Na podstawie artykułu Holli Riebeek z portalu Earth Observatory NASA.
Równowaga izotopów tlenu w parze wodnej, oceanach, lodowcach i skorupkach morskich organizmów to jeden z najdokładniejszych naturalnych zapisów historii klimatu Ziemi. Dzięki badaniu stosunku lekkiego izotopu tlenu ¹⁶O do cięższego ¹⁸O naukowcy potrafią odczytywać dawne zmiany temperatury, cykle parowania i kondensacji oraz procesy transportu pary wodnej w atmosferze. To właśnie delikatne różnice w masie atomowej tych izotopów decydują, gdzie gromadzi się więcej cięższego ¹⁸O, a gdzie dominować będzie lżejszy ¹⁶O – od tropikalnych deszczów po polarny śnieg (NASA Earth Observatory 2010; Raymond S. Bradley 1999; Richard B. Alley 2000; Jean Jouzel and Valérie Masson-Delmott, 2010).
Zasada jest prosta, choć jej konsekwencje dla klimatu – złożone. Lżejszy izotop ¹⁶O łatwiej paruje i szybciej przemieszcza się ku chłodniejszym szerokościom geograficznym, dlatego lód biegunowy jest w niego szczególnie bogaty. Z kolei cięższy ¹⁸O częściej pozostaje w cieplejszych wodach i deszczach tropików, gdzie warunki sprzyjają jego kondensacji. Ten globalny „taniec izotopów” pozwala naukowcom rekonstruować dawne epoki lodowe i okresy ociepleń, gdyż stosunek ¹⁸O/¹⁶O w wodzie oceanicznej, lodzie i osadach morskich jest wrażliwym wskaźnikiem zmian temperatury. W chłodnym klimacie rośnie udział ¹⁸O w muszlach i pancerzykach organizmów morskich, a w cieplejszym – maleje (M. D. Holloway, 2015; Raymond S. Bradley 1999; Richard B. Alley 2000; Jean Jouzel and Valérie Masson-Delmott, 2010; Willi Dansgaard 1964). Dlatego właśnie izotopy tlenu są jednym z najpewniejszych paleotermometrów w badaniach historii klimatu Ziemi.
Izotopy tlenu w parze wodnej
Skomplikowane są zawirowania wokół izotopów tlenu w wodach oceanicznych. Wchodzą one w skład pary wodnej. Są to izotopy tlenu 16O i 18O. Izotop 16O będąc lżejszym od tlenu 18O ma tendencje do łatwiejszego parowania. Najszybciej te procesy zachodzą na równiku gdzie jest przez cały rok gorąco i występuje całoroczne duże wysycenie parą wodną. Gdyż izotopy ciężkie 18O w parze wodnej głównie występują w niższych, cieplejszych szerokościach geograficznych, ale tylko okołorównikowych, gdzie para wodna kondensując sprzyja im łatwiejszemu wypadaniu w postaci kropel deszczu (NASA Earth Observatory 2010; Jean Jouzel and Valérie Masson-Delmott, 2010; Willi Dansgaard 1964; Craig & Gordon 1965).
Od równika ku wyższym szerokościom geograficznym – proces transportu i frakcjonowania izotopów tlenu w cyklu wodnym
To właśnie na równiku występuje tzw. głęboka konwekcja, czyli największy na Ziemi pionowy transport pary wodnej do atmosfery, gdzie powstają intensywne tropikalne deszcze (NASA Earth Observatory 2010; Trenberth et al., 2003; Willi Dansgaard 1964). Następny etap skraplania pary wodnej, tworzenia się chmur i opadów deszczu występuje po drodze w transporcie poziomym pary wodnej nad szerokościami geograficznymi umiarkowanego klimatu (Craig & Gordon, 1965).. A ostateczny proces kondensacji do płatków śniegu występuje nad obydwoma biegunami. A w porze zimowej również nad szerokościami geograficznymi umiarkowanego klimatu, a w skrajnych przypadkach nad szerokościami geograficznymi śródziemnomorskiego klimatu (Bokhorst et al. 2016). Choć ze względu na coraz szybciej postępujące globalne ocieplenie coraz rzadziej opady śniegu pojawiają się nawet w umiarkowanym klimacie (Bokhorst et al. 2016)..
