ISOTOPI STABILI DELL’OSSIGENO

F kx

u m1m2

m1 m2

Massa ridotta

f 1

2k

u

MOLECOLA = OSCILLATORE ARMONICOMOLECOLA = OSCILLATORE ARMONICO

A parità di condizioni P+T, le molecole isotopiche con massa maggiore possiedono:

- una minore frequenza di vibrazione;

- una minore velocità massima.

Secondo la Meccanica quantistica, ogni molecola sottoposta ad un moto oscillatorio armonico possiede un’energia potenziale che cambia, secondo un pattern di salti discreti (=quantici), con la sua frequenza di vibrazione.

hfnE 21

Doveh = costante di Planck (6.626x10-34 j)f = frequenza vibrazionalen = livello vibrazionale (si tratta di salti quantici, quindi è un numero intero)

f 1

2k

u

hfnE 21

PUNTI CHIAVE:

L’energia potenziale (Ep) non è = 0 nemmeno allo zero assoluto (esiste una piccola quota di Ep gravitazionale).

Il minimo livello vibrazionale (n=0) NON significa Ep = 0 ma minima energia potenziale; questo stato è detto ZERO POINT ENERGY (o GROUND ENERGY).

ZERO POINT ENERGY

Caveat:Il modello dell’Oscillatore Armonico Semplice (OSA) è irrealistico per le molecole.

Infatti, l’OSA è rappresentato da una parabola che contiene infiniti salti quantici equispaziati di Ep.

Pertanto, l’OSA:- consente l’ipotesi di Ep = ∞ ;- non prevede l’eventualità che la molecola si possa dissociare (=rottura dei legami).

Un modello più realistico è il Potenziale di Morse, dove la parabola è sostituita da una curva asimmetrica che implica, al di sopra di una soglia di Ep critica, la dissociazione della molecola.

kJ/mol

Nel Potenziale di Morse, i salti quantici non sono equispaziati ma si assottigliano verso l’alto (avvicinandosi ad Ep di dissociazione). Si noti come il fondo della buca di potenziale NON corrisponda ad Ep = 0 !

RIASSUMENDO:

Le frequenze vibrazionali di una molecola dipendono dal tipo di legame (~costante elastica) e dalla massa degli atomi coinvolti.

Se uno degli atomi viene sostituito con un suo isotopo più pesante (= incremento di massa ridotta), la frequenza vibrazionale della molecola decresce.

La presenza di isotopi pesanti diminuisce la ZPE della molecola, determinando un diverso frazionamento isotopico di equilibrio. Infatti:- nelle molecole con ZPE bassa (=più pesanti) serve molta energia per rompere i legami: sono molecole stabili e lente;- le molecole con ZPE alta (=più leggere) si dissociano più facilmente, e sono quindi coinvolte in modo preferenziale nelle reazioni chimiche: sono molecole più instabili e veloci.

Per questi motivi, le differenze in ZPE influenzano anche il frazionamento isotopico cinetico.

3101)(

std

sample

R

R‰

Recuperiamo quanto già visto in precedenza:

201011000/1001000/102

)( 3

‰

A

201011000/1001000/98

)( 3

‰

B

A B RARB

A B 102 /1000

98 /10001.0408

Definiamo il fattore di frazionamento () fra i due campioni A e B:

Da cui ricaviamo il frazionamento isotopico () fra i due campioni:

