Sauerstoff-Isotopenuntersuchungen wurden an frischem Diatomeenopal aus der obersten Wassersäule, Diatomeen aus Kulturen, sowie an sedimentärem Diatomeenopal durchgeführt, um die Anwendbarkeit von d18O-Signalen aus marinen Diatomeen für paläozeanographische Fragestellungen zu untersuchen.
Diatomeenopal ist, besonders aus Sedimentproben, schwierig anzureichern. Physikalische und chemische Verfahren müssen mehrfach angewendet werden, um Proben zu erhalten, die den für Sauerstoff-Isotopenmessungen erforderlichen Reinheitsgrad aufweisen. Die Ausgangskonzentration an Diatomeen im Probenmaterial wirkt sich hierbei erheblich auf den Erfolg der Reinigung aus.
Verläßliche und reproduzierbare d18O-Werte können nur an sehr reinen Diatomeenproben bestimmt werden. Mittels mikroskopischer Untersuchungen (Durchlichtmikroskopie, Rasterelektronenrnikroskopie), Röntgendiffraktametrie und geochernischer Analysen am ICP-MS können z.T. Art und Menge von Verunreinigungen in den Diatomeenproben abgeschätzt werden. Dadurch ist es möglich, für einen Teil der Proben einen theoretischen "reinen" d18O-Wert zu konstruieren.
Für frisches Phytoplankton aus der obersten Wassersäule und Diatomeen aus Kulturen kann im Temperaturbereich von -1.5° bis l4°C zunächst keine deutliche Temperaturabhängigkeit der Sauerstoff-Isotopenfraktionierung abgeleitet werden. Bereits bei Temperaturunterschieden von 1°C ergeben sich Differenzen von bis zu 4.1 für 1OOOln(a). Betrachtet man allerdings nur der Temperaturbereich oberhalb des Gefrierpunktes, so erhöht sich die Korrelation zwischen Temperatur und Sauerstoff-Isotopenfraktionierung, wenn auch mit z.T. großer Streuung, deutlich. Kinetische Fraktionierungsvorgänge, die nicht dem thermodynamischen Gleichgewicht entsprechen, scheinen insbesondere das d18O-Signal von frischem Phytoplankton, welches unterhalb 0°C gewachsen war, zu beeinflussen. Damit ist die Anwendbarkeit von d18O-Signalen marinen Diatomeenopals gerade in polaren Regionen, wo Karbonat häufig als Träger des d18O-Signals fehlt, in Frage gestellt.
Zudem wurden für sedimentären Diatomeenopal mit bis zu 45.7 deutlich schwerere d18O SiO-Werte ermittelt, als für frisches Phytoplankton (maximale Differenz von 20 für d18O SiO). Sekundäre Reequilibrierung mit an 180 angereichertem Boden-, bzw. Porenwasser nach dem Absterben und Absinken der Diatomeen scheint für die beobachteten Differenzen der Sauerstoff-Isotopenwerte verantwortlich zu sein. d18O-Signale sedimentären Diatomeenopals überliefern damit evtl. nicht die Oberflächenwasserbedingungen zur Zeit des Gerüstaufbaus mariner Diatomeen. Erst wenn auch geklärt ist, wann genau sich das isatopische Gleichgewicht zwischen marinem Diatomeenopal und dem umgebenden Meer- / Porenwasser einstellt und wie lange dieses Gleichgewicht erhalten bleibt, kann endgültig über die paläozeanographische Anwendbarkeit von, an marinen Diatomeen bestimmten d18O-Werten entschieden werden.
