit 3500 kPa in einer hydraulischen Presse in Aluminium-Probeträger gepreßt. Danach wurden die Präparate mit einem Philips- Röntgendiffraktometer geröntgt. 2.3.1.2. Qualitative und quantitative Auswertung Die Proben wurden für die qualitative Mineralbestimmung auf einem PHILIPS APD10- Röntgendiffraktometer, Generator PW 1730 unter folgenden Bedingungen geröntgt: Cu-Ka-Strahlung, 40 kV, 20 mA, 2° 29 /min von 2° - 65° 29, Papiergeschwindigkeit 2 cm/min. Für die Identifizierung der wichtigsten Minerale wurden die in Tab. 2 aufgeführten Hauptröntgen-Reflexe benutzt. Tab. 2: Haupt-Röntgenparameter der wichtigsten identifizierten Minerale im Gesamtsediment Mineral  hkl ° 29 Quarz 3.34 (101) 26.6 Kalzit 3.03 (104) 29.4 Dolomit 2.88 (104) 31.0 K-Feldspat 3.24 (002) 27.5 Plagioklas 3.18 (002) 27.9 Amphibol 8.42 (110) 10.5 Für die quantitativen Messungen wurden die Präparate ein zweites Mal jeweils im Bereich der kritischen Mineralpeaks mit langsamerer Geschwindigkeit geröntgt. Es handelt sich dabei um folgende Minerale und Bereiche: 19.20° - 20.30° 26 (= 4.45 Â) hkl-Reflex der Phyllosilikate 26.04° - 27.23° 29 (3.34 Â) Quarz (101) 27.00° - 27.65° 28 (3.24 Â) K-Feldspat (002) 27.65° - 28.30° 28 (3.18 - 3.24 Â) Plagioklas (002) 28.90° - 30.09° 29 (3.03 Â) Kalzit (IDJJ 30.55° - 31.25° 29 (2.88 Â) Dolomit (104) Diese quantitativen Analysen basieren auf einem externen Kalzit-Standard (Alienor) und den Massenabsorptions-Koeffizienten von Ferrerò (in Persoz, 1969). Die gemessene Intensität des jeweiligen Minerals wird zu einem Standard ins Verhältnis gesetzt und mit den angenäherten Massenabsorptions-Koeffizienten der Probe und des reinen Minerals abgeglichen. Die theoretischen Grundlagen für diese Methode sind in Ke'ttiger (1981) zu finden. Die Berechnung der Mineralprozente ergibt sich wie folgt: I 5 % Mineral = m x 1^P l0xMm lm = Gemessene Intensität des Minerals (mm, cps oder cpm) I0 = Intensität des puren Minerals (mm, cps oder cpm) Mp _ Massenabsorptions-Koeffizient der Probe (Annäherung) Mm = Massenabsorptions-Koeffizient des puren Minerals Der relative Fehler dieser quantitativen Mineralanalyse des Gesamtsediments wird mit 10% für die Karbonatminerale und mit 5% für die übrigen Minerale angegeben (Studer, 1987). Abb. 12 zeigt die Korrelation von r2 = 0.989 des röntgenographisch bestimmten Karbonats (S Kalzit + Dolomit) und des Karbonatgehaltes, der mit dem Scheibler-Kalzimeter (Kap. 2.4.4.) ermittelt wurde. 2.3.2. Nichtkarbonatische Sedimentfraktionen <2 u.m und 2-16 u.m 2.3.2.1. Probenaufbereitung In der Literatur finden sich zahlreiche Methoden für die Aufbereitung von Tiefseesedimenten und Böden für röntgendiffraktometrische Untersuchungen (z.B. Biscaye, 1965; Bowles, 1975; Gibbs, 1965; Jackson, 1974). Um Röntgendiffraktogramme guter Qualität von den silikatischen Feinfraktionen zu erhalten, muß bei karbonathaltigen Sedimenten der störende Karbonatanteil weggelöst werden. Dazu sind verschiedene Methoden beschrieben. Das Entfernen des Karbonats kann mit einer Na-Azetat-Lösung erreicht werden (Biscaye, 1965; Bowies, 1975; Jackson, 1974). Andere Autoren verwenden Essigsäure (Lewandowski, 1988; Zimmermann, 1982) oder verdünnte Salzsäure {Hottzapfet, 1985), während Mann & Mutier (1980) es bei mechanischer Aufbereitung belassen oder nur destilliertes Wasser zur Aufbereitung der Proben benutzen (Gibbs, 1965). Unabhängig von der gewählten Methode kann selbst eine sehr vorsichtige Aufbereitung der Proben zu einer Veränderung der Tonmineralzusammensetzung führen (Brindley & Brown, 1984). Für die Entkalkung der Proben wurde verdünnte Satzsäure (10 %) verwendet. Die folgende Methode ist im Prinzip bei Rumley & Adatte (1983) beschrieben, wurde aber leicht modifiziert (konstante Einwaage) und dann routinemäßig im Laboratoire de Minéralogie, Pétrographie et Géologie (LMPG), Neuchâtel angewendet. Insgesamt 478 Proben wurden bei 110° C bis zur Gewichtskonstanz getrocknet (etwa 12 Stunden). Jeweils 5 g Sediment wurden dann durch schrittweise Zugabe von 200 ml HCl (10%) im Überschuß in einem Destillierkolben entkalkt. Während der Reaktionszeit von 20 Minuten wurde vorsichtig Druckluft in die Suspension eingeblasen, um eventuell noch vorhandene Aggregate zu zerstören und eine homogene Mischung zu gewährleisten. Jede Probe wurde während der Entkalkung etwa eine Minute im Ultraschallbad disaggregiert. Die karbonatfreie Suspension wurde dann zentrifugiert und die überstehende Salzsäure abdekantiert. Die Zentrifugation wird danach etwa 4-5 mal mit destilliertem Wasser (mit NH4OH auf pH 8.3 abgepuffert) wiederholt, um eine Suspension frei von Salzsäure und Meersalz zu erhalten. Die Suspension wurde als dispergiert angesehen, wenn bei geringen Partikelkonzentrationen eine feine Sedimentfahne in der Flüssigkeit aufstieg (Abb. 13). Bei höherer Partikeldichte ist die Suspension leicht trüb. Das Volumen wurde danach auf 100 ml reduziert, um die Konzentration der Suspension zu erhöhen. Aus dieser Suspension wurden nach Homogenisierung durch gründliches Schütteln 20 ml für die Abtrennung der Fraktionen <2 u.m und 2-16 Jim entnommen. Die restlichen 80 ml standen dann für weitere Zwecke zur Verfügung, wie für die Korngrößenanalyse (Kap. 2.2.1.) oder die Elektronenmikroskopie (Kap. 2.2.3.). 16 Die Fraktion <2 u.m wurde durch,Zentrifugation abgetrennt (1 min 28 sec, bei 1000 U/min). Eine Probe von 2 mf wurde dann auf gläserne Objektträger (29 x 45 mm) pipettiert und bei Raumtemperatur getrocknet. Die Zentrifugation wurde dann solange wiederholt, bis die Suspension frei von Partikeln <2 u.m ist. Die Fraktion 2-16 u.m erhält man danach durch Sedimentation (4 cm Fallhöhe, 2 min 54 sec). Auch hier wurden 2 ml auf Glasträger pipettiert und bei 20° C getrocknet. Alle Proben wurden auf einem Philips-Röntgendiffraktometer (1011, ampli 4280) unter den folgenden Bedingungen geröntgt: Cu-Ka-Strahlung, 40 kV, 20 mA, 2° 26/min bei einem Papiervortrieb von 2 cm/min. Die Proben wurden einmal in unbehandeltem Zustand und ein zweites Mal nach mindestens 12 Stunden Behandlung in einer Äthylenglykol-Atmosphäre, geröntgt. Die Präparate wurden von 2° - 50° 26 (unbehandelt) und von 2° - 30°, 34° - 36° und von 43° - 45° 26 (mit Äthylenglykol behandelt) gemessen. Einige Proben wurden auch auf 350° und 500° C erhitzt, um eine bessere Mineralidentifizierung zu ermöglichen. 2.3.2.2. Mineralidentifizierung Die Bestimmung der verschiedenen Minerale erfolgte hauptsächlich nach den bei Carroll (1970), Holtzapffel (1985) und Brindley & Brown (1984) beschriebenen Erkennungsmerkmalen. Die wichtigsten auftretenden Schichtsilikate sind Smektit, Chlorit, Kaolinit und verschiedene Glimmer. Wechseilager-Minerale kommen vor, sind aber im allgemeinen von sehr geringer Bedeutung. Weiterhin wurden Quarz, Feldspäte (Plagioklas, K-Feldspat, selten Oligoklas}, Zeolith (Klinoptilotith) und Amphibol (Hornblende) gefunden. Der karbonatische Anteil besteht zum großen Teil aus Kalzit und seltener Dolomit (s. Kap. 3.3.1.). Die Gehalte von amorphem Material, wie z.B. Opal oder vulkanische Gläser, deren relativer Anteil auch über die Röntgendiffraktometrie ermittelt werden kann {Mann & Müller, 1980), wurden nicht im Detail bestimmt. Die Minerale, ihre charakteristischen kristallographischen Flächen und ihre Position in den Röntgendiagrammen zeigt Tab. 3: Tab. 3: Identifizierte Minerale in den karbonatfreien Fraktionen <2 u.m und 2- 16 u.m und ihre kristallographischen Parameter. Mineral (hkl) °26  Smektit (001) 5.2 17.0 Chlorit (001) 6.2 14.2 (002) 12.4 7.1 1 (003) 18.8 4.72 (004) 25.1 3.54 Kaolinit (001) 12.4 7.11 (002) 24.9 3.57 Glimmer (001) 8.85 9.98 (002) 17.8 4.98 (003) 26.8 3.32 (004} 36.0 2.50 (005) 45.4 1.99 Quarz (100) 20.8 4.26 (101) 26.6 3.34 K-Feldspat (002) 27.5 3.24 Oligoklas (002) 27.7 3.22 Plagioklas (Albit) (002) 27.9 3.18 Zeolith (020) 9.8-9.9 8.95 Amphibol (110) 10.5 8.45 17 Für die Abbildungen und Auswertungen wurden vorwiegend die Hauptreflexe der verschiedenen Minerale benutzt: Glimmer und Smektit (0Ot)1 Kaolinit (001) und (002), Chlorit (002) und (004), Quarz (100), Feldspäte (002), Amphibol (110) und Zeolith (020). 2.3.2.3. Semiquantitative Analyse Die Peakintensitäten der verschiedenen Minerale wurden nach einer manuellen Korrektur der Hintergrundsignale gemessen. Bei einer Signalverstärkung von 2x103 entspricht ein Vollauschlag von 2000 cps (counts per second) etwa 250 mm Peakhöhe. Diese absoluten Peakhöhen wurden sowohl direkt, zur Abschätzung des Mineralanteils in einer Probe, als auch neu berechnet, als relative Prozentanteile der Minerale benutzt. Für die Phyllosilikate Smektit, Chlorit, Kaolinit und Glimmer wurden die relativen Prozentanteile nach der bei Biscaye (1965) beschriebenen Methode berechnet. Doch anstatt der dort in Prozentanteile umgerechneten Peakflächen werden in dieser Arbeit die absoluten Peakhöhen benutzt. Brindley & Brown (1984) schlagen einen Kompromiß vor, in dem sie die Peakhöhe mit der Halbwertsbreite multiplizieren. Heath & Pisias (1979) arbeiten mit einem internen Talkstandard. Da jedoch im NOAMP-Gebiet Talk natürlich vorkommen kann {Ruch etat., 1989), wurde ein solcher Standard nicht verwendet. Die Peakflächen wurden nicht berücksichtigt, weil sie zum Teil von der Kristallinität des Minerals abhängen und nicht in direktem Zusammenhang zu ihrem Anteil in der Probe stehen. So haben schlecht kristallisierte Phyllosilikate oft sehr breite Peaks, die zu einer vergrößerten Oberfläche führen. Dies ist vor allem für die kleinen Korngrößen-Fraktionen gültig (Holtzapffel, 1985). Die Verwendung von Peakhöhen zur halbquantitativen Berechnung der Mineralanteile ist die bei weitem schnellere und nicht weniger exakte Methode. Beide Methoden bleiben untereinander vergleichbar. Die ermittelten* Prozentanteile sollten nicht als absolute Gehalte eines Minerals in einer Probe betrachtet werden. Diese Prozentanteile geben Tendenzen an, die das relative Auftreten der Minerale in den verschiedenen Proben vergleichbar machen. Nach der Methode von Biscaye (1965) wurden folgende Faktoren für die quantitative Berechnung der Phyllosilikate benutzt: Tab. 4: Faktoren zur Berechnung der prozentualen Anteile der Phyllosilikate nach Biscaye (1965). Smektit 1 Chlorit 2 Kaolinit 2 Glimmer 4 Da bei gleichzeitigem Auftreten von Kaolinit und Chlorit die Hauptpeaks bei 7.11  [Kaolinit (001), Chlorit (002)] überlappen, wurde das Verhältnis der beiden Minerale indirekt bestimmt. Dazu wurden die Intensitäten der Peaks bei 3.54 A (Kaolinit 002) und 3.57  [Chlorit (004)] benutzt. Die Messung dieser Intensitäten zeigt Abb. 14. Methoden zur exakten, aber bei großer Probenzahl sehr zeitaufwendigen röntgenographischen Trennung der Peaks Kaolinit (002) und Chlorit (004) werden auch bei Biscaye (1964) und Lange (1982) beschrieben. 1 8 Die Berechnung erfolgt nach: Kaolinit K =____Pl 354 A______ Chlorit C =-------Pl 357 A---------- PI 3.54  + PI 3.57  PI 3.54  + PI 3.57  PI = Peakintensität {mm, cps, cpm) Mit den erhaltenen Werten wird der Anteil Kaolinit und Chlorit über den gemeinsamen Peak bei 7.11 A berechnet: Anteil Kaolinit Kq = K x PI 7.11  Anteil Chlorit Cg = C x PI 7.11  Danach werden Peakintensitäten der Phyllosilikate nach Multiplikation mit den in Tab. 4 aufgeführten Faktoren auf 100 % aufsummiert und die Prozentanteile der vier Schichtsilikate berechnet. I Phyllosilikate = [1 x PI Smektit (001)] + [2 x PI Chlorit (Cq)] + [2 x PI Kaolinit (Kq)] + [4.x PI Glimmer (001)] Die Anteile der Nicht- Phyllosilikate (Quarz, Feldspat, Amphibol, Zeolith) wurden nicht quantitativ berechnet. Die absoluten Peakintensitäten dieser Minerale wurden als Maß für ihren Gehalt in einer Probe angesehen. Eine bessere Quantifizierung der Verhältnisse von Schichtsilikaten zu Nicht-Phyllosilikaten der Fraktionen <2 ujn und 2-16 u.m einer Probe erlauben die Parameter TCI (total clay index) und TNCI (total non clay index) (vergi. Zimmermann, 1982). Der TCI setzt sich aus der Summe, der mit den zugehörigen Faktoren (Tab. 4) multiplizierten Peakintensitäten der Phyllosilikate zusammen. Der TNCI ist eine Aufsummierung der Peakintensitäten der Minerale Quarz (3 x PI (100) bei 4.26 Â), K-Feldspat (002), Plagioklas (002), Amphibol (110) und Zeolith (020). 2.3.2.4. Reproduzierbarkeit der Messungen Um die Verläßlichkeit der Intensitätsmessungen der Mineralpeaks zu bestimmen, wurden die Fraktionen <2 um und 2-16 ujn einer Probe (Kern M6-7A-244/1, 137 - 139 cm, mit Glykol behandelt) jeweils zehnmal unter gleichen Bedingungen geröntgt. Die Präparate wurden mit den gleichen Gerätekonstanten wie in Kapitel 2.3.2.1. beschrieben, mit einem Philips-Röntgendiffraktometer gemessen (1011, ampli 4280). In Abb. 15 sind die relativen Fehler (%) der verschiedenen Mineralpeaks und der lllitkristallinität aufgetragen. Smektit in der Fraktion 2-16 u.m, sowie Glimmer (004) und Klinoptilolith (020) in der Fraktion <2 u.m kommen in der Probe nicht vor. Deutlich ist der generell höhere relative Fehler bei der Bestimmung der Peakhöhen in der Kornfraktion <2 u.m. Dies hängt mit den geringeren mittleren Peakintensitäten in dieser Fraktion zusammen (Abb. 16). Ab etwa einer Intensität von 200 cps nähert sich die Kurve einer Geraden an, der Fehler bleibt trotz steigender Intensität konstant. Ein gleicher absoluter Fehler ergibt bei kleineren Intensitäten einen höheren prozentualen Fehler. Der absolute Fehler schwankt je nach Mineralpeak zwischen 4 und 20 cps. Die Fehler bei der Bestimmung der Peakhöhen resultieren aus Geräteschwankungen (Röntgenröhre, Detektor) und aus Ungenauigkeiten bei der manuellen Korrektur der Hintergrundsignale der Röntgendiagramme. Der Fehler zeigt auch eine Abhängigkeit von der Lage des zu messenden Peaks. So ist der Fehler bei Mineralen, die bei kleineren Winkeln °28 (hohe Â-Werte) liegen deutlich größer. 19 2.3.2.5. Vergleich von Philips- und Scintag-Röntgendiffraktometer Eine Serie von 66 Proben (Glykol, <2 u.m und 2-16 u.m) des Kerns ME-68-89 wurde nach der Messung auf dem Phitips-Diffraktometer ein zweites Mal zu Vergleichszwecken mit einem Scintag XDS 2000 analysiert. Die Instrumentenkonstanten bei der Messung (Scintag) waren: Cu-Ka-Strahlung, 45 kV, 40 mA, von 2° - 50° 26, bei einer Messgeschwindigkeit von 2° 20/min. Die Daten wurden ohne manuelle Auswertung der Diagramme direkt in einen Computer eingelesen. Abb. 17 zeigt die Korrelation der Geräte für die Intensitäten des Smektitreflexes (001) der Fraktion <2 firn und dem Hornblendepeak [(110), 2-16 u.m]. Auch für den Smektit-Reflex (001) der Fraktion <2 u.m ergibt sich eine Korrelation von r2 = 0.853. Dies ist bei dem stark ansteigenden Hintergrundeinfluß bei kleinen Winkeln 2ö und unterschiedlicher Hintergrundkorrektur der beiden Geräte nicht zwangsläufig zu erwarten. Der Hintergrund wurde beim Scintag-Gerät automatisch abgeglichen (Fast Fourrier, K- o^-stripping), während die Diffraktogramme des Philips-Instrumentes manuell korrigiert wurden. In Abb. 18 sind die Korrelationskoeffizienten aller Mineralpeaks gegen die mittleren Peakintensitäten des Philipsgerätes aufgetragen. Die mäßige Korrelation für einige niedrige Intensitäten ist mit der manuellen Hintergrundkorrektur der Philips- Diagramme zu erklären, die bei kleineren Reflexen größere Ungenauigkeiten verursacht (Jantschik, 1988). 2.4. GEOCHEMIE 2.4.1. Röntgenfluoreszenz-Analyse 28 Proben verschiedener Kerne und Sedimenttypen wurden mit der Röntgenfluoreszenz-Methode auf ihre chemische Zusammensetzung hin untersucht. Dabei wurden die Hauptelemente SÌO2, TÌO2, AI2O3, Fe2Û3, FeO, MnO, MgO, CaO, Na20, K2O, P2O5, H2O, CO2, Cr203 und NiO analysiert. H2O, FeO und CO2 wurden mit anderen Methoden ermittelt (Kap. 2.4.1.1.). An Nebenelementen wurden Ba1 Rb, Sr, Pb, Th, U, La, Ce, Nd, Y, Zr, V1 Cr, Ni, Co, Cu, Zn, Ga und Hf gemessen. Das Flußdiagramm zur Röntgenfluoreszenz-Analyse zeigt Abb. 19. Die Beschreibung der Methoden folgt im wesentlichen dem Manuel du Centre d'Analyse Minérale (CAM, Université de Lausanne, Pfeifer et a/., 1985). Dort sind auch die Bestimmungsgrenzen und Fehler der Röntgenfluoreszenzmethode für die verschiedenen Elemente aufgeführt. Zur Kalibrierung der Messungen wurden jeweils internationale Standards verwendet (Pfeifer et ai., 1985). 2.4.1.1. Hauptelemente Alle Proben wurden bei 105° C getrocknet und anschließend etwa 20 g in einer Scheibenschwingmühle mit Wo-Carbid-Einsatz 30 sec lang gemahlen. Für die Bestimmung der Hauptelemente wurden Schmelztabletten hergestellt. Dazu werden exakt 6.0 g Li-Tetraborat (UB4O7) mit 1.2 g Sediment gründlich homogenisiert. Die Proben wurden dann in Pt-Au Tiegeln 4 min 45 sec lang in einem PERL (Philips)- Instrument bei 1250° C eingeschmolzen. Die Schmelztabletten von 40 mm Durchmesser wurden dann mit einem Philips-Instrument PW 1400 bei K- a- Strahlung und einer Cr-Röhre (40 kV, 60 mA) analysiert. Die Messung dauerte etwa 15 min/Probe. 20 Der Glühverlust wurde durch^ei.nstündiges Erhitzen im Muffelofen bei 1050° C ermittelt. Dazu waren etwa 5*g Sediment notwendig. Der gemessene Glühverlust besteht aus H20+. CO2, F, Cl und S1 sowie Sauerstoff, der bei der Oxydation von FeO zu Fe203 frei wird. Der Gesamt-Kohlenstoff wurde durch coulometrische Titration mit einem Coulomat 7012 (Fa. Ströhlein) bestimmt {Herrmann & Knake, 1973). Der mineralische gebundene Kohlenstoff wurde auf dieselbe Weise ermittelt, jedoch wurde anstatt Sauerstoff, Stickstoff benutzt, der den organisch gebundenen Kohlenstoff nicht freisetzt. Der Anteil an organischem Kohlenstoff kann danach durch einfache Differenzbildung bestimmt werden. Geeicht wurde der Apparat jeweils mit reinem CaC03 (MERCK, suprapur No. 2060). Die Einwaage betrug je nach Karbonatgehalt zwischen 75 und 300 mg Sediment. Da bei der Röntgenfluoreszenz-Analyse nur das insgesamt vorkommende Fe in der Form von Fe203 bestimmt werden kann und um den Glühverlust (Oxydation von Fe'l+ zu Fe"1+) besser beurteilen zu können, ist es notwendig den Gehalt an FeO zu kennen. Dazu werden 100-400 mg (je nach Gehalt an Fe203 ) Sediment in Lösung gebracht (HF, H2SO4) und das Fe"+ mit a-ot-Dipyridil in einen organischen rot gefärbten Komplex überführt. Die Rotfärbung dieses organischen Komplexes ist direkt proportional dem Gehalt an zweiwertigen Eisen und wurde mit einem Photometer 616 (Fa. METROHM) bei einer Wellenlänge Xvon 522 nm gemessen. Die gemessenen Standards zeigten eine Korrelation von r= 0.9995. Die relative Standardabweichung dieser Methode beträgt 3 - 7% (Wilson, 1960). Fe2Û3 errechnet sich danach wie folgt: Fe203 = I Fe (bekannt aus XRF) - (1.11134 x FeO). 2.4.1.2. Spurenelemente Die Proben wurden wie unter 2.4.1.1. beschrieben getrocknet und gemahlen. Für die Analyse der Spurenelemente wurden Tabletten gepreßt. Dazu waren etwa 10 g Sediment notwendig, die mit einigen Millilitern Mowiol (2%, Hoechst Mowiol 4-88) gründlich vermischt und dann 15 sec mit etwa 2x104 kPa gepreßt wurden. Danach wurden sie bei 100° C getrocknet. Die Preßlinge wurden ebenfalls mit einem Philips PW 1400 (Ka-Strahlung, Cr-Röhre, 80 kV, 30 mA) geröntgt. Die Meßzeit betrug zwischen 30 und 70 min für eine Probe. 2.4.2. Plasma-Emissions-Spektroskopie (Seltene Erden) Eine Serie von 15 Proben (Gesamtsediment) wurde mit Hilfe der Plasma-Emissions- Spektroskopie (ICP) im Centre de Recherches Pétrographiques et Géochimiques in Vandoeuvre-Ies-Nancy untersucht. Dabei wurden die 10 Seltenen Erden La, Ce, Nd, Sm, Eu, Gd, Dy1 Er, Yb und Lu, sowie Y bestimmt. Govindaraju & Mevelle (1988) geben für diese Elemente folgende Fehler an, die auf Analysen eines Standardbasattes basieren (Tab. 5). 2 1 Tab. 5: Fehler bei der Anylyse der Seltenen Erden {Govindaraju & Melvelle, 1988). Empfohlener Wert aus Geostandard Newsletter (1988). Element Arith. Mittel Standard- Relative Empfohlener (ppm) abweichung Standard- Wert (ppm) abweichung (ppm) U 81.93 3.30 4.03 82 Ce 149.38 5.72 3.83 151 Nd 64.15 3.12 4.86 65 Sm 11.85 0.53 4.50 12 Eu 3.66 0.18 4.91 3.7 Gd 9.87 0.51 5.17 9.5 Dy 6.31 0.31 4.90 6.2 Er 2.52 0.11 4.55 2.4 Yb 1.81 0.10 5.62 1.9 Lu 0.27 0.04 16.13 0.25 Y 31.32 1.55 4.95 30 2.4.3. Chemische Analyse der HCl - löslichen Phase 169 Proben der Kerne ME-68-89 und ME-69-196 wurden auf die chemische Zusammensetzung ihres in Salzsäure (1.25 n) löslichen Rückstandes hin untersucht. Dazu wurde die Routinemethode des Laboratoire de Minéralogie, Pétrographie et Géologie, Neuchâtel angewendet {Beck, 1987). Alle Proben wurden zuerst bei 110° C bis zur Gewichtskonstanz getrocknet und 10 Minuten in einer Achat-Kugelmühle oder 30 Sekunden in einer Achat-Scheibenschwingmühle gemahlen (Abb. 20). Das gemahlene Sediment wurde anschließend geteilt und für drei verschiedene Analysen verwendet: a) Kohlenstoff, Wasserstoff und Stickstoff des Gesamtsediments b ) Bestimmung der Menge des unlöslichen Rückstandes (UR) und C1 H und N des UR c) Analyse der Kationen Ca, Mg, Sr, Mn, Fe, Na, K, AI, sowie der Anionen P als PO4 und Si als SÌO2 a) Die Elemente Kohlenstoff, Wasserstoff und Stickstoff können in einem Arbeitsgang mit dem Gerät CARLO ERBA EA 1108 analysiert werden. Dazu werden zwischen 2 mg und 10 mg Sediment in Zinnkapseln eingewogen und in einer Brennkammer im Heliumstrom unter zeitweiser Zugabe von Sauerstoff bei 1020° C vollständig verbrannt. Dabei werden C in CO2, N in NOx und H in H2O überführt. In der Gasmischung wird danach in einer zweiten Kammer NOx in N2 umgewandelt und der überschüssige Sauerstoff durch Oxidation mit Kupfer entfernt. Die Menge der zuvor chromatographisch getrennten Gase wird dann durch Messung ihrer thermischen Leitfähigkeit bestimmt. Als Standard wurde Cyclohexanon-2,4-dtnitropheny- hydrazon (C12H14N4O4, CARLO ERBA Instruments) verwendet. Der relative Fehler dieser Methode liegt bei 0.2 %. Die reine Änalysezeit beträgt für die drei Elemente je Probe 10 min. Der Elementgehalt wurde über einen Kalibrationsfaktor K1 bekannt aus dem Standard, errechnet. 22 .: -"1^ K-Faktor= %T x GS IS %T = theoretischer Gehalt des Elements im Standard GS = Einwaage Standard IS = Integrierte Peak-Oberfläche des gemessenen Standard Der prozentuale Elementgehalt der Probe ergibt sich wie folgt: %P =K x IP GP %P = Gehalt der Probe GP = Einwaage Probe IP = Integrierte Peak-Oberfläche der gemessenen Probe b) Zur Bestimmung des unlöslichen Rückstandes wurde ein Gramm getrocknetes Sediment mit 20 ml l.25n Salzsäure versetzt. Unter ständigem Rühren betrug die Reaktionszeit 30 Minuten bei einer Temperatur von 80° C. Nach Abkühlung der Lösung wird die Flüssigkeit durch 0.45 u.m-Filter (Millipore HVLP Teflon) filtriert und die Lösung mit destiliertem Wasser auf 100 ml aufgefüllt. Das Gewicht des Rückstandes auf den Filtern wird bestimmt und zum eingewogenen Sediment ins Verhältnis gesetzt. Der absolute Fehler dieser Methode beträgt ± 0.5% UR (Ruch, 1987). Der auf den Filtern verbliebene Rest (UR) wurde dann ein zweites Mal auf C, H und N mit dem CARLO ERBA untersucht. Unter der Annahme, daß sämtlicher Kohlenstoff im UR organisch ist, wurde dann der organische Kohlenstoff des Gesamtsediments errechnet. Dabei bleibt der eventuell in Salzsäure lösliche Anteil C0rg unberücksichtigt. Eine Routinemethode zur Bestimmung von Corg geben Verardo et al. (1990). Der organische Kohlenstoff errechnet sich unter der Annahme C(JR - CorgG, wie folgt: corgG=2ua»M 100% und Cmin = Ctot - CorgG Cur = Kohlenstoff im unlöslichen Rückstand (gemessen) corgG = organischer Kohlenstoff im Gesamtsediment (errechnet) Cmin = mineralischer Kohlenstoff (errechnet) Ctot = Kohlenstoff im Gesamtsediment (gemessen) c) Die filtrierte Lösung wurde dann für die Bestimmung folgender Elemente bzw. Oxide verwendet: PO4, SÌO2, Ca, Mg, Sr1 Mn, Fe, Na, K, AI. Die Kationen Mg, Sr, Mn, Fe1 Na und K wurden mit einem Atomabsorptions-Spektrometer (Perkin Eimer 5100 PC) analysiert. Die Gehalte an PO4, SÌO2 und AI wurden spektralphotometrisch mit einem flow-injection-analyzer bestimmt (Fl Astar, Tecator). Die relativen Standardabweichungen sind < 1%. Kalzium wurde titrimetrisch mit einem Metrohm- Titroprozessor analysiert. Der relative Fehler liegt unter 4%. 2.4.4. Karbonatbestimmung (Scheibler-Kalzimeter) Ein vergleichsweise schnelle und exakte Methode, um den normativen Karbonatgehalt von Sedimenten zu bestimmen, ist die Messung mit dem Scheibler-Kalzimeter (s. Müller, 1967). Dabei werden 0.2 g Sedimentpulver zur Reaktion mit einem 23 Überschuß an Salzsäure (20%) gebracht. Das dabei entstehende C02-Volumen verdrängt eine Flüssigkeitssäule aus Silikonöl, das Wasser gegenüber den Vorteil hat, nicht mit dem freigesetzten CO2 zu reagieren. Zur Eichung der Apparatur wurde reines Karbonat {Marmorpulver, Fa. MERCK) benutzt. Da diese Methode stark temperatur- und luftdruckempfindlich ist, wurde im Laufe einer Probenserie die Eichung mehrmals wiederholt. Die Reaktionszeit betrug im Normalfall etwa 5 Minuten. Bei dolomithaltigen Proben wurde diese auf 10-15 Minuten verlängert. Es wurden jeweils Doppelbestimmungen gemacht. Der absoulute Fehler der Methode wird von Möller (1967) mit 0.5 % angegeben. Die Ergebnisse der Karbonatanalysen wurden für die Kerne ME-68-89, ME-68-91, ME-69-196 und PO-08-23 von Jantschik a Lohoff (1987) übernommen. Kern M6-7A-244/1 wurde in Neuchâtel gemessen. Vergleiche von Karbonatbestimmungen am gleichen Kern, die mit derselben Methode am Geologischen Institut in Göttingen (Clasen) gemacht wurden, zeigen eine sehr gute Übereinstimmung der Ergebnisse (Abb. 21). 2.4.5. K/Ar- Datierungen Für die K/Ar-Datierung wurde der in HCl unlösliche Rückstand der Fraktionen <2 u.m und 2-16 p.m verwendet. Dazu wurden je nach Karbonatgehalt der Proben zwischen 5 und 10 g Sediment mit 10 %iger HCl entkalkt und die Kornfraktionen durch Zentrifugation und Sedimentation abgetrennt (Kap. 2.3.2.1.). Danach wurde die Suspension schonend bei 40° C getrocknet. Im Normalfall waren mit dieser Methode die für die Analyse erforderlichen etwa 500 mg Material pro Kornfraktion abgetrennt. Sonst wurde die Abtrennung, vor allem bei karbonatreichen Sedimenten, wiederholt. Darüberhinaus wurde das K/Ar-Alter verschiedener Dropstones bestimmt. Die K/Ar-Bestimmungen wurden nach der bei Dalrympie & Lanphere (1969) und Hunziker (1979) beschriebene Methode durchgeführt. Argon wird in einer Pyrexapparatur im Hochvakuum (=10-9 mm Hg) extrahiert und gereinigt (Entfernen von H2, CO2. O2, N2). Dazu wird die Sedimentprobe mit einer induktiven Heizung auf mehr als 1600° C erhitzt. Um den Gehalt an Argon zu bestimmen, wird eine bekannte Menge 38Ar zugegeben. Zuvor wurden alle Proben bei 100° C mehrere Stunden getrocknet und entgast, um die atmosphärische Kontamination so gering wie möglich zu halten. Ein Entweichen von radiogenem Argon wurde dabei nicht beobachtet. Die Isotopenverhältnisse wurden, dann mit einem AEI MS10S Massenspektrometer (Auflösung durch 4,1 kG Permanentmagneten erhöht) bestimmt (Rex & Dodson, 1979). Während der Analyse wurde die Reproduzierbarkeit und die Kalibrierung der Messungen durch Doppelbestimmungen und regelmäßige Analysen eines Biotit- Standards KA-3 überprüft {Fontignie, 1982). Kalium wurde flammenphotometrisch gemessen. Der relative Fehler betrug weniger als 2%. Die K/Ar-Alter wurden nach den bei Steiger & Jäger (1977) angegebenen Zerfallskonstanten berechnet. 2.4.6. Rb-Sr Isotopenanalyse Die Analyse folgt der konventionellen Methode von Jäger (1979). Zur Analyse wurden sämtliche Proben wie unter 2.4.5. beschrieben aufbereitet. Danach wurden 200 mg getrocknetes Sediment durch Zusatz von Flußsäure und Salpetersäure in Lösung gebracht. Strontium wurde durch Kationenaustausch-Chromatographie (Ag 50W-X8, 200 - 400 mesh) abgetrennt. Die Isotopenverhältnisse wurden in einem 90°, 64 cm Finnigan Mat 262 (Doppelbestimmungs-Mode) mit einer erweiterten stigmatisierten Zentrierung, gemessen. Die Reproduzierbarkeit wird durch Messung eines Sr- Karbonat Standards NBS-987 kontrolliert. Die relative externe Reproduzierbarkeit betrug 0.001%. 2 4 Röntgenfluoreszenz-Analysen yon. Schmelzpräparaten, lieferten die Gehalte an Rb und Sr. Die Doppelbestimmungen zeigten immer gute Übereinstimmung. Eine Serie von 17 Standards wurde für die Rb-Bestimmung im Bereich von 5-180 ppm (r = 0.99950) und eine weitere Serie von 12 Standards mit saurem bis intermediärem Chemismus zwischen 30 und 700 ppm (r = 0.99890) verwendet. Basische Standards im Bereich von 100 - 1000 ppm (r = 0.9991) waren für die Sr-Messungen erforderlich. Die Reproduzierbarkeit der Analysen wurde durch 5 verschiedene Schmelzpräparate des Standards DRN und 8 Wiederholungsmessungen ermittelt. Die mittleren Gehalte der Standards betrugen für Rb 67,8 ± 2.9 ppm (1s) und für Sr 404.6 ± 4.0 ppm (1s). 3. ERGEBNISSE 3.1. SEDIMENTE 3.1.1. Sedimenttypen Im folgenden Kapitel werden die untersuchten Sedimente beschrieben und die wichtigsten sedimentologischen Parameter aufgezeigt, um die mineralogischen und geochemischen Ergebnisse in einen zeitlichen und lithologischen Rahmen zu stellen. Angaben wie Wassergehalt, Farbansprache und Karbonatgehalt stammen teilweise aus Jantschik & Lohoff (1987). Zur lithologischen Klassifizierung der Sedimente wurde die Einteilung von Jantschik & Lohoff (1987) übernommen. Diese basiert auf den internationalen Nomenklatura von Harland et al. (1966), Berger (1974), Initial core descriptions (DSDP, 1984) und Dean et al. (1985). Eine genaue Gliederung der turbiditischen Ablagerungen findet sich bei Gabel (1989). Die detaillierten Kernbeschreibungen sind im Annex aufgeführt (Kap. 7.3.). Es konnten 5 verschiedene Sedimentypen unterschieden werden: Foraminiferal Ooze (FO) Foraminiferal Nannofossil Chalk (FNC) Diamicton (Dl) Cemented marl (CM) Turbidite- Massive Sand/Sand/Mud (TU) 3.1.1.1. Foraminiferal Ooze Beim Foraminiferal Ooze handelt es sich um ein helles, weißes bis gelblich- hellbraunes Sediment (Munsell soil color: 2.5Y 6/2, 7/2, 8/2; 5Y 6/1, 7/2, 7/3; 10YR 8/1, 7/2, 8/2, 5/3, 6/3, 7/3, 8/3). Der Anteil an biogenem Karbonat ist sehr hoch, detritisch-silikatische Bestandteile treten nur untergeordnet auf und gehören vorwiegend zur Ton- und Siltfraktion. Zu den kalkigen Organismen zählen hauptsächlich Foraminiferen und Coccolithen. Deren Schalen bestehen ausschließlich aus Kalzit. Aragonit oder Dolomit kommen nicht vor. Schichtung ist im FO nicht zu erkennen. Bioturbation wird vor allem an Färb- und Sedimentgrenzen sichtbar, es handelt sich zumeist um Verformungswühlgefüge (burrow mottling) und Planolites sp. Der Karbonatgehalt liegt in der Regel um 70 % und erreicht bis über 90 %. Der Wassergehalt, bezogen auf das Trockengewicht, schwankt zwischen 44 und 160 %, und liegt im Mittel bei 84 %. Der Foraminiferal Ooze wird bevorzugt während warmer klimatischer Bedingungen ablagert. So wurde FO z.B. während des gesamten Holozäns im Untersuchungsgebiet sedimentiert, kommt aber auch in älteren warmen Zeitabschnitten zur Ablagerung (Kap. 3.2.). 25 3.1.1.2. Foraminiferal Nannofossil Chalk Der zweite Sedimenttyp mit hohem Karbonatgehalt, etwa 90 % im Mittel, ist der Foraminiferal Nannofossil Chalk. Dieses Sediment ist hellweiß (10YR 8/0) und besteht zum großen Teil aus Coccoltthen und geringeren Anteilen an Foraminiferen. Das Sediment ist bereits leicht verfestigt und sehr homogen. Schichtung ist nicht zu erkennen. Bioturbationsstrukturen sind selten. Der Wassergehalt liegt bei 55 % (48 bis 64%). Der FNC wurde nur auf den Bergspitzen des Großen Dreizacks gekernt und bildet die Basis der Kerne ME-69-196 und PO-08-23, die stratigraphisch bis in das Obere Pliozän zurückreichen (Abb. 31). 3.1.1.3. Diamicton Die Bezeichnung Diamicton wurde auf kalkig-mergelige Sedimente mit zum Teil sehr geringen Karbonatgehalten (bis <5 %) angewendet. Im Mittel liegen die Karbonatgehalte bei etwa 30 %. Die Farbe schwankt zwischen dunkelbraun bis braun, kann aber auch olivfarbene und graue Töne zeigen (2.5Y 5/2, 5/4; 5Y 5/2, 4/3, 5/3; 10YR 4/3, 5/3, 6/3, 5/4). Typisch ist in manchen Abschnitten der stark erhöhte Anteil an eisverfrachtetem Detritus (IRD). Die Dropstones können bis zu Dezimeter- Größe erreichen. Es handelt sich vorwiegend um kristalline Gesteine wie Granit, Gneiss oder Basalt. Sedimentäre Gesteine wie Sandsteine, Tonschiefer oder Kalksteine sind seltener zu finden. Schichtung ist nicht ausgebildet. Dies ist eine Folge der oft starken Bioturbation, die bereits existierende Strukturen zerstört hat. 3.1.1.4. Cemented Marl Der Cemented Marl ist ein Sediment mit mittleren Karbonatgehalten von etwa 35 - 40%. Das Karbonatsetzt sich aus Dolomit und Kalzit zusammenen (Kap. 3.3.1.), davon ist der überwiegende Teil neugebildet {Clasen et ai, 1990; Clasen et al., in prep.). Benthische und planktonische Foraminiferen sind selten. Der Cemented Marl ist auf Radiographie-Positiven leicht zu unterscheiden, wo er sich infolge seiner Zementation und höheren Verfestigung anderen Sedimenten gegenüber deutlich als dunkler Horizont abhebt. Die mittleren Wassergehalte betragen im Durchschnitt 24 % und schwanken zwischen 21 - 53 %, (FO = 84 %, Dl = 92 %). Die Porositäten gehen bis auf 45 % zurück (FO = 69 %, Dl = 71 %). Das hellbraune bis graubraune Sediment (2.5Y 6/2; 10YR 5/2, 6/2, 4/3. 5/3) kann zur scharfen, aber unregelmäßigen Basis hin oft eine bräunlich bis rostrote, unregelmäßige Lamination aufweisen. Die IRD-Gehalte sind stark erhöht. Erkennbare Bioturbation ist auf den oberen Teil der Horizonte beschränkt. Die Schichten des Cemented Marl finden sich in allen topographischen Lagen und sind daher als gute Leithorizonte zur Korrelation der Kerne untereinander zu verwenden. Am Übergang vom letzten Glazial zum Holozän und in der letzten Kaltzeit treten vier dieser Horizonte auf (CM l-IV). Sie korrelieren mit den IRD-peaks 1, 2, 4 und 5 (Kap. 3.2.5.) und zeigen auch eine von anderen Sedmenten deutlich abweichende mineralogische Zusammensetzung (Kap. 3.3.1., 3.3.2.). In Kern M6-7A-244/1 treten noch zwei weitere Lagen dieses Sedimenttyps in stratigraphisch tieferen Kernabschnitten auf (Kap. 3.2.6.). 