lunedì 5 dicembre 2016

Il Grande Evento Ossidativo di 2 miliardi e mezzo di anni fa e le sue cause


La vita animale necessita di ossigeno molecolare (O2), una molecola che non era presente nell'atmosfera primitiva. L'unica sua fonte di produzione è la fotosintesi, iniziata quando un gruppo di batteri, i cianobatteri, ha adottato un metabolismo che consuma CO2 ed emette come sottoprodotto l'ossigeno molecolare. Però l'origine della fotosintesi precede di centinaia di milioni di anni il Grande Evento Ossidativo: quindi prima di 2 miliardi e mezzo di anni fa c'era qualcosa che consumava l'ossigeno emesso dai cianobatteri. Contemporaneamente alla ossigenazione c'è stata anche una diminuzione del tenore atmosferico di CO2. Comunque alla fine del Grande Evento Ossidativo il tenore di ossigeno era ancora molto più basso di oggi: c'è voluto un secondo evento ossidativo più di un miliardo e mezzo di anni dopo per raggiungere livelli paragonabili agli attuali.

IL PARADOSSO DEL SOLE DEBOLE E L'ATMOSFERA PRIMITIVA. Tempo fa avevo illustrato il paradosso del Sole debole, come descritto da Sagan e Mullen nel 1972 [1]: l’intensità della radiazione di una stella aumenta con con il tempo e con una atmosfera come quella attuale i raggi solari non sarebbero stati in grado di permettere sulla Terra la presenza di oceani liquidi fino a meno di 2 miliardi di anni fa. Ne segue che:
- o il modello dell’evoluzione stellare è sbagliato 
- o non è vero che c’erano oceani liquidi nel passato profondo della Terra 
- o che l’atmosfera fosse diversa prima di 2 miliardi di anni fa

Tutti gli indizi vanno verso la terza soluzione: l’atmosfera primitiva era composta quasi esclusivamente da CO2 (come quelle attuali di Venere e Marte) e gli oceani liquidi sono esistiti grazie al forte effetto – serra del CO2; un altro effetto che ha contribuito al riscaldamento del pianeta è stata la minore albedo, la capacità di riflettere i raggi luminosi e quindi di non assorbire calore da parte della superficie terrestre: con una quantità di zone emerse molto minore di quella attuale l’acqua, che è in grado di assorbire più calore rispetto alle terre emerse, ricopriva più di adesso il globo terrestre. Le condizioni dal punto di vista chimico erano scarsamente riducenti e i pochissimi sedimenti dell’epoca che rimangono contengono minerali di alterazione superficiale ben diversi da quelli attuali, tipici di una atmosfera ossidante.

L'OSSIGENAZIONE DELL'ATMOSFERA. Questa immagine tratta da [2] mostra l'ossigenazione dell'atmosfera, che è avvenuta in due fasi distinte, 2.5 miliardi di anni fa nel Grande Evento Ossidativo e circa 700 milioni di anni fa nell'evento ossidativo del Neoproterozoico. Nei mari le cose sono state piuttosto ritardate e ancora oggi in molti bacini marini prevalgono condizioni anossiche. Il tenore di CO2 atmosferico è sceso bruscamente un paio di volte, più o meno contestualmente all’aumento dell’Ossigeno, durante il Grande Evento Ossidativo di 2.5 miliardi di anni fa e durante un secondo evento ossidativo meno di un miliardo di anni fa. È suggestivo notare che in entrambi i casi alla diminuzione di CO2 (e quindi dell’effetto – serra) sono seguite delle fasi glaciali piuttosto intense concluse grazie a forti afflussi in atmosfera dello stesso composto. Cosa questa che ai negazionisti dell’effetto antropico sul global warming non piacerà (ma sicuramente avranno qualche “brillante” spiegazione in merito…). 
Di fatto il Grande Evento ossidativo – in sigla GOE, come definito da Holland (2006) [3] – viene identificato a causa della scomparsa nei sedimenti di minerali tipici di ambienti non ossidanti come uraninite  (UO2), pirite (FeS2) e siderite (FeCO3), la comparsa di suoli rossi ossidati e da significativi cambiamenti nella composizione isotopica di Zolfo e Carbonio.
Inoltre durante il GOE all'aumento del tenore di Ossigeno atmosferico fa da contraltare la diminuizione di quello di CO2, il che suggerisce una concausa degli eventi.

