LA LETTURA DELLE ROCCE

La lettura delle rocce, meglio, delle formazioni sedimentarie si basa sulle facies (faccia; il plurale latino è invariato) ch’esse presentano, cioè sull’insieme di quei caratteri tipici (struttura, minerali contenuti, presenza e natura di fossili etc.) che rimandano alla loro modalità di formazione in un dato ambiente di sedimentazione, per esempio, una formazione con facies palustre si riconosce per la presenza di resti carboniosi (vegetali), mentre una facies marina è indicata dalla presenza di resti organogeni, quali fossili o microfossili, che possono indicarne la profondità, per cui avremo una facies profonda e di mare aperto (o batiale o pelagica), oppure una poco profonda e vicina alla costa (o neritica) etc., o che un’arenaria può avere una facies fluviale o costiera e via classificando. Fatto dunque salvo il fatto che una formazione è un’unità stratigrafica definita dal complesso di rocce caratterizzate da un’uniformità litologica, e per questo distinta dalle unità tra cui risulta compresa, per le formazioni sedimentarie (e salvo le eccezioni) valgono i principi esplicativi d’orizzontalità iniziale, di sovrapposizione, di continuità laterale e d’intersezione. Con l’orizzontalità iniziale ci si riferisce a sedimenti indisturbati, che non hanno cioè subito dislocazioni o alterazioni dovute a movimenti tettonici, che grazie alla forza di gravitazione si sono depositati su superfici grosso modo orizzontali, o tutt’al più con un’inclinazione molto bassa, là dove la loro trasformazione in rocce (il processo di litificazione) non ha comportato modificazioni della formazione originaria e dove pertanto l’ordine delle successioni si mantiene nel corso del tempo; la figura seguente raffigura questo principio (qui, depositi di sedimentazione marini):

Figura n.  . Fonte: van Andel, 1988, p. 26.

Con la sovrapposizione, sempre nelle serie sedimentarie indisturbate, si rimanda alla meccanica di deposizione contigua nello spazio e nel tempo degli strati, grazie alla quale risulta che gli strati bassi sono i primi ad essersi sedimentati, e perciò sono i più antichi, e che man mano che questi s’elevano lo strato che segue è sempre più recente di quella che la precede; la figura seguente raffigura questo principio (qui, depositi di sedimentazione continentali):

Figura n.  . Fonte: van Andel, 1988, p. 26.

Con la continuità laterale s’afferma che inizialmente i sedimenti formano degli strati continui e che le loro facies cambiano soltanto quando cambia l’ambiente di deposizione; se però, per esempio, troviamo che uno degli strati, su un lato, termina bruscamente, si deve ipotizzare che, dopo la sua formazione, si sia verificato un evento perturbante, quale la dislocazione d’una faglia (v. infra), oppure un’erosione in corrispondenza d’una costa o d’una valle fluviale, tanto che questo principio permette di ricostituire strati che in precedenza erano di fatto continui, come mostrano le figure seguenti ch’illustrano la ricostituzione della continuità in una valle (la seconda è fluviale e preceduta da copertura vegetale):

Figura n.  . Fonte: van Andel, 1988, p. 26.

Figura n.  . Fonte: van Andel, 1988, p. 28.

Con il principio d’intersezione s’afferma ch’ogni elemento che taglia, cioè attraversa trasversalmente, una stratificazione di rocce sedimentarie che presenta un’inclinazione diversa è fenomeno più recente delle rocce attraversate, più antiche; la figura seguente mostra questi rapporti di taglio trasversale ricorrendo a un filone, cioè alla posizione di giacitura della roccia eruttiva, dunque a un’intrusione magmatica che sfocia in superficie in un vulcano (nella figura, a), o una faglia (nella figura, d), tanto che il camino (a) è più giovane del primo strato (in figura, b), e gli strati più antichi (in figura, e) lo sono rispetto al camino (a), al primo strato (b) e alla faglia (d), ch’è poi a sua volta più antica della discordanza stratigrafica (la linea ondulata in grassetto, in figura, c; v. infra):

Figura n.  . Fonte: van Andel, 1988, p. 26.

Sempre a livello di principi costitutivi si può poi affermare che procedendo lungo una sequenza di strati orizzontali si possono rilevare dei cambiamenti di facies, come mostra la figura seguente:

Figura n.  . Fonte: van Andel, 1988, p. 28.

