Geochimica degli isotopi stabili e paleoclimatologia, Presentazione

Uso degli isotopi in Paleoclimatologia

LEZIONE N.22 Geochimica degli isotopi stabili (quarta parte) Corso di GEOCHIMICA (8 CFU) Scienze e Tecnologie Geologiche (Uni-Milano Bicocca, DISAT) AA 2024-2025 - II semestre Prof. Andrea L. Rizzo: andrealuca.rizzo@unimib.itUso degli isotopi in Paleoclimatologia I frazionamento isotopici sono funzione della temperatura, Pertanto, i rapporti isotopici possono essere utilizzati come geotermometri. Uno dei primi e più fondamentali utilizzi degli isotopi è la ricostruitone delle paleo-temperature e dei paleo-climi.

A questo scopo Urey (1947) propose l'uso della composizione isotopica dell'ossigeno dei carbonati marini.

La tecnica si basa sulla dipendenza dalla temperatura della reazione di scambio isotopico dell'ossigeno fra acqua di mare e carbonato di calcio:

40 Carbonates 35 Cu2(CO3)2Cu(OH)2 30 CuCO3Cu(OH)2 1000 Inc: MCO,-H2O 25 BaMg(CO3)2 20 PbCO3 FeCO3 CaCO3 SrCO3 15 BaCO3 10 CdCO3 5 0 50 100 150 200 T (C) H, 180 + CaC160160160 = H,160 + CaC160160180 a = 180 160 180 cc = 1.030 (20℃) - 160 SW • Per tutti i carbonati, l'entità del frazionamento isotopico diminuisce all'aumentare della temperatura I carbonati marini dovrebbero essere progressivamente meno arricchiti in ossigeno 18 (rispetto all'oceano) all'aumentare della temperatura (Urey, 1947).

Equazione empirica di Epstein per la paleoclimatologia

Uso degli isotopi in Paleoclimatologia Epstein (1953), attraverso esperimenti di laboratorio, trovò la prima equazione empirica fra composizione isotopica del guscio carbonatico dei foraminiferi e l'acqua di precipitazione:

H2 18O + CaC16O16O16O = H2 16O + CaC16O16O18O T(C) = 16.5-4.3(8180cc - 8180sw) + 0.14(8180cc-8180sw)2 (8180cc nella scala PDB; Epstein, 1953) 8180(PDB) = 0.97*8180(V-SMOW) - 29.98. 26 b (8) OHHH (3) Orbulina universa 24 (6) (8) Temperature (°C) 22 (14) (13) 20 ...... (6) -0- (5) 18 (3) C (2) (4) (9) 16 ··· O -- High Light 6) - Low Light (10) HO- 14 -3 -2.5 -2 -1.5 -1 -0.5 0 0.5 8180. .- 8180 shell (%0) water

• L'equazione prevede che la differenza isotopica fra guscio carbonatico di un foraminifero e l'acqua dalla quale precipita varia con la temperatura
• Assumendo una composizione isotopica costante dell'acqua, più un carbonato è isotopicamente negativo, più la temperatura è alta (e viceversa)
• Possibile applicazione per la ricostruzione delle paleo- temperature dell'oceano.

Stime di temperatura di Emiliani

Uso degli isotopi in Paleoclimatologia H2 18O + CaC16O16O16O = H2 16O + CaC16O16O18O T(C) = 16.5-4.3(8180cc -818Osw) + 0.14(8180cc-8180(w)2 (8180cc nella scala PDB; Epstein, 1953) 8180(PDB) = 0.97*818O(V-SMOW) - 29.98. Stages 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 temperature (C) fraction (>74um) 30 Weight % 20 10 0 30 Isotopic 25 1- 20 15 0 50 100 150 200 250 300 350 400 450 500 600 650 700 Core depth (cm) Emiliani (1955) ottenne le prime stime di temperatura per una carota di sedimento analizzando i foraminiferi planctonici (tardo- Pleistocene-Presente). Ciclicità (stages) del segnale isotopico imputata a cicli glaciali-interglaciali

Problematiche nell'uso degli isotopi in Paleoclimatologia

Uso degli isotopi in Paleoclimatologia Varie problematiche:

