Negli anni Settanta dello scorso secolo, quando ero bambino, nei libri per ragazzi il lunghissimo periodo tra la formazione della Terra, che già si sapeva essere avvenuta all’incirca 4,6 miliardi di anni fa, e l’inizio del Paleozoico, 541 milioni di anni fa, veniva un po’ sbrigativamente chiamato “Precambriano”, e i libri cominciavano di fatto con l’esplosione della vita invertebrata nel Cambriano. E significativamente, non ci si faceva troppi problemi per l’estinzione K-T, niente meteoriti, della teoria degli Alvarez si iniziava appena a parlare, e oltretutto per il punto dell’impatto gli Alvarez non parlavano dello Yucatan, ma dell’Islanda.
Il Caotiano, prima era dell’Adeano
La Commissione Internazionale di Stratigrafia [1] riconosce solo un “eone” iniziale, l’Adeano [2], non suddiviso in ere [3].
Nel 2010 però Colin Goldblatt [4], allora all’Ames Research Center della NASA, propose un eone ancor più antico che contenesse la formazione della Terra dalla nebulosa protoplanetaria: il Caotiano [5]. Per formalizzare ulteriormente le prime fasi della storia della Terra, Goldblatt suddivise il Caotiano in ere, e lo fece terminare con la formazione della Luna secondo la teoria del c.d. “impatto gigante”. A partire dal successivo Adeano, la Terra avrebbe iniziato a differenziarsi dagli altri corpi del Sistema Solare. A mio umile giudizio, è però preferibile una semplice suddivisione, peraltro utilizzata anche da altri [6], dell’Adeano in Caotiano e Zirconiano. Il Caotiano non sarebbe quindi un eone, ma un’era dell’Adeano, rispettando così la suddivisione ufficiale degli eoni.
La nascita della Terra è tradizionalmente fissata a 4.600 Myr (milioni di anni fa [7]). Questa datazione è stata eseguita, ancora a metà ventesimo secolo, grazie al calcolo del contenuto in piombo (derivato dal decadimento di uranio e torio) presente all’interno di alcune condriti. Corrisponde al momento della formazione delle prime inclusioni ricche di calcio e alluminio che datano la nascita del Sistema solare.
Ulteriori misure, più precise, hanno posizionato l’età della Terra a 4.540 ± 5 Myr (4.54 × 109 ± 1% anni) [8]. Questa datazione è basata sulle evidenze date dai computi radiometrici sulle meteoriti, ed è in accordo con le datazioni radiometriche dei campioni lunari portati dagli astronauti dell’Apollo e delle rocce terrestri più antiche conosciute. Una “inclusione ricca di calcio e alluminio” (CAI) è un’inclusione refrattaria ricca di calcio e alluminio che si trova in alcune meteoriti primitive. Si tratta di inclusioni chiare le cui dimensioni vanno da meno di un millimetro fino a circa un centimetro. Queste inclusioni, essendosi formate, secondo il metodo di datazione dell’uranio-piombo, 4.567,30 ± 0,16 Myr, sono tra le sostanze più antiche presenti nel Sistema Solare e forniscono un limite inferiore all’età del Sistema Solare [9]. Altra datazione è stata quella del manganese-cromo dei condruli (4.571 Myr). Nel 1979 la datazione del meteorite ferroso di Mundrabilla (Australia occidentale) con il metodo dell’argon determinò un’età di 4.570 ± 60 Myr.
Si ipotizza che il processo di accrezione della Terra iniziò subito dopo la formazione delle inclusioni ricche di calcio e alluminio nelle meteoriti. Poiché la durata esatta di questo processo di accrezione non è ancora nota, e i modelli a computer danno risultati molto diversi, con un’estensione temporale compresa tra un milione e 100 milioni di anni, l’età esatta della Terra è difficile da determinare.
Si immagina che la Terra fosse inizialmente allo stato fuso, a causa del calore generato dagli impatti meteoritici e dalla contrazione gravitazionale, e che questa condizione abbia permesso una differenziazione del protopianeta terrestre in strati concentrici, con un nucleo di elementi pesanti, un mantello e una proto-crosta formata da elementi leggeri.
