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Sauerstoffisotope und
Fluid-Gesteins-Wechselwirkungen
Eine Übersicht von Wasserstoff- und Sauer-
stoff-Isotopendaten (Abb. 4.90) in Gesteinen
zeigt, wie groß ihre Variabilität in unterschied-
lichen
ser bei Temperaturen unter 150 °C zu Gemen-
gen aus Quarz, Tonmineralen, Hämatit und
Chlorit zersetzt. Dies geschieht besonders in-
tensiv entlang von Scherzonen und auf
Störun-
gen
, wobei die so genannten „Lettenklüfte“
oder „Ruschelzonen“ entstehen, also weiche,
tonmineral-gefüllte Zonen, die häufig Gebirgs-
teile auch hydraulisch voneinander separieren,
da sie wasserundurchlässig sind. Die kontinen-
tale Oberkruste ist durchzogen von solchen
Klüften, die mit mehr oder weniger dicken Be-
lägen aus Tonmineralen, Zeolithen, Calcit,
Chlorit, Hämatit und Quarz bedeckt sind.
Auch in undeformierten Gesteinen kann das
auf Korngrenzen vorhandene Wasser dazu füh-
ren, dass Feldspäte zu Tonmineralen oder Seri-
cit (feinschuppiger Hellglimmer) sowie Biotit
oder Amphibole zu Chlorit und Hämatit umge-
wandelt werden. Die dabei freigesetzten Spu-
renelemente (z. B. Pb oder Ba aus Feldspäten,
Cu oder Zn aus Mafiten) spielen bei der Entste-
hung
hydrothermaler Erzlagerstätten
eine
wichtige Rolle, die jedoch leider über den Rah-
mendiesesBucheshinausgeht.
Isotopisch ändert sich die Gesteinszusammen-
setzung bei solchen Prozessen deshalb, da die
Fraktionierungsfaktoren zwischen Festphasen
und Wasser bei solch niedrigen Temperaturen
besonders groß sind. Typischerweise zeigen
daher bei oder unter 150 °C entstandene Mine-
ralparagenesen der kontinentalen Kruste (z. B.
hydrothermaleQuarzgänge)relativhoheO-
Isotopenwerte bis über 25 ‰. Kontamination
mit solchen Gesteinen hinterlässt sehr deutli-
cheSpureninMantelschmelzen.Beibekannter
Wasserisotopie kann entweder die Temperatur
der Fluid-Gesteinswechselwirkung bestimmt
werden (oder umgekehrt!), oder, wenn Tempe-
ratur und Wasserisotopie bekannt sind, können
sogar Aussagen über das Fluid-Gesteins-Men-
genverhältnis gemacht werden, also wie viel
Fluid ein untersuchtes Gestein zeitintegriert
(über den untersuchten Abschnitt der geologi-
schen Entwicklungsgeschichte des Gesteins
aufsummiert) durchflossen hat. Solche Daten
sind für das Verständnis von Fluidbewegungen
in der Erdkruste von Bedeutung, über die man
Gesteinstypen
ist.
Diese
Variabilität
kann verschiedene Ursachen haben:
- Unterschiede der isotopischen Zusammen-
setzungen der Quellen
- Unterschiede durch magmatische Fraktio-
nierung und/oder Kontamination
-Unterschiededurch
Fluid-Gesteins-Wechsel-
wirkungen
Da wir die ersten zwei Ursachen bereits disku-
tiert haben, kommen wir nunmehr zur letzten,
die insbesondere in erdoberflächennahen Sys-
temengroßeBedeutunghat.WieschoninKa-
pitel 3 beschrieben, steht Wasser bei niedrigen
Temperaturen (z. B. an der Erdoberfläche oder
in der Oberkruste) normalerweise nicht im
Gleichgewicht mit bei hohen Temperaturen ge-
bildeten Gesteinen wie Graniten, Gneisen oder
Amphiboliten und den in ihnen enthaltenen
Mineralen. Dies führt dazu, dass solche Ge-
steine im Laufe der Zeit entweder metamorph-
hydrothermal verändert (sprich: umkristalli-
siert) oder aufgelöst werden. Letzterer Prozess
ist zwar an der Erdoberfläche häufig, aber für
die Isotopengeochemie von Gesteinen nicht
sehr relevant. Ersterer dagegen führt zu drasti-
schen Veränderungen insbesondere der Sauer-
stoff-Isotopie und ist daher hier von besonde-
rem Interesse. Es sei hier nochmals auf das
Konzept der isotopischen Schließungstempera-
tur hingewiesen, das bereits im Zuge der Isoto-
pen-Thermometrie behandelt wurde: Ein Mi-
neral kann unter seiner Schließtemperatur
nicht mehr isotopisch mit einem im isotopi-
schen Ungleichgewicht befindlichen Fluid aus-
tauschen. Daher finden isotopische Verände-
rungen in Gesteinen bei niedrigen Temperatu-
ren praktisch ausschließlich durch Umkristalli-
sation oder Lösung und Ausfällung statt, nicht
aber durch diffusive Reequilibrierung.
Gesteine, die größere Mengen an Feldspäten,
Glimmern, Amphibolen oder Pyroxenen ent-
halten, werden durch die Einwirkung von Was-