‰BA

40)ln(1000

a) FRAZIONAMENTO ISOTOPICODI EQUILIBRIO

NEL CICLO IDROLOGICO

FRAZIONAMENTO ISOTOPICO DI EQUILIBRIO

10001000

B

A

BA

BA

BAA

B

)1(1000

18Ov = 18Ol + l-v

EVAPORAZIONE A ~20˚C

1.0098

2Hvapor = -77‰

‰v

7.9O18 ?O18 l

18Ol = 0 ‰ (SMOW)EQUATORE

18Ol = 0 ‰ (SMOW)EQUATORE

BA

BAA

B

)1(1000

COv

20@0098.1

)0098.11(1000018

1.01

CONDENSAZIONE A ~15˚C

‰l

15.0O18 ?O18 v

BA

BAA

B

)1(1000

COl

15@01.1

)01.11(10007.918

18Ol = 18Ov + v-l

18Ov = -9.7 ‰EQUATORE

18Ov = -9.7 ‰EQUATORE

CONDENSAZIONESe le precipitazioni continuano, Se le precipitazioni continuano, 1818OOvv diminuisce progressivamente. Esempio con diminuisce progressivamente. Esempio con 1818OOvv = -12 = -12, , T=10 °CT=10 °C: qual’è la composizione delle prime gocce di pioggia?: qual’è la composizione delle prime gocce di pioggia?

llv v = 1.0107 @ 10˚C= 1.0107 @ 10˚C

v

l l 1000

v 1000

18Ol v

l (v 1000) 1000

18Ol 1.42‰

VARIABILITA’ DEL VARIABILITA’ DEL 18O DI PRECIPITAZIONE DI PRECIPITAZIONE

ll ciclo idrologico globale funziona come una gigantesca colonna di distillazione, entro cui insistono senza sosta processi di frazionamento isotopico.

Il 18O di reservoir (=nuvole) e prodotto (precipitazioni) cambia quindi nel tempo sotto l’effetto della DISTILLAZIONE DI RAYLEIGH.

ll ciclo idrologico globale funziona come una gigantesca colonna di distillazione, entro cui insistono senza sosta processi di frazionamento isotopico.

Il 18O di reservoir (=nuvole) e prodotto (precipitazioni) cambia quindi nel tempo sotto l’effetto della DISTILLAZIONE DI RAYLEIGH.

1000))1000(( )1(

0 Q

R

Reservoir:

1000))1000(( )1(

0 Q

P

Prodotto:

Possiamo quindi calcolare come il 18O di Reservoir (nuvole) e Prodotto (precipitazioni) cambia nel tempo:

)1(

0

QRR

FR0 = rapporto isotopico iniziale nel reservoirRF = rapporto isotopico finale nel reservoirQ = frazione di reservoir residua (1 ÷ 0)

DISTILLAZIONE DI RAYLEIGH

DISTILLAZIONE DI RAYLEIGHQuindi, l’acqua evaporata all’equatore forma apparati nuvolosi che, spostandosi e scaricando precipitazioni (il processo è detto rain-out effect), diventano via via più “leggeri”.

Nel concreto, i corpi nuvolosi migrano verso le alte latitudini e si raffreddano gradualmente.

Fra i due, l’altitudine è il fattore di frazionamento più efficace.

I valori del 18O delle precipitazioni sono controllati dall’altitudine (altitude effect) e dalla latitudine (latitude effect).

LATITUDE EFFECT

Evoluzione del 18O delle precipitazioni fra Atlantico e Pacifico centrali lungo un transetto NE-SW, che mostra un forte gradiente (1‰18O/25 km) legato alla presenza della Chorrera (Panama – Costa Rica)

ALTITUDE EFFECT

ALTITUDE EFFECT

18O delle precipitazioni lungo un transetto W-E attraverso la Coast Range e le Montagne Rocciose. NB il successivo aumento dei valori del 18O

Perturbazioni nord-

pacificheLENTE

Cicloni tropicaliVELOCI

DISTILLAZIONE DI RAYLEIGH

Nel complesso, latitudine e altitudine determinano la temperatura a cui avviene la condensazione del vapore. Esiste una relazione semplice fra 18O delle precipitazioni, “storia” del corpo nuvoloso e temperatura a cui avviene la condensazione. Verifichiamola

1818OO E TEMPERATURA

Analisi strumentali su piogge e acque di ruscellamento e falda indicano una correlazione lineare fra T media annua e 18Ol.

