В геохимии , палеоклиматологии и палеоокеанографии δ 18 O или дельта-O-18 является мерой отклонения в соотношении стабильных изотопов кислорода-18 ( 18 O) и кислорода-16 ( 16 O). Он обычно используется как мера температуры осадков , как мера взаимодействия грунтовых вод и минералов и как индикатор процессов, которые показывают изотопное фракционирование , таких как метаногенез . В палеонауках данные 18 O: 16 O из кораллов , фораминифер и ледяных кернов используются в качестве косвенного показателя температуры.
Он определяется как отклонение в «промилле» (‰, частей на тысячу) между образцом и стандартом:
где стандарт имеет известный изотопный состав, например, Венский стандарт средней океанической воды (VSMOW). [1] Фракционирование может происходить в результате кинетического , равновесного или независимого от массы фракционирования .
Раковины фораминифер состоят из карбоната кальция (CaCO 3 ) и встречаются во многих распространенных геологических средах. Соотношение 18 O к 16 O в ракушке используется для косвенного определения температуры окружающей воды во время формирования ракушки. Соотношение немного меняется в зависимости от температуры окружающей воды, а также других факторов, таких как соленость воды и объем воды, запертой в ледяных щитах.
δ 18 Отакже отражает локальное испарение и приток пресной воды, поскольку дождевая вода обогащена 16 O — результат преимущественного испарения более легкого 16 O из морской воды. Следовательно, поверхность океана содержит большее количество 18 O вокруг субтропиков и тропиков, где больше испарения, и меньшее количество 18 O в средних широтах, где больше дождей.
Аналогично, когда водяной пар конденсируется, более тяжелые молекулы воды, содержащие атомы 18 O, как правило, конденсируются и выпадают в осадок первыми. Градиент водяного пара, направляющийся от тропиков к полюсам, постепенно становится все более обедненным 18 O. Снег, выпадающий в Канаде, содержит гораздо меньше H 2 18 O, чем дождь во Флориде ; аналогично, снег, выпадающий в центре ледяных щитов, имеет более легкий δ 18 Oсигнатура, чем на его краях, поскольку более тяжелый 18O осаждается первым.
Изменения климата, которые изменяют глобальные закономерности испарения и осадков, следовательно, изменяют фон δ 18 Oсоотношение.
Твердые образцы (органические и неорганические) для анализа изотопов кислорода обычно хранятся в серебряных чашках и измеряются с помощью пиролиза и масс-спектрометрии . [2] Исследователям необходимо избегать неправильного или длительного хранения образцов для точных измерений. [2]
Основываясь на упрощающем предположении, что сигнал можно отнести только к изменению температуры, игнорируя влияние солености и изменения объема льда, Эпштейн и др. (1953) подсчитали, что δ 18 Oувеличение на 0,22‰ эквивалентно охлаждению на 1 °C (или 1,8 °F). [3] Точнее, Эпштейн и др. (1953) дают квадратичную экстраполяцию для температуры, как
где T — температура в °C (на основе метода наименьших квадратов для диапазона значений температуры от 9 °C до 29 °C со стандартным отклонением ±0,6 °C, а δ — это δ 18 O для образца карбоната кальция).
δ 18 O можно использовать в кернах льда для определения температуры, при которой образовался лед.
Лисецки и Раймо (2005) использовали измерения δ 18 O в бентосных фораминиферах из 57 глобально распределенных глубоководных осадочных кернов, взятых в качестве показателя общей глобальной массы ледниковых покровов, для реконструкции климата за последние пять миллионов лет. [4]
Сложенная запись 57 кернов была орбитально настроена на орбитально-управляемую модель льда, циклы Миланковича 41 тыс. лет ( наклон ), 26 тыс. лет ( прецессия ) и 100 тыс. лет ( эксцентриситет ), которые, как предполагается, вызывают орбитальное воздействие на глобальный объем льда. За последний миллион лет было несколько очень сильных ледниковых максимумов и минимумов, разнесенных примерно на 100 тыс. лет. Поскольку наблюдаемые изотопные вариации по форме похожи на температурные вариации, зарегистрированные за последние 420 тыс. лет на станции Восток , рисунок, показанный справа, совмещает значения δ 18 O (правая шкала) с зарегистрированными температурными вариациями из ледяного керна Восток (левая шкала), следуя Petit et al. (1999). [ необходимо разъяснение ]
δ 18 O из биоминерализованных тканей также может быть использовано для реконструкции прошлых условий окружающей среды. У позвоночных апатит из костного минерала , зубной эмали и дентина содержит фосфатные группы [PO 4 ] 3− , которые могут сохранять соотношения изотопов кислорода окружающей воды. [5] Фракционирование изотопов кислорода в этих тканях может зависеть от биологических факторов, таких как температура тела и диета. [6]
