Serpentinit, Asbest und die Geologie des Rechnitzer Fensters

Im reinen Magnesium-System wird die Hydratisierung von Olivin durch die Modellreaktion 2 Mg₂SiO₄ + 3 H₂O = Mg₃Si₂O₅(OH)₄ + Mg(OH)₂ beschrieben, also Forsterit plus Wasser zu Serpentin plus Brucit (Frost und Beard 2007, Reaktion 13; Klein et al. 2009, Reaktion R13). Steht zusätzliches SiO₂ zur Verfügung, etwa aus der gleichzeitigen Hydratisierung von Orthopyroxen, läuft die Reaktion über 3 Mg₂SiO₄ + 2 SiO₂ + 4 H₂O = 2 Mg₃Si₂O₅(OH)₄ und es entsteht Serpentin ohne Brucit (Frost und Beard 2007, Reaktion 8; vgl. Klein et al. 2009, Reaktion R12). Brucit ist damit keine zwingende, sondern eine vom Kieselsäureangebot abhängige, oft kryptische Phase.

Maßgeblich ist die Silizium-Aktivität a_SiO₂, die chemische Triebkraft der Kieselsäure relativ zu Quarz. Sie steuert, welche Mineralvergesellschaftung stabil ist: Mit steigender a_SiO₂ verschiebt sich das Gleichgewicht von Brucit (Mg₃Si₂O₅(OH)₄ + H₂O = 3 Mg(OH)₂ + 2 SiO₂, Frost und Beard 2007, Reaktion 9) über Serpentin hin zu Talk (Mg₃Si₂O₅(OH)₄ + 2 SiO₂ = Mg₃Si₄O₁₀(OH)₂ + H₂O, Reaktion 7). Serpentinite zählen dabei zu den kieselsäureärmsten Gesteinen der Erdkruste: In einem Gleichgewicht aus Olivin, Serpentin und Brucit liegt a_SiO₂ bei rund 10^−2,5, im Serpentinit-System insgesamt zwischen etwa 10^−2,5 und 10⁻⁵ (Frost und Beard 2007).

Daran hängt das Redox-Budget. Das im Olivin gebundene Fe²⁺ wird zu Fe³⁺ oxidiert und überwiegend in sekundärem Magnetit, daneben im Serpentin selbst fixiert; den dafür nötigen Sauerstoff liefert die Zersetzung von Wasser (2 H₂O = 2 H₂ + O₂), wobei H₂ frei wird (Frost und Beard 2007; Klein et al. 2009). Die Oxidation lässt sich über den Eisen-Serpentin-Endgliedanteil schreiben: 2 Fe₃Si₂O₅(OH)₄ + O₂ = 2 Fe₃O₄ + 4 SiO₂ + 4 H₂O, äquivalent als wasserstoffbildende Form Fe₃Si₂O₅(OH)₄ = Fe₃O₄ + 2 SiO₂ + H₂O + H₂ (Frost und Beard 2007, Reaktion 23; Klein et al. 2009). Der so erzeugte Wasserstoff macht Serpentinite zu den am stärksten reduzierten Gesteinen der Erdkruste, reduzierend genug, dass partiell serpentinisierte Peridotite metallische Eisen-Nickel-Legierungen wie Awaruit (FeNi₃) führen können (Frost und Beard 2007).

Der nicht offensichtliche Schluss daraus: a_SiO₂ steuert nicht nur die Mineralvergesellschaftung, sondern auch die Eisen-Verteilung und damit die Wasserstoffausbeute. Bei hoher Silizium-Aktivität ist Magnetit nicht stabil; das Eisen bleibt im eisenreichen Serpentin und Brucit gebunden, und es entsteht weniger H₂. Erst bei niedriger a_SiO₂ kristallisiert Magnetit neben magnesiumreichem Serpentin und Brucit, was die H₂-Produktion antreibt (Frost und Beard 2007). In den Mesh-Texturen abyssaler Serpentinite ist entsprechend ein erheblicher Teil des Eisens dreiwertig: etwa 30 bis 50 Prozent in den Serpentin-Brucit-Säumen (Klein et al. 2009).