3.1.1.5. Turbidite Die einzigen turbiditischen Sedimente, die im Rahmen dieser Arbeit untersucht wurden stammen aus Kern ME-68-91. Der Kern wurde am Rand des Haupt- Turbiditkanals nördlich des Großen Dreizacks genommen. Die Turbidite haben dort deutlich verminderte Mächtigkeiten und die Korngröße ist generell ebenfalls geringer 26 als in Turbiditen im Zentrum des Hauptkanals. Der Karbonatgehalt in den Sedimenten erreicht maximal 15 % undVjsT'zum großen TeiHaüf Foraminiferen in den meist sandigen basalen Abschnitten der Turbidite zurückzuführen. In der Sandfraktion finden sich vulkanische, braune Gläser, Quarz, basaltische Hornblende, Foraminiferen und seltener Schwerminerale und basaltische Gesteinbruchstücke. Auch leicht verfestigte Tongerölle treten auf. In den tonigen Abschnitten der Turbidite können die Wassergehalte bis zu mehr als 250 % ( im Mittel 145 %) erreichen. Die Farben sind oft oliv bis grau und schwarz (5Y 2/1, 4/1, 4/2, 5/1, 5/2, 5/3}. An der Basis ist häufig Schrägschichtung ausgebildet. Zum Hangenden hin werden die Turbidite toniger, es folgt oft eine parallele Lamination, die in makroskopisch homogene Sedimente übergeht. Radiographien zeigen u.a. convolute bedding in diesen Abschnitten. Der Übergang zu pelagischen Sedimenten ist stark verwühlt. Formen wie Chondrites sp:, Trichichnus sp. und Planolites sp. sind häufig. 3.1.2. Sedimentverteilung im Untersuchungsgebiet Die Sedimentverteilung im Untersuchungsgebiet wird stark von der Topographie beeinflußt. In den Tiefseeebenen werden bevorzugt Turbidite sedimentiert. Im Hauptkanal des Maury-Channel nördlich des Großen Dreizack finden sich hauptsächlich grobkörnige, sandige Turbidite, deren Mächtigkeit und Korngröße zu den Hängen der Tiefseeberge hin abnimmt. Die Tiefseeberge sind frei von turbiditischen Sedimenten. Im Süden des Großen Dreizack kommen nur noch die feinkörnigen tonig- siltigen Anteile dieser Turbidite zur Ablagerung (Gabel, 1989). Hangrutschungsstrukturen und slump/slide-Phänomene sind häufig in Kernen am Fuß der Tiefseeberge anzutreffen. Die Sedimentation auf den Bergen ist ausschließlich pelagisch bestimmt und setzt sich aus dem biogenen, primär karbonatischen Anteil und dem detritischen, hauptsächlich silikatischen Eintrag zusammen. Diese pelagische Sedimentation geschieht gleichmäßig, unabhängig von der topographischen Lage. Resuspension und Resedimentation können aber eine ungleichmäßige Verteilung der Sedimente verursachen, die zu höheren Mächtigkeiten gleicher Sedimenteinheiten in den Ebenen oder in geschützten Reliefpositionen führt (Jantschik & Lohoff, 1987; Ruch, 1987). So schwankt z.B. die Mächtigkeit der dem Isotopenstadium 5 entsprechenden Sedimente (Kap. 3.2.) zwischen 66 bzw. 80 cm auf den Bergspitzen des Großen Dreizack (Kerne PO-08-23, ME-69-196), 117 cm (Kern ME-68-89, Hang Großer Dreizack) und etwa 150 cm (Kern M6-7A-244/1, Plateau nördlich Großer Dreizack). In Kern ME- 68-91 ist dieser Zeitabschnitt nicht mehr aufgeschlossen. Bei einer Dauer von 55 ky für das Isotopenstadium 5 (72 - 127 ky BP, Ruddiman & Mclntyre, 1984) errechnen sich lineare Sedimentationsraten zwischen etwa 1.2 cm/ky und maximal 2.7 cm/ky für diesen Zeitabschnitt. Auslöser dieser Unterschiede sind vermutlich Resedimentationsprozesse, die leicht zu einer sekundären Verdoppelung der Sedimentationsraten führen können. Unvollständige Sedimentabfolgen vor 150 ky BP auf dem steilen Relief der Bergspitzen (Kerne PO-08-23, ME-69- 196) sind vermutlich das Ergebnis erhöhter Bodenwasserzirkulation und/oder hangabwärtiger Sedimentumlagerungen (Jantschik & Lohoff, 1987). Auf dem weniger exponierten Plateau nördlich des Großen Dreizack in Kern M6-7A-244/1 ist eine stratigraphisch vollständige Sedimentabfolge bis etwa 400 ky BP dokumentiert (Kap. 3.2.4.). Die Schichtenfolge in den Tiefseeebenen ist durch Erosion infolge von Turbiditen oft unvollständig. Die Kerne aus großen Wassertiefen lassen sich aber durch markante Horizonte (Cemented Marl) mit den Sedimenten auf den umliegenden Tiefseebergen korrelieren. 27 3.1.3. Korngrößenanalyse Die Korngrößenverteilungen wurde für die Sedimente des Kerns ME-68-89 mit einem Coulter Counter und einem Galai CIS1 Oriel-Laser bestimmt. Die typischen Kornverteilungen der verschiedenen Sedimenttypen werden in diesem Kapitel dargestellt. 3.1.3.1. Coulter Counter Die Korngrößenverteilung wurde mit einem Coulter Counter an 66 Proben jeweils am Gesamtsediment und am entkalkten Sediment des Kerns ME-68-89 gemessen. Es wurden für alle Proben Doppelbestimmungen gemacht, die das Spektrum zwischen 1.4 und 30 u,m abdecken. Die Verteilung ist in Kornhäufigkeitskurven gegen die Kerntiefe aufgetragen (Abb. 22). Die Abbildung zeigt eine Auswahl typischer Kornverteilungen, die jeweils für einen bestimmten Kernabschnitt oder Sedimenttyp repräsentativ sind. Alle Kurven wurden mit einem Rechenprogramm automatisch geglättet. Im karbonatfreien Sediment lassen sich generell drei verschiedene Typen von Kornverteilungskurven unterscheiden, die auch die. drei Sedimenttypen Foraminiferal Ooze, Diamicton und Cemented Marl charakterisieren {Abb. 22). Im FO zeigt sich eine unimodale Verteilung mit einem Maximum bei 2.5 jim und geringen Anteilen in der Fraktion > 7 u,m (Proben A1 I). Eine ebenfalls unimodale Verteilung weist der Dl auf (Proben C, E, H, J), jedoch ist der Mode auf 3.0 bis 3.5 u.m verschoben und die Anteile in den gröberen Fraktionen sind leicht höher als im FO. Deutlich bimodal ist die Kurve im Cemented Marl. Ein erster Mode findet sich bei 3.5 bis 4.0 Jim und ein weiterer bei 17 bis. 19 um. Dieser zweite Mode kann größer sein als der erste im feinkörnigen Bereich (Proben B1 D, F). Die Korngrößenverteilung im Gesamtsediment dokumentiert ebenfalls die drei verschiedenen. Sedimenttypen. Stark karbonathaftige Sedimente (FO) zeigen eine bimodale Häufigkeitsverteilung (Probe A, Holozän) mit einem Mode bei 3.5 p.m und einem zweiten bei etwa 20 u.m. Von 280 bis 330 cm Kerntiefe erscheint eine trimodale Verteilung (Probe I) mit zwei Maxima bei 2 bzw. 9 u,m und einem dritten kleinerem Peak bei etwa 20 u.m. Im Diamicton ist ein starker erster Mode um 4 (im (Proben C, E, H, I) und seltener ein deutlich schwächerer bei 18 u.m festzustellen (Probe E). Der Cemented Marl (Proben B, D, F, G) zeigt eine konstant bimodale Verteilung, mit einem häufig leicht stärker ausgeprägtem kleinerem Mode bei 4.5 bis 5.0 u,m. Das zweite Maxima findet sich bei Korngrößen von 15 bis 20 um oder >20 ujn (Proben F, G). Die Ergebnisse sind in Tab. 6 zusammengefaßt. Ähnliche Korngrößenverteilungen im karbonatfreien Sediment findet Ruch (1987) im NOAMP-Gebiet, mit einer unimodalen Verteilung (Mode 3.3 |im) in den Oberflächensedimenten (Foraminiferal Ooze) und einem Wechsel zu einer bimodalen Verteilung (Modes bei 4.5 und 12 u.m) mit zunehmender Kerntiefe. Diese bimodale Verteilung entspricht der des ersten Cemented Marl-Horizontes und ist auf gröbere Anteile von silikatischen Detritus zurückzuführen, der in Phasen erhöhten Eintrags durch Eisberge sedimentiert wird (Kap. 3.2.5.) Im Gesamtsediment bleibt diese Verteilung konstant mit einem etwas stärkeren, leicht zu höheren Korngrößen verschobenen ersten Mode (Abb. 23). Diese Verschiebung ist durch den Einfluß von feinkörnigem, neugebildeten Karbonat zu erklären. 28 Tab. 6: Ergebnisse der Korngrößenanalyse mit dem Coulter Counter. GS = Gesamtsediment," KS = karbonatfreies Sediment. Foraminiferal Ooze Diamicton Cemented Marl (^m) (^m) (um) GS 3.5; 20 = 4.0; (18) 4.5 - 5.0 (3.5; 9; 20) 15 - 20; > 20 MXE KS 2.5 - 3.5 2.5 - 3.5 3.5 - 4.0 17 - 19 GS « 5.0 (max. 9) 5.0 - 6.5 6.0 - 9.5 MEAN KS = 3.0 4.0 - 5.0 6.0 - 9.5 (max. 6.0) Im Gesamtsediment des Foraminiferal Ooze zeigt sich eine bimodale, z.T. trimodale Verteilung, die durch das Autreten biogenen Karbonats (Foraminiferen, Coccolithen) zustande kommt. Im Diamicton bleibt die unimodale Verteilung im Gesamtsediment erhalten. Durch geringe Anteile an biogenem Karbonat, kann die Kornverteilung aber leicht zu höheren Korngrößen hin verschoben sein (Abb. 23). Proben im Diamicton, die mit IRD-Maxima zusammenfallen (z.B. bei etwa 100, 220, 360 und 420 cm), sind durch einen leicht erhöhten Mean abgehoben (Abb. 24, karbonatfreies Sediment). Besonders deutlich bilden sich die IRD-peaks im Cemented Marl ab (Kap. 3.2.5.). Der Mean im Foraminiferal Ooze ist wegen des hohen Foraminiferenanteils leicht zu größeren Korngrößen verschoben und zeigt im Isotopenstadium 5 zwischen etwa 280 bis 330 cm ein deutliches Maximum. 3.1.3.2. Galai CIS1 -Oriel Laser An 66 Proben aus Kern ME-68-89 und einigen Proben aus Kern M6-7A-244/1 wurde das Korngrößenspektrum von 0.5 bis 150 u.m am Gesamt- und am karbonatfreien Sediment gemessen. Die Korngrößenverteilung ist in für die verschiedenen Sedimenttypen typischen Histogrammen und Summenkurven dargestellt (Abb 25, 26). Der Median (Korndurchmesser bei 50 %) ist für alle Proben gegen die Kerntiefe aufgetragen (Abb. 27). Die Korngrößenverteilung im karbonatfreien Rückstand des Foraminiferal Ooze und des Diamicton ist häufig unimodal, mit einem Mode in der Kornklasse von 3.6 - 6.3 p.m. bei etwa 5 um (Abb. 25). Der prozentuale Anteil 6er gröberen Kornklassen (> 20 \im) ist im Diamicton gegenüber dem Foraminiferal Oo2e leicht erhöht. Im Cemented Marl ist in den jüngsten drei Horizonten eine bimodale Verteilung zu beobachten. Ein erster Mode erscheint bei etwa 5 um und ein zweiter, geringer ausgeprägter im Bereich zwischen 35 und 63 u.m. In der vierten Lage des Cemented Marl (185 - 187 cm) bleibt die Verteilung unimodal. Im Gesamtsediment (FO, Dl) zeigt sich eine, durch biogenes Karbonat (Foraminiferen, Coccolithen) überprägte Korngrößenverteilung, die zu einer leichten Verschiebung hin zu gröberen Kornklassen führt. Der sehr geringe Anteil an biogenem Karbonat im CM und feinkörniges neugebildetes Karbonat führen zu einer schwachen Verlagerung des Modes zu geringeren Korngrößen. Die Korngrößenverteilungen im nichtkarbonatischen Sedimentanteil bilden deutlich den silikatisch-detritischen Sedimenteintrag ab. Im Foraminiferal Ooze wird 29 hauptsächlich feinkörniges Material sedimentiert, das Strömungs- oder Windtransport charakterisiert. Im Diamicton und speziell im Cemented Marl ist der erhöhte Anteil an gröberem Detritus auf den verstärkten Eintrag dieses Material durch Eisberge zurückzuführen. Makroskopisch erkennbarer silikatischer Detritus in der Fraktion 63 - 150 \im findet sich nur selten in den Messungen wieder. Das angewendete Meßprinzip (Kap. 2.2.1.2.) führt zu einer Unterrepräsentierung dieser groben Kornklasse. 3.2. STRATIGRAPHIE In diesem Kapitel werden die Ergebnisse der Altersbestimmungen der Sedimente beschrieben. Die Daten stammen für die paläomagnetischen Messungen von Heller (in Oberhänsli et al., 1986), für die Biostratigraphie nach Foraminiferen- und Coccolithenverteilungen von Perch-Nielsen (in Oberhänsli et al., 1986) und für die Sauerstoffisotopen-Analysen von Oberhänsli et al. (1986). Die IRD-Stratigraphie wurde von Heinrich (1988) aufgestellt und eine zeitliche Einordnung der Kerne auf der Basis der Karbonatgehalte geben Jantschik & Lohoff (1987). Diese Resultate werden hier noch einmal gekürzt wiedergegeben, um die Ergebnisse der mineralogischen und geochemischen Untersuchungen in einen zeitlichen Rahmen zu stellen. Einige Messungen wurden wegen ihres Umfängs auf maximal zwei Kerne beschränkt (Paläomagnetik, Sauerstoffisotopen-Bestimmungen, Biostratigraphie). Die stratigraphischen Einteilungen können jedoch durch lithologische Korrelation und die Verwendung der Karbonatkurven auf alle Kerne übertragen werden. 3.2.1. Paläomagnetik An zwei Kernen aus dem NOAMP-Gebiet, darunter Kern ME-69-196, wurden paläomagnetische Messungen durchgeführt. Die stratigraphische Einordnung der Sedimente aus Kern ME-69-196 auf der Basis dieser Untersuchungen ist in Abb. 28 zu sehen. Die paläomagnetischen Ergebnisse wurden mit den biostratigraphischen Resultaten abgeglichen und korrigiert (Kap. 3.2.2.) Auffallend sind zahlreiche Schichtlücken vor allem im unteren Teil des Kerns im Zeitraum vor etwa 150 ky BP. So fehlt die Basis des normal polaren Brunhes-Magnetochrons, sowie der Top des invers polaren Matuyama-Magnetochrons. Auch das Jaramiilo-Subchron ist nicht vollständig dokumentiert. Die Basis dieses Ereignisses (normale Polarität) entspricht etwa einem Alter von 930 ky BP. Danach folgt von weiteren Schichtlücken unterbrochen im Matuyama-Magnetochron das Olduvai-Subchron mit einer Zeitspanne von 1660 - 1860 ky BP und normaler Polarität. Die Grenze zwischen Matuyama- und Gauss-Magnetochron ist mit 2470 ky BP datiert und liegt bei 726 cm Kerntiefe. Bei 873 cm liegt der Übergang Gauss- zu Gilbert-Magnetochron, was einem Alter von etwa 3.1 Ma entspricht. Vergleiche mit den Ergebnissen der biostratigraphischen Untersuchungen (Kap. 3.2.2.) zeigen, daß die Kernbasis jünger als 3.5 Ma ist und im Oberen Pliozän liegt. 3.2.2. Biostratigraphie Die Sedimente lassen sich durch die wechselnde Zusammensetzung von Vergesellschaftungen kalkiger mariner Algen, den Coccolithophoriden, datieren. Die verschiedenen Nannofossil (NN)-Zonen sind durch das erste (EA) oder letzte Auftreten (LA) bestimmter Arten voneinander getrennt, wobei die Grenzen in Anlehnung an die Arbeit von Martini (1971) festgelegt wurden. Eine relative Alterseinstufung erfolgte nach dem Modell von Shackelton-et al. (1984). Die Ergebnisse der Untersuchungen an Kern ME-69-196 sind in Abb. 29 dargestellt. 30 In Kern ME-69-196 sind die Coccolithen-Zonen NN 15 bis NN 21, mit Ausnahme von NN 20 dokumentiert. Die Basisi/örfNN ï\ ist nicht belebt, das EA von Emiliana huxleyi ist nicht eindeutig zu bestimmen. Bei 338 cm Kerntiefe liegt eine von zahlreichen Schichtlücken des Kerns. Sie umfaßt den Zeitraum von 150 ky bis etwa 900 ky BP. Da die Zone NN 20 fehlt, läßt sich die Obergrenze der Zone NN 19 (LA Pseudoemiliana lacunosa) nicht festlegen. Allerdings ist die Basis von CN 14 bei 335 cm durch das EA von Gephyrocapsa oceanica bestimmt (Okada & Bukry, 1980). Die Basis von NN 19 liegt bei 641 cm. Das LA von Helicosphera sellii wurde bei 461 cm im NN 19 beobachtet. Da die Zonen NN 17 und NN 18 nicht eindeutig zu trennen waren, wurden sie zusammengelegt. Die obere Grenze dieses Abschnitts ist durch das LA von Discoaster brouweri, Discoaster pentaradiatus und Discoaster triradiatus gekennzeichnet. Dies entspricht der Grenze Pleistozän/Pliozän, die mit etwa 1.9 Ma datiert ist. Die weiteren Zonengrenzen finden sich bei 726 cm (Top NN 16, LA Discoaster surculus) mit 2.4 Ma und bei 873 cm (Top NN 15, LA Reticulofenestra pseudoumbilica) mit ungefähr 3.1 Ma. Die Kernbasis liegt im Oberen Pliozän. 3.2.3. Sauerstoffisotope Das Verhältnis der Sauerstoffisotope 160/180 wurde an Schalen von zwei Foraminiferenarten des Kerns ME-69-196 gemessen. Die Resultate geben Auskunft über die ehemals in der Wassersäule oder in bodennahen Schichten herrschenden Temperaturen und lassen Aussagen über paläoklimatische Verhältnisse zu. Für die Analysen wurden die planktonische Foraminifere Globigerina builoides, sowie die benthische Art Pyrgo murrhenia verwendet. In Abb. 30 ist der Verlauf der Isotopenkurven als Funktion der Kerntiefe bzw. der Lithologie aufgetragen. Die 3-i8Ö-Werte schwanken zwischen 0.517oo und 4.217oo (Globigerina builoides) und 3.267oo und 5.477oo {Pyrgo murrhenia). Die Kurven der planktonischen und der benthischen Foraminifere verlaufen fast über den gesamten Kern ungefähr parallel, mit niedrigeren Werten für Pyrgo murrhenia und einem mittleren Unterschied von etwa 27oo. Die 9-180-Kurve ist für die benthische Foraminiferenart unvollständig, wobei besonders im Cemented Marl benthische Spezies fehlen. Die Isotopenstadien 1 bis 6 {Emiliani, 1955) sind in Kern ME-69-196 dokumentiert. Die höchsten 3-180-Werte wurden im Holozän gemessen, das gleichzeitig dem Stadium 1 entspricht. Eine genaue Auflösung der folgenden Isotopenstadien 2 bis 4 ist nicht möglich. Diese Stadien decken den Zeitraum von 11 ky bis 72 ky BP ab, der gleichbedeutend dem letzten Glazial (Weichsel, Wurm) ist. Von 175 cm bis 260 cm Kerntiefe folgt das Frühglazial, das dem Isotopenstadium 5 entspricht. Nur das letzte Interglazial 5e ist deutlich abgegrenzt und zeigt fast die gleichen hohen Isotopenwerte wie das Holozän. Im Liegenden des 5e beginnt das Isotopenstadium 6, dessen Basis durch eine Schichtlücke bei 338 cm nicht vollständig dokumentiert ist. Die Schichtlücke umfaßt den Zeitraum von etwa 150 ky bis 900 ky BP (Kap. 3.2.1., 3.2.2.). Die Grenzen der Isotopenstadien fallen deutlich mit Wechseln in der Lithologie zusammen. Sind die Stadien 1 und 5 durch Foraminiferal Ooze charakterisiert, so ist in den Stadien 2 bis 4 und 6 hauptsächlich Diamicton zu finden. Auffallend sind rasche Wechsel von Glazialen zu Interglazialen (Grenze 6/5 und 2/1), während umgekehrt ein Übergang von Warm- zu Kaltzeiten (Grenze 5/4) eher langsam und graduell verläuft. Die klimatischen Einschnitte an den Grenzen der Isotopenstadien 2 zu 1 und 6 zu 5 entsprechen den Terminations I bzw. Il nach Broecker & van Donk (1970). 3 1 Für die tieferen Kernabschnitte sind die Datierungen der paläomagnetische Messungen angegeben. Eine eindeutige Zuordnung der Isotopendaten zu bestimmten Zeiten oder Klimazonen ist wegen zahlreicher Schichttücken und der Unvollständigkeit der Isotopensignale schwierig. Im Mittel liegen sowohl die 9-180-Werte der benthischen, als auch der planktonischen Arten leicht höher als zuvor, was für ein generell wärmeres Klima im frühen Pleistozän und im Oberen Pliozän spricht. Etwas höhere 3- 180-Werte zwischen 338 cm und 390 cm könnten auf eine Ktimaverschlechterung um 1 Ma im nordatlantischen Raum hinweisen {Thunnel & Williams, 1983; Stein, 1984). Eine weitere zeitlich begrenzte Klimaverschlechterung um 2.4 Ma mit einem Anstieg der d-i80-Werte im Zusammenhang mit einem signifikanten Anwachsen der polaren Eiskappen in der nördlichen Hemisphere {Ruddiman & Raymo, 1988) ist nicht eindeutig aus den Isotopenkurven abzulesen . 3.2.4. Karbonatstratigraphie Eine weitere Möglichkeit die Ablagerungen zu korrelieren und zu datieren, ist ein Vergleich des Karbonatgehalts der Sedimente. Im Atlantik werden während warmer Klimaphasen generell karbonatreiche Sedimente abgelagert. In Glazialen kommen Sedimente mit geringem Anteil an Karbonat zur Ablagerung {Arrhenius, 1952; Broecker et ai, 1958, Droxler, 1984; Hays & Perruzza, 1972). Diese klimaabhängigen Karbonatschwankungen sind in zahlreichen Arbeiten dokumentiert (Broecker & van Donk, 1970; Damuth, 1975; Ericson & Wollin, 1968; Mclntyre et al., 1972; Sancetta et al., 1973). Sie wurden mit anderen Zeitskalen und Methoden verglichen und datiert. Dies ermöglicht es Schwankungen des Karbonatgehaltes in Tiefseesedimenten zu stratigraphischen Zwecken zu benutzen. Drei Hauptfaktoren kontrollieren den Karbonatgehalt von Sedimenten in der Tiefsee: wechselnde biogene Produktion kalkiger Organismen Lösung in der Wassersäule und/oder im Sediment Verdünnung durch detritisches, nicht-karbonatisches Material Die Bedeutung dieser Parameter für die Karbonatvariationen werden ausführlich von Volat et al. (1980) diskutiert. Auch im NOAMP-Gebiet sind solche Fluktuationen dokumentiert und können als stratigraphisches Werkzeug verwendet werden (Jantschik & Lohoff, 1987). In Abb. 31 sind die Karbonatgehalte der fünf untersuchten Kerne und ihre Korrelation untereinander dargestellt. In den Kernen PO- 08-23 und ME-69-196 sind die für die Isotopenstadien 1 bis 6 ( bis etwa 150 ky BP) typischen Karbonatschwankungen zu finden. Ältere Sedimente sind durch Schichtlücken unterbrochen und zeigen vor allem im frühen Pleistozän und im Pliozän konstant hohe Karbonatgehalte, ohne Anzeichen größerer Vereisungen [Ruddiman & Raymo, 1988). In Kern M6-7A-244/1 sind die Isotopenstadien 1 bis 12 durch Karbonatvariationen dokumentiert (Kap. 3.2.6., Abb. 32). Kern ME-68-89 reicht bis etwa 150 ky BP vollständig zurück und die Sedimente in Kern ME-68-91 lassen sich, von Turbiditen unterbrochen, bis etwa 47 ky BP (CM III) zurückverfolgen. 3.2.5. Ice-rafted detritus (IRD)-Stratigraphie Eine neue Methode zur relativen Datierung mariner Sedimente im Nordatlantik mittlerer und hoher Breiten wurde von Heinrich (1988) vorgeschlagen. Er bestimmte die quantitative Verteilung von eisverfrachtetem Detritus (IRD) in der Fraktion >180 u.m, die vor allem aus Quarz besteht, in Kernen aus dem NOAMP-Gebiet. Dieser erhöhte Eintrag von IRD tritt periodisch auf und findet in den letzten 140 ky BP alle etwa 11 ±1 ky statt. Von den bearbeiteten Kernen liegt eine solche IRD-Stratigraphie 32 für die Kerne ME-69-196 und M6-7A-244/1 (Heinrich, 1988 u. unveröff. Daten) vor (Abb. 33). Die Ergebnisse dieser beiden Kerne lassen sich durch einen Vergleich der mineralogischen Zusammensetzung, selbst in der Ton- und der feinen Siltfraktion (Kap. 3.3.2.), auch auf die anderen Kerne übertragen und geben somit ein hochauflösendes stratigraphisches Gerüst für die Datierung und Korrelation der Sedimente in den vergangenen 140 ky. In Abb. 34 wird eine Korrelation der fünf untersuchten Kerne anhand der aboluten Peakintensität des Quarzreflexes (100) bis in das Isotopenstadium 6 hinein gezeigt. Generell sind Warmzeiten (FO, Isotopenstadien 1 und 5) durch geringe Quarzintensitäten und Kaltzeiten durch hohe Quarzgehalte gekennzeichnet. Ein rezentes Eisdriftereignis während der Kleinen Eiszeit im ausgehenden Mittelalter ist durch hohe dropstone-Gehalte an der Sedimentoberfläche (Kastengreiferproben, Unterwasserphotos) dokumentiert. Auch in der Fraktion 2-16 u.m finden sich diese IRD-Maxima wieder. Diesen Anstieg der Quarzintensität von der Sedimentoberfläche bis zum ersten Maximum findet auch Ruch (1987). Er hat dieses Niveau, daß dem Horizont CM I entspricht, mit 10.7 ky BP (C14-Alter) datiert und rechnet es der Jüngeren Dryas zu. Die durch die Quarzverteilung nicht dokumentierten IRD-Peaks 7 und 9 sind durch wechselnde Foraminiferenvergesellschaftungen dokumentiert (Heinrich, 1988). Einen Überblick über die Alter der IRD-Maxima gibt Tab. 7. Tab. 7: Alter der IRD-Maxima 1 bis 12 nach Heinrich (1988). IRD-Peak Alter Sedirr Nr. (±1 ky BP) 0 (Kl. Eiszeit) FD 1 11 CMI 2 23 CMII 3 35 Dl 4 47 CMIII 5 59 CMIV 6 71 Dl 7 82 RD 8 93 FD 9 104 RD 10 115 R) 1 1 128 Dl 12 140 Dl 3.2.6. Zusammenfassung Die ältesten Sedimente sind in den Kernen PO-08-23 und ME-69-196 zu finden. Die Kernbasis liegt jeweils im Oberen Pliozän bei >3.1 Ma. Die Sedimente in diesen Kernen dokumentieren eine lückenlose Abfolge bis in das Isotopenstadium 6 bei etwa 150 ky. Ältere Schichtabfolgen sind durch zahlreiche Schichtlücken unterbrochen. Auch in Kern ME-68-89 ist eine vollständige Schichtabfolge bis in das Isotopenstadium 6 dokumentiert. Die Kernbasis erreicht etwa 150 ky . Kern ME-68-91 reicht ohne Unterbrechung bis zum IRD-Peak 4 bei etwa 47 ky (CM III) zurück. Danach lassen sich die Sedimente stratigraphisch nicht mehr einordnen. Vermutlich sind ältere Ablagerungen durch Turbidite erodiert worden. Der erste IRD-Peak im CM I ist mit 10.7 ky BP datiert und entspricht nach Ruch (1987) der Jüngeren Dryas. 33 Der zeitlich am weitesten ohne Schichtlücke zurückreichende Kern ist M6-7A- 244/1. Vergleiche der Karbonatkurve mit der Sauerstoff-Isotopenkurve von Shacketton & Opdyke (1973) zeigen deutliche Parallelen (Abb. 32). Die Alter für die Grenzen der Isotope/istadien bis zum Isotopenstadtum 7/8 stammen vom SPECMAP-Projekt (in Ruddiman & Mcfntyre, 1984). Die Kernbasis liegt im Stadium 12 und ist mit etwa 400 ky datiert. Bei etwa 250 ky BP (Isotopenstadium 8) und etwa 400 ky BP (Isotopenstadium 12) finden sich noch zwei weitere Horizonte von Cemented Marl (CM V - VI). 3.3. MINERALOGIE Im folgenden Kapitel wird die Mineralzusammensetzung des Gesamtsediments und die Verteilung der Minerale in den Kernen beschrieben. Danach wird im Detail auf die Mineralogie der karbonatfreien Fraktionen in den Kornklassen <2 ujti und 2-16 ujti eingegangen. 3.3.1. Mineralogie Gesamtsediment Die über die Röntgendiffraktometrie bestimmte Mineralzusammensetzung läßt sich zwei Hauptgruppen zuordnen: den Karbonaten (Kap. 3.3.1.1.) und den Silikaten (Kap. 3.3.1.2.). Die Gehalte an Kalzit, Dolomit, Quarz, K-Feldspat, Plagioklas und der Gruppe der Phyllosilikate wurden quantitativ ermittelt (Kap. 2.3.1.2.) und sind gegen die Kerntiefe aufgetragen (Abb. 38 - 42). 3.3.1.1. Karbonatminerale An Karbonatmineralen wurden Kalzit und Dolomit gefunden., Kalzit hat, wie die Röritgendiffraktogramme zeigen, eine stöchiometrische Zusammensetzung. Aragonit oder Mg-Katzit kommen nicht vor, obwohl Aragonit bildende Organismen wie Pteropoden aus Planktonfangen aus der oberflächennahen Wasserschicht bekannt sind. Die Aragonitschalen werden bei einer ungefähren Tiefenlage der Aragonitkompensationstiefe von etwa 2000 m {Broecker, 1974), bereits in der Wassersäule vollständig aufgelöst. Der Hauptanteil des Kalzits ist biogen gebildet und läßt sich auf Foraminiferen und Coccolithen zurückführen. Die Menge des detritischen Kalzits läßt sich nicht quantifizieren. Sie ist im Vergleich zum biogenen Kalzit im Foraminiferal Ooze und Diamicton jedoch unbedeutend. Im Cemented Marl tritt neugebildeter und detritischer Kalzit auf. Die sehr geringen Gehalte an Kalkschalern und vereinzelt vorkommende karbonatische Dropstones können Anteile von bis zu mehr als 30 % Kalzit in diesem Sediment nicht erklären. Auch der Dolomit im Cemented Marl ist neugebildet und stöchiometrischer Zusammensetzung (Clasen et al., 1990). Die Ergebnisse der geochemischen Analysen indizieren ebenfalls eine Neubildung (Kap. 3.4). Elektronenmikroskop-Aufnahmen und Dünnschliffe zeigen idiomorphe, rhomboedrische Dolomitkristalle, die in der Sedimentmatrix angereichert sind. Diese Mineralneubildungen führen zu einer starken Verringerung des Porenraums im CM (Abb. 35). Der maximale Dolomitgehalt liegt bei etwa 17 % in diesem Sediment (PO-08-23, CM I). Die Gehalte liegen in der Regel zwischen 8 und 12 % (Tab. 8). Nur im CM IV sind geringere mittlere Dolomitgehalte von 5 bis 6 % zu finden. Das Verhältnis von Dolomit zu Kalzit ist relativ konstant und liegt im Mittel bei 0.39 (CM i), 0.42 (CM II), 0.44 (CM V, 1 Probe), 0.45 (CM III) und 0.52 (CM VI, 1 Probe). Im CM IV ergeben sich die geringsten Werte von 0.26. CM IV ist auch gleichzeitig der Horizont mit der geringsten mittleren Schichtdicke (Abb. 36). Dolomitgehalte in anderen Sedimenten liegen meist unter 2.5 % und sind detritischer 34 Herkunft. Dolomit (2.5 % bis 5 % ) in einigen Proben dicht über CM-Horizonten ist von Organismen eingewühlt worden.** > ..- ..Tt*-7 Dolomitanreicherungen in Horizonten am Übergang Holozän/Pleistozän sind aus dem NOAMP-Gebiet (Ruch, 1987) und auch aus einer Region südöstlich des NOAMP- Gebietes bei 46° N, 17° W bekannt (Rutgers van der Loeff & Lavaleye, 1986). Der Dolomit wird von diesen Autoren jedoch auf detritischen Eintrag durch Eisberge zurückgeführt. Tab. 8: Dolomitgehalt {%) in den Cemented Marl-Horizonten. Alter der Horizonte CM l-IV nach Heinrich (1988); CM V und VI (s. Kap. 3.2.6.). Kern CMI CMII CMIII CMIV CMV CMVI Alter (ky) 11 23 47 59 ~ 250 - 400 PO-08-23 11.5 17.4 10.4 5.2 9.8 ME-68-89 13.0 10.3 7.4 6.2 13.3 10.8 12.5 ME-68-91 8.3 9.5 8.3 10.6 13.3 ME-69-196 10.7 9.1 11.2 8.2 13.1 11.6 9.5 7.5 9.0 10.5 10.3 M6-7A-244/1 10.4 9.6 9.7 3.8 10.3 11.6 9.5 7.9 Ruch (1987) 8.0 10.9 9.7 3.3.1.2. Silikatminerale Das wichtigste Silikatmineral ist der Quarz, dessen Gehalte In den Sedimenten bis zu mehr als 35 % erreichen. Der überwiegende Anteil an Quarz ist detritischer Herkunft. Er ist meist schlecht zugerundet und hell-transparent. Opal CT, mit Röntgenpeaks um 4.1 und 2.5 A (Kastner, 1979) wurde nicht beobachtet. Gehalte von amorphem SÌO2 bzw. Biogenopal bleiben unter 2 %. Der Gehalt läßt sich durch die Intensität eines breiten, diffusen Röntgenreflexes zwischen 15° und 32° 2G (Mann & Müller, 1980) und andere rontgendiffraktometrische Methoden abschätzen (Bareitle et ai, 1990; Lapaquelterie, 1987). Nur in Turbiditen treten größere Mengen an vulkanischem Glas und geringe Anteile an biogenem SÌO2 auf. Neben dem Quarz sind Feldspäte die wichtigste silikatische Mineralgruppe. In der Regel finden sich Plagioklas (Albit) und K-Feldspat. Ein dritter Feldspat, Oligoklas, tritt besonders in turbiditischen Sedimenten auf. Die Verteilung der Feldspäte ist ausschließlich durch den detritischen Eintrag bestimmt. Amphibole (Hornblende) machen nur geringe Anteile des Gesamtsediments aus. Sie sind im Cemented Marl angereichert und nur dort auf Diffraktogrammen des Gesamtsediments zu bestimmen. 35 Dünnschliffe zeigen in den Turbiditen grün-blaue, basaltische Hornblenden, während im Cemented Marl vorwiegend Gemeine Hornblende auftritt, die eher sauren Gesteinen (Granit, Gneiss) zuzuordnen ist. Als Akzessorien treten im CM Epidot, Titanit und Apatit auf. Zeolithe (Klinoptilolith) treten in allen Sedimenten nur in Spuren auf und sind röntgendiffraktometrisch nur in den Fraktionen <16 u.m eindeutig identifiziert. Die einzelnen Minerale der Gruppe der Schichtsilikate konnten auf Diffraktogrammen des Gesamtsediments nicht sicher bestimmt werden. Dazu waren entkalkte Präparate der Kornfraktionen <2 (im und 2-16 u.m notwendig. Bei der quantitativen Bestimmung der Zusammensetzung des Gesamtsediments wurde jeweils ein nicht zu bestimmender Anteil den Phyllosilikaten zugerechnet. Die Phyllosilikate machen nach dieser Korrektur je nach Sedimenttyp bis zu mehr als 70% des Gesamtsediments aus. Die Phyllosilikate korrelieren im FO und Dl positiv mit Quarz und den Feldspäten (Abb. 37). Nur im CM ist bei steigenden Quarzgehalten ein abnehmender Anteil an Schichtsilikaten zu beobachten. Dies drückt sich auch im Verhältnis von total clay index (TCI) zu total non clay index (TNCI) in den Feinfraktionen aus (Kap. 3.3.2.2.3.) und zeigt sich auch in der Korngrößenverteilung (Kap. 3.1.3.). 3.3.1.3! Mineralverteilung in den Kernen Kern PO-08-23 (3900 m Wassertiefe, Bergspitze Großer Dreizack) In Abb. 38 ist die prozentuale Verteilung von Kalzit, Dolomit, Quarz, K-Feldspat, Plagioklas und der Gruppe der Phyllosilikate gegen die Kerntiefe aufgetragen. Bis zur ersten Schichtlücke bei etwa 150 ky BP im Isotopenstadium 6 verläuft die Mineralverteilung parallel zu den entsprechenden Klimaphasen. Hohe Kalzitgehalte bis >90 % repräsentieren wärmere Perioden (Holozän, Isotopenstadium 5), während kühlere Abschnitte durch hohe Anteile detritischer Minerale gekennzeichnet sind. Phasen erhöhten Eiseintrags, vor allem in den Stadien 2 - 4 (Kap. 3.2.5.) lassen sich an der Verteilung von Quarz und Feldspat verfolgen. Quarzgehalte können bis zu 35 % erreichen, K-Feldspat und Plagioklas bis über 15 %. Die höchsten Gehalte an Phyllosilikaten (max. 65 %) sind in den Stadien 2 - 4 und 6 zu beobachten. Sie sind deutlich niedriger im Cemented Marl und gehen bis auf Werte <10 % zurück (CM I). Paratlei dazu sind dort die höchsten Dolomitgehalte (bis >15 %) zu finden. Dolomit tritt danach nur noch mit geringen Anteilen im Stadium 6 auf und ist dann bis zur Kernbasis im Oberen Pliozän nicht mehr zu finden. Im Zeitraum vor 150 ky BP dominiert eine biogen-karbonatische Sedimentation, mit Kalzit als wichtigstem Mineral. Nur vereinzelt finden sich Einschaltungen von Diamicton mit geringeren Kalzitanteiien bis <5 %. Parallel dazu sind die Anteile an detritischen Mineralen erhöht. Durch Eisberge transportierter gröberer Detritus ist selten. Die altpieistozänen und pliozänen Sedimente bestehen ab etwa 6 m Kerntiefe (> ~1.6 Ma) fast nur noch aus Kalzit. Größere Schwankungen in der mineralogischen Zusammensetzung sind bis zur Kernbasis (> 3.1 Ma) nicht mehr festzustellen. Kern ME-68-89 (4260 m Wassertiefe, Hang Großer Dreizack) In Kern ME-68-89 ist die am höchsten auflösende Abfolge für die Isotopenstadien 1 bis 6, bis etwa 150 ky dokumentiert. Auch hier ist die normale Mineralverteilung, viel Kalzit in den Isotopenstadien 1 und 5, viel silikatischer Detritus in den Stadien 2 -4 und 6, zu beobachten (Abb. 39). Erhöhte Gehalte an Phyllosilikaten (max. 60 %) korrelieren auch im Kern ME-68-89 mit der Quarz- und Feldspatverteilung im FO und Dl (Abb. 37). Im Cemented Marl sind geringere Mengen an Phyllosilikaten zu finden, die negativ mit Quarz- und Feldspatanteilen korrelieren (Abb. 37). Parallel dazu sind Dolomitgehalte bis etwa 14 % festzustellen. Auch die IRD-Maxima (Kap. 3.2.5.) sind durch hohe Gehalte an Quarz und Feldspäten dokumentiert (Abb. 39) . 