L'insostenibile leggerezza degli isotopi stabili - Seconda parte

In questo post dovremo affrontare un altro argomento ostico, ovvero attraverso quali principi gli isotopi stabili ci possono fornire dati sull'ambiente, la paleodieta o il clima (quest'ultimo è il caso che prendiamo qui in esame a titolo di esempio).

Isotopi diversi di uno stesso elemento non sono presenti, sulla Terra, in quantità uguali. Nel caso del Carbonio, ad esempio, se prendiamo in considerazione i due isotopi stabili ¹²C e ¹³C ci accorgiamo che il primo è molto più abbondante del secondo, dal momento che rappresenta poco più del 98,8% del totale del Carbonio sul nostro pianeta, mentre ¹³C è presente solo con un valore di poco superiore all'1,1%. La frazione restante, appena lo 0,0000000001% (ovvero 1x10^-10 %), è rappresentata dall'isotopo radioattivo instabile ¹⁴C. Il rapporto tra il numero di atomi di un determinato isotopo di un elemento e il numero totale di atomi dell'elemento stesso si chiama abbondanza isotopica; di solito in natura l'isotopo più leggero (quindi con un minore numero di neutroni) è quello più abbondante.

Gli isotopi hanno, inoltre, un'altra caratteristica fondamentale particolarmente utile per le nostre analisi: poiché, come abbiamo visto, gli isotopi di uno stesso elemento hanno massa diversa, le loro proprietà fisiche e chimiche sono diverse. In particolare gli isotopi più pesanti presentano tendenzialmente legami più forti con gli altri atomi di un composto e questo fa sì che le reazioni chimiche tendano a concentrare in proporzioni diverse gli isotopi di un determinato elemento nelle sostanze che esse finiscono con il formare e nei reagenti utilizzati. Questo processo prende il nome di frazionamento isotopico.

Immagino già i volti perplessi di buona parte dei miei lettori, ma il principio è più semplice di quanto sembri a prima vista e basterà un piccolo esempio per comprenderlo meglio.

Riempiamo d'acqua una pentola e mettiamola su un fornello della cucina. Le molecole di H₂O all'interno della pentola conterranno i due più comuni isotopi dell'Ossigeno (¹⁶O e ¹⁸O) in una determinata proporzione (diciamo, per comodità ¹⁶O = 99,76% e ¹⁸O =0,20%). Ora accendiamo il fornello e portiamo ad ebollizione producendo vapore acqueo: la molecole di acqua contenenti ¹⁸O (H₂¹⁸O) evaporano con maggiore difficoltà rispetto quelle che contengono ¹⁶O (H₂¹⁶O) – più correttamente si dice che esse hanno una tensione di vapore più bassa. Questo vuol dire che, man mano che l'evaporazione continua, l'acqua della pentola conterrà una percentuale di ¹⁸O sempre maggiore: l'isotopo più pesante è quindi più concentrato nel liquido bollente rispetto a quanto osservabile nel liquido a temperatura ambiente.

Tutto più chiaro adesso? Bene, con un ultimo sforzo cercherò ora di spiegare come il frazionamento isotopico ci permetta di ricavare informazioni su climi, ambienti e alimentazione nel passato, il tutto continuando a ragionare sui due isotopi più comuni dell'Ossigeno.

L'evaporazione dell'acqua non avviene solo quando la facciamo bollire. Se lasciamo mezzo bicchiere d'acqua in giro per casa vedremo che la quantità di liquido diminuirà, anche se lentamente, con il passare del tempo. L'acqua degli oceani evapora in continuazione, anche se non c'è nessun fornello acceso che la faccia bollire, essa tenderebbe, perciò, a perdere ¹⁶O e ad arricchirsi di ¹⁸O, tuttavia l'acqua evaporata torna ai mari, direttamente o indirettamente attraverso i fiumi, sotto forma di piogge e quindi il rapporto tra ¹⁶O e ¹⁸O si mantiene costante. Nelle fasi climatiche più fredde, tuttavia, le calotte polari e i ghiacciai perenni si estendono “imprigionando” acqua che non torna ai mari che, quindi, si arricchiscono di ¹⁸O. Nei periodi a clima più caldo, viceversa, lo scioglimento dei ghiacci immette nuova acqua in circolo che riequilibra il rapporto e che, se il clima è così caldo da provocare lo scioglimento di una quantità di ghiaccio molto elevata, può addirittura invertire la tendenza aumentando la concentrazione di ¹⁶O.

