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Die stabilen Isotope von Wasser- bzw. Sauerstoff sind
1
H
und
1
H (Deuterium; D) bzw.
1
8
O,
1
8
O und
1
8
O. Die natür-
lichen Häufigkeiten der beiden stabilen Wasserstoffisotope
sind 99,985% und 0,015%, jene der drei stabilen Sauerstoff-
isotope 99,762%, 0,038% und 0,200%. Das ergibt für die
Wasserstoffisotope D und H einen Quotienten von Q
D
=
H
Die Fraktionierung zwischen den unterschiedlichen sta-
bilen Isotopen eines Elements wird durch den Quotienten
Q ihrer Häufigkeiten H ausgedrückt, also der Anzahl von
Atomen der jeweiligen Isotope. Hierbei werden immer die
Häufigkeiten der schweren zu jenen der leichten Isotope in
Beziehung gesetzt:
D
0;000 150 1 W 6667
und für die Sauerstoffisotope
18
O und
16
O einen Quotienten von Q
18=16
D 0;002 004 1 W 499
.
18
O und Deuterium:
H
schweres Isotop
H
leichtes Isotop
Q
schwer
=
leicht
D
:
(2.47)
Um Daten verschiedener Massenspektrometer vergleichbar
zu machen, gibt man normierte Relativhäufigkeiten
•
zu ei-
Q
18=16
Probe
Q
18=16
VSMOW
ner Bezugsgröße (BG) in Promille an:
•
18
O
D
1000 I
Q
18=16
VSMOW
Q
Probe
Q
BG
Q
BG
• D
1000
.
in
/:
(2.48)
Q
D
=
H
Probe
Q
D
=
H
VSMOW
•
D
D
1000 .
in
/:
(2.50)
Q
D
=
H
VSMOW
Die Bezugsgröße (
standard
) für die Wasser- und Sau-
erstoffisotope ist das 1968 durch die Internationale Atom-
energieorganisation
12
definierte
V
ienna
S
tandard
M
ean
O
cean
W
ater
(VSMOW) bzw. die
S
tandard
L
ight
A
ntarctic
P
recipitation
(SLAP). Kohlen- und Sauerstoffisotope mari-
ner Carbonate werden auf den
P
ee
d
ee
B
elemniten (PDB)
bezogen, das Fossil des kreidezeitlichen Kopffüßlers
Belem-
nitella americana
aus der Peedee-Einheit in South Carolina
(USA), das ein größeres
Œ
13
C
=Œ
12
C
-Verhältnis aufweist
als die meiste natürlich vorkommende, kohlenstoffhalti-
ge Materie. Daher wird ihm willkürlich ein
•
13
C von null
zugewiesen, sodass die
•
13
C-Werte nahezu aller anderen
natürlichen Proben negativ sind. Da der ursprüngliche PDB-
Vorrat mittlerweile erschöpft ist, wird es mittlerweile durch
ein vom U. S. National Bureau of Standards angefertigtes se-
kundäres Standardmaterial ersetzt (z. B. der Graphit NBS-21
mit einem
•
13
Cvon
28,10‰ bezogen auf PDB).
Bei den Phasenumwandlungen zwischen den festen,
flüssigen und gasförmigen Aggregatzuständen von Was-
ser (Schmelzen, Vereisung, Verdampfung, Kondensation,
Sublimation, Ablagerung) kommt es zu einer temperatu-
rabhängigen Fraktionierung der Isotope des Wassers: Die
leichteren Moleküle reichern sich in der jeweils weniger
stark gebundenen Phase an, also vorzugsweise im Wasser-
dampf gegenüber dem Wasser bzw. im Wasser gegenüber
dem Eis bzw. Schnee. Dies wird durch den Isotopen-
Fraktionierungsfaktor
'
ausgedrückt:
•
18
O und
D in der geologischen Vergangenheit,
die aus der Analyse von Eis-Bohrkernen und geeigneten
Zeit-Tiefenmodellen gewonnen wurden. Solche Daten sind
ganz entscheidend für ein Verständnis der paläoklimatischen
Variabilität in der Vergangenheit, und dieses ist die Grund-
voraussetzung für Prognosen über mögliche zukünftige Ent-
eine Phase a bzw. b nach den Quotienten Q
a
und Q
b
auf und
faktor zwischen den Phasen a und b:
•
•
a
C 1000
•
b
C 1000
b
D
'
:
(2.51)
Messungen bei unterschiedlichen Temperaturen an Sauer-
stoffisotopen, die sich in den Phasen a und b im Gleich-
gewicht befinden, ergeben eine Temperaturabhängigkeit des
Fraktionierungsfaktors. Diese kann mit Potenzreihen der re-
ziproken Temperatur angepasst werden, z. B:
ln
'
.
T
/
D
A
10
3
C
B
10
3
T
2
a
b
•
a
•
b
;
(2.52)
Q
flüssig
Q
Dampf
I
Q
fest
Q
flüssig
:
flüssig
Dampf
fest
'
D
'
flüssig
D
(2.49)
wobei die Koeffizienten A und B aus den experimentellen
Daten bestimmt werden müssen. Die Näherung ergibt sich
aus einer hier nicht weiter ausgeführten zusätzlichen Be-
trachtung der Größenordnung der verschiedenen Terme (vgl.
Sauerstoff- und Wasserstoffisotope zwischen Wasserdampf
und flüssigem Wasser wurden die folgenden Potenzreihen
an experimentelle Daten über einen Temperaturbereich von
der Phase höherer Dichte im Zähler gebildet, sodass die
Isotopen-Fraktionierungsfaktoren in der Regel größer als
eins sind.
