MISURE CRONOGEOLOGICHE (riscrittura)

Certe rocce della litosfera convertono la loro massa in energia in modo estremamente efficace (e questo fenomeno è detto radioattività, è perché un elemento sia radioattivo, cioè presenti un nucleo instabile, il suo peso atomico deve essere superiore ad 83, v. infra) e una percentuale del calore della Terra, per esempio, può essere attribuito proprio al decadimento spontaneo di queste rocce, cioè al rilascio d’energia dovuto al citato fatto che una parte della massa, quella che decade, si trasforma in energia (specificamente, con il decadimento s’ha un’emissione di radiazione o di particelle dal nucleo, i raggi α, β-, β+, e γ, le cui differenze qui non s’analizzano); ancora, gli elementi radioattivi decadono, sempre spontaneamente, in altri elementi, cioè i loro nuclei atomici instabili, i nuclei radioattivi, subiscono una modificazione nella loro struttura, un decadimento radioattivo, che permette loro di trasformarsi, in genere, in un nucleo diverso, proprio a un altro elemento o a un isotopo dello stesso elemento; alcuni decadono poi in un solo passaggio (per esempio, ¹⁴C), altri, invece, decadono attraversano una serie di passaggi, o catena, e il processo di decadimento continua finché il nucleo non diventa stabile; perché il processo sia poi classificato come spontaneo questo decadimento si deve verificare in un tempo che non può superare i 10¹⁰ anni, altrimenti il nucleo atomico è ritenuto stabile o il decadimento indotto); il materiale radioattivo inoltre, e quale che sia, per decadere della metà impiega sempre lo stesso tempo (o tempo di dimezzamento o emivita, t_1/2), e questo suo valore, ch’indica il numero degli atomi instabili che decade in un cert’arco di tempo, rimanda a un dato statistico, medio, ossia alla metà della sua vita media, con la clausola che, dopo la prima emivita, la seconda è metà della metà della quantità iniziale, cioè un quarto, e via via scalando, come dire che la velocità di decadimento può essere usata come un indicatore temporale (infatti, poiché la quantità d’un elemento radioattivo che si trova in un minerale decade con un tasso costante, è poi possibile ricostruire la durata del tempo intercorso a partire dalla formazione del minerale stesso misurando la quantità dell’isotopo, v. infra, prodotto dal decadimento stesso,), come dire, ancora, che conoscendo la quantità di radioattività presente in un materiale e la sua emivita, se ne può calcolare l’età indipendentemente dai fattori propri all’habitat che lo ospita (quali le condizioni di pressione, temperatura, magnetismo o d’ambiente chimico). L’emivita può poi presentarsi con valori che vanno dall’ordine del microsecondo a quello paragonabile all’età della Terra, per cui per il tramite dello studio delle rocce, della loro struttura e composizione, è possibile definire i tempi dell’evoluzione della Terra e mettere tra loro in correlazione configurazioni geologiche avvenute in zone fra loro anche molto lontane dal punto di vista geografico (assieme ai fossili, come visto sopra, che spesso esse intrappolano; flora e fauna, infatti, sono state presenti in vastissime zone di distribuzione, o areali). Per esempio, presenti in molti minerali della litosfera si trovano isotopi radioattivi come quelli dell’uranio 238 (²³⁸U), che hanno un’emivita dell’ordine di 4,510 miliardi d’anni (t_1/2=4,510x10⁹), e sono utilizzati per le datazioni geologiche di materiale inorganico (ossia, rocce; v. infra), mentre sono utilizzati per la datazione di materiali organici, quali conchiglie, ossa, legni fossili, semi o manufatti con età compresa tra 1 000 e 70 000 anni etc., e risalenti a non più di 50-70 mila anni fa, gli isotopi radioattivi del carbonio 14 (¹⁴C), che presentano un’emivita di 5730 ±40 anni  in quanto, dopo 8 emivite, rimane solo lo 0,39% del carbonio radioattivo originale, cioè una quantità irrisoria per consentire misurazioni attendibili. Da sottolineare che questo livello di ¹⁴C presente in un organismo vivente, flora o fauna che sia, s’è formato e si forma nell’alta atmosfera dove i raggi cosmici, composti per la maggior parte di nuclei d’atomi d’idrogeno, producono, grazie alla collisione/trasformazione continua dell’azoto colpito dai raggi, il carbonio 14, ¹⁴C; questo, in combinazione con l’ossigeno, ha dato luogo a diossido di carbonio radioattivo, ¹⁴CO₂ (presente in modo costante nell’atmosfera grazie all’equilibrio di 1⁴C che decade e ¹⁴C che, come detto, si forma in continuazione), ch’è stata assimilata dagli organismi viventi, autotrofi e eterotrofi (v. infra), grazie ai cicli della loro attività metabolica, vuoi d’origine fotosintetica (infatti, la fotosintesi clorofilliana, v. infra, utilizza