In pratica, nei periodi in cui il clima globale era più caldo dell'attuale si aveva una concentrazione maggiore di ¹⁶O rispetto a quella osservabile oggi, mentre si avevano valori di concentrazione minore quando il clima globale era più freddo. Resta solo un problema: dove trovare acqua “del passato” da cui ricavare i dati? Una prima possibilità sono i carotaggi condotti in ambienti la cui temperatura esterna non sia mai superiore agli 0° C (calotte polari o ghiacciai perenni), una seconda possibilità è quella di sfruttare, in modo indiretto, i gusci calcarei di piccoli organismi marini, i foraminiferi. I loro gusci sono composti, infatti, essenzialmente da carbonato di Calcio (CaCO₃) che, come visibile dalla formula chimica, comprende tre atomi di Ossigeno. Questo Ossigeno è ricavato direttamente dalle acque in cui i foraminiferi vivono (o vivevano) e, perciò, ne rifletteranno le percentuali di ¹⁶O e ¹⁸O: per una stessa località della terra i gusci di foraminiferi vissuti in epoche più fredde presenteranno valori di concentrazione di ¹⁸O più elevati, tanto maggiori quanto più freddo era il clima. Molti dei foraminiferi fanno parte del plancton che pullula nelle acque oceaniche e sul fondo degli oceani si ha una specie di pioggia continua di questi organismi morti che restano intrappolati nei sedimenti che, secolo dopo secolo, millennio dopo millennio continuano a formarsi. Bingo! A questo punto ho tutto ciò che mi serve: isotopi dell'ossigeno, campioni contenenti enormi quantità di organismi marini, strati e strati in grado di coprire intervalli cronologici estesi e databili con varie metodologie.

Con una serie di carotaggi dei fondali marini è quindi possibile ricostruire in modo puntuale le oscillazioni climatiche del passato. In pratica, si prelevano carote di sedimenti lunghe decine di metri, si campionano i sedimenti a distanze dell'ordine di alcuni centimetri e dai campioni si estraggono i foraminiferi. Si procede quindi con una misura del contenuto di ¹⁶O e ¹⁸O nei foraminiferi dei vari campioni e si traccia, calcolando i parametri opportuni, una curva delle variazioni rilevate in funzione della profondità. Datando opportunamente i vari campioni, infine, la curva può essere messa in relazione alla cronologia fornendoci perciò una misura delle oscillazioni nel volume dei ghiacci sulla Terra e, quindi, del clima.

Curva SPECMAP basata sugli isotopi dell'Ossigeno che illustra le oscillazioni climatiche degli ultimi 800.000 anni (Imbrie, J., J.D. Hays, D.G. Martinson, A. McIntyre, A.C. Mix, J.J. Morley, N.G. Pisias, W.L. Prell, N.J. Shackleton, 1984. The orbital theory of Pleistocene climate: support for a revised chronology of the marine oxygen isotope record, In: A. Berger, J. Imbrie, J. Hays, G. Kukla, B. Saltzman (Eds.), Milanković and Climate, Part 1-- NATO ASI Series, C126: 269-305; Reidel, Dordrecht)

In realtà quello che viene utilizzato per produrre le curve climatiche con gli isotopi dell'Ossigeno ( così come per gli studi sugli altri isotopi stabili) non è, in genere, né la semplice quantità dei due isotopi, né il semplice rapporto frazionario R = ¹⁸O/¹⁶O (l'isotopo più leggero viene messo al denominatore) detto Rapporto di abbondanza, ma una quantità diversa indicata dal simbolo d%0   che illustreremo nel prossimo post.