Am Beispiel Rechnitz: Für die Serpentinite von Glashütten und Rumpersdorf im Kőszeg-Rechnitz-Fenster weisen Demény et al. (2007) eine starke ¹⁸O-Anreicherung von bis zu 16,2 ‰ nach und deuten sie als Folge einer Tieftemperatur-Serpentinisierung oder einer Wechselwirkung mit ¹⁸O-reichen Fluiden, im Gegensatz zu den mantelartigen δ¹⁸O-Werten (5,9 bis 6,8 ‰) des Serpentinits von Bienenhütte im Bernsteiner Fenster.

Alle drei Serpentin-Polymorphe sind trioktaedrische Schichtsilikate des 1:1- oder TO-Typs: Eine tetraedrische [SiO₄]-Schicht ist mit genau einer brucitartigen, trioktaedrischen [Mg(O,OH)₆]-Oktaederschicht verknüpft (Wicks und O'Hanley 1988). Der Schlüssel zu den drei Bauformen ist eine geometrische Unverträglichkeit der beiden Schichten: Die laterale Dimension einer idealen magnesiumbesetzten Oktaederschicht (b ≈ 9,43 Å) ist größer als die einer idealen siliziumbesetzten Tetraederschicht (b ≈ 9,1 Å). Dieser Misfit ist erheblich und erzeugt eine Spannung, die jede der drei Strukturen anders auflöst (Wicks und O'Hanley 1988). Derselbe Stoff, dieselbe Spannung, drei Lösungen: ein plattiges, ein röhrenförmig-faseriges und ein gewelltes Mineral.

Lizardit bleibt planar. Es überbrückt den Misfit innerhalb der flachen Schicht, vor allem durch eine ditrigonale Verdrehung der Tetraeder, die nach Wicks und O'Hanley (1988) der wesentliche Mechanismus ist, sowie durch begrenzten gekoppelten Ersatz von Al³⁺ und Fe³⁺ für Mg und Si, etwa nach (Mg₆₋ₓAlₓ)(Si₄₋ₓAlₓ)O₁₀(OH)₈; bei einem Al-Gehalt von x ≈ 0,6 gleichen sich die lateralen Flächen beider Schichten gerade aus (Wicks und O'Hanley 1988; vgl. Evans 2004). Chrysotil löst den Misfit dagegen durch Krümmung: Die Schicht rollt sich zu konzentrischen oder spiraligen Zylindern auf, wobei die größere Oktaederschicht außen, auf der konvexen Seite des Bogens liegt (Wicks und O'Hanley 1988). Spannungsfrei wäre ein einziger Krümmungsradius von etwa 88 Å (Whittaker 1957); reale Fasern haben Außenradien von rund 110 bis 135 Å (Yada 1971, zit. nach Wicks und O'Hanley 1988). Genau diese gekrümmte Schichtstruktur, so Evans (2004), „macht aus einem Schichtsilikat ein faseriges Mineral".

Antigorit nimmt einen dritten Weg: eine modulierte Struktur aus einer alternierenden Welle, in der die Tetraederschicht zwar durchläuft, an den Wendepunkten aber ihre Polarität, also die Krümmungsrichtung, umkehrt; diese Umkehr wiederholt sich periodisch und bildet eine Überstruktur (Wicks und O'Hanley 1988). Deren Wellenlänge A ist nicht fixiert, liegt aber meist bei etwa 33,7 bis 43,1 Å (Wicks und O'Hanley 1988); der Periodenparameter m bezeichnet die Zahl der Tetraeder pro Superperiode (Kunze 1961, zit. nach Wicks und O'Hanley 1988). An jeder Krümmungsumkehr fehlen pro Elementarzelle 3 Mg und 6 (OH) relativ zu Si, weshalb die Formel des Antigorits von der idealen Serpentin-Formel abweicht und etwas silizium-reicher und magnesium-ärmer ausfällt (Wicks und O'Hanley 1988). Der nicht offensichtliche Schluss: Chrysotils faseriger, gesundheitlich relevanter Habitus ist eine kristallographische Folge der Spannungsauflösung, keine Frage der chemischen Zusammensetzung.

Am Beispiel Rechnitz: Für die vollständig serpentinisierten Ultramafitit-Körper in den Fenstern von Bernstein, Rechnitz und Eisenberg weist Koller (1985) röntgenographisch Lizardit und Chrysotil gemeinsam als wesentlichen Mineralbestand nach, Chrysotil unter anderem in Maschentextur. In denselben Gesteinen treten also die planare und die aufgerollte Auflösung desselben Misfits nebeneinander auf; Asbest ist dabei nach Koller relativ oft auf den offenen Kluftflächen vorhanden.

