ISOTOPI DELL’OSSIGENO E VARIAZIONI CLIMATICHE

ISOTOPI DELL’OSSIGENO E VARIAZIONI CLIMATICHE
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 si che a parità di calore(“energia”) sia più facile far evaporare le molecole di O16più 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 caso A)Durante fasi calde il ciclo idrogeologico è completo anche ai poli;
caso 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 O16intrappolata ai poli, la sua concentrazione negli oceani diminuisce progressivamente durante tutto il periodo glaciale per poi risalire durante una fase interglaciale che permette la fusione delle calotte e il ritorno e rimescolamento di quest’acqua ricca di O16 con quella oceanica facendo ritornare la concentrazione dell’isotopo leggero ai livelli pre-glaciali.
Grazie alla variazione di questo rapporto isotopico 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 compreso la loro intensità.
Rimane ancora un problema: 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 che fin dal tempo della loro comparsa sulla terra circa 500 milioni di anni fa invasero e invadono tutt’oggi l’ambiente marino ed oceanico adattandosi a diverse condizioni ambientali.
Durante il loro breve ciclo vitale essi sono in grado di costruirsi un guscio di carbonato di calcio(CaCO₃)utilizzando gli elementi presenti nell’ambiente in cui vivono, tra cui anche l’ossigeno marino(Fig.2). 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.
Tenendo presente che la variazione nella concentrazione isotopica dell’ossigeno è dell’ordine del (0/00) e che gli scienziati preferiscono comparare il rapporto presente nei campioni con il rapporto di una campione standard ben preciso e conosciuto come SMOW(standard mean ocean water) ecco che si giunge a questa formula da cui ricavano un valore in parti per mille detto δO18 così ricavato:

Delta può essere positivo o negativo e rappresenta la variazione in parti per mille del campione rispetto allo standard.
Grazie a questo metodo si è riusciti a ricostruire e confrontare una notevole serie storica della variazione marina del rapporto tra O18 e O16 .
Sono stati riconosciuti e classificati finora 103 stadi isotopici marini(MIS) di oscillazione delle temperature, indicati a partire dall’attuale stadio MIS_1.
Dando uno sguardo alla curva(fig.3) che rappresenta l’andamento δO18 nei sedimenti marini dell’ultimo milione di anni:

Fig.3 Curva delta O18 dell’ultimo milione di anni

e tenendo presente tutto il ragionamento fatto si giunge alla conclusione che a valori alti di δO18 corrispondono periodi freddi(glaciali), viceversa valori bassi corrispondono a periodi più caldi(interglaciali).
Grazie all’utilizzo di questa tecnica isotopica gli scienziati sono riusciti a dimostrare che tutto il recente passato geologico del nostro pianeta è stato caratterizzato da una ciclica e consistente variabilità climatica dovuta a innumerevoli cause naturali.