Geochemie - Minerale und Gesteine - page 494

die Fraktionierungsfaktoren zu bestimmen: 1.
Man macht Experimente, 2. Man berechnet das
¿ Mineral-Mineral aus der Kombination der zwei evtl.
besser bekannten, da experimentell leichter zu
bestimmenden ¿ Mineral-Wasser oder 3. man be-
rechnet die theoretische Isotopenfraktionie-
rung aus empirischen Beobachtungen oder
thermodynamisch begründeten Annahmen
(„ first principles “). Leider ist es problematisch,
Daten aus diesen drei Varianten miteinander
zu kombinieren.
Es sei am Ende dieses Abschnitts ausdrücklich
darauf hingewiesen, dass das ¿ ,alsoderUnter-
schied der Mineralisotopenzusammensetzun-
gen, und nicht das d ,alsodieeinzelneIsoto-
penzusammensetzung, die Temperatur anzeigt.
So können Feldspäte aus ein und demselben
syenitischen Pluton trotz deutlich unterschied-
licher d 18 O-Werte bei derselben Temperatur
gebildet worden sein, wenn der Pluton in sich
isotopisch heterogen war. Erst die Messung
koexistierenden Quarzes (oder eines anderen
O-haltigen Minerals) schafft darüber Klar-
heit. Zeigt dieses Mineral überall dieselben
Isotopenzusammensetzungen, so spiegeln die
unterschiedlichen Feldspatisotopenzusammen-
setzungen tatsächlich Temperaturunterschiede
bzw. spätere, unterschiedliche Überprägung
wider. Ergeben mehrere ¿ simselbenGestein
ähn icheoderiden ischeTemperaturen,so
kann von einer Gleichgewichtseinstellung aus-
gegangen werden. Häufig werden ¿ - ¿ -Plots
benutzt, um isotopische Equilibrierung zu be-
legen - isotopisch equilibrierte Mineralpaare
sollten in einem solchen Diagramm auf einer
Geraden liegen, wobei dies in Spezialfällen
auch ohne Gleichgewichtseinstellung gesche-
hen kann.

gen, dass peridotitischer Olivin sehr konstant
ein d 18 O von 5,3 ± 0,3 ‰ hat, koexistierende
Pyroxene haben um etwa 0,3-0,4 ‰ höhere
Werte und interessanterweise hat sich dies
auch in der Erdgeschichte nicht verändert, wie
Messungen an in Diamanten eingeschlossenen,
archaischen Olivinen belegen - trotz der Sub-
duktion von Gesteinen anderer, hoch variabler
Sauerstoffisotopie. Für primäre, aus dem Erd-
mantel ausgeschmolzene Karbonatite werden
Sauerstoff-Isotopenwerte von etwa 6-8 ‰ an-
gegeben.
Wie oben ausgeführt, ist die Sauerstoffisotopie
von Oberflächenwasser, Ozeanwasser und
Krustengesteinen von den silikatischen Mantel-
gesteinen sehr unterschiedlich und z. T. hoch
variabel. Als mittlerer Wert für Krustenge-
steine wird etwa 7,5 ‰ oder sogar höher an-
genommen. Wird also eine Mantelschmelze
durch krustale Fluide, Schmelzen oder Ge-
steine kontaminiert, so schlägt sich dies in ih-
rem Sauerstoff-Isotopenverhältnis nieder, es
wird ansteigen (z. B. Abb. 4.85). Man kann da-
mit nicht nur bestimmen, ob man eine Mantel-,
eine Krusten- oder eine kontaminierte
Schmelze vor sich hat, sondern auch gegebe-
nenfalls die Menge an krustalen Kontaminan-

0,708

S-Typ Granitoide
I-Typ Granitoide
Gabbros
hydrothermal alteriert

0,707

0,706

0,705

0,704

0,703

Sauerstoff- und Wasserstoff-Isotope in
magmatischen Prozessen
Hunderte von Messungen an frischen, unkon-
taminierten Mittelozeanische-Rücken-Basalten
(MORBs) haben gezeigt, dass der Erdmantel
ein Sauerstoffisotopenverhältnis von etwa
d 18 O = 5,7 ‰ hat, was auch ziemlich konstant
zu sein scheint. Messungen an Mineralen zei-

0,702

3 5 7 9 11 13

δ

18 O (‰)

4.85 Der hier dargestellte Zusammenhang zwi-
schen Sr- und O-Isotopie an magmatischen Gestei-
nen des Peninsula-Ranges-Batholiths aus Südkali-
fornien deutet auf krustale Kontamination von
Mantelschmelzen hin. Nach Taylor (1986).