Welche der Serpentin-Phasen bei krustalen Bedingungen ins Phasendiagramm des Systems MgO-SiO₂-H₂O (MSH) gehört, ist die Kernfrage von Evans (2004). Sein Befund: Chrysotil ist nirgends die stabilste Phase. Lizardit ist bei tiefen Temperaturen geringfügig stabiler, doch der Unterschied in der Gibbs-Energie beträgt im Bereich 300 bis 400 °C nicht mehr als rund 2 kJ; oberhalb von etwa 300 °C ist Antigorit + Brucit stabiler als beide (Evans 2004). Dieser Abstand ist klein gegenüber der natürlichen Streuung der Gibbs-Energie des Lizardits selbst, die wegen Oberflächenenergie, Polytypie und Kristalldefekten mehrere hundert Joule pro Mol erreicht; minimal verspannter Chrysotil mit einem Krümmungsradius von etwa 90 Å kann sogar stabiler sein als Lizardit, stark verspannter (≈ 200 Å) dagegen nicht (Evans 2004).

Entscheidend ist deshalb nicht die Thermodynamik, sondern die Kinetik. Chrysotil wächst bevorzugt in isotrop verspannten, fluidgefüllten Hohlräumen und Poren sowie in Adern, meist erst nachdem die aktive Hydratisierung der Umgebung beendet ist; Evans modelliert die Chrysotil-Adern in lizardit- oder antigorithaltigem Gestein als Keimbildung schwach verspannten Chrysotils mit anschließendem, kinetisch begünstigtem Anwachsen energiereicherer Lagen unter milder Fluid-Übersättigung (Evans 2004). Lizardit hingegen entsteht durch Verdrängung unter dem Expansionsdruck der Hydratisierung. Weil Chrysotil durch Fluid und nicht durch Scherspannung gefördert wird, verhalten sich beide wie ein Spannungs-Antispannungs-Paar, das im selben teil- oder vollserpentinisierten Gestein nebeneinander wachsen kann (Evans 2004).

Daraus folgt der nicht offensichtliche Schluss: Nicht Temperatur und Druck, sondern die Umstände des Wachstums entscheiden, ob Chrysotil oder Lizardit entsteht (Evans 2004). Wo faseriger Chrysotil, der Weißasbest, auftritt, markiert er die Wege, auf denen Fluide offenen Raum fanden, nicht eine besondere Druck-Temperatur-Stellung. Der Asbestgehalt eines Serpentinits folgt damit seiner Fluid- und Kluftgeschichte, nicht dem Gleichgewichts-Phasendiagramm.

Am Beispiel Rechnitz: Koller (1985) findet den Asbest der Rechnitzer Serpentinite vor allem auf den offenen Kluftflächen, genau in den fluidgeführten Öffnungen, die nach Evans das Wachstum von Chrysotil begünstigen. Die eoalpine Metamorphose der Rechnitzer Serie bei 330 bis 370 °C liegt dabei im Übergangsbereich, in dem Lizardit zunehmend von Antigorit abgelöst wird (Schwartz et al. 2013).

Amphibole sind Kettensilikate, und zwar im Gegensatz zu den Einfachketten der Pyroxene Doppelkettensilikate: Das Silikat-Gerüst besteht aus einer Doppelkette eckenverknüpfter Tetraeder, verbunden mit einem Band kantenverknüpfter Oktaeder, beide entlang der c-Achse gestreckt (Hawthorne und Oberti 2007). Pro Formeleinheit umfasst diese Doppelkette acht Tetraeder, T₈O₂₂, also zwei Einfachketten vom Repetiereinheits-Typ Si₄O₁₁, die über die verbrückenden Sauerstoffe O(5), O(6) und O(7) zur Doppelkette zusammenwachsen (Hawthorne und Oberti 2007). Die allgemeine Amphibolformel schreiben Hawthorne und Oberti (2007) als A B₂ C₅ T₈ O₂₂ W₂ mit vier Kationen-Lagen: A sitzt im Zentrum eines großen Hohlraums zwischen den Rücken-an-Rücken liegenden Doppelketten und nimmt Na, K, Ca, Li oder eine Leerstelle (□) auf; die B-Kationen (Na, Li, Ca, Mn²⁺, Fe²⁺, Mg) besetzen die M(4)-Lage am Rand des Oktaederbandes; die C-Kationen (Mg, Fe²⁺, Mn²⁺, Al, Fe³⁺, Mn³⁺, Ti⁴⁺, Li) füllen die drei oktaedrisch koordinierten Lagen M(1), M(2) und M(3) im Inneren des Bandes; T steht für die Tetraederkationen Si, Al und Ti⁴⁺, und W für die Anionen (OH), F, Cl oder O²⁻ auf der O(3)-Position (Hawthorne und Oberti 2007).