Il rapporto è quindi rappresentato da una retta di regressione, del tipo y = ax + b:

18O = aT + n

Possiamo facilmente calcolare lo slope (a) e l’offset (n) della retta

Analisi strumentali su piogge e acque di ruscellamento e falda indicano una correlazione lineare fra T media annua e 18Ol.

Il rapporto è quindi rappresentato da una retta di regressione, del tipo y = ax + b:

18O = aT + n

Possiamo facilmente calcolare lo slope (a) e l’offset (n) della retta

18O = aT + nPoichè T = 0 per18O = -14 = n otteniamo, per T = 15: 18O = 15a - 14 = ~-5.5

Da cui 18O = 0.6 T - 14. Quindi, la covarianza fra 18O e T è:

18O (1 ‰) ≈ 1.66°C, oppure T (1°C)≈ 0.6 ‰ 18O

18O = aT + nPoichè T = 0 per18O = -14 = n otteniamo, per T = 15: 18O = 15a - 14 = ~-5.5

Da cui 18O = 0.6 T - 14. Quindi, la covarianza fra 18O e T è:

18O (1 ‰) ≈ 1.66°C, oppure T (1°C)≈ 0.6 ‰ 18O

n

1818OO E TEMPERATURA

Alcuni problemi:

-Il rapporto 1 : 0.6 appena calcolato (che possiamo immaginare costante nel tempo) permette di stimare T ma NON Tassoluta, poichè non conosciamo il valore dell’offset n (che dipende da 18Osorgente) nel passato;

-Che proxy utilizzare per misurare 18Oprodotto nel record geologico?

-Qual è il fattore di frazionamento () caratteristico del proxy utilizzato, ossia la modalità con cui il segnale originario viene filtrato e registrato?

- Come discriminare l’eventuale frazionamento () causato dalla diagenesi?

Alcuni problemi:

-Il rapporto 1 : 0.6 appena calcolato (che possiamo immaginare costante nel tempo) permette di stimare T ma NON Tassoluta, poichè non conosciamo il valore dell’offset n (che dipende da 18Osorgente) nel passato;

-Che proxy utilizzare per misurare 18Oprodotto nel record geologico?

-Qual è il fattore di frazionamento () caratteristico del proxy utilizzato, ossia la modalità con cui il segnale originario viene filtrato e registrato?

- Come discriminare l’eventuale frazionamento () causato dalla diagenesi?

1818OO E TEMPERATURA

IL RIMESCOLAMENTO ISOTOPICO OCEANICOMalgrado tutte le complicazioni appena discusse, i valori di 18O oceanico si mantengono in uno stato di (relativo) equilibrio, anzi...

IL RIMESCOLAMENTO ISOTOPICO OCEANICO

L’arricchimento in 18O delle acque oceaniche equatoriali (per evaporazione) è

infatti compensato dalle precipitazioni “leggere” alle alte latitudini e dal rapido

rimescolamento delle acque dovuto alla circolazione globale.

Come anticipato nel capitolo sugli Oceani, il tempo di rimescolamento delle

acque oceaniche è infatti nell’ordine del migliaio di anni (= trascurabile, in

senso geologico).

Caveat: non possiamo assumere a priori che la composizione isotopica

dell’ossigeno nelle acque oceaniche sia rimasta costante nel tempo geologico.

E’ un problema importante!

Abbiamo prove che, nel corso del tempo geologico, la composizione isotopica

degli oceani a lungo termine è cambiata in funzione di processi che non

discutiamo.

Pochissimo conosciamo degli oceani pre-cenozoici, sia in termini di

composizione che delle loro dinamiche interne.

E’ più ragionevole limitarsi ad analizzare gli oceani “recenti” (cenozoici) di cui

conosciamo discretamente le meccaniche.

VARIAZIONI DEL δ 18OSEAWATER

L’INTUIZIONE DI HAROLD UREYHarold Urey (1893-1981)Harold Urey (1893-1981). Chimico-fisico americano, sviluppatore di tecniche di separazione isotopica, nel 1931 scoprì il deuterio e ottenne l’acqua pesante. Nel 1934 vinse il premio Nobel per la chimica. Queste scoperte furono fondamentali per lo sviluppo dell’ energia atomica. Si interessò 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 simulava l’atmosfera terrestre primordiale.

