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isotopischen Zusammensetzung in ein Gestein
eineranderenisotopischenZusammensetzung
ein, so hängt es von diesen Isotopenwerten,
den beteiligten Mengen an Fluid und Gestein
sowie von den Kohlenstoff-Konzentrationen in
beiden Reservoiren ab, wie stark sich die isoto-
pische Zusammensetzung des Gesteins verän-
dert. Dies lässt sich in einem geschlossenen
System mit der einfachen Massenbilanzglei-
chung
wenn das Fluid das Gestein verlässt. Da das
Fluid mobil ist und somit Rayleigh-Fraktionie-
rung zum Tragen kommt, und da in manchen
Metasedimenten sehr viel Karbonat wegreagie-
ren kann, können die Änderungen der Kohlen-
stoff-Isotopie durch solche Prozesse beträcht-
lich sein, in der Größenordnung von mehreren
Promille(Abb.4.98).Aufgrundderhöheren
Konzentration von Sauerstoff gegenüber Koh-
lenstoff in Gesteinen (sogar in einem Kalzit-
Marmor ist dreimal mehr Sauerstoff als Koh-
lenstoff vorhanden!) ändern sich die
d
13
C-
Werte deutlich schneller als die
d
18
O-Werte im
selben Gestein und beim selben Prozess (Abb.
4.99).
Abschließend sei noch festgehalten, dass natür-
lich auch in hydrothermalen Prozessen, wie sie
F
R
¥
geschlossenes System
=
d
Gestein
-
d
Gestein
d
Fluid
-
d
f
Gestein
+
¿
ausrechnen, in der F und R die Atomprozente
des Kohlenstoffs im Fluid und im Gestein sind
(beachte: F+R=100%!),
¿
der Unterschied
d
Gestein
-
d
Fluid
,und
d
0
bzw.
d
f
die Anfangs- bzw.
Endisotopie des Fluids bzw. Gesteins. Die klei-
nen Deltas lassen sich häufig gut abschätzen,
indem man eine vom Fluid nicht beeinflusste
Gesteinspartie (für
d
0
Gestein
), das alterierte Ge-
stein (für
d
f
Gestein
) und eine bekannte Fluid-
quelle betrachtet (für
d
0
Fluid
). Für
¿
benötigt
man experimentelle Fraktionierungsdaten und
die Kenntnis der Temperatur des Infiltrations-
vorganges, die man gut aus Phasengleichge-
wichten oder Flüssigkeitseinschlussuntersu-
chungenerhaltenkann.GeschiehtdieFluid-
Gesteins-Wechselwirkung
(a)
24
20
18
14
10
0
20
40
60
80
100
Entfernung zum Kontakt (cm)
in
einem
offenen
System, so gilt
F
R
¥
offenes System
=ln
o
F
R
¥
geschlossenes System
+1
i
.
(b)
+1
-1
-3
-3
Es ist interessant, sich noch einige Gedanken
zu
Dekarbonatisierungreaktionen
bei der pro-
graden Metamorphose von karbonathaltigen
Metasedimenten, also z. B. Kalken oder Mer-
geln, zu machen. In diesem Fall nämlich wird
eine CO
2
-haltige Fluidphase entstehen, die na-
türlich gegenüber dem zurückbleibenden Kar-
bonat sowohl Kohlenstoff- als auch Sauerstoff-
Isotope fraktioniert. Bei typischen metamor-
phen Temperaturen hat diese Fluidphase dabei
die schwerere C- und O-Isotopie, das dekarbo-
natisierte Gestein wird also isotopisch leichter,
-7
-9
0
20
40
60
80
100
Entfernung zum Kontakt (cm)
4.98
In der Umgebung eines Granodiorit-Gan-
ges in der Kontaktaureole des Adamello-Plutons
in den Alpen zeigen sich signifikante Veränderun-
gen sowohl der O-, als auch der C-Isotopie, die auf
die Wirkung magmatischer Fluide zurückgeführt
werden. Nach Gerdes et al. (1995).
