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nicht so. Quarz z. B. „schließt“ bei etwa 500 °C,
Feldspäte dagegen bei etwa 200 °C und Pyro-
xene bei ca. 700-800 °C. Wie viel Isotopenände-
rung diffusiver Austausch in einer Phase bei ei-
ner Temperaturänderung bewirken kann,
hängt allerdings zusätzlich von der Korngröße
und der Abkühlrate ab: Große Körner werden,
insbesondere bei schnellen Abkühlraten, isoto-
pisch kaum mehr verändert. Selbst wenn am
Rand noch diffusive Veränderungen auftreten,
spielt dies für das Gesamtkorn kaum eine
Rolle. Wird die Diffusion zu langsam, können
also eine Festphase und ein damit im isotopi-
schen Ungleichgewicht stehendes Fluid nicht
mehr equilibrieren, und die Gesamtgesteinsi-
sotopie eines Gesteins, dessen Minerale alle un-
terhalb ihrer jeweiligen Schließungstemperatur
liegen, ändert sich nur, wenn das Gestein um-
kristallisiert und dabei mit dem Fluid wechsel-
wirkt.
DerUnterschiedderIsotopiezwischenzwei
Phasen hängt mittels folgender einfacher Be-
ziehung von der Temperatur ab:
1000 ln
a
wobei
T
in Kelvin einzusetzen ist. Für Mineral-
austauschgleichgewichte ist B oft 0. Wenn man
also Gleichgewichtseinstellung zwischen zwei
in einem Gestein aneinandergrenzenden Mi-
neralen × und y oder zwischen einem Mineral
und einem wässrigen Fluid annimmt, so soll-
tederUnterschiedihrerIsotopenzusammen-
setzung (genannt
¿
, undd in t ls
¿
=
d
x
-
d
y
˚
1000 ln
a
) die Temperatur ihrer
Equilibrierung widerspiegeln (Abb. 4.84). Dies
ist häufig so und wird gerne benutzt, um meta-
morphe oder magmatische Temperaturen ab-
zuschätzen, wobei letzteres natürlich durch die
hohen Temperaturen, die dabei nur geringen
Isotopenfraktionierungen und aufgrund der
großen Gefahr der späteren Überprägung nicht
immer gelingt. Die Temperatur berechnet sich
einfach zu
j
A
·10
6
T=
¿
-
B
Ist die Sauerstoff-Isotopenfraktionierung zwi-
schen zwei Mineralphasen nicht quantitativ be-
kannt, so gibt es verschiedene Möglichkeiten,
A
·10
6
/
T
2
+
B
=
¿
,
(a)
(b)
12
16
10
14
Magnetit
8
12
Olivin
6
10
Biotit
4
8
Augit
Quarz
2
6
Anorthit
Aegirin
0
4
Muskovit
Albit
-2
Biotit
Diopsid
2
-4
0
200
400
600
800
1000
300
400
500
600
700
800
900
1000
Temperatur (°C)
Temperatur (°C)
4.84
Sauerstoffisotopenfraktionierung, ausgedrückt als ¿ , zwischen (a) verschiedenen Mineralen und
Wasser und (b) Quarz und verschiedenen Mineralen bei unterschiedlichen Temperaturen. Nach Zheng
(1993).
