Lo studio del Quaternario nei depositi marini - Moodle@Units · Ciò che ci interessa maggiormente è il processo detto di frazionamento isotopico, ossia la separazione dei ... Urey

Lo studio del Quaternario nei depositi

marini

2016-2017 Geol Qt Quat marino 1

La penisola italiana è un territorio molto giovane

geologicamente e per questo rappresenta

un’ottima area di studio per gli eventi

geologici sia quaternari che delle epoche

immediatamente precedenti (Pliocene e

Miocene).

Tra fine ‘800 e inzio ‘900: Calabriano, Siciliano

e Tirreniano (Issel, 1914). INFORMALI

Calabriano: primi ospiti freddi, Siciliano: faune

fredde, Tirreniano: «ospiti caldi»

Ancora oggi molti nomi di piano derivano da

località italiane.

Soprattutto in Sicilia e Calabria

Gli ospiti caldi e freddi

2016-2017 2Geol Qt Quat marino

Le prime “prove” che anche nei

sedimenti costieri e marini del

Mediterraneo c’erano evidenze di

variazioni climatiche sono

derivate dal ritrovamento di

molluschi che attualmente

vivono nelle acque del Golfo del

Leone (sengal, Africa) (ospiti

caldi) e della Scandinavia (ospiti

freddi)

Ospiti

Caldi Freddi

Strombus bubonius


Mya truncata

Cyprina (Arctica) islandicaConus testudinarius

Durante i peridi interglaciali (Tirreniano) gli ospiti caldi..salivano dall’Africa a

colonizzare il Mediterraneo. Durante le fasi glaciali gli ospiti freddi

scendevano dal Baltico nel Mediterraneo (Calabriano e Siciliano)

Perché depositi marini ?


- Continuità di sedimentazione

- Possibilità di correlazione

- quindi possibilità di riconoscere eventi globali

Quali dati è importante

conoscere:

- Associazioni faunistiche

- Geochimica isotopica

su bio (forams)

- Magnetismo e paleo

magnetismo

Tutti i sedimenti marini ?• Devono essere quaternari …non troppo antichi

• Devono avere una elevata componente biogenica ..per

datare meglio

• Devono essere indisturbati ovvero in continuità


Caratteristiche positive e negative

• Sedimenti indisturbati: accumulo di sedimenti in situ costituito da particelle sedimentate in verticale attraverso la colonna d’acqua

• Argille rosse: bassissimi tassi di sedimentazione

• Aree bacinali: elevati tassi di sedimentazione,

• Torbiditi: NO


Altro problema: la bioturbazione

• La bioturbazione (mescolamento dovuto agli organismi bentonici) altera o annulla la successione stratigrafica

• Spessore bioturbato: min 5-10 cm, max 20-30 cm

• Con tassi di sedimentazione > 5 cm/1000 anni il problema si attenua.

• Aree ideali: zone di upwelling al largo del Nord Europa e nord America



1947

carotiere a pistone

Kullenberg

Si apre la possibilità di prelevare carote lunghe 10-12 metri

1950 Urey “scopre” gli isotopi stabili

ISOTOPI STABILI DELL’OSSIGENOPALEOTEMPERATURA ED EFFETTO GLACIALE


Grazie al prof. CapraroUniPd

16O: 8 protoni e 8 neutroni; 18O: 8 protoni e 10 neutroni

La Geochimica usa i metodi della chimica per studiare iprocessi e la storia della Terra.

La Geochimica degli isotopi stabili utilizza gli isotopi non-radioattivi naturali (elementi con peso atomico < 40),comuni e presenti sia nei cicli inorganici che biologici.

H, C, O e S sono particolarmente importanti per le Scienzedella Terra perché partecipano alla formazione delle roccee dei giacimenti minerari, al ciclo idrologico, e ai processivitali.