• Vital effect: i vari organismi, sintetizzando lo scheletro carbonatico, frazionano gli isotopi in maniera differente. Soluzione: varie equazioni sperimentali in letteratura: T(C) = a - b(8180cc-8180sw)+c(8180cc-8180sw)2 40 30 35 Erez & Luz (1983) Temperature (C) 30 25 Kim & O'Neil (1997) Horibe & Oba (1972) 25 20 20 Lynch-Stieglitz et al. (1999) Epstein et al. (1953) Shackleton (1974) 15 5 Bemis et al. (1988; HL) 0 10 -4 -3 -2 -1 0 1 2 3 4 -2.5 -2 -1.5 -1 -0.5 0 0.5 1 1.5 8180cc-8180sw (%0) 8180cc - 8180sw (%0)
• Diagenesi: La diagenesi può alterare la composizione isotopica dei carbonati (post-deposizione). Soluzione: analisi chimica e tessiturale per escludere i campioni diagenizzati. 15 10

Ice effect su acqua di mare

Uso degli isotopi in Paleoclimatologia T(℃) = a - b(8180cc-8180sw)+c(8180.6-8180sw)2 8180 Il problema più rilevante si è dimostrato:

• L'Ice effect su acqua di mare: La composizione isotopica dell'acqua di mare varia fra periodi freddi e caldi, per effetto dell'intrappolamento preferenziale del 16O nei ghiacci durante i periodi glaciali.
• La consistenza della composizione isotopica fra foraminiferi plantonici e bentonici (che vivono in ambiente a T costante) implica che l'ice effect è dominante nel determinare i trend isotopici. 8180 2.0 1.0 0 Interglacial 8180 =- 30: 80 0 Glacial .8:180 =- 30 880 -1.5 + Standard Deviation Units Glacial Interglacial 2.7 0 -2.7 2.2 0 -2.2 A B 100 200 300 400 Age, ka 500 600 700 · G. sacculitera -1.0- + Benthonic 0 100 200 Depth in core, cm ++3.0 8 Isotopic deviation from BI, %. -2.0 ++ 4.0 Isotopic deviation from BI, %o 800 2

Correzione dell'ice volume effect

In cosa consiste l'ice volume effect? Durante le glaciazioni: - grandi masse d'acqua evaporata (ricca in 160) si accumulano come ghiaccio continentale, - lasciando gli oceani relativamente arricchiti in 180 -> l'acqua di mare diventa più "pesante" isotopicamente (8180 1), falsando l'interpretazione di 818O nei foraminiferi come puramente termica. Come si può correggere?

• Usare curve isotopiche empiriche di riferimento che combinano decine di record bentonici e consentono di stimare e sottrarre il contributo glaciale dell'effetto volume.
• Approccio con foraminiferi planctonici vs bentonici. I bentonici riflettono principalmente la composizione dell'acqua profonda e il volume glaciale. I planctonici, in zone a temperatura ben nota, possono aiutare a calibrare o isolare la componente 818O acqua.
• Utilizzare proxy indipendenti dalla composizione isotopica dell'acqua, es. Mg/Ca nei foraminiferi, che dipende quasi solo dalla temperatura: una volta stimata la temperatura da Mg/Ca, si può risolvere l'equazione del frazionamento isotopico per stimare 8180 dell'acqua di mare. 8180 2.0 1.0 0 Interglacial 8180 =- 30. Glacial .8:180 =- 30 8180 - 1.5 Separazione tra effetto glaciale e segnale termico nei record isotopici 4 3 2 5180 [%%] ~ 1 0 5180 osservato (gusci) 5180 da volume glaciale 5180 da temperatura (corretto) 120 100 80 60 40 20 -0 Età (ka)

Periodicità e cicli astronomici

Uso degli isotopi in Paleoclimatologia Periodicità di 100,000 anni. E' oggi universalmente riconosciuto che l'ice effect modula il segnale isotopico delle carote pleistoceniche. L'alternanza di periodi caldi (18O negativi) e freddi (180 positivi) scanditi dai cicli astronomici di Milankovitch che regolano la quantità e distribuzione della radazione solare. Obliquity 21.5° Eccentricity 24.5° Sun Earth Precession 13 sin @ = 1 sin @ = 0 Figure 9.27 Illustration of the Milankovitch parameters. The eccentricity is the degree to which the Earth's orbit departs from circular. Obliquity is the tilt of the Earth's rotational axis with respect to the plane of the ecliptic and varies between 21.5 and 24.54. Precession is the variation in the direction of tilt at the Earth's closest approach to the Sun (perihelion). The parameter @ is the angle between the Earth's position on June 21 (summer solstice), and perihelion. 8180 Standard Deviation Units Glacial Interglacial 2.7 0 -2.7 2.2 0 -2.2 A B 100 200 300 400 Age, ka 500 600 700 800 Il clima del pleistoceniche ricostruito