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

In base a considerazioni termodinamiche, per primo intuì che il tenore di 16O nella calcite dei gusci dei fossili marini varia con la temperatura.

LA SCOPERTA DI UREY

Quindi: T influenza i rapporti isotopici dell’ossigeno fra acqua (H2O) e calcite (CaCO3), la principale componente delle rocce sedimentarie.

Urey si convinse che misurando i rapporti isotopici 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 vero e proprio paleotermometro.

Nel 1948, Urey pubblicò su Science un fondamentale lavoro in cui dimostrava che il rapporto fra gli isotopi stabili dell’ossigeno nel carbonato di calcio dipende dalla temperatura della soluzione acquosa entro cui tale calcite precipita.

Urey e i suoi collaboratori determinarono sperimentalmente i rapporti fra la

temperatura e la calcite secreta dai molluschi marini.

Si noti che la CaCO3 secreta in equilibrio con l’acqua del mare è SEMPRE arricchita

in 18O (è il solito frazionamento isotopico).

Tuttavia, l’arricchimento relativo in 18O (=frazionamento) diminuisce con

l’l’aumentareaumentare della della temperatura.

CALCOLO DELLE PALEOTEMPERATURE

L’EQUAZIONE DI EPSTEIN et al.E’ la prima equazione (polinomiale) delle paleotemperature, che venne 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 in cui precipita la calcite.

NB: SOLO in laboratorio (e nel mare attuale) è possibile misurare δseawater!

Negli anni successivi sono state sviluppate moltissime equazioni differenti. Fra le principali citiamo:

2seawatercarbseawatercarb )δ -0.16(δ )δ -4.34(δ - 17.04 T

2.6728.8 )δ -(δ

Tseawatercarb

)(69.48.21wc

CT Grossman & Ku (1986): aragonite dei gastropodi

Oba & Horibe (1972): calcite dei bivalvi

Epstein et al. (1953): calcite dei bivalvi

T

18O

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

T

18O

L’equazione delle paleotemperature dimostra che i carbonati con valori isotopici più “pesanti” sono precipitati in condizioni di acqua più fredda (è ciò che ci aspettavamo, del resto)

PRIMA EVIDENZA(fondamentale)

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

L’EVOLUZIONE DEL METODOInizialmente, Urey usò gusci di bivalvi. Fu subito chiaro che servivano fossili più

comuni, presenti con maggiore continuità e di ambienti diversi.

Nei primi anni ‘50 erano già state sviluppate tecniche di raccolta di carote dai

fondali oceanici, lunghe sino a 10-20 metri (erano semplici “piston cores”).

Queste contenevano foraminiferi planctonici in abbondanza, mentre erano

molto meno comuni i foraminiferi bentonici.

Urey creò presso il suo laboratorio una position per lo studio degli isotopi

dell’ossigeno nel guscio dei foraminiferi planctonici; il posto venne vinto da un

giovane micropaleontologo italiano, Cesare Emiliani.

CESARE EMILIANI: ISOTOPI E FORAMSNato a Bologna nel 1922, laureato nel 1945 in Scienze Naturali con una tesi in Micropaleontologia. Dopo aver lavorato per l’AGIP, ha iniziato nel 1950 un Dottorato presso il laboratorio di Urey, lavorando sugli isotopi stabili dell’ossigeno sui foraminiferi che conosceva dai suoi studi in Italia. Trasferitosi all’Università di Miami, è diventato uno dei fondatori della moderna Paleoceoceanografia. E’ morto nel 1992.

Dopo qualche anno di lavoro, Cesare Emiliani pubblicò le sue prime “curve” isotopiche basate sui foraminiferi planctonici di carote raccolte nei Caraibi e nel Mediterraneo. Le carote coprivano l’Olocene e il tardo Pleistocene, con risultati sensazionali.