GEOCHIMICA DEGLI ISOTOPI STABILI


NB isotopi instabili datazioni radiometriche

Molecole come la CO2 e l’H2O sono miscele isotopiche

HH16OHH17OHH18O

HD16OHD17OHD18O

DD16ODD17ODD18O

Le proprietà di queste molecole non sono identiche:

Proprietà H2O D2OVapor pressure: 23.756 20.544 TorrMelting pt. 0.00 3.82˚CBoiling pt. 100 101.42˚CLatent Heat of fusion 1436 @ 0˚C 1515 @ 3.82˚C

Carbonio: 12C13C

98.8922% 1.1078%

Ossigeno: 16O17O18O

99.7628%0.0372%0.2004%

Idrogeno: 1H2H (D)

99.984426%0.015574%

Boro: 10B11B

19.82%80.18%


Deuterio NB 3H trizio: instabile

Composizione di un atomo:

- # di protoni = # di elettroni

- massa di un protone: ~1000 volte quella di un e-, - massa di un neutrone = massa di

un protone

- i neutroni non hanno carica; - numero di protoni (N) = numero atomico (Z)

- somma di neutroni e protoni = numero di massa (A), dove A = Z +N

ISOTOPI

- Atomi con lo stesso numero di protoni ma un numero diverso di neutroni

quindi, gli isotopi hanno masse differenti (es. Carbonio: 13C, 12C - Ossigeno:

18O, 17O, 16O)

- Gli isotopi stabili non decadono , Gli isotopi “leggeri” sono più comuni di

quelli “pesanti”

- Isotopi e molecole isotopiche (es. 13CO2; 12CO2) mostrano proprietà fisiche e

chimiche legate alla differente massa.


Le proprietà dei vari isotopi di uno stesso elemento sono quindi

molto simili, ma non identiche.

Ciò che ci interessa maggiormente è il processo detto di

frazionamento isotopico, ossia la “separazione” dei

diversi isotopi di uno stesso elemento durante processi

chimici, fisici e biologici; questo processo determina

una differenza nelle concentrazioni relative finali dei

vari isotopi, nei vari «comparti» del ciclo biogeochimico

IL FRAZIONAMENTO ISOTOPICO


NB stesso ragionamento che per gli isotopi instabili..

L’INTUIZIONE DI HAROLD UREYHarold Urey (1893-1981). Chimico-fisico americano, sviluppatore ditecniche di separazione isotopica, nel 1931 scoprì il deuterio e ottennel’acqua pesante. Nel 1934 vinse il premio Nobel per la chimica. Questescoperte furono fondamentali per lo sviluppo dell’ energia atomica. Siinteressò di geofisica e fisica-chimica dei corpi celesti: con Stanley L.Miller realizzò nel 1953 un esperimento sull’origine della vita sulla Terra,ottenendo la sintesi di aminoacidi in un dispositivo che simulaval’atmosfera terrestre primordiale.

Molti dei concetti di geochimica isotopica applicata alleGeoscienze si devono ad Harold Urey.Urey aveva un’idea fissa: trovare un metodo per misurare letemperature nel passato geologico.

In base a considerazioni termodinamiche, per primo intuì cheil tenore di 18O nella calcite dei gusci dei fossili marini varia con

la temperatura.


LA SCOPERTA DI UREY

Urey si convinse che misurando i rapporti isotopici 18O/16O nella

calcite dei fossili fosse possibile ricostruire le temperature

dell’acqua in cui questi organismi vivevano.

In altre parole, Urey considerava gli isotopi stabili

dell’ossigeno nei carbonati fossili come un

paleotermometro.

Nel 1948, Urey pubblicò su Science un importante lavoroin cui dimostrava che il rapporto fra gli isotopi stabilidell’ossigeno nel carbonato di calcio dipende dallatemperatura della soluzione acquosa entro cui tale calciteprecipita.


Urey e i suoi collaboratori determinarono in modosperimentale i rapporti fra la temperatura e la calcitesecreta dai molluschi marini, facendo crescere deimolluschi in vasche a temperature controllate

Si noti che la CaCO3 secreta in equilibrio con l’acqua del mare èSEMPRE arricchita in 18O (è il solito frazionamento isotopico).rispettoal rapporto isotopico dell’ariaTuttavia, questo arricchimento diminuisce con l’aumentare dellatemperatura (cf. frazionamento isotopico).

CALCOLO DELLE PALEOTEMPERATURE


Numero di

massaAbbondanza %

16 O 99.76

17 O 0.04

18 O 0.20

Abbondanza isotopiIn atmosfera

L’EQUAZIONE DI EPSTEIN et al.

