Quelltext der Seite Δ18O

{{SEITENTITEL:δ<sup>18</sup>O}}
[[Datei:Benthic foraminifera.jpg|mini|300px|Der δ<sup>18</sup>O-Wert in den karbonatischen Gehäusen von fossilen [[Foraminiferen]] (elektronenmikroskopische Aufnahme) liefert Informationen über die Meeres&shy;temperaturen zu der Zeit, in der die Foraminiferen lebten.]]
[[Datei:Delta-O-18 in deep sea sediment-svg.svg|mini|300px|δ<sup>18</sup>O (in Promille ‰) im Tiefseesediment; Karbonate der Foraminifera über einen Zeitraum von 0 bis 600.000 Jahren, gemittelt über eine große Zahl von Bohrkernen, um ein globales Signal isolieren zu können.]]
[[Datei:Five Myr Climate Change (de).svg|mini|300px|Klimaaufzeichnung von Lisiecki und Raymo (2005), die aus der Kombination von Messungen von 57 global verteilten Tiefseesedimentbohrkernen gewonnen wurde. Die gemessene Menge ist die Sauerstoff&shy;isotopen&shy;fraktionierung (δ<sup>18</sup>O) in benthischen Foraminiferen.<ref name="DOI10.1029/2004PA001071">{{Literatur |Autor=Lorraine E. Lisiecki, Maureen E. Raymo |Titel=A Pliocene-Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic δ<sup>18</sup>O records |Sammelwerk=Paleoceanography |Band=20 |Nummer=1 |Datum=2005-03 |ISSN=0883-8305 |DOI=10.1029/2004PA001071}}</ref> ]]

'''δ<sup>18</sup>O''' bzw. '''Delta-O-18''' ist ein Maß für das Verhältnis der stabilen [[Sauerstoff]]-[[Isotop]]e <sup>18</sup>O und <sup>16</sup>O. Die Bestimmung des Verhältnisses ist eine Unterdisziplin der [[Isotopengeochemie]] und erfolgt unter anderem im Rahmen [[Petrologie|petrologischer]], [[Stratigraphie (Geologie)|stratigraphischer]] oder [[Paläoklimatologie|paläoklimatologischer]] Untersuchungen. δ<sup>18</sup>O-Werte in bestimmten Mineralen [[Magmatisches Gestein|magmatischer Gesteine]] geben die Temperatur des Magmas wieder, aus dem die Minerale kristallisiert sind, oder sie geben Hinweise auf [[Isotopenfraktionierung]] infolge von Reaktionen eines auskristallisierten Gesteins mit wässrigen Lösungen. δ<sup>18</sup>O-Werte in den [[Karbonate|Karbonatmineralen]] oder dem [[Opal]] verschiedenster [[Fossil|Makro- und Mikrofossilien]], beispielsweise [[Diatomeen]] in Süßwasserseesedimenten,<ref>{{Literatur |Autor=Jom D. Marshall, Melanie J. Leng |Titel=Palaeoclimate interpretation of stable isotope data from lake sediment archives |Sammelwerk= [[Quaternary Science Reviews]] |Band=23 |Nummer=7–8 |Datum=2004-04 |Seiten=811–831 |Sprache=en |DOI=10.1016/j.quascirev.2003.06.012}}</ref> werden als [[Proxy (Klimaforschung)|Temperaturproxy]] verwendet.

Die grundlegenden Zusammenhänge wurden im Jahr 1947 von [[Harold C. Urey]] publiziert<ref name="DOI10.1039/JR9470000562">{{Literatur |Autor=Harold C. Urey |Titel=The thermodynamic properties of isotopic substances |Sammelwerk=Journal of the Chemical Society (Resumed) |Band= |Nummer= |Datum=1947 |ISSN=0368-1769 |Seiten=562 |DOI=10.1039/JR9470000562}}</ref> und das Verfahren in den Folgejahren von [[Samuel Epstein (Chemiker)|Samuel Epstein]], [[Heinz A. Lowenstam]], [[Ralph Buchsbaum]] und Harold C. Urey weiterentwickelt.<ref>{{Literatur |Autor=S. Epstein, R. Buchsbaum, H. A. Lowenstam, H. C. Urey |Titel=Revised Carbonate-Water Isotopic Temperature Scale |Sammelwerk=Geological Society of America Bulletin |Band=64 |Nummer=11 |Datum=1953 |ISSN=0016-7606 |DOI=10.1130/0016-7606(1953)64[1315:rcits]2.0.co;2}}</ref>

