sabato 23 luglio 2011

Il clima... milioni di anni fa!

Lo studio delle variazioni climatiche del nostro pianeta rappresenta un campo di studio particolarmente interessante, nell’ambito delle Scienze della Terra, capace di convogliare diverse discipline, e relative conoscenze, nel processo di indagine del cambiamento del clima su scala globale o, anche, regionale.
Per molti, quasi certamente, l’idea di poter ricostruire – con straordinaria approssimazione – la storia climatica del nostro pianeta, e le sue evoluzioni in epoche remote, rappresenta un concetto quasi stregonesco, arcano, ai limiti del comprensibile.
Molto spesso, chiacchierando con qualcuno “non addetto ai lavori”, ho ricevuto in risposta frasi del tipo “E come fanno gli scienziati a sapere com’era il clima dieci milioni di anni fa? Mica erano lì a guardare, a misurare!” o, ancora, “Secondo me sono solo speculazioni, basate su interpretazioni tutto sommato personali. Nessuno potrà mai confermare quel che dicono certi scienziati.”

Poiché dovrebbe essere risaputo – uso comunque  il condizionale… – che la Scienza non si basa su ipotesi personali o interpretazioni soggettive dello scienziato di turno, ma progredisce sulla base di quello che universalmente  conosciuto come “metodo scientifico”, ne consegue che la paleoclimatologia, ovvero la scienza che studia l’evoluzione climatica del nostro pianeta, si basa su metodi consolidati, precisi, oggettivi.
Un una sola parola, scientifici.
Pertanto, quando si parla di quello che era il clima qualche milione, o migliaio, di anni fa, non ci si trova di fronte a mere speculazioni, a teorie difficilmente dimostrabili, quanto piuttosto a ricostruzioni molto, molto attendibili, basate su una serie di osservazioni scientifiche di comprovata validità.
Se lo studio paleontologico dei fossili inclusi nelle rocce permette di trarre fondamentali informazioni in merito alle specie vissute in un determinato periodo – indicato dall’età della roccia oggetto di studio – e fornisce un’ immediata chiave di lettura delle condizioni paleo-climatiche e paleo-biologiche, è però attraverso lo studio degli isotopi dell’ossigeno che, negli anni, si sono ottenuti i riscontri più significativi in merito alle variazioni del clima su scala globale e regionale.
Lo studio delle variazioni isotopiche dell’ossigeno assume il nome di stratigrafia isotopica dell’ossigeno.
Come la quasi totalità degli elementi chimici presenti in natura, anche l’ossigeno è costituito da diversi isotopi, ovvero atomi caratterizzati da un diverso numero di neutroni all’interno del nucleo (varia il numero di massa dell’atomo).
Nel caso dell’ossigeno, siamo di fronte a tre isotopi stabili, cioè non soggetti ad irradiazione di energia: 16O , 17O, e 18O.
Tra questi tre diversi isotopi, quello rappresentativo dell’elemento, caratterizzato da una più elevata diffusione, è l’ 16O (99,75%) seguito dall’ 18O (0,2%) e dall’ 17O (0,05%), di gran lunga il più raro.
In natura, come dimostrato da studi geochimici, il rapporto di diffusione tra gli isotopi di un qualsiasi elemento chimico è sempre costante, per cui, anche nel caso dell’ossigeno, il tasso di diffusione di  16O,  17O ed18O, è sempre costante.
Partendo da questa considerazione, si è osservata una variazione del rapporto tra  16O (detto anche ossigeno leggero) ed 18O (ossigeno pesante) nel CaCO3 (carbonato di calcio) dei gusci degli organismi marini, legata alle variazioni di temperatura del sistema in cui era collocato l’habitat delle specie in questione.
Il rapporto 18O/16O nei gusci di organismi come, ad esempio, i foraminiferi planctonici, è di fatto strettamente collegata alla variazione della temperatura delle acque marine, nelle quali la variazione del rapporto isotopico 18O/16O è diretta conseguenza della variazione di volume delle calotte polari.
In che modo, tuttavia, le due cose sono correlabili tra loro?
Il ragionamento è, in realtà, piuttosto semplice.
Le molecole di H2O contengono sia 16O che 18O, pur essendo tra loro chimicamente indistinguibili (le proprietà chimiche restano invariate). Quel che varia, anche se impercettibilmente, è la massa: le molecole di acqua contenenti 16O sono più leggere di quelle nelle quali figura l’isotopo 18O.
Questo si traduce in una più facile evaporazione, anche in presenza di temperature piuttosto basse,  delle molecole di “acqua leggera”, le quali andranno a concentrarsi, con estrema facilità, sia nelle calotte glaciali, che nei ghiacciai continentali.
In questo modo si verifica un arricchimento relativo, da parte della acque oceaniche, dello isotopo 18O.
Quando ciò avviene, il rapporto 18O/16O subisce un oscillazione positiva, il che significa che ci si trova in una fase climatica fredda, con una notevole quantità di 16O sequestrato nei ghiacciai polari e continentali.
Se, invece, ci si trova in un periodo caratterizzato da clima caldo, le molecole di 16O, pur evaporando facilmente, con altrettanta facilità rientreranno nel ciclo idrologico, tornando nelle acque oceaniche, sotto forma di precipitazioni o apporti fluviali, senza dunque concentrarsi nei ghiacciai.
In oltre, il progressivo scioglimento delle calotte glaciali, e dei ghiacciai continentali, aumenta il tasso di 16O nell’acqua, provocando una diminuzione del rapporto 18O/16O.
Una tale oscillazione nel rapporto isotopico, definita negativa, implica un riscaldamento climatico.
Ovviamente, a questo punto, occorre fare una precisazione: per poter studiare le variazioni del rapporto isotopico dell’ossigeno, si è reso necessario introdurre uno standard di riferimento, in base al quale, in fase di studio, stabilire se l’escursione registrata sia positiva o negativa.