ESEMPI DI CURVE ISOTOPICHE DI ESEMPI DI CURVE ISOTOPICHE DI δδ1818O O OSSERVAZIONI:

1. la curva del δ18O varia ritmicamente;

2. i valori olocenici sono “leggeri” (=clima caldo);

3. i valori relativi all’ultimo glaciale (LGM) sono invece molto “pesanti” (variazione di ca. 1.5 ‰ in pieno oceano);

4. in aree geografiche distinte, le curve si correlano quasi perfettamente.

LE CURVE DEL δ18O SONO UN PROXY DEL CLIMA

Evidentemente, gli isotopi dell’ossigeno riflettono quegli stessi cicli climatici (glaciale-interglaciale) che i geologi studiavano da un secolo sul continente, con enormi difficoltà a stabilirne e il NUMERO e la CRONOLOGIA (cf. “Cronologia alpina”).

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

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

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

1) 1) il il δδcarbcarb, , misurarabile anche nel passato geologico (con qualche difficoltà); misurarabile anche nel passato geologico (con qualche difficoltà);

2) 2) il il δδseawaterseawater..

Ipotesi di partenzaIpotesi di partenza: il δ: il δseawaterseawater è poco variabile nel passato geologico. è poco variabile nel passato geologico.

δδ1818O COME “PROXY” DELLE PALEOTEMPERATURE?O COME “PROXY” DELLE PALEOTEMPERATURE?

2)(028.0)(52.4998.16wcwc

CT Per i foraminiferi planctonici:

2)(028.052.4998.16cc

CT

7.14CTPer dc=0.5, dw=0

Per d=-1.5, dw=0

8.23CTCT 9

FORAMS E PALEOTEMPERATURE

Risolvendo l’equazione con δseawater = 0 (SMOW, costante) e con δ18O compreso fra 1 e -1.5, risulta:

Quindi:

LE VARIAZIONI DI CARB NEL PASSATO GEOLOGICO NON POSSONO DIPENDERE SOLO DALLA TEMPERATURA.

(riferito all’equatore): è un valore assurdo

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

Sappiamo che la neve che cade ai poli è molto impoverita in 18O (fino a -40 per mille) e, quindi, il ghiaccio delle calotte è molto arricchito in 16O (è “leggero”).

In pieno glaciale, molta acqua oceanica “leggera” è intrappolata nelle calotte (il livello eustatico scende). L’acqua negli oceani è quindi arricchita in 18O.

Durante la deglaciazione, quest’acqua “leggera” torna all’oceano, il livello eustatico sale e si “alleggerisce” la composizione media del δδseawater seawater

COME QUANTIFICARE L’EFFETTO GLACIALE?COME QUANTIFICARE L’EFFETTO GLACIALE?

Già dagli anni ‘60, nessuno negava il peso dell’effetto glaciale sui valori di δ18O: il problema era quantificarlo o, almeno, capirne l’importanza rispetto alla temperatura nel definire il δ18O dei foraminiferi planctonici.

Ricordate che il δ18O dei carbonati marini aumenta sia col diminuire 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.

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

L’IDEA DI NICK SHACKLETON

Nick ebbe un’idea semplice e, allo stesso tempo, grandiosa: studiare la composizione isotopica dei foraminiferi bentonici.

Fu un’intuizione geniale. Perché?

ISOTOPI E FORAMINIFERI BENTONICI PROFONDIISOTOPI E FORAMINIFERI BENTONICI PROFONDIδ18O di un foraminifero bentonico epifaunale (cerchio aperto) e di un foraminifero planctonico (cerchio pieno) nella carota V22-108, Oceano Antartico (Charles & Fairbanks, 1990).

La composizione isotopica della calcite dei foraminiferi (planctonici e bentonici) dipende dalle temperature e dalla concentrazione isotopica delle acque marine nelle quali i foraminiferi stessi vivono (EQUAZIONE DI UREY).

