Δ18O

Inom geokemi, paleoklimatologi och paleoceanografi är δ¹⁸O eller delta-O-18 ett mått på en avvikelse i förhållandet mellan de stabila isotoperna syre-18 (¹⁸O) och syre-16 (¹⁶O). Det används allmänt som mått på nederbördstemperatur, mått på växelverkan mellan grundvatten och mineraler, och som indikation på processer som uppvisar isotopfraktionering, såsom metanbildning. Inom paleovetenskap används ¹⁸O:¹⁶O-data från koraller, foraminiferer och iskärnor som en proxy för temperatur. Värdet definieras som en avvikelse i promille (‰) mellan en provtagning och en standard:

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

‰ där standarden har en känd isotopsammansättning, som till exempel Vienna Standard Mean Ocean Water (VSMOW).^[1] Fraktioneringen kan uppstå från kinetisk, jämvikts- eller massoberoende fraktionering.

Mekanism

Foraminiferexempel.

Foraminiferskal är sammansatta av kalciumkarbonat (CaCO₃) och finns i många vanliga geologiska miljöer. Förhållandet ¹⁸O till ¹⁶O i skalet används för att indirekt bestämma temperaturen på det omgivande vattnet vid den tidpunkt då skalet bildades. Förhållandet varierar något beroende på temperaturen i det omgivande vattnet, samt andra faktorer som vattnets salthalt och volymen vatten som är instängd i inlandsisen. δ¹⁸O reflekterar också lokal avdunstning och sötvattentillförsel, eftersom regnvatten är ¹⁶O-berikat - ett resultat av den föredragna avdunstning av den lättare ¹⁶O från havsvatten. Följaktligen innehåller ythavet större proportioner av ¹⁸O runt subtropikerna och tropikerna där det finns mer avdunstning och mindre proportioner av ¹⁸O på mellanbreddgraderna där det regnar mer.

På liknande sätt, när vattenånga kondenserar, tenderar tyngre vattenmolekyler som innehåller ¹⁸O-atomer att kondensera och fällas ut först. Vattenånggradienten på väg från tropikerna till polerna blir gradvis mer och mer utarmad på ¹⁸O. Snö som faller i Kanada har mycket mindre H₂¹⁸O än regn i Florida och på samma sätt har snö som faller i mitten av inlandsisar en lättare δ¹⁸O signatur än vid dess utkanter, eftersom tyngre ¹⁸O fälls ut först. Förändringar i klimatet som förändrar globala mönster av avdunstning och nederbörd förändrar därför bakgrunden δ¹⁸O-förhållandet.

Fasta prover (organiska och oorganiska) för syreisotopanalys förvaras vanligtvis i silverbägare och mäts med pyrolys och masspektrometri.^[2]

Forskare måste undvika felaktig eller långvarig förvaring av proverna för att uppnå noggranna mätningar.^[2]

Extrapolering av temperatur

Baserat på det förenklade antagandet att signalen kan tillskrivas enbart temperaturförändringar, med effekterna av salthalt och isvolymförändringar ignorerade, Epstein et al. (1953) uppskattade att en δ¹⁸O-ökning med 0,22 promille motsvarar en kylning på 1 °C).^[3] Mer exakt ger Epstein et al. (1953) en kvadratisk extrapolering för temperaturen, som

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

där T är temperaturen i °C (baserat på minsta kvadratanpassning för ett område av temperaturvärden mellan 9 °C och 29 °C, med en standardavvikelse på ±0,6 °C, och δ är δ¹⁸O för ett kalciumkarbonatprov).

Paleoklimatologi

Klimatdata som rekonstruerats av Lisiecki och Raymo (2005)

Iskärnor

δ¹⁸O kan användas med iskärnor för att bestämma temperaturen från giden då isen bildades. Lisiecki och Raymo (2005) använde mätningar av δ¹⁸O i bentiska foraminifer från 57 globalt fördelade djuphavssedimentkärnor, tagna som en proxy för den totala globala massan av inlandsisar, för att rekonstruera klimatet under de senaste fem miljoner åren.^[4]

Sammanlagda data från de 57 kärnorna var orbitalt avstämda till en orbitalt driven ismodell, Milankovic-cyklerna på 41 000 år (oblikvitet), 26 000 år (precession) och 100 000 år (excentricitet), som alla antas orsaka orbital forcering av global isvolym. Under de senaste miljoner åren har det funnits ett antal mycket starka glaciala maxima och minima, åtskilda med ungefär 100 000. Eftersom de observerade isotopvariationerna till formen liknar temperaturvariationerna som registrerats under de senaste 420 000 åren vid Vostok Station, anpassar figuren till höger värdena på δ¹⁸O (höger skala) med de rapporterade temperaturvariationerna från Vostoks iskärna (vänster skala), efter Petit et al. (1999).

Biomineraliserad vävnad

δ¹⁸O från biomineraliserad vävnad kan också användas för att rekonstruera tidigare miljöförhållanden. Hos ryggradsdjur innehåller apatit från benmineral, tandemalj och dentin fosfatgrupper [PO₄]³⁻ som kan bevara syreisotopförhållandena i miljövatten.^[5] Fraktionering av syreisotoper i dessa vävnader kan påverkas av biologiska faktorer som kroppstemperatur och kost.^[6]

Referenser

Den här artikeln är helt eller delvis baserad på material från engelskspråkiga Wikipedia, δ18O, 10 juli 2024.