36 Kern ME-68-91 (4470 m Wassertiefe, Hangfuß,Großer Dreizack) In Abb. 40 ist die Mineralverteilung als Funktion der Kerntiefe aufgetragen. Hohe Kalzitgehalte (> 50 %) werden nur im Holozän und in älteren Schichten des Foraminiferal Ooze erreicht. Diese älteren Abschnitte lassen sich stratigraphisch nicht sicher einordnen, sind aber älter als 47 ky (CM Hl1 IRD-peak 4}. Allgemein ist der Karbonatgehalt in Sedimenten der Tiefseeebenen etwas geringer als auf den Tiefseebergen und die Sedimentmächtigkeit etwas höher. Dies ist auf hangabwärts gerichtete Sedimentumlagerung von feinkörnigem, oft silikatischem Material zurückzuführen {Jantschik & Lohoff, 1987; Ruch, 1987). Quarz, K-Feldspat, Plagioklas und Dolomit sind vor allem im Cemented Marl konzentriert. Parallel dazu ist der Anteil an Phyllosilikaten deutlich niedriger. In den feinkörnigen Abschnitten der Turbidite machen die Phyllosilikate einen Anteil von bis zu 80 % aus. Dünnschliffe haben gezeigt, daß vulkanische Gläser einen hohen Anteil in den turbiditischen Sedimenten ausmachen, die durch die Röntgendiffraktometrie nicht bestimmt werden können. Dadurch erhält man erhöhte Prozentgehalte an unbestimmten Material, die den Phyllosilikaten zugerechnet wurden und zu leicht erhöhten Schichtsilikatgehalten in den Turbiditen führen. Dünnschliffe zeigen im basalen Teil der Turbidite häufig Foraminiferen (SiIt-, Sandfraktion), die vom Suspensionsstrom aufgenommen wurden und die Kalzitgehalte von bis zu 10 % in diesen Abschnitten erklären. Typisch für Turbidite ist das Auftreten von Oligoklas. K- Feldspatgehalte gehen gleichzeitig zurück. Kern ME-69-196 (3905 m Wassertiefe, Bergspitze Großer Dreizack) Die Mineralverteilung in Kern ME-69-196 ähnelt stark der in Kern PO-08-23. Bis zur Schichtlücke bei ca. 150 ky folgt die Mineralogie dem Wechsel von Warm- und Kaltzeiten {Abb. 41). Hohe Kalzitgehalte stehen für wärmere Phasen und hohe Anteile an detritischen Mineralen sind charakteristisch für kühlere Klimabedingungen. Im Cemented Marl ist die typische Mineralassoziation zu finden: viel Dolomit (max. 13 %), erhöhte Gehalte an Feldspat und Quarz und abnehmende Anteile an Phyllosillikaten. Die Kalzitgehalte bleiben im CM unter 35 %. Diese Abschnitte fallen mit den IRD- peaks 1, 2, 4 und 5 zusammen (Kap. 3.2.5.). Zum Liegenden hin treten, von mehreren Schichtlücken unterbrochen, bis etwa 470 cm Kerntiefe (~ 1.66 Ma) deutliche Schwankungen zwischen karbonatischen (Kalzit) und sitikatisch-detritischen Sedimenten auf. Die spätpleistozänen und pliozänen Sedimente bis >3.1 Ma sind von Kalzit dominiert. Dolomit tritt nicht mehr auf, K- Feldspat und Plagioklas nur in Spuren. Der nicht-karbonatische Anteil ist sehr feinkörnig (Ton-, Siltfraktion) und besteht zum überwiegenden Teil aus Phyllosilikaten, die in der Regel nicht mehr als 10 % ausmachen. Kern M6-7A-244/1 (4063 m Wassertiefe, Plateau NE Großer Dreizack) Kern M6-7A-244/1 weist eine vollständige Schichtfolge bis in das Isotopenstadium 12 zurück auf (Kap. 3.2.6.). Auch hier sind die warmen Klimaphasen zugeordneten Isotopenstadien (1, 5, 7, 9, 11) von hohen Anteilen an biogenem Kalzit geprägt (Abb. 42). Die mineralisch-silikatischen Sedimentbestandteile gehen parallel dazu zurück. Quarzgehalte können in kaltzeitlichen Sedimenten bis zu mehr als 30 % erreichen, K- Feldspat bis fast 10 % und Plagioklas bis über 20 %. Wichtigste Gruppe sind die Phyllosilikate, die in karbonatarmen Sedimenten mehr als 70 % ausmachen können und deren Verteilung deutlich in Phase mit den Isotopenstadien variiert. Auch in Kern M6-7A-244/1 sind die vier obersten Horizonte des Cemented Marl durch hohe Dolomitgehalte (bis >10 %) gekennzeichnet, die mit verringerten Wassergehalten einhergehen. Darüberhinaus treten noch zwei weitere Schichten CM (V1 VI) mit authigen gebildetem Dolomit bei 655 - 675 cm und 1080 - 1088 cm auf. 37 Dolomit ist auch in den Isotopenstadien 6, 8 und 10 in Gehalten von maximal 9 % zu finden, bleibt in der Regel aber unter 1 %. Dort ist er aber detritischer Herkunft. Eine Veränderung der sedimentphysikalischen Eigenschaften, die, wie im Cemented Marl, eine Verringerung des Porenraums durch Mineralneubildungen anzeigen könnte, ist nicht zu beobachten (Clasen, mundi. Mittl.). 3.3.2. Mineralogie der karbonatfreien Fraktionen <2 u.m und 2-16 u.m In dieser Arbeit wird die allgemein übliche Nomenklatur für die Schichtsilikate verwendet. So kann der jeweils benutzte Mineralname stellvertretend für eine ganze Gruppe von Mineralphasen mit ähnlichen Röntgendiffraktogrammen, aber unterschiedlicher struktureller oder chemischer Zusammensetzung stehen {Brindley & Brown, 1984). Aus den Diffraktogrammen ableitbare, tendenziell unterschiedliche Zusammensetzungen oder Mischungen verschiedener Minerale innerhalb einer Schichtsilikatgruppe, z. B. für die Glimmer oder die Chlorite werden an anderer Stelle diskutiert (Kap. 3.3.2.3. und 3.3.2.5). Die mengenmäßig wichtigsten Minerale der karbonatfreien Fraktion <2 pjn gehören zur Gruppe der Phyllosilikate. Dabei lassen sich die vier Minerale Smektit, Chlorit, Kaolinit und Glimmer (Mica) unterscheiden. Wechsellager-Minerale und Palygorskit sind nur von untergeordneter Bedeutung. Neben den Schichtmineralen kommen zu geringeren Anteilen Quarz, Feldspäte (Plagioklas, Kalifeldspat, selten Oligoklas), sowie manchmal Amphibol (Hornblende) vor. Zeolith (Klinoptilolith) findet sich nur sehr selten in der Fraktion <2 u.m. Die Kornfraktion 2-16 u.m hat eine sehr ähnliche mineralogische Zusammensetzung wie die Tonfraktion. Allerdings nimmt in dieser Fraktion der Anteil der Nicht- Phyllosilikate (Quarz, Feldspäte, Amphibole) zu. Vor allem Amphibole und Zeolithe sind in der Fraktion 2-16 (im gegenüber der Tonfraktion angereichert; Smektit tritt nur in Spuren auf. Phyllosilikate Smektit Der Name Smektit wird als Synonym für verschiedene dioktaedrische und trioktaedrische Varietäten der Smektitgruppe, wie z.B. Montmorillonit (dioktaedrisch) oder Saponit (trioktaedrisch) benutzt, die nicht weiter unterschieden wurden. Smektite sind Dreischichtminerale, die in unbehandelten Präparaten durch einen relativ breiten, oft undeutlichen Basisreflex (001) zwischen 12 und 15 À gekennzeichnet sind. Durch Aufweitung des Schichtgitters mit Äthylenglykol entsteht ein für Smektite typischer Reflex bei 17 Â. Weitere, weniger starke Röntgenreflexe können bei 8.5, 5.7 und 3.4  auftreten. Alle Mineralphasen, die in aufgeweitetem Zustand einen Peak um 17  (meist von 16.5 - 17.5 Â) zeigen, wurden zur Mineralgruppe der Smektite gerechnet. Chlorit Die Chlorite sind trioktaedrische Schichtsilikate, die den Glimmern ähneln. Sie werden generell in Fe-, intermediäre und Mg-Chlorite^ eingeteilt {Caroli, 1970; Kap. 3.3.2.5.). Die charakteristischen Röntgenpeaks liegen bei 14.2  (001), 7.11  (002), 4.72  (003) und 3.54 À (004). Die Lage der Basisreflexe bleibt auch bei Glykolbehandlung konstant und wird erst bei Temperaturen über etwa 600 0C instabil {Brindley & Brown, 1984). Der Peak bei 7.11  fällt mit dem Peak (001) des Kaolinits zusammen und der Reffex (004) bei 3.54  liegt dicht neben dem Peak 38 (002) des Kaolinits und erschwert die semiquantitative Analyse der Schichtsilikate (Kap. 2.3.2.3.). '": ' Glimmer (Mica) Die Bezeichnung Glimmer oder Mica wird als allgemeiner Name für alle nicht aufweitbaren Minerale benutzt, dessen ßasispeak (001) bei 9.98  liegt. Die weiteren Basisreflexe liegen in regelmäßigen Abständen bei 4.98  (002), 3.32 A (003), 2.50  (004) und 1.99  (005). Der Peak (003) koinzidiert speziell bei hohen Quarzanteilen der Probe mit dem Quarzpeak (101) bei 3.34 A. Der Reflex (004) ist aufgrund seiner geringen Intensität auf den routinemäßig angefertigten Diagrammen (Philips-Röntgendiffraktometer, Kap. 2.3.2.1.) vor allem in der Fraktion <2 u.m nur schwer zu bestimmen. Eine Verbesserung wurde an Proben aus Kern ME-68-89 mit dem Scintag-Röntgendiffraktometer erzielt. Zur Gruppe der Glimmer gehören u.a. Muskovit (dioktaedrisch), Biotit (trioktaedrisch), Phengit (dioktaedrisch) und lllit (di- oder trioktaedrisch), der sich vom Muskovit durch einen geringeren Kaliumanteil und einen höheren HgO-Gehalt unterscheidet {Hower & Mowatt, 1966; Caroli, 1970). Auf die Zusammensetzung der Glimmer wird in den Kapiteln 3.3.2.3. und 3.3.2.4. näher eingegangen. Kaolinit Die Gruppe der Kaolinit- oder Kanditminerale (z.B. Kaolinit, Nakrit, Dickit, Halloysit) gehört zu den Zweischichtmineralen. Sie weisen den halben Basisabstand der Chlorite auf und sind eindeutig durch Peaks bei 7.11 A (001) und 3.57 A (002) zu identifizieren. Diese Reflexe sind gegenüber Glykolbehandlung stabil (die Zwischenschichten lassen sich nicht aufweiten) und verschwinden bei Erhitzen ab etwa 500 0C. Im folgenden wird der Begriff Kaolinit stellvertretend für die gesamte Gruppe der Minerale mit kaolinitischer Zusammensetzung verwendet. Nicht-Phyllosilikate Quarz ist durch seinen Hauptreflex bei 3.34 A (101) gekennzeichnet, der vom Glimmerpeak (003) überlagert werden kann. Ein zweiter Reflex findet sich bei 4.26 A (100). Die Feldspäte (002) liegen bei 3.24 A (K-Feldspat) und 3.18 A (Plagioklas). Oligoklas (002) tritt selten auf und liegt zwischen den beiden anderen Feldspatreflexen bei etwa 3.22 A. Bei den Amphibolen handelt es sich um Hornblende, die einen markanten Peak bei 8.45 A (110) zeigen. Zeolithe wurden durch einen Reflex zwischen 9.8 und 9.9 A (020) bestimmt und werden dem Klinoptilotith zugerechnet (Ruch, 1987). 3.3.2.1. Mineralverteilung und Sedimenttypen Die fünf Sedimenttypen sind durch typische Mineralassoziationen gekennzeichnet, die sich in Menge und Zusammensetzung unterscheiden. Typische Röntgendiffraktogramme sind in den Abb. 43 - 46 gezeigt. Im Foraminiferal Ooze sind die Intensitäten der Mineralpeaks gering. Die Fraktion <2 u.m wird von Phyllosilikaten, mit Glimmer als wichtigstem Mineral dominiert (Abb. 43). In der Fraktion 2-16 u.m können auch Nicht-Phyllosilikate in größerer Menge auftreten (Abb. 44). Der foraminiferal nannofossil chalk zeigt die geringsten absoluten Peakintensitäten (Abb. 45). Schichtsilikate herrschen in beiden Kornfraktionen vor. Im Diamicton ist der Anteil an silikatischen Mineralen deutlich höher, die Intensitäten sind stärker und Quarz- und Feldspatgehalte (Plagioklas, K-Feldspat) steigen im Vergleich zu den Phyllosilikaten an. Auch Zeolithe treten auf (Abb. 44). 39 Der Cemented Marl ist durch hohe Gehalte an Hornblende und eine signifikante Abnahme an Smektit und Kaolinit von anderen Sedimenten unterschieden (Abb. 43, 44). Zeolithe sind nicht zu beobachten. Der Anteil an Schichtsilikaten geht deutlich zurück (Kap. 3.3.2.2.3.). In den turbiditischen Sedimenten treten ein dritter Feldspat (Oligoklas) und teilweise Diopsid in der Fraktion 2-16 u.m auf (Abb. 46). Die Peakintensitäten sind trotz eines hohen Anteils an nichtkarbonatischem Material wegen des erhöhten Gehalts an vulkanischen Gläsern relativ gering, 3.3.2.2. Mineralverteilung in den Kernen Die Mineralverteilung in den Kornfraktionen <2 u.m und 2-16 u.m ist als Gesamtintensität der Mineralreflexe oder als Prozentanteil der Phyllosilikate gegen die Kerntiefe aufgetragen (Abb. 47 - 61). Dies erlaubt es quantitative Schwankungen oder Variationen in der Mineralzusammensetzung als Funktion von Stratigraphie und Lithologie einzuordnen. 3.3.2.2.1. Prozentuale Verteilung der Phyllosilikate Die prozentuale Verteilung der Schichtsilikate folgt bis einschließlich Isotopenstadium 6 deutlich dem Auftreten der verschiedenen Sedimenttypen (Abb. 47 - 51). In der Fraktion <2 ^m werden maximale Smektitgehalte von 15 % im Dl (Isotopenstadien 2- 4, 6) erreicht. Im Holozän und im Isotopenstadium 5 (FO) liegen sie um 5 %. Die Horizonte CM l-IV heben sich durch sehr geringe Smektitanteile (O bis max. 3 %) deutlich ab. Wärmere Klimabschnitte (FO) in den Isotopenstadien 7-12 sind durch geringe Smektitgehalte von meist <5 % gekennzeichnet (Abb. 51), während im Dl bis über 25 % auftreten können (Isotopenstadium 10). Im frühen Pleistozän (>900 ky, Kerne PO-08-23, ME-69-196) schwankt der Smektitgehalt zwischen 5 und 15 % (Abb. 47, 50) und ist leicht höher als in jüngeren Sedimenten. Im Pliozän (>3.1 Ma1FNC) wurden mehr als 10 % Smektit bestimmt. In den feinkörnigen Abschnitten von Turbiditen (Kern ME-68-91, Abb. 49) wurden bis zu mehr als 20 % Smektit gemessen. Kaolinit ist in der Tonfraktion gegenüber der Feinsiltfraktion angereichert. Die Gehalte schwanken zwischen 7 und 15 %. Aus der Kaolinitverteilung ist keine deutliche Verbindung zur Lithologie oder Stratigraphie abzulesen. In der Kornfraktion 2-16 u.m tritt weniger Kaolinit auf als in der Tonfraktion. Im CM {I - VI) ist der Kaolinitgehaft stark reduziert (0 bis max. 5 %). In Sedimenten älter als 900 ky (Kerne PO-08-23, ME-69-196, Abb. 47, 50) ist eine leichte Tendenz zu höheren Kaolinitgehalten mit zunehmendem Alter der Sedimente festzustellen. Kaolinit kann in Turbiditen nach der Korngröße fraktioniert sein. So tritt in der Fraktion <2 u.m bis zu 10 % Kaolinit auf, während die 2-16 u,m Fraktion kaolinitfrei ist (Kern ME-68-91, 190 - 200 cm, Abb. 49). Die Chlorite sind leicht in der gröberen Fraktion 2-16 um angereichert. Die prozentualen Anteile liegen zwischen 10 und maximal 25 %. Chloritmaxima sind hauptsächlich im CM zu finden. Ein weiteres Chloritmaxima ist in der Kornfraktion 2- 16 u.m in einem Turbidit in Kern ME-68-91 (190 - 200 cm, Abb. 49) ausgebildet. Generell leicht erhöhte Werte sind im Dl gegenüber dem FO zu beobachten (Kern M6- 7A-244/1, Abb. 51). Zum frühen Pleistozän und Pliozän hin nehmen die Chloritgehalte leicht ab (Kerne PO-08-23, ME-69-196, Abb. 47, 50). Das wichtigste Schichtsilikat sind die Glimmer, die in der Regel zwischen 60 und 80 % der Phyllosilikate ausmachen. Sie sind in der Fraktion 2-16 u.m relativ gegenüber der Tonfraktion angereichert. Die größeren Schwankungen treten in der Fraktion <2 u.m auf, mit den höchsten Gehalten im FO (z.B. Isotopenstadium 5). Auch der CM ist durch 40 Maxima gekennzeichnet. Im Isotopenstadium 10 (Dl) gehen die Glimmeranteile bis auf 40 % zurück und gleichzeitig steigen die Smektitgëhalte bis auf über 25 % an. Turbiditische Sedimente sind deutlich an Glimmer verarmt. 3.3.2.2.2. Absolute Intensitäten der Phyllosilikate und Nicht-Phyllosilikate Die absoluten Intensitäten der Mineralpeaks (in counts per second = cps) lassen eine halbquantitative Abschätzung der mineralogischen Verteilung in den Sedimenten zu (Abb. 52 - 61). Die Intensitäten sind für Chlorit und Glimmer in der Fraktion 2-16 u.m größer als in der Tonfraktion, für Kaolinit etwa gleich groß und für Smektit bedeutend kleiner (Abb. 52 - 56). Generell sind hohe Intensitäten der Röntgenreflexe an Sedimente mit geringem Karbonatgehalt gebunden. So folgt die Smektitintensität bis in das Isotopenstadium 12 der Lithologie (Abb. 56), d.h. im karbonatarmen Dl sind die höchsten Intensitäten zu finden. Auch Chlorit und Glimmer zeigen eine ähnliche Tendenz. Im CM sind Smektit- und Kaolinitpeaks, trotz hoher Gehalte an unlöslichem Rückstand (Kap. 3.4.2.) von bis zu mehr als 60 %, sehr gering. Auch Chlorit und Glimmer gehen im CM zurück. Die Sedimentation von Nicht-Phyllosilikaten überwiegt die von Phyllosilikaten (Kap. 3.3.1., 3.3.2.2.3.). In Turbiditen nehmen sämtliche Peakintensitäten wegen der großen Menge an vulkanischen Gläsern ab. Im Zeitraum >900 ky gehen die Intensitäten zum Liegenden im Mittel leicht zurück, sind aber starken Schwankungen unterworfen (Abb. 52, 55). Im Kern ME-69-196 sind vor 2.47 Ma nur noch sehr geringe Intensitäten zu beobachten. Sie erreichen ein Minimum im FNC vor >3.1 Ma (Kern PO-08-23, Abb. 52). Die Mineralverteilung der Nicht-Phyllosilikate Quarz, K-Feldspat, Plagioklas, Hornblende und Zeolith wird von der Fraktion 2-16 u,m bestimmt (Abb. 57-61). Peakintensitäten in der Tonfraktion bleiben sehr gering. Die Quarzverteilung verläuft parallel zu den Isotopenstadien 1 - 6 (Abb. 57, 58, 60) bzw. 1-12 (Abb. 61), d.h. Warmzeiten sind durch geringe Intensitäten gekennzeichnet, während in Kaltzeiten der Quarzanteil ansteigt. Die Feldspatgehalte korrelieren mit dem Quarzanteil der Sedimente und dokumentieren Horizonte, die durch verstärkten detritischen Eintrag durch Eisberge gekennzeichnet sind (Kap. 3.2.5.) Hornblendemaxima sind auf den CM beschränkt. Zeolithe (Fraktion 2-16 u.m) treten vor allem im letzten Glazial und in älteren Sedimenten auf (Kern PO-08-23, Abb. 57) und sind generell eher an karbonatarme Sedimente gebunden. In Turbiditen. sind in beiden Kornfraktionen sehr geringe Intensitäten zu beobachten (Abb. 59). 3.3.2.2.3. Total clay index (TCI) und total non clay index (TNCI) Der TCI ergibt sich aus der Summe der mit den Faktoren nach Biscaye (1965) korrigierten Peakintensitäten der Phyllosilikate (in cps). So können zwei Röntgendiffraktogramme gleiche relative Anteile einzelner Minerale angeben, aber ihr TCI weit auseinander liegen. Der TCI wurde im Nordatlantik benutzt, um Mineralprovinzen zu unterscheiden, die vom Liefergebiet, dem Transportmechanismus und auch von der Sedimentationsrate der Feinfraktion abhängen {Zimmermann, 1982). Der Term TNCI umfaßt die Summe der Peakintensitäten der Nicht-Phyllosilikate (in cps). TCI und TNCI wurden jeweils für die Kornfraktionen <2 ^m und 2-16 u.m berechnet und geben eine halbquantitative Abschätzung der Menge der jeweiligen Mineralgruppe in den Sedimenten (Abb. 62 - 65). 4 1 Der TCI in der Tonfraktion ist niedriger als in der Feinsiltfraktion (Abb. 62, 63). Besonders in der Fraktion 2-16 pm folgt der TCI der Lithologie, mit höheren Werten im Dl und geringeren im FO, FNC und teilweise auch im CM. Die Kurven lassen sich zwischen den Kernen korrelieren. In Kern M6-7A-244/1 verläuft der TCI parallel zum Wechsel der Isotopen Stadien (Abb. 63). In karbonatreichen Sedimenten >900 ky, vor allem in Kern ME-69-196, geht der TCI auf sehr niedrige Werte zurück (Abb. 62, 63). In Turbiditen bleibt der TCI unter 2000 cps, eine Folge des großen Anteils an mit der Röntgendiffraktometrie nicht bestimmten vulkanischen Gläser. Die Nicht-Phyllosilikate (TNCI) sind in der Fraktion 2-16 pm angereichert. Die Verteilung in den Kernen ist der des TCI vergleichbar (Abb. 64, 65). Typisch sind hohe TNCI-Werle im CM (2-16 u.m), die den verstärkten detritischen Eintrag durch Eisberge abbilden. Ein Vergleich des TCI und des TNCI (2-16 u.m) zeigt eine positive Korrelation im Foraminiferal Ooze und den meisten Proben des Diamicton (Abb. 66). Im Cemented Marl dagegen sind die Nicht-Phyllosilikate gegenüber den Phyllosilikaten deutlich angereichert. Diese Horizonte und weitere Schichten im Diamicton korrelieren im letzten Glazial deutlich mit 6 IRD-Maxima und sind durch geringe TCI/TNCI-Verhältnisse <2 hervorgehoben (2-16 p.m. Abb. 67). Im letzten Hochglazial wurde entlang einer West-Ost-Achse im Atlantik um 45° N verstärkt grobes detritisches Material von Eisbergen angeliefert. Dieser Gürtel ist durch geringe TCI-Werte und Quarzmaxima gekennzeichnet (Zimmermannn, 1982). Ältere IRD-Maxima sind nicht deutlich ausgeprägt. Karbonatreiche Sedimente (Holozän, Isotopenstadium 5) sind durch hohe TCI/TNCI-Verhältnisse >5 in der Fraktion 2-16 u,m charakterisiert. In der Tonfraktion ist das Verhältnis von TCI zu TNCI deutlich größer (TCI/TNCI im FO: 8-17). Die Minima sind weniger markant als in der Fraktion 2-16 p.m. Allgemein werden im Warmzeiten bevorzugt Tonminerale abgelagert. Nicht-Phyllosilikate markieren eher Glaziale und Eisdriftmaxima. 3.3.2.3. Glimmerzusammensetzung Die Zusammensetzung der Glimmer läßt sich durch die Verhältnisse der Intensitäten der Reflexe (004)/(005) und (001)/(002) abschätzen. Die Glimmer können in tendenziell dioktaedrisch (Typ Muskovit) oder trioktaedrisch (Typ Biotit) eingeteilt werden. Die Reflexe (002) und (005) sind deutlich stärker bei den dioktaedrischen Glimmern. Je höher das Verhältnis (001)/(002), desto höher ist die Tendenz zu einer Mg- bzw. Fe-reichen Zusammensetzung der Glimmer. Bei kleineren Verhältnissen dominieren AI-führende Glimmer (Esquevin, 1969). Glimmer mit einem 10Â/5Â-Verhältnis von 3.5 - 5 haben relativ geringe Fe-Gehalte (Heuwinkel, 1986). Der Quotient (004)/(005) variiert als Funktion des Ersatzes von Mg durch Fe in den Glimmern (Rey & Kubier, 1983). Glimmer in marinen Sedimenten sind zumeist dioktaedrisch und stabiler als reine Biotite, die verwitterungsanfälliger sind und daher im marinen Bereich selten auftreten [Griffin et ai, 1968; Rateev et al., 1969). Der Reflex (004) ist oft nicht sehr deutlich ausgebildet und konnte nur für Proben des Kerns ME-68-89 mit dem Scintag-Röntgendiffraktometer bestimmt werden (Abb. 68). Die Glimmer im Dl sind Phengite mit einer Tendenz zu dioktaedrischer Zusammensetzung, die in der Fraktion 2-16 pm deutlicher ausgeprägt ist. Auch im FO sind Phengite zu finden. Die Glimmer im Cemented Marl tendieren zu einer trioktadedrischen Zusammensetzung, Typ Biotit. Dreiecksdiagramme nach Hey & Kubier (1983) erlauben eine grobe Einteilung der Glimmer in Muskovit, Phengit, ïllit und Biotit (Ab^ 69). An den Eckpunkten werden die Intensitäten der Reflexe (001), (002) und (005) aufgetragen. Die Glimmerintensitäten der Fraktion <2 u.m sind in Abb. 70 nach Sedimenttyp und Kern getrennt aufgetragen. Die Glimmer der Tonfraktion des Foraminiferal Ooze gruppieren sich im lllitfeld mit geringer phengitischer Tendenz. Im Diamicton orientieren sich die Punkte mehr zum Phengitpol, der llliteinfluß ist geringer. Den stärksten Anteil an trioktaedrischen Glimmern (Biotit) zeigt der Cemented Marl, dessen Proben zwischen dem lilit- und dem Biotitfeld liegen. Glimmer des Foraminiferal Nannofossil Ooze und der turbiditischen Sedimente streuen zwischen einer illitischen und einer phengitischen Zusammensetzung. In der Fraktion 2-16 u,m ist die Streubreite der Zusammensetzung insgesamt geringer (Abb. 71). Auch hier sind die Glimmer im FO lllite mit leichter Orientierung zu den Phengiten. Dieser phengitische Einfluß verstärkt sich im Diamicton. In der 2-16 u,m Fraktion des Cemented Marl zeigt sich ebenfalls ein Biotitanteil in den Glimmern. Glimmer in den Turbiditen sind reine Phengite. Trägt man das Verhältnis (001)/(002) gegen die Kerntiefe auf, zeigen sich deutlich die tendenziell Fe- und Mg-reicheren Glimmer (<2 u.m, 2-16 u.m) im CM (Abb. 72). Das Beispiel von Kern ME-68-89 demonstriert die abweichende Glimmerzusammensetzung der Horizonte CM l-IV im Kernverlauf (Abb. 73). Auch die Glimmer in älteren CM-Horizonten (Kern M6-7A-244/1, 655-675 cm, 1080- 1088 cm) sind Fe- und Mg-reich. Glimmer in Turbiditen weisen die geringsten (001)/(002)-Quotienten von <3 auf. 3.3.2.4. Illitkristallinität Der Term Illit-Kristallinität (IC) wurde von Kubier (1964, 1967) eingeführt und ist ein Maß für die Breite des Glimmerpeaks (001) bei 10 A in der halben Höhe der maximalen Peakintensität. Die Einheit wird in °29 bei Cu-Ka-Strahlung angeben. Die IC wird hauptsächlich benutzt um den Metamorphosegrad von Gesteinen zu bestimmen. So ist eine Einteilung in die Bereiche Diagenese, Epi- und Anchizone möglich {Frey, 1970; Kubier et al.t 1979; Weber, 1972). Mit zunehmendem Metamorphosegrad wird die Kristallinität besser, d.h. der Wert °26 kleiner, die Halbwertbreite des (001)-Reflexes nimmt ab. Die Grenzwerte in der Tonfraktion für die Stadien sind: Diagenese: IC > 0.42° 2e Anchizone: 0.25° 29 < IC < 0.42° 29 Epizone: IC < 0.25° 28. Diese Werte sind nur für bestimmte Gerätekonstanten gültig {Kubier, 1984, 1990). Sie beschreiben Übergangsbereiche und keine festen Grenzen. Die IC glykolierter Proben der Fraktion <2 u,m kann scheinbar etwas größer als die von unbehandelten Proben sein, da geringe Anteile quellbarer Tonminerale die nicht aufweitbaren Glimmer begleiten können {Mosar, 1988). In der Fraktion <2 p.m besteht eine leicht negative Korrelation zwischen IC und Karbonatgehalt (Abb. 74). Persoz (1982) führt einen solchen Zusammenhang auf den Einfluß von Wechsellager-Mineralen bei hohen Tonmineralgehalten und gleichzeitig geringen Karbonatgehalten zurück. Diese können den Glimmerpeak seitlich aufweiten und die IC erhöhen. Auch erhöhte Gehalte von schlecht kristallisierten Mineralen der Korngröße <0.5 u.m in der Tonfraktion können die IC verschlechiern {Kubier, 1984; Ruch, 1987). 43 In der Fraktion 2-16 u.m ist keine Abhängigkeit IC zu Karbonatgehalt festzustellen. Kisch & Frey (1987) zeigen, daß die Messung der IC auch von der Intensität des Peaks (001) beeinflußt werden kann, die u.a. von der Art der Präparation abhängt. Auch Ruch (1987) findet in holozänen Sedimenten im NOAMP-Gebiet eine schwach positive Korrelation der IC und der Intensität des 10- Â-Reflexes. Eine solche Korrelation besteht in den hier untersuchten Sedimenten nicht (Abb. 75). Eine signifikante Erhöhung der IC durch Wechsellager-Minerale ist bei den geringen Anteilen solcher Minerale wenig wahrscheinlich. Eine diagenetische Umwandlung der Glimmer im Cemented Marl ist bei den am Meeresboden herrschenden Druck- und Temperaturbedingungen auszuschließen. Die IC variiert mit dem Wechsel von Kalt- und Warmzeiten und bildet den wechselnden detritischen Eintrag ab (Abb. 76). Die absoluten IC-Werte der Tonfraktion schwanken zwischen 0.20° und 0.70° 2G (Abb. 76). In der Regel sind gute Kristallinitäten (niedrige Werte °28) im Foraminiferal Ooze und im Foraminiferal Nannofossil Chalk zu finden. Sie liegen unterhalb 0.35° 29. Im Diamicton können die IC-Werte bis zu 0.70° 26 erreichen. Glimmer im Cemented Marl weisen lllitkristallinitäten zwischen 0.25° und 0.5° 20 auf. In Turbiditen werden Werte zwischen 0.25° und 0.40° 26 erreicht. Im Kernverlauf folgt die IC deutlich den Isotopenstadien. So ist im Holozän und im Stadium 5 die niedrigste IC zu beobachten, während in allgemein kühleren Klimaperioden (Stadien 2-4, 6) die lllitkristallinität schlechter ist. In Kern M6- 7A-244/1 sind diese Variationen bis zur Kernbasis im Isotopenstadium 12 bei etwa 400 ky dokumentiert. In den Kernen PO-08-23 und ME-69-196 treten unterhalb der Schichtlücke bei 150 ky kaum noch Schwankungen der IC auf (Abb. 76). Schlechtere IC ist hier an Diamicton-Horizonte gebunden. Im Pliozän liegt die IC gleichbleibend unter 0.25° 26. Die IC in der Fraktion 2-16 u.m ist deutlich besser (niedrigere Werte °29) als in der Tonfraktion (Abb. 77). Kisch & Frey (1987) diskutieren ausführlich korngrößenabhängige IC-Unterschiede. Die in den Kernen gemessenen Werte schwanken zwischen 0.15° und 0.24° 26, d.h. es handelt sich um metamorphe Glimmer aus dem Bereich der Epizone. Ruch (1987) findet ähnliche IC für Glimmer im Holozän des NOAMP-Gebietes. Generelle Unterschiede der IC zwischen Foraminiferal Ooze und Diamicton, wie in der Fraktion <2 u.m sind nicht zu erkennen. Nur im Cemented Marl Ist die IC deutlich erhöht und erreicht Werte bis zu 0.24° 26. Ähnlich hohe IC-Werte treten nur in den beiden unteren Turbiditen von Kern ME-68-91 und in einigen Proben im Diamicton in den Isotopenstadien 8 und 10 in Kern M6-7A-244/1 auf. 3.3.2.4.1. lllitkristallinität und Paläoklima Die IC detritischer Glimmer kann Hinweise auf die Verwitterungsbedingungen an Land geben. Untersuchungen an pleistozänen Tiefseesedimenten aus dem nordwestlichen Mittelmeer haben gezeigt, daß die IC detritischer Glimmer während warmer Klimabedingungen deutlich schlechter ist als in kühlen Perioden {Chamley, 1967, 1971). Dies wird auf verstärkte Hydrolyse unter warmen und feuchten Bedingungen zurückgeführt, die zu einer Veränderung der Glimmer während der Verwitterung führt. Physikalisch-mechanische Verwitterung herrscht unter kühlen oder trockeneren Bedingungen vor, die IC ist besser. Ähnliche Tendenzen findet man in antarktischen Sedimenten (Petschik, 1990). Schlecht kristallisierte Glimmer aus hohen Breiten des Südatlantiks werden auf eine Fraktionierung durch Bodenströmungen zurückgeführt, die bevorzugt die feinsten Partikel transportieren (Zimmermann, 1977). Diese feinsten Mineralpartikel sind generell schlechter kristallisiert (Kubier, 1984). Neu- 44 oder Umbildungen während des Transports im marinen Milieu oder diagenetische Veränderungen von Glimmernysirïd unwahrscheinlich*(Ghamley, 1989), so daß die IC der detritischen Glimmer in den Sedimenten als Indikator für Verwitterungsbedingungen auf den umliegenden Kontinenten benutzt werden kann. In den pleistozänen Sedimenten aus dem Westeuropäischen Becken ist eine schlechte IC nicht wie oben beschrieben an Warmzeiten gebunden. Alfgemein gilt hier für die Tonfraktion: kühle Phase - schlechte IC; warme Phase - gute IC. Die unterschiedliche IC der detritischen Glimmer kann entweder auf verschiedene terrestrische Quellen hinweisen oder Änderungen der Verwitterungsbedingungen am Ursprungsort der Minerale dokumentieren {Chamley, 1989). Während warmer Klimaphasen kann es auch in hohen Breiten zu begrenzter Bodenbildung kommen (Weaver, 1989). Diese Böden, mit Glimmern schlechter Kristallinität, werden dann zeitverschoben in Kaltzeiten verstärkt erodiert und in den marinen Bereich transportiert. In Kaltzeiten in der Tiefsee abgelagerte detritische Glimmer mit schlechter IC sind dann in wärmeren Klimaphasen terrigen gebildet worden. Stark wechselnde Liefergebiete in Kalt- und Warmzeiten können ebenfalls zu IC- Variationen in der Tonfraktion beitragen. Der Anstieg der IC in der Fraktion 2-16 p.m (bis 0.24° 26) ist auf den CM begrenzt. Diese Anstieg der IC korreliert mit einem deutlichen Wechsel in der Sedimentzusammensetzung. In diesem Fall markiert die schlechtere IC unterschiedliche Sedimentquellen oder reflektiert bei gleicher Quelle wechselnde Verwitterungsbedingungen am Entstehungsort. Möglicherweise ist eine schlechtere IC in der Fraktion 2-16 u,m im CM auf erhöhte Gehalte an verwitterungsanfälligem Biotit zurückzuführen. Dies bedingt, daß der detritische Eintrag bevorzugt aus der Erosion von frischen, relativ unverwitterten kristallinen Gesteinen aus hohen Breiten stammt. Eine Modifizierung der IC durch frühdiagenetische Prozesse im CM ist unwahrscheinlich. In den Cemented Marl-Horizonten kann man zwar bei der Dolomitneubildung von zumindest zeitweilig zirkulierenden Mg-haltigen Lösungen ausgehen, die zu einer Veränderung der Glimmer führen könnten {Kubier, 1984). Aber frei verfügbares Magnesium würde im marinen Bereich bevorzugt mit den Karbonaten reagieren {Lippmann, 1979). Die Glimmer selbst kommen aufgrund ihrer Stabilität im marinen Milieu nicht als Mg-Quelle in Frage. Veränderungen der Glimmer geschehen nur langsam unter erhöhten Temperatur- und Druckbedingungen, wie sie am Meeresboden nicht vorliegen. 3.3.2.5. Chloritzusammensetzung Chlorite sind Zweischichtminerale mit abwechselnden Oktaeder- (Silikatschicht) und Tetraederschichten (Hydroxyl-, Brucitschicht). In diesen Schichten ist der Ersatz von 2- und 3-wertigen Kationen möglich (Brindley & Brown, 1984). Dreiecksdiagramme an deren Eckpunkten die Intensitäten der Reflexe bei 14  (001), 7  (002) und 4.7  (003) aufgetragen sind, ermöglichen es die Zusammensetzung der Chlorite abzuschätzen (Oinuma et ai., 1972). Ein starker (002)-Reflex im Vergleich zu den Peaks (001) und (003) indiziert Fe-reiche Chlorite, während etwa gleichstarke Peaks auf mehr Mg-reiche Chlorite hinweisen {Brown, 1961 ; Holtzapffel, 1985). Im Diagramm liegen die Fe/Mg-reichen Chlorite in der Fläche ABDE, während die mehr AI-führenden Chlorite in der Fläche BCFG konzentriert sind (Abb. 78). Mg- reiche Chlorite orientieren sich zum 14 A-PoI1 Fe-Chlorite zum 7 A-PoI und AI- führende Chlorite um den 4.7 A-PoI. Chagnon (1988) diskutiert ausführlich die 45 Bestimmung der Chloritzusammensetzung mit röntgendiffraktometrischen Methoden. Die Chloritzusammensetzung der Tonfraktion ist nach Sedimenttyp und Kern unterschieden in Dreiecksdiagrammen aufgetragen (Abb. 79). Fast alle Proben liegen im Feld ABDE der Mg-Fe-Chlorite, die im marinen Milieu bevorzugt gefunden werden (Griffin et al., 1968). Unabhängig vom Sedimenttyp oder dem Alter der Sedimente gruppieren sich alle Chlorite im linken Teil des D'agramms (Feld ABD) was auf eine bevorzugte Belegung der oktaedrischen Silikatschichten mit Fe hindeutet (Mosar, 1988). Signifikante Unterschiede in der Chloritzusammensetzung verschiedener Sedimenttypen lassen sich nicht feststellen. Im Cemented Marl ist eine leichte Tendenz zum Fe-PoI zu sehen, während Turbidit-Sedimente in Richtung zum Mg- PoI orientiert sind. In der Fraktion 2-16 (im zeigt sich eine ähnliche Verteilung wie in der Tonfraktion (Abb. 80). Alle Punkte befinden sich im Feld ABDE (Mg- Fe-Chlorite), mit einer etwas stärkeren Tendenz zum Fe-PoI in der Fraktion 2- 16 p.m. Solche Unterschiede können Folge einer Fe-Anreicherung in den Chloriten der gröberen Kornfraktion durch terrigene Verwitterungsprozesse sein (Wetzel, 1973). Die uniforme Zusammensetzung der Chlorite in allen Sedimenttypen indiziert eine in Kalt- und Warmzeiten konstante Quelle für diese Minerale. 3.3.3. Zusammenfassung Mineralogie Die mineralogische Zusammensetzung in Warmzeiten wird von biogen gebildetem Kalzit bestimmt. In Glazialen überwiegt die silikatisch-detritische Komponente mit hohen Quarz-, Feldspat- und Phyllosilikatanteilen. Die nichtkarbonatischen Feinfraktionen bestehen aus den Schichtsilikaten Smektit, Kaolinit, Chlorit und Glimmer. Weiterhin kommen Quarz, K-Feldspat, Plagioklas, Amphibol und Zeolithe vor. Im Cemented Marl sind Quarz, die Feldspäte und im Gegensatz zu allen anderen Sedimenten vor allem Amphibole angereichert. Smektit- und Kaolinitgehatte sind sehr gering. TCI/TNCI-Verhältnisse in der Fraktion 2-16 u.m von kleiner als 2 dokumentieren 6 Eisbergdrift-Maxima im letzten Glazial zwischen 11 und 72 ky BP, die sich im CM auch in einer unterschiedlichen mineralogischen Zusammensetzung abbilden. Die lllitkristallinität der Tonfraktion variiert von schlechter IC in Kaltzeiten zu guter IC in Warmzeiten. In der Fraktion 2-16 u,m ist die IC1 bis auf die CM- Horizonte, die durchweg schlechte IC zeigen, konstant. Die Glimmer haben einen illitisch-phengitischen Aufbau. Nur im CM ist eine Tendenz zu trioktaedrischen Glimmern vom Typ Biotit festzustellen. Sie sind reicher an Fe und Mg und deuten auf einen modifizierten detritischen Eintrag im CM hin. Bei den Chloriten handelt es sich um für marine Sedimente typische Fe-Mg- Chlorite. Schwankungen in der Zusammensetzung wurden nicht beobachtet. 46 3.4.GE(XHEMIE 3.4.1. Röntgenfluoreszenz-Analyse Mit der Röntgenfluoreszenz-Methode wurden 28 Proben des Gesamtsediments auf ihre chemische Zusammensetzung hin analysiert {Kap. 2.4.1.). Die Proben stammen aus den Kernen ME-68-89, ME-68-91, ME-69-196 und PO-08-23. Bei der Auswahl der Proben wurden alle Sedimenttypen aus verschiedenen stratigraphischen Niveaus berücksichtigt. Neun Proben gehören zum Cemented Marl, acht zum Foraminiferal Ooze und sieben zum Diamicton. Je zwei Proben kommen aus Turbiditen (Kern ME- 68-91) und aus dem Foraminiferal Nannofossil Chalk (Oberes Pliozän, Kerne ME- 69-196 und PO-08-23). Da die Proben für die Röntgenffuoreszenz-Analyse aufgrund der begrenzten Probemenge und häufig hohen Karbonatgehalten nicht entkalkt wurden, stellt die Elementverteilung oft eine Funktion des Karbonatgehaltes dar. Daher wurden die Daten auf eine karbonatfreie Basis normalisiert. Dabei zeigte sich allerdings, daß bereits geringe Fehler bei der Karbonatbestimmung, speziell bei hohen Karbonatgeharten, zu signifikanten Abweichungen führten. Vor allem bei geringen Elementgehalten waren die korrigierten Werte untereinander nicht mehr vergleichbar sind (Boström et ai, 1972; Chester & Aston, 1976). Daher wurden die Rohdaten direkt oder als Elementverhältnisse verwendet, um die Sedimenttypen chemisch zu charakterisieren. 