Tremolit und Aktinolith sind in diesem Schema eine lückenlose Mischkristallreihe der kalzischen Amphibole. Das Tremolit-Endglied □Ca₂Mg₅Si₈O₂₂(OH)₂ hat eine leere A-Lage, Ca₂ auf B = M(4) und Mg₅ auf C = M(1)–M(3) (Hawthorne und Oberti 2007). Von dort führt der gekoppelt-isovalente Ersatz Fe²⁺ ⇌ Mg auf den C-Lagen, also die Fe²⁺-Mg-Verteilung über die Oktaederlagen M(1) bis M(3) (Hawthorne und Oberti 2007), kontinuierlich zum eisenreichen Endglied □Ca₂Fe²⁺₅Si₈O₂₂(OH)₂. Tremolit und Aktinolith unterscheiden sich damit allein im Mg/Fe²⁺-Verhältnis der Oktaederlagen, nicht im Bauprinzip der Doppelkette.

Daraus ergibt sich der für die Asbestfrage entscheidende Punkt. Ein asbestiform gewachsener Amphibol, der in dünnen, biegsamen, einzeln ablösbaren Fasern entstanden ist, und ein Spaltfragment, das durch Zerbrechen eines massigen oder prismatischen Kristalls entlang seiner Spaltbarkeit erzeugt wurde, können dieselbe chemische Zusammensetzung tragen, denn die Zusammensetzung steckt in der Besetzung der A-, B-, C- und T-Lagen, nicht im Habitus. Beide können zugleich in dieselbe längliche Partikelgeometrie fallen. Trotzdem sind sie kristallchemisch verschieden entstanden: das eine als gerichteter Faserwuchs, das andere als Bruchstück. Genau diese Entkopplung von Zusammensetzung und Geometrie auf der einen und Genese auf der anderen Seite macht die Identifikation und Zählung von Amphibolfasern analytisch heikel. Die zähltechnische und regulatorische Seite dieser Unterscheidung behandeln wir auf der Normen-Seite, Abschnitt 5.

Am Beispiel Rechnitz: Koller (1985) dokumentiert in den Serpentiniten der Rechnitzer Serie Tremolit vor allem an tektonisch durchbewegten Bereichen und auf den offenen Kluftflächen, und er ordnet dem jüngsten, grünschieferfaziellen Metamorphoseereignis dunkelblaue Alkaliamphibole riebeckitischer bis Mg-riebeckitischer Zusammensetzung zu. In der lokalen Abfolge treten damit der kalzische Amphibol Tremolit, dessen aktinolithisches Pendant im burgenländischen Material nachgewiesen ist, und der natriumhaltige Riebeckit-Magnesioriebeckit nebeneinander auf.

Dass eine Faser im Gewebe verbleibt, ist nach Hume und Rimstidt (1992) keine Frage der Gleichgewichts-Löslichkeit, sondern der Auflösungskinetik. Die Flüssigkeiten im Lungengewebe enthalten sehr geringe Magnesium- und Silizium-Konzentrationen und sind gegenüber Chrysotil deutlich untersättigt; thermodynamisch betrachtet sollte Chrysotil sich also auflösen, und seine Persistenz ist „simply a result of a slow dissolution rate" (Hume und Rimstidt 1992). Die maßgebliche Reaktion bei pH < 9 lautet Mg₃Si₂O₅(OH)₄ + 6 H⁺ = 3 Mg²⁺ + 2 H₄SiO₄ + H₂O (Hume und Rimstidt 1992). Sie läuft in zwei Schritten ab: Zuerst wird die brucitartige Magnesiumhydroxid-Schicht des Chrysotils rasch herausgelöst, zurück bleibt ein Silikatgerüst, dessen langsamere Auflösung anschließend die Gesamtrate kontrolliert. Die Faserlebensdauer, also die Biobeständigkeit, hängt deshalb von der Rate der Kieselsäure-Freisetzung ab (Hume und Rimstidt 1992). Für den im Lungengewebe vorliegenden Untersättigungsbereich ist diese Rate vom pH unabhängig und beträgt 5,9 (± 3,0) · 10⁻¹⁰ mol m⁻² s⁻¹ bei 37 °C (Hume und Rimstidt 1992).