La Terra ha avuto una sua atmosfera fin dai suoi primordi, ma questa ha subito notevolissimi cambiamenti nel corso dell’Adeano, fino alla stabilizzazione della sua composizione che ha reso possibile lo sviluppo della vita aerobica [10]. La Prototerra (che alcuni propongono di chiamare Gaia, altri Tellus) aveva molto probabilmente ritenuto come atmosfera una certa quantità dei gas presenti nella nebulosa protoplanetaria: idrogeno, vapore acqueo, metano, ammoniaca. Questa atmosfera primitiva deve essere stata spazzata via dall’intenso vento solare prodotto dalla nostra stella.
La seconda atmosfera terrestre fu prodotta dalle emissioni di gas dovute al magma liberato dall’intensa attività vulcanica. Questi gas erano essenzialmente vapore acqueo, azoto ed anidride carbonica. Modelli alternativi, basati sullo studio dei gas rilasciati dagli impatti meteoritici, descrivono un’atmosfera primordiale composta da metano, idrogeno, vapore acqueo, azoto ed ammoniaca [11].
La formazione della Luna, in base alla datazione isotopica dei campioni di roccia lunare portati sulla Terra dagli astronauti delle missioni Apollo, risale a 4.527 ± 10 Myr, cioè circa 50 milioni di anni dopo la formazione del sistema solare.
Storicamente sono state avanzate svariate ipotesi sulla formazione della Luna [12], ma quella che oggi è maggiormente accettata (e data per buona a livello divulgativo) è la c.d. “ipotesi dell’impatto gigante”. In uno dei punti lagrangiani dell’orbita della Prototerra si sarebbe trovato anche un altro pianeta primitivo, che è stato battezzato Theia. Quando l’accrezione dei materiali protoplanetari fece diventare Theia circa delle dimensioni di Marte, la sua orbita divenne instabile e alla fine ci fu un enorme impatto cosmico tra la Prototerra e Theia: mentre gran parte di Theia si fuse con gli strati interni della Prototerra, l’anello di detriti provenienti dal mantello terrestre si sarebbe condensato in pochissimo tempo, formando il nostro satellite [13]. Il grande impatto con Theia non solo diede origine alla Luna, ma provocò tali sconvolgimenti nella Terra primitiva che si potrebbe parlare, se così si può dire, di una sua “ri-formazione”.
Molte rocce provenienti sia dalla Prototerra che da Theia letteralmente evaporarono, mescolandosi ai gas dell’atmofera terrestre, con un oceano di magma sovrastato da un’atmosfera composta da idrogeno, monossido di carbonio, vapore acqueo ed anidride carbonica. Il successivo raffreddamento portò al solidificarsi del magma nella crosta e al condensarsi del vapore acqueo a formare gli oceani. L’anidride carbonica dell’atmosfera reagì con le rocce dei fondali oceanici formando carbonati, che vennero via via subdotti dall’attività tettonica. Nel giro di 20-100 milioni di anni dall’impatto, la maggior parte dell’anidride carbonica presente sarebbe così stata assorbita all’interno del mantello [14]. La differenziazione tra nucleo ferroso e mantello potrebbe essersi completata a circa 4.450 Myr.
In questo periodo la Terra non aveva ancora chiaramente iniziato quella sua peculiare storia naturale che la avrebbe resa così unica, nei milioni di anni successivi, rispetto agli altri corpi celesti del Sistema Solare. Importanti elementi sull’origine del nostro pianeta possono così essere ricavate dalle meteoriti e soprattutto dalla Luna, che rappresenta in un certo senso un fossile vivente del periodo del bombardamento meteoritico (detto “Imbriano inferiore”), che interessò anche la Terra primitiva, durante il quale si formarono i crateri da impatto del Mare Nectaris e successivamente del Mare Imbrium. Questi “mari” lunari sono stati riempiti da materiale basaltico proveniente dalla crosta inferiore. Anche sulla Terra si formarono crateri dovuti a questo intenso bombardamento, anche più estesi a causa della maggiore massa del nostro pianeta.
I 196 milioni di anni del Caotiano non hanno lasciato tracce solide, a parte la formazione della Luna. Nessuna roccia crostale era nota per essere sopravvissuta a questo intenso bombardamento meteoritico che ha colpito la Terra tra 4.550 e 4.030 Myr fa, età quest’ultima dei componenti più antichi conosciuti nel gneiss Acasta del Canada nord-occidentale, prima del ritrovamento di zirconi detritici in sedimenti metamorfosati a Mt Narryer e Jack Hills nella Narrier Gneiss Terrane, Yilgarn Craton [15], Australia occidentale, databili 4.276 Myr. La scoperta più notevole è stata quella, nelle Erawandoo Hills, sempre nelle Jack Hills australiane, di una roccia metasedimentaria contenente uno zircone detritale con un’età vecchia di 4.404 ± 8 Myr, circa 130 milioni di anni più vecchio di qualsiasi altro zircone precedentemente identificato sulla Terra [16].