W dużym uproszczeniu możemy sobie wyobrazić unoszenie pary wodnej, która rozchodzi się na boki, ale przede wszystkim jest transportowana przez wiatry ku biegunom. Oczywiście tę drogę wykonują wspomniane izotopy 16O i 18O, które stanowią skład pary wodnej, wody lub lodu (H2O) wraz z lekkim izotopem wodoru – 1H. W cząsteczce wody mogą też występować cięższe izotopy tworzące HD16O i H218O (D oznacza deuter, czyli ciężki wodór 2H) (Craig & Gordon 1965; Willi Dansgaard 1964).
Po drodze ku wyższym szerokościom geograficznym duża część pary wodnej kondensuje. W ten sposób, jeśli po drodze wystąpią jądra kondensacji takie jak drobinki pyłu piaskowego, pyłku kwiatowego, soli morskiej czy zanieczyszczeń wulkanicznych lub przemysłowych, to zaczynają się inicjować wysoko w atmosferze procesy powstawania chmur (Pruppacher & Klett 1997). Im niżej są one położone, tym większe prawdopodobieństwo powstania chmur opadowych. W szczególności jest to charakterystyczne nad umiarkowanymi szerokościami geograficznymi. Gdy już takie chmury się ukształtują, to zaczynają z nich wypadać cięższe krople deszczu (wody) wraz z cięższymi izotopami tlenu 18O. Izotopy 16O pozostają dalej w chmurach, czyli w wodzie stanowiącej ich skład (M. D. Holloway, 2015; Jean Jouzel and Valérie Masson-Delmott, 2010; Willi Dansgaard 1964).
Symulacja komputerowa. Izotopy 16O i 18O. (źródło)
W kierunku biegunów
Im dalej na północ i na południe od równika para wodna się przemieszcza, tym więcej gubi izotopów 18O i tym większy rośnie względem nich stosunek izotopów 16O (Jean Jouzel and Valérie Masson-Delmott, 2010; M. D. Holloway, 2015). Sprzyja temu kierunek transportu ku chłodniejszym strefom geograficznym. Bo właśnie tuż nad biegunami stosunek w parze wodnej izotopów 16O do 18O jest już najwyższy. Schłodzone powietrze sprzyja wówczas opadom płatków śniegu wraz ze znacznie większą liczbą lżejszych izotopów 16O i ze znacznie mniejszą liczbą izotopów 18O. Tak więc, lód arktyczny, grenlandzki i antarktyczny preferuje izotopy 16O, których zawartość o 5% jest wyższa aniżeli w oceanach (Jean Jouzel and Valérie Masson-Delmott, 2010; M. D. Holloway, 2015). I im chłodniej jest tym wyższy jest stosunek izotopów 16O do 18O (NASA Earth Observatory 2010).
Z kolei gdy się ociepla, to topniejący lód w Arktyce, na Grenlandii czy w Antarktyce przyczynia się do wysycenia słonych wód oceanicznych słodkimi wodami z większą zawartością izotopów 16O. Nawet podczas topnienia lodu w rejonach polarnych czy śniegu w klimacie umiarkowanym, to i tak izotopów 18O jest dużo mniej i nie odgrywają właściwie żadnej roli fizykochemicznej ani w obszarach polarnych ani zimą na niższych szerokościach geograficznych w klimacie umiarkowanym (Jouzel et al., 1997; Carlson et al., 2008).
Na równiku więcej izotopów 18O w parze wodnej i opadach, a izotopów 16O – w oceanie. W opadach tych pierwszych więcej na równiku, tych drugich więcej na biegunach
Izotopy 18O w parze wodnej odgrywają zasadniczą rolę w klimacie tropikalnym okołorównikowym. Bo właśnie tam jest ich najwięcej. Wielokrotnie więcej niż w obszarach biegunowych (Willi Dansgaard, 1964; NASA Earth Observatory 2010). I ich obecność przede wszystkim jest zaznaczona w opadach deszczu. Im bliżej równika, tym więcej jest tych izotopów. A więc, statystyczny stosunek izotopowy w najcieplejszych rejonach Ziemi jest być może taki, że para wodna zawiera mniejszy stosunek izotopów 16O do 18O (Jean Jouzel and Valérie Masson-Delmott, 2010; Willi Dansgaard 1964).
