Nel 1896, il francese Henry Becquerel (1852-1908), professore di fisica presso il Musée d'Histoire Naturelle di Parigi, annunciava alla comunità scientifica la scoperta della proprietà di alcuni elementi naturali di emettere spontaneamente delle radiazioni. A questa scoperta arrivò casualmente. Studiando le proprietà di fluorescenza dei sali di uranio osservò infatti che alcune lastre fotografiche, lasciate per qualche tempo chiuse nelle loro scatole in vicinanza di tali sali, si impressionavano come se fossero state esposte alla luce. Furono così poste le basi della moderna geocronologia. Nel 1899, il fisico neozelandese Ernest Rutherford (1871-1937), all'epoca professore di fisica alla McGill University di Montreal, scopriva che le radiazioni emesse da sostanze radioattive sono costituite da tre diverse componenti da lui stesso "battezzate" radiazioni a (costituite da nuclei di Elio 4He), radiazioni b (identificate come elettroni) e radiazioni g (onde elettromagnetiche di altissima frequenza). Nel 1903, Pierre Curie (1859-1906) dimostrava che la disintegrazione degli elementi radioattivi è un processo esotermico, quindi la Terra non è, come postulava Kelvin, un corpo in raffreddamento, ma è essa stessa sorgente di calore.
Nel 1905, Ernest Rutherford e il chimico americano Bertram Borden Boltwood (1870-1927), riscontravano che la radioattività fornisce anche un metodo accurato per misurare l'età delle rocce e dei minerali che le costituiscono e quindi l'età della Terra. A questo scopo era necessario calcolare il tasso di accumulo di Elio (particelle a) generato per decadimento dell'uranio contenuto nei minerali radioattivi. Un anno dopo, nel 1906, Lord Rayleigh scopriva che alcuni elementi radioattivi, quali Uranio-238, Uranio-235, Torio-232, Rubidio-37, Potassio-40, Carbonio-14, erano presenti in tutte le rocce. Nel 1907, Bertram Borden Boltwood pubblicò la prima determinazione di età assoluta su tre campioni di uranite, ricavata in base al rapporto Uranio/Piombo negli stessi.
Nel 1913, un giovane 23enne nel suo libro "The Age of the Earth", descrisse ampiamente l'importanza della radioattività quale strumento determinante per valutare l'età della Terra e presentò inoltre la prima scala geologica dei tempi, "costruita" basandosi principalmente sullo spessore di serie sedimentarie e sulla produzione di Elio da rocce contenenti Uranio: il giovane, non ancora laureato, era Arthur Holmes (1890-1965). Nel 1923, ventisei anni dopo la scoperta di Becquerel, lo studio della radioattività delle rocce e la misura del tempo geologico vennero ufficialmente riconosciuti negli U.S.A quando il National Research Council of the Academy of Science costituì il Comitato della Misura del Tempo Geologico da Disintegrazione Atomica. Nel 1931, Holmes concludeva che l'età della Terra "è superiore a 1460 milioni di anni, è probabilmente non inferiore a 1600 milioni di anni ed è probabilmente molto più giovane di 3000 milioni di anni"; Le moderne stime dell'età della Terra sono basate esclusivamente su sistemi di decadimento radioattivo.
Le rocce più antiche della Terra, datate con il metodo Uranio/Piombo a circa 3800 milioni di anni, sono state rinvenute nell'area di Isua, a sud-ovest della Groenlandia. Stime analoghe o di età ancor più antica, sono state ottenute per rocce provenienti dalla regione dello Yellowknife (Canada) e dall'Australia sud-occidentale. Altre informazioni determinanti per stabilire l'età del nostro pianeta provengono dalla Luna e dai meteoriti. Infatti, astronomi e astrofisici sono concordi nel ritenere che tutto il sistema solare (comprendendo Sole, pianeti, asteroidi e comete) si formò circa 4600 milioni di anni fa per collasso e successiva condensazione di una nebulosa solare principalmente costituita da gas e polvere interstellare. Ipotesi peraltro già avanzata tre secoli prima da René Descartes (latinizzato in Cartesio) (1596-1650). Nella fase di collasso, la maggior parte della massa andò verso il centro a formare il proto-Sole e altre parti, rimasti nella nube, formarono pianeti e satelliti. Ogni differenza chimica tra asteroidi, pianeti e satelliti sarebbe legata ai fenomeni chimico-fisici avvenuti al momento della condensazione. Uno degli obiettivi principali delle missioni Apollo (1969-1972) fu quello di prelevare campioni di rocce lunari, costituiti da materiale regolitico, vetri, brecce e rocce solide, per studi di geocronologia.