Genau hier verbindet sich die Kinetik mit der Kristallstruktur. Die Schicht, die zuerst und schnell weicht, ist dieselbe äußere, brucitartige Mg(OH)-Oktaederschicht der TO-Schicht, die in der gerollten Chrysotilfaser auf der konvexen Außenseite des Bogens liegt und damit dem Fluid exponiert ist (vgl. den TO-Schicht-Abschnitt oben; Wicks und O'Hanley 1988). Die Amphibole bieten dem Fluid keine solche frei zugängliche Hydroxid-Schicht: In der Amphibol-Doppelkette sitzen die Magnesium- und Eisen-Kationen auf den oktaedrischen Lagen M(1), M(2) und M(3) im Inneren des Oktaederbandes, eingehüllt vom silikatischen Gerüst der eckenverknüpften Doppelkette T₈O₂₂ (vgl. den Doppelketten-Abschnitt oben; Hawthorne und Oberti 2007). Strukturell folgt daraus, dass dem kinetisch entscheidenden ersten Schritt, dem raschen Auslaugen einer exponierten Mg-Hydroxid-Schicht, bei den Amphibolen die Angriffsfläche fehlt; der angreifbare Teil ist hier in das beständigere Silikatgerüst eingebaut. Diese Aussage ist eine strukturelle Folgerung aus den beiden bereits belegten Bauplänen, keine gemessene Amphibol-Auflösungsrate: Hume und Rimstidt (1992) halten ausdrücklich fest, dass für die eisenreichen Amphibole wie Krokydolith keine Ratendaten vorliegen, sodass eine quantitative Rate für Amphibolasbest hier offenbleibt. Wie weit die größere Beständigkeit die unterschiedliche Schädlichkeit erklärt, ordnen wir auf der Normen-Seite ein.

Der nicht offensichtliche Schluss: Biobeständigkeit ist der geochemische Grund, warum dieselbe Gefahrenklasse nach der Mineralogie auseinanderfällt. Die auslaugbare Mg-Schicht macht Chrysotil weniger biopersistent als die gerüstartig gebauten Silikate; zur Größenordnung nennen Hume und Rimstidt (1992) für eine Chrysotilfaser von 1 µm Durchmesser eine modellierte Lebensdauer von 9 (± 4,5) Monaten, gegenüber 438 Jahren für eine gleich große Faser aus amorphem Siliziumdioxid und 1,7 · 10⁶ Jahren für ein Quarzkorn derselben Größe. Deshalb trägt der lokale Amphibolbefund, Tremolit und Aktinolith, sein eigenes Gewicht; die epidemiologische Seite dieser Gewichtung steht auf der Normen-Seite, Abschnitt 5.

Am Beispiel Rechnitz: In den Rechnitzer Gesteinen treten beide Asbestarten auf, der Chrysotil des Serpentins (Koller 1985; siehe TO-Schicht-Abschnitt oben) und der Amphibolasbest Tremolit beziehungsweise Aktinolith, dessen aktinolithisches Glied in einer unserer eigenen Proben nachgewiesen ist (Koller 1985; siehe Eigene Beprobung). Nach der Biobeständigkeits-Logik ist der Amphibolasbest der beständigere der beiden; die gesundheitliche Gewichtung dieses Unterschieds steht auf der Normen-Seite.

