Geocronologia planetaria, ovvero come scoprire l’età di una superficie
La datazione delle rocce e delle superfici è un tassello fondamentale dello studio dell’evoluzione di un corpo planetario, sia esso la Terra o un asteroide. La scienza che si occupa di questo è chiamata geocronologia planetaria.
“Il tempo è denaro” direbbe qualcuno, ma il tempo è anche un parametro essenziale per la comprensione dell’evoluzione di qualsivoglia fenomeno fisico e geologico, di qualsiasi astro e corpo planetario. Datare le cose nello spazio e sulla Terra, l’obiettivo principale della disciplina chiamata geocronologia, è per questo sempre stata un’ossessione scientifica ben fondata.
Geocronologia planetaria tramite stratigrafia
Il principio della sovrapposizione è una delle basi della stratigrafia, quella branca della geologia che si occupa di determinare i rapporti temporali tra i diversi strati di roccia. Ciò che sta più in basso è più antico, ciò che sta più in alto è più recente. Per avere strati di roccia, è necessario che le rocce si sedimentino a causa di eventi successivi, siano essi legati al vulcanismo o alla deposizione legata al vento e all’acqua. Su molti corpi planetari, però, il vento e l’acqua non ci sono e su molti non c’è neanche il vulcanismo, complicando la questione.
La prima mappa astrogeologica pubblicata fu quella della Luna di Eugene Shoemaker. Era il 1961 e Shoemaker, in un primo tentativo di approccio al problema, divise i terreni lunari in 5 unità stratigrafiche, ossia 5 tipologie di terreni con caratteristiche comuni che riteneva appartenessero a diverse epoche geologiche: Pre-Imbriano, Imbriano, Procellariano, Erastotheniano e Copernicano. La suddivisione veniva fatta attraverso il materiale estratto dagli impatti meteorici, utilizzati come agente “sedimentario” alternativo all’acqua e al vento terrestri. Gli impatti più grandi segnano i limiti delle varie epoche.
Quello di Shoemaker fu un lavoro pionieristico, poi raffinato dai lavori successivi, ma l’idea di usare, nei corpi molto craterizzati, gli impatti meteorici come unità stratigrafiche e di usare i grandi impatti come limiti per le epoche geologiche è rimasta ed è ancora utilizzata.
Geocronologia planetaria contando i crateri
Contare i crateri può sembrare un gioco non particolarmente divertente, ma è in realtà proprio uno dei modi con cui si può dare un’età a una superficie planetaria. L’idea di base è che più una superficie è antica, più è rimasta esposta agli impatti meteorici e quindi presenta più crateri da impatto. Una superficie neonata, per esempio perché appena solidificata a partire da un’eruzione vulcanica, non ha alcun cratere.
Il conteggio di crateri dà, in teoria una datazione relativa, ossia più su una superficie ci sono crateri più è antica rispetto a un’altra. Ma grazie ai campioni delle missioni Apollo abbiamo alcuni casi di superfici in cui abbiamo sia una datazione assoluta (dalle analisi di laboratorio delle rocce), sia una datazione relativa, dal conteggio di crateri. Quindi dalle sample-return delle missioni Apollo abbiamo un elemento di confronto per le datazioni relative di superfici planetarie. Dal punto di vista pratico, datare una superficie con il conteggio di crateri è complicato, perché per esempio i crateri più antichi vengono ricoperti da quelli più recenti, alterando i risultati del conteggio.
Geocronologia planetaria tramite isotopi radioattivi
Tutte le meteoriti sono frammenti di asteroidi a parte qualche sporadico caso di meteorite proveniente da pianeti. Una delle ragioni per cui possiamo fare questa affermazione è che quasi tutte le meteoriti hanno un’età di cristallizzazione, ossia in cui i minerali che la compongono si sono formati, compresa tra 4,56 e 4,57 miliardi di anni fa ossia, appunto, il tempo di formazione degli asteroidi. Datare una roccia in maniera assoluta, uno degli obiettivi fondamentali per la geocronologia planetaria, non è però un’impresa banale.