Sono stati prelevati un totale di 381.69 kg di campioni dai quali, utilizzando i metodi di datazione assoluta Uranio/Piombo (U/Pb) e Rubidio/Stronzio (Rb/Sr), si è stabilito che le aree di altopiano sono le più antiche della Luna ed i campioni prelevati in tali settori hanno fornito date prossime a 4600 milioni di anni. La stessa età è stata desunta dalla misura delle abbondanze dei radioisotopi in campioni di meteoriti (condriti) rinvenuti in vari luoghi della superficie terrestre, a conferma dell'affascinante ipotesi di una origine comune, 4600 milioni di anni fa, del sistema solare. Concludendo, se da una parte si è giunti ad una stima più o meno definitiva dell'età della Terra, (4600 milioni di anni) è ancora aperta la questione della differenza tra questa età e quella trovata per le più antiche rocce terrestri (3800 milioni di anni). (tratto da articoli su internet)
Curiosità: Nel corso dei millenni, invece, sulla Terra il giorno, l'intervallo di tempo che va da un sorgere del Sole all'altro, si è allungato: il tempo che impiega la Terra a girare attorno al proprio asse, nel moto di rotazione, è lentamente cresciuto e tuttora continua a farlo.
Il fenomeno è dovuto all'attrazione gravitazionale esercitata dalla Luna sulla Terra, responsabile non solo delle maree, la variazione del livello delle acque marine. La forza di attrazione, infatti, si esercita anche su tutto il globo terrestre che tende a essere frenato e la sua rotazione viene frenata. Di conseguenza, il giorno si allunga.
Carbonio Elemento chimico di simbolo C e numero atomico 6, appartenente al gruppo IVB (o 14) della tavola periodica. È il costituente fondamentale di tutti i composti organici, biologici e non, e riveste quindi un ruolo molto importante nella vita degli organismi viventi.
Il carbonio ha peso atomico 12,01115 ed esiste in natura in tre forme caratterizzate da diversa struttura cristallina: il diamante, in cui ogni atomo è legato ad altri quattro atomi formando un reticolo con struttura tetraedrica; la grafite, in cui gli atomi sono disposti in modo da formare degli esagoni affiancati su piani orizzontali; e il carbonio amorfo, caratterizzato da un basso grado di cristallinità. Queste forme, che si differenziano in molte proprietà fisiche, hanno punti di fusione estremamente alti e, a temperatura ambiente, sono insolubili in tutti i solventi.
Una quarta forma di carbonio naturale è costituita da una intera classe di fullereni, il più famoso dei quali è il buckminsterfullerene.
Il carbonio ha la proprietà unica di combinarsi con se stesso per formare catene di atomi e anelli estremamente complessi. Per questo motivo esiste un numero idealmente infinito di suoi composti, tra cui i più comuni sono quelli che contengono carbonio e idrogeno. I primi composti di carbonio furono identificati in organismi viventi all'inizio del XIX secolo, e da allora lo studio del carbonio costituisce l'importante ramo della chimica noto come chimica organica.
Il carbonio è poco reattivo a temperatura ambiente, ma a temperature elevate reagisce facilmente con molti metalli per formare i carburi, e con l'ossigeno per formare il monossido di carbonio (CO) e il diossido di carbonio, noto anche come anidride carbonica (CO2). Forma inoltre composti con la maggior parte degli elementi non metallici, sebbene alcuni di questi composti, ad esempio il tetracloruro di carbonio (CCl4) debbano essere prodotti indirettamente. Il coke, una forma di carbonio amorfo, è usato per rimuovere l'ossigeno dai minerali formati da ossidi metallici per ottenere il metallo puro.
Sebbene rappresenti solo lo 0,025% della crosta terrestre, il carbonio è piuttosto diffuso in natura, in particolare sotto forma di carbonati. Il diossido di carbonio è un importante costituente dell'atmosfera ed è la fonte di carbonio più importante per gli organismi viventi. Nel processo di fotosintesi, le piante trasformano diossido di carbonio in composti organici complessi, che vengono successivamente utilizzati da altri organismi.
Allo stato amorfo il carbonio si trova, in vari gradi di purezza, nel carbone, nel coke, nel nero di gas e nel nerofumo. Il nero di gas è prodotto bruciando idrocarburi liquidi come il kerosene in difetto d'aria, e raccogliendo il fumo in una camera separata; per lungo tempo è stato usato come pigmento nero negli inchiostri e nelle vernici, ma attualmente è stato sostituito dal nerofumo, composto da particelle più sottili e ottenuto dalla combustione incompleta del gas naturale. Il nerofumo è utilizzato come stucco e come rinforzante nell'industria della gomma.