Noter

^ ”USGS – Isotope Tracers – Resources – Isotope Geochemistry”. http://wwwrcamnl.wr.usgs.gov/isoig/res/funda.html. Läst 18 januari 2009.
^ [a b] Tsang, Man-Yin; Yao, Weiqi; Tse, Kevin (2020). Kim, Il-Nam. red. ”Oxidized silver cups can skew oxygen isotope results of small samples” (på engelska). Experimental Results 1: sid. e12. doi:10.1017/exp.2020.15. ISSN 2516-712X.
^ Epstein, S.; Buchsbaum, R.; Lowenstam, H.; Urey, H. (1953). ”Revised carbonate-water isotopic temperature scale”. Geol. Soc. Am. Bull. 64 (11): sid. 1315–1325. doi:10.1130/0016-7606(1953)64[1315:rcits]2.0.co;2.
^ Lisiecki, L. E.; Raymo, M. E. (Januari 2005). ”A Pliocene-Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic δ¹⁸O records”. Paleoceanography 20 (1): sid. PA1003. doi:10.1029/2004PA001071. http://lorraine-lisiecki.com/LisieckiRaymo2005.pdf.
Lisiecki, L. E.; Raymo, M. E. (Maj 2005). ”Correction to "A Pliocene-Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic δ¹⁸O records"”. Paleoceanography 20 (2): sid. PA2007. doi:10.1029/2005PA001164.
data: doi:10.1594/PANGAEA.704257
^ Kolodny, Yehoshua; Luz, Boaz; Navon, Oded (September 1983). ”Oxygen isotope variations in phosphate of biogenic apatites, I. Fish bone apatite—rechecking the rules of the game”. Earth and Planetary Science Letters 64 (3): sid. 398–404. doi:10.1016/0012-821x(83)90100-0. ISSN 0012-821X. http://dx.doi.org/10.1016/0012-821x(83)90100-0.
^ Luz, Boaz (1989). ”Oxygen isotope variation in bone phosphate”. Applied Geochemistry 4 (3): sid. 317–323. doi:10.1016/0883-2927(89)90035-8. https://www.researchgate.net/publication/223020909.

Källor

Clark, I.D.; Fritz, P (1997). Environmental Isotopes in Hydrogeology. CRC Press. ISBN 1-56670-249-6
Schmidt, G.A. (1999). ”Forward Modeling of Carbonate Proxy Data from Planktonic Foraminifera Using Oxygen Isotope Tracers in a Global Ocean Model”. Paleoceanography 14 (4): sid. 482–497. doi:10.1029/1999PA900025. http://www.agu.org/pubs/crossref/1999/1999PA900025.shtml.

Externa länkar

[usgs_isotope_tracers-1] ”USGS – Isotope Tracers – Resources – Isotope Geochemistry”. http://wwwrcamnl.wr.usgs.gov/isoig/res/funda.html. Läst 18 januari 2009.

[:0-2] [a b] Tsang, Man-Yin; Yao, Weiqi; Tse, Kevin (2020). Kim, Il-Nam. red. ”Oxidized silver cups can skew oxygen isotope results of small samples” (på engelska). Experimental Results 1: sid. e12. doi:10.1017/exp.2020.15. ISSN 2516-712X.

[3] Epstein, S.; Buchsbaum, R.; Lowenstam, H.; Urey, H. (1953). ”Revised carbonate-water isotopic temperature scale”. Geol. Soc. Am. Bull. 64 (11): sid. 1315–1325. doi:10.1130/0016-7606(1953)64[1315:rcits]2.0.co;2.

[4] Lisiecki, L. E.; Raymo, M. E. (Januari 2005). ”A Pliocene-Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic δ¹⁸O records”. Paleoceanography 20 (1): sid. PA1003. doi:10.1029/2004PA001071. http://lorraine-lisiecki.com/LisieckiRaymo2005.pdf.
Lisiecki, L. E.; Raymo, M. E. (Maj 2005). ”Correction to "A Pliocene-Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic δ¹⁸O records"”. Paleoceanography 20 (2): sid. PA2007. doi:10.1029/2005PA001164.
data: doi:10.1594/PANGAEA.704257

[5] Kolodny, Yehoshua; Luz, Boaz; Navon, Oded (September 1983). ”Oxygen isotope variations in phosphate of biogenic apatites, I. Fish bone apatite—rechecking the rules of the game”. Earth and Planetary Science Letters 64 (3): sid. 398–404. doi:10.1016/0012-821x(83)90100-0. ISSN 0012-821X. http://dx.doi.org/10.1016/0012-821x(83)90100-0.

[6] Luz, Boaz (1989). ”Oxygen isotope variation in bone phosphate”. Applied Geochemistry 4 (3): sid. 317–323. doi:10.1016/0883-2927(89)90035-8. https://www.researchgate.net/publication/223020909.

[1]

[2]

[3]

[4]

[5]

[6]