Correlazione con il deuterio nelle calotte glaciali

Uso degli isotopi in Paleoclimatologia Le escursioni climatiche registrate dai foraminiferi sono bene correlate a variazioni nella composizione isotopica del deuterio (SD) nelle calotte glaciali. Il metodo si basa sulla dipendenza dalla temperatura delle precipitazioni alle calotte glaciali. 8 D (%%) 8 160 (%%) -150 -20 0 -200 Antarctica (Adelie Land) 0 -30 -250 0 Greenland -300 - -40 -350 0 000 0 -50 -40 -30 -20 10 4 -380 - Temperature (°℃) +/- 15 ℃ EDC SD (%%) -400 -M -420 - 2.5 -440 - - 3.0 glaciale - 3.5 - 4.0 Benthic Stack 8180 (%0) 0 100 200 300 400 500 600 700 800 900 Age (ky B.P.) Figure 9.29 8D ofi ce in the EPICA Dome C ice core (upper line) compared with 8180 of benthic foraminifera in deep-sea cores (lower line). Because the temperature variation in deep ocean water is small, the latter record mainly variations in ice volume. There is good overall agreement between the two cores. From Jouzel et al. (2007). Inter-glaciale

Raffreddamento del pianeta e glaciazioni pleistoceniche

Uso degli isotopi in Paleoclimatologia Il record isotopico delle paleo-temperature (foraminiferi) è ormai ritenuto affidabile per tutto il terziario, e prova un progressivo raffreddamento del pianeta a partire dal PETM (Paleocene-Eocene Thermal Maximum), interpretato come il risultato della diminuzione di CO2 in atmosfera. Questo raffreddamento ha innescato le glaciazioni pleistoceniche. AT rispetto alle temperature oceaniche pre rivoluzione industriale Paleocene Eocene Oligocene Miocene Plio. Q East Antarctic Ice Sheet Deep Ocean Temperature (°C) 12 0 West Antarctic Ice Sheet ? 1 N. Hemisphere Ice Sheets 4 - - 2 0 - 3 8180 (%0) - 4 <- Oi-1 Glaciation +++ <- Mi-1 Glaciation **** Warm Interval Mid-Pliocene 4000 5 CO2 proxies Geochemical models 3500 Stomata Atmospheric CO2 (ppm) 3000 I Phytoplankton Tajika (1998) 2500 2000 1500 1000 500 0 60 50 40 30 20 10 0 Time (Ma) GEOCARB III (Berner and Kothavala (2001) Pedogenic carbonate Boron Wallmann (2001) Thermal Maximum Palaeocene-Eocene 8 €

Storia geodinamica e variazioni climatiche

Uso degli isotopi in Paleoclimatologia Il riscaldamento nel paleocene-eocene, e il seguente raffreddamento dall'oligo-miocene ad oggi, spiegate alla luce delle complessa storia «geodinamica» di costruzione della catena dell'Himalaya

• paleocene-eocene: formazione dell'arco vulcanico_indiano-iraniano-turco. Intenso rilascio di CO2 vulcanica in atmosfera, che causa il riscaldamento (picco al PETM):
• Oligo-miocene - presente: riduzione, e poi cessazione, del vulcanismo di arco; questo, accoppiato al weathering dell'altopiano himalayano, determina l'abbattimento della concentrazione di CO2 atmosferica, e quindi le escursioni climatiche verso il «freddo» (fino alle glaciazioni pleistoceniche). Paleocene Eocene Oligocene Miocene Pli Ple. Hol. -65 Ma EURASIA a Stage2 Stage 1 Stage3 Atmospheric CO2 500 Atmospheric CO2 (ppm) AFRICA AFRICA Deccan 60 I .50 40 30 20 10 Age (Ma) b C Stage2 d Stage3 Stage1 2(a)- 2(b) Indian lithosphere Tibetan lithosphere Indian słab Indian slab Asian slab Corner flow Carbonate CMP Neo-Tethyan slab Mixed melts MTZ MTZ VOLCANIC UNITS active subduction zone -Oceanic spreading and transform Normal Fault Strike-slip/Wrench fault Present-day coastline 6 Km 200 Thrust fault 3 ~50 Ma "EURASIA TETHYS ¥45 Ma EURASIA ~35 Ma EURASIA AFRICA AFRICA Tibetan lithosphere Tibetan lithosphere - 1000 1