Il tenore di CO2 atmosferico nella storia della Terra: lezioni dal passato

Il tenore di CO2 in atmosfera sta aumentando velocemente a causa delle emissioni antropiche: le 200 PPM di prima dell'inizio della rivoluzione industriale sono diventate oggi 400. Per capire che oggettivamente questo è un grosso problema, bisogna guardare la storia della Terra: il tenore atmosferico di CO2 è stato quasi sempre più alto di oggi, ma con un clima più caldo e un livello del mare più alto, ed è questo l'aspetto fondamentale: stiamo immettendo un importante quantitativo di biossido di carbonio in un momento in cui il suo tenore atmosferico è fra i più bassi nella storia della Terra. Il grosso guaio è che gli incrementi improvvisi del tenore atmosferico di CO2 sono alla base di fasi molto difficili per la storia della vita sulla Terra, spesso culminate in eventi di estinzione di massa. Oggi purtroppo le emissioni antropiche sono a livelli talmente alti che oltre al riscaldamento globale, abbiamo già un'altra serie di fenomeni che hanno preparato le fasi acute delle estinzioni di massa negli oceani, quali l'acidificazione delle acque, l'aumento del fitoplancton e, buon ultimo, anche la riduzione del contenuto in ossigeno. È bene confrontare presente e passato, cosa che non viene fatta spesso, perché solo così possiamo capire la drammaticità della situazione attuale.

I FATTORI CHE GOVERNANO IL TENORE DI CO2 ATMOSFERICO. Il tenore di CO2 nell'atmosfera è governato da una vasta serie di fenomeni. Alcuni la immettono, altri la tolgono.

I vulcani ne costituiscono la principale fonte di provenienza, circa 100.000.000 di tonnellate annue.

Ci sono però dei processi che usano il CO2 e quindi si può dire che lo consumino:

• fotosintesi 
• alterazione delle rocce silicatiche (è molto alto dopo la formazione delle catene montuose)
• formazione di rocce carbonatiche (calcari, dolomie)
• assorbimento nelle acque marine
• sequestro nella materia organica che non viene consumata (torbe, carboni, idrorcarburi)
• sedimenti marini destinati a finire in zone di subduzione
• stoccaggio di CO2 nelle aree glaciali: c'è una forte distinzione fra il tenore atmosferico di CO2 tra le fasi glaciali e quelle prive di calotte glaciali come il Mesozoico e l'inizio del Terziario

In realtà la questione dei ghiacci è un po' complessa: gas serra come CO2 e metano sono ampiamente stoccati nei ghiacci, nel permafrost e negli idrati delle aree polari. Ma siccome l’estensione di queste aree è variabile, ne consegue che assorbono o emettono CO2 a seconda che avanzino o si ritirino. Alcuni lavori recenti stanno per esempio cercando di capire i meccanismi di scambio di CO2 fra le calotte glaciali in ritiro e l’atmosfera negli ultimi 20.000 anni, cioè dalla fine dell’ultimo massimo glaciale ad oggi [1].

Questi meccanismi di stoccaggio sono molto efficienti. Anzi, richiedono più CO2 di quella che viene emessa dai vulcani. Ne consegue che una molecola di CO2 persiste in atmosfera mediamente 5 anni prima di essere riassorbita da qualcuno di questi processi.

LARGE IGNEOUS PROVINCES, CO2 ATMOSFERICO E PERTURBAZIONI NELLA VITA SULLA TERRA. Le emissioni dalle aree polari durante le loro fasi di ritiro possono aumentare il tenore atmosferico, ma c'è un processo straordinario che immette immense quantità di gas in atmosfera: le Large Igneous Provinces, che d'ora in poi spesso indicherò come LIP.

Questo termine è stata introdotto nel 1991 da Coffin e Eldholm [2] per definire una vasta serie di lave (in genere basalti e il loro corrispondente intrusivo, i gabbri), che rappresentano la messa in posto sopra e nella parte superiore della crosta di ingenti quantità di magmi provenienti dal mantello. Le dimensioni di una LIP sono immense, come si vede da questa carta dell'India in cui il giallo indica l'estensione attuale dei basalti del Deccan: centinaia di migliaia di km cubi di magma, se non milioni. 

L'attività di LIP non è continua nel tempo: si tratta di eruzioni di limitata durata: la fase parossistica in diversi casi ha avuto una durata di poche decine di migliaia di anni; anche la loro distribuzione nel tempo non è costante: le Grandi Province Magmatiche tendono a raggrupparsi nel tempo: per esempio ce ne sono state tante fra Giurassico e Cretaceo, mentre negli ultimi 55 milioni di anni l’attività di questo tipo è stata scarsissima. I periodi caratterizzati da intensa attività di LIP sono anche periodi in cui si innalza il tenore atmosferico di CO2, perché ne viene emesso un quantitativo che supera – e di gran lunga – le esigenze del “sistema – Terra”. 

