Appunti primo esonero di Paleontologia

Paleontologia Lirer: clima

Introduzione ai cambiamenti climatici del recente passato geologico

Corso di Paleontologia – Prof. Fabrizio Lirer

Università di Roma "La Sapienza" – Corso di Laurea in Scienze Naturali, A.A. 2025/2026

1. Perché è importante studiare i climi del passato geologico?

Lo studio dei climi del passato, chiamato paleoclimatologia, è fondamentale per comprendere il funzionamento del sistema climatico terrestre in condizioni diverse da quelle attuali. L'IPCC (Gruppo Intergovernativo sul Cambiamento Climatico) ha riconosciuto che l'analisi dei record geologici e dei record fossili è un contributo unico e insostituibile per comprendere l'evoluzione climatica a medio e lungo termine.

Anche se esistono opinioni diverse sull'affidabilità dei proxy paleoclimatici (cioè degli indicatori indiretti del clima passato) e sulla precisione dei modelli di simulazione applicati al clima del passato, lo studio delle serie temporali rappresenta oggi l'unico strumento per analizzare le dinamiche del sistema climatico in condizioni differenti da quelle attuali. Inoltre, è l'unico modo per testare la validità dei modelli previsionali a medio e lungo termine.

In sintesi: studiare il clima attuale senza conoscere le grandi variazioni del passato è come guardare il mondo attraverso una lente che ingrandisce solo una piccola parte della realtà, ignorando tutto il resto. Gli eventi climatici estremi del passato ci raccontano processi complessi che potrebbero ripresentarsi in futuro, amplificando o smorzando le perturbazioni introdotte dalle attività umane.

2. Cosa è capace di fare il clima? Il concetto di cambiamento climatico secondo l'IPCC

Secondo la definizione dell'IPCC, il cambiamento climatico si riferisce a un cambiamento nello stato del clima che può essere identificato da variazioni nella media e/o nella variabilità delle sue proprietà, e che persiste per un periodo esteso, tipicamente decenni o più. Questo cambiamento può essere dovuto a:

• Processi interni naturali, es. dinamiche oceaniche o atmosferiche.
• Forzature esterne come:
• Modulazioni dei cicli solari.
• Eruzioni vulcaniche.
• Cambiamenti antropogenici persistenti, es. composizione dell'atmosfera, uso del suolo.

Il clima della Terra è un sistema complesso composto da:

• Atmosfera.
• Idrosfera.
• Criosfera (ghiacci).
• Geosfera (rocce, suoli).
• Biosfera.

Tutte queste componenti interagiscono tra loro su tutte le scale di tempo e spazio, in modo spesso non lineare, cioè senza una proporzionalità diretta tra causa ed effetto.

3. Le variazioni di temperatura nel passato geologico

Le ricostruzioni climatiche mostrano variazioni di temperatura molto diverse a seconda delle scale temporali considerate:

• Ultimi 2000 anni (Pages 2k Consortium) – variazione media inferiore a 1°C.
• Ultimi 10.000 anni (Olocene) – variazione media di circa 1°C.
• Ultimi 100.000 anni (record dei ghiacci della Groenlandia) – variazione di 15-20°C.
• Ultimi 65 milioni di anni (record oceanico) – variazione di circa 15°C, con un massimo di temperatura intorno a 50 milioni di anni fa (Eocene).

Queste sono variazioni medie globali, ma in alcune aree del pianeta la temperatura è variata più o meno intensamente.

4. Il riscaldamento recente e le evidenze attuali

Negli ultimi 10.000 anni (Olocene) la temperatura è rimasta relativamente stabile, ma a partire dal 1880 si è osservato un riscaldamento di circa 1,2°C fino al 2020. Questo riscaldamento non è stato uniforme: si distinguono periodi più caldi, es. 2016-2020, e periodi più freddi, es. 1928-1932, 1939-1943.

Le evidenze fisiche del cambiamento climatico in corso includono:

• Contrazione della calotta polare della Groenlandia e, più recentemente, anche di quella dell'Antartide.
• Innalzamento del livello del mare e aumento della temperatura dell'oceano.
• Onde di calore marine (marine heatwaves).
• Diminuzione del permafrost (suolo ghiacciato).
• Riduzione della copertura nevosa in tutta la criosfera.
• Ritiro dei ghiacciai in tutte le aree non polari.
• Diminuzione del ghiaccio marino sia in volume che in superficie.

5. La circolazione oceanica: un motore fondamentale del clima

La circolazione oceanica è guidata da:

• Salinità.
• Temperatura.
• Rotazione terrestre.
• Vento.

