Un discorso epistemologico sulla complessità nelle Scienze della

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spiriamo, ci troveremmo di fronte ad un guscietto di soli 2 mm di spessore. L’ozono presente nell’alta atmosfera viene prodotto in continuazione dalla radiazione ultravioletta ma è un gas instabile, di breve durata, perché i legami fra i tre atomi di ossigeno che lo compongono sono molto labili. Ora, ciò che si osserva è che l’equilibrio esistente tra ozono prodotto e ozono distrutto non è il banale risultato di un bilancio in pareggio: il sistema è tarato per neutralizzare la radiazione ultravioletta, qualunque sia la sua intensità, e tutto induce a ritenere che funzioni a questo modo da quando nell’atmosfera è stata presente una quantità adeguata di ossigeno (si ritiene 1’1% di quella attuale). L’ozono presente nello schermo assorbe infatti anche quella porzione di radiazione ultravioletta che è attiva nella formazione dell’ozono stesso, cioè quella capace di scindere l’ossigeno molecolare O 2 in ossigeno atomico, che ricombinandosi con altro ossigeno molecolare dà appunto l’ozono. Per cui, è vero che più radiazione ultravioletta c’è, più ozono si forma. Ma più ozono si forma, più radiazione viene assorbita. In queste condizioni, la concentrazione in ozono presente in un certo momento sarà esattamente quella che serve a neutralizzare la radiazione incidente. Si consideri tra l’altro che all’aumentare dello spessore di ozono nell’atmosfera aumenta in maniera straordinaria la sua capacità di assorbire proprio quella porzione di ultravioletto che arreca il massimo danno al DNA. Lo schermo in altre parole è strutturato in modo tale da essere sempre abbastanza effi ciente da proteggere noi e gli altri esseri viventi. Quello che non sappiamo è se tale schermo sia pronto a reagire in tempi veloci ad una prolungata e massiccia immissione nell’atmosfera di sostanze che liberano cloro, sostanza che attiva uno dei più effi cienti cicli catalitici in grado di distruggere l’ozono: Cl + O 3 = ClO (monossido di cloro) + O 2 Il ClO reagisce con un atomo di ossigeno derivante dalla fotodissociazione di un altro atomo di O 3 e libera il cloro, che può così iniziare nuovamente il suo ciclo: ClO + O = Cl + O 2 I CFC immessi dall’uomo liberano infatti cloro nell’alta atmosfera e nella stratosfera, causando la progressiva erosione dello strato di ozono. Se tale impoverimento non viene compensato nel breve periodo, si determina una diminuzione di temperatura (l’ozono costituisce un gas serra molto effi cace) e le radiazioni ultraviolette hanno via libera per raggiungere la superfi cie terrestre. Questo è un pericolo veramente nuovo ed imprevisto per il buon funzionamento dello schermo, nonostante che esso sia attivo (e con indubbia effi cacia, a quanto pare) da oltre un miliardo di anni. Sarebbe quindi opportuno che almeno in questa circostanza non si facesse troppo affi damento sulle doti di riequilibrio a breve termine del sistema. Un po’ di ul- 16 travioletto è indispensabile alla vita, non fosse altro che per la sintesi della Vitamina D, e probabilmente i rischi complessivi da irradiazione per gli organismi superiori (ma gli altri?) non sono poi così gravi. Ḕ invece forse più preoccupante l’infl uenza sull’effetto serra. Anche l’attività vulcanica libera sporadicamente grandi quantità di cloro che possono raggiungere l’atmosfera, sconvolgendo l’equilibrio creazione-distruzione dell’ozono. Si è tuttavia osservato che il sistema è in grado di riequilibrarsi in 2-3 anni. Il vero pericolo sembrava dunque costituito dalle massicce immissioni di cloro da parte dell’uomo, fi nché una effi cace normativa non ha portato al bando dei CFC. Un gas anomalo ma indispensabile: come ottenere e mantenere ossigeno a suffi cienza Per produrre l’ozono è naturalmente necessaria la presenza nell’atmosfera di un certo tenore di ossigeno, che peraltro è essenziale per il ciclo vitale della stragrande maggioranza degli esseri viventi. Un pianeta vecchio di miliardi di anni che presenta un’atmosfera