La composizione isotopica delle acque oceaniche varia sia globalmente che regionalmente, in base al rapporto P/E e agli apporti di acque dolci (runoff).

La composizione isotopica delle acque marine varia nel tempo geologico, con modalità virtualmente imprevedibili e non misurabili se si esclude l’effetto glaciale.

E’ chiaro che i forams hanno un ruolo fondamentale, in quanto assumono 18O e 16O in rapporti proporzionali a T e alla composizione isotopica dell’acqua in cui vivono: sono quindi eccezionali archivi di informazioni paleoclimatiche.

RIASSUMENDO: IL 18O NEI FORAMS

FORAMINIFERI BENTONICIE CALOTTE GLACIALI

Un’altra idea di Nick Shackleton: misurando le piccole variazioni del δ18O dei foraminiferi bentonici possiamo tentare di “pesare” le calotte glaciali.

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.

-40‰

Quanta acqua è stata sequestrata agli oceani e trasformata in ghiaccio?

Sappiamo che:- Il 18O del ghiaccio polare è ca. -40 ‰;- Il 18O oceanico durante l’ultima glaciazione era ca. +1.65 ‰.

Ipotizziamo che:- Tutto il vapor acqueo sequestrato agli oceani sia stato trasformato in ghiaccio (= conservazione di massa)

T dev’essere = 0 (conservazione della massa); 1 è il 18O glaciale = +1.65 ‰; F1 è la frazione di acqua rimasta, (1- F1) è la frazione trasformata in ghiaccio. Quindi:

T = 1F1 + 2(1-F1 )

0 = 1.65 F1 + -40 (1-F1)

F1 = 0.96 (1- F1) = 0.040 = 4%

BILANCIO DI MASSATnT = 1n1 + 2n2 + 3n3 + …

T = 1F1 + 2F2 oppure T = 1F1 + 2(1-F1 )

Per un sistema a due componenti, le quantità espresse in moli (ni) possono essere sostituite dall’abbondanza relativa (F), con F1 +F2 = 1. Quindi:

E’ verosimile che nel corso del Pleistocene la geometria dei bacini oceanici non sia

cambiata in modo importante, e che l’area da essi occupata sia rimasta costante.

Quindi, possiamo stimare che la caduta eustatica (SL) durante l’ultima

glaciazione sia stata pari al 4% della profondità oceanica media (MD):

4 % (MD) = 4 % (~3.7 km); SL ≈ 0.148, ossia ~150 m.

E’ un dato realistico (anche se un po’ sovrastimato), confermato dalle quote dei

terrazzi marini (Barbados, Tahiti).

CALOTTE GLACIALI E SEA LEVEL

La formazione di calotte implica una diminuzione di Tmedia. Se nelle acque meteoriche 0.6 ‰ (δ18O) ≈ 1 °C, qual’è la relazione equivalente in ambito oceanico?

E’ un calcolo non banale, poichè tutti i proxy disponibili hanno dei problemi: in ogni caso, i dati più ragionevolo provengono ancora una volta dai foraminiferi

CALOTTE GLACIALI E TEMPERATURA

Dati sperimentali permettono di misurare per diverse specie di foraminiferi: è il loro fattore di frazionamento metabolico, o effetto vitale. Stiamo semplificando, poiché dipende da numerosi altri fattori quali il pH, la luce, etc.In particolare, in condizioni di scarsa luminosità ambientale (LL) il frazionamento per effetto vitale diventa trascurabile. L’offset HL-LL dipende dalla specie, ma in generale è pari a ca. 0.5 ‰.

I dati in letteratura indicano che, negli oceani, 1 ‰ (δ18O) ≈ 4-5 °C

NON DI SOLI FORAMINIFERI...Fra i fossili calcarei sono utilizzati i coralli e, nel Mesozoico, le belemniti. I nannofossili calcarei sono poco utilizzati perché troppo piccoli ( BULK) e perché spesso non rispettano l’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. nei tessuti vegetali).

UNA STORIA CLIMATICA