Delta-O-18

In geochimica, paleoclimatologia e paleoceanografia δ¹⁸O o delta-O-18 è una misura del rapporto degli isotopi stabili ¹⁸O:¹⁶O. Si usa comunemente come misura della temperatura delle precipitazioni, come misura delle interazioni acque freatiche/minerali, come indicatore di processi che mostrano frazionamento isotopico, come la metanogenesi. Nelle paleoscienze, i dati di ¹⁸O:¹⁶O provenienti dai foraminiferi e da carotaggio dei ghiacci si usano come sostituti della temperatura. La definizione è, in "per mil" (‰, parti per mille):

δ¹⁸O ppm in carbonati di foraminiferi presenti in sedimenti di mare profondo nell'arco di tempo da 0-600.000 anni. Mediato su un gran numero di nuclei per isolare un segnale globale

Registrazione climatica di Lisiecki e Raymo (2005) costruita combinando le misure di 57 nuclei di sedimenti di mare profondo distribuiti globalmente. La quantità misurata è il frazionamento dell'isotopo di ossigeno (δ¹⁸O) nei foraminiferi bentonici.^[1]

\delta ^{18}O=\left({\frac {\left({\frac {^{18}O}{^{16}O}}\right)_{\text{campione}}}{\left({\frac {^{18}O}{^{16}O}}\right)_{\text{standard}}}}-1\right)*1000\ ^{o}\!/\!_{oo}

Dove lo standard ha una composizione isotopica conosciuta, come la Vienna Standard Mean Ocean Water (VSMOW).^[2] Il frazionamento può essere cinetico, di equilibrio o indipendente dalla massa.

Meccanismo

I gusci di carbonato di calcio (CaCO₃) dei foraminiferi, avendo in loro ossigeno, e trovandosi in molte comuni configurazioni geologiche, sono esaminati molto comunemente. Il rapporto di ¹⁸O a ¹⁶O si usa per individuare la temperatura dell'acqua circostante dell'epoca solidificata, nonché altri fattori come la salinità dell'acqua e il volume dell'acqua imprigionata negli strati di ghiaccio.

δ¹⁸O riflette anche l'evaporazione locale e l'immissione di acqua dolce, poiché l'acqua piovana è arricchita di ¹⁶O - un risultato dell'evaporazione preferenziale di ¹⁶O proveniente dall'acqua di mare. Di conseguenza, l'oceano superficiale contiene le maggiori quantità di ¹⁸O intorno ai subtropici e ai tropici dove c'è più evaporazione, e minori quantità di ¹⁸O alle medie latitudini dove piove di più.

Similmente, quando il vapore acqueo si condensa, le molecole acquee più pesanti contenenti atomi di ¹⁸O tendono a condensarsi e a precipitare per prime. Il gradiente del vapore acqueo che si dirige dai tropici ai poli diventa gradualmente sempre più impoverito di ¹⁸O. La neve che cade in Canada ha molto meno H₂¹⁸O della pioggia in Florida; similmente, la neve che cade al centro degli strati glaciali ha una segnatura di δ¹⁸O più leggera che ai loro margini, dal momento che il più pesante ¹⁸O precipita per primo.

I mutamenti del clima alterano gli schemi globali di evaporazione e precipitazione cambiando perciò il rapporto di fondo di δ¹⁸O.

Calcoli

Se il segnale può essere attribuito solamente al cambiamento di temperatura, con gli effetti della salinità e di cambiamenti di volume del ghiaccio ignorati, un aumento di δ¹⁸O dello 0,22‰ è equivalente a un raffreddamento di 1 °C (1,80 °F).^[3] Le temperature si possono anche calcolare usando l'equazione:

T({\text{deg C}})=16,9-4,0\times \mathrm {\delta ^{18}O_{calcite}} -\mathrm {\delta ^{18}O_{acquadimare}}

Durante il pleistocene, una segnatura di δ¹⁸O dello 0,11‰ si correla a un cambiamento del livello del mare di 10 m, in conseguenza del cambiamento del volume del ghiaccio.

Note

^ Lisiecki, L. E.; Raymo, M. E., A Pliocene-Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic δ¹⁸O records (PDF), in Paleoceanography, vol. 20, gennaio 2005, pp. PA1003, DOI:10.1029/2004PA001071.
Lisiecki, L. E.; Raymo, M. E., Correction to “A Pliocene-Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic δ¹⁸O records”, in Paleoceanography, vol. 20, maggio 2005, pp. PA2007, DOI:10.1029/2005PA001164.
data: DOI: 10.1594/PANGAEA.704257.
^ USGS -- Isotope Tracers -- Resources -- Isotope Geochemistry, su wwwrcamnl.wr.usgs.gov. URL consultato il 18 gennaio 2009.
^ Visser, K.; Thunell, Robert; Stott, Lowell, Magnitude and timing of temperature change in the Indo-Pacific warm pool during deglaciation, in Nature, vol. 421, 2003, p. 152, DOI:10.1038/nature01297.

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, vol. 14, 1999, pp. 482–497, DOI:10.1029/1999PA900025. URL consultato il 1º gennaio 2011 (archiviato dall'url originale il 24 aprile 2010).

Voci correlate

Portale Chimica: il portale della scienza della composizione, delle proprietà e delle trasformazioni della materia

[1] Lisiecki, L. E.; Raymo, M. E., A Pliocene-Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic δ¹⁸O records (PDF), in Paleoceanography, vol. 20, gennaio 2005, pp. PA1003, DOI:10.1029/2004PA001071.
Lisiecki, L. E.; Raymo, M. E., Correction to “A Pliocene-Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic δ¹⁸O records”, in Paleoceanography, vol. 20, maggio 2005, pp. PA2007, DOI:10.1029/2005PA001164.
data: DOI: 10.1594/PANGAEA.704257.

[usgs_isotope_tracers-2] USGS -- Isotope Tracers -- Resources -- Isotope Geochemistry, su wwwrcamnl.wr.usgs.gov. URL consultato il 18 gennaio 2009.

[3] Visser, K.; Thunell, Robert; Stott, Lowell, Magnitude and timing of temperature change in the Indo-Pacific warm pool during deglaciation, in Nature, vol. 421, 2003, p. 152, DOI:10.1038/nature01297.

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