3.4.1.1. Korrelation der Elemente Die Korrelationsmatrix der Haupt- und Spurenelemente zeigt eine prinzipielle Zuordnung der Elemente zu einer Karbonat- und einer Silikatphase (Tab. 10). Eine Faktoranalyse (Varimax, orthogonal, Rotation) ergibt einen Hauptfaktor (68.5 % der Varianz) der positiv mit Elementen belegt ist, die zur detritisch-silikatischen Gruppe gehören und dessen negativer Ast der Karbonatphase entspricht (Tab. 10). TÌO2, Fe20a, Y, Cu, Zn, P2O5, und Sr bilden den positiven Teil eines zweiten Faktors (17.5 % der Varianz), der dem Einfluß von mafischen Fe-Ti-Mineralen zuzuordnen ist. Die negative Seite wird von MgO, Ba, Cr, und den Seltenen Erden La, Ce und Nd gebildet. MgO findet sich außer in den Silikaten auch im Dolomit. Zwei weitere Faktoren lassen keine signifikante Zuordnung zu bestimmtem Populationen zu. Geringe negative Faktorladungen von FeO und MnO deuten auf Hydroxide dieser Elemente hin. Die Karbonatphase wird durch CaO und CO2 gebijdet .^>o = 33a3£ 48 In Turbiditen werden Verhältnisse um 30 erreicht. Ein Teil dieses Strontiums (= 43 - 45 ppm, Abb. 81) ist, vor allem in den Turbiditen'nicht mit dem Karbonat, sondern mit dem Silikatphase assoziert und hauptsächlich an basaltische Sedimentbestandteile gebunden. Grousset & Pana (1982) beschreiben einen N-S-Gradienten des an die Silikatphase gebundenen Sr in Oberflächensedimenten aus dem Nordatlantik. Ausgehend von Island (150 - 200 ppm Sr ) nimmt der Sr-Gehalt über die Gibbs-Fracture-Zone (52° N, = 90 ppm Sr), bis in die Breite des NOAMP-Gebietes auf Sr-Gehalte von etwa 40 ppm ab. Dieser Sr-Gradient verläuft parallel zu einer Abnahme von Smektit und Plagioklas. Gleichzeitig führt detritisches Material vom nordamerikanischen Kontinent zu einer Verdünnung der Sr-Gehalte von Island aus in südliche Richtung (Grousset & Chesselet, 1986; Zimmermann, 1982). MgO ist an die Silikate gebunden und negativ mit CaO korreliert (Abb. 82). In den karbonatreichen Sedimenten ist MgO bevorzugt in den Phyllosilikaten Chlorit und Glimmer, und seltener im Smektit zu finden. Im Dl kommen Amphibole und mafische Minerale als Mg-Träger hinzu. Vor allem Turbidite mit einer basaltähnlichen Zusammensetzung haben hohe Magnesiumgehalte. Nur im CM ist MgO positiv mit dem Karbonat korreliert (r2 = 0.668) und dort bevorzugt an den Dolomit gebunden. Silikatisches MgO findet sich im CM in Chloriten, Glimmern (Biotit, Phlogopit) und Amphibolen. Die detritische Phase besteht hauptsächlich aus Alumosilikaten und Quarz. Die wichtigsten Hauptelementen dieser Gruppe sind Si02, AI2O3, Fe203, FeO, MgO, Na20 und K2O. Auch die Mehrheit der Spurenelemente (z.B. Rb, Ba1 Zr, Ni, Cr) ist positiv mit den Silikaten korreliert. Allerdings zeigen Peterson et ai (1987) an holozänen Sedimenten aus dem NOAMP-Gebiet, daß geringe Mengen an Spurenelementen auch an die Karbonatphase gebunden sein können. In Abb. 83 sind einige typische Korrelationen gezeigt. Na20 ist in den Sedimenten hauptsächlich an Plagioklas {Albit, Oligoklas) gebunden, findet sich aber auch in Smektiten. Vor allem Turbidite sind wegen ihrer hohen Gehalte an Plagioklas deutlich an Na20 angereichert (Abb. 83A). Die Hauptquelle für Kalium sind K-Feldspäte und Phyllosilikate (Glimmer). Der Cemented Marl ist wegen der hohen K-Feldspatgehalte leicht an K2O gegenüber Sedimenten mit mehr Phyllosilikaten angereichert (Abb. 83B). Fe203 ist in der Regel an Phyllosilikate gebunden (Abb. 83C, r2 = 0.991, ohne CM und TU). In Turbiditen ist ein nicht an die Silikate gebundener hoher Fe-Anteil auf mafische Minerale zurückzuführen. Im CM deutet die leicht negative Korrelation von Fe203 zu AI2O3 auf das Auftreten von Fe-Hydroxiden hin. Diese negative Korrelation indiziert auch den geringeren Anteil an basaltischem Material, mit geringen AI- Gehalten im Vergleich zu Fe und Mg. Mit SÌO2 und AI2O3 korrelierende Spurenelemente sind vor allem Ba, Rb, und Zr (r > 0.8). Barium ersetzt wegen seines ähnlichen lonenradius bevorzugt Kalium in Glimmern und Feldspäten und ist in Gesteinen mit granitischer Zusammensetzung angereichert. In Turbiditen führen geringe Phyllosilikat- und K-Feldspatgehalte zu verminderten Ba-Gehalten (Abb. 83D). Rubidium bildet keine eigenen Minerale und ist vorwiegend an Schichtsilikate gebunden, in denen es Kalium ersetzt (Francois, 1988). Dies erklärt relativ höhere Rb-Gehalte in Sedimenten mit hohem Phyllosilikatanteil (Abb. 83E). Zirkonium korreliert positiv mit der Silikatphase, kommt als Zirkon vor, kann aber auch in Phyllosilikaten auftreten (Abb. 83F). Eisen und Magnesium finden sich in Schichtsilikaten und mafischen Mineralen (r2 = 0.985, ohne CM, Abb. 83G). Ein wichtiger Mg-Träger ist Dolomit im CM. TÌO2 korreliert mit Fe203 und ist an Fe-Ti-Minerale (llmenit, Rutil?) gebunden. Die gute Korrelation von CaO mit 1.27 CO2 + 1.33 P2O5 (stöchiometrisches Verhältnis von 49 C02 und P2O5 in Kalzit und Apatit) ergibt r2 = 0.984 und deutet daraufhin, daß P2O5 als Apatit vorliegt (Bischoff et ai, 1979). 3.4.1.2. Vergleich mit anderen marinen Sedimenten Einen Vergleich mit der Zusammensetzung anderer mariner Sedimente zeigt Abb. 84. Die Verhältnisse der Quotienten log SÌO2/AI2O3 zu log Na20+CaO/K20 lassen eine chemische Einteilung rezenter mariner Ablagerungen zu (Garreis & Mackenzie, 1971). Die karbonatreichen biogenen Sedimente (FO, FNC) fallen in das Feld von Globigerina und Calcareous Ooze, sind aber zu höheren Na20+CaO/K20-Werten verschoben. Da die Proben nicht entsalzt wurden, können erhöhte Na-Gehalte die Verschiebung erklären. Turbidite, Cemented Marl und Diamicton befinden sich im Feld zwischen den karbonatischen, silikatischen und tonigen Sedimenten. Vor allem der Cemented Marl zeigt eine Tendenz zu den silikatisch-biogenen Sedimenten mit hohen Si02/Al203-Verhältnissen. Überschüssiges SÌO2 resultiert aus einer biogenen Komponenete und/oder Quarz. Da biogenes Silikat nur untergeordnet auftritt, wird der Überschuß detritischem Quarz, bei gleichzeitig geringen Phyllosilikatgehalten (AI-Träger) zugerechnet. Das Verhältnis im Cemented Marl ist durchgehend >5 (Abb. 85). Für Tiefseesedimente wird ein mittleres SÌO2/AI2O3- Verhältnis von etwa 3.3 - 3.4 angenommen (Bischoff et al., 1979; Turekian & Wedepohl, 1961). In anderen Sedimenten ist ebenfalls ein geringer Quarzüberschuß zu beobachten, das Si02/Al203-Verhältnis steigt mit zunehmendem Quarzgehalt an. Im FNC finden sich die geringsten Werte von <3, die den hohen Phyllosilikatgehalt in der Silikatphase anzeigen. Die Ti/Al-Verhältnisse geben Hinweise auf die Herkunft der Ablagerungen (Abb. 86). Das mittlere Al/Ti-Verhältnis liegt in Graniten bei >30, in Basalten um 5 und schwankt in der kontinentalen Kruste und sedimentären Schiefern zwischen 15 und 17.5 (Boström et ai, 1972). Die einem Basalt ähnlichste Zusammensetzung haben die Turbidite, während der CM leicht zu einem granitischem Chemismus tendiert. Die übrigen Sedimente befinden sich im Feld der mittleren Zusammensetzung kontinentaler Kruste. 3.4.1.3. Zusammenfassung Die fünf untersuchten Sedimenttypen lassen sich aufgrund der chemischen Untersuchungen einer karbonatischen (FO, FNC) und einer silikatischen Gruppe (Dl, TU, CM) zuordnen. Diese Zusammensetzungen stimmen mit der anderer mariner Sediment gut überein (Abb. 84). Hauptsächlich tragen Kalzit, Dolomit, Phyllosilikate, Feldspäte und Quarz zur chemischen Bilanz bei. Einen geringeren Beitrag haben Apatit, mafische Minerale (Schwerminerale) und Hydroxide. Die Verteilung der meisten Spurenelemente folgt der silikatisch-detritischen Phase. Ein geringer Teil der Spurenelemente kann auch an Fe- und Mn-Hydroxide und an die Karbonatphase gebunden sein. Nur Strontium ist fast ausschließlich an das Karbonat gebunden. Turbidite haben eine basaltähnliche Zusammensetzung, die ihre isländische Herkunft abbilden (Abb. 86). Die Gehalte an Fe, Ti und Mg sind erhöht und vermutlich auf Schwerminerale (z.B. Rutil, llmenit), sowie Diopsid zurückzuführen. Bis auf den FNC weisen alle Sedimente einen Si02-Überschuß gegenüber AI2O3 auf, der durch hohe Quarz-Gehalte bedingt ist (Abb. 85). Der Cemented Marl zeigt eine granitische 50 Tendenz mit hohem Anteil von SÌO2 (Quarz) im ^Vergleich zu den Phyllosilikaten (AI2O3) (Abb. 85, 86). MgÉTist neben dem Silikat--' auch an Dolomit gebunden. Karbonatreiche Sedimente (FO, FNC) sind durch hohe Anteile an CaO und Sr gekennzeichnet. Der Anteil der an die Silikatphase gebundenen Elemente geht stark zurück. 3.4.2. Chemische Analyse der HCI-löslichen Phase Der in Salzsäure (1.25n) lösliche Teil des Sediments wurde an 169 Proben der Kerne ME-68-89 und ME-69-196 analysiert. In der gefilterten Lösung wurden die Gehalte der Elemente P, Si1 Ca, Mg, Sr, Mn, Fe, Na, K und AI bestimmt. Parallel dazu wurde die Menge des unlöslichen Rückstandes (UR)1 sowie Kohlenstoff, Wasserstoff und Stickstoff des Gesamtsediments und des UR gemessen. Der organische Kohlenstoff (Corg) wurde aus diesen Analysen errechnet (Kap. 2.4.3.). 3.4.2.1. Einleitung Die mit dieser Methode bestimmtem Anionen und Kationen stammen nicht nur aus der Karbonatphase. P04t SÌO2, Ca, Mg, Sr, Mn, Fe, Na, K und AI gehen auch aus den silikatisch-detritischen Sedimentanteilen in Lösung {Chester & Hughes, 1967). Als Quelle dienen dabei hauptsächlich die Phyllosilikate (Smektit, Chlorit, Glimmer) und zu geringerem Teil auch Feldspäte. Auch amorphes SÌO2 (z.B. Biogenopal, vulk. Gläser) und verschiedene Hydroxide tragen zur Elementbilanz bei {Kubier et ai, 1979). Vor allem Fe und AI (>70%), sowie Mg und K werden durch HCl aus Tonmineralen und Fe-Hydroxiden herausgelöst {Odada, 1990). Die Elemente wurden linear korreliert und mit den Ergebnissen der Mineralogie des Gesamtsediments verglichen. Eine Faktoranalyse (Varimax, orthogonal, Rotation, s. auch Prithviraj & Prakash, 1990) ergibt mehrere Populationen und indiziert die Herkunft der Kationen und Anionen. Die Elementverteilung wurde auch als Funktion von Lithologie und Stratigraphie betrachtet. 3.4.2.2. Ergebnisse der Korrelationen Die Gruppierungen resultieren primär aus der Gegenüberstellung von Karbonatphase und UR. Auf der Basis der Korrelation und der Faktoranalyse lassen sich 2 Hauptgruppen und 4 Nebengruppen unterscheiden, die sich auf 5 Faktoren verteilen. 1. Karbonat (biogen und authigen) - Faktor 1 (negativ), Faktor 2 (positiv) 2. Silikat (UR) - Faktor 1 (positiv) 3. Org. Kohlenstoff - Faktor 3 (positiv) 4. Biogenopal, SÌO2 amorph? - Faktor 4 (positiv) 5. Mn-Hydroxide - Faktor 5 (positiv) 6. Meersalz - Faktor 2 (negativ) In Abb. 87 sind die 5 Faktoren, ihr Anteil an der Gesamtvarianz (in %) und ihre negative oder positive Belegung mit den Elementen und Mineralen dargestellt. Parameter, die nicht signifikant zur Faktorbelegung beitragen sind nicht aufgeführt. Ruch (1987) hat mit ähnlichen Methoden zwei Gruppen (Karbonat und Silikat) für die holozänen Sedimente im NOAMP-Gebiet unterscheiden können. Der Hauptfaktor 1 trägt mit 56.9 % zur Varianz bei und ist negativ mit biogenem Karbonat und positiv mit dem silikatisch-detritischem Sedimentanteil belegt. Das biogene Karbonat ist durch Cmjn. Ca, Sr, Kalzit (Röntgendiffraktometrie) und 5 1 Karbonat (Scheibler-Kalzimeter) gekennzeichnet. Diese Parameter zeigen eine gute Korrelation untereinander (r2= 0.922 bis 0.988). Strontium wird bevorzugt in die Kalzitschale von Foraminiferen und Coccolithen eingebaut. Die positive Korrelation von Ca zu Sr ist im Diamicton und Foraminiferal Ooze dokumentiert (r2 = 0.988, ohne CM, Abb. 88 ). Im Cemented Marl ist der Strontiumgehalt verringert, eine Korrelation Sr - Karbonat besteht nicht. Die maximalen Sr-Gehalte liegen bei über 1400 ppm. Im Cemented Marl wurden bei maximal 290 ppm Sr Karbonatgehalte von über 40 % gemessen. Dieser Wert würde in Sedimenten mit biogenem Karbonat etwa 600 ppm Sr entsprechen. Die Karbonatphase ist durch eine negative Korrelation mit dem UR (Ca zu UR, r2= 0.991} vom gegenüberliegenden positiven Ast des Faktors 1 getrennt. Diese Gruppe stellt den silikatischen Anteil des Sediments dar. In ihr finden sich H, UR, P04( Fe, K, AI und die Phyllosilikate (Abb. 89A, B). Geringere Belegung zeigen SÌO2, Mg1 Na, Quarz und Plagioklas. Mg stammt im FO und im Dl vorwiegend aus Phyllosilikaten und im CM aus dem Dolomit (Abb. 89F). SÌO2 geht mit Aluminium bis zu einem Wert von 0.75 % AI parallel in Lösung. Danach ist trotz steigender AI-Gehalte keine signifikante Änderung des SÌO2 zu beobachten (Abb. 89C). Die Schichtsilikate korrelieren mit Htot. Fe1 K und AI (r2= 0.830 bis 0.993, Abb. 89D). Schichtsilikate korrelieren mit dem H-Gehalt (Abb. 90). Wasserstoff wird hauptsächlich aus den OH-Gruppen der Phyllosilikate freigesetzt. Htot ist bis auf den Cemented Marl (geringe Schichtsilikatgehalte) deutlich an den UR gebunden (Abb. 89G). Die Korrelation von UR zu H-UR zeigt den hohen Anteil an Schichtsilikaten (hohe H-UR-Werte) bei gleichzeitig hohen Karbonatgehalten (wenig UR) im Foraminiferal Ooze (Abb. 89H). Ebenso ist der geringe Anteil an Phyllosilikaten im Cemented Marl aus den geringen H-UR-Gehalten, trotz hoher UR-Werte abzulesen. Auch Mg und Na können aus Phyllosilikaten freigesetzt werden, in denen Na im Smektit an die Zwischenschichten adsorbiert sein kann. Die Mg- und Na-Verteilung ist durch eine andere Zuordnung überprägt (s. Faktor 2). Quarz und Plagioklas tragen wenig zur chemischen Bilanz bei, treten jedoch gemeinsam mit den detritischen Phyllosilikaten auf. PO4 ist an die detritische Phase gebunden und stammt, wie Dünnschliffe zeigen aus Apatit (Abb. 89E). Faktor 2 (19.6 % der Varianz) ist deutlich von Dolomit und Mg im CM geprägt (r2= 0.902), in dem gleichzeitig erhöhte Anteile an detritischem Quarz und Feldspat auftreten. Der negative Ast von Faktor 2 ist durch H, Sr, Na und die Phyllosilikate charakterisiert. Die negative Korrelation von Mg und Dolomit zu H ist durch den geringen Gehalt an Phyllosilikaten im Cemented Marl zu erklären. Natrium ist, da die Proben nicht entsalzt wurden, an den Wassergehalt gebunden (Abb. 91). Beim Entsalzen besteht die Gefahr eines Kationenaustauschs von MgO, K2O und CaO. Auch Mg2* kann durch Na2* ersetzt werden (Nath et al., 1989). Plagioklase geben kein Na ab, sonst müßte der Gehalt an Na parallel zu hohen Plagioklasanteilen ansteigen. Auch Kalium kann in geringen Mengen aus dem Seewasser stammen. Strontium wird in neugebildetes Karbonat (Dolomit) nicht in dem Maße eingebaut wie in biogenes Karbonat (Land, 1980). Es ergibt sich ein Defizit an Sr im Cemented Marl im Vergleich zum Diamicton und zum Foraminiferal Ooze (Abb. 88). Faktor 3 (9.3 % der Varianz) ist positiv durch den organischen Kohlenstoff belegt und hat eine leicht negative Belegung mit Mn. Faktor 4 (6.4 % der Varianz) zeigt eine erhöhte Belegung für SÌO2, PO4 und K-Feldspat. Amorphes SÌO2 kann in Form von Biogenopal oder vulkanischen Gläsern vorliegen. Mangan und Wasserstoff charakterisieren den Faktor 5 (7.9 % der Varianz) und bilden das Auftreten von Mn- Hydroxiden ab. Diese Mn-Hydroxide können als Überzüge auftreten, die häufig auf Oberflächen von Dropstones beobachtet wurden. 52 3.4.2.3. Elementverteilung in den Sedimenten In den Abbildungen 92 bis 96 sind die Ergebnisse gegen die Kerntiefe bzw. die Lithologie aufgetragen. Die Verteilung der Elemente schwankt deutlich als Funktion der verschiedenen Sedimenttypen. Auch hier lassen sich Sedimente mit hohem Anteil an biogenem Karbonat {Foraminiferal Ooze, Foraminiferal Nannofossil Chalk) von Ablagerungen, die durch silikatisch-detritische Sedimentation (Diamicton, Cemented Marl) geprägt sind unterscheiden. Unlöslicher Rückstand (UR) Der UR schwankt in den Kernen ME-68-89 und ME-69-196 zwischen 1.89 % und 82.7 % (Abb. 92, 95). In den vergangenen 150 ky variiert der Gehalt am UR deutlich als Funktion des Klimas. Holozän und Isotopenstadium 5 sind durch geringe Mengen an UR von < 20 % gekennzeichnet. Im letzten Glazial weisen die Sedimente bis zu mehr als 80 % UR auf. In Kern ME-69-196 kommt es bis etwa 1.66 Ma noch zu signifikanten Schwankungen des UR. Hohe UR-Werte in diesem Abschnitt werden als nicht vollständig überlieferte, kühlere Klimaphasen im frühen Pleistozän interpretiert. Die ältesten Vereisungen der Nordhalbkugel werden mit 2.4 Ma angegeben {Ruddiman & Raymo, 1988). Ab ca. 500 cm Kerntiefe dominiert die Karbonatsedimentation. Der UR erreicht die niedrigsten Werte im Pliozän und dort im Foraminiferal Nannofossil Chalk mit generell < 3.5 %. Mineralischer Kohlenstoff (Cmjn) Der mineralische Kohlenstoff stammt aus dem Karbonat. Die Verteilung in den Kernen folgt dem Karbonat (Kap. 3.2.4., 3.3.1.) und verhält sich umgekehrt proportional zum UR-Gehalt (r2= 0.995). Hohe Gehalte an UR im letzten Glazial werden von geringen Cmin-Gehalten begleitet (Abb. 92, 95). Organischer Kohlenstoff (C0rg) Die Anteile an Corg schwanken zwischen < 0.1 % und maximal 0.5 % (Abb. 92, 95). In der Mehrzahl der Proben bleibt der Anteil auf <0.2 % beschränkt, der durchschnittlichen Gehalten in Tiefseesedimneten entspricht. Tendenziell ist in kaltzeitlichen Sedimenten mehr Cmjn enthalten als in warmzeitlichen, karbonatischen Ablagerungen. In Sedimenten älter als 1.66 Ma sind die geringsten Cmin'Werte zu beobachten. Sie liegen fast durchgehend unter 0.1 %. Wasserstoff (H) Die Gehalte an Htot variieren zwischen 0.05 und 0.4 % (Abb. 92, 95). Sie reflektieren die Verteilung der Phyllosilikate (Abb. 90). Die geringsten Anteile (<0.1 %) finden sich im Foraminiferal Ooze und im Foraminiferal Nannofossil Chalk. Diamicton mit hohem UR-Anteil zeigt parallel ansteigenden Htot- Ems Ausnahme bildet der Cemented Marl, der trotz hohem UR-Prozentsatz (bis > 60 %) nur maximal 0.15 % Htot aufweist und den geringen Anteil an Phyllosilikaten an den silikatischen Mineralen abbildet (vergi. Kap. 3.3.1, 3.3.2.2.3.). Der Anteil H-UR ist unabhängig von der Gesamtmenge des UR bzw. des Karbonatgehaltes, er gibt einen Hinweis auf den Gehalt an Phyllosilikaten im UR. Die höchsten Werte mit maximal 1.2 % finden sich in den karbonatreichen Abschnitten, wie im Holozän, im Isotopenstadium 5, im frühen Pleistozän und im Pliozän. Dort geht der Anteil an Quarz und Feldspäten im Vergleich zu den Schichtsilikaten im Detritus, ebenso wie die Korngröße im UR, deutlich zurück. Die geringe Menge von Phyllosilikaten im Cemented Marl führt zu weniger als 0.1 % H-UR. Die Summe der Silikate kann mehr als 60 % ausmachen. Im Diamicton läßt sich der zunehmende 53 Anteil an Schichtsilikaten an der detritischen Sedimentation an H-UR-Gehalten von 0.4 - 0.5 % ablesen. Stickstoff (N) Die Gehalte an Stickstoff im Gesamtsediment liegen zum überwiegenden Teil unter der Nachweisgrenze (< 10 ppm). Der N-UR erreicht bis zu maximal 0.16 %. Stickstoff im unlöslichen Rest ist positiv mit karbonatreichen Sedimenten korreliert, in denen der Schichtsilikatanteil im UR stark erhöhl ist. Versuche, C/N-Verhältnisse zur Bestimmung der Herkunft der organischen Substanz zu benutzen, erbrachten keine verwertbaren Ergebnisse. SiO2 Die Verteilung an SÌO2 folgt ebenfalls deutlich der Lithologie, d.h. Diamicton und Cemented Marl haben typische Werte von 1.0 - 1.6 % SiO2, während karbonatreiche Sequenzen Anteile zwischen 0.5 und 1.0 % aufweisen (Abb. 93, 96). Der Si02.Gehalt folgt nicht den Quarzmaxima, sondern ist an die Schichtsilikatverteilung gebunden. Phosphat (PO4) Die P04-Gehalte liegen in den Sedimenten unter 0.15 % (Abb. 94, 97). In Kern ME- 68-89 ist eine deutlich positive Bindung an karbonatarme Sedimente der Isotopenstadien 2 bis 4 und 6 zu beobachten. In Ablagerungen älter als 900 ky liegt der PO4-Gehalt konstant unter 0.1 % und folgt den durchgehend hohen Karbonatgehalten. Kalzium (Ca) und Strontium (Sr) Diese beiden Elemente sind positiv miteinander korreliert. Die Verteilung folgt exakt der Karbonatkurve (Kap. 3.2.4.). Deutlich sind in den Isotopenstadien 2 - 4 die IRD- peaks 1 - 6 (Kap. 3.2.5.) durch Sr-Minima dokumentiert, von denen vier mit den Cemented Marl-Horizonten zusammenfallen (Abb. 93, 96). Bis zu 200 ppm Strontium im Gesamtsediment können auch durch detritisches Material beigetragen werden (z.B. Basalt von Island, Parrà, 1980). Ruch (1987) kommt in holozänen Sedimenten östlich des NOAMP-Gebietes auf einen Sr-Anteil in Silikaten von maximal 30 ppm. Nach den Korrelationen ist sämtliches Sr an das Karbonat gebunden. Allerdings zeigt ein Vergleich mit den Ergebnissen der Röntgenfluoreszenz-Analyse (Kap. 3.4.1.), daß das an die Silikatphase gebundene Sr von bis zu 45 ppm nicht bei der Lösung mit HCl erfaßt wird (Kap. 2.4.3.). Magnesium (Mg) Der Hauptanteil des Mg ist an den Dolomit gebunden, der im Cemented Marl bis zu 18 % des Gesamtsediments ausmachen kann (Kap. 3.3.1.). Magnesium kann untergeordnet auch aus Phyllosilikaten stammen. Mg-Maxima finden sich im Cemented Marl (Abb. 93, 96). Die Menge an Mg ist im Diamicton leicht größer als im Foraminiferal Ooze. In altpleistozänen und pliozänen Sedimenten bleibt der Mg-Gehalt konstant unter 0.3 %. Dolomit tritt nicht mehr auf. Das freigesetzte Mg stammt ausschließlich aus Phyllosilikaten. 54 Mangan (Mn) Die durchschnittliche Mangangehalte liegen zwischen 0.02 und 0.05 % (Abb. 93, 96). Sie variieren nicht mit wechselnder Lithologie. Nur direkt unterhalb des zweiten CM- Horizontes findet sich eine Anreicherung von 0.13 % Mn in Kern ME-69-19 und 0.22 % in Kern ME-68-89. Diese Mn-Maxima lassen sich nicht mit der Mineralverteilung korrelieren. Eventuell stehen diese Mn-Konzentrationen mit den Neubildungsprozessen im überlagernden CM in Verbindung. Natrium (Na) Natrium ist an das Meersalz aus dem Porenwassers der Sedimente gebunden und variiert entsprechend mit dem Wassergehalt (Abb. 91). Im Kernverlauf sind besonders die Horizonte des Cemented Marl mit geringem Wassergehalt deutlich vom Dl und FO abgesetzt (Abb. 94, 97). In Kern ME-69-196 ist ab etwa 5 m Kerntiefe im frühen Pleistozän eine markante Reduzierung im Na-Gehalt zu beobachten, die hier bereits eine leichte Sedimentkompaktion abbildet. Eisen (Fe), Kalium (K), Aluminium (AI) Der Eisengehalt schwankt zwischen 0.05 und 2.25 %, der Kaliumgehalt zwischen 0.05 und 0.44 % und der Aluminiumgehalt zwischen 0.08 und 1.35 % (Abb. 94, 97). Diese Elemente korrelieren positiv mit den Phyllosilikaten (Fe: r2 = 0.867, K: r2 = 0.830, AI: r2 = 0.869) und bilden deren Verteilung in den Sedimenten ab. FO und FNC sind durch die niedrigsten Gehalte gekennzeichnet. Hohe Phyllosilikatanteile im Diamicton ergeben auch hohe Gehalte an Fe, K und AI. Im CM ist trotz hoher UR-Gehalte eine relative Abnahme der drei Elemente festzustellen, da im CM wenig Phyllosilikate auftreten. Im Kernverlauf sind in den Isotopenstadien 1 bis 6 dia lithologisch bedingten Schwankungen zu- beobachten; d.h. Fe, K und Ah sind bevorzugt an die karbonatarmen Sedimente gebunden. In Kern ME-69-196 sind in Sedimenten >1.66 Ma nur noch geringe Gehalte an Eisen, Kalium und Aluminium zu beobachten. 3.4.2.4. Zusammenfassung In Abb. 98 sind die Ergebnisse schematisch dargestellt. Die beiden Hauptgruppen sind das Karbonat, unterschieden in eine biogene und authigene Karbonatphase, und die silikatisch-detritische Phase mit dem UR. Der organische Kohlenstoff, Meersalz, Mn- Hydroxide und Silikat, vermutlich aus amorphen SÌO2 bilden die Nebengruppen. Die in HCl löslichen Elemente gehören hauptsächlich zur Karbonatphase, die sich in einen biogenen (Cmm. Ca, Sr, Kalzit) und einen authigenen Zweig (Cmjn, Ca, Mg, Dolomit) aufteilen läßt. Die detritische Silikatphase wird hauptsächlich von Fe, Al, K und H gebildet, die sich besonders aus den Phyllosilikaten herleiten lassen. Dazu kommen in geringem Maße Mg, SÌO2 und PO4. Na ist in den nicht entsalzten Proben ein Indikator für den Wassergehalt der Sedimente. Die organische Substanz bleibt allgemein unter 0.2 %. Htot und H-UR reflektieren den Phyllosilikatgehalt. Die Verteilung der verschiedenen Parameter folgt den unterschiedlichen Sedimenttypen in den Kernen und bilden die Wechsel von Kalt- und Warmzeiten ab (Abb. 92 - 97). Glaziale sind durch hohe Anteile an Fe, K1 Al1 SÌO2 und H gekennzeichnet und dokumentieren den hohen silikatisch-detritischen Eintrag. In Interglazialen sind Ca, Cmin und Sr vorherrschend und typisch für die biogen- karbonatische Sedimentation. Magnesium ist im FO und Dl an Tonminerale gebunden, im CM jedoch auch an Dolomit. 55 3.4.3. Seltene Erden (REE) Insgesamt wurden 10 Seltene Erden (La, Ce1 Nd, Sm, Eu, Gd, Dy, Er, Yb, Lu ) und Yttrium von 15 Proben mit der Plasma-Emissions-Spektroskopie (ICP) bestimmt. In Kern ME-68-89 stammen jeweils drei Proben aus dem Foraminiferal Ooze und dem Diamicton, sowie jeweils eine aus den vier Horizonten des Cemented Marl. Aus Kern ME-68-91 kommen drei Proben aus dem Cemented Marl, sowie zwei aus turbidiiischen Sedimenten. Seltene Erden (REE) in Tiefseesedimenten können aus dem detritischen Detritus oder aus Neubildungen stammen. Der Anteil an silikatischen Neubildungen in Sedimenten aus dem NOAMP-Gebiet ist als sehr gering anzusehen. Die REE-Verteilung im Detritus gibt die Zusammensetzung der Gesteine der Liefergebiete wieder (Korrelation REE zu AI2O3: r > 0.7). Geringe Mengen an REE1 die aus dem Meerwasser in die Karbonatschalen eingebaut werden können oder in Form von Hydroxidüberzügen auf den Schalen auftreten (Grousset, 1985; Wang et ai., 1986), wurden nicht in die Betrachtungen einbezogen. In Oberflächensedimenten aus dem NOAMP-Gebiet können bis maximal 4 ppm Ce an biogenes Karbonat gebunden sein (Peterson et al., 1987). Um den Einfluß des Karbonats zu minimieren, wurden die REE-Gehalte auf eine karbonatfreie Basis umgerechnet. Bei hohen Karbonatgehalten wirkt sich allerdings bereits ein geringer Fehler bei der Karbonatbestimmung deutlich auf die Korrektur aus (Bostròm et al., 1972). Die parallele Verschiebung der Kurven des Foraminiferal Ooze zu höheren Werten hin ist daher ein Artefakt der Karbonatkorrektur (Abb. 99 - 101), die jedoch nichts an der Form der Kurve ändert. Für die übliche Normalisierung auf Gesteinsstandards wurde ein Rechenprogramm von Wheatley & Rock (1988) benutzt. Zur Normalisierung auf die Zusammensetzung eines North-American-Shale wurden die Daten von Gromet et at. (1984) verwendet. Die Chondrit-Zusammensetzung stammt von Nakamura (1974). Die Abbildungen 99 - 101 zeigen die normalisierten Verteilungen für die Proben der Kerne ME-68-89 und ME-68-91. In Abb. 102 sind die Schwankungsbreiten der Normalisierungen für die verschiedenen Sedimenttypen und ein Vergleich mit typischen Gesteinszusammensetzungen gezeigt. Chondrit- normalisierte Proben geben generell für alle Sedimenttypen ein sehr ähnliches Verteilungsmuster (Abb. 99, 101). Die leichten REE sind im Vergleich zu den schweren REE angereichert. Mit steigender Ordnungszahl der Elemente fällt die Kurve ab, die Fraktionierung der Elemente nimmt zu. Solche Verteilungen sind typisch für bereits stark fraktionierte Gesteine wie z.B. Granite (Mason & Moore, 1985). Diese Chondrit-normalisierten Verteilungsmuster entsprechen denen typischer mariner Sedimente {Haskin & Haskin, 1966; White et ai., 1985). Der Vergleich mit einem Granit (G1, Abb. 102) zeigt, daß die Kurven für den FO, Dl und CM etwas flacher verlaufen, als es eine rein granitische Zusammensetzung erwarten ließe. Eine Mischung aus stark ('granitischem") und wenig fraktioniertem (basaltischem) Detritus ergibt solche Kurven. In Oberfiächensedimenten im Bereich des MAR um 45° N wurden ähnliche REE-Verteilungsmuster gefunden und auf eine binäre Mischung von Material einer nordamerikanischen, "sauren" Provinz und einer isländischen, basaltischen Provinz zurückgeführt (Grousset & Chesselet, 1986). Demnach stammen rezent bei 45° N etwa 40 % (30 - 50 %) des Detritus von Island und etwa 60 % (50 - 70 %) vom nordamerikanischen Kontinent (Grousset, 1985; Grousset et ai, 1983). 56 Die beiden Kurven der Turbidite (Abb. 101, 102) verlaufen flacher als die der übrigen Sedimenttypen; ein" Hinweis auf eine geringere Differenzierung des Ausgangsmaterials und der sich mit der isländischen Herkunft der Turbidite (Maury Channel) deckt. Eine zweite Normalisierung auf einen North-American-Shale (Abb. 100, 101) zeigt für die Sedimenttypen sehr ähnliche REE-Muster, mit flachen, Shale- Zusammensetzungen angenäherten Kurven (Cemented Marl, Diamicton). Nur zu den schweren Elementen Yb und Lu ist ein leichter Abfall zu geringeren Werten festzustellen. Die Verteilung im Foraminiferal Ooze ist parallel zu höheren Anreicherungen hin verschoben. Die Form der Kurve entspricht aber der vom Dl und CM. Im FO (Abb. 100, Proben A, H, I, 102) tritt eine leicht positive Ce-Anomalie auf. Diese kann durch Anlagerung (scavenging) von Ce4+ aus dem Meerwasser an Sedimentpartikel entstehen {Thomson et al., 1984). Eine für isländische Basalte typische Eu-Anomalie ist in den Turbiditen ausgeprägt (Abb. 101, Proben C1 E, 102). In den anderen Sedimenten fehlt sie oder ist nur schwach ausgebildet ist. Sie ist durch den höheren Anteil "sauren" Materials mit leicht negativer Eu-Anomalie überdeckt (Grousset, 1985). Die REE-Muster der Turbidite entsprechen am ehesten dem eines tertiären Basaltes, während ein tholeiitischer Basalt vom MAR (45° N) keine Ähnlichkeit mit einer der Shale-normalisierten REE-Verteilungen aufweist (Abb. 102). 3.4.3.1. Zusammenfassung Die beschriebenen Chondrit- und Shale-normalisierten REE-Verteilungsmuster können durch eine binäre Mischung von detritischem Material erklärt werden, das vom nordamerikanischem Kontinent (Grönland?) und von Island stammt. Die REE- Verteilungen in den verschiedenen Sedimenttypen (FO, Dl, CM) lassen keine signifikante Änderung der Mischungsverhältnisse in Kalt- und Warmzeiten erkennen. Turbidite weisen die einem isländischen Basalt ähnlichste REE-Zusammensetzung auf. 3.4.4. Rb/Sr-Isotopenanalysen Die Rb-Sr Isotopenverhältnisse wurden an 18 Proben aus Kern ME-68-89 und zwei Proben aus Kern ME-68-91 (TU) bestimmt. Dazu wurde der karbonatfreie Rückstand der Fraktionen <2 u.m (12 Analysen) und 2-16 u.m (8 Analysen) verwendet (Kap. 2.4.6.). Für vier Dropstones wurde das Gestein insgesamt bestimmt. 3.4.4.1. Einleitung Im Meerwasser beträgt das Verhältnis 87Sr/86sr 0.7091 ±4 x10-6 (Burke et al., 1982). Rezente marine Karbonate haben Sr-Verhältnisse, die denen des Meerwassers entsprechen. Um eine Überprägung des silikatisch-detritischen Strontiumsignals durch das Karbonat zu vermeiden, wurde das Karbonat entfernt. Zwei Hauptkomponenten bestimmen unter günstigen Bedingungen die Sr- Isotopenzusammensetzung des detritischen Anteils von Tiefseesedimenten. Jüngere vulkanische, vorwiegend basaltische Gesteine haben 87Sr/86Sr-Verhältnisse von 0.704 ±0.002. Ältere, kontinentale Gesteine mit saurem"' Chemismus weisen mittlere 87Sr/86Sr-Verhältnisse von etwa 0.720 ±0.005 auf (Faure, 1986). 5 7 Da sich zwischen dem Meerwasser und der silikatisch-detritischen Fraktion kein Isotopengleichgewicht einstellt, kann das 87Sr/86Sr-Verhältnis als Indikator für die Herkunft des Detritus und seine Mischungsverhältnisse verwendet werden (Boger & Faute, 1974; Clauer, 1976; Dasch, 1969; Grousset & Chesselet, 1986). Die 87Sr/86Sr-Zusammensetzung hängt also in erster Linie vom Alter und vom Rb/Sr- Verhältnis der Gesteine am Herkunftsort ab (Dasch, 1969). Die Basisgleichung für das System Rb-Sr lautet: 87Sr_(87Sr)i , 87Rb(e3tt - l) 86Sr (86Sr)i 86Sr {aus Faure, 1986) (Sr)i = Initialwert X= Zerfallskonstante 1.42 x 10-11y-l t = Alter Mit steigendem Alter und/oder bei hohen initialen Sr-Isotopenverhältnissen, wie z.B. bei stark differenzierten Gesteinen, steigt auch das 87Sr/86Sr-Verhältnis an. Basalte haben in der Regel einen sehr geringen Sn-Wert von - 0.704, während granitische Gesteine je nach Alter und Metamorphosegeschichte Srj-Werte von 0.702 bis >0.800 aufweisen können. 3.4.4.2. Ergebnisse Rubidium ist in der Tonfraktion gegenüber der Fraktion 2-16 u.m angereichert (Abb. 103). Das Verhältnis Rb <2 um zu Rb 2-16 u.m beträgt 1.33 - 1.53. In der Tonfraktion substituiert Rb bevorzugt Kalium in den Phyllosilikaten, ist aber auch in den Feldspäten zu finden. Auch die Rb/Sr-Verhältnisse sind in der Tonfraktion um einen Faktor von 1.5 - 2.5 größer als in der Fraktion 2-16 u,m. Die Rb/Sr- Verhältnisse schwanken in den Proben zwischen 0.7 und 1.6 (<2 u,m) und 0.4 und 1.0 (2-16 u.m). Sie reflektieren Mischungen der Gesteine der verschiedenen Liefergebiete. Die mittleren Rb/Sr-Verhältnisse in Tiefseetonen liegen um 0.6, bei einem Basalt um 0.06, bei einem Granit um etwa 1.7 und bei einem sedimentärer Schiefer bei ungefähr 0.5 (Turekian & Wedepohl, 1961). Die Strontiumgehalte liegen in der Fraktion <2 p.m zwischen 90 - 220 ppm und in der Fraktion 2-16 \im zwischen 130 - 240 ppm. Rubidium erreicht etwa 90-170 ppm in der Tonfraktion und 60 bis 130 ppm in der Fraktion 2-16 u,m (Tab. 34). Ein normaler Tiefseeton hat etwa 110 ppm Rb und 180 ppm Sr {Turekian & Wedepohl, 1961). Rb und Sr korrelieren, bis auf die Proben aus dem Turbidit, die wegen ihrer basaltischen Zusammensetzung Rb-arm sind (Abb. 103). In der Fraktion 2-16 u,m ist Rb negativ mit Sr korreliert, da in der gröberen Kornfraktion Sr-reiche Feldspäte im Vergleich zur mehr Glimmer enthaltenden Tonfraktion (>Rb) angereichert sind. Vor allem der CM mit sehr geringen Anteilen an Phyllosilikaten (Kap. 3.3.2.2.1.) hat geringe Rb-Gehalte (Fraktion 2-16 u.m). In der Tonfraktion ist die Korrelation Rb- Sr weniger stark ausgeprägt. Feldspäte treten nur untergeordnet auf und Glimmer überwiegen dort in allen Sedimenttypen. Die 87Sr/86Sr-Verhältnisse in der Tonfraktion schwanken zwischen 0.717 und 0.742 (Abb. 104, 105). Im Dl und im CM liegen die Werte zwischen 0.732 und 0.742 und nehmen in karbonatischen Sedimenten (FO) auf 0.724 bis 0.729 ab. Die Tonfraktion im Turbidit ergab ein 87sr/86Sr-Verhältnis von 0.717. Die 87Sr/86Sr- Verhältnisse in der Fraktion 2-16 u,m sind durchgehend niedriger als in der Tonfraktion. Sie liegen zwischen 0.709 und 0.729. Auch in dieser Kornfraktion ergeben sich ähnliche Werte für den Dl und den CM (0.725 - 0.729). Das 87Sr/86sr-Verhältnis im FO liegt bei 0.721 - 0.722. Es erreicht im Turbidit 0.709. 