In questo vero e proprio fossile geologico, i rapporti isotopici dell’ossigeno magmatico indicano che il materiale sopracrustale ha subito un’interazione a bassa temperatura con un’idrosfera liquida. Questo zircone è perciò la prova più antica dell’esistenza della crosta continentale e degli oceani terrestri, e segna il limite superiore del Caotiano [17].
Lo Zirconiano, seconda era dell’Adeano
Nella nostra ricostruzione storica naturale, lo Zirconiano partirebbe proprio dalla data del più antico zircone ritrovato, quindi 4.404 ± 8 Myr [18]. Affioramenti rocciosi dell’Adeano sono estremamente rari: ne sono stati identificati, come detto, in Groenlandia occidentale, dove sono stati ritrovati zirconi vecchi di 3.800 Myr, in Canada nordoccidentale e in Australia occidentale.
Questo eone venne definito per la prima volta dal geologo Preston Cloud nel 1972 allo scopo di dare un nome al periodo antecedente la formazione delle rocce più antiche sulla Terra. Sono state proposte ulteriori suddivisioni sia per il Caotiano che per l’Adeano, ma a nostro avviso, date le poche evidenze fattuali e per contro i forti elementi ipotetici e speculativi che ancora rimangono, queste non hanno molto senso.
L’Adeano è durato 373 milioni di anni: la sua fine è posta a a 4.031 ± 0,3 Myr, l’inizio dell’eone Archeano. La data è quella della più antica roccia terrestre nota, scoperta nel 1999 nell’Acasta Gneiss [19] dello Slave Craton [20], nel Canada del nord-ovest. Si tratta del più antico frammento di crosta terrestre intatto conosciuto. A partire da questa data, è possibile parlare di stratigrafia vera e propria.
L’Archeano
Il nome “Archeano” deriva naturalmente dal greco antico “Αρχή” (Arché), col significato di “inizio”, “origine”. Posto il suo inizio a 4.031 ± 0,3 Myr, la sua fine, che segna a sua volta l’inizio dell’eone Proterozoico, non è definita in modo esatto: viene posta convenzionalmente a circa 2.500 Myr [21].
A partire dall’Archeano la geologia può dare dati più precisi sulla storia della Terra. Le più antiche formazioni rocciose affiorate in superficie, trovate in Groenlandia, in Canada, in Australia nordoccidentale e in Sudafrica, sono archeane. E dato che si può finalmente fare una cronologia geologica più precisa, la Commissione Internazionale di Stratigrafia ha ufficialmente riconosciuto per l’Archeano la suddivisione in quattro ere geologiche: Eoarcheano (4.000- 3.600 Myr), Paleoarcheano (3.600-3.200 Myr), Mesoarcheano (3.200-2.800 Myr), Neoarcheano (2.800-2.500 Myr).
Nonostante ci siano ancora moltissime cose da chiarire, il fatto che si sia potuta alla fine definire una scala dei tempi geologici anche per il lunghissimo periodo denominato nel XX secolo “Precambriano” [22], è una testimonianza del grande progresso avvenuto negli studi di geologia degli ultimi trent’anni.
Durante l’Archeano, l’atmosfera terrestre era probabilmente composta da azoto con circa un 10% di anidride carbonica e vapore acqueo, insieme a modeste quantità (sullo 0,1%) di idrogeno [23]. Sappiamo tutti della grande trasformazione dovuta alla fotosintesi, che ha provocato la c.d. “catastrofe dell’ossigeno”, la prima crisi ambientale planetaria provocata dall’azione di una specie vivente [24]. Meno nota la “metanogenesi”, ovvero la trasformazione dell’atmosfera terrestre dovuta agli Archaea [25], forme di vita molto primitive non assimilabili ai batteri attuali [26]. La metanogenesi ha sostituito l’idrogeno col metano, fino ad una concentrazione di almeno lo 0,1%. Metano ed anidride carbonica, generando un sensibile effetto serra, avrebbero permesso di mantenere all’incirca le temperature attuali (e quindi gli oceani liquidi) nonostante il Sole avesse allora una luminosità stimata a circa 2/3 di quella attuale.