Mentre, se gli strati sono inclinati, procedendo in una direzione ci spostiamo in avanti nel tempo, mentre procedendo nella direzione opposta ci muoviamo all’indietro, come mostra la figura seguente:

Figura n.  . Fonte: van Andel, 1988, p. 28.

Ora, sia la stratificazione di rocce sedimentarie data dalla figura seguente:

Figura n.  . Fonte: van Andel, 1988, p. 23.

La lettura delle rocce qui rappresentate, tutte sedimentarie, s’inizia dal basso, dove sono presenti strati di calcare dovuto a deposizione chimica, privi o quasi di fossili marini e senza detriti d’ambienti di costa e fluviali, ciò che suggerisce, nell’ordine, la facies marina, la lontananza dalla terraferma e l’assenza di sbocchi fluviali sulle coste (cioè un clima asciutto); lo strato successivo contiene fossili marini (ostriche, resti fossili dei Molluschi bivalvi del genere Ostrea) e, prima di transitare verso l’altro strato mostra, e più abbondanti, argille e sabbie (cioè sedimentazioni clastiche, coerenti le prime in quanto costituite da minuscoli detriti che si sono accumulati per decantazione in acque marine, incoerenti le seconde perché derivate da processi caotici di degradazione di rocce preesistenti), ciò che nell’ordine, indica l’innalzamento del fondo del mare (giacché le ostriche non vivono né in acque profonde né in mare aperto, ma in ambienti non profondi oltre i 30 m) e la vicinanza a una costa; gli strati successivi presentano arenarie e argilliti (rocce clastiche litificate, le prime, costituite da granuli di sabbia a prevalente composizione non carbonatica, di cui alcune a stratificazioni incrociate, cioè con strati inclinati rispetto allo strato principale; rocce formatesi dal consolidamento di depositi marini d’argilla, le seconde), ciò ch’indica una facies costiera con la presenza occasionale di spiagge sabbiose; quelli successivi presentano argilliti con strati carboniosi (derivate dal consolidamento di depositi lacustri), indice d’una pianura costiera paludosa; gli strati successivi di ghiaia e arenaria presentano una superficie erosa seguita, senza fasi di transizione da stratificazioni di calcare marino, ciò ch’indica una discordanza stratigrafica (mostrata, in figura, dalla linea ondulata in grassetto), cioè una discontinuità nella successione cronologica (detta iato) a causa di un’interruzione nei processi di formazione, indice dunque d’una sequenza d’eventi non documentabile, anche se il tutto delle facies sopra elencate, in ogni caso, è poi leggibile come documentazione di regressioni e trasgressioni marine. Il problema ora si sposta alla domanda se questa variazione del livello marino è stata un fenomeno solo locale o se fa parte d’una fenomenologia più estesa, cioè se le successioni rocciose deposte in uno stesso bacino di sedimentazione si ritrovano anche in bacini adiacenti o in bacini geograficamente distanti tra loro, cioè se sono correlate, e un metodo per risolvere in generale il problema della correlazione è dato, come visto sopra, dalla stratigrafia basata sui fossili e sulle loro associazioni, o biostratigrafia (basata sul principio dell’irreversibilità dei processi evolutivi grazie alla quale un’associazione fossile può essere tipica solo d’un dato periodo e non d’un altro). Per quanto riguarda la valutazione cronologica del passato geologico prendendo in carico le rocce fino ad ora escluse, cioè quelle ignee e metamorfiche, valgano poi le informazioni a seguire.

MISURE CRONOGEOLOGICHE (riscrittura)