Durante l'attività di una LIP l'atmosfera a livello globale è interessata da perturbazioni nel ciclo del carbonio, ma anche nell'acidità ed in altre caratteristiche, e di fatto c'è una corrispondenza fra l'attività di LIP e momenti caratterizzati da un alto tasso di estinzione, come vediamo in questa immagine.

L’ATMOSFERA TERRESTRE PRIMA E DOPO L’INTRODUZIONE DELL’OSSIGENO. Le emissioni gassose dei vulcani hanno sostituito la vecchia atmosfera ricca di idrogeno della Terra primordiale [3] con una composta per oltre il 95% da CO2. Non è invece più sicuro, come si riteneva prima, che fosse anche più pesante di oggi [4]. Questa composizione è stato un bene per la vita, perché il Sole all'epoca era molto più debole di oggi e con l’atmosfera attuale gli oceani si sarebbero irrimediabilmente ghiacciati.

L'acqua liquida è stata il brodo in cui è comparsa la vita ma fino a quando non sono apparse forme di vita fotosintetiche non ci sono state grosse modifiche nella composizione dell’atmosfera.

La fotosintesi clorofilliana è stata un meccanismo decisivo che ha permesso da un lato l'ossigenazione dell'atmosfera, dall'altro la riduzione del tenore di CO2 atmosferico.

Il passaggio non è stato semplice, come testimoniano le Banded Iron Formations, la cui deposizione è avvenuta fra 2.7 e 1.9 miliardi di anni fa: sia il loro aspetto, alternanze di selce e ossidi di ferro, che lo studio geochimico degli elementi in tracce dimostra alternanze fra fasi più e meno anossiche. Le BIF sono importanti dal punto di vista economico perché costituiscono i principali giacimenti di ferro odierni. 

La diminuzione del tenore di CO2 atmosferico ha avuto due ovvie conseguenze tra l'inizio e la fine della deposizione delle BIF:

• il passaggio nell'ambiente subaereo da condizioni riducenti a condizioni ossidanti, cambiando drasticamente i minerali che possono resistere sulla superficie come dimostrano i pochi sedimenti dell'epoca oggi rimasti
• una diminuzione delle temperature e dell'effetto – serra, talmente forte da provocare una grande glaciazione che probabilmente è arrivata anche a latitudini equatoriali (la Glaciazione Huroniana) 

Il clima è rimasto abbastanza fresco per buona parte del Neoproterozoico a causa del Sole ancora debole e circa 700 milioni di anni fa ci sono stati alcuni episodi di “Snowball Earth” (Terra palla di neve), in cui la Terra è stata coperta dai ghiacci fino a latitudini equatoriali. Sembra proprio che questi cicli siano stati innescati da forti diminuzioni di CO2 atmosferico [5], probabilmente dovuta a una forte sua forte richesta da parte della forte alterazione chimica delle rocce: la formazione del supercontinente Rodinia aveva provocato la formazione di grandi catene montuose lungo le zone di contatto fra le varie zolle continentali che si erano scontrate (come l’Himalaya odierna). Ovviamente la minore potenza della radiazione solare dell’epoca ha favorito questi episodi, che oggi invece non sarebbe possibile una glaciazione globale).

Per la brusca conclusione di questi eventi ci sono, al contrario, pesanti indizi su un aumento violento di CO2. Alla fine dell'ultima di queste fasi, il Marinoano (630 milioni di anni fa) ci sono anche tracce di attività vulcanica e di una anomalia dell'Iridio [6], per cui la mia idea è che la deglaciazione sia stata guidata dalla presenza di una attività di Large Igneous Province.

Il CO2 atmosferico degli ultimi
400 milioni di anni da [7]

L’ATMOSFERA DEL PALEOZOICO SUPERIORE. Facciamo un salto di qualche centinaio di milioni di anni, e arriviamo al Siluriano: 430 milioni di anni fa compaiono le prime piante terrestri. Da questo momento è relativamente semplice calcolare il tenore di CO2 dell'atmosfera, perché la densità dei fori degli apparati stomatici delle foglie è inversamente proporzionale a questo. Con questo metodo, controllato con altri parametri, è stato determinato il tenore di biossido di carbonio negli ultimi 400 milioni di anni [7], visibile in questa figura.