Der δ<sup>18</sup>O-Wert ist definiert als:

:<math>\delta ^{18}\mathrm{O} = \Biggl( \frac{\bigl( \frac{^{18}\mathrm{O}}{^{16}\mathrm{O}} \bigr)_\text{Probe}}{\bigl( \frac{^{18}\mathrm{O}}{^{16}\mathrm{O}} \bigr)_\text{Standard}} -1 \Biggr) \cdot 1000\ ^{o}\!/\!_{oo}</math>

Delta-Werte werden in [[Promille]] (‰, Teile pro Tausend) angegeben, um den Zahlenwert des Quotienten der Isotopenverhältnisse praktikabler zu machen, z.&nbsp;B. wird 0,00153 als 1,53 ‰ angegeben. Der Standard hat eine bekannte Isotopenzusammensetzung wie z.&nbsp;B. der [[Vienna Standard Mean Ocean Water]] (VSMOW).<ref name="usgs_isotope_tracers">{{Internetquelle |url=http://wwwrcamnl.wr.usgs.gov/isoig/res/funda.html |titel=USGS -- Isotope Tracers -- Resources -- Isotope Geochemistry |abruf=2009-01-18}}</ref>

== Mechanismus und Anwendung ==
δ<sup>18</sup>O spiegelt auch die lokale Verdunstungsrate und den Frischwasserzustrom wider. Da aus Meerwasser bevorzugt <sup>16</sup>O verdunstet, ist Regenwasser reich an <sup>16</sup>O. Folglich enthält das Oberflächenwasser der Ozeane in den [[Subtropen]] größere Mengen an <sup>18</sup>O, denn dort ist die Verdunstungsrate erhöht. Geringere Mengen an <sup>18</sup>O gibt es im Ozeanwasser mittlerer Breitengrade, wo es mehr regnet.

Ähnliches ist bei der Kondensation zu beobachten: Wassermoleküle, die die schwereren <sup>18</sup>O-Atome enthalten, neigen dazu, als erste zu kondensieren und auszuregnen. Der Gradient der Wasserfeuchte zeigt von den Tropen zu den Polen eine Abnahme des <sup>18</sup>O-Gehalts. Schnee, der in Kanada fällt, enthält weniger H<sub>2</sub><sup>18</sup>O als Regen, der in [[Florida]] niedergeht; dementsprechend trägt Schnee, der im Zentrum einer Eisfläche fällt, eine leichtere δ<sup>18</sup>O-Signatur als an den Rändern der Eisfläche, da das schwerere <sup>18</sup>O zuerst abregnet. Ein Klimawandel, der die globalen Muster von Verdunstung und Niederschlag verändert, verändert aus diesem Grund das grundlegende δ<sup>18</sup>O-Verhältnis.

[[Cesare Emiliani]] analysierte in den 1950er Jahren in großem Umfang Bohrkerne und untergliederte anhand der gefundenen δ<sup>18</sup>O-Signaturen die erdgeschichtlichen Epochen in sogenannte [[Sauerstoff-Isotopenstufe]]n.

=== Geeignete Proxys ===
Am häufigsten wurden die Schalen von [[Foraminiferen]] untersucht. Sie bestehen aus [[Calciumcarbonat]] (CaCO<sub>3</sub>), können in vielen geologischen Strukturen gefunden werden und enthalten Sauerstoff. Das Verhältnis <sup>18</sup>O zu <sup>16</sup>O wird dazu benutzt, die Temperatur des umgebenden Wassers zum Kristallisationszeitpunkt indirekt zu bestimmen. Das Verhältnis schwankt in Abhängigkeit von der Temperatur des umgebenden Wassers leicht; aber auch andere Faktoren beeinflussen das Verhältnis wie z.&nbsp;B. der Salzgehalt und die Menge des in Eisschilden eingeschlossenen Wassers. Rekonstruktionen sind jedoch auch bei Verwendung von [[Korallen]], Seesedimenten und [[Stalagmit]]en möglich. Daneben kann das Eis von [[Eisbohrkern]]en und der Zucker fossiler Pflanzen untersucht werden.