E’ la prima equazione (polinomiale) delle paleotemperature, chevenne pubblicata nel 1951:

T = 16,5 - 4,3(δcarb- δseawater) + 0,14(δcarb- δseawater)2

δcarb è la composizione isotopica (misurata) sul carbonato del campione; δseawater è la composizione isotopica dell’acqua di mare in cui precipita la

calcite.

questa equazione dimostrerebbe che misurando la composizioneisotopica del carbonato potremmo determinare la temperatura allaquale il carbonato è precipitato. I carbonati con valori isotopici più“pesanti” sono precipitati in condizioni di acqua più fredda.

Nota: SOLO in laboratorio (e nel mare attuale) èpossibile misurare δseawater!


L’EVOLUZIONE DEL METODOInizialmente, Urey usò gusci di bivalvi per gli esperimenti. Fu subitochiaro che servivano fossili più comuni, presenti con maggiorecontinuità e di ambienti diversi (bivalvi ambiente dipiattaforma)

Nei primi anni ‘50 erano già state sviluppate tecniche di raccolta dicarote dai fondali oceanici, lunghe sino a 10-20 metri (“pistoncores”). Queste contenevano foraminiferi planctonici inabbondanza, mentre erano molto meno comuni i foraminiferibentonici.

Urey creò presso il suo laboratorio una position per lo studio degliisotopi dell’ossigeno nel guscio dei foraminiferi planctonici; il postovenne vinto da un giovane micropaleontologo italiano.


CESARE EMILIANI: ISOTOPI E FORAMSNato a Bologna nel 1922, laureato nel 1945 in Scienze Naturali con unatesi in Micropaleontologia. Dopo aver lavorato per l’AGIP, ha iniziato nel1950 un Dottorato presso il laboratorio di Urey, lavorando sugli isotopistabili dell’ossigeno sui foraminiferi che conosceva dai suoi studi in Italia.Trasferitosi all’Università di Miami, è diventato uno dei fondatori dellamoderna Paleoceoceanografia. E’ morto nel 1992.

Dopo qualche anno di lavoro, Cesare Emiliani pubblicò, all’inzio degli anni ‘50 lesue prime “curve” isotopiche basate sui foraminiferi planctonici di caroteraccolte nei Caraibi e nel Mediterraneo. Le carote coprivano l’Olocene e il tardoPleistocene, con risultati molto importanti.


ESEMPI DI CURVE ISOTOPICHE DI δ18O Osservazioni di

Emiliani:

1.la curva del δ18O varia ritmicamente;2.i valori olocenici sono “leggeri” (=clima caldo);3.i valori relativi al glaciale sottostante sono molto “pesanti” (variazione di ca. 1.5 per mille in pieno oceano);4.in aree geografiche distinte, le curve si correlano quasi perfettamente.Oceano Indiano

Golfo del Leone

Columbia BasinMare dei Caraibi

In mezzo all’Atlantico


LE CURVE DEL δ18O SONO UN PROXY DEL CLIMA

Evidentemente, gli isotopi dell’ossigeno riflettono quegli stessi cicliclimatici (glaciale-interglaciale) che i geologi studiavano da unsecolo sulle aree continentali, con enormi difficoltà a stabilirne e ilNUMERO e la CRONOLOGIA (cf. glacialismo)

L’entusiasmo fu enorme, ma cominciarono le discussioni perchénon tutto “tornava” perfettamente.

Pochi dubitavano che il δ18O fosse un “proxy” del clima, ma moltierano scettici sul valore della correlazione diretta (e quantitativa)fra isotopi dell’ossigeno e temperatura.


Proxy: termine giuridico: procura, delega, mandatoProcuratore: colui che agisce per conto di un altroNel caso: un effetto.. “per conto “ del clima

Per Urey ed Emiliani sì, ma erano troppo ottimisti (con molti altri, per unaventina d’anni). Infatti, si ricordi che per risolvere l’equazione dellepaleotemperature bisogna definire due variabili:

1) il δcarb, misurarabile anche nel passato geologico (con qualchedifficoltà);2) il δseawater.

Ipotesi di partenza: il δseawater è poco variabile nel passatogeologico. ??? È costante ? Non subisce frazionamenti isotopici ??Tuttavia, risolvendo l’equazione con δseawater=0 (costante) e con δ18Ocompreso fra 1 e -1.5, risulta che DTseawater fra glaciale ed interglaciale è23.3-12.3=11°C (all’Equatore), un valore che pareva troppo elevato .

le variazioni di δcarb nel passato geologico non possono dipendere solo dallatemperatura.

δ18O COME “PROXY” DELLE PALEOTEMPERATURE ?