il diossido di carbonio atmosferico per costruire le sostanze organiche, le quali contengono ¹⁴C non radioattivo nella stessa proporzione con cui lo contiene il ¹⁴CO₂ utilizzato), vuoi attraverso la catena alimentare (per esempio, la stessa proporzione citata di ¹⁴C, presente nel ¹⁴CO₂ utilizzato dalle piante, è presente negli erbivori che si nutrono delle piante e nei carnivori che si cibano di erbivori etc.); vale a dire che il livello di ¹⁴C è uguale a quello presente nell’ambiente, o serbatoio di scambio, in cui l’organismo (flora, fauna) ha vissuto; dopo la sua morte, mentre il carbonio 12, ¹²C, rimane costante, il carbonio 14, ¹⁴C, comincia a decadere con un tasso pari a quello sopra citato trasformandosi in azoto e senza che il carbonio dell’ecosistema in cui l’organismo ha vissuto possa essere reintegrato nel processo della sua evoluzione necrotica, tanto che la sua radioattività rivela qual è il tempo trascorso dalla sua morte (questo in linea di massima, cioè salvo contaminazioni dei campioni usati). Con questo metodo si scoprono così in modo assoluto (cioè con una datazione fondata su procedure fisico-chimiche) le varie età della Terra sopra delineate (le rocce) e gli accidenti ch’essa ha ovviamente presentato (le biocenosi). Per esempio, le variazioni delle temperature dell’aria e della superficie degli oceani, l’estensione nello spazio e nel tempo delle ere glaciali, i vari livelli in percentuale dell’ossigeno presente nell’atmosfera e nei mari, e questo grazie agli isotopi dell’ossigeno 16, ¹⁶O, e dell’ossigeno 18, ¹⁸O (ossia al rapporto ch’esiste tra un isotopo stabile dell’ossigeno, ¹⁸O, e l’ossigeno ordinario, ¹⁶O, ch’è all’incirca di 1 a 500), che s’accumulano a differenti velocità secondo di quanto ossigeno o diossido di carbonio sono presenti nell’atmosfera o nei mari e che, messi a confronto nei loro diversi tassi di deposito nelle rocce calcaree prodotte dalla sedimentazione dei gusci degli organismi presenti sul fondo degli oceani, o planctonici, permettono ai geochimici di decifrare i citati accidenti del passato e molto altro ancora (gusci, questi, costruiti dagli organismi con il carbonato di calcio, CaCO₃, ottenuto combinando l’ossigeno estratto dall’atmosfera con il carbonio). Il rapporto isotopico ¹⁸O:¹⁶O s’usa, infatti, perché quando l’acqua evapora dagli oceani, evapora più facilmente l’isotopo meno pesante, ¹⁶O, rispetto a quella dell’isotopo più pesante, ¹⁸O, e l’acqua che resta negli oceani contiene pertanto, secondo le variazioni apportate o meno dal ciclo idrologico, più o meno ¹⁸O secondo la temperatura presente, ed è possibile così misurare la concentrazione di quest’isotopo del passato (v., infra, δ¹⁸O) perché lo si ritrova incorporato nei carbonati dei gusci dei Foraminìferi (v. infra)  i cui resti, vissuti in acque calde o fredde, si sono sedimentati, con il tempo, in rocce; rocce calcaree di cui si può calcolare poi l’età utilizzando il citato metodo delle decadenza radioattiva. E, per continuare e precisare l’esempio sopra iniziato, valgano per la datazione delle rocce il decadimento del samario 147, ¹⁴⁷ Sm, in neodimio 143, ¹⁴³Nd, con un’emivita di 106 000 milioni d’anni; quello del rubidio 87, ⁸⁷Rb, in stronzio 87, ⁸⁷Sr, con un’emivita di 47 000 milioni d’anni; quello del torio 232, ²³²Th, in piombo 208, ²⁰⁸Pb, con un’emivita di 13 900 milioni d’anni; dell’uranio 238, ²³⁸U, in piombo 206, ²⁰⁶Pb, con un’emivita di 4 510 milioni d’anni; del potassio 40, ⁴⁰K, in argon, ⁴⁰Ar, che ha un’emivita di 1 300 milioni d’anni (questo fatto salvo che la roccia che lo contiene non sia stata esposta a temperature superiori a 125 °C, perché in questo caso la fuga d’argon lascia determinare soltanto l’ultimo episodio di riscaldamento ch’essa ha subito); dell’uranio 235, ²³⁵U, in piombo 207, ²⁰⁷Pb, con un’emivita di 713 milioni d’anni o dell’uranio 238, ²³⁸U, nel torio 230, ²³⁰Th, con un’emivita di 80 000 anni, usato per datare i sedimenti marini, questo perché il ²³⁸U presente nei mari decade in  ²³⁰Th e precipita nei sedimenti dei fondali permettendo, con la sua concentrazione, di ricostruirne l’età, e altri decadimenti ancora. Questi valori ci danno poi la datazione assoluta (differenti dai valori delle datazioni relative che si basano sullo studio degli strati delle rocce sedimentarie, organogene o meno, e del reperimento negli strati di fossili guida, nel qual caso questi valori non sono numerici in quanto permettono soltanto d’affermare la consequenzialità cronologica degli strati, e sempre che non siano intervenuti fenomeni tettonici di disturbo della sequenza stratigrafica, cioè che uno strato, o un fossile guida ch’è qui contenuto, è o più antico o più recente nei confronti d’un altro che lo precede o lo segue), datazione che oggi si classifica come datazione radiometrica, e l’attendibilità di questi valori e legata a un margine d’oscillazione (range) in anni, o margine d’errore, in più o in meno rispetto al valore dato ), e lo standard d’accettabilità di questo errore dipende dall’età del reperto, per esempio in caso di rocce molto antiche (e le rocce più antiche finora datate, reperite in Groenlandia, risalgono a 3700 milioni di anni fa), è  100 000 anni per ogni periodo di 100 milioni d’anni [?]