58 3.4.4.3. Diskussion Für beide Kornfraktionen einer Probe werden gemeinsame Quellen angenommen, die 87Sr/86Sr- und 87RD/86Sr-Verhältnisse steigen parallel an (Abb. 105 A, B). Die höheren 87Sr/86Sr-Verhältnisse in der Tonfraktion sind auf mineralogische Unterschiede zwischen den beiden Fraktionen zurückzuführen. So zeigen Glimmer und Feldspäte bei der Kristallisation oder Metamorphose ein unterschiedliches Verhalten. Glimmer (Biotit, Muskovit) haben generell höhere 87Sr/86Sr-Verhältnisse als kogenetische Feldspäte {Faure, 1986) und sind gleichzeitig in der Tonfraktion angereichert. Biscaye & Dasch (1971) beschreiben mit abnehmender Korngröße ansteigende Rb/Sr- und 87Sr/86Sr-Verhältnisse in marinen detritischen Sedimenten. Clauer (1976) und Clauer et ai (1984) diskutieren die Möglichkeit einer Modifizierung der Sr-Isotopenverhältnisse durch Neueinstellung des Isotopengleichgewichts zwischen dem Meerwasser und den Mineralen bei Neubildung von z.B. Smektit und Zeolith in der Tonfraktion durch in situ-Kristallisation oder submarine Alteration von Basalten. Die von den Autoren beschriebenen Differenzen in der Isotopenzusammensetzung sind aber zu niedrig, um die Unterschiede von maximal 0.015 <87sr/86Sr) zwischen der Fraktion <2 u,m und 2-16 .u,m zu erklären. Darüberhinaus sind die Gehalte an Zeolith sehr gering. Smektit ist im NOAMP-Gebiet detritischer Herkunft. Die gemessenen Werte indizieren die Dominanz der Detritusquellen. In zahlreichen Arbeiten wurden Sr-Isotopenverhäitnise benutzt, um die Herkunft detritischer Minerale in marinen Sedimenten zu bestimmen (Biscaye & Dasch, 1971; Boger & Faure, 1974; Dasch, 1969; Grousset & Chesselet, 1986). In karbonatfreien Oberflächenproben aus dem gesamten Atlantik sind Werte von 0.709 - 0.743 dokumentiert (Dasch, 1969). 87sr/86sr-Verhältnisse in der Tonfraktion holozäner Sedimente bei Island liegen um 0/706 und nehmen nach Süden bis etwa 45° N durch die kontinuierliche Beimischung von "saurem" kontinentalen Material aus Nordamerika bis auf 0.720 zu (Grousset & Chesselet, 1986). Ein Wert von 0.723 bei etwa 45° N, 30° W (Dasch, 1969) stimmt ebenfalls mit dem 87Sr/86Sr-Verhältnis von 0.724 im Holozän des NOAMP-Gebietes überein (Abb. 104). Die geringen Werte im Turbidit indizieren eine isländische Quelle und vorwiegend junges basaltisches Material. Die anderen Sedimenttypen (Dl, CM) zeigen deutlich höhere 87sr/86Sr-Verhältnisse und erschweren eine eindeutige Zuordnung zu bestimmten Quellen für das detritische Material (Huon et ai, 1991). Sie können aber aufgrund ihres K/Ar-Alters gut unterschieden werden (Kap. 3.4.5.). Diagramme von 87Sr/86Sr zu 1/Sr geben Hinweise auf die Mischungsverhältnisse im detritischen Sedimentanteil. Bei binären Mischungen mit konstanten Anteilen zweier Quellen liegen die Proben auf einer Geraden (Boger & Faure, 1974). Grousset & Chesselet (1986) haben mit dieser Methode zwei Hauptquellen (Nordamerika, island) für die detritisch-silikatische Tonfraktion in den holozänen Oberflächensedimenten im Nordostatlantik unterscheiden können. Im Diagramm streuen die Proben der verschiedenen Sedimenttypen allerdings deutlich (Abb. 107). Die Mischungen sind komplexer, als die, die ein alleiniger detritischer Eintrag aus Nordamerika und Island mit konstantem Mischungsverhältnis ergeben würde. Betrachtet man die Beziehung von 87Sr/86Sr zu 1/Sr nur für die Dl- und FO-Proben (ohne Holozän), so ist allerdings eine ungefähre Anordnung auf einer binären Mischungsgeraden zu beobachten. Diese Mischungsgerade ist in der Fraktion 2-16 \xm besser definiert als in der Tonfraktion und spricht für eine relativ konstante Zusammensetzung des Detritus. Die Proben des CM und des TU lassen sich nicht auf einer Geraden anordnen und bilden eigene Populationen, die auf andere Mischungsverhältnisse des detritischen Eintrags hinweisen. Vor allem die Gruppierung 59 der Proben des CM spricht für die Dominanz eines anderen Liefergebietes. Eine Probe aus dem Holozän (<2 um) zeigt einen leichten Unterschied im detritischen Eintrag im Vergleich zum letzten Glazial. Ein Hinweis auf die in Frage kommenden Gesteine der Liefergebiete geben die Dropstones, deren 87Sr/86Sr-Verhältnisse bei 0.704 (Basalt), 0.713 (Granit), 0.735 (Diorit) und 0.850 (Monzonit) liegen (Abb. 106). Für holozäne Sedimente werden für den feinkörnigen Detritus zwei Quellen angenommen. Basaltisches Material von Island liefert 87sr/86Sr-Verhältnisse von etwa 0.704 und nordamerikanische Liefergebiete ein mittleren 87$r/86Sr-Verhältniss von » 0.722 {Grousset & Chesselet, 1986). Die Sr-Isotopenwerte der Dropstones werden in Kap. 3.4.5. mit den K/Ar-Altern verglichen. Mischungen von detritischen Mineralen mit ererbten 87Sr/86Sr-Verhältnissen sind generell zu heterogen, um eine verläßliche Altersbestimmung zuzulassen {Clauer, 1979). Die Proben im 87sr/86Sr - 87RD/86Sr Diagramm zeigen eine zu große Streuung, um eine ausreichend genaue Isochrone für die Datierung zu konstruieren (Abb. 107). Der Einfluß der Korngröße ist aus der Abnahme der 87sr/86sr-Verhältnisse mit zunehmender Korngröße zu ersehen, da Glimmer mit höheren Sr-Werten in der Tonfraktion angereichert sind (Abb. 107). Die gleiche Tendenz zeigt sich im 87Rb/R6Sr-Verhältnis, daß ebenfalls mit steigender Korngröße in allen Sedimenttypen abnimmt. Erschwert wird die Anwendung einer Isochrone auf alle Proben auch wegen der sehr geringen 87Rb/86Sr-Verhältnisse in den Turbiditen, die mit den geringen Initialwerten und Altern des isländischen Liefergebietes zusammenhängen. In den Korrelationen 87$r/86Sr zu 87R0/86Sr findet man nur für den Dl und den FO (ohne Holozän) eine recht gute Annäherung an eine Isochrone (Abb. 107). Ein Versuch das Rb/Sr-Alter für die Proben DI-FO (2-16 u,m, 5 Proben) zu bestimmen, ergibt bei der großen Streuung der Punkte, und der damit verbundenen ungenauen Bestimmung der Steigung der Isochronen, ein angenähertes Alter von 578 Ma (Abb. 107). t = In (m + 1) X t « Rb-Sr Alter X= Zerfallskonstante 1.42 x 10-11 y -1 m = Steigung der Isochronen (= 0.0082226, Abb. 107) Dieser Wert von 578 Ma Hegt trotz der sehr ungenauen Bestimmung der Isochrone noch in der Größenordnung der K/Ar-Alter dieser fünf Proben von 428 - 543 Ma (Kap. 3.4.5.). Das 87sr/86Sr-Verhältnis ist in beiden Kornfraktionen von FO und Dl positiv mit dem K/Ar-Alter korreliert. D.h. hohe 87sr/86Sr- und 87RD/86Sr-Verhältnisse verlaufen parallel zum K/Ar-Alter (Kap. 3.4.5.). Die Mischungsbedingungen sind also vermutlich die gleichen, wie die für das Holozän beschriebenen (Grousset & Chesselet, 1986), mit einem Eintrag einer isländischen (40%) und einer nordamerikanischen Quelle (60%). Allerdings ist der Eintrag von Nordamerika und Grönland in Glazialen und besonders im CM leicht gegenüber dem Holozän erhöht. 60 3.4.4.4. Zusammenfassung Die 87Sr/86$r-Verhältnisse dokumentieren generell eine Mischung von delritischem Eintrag verschiedener Quellen. Dl und CM haben ähnliche 87Sr/86Sr-Verhältnisse, sind aber durch ihr K/Ar-Alter deutlich voneinander unterschieden (Kap. 3.4.5.). Die karbonatfreie Fraktion im FO ist durch niedrigere Werte (0.724 - 0.729, Tonfraktion; 0.721 - 0.722, Fraktion 2-16 u.m) von den anderen Sedimenten unterschieden. Der Anteil an jüngerem, basaltischem Material (Island) im Detritus ist vermutlich höher. Die geringen 87sr/86Sr-Verhältnisse im Turbidit sprechen für ihre Herkunft von Island. Die variable Sr-Isotopenzusammensetzung der Dropstones zeigt die stark schwankenden, potentiellen Liefergebiete an. In den Sedimenten Dl und FO lassen sich Mischungsgeraden konstruieren, die primär auf eine Quelle mit alten, stark differenzierten Gesteinen und eine zweite, jüngere, weniger differenzierte Gesteinen zurückzuführen ist. Die Proben aller CM-Horizonte bilden immer eigene, von den anderen Sedimenttypen getrennte Populationen und indizieren sehr unterschiedliche Sedimentationverhältnisse mit modifizierten detritischen Eintrag um 11, 23, 47 und 59 ky BP. 3.4.5. K/Ar-Datierungen 3.4.5.1. Einleitung Die Bestimmung von radiometrischen Altern mit der K/Ar-Methode wird hauptsächlich auf metamorphe und magmatische Gesteine angewendet. Sie erlaubt es Abkühlungs- oder Rekristallisationsalter zu ermitteln (Dodson, 1976; Faure, 1986). Kalium kommt in den meisten gesteinsbildenden Mineralen vor und die Halbwertszeit Ti/2von 40K;mit: 1.25 x 109 Jahren {Steiger & Jäger, 1977) läßt präkambrische Gesteine, als auch jüngste Gesteine (10 ky) datieren. 40k zerfällt über Elektroneneinfang, ß- und y-Zerfall in die stabilen Endprodukte 40Ar und 40Ca (Abb. 108). Eine Korrektur für atmosphärisches Argon wurde über das als konstant angesehene Verhältnis 40Ar/36Ar von 295.5 vorgenommen. Das Alter des Gesteins oder Minerals errechnet sich aus: t (Ma) = 1 In X X = 5.543 x 10-10 y-1 Xe = 0.581 x 10-10 y-1 1 + X (40Ar#) Xe (40K) (aus Dalrymple & Lanphere, 1969) K-Träger in marinen Sedimenten sind vor allem Glimmer (Biotit, Muskovit), Feldspäte, Hornblende und Smektit. Auch Glaukonite und vulkanische Gläser in Sedimenten lassen sich datieren {Gentner & Lippolt, 1963; Odin, 1982). Eine Fehlerquelle bei der Datierung kann durch die Zuwanderung von radiogenem Argon entstehen. Ein Ar-Verlust durch Diffusion führt zu geringeren scheinbaren Altern {Wendt, 1988). Eine steigende Ar-Abgabe infolge Diffusion mit abnehmender Korngröße kann zu geringeren Altern in der Tonfraktion führen {Gentner & Kley, 1957). Voraussetzung für solche Datierungen ist ein konstant geschlossenes System für Kalium und Argon. Im marinen Milieu sind Glimmer, die Hauptlieferanten für Kalium, relativ stabil und erst wenn mehr als 90 % des Kaliums aus der Mineralphase entfernt sind kommt es zu signifikant niedrigeren K/Ar-Altern {Kuip & Engels, 1963). Auch die Zusammensetzung der Glimmer kann die Datierung beeinflussen. So weisen 6 1 detritische Hochtemperatur-Glimmer leicht höhere Alter auf als authigen gebildete oder rekristallisierte Glimmer (Hurley et al., 1961). Treten detritische und neugebildete Glimmer gemeinsam auf, erhält man dem Anteil der jeweiligen Phase entsprechende Mischalter. Auch die mineralogische Zusammensetzung der Silikatphase kann die K/Ar-Alter beeinflussen. So geben nicht unbedingt alle Minerale eines Gesteins das gleiche Alter. Koexistierende Hornblende und Glimmer können Altersunterschiede bis zu 200 Ma aufweisen (Faure, 1986). Dies hängt mit der höheren Schließtemperatur von Hornblende gegenüber Biotit und Muskovit zusammen. In Feldspäten kann der Verlust an Argon durch Diffusion gegenüber Glimmern leicht'erhöht sein. Dies führt zu etwas jüngeren Altern von Feldspäten im Vergleich zu kogenetischen Glimmern (Wendt, 1988). Allerdings ist auch die Schließtemperatur von K-Feldspat und Plagioklas geringer als die von Glimmern (Faure, 1986, S. 108 ff.) K/Ar-Datierungen detritischer Minerale in Sedimenten geben Hinweise auf Bildungsalter und damit ihr potentielles Liefergebiet. Bereits Krylov et al. (1961) zeigen die detritische Herkunft von Tonmineralen in marinen Sedimenten anhand von K/Ar-Altern. Sie bestimmten mögliche Quellen und wahrscheinliche Transportwege. Hurley et al. (1963) benutzten die K/Ar-Methode für die Datierung der Tonfraktion von holozänen Tiefseesedimenten aus dem Nordatlantik. Sie geben Alter von 200 bis 400 Ma für detritische Glimmer an, die das Kristallisations- oder Metamorphosealter der Minerale anzeigen und nicht ihr Sedimentationsalter. 3.4.5.2. Ergebnisse und Diskussion In den Sedimenten wurde der unlösliche, nichtkarbonatische Rückstand der Fraktionen <2 u,m und 2-16 u,m, sowie sechs Dropstones aus verschiedenen stratigraphischen Niveaus datiert. Eine quantitativ ausreichende Abtrennung einzelner Mineralphasen für die Analyse war wegen der geringen Probenmenge in den karbonatfreien Fraktionen von wenigen 100 mg nicht möglich. Zu den Kalium enthaltenden Mineralen zählen vor allem Glimmer, K-Feldspäte, Plagioklas, Amphibol (Hornblende), Smektit und Zeolith. Die Datierungen geben Mischalter der verschiedenen K-führenden Minerale. 3.4.5.2.1. Alter der potentiellen Liefergebiete Als Liefergebiet kommen die den Nordatlantik umgebenden Landmassen in Frage (Abb. 112). Der Eintrag des detritischen Anteils der Fraktionen <2 u.m und 2-16 ujti geschieht hauptsächlich über ozeanische Strömungen oder Windtransport. In kühlen Klimaphasen kommt ein wichtiger Beitrag durch Eistransport hinzu, der auch Dropstones mitbringt. Der nordamerikanische Kontinent ,trägt hauptsächlich präkambrisches Material (1200 - 2800 Ma) bei. Gebiete im Süden und Osten des kanadischen Schildes, die Appalachen und der Grenville-Gürtel weisen Alter zwischen 350 - 500 Ma bzw. 800 - 1200 Ma auf. Die meisten Gesteine von Grönland, zumeist vom Inlandeis bedeckt, gehören in das Proterozoikum (570 - 2500 Ma) oder in das Archaikum (>2500 Ma). Vor allem im Süden Grönlands (Amitsoq Gneis), aber auch im Südwesten Labradors sind sehr alte Gesteine bis 3500 Ma aufgeschlossen (Hurst et al., 1975; Dodson, 1979). Im Nordosten Grönlands stehen einige mesozoische und paläozoische Serien an. Skandinavien als potentielle Quelle könnte Alter von 350 - 2600 Ma beitragen. Ein Beitrag aus dieser Region ist, genauso wie der von den britischen Inseln (250 - 500 Ma)1 aufgrund der vorherrschenden ozeanischen und atmosphärischen Strömungsverhältnisse gering. Eventuell erreichen auch Ausläufer äolischer Sedimention aus der Sahara temporär bis in die Breite von 47° N. Rezenter 62 Saharastaub über Mitteleuropa^ ergab ein K/Ar-Alter.. von 243 ±7 Ma (Kubier et al., 1990). Die einzigen potentiellen Quellen für junges tertiäres Material sind Island (<16 Ma) und die tertiäre magmatische Provinz im Osten Grönlands. Die zu erwartenden K/Ar-Alter der silikatisch-detritischen Sedimentfraktion im NOAMP-Gebiet liegen zwischen etwa 250 und 3750 Ma. Bei ausschließlichem Eintrag von Island sollten Alter <16 Ma gefunden werden. 3.4.5.2.2. K/Ar-Alter der Fraktionen <2 p.m und 2-16 u,m Die absoluten Alter der Tonfraktion liegen zwischen 295 und 989 Ma und 307 und 1141 Ma in der Fraktion 2-16 u.m (Tab. 11). Die jüngsten Alter sind in den Turbiditen zu finden (295 bzw. 307 Ma). Zwischen Datierungen am Foraminiferal Ooze und dem Diamicton sind keine signifikanten Unterschiede festzustellen. Die Alter betragen in der Tonfraktion 362 - 469 Ma (FO) und 350 - 496 Ma (Dl). In der gröberen Fraktion liegen sie zwischen 428 und 583 Ma (FO) und im Diamicton zwischen 424 und 620 Ma. Die absolut höchsten Alter wurden im Cemented Marl gemessen. Sie liegen zwischen 809 und 989 Ma (<2 u.m) und zwischen 899 und 1141 Ma (2-16 u,m). Tab. 11: K/Ar-Alter der unlöslichen Rückstände der Fraktionen <2 ^m und 2-16 u.m. FO = Foraminiferal Ooze, Dl = Diamicton, CM = Cemented Marl, TU = Turbidite mud. 2s = Standardabweichung. Analysedaten s. Tab. 36. Kern Kern- Sediment- K-Ar-Alter K-Ar-Alter tiefe typ (Ma) ±2s (Ma) ±2s (cm) <2 um 2-16 ^m ME-68-89 2-4 FO 395 ± 8 504 ± 9 ME-68-89 10-12 FO 469 ± 9 583 ± 10 ME-68-89 21-23 FO 418 ± 8 503 ± 9 ME-68-89 34-36 CMI 844 ±14 924 ± 15 ME-68-89 38.5-40.5 Dl 427 ± 8 485 ± 9 ME-68-89 58-60 Dl 395 ± 8 492 ± 9 ME-68-89 65-67 CMII 879 ±15 1004 ± 16 ME-68-89 69-71 CMII 888 ±15 1064 ± 17 ME-68-89 89-91 Dl 485 ± 9 523 ± 10 ME-68-89 110-112 Dl 496 ± 9 543 ± 10 ME-68-89 143-145 CM III 809 ±14 899 ± 15 ME-68-89 153-155 CM III 989 ±16 1141 ± 18 ME-68-89 167-169 DI/FO 369 ± 7 482 ± 11 ME-68-89 187-189 CMIV 972 ±17 1074 ± 18 ME-68-89 195-197 FO 363 ± 7 428 ± 8 ME-68-89 21 1-213 DI/FO 350 ± 7 424 ± 19 ME-68-89 219-221 Dl 383 ± 7 425 ± 8 ME-68-89 229-231 Dl 470 ± 9 620 ± 11 ME-68-89 261-263 FO 438 ± 8 549 ±10 ME-68-89 291-293 FO 362 ± 7 440 ± 8 ME-68-89 321-323 FO 366 ± 7 479 ± 9 ME-68-89 362-364 Dl 393 ± 7 475 ± 9 ME-68-89 391-393 Dl 365 ± 7 467 ± 9 ME-68-89 419-421 Dl 471 ± 9 463 ± 9 ME-68-91 175-177 TU 354 ± 7 361 ± 7 ME-68-91 416-418 TU 295 ± 6 307 ± 6 ME-69-196 134-136 CMIV 900 ±15 1026 ± 17 63 Die Korrelation der K/Ar-Alter zwischen den Korngrößenfraktionen <2 um und 2-16 um zeigt die generell höheren Alter im Cemented Marl (Abb. 109). Die Alter in der Kornfraktion 2-16 um sind gegenüber der Fraktion <2 um erhöht. Die Altersunterschiede zwischen den Kornfraktionen sind aber weit geringer als die Differenzen zwischen den Sedimenttypen. Eine erhöhte Ar-Abgabe mit abnehmender Korngröße infolge Diffusion ist bei der thermodynamischen Stabilität der Minerale bei den Druck- und Temperaturbedingungen in der Tiefsee nicht möglich und erklärt die Altersunterschiede zwischen den Kornfraktionen nicht. Die Altersunterschiede hängen mit unterschiedlichen Anteilen detritischer Mineralen in den Kornfraktionen zusammen. Altere oder Argon-reichere Phasen wie Amphibole, K-Feldspäte und Plagioklase sind besonders in der gröberen Kornfraktion konzentriert, während Glimmer, Smektit und andere Phyllosilikate in der Tonfraktion angereichert sind. Zwischen dem K/Ar-Alter und der mineralogischen Zusammensetzung besteht keine direkte lineare Beziehung (Abb. 110 A - F). Die relativen Prozentanteile der K- führenden Minerale in den Feinfraktionen streuen deutlich. Allerdings zeigt ein Faktoranalyse der mineralogischen und der K/Ar-Daten (Varimax, orthogonal, Rotation), daß Amphibole und Feldspäte ein größeres Gewicht als Glimmer auf der Seite hoher K/Ar-Alter haben, während Smektit eine deutlich negative Faktorladung besitzt. Dies spiegelt die mineralogische Zusammensetzung des Cemented Marl mit hohen Amphibol- und Feldspatgehalten, geringen Smektitanteiien und gleichzeitig hohen K/Ar-Altern wieder. In Abb. 111 sind die K/Ar-Alter der Feinfraktionen zusammen mit den Peakintensitäten von Smektit, Kaolinit, Hornblende und Quarz gegen die Kerntiefe (ME-68-89) aufgetragen. Die CM-Horizonte heben sich markant von den anderen Sedimenten ab. Die hohen K/Ar-Alter fallen mit Phasen erhöhten terrigenen Eintrags durch Drifteis bei etwa 11, 23, 47 und 59 ky BP zusammen. Gleichzeitig ändert sich die mineralogische Zusammensetzung. Smektit- und Kaolinitgehalte gehen zurück. Quarz, Feldspäte und vor allem Amphibole nehmen stark zu (Kap. 3.3.2.). Weitere Horizonte, z.B. bei 35 und 71 ky BP, die ebenfalls erhöhte IRD-Gehalte aufweisen, bleiben mit den K/Ar-Altern in den oben für den Dl beschriebenen Grenzen. Diese Horizonte unterscheiden sich nicht von anderen kalt- oder warmzeitlichen Sedimenten ohne erhöhten detritischen Eintrag durch Eisberge. Auch in den älteren Horizonten CM V und VI, von Kern M6-7A-244/1, die ein Alter von etwa 250 bzw. 400 ky BP haben, wurden präkambrische Alter gemessen. Die K/Ar-Datierungen des karbonatfreien Rückstandes der Fraktionen <2, 2-16 u.m, 20- 63 u.m und >63 u.m geben von 700 bis über 1300 Ma. 3.4.5.2.3. K/Ar-Alter der Dropstones Die datierten Dropstones stammen aus dem Diamicton oder dem Cemented Marl. Im FO wurden keine genügend großen Dropstones gefunden, die eine Datierung zugelassen hätten. Die Größe der sechs Dropstones erlaubt es nicht spezielle K-führende Minerale abzutrennen, so daß die Datierungen Mischalter der verschiedenen Mineralphasen wiedergeben. Die Alter dieser Dropstones geben einen direkten Hinweis auf die möglichen Liefergebiete. Das Alter der Dropstones reicht vom Tertiär bis in das Präkambrium zurück (Tab. 12). Zwei Basalte aus Kern ME-68-89 (224 cm Kerntiefe) und aus Kern ME-69- 196 (218 cm Kerntiefe) sind mit 3.7 bzw. 20.6 Ma datiert. Für den jüngeren Basalt ist Island als Liefergebiet anzunehmen. Der mit 20.6 Ma datierte Basalt ist eher der ostgrönländischen tertiären Basaltprovinz zuzuordnen. 64 Tab. 12: K/Ar-Alter von 6 Dropstones. Dl = Diamicton, CM = cemented marl. 2s = Standardabweichung. *r "* ^ :V,t Kern Kern- Sediment- Gestein max. K-Ar- Alter tiefe (cm) typ (Dropstones) 0 (mm) (Ma) ±2 s ME-68-89 45 Dl Diorit 20 1985 ± 25 ME-68-89 224 Dl Basalt 30 3.7 ± 0.1 ME-68-89 360 Dl Gneis 17 400 ± 7 PO-08-23 104 Dl Monzonit 20 1406 ± 21 ME-69-196 1 15 CM Granit-Granodiorit 20 2460 ± 28 ME-69-196 318 Dl Basalt 18 20.6 ± 0.8 Bei den anderen datierten Dropstones handelt es sich um einen Diorit, mit einem Alter von 1985 Ma1 einen Monzonit von 1406 Ma und einen Gneis von 400 Ma. Die präkambrischen Gesteine werden einem Liefergebiet in Nordamerika oder Grönland zugeordnet, während der Gneis mit einem kaledonischem Alter vermutlich aus den Appalachen stammt. Der älteste Dropstone, ein Granit-Granodiorit mit 2460 Ma aus Horizont CM III in Kern ME-69-196 stammt wahrscheinlich aus einer Region mit archaischen Gesteinen in Südwestgrönland. 3.4.5.2.4. Vergleich K/Ar-Alter zu Rb/Sr-Daten Die K/Ar-Alter im DI und im CM bilden getrennte Populationen und dokumentieren unterschiedliche Liefergebiete (Abb. 106). Ein Hinweis auf die in Frage kommenden Gesteineder Liefergebiete geben auch die Dropstones, deren 87Sr/86Sr-Verhältnisse bei 0.704 (Basalt), 0.713 (Granit), 0.735 (Diorit) und 0.850 (Monzonit) liegen (Abb. 106). Rezent werden für den feinkörnigen Detritus zwei Quellen angenommen, eine die basaltisches Material von Island beiträgt (87Sr/86Sr-Verhältnis = 0.704, K/Ar- Alter <16 Ma)) und ein nordamerikanisches Liefergebiet mit mittleren 87Sr/86Sr- Verhättnissen von = 0.722 (Grousset & Chesselet, 1986). In den älteren Sedimenten der Kerne können basische Gesteine (Diorit) mit sehr viel höheren 87Sr/86Srj- Verhältnissen auftreten, die durch das hohe Alter dieser Gesteine (1985 ±25 Ma) bedingt sind. Andererseits findet man alte Granite (dropstone) mit sehr geringen 87sr/86Sr- Verhältnissen von 0.713, die, obwohl sehr alt (2460 ± 28 Ma), wenig differenziert sind. Unter der Annahme das K/Ar-Alter entspricht dem Rb/SrAlter und einer Berechnung des 87Srj/86Srj-Verhältnisses über das K/Ar-Alter, findet man ein niedrigeres initiales Sr-lsotopenverhältnis von 0.7021 für diesen Granit. Dies entspricht einem wenig differenziertem Gestein mit saurem Chemismus und präkambrischen, eventuell archaischem Alter, wie man sie auf den alten kontinentalen Schilden Nordamerikas oder Grönlands findet. So hat z.B. der Amitsoq Gneis in Westgrönland ein initiales Strontium-Isotopenverhältnis von 0.7009 ± 0.0011 bei einem Rb/Sr-Alter von 3660 Ma (Moorbaih et ai, 1972). Der Basalt mit einem K/Ar-Alter von 3.7 ±0.1 Ma und einem 87Sr/86Sr-Verhältnis von 0.704 ist isländischer Herkunft. Die Daten für den Monzonit (1406 Ma1 87Sr/86Sr = 0.850) sind typisch für ein sehr differenziertes, altes Gestein mit hohen Sr-Isotopenverhältnissen. 65 3.4.5.2.5. Zusammenfassung Die wichtigsten Sedimentquetlen sind Nordamerika, Grönland und Island. Ein Teil des älteren detritischen Materials kann äolisch (westerlies, Jetstream) vom nordamerikanischen Kontinent eingetragen werden (Grousset & Chesseiet, 1986, Grousset et al., 1988; Windom, 1976). Die nordöstliche Verlängerung des Golfstroms die Nordatlantikdrift (NAD) hat nur einen geringen Einfluß auf die detritische Sedimentation. Bodenströmungen (NSOW bzw. NADW) mit Smektit als typischem Mineral bringen bevorzugt tertiäres Material von Island {Latouche & Parrà, 1976; Zimmermann, 1982). Die Eisdriftrouten in Glazialen beschreiben eine zyklonische Zirkulation und folgen von Nordamerika und Grönland ausgehend einem NW - SE gerichteten Gradienten bis in das Westeuropäische Becken und Breiten südlicher als 45° N (Ruddiman, 1977). In Glazialen und Interglazialen wird Detritus etwa zu gleichen Teilen von Nordamerika, Grönland und Island sedimentiert. Im Holozän stammen bei 45° N, 25° W etwa 60 % des detritischen Materials von Nordamerika und 40 % von Island (Grousset & Chesseiet, 1986). Ein solches Mischungsverhältnis "dokumentiert sich in K/Ar-Altern von 395 bis 583 Ma im Holozän (Tab. 11, Abb. 112) und wird auch durch die Mineralzusammensetzung bestätigt (Kap. 3.3.2.). Der karbonatfreie Rückstand weiterer holozäner Proben im NOAMP-Gebiet gibt K/Ar-Alter von 414 bis 449 Ma in der Tonfraktion und 444 bis 681 Ma in der Fraktion 2-16 u,m (Huon & Ruch, in press; Ruch 50 % (Biscaye, 1965) und werden unter den verschiedensten geologischen Bedingungen gebildet. Auffallend ist ein von Kanada und den USA ausgehender bis in das Westeuropäische Becken reichender breiter Glimmergürtel (bis zu >70 % Glimmer) in mittleren Breiten, der den Grenzen der jet stream- Ausdehnung folgt (Griffin et al., 1968). Windom & Chamberlain (1978) beschreiben rezente Staubstürme (90 % Tonfraktion, 80 - 90 % Glimmer), ausgehend vom nordamerikanischen Kontinent, die auch zur Sedimentation in den ostatlantischen Becken beitragen. 69 Die Glimmer- und Quarzmaxima im Nordatlantik verlaufen etwa parallel zur Chloritverteilung (Biscaye, 1965, Griffin et al., 1968; Grousset & Chesselet, 1986). Die Gehalte nehmen wegen der zunehmenden Verdünnung durch "low latitude'-Minerale wie Kaolinit und Gibbsit zum Äquator hin ab (Chester, 1990). Die relativ konstante Glimmerzusammensetzung in Kalt- und Warmzeiten spricht für wenig wechselnde Quellen (Kap. 3.3.2.3.). Nur im CM marl sind Fe- und Mg- reichere Glimmer (höhere Anteil von Biotit) zu finden, die eine Änderung des detritischen Eintrags indizieren. Die geringe Verwitterungsresistenz der Biotite spricht für eine Erosion "frischer", unverwitterter kristalliner Gesteine ohne bedeutende Bodenbildung in hohen Breiten. Die IC ist in Kaltzeiten in der Fraktion <2 u.m deutlich schlechter als in Warmzeiten (Kap. 3.3.2.4.). Dies steht im Gegensatz zu Ergebnissen von Chamtey (1967, 1972), der Glimmer in Tiefsee-Sedimenten mit schlechter IC Interglazialen zuordnet und dies auf warm-humide Verwitterungsbedingungen auf den Kontinenten zurückführt. Die IC detritischer Glimmer nimmt in nördlichen Breiten zu {Berry & Jones, 1966), da die vorwiegend mechanische Verwitterung in arktischen Breiten die Bildung von Glimmern mit guter IC begünstigt. Die IC in der Fraktion 2-16 u.m des CM ist deutlich schlechter als in anderen Sedimenten. Bleibt die Hauptquelle (Nordamerika, Grönland) für die Glimmer konstant, so müssen sich die Verwitterungs- oder Erosionsbedingungen in den Liefergebieten geändert haben. Möglicherweise kommt es zu einer phasenverschobenen Abtragung von Glimmern. Glimmer mit schlechter IC, die in Böden unter relativ warmen Klimabedingungen gebildet wurden; werden in Kaltzeiten erodiert und in den marinen Bereich transportiert. Der Vorstoß des nordamerikanischen Inlandeises im letzten Glazial ging bis über 40° N nach Süden (Teller, 1987) und kann dort entsprechende Böden erodiert haben. Dieses Eis gelangt dann in den marinen Bereich und folgt dann zusammen mit Eismassen aus nördlicheren Regionen den NW-SE verlaufenden Drifteis-Routen (Ruddiman, 1977) bis in den östlichen Atlantik. Eventuell ist auch verstärkte Winderosion, begünstigt durch verminderte Vegetation an der Front der Inlandeismassen für einen zunehmenden detritischen Transport verantwortlich. Ein Sedimentransport durch aus südlicher Richtung kommende Oberflächenströmungen (Golfstrom, NAD) in Kattzeiten ist auszuschließen. Durch die weit südlich liegende Polarfront von bis über 45° S, (Ruddiman & Mclntyre, 1976) werden die Oberflächenströmungen in ihrer nördlichen Ausdehnung eingeschränkt. 4.1.1.2. Herkunft der Nicht-Phyllosilikate Quarz ist das wichtigste detritische Mineral in den Sedimenten. Die Verteilung wird in der Nähe des Äquators zwischen etwa 5 - 35° N durch Windtransport (NE trade wind belt) bestimmt (Johnson, 1979; Sarnthein et ai, 1981; Windom, 1975). Quarzanteile in Bretten höher als 35° N können auch durch W-E gerichteten äolischen Eintrag (jet streams, westerlies) vom nordamerikanischen Kontinent erklärt werden (Folger, 1970; Grousset et al., 1983). Erhöhungen der Quarz/Glimmer-Verhältnisse reflektieren Klimawechsel mit steigendem Quarzeintrag in Glazialen (Bowles, 1975). In Oberflächensedimenten bei 47° N liegt das Verhältnis Quarz (100) zu Glimmer (002) bei < 0.5 {Biscaye, 1965) und entspricht Werten holozäner Sedimente im NOAMP-Gebiet (Abb. 115). In Glazialen verschieben sie sich zu Verhältnissen um 1 und erreichen in Phasen verstärkter Eisdrift Werte um 3. 70 Der Quarzeintrag in höheren.Bretten wird in Kaltzeiten neben einem äolischen Anteil hauptsächlich von Eisbergdrift bestimmt. In*Kaltzeiten verschiebt sich die Polarfront bis auf über 45° N nach Süden {Ruddiman & Mclntyre, 1976). Abschmelzende Eisberge hinterlassen einen NW-SE gerichteten Gürtel mit maximalen Akkumulationsraten an IRD (Ruddiman, 1977) und deutlich erhöhten Quarzgehalten (KoIIa et al., 1979). Diese aus erhöhtem Eisbergtransport resultierenden Quarzgehalte manifestieren sich ebenfalls in hohen Quarz/ Glimmer-Verhältnissen während des letzten glazialen Maximums (Zimmermann, 1982). im NOAMP-Gebiet liegen die Verhältnisse Quarz (100) zu Glimmer (002) in den Isotopenstadien 1 und 5 um etwa 0.5 und gruppieren sich in Kaltzeiten (Isotopenstadien 2 - 4 und 6) um einen Wert von etwa 0.8 - 1.0. Sechs IRD- Maxima im letzten Glazial sind durch Quarz (100) / Glimmer (002)- Verhältnisse von >1.0 bis fast 3.0 gekennzeichnet (Abb. 115). In Kernen südlich des NOAMP-Gebietes bei 41 - 43° N, 20 - 23.5° W im King's Trough) werden in den Isotopenstadien 2 - 4 vier Quarz/Glimmer-Maxima beschrieben (Robinson, 1986). Die absoluten Werte sind höher, als die im NOAMP-Gebiet gefundenen, da die gesamte nichtkarbonatische Fraktion <37 u.m benutzt wurde, in der generell mehr Quarz als Glimmer zu finden ist. Die Maxima werden durch eine Kombination von IRD-Eintrag aus hohen Breiten im Kombination mit äolischem Transport aus der Äquatorregion erklärt werden. Der erste Quarz/Glimmer-Peak liegt dort im Isotopenstadium 2, während er im NOAMP-Gebiet um 11 ky BP einzuordnen ist. Es handelt sich möglicherweise um das gleiche Ereignis, das durch den diachronen Rückzug der Polarfront von etwa 20 ky bis 10 ky BP im Nordostatlantik zu erklären ist (Ruddiman & Mclntyre, 1981), Die Peaks 4 und 5 im NOAMP-Gebiet sind im King's Trough nicht dokumentiert. Die maximale Ausdehnung der Eisvorstöße zu diesen Zeiten ist auf Gebiete nördlich von 45° N begrenzt. Generell sind aber in beiden Regionen Warmzeiten durch geringe Quarz/Glimmer-Verhältnisse und Kaltzeiten durch hohe gekennzeichnet. Feldspat Die Feldspäte variieren meist mit der Quarzverteilung (Abb. 116). Vor allem die IRD-peaks 1 - 6 im letzten Glazial sind durch parallel hohe Quarz- und Feldspatgehalte gekennzeichnet (Abb. 57 - 61). Feinkörnige Feldspate (Plagioklas) können auch mit dem NADW von Island nach Süden transportiert werden (Grousset & Chesselet, 1986; Pana, 1982; Zimmermann, 1982) und erklären Feldspateintrag ohne Eisdrift. Auch Windtransport ist nicht auszuschließen. Oligoklas markiert Turbidite (Abb. 46), deren Quelle Island ist (Kap. 3.1.)- Ruch (1987) beschreibt erhöhte Oligoklasgehalte in rezenten Sedimenten der Tiefseeebenen im NOAMP-Gebiet. Amphibol Amphibole haben eine leicht schwächere Verwitterungsresistenz als Chlorit und zeigen im Nordatlantik eine ähnliche Verbreitung wie die Chlorite (Biscaye, 1965). Die Amphibolverteilung folgt einem NW-SE-Gradienten ausgehend vom amerikanischen Kontinent bis in den Nordostatlantik. Das Amphibol (020) / Glimmer (001)-Verhältnis liegt bei >1 vor der nordamerikanischen Küste und nimmt bis auf 0.1 - 0.25 im Westeuropäischen Becken ab. In Glazialen und Interglazialen liegt das Amphibol/Glimmer-Verhältnis im NOAMP-Gebiet konstant zwischen 0.1 und 0.2 (Abb. 115). Dieses kann während der IRD-Maxima 1, 2, 4 und 5 (CM) bis auf >1 (= 0.6-1.1) ansteigen. Diese Werte entsprechen Amphibolgehalten in rezenten Sedimenten vor der nordamerikanischen Küste (Biscaye, 1965; Piper & Siati, 1977). Die 7 1 Hauptquelle für die Amphibole wird im nördlichen Bereich der Labradorsee vermutet (Zimmermann, 1977). Ein verstärkter Eintrag von den alten Schilden des nordamerikanischen Kontinents und Grönlands während der Bildung des CM zeigt sich auch in den hohen K/Ar-Altern der Silikatfraktionen (Kap. 3.4.5.). Zeolith Klinoptilolith ist der wichtigste Zeolith im Atlantik und wird authigen oder diagenetisch in den pelagischen Sedimenten selbst oder im Kontakt mit vulkanischen Material neugebildet (Kastner, 1979, Emery & Uchupi, 1984, p. 752). Biscaye (1965) schließt auch die Möglichkeit eines detritischen Eintrags von Zeolithen nicht aus. Seine Klinoptilolith (020) / Glimmer (001)- Verhältnisse in rezenten Sedimenten im Westeuropäischen Becken liegen bei <0.1 und erreichen um Island Werte >0.25. In den Kernen liegen die Verhältnisse unter 0.1 und gehen in den ersten drei CM-Horizonten bis auf Null zurück. Nur im letzten Glazial ist eine Zeolithanreicherung ober- und unterhalb der dritten CM- Schicht zu beobachten (Abb. 57 - 61), wobei das Maximum (Klinoptilolith/Glimmer >0.3) mit dem IRD-Maximum 3 (= 35 ky) im Dl zusammenfällt. 4.1.1.3. Zusammenfassung Die Mineralverteilung in den Sedimenten dokumentiert den unterschiedlichen Einfluß verschiedener Liefergebiete und variierender Transportmechanismen als Folge von Wechseln zwischen Glazialen und Interglazialen (Isotopenstadien 1 bis 6). In Warmzeiten (FO) überwiegt der detritische Eintrag durch Strömungen und Wind transport. Die Tiefenwasserzirkulation ist intakt, auch Oberflächenströmungen (nördliche Ausdehnung des Golfstroms bzw. NAD in Warmzeiten) können zur-Sedimentation beitragen. Der äolische Sedimenteintrag. kommt vermutlich vorwiegend aus Nordamerika (jet streams, westerlies) oder zu einem geringeren Teil aus dem nordafrikanischen Raum durch Ausläufer des in Warmzeiten weiter nach Norden ausgedehnten trade wind belts (Passatwinde). Der detritische Anteil besteht in Warmzeiten vorwiegend aus Phyllosilikaten (TCI/TNCI, Abb. 67). Die Glimmer in warmzeitlichen Ablagerungen haben durchgehend eine bessere IC als die in kaltzeitlichen Sedimenten. Es bestehen grundsätzlich qualitativ keine Unterschiede in der mineralogischen Zusammensetzung in kalt- und warmzeitlichen Sedimenten (Dl, FO). In Kaltzeiten (Dl, CM) kommt es neben dem Eintrag durch Wind und Strömungen verstärkt zur Sedimentation von IRD. Dieser phasenweise erhöhte Eintrag durch Eis dokumentiert sich in Menge und Zusammensetzung auch der feinen Kornfraktionen (<2 u.m, 2-16 Jim). Maximaler Eiseintrag im letzten Glazial läßt sich in der Fraktion 2-16 jim an einem TCI/TNCI-Verhältnis von <3 von anderen Sedimenten unterscheiden (Abb. 67). Es können zwei Typen von IRD-Maxima im CM und im Dl mit unterschiedlicher mineralogischer Zusammensetzung unterschieden werden. Im CM sind Quarz, Feldspäte und vor allem Amphibole angereichert. An Phyllosilikaten treten Chlorit und Glimmer auf. Es finden sich Fe- und Mg- reichere Biotite, die aus der Erosion unverwitterter kristalliner Gesteine stammen. Die IC in der 2-16 [im Fraktion ist deutlich schlechter. Smektit und Kaolinit treten nur in geringen Gehalten auf oder fehlen. Als Hauptquellen für den silikatischen Detritus werden Nordamerika und Grönland angenommen, dies dokumentiert sich auch in den hohen K/Ar-Altern des Silikatanteils (Kap. 3.4.5.). Die Zufuhr von Island via NADW ist eingeschränkt oder völlig unterbrochen. Smektit fehlt oder zeigt nur sehr geringe Gehalte. Der Eintrag aus südlichen Breiten ist gering. 