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Online-Nachschlagewerk zur Meeresforschung
Herausgeber: Dr. D. Völker

Isotope des Sauerstoffs

Autor: Dr. David Voelker

Das Mengenverhältnis der beiden stabilen Isotope des Sauerstoffs 18O und 16O in der Atmosphäre und dem Wasser der Ozeane ist unter anderem vom Klima abhängig. Dieses Verhältnis - überliefert in den Kalkschalen von Organismen, die man wiederum in Sedimenten findet - kann daher auf verschiedene Art und Weise zur Interpretation der Klimageschichte verwendet werden. Das Verfahren wird als Sauerstoff-Isotopenmethode (d18O) bezeichnet.

Es gibt insgesamt 3 stabile Sauerstoff-Isotope: 18O (~0.20 %), 17O (~0.04 %) und 16O (~99.76 %). Isotopen eines Elements haben chemisch weitgehend gleiches aber physikalisch aufgrund unterschiedlicher Masse leicht unterschiedliches Verhalten, so ist H218O mit einer Masse von 20.008*10-3 kg mol-1 ~10 % schwerer als H216O (18.004.10-3 kg mol-1).

Im flüssigen Zustand ist das Massenverhältnis von H216O zu H218O etwa bei 500 : 1, in der Gasphase wird dieses Verhältnis zugunsten des H216O verschoben. Das schwere H218O ist in der Gasphase also noch seltener anzutreffen als in der flüssigen Phase, Verdunstung bewirkt eine isotopische Fraktionierung.

Das Isotopenverhältnis (nicht nur bei Sauerstoffisotopen) wird aus praktischen Gründen häufig in der "Delta-Notation" (sprich: "Delta-Achtzehn-O")angegeben. Der Wert d18O ist definiert ist die Abweichung des Isotoponverhältnis in einer Probe zum Isotopenverhältnis eines Standards (in Promille). Als Labor-Standard wird häufig Meerwasser (Mean Ocean Water, MOW) oder Kalkmaterial eines bestimmten Belemniten (PeeDee-Belemnit) verwendet.

Abweichung des Isotopenverhältnis der Probe von einem Standard in Promille



Ein d18O-Wert von 2 bedeutet eine Anreicherung von 18O um 2 Promille gegenüber dem Standard. Die Bestimmung des Isotopenverhältnis erfolgt durch Massenspektrometer.

Beide Isotope werden in CaCO3 - Schalen von Foraminiferen und Mollusken eingebaut. Bei der biogenen Ausfällung von CaCO3 findet eine selektive Fraktionierung statt, die eine Temperaturabhängigkeit aufweist. Die Abweichung der isotopischen Zusammensetzung der Sauerstoff-Isotopen von Schalenteilen von der (angenommenen) isotopischen Zusammensetzung des Meerwassers, in dem sie gebildet wurden ist für viele kalkbildende Organismengruppen eine Funktion der Temperatur (Polynom zweiten Grades, s.U.)

Der Temperaturabhängigkeit ist aber ein weiterer Effekt überlagert. Das Isotopenverhältnis im Reservoir Ozean hat über die jüngere Erdgeschichte variiert - und zwar in Abhängigkeit zum Volumen der in den Polkappen festgelegten Eismassen. Diese Abhängigkeit ist durch die physikalische Isotopenfraktionierung im Wasserkreislauf erklärbar.

Die gebräuchliche Funktion zur Bestimmung der Paleotemperatur lautet:

t=16.5-4.3(d18OProbe-d18OEnv)+ 0.14(d18OProbe-d18OEnv)

wobei
t = Paleotemperatur
d18OEnv=Isotopenzusammensetzung des umgebenden Meerwasser
d18OProbe=Isotopenzusammensetzung der Schale

Die Methode funktioniert nicht für alle kalkbildenden Organismen gleich gut, da auch andere Faktoren die biogene Fraktionierung bestimmen und die Temperaturabhängigkeit überlagern.

Noch wesentlicher ist aber die Tatsache, daß die isotopische Zusammensetzung des Meerwassers global über die Zeit mit Schwankungen der in den Eiskappen der Pole festgelegten Wasservolumina variiert hat.
Wieso das? Der geringe Unterschied im Atomgewicht der beiden Isotopen begründet eine Fraktionierung bei der Verdunstung (Evaporation) und beim Niederschlag. Bei der Verdunstung werden die leichten 16O-Isotopen im Wasserdampf relativ an- und im verbleibenden Meerwasser relativ abgereichert. Der laterale Transport der Wolken aus niedrigen in hohe Breiten setzt diese Fraktionierung fort, da die Niederschläge auf dem Weg zur weiteren Abreicherung von 18O im Wasserdampf, so, daß der Niederschlag in hohen Breiten isotopisch leichter ist, als die isotopische Zusammensetzung des Meerwassers. Der Aufbau der Eiskappen machen sich daher in den Ozeanen durch eine Anreicherung der schweren Sauerstoff-Isotopen bemerkbar.

Dieses Klimasignal konnte aufgrund der guten Durchmischung der Ozeane global an Karbonatsedimenten aus unterschiedlichen Ablagerungsräumen festgestellt und korreliert werden und begründet wesentlich unser Wissen über Wachsen und Abschmelzen der polaren Eiskappen.

Typische Oszillationskurve der Sauerstoffisotopenkurve über die letzten 2Ma, gemessen an einer planktischen Foraminifere. Die einzelnen Zacken oder isotopischen Ereignisse wurden - sofern sie global belegbar waren - numeriert. Diese Isotopenstadien repräsentieren alternierende interglaziale und glaziale Episoden und können teilweise mit der Milankovich-Kurve korreliert werden.