La Terra è una macchina termica in cui, al calore presente a partire dalla sua formazione iniziale, si somma quello prodotto dalla radioattività. Come vedremo meglio a seguire, il nucleo d’un atomo è costituito da protoni e neutroni, e il numero dei protoni determina il suo comportamento chimico, che rimane identico anche se, negli isotopi, il numero dei neutroni aumenta; per esempio l’ossigeno ha 8 protoni, ma può presentare 8, 9 o 10 neutroni, dando origine a tre isotopi (v. infra), con 8 protoni e otto neutroni, o ¹⁶O,  con 8 protoni e nove neutroni, o ¹⁷O e, infine, con 8 protoni e 10 neuroni, o ¹⁸O; ora, molti isotopi sono stabili, ma altri no, per cui può capitare che alcuni siano instabili, ossia decadano in altri elementi, per esempio il carbonio ha tre isotopi, due stabili, ¹²C e ¹³C, e uno instabile, il ¹⁴C, che decade in azoto etc.; gli isotopi che decadono emettono poi delle radiazioni dal nucleo, i raggi α,  β (β-, β+), γ, e sono per questo detti radioattivi, e poiché ogni elemento che si presenta ha degli isotopi, affinché un isotopo presenti un nucleo instabile il suo peso atomico (v. infra) deve essere superiore ad 83. La figura seguente mostra le tre radiazioni; l’isotopo che decade è poi detto madre e quello che ne risulta è detto figlia (qui non s’analizzano le differenze tra le radiazioni):

Figura n.  . Fonte (adattata): van Andel, 1988, p. 41.