ricca di un gas così reattivo come l’ossigeno è chiaramente una anomalia. Il passaggio da una atmosfera riducente, ricca di CO 2 , ad una ossigenata è considerato comunemente il risultato dello sviluppo dell’azione fotosintetica negli oceani. L’ossigeno sarebbe un sottoprodotto del mondo vegetale che pian piano è andato ad arricchire, dapprima gli oceani, poi l’atmosfera, mentre l’evoluzione biologica produceva organismi ossigeno-dipendenti. Questo processo lineare nasconde una lunga storia in cui è coinvolto in modo determinante e per tempi lunghissimi anche il sistema esogeno continentale. Le prime rocce sottoposte all’azione di alterazione chimica e disgregazione meccanica erano sicuramente rocce silicatiche analoghe a quelle che conosciamo oggi. Dobbiamo anche immaginare che, in assenza di copertura vegetale, l’idrolisi dei silicati ed il trasporto dei materiali prodotti negli oceani fossero anche più intensi di oggi. Inoltre, non abbiamo nessuna evidenza che il destino fi nale degli otto elementi costituenti fondamentali della crosta terrestre coinvolti nell’idrolisi fosse allora diverso da quanto avviene oggi: i tre più abbondanti (ossigeno, silicio ed alluminio) si riaggregano ben presto a costituire minerali di neoformazione, le argille, coinvolgendo nel processo soprattutto potassio e magnesio; sodio, potassio e magnesio non coinvolti in questa ricostituzione vengono trasportati in soluzione e vanno ad arricchire la salinità degli oceani; il calcio fi nisce in mare sotto forma di bicarbonato. Rimane da esaminare il destino del ferro, presente in quantità (in prevalenza allo stato bivalente) in moltissime rocce primarie, soprattutto quelle basiche (che dobbiamo immaginare allora largamente dominanti, non essendoci ancora una netta differenziazione tra crosta oceanica e crosta continentale). I composti di ferro bivalente sono in generale solubili in Geoitalia 36, 2011
acqua, mentre non lo sono i composti di ferro trivalente, che si possono produrre solo in ambiente altamente ossidante. Per tale motivo, oggi il ferro liberato dalle rocce sottoposte ad idrolisi nei continenti precipita in gran prevalenza sotto forma di ossidi insolubili come l’ematite, misti eventualmente ad idrossidi. Nei climi temperati si originano in tal modo la “limonite’’ e le “terre rosse’’, mentre sono del tutto marginali, perché tipici di ambienti riducenti, i depositi sotto forma di solfuri o di carbonati. Nei climi intertropicali il prodotto più caratteristico dell’attacco alle rocce silicatiche è invece la “laterite’’, dal caratteristico colore rosso cupo, talora presente su aree estesissime sotto forma di veri crostoni di sali ferrici della potenza di decine di metri, in cui spesso si concentra anche l’alluminio (quando è prevalente, precipitato sotto forma di idrossido insolubile, si hanno le “bauxiti’’). Il poco ferro che sfugge a questo destino fi nisce, pare soprattutto sotto forma di complessi colloidali, negli oceani, dove a contatto con l’acqua salata avverrebbero fenomeni di fl occulazione, comuni anche ai minerali argillosi. Lo stato di ossidazione sotto cui si conserverà il ferro nei sedimenti dipenderà, in parte dall’ambiente chimico-fi sico che caratterizza l’interfaccia acqua-sedimento, in parte da quello che domina nel corso della diagenesi precoce, nei pochi centimetri o decimetri al disotto dell’interfaccia deposizionale. Oggi in questo ambiente, che prelude all’infossamento defi nitivo dei depositi, dominano situazioni caratterizzate da scarsità di ossigeno (anossiche): tutto l’ossigeno disponibile viene consumato nell’ambito dei pochi centimetri o decimetri di sedimento fresco superfi ciale ad opera del mondo microscopico aerobio, nel corso della demolizione della sostanza organica. Al disotto è il campo di azione degli anaerobi, per cui vi dominano soprattutto ammoniaca e acido solfi drico. Se poi i fondali sono già anossici, questa situazione è già presente all’interfaccia deposizionale. In entrambi i casi, il ferro proveniente dai continenti ha molte probabilità di