Vediamo che il tenore di CO2 aumenta nel Devoniano superiore, una fase caratterizzata da una forte attività vulcanica di LIP nell'attuale Europa Orientale e in Siberia, toccando il picco al passaggio Frasniano – Famenniano: è il momento di una delle più grandi estinzioni di massa della storia della Terra ed è “curiosamente” contemporaneo alla messa in posto della LIP della Yacuzia  (si calcola che siano stati messi in posto oltre 1 milione di km cubi di lave [8].

Poi inizia una discesa che si interrompe brevemente soltanto al passaggio Devoniano – Carbonifero: anche in questo caso le caratteristiche dei sedimenti del tempo dimostrano la presenza di un altro evento di LIP, di cui ancora non è conosciuta l'ubicazione.

La Terra nel Carbonifero 300 miliomi di anni fa, con le estese glaciazioni del Gondwana

Nel Carbonifero il tenore di CO2 in atmosfera diminuisce in maniera decisa, da oltre 1000 a 200 PPM in circa 50 milioni di anni a causa della concomitanza di una serie di fenomeni:

• dopo il picco del Devoniano superiore, l'attività di LIP è praticamente assente nel Carbonifero e nel Permiano inferiore: la LIP ancora sconosciuta della fine del Devoniano si è messa in posto circa 360 milioni di anni fa e per averne una nuova bisogna aspettare i basalti dello Skagerrak, all'inizio del Permiano (un intervallo di circa 70 milioni di anni)
• l'espansione delle piante vascolari aumenta il prelievo di CO2 per la fotosintesi
• si formano ingenti giacimenti di carbone nelle aree equatoriali che sequestrano altro biosssido di carbonio
• un'altra ingente quantità di gas – serra viene sequestrata nelle calotte glaciali con l'arrivo del supercontinente Gondwana ad alte latitudini meridionali e della Siberia (all'epoca continente isolato a se stante) in quelle settentrionali

Quindi da un lato in atmosfera arriva poco CO2, dall'altro il sistema – Terra ne consuma parecchia.

Le conseguenze a livello biologico sono state importanti: il collasso delle foreste pluviali di piante con spore (felci e licopodi) e la diffusione di ambienti più freddi e più secchi ha consentito la diffusione delle piante con semi (senza fiori) come conifere ed altre Gimnosperme e l'avanzata dei rettili a spese degli anfibi.

All'inizio del Permiano il tenore di CO2 comincia a risalire, per la ripresa dell'attività di LIP: Tarim, Skagerrak, Europa sudoccidentale ed altre. La forte attività di LIP del Permiano superiore lo riporta a livelli elevatissimi, ma è negli ultimi 10 milioni di anni del Permiano che i basalti dell'Emeishan e quelli della Siberia lo innalzano di nuovo fino a 2000 PPM, provocando anche due episodi di estinzione di massa, di cui il secondo, che conclude l'Era Paleozoica, è il più grave della storia: scomparve oltre il 90% dei generi di animali, in mare e in terra.

Per la fine del Permiano bisogna considerare anche che il riscaldamento globale promosso dalle emissioni delle LIP ha anche sciolto le ultime tracce delle calotte glaciali del Permo – Carbonifero, introducendo in atmosfera anche i gas – serra che erano stoccati nelle aree polari.

CO2 NELL’ERA MESOZOICA. L'inizio del Triassico è stato di fatto uno dei tempi più difficili per la vita sulla Terra, in cui probabilmente le aree equatoriali erano praticamente prive di forme di vita, a causa del forte effetto – serra dell’epoca.

La forte alterazione delle rocce silicatiche, la diminuzione dell'attività di LIP e il nuovo aumento della superficie coperta da boschi hanno consentito una diminuzione del CO2 atmosferico, che scende di nuovo fino a 400 PPM a metà del Triassico, per poi risalire di nuovo, in quanto inizia la forte attività di LIP connessa alla rottura della Pangea: la nuova separazione fra Laurasia e Gondwana è preceduta dalla messa in posto della LIP dell'Atlantico centrale alla fine del Trias, che generò una estinzione di massa di vasta portata, con la fine dei rettili mammaliani di tanti anfibi e arcoisauri, promuovendo la conquista dei continenti da parte dei dinosauri). In seguito abbiamo tra Giurassico e Cretaceo le emissioni delle varie LIP connesse alla fratturazione del Gondwana (le principali sono Karoo – Ferrar, Paranà – Etendeka, Madagascar, Kerguelen, Deccan) e alla formazione di alcuni grandi plateau basaltici nel Pacifico (Caraibico, oggi scomparso, Shatzk Rise e il mostruoso Ontong Java – Manihiki – hikurangi, oggi diviso in 3 parti lontane fra loro a causa dell'espansione dei fondi oceanici dell'area a N e ad E dell'Oceania).