Natomiast w przeciwieństwie do atmosfery, wody statystycznie, im są cieplejsze, np. na równiku, tym więcej zawierają izotopów 16O. I chociaż izotopy 18O intensywnie wypadają z atmosfery równikowej w postaci kropel wchodzących w skład ulewnych deszczów, to i tak spadając do wody oceanu nie przyczyniają się zbytnio do tego, że znacznie większa ilość izotopów 16O malałaby w dużym stopniu względem nieznacznego przyrostu w wodzie oceanicznej izotopów 18O (M. D. Holloway, 2015).
Z kolei udając się od równika ku wyższym szerokościom geograficznym, w opadach (deszczu i śniegu) ilość izotopów 16O zwiększa się, a ilość izotopów 18O maleje (Jean Jouzel and Valérie Masson-Delmott, 2010; NASA Earth Observatory 2010). Tak więc stosunek 16O do 18O zwiększa się wraz ze wzrostem szerokości geograficznych w kierunku biegunów, na których z kolei ilość izotopów 16O w wodzie oceanicznej jest znacznie mniejsza niż na równiku i w strefach subtropikalnych. Natomiast w obszarach polarnych jest za to dużo 16O przechowywanych na lądolodach Grenlandii i Antarktydy w lodowcach i w lodzie pływającym (Jean Jouzel and Valérie Masson-Delmott, 2010). W sumie, w wodzie oceanicznej obu obszarów podbiegunowych jest znacznie mniejszy stosunek proporcjonalny izotopów 16O do 18O, przy czym ilość tych drugich izotopów w wodzie morskiej tam wzrasta (M. D. Holloway, 2015).
Rys. Antarktyka. Woda nieznacznie ubywa w izotopach tlenu 18O, ewaporuje z ciepłych subtropikalnych wód. Ciężkie wzbogacone w izotopy tlenu 18O woda kondensuje ponad średnimi szerokościami geograficznymi. Blisko biegunów, atmosferyczna para wodna coraz bardziej ubywa w izotopach tlenu 18O. Śnieg wewnątrz Antarktyki ma 5% izotopów tlenu 18O mniej niż oceaniczna woda. Topnienie wód z glacjalnego lodu wpływa na ubywanie izotopów 18O (źródło)
Izotopy tlenu w skorupkach drobnych glonów planktonicznych oraz w muszlach i w pancerzykach większych zwierząt bentonicznych
Ciekawa i dość skomplikowana sprawa jest z izotopami tlenu wbudowującymi się w muszle i pancerzyki drobnych glonów planktonicznych jak np. okrzemki czy bruzdnice oraz większych zwierząt takich jak skorupiaki, małże czy korale (Emiliani, 1955; Shackleton, 1974). Większa ilość ciężkiego tlenu 18O jest zawarta w muszlach i pancerzykach zwierząt i w skorupkach glonów preferujących chłodniejsze wody aniżeli cieplejsze (Epstein & Mayeda, 1953; Hillaire-Marcel & de Vernal, 2007). W każdym razie, to jest właśnie min. wskaźnik postępowania globalnego ocieplenia, gdyż wody oceanów są coraz cieplejsze na świecie (Bradley 1999; Alley 2000; M. D. Holloway, 2015). Izotopy 16O są również wbudowywane w organizmy zwierząt, w tym planktonu, ale w wielokrotnie mniejszej ilości (Raymond S. Bradley 1999; M. D. Holloway, 2015; Veizer, 1989).