Il Proterozoico
Il Proterozoico è l’eone durante il quale si è avuta la prima radiazione della vita sulla Terra. La prima era di questo eone, il Paleoproterozoico, si estende da 2.500 a 1.600 Myr, ed è a sua volta suddiviso, dal più antico al più recente, in quattro periodi: Sideriano, Rhyaciano, Orosiriano e Statheriano.
Il Sideriano [27] è conosciuto per la c.d. “catastrofe dell’ossigeno”, di cui parleremo. L’aumento della concentrazione di ossigeno nell’atmosfera non ebbe solo conseguenze biologiche, ma anche climatiche: la diminuzione dell’effetto serra causato dal metano provocò la prima grande glaciazione della storia della Terra, la “glaciazione uroniana” [28]. Mentre l’Orosiriano fu caratterizzato da un periodo di orogenesi, lo Statheriano vide la formazione di nuove placche continentali e del supercontinente Columbia. Durante il Paleoproterozoico, infatti, i continenti iniziarono a stabilizzarsi. Nel tardo Proterozoico la Terra ha subito una intensa attività tettonica, che ha condotto alla frammentazione di uno o più supercontinenti e al rialzamento di catene montuose.
I periodi del Mesoproterozoico (1.600-1.000 Myr) sono il Calymmiano, l’Ectasiano e lo Steniano. I principali eventi geologici furono la formazione del supercontinente Rodinia e la rottura del supercontinente Columbia.
Il Neoproterozoico (1.000-541 Myr), con le sue suddivisioni Toniano, Cryogeniano ed Ediacarano, ha visto la dissoluzione del supercontinente Rodinia, ma soprattutto, nel Cryogeniano, la più possente glaciazione di tutti i tempi, quella della famosa “Terra a palla di neve”, con i ghiacciai che si estendevano fino all’Equatore. Come in una primavera di proporzioni geologiche, il successivo periodo, l’Ediacarano, vedrà la fioritura della vita pluricellulare e la nascita dei primi metazoi, ossia degli animali.
Note
[1] Per gli eoni e le ere geologiche riconosciuti, vedi USGS, Divisions of Geologic Time – Major Chronostratigraphic and Geochronologic Units, < https://pubs.usgs.gov/fs/2007/3015/fs2007-3015.pdf >; < http://www.stratigraphy.org/index.php/ics-chart-timescale >; < https://www.geosociety.org/documents/gsa/timescale/timescl.pdf >; < https://www.geosociety.org/GSA/Education_Careers/Geologic_Time_Scale/GSA/timescale/home.aspx >; < https://geology.com/time.htm >.
[2] < https://en.wikipedia.org/wiki/Hadean >.
[3] Citazione diretta dalla Wikipedia italiana: «Perché l’Adeano non è diviso in ere. Essendo le rocce di età adeana così scarse sulla crosta terrestre, non ha senso suddividerle ulteriormente» < https://it.wikipedia.org/wiki/Adeano >.
[4] Sito dell’autore: < http://www.colingoldblatt.net/ >. «We propose the Chaotian Eon to demarcate geologic time from the origin of the Solar System to the Moon-forming impact on Earth. This separates the solar system wide processes of planet formation from the subsequent divergent evolution of the inner planets. We further propose the division of the Hadean Eon into eras and periods and naming the proto-Earth Tellus.» Goldblatt, C., Zahnle, K. J., Sleep, N. H., and Nisbet, E. G.: The Eons of Chaos and Hades, Solid Earth, 1, 1-3, https://doi.org/10.5194/se-1-1-2010, 2010 < https://www.solid-earth.net/1/1/2010/se-1-1-2010.html >.
[5] < https://en.wikipedia.org/wiki/Chaotian_(geology) >; < http://palaeos.com/chaotian/ >.
[6] < https://sites.google.com/site/geologicdatascale/home >. Il riferimento è a Felix M. Gradstein et Al., On The Geologic Time Scale, «Newsletters on Stratigraphy», 45 (2): 171–188 (1 April 2012) < doi:10.1127/0078-0421/2012/0020 >.
[7] < https://en.wikipedia.org/wiki/Myr >.
[8] < https://pubs.usgs.gov/gip/geotime/age.html >; < https://www.scientificamerican.com/article/how-science-figured-out-the-age-of-the-earth/ >.
[9] Secondo altre pagine della stessa Wikipedia, si sarebbero formate tra 4.567 e 4.571 Myr circa. Il problema maggiore di Wikipedia è però che la gran parte dei link riportati come fonti danno errore 404.