Jede der drei Stufen Kollers (1985) trägt ihre eigene, diagnostische Mineralvergesellschaftung, und gemeinsam zeichnen sie einen Weg von der Ozeankruste in die Subduktionszone und zurück. Die ozeanische Metamorphose ist durch hochtemperierte Hornblendephasen gekennzeichnet, nämlich Barroisit, Pargasit und Magnesiohornblende, begleitet von metasomatischen Veränderungen (Na-, Ca-Zufuhr) und einer intensiven Oxidation; Koller (1985) grenzt sie auf 750 bis unter 400 °C bei einem Druck von höchstens 1 Kilobar ein und deutet die weitverbreiteten Metamorphosespuren als Beleg für einen mittelozeanischen Rücken mit relativ geringen Spreizungsraten. Es ist die Prägung, die das Gestein am Meeresboden selbst erfuhr.

Die eoalpine Hochdruck-Niedrigtemperatur-Stufe ist das tektonische Gedächtnis der Versenkung. Ihre Leitminerale sind Mg-reicher Pumpellyit, Ferroglaukophan, ein Alkalipyroxen der Zusammensetzung um Ac₆₃Jd₂₁, Lawsonit (nur als Formrelikte erhalten) und Stilpnomelan; aus dieser Paragenese leitet Koller (1985) 330 bis 370 °C bei 6 bis 8 Kilobar ab, eine K-Ar-Datierung an zonargebauten Crossit-Riebeckit-Mischkristallen ergab 65 ± 6 Millionen Jahre. Diese Bedingungen setzen nach Koller (1985) eine kretazische Versenkung der penninischen ozeanischen Kruste in einer Subduktionszone in Tiefen von mindestens 15 bis 25 Kilometern voraus; der niedrige geothermische Gradient entspricht genau dem einer Subduktionszone. Die jüngste, grünschieferfazielle Regionalmetamorphose überprägt dieses Hochdruck-Gefüge bei 390 bis 430 °C und weniger als 3 Kilobar (K-Ar 19 bis 22 Millionen Jahre); ihre Leitminerale sind Aktinolith, ein Alkalipyroxen mit geringer Jadeitkomponente (Ac₈₅Jd_<5) und dunkelblaue Alkaliamphibole riebeckitischer bis magnesioriebeckitischer Zusammensetzung, wobei der Metamorphosegrad von Norden nach Süden zunimmt (Koller 1985).

Der Protolith war Ozeanboden. Die Ultramafitite sind nach ihrer Zusammensetzung Peridotite mit meist harzburgitischen, untergeordnet lherzolithischen Chemismen, also geringen CaO- und Al₂O₃- bei hohen MgO-Gehalten (Koller 1985); die zugehörigen Metabasite tragen N-Typ-MORB-Signatur (Koller 1985). In der Zusammenschau der magmatischen Relikte, der Geochemie und der Isotopie ordnen Demény et al. (2007) diese Abfolge einer Ophiolith-Sequenz aus N-MORB-Basalten und Harzburgit-Körpern des subozeanischen Mantels zu (unter Berufung auf Melcher et al. 2002 und Meisel et al. 1997) und halten fest, dass die geochemischen Zusammensetzungen die spätere Metamorphose überdauert haben. Geodynamisch fügt sich das zu einem geschlossenen Bild: penninische ozeanische Lithosphäre, deren Subduktion nach Demény et al. (2007) in der Kreide begann, versenkt bis in Blauschiefertiefen und während der mittelmiozänen krustalen Extension wieder exhumiert (Demény et al. 2007). Der nicht offensichtliche Schluss: Der asbestführende Serpentinit ist ein Stück Ozeanboden-Mantel, der nahe dem Meeresboden hydratisiert, in Subduktionstiefen versenkt und anschließend gehoben wurde. Seine Mineralogie, insbesondere die Abfolge der Amphibolgenerationen von der hochtemperierten ozeanischen Hornblende über den Hochdruck-Alkaliamphibol bis zum grünschieferfaziellen Aktinolith und Riebeckit, ist die Tonbandaufzeichnung dieses Weges von Ozean über Subduktion zu Exhumation.

Am Beispiel Rechnitz: Die vier Fenster von Möltern, Bernstein, Rechnitz und Eisenberg legen ein und dieselbe subduzierte und wieder exhumierte penninische ozeanische Lithosphäre frei; weil ihr ultramafischer Kern hydratisierter Mantel-Harzburgit ist und ihre Amphibolgenerationen den ozeanisch-subduktiven Pfad konserviert haben, ist asbestführender Serpentinit über den gesamten Gürtel hinweg geologisch erwartbar, kein lokaler Sonderfall.