 In assenza di uno standard di riferimento, sarebbe stato di fatto impossibile interpretare i dati ottenuti, non potendoli confrontare con un valore di base.
Gli standard scelti come riferimento per l’interpretazione geochimica del rapporto isotopico 18O/16O, sono due: il PDB (Peedee Belemnitella) e lo SMOW (Standard Mean Ocean Water).
Il primo valore, il PDB, è riferito al rapporto isotopico dell’ossigeno rilevato nel CaCO3 del guscio di un esemplare di Belemnitella Americana, un cefalopode rinvenuto nella formazione Peedee formation, risalente al periodo Cretaceo, nella Carolina del Nord (USA).

Fossili di Belemnitella Americana.
 
Il secondo standard di riferimento, lo SMOW, è relativo al rapporto isotopico 18O/16O attual-mente misurato nelle acque oceaniche attuali.
Dal confronto tra i dati ricavati, e gli standard di riferimento, si comprende infine quale sia l’andamento climatico in fase di record.
Si deve comunque tener presente che, mentre nei periodi glaciali la variazione del rapporto 18O/16O è riferibile al variare del volume delle calotte glaciali, ed ha quindi significato climatico su scala planetaria, nei periodi interglaciali (compresi tra due glaciazioni), le variazioni di tale rapporto sono dovute a fattori termici, ed assumono quindi una valenza strettamente locale.


 Attraverso lo studio della variazione del rapporto 18O/16O  nei gusci di diverse specie di foraminiferi planctonici, è stato possibile, solo relativamente agli ultimi 2,58 milioni di anni (inizio del Pleistocene), individuare ben 51 differenti stadi isotopici, che rappresentano altrettante alternanze tra fasi glaciali ed interglaciali.
Estendendo invece a 3,3 milioni di anni la valutazione, sale a ben 137 il numero di stadi isotopici registrati, dei quali ben 63 nel Quaternario.
Da ciò si può evincere come, nel tempo, si alternino piuttosto frequentemente, ad intervalli temporali non particolarmente estesi, fasi glaciali e fasi interglaciali, la cui traccia risulta perfettamente registrata nel record paleo-stratigrafico dell’ossigeno.
La durata di un periodo glaciale, e di uno interglaciale, non è costante nel tempo, ma varia anche piuttosto significativamente, ad esempio a seguito di fenomeni strettamente legati a questioni astronomiche (come i moti millenari della Terra).
Sebbene il rapporto isotopico dell’ossigeno si riveli estremamente importante ed accurato nelle indicazioni che è in grado di fornire, esistono comunque dei limiti alla sua applicazione o, per meglio dire, alcune circostanze che ne limitano in modo abbastanza significativo.
Innanzitutto, non può essere applicato per quegli organismi marini, come ad esempio i foraminiferi planctonici, caratterizzati da un habitat piuttosto esteso. Tali organismi, vivendo in un ampio range di profondità delle acque oceaniche, sono soggetti a variazioni, anche significative, della temperatura dell’acqua, con conseguente variazione del rapporto 18O/16O non collegata ad una reale variazione climatica.
Pertanto, il metodo appena descritto è applicabile ad organismi il cui habitat sia ristretto ad un intervallo di profondità tale da non comportare significative variazioni della temperatura della acqua.
Le variazioni di salinità sono un altro elemento in grado di modificare “artificialmente” il rapporto 18O/16O e, dunque, alterarne il reale significato interpretativo.
Infine, se consideriamo che il Fanerozoico, l’eone compreso tra Cambriano (570 m.a.f.) ed il presente, dobbiamo considerare che le fasi interglaciali sono state di gran lunga più numerose e lunghe delle fasi glaciali. Pertanto, in base a quanto visto in precedenza, il rapporto 18O/16O riveste perlopiù un significato climatico locale, non planetario.
Tenendo presente questi limiti insiti nel metodo fin qui descritto, è comunque possibile applicarlo con straordinaria efficacia, in modo tale da ottenere riscontri coerenti e precisi relativi all’evoluzione del clima sul nostro pianeta, anche grazie alla possibilità di incrociare i dati da esso ricavati, con riscontri paleontologici e stratigrafici ottenuti dall’analisi delle rocce.
Dunque, d’ora in poi, parlando di evoluzione climatica del nostro pianeta, non sarà più possibile pensare che si tratti di mere speculazioni, o teorie personali, elaborate dallo scienziato di turno.

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