Do budowy skorupek oraz muszli i pancerzyków wykorzystywany jest węglan wapnia (Ca2CO3). Węglan wapnia i cząsteczki wody (H2O) wymieniają się atomami tlenu (Grossman & Ku, 1986). Wszystko jest zależne od wielkości temperatury, czy izotop 18O będzie przyjmowany znacznie więcej przez wodę oceaniczną czy też będzie intensywniej wbudowywany w skorupki glonów i w pancerzyki oraz w muszle zwierząt (Shackleton, 1974). Im chłodniejsza będzie temperatura, tym znacznie chętniej 18O będzie przyjmowany w budowę skorupek, pancerzyków i muszli. A im cieplejsza tym częściej będzie absorbowany przez cząsteczki wody w oceanie. Oczywiście w cieplejszych wodach również jest przyjmowany izotop 18O, ale w znacznie mniejszym stopniu niż w chłodniejszych (Grossman & Ku, 1986). Z kolei izotop 16O jest także wbudowywany w skorupki glonów oraz w pancerzyki i muszle zwierząt, ale w znacznie mniejszym stopniu, zarówno w cieplejszych, jak i w chłodniejszych wodach (M. D. Holloway, 2015; Raymond S. Bradley 1999; Epstein & Mayeda, 1953; Veizer, 1989).
Pomiary osadów oceanicznych (proxy) dostarczają nam wielu wskazówek jaki panował klimat w dawniejszych epokach geologicznych pod względem wzrostu lub spadku temperatury. w osadach zbudowanych ze skorupek, muszli i pancerzyków, czyli w węglanach wapnia. Im większa jest zawartość izotopów 18O, tym większa jest wskazówka, że klimat był w danym badanym okresie czasu chłodniejszy (Emiliani, 1955; Shackleton, 1974). Zapewne wylicza się stosunek proporcjonalny 18O do 16O. Im jest większy, tym było kiedyś chłodniej. I na odwrót. Mniejsza ilość 18O w osadach oceanicznych oraz mniejszy stosunek proporcjonalny 18O do 16O wskazuje wyraźnie na to, że dawniej mógł być cieplejszy klimat niż dziś (Veizer, 1989).
Podsumowanie:
W atmosferze: Im cieplej, tym więcej izotopów 18O, a mniej izotopów 16O. Im chłodniej, tym więcej izotopów 16O, a mniej izotopów 18O (stosunek proporcjonalny 16O > 18O).
W wodzie oceanicznej słonej: Im cieplej, tym więcej izotopów 18O, a mniej izotopów 16O. Im chłodniej, tym więcej izotopów 16O, a mniej izotopów 18O (stosunek proporcjonalny 16O > 18O).
W topniejących lodowcach, z których spływa słodka woda do słonego oceanu: im cieplej, tym mniej izotopów ¹⁸O i więcej ¹⁶O w tej wodzie. Gdy lodowce są stabilne i magazynują wodę w postaci lodu: im chłodniej, tym jeszcze więcej ¹⁶O w lodzie w porównaniu do ¹⁸O (stosunek ¹⁶O > ¹⁸O).
W skorupkach glonów i w pancerzykach i w muszlach zwierząt: Im chłodniej, tym więcej izotopów 18O, a mniej izotopów 16O. Im cieplej, tym więcej także izotopów 18O, a mniej izotopów 16O, aczkolwiek w tym przypadku stosunek ciężkich izotopów do lekkich jest mniejszy w cieplejszej niż w chłodniejszej wodzie (stosunek proporcjonalny 18O > 16O).
