Geochemische und wasserisotopische Untersuchungen im ...

Diplomarbeit Grundlagen
Dieser Umstand führt bei Phasenübergängen zu einer Isotopenfraktionierung, indem
beispielsweise der Wasserdampf relativ zum Wasser an 18 O-Wassermolekülen verarmt
und damit ein negativeres δ 18 O-Verhältnis als das Wasser selber aufweist. Der kinetische
Isotopeneffekt bewirkt also eine Veränderung der relativen Isotopenverhältnisse.
Die wesentliche Ursache für die kinetische Isotopenfraktionierung im Wasserkreislauf
bilden die verschiedenen Dampfdrücke und Schmelzpunkte der einzelnen Isotopenspezies
eines Moleküls. Beispielsweise sind die Dampfdrücke eines isotopisch leichteren Wassers
höher als diejenigen eines isotopisch schwereren. Dies hat zur Folge, dass bei allen
Phasenübergängen, d.h. bei Verdunstung, Kondensation, Gefrieren und Schmelzen, aber
auch bei Lösungs- und osmotischen Vorgängen eine Isotopenfraktionierung stattfindet
(Moser und Rauert 1980).
2.1.3 Umwelteffekte
Dank der Isotopenfraktionierung im Wasser ist es möglich, sowohl Rückschlüsse über
seine geografische Herkunft als auch über seine hydrologische Geschichte zu ziehen. Für
das Niederschlagswasser können grundsätzlich folgende Fraktionierungseffekte
unterschieden werden:
• Kontinentaleffekt: Mit zunehmendem Abstand von der Küste kommt es durch
das Ausregnen von feuchten Luftmassen zu einer progressiven Abnahme der
schweren Moleküle in den Niederschlägen (Keppler 1995). Die vorhandenen,
häufig komplizierten Niederschlagsmuster spiegeln dabei den Weg der
meteorischen Zyklonenbahnen wider (Hölting 1996).
• Jahreszeiteneffekt: Die mittleren Monatswerte der δ 2 H- und δ 18 O-Gehalte im
Niederschlag folgen der jahreszeitlich variierenden Temperatur mit einem
weniger negativen δ 18 O-Wert im Sommer und einem stärker negativen δ 18 O-
Wert im Winter. Der jahreszeitliche Isotopengang der Niederschläge gleicht
dabei in guter Näherung der saisonalen sinusförmigen Temperaturkurve
(Hölting 1996).
• Mengeneffekt: Mit zunehmender Niederschlagsmenge und -intensität tritt
eine Abnahme der schweren Isotope im Wasserdampf auf, so dass innerhalb
eines Regenereignisses die δ 18 O-Werte im Regenwasser allmählich abnehmen
(Moser und Rauert 1980).
• Höheneffekt: Mit zunehmender orographischer Höhe kommt es infolge einer
Abnahme der Lufttemperatur und einer fortschreitenden Ausregnung der
isotopisch schweren Wassermoleküle (siehe Mengeneffekt) beim Aufsteigen
von feuchten Luftmassen an Berghängen zu ansteigend negativen δ 2 H- und
δ 18 O-Gehalten im Niederschlag (Keppler 1995). Typische Werte liegen für
δ 18 O in der Grössenordnung von –0.1‰ bis -0.5‰ pro 100 Höhenmeter
(Clark und Fritz 1997). Dieser Effekt erlaubt dank einer Messgenauigkeit für
δ 18 O-Werte im Bereich von etwa ±0.15‰ eine Höhenbestimmung bis zu
100m (Moser und Rauert 1980; Hölting 1996).
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