72 Zwei Horizonte (CM V, VI) jbei etwa 250 und .400. ky zeigen die gleichen mineralogischen und sedimentologischen Merkmale wie die Schichten CM I - IV im letzten Glazial. Die IRD-Maxima 3 und 6 (Dl) im letzten Glazial führten nicht zu einer Verringerung der Smektit- und Kaolinitgehalte. Quarz und Feldspäte sind ebenfalls angereichert. Amphibole zeigen keine ungewöhnlich hohen Gehalte. Auch hier folgt das Drifteis den von Ruddiman (1977) beschriebenen Drifteisrouten im Atlantik von NW nach SE. Ein Sedimenteintrag von Island (Smektit) durch Tiefenströmungen und Eisberge ist wahrscheinlich. Der Gesamtanteil an silikatischem Detritus ist deutlich größer als in Warmzeiten. Im Zeitraum von 150 bis etwa 400 ky (Isotopenstadien 7-12, Kern M6-7A- 244/1) sind weitere Klimawechsel dokumentiert, die sich wie beschrieben in der Mineralverteilung in den Sedimenten abbilden. In Sedimenten älter als 900 ky (Kerne ME-69-196, PO-08-23) kommt es auch zu, allerdings unvollständig dokumentierten, Klimawechseln mit vorwiegender Sedimentation von feinkörnig- detritischem Material. Im Pliozän gibt es keine Anzeichen für IRD-Eintrag, Phyllosilikate bilden die Hauptmenge des silikatischen Sedimentanteils. Eine biogen-karbonatische Sedimentation dominiert. Sie spricht für eine zunehmende Klimaverbesserung in der nördlichen Hemisphäre. 4.2. IRD-MAXIMA 1, 2, 4 und 5 Frühdiagenetische Prozesse sind auf die Horizonte des Cemented Marl beschränkt. Die geringen Wassergehalte und Porositäten, bei gleichzeitig erhöhten Naßdichten, können bei der ungenügenden Sedimentauflast nicht durch Kompaktion erklärt werden (Jantschik & Lohoff, 1987). Röntgenographische Messungen ergaben dann vor allem hohe Dolomitgehalte (Kap. 3.3.1.) und Dünnschliff- und Elektronenmikroskopaufnahmen zeigten idiomorphe rhomboedrische Dolomitkristalle {Clasen et ai, 1990). Auch die Strontiumanalysen indizieren eine Neubildung in der Karbonatphase (Kap. 3.4.1., 3.4.2.). Eine Arbeit über diese Neoformationen ist in Vorbereitung (Clasen, Univ. Göttingen). In den Kernen finden sich im letzten Glazial und am Übergang Pleistozän/Holozän insgesamt vier solcher Horizonte die IRD-Maxima (1, 2, 4, 5) entsprechen und zeitlich bei etwa 11, 23, 47 und 59 ky BP eingeordnet werden (Heinrich, 1988). Diese Horizonte zeigen eine flächenhafte Verbreitung im NOAMP-Gebiet (Gabel, 1989; Jantschik & Lohoff, 1987). Zwei weitere dieser Schichten liegen bei etwa 250 ky und 400 ky BP in Kern M6-7A-244/1. Dolomitanreicherungen im ersten CM-Horizont wurden durch erhöhte Eisbergdrift erklärt (Ruch, 1987). Dieser CM-Horizont wurden mit 10.7 ky BP (C^-Alter, korrigiert) datiert und der Jüngeren Dryas zugeordnet (Ruch, 1987). Auch in Kernen südöstlich des NOAMP-Gebietes bei 46°N, 17°W wurden die ersten drei dieser Schichten gefunden und ihr hoher Dolomitgehalt auf Eisbergdrift zurückgeführt (Rutgers van der Loeff & Lavaleye, 1986). Abbildung 117 zeigt den jüngsten CM-Horizont am Übergang Pleistozän/Holozän. Der Wassergehalt nimmt deutlich ab. Gleichzeitig nimmt der Dolomitgehalt zu. Die für neugebildetes Karbonat typische Abnahme im Verhältnis von Sr zu Ca ist auf die CM- Horizonte beschränkt. Dolomitneubildung ist unter normalen physiko-chemischen Bedingungen in der Tiefsee nicht möglich (Lippmann, 1973). Heinrich (1989) nimmt eine Lösung des biogenen Karbonats im Bodenwasser als Lieferant für Ca- und Mg-Ionen, und eine Hydrogenkarbonatbildung durch Remineralisation organischer Substanz unter 73 sauerstoffarmen Bedingungen im Sediment an. Die Mg-lonen gelangen dann, mit beim Abbau der organischen Substanz entstehenden Sulfationen in das Sediment und mikrobielle Prozesse führen dort zur Dolomitkristallisation. Ähnliche Phänomene im Zusammenhang mit deutlichen Änderungen der marinen Sedimentation am Übergang vom letzten Glazial zu rezenten interglazialen Bedingungen sind nicht nur auf das NOAMP-Gebiet beschränkt. Auch in anderen Regionen werden frühdiagenetische Prozesse mit klimatisch gesteuerten Änderungen der Sedimentationsverhältnisse in Zusammenhang gebracht. So finden sich in ähnlicher stratigraphischer Position in der Norwegen-See und im äquatorialen Atlantik Horizonte mit karbonatischen und silikatischen Neubildungen und erhöhten Scherfestigkeiten (Kassens & Sarnthein, 1989). Fe-reiche Krusten werden aus dem westlichen äquatorialen Atlantik, dem östlichen Mittelmeer, der Japansee und dem Golf von Bengalen beschrieben {McGeary & Damuth, 1973). Frühdiagenetische metallreiche Lagen wurden etwas unterhalb des Glazial-Holozän-Übergangs in der Porcupine Tiefseeebene gefunden {Wallace et ai, 1988). Auch die Detrituszusammensetzung ändert sich deutlich. Im Gesamtsediment nimmt der Anteil der Phyllosilikate stark ab, die Gehalte an Feldspat und Quarz steigen parallel dazu an. In den karbonatfreien Feinfraktionen gehen Smektit und Kaolinit stark zurück, gleichzeitig nehmen die Nicht-Phyllosilikate, wie Plagioklas, K-Feldspat und Quarz stark zu. Amphibolmaxima finden sich nur im CM (Kap. 3.3.2.). Die Korngrößenverteilung ist deutlich zu gröberen Fraktionen hin verschoben (Kap. 3.1.3.). Die K/Ar-Alter der Feinfraktionen liegen teilweise über 1000 Ma und damit im Mittel um etwa 500 Ma höher als im FO oder Dl {Kap. 3.4.5.). Die Sr- Isotopendaten indizieren einen konstant zusammengesetzten detritischen Eintrag von einem eng begrenzten Liefergebiet, für das Nordamerika und Grönland in Frage kommen (Kap. 3.4.4.). 4.2.1. Paläozeanographie Für die Phase der Cemented Marl-Bildung am Übergang vom letzten Glazial zum Holozän müssen von normalen Kalt- oder Warmzeiten sehr verschiedene Sedimentations- bzw. Strömungsbedingungen für den Nordatlantik angenommen werden. Zu dieser Zeit kam es zu einer kurzzeitigen Rückkehr zu glazialen Verhältnissen und raschen Eisvorstößen bis weit in den Nordostatlantik. Hohe K/Ar- Alter und die mineralogischen Ergebnisse indizieren einen detritischen Eintrag, der von Nordamerika und Grönland bestimmt wird und mit den vorherrschenden nordatlantischen Drifteisrouten in Glazialen übereinstimmt (Ruddiman, 1977). Der Eintrag von Island ist eingeschränkt. Gleichzeitig wird eine von nordamerikanischen Kontinent und der Labradorsee weit in den Nordostatlantik und das Westeuropäische Becken hineinreichende Schmelzwasserzunge beschrieben (Broecker & Denton, 1989; Broecker et al., 1989; Williams & Fillon, 1986). Diese wird auch in der Norwegen See beobachtet, reicht aber nicht bis in die Breite des NOAMP-Gebietes nach Süden, sondern bleibt auf die Ostküste Grönlands und die Region um Island beschränkt {Williams & Fillon, 1986). Diese Schmelzwasserüberschichtung führt zu einer Behinderung der Tiefenwasserneubildung in der Norwegen See {Berger et al., 1987). Der Austausch des Bodenwassers im Nordostatlantik via NADW ist unterbrochen oder zumindest eingeschränkt. Dafür sprechen auch die niedrigen Smektitgehalte, der hauptsächlich mit dem NADW von Island nach Süden transportiert wird. Eine Unterbrechung der NADW-Zirkulation kann gleichzeitig dazu führen, daß korrosives Tiefenwasser aus dem Südatlantik weit nach Norden gelangt (Boyle & Keigwin, 1987) und zu 74 verstärkter Karbonatlösung führt. ,Diese paläozeanographischen Situation entspricht dem conveyor off" Mode nach "Bròecker et at. (1990) ^" Solche speziellen, klimatisch gesteuerten Sedimentationsbedingungen sind zeitlich nicht nur auf den Übergang vom letzten Glazial zum Holozän beschränkt {CM I). Die Horizonte CM M-IV sind ein Indikator für die mehrmalige Wiederholung solcher raschen Klimaveränderungen im letzten Glazial. Selbst in weiter zurückliegenden Kaltzeiten (Isotopenstadien 8 und 12, Kern M6-7A-244/1) bei etwa 250 ky und 400 ky BP spiegeln CM-Horizonte ähnliche Verhältnisse wieder und dokumentieren rasche Klimawechsel, die zu einer Modifikation der ozeanischen Strömungsverhältnisse führen. Die Ursachen für solche abrupten Klimawechsel werden von Broecker & Denton (1989) diskutiert. 4.3. SEDIMENTATIONSMODELLE In diesem Kapitel werden die verschiedenen Parameter beschrieben, die die mineralogische Sedimentzusammensetzung im NOAMP-Gebiet bestimmen (Abb. 119). Ihre klimaabhängigen Schwankungen im späten Pleistozän werden am Beispiel der drei Sedimenttypen Foraminiferal Ooze, Diamicton und Cemented Marl dargestellt (Abb. 120-122). 4.3.1. Warmzeiten (FO) Die rezente warmzeitliche Sedimentation wird von biogenen Karbonaten (FO) bestimmt (Abb. 120). Äolischer Eintrag kommt bevorzugt mit den jet streams (westerlies) vom nordamerikanischen Kontinent {Grousset et ai, 1988; Windom, 1975). Ein großer Teil der Glimmer, Chlorite, Quarz und eventuell Kaofinit wird so äolisch in Interglaziaten in die Nordostatlantischen Becken transportiert 180 p.m. IRD-peaks sind durchgehend von 1 bis 12 numeriert. Daten aus Heinrich (1988 u. unveröff. Daten). Die Peaks 7 und 9 sind nicht durch die IRD-Verteilung dokumentiert. Sie wurden über das Auftreten der Foraminiferenarten W. pachyderma (s.) und G. truncatilinoides bestimmt (Heinrich, 1988). ky = 1000 Jahre. Abb. 34: Korrelation der Kerne mit der absoluten Intensität des Quarzreflexes (100) der Fraktion 2-16 p.m. Dargestellt ist die Lithologie bis einschließlich Isotopenstadium 6. IRD-Peaks sind von 1 bis 12 numeriert. Alter der IRD- Peaks siehe Tab. 7, Legende siehe Abb. 31. 3.3.1. Mineralogie Gesamtsedi ment Abb. 35: Plot der Porosität gegen den Dolomitgehalt (Kern ME-68-89). Die geringe Porosität im cemented marl resultiert aus einer Verminderung des Porenraums durch Dolomitneubildung. Porositätswerte aus Jantschik & Lohoff (1987) Abb. 36: Miniere Schichtdicke der cemented marl Horizonte l-IV und das Dolomit-Kalzit Verhältnis. Abb. 37: Plot von Quarz- gegen Phyllosilikatgehalt (Kern ME-68-89). Im foraminiferal ooze und im cemented marl besteht eine positive Korrelation (r2 = 0.723), während Quarz und Phyllosilikate im cemented marl negativ korreliert sind (r2 = 0.640). Abb. 38: Prozentuale Verteilung der Minerale Kalzit, Quarz, Dolomit, K-Feldspat, Plagioklas und der Summe der Phyllosilikate in Kern PO-08-23. Legende siehe Abb. 31. Abb. 39: Prozentuale Verteilung der Minerale Kalzit, Quarz, Dolomit, K-Feldspat, Plagioklas und der Summe der Phyllosilikate in Kern ME-68-89. Legende s. Abb. 31. Abb. 40: Prozentuale Verteilung der Minerale Kalzit, Quarz, Dolomit, K-Feldspat, Plagioklas und der Summe der Phyllosilikate in Kern ME-68-91. Legende s. Abb. 31. Abb. 41: Prozentuale Verteilung der Minerale Kalzit, Quarz, Dolomit, K-Feldspat, Plagioklas und der Summe der Phyllosilikate in Kern ME-69-196. Legende s. Abb. 31. Abb. 42: Prozentuale Verteilung der Minerale Kalzit, Quarz, Dolomit, K-Feldspat, Plagioklas und der Summe der Phyllosilikate in Kern M6-7A-244/1. Legende s. Abb. 31. 3.3.2. Mineralogie der karbonatfreien Fraktionen <2 (.im, 2-16 um 3.3.2.1. Mi nera I Verteilung und Sedimenttypen Abb. 43: Typische Röntgendiffraktogramme der Sedimenttypen foraminiferal ooze, diamicton und cemented marl der Fraktion <2 p.m. G = glykolbehandelt; N = unbehandelt. S = Smektit, C = Chlorit, M = Glimmer (Mica), A = Amphibol (Hornblende), K = Kaolinit, Q = Quarz, KF = K-Feldspat, P = Plagioklas (Albit). Abb. 44: Typische Röntgendiffraktogramme der Sedimenttypen foraminiferal ooze, diamicton und cemented marl der Fraktion 2-16 um. C = Chlorit, Z = Zeolith, M = Glimmer (Mica), A = Amphibol (Hornblende), K = Kaolinit, Q = Quarz, KF = K-Feldspat, P = Plagioklas (Albit). Abb. 45: Typische Röntgendiffraktogramme des foraminiferal nannofossil chalk der Fraktionen <2 um und 2-16 um. G = glykolbehandelt; N = unbehandelt. S = Smektit, C = Chlorit, M = Glimmer (Mica), K = Kaolinit, Q = Quarz. Abb. 46: Typische Röntgendiffraktogramme des turbidite mud der Fraktionen <2 um und 2-16 um. G = glykolbehandelt; N = unbehandelt. S = Smektit, C = Chlorit, Z = Zeolith, A = Amphibol (Hornblende), IvI = Glimmer (Mica), K = Kaolinit, Q = Quarz, O = Oligoklas, P = Plagioklas (Albit), D = Diopsid. 3.3.2.2. Mineralverteilung In den Kernen 3.3.2.2.1. Prozentuale Verteilung der Phyllosilikate Abb. 47: Prozentuale Verteilung der Phyllosilikate Smektit, Kaolinit, Chlorit und Glimmer in den Fraktionen <2 um und 2-16 um in Kern PO-08-23. Gestrichelte Linie = <2 um, durchgezogende Linie = 2-16 um. Legende s. Abb. 31. Abb. 48: Prozentuale Verteilung der Phyllosilikate "Smektit, Kaolinit, Chlorit und Glimmer in den Fraktionen <2 um und 2-16 u.m in Kern ME-68-89. Gestrichelte Linie = <2 um, durchgezogende Linie = 2-16 um. Legende s. Abb. 31. Abb. 49: Prozentuale Verteilung der Phyllosilikate Smektit, Kaolinit, Chlorit und Glimmer in den Fraktionen <2 um und 2-16 um in Kern ME-68-91. Gestrichelte Linie = <2 um, durchgezogende Linie = 2-16 firn. Legende s. Abb. 31. Abb. 50: Prozentuale Verteilung der Phyllosilikate Smektit, Kaolinit, Chlorit und Glimmer in den Fraktionen <2 um und 2-16 um in Kern ME-69-196. Gestrichelte Linie = <2 um, durchgezogende Linie s 2-16 jam. Legende s. Abb. 31. Abb. 51: Prozentuale Verteilung der Phyllosilikate Smektit, Kaolinit, Chlorit und Glimmer in den Fraktionen <2 um und 2-16 um in Kern M6-7A-244/1. Gestrichelte Linie = <2 um, durchgezogende Linie = 2-16 um. Legende s. Abb. 31. 3.3.2.2.2. Absolute Intensitäten der Phyllo- und Nicht-Phyllosilikate Abb. 52: Absolute Peakintensitäten der Phyllosilikate Smektit, Kaolinit, Chlorit und Glimmer der Fraktionen <2 um und 2-16 um in Kern PO-08-23. Gestrichelte Linie = <2 um, durchgezogende Linie = 2-16 um. Legende s. Abb. 31. Abb. 53: Absolute Peakintensitäten der Phyllosilikate Smektit, Kaolinit, Chlorit und Glimmer der Fraktionen <2 um und 2-16 um in Kern ME-68-89. Gestrichelte Linie = <2 um, durchgezogende Linie = 2-16 um. Legende s. Abb. 31. Abb. 54: Absolute Peakintensitäten der Phyllosilikate Smektit, Kaolinit, Chlorit und Glimmer der Fraktionen <2 um und 2-16 um in Kern ME-68-91. Gestrichelte Linie = <2 um, durchgezogende Linie = 2-16 um. Legende s. Abb. 31. Abb. 55: Absolute Peakintensitäten der Phyllosilikate Smektit, Kaolinit, Chlorit und Glimmer der Fraktionen <2 um und 2-16 um in Kern ME-69-196. Gestrichelte Linie = <2 um, durchgezogende Linie = 2-16 um. Legende s. Abb. 31. Abb. 56: Absolute Peakintensitäten der Phyllosilikate Smektit, Kaolinit, Chlorit und Glimmer der Fraktionen <2 um und 2-16 um in Kern M6-7A-244/1. Gestrichelte Linie = <2 um, durchgezogende Linie = 2-16 um. Legende s. Abb. 31. Abb. 57: Absolute Peakintensitäten der Minerale Quarz, K-Feldspat, Plagioklas, Hornblende und Zeolith in den Fraktionen <2 um und 2-16 um in Kern PO-08- 23. Gestrichelte Linie = <2 um, durchgezogende Linie = 2-16 um. Legende s. Abb. 31. Abb. 58: Absolute Peakintensitäten der Minerale Quarz, K-Feldspat, Plagioklas, Hornblende und Zeolith in den Fraktionen <2 um und 2-16 um in Kern ME-68- 89. Gestrichelte Linie = <2 um, durchgezogende Linie = 2-16 p.m. Legende s. Abb. 31. Abb. 59: Absolute Peakintensitäten der Minerale Quarz, K-Feldspat, Plagioklas, Hornblende und Zeolith in den Fraktionen <2 um und 2-16 um in Kern ME-68- 91. Gestrichelte Linie = <2 um, durchgezogende Linie = 2-16 um. Legende s. Abb. 31. Abb. 60: Absolute Peakintensitäten der Minerale Quarz, K-Feldspat. Plagioklas, Hornblende und Zeolith in den Fraktionen <2 ^m und 2-16 p.m in Kern ME-69- 196. Gestrichelte Linie = <2 Jim, durchgezogende Linie = 2-16 ^m. Legende s. Abb. 31. Abb. 61: Absolute Peakintensitäten der Minerale Quarz, K-Feldspat, Plagioklas, Hornblende und Zeolith in den Fraktionen <2 ^m und 2-16 ^m in Kern M6-7A- 244/1. Gestrichelte Linie = <2 um, durchgezogende Linie = 2-16 ^m. Legende s. Abb. 31. 3.3.2.2.3. Total clay Index (TCI) und total non clay index (TNCI) Abb. 62: Der total clay index (TCI) der Fraktion <2 |im ist gegen die Kerntiefe der Kerne PO-08-23, ME-69-196, M6-7A-244/1, ME-68-89 und ME-68-91 aufgetragen (cps = counts per second). Legende s. Abb. 31. Abb. 63: Der total clay index (TCI) der Fraktion 2-16 |im ist gegen die Kerntiefe der Kerne PO-08-23, ME-69-196, M6-7A-244/1, ME-68-89 und ME-68-91 aufgetragen (cps = counts per second). Legende s. Abb. 31. Abb. 64: Der total non clay index (TNCI) der Fraktion <2 \im ist gegen die Kerntiefe der Kerne PO-08-23, ME-69-196, M6-7A-244/1, ME-68-89 und ME-68-91 aufgetragen (cps = counts per second). Legende s. Abb. 31. Abb. 65: Der total non clay index (TNCI) der Fraktion 2-16 ^m ist gegen die Kerntiefe der Kerne PO-08-23, ME-69-196, M6-7A-244/1, ME-68-89 und ME-68-91 aufgetragen (cps = counts per second). Legende s. Abb. 31. Abb. 66: Total clay index (TCI) und total non clay index (TNCI) der Fraktion 2-16 ^m (Kern ME-68-89). Die Korrelation (r2 = 0.730) gilt für die Proben des foraminiferal ooze. Nicht-Phyllosilikate sind im cemented marl im Vergleich zu den Phyllosilikaten stark angereichert. Die Proben bei 100 und 111 cm entsprechen IRD-peak 3 bei etwa 35 ky im diamicton. Abb. 67: Plot der Verhältnisse von total clay index (TCI) zu total non clay index (TNCI) der Fraktionen <2 iim und 2-16 |im in Kern ME-68-89. Alter der IRD-Maxima 1 - 6 nach Heinrich (1988). Legende s. Abb. 31. 3.3.2.3. Glimmerzusammensetzung Abb. 68: Die Verhältnisse der Intensitäten der Glimmerpeaks (001/002) zu (004/005) zeigen die tendenzielle Zusammensetzung der Glimmer {Rey & Kubier, 1983). Kern ME-68-89, Fraktionen <2 ^m und 2-16 ^m, Scintag- Röntgendiffraktometer. Abb. 69: Schema zur Bestimmung der Glimmerzusammensetzung mit Hilfe der aboluten Intensitäten der Glimmmerreflexe (001), (002) und (005) in Dreiecksdiagrammen nach Rey & Kubier (1983). Abb. 70: Glimmerzusammensetzung der Sedimenttypen für die Fraktion <2 um in Dreiecksdiagrammen nach Rey S Kubier (1983). Die Proben sind jeweils für die verschiedenen Kerne zusammengefaßt. Abb. 71: Glimmerzusammensetzung der Sedimenttypen für die Fraktion 2-16 um in Dreiecksdiagrammen nach Rey & Kubier (1983). Die Proben sind jeweils für die verschiedenen Kerne zusammengefaßt. Abb. 72: Verhältnis der Intensitäten des 10 A- zum,5.,A-Glimmerpeak der Fraktionen <2 jim und 2-16 Lim. Dieses Verhältnis zeigt die Tendenz zu einer AI- oder Fe- bzw. Mg-reichen Glimmernzusammensetzung {Heuwinkel, 1986). Abb. 73: Verteilung von tendenziell Al- oder Fe-Mg-reichen Glimmern in Kern ME-68- 89 in den Fraktionen <2 Lim und 2-16 Lim. 3.3.2.4. Ilütkristallinität Abb. 74: Vergleich der lllitkristallinität der Fraktionen <2 Lim und 2-16 Lim und dem Karbonatgehalt. Kern M6-7A-244/1. Abb. 75: Vergleich der lllitkristallinität und der Intensität des Glimmerreflexes (001) der Fraktion <2 Lim, Kern M6-7A-244/1. Abb. 76: Die lllitkristallinität der Fraktion <2 \irr\ ist gegen die Kerntiefe der Kerne PO- 08-23, ME-69-196, M6-7A-244/1, ME-68-89 und ME-68-91 aufgetragen. Legende s. Abb. 31. Abb. 77: Die lllitkristallinität der Fraktion 2-16 u.m ist gegen die Kerntiefe der Kerne PO-08-23, ME-69-196, M6-7A-244/1, ME-68-89 und ME-68-91 aufgetragen. Legende s. Abb. 31. 3.3.2.5. Ch Io rit Zusammensetzung Abb. 78: Schema zur Bestimmung der Chloritzusammensetzung anhand der absoluten Intensitäten der Chloritreflexe (001), (002) und (003) in Dreiecksdiagrammen nach Oinuma et al. (1972). Abb. 79: Chloritzusammensetzung in den Sedimenttypen für die Fraktion <2 iim in Dreiecksdiagrammen nach Oinuma et al. (1972). Die Proben sind jeweils für die verschiedenen Kerne zusammengefaßt. Abb. 80: Chloritzusammensetzung in den Sedimenttypen für die Fraktion 2-16 ^m in Dreiecksdiagrammen nach Oinuma et al. (1972). Die Proben sind jeweils für die verschiedenen Kerne zusammengefaßt. 3.4. GEOCHEMIE 3.4.1. Röntgenfluoreszenz-Analyse Abb. 81: Korrelation von Strontium und CaO im Gesamtsediment. Der Einsatz zeigt die Korrelation ohne die Proben des cemented marl. Der Anteil des nicht an das Karbonat gebundenen Strontiums liegt bei 43 - 45 ppm. Abb. 82: Plot von MgO gegen CaO. Im cemented marl ist ein Teil des Magnesiums an neugebildeten Dolomit gebunden. Die Korrelation (r2 = 0.960) bezieht sich nur auf die Proben des foraminiferal ooze, foraminiferal nannofossil chalk und diamicton. Abb. 83: Auswahl typischer Korrelationen zwischen verschiedenen Elementen. Erläuterung s. Text. Abb. 84: Durchschnittliche chemische Zusammensetzung mariner Sedimente (nach Garreis & Mackenzie, 1971.). Zum Vergleich sind die Ergebnisse der Röntgenfluoreszenz-Analyse der verschiedenen Sedimenttypen aufgetragen. Abb. 85: Plot des Si/Al-Verhältnisses gegen die absolute Intensität des Quarzpeaks (101) im Gesamtsediment (Scintag-Diffraktometer, cpm = counts per minute). Das durchschnittliche Si/Al-Verhältnis für marine Sedimente liegt bei 3.3 bis 3.4 (Turekian & Wedepohl, 1961; Bischoff et al., 1979). Der Überschuß an SÌO2 ist auf den hohen Quarzanteil zurückzuführen. Abb. 86: Plot von Titan zu Aluminium (nach Boström et al., 1972). Die Geraden entsprechen den durchschnittlichen Zusammensetzungen eines: A = Basalts, B = der kontinentalen Kruste, C = eines sedimentären Schiefers und D = eines Granits. 3.4.2. Chemische Analyse der HCI-löslichen Phase Abb. 87: Ergebnisse der Faktoranalyse (Varimax, orthogonal, Rotation) der Analyse der chemischen Zusammensetzung des in Salzsäure löslichen Sedimentanteils. Dargestellt sind die Faktorgewichte (negativ und positiv) der wichtigsten zur Varianz beitragenden Parameter. Abb. 88: Korrelation von Strontium und Kalzium für Proben aus Kern ME-68-89. Sr und Ca aus dem diamicton und dem foraminiferal ooze sind deutlich positiv korreliert, während die Proben des cemented marl keine Beziehung aufweisen. Korrelation r2 = 0.988, ohne Proben des cemented marl Abb. 89: Ausgewählte Korrelationen verschiedener Elemente der chemischen Analyse der Karbonatphase (Kern ME-68-89). Erläuterung s. Text. Abb. 90: Korrelation des Gehalts an Phyllosilikaten (aus der Röntgendiffraktometrie) und Wasserstoffgehalt (CHN-Analyse). Kern ME-68-89). Abb. 91: Korrelation des Wassergehalts der Sedimente (aus Jantschik & Lohoff, 1987) und des Natriumanteils in Kern ME-68-89. Abb. 92: Verteilung von unlöslichem Rückstand (UR), Cmin. Corg. H(0t und H-UR in Kern ME-68-89. Legende s, Abb. 31. Abb. 93: Verteilung von SÌO2, Ca, Sr, Mg und Mn in Kern ME-68-89. Legende s. Abb. 31. Abb. 94: Verteilung von Fe, K, Al, PO4 und Na in Kern ME-68-89. Legende s, Abb. 31. Abb. 95: Verteilung von unlöslichem Rückstand (UR), Cmjn, Corg, H(0t und HyR in Kern ME-69-196. Legende s. Abb. 31. Abb. 96: Verteilung von SiC^1 Ca, Sr, Mg und Mn in Kern ME-69-196. Legende s. Abb. 31. Abb. 97: Verteilung von Fe1 K, Al, PO4 und Na in Kern ME-69-196. Legende s. Abb. 31. Abb. 98: Schematische Darstellung der Herkunft der verschiedenen Elemente aus der chemischen Bestimmung der Karbonatphase. Die Elemente sind auf die zwei Hauptgruppen Karbonat und detritisches Silikat verteilt. Untergeordnet treten organische Substanz, Hydroxide, amorphes Silikat und Meersalz auf. 3.4.3. Seltene Erden (REE) ¦>- ' Abb. 99: Normalisierung der Gehalte an Seltenen Erden bezogen auf eine durchschnittliche Chondritzusammensetzung (aus Nakamura, 1974) für Kern ME-68-89. Die Elementgehalte der Seltenen Erden wurden zuvor auf eine karbonatfreie Basis korrigiert. Abb. 100: Normalisierung der Gehalte an Seltenen Erden bezogen auf eine durchschnittliche Zusammensetzung eines North-American-Shale (aus Gromet et al., 1984) für Kern ME-68-89. Die Elementgehalte der Seltenen Erden wurden zuvor auf eine karbonatfreie Basis korrigiert. Abb. 101: Normalisierung der Gehalte an Seltenen Erden bezogen auf eine durchschnittliche Chondritzusammensetzung (aus Nakamura, 1974) und auf eine durchschnittliche Zusammensetzung eines North-American-Shale (aus Gromet et ai, 1984) für Kern ME-68-91. Die Elementgehalte der Seltenen Erden wurden zuvor auf eine karbonatfreie Basis korrigiert. Abb. 102: Schwankungsbreiten der REE-Verteilungen der verschiedenen Sedimenttypen. Normalisierung auf eine Chondrit- {Nakamura, 1974) und eine North- American-Shale-Zusammensetzung {Gromet et ai, 1984). Zum Vergleich sind ein typischer ozeanischer Basalt und ein Granit (G1) aufgetragen (aus Mason & Moore, 1985). Die Zusammensetzung eines thoteiitischen Basalts vom Mittelatlantischen Rücken (45° N) und eines tertiären isländischen Basalts stammt aus Grousset (1985). 3.4.4. Rb/Sr-Isotopenanalyse Abb. 103: Vergleich der Rb- und Sr-Messungen in den karbonatfreien Kornfraktionen <2 jxm und 2-16 |im. Der Analysenfehler ist kleiner als der Durchmesser der Probepunkte. Abb. 104: Ergebnisse der Strontium-Isotopenanalysen der Kerne ME-68-89 und ME-68- 91. Alter der fünf ersten IRD-peaks nach Heinrich (1988). Abb. 105: Korrelation der ö7Rb/ö6Sr- und 87Sr/86Sr-lsotopenverhältnisse in den karbonatfreien Sedimentfraktionen <2 M-m und 2-16 p.m. Für die 87Rb/88Sr- Verhältnisse ist der Fehler angegeben. Fehler im 87Sr/86Sr-Verhältnis sind kleiner als der Durchmesser der Probepunkte. Abb. 106: Vergleich der 87Sr/86Sr-Verhältnisse der karbonatfreien Sedimentfraktionen <2 M-m und 2-16 ^m mit dem K/Ar-Alter. Deutlich sind die verschiedenen Sedimenttypen unterschieden. Die Proben im FO und Dl zeigen mit steigendem Alter zunehmende Sr-Isotopenverhältnisse. Der kleine Einsatz zeigt die Daten für vier dropstones. Abb. 107: Kern ME-68-89. Die Korrelation von 87Rb/86Sr- zu 87Sr/8&Sr-Verhältnis zeigt im Dl und im FO (ohne Holozän) eine schwach ausgebildete Pseudo- isochrone. Der Plot des 87Sr/86Sr-lsotopenverhältnisses 9e9en den Quotienten 1/Sr dient zur Überprüfung der Mischungsbedingungen im Detritus (nach Boger & Faure, 1974). Die Proben des FO und Dl ordnen sich auf einer Geraden an, die typisch für Detritus mit einem binären Mischungsverhältnis ist. 3.4.5. K/Ar-Datierungen Abb. 108: Zerfallsschema von 40K zu 40Ar und zu 40Ca durch Elektroneneinfang, ß- und y-Zerfall (nach Hunziker, 1979). Vergleich der K/Ar-Alter der Fraktionen <2 ^m und 2-16 Lim in den verschieden Sedimenttypen. Die Alter in der Fraktion 2-16 firn sind durchgehend leicht höher als die der Tonfraktion. Vergleich von relativen Gehalten der K-führenden Minerale-und dem K/Ar- Alter. Die mineralogische Zusammensetzung hat keinen signifikanten Einfluß auf das K-Ar Alter. Mineralprozente wurden auf der Basis der Peakintensitäten errechnet (Scintag-Röntgendiffraktometer, Kern ME-68-89). Dt = diamicton; FO = foraminiferal ooze; CM = cemented marl. K-Ar Alter der karbonatfreien Fraktionen <2 \im und 2-16 ^m und Vergleich mit mineralogischen Daten (Kern ME-68-89). Alter der IRD-peaks nach Heinrich (1988). Schematische geologische Karte der das NOAMP-Gebiet umgebenden Landmassen und deren Alter, sowie eine vereinfachte Darstellung der ozeanischen und atmosphärischen Zirkulation: 1 = Golfstrom, Nordatlantik- Drift (NAD)1 2 = Hauptrouten von Drifteis in Glazialen (vereinfacht nach Ruddiman, 1977), 3 = Norwegian See Overflow Water und Nordatlantisches Tiefenwasser, 4 = Hauptrichtungen von äolischem Eintrag {westerlies, jet streams). 4. INTERPRETATION UND DISKUSSION 4.1. HERKUNFT UND TRANSPORT DER SILIKATISCH-DETRITITISCHEN MINERALE Abb. 113: Smektit- und Chloritverteilung (%, Tonfraktion) in holozänen Sedimenten im Nordatlantik (verändert, nach Grousset & Chesseiet, 1986; Grousset & Latouche, 1983). Smektite zeigen einen N-S-Gradienten mit einem Maximum um Island. Der südwärtige Transport geschieht über das Nordatlantische Tiefenwasser. Die Chloritverteilung verläuft parallel einer W-E-Achse von Nordamerika ausgehend. Chlorit wird rezent hauptsächlich äolisch transportiert (jet stream westerlies). In Kaltzeiten ist das Maximum um 45° bis 50° N von durch Eisberge transportiertem Chlorit am südlichen Rand der Polarfront verstärkt. Abb. 114: Plot der Glimmer- und Smektitverteilung (%, Tonfraktion) der fünf untersuchten Kerne für die verschiedenen Sedimenttypen der Isotopenstadien 1 bis 6. Die Verteilung dieser Minerale wird hauptsächlich von einer nordamerikanischen und einer isländischen Quelle bestimmt (nach Grousset & Latouche, 1983). Abb. 115: Beziehung zwischen Stratigraphie und relativen Mineralverhältnissen in den Isotopenstadien 1 bis 6 am Beispiel von Kern ME-68-89. Zum Vergleich ist ein Kern aus dem King's Trough südlich des NOAMP-Gebietes gezeigt (41 - 43° N, 20 - 23.5° W; Robinson, 1986). Eine halbquantitative Abschätzung der Quellen des detritischen Materials und der wichtigsten Transportmechanismen wird im rechten Teil der Abbildung gegeben. Alter der IRD-peaks nach Heinrich (1988). Abb. 109: Abb. 110: Abb. 111: Abb. 112: Abb. 116: Beziehung zwischen der Summe der Feldspäte und dem Quarzgehalt in den Isotopenstadien 1 bis 6 (Kern ME-68-89). 4.2. IRD-MAXIMA 1, 2, 4 und 5 (CM) Abb. 117: Übergang vom letzten Glazial zum Holozän, der sich in einem Wechsel von einer terrigen-detritisch dominierten Sedimentation zu einer biogen- karbonatischen Sedimentation dokumentiert. Repräsentiert wird dieser Übergang durch den cemented marl mit der Neubildung von Dolomit und den dadurch veränderten Sr/Ca-Verhältnissen. Gleichzeitig sinkt der Wassergehalt {aus Jantschik & Lohoff, 1987). Der Anteil an Grobdetritus infolge verstärkter Eisberg-Drift nimmt zu, während der Anteil an Phyllosilikaten deutlich abnimmt und sich auch in geringen H-Gehalten im unlöslichen Rückstand (UR) dokumentiert. Die schematische Darstellung von Dünnschliffen zeigt eine deutliche, aber unregelmäßige Grenze zwischen dem cemented marl und dem diamicton. Deutlich ist der Unterschied einer verfestigten karbonatischen Sedimentmatrix im cemented marl und einer unverfestigten tonigen Matrix im diamicton zu sehen. Im cemented marl lassen sich idiomorphe Dolomitrhomboeder erkennen {Cfäsen et al., 1990). Abb. 118: Schmelzwasserüberschichtung im Nordatlantik während des letzten Glazial- Interglazial-Übergangs (verändert, nach Williams & Fition, 1986). Pfeile indizieren schematisch die glazialen Drifteisrouten im Nordatlantik (nach Ruddiman, 1977). 4.3. SEDIMENTATIONSMODELLE Abb. 119: Das Blockbild zeigt schematisch die wichtigsten Sedimentationsmechanismen, die die Zusammensetzung der Ablagerungen im NOAMP-Gebiet beeinflussen können (verändert, nach Rothwell, 1990). Ohne Maßstab. 1 = biogen pelagische Produktion, 2 = Oberflächenströmungen, 3 = Bodenströmungen, 4 = Eisberg-Drift, 5 = turbidity currents, 6 = Mineralneubildungen im Sediment, 7 = äolischer Eintrag, 8 = vulk.-klastischer Eintrag, 9 = submariner Vulkanismus. Abb: 120: Schematisches Blockbild der die Sedimentation im NOAMP-Gebiet in Interglazialen beeinflußenden Parameter. Typisches Sediment ist der foraminiferal ooze (z.B Holozän, Sauerstoff-Isotopenstadien 5, 7, 9, 11). Die karbonatisch-biogene Sedimentation dominiert. Silikatisch-detritischer Detritus wird hauptsächlich über Wind und Strömungen eingetragen und ist entsprechend feinkörnig. Die Nordatlantische Tiefenwasserzirkulation ist intakt. Der Golfstrom bzw. seine Verlängerung die Nord-Atlantik-Drift (NAD) reichen weit nach Norden. Die Polarfront liegt in hohen Breiten bei Grönland. Turbidite treten in den Tiefsee-Ebenen des NOAMP-Gebietes auf. NADW = North Atlantic Deep Water; NSOW = Norwegian Sea Overflow Water; NAD = North Atlantic Drift; IRD = Ice-rafted detritus; AABW = Antarctic Bottom Water; MAR = Mid Atlantic Ridge. Abb. 121: Schematisches Blockbild der die Sedimentation im NOAMP-Gebiet in Glazialen beeinflußenden Parameter. Typisches Sediment ist der diamicton. Die silikatisch-detritische Sedimentation überwiegt die karbonatisch-biogene. Der Detritus wird neben dem Wind und Strömungen vorwiegend durch Eisberge eingetragen. Die Polarfront verschiebt sich bis 450S in gemäßigte Breiten und lenkt die Oberflächenströmungen nach Süden ab. Turbidite lassen sich auch in kaltzeitlichen Sedimenten finden. Legende s. Abb. 120. Abb. 122: Schematisches Blockbild der die Sedimentation im NOAMP-Gebiet in Glazialen während der IRD-peaks 1, 2, 4 und 5 (Alter 11, 23, 47 und 59 ky BP: nach Heinrich, 1988) beeinflußenden Parameter. Typisches Sediment ist der cemented marl. Der detritische Eintrag durch Eisberge überwiegt und kommt hauptsächlich von Nordamerika und Grönland. Oie Tiefenwasserzirkulation ist wahrscheinlich unterbrochen, eventuell reicht der Einfluß des AABW bis in die Breiten des NOAMP-Gebietes. Karbonat, vornehmlich Dolomit wird in diesen Phasen neugebildet. Die karbonatisch-biogene Sedimentation geht stark zurück. Legende s. Abb. 120. AMP Qfe ,^ ^ ^ Uo* 20' W 60' 40' © 20* 50°N 45°N 20"W IQW © 20°W 30 19°W 5' ' K/ O 5½ ; ÏJOAMPJ / N reo- MË^68-89 P0^8-23 ^jOr .Dreizack N 47 H 30 M6-7A-244/1 200W 47°N 19°W ® 40 GC ^* >V — ^ --^ ^O r* 20"h NIC c North Iceland Current IC = lrmlngor Current WGC a Wast Greenland Current EGC B East Greenland Currant LC e Labrador Current GS * Gulf Stream NAC = North Atlantic Current NC = Norwegian Current PC = Portugal Currerrt CC = Canary Current i i___________ 0 50' 3O- 10-W 2500 4SO0 Labrador Water _____i:_____ N.A. Deep Waler Bottom Water 35.0 35.4 35.8 S /OQ 50* 30" 10-W Coulter Counter • • • Row rata control • r ~^ > • I T H y ^H ] Wasta Flush A = Manomalar B s Vacuum tuning C e Gntd*d pipati* T Suspension • AM m m MfMI UNII MC Canberra o ¦ ¦ |/V I °~ CD ¦ C3 CD • ¦ H CD Printer PC Computer Monitor 1/Vx[dV/dlog(D)] 6-0-1 [%| 10 15 20 30Iiim| Rotating Focussing Cuvette prism lens -m—1^ \ vk CCD - video microscope © Magnetic stirrer Image monitor PC microcomputer Probe trocknen bei 110"C / \ 5 g Probe entkalken, HCl 10%, 20 min Mahlen in Scheibenschwfng-mühle, 30 sec I \ Zentrifugleren, HO-fre) waschen, pH einstellen 0.8 g Probe In Aluminlumhalter pressen,10 sec, 3500 kPa \ I Trennung der Korngrößen-Fraktionen XRD Philips-Diffraklo-meler / \ <2 firn Zentrifugleren 2-16 |tm Sedimentation \ \ / / 2 ml Suspension aul Glasträger pipettieren, Trocknen bei 20" C 1 ' I XRD Philips- und Scintag-Oiffraktometer, Oual. und quant. Auswertung 1.1 . erhi Zt ® too a» "^ eo O E ô? o 60 _ X 12 Dolo ndlff 40 20 — e -Ü O 3 ce R"2 = 0.989 Kern M6-7A-244/1 (132 Proben) 20 40 60 Karbonat % (Scheibler-KaLrimeter) 80 100 B ® o o (C Ol Cl ^-background correciior 26 25 °29 Cu-Ka ® soon 600- 400" 200- 10 20 30 Relativer Fehler (%) R-2 -09Gi * S^ lOOO * _y*^ ^*. eoo ¦ * S^ 600 ¦ >*» y<^ 400 ¦ •¦ /*• 200 ^v P"-^ * Coi« ME 66 89 Ï-16 (im InIGdSi(St Hornblonde-peak 110 (cpm) ScIniagDlllraktomcicf je . S* O, Ol =: E SS O JC E » Ui ~- R*2 - 0 853 600 • • 400 ¦ m • » • * 2OO ¦ * *• • I * • * Coco ME-68 89 <2 tarn SO1 O 10000 ISOOO Inionsliai Smekllt-peak 001 (cpm) Scintag-DlflraklomelCf — V) C w o e £3 o «> X CL 200 400 600 600 1000 Milli. Peaklntensltat Philips g{D}| 100 1.5,«.. Gesamtsediment , Karbonatfreies Sediment 0 50 100 Unlöslicher Rest [%] 1.0 - 0.5 ¦ 0.0 1.0 - 0.5 - 0.0 1.0 - 0.5 ¦ 0.0 1.0 . 