Per capire la storia dell’ossidazione dell’atmosfera vengono usati dei riferimenti indiretti, in particolare la distribuzione di alcuni elementi come Cromo, Vanadio e Molibdeno e il rapporto isotopico dello zolfo. Rocce vecchie come quelle della fine dell’Archeano non sono molto diffuse, ma ci sono delle circostanze fortunate che ci hanno permesso di ottenere un campione abbastanza significativo di quanto affiorava sula Terra circa 3 e 2.5 miliardi di anni fa: le diamictiti, cioè dei depositi lasciati dalle glaciazioni che si sono verificate in quei tempi. In questi sedimenti infatti sono “campionate” rocce molto diverse che i ghiacciai hanno asportato e trasportato durante il loro movimento. Per questi studi sono stati utilizzati pure dei livelli di argilliti il cui materiale proveniva anch’esso da aree piuttosto vaste.

FOTOSINTESI ED OSSIGENO PRIMA DI 2 MILIARDI E MEZZO DI ANNI FA. Conosciamo benissimo un meccanismo che consuma CO2 e produce Ossigeno, la fotosintesi clorofilliana, il che ha suggerito un semplice rapporto causa – effetto fra le due: arriva la fotosintesi, il CO2 si consuma e compare l’O2.
In realtà le cose sono un po' più complesse. La fotosintesi clorofilliana è un processo di cui sono capaci solo i cianobatteri e i vegetali: il primo vegetale, banalmente, è quella cellula eucariota in cui penetrarono dei cianobatteri, divenuti degli organuli di quella cella, i cloroplasti. Però l’origine di questo gruppo è molto più antica dell’ossidazione dell’atmosfera, venendo collocata in bibliografia fra 200 e 900 milioni di anni prima. Direi che sicuramente cianobatteri erano presenti circa 3 miliardi di anni fa ai tempi delle più antiche “banded iron formations”, alternanze di livelli a ossido di ferro e argille che dimostrano una forte alternanza di ambienti più o meno ossidanti [4]. La relazione fra banded iron formations e modifiche dello stato di ossidazione di aria e mari, è chiara in quanto proprio in corrispondenza del Grande Evento Ossidativo abbiamo un picco nella frequenza di questi sedimenti.
Da queste osservazioni segue che ci sono indicazioni della presenza di ossigeno libero in atmosfera e negli oceani ben prima dell’evento ossidativo, sia pure con tenori meno di 1000 volte di quelli odierni e che i cianobatteri erano presenti da qualche centinaio di milioni di anni prima del GOE senza che mutasse il chimismo atmosferico.

Insomma, prima di 2 miliardi e mezzo di anni fa l’ossigeno faceva quello che fa adesso il CO2, la cui permanenza nella atmosfera attuale è di circa 5 anni: le molecole di O2 venivano prodotte continuamente, ma rimanevano in atmosfera per un tempo limitato prima di essere assorbite, impiegate da vari processi.

MECCANISMI CHE HANNO INNALZATO IL TENORE ATMOSFERICO DI OSSIGENO. L’ipotesi fondamentale è la presenza di un meccanismo di sequestro dell’ossigeno che poi si è interrotto (o ha perso buona parte della sua efficienza) e della presenza di nuovi meccanismi che hanno portato un più efficiente sequestro del CO2.

Bisogna allora guardare ad altre cose. Ci sono chiari indizi che nei 250 milioni di anni precedenti si siano avviati i “moderni” processi di tettonica delle placche. Lo testimoniano un picco nella produzione di “greenstone belts (fasce di rocce simili a quelle della crosta oceanica che si trovano nelle zone di sutura degli scontri continentali, come le attuali sequenze ofiolitiche), un picco nella formazione di zirconi e un drastico cambiamento nella composizione della crosta continentale, dove per crosta continentale nell’Archeano si deve intende  quel complesso di rocce esposte all’erosione e all’alterazione superficiale e non una crosta continentale nel senso attuale, anche se in alcune aree, come per esempio nell’India meridionale e nel complesso di Qianxi nella Cina settentrionale, ci sono evidenze di crosta sialica di un miliardo di anni più vecchia [5]. In Europa la più antica testimonianza di un evento del genere è, nell'estremo NW russo, l'orogene accrezionale – collisionale delle Belomoridi di 2,8 miliardi di anni fa, che testimonia la messo in posto del continente di Carelia sul margine attivo del continente di Kola: vi troviamo almeno 8 diversi terranes di varia origine (fondo marino creato da una dorsale a bassa velocità di espansione, rocce plutoniche, vulcaniche e sedimentarie di archi collisionali, bacini di retroarco).
Il ritmo di formazione della crosta continentale