Sulla Terra abbiamo uno strumento che ci consente di datare le rocce con grande precisione e questo strumento può essere esteso anche ai campioni riportati dalle missioni sample-return come, appunto, le missioni Apollo. Tutti abbiamo sentito parlare almeno una volta delle datazioni al carbonio, ampiamente utilizzate in ambito archeologico, e la datazione radiometrica, in generale, è il miglior modo di stimare l’età di una roccia.
In natura esistono alcuni elementi, i cosiddetti isotopi radioattivi, che più o meno lentamente decadono in altri elementi. Gli atomi hanno nuclei formati da protoni e neutroni attorno ai quali orbita un numero di elettroni pari al numero di protoni. Gli isotopi sono atomi di uno stesso elemento che hanno però diverso numero di neutroni: per esempio l’3He o l’4He sono sempre atomi di elio, con due protoni e due elettroni, ma il primo possiede 3 neutroni, il secondo ne possiede 4. I protoni, avendo tutti carica positiva, tendono a respingersi a vicenda e, se non c’è il numero giusto di neutroni, l’atomo è instabile e tende a trasformarsi in un altro elemento emettendo particelle ed energia nel cosiddetto processo di decadimento radioattivo. Gli isotopi radioattivi sono quindi quelli instabili che, nel tempo, tendono a decadere spontaneamente.
In qualsiasi materiale che contenga isotopi radioattivi, possiamo conoscere il tempo che in media gli isotopi instabili impiegano a decadere. Il rapporto tra i cosiddetti isotopi padri e i loro figli varia nel tempo secondo leggi ben stabilite. Idealmente, se abbiamo la possibilità di conoscere il rapporto tra isotopi padri e di figli alla formazione di una roccia, misurandone la quantità attuale possiamo determinare quanto tempo è passato dalla formazione, ossia possiamo datare quella roccia.
La datazione piombo-piombo
Per esempio i due isotopi dell’uranio 235U e 238U decadono rispettivamente nei due isotopi del piombo 207Pb e 206Pb. Il decadimento dei due isotopi avviene su due tempi scala diversi e sono quindi due orologi differenti che però hanno iniziato a ticchettare nello stesso momento, ossia devono restituire la stessa età. Il rapporto tra 235U e 238U è considerato una costante sia per le meteoriti che per le rocce terrestri (per ogni atomo di 238U ce ne sono 137,88 di 235U).
Il 204Pb è invece un isotopo stabile per il piombo, che quindi non dovrebbe variare fin dalla sua formazione. In genere quello che si fa è quindi misurare il rapporto 207Pb/204Pb e quello 206Pb/204Pb. Se conosciamo questi rapporti per due valori di tempo differente, su un grafico si dispongono su una retta, la cosiddetta isocrona. Siccome i due isotopi dell’uranio decadono con due velocità differenti, la retta è più inclinata più è passato tempo dalla formazione del minerale, e studiandone l’inclinazione possiamo quindi datare tale formazione.
Questa è la cosiddetta datazione piombo-piombo, una delle più utilizzate in ambito meteoritico per via dei lunghi tempi scala con cui l’uranio decade e viene generalmente applicata a minerali come lo zirconio che non contengono affatto piombo al tempo della formazione (per cui uno dei due punti della retta è 0). Ci sono in ogni caso molti tipi di datazione differente che, pur partendo dalle stesse leggi del decadimento, possono essere applicate a casi differenti secondo le necessità sperimentali e gli obiettivi che permettono di perseguire (per esempio, l’età di formazione non è l’unica interessante, ci sono anche le età di impatto, o di permanenza nell’ambiente spaziale o in quello terrestre).
Fonti: T. Burbine Asteroids, Planetary Geoscience
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