1.0 - 0.5 - 0.0 1.0 - 0.5 - 0.0 1.0 - 0.5 ¦ 0.0 1.0 . 0.5 ¦ 0.0 1.0 - 0.5 - 0.0 1.5 2.0 5.0 10 15 20 30 1.5 2.0 5.0 10 15 20 30 1.5 2.0 10 15 20 30 1.52.0 Im] 5.0 10 15 20 30 1.52.0 [um] cemented marl T 5.0 10 15 20 30 [Mm] ME-68-89 2 100- T 200- 300— 400- cm 5a 5e Gesamtsediment Mean (pm) Sediment karbonatfrei Mean (um) Karbonat [%] ME-68-89 o 50 100 0 i I . I ••*—Probe i 1 LM • ^^ - m 2 * \ -¦' 100_ Si * 3 '* * / l- Ï S. / ¦ * I \ / 200 _ -" - 5a \ / 300_ i \ 5e W 400_ cm ¦ÄfäKOÄ 6 W / \ I ¦ W*c£ •\ / : i %/0.i "zeta Gesamtsediment 15- 10- S ¦ 0-2 cm FO 15- 10- 5 - 36-38 cm CM IS- 10- 5 - 46-48 cm Dl 15- 10- 5 ¦ 69-71 cm CM 82-04Cm 15-1 Dl 10- 5 - 15- 10- 5 - lS3-l55cm CM 15- 10- S - 185-167 cm CM 15- 10- 5 - 216-218 cm FOOI IS- 10 5 - 321-323 cm TO i 0 50 100 Unlöslicher Rest [%] 15- 10- 5 - % /0.1 "zeta Karbonatf rales Sediment 427-429 ai Dl 1 -P= I ¦ i—n. 3.6 3.3 3.0 2.5 2.0 1.5 1.0 3.6 3.3 3.0 2.5 2.0 1.5 U ["zeta] [°zei 0.5 1.0 2.0 6.3 20 63 150 0.5 1.0 2.0 6.3 20 63 150 lMf"l (P" 97 T 1 - FO (Gesamtsediment) 2 = FO {kart.-freies Sediment) 3-01 {Gesamtsediment) 4 - Dl (karb.-lreies Sediment) 5 - CM (Gesamisediment) 6 ¦= CM (karb.-lreies Sediment) M E -68 -89 Gesamtsediment Median (firn) 5 6 7 i _i_________L Sediment karbonatfrei Median (^m) 200 ME-69-196 Lithologie o 100 Polarität Xi ^+ ^* r H^ ^H KC _ -r --4 X e I stadium Serie 11 ky 1 Py/go murrhenia Globigerina bulloides 5a 5d 5e" Hotoz -72 ky -127 ky IjJO ky 900 ky —930 ky — 1660ky —1860 ky —2470 ky —3100 ky c N O 00 CL C :03 N O Legende (oraminiferal ooze (oraminiferal nannofossil chalk diamicton cemented marl Schicht lücke O 961-69-3W es-80-od UPVZ-VLSW Q) O) ~ V28-238 M6-7A-244/1 Cartonate [%] Shackleton s Opdyke (1973) CM VI foramintferal ooze Iv . Idiamicton ^^¦H cemented marl ME-69-196 O <-¦*¦-> 100 M6-7A-244/1 O 100 I.I.I , LU I ¦ I ¦ I ¦ I ¦ I ¦ I Stadium /7)ilky HOLOZÄN Legende I foramintfera! I ooze cemented marl diamicton Schichtlücke ® I CO CJ co CT) CM CO co O © O «0 fi « — to ^ « 0 Quarz (100) {cps] S Quarz (100) |cps] rî Quarz (100) (cps) <° Quarz (100) (cps] S Quarz (100) [cps| 200 L_VV 4°0 ^O 200 400 600 2° 10°- 2^ 30° 5° 20° 400 ^O 100 200 300 Schichtlücke /V/ Coraniniferal oore (MÌS3 dl ami et on ^¦^H cemented marl P?.*?3 turbidlte ® a g o û. 55- 35 ? (oraminiteral ooze ¦ diamicton • cemented marl -T" 10 Dotomit (%) ® 15 S T) ¦> r 1 Schic mari P H O e: m 4D * fc 15 10 - 5 ¦ CM HI * / . / R"2 = 0.815 y» cm h CMIV Mittler. Quotient Dolomit (%) I Kalzit (%) cemented mari MV 60- Q torsmlniferal ooze ¦ damiciDn • cemented marl R*2 = 0.723 40 Kalzit (%) Quarz (%) Dolomit (%) K-Feldspat (%) Plagioklas (%) Phyllosilikaie (% PO-08-23 o 50 0 20 0 10 0 10 0 10 0 20 40 60 (S) ME-68-89 Kalzit (%) Quarz (%) Dolomit (%) K-Feldspat (%) Plagioklas (%) Phyllosilikate (%) 0 40 80 0 10 20 0 5 10 0 4 8 0 10 20 0 30 60 I I I I I I ® ME-68-91 Kalzit (%) Quarz (%) Dolomit (%) K-FekJspat (%) Plagioklas (%) Phyllosilikate (%) Kalzit (%) Quarz (%) Dolomit {%) K-Feldspat (%) Plagioklas (%) Phyllosilikate (%) MË-69-196 o 40 80 O 10 20 0 5 10 0 4 8 0 10 0 30 60 Kalzit (%) Quarz (%) Dolomit (%) K-FeWspat (%) Plagioklas (%) Phyllosilikate (%) M6-7A-244/1 0 40 80 0 20 0480 4 80 10 200 40 80 1 :j;ï"., 2 ,;-¦¦' •*%$ - '. ¦:!:'':; 3 4 100— Ü —I 5a 200— 300— 5e ^ ^ - o 400— 6 J - I-^ ; 500— .» >*' 7 600— msrn* - J ^l 8 700— S^VT ^ ;- i - 800— 9 . 10 ?iflli 100Q_ ':'f-y. ¦¦¦¦.¦:•¦-:-¦¦¦:¦ 11 1100_ cm •'¦*•:¦¦>¦.¦•¦.'! 12 tOO N LOL O COO W LOO W Oil V LOI O COO W ZOO O O O 30 20 10 °2e Cu-Ka CM O KN 30 20 '26 Cu-Ka 10 ® Smektit (%) Kaoünil (%) 0 10 0 10 PO-08-23 Chloril (%) 0 10 20 ,j- _,> 4 V Glimmer (%) 60 80 I I I r _______¦ ® Smektit (% ME-68-89 ° Chlorit (%) 0 10 20 L Glimmer {%) 70 80 i ¦ i Smektit {%) •ME-68-91 ° 1,° f f ° Kaolinit (%) Chlorit (%) 5 10 0 10 20 30 ¦ I.I.___L_ Glimmer (%) 60 80 J______L 100- 200— *K-:ä 300— 400— m - 500— cm / y ¦"•--- s V / s 49 Smektit (%) 10 Kaolinit (%) 10 ME-69-196 M6-7A-244/1 Smekttt (%) O 10 20 Kaolinu (%) Chlorit {%) Glimmer (%) 0 10 0 10 20 40 60 80 Smektct (001; O 400 Kaolinit (002) Chlorit (004) 0 100 200 0 200 PO-08-23 Glimmer (001) o 1000 2000 (cps} L ® Smektit (001} Kaolinit (002) chtorit (004) Glimmer (001) Smektit (001 ) Kaolinit (002) ME-69-196 Smektit (001) 0 400 J Kaolinit (002) CTilorit (004) 0 100 200 0 200 400 J___I llM I » I I I I Glimmer (001) 700 1500 (cps) M6-7A-244/1 O Smektit (001) Kaolinit (002) Chlorit (004) 0 400 800 0 100 200 0 250 Glimmer (001) 0 1000 2000(cps) too— 200— 300— 500 Quarz (100) 0 200 K-Feldspat (002) Plagioklas (002) Hornblende (110) Zeolith (020) 0 400 0 500 1000 0 500 0 100 200 (cps) Quarz (100) K-Feldspat (002) PIagioklas (002) Hornblende (110) Zeolith (020) ME-68-89 o 200 I 0 400 800 0 \ , I Quarz (100) K-Feldspat (002) PIagioklas (002) Hornblende (110) 500 1000 400 800 Zeolith 0 100 (020) 200 300 (< Quarz (100) 0 200 400 K-Feldspat (002) Plagioklas (002) Hornblende (110) Zeolith (020) 0 1000 2000 0 1000 2000 0 500 1000 0 100 200 (cps) M6-7A-244/1 O Quarz (100) K-Feldspat (002) Plagioklas (002) Hornblende (110) 0 100 200 300 0 400 0 400 800 0 500 0 500— 600— 700- ZeolHh (020) 100 200 (cps) L TCl •-• a 3 C JC -C O TJ D Q-ü- J C ¦ 1 V*. 0¾*¾°-"*. .' • ' %. " I ...... I 2 4 6 S Peakintensität Glimmer (001)/(002) 10 1.0 0.5 - 0.0 ¦ o foraminiferal 002e ¦ diamicton SZ O Ut •c TJ ffi B JC O TJ • cemented marl trioktaedrisch 2-16 um '5> C O JZ a °-a ' I ^4: • • 2 4 6 8 Peakintensität Glimmer (001)/(002) 10 10 À(001) Biotit 5 A (002) 2 A (005) ® 1OA(DOI) ioA(OOi) to A foot) ioA(OOt) 10 A (001) S A (002) io A (001) 10 A(001) io A (oot) ioA(ooi) 1OA(OOl) 5 A (002) io A (001) io A (001) io A (001) ioA(00i) to A (oot) 5 A (002) 10 A (001) ioA(O0i) io A(001) 5A(OOZ) 2A(OOS) 2A(OOS) 2A(OOS) 2 A (005) S A (002) 2A(OOS) io A (oot) io A (001) to A (ooi) io A(OOi) ioA(ooi) S A (002) io A(ooi) io A (ooi) io A (ooi) IaA(OOt) io A (ooi) S A (002) to A(001) io A (oot) 10 A (001) ioA(ooi) io A (ooi) 5 A (002) 1OA(OOI) 1OA(OOI) 1OA(OOi) S A (002) 2 A (005) 5 A (002) 2A(OOS) 2A(OOS) 2 A (005) 2A(OOS) B 7 rt to CJ -< in o ? loraminiferal oóze ¦ diamicton • cemented marl jS Al-Glimmer Fe-Mg- • ' Glimmer y 5 7 10Â/5 (<2(im) 10Â/5À(<2^m) 2 4 6 8 ¦ I ¦ I ¦ I . I ¦ I . I . 10Â/5 (2-16 Jim) 2 4 6 8 I ¦ I ¦ I ¦ I i I i I i Fe-Mg 0.7 0.6 0.5 0.4 0.3 0.2 - 0.1 • <2jim O 2-16 um •• • i **"---^— • .* f R*2 = 0.583 • • •" ----*- • m • °°"o Ì y o. 9 o^SîgŒ'tffeAôi)0? afiSa^0 5¾*^° ofl^g^oDo 20 40 60 Karbonat (%) 80 100 1000 Intensità! Glimmerpeak (001) counts per second (cps) 2000 ® "2e 0.2 0.5 •26 »29 0.2 0.7 M&.7A. OJ 0.7 PO-08-23 |,|,| ME-69-196 lllll I llll MË-68-89 i uoo—h v2 cm °26 0.3 0.5 ' ¦ » ME-68-91 *20 0.3 0.6 ,1,1.1.1 0.14 "28 0.24 0.15 °29 PO-08-23 "29 022 M^7A. 0.17 023 J-Ll 244/1 I I I I I I I I I I ME-68-A9 1 ^__ I 1100-0111" cm °26 0.17 0.23 i.. t .1 . ME-68-91 7 À (002) 14 À (001) J A (QOZ) 7A(OQZ] 7A(OOI) 7 A (002) 7A(OOS) HA(QOI) 7A(OOZ) 7A(OOl) TA(OOZ) 7A(0O2) 7 A (002) 14A(OOl) 7A(OOZ) 7A(OOZ) 7A(OOZ) T A (002} 7A(OOZ) MA(OOI) 7A(DOZ) 7A(OOZ) 7A(OOZ) MA(OOl) 4.7 A (033) M A (001) 4.7 A (003) 4.7A(OOI) 4.7 A (007) 4.7 A (003) TA(OOT) ï A {002) 7 A (002) TA (002) ri (003) 4.7 A (003) 14A(OOI) 4.7 A (003) 1400 1200 - 1000 - 800 - 600 - 400 - 200 - -------------,-------------,---------- I I —,-------------,— ' ,------------------1 A TurbkJite A Foraminiferal nannófossil chalk a S u^6 • Cemented mart dû D Foraminiferal ooze ¦ Diamicron R*2-0.8S3 n 1200 RA2 = 0.980 Qg - y^ Sr (ppm) 800 /o - 400 44.7 ppm ¦>, i . I , 0 C 20 43 60 . ^r 43.2 ppm I ^ . i . i . _i------- - CaO (%) 10 20 30 CaO (%) 40 50 60 4 - 3 - 2 - ¦ ¦ . I t- j ¦»-------(- ------»-------1—----¦-------J-------r— R*2- 0.668 my D foraminiferal ooze ¦ diamicton ¦ * y • cemented marl ¦ ¦ A yf A for. nannoiossil chalk ¦ ¦ •A ? turbid ita m "^V; ¦ - *T^**^w ¦ R*2 - 0.960 ¦ _*--------1 i . i . i . i 10 20 30 40 SO 60 CaO (%) O CVI (O 2 4 r 3H 2 h 1 h [A AA - D loraminìFeral ooze ¦ diamiaon • cemenied mari A Iw. nannof. chalk A tucbkfiie ¦ >^|M •3» ¦ ^,4 • * RA2 = 0.953 <ä...... i _»_i i J 5 10 AJ203 (%) 15 5 W AI203 (%) 5 10 AI203 (%) 5 10 AI203 (%) 0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 K20 (%) 10 20 33 40 50 60 SÌ02 (%) O D) 2 4 6 Fe203 (%) 2 4 6 Fe203 (%) 1.4 1.2 1.0 0.8 0.6 0.4 0.2 diatom ooze O radlolarian ooze ----• argill. pel. sedimenta o er |- red clay O Illite + smectite D 1 oraminiterai ooze a for. nannofossil chalk ¦ diamicton • cemented marl a. turbidite mud Argillaceous 0.0 -1 aver, pelagic sediment 1 2 log Na20 + CaO / K20 n ® o < O to O (oraminileral oo2e ¦ diamicton • cemented mail A lor. nannofosstl chalk A turbidite 100000 ® «--------T " y A o ¦ loraminHeralooze di a m id on 1.0 A A • A A cemented marl for. nannofossil chalk turbidite 0.8 ^ B^ *—^. %)LL 0.6 0.4 m, ^C 0.2 «tì>r~t •• I -^D*" 86 10 Al(%) "• i Faktor 1 Faktor 2 Faktor 3 Faktor 4 Faktor 5 Varianz 56.9 % 19.6% 9.3% 6.4% 7.9% 0 © © © 0 © 0 © 0 © Ka.'bonat Htot f |Htot Mg I |Mn C org I Quarz -f» P04 I Mn I C min H-URI | H-UR Dolomit I SÎ02 I H-URf Ca UR I Sr Quard K-Fsp.| ?j- K-Fsp. I Sr P04 | Na YJS-I ^P [ Kalïii SrOî I ul P. SZ Q. 60 - D foraminiferal ooze ¦ diamicton # cemented marl ¦ [ RA2 = 0.878 40 ¦ ¦ 20 i . i ¦ ' 0.0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 H(%) 120 (U (D w m 80 - 40 - ¦ diamicton D foraminiferal ooze • cemented marl RA2 » 0.953 1.5 Na (%) UR (%) C-min (%) C-org (%) H-tot (%) H-UR (%) ME-68-89 20 60 0 ME-68-89 Si02 <%) 0.6 1.2 Ca (%) Sr (%) Mg (%) Mn (%) 20 0 0.05 0.1 0 1.0 2.0 0 0.1 0.2 J____I____l____I_____I_____1_____1_______!_______1___I_______I 1 93 ME-68-89 Fe (%) K (%) 1.0 2.0 0.1 0.2 0.3 0 J______I -i——l Al (%) P04 (%) Na (%) 0.5 1.0 0.04 0.09 0.2 0.7 1.4 1_____L i_____I_______I_______L ME-69-196 UR (%) O 20 60 C-min (%) 5 10 0 C-org (%) 0.2 0.4 H-tot (%) 0.2 0.4 H-UR (%) 0.4 0.8 ® Ca (%) 10 20 30 Sr (%) 0.05 0.1 Mg (%) 1.0 2.0 0 Mn I 0.05 0.1 ME-69-196 Fe (%) 1.0 2.0 0 K (%) 0.25 Al (%) P04 (%) Na (%) 0 0.5 1.0 0.05 0.10 0.150.2 0.7 Karbonat v~\ Biogenes Karbonat Authigenes Karbonat C min, Ca, Sr, Kalzit Ca, Mg, C min, Dolomit, (-Sr) detr. Silikat Phyllosilikate Feldspäte UR1 H, Fe, K, Al1 Quarz POt1 Si02, (Mg, Ca, Na), Meersalz Na1(K) T Org. Substanz | amorph. Silikat ? Mn-Hydroxide Si02 , (P04) Mn, H. (coatings) C org, H, N ME-68-89 100^ 100 200- 300- 400- 2 J-B C 1 -D -A IO. REE (sample/ctiondrttes) -T------1------1------1------1-----1------T- LaCe Nd SmEuGd Dy Er YbLu 100. 10-, 100-= 10^ -E -F B LaCe Nd SmEuGd Dy Er YbLu 100 _ -G 5a -H 5e ....... 1 ... 1 I . 1 IQ_ LaCe Nd SmEuGd Dy Er YbLu 100-, 10. O LaCe Nd SmEuGd Dy Er YbLu LaCe Nd SmEuGd Dy Er YbLu 100. 10. 100^ 10^ LaCe Nd SmEuGd Dy Er YbLu -i—i—r—r LaCe Nd SmEuGd Dy Er YbLu 100. 10. -J 100^ 1Oi 437 cm H -T------1-----I------1------1------T- LaCe Nd SmEuGd Dy Er YbLu "T—i—i—i—.—r—i—Tii. LaCe Nd SmEuGd Dy Er YbLu 100-, 10^ LaCe Nd SmEuGd Dy Er YbLu REE (sample/N-American shale) La Ce Nd Sm Eu Yb Lu io -5 J 0.5J ~~~ " " 0.1_ J La Ce Nd Sm Eu Yb Lu ME-68-91 100- -A 200 — -B 300 — 400 — 500 — -D -C -E REE (sample/chondrites) REE (sample/N-American shale) 100 - 10, io - 5 J 1 - 0.5- LaCc Nd SmEuGd Dy Er YbLu 0.1. La Cg Nd Sm Eu Yb Lu 100 _ 10 , 10 "! 5 J B 0.5- ........... 0.1 B LaCe Nd SmEuGd Dy Er YbLu La Ce Nd Sm Eu Yb Lu 100, 10, 10 -, 5 0.5 - LaCe Nd SmEuGd Dy Er YbLu 0.1 La Ce Nd Sm Eu Yb Lu 100, 10, 10 -a 5 j 0.5 _ 0.1 LaCe Nd SmEuGd Dy Er YbLu La Ce Nd Sm Eu Yb Lu 100 , io , n LaCe Nd SmEuGd Dy Er YbLu 0.5- 0.1 La Ce Nd Sm Eu Yb Lu 101 546 cm 1000 "=| ì REE (sample/chondriies) 100 — io — 10 -D ¦|c«fflwittdm»l ESturbU« ~ i i i—i—i—i—i—i—i—i—i—i—i—r La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu : REE (sampIe/N-American shale) ® 220 IM f-OfilO DI-FO --------»-On o~~^ — .—_• m • 140 • FO (Hotoeefw) *°» 100 <2|un • TU i ^--------1 120 160 200 Sr(ppm) ~-~ 140 240 280 2-16 »m DI-FO 120 IGO 200 Sf (ppm) ® Hotozän __-«_ 11ky 3 - 4"1 [m 5e 23 ky 35 ky 47 ky 59 ky 87 Sr/86 Sr 0.72 0.73 0.74 0.75 J—i—i—i—i—i cn 87 Sr / 86 Sr S 0.70 0.71 0.72 LLJ 4.5. (m) i • <2\im ¦ 2-16 um CDforaminiferal ooze Gü diamicton ¦ cemented marl E3 lurbìdite K«m Pr*l bri e7Srr36Sf U&S&B2 12> (cm) 2-4 <2 2-16 jun 0.724068 18 34-36 <2 0.735069 i8 2-16 ji/n 0.726437 i7 56-60 <2 0,732130 J8 2-16 Jim 0.72S139117 65-67 <2 0.735457 t 14 2-16 |tm 0.7258111)0 8941 <2 0.740629131 2-16 Jim 0.7290471« 110-112 <2 0.74068311t 2-16 |im 0.725624 114 143-US <2 2-16 um 0.742485110 153-155 <2 2-16 (im 0.742217 IIB 167-169 <2 0.729135 110 2-16 (im 0.722117110 187-189 <2 2-16 (im 0.742102H8 195-197 <2 0.72B791 19 2-16 |im 0.721686111 ME-gs-91 417-419 <2 0.717961 19 2-16 um 0.709899110 8 3 4 87Rb/86Sr<<2|im) © S 0.73 r 0.72 - 0.7» - 0.70 0.71 0.72 0.73 0.74 0.7! 87Sr/86 Sf (<2 tirn) CO CO CO CO 0.75 0.74 0.73 0.72 - 0.71 0.70 O 2-16 Jim 200 \ /'STS^ Hoiôzan ' Foramlniferal ooze \ \ 0.80 Turbidite 0.70 m IMoruonlt Diorit Basalt 1000 _1_ Granii 2000 Ma 400 600 800 K/Ar-Aller (Ma) 1000 1200 E CM V O ö E CD CvJ CO CD O O Ö OJ O O Ö C ¦ \® :C0 N O C ©o\ O X M C O \ u. \ © O O II Mim. A * Q © °\ • ZD H • + . • 2 © Ü % % r = 0.874 E n CVJ ¦ . ¦ . • V OJ O Ol Ö II O U. e -C a C « *> C < E ? ©\ 5 © \o® 3 2 Ü • E " CD OJ LO Ö 1^- CD OJ T- O ö ö LO ö co OJ ö -i LO ¦ ¦<*¦ - co CO CO OO LT OJ OO ö o JS99/JSZ9 0S©'@0 © © &®@> ©© I g i U i 4 II Ir M o X Ol co OO co UJ UGZoisiay co ujnipeisuadoiosi EU o ü = > ' Ü JS99/JSZ9 co CD Ü co N O (O Ol E C Xl S= O O O C forarti diami cerne GII n% .16% .001% 40 Ar stable 18 68.8% 40 Ca stable 20 CS CD < OJ C O ' (D I " S" 1 (Q C (D 1 « ois x> 2 So Ü O C (D s~. _o _ O X) N — O 3 It (D E (D CO (U -O C (D j= o W C ca X) re o < X) C CU (D JD C o .2 II 5 CL 0 CL 01 11 §< S^ s« .°. ^ O rt fis. CO. 50°- 40°- ---------Chlorit (%) W 60 N 60e ¦50° -40° © r fsTAmerika Q fora m in iterai ooze ¦ diamicton • cemented marl A turbidrte mud O foramîniferal nannofossil chalk Smektit (%) D. w Ii. + Q en ta CL 40 30 20 10 Kern ME-68-89 10 RA2 - 0.588 • • 20 Quarz (%) 30 40 C 2 a». JI -. ADW + i* -1 ._, .. ... ¦ —____V. __ .---....., .___ v) IRD r U U r V- «-J TZ C CD (0 El < =2 + co rt s ï: S -j ~j -j «| -I -i »j -J % -Il co CD • ^- III III - I......lkul*;^^H__*-------Jlllll.l*.^ ¦» E ME-68-89 WBMKOeten (Tt) K.U* S« (ppm) / o too o mo ° *° °-' H-UR (%) Quin (K Foramlnlferal ooze Holozän cemented mart 11 ky Pleistozän dlamlclon FeinkcYnfge. dichte karbonatische Matrix, verfestigt, selten Foramfnrferen. dropstones (Quarz, Feldspate. Amphibole), wenig Phyllosilikate cemented mari dlamlcton Foraminrferen. Phyflosflikate, dropstones, tonlge Matrix, nicht verfestigt mmM ^-V'--'©*:**:*« Dichte Matrix mit neugebildeten rhomboedrischen Dotami (kristallen 12 3 4 mm © © ® INTERGLAZIAL (Foraminiferal ooze) ® Grönland Island Windtransport N'Amerika. ROck-n , & GLAZIAL (diamicton) ® Grönland Island Windtransport N'Amerika, wanc^Fvow- Faroer Buckel , & Neubildung Kalzit u. Dolomit GLAZIAL (Cemented marl) Legende zu den Kernbeschreibungen Sedimenttvpen Foraminiferal ooze (FO) i Foraminiferal nannofossil chalk (FNC) Diamicton (Dl) Cemented marl (CM) •ÇHBKHF ftftftftft* ^¾¾¾*1 Turbidite (TU) Bioturbationsarad und IRD-Gehalt gering D- ¦ ho Sedimentstrukturen scharfe flache Grenze p» & \ erosive Grenze verwühlte Grenze Schrägschichtung Raserschichtung parallele Lamination gestörte Schichtung Verform u ngswühlgefüge Rutschungsstrukturen Drucklösung ® O O O O C4 5 e» E N O -, W O S3 o °> 00 *" - o o CE " « o 55 U a ê le II O '« O O sauoisdoiQ uojieqjrnoia »l6o|(K|in O - S "> -g o « t§8 -Jf ï s sili Sg |S E * « « £ « ? ¦a 5 «5 a^- S S « io • ¦s •*» -s = « « 5-S Z ri .«• etili HiI '-.Hg ti .y - !"• « £ Çe c » 2SXE S iS «3 i§ T—r ì > ì Ì > ì } Ì } -* *ò" 8 ï—r > T—_j—,—p E O O O CO S I ? U um Ili!!! "15 il f tifi \ JC U I R li CC 1CC s '5 DC e i II ¦ce ¦ JLi MUO)SdO JQ CM O *- t noO o o>_ o UOJ JEq JIlIOJQ - - a CO ai ci o to « 3 S« N *"E E 5£zx uBjnpfruts •iuaui|p»s l> 1 1 »j a|6o|omn E U S to O 3 -O. « C U a C= 2 E O « 'S O d> ta O ö ¦ D) " .£ O S ¦D C ¦ O © ?|S CC CC ?|S 13 iSiS |i GC OC CC f3|3 il S il CSUOtSdOJQ cn E N O O) 7> PJ m Z Q) K r [M « a 5 uo|jcqjn»o|a uun P)IUiS -tuaujjpas V > "J •iSoioqin T------r O a N 5 _fe Ü at o> GO A UJZ UJ U> a: cm R*- Eo »m ° S ** 5 « .. « O O 52!»: SSUO(SdOJQ uo]ieqjnjo|a uajn Pimi* -iuaui|p»s 8]Sotoqjn III III III S I 3 fi -ft SI» Sill o *2 o ^ S » « ? s â .s g •> S •> s> •» "5 5 S ? * a -als = ä-s™ E cd JS F ^c SI1Mi r» = U. Ql- Is l'.S ~ c: Ç» I- £ * "¦DES ill £-| ¦s Sf If! cap 61 tu tin aïs* ifil il fìlli iliiîi fe 5 is is T r ^—i—i—i------r 19 Q. ilfîsg HiUi II* .. 5 « e * c; i OcU- -i e; co 2 J2« i «> S s T------r E u O io O) O O CO O CS V O) CO T- O Oz UJ ^t ŒCM R*- a E Œ o *- t: . o O u 2 — o co « S m « £ goïï 5 o o ? sauoisdojQ uonitqjniotg uunpiru)« -juBUJipas a|tk>|Mjin CC CC 3 U a N 5 ri O) O CO 0 co« Ul U) CC CM 85 te =3 -i ? S2£ on, slltjg , sandig, schwach gè ForamInIferen, 406-408 cm: Basalt, verwOhlt O r.^m 3 O.C Beschreib 400-437 cm karbonatisch viele dropsto * S £ ce a U. > O sauotsdoja UOjiecuntotg uajnpimts 1 -lU3UI|p»S a)6ofoiiin .....T 7—"T-I ? JÉ U Ss ï >* CÏCT. 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101-103 17.0 18.7 12.1 0.7 2.9 12.4 53.2 110-112 21.7 15.6 26.3 0.6 1.4 8.5 47.6 115-117 60.6 14.7 58.4 0.4 1.7 2.2 22.6 121-123 75.4 3.7 73.7 0.4 0.3 2.1 19.8 128-130 73.5 4.1 73.5 1.3 0.5 1.5 19.1 136-138 87.7 0.9 90.3 0.0 0.6 0.9 7.3 147-149 84.6 4.5 86.5 0.0 0.3 1.6 7.1 157-159 85.3 3.7 87.2 0.0 0.1 0.9 8.1 167-169 75.7 4.6 78.6 0.2 1.4 1.2 14.0 176-178 41.8 21.0 36.6 1.5 2.8 6.0 32.1 182-184 28.6 18.7 27.1 0.3 1.1 9.0 43.8 192-194 30.7 20.4 30.7 2.7 0.9 6.3 39.0 203-205 22.7 22.9 19.4 1.0 1.0 5.3 50.4 212-214 12.3 24.4 6.7 0.4 1.5 6.6 58.4 222-224 23.9 21.6 18.1 2.0 1.3 8.3 48.7 232-234 26.8 16.0 23.9 1.0 10.3 4.9 43.9 240-242 38.2 12.8 35.0 0.2 0.8 5.6 45.4 243-245 46.6 12.9 40.6 0.3 0.7 8.5 37.0 248-250 63.6 12.2 61.9 0.5 0.3 4.1 21.0 256-256 52.4 10.8 48.2 0.8 1.2 5.2 33.6 265-267 6.9 25.4 7.0 0.3 1.9 11.2 54.2 277-279 3.4 27.5 2.7 0.5 9.9 16.6 42.8 286-286 12.5 22.9 7.3 0.5 4.3 5.5 59.5 292-294 65.6 7.8 67.5 0.2 0.9 6.5 17.1 302-304 79.8 1.6 76.3 0.1 0.9 2.9 18.2 311-313 76.1 3.8 70.3 0.0 0.4 1.7 23.8 315-317 73.2 6.2 69.6 0.0 0.1 3.7 20.4 325-327 16.4 20.3 14.4 0.4 0.8 7.9 56.2 336-338 55.2 14.9 51.8 0.1 0.7 8.1 24.4 343-345 76.1 4.4 79.1 0.0 0.1 2.1 14.3 352-354 82.6 1.5 82.6 0.0 0.3 1.5 14.1 361-363 59.3 8.9 59.7 0.2 0.2 6.3 24.7 368-370 17.0 17.9 10.5 0.1 15.3 14.0 42.2 378-380 20.7 17.7 21.0 0.2 1.2 8.5 51.4 388-390 33.7 11.8 33.4 0.2 1.1 4.4 49.1 398-400 62.6 4.4 60.2 0.1 1.7 6.3 27.3 405-407 77.7 3.6 67.7 0.0 1.6 0.0 27.1 415-417 89.1 2.3 84.1 0.3 0.1 0.9 12.3 422-424 89.8 0.0 87.8 0.0 0.1 0.3 11.8 431-434 80.4 3.3 73.4 0.0 0.1 0.2 23.0 440-442 60.9 9.7 58.6 0.0 0.2 3.4 28.1 451-453 47.0 15.6 50.6 2.1 0.0 9.3 22.4 460-462 38.0 16.3 38.6 0.5 0.8 13.9 29.9 469-471 59.7 14.7 56.1 0.1 0.8 2.5 25.8 475-477 89.6 0.9 87.0 0.0 0.0 0.3 11.8 464-486 86.8 1.4 84.9 0.0 0.0 0.3 13.4 491-494 72.1 5.2 71.9 0.1 0.0 1.5 21.3 496-498 37.4 14.0 31.1 0.3 1.9 9.4 43.3 503-505 65.5 9.8 67.0 0.1 0.2 4.6 18.3 511-513 76.2 5.1 73.5 0.0 0.6 1.8 19.0 521-523 82.9 2.5 86.8 0.1 0.0 0.9 9.7 531-533 82.4 1.8 85.8 0.0 0.2 0.6 11.6 541-543 67.4 5.6 71.6 0.0 0.2 1.5 21.1 551-553 72.3 5.8 75.4 0.8 0.9 1.5 15.6 557-559 64.7 8.5 69.0 0.0 1.1 2.1 19.3 564-566 82.0 2.3 82.3 0.0 0.5 1.5 13.4 572-574 86.6 1.2 90.1 0.0 0.0 1.0 7.7 581-583 85.3 1.4 86.6 0.0 1.0 3.1 7.9 591-593 70.3 6.5 67.1 0.0 0.2 4.9 21.3 596-598 44.9 11.4 47.3 0.2 8.8 5.0 27.3 602-604 42.0 19.4 41.2 0.0 0.9 6.8 31.7 Tab. 13: Mineralprozente (Röntgendiffradiometrie) und Karbonatgehalt (Scheibler-Kalzimeter), Kern PO-08-23 Probe Karbonat- Quarz Kalzit Dolomit K-Fsldspat Plagloklas Phyllo- (cm) gehalt (%) (%) (¾) <%) <%) (%) sllikate (%) 612-614 65.1 10.3 65.0 0.3 0.5 4.6 19.3 619-621 85.4 1.0 85.7 0.0 0.1 0.6 12.6 629-631 82.3 1.9 34.6 0.0 0.0 0.7 12.6 636-638 86.0 0.9 90.5 0.0 0.5 1.0 7.1 642-644 90.1 1.5 85.0 0.0 0.0 0.6 12.9 64*651 77.3 3.7 79.1 0.0 0.0 2.4 14.8 654-656 72.8 6.0 63.2 o.c 0.4 8.8 21.6 661-663 87.0 1.2 83.3 0.0 0.1 0.9 14.5 671-673 83.3 0.6 90.0 0.0 0.0 0.3 9.1 661-683 82.9 0.3 66.6 0.0 0.5 0.6 10.0 691-693 81.4 0.5 88.5 0.0 0.5 0.7 9.8 701-703 83.1 3.1 80.1 0.0 0.0 0.0 16.8 711-713 84.1 0.7 86.9 0.0 0.0 0.0 12.4 721-723 82.7 1.0 87.4 0.0 1.0 0.3 10.3 731-733 77.5 3.1 60.1 0.0 0.5 0.4 15.9 741-743 77.7 2.3 82.2 0.0 0.0 0.6 14.9 748-750 76.9 3.7 76.1 0.0 2.4 2.5 15.3 753-755 88.3 0.7 92.1 0.0 0.5 1.3 5.4 763-765 90.2 0.4 90.6 0.0 1.0 0.3 7.5 773-775 83.0 0.7 90.6 0.0 0.5 0.3 7.9 783-785 81.8 2.7 68.7 0.0 0.5 1.0 7.1 790-792 73.4 2.4 87.6 0.0 0.0 1.3 8.7 796-798 66.3 4.9 73.3 0.0 6.7 2.5 12.6 802-804 85.3 1.7 89.6 0.0 0.5 0.3 7.9 812-814 84.7 0.5 93.8 0.0 1.0 0.0 4.7 822-824 86.1 0.8 93.5 0.0 1.5 0.7 3.5 831-834 82.4 1.2 91.3 0.0 0.2 1.3 6.0 842-844 87.1 1.8 912. 0.0 0.1 1.6 5.3 648-650 88.1 1.1 90.2 0.0 0.5 0.0 8.2 855-857 82.4 2.7 87.3 0.0 0.0 0.3 9.7 861-863 92.0 0.3 94.5 0.0 1.0 0.7 3.5 870-872 92.4 0.2 95.4 0.0 1.0 0.0 3.4 878-680 92.6 0.3 93.7 0.0 0.0 0.3 5.7 888-690 67.1 0.1 94.0 0.0 0.0 0.0 5.9 895-897 0.2 96.1 0.0 0.5 0.0 3.2 698-900 85.3 0.3 94.6 0.0 1.0 0.0 4.1 908-910 83.6 0.3 95.9 0.0 0.5 0.0 3.3 918-920 86.9 922-924 0.1 97.0 0.2 0.5 0.3 1.9 928-930 87,3 0.3 93.3 0.0 0.5 0.0 5.9 938-940 91.4 0.2 94.6 0.0 1.0 0.0 4.0 948-950 95.4 0.5 97.2 0.0 1.0 0.0 1.3 952-954 0.4 93.7 0.0 0.5 0.0 5.4 955-957 97.9 0.2 93.2 0.0 1.0 0.3 5.3 Tab. 14: Mineralprozente (Röntgenditfraktometrie) und Karbonatgehalt (Scheibler-Kalzimeter), Kern ME-68-89 Probe Karbonat- Quarz KaIzH Dolomit K-Fefdspat Plagloklas Phyllo- (cm) gehalt (%) (%) (%) <%> (%> (%) sfllkate (%) 0-2 1.6 84.5 0.0 0.9 1.2 11.8 1-3 79.9 4.1 77.5 0.5 0.5 1.4 16.0 10-12 73.2 2.6 74.1 0.8 0.9 1.8 19.8 19-21 61.3 13.8 56.5 2.6 0.8 6.1 20.2 25-27 49.0 14.0 45.9 3.6 1.8 6.6 27.9 34-36 42.0 30.1 33.6 13.0 5.1 9.3 8.9 40-42 16.5 26.9 17.1 1.4 4.0 8.3 42.3 50-52 27.0 16.3 35.6 1.7 2.1 5.5 38.6 59-61 27.2 21.0 26.9 4.6 3.6 6.3 37.6 64-66 37.0 28.3 22.8 10.3 4.0 15.1 19.5 67-69 20.6 26.1 13.3 3.1 7.5 29.4 71-73 46.8 19.0 29.7 12.5 8.8 10.9 19.1 76-78 24.6 14.3 19.5 1.5 3.4 6.6 54.7 67-89 21.5 20.9 18.0 1.6 3.4 5.2 50.9 98-100 9.1 20.6 3.7 2.0 3.9 8.2 61 £ 99-101 19.9 3.1 1.9 3.5 10.0 61.6 108-110 6.3 21.6 7.5 1.8 4.1 12.9 52.1 118-120 16.1 23.9 18.2 0.7 3.6 6.4 47.2 128-130 23.6 18.3 24.9 0.8 10.2 7.5 38.3 138-140 27.0 22.6 27.6 2.8 6.8 12.0 26.2 146-148 34.6 25.6 17.9 7.4 11.2 21.4 16.5 156-158 35.0 18.1 20.6 10.8 8.6 14.1 27.8 164-166 33.6 16.6 31.5 1.3 3.9 2.7 44.0 176-178 41.4 19.5 41.9 2.3 1.9 10.8 23.6 187-189 32.0 18.2 23.1 62 9.7 15.8 27.0 198-200 58.0 10.2 58.9 0.2 1.6 2.6 26.3 206-208 36.2 13.3 35.2 3.0 2.4 6.7 39.4 215-217 24.8 18.7 23.9 0.3 4.9 5.9 46.3 Tab. 14; Mineralprozente (Ròntgendiffraktometrie) und Karbonatgehalt (Scheibler-KaIzimeter), Kern ME-68-89 Probe Karbonat- Quarz Kalzit Dolomit K-Feldspal Plagloklas Phyllo- (cm) gehalt (%) <%) (%) (%) <%> (%) sllikate (%> 222-224 9.0 20.5 12.4 1.4 4.2 6.3 55.2 235-237 27.1 16.6 28.5 1.1 2.U . .^8.3 43.4 246-248 57.5 6.4 61'4 0.9 0.8 *3.7 26.8 256-258 79.6 2.0 81.5 0.1 0.4 1.2 14.8 268-270 70.7 5.8 71.0 0.8 0.7 3.5 18.2 279-281 80.2 2.3 87.0 0.0 0.3 0.3 10.1 289-291 82.0 1.2 87.5 0.0 0.0 0.3 11.0 291-293 0.0 85.6 0.0 0.0 0.0 14.4 298-300 1.9 85.6 0.0 0.3 0.6 11.6 304-306 72.9 3.4 79.1 0.0 0.0 2.1 15.4 310-312 72.7 1.7 82.1 0.4 0.5 2.7 12.6 319-321 79.8 0.7 80.5 0.0 0.2 0.0 18.6 329-331 85.0 1.4 85.0 0.0 0.1 1.8 11.7 332-334 83.0 1.5 82.8 0.0 0.3 0.6 14.8 345-347 59.6 7.7 60.3 0.5 0.8 3.9 26.8 358-360 25.7 19.1 19.9 0.0 4.3 13.6 42.9 362-364 31.1 17.2 27.6 0.7 0.7 4.0 49.8 372-374 34.3 22.9 32.4 0.6 3.3 2.9 37.9 382-384 19.6 19.2 23.5 0.7 9.7 5.9 41.0 393-395 19.8 18.5 18.3 1.1 7.5 7.1 47.5 403-405 17.2 18.5 15.9 2.0 3.8 12.1 47.7 411-413 11.9 26.5 9.5 1.4 4.2 5.8 52.6 419-421 8.1 22.8 8.1 22 8.1 7.0 51.8 429-431 17.6 17.4 15.5 2.5 10.1 5.5 49.0 Tab. 15: Mineratprozente (Röntgendiffraktometrie) und Karbonatgehalt (Scheibler-Kalzimeter), Kern ME-68-91 Probe Karbonat- Quarz Kalzit Dolomit K-Feldspat Plagloklas Phyllo- (cm) gehalt (%) (%) (%) <%> (%> (%) sllikatet» 0-2 74.9 1.2 83.2 0.0 0.3 1.5 13.8 8-10 71.9 2.1 74.9 0.0 0.6 1.7 20.7 15-17 70.8 2.2 60.0 0.1 0.6 1.4 35.7 22-24 49.7 4.1 40.5 0.6 1.0 3.4 50.4 27-29 23.8 5.9 23.8 0.8 1.8 6.1 61.6 30-32 56.1 8.4 53.0 0.6 1.2 2.4 34.4 40-42 50.7 12.9 43.3 4.0 0.8 1.0 38.0 48-50 40.0 20.4 24.6 8.3 4.7 13.5 28.5 51-53 18.7 25.8 10.6 6.5 11.2 27.2 55-57 22.6 20.4 15.5 2.8 2.1 6.9 52.3 67-69 14.7 10.4 14.8 0.9 2.0 4.0 67.9 79-81 28.2 15.3 20.6 1.8 0.9 3.2 58.2 91-93 24.6 19.2 23.5 6.8 1.9 10.6 38.0 99-101 43.5 19.7 21.7 9.5 4.4 17.0 27.7 101-103 13.3 27.7 13.3 3.8 26.9 15.0 106-108 20.8 11.0 12.8 0.3 2.3 18.2 55.4 117-119 19.4 13.8 16.9 0.4 0.9 4.2 63.8 131-133 12.9 22.4 8.5 0.2 2.2 9.6 57.1 142-144 4.6 19.9 2.7 0.2 2.2 4.7 70.3 153-155 15.6 18.6 12.7 0.8 1.1 5.7 61.1 163-165 15.0 17.7 16.0 0.4 1.0 7.1 57.fi 173-175 12.3 9.5 13.6 0.3 1.5 11.1 64.0 183-185 3.5 5.7 7.3 0.1 1.1 7.7 78.1 190-192 7.1 4.5 9.6 0.1 1.2 6.7 77.9 196-198 10.2 3.5 10.1 0.3 1.2 6.7 78.2 201-203 13.3 8.3 11.8 0.4 0.9 9.0 69.6 204-206 21.1 19.2 21.0 0.0 2.5 6.8 50.5 214-216 29.5 16.1 25.3 0.3 1.7 7.7 48.9 222-224 40.7 9.5 36.3 0.1 0.8 3.2 50.1 234-236 26.2 14.7 21.0 0.3 1.9 11.8 50.3 244-246 29.5 17.7 20.4 8.3 2.3 14.5 36.8 253-255 34.1 17.3 20.3 5.4 8.2 16.9 31.9 262-264 29.3 15.9 28.5 0.4 2.0 6.2 47.0 272-274 33.5 11.6 31.0 0.2 1.8 4.9 50.5 282-284 31.6 13.1 25.6 0.4 2.1 3.9 54.9 292-294 35.1 8.2 27.2 0.3 0.8 4.8 58.7 300-302 53.3 9.0 48.9 0.9 0.9 3.7 36.6 310-312 36.5 10.5 31.3 0.7 0.8 2.5 54.2 320-322 20.1 10.6 16.3 1.4 2.1 5.2 64.4 330-332 22.8 9.8 18.3 0.3 0.9 4.6 66.1 340-342 22.6 13.6 18.6 0.6 1.0 7.1 59.1 350-352 22.4 16.8 22.3 0.2 0.8 6.9 53.0 360-362 21.4 18.3 19.0 0.2 1.1 5.3 56.1 370-372 18.5 18.5 17.9 0.8 1.9 7.8 53.1 376-378 15.6 23.6 11.1 0.4 2.0 9.3 53.6 391-393 14.7 19.7 11.4 1.2 1.2 7.6 58.9 Tab. 15: Mineratprozente (Röntgendiffraktometrie) und Karbonatgehall (Scheibler-Kalzimeter), Kern ME-68-91 Probe Karbonat- Quarz Katen Dolomit K-Fetdspat Plagloktas Phyllo- (cm) gehalt (%) (%) <%) {%) (%) (%) slllkato (%} 401-403 18.7 13.6 15.3 1.3 2.4 7.8 59.6 414-416 8.2 6.6 6.8 0.1 1.3 7.6 77.6 424-426 10.5 3.5 8.2 0.4 1.4 5.7 80.8 436-438 10.3 4.8 9.9 0.3 0.9 7.6 76.5 448-450 47.7 11.3 41.0 0.1 1.1 3.1 43.4 454-456 16.3 18.3 12.6 1.6 1.4 12.2 53.9 461-463 45.5 10.2 37.0 0.1 0.5 SO 44.2 472-474 40.9 8.3 37.0 0.1 0.8 3.5 50.3 483-485 63.3 4.2 63.4 0.2 0.9 0.9 30.4 499-501 43.8 6.6 38.1 0.6 0.5 5.8 46.2 509-511 25.6 14.3 25.6 0.2 0.7 4.1 55.1 518-520 39.7 12.9 22.5 0.1 1.0 3.5 60.0 528-530 20.0 9.0 34.9 0.3 0.8 4.3 50.7 537-539 37.7 8.7 20.6 0.8 0.6 6.5 62.8 543-545 35.5 5.9 33.0 0.4 0.6 2.5 57.6 Tab. 16: Mineralprozente (Röntgendiffraktometrie) und Karbonatgehalt (Scheibler-Kalzimeter), Kern ME-69-196 Probe Karbartat- Quarz Kalzit Dolomit K-Foldspat Plagtoklas Phyllo- (cm) gehatt (%) <%) (%) (%) (%) (%) sllikate <%) 0-2 81.0 2.9 87.2 0.5 0.5 1.4 7.5 2-4 1.9 85.3 1.1 0.8 1.5 9.4 a-io 77.1 3.6 84.1 1.0 0.9 1.4 9.0 10-12 3.2 80.2 0.9 1.2 1.8 12.7 19-21 36.0 26.9 27.8 10.7 2.5 10.9 21.2 22-24 41.9 23.1 26.4 13.1 3.1 9.6 24.7 25-27 23.1 18.7 19.1 8.7 7.8 12 38.5 28-30 20.9 27.7 1.3 1.3 5.8 43.0 30-32 34.2 31.1 2S.9 6.6 22 13.3 20.7 38-40 12.4 30.3 2.9 1.4 10.6 42.4 40-42 33.5 19.4 28.7 3.8 2.0 6.6 39.5 48-50 18.5 29.3 9.1 0.4 12.6 30.1 50-52 41.2 17.7 33.3 11.6 4.1 16.2 17.1 52-54 17.4 25.3 9.0 7.4 9.6 31.3 60-62 20.8 22.7 0.9 1.3 2.8 51.5 62-64 15.0 15.6 14.2 0.7 0.4 7.0 62.1 70-72 24.7 4.4 0.5 1.4 9.8 59.2 72-74 4.6 21.2 4.2 0.1 2.1 10.5 61.9 84-86 22.1 21.8 0.2 0.9 8.7 46.3 86-88 26.1 19.7 29.7 02 2.6 9.4 38.4 100-102 30.6 22.5 23.3 11.2 3.8 11.4 27.8 102-104 15.8 18.6 9.5 3.9 16.7 35.5 108-110 33.1 19.7 24.7 10.5 5.4 14.5 25.2 110-112 17.7 22.1 10.3 5.6 19.2 25.1 118-120 21.0 31.9 1.0 4.2 5.6 36.3 120-122 41.6 16.5 40.0 0.7 0.8 6.9 35.1 126-128 37.8 17.2 '32.4 3.8 1.5 6.1 39.0 128-130 16.2 29.6 3.7 0.7 5.8 44.0 133-135 28.5 15.6 14.9 8.2 10.3 12.9 38.1 134-136 17.0 17.1 7.5 7.8 18.4 32.2 140-142 9.5 69.5 0.4 0.2 2.5 17.9 142-144 58.4 9.1 64.5 0.5 3.7 1.8 20.4 150-152 18.7 36.9 0.5 0.7 14.2 27.0 152-154 36.9 17.0 33.1 0.0 0.8 7.5 41.6 160-162 20.6 15.7 0.4 0.4 7.0 55.9 162-164 16.6 19.3 15.5 0.5 0.5 8.7 55.5 171-173 48.9 14.3 44.2 1.2 0.3 2.4 37.6 173-175 11.4 55.0 2.3 0.1 1.9 29.3 183-165 2.2 83.7 0.2 0.1 1.2 12.6 185-187 64.4 0.9 89.3 0.0 0.5 0.3 9.0 194-196 3.4 83.5 0.7 0.6 1.8 10.0 196-198 76.4 7.3 78.0 1.3 0.4 1.9 11.1 207-209 4.3 80.4 0.2 0.1 1.5 13.5 209-211 80.2 0.8 86.3 0.0 0.5 0.4 12.0 216-218 2.3 91.8 0.2 0.6 1.2 3.9 218-220 88.0 1.0 90.3 0.0 0.5 1.0 12 228-230 1.2 92.3 o.n 0.3 0.8 5.4 230-232 79.6 3.6 74.8 0.3 0.8 1.1 19.4 238-240 1.6 92.9 0.0 0.1 0.2 5.2 240-242 82.0 1.7 92.1 0.0 0.2 0.3 5.7 250-252 2.4 92.5 0.0 0.0 0.0 5.1 252-254 76.6 1.7 92.0 0.0 1.2 1.4 3.7 260-262 8.0 65.1 3.6 0.8 3.1 19.4 262-264 44.3 14.6 51.7 1.7 1.0 3.2 27.8 269-271 23.1 23.4 0.5 1.1 8.1 43.8 271-273 27.3 22.2 30.6 0.7 1.4 9.6 35.5 283-285 20.1 22.1 0.4 0.9 8.3 48.2 285-287 26.7 18.1 29.2 0.9 1.3 7.9 42.6 Tab. 16: Mineralprozente (Röntgendiffraktometrie) und Karbonatgehalt {Scheibler-Kalzimeter), Kern ME-69-196 Probe Karbonat- Quarz Kalzit Oolomll K-Feldspat Plagloklas Phyllo- (cm gehalt (%} (%) (%) (%> (%) (%) sflfkate (%) 294-296 21.9 8.2. 