Oltre alle numerose applicazioni industriali, il carbonio ha importanza anche nel settore scientifico. Nel 1961 l'isotopo più comune, il carbonio-12, fu scelto per sostituire l'ossigeno-16 come standard per i pesi atomici.
Gli isotopi di peso atomico 13 e 14 sono largamente usati come traccianti isotopici nella ricerca biochimica. Il carbonio-14, noto anche come radiocarbonio, è un isotopo radioattivo che viene prodotto in continuazione nell'atmosfera per cattura dei neutroni della radiazione cosmica da parte dei nuclei di azoto; è incorporato in tutti gli organismi viventi e quando questi muoiono, il contenuto di carbonio-14 decresce, con tempo di dimezzamento di circa 5760 anni. L'analisi del rapporto tra carbonio-12 e 14 presente in un organismo rappresenta la base del cosiddetto metodo di datazione al radiocarbonio, che permette la stima dell'età dei fossili e di altri materiali organici. Inoltre.....
Equazione di riferimento:
t = 1/λ · ln {1+ (Sr86 · [(Sr87/Sr86)p – (Sr87/Sr86)i]) : (Rb87)} ..... quindi
= 1/λ ln{i + (Sr86/Rb87) · [(Sr87/Sr86)p – (Sr87/Sr86)i]}
Ø dove (Sr86/Rb87) e (Sr87/Sr86)p sono misurabili, mentre (Sr87/Sr86)i deve essere conosciuto;
Ø Sr86: è il numero di atomi di Sr86 nel minerale;
Ø Sr87: è il numero di atomi di Sr radiogenici e cioè originatesi per decadimento radioattivo in un dato volume;
Ø (Sr87/Sr86)p = rapporto dei due isotopi dello Sr presenti al momento dell’analisi dopo un certo tempo t;
Ø (Sr87/Sr86)i = rapporto dei due isotopi di nello Sr comune o INIZIALE;
Fino al 1959 il valore del rapporto (Sr87/Sr86)i era ritenuto essere di 0,712. Oggi invece viene determinato sperimentalmente per rocce subattuali, mentre per rocce e minerali antichi viene calcolato nel seguente modo: (si riprende l’equazione precedente trascritta in termini esponenziali):
(Rb87/Sr86)(eλ t - 1) = (Sr87/Sr86)p – (Sr87/Sr86)i
In questa nuova equazione i rapporti che noi misuriamo avranno una relazione lineare se “t” e (Sr87/Sr86)i sono costanti. Ciò si verifica se:
-
I campioni di vari minerali (come ad esempio miche, feldspati, ecc.) e della roccia totale presi nelle varie parti di un sistema roccioso si sono formati contemporaneamente;
-
Il rapporto (Sr87/Sr86)i era lo stesso in tutta la massa rocciosa;
-
I singoli minerali sono rimasti sistemi chiusi rispetto alla mobilità di Rb e Sr;
Se riportiamo in un diagramma [(Rb87/Sr86); (Sr87/Sr86)p] i valori misurati per i vari campioni di minerali e di roccia di un dato corpo roccioso, questi si disporranno secondo una retta detta isocrona la cui pendenza è proporzionale all’età e la cui ordinata all’origine dà il valore di (Sr87/Sr86)i.
Cioè, in formule:
t = 1/λ · ln (1+ tgα),
dove
tgα = Δ Sr87 /Δ Sr86
In pratica occorre un certo numero di punti ben distribuiti nel diagramma sopra illustrato per avere una buona stima dell’età e del rapporto (Sr87/Sr86)i.
Si noti, comunque, che i campioni corrispondenti a punti con basso valore del rapporto (Sr87/Sr86)p permettono di restringere i limiti di errore (quello connesso con la misura), nella determinazione del valore “vero” del rapporto (Sr87/Sr86)i.
Inoltre, campioni molto ricchi in Sr87 forniscono invece maggior precisione nel determinare la pendenza della retta e di conseguenza l’età della roccia indagata.
Se al limite si avessero solo misure nella zona centrale della retta, i limiti d’errore nei due valori ricercati sarebbero alquanto alti.
