δ18O

δ¹⁸O bzw. Delta-O-18 ist ein Maß für das Verhältnis der stabilen Sauerstoff-Isotope ¹⁸O und ¹⁶O. Die Bestimmung des Verhältnisses ist eine Unterdisziplin der Isotopengeochemie und erfolgt unter anderem im Rahmen petrologischer, stratigraphischer oder paläoklimatologischer Untersuchungen. δ¹⁸O-Werte in bestimmten Mineralen 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. δ¹⁸O-Werte in den Karbonatmineralen oder dem Opal verschiedenster Makro- und Mikrofossilien, beispielsweise Diatomeen in Süßwasserseesedimenten, werden als Temperaturproxy verwendet.

Der δ¹⁸O-Wert in den karbonatischen Gehäusen von fossilen Foraminiferen (elektronenmikroskopische Aufnahme) liefert Informationen über die Meeres­temperaturen zu der Zeit, in der die Foraminiferen lebten.

δ¹⁸O (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.

Klimaaufzeichnung von Lisiecki und Raymo (2005), die aus der Kombination von Messungen von 57 global verteilten Tiefseesedimentbohrkernen gewonnen wurde. Die gemessene Menge ist die Sauerstoff­isotopen­fraktionierung (δ¹⁸O) in benthischen Foraminiferen.

Die grundlegenden Zusammenhänge wurden im Jahr 1947 von Harold C. Urey publiziert und das Verfahren in den Folgejahren von Samuel Epstein, Heinz A. Lowenstam, Ralph Buchsbaum und Harold C. Urey weiterentwickelt.

Der δ¹⁸O-Wert ist definiert als:

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

Die Einheit ist Promille (‰, Teile pro Tausend). Der Standard hat eine bekannte Isotopenzusammensetzung wie z. B. der Vienna Standard Mean Ocean Water (VSMOW).

Mechanismus und Anwendung

δ¹⁸O spiegelt auch die lokale Verdunstungsrate und den Frischwasserzustrom wider. Da aus Meerwasser bevorzugt ¹⁶O verdunstet, ist Regenwasser reich an ¹⁶O. Folglich enthält das Oberflächenwasser der Ozeane in den Subtropen größere Mengen an ¹⁸O, denn dort ist die Verdunstungsrate erhöht. Geringere Mengen an ¹⁸O gibt es im Ozeanwasser mittlerer Breitengrade, wo es mehr regnet.

Ähnliches ist bei der Kondensation zu beobachten: Wassermoleküle, die die schwereren ¹⁸O-Atome enthalten, neigen dazu, als erste zu kondensieren und auszuregnen. Der Gradient der Wasserfeuchte zeigt von den Tropen zu den Polen eine Abnahme des ¹⁸O-Gehalts. Schnee, der in Kanada fällt, enthält weniger H₂¹⁸O als Regen, der in Florida niedergeht; dementsprechend trägt Schnee, der im Zentrum einer Eisfläche fällt, eine leichtere δ¹⁸O-Signatur als an den Rändern der Eisfläche, da das schwerere ¹⁸O zuerst abregnet. Ein Klimawandel, der die globalen Muster von Verdunstung und Niederschlag verändert, verändert aus diesem Grund das grundlegende δ¹⁸O-Verhältnis.

Cesare Emiliani analysierte in den 1950er Jahren in großem Umfang Bohrkerne und untergliederte anhand der gefundenen δ¹⁸O-Signaturen die erdgeschichtlichen Epochen in sogenannte Sauerstoff-Isotopenstufen.

Geeignete Proxys

Am häufigsten wurden die Schalen von Foraminiferen untersucht. Sie bestehen aus Calciumcarbonat (CaCO₃), können in vielen geologischen Strukturen gefunden werden und enthalten Sauerstoff. Das Verhältnis ¹⁸O zu ¹⁶O 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. B. der Salzgehalt und die Menge des in Eisschilden eingeschlossenen Wassers. Rekonstruktionen sind jedoch auch bei Verwendung von Korallen, Seesedimenten und Stalagmiten möglich. Daneben kann das Eis von Eisbohrkernen und der Zucker fossiler Pflanzen untersucht werden.

Während die Eignung von δ¹⁸O aus Eisbohrkernproben zur Rekonstruktion von Temperaturen vergangener Zeiten vielfach belegt ist, kann es bei einer Temperaturrekonstruktion, bei der biogenes Phosphatmaterial wie z. B. Knochen- und Zahnmaterial verwendet wird, zu Verfälschungen durch Diagenese kommen.

Analyse von Zucker

In den Zuckern (Arabinose, Xylose und Fucose) von in Seesedimenten abgelagerten Pflanzen ist mit Hilfe eines neuen Verfahrens ebenfalls eine klare δ¹⁸O-Signatur erkennbar, die wahrscheinlich die lokale Temperatur bzw. Niederschlagssituation widerspiegelt. In der Himalaya-Region kann diese Signatur beispielsweise als Proxy für Intensität und Variabilität des Sommermonsuns genutzt werden.

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 δ¹⁸O 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 wuchsen.

Magmatische und kristalline Gesteine

Auch in magmatischen Gesteinen kann eine δ¹⁸O-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.

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 δ¹⁸O um 0,22 ‰ einer Abkühlung um 1 K.

Ebenso kann die Temperatur mit Hilfe dieser Gleichung berechnet werden:

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

Während des Pleistozän korrelierte eine δ¹⁸O-Signatur von 0,11 ‰ mit einer Meeresspiegeländerung um 10 m, die aus der Veränderung des Eisvolumens resultierte.

Siehe auch

• Isotopenverhältnis
• δ¹⁵N
• δ¹³C

Literatur

• Clark, I.D. and Fritz, P: Environmental Isotopes in Hydrogeology. CRC Press, 1997, ISBN 1-56670-249-6. 

• Schmidt, G.A.: Forward Modeling of Carbonate Proxy Data from Planktonic Foraminifera Using Oxygen Isotope Tracers in a Global Ocean Model. In: Paleoceanography. 14. Jahrgang, Nr. 4, 1999, S. 482–497, doi:10.1029/1999PA900025, bibcode:1999PalOc..14..482S (agu.org).