Während die Eignung von δ<sup>18</sup>O aus Eisbohrkernproben zur Rekonstruktion von Temperaturen vergangener Zeiten vielfach belegt ist,<ref>{{Literatur |Autor=Jean Jouzel, J. Jouzel et al. |Titel=Validity of the temperature reconstruction from water isotopes in ice cores |Sammelwerk= [[Journal of Geophysical Research|Journal of Geophysical Research: Oceans]] |Band=102 |Nummer=26471 – 26487 |Datum=2012-09 |Sprache=en |DOI=10.1029/97JC01283}}</ref> kann es bei einer Temperaturrekonstruktion, bei der biogenes Phosphatmaterial wie z.&nbsp;B. Knochen- und Zahnmaterial verwendet wird, zu Verfälschungen durch [[Diagenese]] kommen.<ref>{{Literatur |Autor=Z. D. Sharp, V. Atudorei und H. Furrer |Titel=The effect of diagenesis on oxygen isotope ratios of biogenic phosphates |Sammelwerk=American Journal of Science |Band=300 |Nummer=3 |Datum=2000-03 |Seiten=222–237 |Sprache=en |DOI=10.2475/ajs.300.3.222}}</ref>

=== Analyse von Zucker ===
In den Zuckern ([[Arabinose]], [[Xylose]] und [[Fucose]]) von in Seesedimenten abgelagerten Pflanzen ist mit Hilfe eines neuen Verfahrens ebenfalls eine klare δ<sup>18</sup>O-Signatur erkennbar, die wahrscheinlich die lokale Temperatur bzw. Niederschlagssituation widerspiegelt. In der Himalaya-Region kann diese Signatur beispielsweise als Maß für Intensität und Variabilität des Sommer[[monsun]]s genutzt werden.<ref>{{Literatur |Autor=Mario Tuthorn, [[Roland Zech]], Frank Schlütz, [[Wolfgang Zech]], [[Bruno Glaser]], Michael Zech |Titel=A 16-ka δ18O record of lacustrine sugar biomarkers from the High Himalaya reflects Indian Summer Monsoon variability |Sammelwerk=Journal of Paleolimnology |Band=50 |Nummer=2 |Datum=2013-08 |Seiten=1–11 |Sprache=en |DOI=10.1007/s10933-013-9744-4}}</ref>

=== Überprüfung von Lebensmitteln ===
Eine weitere Anwendung ist die Überprüfung der Echtheit von Lebensmitteln. Da aufgenommenes Wasser von Pflanzen in Wasser eingelagert wird, trägt jedes pflanzliche Lebensmittel in dem in ihm enthaltenen Wasser die Signatur seines Wachstumsortes. Wird beispielsweise Wein mit Leitungswasser verdünnt oder Saft, der zuvor für einen kostengünstigen Transport in ein Konzentrat verwandelt wurde, mit Leitungswasser rückverdünnt, so ist dies über die Bestimmung von δ<sup>18</sup>O nachweisbar.
Liegen ausreichend genaue Daten über ein Anbaugebiet vor, so ist es mit dem Verfahren möglich, auch Angaben zum Anbauort zu überprüfen. Es ist beispielsweise überprüfbar, ob ein Bordeaux-Wein auch tatsächlich von Trauben stammt, die im [[Bordeaux (Weinbaugebiet)|Bordeaux]] wuchsen.<ref>{{Internetquelle |autor=Redaktion LGL |url=http://www.lgl.bayern.de/lebensmittel/kennzeichnung/echtheit_herkunft/stabilisotopenanalytik.htm |titel=Stabilisotopenanalytik |werk=Lebensmittelkennzeichnung, Täuschungsschutz |hrsg=Bayerisches Landesamt für Gesundheit und Lebensmittelsicherheit |datum=2012-03-22 |abruf=2013-07-06}}</ref>