essere conservato nei sedimenti marini sotto forma di fi ni pigmenti di solfuri dal colore bluastro-nerastro (e questo spiega ad esempio il colore grigiastro o plumbeo di moltissimi depositi argillosi e argilloso-arenacei, ben noti agli stratigrafi di tutto il mondo). Contrasta in modo stridente con questa situazione il record geologico, che non registra depositi continentali arrossati dalle rocce più antiche fi no al Precambriano medio, diciamo fi no ad un paio di miliardi di anni fa, e riscontra invece fi no ad allora una presenza massiccia di ferro rosso (in genere sotto forma di sottili alternanze di ematite e di silice, note come banded ironstone), nei più antichi depositi marini conservati fossili un po’ in tutti continenti. Formazioni di “ferro a strisce” di questo tipo non si ritrovano più da allora. C’è quindi un momento nella storia della Terra in cui il ferro ha iniziato a venire bloccato sui continenti sotto forma di ossido e idrossido ferrico, e questo non poteva avvenire che in presenza di una atmosfera ossidante. La storia che si ricostruisce dei primordi della Terra vede l’habitat marino occupato, a partire da almeno 3,2 miliardi di anni fa, da organismi a metabolismo fotosintetico che prosperavano in un ambiente acqueo gradualmente arricchito di sali vari trasportati in soluzione da torrenti e fi umi. L’ossigeno prodotto nel corso della fotosintesi costituiva molto probabilmente un sottoprodotto velenoso, ma il ferro trasportato al mare sotto forma bivalente lo asportava dall’acqua, trasformandosi in ossidi trivalenti che precipitavano sul fondo. Se da un lato questo processo chimico provvedeva effi cacemente a rimuovere dall’ambiente acqueo l’ossigeno e quindi ad abbassarne il livello di tossicità per gli organismi viventi, ne impediva dall’altra la diffusione verso l’atmosfera. Nell’effi cace sintesi di Vittori (1980) “il meccanismo che produceva ossigeno (la fotosintesi) e quello che lo rimuoveva (precipitazione di ossido di ferro) davano luogo ad una specie di cortocircuito, nel senso che agivano nello stesso luogo e l’uno contemporaneamente all’altro. Le strisce alternate ricche e povere di ferro che si osservano nei depositi sono considerate indicative di periodi in cui variava la domanda (da più pressante a meno pressante) di rimozione da parte dell’habitat vitale. In defi nitiva l’ossigeno che la vita produceva liberandolo nell’ambiente non cambiava apprezzabilmente 1’atmosfera del pianeta. Se si fa risalire l’inizio della fotosintesi a 3,2 miliardi di anni fa, si può dedurre che l’ossigeno non apparve al di fuori dell’habitat marino per altri 1,2 miliardi di anni. Veniva infatti rimosso dal ferro solubile per precipitazione là dove esso si formava. Quando gli organismi furono in grado di adattarsi all’ambiente con l’acquisizione di mezzi autonomi per disintossicarsi dall’ossigeno ambientale (fu necessario più di un quarto della vita attuale del pianeta) allora l’ossigeno non rappresentò più un pericolo per la loro sopravvivenza. Si moltiplicarono e la quantità di ossigeno che veniva immessa nell’ambiente aumentò in crescendo con il loro sviluppo. L’ossigeno cominciò così a sfuggire dal ristretto ambiente che lo produceva per entrare nell’atmosfera. Ed è in questa fase dell’evoluzione del pianeta che il “ferro a strisce’’ scompare dai ricordi per far posto al “ferro rosso’’ dei depositi continentali”. Ricordiamo che quando l’ossigeno accumulatosi nell’atmosfera raggiunse appena 1’1 % della concentrazione attuale, iniziò a formarsi lo scudo di ozono con i suoi effetti di difesa, già esaminati, dal letale ultravioletto. Con un tale scudo embrionale a disposizione, lo spessore di acqua necessario per difendersi dalle radiazioni si ridusse ad un centimetro: nulla impediva a questo punto agli organismi di occupare la distesa dagli oceani e di crescere ed evolvere all’interno di questo immenso orizzonte. E lo sviluppo stesso liberò ancor più ossigeno. Quando la concentrazione di Geoitalia 36, 2011 17
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