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in Tiefen größer etwa 100 m erstaunlich wenig
weiß.
Auch in Ozeanen spielen Fluid-Gesteins-Wech-
selwirkungen eine große Rolle, da der an mit-
telozeanischen Rücken austretende tholeiiti-
sche Basalt natürlich genauso im Ungleichge-
wicht mit Meerwasser steht wie ein Granit mit
Wasser in einer neu geöffneten Störung. Dem-
entsprechend reagieren die Basalte ab dem
Zeitpunkt ihres ersten Kontaktes mit Meerwas-
ser, was in Kapitel 3 bereits als
Spilitisierung
bezeichnet wurde. Ebenfalls dort erwähnt
wurde das wichtigste Erzlagerstätten-relevante
Phänomen dieser Fluid-Gesteins-Wechselwir-
kung, die „
Schwarzen Raucher
“(Abschn.
3.9.1.1). Was genau geschieht nun bei der
Oze-
anbodenmetamorphose
?
Der Basalt reagiert mit dem Meerwasser und
zersetzt sich. Dabei werden neue Minerale ge-
bildet, und wenn man das gesamte System be-
trachtet, ist dies natürlich nicht ein isochemi-
scher Prozess, sondern ein metasomatischer,
bei dem z. B. Ca ans Meerwasser abgegeben so-
wie Na und Wasser durch das Gestein aufge-
nommen wird. Dieser Reaktionsprozess findet
bei sehr verschiedenen Temperaturen statt,
und zwar von etwa 4 bis fast 500 °C, da die Ba-
saltejajenachAlterundjenachihrerPosition
in der ozeanischen Kruste unterschiedlich
warm sind. Je nach herrschender Temperatur
zeigen die dabei entstehenden alterierten Ge-
steine dann sehr unterschiedliche Sauerstoff-
isotopien. Unterhalb etwa 150 °C (dieser Be-
reich wird „subozeanische Verwitterung“ ge-
nannt) steigt die O-Isotopie der Ozeankruste,
ähnlich wie in der kontinentalen Kruste, wo
ähnliche Prozesse ja von denselben Gesetzen,
d. h. denselben hohen Fraktionierungsfaktoren
zwischen Fluid und Mineral, gesteuert werden,
auf bis zu 25 ‰ an. Häufig beobachtet man da-
beieinepositiveKorrelationzwischen
d
18
O-
Werten und dem Wassergehalt eines Gesteins.
Diese Prozesse finden typischerweise bei ho-
hen Fluid-Gesteins-Verhältnissen weit über
eins statt, sind also fluid-dominiert (im Engli-
schen „
fluid-buffered
“).
Bei höheren Temperaturen („hydrothermale
Alteration“) nimmt die Fraktionierung dage-
gen ab und es kann sogar dazu kommen, dass
bei Temperaturen über etwa 300°C das
18
Oder
Silikate gegenüber den ursprünglichen MORB-
Wertenabnimmt(Abb.4.91).SolcheProzesse
sind typischerweise durch das Gestein und
nicht durch das Fluid gepuffert, da die mit-
einander reagierenden Fluid- und Gesteins-
volumina häufig in derselben Größenordnung
liegen und das Gestein dann mehr O enthält.
Wie man die Isotopieänderung in solchen Pro-
zessen quantifiziert, ist im folgenden Abschnitt
für den Kohlenstoff gezeigt.
0
submarine Verwitterung
(0-150°C)
frischer Basalt
200
Pillow-
Basalte
400
reduzierende Bedingungen
(<150°C)
600
Übergangs-
zone
4.91
Die Veränderung
der Sauerstoff-Isoto-
penzusammensetzung
von MORBs mit zuneh-
mender Tiefe in der
Bohrung 504B des Deep
Sea Drilling Projects
(DSDP). Nach Alt et al.
(1986).
Metamorphose
unter hydrothermalen
Bedingungen
(100-400°C)
800
„sheeted
dikes“
1000
3
4
5
6
7
8
9
1200
δ
18
O
Basalt
(‰)