OSSIGENO E CICLO IDROLOGICOPossiamo immaginare la Terra come una gigantesca colonna di distillazione.Il frazionamento isotopico che si crea con il ciclo idrologico globale prende il nome diDISTILLAZIONE (o FRAZIONAMENTO) DI RAYLEIGH.

L’acqua che evapora all’equatorediventa più leggera di quella cherimane nell’oceano e si sposta con lenubi verso le alte latitudini.In parte condensa e precipita sottoforma di acqua “pesante”; il vapore cherimane nelle nubi è sempre più”leggero” (si parla di “rain out effect”).Le precipitazioni sarannolatitudinalmente sempre più “leggere”(si parla di “latitude effect”).

Le precipitazioni con l’acqua più“leggera” sono quelle (nevose) ai poli.



Standard: SMOW,

L’EFFETTO GLACIALEQualcuno invocava i processi di waxing-waning delle grandi calotteglaciali distillazione di Rayleigh

Sappiamo che la neve che cade aipoli è molto impoverita in 18O (finoa -30 per mille) e, quindi, ilghiaccio delle calotte è moltoarricchito in 16O (è “leggero”).

In pieno glaciale, molta acquaoceanica “leggera” è intrappolatanelle calotte (il livello eustaticoscende). L’acqua negli oceani èquindi arricchita in 18O.

Durante la deglaciazione,quest’acqua “leggera” tornaall’oceano, il livello eustatico sale esi “alleggerisce” la composizionemedia del δseawater2016-2017 26Geol Qt Quat marino


COME QUANTIFICARE L’EFFETTO GLACIALE?Nessuno negava il ruolo dell’effetto glaciale nei valori di δ18O.Negli anni ‘60, il problema era quantificarlo (cosa molto difficile,resa possibile solo in tempi molto recenti e con relativaprecisione) o, almeno, capire se l’effetto glaciale fosse piùimportante della temperatura nel definire il δ18O dei foraminiferiplanctonici.

Ricordate che il δ18O dei carbonati marini aumenta sia coldiminuire di T che con la crescita delle calotte glaciali.

più freddo e più ghiaccio equivalgono a valori di δ18Ocarb più“pesanti”; viceversa per l’interglaciale.

Quindi comunque

E’ in questa fase di impasse che entra in scena un altro “grande”delle moderne Scienze della Terra.


Nella solita Università di Cambridge, a metà degli anni‘60 stava concludendo la sua tesi di dottorato inGeochimica isotopica un giovane studente, NickShackleton (1937-2005), BS in Fisica, figlio di ungrande geologo e nipote del famoso esploratoredell’Antartide. Nick non era convinto delleinterpretazioni di Urey ed Emiliani, ed era fra coloroche ritenevano l’effetto glaciale molto più importantedi T nel “costruire” il δ18Ocarb dei foraminiferiplanctonici.

L’IDEA DI NICK SHACKLETON

Nick ebbe un’idea semplice: studiare anche lacomposizione isotopica dei foraminiferi bentonici.

Fu un’intuizione geniale. Secondo voi, perché?


ISOTOPI E FORAMINIFERI BENTONICI PROFONDI

Dati isotopici dell’ossigenoricavati da un foraminiferobentonico (cerchio aperto) eda un foraminifero planctonico(cerchio pieno) nella carotaV22-108, recuperata nell’Oceano Antartico (Charles &Fairbanks, 1990).

I risultati furono sconvolgenti. I foraminiferi bentonici (che vivono sul fondoa temperature pressoché costanti fra il glaciale e l’interglaciale) mostranosostanzialmente le stesse variazioni di δ18O dei foraminiferi planctonici chevivono in superficie, dove la T varia moltissimo. Questi risultati indicano cheil l’effetto glaciale è di gran lunga dominante, rappresentando il 70-90% delsegnale del δ18O in pieno oceano.


FORAMINIFERI BENTONICI E CALOTTE GLACIALI

Un’altra “ideina” di Nick Shackleton: misurando le piccole variazioni del

δ18O dei foraminiferi bentonici possiamo tentare di “pesare” le calotte

glaciali utilizzando la solita formula: T = 16,5 - 4,3(δcarb- δseawater) +

0,14(δcarb- δseawater)2.

