Gli scienziati, attraverso lo studio delle composizioni isotopiche di sedimenti marini contenenti ossigeno, sono in grado di ricostruire il clima passato
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In generale, in natura, esistono atomi differenti dello stesso elemento. Essi vengono chiamati isotopi o nuclidi e la loro caratteristica è quella di avere lo stesso numero di elettroni e protoni ma differente numero di neutroni e quindi massa differente. La maggior parte degli elementi che si trovano sulla Terra sono nient’altro che un insieme di questi isotopi che possono essere stabili o radioattivi.
Tralasciando il discorso riguardante la radioattività, possiamo affermare con certezza che l’ossigeno presente sulla Terra si suddivide in tre isotopi stabili che sono rispettivamente l’O16, O17 e O18. In natura, l’isotopo più abbondante è l’O16, che rappresenta più del 99% dell’ossigeno presente sul nostro pianeta, seguito poi dall’O18 (0,1%) e infine dall’O17 (0,038%). Come si può evincere dalle percentuali, l’isotopo O17 è presente in piccolissime quantità poco significative. Discorso diverso per gli altri due nuclidi, il cui studio del loro rapporto isotopico in un campione (quanto O18 e O16 presente) risulta molto utile nel campo della scienza climatica e glaciologica.
Gli scienziati, attraverso lo studio delle composizioni isotopiche di sedimenti marini contenenti ossigeno sono in grado di ricostruire il clima passato ed in particolar modo di distinguere periodi glaciali da quelli interglaciali andando indietro nel tempo di milioni di anni.
Tutto ciò è reso possibile grazie al differente partizionamento nei sedimenti dei due isotopi durante periodi freddi e periodi caldi. Infatti, durante i periodi glaciali, l’O16 che evapora più facilmente dell’O18 si accumula sulle calotte glaciali attraverso precipitazioni nevose. Questo fa sì che nell’oceano si accumulino resti marini con una percentuale di O18 (O16) più alta (bassa) del normale. Viceversa, durante i periodi miti del nostro pianeta, la percentuale di O16 tende a risalire su valori simili a quelli dei nostri giorni. Ovviamente lo studio del clima passato, attraverso l’ossigeno, ha dei limiti. Infatti esso può estendersi a ritroso nel tempo fino alla data di deposito dei sedimenti marini ed oceanici più giovani formatisi con l’apertura del nuovo oceano.
Tuttavia, è stato possibile fare ricostruzioni climatiche che si sono spinte molto indietro nel tempo fino a coprire tutto l’eone fanerozoico iniziato circa 540 milioni di anni fa.
Come abbiamo anticipato, in atmosfera, così come nelle acque oceaniche del nostro pianeta si trovano principalmente due tipi di isotopi dell’ossigeno, O16 (99,8%) e O18 (0,2%). Senza addentrarci in disquisizioni puramente tecniche, ciò che intuitivamente si capisce è che l’O18 avendo più “massa” dell’O16 abbia anche un peso maggiore. Questo fa sì che a parità di calore sia più facile far evaporare le molecole di O16 (più leggere) rispetto a quelle di O18 (più pesanti). Durante i periodi “caldi” del nostro pianeta il bilancio idrologico è tale da mantenere invariato il rapporto tra O18 e O16 in quanto tanta acqua evapora dagli oceani, tanta ne ritorna sotto forma di precipitazioni (Fig1.A)
Fig.1 (A) Durante fasi calde il ciclo idrogeologico è completo anche ai poli. (B) Durante fasi fredde, la neve che si accumula ai poli si è impoverita di O18
Diversa è la situazione nei periodi freddi (fasi glaciali), poiché una considerevole frazione di acqua evaporata a basse latitudini (ricca di O16) raggiunge i poli dove si accumula sotto forma di precipitazione nevosa creando delle calotte polari sempre più voluminose e in continua espansione (Fig 1. B).
