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(
d
D zwischen - 500 und 9000 ‰), sodass es
auch nicht möglich ist, hieraus das primordiale
H-Isotopenverhältnis abzuschätzen. Irdische
Gesteine, deren H-Budget überwiegend durch
OH-haltige Silikate wie Amphibole und Glim-
merbestimmtwird,sowiemagmatischesWas-
ser variieren heute meist zwischen
d
D=-40
und - 95 ‰. Die vermutlich beste Schätzung
für
primitiven Mantel
(gewonnen aus frischen
MORBs mit einem
d
18
Ovon5,5‰)liegtbei
etwa
d
D=-80‰.
Selten und nur in außergewöhnlich reduzierten
und alkalireichen Schmelzen werden magmati-
sche
Amphibole
mit Werten bis - 230 ‰ ge-
funden (siehe Abb. 4.90). Obwohl die Entste-
hung
noch nicht vollständig geklärt ist, involviert die
derzeit beste Erklärung dafür
magmatisches
Methan
, das im Verlauf der magmatischen
Fraktionierung quantitativ zu CO
2
und Wasser
oxidiert wird. Dabei ändert sich die Wasser-
stoffisotopenzusammensetzung nicht, und da
Methan sehr niedrige Wasserstoffisotopenzu-
sammensetzungen hat, viel niedriger als im
Gleichgewicht damit stehendes Wasser, kann
bei der Oxidation des Methans ein Niedrig-
d
D-
Wasser entstehen, aus dem ein Niedrig-
d
D-
Amphibol kristallisiert. Allerdings wird auch
ein weiteres wichtiges Phänomen in magmati-
schen Systemen, die Entgasung, als Erklärung
herangezogen, die im Folgenden kurz disku-
tiert wird.
dieser
extremen
Zusammensetzungen
-
R
das Isotopenverhältnis (z.B.
18
O/
16
Ooder
87
13
Sr/
86
Sr) und
-
f
der Anteil der noch verbleibenden (d.h.
noch nicht kristallisierten) Schmelze, der
zwischen 0 und 1 variieren kann.
0, m und a stehen für anfängliche Schmelze
vor der Kontamination, Schmelze (
m
elt
)
während der Kontamination, und assimilier-
tes Material.
Da die Menge von Sauerstoff in der
Schmelze,indenKumulatenundimKonta-
minanten ungefähr gleich groß ist (es han-
delt sich immer um Silikate), und da die Ku-
mulate ungefähr dieselbe O-Isotopenzusam-
mensetzung haben wie die Schmelze, kann
man
c
m
,
c
m
0
und
c
a
für das O-Isotopensystem
ungefähr gleichsetzen und b als 1 betrach-
ten. Damit vereinfacht sich obige Gleichung
im Falle des Sauerstoffs (und nur für dieses
Element!) zu
12
11
10
9
ϕ
= 5
ϕ
= 7,5
8
ϕ
= 10
7
6
5
1
0,8
0,6
0,4
0,2
0
Anteil der verbleibenden Schmelze
R
m
=(
R
a
-
R
m
)[1-
f
1/(h -1)
]+
R
m
4.87
Hier wird das Ergebnis einer einfachen
AFC-Modellierung mit der im Text angegebe-
nen Formel gezeigt, also die fraktionierte Kris-
tallisation eines MOR-Basalts (mit einem d
18
O
von 5,7 ‰) bei gleichzeitiger Assimilation von
krustalen Nebengesteinsschmelzen (mit einem
d
18
O von 19 ‰). Die x-Achse zeigt, wie viel
Schmelze schon auskristallisiert ist und h ist das
Verhältnis von gebildetem Kumulat zu assimi-
liertem Nebengestein.
Berechnet man die O-Isotopenzusammen-
setzung eines Magmas während der mit der
Assimilation eines Kontaminanten einherge-
henden Kristallisation, so entsteht ein Bild
wie in Abb. 4.87. Es ist offensichtlich, dass
die Assimilationsmengen anhand von Ent-
wicklungskurven der O-Isotopen in später
nicht mehr hydrothermal veränderten Mag-
matiten abgeschätzt werden können.