Circolazione superficiale

Interessa i primi 100 metri di profondità. È legata ai venti perenni (alisei e venti occidentali) e trasferisce calore dalle basse alle alte latitudini. È anche responsabile della dispersione delle larve degli organismi marini.

Circolazione profonda (termoalina)

Alle alte latitudini, l'acqua superficiale si raffredda e, a causa dell'evaporazione e della formazione di ghiaccio, diventa più salata e quindi più densa. Quest'acqua densa sprofonda per convezione, innescando la Corrente Termoalina, nota anche come Ocean Conveyor Belt. Questa corrente percorre i fondali oceanici, trasporta ossigeno e nutrienti, e risale in superficie in aree come il sud-ovest della Penisola Indiana e il Nord del Pacifico.

Questo sistema di circolazione profonda è attivo da circa 23 milioni di anni fa (base del Neogene). Prima di allora, la diversa configurazione paleogeografica determinava sistemi di circolazione molto diversi.

Upwelling (risalita)

In alcune aree costiere, i venti spingono l'acqua superficiale lontano dalla costa, permettendo a acque profonde e fredde, ricche di nutrienti, di risalire in superficie, favorendo la crescita del plancton.

6. Il Mar Mediterraneo: un laboratorio naturale

Il Mediterraneo è un mare semi-chiuso situato tra 30°N e 46°N e tra 6°O e 37°E. Comunica con l'Atlantico a ovest attraverso lo Stretto di Gibilterra e con il Mar Nero a est attraverso i Dardanelli. Si divide in Mediterraneo Occidentale e Orientale, collegati dallo Stretto di Sicilia.

Batimetria

• Aree poco profonde: Mar Adriatico, piattaforma Tunisina (<100 m).
• Aree profonde: Mar Tirreno, Mar Ionio, Mar di Levante (4000-5000 m).

Circolazione anti-estuarina

Il Mediterraneo è un bacino di concentrazione: l'evaporazione supera gli apporti di acqua dolce, fiumi e piogge. Allo Stretto di Gibilterra:

• Entra acqua superficiale atlantica (AW – Atlantic Water), meno salata e più fredda.
• Esce acqua profonda più salata e ricca di nutrienti (LIW – Levantine Intermediate Water).

L'acqua atlantica, viaggiando verso est, si riscalda e si arricchisce di sali per evaporazione, diventando Modified Atlantic Water (MAW).

Masse d'acqua nel Mediterraneo

• Acque superficiali: 0-200 m.
• Acque intermedie: 200-600 m.
• Acque profonde: >600 m.

Le acque intermedie e profonde si formano per convezione invernale, causata da venti freddi e secchi come Tramontana e Mistral, nel Mediterraneo occidentale, o Bora, nell'Adriatico.

Celle di convezione nel Mediterraneo

1. Levantine Intermediate Water (LIW) – nel bacino del Levante (Mediterraneo orientale).
2. Western Mediterranean Deep Water (WMDW) – nel Golfo del Leone (Mediterraneo occidentale).
3. Eastern Mediterranean Deep Water (EMDW) – nel Mar Adriatico.
4. Aegean Deep Water – nel Mar Egeo (attiva tra il 1988 e il 1995, durante il fenomeno noto come Eastern Mediterranean Transient – EMT).

L'EMT è stata la più significativa perturbazione climatica della circolazione mediterranea mai registrata dagli strumenti.

Questa complessità oceanografica si riflette in una alta diversità di nicchie ecologiche per i foraminiferi planctonici, organismi fossili molto utilizzati in paleoclimatologia.

7. La CO₂ nel passato, nel presente e nel futuro

• Miocene medio: 400-500 ppm di CO₂, con temperature di 4-5°C superiori all'attuale.
• Oggi: circa 409 ppm (valore in forte aumento rispetto ai 313 ppm di qualche decennio fa).

Il clima sta cambiando rapidamente a causa delle emissioni antropiche di gas serra. Ma per capire quanto sia eccezionale questo cambiamento, è necessario conoscere la variabilità naturale del clima su scale di secoli, millenni e milioni di anni.

Un esempio storico significativo: il 31 dicembre 1768, l'Osservatorio di Stoccolma registrò un autunno così mite che il terreno era verde come in primavera, e si potevano ancora raccogliere ortiche, denti di leone e cavoli. Questo mostra che anche in passato esistevano anomalie climatiche, ma nulla di paragonabile alla rapidità del cambiamento attuale.

8. Come si studia il clima del passato? Archivi e proxy

Per ricostruire il clima del passato si utilizzano archivi naturali e proxy (indicatori indiretti). I proxy possono essere:

• Biologici (es. fossili, pollini).
• Fisici (es. stratigrafia, carote di ghiaccio).
• Chimici (es. isotopi stabili, rapporti elementari).