DATAZIONE DI MINERALI E ROCCE GEOCHIMICAMENTE ALTERATE
Capita spesso che le età di una roccia o di un minerale ottenute con metodi differenti non concordino fra di loro (tenendo conto, cioè prescindendo, dai limiti imposti dalle incertezze delle costanti di decadimento), oppure che non si accordino con la storia geologica documentata da altri parametri. In questo caso è chiaro o presumibile che ci sia stato un certo trasferimento di materia (ioni) dalla o nella roccia o nei minerali (i cui sistemi relativi non sono rimasti chiusi); questo processo e fenomeno è molto più comune di quanto si pensasse anche solo 10 anni fa. Vi contribuisce molto anche il fenomeno della diffusione nei solidi che, lentissimo in tempi sperimentali, diventa significativo in tempi geologici e viene accelerato (inoltre!) anche dagli aumenti di temperatura (cioè dagli eventi termici connessi con il metamorfismo regionale o locale).
METODO Rb-Sr
Rb --> 86Rb à 72,12% (stabile)
--> 87Rb à 27,83% radioattivo per emissione di beta
La vita del 87Rb è di circa 50 miliardi di anni (riferito al tempo di dimezzamento), e si tratta anche di un elemento altamente incompatibile (tende a seguire K).
Si devono sempre cercare i rapporti degli isotopi che sono più facili da vedere con lo spettroscopio (ricordo che lo Sr ha lo 87Rb 7,02%, 88Rb 82,56%, 86Rb 9,86%, 84Rb 0,56%).
1. Composizione isotopica di O2; queste sono le correlazioni più importanti: di solito sono effettuate su O18 (che sarebbe l’isotopo pesante dell’ossigeno), e su O16; infatti, il rapporto tra i 2 isotopo sopra citati è in funzione della temperatura dell’ambiente, pertanto studiando il rapporto tra i 2 isotopi presenti nei gusci degli animali si vede un trend che cambia in parallelo al rapporto che essi hanno nelle acque marine al momento del loro fissaggio. Di conseguenza se il guscio nel corso del tempo non è stato riscaldato (processi diagenetici o vulcanesimo), il suo studio mi permette di ricostruire i rapporti che O18 e O16 avevano nelle acque marine: al momento della loro cattura. Estendendo il ragionamento ne consegue che il rapporto tra i 2 isotopi è direttamente legato alle variazioni climatiche collegate alla formazione delle calotte glaciali. Poiché O16 è più leggero esso tende ad evaporare più facilmente mentre se precipita, e rimane congelato per milioni di anni, impoverisce il mare della componente O16 e l’arricchisce in O18 (che di conseguenza si appesantisce). Quando poi la calotta torna sciogliersi O16 torna in mare e i rapporti tra i 2 isotopi tornano ad essere normali!
Esempio di una tabella con rapporti tra O18 e O16: gli intervalli freddi sono numeri dispari mentre quelli caldi sono dati da numeri pari. Il rapporto 0 è quello ideale di equilibrio.
2. Un altro metodo è legato a C (o Carbonio): esso possiede 3 isotopi fondamentali 12 e 13 che sono abbastanza stabili mentre il 14 è instabile. Quest’ultimo è anche quello che ha il minore tempo di dimezzamento (5.000 anni), e quindi per gli ultimi 50.000 anni è il migliore da usarsi. Di solito si osserva il di scostamento di C12 e C13 rispetto allo standard. La chimica in questo caso è differente da quella dell’Ossigeno. Il carbonio non risentendo delle variazioni di temperatura ha un comportamento opposto a quello dell’ossigeno, di conseguenza non risente di alcun riscaldamento di tipo diagenetico o vulcanico. È per questo motivo che è molto utile per un vasto intervallo nella scala cronostratigrafica. Nei diagrammi è possibile osservare una certa ciclicità dell’andamento di C: è abbastanza simile alle curve di Viel. Grazie ad esso è stato possibile individuare le seguenti anomalie:
a) Cretaceo – Terziario;
b) Paleocene – Eocene;
c) Messiniano – fine Messiniano;
Esso viene usato anche per definire le paleo batimetrie: in sintesi anomalie positive (+) corrispondono a livelli più alti del mare e viceversa. Questo è un aspetto molto utile per integrare le analisi provenienti da discipline differenti.
Il carbonio13 è usato per identificare il passaggio Paleocene-Eocene e fine Messiniano. Infatti, lungo la sezione di Gubbio (ottenuta con carote) si osservano delle anomalie negative nei passaggi di età: la correlazione dei rispettivi limiti fatta si base biostratigrafia darebbe una certa discrepanza con quella ottenuta col C13. Successivamente si è scoperto che il limite era stato studiato male e questa revisione dimostrò l’esatta sovrapposizione tra il limite biostratigrafico e quello ottenuto proprio col C13 (in questo caso l’elemento isotopico ha permesso di correggere pesantemente quello biostratigrafico).