Referencje:
Holli Riebeek, 2005 ; Paleoclimatology: the Oxygen Balance ; NASA Earth Observatory ; https://earthobservatory.nasa.gov/features/Paleoclimatology_OxygenBalance
NASA Earth Observatory ; 2010 ; The Water Cycle and Climate Change ; NASA Earth Observatory ; https://earthobservatory.nasa.gov/features/Water/page3.php
Raymond S. Bradley, R. S. ; 1999 ; Paleoclimatology: Reconstructing Climates of the Quaternary ; Academic Press. ; https://www.amazon.com/Paleoclimatology-Reconstructing-Quaternary-International-Geophysics/dp/012124010X
Richard B. Alley ; 2000 ; The Two-Mile Time Machine: Ice Cores, Abrupt Climate Change, and Our Future ; Princeton University Press. ; https://press.princeton.edu/books/paperback/9780691160832/the-two-mile-time-machine?srsltid=AfmBOopfsbf2cTsHoT24GDABILS5SRfm8sO13DmorC0-tZ6I3gYCJ7m8
Jean Jouzel and Valérie Masson-Delmott, 2010 ; Paleoclimates: what do we learn from deep ice cores? ; HAL Open Science ; https://hal.science/hal-03104013v1/file/2010Jouzel.pdf
M. D. Holloway, 2015 ; Reconstructing Paleosalinity from δ18O: Coupled model simulations of the Last Glacial Maximum, Last Interglacial and Late Holocene ; White Rose University Consortium (University of Leeds) ; https://eprints.whiterose.ac.uk/id/eprint/88862/1/QSR_paleosalinity.pdf
Willi Dansgaard, 1964 ; Stable isotopes in precipitation ; Tellus, 16(4), 436–468 ; https://onlinelibrary.wiley.com/doi/abs/10.1111/j.2153-3490.1964.tb00181.x
Harmon Craig and L. I. Gordon, 1965 ; Deuterium and oxygen-18 variations in the ocean and the marine atmosphere. ; [w:] E. Tongiorgi (ed.), Proceedings of a Conference on Stable Isotopes in Oceanographic Studies and Paleotemperatures, Consiglio Nazionale delle Ricerche, Pisa, 9–130. ; https://www.scienceopen.com/document?vid=3c68a140-4141-41c0-be2e-90f1e228e8a7
Trenberth, K. E., Fasullo, J., & Smith, L., 2005 ; Trends and variability in column-integrated atmospheric water vapor ; Climate Dynamics, 24, 741–758 ; https://www.scirp.org/(S(czeh4tfqyw2orz553k1w0r45))/reference/referencespapers?referenceid=3486176
Stef Bokhorst et al., 2016 ; Changing Arctic snow cover: impacts on vegetation and ecosystem processes ; Ambio, 45(Suppl. 3), 245–259 ; https://pubmed.ncbi.nlm.nih.gov/26984258/
Pruppacher, H. R., & Klett, J. D. (1997). Microphysics of Clouds and Precipitation. Link Springer Nature ; https://www.scribd.com/document/335876831/H-R-Pruppacher-J-D-Klett-Microphysics-of-Cloud
A. E. Carlson et al., 2008 ; Rapid early Holocene deglaciation of the Laurentide ice sheet and associated climate and sea-level changes ; Nature Geoscience, 1, 620–624 ; https://www.giss.nasa.gov/pubs/abs/ca02910j.html
Cesare Emiliani, 1955 ; Pleistocene Temperatures l The Journal of Geology, 63(6), 538–578 ; https://www.journals.uchicago.edu/doi/10.1086/626295
Nicholas John Shackleton, 1974 ; Attainment of isotopic equilibrium between ocean water and benthonic foraminifera shell: Temperature and isotopic composition of the ocean ; Colloques Internationaux du CNRS, 219, 203–209 ; https://epic.awi.de/id/eprint/32862/1/shackleton-1974.pdf
Edward S. Epstein and T. Mayeda, 1953 ; Variation of 18O content of waters from natural sources ; Geochemica et Cosmochemica Acta, 4, 213–224 ; https://authors.library.caltech.edu/records/6wrc5-sej34
Claude Hillaire-Marcel and Anne de Vernal, A., 2007 ; Proxies in Late Cenozoic Paleoceanography ; Geological Magazine ; https://pubs.geoscienceworld.org/cup/geolmag/article-abstract/146/1/158/65805/Hillaire-Marcel-C-amp-De-Vernal-A-eds-2007-Proxies
Jan Veizer, 1989 ; Strontium isotopes in seawater through time and crustal evolution ; Lithos, 23(1), 89–100 ; https://www.researchgate.net/publication/230891423_Strontium_Isotopes_In_Seawater_Through_Time
Ethan L. Grossman and T. L. Ku, 1986 ; Oxygen and carbon isotope fractionation in biogenic aragonite: temperature effects. Chemical Geology, 59(1), 59–74 ; https://www.researchgate.net/publication/291049277_Carbon_and_oxygen_isotopic_fractionation_in_biogenic_aragonite_-_temp_effects