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Kasten 4.20
Klimarekonstruktion mithilfe von
Sauerstoffisotopen
Wenn viel Wasser als isotopisch leichtes Eis in
Gletschern der Polargebiete gebunden ist,
so wird das Ozeanwasser immer schwerer. Zu
Zeiten großer Vereisungen hatte das Ozean-
wasser also hohe d
18
O-Werte, zu Zeiten ab-
geschmolzener Polkappen niedrige. Durch
d
18
O-Messungen an Karbonatschalen von
Organismen, die vor Jahrtausenden gelebt
haben (speziell
Foraminiferen
), kann man
Klimaveränderungen rekonstruieren. Diese
bauen nämlich Sauerstoff aus dem sie umge-
benden Meerwasser ein und bilden so des-
sen Isotopenverhältnis ab, aus demman wie-
derum auf die Eismenge und damit aufs
Klima schließen kann. Eine Schwierigkeit
gibt es allerdings dabei noch zu überwin-
den: Beim Einbau in die Organismenschale
fraktionieren die Sauerstoff-Isotope schon
wieder, und zwar wieder temperaturabhän-
gig und sogar noch ein klein wenig unter-
schiedlich, je nachdem, ob Aragonit oder
Calcit gebildet wird (Abb. 4.82). Es gilt:
CaC
16
O
3
+3H
2
18
O=CaC
18
O
3
+3H
2
16
O
Mit einem Messwert aus Foraminiferen-
Schalen stehen wir also vor zwei Unbekann-
ten: der Paläotemperatur und der isotopi-
schen Meerwasserzusammensetzung. Natür-
lich hängen diese miteinander zusammen,
25
20
Aragonit
15
Calcit
10
5
0
25
30
35
1000 ln
α
CaCO3-H2O
(‰)
4.82
Sauerstoffisotopenfraktionierung (dar-
gestellt als 1000 ln a) zwischen Calcit und Ara-
gonit bei 0 bis 25°C. Aragonit ist nach diesen
Daten immer isotopisch schwerer als Calcit,
doch gibt es darüber derzeit heftige Kontrover-
sen zwischen verschiedenen Wissenschaftler-
Gruppen. Nach Kim et al. (2007) und Kim &
O'Neil (1997).
doch gibt es ja, wie oben dargelegt, auch
noch die Variabilität der Meerwasserzusam-
mensetzung in Abhängigkeit von Salinität
und geographischer Breite. Wenn man also
nicht mithilfe weiterer, unabhängiger Daten
für
a
= Fraktionierung zwischen Wasser und
Wasserdampf.
In der Delta-Notation drückt sich dies so aus:
System mit einer Rayleigh-Fraktionierung ver-
gleichen, die in Abschnitt 4.6.3.2 quantifiziert
wurde. Sie kann man nun auch hier verwen-
den, um die isotopische Entwicklung bei der
Wasserverdunstung und -abregnung zu quanti-
fizieren.
Für die Abregnung geschieht dies folgenderma-
ßen: Wenn
R
das Isotopenverhältnis des mo-
mentanen Wasserdampfes ist,
R
0
das Isotopen-
verhältnis des Wasserdampfes bei seiner Bil-
dung (in Bezug auf die Abregnung ist dies das
initiale Verhältnis) und
F
der Anteil des noch
nicht abgeregneten Wasserdampfes, so gilt:
R
0
=
F
(
a
-1)
=
d
18
O + 1000
R
d
18
O
0
+ 1000
Das Isotopenverhältnis des in der Luft verblei-
benden Wasserdampfes berechnet sich dann zu
d
18
O=
F
(
a
-1)
·(
d
18
O
0
+ 1000) - 1000.
Es ergibt sich, dass durch diesen „Destillations-
prozess“ unterschiedlich leichtes Wasser gebil-
det wird. Das isotopisch leichteste Wasser fällt
als Schnee an den Polen herab.
R/R
0
=
F
(
a
-1)
