Рівень ізотопу кисню - біологія
Як жарко занадто жарко для життя глибоко під дном океану?
Антибіотики від бактерій
Міграція клітин: нещодавно виявлена функція відомого білка
Молекулярний компас для вирівнювання клітин
Від чого листя старіє восени
Демократичність грифа-цесарки
Середовище Екембо: Люди також жили на відкритих ландшафтах
| Генетика | Сільське, лісове та тваринництво
Сорт пшениці був створений шляхом схрещування дикорослих трав
Як жарко занадто жарко для життя глибоко під дном океану?
Рівень ізотопу кисню
Рівень ізотопу кисню (англ. Морська ізотопна стадія, абревіатура MIS або Ізотопна стадія кисню, абревіатура OIS) або також Ізотопна стадія це термін з геології. Він позначає дати на основі співвідношення ізотопів 16 О і 18-го O кисню. У кальциті, який можна знайти в відкладах дна океану, серед іншого в скелетах викопних форамініфер, зберігається різна кількість ізотопів кисню залежно від теплого або холодного періоду. Таким чином, можна також зробити заяви про перебіг клімату на землі протягом четвертинних холодних періодів. Подібні дослідження існують для всього третинного рівня.
принцип
Знижені температури океану в холодні періоди також мають місцевий вплив на співвідношення ізотопів вапняної оболонки форамініфер, оскільки коли карбонат кальцію входить у її оболонку, останній фракціонує співвідношення 16 O/18 O при більш низьких температурах до більш важкого ізотопу (Температурний ефект). Збільшення випаровування в середовищі існування форамініфер, але також збільшення введення ізотопно легшої талої води призводить до зміни співвідношення 16 O/18 O у воді і, отже, в оболонці вапняної водорості (Ефект солоності). У зв'язку з тим, що ефект льоду має найбільший вплив, а температурний ефект зміщує співвідношення 16 O/18 O в тому ж напрямку, з цього може бути розроблена стратиграфія для морських відкладень, яка морська ізотопна стратиграфія кисню.
Перші систематичні дослідження варіацій ізотопів кисню в океанічних відкладах були проведені Чезаре Еміліані в 1950-х рр. На планктонних форамініферах у свердловинах з глибоководного моря Карибського моря. Він помітив циклічні коливання вимірюваних значень і дійшов висновку, що вони представляють холодний і теплий періоди. Він пронумерував коливання, відлічуючи назад, починаючи з 1 від теперішнього часу. У наступний період у цій області були проведені численні дослідження, а на початку 1970-х рр. Були доступні численні додаткові наукові праці, які в кінцевому підсумку призвели до розвитку стратографії ізотопу кисню четвертинної зони. У плейстоцені було виділено більше ста циклів, які відповідають стільки ж теплим-холодним періодам.
У середині 1970-х цей принцип був поширений на весь кайнозой Ніколасом Шеклтоном і Джеймсом Кеннетом та робочою групою Семюеля Савіна. Було встановлено, що співвідношення ізотопів кисню після мелового періоду/третинного періоду також зазнавали значних коливань. Однак швидкі зміни співвідношень ізотопів, що спостерігаються в четвертинній зоні, не є чітко відчутними, навіть якщо окремі, добре вивчені ділянки демонструють чіткі вказівки на те, що такі цикли також існували у третинному. [1]
Морська ізотопна стратиграфія кисню четвертину
Нинішній льодовиковий період поділений на 103 ізотопні стадії та пронумерований назад від основи Четверти (початок Гелазії) трохи менше 2,6 мільйона років тому. Непарні числа позначають теплі періоди (міжстадіальні або міжледнікові), тоді як холодні періоди (льодовикові) - саме такі. Поточний теплий період відповідає морському ізотопу кисню 1 (скорочено MIS 1 для міжнародного) Морські ізотопи 1 етап), "пік" останнього льодовикового періоду відповідає MIS 2. Оскільки подальші коливання ізотопів можна було виявити після першого списку розбивки, додаткові рівні були встановлені додаванням літери, наприклад 5e для теплого періоду Eem.