1.1 1.7 5.7 61.4 295-298 12.4 19.6 JJ 0.8 1.2 10,1 60.6 303-305 14.0 18.7 15:3 1.3 1.2 &£?.5 54.0 306-308 19.5 20.3 0.7 1.1 6.4 52.0 311-313 26.8 15.3 28.8 1.3 1.4 6.0 47.2 321-323 17.4 25.6 0.9 1.0 5.2 49.9 323-325 39.2 14.0 41.9 0.5 0.8 5.3 37.5 332-334 3.2 80.2 0.9 0.0 1.8 13.9 334-336 51.0 8.3 58.5 0.3 0.3 5.8 26.8 345-347 2.2 27.8 2.9 0.1 2.1 14.1 53.0 362-364 64.5 6.0 75.7 0.0 0.0 3.6 14.7 374-376 65.1 4.1 71.7 0.0 0.0 2.3 21.9 383-390 15.6 18.2 13.4 0.1 2.3 8.6 57.4 394-396 51.6 9.4 55.6 0.4 1.7 3.0 29.9 410-412 79.2 1.0 91.4 0.0 0.1 0.4 7.1 419-421 72.0 3.3 84.1 0.0 0.0 2.4 10.2 432-434 23.4 13.8 27.6 0.3 1.2 5.5 51.6 446-448 78.3 3.6 87.0 0.0 0.3 1.4 7.7 451-453 78.5 10.2 85.4 0.0 0.2 1.7 2.5 461 -463 41.2 13.5 45.1 0.0 0.8 0.0 40.6 471-473 80.1 2.6 90.2 0.0 0.0 2.1 5.1 481-483 64.3 6.4 73.3 0.0 0.1 2.9 17.3 492-494 86.4 1.2 92.3 0.0 0.0 0.7 5.8 505-507 88.2 1.3 89.2 0.0 0.5 0.3 8.7 517-519 84.9 0.7 90.8 0.0 0.0 0.4 8.1 530-532 90.3 0.7 93.6 0.0 0.0 0.7 5.0 542-544 87.9 0.6 69.9 0.0 0.0 0.7 8.8 552-554 0.9 91.7 0.0 0.1 1.8 5.5 553-555 88.3 0.8 92.6 0.0 0.0 0.7 5.9 566-566 84.5 2.1 86.6 0.0 0.0 1.4 9.7 577-579 77.4 2.3 86.3 0.0 0.2 0.7 8.5 587-589 73.5 3.7 84.4 0.0 0.0 1.0 10.9 595-597 84.8 1.1 93.5 0.0 0.0 0.7 4.7 609-611 88.5 0.7 94.7 0.0 0.0 0.4 4.2 620-622 86.5 0.6 95.1 0.0 0.0 0.0 4.3 631-633 79.0 4.9 91.2 0.0 0.1 0.4 3.4 641-643 74.2 3.1 83.1 0.0 0.2 0.9 12.7 653-655 83.6 1.4 92.8 0.0 0.0 0.8 5.0 664-666 87.6 0.4 94.8 0.0 0.0 0.0 4.8 676-678 68.6 0.5 93.6 0.0 0.0 0.0 5.9 689-691 82.8 1.8 80.0 0.0 0.1 1.4 16.7 695-697 87.3 0.9 90.9 0.0 0.4 0.8 7.0 710-712 89.5 0.8 92.1 0.0 0.0 0.4 6.7 726-728 60.5 2.2 86.9 0.0 0.2 0.4 10.3 736-738 68.1 0.5 91.8 0.0 0.0 0.4 7.3 743-745 88.8 0.4 92.0 0.0 0.0 0.0 7.6 755-757 87.1 0.6 93.6 0.0 0.0 0.0 5.8 768-770 88.9 0.2 94.5 0.0 0.0 0.0 5.3 781-783 89.1 0.4 92.0 0.0 0.0 0.0 7.6 793-795 89.5 0.3 96.1 0.0 0.0 0.8 2.8 806-808 88.5 0.1 93.2 0.0 0.0 0.0 6.7 818-820 87.7 0.4 93.4 0.0 0.0 0.4 5.8 831-833 91.5 0.8 94.8 0.0 0.0 0.8 3.6 842-844 91.0 0.2 92.7 0.0 0.0 0.0 7.1 853-855 86.4 0.4 91.6 0.0 0.0 0.0 7.8 863-865 88.9 0.1 93.1 0.0 0.0 0.0 6.8 873-875 88.0 0.3 95.2 0.0 0.0 0.0 4.5 875-877 0.6 94.6 0.0 0.0 0.0 4.8 885-887 69.0 0.2 91.9 0.0 0.0 0.0 7.9 898-900 88.6 0.3 87.3 0.0 0.0 0.0 12.4 Tab. 17: Mineralprozente (Röntgendiffraktometrie) und Karbonatgehalt (Scheibler-Kalzimeter), Kern M6-7A-244/1 Probe Karbonat- Quarz KaIzII Dolomit K-Feldspat Plagloklas Phyllo- (cm) gehalt <%> <%) <%) (%) (%) (%) sillkate (%) 0-2 86.7 1.5 89.5 0.0 0.0 0.0 9.0 5-7 82.8 2.7 86.0 0.2 0.4 0.5 10.2 10-12 50.1 11.9 42.5 5.0 1.7 1.9 37.0 13-15 47.0 17.4 27.7 10.4 3.4 7.3 33.8 16-18 28.8 25.1 21.3 1.8 1.8 5.1 44.9 22-24 34.2 13.7 27.0 4.5 2.1 8.4 44.3 26-28 42.4 12.2 27.9 9.6 1.9 17.3 31.1 30-32 28.0 12.7 19.6 0.6 1.2 5.6 60.3 39-41 9.7 28.1 4.0 0.7 5.2 7.3 54.7 45-47 19.4 20.3 14.8 0.9 2.0 6.2 55.8 49-51 28.5 16.5 21.7 0.4 2.3 20.5 38.6 54-56 29.9 13.7 29.6 0.8 1.7 4.8 49.4 Tab. 17: Mineralprozente (Röntgendiffraklometrie) und Karbonatgehalt (Scheibler-Kalzimeter), Kern M6-7A-244/1 Probe Karbonat- Quarz Katztt Dolomit K-Feldspat Plagloklas Phyllo- (cm) gehalt (%) (%) (X) (%) (%) (%) slllkate (%) 59-61 31.0 24.0 19.2 9.7 2.5 17.3 27.3 62-64 32.2 13.9 22.8 9.5 3.4 19.4 31.0 65-67 32.8 18.7 21.9 7.9 3.2 18.9 29.4 66-70 29.2 20.9 29.2 0.3 1.7 5.1 42.8 76-78 21.6 14.9 42.6 0.7 1.9 5.3 34.6 63-85 36.5 11.8 33.8 2.7 1.8 11.4 38.5 69-91 27.5 27.3 14.9 3.8 4.6 18.8 30.6 95-97 56.9 7.2 58.5 0.6 0.3 6.6 26.8 104-106 57.2 67 58.8 0.9 0.3 5.3 28.0 113-1 .5 36.9 28.7 36.1 0.1 1.2 3.6 30,3 122-124 34.0 12.7 34.0 0.4 1.1 3.5 48.3 128-130 15.9 19.2 9.0 0.2 4.2 7.8 59.6 137-139 17.5 15.2 16.1 0.9 2.0 12.0 53.8 146-148 30.4 15.3 32.6 0.6 5.2 11.1 35.2 154-156 51.5 19.2 57.0 0.6 0.8 7.9 145 160-162 68.8 5.5 71.1 0.2 0.2 2.9 20.1 166-168 76.7 3.9 82.4 0.6 0.3 1.4 11.4 172-174 88.0 1.0 93.9 0.0 0.0 0.4 4.7 180-182 85.4 1.0 90.4 0.4 0.0 0.9 7.3 186-188 80.0 8.6 80.7 0.1 0.8 0.3 9.5 191-193 72.0 3.5 74.8 1.9 1.0 2.1 16.7 197-199 85.0 2.3 90.1 0.4 2.8 1.1 3.3 205-207 90.4 0.8 92.1 0.0 0.1 0.0 7.0 214-216 83.8 1.1 88.7 0.0 0.7 0.3 9.2 225-227 89.2 1.1 94.7 0.0 0.0 0.0 4.2 235-237 80.2 2.6 83.8 0.1 .0.4 1.7 11.4 245-247 79.5 3.0 61.8 0.0 3,5 0.7 11.0 253-255 86.1 2.3 91.2 0.0 0.3 0.0 6.2 263-265 82.5 1.2 93.0 0.0 0.6 0.6 4.6 273-275 63.8 2.7 92.5 0.0 0.0 0.5 4.3 283-285 86.0 1.2 92.0 0.0 0.0 0.7 6.1 293-295 73.2 4.2 77.2 0.2 0.8 1.7 15.9 303-305 41.8 22.6 39.1 3.8 2.6 5.1 26.8 309-311 25.0 19.1 19.3 0.6 2.5 12.3 46.2 319-321 37.6 11.6 33.7 0.3 1.3 6.6 46.5 329-331 25.7 11.8 28.5 0.6 1.4 4.2 53.5 339-341 27.4 13.5 22.7 0.6 1.6 22.4 39.2 349-351 27.5 18.1 24.0 0.2 1.5 6.4 49.8 359-361 19.4 22.8 15.7 0.1 6.6 2.8 50.0 369-371 7.1 22.6 8.4 0.1 3.5 6.3 59.1 379-381 16.0 17.9 13.0 8.7 3.2 6.3 50.9 389-391 22.8 15.6 22.7 2.1 1.9 4.5 53.2 398-400 34.9 1.3 36.0 1.1 7.8 7.6 46.2 404-406 19.7 18.4 19.0 1.3 2.4 5.2 53.7 409-411 32.4 13.4 34.6 0.6 ¦0.9 5.7 44.8 419-421 42.0 9.4 42.3 0.3 0.6 6.1 41.3 426-430 65.0 3.8 67.8 0.1 1.6 1.8 24.9 439-441 46.1 9.0 46.1 0.2 1.8 6.2 36.7 446-448 41,6 14.4 39.6 0.7 1.0 4.1 40.2 455-457 41.1 11.7 39.4 0.8 1.0 4.0 43.1 465-467 48.5 7.8 46.7 0.1 0.4 9.8 35.2 475-477 54.7 6.6 56.8 0.1 2.1 3.8 30.6 483-485 39.1 13.5 36.9 0.5 0.7 9.3 39.1 489-491 69.0 5.1 71.5 0.1 0.3 5.0 18.0 499-501 83.3 1.9 87.7 0.0 0.6 0.9 8.9 511-513 76.6 3.1 80.9 0.0 0.2 3.1 12.7 519-521 81.3 2.0 87.4 0.0 0.8 0.6 9.2 529-531 61.3 1.6 92.1 0.0 0.2 0.7 5.4 539-541 77.7 2.5 84.9 0.0 0.2 2.7 9.7 549-551 41.3 7.9 44.9 0.6 0.8 11.0 34.8 559-561 34.1 12.2 33.3 0.3 3.7 5.4 45.1 569-571 47.5 14.0 48.7 0.1 0.9 4.0 32.3 579-581 68.2 6.6 77.1 0.0 0.1 1.7 14.5 586-588 74.8 5.1 81.9 0.1 0.1 0.9 11.9 596-598 79.3 2.8 85.3 0.9 0.1 3.9 7.0 606-608 59.6 5.5 62.8 3.9 1.6 1.7 24.5 613-615 27.2 19.1 24.2 1.2 4.3 4.5 46.7 622-624 53.9 12.4 57.6 0.4 0.3 9.1 20.2 632-634 49.9 10.6 46.0 2.0 0.4 7.0 34.0 642-644 57.4 18.4 55.2 1.3 0.4 3.6 21.1 652-654 62.8 7.9 55.6 3.1 1.1 13.2 19.1 661-663 35.9 32.5 23.2 10.3 5.0 3.8 25.2 672-674 10.4 25.7 10.5 1.6 4.2 6.4 51.6 677-679 30.2 26.9 31.3 1.3 1.8 1V.9 26.8 686-688 40.7 8.3 41.0 0.1 1.6 4.2 44.6 693-695 10.2 18.9 7.1 1.3 4.0 5.2 63.5 703-705 8.4 14.7 7.8 1.2 2.6 15.1 58.6 713-715 12.5 33.4 9.8 2.9 4.6 4.5 44.8 Tab. 17: Mineralprozente {Rontgendiffraktömetrie) und Karbonatgehalt (Scheibler-Kalzimeter), Kern M6-7A-244/1 Probe Karbonal- Quarz Kalzit Oolomit K-Feldspal Plagloktas Phyllo- (cm) gehall (%) (%) (%) (%) (%) <%) sillkate (%) 723-725 11.7 24.0 7.7 2.8 2.7 8.5 54.3 734-736 53.6 8.2 54.1 1.3 0.5 2.9 33.0 744-746 86.7 1.9 92.5 0.0 0.2 0.6 4.8 754-756 83.0 1.4 93,0'-"" '¦ 0.1 0.0 --.0¾ 5.5 764-766 83.0 2.7 88.9 0.0 2.3 0.2 5.9 774-776 62.7 9.8 62.2 0.0 0.2 6.9 20.9 785-787 79.5 4.0 86.3 0.0 0.0 5.1 4.6 796-768 66.9 5.9 69.1 0.2 0.1 1.6 23.1 803-805 83.5 2.4 90.7 0.4 0.2 1.3 5.0 813-815 77.8 2.6 88.9 0.3 0.2 1.4 6.6 822-824 77.7 2.7 85.3 0.0 0.2 0.6 11.2 832-834 85.2 1.4 94.5 0.0 0.0 0.0 4.1 842-844 81.1 2.6 91.3 0.4 0.9 2.0 2.8 853-855 52.9 10.9 53.7 3.2 1.2 3.8 27.2 860-862 18.6 17.2 17.6 3.1 1.3 8.4 52.4 870-872 1.6 26.7 1.5 0.6 3.9 11.0 56.3 877-879 5.3 21.5 5.8 0.3 2.4 12.1 57.9 883-885 1.1 18.4 1.4 0.2 2.3 18.2 59.5 893-895 27.1 12.1 24.6 1.0 6.1 0.7 55.5 904-906 46.9 11.6 48.0 0.3 1.2 4.5 34.4 913-915 13.1 30.9 11.3 0.7 5.3 5.3 46.5 919-921 1.1 24.0 1.9 0.4 6.4 4.1 63.2 927-929 12.6 19.8 8.5 4,1 2.8 5.3 59.5 935-937 31.7 14.2 29.1 1.7 1.0 5.1 48.9 945-947 51.6 9.9 52.9 1.1 0.8 5.7 29.6 955-957 64.3 4.4 65.4 1.0 0.9 8.9 19.4 963-965 70.5 5.0 78.0 0.3 0.9 2.2 13.6 974-976 89.1 0.9 93.0 0.3 0.0 0.0 5.8 984-986 85.5 3.1 90.7 0.0 0.0 1.3 4.9 994-996 78.7 3.1 85.1 0.2 0.7 0.5 10.4 1005-1007 81.9 0.7 87.7 0.0 0.0 0.0 11.6 1015-1017 89.3 0.3 93.0 0.0 0.0 0.0 6.7 1025-1027 92.9 0.6 94.5 0.0 0.0 0.3 4.6 1035-1037 92.5 0.0 93.8 0.0 1.9 0.0 4.3 1045-1047 92.2 1.0 95.0 0.0 0.0 0.0 4.0 1055-1057 89.8 1.4 92.6 0.0 0.0 0.2 5.8 1065-1067 88.4 1.3 94.7 0.1 0.0 0.0 3.9 1075-1077 79.0 3.5 81.2 0.0 0.0 0.6 14.7 1083-1085 35.1 23.5 22.1 11.6 3.5 10.2 29.1 1089-1091 15.0 34.7 10.6 0.6 3.0 4.7 46.4 1100-1102 11.4 17.0 6.5 0.0 1.3 4.6 70.6 1107-1109 15.7 9.9 11.0 0.4 1.5 9.3 67.9 Tab. 18: Peakintensitäten (counts per second = cps) der Minerale der Fraktion <2 u.m, Kern PO-08-23 Probo am 001 chlOOl etil 002 Chi 003 eh! 004 kad002 mica 001 mica 002 mica 005 quarr 100 quarz 101 kl 002 plag 002 cpt 020 h fol 110 IC kad002 mica 003 (cm (cps) (cps) (cps) (cps) (cps) (cps) (cps) (cps) (cps) (cps) (cps) (cps) (cps) (cps) (cps) *2 ihoia 0-2 BO 144 200 48 64 56 304 72 24 0 144 32 40 0 0 0.30 2-4 72 136 240 48 88 60 400 96 40 24 164 16 64 0 0 0.27 8-10 96 144 232 48 60 96 376 80 40 48 192 56 64 0 24 0.26 10-12 88 176 288 48 104 80 440 BO 48 64 224 64 80 0 48 0.35 13-15 48 168 424 96 168 24 648 112 48 72 360 64 152 0 96 0.24 16-20 224 224 400 72 152 12B 592 136 80 72 336 56 72 32 56 0.37 21-23 264 232 400 80 160 128 592 160 72 80 416 72 80 40 24 0.32 26-28 56 176 424 88 176 0 824 120 64 56 400 112 160 48 96 0.30 30-32 32 216 472 104 176 16 920 136 80 88 376 64 120 0 104 0.32 36-38 88 208 288 56 104 72 432 104 ' 56 64 296 32 56 40 48 0.38 46-48 312 272 408 136 184 112 624 136 72 72 440 56 104 24 40 0.31 56-58 376 256 368 es 168 104 648 168 72 60 392 48 96 48 64 0.33 63-65 184 232 448 96 176 86 728 152 88 72 368 72 128 0 72 0.35 65-67 40 152 352 88 144 0 600 112 64 88 312 56 160 24 80 0.34 69-71 0 128 296 56 112 0 456 80 40 64 264 48 128 0 72 0.43 73-75 40 224 472 104 208 16 760 104 80 64 400 112 224 0 120 0.32 79-81 288 232 264 56 136 72 576 128 56 56 272 48 80 32 48 0.31 87-89 96 200 480 136 216 0 776 120 72 72 376 120 216 24 112 0.33 93-95 224 208 328 80 128 112 608 160 BO 48 304 32 64 0 0 0.25 104-106 208 240 464 80 168 184 624 176 96 96 400 56 136 0 48 0.35 111-113 264 248 440 96 200 126 712 176 88 72 456 56 120 32 56 0.26 118-120 208 184 272 64 96 104 528 136 56 80 264 24 80 0 0 0.25 123-125 1B4 184 232 64 88 64 368 96 48 64 200 40 48 0 40 0.28 128-130 120 152 224 64 68 72 480 120 56 32 232 64 64 0 32 0.29 138-140 56 120 200 46 BO 80 384 88 56 24 184 0 32 0 0 026 148-150 112 136 240 48 96 96 468 104 48 32 216 16 4B 0 24 0.26 160-162 80 136 208 40 BO 112 408 104 56 40 208 32 72 0 0 0.25 170-172 168 168 304 64 104 96 544 128 56 24 240 32 72 16 16 0.32 178-180 400 328 544 136 240 168 920 240 120 72 536 72 120 32 40 0.31 165-187 416 256 504 64 192 176 792 216 120 72 520 24 56 0 0 0.29 196-198 248 224 360 80 128 128 576 136 80 96 312 64 72 0 32 029 205-207 176 184 304 80 112 136 496 128 72 56 304 32 40 0 0 0.32 215-217 336 240 384 80 136 136 552 136 72 64 344 48 72 56 32 0.50 225-227 296 232 392 80 144 128 552 128 60 64 336 40 80 0 0 0.35 235-237 200 224 392 56 144 112 616 104 48 56 320 64 88 24 40 0.45 241-243 152 160 216 56 96 80 328 80 48 56 232 32 64 32 24 0.39 249-251 144 208 328 72 112 104 640 144 56 40 256 56 80 0 32 0.30 258-260 304 264 328 56 144 152 584 120 80 40 312 56 60 0 0 0.32 267-269 592 328 400 72 176 128 592 136 64 72 448 64 96 0 56 0.42 276-277 600 336 544 126 256 240 720 200 144 80 648 68 120 0 0 0.43 288-290 704 384 504 96 232 184 660 184 120 96 608 96 120 16 40 0.36 295-297 264 272 464 68 16B 160 960 248 136 48 488 56 88 40 0 0.21 305-307 224 192 328 56 120 104 664 144 96 48 328 24 48 32 24 023 312-314 224 208 384 72 128 152 752 192 80 40 364 40 64 24 24 024 317-319 280 224 408 46 136 160 616 168 80 48 344 32 72 0 32 027 327-329 376 280 472 88 200 216 584 184 96 72 472 88 128 0 32 0.34 335-337 320 240 304 56 144 128 592 168 BO 56 312 16 72 24 32 0.2B 345-347 200 208 328 64 112 128 696 152 72 24 304 32 72 0 0 0.24 355-357 152 168 288 46 104 104 464 96 40 16 216 0 32 0 40 0 26 355-367 280 256 440 72 168 208 480 128 72 88 352 48 56 0 0 0.30 372-374 384 264 312 64 152 152 408 96 72 72 384 40 80 0 32 0.46 382-384 352 256 432 80 144 184 672 168 104 64 416 40 86 0 48 028 390-392 416 240 360 64 126 168 480 128 64 64 280 48 64 0 48 0.33 400-402 2BO 208 520 96 184 264 1112 288 168 46 648 72 96 ¦ 16 72 0.23 408-410 240 208 360 72 120 128 640 168 72 40 320 32 64 0 24 024 420-422 176 176 280 64 96 12B 528 152 40 32 240 32 48 0 32 024 429-431 224 160 336 40 128 • 136 6OB 104 80 0 272 32 40 0 48 0.23 440-442 248 248 328 56 96 120 472 112 64 40 248 32 56 0 46 0.28 450-452 400 216 392 72 136 160 640 144 80 72 352 40 96 0 72 0.28 460-462 368 240 336 56 128 120 464 112 40 80 304 64 80 24 40 0.33 470-472 512 272 312 64 152 144 464 128 72 40 272 48 60 48 40 0.30 480-482 136 144 192 48 88 72 304 72 48 0 160 0 32 0 0 0.29 488-490 176 192 288 64 96 144 464 120 48 24 216 24 48 0 0 024 495-497 288 232 304 56 88 120 376 88 40 64 264 32 40 0 32 0.27 507-509 584 280 352 56 120 168 672 168 80 32 360 24 72 40 24 0.24 516-518 272 168 368 64 136 152 648 1B4 60 72 328 40 72 40 0 0.25 526-528 136 152 232 48 80 96 416 112 48 56 184 48 56 0 0 0.21 536-538 248 232 312 56 144 128 566 120 64 48 280 40 64 0 32 0.25 547-549 328 272 360 64 112 160 656 160 72 56 320 32 56 56 24 0.25 558-560 472 184 336 64 104 136 584 152 56 40 264 0 88 0 48 024 564-566 176 176 304 64 96 120 632 152 80 32 304 48 64 32 32 021 574-576 120 72 168 40 64 56 344 88 32 0 152 0 0 0 24 024 583-585 88 144 296 32 72 136 488 112 72 24 256 40 48 0 0 0.22 594-596 400 256 446 64 136 176 504 144 72 48 336 24 56 0 32 0.34 604-606 552 288 S04 48 152 192 528 144 72 56 312 48 88 32 32 0.27 611-613 424 272 352 48 128 136 520 96 64 40 272 56 56 46 0 0.22 622-624 168 152 248 40 80 112 480 128 64 24 248 0 56 32 24 0.22 631-633 144 120 24B 24 12B 136 528 128 64 48 240 48 64 0 0 0.20 635-637 56 104 200 48 72 96 368 104 56 24 160 0 40 0 0 0.21 645-647 192 184 304 64 88 96 536 136 64 32 240 48 56 24 0 0.25 655-657 376 264 400 72 128 184 672 t76 88 48 408 72 80 0 24 0.22 664-666 152 128 184 56 72 96 352 72 48 40 168 48 48 0 48 024 674-676 136 104 168 24 88 60 280 80 64 48 144 0 48 32 0 0.25 684-686 208 152 200 56 64 72 336 72 40 32 192- 32 60 40 0 021 694-696 160 128 184 48 64 80 384 120 48 48 208 40 64 40 0 024 704-706 184 136 200 32 56 104 408 120 64 24 176 0 48 32 0 024 Tab. 18: Peakintensitäten (counts per second = cps) der Minerale der Fraktion <2 um, Kern PO-08-23 Probe smOOl Ch1OOl Chi 002 Chi 003 chi 004 kart 0O2 mica 001 mica 002 mica 005 quarz 100 quarz 101 kf 002 plag 002 cpi020 hbl 110 IC kacJ002 mica 003 (cm) (cps) W (cps) (cps) W> (cps) (cps) (epa) (cps) (cps) (cps) (cps) (cps) (cps) (cps) *2 ih eia 714-716 184 88 192 48 56 104 344 80 40 56 176 0 48 0 0 0.22 724-726 232 144 224 32 64 80 432 104 56 32 192 0 32 64 24 0.23 734-736 344 240 352 64 120 165 640 176 80 48 336 32 64 48 24 0.21 747-749 472 240 360 72 144 176 736 208 120 72 392 0 0 32 0 0.24 757-759 200 144 200 48 72 120 352 112 48 32 176 0 32 0 0 0.22 766-767 152 120 208 40 88 112 368 8B 40 40 176 4B 72 0 0 0.24 774-776 208 168 256 40 96 112 400 as 40 24 216 0 32 0 0 0.24 784-786 280 152 328 40 96 136 584 128 72 0 256 0 24 0 32 0.24 794-796 352 128 24B 48 eo 112 424 96 56 24 232 24 0 0 24 0.23 806-808 2OB 168 280 64 BB 136 440 120 56 48 232 32 40 0 32 0.21 815-817 144 128 192 24 72 72 352 96 48 0 184 32 32 0 0 0.23 836-838 232 208 320 72 120 160 576 136 72 40 304 32 48 32 24 0.24 B34-836 224 208 360 56 104 152 560 160 72 48 2BO 40 40 24 0 0.21 846-848 136 160 312 72 112 136 536 136 72 48 256 0 24 0 0 0.23 854-856 232 160 384 48 96 192 624 152 88 48 320 24 64 24 0 0.23 866-866 168 64 136 16 48 80 216 56 16 0 136 24 32 40 0 0.24 B7S-877 152 96 152 24 48 88 224 88 40 0 144 0 48 24 0 0.23 883-885 168 BS 128 24 40 72 232 48 32 24 128 32 56 32 32 0.24 895-897 192 88 136 56 56 72 248 64 32 32 128 0 24 64 0 0.20 905-907 256 136 200 32 48 96 368 96 48 32 176 32 32 48 0 0.24 915-917 136 88 144 24 64 80 240 80 48 16 104 32 0 0 0 0.24 924-926 2OB 64 144 24 72 96 224 80 32 40 136 0 0 48 0 0.21 936-938 240 72 192 40 56 104 296 72 48 40 176 0 56 112 0 0.24 944-946 232 88 2OB 16 56 96 2B8 64 56 48 160 24 24 32 0 0.20 956-958 344 120 200 40 64 88 352 104 48 32 192 40 56 144 0 0.20 Tab. 19: Peakintensitäten (counts per second = cps) der Minerale der Fraktion 2-16 jim, Kern PO-08-23 Probe sm001 chlOOl Chi 002 Chi 003 Chi 004 kacl002 mica 001 mica 002 mica 005 quarz 100 quarz 101 kf 002 plag 002 cpt020 hblllO IC kad002 mica 003 (cm (cps) (cps) (cps) (CPS) (cps) (cps) (cps) (cps) (cps) (cps) (cps) (cps) (cps) (cps) (cps) *2 iheia 0-2 0 136 288 72 112 12 568 120 80 BO 400 152 256 40 120 0.15 2-4 24 166 344 BO 136 104 656 144 72 BS 376 160 248 0 104 0.17 8-10 0 216 400 104 168 96 800 168 BS 96 512 248 368 32 176 0.18 10-12 0 200 424 88 208 16 736 160 96 208 1136 480 576 32 320 0.19 13-15 0 240 3B4 80 152 0 904 136 96 224 1216 520 864 0 352 0.18 18-20 72 216 568 112 256 120 1032 264 192 216 1176 264 384 72 96 0.18 21-23 56 232 6S6 144 288 104 1064 320 208 1B4 680 224 268 72 144 0.17 26-28 24 216 480 112 184 32 992 152 128 248 1352 B16 1048 0 664 0.21 30-32 32 240 552 136 224 16 1096 152 128 216 1352 656 968 0 872 0.21 36-38 40 296 768 224 400 136 1208 368 272 192 1128 352 544 64 160 0.18 46-4B 48 288 784 184 320 64 1312 384 304 272 1384 384 600 20B 216 0.17 56-58 40 24B 424 96 152 80 896 184 152 144 680 264 408 112 128 0.18 63-65 40 256 600 128 248 72 1168 272 168 208 1128 648 928 96 472 0.20 65-67 0 192 456 96 192 32 1136 200 120 160 968 352 688 48 584 020 69-71 0 232 448 88 168 0 976 144 80 136 928 664 96B 0 696 0.20 7375 0 336 688 126 256 0 1448 184 128 240 1536 BSQ 1344 0 752 0.24 79-81 0 296 528 128 248 88 1064 280 144 144 664 408 6OB 136 208 0.17 87-B9 0 304 656 152 272 0 1536 200 128 152 1176 792 1104 60 704 0.24 93-95 32 368 712 160 272 96 1360 320 184 96 712 152 336 48 152 0.17 104-106 0 304 664 136 288 120 1208 320 208 144 968 224 552 56 224 0.18 111-113 40 408 B40 176 336 128 1632 336 192 136 B32 424 648 136 304 0.17 118-120 0 280 520 112 192 12S 1008 232 112 160 568 260 408 64 160 0.18 123-125 32 200 320 80 128 72 640 136 80 80 336 152 312 48 120 0.16 128-130 40 136 280 80 104 88 616 152 64 80 320 144 200 0 104 0.17 138-140 0 56 120 40 72 56 280 ¦ 72 32 56 152 64 88 0 32 0.17 148-150 0 BB 176 46 64 40 384 80 40 40 192 88 96 0 56 0.16 160-162 32 72 144 56 40 40 280 64 32 48 128 40 104 0 56 0.16 170-172 24 224 408 104 96 BB 872 216 96 120 4BB 184 352 72 136 0.17 178-180 40 368 816 192 304 136 1840 424 248 216 1056 368 568 128 360 0.18 185-187 56 312 728 152 238 152 1560 392 216 144 966 280 352 96 120 0.17 196-198 56 248 464 104 208 96 1112 224 144 120 584 192 168 64 104 0.17 205-207 56 200 400 68 176 104 928 216 136 136 536 152 232 80 136 0.19 215-217 80 264 456 BS 134 104 936 200 12B 168 632 120 248 88 136 0.17 225-227 48 296 656 136 264 112 1464 344 184 144 640 246 344 BB 216 0.18 235-237 40 256 512 104 216 112 1088 256 176 168 744 216 288 32 168 0.19 241-243 88 1B4 440 96 208 68 728 192 120 232 944 288 424 0 120 0.18 249-251 80 344 768 152 328 152 1584 352 216 208 1112 512 552 64 366 0.17 258-260 4B 272 608 168 328 88 1408 384 272 392 1648 576 80S 136 352 0.17 267-269 40 344 680 136 272 120 1432 336 216 200 800 392 584 32 272 0.17 276-277 120 232 6OB 136 272 104 1088 344 256 336 1392 472 664 BS 208 0.17 288-290 88 280 568 160 256 96 1256 352 208 320 1448 432 744 112 264 0.18 295-297 0 256 552 136 208 120 1232 256 152 120 680 256 384 BO 160 0.17 305-307 56 224 448 120 176 72 1048 2t6 136 160 584 240 392 64 168 0.17 312-314 56 336 680 168 280 144 1280 296 176 136 728 272 576 56 200 0.17 317-319 56 360 672 168 280 120 1304 280 184 168 648 320 640 64 240 0.17 327-329 112 280 728 224 384 168 1272 344 288 344 1464 600 1176 64 264 0.17 335-337 104 304 672 152 280 160 1576 416 240 184 1032 448 768 128 384 0.17 345-347 0 176 336 72 136 96 BOO 232 104 168 488 232 400 46 184 0.16 355-357 32 152 272 48 104 104 528 128 88 40 2BO 80 240 48 96 0.16 365-367 24 296 600 144 224 192 1128 256 136 200 792 272 672 24 200 0.17 372-374 88 208 584 144 288 112 1008 304 224 296 1504 512 632 56 208 0.18 382-384 56 312 736 168 272 152 1568 36B 232 232 1040 446 640 88 264 0.17 390-392 96 224 512 BS 192 112 712 216 120 296 1040 256 440 48 144 0.1B 400-402 0 360 928 192 2BS 192 16BB 416 24B 200 1200 486 720 112 392 0.16 Tab. 19: Peakinlensitäten (counts per second = cos) der Minerale der Fraktion 2-16 pm, Kern PO-08-23 Probe sm001 chi 001 Chi 002 Chi 003 Chi 004 kao!002 ti tea 001 mica 002 mica 005 quarz 100 quarz 101 M 002 plag 002 ept 020 hW 110 IC kaoi002 mica 003 (cm) (ops) (eps) (OpS) (epa) (epa) (ops) (eps) (eps) (eps) (eps) (eps) (CpS) (eps) (eps) (eps) *2 theia 408-410 40 248 496 88 192 112 1008 256 152 120 584 288 448 72 304 0.17 430-422 0 112 216 48 104 64 552 128 56 40 264 88 136 48 192 0.17 429-431 0 120 240 56 104 64 600 120 80 48 288 120 264 32 112 0.17 440-442 0 328 B00 168 320 184 1456 352 232 264 1080 584 864 88 512 0.17 450-452 48 296 616 120 264 144 1328 304 224 200 1136 456 904 48 336 0.17 460-462 64 232 608 152 296 120 1160 312 192 216 1256 432 832 120 392 0.17 470-(72 168 416 872 144 288 184 1464 368 256 2OB 1112 616 832 208 320 0.16 480-482 0 96 136 48 56 24 296 BB 56 32 176 46 BB 32 0 0.17 468-490 56 256 488 96 176 96 816 200 112 96 440 144 28S 48 64 0.17 495-497 88 144 360 56 120 64 448 112 64 152 560 112 256 0 96 0.18 507-509 136 328 768 168 256 168 1544 416 216 176 904 304 576 144 136 0.17 516-518 64 296 880 112 248. 144 1272 352 208 128 BOO 200 464 48 112 0.15 526-528 40 104 184 48 96 56 456 112 56 48 216 64 112 0 32 0.15 536-538 88 240 688 128 184 120 1080 280 128 120 552 152 256 64 96 0.16 547-549 64 208 696 128 200 144 111? 272 176 152 720 232 2BB 64 72 0.16 558-560 160 296 896 160 248 168 1656 432 272 208 936 336 512 120 184 0.16. 564-566 0 112 280 56 104 56 640 176 80 80 368 152 208 48 64 0.16 574-576 0 88 192 64 80 56 400 96 64 64 232 96 120 40 32 0.16 583-585 32 152 312 48 112 80 624 152 80 80 376 96 152 48 72 0.18 594-596 136 320 760 152 2B8 168 1184 304 184 208 1184 312 532 64 136 0.16 604-606 144 352 736 144 248 152 1144 304 176 184 776 224 464 72 128 0.17 611-613 104 312 664 104 2S6 152 1328 336 1GB 104 784 240 352 80 96 0.16 622-624 72 136 240 56 96 80 608 168 72 56 304 88 112 24 56 0.17 631-633 40 168 296 64 128 96 664 160 104 SB 424 120 160 40 48 0.16 635-637 48 120 232 48 96 72 456 104 56 40 224 48 88 0 48 0.17 645-647 40 168 360 80 128 80 648 176 60 72 344 64 184 40 32 0.16 6SS-657 0 360 1104 152 312 128 1336 352 184 176 824 192 400 80 12B 0.16 664-666 0 96 160 24 48 24 368 96 46 32 200 40 88 0 0 0.17 674*76 0 88 136 16 48 48 376 88 48 40 176 72 56 32 0 0.15 684-686 112 144 256 64 80 88 520 120 72 48 272 64 136 24 48 0.17 694-696 56 112 176 48 96 80 400 96 48 40 208 72 96 48 24 0.18 704-706 48 120 208 40 86 BO 480 128 64 48 224 48 104 72 56 0.18 714-716 136 152 272 64 112 96 552 128 48 64 280 72 112 80 48 0.19 724-726 80 152 256 72 112 80 608 152 64 64 336 64 128 32 40 0.18 734-736 96 168 328 72 104 88 688 160 80 95 392 96 168 40 24 0.17 747-749 144 232 464 80 152 128 984 224 136 128 544 112 176 40 88 0.16 757-759 112 104 168 72 72 SG 336 112 40 64 224 72 96 0 0 0.17 765-767 64 112 200 32 96 88 440 112 72 64 248 72 88 32 0 0.17 774-776 136 168 2B0 64 104 96 544 120 64 56 312 48 96 0 40 0.18 7B4-786 72 1B4 336 64 112 96 712 152 80 104 392 96 240 48 96 0.17 794-796 120 240 488 104 216 104 984 240 144 120 560 136 304 80 64 0.17 806-808 138 120 296 56 112 104 632 150 72 56 328 104 136 32 40 0.20 815-817 32 80 104 24 88 56 264 72 40 32 168 32 40 0 0 0.17 826-828 48 160 280 64 104 88 536 136 72 56 288 72 136 0 46 0.17 834-B36 56 176 408 56 144 120 808 192 120 80 432 80 184 32 80 0.17 846-848 72 144 248 64 104 80 504 120 64 72 272 64 144 32 40 0.17 854-856 88 112 256 64 96 80 584 136 112 88 344 96 168 64 56 0.17 866-868 48 64 136 24 48 40 152 40 24 32 80 O 56 16 0 0.17 875-877 0 56 120 32 40 48 208 56 32 16 120 24 80 24 0 0.17 883-885 104 56 104 48 56 40 240 56 32 24 104 64 64 56 0 0.18 895-897 32 48 80 32 40 48 184 80 32 32 144 32 4B 112 0 0.22 905-907 48 96 184 40 72 64 392 120 64 72 192 64 80 64 0 0.16 915-917 83 80 104 40 64 80 288 72 56 32 168 48 48 64 0 0.18 924-926 32 56 168 40 72 64 168 40 32 0 120 32 40 96 0 0.19 936-938 40 56 80 24 64 64 248 64 48 48 128 72 BB 200 0 0.17 944-946 48 72 128 16 40 40 264 72 40 48 168 48 80 BO 0 0.17 956-958 0 40 96 0 48 40 240 64 48 40 168 48 88 184 0 0.16 Tab. 20: Peakintensitäten (counts per second = eps) der Minerale der Fraktion <2 (xm, Kern ME-68-89 Probo sm 001 BhIOOt Chi 002 Chi 003 chi 004 kad002 mica 001 mica 002 mica 005 quarz 100 quarz 101 W 002 plag 002 CpI 020 hbl 110 IC kaol002 mica 003 (cm) (eps) M10 IC kootOOS mica 003 (cm) (cps) (cps) (cps) (cps) (cps) (cps) (cps) (cps) (cps) (cps) (cps) (cps) (cps) (cps) (cps) *2 theta 0-2 72 128 176 32 112 120 272 72 24 24 128 40 46 0 0 0.3 5-7 128 160 166 48 64 B8 304 96 32 40 152 32 40 0 0 0.31 10-12 144 168 248 48 80 104 416 96 56 56 240 32 56 32 32 0.35 13-15 64 136 328 80 136 64 520 96 40 72 304 56 112 0 56 0.35 16-18 320 312 360 64 128 96 472 136 56 SS 416 64 88 32 24 0.52 22-24 192 192 296 64 144 120 504 128 64 BO 376 48 72 16 16 0.29 26-28 56 176 2SB 80 12B 64 632 104 40 72 336 88 144 0 104 0.31 30-32 166 168 248 64 89 96 400 96 48 72 312 40 64 0 O 0.32 39-41 264 208 256 56 128 80 312 80 64 72 368 48 104 24 48 0.49 45-47 232 272 248 56 104 72 320 104 48 56 280 56 80 24 56 0.42 49-5 J 504 328 408 88 166 120 560 160 120 80 496 80 112 64 48 0.29 54-56 256 232 320 56 112 80 464 120 80 48 280 56 88 48 40 0.42 59-61 112 176 368 96 184 56 648 120 64 72 36B 112 176 32 96 0.36 62-64 40 208 304 95 120 40 568 BS 40 56 2BB 104 144 0 72 0.37 65-67 80 184 408 95 200 24 688 120 56 72 384 104 200 0 88 0.34 69-71 432 312 416 96 184 128 616 192 112 72 464 48 88 24 40 0.25 76-78 424 256 320 72 128 104 544 120 88 48 360 64 BS 40 48 0.29 83-85 320 280 312 72 104 88 456 104 72 64 280 64 88 16 40 0.39 89-91 176 256 488 120 208 16 696 128 88 56 400 96 200 0 96 0.37 95-97 256 232 376 96 192 104 680 192 104 56 488 80 104 0 24 0.25 104-106 264 208 368 96 128 88 640 208 104 40 384 40 56 32 32 0.26 114-116 364 312 408 80 152 152 504 128 72 56 368 40 60 0 16 0.3 122-124 352 368 448 BO 176 160 552 152 80 64 392 48 80 0 24 0.31 128-130 256 272 416 68 160 166 592 160 112 64 408 56 112 0 40 0.34 137-139 288 240 368 80 136 96 480 144 64 72 400 24 96 0 56 0.42 146-148 344 256 336 64 136 104 536 144 86 64 360 56 96 0 0 0.32 Tab. 26: Peakintensitäten (counts per second = cps) der Minerale der Fraktion <2 |im, Kern M6-7A-244/1 Probe sm 001 chi 001 cht 002 chi 003 chi 004 Knol002 mica 001 mica 002 ¦niCa 005 quarz 1Û0 quad 101 hl 002 P ag 002 cpi 020 h bl 110 IC kad002 TiicaOOS (cm) (C(M) [et») (cps) (cps) (cps) (cps) (cps) (cps) (cps) (cps) (cps) (cps) (CPS) (cps) (cps) *2 ihata 154-156 320 232 248 40 112 104 432 136 56 72 256 40 40 16 24 0.31 160-162 216 168 200 46 80 88 336 72 40 56 152 46 4B 0 32 0.3 166-tee 152 160 184 64 64 72 352 60 32 32 192 32 56 0 0 0.27 172-174 48 104 192 56 72 56 384 88 56 24 176 16 32 32 0 0.23 180-162 80 128 184 56 80 BO 416 96 40 40 208 32 48 40 40 0.24 186-188 128 152 208 48 96 80 448 112 48 0 208 48 72 16 0 0.33 191-193 126 136 232 64 88 72 448 104 64 24 216 40 40 0 0 0.28 197-199 112 104 176 40 64 72 320 80 48 16 168 0 48 0 0 0.27 205-207 80 104 144 32 60 56 296 72 32 0 152 16 24 0 0 0.23 214-216 72 112 144 24 60 72 304 BO 16 24 152 0 0 0 0 0.26 224-226 80 120 164 40 80 80 392 112 64 48 232 0 40 0 0 0.23 234-236 152 184 272 64 88 80 624 136 BO 48 304 24 46 0 16 0.26 244-246 208 184 296 64 112 88 560 128 80 40 280 0 64 48 0 0.25 253-255 60 112 160 16 72 64 328 64 32 16 144 16 40 24 0 0.25 263-265 72 88 144 40 48 72 264 80 16 16 128 24 24 0 0 0.26 273-275 40 80 128 0 60 72 240 72 32 0 136 16 0 0 0 0.24 283-285 120 112 216 56 68 BB 406 120 56 24 164 40 32 0 0 0.27 233-295 168 160 248 64 104 68 4B8 68 32 32 208 32 40 0 32 0.26 303-305 304 224 392 80 176 168 646 144 60 56 416 72 80 0 16 0.29 309-311 392 272 440 72 160 160 544 176 104 64 456 56 80 0 32 0.37 319-321 336 304 360 56 152 144 512 152 88 72 376 46 56 0 0 0.3 329-331 272 256 336 56 112 128 460 120 48 SO 366 64 104 0 32 0.43 339-341 496 352 400 72 136 120 520 144 72 88 352 40 64 0 56 0.35 349-351 304 264 376 80 128 160 568 136 64 68 392 72 72 32 0 0.36 359-361 320 248 288 40 112 104 392 96 56 64 304 56 64 0 32 0.33 369-371 640 376 472 72 120 164 560 136 72 80 408 72 64 0 56 0.46 379-381 216 232 328 64 112 120 432 96 56 72 352 64 60 40 0 0.56 389-391 280 248 400 104 164 136 600 144 80 64 464 64 72 40 24 0.45 398-400 280 248 336 96 120 152 496 136 80 72 368 40 48 0 40 0.38 404-406 216 206 368 80 120 104 520 96 64 88 376 72 80 0 0 0.37 409-411 160 192 304 64 120 68 400 120 40 46 352 40 80 0 0 0.5 419-421 160 160 264 48 104 72 392 104 40 46 304 40 86 0 0 0.29 428-430 120 184 240 56 96 80 486 104 46 48 246 40 64 0 0 0.28 439-441 176 200 320 72 120 120 592 144 96 60 392 56 72 0 40 0.24 446-448 216 216 352 88 120 128 468 160 72 48 376 64 80 0 0 0.35 455-457 208 232 320 64 112 128 460 160 64 72 320 56 80 40 0 0.4 465-467 256 176 264 56 104 80 424 104 72 48 304 32 80 0 0 0.29 475-477 312 232 280 56 144 104 496 144 72 88 368 24 40 0 32 0.24 483-485 364 264 272 56 128 112 424 128 56 96 352 0 88 0 0 0.3 489-491 168 160 224 80 96 104 424 120 56 48 256 48 72 0 0 0.32 499-501 96 144 176 24 64 64 336 80 32 0 152 0 40 0 0 0.27 511-513 12B 136 176 46 80 56 328 72 40 0 192 46 40 0 0 0.28 519-521 112 112 144 16 56 64 344 30 32 0 136 0 24 0 0 0.25 529-531 112 128 192 48 88 72 360 72 48 0 176 48 56 0 0 0.26 539-541 88 144 200 48 64 56 312 112 40 40 152 24 40 0 72 0.27 549-551 192 232 296 64 112 112 544 128 96 48 326 40 64 0 40 0.31 559-561 336 286 320 64 120 120 496 144 72 64 376 40 56 32 0 0.33 569-571 264 216 232 48 80 64 3B4 68 64 48 240 32 46 0 0 0.27 579-581 128 128 200 32 88 72 328 72 40 48 216 24 32 0 0 0.27 586-586 80 104 144 40 88 72 264 56 48 40 152 0 40 0 56 0.3 596-598 136 160 280 64 128 104 560 120 80 16 264 46 80 0 56 0.23 60G-6G8 208 200 288 56 120 68 464 96 72 24 248 48 60 0 40 0.33 613-615 304 232 368 104 120 136 432 120 72 64 320 48 56 0 0. 0.38 622-624 280 184 336 64 128 104 512 120 72 56 280 40 56 0 0 0.25 632-634 232 224 328 72 112 88 512 128 56 32 296 40 64 0 0 0.26 642-644 272 224 376 88 168 160 688 216 104 64 432 64 88 0 40 0.29 652-654 200 192 400 72 168 128 656 168 BO 72 384 56 104 0 120 0.26 661-663 64 224 432 88 200 56 728 126 64 64 368 96 176 0 0 0.34 672-674 440 336 632 136 304 56 840 240 144 104 664 BO 144 0 0 0.37 677-679 352 328 416 88 168 128 608 160 72 40 384 32 64 0 48 0.27 686-688 152 192 232 72 112 88 400 112 56 72 280 16 64 0 0 0.39 693-695 296 296 400 88 176 160 600 128 80 64 432 64 88 0 0 0.43 703-705 136 144 208 40 80 72 296 72 16 56 232 40 56 0 0 0.66 713-715 400 296 392 72 152 96 432 120 56 64 368 32 56 0 0 0.57 723-725 744 424 376 80 152 168 536 152 64 48 448 112 104 0 0 0.55 734-736 480 352 384 96 160 152 632 168 72 72 400 48 72 48 0 0.26 744-746 184 216 232 64 104 104 472 112 64 32 208 0 56 48 0 0.24 754-756 144 160 272 64 96 112 584 144 64 16 296 48 46 0 0 0.22 764-766 112 120 168 56 104 80 368 80 24 24 160 46 40 0 0 0.23 774-776 344 240 344 72 152 152 600 160 64 48 328 40 40 0 0 0.31 785-787 280 164 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40 0.39 Tab. 26: Peakintensitäten (counts per second = cps) der Minerale der Fraktion <2 (im, Kern M6-7A-244/1 Probe sm001 ShIOOI Chi 002 Chi 003 chi 004 kaol002 mica 001 mica 002 mica 005 quarz 100 quarz 101 M 002 plag 002 opt 020 rtblllO IC kaol002 mica 003 (cm) (CpS) (cps) (q>s) (cps) (CfK) (cps) (cps) (cps) (cps) (cps) (cps) ( "O (D co _>. 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L/ciien uer raieiiyae oeiieiie crven uiiu t La Nd EU Dy Yb Ce Sm Gd Er Lu Y Karbonat KERN (ppm) (ppm) (ppm) (ppm) (ppm) (ppm) (ppm) (ppm) (ppm) (ppm) (ppm) (%) ME-68-89 12-14 cm 9.97 9.50 0.55 1.62 0.74 31.87 2.27 2.27 2.01 0.12 11.38 76.1 36-38 cm 18.03 14.97 0.66 1.73 0.95 42.74 3.00 2.43 1.96 0.16 11.61 45.7 48-50 cm 27.92 25.07 1.16 3.74.¾- 1.91 56.97 5.34 4.27 > 3,15 0.35 23.73 25.5 65-67 cm 20.14 15.92 0.64 1.72 0.93 42.64 3.16 2.39 1.83 0.19 11.15 35.9 132-134 cm 23.91 21.26 0.97 2.89 1.55 58.76 4.34 3.85 2.48 0.25 19.04 27.2 158-160 cm 20.10 15.54 0.61 1.69 0.91 42.27 3.04 2.15 1.70 0.21 11.15 34.8 185-187 cm 26.55 21.00 0.92 2.33 1.23 51.56 4.21 3.36 1.94 0.21 14.90 22.7 251-253 cm 12.25 11.71 0.56 1.99 0.87 33.76 2.59 2.53 1.29 0.19 10.00 73.2 332-334 cm 9.73 9.68 0.49 1.62 0.75 31.75 2.21 2.44 1.96 0.15 12.30 84.6 370-372 cm 26.32 25.59 0.82 3.10 1.66 65.34 5.20 3.72 2.51 0.28 18.52 27.2 ME-68-91 51-53 cm 21.52 16.38 0.80 1.78 0.99 47.56 3.29 2.73 2.20 0.18 11.96 40.6 101-103 cm 21.68 16.84 0.66 1.65 0.86 57.90 3.11 2.62 2.12 0.12 10.64 45.3 185-187 cm 23.10 25.71 1.88 5.57 2.68 54.85 6.42 6.23 4.00 0.51 33.86 9.0 255-257 cm 23.22 19.03 0.76 2.08 1.07 54.50 3.91 3.13 2.21 0.20 13.20 39.2 438-440 cm 23.43 26.93 2.03 5.95 2.82 50.65 7.01 6.51 3.85 0.48 36.13 11.2 Tab. 34. Daten der Rb-Sr-Isotopenanalysen (karbonatfreie Fraktionen) Kern Fraktion Rb Sr 87Sr/86Sr 87Rb/86Sr ME-68-89 (um) (ppm) (ppm) ±2s (cm) ±3% 2-4 <2 2-16 134 ±6.5 115 0.742068 ±8 3.376785 ±.0308902 34-36 <2 136 ±1 189 0.735069 ±8 2.087559 ±0.056110 2-16 89 ±2.5 239 0.726437 ±7 1.079415 ±0.023350 58-60 <2 169 ±4.5 134 0.732130 ±8 3.657802 ±0.261233 2-16 122 ±4 143 0.725139 ±17 2.472667 ±0.132452 65-67 <2 139 ±2 192 0.735457 ±14 2.100356 ±0.067496 2-16 94 ±2.5 242 0.725811 ±10 1.125586 ±0.024744 89-91 <2 169 ±3.5 106 0.740629 ±31 4.627849 ±0.374157 2-16 127±1 130 0.729047 ±9 2.832487 ±0.104802 110-112 <2 172 ±3.5 116 0.740683 ±11 4.303988 ±0.321215 2-16 116±2 148 0.725624 ±14 2.271742 ±0.084116 143-145 <2 2-16 165 ±3.5 174 0.742485 ±10 2.753035 ±0.133556 153-155 <2 2-16 162±1 207 0.742217 ±18 2.272010 ±0.064265 167-169 <2 160 ±4 123 0.729135 ±10 3.771608 ±0.269839 2-16 11511 157 0.722117 ±10 2.122325 ±0.060155 187-189 <2 2-16 164 ±3.5 217 0.7421202 ±18 2.194031 ±0.085132 195-197 <2 160 ±3.5 162 0.728791 ±9 2.863518 ±0.146711 2-16 105±1 195 0.721686 ±11 1.560092 ±0.033202 ME-68-91 <2 96 ±1 97 0.717961 ±9 417-419 2.8664 ±0.011466 2-16 64 ±3 160 0.709899 ±10 1.15759 ±.035596 Tab. 35: Daten der Rb-Sr Isotopenanalysen (dropstones) Kern Kerntiefe (cm) dropstone Rb (ppm) Sr (ppm) ±3% 87Sr/86Sr ±2s 87Rb/86Sr ME-68-89 45 Diorit 63 12 59 272 220 204 527 155 0.735360 0.704602 0.713386 0.850360 0.830794 ME-68-89 224 Basalt 0.166255 ME-69-196 115 Granit 0.316693 PO-08-23 104 Monzonil 5.030511 Tab. 36: Daten der K/Ar-Bestimmungen der karbonatfreien Fraktionen <2 \im und 2-16 um KERN Fraktion K 40 Ar* rad 40Ar* rad 40Ar/36Ar 40K/36Ar K/Ar-Atter ME-68-89 (um) (%) (%) (10-9 mol/g) Ma ±2 s (cm) 2-4 <2 2.61 76.10 1.99867 1238.8 36770 395 ±8 2-16 2.40 79.20 2.41729 1418.5 33280 504 ±9 10-12 <2 2.82 88.69 2.61993 2612.0 74420 46919 2-16 2.46 87.39 2.93577 2342.7 51198 583 ±10 21-23 <2 2.90 86.96 2.36528 2265.5 72089 418 ±8 2-16 2.49 70.25 2.50474 993.5 20709 503 ±9 34-36 <2 2.49 94.00 6.30585 4935.6 74230 844 ±14 2-16 2.84 93.70 5.93961 4691.9 62740 924 ±15 38.5-40.5 <2 2.97 81.50 2.48263 1599.7 46570 427 ±8 2-16 2.58 83.30 2.48908 1768.5 45570 485 ±9 58-60 <2 3.26 78.60 2.49577 1380.9 42230 395 ±8 2-16 2.70 83.30 2.64952 1773.5 44950 492 ±9 65-67 <2 3.25 90.60 6.38152 3128.6 43060 879 ±15 2-16 r 2.65 89.70 6.17050 2878.2 33110 1004 ±16 69-71 <2 3.37 81.40 6.70067 1591.2 19450 888 ±15 2-16 2.58 92.20 6.48604 3769.3 41240 1064.17 89-91 <2 3.19 84.30 3.07671 1881.7 49090 485 ±9 2-16 2.66 78.70 2.79882 1385.9 30930 523 ±10 110-112 <2 3.08 87.30 3.04912 2325.6 61200 496 ±9 2-16 2.49 48.30 2.73505 571.9 75100 543 ±10 143-145 <2 3.36 76.80 5.94436 1274.3 16510 809 ±14 2-16 2.67 88.50 5.39539 2575.4 33670 899 ±15 153-155 <2 3.37 89.40 7.69791 2791.7 32620 989 ±16 2-16 2.57 93.50 7.09056 4525.6 45760 1141 ±18 167-169 <2 2.89 77.80 2.05322 1332.4 43560 369 ±7 2-16 2.44 78.30 2.33799 1361.0 33190 482 ±11 187-189 <2 3.34 91.68 7.46176 3551.9 43505 972 ±17 2-16 2.71 96.20 6.90154 7779.1 87718 1074 ±18 195-197 <2 3.03 76.73 2.11187 1270.0 41716 363 ±7 2-16 2.59 88.47 2.17043 2562.0 80739 428 ±8 211-213 <2 2.70 83.47 1.81096 1788.0 66413 350 ±7 2-16 2.26 74.09 1.87337 1140.3 30419 424 ±9 219-221 <2 2.85 88.79 2.10791 2636.3 91470 383 ±7 2-16 2.69 87.99 2.23296 2461.2 77868 425 ±8 229-231 <2 3.03 87.32 2.82385 2330.6 65174 470 ±9 2-16 2.46 93.33 3.15753 4433.8 96228 620 ±11 261-263 <2 2.73 85.62 2.34484 2054.7 61130 438 ±8 2-16 2.39 91.34 2.65975 3413.0 83609 549110 291-293 <2 2.30 45.53 1.59847 542.5 10609 36217 2-16 2.01 80.03 1.73872 1480.2 40874 44018 321-323 <2 2.52 73.61 1.77050 1119.7 35013 36617 2-16 2.24 72.98 2.13021 1093.8 25053 47919 362-364 <2 2.93 79.42 2.23195 1436.1 44690 39317 2-16 2.53 91.21 2.38516 3363.4 97125 47519 391-393 <2 3.05 49.66 2.13953 587.0 12403 36517 2-16 2.58 70.49 2.38162 1001.3 22821 46719 419-421 <2 2.81 85.82 2.62164 2084.4 57229 471 19 2-16 2.72 81.05 2.48829 1559.4 41235 46319 ME-69-196 <2 3.26 56.90 6.59664 685.8 5760 133-137 900115 2-16 2.52 94.00 6.04184 4905.1 57380 1026 ±17 ME-68-91 <2 2.29 79.70 1.55278 1452.8 50940 175-177 35417 2-16 1.78 80.30 1.23181 1500.4 51970 361 ±7 417-419 <2 1.92 65.10 1.06816 846..6 29570 29516 2-16 1.56 80.60 0.90535 1522.6 63100 30716 Tab. 37: Daten der K/Ar-Beslimmungen der dropstones KERN Kerntiefe (cm) dropstone K (%) 40 Ar* rad (%) 40Ar* rad (10-9 mol/g) 40Ar/36Ar 40K/36Ar K/Ar-Alter Ma ±2 s ME-68-89 45 Diorit 1.45 0.568 0.445 6.28 1.18 1.31 94.51 9.11 7C.46 98.25 98.09 19.97 9.09683 0.003616 0.34576 23.1755 10.7447 0.047166 5383.4 325.12 1438.4 16859 15461 369.3 24205 138817 43904 133958 49699.7 61133.6 1985 ±25 ME-68-89 224 Basalt 3.7 ±0.1 ME-68-89 360 Gneis 400 ±7.5 PO-08-23 104 Monzonit 1406 ±21 ME-69-196 115 Granit 2460 ±28 ME-69-196 318 Basalt 20.6 ±0.8 Kern ME-68-89 karbonatische Matrix, verfestigt durch Neubildung von Karbonat, wenig Phyllosilikate, viel Quarz, selten Foraminiferen cemented marl diamcton tonige Matrix, unverfestigt, viele Phyllosikate, Quarz, Foraminiferen (schwarze Interferenzkreuze) 0 100 200 Jim gekreuzte Polarisatoren Kernt iele 75 cm 100u.m Kern M6-7A-244/1 cemented marl, (1083-1085 cm), karbonatfreier Rückstand, 20-63 jim vorwiegend Quarz (Q), wenig zugerundet, einige Feldspäte (F), z.T. verwittert Kern ME-68-89 diamicton,110-112cm karbonatfreie Fraktion 2-16 um Übersicht: Quarz (Q)1 Feldspat (F)1 Zeolith(Z), Glimmer (G) 0 5 10 Lim Kern ME-68-89 diamîcton,110-112cm karbonatfreie Fraktion 2-16 UJTi Glimmer (G)1 ZeoÜth (Z), Quarz o. Feldspat (QF) o 1 2 3 Lim Kern ME-68-89 diamicton,110-112cm karbonatfreie Fraktion 2-16 um vorwiegend plattige Glimmer 0 5 10 [im