Quindi tra Giurassico e Cretaceo medio – superiore il tenore atmosferico di CO2 risale ad oltre 1000 PPM. Il culmine di temperature e di tenore di CO2 lo abbiamo nel Turoniano, 90 milioni di anni fa.

TEMPERATURE E TENORE DI CO2 SI ABBASSANO DAL CRETACEO SUPERIORE A OGGI. Dal Turoniano ad oggi temperature e tenore di CO2 si abbassano. Anche in questo caso l'inizio del trend sembra dovuto all'alterazione delle rocce silicatiche che gli eventi tettonici del periodo hanno portato in superficie [9] All'inizio questo trend è stato ostacolato dalla messa in posto di alcune LIP, come i basalti del Deccan che alla fine dell'Era Mesozoica hanno provocato l'estinzione definitiva di dinosauri (a parte gli uccelli), ammoniti e tanti altri gruppi di animali. C'è ancora chi sostiene che il problema sia stato dovuto alla caduta del meteorite dello Yucatan, ma in realtà le cose stanno in maniera diversa, e la maggior parte dei geologi – anche se non tutti – ormai pensa che come tutte le altre estinzioni di massa, quella di fine Mesozoico sia stata provocata dalla messa in posto di quella LIP.

Significativo è anche il momentaneo incremento delle temperature e del CO2 atmosferico al passaggio Paleocene – Eocene, 55 milioni di anni fa, coevo con la messa in posto dei basalti dell'Atlantico Settentrionale, la LIP che precede l'apertura del segmento più settentrionale dell'Oceano. Secondo alcuni Autori la virulenza di questa LIP (che ha avuto parecchie influenze sull'evoluzione dei mammiferi) è dovuta anche al fatto che i primi magmi si sono introdotti in sedimenti pieni di idrocarburi (siamo nei dintorni del Mare del Nord!), che quindi sono stati bruciati [10].

Poi la curva di discesa del CO2 si accentua, perché, come nel Carbonifero, inizia la formazione delle calotte polari, che assorbono CO2 e l'attività di LIP diventa più sporadica.

Oggi purtroppo la situazione è difficile, perché in 200 anni siamo tornati al tenore di CO2 dell'atmosfera della fine dell'Eocene, una fase in cui ancora non era iniziata la formazione della calotta polare antartica.

I PROBLEMI ATTUALI SUL TAPPETO. Ci sono alcuni aspetti che fanno pensare al peggio, in particolare dei segnali che possono portare alle fasi totalmente prive o quasi di ossigeno nei mari concomitanti con le Large Igneous Provinces e con le estinzioni di massa:

• acidificazione delle acque
• aumento del fitoplancton
• emissioni di gas serra dalle calotte polari in scioglimento
• la possibilità che gli oceani non riescano ad assorbire più di tanto le future emissioni antropiche di CO2
• la diminuzione del tenore di ossigeno delle acque (e questa è l'ultima appena uscita..) [11]

Tutto questo suggerirebbe di diminuire il più possibile l’uso dei combustibili fossili...

[1] Bauska et al (2016): Carbon isotopes characterize rapid changes in atmospheric carbon dioxide during the last deglaciation. PNAS 113, 3465–3470

[2] Coffin e Eldhom (1994): Large Igneous Provinces: crustal structure, dimensions, and external consequences. Reviews of Geophysics 32, 1-36

[3] Tian et al (2005): A Hydrogen-Rich Early Earth Atmosphere. Science 308, 1014-1017

[4] Som et al (2016): Earth's air pressure 2.7 billion years ago constrained to less than half of modern levels. Nature Geoscience doi:10.1038/ngeo2713

[5] Tziperman et al (2011): Biologically induced initiation of Neoproterozoic snowball-Earth events PNAS 108, 15091–15096

[6] Bodiselitsch et al (2005): Estimating Duration and Intensity of Neoproterozoic Snowball Glaciations from Ir Anomalies. Science 308, 239-242

[7]Franks et al (2014): New constraints on atmospheric CO2 concentration for the Phanerozoic. Geophysical Research Letters 41, 4685–4694

[8] Ricci et al (2013): New 40Ar/39Ar and K–Ar ages of the Viluy traps (Eastern Siberia): Further evidence for a relationship with the Frasnian–Famennian mass extinction. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 386, 531–540

[9] Jagoutz et al (2016): Low-latitude arc–continent collision as a driver for global cooling. PNAS 113, 4935–4940

[10] Svensen et al (2004): Release of methane from a volcanic basin as a mechanism for initial Eocene global warming. Nature 429, 542-545

[11] Long et al (2016): Finding forced trends in oceanic oxygen Global Biogeochemical Cycles DOI: 10.1002/2015GB005310