Infatti, assumendo costante la T al fondo degli oceani (poco più di 0°C:

poniamo per semplicità sia 1°C), si può risolvere l’equazione in δ18Oseawater

per i valori estremi di δ18Ocarb (massimo glaciale vs. massimo interglaciale)

ottenenendo una stima del 16O immagazzinato sotto forma di ghiaccio.

Con un semplice bilancio di massa possiamo quindi calcolare quanta acqua

“leggera” viene sequestrata nelle calotte durante una glaciazione e la

relativa oscillazione del livello eustatico.

1‰ δ18O = ~100 m sea-level, oppure DT = ~5°C


NON DI SOLI FORAMINIFERI...

Fra i fossili calcarei sono utilizzati i coralli che, in certi casi mostranoaccrescimenti regolari,Nel Mesozoico, le belemniti. I nannofossili calcarei sono pocoutilizzati perché troppo piccoli e perché spesso non rispettanol’equazione di Urey (=non frazionano in equilibrio).

Si utilizzano (raramente) organismi a guscio siliceo (es. le diatomee)e si può analizzare anche l’O presente nella materia organica (es. neitessuti vegetali).


Un altro punto importante: le datazioni

Shackelton & Opdyke, 1972Pacific deep core V28-238Shallow and deep curves


Gli archivi più importanti nello studio degli isotopi dell’O sono:

CAROTE DI GHIACCIO (progetti internazionali GRIP, GISP2, VOSTOK, EPICA);

SEDIMENTI OCEANICI (progetti internazionali DSDP, ODP, IODP).

Le carote di ghiaccio hanno dato informazioni eccezionali per gli ultimi 800 kyr. Tuttavia, è lo studio dei sedimenti

oceanici ad aver rivoluzionato le nostre conoscenze, fornendo informazioni su intervalli di tempo molto lunghi

(pur se con minore risoluzione).

GLI ARCHIVI MASTER


IL SEGNALE DEL 18O NEI DUE ARCHIVI MASTER

Ghiaccio: Temperatura dell’aria + % gas serra

Sedimenti: volume calotte glaciali


Come abbiamo visto, in un mondo “icehouse” le curve isotopichedella calcite dei foraminiferi (in particolare bentonici) riflettonoessenzialmente le dinamiche di crescita-decrescita delle calotteglaciali, quindi del CLIMA GLOBALE.Le oscillazioni isotopiche sono quindi utili per tracciare correlazioni,anche a grande distanza.Serve però, come sempre, un linguaggio comune.

δ18O E CLIMA GLOBALE

MARINE ISOTOPE STAGE (MIS)In tutte le curve isotopiche dei foraminiferi si riconoscono picchi glaciali ed interglaciali(molto marcati negli ultimi 900-800 kyr) e oscillazioni minori, che marcano (con limitidefiniti caso per caso) intervalli denominati Marine Isotope Stage (MIS).

Questi vengono numerati a ritroso partendo dall’interglaciale attuale (MIS 1); anche leoscillazioni minori sono codificate numericamente (es. MIS 15.5, 15.3, 15.1).


glaciale

18O + -

interglaciale

numero pari (es. 18)

numero dispari (es. 17)

Standard codification degli eventi isotopici

Tem

po

MARINE ISOTOPE STAGE (MIS)


800 kyr 2500 kyr2016-2017 38Geol Qt Quat marino

STRATIGRAFIA ISOTOPICA (OIS): suddivisione del tempo geologico in base

ad una successione di eventi isotopici.

Il principio della OIS funziona a scale molto diverse (da globale o strettamente locale; anche una singola sezione, se confrontata

con uno standard).

Curve come quella in figura rappresentano un esempio “pioneristico” di OIS: è uno

stack storico (lo SPECMAP, dei primi anni ‘80).

LA OXYGEN ISOTOPE STRATIGRAPHY (OIS)


Stack: catasta, pila

2016-2017 Geol Qt Quat marino 40GPTS: geomagnetic polarity time scale, Gephyrocapsa: coccoliti, nannoplacton

Correlazione fra la OIS e curve polliniche da laghi della Francia (sx) e della Colombia (dx)

OIS: UNO STANDARD PER ALTRI RECORD


IL RECORD COMPOSITO

(diversi organismi)DEL δ18O

NELL’INTERO CENOZOICO


EECOEarly Eocene Climatic OptimumWyoming: +7 °C, +750 mm; 1500-1700 ppmV CO2

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