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manchen Subduktionszonen haben marine
Porenwässer auch deutlich niedrigere
d
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Cl-
Werte, bis - 7 ‰. Diese werden als Resultat der
Wechselwirkung zwischen Porenwasser und Si-
likatmineralen entlang eines längeren Fließwe-
ges interpretiert, also quasi als Anzeiger einer
chromatographischen Fraktionierung. Konti-
nentale Fluide und Evaporite dagegen haben
meist
d
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Cl-Werte, die sehr nahe (um 1 ‰) um
Meerwasser liegen. Es wird angenommen, dass
derCI-chondritischeWertvon2,7‰derun-
entgaste Mantelwert, also der Durchschnitts-
wert der irdischen Chlorisotopie war. Dieser
Unterschied zwischen Mantel- und Meerwas-
ser- bzw. Kontinent-Isotopie wird als Folge der
Fraktionierung bei der Mantelentgasung inter-
pretiert. Insgesamt scheint die Chlor-Isotopie
für Festgesteins-Fragestellungen nur einen re-
lativbegrenztenNutzenzuhaben.Daskosmo-
gene Isotop
In Systemen mit radiogenen Isotopen betrach-
tet man meist das Verhältnis eines radiogen
entstandenen heute stabilen Isotops eines Ele-
mentes zu einem nicht-radiogen entstandenen
ebenfalls stabilen Isotop desselben Elements.
Dies hat gegenüber der absoluten Konzentrati-
onsmessung zwei Vorteile: Erstens kann man
mit dem Massenspektrometer ein Verhältnis
durch Peakhöhenvergleich viel leichter messen
als absolute Konzentrationen, die meist mit der
Isotopenverdünnungsmethode
gemessen wer-
den (Kasten 4.23), und zweitens sagt die Kon-
zentration eines Elements oder eines Isotops
zunächst einmal gar nicht soviel aus, wenn sie
nicht zu einem Referenzwert in Beziehung ge-
setzt wird (siehe Kasten 4.24). Dies war schon
bei den Spurenelementen in Abschnitt 4.6 an-
geklungen,woalleWerteimmerinBezugz.B.
zu der chondritischen oder zur PAAS-Zusam-
mensetzung gesetzt wurden. Die Änderung ei-
nes solchen Verhältnisses von radiogenen zu
nicht-radiogenen Isotopen erlaubt also direkte
petrogenetische Rückschlüsse, wie wir in die-
sem Abschnitt sehen werden.
Man beachte: das Verhältnis von Mutter- zu
Tochterisotopen ist nicht identisch mit dem
Verhältnis des radiogenen Isotops (das ja selbst
ein Tochterisotop ist!) zu seinem stabilen Isoto-
penpartner. Ersteres involviert nämlich zwei
Isotope verschiedener Elemente, von denen ei-
nesradioaktivist,währendletztereszweiIso-
tope desselben Elementes beinhaltet, die beide
stabil sind. Außerdem ist aufgrund der analyti-
schen Rahmenbedingungen die Messung der
Isotopenverhältnisse desselben Elementes etwa
100-mal genauer als die Messung der Mutter-
Tochter-Verhältnisse.
DerfundamentaleUnterschiedzwischenMe-
thoden mit radiogenen und solchen mit stabi-
lenIsotopenist,dassradiogeneIsotopesich
ständig neu bilden, sich also sozusagen ver-
mehren können (Abb. 4.117). Das gilt selbst in
einem geschlossenen System ohne Interaktion
mit Nachbarsystemen. Dagegen behalten Sys-
teme stabiler Isotope konstante Werte bei,
wenn sie einmal geschlossen sind. Dieser Un-
terschied kann Vor- und Nachteile haben, und
Cl mit einer Halbwertszeit von
308.000 Jahren wird für die Bestimmung des
Bestrahlungsalters
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von
Meteoriten
benutzt
(siehe Abschn. 4.8.3.9).
4.8 Radiogene Isotope
4.8.1 Einführung
Im Gegensatz zu den Systemen mit stabilen
Isotopen, die in Abschnitt 4.7 besprochen wur-
den, involvieren die Methoden mit radiogenen
Isotopen auch solche Isotope, die radioaktiv,
also instabil sind, und die daher in unter-
schiedlich langen von ihrer Halbwertszeit be-
stimmten Zeiträumen (siehe Kasten 4.2) zerfal-
len. Im Falle von Uran und Thorium geschieht
das in
Zerfallsketten,
d. h. über unterschiedlich
viele Zwischenglieder. Die radioaktiven Zwi-
schenglieder und die stabilen Endglieder eines
solchen Zerfalls oder einer solchen Zerfalls-
kette sind dann die radiogenen, also durch ra-
dioaktiven Zerfall entstandenen, Isotope. Man
spricht von
Mutterisotopen
,dieradioaktivzer-
fallen, und
To c ht e r i s o t o p e n
, die sich dabei bil-
den, und die entweder stabil sind oder selbst
wieder weiter zerfallen können.
