δ 18 O

In der Geochemie , Paläoklimatologie und Paläozeanographie ist δ¹⁸O ⁽ Delta-O-18) ein Maß für die Abweichung des Verhältnisses der stabilen Sauerstoffisotope ¹⁸O ( ^¹⁸O ) und ¹⁶O ( ^¹⁶O ). Es wird häufig zur Bestimmung der Niederschlagstemperatur , zur Untersuchung von Wechselwirkungen zwischen Grundwasser und Mineralien sowie als Indikator für Prozesse mit Isotopenfraktionierung , wie beispielsweise die Methanogenese , verwendet . In den Paläowissenschaften dienen ^¹⁸O : ^¹⁶O -Daten aus Korallen , Foraminiferen und Eiskernen als Temperaturproxy .

Sie ist definiert als die Abweichung in „pro Milliliter“ (‰, Teile pro Tausend) zwischen einer Probe und einem Standard:

${\displaystyle \delta {\ce {^{18}O}}=\left({\frac {\left({\frac {{\ce {^{18}O}}}{{\ce {^{16}O}}}}\right)_{\mathrm {sample} }}{\left({\frac {{\ce {^{18}O}}}{{\ce {^{16}O}}}}\right)_{\mathrm {standard} }}}-1\right)\times 1000}$‰

bei Standards mit bekannter Isotopenzusammensetzung, wie beispielsweise Vienna Standard Mean Ocean Water (VSMOW). ^{[ 1 ]} Die Fraktionierung kann kinetisch , durch Gleichgewicht oder massenunabhängig sein .

Foraminiferenschalen bestehen aus Calciumcarbonat (CaCO₃ ₎ und kommen in vielen geologischen Umgebungen vor. Das Verhältnis von ^¹⁸O zu ^¹⁶O in der Schale dient zur indirekten Bestimmung der Wassertemperatur zum Zeitpunkt der Schalenbildung. Dieses Verhältnis variiert leicht in Abhängigkeit von der Wassertemperatur sowie anderen Faktoren wie dem Salzgehalt und dem Volumen des in Eisschichten gebundenen Wassers.

δ ¹⁸ ODies spiegelt auch die lokale Verdunstung und den Süßwasserzufluss wider, da Regenwasser mit ^¹⁶O angereichert ist – ein Ergebnis der bevorzugten Verdunstung des leichteren ^¹⁶ O aus dem Meerwasser. Folglich enthält die Meeresoberfläche in den Subtropen und Tropen, wo mehr Verdunstung stattfindet, einen höheren Anteil an ^¹⁸ O und in den mittleren Breiten, wo es mehr regnet, einen geringeren Anteil .

Wenn Wasserdampf kondensiert, kondensieren und fallen zuerst schwerere Wassermoleküle mit ^¹⁸ O-Atomen aus. Der Wasserdampfgradient von den Tropen zu den Polen nimmt daher allmählich an ^¹⁸ O ab. Schnee in Kanada enthält deutlich weniger ^₁₈ O als Regen in Florida ; ebenso weist Schnee im Inneren von Eisschilden einen niedrigeren δ ^¹⁸ O- Wert auf.Die Signatur ist charakteristischer als die an den Rändern, da das schwerere ¹⁸ O zuerst ausfällt.

Klimaveränderungen, die die globalen Verdunstungs- und Niederschlagsmuster verändern, verändern daher auch den Hintergrundwert ^von δ¹⁸O .Verhältnis.

Feste Proben (organisch und anorganisch) für die Sauerstoffisotopenanalyse werden üblicherweise in Silbertiegeln aufbewahrt und mittels Pyrolyse und Massenspektrometrie analysiert . ^{[ 2 ]} Für genaue Messungen müssen Forscher eine unsachgemäße oder zu lange Lagerung der Proben vermeiden. ^{[ 2 ]}

Ausgehend von der vereinfachenden Annahme, dass das Signal allein auf Temperaturänderungen zurückzuführen ist, wobei die Auswirkungen von Salzgehalt und Eisvolumenänderungen vernachlässigt werden, schätzten Epstein et al. (1953), ^dass ein δ¹⁸OEin Anstieg um 0,22 ‰ entspricht einer Abkühlung um 1 °C (bzw. 1,8 °F). ^{[ 3 ]} Genauer gesagt geben Epstein et al. (1953) eine quadratische Extrapolation für die Temperatur an, wie folgt:

${\displaystyle T=16,5-4,3\mathrm {\delta } +0,14\mathrm {\delta ^{2}} }$

wobei T die Temperatur in °C ist (basierend auf einer Ausgleichsrechnung für einen Temperaturbereich zwischen 9 °C und 29 °C mit einer Standardabweichung von ±0,6 °C) und δ der δ ¹⁸ O-Wert für eine Calciumcarbonatprobe ist.