Come dire che i minerali presenti in certe rocce della litosfera convertono la loro massa in energia  in modo estremamente efficace, e una percentuale del calore della Terra in quanto macchina termica, per esempio, può essere attribuito proprio al decadimento spontaneo dei minerali presenti in queste rocce, cioè al rilascio d’energia termica (con l’emissione di radiazioni) dovuto al citato fatto che una parte della massa, quella dell’isotopo che decade, si trasforma in energia; ancora, gli elementi radioattivi quando decadono, sempre spontaneamente, subiscono una modificazione nella struttura dei loro nuclei atomici instabili (ch’è data dalla somma di protoni e di neutroni che s’altera), come detto un decadimento radioattivo che permette loro di trasformarsi in un nucleo diverso, proprio a un altro elemento o a un isotopo dello stesso elemento; alcuni decadono poi in un solo passaggio (per esempio, ¹⁴C), altri, invece, decadono attraversano una serie di passaggi, o catena, e il processo di decadimento continua finché il nucleo alla fine non diventa stabile; perché il processo sia poi classificato come spontaneo questo decadimento si deve verificare in un tempo che non può superare i 10¹⁰ anni, altrimenti il nucleo atomico è ritenuto stabile o il decadimento indotto; il materiale radioattivo inoltre, e quale che sia, per decadere della metà impiega sempre lo stesso tempo (o tempo di dimezzamento o emivita, t_1/2), e questo suo valore, ch’indica il numero degli atomi instabili che decade in un cert’arco di tempo, rimanda a un dato statistico, medio, ossia alla metà della sua vita media, con la clausola che, dopo la prima emivita, la seconda è metà della metà della quantità iniziale, cioè un quarto, e via via scalando, come dire che la velocità di decadimento può essere usata come un indicatore temporale (infatti, poiché la quantità d’un elemento radioattivo che si trova in un minerale decade con un tasso costante, è poi possibile ricostruire la durata del tempo intercorso a partire dalla formazione del minerale stesso misurando la quantità dell’isotopo prodotto dal decadimento stesso), come dire, ancora, che conoscendo la quantità di radioattività presente in un materiale e la sua emivita, se ne può calcolare l’età indipendentemente dai fattori propri all’habitat che lo ospita (quali le condizioni di pressione, temperatura, magnetismo o d’ambiente chimico, cioè le facies di cui sopra). L’emivita può poi presentarsi con valori che vanno dall’ordine del microsecondo a quello paragonabile all’età della Terra, per cui per il tramite dello studio delle rocce, della loro struttura e composizione, è possibile definire i tempi dell’evoluzione della Terra e mettere tra loro in correlazione configurazioni geologiche di rocce ignee, metamorfiche e sedimentarie avvenute in zone fra loro anche molto lontane dal punto di vista geografico. Per esempio, presenti in molti minerali della litosfera si trovano isotopi radioattivi come quelli dell’uranio 238 (²³⁸U), che hanno un’emivita dell’ordine di 4,510 miliardi d’anni (t_1/2=4,510x10⁹), e sono utilizzati per le datazioni geologiche di materiale inorganico (ossia, rocce), mentre sono utilizzati per la datazione di materiali organici, quali conchiglie, ossa, legni fossili, semi o manufatti con età compresa tra 1 000 e 70 000 anni etc., e risalenti a non più di 50-70 mila anni fa, gli isotopi radioattivi del carbonio 14 (¹⁴C), che presentano un’emivita di 5730 ±40 anni  in quanto, dopo 8 emivite, rimane solo lo 0,39% del carbonio radioattivo originale, cioè una quantità irrisoria per consentire misurazioni attendibili. Da sottolineare che questo livello di ¹⁴C presente in un organismo vivente, flora o fauna che sia, s’è formato e si forma nell’alta atmosfera dove i raggi cosmici, composti per la maggior parte di nuclei d’atomi d’idrogeno, producono, grazie alla collisione/trasformazione continua dell’azoto colpito dai raggi, il carbonio 14, ¹⁴C; questo, in combinazione con l’ossigeno, dà luogo a diossido di carbonio radioattivo, ¹⁴CO₂ (presente in modo costante nell’atmosfera grazie all’equilibrio di 1⁴C che decade e ¹⁴C che, come detto, si forma in continuazione), ch’è stata assimilata dagli organismi viventi, autotrofi e eterotrofi (v. infra) grazie ai cicli della loro attività metabolica, vuoi d’origine fotosintetica (infatti, la fotosintesi clorofilliana, v. infra, utilizza il diossido di carbonio atmosferico per costruire le sostanze organiche, le quali contengono ¹⁴C non radioattivo nella stessa proporzione con cui lo contiene il ¹⁴CO₂ utilizzato), vuoi attraverso la catena alimentare (per esempio, la stessa proporzione citata di ¹⁴C, presente nel ¹⁴CO₂ utilizzato dalle piante sulla terraferma, è presente negli erbivori che si nutrono delle piante e nei carnivori che si cibano di erbivori, lo stesso vale negli oceani etc.); vale a dire che il livello di ¹⁴C è uguale a quello presente nell’ambiente, o serbatoio di scambio, in cui l’organismo (flora, fauna) ha vissuto; dopo la sua morte, mentre il carbonio 12, ¹²C, in quanto