Isotopengeochemie

Gegenstand und Gliederung

Die Isotopengeochemie untersucht die Verteilung, die Isotopenfraktionierung und den radioaktiven Zerfall der verschiedenen Isotope chemischer Elemente, aus denen die Erde und andere Objekte des Sonnensystems aufgebaut sind. Sie ist ein Teilbereich der Geochemie. Für geologische Fragestellungen wird sie auch Isotopengeologie genannt.

Sie gliedert sich in zwei Unterdisziplinen: die Geochemie stabiler Isotope und die Geochemie radiogener Isotope. Stabile Isotope werden nicht radioaktiv umgewandelt; radiogene Isotope unterliegen radioaktivem Zerfall und können deshalb zur Altersbestimmung eingesetzt werden.

Stabile Isotope und Isotopenfraktionierung

Die Geochemie stabiler Isotope beschäftigt sich mit nicht-radiogenen Isotopen, also Isotopen, die keinem radioaktiven Zerfall unterworfen sind. Viele chemische Elemente besitzen mehrere stabile Isotope.

Bei chemischen Reaktionen, auch bei biochemischen Prozessen, verhalten sich die Isotope eines Elements teilweise unterschiedlich. Diese unterschiedliche Verteilung wird Isotopenfraktionierung genannt. Dadurch unterscheiden sich die Verhältnisse verschiedener Isotope desselben Elements zwischen unterschiedlichen Substanzen, etwa Mineralen, Wässern und organischen Substanzen.

Aus solchen Isotopenverhältnissen lassen sich Schlüsse auf die Entwicklungsgeschichte von Geomaterialien ziehen. Wichtige stabile Isotope sind die des Wasserstoffs, Sauerstoffs, Kohlenstoffs, Schwefels, Calciums, Siliziums, Strontiums und Eisens.

Radiogene Isotope und geologische Uhr

Die Geochemie radiogener Isotope steht eng mit der Geochronologie in Verbindung. Mit ihren Methoden lässt sich das Entstehungs- oder Metamorphosealter von Mineralen, Gesteinen und fossilen Wässern bestimmen. Grundlage ist, dass radioaktive Isotope mit der Zeit zerfallen.

Solange zwischen einem geologischen Objekt, zum Beispiel einem Mineral, und seiner Umgebung ein Austausch von Atomen beziehungsweise Isotopen möglich ist, liegen ein radioaktives Isotop x und ein stabiles Isotop y in einem sogenannten initialen Isotopenverhältnis vor. Dieses Verhältnis wird durch die Bildungsrate des radioaktiven Isotops durch Kernfusion in der Sonne oder in anderen Sternen einerseits und durch seine Zerfallskonstante andererseits bestimmt. Es kann sich über geologische Zeiträume ändern.

Wird der Austausch unterbunden, weil die Temperatur so weit abfällt, dass keine signifikante Diffusion mehr stattfindet, beginnt die geochronologische Uhr zu laufen. Die dafür maßgebliche Temperatur heißt Schließungstemperatur. Die im Mineral vorhandenen radioaktiven Isotope zerfallen danach, ohne dass neue radioaktive Isotope nachgeliefert werden. Deshalb ist die Konzentration eines radioaktiven Isotops x im Verhältnis zu einem stabilen Isotop y ein Maß für das Alter des Minerals. Gemessen wird dieses Alter ab dem Zeitpunkt, an dem die Schließungstemperatur letztmals unterschritten wurde.

Messung und wichtige Datierungsmethoden

Die Konzentration der Isotope wird mithilfe der Massenspektrometrie gemessen. Zu den wichtigen radiogenen Datierungsmethoden gehören die Uran-Blei-Datierung, die Kalium-Argon-Datierung, die Argon-Argon-Methode, die Rhenium-Osmium-Methode und die Radiokohlenstoffmethode.