Storia geochimica
La storia geochimica dell’atmosfera è stata complessa. Gli scienziati sono d’accordo che l’atmosfera attuale è abbastanza diversa da quella originale. È certamente molto diversa da quella degli altri pianeti. È ragionevole concludere che questo rifletta, almeno in parte, la Terra come dimora della vita. L’atmosfera terrestre differisce da quelle dei suoi vicini nel sistema solare probabilmente in gran parte grazie all’azione della fotosintesi, un complesso processo biologico che è stato probabilmente preceduto da un lungo periodo di evoluzione organica.
La natura dell’atmosfera primitiva della Terra è ancora oggetto di qualche speculazione. Alcuni scienziati, ragionando per analogia con i pianeti più grandi come Giove, hanno sostenuto un’atmosfera originaria costituita in gran parte da metano e ammoniaca. Altri hanno ritenuto che i gas vulcanici attuali possano indicare la natura dell’atmosfera primitiva, nel qual caso essa conteneva anidride carbonica, forse monossido di carbonio, azoto e vapore acqueo. In entrambi i casi, l’ossigeno libero era assente. Se l’evoluzione dell’atmosfera viene tracciata a ritroso nel tempo attraverso la documentazione geologica, allora la fotosintesi terrestre estesa è indicata da un’abbondanza di piante terrestri nel Devoniano, circa 400.000.000 anni fa. La fotosintesi marina, tuttavia, è molto più antica, dal momento che praticamente tutti i principali gruppi di organismi marini sono stati stabiliti dall’inizio del periodo Cambriano, circa 540.000.000 di anni fa. Come discusso in precedenza, le estese formazioni di ferro precambriane suggeriscono un’atmosfera priva di ossigeno che è terminata circa 2.000.000.000 di anni fa. Questa evidenza è stata tradotta in stime del contenuto di ossigeno dell’atmosfera di circa l’1% del livello attuale 2.000.000.000 di anni fa, circa il 10% del livello attuale all’inizio del periodo cambriano, ed essenzialmente il contenuto attuale nei tempi devoniani.
Anche se non è ancora possibile conoscere la composizione quantitativa dell’atmosfera primitiva, si possono valutare i processi geochimici che hanno operato per modificare la sua composizione durante il tempo geologico. Questi processi possono essere riassunti come una serie di guadagni e perdite. Le aggiunte all’atmosfera comprendono: (1) gas rilasciati dall’attività ignea; (2) ossigeno e idrogeno prodotti dalla dissociazione fotochimica del vapore acqueo; (3) ossigeno prodotto dalla fotosintesi; (4) elio prodotto dalla scomposizione radioattiva di uranio e torio; e (5) argon prodotto dalla scomposizione radioattiva del potassio. Le perdite atmosferiche includono: (1) rimozione dell’ossigeno per ossidazione del ferro a ferro ferrico, composti dello zolfo a solfati, idrogeno ad acqua, e reazioni simili; (2) anidride carbonica rimossa dalla formazione di carbone, petrolio, e dalla morte e sepoltura di organismi; (3) anidride carbonica rimossa dalla formazione di carbonati di calcio e magnesio; (4) azoto rimosso dalla formazione di ossidi di azoto nell’aria e dall’azione dei batteri nitrificanti nel suolo; e (5) idrogeno ed elio per fuga dal campo gravitazionale della Terra.
La fotosintesi è stata certamente il processo più significativo nel controllo della composizione atmosferica durante gran parte del tempo geologico. Attraverso questo processo l’anidride carbonica e l’acqua vengono convertite in carboidrati, con il conseguente rilascio di ossigeno. Gran parte di questo carboidrato viene consumato dagli animali e riconvertito in anidride carbonica e acqua attraverso la respirazione, e il decadimento ossidativo porta allo stesso risultato. Una parte, tuttavia, viene incorporata nei sedimenti; una parte può andare a formare depositi sfruttabili di carbone e petrolio, ma la maggior parte rimane come materiale carbonaceo disseminato; il contenuto medio di carbonio delle rocce sedimentarie è circa lo 0,4%.