stabile rimane costante, il carbonio 14, ¹⁴C, comincia a decadere con un tasso pari a quello sopra citato trasformandosi in azoto e senza che il carbonio dell’ecosistema in cui l’organismo ha vissuto possa essere reintegrato nel processo della sua evoluzione necrotica, tanto che la sua radioattività rivela qual è il tempo trascorso dalla sua morte (questo in linea di massima, cioè salvo contaminazioni dei campioni usati). Con questo metodo si scoprono così in modo assoluto (cioè con una datazione fondata su procedure fisico-chimiche) le varie età della Terra sopra delineate (le rocce) e gli accidenti ch’essa ha ovviamente presentato (le biocenosi e le tanatocenosi). E, per continuare e precisare l’esempio sopra iniziato, valgano per la datazione delle rocce il decadimento del samario 147, ¹⁴⁷ Sm, in neodimio 143, ¹⁴³Nd, con un’emivita di 106 000 milioni d’anni; quello del rubidio 87, ⁸⁷Rb, in stronzio 87, ⁸⁷Sr, con un’emivita di 47 000 milioni d’anni (usato per la datazione dei graniti); quello del torio 232, ²³²Th, in piombo 208, ²⁰⁸Pb, con un’emivita di 13 900 milioni d’anni; dell’uranio 238, ²³⁸U, in piombo 206, ²⁰⁶Pb, con un’emivita di 4 510 milioni d’anni (molto utilizzato); del potassio 40, ⁴⁰K, in argon, ⁴⁰Ar, che ha un’emivita di 1 300 milioni d’anni (usato per la datazione dei basalti, questo fatto salvo che la roccia che lo contiene non sia stata esposta a temperature superiori a 125 °C, perché in questo caso la fuga d’argon lascia determinare soltanto l’ultimo episodio di riscaldamento ch’essa ha subito); dell’uranio 235, ²³⁵U, in piombo 207, ²⁰⁷Pb, con un’emivita di 713 milioni d’anni o dell’uranio 238, ²³⁸U, nel torio 230, ²³⁰Th, con un’emivita di 80 000 anni, usato per datare i sedimenti marini, questo perché il ²³⁸U presente nei mari decade in  ²³⁰Th e precipita nei sedimenti dei fondali permettendo, con la sua concentrazione, di ricostruirne l’età, e altri decadimenti ancora. Questi valori ci danno poi la datazione assoluta (differenti dai valori delle datazioni relative che si basano sul solo studio degli strati delle rocce sedimentarie, organogene o meno, e sul reperimento negli strati di fossili guida, nel qual caso questi valori non sono numerici in quanto permettono soltanto d’affermare la consequenzialità cronologica degli strati, e sempre che non siano intervenuti fenomeni tettonici di disturbo della sequenza stratigrafica, cioè che uno strato, o un fossile guida ch’è qui contenuto, sia o più antico o più recente nei confronti d’un altro che lo precede o lo segue), datazione che oggi si classifica come datazione radiometrica, e l’attendibilità di questi valori e legata a un margine d’oscillazione (range) in anni dovuto al fatto che la misura è statistica, detto margine d’errore, che presenta valori in più o in meno rispetto al valore dato ), e lo standard d’accettabilità di questo errore dipende dall’età del reperto, per esempio, nel caso di rocce del Cenozoico il margine è  100 000 anni, mentre è già d’alcuni milioni d’anni nel Mesozoico e via via che ci s’allontana per arrivare al Precambriano il margine d’errore si dilata ulteriormente, anche se s’accetta che alcune rocce reperite in Groenlandia risalgano a 3 700 milioni di anni fa, mentre per altre rocce, presenti nella parte Nordorientale della baia di Hudson, in Canada, manca l’accordo sull’età, che varia così da 3 800 a 4 400 milioni d’anni fa. Si sottolinea a questo punto che se è relativamente facile situare le rocce sedimentarie al loro posto nella geocronologia utilizzandone le formazioni e le biozone, s’incontrano invece notevoli difficoltà con le rocce ignee e metamorfiche che non possono contenere fossili, e che pertanto la datazione con isotopi, pur nei suoi limiti, è quasi esclusivamente l’unica possibile per dare loro un’età e collocarle all’interno della storia della Terra. Oltre al reperimento degli isotopi instabili per datare le rocce, si usa quello degli isotopi non instabili dell’Ossigeno (¹⁸O:¹⁶O) per reperire la storia degli oceani e dell’atmosfera; per esempio, le variazioni delle temperature dell’aria e della superficie degli oceani, l’estensione nello spazio e nel tempo delle ere glaciali, i vari livelli in percentuale dell’ossigeno presente nell’atmosfera e nei mari, sono possibili grazie agli isotopi stabili dell’ossigeno 16, ¹⁶O, e dell’ossigeno 18, ¹⁸O (ossia al rapporto ch’esiste tra un isotopo stabile dell’ossigeno, ¹⁸O, e l’ossigeno ordinario, ¹⁶O, ch’è all’incirca di 1 a 500), che s’accumulano a differenti velocità secondo di quanto ossigeno o diossido di carbonio sono presenti nell’atmosfera o nei mari e che, messi a confronto nei loro diversi tassi di deposito nelle rocce calcaree prodotte dalla sedimentazione dei gusci degli organismi presenti sul fondo degli oceani, o planctonici, permettono ai geochimici di decifrare i citati accidenti del passato e molto altro ancora (gusci, questi, costruiti dagli organismi con il carbonato di calcio, CaCO3, ottenuto combinando l’ossigeno estratto dall’atmosfera con il carbonio). Il rapporto isotopico ¹⁸O:¹⁶O