Lisoclino

In geologia, oceanografia chimica e biologica, con il termine lisoclino ci si riferisce alla profondità dell'acqua di mare alla quale il tasso di dissoluzione della calcite inizia ad aumentare in modo considerevole per effetto della pressione esercitata dall massa d'acqua soprastante.

Il lisoclino è il limite superiore di questa zona di transizione, mentre la profondità di compensazione dei carbonati rappresenta il limite inferiore.[1]

DescrizioneModifica

 
Il ciclo della CO2 tra l'atmosfera e le acque oceaniche.

Le acque poco profonde sono in genere soprasature in calcite, la forma più comune del carbonato di calcio (CaCO3,) o del suo polimorfo l'aragonite. Pertanto alla morte di un organismo marino che possiede un guscio a base di carbonato di calcio, come il plancton calcareo, i crostacei o i bivalvi, il suo scheletro tende a cadere sul fondo del mare. Se l'acqua non è molto profonda, il residuo calcareo rimane inalterato e può conservarsi per lungo tempo senza disciogliersi.[2] Se tuttavia la discesa lungo la colonna d'acqua continua, si può raggiungere una profondità alla quale la saturazione del carbonato diminuisce e il guscio calcareo inizia a dissolversi. Si instaura infatti la seguente reazione:

 

Questa profondità viene chiamata lisoclino.

Un'ulteriore discesa lungo la colonna d'acqua porta il guscio calcareo a raggiungere la profondità di compensazione dei carbonati (di solito abbreviata in CCD, dall'acronimo della terminologia inglese Carbonate Compensation Depth), alla quale il tasso di formazione della calcite eguaglia quello della sua dissoluzione, portando quindi alla scomparsa del guscio calcareo.

Oscillazioni della profonditàModifica

 
Cambiamento del pH della superficie marina causato da CO2 di origine antropogenica tra il 1700 e il 1990.

Il valore di profondità a cui si instaura il lisoclino e successivamente la CCD, sono variabili in funzione delle condizioni fisico-chimiche dell'acqua marina. Infatti la solubilità del carbonato di calcio aumenta all'aumentare della pressione e al diminuire della temperatura.[3] In particolare la dipendenza dalla temperatura fa sì che le linee di livello del lisoclino non siano parallele negli oceani, ma dipendano fortemente dalla latitudine e dalla massa d'acqua; il valore quindi fluttua anche in funzione della distanza dalla costa e della profondità del sottostante bacino oceanico.[4]

Inoltre, come si evince dall'equazione chimica del paragrafo precedente, dipende anche dalla concentrazione dell'anidride carbonica (CO2) che è a sua volta collegata al livello di acidificazione degli oceani. Un aumento della CO2 disciolta nell'acqua, infatti sposta verso destra l'equilibrio della reazione portando ad una maggiore dissolubilità dei gusci calcarei. È noto infatti che il calcare si scioglie in ambiente acido.

Il livello medio del lisoclino e della profondità di compensazione dei carbonati si situano a profondità maggiori nell'Oceano Atlantico (5.000-6.000 m) che nell'Oceano Pacifico (4.000-5.000 m); i valori maggiori si riferiscono alle zone tropicali e equatoriali, mentre risalgono nelle regioni polari dove l'acqua è più fredda.[5]

La profondità varia anche in funzione della composizione salina dell'acqua marina e della sua temperatura.[6]

Fluttuazioni temporaliModifica

L'attuale aumento della concentrazione di anidride carbonica nell'atmosfera, causata dalle emissioni derivanti dall'impiego di combustibili fossili, avrà una inevitabile influenza anche sull'acidificazione delle acque oceaniche, che provocherà un innalzamento della soglia di instaurazione della CCD. Invece il progressivo aumento della temperatura media delle acque avrà un effetto opposto sulla profondità del lisoclino.

La profondità del lisoclino non è stata costante nel corso delle ere geologiche. Il livello di instaurazione si era innalzato verso acque meno profonde nel periodo compreso tra il Cretacico e l'Eocene, soprattutto durante il caldo periodo del massimo termico del Paleocene-Eocene quando anche il livello della CO2 era più elevato.[7]

NoteModifica

  1. ^ W. S. Broecker, 6.19 - The Oceanic CaCO3 Cycle, in Heinrich D. Holland e Karl K. Turekian (a cura di), Treatise on Geochemistry, Pergamon, 2003, pp. 529–549, DOI:10.1016/b0-08-043751-6/06119-3, ISBN 978-0-08-043751-4. URL consultato il 17 ottobre 2019.
  2. ^ Y. Shiraiwa, Physiological regulation of carbon fixation in the photosynthesis and calcification of coccolithophorids, in Comparative Biochemistry and Physiology Part B: Biochemistry and Molecular Biology, vol. 136, n. 4, 2003, pp. 775–783, DOI:10.1016/S1096-4959(03)00221-5, ISSN 1096-4959 (WC · ACNP), PMID 14662302.
  3. ^ Heath, G. R., Culberson, C., Calcite: Degree of Saturation, Rate of Dissolution, and the Compensation Depth in the Deep Oceans. Geological Society of America Bulletin, volume 81, numero 10, pagine 3157-3160, anno 1970, Calcite: Degree of Saturation, Rate of Dissolution, and the Compensation Depth in the Deep Oceans[collegamento interrotto]
  4. ^ Berger, W. H., Winterer, E. L. Plate stratigraphy and the fluctuating carbonate line. Spec. Publ. Int. Ass. Sediment., volume 1, pagine 11-48, anno 1974, Pelagic Sediments - on Land and Under the Sea
  5. ^ J. L. Volat, L. Pastouret e Colette V. G., Dissolution and carbonate fluctuations in Pleistocene deep-sea cores: A review, in Marine Geology, vol. 34, n. 1, 1980, pp. 1–28, DOI:10.1016/0025-3227(80)90138-3, ISSN 0025-3227 (WC · ACNP).
  6. ^ W. S. Broecker, Wally's Quest to Understand the Ocean's CaCO3 Cycle, in Annual Review of Marine Science, vol. 1, n. 1, 2009, pp. 1–18, DOI:10.1146/annurev.marine.010908.163936, ISSN 1941-1405 (WC · ACNP), PMID 21141027.
  7. ^ (ES) Arenillas, I. y Molina, E., Reconstrucción paleoambiental con foraminíferos planctónicos y cronoestratigrafía del tránsito Paleoceno-Eoceno de Zumaya (Guipúzcoa) [collegamento interrotto], in Revista Española de Micropaleontología, vol. 32, n. 3, 2000, p. 283-300, ISSN 0556655X (WC · ACNP). URL consultato il 21 settembre 2009.

BibliografiaModifica

  • Ridgwell, A. & Zeebe, R.E.,: The role of the global carbonate cycle in the regulation and evolution of the Earth system. Earth and Planetary Science Letters, 234: p. 299– 315. 2005.
  • Sarmiento, J.L. & Gruber, N.,: Ocean Biogeochemical Dynamics. Princeton University Press. 2006.
  • Butler, J. N., 1991: Carbon Dioxide Equilibria and Their Applications. CRC Press, 1982 ISBN 978-0-87371-624-6

Voci correlateModifica