e il cambiamento tra crosta basaltica a crosta 
ad alto tenore di silice da [7]
Due lavori piuttosto interessanti hanno dimostrato da due punti di vista diversi che c’è stato un cambio nella composizione della crosta continentale tra 3 e 2.5 miliardi di anni fa, quindi essenzialmente alla fine del Mesoarcheano e durante il Neoarcheano. Nel primo vengono considerati metalli pesanti (Ni, Co, Cr, Zn) e viene vista la cosa dal punto di vista dei magmi basaltici e quindi a basso contenuto di silice [6]; nel secondo la cosa viene esaminata invece dal punto di vista dei minerali leggeri che compongono la crosta continentale [7]. In entrambi i casi gli indizi geochimici suggeriscono che prima nell’Archeano superiore è aumentata moltissimo la produzione nelle aree di convergenza fra le placche di crosta di tipo continentale con la produzione di magmi ad alto tenore di silice della serie Tonalite – Trondhjemite – Granito (TTG). Insomma, sembra esserci stato tra 2800 e 2500 milioni di anni fa e quindi  nella parte conclusiva dell’Archeano un deciso avvio dei processi di tettonica a placche come li intendiamo oggi.

E questo è il primo aspetto interessante: il contenuto di ossido di Ferro dei basalti oscilla tra l’8 e il 12% in peso e di questo il 90% è Fe2+ che in presenza di ossigeno si ossida in Fe3+
Inoltre nei basalti ci sono anche dei solfuri, per cui contengono tra 1.200 e 3.000 parti per milione di S2-, il quale in presenza di ossigeno si ossida in S6-
la quantità di zolfo è quindi molto minore di quella di ferro, ma avendo un potere riducente molto superiore (un atomo di zolfo consuma per ossidarsi 8 volte l’ossigeno di un atomo di ferro), alla fine anche il contributo dello zolfo diventa determinante ai fini del consumo di ossigeno e comparabile a quello del ferro nel processo di ossidazione superficiale dei basalti
I magmi evoluti tipici dei magmi delle zone di convergenza, come graniti, granodioriti, rioliti e anche le Trondhjemiti (rocce magmatiche tipiche del Precambriano), contengono invece molto meno ossidi di ferro (spannometricamente un decimo) e, soprattutto, questo ferro è essenzialmente già l’ossidato Fe3+
Un discorso simile vale per lo zolfo: i magmi differenziati acidi contengono ancora meno zolfo di quanto contengono ferro, anche meno di 50 parti per milione.
Ne segue che un magma differenziato acido esposto alla superficie consuma appena il 10% dell’ossigeno che invece richiede un magma basaltico [8].
La maggiore diffusione rispetto al passato di magmi differenziati acidi della serie Tonalite – Trondhjemite – Granito ha dunque fortemente ridotto il consumo di Ossigeno da parte del sistema – Terra, diminuendo di oltre il 90% il flusso di composti riducenti verso la superficie terrestre.

MECCANISMI CHE CONSUMANO CO2. Ho illustrato i meccanismi del Sistema – Terra che consumano CO2 in questo post. Quelli più antichi sono l’assorbimento da parte delle acque e dei sedimenti marini. Poi venne quello nella materia organica, che dall’avvento della fotosintesi è diventato molto importante.
Anche l’alterazione delle rocce silicatiche assorbe CO2, come la assorbono le calotte glaciali (ed è per questo che nelle epoche come la nostra e durante la glaciazione del Permo – Carbonifero i valori di CO2 atmosferico sono molto bassi). Ma un importante giacimento di CO2 è costituito dalla formazione delle rocce carbonatiche (calcari, marmi e dolomie). La formazione di questi sedimenti nei mari avviene maggiormente a minore profondità: l’avvento della Tettonica a Placche come la intendiamo noi ha prodotto una maggiore diffusione di crosta di tipo continentale, con il conseguente aumento delle aree ricoperte da mari di bassa profondità, più favorevoli alla sedimentazione carbonatica e alla vita (che a sua volta usa massicciamente carbonati); ne segue un forte aumento della deposizione di rocce carbonatiche che introdusse un meccanismo di sequestro del CO2 importante ed efficace.