Quantitativamente, quantità più significative di anidride carbonica sono state rimosse dall’atmosfera sotto forma di calcare e dolomite. La maggior parte di questa rimozione è stata effettuata da organismi marini, specialmente alghe e coralli, ma può verificarsi una precipitazione inorganica diretta, specialmente in acque tropicali calde. A giudicare dai vasti depositi di calcare e dolomite in tutto il record sedimentario, questo processo ha operato con un notevole grado di uniformità nel corso del tempo geologico. Estese formazioni calcaree sono probabilmente meno comuni nelle rocce precambriane più antiche, indicando un inizio più lento della precipitazione dei carbonati. È veramente notevole che così tanta roccia carbonatica sia stata depositata durante il tempo geologico, con il carbonato che deriva in ultima analisi da un’atmosfera che potrebbe non aver mai contenuto una concentrazione di anidride carbonica molto più alta di quella presente oggi. È stato sottolineato che reazioni come la decomposizione del silicato di calcio – CaSiO3 + CO2 = CaCO3 + SiO2, in cui CaSiO3 è silicato di calcio, CO2 è anidride carbonica, CaCO3 è carbonato di calcio, e SiO2 è biossido di silicio, che tende ad andare verso destra a temperature ordinarie – agiscono come meccanismi tampone per mantenere la concentrazione di anidride carbonica dell’atmosfera ad un livello continuamente basso.
Se la concentrazione di anidride carbonica è rimasta essenzialmente costante, e tuttavia questo composto è stato continuamente estratto per formare carbonati e composti organici, allora è chiaramente necessaria una fonte equilibrante di “nuova” anidride carbonica. Questa evidentemente è stata fornita dal vulcanismo e da altre attività ignee. La Terra viene costantemente degassata, nel senso che i composti gassosi contenuti nel mantello fuoriescono verso la superficie. La presenza di anidride carbonica nel mantello è stata dimostrata dalla presenza di microscopiche inclusioni di anidride carbonica liquida nei minerali degli xenoliti di peridotite (rocce contenute in altre rocce) portati in superficie da alcuni vulcani. Insieme all’anidride carbonica, molta acqua e piccole quantità di altri volatili vengono aggiunti continuamente da fonti nel mantello. In definitiva, l’idrosfera, così come l’atmosfera, è il prodotto del degassamento dell’interno della Terra.
Tra i restanti gas atmosferici, l’argon presenta alcune caratteristiche intriganti. L’argon è di gran lunga il più abbondante dei gas inerti sulla Terra, mentre nell’universo nel suo complesso è molto meno abbondante dell’elio o del neon. Inoltre, la sua composizione isotopica è abbastanza distinta, consistendo quasi interamente di argon-40, mentre nel Cosmo l’argon-36 è l’isotopo più abbondante. La ragione di queste anomalie è che l’argon atmosferico è quasi interamente radiogeno, il prodotto del decadimento dell’isotopo potassio-40 del potassio.
Analogamente, l’elio nell’atmosfera è probabilmente interamente il prodotto del decadimento radioattivo di uranio e torio. In realtà, l’atmosfera contiene solo circa il 10% della quantità totale di elio generato da queste fonti durante il tempo geologico. Parte di questo elio rimane occluso nelle rocce dove si è formato, parte è sfuggita dall’atmosfera superiore. L’elio (e l’idrogeno), costituito da atomi leggeri, può sfuggire al campo gravitazionale della Terra, mentre i gas più pesanti non possono. Una fonte minore di ossigeno atmosferico nel corso del tempo geologico è probabilmente la decomposizione fotochimica del vapore acqueo nell’atmosfera superiore, con la successiva perdita di idrogeno nello spazio esterno.
Alcuna parte di ossigeno è stata rimossa dall’atmosfera da reazioni ossidative, di cui la più significativa è stata la conversione del ferro ferroso in ferro ferrico. Nelle rocce ignee il rapporto medio ferroso-ferrico (FeO/Fe2O3) è maggiore dell’unità, mentre nelle rocce sedimentarie la proporzione è invertita, il ferro ferrico è dominante sul ferro ferroso. Altre reazioni ossidative sono la conversione dei composti manganosi in biossido di manganese e del solfuro di idrogeno in zolfo libero e solfato. L’azoto è quasi inerte dal punto di vista geochimico, ma un po’ viene fissato come ossidi di azoto dai fulmini, e un po’ di più dall’azione dei batteri nitrificanti nel suolo. La maggior parte di questo azoto viene infine restituito all’atmosfera dal decadimento degli organismi. Gli ossidi di azoto formati nell’atmosfera sono rimossi nella pioggia come nitrito e nitrato. L’azoto non si accumula nel suolo, tuttavia, eccetto forse in condizioni estremamente aride, come nei deserti del Cile settentrionale, il luogo degli unici depositi di nitrato.