I principali progetti di ricerca internazionali includono:

• DSDP, ODP, IODP, IMAGES (perforazioni oceaniche).
• Navi da ricerca: Glomar Challenger, Chikyu, Joides, Marion Dufresne.
• Progetti specifici in: Mediterraneo, Oceano Atlantico, Antartide (Antarctic Geological Drilling Projects), Spagna, Sicilia, Grecia.

9. I padri della ciclostratigrafia e l'influenza astronomica sul clima

La ciclostratigrafia è la disciplina che studia le ripetizioni cicliche nei sedimenti associate alle variazioni dei parametri orbitali terrestri. I principali scienziati che hanno contribuito a questa disciplina sono:

• C. Emiliani – studiò l'influenza orbitale sui record di δ¹⁸O (ossigeno 18) nei foraminiferi planctonici e bentonici, legata alle variazioni del volume dei ghiacci globali.
• N. Shackleton – identificò i segnali orbitali nelle sequenze sedimentarie.
• F. Hilgen – contribuì alla costruzione della Scala dei Tempi Astronomica.
• M. Milankovitch – calcolò le variazioni dell'insolazione alle varie latitudini (tabella con 6500 valori).

I cicli di Milankovitch

I parametri orbitali che influenzano il clima sono:

• Eccentricità (forma dell'orbita terrestre) – cicli di circa 100.000 e 400.000 anni.
• Obliquità (inclinazione dell'asse terrestre) – cicli di circa 41.000 anni.
• Precessione (orientamento dell'asse) – cicli di circa 21.000 anni.

Queste variazioni influenzano la distribuzione stagionale e latitudinale della radiazione solare e quindi il clima.

Sviluppi successivi

• A. Berger (1977) – calcoli numerici delle variazioni orbitali.
• J. Laskar (2010) – modelli astronomici ad alta precisione.
• Gradstein et al. (2004) – scale dei tempi geologici integrate.

L'integrazione tra astronomia, geochimica e geologia ha permesso di dimostrare che le glaciazioni degli ultimi 600.000 anni sono controllate dai cicli di Milankovitch.

10. Evoluzione della scala dei tempi geologici

La costruzione della scala dei tempi geologici è un processo in continua evoluzione. Alcune tappe fondamentali:

• Lyell (1872) – principi della stratigrafia.
• Rutherford (1905) – datazioni radiometriche.
• Milankovitch, Hilgen, Berger, Laskar – integrazione dei cicli orbitali.
• Emiliani (1955), Hays (1976) – conferme dai record marini.

Oggi la scala dei tempi combina:

• Età radiometriche (con incertezze ± Δtime).
• Variazioni dei parametri orbitali.
• Ciclostratigrafia.

11. L'attività solare e il clima

La variazione dell'attività solare è una forzante esterna molto debole, variazioni dello 0,1% nelle macchie solari, ma può avere risposte climatiche significative. Un esempio è il Minimo di Maunder (tra il 1600 e il 1700), un periodo di ridotta attività solare che coincise con inverni così rigidi in Europa che i canali di Venezia e i fiumi gelavano, come documentato da dipinti dell'epoca, es. Brueghel, Avercamp, Coronelli.

12. Il clima è un sistema complesso e non lineare

È importante sottolineare che il clima non varia solo perché varia una forzante esterna. Spesso il clima varia per dinamiche interne accoppiate a meccanismi di amplificazione molto forti, in grado di amplificare anche piccole fluttuazioni esterne.

Nel corso della storia della Terra, il clima ha mostrato:

• Alternanza glaciale-interglaciale (ultimi 3 milioni di anni).
• Periodi caldissimi (Eocene, 50 Ma; Cretacico, 90-120 Ma).
• Episodi di "Terra a palla di neve" (Snowball Earth).

Nonostante queste variazioni, la Terra ha sempre mantenuto temperature compatibili con la vita per almeno 3,5 miliardi di anni. Tuttavia, molte specie si sono estinte perché non sono riuscite ad adattarsi ai cambiamenti ambientali.

L'ecosistema oceanico è il più antico e il più esteso del pianeta, e fornisce informazioni essenziali per capire il passato e il presente del clima.

13. Esempi di oscillazioni climatiche nel record geologico

Nel corso dei 4 miliardi di anni di storia della Terra, si sono verificate numerose oscillazioni climatiche documentate da fossili come:

• Belemniti.
• Brachiopodi.
• Foraminiferi.

Tra gli eventi più significativi:

• Glaciazione del Permiano.
• Estinzioni di massa legate a cambiamenti climatici rapidi.

