Geology Reference
In-Depth Information
kühleres
Oberflächenwasser
Landoberfläche
Primärerz
Gangart
(z.B. Siderit)
Fe(H
2
O)
6
2+
4.107
Fraktionierung
von Eisenisotopen tritt
in verschiedenen Pro-
zessschritten auf, wenn
primärer, hydrotherma-
ler Siderit aufgelöst und
sekundärer Hämatit aus-
gefällt wird. Siehe Text
für nähere Erklärungen.
Fe(H
2
O)
6
3+
im Fluid:
Δ
Fe2+(aq)-Fe3+(aq)
Ausfällung
von Hämatit:
Lösung von
Siderit:
Fe(H
2
O)
6
2+
Δ
Hämatit-Fe3+(aq)
Δ
Siderit-Fe2+(aq)
FeCl
4
-
im Fluid:
Δ
Fe(Aquo-K.)-Fe(Chloro-K.)
- Bei der Auflösung von Siderit fraktioniert
das Eisen zwischen dem Siderit und dem
Fe
2+
des Fluids;
¿
Siderit-Fe
2+
(aq)
=-0,5bis-1‰
bei25°C(bei150°CimhydrothermalenMi-
lieu noch unbekannt)
- Enthält das hydrothermale Fluid beträchtli-
che Mengen an Chlorid (was sehr häufig der
Fall ist), so stellt sich ein Gleichgewicht zwi-
schen dem Hexaquo- und verschiedenen
Chloro-Komplexen des Eisens ein, also zwi-
schen Fe(H
2
O)
6
2+
und z. B. FeCl
4
-
;dieFrakti-
onierung zwischen beiden Komplexen be-
trägt bei 25 °C mehrere Promille, wobei der
Chlorokomplex isotopisch leichter ist.
- Das hydrothermale Fluid transportiert das
Eisen nun in gelöster Form, bis es sich
zum Beispiel mit einem anderen, kühleren
Oberflächenwasser mischt. Dabei wird das
gelöste, komplexierte Eisen zunächst oxi-
diert(wennnichtschonvorhergeschehen),
der vorherige Komplex zerstört, evtl. ein
neuer gebildet oder das Eisen gleich mehr
oder weniger quantitativ als Hämatit (z. B.
als roter Glaskopf) ausgefällt. Bei der Oxida-
tion beträgt die Fraktionierung zwischen
Fe(H
2
O)
6
2+
und Fe(H
2
O)
6
3+
¿
Fe
3+
(aq)-Fe
2+
(aq)
=
2,9 ‰ bei 25 °C, und wohl etwa 1,5 ‰ bei
250 °C, bei der anschließenden Ausfällung
beträgt
¿
Hämatit-Fe
3+
(aq)
rund - 1,8 ‰ bei 25 °C
und - 0,6 ‰ bei 250 °C.
Nicht weniger als viermal wurde also das Eisen
in diesem relativ simplen und in der Natur sehr
häufig ablaufenden Prozess isotopisch fraktio-
niert.WirddasEisenschließlichauchnochin
einem
Rayleigh-Prozess
ausgefällt, so ändern
sich Fluid- und Hämatit-Isotopie ständig und
potentiell drastisch. Man könnte annehmen,
dass die Komplexität den wirksamen Einsatz
dieses geochemischen Werkzeugs verhindert,
doch ist dem nicht so. Durch geeignete Proben-
wahl und z. B. die Möglichkeit, mit dem Laser
ortsaufgelöst auch die Eisenisotopie messen zu
können (mittels LA-MC-ICP-MS, also Laserab-
lations-Multikollektor-ICP-MS), kann man sol-
chevorherkaumquantifizierbarenProzesse
anhand der beobachteten Festphasen nachvoll-
ziehen(Abb.4.108).Insolchenausgeologi-
scher Sicht
tief-temperierten Prozessen
beob-
achtet man
d
56
Fe-Werte zwischen etwa - 3 und
+ 3 ‰. Bei höheren Temperaturen scheint Fe
auch zu fraktionieren, so z. B. zwischen Spinell
und Olivin im
Erdmantel
,dochgibteszur
Größe dieses Effekts noch widersprüchliche
Messungen und Meinungen. Er dürfte wohl
deutlich geringer ausfallen als bei den niedri-
geren Temperaturen und im Bereich von weni-
gen Zehntel ‰ liegen, wobei der Messfehler im
Bereich um oder unter 0,1 ‰ liegt. Der mitt-
lere
d
56
Fe-Wert zumindest der silikatischen
Erde (evtl. sogar der Gesamterde) wird mit