OSSIDAZIONE ATMOSFERICA E METANO. Un altro riflesso dell’ossidazione è stato la perdita di un altro gas serra, il metano. Nell’atmosfera primitiva esisteva ed esistevano meccanismi che lo producevano sia biotici (prima dell’avvento dei cianobatteri tutta la vita era fondata su processi anaerobici) che abiotici e agli effetti dell’effetto serra una molecola di metano è molto più forte di una di CO2. Ma il metano poteva esistere perché l’ambiente non era ossidante:  il momento che l’atmosfera è diventata sia pure debolmente ossidante la sua produzione, biotica e abiotica, è continuata, ma la persistenza delle sue molecole in atmosfera si è drasticamente ridotta.

UNA CONCOMITANZA FRA MECCANISMI. In realtà quindi, a parte la fotosintesi, gli altri processi che hanno diminuito il CO2 e aumentato l’O2 sono concomitanti e dovuti ai cambiamenti nello stile tettonico e magmatico, ma non sono direttamente connessi.
Ne è risultata nel Paleoproterozoico una Terra diversa rispetto all’Archeano, soprattutto nelle caratteristiche chimiche della atmosfera.

Dobbiamo notare che ancora il CO2 faceva la parte del padrone, in quanto l’ossigeno aveva concentrazioni ancora piuttosto basse, oltre 100 volte inferiore a quelle attuali, ma già comunque in grado di spostare le condizioni atmosferiche da riducenti ad ossidanti. Inoltre la transizione da condizioni riducenti a condizioni ossidanti non è stata continua, ma prima della sostituzione del vecchio equilibrio  con il nuovo c’è stata una oscillazione continua fra momenti caratterizzati da uno stato ossidante e da uno stato anossico.
C’è poi da fare una ultima osservazione: come vedremo (prima o poi…) in un prossimo post, il calo dei gas – serra durante il Grande Evento Ossidativo ha provocato le grandi glaciazioni globali huroniane, che si sono probabilmente interrotte solo grazie a violente immissioni di CO2 in atmosfera e, soprattutto, il GOE si colloca proprio all’interno di queste fasi glaciali [9]

[1] Sagan e Mullen (1972). Earth and Mars: Evolution oE Atmospheres and Surface Temperatures. Science 177, 52-56
[2] Donoghue and Antcliffe (2010) Origins of multicellularity Nature 466, 41-42
[3] Holland (2006) The oxygenation of the atmosphere and oceans Transactions of the Royal Society B, Phil. Trans. R. Soc. B 2006 361 903-915; DOI: 10.1098/rstb.2006.1838
[4] Satkoski et al 2015 A redox-stratified ocean 3.2 billion years ago Earth and Planetary Science Letters 430,43–53
[5] liu et al (1990) Archean crustal evolution in China: U-Pb geochronology of the Qianxi Complex Precambrian Research 48, 223-244
[6] Tang et al (2016) Archean upper crust transition from mafic to felsic marks the onset of plate tectonics Science 351, 372-375
[7] Dhuime et al (2015) Emergence of modern continental crust about 3 billion years ago Nature Geoscience 8, 552-555
[8] Lee et al (2016) Two-step rise of atmospheric oxygen linked to the growth of continents. Nature Geoscience 9,417–424
[9] Gashnig et al 2014 Onset of oxidative weathering of continents recorded in the geochemistry of ancient glacial diamictites Earth and Planetary Science Letters 408, 87–99



2 commenti:

zoomx ha detto...

Ma se "l’atmosfera primitiva era composta quasi esclusivamente da CO2" e parliamo di evento ossidativo e perdita di metano da dove viene l'azoto?


" agli effetti dell’effetto serra una molecola di CO2 è molto più forte di una di CO2", la prima CO2 va sostituito dal metano.

Aldo Piombino ha detto...

sostituisco! grazie!
l'azoto dovrebbe derivare dalla attività vulcanica nelle zone di subduziione.