14. Domande chiave per il futuro

Il corso si conclude con alcune domande fondamentali che la paleoclimatologia cerca di rispondere:

• Esistono proiezioni dei futuri cambiamenti di temperatura?
• Esistono evidenze di cambiamenti climatici nel recente passato?
• È possibile documentare l'impatto di questi cambiamenti sugli ecosistemi marini?

La risposta a tutte queste domande è sì, e passa attraverso lo studio integrato di archivi geologici, proxy, ciclostratigrafia e modelli climatici.

Le oscillazioni climatiche nel record geologico degli ultimi 4 miliardi di anni

Paleontologia – Prof. Fabrizio Lirer – Parte 2

Dopo aver compreso l’importanza della paleoclimatologia e il funzionamento del sistema climatico, questa seconda parte del corso ci guida attraverso l’evoluzione del clima e della vita sulla Terra a partire dall’Archeano (4 miliardi di anni fa) fino alla fine del Mesozoico (66 milioni di anni fa). Vedremo come i cambiamenti climatici abbiano influenzato l’evoluzione, le estinzioni e la distribuzione degli organismi fossili.

1. L’Archeano (4 – 2,5 miliardi di anni fa): un mondo senza ossigeno, caldo e tossico

1.1 Temperature e atmosfera primitive

Nell’Archeano, la temperatura della Terra era molto più alta di oggi, stimata tra 30 e 70°C. L’atmosfera era priva di ossigeno libero e composta principalmente da anidride carbonica (CO₂), diossido di zolfo (SO₂) e vapore acqueo. Era un’atmosfera non molto riducente, ma con gas come metano (CH₄) e ammoniaca (NH₃) che sarebbero tossici per la vita attuale. Gli oceani erano anossici (senza ossigeno) e ricchi di zolfo e ferro disciolti.

1.2 Le prime forme di vita: batteri procarioti e stromatoliti

I fossili più antichi conosciuti risalgono a circa 3.458 ± 2 milioni di anni fa (Ma BP) e sono costituiti da microfossili di batteri procarioti, probabilmente ipertermofili (amanti del caldo) e cianobatteri primitivi. Questi organismi formavano strutture organo-sedimentarie chiamate stromatoliti (o microbialiti).

Le stromatoliti sono strutture finemente laminate, da centimetriche a decimetriche, prodotte da comunità di microrganismi fotosintetici (principalmente cianobatteri e batteri termofili come l’attuale Cloroflexus). Si formano ancora oggi in ambienti estremi (alte temperature, fluttuazioni di salinità, disseccamento) come Shark Bay in Australia, e sono praticamente identiche a quelle fossili della Transvaal Dolomite in Sud Africa datate a 2.300 Ma.

Durante l’Archeano le stromatoliti erano abbondantissime, ma la loro diversità e abbondanza diminuirono drasticamente a partire da circa 680 milioni di anni fa. Questa diminuzione è probabilmente dovuta alla comparsa dei primi metazoi erbivori brucatori (che si nutrivano dei tappeti algali) e di organismi fossatori che distruggevano le strutture con la bioturbazione.

1.3 La rivoluzione dell’ossigeno: cianobatteri e prima grande crisi ecologica

Intorno a 2,7 miliardi di anni fa (Archeano superiore), i cianobatteri svilupparono una nuova forma di fotosintesi aerobica che utilizza CO₂ e luce solare producendo ossigeno (O₂) come scarto. Questo fu un evento rivoluzionario: l’ossigeno era tossico per la maggior parte degli organismi anaerobici allora esistenti, causando la prima grande crisi ecologica del pianeta.

L’ossigeno prodotto cominciò ad accumularsi gradualmente, cambiando gli ecosistemi superficiali da anossici a ossici. Un’altra conseguenza fu la precipitazione del ferro disciolto negli oceani: prima dell’ossigeno, il ferro era presente come ione ferroso (Fe²⁺) solubile; una volta ossidato a Fe³⁺, precipitava formando ossidi insolubili.

Questo processo diede origine alle Banded Iron Formations (BIF) – rocce sedimentarie caratterizzate da sottili strati alternati di ossidi di ferro (magnetite, ematite) e selce o argille povere in ferro. Le BIF sono una delle prove geologiche più evidenti dell’aumento dell’ossigeno.

2. Il Proterozoico (2,5 – 0,541 miliardi di anni fa): l’ossigeno, le glaciazioni globali e i primi eucarioti

2.1 Il Grande Evento di Ossidazione (GOE)

Con l’inizio del Proterozoico, circa 2,32 ± 0,015 miliardi di anni fa, si ha la prima evidenza di un accumulo significativo di ossigeno nell’atmosfera, noto come Great Oxidation Event (GOE). Sebbene i cianobatteri producessero ossigeno già centinaia di milioni d