s’usa, infatti, perché quando l’acqua evapora dagli oceani, evapora più facilmente l’isotopo meno pesante, ¹⁶O, rispetto a quella dell’isotopo più pesante, ¹⁸O, e l’acqua che resta negli oceani contiene pertanto, secondo le variazioni apportate o meno dal ciclo idrologico, più o meno ¹⁸O secondo la temperatura presente, ed è possibile così misurare la concentrazione di quest’isotopo del passato (v., infra, δ¹⁸O) perché lo si ritrova incorporato nei carbonati dei gusci dei Foraminìferi (v. infra)  i cui resti, vissuti in acque calde o fredde, si sono sedimentati, con il tempo, in rocce; rocce calcaree di cui si può calcolare poi l’età utilizzando, ma solo per un dato periodo, il citato metodo delle decadenza radioattiva di ¹⁴C. Oltre a questi, esiste un altro metodo di reperimento di valori assoluti, la magnetostratigrafia, metodo basato sull’analisi dei minerali ferromagnetici (cioè capaci di magnetizzazioni) presenti non solo nelle rocce sedimentarie, ma anche in quelle ignee (v. infra), e qui l’analisi, utile per dedurre i movimenti tettonici della Terra, investe lo studio della successione delle inversioni di polarità, cioè d’orientamento delle linee di forza del campo magnetico terrestre, o campo geomagnetico, che le rocce stesse manifestano come magnetismo residuo e ch’esse conservano nella direzione d’allineamento al campo geomagnetico (v. infra); direzione che si mostra o nella deposizione e compattazione (litificazione) delle rocce sedimentarie (detta magnetizzazione residua detritica) o nel raffreddamento e solidificazione al di sotto d’una data temperatura delle rocce ignee (detta magnetizzazione termoresidua; si ricorda che oltre una certa soglia di calore un materiale magnetico perde questa sua proprietà, detta punto di Curie, ch’è, per esempio, di 578 °C per la magnetite), questo grosso modo a partire dal Triassico e dal Giurassico (cioè a partire da 245 milioni d’anni fa, quando la Pangea si frammenta e, in Gondwana, l’America meridionale inizia a separarsi dall’Africa e inizia la formazione dell’Oceano Atlantico, v. infra), cui consegue un loro riordino cronologico in epoche ed eventi magnetici. Infatti, i minerali ferromagnetici (per esempio, la magnetite, Fe₃O₄), presentano una magnetizzazione acquisita ch’è proporzionale all’aumento d’intensità del campo geomagnetico tanto che, quando raggiunge un valore massimo, o di saturazione, ne conserva la memoria stabile anche se si rimuove il campo magnetico che l’ha prodotta (e quest’ereditarietà si definisce, se investe le rocce a partire dal Triassico, direzione fossile di magnetizzazione); campo magnetico terrestre che poi ha subito (e subisce tuttora) variazioni che riguardano il senso della direzione delle linee di forza del campo magnetico, e per convenzione la polarità di questo campo si dice normale quando presenta inclinazione positiva nell’Emisfero boreale (definendo positiva la direzione di magnetizzazione verso il basso, cioè verso il Polo Nord magnetico attuale) e inversa quando nello stesso Emisfero l’inclinazione si presenta negativa (dove negativa è detta la direzione di magnetizzazione inclinata verso l’alto e verso il Polo Sud magnetico attuale, tenendo poi presente che questi Poli non coincidono con quelli geografici, ma sono loro prossimi) e la scala cronologica di queste inversioni del campo magnetico che suddividono il tempo geologico in intervalli costanti di tempo con polarità magnetica normale o inversa ci dà, appunto, la sequenza ordinata delle unità di polarità magnetostratigrafica (o magnetozone). La figura seguente mostra a destra la sequenza delle inversioni di polarità dal Triassico al Cretacico (245-66,5 milioni d’anni fa) e quella a sinistra la sequenza dal Pliocene al Pleistocene (5,2-00,1 milioni d’anni fa; il nome qui attribuito alla epoche magnetiche, Gilbert, Gauss, Matuyama e Brunhes, deriva dai nomi dei primi studiosi del paleomagnetismo; all’interno di ciascuna di queste epoche sono poi stati rilevati dei periodi di magnetizzazione opposta a quella dell’epoca di appartenenza, con una durata che va dai 10 000 ai 100 000 anni, detti eventi, in figura non nominati, per esempio, il già citato Olduvai, un evento magnetico normale all’interno dell’epoca magnetica inversa di Matuyama e, sempre in Matuyama, un evento magnetico normale collocabile tra i 940 000 e gli 880 000 anni fa, detto Jaramillo; Olduvai e Jaramillo sono poi nomi di località nella Great Rift Valley, in Africa orientale, sede di fenomeni di ritrovamenti fossiliferi della linea che porta a Homo sapiens, v. infra; la sigla Ma sta poi per milioni d’anni):

Figura n.   . Fonte: Polticelli, 2003, p. 33.

Va da sé che i metodi di datazione sopra indicati sono solo una parte d’una più vasta modalità d’indagine cronologica, qui non illustrata, che va dalla datazione del materiale interstellare a quella dei manufatti preistorici (tra cui si trovano la spettrometria di massa ultrasensibile, la racemizzazione degli aminoacidi, la termoluminescenza, la metodologia dell’Electron Spin Resonance, ESR etc.).