Warum die Isotopie überhaupt etwas über die Serpentinisierung verrät, liegt an der Temperaturabhängigkeit der Gleichgewichtsfraktionierung. Die Sauerstoff-Isotopen-Fraktionierung zwischen zwei koexistierenden Phasen, geschrieben als Δ_A−B = 1000 ln α_A−B ≈ δ¹⁸O_A − δ¹⁸O_B, nimmt mit steigender Temperatur ab und verläuft im Hochtemperaturbereich annähernd proportional zu 1/T² (Wenner und Taylor 1971; Saccocia et al. 2009). Eine gemessene Fraktionierung zwischen zwei gleichzeitig gewachsenen Mineralen ist damit ein Geothermometer. Für Serpentinite ist das einzige breit anwendbare Mineralpaar Serpentin–Magnetit, weil bei der Serpentinisierung aus dem freigesetzten Eisen sehr häufig Magnetit entsteht (Wenner und Taylor 1971; vgl. den Redox-Abschnitt oben). Wenner und Taylor (1971) definieren α_serp−mag = R_serp/R_mag mit R = (¹⁸O/¹⁶O) und Δ_serp−mag = 1000 ln α_serp−mag ≈ δ_serp − δ_mag.

Ihr Befund ist diagnostisch scharf. „Normale" Lizardit-Chrysotil-Serpentinite zeigen sehr große Serpentin-Magnetit-Fraktionierungen von Δ = 12,9 bis 15,1 ‰, neun Antigorite dagegen deutlich kleinere Werte von 8,7 bis 4,8 ‰ (Wenner und Taylor 1971). Da Δ mit der Temperatur sinkt, belegt dies, dass Antigorit bei höheren Temperaturen gebildet wurde als die Lizardit-Chrysotil-Serpentinite, in Übereinstimmung mit dem Phasendiagramm aus dem Multisystem-Abschnitt oben. In Temperaturen übersetzt schätzen Wenner und Taylor (1971) für kontinentalen Lizardit-Chrysotil 85 bis 115 °C, für ozeanischen Lizardit beziehungsweise Chrysotil 130 °C und 185 °C, für ozeanischen Antigorit 235 °C und für kontinentale Antigorite 220 bis 460 °C; die niedrigen Fraktionierungswerte und das Vorherrschen von Lizardit und Chrysotil weisen die abyssale wie die kontinentale Serpentinisierung also als Tieftemperatur-Prozess aus. Die experimentelle Lücke dieser feldgestützten Eichung haben Saccocia et al. (2009) geschlossen: Aus Partial-Exchange-Versuchen bei 250 bis 450 °C und 50 MPa leiten sie für das System Serpentin–Wasser 1000 ln α_{serp−Wasser}(¹⁸O) = 3,49 · 10⁶/T² − 9,48 ab (T in Kelvin), wobei die Fraktionierung von 3,1 ± 1,2 ‰ bei 250 °C auf −3,1 ± 1,3 ‰ bei 450 °C fällt. Damit lässt sich ein gemessenes δ¹⁸O_serp bei bekannter Fluidzusammensetzung direkt in eine Bildungstemperatur, und umgekehrt eine Temperatur in eine erwartete Serpentin-Phase übersetzen.

Die δ¹⁸O-Werte selbst sind ein Fingerabdruck der Fluidgeschichte. Unveränderter Mantel-Peridotit liegt bei etwa 5,5 ‰ (Mattey et al. 1994, zit. nach Demény et al. 2007); deutlich höhere δ¹⁸O-Werte verlangen entweder eine Serpentinisierung bei tiefer Temperatur, bei der die große Mineral-Wasser-Fraktionierung das Gestein ¹⁸O-reich macht, oder eine Wechselwirkung mit ¹⁸O-reichen, etwa sediment-equilibrierten Fluiden (Demény et al. 2007). Der Wasserstoff trägt eine komplementäre Information: δD verrät die Quelle des Fluids, weil Meerwasser nahe 0 ‰, meteorisches Wasser stark negativ und mantelbürtige oder metamorphe Fluide dazwischen liegen. Beide Systeme sind verschieden temperaturempfindlich. Saccocia et al. (2009) eichen die Serpentin-Wasser-D/H-Fraktionierung über 25 bis 450 °C zu 1000 ln α_{serp−Wasser}(D/H) = 3,436 · 10⁶/T² − 34,736 · 10³/T + 21,67 und zeigen, dass Serpentin gegenüber dem koexistierenden Wasser zu tieferen Temperaturen hin zunehmend an Deuterium verarmt (von −20 ± 2 ‰ bei 450 °C auf −32 ± 15 ‰ bei 250 °C).

