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de:intern:manuels:research:experiment2

Einleitung

Die Theoretischen Ansätze, wie in Abschnitt (Isotopenhydrologie) beschrieben, wurden im Labor überprüft. Eine kleine Menge Wasser mit bestimmten Isotopengehalt wurde bei bekannten Bedingungen verdunstet und die theoretische Anreicherung der schweren Isotope mit einer Berechnung verglichen.

Methodik

Ein Becherglas (150ml) ($m_ {glas}$) und einem Durchmesser von ca. 50mm wurde mit exakt 35ml Wasser mit bekannter isotopischer Zusammensetzung befüllt. Das Becherglas wurde offen im Labor aufgestellt und verdunstet. In unregelmäßigen Abständen wurde die Gesamtmasse von Glas und Restwasser gemessen ($m_ {vor}$) und eine Probe von 1ml entnommen. Nach der Entnahme wurde die Gesamtmasse erneut bestimmt ($m_ {nach}$). An den Proben wurde $\delta^2H$ und $\delta^{18}H$ gemessen. Während des Versuches wurde die isotopische Zusammensetzung der Laborluft gemessen und der Wassergehalt der Luft. Zu den Zeitpunkten der Probenahme wurden die Werte der Laborluft notiert und Standards von mit wassergesättigter Luft eingemessen. Die Werte der Laborluft wurden gegen Standards kalibriert. Hierfür wurden Aluminiumtüten mit je 20ml drei verschiedener Wässer mit bekannter isotopischer Zusammensetzung gefüllt (VOSS, Tap-Water umd NAMSW). Die Zusammensetzung der Luft in den Tüten wurde aus der Gleichgewichtsequalibrierung (Majoube) berechnet. Die Temperatur im Labor lag zu den Zeitpunkten der Messungen der Luftstandards zwischen 18,73 und 20,25 °C. Der Bandbreite der Zusammenstzung der Standardluft über dem Wasser in den Aluminiumtüten lag daher im Bereich der Standardabweichung der Messgenauigkeit des Gerätes.

versuch2_luftmessung_kalibrierung.xlsx

Die relative Feuchte der Luft wurde auf Basis der Messungen des absolten Wassergehaltes (in ppm) der Luftmessungen und der Magnus-Formel berechnet. Aus der Magunsformel wurde mithilfe der Zustandsgleichung idealerGase die gesättigte Wassermenge berechnet ($p_{sat}/(R_{w}*T)/1=m_{w}$). Aus dem Gasgesetz wurde die Stoffmenge der Laborluft mit der allgemeinen Gaskonstante für 1013 mbar brechnet ($p*V/(R*T) = n$). Der Wert wurde mit dem ppm-Wert für Wasser und der molaren Masse von Wasser multipliziert, um die absolute Wassermenge der Laborluft zu berechnen. Aus den Verhältnissen der absoluten zur gesättigten Wassermenge ergaben sich relative Luftfeuchten zwischen 44 und 47%.

An den entnommen Proben aus dem Becherglas wurde anschließend delta2H und delta18O gemessen.

Die Anreichung der schweren Isotope wird nach den Ansätzen von Graig und Gordan sowie Erhart und Knott für jeden Zeitraum zwischen zwei Probennahme berechnet. Der kinetische Anteil $\epsilon_{k}$ im Ansatz von Graig und Gordon wurde nach Gonfiantini berechnet. Für den kinetischen Effekt im Erhalt-Knott Modell wurden die Verhältnisse der Diffusionsgeschwindigkeiten $D/D'$ von 1,015 für Deuterium und 1,03 für Sauerstoff-18, wie von den Autoren angegeben, verwendet. Der Faktor $f$ zwischen zwei Probenahmen beträgt: $f=(m_ {nach}-m_ {glas})/(m_ {vor}-m_ {glas}$). Die relative Feuchte und die Temperatur zwischen zwei Probenahmen wurden für die Berechnung gemittelt.

Ergebnisse und Diskussion

rayleighversuch2-1.xlsx

Die Berechnungen nach dem Ansatz von Erhalt und Knott zeigen eine relativ gute Übereinstimmung mit den gemessenen Werten. Dies trifft auch noch zu, wenn auf Basis der mittleren gemesssen Feuchte und Zusammensetzung der Laborfluft über den gesamten Versuchszeitraum nur der Endwert berechnet wird (Abbildung2,…_KNOTT_Ftotal). Die Berechungen nach dem Ansatz und Graig/Gordon+Gonfiantini zeigen deutliche Abweichungen, vor allem nach einer längeren Verdunstungsphase, in der die Bechermenge um knapp 50% reduziert wurde, wird die Anreicherung deultich überschätzt.

In beiden Abbildungen wurde eine Berechnung hinzugefügt, die eine Anreicherung zeigt, die nur mit einem Trennfaktor nach Majoube (Geleichgewichtsfraktionierung) berechnet wurde. Für Deuterium würde diese Berechnung die Anreicherung überschätzen. Für Sauerstoff-18 unterschätzen. Für beide Isotope müsste tendenziell ein zusätzlicher Fraktionierungfaktor aufgrund des kinetschen Effektes erwartet werden. Das heißt, man erwartet in beiden Fällen eine stärkere gemessene Anreicherung, als nur auf Basis der Majoube-Faktoren.

Eine mögliche Erklärung liegt in einem isotopischen Gradienten in der Atmosphäre begründet, der auch die kinetische Trennung beeinflusst. Der Startwert des Wassers im Becherglas lag bei $\delta^{2}H=-55$ und $\delta^{18}O=-8,3$. Bei einer Lufttemperatur zwischen 18,73 und 20,25 °C wäre das isotopische Gehalt bei Sättigung etwa bei $\delta^{2}H=-130$ und $\delta^{18}O=-18$ gelegen. Die Laborluft war demgegenüber schwerer, die Werte lagen bei $\delta^{2}H=-109$ bis $\delta^{2}H=-117$ und $\delta^{18}O=-15$ bis $\delta^{18}O=-18$. Der Anteil des kinetischen Effektes auf Grund des Gradienten war demnach kleiner, als es bei einer Luft erwartet würde, welche sich im Gleichgewicht mit der Wasserphase befindet. Dieser Gradient „überprägte“ demnach den Effekt welcher auf Grundlage der Diffusionsgeschwindigkeiten ensteht. Das sich die kinetische Fraktionierung stärker auf den Sauerstoff-18 auswirkt ist bekannt und erklärt möglicherweise, dass hier der Diffusionseffekt nicht überprägt wurde.

Literatur
de/intern/manuels/research/experiment2.txt · Zuletzt geändert: 2020/08/01 15:16 (Externe Bearbeitung)