=== Magmatische und kristalline Gesteine ===
Auch in [[Magmatisches Gestein|magmatischen Gesteinen]] kann eine δ<sup>18</sup>O-Signatur Aufschluss über Herkunft und Werdegang des Materials geben. Die Variationen sind aber wegen der hohen Temperaturen der Prozesse sehr klein (im Bereich von 0,1 ‰). Die Messungen während der Analysen müssen daher mit hoher Präzision erfolgen.<ref>{{Literatur |Autor=Ilya Bindeman |Titel=Oxygen Isotopes in Mantle and Crustal Magmas as Revealed by Single Crystal Analysis |Sammelwerk=Reviews in Mineralogy & Geochemistry |Band=69 |Nummer=1 |Datum=2008 |Seiten=445–478 |Kommentar= alternativer Volltextlink: [https://pages.uoregon.edu/bindeman/RiMS.pdf pages.uoregon.edu] |DOI=10.2138/rmg.2008.69.12}}</ref><ref>{{Literatur |Autor=John W. Valley, Ilya N. Bindeman, William H. Peck |Titel=Empirical calibration of oxygen isotope fractionation in zircon |Sammelwerk=Geochimica et Cosmochimica Acta |Band=67 |Nummer=17 |Datum=2003 |Seiten=3257–3266 |Kommentar= alternativer Volltextlink: [http://www.geology.wisc.edu/~valley/zircons/Valley2003GCA.pdf geology.wisc.edu] |DOI=10.1016/S0016-7037(03)00090-5}}</ref><ref>{{Literatur |Autor=Claire E. Bucholz, Oliver Jagoutz, Jill A. VanTongeren, Jacob Setera, Zhengrong Wang |Titel=Oxygen isotope trajectories of crystallizing melts: Insights from modeling and the plutonic record |Sammelwerk=Geochimica et Cosmochimica Acta |Band=207 |Datum=2017 |Seiten=154–184 |Kommentar= alternativer Volltextlink: [https://dspace.mit.edu/bitstream/handle/1721.1/126847 DSpace@MIT], ungelayoutetes Manuskript |DOI=10.1016/j.gca.2017.03.027}}</ref>

== Berechnungen ==
Wenn der Einfluss wechselnder Salinität und Eisvolumens außer Acht gelassen werden und das Signal folglich ausschließlich auf Temperaturveränderungen zurückgeführt wird, entspricht ein Anstieg des δ<sup>18</sup>O um 0,22&nbsp;‰ einer Abkühlung um 1&nbsp;K.<ref>{{Literatur |Autor=K. Visser, R. Thunell, L. Stott |Titel=Magnitude and timing of temperature change in the Indo-Pacific warm pool during deglaciation |Sammelwerk=[[Nature]] |Band=421 |Nummer=6919 |Datum=2003 |Seiten=152 |DOI=10.1038/nature01297}}</ref>

Ebenso kann die Temperatur mit Hilfe dieser Gleichung berechnet werden:

:<math>T( ^\circ\!\text{C}) = 16{,}9 - 4{,}0 \cdot \delta^{18}\mathrm{O}_\text{Calcit} - \delta^{18}\mathrm{O}_\text{Meerwasser}</math>

Während des [[Pleistozän]]s korrelierte eine δ<sup>18</sup>O-Signatur von 0,11&nbsp;‰ mit einer Meeresspiegeländerung um 10&nbsp;m, die aus der Veränderung des Eisvolumens resultierte.

== Siehe auch ==
* [[Isotopenverhältnis]]
* [[δ15N|δ<sup>15</sup>N]]
* [[δ13C|δ<sup>13</sup>C]]

== Literatur ==
* {{Literatur
   |Autor=I. D. Clark und P. Fritz
   |Titel=Environmental Isotopes in Hydrogeology
   |Verlag=[[CRC Press]]
   |Datum=1997
   |ISBN=1-56670-249-6}}
* {{Literatur
   |Autor=G. A. Schmidt
   |Titel=Forward Modeling of Carbonate Proxy Data from Planktonic Foraminifera Using Oxygen Isotope Tracers in a Global Ocean Model
   |Sammelwerk=Paleoceanography
   |Band=14
   |Nummer=4
   |Datum=1999
   |Seiten=482–497
   |Online=http://www.agu.org/pubs/crossref/1999/1999PA900025.shtml
   |DOI=10.1029/1999PA900025}}

== Einzelnachweise ==
<references />

{{SORTIERUNG:Delta18O}}
[[Kategorie:Geochemie]]
[[Kategorie:Physikalische Chemie]]
[[Kategorie:Sauerstoff]]
[[Kategorie:Isotopenuntersuchung]]
[[Kategorie:Paläoklimatologie]]
[[Kategorie:Harold C. Urey]]