A causa di questo accumulo di acqua ricca di O16 intrappolata ai poli, la sua concentrazione negli oceani diminuisce progressivamente durante tutto il periodo glaciale per poi risalire durante una fase calda interglaciale ove la fusione delle calotte permette il ritorno e rimescolamento di quest’acqua ricca di O16 con quella oceanica, causando un aumento della concentrazione dell’isotopo leggero negli oceani ai livelli pre-glaciali. In questo contesto, grazie alla variazione del rapporto isotopico O18/O16 negli oceani dovuto all’aumento o alla diminuzione dell’isotopo O16 siamo quindi in grado di risalire e ricostruire per milioni di anni il clima terrestre e le varie fasi glaciali-interglaciali che si sono susseguite nel tempo, compresa la loro intensità.
Dove possiamo ricavare queste informazioni e i rapporti isotopici del passato?
Ebbene, esiste una classe di protozoi eucarioti ameboidi che prendono il nome di foraminiferi (Fig.2) che fin dal tempo della loro comparsa sulla terra circa 500 milioni di anni fa, invasero (e vivono tutt’oggi) l’ambiente marino ed oceanico adattandosi a diverse condizioni ambientali.
Durante il loro breve ciclo vitale essi sono in grado di costruire un guscio di carbonato di calcio, utilizzando gli elementi presenti nell’ambiente in cui vivono, tra cui anche l’ossigeno oceanico. Giunti alla morte i loro gusci si depositano sui fondali andando a formare spessi strati sedimentari di calcite (calcare).
Fig.2: foraminiferi con guscio
Partendo dal presupposto che la composizione isotopica dell’ossigeno nel carbonato di calcio (CaCO₃) del guscio o dello scheletro di foraminifero è controllata essenzialmente dalla composizione isotopica dell’acqua oceanica del momento in cui si è formato, ecco quindi che andando a perforare ed estraendo carote di tali sedimenti dai fondali oceanici è possibile avere un elevato numero di strati calcarei che conservano al loro interno il rapporto isotopico dell’ossigeno marino del periodo nei quali si sono formati.
Calcolando il rapporto isotopico O18/O16 nei gusci di foraminiferi e comparandolo con il rapporto di un campione standard ben preciso e conosciuto come SMOW (standard mean ocean water) ecco che si giunge a questa formula da cui si ricava un indice δO18 che può essere positivo o negativo.
Fig. 3 Curva delta O18 dell’ultimo milione di anni
Tenendo presente tutto il ragionamento fatto all’inizio di questo articolo sull’O16, si giunge alla conclusione che valori più alti del rapporto O18 / O16 nei gusci di foraminiferi (e quindi negli oceani) rispetto allo standard MOW corrisponde un valore positivo dell’indice che corrisponde a periodi freddi (glaciali).
Viceversa, valori negativi corrispondono a periodi più caldi(interglaciali)(Fig.3). In totale sono stati riconosciuti e classificati finora 103 stadi isotopici marini (MIS) di oscillazione delle temperature, indicati a partire dall’attuale stadio MIS_1.
Luca Maffezzoni
Nato a Brescia nel 1989, fin dalla giovane età mostra una passione innata verso le tematiche climatiche e ambientali. Dopo aver ottenuto il diploma di Liceo Scientifico consegue prima la laurea triennale in scienze ambientali attraverso la discussione di una tesi riguardante le ondate di calore estive sulla penisola italiana nell’ultimo ventennio. Successivamente, grazie una tesi sperimentale volta allo studio della risposta dei ghiacciai alpini al Global Warming, ottiene la laurea magistrale in scienze e tecnologie ambientali con indirizzo climatico presso il DISAT dell’Università Bicocca di Milano nel Novembre 2015.
Dopo una breve esperienza come insegnate di matematica e scienze presso una scuola secondaria di primo grado, ottiene un assegno di ricerca presso L’Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia (INGV) della durata di un anno dove si occupa dello sviluppo e mantenimento dell’Archivio Storico Macrosismico Italiano (ASMI).
In fine, nel novembre del 2017 si traferisce all’università LJMU di Liverpool dove inizia un dottorato di ricerca volto a studiare gli effetti dei cicloni extratropicali sulla calotta glaciale Groenlandese. Tale esperienza è accompagnata da costante attività di insegnamento all’interno dell’università dove si occupa di fornire agli studenti le basi di statistica, programmazione e utilizzo di Geographic Information System (GIS) necessari per poter lavorare e gestire dati meteorologici, climatici e ambientali.