Δ18O
# Δ18O

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

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 $δ^{18}O-Wert$ 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

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

Ähnliches ist bei der Kondensation zu beobachten: Wassermoleküle, die die schwereren $^{18}O-Atome$ enthalten, neigen dazu, als erste zu kondensieren und auszuregnen. Der Gradient der Wasserfeuchte zeigt von den Tropen zu den Polen eine Abnahme des $^{18}O-Gehalts.$ Schnee, der in Kanada fällt, enthält weniger $H_2^{18}O$ als Regen, der in Florida niedergeht; dementsprechend trägt Schnee, der im Zentrum einer Eisfläche fällt, eine leichtere $δ^{18}O-Signatur$ als an den Rändern der Eisfläche, da das schwerere $^{18}O$ zuerst abregnet. Ein Klimawandel, der die globalen Muster von Verdunstung und Niederschlag verändert, verändert aus diesem Grund das grundlegende $δ^{18}O-Verhältnis.$

Cesare Emiliani analysierte in den 1950er Jahren in großem Umfang Bohrkerne und untergliederte anhand der gefundenen $δ^{18}O-Signaturen$ die erdgeschichtlichen Epochen in sogenannte Sauerstoff-Isotopenstufen.

### Geeignete Proxys

Am häufigsten wurden die Schalen von Foraminiferen untersucht. Sie bestehen aus Calciumcarbonat $(CaCO_3),$ können in vielen geologischen Strukturen gefunden werden und enthalten Sauerstoff. Das Verhältnis $^{18}O$ zu $^{16}O$ 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. 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 $δ^{18}O$ 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 $δ^{18}O-Signatur$ 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 $δ^{18}O$ 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 wuchsen.

### Magmatische und kristalline Gesteine

Auch in magmatischen Gesteinen kann eine $δ^{18}O-Signatur$ 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.

## 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 $δ^{18}O$ 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 $δ^{18}O-Signatur$ von 0,11 ‰ mit einer Meeresspiegeländerung um 10 m, die aus der Veränderung des Eisvolumens resultierte.