. Un altro metodo di reperimento di valori assoluti è la magnetostratigrafia, metodo basato sull’analisi dei minerali ferromagnetici (cioè capaci di magnetizzazioni) presenti non solo rocce sedimentarie, ma anche in quelle ignee (v. infra), e qui l’analisi investe lo studio della successione delle inversioni di polarità, cioè d’orientamento delle linee di forza del campo magnetico terrestre, o campo geomagnetico, che le rocce stesse manifestano come magnetismo residuo e ch’esse conservano nella direzione d’allineamento al campo geomagnetico (v. infra); direzione che si mostra o nella deposizione e compattazione (litificazione) delle rocce sedimentarie (detta magnetizzazione residua detritica) o nel raffreddamento e solidificazione al di sotto d’una data temperatura delle rocce ignee (detta magnetizzazione termoresidua; si ricorda che oltre una certa soglia di calore un materiale magnetico perde questa sua proprietà, detta punto di Curie, ch’è, per esempio, di 578 °C per la magnetite), questo grosso modo a partire dal Triassico e dal Giurassico (cioè a partire da 245 milioni d’anni fa, quando la Pangea si frammenta e, in Gondwana, l’America meridionale inizia a separarsi dall’Africa e inizia la formazione dell’Oceano Atlantico, v. infra), cui consegue un loro riordino cronologico in epoche ed eventi magnetici. Infatti, i minerali ferromagnetici (per esempio, la magnetite, Fe₃O₄), presentano una magnetizzazione acquisita ch’è proporzionale all’aumento d’intensità del campo geomagnetico tanto che, quando raggiunge un valore massimo, o di saturazione, ne conserva la memoria stabile anche se si rimuove il campo magnetico che l’ha prodotta (e quest’ereditarietà si definisce, se investe le rocce a partire dal Triassico, direzione fossile di magnetizzazione); campo magnetico terrestre che poi ha subito (e subisce tuttora) variazioni che riguardano il senso della direzione delle linee di forza del campo magnetico, e per convenzione la polarità di questo campo si dice normale quando presenta inclinazione positiva nell’Emisfero boreale (definendo positiva la direzione di magnetizzazione verso il basso, cioè verso il Polo Nord magnetico attuale) e inversa quando nello stesso Emisfero l’inclinazione si presenta negativa (dove negativa è detta la direzione di magnetizzazione inclinata verso l’alto e verso il Polo Sud magnetico attuale, tenendo poi presente che questi Poli non coincidono con quelli geografici, ma sono loro prossimi) e la scala cronologica di queste inversioni del campo magnetico che suddividono il tempo geologico in intervalli costanti di tempo con polarità magnetica normale o inversa ci dà, appunto, la sequenza ordinata delle unità di polarità magnetostratigrafica (o magnetozone). La figura seguente mostra a sinistra la sequenza delle inversioni di polarità dal Triassico al Cretacico (245-66,5 milioni d’anni fa) e quella a destra la sequenza dal Pliocene al Pleistocene (5,2-00,1 milioni d’anni fa; il nome qui attribuito alla epoche magnetiche, Gilbert, Gauss, Matuyama e Brunhes, deriva dai nomi dei primi studiosi del paleomagnetismo; all’interno di ciascuna di queste epoche sono poi stati rilevati dei periodi di magnetizzazione opposta a quella dell’epoca di appartenenza, con una durata che va dai 10 000 ai 100 000 anni, detti eventi, in figura non nominati, per esempio, il già citato Olduvai, un evento magnetico normale all’interno dell’epoca magnetica inversa di Matuyama e, sempre in Matuyama, un evento magnetico normale collocabile tra i 940 000 e gli 880 000 anni fa, detto Jaramillo; Olduvai e Jaramillo sono poi nomi di località nella Great Rift Valley, in Africa orientale, sede di fenomeni di ritrovamenti fossiliferi della linea che porta a Homo sapiens, v. infra):

Figura n.   . Fonte: Polticelli, 2003, p. 33.

Va da sé che i metodi di datazione sopra indicati sono solo una parte d’una più vasta modalità d’indagine cronologica, qui non illustrata, che va dalla datazione del materiale interstellare a quella dei manufatti preistorici (tra cui si trovano la spettrometria di massa ultrasensibile, la racemizzazione degli aminoacidi, la termoluminescenza, la metodologia dell’Electron Spin Resonance, ESR etc.).