- Un altro metodo è dato dall’utilizzo dello Stronzio: esso è molto importante in geologia per le correlazioni con il Rubidio 87 e serve per costruire una scala con forti analogie con quella di C. Esso lo si trova sempre nei carbonati, (parte dal Giurassico superiore ed arriva fino ad oggi). La sorgente non dipende solamente dalla composizione di acqua marina a sua volta legata dagli apporti che arrivano dalle aree continentali, ma c’è anche un apporto endogeno e quindi esiste un possibile elemento perturbante dato da una maggiore o minore attività idrotermale nel tempo e di conseguenza vi sono più o meno difficoltà ad inquadrarlo.
Il rapporto che si usa è 87Sr/Sr86 che non ci dà sempre delle fluttuazioni climatiche ma vi possono anche essere altri processi indipendenti, come quelli legati ai cicli magmatici, che inquinano il rapporto originario: bisogna pertanto prestare molta attenzione all’utilizzo di questo parametro per costruire fluttuazioni climatiche nel tempo.
La scala fatta con lo Stronzio86-87 prende in considerazione la grande espansione dei fondali oceanici del Giurassico-Cretaceo che la influenza profondamente: infatti nel diagramma relativo vi è una forte fluttuazione e si abbassano i valori in relazione alla crosta acida. Questa variabilità appena descritta è differente e indipendente da quella del carbonio.
Sia lo strato superiore sia quello inferiore sono coinvolti nella convezione, anche se in misura e con modalità differenti
Una nuova ricerca pubblicata sulle pagine della rivista “Nature” affronta un'annosa questione delle scienze della Terra: come conciliare gli attuali modelli convettivi del mantello terrestre con la presenza di antichi gas nobili nelle rocce vulcaniche.Un gruppo di ricerca frutto della collaborazione tra la Rice University e l'Harvard University ha infatti sviluppato un nuovo modello per spiegare in che modo elio, neon e argon vengano persi dall'interno della Terra durante la convezione del mantello. "Secondo la maggior parte dei modelli esistenti, la convezione avrebbe dovuto depauperare ampiamente il mantello di gas nobili, a meno che parte o tutto del mantello inferiore sia rimasto in qualche misura isolato”, ha commentato Helge Gonnermann, docente di scienze della Terra della Rice. "Così siamo andati a verificare se ci potesse essere un meccanismo in grado di preservare gli antichi gas nobili nel mantello inferiore senza con ciò mettere in forse lo schema complessivo della convezione.”L'elio-3, per esempio, non può essere creato da alcun processo all'interno della Terra, e si ritiene perciò che tutto quello che si osserva di questo isotopo sia ciò che resta della formazione planetaria. Pertanto, via via che i cicli convettivi si susseguono, i geochimici si aspettano di rilevare sempre meno elio-3: è infatti ciò che si riscontra nella maggior parte dei basalti che si formano dalla lava che fuoriesce dalle dorsali oceaniche, a parte alcune eccezioni rilevate nelle Hawaii e in altre isole. Il nuovo modello prevede che sia il mantello superiore sia quello inferiore siano coinvolti nella convezione, anche se in misura e con modalità differenti: mentre il mantello superiore è stato ampiamente degassificato per via di diversi cicli tettonici, la parte inferiore ha subito all'incirca un solo riciclo negli ultimi 4,5 miliardi di anni.Il continuo mescolamento delle placche di subduzione nel mantello inferiore ha avuto come effetto la diluizione della concentrazione degli antichi gas nobili, che in tal modo vengono estratti in quantità sempre minori. Di conseguenza, circa il 40% dell'antico elio-3 può essere presente nel mantello inferiore, sebbene quest'ultimo possa aver subito un solo ciclo tettonico. "Contrariamente alla visione convenzionale, secondo cui il ciclo tettonico del mantello inferiore avrebbe dovuto produrre un notevole mescolamento tra la parte inferiore e quella superiore del mantello, cancellando le differenze nella concentrazione dell'elio-3, abbiamo riscontrato che il ciclo del mantello inferiore praticamente bypassa quello superiore”, hanno spiegato i ricercatori. "I processi di subduzione e il mescolamento nel mantello inferiore sono bilanciati dai pennacchi ricchi di elio-3, che provengono dal mantello inferiore, ricchi di elio-3, senza mescolarsi in modo significativo mentre attraversano il mantello superiore.” (fc)(28 maggio 2009) © Le Scienze
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