[10] < https://it.wikipedia.org/wiki/Atmosfera_terrestre >.
[11] Kevin Zahnle et Al., Earth’s Earliest Atmospheres, «Cold Spring Harbor Perspectives in Biology», < http://cshperspectives.cshlp.org/content/2/10/a004895 >.
[12] < https://it.wikipedia.org/wiki/Formazione_della_Luna >.
[13] < https://en.wikipedia.org/wiki/Giant-impact_hypothesis >; < https://en.wikipedia.org/wiki/Theia_(planet) >; < https://en.wikipedia.org/wiki/Origin_of_the_Moon >;
[14] < http://cshperspectives.cshlp.org/content/2/10/a004895 >.
[15] Il Cratone Yilgarn è costituito da un misto di bacini sedimentari e falde del Proterozoico, e costituisce la gran parte della massa territoriale dell’Australia Occidentale. Grani di zircone delle Jack Hills sono stati datati come antichi di 4,27 miliardi di anni, mentre un altro detrito di zircone è stato classificato come risalente a 4,4 miliardi di anni fa. Si ritiene essersi formato tra i 2.940 e i 2.630 Myr dalla concrezione di una moltitudine di blocchi già presenti o terrane di preesistente crosta continentale, formatasi prevalentemente fra i 2.800 e i 3.200 Myr (dati da it.Wikipedia). Sullo Yilgarn Craton, vedi A. J. Whitaker, Components and structure of the Yilgarn Craton, as interpreted from aeromagnetic data, AGSO — Geoscience Australia 2001, < https://d28rz98at9flks.cloudfront.net/37671/Components_structure_Yilgarn_Craton_interpreted_from_aeromagnetic_data_pgs_536_538.pdf >; < https://en.wikipedia.org/wiki/Yilgarn_Craton >; < http://austhrutime.com/yilgarn_craton.htm >. I cratoni (dal greco kràtos – robusto, rigido) sono le parti più rigide, antiche e stabili della crosta continentale: vedi < https://it.wikipedia.org/wiki/Cratone > ed < https://en.wikipedia.org/wiki/Craton >.
[16] Gli zirconi tra i 4.200 e i 4.100 Myr sono già più comuni, ma la maggior parte degli zirconi della Narryer Gneiss Terrane risalgono a molto più tardi, da 3.750 a 3.500 Myr.
[17] < Simon A. Wilde et Al., Evidence from detrital zircons for the existence of continental crust and oceans on the Earth 4.4 Gyr ago, «Nature», 409, 175–178 (11 gennaio 2001), https://www.nature.com/articles/35051550 >; < https://it.wikipedia.org/wiki/Storia_della_Terra >.
[18] < https://en.wikipedia.org/wiki/Zirconian >.
[19] < https://en.wikipedia.org/wiki/Acasta_Gneiss > anche in italiano < https://it.wikipedia.org/wiki/Gneiss_di_Acasta >. Nel 2006, un singolo cristallo di zircone trovato nello Gneiss di Acasta è stato datato a 4.200 Myr.
[20] < https://en.wikipedia.org/wiki/Slave_Craton >.
[21] L’Archeano si sovrappone in parte allo “Swaziano” (4.000-3.000 Myr), un termine informale comune nella letteratura geologica sudafricana.
[22] < https://en.wikipedia.org/wiki/Precambrian >.
[23] < https://en.wikipedia.org/wiki/Atmosphere_of_Earth >.
[24] < https://en.wikipedia.org/wiki/Great_Oxygenation_Event >; in italiano: < https://it.wikipedia.org/wiki/Catastrofe_dell%27ossigeno >. La “catastrofe dell’ossigeno” avvenne circa 2.450 milioni di anni fa all’inizio del Sideriano, il primo periodo del Proterozoico (< https://it.wikipedia.org/wiki/Sideriano >.
[25] < https://it.wikipedia.org/wiki/Archaea >, anche < https://en.wikipedia.org/wiki/Archaea >.
[26] < https://it.wikipedia.org/wiki/Metanogenesi >; < https://en.wikipedia.org/wiki/Methanogenesis >.
[27] Il Sideriano (dal Greco σίδηρος, “ferro”) è il primo periodo dell’era Paleoproterozoica. Si estende da 2.500 milioni a 2.300 milioni di anni fa (< https://it.wikipedia.org/wiki/Sideriano >; < https://en.wikipedia.org/wiki/Siderian >.
[28] < https://en.wikipedia.org/wiki/Huronian_glaciation >.