Genau auf dieser Grundlage liest sich der Rechnitz-Datensatz von Demény et al. (2007). Die δ¹⁸O-Werte der Silikate streuen weit, von 5,9 bis 16,4 ‰, und zwar systematisch nach Lokalität: Rodingit, chloritreicher Blackwall, serpentinisierter Harzburgit und Tremolitader von Bienenhütte im Bernsteiner Fenster bewahren mit 5,9 bis 6,8 ‰ mantelnahe Werte, während der Serpentinit von Glashütten und Rumpersdorf im Kőszeg-Rechnitz-Fenster sowie die Silikate der Ophicalcite eine starke ¹⁸O-Anreicherung bis 16,2 ‰ tragen (Demény et al. 2007). Die Wasserstoff-Isotopie ist demgegenüber fast homogen: δD_Mittel = −63 ± 7 ‰ (n = 7), nur zwei Serpentinite reichen bis etwa −106 ‰ und werden einer begrenzten, spätmetamorphen Infiltration meteorischen Wassers zugeschrieben, die nach Demény et al. (2007) lokal blieb, da selbst direkt an Harnischflächen beprobte Proben keine abweichenden δD-Werte zeigen. Entscheidend ist, was fehlt: die starke D-Anreicherung, die eine Hochtemperatur-Wechselwirkung mit Meerwasser hinterlassen würde, wurde nicht beobachtet. Demény et al. (2007) deuten dies dahingehend, dass die ursprünglich D-reiche, ¹⁸O-arme ozeanische Serpentinit-Signatur durch sediment-bürtige Fluide während der jungalpidischen Metamorphose überprägt wurde (negative δD- und positive δ¹⁸O-Verschiebung), und verknüpfen die H-Isotopie mit der subduktionsbezogenen Entwässerung der penninischen Ozeankruste und einer dadurch verursachten Mantel-Metasomatose, deren rekonstruierte Fluidzusammensetzung von etwa −40 ‰ derjenigen mantelbürtiger Amphibol-Megakristalle entspricht (Demény et al. 2005, zit. nach Demény et al. 2007).

Der nicht offensichtliche Schluss schließt den Kreis zur Mineralogie an der Oberfläche. Das Serpentin-Magnetit-Thermometer bindet ein gemessenes δ¹⁸O an die Serpentinisierungs-Temperatur und damit an die erwartbare Serpentin-Phase (Multisystem-Logik oben), und der Lokalität-für-Lokalität-Kontrast der δ¹⁸O-Werte liest direkt die Fluidgeschichte dieser konkreten Steinbruchgesteine: hohe Werte bei Glashütten und Rumpersdorf als Marke tiefer Temperatur beziehungsweise sediment-equilibrierter Fluide, mantelgepufferte Werte bei Bienenhütte. Der Asbestgehalt folgt, wie im Multisystem-Abschnitt gezeigt, der Fluid- und Kluftgeschichte; die Isotopie macht diese Fluidgeschichte für jeden Aufschluss einzeln messbar.

Am Beispiel Rechnitz: Die Isotopie trennt die Steinbruchgesteine nach ihrer Fluidgeschichte. Der Serpentinit von Glashütten und Rumpersdorf verzeichnet mit δ¹⁸O bis 16,2 ‰ eine Tieftemperatur- beziehungsweise sediment-beeinflusste Serpentinisierung, während das Gestein des Bernsteiner Fensters bei Bienenhütte mit 5,9 bis 6,8 ‰ eine mantelnahe Sauerstoff-Signatur bewahrt hat; die im gesamten Gürtel fast einheitlichen δD-Werte um −63 ‰ und das Ausbleiben der für Hochtemperatur-Meerwasser typischen D-Anreicherung verweisen zugleich auf die subduktionsbezogene Entwässerung als gemeinsamen Hintergrund. Selbst innerhalb eines Gürtels unterscheiden sich die Fluidgeschichten also von Aufschluss zu Aufschluss.