Neuere Forschungen legen nahe, dass die frühen Ozeantemperaturen aufgrund starker Karbonatisierungs- und Verkieselungsprozesse in der ozeanischen Kruste , die Sauerstoff-18 verbrauchten, überschätzt wurden . ^{[ 4 ]}

Lisiecki und Raymo (2005) nutzten Messungen von δ ¹⁸ O in benthischen Foraminiferen aus 57 weltweit verteilten Tiefseesedimentkernen, die als Proxy für die gesamte globale Masse der glazialen Eisschilde dienten, um das Klima der letzten fünf Millionen Jahre zu rekonstruieren. ^{[ 5 ]}

Die aus den 57 Bohrkernen zusammengesetzten Daten wurden mithilfe eines orbital gesteuerten Eismodells, den Milankovitch-Zyklen von 41.000 Jahren ( Schiefe der Ekliptik ), 26.000 Jahren ( Präzession ) und 100.000 Jahren ( Exzentrizität ), orbital kalibriert . Diese Zyklen beeinflussen das globale Eisvolumen vermutlich durch die Erdumlaufbahn . In den letzten Millionen Jahren traten mehrere sehr starke Eiszeitmaxima und -minima auf, die in Abständen von jeweils etwa 100.000 Jahren aufeinander folgten.

δ¹⁸O kann auch in Eiskernen verwendet werden ^, um die Temperatur zum Zeitpunkt der Eisbildung zu bestimmen. Zu beachten ist, dass im Eiskern ein umgekehrtes Verhältnis von δ¹⁸O zu ¹⁶O vorliegt ^, nämlich ein negatives Verhältnis von ^¹⁸O zu ^¹⁶O (d. h. -30 ‰ ^δ¹⁸O ).

Da die beobachteten Isotopenvariationen eine ähnliche Form wie die in der Wostok-Station für die letzten 420.000 Jahre aufgezeichneten Temperaturvariationen aufweisen , ordnet die Abbildung rechts die Werte von δ ¹⁸ O (rechte Skala) den berichteten Temperaturvariationen aus dem Wostok-Eiskern (linke Skala) zu, in Anlehnung an Petit et al. (1999).

δ¹⁸O aus biomineralisierten Geweben kann auch zur Rekonstruktion vergangener Umweltbedingungen herangezogen werden. ^{[ 6 ]} Bei Wirbeltieren enthält Apatit aus Knochenmineral , Zahnschmelz und Dentin Phosphatgruppen [ _PO₄ ] ^{³⁻ ,} die die Sauerstoffisotopenverhältnisse des umgebenden Wassers erhalten können. ^{[ 7 ] [ 8 ]} Die Fraktionierung von Sauerstoffisotopen in diesen Geweben kann durch biologische Faktoren wie Körpertemperatur und Ernährung beeinflusst werden. ^{[ 9 ]}

• δ ¹³ C
• δ ¹⁵ N
• δ ³⁴ S
• Globale meteorische Wasserlinie (GMWL), Beziehung zwischen δ ¹⁸ Ound δ ² H (auch bekannt als δ D)
• Isotopensignatur
• Isotopenanalyse
• Isotopengeochemie
• Paläothermometer
• Stabiles Isotopenverhältnis

• Clark, ID & Fritz, P (1997). Umweltisotope in der Hydrogeologie . CRC Press . ISBN 1-56670-249-6Die
• Schmidt, GA (1999). „Vorwärtsmodellierung von Karbonat-Proxy-Daten aus planktonischen Foraminiferen unter Verwendung von Sauerstoffisotopen-Tracern in einem globalen Ozeanmodell“ . Paleoceanography . 14 (4): 482–497 . Bibcode : 1999PalOc..14..482S . doi : 10.1029/1999PA900025 .